尹福光,潘桂棠,孫志明

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

西南三江構(gòu)造體系及成因有多種論述;“槽臺”觀點認為該區(qū)的大地構(gòu)造屬性是“三江印支褶皺帶(黃汲清和任紀舜,1980;范承鈞,1983;熊家鏞,1984);“地質(zhì)力學(xué)”觀點認為該區(qū)屬阿爾卑斯-喜馬拉雅山巨型歹字型構(gòu)造體系,它的主體是由一系列巨型反S型褶皺帶以及次一級的構(gòu)造、巖漿、變質(zhì)帶組成(李四光,1973)。潘桂棠等(2003)、李興振等(2002)各自提出了“橫斷山”式造山模式。但他們認識也有差別,潘桂棠等(1997,2003)認為西南三江造山帶表現(xiàn)為印度板塊與揚子克拉通之間的非正向、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)造的體系;李興振等(2002)認為西南三江造山帶的形成明顯是板塊的俯沖與碰撞的結(jié)果,為對沖式造山帶。Tapponnier et al.(2001)認為印度大陸向北俯沖,使歐亞大陸內(nèi)部的物質(zhì)沿大型走滑斷裂向東及東南側(cè)向位移,并認為紅河斷層的逆時針平移運動造成南海的開裂。俯沖或?qū)_觀點認為,三江造山帶之下,殘存著印度板塊與揚子克拉通相對下插的痕跡,并由此推定兩個板塊曾發(fā)生相對俯沖(臧紹先,1987;環(huán)文林等,1995;鐘大賚,1998;許志琴等,1999)。

構(gòu)造形變是大陸碰撞最為直接的動力學(xué)體現(xiàn)。西南三江造山帶為特提斯構(gòu)造域由東西向轉(zhuǎn)為南北向的關(guān)鍵部位,是研究構(gòu)造轉(zhuǎn)換、大陸側(cè)向碰撞的重要地段。本文從西南三江造山帶構(gòu)造格局和構(gòu)造演化的基本特征出發(fā),重點闡述構(gòu)造樣式,分析碰撞后陸內(nèi)變形應(yīng)力場及運動學(xué)模式。認為西南三江造山帶表現(xiàn)為印度板塊與揚子克拉通之間的非正向、斜向的碰撞而引發(fā)大規(guī)模的對沖、走滑、旋轉(zhuǎn)及其伴生的伸展、拉分盆地構(gòu)造的構(gòu)造體系,印度板塊與揚子克拉通組成的力偶的剪切擠壓效應(yīng)十分明顯。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

怒江、瀾滄江、金沙江地區(qū)(以下筒稱三江地區(qū)),位于我國西南邊陲,其西南與緬甸接壤,南與老撾、越南相鄰,北面和東面大致以通天河、雅礱江、元江為界。三江地區(qū)大地構(gòu)造橫跨印度板塊、歐亞板塊,內(nèi)含特提斯大洋(潘桂棠等,1997)。由多條走滑斷裂帶及其間的塊體構(gòu)成,包括實皆(主體在緬甸境內(nèi))、高黎貢山、瀾滄江、金沙江-哀牢山、甘孜-理塘等走滑斷裂帶,其間的塊體有騰沖、保山、昌都-蘭坪-思茅、中咱-中甸等地塊(圖1)。表現(xiàn)中部收腰,南北兩段撒開的反S型構(gòu)造格架(李興振等,2002;潘桂棠等,2003)。

圖1 西南三江造山帶新構(gòu)造簡圖及新生代盆地、巖漿巖、核雜巖分布圖(據(jù)潘桂棠等,2003補充)1—新生代盆地;2—新生代火山巖;3—新生代侵入巖;4—板塊縫合帶;5—板塊俯沖帶;6—剪切走滑帶;7—推覆斷層;8—拆離斷層。SJF—實皆斷裂;BM-NBSZ—波密-那邦剪切帶;GLSZ—高黎貢山走滑剪切帶;BLS—班公湖-怒江板塊縫合帶;CMS—昌寧-孟連板塊縫合帶;BLCSZ—北瀾滄江走滑剪切帶;CS-NLCSZ—崇山-瀾滄江走滑剪切帶;JSSZ—金沙江走滑剪切帶;DC-AlSZ—點蒼山-哀牢山走滑剪切帶;GZ-LTSZ—甘孜-理塘走滑剪切帶;XSHF—鮮水河斷裂帶;LMSF—龍門山斷裂帶Fig.1 Neotectonic map of Sanjiang orogenic belt,Southwest China and distribution map of Cenozoic basins,magmatic rocks and core complexes(modified from pan et al.,2003)

2 西南三江造山帶構(gòu)造樣式

西南三江造山帶的基本構(gòu)造輪廓,表現(xiàn)為近南北向走滑斷裂帶的線性構(gòu)造,以及介于其間的地塊復(fù)雜構(gòu)造組合,主要有不同特點和成因?qū)傩缘?種基本構(gòu)造樣式。

2.1 對沖構(gòu)造體系

一是西南三江造山帶整體表現(xiàn)為對沖構(gòu)造樣式,二是塊體內(nèi)部表現(xiàn)為對沖構(gòu)造樣式(主要是昌都-蘭坪-思茅地塊)。

2.1.1 西南三江造山帶對沖構(gòu)造樣式

印度板塊與揚子克拉通碰撞后,持續(xù)的地殼縮短擠壓作用導(dǎo)致構(gòu)造疊置,西南三江造山帶表現(xiàn)為以昌都-蘭坪-思茅地塊為中軸的不對稱走滑對沖構(gòu)造(李興振等,2002)。即以昌都-思茅地塊為中軸,形成兩側(cè)相向?qū)_的山系。西側(cè)有高黎貢山和保山,東側(cè)有梅里雪山、云嶺、大雪山、哈巴雪山、玉龍雪山和點蒼山,盆地內(nèi)部有芒康山和清水朗山。這些山脈大多為由逆沖推覆的構(gòu)造巖片堆疊而成。西部逆沖推覆構(gòu)造巖片及前鋒逆沖斷裂都表現(xiàn)為向東突出的弧形,而逆沖推覆構(gòu)造巖片北翼,也即前鋒逆沖斷裂北段為逆時針逆沖,南段為順時針逆沖;東部逆沖推覆構(gòu)造巖片總體表現(xiàn)向西逆沖,未有突出的向西的弧形,但在揚子克拉通西南緣形成白漢場-哀牢山斷裂為前鋒斷裂的昔臘坪-點山逆沖推覆帶和以字嘎寺-德欽-維西-喬后斷裂為前鋒帶的金沙江帶和中咱-中甸巨型逆沖推覆帶。北西順時針走滑帶和南東逆時針走滑帶剛好位于這兩個逆沖推覆帶前鋒弧的南北兩翼,反映自東向西的逆沖推覆。

(1)西部向東逆沖推覆的逆沖巖席

距昌都-蘭坪-思茅地塊,由北到南、由東向西包括東達山、嘉玉橋、崇山-臨滄、高黎貢山等逆沖巖席。

東達山逆沖巖席,在昌都盆地西側(cè)的類烏齊—吉塘—登巴一帶,西側(cè)吉塘群(AnZ)變質(zhì)巖系和東達山花崗巖帶向東逆沖在昌都盆地弧火山巖帶的石炭紀—二疊紀—三疊紀地層之上?；』鹕綆r帶又向東逆沖在昌都盆地侏羅系—白堊系之上。其前緣斷裂為瀾滄江斷裂。與此相應(yīng),在盆地內(nèi)部也發(fā)育一系列自西向東逆沖巖片。從榮許兵站向東經(jīng)登巴至芒康竹卡以東,可見到東達山花崗巖向東逆沖在石炭—二疊系之上,石炭—二疊系又向東逆沖在上三疊統(tǒng)和古近系—新近系紅層之上,中上三疊統(tǒng)又向東逆沖在侏羅—白堊系之上。在竹卡至拉屋一帶。由于向東逆沖導(dǎo)致侏羅紀地層的褶皺表現(xiàn)為向東倒轉(zhuǎn)的同斜皺褶(圖2)。

圖2 腳巴山構(gòu)造剖面(據(jù)1∶20萬鹽井、芒康幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)Fig.2 Sketch of the Jiaobashan structural section(according to 1∶200,000 Yanjing and Mangkang regional surveys)

嘉玉橋逆沖巖席,其東緣為馬利-邦達-察瓦龍前鋒逆沖斷層,嘉玉橋古生代火山沉積巖系向東斜沖到晚三疊世煤系地層之上,在馬利可見逆沖到古近紀紅層之上。逆沖巖席南西側(cè)為洛隆-八宿反沖斷裂。

崇山-臨滄逆沖巖席,在北段碧羅雪山—崇山一帶,崇山群變質(zhì)巖向東逆沖在蘭坪盆地弧火山巖帶的石炭—二疊紀地層之上。同樣在其前緣蘭坪盆地西部自西向東依次出現(xiàn)石炭紀—二疊紀地層向東逆沖在晚三疊世忙懷組和小定西組之上。后者又逆沖在侏羅紀—白堊紀地層之上,侏羅紀—白堊紀地層又逆沖在古近紀—新近紀地層之上,形成眾多飛來峰(圖3)。最終在白秧坪—營盤—云龍一帶由向東逆沖的大箐山-北莽山斷裂,與盆地東側(cè)向西逆沖的華昌山-沘江斷裂相對峙,兩者近在咫尺,形成以新生代盆地為軸心的對沖帶。

圖3 蘭坪北上干竹河-溫水廟推覆構(gòu)造剖面圖(據(jù)李興振等,2002)Fig.3 Profile of nappe structure from Shangganzhu River to Wenshui Temple in northern Lanping(after Li et al.,2002)

在南段云縣—景洪一帶,臨滄花崗巖帶及瀾滄群變質(zhì)巖帶向東逆沖在思茅盆地二疊紀—三疊紀弧火山巖帶之上,臨滄花崗巖帶內(nèi)部也形成一系列逆沖巖席(楊振德,1996)。在蘭坪-思茅盆地內(nèi)部,于云縣-魏山之間的瀾滄江北岸,發(fā)育上三疊統(tǒng)向北東逆沖推覆形成的逆推帶和飛來峰群,在無量山一帶,盆地基底的無量山群也卷入逆沖推覆構(gòu)造之中,向北東逆推在中生代地層之上(圖4)。

高黎貢山逆沖巖席,前緣斷裂高黎貢山逆沖斷裂帶,表現(xiàn)為大規(guī)模的韌性推覆斷裂帶,略向東凸出呈弧形。斷裂北段的北西延伸部分與嘉黎走滑斷裂相接,在龍陵附近轉(zhuǎn)向南西,被南北向?qū)嵔皂槙r針斷裂帶截切。該斷裂南段西側(cè)高黎貢山群變質(zhì)巖帶和高黎貢山花崗巖帶向東逆沖在保山地塊西側(cè)古生代地層之上。作為強烈的向東部逆沖推覆疊置體的前鋒,其中可見3～4千米寬的韌性剪切帶面理西傾,傾角30～60o,沿貢山—福貢—龍陵—潞西一帶?？梢娤驏|倒轉(zhuǎn)的緊閉同斜褶皺。中新世以來,滇西南騰沖—梁河—隴川—龍川江等地區(qū)伸展盆地內(nèi)上新世—第四紀的河湖相沉積及玄武巖夾層以及高鉀鈣堿性火山巖群的出現(xiàn),代表了地殼塊體走滑、旋轉(zhuǎn)拉分的產(chǎn)物。

(2)東部向西逆沖推覆的逆沖巖席

從北向南包括金沙江混雜帶、中咱-香格里拉、哈巴雪山-點蒼山-哀牢山等逆沖巖席。

金沙江混雜帶仰沖巖席,向西強烈仰沖到西側(cè)二疊紀—三疊紀江達-維西弧火山巖帶之上,其前鋒斜沖斷裂為愛拉山-西渠河橋-白馬雪山-工農(nóng)斷裂。該巖席包括洋內(nèi)弧殘體、弧后盆地消減雜巖組合。其內(nèi)部發(fā)生一系列沖斷層和次一級剪切帶。在白茫雪山等地可見混雜巖與古近紀紅層沖斷層接觸。

中咱-香格里拉逆沖巖席,被夾持在甘孜-理塘和金沙江兩構(gòu)造帶之間。由古生代地層構(gòu)成,其上為三疊系不整合。其西部逆沖前鋒的斷裂帶總體為金沙江蛇綠混雜東側(cè)邊界帶南北延展達600余千米。逆推帶向西逆沖在金沙江蛇綠混雜巖帶之上,混雜帶內(nèi)隨處可見來自中咱-香格里拉地塊的古生代灰?guī)r組成推覆體飛來峰和滑覆體。逆推帶同斜倒轉(zhuǎn)褶皺發(fā)育,邊界沖斷層可見強烈的構(gòu)造糜棱巖化,流劈理及動力變質(zhì)、變形。

哈巴雪山-點蒼山-哀牢山逆沖巖席,由揚子基底的元古界蒼山群和哀牢山群及其上覆的古生代地層向西和南西逆沖在蘭坪-思茅盆地的中新生代地層之上(熊家鏞等,1998)(圖5),這一逆推事件主要發(fā)生于古近紀末期。該逆推帶向北被維西-喬后斷裂所切。

圖5 哀牢山造山帶橫剖面示意圖(熊家鏞等,1998)1.超基性巖;2.中—晚三疊世鉀長花崗巖;3.侏羅紀片麻狀花崗巖;4.白堊紀角閃質(zhì)花崗巖Fig.5 Cross section of Ailao Mountain orogenic belt(after Xiong et al.,1998)

2.1.2 塊體內(nèi)的對沖構(gòu)造

劉俊來等(2006)把此類型稱之為區(qū)域性收縮構(gòu)造型式,主要發(fā)育在昌都-蘭坪-思茅、保山地塊中。

昌都-思茅地塊內(nèi)發(fā)育有較完整的晚古生界,全區(qū)以三疊系、侏羅系—白堊系廣泛分布為特色,東西兩側(cè)分別對稱發(fā)育一個陸緣火山-巖漿弧?；鹕交?、縫合帶,甚或兩側(cè)陸塊均出現(xiàn)構(gòu)造反向,形成前陸盆地式的褶皺與沖斷(圖6)。各逆沖巖席的前鋒斷裂,均表現(xiàn)走滑斜沖的特點。從兩側(cè)造山帶向盆地內(nèi),褶皺由同劈理的同斜倒轉(zhuǎn)褶皺到無劈理的開闊等厚褶皺。昌都-思茅盆地西部發(fā)育的古近紀地層,組成大向斜槽部,形態(tài)狹長,走向南北,其上缺失新近系沉積,反映古近紀的東西向擠壓作用,新近紀以后還發(fā)育走滑拉分盆地和其他山間盆地。

圖6 昌都-芒康盆地構(gòu)造剖面圖Fig.6 Structural section of the Changdu-Mangkang Basin

昌都-思茅盆地兩側(cè)為火山弧帶,使火山弧帶上的石炭系—二疊系和中上三疊統(tǒng)形成一系列向東倒轉(zhuǎn)的褶皺(圖7)。褶皺形態(tài)由西向東由緊閉到開闊,由倒轉(zhuǎn)到正常。類型由深部變形相(變形面為片理)的同劈理褶皺到淺部變形相無劈理褶皺。同時發(fā)育一組向東逆沖的疊瓦狀斷層,及少數(shù)伴生的反沖斷層、飛來峰和滑覆體。其前鋒主斷裂為竹卡-起塘牛場逆掩斷層,該斷層使下盤中侏羅世地層形成一系列向東倒轉(zhuǎn)的褶皺。自此向東,向盆地內(nèi)部,侏羅紀—白堊紀地層褶皺變得十分寬緩。

昌都-思茅盆地東部構(gòu)造樣式主要以發(fā)育疊瓦狀逆沖斷層和等厚褶皺的侏羅山式構(gòu)造變形為主,飛來峰構(gòu)造也很發(fā)育(圖7)。與西部一樣,自東向西褶皺由緊閉到寬緩,由同斜倒轉(zhuǎn)到正常,由有劈理褶皺到無劈理褶皺。不同的是這里金沙江縫合帶的強烈片理化的巖層向西逆沖在二疊系—三疊系弧火山巖帶上?；』鹕綆r帶及昌都地塊東緣古生代地層分別依次向西逆沖在中新生代地層之上。并在前緣形成飛來峰。其前鋒主斷裂為老然-納古逆斷層。該斷裂將昌都中生代盆地切去了其東南角,使東部地層系統(tǒng)直接掩覆在盆地西部中侏羅統(tǒng)之上。

圖7 藏東新生代走滑-對沖構(gòu)造變形圖(據(jù)1:20萬地質(zhì)調(diào)查填圖資料縮編)Ⅰ—義敦島弧;Ⅱ—金沙江縫合帶;Ⅲ—中咱-中甸地塊;Ⅳ—江達-維西火山弧;Ⅴ—昌都前陸盆地;Ⅵ—雜多-東達山陸緣弧;Ⅶ—瀾滄江縫合帶;Ⅷ—左貢地塊;Ⅸ—班公湖-怒江縫合帶;Ⅹ—波密巖漿弧;Ⅺ—下察隅巖漿弧Fig.7 Cenozoic strike slipging-ramp structural deformation map in eastern Tibet

保山地塊在兩側(cè)對沖擠壓下,形成一個以保山為中心的長梭形體。在西部,從高黎貢山向東,總體上形成一個前陸式褶皺沖斷帶。發(fā)育一系列斷面西傾的疊瓦狀斷層,褶皺由西往東,由緊閉倒轉(zhuǎn)到直立正常寬緩,由片理褶皺到無片理褶皺,顯示前陸地帶構(gòu)造變形樣式。在東部,除柯街主斷裂向西逆沖推覆外,東部大多數(shù)斷層為斷面傾向西,向東逆沖的逆沖斷層,形成疊瓦狀,褶皺軸面也向東倒,似乎形成一個前陸反向褶皺沖斷帶。在這一逆推帶的后緣,還有一系列斷層。但在地塊中部施甸壩子可見到兩側(cè)古生代巖層相向?qū)_(李興振等,1999)。

2.2 剪切走滑斷裂構(gòu)造體系

剪切走滑斷裂構(gòu)造是西南三江造山帶最為特色的構(gòu)造樣式,有兩種不同的表現(xiàn),即相對較早階段的下地殼韌性走滑剪切帶和較晚階段中上地殼層次的脆性走滑斷裂構(gòu)造。早期走滑構(gòu)造以近南北向韌性剪切帶為代表。而晚期的走滑斷裂構(gòu)造在多數(shù)地區(qū)普遍存在,既有繼承前期斷裂反向走滑斷裂,又有相伴的廣布于全區(qū)且具有同向滑移的小側(cè)伏角走滑斷層,形成X型展布的走滑斷裂系,調(diào)節(jié)了昌都-蘭坪塊體擠壓收縮并分別向北、向南擠出的應(yīng)變分量(潘桂棠,2003)。

2.2.1 近南北向剪切走滑斷裂帶

(1)昔馬-銅壁關(guān)剪切走滑斷裂系

又稱之為那邦剪切走滑斷裂帶,東起昔馬-銅壁關(guān)一線,西至緬甸境內(nèi)的上新世盆地東沿,是緬甸境內(nèi)著名的Mogok帶的東緣組成,寬3～4 km。帶內(nèi)可見3種巖性:主體為花崗閃長質(zhì)片麻巖,次為呈包體的變質(zhì)基性巖和同構(gòu)造脈狀巖漿巖。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-高溫下的順時針韌性剪切。季建清等(2000)認為經(jīng)歷了兩期變質(zhì)作用的改造,即早期(約76～74 Ma)麻粒巖相變質(zhì)作用和晚期(約23～24 Ma)角閃巖相變質(zhì)作用。那邦剪切走滑帶南段中糜棱巖的變質(zhì)和巖漿鋯石的高溫年齡為50～40 Ma(許志琴等,2016),為早期剪切走滑運動活動時限;剪切帶中同構(gòu)造脈體——細粒黑云母花崗巖的年齡(14～11 Ma)代表了后期順時針走滑運動活動時限。Mogok變質(zhì)帶中高級變質(zhì)巖石中的黑云母40Ar-39Ar測年揭示南段的抬升年齡為36.2～25.9 Ma,中段為24.2～16.6 Ma,北段(Mogok)19.5～16 Ma,逐漸變新的趨勢(許志琴等,2016)。

(2)嘉黎-高黎貢山剪切走滑斷裂帶

近N—S走向的高黎貢剪切帶是一條數(shù)百米至數(shù)千米寬、幾千米長的剪切走滑斷裂帶,其在龍陵附近變成SW走向,向南終止于緬甸實皆斷裂,向北在西藏與順時針的嘉黎剪切帶交匯(Lin et al.,2009),構(gòu)成保山地塊與騰沖地塊的邊界。由花崗質(zhì)、長英質(zhì)糜棱巖、糜棱巖化巖石組成。沿高黎貢山分水嶺的韌性剪切帶的面理上的水平線理的發(fā)育,以及大量非共軸變形的旋轉(zhuǎn)構(gòu)造指示斷裂的順時針剪切,剪切帶的水平位移在50 km以上(丁林和鐘大賚,2013),構(gòu)造面理發(fā)生褶皺,并被后期順時針的走滑斷層所改造。

高黎貢剪切帶變質(zhì)變形作用經(jīng)歷了四期運動:第1期高黎貢山走滑剪切帶有61～58 Ma的碰撞型花崗巖侵入(叢峰等,2010;唐淵等,2016)和55 Ma的變形變質(zhì),或延至54～45 Ma(Song et al.,2010;Zhao et al.,2016);第2期,剪切作用開始于38.4 Ma(李再會等,2012)或32 Ma(Wang et al.,2006),止于24～19 Ma并與淡色花崗巖脈的產(chǎn)出,表明其侵位與該期變形作用有關(guān)(Song et al.,2010;唐淵等,2016);第3期,16～11 Ma期變形表現(xiàn)為韌性順時針走滑剪切作用,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16 Ma(Lin et al.,2009;Zhang et al.,2012),活動年齡是13.86 Ma(丁林和鐘大賚,2013),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10 Ma(Zhang et al.,2012),16～11 Ma期與安達曼海的擴張、緬甸境內(nèi)實皆斷裂的順時針活動相一致,可能是此期地塊再次發(fā)生擠出的結(jié)果;第4期,約8.4～0.9 Ma(Wang et al.,2008),騰沖地塊發(fā)生了向南的擠出和順時針的旋轉(zhuǎn),促成了一系列與此前順時針走滑相關(guān)的盆地的折返和南北向凹陷盆地的形成,制約了騰沖火山巖的噴發(fā)和整個地區(qū)的快速抬升。

(3)瀾滄江剪切走滑斷裂帶

瀾滄江剪切走滑斷裂帶大體沿瀾滄江延伸,NNW走向,長約250 km、寬約10 km,為蘭坪-思茅地塊與臨滄地塊的邊界,在東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)附近與高黎貢剪切帶會聚(Wang and Burchfiel,1997)。在不同地段切割了不同時代地層,在蜂腰地段切割了二疊系、三疊系和侏羅系等地層,為一向東逆沖推覆形成的韌性剪切帶。北段為順時針走滑,中、南段則為逆時針走滑(Akciz et al.,2008;Zhang et al.,2010),可能受南汀河NE向順時針走滑錯動有關(guān)。構(gòu)造巖類型也存在差異,北段純剪切為主的糜棱化巖石發(fā)育強烈面理而線理相對較弱,而中、南段構(gòu)造巖形成于簡單剪切為主的同時發(fā)育強烈線理和面理,為“L-S”構(gòu)造巖。構(gòu)造帶內(nèi)的強變形高級變質(zhì)巖核部面理陡立,線理近水平;向兩側(cè)面理逐漸緩陡立而相向而傾,且上盤逆沖,呈“花式”或“半花式”擠出形態(tài)(張波等,2009)。

瀾滄江剪切走滑斷裂帶記錄了三期變形(Zhang et al.,2010):第1期變形形成直立水平褶皺或斜歪水平褶皺,軸面N—S或NNW—SSE走向,強烈發(fā)育有軸面劈理,是印度-歐亞陸陸碰撞早期擠壓變形的表現(xiàn),其活動年齡范圍為41～17 Ma(Akciz et al.,2008);第2期變形往往形成鞘褶皺、無根鉤狀褶皺,并發(fā)育石香腸構(gòu)造,與S-C組構(gòu)、碎斑旋轉(zhuǎn)系以及糜棱面理,是走滑剪切作用的結(jié)果,剪切作用初期階段的時代為21.7±0.3 Ma、22.7±0.3 Ma(唐淵等,2016);第3期變形表現(xiàn)為脆性共軛斷層,它切過早期的構(gòu)造,把變質(zhì)雜巖剝露出地表,幾何特征表明其受東西向擠壓應(yīng)力控制,黑云母40Ar/39Ar熱年代數(shù)據(jù)表明剪切作用終止于14～9 Ma(李興振等,1999;Akciz et al.,2008;Zhang et al.,2010)。從上述可知,該韌性剪切帶有多次活動,多種成因,既有逆沖推覆,又有逆時針和順時針走滑。三者關(guān)系可能順時針和逆沖推覆在先,逆時針走滑在后。

(4)金沙江-哀牢山(紅河)剪切走滑斷裂帶

金沙江-哀牢山(紅河)剪切走滑斷裂帶是一條長達1000 km、NW—SE走向、斷續(xù)出露的剪切走滑斷裂帶,從西藏東南部一直延伸到中國南海。以劍川為界分為南北兩段,北段為沿金沙江展布,南斷沿哀牢山-紅河展布。

金沙江段與金沙江縫合帶重合,混雜巖基質(zhì)(由碎屑巖、硅質(zhì)巖、基性火山巖構(gòu)成)中可見到拉伸線理、眼球,并表明有逆時針走滑和向西逆沖推覆兩種反應(yīng)。

哀牢山(紅河)段由北向南依次為雪龍山、點蒼山、哀牢山、瑤山-大象山四個變質(zhì)-變形帶。哀牢山剪切走滑帶主要由角閃巖相、綠片巖相變質(zhì)巖組成。早期經(jīng)歷逆時針走滑后期轉(zhuǎn)為順時針走滑斷層。變形分為4期(Tapponnier et al.,1982;Cao et al.,2011a;Liu et al.,2015):第1期為擠壓變形,大約58～56 Ma的共軸變形和區(qū)域性的收縮(劉俊來等,2008);第2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℃,有高鉀堿性巖石組合,大約43～30 Ma;第3期變形是在哀牢山變質(zhì)雜巖中廣泛存在的單剪變形,經(jīng)歷了逆時針走滑剪切作用,變形溫度在400～600℃,深變質(zhì)鋯石年齡為33.1～28.5 Ma、剪切變形時間為28～22 Ma;第4期變形為主要分布在變質(zhì)雜巖邊部的脆性正斷層,13～0 Ma左右為正滑剪切,于5 Ma開始的順時針走滑作用(Allen et al.,1984;Peltzer and Tapponnier,1988;Leloup et al.,1995,2001),最終把中下地殼的韌性物質(zhì)剝露到地表。

(5)甘孜-理塘剪切走滑斷裂帶

甘孜-理塘逆沖走滑剪切斷裂帶繼承于甘孜-理塘蛇綠混雜巖帶,晚二疊世末開始擴張為洋盆,晚三疊世向西俯沖,形成大量密集的韌性斷層、緊閉褶皺和流劈理,在中段發(fā)現(xiàn)有藍閃石變質(zhì)礦物。侏羅紀以后陸內(nèi)匯聚,進一步形成逆沖推覆構(gòu)造及走滑剪切斷層。其構(gòu)造樣式為蛇綠混雜巖透鏡體、脆-韌性斷層、推覆構(gòu)造,斜歪褶皺、樞紐軸面同斜褶皺,主要表現(xiàn)為中深—中淺構(gòu)造層次的變形。

2.2.2 近北東、北西走滑斷裂系

印度板塊東北角向北東的楔入,西南三江造山帶除了近南北向的大規(guī)模的逆時針或順時針走滑構(gòu)造外,同時,在各塊體中,還廣泛發(fā)育一系列北東向和北北西向構(gòu)造,它們互相交切,雁行斜列,等距出現(xiàn)。這些斷裂帶以走滑為主,又往往具有早期為張性,晚期為壓性特征。北北西向斷裂發(fā)育在瀾滄江斷裂以東的昌都、蘭坪-思茅地塊之中,一般都具有順扭性質(zhì),與南北向走滑斷裂交角較小,伴有走滑拉分盆地。北東向斷裂發(fā)育在瀾滄江斷裂以西的騰沖、保山地塊、臨滄等地塊之中,一般均具反扭性質(zhì),同樣伴有走滑拉分盆地。又可把它們當(dāng)作一種獨立的棋盤格式構(gòu)造體系看待(吳中海等,2015)。

這兩組構(gòu)造的共同特點是走向平直穩(wěn)定,穿切能力較強,斜切強大的南北走向主干構(gòu)造,如南汀河斷裂斜切了昌寧-孟連構(gòu)造帶、臨滄地塊、南瀾淪江構(gòu)造帶;德欽-維西-喬后剪切帶逆時針走滑形成的韌性剪切帶,它向北可到藏東江達字嘎寺以北至青海境內(nèi),控制形成了蘭坪新生代盆地、并與近南北向的金沙江走滑斷層共同控制了劍川盆地的形成。

(1)西部NE—近EW向逆時針走滑斷裂系

NE—近EW向弧形展布的有逆時針走滑運動的瑞麗-龍陵裂帶、南汀河斷裂帶、黑河斷裂帶等,以及騰沖地塊、保山地塊內(nèi)部的逆時針走滑斷裂組成。瑞麗-龍陵斷裂帶與高黎貢斷裂相連,前已述。

南汀河斷裂是一條線性特征十分清楚的NE向走滑斷層,起始于思茅地體中部蜂腰部位的西南側(cè),并向西南延伸進入緬甸并最終與近南北走向的實皆順時針走滑斷裂相交,全長超過300 km(Socquet and Pubellier,2005;王晉南等,2006)。南汀河走滑斷裂帶在始新世時期發(fā)生順時針走滑運動,自上新世開始轉(zhuǎn)變?yōu)槟鏁r針走滑運動(楊振宇等,2001)。瀾滄江大拐彎的形成與南汀河斷裂的逆時針走滑有直接的關(guān)系。

騰沖地塊內(nèi)的大盈江、隴川江斷裂都具逆時針特征。如隴川江斷裂逆時針錯斷了中新世晚期的芒東盆地。晚中新世—早上新世騰沖地塊內(nèi)部構(gòu)造型式的轉(zhuǎn)變,逆時針走滑運動的出現(xiàn)制約了火山巖地區(qū)凹陷的展布,為騰沖火山巖的噴發(fā)提供了適宜的構(gòu)造環(huán)境,提供了火山活動時巖漿上行的通道。

(2)東部NNW—近NW向逆時針走滑斷裂系

在昌都地塊東部表現(xiàn)為侏羅紀—白堊紀地層形成一系列軸向或走向北西的呈雁列式排列的褶皺和斷裂,及始新世貢覺走滑拉分盆地的形成,反映字嘎寺-德欽大斷裂的順時針走滑特征。在西側(cè)主要是發(fā)育逆時針走滑斷裂及囊謙走滑拉分盆地的形成,顯示逆時針走滑特征(李興振等,1999)。

德欽-維西-喬后剪切帶為逆時針走滑形成的韌性剪切帶,表現(xiàn)最為顯著的是錯斷的古近紀原型盆地。另一方面,在斷層演化的晚期階段,廣泛發(fā)育規(guī)模不等的逆沖-推覆構(gòu)造(薛春紀等,2002;陶曉風(fēng)等,2002)。

2.3 走滑伸展滑脫構(gòu)造體系

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)及鄰區(qū)(東南亞地區(qū))普遍發(fā)育,伸展構(gòu)造最主要的表現(xiàn)形式為變質(zhì)核雜巖和地塹(新生代盆地)構(gòu)造。

在紅河-哀牢山斷裂帶與實皆斷裂帶間,已經(jīng)有多人多次報道變質(zhì)核雜巖的存在,例如云南雪龍山、點蒼山、哀牢山(Tapponnier et al.,1986;張世濤等,2000;劉俊來等,2008)、瀾滄江和西盟雜巖,越南、泰國以及緬甸的Day Nin Con Voi雜巖(Nam et al.,2003)、Mogok片麻巖帶、Doi Inthanon-Doi Suthep雜巖和Bukhang彎隆。他們并合理地解釋了這一地區(qū)零散分布的下地殼深變質(zhì)巖石的剝露機制。

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,雜巖體原巖為新元古代,并經(jīng)歷了變質(zhì)作用—混合巖化作用的改造(劉俊來等,2008)。剝露時間的非均一性也為人們所接受,除了個別年齡數(shù)據(jù)較老,大于30 Ma,區(qū)域變質(zhì)核雜巖的主體剝露時間普遍認為介于27～16 Ma之間(Leloup and Kienast,1993;Morley et al.,2001)。變質(zhì)核雜巖的剝露是由于古近紀的地殼增厚、浮力驅(qū)動地殼產(chǎn)生垮塌和下地殼流動(Morley et al.,2001),或者由于走滑斷層地質(zhì)年代學(xué)的相似性而認為沿紅河剪切帶的逆時針走滑斷層所致,如大象山嶺變質(zhì)核雜巖、哀牢山變質(zhì)核雜巖(Tapponnier et al.,1986),或者直接歸因于區(qū)域性伸展作用(Leloup and Kienast,1993)。劉俊來等(2007)認為位于西南三江紅河斷裂和實皆斷裂帶之間的扇形區(qū)域內(nèi)出現(xiàn)的變質(zhì)核雜巖與漸新世—中新世時期區(qū)域性伸展作用有關(guān),而伸展作用是由印支地塊的差異性旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的,其原因是由于約33 Ma開始斜向俯沖的印度板塊的順時針旋轉(zhuǎn)和回退所致。在印支塊體不同部位的差異旋轉(zhuǎn)導(dǎo)致地塊的伸展,且失去其完整性,并致使變質(zhì)核雜巖的剝露。

2.4 走滑拉分盆地構(gòu)造體系

在新生代,西南三江地區(qū)發(fā)育一系列走滑拉分盆地,從北至南有囊謙盆地、貢覺盆地、蘭坪盆地、劍川盆地、洱海盆地、彌渡盆地等(圖8)。

圖8 西南三江地區(qū)走滑拉分盆示意圖1—新生代盆地;2—走滑斷層;3—褶皺;①—車所鄉(xiāng)-德欽斷裂;②—溫泉斷裂;③—芒康斷裂;④—紅河斷裂;⑤—哀牢山斷裂;⑥—江城斷裂;⑦—鎮(zhèn)源斷裂Fig.8 Sketch diagram of Strike-slip pull-apart basins in Sanjiang area of Southwest China

拉分盆地群及單個盆地,均呈近SN向、NWW向展布,為盆地大小不一,長寬不等,通常所見呈反“S”(如八宿、洛隆盆地)、不規(guī)則菱形(如囊謙、貢覺盆地)。明顯受控先存斷裂軟弱帶,主體被走滑斷裂控制。沉積厚度最大的部位為近盆緣走滑斷層一側(cè)。河流沖積扇常沿盆緣斷裂分布,使得盆地中沉積物在橫剖面上表現(xiàn)為不對稱性。如囊謙盆地沿NW—SE向展布,其基底向東傾斜呈不對稱條狀,長約55 km,東西寬8～15 km,最寬達18 km,長寬比率近似于3,沉積厚度約為3300 m,而厚度最大的部位在近盆緣走滑斷層一側(cè)。囊謙盆地早期拉張始于38.3～37.5 Ma,貢覺盆地拉張稍早,46.2～40.8 Ma(李忠雄等,2006)。

劍川盆地長約100 km、寬約40 km的菱形盆地。在36.23±0.88～35.46±0.76 Ma間發(fā)育一套火山噴發(fā)相-火山沉積相組合(沙紹禮和敖德恩,2001;覃瓊等,2018)。盆地周圍邊界斷層均表現(xiàn)出正斷性質(zhì),為逆時針走滑斷裂系中的張裂。盆地近EW向擠壓作用發(fā)生在15 Ma,而區(qū)內(nèi)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5.4 Myr前,強烈活動于(1.6～1.5)Ma(向宏發(fā)等,2009)。

洱海盆地發(fā)育在紅河斷裂的北端(圖9a),從北向南由四個小的凹陷組成,由兩組陡立的NE—SW和NW—SE向的共軛張剪性斷層組限定并隔開(圖9b),為一伸展斷陷盆地,由走滑斷裂系統(tǒng)中發(fā)育的兩組陡立共軛張剪性斷層所控制形成,總體上反映了近E—W向的區(qū)域伸展。

依據(jù)盆地沉積特征和年代學(xué),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(46.2～40.8 Ma)至古始新世中期(37.5～35.46 Ma)、上新世中晚期至早更新世(3.6～1 Ma)和中更新世(0.6～0.12 Ma),它們代表了構(gòu)造擠出造山后的重力垮塌和伸展變形(唐淵和劉俊來,2010)。

3 西南三江造山帶構(gòu)造體系演化

從以上論述可以看成出,西南三江造山帶構(gòu)造體系突出表現(xiàn)為以昌都-蘭坪-思茅地塊為中軸的不對稱走滑對沖構(gòu)造(李興振,2002),次為與走滑斷裂相伴的伸展滑脫與走滑拉分盆地構(gòu)造體系,再次為塊體內(nèi)部的近北東、北西向走滑斷裂系。

對沖構(gòu)造構(gòu)造體系既有先期的繼承,又與走滑構(gòu)造體系共同發(fā)展。西南三江造山帶是奠基于晚古生代至三疊紀的古特提斯洋兩側(cè)的多島弧盆系演化的基礎(chǔ)上,三疊紀以來經(jīng)歷俯沖造山、弧-弧或弧-陸碰撞造山,發(fā)展于中生代晚期至新生代陸內(nèi)走滑收縮造山(潘桂棠等,2003)。

3.1 擠壓收縮變形(66～40 Ma)

區(qū)域性擠壓收縮變形在西南三江造山帶表現(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(劉俊來等,2006)。張進江等(2003)認為62～59 Ma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。高黎貢剪切帶淡色花崗巖脈的鋯石U-Pb年齡集中在54～45 Ma,丁林和鐘大賚(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59 Ma左右,說明當(dāng)時西南三江地區(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(丁林和鐘大賚,2013)。

但李興振等(2002)認為,古近紀(66～40 Ma)早中期,由先前的純擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)閿D壓走滑(斜沖)。三大逆沖推覆帶繼續(xù)發(fā)展。西部高黎貢山逆沖推覆帶,在其弧鋒側(cè)緣北段他念他翁山脈于84～74 Ma出現(xiàn)強烈逆時針走滑,這與逆沖推覆帶自西向東推覆時,其北翼運動方向相一致,側(cè)緣南段瑞麗-龍陵為順時針走滑。推覆帶內(nèi)大量發(fā)育晚燕山期—喜馬拉雅期碰撞造山型殼熔花崗巖,表明這一逆沖推覆在這一時期繼續(xù)活動。在東部金沙江和中咱-中甸地塊巨型逆沖推覆帶的前緣,其前鋒斷裂——字嘎寺-德欽-中甸、維西-喬后斷裂的北段控制了古近紀貢覺走滑拉分盆地,南段控制了維西—喬后一帶北西向古近紀盆地的形成,表明這個逆沖推覆帶也在繼續(xù)活動。再東部,揚子西南緣,昔臘坪-點蒼山逆沖推覆帶也在活動,其弧鋒北翼北東向走滑斷裂控制了洱源—麗江、永勝—寧蒗一帶古近紀盆地的形成(李興振等,1999)。正是這東西兩側(cè)的擠壓和逆沖推覆導(dǎo)致了蜂腰地段的強烈收縮。

3.2 走滑深熔熱隆(40～23 Ma)

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(xué)特征(Tapponnier et al.,1982)。那邦韌性剪切帶中糜棱巖的變質(zhì)鋯石和巖漿鋯石的高溫年齡為50～40 Ma(許志琴等,2016)。高黎貢剪切帶順時針走滑表現(xiàn)為在～40 Ma可能開始活動的糜棱巖化作用(Tapponnier et al.,1986),并于24～12 Ma進入主要活動期(Wang et al.,2006;Lin et al.,2009)。崇山韌性剪切帶自～32 Ma開始發(fā)生逆時針韌性剪切運動,并一直持續(xù)到～17 Ma(Socquet and Pubellier,2005;Akciz et al.,2008)。北部他念他翁山脈發(fā)生順時針走滑運動(40～32 Ma)(王根厚等,1996),怒江一帶的順時針走滑估計也發(fā)生在這個時期。

在45～30 Ma,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(Sch?rer et al.,1994;Liang et al.,2007;Lu et al.,2012;Deng et al.,2014)。如劍川盆地火山事件的噴發(fā)于36.23±0.88～35.46±0.76 Ma(Deng et al.,2014),應(yīng)為巖石圈地幔伸展拆沉的結(jié)果。

在36～23 Ma,三江地區(qū)發(fā)生剪切走滑深熔堿性巖漿活動。高黎貢剪切帶淡色花崗巖脈的鋯石U-Pb年齡集中在23 Ma左右。崇山剪切帶淡色花崗巖的年齡為32 Ma,持續(xù)到23 Ma左右(Akciz et al.,2008)。金沙江-紅河富堿斑巖帶中部分同位素年齡值在40～35 Ma之間的花崗斑巖和卓潘堿性巖(37 Ma)形成于這個時期。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28～22 Ma(唐淵和劉俊來,2010)。Leloup et al.(1995)強調(diào)了剪切作用與巖漿作用的同期性,并把巖漿熔融的發(fā)生歸因于剪切所產(chǎn)生的熱,他認為隨著印度板塊逐漸向NNE方向擠入,應(yīng)力場轉(zhuǎn)化為剪切,并于34～32 Ma開始發(fā)生簡單剪切應(yīng)變。

3.3 走滑剪切伸展(23～5.5 Ma)

此階段代表性運動為快速的剝蝕-隆升、變質(zhì)核雜巖剝露到近地表。

沿嘉黎-排龍發(fā)生順時針走滑,中新世(20 Ma)以來的滑移距離大于200 km,第四紀走滑速度為2～10 mm/a(李興振等,2002)。藏東貢日嘎布走滑斷裂活動高峰時間分別為23 Ma和24 Ma(鐘大賚等,1989)。高黎貢斷裂在12.7 Ma發(fā)生100 km左右的順時針位移(李興振等,2002)。哀牢山逆時針走滑運動繼續(xù)進行,大多數(shù)年齡約在24 Ma至17 Ma左右;維西-喬后斷裂仍在繼續(xù)活動,在南部維西-喬后段,一直控制著古新統(tǒng)云龍組,中新統(tǒng)雙河組的沉積,甚至上新統(tǒng)三營組的沉積,表明長期以來一直在不斷活動。維西南箐福山神廟一帶,雙河組含煤系地層的發(fā)育及褶皺斷裂都在此時發(fā)生。劍川馬登一帶三營組的褶皺與維西-喬后斷裂活動有關(guān)。向斜西翼三營組巖層產(chǎn)狀為130°∠75°,顯示向斜軸向為北東—南西向,與北西向盆地和維西-喬后斷裂方向呈“入”字型,反映一種向北西逆沖兼逆時針走滑特點,表明以字嘎寺-德欽-維西-喬后斷裂為前鋒斷裂的金沙江帶逆沖推覆活動仍在繼續(xù)進行。

山脈受到一定夷平,盆地中普遍發(fā)育煤系,以斷塊隆升為主。斷塊隆升導(dǎo)致沉積盆地邊緣地層掀斜和褶皺,如蘭坪沘江河谷三營組巖層的向北西傾斜,和上覆第四系呈不整合。張進江等(2003)認為13 Ma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。東亞的氣候在～8 Ma以來發(fā)生了急劇變化,代表了整個青藏高原在～8 Ma開始快速隆升并達到最大高度,南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)7～6 Ma的脈巖侵位,表明經(jīng)歷了快速的剝蝕-隆升。Searle(2006),Rangin et al.(1995)和Royden et al.(1997)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的結(jié)束時間,提出剪切作用最早開始于21 Ma,可能終止于5.5 Ma。

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15 Ma前后相繼剝露到近地表(裴軍令等,2019)。

3.4 走滑剝蝕隆升(5.5～0 Ma)

在5.5 Ma,西南三江地區(qū)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)轫槙r針走滑,實皆斷裂由逆時針轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針走滑,三江地區(qū)南北走向的構(gòu)造帶最終形成(劉俊來等,2006;唐淵和劉俊來,2010)。Leloup et al.(1995,2001)就認為紅河-哀牢山剪切帶順時針脆性轉(zhuǎn)換斷裂活動時間至少是在8 Ma之后。西南三江地區(qū)西部瑞麗斷裂在8.4～0.9 Ma經(jīng)歷了左行走滑和正斷,與騰沖盆地的火山活動同期(Wang et al.,2008)。

上新世古地磁數(shù)據(jù)顯示,保山地體東部地區(qū)自上新世以來相對于東亞構(gòu)造穩(wěn)定區(qū)古地磁參考極發(fā)生了14.5°±4.8°的逆時針旋轉(zhuǎn)運動,與保山地塊其它區(qū)域古近紀至中新世的順時針旋轉(zhuǎn)變形截然相反(裴軍令等,2019)。而保山地塊地殼運動學(xué)方式直接控制了地塊邊界和地塊內(nèi)部走滑斷裂系的構(gòu)造演化過程,如南汀河走滑斷裂帶上新世時期由順時針轉(zhuǎn)為逆時針走滑性質(zhì)。而在地殼北向縮進過程中伴隨的地殼順時針旋轉(zhuǎn)運動則導(dǎo)致了崇山走滑斷裂帶的逆時針韌性剪切運動。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,被認為是青藏高緣東緣及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(guān)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(xué)證據(jù)(8 Ma)是印度大陸向北楔入的關(guān)鍵時限制約(Cao et al.,2011a,b),此過程進一步調(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。

龔俊峰等(2008)認為南迦巴瓦地區(qū)在7～6 Ma前開始發(fā)育正斷裂系,該地區(qū)的抬升開始啟動,于3 Ma開始快速抬升。雷永良等(2008)通過對滇西北獨龍江巖體凝灰石裂變徑跡的年齡-高程模式分析指出6～5 Ma巖體抬升-剝露作用較強烈的時期,處于快速剝露時期,此時,滇西臨滄花崗巖基的冷卻速率自5 Ma以來明顯變大(施小斌等,2006),同樣,中甸地區(qū)的構(gòu)造隆升主要集中在2個時間段,即10.2～5.2 Ma和5.2 Ma至今,5.2 Ma以來經(jīng)歷區(qū)域性的快速構(gòu)造隆升事件(鄒波等,2014)。自古近紀早期印度板塊與歐亞大陸初始碰撞以來,青藏高原東南緣的地殼運動方式在漸新世末期至早中新世時期、以及上新世早期分別發(fā)生了轉(zhuǎn)換。

4 三江構(gòu)造體系形成的動力學(xué)機制及其效應(yīng)

西南三江地區(qū),新生代造山作用主要表現(xiàn)為順時針壓扭作用并伴隨推覆縮短作用。造山帶呈現(xiàn)一系列具順時針對沖或反沖斷裂構(gòu)造的時空結(jié)構(gòu)型式。國內(nèi)外學(xué)者對于三江地區(qū)的新生代構(gòu)造變形特征與形成機制的主流觀點包括:①李四光(1973)地質(zhì)力學(xué)理論中所強調(diào)的在壓扭作用下導(dǎo)致地殼發(fā)生旋卷變形而形成的歹字型構(gòu)造體系;②剛性塊體橫向擠出模式認為以紅河、高黎貢等大型走滑斷裂為邊界的印支地塊發(fā)生了數(shù)百千米的擠出(Tapponnier et al.,1986;Peltzer and Tapponnier,1988;鐘大賚等,1989;Avouac and Tapponnier,1993;Leloup et al.,1993,1995,2001;許志琴等,2016)。斷塊順時針旋轉(zhuǎn)模式(England and Molnar,1990;劉宇平等,2003)認為東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)之東,變形主要以大規(guī)模南東及近南北向的走滑變形及地塊的順時針旋轉(zhuǎn)為特色。渦旋構(gòu)造(Wang and Burchfiel,1997;Wang et al.,1998;潘桂棠等,2003)認為西南三江地區(qū)構(gòu)造由東西向轉(zhuǎn)為近南北向,然后又轉(zhuǎn)為南西向,即現(xiàn)代地殼運動受渦旋構(gòu)造的控制。

本文提出力偶剪切擠壓模式(圖10)。在特提斯大洋未關(guān)閉之前,印度板塊與揚子克拉通隔海相望,但又不是正面相對,不在同一經(jīng)線上,印度板塊在西南、揚子克拉通在東北,相隔甚遠。隨著印度板塊向北漂移,并與歐亞板塊相碰,特提斯大洋逐漸消亡,兩者逐漸靠攏。揚子克拉通作為歐亞板塊內(nèi)較大的剛性塊體,就與印度板塊剛性塊體構(gòu)成了力偶。但二者之間始終由特提斯大洋縫合帶相隔離,并保持相向、相對運動。兩個剛性體的南北相向運動,原隔離它們的特提斯大洋縫合帶“塑性地質(zhì)體”發(fā)生彎曲轉(zhuǎn)向,由東西向轉(zhuǎn)為南北向,并遭受順時針剪切與近東西向擠壓。相應(yīng)的形成了兩種構(gòu)造體系:一是,近南北向走滑的線性斷裂帶和向東南方向移動、旋轉(zhuǎn)的塊體;二是,印度板塊與歐亞板塊之間的碰撞并不是簡單的向北正向碰撞,且還有自西向東的撞壓,就形成了以昌都-思茅地塊作為中軸近東西向的對沖構(gòu)造。在西部形成多個向東突出的弧形推覆體,其前鋒逆沖斷裂與近南北向走滑斷裂共同構(gòu)成弧形逆沖走滑斷層。

圖10 西南三江造山帶走滑造山運動學(xué)模式A.西南三江造山帶力偶受力示意圖;B.西南三江造山帶走滑、旋轉(zhuǎn)運動(據(jù)吳中海等,2015修改),B-a:印度板塊楔入歐亞板塊,西南三江造山帶受反向走滑斷裂制約,被側(cè)向擠壓、擠出,斷裂制約的剛性地體的側(cè)向擠出;B-b:受反向走滑斷裂制約的剛性體的線性側(cè)向擠出運動學(xué)模式;B-c:受同向走滑斷裂制約的剛性體的旋轉(zhuǎn)擠出運動學(xué)模式;C.西南三江造山帶力偶運動學(xué)模式,C-a:印度板塊與揚子克拉通相聚前;C-b:印度板塊與揚子克拉通相聚時;C-c:印度板塊與揚子克拉通現(xiàn)在相對位置;D.西南三江造山帶走滑斷裂體系簡圖;INP—印度板塊;YZC—揚子克拉通;TTSO—特提斯大洋逢合帶;SJF—實皆斷裂;HHF—紅河斷裂Fig.10 Kinematic model of slip orogeny of Sanjiang orogenic belt,Southwest China

4.1 斷塊順時針旋轉(zhuǎn)或渦旋運動

對青藏高原東南部地區(qū)進行的地震活動分析、GPS觀測、新構(gòu)造、活動構(gòu)造等的研究表明,青藏高原東南緣現(xiàn)今的地塊活動以圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的順時針旋轉(zhuǎn)為特征,表現(xiàn)為各塊體自身的旋轉(zhuǎn)與西南三江地區(qū)整體渦旋。

碰撞前近東西向的歐亞大陸邊緣以東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)為垂直軸,順時針旋轉(zhuǎn)約90°(England and Houseman,1986;陳海泓等,1992;Royden et al.,1997)。Kornfeld et al.(2014)在騰沖地塊北部靠近高黎貢韌性剪切帶的片馬地區(qū)獲得了約40 Ma的原生特征剩磁分量,顯示片馬地區(qū)自約40 Ma以來相對于東亞構(gòu)造穩(wěn)定區(qū)古地磁參考極發(fā)生了約87.2°±11.8°的順時針旋轉(zhuǎn)運動。保山地塊古近紀和中新世古地磁結(jié)果顯示,漸新世末期以來,騰沖地塊、保山地塊西部和中部區(qū)域發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)運動,至今相對于東亞構(gòu)造穩(wěn)定區(qū)累積了～80°的順時針旋轉(zhuǎn)量(Kornfeld et al.,2014)。相對于穩(wěn)定的揚子克拉通,景谷盆地早白堊紀以來旋轉(zhuǎn)了90°以上(陳海泓,1992)。塊體的旋轉(zhuǎn)調(diào)節(jié)著印度板塊與揚子克拉通之間強烈順時針剪切的作用(Wang et al.,1997;Socquet and Pubellier,2005),使得其向東南方向走滑距離有限(潘桂棠等,2003;吳中海等,2015)。青藏高原東部GPS速度場指示印度板塊東北角與揚子克拉通之間的青藏高原東南部地殼運動表現(xiàn)為圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的渦旋運動(King et al.,1997;陳智梁等,1998,1999)。渦旋總的趨勢是從西向東和從北向南,速率減小,速度矢量方位角變大。渦旋由旋轉(zhuǎn)中心、旋轉(zhuǎn)主體和外圍三部分組成,旋轉(zhuǎn)中心位于(95.77±0.071°E,24.88±0.11°N),旋轉(zhuǎn)速率為內(nèi)圈8.38～17.49 mm/a、外圈7.7～8.61 mm/a、外圍1.57～5.64 mm/a。由于內(nèi)外圈旋轉(zhuǎn)速度的差異,從內(nèi)圈到外圈,分別出現(xiàn)順時針走滑斷裂(如嘉黎、高黎貢山斷裂)、共軛剪切(理塘斷裂)、逆時針走滑斷裂(鮮水河-小江斷裂)。青藏高原東南部地殼整體渦旋說明了青藏高原東南部地殼并非向東南方擠出、逃逸。

劉俊來等(2006)認為東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)之東,變形主要以大規(guī)模南東及近南北向的走滑變形及地塊的順時針旋轉(zhuǎn)為特色。44～42 Ma時期,印度板塊運動方向從NE23°～25°方向變?yōu)镹E40°(順時針旋轉(zhuǎn)),導(dǎo)致了西南三江地區(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向東逃逸。而印度板塊運動方向的轉(zhuǎn)變和同時發(fā)生的揚子克拉通相對南向移動,導(dǎo)致三江地區(qū)巖石圈地塊的大角度快速旋轉(zhuǎn),甚至可以達到90°和側(cè)向碰撞帶的出現(xiàn),以及沿著側(cè)向碰撞帶西緣的快速斜向俯沖過程。

4.2 剪切走滑作用

印度板塊相對于歐亞板塊體積小,不是全面碰撞,而是向北楔入,在其前鋒東西兩端形成兩個構(gòu)造結(jié)。東構(gòu)造結(jié)以東的青藏高原東南地區(qū),原近東西向地質(zhì)體轉(zhuǎn)向為近南北向,地殼物質(zhì)在發(fā)生擠壓縮短的同時,受印度板塊、揚子克拉通兩個剛性塊體的相向運動,受到剪切并走滑。兩個剛性塊體反時針相對運動,在西南三江地區(qū)以體積相對較大的昌都-思茅地塊作為中軸,其西部形成系列順時針走滑斷層、東部為逆時針走滑斷層。并影響到揚子克拉通內(nèi)部,形成巨型的鮮水河-小江逆時針走滑斷裂,也有不少學(xué)者認為是青藏高原東緣走滑的東部邊界,但從地質(zhì)體力學(xué)性質(zhì)有所解釋不通,還需進一步論證。

特提斯大洋與弧盆系本身就具有條塊相間的特征,在走滑過程中,這些次一級的剛性塊體內(nèi)部也產(chǎn)生走滑,由近南北向主走滑斷裂派生,形成以主斷裂性質(zhì)相反的走滑斷裂,并兼有張性,形成走滑拉分盆地。如騰沖地塊一系列北東向逆時針走滑斷層與走滑拉分盆地,現(xiàn)代火山巖噴發(fā);保山地塊中的南汀河逆時針走滑盆地,東部昌都盆地東西各一條NNW向斜切盆地的順時針走滑斷層與囊謙盆地、貢覺盆地,在盆地初始形成階段的堿性火山巖噴發(fā);蘭坪地塊中維西-喬后逆時針剪切帶與劍川盆地更強烈的堿性火山巖噴發(fā),中咱-中甸地塊的德欽-中甸逆時針剪切帶等。

受共軛走滑斷裂圍限的幾個側(cè)向縮短的地塊的古近紀及新近紀運動學(xué)形式說明除了近垂向的拉伸之外,還有順走向轉(zhuǎn)換的調(diào)節(jié)作用。在橫斷山西鄰的印緬山地,實皆斷裂以西的那加山向西逆沖,實皆斷裂以東的高黎貢山向東逆沖疊覆,也表明實皆順時針走滑存在順走向的轉(zhuǎn)換調(diào)節(jié)作用。

走滑時間大體認識統(tǒng)一。Wang et al.(2008)認為高黎貢剪切帶順時針走滑起始于32 Ma,主要活動在29～27 Ma、18～17 Ma和14 Ma三個階段。李興振等(2002)、許志琴等(2016)更認為高黎貢順時針走滑剪切帶和西側(cè)的拉邦順時針走滑剪切帶的高溫變質(zhì)年齡為52～46 Ma,并且走滑更早。哀牢山-紅河走滑斷裂帶在32～17 Ma之間發(fā)生了逆時針走滑運動,而在17～5 Ma之間進入非活躍期,之后自5 Ma開始進一步轉(zhuǎn)變?yōu)轫槙r針走滑運動(Wang and Burchfiel,1997)。可以判定,走滑作用可能自西向東逐漸推進,起始時間可能在50 Ma左右,也代表了印度-歐亞在印度東構(gòu)造犄角外側(cè)的斜向碰撞的初始時間可能也在50 Ma左右。

南北走滑或向南“逃逸”的距離一直存疑,Tapponnier et al.(1986)、鐘大賚等(1989,1996)、Leloup et al.(1995)等認為以紅河、高黎貢等大型走滑斷裂為邊界的印支地塊發(fā)生了數(shù)百千米的擠出。緬甸實皆斷裂在13 Ma的順時針剪切導(dǎo)致安達曼海拉開435 km;高黎貢斷裂在12.7 Ma發(fā)生100 km左右的順時針位移;嘉黎-排龍順時針走滑斷裂中新世(20 Ma)滑移距離為200 km以上,第四紀走滑速度為10～2 mm/a。李興振等(1999)認為晚白堊世以來,蘭坪-思茅陸塊開始被向南擠離,達200～300多千米,而Yang et al.(2014)對呵叻盆地的古地磁研究認為印支板塊在晚白堊世中期以來,相對于華南沿紅河斷裂發(fā)生了1500±800 km的向SE位移(鐘大賚和丁林,1996)。

4.3 對沖構(gòu)造作用

西南三江地區(qū)的對沖構(gòu)造體系的形成得到了大家的公認;一是先期的大規(guī)模擠壓構(gòu)造是印度與歐亞板塊碰撞過程最直接的表現(xiàn);二是后期的側(cè)向碰撞與走滑,漸新世地層一起卷入了收縮變形,形成不同規(guī)模的逆沖斷層和推覆構(gòu)造組合。由于碰撞造山作用的遠距離效應(yīng),晚燕山期—喜馬拉雅期的碰撞造山作用波及整個西南三江地區(qū),這主要是印度陸塊與揚子克拉通之間相匯聚的鉗夾作用所致,并導(dǎo)致西南三江地區(qū)鋒腰的形成,即橫斷山構(gòu)造結(jié)的最終定型。

印度陸塊和揚子克拉通的匯聚的動力源主要來自印度洋的擴張和太平洋向西俯沖的推擠力。印度洋的擴張導(dǎo)致印度陸塊向北推進和雅魯藏布江洋的閉合及喜馬拉雅帶陸陸碰撞山系的形成,這是顯而易見的。太平洋的向西俯沖導(dǎo)致?lián)P子克拉通向西推進,對印度陸塊向北推擠從側(cè)面形成阻抗,主要表現(xiàn)為揚子克拉通南緣哀牢山斷裂在新近紀的逆時針走滑,北緣秦嶺—大別一帶的順時針走滑,昌都-思茅盆地東側(cè)的大規(guī)模向西逆沖推覆,乃至四川盆地西側(cè)龍門山和東側(cè)湘鄂西部向盆地內(nèi)部的逆沖推覆(李興振等,2002)。

5 結(jié)論

西南三江造山帶構(gòu)造體系從二維和三維的幾何學(xué)形態(tài)看,實皆、昔馬-銅壁關(guān)、高黎貢山、瀾滄江、金沙江-哀牢山(紅河)、甘孜-理塘等6條近南北向剪切走滑斷裂帶及其所夾持的騰沖、保山、昌都-思茅陸塊在平面上表現(xiàn)為中部收腰、南北兩段撒開的反“S”型,剖面結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為瀾滄江和金沙江兩個反沖式扇形構(gòu)造系及兩者之間的昌都-思茅地塊組成走滑對沖式的扇形構(gòu)造系,即以昌都-思茅陸塊為中軸的不對稱走滑對沖構(gòu)造(李興振等,2002;潘桂棠等,2003)。而還有與近南北向主走滑斷裂帶相伴的伸展滑脫構(gòu)造、拉分盆地,塊體內(nèi)部近北東、北西“X”型剪切走滑斷裂。

自晚白堊紀開始,印度板塊與歐亞大陸初始碰撞及二者間持續(xù)的近南北向擠壓作用,導(dǎo)致青藏高原東南緣首先經(jīng)歷了強烈的近南北向地殼縮短和垂向增厚,西南三江造山帶對沖體構(gòu)造體系初始形成。自漸新世開始,印度板塊持續(xù)向北楔入歐亞大陸,特提斯大洋縫合帶與歐亞大陸東南邊緣就相對向南移動,并圍繞印度板塊東端的構(gòu)造結(jié)順時針旋轉(zhuǎn)(或渦旋)。揚子克拉通作為歐亞大陸東南緣唯一體積較大的剛性塊體就與印度板塊構(gòu)成了力偶,兩者相向、相對運動,而對特提斯大洋縫合帶及兩大陸邊緣弧盆系進行擠壓與剪切,構(gòu)造方向也由近東西轉(zhuǎn)為近南北向。西南三江造山帶對沖構(gòu)造體系進一步發(fā)展,近南北向剪切走滑構(gòu)造體系形成。在這兩大構(gòu)造體系的共同耦合作用下,西部就形成為向東突出的近南北向的弧形推覆構(gòu)造,東部恰好相反,為向東突出的近南北向的弧形推覆構(gòu)造,這樣西南三江造山帶就呈現(xiàn)了現(xiàn)在的“中部收腰、南北兩段撒開的反“S”型”構(gòu)造樣式。

印度板塊東部的實皆斷裂、揚子克拉通紅河斷裂分別作為西南三江造山帶的西、東邊界斷裂,且以昌都-思茅地塊作為中軸,西邊為昔馬-銅壁關(guān)、高黎貢山、瀾滄江等順時針剪切走滑、東邊為金沙江-哀牢山(紅河)逆時針走滑。同時,與主剪切走滑斷裂帶低角度相交囊謙、貢覺、劍川等走滑拉分盆地、走滑伸展滑脫構(gòu)造體系、堿性火山巖、深熔的堿性花崗巖在不同的部位相伴形成。由于東西剪切走滑方向上的差異,渦旋從中心到外圍旋轉(zhuǎn)速率也有差異,帶動塊體旋轉(zhuǎn),旋轉(zhuǎn)角度可90°。塊體內(nèi)部就形成了與主剪切走滑斷裂相交、性質(zhì)相反的北東向南汀河、北西向維西-喬后等剪切走滑斷裂。同時,它們也調(diào)節(jié)了昌都-蘭坪塊體擠壓收縮并分別向北、向南擠出的應(yīng)變分量。

三江造山帶主體構(gòu)造是受印度板塊向北漂移,并與揚子克拉通相向運動構(gòu)成力偶所形成,但上新世以來,由于太平洋板塊向西俯沖、弧后盆地擴張,造成華南板塊,包括揚子克拉通向北運動,紅河斷裂由逆時針變?yōu)轫槙r針,西南三江造山帶應(yīng)力方向與方式有所改變,局部地區(qū)剝蝕并抬升,如東構(gòu)造結(jié)、西盟變質(zhì)核雜巖、點蒼山變質(zhì)核雜巖老基底剝露于地表。三江造山帶,經(jīng)歷了多階段構(gòu)造事件,最終形成現(xiàn)今的地貌、地質(zhì)特征。

本人于2000年被導(dǎo)師潘桂棠先生帶入青藏高原開展區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究。憶當(dāng)年,先生帶領(lǐng)近20名成都地質(zhì)礦研究所青年才俊,開展青藏高原地質(zhì)大考察,指點特提斯與高原形成演化。為青藏高原空白區(qū)地質(zhì)調(diào)查研究、找礦突破形成了強大的團隊,培養(yǎng)出青藏高原地質(zhì)調(diào)查研究第二梯隊?，F(xiàn)今,為川藏鐵路建設(shè)、青藏高原地質(zhì)發(fā)展,先生還年年戰(zhàn)斗在青藏高原。先生淡泊名利、嚴謹工作,作風(fēng)樸實、無怨無悔,其精神潛移默化地影響著我。多年來,先生始終對我嚴愛有加,適逢先生80大壽,特撰文祝賀,衷心祝愿潘先生童心永駐,健康長壽!