地形與板塊邊緣的造構作用

3.2  海洋板塊間的島弧 (Intra-oceanic island arcs)

現今約有20個位於隱沒帶的島弧，大部分位於西太平洋(圖3.6)。這些火山島弧須與其他火山鏈區別開來，例如夏威夷群島離板塊邊緣很遠，而且有不同的起源(見第4.21節)。

3.2.1  一般特性和形成  (General characteristics and formation)

在隱沒帶，下沈的海洋性岩石圈在地形上的表現是形成於島弧前側的海溝。在海洋地殼上大多的沈積物不會隨著下沈的板塊而隱沒，因為它並非緊緊黏著板塊，而且密度並不夠大到可以沈到軟流圈內。所以它可能會積在海溝內，或者從下沈的海板塊上被刮下來而在海溝內側(島弧側)形成楔形的沈積物。

       當板塊下沈時，摩擦熱會在較上部的地表與鄰近的地函之間產生。熱可能在淺層就產生了，但因為下沈板塊是冷的，所以會將最初的熱吸收掉。這就是為什麼在緊臨海溝後側地表所紀綠到的是低熱流(圖3.7)。大約在100公里的深度，在隱沒的岩石圈邊緣開始產生熔化，熱就由上升的岩漿所傳送，雖然地表起伏也是由大規模的火成岩入侵下伏板塊所產生的，但熱流的顯著增加在地表上戲劇化的是表現沿著島弧形成的火山。在這個帶上，最常見的火山活動是安山熔岩的噴發方式，雖然熔岩組成多從玄武岩（基性的）到流紋岩（酸性的）。

         很明顯的，火山活動地點相對於海溝的位置有相當一致的模式。火山多位於垂直班尼霍夫(地震)帶以上80~150公里之處。這與隱沒的角度和下沈岩石圈熔化開始顯著深度有關。以典型的隱沒帶角度是30~50度來看，這意味著從海溝到火山島弧的距離約為75~175公里。火山活動帶可能是單一的火山鏈或者是寬度高達150公里的火山帶組成。但是，任何時候的火山活動通常不超過50公里寬。

3.2.2  形態和構造單元 (Morphological and structural elements)

如果我們仔細看位於海洋板塊間的島弧，可能可以定義出許多此類島弧中主要形態與構造單元(圖3.7)。基本上可以分為弧前帶(forearc zone)、火山島弧帶(volcanic-arc zone)和弧後帶(back-arc zone)。從弧前帶開始往火山弧所遇到的第一個現象是海溝。位於隱沒帶上方，大致由受擠壓的沈積岩和海洋地殼的碎片所組成，就是所謂的蛇綠岩系(ophiolite)。外弧脊(outer-arc ridge)常在海底面以下，但是在少數島弧中有部分會露出水海面，例如在巴貝多和在阿拉斯加的阿留申島弧的Middleton島。在外弧脊和火山弧間可能會形成一個弧前盆地(forearc basin)。火山弧帶(volcanic-arc zone)本身可能由二個單元構成：活動的火山島弧和不活動的前弧(位於弧前(frontal arc)側，由較老的火山岩組成)。整個帶有時被稱為岩漿湖（magmatic arc）在大部分的島弧中，各個火山只有相當小的比例高出海面。

        位於火山弧後側的是複雜的海盆和洋脊。這弧後帶可能是單純地由一個島弧和大陸的邊緣盆地（marginal basin）所組成，或者它可能是更複雜的現象，包括一個或多個殘餘島弧(remnant arcs)以及由它們所分開的弧間盆地(interarc basins)，這些構造都是在海底。

 許多作用被用來解釋弧後盆地的形成，但沒有一種機制是可以適用到全部的例子。其中一個較受喜愛的是弧後擴張 (back-arc spreading)，而且已經被應用到幾個盆地。如日本是由相對較厚的大陸地殼所組成(其中有些相當老，早古生代) ，比大多數海洋板塊間的島弧中被改變的海洋地殼還厚。除非日本是從歐亞大陸東緣分離，而且往東移動，否則很難解釋這種現象。一般認為是由類似沿著中洋脊海板塊擴張的作用所造成。事實上，在幾個島弧後側已証實有線性磁力異常現象。例如，位於南大西洋的Scotia島弧過去7~8百萬年有擴張情形。弧後的擴張剛開始可能發生在火山島弧內，因為由低處來的高熱流使岩石圈變軟，如果在弧後帶的岩石圈有相對於軟圈向火山弧遠離的移動成分，這島弧就可能分離。最終造成殘餘島弧的產生（與活動火山島弧間以弧間盆地所分開）。

3.3 大陸邊緣造山運動和大陸邊緣島弧

 (Continental-margins and continental-margin island arcs)

        從構造配置來看，大陸邊緣造山帶和大陸邊緣島弧大致上與海洋板塊間的島弧相似。不同的是大陸地殼出現在上騎板塊的邊緣。這不只是影嚮火山活動和地貌，也影嚮促使弧後擴張的營力。大陸邊緣造山帶常出現在南美洲西緣(安地斯山脈) 和北美洲西海岸的部分地區(美國俄勒岡、華盛頓的Cascade山脈)。在東印度群島西部的巽他島弧（Sunda Shelf）也是一個大陸邊緣的島弧，因而它的弧後區是由下沈的大陸地殼所構成的巽他地盾。

 就如海洋板塊間的島弧，大陸邊緣造山帶在海的一側也是由下沈海洋岩石圈所造成的海溝（圖3.8）。由來自鄰近大陸的沈積物、變形的海洋沈積物和海洋地殼碎片所形成的外弧脊，可能進行大規模的垂直發展，在有些例子中，會升出海面。蘇門答臘西邊外海的Mentawai島代表巽他島弧的外弧脊最高的部分，而這可北溯到緬甸的（Indoburman Ranges） (圖3.9)。墨西哥、秘魯和智利的部分海岸山脈同樣代表外弧脊。火山弧的特徵是火山作用和岩漿置換，通常以大規模花岡岩入侵的形式出現。這通常位於距海溝175到275公里之間的地方，而這距離比海洋板塊間島弧的一般例子還要大。

大陸邊緣造山帶的發展順序，是由海洋性岩石圈在大陸邊緣或接近處的隱沒開始的。摩擦熱在超過100公里深處下衝的岩石板塊上方邊緣發生，而這種摩擦熱導致了岩漿在成長的造山帶內的擴張穹丘中往上湧升，最後會高出海平面。隨著造山帶高度的增加，在其內部出現高熱而流動的岩石，透過往較剛硬的外部地殼湧升及側向的流動，造成重力擴張和崩移（見7.3節）。最後，花崗岩入侵發生在山體的上部並出現火山活動。這些花崗岩侵入體之上部的地殼廣泛的延伸，造成了有活火山的斷層地形。地殼的增厚在許多大陸邊緣造山帶是相當可觀的，這是由於大量的花崗岩積置於隱沒帶上而造成。例如，在部份的安地斯山下部，地殼厚度至少可達到70公里。

有些大陸邊緣造山待帶顯現出因弧後地區的收縮所造成的變形的證據。它們顯然是被鄰近的古陸塊阻塞，被稱為收縮性大陸邊緣造山帶（contracted continental-margin  orogens）。在其他的造山帶，如美國西北的海岸山脈，就沒有這種特徵，稱之為非收縮性大陸邊緣造山帶（non-contracted continental-margin  orogen）。在收縮性大陸邊緣造山帶中的弧後地區（稱為retroarc basin）與火山弧後側之間是由一個下衝及褶皺的岩體系統（形成了弧後的褶皺衝上帶（back-arc fold-thrust belt））所分開（圖3.8）。如果造山帶的弧後地區岩石圈相對於下方的軟流圈向前推進，這些特徵就會發展，因為這種聚合很可能會造成弧後岩石圈的部份隱沒。當帶著剛硬古陸地殼的岩石圈移向前而且下衝到大陸邊緣造山帶，其上覆沈積物的剝落，就造成弧後摺皺逆衝帶。所以，部份的大陸邊緣造山帶可被視為是一種隱沒帶，雖然這種隱沒的聚合規模比海洋板塊間的海溝隱沒帶來得小。

        異常的薄地殼、廣泛分佈的斷層、以及高速的熱流，讓某些研究者將美國西部和墨西哥北部的盆地和山脈區（Basin及Range Province）解釋為沿著太平洋的隱沒帶後方在大陸地殼發展的弧後擴張區。這整個被抬升約1000-2000公尺的區域內，因為斷層所造成的起伏可達4千公尺，地形由隆起的山塊及交錯的盆地所組成(圖3.10)。這樣的弧後擴張和某些海洋板塊間島弧後側發生的情形類似。然而太平洋－北美板塊邊界在過去的幾百萬年來，隨著東太平洋隆起（East Pacific Rise）張裂脊的隱沒和顯著的轉形邊緣（transform margin）的發育，曾發生重大的變化。這些改變可能是造成盆地山地區的關鍵。

3.3.1  安地斯山 (The Andes)

3.3.1.1  一般特徵 (General characteristic）

    安地斯山的構造是當代大陸邊緣造山最壯觀的例子。這些山脈從北方的千里達的Toco Peninsula延伸到南方的Tierra del Fuego，形成了變化多端而複雜的山系，大約長9000公里，高則超過5000公尺。安地斯山可以辨識出三個主要的分界(圖3.11)：

(1)南段巴塔哥尼亞安地斯山，從Tierra del Fuego向北延伸到緯度47°S的gulf of Penas，在這裡活躍的智利山脊朝西向太平洋延伸。

(2)中段安地斯山(智利-秘魯)，從Gulf of Penas往北到秘魯、智利邊界的Amotape的cross structure，在此山脈由西北轉為東北走向。

(3)北段（哥倫比亞）安地斯山，從Amotape開始，先是朝北繼而向東延伸，最後和加勒比島弧相連。

自從板塊構造模式發展以來，安地斯山有時被視為海洋性岩石圈隱沒於大陸板塊之下所形成的造山帶的經典例子。然而，這是一種過度簡化的觀點，目前的隆起狀態及火山活動，僅代表著從中生代以來複雜歷史中的最近世的小插曲，而且這些巨大山系各部分的歷史都大不相同。

在這個山脈中，斷層作用是極重要的，而且這垂直運動遠勝於逆衝和其他造成橫向壓力的效應。事實上，任何安地斯山的板塊構造模式，都必須以垂直構造運動的觀點說明隆起。另一個需要解釋的特徵，是不同時期以來大規模花崗岩的侵入覆蓋了此山脈464000平方公里的表面積(約15%)；這可能代表了大於2´10立方公里的量－是地球上最大的花崗岩侵入。他們集中在安地斯山中段的海岸山脈（Coastal Cordillera），也出現在高地山脈（High Cordillera）(圖3.11)。火山活動在本山脈只有局部出現；在智利、阿根廷、玻利維亞三國邊界的中段安地斯山的高原上，此地安地斯山的寬度最大，爆裂型流紋岩噴發形成產生了500到1500公尺厚成層的火山灰，覆蓋面積超過200,000平方公里。第四紀熔岩噴發穿過這些沈積物，形成超過900個的火山，高度由5000到7000公尺（圖3.12）。 

 3.3.1.2  中段安地斯山的演育 （Evolution of the central Andes）

在安地斯山的中段，可能自中生代以來，便或多或少的有間續的隱沒發生。至少在三疊紀晚期到侏羅紀早期，便發生那茲卡板塊沿著秘魯-智利海溝的消減，而這種消減代表著南美西部由先前的“被動”大陸邊緣（參閱第四章），轉變成活動的聚合板塊邊界(圖3.13.(A)和(B))。隱沒的開始和東太平洋隆起的擴張有關，但無論如何，它一定承繼了135-140百萬年以前，南美從非洲分離的運動。這種板塊間相互作用的早期狀態，可以從智利北部外海火山弧的發展來表示，而且是與東部山脈（Eastern Cordillera）上較少量的花崗岩侵入同時發生的。

造山運動主要在白堊記晚期到新生代早期在較早的造山帶的東方發生〈圖3.13(C)〉。這是花崗岩侵入的最主要時期，同時也造成了西部山脈（Western Cordillera）的發展。大量花崗岩添加在山脈核心的更進一步結果是擠壓力向東傳送，造成東部山脈褶皺和隆起。在這一座山脈間，產生一個大的構造盆地，形成今日的Altiplano高原。近期的造山運動狀態，是從中新世開始的，有著火山作用活動和更進一步的花崗岩侵入。更活躍的火山作用時期，是在上新世和第四紀間發生的，有大量的岩漿置換發生，造成東部山脈激烈的褶皺和大規模逆衝層（trust sheets）的形成。當東部山脈受阻於東方堅硬的巴西地盾，一系列高而窄的山脈形成（圖3.13（D））。這個褶皺逆衝帶可能代表著巴西地盾西緣的部份隱沒，而在Amotape cross structure處山脈方向的大改變，似乎是由於弧後帶中分離基盤的運動所造成的。

安地斯山中段造成其東西兩側隆起的原因明顯不同。在西部山脈中，張力變形的證據指出，地殼的擴張和岩漿置換及火山活動有關連（與隱沒帶的熔融有關）。然而，東部山脈是因為西邊火山弧擴展所產生的壓力，造成地殼縮減，而且這裡的隆起，歸因於褶皺、逆衝、和地殼增厚。然而就整個安地斯山而言，板塊聚合所形成的壓力，並非造成隆起的主因。 

3.3.2 巽他島弧 (The Sunda Arc)

拼湊成東印度群島的眾多島嶼，構成了此地區迷人的複雜性。但是現在，我們將注意力限制到由蘇門答臘、爪哇、以及一系列綿延遠至東經123°的小島所組成的巽他島弧(圖3.14)。此點往西，印度板塊的海洋性岩石圈正隱沒到巽他島弧的下方；但往東，巽他島弧卻和北澳的大陸棚碰撞中。因此，那是個由西邊的靜穩邊界（steady-state boundary）轉移到東邊的撞碰邊界（collision boundary）（在圖3.14可見到這種情形）。巽他島弧是一個大陸邊緣的島弧，而非位於海洋板塊間的島弧，因為島弧的西部是位於大陸地殼的邊緣(現在大部分位於海平面下）。

        越過巽他島弧，有很分明的海溝、外弧脊、弧前盆地、火山弧和弧後帶(圖3.9)。這火山弧是位於 Wadati – Benioff 帶上方約125公里處，此帶代表沿著下沈的印度板塊下發生的地震活動。它在外部島弧下的隱沒是以小角度進行的，但在主要火山弧下的隱沒角度變陡到約60度。隱沒帶在蘇門答臘以下深度不超過200公里，但在爪哇以北深度可達400公里，而在Flores以北（靜穩隱沒帶的最東端）深度可達700公里。 蘇門答臘是由老而厚的大陸地殼（由二疊紀、白堊紀、新生代的火成岩）所組成。因為岩漿穿過大陸地殼而上升，最近的火山岩(包括廣大範圍的火山灰)在成份上是屬於酸性和中性。相對的，爪哇島當地的地殼相當年輕且薄，其火成岩在成份上主要是中性的，其由猛烈爆發所形成的廣大火山灰層則很罕見(見第五章)。

        巽他島弧的外弧脊在形態上有特殊的意義。雖然它在爪哇島的外海，多位於海平面下1~3公里處，但是沿著蘇門答臘島大部份的海岸，卻出露海面形成曼谷威島和附近的島嶼(圖3.9及3.14) 。弧脊的高度和沉積物被搬運至鄰近隱沒帶的量有顯著的關係，在隱沒帶岩石圈以約每年65mm的速度沉降，大量的沉積物堆積在蘇門答臘外海的海洋地殼上，因為它接近孟加拉扇的關係(此扇代表北方大約2000公里外印度次大陸上恆河三角州的巨大海底延伸)。

3.4  大陸間的碰撞造山帶
（Intercontinental collision orogens）

雖然地殼的碰撞也許會涉及海洋板塊間的島弧和大陸邊緣的島弧，但是大陸地殼的聚合及最終的碰撞造成了大陸間的碰撞造山帶(圖3.15) 。這樣的山脈發展的是在介於兩塊大陸間的海洋板塊被消耗完畢時。以前存在的隱沒帶變成縫合帶(suture zone，標示兩大陸融接之處)。如果海洋地殼未被完全消耗，而被「鎖住」就成為所謂的殘餘海洋盆地(remnant-ocean basin)。邊緣前地盆地（peripheral foreland basin）位於大致上和縫合帶走向平行的逆衝板塊邊緣要不是位於覆蓋著厚層沉積物的殘餘海洋盆地上，就是位在真正的大陸地殼上。後弧前地盆地（retroarc foreland basin）發生在上衝板塊的火山島弧之後，此火山島弧的發展與下沉的海洋地殼有關。

3.4.1 一般的發展順序（General sequence of development）

最初的碰撞發生在上衝大陸邊緣的外弧脊，和進入隱沒帶之大陸前導邊緣的隆起之間。聚合大陸邊緣碰撞的最前面部分遭受的變形最大。海洋地殼的楔形體逆衝到隱沒帶上的沉積物，隆升隨之而起(圖3.16)。在最初大陸碰撞點形成的山脈提供了堆積在鄰近海洋盆地的沉積物(圖3.16(B))。到達隱沒帶時，這些沉積物被刮掉而成堆擠成逆掩的蓆狀(trust sheet)。海洋盆地最終的封閉使得堆積在大陸邊緣的剩餘沉積物逆衝到上衝的板塊上，而且另一方面，地殼的增厚導致了地殼均衡的隆起（isostatic uplift）。

        大規模的地殼短縮常出現在大陸間的碰撞造山帶，它可能伴隨褶曲而生(圖3.17及3.18)，或者是伴隨在碰撞初期大陸地殼的有限度的隱沒。有兩個可能的機制被認為可解釋這個現象。下降岩石圈的地函相較於軟流圈是冷的，假如和上部的岩石圈分離了，它本身（指下降岩石圈地函部分）的密度足以將地殼拉下去。另外一機制是沉降的海洋地殼也可以將鄰近的大陸地殼拉進軟流圈。根據這些假設，此營力可導致幾百公里的大陸地殼隱沒；更可能的是有限度的隱沒，但即使是如此也可能將半島或小型大陸等區域完全消耗。

       下插板塊（underthrusting plate）的部份隱沒，會持續到板塊的摩擦力及浮力超過了板塊移動的推動力(圖3.16(D))。隱沒的中止，最後使得上衝板塊火山運動停止。在此階段中，大量岩體因地球引力沿著隆起造山帶的側翼滑動，會造成更進一步的逆衝(見7.3節)。在縫合帶逆衝蓆狀構造的堆疊造成的沉積物累積，可能是下伏隱沒板塊沉降的主要原因。板塊本身的下沉似乎並不是主要的因素，因為地殼均衡反彈（isostatic rebound）並不在隱沒作用停止後發生。當向下衝板塊的大陸地殼在進入隱沒帶之前被彎折，邊緣前地盆地（peripheral foreland basin）就開始擴張。在部分隱沒及相當厚的沉積物累積（也許會厚達5000公尺）之後，邊緣前地盆地可能會成顯著的隆起。

        一旦兩塊大陸結合在一起，而且火山活動和構造隆升作用停止，新的板塊就產生了，在此板塊內形成的造山帶變成板塊中的現象，不再與活動聚合板塊界線相關。有些代表過去板塊碰撞的古縫合帶被辨視出來，但是只有少數（像是烏拉山脈和阿拉帕契山脈距今300~250百萬年前形成）至今仍是地表的主要起伏形貌，大部分卻已被侵蝕和被後來的沉積物覆蓋。這樣的縫合帶可由各種線性的證據辨認，例如被推動的碰撞帶兩側碰撞前截然不同的地質史，深海沉積物和相關火成岩的出現，及位於原本上衝板塊的大陸邊緣造山帶(碰撞前)噴發出來的安山熔岩的殘餘。

        在大陸間碰撞造山帶被維持的主要水平壓力，可以造成偃臥褶皺。此外，如這種褶皺的後翼，可能會沿著主要的逆衝斷層分離，而產生推覆體(nappes)。這種構造的典型地區是歐洲的阿爾卑斯山。在此，非洲和歐亞板塊的聚合導致了一系列逆掩斷層和的推覆體發展〈圖3.19〉，帶著這些主要逆衝現象中的水平運動可以超過一百公里，而且涉及幾公里厚的岩石。這個逆衝面本身代表沿著鹽床或其他軟岩（incompetent lithology ）中的分離帶，然而，對這些結構的詳細調查發現，這些大規模的橫向運動大部分是因岩體在重力作用下的擴張和滑動而完成。

3.4.2  互撞前的歷史與聚合大陸邊緣的形態
（Pre-collision history and configuration of converging continental margins）

        雖然有可能簡約化大陸板塊間碰撞造山帶的發展順序，但是上衝板塊活躍邊緣和它的隱沒帶在碰撞前的歷史對一個造山帶隨後發育有很重要的影響。上衝板塊邊緣不斷被隱沒其下的海洋岩石圈所改變；火山物質增加，沈積物累積，而且邊緣可能因平移斷層而斷裂，這些變數中最重要的可能是板塊邊緣的加熱現象，因為加熱現象會影響它的厚度以及強度。堅厚的大陸邊緣地殼和緩慢或最近發展的隱沒有關，因為這兩個情況都不會有足夠的熱來造成下降岩石圈的上部熔融。我們可以期待安地斯山非常厚的地殼和阿爾卑斯山在大陸碰撞時的行為將會成顯著對比，在安地斯山區至少從新生代以來發生相對快速的隱沒，而在阿爾卑斯山地區北非和南歐之間的海洋的封閉是較為漸進的。

        大陸邊緣的形態以及它們聚合的角度也對所發展的造山帶影響深刻。圖3.20是說明兩塊大陸前緣碰撞的各種形式。一個板塊也許只是簡單地上衝至另一板塊之上，但另一種可能是從下降板塊上部的一塊大陸地殼薄片逆衝到鄰近的板塊，距離可達一百公里或更長。一板塊上部三分之一大陸地殼的分離具有減少整個向下地殼浮力的二分之一的效果，而這作用又會使更進一步的隱沒發生。阿爾卑斯山東部就被認為是這種薄片構造（flake tectonic）的例子，因為這個機制說明阿爾卑斯山小板塊（platelet）的存在，它比正常厚度薄很多而且向南傾斜（圖3.20(B)）。

        像這樣的構造特別可能在隱沒板塊的大陸前進邊緣上有突出的地方形成（圖3.20(E)(F)）。剩餘海洋岩石圈的繼續隱沒所造成的聚合會持續直到板塊邊界在許多點都被定置住而無法進一步隱沒。海洋地殼的突出部分可能沿著縫合帶被留下，地中海的一部分就是以此種方式形成的剩餘海洋盆地。

3.4.3  喜馬拉雅山脈（The Himalayas）

3.4.3.1  形態和構造單元（Morphological and structural elements）

 喜馬拉雅大陸間碰撞造山帶延伸為一南彎之弧形，約二百到二百五十公里寬，從西邊的印度河到東邊的布拉馬普特拉河超過二千五百公里（如圖3.21）。在北邊，此造山帶西橫貫喜馬拉雅山帶和西藏高原被印度河及布拉馬普特拉河（上游段稱為Tsangpo）的構造谷分開；而在南方它被印度大平原之沈積物填充的邊緣前地盆地所包圍。雖然詳細的解讀是有爭議的（圖3.22）。南北跨越整個造山帶可以辨識出數個形態構造帶。較低和較高喜馬拉雅山（Lesser Himalayas and Higher Himalayas）（兩者高度皆超過八千公尺），這兩個主要山脈被三條主要線形構造所包圍；從南到北是主要邊界逆衝（Main Boundary Thrust）、主要中部逆衝（Main Central Thrust）以及印度-藏布縫合帶（Indus-Tsangpo suture zone）。沿著印度和藏布河谷的蛇綠岩層（The belt of ophiolites）標示出歐亞大陸板塊以及印度板塊的邊界；在北方，酸性火山岩的出現則指示著在印度和歐亞陸塊的碰撞之前，曾文水庫有海洋岩石圈的隱沒發生。

3.4.3.2  發展模式（Models of development）

從海床的磁性異常可追溯印度在過去八千萬年向北的移動（圖3.23）。在距今八千萬到五千萬年之間，印度以每年100到180公釐之間的速度迅速向北漂流。後來此運動慢了許多，速度大約為每年50公釐，速度的減小似乎與印度與歐亞板塊接觸的時間有關。二邊的碰撞似乎從晚曉新世（Late Paleocene）到早始新世（Early Eocene）已經發生，或可能晚一些。在這階段僅有有限的大陸隱沒會發生。顯著的垂直抬升可能在漸新世（Oligocene約35百萬年前）開始而且持續到現在，但是以不同的速度進行。

        雖然喜馬拉雅山是大陸碰撞所造成，但目前喜瑪拉雅山被抬高的形態卻不是大陸碰撞的直接結果，而是反應了板塊自五千萬年前最初撞擊以來的發展。在碰撞以前，印度板塊前導邊緣的海洋岩石圈的隱沒與西藏南部的大規模花崗岩體入侵和火山活動有關。在始新世（Middle Eocene）到早中新世（Early Miocene）期間，板塊間幾乎沒有相對移動，但推測的增厚地殼之靜穩調整導致附近印度大陸低地的海水後退。

在這時期最重要的發展就是中部片麻岩帶（Central  Gneiss Zone）的形成，此帶寬10到20公里，以30至40度角向北傾斜，在南側被主要中央逆衝構造（圖3.22）所包圍。這個帶的發展顯然與沿著主要中央逆衝構造（在印度-藏布縫合帶以南100-200公里）發生的主要底衝作用及相關的區域岩石變質作用有關。這個底衝開始於中新世（Miocene）早期並且促成地殼增厚兩倍（有些地方可達80公里）及較高喜瑪拉雅山隨後顯著的抬升。詳細的地震證據指出底衝成15度角、距離超過三百公里；也許是有意義的，這個距離大致與喜瑪拉雅山的平均寬度一致。

        主要中央逆衝構造和較高喜馬拉雅山的片麻岩帶（Gneiss Zone）強烈變質作用之間的確實關係仍然是不確定的。某些研究人者認為變質作用比底衝早發生，而且事實上因為局部地殼變動而使底衝發生。另一個解釋就是變質作用在與逆衝同時發生或者之後，逆衝時產生的摩擦熱促成地殼的部分熔融及花崗岩之侵入。進一步的說明則涉及來自沿著印度板塊北緣的下伏岩石圈的地殼及此地殼基部曝露到軟流圈的decoupling。隨著熱的低密度的軟流圈地函替代較上部冷的而密實的岩石圈地函，導致熔岩的上升、花崗岩的置換及地殼均衡隆升。這種加熱現象進一步結果可能是地殼上層的削弱，以及沿著它的南緣（向北傾斜）的主要中央逆衝的形成。

        在喜馬拉雅山地底下大陸地殼隱沒之範圍也是有爭論的。有些人認為在大陸地殼基部刮過歐亞大陸板塊較下部的岩石圈前進達一千五百公里（圖3.22（B））。這個說法是較被接受的，然而，大陸地殼的浮力限制了大陸底衝的範圍，這也是為什麼目前斜向較低喜馬拉雅山脈之下的主要邊界地殼逆衝（Main Boundary Thrust）取代了主要中央逆衝（Main Central Thrust）所扮演的角色（圖3.22（A））。似乎在未來幾百萬年另一個朝北的逆衝作用將會在南方發展。

        雖然印度和歐亞大陸間的運動速度在它們五千萬年前初次碰撞後，顯著地減小，但是之後兩塊大陸的範圍已達二千五百公里。這是一個大問題，因為兩塊大陸碰撞後，這樣程度的持續聚合，無法套用簡單的板塊模式。地殼的變短程度意指大規模大陸岩石圈的底衝、廣大的地殼壓縮、地殼在縫合帶後側廣大區域的變形，或者是以上兩種甚或更多的影響因素所造成。對這些假說的評價，乃是了解在喜馬拉雅山(Himalayas) 北方的西藏高原的發展的關鍵。

3.4.4  西藏高原（The Tibetan Plateau）   

3.4.4.1  形態與結構（Morphology and structure）

        西藏高原以喀喇崑崙山(Karakorum)與喜馬拉雅山為南界，崑崙山(Kunlun)與阿爾泰山(Altyn Tagh)為北界，是一近似三角形的區域，南北寬約一千公里，東西間約一千七百公里(圖3.21)。當地的地勢起伏相當和緩，但是其平均海拔約五千公尺，參雜著由火山造成高度約六千至七千的孤立火山體。西藏高原是地表上最高且最廣的高原，往東高度下降，幾條重要的河流，像是湄公河、薩爾溫江、揚子江與黃河皆從西藏高原往東方、南方流下，最後到達黃河與南海。

        西藏至少從晚古生代(the Late Palaeozoic)時，就是一個不穩定的區域。直到白堊紀中期(the middle Cretaceous)，它似乎經由連續的大陸與島弧的碎片的增積而成，而在與印度板塊(the Indian Plate)碰撞時，它很可能是一個相對溫暖而脆弱岩石圈(lithosphere)地區。白堊紀晚期淺海的沉積物存在指出，這區域在這時期低於海平面，而且很明顯地，它直到早新生代時才浮出水面。晚新生代的火山活動很廣泛，出現在多數地方，和低震波速率二者一起暗示著，在西藏高原底下的岩石圈仍然很熱，因此，或許比鄰近區域來的脆弱。現在的地殼也異常地厚(大約七十公里)。然而重力測量顯示，它目前是處在一個近似於地殼均衡的平衡狀態。

 3.4.4.2  發展模式（Models of development） 

       許多的說明被提出去解釋西藏高原厚的地殼與高的平均高度，這也有助於解釋印度板塊與歐亞板塊碰撞後，聚合所造成的大規模的地殼縮短。有一個模式提出，是印度大陸前導邊緣的大規模底衝造成地殼的變厚(圖3.22(B))，這一觀念早在1942年瑞士的Emile Argand 就已提出。大規模底衝(超過1000公里)的主要問題是，隱沒的角度必須很小(5度或更小)。這跟所觀察到的主要中央逆衝向北傾斜約15度的情形相衝突。此外，如果隱沒仍繼續進行，應該會有中部或深部的地震，但在喜馬拉亞山底下卻沒有觀測到這種現象。

       所估計的板塊碰撞後聚合的二千五百公里中，有五百公里是喜馬拉雅山和南部西藏高原之下的底衝，另外，二百至三百公里是西藏高原北緣多座山脈的逆衝與地殼增厚(例如帕米爾、玉山、阿爾泰山和南山山脈)。或許，再另外三百到四百公里是因為西藏高原本身和緩的褶皺所造成的地殼縮短。這樣還剩大約一千四百公里的碰撞後的聚合須被說明，其中大多也許可以被解釋成加倍增厚的結果，即過去五千萬年來，地殼厚度由”正常的”35公里變成70公里，但並不是所有剩下的聚合距離都可以這種判斷來解釋。有人認為，這可以由大陸岩石圈地塊沿著東西方向的平移斷層橫向運動來說明(圖3.24)。等量的橫向地殼運動可以解釋五百至一千公里的地殼縮短，衛星影像上多條清晰可見的斷層是大規模東西向運動的有力證據。其中，最顯著的是阿爾泰斷層(the Altyn Tagh Fault(圖3.25))，可以和加州聖安德魯斯斷層(the San Andreas)相比，沿著斷層的錯移量雖然不知，但是最近幾次與水平平移運動有關的主要地震都被記錄到了。

       中國向東移往太平洋的假設是可預期的，因為歐亞板塊的大陸岩石圈對上述橫向運動的抵抗力，超過西太平洋邊緣的隱沒帶。軟弱的西藏高原地殼的變形與上部地函的流動，可能是由於板塊聚合產生的南北向壓擠而成。西藏高原或許可以被視為亞洲的”壓力站”，而這壓力來自印度板塊與歐亞大陸的對抗，並維持其可觀的高度。此外，西藏高原傳送壓力給北部穩定的塔里木盆地，依次，盆地又向北推擠造成天山的逆衝和抬升(圖3.24)。西藏高原邊緣的逆衝斷層與在它最高區域的正斷層的結合被解釋為高原已到達最大的高度。因此，它傾向往外側成長而不是增加其自身高度。這也許是因為在邊緣形成新的逆衝斷層比舉起整個西藏高原所需的壓力較低吧!

        不管如何解釋印度與歐亞陸塊後板塊碰撞的聚合和西藏高原的形成，很清楚的是，無法以簡單的板塊構造模式來說明二板塊間碰撞的廣泛效應大多在中亞與東亞，也可能遠達貝加爾裂谷(圖3.21)。這事實上指出，板塊交互作用的結果未必被限制在板塊的邊緣。