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造山带造山带，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义，包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
1概述造山带 (orogenic belt) ，是地球上部由岩石圈剧烈构造变动和其物质与结构的重新组建使地壳挤压收缩所造成的狭长强烈构造变形带，并往往在地表形成线状相对隆起的山脉，一般与褶皱带、构造活动带等同义或近乎同义。
包括地壳挤压收缩，岩层褶皱、断裂，并伴随岩浆活动与变质作用所形成的山脉，以及拉伸构造、剪切走滑在形成裂谷、裂陷盆地的同时，相对造成周边抬升，构成山系。
这种横向收缩、垂向增厚，隆升成山而造成构造山脉的作用叫作造山作用或造山运动，与地壳运动中的造陆运动相提并论。
2①造山带是地壳的缩短带。
造山带的地壳缩短可以由挤压作用直接产生，也可以由斜向走滑作用衍生；②造山带广泛发育塑性流动、韧性剪切、褶皱、冲断和/或剪压构造带。
早期造山作用和褶皱作用有相通的意思，现在看来褶皱和冲断推覆构造的发育程度仍然是造山带和克拉通地区的主要宏观构造区别之一；③造山带有广泛的变质作用发生，岩石组构发生改变。
④造山带有强烈的中酸性岩浆活动，有广泛的热参与；⑤造山带沉积以非史密斯地层为主。
较大规模的造山带通常有蛇绿混杂岩带存在；⑥地壳中参与造山作用的主体是硅铝层陆壳物质，洋壳物质以残留体形式存在，在整个造山带中所占的比例很小。
3增生型造山带特征①具有很宽的增生楔，增生楔中的复理石基质向着海沟后退方向时代逐渐变新；②增生楔中有多条蛇绿岩带，是海沟后退到适宜的构造位置时沿滑脱断层就位形成的；③增生型造山带中有多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代也向着海沟后退方向变低角度俯冲模式。
中央造山带的演化及其特点殷鸿福;张克信【期刊名称】《地球科学：中国地质大学学报》【年(卷),期】1998(23)5【摘要】中央造山带原型是由一列微板块加上分别位于其北面和南面的两列不同时期的小洋盆组成．微板块群的主体是柴达木、秦岭、大别—苏鲁，还加上中祁连．元古代末至早古生代早期，北列拉张成多岛小洋盆，它们在加里东末期关闭，并在微板块群北缘形成前陆盆地带．南列形成裂陷槽，在加里东期末关闭，一般不造山．晚古生代，微板块群已与欧亚板块合为一体，并总体北移．南列出现泥盆（个别）、石炭二叠纪的小洋盆，属于古特提斯洋的一部分．洋盆在中—晚二叠世闭合，在其南侧形成早—中三叠世的前陆堆积．印支期它属于特提斯北支．三叠系可分成３种类型．燕山期的陆内挤压东强西弱，使东部微板块消减最多而抬升最高，向西依次递减．中央造山带的板块运动主要遵循的不是威尔逊旋回，而是非威尔逊旋回．非威尔逊旋回在３个方面与威尔逊旋回不同，即多岛洋、软碰撞和多旋回造山．文中论述了它们的特点，并强调指出这些特点在地史上占据中国绝大部分地区的古亚洲洋和特提斯洋中具有普遍性．【总页数】6页(P437-442)【关键词】中央造山带;演化史;非威尔逊旋回;造山带【作者】殷鸿福;张克信【作者单位】中国地质大学地球科学学院【正文语种】中文【中图分类】P542.2【相关文献】1.海峡两岸祁连山及中央造山带构造演化研讨会成功举办 [J],2.试论造山带构造地层体的类型及特点--以金沙江造山带为例 [J], 何龙清3.北山造山带南带中元古代副变质岩的锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究——对北山造山带南带前寒武纪物质演化的探索 [J], 周海;陈亮;孙勇4.一种可能的多陆块、小洋盆、弱俯冲的动力学特征及其花岗岩演化特点——以秦岭造山带核部花岗岩为例 [J], 王涛;张国伟;王晓霞;李伍平5.一部有关造山带现代理论和方法的优秀教科书——评《造山带结构与演化的现代理论与研究方法——东秦岭造山带剖析》 [J], 张华瑛因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
地质通报ＧＥＯＬＯＧＩＣＡＬＢＵＬＬＥＴＩＮＯＦＣＨＩＮＡ第２５卷第１２期２００６年１２月Ｖｏｌ．２５，Ｎｏ．１２Ｄｅｃ．，２００６“中央造山带”是夹持于中国塔里木、华北和扬子克拉通之间的近东西向延展的（局部为北东向或北西向）显生宙造山系统。
文中所指“造山带”是“汇聚板块边缘大地构造作用形成的地质体”，姜春发［１］认为该带处于以塔里木－华北为代表的北方陆块群和以扬子－羌塘为代表的南方陆块群长期相互作用的结合部，也是古亚洲洋和特提斯两大构造域的交汇处。
但对“中央造山带”这一术语的使用颇多争议，除去与早先使用的秦－祁－昆造山带基本同义外，“中央造山带”的边界前人也未明确界定。
争议的焦点在于“羌塘”的大地构造属性，它是否像扬子克拉通一样构成扬子－羌塘陆块群的一部收稿日期：２００６－０３－１５；修订日期：２００６－０７－２４地调项目：中国地质调查局综合研究项目《中国中央造山带前寒武纪变质基底构造分区和时序》（编号：２００３１３００００６０）部分成果。
作者简介：陆松年（１９４０－），男，研究员，从事前寒武纪地质研究。
Ｅ－ｍａｉｌ：ｔｊｌｓｏｎｇｎｉａｎ＠ｃｇｓ．ｇｏｖ．ｃｎ“中央造山带”早古生代缝合带及构造分区概述陆松年１，于海峰１，李怀坤１，陈志宏１，王惠初１，张传林２，相振群１ＬＵＳｏｎｇ－ｎｉａｎ１，ＹＵＨａｉ－ｆｅｎｇ１，ＬＩＨｕａｉ－ｋｕｎ１，ＣＨＥＮＺｈｉ－ｈｏｎｇ１，ＷＡＮＧＨｕｉ－ｃｈｕ１，ＺＨＡＮＧＣｈｕａｎ－ｌｉｎ２，ＸＩＡＮＧＺｈｅｎ－ｑｕｎ１１．中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津３００１７０；２．中国地质调查局南京地质矿产研究所，江苏南京２１００１６１．ＴｉａｎｊｉｎＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＣｈｉｎａＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ，Ｔｉａｎｊｉｎ３００１７０，Ｃｈｉｎａ；２．ＮａｎｊｉｎｇＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＣｈｉｎａＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ，Ｎａｎｊｉｎｇ２１００１６，Ｊｉａｎｇｓｕ，Ｃｈｉｎａ摘要：“中央造山带”是夹持于中国塔里木、华北和扬子克拉通之间的近东西向延展的（局部为北东向和北西向）显生宙造山系统。
漫话造山作用与造山带（1）胡经国一、造山作用与造山带的概念及其演变1、概念的起源与应用造山作用的概念起源于早期地质学家对地球表面山脉成因的思考。
最早提出造山作用（Orogeny，或造山运动）这一术语的Boue（1874）指出，山脉的形成是构造原因引起的。
Gibert（1889）指出，造山作用就是形成山脉的过程。
显然，早期地质学家就已经把造山作用理解为以山脉为结果的一种构造作用。
造山作用这一术语于19世纪在欧洲大陆广泛应用，但是其应用却因人而异。
有的侧重它的地貌表现，而有的则侧重它的构造意义。
Gilbert（1890）提出，造山作用是指不同于造陆运动（Epeirogenic）的、产生山脉的地壳构造运动。
Stifle（1919）提出，造山作用是指改变岩石组构的幕式过程；这一过程包括褶皱和逆冲等挤压变形、钙碱性岩浆活动和区域变质作用。
Davis（1984）在其《区域和岩石构造地质学》教科书中提出的定义是：“造山带是地壳中一条巨大的、通常呈直线到弧形的构造带，机械变形强烈和或热液活动集中。
……山脉是造山带的一种表现，并不是我们所谓造山带的全部。
古代的造山带虽然是仍然可以辨认出来的区域变形带，但是已夷平为大陆内部的平原；而目前正在形成的造山带，其主要构造部分可能不在山脉中，而位于地表10 公里、50公里甚至100公里以下。
若山脉确实存在，则正好是一个造山带的顶部”。
1993年版大百科全书地质学卷给出的造山带（Orogen）的定义是：经受了强烈褶皱及其它变形而生成的线状大地构造单元，由一定地史时期的活动带演化而成，并相对于稳定的克拉通而存在。
在地槽学说中，造山带是指地槽演化的终结产物，地槽褶皱回返的产物，又称为褶皱带。
造山作用与造山带这些古老的术语，在经典槽台学说关于地壳演化理论、区域地质、地质矿产研究等方面都产生过巨大的影响，并且得到了广泛的应用。
造山带这一术语自其被提出以来，作为与克拉通相对应的大地构造单元，在阐述诸如阿尔卑斯、喜马拉雅等具有全球规模的巨大山系的性质、构造和成因以及解译造山作用过程等方面，都起到了重要的作用。
项目资助:国家重点基础研究发展规划项目(2007CB411307),国家自然科学基金委项目(40725009,40523003),国家重点基础研究发展规划项目(2001CB409801),中国科学院知识创新工程重要方向项目(kzcx2-yw-107),国家重点基础研究发展计划(2007CB411308)共同资助收稿日期:2007-12-10;修订日期:2008-01-18;作者E-mail:wj-xiao@第一作者简介:肖文交,(1967-)男,湖南涟源人,研究员,1995年于中国科学院地质研究所博士毕业,从事构造地质方面研究中亚造山带大陆动力学过程与成矿作用肖文交1,舒良树2,高俊1,熊小林3,王京彬4,郭召杰5,李锦轶6,孙敏7（1.中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029;2.南京大学地球科学系,江苏 南京210093;3.中国科学院广州地球化学研究所,广东 广州 510640;4.北京矿产地质研究院,北京 100012;5.北京大学地球与空间科学院,北京 100012;6.中国地质科学院地质研究所,北京 100037;7.香港大学地球科学系,香港）摘 要:中亚成矿域是我国资源安全体系的重要组成部分,具有陆壳增生显著、壳幔作用强烈、陆内改造复杂、成矿类型多样4大特征.中亚成矿域研究的核心问题是中亚造山带增生改造过程中的壳幔作用与大规模成矿机理. 关键词:中亚造山带;大陆动力学;成矿作用地处亚洲大陆中心的新疆和与之邻接的广袤区域——中亚成矿域,面积上千万平方公里,是全球矿产资源潜力最大的区域.横贯中亚成矿域的第二亚欧大陆桥综合运输体系,是一条安全的陆路资源通道.该区域以其巨量矿产资源供给能力和资源通道的特殊功能,构成我国资源安全体系不可缺失的重要组成部分和举足轻重的一翼(图1).中亚造山带是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的地区,在10亿年来的陆壳演化过程中,经历了陆缘增生、后碰撞和陆内造山作用3个阶段[1].在陆缘增生造山和后碰撞地壳垂向增生过程中,发生了强烈的壳幔相互作用,系统保存了亚欧大陆形成和演化的完整信息.该区域中新生代处于亚欧大陆的核心地带,在印度板块与亚欧大陆碰撞远程效应和深部壳幔作用的共同控制下,形成了全球最典型的陆内盆山体系.典型的大陆增生和陆内改造所蕴含的科学问题,使中亚造山带成为探索大陆动力学问题的最佳天然实验室.中亚大陆地壳增生和改造过程中,伴随着多期次、多类型的壳幔相互作用和多样性的成矿过程,形成了铜、金、铀等金属元素超常富集的多类型成矿系统,造就了科翁腊德铜矿、土屋-延东铜矿、穆龙套金矿、楚-萨雷苏和锡尔达林可地浸砂岩铀矿等一系图1 新疆及邻区成矿分区略图Fig. 1 Distribution of the metallogenic zones in Xinjiang and adjacent areas(新疆资源环境中心,王煜,2007)列大型超大型矿床.深入研究陆壳增生期的岩浆活动、壳幔作用、流体活动、成矿元素富集机理,各种类型成矿系统的时空分布规律、基本特征和相互关系,特别是研究构造体制转换期的大规模岩浆活动和壳幔相互作用,离散-汇聚-转换边界的相互作用,以及岩浆体系向成矿体系的转换,孕育着成矿理论的重大创新,是创建大陆增生成矿理论的首选区域.1 大陆增生-改造过程与成矿作用大陆动力学一直是地球科学研究前沿,而大陆的形成和改造是大陆动力学的主题[2,3].板块构造学说创立以来,关于大陆地壳的生长方式、生长位置、生长速率等研究都取得了长足的进展[4].基于环太平洋造山带的研究,认识到大洋板块俯冲过程中大量幔源物质加入地壳,是大陆增生的主要方式;基于阿尔卑斯-喜马拉雅等造山带的研究,认识到大陆碰撞与后碰撞过程中陆壳强烈变形、大量地壳物质回返地幔,是大陆地壳改造的重要方式[5].上世纪90年代以来,发现大陆造山带结构复杂,经历了更为复杂的演化过程.例如,中亚造山带包含多种属性的块体和多条蛇绿岩带,经历了小洋盆俯冲导致的陆壳增生,多块体拼贴和后续变形导致的陆壳改造,并伴随有多期次的岩浆活动与壳幔作用[4, 6,7].由此,大陆动力学研究产生了一个新的关注点和研究方向:大陆造山带增生-改造过程与壳幔相互作用的动力学机制.大陆动力学的发展推动了大陆成矿动力学的快速发展.基于环太平洋成矿域的研究,提出了俯冲成矿理论,建立了岛弧带的斑岩型铜金矿、浅成低温热液金矿等多金属矿床的成矿模型[8,9].基于特提斯成矿域的研究,提出碰撞造山成矿理论,并建立造山型矿床的成矿模式[10~16].中亚造山带研究揭示了成矿作用的多样性、复杂性和独特性,提出“中亚成矿域”的概念[17,18].同时,认识到大陆内部广泛存在改造型成矿作用,提出了古大陆边缘有利于多类成矿系统发育[20～21],将大陆地区的矿床划分出多种成矿系列[22],揭示了超大型矿床的成矿偏在性[23],发现埃达克质岩浆与斑岩型Cu-Au矿床形成有密切联系[19~26].由上可见,大陆矿集区与大型矿床形成机制和分布规律是大陆成矿学研究的核心问题.相对于洋壳俯冲成矿理论和陆陆碰撞造山成矿理论而言,大陆增生成矿理论尚处于探索阶段.显然,陆壳增生最为显著的中亚造山带孕育着大陆成矿学理论创新的机遇,亟待深入研究多块体增生拼贴及陆壳改造等过程中各类成矿系统发育机理,建立相应的成矿理论和成矿模式.2 中亚造山带是研究大陆增生-改造过程与成矿作用的最佳天然实验室80年代以来,我国科学家对中亚造山带开展了系统研究工作,重建了古中亚复合巨型缝合带南缘的构造演化史,编制了中国及邻区大地构造图,阐明了中国兴蒙-北疆及邻区古生代岩石圈的形成和演化[17~19,27~33].近年来国家科技计划项目的实施也获得了多方面的重要进展.已有研究工作揭示出中亚造山带具有4大特征.最显著的显生宙大陆增生区中亚造山带大陆增生与改造过程,经历了3个阶段和增生向改造体制的转换.其中,古亚洲洋构造域的陆壳增生以侧向增生为主[30,34~37];块体汇聚与碰撞-后碰撞演化,伴随着构造体制转换和大规模岩浆活动,以双向增生为特征[38~44];陆内改造过程则涵盖中新生代陆内变形、盆山耦合与再调整的复杂过程,伴随局部的基性岩浆喷发[45].经过上述大陆动力学演化阶段和转换过程,发育了不同的岩石圈结构和物质组成,实现了全球最显著的显生宙大陆增生[7, 36, 38, 46～49].强烈的壳幔相互作用发现大量以高Nd低Sr 同位素比值为特征的古生代岛弧火山岩、花岗岩、埃达克岩、富Nb玄武岩、高镁安山岩及苦橄岩和洋中脊俯冲现象[51],表明中亚造山带壳幔相互作用强烈[50~52].北疆及中亚邻区广泛分布的富碱火山岩、A型花岗岩、玄武岩和基性-超基性杂岩等,是中亚大陆构造体制转换期强烈壳幔作用的物质记录[53~57].最大的大陆成矿域中亚成矿域面积近千万平方公里,显生宙陆壳增生分布广泛,发育多期次、多类型的成矿作用,尤以晚古生代大规模成矿为特色.多类型洋盆演化、多块体汇聚,形成多类陆缘成矿系统[21, 58~64].代表性矿床有环巴尔喀什湖-准噶尔地区斑岩型铜钼、稀有金属等多种类型的世界级大矿床,其成矿作用以晚古生代为高峰期(图2).这些大型内生矿床主要集中在环状高磁异常带中,分布范围与大陆地壳大规模垂向增生形成的年轻陆壳成矿省相吻合.在构造体制转换过程中,大量幔源物质添加到地壳中,形成复杂的垂向增生成矿谱系.新疆及邻区古生代与基性-超基性杂岩相关的大型铜镍矿床多产于造山带中,成矿背景独特,有别于产于克拉通背景的同类矿床[4,18, 65~67].强烈的大陆改造与成矿作用中亚造山带古生代造山作用向中新生代陆内构造体制的转换,形成中6新疆地质新生代环西伯利亚陆内构造体系域,在印度板块与欧亚大陆碰撞远程效应和深部壳幔作用的共同控制下,使中亚成矿域进入以“改造型”成矿为主的阶段,对中亚成矿域砂岩型铜矿、铀矿和MVT型铅锌矿等改造型矿床的形成有重要影响[19,45,68~70].大型线性构造控矿是中亚成矿域的另一重要特征,块体间大尺度的相对运动和大型断裂系统错移已形成的构造单元,控制了金等矿床的时空分布[71~75].这4大显著特色集中体现了中亚造山带大陆增生改造与成矿研究的重大进展,同时也在相关领域提出了一些尚待解决的科学问题:①成矿带分布与古老陆块基底的联系;②环巴尔喀什-准噶尔成矿带深部动力学过程与“大磁环”的耦合关系,以及含矿埃达克岩的发育;③与基性-超基性杂岩相关的铜镍硫化物矿床形成过程中的壳幔作用,及其与西伯利亚和峨眉山大火山岩省有无联系;④晚古生代强烈的大陆增生、大规模岩浆活动和壳幔作用与成矿作用高峰期相对应的内在机制,岩浆体系向成矿体系转变的过程与机理;⑤中新生代陆内改造的过程,大型走滑断裂系统的成矿作用及其对成矿带和矿田的改造等.3 中亚成矿域的关键科学问题综上所述,中亚成矿域的关键科学问题,是中亚造山带增生改造过程中的壳幔作用与大规模成矿机理,其基本内涵包括以下几个方面.(1) 大陆增生过程中的壳幔作用与成矿.主要块体的来源和构造属性,大陆裂解过程中岩浆活动规律及其对成矿物资富集的贡献,陆缘增生、块体汇聚的精细过程,俯冲洋壳与地幔楔的物质交换,与俯冲相关的岩浆流体活动规律和成矿物质的富集机制.(2) 构造体制转换过程中的壳幔作用与成矿.俯冲增生-陆内转换过程中大规模岩浆活动规律;壳幔相互作用类型与主导方式;岩浆流体系统与成矿流体系统的内在联系与转换机理.(3) 陆内造山过程与中亚成矿域的改造.陆内造山与增生造山带的继承与叠合关系及深部背景;浅成低温热液矿床的成矿作用;大型断裂系统的运动学特征;晚古生代以来中亚成矿域构造-成矿格局改造过程.(4) 中亚成矿系统的时空分布与矿集区预测.陆缘增生成矿系统、后碰撞大规模岩浆成矿系统和陆内改造成矿系统的时空分布规律与动力学背景;不同阶段大陆动力学演化过程中壳幔相互作用与金属元素巨量聚集间时空耦合关系和大型矿床成矿机理;中亚造山带大陆增生成矿作用与成矿预测理论体系.致谢:谨以此文纪念涂光炽院士开创中亚成矿域研究.孙鸿烈、孙枢、李廷栋、陈毓川、肖序常、常印佛和翟裕生等院士对中亚造山带及其成矿作用研究工作长期进行指导和支持.马映军、王宝林、马福臣、何国琦、孙勇、翟明国、陈衍景、赵振华、顾连兴和范蔚茗等教授对研究工作给予了支持与鼓励.973项目全体科研人员与作者进行了讨论或曾一同进行野外考察.新疆自治区政府、中国科学院和国家自然科学基金委员会对973项目的申请给予了支持.国家305项目办公室、中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室对研究工作和项目申请均给予了资助.审稿人提出了建设性修改意见,一并谨致谢忱.参考文献[1] Khain E V,Bibikova E V, Kr?ner A,et al.Kravchenko-Berezhnoy,I.R.,The most ancient ophiolite of the Central Asian fold belt, U-Pb andPb-Pb zircon ages for the Dunzhugur Complex, Eastern Sayan,Siberia,and geodynamic implications[J].Earth and Planetary Science Letters,2002,199(3-4):311-325.[2] Taylor S R,McLennan S M. 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The core scientific problem of the Central Asian Metallogenic Domain is the interaction between mantle and crust in the processes of the continental growth and intra-continental destruction.Key words:Central Asian Orogenic Belt;Continental dynamics;Metallogeny。
中央造山带的演化及其特点*1997年11月21日收稿.*地质矿产部 中国西部不同类型造山带及非史密斯地层区1 25万区域地质填图方法研究 项目资助.殷鸿福 张克信(中国地质大学地球科学学院,武汉430074)摘 要 中央造山带原型是由一列微板块加上分别位于其北面和南面的两列不同时期的小洋盆组成.微板块群的主体是柴达木、秦岭、大别 苏鲁,还加上中祁连.元古代末至早古生代早期,北列拉张成多岛小洋盆,它们在加里东末期关闭,并在微板块群北缘形成前陆盆地带.南列形成裂陷槽,在加里东期末关闭,一般不造山.晚古生代,微板块群已与欧亚板块合为一体,并总体北移.南列出现泥盆(个别)、石炭二叠纪的小洋盆,属于古特提斯洋的一部分.洋盆在中 晚二叠世闭合,在其南侧形成早 中三叠世的前陆堆积.印支期它属于特提斯北支.三叠系可分成3种类型.燕山期的陆内挤压东强西弱,使东部微板块消减最多而抬升最高,向西依次递减.中央造山带的板块运动主要遵循的不是威尔逊旋回,而是非威尔逊旋回.非威尔逊旋回在3个方面与威尔逊旋回不同,即多岛洋、软碰撞和多旋回造山.文中论述了它们的特点,并强调指出这些特点在地史上占据中国绝大部分地区的古亚洲洋和特提斯洋中具有普遍性.关键词 中央造山带,演化史,非威尔逊旋回.中图法分类号 P 54第一作者简介 殷鸿福,男,教授,中国科学院院士,1935年生,1956年毕业于北京地质学院地质系,古生物学家,生物地质学学科方向的创导者,现主要从事二叠系-三叠系界线、软体动物、生物成矿、综合地层学和造山带地质等方面的研究.1 中央造山带的演化中央造山带(秦祁昆、大别 苏鲁)夹持于华北和华南(扬子、羌塘 唐古拉)板块之间,它的原型不是一条简单的海洋,而是由一系列微板块加上分别位于其北面和南面的两条不同时期的小洋盆组成.微板块群的主体是柴达木、秦岭、大别 苏鲁,还加上中祁连,它们以浅海相和陆相沉积为特点.元古代末至早古生代早期(图1a),华北板块北移,其后缘拉张成北列多岛小洋盆(祁连、北秦岭),它们往往具主动边缘的沟弧盆体系.这些小洋盆在加里东末期,由于中央造山带微板块群北进,洋壳向北俯冲、碰撞而关闭,并留下了一系列早古生代蛇绿岩带(祁连诸蛇绿岩带、东秦岭商丹蛇绿岩带),在微板块群的北缘,由于北面主动大陆边缘的仰冲,形成前陆盆地带(柴达木北缘宗务隆山泥盆系(D)、西秦岭舒家坝群(D 2)、大草滩群(D 3)、大别山杨山组(C 1).在微板块群北移时,其后方拉张形成裂陷槽或裂谷,以玄武岩或双峰式火山岩、深水相沉积为特征.它包括祁曼塔格的祁曼塔格群(铁石达斯群),东昆仑的纳赤台群[1],西秦岭的白龙江群、白水江群,东秦岭的洞河群(伴有金伯利岩侵入)[2],大别南侧随州枣阳一带的古城畈、兰家畈组[3];可能还包括西昆仑北带的库地 苏瓦什带(已构成蛇绿岩)[4,5].其延限为寒武纪至早志留世,而以奥陶纪为最盛.在加里东期末它们相继关闭,一般不造山.晚古生代(图1b),中央造山带微板块群已先后与欧亚板块合为一体,并总体北移.仅在祁连-北秦岭缝合带之南缘,由于应力松弛拉张,而形成石炭 二叠纪的裂陷槽(宗务隆山,西秦岭礼县 柞水带).在总体北移过程中,沿这一微板块群的南缘,出现晚泥盆世(秦岭勉略带)、石炭纪(东昆仑南带[6]、秦岭的勉略 下高川带[7])和二叠纪(布青山 阿尼玛卿山,西昆仑木吉 明铁盖带[4])的小洋盆,属于古特提斯洋的一部分.在东秦岭东段和大别山南侧,仅沿青峰断裂至京山广济一线有二叠纪深水相硅质岩沉积,不清楚小洋盆是否曾经存在而已被消减,还是根本未曾拉开成洋.在东昆仑,石炭纪和二叠纪的洋第23卷第5期地球科学 中国地质大学学报Vol.23 No.51998年9月Ear th Science Journal of China U niversity of GeosciencesSep. 1998壳演化中存在多岛小洋盆向南迁移的现象[6].海西晚期,洋盆向北俯冲,在其北侧的微板块南缘,则有海西花岗岩的大面积侵入(东昆仑花岗岩带、西昆仑花岗岩带),代表海西晚期主动陆缘的火山岛弧.洋盆从中二叠世(茅口期)至晚二叠世先后闭合,在其南侧形成早 中三叠世的前陆堆积(东昆仑洪水川组).经过海西运动,中央造山带的各微板块演化分异.西段的西昆仑北带、塔里木和柴达木已成为欧亚板块的一部分,并上升成陆.东段的秦岭(主要是西秦岭)则为特提斯洋北侧的裂陷海盆.已知海盆延至南阳盆地东的桐柏附近.特提斯北支的三叠系(早 中三叠世碳酸盐台地除外)可分成3种类型(图2).(1)东昆仑南带为前陆带压性环境,沉积复理石、磨拉石(早三叠世洪水川群) 浅海相地层(中三叠世闹仓坚沟组) 煤系(晚三叠世八宝山群).而在其北面的柴达木南缘,在上述南北向压力作用下,发生东西向张裂,伴随晚三叠世火山喷发(鄂拉山群).(2)西秦岭三叠系为拉张裂陷环境,由早三叠世(隆务河群及池塘群)至晚三叠世沉积了上万米浊积岩,但在中三叠世安尼期-拉丁期之交,沉积中心由北带转至南带,而北带上升为陆.(3)松潘、甘孜至可可西里的大片地区,原属于华南板块,可能在二叠纪为大片碳酸盐台地,三叠纪裂陷 拗陷,沉积了面积达7 105km2,厚近10km的巴颜喀喇群(草地群)浊积岩.根据与藏南喜马拉雅山的比较大地构造研究[6],对上述三叠系得出2点认识:(1)作为昆仑 秦岭接合带的温泉断裂是红河断裂型的右行走滑断裂,其西侧为压性环境下前陆堆积,东昆仑南带(洪水川群)与现代西瓦利群相当,东侧为侧向挤出[8]造成的张裂环境下的沉积,西秦岭与现代南海相当.(2)巴颜喀喇群(草地群)相当于现代印度-欧亚相撞后形成的恒河及孟加拉浊积扇,是昆仑造山后剥蚀产物经再搬运沉积的垃圾堆.在东秦岭和大别山,印支造山运动可能属于陆内俯冲(A型俯冲),大别的大部分超高压带可能属于此期.造山后在其南缘形成了前陆盆地(晚三叠世须家河组,中、晚三叠世黄马青群,早、中侏罗世象山组).由于华北、华南两板块东边相挤而向西散开,燕山期的陆内挤压显然东强西弱,使东部微板块消减最多而抬升最高,向西依次递减.结果,自大别 苏鲁(Ar为主) 东秦岭(Pz1为主) 西秦岭(Pz2 T 为主) 柴达木(Kz为主),出露面积由狭变宽,出露的地层由老变新(图3).中生代以来,阿尔金、温泉、郯庐等走滑断裂使微板块之间及其内部相对位移.新生代以来,在青藏和太平洋两构造域联合作用下,中国东部下地壳及地幔产生北北东向构造,在地表形成同向的隆起和坳陷(如共和盆地、南阳盆地).这些断裂和坳陷使东西向的中央造山带形成南北分带、东西分块的格局,是 立交桥 式构造的地面反映.在青藏隆升的带动下,上述各部分均有不同程度的活化、隆升,根据黄土在太白山和渭河地堑的分布高差,第四纪以来秦岭差异升降达10km.结果使中央造山带成为区分现代中国南北地理环境的主要分界线.塔里木板块具有与中央造山带中间微板块相同的特点,它北面的中天山在震旦纪至早古生代是小洋盆,于中奥陶世早期闭合造山.它南面的西昆仑南带木吉 明铁盖一带有以早二叠世蛇绿岩为代表的海西小洋盆,二叠纪晚期闭合后,区域上被三叠系不整合覆盖.塔里木板块本身具有震旦纪冰碛层,寒武 奥陶纪动物群以扬子型为主,而兼具华北型及哈萨克斯坦型分子,晚古生代的动物群与柴达木及秦岭微板块(中、南秦岭)一样,基本上是扬子型.早古生代塔里木与中间微板块不同的是,它南面有库地-苏巴什蛇绿岩为代表的小洋盆,可能在小洋盆扩张的推动下,它与北面陆块于中奥陶世早期即已拼合,早于柴达木和秦岭.因此其古生代地层发育又与华北相近.从上述看,在早古生代早期及以前可把塔里木视为中间微板块带最西边的一块,这也符合前述的中间微板块群越往西出露越宽、地层越新的规律.但塔里木与天山在奥陶纪以后的演化与中央造山带不同,所以不把它归属其中.2 中央造山带的特点在地史上占据中国绝大部分地区的古亚洲洋和特提斯洋与现代的大西洋或太平洋不同.它们是在冈瓦纳裂解、欧亚增生的总背景下,由一系列微陆块和小海(洋)盆相间组成的宽阔纬向海洋.这种板块运动主要遵循的不是威尔逊旋回,而是非威尔逊旋回(当然,也有一些遵循威尔逊旋回).威尔逊旋回适用于大西洋、太平洋那样的大板块、 干净 大洋,通常为面对面(head_on)相撞的情况,由裂解 大洋形成 俯冲 对接(相撞) 造山构成一个造山旋回.非威尔逊旋回在3个方面与之不同,即造洋阶段的多岛洋(archipelagic ocean,不是一个 干净 大洋)、俯冲对接阶段的软碰撞(soft collision)和由此产生的多旋回(multicy clicity)造山,如表1所示.多岛洋是一个宽阔(可达数十纬度)的但不 干净 的洋.它在各个演化阶段,始终充满着由裂解地块(block)与裂谷(rift)、海道(seaw ay),微板块(m-i croplate)与小洋盆(micro_ocean),岛弧(arc)与边缘海(marginal sea)等不同裂离程度的块体,组成海陆相间的多岛洋盆.其实例是现代的东南亚地区.各个小陆块(裂解地块、微板块、岛弧)的运动虽总体有序,例如特提斯洋总体是欧亚增生,冈瓦纳裂解,但各自的速度和方向则不相同.软碰撞的概念已有叙述[2,9].它与经典碰撞的区别见表2.多旋回 这里借用黄汲清先生这一名词,具有3个含义:(1)大多数碰撞是斜向的,其结合部有由点 线 面的过程.点和线的结合还不是焊合,当动力学机制改变时,有不再继续到面的结合,或重新裂开的可能.面的结合到下一造山旋回才完成,于是两个板块不同部分的结合可能分属不同造山旋回;(2)同一个造山旋回内形成的造山带,是由多列小块体合成的,其中每一列小块体的叠接都经历了一个由张裂到碰撞的小旋回.一个造山带经由多个这样的小旋回而形成.其中张裂、俯冲、消减的位置通常随时间而定向地迁移,即 构造迁移 ;(3)多块体拼合的造山带除了已固结为造山带的部分外,常遗留有粘连而未焊合的薄弱部分.在下一造山旋回,在这些薄弱带又经历一次张裂 闭合 碰撞的旋回.因此,一个造山带通常要经历两个以上的造山旋回,才最后固结成统一板块.作为多岛洋一部分的中央造山带微板块群,具有明显的上述特点,即多岛洋、软碰撞和多旋回.秦岭的原型是一个多岛小洋盆,它的主体秦岭微板块在加里东期末经历了软碰撞[2].整个秦岭造山带的形成(不包括造山后陆内运动),在显生宙经历了加里东、印支两旋回.东昆仑亦同样具有多岛洋、软碰撞和多旋回的特点[6].秦岭和东昆仑在隐生宙还可能经历过扬子旋回.此外,中央造山带作为夹于华北、华南之间的中间带,还具有南北过渡带的特点.柴达木、秦岭微板块和塔里木,都具有典型的南方震旦纪沉积(如冰碛层),但寒武 奥陶纪沉积则又可与华北相比.秦岭微板块寒武纪 早奥陶世的生物群以扬子型为主而兼具华北型.中、晚奥陶世以后则变为以华北型为主而兼具扬子型.柴达木的早古生代生物群则以扬子型为主,而兼具华北型.这与它们在加里东期逐渐向华北靠拢而最后拼合的运动过程是一致的.如果以目前印尼群岛亚、澳两大生物区系混生的情况作对比[10],可以看出,沉积和生物的混生或过渡,往往是多岛洋内中间块体群的特点.直至现在,秦岭 大别仍然是南、北两大生物区系和沉积物(红土、黄土)的过渡带.参考文献1 姜春发,杨经绥,冯秉贵等.昆仑开合构造.见:地质专报(五)种,12号.北京:地质出版社,1992.2242 殷鸿福,黄定华.早古生代镇淅地块与秦岭多岛小洋盆的演化.地质学报,1995,69(3):193~2033 倪世钊,杨德骊.东秦岭东段南带古生代地层及沉积相.武汉:中国地质大学出版社,1994.804 丁道桂,王道轩,刘伟群等.西昆仑造山带与盆地.北京:地质出版社,1996.2305 潘裕生,周伟明,许荣华等.昆仑山早古生代地质特征及演化.中国科学(D辑),1996,26(4):297~3026 殷鸿福,张克信.东昆仑造山带的一些特点.地球科学中国地质大学学报,1997,22(4):339~3437 张国伟,孟庆仁,于在平等.秦岭造山带的造山过程及其动力学特征.中国科学,1996,26(3):193~2008T aponnier P,M olnar P.Slip line field t heory and large_ scale continental tectonics.Nature,1976,284(5584):319 ~3249Ren J S,N iu B G,Liu Z G.M icro continents,soft collisio n and polycyclic sutur ing.Co ntinental Dynamics,1996,1(1):1~910殷鸿福.中国古生物地理学.武汉:中国地质大学出版社,1988.328442地球科学 中国地质大学学报第23卷EVOLUTION AND CHARACTERIS TIC S OFTHE CENTRAL OROGENIC BELTYin Hong fu Zhang Kexing(Faculty of Ear th Sciences,China Univer sity of Geosciences,Wuhan430074)Abstract The Central Orogenic Belt originally consisted of a series of microplates plus tw o rows of m-i cro_oceans of different stages located respectively to the south and north of the m icroplates.Qaidam,Qinling, Dabie-Sulu(Jiangsu-Shangdong)plus central Qilian constitute the main body of the m icroplates.During end_Proterozoic and early Early Paleozoic,the northern row ex tended into archipelagic oceans,w hich closed by the end of Caledonian stage and formed foreland basins along the northern margin of the microplates. M eanw hile the southern row formed rift valleys w hich closed simultaneously but did not transform into moun-tains.The microplates incorporated w ith Eurasia in Late Paleozoic and shifted northw ard w ith it.The south-ern row developed into Late Devonian(individually),Carboniferous-Permian m icro_oceans belong ing to parts of Paleo_Tethys.T hey closed during M iddle-Late Permian and formed Early-M iddle Triassic foreland deposits to their south.During the Indosinian stage this belt belonged to the northern branch of Paleo_Tethys, and the Triassic consisted of three types.The Yanshanian intracratonic com pression strengthened eastward, causing maximum subduction and topographic uplift of the eastern microplates.Such effects decreased west-w ards.Plate tectonics of the Central Orog enic Belt ensues mainly the Non_Wilson Cy cle rather than the Wi-l son Cy cle.T he Non_Wilson Cycle differs from the Wilson Cycle in three aspects,i.e.,archipelag ic ocean, soft collision and multicy clicity.This paper discusses their characteristics,and emphasizes that the Non_Wi-l son Cycle with its three aspects is of g eneral sig nificance in the development of Paleo_Asian and Tethys Oceans w hich occupied the m ain territory of China in g eological history.Key words Central Orogenic Belt,evolutionary history,Non_Wilson Cycle.。
