班公湖_怒江缝合带作为冈瓦纳大陆北界的地质地球物理证据

1、班公湖 怒江缝合带作为冈瓦纳大陆北界的地质地球物理证据潘桂棠 , 朱弟成 , 王立全 , 廖忠礼 , 耿全如 , 江新胜(国土资源部 成都地质矿产研究所 , 四川 成都 610082摘 要 :迄今对冈瓦纳大陆北界的位置还存在激烈争论 。 项地质地球物理研究工作的深入开展 , , 大陆北界和评价班公湖 早期有关冈瓦纳大陆北界不同观点的基础上 , 的地质和地球物理资料出发 , 重点介绍了班公湖 , 认为班公湖 关键词 :新资料 ; ; 班公湖 怒江缝合带 ; 冈瓦纳大陆北界:A 文章编号 :10052321(2004 04037112收稿日期 :20040702基金 项 目 :973项 目 “印

2、度 与 亚 洲 大 陆 主 碰 撞 成 矿 带 作 用”(2002C B412600 下 属 课 题 “成 矿 潜 力 评 估 与 战 略 新 区 预 测”(2002C B412600 ; 中国地质调查局 “ 青藏高原南部空白区基础地质础地质综合研究” 工作项目 (200313000025作者简介 :潘桂棠 (1941, 男 , 研究员 , 博士生导师 , 长期从事 大地构造及区域地质研究。 班公湖 , 向东经改则 、 东巧 、 丁青 、 嘉玉桥至八宿县的上林卡 , 经左贡扎玉 、 梅里雪山西坡与昌宁 孟连带相通 (图 1 , 再向南 与泰国清迈 清莱带和马来西亚的劳勿 文冬带相 接 , 连绵

3、 3000多 km 。 不但在青藏高原的地质构造 ,而且在深部地球物理反映的岩石圈结构和组成上都是一条非常重要的分界线 。当前 , 中外地质 、 地球化学 、 地球物理学家对青 藏高原岩石圈的结构和组成 , 已经取得了比较一致 的认识 , 即它是由冈瓦纳大陆北部边缘和亚洲大陆 南部边缘裂离出来的具有不同构造属性的原始地壳 块体共同建造起来的 , 这些块体在性质上属于相邻 古老地盾或地台的大陆边缘的构造裂离碎块和塑性 带 , 在经过特提斯洋两侧沿古大陆边缘不同时期的裂谷作用或弧后扩张 、 弧后盆地的萎缩消减以及弧陆 、 弧 弧 、 陆 弧碰撞后 , 形成的一系列碰撞造山带 。因而正确认识冈瓦纳大

4、陆的北界 , 对青藏高原构造格局 、显生宙特提斯演化和古地理重建具有重要意 义 。 但迄今为止 , 人们对冈瓦纳大陆的北界到底是可可西里 金沙江带 、 雅鲁藏布江带 , 还是班公湖 怒江带存在激烈争论 。近年来 , 随着研究的深入 , 大量地质 、 地球化学 、 地球物理资料的获取给重新认识冈瓦纳大陆北界这 一问题带来了新的机遇 。本文的主要目的 , 是在回 顾早期冈瓦纳大陆北界不同观点的基础上 , 展示近 年来在青藏高原地质调查研究中所取得的大量地质和地球物理资料 , 提供班公湖 怒江缝合带作为冈 瓦纳大陆北界的证据 。 1 冈瓦纳大陆北界的早期观点回顾 对冈瓦纳大陆的北界 , 中外地质学家

5、曾进行过 大量研究 , 观点比较多 , 争论也比较激烈 , 综合起来 主要存在三种不同观点 :(1 冈瓦纳大陆北界在昆仑山南缘及其以北 。 常承法等 (1974 认为 3, 喜马拉雅及以北的冈底斯 念青唐古拉山 、 唐古拉山 、 昆仑山以及阿尔金山等 的形成 , 可能都是从冈瓦纳大陆北缘裂解出来的小 板块 , 由北而南从老到新或经历加里东 、 海西 、 印支 、第 11卷 第 4期2004年 10月 地学前缘 (中国地质大学 , 北京 Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing V ol. 11N o.

6、4Oct. 2004 燕山及喜马拉雅期相继与欧亚大陆南线碰撞的结 果 , 因此 , 冈瓦纳大陆北界应在昆仑或阿尔金以 北 3。另外一些学者认为 46, 受全球气候控制 , 从北 部赤道带到南部温带 , 晚古生代生物群呈多样性梯 度变化 , 其间不存在一个代表消失大洋的缝合带作 为不同生物区系间一贯分隔的标志 , 现今青藏高原 及邻区连同华北 、 华南 、 扬子及印支等地块均为晚古 生代冈瓦纳大陆的北部边缘 , 各地块间为浅海或不 连贯 、 规模不等的小洋或裂陷槽所分隔 , 因而认为冈 瓦纳大陆的北界应在塔里木 华北地块北侧 。 (2 冈瓦纳大陆北界在龙木错 双湖 澜沧江 及其以北 。范影年 (

7、1985 、 李兴振等 (1990 主要根 据动物群面貌的分布特点 , 认为龙木错 冈玛错 双湖 澜沧江缝合带是冈瓦纳大陆北界 7,8。李才 等 (1995 、 鲍佩声等 (1999 根据冰海杂砾岩 、发 ,(2000 , 认为羌塘地 /地体 , 其 , 分界线在霍尔 巴错 西亚尔岗地壳对接带 11。而王乃文 (1984 从古生物地理区系出发 , 对中 国晚古生代的生物地理区系进行了分析 , 认为羌塘 印支陆块是冈瓦纳大陆的北缘 12。梁定益等 (1994 在研究早二叠世冈瓦纳北缘的构造古地理和 杂砾岩成因时 , 也将金沙江带作为冈瓦纳大陆的北 界 13。还有部分学者认为 14, 由于羌塘地块

8、北部或东 部 (即昌都地块 及兰坪 思茅地块晚古生代明显亲 扬子地块 , 应归于古特提斯洋北侧或欧亚大陆南缘 的小地块群 , 而拉萨地块 、 保山 西布马苏地块等是 冈瓦纳大陆北缘裂解下来的小地块群 , 它们分别构 成古特提斯南或北部的岛群 。因此 , 冈瓦纳大陆北 界不越过 “ 龙木错 双湖 昌宁 澜沧江” 一线 。 (3 冈瓦纳大陆北界在班公湖 怒江缝合带及 其以南 。一些学者 1517认为 , 石炭二叠纪或早二 叠世的特提斯为泛大陆东侧楔形大洋或泛大洋的一 个巨大海湾 , 北侧为现欧亚大陆南缘的印支 、 扬子 、 华南及华北地块等 , 南侧为现伊朗 、 阿富汗中部 、 西 藏 、 滇西及

9、东南亚西部等 , 即著名的 “基墨里大陆” , 因而基墨里大陆的北界就是冈瓦纳大陆的北界 。 这 与冈瓦纳大陆的北界是班公湖 丁青 怒江缝合带 的认识 1821是一致的 。也有学者从古植物区系关系 22、 构造关系 23,24以及地层学关系 25出发 , 将冈底斯山归属于亚洲古 陆南缘 , 喜马拉雅置于冈瓦纳古陆内部 , 认为印度河 雅鲁藏布江缝合带是印度地块与亚洲地块碰撞前 的界线 , 提出冈瓦纳大陆在西藏境内的北界应为雅 鲁藏布江缝合带 。少数学者根据晚古生代化石生物群的混生以及 晚古生代到三叠纪蛇绿岩或蛇绿混杂堆积形成的构 造环境可能多是拉分或红海型小洋盆 , 认为当时不 存在广阔深邃的

10、古特提斯洋 ,盆 、 海湾相间的构造格局 , (所谓浅 水特提斯 , , , 根本就 26,27。, 有时即使是同一学者在不同 。究其原因 , 人们常常把冈瓦纳 大陆北界与生物分区界线联系起来 , 有时即使考虑 到了除生物群之外的其它证据 , 也很不全面 , 并且多 数相关资料都是 20世纪七八十年代获得的 , 资料的 不系统性给本来就非常复杂的冈瓦纳大陆北界问题 的正确认识带来了更大难度 。对班公湖 怒江缝合带在青藏高原地质研究中 所处的重要地位 , 笔者早在 20年前就进行过初步讨 论 19, 其中有些至今仍可以得到地质和地球物理的 验证 。 近年来 , 随着青藏高原空白区基础地质调查 的

11、开展以及各项地质地球物理研究工作的深入 , 已 经积累了大量新的地质和地球物理资料 , 这些资料 为重新认识冈瓦纳大陆北界和评价班公湖 怒江缝 合带在青藏高原地质研究中的地位和作用带来了新 的机遇 。 本文下面主要利用近年来获得的各种地质 和地球物理资料 , 提供班公湖 怒江缝合带作为冈 瓦纳大陆北界的相关证据 , 以供讨论 。2 班公湖 怒江缝合带作为冈瓦纳大 陆北界的地质证据 近年来 , 随着青藏高原空白区基础地质调查的 开展以及地质研究工作的深入 , 大大提高了人们对 青藏高原地质状况的认知水平 , 对班公湖 怒江缝 合带也同样如此 。我们多年来的研究发现 , 在班公 湖 怒江缝合带南北

12、两侧 , 地质演化历史有着重大 差异 , 体现在以下几个方面 。( ( 373(1 基底差异 。 南昆仑蛇绿混杂岩带以北 , 为前 寒武纪秦祁昆变质基底 , 并且中祁连 湟源陆块 、 全 吉陆块 、 柴达木陆块的前寒武组成 、 结构及地质演化 历史与塔里木古陆块有很好的相似性 28。南昆仑 和班公湖 怒江蛇绿岩带之间的羌塘 三江地区 ,其中的微陆块均是裂离自扬子地台西缘的变质软基底 , 以小块残余 、 强变形变质基底的零星出露为特征 。班公湖 怒江缝合带以南 , 在中元古代 、 新元古代是印度地台的边缘沉积带 29, 在经历了 500600Ma 时的重要构造热事件之后 , 形成角闪岩相和绿片岩

13、相变质岩 , 构成了 “ 泛非期变质基底” , 分布于高喜马拉雅带 。 冈底斯 拉萨地块中可见零星出露的念青唐古拉群 , 常呈构造残体出露于白垩纪或新生代深成侵入体中 。简言之 , 班公湖 怒江缝合带南侧为 5. 5年左右的泛非基底 , 微陆块 , 为 10(2 区 , (除印度盐岭地区 , ,随后长达 5亿年的浅海陆缘沉积 (厚 10000m 以上 与古生代 中生代特提斯洋的扩张有联系 。 从喜马 拉雅到冈底斯北缘 , 出露有奥陶纪 始新世较完整 的沉积序列 , 主要表现为浅水陆缘海的周期性海侵海退过程 , 并且从北喜马拉雅沉积带 (如聂拉木剖面 和冈底斯带 (如申扎剖面 的沉积序列中 ,

14、均已识别出至少有 8次构造 海平面升降变化的海进 /海退 超层序 :在喜马拉雅沉积带 , 中泥盆世 、 早石炭世 、 早二叠世 、 晚二叠世 、 晚三叠世 (诺利克期 ,T 23 、中侏罗 世 、 晚侏罗世 、 早白垩世和古新世的基底砂岩单元 ,标志了每一超层序的初始海进部分 , 接着细碎屑泥页岩及泥灰质单元沉积 , 其上又被海退碳酸盐沉积覆盖 ; 冈底斯带早石炭世 、 中晚石炭世 、 晚二叠世 、 晚 三叠世 、 中侏罗世 、 晚侏罗世 、 中白垩世和古新世的 底界均表现为层序不整合界面 。 从喜马拉雅到冈底 斯 , 上古生界的层序不整合界面有滞后发育的趋势 , 不仅反映出特提斯域中冈瓦纳大

15、陆北缘的海平面变 化 , 而且记录了晚古生代以来的各种伸展不整合事 件 、 特提斯消亡的碰撞汇聚事件以及气候变化等各 种作用过程 。班公湖 怒江带以北的显生宙时期则表现为完全不同的 、 普遍不完整的沉积记录 , 仅在一些扬子板 块分离出来的残余陆块上 , 有的只有晚古生代以来的沉积记录 , 有的只有晚三叠世沉积盖层 , 有的只有 侏罗纪沉积盖层 。沉积盖层特征显示 , 南侧喜马拉雅 冈底斯显 生代基本上均存在连续的海相沉积记录 , 而北侧多 数表现为晚古生代至中生代不完整的沉积盖层 。 (3 多岛弧盆系的时空结构差异 。班公湖 怒 江缝合带以北 , 是早古生代秦祁昆弧 盆系和晚古生 代藏北 (

16、羌塘 三江弧 盆系 (图 1 。早古生代 , 受 原特提斯洋和古亚洲洋的双重制约 , 形成了昆仑山 以北的奥陶纪昆仑多岛弧 盆系 , 塔里木 、 、 、 柴北缘带 、 南 、 , 、 、 消 、 弧 陆碰撞的历史 。 泥盆纪时 , 该区 , 成为华北陆块西南缘的一部 分 , 前锋弧的南面则为特提斯洋 。 羌塘 三江在晚古生代至中生代是弧后扩张 、 多岛弧盆系统发育 、 弧 弧碰撞 、 弧 陆碰撞的演化史 (图 1 。 自昆仑前锋弧和康滇陆缘弧裂离的残余弧 南移到唐古拉山 他念他翁一带 , 构成晚古生代特 提斯洋北侧的唐古拉 -他念他翁前锋弧 , 包括冈玛 错 双湖带 、 北羌塘 、 北澜沧江带

17、 、 昌都 、 兰坪 、 金沙 江 、 中咱 、 义敦 、 甘孜 理塘带等地 , 构成了班公湖 怒江缝合带以北的晚古生代 中生代弧 盆系或多 岛弧造山构造域 。 班公湖 怒江缝合带以南 , 已有证据表明存在 从石炭纪开始转化为活动型大陆边缘的信息 30,31, 中生代是西藏群岛的弧 盆演化史 (图 1 。特提斯 洋南侧的伯舒拉岭 高黎贡山岩浆弧是冈瓦纳晚古 生代 中生代前锋弧 。 前锋弧南侧是晚古生代 中 生代西藏群岛 (冈底斯 喜马拉雅 弧 盆系 , 晚侏罗 世 早白垩世雅鲁藏布江蛇绿岩以及狮泉河 、 申扎 纳木错等蛇绿岩带的发现 , 是目前青藏高原以至 中国大陆内保存最好 、 最完整的蛇绿

18、岩 “三位一体” 组合 , 代表了特提斯洋向南俯冲诱导出的一系列弧 后扩张盆地 。因此 , 在时空结构上 , 班公湖 怒江缝合带以北 的秦祁昆地区是早古代的小洋盆 、 弧后洋盆 , 时代主 要是 3 O , 羌塘 三江地区是晚古生代的小洋盆 、 弧后洋盆 , 时代主要是 C 3 P ; 而班公湖 怒江缝合 带以南主要是 J K 的弧后洋盆 。374 (4 主碰撞造山事件的时空特征差异 。北部羌 塘 三江地区主体表现为上三叠统与下伏地层的不 整合 , 如羌塘地区的上三叠统 (如肖茶卡群 与下伏 石炭 二叠系的造山不整合 , 昌都陆块东侧江达火 山弧与晚三叠世东独组与下伏地层的造山不整合以 及伴随

19、金沙江弧后洋盆向西俯冲的火山岩浆热事件 等 , 秦祁昆地区主体表现为泥盆系与下伏地层的造 山角度不整合 ; 而南部冈底斯地区主体表现为晚白 垩世竟柱山组或设兴组与下伏地层的造山角度不整 合以及随后的白垩纪末 65Ma 左右的印度与欧亚大 陆之间的碰撞造山事件等 。(5 石炭 二叠纪的冰川事件差异 。冰川事件 可分为大陆冰川 、 陆缘冰川和漂浮冰山 。冈瓦纳大 陆及其北侧特提斯洋 , 类似南极大陆及其北侧的南 太平洋 。 西藏空白区填图中已有大量成果 , 对石炭 二叠纪的含砾砂板岩综合分析后发现 ,为大陆冰川沉积 , 印度河 缘海泥石流沉积为主 ,:喜马拉雅带在聂 拉木 , 冈底 斯带在措勤 措

20、麦地区表现为浅海 斜坡含砾砂泥 岩和重力滑塌砂砾岩沉积 。 班怒带北侧羌塘地区为 含砾泥板岩夹硅质岩 , 其中的砾石是来自冈瓦纳漂 冰的垂落物 , 而浊积岩型的泥板岩是特提斯洋盆的 沉积物 。 所以 , 以含砾板岩的出现部位作为划分大 陆边界的标志值得重新考虑 。(6 冷水和暖水动物群的时空分布差异 。在班 公湖 怒江缝合带以南 , 特提斯喜马拉雅带早二叠 世时以冷水型动物群 Eurydesma 为主 , 含个别温水 Stepanoviella 腕 足 动 物 群 和 Sphenophyllum minor 、 Pecopteris cf. unita 等华夏植物群分子 1; 冈底斯带 措勤地

21、区在晚二叠世坚扎弄组既发现 G lossopteris 与 Phyllothecaexqr australis 等冈瓦纳植物群代表性分子 , 又发现 Dicranophylum 等华夏大羽羊齿植物群的代 表性分子 , 显示两者共存混生的特点 。拉萨林周地 区以含 Chaiella latisinuata 的 Bandoproductus 腕足动 物群 、 Deltopecten 等双壳动物和 Peruvispira 腹足类等 化石组合为主 。在班公湖 怒江缝合带以北以东地区 , 在日土 多玛地区早二叠世早期以冷水型动物群 Eurydesma 为主 , 含 Neospiri Subansiria

22、 腕足以及 Oriocrassatella Schizodus 双壳等冷暖混生型动物组合以及 Miselli 2 na 、 Cancellina 、 Paraf usulina P seudo f usulina 等 类 和 Szechunophyllum 、 Wentzelella 等珊瑚类暖水型生物分 子为特征 1; 早二叠世晚期 Fistulipora labratula 、 Stre 2 blotrypa 等冷温水型苔藓虫 , 在晚二叠世热觉茶卡组 产典型的华南型植物化石 9, 金沙江带以北强巴欠 日山东侧的 Solemya (Janeia Tibetica 、 Edmondia sp

23、. 、 Sedgwickia sp. 等冷温水型双壳动物以及木孜塔格一 带发现冷水型单通道蜓 。总之 , 冷水和暖水动物群以班公湖 怒江缝合 带呈对称分布 , 即南侧冈底斯带为冷暖混生区 , 特提 , 含个别暖水型 分子 ; , 昌都及 , 。, 在此前提下 , 无 论是从生物还是沉积角度 , 将生物分区界线和岩相 界线放在班公湖 怒江缝合带较为合理 , 这一界线 也是冈瓦纳大陆的北界 。(7 新生代火山 岩浆活动差异 。班公湖 怒江 缝合带以南的冈底斯带 (图 1 , 主要以侵入岩浆活 动为特色 , 虽然目前有第四纪火山活动迹象 , 但火山 活动主要集中在古近纪 (活动峰期为 5550Ma

24、, 明 显早于班公湖 怒江缝合带以北 , 并且分布面积大 , 以中钾 高钾钙碱性火山活动为特征 , 而中新世冈底 斯带的火山岩浆活动分布不连续 , 规模不大 。班公湖 怒江缝合带以北的新生代火山岩浆活 动十分引人注目 (图 1 , 是全球大陆内部火山活动 的典型区域之一 , 火山活动时代主要集中在 40 35Ma ,2010Ma ,60Ma , 主体表现为大面积的 、 以 高钾钙碱性系列和橄榄粗玄岩系列等钾质 、 高钾质 火山岩浆活动为主 。因而 , 班公湖 怒江缝合带南北两侧不同时代 、 不同规模和不同性质的岩浆活动 , 反映出两侧岩石 圈内部或岩石圈下面具有不同的热状态和结构特 征 。根据

25、上述班公湖 怒江缝合带南北两侧地质结 构及演化历史上的差异 , 我们有理由推论 , 班公湖 怒江缝合带是冈瓦纳大陆的北界 。值得指出的是 , 班公湖 怒江缝合带本身独特的时空结构 、 地质特 征以及该带南北两侧构造变形 、 构造组合特征的差 异也十分显著 , 限于篇幅 , 将另文详细阐述 。( ( 3753 班公湖 怒江缝合带作为冈瓦纳大 陆北界的地球物理证据 前新生代地质构造的时空结构 、 物质组成 , 是认 识青藏高原新生代构造的基础 。 古构造格局强烈制 约着青藏高原的形成过程 , 是理解现今青藏高原地 壳 、 岩石圈结构 、 物质组成的前提 。 现今大量地球物 理资料的获取 , 为青藏

26、高原新构造 、 大地构造的时空 结构 、 物质组成和演化过程提供了重要依据 。 (1 地壳结构差异 。 对青藏高原近 20多年的地 球物理工作 3236, 孙鸿烈等 (1998 在进行高度综合 和提升后指出 37:在藏南喜马拉雅 、 格尔木 楚玛 尔 、 青藏高原北部分别识别出八层 、 五层和七层速度 结构 , 并特别指出高原南部从亚东到安多段 (班公湖 怒江缝合带以南 ,层 , 两者位置大体一致 ,拉雅地区厚约 49km , 6 s -1, 深度为 15( 怒江缝 合带以北 , , 仅 45km , 层速 度为 5. 55. 8-1, 埋深 2030km 。班公湖 怒江缝合带以南下部低速高导

27、层厚约 14km 至极 薄 , 层速度为 6. 06. 2km s -1, 埋深在 50km 以下 或接近莫霍界面 。 而班公湖 怒江缝合带以北的沱 沱河到格尔木一带地壳内只有上部低速高导层 , 没 有下部低速高导层 。(2 岩石圈厚度差异 。无论从反射地震还是大 地电磁测深探测结果都表明 38,39, 青藏高原岩石圈 地幔的平均厚度在 9040km 。 关键在于 , 班公湖 怒江缝合带南北岩石圈厚度是有显著差别的 :在班 公湖 怒江缝合带以南 , 岩石圈厚度在 90120km , 班公湖 怒江缝合带以北的岩石圈厚度各家推算结 果不太一致 , 大体在 160210km 。 西部剖面改则以 北岩

28、石圈厚度可达 230km 33,37, 总体呈向北加厚倾 斜的趋势 。 同时 , 由于存在明显的软流圈物质上涌 现象 , 这里的岩石圈地幔较薄 , 有的地域如雅鲁藏布 带下方软流圈物质几乎直接与下地壳相接 。据 G. K osarev 等 (1999 、 (2002 所作的 高精度地震层析成像研究 40 2 , 印度岩石圈 (Pn =s , 向北加深, (v Pn <8. 0km/ , (尚需进一步证 , , 同时很有可能导 致软流圈上涌和部分岩石圈地幔物质侧向挤出 , 并 诱发了冈底斯和羌塘地区碱性钾质和高钾质火山岩 沿构造薄弱带脉动性上涌喷流 。 这一过程还可能制 约了中新世高原周边

29、垂向挤出构造 、 一系列近南北 向 北东向地堑带以及冈底斯斑岩成矿带的形成 。 因此 , 将班公湖 怒江缝合带厘定为青藏高原隆升 过程中最重要的 、 岩石圈尺度上的地幔上涌 、 壳幔物 质交换 、 地壳楔状体叠置的大地构造转换边界 , 值得 地学界进一步多学科综合研究 。在统一的青藏高原上 , 深部结构差异如此之大 , 图 2 青藏高原中南部高分辨率地震层析成像构造解释图(据文献 40,41修改 Fig. 2 T ectonic interpretation of high 2resolution seismic tom ographic images in the central 2sout

30、hern Qinghai 2T ibet PlateauPM L 部分熔融层 ; Y ZS 雅鲁藏布江缝合带 ;BNS 班公湖 怒江缝合带 ;JSS 金沙江缝合带 ; K CF 昆中断裂376 南部雅鲁藏布江一带岩石圈厚仅约 100km , 而北部 可达 160230km , 如此巨大差异是如何产生的 , 笔 者认为这可能与印度岩石圈板块 (包括冈底斯岛弧 与亚洲大陆岩石圈沿班公湖 怒江缝合带的强烈汇 聚碰撞 , 以及后继 (6050Ma 沿雅鲁藏布弧后洋盆 向北俯冲消亡 、 陆 陆碰撞密切相关 。 增厚的岩石圈 地幔有一部分可能就是特提斯大洋岩石圈沿班公湖 怒江带向南俯冲增生的残体 。(3

31、岩石圈电性结构差异 。 80年代以来的大地 电磁测深研究 36,38,42,43表明 , 在班公湖 怒江缝合 带以南 , 普遍存在壳内双高导层 , 地下岩层可分为 6个主要电性层 :第 1层是厚度为 1025km 的高阻 层 ; 第 2层是上地壳高导层 , 厚度为 512km , 这一 高导层埋深较浅 ; 第 3层是高阻层 , 深度为 2550 km ; 第 4层是壳内第二高导层 , 埋深为 3565km , 由于此高导层埋深深 , 藏南又是高热流区 ,致 , , 在洞错地区 、 高导 、 高密度体 , 超基性部分熔融物 质 ; 第 5层为壳幔高阻层 , 包括下地壳和上地幔盖 层 , 深度为

32、60100km ; 第 6层为软流层 , 顶面埋深 为 100km 。 藏中及藏南地区岩石圈厚度为 100km , 除去 7075km 厚的地壳 , 上地幔盖层只有 2530 km , 所以藏中和藏南地区具有厚壳薄幔及热壳热幔 特征 。班公湖 怒江缝合带以北 , 未发现壳内双高导 层 , 这一地区岩石圈可分为 4个主要电性层 :第 1层 为上地壳高阻层 (含地表盖层 , 厚度为 1025km ; 第 2层是壳内高导层 , 埋深为 1535km ; 第 3层是 壳幔高阻层 , 此层厚度在不同地区变化很大 , 特别是 从冈底斯山脉北部至羌塘南部 , 厚度急剧增加 , 班公 错 怒江缝合带是岩石圈厚

33、度陡变带 , 其南侧冈底 斯带 , 中西部地区岩石圈厚度为 100km , 东部为 110 150km , 其北侧羌塘地区 , 岩石圈厚度剧增为 230 km (中西部 和 210km (东部 , 这说明藏北地区是厚 壳厚幔结构 , 具有冷壳冷幔特征 ; 第 4层是软流层 , 埋深远大于藏南地区 (孙鸿烈等 ,1998 。从班公错 怒江缝合带是岩石圈厚度陡变带的特点说明 , 班 公错 怒江缝合带是一条贯穿岩石圈的深层断裂 , 是印度大陆岩石圈板块的北界 。I NDEPTH 3阶段 MT 提供的电性剖面上显示 了青藏高原上地壳为一高阻层 , 下地壳为低阻的电 性层 , 高 、 低电性层界线分明

34、41。在深部低阻电性 层内出现一相对导电层 , 从德庆南向北缓倾斜延伸 。 这一相对导电层以班公错 怒江缝合带为界分成南 北两段 :以南在德庆下部为 15km 深 , 向北延伸到班 戈花岗岩体下面为 30km 深 , 倾角较陡 , 并与其下面 更深处一近直立的高导层相连 ; 以北在班公湖 怒 江缝合带下部深 30km , 双湖下深 40km 。整个青藏高原地壳内部 , 高导层分布具有南浅 北深 、 低角度叠瓦状俯冲的特征 。不同的是藏南地 区壳内有两个高导层 ,层 。 , 还需要进 。, 、 间歇泉 、 喷气 。特别是班公湖 怒江带以南 , 高地热显示十分普遍而且强烈 。班公湖 怒 江带以北地

35、区地表水热显示较少 , 温度亦较低 。 班公错 怒江缝合带南北两侧不仅地表热流显 示差异明显 , 深部热现象也非常明显 , 从目前高原仅 有的几个热流值测量数据看 , 班公错 怒江缝合带 以南的热异常亦极为显著 (图 3 :在羊卓雍错平均 为 146mW m -2, 普莫雍错为 91mW m -2, 羊八井为 108mW m -2, 羊应乡为 364mW m -2, 伦坡拉盆地为 140mW m -2; 而班公湖 怒江缝合带以北的沱沱河 仅为 47mW m -2, 东昆仑北麓为 42mW m -2, 锡铁 山为 4047mW m -2。虽然这些直接测量的实际 数据不多 , 但这些数据仍明显地反

36、映出班公湖 -怒 江缝合带两侧热流值具有南高北低的差异 , 反映了 地球物理场的差别 , 指示了两侧岩石圈热状态存在 差异 , 即北部羌塘 巴颜喀喇 、 昆仑 柴达木为 “厚 壳 厚幔” 和 “ 冷幔” 型的岩石圈结构 , 南部冈底 斯 北喜马拉雅为热幔岩石圈结构特征 。(5 地磁场分布特征差异 。 通过 M AG ST 卫星亚 洲总强度磁异常图 (图 4 , 反映出中国西部最醒目 的负异常大致是在班公湖 怒江缝合带以南的喜马 拉雅负异常区 , 异常中心位于 86°E 、 28°N 处 , 该负异 常 位 于 珠 峰 北 部 的 老 定 日 一 带 , 中 心 强 度 为

37、-9. 9nT 。 班公湖 怒江缝合带以北是亚洲地区的 最大的正磁异常区 塔里木正磁异常区 , 中心位 于 84°E 、 38°N 处 , 中心强度为 10. 2nT 。造成深部负磁异常的因素是青藏高原南部地区 ( ( 377 图 3 (Fig. 3N heat in T ibet Plateau图 4 青藏高原及邻区 MAG SAT 卫星总强度磁异常图 45Fig. 4 T otal intensity magnetic anomalies from M AG SAT datain Qinghai 2T ibet Plateau and adjacent area图中磁异

38、常强度单位为 nT的深部物质要比高原周边邻区的物质热且强度低 ,并具有厚壳薄幔特征及独特的构造生热过程 (如上地壳伸展自热 、 岩石圈拆沉部分 、 地壳重熔 、 下地壳加厚岩浆热液等一系列过程 , 这些热效应对岩石磁性来说是个退磁过程 , 导致岩石磁性减弱引起负磁异常 。据青藏高原中西部航磁调查报告 46, 认为班公湖 怒江缝合带只是不同区域磁异常场的分界线 ,没有出现雅鲁藏布江带那样的线性正磁异常带 , 而在某些地段显示平静的负磁异常 。 但从区域航磁异常图 , 表明班公湖 怒江缝合带两侧的磁场特征具有明显差别 :班公湖 怒江缝合带以南的冈底斯 念青唐古拉带分布着强度较大正负剧烈变化的北西

39、西近东西向磁异常 , 形成一系列正负相间的串珠状 磁异常条带 , 一般强度为 -100200nT , 最大强度 达 1200nT 以上 , 梯度变化达 3050nT/km ; 班公湖 怒江缝合带以北的羌塘地区区域性磁异常值明显 降低 , 且显宽缓平均的背景 , 出现北东向局部磁异 常 , 团块群异常强度为 100200nT , 向东在双湖 唐古拉为平静负异常 , 磁异常强度为 -2050nT , 再东在雁石坪地区又出现强度为 100200nT 的一些北西和东西向的局部正异常 。(6 古近纪以来最大缩短量在班公湖 怒江带 的古地磁证据 。 古地磁资料主要提供了自古近纪以 来青藏高原地壳缩短加厚的

40、数据 47,48, 青藏高原主 要地块古近纪 新近纪向北的位移量 , 从南向北越来越小 :南部喜马拉雅地块位移量最大达 2664km ,向北冈底斯为 980km , 羌塘为 550km , 柴达木仅 110km 。 从地表缩短量来看 , 冈底斯对羌塘地块之间在班公湖 怒江缝合带的最大缩短量为 990km ; 次为喜马拉雅带对冈底斯带 , 为 554km ; 而羌塘地块对柴达木地块之间出现了负值 (-40km 。以上数值 ,与深部地球物理资料大体一致 , 即班公湖 怒江缝合带以北存在反映压缩量大的较厚岩石圈 , 而柴达木地块古近纪以来相对羌塘地块南移以及班公湖相对向南入 , 从而出现负的缩短量值

41、 。 当然 , 这也可能表明柴达木地块自新生代以来 , 分别受昆仑 、 祁连山再生山链的对冲被压缩的行为特征 。378 4 结语本文在回顾了早期有关冈瓦纳大陆北界不同观 点的基础上 , 从近年来在青藏高原地质调查研究中 所取得的大量新的地质和地球物理资料出发 , 重点 介绍了班公湖 怒江缝合带南北两侧地质与地球物 理特征差异 , 认为班公湖 怒江缝合带是冈瓦纳大 陆的北界 。 不可否认 , 对冈瓦纳大陆北界的位置仍 会存在激烈争论 , 但笔者相信 , 随着青藏高原空白区 基础地质调查持续开展以及地质研究工作的深入 , 在不断积累新的地质和地球物理资料基础上 , 在认 识冈瓦纳大陆北界和评价班公

42、湖 怒江缝合带在青 藏高原地质研究中的作用和地位这一重大科学问题 上 , 必将涌现出许多更新的篇章 。中国地质大学 (北京 许多宝贵的修改意见 , 谨致谢意 !R eferences:1 QIAN Dingyu. The biota climate of Carboniferous and Permian in X izang (T ibet and its significance for discussion on the northern boundary of G ondwana J.Tibet G eology , 1994, 26242(in Chi 2 nese . 钱定宇 .

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