王 橋，潘桂棠，唐發(fā)偉，楊 劍，夏時斌，張 偉，李 華，高 慧，廖國忠

(中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081)

0 引言

青藏高原是由于印度板塊與歐亞板塊經(jīng)65～55 Ma初始碰撞，50～40 Ma發(fā)生陸內(nèi)碰撞而迅速隆起的全球最高、面積最大、年齡最輕的高原。它是研究碰撞過程的理想地方，備受國內(nèi)外學者的重視(潘桂棠等，2013)。

對于青藏高原大陸碰撞過程與巖石圈結構演化的研究，可追溯到20世紀初(Argand,1924)，但在1990年以前，對其認識主要基于常規(guī)的研究手段和方法所提出的一些假說，如雙地殼模式(Argand, 1924；Gansser, 1966)、推土機模式(Dewey et al., 1973)、地殼側向向東擠出模式(Molnar et al., 1975；Tapponnier et al., 1975)、地殼俯沖、拼貼模式(常承法，1992；Mattauer, 1986)等。不少學者的注意力集中在對特提斯構造演化過程的弧-陸、陸-陸碰撞方面(黃汲清等，1987；王希斌等，1987；劉增乾等，1990；肖序常等，1990；Sengor，1992；Hsu et al., 1995；潘桂棠等，1997)。隨著地礦部(中美、中法合作)和國家科委(攀登項目)的大規(guī)模綜合性科研項目的開展，獲得了大量地球深部的地球物理資料，使科學家們對特提斯洋消亡、印度與亞洲大陸碰撞過程的巖石圈內(nèi)部層次有了前所未有的認識，視角轉(zhuǎn)向高原的隆升機制和隆升過程的研究上來，從更深層次上對大陸碰撞與高原隆升提出了新的知識模型(吳功建等，1989；滕吉文等，1994，1996；趙文津，1996；鐘大賚和丁林，1996；許志琴等，1996；Willet et al., 1994；Owens et al., 1997；朱介壽等，1997；孫鴻烈等，1998；肖序常等，2000；Tapponnier et al., 2001；Royden et al., 2008；Zhao et al., 2013)。這些新的模式在不同的角度取得了有力的證據(jù)，仍不能給出一個大家都認同的解釋，但有一點是共同的，即高原的隆升是印度板塊與歐亞板塊碰撞過程的產(chǎn)物，它使青藏高原巖石圈結構發(fā)生了巨大的變化。

青藏高原的形成，并不僅僅只是南北大陸碰撞所產(chǎn)生的強烈擠壓，可能還與該高原特有的顯生宙三大多島弧盆系形成條塊相間的內(nèi)部結構有關。這些條塊在經(jīng)歷了復雜的洋-陸轉(zhuǎn)換過程后，在高原周邊三大剛性塊體圍限、陸內(nèi)俯沖形成了一個巨大的具有塑性、各向異性、熱體制特點的構造域，使之成為全球最大的巖石圈應力集中帶，為高原的形成創(chuàng)造了基本的內(nèi)在條件。因此，本文主要利用前人已發(fā)表的地球物理資料論述了青藏高原巖石圈的殼幔構造及物質(zhì)組成等基本特征，并從新的地質(zhì)視角討論特提斯大洋俯沖消亡的地質(zhì)遺跡班公湖—雙湖—怒江—昌寧—孟連對接帶(班怒帶)的深部結構及其兩側地球物理特征的差異性。需要說明的是，本文的研究思路和內(nèi)容來自潘桂棠研究員等2013年編寫的《青藏高原碰撞構造與效應》專著。

1 青藏高原殼幔構造的基本特征

青藏高原巨厚殼幔構造主要是印亞大陸碰撞構造期形成的。地殼表層構造是深部殼幔構造最直接的表現(xiàn)形式，而深部殼幔構造作用則制約了表皮構造的發(fā)育特征。高原深部構造研究從20世紀80年代以來，發(fā)表了大量的重力、人工地震、大地電磁及航磁資料等，已經(jīng)取得了許多可喜的成果。這些成果對于了解高原殼-幔構造的基本特征、高原巨厚地殼形成演化，探討高原隆升機理，都是十分重要的基礎。

1.1 沉積蓋層與基底構造

根據(jù)地殼上層速度等值線特征，結晶基底頂界的速度等值線6.0 km/s(熊紹柏和劉宏兵，1997)。基底以上沉積蓋層的速度為4.0～5.9 km/s(圖1；熊紹柏和劉宏兵，1997)。上地殼底部普遍存在一個低速層，波速5.6～5.8 km/s，埋深15～25 km，厚度3～6 km。上地殼速度變化較大，與強烈的逆沖推覆、走滑伸展變形有關。從航磁資料所顯示的青藏高原磁性體埋深特征看(熊盛青等，2014)，青藏高原內(nèi)部的基底埋深具有凹凸相間的格局，隆起區(qū)主要出現(xiàn)在高原的周邊地區(qū)，以南、北兩側為主。凹陷區(qū)出現(xiàn)于高原的中部及北部的柴達木地區(qū)?？傮w上以隆起區(qū)為主，顯示區(qū)內(nèi)特提斯演化時期的島弧造山作用。柴達木地區(qū)，沉積蓋層的厚度為2～12 km，最厚達19 km(騰吉文等，1996)；可可西里-巴顏喀拉凹陷區(qū)沉積蓋層的厚度為3～15 km；措勤—申扎一帶沉積層厚度為2～8 km。近年來，對羌塘地區(qū)變質(zhì)基底之上的沉積蓋層進行了深入的研究，累積厚度一般為10～18 km。由此可以說明，青藏高原內(nèi)部不僅經(jīng)歷了強烈的構造變形作用，還經(jīng)歷了一定程度的整體剝蝕作用。

圖1 措勤-三個湖地震剖面地殼速度結構(據(jù)熊紹柏和劉宏兵，1997)Fig.1 The curst structure of the north Tibet plateau(after Xiong and Liu,1997)

1.2 巖石圈空間結構及物質(zhì)組成

1.2.1 區(qū)域重磁結構

布格重力異常(圖2)顯示高原為一個封閉的高負異常區(qū)，異常區(qū)變化范圍一般為(250～350)×10-5m/s2時，高原輪廓基本上被(-350～400)×10-5m/s2布格異常等值線所包圍，南北邊緣均為陡變的重力異常梯度帶；高原內(nèi)部異常值高達(-500～550)×10-5m/s2，為重力異常緩變低值區(qū)。重力異常的這種格局顯示青藏高原是一個相對封閉獨立的體系。高原內(nèi)部存在有三個近東西向展布的低負異常帶：北帶低負異常帶大體相當于中祁連—柴達木地塊區(qū)。中帶在班怒帶之北沿羌塘—唐古拉一線，有五個低負異常中心，最大的低負異常中心相當于羌塘盆地下方，最東邊的低負異常中心相當于昌都盆地下方。南帶(班怒帶以南)沿岡底斯山展布，有三個低負異常中心，西邊一個在獅泉河東，中間一個與措勤—申扎弧背斷隆相應，東邊低負異常帶位于念青唐古拉。重力異常的起伏反映了高原莫霍面的起伏變化，高原內(nèi)部極高的重力異常負值對應著高原區(qū)最厚的地殼厚度位置。

圖2 青藏高原1°×1°布格重力異常(據(jù)祝恒賓，1985)Fig. 2 The bouguer anomaly of the Tibetan Plateau (After Zhu, 1985)

從均衡重力異?？矗咴瓋?nèi)部異常值一般不超過±20×10-5m/s2，高原周緣則出現(xiàn)了不同程度的均衡異常，高喜馬拉雅地區(qū)為(60～100)×10-5m/s2，昆侖地區(qū)為(40～70)×10-5m/s2；柴達木地區(qū)出現(xiàn)-64.9×10-5m/s2的負均衡異常。這些資料表明，高原內(nèi)部已達到重力均衡狀態(tài)，高原周邊尚不同程度地處于重力均衡補償不足狀態(tài)(畢思文等，1997)。高原周邊逆沖帶的斷面毫無例外地向高原方向傾斜，顯示周邊山鏈向四周擴展的總趨勢(潘桂棠等，1990)，喜馬拉雅地區(qū)的高正均衡異常尤其引人注目，說明喜馬拉雅地區(qū)目前仍處于印度板塊與歐亞板塊強烈的擠壓之中，來自印度板塊的強烈向北擠壓，阻礙了該區(qū)地殼的均衡調(diào)整，使之繼續(xù)處于隆升之中。

青藏高原及鄰區(qū)的航磁異常總體上具有條帶狀分布特征，同時南北兩側高，中間低的特點(圖3)。南側的高航磁異常是指岡底斯-喜馬拉雅造山系一帶，特別是雅魯藏布江強磁異常帶，其規(guī)模宏大、延展連續(xù)具有串珠狀強磁異常，東西長約1500 km，南北寬約30～60 km，以弧形展布，ΔT強度一般分布在100～300 nT，最大可達700 nT(熊盛青等，2014)。該區(qū)帶的航磁異常往往與板塊碰撞引起巖體暴露有關。北部的高航磁異常是指塔里木、秦-祁-昆造山系一帶，具有高的航磁異常，呈帶狀或塊狀，ΔT強度一般在100～300 nT。此外，班怒帶與羌塘-三江造山系具有中等的磁異常，兩個塊狀異常被班怒帶的北緣斷裂隔開，形成兩個獨立的磁異常帶，ΔT強度一般分布在50～150 nT(王德發(fā)等，2013)。

地震、重力及航磁測量等地球物理資料研究表明，青藏高原巖石圈結構十分復雜，具有多圈層結構特征，同時在橫向上也具有明顯的不均勻性(滕吉文等，1996；熊紹柏和劉宏兵，1997；Zhao et al., 2010; 熊盛青等，2014)。垂向上大致可分為沉積蓋層、上地殼、中地殼、下地殼和莫霍面(圖1)。橫向上的變化與組成青藏高原地殼的不同地質(zhì)歷史時期形成的秦-祁-昆、羌塘-“三江”和喜馬拉雅-岡底斯三大多島弧盆系構造區(qū)均有一定的對應性(圖3)，各構造區(qū)內(nèi)部的塊體間也表現(xiàn)出明顯的變化，分隔各塊體的弧-弧、弧-陸碰撞結合帶也有明顯的表現(xiàn)，這些特征決定了高原內(nèi)部地球動力學背景和巖石圈結構的不均勻性。

圖3 青藏高原航磁異常(據(jù)王德發(fā)等，2013，修改)Fig. 3 The aeromagnetic anomaly of the Tibetan Plateau (After Wang et al., 2013)

1.2.2 速度結構

在青藏高原北部(圖4)，柴達木盆地地殼厚為52 km；地殼中不僅有低速層，而且存在高速梯度夾層。沱沱河至格爾木一帶，地殼厚度為58～65 km。其中，上地殼埋深為14～18 km處為低速層，層厚為3～5 km，Pn波速度為5.7～6.3 km/s，底界埋深為20～25 km；中地殼速度為6.3～6.5 km/s，厚度為38～55 km；下地殼速度為6.8～8.0 km/s，厚度為62～57 km。在埋深為14～18 km處有一個低速層，厚度為3～5 km，速度為5.7～5.8 km/s，低速層起伏變化較大，在受到強烈擠壓狀態(tài)下，可能曾為含水脫滑層(滕吉文等，1996)。在地殼底部存在一個殼幔高速帶，速度為7.1～8.0 km/s，厚度為6～10 km。西昆侖和塔里木地區(qū)的莫霍面反射圖像較為清晰，界面平緩，深度為57～65 km(高銳等，2001)。

圖4 青藏高原北部地殼速度結構(據(jù)滕吉文等，1996)Fig. 4 The crust structure of the north Tibetan Plateau (After Teng et al., 1996)

在青藏高原中部，大致范圍為雅魯藏布江至羌塘南部地區(qū)，地殼的厚度較北部大，厚度為65～70 km，地殼結構復雜。殼內(nèi)普遍存在低速層，巖石圈內(nèi)部包含5個主要速度層(熊紹柏和劉宏兵，1997)。第一界面之上為高速的沉積蓋層，厚度起伏大，速度為4.0～5.9 km/s(圖1)。第二界面以上為包括了沉積蓋層的上地殼，厚度約為20 km，藏東地區(qū)比西部稍厚，約為25 km。第二界面與第四界面間為中地殼，包括兩個亞層，上部為一殼內(nèi)低速層，速度為5.8～5.9 km/s，可能為殼內(nèi)含大量液體的剪切滑脫帶，中地殼下層速度為6.5 km/s，厚度為11～12 km，該層在洞錯一帶最厚，之下有一個6.2～6.4 km/s的低速區(qū)，這一低速區(qū)與殼內(nèi)高導層的位置基本一致，結合該處地表相對較高的布格重力異常推斷，是幔源基性-超基性物質(zhì)組成的部分熔融體(熊紹柏和劉宏兵，1997)。第四界面與莫霍面之間的下地殼速度為6.75～6.9 km/s，總厚度為27～36 km。該層被第五界面分為兩個亞層，其間速度差異不大。

在青藏高原中部的班怒帶是一條非常明顯的分界線，地球物理資料顯示為一條深層次的構造帶。南側的岡底斯塊體內(nèi)莫霍面界面埋深75～78 km，地殼厚度大，其底部有一高速層(McNamara et al., 1997)。而北側為65～68 km，其間厚度減薄約10 km的臺階，由藏北地亮明顯減薄，且底部缺高速層，暗示著印度巖石圈板塊向北延至班怒帶之下。熊紹柏和劉宏兵(1997)根據(jù)Pm反射波研究證實，上地幔頂部在班怒帶附近突然位錯，這一位錯也正好是10 km左右，而且有幾個小的臺階。岡底斯地塊北緣埋深75～78km的莫霍面向南傾。北羌塘地區(qū)之下，亞東-格爾木地學斷面研究(高銳，1990；吳功建等，1989)認為，50km是老的莫霍面，現(xiàn)今67～70 km的莫霍面界面，形成雙莫霍面組合。羌塘地區(qū)的莫霍面比岡底斯地塊的莫霍面淺，這一特征可能表明班公湖-怒江洋盆在早白堊世末期消減時洋殼是主體向南局部向北俯沖消減的。

青藏高原南部，指雅魯藏布江縫合帶以南地區(qū)，其地殼結構變化十分強烈。雅魯藏布為一條陡立的、深達上地幔頂部的構造帶，曾認為垂直斷距為6～8 km。亞東到安多剖面揭示了雅魯藏布江兩側的莫霍面沒有10km以上的錯距(趙文津，2002)。但進一步研究發(fā)現(xiàn)，沿北喜馬拉雅帶在東西方向上存在很大的差異，西部巖石圈內(nèi)部莫霍面表現(xiàn)為南淺北深的格局，而東部則表現(xiàn)為北淺南深的特點。在藏南開展的一條東西向地震剖面(普莫雍錯—崗巴—定結—佩古錯)顯示，地殼厚度為73～77 km，上地殼底部低速層埋深為15 km(崗巴)和17 km(普莫雍錯)，厚度為3～4 km，層速度為5.6～5.7 km/s，再向西至定結一帶該低速層消失，表現(xiàn)出十分強烈的變化。下地殼的低速層位于地殼底部，埋深為65 km左右，層速度為6.0～6.1 km/s，上地幔頂面速度為8.1～8.2 km/s(滕吉文等，1996)。

青藏高原地殼厚度起伏變化較大，南部的恒河平原下厚約40km，珠穆朗瑪峰和北喜馬拉雅帶亞東康馬地區(qū)從地震寬角反射、折射探測、重力和大地電磁測深反演均得到一致的認識，地殼厚度為55～65 km，雅魯藏布江南側約為75 km，藏北約70 km，沱沱河地區(qū)為65 km，柴達木盆地為52 km，表現(xiàn)出兩側薄，中間厚，呈不對稱狀態(tài)。青藏高原內(nèi)部地幔低速層埋深平均為90～100 km，因此，青藏高原地區(qū)具有巨厚地殼和薄的巖石圈結構特征(滕吉文，1996)。

1.2.3 電性結構

二十世紀70年代以來，青藏高原地區(qū)開展了大量的大地電磁測深，特別是INDEPTH計劃實施以后(Chen et al.,1996; Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2005)，認識也由早期的二維電性結構，逐步轉(zhuǎn)向到三維結構(Zhang et al., 2017；楊文才等，2020)。青藏高原巖石圈基本電性結構為“高電阻率層-低電阻率層-高電阻率層”三層結構(或稱“三明治”電性結構，圖5)，其中最主要的發(fā)現(xiàn)是高原內(nèi)部廣泛存在中下地殼低電阻率層。

圖5 青藏高原巖石圈電性結構(據(jù)Zhang et al., 2017修改)Fig. 5 Electrical structure of the Tibetan Plateau lithosphere (After Zhang et al., 2017)

青藏高原中下地殼存在高導層(或低電阻率層，一般1Ω·m<ρ<10Ω·m)。該高導層的電阻率常小于10Ω·m，常常在1Ω·m，甚至出現(xiàn)0.1Ω·m，深度常常分布在20～60 km(Bai et al., 2010)。就高導層的發(fā)育規(guī)模而言，青藏高原南部發(fā)育高導層的規(guī)?？赡芤笥诟咴辈?，這可能與印度板塊的持續(xù)俯沖有關。

青藏高原的中下地殼高導層可能不是連續(xù)分布，常與大型剪切帶相伴生。藏南一帶深部發(fā)育了大量的高導層，可能是中下地殼發(fā)生了局部熔融(Chen et al.,1996; Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2005)，緊接著在藏東及東南緣發(fā)現(xiàn)了兩個高導層，這些高導層出露位置與大型走滑斷層分布重疊(Bai et al., 2010)，認為可能是高原內(nèi)部弱物質(zhì)“逃逸”的通道。而現(xiàn)今三維的結果顯示，高原內(nèi)部的這些高導層可能不是連續(xù)分布，它們可能是地幔物質(zhì)上涌的通道(Dong et al., 2016；Zhang et al., 2017；楊文才等，2020)。

1.2.4 物質(zhì)組成

上地幔物質(zhì)分異，物相轉(zhuǎn)換產(chǎn)生的深部熱動力作用，對造就高原地殼，尤其是下部地殼起著十分重要的作用。通過各種地球物理探測手段，已經(jīng)初步揭示出構成青藏高原中上層的地殼(硅鋁層)厚約30 km，其底部普遍存在一個厚4～5 km的低速、低阻介質(zhì)層(李廷棟，1984)。但是在班-怒帶中部的奇林湖—蓬錯一帶下方低速層下界面深20～27 km，厚5 km，向東延伸到安多附近變深，向南到羊八井漸變淺(王式等，1984)。下地殼低速層埋深為40～45 km，厚5 km，地殼底部局部有一速度為7.4 km的介質(zhì)層，這一異常高速體可能為殼-?；旌衔镔|(zhì)(滕吉文，1996)。地震反射在帕里—薩馬達長約100 km地帶的探測表明，在45 km深度存在殼內(nèi)熔融體，推測這種灼熱的熔融體可能是在高原地殼深部熱動力作用下形成，代表了地殼物質(zhì)可能被剪切錯斷的深度水平。

當前對厚度超過30 km的高原下地殼的物質(zhì)組成、構造性狀以及產(chǎn)生機制，有不同的認識。傳統(tǒng)的看法認為下地殼的物質(zhì)成分就是通常所說的“鋁鎂殼”，是重力制約的地幔物質(zhì)分異的產(chǎn)物。高原地區(qū)新近紀強烈隆起，不僅引起了高原地殼表面的向上隆起，而且受碰撞縮短的制約導致硅鋁質(zhì)地殼斷離，這就意味著元古代麻粒巖相的結晶基底有可能直接進入下地殼。在下地殼是處于溫度700℃和壓力1×109Pa的圍巖條件下，形成了細晶、隱晶和易發(fā)生脫水液化的玄武質(zhì)巖石。上地殼分離的物質(zhì)混合熔融，在熱動力作用下運移到下地殼，在構造上表現(xiàn)為塑性變形，是高原陸殼厚度急劇變化加厚的主要地殼層次。根據(jù)下地殼人工地震P波平均速度為6.65 km/s(崔作舟，1990)，藏南厚40 km的下地殼P波速度為6.5 km/s(王式，1984)，奇林湖—那曲一帶下地殼P波平均速度為6.7～6.8 km/s(滕吉文，1984)。我們以6.5～6.8 km/s這個數(shù)值來代表下地殼P波平均速度，則比較輝長巖的近7 km/s的P波速來說稍微低，與閃長巖的6.5～6.8 km/s的P波速數(shù)值正好相當(Weaver and Tarney，1984)。因此，筆者認為青藏高原下地殼的物質(zhì)組成很可能主體是中基性的，相當于不均一麻粒巖組分或閃長巖或基性熔巖成分，而不是含鎂鐵質(zhì)高的榴輝巖、輝長巖。假若這一推測是合理的話，那么對現(xiàn)今已經(jīng)因構造疊置抬升或伸展拆離剝露折返，以及由于侵蝕作用暴露于高原的高壓麻粒巖發(fā)現(xiàn)地區(qū)的研究，如在高原東部邊緣臨接揚子地塊的康定雜巖中發(fā)現(xiàn)的麻粒巖，阿爾金山地區(qū)存在的麻粒巖以及喜馬拉雅聶拉木群變質(zhì)體中新發(fā)現(xiàn)的麻粒巖等的研究，有可能提供下地殼的深部物質(zhì)組成的地球化學和構造性狀的一些信息。

青藏高原快速隆升的地質(zhì)特點，表明由于巖石圈拆沉上地幔分異的物質(zhì)在地殼下層增添，在高原地區(qū)可能是不均一穩(wěn)態(tài)的增長。在高原周邊之下的下地殼受不斷強化的構造變動，如逆沖巖席，韌性剪切帶的發(fā)育，原始太古代—早中元古代的結晶基底有可能直接在莫霍面之上，而不一定存在康氏界面，不一定都存在將上、下地殼分開的局部熔融層。而在高原主體部分的下地殼，由于高原周邊向心的陸內(nèi)匯聚，上部地殼通過斷塊體的滑移、逆沖、推覆，地殼呈楔形體堆疊加厚，而地殼內(nèi)部的下地殼與上地幔間出現(xiàn)垂向引張?zhí)撁?，將會突出表現(xiàn)上地幔分異物質(zhì)的穩(wěn)態(tài)增長，提供了高原下地殼急劇加厚，快速隆起的深部熱動力條件。

青藏高原顯生宙以來，兩個古大陸邊緣多次的陸殼裂變、沉降，上地幔物質(zhì)沿特提斯大洋及其兩側的泛華夏大陸南西邊緣與岡瓦納北部邊緣弧-盆系活動帶發(fā)生上涌。特提斯大洋及其兩側多島弧盆系經(jīng)弧-弧、弧-陸、陸-陸碰撞形成后，一直經(jīng)歷著持續(xù)的構造活化和熱事件。在特提斯洋消亡之后，青藏高原地區(qū)作為一個統(tǒng)一的高度活動構造區(qū)的面貌出現(xiàn)，上地幔物質(zhì)的運動方式已經(jīng)出現(xiàn)根本變化，即上地幔物質(zhì)不僅上涌使下地殼增厚，并且還大致以班怒帶為中軸，兩側巖石圈先后有斷離拆沉，在相當于莫霍面位置的過渡帶界面上發(fā)生物相轉(zhuǎn)換。顯然這里的關鍵問題是相當于莫霍面的深度上有沒有存在相轉(zhuǎn)換層。

人們通常把地殼定義為P波漸增到7.7 km/s的地球外部殼層，而莫霍面則定義為P波速由7.2 km/s增大到7.7 km/s的巖石層。據(jù)地球物理資料，在雅魯藏布江斷裂帶以北的藏北高原地區(qū)存在有厚達13～21 km，地震波速7.4 km/s的地殼下部殼-幔物質(zhì)混合的特征(李延棟，1984)。筆者認為這一殼?；旌蠈涌赡芫褪窍噢D(zhuǎn)換層，高原地殼相轉(zhuǎn)換層厚達25 km，而在太平洋某些部分只有0.1 km，穩(wěn)定大陸地區(qū)約0.5 km，一般也只有幾千米。這就充分表明了高原地區(qū)巖石圈結構的特殊，殼幔界面的構造環(huán)境，性狀也特殊，似乎處于深部開放系統(tǒng)的虛脫垂向引張環(huán)境，使高原地區(qū)保持獨特的活化區(qū)構造特征。

1.3 巖石圈結構特點

據(jù)上述地球物理資料成果，作喜馬拉雅-祁連山殼幔巖石圈結構剖面圖(圖6)。青藏高原地區(qū)大致自北而南的莫霍面深度變化和地殼結構是深部物質(zhì)運動的現(xiàn)今形象，它不是高原地殼原始形象的反映，不能看成是固定不變的構造背景。這一地殼結構形象可以反映青藏高原新生代以來隆起過程的深部物質(zhì)的運動狀態(tài)，反映出莫霍面的橫向變化特征，也保存了印度巖石圈板塊俯沖的結構形態(tài)。歸納為以下四個方面的基本特征：

(1)青藏高原地殼比正常大陸地殼厚約兩倍。南北向橫剖面表明，高原莫霍面為一系列深度不同、階梯式波狀起伏的殼幔界面，一般為60～70 km。柴達木盆地(包括昆侖山下方)莫霍面有明顯的上隆趨勢。沿東西方向，即縱向上地殼莫霍面變化并不大，殼-幔界面的變化幅度不到10 km，一直到青藏高原東部邊緣，鄰接古老揚子克拉通才表現(xiàn)為區(qū)域性重力異常梯度帶，地幔斜坡帶出現(xiàn)莫霍面由東向西急劇下降，地殼厚度從四川盆地西側的50 km遞增到65～70 km。

(2)高原周邊的地殼顯示強干層的特性，且上、中、下地殼是拆離的，中上地殼的逆沖和伸展變形將不會向下地殼和地幔延伸(Royden et al., 1997)。青藏高原周邊活動性大斷裂地表均向高原區(qū)傾斜，高原地質(zhì)體反沖，對應殼-幔界面可能發(fā)生過滑脫、韌性剪發(fā)推移和塑性蠕變。

(3)高原內(nèi)部東西向的主干斷裂帶(昆侖南緣斷裂、班公湖-怒江斷裂帶、雅魯藏布斷裂帶)都是深切上地幔的活動性構造帶，但深部殼幔斷裂與其對應的淺部斷面傾向主要表現(xiàn)為相反的傾斜，昆侖南緣大斷裂淺部斷面北傾，深部南傾；班公湖-怒江大斷裂地表總體北傾，深部向南傾斜；雅魯藏布江大斷裂淺部向南傾，而深部向北傾。高原地區(qū)的東西向主干山鏈的邊界斷裂帶，呈逆掩、仰沖及推覆體的存在，高原內(nèi)深部莫霍面界面出現(xiàn)隆拗相間起伏變化達10 km以上。

(4)高原地殼分為三層結構模式。地殼上層為沉積蓋層或變質(zhì)褶皺基底；中層為結晶變質(zhì)巖、花崗質(zhì)巖；下層為閃長-玄武質(zhì)巖。中地殼相對剛性，具有厚塊狀結構，巖性強度較高，厚度比較穩(wěn)定，在15～20 km范圍內(nèi)，在陸內(nèi)匯聚縮短變厚過程中易受切割破碎，有的呈剛性突起斷塊，底侵到地殼上層，有的擠離進入地殼下層，呈殼-?；旌稀５貧ぴ龊裰饕憩F(xiàn)在上、下地殼，而且高原邊部主要是上部地殼構造加厚，高原內(nèi)部主要是下地殼大量幔源物質(zhì)注入、加厚(潘桂棠等，1990；莫宣學等，2003，2006，2009)。

2 班怒帶的地球物理特征差異對比及大地構造屬性

關于青藏高原巖石圈的結構、組成，中外地質(zhì)、地球化學、地球物理學家總的認識是由岡瓦納大陸北緣分裂塊體和泛華夏大陸南部邊緣分裂塊體共同建造了青藏巨厚地殼的物質(zhì)組成。但是迄今對印度巖石圈的北界到底是可可西里-金沙江帶？是雅魯藏布江帶？還是班怒帶？意見不一，這成為20世紀80年代以來爭論的一個焦點。通過這一熱點問題的爭論，也促進了地質(zhì)、地球物理、地球化學(巖石探針)工作更廣泛、更深入地開展，在20世紀末期以來涌現(xiàn)了一批重要資料成果。班公湖—雙湖—怒江—孟連對接帶是原古特提斯大洋形成演化的地質(zhì)記錄，已另文發(fā)表(潘桂棠等，2020；Pan et al., 2012)，本文進一步剖析了班怒帶深部結構及其兩側地質(zhì)地球物理特征的差異性，并認為班怒帶是印度巖石圈板塊的北界。

1.沖斷層；2.正斷層；3.推測斷層；4.殼內(nèi)低速層；5.殼幔相轉(zhuǎn)換層；6.莫霍面；7.巖石圈底界面圖6 青藏高原巖石圈結構構造示意圖Fig. 6 The lithosphere structure of the Tibetan Plateau

2.1 班怒帶兩側的殼幔結構差異性

2.1.1 深部結構

青藏高原的地殼速度結構具有成層性特點，南北兩側的層速度存在差別。具體表現(xiàn)在：格爾木-楚瑪爾地區(qū)的五層速度結構，藏北的七層速度結構和藏南喜馬拉雅識別出八層速度結構特別指出了高原巖石圈的多圈層結構是顯而易見的，高原南部從亞東到安多段，地殼內(nèi)有上下兩個低速高導層，兩者位置大體一致；上部低速高導層在喜馬拉雅地區(qū)厚4～9 km，層速度為5.6～5.8 km/s，深度為15～16 km，而藏北地區(qū)班怒帶以北該低速高導層變薄，僅4～5 km，層速度為5.5～5.8 km/s，埋深在20～30 km；下部低速高導層厚約14 km至極薄，層速度為6.0～6.2 km/s，埋深在50 km下的深部或接近莫霍面界面。高原北部的沱沱河到格爾木一帶地殼內(nèi)只有上部低速高導層，而沒有下部低速高導層(孫鴻烈等，1998)。藏中和藏南地區(qū)具有厚殼薄幔及熱殼熱幔特征。藏北地區(qū)是厚殼厚幔結構，具有冷殼冷幔特征。南北兩帶水平向有一些錯動(趙文津等，2002)。

青藏高原的南北兩側地殼內(nèi)廣泛分布的高導層具有南淺北深特點，并呈現(xiàn)低角度疊瓦狀俯沖的特征。不同的是藏南地區(qū)殼內(nèi)有兩個高導層，藏北地區(qū)殼內(nèi)只有一個高導層。高導層的分布特征表明，它們是印度板塊向歐亞板塊俯沖碰撞過程中殼層間的滑脫層，而且兩個板塊的地殼有可能是分層相互擠入的。印度板塊地殼沿深部高導層向北擠入歐亞板塊的上地幔，參與深部物質(zhì)循環(huán)。在班怒帶兩側高導層也被錯斷，錯距超過10 km，而且班怒帶還是巖石圈厚度的陡變帶(圖7)，說明班怒帶是貫穿巖石圈的深層斷裂，是印度大陸巖石圈板塊北界，也為中生代末期，東特提斯洋消亡，印度和歐亞兩大板塊的對接碰撞等提供了重要證據(jù)。

圖7 LIMAS數(shù)據(jù)-TM反演電性結構(據(jù)趙文津等，2002)Fig. 7 Electrical structure of LIMS data in TM model (After Zhao et al., 2002)

反射地震探測結果表明，青藏高原巖石圈地幔的平均厚度約在80 km，而班怒帶南北巖石圈厚度有顯著的差別。高原以南厚度在90～120 km，北部巖石圈的厚度雖然各家推算的結果并不一致，大體在160～210 km(圖6)。因此，地殼厚度與巖石圈地幔的厚度比值沒有多大變化，接近于全球平均值，僅僅是這里的地殼和巖石圈地幔幾乎等同地比正?？死ǖ貐^(qū)加厚了一倍，明顯地存在軟流圈物質(zhì)上涌，致使這里的巖石圈地幔較薄，如雅魯藏布帶下方軟流圈物質(zhì)幾乎直接與下地殼相接。大陸巖石圈的平均厚度在100 km左右，全球巖石圈的平均厚度約70 km。在統(tǒng)一的青藏高原上深部結構差異如此之大，南部雅魯藏布江一帶巖石圈地幔厚僅10 km多，而北部厚可達100～150 km，如此巨大的差異是如何產(chǎn)生的？這可能與印度巖石圈板塊在中生代末70 Ma左右與歐亞大陸發(fā)生碰撞有一定關系，但特提斯大洋向南俯沖，與泛華夏大陸巖石圈沿班怒帶的強烈匯聚碰撞應該是最主要的原因，增厚的巖石圈地幔有一部分可能就是特提斯大洋巖石圈俯沖增生雜巖系。

2.1.2 熱結構與古地磁

班怒帶以南地區(qū)，高地熱顯示十分普遍而且強烈。班怒帶以北地區(qū)地表水熱顯示較少，溫度亦較低。但是強烈的近代火山活動十分引人注目，是全球大陸內(nèi)部火山活動的典型區(qū)域之一，而且主體表現(xiàn)為新近紀大面積分布的鉀質(zhì)、高鉀火山巖。在岡底斯帶雖然目前有第四紀火山活動跡象，主要表現(xiàn)為古近紀強烈火山活動、新近紀局部沿南北向地塹帶的深源火山活動和東西向成帶的深源斑巖巖侵位活動。

班怒帶兩側的大地熱流值顯示為南高北低的差異。不僅地表熱顯示強烈，深部熱現(xiàn)象也非常顯著，從目前高原僅有的幾個熱流值測量數(shù)據(jù)看，南部的熱異常亦極為顯著。在羊卓雍錯所測的平均熱流值為4.245 HFU(魏斯禹等，1985；沈顯杰等，1989，1990)，或者為146 mW/m2，普莫雍錯為91 mW/m2，羊八井為108 mW/m2，羊應鄉(xiāng)為364 mW/m2，倫坡拉盆地為140 mW/m2，但班怒帶以北的沱沱河為47 mW/m2，東昆侖北麓為42 mW/m2，錫鐵山為40～47 mW/m2。這些直接測量的實際數(shù)據(jù)雖然不多，但從這些數(shù)據(jù)中明顯地反映出班怒帶兩側熱流值南高北低的差異，反映出地球物理場的差別。北部北羌塘-巴顏喀拉、昆侖-柴達木為“厚殼厚?！焙汀袄錃だ溽！毙偷膸r石圈結構，南部岡底斯-北喜馬拉雅為熱幔巖石圈結構特征。

古地磁資料主要提供自古近紀以來青藏高原地殼縮短、加厚數(shù)據(jù)(周姚秀等，1984；董學斌等，1990)，從表1中可看出，主要塊體古近紀—新近紀向北位移量，從南向北越來越小，南部喜馬拉雅地體位移量最大達2664 km，向北岡底斯為980 km，羌塘為550 km，柴達木僅110 km。從地表縮短量來看，岡底斯對羌塘塊體之間班怒帶縮短量最大為990 km，次為喜馬拉雅帶對岡底斯帶，為554 km，而羌塘塊體對柴達木地塊之間出現(xiàn)了負值(-40 km)。以上數(shù)值，與深部地球物理資料大體一致，即班怒帶以北存在反映壓縮量大的較厚巖石圈，而柴達木地塊古近紀以來相對羌塘有南移，班怒帶相對向南楔入的分量，而出現(xiàn)負值，也可能表明柴達木新生代以來，表現(xiàn)為分別受昆侖、祁連山再生山鏈的對沖被壓縮的行為特征。

表1 青藏高原古地磁及地殼縮短數(shù)據(jù)(據(jù)肖序常和李廷棟，2000)Tablet 1 Paleomagnetism and shorten distance of the Tibetan Plateau (After Xiao and Li, 2000)

2.2 班怒帶的大地構造屬性

前述的地球物理資料揭示了班怒帶兩側存在截然不同的物性特征，如速度、電性、古地磁以及熱結構等，這對于我們進一步認識班怒帶的大地構造屬性奠定了基礎。除了班怒帶南北兩側的地球物理結構差異性，地表地質(zhì)特征也存在明顯的差別。近年來，大量的地質(zhì)和地球物理資料進一步深化了對班怒帶的三維時空結構、組成、演化的認識。

班怒帶是特提斯大洋巖石圈俯沖增生雜巖帶，南、北兩側地質(zhì)演化史的重大差異主要表現(xiàn)在：(1)基底性質(zhì)：南側為600～550 Ma的泛非基底，而北側相當于揚子大陸裂離的地塊為1000 Ma的晉寧基底。(2)蓋層的特征：南側的喜馬拉雅-岡底斯地區(qū)古生代基本上是連續(xù)的海相沉積，而北側多數(shù)表現(xiàn)為晚古生代至中生代沉積蓋層。(3)多島弧盆系的時空結構：北部秦-祁-昆地區(qū)是早古代的小洋盆和弧后洋盆，時代主要是∈3—O；北羌塘-“三江”地區(qū)是晚古生代的小洋盆和弧后洋盆，時代主要是C1—P，而南側主要是T—K的弧后洋盆。(4)主碰撞造山事件的時空特征：北部羌塘“三江”地區(qū)主體表現(xiàn)為上三疊統(tǒng)與下伏地層的不整合，秦-祁-昆地區(qū)主體表現(xiàn)為泥盆系與下伏地層的不整合，而南部岡底斯地區(qū)主體表現(xiàn)為上白堊統(tǒng)竟柱山組與下伏地層的不整合。(5)石炭紀—二疊紀的冰川事件，可分為大陸冰川、陸緣冰川和漂浮冰山，岡瓦納大陸及其北側的特提斯洋，類似南極大陸及其北側的南太平洋。喜馬拉雅→岡底斯顯示出陸緣冰川泥石流沉積→淺?！鸂慷菲潞[砂泥巖沉積。班怒帶北側南羌塘等地的含礫泥板巖夾硅質(zhì)巖，其中的礫石是來自岡瓦納漂冰的垂落物，而濁積巖型的泥板巖是特提斯洋盆的沉積物。(6)冷水和暖水動物群的時空分布表現(xiàn)為以班怒帶的對稱分布。南側岡底斯帶為冷暖混生區(qū)，喜馬拉雅帶以冷水動物群為主體，含個別暖水型分支；北側南羌塘帶為冷暖混生區(qū)，北羌塘-昌都及以北為暖水型動物群為主體，含個別冷水型分支。(7)新生代火山-巖漿活動反映出兩側巖石圈性質(zhì)的不同。(8)班怒帶及其兩側時空結構、組成不同(潘桂棠等，1997，2001；2012；2020)，存在著原-古-新特提斯大洋演化和消亡的地質(zhì)記錄。

基于上述證據(jù)，認為班怒帶是岡瓦納大陸的北界，是印度巖石圈板塊和亞洲(泛華夏)大陸巖石圈板塊的碰撞動力學的邊界。

3 結論

新生代以來的印亞板塊碰撞，引起了青藏高原隆升和殼幔巖石圈的強烈變形，高原具如下結構特點：

(1)青藏高原的殼幔巖石圈結構十分復雜，具有多圈層結構特征，橫向上變化與青藏高原地殼的地質(zhì)歷史演化過程中形成的“一個大洋，兩個大陸邊緣，三個多島弧盆系轉(zhuǎn)化的造山系”具有一定對應性。高原內(nèi)部殼幔巖石圈的厚度顯著大于周緣地區(qū)；高原的殼幔巖石圈具有層狀結構特點，在下地殼和上地幔發(fā)育有低速層，這些低速結構兼具高電導率性質(zhì)，可能代表了熱的介質(zhì)；顯然，這些特殊的殼幔巖石圈結構也是印亞板塊碰撞的結果。

(2)班怒帶南北兩側的地質(zhì)地球物理結構具有顯著的差異，如兩側低速高導層位錯；北側巖石圈厚度大于南側；南側大地熱流值高于北側；南側塊體的縮短量顯著大于北側等。這些差異性的特點可能揭示了班怒帶是印度巖石圈的北緣。

致謝：六十年地調(diào)，你風華正茂，謹以此文慶賀中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心(原國土資源部成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所)成立60周年！此外，向長期奮斗在青藏高原從事地質(zhì)地球物理調(diào)查和研究的地質(zhì)學家們致以崇高的敬意！敬請各位專家學者不吝批評與指教。