构造带对接的不同方案

构造与岩浆的关系~

“构造”和“构造环境”不是一回事，构造描述的是物体的变形样式，例如脆性变形构造和塑性变形构造，前者如正断层、逆断层、剪切断层，后者如褶皱、流变、蠕变等。脆性变形温度低，通常发生在地壳浅部；塑性变形需要一定的温度和时间，通常发生在地壳较深部位。而花岗岩的形成主要与温度有关，与构造没有直接的关系，挤压和伸展对花岗岩均不具有实质上的意义。许多人看见埃达克岩分布在裂谷中，就认为埃达克岩与裂谷的伸展构造有关，有人因冈底斯埃达克岩分布于裂谷中，就以为埃达克岩与裂谷的成因有关，这种认识是不对的。裂谷属于脆性断裂，仅限于上地壳，而花岗岩形成于下地壳底部。
如果从构造变形角度考虑，碰撞是一种挤压事件，其直接的结果是导致地壳加厚。地壳加厚到一定程度，由于地壳自身叠加引发的热和构造挤压产生的热，可能使变质的泥质岩在较低的温度下发生熔融形成强过铝质的淡色花岗岩。因此，有人以为岩浆与构造有关，是构造产生了岩浆。实际上，上述过程可以描述为“构造－热－岩浆”关系。上述关系表明岩浆直接与热有关而非直接由构造形成。因为，如果地壳加厚了，如果正常的地热增温率仍然达不到使变质的泥质岩熔融的温度的话，仍然不能产生淡色花岗岩。因此，无论构造是什么样式的，如果没有足够的热，则不可能形成岩浆。
为什么在碰撞后的伸展阶段能够产生大量的岩浆？问题也不在伸展构造本身，而在于热的作用。伸展导致地壳减薄，软流圈上涌，地幔发生减压熔融，形成玄武岩，玄武岩底侵，使下地壳熔融形成花岗岩。因此，关键仍然是“热”，而不是什么“伸展”。同碰撞阶段处于挤压环境，花岗岩即使能够形成也不一定能够侵位上来；而碰撞后表现为构造松弛的特点，花岗岩容易侵位。因此，自然界碰撞后花岗岩出露较多，研究实例多，研究程度也高。
岩浆和构造并非一对孪生兄弟，不是所有的构造作用都必定对应于某种岩浆活动。岩浆的形成需要热，岩浆的性质取决于源岩及其他因素，均与构造无关。岩浆大多形成在深部，而我们所说的构造大多发育在浅部，因此，岩浆通常与地壳浅部发生的构造事件无关。实际上，构造与岩浆的关系很复杂，地幔活动显然对浅部构造有影响。例如在大洋扩张脊，那里是地球热流值最高的地方，是新生洋壳生长的地方，地幔对流导致扩张脊向两侧拉张，如果新洋壳形成的速度超过板块扩张的速度，则形成大洋中隆（如东太平洋中隆）；如果洋壳形成的速度低于扩张的速度，则形成裂谷（如大西洋中脊）。上述两种洋脊均发育正断层。在大洋中脊之下形成的大洋中脊玄武岩（MORB），是地幔对流的产物。而两个板块的对接带是地幔对流的汇聚处，应力集中，处于挤压状态，发育逆断层。拆沉引发软流圈地幔上涌，使地壳减薄，也会造成地表一系列伸展构造。因此，我们在这里着重讨论的是岩浆和构造环境的关系，指的不是具体的构造，而是大的地球动力学背景，即岩石－构造组合（或岩石－大地构造组合，petrotectonic associations）。
岩石－大地构造组合的概念是从板块构造引伸出来的，指的是不同的板块构造环境的不同的岩石组合。许多人对岩石－构造组合进行了研究，提出了不同的划分方案，如Carmichael et al.（1974）、Condie（1982）、Hyndmann（1985）、Best and Chritiansen（2001）和邓晋福等（2004）等。Condie（1982）划分了5类组合：大洋组合、俯冲带组合、克拉通裂谷组合、克拉通组合和与碰撞有关的组合（引自邓晋福等，2004）。其中主要研究的是火成岩，而火成岩主要指的是玄武岩，也包括花岗岩。本书认为，上述岩石－构造组合可以区分为三种情况：(1)与构造环境有关的，如：大洋组合、俯冲带组合和裂谷组合，不同的组合代表不同的构造环境；(2)与构造事件有关的，如与碰撞有关的组合；(3)与构造环境和构造事件均无关的，如克拉通组合。人们早先着力研究的是第一类组合，后来特别是对于花岗岩来说，人们非常重视第二类组合，对于第三类组合则争论很大，许多人把它放入第一或第二类去研究，实际上它算不上什么“组合”，因为，这里的岩浆与构造基本上是无关的，不存在时空联系。然而，这类花岗岩却是大量的，这从花岗岩的全球分布可窥其一斑。

在大地构造位置上，研究区位于华北克拉通（NCC）和中亚造山带（CAOB）东段（兴蒙造山带）的结合部位，属于二者过渡带华北克拉通北缘隆起带（程裕淇等，1994），或内蒙地轴（任纪舜等，1980）范围内；北界大致以白云鄂博-赤峰大断裂与兴蒙造山带为界，南界以赤城-平泉-承德-北票大断裂为界，其西段南部与鄂尔多斯坳陷相邻，东段南部与燕辽坳陷带毗邻。区内出露的地层主要为前寒武纪变质岩系。哈达门沟金矿区和金厂沟梁金矿区分别位于内蒙地轴的西段和中东段。结合前人的研究成果，对研究区的大地构造单元进行归纳分述。
一、中亚造山带（CAOB）
中亚造山带是一条位于西伯利亚板块与塔里木-华北克拉通之间的巨大的增生型造山带，宽800km左右（图2-1a）（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010），其主要构造单元包括蛇绿岩套、岛弧、洋岛、增生楔和微陆块（Khain et al.，2003；Xiao et al.，2003 ；Jian et al.，2008，2010）。中亚造山带是古亚洲洋长期演化及其与相邻板块相互作用的产物，以古生代小型陆块与缝合带镶嵌、新生代山-盆耦合的地质构造格局为特征。古亚洲洋曾存在于西伯利亚、塔里木、华北克拉通之间，是包括了众多小洋盆和微陆块的多岛洋。古亚洲洋俯冲消减导致岩浆弧大量发育和陆壳显著增生，洋盆于古生代末（局部可能延至中生代初）闭合，然后西伯利亚与塔里木、华北克拉通之间发生碰撞造山作用，形成中亚造山带。由于大陆碰撞期间的强大挤压应力被两大陆之间的块体旋转、走滑、压剪、拉分等作用所消耗，因此，这种由多岛洋演化、闭合而形成的大陆造山带具有强增生、弱碰撞的特点，被称为增生型造山带（陈衍景，2009a，b）。兴蒙造山带位于西伯利亚和华北克拉通之间，属于巨型中亚造山带的东端（图2-1），其位于内蒙古的主体构造格架包括南部造山带、北部造山带和其间的索伦缝合带（Jian et al.，2008，2010）。
南部造山带（图2-1b）主要构造单元包括一处俯冲杂岩、一条蛇绿岩带和白乃庙岛弧链。前两者形成了温都尔庙俯冲增生杂岩（Xiao et al.，2003），其主体为浊流岩、滑塌混杂堆积和蓝片岩（胡骁等，1990）。蓝片岩中蓝闪石的40 Ar/39 Ar年龄为420～450 Ma（Jian et al.，2008）。蛇绿岩由几个向南俯冲的岩片所组成，呈东西向带状分布，长约200 km，宽约25 km，主要出露在图林凯地区（Jian et al.，2008）。白乃庙岛弧链以赤峰-白云鄂博断裂为界，与华北克拉通呈断层接触。主要为中奥陶-早志留世岛弧，主要岩性组合包括从钙-碱性拉斑玄武岩到少量的长英质熔岩，碱性玄武岩、杂砂岩、火山角砾岩、凝灰岩、花岗闪长岩和花岗岩类等，其向东延伸至林西—巴林右旗一带，向西可以延伸到包头一带（尚恒胜等，2003；陶继雄等，2005）。索伦缝合带（图2-1b）以索伦-林西二叠纪—早三叠世（约299～246 Ma）蛇绿岩为标志。这条缝合带标志着中亚造山带在内蒙古地区演化的结束（Xiao et al.，2003），并在构造上将南方造山带和北方造山带相分割（Sengör et al.，1993）。北方造山带（图2-1b）由南向北包括3个主要的地质单元：锡林浩特低P/T变质杂岩（Shi et al.，2003）、二道井俯冲增生杂岩（徐备等，1997）和白彦宝力道伸展的TTG侵入岩体（Chen et al.，2004）。北方造山带以北为贺根山蛇绿岩增生杂岩带，后者与乌里雅斯台陆缘相接（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010）。

图2-1 研究区所处的大地构造背景示意图

二、华北克拉通（NCC）
过去也称 “华北地台” 或 “中朝地台”，呈倒三角形，面积大约150万km2，为具有太古宙和元古宙结晶基底的大陆克拉通，边界为断层和显生宙造山带。其北部以赤峰-白云鄂博深大断裂带与兴蒙造山带为界，南部以黑沟-栾川断裂与秦岭-大别造山带为界，西部为祁连造山带，东部为苏鲁造山带（Yang et al.，2003）（图2-1a）。华北克拉通是我国最古老的克拉通，存在大于3.8 Ga的古老岩石（Huang et al.，1986；刘敦一，1991 ；刘敦一等，2007；Liu et al.，1992；Song et al.，1996；Wanet al.，2005），在其漫长的地质演化过程中，华北克拉通经历了大于3.0 Ga陆核与微陆块的形成；2.7 ～2.9 Ga的陆壳增生；2.5 Ga的岩浆、变质作用与克拉通化；2.3～1.9 Ga的古元古代活动带；1.8 Ga的基底隆升与裂谷-非造山岩浆事件。中元古代是稳定环境下的拉伸阶段，沿陆块南北两缘形成三大裂谷系（燕辽、狼山-渣尔泰、熊耳山-西阳河）。从新元古代末到三叠纪，华北陆块处于稳定的状态，没有强烈的构造变动，接受了统一的盖层沉积，只有南北两缘受秦岭造山带和中亚造山带的影响，发生了一些构造变动和岩浆活动。中生代，华北克拉通则经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；新生代，华北克拉通的东缘属于环太平洋构造带的一部分，华北克拉通再次出现强烈的构造运动和岩浆活动，即 “地台活化” 或 “板内运动”（翟明国，2010；李俊健等，2010）。
对华北克拉通基底微陆块的划分是一个极为复杂而争议甚多的问题，主要有以下观点：《中国大地构造及演化1：400万中国大地构造图说明书》（任纪舜等，1980）将华北陆块划分为10个二级构造单元，分别为阿拉善台隆、鄂尔多斯台褶带、鄂尔多斯台坳、内蒙地轴、山西断隆、燕山台褶带、华北断坳、胶辽台隆、鲁西断隆和豫西断隆。这个划分是后来各种不同划分方案的基础（李俊健等，2010）。程裕淇（1994）将华北陆块划分为10个三级构造单元：阿拉善隆起地块、华北北缘隆起带、燕辽中元古裂谷带、鄂尔多斯中生代坳陷盆地、鄂尔多斯新生代边缘地堑、山西隆起、华北南缘中元古代裂谷带、胶辽隆起、鲁淮断隆和华北新生代断陷盆地。白瑾等（1996）将华北陆块划分为渤海、辽吉、东胜、赤峰、临汾、济宁、阿拉善7个古陆块。伍家善等（1998）将华北陆块划分为胶辽、迁怀、晋冀、豫皖、蒙陕等5个独立的前寒武纪陆块。翟明国等（Zhai et al，2000）将华北克拉通划分为6个古陆块：胶辽陆块、迁怀陆块、阜平陆块、许昌陆块、集宁陆块和阿拉善陆块。邓晋福等（1999）将华北陆块划分为吉辽、燕辽、怀宣、胶辽、鲁西、沁水、太华、五准、鄂尔多斯和阿拉善等10个陆核区。赵国春等（2002）和赵国春（2009）将华北克拉通基底划分为东部陆块、西部陆块和中间带，其中西部陆块由其南部的鄂尔多斯陆块和北部的阴山陆块沿华北西部的孔兹岩带在古元古代（1.95 Ga左右）碰撞对接而成，在大约1.85 Ga时，东西陆块沿中部带发生碰撞拼合，形成现在的华北陆块结晶基底。李俊健等（2010）基于地块拼合的观点，将华北克拉通划分为辽吉、燕辽、阴山、晋冀、豫皖、鲁西、胶北、阿拉善等8个前寒武纪地块和鄂尔多斯、华北等两个中新生代盆地（图2i2）。这些观点都表明克拉通是由刚性小陆块拼合而成的，小陆块的构造拼合形成华北克拉通的主体。目前存在的分歧是陆块拼合的时代：一种认为小陆块的拼合发生在新太古代，即克拉通在新太古代就已克拉通化，古元古代只是在太古宙克拉通的基础上的裂解和再闭合（赵宗溥等，1993；白瑾等，1993；程裕祺，1994；陆松年等，1996；伍家善等，1998；翟明国，2004，2007；Zhai et al.，2000；Zhai，2004）。另一种认为华北克拉通在太古宙末还不是一个整体，直到古元古代末才由一些陆块和弧体碰撞拼合成统一的华北克拉通，即华北克拉通是吕梁运动才克拉通化的，形成裂谷或坳拉谷的时期在中元古代（卢良兆等，1992；贺高品等，1998；吴昌华等，1994；李江海等，2000；赵国春等，2002；赵国春，2009；Zhao et al.，2001a，b，2003）。持太古宙克拉通观点的学者认为晋蒙孔兹岩是太古宙（盆地或盖层）沉积形成的，仅胶辽孔兹岩是古元古代（裂谷）沉积作用的产物；持吕梁运动拼合成华北克拉通观点的学者则认为晋蒙、胶辽孔兹岩都是古元古代的陆缘沉积岩。

图2-2 华北克拉通几种代表性的构造划分方案

华北克拉通东部岩石圈减薄（破坏）已成为近十年来国内外研究的热门课题。山东蒙阴和辽宁复县金伯利岩中矿物包裹体显示在形成时（470 Ma左右）具有约200 km 厚的岩石圈（Fan et al.，1992；Menzies et al.，1993；路凤香等，2006），而新生代玄武岩中的幔源包体研究获得的岩石圈厚度为80～120 km（池际尚，1996），由此看来华北东部自早古生代以来发生过百余千米的岩石圈减薄。但关于岩石圈减薄的具体时间、减薄幅度、空间分布范围、机制及其构造控制因素，还存在分歧（吴福元等，2003，2008），主要包括：(1)岩石圈减薄与克拉通破坏发生的时间：韩宝福等（2004）认为三叠纪或更早时期华北克拉通就已经存在岩石圈减薄。许文良等（2006）认为，由于扬子克拉通向华北克拉通的俯冲导致了华北克拉通东缘加厚地壳的形成，加厚的榴辉岩可能很快就发生了拆沉，因此，华北克拉通的破坏可能从三叠纪就已开始。不少研究者提出华北岩石圈减薄和破坏的时间在空间上是不均匀的（徐义刚，2004；Zheng et al.，2007）。华北晚白垩世至新生代软流圈来源玄武岩就是岩石圈减薄的直接标志（路凤香等，2006），因而，岩石圈减薄的高峰期应在65 Ma之后的新生代。一种观点认为，整个侏罗—白垩纪都是克拉通破坏的时期，但另一种观点则认为，克拉通破坏只发生在侏罗—白垩纪的某一时段。徐义刚等（Xu et al.，2004；徐义刚，2006）认为华北克拉通破坏的高峰应在晚白垩世，而整个岩石圈的破坏过程持续时间超过100 Ma。Gao et al.（2004）认为华北克拉通破坏至少在中侏罗世已经开始。Yang et al.（2008）认为真正的岩石圈拆沉应发生在120～130 Ma之间。姜耀辉等（2005）根据辽东半岛的研究认为，华北克拉通应该存在两期岩石圈减薄，早期的岩石圈减薄可能在155 Ma之前已经开始，而120～130 Ma之间的早白垩世是减薄的峰期。翟明国（2010）认为华北克拉通中生代构造体制转折始于150～140 Ma，终于110～100 Ma，峰期是120 Ma。从上述讨论可以看出，关于中国东部岩石圈减薄的时间问题，目前尚未有定论。(2)岩石圈减薄的垂向幅度：基本上有两种观点，绝大多数人认为岩石圈减薄只发生在岩石圈地幔内部。如果减薄是均匀的，则现今的岩石圈地幔是由上部减薄后的残留和下部新生地幔组成（Menzies et al.，1993；Zheng et al.，2007）。第二种观点认为，减薄已涉及地壳，应是部分下地壳连同下部的岩石圈地幔一同被减薄（吴福元等，1999，2003；高山等，2003；邓晋福等，2003，2006）。(3)克拉通破坏的分布范围：大多数学者认为，克拉通破坏主要发生在太行山以东地区。其主要证据是西部的鄂尔多斯盆地在中新生代期间基本保持稳定，且岩浆活动微弱，地热梯度低（Gao et al.，2002；Zheng et al.，2007；Xu et al.，2008）。另外一种观点认为，华北克拉通的岩石圈减薄只是局限在周边的造山带范围内，而华北的腹地并未发生减薄。还有学者认为，尽管并无明确的反映岩石圈厚度变化的证据，岩石圈减薄和克拉通破坏应同样发育在我国东部的其他地区（Wu et al.，2005；Xu，2007；Zheng etal.，2006，2007）。(4)克拉通破坏机制：一种观点认为下部岩石圈地幔的拆沉导致了华北的岩石圈减薄，并用此模型来解释我国东部燕山期大规模岩浆活动的原因（邓晋福等，1994，1996；Gao et al.，2003；Xu et al.，2006；吴福元等，2000；Wu et al.，2006；Huang et al.，2007）。一种观点是热侵蚀（热-机械侵蚀）导致岩石圈减薄（Menzies et al.，1993；Menzies and Xu，1998；Griffin et al.，1998；Xu YG et al.，2008；Zheng et al.，2007），其他认识包括橄榄岩与熔体的相互作用（Zhang et al.，2007；张宏福等，2006；Tang et al.，2008）、机械拉张作用、岩浆提取作用（Chen et al .，2004）、岩石圈地幔水化模型（Niu，2005）等。(5)克拉通破坏的地球动力学：少数学者认为是印度板块同欧亚板块的碰撞引起的，也有认为是地幔柱的作用导致，还有人认为是扬子和华北板块的拼合（Gao etal.，2002）。多数人认为是太平洋板块俯冲的结果（Sun et al.，2007），一部分学者认为是多方位板块俯冲作用（Zhang et al.，2003；Zhai et al.，2007），从上述情况可以看出，目前对中国东部岩石圈减薄机制的认识还存在很多分歧，主要是对很多地质事实的认知程度有限（吴福元等，2003，2008）。
三、华北克拉通北缘
华北克拉通北缘系指 “内蒙地轴”（Huang，1945）或阴山-燕山山脉的范围。北侧以白云鄂博-赤峰-开原深断裂与兴蒙造山带为界，在其南侧和东南侧分别与鄂尔多斯坳陷带和燕山褶断带为界，向东延至黑山-昌黎大断裂带上，整个分布于内蒙台背斜东部及燕山沉陷带中。以北票-平泉-古北口-赤城-尚义-包头断裂为界，可分为北部的内蒙古隆起（即 “内蒙地轴”，Huang，1945）和南部燕山褶断带（Davis et al.，2001）（见图2-1b）。
有关华北克拉通北缘性质的论述较多（邵济安，1991；王荃等，1991；唐克东，1992；徐备等，1997；张拴宏等，2007；李锦轶等，2009；陈衍景等，2009；葛肖虹，1989），现摘录部分观点：李锦轶等（2009）认为华北克拉通北缘是一条经历了中元古代裂谷、早古生代弧陆碰撞、晚古生代晚期安第斯型大陆边缘，在侏罗纪中晚期叠加了与蒙古-鄂霍次克造山带有关的陆内逆冲叠覆，是具有复杂地质历史的造山系，不具有克拉通的构造属性，并建议把阴山-燕山及其以北的华北克拉通北缘地区，统称为阴山-燕山造山系，其演化历史包括早古生代晚期的弧陆碰撞造山、晚石炭世至二叠纪中期安第斯型俯冲造山、晚二叠世至中三叠世碰撞造山和中-晚侏罗世陆内造山。陈衍景等（2009）对华北板块北缘的性质也提出类似的观点，认为在1850 Ma华北克拉通完成终极克拉通化后，在1850～250 Ma期间，华北克拉通作为统一的大陆整体与其他板块相互作用，其地质演化受到板缘构造作用的影响。华北克拉通北缘，即内蒙地轴-燕山-辽吉地区，很大程度上表现为中亚造山带的特征。葛肖虹（1989）认为华北克拉通北部大陆边缘包括索伦-西拉木伦对接带以南，阴山-大青山以北的广大地区，并把阴山、燕山山脉的巨型构造带称为华北克拉通北缘的板内造山带，华北克拉通北部造山带与板内造山带同形成于一个完整的造山旋回。
总体上，华北克拉通北缘既具有华北克拉通的特点，又深受北部造山带的影响，在新元古代—古生代，相对克拉通内部，其表现出更大的活动性，在中生代，北缘和整个华北克拉通一样经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；在新生代，华北克拉通北缘东部属于环太平洋构造带的一部分，与上述重大构造事件相对应，华北克拉通北缘出现大规模的金及多金属的成矿作用，形成了丰富多样的固体矿产资源（Nie et al.，1997a，b；Hart et al.，2002；翟明国，2010）。

在西藏高原与中南半岛的构造带之间的具体对应关系上有不同的方案，笔者选取典型性的认识作简略分析并提出自己的意见。

（一）张文佑等（1986）的方案

张文佑及其所领导的研究集体，在其代表著作《中国及邻区海陆大地构造》（1986）中明确将两地区划分一个构造区划，称为青藏-印支块褶区。图1-1简明地概括了其认识，与其他方案对比可发现该方案有几个特点。

1.西藏高原的断块向南东呈楔形尖灭

在其方案中雅鲁藏布江断褶与那加-阿拉干断褶呈对应关系，但却被阿萨姆尖角的突入所切断。西藏高原的藏南、藏北各断块向南东皆呈楔形尖灭，这样藏北断块与掸邦断块及缅甸中央断褶带就呈大体对应的关系。在羌塘断块的东南部强调了受印支期活动的影响而独立划出“三江块褶带”，也使羌塘向南与中南半岛构造带间的对接变得模糊。

2.松潘-甘孜和中南半岛的两大印支活动带对而不接

在两个印支期活动带间的“三江块褶带”，总体具有“块”的特点而又被密集的断褶带分割。这些断褶带“大部分地段不具成熟大洋壳……仅是初始陆缘的大洋裂谷”。这种具有过渡性的构造单元使两个印支期活动带在扬子断块区的西南尖角处似乎被隔断了。

（二）李春昱等（1982）的方案

李春昱及其所领导的研究者在《亚洲大地构造图》及其说明书中，对本区的论述是颇有特色的。笔者根据其图面和文字中的表达，简化补充（有的地方是明确了该方案的具体划分）绘成图1-2。

图1-2　西藏高原东部中南半岛北部大地构造略图

（据亚洲大地构造图，李春昱等，1982。笔者按图及书中的说明简化）

1—地缝合线；2—地块边界；3—大断裂；4—隐生宙地块；5—古生代褶皱带；6—早中生代褶皱带；7—晚中生代褶皱带；8—新生代褶皱带

1.强调“中间板块”的过渡性

在西藏高原的大地构造性质中历来有两类主张。一类认为凡有“冷水动物群”和“冰水沉积”的一律为冈瓦纳大陆的块体。这样，西藏高原大部，甚至直到南昆仑都可能与冈瓦纳有密切的关系。另一类主张西藏高原的大部，甚至全部（直到藏南断块）都与华夏大陆块体群或欧亚大陆有密切关系。在两种意见各有相当依据的情况下，李春昱认为这个地带有两大陆间的某种过渡性，特划出“土耳其-中伊朗-冈底斯中间板块”。向南经掸邦和中缅甸而达马来半岛西部、苏门答腊西部（李春昱，1982）。这一意见在理论上与黄汲清等强调“互换构造域”（黄汲清等，1987）有异曲同工之妙。

2.对接的印支活动带

在扬子断块区两侧是一个巨大的印支期陆间-陆内裂谷系。在其西北部形成以甘孜-松潘地区为主体的三角形地区。因地质图上三叠系常以粉红色表示，这一地区有“红三角”的俗称。扬子断块区西南侧印支活动带的范围更大，不但包围了印支地块，而且向东北影响了我国相邻的华南地区。不过在扬子断块内多以陆内裂谷出现，使之出现古地理上的具有深水沉积且厚度较大的“槽盆”。

3.不完全对接的晚中生代和新生代活动带

按照李春昱图上的构造线走向冈底斯带与缅甸中央断陷带同属“中间板块”，似乎是对接的。那么印支地块便无法与西藏高原上的构造带找到对应关系。还应该注意到，在其划分方案中没有与侏罗系未拼接和褶皱相对应的地区。羌塘的东北部划给了印支期活动带，因而图1-2上难以找到印支断块的位置。

（三）笔者的对接方案

1.雅鲁藏布江带与那加-阿拉干带

在几乎所有大地构造学家的构造分区中雅鲁藏布江地缝合线总是与那加-阿拉干的地缝合线（有人称若开缝合线）相联系的。但作为新生代的断褶系它们之间似乎在阿萨姆尖角处被挤断了。在西藏高原南沿的主喜马拉雅山（藏南断块）的老地层出露带似乎在那加-阿拉干以西找不到对应体。这正反映了印度板块北缘与东缘应力状况的差异。主要的挤压发生在北缘，而东缘以走滑为特征，反倒因为安达曼海剧烈沉降使其北延的陆地也发生剧烈沉降（张文佑、何善谋等，1986）。虽然如此，但在布拉马普特拉河东南侧科希马北所出露的中—古元古界边界上还是可以找到藏南断块所对应的构造单元的“踪迹”（图1-3）。

2.冈底斯断块与缅甸中央断块

冈底斯断块在近期的研究中常被分成措勒和比如两地体，呈斜列式拼接。西部的措勒地体出露地台型古生界。两地体的中生界主为海相层，火山岩发育并具有从断块内部稳定型沉积向被动大陆边缘活动型沉积的有序相变。断块的新生界以古近系为主，分布颇广但新近纪以隆升侵蚀为主。

缅甸中央断块由于新生代的剧烈沉降，未见古生界出露，但存在中—古元古代变质岩及白垩纪和新生代火山岩已说明这是一个可与冈底斯相对比的断块。看来缅甸中央断块与冈底斯的不同主要表现在晚新生代强烈的沉降上。该区第三系普遍褶皱并存在始新统和勃固群与上中新统—更新统伊洛瓦底群的不整合。

3.羌塘断块与掸邦断块

羌塘断块南北缘的两大地缝合缝到滇西保山、德钦一带的三江地带已经很靠近。在剧烈的区域和动力变质以及混合岩化的影响下，许多地质体的时代难以完全确定，这就影响了一些构造界线的走向。从目前资料看羌塘和掸邦两断块似有大致相连的趋势。即使作这样的对比也应该注意到掸邦断块比羌塘断块有更强的相对稳定性。印支和燕山活动带对掸邦断块的影响较弱，以至三叠系和侏罗系海相层发育也较差。

图1-3　西藏高原东部-中南半岛北部大地构造分区略图

（本图底图采用任纪舜（1999）中国及邻区大地构造图，按笔者意见划分和命名）

1—构造分区线；2—印支活动带内的扩张脊；3—大断裂；4—断块区；5—印支陆内－陆间裂谷区构造分区：Ⅰ—印度断块区；Ⅱ—扬子断块区（Ⅱ₁若尔盖断块）；Ⅲ—冈底斯断块；Ⅳ—缅甸中央断块；V—羌塘断块；Ⅵ—掸邦断块；Ⅶ—印支断块

4.印支期活动带的南北连接

印支期的强烈活动性是中国南方到中南半岛区域地质上的一个重要特点。笔者认为发育在秦岭南、龙门山西北到巴颜喀拉山等广大地区的三叠系是一套大陆地壳拉张破碎改造而成的陆内—陆间裂谷系，大面积的冒地槽型被动大陆边缘沉积，局部的深海沉积及线状分布的洋壳残迹记录了这一地区的拉开和闭合环境。而三角形的构造轮廓又预示其中可能有相对稳定的陆壳残余块体。初步的石油地质概查已证实了三角形中心部位的若尔盖地区不但三叠系厚度薄，变形弱而且其有机质镜质体反射率（R_o）值也相当低，可≤1%。这个残块的古生界显示出应是扬子型块体，为此笔者把其作为扬子区的残块（图1-3）。

上述基本格局在扬子西南侧的印支活动带中也有反映，特别是该地区也有一个被活动带包围着的相对稳定块体（即上述的印支断块）。所不同的是这个块体更大、更稳定，不仅三叠系厚度变薄而且上覆构造形变微弱的中侏罗统—白垩系上印支群。与之相应，在印支断块东北和西北侧的所谓东印支带和西印支带在三叠系之下也见到古生界（最低为下寒武统）地台型沉积，显示出印支活动带的发育是古老陆块改造的结果。

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