尹福光, 唐 淵, 徐 波

(中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心, 四川 成都 610081)

印度板塊與歐亞板塊新生代的碰撞造成青藏高原的形成。 隨著碰撞作用的進行,印度板塊逐步俯沖并擠(楔)入到歐亞板塊之中,造成青藏高原主體大規(guī)?？s短,喜馬拉雅山東、西兩端形成“構(gòu)造結(jié)”,在“構(gòu)造結(jié)”外緣地區(qū)發(fā)生了極為復雜的變形,早期歷經(jīng)南北向純剪切,后期歷經(jīng)南北向簡單剪切(圖1)。 西南三江地區(qū)地處東構(gòu)造結(jié)東側(cè),塊體順時針旋轉(zhuǎn)、走滑,在塊體邊緣形成南北向走滑剪切帶。 因而,西南三江地區(qū)的造山過程、陸內(nèi)變形的構(gòu)造特點、變形歷史、陸陸碰撞之間的動力學關聯(lián)等科學問題成了地球科學的研究熱點[1-8]。

李興振等(2002)、潘桂棠(2003)、李文昌(2012)先后提出了三江“橫斷山式”造山,表現(xiàn)為印度板塊與揚子陸塊之間的非正向、斜向的碰撞而引發(fā)大規(guī)模的對沖、反沖推覆,走滑旋轉(zhuǎn)及其伴生的拉分盆地構(gòu)造的形成[9-11]。 李興振等(2002)、鄧軍(2010)提出了三江造山帶是一個典型的巨型復合造山帶[5,9]。 公認的碰撞擠出模型[8,12]認為印度板塊相對于歐亞板塊地向北運動,引起印支地塊向東南方向逃逸,導致了南海的張開地塊邊界發(fā)育了大型走滑斷層,且形成強變形帶,陸塊內(nèi)部保留弱的變形[12-16]。 這種觀點強調(diào)了大型走滑斷層在調(diào)節(jié)陸陸碰撞應力中所起到的重要作用。 許志琴等(2016)提出35 ～15 Ma 期間騰沖地體物質(zhì)受走滑和拆離構(gòu)造制約而向北和北東方向運動,形成片麻巖穹隆構(gòu)造,其形成機制是印度支那地體相對向南東的逃逸[8]。 與之相對的觀點是把巖石圈作為一種粘性流體,地塊內(nèi)部為彌散狀分布的變形剪切作用則處于次要的地位,只發(fā)生了較小規(guī)模的走滑位移[17-20],并且認為地殼的收縮變形與增厚作用才是調(diào)節(jié)陸陸碰撞的主要機制。 劉俊來等(2006)認為西南三江造山帶在新生代形成了三種不同類型的構(gòu)造樣式,包括了逆沖斷層與推覆構(gòu)造、走滑斷裂構(gòu)造以及變質(zhì)核雜巖和地塹、半地塹等伸展構(gòu)造[21]。 劉宇平等(2003)認為印度板塊斜向碰撞導致滇藏渦旋構(gòu)造的形成,圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的順時針渦旋,由于渦旋的內(nèi)外圈旋轉(zhuǎn)速度的差異,形成了青藏高原東部逆時針和順時針的走滑斷層和渦旋[2]。

圖1 西南“三江”地區(qū)大地構(gòu)造單元劃分簡圖Fig.1 Schematic tectonic map of the Nujiang-Lancanggjiang-Jinshajiang area in southwestern China

本文通過對現(xiàn)今產(chǎn)于西南三江造山帶中中國境內(nèi)研究程度最高的4 條主要區(qū)域剪切走滑斷裂帶:哀牢山-紅河逆時針走滑斷裂帶、崇山-瀾滄江逆時針/順時針走滑斷裂帶、嘉黎- 高黎貢順時針走滑斷裂帶和那邦順時針走滑斷裂等(圖2)特征的論述,并結(jié)合與走滑剪切相關的變質(zhì)核雜巖、新生代盆地、堿性巖漿活動的討論[21-30],探討西南三江走滑造山階段劃分及動力作用模型。 認為走滑造山帶也是大陸山鏈主要類型之一,因此出現(xiàn)走滑造山帶和走滑盆地的耦合特征[21,23-24]、變質(zhì)核雜巖[21,24]、堿性巖漿巖侵入與噴發(fā)。

1 區(qū)域走滑剪切帶特征

1.1 那邦走滑剪切走滑帶

那邦走滑剪切走滑帶東起銅壁關一線,西至緬甸境內(nèi)的 Mogok 帶,為其東緣組成部分,寬3 ～4 km。 發(fā)育近南北向直立面理和近水平的拉伸線理,經(jīng)歷了中—高溫下的右行韌性剪切。 季建清等(2000)對那邦地區(qū)高黎貢山群(Mogok 群)內(nèi)發(fā)育的變質(zhì)基性巖開展了變質(zhì)時代及溫壓條件研究,結(jié)果顯示其經(jīng)歷了兩期變質(zhì)作用的改造,即早期(約76 ～74Ma)麻粒巖相變質(zhì)作用和晚期(約23 ～24Ma)角閃巖相變質(zhì)作用[31]。 那邦剪切走滑帶內(nèi)發(fā)育3 種巖性:主體的花崗閃長質(zhì)片麻巖、呈包裹體的變質(zhì)基性巖和同構(gòu)造脈體巖漿巖。 鋯石SHRIMP U-Pb 測年指示那邦剪切走滑帶南段中糜棱巖的變質(zhì)鋯石和巖漿鋯石的年齡為40 ～50 Ma[8]。 剪切帶中同構(gòu)造脈體——細粒黑云母花崗巖所得的年齡指示后期順時針走滑運動的活動期限為14 ～11 Ma。

圖2 西南三江造山帶新構(gòu)造簡圖新生代盆地、巖漿巖、核雜巖分布圖(據(jù)潘桂棠(2003)[10],補充)Fig.2 Neotectonic map of Sanjiang orogenic belt and distribution map of Cenozoic basins, magmatic rocks and core complexes in Southwestern China

Mogok 帶為一韌性順時針剪切走滑帶,其內(nèi)的高級變質(zhì)巖石中的黑云母40Ar-39Ar 測年揭示南段的抬升年齡為36. 2 ～25. 9Ma,中段為24. 2 ～16. 6 Ma,北段 16 ～19.5 Ma。 侵入代表 Mogok 韌性順時針走滑剪切帶的變形花崗巖的年齡15.8 Ma[8]。

1.2 高黎貢山剪切走滑帶

高黎貢山剪切走滑帶走向近N—S,向南終止于緬甸實皆斷裂,向北在西藏與嘉黎剪切帶交匯[32],是一條數(shù)百米至數(shù)千米寬,幾千米長的順時針的剪切走滑帶。

高黎貢剪切帶變質(zhì)變形作用經(jīng)歷了3 個階段:

(1)高黎貢山走滑剪切帶形成之前,有61 ～58Ma 的碰撞型花崗巖[33]和55Ma 的變質(zhì)作用[27]。Song et al.(2010)認為高黎貢變質(zhì)巖群經(jīng)歷了早期角閃巖相(650 ～660℃,7.1 ～8.3 kbar;685 ～750℃,6.5 ～8.4 kbar)和晚期綠片巖相兩期變質(zhì)作用[34],淡色花崗巖脈的鋯石U-Pb 年齡則分為兩期:54 ～45Ma 和 23Ma 左右。 Zhao et al.(2016)采自高黎貢變質(zhì)巖帶南段的花崗質(zhì)片麻巖變質(zhì)鋯石增生邊的U-Pb 年齡為 54 ～40Ma[35]。 石榴夕線片麻巖和變質(zhì)泥巖變質(zhì)鋯石增生邊的206Pb/238U 年齡為22Ma左右[34]。 Liu et al.(2015)在那邦和潞西地區(qū)高黎貢變質(zhì)巖群中發(fā)育的淡色花崗巖中得到40 ～38Ma和27Ma 兩期年齡,并將前者歸因于高黎貢變質(zhì)巖群早期角閃巖相 - 麻粒巖相變質(zhì)作用(720 ～780℃,8.0 ～9.0 kbar),而將后者歸因于晚期與韌性剪切作用相關的退變質(zhì)作用[36]。 唐淵等(2016)測試了5 個深熔作用過程中形成的淡色花崗巖脈樣品的鋯石206Pb/238U 年齡,顯示在45Ma 左右形成一個巨大的峰值[37]。

(2)隨著印度大陸和歐亞大陸的進一步碰撞,青藏高原隆升,在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié),主要表現(xiàn)為大型走滑[38-39]或印支地塊群向南東擠出[40]。 新生代大型走滑作用可劃三個階段:40 ～38Ma、25 ～22Ma[34]和 13 ～18Ma[32]。

李再會(2012)在高黎貢走滑剪切帶內(nèi)的花崗質(zhì)糜棱巖中獲得結(jié)晶年齡(41.9 ±1.0Ma) ,鋯石增生邊的變質(zhì)年齡(38.4Ma ±2.1Ma),認為高黎貢剪切走滑斷裂順時針走滑在38.4 就已經(jīng)開始了[41]。Wang et al.(2006)利用剪切帶中的角閃石與黑云母獲得的40Ar /39Ar 熱年代數(shù)據(jù)表明剪切作用開始于32Ma 終止于 27Ma[42]。

24 ～19Ma 期變形伴有淡色花崗巖脈的產(chǎn)出,同構(gòu)造脈體(白云母花崗巖、電氣石白云母偉晶巖)的單礦物(白云母)K-Ar 年齡集中在24 ～22Ma 之間,鋯石206Pb/238U 年齡 24 ～ 21Ma 之間[37]。 呈捕擄體產(chǎn)于花崗質(zhì)糜棱巖中的斜長角閃巖的角閃石的Ar-Ar 法年齡主坪年齡是23. 27 Ma,等時線年齡是24.22 Ma。

16 ～11Ma 期變形表現(xiàn)為順時針韌性走滑剪切作用,形成了具有高角度或近直立的糜棱面理與N—S 走向、近水平拉伸線理的糜棱巖帶。 糜棱巖中黑云母40Ar /39Ar 熱年代數(shù)據(jù)證明順時針剪切開始于16Ma[32,39]。 丁林等(2013)在瑞麗-龍陵斷裂上獲得的斷裂活動年齡是13.86 Ma,被認為是由于整個地塊的順時針旋轉(zhuǎn)引起的在高黎貢斷裂帶和那邦斷裂帶后期脆韌性構(gòu)造變形[43]。 變形較弱的花崗巖中的黑云母40Ar /39Ar 熱年代數(shù)據(jù)約束了順時針剪切終止于10Ma[39]。 16 ～11Ma 期與安達曼海的擴張、實皆斷裂的順時針活動相一致。

(3)中新世末,約8 ～5Ma,騰沖地塊發(fā)生了向南的擠出和順時針的旋轉(zhuǎn),引發(fā)了騰沖火山巖的噴發(fā)和整個地區(qū)的快速抬升。 剪切帶內(nèi)磷灰石的裂變徑跡年齡為8.4 ～0.9Ma[44],記錄了變質(zhì)雜巖被抬升到近地表位置時的年齡。 新生代騰沖玄武巖、杏仁狀玄武巖安山巖、英安質(zhì)安山巖的形成時代為3.6 ～ 0.033Ma。

1.3 崇山-瀾滄江走滑剪切帶

NNW 走向的崇山-瀾滄江走滑剪切帶長大于250km、寬10 ～100km,其向北經(jīng)碧羅雪山,在東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近與高黎貢走滑剪切帶會聚[1]。糜棱巖發(fā)育,糜棱巖面理產(chǎn)狀為240°∠65°,具有自西向東的逆沖作用與順時針走滑特征。 崇山- 瀾滄江走滑剪切帶有三期變形[45]:(1)第一期變形形成直立水平褶皺或斜歪水平褶皺,強烈發(fā)育有軸面劈理;(2)第二期變形形成鞘褶皺、無根鉤狀褶皺、石香腸構(gòu)造、S-C 組構(gòu)、碎斑旋轉(zhuǎn)系以及糜棱面理。崇山以北具順時針剪切的特點,而崇山以南的崇山剪切帶為逆時針剪切[39,46],可能與南汀河NE 向順時針走滑錯動有關。 (3)第三期變形表現(xiàn)為脆性共軛斷層,同時變質(zhì)雜巖抬升到近地表,切過早期的構(gòu)造。

Akciz et al.(2008)[46]獲得了崇山剪切帶內(nèi)的糜棱巖、變形和未變形的淡色花崗巖脈獨居石的UPb 同位素測年,其年齡范圍41 ～17Ma;糜棱巖及淡色花崗巖脈中的白云母或黑云母Ar-Ar 同位素冷卻年齡范圍為23 ～13.5Ma,推測崇山-瀾滄江走滑剪切帶的走滑剪切作用始于41Ma、終止于17Ma 左右。 Wang et al. (1997)認為沿崇山逆時針韌性走滑剪切作用發(fā)生在35 ～20Ma 之間[1];Wang et al.(2006)據(jù)崇山剪切帶的變形巖石的Ar-Ar 熱年代學的數(shù)據(jù),認為該帶逆時針走滑作用發(fā)生在32Ma 和29 ～27Ma[42]。 Zhang et al. (2010)據(jù)受剪切作用控制的淡色花崗巖的年齡認為剪切作用至少開始于32Ma[45],很可能 34Ma 甚至 41Ma 已經(jīng)開始作用[45-46];黑云母40Ar /39Ar 熱年代數(shù)據(jù)表明剪切作用終止于14 ～9Ma[45-46]。 唐淵等(2016)在剪切帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)的含電氣石花崗質(zhì)脈體獲得鋯石的U-Pb 同位素年齡為 21.7 ±0.3Ma、22.7 ±0.3Ma,認為代表了剪切作用初期階段的時代[37]。 該數(shù)據(jù)與Akciz et al. (2008)所得到的糜棱巖中的白云母或黑云母的冷卻年齡( ～23Ma)[47]大致相當。

1.4 點蒼山-哀牢山(紅河)剪切走滑帶

點蒼山-哀牢山(紅河)走滑剪切帶長度大于1000km、NW—SE 走向,由北向南依次在雪龍山、點蒼山、哀牢山(紅河)、瑤山-大象山等地斷續(xù)出露。

點蒼山剪切走滑帶長度近80km,寬10 ～20km、NNW 走向的變質(zhì)雜巖體[48]。 點蒼山剪切帶主要由角閃巖相的片麻巖、斜長角閃巖、大理巖、花崗巖以及綠片巖相巖石組成。 點蒼山剪切帶剪切與剝露過程中記錄了三期變形[49]:(1)早期走滑剪切形成NWW 走向糜棱面理與線理,并指示逆時針剪切;(2)其次為開始剝露,為韌性—脆性過渡的變形;(3)晚期為脆性變形,表現(xiàn)正斷層作用,中下地殼物質(zhì)剝露到地表。

哀牢山(紅河)走滑剪切帶SE 向延伸,長大于350km,為蘭坪-思茅地塊與揚子陸塊分界線。 其主要由角閃巖相、綠片巖相變質(zhì)巖組成。 Liu et al.(2012)把哀牢山(紅河)走滑剪切帶的變形分為三期:第一期為在高溫純剪作用下形成的對稱的褶皺、香腸構(gòu)造以及透鏡體,變形溫度高達750℃;第二期變形為單剪變形,經(jīng)歷了逆時針走滑剪切作用,變形溫度在400 ～600℃;第三期變形為正斷層作用與變質(zhì)雜巖的抬升與剝露[3]。

越南北部的瑤山-大象山剪切帶為NE—SE 走向的變質(zhì)- 變形雜巖帶,長約270km、寬約20km。主要由片麻巖、斜長角閃巖及大量花崗巖脈體組成[50-51]。 表現(xiàn)出韌性剪切的特點[52],發(fā)育中到高角度傾向的糜棱面理與近水平的線理。 變質(zhì)雜巖邊界構(gòu)造帶內(nèi)發(fā)育有一些不對稱小褶皺和近于直立的線理,為變質(zhì)雜巖在轉(zhuǎn)換拉張的條件下隆升過程中形成的代表性構(gòu)造[51]。

點蒼山-哀牢山(紅河)剪切走滑帶在新生代經(jīng)歷了復雜的構(gòu)造演化過程,早期經(jīng)歷左行走滑后期轉(zhuǎn)為右行正斷。 點蒼山- 哀牢山- 紅河剪切帶變形分為四期:(1)早期收縮事件的記錄表現(xiàn)為大約58 ～56 Ma 的共軸變形和區(qū)域性的收縮[24](2)造山后伸展事件、有高鉀堿性巖石組合,大約43 ～30Ma;(3)深變質(zhì)鋯石年齡為33.1 ～28.5 Ma、剪切變形時間為 28 ～22Ma 和(4)13 ～ 0 Ma 左右正滑剪切,于5Ma 開始的順時針走滑作用[15,53-55]。

(1)在點蒼山地區(qū),大約55Ma 發(fā)生了共軸變形和區(qū)域性的早期收縮事件[24],在點蒼山西側(cè)的蘭坪盆地廣泛發(fā)育大規(guī)模的逆沖-推覆構(gòu)造[56]。

(2)造山后伸展事件以大約在43 ～30Ma 間廣泛發(fā)育高鉀堿性巖石組合為代表,使其在點蒼山、哀牢山、大象山地區(qū)有富鋁變質(zhì)巖的剝露[57-59]。 趙春強等(2014)認為大約43 ～30Ma 的區(qū)域性伸展是存在的。 Chung et al. (1997)提出 40 ～30Ma 間沿著紅河哀牢山構(gòu)造帶上發(fā)育的陸內(nèi)伸展事件[60],同時在點蒼山洱海東部地區(qū)和金平地區(qū)存在高鉀堿性巖漿巖的侵入并伴隨著大規(guī)模區(qū)域金成礦作用。而這次陸內(nèi)伸展事件與點蒼山富鋁變質(zhì)巖中所對應的變質(zhì)熱事件的年齡(31.5 ±1.5Ma)[59]相當。曹淑云等(2009)認為在點蒼山地區(qū)花崗質(zhì)巖漿的上升與就位直接受已經(jīng)發(fā)生的逆時針走滑剪切作用的制約,并遭受了剪切作用的強烈改造,而成為花崗質(zhì)糜棱巖,獲得了30.88 ±0.32Ma 的巖漿結(jié)晶年齡,并認為逆時針走滑剪切作用的起始時間應該不晚于 30.88 Ma[26]。 Sch?rer et al. (1990)在哀牢山地區(qū)也獲得剪切期間發(fā)育的花崗質(zhì)脈體內(nèi)部的結(jié)晶鋯石、獨居石和磷釔礦的U-Pb 年齡分別為為33.9 ～30.5 Ma、23.9 ～22.1 Ma[61]。 這些結(jié)果證實了在43 ～30Ma 間發(fā)生了造山后伸展事件。

(3)點蒼山 - 哀牢山 - 紅河剪切帶在27 ～22Ma 大規(guī)模逆時針走滑[62-63],使得哀牢山- 紅河剪切帶上的變質(zhì)雜巖體從中下地殼剝露至中上地殼且具有穿時冷卻[3,49]的特點。

紅河-哀牢山剪切帶變形與未變形的淡色花崗巖鋯石測年結(jié)果獲得的逆時針剪切作用時間為27 ～21Ma[60,64-66]。 Sch?rer et al (1994)在哀牢山中段獲得二長巖內(nèi)結(jié)晶鋯石和榍石的U-Pb 年齡,分別為 26.3 ± 0.3 Ma 和 26.1 ± 0.2Ma;侵入二長巖內(nèi)的偉晶巖鋯石和榍石U-Pb 年齡,分別為24.1 ±0.2Ma 和 22.4 ± 0.2Ma[61]。 Sch?rer et al (1999)在點蒼山片麻巖內(nèi)的同剪切就位的淺色脈體內(nèi)的結(jié)晶獨居石、磷釔礦和鋯石分別獲得了24.2 ± 0.2 Ma、22.4 ± 0.2 Ma 和 24 ～ 23 Ma 的 U-Pb 年齡[61]。因而,認為沿著紅河-哀牢山剪切帶的強烈剪切作用(27 ～22Ma)伴隨著剪切帶中原巖所遭受的動-熱變質(zhì)作用,同時誘發(fā)小規(guī)模殼源巖漿活動(24. 4±0. 89Ma 巖脈的就位[61,63])。

通過對哀牢山深變質(zhì)巖變質(zhì)鋯石的礦物包裹體組合和年代學研究,識別出保存有角閃巖-麻粒巖相礦物組合的變質(zhì)鋯石年齡為33.1 ～28.5 Ma,峰期后等溫減壓熔融時間為28 ～22Ma[36,67]。 由此可見,哀牢山(紅河)走滑剪切帶存在略早于大規(guī)模地殼深熔事件的峰期角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)作用。Searle(2006)提出哀牢山(紅河)走滑剪切帶內(nèi)逆時針走滑剪切作用初始活動時間遠遠晚于前人所述35 Ma,而是在21 Ma 后才開始活動[68]。

大量的Ar-Ar、K-Ar 數(shù)據(jù)揭示了瑤山-大象山剪切帶的熱演化過程。 角閃石的測年結(jié)果在34 ～27Ma 之間,白云母的40Ar /39Ar 年齡在33 ～24Ma 之間,黑云母40Ar /39Ar 年齡在23 ～26Ma 之間,這些數(shù)據(jù)可以推測瑤山-大象山剪切帶變質(zhì)雜巖的剝露過程[15,52,69-70]。 Tran et al. (1998)對于大象山變質(zhì)雜巖開展的變質(zhì)作用P-T-t分析揭示出高溫變質(zhì)礦物組合的存在及其后的低溫剪切變形作用的發(fā)生[71],并提出大象山雜巖在峰期變質(zhì)作用后的剝露主要發(fā)生于31 ～24 Ma 之間,主期剝露作用(從大約31 Ma 到28 Ma)是由于哀牢山-紅河剪切帶伴隨著低溫糜棱巖化作用發(fā)生的逆時針走滑剪切誘發(fā)。

(4)在哀牢山- 紅河逆時針走滑作用結(jié)束之后,轉(zhuǎn)為伸展旋扭階段(10 ～0Ma)[6],此時三江東地區(qū)發(fā)育伸展構(gòu)造,相伴巖漿侵位[72],為印度-歐亞陸陸碰撞系與太平洋俯沖系兩個動力系統(tǒng)相互作用的結(jié)果[6,73]。 約5Ma 開始,加厚的地殼伸展塌陷,紅河剪切帶開始了順時針走滑作用[54]。

2 區(qū)域性伸展與變質(zhì)核雜巖、新生代盆地

伸展構(gòu)造在三江地區(qū)及東南亞地區(qū)普遍發(fā)育。伸展構(gòu)造最主要的兩種表現(xiàn)形式:變質(zhì)核雜巖和地塹(新生代盆地)。

2.1 區(qū)域性伸展與變質(zhì)核雜巖

在三江地區(qū),變質(zhì)核雜巖在多地存在,例如雪龍山、點蒼山、哀牢山[24,48,74]、西盟雜巖,越南、泰國以及緬甸的 DayNinConVoi 雜巖、Mogok 片麻巖帶、DoiInthanon-DoiSuthep 雜巖和 Bukhang 彎隆(圖 2)。

在哀牢山- 紅河韌性剪切帶中出露四個典型變質(zhì)雜巖體:雪龍山、點蒼山、哀牢山、瑤山 - 大象山[75]。 點蒼山變質(zhì)核雜巖由三部分構(gòu)成:下盤深變質(zhì)雜巖和侵位于下盤變質(zhì)雜巖的侵入體,上盤未變質(zhì)的古生界地層,以及介于上、下盤之間的拆離斷層帶。

區(qū)域變質(zhì)核雜巖的主體剝露時間普遍認為介于27 ～16Ma 之間[76-77],劉俊來等(2007)認為這些變質(zhì)核雜巖與漸新世—中新世時期區(qū)域性伸展作用有關,而伸展作用是由印支地塊的差異性旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的[24],導致地塊的伸展和變質(zhì)核雜巖的剝露。

2.2 區(qū)域性伸展與新生代盆地

在新生代,西南三江地區(qū)發(fā)育一系列走滑拉分盆地,從北向南發(fā)育有囊謙盆地、貢覺盆地、蘭坪盆地、劍川盆地、洱海盆地、彌渡盆地等(圖2)。

囊謙盆地早期發(fā)育古近紀紅層,夾有火山碎屑巖;晚期繼續(xù)有火山活動,主要為粗面巖類,另有淺成侵入的鉀長斑巖、二長斑巖和煌斑巖類。 張會化等(2004)巖漿巖單礦物黑云母的Ar-Ar 同位素年齡為(37.5 ～ 38.3) ±0.2Ma[78]。

貢覺盆地古近紀火山巖以高SiO2、Al2O3、K2O、Na2O 和低MgO、TiO2為特征,屬高鉀鈣堿性中酸性火山巖。 火山巖中富集大離子親石元素(LILE)、輕稀土元素(LREE)、虧損高場強元素(HFSE )和一部分相容元素(Co、Ni、V、Sc);無 Eu 異常但有弱的 Ce負異常。 巖漿源區(qū)可能是經(jīng)歷了殼源混合作用的富集交代地幔,反映殼-幔相互作用。 全巖和黑云母的表面年齡均在40.8 ～46.2 Ma 間[28],并認為形成于印度-歐亞板塊碰撞造山后的伸展環(huán)境中,火山活動受水平剪切-走滑斷裂帶控制[28]。

劍川盆地是印度板塊與歐亞大陸碰撞過程形成的一個新生代拉分盆地,長約100km、寬約40km的菱形盆地。 在新生代發(fā)育一套火山噴發(fā)相- 火山沉積相組合的劍川組,火山事件的噴發(fā)于36.23±0.88 ～35.46 ±0.76Ma[79-80]。 劍川盆地發(fā)育在逆時針走滑斷裂帶中,盆地周圍邊界斷層均表現(xiàn)出正斷層性質(zhì),為逆時針走滑斷裂系中的張裂。 向宏發(fā)等(2009)通過裂變徑跡測年研究發(fā)現(xiàn)盆地遭褶皺變形的雙河組(N1s)地層年齡為(15.8 ±1.8)Ma,表明盆地近EW 向擠壓作用發(fā)生在15Ma 左右;盆緣主斷裂的逆時針逆推運動發(fā)生在(5.4 ±1.1)Ma,表明NW 向擠壓運動發(fā)生在(15 ～5.4)Ma 間;后期正斷引張運動開始于距今5.4My 前,強烈活動于(1.5～1.6)Ma,被斷裂抬升的劍川組(N2j)和晚上新世粗面巖的年齡介于(2.4 ±0.85 ～3.1 ±0.5)Ma[81],表明后期正斷裂運動發(fā)生在(1.6 ±0.7)Ma。 也即區(qū)內(nèi)地殼變形由早期(E3)近EW 擠壓經(jīng)中新世(N2)NW 向擠壓,至上新世(N2)后則以引張裂陷作用為主[82]。

以上分析表明,西南三江造山帶新生代出現(xiàn)了2 期以發(fā)育斷陷盆地為特征的構(gòu)造松弛階段:古始新世中期至古始新世中期(46.2 ～35.46 Ma);上新世至早更新世(5.4 ～1 Ma),代表了構(gòu)造擠出造山后的重力垮塌和伸展。

3 走滑過程中的堿性巖漿活動

西南三江地區(qū)新生代堿性巖漿巖分布嚴格受控于青藏高原東側(cè)巨型走滑斷裂構(gòu)造體系。 根據(jù)新生代巖漿作用的空間分布和巖石組合及特征,大致以瀾滄江斷裂帶為界,將西南三江地區(qū)新生代巖漿巖分為東、西兩個大的巖帶和10 個小的巖帶(或巖區(qū))[83]。 西帶巖漿巖主要以酸性和中酸性侵入巖以及各種長英質(zhì)脈巖為特征,也包括云英巖和電氣石石英巖等一些少見的變質(zhì)作用產(chǎn)物。 在騰沖地區(qū)除發(fā)育大量中酸性火山巖之外,近些年也發(fā)現(xiàn)很多玄武巖類火山巖。 東帶主要分布在金沙江- 哀牢山-紅河斷裂帶及其附近,東帶新生代巖漿巖的巖石組合類型以淺成和超淺成相的鉀質(zhì)富堿斑巖和富堿火山巖最為矚目,但也包括大量火山噴發(fā)相和溢流相的堿性火山巖。 高鉀堿性巖漿活動是一次在區(qū)域伸展環(huán)境條件下發(fā)育的巖漿事件,形成了包括巖基、巖株和巖墻(巖脈)等不同規(guī)模的巖體,以及相伴發(fā)育的火山作用。 這次巖漿事件伴隨著一系列具有幔源特點的巖漿巖的就位,包括侵入巖和火山巖,如粗面巖、正長巖、煌斑巖等。 它們共同組成了世界矚目的西南三江新生代堿性火山巖帶。

巖石具有富集大離子親石元素、輕重稀土分餾強烈、虧損Nb、Ta 和Ti 等高場強元素相似的特征,具有弱的 Eu 負異常,87Sr/86 Sr 值為 0. 7067 ～0.7078,εNd(t)為-3.8 ～-3.7,具有埃達克質(zhì)巖漿屬性,有著較高的 Sr、Sr /Y、La /Yb 值和低的 Y、Yb 含量,表明花崗巖起源于增厚的鎂鐵質(zhì)新生下地殼。正長巖是由交代富集的巖石圈地幔熔融產(chǎn)生的基性巖漿演化而來的產(chǎn)物。 郭小飛等(2018)認為金沙江-哀牢山富堿侵入巖與區(qū)內(nèi)剪切走滑斷裂系統(tǒng)伴生,可能暗示斷裂系統(tǒng)切割深度已達巖石圈地幔[84]。 而哀牢山深變質(zhì)帶內(nèi)同期的巖漿活動被認為是印支地塊擠出過程產(chǎn)生,可能說明了擠壓和伸展并存的構(gòu)造應力體制。 高鉀堿性巖漿活動性發(fā)生于印度—歐亞板塊碰撞之后,是在后碰撞區(qū)域伸展作用過程中發(fā)育形成。 也有認為為印度與歐亞板塊的持續(xù)匯聚導致哀牢山-紅河斷裂帶下部地殼和巖石圈地幔的增厚,在35Ma 左右三江地區(qū)應力轉(zhuǎn)變引起了巖石圈地幔的拆沉,使得軟流圈上涌引起下地殼和巖石圈地幔的部分熔融,然后巖漿沿著地殼裂隙上涌和侵位,形成不同類型的富堿斑巖。

4 西南三江造山帶新生代時空演化

西南三江造山帶的演化歷史復雜,多階段擠壓造山作用、區(qū)域性走滑造山作用和后造山伸展作用等在側(cè)向碰撞造山的演化過程中先后發(fā)生。

4.1 擠壓收縮變形(60 ～40Ma)

區(qū)域性擠壓收縮變形在三江造山帶表現(xiàn)為不同規(guī)模的逆沖與推覆,主體階段發(fā)育于區(qū)域構(gòu)造演化的最早期階段。 大型逆沖斷層與推覆構(gòu)造疊加在古近紀早期(古新世—始新世早期)陸內(nèi)的沉積盆地上,并相伴發(fā)育了古近紀晚期(始新世末與漸新世)山前磨拉石建造,改造了古近紀沉積盆地的原型而使之成為肢解的殘余盆地,如新生代劍川、蘭坪盆地[21]。

印度板塊與歐亞板塊的初始碰撞始于55Ma 前后。 張進江等(2003)認為62 ～59Ma 的變形變質(zhì)事件可能代表印度與歐亞大陸的初期碰撞,同時認為碰撞由西向東依次進行的[91]。 高黎貢剪切帶淡色花崗巖脈的鋯石U-Pb 年齡集中在54 ～45Ma,丁林等(2013)證明東構(gòu)造結(jié)陸殼高壓麻粒巖的峰期變質(zhì)年齡為59Ma 左右[43],說明當時此區(qū)已開始陸殼俯沖。 這一時期正是印度板塊與歐亞板塊全面正向碰撞的時期,大規(guī)模收縮作用發(fā)生,出現(xiàn)了區(qū)域性逆沖斷層與推覆構(gòu)造[92]。

4.2 走滑伸展熱隆(40 ～38Ma)

許志琴等(2016)在厘定青藏高原東南緣大規(guī)模走滑斷裂的活動時限和運動學特征的基礎上,確定40 ～35 Ma 以來,自西向東的那邦、盈江、高黎貢-嘉黎順時針走滑、瀾滄江順時針/逆時針走滑、金沙江-紅河和鮮水河逆時針走滑等斷裂的活動的向東遷移,以及西部以順時針走滑為主,和東側(cè)以逆時針走滑為主的運動學特征[8]。 那邦韌性剪切帶中糜棱巖的變質(zhì)鋯石和巖漿鋯石的年齡為40 ～50 Ma[8]。 高黎貢剪切帶順時針走滑可能在～40Ma 開始活動[34]。 位于蘭坪-思茅地塊西側(cè)的崇山剪切帶在38Ma 之前開始遭受擠壓變形[45],形成區(qū)域性褶皺-逆斷層組合,代表最早期的純剪應變。

西南三江地區(qū)新生代巖漿作用的時限主要集中在45 ～30Ma 之間。 滇西劍川盆地火山作用發(fā)生于 36.23 ±0.88 ～ 35.46 ±0.76Ma。 在 36Ma 左右,金沙江-劍川-哀牢山地區(qū)發(fā)育一期重要的富鉀巖漿事件,Deng et al.(2014a)解釋為巖石圈地幔伸展拆沉的結(jié)果[6]。

這樣既表現(xiàn)剪切走滑,又有巖漿作用的熱事件,此階段為一走滑伸展熱隆。

4.3 剪切走滑深熔(38 ～22Ma)

36 ～34Ma 的高鉀堿性火山巖為西南三江造山帶廣泛存在的一期高鉀巖漿事件[4,62,93]。 高黎貢剪切帶淡色花崗巖脈的鋯石U-Pb 年齡集中在23Ma左右。 崇山剪切帶淡色花崗巖的年齡為32Ma,表明剪切作用至少開始于32Ma[46],持續(xù)到22Ma 左右,如崇山剪切帶含電氣石花崗質(zhì)脈體鋯石的U-Pb 同位素測年為 21.7 ± 0.3Ma、22.7 ± 0.3Ma。 哀牢山深變質(zhì)巖變質(zhì)鋯石年齡為33.1 ～28.5 Ma,峰期后等溫減壓熔融時間為28 ～22Ma[94]。 瑤山-大象山剪切帶的熱演化過程,角閃石的測年結(jié)果顯示在34～27Ma 之間。 根據(jù)構(gòu)造-古地理重建[21],28Ma 時歐亞大陸邊界總體呈NWW 向延伸,哀牢山地區(qū)的深熔堿性巖漿活動發(fā)生在30 ～28Ma 期間[94]。

隨著印度板塊逐漸向NNE 方向擠入,應力場轉(zhuǎn)化為剪切,并于34 ～32Ma 開始發(fā)生簡單剪切應變[45-46]。 Leloup et al.(1995)也強調(diào)了剪切作用與巖漿作用的同期性,并把巖漿作用的發(fā)生歸因于剪切所產(chǎn)生的熱[14]。

4.4 走滑剪切伸展(22 ～11Ma)

21Ma 時期逆時針剪切作用基本結(jié)束;隨后21～5Ma 東部地塊發(fā)生大角度順時針旋轉(zhuǎn),紅河-哀牢山斷裂由逆時針局部轉(zhuǎn)變?yōu)楦呃柝暽巾槙r針走滑斷裂,實皆斷裂由逆時針轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針[21,94],西南三江地區(qū)南北走向的構(gòu)造帶才最終形成[21,94]。Searle(2006)則把這時變形的淡色花崗巖的結(jié)晶年齡作為了剪切運動的開始時間,而將未變形花崗巖的結(jié)晶年齡視為剪切變形時間的結(jié)束,提出剪切作用最早開始于21Ma,可能終止于5.5Ma[68,95]。

與此同時,西南三江地區(qū)的主要地塊沿著兩條重要邊界斷裂,即紅河-哀牢山斷裂與實皆斷裂順時針走滑。 沿著邊界斷裂的深部層次發(fā)育了高溫糜棱巖組合,它們后期隨著變質(zhì)核雜巖的下盤一起抬升,并于15Ma 前后相繼剝露到近地表[21,96]。

4.5 走滑剝蝕隆升(11 ～5Ma)

張進江等(2003)認為13Ma 左右有一次強烈擠壓的事件,并伴生高原內(nèi)部開始出現(xiàn)東西向伸展[93]。 東亞的氣候在～8Ma 以來發(fā)生了急劇變化,同時整個青藏高原在～8Ma 開始快速隆升并達到最大高度,南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)7 ～6Ma 的脈巖侵位,表明經(jīng)歷了快速的剝蝕-隆升。 南迦巴瓦地區(qū)后期高角度正斷層體系的活動為快速隆升導致的一種垮塌構(gòu)造。

紅河-哀牢山剪切帶順時針脆性轉(zhuǎn)換斷裂活動時間至少是在8Ma 之后[65]。 紅河-哀牢山與實皆等剪切帶由逆時針轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針走滑具有重要的大地構(gòu)造意義,被認為是印支塊體總體從近東西向展布順時針旋轉(zhuǎn)為近南北向展布的最關鍵表現(xiàn)之一,而由逆時針轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針走滑斷裂的年代學證據(jù)(8Ma)是印度大陸向北楔入的關鍵時限制約[49]。 進一步調(diào)節(jié)著印度—歐亞陸-陸碰撞作用,為加厚的地殼持續(xù)伸展塌陷的結(jié)果。

5 西南三江地區(qū)新生代走滑造山探討

西南三江造山帶的構(gòu)造模型有多種,主流有兩種:(1)第一種,強調(diào)了大型走滑斷層在調(diào)節(jié)陸-陸碰撞應力中所起到的重要作用,認為印度板塊相對于揚子陸塊向北運動,引起夾持于其間的印支地塊向東南方向大規(guī)模逃逸,并導致了南海的張開,地塊邊界發(fā)育了深切巖石圈的大規(guī)模走滑斷層,并形成較強的變形帶,陸塊內(nèi)部則保留有相對較弱的變形[8,12-14,16]。 (2)第二觀點是粘滯性流體模型,認為地殼的收縮變形與增厚作用才是調(diào)節(jié)陸-陸碰撞的主要機制,垂直巖石圈方向發(fā)生的剪切作用則處于次要的地位,且只發(fā)生了較小規(guī)模的走滑位移,切割深度也局限在上地殼[17-20]。 另外還有中下地殼韌性通道流模型[96-97]等。 響應兩大陸的碰撞,西南三江造山帶的塊體是“旋轉(zhuǎn)”[20],還是“逸出”[49]一直存有爭論。 因而,目前爭議的焦點還是在機制及動力學體制。

作者通過研究認為西南三江地區(qū)的造山作用主要表現(xiàn)為走滑造山,為5 種運動機制及動力學體制。 (1)碰撞擠壓造山作用,結(jié)晶基底呈大型隆起和拗折,莫霍面下降,從而使地殼增厚,構(gòu)成造山帶。 (2)走滑拉張熱隆(巖漿)造山作用,印度板塊與歐亞板塊碰撞由正向轉(zhuǎn)為斜向,喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)楔入西南三江地區(qū),區(qū)域性大規(guī)模走滑作用形成區(qū)內(nèi)不均勻熱隆- 伸展。 這種伸展作用熱流上涌時,在殼幔之間形成局部混熔、下地殼層產(chǎn)生區(qū)域變質(zhì)及混合巖化作用、韌性殼層內(nèi)產(chǎn)生純剪應變、上地殼產(chǎn)生脆性—脆韌性變形。 (3)走滑剪切深熔造山作用,隨著印度板塊持續(xù)向歐亞板塊斜向俯沖與碰撞,揚子陸塊的阻擋作用突顯,從初期的走滑拉張轉(zhuǎn)變?yōu)樽呋瑪D壓,這些擠壓的剪切走滑斷裂不僅深切地幔,而且導致下地殼局部融熔形成花崗質(zhì)巖漿,驅(qū)動巖漿斜向上升,并控制巖體侵位,沿斷裂帶有一系列花崗質(zhì)深成巖體展布。 與此同時地殼在平面上縮短,垂向上增厚,構(gòu)成造山帶。 (4)剪切伸展拆離造山作用,區(qū)域伸展構(gòu)造疊加在擠壓構(gòu)造之上,出現(xiàn)局部伸展,伴隨巖漿的侵入,使其變質(zhì)核雜巖剝露,為走滑-拆離構(gòu)造耦合機制所造成。 上覆巖石圈板塊受到強烈的伸展,導致地塹與半地塹伸展構(gòu)造體系的發(fā)育,并誘發(fā)了虧損地慢減壓熔融產(chǎn)生的板內(nèi)高鉀巖漿巖的就位。 伸展構(gòu)造的發(fā)生具有繼承性,即沿著先前發(fā)育的實皆、哀牢山、瀾滄江等收縮性和走滑斷裂構(gòu)造部位等發(fā)育。 點蒼山、哀牢山等下地殼深變質(zhì)巖的剝露、變質(zhì)核雜巖的發(fā)育和微弱的鈣堿性巖漿活動性是此間發(fā)育的主要地質(zhì)作用。 (5)走滑垮塌造山作用,隨著造山垮塌的開始,中上地殼發(fā)生了伸展剪切作用,使擠壓剪切帶與組構(gòu)重新活化,繼承性組構(gòu)的運動方向逆轉(zhuǎn),從逆時針轉(zhuǎn)為順時針剪切走滑,快速隆升、剝蝕導致的一種垮塌造山作用。

西南三江造山帶是印度板塊向歐亞板塊斜向俯沖,形成多條巨型走滑剪切帶之一(圖2),其間的塊體旋轉(zhuǎn)向南順時針走滑(圖3)。 印度板塊向北楔入,揚子陸塊相對固定,這樣西邊的實皆斷裂以順時針走滑為主要活動方式、東邊哀牢山-紅河斷裂以逆時針走滑為活動方式,在8Ma 之后轉(zhuǎn)為順時針走滑,并作為西南三江造山帶的邊界斷裂。 走滑斷層系起了位移量調(diào)節(jié)和構(gòu)造變換作用,這樣西南三江造山帶為一特殊的走滑造山帶,走滑斷裂活動是其構(gòu)造體系中主要的斷裂活動方式。

同時,西南三江造山帶物質(zhì)整體圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的順時針旋轉(zhuǎn)運動是非常清晰的。 以崇山-瀾滄江剪切走滑斷裂為界,在活動方式上,東部逆時針走滑斷裂最為顯著,構(gòu)成了大多數(shù)一級和二級構(gòu)造邊界帶的主體,為受反向走滑斷裂制約的剛性體的線性側(cè)向擠出運動學模式(圖3A-b),以擠出為主;西部是順時針走滑斷裂,一般構(gòu)成一級與二級構(gòu)造帶中的次級構(gòu)造,或構(gòu)成一些三級構(gòu)造帶的主體,為受同向走滑斷裂制約的剛性體的旋轉(zhuǎn)擠出運動學模式(圖3A-c),以旋轉(zhuǎn)為主。

走滑造山作用對西南三江造山帶形成的貢獻主要表現(xiàn)在控制和影響著本區(qū)的地質(zhì)演化,包括沉積作用、巖漿作用、變質(zhì)作用和成礦作用等,造成地殼增厚和減薄以及物質(zhì)和應力的調(diào)整,從而成為造山機制之一。 同時使地塊發(fā)生位移和旋轉(zhuǎn),大部分地塊旋轉(zhuǎn)是通過走滑斷層完成的。 大型走滑斷層強烈的剪切走滑應變在塊體邊界形成韌性剪切帶、動熱變質(zhì)帶、伸展盆地、伸展核雜巖、火山活動帶和巖漿活動帶。 值得注意的是,從西南三江造山帶由西向東,旋轉(zhuǎn)的規(guī)模有減小的趨勢,尤其是大的走滑斷裂兩側(cè),如哀牢山-紅河左旋走滑斷裂兩側(cè),旋轉(zhuǎn)的規(guī)模具有明顯的差別。 組成造山帶內(nèi)的地塊一般都發(fā)生過旋轉(zhuǎn),相鄰地塊轉(zhuǎn)動的角度和大小各有差異,這是走滑造山作用的另一主要表現(xiàn)形式。

6 結(jié)論

西南三江造山帶是印度板塊向歐亞板塊斜向俯沖,使青藏高原物質(zhì)東流與相對靜止的東構(gòu)造結(jié)和揚子陸塊之間形成的簡單剪切作用,導致形成多條巨型順時針走滑剪切帶,其間的塊體向南逸出并順時針旋轉(zhuǎn)。 走滑剪切帶起了位移量調(diào)節(jié)和構(gòu)造變換作用。 西南三江地區(qū)的造山作用主要表現(xiàn)為走滑造山。

圖3 西南三江造山帶走滑造山運動學模式Fig.3 Kinematic model of slip orogeny of Sanjiang orogenic belt in Southwestern China

西南三江造山帶經(jīng)歷了5 次運動學及動力學體制的轉(zhuǎn)變:(1)60 ～40Ma 的俯沖碰撞,以印度—歐亞板塊陸-陸碰撞、地殼加厚為代表,地殼擠壓變形,推覆為主要的構(gòu)造樣式;(2)40 ～38Ma 的走滑伸展熱隆,地幔上涌、堿性巖漿巖侵入與火山噴發(fā)、走滑拉分盆地形成;(3)38 ～23Ma 走滑剪切深熔,強烈走滑剪切,伴有深熔花崗巖(脈)侵入,剪切變質(zhì)帶形成;(4)23 ～14Ma 走滑拆離,變質(zhì)核雜巖剝露,地塊向南“逃逸”;(5)11 ～0Ma 的走滑垮塌,中上地殼形成了伸展剪切帶,使擠壓剪切帶與組構(gòu)重新活化,繼承性組構(gòu)的運動方向逆轉(zhuǎn),紅河-哀牢山剪切帶在8Ma 由逆時針轉(zhuǎn)為順時針。