西藏冈底斯岩浆岩中的山林宗火山岩及其与下伏地层间的不整合

西藏冈底斯岩浆岩中的山林宗火山岩及其与下伏地层间的不整合

1.2安山-英安岩火山岩西林宗火山岩的位置是拉萨北东的林周盆地。20世纪50年代由李普首次命名，后来许多科学家对此进行了研究。在林周盆地,林子宗火山岩系发育齐全,地层厚度超过5000m,自下而上可划分为3个组:典中组、年波组和帕那组。典中组最大厚度达2400m,不整合覆盖在上白垩统设兴组之上,底部为一层厚薄不一的底砾岩,其中含有下伏设兴组岩石的砾石,其上为酸性火山碎屑岩(含熔结凝灰岩);更上为其主体辉石安山岩质熔岩与火山碎屑岩,含少量粗面安山岩、英安岩;最上部为安山质火山岩和紫红色沉积碎屑岩互层。典中组火山岩中有花岗细晶岩脉及辉绿玢岩脉侵入,但未穿入年波组。年波组厚约700m,其下与典中组的不同层位呈小角度不整合接触,有的地方甚至与上白垩统设兴组呈角度不整合接触。年波组是林子宗火山岩系中含沉积岩最多的一个组,可达该组地层厚度的70%左右。其下部为薄层灰岩与泥灰岩、凝灰质砂页岩互层,夹10%流纹质凝灰岩,灰岩含淡水生物化石,层面有泥裂;中部为沉凝灰质砂岩和沉凝灰质泥岩互层,局部为河流相正常沉积碎屑岩,火山岩不到1%;上部为钾玄岩、玄武粗安岩与火山角砾/集块岩互层,顶部为红色河湖相泥质岩。晚期有钾玄岩脉及钾质辉绿玢岩脉侵入年波组,但被帕那组不整合覆盖。帕那组的厚度超过2000m,以厚层、柱状节理发育的流纹质强熔结凝灰岩与熔岩为主,夹薄层流纹质凝灰岩,靠近底部有一层具枕状构造的强熔结凝灰岩。帕那组与下伏年波组呈小角度不整合接触,覆盖在年波组的不同层位上;其顶部以洛巴堆—古鲁—左岗—唐加逆断层与二叠系细碎屑岩接触。帕那组在该区虽然未见顶,但其最上部地层出现了河湖相含砾砂泥质岩石,从区域对比来看,可能已接近该组顶部。晚期有次流纹斑岩体(脉)及钾玄岩脉侵入帕那组。在尼玛—申扎一带,林子宗火山岩系不整合在二叠系灰岩之上,其上被渐新统日贡拉组红层不整合覆盖。更西到阿里地区,郭铁鹰等(1991)将分布于革吉—狮多一带的一套相当于林子宗火山岩的钙碱性火山岩称为“狮多群”。它不整合在下白垩统革吉组之上,未见顶。1.3研究地层及地质资料从地质关系上看,林子宗火山岩系不整合覆盖的最高层位是上白垩统设兴组,而其本身又被渐新统日贡拉组红层所不整合覆盖,所以应晚于晚白垩世而早于渐新世。前人曾报道过一些同位素测年数据。如Coulon等(1986)在羊八井、容尼多一带测得林子宗粗面岩及安山岩的40Ar/39Ar年龄为51.0～49.2Ma;Maluski(1982)获得林周安山岩的40Ar/39Ar年龄为59.3Ma;Xu等(1985)报道了羊八井附近林子宗火山岩的Rb-Sr年龄为56.2Ma,U-Pb年龄60Ma;金成伟(1981)、王碧香(1984)报道了旁多、容尼多附近林子宗火山岩的K-Ar年龄51.3～53.2Ma;但样品的确切层位不够清楚。为了确定林子宗火山岩系顶、底及各火山岩组的年龄,我们在详细地质填图和剖面的基础上,对林周盆地中林子宗火山岩进行了系统的采样和40Ar/39Ar年龄测定,获得了43.93～64.47Ma的40Ar/39Ar年龄,其中,典中组60.00～64.47Ma,年波组56.51M,帕那组43.93～53.52Ma(表1)。需要指出的是,过去曾在马区附近划出一个独立的“汤贾组”,认为其位于典中组之下。但是,汤贾组出露非常局限,在区域上不能延伸。一些研究者虽然曾测得一些老于65Ma的年龄,但每人都不一样。为了弄清“汤贾组”的年龄,我们在马区紧靠不整合面的安山质火山岩底部取样,仔细剔除其中的碎屑之后进行测年,测得其40Ar/39Ar坪年龄为(59.75±0.54)Ma,等时线年龄为(60.5±1.6)Ma。因此我们认为,“汤贾组”实际上就是典中组,似乎可以不单独划出。前人获得的老年龄,可能是因为火山岩中含有时代较老的外来碎屑所致。这种情况,我们在对帕那组熔结火山碎屑岩进行测年时也遇到过。最近的研究和填图工作,获得了更多区域上林子宗火山岩的同位素年龄数据。我们在南木林县乌郁一带测得林子宗火山岩的斜长石40Ar/39Ar坪年龄为(40.84±0.18)Ma;在羊应乡—羊八井之间林子宗火山岩系分布地区测得英安岩的钾长石40Ar/39Ar坪年龄为(52.91±1.73)Ma。江西地调院在尼玛一带测得林子宗火山岩系底部安山岩的K-Ar年龄为58.55Ma。在阿里地区,测得“狮多群”火山岩的K-Ar年龄为46.52～60.68Ma。综上所述,可以认为林子宗火山岩形成于古新世—始新世,其喷发年龄为65～41Ma(表1),延续了20Ma以上。火山喷发开始的时间东、中、西部略有差异,但不大。特别应当指出的是,林子宗火山岩的底部年龄限定了该火山岩系与下伏地层之间区域性不整合事件的最晚时限(65Ma左右),具有重要的意义。2西林宗火山岩的记录表明，它是从大陆冲突系统向大陆冲突系统的转变2.1典中组火山岩岩浆化学成分林子宗火山岩岩石类型有安山岩、玄武安山岩、玄武粗安岩、钾玄岩、安粗岩、歪长粗面岩、英安岩、流汶岩及相应的火山碎屑岩(图2),熔岩与火山碎屑岩的比例约为3∶7。典中组火山岩以安山岩为主体,英安岩、流纹岩次之,含少量玄武安山岩、歪长粗面岩、安粗岩,以及对应的火山碎屑岩,爆发指数达55%。SiO2质量分数变化在55.21～72.41%,平均60.50%;Al2O3平均质量分数16.18%;K2O+Na2O平均质量分数5.43%;K2O平均质量分数1.89%,最高3.12%;w(K2O)/w(Na2O)平均比值为0.51,最高0.78。晚期有花岗细晶岩脉及辉绿玢岩脉侵入。该旋回的岩浆化学成分演化趋势是从英安质+流纹质到安山质,再到花岗质+辉绿质(“双峰式”)。在K2O-SiO2图中(图3),岩石成分点主要落在CA(钙碱性岩)区,只有1/3落在HKCA(高钾钙碱性岩)区。在K2O-Na2O图中(图4),有1/2落在钙碱性岩区,1/2落在钾玄质岩区。从铝饱和度的角度看,绝大多数均为偏铝质岩石(A/CNK<1),只有极少数长英质火山岩为强过铝质岩石(A/CNK>1.1)。以上表明,典中组主要显示大陆边缘弧火山岩的特征。年波组的火山岩类型,其下部和中部主要为流纹质-英安质火山碎屑岩,及很少量的玄武粗安岩,上部为钾玄岩及玄武粗安岩,晚期有钾玄岩脉及钾质辉绿玢岩脉侵入,其岩浆化学成分演化方向是从酸性到基性—中基性(钾质)。SiO2质量分数为52.23%～85.47%,平均质量分数为71.58%;Al2O3平均质量分数为12.65%;K2O+Na2O平均质量分数为5.15%;K2O平均质量分数为2.37%,最高可达4.18%;w(K2O)/w(Na2O)平均比值为2.14,最高可达7.27。在K2O-SiO2图中(图3),成分点落在SHO区及HKCA区中的岩石达到40%,在K2O-Na2O图(图4)中成分点落在超钾质岩区及钾玄质岩区(SHO)中的岩石可达70%。A/CNK>1.1的强过铝质岩石达到50%以上。这些特征表明地壳物质对岩浆的影响已相当明显,特别是钾玄岩的出现,是陆内岩浆作用的重要标志。帕那组火山岩岩性比较单一,为高钾流纹质熔结凝灰岩及少量熔岩。熔结凝灰岩尽管在典中组和年波组已经出现,但在帕那组是最发育的。巨厚的具有大量定向的塑性玻屑和塑性岩屑的熔结凝灰岩,指示出当年巨量炽热的火山灰流在数千km2地域上奔泻的壮观情景,说明陆壳发生了大规模的熔融。帕那组火山岩SiO2质量分数为69.53%～80.55%,平均74.17%;Al2O3平均质量分数为13.44%;K2O+Na2O平均质量分数为8.10%;K2O平均质量分数为5.25%,最高可达7.94%;w(K2O)/w(Na2O)平均比值为1.77,最高可达3.48。在K2O-SiO2图上(图3),成分点落在SHO区及HKCA区的岩石占80%以上,在K2O-Na2O图上(图4),岩石成分点无一例外地落在钾玄质岩区和超钾质岩区。A/CNK>1.1的强过铝岩石占60%以上。值得注意的是,在帕那旋回晚期也有钾玄岩脉的侵入。可见,帕那组火山岩更加清楚地显示出大陆碰撞及地壳加厚的构造环境。2.2稀土元素和微量元素林子宗火山岩的稀土元素分配型式(图5)总体上表现为LREE富集的右斜曲线,w(∑REE)=(97.1～358.3)×10-6,wN(La)/wN(Yb)=7.31～23.9。典中组火山岩的稀土元素总量(∑REE)变化在106.6×10-6～148.6×10-6之间,平均120.3×10-6,wN(La)/wN(Yb)为7.31～15.13。除个别受围岩混染的样品(LZ9926)外,各种岩石的稀土元素配分曲线呈右倾平滑的平行曲线簇。基本没有Eu负异常,说明斜长石分离结晶在岩石成因中不起重要作用。年波组火山岩的稀土元素总量变化较大,w(∑REE)在97.1×10-6～227.4×10-6之间,平均190.8×10-6;wN(La)/wN(Yb)为9.9～21.1,平均14.8。钾玄岩及橄榄粗安岩的稀土元素配分曲线与典中组火山岩相似,没有Eu负异常;但长英质火山岩有较明显的Eu负异常。帕那组火山岩的稀土元素总量变化在147.1×10-6～358.3×10-6之间,平均207.7×10-6,wN(La)/wN(Yb)在9.4～23.9之间变化,平均18.6,稀土元素配分曲线虽然也呈右倾的平行曲线簇,但其斜率比前两个组火山岩要陡,曲线簇的宽度也较大,而且具有中等—强烈的负Eu异常,δEu值变化在0.6～0.1之间。通常认为,产生Eu负异常的原因与斜长石在岩浆中的分离结晶,或在地壳源区部分熔融过程中作为难熔残余相存在有关。根据帕那组火山喷发的具体情况(巨大规模的流纹岩浆喷发),其产生Eu负异常的原因尽管不能完全排除分离结晶的可能性,但更可能是由于在陆壳的大规模熔融过程中留下斜长石作为难熔残余所致。林子宗火山岩微量元素分配型式(图6),总体上具有富集强不相容元素Rb,Th,U,而亏损Nb,Ta,Ti,(P,Sr)的特点,晚期(帕那旋回)与早期(典中旋回)相比,Th、U的富集程度越来越高,而Nb,Ta,Ti,P,Sr谷不断加深,分配曲线的总体斜率及峰谷的反差愈来愈大。帕那组蛛网图的形状,已经与藏南中新世典型碰撞后高钾火山岩极为相似(图6)。具体地说,以安山岩为主体的典中组火山岩(除个别很酸性的岩石外)的蛛网图的特点是,富集Rb,Ba,Th,U,具有明显的Nb-Ta槽和较明显的Ti谷,但基本没有P,Sr谷;由流纹质火山岩构成的帕那组的蛛网图除了具有明显的Nb-Ta槽外,还有明显的Ti,Sr,P,Ba谷,呈清楚的折线(锯齿)状;年波组的蛛网图兼具二者的特征,其中钾玄岩和玄武粗安岩的蛛网图与典中组火山岩相同,长英质火山岩的蛛网图则与帕那组火山岩相同。各种脉岩蛛网图的特点与年波组相同,也分为两类。位于蛛网图左面的Rb和Ba的关系也有两种情况,典中组、年波组和帕那组中的基性、中基性及中性岩(含脉岩)或具有一定程度的Rb谷+Ba峰,或者无谷无峰,而3个组中的酸性岩则具有明显的Ba谷±Rb峰。微量元素蛛网图中Nb,Ta,Ti谷通常被解释为与俯冲作用有关的火成岩的特征。然而对比青藏高原各地区的碰撞-后碰撞火山岩发现,不仅林子宗火山岩,而且藏南、藏北、可可西里、西昆仑、西秦岭、“三江”的中新世—第四纪高钾火山岩都具有此种特征,而且世界许多其它地方的碰撞-后碰撞火山岩也具此种特征。一种可能的解释是岩浆源区存在角闪石、金红石难熔残余,在部分熔融过程中,Nb、Ta优先进入角闪石晶格,Ti进入金红石,从而使岩浆中的Nb,Ta,Ti亏损。这种源区在非俯冲带的地壳环境也可以存在。2.3nd-n843岩相特征林子宗火山岩的Nd-Sr-Pb同位素组成见表2,表中的数据为作者多年的成果(张双全,1996;董国臣,2002;莫宣学、赵志丹等,未刊资料)。从ε(Nd)-N(87Sr)/N(86Sr)图解(图7a,图8a)中,可以看到以下特点:(1)林子宗火山岩中最基性岩石的ε(Nd)值达到+3,说明其岩浆源区有地幔端员成分。(2)同位素成分点位于地幔端员与陆壳端员的同位素混合线上,+3≥ε(Nd)≥-5,说明存在陆壳物质与地幔物质的混合作用,但ε(Nd)值负得不多,可能说明陆壳基底比较年轻。(3)所有成分点均位于地幔演化线右侧,说明岩浆源区可能含有因受热液蚀变而使N(87Sr)/N(86Sr)值产生了漂移的洋壳物质。除了随着ε(Nd)的减少N(87Sr)/N(86Sr)初始值增大的趋势外,还可以见到ε(Nd)值保持不变的情况下N(87Sr)/N(86Sr)增大的趋势。例如,在ε(Nd)=0时,N(87Sr)/N(86Sr)初始值可从0.705变到0.712,其可能原因将在后面加以讨论。林子宗火山岩在ε(Nd)-N(87Sr)/N(86Sr)相关图(图8a)上,与冈底斯东段和滇西碰撞后钾质火山岩分布区大致一致,靠近PREMA位于混合曲线的左上方,分布范围比较局限,而与青藏高原北部及冈底斯东段的钾质火山岩相差较大。从207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图7b,图8b)与208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图7c,图8c)中,可以看到以下特点:第一,林子宗火山岩所有成分点均投在北半球参考线(NHRL)左上方,以及地球等时线右侧,具有比印度洋MORB高得多的N(207Pb)/N(204Pb)值,说明其岩浆地幔源区是富集的。第二,林子宗火山岩同位素成分趋势线,不论在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图还是在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图上都具有陡的正斜率,N(206Pb)/N(204Pb)比值变化不大,而N(207Pb)/N(204Pb)和N(208Pb)/N(204Pb)值变化范围较大(分别为15.56～15.90,38.66～40.26),从靠近PREMA,穿过上下地壳交界区、EMII区,向上地壳端员方向延伸,暗示幔源岩浆与地壳物质之间的相互作用。第三,208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图(图8c)显示,林子宗火山岩与冈底斯碰撞后钾质火山岩具相同N(206Pb)/N(204Pb)值,但N(208Pb)/N(204Pb)值较小;与青藏高原北部碰撞后钾质火山岩相比,则N(206Pb)/N(204Pb)值和N(208Pb)/N(204Pb)值都较小。这些差别,可能反映了幔源岩浆与陆壳相互作用的程度和时间长短的不同。3.4园林岩石学和pb同位素组成综上所述,林子宗火山岩显示出以下演化特点:(1)林子宗火山活动包含3个旋回:早期典中旋回、中期年波旋回及晚期帕那旋回。每个旋回之间都有一个喷发间断,因而各组之间呈不整合接触关系。但是这些不整合的规模和性质是不同的。典中组与下伏地层为区域性的不整合;而年波组与典中组之间、帕那组与年波组之间则是局部的小范围的不整合。因此,它们的大地构造意义也是不同的。(2)每个旋回都是以酸性岩浆活动开始,以基性岩浆-钾玄岩浆或双峰式岩浆活动结束。早期典中旋回以流纹质-英安质岩浆开始,然后到主体安山岩浆喷发,再到基性与酸性脉岩构成的双峰式岩浆活动结束。年波旋回也是以流纹质(-英安质)岩浆开始,以钾玄质和辉绿岩质岩浆活动结束。帕那旋回以流纹质岩浆活动为主体,但却也以钾玄质岩浆活动结束。这是一个非常值得注意的特点,与同源基性岩浆分异形成的岩石系列很不一样。(3)从钾-硅、钾-钠的关系及铝饱和度的角度来看,早期旋回以中钾钙碱性(CA)火山岩为主,中期为高钾钙碱性火山岩(HKCA)加钾玄岩(SHO)与中钾钙碱性火山岩(CA)等量并存,晚期完全为高钾钙碱性(HKCA)及钾玄质(SHO)岩石。从Al的饱和度来看,从早期以偏铝质为主,过渡到晚期强过铝质岩石所占比例超过60%。(4)林子宗火山岩的微量元素和稀土元素具有陆缘弧火山岩与陆内火山岩的双重特征。随着时间的推移,弧火山岩的特征逐渐减少,而陆内火山岩的特征逐渐增强,到了晚期帕那旋回,已经与其它地区典型的碰撞后火山岩并无二致。(5)林子宗火山岩的Nd,Sr,Pb同位素组成给出了一个共同的信息,那就是新特提斯俯冲洋壳及大洋岩石圈地幔与大陆地壳(或陆下岩石圈地幔)同位素组成上的混合趋势,亦即地幔与地壳、海洋地幔与大陆地幔相互作用的信息,暗示着从新特提斯洋俯冲体制向大陆碰撞体制转变的地球动力学环境。在这一混合趋势线上,林子宗火山岩的同位素成分位于新特提斯俯冲洋壳及大洋岩石圈地幔(以雅鲁藏布蛇绿岩中的MORB型玄武岩为代表)与碰撞后钾质火山岩之间,其基性-中基性岩石更靠近PREMA,而酸性岩石则与藏南东段中新世碰撞后钾质火山岩有部分重叠。总之,林子宗火山岩是由新特提斯洋俯冲消减过渡到印度—亚洲大陆碰撞的火成岩岩石学记录。其早期(典中组)主要显示陆缘弧的特点,但又不完全相同于晚侏罗世-白垩纪典型的俯冲型火山岩(桑日群及叶巴组火山岩);其中、晚期(年波组与帕那组)则显示了碰撞-后碰撞火山岩的特点。特别是年波旋回中钾玄岩的出现,陆内岩浆作用的重要标志。因此,研究林子宗火山岩对于认识由俯冲向碰撞-后碰撞转变这一关键时段的岩浆演化及相应的深部过程是十分重要的。3.5药物成因机制为了进一步阐明林子宗火山岩生成的构造环境及地球动力学背景,需要讨论林子宗火山岩的成因。林子宗火山岩有4种基本岩石类型:基性火山岩-次火山岩、安山质火山岩、钾玄质火山岩-次火山岩、长英质火山岩-次火山岩,下面逐一分析其成因。基性火山岩-次火山岩,分别出现于典中旋回和年波旋回的晚期。典中晚期的辉绿玢岩(LZ9932)代表了林子宗火山岩的原生岩浆成分,其Mg#值(x(Mg2+)/x(Mg2++Fe2+))为71.86,而大多数基性岩均代表进化岩浆,Mg#值=53.40～62.45。这次工作可惜未得到Mg#值最高的基性岩的同位素数据,只有Mg#值=53.40的基性脉岩的同位素数据,它具有正的ε(Nd)值(+3),低的N(87Sr)/N(86Sr)初始值(0.7050),N(206Pb)/N(204Pb),N(207Pb)/N(204Pb)与N(208Pb)/N(204Pb)值分为18.8457,15.5981,38.9064。此外还具有高Al2O3(18.88%),低TiO2(1.06%),亏损高场强元素(具明显的Nb-Ta谷)等特点。这些特点说明,林子宗火山岩原生基性岩浆最有可能来源于俯冲带的地幔源区。长英质火山岩-次火山岩,在林子宗火山岩中占有很大的比例,对其成因的认识关系到对其地球动力学含义的认识。一个基本的问题是,林子宗长英质火山岩-次火山岩,主要是由基性岩浆的分异作用,还是由地壳重熔作用产生的?应当承认,结晶分异作用在林子宗长英质火山岩-次火山岩的成因中,有着一定的作用,从这些长英质火山岩-次火山岩的稀土元素配分曲线的Eu负异常(δEu=0.6～0.1)可以看出。但是,陆壳的重熔及岩浆混合作用可能起着更重要的作用,证据如下:(1)林子宗火山岩中长英质岩石占主要部分,特别是帕那组流纹质熔结凝灰岩厚度超过2000m,且大面积地分布在冈底斯带中。这样巨量的炽热火山灰流在相对短的时间内喷发,很难解释为基性岩浆的分异残余。(2)在Nd同位素与Sr同位素的相关图解中(图7a,图8a),在ε(Nd)=0值附近,N(87Sr)/N(86Sr)初始值有很大的漂移(0.706～0.712左右),但ε(Nd)变化很小,同位素成分点呈近水平分布。朱炳泉等(1998)将具有此种同位素特点的花岗岩解释为地壳重熔的产物。在此,应用这一观点来解释林子宗火山岩中长英质岩石、特别是帕那组流纹质火山岩也是恰当的。但是,其ε(Nd)并非明显的负值,说明重熔的地壳比较年轻。这里要指出的是,既然地壳重熔是林子宗火山岩中长英质岩石,特别是帕那组流纹质火山岩的主要成因机制之一,那么,其钾质(高钾钙碱性或钾玄岩质)和强铝过饱和性质,就在很大程度上反映了陆壳源岩的特点,也就是说,林子宗火山事件中、晚期时的陆壳,已经是增厚了的陆壳。(3)除了Sr-Nd同位素近水平的相关关系外,林子宗火山岩还存在Sr-Nd同位素的负相关关系,说明壳-幔物质的混合作用也是其重要的成因机制。后面我们将会看到,这里壳-幔物质的混合作用的形式,很可能是岩浆混合作用。下面来分析造成陆壳大规模重熔,产生巨量的高温火山灰流喷发的热源是什么?从林子宗火山事件的喷发序次及岩石组合来分析,最有可能的是基性岩浆的底侵作用所提供的热源。新特提斯洋板块俯冲过程产生的基性岩浆,不断上升聚集在Moho附近陆壳底部,到俯冲结束、大陆开始碰撞时,底侵基性岩浆已达到相当规模,所积聚的热量已足以使陆壳发生熔融,产生大面积的酸性岩浆。上升的基性岩浆,与酸性岩浆发生混合作用,形成安山岩浆和安山质火山岩;一小部分基性岩浆,在每个喷发旋回末期可能产生的短暂拉张条件下,沿裂隙侵入到已固结的火山岩中;多数基性岩浆继续留存在深部岩浆房中为陆壳不断熔融提供热源。这一推断,可以较好地解释林子宗火山岩Nd-Sr-Pb同位素所显示的壳-幔物质混合信息,以及每个旋回均从酸性到基性或双峰式岩浆活动这一显著区别于同源基性岩浆分异的喷发序次。而且,冈底斯岩浆带(特别在其南部)中大量存在的镁铁质侵入体及花岗岩中明显的岩浆混合证据,也证实了冈底斯岩浆带中基性岩浆底侵作用及岩浆混合作用的存在。俯冲带内钾玄岩的出现,是大洋岩石圈俯冲结束、陆内会聚开始的岩石学标志。对于俯冲带内钾质火成岩的成因,Wyllie等(1986)根据实验岩石学的成果将其解释为俯冲带深部的一个富钾层(金云母辉石岩层)的部分熔融产物。林子宗火山事件的年波旋回和帕那旋回均有钾玄岩出现,其成因可以按此观点来解释。4区域构造背景和碰撞行为的推动性关于印度—亚洲大陆碰撞的起始时间,至今尚无一致的认识。归纳起来,大致有两类意见。一类意见认为,印度—亚洲大陆碰撞的起始时间晚于55Ma;另一类意见认为其早于55Ma。前者如Garzanti等(1987)认为开始于E1/E2界限;Searle等(1987)认为开始于始新世(E2,40～50Ma);Dewey等(1989),Rowley(1998)认为起始于中始新世;Aitchson等2002认为起始于早中新世。后者如Jaeger等(1989),Rage等(1995)认为起始于晚白垩世;Yin和Harrison(2000)认为开始于70Ma左右;Burtman(1994),Liu和Einsele(1994)认为开始于K2—E1;Wan等(2002),Mo等(2002)认为开始于K/T界限(65Ma)左右。造成这些差异的原因,可能是由于各人的事实依据及所论的地点不同。各家用以判断碰撞起始时间的证据有,印度板块向北漂移速度和方向的显著改变、沉积岩相与古生物群的显著改变、磨拉石的地层时代、最高海相层的时代、前陆盆地、高压变质带、火成岩、古地磁、构造变形,等等。但是,对这些证据所代表的含义的认识,也有不同意见。尽管关于印度—亚洲大陆碰撞的起始时间,至今尚无一致的认识,但是不同地点、不同证据的积累,必然会形成一幅关于印度—亚洲大陆碰撞时间及过程的比较全面的图画。我们对冈底斯带林子宗火山事件及区域不整合事件的研究,提供了西藏南部关于印度—亚洲大陆碰撞的起始时间的火成岩新证据。如前所述,在冈底斯带发育的林子宗火山岩与下伏地层的区域性不整合,代表了一次重大的地质事件,其最晚时限已由林子宗火山岩底部的40Ar/39Ar年龄(64.47Ma)所限定。从区域上看,该不整合下伏地层包括从二叠系到上白垩统,均属海相,褶皱强烈;其上覆地层林子宗群属古新统—始新统,为陆相,地层近水平,与下伏地层在沉积相、变形样式与变形程度上截然不同。由于不整合面以上的林子宗火山岩记录了由新特提斯俯冲消减过渡到印度—亚洲大陆碰撞的信息,因此,冈底斯带林子宗火山岩与下伏地层之间的不整合,应当是印度—亚洲大陆开始碰撞的结果。换言之,上述证据表明,印度—亚洲大陆碰撞(在西藏南部)开始时间应在65Ma左右。林子宗火山岩系内部,例如年波组与典中组之间也有小角度不整合,但都是局部的、次一级的,与冈底斯带林子宗火山岩与下伏地层之间的不整合的构造意义不能相提并论。林子宗火山岩早期具有陆缘弧火山岩特点的原因,可以解释为岩浆作用与构造作用之间有时存在的某种“滞后性”。因为碰撞作用是在俯冲作用的基础上发生的,是俯冲作用的延伸和转化,更何况这里讲的只是碰撞作用的开始,所以,在碰撞作用早期火山岩中带有弧火山岩的特点,是不难理解的。区域岩浆活动的时空分布支持上述推论。研究表明,青藏高原中—新生代火山活动,大致可以划分为三个大阶段:晚侏罗世-白垩纪(桑日群、叶巴组)与俯冲有关的火山作用,古新世-始新世与碰撞有关的火山作用(65～40Ma左右),晚始新世-近代碰撞后火山作用(约40Ma以后),其活动范围随时间而变化。在冈底斯带,林子宗火山事件(65～40Ma左右)以后,有一个间隔,到25Ma才开始碰撞后钾质火山岩浆活动。青藏高原中-新生代花岗岩活动时间,大致与火山活动时间对应。地层、古生物及沉积学的研究也与本文的结论一致。万晓樵等(2002)通过对西藏岗巴、仲巴、吉隆等地K/T界限附近详细的地层、古生物及构造研究,指出K/T界限是一个大的不整合,陆相砾岩及砂岩层不整合于浅海台地相碳酸盐岩之上,穿过K/T界限时,沉积相及微古生物群发生了重大改变。指出藏南沉积地层的研究,提供了印度-拉萨陆块碰撞起始于K/T界限时代(～65Ma)的证据。5研究地质意义(1)广泛发育在西藏冈底斯岩浆岩带中的林子宗火山岩及其与下伏地层间的区域性不整合,提供了印度-亚洲大陆碰撞(在西藏南部)的构造-火成岩新证据。(2)岩石学、主元素、微量元素、稀土元素及Nd-Sr-Pb同位素地球化学研究表明,林子宗火山岩早期带有较多陆缘弧火山岩特征,中期开始出现标志陆内岩浆活动的钾玄岩,晚期更多地显示了加厚陆壳条件下火山岩的特点,记录了由新特提斯俯冲消减末期过渡到印度—亚洲大陆碰撞期的信息。系统的40Ar/39Ar同位素测年确定林子宗火山岩的年龄区间为40.84～64.47Ma。(3)林子宗火山岩及其与下伏地层间的