班公縫合帶

班公縫合帶（Bangong suture）呈東西走向，長約1200公里，位於西藏中部共軛斷層帶的關鍵位置。^[2]縫合帶位於拉薩地塊與羌塘地塊之間，是以蛇綠岩套和混同層為主要成分的不連續帶^[1]，寬約10–20公里，最寬可達50公里^[3]。斷裂帶北部包含東北向左旋走滑斷層，南部包含西北向右旋走滑斷層。^[4]這些共軛斷層分布在班公錯南北，沿班公-怒江縫合帶相互交錯。^[4]

西藏中南部地圖，展示班公縫合帶與周圍的地塊。改自Guynn et al., 2011.^[1]

描述

東西走向的班公-怒江縫合帶長約1200公里^[2]，在拉薩地塊與羌塘地塊之間。可以分為3部分：班公錯-改則段（西段）、東巧-安多段（中段）與丁青-怒江段（東段）。侏羅紀中晚期，中特提斯洋在拉薩與羌塘地塊之間向北潛沒，到早白堊世拉薩地塊已在羌塘地塊下形成俯衝斷層。^[5]中特提斯洋的痕跡變為蛇紋岩雜基混同層內的仰沖蛇紋岩碎塊，散落在縫合帶各處。

碰撞與縫合演進

縫合帶的主要成分是侏羅紀海相頁岩與礫岩岩層，以及混同層、蛇綠岩套和多處岩漿活動帶來的火成岩。^[6]每種岩性的岩石都可與地塊、島弧或微大陸關聯^[7]，在中生代被印度板塊擠在北方。拉薩地塊與羌塘地塊在侏羅紀-白堊紀碰撞^[8]，古特提斯洋就此消亡，^[1][8]並產生班公縫合帶。海相岩石（中特提斯洋海床）在碰撞中俯衝到羌塘地塊之下，^[1]導致了拉薩地塊北緣蛇綠岩的仰沖^[8]。一般認為仰沖的這一階段標誌著洋殼潛沒的結束，以及拉薩-羌塘碰撞的開始。^[8]班公縫合帶的一大特徵是前中生代結晶的安多基岩，長約~100公里，寬約~50公里。^[8]安多地區主要是正長片麻岩與變質岩，經歷了中生代變質作用、岩漿作用與發掘，變質沉積岩中有未經變形的花崗岩侵入。^[8]

新生代再激活

微陸塊縫合後緊接著是被印度板塊推進的持續北移，4500~5500萬年前與亞歐大陸相撞。^[9]由於碰撞帶來的地殼增厚，距今2000到1000萬年間輻合速度下降了40%以上。^[9]青藏高原阻擋了地殼的進一步增厚，導致輻合減慢，地殼縮短並轉向高原兩側移動。^[9]這時期亞歐大陸南緣（拉薩地塊）與印度相撞，新特提斯洋閉合，^[1]使得縫合帶（青藏高原中心位置）被重新激活，^[10]逆斷層與走滑斷層都向北移動。走滑斷層使變形最小的陸塊向東移動，遠離了主要輻合區。^[4]

班公縫合帶截面示意圖。1. 洋殼弧後盆地形成，隔開安多基岩與羌塘地塊。這次延展可能是俯衝板片回卷（slab rollback）造成的 2. 早中侏羅紀，洋殼持續俯衝。弧後盆地閉合，使蛇綠岩仰沖、在安多基岩中造成變質 3. 早白堊世，拉薩地塊與羌塘地塊相撞，產生班公縫合帶。同時形成前陸盆地。改自Guynn et al., 2006.^[8]

班公縫合的影響

板塊構造論的經典解釋認為，歐亞-印度碰撞導致的變形應集中在潛沒帶。然而西藏系統並非如此，劇烈的變形在青藏高原北側和東北側也有分布。為解釋之，提出了2種端元模型：「軟西藏」模型與微板塊模型。^[10][11]「軟西藏」模型中，岩石圈表現得像粘稠的薄片，以適應地殼與岩石圈地函的普遍縮短。^[11]微板塊模型認為，每個地塊都是獨立作用的，只是地塊間的縫合帶（也包括班公縫合帶）在新生代重新被激活了。^[10]

端元模型預測

兩種模型對班公縫合帶的重激活有不同的預測。「軟西藏」模型認為，根據岩石圈的延展性，縫合帶沿線會產生一系列小型多重斷層。^[11]微板塊模型認為，應會產生大型走滑斷層與劇烈移位，^[10]縫合帶邊緣的斜俯衝還會產生板塊擠壓（形式為左旋走滑斷層）。^[10]了解青藏高原這些斷層的演化與結構，對於限制青藏高原的形成與變形非常重要。目前正在進行研究，以確定符合上述任一假設的實地特徵。