青藏高原东南缘碰撞造山结构与物质组成：来自岩石地球化学和地球物理的联合约束

王 洋，张洪瑞

(1.中国地质科学院地质研究所，北京 100037；2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引 言

造山带结构和物质组成是划分造山基本单元的基础，也是建立和检验造山演化模型的必要前提[1]。地球物理手段能约束造山带结构，但缺少物质组成和时间信息[2]；岩石探针则有利于揭示深部物质组成，但缺少架构性[3-4]。两者结合将对造山带结构和物质组成予以很好限定，从而为恢复造山演化、理解板块构造、研究地壳生长乃至成矿作用等重大科学问题奠定基础[5-6]。

作为汇聚造山带的典型代表，大陆碰撞带是地球表面雄伟壮观的地质构造单元。大陆碰撞带的形成演化和动力学机制也吸引了全球地质学家的关注。在青藏高原这一全球规模最大、特征最典型、时代最年轻的大陆碰撞造山带，其演化模型存在多种假说，如刚性块体挤出模型认为青藏高原岩石圈物质沿着某些主要的走滑断层从高原中部被挤出[7-8]，而地壳通道流模型认为在中下地壳存在一个低黏度通道，地壳物质通过该通道可以更有效地从青藏高原中部运移到青藏高原东南缘[9-12]。这两种模型均集中在地壳层面如何调节碰撞应变，不涉及地幔尺度。地幔模型更多的是基于岩浆岩工作，有加厚岩石圈拆沉[13]、岩石圈底部对流减薄[14]、俯冲板片作用引起的软流圈上涌[15-16]。然而，这些模型缺少深部资料的证实。

青藏高原东南缘位于印度板块与欧亚板块侧向汇聚部位，是检验上述碰撞带动力学模型的理想场所。该地区已经积累了丰富的地球物理和地质数据[15-21]，对揭示碰撞造山带的深部结构与组成提供了扎实资料。本文系统收集青藏高原东南缘已有的地球物理和新生代岩浆岩数据，分析这些资料对碰撞造山带物质结构和组成的指示，探讨碰撞造山深部动力学机制。

1 区域地质概况

青藏高原东南缘主要涵盖腾冲地块、保山地块、兰坪—思茅地块和华南板块西部[19](图1)，经历过复杂而漫长的地质演化。新元古代期间(1.00～0.74 Ga)，大洋岩石圈持续地俯冲造就了扬子克拉通西缘岩石圈的强烈增生[22-23]。晚古生代—早中生代古特提斯洋盆俯冲形成了一系列二叠纪—三叠纪弧岩浆岩[24-29]。新生代印度—亚洲大陆碰撞导致了青藏高原东南缘强烈的陆内变形，形成了一系列NNW—NW向走滑断裂系统以及新生代岩浆岩[18,30-33]。

1.1 地 层

华南板块由扬子板块和华夏板块组成。扬子板块西缘主要出露新元古代的变质杂岩基底和以海相

新生代剪切带包括：①为雪龙山剪切带；②为点苍山剪切带；③为哀牢山剪切带；④为崇山剪切带；⑤为高黎贡山剪切带。左下角小图引自文献[17],主图引自文献[17]、[19]和[34],有所修改图1 青藏高原东缘大地构造简图及新生代岩浆岩分布Fig.1 Simplified Tectonic Map of the Eastern Margin of Tibetan Plateau and Distribution of Cenozoic Magmatic Rocks

沉积岩为主的沉积盖层[19]。新元古代火山岩主要分布在攀西地区和哀牢山地区。这些岩石主要形成于971～721 Ma[35-36]，被认为是沿华南板块西部的大洋岩石圈持续俯冲形成的[22-23,37]，称为攀西—汉南弧[38-39]。古生代的沉积盖层主要由泥质岩、砂质岩和碳酸盐岩及二叠纪末喷发的峨眉山溢流玄武岩组成[40-41]。

兰坪—思茅地块系印支板块的北部，是由早奥陶统沉积岩、中泥盆世—三叠纪浅海和陆相层序以及中生代红砂岩床层组成[42-43]。兰坪—思茅地块西侧出露有早古生代(429～418 Ma)具有岛弧性质的钙碱性火山岩[44]，东侧出露SN向分布的二叠纪—三叠纪弧火山岩带[24-25,45]。

保山地块和腾冲地块系滇缅泰马地块北向延伸部分。保山地块的变质基底以新元古代—寒武纪公阳河群为代表，古生代和中生代沉积序列由碎屑岩、碳酸盐岩和二叠纪火山岩组成[46]。腾冲地块变质基底主要由中元古代高黎贡山群高级变质杂岩组成。上覆盖层包括晚古生代碎屑岩和碳酸盐岩以及上新世—全新世火山岩-沉积岩序列[41]。

1.2 岩浆岩

青藏高原东南缘新生代岩浆活动可分为5个时期，分别为古新世—早始新世、中始新世、晚始新世—早渐新世、晚渐新世—早中新世、晚中新世—全新世(图1、2)。岩浆岩年龄自古新世至早渐新世整体呈现自西向东变新，响应了陆陆碰撞→大洋板片断离→板片低角度俯冲过程。晚渐新世—早中新世印度—亚洲大陆的持续汇聚和挤压导致了大规模逆冲推覆和走滑断裂系统及淡色花岗岩的形成。后碰撞阶段软流圈上涌导致岩石圈地幔部分熔融形成了晚中新世—全新世岩浆岩。

古新世—早始新世岩浆岩主要分布在腾冲地区，测得的锆石U-Pb年龄为66～52 Ma[47-49](图1)。岩浆岩年龄和地球化学特征均呈现EW向变化。西部岩浆岩为I型花岗岩，具有老的锆石U-Pb年龄(66～55 Ma),且εHf(t)以正值为主(-3～6)；而东部岩浆岩显示了S型花岗岩特征，具有相对年轻的锆石U-Pb年龄(56～52 Ma)和负的εHf(t)值(-12～-5)，来源于古老地壳[47]。该套岩浆岩时空分布特征显示了陆陆碰撞和板片陡深俯冲的过程。

中始新世岩浆岩主要分布在滇西地区西侧，由玄武质岩脉和花岗岩体组成双峰式岩浆(图1、2)。玄武质岩脉出露于腾冲地块东缘和高黎贡山地区，40Ar/39Ar年龄为42～40 Ma，具有板内玄武岩的地球化学亲和性[50]。花岗岩主要位于保山地块东南部沧源地区和崇山剪切带内。沧源地区花岗岩锆石U-Pb年龄为45～40 Ma[51-53]，很可能是上涌的地幔物质底侵增厚下地壳所致[54]。崇山剪切带花岗岩锆石U-Pb年龄为55～38 Ma，集中分布在46～38 Ma[55]，与上述沧源地区花岗岩组成SN向条带。中始新世双峰式岩浆作用指示了伸展构造背景，是俯冲新特提斯洋板片断离后的软流圈上涌所致[50]。

图(a)引自文献[70];图(b)引自文献[71];古新世—早始新世岩浆岩数据引自文献[48]、[49]和[72];中始新世岩浆岩数据引自文献[50]和[52];晚始新世—早渐新世岩浆岩数据引自文献[17]、[18]、[34]、[56]、[59]、[60]、[64]～[66]、[73]～[80];晚渐新世—早中新世岩浆岩数据引自文献[67];晚中新世—全新世岩浆岩数据引自文献[30]、[81]和[82]图2 TAS图解和K2O-SiO2图解Fig.2 Diagrams of TAS and K2O-SiO2

晚始新世—早渐新世岩浆岩包括钾—超钾质岩浆岩和淡色花岗岩(图2)。钾—超钾质岩浆岩在哀牢山—红河剪切带的近端和远端均有分布，向西延伸到兰坪—思茅地块内部，向东延伸到华南板块内超过270 km[56](图1)，包括铁镁质和长英质两种系列。铁镁质岩石主要为钾—超钾质煌斑岩脉以及少量粗面玄武岩和粗安岩[56-60]，集中在哀牢山—红河剪切带北端，沿兰坪—永胜和永平—姚安两条EW向条带分布，其形成年龄为36.6～32.9 Ma[56,59-61],来自于遭受元古代俯冲交代的岩石圈地幔[57,59-60]。长英质岩石年龄集中在37～32 Ma，分为钾质埃达克岩石和钾玄质岩石两个系列[17]。钾质埃达克岩石主要侵位在哀牢山—红河剪切带北端，与上述铁镁质岩石具有相同的时空分布；岩石以轻、重稀土元素显著分馏，高Sr、Sr/Y、La/Yb值和低Y、Yb含量为特征区别于同时期的钾玄岩[14,17,34]。钾玄质岩石在滇西地区分布广泛，在哀牢山—红河剪切带南、北两端均有大量出露；岩石与同时期的镁铁质火山岩具有一致的Sr-Nd-Pb同位素组成和相似的稀土和微量元素模式，可能来自于同期铁镁质岩石母岩浆的结晶分异。Liang等认为滇西地区晚始新世—早渐新世钾—超钾质岩浆岩来自于哀牢山—红河剪切带构造运动及其导致的构造减压，岩浆受该剪切带控制[62-63]。然而，近年来关于剪切带和岩浆岩的地质年代学数据表明，韧性剪切发生在岩浆活动之后[14]，其成因机制多认为是增厚的岩石圈地幔对流减薄后软流圈上涌所致[17-19,34,60,64-66]，但该机制无法解释在岩浆岩强烈发育的哀牢山地区，其下部岩石圈与周围相比，不但没有明显减薄，还存在明显增厚。因此，该时期岩浆作用应形成于俯冲板片作用引起的软流圈上涌(如脱水、撕裂、回返)。淡色花岗岩发育在哀牢山—红河剪切带附近，侵位年龄为41～30 Ma，早于哀牢山—红河剪切带构造运动时间[67-69]；岩石具有高的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.710)和负的εNd(t)值(-7.98～-3.31)，与上述钾—超钾质岩浆岩具相同成因机制。

晚渐新世—早中新世岩浆岩主要为淡色花岗岩脉，锆石U-Pb年龄为28～20 Ma，局限于哀牢山—红河剪切带内[67-69,83-84](图1)，具有高的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.725)和低的εNd(t)值(-9.76～-5.83)，来源于地壳熔融，受控于哀牢山—红河剪切带构造运动[67]。

晚中新世—全新世岩浆岩包括晚中新世马关玄武岩和上新世以来的火山岩(图1)。晚中新世马关玄武岩位于云南东南部红河剪切带南端附近；其全岩及黑云母的40Ar/39Ar年龄为13.7～11.7 Ma[30,81,85]，起源于岩石圈底界或软流圈[30,81,86]，形成于交代蚀变、亏损地幔的减压熔融[30]。上新世以来的火山岩包括云南东南部普洱、屏边和通关地区的玄武岩和碧玄岩以及西南部的腾冲火山岩；云南东南部的火山岩全岩40Ar/39Ar年龄为1.5～0.3 Ma,以富K和高场强元素为特征[30,81-82,87]。Flower等认为俯冲于印支地块之下的华南板块回返引起富钾软流圈的减压熔融是这些火山岩的形成机制[87]。上新世以来的腾冲火山岩出露于腾冲地块，最早结晶年龄为8 Ma，延续至今[16,88-89]。该火山岩来源于岩石圈地幔的重熔，但其成因机制仍存在争议，如俯冲的印度板片脱水[15]、俯冲的印度洋板片洋中脊脱水[90]和俯冲的印度板片局部断离[16]等。

2 地球物理特征

2.1 地壳结构

关于青藏高原东南缘地壳结构的研究，目前已有大量地球物理剖面(图3)，如大地电磁剖面[91-92]、深反射大炮剖面[93]、爆炸地震剖面[94-96]、宽角地震剖面[97-99]、深地震探测剖面[100-102]等。这些资料显示，青藏高原东南缘地壳厚度总体呈现出自北向南逐渐减薄的特征，地壳厚度的急剧转变出现在26°N附近[20,103-104]。北部地区的平均地壳厚度约为60 km，最高可达70 km，而南部地区地壳厚度只有30～40 km[20,105-109]。具体来说，腾冲地块地壳厚度为 33.3～35.0 km，保山地块为35～43 km，兰坪—思茅地块为32～48 km，扬子板块西部为40～50 km。另外，不同块体之间也有明显增厚的区域[110]，如哀牢山地区下地壳偏厚，略高于东、西两侧的扬子板块和兰坪—思茅地块[111]。

蓝色线表示剖面位置;1～15剖面依次引自文献[91]～[102]、[111]、[124]和[125]图3 地球物理剖面分布Fig.3 Location of the Geophysical Profiles

大量地球物理观测证实，青藏高原东南缘中下地壳(20～40 km深度)存在部分熔融的塑性体，如中—下地壳低速带[20,112-119]、高导层[92,120]、高Vp/Vs值[121-122](Vp为P波速度，Vs为S波速度)和高热流[123]等。这些塑性体主要沿东侧和西侧两条通道分布。西侧通道A主要以龙门山—丽江—小金河—程海断裂带为界，广泛分布在松潘—甘孜地块和川滇菱形块体西北部[图4(a)]；东侧通道B沿鲜水河和小江断裂分布，向南终止于红河断裂[图4(b)][20-21,92,126-128]。然而，由于探测方法的不同以及缺乏岩石学证据，对于地壳流通道连通性及成因等问题仍存在较大的争议。Li等采用接收函数与面波联合反演的方法观测到两条通道在云南南部横跨红河断裂相连通，代表了来自青藏高原的挤出物质流向东南缘的通道[128]。而张智奇等通过面波直接反演方法，观测到两条低速带并未连通，并且认为西侧的低速带是青藏高原物质向东南缘挤出形成的，而东侧的低速带可能缘于增厚的长英质地壳本身由于较高温度而发生部分熔融，并非来自青藏高原[21]。此外，部分学者还认为该地壳流成因还与中下地壳剪切作用[92]、地幔上涌[126]和走滑断裂[20]等密切相关。

2.2 地幔结构

青藏高原东南缘的GPS速度场沿东喜马拉雅构造带呈明显顺时针旋转，在高原东南角呈扇形锋面，表明该区域的地壳运动主要呈现顺时针旋转的模式[129-131]。代表地壳各向异性的PmS快波方向也呈顺时针旋转，与上述GPS速度场相一致[132-134]。然而，该区上地幔各向异性具有明显的南、北分区特征，北部的快波方向呈近SN向，向南在26°N附近突变为近EW向[90,135-141](图5)。北部的快波方向与主断裂带的走向、GPS速度场以及PmS快波方向一致，指示了地壳和上地幔形变的机械耦合[138,140,142]。然而，对于26°N以南的壳幔结构仍存在较大争议。部分学者通过SKS、GPS和PmS测量结果及地表构造带的走向对比，认为此处为壳幔解耦变形[112,135-137,143]。相反，另一部分学者认为该区南部的壳幔呈耦合变形，快波显示的EW向代表了地壳的最大伸展方向，与绝对板块的运动方向以及软流圈自西藏向东流动的方向一致[138-139,141]。另外，体波的深部成像结果显示出在华南板块以及印支地块下方存在大范围的上地幔低速异常[15,20-21,116,127-128,144-145]，指示了青藏高原东南缘南部减薄的岩石圈。这些成像结果与上述26°N附近地壳厚度急剧转变以及上地幔各向异性的南、北分区相一致。岩石圈减薄原因可能是印支地块和华南板块下方的岩石圈发生了大范围拆沉，使得软流圈上涌[13]或26°N以南区域的印度板块向东俯冲脱水作用所致[15,145]。

3 深部结构和组成

3.1 总体特征

不同岩石由于矿物成分及化学成分的差异，地震波速也明显不同[146-147]。镁铁质岩石通常具有较高的S波速度(3.67～4.65 km·s-1)和P波速度(6.51～8.23 km·s-1)，长英质岩石具有较低的S波速度(约3.66 km·s-1)和P波速度(6.36 km·s-1)。沉积岩速度则更低，S波速度通常为2.74～3.33 km·s-1[147]。这些物理性质差异为判断深部物质成分提供了重要约束。

A为西侧通道；B为东侧通道；图件引自文献[20]图4 两个地壳低速流通道Fig.4 Two Crustal Low-velocity Channels

图件引自文献[140],有所修改;绿色线段为流动台阵的结果，橙色线段为固定台站的结果；线段的方向表示快波方向，线段的长度表示时间延迟的大小图5 上地幔XKS平均快波方向空间分布Fig.5 Spatial Distribution of Average XKS Fast Orientations for Upper Mantle

扬子板块西缘地壳厚度为40～50 km，在地壳浅部0～5 km 深度，除南部马关地区外，存在明显的低速区(速度小于3.2 km·s-1)[20-21]。该低速区与地表大面积出露的海相沉积岩沉积盖层[19]和古生代泥质岩、砂质岩和碳酸盐岩沉积盖层[40-41]相吻合[图6(a)、(b)]。而马关地区呈现的高速异常可能来自于晚中新世—全新世马关玄武岩。绿汁江断裂以西，5 km以下深度存在一个贯穿整个地壳的孤立高速体(3.65～3.85 km·s-1)，其正对应峨眉山大火成岩省内带区域[图6(a)、(b)]。在绿汁江断裂以东，10～20 km深度高速异常与大火成岩省外带相对应[图6(a)、(b)]。在20～40 km深度存在一条沿该断裂分布的低速带(速度为3.25～3.35 km·s-1)[图6(a)、(c)]，来自于青藏高原向东南挤出的塑性体[128]或增厚的长英质地壳本身的部分熔融[21]。在地壳底部与上地幔的接触位置约45 km深度，存在一条向东倾的高速带(速度为3.65～3.75 km·s-1)，有可能是新元古代铁镁质基底[图6(a)、(b)]。

兰坪—思茅地块地壳厚度为32～48 km，且由西向东增厚。地块东侧发育二叠纪—三叠纪弧火山岩带，表明地壳增厚很可能是弧岩浆底垫造成。由于受早奥陶世沉积岩、中泥盆世至三叠纪浅海和陆相层序以及中生代红砂岩床层[42-43]影响，思茅盆地浅层(深度小于10 km)整体呈现低速异常。在10 km深度处存在高速异常带(速度为3.65～3.70 km·s-1)，指示了二叠纪—三叠纪玄武岩。地壳底部35～45 km 深度存在一条向东倾的高速异常带(速度为3.65～3.75 km·s-1)，有可能是二叠纪—三叠纪铁镁质弧岩浆岩[图6(a)、(b)]。

腾冲地块的地壳厚度仅为 33.3～35.0 km，在浅部4～8 km深度内部分区域呈现高速异常[148]，反映了已经冷却固结的岩浆侵入体。下方10～20 km深度存在明显的低速异常(速度为3.20～3.40 km·s-1)向东延伸入保山地块内，代表了仍处于活动状态的壳内岩浆源，热流通道有可能通过腾冲断裂延伸至地壳深部[图6(c)、(d)]。保山地块浅部明显低速异常是古生代和中生代沉积盖层所致。保山地块与兰坪—思茅地块之间的昌宁—孟连缝合带南端在浅部10 km深度左右有高速异常区域，可能是缝合带内的蛇绿岩混杂岩[149]引起的[图6(c)、(d)]。

3.2 下地壳精细解剖

青藏高原东南缘发育有大量埃达克岩。这类岩石起源于下地壳，对其详细研究能够对下地壳物质成分做精细限定。埃达克岩主要出露于哀牢山—红河剪切带北端，侵位年龄为37～33 Ma[17-18,34,79]。岩石以轻、重稀土元素显著分馏，高Sr、Sr/Y、La/Yb，低Y、Yb为特征[17-18,34,64,74,77-80](图7)。

图(a)和图(c)引自文献[21]图6 地壳S波速度垂向剖面与可能的地质解释Fig.6 Vertical Profiles of Crustal S-wave Velocity and Possible Geological Interpretation

w(·)为元素含量(质量分数,下同);w(·)N为元素含量球粒陨石标准化后的值;图件引自文献[150]和[151]；埃达克岩数据引自文献[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80]图7 埃达克岩Sr/Y-Y判别图解和(La/Yb)N-YbN判别图解Fig.7 Discrimination Diagrams of Sr/Y-Y and (La/Yb)N-YbN for the Adakites

埃达克岩数据引自文献[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80]图8 埃达克岩的锆石εHf(t)值、二阶段模式年龄与样品所在经度的关系Fig.8 Zircon εHf(t) and Two-stage Model Ages Against Sampling Longitude for the Adakites

(87Sr/86Sr)i为初始87Sr/86Sr值;埃达克岩数据引自文献[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80];扬子板块西缘新元古代铁镁质岩数据引自文献[45]、[152]图9 埃达克岩的全岩εNd(t)、La/Yb值与样品所在经度的关系以及εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解Fig.9 Whole-rock εNd(t) and La/Yb Against Sampling Longitude,and Diagram of εNd(t)-(87Sr/86Sr)i for the Adakites

自西向东，埃达克岩的锆石εHf(t)值和全岩εNd(t)值呈逐渐降低趋势[图8(a)、9(a)]，同时锆石Hf同位素的二阶段模式年龄(TDM2)也呈现东、西明显不同的特征[图8(b)]。最西侧剑川地区埃达克岩以正的εHf(t)值(0～8)为主，其模式年龄集中在1.0～0.7 Ga。而最东侧的直苴地区埃达克岩以负的εHf(t)值(-6～0)和相对老的模式年龄(1.5～1.1 Ga)为特征。全区的全岩εNd(t)值尽管均为负值，但EW向仍能看出明显区别。最西侧剑川地区呈弱的负εNd(t)值(-4.1～-0.6)，而最东侧直苴地区具有较大负εNd(t)值(-7.5～-6.8)。这些同位素组成特征的空间变化是对跨越兰坪—思茅地块和扬子板块西缘的下地壳不同成分的响应。最东侧直苴地区岩石Hf同位素的二阶段模式年龄(1.5～1.1 Ga[34])、初始Sr-Nd同位素组成与扬子板块西缘的新元古代镁铁质岩[35-36]相一致[图9(b)]，以及岩石中继承锆石的新元古代年龄(870 Ma和876 Ma[34])，均指示其来源于扬子板块西缘下地壳的新元古代铁镁质基底。最西侧剑川地区的埃达克岩Hf同位素的二阶段模式年龄(1.0～0.7 Ga)小于最东侧直苴地区，但与新元古代扬子板块西缘岩石圈的强烈增生时期(1.00～0.74 Ga)相一致，说明其源区物质同样与新元古代岩石圈增生相关。相比于直苴地区，剑川地区的埃达克岩成因可能有更高的地幔贡献，岩石的正εHf(t)值也证实了这点。同时，剑川地区埃达克岩与周边二叠纪—三叠纪基性—超基性弧岩浆岩具有相似的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.711)和εNd(t)值(-4.8～-3.0)[45,152]。上述Hf同位素和Sr-Nd同位素特征说明剑川地区下地壳可能是经历了新元古代岩石圈增生和二叠纪—三叠纪弧岩浆作用双重事件影响。

全区的埃达克岩La/Yb值同样呈现自西向东逐渐增大的趋势[图9(c)]，即地壳厚度自西向东逐渐增厚，指示埃达克岩的源区位置东部深(新元古代铁镁质基底所在位置)，而西部浅(二叠纪—三叠纪镁铁质基底所在位置)。该地区的地球物理资料也显示了自西向东的地壳加厚[20-21,99,110,115][图6(a)]。地壳上地幔三维S波速度垂向剖面[图6(a)]中可见，绿汁江断裂带以西在地壳底部与上地幔的接触位置存在两条薄的高速带。高速带的出现指示了下地壳底部存在铁镁质基底，其位置与上述埃达克岩指示的铁镁质基底相对应。西侧高速带向东叠加在东侧异常带之上，横穿哀牢山剪切带，代表了二叠纪—三叠纪镁铁质基底，而东侧相对较深的高速带与新元古代铁镁质基底相一致。

4 可能的动力学模型

以上深部结构和物质组成分析表明，青藏高原东南缘中上地壳发育大量高速异常，这些异常很可能是早已固结的铁镁质岩石，如昌宁—孟连缝合带内的蛇绿混杂岩、兰坪—思茅地块下的玄武质弧岩浆岩、扬子板块西缘峨眉山玄武岩以及早期底垫的弧岩浆岩等。这些坚硬的高速体将碰撞带物质流动阻隔在中下地壳尺度上。另外，青藏高原东南缘中上地壳还发育大量低速体。这些低速体分布在腾冲和保山地区，与下伏岩浆活动或部分熔融作用有关。然而，关于触发中下地壳部分熔融的动力学机制还存在较多争议，有加厚岩石圈拆沉[13]、岩石圈对流减薄[17-19,34,60,64-66]和俯冲板片作用引起的软流圈上涌等模型[15-16]。

加厚岩石圈拆沉模型认为，作为对印度—亚洲大陆碰撞的响应，青藏高原东部晚古近纪发生了一次大规模的增厚大陆岩石圈拆沉事件，引起板内伸展，形成了40～30 Ma高钾质岩浆岩和点苍山以东晚始新世—渐新世断陷盆地[13]。该模型与青藏高原东南缘26°N以南薄的地壳和岩石圈特征相一致，然而并不能解释26°N以北地区的较厚地壳和岩石圈为何未发生拆沉作用。另外，26°N以南地区已有的地球物理资料在地幔深部并没有孤立高速体残块，显示拆沉模型很可能存在问题。

岩石圈对流减薄模型主要用来解释滇西地区钾—超钾质岩浆岩成因。增厚的岩石圈地幔由于对流减薄后软流圈上涌，触发富集的岩石圈地幔和下地壳基底部分熔融形成了滇西地区钾—超钾质岩浆岩[17-19,34,60,64-66]。根据该模型，钾—超钾质岩浆岩集中分布地区的岩石圈厚度应明显小于周边地区。这与现有的地球物理资料并不一致。在岩浆岩强烈发育的哀牢山地区，其下部岩石圈与周围相比，不但没有明显减薄，还存在明显增厚。

俯冲板片作用引起的软流圈上涌模型被用来解释晚中新世—全新世马关地区和腾冲地区的岩浆岩成因[15-16]。俯冲于滇西地区深部的印度板片脱水[15]或断离[16]引起软流圈上涌，最终导致了晚中新世—全新世岩浆岩的形成。腾冲地区发现的从上地幔到地壳的柱状低速体[21,141]也证实了该模型。大量地球物理资料显示，滇西地区深部存在向东倾的高速带，该带延伸到深部超过600 km，可能为俯冲的印度板片[15,141,153-155]。向东俯冲的印度板片无论是脱水、撕裂或回返均能引起上覆下地壳的熔融，最终形成大范围的岩浆作用。

图件引自文献[145]图10 P波层析成像垂向剖面Fig.10 Vertical Profiles of P-wave Tomography

青藏高原东南缘的岩浆岩分布并未局限于哀牢山剪切带附近，而是广泛分布于整个滇西地区。根据Lei等的P波层析成像剖面结果(图10)[145]，在100°E位置上的4条剖面自北向南依次对应27.2°N、26.2°N、25.2°N和24.2°N位置。A—A′剖面和B—B′剖面中东倾的高速带在98°E以东明显下倾变陡，角度变为50°～55°，而C—C′剖面和D—D′剖面中的角度较平缓，为17°～20°。上述现象说明由该高速带代表的印度板片在25°N～26°N之间角度突变(约30°)，指示了板片在该位置发生了EW向撕裂(图11)，推测这一撕裂作用在岩石地球化学和地球物理上均有明显表现。26°N附近发育苦橄岩[156]、煌斑岩[60]、埃达克岩[14,17,34]以及淡色花岗岩[67-69]，指示了从地幔、下地壳到上地壳的普遍部分熔融过程；尤其是苦橄岩，是来自地幔高温岩浆的直接反映。地幔剪切波各向异性和地壳厚度急剧转变同样出现在26°N附近。在26°N以北，地幔中剪切波各向异性主要为SN向，地壳平均厚度约为60 km；而在26°N以南，剪切波则呈EW向且地壳厚度只有30～40 km[20,105-109]。

图11 印度板片撕裂模型以及始新世和全新世岩浆岩的地球动力学机制Fig.11 Tearing Model for the Indian Slab and Geodynamic Mechanism for the Origin of Eocene and Holocene Magmatic Rocks

5 结 语

(1)青藏高原东南缘兰坪—思茅地块、保山地块和腾冲地块等的中地壳(15～30 km深度)普遍发育低速层，表明了富水层或者部分熔融物质的存在，为青藏高原物质向东南流动提供了可能。而扬子板块同等深度下发育的高速层很可能是峨眉山玄武岩，阻隔了碰撞带物质向东流动。

(2)扬子板块和兰坪—思茅地块下地壳底部均出现呈条带状展布的高速体，分别为新元古代铁镁质弧岩浆岩和二叠纪—三叠纪铁镁质弧岩浆岩。两者在新生代部分熔融形成了剑川地区和直苴地区附近的埃达克岩。埃达克岩的锆石εHf(t)值和全岩εNd(t)值自西向东呈逐渐降低趋势，而锆石Hf同位素的二阶段模式年龄与La/Yb值呈现升高的趋势。

(3)地幔剪切波各向异性急剧转变出现在26°N附近。在26°N以北，地幔中剪切波各向异性主要为SN向；而在26°N以南，剪切波则呈EW向。这一差异跟俯冲的印度板片撕裂有密切关系。该撕裂在综合地球物理剖面上显示为25°N～26°N突变的印度板片俯冲角度，在地表表现为苦橄岩、煌斑岩、埃达克岩以及淡色花岗岩等的集中出露。

张洪瑞：谨以此文献给长安大学七十周年华诞，祝福母校蒸蒸日上，再创辉煌！二十年前，我踏上开往西安的火车，从火车站出来一直往南步行，来到长安大学雁塔校区。这里没有雁塔路上的车水马龙，却处处鸟语花香；这里没有赛格电脑城的喧嚣吵闹，却有宁静致远。这里时光缓缓流淌，可以沉下心来好好读书。离开西安已经十余年了，每当春暖花开时，我都会想念地科楼前面的那株紫玉兰应该盛开了吧！