印度陆块与欧亚大陆的碰撞是印度洋扩张和特提斯洋消减综合作用的结果(图 1)。然而，对于这3个板块之间的相互作用关注程度不一样，其中，对特提斯板块和欧亚大陆以及印度板块与欧亚大陆之间的相互作用关注较多而且目标明确，聚焦于冈底斯岩浆作用和青藏高原的隆升，以此揭示特提斯与欧亚大陆的物质交换相互作用和印度陆块与欧亚大陆的碰撞作用。而印度洋与特提斯洋之间的关联和相互作用语焉不详，其原因是特提斯洋早已消亡，有限的残留物仅保存在雅鲁藏布江缝合带内，这是其一。其二是，不像单独的板块，如太平洋，它的扩张和消减是相辅相成，因为同属一个地幔对流体系，而印度洋与特提斯是两个独立板块，南北相邻，一老一新、此消彼长，两者的运动速度不会同步，所以它们之间的相互作用要复杂的多。好在近年来雅鲁藏布江缝合带-喜马拉雅山结构构造的研究不断深化，资料越来越多，这为我们深入探索两者的相互作用创造了条件。

图 1

Fig. 1

图 1 印度洋-大西洋及其大陆板块构造图(据Fowler, 1990修改) 数字代表洋壳的古地磁年龄，箭头代表板块扩张方向；洋壳的磁异常年龄用不同的灰度表示 Fig. 1 Plate tectonic map prior to and after the spreading of the Indian and Atlantic oceans (modified after Fowler, 1990)

位于印度与亚洲大陆之间的雅鲁藏布江缝合带主要由一套蛇绿混杂岩组成，包括基性、超基性岩和放射虫硅质岩以及外来岩块(图 2)。令人困惑的是，蛇绿岩的年龄很单一，多为早白垩世(120±10Ma)(李建峰等, 2008, 2009)。我们注意到，印度洋的扩展也是始于早白垩世(~120Ma)(Fowler, 1990)，两者是否存在内在关联？这是本文要探索的问题。

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原南缘地质略图，显示了主要的构造和地层单元 MBT-主边界断裂; MCT-主中央冲断裂；STDS-藏南拆离系; GT-大喜马拉雅反冲断裂; SGF-实皆断裂 Fig. 2 Simplified geological map of the southern margin of the Tibetan Plateau

已知雅鲁藏布江缝合带内外存在两套磨拉石沉积，称之为大竹卡砾岩和柳曲砾岩，前者的年龄为早中新世(~25Ma)，超覆在冈底斯岩浆岩带之上，后者的年龄为始新世，不整合地沉积在缝合带蛇绿混杂岩之上。雅鲁藏布江缝合带西延的拉达克地区也有一套粗粒沉积，泛称之为印度河磨拉石。磨拉石沉积包含了丰富的构造、地貌与气候信息，一直被造山研究所关注。对于这两套砾岩以及境外相当的沉积，前人开展了一系列研究(Gansser, 1964; Searle et al., 1990; Yin et al., 1994; Davis et al., 2004; Fang et al., 2006; Wu et al., 2007; DeCelles et al., 2011; 韦利杰等，2011；Carrapa et al., 2014; Wang et al., 2015)。下述研究揭示这两套磨拉石沉积先后形成于印度陆块向北的仰冲，但是形成的大地构造背景截然不同。

全球6大板块(太平洋、印度洋、非洲、欧亚、美洲和南极洲)均包括了洋壳和陆壳，例如印度洋板块，除了洋壳，还包括了印度、澳大利亚和阿拉伯3个陆块(图 1)。印度陆块原本和南美洲、非洲、澳大利亚和阿拉伯半岛连为一体，构成冈瓦纳大陆或称南方大陆，北面是劳亚大陆，两者间是古特提斯洋(Fowler, 1990)。到中生代初，冈瓦纳古陆裂解，分裂出基梅里大陆，并伴随着古特提斯洋的关闭和新特提斯洋的扩张以及向亚洲大陆之下的俯冲消减(Şengör and Natal’in, 1996)。印度洋沿3条洋中脊扩张，它们从大洋三连点呈放射状向北西、南西和东北发散。其北西洋中脊扩张始于早白垩世，与非洲东部的马达加斯加岛分离，大约在五千万年前的始新世和欧洲大陆碰撞(Fowler, 1990)。而东北洋中脊到始新世(40Ma)才开始扩张，澳大利亚陆块与南极洲裂解并向北漂移。特提斯的演化始于古生代，西窄东宽，向东张开，由此可以推测其扩张脊走向近东西，其主体消亡于非洲-阿拉伯半岛-印度陆块与欧亚大陆的碰撞，至今只留下地中海和一些较小的残留海。印度洋板块和特提斯板块，这两个南北相邻、一老一新、此消彼长的独立板块分属不同的地幔对流环，两者的运动能量，即扩张速度无疑是不一样的。新生的印度洋板块的扩张速度非常快，特别是印度陆块。有证据揭示，印度陆块在向北漂移的过程中，至少有2000万年的时间其运动速度超过了140mm/yr，这个速度超过现今板块最大汇聚速度的50%到100%(Oliver et al., 2015)，最快可达170~200mm/yr (万天峰，2018)，在碰撞发生前的古新世末-始新世初(~57Ma)，其运动速度仍高达~12mm/yr (Molnar and Stock, 2009)，即使在与亚洲大陆碰撞发生5000万年后的今天，印度板块现今向北每年移动仍达~50mm/yr。至于印度陆块的快速运动的成因存在不同的认识，有研究认为是受印度洋内的地幔柱活动的驱动(Duncan, 1978; White and Lister, 2012)，也有研究提出是因为印度陆块北面存在两条俯冲带，俯冲产生的牵引力导致其运动速度的加快(Oliver et al., 2015)。

图 3

Fig. 3

图 3 印度陆块仰冲构造重建 由于快速运动的印度陆块的推挤，在仰冲发生前的晚白垩纪特提斯就停止了扩张；印度陆块的快速运动受东经90°海岭和马尔代夫岛链的走滑运动的协调，前者呈右行，后者呈左行；K1-下白垩统；J-侏罗系；T-三叠系 Fig. 3 Reconstruction of the obduction of the Indian landmass over the oceanic crust of the Tethys

为协调其快速运动，印度陆块必然有自己的运动边界。如图 1和图 3所示，印度陆块的南东和南西两侧存在两条南北向海岭，分别称之为马尔代夫岛链和东经90°海岭。东经90°海岭规模巨大，南北长达5600余千米，高出洋底2500~3500m，但未出露到海面。测定的海岭上的玄武岩的年龄由南向北逐渐变老，从中白垩世到早渐新世，所以普遍认为该海岭与太平洋内的夏威夷岛链一样，是热点在地表的轨迹(Dancun, 1978; Krishna, 2014)。如图 1所示，这两个山链东、西两侧的印度洋海底磁异常条带不连续，这表明两者不仅仅是被动的传送带，而是洋壳内的不连续面，两侧洋壳发生过水平位移。根据印度陆块运动学特征可以判断，这两个山链的成因要比热点复杂的多，印度陆块相对其周边洋壳向北的快速运动必定使这两个山链具有走滑运动分量，东经90°海岭呈右行走滑，马尔代夫岛链呈左行走滑，否则无法协调印度陆块向北的运动。在此基础上还可以进一步判断，自从印度陆块在始新世(~50Ma)与亚洲大陆碰撞后，随着其运动速度的衰减(~50mm/yr)以及东印度洋和西印度洋的持续扩张，这两条山链的走滑方式一定发生过转换，变成东经90°海岭呈左行走滑，马尔代夫岛链呈右行走滑，并且一直持续至今。虽然这个推断需要得到证实，但是在构造运动学分析上是合理的。

冈底斯山的岩浆活动和青藏高原的地壳增厚和隆升均显示特提斯洋壳和印度陆块相继向北俯冲，但是在雅鲁藏布江缝合带的地表却看不见倾向北的主要断裂。与此相反，所见的多是倾向南的断裂，泛称大喜马拉雅反冲断裂系，沿该断裂系，印度陆块、缝合带混杂岩以及白垩系弧前盆地沉积(日喀则复理石)仰冲到冈底斯岩浆岩带之上(Burge and Chen, 1984; Yin et al., 1994; Wang et al., 2015)(图 2、图 4)。在反冲断裂的上、下盘存在两套陆相造山磨拉石沉积，始新世的柳曲砾岩位于上盘的缝合带蛇绿混杂岩内，渐新世-中新世的大竹卡砾岩位于下盘的冈底斯岩浆岩带南缘，它们记录了两大陆汇聚和特提斯洋消亡的历史。

图 4

Fig. 4

图 4 大喜马拉雅反冲断裂景观 面向东北，断裂低角度南倾，将雅鲁藏布江缝合带蛇绿混杂岩置于大竹卡砾岩之上，断裂附近的砾岩均已发生向北的倒转.地点：冈仁波齐峰东侧2km Fig. 4 View northeast at the Great Counter thrust of the Himalaya

Wang et al.(2015)已对大竹卡砾岩形成的大地构造做出了论述，这里只做概要的介绍。

印度陆块和欧亚大陆之间现今的界线是一条南倾的推覆断裂，称之为大喜马拉雅反冲断裂，沿雅鲁藏布江缝合带延伸(Burge and Chen, 1984)(图 2、图 4)，它将缝合带蛇绿混杂岩、白垩纪弧前盆地沉积-日喀则复理石系、印度被动大陆边缘沉积-仲巴地块以及南特提斯被动大陆沉积-三叠系类复理石系向北推覆到冈底斯岩浆岩带以及上覆的大竹卡砾岩之上。大竹卡砾岩或称冈仁波齐砾岩沿冈底斯山前延伸，在走向上基本上是连续，长达2000km，一直到喜马拉雅东、西构造结才尖灭。沉积物具典型的洪积-河流相沉积特征，向北超覆在冈底斯岩浆岩之上，顶部被大喜马拉雅反冲断裂破坏，被断裂上盘的雅鲁藏布江缝合带混杂岩和特提斯喜马拉雅被动大陆边缘沉积覆盖(图 4)。这套砾岩的成因有截然不同的认识，有研究认为它是伸展构造的产物，受控于特提斯俯冲板片的断离(DeCelles et al., 2011; Carrapa et al., 2014)；Wang et al. (2015)提出这套砾岩是挤压构造的产物，属于冈底斯的前陆盆地沉积，其下陷和冈底斯山的隆升与印度陆块沿大喜马拉雅反冲断裂的仰冲有关(图 5)，反冲断裂是藏南拆离断裂的分支断裂，协调高喜马拉雅结晶岩系的垂向挤出和特提斯喜马拉雅沉积岩系的重力垮塌。根据测定大竹卡砾岩的沉积年龄和冈底斯-拉达克岩浆岩带的快速冷却时间(Copeland et al., 1995; Harrison et al., 2000; Kirstein et al., 2006, 2011; Wang et al., 2015)，冈底斯山的隆升确定发生在渐新世-中新世之交(~25Ma)(图 5)。大竹卡砾岩最重要的特征是：沉积物里含来自印度陆块和欧亚大陆的碎屑, 显然，这次仰冲发生在两大陆碰撞的晚期阶段。

图 5

Fig. 5

图 5 青藏高原南缘日喀则地区南北向构造地形剖面 示意大喜马拉雅反冲断裂是藏南拆离断裂的一个分枝断裂，协调特提斯喜马拉雅的重力垮塌，后者向北的仰冲致使亚洲南缘地壳发生挠曲，表现在冈底斯山的隆升 Fig. 5 N-S topographic profile of the southern margin of the Tibetan Plateau in the Xigaze area

通过柳曲砾岩研究并参考前人的研究，我们发现新证据，揭示印度陆块在碰撞前，相对于特提斯洋壳，还发生过一次仰冲，受控于两者运动的速度差。

印度板块和特提斯板块，这两个南北相邻、一老一新、互为消长的独立板块分属不同的地幔对流环，两者的运动能量，即扩张速度无疑是不一样的。如前所述，可能是地幔柱侵位或双俯冲带的驱动，新生的印度板块的扩张速度非常快，特别是印度陆块。对比之下，到早白垩世，特提斯洋已经历了1亿5千万年演化，其扩张的能量一定弱，这可以从以下现象判断出：近年来的研究发现青藏高原雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩的年龄很单一，多是早白垩世(120±10Ma)(李建峰等, 2008, 2009)，这个现象令人费解。关于印度与欧亚大陆初始碰撞的时间，目前存在3种主流认识，分别是~65Ma、~50Ma和~35Ma (Rowley, 1996；Ding et al., 2005; Aitchison et al., 2007; Oliver et al., 2015)。而上述蛇绿岩的年龄与这3种认识均不相符，这需要一个解释。我们提出以下模式阐述印度陆块和特提斯之间可能存在的相互作用和蛇绿岩单一年龄问题。

众所周知，随着板块的扩张，老洋壳被不断地推向外侧，所以特提斯洋壳的南北边缘老、中央新。雅鲁藏布江缝合带赋存的单一早白垩世洋壳暗示，特提斯最后扩张的一定是早白垩世洋壳，但是问题是为什么没有更老和更新的洋壳？我们注意到，印度洋板块的扩张正好也发生在早白垩世(~120Ma)(Fowler, 1990)。基于这种此消彼长的关系, 我们可以推断，特提斯的演化一定受到了印度洋的扩张的影响，在早白垩世快速扩张的印度洋板块(>140mm/yr)(Molnar and Stock, 2009; Oliver et al., 2015)向北的推挤下，特提斯洋在早白垩世后就停止了扩张。除此之外，高速运动的印度板块，特别是印度板块，和特提斯运动之间的速度差必然会产生挤压应力。众所周知，地壳不连续面如板块边界属于构造薄弱地带，是强应变带，印度陆块与特提斯洋壳之间的边界受到挤压而发生破裂(图 3)。由于特提斯洋壳密度大，印度陆块密度小，因此可以推测断定断裂一定倾向南，向陆块一侧倾斜(图 6)，印度陆块向特提斯洋壳之上推覆时，最先被掩盖的是老洋壳(三叠纪和侏罗纪洋壳)，而位于特提斯北缘的老洋壳也不断地俯冲消减了，这解释了为什么雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩没有老的年龄，也没有新的洋壳，只有早白垩世洋壳(图 3)。印度陆块向北仰冲，叠置在特提斯洋壳之上，这属于陆内构造俯冲，因此无岩浆作用。至于印度陆块向北仰冲，我们认为存在以下两个证据。

图 6

Fig. 6

图 6 陆块与洋壳挤压力学模式 两者间的破裂首先沿一组共轭断裂发生，仰冲或俯冲取决于物体的质量大小 Fig. 6 Geometric model illustrating the compression between the crustal materials with different mass along a conjugate fault system

雅鲁藏布江蛇绿混杂岩被一套磨拉石沉积不整合覆盖，称之为柳曲砾岩，主要分布在缝合带中段的日喀则一带和西段的拉达克一带。其中所含的砾石磨圆度好，砾石粒径一般在20~40cm, 包含了许多蛇绿岩套碎屑物质，如超基性岩、紫色和灰绿色放射虫硅质岩以及砂质碎屑，但是未见来自北面的冈底斯的岩浆物质(Fang et al., 2006; 韦利杰等，2011；Wang et al., 2015)，为典型的河流-洪积相沉积(图 7a)。根据砾岩所含的植物化石年龄，砾岩的沉积年龄被确定为始新世(Fang et al., 2006；韦利杰等，2011)。在西段的门士地区，在柳曲砾岩之下，蛇绿混杂岩的顶部发育了一层深棕色的风化壳，厚约1~5m(图 7b、图 8)，反映出在柳曲砾岩沉积之前，蛇绿混杂岩已从洋底出露到地表，同时遭受变形和风化侵蚀。在柳曲一带，柳曲砾岩系中的扁平状砾石多倾向南，指示古水流流向北，物源区位于南面的印度陆块。基于前人的研究(Davis et al., 2004；Fang et al., 2006)和我们的野外观测，柳曲砾岩最大的沉积特征是碎屑组分仅有来自蛇绿混杂岩和印度陆块的物质，不含来自北面冈底斯的物质，这表明特提斯洋壳在发生变形、隆升以及遭受侵蚀时，印度陆块可能与亚洲大陆还未接触。然而在拉达克地区，雅鲁藏布江缝合带的西延——印度河缝合带内也存在一套第三纪粗粒沉积，称之为印度河磨拉石，它被划分为5个岩组，上覆在特提斯喜马拉雅大陆边缘沉积(灰岩)之上(Searle et al., 1990; Clift et al., 2002; Wu et al., 2007)。Wu et al. (2007)系统测定了其中一些关键岩组的年龄。其中，底部岩组(Chogdo Formation)为60~48.6Ma, 最上部岩组的年龄测定为~42Ma。底部岩组含大量的硅质岩和熔岩碎屑，古水流被确定为来自南面印度陆块(Clift et al., 2002)。我们注意到这些特征与上述柳曲砾岩极为相似，年龄也相仿，也是上覆在缝合带蛇绿混杂岩之上。Wu et al. (2007)和其它一些研究发现，随着地层的变新，其中的碎屑物质多来自于北面的拉达克岩浆岩带(Wu et al., 2007)，这些特征似乎柳曲砾岩相似，不过测定的年龄要老(41~43Ma)，反映出印度陆块的西北角先与欧亚大陆碰撞。一些研究认为蛇绿岩和上覆柳曲砾岩变形和隆升与印度陆块北缘和洋内岛弧的碰撞有关(Davis et al., 2004)。我们认为，这套砾岩属于印度陆块和特提斯洋壳挤压造山的产物，其沉积年龄代表了挤压造山的时间。

图 7

Fig. 7

图 7 大喜马拉雅反冲断裂景观(a)和大竹卡砾岩野外露头(b) (a)面向西，下盘为大竹卡砾岩，岩层一致地倾向南，上盘为雅江缝合带蛇绿混杂及特提斯三叠系类复理石沉积.地点：加查县西2km Fig. 7 View west of the Great Counter thrust fault of the Himalaya (a) and a outcrop view of Dazhuka conglomerate (b) (a) the Great Counter thrust fault dividing the Dazhuka conglomerate to the footwall and the Yalungzangbo suture zone mélange and Tethyan sedimentary sequence to the hanging wall

图 8

Fig. 8

图 8 雅鲁藏布江缝合带蛇绿混杂岩和柳曲砾岩之间的不整合面(a)和柳曲砾岩的露头(b) (a)面向东，深棕色为风化壳；(b)砾石多数为蛇绿混杂岩组分，砾石最大直径达40cm.地点：门士东10km Fig. 8 View east of the contact relationship between the Liuqu conglomerate and ophiolitic mélange within the Yalungzangbu River suture zone (a) and a outcrop view of Liuqu conglomerate (b)

位于雅鲁藏江缝合带以南的喜马拉雅山崛起于印度与欧亚大陆的碰撞。它由3个构造单元组成，由南向北分别是低喜马拉雅、高喜马拉雅和北喜马拉雅，分别被主边界断裂、中央冲断裂、藏南拆离断裂和大喜马拉雅反冲断裂围限(Yin and Harrison, 2000; Hodges, 2000)(图 2)。现今的构造和地震活动主要发生在山体的南缘，与青藏高原向南的扩展有关。高喜马拉雅构成造山带的核心，是由一套深变质岩系组成，被认为是从地壳深部沿主中央冲断裂和藏南拆离断裂侵位到地表(Burchfiel and Royden, 1985; Hodges, 1992)。北喜马拉雅由一套基本上连续的，从古生代到新生代的沉积岩系组成，称之为南特提斯被动大陆边缘沉积。如图 9所示，高喜马拉雅的地壳厚度只有~50km，处于重力不均衡状态(腾吉文，1990)。对比之下，北喜马拉雅海拔要低，构造活动性也很弱，其中的上新世湖相沉积仍呈水平状。然而，其地壳厚度却达~70km，与青藏高原的平均厚度近似，增厚成因还是个未解之谜。北喜马拉雅紧邻雅鲁藏布江缝合带，因此，我们推测其地壳增厚很可能与上述印度陆块与特提斯洋壳之间的挤压冲断有关，即地壳增厚物质可能来自向南俯冲的特提斯洋壳以及大陆边缘物质(图 9)。如果考虑到特提斯喜马拉雅的中下地壳在中新世沿藏南拆离断裂发生过大规模的南北向伸展，因此可以推断，在此之前，其地壳厚度一定远远大于70km。

图 9

Fig. 9

图 9 印度陆块两阶段仰冲模式 第一阶段(~55Ma)形成于印度陆块-特提斯洋壳之间的构造汇聚并导致特提斯喜马拉雅的地壳增厚；第二阶段(25~30Ma)形成于喜马拉雅山的重力垮塌，重力载荷-特提斯喜马拉雅导致冈底斯山的隆升.垂直线和数字(km)代表地壳厚度 Fig. 9 Tectonic model of two-stage northward obduction of the Indian landmass

印度板块在早白垩世的快速扩张是全球板块运动的一个重要事件，对邻近的板块，特别是特提斯洋产生了重要的影响。印度洋板块在早白垩世(~140Ma)的超快速扩张是一个异常现象，其成因还是个谜。万天峰(2018)提出，印度洋板块的快速扩张与陨石(小行星)撞击激发的地幔对流有关。此假说观点新颖，立论有一定的依据，尤其是其放射状裂解特征与撞击构造相符，值得深入探讨。在前人研究的基础上，本文通过证据和分析得出如下结论：

(1) 印度洋板块的超快速扩张和特提斯洋壳消减之间的速度差致使印度陆块沿其北边界仰冲到特提斯南缘洋壳之上，导致地壳和洋壳的变形，隆升成陆，同时沉积了一套陆相磨拉石，即柳曲砾岩，它不整合地上覆在蛇绿岩之上，其沉积年龄指示仰冲发生在始新世。位于之下的特提斯洋壳可能仍保存在现今的北喜马拉雅造山带之下，表现在其异常厚的地壳(~70km)；

(2) 印度陆块的晚期仰冲与喜马拉雅山的重力垮塌有关，驱动力是高喜马拉雅结晶岩系沿主中央冲断裂和藏南拆离断裂发生的垂向挤出和快速隆升，致使其北缘的特提斯喜马拉雅沿大喜马拉雅反冲断裂发生重力垮塌，其北缘仰冲到亚洲大陆之上，并致使其南缘地壳发生挠曲，形成冈底斯山和前陆凹陷，其中充填了大竹卡砾岩，其沉积年龄以及冈底斯岩浆岩的快速冷却时间指示仰冲发生在中新世早期(~25Ma)；

(3) 由于印度洋的强力扩张(>140mm/yr)，特提斯在早白垩世之后就停止了扩张，只是向北俯冲消减。此外，由于印度陆块的仰冲，特提斯老的洋壳被掩盖，因此，在雅鲁藏布江缝合带内不存在比早白垩世更年轻和更老的蛇绿岩(如三叠纪或侏罗纪)；

(4) 冈底斯南缘前陆盆地沉积大部分被掩盖在大喜马拉雅反冲断裂之下，只有近源沉积-大竹卡砾岩出露在地表，盆地的主体部分应该由河流和湖泊沉积构成，代表了古雅鲁藏布江沉积，位置应该在雅鲁藏布江缝合带和特提斯喜马拉雅过渡带之下。本文认为，印度陆块向北的快速漂移(>140mm/yr), 其南东和南西边界，称之为东经90°海岭和马尔代夫岛链，必定具有走滑运动分量，前者呈右行走滑，后者呈左行走滑；在碰撞发生后，随着印度陆块运动速度的衰减(~50mm/yr)，两者的走滑方式发生转换，因为东、西印度洋始新世以来一直在无阻挡地继续向北俯冲。

致谢      肖文交研究员和李三忠教授的评论和建议使作者获益匪浅。

特别感谢李继亮研究员近40年来在学术上的鼓励、帮助和指导，特此祝贺他的80寿辰。