哀牢山—红河剪切带新生代热史演化及其构造意义

孙崇波,李敏同,李俊,周洪兵,陈晓东

四川省金属地质调查研究所,成都,611730

内容提要:笔者等通过对哀牢山—红河剪切带5件砂岩磷灰石样品裂变径迹分析,获得测试分析样品的表观年龄,对所有样品利用模拟退火法进行了热史模拟,取得其热演化史;得出哀牢山—红河剪切带在新生代发生了相似的构造演化过程,其经历了2次快速冷却剥露事件,分别发生在37～14 Ma和5.1～0 Ma,平均冷却速率分别为3.98℃/Ma和11.15℃/Ma;在发生快速冷却的时间上,存在自东向西逐渐变晚的趋势,说明哀牢山—红河剪切带在新生代可能为自东向西的幕式隆升。

哀牢山构造带是新生代以来由于印度—欧亚板块碰撞所形成的一条大型剪切断裂带,它的活动时限、构造变形方式以及冷却历史对于揭示青藏高原东南缘及东南亚地区的构造演化有着重要意义。哀牢山—红河剪切带作为东南亚地区重要的构造界限,其记录了新生代以来青藏高原东南缘地貌演化及陆内变形。新生代以来印度板块和欧亚板块的斜向碰撞,形成了青藏高原及其东南缘的地形地貌及构造格局(Leloup et al., 1995, 2001; Clark et al., 2005, 2006; Xu Zhiqin et al., 2015; 任龙龙等, 2019),并形成了哀牢山—红河剪切带(Leloup et al., 1995; 刘俊来等, 2011; Liu Junlai et al., 2015)、崇山剪切带(Zhang Bo et al., 2010)及高黎贡走滑剪切带(Zhang Bo et al., 2012)大型线状走滑剪切带。而哀牢山—红河剪切带是一条区域性构造界线,其延伸长度超过1000 km,分割扬子板块与印支板块(Leloup et al., 1995, 2001; Searle, 2006; 张进江等, 1999, 2006; Liu Junlai et al., 2007; 戚学祥等, 2010)。

关于这些区域性大型走滑剪切带的构造意义及作用,目前主要存在3种观点。第一种观点基于刚性块体侧向挤压模型(Tapponnier et al., 1982),认为自上新世以来,哀牢山—红河剪切带转变为右行走滑,该转变调节了扬子板块东南向挤出(Tapponnier et al., 1982; Leloup et al., 1995; 任龙龙等, 2019);第二种观点基于地壳内部变形与旋转模式(Wang Erchie and Burchfiel, 1997),指出印支板块并不是作为整块刚性体而被挤出,其为多个非刚性块体各自旋转运动,各个块体在地壳缩短或伸展的转换部位产生走滑剪切带;第三种观点基于中、下地壳物质流动模型(Royden et al., 1997),认为印度板块与扬子板块碰撞导致青藏高原地壳增厚并发生部分熔融,熔融体向青藏高原东南缘流动,致使东南缘在新生代广泛形变及地表抬升(Royden et al., 1997; Clark et al., 2005),中、下地壳物质流动形成的拖拽力导致红河及鲜水河—小江等各块体间走滑断裂再次活动(Replumaz et al., 2001; Wang Yang et al., 2016)。因此,对哀牢山—红河剪切带的活动时限、构造变形方式及冷却历史的研究对认识青藏高原东南缘地壳物质流变与板内形变尤为重要。

但是对哀牢山构造带中、低温热年代学研究主要集中于中段及北段,对南段的热年代学、冷却过程及剥蚀机制的研究较少(图1),且对于哀牢山构造带在渐新世以来的剥蚀机制和时限争议较大(任龙龙等, 2020)。笔者等通过对哀牢山—红河剪切带绿春地区开展磷灰石裂变径迹测试及热史反演,对哀牢山—红河剪切带的冷却历史及剥蚀机制提供新的证据。

图 1 青藏高原东南缘及三江地区构造地貌简图(据Leloup et al., 1995; Tapponnier et al., 2001;Burchfiel and Wang Erchie, 2003; Xu Zhiqin et al., 2015; 任龙龙等, 2020修改)Fig.1 The major tectonics and geomorphology of the Sanjiang Region (i.e. Three rivers region: Jinsha River, Lancang River and Nujiang River) and southeastern Qinghai—Xizang (Tibet) Plateau (modified after Leloup et al., 1995; Tapponnier et al., 2001; Burchfiel and Wang Erchie, 2003; Xu Zhiqin et al., 2015; Ren Longlong et al., 2020&)(a)印度—欧亚板块碰撞带构造格局;(b)青藏高原东南缘地形和主要构造带。低温热年代学数据来源: Bergman et al., 1997; 万京林等, 1997; Maluski et al., 2001; Clark et al., 2005; Lai Qingzhu et al., 2007; 向树元等, 2007; 刘树根等, 2008; Richardson et al., 2008; Viola and Anczkiewicz, 2008; Seward and Burg, 2008; Godard et al., 2009; Lin Tehsien et al., 2009; Wang Shifeng et al., 2009; Wang Erchie et al., 2012; Wang Yang et al., 2016, 2018; Ouimet et al., 2010; Li Baolon et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015; Deng Bin et al., 2015, 2018; Jolivet et al., 2015; Zhang Yuanze et al., 2015; 陈小宇等, 2016; Yang Rong et al., 2016; Ge Yukui et al., 2020. XLS—雪龙山杂岩带; DCS—点苍山杂岩带; ALS—哀牢山杂岩带; DNCV—大象山杂岩带; GLGSZ—高黎贡剪切带; CSSZ—崇山剪切带; AFT—磷灰石裂变径迹; FT—锆石裂变径迹; AHe—磷灰石U/ Th—He; He—锆石U/ Th—He(a) major tectonics of the Indo-Asian collision zone; (b) topography and major tectonic boundaries in the southeastern margin of the Xizang(Tibet) Plateau. Low temperature thermochronological data sources: Bergman et al., 1997; Wan Jinglin et al., 1997&; Maluski et al., 2001; Clark et al., 2005; Lai Qingzhu et al., 2007; Xiang Shuyuan et al., 2007&; Liu Shugen et al., 2008&; Richardson et al., 2008; Viola and Anczkiewicz, 2008; Seward and Burg, 2008; Godard et al., 2009; Lin Tehsien et al., 2009; Wang Shifeng et al., 2009; Wang Erchie et al., 2012; Wang Yang et al., 2016, 2018; Ouimet et al., 2010; Li Baolong et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015, 2016&; Deng Bin et al., 2015, 2018; Jolivet et al., 2015, Zhang Yuanze et al., 2015; Yang Rong et al., 2016; Ge Yukui et al., 2020. XLS—Xuelong Shan complex belt; DCS—Diancang Shan complex belt; ALS—Ailao Shan complex belt; DNCV—Day Nui Con Voicomplex belt; GLGSZ—Gaoligong shear zone; CSSZ—Chongshan shear zone; AFT—Apatite Fission Tracks; ZFT—Zircon Fission Tracks; AHe—Apatite U—Th/ He; ZHe—Zircon U/ Th—He

1 地质背景

哀牢山造山带位于特提斯—喜马拉雅构造区滨太平洋构造区的接触部位,具有印支思茅地块和扬子地块两大构造单元的属性(钟大赉, 1998; 方维萱等, 2002; 孙崇波等, 2018, 2019)。哀牢山—红河断裂带是青藏高原东南缘印度—欧亚板块侧向碰撞带内重要的边界构造带(宫伟等, 2017),其西侧为印支地块、掸泰地块和西缅地块,东侧为扬子—华南陆块,各块体间发育众多断裂构造及缝合线(刘俊来等, 2007, 2011)。哀牢山—红河剪切带自北西至南东主要由大象山杂岩带、哀牢山杂岩带、点苍山杂岩带及雪龙山杂岩带组成(Joliver et al., 2001; Viola and Anezkiewiez., 2008; Cao Shuyun et al., 2011; Zhang Bo et al., 2014; Liu Junlai et al., 2015; Zhang et al., 2017),剪切带核部主要为高角闪岩相—角闪岩相片麻岩、混合岩及两翼绿片岩相变质砂岩、云母片岩等组成(Anczkiewicz et al., 2007; Cao Shuyun et al., 2011; Zhang et al., 2017)。

Harrison等(1996)及Leloup等(2001)通过对剪切带各杂岩带斜长石、云母40Ar/39Ar热年代学研究认为,点苍山杂岩带及雪龙山杂岩带在32～17 Ma期间发生了快速剥蚀,该时期以左旋走滑为主,并伴随强烈挤压变形;哀牢山杂岩带及大象山杂岩带则以左旋走滑伸展变形为主,并导致快速冷却剥蚀。Cao Shuyun等(2011)通过对点苍山杂岩带中云母40Ar/39Ar年龄的测试,认为点苍山杂岩带发生了3期冷却:28～21 Ma快速剥露、21～13 Ma缓慢冷却剥露,13～0 Ma快速剥露期。万景林等(1997)对红河断裂带元阳—嘎洒段片麻岩及糜棱岩中的磷灰石开展了裂变径迹测年,得出27～17 Ma其发生快速冷却剥蚀,以左旋剪切运动为主;Li Qi等(2001)通过对哀牢山杂岩带内片麻岩中云母、角闪石40Ar/39Ar年龄的研究认为,哀牢山—红河剪切带新生代发生了2阶段快速冷却剥蚀,分别发生在28～17 Ma及15.5～5.0 Ma,第一阶段以走滑伸展变形为主,第二阶段以单剪变形为主;Chen Xiaoyu等(2015)通过对哀牢山南段角闪石、黑云母40Ar/39Ar年龄的研究认为,其在28～21 Ma发生了快速冷却剥蚀;Wang Yang等(2016)对哀牢山中段磷灰石U—Th/ He年龄及40Ar/39Ar年龄研究认为,哀牢山中段发生过2阶段快速冷却剥蚀,分别为27～17 Ma及14～10 Ma。

2 样品采集及裂变径迹结果

本次样品采自哀牢山南段绿春县一带,岩性为砂岩、变质砂岩,采样点间距4～15 km。研究区构造以北西—南东走向剪切断裂为主,往东部剪切断裂存在变密集的趋势;东部分布有大面积流纹岩、流纹斑岩,剪切带内局部见蛇绿岩残片沿剪切带分布。

本次裂变径迹实验在中国科学院核分析技术重点实验室高能物理研究所完成。本文所测5件砂岩样品的磷灰石裂变径迹表观年龄为31.0～18.0 Ma(表1),标准偏差是1.0～2.1 Ma,裂变径迹表观年龄跨度较小,且存在由西向东逐渐增大的趋势。所测5个砂岩样品的磷灰石裂变径迹平均长度为12.66 μm,标准偏差是1.92 μm,各个样品所测磷灰石裂变径迹长度均小于岩石磷灰石径迹长度。对磷灰石裂变径迹退火特征研究表明,快速冷却的岩石,其磷灰石裂变径迹一般保持较长的径迹长度,且具有窄而对称的正态分布,而冷却缓慢的样品,其磷灰石裂变径迹长度缩短,分布型式呈宽缓而不对称的正态分布。经过再次热干扰的岩石,其磷灰石裂变径迹长度(除AFT14-2外)均为双峰式分布型式。5件磷灰石裂变径迹长度在直方图上分布方式(图2)总体上表现为宽缓而不对称的正态分布,说明样品未经过复杂的热历史,且并未受后期热事件(断裂活动等)干扰,推测长期处于单一冷却过程。

表1 磷灰岩裂变径迹样品采样位置Table 1 Sampling sites for phosphorite fission track

表2 磷灰岩裂变径迹测试数据Table 2 Analytical data of phosphorite fission track samples

图2 热史模拟图及裂变径迹长度直方图Fig.2 Thermal history simulation diagram and histogram of fission track length

图3 磷灰石裂变径迹热模拟隆升速率对比图(图中虚线代表相对平静阶段,单实线代表缓慢隆升阶段,双实线代表快速隆升阶段,叁线代表急速隆升阶段Fig.3 Comparative diagram of simulated apatite fission track uplift rates(Dotted line represents the relatively calm period, single solid line represents the slowly uplifting stage, double solid line represents the phase of rapid uplift, triple solid line represents the phase of rapid uplift

样品磷灰石裂变径迹分析中单颗粒磷灰石年龄的P(2)检验值均大于5%,相同样品不同颗粒年龄均在标准年龄±2 Ma的范围内,说明样品颗粒径迹年龄属于同期年龄、单一成因,并经历了相似的最后热事件(Galbrainth, 1981; Yuan Wanming et al.,2006; 沈传波等, 2007; 王一伟等, 2015)。

3 热史模拟原理及结果

根据裂变径迹分析原理, 裂变径迹退火与温度的关系为:随着温度的升高, 径迹长度与密度减小。而温度与时间是互补的,即长时间低温、短时间高温可使裂变径迹达到相同退火程度。因此,根据裂变径迹年龄及长度分布就可进行热史反演, 从而获得温度随时间变化的更多信息。热史反演采用Laslett等(1987)的扇形退火模型,通过AFTsolve模拟软件对磷灰石进行径迹长度模拟, 得出温度T与时间t的关系:

=-4.87+0.000168T(lnt+ 28.12)

其中,r为径迹长度与初始径迹长度比,T为温度(℃),t为时间(Ma)。

同时利用正演模拟,预测磷灰石裂变径迹年龄和长度分布之间的模型, 然后就预期值和观测值对比,找出最佳正演模型(T—t曲线), 该方法能更好的发掘先前未考虑到的数据信息, 提高了裂变径迹模拟在地质热信息分析中的可信度(李庶波等, 2015)。

热史模拟过程中考虑的主要限定条件为:①裂变径迹模拟的温度范围设定为10～120℃(Zhang Huiping et al., 2016;Nie Junsheng et al., 2018);②古地温梯度按平均地温梯度30℃/km计算;③剥露作为温度下降的主要原因。笔者等就5件磷灰石样品分别开展了热历史定量模拟,获得了样品的时间—温度图(图2)。同时获得了K—S与GOF检验值,本次热史模拟K—S与GOF检验值均大于50%,说明本次裂变径迹的热史模拟是高质量的、可靠的。

裂变径迹的热演化历史模拟反映了新生代研究区的演化过程。通过冷却历史模拟,总体在65 Ma达到磷灰石裂变径迹记录年龄,在65～37 Ma冷却缓慢,冷却速率为0.06～0.39℃/Ma,平均冷却速率为0.23℃/Ma;37～14 Ma发生快速冷却,冷却速率为2.52～5.33℃/Ma,平均冷却速率为3.98℃/Ma;14.0～5.1 Ma冷却又变缓慢,冷却速率为0～0.45℃/Ma,平均冷却速率为0.25℃/Ma;而在5.1 Ma至今发生急速冷却,冷却速率为5.53～13.60℃/Ma,平均冷却速率为11.15℃/Ma。热演化史模拟反映出该地区在新生代发生了2期区域隆升剥露过程,且后一期的剥露速率普遍大于前一期(图2),间隔时间同样较短,说明5.1 Ma以来发生了一次整体性的快速剥露,在时间上与青藏高原强烈隆升期基本一致。

4 构造意义

新生代以来,受印度—欧亚板块汇聚碰撞影响,哀牢山缝合带再次发生活动(张旗等, 1995; Faure et al., 2014),构造性质表现为走滑剪切(Leloup et al., 1995; Wang Erchie and Burchfiel, 1997)。Leloup等(1995, 2001)通过对哀牢山—红河剪切带岩相学、构造学及年代学研究认为,剪切带可能于32 Ma(甚至36 Ma以前)即开始发生左旋走滑运动,该走滑运动至少持续至17 Ma,运动时限与同剪切花岗岩脉一致。点苍山杂岩带内同剪切花岗岩脉U-Pb年龄为28～13 Ma(Cao Shuyun et al., 2011),哀牢山杂岩带同剪切花岗岩U-Pb年龄为32～22 Ma(Leloup et al., 2001; Searle et al., 2010);另外,哀牢山岩群变质锆石年龄主要集中于31～26 Ma(Scharer et al., 1990; Leloup et al., 1995; Tang Yuan et al., 2012; Huarrison et al., 1996),表明左旋走滑剪切至少始于渐新世(Searle, 2006; Cao Shuyun et al., 2011)。Leloup等(2001)利用40Ar/39Ar热年代学分析,认为大约在32～17 Ma期间雪龙山杂岩带及点苍山杂岩带发生了快速冷却剥露;Zhang Bo等(2014, 2017)认为深部地壳近水平剪切导致哀牢山—红河断裂带内高温剪切变形及长英质岩浆活动,而且水平剪切作用至少从33 Ma开始;Viola和Anezkiewicz(2008)也报道了大象山杂岩带在37～20 Ma期间发生了快速剥露事件。本文5件样品热反演结果显示,所有样品在晚始新世至早中新世(37～14 Ma)经历了快速的冷却过程,暗示哀牢山—红河断裂带发生左旋走滑剪切运动的时间可能始于晚始新世(约37 Ma),并持续至14 Ma左右。

本次获得哀牢山—红河剪切带在37～14 Ma期间快速冷却剥露事件(平均冷却速率为3.98℃/Ma),打破了65～37 Ma期间的缓慢冷却(平均冷却速率0.23℃/Ma),该次快速冷却期在时间上包含了哀牢山—红河剪切带内岩浆活动活跃期、哀牢山岩群主要变质期及哀牢山—红河剪切带剪切变形期,那么它们之间是否存在联系。笔者等认为,新生代以来在印度板块向欧亚板块加速俯冲碰撞的环境下,未能通过将印支地块挤出使碰撞的挤压应力进行充分的转换、消减,剩余的挤压应力导致了本次的快速冷却剥露事件。同样说明该时期哀牢山—红河剪切带左行走滑并非单纯的走向剪切,而是便随着构造抬升事件,即具有正断层性质的走滑剪切,并导致了哀牢山—红河剪切带内强烈同构造岩浆活动及变质事件的发生。

距今约5 Ma,哀牢山—红河剪切带由左行走滑转为右行正断层(Peltzer et al., 1998; Allen et al., 1984; Leloup et al., 2001),而5 Ma以后对哀牢山—红河剪切带的构造运动研究较少。虽然王二七等(2006)认为哀牢山在晚新生代以差异性隆升为特征,山体今日之地貌由此形成,但无相关年代学测试,隆升时限缺少明确的限定。本文研究表明5.1～0 Ma期间,该地区发生了一次快速的冷却剥蚀事件,平均冷却速率达11.15℃/Ma。该时期在时间上与青藏高原发生加速、强烈地表抬升及高原快速扩展期(约5 Ma以来)(Galbrainth, 1981; Arnaud et al., 1993; 王军, 1998; 张毅等, 2006; 黎敦鹏等, 2007)相吻合,表明该次哀牢山—红河剪切带的隆升机制可能由青藏高原深部熔融物质加速往南东方向流动所致。

另外,样品热历史模拟图和采样平面图显示,样品虽然相距不远(最近约4 km,最远15 km),而各个样品在同期的冷却速率存在差异(表3),表明哀牢山—红河剪切带在新生代以来,构造隆升具有差异性。在第一次发生快速冷却剥露的时间上,自东向西依次为37.0 Ma→32.9 Ma→27.2 Ma→21.8 Ma→22.7 Ma,由东向西存在逐渐变晚的趋势,说明哀牢山—红河剪切带在新生代隆升方式可能为自东向西的幕式(前展式)隆升。

通过分析发现,哀牢山—红河剪切带北段及中段磷灰石裂变径迹低温热年代学年龄集中于2.6～13.0 Ma(Bergman er al., 1997; 万景林等, 1997; Li Baolong et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015; Wang Yang et al., 2016, 2018),而南段则集中于40～18 Ma(Maluski er al., 2001; Voila et al., 2008; 陈小宇等, 2016; 任龙龙等, 2020),哀牢山—红河剪切带北段及中段低温热年代学年龄普遍低于南段,可能因哀牢山—红河剪切带南部走滑伸展变形调节所导致(Leloup et al., 2001)。在中—晚新世,青藏高原内部中、下地壳物质向东南南方向运动,可能达到哀牢山—红河剪切带中段,诱发了最新一期地壳抬升和剥露事件(Maluski et al., 2001; 陈小宇等, 2016)。本次在哀牢山—红河剪切带南段获得最新一期的快速冷却剥露事件,时间上与其北段、中段较吻合,暗示青藏高原内部中、下地壳物质向东南南方向运动以影响到哀牢山—红河剪切带南段地区。

5 结论

(1)新生代以来,哀牢山—红河剪切带经历了2次明显的快速冷却剥露事件,分别为37～14 Ma及5.1～0 Ma,两次冷却速率分别为3.98℃/Ma和11.15℃/Ma。基于印度板块向欧亚大陆的持续俯冲的大背景下,第一阶段快速冷却剥蚀事件可能主要由哀牢山—红河剪切带左旋走向运动引起,而后一阶段则主要因青藏高原深部熔融物质加速往南东方向流动所致。

(2)哀牢山—红河剪切带第一次隆升具有地区差异性,同时期在发生快速冷却剥露的时间上,存在自东向西逐渐变晚的趋势,说明隆升方式可能为自东向西的幕式(前展式)隆升。

(3)晚始新世至早中新世哀牢山—红河剪切带并非单纯的走滑剪切,而可能是具有正断层性质的走滑剪切。