王 洋，張洪瑞

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037；2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083)

0 引 言

造山帶結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成是劃分造山基本單元的基礎(chǔ)，也是建立和檢驗造山演化模型的必要前提[1]。地球物理手段能約束造山帶結(jié)構(gòu)，但缺少物質(zhì)組成和時間信息[2]；巖石探針則有利于揭示深部物質(zhì)組成，但缺少架構(gòu)性[3-4]。兩者結(jié)合將對造山帶結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成予以很好限定，從而為恢復(fù)造山演化、理解板塊構(gòu)造、研究地殼生長乃至成礦作用等重大科學(xué)問題奠定基礎(chǔ)[5-6]。

作為匯聚造山帶的典型代表，大陸碰撞帶是地球表面雄偉壯觀的地質(zhì)構(gòu)造單元。大陸碰撞帶的形成演化和動力學(xué)機(jī)制也吸引了全球地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注。在青藏高原這一全球規(guī)模最大、特征最典型、時代最年輕的大陸碰撞造山帶，其演化模型存在多種假說，如剛性塊體擠出模型認(rèn)為青藏高原巖石圈物質(zhì)沿著某些主要的走滑斷層從高原中部被擠出[7-8]，而地殼通道流模型認(rèn)為在中下地殼存在一個低黏度通道，地殼物質(zhì)通過該通道可以更有效地從青藏高原中部運移到青藏高原東南緣[9-12]。這兩種模型均集中在地殼層面如何調(diào)節(jié)碰撞應(yīng)變，不涉及地幔尺度。地幔模型更多的是基于巖漿巖工作，有加厚巖石圈拆沉[13]、巖石圈底部對流減薄[14]、俯沖板片作用引起的軟流圈上涌[15-16]。然而，這些模型缺少深部資料的證實。

青藏高原東南緣位于印度板塊與歐亞板塊側(cè)向匯聚部位，是檢驗上述碰撞帶動力學(xué)模型的理想場所。該地區(qū)已經(jīng)積累了豐富的地球物理和地質(zhì)數(shù)據(jù)[15-21]，對揭示碰撞造山帶的深部結(jié)構(gòu)與組成提供了扎實資料。本文系統(tǒng)收集青藏高原東南緣已有的地球物理和新生代巖漿巖數(shù)據(jù)，分析這些資料對碰撞造山帶物質(zhì)結(jié)構(gòu)和組成的指示，探討碰撞造山深部動力學(xué)機(jī)制。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

青藏高原東南緣主要涵蓋騰沖地塊、保山地塊、蘭坪—思茅地塊和華南板塊西部[19](圖1)，經(jīng)歷過復(fù)雜而漫長的地質(zhì)演化。新元古代期間(1.00～0.74 Ga)，大洋巖石圈持續(xù)地俯沖造就了揚子克拉通西緣巖石圈的強(qiáng)烈增生[22-23]。晚古生代—早中生代古特提斯洋盆俯沖形成了一系列二疊紀(jì)—三疊紀(jì)弧巖漿巖[24-29]。新生代印度—亞洲大陸碰撞導(dǎo)致了青藏高原東南緣強(qiáng)烈的陸內(nèi)變形，形成了一系列NNW—NW向走滑斷裂系統(tǒng)以及新生代巖漿巖[18,30-33]。

1.1 地 層

華南板塊由揚子板塊和華夏板塊組成。揚子板塊西緣主要出露新元古代的變質(zhì)雜巖基底和以海相

新生代剪切帶包括：①為雪龍山剪切帶；②為點蒼山剪切帶；③為哀牢山剪切帶；④為崇山剪切帶；⑤為高黎貢山剪切帶。左下角小圖引自文獻(xiàn)[17],主圖引自文獻(xiàn)[17]、[19]和[34],有所修改圖1 青藏高原東緣大地構(gòu)造簡圖及新生代巖漿巖分布Fig.1 Simplified Tectonic Map of the Eastern Margin of Tibetan Plateau and Distribution of Cenozoic Magmatic Rocks

沉積巖為主的沉積蓋層[19]。新元古代火山巖主要分布在攀西地區(qū)和哀牢山地區(qū)。這些巖石主要形成于971～721 Ma[35-36]，被認(rèn)為是沿華南板塊西部的大洋巖石圈持續(xù)俯沖形成的[22-23,37]，稱為攀西—漢南弧[38-39]。古生代的沉積蓋層主要由泥質(zhì)巖、砂質(zhì)巖和碳酸鹽巖及二疊紀(jì)末噴發(fā)的峨眉山溢流玄武巖組成[40-41]。

蘭坪—思茅地塊系印支板塊的北部，是由早奧陶統(tǒng)沉積巖、中泥盆世—三疊紀(jì)淺海和陸相層序以及中生代紅砂巖床層組成[42-43]。蘭坪—思茅地塊西側(cè)出露有早古生代(429～418 Ma)具有島弧性質(zhì)的鈣堿性火山巖[44]，東側(cè)出露SN向分布的二疊紀(jì)—三疊紀(jì)弧火山巖帶[24-25,45]。

保山地塊和騰沖地塊系滇緬泰馬地塊北向延伸部分。保山地塊的變質(zhì)基底以新元古代—寒武紀(jì)公陽河群為代表，古生代和中生代沉積序列由碎屑巖、碳酸鹽巖和二疊紀(jì)火山巖組成[46]。騰沖地塊變質(zhì)基底主要由中元古代高黎貢山群高級變質(zhì)雜巖組成。上覆蓋層包括晚古生代碎屑巖和碳酸鹽巖以及上新世—全新世火山巖-沉積巖序列[41]。

1.2 巖漿巖

青藏高原東南緣新生代巖漿活動可分為5個時期，分別為古新世—早始新世、中始新世、晚始新世—早漸新世、晚漸新世—早中新世、晚中新世—全新世(圖1、2)。巖漿巖年齡自古新世至早漸新世整體呈現(xiàn)自西向東變新，響應(yīng)了陸陸碰撞→大洋板片斷離→板片低角度俯沖過程。晚漸新世—早中新世印度—亞洲大陸的持續(xù)匯聚和擠壓導(dǎo)致了大規(guī)模逆沖推覆和走滑斷裂系統(tǒng)及淡色花崗巖的形成。后碰撞階段軟流圈上涌導(dǎo)致巖石圈地幔部分熔融形成了晚中新世—全新世巖漿巖。

古新世—早始新世巖漿巖主要分布在騰沖地區(qū)，測得的鋯石U-Pb年齡為66～52 Ma[47-49](圖1)。巖漿巖年齡和地球化學(xué)特征均呈現(xiàn)EW向變化。西部巖漿巖為I型花崗巖，具有老的鋯石U-Pb年齡(66～55 Ma),且εHf(t)以正值為主(-3～6)；而東部巖漿巖顯示了S型花崗巖特征，具有相對年輕的鋯石U-Pb年齡(56～52 Ma)和負(fù)的εHf(t)值(-12～-5)，來源于古老地殼[47]。該套巖漿巖時空分布特征顯示了陸陸碰撞和板片陡深俯沖的過程。

中始新世巖漿巖主要分布在滇西地區(qū)西側(cè)，由玄武質(zhì)巖脈和花崗巖體組成雙峰式巖漿(圖1、2)。玄武質(zhì)巖脈出露于騰沖地塊東緣和高黎貢山地區(qū)，40Ar/39Ar年齡為42～40 Ma，具有板內(nèi)玄武巖的地球化學(xué)親和性[50]?；◢弾r主要位于保山地塊東南部滄源地區(qū)和崇山剪切帶內(nèi)。滄源地區(qū)花崗巖鋯石U-Pb年齡為45～40 Ma[51-53]，很可能是上涌的地幔物質(zhì)底侵增厚下地殼所致[54]。崇山剪切帶花崗巖鋯石U-Pb年齡為55～38 Ma，集中分布在46～38 Ma[55]，與上述滄源地區(qū)花崗巖組成SN向條帶。中始新世雙峰式巖漿作用指示了伸展構(gòu)造背景，是俯沖新特提斯洋板片斷離后的軟流圈上涌所致[50]。

圖(a)引自文獻(xiàn)[70];圖(b)引自文獻(xiàn)[71];古新世—早始新世巖漿巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[48]、[49]和[72];中始新世巖漿巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[50]和[52];晚始新世—早漸新世巖漿巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[17]、[18]、[34]、[56]、[59]、[60]、[64]～[66]、[73]～[80];晚漸新世—早中新世巖漿巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[67];晚中新世—全新世巖漿巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[30]、[81]和[82]圖2 TAS圖解和K2O-SiO2圖解Fig.2 Diagrams of TAS and K2O-SiO2

晚始新世—早漸新世巖漿巖包括鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖和淡色花崗巖(圖2)。鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖在哀牢山—紅河剪切帶的近端和遠(yuǎn)端均有分布，向西延伸到蘭坪—思茅地塊內(nèi)部，向東延伸到華南板塊內(nèi)超過270 km[56](圖1)，包括鐵鎂質(zhì)和長英質(zhì)兩種系列。鐵鎂質(zhì)巖石主要為鉀—超鉀質(zhì)煌斑巖脈以及少量粗面玄武巖和粗安巖[56-60]，集中在哀牢山—紅河剪切帶北端，沿蘭坪—永勝和永平—姚安兩條EW向條帶分布，其形成年齡為36.6～32.9 Ma[56,59-61],來自于遭受元古代俯沖交代的巖石圈地幔[57,59-60]。長英質(zhì)巖石年齡集中在37～32 Ma，分為鉀質(zhì)埃達(dá)克巖石和鉀玄質(zhì)巖石兩個系列[17]。鉀質(zhì)埃達(dá)克巖石主要侵位在哀牢山—紅河剪切帶北端，與上述鐵鎂質(zhì)巖石具有相同的時空分布；巖石以輕、重稀土元素顯著分餾，高Sr、Sr/Y、La/Yb值和低Y、Yb含量為特征區(qū)別于同時期的鉀玄巖[14,17,34]。鉀玄質(zhì)巖石在滇西地區(qū)分布廣泛，在哀牢山—紅河剪切帶南、北兩端均有大量出露；巖石與同時期的鎂鐵質(zhì)火山巖具有一致的Sr-Nd-Pb同位素組成和相似的稀土和微量元素模式，可能來自于同期鐵鎂質(zhì)巖石母巖漿的結(jié)晶分異。Liang等認(rèn)為滇西地區(qū)晚始新世—早漸新世鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖來自于哀牢山—紅河剪切帶構(gòu)造運動及其導(dǎo)致的構(gòu)造減壓，巖漿受該剪切帶控制[62-63]。然而，近年來關(guān)于剪切帶和巖漿巖的地質(zhì)年代學(xué)數(shù)據(jù)表明，韌性剪切發(fā)生在巖漿活動之后[14]，其成因機(jī)制多認(rèn)為是增厚的巖石圈地幔對流減薄后軟流圈上涌所致[17-19,34,60,64-66]，但該機(jī)制無法解釋在巖漿巖強(qiáng)烈發(fā)育的哀牢山地區(qū)，其下部巖石圈與周圍相比，不但沒有明顯減薄，還存在明顯增厚。因此，該時期巖漿作用應(yīng)形成于俯沖板片作用引起的軟流圈上涌(如脫水、撕裂、回返)。淡色花崗巖發(fā)育在哀牢山—紅河剪切帶附近，侵位年齡為41～30 Ma，早于哀牢山—紅河剪切帶構(gòu)造運動時間[67-69]；巖石具有高的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.710)和負(fù)的εNd(t)值(-7.98～-3.31)，與上述鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖具相同成因機(jī)制。

晚漸新世—早中新世巖漿巖主要為淡色花崗巖脈，鋯石U-Pb年齡為28～20 Ma，局限于哀牢山—紅河剪切帶內(nèi)[67-69,83-84](圖1)，具有高的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.725)和低的εNd(t)值(-9.76～-5.83)，來源于地殼熔融，受控于哀牢山—紅河剪切帶構(gòu)造運動[67]。

晚中新世—全新世巖漿巖包括晚中新世馬關(guān)玄武巖和上新世以來的火山巖(圖1)。晚中新世馬關(guān)玄武巖位于云南東南部紅河剪切帶南端附近；其全巖及黑云母的40Ar/39Ar年齡為13.7～11.7 Ma[30,81,85]，起源于巖石圈底界或軟流圈[30,81,86]，形成于交代蝕變、虧損地幔的減壓熔融[30]。上新世以來的火山巖包括云南東南部普洱、屏邊和通關(guān)地區(qū)的玄武巖和碧玄巖以及西南部的騰沖火山巖；云南東南部的火山巖全巖40Ar/39Ar年齡為1.5～0.3 Ma,以富K和高場強(qiáng)元素為特征[30,81-82,87]。Flower等認(rèn)為俯沖于印支地塊之下的華南板塊回返引起富鉀軟流圈的減壓熔融是這些火山巖的形成機(jī)制[87]。上新世以來的騰沖火山巖出露于騰沖地塊，最早結(jié)晶年齡為8 Ma，延續(xù)至今[16,88-89]。該火山巖來源于巖石圈地幔的重熔，但其成因機(jī)制仍存在爭議，如俯沖的印度板片脫水[15]、俯沖的印度洋板片洋中脊脫水[90]和俯沖的印度板片局部斷離[16]等。

2 地球物理特征

2.1 地殼結(jié)構(gòu)

關(guān)于青藏高原東南緣地殼結(jié)構(gòu)的研究，目前已有大量地球物理剖面(圖3)，如大地電磁剖面[91-92]、深反射大炮剖面[93]、爆炸地震剖面[94-96]、寬角地震剖面[97-99]、深地震探測剖面[100-102]等。這些資料顯示，青藏高原東南緣地殼厚度總體呈現(xiàn)出自北向南逐漸減薄的特征，地殼厚度的急劇轉(zhuǎn)變出現(xiàn)在26°N附近[20,103-104]。北部地區(qū)的平均地殼厚度約為60 km，最高可達(dá)70 km，而南部地區(qū)地殼厚度只有30～40 km[20,105-109]。具體來說，騰沖地塊地殼厚度為 33.3～35.0 km，保山地塊為35～43 km，蘭坪—思茅地塊為32～48 km，揚子板塊西部為40～50 km。另外，不同塊體之間也有明顯增厚的區(qū)域[110]，如哀牢山地區(qū)下地殼偏厚，略高于東、西兩側(cè)的揚子板塊和蘭坪—思茅地塊[111]。

藍(lán)色線表示剖面位置;1～15剖面依次引自文獻(xiàn)[91]～[102]、[111]、[124]和[125]圖3 地球物理剖面分布Fig.3 Location of the Geophysical Profiles

大量地球物理觀測證實，青藏高原東南緣中下地殼(20～40 km深度)存在部分熔融的塑性體，如中—下地殼低速帶[20,112-119]、高導(dǎo)層[92,120]、高Vp/Vs值[121-122](Vp為P波速度，Vs為S波速度)和高熱流[123]等。這些塑性體主要沿東側(cè)和西側(cè)兩條通道分布。西側(cè)通道A主要以龍門山—麗江—小金河—程海斷裂帶為界，廣泛分布在松潘—甘孜地塊和川滇菱形塊體西北部[圖4(a)]；東側(cè)通道B沿鮮水河和小江斷裂分布，向南終止于紅河斷裂[圖4(b)][20-21,92,126-128]。然而，由于探測方法的不同以及缺乏巖石學(xué)證據(jù)，對于地殼流通道連通性及成因等問題仍存在較大的爭議。Li等采用接收函數(shù)與面波聯(lián)合反演的方法觀測到兩條通道在云南南部橫跨紅河斷裂相連通，代表了來自青藏高原的擠出物質(zhì)流向東南緣的通道[128]。而張智奇等通過面波直接反演方法，觀測到兩條低速帶并未連通，并且認(rèn)為西側(cè)的低速帶是青藏高原物質(zhì)向東南緣擠出形成的，而東側(cè)的低速帶可能緣于增厚的長英質(zhì)地殼本身由于較高溫度而發(fā)生部分熔融，并非來自青藏高原[21]。此外，部分學(xué)者還認(rèn)為該地殼流成因還與中下地殼剪切作用[92]、地幔上涌[126]和走滑斷裂[20]等密切相關(guān)。

2.2 地幔結(jié)構(gòu)

青藏高原東南緣的GPS速度場沿東喜馬拉雅構(gòu)造帶呈明顯順時針旋轉(zhuǎn)，在高原東南角呈扇形鋒面，表明該區(qū)域的地殼運動主要呈現(xiàn)順時針旋轉(zhuǎn)的模式[129-131]。代表地殼各向異性的PmS快波方向也呈順時針旋轉(zhuǎn)，與上述GPS速度場相一致[132-134]。然而，該區(qū)上地幔各向異性具有明顯的南、北分區(qū)特征，北部的快波方向呈近SN向，向南在26°N附近突變?yōu)榻麰W向[90,135-141](圖5)。北部的快波方向與主斷裂帶的走向、GPS速度場以及PmS快波方向一致，指示了地殼和上地幔形變的機(jī)械耦合[138,140,142]。然而，對于26°N以南的殼幔結(jié)構(gòu)仍存在較大爭議。部分學(xué)者通過SKS、GPS和PmS測量結(jié)果及地表構(gòu)造帶的走向?qū)Ρ?，認(rèn)為此處為殼幔解耦變形[112,135-137,143]。相反，另一部分學(xué)者認(rèn)為該區(qū)南部的殼幔呈耦合變形，快波顯示的EW向代表了地殼的最大伸展方向，與絕對板塊的運動方向以及軟流圈自西藏向東流動的方向一致[138-139,141]。另外，體波的深部成像結(jié)果顯示出在華南板塊以及印支地塊下方存在大范圍的上地幔低速異常[15,20-21,116,127-128,144-145]，指示了青藏高原東南緣南部減薄的巖石圈。這些成像結(jié)果與上述26°N附近地殼厚度急劇轉(zhuǎn)變以及上地幔各向異性的南、北分區(qū)相一致。巖石圈減薄原因可能是印支地塊和華南板塊下方的巖石圈發(fā)生了大范圍拆沉，使得軟流圈上涌[13]或26°N以南區(qū)域的印度板塊向東俯沖脫水作用所致[15,145]。

3 深部結(jié)構(gòu)和組成

3.1 總體特征

不同巖石由于礦物成分及化學(xué)成分的差異，地震波速也明顯不同[146-147]。鎂鐵質(zhì)巖石通常具有較高的S波速度(3.67～4.65 km·s-1)和P波速度(6.51～8.23 km·s-1)，長英質(zhì)巖石具有較低的S波速度(約3.66 km·s-1)和P波速度(6.36 km·s-1)。沉積巖速度則更低，S波速度通常為2.74～3.33 km·s-1[147]。這些物理性質(zhì)差異為判斷深部物質(zhì)成分提供了重要約束。

A為西側(cè)通道；B為東側(cè)通道；圖件引自文獻(xiàn)[20]圖4 兩個地殼低速流通道Fig.4 Two Crustal Low-velocity Channels

圖件引自文獻(xiàn)[140],有所修改;綠色線段為流動臺陣的結(jié)果，橙色線段為固定臺站的結(jié)果；線段的方向表示快波方向，線段的長度表示時間延遲的大小圖5 上地幔XKS平均快波方向空間分布Fig.5 Spatial Distribution of Average XKS Fast Orientations for Upper Mantle

揚子板塊西緣地殼厚度為40～50 km，在地殼淺部0～5 km 深度，除南部馬關(guān)地區(qū)外，存在明顯的低速區(qū)(速度小于3.2 km·s-1)[20-21]。該低速區(qū)與地表大面積出露的海相沉積巖沉積蓋層[19]和古生代泥質(zhì)巖、砂質(zhì)巖和碳酸鹽巖沉積蓋層[40-41]相吻合[圖6(a)、(b)]。而馬關(guān)地區(qū)呈現(xiàn)的高速異?？赡軄碜杂谕碇行率馈率礼R關(guān)玄武巖。綠汁江斷裂以西，5 km以下深度存在一個貫穿整個地殼的孤立高速體(3.65～3.85 km·s-1)，其正對應(yīng)峨眉山大火成巖省內(nèi)帶區(qū)域[圖6(a)、(b)]。在綠汁江斷裂以東，10～20 km深度高速異常與大火成巖省外帶相對應(yīng)[圖6(a)、(b)]。在20～40 km深度存在一條沿該斷裂分布的低速帶(速度為3.25～3.35 km·s-1)[圖6(a)、(c)]，來自于青藏高原向東南擠出的塑性體[128]或增厚的長英質(zhì)地殼本身的部分熔融[21]。在地殼底部與上地幔的接觸位置約45 km深度，存在一條向東傾的高速帶(速度為3.65～3.75 km·s-1)，有可能是新元古代鐵鎂質(zhì)基底[圖6(a)、(b)]。

蘭坪—思茅地塊地殼厚度為32～48 km，且由西向東增厚。地塊東側(cè)發(fā)育二疊紀(jì)—三疊紀(jì)弧火山巖帶，表明地殼增厚很可能是弧巖漿底墊造成。由于受早奧陶世沉積巖、中泥盆世至三疊紀(jì)淺海和陸相層序以及中生代紅砂巖床層[42-43]影響，思茅盆地淺層(深度小于10 km)整體呈現(xiàn)低速異常。在10 km深度處存在高速異常帶(速度為3.65～3.70 km·s-1)，指示了二疊紀(jì)—三疊紀(jì)玄武巖。地殼底部35～45 km 深度存在一條向東傾的高速異常帶(速度為3.65～3.75 km·s-1)，有可能是二疊紀(jì)—三疊紀(jì)鐵鎂質(zhì)弧巖漿巖[圖6(a)、(b)]。

騰沖地塊的地殼厚度僅為 33.3～35.0 km，在淺部4～8 km深度內(nèi)部分區(qū)域呈現(xiàn)高速異常[148]，反映了已經(jīng)冷卻固結(jié)的巖漿侵入體。下方10～20 km深度存在明顯的低速異常(速度為3.20～3.40 km·s-1)向東延伸入保山地塊內(nèi)，代表了仍處于活動狀態(tài)的殼內(nèi)巖漿源，熱流通道有可能通過騰沖斷裂延伸至地殼深部[圖6(c)、(d)]。保山地塊淺部明顯低速異常是古生代和中生代沉積蓋層所致。保山地塊與蘭坪—思茅地塊之間的昌寧—孟連縫合帶南端在淺部10 km深度左右有高速異常區(qū)域，可能是縫合帶內(nèi)的蛇綠巖混雜巖[149]引起的[圖6(c)、(d)]。

3.2 下地殼精細(xì)解剖

青藏高原東南緣發(fā)育有大量埃達(dá)克巖。這類巖石起源于下地殼，對其詳細(xì)研究能夠?qū)ο碌貧の镔|(zhì)成分做精細(xì)限定。埃達(dá)克巖主要出露于哀牢山—紅河剪切帶北端，侵位年齡為37～33 Ma[17-18,34,79]。巖石以輕、重稀土元素顯著分餾，高Sr、Sr/Y、La/Yb，低Y、Yb為特征[17-18,34,64,74,77-80](圖7)。

圖(a)和圖(c)引自文獻(xiàn)[21]圖6 地殼S波速度垂向剖面與可能的地質(zhì)解釋Fig.6 Vertical Profiles of Crustal S-wave Velocity and Possible Geological Interpretation

w(·)為元素含量(質(zhì)量分?jǐn)?shù),下同);w(·)N為元素含量球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后的值;圖件引自文獻(xiàn)[150]和[151]；埃達(dá)克巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80]圖7 埃達(dá)克巖Sr/Y-Y判別圖解和(La/Yb)N-YbN判別圖解Fig.7 Discrimination Diagrams of Sr/Y-Y and (La/Yb)N-YbN for the Adakites

埃達(dá)克巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80]圖8 埃達(dá)克巖的鋯石εHf(t)值、二階段模式年齡與樣品所在經(jīng)度的關(guān)系Fig.8 Zircon εHf(t) and Two-stage Model Ages Against Sampling Longitude for the Adakites

(87Sr/86Sr)i為初始87Sr/86Sr值;埃達(dá)克巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[17]、[18]、[34]、[64]、[74]、[77]～[80];揚子板塊西緣新元古代鐵鎂質(zhì)巖數(shù)據(jù)引自文獻(xiàn)[45]、[152]圖9 埃達(dá)克巖的全巖εNd(t)、La/Yb值與樣品所在經(jīng)度的關(guān)系以及εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解Fig.9 Whole-rock εNd(t) and La/Yb Against Sampling Longitude,and Diagram of εNd(t)-(87Sr/86Sr)i for the Adakites

自西向東，埃達(dá)克巖的鋯石εHf(t)值和全巖εNd(t)值呈逐漸降低趨勢[圖8(a)、9(a)]，同時鋯石Hf同位素的二階段模式年齡(TDM2)也呈現(xiàn)東、西明顯不同的特征[圖8(b)]。最西側(cè)劍川地區(qū)埃達(dá)克巖以正的εHf(t)值(0～8)為主，其模式年齡集中在1.0～0.7 Ga。而最東側(cè)的直苴地區(qū)埃達(dá)克巖以負(fù)的εHf(t)值(-6～0)和相對老的模式年齡(1.5～1.1 Ga)為特征。全區(qū)的全巖εNd(t)值盡管均為負(fù)值，但EW向仍能看出明顯區(qū)別。最西側(cè)劍川地區(qū)呈弱的負(fù)εNd(t)值(-4.1～-0.6)，而最東側(cè)直苴地區(qū)具有較大負(fù)εNd(t)值(-7.5～-6.8)。這些同位素組成特征的空間變化是對跨越蘭坪—思茅地塊和揚子板塊西緣的下地殼不同成分的響應(yīng)。最東側(cè)直苴地區(qū)巖石Hf同位素的二階段模式年齡(1.5～1.1 Ga[34])、初始Sr-Nd同位素組成與揚子板塊西緣的新元古代鎂鐵質(zhì)巖[35-36]相一致[圖9(b)]，以及巖石中繼承鋯石的新元古代年齡(870 Ma和876 Ma[34])，均指示其來源于揚子板塊西緣下地殼的新元古代鐵鎂質(zhì)基底。最西側(cè)劍川地區(qū)的埃達(dá)克巖Hf同位素的二階段模式年齡(1.0～0.7 Ga)小于最東側(cè)直苴地區(qū)，但與新元古代揚子板塊西緣巖石圈的強(qiáng)烈增生時期(1.00～0.74 Ga)相一致，說明其源區(qū)物質(zhì)同樣與新元古代巖石圈增生相關(guān)。相比于直苴地區(qū)，劍川地區(qū)的埃達(dá)克巖成因可能有更高的地幔貢獻(xiàn)，巖石的正εHf(t)值也證實了這點。同時，劍川地區(qū)埃達(dá)克巖與周邊二疊紀(jì)—三疊紀(jì)基性—超基性弧巖漿巖具有相似的初始87Sr/86Sr值(0.707～0.711)和εNd(t)值(-4.8～-3.0)[45,152]。上述Hf同位素和Sr-Nd同位素特征說明劍川地區(qū)下地殼可能是經(jīng)歷了新元古代巖石圈增生和二疊紀(jì)—三疊紀(jì)弧巖漿作用雙重事件影響。

全區(qū)的埃達(dá)克巖La/Yb值同樣呈現(xiàn)自西向東逐漸增大的趨勢[圖9(c)]，即地殼厚度自西向東逐漸增厚，指示埃達(dá)克巖的源區(qū)位置東部深(新元古代鐵鎂質(zhì)基底所在位置)，而西部淺(二疊紀(jì)—三疊紀(jì)鎂鐵質(zhì)基底所在位置)。該地區(qū)的地球物理資料也顯示了自西向東的地殼加厚[20-21,99,110,115][圖6(a)]。地殼上地幔三維S波速度垂向剖面[圖6(a)]中可見，綠汁江斷裂帶以西在地殼底部與上地幔的接觸位置存在兩條薄的高速帶。高速帶的出現(xiàn)指示了下地殼底部存在鐵鎂質(zhì)基底，其位置與上述埃達(dá)克巖指示的鐵鎂質(zhì)基底相對應(yīng)。西側(cè)高速帶向東疊加在東側(cè)異常帶之上，橫穿哀牢山剪切帶，代表了二疊紀(jì)—三疊紀(jì)鎂鐵質(zhì)基底，而東側(cè)相對較深的高速帶與新元古代鐵鎂質(zhì)基底相一致。

4 可能的動力學(xué)模型

以上深部結(jié)構(gòu)和物質(zhì)組成分析表明，青藏高原東南緣中上地殼發(fā)育大量高速異常，這些異常很可能是早已固結(jié)的鐵鎂質(zhì)巖石，如昌寧—孟連縫合帶內(nèi)的蛇綠混雜巖、蘭坪—思茅地塊下的玄武質(zhì)弧巖漿巖、揚子板塊西緣峨眉山玄武巖以及早期底墊的弧巖漿巖等。這些堅硬的高速體將碰撞帶物質(zhì)流動阻隔在中下地殼尺度上。另外，青藏高原東南緣中上地殼還發(fā)育大量低速體。這些低速體分布在騰沖和保山地區(qū)，與下伏巖漿活動或部分熔融作用有關(guān)。然而，關(guān)于觸發(fā)中下地殼部分熔融的動力學(xué)機(jī)制還存在較多爭議，有加厚巖石圈拆沉[13]、巖石圈對流減薄[17-19,34,60,64-66]和俯沖板片作用引起的軟流圈上涌等模型[15-16]。

加厚巖石圈拆沉模型認(rèn)為，作為對印度—亞洲大陸碰撞的響應(yīng)，青藏高原東部晚古近紀(jì)發(fā)生了一次大規(guī)模的增厚大陸巖石圈拆沉事件，引起板內(nèi)伸展，形成了40～30 Ma高鉀質(zhì)巖漿巖和點蒼山以東晚始新世—漸新世斷陷盆地[13]。該模型與青藏高原東南緣26°N以南薄的地殼和巖石圈特征相一致，然而并不能解釋26°N以北地區(qū)的較厚地殼和巖石圈為何未發(fā)生拆沉作用。另外，26°N以南地區(qū)已有的地球物理資料在地幔深部并沒有孤立高速體殘塊，顯示拆沉模型很可能存在問題。

巖石圈對流減薄模型主要用來解釋滇西地區(qū)鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖成因。增厚的巖石圈地幔由于對流減薄后軟流圈上涌，觸發(fā)富集的巖石圈地幔和下地殼基底部分熔融形成了滇西地區(qū)鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖[17-19,34,60,64-66]。根據(jù)該模型，鉀—超鉀質(zhì)巖漿巖集中分布地區(qū)的巖石圈厚度應(yīng)明顯小于周邊地區(qū)。這與現(xiàn)有的地球物理資料并不一致。在巖漿巖強(qiáng)烈發(fā)育的哀牢山地區(qū)，其下部巖石圈與周圍相比，不但沒有明顯減薄，還存在明顯增厚。

俯沖板片作用引起的軟流圈上涌模型被用來解釋晚中新世—全新世馬關(guān)地區(qū)和騰沖地區(qū)的巖漿巖成因[15-16]。俯沖于滇西地區(qū)深部的印度板片脫水[15]或斷離[16]引起軟流圈上涌，最終導(dǎo)致了晚中新世—全新世巖漿巖的形成。騰沖地區(qū)發(fā)現(xiàn)的從上地幔到地殼的柱狀低速體[21,141]也證實了該模型。大量地球物理資料顯示，滇西地區(qū)深部存在向東傾的高速帶，該帶延伸到深部超過600 km，可能為俯沖的印度板片[15,141,153-155]。向東俯沖的印度板片無論是脫水、撕裂或回返均能引起上覆下地殼的熔融，最終形成大范圍的巖漿作用。

圖件引自文獻(xiàn)[145]圖10 P波層析成像垂向剖面Fig.10 Vertical Profiles of P-wave Tomography

青藏高原東南緣的巖漿巖分布并未局限于哀牢山剪切帶附近，而是廣泛分布于整個滇西地區(qū)。根據(jù)Lei等的P波層析成像剖面結(jié)果(圖10)[145]，在100°E位置上的4條剖面自北向南依次對應(yīng)27.2°N、26.2°N、25.2°N和24.2°N位置。A—A′剖面和B—B′剖面中東傾的高速帶在98°E以東明顯下傾變陡，角度變?yōu)?0°～55°，而C—C′剖面和D—D′剖面中的角度較平緩，為17°～20°。上述現(xiàn)象說明由該高速帶代表的印度板片在25°N～26°N之間角度突變(約30°)，指示了板片在該位置發(fā)生了EW向撕裂(圖11)，推測這一撕裂作用在巖石地球化學(xué)和地球物理上均有明顯表現(xiàn)。26°N附近發(fā)育苦橄巖[156]、煌斑巖[60]、埃達(dá)克巖[14,17,34]以及淡色花崗巖[67-69]，指示了從地幔、下地殼到上地殼的普遍部分熔融過程；尤其是苦橄巖，是來自地幔高溫巖漿的直接反映。地幔剪切波各向異性和地殼厚度急劇轉(zhuǎn)變同樣出現(xiàn)在26°N附近。在26°N以北，地幔中剪切波各向異性主要為SN向，地殼平均厚度約為60 km；而在26°N以南，剪切波則呈EW向且地殼厚度只有30～40 km[20,105-109]。

圖11 印度板片撕裂模型以及始新世和全新世巖漿巖的地球動力學(xué)機(jī)制Fig.11 Tearing Model for the Indian Slab and Geodynamic Mechanism for the Origin of Eocene and Holocene Magmatic Rocks

5 結(jié) 語

(1)青藏高原東南緣蘭坪—思茅地塊、保山地塊和騰沖地塊等的中地殼(15～30 km深度)普遍發(fā)育低速層，表明了富水層或者部分熔融物質(zhì)的存在，為青藏高原物質(zhì)向東南流動提供了可能。而揚子板塊同等深度下發(fā)育的高速層很可能是峨眉山玄武巖，阻隔了碰撞帶物質(zhì)向東流動。

(2)揚子板塊和蘭坪—思茅地塊下地殼底部均出現(xiàn)呈條帶狀展布的高速體，分別為新元古代鐵鎂質(zhì)弧巖漿巖和二疊紀(jì)—三疊紀(jì)鐵鎂質(zhì)弧巖漿巖。兩者在新生代部分熔融形成了劍川地區(qū)和直苴地區(qū)附近的埃達(dá)克巖。埃達(dá)克巖的鋯石εHf(t)值和全巖εNd(t)值自西向東呈逐漸降低趨勢，而鋯石Hf同位素的二階段模式年齡與La/Yb值呈現(xiàn)升高的趨勢。

(3)地幔剪切波各向異性急劇轉(zhuǎn)變出現(xiàn)在26°N附近。在26°N以北，地幔中剪切波各向異性主要為SN向；而在26°N以南，剪切波則呈EW向。這一差異跟俯沖的印度板片撕裂有密切關(guān)系。該撕裂在綜合地球物理剖面上顯示為25°N～26°N突變的印度板片俯沖角度，在地表表現(xiàn)為苦橄巖、煌斑巖、埃達(dá)克巖以及淡色花崗巖等的集中出露。

張洪瑞：謹(jǐn)以此文獻(xiàn)給長安大學(xué)七十周年華誕，祝福母校蒸蒸日上，再創(chuàng)輝煌！二十年前，我踏上開往西安的火車，從火車站出來一直往南步行，來到長安大學(xué)雁塔校區(qū)。這里沒有雁塔路上的車水馬龍，卻處處鳥語花香；這里沒有賽格電腦城的喧囂吵鬧，卻有寧靜致遠(yuǎn)。這里時光緩緩流淌，可以沉下心來好好讀書。離開西安已經(jīng)十余年了，每當(dāng)春暖花開時，我都會想念地科樓前面的那株紫玉蘭應(yīng)該盛開了吧！