漫话造山作用与造山带2Word格式文档下载.docx
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岩浆弧靠近洋壳的一侧为弧前盆地，另一侧为弧后盆地。
全球的两类（安第斯型、西太平洋型）汇聚型板块边缘的弧前地区基本一致，主要区别在于弧后地区。
安第斯型为挤压型构造环境，弧后地区为稳定的克拉通地区；
而西太平洋型则为伸展型构造环境，弧后地区为边缘海或者陆缘裂陷盆地。
1、俯冲控制型造山带的类型及其特征按照应变特征，将俯冲控制型造山带分为以下几类：
⑴、张性岩浆弧造山带较为典型的俯冲控制型造山带，是西太平洋的马里亚纳岛弧系和卡拉布里亚岛弧系。
这些造山带最引人注目的特征是地形极低。
例如，大约有15个小岛
大体上呈南北方向沿马里亚纳洋中脊成线状排列，但是其中只有1个小岛露出海面。
另外，该类造山带的弧前岩石类型，分布在从蛇绿岩化超镁铁质岩到玻古安山岩的范围内，反映了一类在汇聚环境中形成的张性构造现象。
A.M.C.森格
认为，马里亚纳弧前发生的地质作用是各种规模海山的俯冲作用，而不是增生作用。
还有，该类造山带的火山产物主要是玄武岩和玄武质安山岩。
⑵、中性岩浆弧造山带其上层板块既无明显的缩短也无明显的拉张的岩浆弧，称为中性岩浆弧。
其典型例子是苏门答腊和阿留申岛弧系。
中性岩浆弧造山带最重要的特征是，其横剖面方向上缺失相当规模的拉张或挤压变形。
在有的地方，如苏门答腊，虽然有一些重要的盆地，但是它并不与俯冲作用或拉张作用有关的，而是与沿弧发生的横推断层作用有关。
中性岩浆弧造山带的岩石成分中，最常见的是安山岩和玄武质安山岩。
中性岩浆弧造山带的另一个特征是，大型俯冲－增生的杂岩体和平行弧的转换断层的存在。
⑶、压性岩浆弧造山带
压性岩浆弧是俯冲控制型（Subduction-Controler）造山运动最为壮观的产物。
最典型的压性岩浆弧造山带，是美洲的安第斯山脉。
从地形上讲，安第斯山脉是由许多狭窄的雁列式山系组成，其形成年代都很年青，在许多地方它们掩盖了下部的复杂构造，并且整个安第斯俯冲带普遍具有平缓的特征。
压性岩浆弧造山带最为显著的特征是，巨大的地壳缩短作用。
这一作用可以发生在距离相关海沟1000多公里的地区。
它既可以在与倾角正常的“和达一毕里乌夫带”相连的区段后发育广泛的褶皱－逆冲断层带和深的后退弧式磨拉石盆地，也可以在与倾角平缓的“和达一毕里乌夫带”相连的区段后发育巨大的腹地基底形变区。
另外，绝大多数压性岩浆弧造山带的作用持续时间较短。
还有一点，就是压性岩浆弧不仅要产生大型的花岗闪长/花岗岩基岩带，而且还会产生玄武岩/安山岩/流纹岩等火山岩类（以安山岩为主）。
同时，还有大型的压性变质核心杂岩（与碰撞环境下形成的变质核心杂岩没有多大差异）。
最后一点，就是压性岩浆弧的主要地质作用是增积作用而不是侵蚀作用。
2、俯冲控制型造山带的成因关于各种俯冲控制型造山带的成因问题，所查得的资料表明，目前主要存在两个学派。
其中，以Coney（1970，1972，1973）、Wilson和Bruke（1972）为一派。
他们认为，是上驮板块相对于海沟线的运动决定了岩浆弧的性质。
若上驮板块朝海沟方向推进，则形成压性弧；
若上驮板块退离海沟，则形成张性弧；
若上驮板块相对于海沟既不推进又不退离，则形成中性弧。
以Molnar和Atwater（1978）为首的另一派认为，正是海沟线本身相对于一个惰性的或缓慢移动的软流圈参照系所做的运动，才决定了岩浆弧的性质。
若海沟线向大洋一侧退离，则弧为张性；
若海沟线向大陆一侧推进，则弧为压性；
若海沟线静止不动，则弧为中性。
Dewey（1980）将上述两种模式结合起来，认为，弧的构造性质的差异实质上是由两类板块的矢量运动（相对于一个惰性的或缓慢移动的软流圈参照系）所决定的，即由下冲板块垂直下沉作用引起的板块下弯处（或海沟线）的后滚运动和上驮板块的运动所决定的。
Dewey（1980）以Molnar和Atwater（1978）的模式为基础，将大洋岩石圈的年龄与后滚作用联系起来，古老岩石圈（＞50Ma）的地幔部分厚而冷，产生负向浮力；
而年青岩石圈的地幔部分薄而热，则产生正向浮力。
㈢、增生型造山带的基本特征
1、概述增生型造山带是20世纪90年代新识别出来的一种造山带类型。
这类造山带在中国有广泛的分布。
增生型造山带尚有许多有待解决的基本问题。
中国的增生型造山带分布广泛、规模巨大，是研究和解决这些问题的最佳地区。
在俯冲型造山带分类中，增生型造山带作为一种新的类型被划分出来。
增生型造山带在中国和中亚地区广泛分布，例如，哈萨克斯坦－阿尔泰造山带、天山－兴安造山带、昆仑－阿尼玛卿造山带和闽赣湘造山带。
增生型造山带的主要增生过程和增生物质，是由于海沟后退，消减作用刮下来的大洋壳上部物质，由构造堆积形成的增生楔不断扩大所造成的。
增生楔的主要构成物质是海沟沉积的复理石和大洋壳表部的沉积物，大洋壳和地幔的镁铁和超镁铁岩石是通过适宜的滑脱断层从消减带较深处折返到增生楔中的。
2、基本特征
增生型造山带的基本特征是：
⑴、具有很宽的增生楔，在增生楔中的复理石基质向着海沟后退方向时代逐渐变新；
⑵、在增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的；
⑶、在增生型造山带中，有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代也向着海沟后退方向变新；
⑷、在增生地体内含有海山、大洋岛和大洋台地的构造碎块，使增生型造山带复杂化；
⑸、在增生型造山带中，具有多条韧性剪切带，可能是蛇绿岩构造就位的滑脱带；
⑹、增生型造山带含有大型－超大型铜、金和多金属矿床。
㈣、仰冲控制型造山带及其特征仰冲作用是指部分大洋岩石圈盖到大陆岩层或大陆边缘沉积层之上，一般发生在大陆边缘。
一般认为，仰冲作用总是伴随着大陆（或弧－陆）碰撞。
在地质记录中有广泛的蛇绿岩逆冲带。
较典型的例子是新喀里多尼亚蛇绿岩的仰冲带。
另一方面，在俯冲的基底中，几乎所有的岩石露头都有高温－低压变质作用特征岩石——蓝片岩存在。
㈤、碰撞控制型造山带
1、碰撞控制型造山带类型
碰撞控制型造山带是研究内容最多的一类造山带。
它大致分为：
⑴、大陆上驮型碰撞造山带（COB型）；
⑵、碰撞控制型造山带；
⑶、非大陆上驮型碰撞造山带（NCOB型）；
⑷、俯冲控制的非大陆上驮型对称碰撞造山带；
等。
其中，每种类型都有各自的亚类。
2、碰撞控制型造山带主要特征由于碰撞控制型造山带分类较多、较细，因而难以一一列举其特征。
在这里，仅介绍两个大类，即大陆上驮型碰撞造山带（COB型）和非大陆上驮型碰撞造山带（NCOB型）的主要特征以及它们的差异。
大陆上驮型碰撞造山带（COB型或喜马拉雅型）的特征是：
在上地壳层次上，明显缺乏一个大陆块（大陆或发育良好的岛弧）逆掩到另一大陆块上的作用（如喜马拉雅地区）。
非大陆上驮型碰撞造山带（NCOB型或阿尔卑斯型）的特征是：
一个大陆明显地叠覆到另一个大陆之上（如阿尔卑斯地区）。
这两类造山带的差异见表1
表1COB型和NCOB型造山带的差异
COB型
NCOB型
1、最高处外来体属于上驮大陆，为大陆性
质
最高处外来体属于蛇绿岩或增生杂岩体
2、属于早先俯冲－增生杂岩体的蛇绿岩混
杂岩没有发育～极少发育
属于早先俯冲－增生杂岩体的蛇绿岩混杂岩
大量发育～中等发育
3、一般没有碰撞前仰冲的巨大蛇绿岩推覆
体
一般有碰撞前仰冲的巨大蛇绿岩推覆体
4、一般没有发育良好的岩浆弧
一般有发育良好的岩浆弧
5、高度变质的“核心”通常包括以前的大陆裙/陆隆和大洋沉积及其基底
高度变质的“核心”通常包括以前的大陆架/台地基底及其剪切成为滑脱岩席的沉积物
6、存在后碰撞期岩浆作用，但较稀少
存在大量的后碰撞期岩浆作用
7、同期大洋沉积物一般限于一个气候带
同期大洋沉积物一般分布于一个以上的气候带
8、一般与小型大洋（＜1000公里）的关闭有联系
一般与大型大洋（＞1000公里）的关闭有联系
表注：
据A.M.C.森格，有修改
七、李继亮等的碰撞造山带的分类及其特征近年来，碰撞造山带研究取得了很大进展，为碰撞造山带分类奠定了基础。
1992年，Sengor提出了一个三分法的分类。
但是，这个分类不能涵盖所有的碰撞造山带。
同时，其内部还有重叠。
李继亮等主要依据参与碰撞的构造单元，即板块、微板块、前缘弧、残留弧和增生弧，提出了一个新的分类，即将碰撞造山带分为陆－陆、陆－前缘弧、陆－残留弧、陆－增生弧、弧－弧、陆－弧－陆6种类型。
从世界各地的碰撞造山带看，陆－陆碰撞型是很少的。
也就是说，威尔逊旋回不论在现代还是在古代地质历史上都是罕有发生的，而大多数碰撞造山带都是非威尔逊旋回型的。
㈠、引言
19世纪晚期，Suses（1875）就已经认识到造山带分类的重要性，并把造山带分为环太平洋型和特提斯型。
环太平洋型也就是弧型造山带。
后来，人们又进一步把它分为西太平洋岛弧型和东太平洋山弧型。
特提斯型即为以阿尔卑斯和喜马拉雅为代表的碰撞型造山带。
Suses没有对其作进一步的分类。
地槽学说认为，造山带是地槽回返褶皱的产物。
由于在岛弧和山弧内找不到地槽必须具有的巨厚沉积地层，因此它们不属于地槽学说所定义的造山带。
至于大陆内的造山带，Stille（1924）提出了一个分类，即分为日尔曼型和阿尔卑斯型（图1，略）。
从现在的观点看，日尔曼型不属于造山带的范畴，因此这个分类也就失去了应用的价值。
Deway对碰撞造山带研究做出了重要贡献，但是没有对碰撞造山带分类作出系统分析。
然而，Deway的学生Sengor（1992）认识到，碰撞造山带有不同类型，把碰撞造山带分为3种类型，即阿尔卑斯型、喜马拉雅型和阿尔泰型。
阿尔卑斯型以具有仰冲到混杂带和前陆褶皱冲断带之上的刚性基底推覆体为特点；
喜马拉雅型以很宽的蛇绿杂岩带把两个相互碰撞的板块远远隔开为特点；
阿尔泰型以增生弧与俯冲板块碰撞为特点。
无论是在自然科学还是在社会科学研究中，分类都是十分重要的研究内容。
“科学”一词在字面上就包含着“分类地学问”。
科学的分类必须符合下面两个原则：
第一个原则是包容性原则，即所有的研究对象都必须包括在分类中，不能有一个对象放不到任一类中去；
第二个原则是不可重叠性原则，即在上面所假设的造山带分类中，不能有任何一个造山带，既可以分类为甲，同时又可以分类为乙。
Sengor（1992）的碰撞造山带分类不完全符合这两个原则。
首先，包容性不够。
世界上许多碰撞造山带无法归入这一分类方案中。
例如，著名的阿帕拉契亚造山带，其南部由俯冲的北美板块前陆（谷陵带）、西蓝岭杂岩带、东蓝岭－内麓弧、帝王山混杂带、恰洛特弧、海岸平原混杂带和仰冲的非洲板块组成。
该造山带经历了3次碰撞作用，无论是整体上还是分解开来，都无法归入Sengor的分类方案中。
中国古元古代五台造山带、古生代闽赣湘造山带和滇西保山－澜沧－哀牢山造山带，都属于陆－弧－陆碰撞造山带。
它们在Sengor的
分类方案中业找不到位置。
就第二个分类原则而言，Sengor划分的喜马拉雅型和阿尔泰型是重叠的。
在该文作者认识了天山的增生弧（李继亮，1992）和华
南的增生弧（李继亮等，1993）之后，对喜马拉雅造山带的研究也证实，雅鲁藏布蛇绿岩以南的“特提斯复理石”（Gansser，1966）并不是印度板块被动边缘的大陆坡沉积，而是混杂带与增生弧的联合体，是冈底斯前缘弧向南增生的增生弧（郝杰等，1995）。
这一研究成果表明，喜马拉雅型和阿尔泰型碰撞造山带分类是重叠的。
上述情况表明，碰撞造山带的分类目前依然是一个尚未解决的问题，需要进一步改进和完善。
㈡、非威尔逊旋回造山作用
在造山带分类上，“威尔逊旋回”在很大程度上制约了我们的分类思想。
这个问题应首先予以澄清。
“威尔逊旋回”主体讲述的是大洋开合的历史，即：
大陆张裂的初期，形成大陆裂谷；
然后逐渐发展成为红海型的初生洋盆和大西洋型的年轻大洋；
最后发展成为太平洋型的成熟大洋。
太平洋型的成熟大洋通过向活动大陆边缘之下的消减作用而逐渐萎缩，当大洋最后消亡的时候，原来位于大洋两岸的大陆相互碰撞形成碰撞造山带。
最初，人们普遍接受了“威尔逊旋回”是碰撞造山作用必然经历的过程的认识，并将许多造山带，如阿尔卑斯、阿帕拉契亚和喜马拉雅，都划归为“大陆张裂→大洋形成→大洋俯冲、消减→大陆碰撞”的经典实例。
然而，那时也有人提出例外的情况。
例如，中国台湾地质学家毕庆昌指出，台湾海岸山脉是欧亚大陆与吕宋岛弧碰撞的产物，而不是大陆开合的结果（Biq，1973）。
后来，随着碰撞造山带研究的逐渐深化，越来越多的事实证明，作为陆－陆碰撞经典造山
带的阿尔卑斯造山带并不是欧洲与非洲两个大陆碰撞的产物（Hsu，1995）。
中国许多造山带的研究也表明，它们是在多岛海古地理环境中逐渐碰撞拼合而形成的，而不是陆－陆碰撞的结果（李继亮，1988；
Sunetai.，1990）。
这些研究表明，没有经历“威尔逊旋回”碰撞造山带的数目远远超过“威尔逊旋回”导致的造山带。
这些不受“威尔逊旋回”制约的造山带，可以称为“非威尔逊旋回造山带”。
这类造山带的研究已成为趋势。
在第30届国际地质大会上已成为一个专题的主题，受到广泛的重视。
㈢、碰撞造山带的碰撞单元
自19世纪中叶以来，造山带研究进入了内部构造研究阶段。
然而，不可讳言，至今对许多造山带的内部构造的认识仍然是模糊不清的。
因此，运用造山带内部构造特征进行分类，如Sengor（1992），还缺乏必要的资料基础。
所
以，目前要做出比较完善的碰撞造山带分类，必须依赖于参与碰撞的单元。
参与碰撞的单元，是具有大陆壳或过渡型地壳的地质体，如大陆板块、微板块或为大陆以及各种弧（前缘弧、残留弧、增生弧及大洋岛弧）。
对大陆板块、前缘弧和残留弧，已有许多文献阐述过了，不需要做特别的解释。
这里，对微板块、增生弧和大洋岛弧作一说明。
1、微板块一些具有大陆壳基底的小型陆块（片），其规模比起大陆板块来显然要小得多，因此称其为微板块或微大陆。
这些微板块可能长期漂泊在洋盆中。
例如，羌塘－保山微板块，它们在原特提斯和古特提斯洋中，早古生代时期靠近扬子板块，而晚古生代时期则靠近冈瓦纳大陆。
还有一些微板块，刚刚从别的大陆裂离出来不久，就又碰撞到另一个大陆上。
例如，帕米尔造山带中的一些微板块（Searle，1990）。
有的微板块具有显生宙各个时期的沉积盖层，而有的微板块的沉积盖层则被剥蚀殆尽或者沉积甚少。
但是，在碰撞造山带中的微板块上不应该有岩浆弧成因的火山岩和深成岩。
若有的话，则应称为弧，而不应再叫做微板块。
2、增生弧增生弧并不是新发现的一种岩浆弧，而是过去没有把它作为单独的类型给予独立的名称。
Parada（1990）在讨论南美洲安第斯的深成作用时，就描述出从早古生代持续增生到新生代的岩浆弧（图3，略）。
1990年，该文笔者等在天山冰大坂之南的后峡剖面观察到巨大的花岗岩基中，有许多来自蛇绿杂岩带的顶垂体。
顶垂体的岩类有：
变质橄榄岩、方辉橄榄岩、辉石岩等超镁铁岩；
有辉长岩、辉绿岩、玄武岩等铁镁质岩；
有硅质岩、复理石砂岩和板岩等。
这说明，花岗岩是侵入到蛇绿混杂岩之中的。
在穿过天山干沟剖面的库米什地区，也可以观察到同样的现象，其顶垂体更为巨大。
其中，有一个长达7千米、宽5千米，由复杂的蛇绿混杂带组成，包括作为基质的变复理石砂岩、板岩和作为混杂块体的超镁铁岩、镁铁质岩和硅质岩；
还有一条宽约400米的韧性剪切带，其中包含经历了角闪岩相变质的镁铁岩和复理石杂砂岩。
我们把这种岩浆弧与混杂带的共性体称为增生弧大地构造相（李继亮，1992a；
1992b）。
Sengor（1992）把具有这种现象的造山带称为阿尔泰造山带。
后来，我们在华南（李继亮等，1993）和藏南（郝杰等，1995）等地，都见到了同类现象。
由此看来，增生弧是一种常见的地质现象，在碰撞造山带中可以作为参与碰撞的单元出现。
3、大洋岛弧
大洋岛弧也是碰撞造山带中比较常见的大地构造单元。
在现代大洋环境中，有很多大洋岛弧的实例。
例如，大西洋和太平洋之间的巴拿马岛弧和南极附近的三明治岛弧。
在碰撞造山带中，也有若干实例。
例如，与澳大利亚碰撞的斐济岛弧和与台湾碰撞的吕宋岛弧。
这些大洋岛弧在岩石组成和构造特征上与一般前缘弧没有太大的不同。
只是完全没有或者几乎没有独立结晶基底。
因此，我们在造山带分类中把它们与前缘弧等同看待。
但是，需要特别指出的是，在前寒武纪早期，大洋岛弧具有极为重要的地质疑义。
大洋岛弧之间的消减作用形成了早期的大洋岛弧型的过度地壳，大洋岛弧与大洋岛弧的碰撞形成了早期的大陆壳（Li，1992）。
㈣、碰撞造山带分类方案
该文笔者以参与碰撞造山作用的单元的类型作为分类依据，提出了碰撞造山带分类方案（表1）。
这个分类方案符合包容性原则。
因为，所有可能参与碰撞造山作用的单元都已包括进来。
同时，它也没有重叠。
因为，参与碰撞造山作用的单元之间的区别是明确的。
从而，避免了造山带既可归属于甲类、又可归属于乙类的缺陷。
表1碰撞造山带分类方案
造山带类型
亚类
实例
陆－陆碰撞型
泛非造山带
陆－前缘弧碰撞型
弧前碰撞
台湾海岸山脉造山带
弧后碰撞
哀牢山造山带
陆－残留弧碰撞型
阿尔卑斯造山带
陆－增生弧碰撞型
祁连－阿尼玛卿造山带
喜马拉雅造山带
弧－弧碰撞型
西准噶尔造山带
陆－弧－陆碰撞型
闽赣湘造山带
五台山造山带
1、陆－陆碰撞型造山带
参与碰撞的单元可以是两个大陆板块，或者是大陆板块与微板块或两个微板块（图4，略）。
这类碰撞造山带得到的确证很少。
过去所说的典型陆－陆碰撞型造山带，如阿尔卑斯和喜马拉雅，现在都认为是陆－弧碰撞的产物（Hsu，1995；
郝杰，1995）。
只有非洲的一些泛非造山带，现在仍然被认为是陆－陆碰撞型造山带，如横穿撒哈拉造山带（Boulier，1991）、达荷迈伊德造山带（Affatonetal.，1991）、洛克莱德造山带（Culveretal.，1991）和毛里塔尼亚造山带（Lecorcheetal.，1991）等。
2、陆－前缘弧碰撞造山带
可以举出的典型实例有：
台湾海岸山脉造山带和澳大利亚与斐济岛弧碰撞型成的造山带（图4b，略）。
这两个碰撞型造山带的碰撞造山作用都发生在弧前位置。
弧后位置也可以生成这类碰撞型造山带。
例如，阿巴拉契亚的塔康时期的碰撞造山作用就发生在弧前位置（HatcherandOdon，1980）。
3、陆－残留弧碰撞造山带
根据Hsu（1995），非洲大陆板块并没有在第三纪时期与欧洲板块向碰撞，欧洲活动边缘的岛弧现在还位于地中海海岭的位置上，尚不曾与非洲板块碰撞。
在始新世，与欧洲板块相碰撞的奥地利阿尔卑斯和南阿尔卑斯，乃是前缘弧后面的一个缺少弧岩浆活动的、具有结晶基底的残留弧。
它在弧后位置上与欧洲大陆碰撞。
因此，著名的阿尔卑斯造山带成为了陆－残留弧碰撞型造山带的典型实例（图4c，略）。
4、陆－增生弧碰撞造山带
这种类型的实例非常之多，如前文所述的喜马拉雅（图4d，略）、天山和
昆仑造山带。
增生弧大多是由前缘弧向大洋方向增生的。
如果把造山作用的变形复原，那么增生弧的火山岩和花岗岩都有向大洋变年轻的趋势。
增生弧的一个尚未解决的问题是其岩浆来源的问题。
Nicholls等（1977）提出，弧拉斑玄武岩岩浆和钙碱系列岩浆生成于消减带上的地幔楔中。
但是，混杂带增生楔的长程增生，这种大陆地幔楔不可能紧跟在消减带之上。
所以，增生弧的岩浆来源显然不能用Nicholls等（1977）的模式来解释。
该文笔者在赣南和昆仑山的研究显示，增生弧岩浆可能来自混杂带的复理石基质和／或铁镁质火成岩的部分熔融作用，而韧性剪切带的剪切热则可能是引起部分熔融的机制。
5、弧－弧碰撞造山带
在太古代这类实例很多，如加拿大的许多实例（Hoffman，1988）和中国
冀东太平寨弧与三屯营弧的碰撞（图4e，略）（李继亮，1990）。
显生宙的实例是新疆北部西准噶尔增生弧鹏转造山带。
根据已有的实例和可能参与碰撞的单元，这种类型可以进一步划分为前缘弧－前缘弧碰撞、前缘弧－残留弧碰撞、前缘弧－增生弧碰撞、残留弧－增生弧碰撞4个亚类。
6、陆－弧－陆碰撞造山带
这种类型是指3个参与碰撞的单元在同一地质时期发生碰撞而形成的造山带。
阿巴拉契亚造山带由两陆、两弧碰撞而成，但是碰撞发生在塔康、阿卡德和阿尔根尼3个地质时期，因此不属于这种类型。
中国这类造山带实例很多，如古元古代的五台造山带（图4f，略）（李继亮等，1990）、早古生代的闽赣湘造山带（李继亮等，1993）和三叠纪的保山
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