滇西特提斯造山带下扬子地块的俯冲板片
云南主要金属矿产与勘查
第１ 卷
第 ３期
郭
欣等 ： 云南 主要 金 属 矿 产 与 勘查
南成 矿 区） Ⅲ一 三 江 特 提斯 一喜 马拉 雅 成 矿 区 云 和
南 段 。 Ｉ 扬 子 成 矿 区 一
Ⅲ 临沧一勐 海 ｓ 、 ｅ Ｐ 、 ｎ多金 属成矿 带 ； ｎ Ｆ 、ｂｚ Ⅲ。昌宁一 孟 连 ｃ 、 ｂ ｚ ｕ Ｐ 、 ｎ多金属 成矿 带 ；
成密 切相关 ， 在大陆边 缘 有沉积 层状 铜矿 的形成 ， 并 与黑 色碳质 页岩有 关 ， 丽 江文通 、 如 劳马 古等 铜矿 。 （ ）中生代俯 冲碰 撞 及 碰撞 后 成 矿 阶段 ， 中 ３ 在 甸普 朗压性 弧 内形 成 斑 岩 型铜 多 金 属 成矿 亚 带 ， 如
中甸雪 鸡坪 大型 斑岩 Ｃ ｕ矿 。 在德 钦一 维 西 陆缘 弧 的火 山一 裂谷 盆 地 中形 成 Ｖ ＭＳ块 状 硫 化 物 德 钦 Ｈ
３ 成 矿 阶段 划分 及 成 矿 类 型
（ ）在 中晚元 古代 ， 形 成 火 山岩 型有 关 的铜 １ 先 铁 稀土 矿 床 ， 如新 平 大红 山 Ｆ ｅ—Ｃ ｕ矿 床 以及 东 川 式 层状铜 矿 （ 均为 Ｆ ｃ ｅ— ｕ—Ａ ｕ—Ａ ｇ—ｃ ｏ组合 ） 随 ， 后 的晋 宁运 动 ， 造一 火 山刺 穿 体伴 随推覆 构 造 而 构 侵 位 ， 成与 构造 改 造 和火 山作 用 有关 的热 水 角砾 形 岩 型铜矿 （ 山式 ） 澄 江 运 动 上 升 成 陆 ， 凤 ； 又有 陆相
单元 相对 应 。本 文将 云南 划分 为 ３个 主要 成矿 区带
（ １ ， Ｉ 扬 子成 矿 区 、 图 ）即 一 Ⅱ一华 南 成 矿 区 （ 东 滇
［ 稿 日期 ］０ ９—１ 收 ２０ ２—１ ８ ［ 一作 者 简 介 ］ 第 郭 欣 ， ，９ ２年 生 ，０ ８年毕 业 于 中 国地 质 大 学 （ 京 ） 获 硕 士 学 位 ， 读 博 士研 究 生 ， 主要 从 事 有 色 金 属 矿 产 普 女 １８ ２０ 北 ， 在 现 查 与 勘探 研 究 工 作 。 ① 云 南 省 国土 资 源厅 ．０ ８年 度 云 南省 矿 产 资 源 年 报 ． 南矿 业 ．０ ９，３ ６ ：１ ２ ２０ 云 ２０ ４ （ ）３ —４ ．
滇西古特提斯俯冲_碰撞过程的岩浆作用记录
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范蔚茗 , 彭头平 , 王岳军 /
地学前缘 ( Earth Science F ro nt iers) 2009, 16 ( 6)
火山岩组合 。 元素地球化学特征表明 , 早三叠世火山岩具有典型 的岛弧火 山岩的特征 , 暗示 其很可能形 成于 俯冲的构造环境 ; 中三叠世 晚期的流纹岩与临沧花岗岩基主体具 有非常相 似的地球化 学特征 , 结合其 流纹岩 具有 A 型花岗岩属性 , 表明该区中三叠世火成岩形成于碰撞后的构造背景 ; 而晚三叠世基性 火山岩虽 然在地 球化学特征上显示出与岛弧火山岩相似的高铝和 N b T a 的 亏损 , 但其中 部分火山 岩具有 高镁和 板内玄 武岩 的微量元素比值特征 , 说明这些火山 岩可能形成于碰撞后裂谷 ( post collisional r ifting ) 环境 。 结合区 域上前 人的研究资料 , 我们认为西 南三江地区古特提斯主洋盆的俯冲闭合可能直到早三叠世晚期才完 成 , 其 后的陆 陆 / 弧碰撞作用可能发生在 中三叠世早期 , 中三叠世中晚期该区进入碰撞后演化 阶段 , 晚三叠世开始处于碰撞 后的裂谷阶段 , 古特提斯在 该区的演化最终结束于三叠纪末 。 关键词 : 三叠纪岩浆作用 ; 岛弧 ; 碰撞 后 ; 澜沧江南带 ; 古特提斯 中图分类号 : P 588 1 ! 文献标志码 : A ! 文章编号 : 1005 2321( 2009) 06 0291 12
扬子地台及周边地区硅质岩的分布及其与矿产资源之间的关系研究
质岩在该 地 区较 为 发 育 引，并 与矿产 资 源存 在 密 切 的关 系 。本文 通过 对 扬 子板 块 的 演化及 秦岭造 山带 以南的硅质 岩进行综 合评述 ，旨在探 究华 南地 区硅 质岩 与矿 产资 源之
扬 子 地 台及 周 边 地 区硅 质 岩 的分 布 及 其 与矿产 资 源之 间的关 系研 究
黄 颖 ， 吕文超 ，周 强
（ 中山大学地球科 学 系，广 东 广 州 ５０７ ） １２５
【 摘 要 】在秦岭造山带 及其南部地区广泛发育硅质岩，并与矿产资源存在
密切 的关 系。本 文通过 对扬予板 块的演化 及秦岭 造 山带以 南的硅 质 岩进行 综 合
问 的重 要联 系和意义 。
１ 地 理 概 况
本艾 讨论 的区域位 于 中 国秦 岭造 山带 以南 ，包括 扬 子 地 台 、华夏 地 块 和秦 岭 造 山 带 。行政 区划分 Ｌ 包括海 南 、广东 、台湾 、香港 、澳 门 、云 南 、广西 、贵州 、江 西 、 还
福 建 、江苏 、安徽 、湖南 、湖 北 、四川 、重 庆 、上 海 、浙 江 。该 区域 北 与 华 中地 区 相 接 ，南 面包 括辽 阔的南海 和南海诸 岛 ，与 菲律宾 、马来西 亚 、印度 尼 西亚 、文莱 等 国相
望 。西南界线 是我 国与越 南 、老挝 、缅甸 等国家 的边 界 。
２ 地质 背 景
扬子 地 台及 周边地 区地处太 平洋板块 、欧 亚板块 与特提斯板 块 的接合 部位 ，该 地 区
收 稿 日期 ：２ １ ２— ０ ０— ８
作者简介：黄颖 （９ ９一） 女 ，湖南耒阳人 ， ７级本科生 ， １８ ， ０ 主要从事岩石及地球化学等地质学
中国大地构造分区
中国大地构造分区中国大地构造分区一、从活动论观点划分大地构造单元1、大地构造分区的主要原则大地构造单元的基本观点 2、划分3、划分古板块的标志4、划分大地构造单元的步骤二、中国大地构造轮廓及构造分区1、槽台观点对中国大地构造单元的划分观点对中国大地构造单元的划分 2、板块3、中国大陆构造域的划分一、从活动论观点划分大地构造单元1、大地构造分区的主要原则由于地壳构造活动性的不均一性,因而可以从空间的角度将地壳各部分的区域性分异与构造阶段的发展变化联系起来进行大地构造单元划分或大地构造分区。
大地构造分区的主要依据是构造活动程度,由于地壳演化中各个地区构造活动程度并非一成不变,而是可以相互转化的,所以进行大地构造分区时,必须具有历史分析的现点,即区分不同的构造阶段进行。
1、大地构造分区的主要原则现代全球古大陆再造和板块划分，一般以850-250Ma泛大陆旋回(Pangea-250)的构造格局进行划分的，因为该阶段的地质记录最全、研究程度最高。
至今，进入一个泛大陆裂解时期，其板块划分的代表方案就是LePichon(1968)等的现代板块划分。
Pangea-850以前(太古宙-元古宙)的板块划分涉及太古宙-元古宙的造山带和古缝合线识别，存在较多争议。
故一般以850-250Ma泛大陆阶段的板块划分和大地构造分区。
欧亚、美洲、非洲、澳大利亚将连为一体，形成超大陆2、划分大地构造单元的基本观点(1)活动论和固定论所谓活动论是指地表大陆和海洋在地质历史中的发展变化而言。
大陆和海洋在地表上的位置变化可能有两个方面，一是大陆和海洋相对于地极和赤道位置的变化;一是大陆和海洋相互之间的相对之间的相对位置变化，承认曾经发生过两种变化，就必须承认地壳运动以水平位移为主导形式。
相反，不承认大陆和海洋曾经发生位移，或承认移位，而将移位归因于地壳大规模垂直运动，如别洛乌索夫所主张的造洋运动，就是固定论者。
活动论和固定论的争论牵涉到地质学和地球物理学的各个方面，是近百年来地质学中带根本性的问题之一。
云贵高原-造山带-沉积盆地的构造演化与成岩成矿作用（代序）
云贵高原-造山带-沉积盆地的构造演化与成岩成矿作用（代序）方维萱;韩润生【摘要】云贵高原-造山带-沉积盆地的构造演化与金属矿产形成有密切关系。
近南北向乌蒙山造山带和扬子地块西缘元古宙造山带(元古宙基底构造层)为元古宙铁铜和铁氧化物铜金型(IOCG)矿床集中区。
在东缘滇黔桂晚古生代陆缘拉分盆地中，形成了铅锌银-金汞锑等低温热液金属矿床集中区。
在个旧-文山一带形成了锡铜钨-多金属成矿集中区，并伴生铷铯铟等稀散元素。
在西侧云南楚雄中新生代沉积盆地中，形成了砂岩型铜矿床集中区等。
北侧四川-重庆一带形成了天青石矿床成矿集中区。
这些金属矿床集中区形成与云贵高原-造山带-沉积盆地经历了多期次构造演化过程中，形成了特殊的矿田(床)构造有密切关系。
这些特殊的大陆构造样式、构造组合、构造-流体-成岩成矿作用和碱性铁质基性岩类侵位的多重耦合作用，值得今后开展深入研究，为今后矿山深部找矿预测和大陆深部构造研究提供科学依据。
【期刊名称】《大地构造与成矿学》【年(卷),期】2014(000)004【总页数】4页(P729-732)【关键词】云贵高原;造山带;沉积盆地;耦合与转换;金属成矿集中区;碱性铁质基性岩【作者】方维萱;韩润生【作者单位】北京矿产地质研究院，北京 100012;昆明理工大学国土资源工程学院，有色金属矿产地质调查中心西南地质调查所，云南昆明 650093【正文语种】中文【中图分类】P545;P611云贵高原位于我国西南地区, 从元古宙开始经历了复杂的地质构造演化历史, 现今仍发育陆内活动断裂带, 在资源与环境方面具有重大的理论研究意义和实际应用价值。
云贵高原经历了多期沉积盆地-造山带耦合与转换过程, 成矿地质条件优越, 形成了一批超大型-大型多金属矿床, 也是我国重要的矿业开发基地。
研究和深化云贵高原的大陆构造演化与典型矿床的动力学之间的关系, 是当代大陆动力学、构造地质学和矿床学研究的重要课题。
在云贵高原上, 围绕元古宙基底构造层和周缘形成了明显的区域矿床组合分带: (1)近南北向乌蒙山和扬子地块西缘元古宙造山带具有多期构造强烈叠加特征, 它们为云贵高原的元古宙基底构造层, 云南东川、易门和大红山铜铁矿床、四川会理铁铜矿床集中区等产于其中。
扬子陆块西北缘早新元古代俯冲增生过程的岩浆记录
扬子陆块西北缘早新元古代俯冲增生过程的岩浆记录吴鹏;张少兵;郑永飞;张小菊;徐争启;施泽明【期刊名称】《沉积与特提斯地质》【年(卷),期】2024(44)1【摘要】华南早新元古代俯冲相关岩浆作用记录为揭示罗迪尼亚超大陆边缘陆块的聚合及增生过程提供了重要制约。
本文聚焦华南扬子陆块西北缘出露的早新元古代岩浆作用记录,总结梳理了其年代学框架、地球化学特征以及同位素特征,查明了其源区性质和岩石学成因、并探讨了不同阶段岩浆记录所对应的构造环境。
结果表明,扬子陆块西北缘约1.0~0.9 Ga岩石具有与新生岛弧岩浆类似的微量元素特征,强不相容元素的含量略低于大陆弧,并且具有亏损的Sr-Nd-Hf同位素组成和略低于地幔值的锆石δ~(18)O值,这些特征指示约1.0~0.9 Ga岩浆岩最有可能形成于洋内弧环境。
相比之下,约0.9~0.83 Ga岩浆岩具有与平均上地壳类似的微量元素特征,富集强不相容元素和轻稀土元素,亏损高场强元素,并且具有富集的SrNd-Hf同位素组成,锆石δ~(18)O值与地幔值相当或略高,指示其可能形成于大陆弧环境。
此外,镁铁质岩石全岩Nd和锆石Hf同位素随年龄的长期变化趋势揭示了地幔源区性质周期性地富集和亏损,这可能是由于俯冲带间歇性地前进和后撤引起的挤压–伸展构造体制的不断交替所致。
本文结果为扬子陆块西北缘新元古代早期的构造演化历史和俯冲增生动力学机制提供了制约。
【总页数】15页(P216-230)【作者】吴鹏;张少兵;郑永飞;张小菊;徐争启;施泽明【作者单位】成都理工大学地球科学学院;成都理工大学地球勘探与信息技术教育部重点实验室;中国科学院壳幔物质与环境重点实验室【正文语种】中文【中图分类】P534.1【相关文献】1.上扬子陆块西南缘早—中元古代造山运动的地质记录2.攀西麻粒岩锆石U-Pb年代学:新元古代扬子陆块西缘地质演化新证据3.扬子地块北缘新元古代望江山层状岩体矿物成分和铂族元素特征:对岩浆演化过程和构造环境的制约4.华南扬子陆块西缘新元古代康滇裂谷盆地开启时间新证据5.扬子陆块南北缘新元古代火山-沉积岩系研究现状与问题因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
原特提斯洋的俯冲作用:滇西南澜沧岩群惠民岩组的证据
原特提斯洋的俯冲作用：滇西南澜沧岩群惠民岩组的证据王维;薛传东;杨天南;谢志鹏;董猛猛;向坤;刘靖坤【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2022(38)11【摘要】滇西南昌宁-孟连缝合带东侧出露的澜沧岩群是重建原特提斯构造演化的关键,但其物质组成、时代和属性长期存在争议。
近期地质调查表明,惠民地区的澜沧岩群惠民岩组主要由玄武岩、玄武安山岩、凝灰岩、砂岩、泥岩及灰岩组成,普遍经历了强烈构造变形和绿片岩相变质作用。
岩石地球化学特征显示,玄武安山岩属于钙碱性系列,富集轻稀土元素和大离子亲石元素,具Nb、Ta和Ti的负异常,具有与俯冲相关火山弧的地球化学属性。
其玄武安山岩锆石LA-ICP-MS^(206)Pb/^(238)U加权平均年龄为461.8±5.5Ma(MSWD=1.19,n=25);3件变质碎屑岩夹层的最年轻碎屑锆石U-Pb年龄峰值分别为469Ma、470Ma和475Ma,且同时期火山岩锆石占主导,指示其形成于汇聚板块边缘环境。
结合本区东侧兰坪-思茅盆地西缘发育的同时期裂谷型双峰式火山岩分析,澜沧岩群惠民岩组变质火山-沉积岩组合可能是原特提斯洋沿扬子地块西缘向东俯冲过程(现今地理方位)形成的产物。
研究表明古特提斯与原特提斯构造演化是连续的。
【总页数】24页(P3411-3434)【作者】王维;薛传东;杨天南;谢志鹏;董猛猛;向坤;刘靖坤【作者单位】昆明理工大学地球科学系;中国地质科学院地质研究所【正文语种】中文【中图分类】P542;P597.3【相关文献】1.古特提斯洋俯冲碰撞在南羌塘的岩浆岩证据:西藏荣玛乡冈塘错花岗岩2.藏南早侏罗世新特提斯洋俯冲过程中壳幔混合作用:来自日喀则东嘎闪长质岩体的证据3.滇西腾冲地块高黎贡群变质沉积岩时代与原特提斯洋俯冲/增生:来自碎屑锆石U-Pb定年和岩石地球化学证据4.西昆仑造山带原特提斯洋俯冲作用新证据——来自高镁及镁闪长岩类识别5.西昆仑造山带原特提斯洋俯冲作用新证据--来自高镁及镁闪长岩类识别因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
滇西思茅盆地西缘早白垩世沉积物源分析及盆地形成和演化探讨
（ １ ） 思茅盆地在平 面上为狭长形态 ， 呈北西一南东 向展布 ， 且夹于 澜沧江造山带和哀 牢山造 山带之 间。 （ ２ ） 思茅盆地早 白垩世沉积物 主要 为陆源碎屑岩 ， 无碳酸盐 岩沉
积。
序列沉积 ， 盆地边缘沿澜沧江带及金沙江一 哀牢山带有强烈 的中基性
火山活动 。 晚三叠世 晚期 ， 由于班公湖一怒江中特提斯 洋的打开 ， 所产 生的 向东 的推挤使 本区逐渐抬升 ，该 裂谷 盆地进入萎缩期 ，形成海
未发生过构造运动。
中侏 罗世 ， 由于雅鲁藏布 江的快速扩张 ， 导致怒江 中特提斯洋 于 中侏罗世开始 逐渐 闭合 ， 其结果一方 面使怒江洋以东的保山陆块 逐渐 隆起缺失上侏罗统 ； 另一方 面也使 本区受挤压 ， 在隆起 的背景下产生
相对坳陷 ， 发育一套海陆交互相沉积 ， 并且在 盆地西侧 ， 由于靠 近隆起 剥蚀 区， 出现有边缘相砾岩沉积。晚侏罗世 ， 由于怒江洋 的最终封闭 ， 致使本区又一 次全 区抬升 ， 形成 了 Ｊ ３ 与Ｋ 之间的平行不 整合 面。 白垩纪 ， 本 区主要为 陆相 碎屑岩沉积 ， 岩性 、 岩相 变化不大 ， 但盆
０ 山地块沉积岩相似 ， 表明其物源区为保 山地块边缘构造上升 的沉积岩
沙江洋 ， 并将分裂 出的思茅地块与扬子地块母体隔开 。因思茅地块西 侧 为澜沧 江洋 ， 即思茅 地块实为古特提斯洋 中的一微 型“ 陆块” ， 该陆 块将古特提斯洋分隔 ，形 成东部 的金沙江洋盆和西部 的澜 沧江洋盆 。 壳则 由西 向东往思茅地块下俯 冲 ，滇藏古陆和扬 子古 陆逐 渐靠 近 ； 二 叠纪末 ， 滇藏 古陆和扬子古陆及其所夹 的思茅地块碰撞在一起 ， 从此 开始思茅 陆相盆地 的演化［ ９ １ 。 早一 中二叠世表现为强烈的造山作用 ， 思茅地 区普遍缺失下一 中 三叠 统 ， 局部地区发育少量 中、 酸性火 山岩 。晚三叠世初 ， 区内发生广 泛海侵 。 晚三叠世早期发育海陆交互相碎 屑岩一浅海相碳酸盐岩海进
中国西南地区地质构造演化
中国西南地区地质构造演化中国西南地区位于亚洲板块东缘，这一地区的地质构造演化历史悠久且复杂。
在数亿年的形成过程中，西南地区经历了多次地壳运动和构造变动，形成了独特丰富的地质构造特征。
早期地壳运动是中国西南地区地质构造演化的起点。
在大约10亿年前，康古印度板块与南满洲里海洋板块的碰撞导致了板块运动，形成了中国西南地区的基底构造，如松辽-辽西-长白山构造带和太平洋洋壳的微块。
这一地壳运动在晚古生代至早中生代期间持续发生，逐渐将西南地区变为陆地。
中生代是中国西南地区地质构造演化的重要时期。
在侏罗纪晚期至白垩纪早期，中国西南地区发生了一系列构造事件。
这些事件包括扬子地块与华南地块的碰撞，以及雅鲁藏布江古大陆边缘的凹陷和演化。
这一期间，受到构造力的影响，西南地区的地壳发生了翻转和断裂，形成了大面积的高山和深沟谷。
另外，特提斯洋在中生代时代的闭合也在西南地区留下了明显的构造痕迹。
晚中生代至新生代是中国西南地区地质构造演化的关键时期之一。
在这一时期，由于印度板块持续向亚洲板块的东北方向俯冲，西南地区的地壳变动加剧。
这导致了西南地区的隆升和剥蚀，形成了长江和雅鲁藏布江的流域。
一些地质构造特征也在这一时期形成，比如滇西地块的裂谷拗陷以及川西坳陷。
近几百万年来，中国西南地区的地质构造演化进入了一个相对稳定期。
但在新生代晚期，西南地区再次受到了构造力的影响，形成了新的地质构造特征。
其中最显著的是青藏高原的隆升和剥蚀，导致了珠穆朗玛峰的形成。
除此之外，西南地区还遭受了强烈的构造活动，形成了一些地震带和断层，如汶川地震带和滇池断裂带。
总而言之，中国西南地区的地质构造演化经历了数亿年的变动。
早期地壳运动、中生代的碰撞和凹陷、晚中生代至新生代的持续变动以及近百万年来的相对稳定期，共同塑造了今天西南地区丰富多样的地质构造特征。
这些特征不仅体现了地壳运动的力量，也为西南地区的地貌和资源提供了丰富的背景。
随着地质科学的不断发展，对中国西南地区地质构造演化的研究将进一步加深我们对地球演化和自然资源的认识。
哀牢山古特提斯洋的俯冲与闭合：碎屑沉积与岩浆作用记录
哀牢山古特提斯洋的俯冲与闭合：碎屑沉积与岩浆作用记录云南中部的哀牢山构造带保留了大量的古特提斯演化地质记录,是研究古特提斯洋的关键地区之一。
但是该地区经历了后期多阶段强烈的构造变形,尤其是新生代印度-亚欧大陆碰撞事件的叠加,使构造带内绝大部分地层与岩浆系统都遭受了不同程度的变形改造,表现出不同程度的透镜化、混杂化和无序化,在缝合带或混杂岩带内表现尤为显著。
因此,尽管前人对该地区的蛇绿岩,俯冲和碰撞相关的岩浆岩进行了大量的研究,也取得了许多重要成果,但是在哀牢山古特提斯洋俯冲过程和闭合时限等重要科学问题上仍然存在很大的争议:尽管目前学术界大多数观点认为哀牢山洋是通过向西俯冲于印支板块之下而逐渐消减的,但也有学者认为是向东俯冲于华南板块之下的;在哀牢山洋闭合时限问题上,更是观点众多,跨度巨大,涵盖了泥盆纪至晚三叠世。
哀牢山构造带及其邻区广泛分布有二叠纪-三叠纪碎屑沉积岩,同时在哀牢山变质杂岩带中保留有与哀牢山洋演化相关的岩浆记录,这些碎屑沉积岩和岩浆岩对哀牢山构造带晚古生代-早中生代的大地构造演化历史重建的意义此前一直没有得到足够的重视。
本论文选取哀牢山变质杂岩中的二叠纪-三叠纪岩浆岩以及整个构造带和邻区的二叠纪-三叠纪碎屑/变碎屑沉积岩为研究对象,开展了U-Pb年代学、锆石原位Hf-O同位素、矿物学、全岩元素及Sr-Nd同位素地球化学分析,厘定了岩浆岩的形成时代、成因机制和源区特征;限定了碎屑沉积岩的源区组成及沉积环境,从而为哀牢山洋的俯冲过程及其最终闭合的时限提供了可靠的限制。
本研究取得以下重要进展:（1）阐明了哀牢山缝合带两侧二叠纪-中三叠世碎屑沉积岩形成于弧前或者弧后盆地沉积环境,晚三叠世碎屑沉积岩形成于前陆盆地沉积环境印支东缘二叠纪沉积岩具有相对较低的SiO<sub>2</sub>含量（平均71.4 wt.%）、K<sub>2</sub>O/Na<sub>2</sub>O（平均0.65）比值以及较高的Fe<sub>2</sub>O<sup>T</sup><sub>3</sub>+MgO（平均6.96 wt.%）含量和Al2O3/SiO<sub>2</sub>（平均0.20）比值,较低的化学风化指数（CIA;47–74,平均59）和较高的成分变化指数（ICV;0.70–1.29,平均1.03）,其地球化学组成与典型的大陆岛弧区硬砂岩组成相似,可能形成于弧前或者弧后盆地环境。
青藏高原及邻区大地构造单元初步划分
记录了晚古生代 — 中生代弧后扩张、多岛弧盆系发 育、 弧# 弧碰撞、 弧#陆碰撞的地质演化历史。 碰撞之 后该区的大部分地区于晚三叠世转化为陆地，并形 成碰撞后地壳伸展背景下的裂陷或裂谷盆地。 冈瓦纳北缘晚古生代 — 中生代冈底斯 # 喜马拉 雅构造区：班公湖 # 丁青 # 碧土 # 昌宁 # 孟连对接带 是冈瓦纳与劳亚 # 泛华夏大陆的分界线，亦即冈瓦 纳大陆的北界。伯舒拉岭 # 高黎贡山属于冈瓦纳晚 古生代 — 中生代前锋弧， 聂荣隆起、 嘉玉桥变质地体 等是前锋弧的残块。在前锋弧的后面 （南侧） 是晚古 生代 — 中生代冈底斯 # 喜马拉雅弧后扩张、多岛弧 盆系发育、 弧 #弧碰撞、 弧#陆碰撞的演化结果。 该区 三叠纪和侏罗纪 — 早白垩世的雅鲁藏布江蛇绿岩是 目前青藏高原乃至中国大陆内， 保存最好、 最完整的 蛇绿岩 “三位一体” 组合， 代表了特提斯洋向南俯冲 诱导出的一系列藕断丝连的弧后扩张盆地。
（或晚古 !#*&#奥依塔格 &库地 &苏巴什 &东昆中结合带 生代裂谷带） （含前寒武纪岩块、 海山和洋岛残块） !#*&!南昆仑残余弧
#+&!高喜马拉雅结晶岩带或基底逆冲带 #+&)低喜马拉雅褶冲带 #+&+锡伐利克后造山前陆盆地带
!#*&)麻扎&康西瓦&木孜塔格&西大滩晚古生代结合带 ! 泛华夏大陆晚古生代羌塘 &三江构造区 "#扬子陆块：
青藏高原具有复杂而独特的巨厚地壳和岩石圈 结构， 是一个由北部劳亚大陆、 泛华夏陆块西缘和南 部冈瓦纳大陆北缘不断弧后扩张、裂离，又互相对 接、 镶嵌构成的复杂地区， 经历了漫长的构造变动历 史， 特别是古生代以来的多岛弧盆系的形成演化， 最 终由!"多条规模不等的弧#弧、弧#陆碰撞结合带和 其间的岛弧或陆块拼贴而成。由于后期印度板块向 北强烈顶撞，在其左右犄角处分别形成帕米尔和横 断山构造结及相应的弧形弯折，在东西两端改变了 原来东西向展布的构造面貌，加之华北和扬子刚性 陆块的阻抗和陆内俯冲对原有构造，特别是深部地 幔构造的改造， 造成了青藏高原独特的构造、 地貌景 观， 形成了统一的深部幔拗和地表的隆升。
滇西_三江_地区新生代地质构造格局及其演化_段建中
滇西/三江0地区新生代地质构造格局及其演化段建中,薛顺荣,钱祥贵收稿日期:2001-03-07 基金项目:省(云南省)院(中科院)合作项目(96S007). 作者简介:段建中(1950~),男,云南昆明人,高级工程师,长期从事基础地质及矿床地质研究.(云南省地质科学研究所,云南 昆明 650011)摘 要:新生代构造演化主要经历了陆内裂陷、断裂走滑活动及会聚构造带的形成、陆内岩浆活动、强烈的抬升等一系列构造运动。
关键词:新生代;构造:演化中图分类号:P54 文献标识码:A 文章编号:1004)1885(2001)03)0243)091 区域地质构造演化及新生代构造单元划分滇西/三江0地区通指程海、红河断裂以西地区。
本文研究范围为澜沧江断裂以东,红河、程海断裂以西的中)新生代陆内环境的两个菱形块体地区(图1)。
滇西/三江0地区在全球构造中占有特殊的位置,是欧亚古陆块南部边缘与冈瓦纳古陆块(含印度、掸邦板块)相碰撞的场所。
从挽近造山带的动力场看,是特提斯构造带东部向南突出的弧形岛弧的组成部分,即濒临环太平洋构造带的交切带,靠特提斯构造带弧形山脉向南突出到向北突出的反向转折地区。
111 区域地质构造演化滇西的地质构造十分复杂,其陆壳的不同部分,经历了不同的演化进程。
据沉积建造、生物演化、变质作用、岩浆活动及地层接触关系等资料,最早的构造运动可追索到中元古代的晋宁运动。
加里东运动使滇西古构造格局发生显著变化,地壳受拉张、裂陷作用一度形成裂陷沉积,随后又在不同阶段转化为陆表海环境。
古生代特提斯洋亦可能在此阶段形成。
构造运动以升降运动为主,未见强烈褶皱。
在丽江-宁蒗地区,表现为下泥盆统与上志留统呈假整合或微角度不整合接触。
基底断裂活动明显,如金沙江-红河断裂,构成次级构造分区的边界。
华力西运动是滇西古地理、古构造演化的重要时期。
泥盆纪)二叠纪,滇西地壳活动性增强,由于强烈的拉张、裂陷导致滇西北地区地台边缘张裂,沿断裂带发生大规模的中酸性)基性岩浆侵入)喷发。
扬子陆块复习进程
=
皮蒙特带（Piedmont）
因appalachian为碰撞造山带，欧洲 – 北美间古大西 洋Pz1闭合。
中国华南也为碰撞造山带，雪峰山也为推覆体，Pz2存 在浙湘桂大洋，印支期闭合。
许靖华文章中提到在江西玉山有硅质岩、混杂堆积， 时代P。
扬子陆块
板溪大洋
华南陆块
雪 峰 山
太平洋板块
许清华等（1987、1988、1989、1990）发表了中外 文系列文章，论述其新模式；按其新模式，华南大地构 造的演化可概括为：华南、以及亚洲的东南部可分为三 个地块，即扬子地块、华南地块和东南亚地块。扬子地 块在晚前寒武纪从岗瓦那大陆分出，它们之间的板溪洋 不断扩张，洋壳不断俯冲，一直到泥盆纪才终止，在此 期间在扬子地块沉积了地台型和大陆被动边缘的盖层。 而在板溪洋的南缘主动边缘上产生了震旦纪和早古生代 的增生楔。华南地块在S-D从冈瓦纳分出，其间又产生 古南海洋，而华南地块在D1隆升，随后D2 不整合超覆 在板溪混杂岩（Mz）和华南复理石之上。T华南与扬子 地块碰撞，扬子被动边缘上的地层碎片在缝合带与板溪 混杂岩混合在一起。东南亚地块于P时最后从冈瓦纳分 出，古南海洋开始削减。T-J东南亚地块与华南地块碰 撞。
划归本单元的地域都具有以下共同特征： 1）具有pre基底，最老的盖层在一般800Ma（Z）的晋
宁运动后才出现；
2）自Z起都是稳定型沉积，未变质，海相沉积持续到T2； 与华北陆块一样，受太平洋板块活动影响，印支运动后，扬 子陆块又活化，即卷入中国东部活动大陆边缘。
Nandan Fm
Sidazhai Formation
扬子地台
康
滇
江南古陆
地
轴
右江褶皱带
华南褶皱系
特提斯成矿域主要金属矿床类型与成矿过程
Ｆ ｂ ，２ １ ｅ． ００
矿
床
地
质
第２ ９卷
第 １ 期
ＭＩ ＮＥＲＡＬ ＤＥＰ Ｉ ＯＳ ＴＳ
Ｖｏ ．２ Ｎｏ １ ９ ．１
文 章 编 号 ：２ ８７ ０ （００ ０ —１ ３２ ０ ５ —１６ ２ １ ） １０ １—１
特 提 斯 成 矿 域 主 要 金 属 矿 床 类 型 与 成 矿 过 程
，
ｌｔ ｕ ｉａ ｅ ｔ ｎ ｃ ｂ ｌ ｉ ｈ ｏ ｔ ｅ ｎ ｍａ ｇ ｎ ｏ ｕ ａ ｉ ｏ ｔ ｅ ｔ ｏ ａ ｅ ｅ ｗｅ ｎ Ｅａ ｔ ｒ ｒ ｐ ａ ｌｔｏ ｍ ａ ｉ ｄ ｎ ｔ ｃｏ ｉ ｅｔ ｎ ｔ ｅ ｓ ｕ ｈ ｒ ｒ ｉ ｆＥ ｒ ｓ ｃ ｎ ｉ ｎ ，ｌｃ ｔ ｄ ｂ ｔ ｅ ｓ ｅ Ｅｕ ｏ ｅ ｎ ｐａ ｆ ｒ ｔ ｌ ａ ｎ ｎ
萨 、 山、 保 中缅 马苏、 缅甸等 ， 西 及陆块 中间的造 山带组 成 ， 是在晚古生 代到新生 代期 间， 、 特提斯洋扩 张与 闭合 古 新 过程中 ， 历经两次大规模的板块 俯 冲、 碰撞 形成 的 。这一 过程 可 主要 概括 为 冈瓦纳 大陆 的裂解 以及欧 亚大 陆 的增
生 ， 中欧亚主动大陆边缘和 冈瓦纳被动大 陆边缘起 了主要 的控制 作用 。特 提斯成矿 域复杂 的地质 演化过程 注定 其
ｎ ｕ ａ ｄ ｓ姗 ａｙｉ ｏ ａｉ ｎｗｉｈｏ ｈ ｒｍｅａｌｇ ｎｃｄ ｍａｎ ｕ ｈａ ｈ ｒｕ Ｐ ｃｆ ｎ ｈ ｎｒｌ ｉ．Ｔｈ ｔ ｙ ｌｂ ｒ ｃｍｐ ｒｓ ｔ ｔｅ ｔ ｏ ｅ ｉ ｏ ｉ ｓ ｃ ｔ ｅＣｉ ｍ－ ａｉ ｃａ ｄｔ ｅＣｅ ｔａ— ａ ｎ ｏ ｌ ｓ ｓ ｅ ｉ Ａｓ ｅＴｅｈ ｓｉ ａｇｏ ａ ｓ ｌ
扬子板块
思茅地块东侧区域仍然处于拉张状态,而且存在许多小地块.这些小地块二叠纪时出现暖水型动物群和和华夏植物群.
早泥盆世:广西中南部,云南东部
中泥盆世:贵州南部,湖南中南部
晚泥盆世:广东北部,江西东部
泥盆纪末期,华南部分地区地壳上升,海水退去.石炭纪初开始新的海侵,造成泥盆系与石炭系之间的沉积间断.
早石炭世的海侵范围较晚泥盆世略有扩大,滨岸带出现重要的含煤沉积,岩相类型与晚泥盆世相似.
石炭-二叠纪:总体构造格局与泥盆纪相似.中,南秦岭地区广布碳酸盐岩沉积,局部地区发现有深水放射虫硅质岩.说明秦岭洋仍然分隔华南和华北.
2,扬子板块西缘
晚古生代,扬子板块西缘处于古特提斯多岛洋的状态,火山岛弧,中间地块和洋盆相间排列.
1)泥盆纪:
思茅地块以西,保山地块以东的澜沧江一线为古特提斯洋的一个主要分支,发育泥盆纪的放射虫硅质岩,为典型的深海远洋沉积类型.该洋盆从D1开始张开,D3进入成熟阶段,成为阻隔华南区与冈瓦纳区生物交流的屏障.晚泥盆世的Yunnanella动物群仅分布在澜沧江以东地区.
扬子板块 为我国古地质板块构造之一，大致包含我国华南东部、四川东部，长江沿线及其以南地区。
受加里东期的构造运动影响,从泥盆纪开始中国的古地理面貌和构造格局与早古生代相比,已有较大的变化:
中国东部地区,除华南下泥盆统下部为陆相沉积外,在整个晚古生代时期呈现"南海北陆"的古地理格局.
分隔华南和华北板块之间的秦岭洋在晚古生代时期明显收缩.
分隔华北,塔里木和西伯利亚板块之间古亚洲洋在晚古生代时期由西向东逐渐闭合.
17 中国主要的造山带
第十一章中国主要的造山系（带）重点：掌握：中国主要造山系（带）及其二级构造单元名称、位置及构造属性；分析造山带的方法。
了解：中国主要造山带的物质组成和构造演化。
主要内容一、中国主要造山系（带）组成二、天山—兴蒙造山系三、中央造山系四、滇藏造山系五、华南造山带六、西太平洋造山系七、中国板内造山带3塔里木板块华北板块扬子板块天山—兴蒙造山系中央造山系滇藏造山系西太平洋造山系华南造山带？¾天山—兴蒙造山系：阿尔泰造山带（华力西期）、外准噶尔造山带（华力西期）、准噶尔地块、天山造山带（华力西期）、额尔古纳造山带（加里东期）、内蒙造山带（华力西期）、兴安造山带（华力西期）、松辽地块、吉黑造山带（华力西期）¾中央（秦岭—祁连—昆仑）造山系：（东、西）昆仑造山带（华力西—印支期）、柴达木地块、祁连造山带（加里东期）、秦岭（—大别—苏鲁）造山带（加里东—印支期）、¾滇藏造山系：可可西里-巴颜喀拉（松潘-甘孜）造山带（印支期）、喀喇昆仑-唐古拉造山带（燕山期）、冈底斯-念青唐古拉山造山带、雅鲁藏布江（北喜马拉雅）造山带（喜山期）、三江（巴塘-思茅）造山带（印支期）¾华南造山带（华夏地块）¾西太平洋造山系：乌苏里（完达山-那丹哈达）造山带（燕山期）、台湾造山带（喜山期）6欧亚大陆复原示意图（据朱介寿，2007修改）中国及邻区大地构造演化简表（据任纪舜）8二、天山—兴蒙造山系全球造山带可分为环太平洋带、特提斯带、乌拉尔—蒙古带、北大西洋带和北冰洋带五个带科迪勒拉造山带安第斯造山带亚洲东部造山带塔斯曼造山带阿尔卑斯造山带喜马拉雅造山带乌拉尔-蒙古造山带阿巴拉契亚造山带加里东造山带英努伊特造山带布鲁克斯造山带中央造山带天山-兴蒙造山系是亚洲中部西伯利亚古板块以南巨型的乌拉尔—蒙古古生代弧形造山区的一部分（南部），东临滨太平洋中新生代大陆边缘活动区。
古生代是其强烈活动时期，最终于晚二叠世末期碰撞造山，完成古亚洲洋的构造演化。
前陆褶皱冲断带构造特征研究——以米仓山、龙门山前陆盆地及其褶皱带为例
中国地震局地质研究所博士学位论文前陆褶皱冲断带构造特征研究——以米仓山、龙门山前陆盆地及其褶皱带为例姓名：***申请学位级别：博士专业：构造地质学指导教师：***20070101第二章四川盆地及其周缘褶皱带区域地质特征第一节四川盆地基本地质特征研究区位于米仓山前、大巴山前的通南巴构造带，以及龙门山前中段的安县构造、磁丰场构造、大邑构造，总体上属于扬子台地西缘、西北缘（圈２一１）。
四川盆地（台坳）的大地构造位置处于扬子准地台上偏西北一侧，是扬子准地台的一个次～级构造单元，也是扬子台地上的最大的一个一级构造单元。
四川盆地印支期时已具盆地雏形，后经喜山运动全面褶皱形成现今构造面貌。
盆地具明显的菱形边框，西北和东南晒条边界稍长，呈北东向延伸，相互平行、整齐；东北和西南边界略有弯曲，主要是北西向，但向东西方向偏转。
四条边界遥相对应，盆地轮廓清晰。
盆地靠西北是龙门山褶皱带，向外过渡到松潘一甘孜地槽褶皱系：东北一侧大巴山台缘断褶带，向外过渡到秦岭褶皱系；东南和西南一侧是滇黔川鄂台褶带（马力等进一步分为雪峰山构造带）（图２一１）。
扬子地块进一步可分为（马力，２００４）：图２－１四川盆地区域地质简图①龙门山前陆盆地：受三江造山带、秦岭造山带双重控制，中三叠纪形成的周缘前陆盆地，喜山期大规模逆冲，形成逆掩冲断带。
②大巴山前陆盆地，晚三叠纪大巴山核部由北向南推覆，下中侏罗统明显覆盖在褶皱冲断带上，中燕山运动强烈，喜山期全面褶皱。
③楚雄前陆盆地，晚三叠形成褶皱冲断，喜山期全面褶皱．④雪峰山类前陆盆地：中燕山运动形成侏罗山式褶皱，喜山期加强褶皱。
雪峰山类前陆盆地即川东高陡构造带，原来的命名描述的只是构造形态，没有描述构造带的性质。
⑤川中隆起：龙门山、大巴山、雪峰山三个前陆盆地的前陆盆地隆起。
１２加里尔运动中表现为强烈的上升活动，志留系、奥陶系、甚至一部分下寒武统全被剥掉，形成天井山加里东期线形隆起。
其东侧与乐山一龙女寺隆起带间隔着一个狭长坳陷，西侧则呈斜坡向地槽区过渡。
高压—超高压变质岩的成岩深度：争论及评述
实 验结 果 表 明 ， 高 压 变 质 岩 形 成 的 温 压 环 境 为 超 ６ ０～８０ ， ． ３ ５Ｇ ａ ５ ０ ℃ ２６— ． Ｐ 。根 据 传统 的上覆 岩 层 静 岩压力 的推算 ， 它需 要 在大 于 １０ｋ 的地幔 深处 ０ ｍ
异常体 ， 并依据俯冲时间论证其不是大洋板片， 而是 古特提斯洋闭合后扬子地块俯冲板片的一部分 。但
Ｘ ｈｔｎ ｔ１，９ １ 徐 树桐 等 ，９ ２ ， ｕＳｕｏｇｅ ａ． １９ ； １９ ） 引发 了地 球 科 学家对 大 陆造 山带 动力 学演 化过 程新 一 轮 的研
究热潮 。超高压岩石携带着大量地球 内部的可贵信
息 出露 地表 ， 同时也 给 相 关 的科 学研 究 带来 了诸 多
地
质
论
评
断离 的构想 本身 就是 一 种 未 被 证 实 的假 想 ， 假 想 在 的基 础上推 测 ， 这可信 吗 ？
带 、 冲带 内， 现 了高 压一超 高 压岩 石 （ ｍｔ ， 俯 发 Ｓｉ ｈ １８ １８ Ｃ ｏｉ，９４ Ｓｂｌｖｅ ａ． １９ ） 尤其 ９０，９４；ｈｐｎ １８ ；ｏｏ ｔ １，９０ ， ｅ
是 在 我 国 中部 的大 别造 山带 内 ， 大规 模 的 、 以含金 刚 石 和柯 石英 的榴辉 岩为 代表 的超 高压 变质 岩带 的发
一
地幔内； 然后发生变质 ， 形成高密度 的超高压岩石 ； 又在 小 于 １ ０ Ｍａ的 时 间 段 内 （ ｈ ｖｇ ａ ｔａ． Ｃ ａａｎ ｃ ｅ １ ，
１９ ）迅 速 上 浮 返 回低 密 度 的地 壳 和 地 表 。这 一 ９６ ， 动力 学过 程 违背 物理 学常理 ， 困扰 着人 们 ， 它 也激 励 着 人 们 寻求更 合理 的诠 释 之途 。 在有 关 超 高 压 岩石 的研 究热 潮 中 ， 高 压 变 质 超 岩 的成岩 深 度 是 核 心 问题 ， 此 的 争 论 延 续 至 今 。 对 基 本 上可 分 为两 派 ， 于 静 岩压 力 的大 陆 深 俯 冲 地 基
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简 报第45卷 第1期 2000年1月79滇西特提斯造山带下扬子地块的俯冲板片刘福田 刘建华 何建坤 游庆瑜(中国科学院地质与地球物理研究所, 北京100101. Email: ftliu@)摘要 地震层析成像揭示出滇西特提斯造山带下250 km 深度的板片状高速异常, 它的西侧有一宽约300 km 的低速柱, 在澜沧江-墨江段明显的低速上覆于板片之上. 综合地质学和地球化学的研究资料, 论证了该板片状高速异常是古特提斯洋闭合后扬子地块俯冲板片的一部分. 始于60µØÖÊѧÒÔ¼°µØÇò»¯Ñ§Ñо¿Ö¤Ã÷ÁË´óÑóµØ¿ÇÉú³¤-消亡-再循环的构造旋回[2´ó½ÊÇÔõÑùÉú³¤µÄ10]. 然而这些模式还需要观测事实进一步的检验, 特别需要有像大洋板块俯冲那样的地球物理证据.Davies 等人[8,9]的岩石层拆离模型提出俯冲的证据.本文依据在滇西特提斯造山带进行的地震层析成像, 试图寻找扬子陆块俯冲的遗迹.1 研究区域的地质构造背景研究区域的地质构造如图1所示. 图1给出了古特提斯时期稳定地块和活动带各演化阶段的地质体组合的现存展布及其构造交接关系. 据钟大赉等人[11]资料a 和b 为碧土-昌宁-孟连缝合带, c 和d 为金沙江-墨江缝合带, e 为潞西缝合带, f 为甘孜-理塘缝合带第45卷 第1期 2000年1月简 报80碰撞构造带在空间上是相当宽的变形组合带, 不能仅以洋盆遗迹的缝合带表示, 在图1中代之以碰撞造山带, 其构造框架主要是在晚三叠世至早侏罗世形成的. 图中给出了昌宁-孟连碰撞造山带 (A) 和金沙江-墨江碰撞造山带 (B).现今的构造样式为右行走滑的哀牢山-红河断裂[12], 斜切B 带, 在晚渐新世-早中新世则发生大规模左行剪切, 其滑距约为200500 km [12, 13], 是新生代印度大陆与欧亚大陆碰撞北段为金沙江碰撞造山带, 南段为墨江碰撞造山带.2 横穿墨江古特提斯造山带的地震层析剖面地震层析成像技术自80年代初至今已日趋成熟. 在过去的10多年里, 全球水平分块尺寸从过去的10o 已减小到现今的2o6]深至2 700km[16]图1 研究区域的地质构造图1台地斜坡沉积(古生代), 2大陆边缘沉积(晚前寒武纪三叠纪), 8大陆边缘沉积, 9双峰式火山-沉积岩(晚三叠世), 10蛇绿构造混杂岩带(泥盆纪晚三叠世), 13碰撞型花岗岩, 14弧前沉积(晚石碳世晚三叠世), 16活化基底, 17前陆沉积盆地(晚三叠世), 18蛇绿构造混杂岩带, 19岛弧火山岩, 20陆缘火山岩(中扬子地块, ——保山地块,简 报第45卷 第1期 2000年1月81区域尺度的地震层析成像研究, 也已从2的水平网格到1, 乃至更高的水平分辨[17地震数据已从单一震相发展到多波多震相, 以致可以保证有更多不同方位的射线穿越目标网格.图版可以看到它的西侧从97.5o E 到100.5o E 间有一从450 km 深度上升的低速柱, 在200 ~ 250 km 深度处被东西两侧的高速细颈化; 其低速异常值为 -1 % ~ -5 % , 低速上延至75 ~ 80 km 深度出现高速层, 表明这里是软流层顶界, 岩石层已明显减薄, 图中以白色点线示之. 另一白色点线约在40 km 深度, 此为莫霍界面.研究区内有较密集的地震台站和频繁的地震活动, 10多年的地震数据采集使我们有可能从数十万数据中筛选出可穿越不同深度又有优良方位覆盖, 并具有较高精度的地震波走时.该剖面的最佳水平分辨为2015 km, 上地幔约为30 km.3 板片状高速异常是扬子陆块俯冲的遗迹来自地震层析成像的众多结果,论证了全球观测到的上辉长岩的单斜辉石40Ar/ 39Ar 坪年龄为(339.2ÔçÈýµþÊÀµº»¡ÐÍ»ðɽÑҺͻ¨¸ÚÉÁ³¤ÑÒ×éºÏ, 以东的扬子陆块西缘晚古生代被动大陆边缘沉积指示该洋盆从晚二叠世前开始向西俯冲. 绿春-元阳一带出露的上迭的中后陆磨拉石或浊积岩盆地沉积和磨拉石沉积不整合覆于蛇绿构造混杂岩带之上, 证明晚三叠世思茅地块与扬子地块发生碰撞.根据图1所示的扬子地块西缘发育晚三叠世早期深水浊积槽地沉积, 随后转为晚三叠世白垩纪的前陆盆地, 其沉积中心不断由西朝东向扬子地块的腹地迁移, 可以认为扬子地块是在俯冲洋片的拖曳下向思茅地块持续俯冲.3. 2 由板片状高速异常的形态和深度引发的思考自80年代地震层析成像揭示西北太平洋俯冲板片表现为高速异常以来[2,4,5], Grand [21]利用体波的S 波成像在北美和南美发现消亡的 Farallon 板块, 被认为是这一研究领域的突破性进展, Van der Hilst 等人[7] 进一步证明了在过去和现今的俯冲带之下板片状的高速结构是普遍的. 从而Van der Voo 等人[16]使用了第45卷 第1期 2000年1月简 报82示的自哀牢山-红河走滑断裂下倾的板片状高速异常解释成俯冲板片是直截了当的.幅员辽阔的大陆, 例如欧亚大陆, 是由较小的大陆地块碰撞而成, 此前介于陆块之间的大洋板块则已消减掉[22]. 思茅地块与扬子地块间的墨江古特提斯支洋盆在晚三叠世前闭合,导致两地块的碰撞. 上一节的证据表明在大洋俯冲板片的拖曳下扬子地块向西俯冲. 我们推论被解释成俯冲板片的高速异常是扬子地块的俯冲遗迹,其理由如下而250 km 深度现存的板片当是50 Ma前俯冲的那一部分扬子地块的遗迹.3. 3 由新生代岩浆活动引发的思考自哀牢山-红河走滑断裂向下俯冲的扬子地块, 其内的高速异常并不均匀, 在120和250 km 深度高速异常值为+3%与上地幔榴辉岩的速度相近２５０ ｋｍ深度低速柱被其两侧的高速板片细颈化, 其宽度已减至200 km;在澜沧江至墨江段4 %)Ar 的初始同位素值表明部分流体源自深部地幔. 意味不寻常的是, 金矿床成矿期的石英ESR 年龄, 也平均约为50 Ma [24].这就证明了源于地幔的煌斑岩与含金成矿流体是同期形成的. 此外, 扬子陆块俯冲板片的西侧,通关５０ Ｍａ） ， 滇川西部正处在斜向碰撞的前缘, 除受挤压缩短外, 还会发生大尺度的走滑运动和块体的右旋转动, 此时俯冲的扬子地块将有可能被断离, 之后必将伴随地幔热扰动和软流层的上涌, 从而导致新生代的岩浆活动和澜沧江至墨江段的底侵作用.1He É¹ý³ÌÓë´ó½¶¯Á¦Ñ§41简 报第45卷 第1期 2000年1月834 结论与讨论地震层析成像的结果揭示出滇西特提斯造山带之下存在相对高速的俯冲板片, 从哀牢山-红河走滑断裂向西下倾达250 km 深度,根据全球地球化学研究所提供的佐证, 表明是古特提斯闭合后扬子地块俯冲板片的一部分.俯冲板片西侧, 自450 km 深度向上有一显著低速的柱状地幔上涌, 导致上覆岩石层明显减薄至70并使上涌地幔与板片间上地幔顶部和地壳下部明显低速. 哀牢山-红河一带广泛分布的新生代幔源煌斑岩和普洱印度板块与欧亚板块碰撞导致的挤压缩短变形等对扬子地块俯冲机制和可能影响 等等, 仍然是有待深入研究的问题.有关俯冲板片的断离, 迄今的模型和讨论纷呈. 由于控制断离的因素众多, 所发表的实际结果诸多差异, 理论研究尚无一致的结论. 因此, 这一问题的解决恐尚待时日.本文的研究仅限于450 km 深度, 现有的观测结果的分辨能力也不足以回答上述诸多问题, 显然进行密集的数字地震观测, 做深至下地幔的进一步的研究是必要的. 尽管如此, 在滇西识别出特提斯闭合之后, 陆内俯冲所留下的那一部分扬子地块俯冲板片的遗迹所引发的科学问题,对把大陆动力学与地表构造过程联系起来无疑是有益和重要的.致谢感谢刘光鼎院士的指导和马宗晋九五批准号和国家自然科学基金８2 Hirahara K, Mikumo T. Three-dimensional seismic structure of subducting lithospheric plates under the Japan Islands. Phys Earth Planet Inter, 1980, 21(1): 1094364 刘福田, 李 强, 刘建华, 等. 日本海及其邻区的地震层析成像.见学术书刊出版社, 1989. 26068516 Richards M A, Engebretson D C. Large-scale mantle convection and the history of subduction. Nuture, 1992, 335: 4375848 Davis J H, Von Blanckenburg F. Slab break-off: A model of lithosphere detachment and its test in the magmatism and defomation of collisional orogens. Earth Planet Sci Lett, 1995, 129: 85131第45卷 第1期 2000年1月简 报8410 Wang S Y M, Tom A, Wortel M J R. Slab detachmental in continental collision zones: An analysis of controlling parameters.Geophys Res Lett, 1997, 24: 2095¿Æѧ³ö°æÉç, 1997. 19444213 Tapponnier P, Lacassin R, Zhong Dalai, et al. The Ailao Shan-Red River metamorphic belt: Tertiary left lateral shear between Indochina and South China. Nature, 1990, 343: 4312781016 Van der Voo R, Spakman W, Bijwaard H. Mesozoic subducted slabs under Siberia. Nature, 1999, 397: 24639418 刘建华, 刘福田, 吴 华, 等. 中国南北带地壳和上地幔的三维速度结构. 地球物理学报, 1989, 32: 143¶ÏÀëµÄµØÕð²ãÎö³ÉÏñÖ¤¾Ý. 科学通报, 1999, 44(15): 16582071162122 Richards M A. Prospecting for jurassic slabs. Nature, 1999, 397: 20326324 毕献武, 胡瑞忠, 杨明友. 哀牢山金矿带的成矿时代及其成矿机制讨论. 地质地球化学, 1996, 1: 94。