青藏高原构造

第一种为印象派观点，即传统的用某种背景中主要构造的发展顺序来预测其它地区构造发展顺序的观点，具有主观性。本调了喜马拉雅-造山体系过去50Ma来的演化历史，试图反映20世纪末喜马拉雅-造山体系的研究程度。

第二种为新印象派观点，即识别出在造山带演化过程中导致发生造山作用的那些过程，并探讨在定义造山带行为时这些作用过程是怎样在一起进行活动的。其本质是要了解整体，必须先了解它的每一个组成部分。本文对喜马拉雅-造山体系而言，试图回答这些问题：今天定义这个特殊体系的行为时必不可少的作用过程是什么？它们在时间上能够向后回溯多远？它们能够告诉我们关于造山作用更多的什么样的信息？

目 录

0 引言 ........................................................... 1 1 地形特征 ....................................................... 2 2 区域地质 ....................................................... 2 2.1 北喜马拉雅带 ........................................................ 2 2.2 印度河-雅鲁藏布江缝合带 ............................................ 4 2.2.1 北喜马拉雅组成 .................................................. 4 2.2.2 新特提斯洋底组成 ............................................... 5 2.2.3 印度板块组成 ................................................... 5 2.2.4 印度河-雅鲁藏布江缝合带外来岩块 ................................ 5 2.3 碰撞后的磨拉石盆地 .................................................. 6 2.4 带 ............................................................. 6 2.5 北喜马拉雅片麻岩穹 ................................................. 7 2.6 高喜马拉雅带 ....................................................... 8 2.7 高喜马拉雅淡色花岗岩 .............................................. 10 2.8 低喜马拉雅带 ...................................................... 11 2.9 低喜马拉雅结晶异地岩体 ............................................ 12 2.10 亚喜马拉雅带 ..................................................... 13 2.11 山间盆地 ......................................................... 13 3 喜马拉雅和藏南的构造历史 ........................................ 13 3.1原喜马拉雅阶段（白垩纪～早始新世） ................................. 14 3.2始新喜马拉雅阶段（中始新世-晚渐新世） .............................. 14 3.3新喜马拉雅阶段（中新世早期-现在） .................................. 16 4 喜马拉雅碰撞后缩短量的估计 ...................................... 23 5 中生代-第三纪的变质历史 ......................................... 24 6 一种新印象派观点 ............................................... 28

从两种不同观点来看喜马拉雅和藏南的大地构造

Hodges K.V.

Department of Earth, Atmospheric, and Planetary Sciences, Massachusetts Institute of Technology,

Cambridge, Massachusetts 02139

Geological Society of America Bulletin, 2000,Vol.112,No.3, pp:324-350

【摘 要】：喜马拉雅和藏南为研究碰撞造山作用复杂的响应提供了一种空前机会。本文对50Ma作用印度板块-欧亚碰撞以来的藏南和喜马拉雅的构造演化给予了特别的重视，并试图综合该造山体系已知的地质学特征，提出了两种观点。第一种主要是历史观，包括对喜马拉雅地区的（当然具有主观色彩）构造地层学、构造地质学和变质地质学的简要评论。第二种观点主要集中于指示今天造山体系行为的一些作用过程。认为这些作用过程在中新世-全新世间隔期间并没有发生实质上的改变，表明造山作用已经达到了一种准稳定状态。这种条件意味着在造山作用过程中，导致能量积累的板块-构造运动与其它导致能量扩散的作用过程（如喜马拉雅前沿的侵蚀作用和中下地壳的侧向流动）之间存在一种大致的平衡关系。因此，喜马拉雅和的大地构造密切相关，喜马拉雅可能经历了一种不同寻常的演化，而青藏高原并没有。

【关键词】：喜马拉雅 大地构造 印度 亚洲 造山作用 造山带

0 引言

地球科学中，喜马拉雅-造山体系已成为一种分类代表，由此提出的演化模型强烈地影响着我们对更老造山带大地构造的解释。因此，为了使后代更好地了解碰撞造山作用方面的模型，在不同时间评论我们对喜马拉雅-造山带的了解程度，并问一问在这里我们能够再做些什么，就显得相当重要了。

带着这种综合性目的，可以采用两种相当不同的观点来探讨这个问题：一是印象派观点。如果印象派艺术家是一个历史记录的外形，那么我们可以把构造研究的伟大传统之一——造山作用的描述是变形幕的一种暂时性进展——看作是印象派艺术家的杰作。我们用某种背景中主要构造的发展顺序来预测其它地区构造发展顺序的能力正是印象派艺术家观点价值的体现，如世界范围内的前陆褶皱-逆冲带就是这样一种例子（Dahlstrom，1970）。

在概念上，造山作用的第二种研究方法与新印象派相似：要了解整体，必须先了解它的每一个组成部分。在大地构造领域，一种新印象派艺术家观点是通过强调造山作用过程中的热作用、变形作用、侵蚀作用之间的共同作用，从而为山脉行为提供独特洞察力来实现的。

-1-

本文第一部分强调了喜马拉雅-造山体系过去50Ma来的演化历史，是一种传统的、印象派的观点。这部分虽然带有主观性，但仍然试图反映了20世纪末我们对喜马拉雅-造山体系的了解状况。本文第二部分属于新印象派观点，试图回答这些问题：今天定义这个特殊体系的行为时必不可少的作用过程是什么？它们在时间上能够向后回溯多远？它们能够告诉我们关于造山作用更多的什么样的信息？

1 地形特征

喜马拉雅-造山系是我们地球上最独特的地貌景观。本文讨论的重点主要集中于高原南部地形的前缘和喜马拉雅地区。

我们对造山作用的理解程度进一步受到政治因素的阻挠，并且在喜马拉雅和地区，工作条件极为恶劣，地质工作者经常工作在人迹罕至的高海拔偏远地区。

2 区域地质

图3代表了最近我对喜马拉雅及邻区（东经73°～°）区域地质的一些看法，目前这些地区的填图情况似乎证明这种看法是正确的。图3描绘了一系列由主要的断层系统界定的经向构造地层域划分的区域地质状况。然而，将这些构造地层区划应用于喜马拉雅其它地区时，还是有争论的。

2.1 北喜马拉雅带

与印度板块碰撞之前，欧亚板块南缘以新特提斯洋洋壳向北俯冲形成的岛弧为标志（Dewey and Bird，1970；Tapponnier等，1981）。北喜马拉雅带由该陆缘弧的火山岩和深成岩、一些前寒武纪-中生代变质围岩及少量白垩纪-三叠纪弧前盆地序列组成（Burg等，1983；Searle，1991）。前喜马拉雅期地质问题的研究主要集中于北喜马拉雅带中两个相对易于到达的地区：拉萨周围地区（Burg等，1983）和巴基斯坦、印度的Kohistan-Ladakh地区（Searle，1991；Honegger等，1982），这导致对北喜马拉雅带碰撞之前的前构造重建存在许多不确定因素。

由中国（Chang等，1982）、美国（Bally等，1980）、法国（Allegre等，1984）和英国（Shackelton，1981；Dewey等，1988）地质学家对进行联合地质勘探工作后认为，是一系列外来地体在中生代时增生到欧亚形成的集合体。前喜马拉雅期最后一次增生事件是岛-弧杂岩的碰撞，现在以沿着晚白垩纪Shyok缝合带分布的Kohistan-Ladakh地体为代表（Treloar等，19b；Rolfo等，1997）。Nanga Parbat西部的Kohistan地区（图2）提供了一个特别好的穿过岛弧杂岩的剖面（Coward等，1982）。在构造上最高的岩石，暴露在该地体北缘，包括早白垩纪岛弧火山岩和被Kohistan岩基的辉长质到花岗质侵入体侵入的沉积单元（Searle，1991）。南部更远的地区，Kohistan岛弧的深部成分逐渐增多，包括壮观的早白垩纪辉长质和超镁铁质层状侵入体（Khan等，19；Mikoshiba等，1999）及Kamila 角闪岩（可能包括新特提斯大洋岛弧基底的

-2-

残余物）高度变形的镁铁质变火山岩和变质深成岩（Treloar等，1996）。Nanga Parbat东部，Kohistan-Ladakh地体的Ladakh地区（图2，3），保存有以Ladakh岩基形式出现的岛弧深成成分（Honegger等，1982），以及火山岩和沉积岛弧熔岩壳的代表（Dietrich等，1983）。

地质年代学资料表明，Kohistan和Ladakh地区的钙碱性岩浆作用开始之前，在晚白垩纪时Kohistan-Ladakh地体与欧亚的拼合，但值得注意的是岩浆作用的持续时间更长。可靠的最老的Kohistan和Ladakh岩基的定年数据大约是100Ma，最年轻的定年数据是上古新世（Honegger等，1982；Scharer等，1984；Petterson和Windley，1985）。这种年龄范围表明，随后的碰撞以及重新增生了的Kohistan-Ladakh岛弧杂岩演化进入了一个岛弧阶段，这标志了欧亚的南界。晚白垩纪时，大多数Kohistan和Ladakh岩基形成于该岛弧背景。

东经80°以东，岛弧主要以藏南岗底斯岩基为代表。Heim和Gansser（1939）简要描述了该岩基西缘（Kailas地区，图2）的基础地质。然而，多数研究都集中在碰撞后的地质问题，有关Kailas地区前喜马拉雅期地质问题仍然知道得相对较少。

藏南（大约在东经84°～93°之间）是岗底斯岩基及其围岩的最好研究区。该区的岛弧形成于与欧亚加积（晚侏罗纪）在一起的已经稳定的拉萨地体地壳基础之上（Dewey等，1988）。拉萨地块北部包括少量的前寒武纪-寒武纪变质岩，它们不整合地覆盖于夹有一些石炭纪、三叠纪、侏罗纪火山岩的泥盆纪-晚白垩纪浅水陆相和海相地层之上（Burg等，1983；Pearce和Mei，1988；Yin等，1988）。南部更远的地区，没有暴露古生代-中生代地层层序的基岩，但是Burg等（1983）指出其中一些可能沉积在洋壳之上。沿岗底斯南缘分布的火成岩包括钙碱性的林子宗火山岩及其深成基底（岗底斯岩基）（Harris等，1988；Pearce和Mei，1988）。这些地区的地质年代学数据表明岩浆活动至少发生在94Ma-42Ma，多数地区集中在古新世或始新世（Scharer和Allegre，1984；Xu等，1985；Coulon等，1986；Copeland等，1995）。这些发现表明，与更远的西部地区的年代学数据相比，北喜马拉雅岛弧最强烈的岩浆活动是西部（最近的是白垩纪）早于东部（第三纪早期），岛弧岩浆活动的停止也是西部（晚古新世）早于东部（中始新世）。这种观测结果与北喜马拉雅岛弧岩浆作用的结束在时间上与印度板块碰撞一致的主张相符，都是西部早于东部（Rowley，1996）。

印度板块-欧亚碰撞之前，拉萨地体和Kohistan-Ladakh地体之间具有什么样的相互关系，是喜马拉雅-构造研究中没有回答的重大问题之一。目前，这两个地体由横向的Karakoram断层系并列而成，是喜马拉雅造山带最壮观的构造之一（图2，3），如何解释它们之间的关系，很大程度上依赖于晚白垩纪以来Karakoram断层系平移量的多少。Karakoram断层系西部和Shyok缝合带北部的Karakoram地体（图3），包括石炭纪-晚白垩纪的海相-陆相地层，但以侏罗纪-白垩纪钙碱性的Karakoram岩基为主（Searle，1991）。一些研究者认为Karakoram岩基是岗底斯岩基的西向延伸，只是由于Karakoram断层系使其偏移了数百公里（Peltzer和Tapponnier，1988）。在这种模式中，拉萨地体和Kohistan-Ladakh地体应该是相关的，班公怒江缝合带（标志中部拉萨

-3-

地体的北部边界[图2，Girardeau等，1984b]）与帕米尔山脉中部和南部之间的Rushan-Pshart缝合带一致（Shvolman，1981；Sengor等，1988；Gaetani等，1990；Sinha等，1999）。这种解释遭到了Searle（1996）的批评，因为所有可利用的地质证据都表明Karakoram断层系发育于晚第三纪，一些中新世-全新世的偏移量暗示，Karakoram断层系的位移量不超过120-150Km。岗底斯岩基和Karakoram岩基的相关关系在对比岩浆历史时也遇到了困难，例如，Karakoram岩基最老阶段比岗底斯岩基的任何定年了的侵入岩都要老（Searle等，19）。而且，这种解释排除了一种自然的、在Ladakh地体和岗底斯岩基中具有相似年龄和成分的岛弧岩石之间存在的几乎沿走向展布的相关关系。

Searle（1996）和Burtman and Molnar（1993）提出了一种交替模式，确认了班公怒江缝合带与Shyok缝合带、岗底斯岩基与Ladakh岩基的相关性，这暗示了Rushan-Pshart缝合带与西昆仑山南缘不同的缝合带相关。不幸的是，这种解释也有其自身的缺陷。最重要的是当前对Shyok和班公怒江带缝合年龄的估计实质上是不同的——分别为晚白垩纪（Treloar等，19b）和晚侏罗纪（Allegre等，1984；Dewey，1988），对Rushan-Pshart和南昆仑带缝合年龄的估计分别为晚侏罗纪-早白垩纪和晚三叠纪-早侏罗纪（Dewey等，1988）。对北喜马拉雅古地理模型的评价要求在西部班公怒江缝合带的北部地区进行系统的填图工作（Searle（1996）的模型预测了Karakoram地体中具有很好特征单元的偏移同期地层的位置），从而更好地西部主要缝合带的年龄。

北喜马拉雅带最年轻的基岩包括了西部晚第三纪火山岩（图2；Coulon等，1986；Pearce and Mei，1988；Turner等，1996）。该区火山岩包括超钾质、钾质和高钾钙碱性熔岩，其化学特征指示了一种地壳和地幔岩石圈源区的组合特征（Miller等，1999）。K-Ar、40Ar/39Ar和Rb-Sr地质年代学数据具有一个较宽的喷发年龄范围（10-25Ma），但多数年龄数据似乎成群分布在16-23Ma的时间间隔中，其中一些暗示钙碱性熔岩比钾质和超钾质熔岩更年轻（Coulon等，1986；Miller等，1999）。

2.2 印度河-雅鲁藏布江缝合带

它是标志印度板块和欧亚板块碰撞的缝合带，从缅甸到阿富汗至少能够不连续地追索到3000Km。

今天，我们对印度河-雅鲁藏布江缝合带所了解的大多数信息均来自中南部地区，如拉萨、日喀则附近（Bally等，1980；Shackelton，1981；Tapponnier等，1981）和Ladakh（Frank等，1977a；Searle，1983；Thakur，1981）等地区。在所有这些研究区中，缝合带由三个主要的岩石层序组成。它们被一些中生代和新生代断层系分割开，它们代表了新特提斯大洋盆及其北、南部的边缘。

2.2.1 北喜马拉雅组成

在中南部地区，日喀则群的白垩纪浊积岩被解释成沿岗底斯岛弧南缘沉积

-4-

的弧前层序，随后在碰撞过程中与印度河-雅鲁藏布江缝合带合并在一起（Bally等，1980；Shackelton，1981；Burg和Chen，1984；Wan等，1998）。在Ladakh地区，弧前盆地以印度河群（Indus Group）的中白垩世-早始新世浊积岩为代表（Garzanti和Van Haver，1988）。同一地区，第二种层序为晚白垩纪（？）火山碎屑地层（Nindam组），它在地层学上可分成侏罗纪-白垩纪Dras火山岩高单元（Dietrich等，1983；Searle，1983）。Nindam-Dras可能代表了晚白垩纪时正好位于印度弧前盆地的岛弧及其增生楔，并在碰撞时与印度河单元并置在一起（Garzanti and Van Haver，1988；Robertson和Degnan，1994）。

2.2.2 新特提斯洋底组成

印度河-雅鲁藏布江缝合带的蛇绿岩、蛇绿岩混杂堆积和远洋沉积岩在时代上属于侏罗纪-白垩纪（Gansser，1980；Le Fort，1997；Corfied等，1999）。喜马拉雅地区保存极好的蛇绿岩是很少的，但仍然出露了极为壮观的蛇绿岩（图3）：中南部的日喀则蛇绿岩（大约出露了2000Km2，Nicolas，1981；Girardeau等，1985），西南部的Kiogar蛇绿岩（大约出露了3500Km2，Gansser，19，1980）和Ladakh的Spontang蛇绿岩（大约出露了200Km2，Reuber，1986）。所有这些蛇绿岩中，只有日喀则蛇绿岩完全出露在印度河-雅鲁藏布江缝合带；其它均作为异地岩体以孤残层或半孤残层的形式出露在印度河-雅鲁藏布江缝合带（后面将进行详细讨论）。印度河-雅鲁藏布江缝合带的大洋岩石均发生了不同程度的低温变质。广泛分布有绿片岩相变质组合，在一些地区也有蓝片岩相变质组合方面的报道（Honegger等，19；Jan，1990）。

2.2.3 印度板块组成

在印度河-雅鲁藏布江缝合带，新特提斯南缘以沉积在印度北部架和斜坡上的三叠纪-白垩纪浊积岩为代表（Frank等，1977a；Burg and Chen，1984；Robertson and Degnan，1993）。在Ladakh，一些最壮观的浊积岩以Lamayuru复理石层序的形式出露，其中包括十米到千米尺度的二叠纪－三叠纪外来灰岩块（Bassoullet等，1981；Robertson，1998）。在Kailas和拉萨-日喀则地区的印度河-雅鲁藏布江缝合带内部也出露有相似的岩石（Gansser，19；Shackelton，1981；Burg and Chen，1984）。

2.2.4 印度河-雅鲁藏布江缝合带外来岩块

在西喜马拉雅地区，中新世及更年轻的陡峻的反向褶皱和反向冲断层系改变了印度和欧亚之间缝合带原始的几何学特征，缝合带岩石出露在两个特殊的构造背景：狭义的印度河-雅鲁藏布江缝合带的陡峻构造带和一系列浅部下倾的侵蚀残余物中，在构造上，复合逆冲岩席位于带岩石的上面（Heim and Gansser，1939；Frank等，1977a；Searle等，1988）。在喜马拉雅-造山带，这些孤残层或半孤残层保存了两个最广泛的新特提斯洋底区域，以及值得注意的新特提斯印度边缘的古地理记录（Searle等，

-5-

1997a）。虽然大多数外来岩块与缝合带自身具有相关关系，但是也有一些不具有这种关系。这些包括在新特提斯南缘（“Spong岛弧”火山岩）形成的白垩纪岛弧残余物，以及向北的洋内俯冲带（形成了Spong岛弧）之上的碳酸盐、火山碎屑岩和钙碱性火山岩沉积的构造混杂岩（已被解释成增生杂岩，Corfield等，1999）。

Ladakh西部，印度河-雅鲁藏布江缝合带实质上变窄了，它绕过Nanga Parbat山系并继续向西进入巴基斯坦的Hazara和Swat地区（东经72°-74°）。为了与从Kohistan-Ladakh和Karakoram岛弧地体分离出来的“Shyok”或“北部的”缝合带相区别（Gansser，1980），在这里缝合带指的是“主地幔逆冲带”或“南部缝合带”。多数研究者填制了沉积和火山构造岩把主地幔逆冲定义为“印度河混杂岩”（Tahirkheli等，1979；Coward等，1986；DiPietro等，1999），但在印度河-雅鲁藏布江缝合带内部，人们在定义可在地图上标示的、区域性大范围的构造地层单元方面，也取得了一些成功的尝试（如Anczkiewicz等，1998a）。

在中南部和藏东Namche Barwa山系之间，相当缺乏印度河-雅鲁藏布江缝合带的地质资料。Burg等（1998）在Namche Barwa填制了印度河-雅鲁藏布江缝合带，他把该缝合带作为一种包括变质镁铁质和超镁铁质岩石透镜体的糜棱岩带。它明显地继续向南进入缅甸和印度阿萨姆邦边界附近的Indo-Burman山脉，在这里，缝合带以Naga Hills蛇绿岩带和中始新世-渐新世的同造山复理石沉积岩为标志（Acharyya,1997）。

2.3 碰撞后的磨拉石盆地

空间上与印度河-雅鲁藏布江缝合带相伴生的是一个陆相磨拉石盆地的不整合带，该不整合带提供了印度板块-欧亚板块碰撞的最小年龄约束（Rowley，1996）。该盆地的沉积物包括Kailas砾岩（Gansser，19；Honegger等，1982）、Liuqu砾岩和中南部的碎屑岩（Shackelton，1981）。然而，最彻底的调查地区却是Ladakh地区，该区的印度河群显示了一种在早始新世从弧前-海相过渡到-非海相沉积环境的证据（Brookfield和 Andrews-Speed，1984）。Ladakh地区碰撞后的陆相地层（“印度河磨拉石”）包括红层、砾岩和沉积在山间盆地的湖泊沉积物（Garzanti and Van Haver，1988）。通过化石来控制印度河磨拉石和藏南相似沉积物的年龄是有限的，许多保存较好的剖面可能包括晚中新世甚至上新世成分（Searle等，1997a）。在藏南三个地区，一些研究者用磨拉石沉积物中碎屑的

40

Ar/39Ar冷却历史和横切岩墙的最小年龄对大约24Ma-17Ma

的磨拉石层序的部分沉积年龄进行了分类（Harrison等，1993；Yin等，1999）。

2.4 带

位于印度河-雅鲁藏布江缝合带和喜马拉雅峰之间的高原南部的广阔地区——即带——包括一个几乎完整的印度北缘古生代-始新世的地层学记录（Gaetani和Garzanti，1991）。这种出露在印度Zanskar山脉、Ladakh南部（大约东经76°-78°，Searle，1983；Gaetani等，1985）、尼泊尔的北中部（大约东经83°-84°，Bordet等，

-6-

1975；Fuchs，1977；Fuchs等，1988）和中南部（大约东经86°-88°Gradstein等，1992；Liu and Einsele，1994；Willems等，1996；Jadoul等，1998）的沉积序列已经得到了广泛的研究。

在上个世纪的大多数时间中，喜马拉雅研究者把“沉积序列”底部看作形成于高喜马拉雅序列的高级变质岩之上的一种极厚的不整合（Gansser，19；Stocklin，1980）。80年代（Burg等，1984a；Burchfiel and Royden，1985；Searle，1986；Herren，1987），对带南部边界主要断层系统的认识要求重新接受这种观点。Zanskar山脉，出露最老的单元是下寒武统浅海相陆源岩石，向上具有少量白云岩夹层，并逐渐进入中寒武-晚寒武纪深海相地层（Gaetani and Garzanti，1991）。这些岩石与寒武纪-奥陶纪的沉积物（被认为是在印度北部造山作用的一个重要阶段的产物，Garzanti等，1986）以一个不整合为界限。该带从奥陶纪直到晚石炭纪-二叠纪冈瓦纳的裂解和新特提斯洋的形成仍旧是浅海相到海岸相的沉积条件（Sengor等，1988）。

Zanskar和印度Kashmir的沉积序列中，广泛分布有与洋脊有关的玄武岩（二叠纪“暗色岩”）（图2），很少见到二叠纪碱性花岗岩侵入到该沉积序列中（Spring等，1993）。晚二叠纪-早侏罗纪地层记录了被动新特提斯边缘的第一次形成，随后变深成为大范围的碳酸盐台地（Gaetani和Garzanti，1991）。不整合侵入层序和海退层序的交替沉积标志了中侏罗纪-早白垩纪。区域性重要不整合的形成、碎屑沉积物的注入以及碱性火山作用的开始预示了Aptian-Albian期边缘不稳定性的增加（Garzanti，1987）。这些事件可能标志了印度板块从冈瓦纳的分离并向北朝欧亚飘逸的开始（Searle等，1988）。直到早始新世（Ypresian），在Zanskar山仍然出露了印度边缘的海相条件（Gaetani and Garzanti，1991）。

其它保存较好的沉积序列剖面中，也发现了许多这样的记录，但是沿走向沉积环境却发生了一些变化。最有意义的变化出现在寒武纪-中奥陶纪，在尼泊尔中北部和中南部，连续出露了碳酸盐台地沉积物（当时的边缘部分），表明主要的寒武纪-奥陶纪造山事件并没有引起明显的间断（Stocklin，1980）。

虽然带层状岩石通常都没有发生变质，但在一些地区却仍然记录了有限的变质作用。喜马拉雅峰附近，包括区域变质组合的晚古生代岩石达到了中-低级角闪岩相条件（Coleman，1996；Hodges等，1996；Carosi等，1998；Godin等，1999a；Searle等，1999b）。通常这些单元在藏南断层系中呈一些构造夹块产出（见构造历史部分）。一些地区的逆冲叠瓦状构造和大规模反向褶皱引起了足够的构造增厚，从而促进了低-中级变质组合的发育（Schneider and Masch，1993；Godin等，1999b）。然而，序列岩石最高级别的变质作用受到了所谓北喜马拉雅片麻岩穹熔岩壳的。

2.5 北喜马拉雅片麻岩穹

作为变质顶峰的一个不连续带，越过藏南，从东经°到78°，都能够追索到提及的北喜马拉雅片麻岩穹（图3）。片麻岩穹多数出现在带的北部，但在中南部的印度河-雅鲁藏布江缝合带中至少有3个已经完成了填图工作（Jiao等，1988）。在

-7-

中南部，进行了这些特征的最早的指导性研究，80年代早期由中法研究队在这里大约填制了15幅图（Burg等，1984b）。Kangmar岩穹（北纬：28°40′，东经：°40′）是最容易到达的地区之一，得到了最广泛的研究。Burg等（1984b）指出岩穹核部由变形了的眼球状火成片麻岩组成（U-Pb锆石年龄为562±4Ma；Scharer等，1986），并且被逐渐增多的发生了低级别变质的石炭纪-三叠纪岩石所覆盖（沉积序列）。

带内一些其它岩穹显示了已经变形的火成片麻岩和具有原岩年龄的副片麻岩（早奥陶纪或更老，Baldwin等，1998；Debon等，1986）的基底杂岩。许多岩穹包括古生代-中生代沉积序列岩石的低-中级变质同期地层。Ladakh及毗邻的Morari错岩穹（是北喜马拉雅片麻岩穹中最大的，面积超过12000Km2，可能达到了20000Km2）在与Kangmar相似的条件下，早期的榴辉岩相组合叠加了角闪岩相组合（De Sigoyer等，1997；Guillot等，1995）。

中法合作研究队在中南部填制了许多以新生代白云母-黑云母花岗岩和淡色花岗岩为主的北喜马拉雅片麻岩穹（Burg等，1984b；Debon等，1986）。U-Th-Pb独居石年龄差异大，变化范围为9.5-17.6Ma（Scharer等，1986；Harrison等，1997a）。因没有对花岗岩核部岩穹进行详细的填图工作，目前还不很清楚这些深成岩体与围岩的接触关系。Burg等（1984b）将其描述为侵入到沉积序列围岩，并发生了有限的接触变质作用。尼泊尔中北部两个最大的深成侵入体——Dolpo-Mugu和Mustang淡色花岗岩也具有相似关系（图3，Le Fort and France-Lanord，1994）。另一方面，Chen等（1990）和Burchfiel等（1992）都推测，在这些岩穹的火成岩与变质深部构造和它们相对低级的浅层构造之间存在一个构造不整合。

2.6 高喜马拉雅带

喜马拉雅的变质核有许多术语——“结晶岩系”、“高喜马拉雅片麻岩”和“板片”，这里，高喜马拉雅带指的是高级变沉积岩和变火成岩及相关的淡色花岗岩带。尽管这些地区具有复杂的变形历史，但这些层序沿走向却与构造地层具有很好的一致性。尼泊尔境内喜马拉雅中部的深切河谷南侧发现了最好的特征性剖面。法国学者（Le Fort，1994）几十年来赞成用三主要单元对这些剖面进行描述。

岩组Ⅰ：高喜马拉雅层序的底面主要由岩组Ⅰ碎屑状的变沉积岩组成。虽然也出现了云母片岩、千枚岩、钙质片岩、石英岩、副角闪岩及居于次要地位的不纯大理岩，但岩组Ⅰ的主要岩石类型是黑云母-白云母片麻岩。在多数露头上，岩组Ⅰ中所有层状体都适度地向北倾斜。极少的指示标志及极差的出露状况给详细的填图工作带来了困难，传统上把岩组Ⅰ当作是一个沿走向厚度渐增的（1Km～＞20Km）完整地壳剖面（Le Fort，1975）。然而，过去十年来，许多研究者逐渐认识到了剖面中的低角度构造不整合，并将之解释为一种逆冲剪切带（如Burg等，1984a；Reddy等，1993；Grujic等，1996；Searle，1999）。至少岩组Ⅰ沿走向厚度的一些急剧变化可以归因于这些构造，其余可能是由于界定高喜马拉雅序列底面的主逆冲系的侧向对冲产生（图3）。

代表性的岩组Ⅰ岩石包括的矿物组合与中-高角闪岩相变质作用一致。岩组Ⅰ的上

-8-

部由混合片麻岩（包含20%～75%的、与地层整合的淡色部分）或不连续的淡色花岗岩墙和岩床组成。这些岩石的岩石学和地球化学研究强烈支持它们是深熔岩（重熔混合物）的解释（Le Fort等，1987a）。在少数地区（如尼泊尔Modi Khola横剖面），花岗质淡色体在整个剖面中均有出露（Hodges等，1996）。而在其它大部分地方，深熔岩仅仅大量分布在剖面的上部（如Pognante and Benna，1993）。

岩组Ⅱ：在尼泊尔喜马拉雅中部的许多地区，岩组Ⅰ片麻岩被一个厚为2～4Km、中-高级角闪岩相钙质岩石序列（即岩组Ⅱ）所覆盖。岩组Ⅱ中主要岩石类型为带状钙-硅酸盐片麻岩，其它岩性包括大理岩、钙质片岩、富石英砂屑片岩、副角闪岩及火成石英岩。岩组Ⅰ和岩组Ⅱ之间的接触界限分明。过渡带缺少变质的不连续面以及固定的构造岩组构。几个喜马拉雅中部的剖面中，特别是在尼泊尔东部及毗邻的藏南地区（Burg等，1984a；Burchfiel等，1992；Lombardo等，1993），完全忽略了岩组Ⅱ的存在。

岩组Ⅲ：喜马拉雅最重要的构造地层单元之一，岩组Ⅲ几乎都由相似的眼球状火成片麻岩层（含有一些变沉积岩夹层）组成，它常出现在岩组Ⅱ的最上部或在缺失岩组Ⅱ时岩组Ⅰ的最上部。从尼泊尔的东部到西部，超过几百公里的广大地区均能够连续地发现岩组Ⅲ（Le Fort等，1986），在不丹东部（Gansser，1983）、Zanskr西部（Pognante等，1990）的相同构造层位也可以发现这类相似的岩石。多数露头外貌是一种变形的花岗岩岩床。延伸很远的岩组Ⅲ作为一种可在地图上标示出来的单元，似乎支持了Colchen等（1986）认为它是一种高喜马拉雅序列内部火山-沉积岩层的解释。现有的地质年代学数据并不能澄清该问题。岩组Ⅲ几个样品Rb-Sr法年龄结果与寒武纪-奥陶纪年龄一致（如Frank等，1977b；Ferrara等，1983；Pognante等，1990）。然而，用U-Pb法对这些岩石进行定年却产生了与早古生代或新第三纪结晶年龄一致的定年结果。

其它地区：虽然在中喜马拉雅外部鉴别出了一些相似的岩性，但许多研究者发现，要填制岩组Ⅰ～Ⅲ三位一体同期地层却是困难的。在印度Arunachal Pradesh州，副片麻岩逐渐占优势，Namche Barwa山系核部出露了石英长石片麻岩、副片麻岩、角闪岩和少量变碳酸盐及变超镁铁质岩层（Burg等，1998）。Ladakh西部，主要的岩石类型是被大量淡色花岗岩侵入的（与岩组Ⅰ相似）角闪岩相副片麻岩（Searle and Fryer，1986）。该区多数高喜马拉雅序列被带和新第三纪-第四纪Kashmir盆地（图3）的侵蚀外露层覆盖。西部更远的地方，Nanga Parbat峰核部出露了丰富的高级角闪岩相火成片麻岩和副片麻岩（Misch，1949；Madin等，19；Wheeler等，1995）。

已经证明，Nanga Parbat山系西部造山带与中喜马拉雅地区的高喜马拉雅带之间的变质核是不可能具有相关关系的。该地体最大特征是泥质片岩、砂屑片岩、片麻岩、火成片麻岩、角闪岩、大理岩和石英岩具有可变的比例（Treloar等，19a；DiPietro and Lawrence，1991）。人们将这些岩石与高喜马拉雅序列进行了匹配，并取得一些成功的尝试，但他们认为出露于该造山带东部的带或低喜马拉雅带内岩石的同期地层也许发生了变质（Pogue等，1999）。应该专门提到的一个有疑问的相关关系是，Kagha峡谷上部包含榴辉岩相组合的变质铁镁质岩被认为是支状岩墙或二叠纪Panjal Traps熔岩流的变质同期地层，出露在带或北喜马拉雅片麻岩穹的岩石并不是西喜马拉雅其它地

-9-

区的高喜马拉雅序列。然而，Pognante and Spencer（1991）却宁愿将变质铁镁质岩解释为高喜马拉雅序列的一部分。由于最近在Kaghan榴辉岩上部的调查中发现了超高压矿物柯石英，因而无论这种解释是否可行，对喜马拉雅-造山带的地球动力学过程都具有重要的意义（O’Brien等，1999）。如果这些岩石的确是高喜马拉雅序列的一部分，它们也是印度板块壳向北俯冲，并在喜马拉雅地区到达＞100Km深度的主要证据（Schreyer，1995）。

高喜马拉雅序列的年龄：在高喜马拉雅带没有发现明显的化石，残存化石的年龄约束是很贫乏的。Parrish and Hodge展示了中喜马拉雅岩组Ⅰ的含有大量0.8-1.0Ga碎屑锆石的岩石，表明它们应该具有新元古代或更年轻的沉积年龄。如果岩组Ⅰ～Ⅲ层序在构造上或多或少是完整的，并且岩组Ⅲ的确是寒武纪-奥陶纪，那么岩组Ⅰ和岩组Ⅱ的大部分沉积物沉积于新元古代-奥陶纪似乎是可能的。

2.7 高喜马拉雅淡色花岗岩

除岩组Ⅰ许多露头的混合淡色部分外，在高喜马拉雅序列的所有单元、少数情况下沉积序列的基底地层中都发现了不连续的淡色花岗岩体（Dietrich and Gansser，1981；Le Fort等，1987a；Burchfiel等，1992；Guillot等，1993；Hodges等，1996）。它们以不同规模（从厘米级的岩床和岩脉到几百公里的深成岩体）出露。因为这些花岗岩由造山作用过程中高喜马拉雅序列岩石（尤其是岩组Ⅰ的泥质片麻岩）的深熔作用产生，所以它们的年龄范围、主要的变形构造和空间分布强烈地影响了喜马拉雅的演化模式（Molnar等，1983；England等，1992；Harris and Massey，1994；Huerta等，1996；Harrison等，1997a；Hodges，1998）。

岩石学和地球化学：岩组Ⅰ中与地层整合的混合岩淡色部分的矿物组合为：Qtz+Kfs+Pg+Ms+Bt±Tur±Grt±Sil，但在一些深部构造层次的淡色体出现了蓝晶石代替夕线石的现象。在具有高比例熔体含量的深熔岩中能够找到一些不连续的淡色花岗岩（Qtz+Kfs+Pl+Ms±Bt±Tur±Sil±Crd），但大多数野外特征表明淡色花岗岩浆经历了数米到数公里的活化和迁移（Le Fort等，1987a；Scaillet等，1990a）。个别地区的横切关系表明淡色花岗岩的形成具有多种成因。一些研究群体把这些不连续的淡色花岗岩分成三组：很少或没有电气石的Ms+Bt花岗岩、Tur+Ms花岗岩、Ms+Bt+Tur花岗岩（Scaillet等，1990b；Hodges等，1993；Inger and Harris，1993；Guillot and Le Fort，1995）。明显的主量元素差异不能反映这些矿物组合特征。总的来说，与不含电气石的样品相比，含有电气石样品的SiO2、Na2O、P2O5含量略为偏高，而TiO2、MgO、CaO、K2O含量略微偏低（Scaillet等，1990b；Inger and Harris，1993；Guillot and Le Fort，1995；Searle等，1997b）。所研究的所有样品均具有SiO2 为70-75wt%，Al2O3＞13 wt%的特征。多个样品的微量元素分析表明，同一地区具有很宽的变化范围，与不含电气石的样品相比，含电气石的样品一般亏损Sr、Ba（如Guillot and Le Fort，1995）。

对流体在喜马拉雅淡色花岗岩成因中的作用仍然存在明显的争议，该问题的解决对更好地了解喜马拉雅地区的热演化是非常重要的。早期的研究者曾经指出，在600-700℃

-10-

时，岩组Ⅰ岩石中流体达到饱和的熔融作用形成了淡色花岗岩（Le Fort等，1987a）。该模式与许多研究过的例子在矿物组合、主量元素、一些微量元素及同位素地球化学上是一致的（Deniel等，1987；Le Fort等，1987a；Vidal等，1982），还有从岩组Ⅰ的大部分露头获得的相平衡和热压力数据，都显示了就地熔融的证据（Hodges等，1988b，1988c，1993；Inger and Harris，1992；Searle等，1992；Metcalfe，1993；Pognante and Benna，1993；Macfarlane，1995；Rai等，1998；Vannay and Grasemann，1998；Manickavasagam等，1999）。另一方面，喜马拉雅淡色花岗岩中的一些微量元素（尤其是Rb、Sr、Ba）行为强烈地支持这样一种模式：即在非常高的温度下（≥750℃），卷入了流体的不饱和（脱水）熔融作用（Harris and Inger，1992；Harris等，1993；Harris and Massey，1994）。这种模式与岩组Ⅰ原岩的脱水熔融实验（Patino Douce and Harris，1998）和高喜马拉雅淡色花岗岩再熔化后的结晶作用实验（Scaillet等，1995）一致。流体不饱和熔融作用的支持者怀疑岩组Ⅰ组合中可利用的热压力数据与最后的平衡温度有关或在冷却期间是一种平衡假象（Hodges，1991；Spear and Florence，1991），因而明显地低估了峰温条件。

年龄约束：喜马拉雅淡色花岗岩地质年代学研究应该回溯到20世纪70年代，在许多地质年代学方法中，当时采用的是花岗岩Rb-Sr全岩法（Hamet and Allegre，1976）。因为具有复杂变沉积原岩的喜马拉雅淡色花岗岩，熔融过程中很少达到同位素平衡（在全岩尺度上，Vidal等，1982；Deniel等，1987），因而这种方法在80年代中期就遭到了遗弃。实质上，已经证实，副矿物如锆石、独居石和磷钇矿U-Th-Pb地质年代学是更稳定的（Scharer，1984；Parrish，1990；Harrison等，1995b），但即使是这种方法也是很复杂的。大多数锆石、许多独居石和少量磷钇矿都能够从淡色花岗岩岩浆源区继承或在岩浆侵位期间掺合进来（Parrish，1990；Copeland等，1988），因此，采用这些矿物定年将过高估计淡色花岗岩母岩的岩浆年龄。由于高温扩散，这些矿物可能丢失放射性Pb（Parrish and Carr，1994），因此又可能低估岩浆年龄。考虑到这些因素，在中喜马拉雅的高喜马拉雅淡色花岗岩中明显值得信赖的U-Th-Pb年龄范围在22-23Ma（Harrison等，1995b；Hodges等，1996；Coleman，1998；Searle等，1999b）到12-13Ma（Edwards and Harrison，1997；Wu等，1998）。造山带的东部和西部端员（Nanga Parbat和Namche Barwa），出露有最年轻的（＜4Ma）高喜马拉雅淡色花岗岩（Zeitler等，1993；Burg等，1998）。

2.8 低喜马拉雅带

低喜马拉雅带主要由低绿片岩到低角闪岩相碎屑状的变沉积单元组成，这些沉积单元是一个褶皱-逆冲推覆体的构造复合体系。主要岩石类型是不纯石英岩、砂屑千枚岩、片岩，以及部分不纯大理岩、变质镁铁质岩、眼球状火成片麻岩（Gansser，19；Stocklin，1980；Valdiya，1980；Colchen等，1986）。虽然低喜马拉雅序列的基底没有出露，但在传统上仍将其视为与带一样，沉积于印度北部的被动边缘（Gansser，19）。然而，整个20世纪，由于低喜马拉雅和序列之间沉积的明显相变化，并且与保存于高喜

-11-

马拉雅地区的沉积相没有明显的过渡，因此妨碍了印度北缘古地理的重建工作（Brookfield，1993）。

由于缺少年龄数据，前人对低喜马拉雅和序列之间的地层关系存在着许多争论。虽然整个低喜马拉雅序列中极端缺乏化石，但一些丰富的、重要的古生态组合仍然代表了一种新元古代-寒武纪的过渡关系（Tewari，1993，1996；Mathur等，1997；Gautam and Rai，1998）。已经证实，许多声称发现了古生代化石实际上是一种欺骗性行为（Jayaraman，1994），现在出露了许多由中元古代-早寒武纪岩石组成的低喜马拉雅序列（Brasier and Singh，1987；Brookfield，1993；Frank等，1995；Parrish and Hodges，1996；Singh等，1999）。因此，低喜马拉雅序列岩石代表了印度北缘的一部分（比由带地层所代表的更老、更邻近印度北缘）。

低喜马拉雅东部，一个相对较薄（2-3Km）的含化石熔岩壳不整合地覆盖在元古代-寒武纪序列之上，在某种程度上，石炭纪-二叠纪碎屑地层与新特提斯大洋的打开有关（Acharyya and Sastry，1979；Gansser，1983）。这种晚古生代-早中生代剖面西部变薄并在西喜马拉雅东缘附近早白垩纪之前的不整合面之下完全消失（Brookfield，1993）。围绕该不整合面上部的灰岩和钙质砂岩的年龄问题还有相当多的争论。虽然这些地层有些是含有化石的，但由于在剖面对比中年龄分配的不一致性和不确定性，导致年龄估计范围从晚古生代到古新世（Stocklin，1980；Valdiya，1980）。在第二个不整合面之上，始新世-中（？）中新世的浅水浊积岩和上覆陆相地层代表了喜马拉雅前陆盆地发展的最早阶段（Critelli and Garzanti，1994；DeCelles等，1998a；Najman等，1993，1997）。

2.9 低喜马拉雅结晶异地岩体

早期的喜马拉雅地质学家将低喜马拉雅带分成三个“亚带”（Auden，1937；Heim and Gansser，1939；Gansser，19）。在构造上，多数结晶地带是已经向南逆冲到轻度变质的低喜马拉雅序列岩石之上的复杂向斜式孤残层，被广泛地认为是高喜马拉雅序列的侵蚀形成的外露层（Gansser，19；Stocklin，1980；Schelling，1992）。中尼泊尔Kathmandu异地岩体中（图3），层序从下到上分别为：⑴泥质到砂屑片岩和千枚岩以及居于次要地位的、被大规模堇青石二长花岗岩和二长花岗眼球状片麻岩侵入的大理岩；⑵非常低级的、细粒的、碎屑状的变沉积岩；⑶含有极少数中奥陶纪-晚奥陶纪化石的泥质灰岩；⑷含有丰富Silurian化石的页岩和不纯灰岩（Stocklin，1980）。这些层序的第一部分与同经度的高喜马拉雅序列的基底部分具有一定程度的相似性（Macfarlane等，1992），但其它一些单元是不可能与高喜马拉雅地区的同期地层相匹配的，与此相反，它们似乎与沉积序列中一些年龄相关的岩石相似。

或许，反对低喜马拉雅结晶异地岩体与高喜马拉雅序列有关的两种争论焦点在于变质级别的差异：前者是典型的绿片岩或低角闪岩相，后者中到高级角闪岩相。在高喜马拉雅带缺失堇青石二长花岗岩，而在Kathmandu和Almora异地岩体以及几乎每一个低喜马拉雅结晶异地岩体中均发现了堇青石二长花岗岩侵入体露头（Le Fort等，1986）。这些花岗岩值得信赖的U-Pb年龄范围在470-492Ma之间（Scharer and Allegre，1983；

-12-

DeCelles等，1998b）。在地层学上，低喜马拉雅结晶异地岩体更可能代表了印度北缘的极高水平面，即位于低喜马拉雅低级推覆体源区的北部和高喜马拉雅与带源区南部的一个古地理位置（Upreti and Le Fort，1999）。

2.10 亚喜马拉雅带

本文将亚喜马拉雅带定义为，位于低喜马拉雅带和造山带前锋 “活动的” 逆断层之间，新第三纪和第四纪喜马拉雅弧前盆地的一部分。亚喜马拉雅带最好的研究剖面在西喜马拉雅：⑴最上部的古新世或晚始新世到晚中新世Rawalpindi群的粉砂岩和砂岩；⑵晚中新世到上新世Siwalik群砂岩、砾岩、粉砂岩和泥岩（Burbank等，1997）。这两种类型从南到北逐渐变厚，出露完整的层序厚度在前沿逆断层地区附近明显低于2Km，而到低喜马拉雅带附近则超过了10Km。东部更远的地方，亚喜马拉雅带以Siwalik群磨拉石为主（DeCelles等，1998b）。

2.11 山间盆地

新第三纪-第四纪山间盆地遍及喜马拉雅和藏南（图2）。它们可以分成三种主要类型：⑴拉伸盆地，分布在喜马拉雅峰北部，可能与藏南断层系的东向走滑有关（Burchfiel等，1992）；⑵在运动学上与连接北西和北东向的走滑断层、藏南北倾断裂系的置换作用有关的盆地（Molnar and Tapponnier，1978；Fort等，1982；Armijo等，1986）；⑶位于喜马拉雅逆断层前沿北部和山脉顶峰南部的“背驮式”盆地（Burbank等，1997）。已知第一种类型的盆地包括了上新世及更年轻的沉积物充填（Chen，1981），但研究程度不高。大多数第二种类型的盆地被在藏南地形较低的区域，出露条件极差。一个显著的例外是尼泊尔北中部的Thakkhola盆地（图3）。由Kali Gandaki河开凿而来，Thakkhola盆地包括超过10Ma沉积物到全新世冲积的、崩积的和湖积的沉积物充填（Fort等，1982；Garzione等，1999；J.M.Hurtado，K.V.Hodges，and K.X.Whipple，未公开出版资料）。第三类为数众多的例子，在图3中仅仅显示了Kashmir盆地。在Kashmir盆地和巴基斯坦较大的Peshawar盆地都包括Siwalik群上部在时间和岩性上均相似的地层。Kashmir盆地冲积扇、分枝溪流和湖泊沉积物比Peshawar盆地中占支配地位的3Ma沉积物更年轻（Burbank and Tahirkheli，1985；Pivnik and Johnson，1995）。Kashmir盆地层序的基底部分较老，也许是5Ma，但是更多的其它层序也是晚上新世-全新世（Burbank and Johnson，1983）。

3 喜马拉雅和藏南的构造历史

任何试图把喜马拉雅和藏南三叠纪的构造历史分成不连续变形幕都可能曲解造山作用的连续性。尽管如此，在喜马拉雅和藏南造山带，通过主要变形方式的转换而将之分成三个主要的变形阶段似乎是正常的：原喜马拉雅变形阶段、始新喜马拉雅变形阶段、新喜马拉雅变形阶段。

-13-

3.1原喜马拉雅阶段（白垩纪～早始新世）

这里将原喜马拉雅阶段定义为：在印度板块-欧亚碰撞之前，包括北喜马拉雅、印度河-雅鲁藏布江缝合带和带发生变形作用的阶段。在整个北喜马拉雅地区都发现了白垩纪南-西南方向的褶皱和逆冲构造，并且一些有效的数据暗示北喜马拉雅带缩短作用也许发生在原喜马拉雅阶段（England and Searle，1986；Searle，1991；Murphy等，1997a）。沿Shyok缝合带Karakoram和Kohistan地体大约在75Ma在发生碰撞（Petterson and Windley，1985；Coward等，1987）。可能在白垩纪晚期或古新世，Kohistan地体沿主地幔逆冲断层向南逆冲到印度北缘之上，并大约完成于55Ma（Beck等，1995；Searle等，1999a）。

西喜马拉雅Zanskar地区，发现了与Spontang蛇绿岩仰冲作用有关的、位于带印度北缘岩石之上的原喜马拉雅阶段构造（Searle，1986）。Zanskar的原喜马拉雅异地岩体不但包括相对完整的蛇绿岩，而且在构造上，还包括一个三叠纪-晚白垩纪复杂的沉积-构造混杂岩（Searle等，1997a）。该混杂岩包括印度被动边缘的斜坡相岩石、可能代表了洋岛火山作用的钙碱性镁铁质岩石以及新特提斯洋内岛弧的残余物（Robertson and Degnan，1993；Corfield等，1999）。几个重要的、近于水平的逆冲断层分开了外来堆积物中与众不同的岩石，并且所有单元由于意义更小的逆冲断层和向南倒转的褶皱而使其内部发生了变形（Corfield等，1999）。早始新世海相灰岩不整合地覆盖了整个异地岩体，这为仰冲事件提供了一个最小年龄，而最老的外来地层为晚白垩纪，则提供了仰冲事件的最大年龄（Searle等，1997a）。这些年龄与Burg and Chen（1984）在解释日喀则蛇绿岩及相关的中南部印度河-雅鲁藏布江缝合带混杂岩的仰冲作用时提出年龄约束相似。

3.2始新喜马拉雅阶段（中始新世-晚渐新世）

始新喜马拉雅阶段代表了印度板块-欧亚的主要碰撞阶段以及随后发生的印度板块在高喜马拉雅（自然地理意义上的）南北向伸展作用开始之前的的叠瓦作用阶段。由于不赞成有关碰撞的定义，在很大程度上，导致对沿着印度河-雅鲁藏布江缝合带印度板块-欧亚碰撞的精确时间仍然存在争论。本文采用这样一种定义：即碰撞是缝合带在54-50Ma时从海相到非海相沉积的一种过渡（Rowley，1996；Searle等，1997a）。然而，在这个年龄范围内，却缺乏缝合带变形的直接野外证据。在同构造白云母K-Ar年龄的基础上，Ratschbacher等（1994）认为大约在50Ma，发生了印度河-雅鲁藏布江缝合带岩石向南的仰冲作用和相关的藏南带岩石最北部地区的向南逆冲断层作用与闭合-等倾褶皱作用。

印度边缘岩石向北俯冲到北喜马拉雅带之下的间接证据是西喜马拉雅地区带（并可能是高喜马拉雅带）岩石在始新喜马拉雅阶段（55-54Ma）的高-超高压榴辉岩相变质作用（Pognante and Spencer，1991；Guillot等，1995）。虽然剥露作用被认为是一种始新喜马拉雅阶段的现象（高压岩石中多硅白云母和黑云母的40Ar/39Ar定年结果

-14-

表明大约在30Ma就冷却到了300℃以下，De Sigoyer等，1997），但却并不清楚这些榴辉岩相岩石是怎样与当前围绕它们的中地壳岩石并列在一起的。Steck等（1998）在引用了Chemenda等（1995）的实验结果（1998）后认为，Morari错岩穹榴辉岩相单元的抬升是通过一个上部伸展剪切带和一个下部逆冲剪切带之间的浮力上升来完成。

在Morari错岩穹，虽然并没有把反映始新喜马拉雅阶段榴辉岩剥露作用正确年龄的一个不连续的伸展剪切带填制出来，但却填制出了具有丰富的、特征很好的深层次逆冲构造。实际上，在Ladakh东部（即印度河-雅鲁藏布江缝合带和Morari错岩穹经度位置的高喜马拉雅带之间）至少已经鉴别出三个始新喜马拉雅阶段南部倒转的褶皱和逆冲推覆体（Steck等，1998）。概括地说，这些构造的年龄从北到南逐渐年轻，它们的几何学变化也是如此。北边印度河-雅鲁藏布江缝合带附近，带岩石通常由于直立褶皱和北倾的反转断层而变形。南方地区，褶皱轴面和逆冲断层越向北层位越浅。带南部三分之一的露头（始新喜马拉雅构造）显示了前陆褶皱和逆冲带经典的平坦对冲的几何学特征（Searle等，1988；McElroy等，1990）。

在印度西北部带的南缘，地质学家们已经填制了一系列的北东向倒转褶皱和逆冲断层（Steck等，1993a）。根据Steck等（1999）的观点，这些构造包括Ladakh南部高构造层次下的浅层次逆冲断层，它们切割了向北西逐渐变深的构造层次并卷入了高喜马拉雅带的深部岩石。然而，该区的其他研究群体并不承认Shikar Beh推覆体，至少有一个人对此提出了疑问（Fuchs and Linner，1995）。尽管存在这种争论，但Ladakh地区带的复原重建工作表明，始新喜马拉雅阶段该区的缩短量明显超过了100Km甚至超过200Km（Searle等，1986；Searle等，1997a；Steck等，1998）。

在整个西喜马拉雅和中喜马拉雅的带，都识别出了可证明是或很可能是形成于始新喜马拉雅阶段的向南逆冲断层和次一级向南倒转的褶皱（Bally等，1980；Shackelton，1981；Burg and Chen，1984；Coward and Butler，1985；Colchen等，1986；Ratschbacher等，1994；Vannay and Hodges，1996；Godin等，1999b；Yin等，1999）。这些构造中值得特别关注的有两种。Burg（1983）和Burg and Chen（1984）假定位于北喜马拉雅片麻岩岩穹带南部，有一条主要的、走向向东、向南倒转的逆冲断层，并把带分隔成各具特色的北、南两区。Ratschbacher等（1994）把该构造作为一条暴露在藏南的主要陆内逆冲系（即Gyirong-Kangmar逆冲断层）对印度北缘进行了复原重建工作。在他们和Burg and Chen（1984）剖面图的基础上，这种构造倾斜进入北喜马拉雅片麻岩岩穹之下，并因此卷入了一个最小至少有20Km位移量的基底逆冲断层。然而，这种构造的地表表现并没有被在藏南工作地质学家进行详细的描述，存在这种构造的主要证据似乎在于藏南带中生代显著的地层厚度和围绕Kangmar岩穹变质级别的增加（Burg and Chen，1984；Ratschbacher等，1994）。要论证逆冲断层系在区域上的意义，还需要进行更多的工作。

岗底斯逆冲断层是逆冲断层系主要区域构造意义的重要体现。Zedong地区岗底斯逆冲断层的年龄由一个比31Ma更年轻的、在去掉与逆冲断层置换作用有关的侵蚀复盖物后的上盘花岗闪长岩中钾长石的多重域扩散模式的快速冷却年龄来约束，Yin等

-15-

（1994，1999）指出多数逆冲断层的置换作用发生在28-24Ma的时间间隔内。虽然Yin等（1994）把岗底斯逆冲断层作为一种重要的地壳尺度特征，但是这种解释通过在藏南其它地区进行地质填图后却很难得到证实。在西部的Kailas地区，Yin等（1999）推论那里存在类似的构造但被新喜马拉雅阶段北向的逆冲断层掩覆了，而实际上却并没有发现。直到西部更远的地方，在适当构造层位的填图要素中，包括了原喜马拉雅阶段印度河-雅鲁藏布江缝合带的逆冲断层和新喜马拉雅阶段的反向冲断层、平移断层和伸展拆离系，但却没有明显的与岗底斯逆冲断层相关（Gansser，19；Frank等，1977a；Thakur and Virdi，1979；Searle等，1988；Searle，1991；Steck等，1993b，1998）。

3.3新喜马拉雅阶段（中新世早期-现在）

在喜马拉雅整个构造地层带中都发现了新喜马拉雅构造，而且造山带构造体系中新喜马拉雅构造的活动性得到了大量研究。

向南倒（北倾）的缩短构造：新喜马拉雅阶段研究程度最高、意义最大的南北向缩短构造是分隔了高喜马拉雅、低喜马拉雅和亚喜马拉雅带的东向逆冲断层系。在上述三个带中都识别出了一些意义不大的新喜马拉雅逆冲断层，中型和大型褶皱都为重要的内部应变提供了另外的证据（Burg等，1984a；Brun等，1985；Macfarlane，1993；Reddy等，1993；Vannay and Steck，1995；Coleman，1996；Hodges等，1996；DeCelles等，1998a；Searle，1999；Wyss等，1999）。

构造上最高、年龄上最老的主要断层是主逆冲断层系（MCTS，图3），是不丹到西喜马拉雅Kashmir地区的高喜马拉雅-低喜马拉雅之间接触关系的标志。在东部更远的地方，填图质量不足以证明该逆冲系是怎样延伸进入东部山区。在西部更远的地方，还不清楚是否存在MCTS及其意义（Pogue等，1999）。总体说来，MCTS在东喜马拉雅的暴露状况也不好。沿横向斜坡可以发现一些最好的露头，如Kishtwa窗（Kundig，19；Searle and Rex，19；Staubli，19；Stephenson等，2000；Wyss等，1999）。得到很好研究的所有例子中，MCTS由一条在高喜马拉雅和低喜马拉雅序列构造混杂岩的基础上发展起来的宽阔剪切带（厚度从几百米到几公里）组成（Arita，1983；Brunel，1986；Grujic等，1996；Hodges等，1996；Hubbard，19；Jain and Manickavasagam，1993；Macfarlane等，1992；Pecher，1978；Schelling and Arita，1991；Setphenson等，2000；Valdiya，1980；Vannay and Grasemann，1998；Vannay and Hodges，1996；Wyss等，1999）。该剪切带断层的顶底面适度北倾。这些构造的运动学指标指示了南西向或南东向的位移。详细的构造分析表明MCTS具有一个复杂的、多期的变形历史（如Brunel，1986；Brunel and Kienast，1986；Grasemann等，1999；hodges等，1996；Macfarlane等，1992；Wyss等，1999）。最老的构造定年是离散的：形成于23-20Ma之间的角闪岩相剪切带、与区域变质同时的、高喜马拉雅序列中新喜马拉雅深熔作用的早期阶段（Hodges等，1996；Hubbard and Harrison，19）。MCTS内部岩石中矿物的40Ar/39Ar冷却年龄是晚中新世或上新世，实质上比在构造上更高岩石的

40

Ar/39Ar冷却年龄年轻

（Hubbard and Harrison，19；Maluski等，1988；Vannay and Hodges，1996）。虽然一

-16-

些研究者把年轻年龄归因于沿MCTS的晚期变形（如Macfarlane等，1992），但是其他研究者却认为年轻年龄也许与剪切带中的晚期热液活动有关（Copeland等，1991）。现在同构造期的独居石Th-Pb离子探针年龄证实了在喜马拉雅许多剖面中，MCTS在晚中新世或上新世滑动的重要性（Catlos等，1999；Harrison等，1997b）。目前仍然不知道MCTS剪切带中最年轻的变形年龄。许多中新世MCTS相对直的沿岸带显示了现代发生位移的证据。

穿过高喜马拉雅逆冲岩席，纵向上不一致的侵蚀作用所暴露的一系列半飞来峰提供了MCTS发生大规模位移的证据（图3）。虽然现在仍然不知道中中新世到全新世不同变形阶段是怎样划分这种位移的，但是它们的几何学却暗示MCTS经历了一个最小几十公里到最大150-250公里的滑动（Brunel and Kienast，1986；Molnar，1984；Schelling，1992）。

低喜马拉雅带和亚喜马拉雅带之间的接触以向北倾斜的主边界逆冲断层系（MBTS）为标志（图3）。与主逆冲断层系（MCTS）相比，沿走向的更远距离都可以追索到MBTS（Gansser，1983；Meigs等，1995；Valdiya，1992），但是出露好的、连续的露头却仅仅发现于西喜马拉雅。这里暴露的主边界逆冲断层系（MBTS），总体上以具有一个典型北倾的（由缓到陡）、在一些情况下倒转过来向南倾斜的狭窄（约100m或更少）碎裂带为标志（Schelling，1992；Valdiya，1992）。由喜马拉雅前沿逆冲断层系复原重建推断，MBTS是一个倾角较浅的（＜35°）区域性北倾逆冲断层系（Schelling，1992；DeCelles等，1998a；Srivastava and Mitra，1994）。近代MBTS的运动比被它切穿的上新世磨拉石地层更年轻（如DeCelles等，1998a），但是也有确实证据表明它具有上新世-全新世的运动历史。在亚喜马拉雅带沉积模式的基础上，Meigs（1995）建议MBTS也许形成于11-9Ma。因为在上盘没有岩石能够与下盘岩石相匹配，也没有可以对已经识别出来的构造超覆提供几何学约束的大的、平行于倾向的露头，所以今天仍然不知道MBTS的逆冲总量。然而，横过造山前锋的重建工作说明MBTS至少有几十公里甚至更多的位移量（DeCelles等，1998b；Molnar，1984；Srivastava and Mitra，1994）。 主前沿逆冲断层系（MFTS）使亚喜马拉雅带从印度-恒河平原分离出来，并且亚喜马拉雅带代表了喜马拉雅造山楔的前缘。MFTS的实际露头是极端稀少的——以致于不能在图3中将MFST作为一种连续的绘图要素勾绘出来——但由于悬崖切割了河流阶地和冲积扇而较好地限定了这些已经存在的露头（Nakata，19）。更一般地说，从MFTS上盘的地貌学和构造地质学可以推断出它的几何学特征（Yeats等，1992）。虽然常常将MFTS滑动的开始年龄假定为上新世-全新世，但是却没有适合于这种假设的直接地质证据（Molnar，1984）。在已经出版的有代表性的喜马拉雅前缘横剖面中，把主前沿逆冲断层系（MFTS）作为一种至少直到北部主边界逆冲断层系地面痕迹的向下投影处也没有基底卷入的滑脱逆冲断层（如Yeats and Lillie，1991）。穿过整个喜马拉雅造山带的横剖面把主前沿逆冲断层系（MFTS）描述为：沿印度板块俯冲到喜马拉雅和南部之下并到达主边界逆冲断层系（MBTS）和主逆冲断层系（MCTS）根部的低角度、基底逆冲断层的地面显示（Coward等，1988；DeCelles等，1998a；Molnar，1984；Schelling，

-17-

1992；Schelling and Arita，1991；Srivastava and Mitra，1994）。该模式中，基底逆冲断层指的是喜马拉雅基底逆冲断层——必定卷入了主逆冲断层系（MCTS）或约在喜马拉雅山脉顶部纬度向下投影位置北部的基底。喜马拉雅地质学家为了解释基底的卷入和为了提供一种过渡带北部通常俯角较陡的岩石单元的形成机制，传统上都引用了正好位于该位置南部喜马拉雅基底逆冲断层中的一种对冲断层（如Lyon-Caen and Molnar，1983；Molnar，1984）。大地测量结果暗示，印度板块和欧亚的大量会聚量都集中在喜马拉雅山脉顶峰南部，而实质上，这里的上升速率比主逆冲断层系地面痕迹北部的上升速率更快（Bilham等，1997）。虽然在INDEPTH计划的第一阶段收集到的地震反射数据不能约束在喜马拉雅基底逆冲断层地下（这里被认为出现了对冲断层）的几何学特征，但是这些数据却揭示了一系列向北延伸到高喜马拉雅之下的反射面，这是证实喜马拉雅基底逆冲断层向北投影至少到达了45Km的深度的一种解释（Hauck等，1998）。

主逆冲断层系限定相对较好的起始年龄（中新世早期）、主边界逆冲断层系约束相对较差的起始年龄（晚中新世-上新世）及主前沿逆冲断层系推论的起始年龄（上新世-全新世）与褶皱和逆冲带的逆冲前沿向弧前盆地方向扩展的传统模式在时间上是一致的（Dahlstrom，1970）。实际上，这种解释增大了高喜马拉雅序列相对于低喜马拉雅序列发生构造超覆的总量，它将要求主逆冲断层系具有一个最小125Km的滑动量（Lyon-Caen and Molnar，1983）。Upreti and Le Fort（1999）提出低喜马拉雅异地岩体的基底逆冲断层代表了一种单独的逆冲断层系（他们的“Mahabarat逆冲断层”），该逆冲断层系具有在主逆冲断层系和主边界逆冲断层系之间一个过渡的起始年龄。然而，他们有关Mahabarat逆冲断层的论点以及他们采用的横剖面，都要求主逆冲断层系最近的运动实际上必须推迟到Mahabarat逆冲断层最近的运动发生之后。在通过对与断层有关的组构进行详细地质年代学调查后，证实这种假设是可能的。

今天我们对在新喜马拉雅阶段带、印度河-雅鲁藏布江缝合带以及北喜马拉雅内部向南逆冲范围的了解程度还是很低的。这些带内许多向北倾斜的逆冲断层影响了始新世甚至更老地层，并可能具有始新喜马拉雅阶段、新喜马拉雅阶段以及二者的混合特征（如Ratschbacher等，Searle，1986）。岗底斯岩基侵入岩的40Ar/39Ar冷却年龄提供了北喜马拉雅带在新喜马拉雅阶段的缩短及相伴的侵蚀和剥蚀作用的间接证据（Copeland等，1995）。

向北倒（南倾）的缩短构造：向南倾斜的倒转断层和向北倾覆的千米级直立褶皱，在带北部和南部的印度河-雅鲁藏布江缝合带中都是相当普遍的（Heim and Gansser，1939；Gansser，19；Bally等，1980；Searle，1983；Burg and Chen，1984；Girardeau等，1984a）。这些构造出现最密集的地方在印度Ladakh-Zanskar地区印度河-雅鲁藏布江缝合带的南部边界（Searle，1986；Searle等，1988，1997a）、西部（Yin等，1999）及中南部（Ratschbacher等，1992；Yin等，1994；Quideleur等，1997）。Yin等（1999）把这些构造作为造山带尺度断层系统的标志。虽然该系统的大多数主要断层在浅部均以28℃向南倾斜（Yin等，1999），但实际上却是许多中-高角度的倒转断

-18-

层（Girardeau等，1984a；Searle等，1997a；Yin等，1999），并且对喜马拉雅地区出现的新喜马拉雅阶段的总缩短量而言，其意义是有限的。多数已经出版的横剖面要求位移量不超过几公里（Ratschbacher等，1994；Yin等，1999）。Ladakh-Zanskar地区详细的研究表明，新喜马拉雅阶段，在带北部、印度河-雅鲁藏布江缝合带中向北倒（南倾）和向南倒（北倾）的缩短构造是相关的，并认为一个大尺度的“冲起构造”是造成大约穿过该区带的全部第三纪缩短量的三分之一的原因（Searle等，1990，1997a）。大约全部第三纪缩短量的一半到三分之二（也许20-30Km）可能是由向北倒（南倾）构造造成的。

下面讨论了反向冲断层和相关褶皱的年龄。这些构造使Zanskar-Ladakh地区印度河群磨拉石的所有序列发生了变形，Searle等（1997a）认为这些构造活动发生在上新世-更新世。另一方面，Quideleur等（1997）记录了在中南部反向冲断层——Renbu-Zedong逆冲断层带附近的黑云母和钾长石的

40

Ar/39Ar年龄表明，该逆冲断层是

由于19-10Ma的断层作用引起的。Yin等（1999）提出西部Kailas地区主要的反向冲断层（Kailas逆冲断层）在下中新统Kailas砾岩上部发生沉积作用期间是活动的。Kailas逆冲断层下盘Kailas砾岩中碎屑的钾长石40Ar/39Ar法多重域扩散模型（Lovera等，19）定年结果与20Ma后的埋藏作用和热作用（由逆冲断层的置换作用造成，Yin等，1999）相一致。因为Kailas逆冲断层被Karakoram断层（一个不超过4Ma的起始年龄，Searle，1996）切去了顶端，Yin等（1999）推论Kailas逆冲断层的最小年龄大约是4Ma。Searle等（1998）精确的估计了Karakoram断层的起始年龄向上达到大约11Ma，这可能暗示了发生反向冲断作用的一个更老年龄。然而，目前对Karakoram断层在中新世-全新世的时间间隔中怎样产生滑动问题，只有少量严格的约束条件，因此，在Karakoram断层和Kailas逆冲断层之间的相对年龄关系并不能排除Kailas逆冲断层系在上新世后期的真实滑动情况。

与南北向伸展有关的构造：喜马拉雅造山带最能激发人们产生新思想的变形特征是新喜马拉雅阶段向北倾斜的正断层和相关的褶皱。虽然大多数都广泛地分布在带（Burchfiel等，1992），但它们在印度河-雅鲁藏布江缝合带、高喜马拉雅带、低喜马拉雅带也有所发现（Nakata，19；Guillot等，1997；Steck等，1998）。除了解程度极差的、在西喜马拉雅高-超高压榴辉岩剥落过程中发挥了一定作用的始新喜马拉雅阶段的伸展剪切带以外（Steck等，1998），在喜马拉雅还有5类南北向伸展构造：

第一类：藏南断层系及相关构造 Caby等（1983）首次在尼泊尔北中部识别出由于正断层的存在而分离了带和高喜马拉雅带，随后一些学者在藏南（Burg等，1984a；Burchfiel等，1992）和印度西北部（Searle，1986；Herren，1987；Valdiya，19）也发现了这种情况。在多数成功的研究例子中，南部断层系的基底拆离（以把上盘没有变质或弱变质的带地层从高级角闪岩相片麻岩和高喜马拉雅序列下盘的淡色花岗岩之间分开出来为典型特征）出露在喜马拉雅顶峰附近（Hodges等，1992；Pognante and Benna，1993；Searle等，1997b；Searle，1999）。它以位于高喜马拉雅序列下盘最上部（500-1000m）一个近似平行的糜棱岩熔岩壳下部浅部北倾的脆性断层为代表，在

-19-

多数情况下，一些发育很好的剪切方向指标与上盘在正断层方向上的北东向或北西向位移相一致（如Burchfiel，1992）。沿下倾方向，并不能追索到这种构造，因此，我们对其净位移量了解得还很少。重要的例外出现在Everest山地区，在这里，能够追索到藏南断层系的各个组分，它们与Everest山最高地区到藏南Rongbuk峡谷北部边缘的滑动向量平行（Carosi等，1998；Hodges等，1998；Searle，1999），沿该横断带不能重建下上盘岩石的事实要求最小35-40Km的位移量。

部分藏南断层系的运动学分析表明了一种比简单向下伸展更为复杂的历史。在尼泊尔北中部，有多次置换作用幕和⑴交替的顶部向北、正向置换作用和右旋或左旋的平移置换作用为主的或⑵具有或多或少倾斜滑动组分的倾斜置换作用的清楚证据（Stutz and Steck，1986；Pecher，1991；Coleman，1996）。这些复杂的变形历史表明，藏南断层系最好的解释为：一种长期活动的、在高原上地壳和中下地壳之间地壳级别的水平拆离作用，并且为了适应上地壳和中下地壳之间的不同响应而发展起来一种压力场，这种断层系的运动学可以随时间和空间发生变化（Hodges，K.V.，Hurtado,J.M.，Whipple,L.X.，未公开出版资料）。

尽管大多数数据表明，藏南断层系在中新世是活动的（Guillot等，1994；Harrison等，1995c；Hpdges等，1996，1998；Edwards and Harrison，1997；Searle等，1997b；Coleman，1998；Wu等，1998；Murphy and Harrison，1999；Walker等，1999），但对藏南断层系活动的持续时间的了解仍然相当贫乏。尼泊尔中部的Annapurna and Dhaulagiri山脉（图2），一部分藏南断层系提供了更新世发生位移的证据（J.M. Hurtado，K.V.Hodges，K.X. Whipple，未公开出版资料）。这似乎表明该系统大多数的活动事件在中新世-全新世时间范围内。

第二类：北喜马拉雅片麻岩岩穹的边缘断层 在横过藏南Kangmar岩穹核部的火成片麻岩和该岩穹变沉积熔岩壳之间的接触面处，Burg等（1984b）记录了一种组构方位上的变化情况。由于不能决定这种接触面是构造的还是沉积的，他们建议组构的不连续性可能由劈理的折射作用引起。随后，一些研究者认为该接触面是一种重要的伸展拆离（Chen等，1990；Wang等，1997；Guillot等，1998），而其他研究者却在接触面记录了脆性和韧性构造组构，他们认为这种关系是一种发生了有限置换作用的不整合（Lee等，1998，1999）。北喜马拉雅的其它地区，本文仅仅详细研究了Ladakh Morari错的片麻岩岩穹，可比较的深层构造-浅层构造接触面以具有特征明显的伸展构造为标志，包括与藏南断层系基底拆离相似的、位于近似平行的糜棱岩剪切带之下的脆性断层（Guillot等，1997；Steck等，1998）。

上述这种构造关系以及北喜马拉雅的地貌学特征，与北美西部的变质核杂岩具有惊人的相似性（Coney，1980），为此，Chen等（1990）提出Kangmar岩穹与北美西部变质核杂岩的成因相似。Burchfiel等（1992）提出，所有北喜马拉雅片麻岩岩穹都可能是变质核杂岩。一些研究者接受了这种解释（Wang等，1997；Guillot等，1998），但是其他研究者却反对。Burg等（1984b）提出Kangmar岩穹是Gyirong-Kangmar逆冲断层在一种简单的对冲断层或双重逆冲系的基础上发展起来的一种断层-挠曲褶皱。在

-20-

INDEPTH深部地震反射剖面解释的基础上，Hauck等（1998）认为这些岩穹与在低喜马拉雅基底逆冲断层基础上发展起来的一种对冲断层或双重逆冲构造有关。相反，Makovsky等（1999）则认为这些岩穹与沿一向北倒（南倾）的反向逆冲断层系基础上发展起来的双重逆冲构造有关。Lee等（1999）明确反对变质核杂岩模式和双重逆冲构造模式，他把Kangmar伸展组构的形成解释为：中地壳深度的纵向减薄作用与横向伸展作用和在深部地壳级别的底侵作用与加厚作用之间维持一种稳定的地幔楔几何学或动力学平衡的结果。Edwards等（1999）提出暴露在Kangmar的拆离作用是一个区域性的重要构造（Karo-La滑离作用），因为它已经被不连续的花岗岩深成体侵位形成穹状凸起而出露在几个不同的北喜马拉雅片麻岩岩穹的核部。

第三类：藏南断层系北部的纵向正断层 在遍及喜马拉雅峰北部和印度河-雅鲁藏布江缝合带南部的广大地区，零星地出露了缺乏伸展特征的大约东向北倾的正断层。尽管不知道其置换历史，但几个这样的正断层其地表延伸可达几十公里。北西部喜马拉雅Ladakh地区一个通过第三类断层（即藏南断层系北部的纵向正断层）的大规模的覆瓦扇横剖面中，Steck等（1998）填制出了Dutung-Thaktote伸展断层带，表明这种构造组合是造成近16Km伸展距离的原因（Girard等，1999）。

最南部，新生代山间盆地是很普遍的，尽管许多裂谷盆地通常与下文描述的北倾断层有关，但至少有一些是与第三类断层（即藏南断层系北部的纵向正断层）有关的超拆离盆地（supradetachment basin）。中南部的Gyirong盆地是这种盆地的最好例子（图3，Burchfiel等，1992）。Gyirong盆地地层总厚度大约为1Km，包括被中新世（？）-更新世冲积、崩积和湖积地层覆盖的基底巨角砾岩沉积物（Chen，1981；Wang等，1981；Mercier等，1987）。沿Gyirong盆地南缘，很好地出露了该盆地的主要生长断层，它以一种向东走向的、倾角42℃的正断层形式将源自下盘的巨角砾岩席和其它盆地地层置于沉积序列侏罗纪灰岩之上（Burchfiel等，1992）。虽然这种野外关系要求这种特殊断层的起始年龄为中新世-上新世，但仍然不知道大多数第三类伸展构造例子的起始年龄。

第四类：藏南裂谷系 20世纪70年代，高原通过卫星图象识别出了一系列重要的北向裂谷，藏南地震活动性表明东西向伸展是高原地区现代变形的主要模式（Molnar and Tapponnier，1975，1978；Ni and York，1978）。

因为高原的演化模式一般把东西向伸展归因于高原达到其最大高度之后的重力扩张，所以对高原抬升时间的争论常常围绕东西向伸展的起始年龄展开。在对裂谷侧翼岩石冷却历史估计的基础上，多数论文提出高原到达最大高度的年龄大约在8Ma（Harrison等，1992，1995a；Molnar等，1993）。然而，尼泊尔北中部高原地区的云母

40

Ar/39Ar冷却年龄却提供了一个东西向伸展的最小年龄，这种年龄暗示了

14Ma之前的高原隆升（Coleman and Hodges，1995；Searle，1995）。Harrison等（1995a）发布了来自尼泊尔的证据，认为“一个狭窄造山带的初期崩塌”先于高原的发展，他甚至主张Thakkhola地堑与更北部地堑具有不同的形成机制，因为Thakkhola地堑似乎在8Ma之前就已经在活动。实质问题是目前有关地质年代学的数据太少，进而不能

-21-

证明高原隆升的起始年龄的假设是否正确。我们没有理由去相信诸如在藏南对少量东西向伸展特征的定年结果是最老的结论。即使我们最终获得了高原东西向裂谷作用时间的全面知识，但这对了解关于高原隆升的重要性也并不是直接了当的。从地球动力学意义上，在高原隆升和东西向伸展之间具有一种直接关系是符合实际情况的（England and Houseman，19；Houseman and England，1993b；Royden等，1997），而东西向伸展原因的其它解释却是似是而非的（McCaffrey and Nabelek，1998）。而且，支持前中中新世（甚至前新喜马拉雅阶段）一部分高原发生隆升的证据也在逐渐增多（如Chung等，1998）。

第五类：藏南断层系南部喜马拉雅的新构造特征 沿喜马拉雅南翼的构造地貌揭示了一个主前沿逆冲系北部新构造特征的值得注意的序列。它们包括一些具有相对直的地形特征的北西向断层及右行、正向运动的证据，但是，填制在低喜马拉雅中的新构造特征一般主要是西到北西走向、陡峭地向北或向南倾斜的正断层（Nakata，19；Yeats等，1992）。虽然沿主边界逆冲系集中了大量表面痕迹，在低喜马拉雅带和高喜马拉雅带内部也已经填制出了这些特征，但是我们对这些断层的年龄范围、位移总量和全面的构造意义的了解仍然相当贫乏。

主要的平移断层：尽管平移断层在的形成发展过程中扮演了一种基础作用（Molnar and Tapponnier，1975；Peltzer and Tapponnier，1988；Armijo等，19；Avouac and Tapponnier，1993），但在最南部和喜马拉雅地区却填制得相对较少。研究程度最好的平移断层是Karakoram断层，从北西部的Pamir到Gurla Mandhata（藏南较大的北喜马拉雅片麻岩岩穹之一，图3），Karakoram断层沿北西走向延伸超过了1000Km。虽然识别出了贯穿张力部分和贯穿压力部分，但许多水平错距的地形和地质特征显示，沿Karakoram断层占优势地位的位移是右旋的（Searle等，1998）。Peltzer and Tapponnier（1988）在提出的花岗质岩石偏移距相关性的基础上，推论出一个大约1000Km的右行位移量，而Searle（1996）却怀疑这种相关性，认为其位移量＜150Km（Searle等，1998）。Avouac and Tapponnier（1993）用偏移距的地形特征对Karakoram断层估计的现代滑动速率为3.2cm/yr。如果按照这种速率在时间上向后外推，断层并不需要老于4Ma（Searle，1996）。另一方面，Searle等（1998）假定了一个大约11Ma起始年龄，这暗示Avouac and Tapponnier（1993）过高估计了滑动速率或实质上滑动速率随时间加快了。

一些研究者赞成藏南断层系具有大规模的右行位移，在一些情况下，与正常滑动相比，更应该强调平移断层滑动的重要性（Steck等，1993a）。许多来自高喜马拉雅带下盘构造组构轨迹的证据，如Pecher（1991）记录到的尼泊尔中部高喜马拉雅序列中占优势的线性旋转（从层序中部的大约向北走向到层序顶部靠近藏南断层系基底拆离部位的几乎向东走向）。在Pecher研究区的西部Annapurna山脉，Coleman（1996）在藏南断层系发现了正常的、左旋的（不是右旋的）位移证据。

虽然印度河-雅鲁藏布江缝合带形成于始新喜马拉雅阶段，但也有在整个新喜马拉雅阶段发生断层活化和新断层系形成的充实证据（如上文描述的反向逆冲断层，Searle，1986；Ratschbacher等，1994；Yin等，1999）。在藏南的地质研究论文中，对沿缝合带

-22-

（尤其在中部、东部喜马拉雅地区）的平移断层作用，普遍地没有引起足够的重视（如Yin等，1999），但这在上新世-全新世期间却是极端重要的（Tapponnier等，1986）。也许，这种动力学最强有力的证据是横过印度河-雅鲁藏布江缝合带在新喜马拉雅阶段裂谷系统模式的变化（图2）：在，没有主要的裂谷系统延伸横过印度河-雅鲁藏布江缝合带（即缝合带没有中断），许多裂谷被缝合带截断，并且裂谷的走向一般与缝合带南部的喜马拉雅岛弧垂直，但却很少到达北边。在造山带东经84℃-℃剖面中，裂谷模式与边界附近几十公里的右旋偏移距一致，但是，在我的知识体系中，近来并没有进行缝合带新构造演化方面调查的尝试。

4 喜马拉雅碰撞后缩短量的估计

古地磁记录表明，碰撞早期以来，印度板块持续地向北相对于运动，并呈一种明显的反时针方向旋转（Patriat and Achache，1984；Klootwijk等，1992）。在此期间，印度次和稳定的欧亚在喜马拉雅-造山系西部大约缩短了1800Km，在东部也有2750Km的缩短量（Dewey等，19）。这种收缩必须与喜马拉雅和的缩短以及通过侵蚀、俯冲、东向挤出（Tapponnier等，1982）和（或）下部岩石圈的陷落而从该造山系除去岩石圈相适应（England and Houseman，1988）。在研究喜马拉雅和大地构造的学生中，这些过程的相对重要性引起了激烈争论，这主要是因为每一种假说都很难用一种定量的、有意义的方法进行测试。

对喜马拉雅地壳缩短总量的估计提供了这种问题的一种例子。早期对缩短总量的估计是通过几百到上千公里的变化范围来进行的（Seeber等，1981；Lyon-Caen and Molnar，1983；Molnar，1984）。Coward等（1988）对巴基斯坦低喜马拉雅和亚喜马拉雅带的薄皮褶皱和逆冲带采用平衡剖面法研究后表明，其最小缩短量在470Km左右。他们赞成另外的150Km缩短量应该与低喜马拉雅带和主地幔逆冲带之间的构造相适应。他们对总缩短量（大约620Km）的估计很大程度上依赖于假定发生在主、主边界和主前沿逆冲系的基底逆冲断层基础之上的滑动总量。因为通过这些构造体系没有与之匹配的构造地层单元，这种假定在很大程度上是推测性的。对印度Kumaun地区，Srivastava and Mitra（1994）估计在主逆冲系和喜马拉雅前沿之间的缩短总量为414-550Km。虽然这种范围能够与Coward等（1988）提出的缩短量进行很好的对比，但是它却包括了一个对沿Almora异地岩体基底逆冲断层的滑动总量的限定条件极差的估计。尼泊尔西部，DeCelles等（1998b）计算了横过低喜马拉雅和亚喜马拉雅带具有大约228Km的缩短量。尼泊尔东部，Schelling（1992）估计低喜马拉雅和亚喜马拉雅带之间仅仅只有70Km的缩短量，但却推论主逆冲系有245-280Km的缩短量。

虽然没有进行过恢复高喜马拉雅带内部应变方面的尝试，但在Ladakh-Zanskar和藏南带中极好的地层学条件，却为计算藏南断层系和印度河-雅鲁藏布江缝合带之间的总缩短量带来了许多尝试。在南部，象Gyirong-kangmar逆冲断层这样的特征是有疑问的，因为它的下盘和上盘岩石的地层学特征不能与该断层匹配。尽管如此，

-23-

Ratschbacher等（1994）估计横过带的缩短量大约有258Km。Ladakh-Zanskar地区带的内部应变危及了定量估计缩短量的可靠性，但Searle等（1997a）还是提出了150-170Km的最小缩短量。结合所有对喜马拉雅北、南两翼缩短量的估计，在前陆地区和印度河-雅鲁藏布江缝合带之间具有一个465-808Km范围的缩短总量是可能的。然而，这些估计大多数都忽略了高喜马拉雅和印度河-雅鲁藏布江缝合带内部的收缩变形和整个造山带的伸展变形。根据给定的喜马拉雅基底逆冲断层至少延伸到（甚至实际上更远）印度河-雅鲁藏布江缝合带的表面痕迹北部的地球物理证据（ITSZ，图3）（Hauck等，1998），以及印度北缘俯冲到地幔深度的岩石学证据（O’Brien等，1999）来推测印度板块和欧亚过去50Ma以来大约1/3-1/2的总会聚量是通过喜马拉雅地区的缩短作用来调节的，事实表明这种推论似乎是合理的。

5 中生代-第三纪的变质历史

喜马拉雅地区的变质作用也可分为原喜马拉雅阶段、始新喜马拉雅阶段和新喜马拉雅阶段。在西喜马拉雅的印度河-雅鲁藏布江缝合带，原喜马拉雅阶段的变质作用产生了蓝片岩相的零散例子（Shams，1980；Honegger等，1982）。只有Ladakh地区的样品进行了一些详细研究，估计它们变质条件范围是：温度350℃-420℃，压力：9-11Kbar（Honegger等，19）。少量同位素年龄对喜马拉雅蓝片岩相变质作用是有用的。有限的K-Ar和40Ar/39Ar数据提供的冷却年龄范围在67-100Ma（Desio and Shams，1980；Maluski and Schaeffer，1982；Maluski and Matte，1984；Honegger等，19），沿巴基斯坦主地幔逆冲断层分布的高压岩石中角闪石-多硅白云母矿物Rb-Sr等时线产生了77-79Ma的冷却年龄（Anczkiewicz等，1998b）。

构造上最深的Kohistan-Ladakh岛弧岩石中出现的原喜马拉雅阶段高压（＞10Kbar）变质作用是直接位于主地幔逆冲断层之上的石榴石麻粒岩和退变质的榴辉岩（Jan and Howie，1981；Le Fort等，1997；Rolfo等，1997）。虽然这种变质作用普遍地被认为是发生在岛弧环境而不是发生印度板块-欧亚碰撞环境，但这并没有得到地质年代学方面的证实。Shyok缝合带北部的Karakoram地体中，通过独居石U-Pb定年确定Karakoram岩基围岩的角闪岩相变质作用发生在Ma，这可能代表了Kohistan-Karakoram地体碰撞对变质作用的影响（Fraser等，1999）。

最老的、记录最好的始新喜马拉雅阶段变质组合是西喜马拉雅的高压-超高压榴辉岩。巴基斯坦Kaghan峡谷上游，在被肢解了的铁镁质岩墙和岩床中出现了榴辉岩相组合（这种岩墙和岩床侵入到了推测的、紧接主地幔逆冲断层下盘的高喜马拉雅带火成片麻岩和副片麻岩中）（Pognante and Spencer，1991）。最近O’Brien等（1999）通过对一个采自Kaghan峡谷上游样品的绿辉石中柯石英包体的鉴定，首次记录了喜马拉雅的超高压变质作用（大约680℃，27Kbar）。Sm-Nd和U-Pb地质年代学结果表明巴基斯坦的榴辉岩相变质作用发生在44-49Ma（Tonarini等，1993；Spencer and Gebauer，1996）。在Morari错岩穹，包含榴辉岩相组合的、在岩性上相似的岩墙和岩床指示了大约20Kbar

-24-

和580℃的P-T条件，并显示了蓝闪石（稳定性范围大约在11Kbar和570℃）发生退变质的证据（De Sigoyer等，1997）。相似的始新喜马拉雅阶段P-T演化可由相关的变沉积岩推论得到（Guillot等，1997）。Morari错榴辉岩的Lu-Hf、Sm-Nd矿物-全岩等时线表明变质作用高峰大约出现在55Ma（De Sigoyer等，1998）。

除Morari错岩穹核部片麻岩的角闪岩相变质叠加证据以外（De Sigoyer等，1997），在高喜马拉雅带（至少从东部的尼泊尔Arun峡谷（图2）到到西部的Nanga Parbat山系）的片麻岩中还存在一个早期、高压、角闪岩相到麻粒岩相变质事件的大量证据（Hodges等，1988a；Pecher，19；Guillot等，1999）。尼泊尔中部和东部，由于新近新喜马拉雅阶段的叠加，几乎湮没了始新喜马拉雅阶段变质组合的痕迹，在印度西北部和巴基斯坦，已经对大多数始新喜马拉雅阶段事件进行了十分彻底的研究。巴基斯坦北部形成了最好的麻粒岩相组合（大约9-13Kbar，650-700℃）（Treloar等，19a；Dipietro and Lawrence，1991；Pognante等，1993）。印度西北部的喜马拉雅地区，始新喜马拉雅阶段的变质温度和压力一般较低（大约500-650℃，6-11Kbar，Hodges and Silverberg，1988；Pognante等，1990；Searle等，1992；Metcalfe，1993；Walker，1999；Walker等，1999；Wyss等，1999）。然而，来自Zanskar的Kishtwar窗周围的高喜马拉雅序列样品表明温度高达740℃（Stephenson等，2000）。U-Pb、Sm-Nd年龄暗示Zanskar地区的高喜马拉雅带，始新喜马拉雅阶段的角闪岩-麻粒岩相变质作用发生在渐新世早期（Vance and Harris，1999；Walker等，1999）。

对中部、东部喜马拉雅地区始新喜马拉雅阶段变质作用的P-T条件的估计不是很可靠的。一般而言，根据构造层次的不同，高喜马拉雅带岩石角闪岩相组合的压力范围可能是4-10Kbar，温度范围可能是475-700℃（Brunel and Kienast，1986；Hodges等，1988b，1993，1994；Pecher，19；Pognante and Benna，1993；Vannay and Hodges，1996）。在正好位于Makalu东部的Kharta地区（图2），在主逆冲系上部边界断层之上，Lombardo等（1999）发现了存在始新喜马拉雅阶段榴辉岩相组合的证据，现在认为在新喜马拉雅阶段麻粒岩相组合完全达到了再平衡。在尼泊尔中部，高喜马拉雅序列的片麻岩和新喜马拉雅阶段的淡色花岗岩常常包括两类第三纪的独居石，一类属于渐新世早期，另一类属于中新世（如Hodges等，1996；Coleman，1998），较老一组年龄可能代表了始新喜马拉雅阶段的变质作用。藏南Dinggye地区（图2），Hodges等（1994）在高喜马拉雅序列最上部收集到了始新喜马拉雅阶段变质岩石的一个极为罕见的原始岩套，其角闪石40Ar/39Ar冷却年龄属于晚渐新世。

高喜马拉雅带、低喜马拉雅带在构造上更高的部分、北喜马拉雅带在构造上更低的部分以及北喜马拉雅片麻岩岩穹的变质核部都包含一个新喜马拉雅阶段变质作用的记录。虽然Kangmar杂岩是一个显著的例外，但总体说来，对片麻岩岩穹在新喜马拉雅阶段热历史的了解并不是很清楚。基于岩相学证据，Chen等（1990）报道了Kangmar杂岩的多期变质作用，Guillot等（1998）对片麻岩岩穹中的高级变沉积岩推论出了一个三阶段的变质演化历史：⑴早期低温角闪岩相变质事件（8.3-8.8Kbar，500-550℃）；⑵一个更高温度的角闪岩相变质事件（7.2-7.4Kbar，600-650℃）；⑶晚期退变质事件

-25-

（3.4-4.5Kbar，500℃左右）。对保存在Kangmar（蓝晶石-石榴石）的包括全部变质级别范围的热压力研究结果表明，蓝晶石-石榴石岩石高温变质作用的P-T估计略有不同（大约8.5Kbar，625℃左右），对石榴石变质级岩石的温压估计范围是：大约3.75Kbar，400℃左右（Lee等，1999）。在Maluski等（1988）报道40Ar/39Ar年龄基础上，Chen等（1990）和Guillot等（1998）推断Kangmar变质高峰年龄是中新世早期。然而，Gans等（1998）在Kangmar提出的40Ar/39Ar年龄分类系统是相当复杂的，要了解Kangmar杂岩和其它北喜马拉雅岩穹的热演化历史，要求通过采用其它测年体系（如U-Pb）来获得更多的地质年代数据。

高喜马拉雅和低喜马拉雅序列都显示了相反的新喜马拉雅阶段变质梯度（Heim and Gansser，1939；Le Fort，1975；Pecher and Le Fort，1986），但它们二者并不具有相同的年龄。在高喜马拉雅带，主逆冲带顶部的逆冲断层附近，泥质岩包含典型的蓝晶石级变质矿物组合。随着更高构造层次的逐渐增多，矿物组合先是Sil+Ms，然后是Sil+Kfs，最后是Sil+Kfs±Crd（Pecher，19）。多数剖面中，夕线石等变线一般与泥质组分岩石中深熔淡色体的首次出现相符，并且在上部剖面中，淡色花岗质熔体比例有所增加。然而，在尼泊尔北中部Annapurna山脉岩组Ⅰ底部附近的蓝晶石带中鉴别出了含蓝晶石淡色花岗岩（Hodges等，1996）。一般而言，变质峰温范围从主逆冲系附近的500-550℃到高喜马拉雅序列上部的650-700℃（Brunel and Kienast，1986；Le Fort等，1987b；Hodges and Silverberg，1988；Hodges等，1988c；Hubbard，19；Kundig，19；Mohan等，19；Pognante and Lombardo，19；Staubli，19；Pognante等，1990；Swapp and Hollister，1991；Inger and Harris，1992；Searle等，1992；Spring and Crespo-Blanc，1992；Hodges等，1993；Lombardo等，1993；Metcalfe，1993；Pognante and Benna，1993；Macfarlane，1995；Treloar，1995；Winslow等，1995；Vannay and Hodges，1996；Davidson等，1997；Lombardo等，1999；Vannay and Grasemann，1998；Manickavasagam等，1999；Walker，1999；Walker等，1999；Wyss等，1999）。具有深熔作用的角闪岩相到麻粒岩相变质作用的临时组合为高喜马拉雅序列颠倒了的变质梯度提供了一种直接的定年方法。高喜马拉雅带主要的露头带中淡色花岗质熔体可靠的年龄范围是23-12Ma，这表明新喜马拉雅阶段变质事件的延续时间很长。在喜马拉雅造山带任一共生地区，新喜马拉雅阶段的变质事件可以延伸到中新世早期甚至更新世（Smith等，1992；Zeitler等，1993；Wheeler等，1995；Winslow等，1995，1996；Burg等，1998；Schneider等，1999a，1999b）。

由于晚新喜马拉雅阶段主逆冲系构造的滑动搅乱了早-中中新世的高喜马拉雅带变质岩和具有不同变质历史的低喜马拉雅岩石，导致主逆冲带的变质研究是相当复杂的（如Brunel and Kienast，1986；Hubbard and Harrison，19；Macfarlane等，1992）。主逆冲系顶部断层附近的低喜马拉雅序列变泥质岩具有Grt+Bt+Ms±St的变质组合特征（Pecher and Le Fort，1986；Macfarlane，1995；Vannay and Hodges，1996）；在该构造层次中报道了含蓝晶石和夕线石矿物组合（Hubbard，19；Vannay and Grasemann，1998），这可能代表了高喜马拉雅岩石（而不是低喜马拉雅单元）在构造上

-26-

的一种不连续。在更深的构造层次上，低喜马拉雅从石榴石、黑云母到绿泥石变质级的变质组合范围逐渐增多（Pecher and Le Fort，1986）。最近对低喜马拉雅序列岩石中的变质独居石Th-Pb离子探针定年结果表明，低喜马拉雅序列颠倒了的变质作用是一种晚中新世-上新世现象（Harrison等，1997b；Catlos等，1999）。

已经提出了大量模式来解释高喜马拉雅出现的等变线和变质梯度的明显倒转。Le Fort（1975）提出了一个非常有影响的假说，即沿主逆冲系高喜马拉雅异地岩体的置换作用导致低喜马拉雅下盘的变质作用和上盘的“致冷作用”发生倒转。随后，考虑到时间因素的逆冲岩席置换作用的热模式对Le Fort模式提出了怀疑（Shi and Wang，1987；Ruppel and Hodges，1994）。Jaupart and Provost（1985）提出高喜马拉雅序列顶部附近的高温可能与高喜马拉雅和单元的一种热传导性差异有关，这种传导性差异结果导致热量集中在接触面附近。然而，在不考虑下盘发生高级变质作用期间上覆岩石的热特性等问题后发现，变质后的置换作用很大程度上对藏南断层系是一种脆性拆离。这些模式沿主逆冲系所引起的剪切加热作用在任何时候都是很普遍的（Bird等，1975；England等，1992），但这些模式并没有对主逆冲系上盘出现的高温矿物组合（实质上位于主逆冲系之上的构造层次中）作出解释。

横卧褶皱作用模式也许适用于Zanskar西部，但要证实在喜马拉雅其它地区定义发生褶皱作用的等变线是很困难的。高喜马拉雅序列中的多数等变线并不与构造不整合面相符，因此可以设想不连续的先存等变线的逆冲叠瓦作用是造成倒转变质作用的原因。目前，最多的看似真实的假说似乎涉及到了高喜马拉雅序列的分散剪切作用。在一系列的研究论文中，Huerta and Coworkers（Huerta等，1996，1998，1999）提出主要的壳内剪切带（如主逆冲系）下盘物质的增生与高构造层次上盘物质的侵蚀是同时代的，在上盘具有从最近最重要的剪切活动面迁移来的温度最大值，从而可能产生使热构造颠倒过来的现象。当在增生物质中产生高的放射成因热时（高喜马拉雅序列是一个明显的例子），可能就具有这种构造（Jaupart and Provost，1985；Pinet and Jaupart，1987）。如果这种模式可适用于高喜马拉雅的倒转现象，那么这应该要求高喜马拉雅带（至少岩组Ⅰ泥质片麻岩）是增生杂岩的陆内同期地层（连续发生了超过百万年变形作用）。高喜马拉雅带在运动学上复杂的、全面的剪切流动（可以远至不丹（Grujic等，1996）和印度西北部（Grasemann等，1999））记录支持了这样一种构造热历史。

没有修正的Huerta等模式不能对晚中新世-上新世低喜马拉雅最上部发生颠倒了的变质作用提供满意的解释。这种现象与主逆冲系晚期的、无序层序的断层作用有关（Harrison等，1997b）。最近，Harrison等（1997a）为主逆冲系下盘、高喜马拉雅带淡色花岗质深成作用及北喜马拉雅片麻岩岩穹淡色花岗质深成作用中发生颠倒了的变质作用提出了一种热模式。该模式把导致高喜马拉雅带和北喜马拉雅片麻岩岩穹核部淡色花岗岩侵位的部分熔融作用归因于沿滑脱带的剪切加热。高喜马拉雅序列暴露部分的最后侵位及低喜马拉雅下盘的埋藏变质作用与主逆冲系反向冲断层的破裂有关。虽然这种模式无可否认地考虑到了许多有关造山带前新喜马拉雅阶段热构造的特别假定，但是主和主边界逆冲系的几何学以及这种几何学随时间的演化仍然再现了许多

-27-

喜马拉雅变质腹地的地质特征。不幸的是，这与其它特征是不一致的。特别地，它不能预测在高喜马拉雅观察到的发生颠倒了的变质作用（该模式中，在构造上，更高层次的岩石总是比更低层次岩石的温度低），该模式不能解释高喜马拉雅序列暴露部分发生深熔作用的大量证据（该模式中所有深熔作用沿着基底滑脱带进行），也不能对长时间的熔融作用和高喜马拉雅序列在新喜马拉雅阶段的变质作用提供一个现成的解释（它们在时间上与北喜马拉雅片麻岩岩穹的变质作用和淡色花岗质的深成作用重叠）。

值得特别提到的是，在新喜马拉雅阶段晚期，低喜马拉雅序列变质作用的记录结果普遍未得到正确评价。高喜马拉雅序列大量40Ar/39Ar定年数据表明，这些岩石从中新世早期的顶峰条件冷却到中新世晚期-上新世小于350℃温度（高喜马拉雅序列下面的低喜马拉雅岩石）的角闪岩相变质作用（Hubbard and Harrison，19；Maluski等，1988；Vannay and Hodges，1996）。这种时间暗示主逆冲系的顶部断层把晚中新世和上新世位于高构造层次的上盘岩石与同一时间更低构造层次和更高温度的下盘岩石并置在一起。因此，与无序层序的逆冲断层作用相比，观察到的构造关系与晚期的正断层作用具有更好的一致性。值得进一步详尽研究的一种可能情况是在主逆冲系剪切带内变质的低喜马拉雅岩石，它们在上新世-全新世期间，由于主逆冲系顶部断层发生正断层性质的复活而被发掘出来。

6 一种新印象派观点

本文前面的印象派观点代表了造山带研究的一种方法，即从历史观点出发强调了岩性和构造“分类系统”。了解造山带的一种新印象派方法涉及到在一个特殊的时间间隔内，识别出在造山带演化过程中导致发生造山作用的那些过程，并探讨在定义造山带行为时这些作用过程是怎样在一起进行活动的。这里，本文只是强调了研究新喜马拉雅阶段的新印象派方法，但对始新喜马拉雅阶段或原喜马拉雅阶段而言，也应该采用这种相似的方法。

了解新喜马拉雅阶段喜马拉雅造山带行为的任何成功尝试都必须考虑到七个主要过程的同步性：⑴主逆冲系、主边界逆冲系、主前沿逆冲系及次要逆冲断层和褶皱推覆体的南北向缩短作用；⑵造山体系中不同构造层次的南北向伸展作用（尤其是沿藏南断层系和带内部的南北向伸展作用）；⑶约束、印度河-雅鲁藏布江缝合带及北喜马拉雅带的东西向伸展作用；⑷开始于中新世早期（如Harrison等，1996；Hodges等，1996）并至少持续到晚-中中新世（大约12Ma，Edwards and Harrison，1997）高喜马拉雅带的高级变质作用和深熔作用；⑸主逆冲系叠瓦带内及直接位于低喜马拉雅带岩石下面的晚中新世-上新世角闪岩相变质作用（Harrison等，1997b；Catlos等，1999）；⑹喜马拉雅南翼的快速侵蚀作用及碎屑到遥远的最后沉积中心（如Bengal扇）的快速搬运作用；⑺中地壳大规模的熔融作用（Nelson等，1996）。增生楔发展模型及由此推断的造山带同期地层为上述作用提供了一个有价值的力学框架，但它们在预测新喜马拉雅阶段造山作用的某些方面是失败的。没有扩大或修正的增生楔发展模型，①不能

-28-

为藏南断层系（作为中下地壳之间一种主要的水平拆离）的发展和持久性提供一种满意的解释；②不能解释高级变质作用的长期性和位于地幔楔非瞬时位置的深熔作用；③也许最重要的是，它们不能对一旦建立了主要断层系就应该有超过数百万年的活动幕作出预测。例如，主逆冲系至少建立于23-20Ma早期（Hubbard and Harrison，19；Hodges等，1996），但也许在晚中新世-上新世还在活动（Harrison等，1997b），而且还显示了全新世活动的地貌证据（Hodges,K.V.，Hurtado,J.M.，Whipple,K.X.，未公开出版资料）。因为缺乏断层作用的证据而不能排除它是否已经发生，我们不知道主逆冲系的位移是否已经经历了具有相对长的静止时期的准连续或活动幕。然而，我们可以自信地说，这种构造是新喜马拉雅阶段一种相当于占喜马拉雅全部演化历史近40%的造山作用的一个重要特征。藏南断层系也出现了相同情况：虽然在22Ma前藏南断层系就开始活动（Hodges等，1996），但在几个地区却记录了中中新世位移（Edwards and Harrison，1997；Hodges等，1998），并且至少在一个地区还记录了第四纪位移（J.M.Hurtado, K.V.Hodges，K.X.Whipple，未公开出版资料）。

为什么主逆冲系和藏南断层系的活动时间持续如此之长？这些有利于滑动的构造进一步到达增生楔南部而不是永久性地停止下来，它应该可以通过传统的褶皱-逆冲断层带理论进行预测，其答案也许将进一步加深我们对喜马拉雅造山作用的理解。下文的要点在于，考虑到与所有记录到的作用过程的一致性，通过修正经典的增生楔模式来解释高原的地球动力学影响，为新喜马拉雅阶段的造山带行为创立一种有用的模式。

多年来，人们赞成高原加厚、均衡补偿的陆壳在其自身重量下有一种侧向流动趋势（Artyushkov，1973；England，1982；Fleitout and Froidevaux，1982；Molnar and Lyon-Caen，1988；Bird，1991）。在特定的巨厚陆壳和新喜马拉雅阶段高原伸展的地质证据条件下，一种相当流行的观点是伸展作用与重力崩塌有关（England and Houseman，1988，19；Harrison等，1992；Molnar等，1993）。这些模式大多都考虑到了晚中新世在下面下部岩石圈对流拆沉作用的设想（一个在物理上引人注目的但在地质上不可试验的假说）。然而，大量实验表明，中下陆壳的疏导流动对存储在加厚地壳中潜热的驱散作用也是一种可行的机制（甚至缺乏岩石圈拆沉作用）（Bird，1991；Royden等，1997）。藏南部分熔融下地壳的地震证据（Nelson等，1996）为下地壳易于侧向流动的主张提供了支持。

有关扩张作用的大多数论文稿件都集中在高原北部和东部边缘的动力学，集中在调查岩石圈“侧向挤出”的重要性（Tapponnier等，1982；Peltzer and Tapponnier，1988；Houseman and England，1993a；Royden等，1997）；然而，南向挤出的重要性却普遍地未得到正确评价。毕竟，喜马拉雅南翼是高原边缘部分的露头，对它的调查是推论中下地壳行为重要而且直接的方法之一。当我们考虑沿该边缘活动的构造作用和侵蚀作用时，设想目前暴露的高喜马拉雅带是中下地壳最前缘的一个通道，它被上下部的藏南和主逆冲系束缚，并由于高原和印度之间存在一种压力梯度而被向南排出（Hodges and Hurtado，1998；Wu等，1998）。

-29-

值得注意的是，如果这种假说是正确的，出现向南挤出的时间至少持续了20Ma——自主逆冲系和藏南断层系活动的早期阶段以来（Burchfiel and Royden，1985；Burchfiel等，1992）。这种稳定性无疑暗示存在一种由造成能量积累（如与印度板块和欧亚会聚有关的地壳增厚作用）和能量消散（如中地壳的向南挤出作用和沿喜马拉雅前沿的快速侵蚀作用）的所有作用过程间的一种粗略平衡关系限定的动力学稳定状态。不同时间，其中某种作用过程可能比其它作用过程更重要。例如，为了使主逆冲系重新开始滑动（导致下盘“反常的”年轻的变质作用，Harrison等，1997b），和为了使印度河-雅鲁藏布江缝合带与主前沿逆冲系之间发生普遍的南北向缩短作用，快速的能量积累期可能与藏南断层系的静止期一致。快速的能量消散期可以通过藏南断层系加速了的伸展作用、更广大地区的伸展变形作用及沿喜马拉雅前沿更快速的侵蚀作用来识别。上述这些期间的过渡阶段，为在喜马拉雅中相似构造层次交替进行（不超过几百万年时间尺度）的伸展作用和收缩作用提供了最可行的解释（Hodges等，1996）。

仍然不清楚这种行为是否是陆-陆碰撞造山带演化的特征。喜马拉雅和高原形成于一个不同寻常的系统。它们的演化途径与高原之下足够厚的软弱地壳的发展紧密联系在一起。碰撞造山带传统的演化模式适于高原形成以前的喜马拉雅，但它们却不能对高原形成以后造山体系的演化作出足够的解释。因而，虽然普遍存在狭窄造山带的地质记录，但高原并不与之类似；我们建议，在将喜马拉雅作为一个陆-陆碰撞造山带“最有决定性的”例子时，应该赋予一些。最后值得指出的是，喜马拉雅-造山体系也许是一种特殊的案例，而不是一个原始模型，它的意义在于可以作为一种导向来解释其它碰撞造山带的构造演化。

另一方面，喜马拉雅和也许是探索反馈指示一种碰撞体系行为的构造作用、热作用和侵蚀作用之关系的最可利用的实验室。例如，足够年轻的造山带在时间上能够向后推断出现代的侵蚀模式，足够老的造山带显示了磨拉石盆地（具有早期历史的大量沉积记录）的地面露头。而且，喜马拉雅的现代山岳形态学可能是大量新第三纪-第四纪山脉的全部特征，在一些地区，由于侵蚀面足够深，导致一些中地壳物质暴露在高喜马拉雅带，并且在Kohistan、Kaghan河谷上游、Morari错岩穹等地，还零散地暴露了下地壳和上地幔残余物。

喜马拉雅和为更深入地研究碰撞造山作用提供了一个充分地利用的机会。如同一些有重大意义的动力学体系，造山带并不是以有规律的行为为特征。我们不能期望详细地研究喜马拉雅很小的一部分就能够建立可以推测整个造山体系的构造热模式。同时，造山体系大区域的普查研究提供了一些粗略数据，它们在测试和改进喜马拉雅-造山作用的现代复杂模式中，实际上是没有意义的。如果目前我们已经知道有关造山体系的行为（即假设我们的模式对诸如侵蚀速率、基岩冷却速率及主要断层系统的分布和位移历史等参数的灵敏度），那么我们对喜马拉雅-造山作用了解的主要进展将取决于发展强有力的数据（低于1Ma的时间尺度和不超过几十公里的长度尺度）。除足够的细节描述之外，将来，我们最好结合构造地质学、地质年代学、岩石学、地貌学和大地测量学等各种学科对喜马拉雅-造山带进行综合研究。例如，高喜马拉雅带内片

-30-

麻岩区P-T演化的详细研究浪费了填图和地质年代学方面的努力，因为它们没有详细地协调好填图和地质年代学所提供的构造和时间范围。

21世纪初期，我们必须有对特殊地区收集详细的、全面的数据的耐心，并坚持重复这种工作直到作为一个整体来看，已经有足够的地区被赋予了定义造山体系的演化特征为止。如果要建立了统一的造山理论，我相信它将来自于对不同尺度的变形作用、热作用及侵蚀作用的空间和时间模式的仔细地分析。

几条主要逆冲断层系的区别

主逆冲系（MCTS） 主边界逆冲系（MBTS） 主前沿逆冲系（MFTS） 主要特点 复杂的、多期变形历史，活动年龄离散， 倾角较浅（＜35°）区域性北倾 露头稀少，到达MBTS、MCTS根部的低角度基底逆冲断层 滑移量 最小几十公里到最大150-250公里 仍然不清楚其逆冲总量，但至少有几十公里 不清楚 活动时间 中新世早期开始活动，现代仍在活动 晚中新世-上新世 上新世-全新世，但没有直接地质证据

-31-