大陆碰撞造山与成矿过程：扎格罗斯和喜马拉雅造山带对比

张洪瑞，侯增谦

(中国地质科学院地质研究所,北京 100037)

0 引 言

大陆碰撞造山带是地球表面最为宏观雄伟的构造单元之一。对碰撞造山带的研究由来已久，20世纪主要集中在单个造山带的立典研究，积累了大量碰撞造山资料[1-4]；21世纪以来开始注重不同造山带之间的横向对比，尝试梳理总结碰撞造山普遍规律[5-9]。大陆碰撞造山过程涉及到大陆深俯冲[10]、大陆地壳增生[11]、巨量金属堆积[7]、乃至高原隆升[12-13]及气候变化[14]等方面，相关研究对于板块构造登陆、地球多层圈物质循环等重大科学问题具有重要启示意义。

欧亚大陆南缘横亘有上万千米长的阿尔卑斯—扎格罗斯—喜马拉雅碰撞造山链。该造山链是形成于新生代的年轻碰撞造山带，碰撞造山记录完整。其中，扎格罗斯和喜马拉雅都构成了造山高原，分别为伊朗高原和青藏高原(图1)，而且两者皆以盛产金属矿产而闻名[7-9]。本文对比扎格罗斯和喜马拉雅造山带的碰撞相关岩浆构造记录，从成矿构造和新生地壳两个方面来讨论碰撞过程及其对成矿的控制。

图1 扎格罗斯和喜马拉雅造山带分别构成伊朗高原和青藏高原Fig.1 Zagros and Himalayan Orogens That Form Iranian and Tibetan Plateau,Respectively

1 初始碰撞时限

几乎每个碰撞造山带都存在初始碰撞时限的争议。在古老造山带，初始碰撞相关信息被后期叠加或改造，很难断定初始碰撞时间。反之，年轻碰撞造山带记录完整，应该很容易判定初始碰撞时间。实际上，年轻碰撞造山带的初始碰撞时限争议也很激烈。在喜马拉雅造山带，关于印度板块与亚洲大陆初始碰撞时间，不同观点包括了从晚白垩世到中新世的漫长时间，集中在65～50 Ma[15-17]；在扎格罗斯造山带，阿拉伯板块与欧亚大陆初始碰撞时间从晚白垩世到上新世，集中在35～25 Ma[18-20]。之所以出现这些争议，其原因一方面是定义标准不同，海相地层消失、强烈挤压缩短和大规模岩浆活动等构造事件都曾用来限定初始碰撞[21-23];另一方面，大陆碰撞是一个异常复杂的过程，很可能存在穿时性[24-25]，甚至中间洋盆的多期次张开和闭合。

按照威尔逊旋回，大洋俯冲之后即是大陆碰撞(图2)[26]。此时原两大陆之间洋盆消失，但俯冲下去的洋壳仍将发挥作用。在一般情况下，俯冲洋壳因脱水密度变大而下沉，造成俯冲角度逐渐变大，最终与俯冲陆壳断离[27]。这一过程会造成软流圈热扰动，从而诱发具有弧岩浆岩特征的“滞后性”火山岩浆活动，如青藏高原林子宗火山岩[28]。与此同时，大陆地壳也被俯冲洋壳沿俯冲带向地幔拖曳，发生高压、超高压变质作用，典型代表即青藏高原雅鲁藏布江缝合带附近的榴辉岩[29]。这种陆壳俯冲曾被作为一个造山阶段单独划分出来，即大陆俯冲阶段[30]。考虑到同期还有洋壳有关的岩浆活动，称之为“俯冲到碰撞转换阶段”似乎更合理[31]。除了这些地幔层次的深部作用，该阶段在地壳层次也有表现，主要体现为初始碰撞和区域大规模缩短之间也有一个明显滞后。在青藏高原，喜马拉雅和青藏高原腹地的最早变形记录始于65～60 Ma[32]，但是强烈挤压发生在52～48 Ma[33]。扎格罗斯造山带前陆地区大规模褶皱逆冲作用发生在渐新世末[34]，后陆萨南达杰—锡尔詹变质岩浆带也是在28～25 Ma发生过显著隆升剥蚀[35]。两者都晚于初始碰撞约10 Ma。这种滞后效应很可能是由于碰撞的两大陆之间存在大量边缘海盆地，这些盆地在碰撞初期闭合，吸收了大陆碰撞造成的汇聚量[25,33]。此外，大洋岩石圈和大陆岩石圈之间还存在过渡地带，即洋陆转换带[34]。这些地带具有薄的大陆岩石圈，其俯冲行为也不同于传统意义上的大陆。

图2 汇聚造山阶段划分方案示意图Fig.2 Different Divisions About Evolution Phases of Convergence Orogeny

上述特征表明，大洋闭合之后的碰撞初期，碰撞有关的深部和浅部表现以及动力学机制等方面都不同于传统意义上的陆陆碰撞(硬碰撞)。因此，有必要单独划分出来，称之为软碰撞。这一阶段的识别有助于理解碰撞造山过程，解决初始碰撞的诸多争议。

2 碰撞造山阶段

传统研究将碰撞造山过程划分为(同)碰撞和后碰撞两个阶段[35]。根据第1节内容，碰撞早期阶段表现为软碰撞，之后为硬碰撞。如此碰撞过程则可划分出3个阶段，即软碰撞、硬碰撞和后碰撞(图2)。本文以这3个阶段为框架来审视喜马拉雅(图3)和扎格罗斯(图4)两个造山带的碰撞造山过程。

AKMS为阿尼玛卿—昆仑缝合带；JS为金沙江缝合带；LSS为龙木错—双湖缝合带；BNS为班公湖—怒江缝合带；IYS为雅鲁藏布江缝合带；MBT为主边界断层；MCT为主逆冲断层；STD为藏南拆离系；ASRR为哀牢山—红河剪切带；GT为冈底斯逆断层；GCT为大反冲断层；图件引自文献[51]，有所修改图3 喜马拉雅—青藏高原构造岩浆矿床分布Fig.3 Simplified Map of Himalayan-Tibetan Collisional Orogenic Belt Showing the Distribution of Magmatic Rocks Major Faults and Mineral Deposits

青藏高原的碰撞过程很早就被划分出3个阶段[图5(a)][36-37]。①主碰撞阶段(65～40 Ma)，以林子宗火山岩及相关侵入岩[28,38]和超高压榴辉岩[39-40]为特征。前者与俯冲板片后撤和断离引起的软流圈上涌有关[41]，后者记录了陆壳俯冲并快速折返的过程[42]。在此期间，印度—亚洲大陆汇聚速率从每年约180 mm下降到每年约90 mm[43-44]。②晚碰撞阶段(40～25 Ma)汇聚速率下降至每年60 mm，构造岩浆响应主要集中在藏东—滇西地区，发育大规模壳/幔钾质岩浆活动[45-46]和大型走滑系统[47-48]。③后碰撞阶段(25～0 Ma)汇聚速率降至每年50 mm，以地壳伸展[49]和钾—超钾质岩浆活动为特征[50]。这3个阶段分别与本文提出的软碰撞、硬碰撞和后碰撞3个阶段相对应。在软碰撞(主碰撞)阶段，挤压作用存在但不是很强烈；在硬碰撞(晚碰撞)阶段，印度岩石圈俯冲至羌塘—三江地区深部400 km处，扰动软流圈物质上涌，造就成岩成矿事件；在后碰撞阶段，俯冲的印度板片撕裂，造成垂直造山带SN向伸展。

在伊朗高原，阿拉伯板块和欧洲大陆之间的汇聚速率在碰撞之前(55～36 Ma)为每年32 mm；初始碰撞后，在36～20 Ma汇聚速率为每年31 mm，在20 Ma开始降为每年24 mm，10 Ma以来为每年20 mm[5,19]。这一汇聚速率变化历史与大陆碰撞造山过程3个阶段完美对应(图5)。①软碰撞阶段(36～20 Ma)只在两板块缝合带附近发育逆冲作用，表现为扎格罗斯主逆冲断层活动[52]。两侧分别发育浅水相沉积岩，如南侧扎格罗斯地区的Shahbazan组(37～30 Ma)[53]、北侧萨南达杰—锡尔詹变质岩浆带和伊朗地块库姆组，更北侧厄尔博兹(Alborz)地区发育更浅的前陆盆地沉积[54]。岩浆岩遍布在乌兹密尔—杜克塔尔火山岩浆带上，以高钾钙碱性系列为主。岩石类型多样，从玄武岩到流纹岩都有[55-58]。②硬碰撞阶段(20～10 Ma)以大规模强烈地壳缩短为特征。挤压变形沿造山核部向外扩展，在扎格罗斯地区发育形成高扎格罗斯断层及相关褶皱作用；在后陆地区形成一系列中小型前陆盆地，盆地内有厚层陆相碎屑岩[59]。这些岩石沉积时具有高堆积速率，说明周缘造山带的快速剥蚀很可能是当时强烈挤压作用的结果。岩浆岩主要以侵入体的形式散布在乌兹密尔—杜克塔尔火山岩浆带上，以中酸性高钾钙碱性系列为主，具有埃达克质地球化学特征[60-61]。③后碰撞阶段(10～0 Ma)以钾—超钾质岩[56]和洋岛玄武岩(OIB)型碱性熔岩[62-63]的出现为特征，岩浆分别源于被交代岩石圈地幔[64]和软流圈地幔[65]。在造山带前陆，构造挤压继续向南扩展，依次形成扎格罗斯主前缘断层和扎格罗斯前缘断层[66]。在造山带后陆，早期的前陆盆地都被粗碎屑岩覆盖转变为山间盆地[59]。另外，整个造山带内普遍发育近SN向走滑断层[67-68]。

无论是青藏高原还是伊朗高原，碰撞过程中的挤压活动在软碰撞阶段以低速率应变为主，在硬碰撞阶段则主要为高速率应变，在后碰撞阶段则会出现伸展或走滑等调节挤压应变。其中，造山带后陆地区在碰撞初始即有表现，如远程效应的逆冲断裂带和前陆盆地等；而前陆地区的变形则是随着大陆不断俯冲而逐渐向外扩展。岩浆活动在软碰撞阶段主要与俯冲大洋板片扰动软流圈热结构有关[28]，在硬碰撞阶段主要受大陆岩石圈俯冲诱发[71]，在后碰撞阶段则与大陆岩石圈拆沉[72]、断离[73]和撕裂[7]有关。

扎格罗斯与喜马拉雅造山带最大的不同在于，扎格罗斯造山带主要与斜向碰撞有关，而喜马拉雅造山带主要为正向碰撞造山带，只有藏东—滇西地区在始新世后因陆块旋转而变为斜向碰撞造山带。因此，在伊朗高原广泛发育大型走滑断层及伴生的走滑拉分盆地[74]。另外，两个造山带虽然都经历了3个阶段演化历程，但造山带成熟程度有差异。扎格罗斯造山带仅发育薄皮构造，而喜马拉雅造山带则已经发育穿切基底的厚皮构造。具有“后碰撞”特征的超钾质岩最早出现在青藏高原是25 Ma[75]，在伊朗高原是11 Ma[56]。这些特征都表明，扎格罗斯和喜马拉雅造山带在碰撞造山演化程度上分别代表青年和中年阶段[8]。

3 成矿构造

虽然碰撞造山作用总体表现为挤压背景，但碰撞造山过程异常复杂。每个碰撞造山阶段，不同碰撞部位都有挤压、伸展、走滑等多种构造主导的应力场。这些构造活动对成矿具有重要控制作用[37]。

青藏高原在主碰撞初期主要表现为微弱的挤压断裂活动，如羌塘地区沿挤压断裂侵位的花岗质岩墙[51]。藏东地区贡觉盆地在古新世缓慢沉积，而且保留了盆地的原始宽度，说明当时没有受到明显挤压[76]。强烈挤压发生在始新世(52～42 Ma[77])，形成唐古拉山等逆冲断裂系，造成可可西里—风火山—囊谦—贡觉—兰坪—剑川—思茅等盆地快速沉积。与上地壳强烈挤压相反，岩石圈深部却因板片断离而伸展[78-79]。这种深部伸展有利于岩浆形成并上升侵位至上地壳，而上地壳的挤压环境则保证了岩浆充分分异并出溶成矿流体。沙让钼矿(52 Ma[80])、邦布金矿(45 Ma[81])、念扎金矿(44 Ma[82])都形成在这一时期(图6)。

图件引自文献[9]，有所修改图6 喜马拉雅和扎格罗斯造山带矿床发育Fig.6 Temporal Distributions of Mineral Deposits Within Himalayan and Zagros Orogens

晚碰撞阶段挤压持续，造成青藏高原腹地唐古拉山逆冲断裂系和囊谦—风火山断裂系等构造系统的第二幕变形，形成大量裂隙系统[83-84]。在挤压驱动下，高盐度的盆地流体萃取早期弧岩浆岩中的金属，在裂隙中就位成矿，形成东莫扎抓(35 Ma[85])、莫海拉亨、白秧坪(30 Ma[86])等沉积岩容矿的铅锌矿床。此外，青藏高原东缘还发育若干大型走滑剪切断层[48]。这些断层切穿地壳[87]，使得下地壳部分熔融的岩浆沿断裂上升，在地壳浅部就位形成含铜的斑岩体，构成玉龙铜矿带(40～30 Ma[88])。此外，剪切带外围的低变质带内发育镇沅、金厂等一系列金矿床，构成哀牢山金矿带[89]。

后碰撞阶段喜马拉雅造山带和拉萨地块上分别发育SN向和EW向伸展构造，分别控制了热液多金属矿床和斑岩型铜矿床的就位。SN向伸展构造主要由藏南拆离系和其伴生穹窿构造组成，以穹窿为中心，形成多金属成矿组合：核部侵入的浅色花岗岩中伴生铌钽锂铍锡钨等矿化[90]；外围发育热液铅锌矿化[91]；更外围则是浸染型和细脉型锑金矿化[92-93]。EW向伸展构造主要为SN向裂谷，控制了含矿斑岩体的串状产出[94]。

扎格罗斯造山带主要为一个斜向碰撞造山带。因此，大型走滑断层在构造演化和成矿过程中扮演着重要角色。很多含矿岩体都与走滑断层密切相关，就位于与走滑作用有关的挤出构造、拉分构造、扭曲构造等形成的空间内[95]。典型实例即著名的阿塞拜疆—克尔曼(Arasbaran-Kerman)斑岩型铜矿带[96]，其构造控矿方式与青藏高原玉龙铜矿带类似。

大陆碰撞造成萨南达杰—锡尔詹变质岩浆带发生褶皱逆冲作用并强烈隆升剥蚀。该带中部赋存有Emarat、Tiran、Iran Kouh等铅锌矿床，矿体受与逆断层相关的次级构造控制[97]。成矿过程与青藏高原腹地的东莫扎抓等铅锌矿床相类似。该带西北部发育Piranshahr-Saqez-Sardasht造山型金矿带，矿体就位于挤压构造同期的伸展性断层和裂隙中[98]。这一点与青藏高原藏南拆离系附近的金锑多金属矿床相类似。

4 新生地壳

对大洋俯冲带研究发现，成矿作用主要与新生地壳有关[99]。新生地壳含有大量铜金铅锌等金属，为造山型金矿床、斑岩型铜矿床、海底块状硫化物矿床等提供了必要金属来源[100]。过去观点认为，大陆碰撞造山带主要为古老地壳，其部分熔融会产生铅锌钨锡等小矿床，缺少新生地壳，因而成矿潜力不大[101]。然而，最近研究发现，尽管现代俯冲带有大量新生地壳，但是在漫长俯冲过程中，这些新生地壳往往会被俯冲剥蚀。因此，其新生地壳的贡献量几乎为0[102]。而大陆碰撞造山带的新生地壳往往因陆块拼贴而被保存[38]，尤其以青藏高原和伊朗高原为典型代表，两者也是以成矿类型多、矿床规模大而著称[8]。因此，研究大陆碰撞造山带内新生地壳及其对成矿的贡献，成为理解大陆碰撞成矿作用的一项重要内容。

本文通过两个造山带岩浆岩(尤其是幔源岩浆岩)的发育情况来探讨碰撞造山带新生地壳形成过程。目前资料显示，碰撞造山带的新生地壳主要形成在早期俯冲和后期碰撞两个阶段。①青藏高原在印度—亚洲大陆碰撞之前经历了多期俯冲拼合事件，形成有玉树—甘孜—理塘弧[103]、杂多—江达—维西弧[104]、冈底斯弧[105]等。这些弧岩浆岩由钙碱性玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩及相关侵入体组成。其中的中基性岩大多数都具有相对亏损的全岩Nd和锆石Hf同位素组成，是被交代地幔楔部分熔融的产物[31]。这些俯冲阶段弧岩浆岩构成了大陆碰撞造山带内新生地壳的重要组成部分。大陆碰撞以来，拉萨地块上的始新世基性岩[106]、云南西南部的马关玄武岩[45]等具有亏损的全岩Nd同位素特征，岩浆来源于软流圈地幔。另外，在羌塘腹地、可可西里、三江地区和拉萨地块等还发育有钾—超钾质岩、煌斑岩等，具有较高的(87Sr/86Sr)i值和负εNd(t)值[107-108]，岩浆起源于富集的岩石圈地幔，这些幔源岩浆岩是在碰撞过程中形成的新生地壳。②扎格罗斯造山带在碰撞之前也经历了多期俯冲过程。不同的是，其侏罗纪弧岩浆岩多具有较高的(87Sr/86Sr)i值和负εNd(t)值，是地壳重熔的产物[109]。少量幔源岩体仅出露在西北部Gorveh和东南部Makran等地区，很可能与俯冲过程的板片窗构造有关[110]。碰撞之时，新生地壳主要为源于富集岩石圈地幔[64]和软流圈地幔[64-65]的岩浆岩。

无论是青藏高原还是伊朗高原，随着碰撞造山阶段演化，幔源岩石的εNd(t)值出现从高到低，再到高的变化(图7)，反映了软流圈→岩石圈→软流圈幔源岩浆注入地壳的过程。

εNd(t)为年龄t对应的εNd值；灰色区域代表同位素变化范围，黄绿色箭头代表随碰撞造山阶段演化的变化趋势；图中数据引自文献[28]、[38]、[45]、[46]、[50]、[51]、[55]～[57]、[60]～[65]、[75]、[107]～[110]图7 喜马拉雅和扎格罗斯造山带幔源岩浆岩全岩Nd同位素特征Fig.7 Nd Isotopic Characteristics of the Mafic Rocks from Himalayan and Zagros Orogens

5 结 语

(1)大陆碰撞不是一蹴而就，而是表现为软(主)碰撞、硬(晚)碰撞和后碰撞3个阶段演化过程。

(2)大陆碰撞形成的大型构造系统常赋存有特定矿床类型，如褶皱逆冲带与铅锌矿床，挤压有关伸展构造与金锑多金属热液矿床，大型走滑断层与斑岩型铜矿床。

(3)大陆碰撞造山带保存有早期俯冲和后期碰撞阶段的新生地壳。碰撞过程中的新生地壳表现为软流圈→岩石圈→软流圈物质的连续加入过程。

谨以此文献给长安大学七十周年华诞，祝福长安大学桃李成蹊，誉遍瀛洲！我们团队与长安大学有多年的良好合作，曾推动长安大学与中国地质科学院地质研究所签订战略合作协议及联合培养研究生合作协议，团队内也有很多科研骨干毕业于长安大学。本文是我们团队在大陆碰撞成矿理论方面的阶段性成果。该理论的创建和完善离不开翟明国院士、王涛研究员、李文渊研究员、薛春纪教授等长安大学校友的帮助和支持，在此一并表示感谢！