安慰
大陆碰撞是板块运动中重要的一环，形成的造山带影响到岩石圈的风化速率，进而改变海水地球化学特征、洋流循环及全球气候，深刻地影响生物演化和人类社会发展。新生代非洲板块、阿拉伯板块、印度板块与欧亚大陆的碰撞形成了横跨欧亚大陆的阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅造山带（图1），孕育了欧亚大陆南缘众多的山脉和高原。其中，印度板块与亚洲南缘的拉萨地体之间的碰撞，发育了现今的青藏高原和喜马拉雅造山带，两板块的界线即印度河-雅鲁藏布江缝合带。
图1 阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅造山带
一、印度-亚洲大陆碰撞时间的争议
喜马拉雅造山带是怎么形成的？青藏高原的隆升和演化过程是怎样的？要探讨这些过程，首先要回答印度和亚洲大陆何时发生碰撞。地学界通过古地磁、古生物学、岩浆作用、大陆超高压变质作用、沉积学等学科的研究限定大陆碰撞的时间在7 000万年到3 500万年前（图2）。这一时间跨度产生的原因主要包括以下几个方面：（1） 不同学科的证据指示碰撞的不同阶段，这些事件发生的时间顺序是怎样的？（2） 印度板块和拉萨地体是否是直接碰撞？二者之间是否存在其他地体或岛弧？（3） 两板块东西向延伸超过4000千米，碰撞在侧向上是否同时发生？Hu et al. (2016, 2017) 在系统评述约束大陆碰撞时间工作的基础上，获得了以下新认识：（1）初始碰撞代表了两板块之间洋壳的消失、陆壳的直接接触这一时间节点；（2）雅鲁藏布江缝合带内印度-亚洲大陆直接碰撞，初始碰撞发生于~60 Ma（Ma-百万年前）；（3）印度北缘沉积地层物源变化是限定初始碰撞时间最有效的方法之一。
利用物源变化限定初始碰撞时间的思路简单表述如下（图3）。初始碰撞发生前，两个大陆之间存在洋壳，被动大陆边缘（下板块）只能接受被动大陆一侧提供的碎屑物质；而初始碰撞发生后，两板块陆壳直接接触，活动大陆（上板块）的碎屑物质可以到达被动大陆边缘。这一过程为被动大陆边缘的沉积地层所记录，表现为该地层中的碎屑物质来源不同，即物源变化，最早出现于被动大陆边缘的深水地区，随着碰撞的进行不断向浅水地区迁移。因而，利用物源变化限定初始碰撞时间的关键在于确定被动大陆边缘深水地层物源转变的时间（图3）。然而，由于造山带内构造作用强烈，深水碎屑岩地层中化石稀少，寻找到记录物源变化的连续深水地层剖面并准确限定物源变化的时间就成为了解决问题的关键。
图2 多学科约束的印度-亚洲大陆初始碰撞时间（Hu et al., 2016）
图3 物源变化限定初始碰撞时间示意图，黑色箭头表示碎屑物质搬运方向
二、物源变化约束印度-亚洲大陆初始碰撞时间
印度河-雅鲁藏布江缝合带两侧的印度板块和拉萨地体具有不同的岩浆活动历史，印度板块为稳定的克拉通，北缘为特提斯喜马拉雅（图4），岩浆事件与早白垩世Kerguelen地幔柱和白垩纪-古近纪之交的德干大火成岩省的活动相关；而拉萨地体南缘为克钦斯坦-拉达克-冈底斯岩浆弧（图4），发育三叠纪-白垩纪新特提斯洋俯冲相关的多期岩浆活动。因而，印度板块和拉萨地体提供了差异明显的碎屑物质，表现在碎屑颗粒、铬尖晶石地球化学特征及碎屑锆石U-Pb年龄和Hf同位素组成等多个方面。
图4 喜马拉雅造山带地质图（修改自Yin et al., 2006）
多个研究团队在巴基斯坦、拉达克Zanskar、西藏南部等地开展了物源分析工作，表明印度-亚洲大陆碰撞发生于~54-60 Ma（图5）。这6 Ma的差异可能是由于研究对象所处的大地构造位置及定年方法不同导致的。从地层的沉积位置来看，巴基斯坦、拉达克、藏南定日-岗巴地区地层为被动大陆边缘浅海沉积，物源变化晚于初始碰撞；而藏南朗县地区碎屑岩已发生变质，与大理岩共生，其原岩也可能为浅海沉积；藏南萨嘎地区桑单林剖面岩石组合为深水浊积岩与硅质岩，代表了被动大陆边缘的深水沉积，物源变化更接近初始碰撞。从确定物源变化时间的方法来看，巴基斯坦、拉达克、藏南定日-岗巴和朗县等地通过最早的亚洲物源的砂岩中碎屑锆石最年轻年龄来约束；桑单林剖面通过碎屑锆石最年轻年龄、钙质超微和有孔虫化石、凝灰岩锆石年龄来确定。所以，桑单林剖面所记录的~60 Ma的物源变化最接近初始碰撞。然而，桑单林剖面以构造板片产出于增生楔中，是否是连续的地层仍存在争议；另外，剖面上钙质超微化石和凝灰岩的层位距物源变化的层位有一定距离（分别为100 m和500 m），物源变化早于已发现的钙质超微化石和凝灰岩的沉积。
那么，印度河-雅江缝合带内是否存在更好的剖面来解决这个问题呢？带着这个疑问，我们在雅江缝合带南侧进行了多次踏勘，在萨嘎县城西南约60 km处雄如乡的木巴拉山口附近找到了合适的剖面—木巴拉剖面，开展了沉积学、物源分析和年代学研究。
图5 印度—雅鲁藏布江缝合带物源变化对印度-亚洲大陆初始碰撞时间的约束（修改自Hu et al., 2016）
三、木巴拉剖面
木巴拉剖面海拔近5 000 m，从木巴拉山口山脊北侧延伸至山脊南侧（图6，7），整合覆盖于特提斯喜马拉雅硅质页岩夹薄层硅质岩之上，整体岩性可与桑单林剖面进行对比。
图6 木巴拉剖面的位置与邻区地质图（修改自Hu et al., 2016; Metcalf et al., 2017; 潘桂棠等2006）
XFB-日喀则弧前盆地，OPH-雅鲁藏布江蛇绿岩，ZB-仲巴地体，ML-修康混杂岩，TH-特提斯喜马拉雅，Qal-第四系
剖面下伏地层为深灰色硅质页岩夹薄层硅质岩，代表印度被动大陆边缘上白垩统的地层（可能相当于江孜地区的甲不拉组）。下段为灰白色块状-中厚层石英砂岩（蹬岗组下段，图7a），构成山脊，之上为棕色中薄层岩屑砂岩夹少量灰色硅质岩（蹬岗组中段，图7b），过渡为灰绿色中薄层石英砂岩与紫红色硅质岩、硅质页岩不等厚互层（蹬岗组上段，图7c）。薄层石英砂岩之上为厚约30 m的紫红色硅质页岩夹少量紫红色薄层硅质岩，仅在顶部出现少量透镜状石英砂岩（图7d）；之上为一套厚约30 m的灰绿色中薄层岩屑砂岩（图7e）夹泥岩，被紫红色泥岩夹多层灰白色厘米级凝灰岩层覆盖（桑单林组上段，图7f）。随后，剖面演变为灰绿色薄至中厚层岩屑砂岩与泥岩不等厚互层（者雅组，图7g）。整个剖面上，砂岩中广泛发育正粒序、平行层理、波状纹层、泥砾等沉积构造，底面可见槽模、沟模等，表明砂岩为浊流的产物，沉积于大陆坡坡脚的位置；而硅质岩、硅质页岩含大量放射虫，为浊流间歇期的背景沉积。
图7 木巴拉剖面野外远观及岩石薄片镜下照片
（a）蹬岗组下段石英砂岩；（b）蹬岗组中段岩屑砂岩；（c）蹬岗组上段砂岩砂岩；（d）桑单林组下段石英砂岩；（e）桑单组上段岩屑砂岩；（f）桑单林组上段凝灰岩；（g）桑单林组上段凝灰岩；Q-石英；K-钾长石；Lvm-基性火山岩岩屑；Lvf-酸性火山岩岩屑；Lm-变质岩岩屑；Gl-海绿石；镜下照片中黑色线段长100 μm
物源分析工作表明蹬岗组和桑单林组下段碎屑物质来自南侧的印度板块，桑单林组上段和者雅组碎屑物质则来自北侧的拉萨地体。蹬岗组砂岩下段石英砂岩中石英含量>90%（图8a），碎屑锆石年龄主要为古生代及更老的年龄（图8c），指示物源为印度地体。蹬岗组中段岩屑砂岩中岩屑为玄武岩（图8a），碎屑锆石年龄同样为古生代及更老的年龄（图8c），指示物源为南侧的印度地体，玄武岩岩屑可能来自特提斯洋喜马拉雅上广泛分布的白垩纪玄武岩或白垩纪末期的德干大火成岩省。我们倾向于认为这些玄武岩岩屑来自德干大火成岩省，理由如下：（1） 蹬岗组中段砂岩中并未出现前者特征的早白垩世碎屑锆石，而这一年龄组的锆石在来源于前者的地层中广泛存在；（2） 砂岩中含有大量的高TiO2、低Al2O3铬尖晶石（图8b），与德干玄武岩中的铬尖晶石成分相似。蹬岗组上段和桑单林组下段石英砂岩中石英含量~70%-90%（图8a），见大量海绿石碎屑，碎屑锆石年龄主峰为110-140 Ma（图7c），中生代锆石具有负的εHf(t)值（图8d），表明物源来自缝合带南侧。而桑单林组上段和者雅组岩屑砂岩中可见大量中酸性火山岩岩屑，铬尖晶石TiO2含量较低（图8b），碎屑锆石年龄主要为中生代年龄，可见~60 Ma和80-110 Ma的年龄峰（图8c），中生代-新生代锆石具有正的εHf(t)值（图8d），指示物源主要为拉萨地体的冈底斯岩浆弧。
图8 木巴拉剖面物源分析
（a）砂岩碎屑颗粒组成，底图引自Garzanti (2019)， Q—石英，F—长石，L—岩屑，Lvm—基性火山岩岩屑，Lvi-f—中酸性火山岩岩屑，Lm—变质岩岩屑，Ls—沉积岩岩屑；（b）碎屑铬尖晶石TiO2-Al2O3 图解，底图引自Kamenetsky et al. (2001)，ARC—弧火山岩，CFB—大陆溢流玄武岩，MORB—大洋中脊玄武岩，OIB—大洋岛弧玄武岩，SSZ—超俯冲带橄榄岩；（c）碎屑锆石U-Pb年龄组成；（d）中生代碎屑锆石Hf同位素组成，DM—亏损地幔演化线，CHUR—球粒陨石演化线
沉积环境和物源组成表明，木巴拉剖面蹬岗组和桑单林组下段沉积于印度被动大陆边缘下斜坡-深海平原处，桑单林组上段开始剖面处于初始碰撞启动后的前陆位置。印度-亚洲大陆的初始碰撞引起了桑单林组下段和上段的物源变化！那么，如何确定这一变化的时间呢？幸运的是，桑单林组上段中保存了多层凝灰岩夹层，最早的一层距亚洲来源的砂岩仅30 m（图9a）。我们通过SIMS测定了凝灰岩中的锆石U-Pb年龄，36个年龄的加权平均值为61.0 ± 0.3 Ma（图9b），同时桑单林组上段砂岩碎屑锆石中最年轻年龄峰值为62.7 Ma，表明初始碰撞的年龄早于61 Ma。这一结果与桑单林剖面的物源变化时间一致，验证了初始碰撞在雅鲁藏布江缝合带中段的启动时间不晚于61 Ma。
图9 木巴拉剖面物源变化和凝灰岩层位（a）；凝灰岩锆石SIMS U-Pb年龄（b）
目前木巴拉剖面印度-亚洲物源变化的时间仅通过凝灰岩锆石和碎屑锆石U-Pb年龄确定，期待同行们开展古生物、古地磁等工作继续推动该剖面的研究。本文属作者认识，相关问题交流可通过邮箱anwei@hfut.edu.cn与本人联系。欲知更多详情，请进一步阅读下列参考文献。
主要参考文献
[1] An, W., Hu, X., Garzanti, E., Wang, J. G., & Liu, Q. (2021). New precise dating of the India-Asia collision in the Tibetan Himalaya at 61 Ma. Geophysical Research Letters, 48, e2020GL090641. https://doi.org/10.1029/2020GL090641.
[2] DeCelles, P. G., Kapp, P., Gehrels, G. E., & Ding, L. (2014). Paleocene-Eocene foreland basin evolution in the Himalaya of southern Tibet and Nepal: Implications for the age of initial India-Asia collision. Tectonics, 33(5), 824-849.
[3] Ding, L., Kapp, P., & Wan, X. (2005). Paleocene-Eocene record of ophiolite obduction and initial India-Asia collision, south central Tibet. Tectonics, 24(3), TC3001. doi:10.1029/2004TC001729.
[4] Ding, L., Qasim, M., Jadoon, I., Khan, M., Xu, Q., Cai, F., Wang, H., Baral, U., & Yue, Y. (2016). The India–Asia collision in north Pakistan: Insight from the U–Pb detrital zircon provenance of Cenozoic foreland basin. Earth and Planetary Science Letters, 455, 49-61,
[5] Hu, X., Garzanti, E., Moore, T., & Raffi, I. (2015). Direct stratigraphic dating of India-Asia collision onset at the Selandian (middle Paleocene, 59 ± 1 Ma). Geology, 43(10), 859-862.
[6] Hu, X., Garzanti, E., Wang, J., Huang, W., An, W., & Webb, A. (2016). The timing of India-Asia collision onset – Facts, theories, controversies. Earth-Science Reviews, 160, 264-299.
[7] Hu, X., Sinclair, H. D., Wang, J., Jiang, H., & Wu, F. (2012). Late Cretaceous-Palaeogene stratigraphic and basin evolution in the Zhepure Mountain of southern Tibet: implications for the timing of India-Asia initial collision. Basin Research, 24(5), 520-543.
[8] Hu, X., Wang, J., An, W., Garzanti, E., & Li, J. (2017). Constraining the timing of the India-Asia continental collision by the sedimentary record. Science China Earth Sciences, 60(4), 603-625.
[9] Liu, Q., Kneller, B., An, W., & Hu, X. (2021). Sedimentological responses to initial continental collision: Triggering of sand injection and onset of mass movement in a syn-collisional trench basin, Saga, southern Tibet. Journal of the Geological Society, https://doi.org/10.1144/jgs2020-178.
[10]Najman, Y., Jenks, D., Godin, L., Boudagher-Fadel, M., Millar, I., Garzanti, E., Horstwood, M., & Bracciali, L. (2017). The Tethyan Himalayan detrital record shows that India–Asia terminal collision occurred by 54 Ma in the Western Himalaya. Earth and Planetary Science Letters, 459, 301-310.
[11]Wang, J., Hu, X., Jansa, L., & Huang, Z. (2011). Provenance of the Upper Cretaceous–Eocene Deep-Water Sandstones in Sangdanlin, Southern Tibet: Constraints on the Timing of Initial India-Asia Collision. The Journal of Geology, 119(3), 293-309.
[12]Wu, F.Y., Ji, W., Wang, J., Liu, C., Chung, S., & Clift, P.D. (2014). Zircon U–Pb and Hf isotopic constraints on the onset time of India-Asia collision. American Journal of Science, 314(2), 548-579.
[13]Wei, Z., Li, X., Li, Y., Fan, X., Wang, J., Zhang, C., & Jiebu, G. (2020). Discovery of vestige sedimentary archives of the India‐Asia collision in the eastern Yarlung Zangbo suture zone. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125, e2019JB018192. https://doi.org/ 10.1029/2019JB018192.
