任龍龍 張波 鄭德文2 王洋3 張進江 李曉蓉 陳思雨 張磊

1. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京 1008712. 中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 1000293. 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，地球動力學(xué)與地質(zhì)災(zāi)害重點實驗室，廣州 5102751.

新生代以來印度板塊與歐亞板塊的斜向匯聚、碰撞塑造了青藏高原和高原東南緣的構(gòu)造地貌格局(Tapponnieretal., 1982；Leloupetal., 1995, 2001；Wang and Burchfiel, 1997；Clarketal., 2005, 2006；Roydenetal., 2008；Xuetal., 2015)，如三江地區(qū)的大型線性走滑剪切帶：高黎貢走滑剪切帶(Wangetal., 2008；Zhangetal., 2012)、崇山剪切帶(Akcizetal., 2008；Zhangetal., 2010)和哀牢山-紅河剪切帶(Leloup and Kienast, 1993；Leloupetal., 1995；Searle, 2006；劉俊來等，2011；Liuetal., 2015)等(圖1)。其中，哀牢山-紅河剪切帶自喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)地區(qū)向東南延伸超過1000km，分割印支板塊和揚子板塊，是一條區(qū)域性構(gòu)造邊界(Leloup and Kienast, 1993；Leloupetal., 1995, 2001；Wang and Burchfiel, 1997；Searle, 2006；張進江等，2006；Liuetal., 2007)。

圖1 青藏高原東南緣及三江地區(qū)構(gòu)造地貌簡圖(據(jù)Leloup et al., 1995；Tapponnier et al., 2001；Burchfiel and Wang, 2003；Xu et al., 2015修改)(a)印度-歐亞板塊碰撞帶構(gòu)造格局；(b)青藏高原東南緣地形和主要構(gòu)造帶.低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)來源: Bergman et al., 1997；萬京林等，1997；Maluski et al., 2001；Clark et al., 2005；Lai et al., 2007；向樹元等，2007；劉樹根等，2008；Richardson et al., 2008；Viola and Anczkiewicz, 2008；Seward and Burg, 2008；Godard et al., 2009；Lin et al., 2009；Wang et al., 2009, 2012, 2016b, 2018；Ouimet et al., 2010；Li et al., 2014；Chen et al., 2015；Deng et al., 2015, 2018；Jolivet et al., 2015；Zhang et al., 2015；陳小宇等，2016；Yang et al., 2016； Ge et al., 2020. XLS-雪龍山雜巖帶；DCS-點蒼山雜巖帶；ALS-哀牢山雜巖帶；DNCV-大象山雜巖帶；GLGSZ-高黎貢剪切帶；CSSZ-崇山剪切帶；AFT-磷灰石裂變徑跡；ZFT-鋯石裂變徑跡；AHe-磷灰石U/Th-He；ZHe-鋯石U/Th-HeFig.1 The major tectonics and geomorphology of the Three Rivers Region and southeastern Tibet Plateau (modified after Leloup et al., 1995；Tapponnier et al., 2001；Burchfiel and Wang, 2003；Xu et al., 2015)(a) major tectonics of the Indo-Asian collision zone; (b) topography and major tectonic boundaries in the southeastern margin of the Tibet Plateau. Low temperature thermochronological data sources: Bergman et al., 1997；Wan et al., 1997；Maluski et al., 2001；Clark et al., 2005；Lai et al., 2007；Xiang et al., 2007；Liu et al., 2008；Richardson et al., 2008；Viola and Anczkiewicz, 2008；Seward and Burg, 2008；Godard et al., 2009；Lin et al., 2009；Wang et al., 2009, 2012, 2016b, 2018; Ouimet et al., 2010; Li et al., 2014；Chen et al., 2015, 2016；Deng et al., 2015, 2018；Jolivet et al., 2015；Zhang et al., 2015; Yang et al., 2016；Ge et al., 2020. XLS-Xuelong Shan complex belt；DCS-Diancang Shan complex belt；ALS-Ailao Shan complex belt；DNCV-Day Nui Con Voi complex 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

關(guān)于這些區(qū)域性走滑剪切帶的作用和構(gòu)造意義，Tapponnieretal.(1982)在其剛性塊體側(cè)向擠出模型中認(rèn)為哀牢山-紅河左旋韌性走滑剪切帶與印支板塊西側(cè)的高黎貢右旋走滑剪切帶作為東、西邊界，共同調(diào)節(jié)印支板塊的側(cè)向擠出(中新世之前)，即自上新世以來，哀牢山-紅河剪切帶轉(zhuǎn)變?yōu)橛倚呋{(diào)節(jié)揚子板塊向東南的擠出(Tapponnieretal., 1982；Leloupetal., 1995)。然而這一剛性塊體擠出模型無法解釋青藏高原東南緣各微地塊內(nèi)部復(fù)雜的構(gòu)造活動(徐錫偉等，2003)。隨后，Wang and Burchfiel(1997)提出了地殼內(nèi)部變形與旋轉(zhuǎn)模式，認(rèn)為印支板塊在擠出過程中并非是一個整塊剛性塊體，而是眾多非剛性塊體以各自特有的運動方式旋轉(zhuǎn)，且各塊體只有在地殼縮短或地殼伸展的轉(zhuǎn)換部位才能產(chǎn)生走滑斷裂。這一旋轉(zhuǎn)模式得到了大量古地磁數(shù)據(jù)的支持(Huang and Opdyke, 1993；Lietal., 2017, 2018)，然而，Roydenetal.(1997)提出的中、下地殼物質(zhì)流動模型強調(diào)印度板塊斜向匯聚與碰撞致使青藏高原內(nèi)部地殼增厚和大量的中、下地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融，這些熔融物質(zhì)在自身重力勢能作用下向青藏高原東南緣順時針流動，從而導(dǎo)致青藏高原東南緣新生代發(fā)生了廣泛的連續(xù)形變與地表抬升(Roydenetal., 1997；Clark and Royden, 2000；Clarketal., 2005)，同時中、下地殼物質(zhì)流動為上地殼變形提供拖曳力，致使各塊體邊界之間的走滑斷裂在中中新世后再次活躍，最為顯著的是紅河右旋走滑斷裂和鮮水河-小江左旋走滑斷裂重新啟動(Rogeretal., 1995；Replumazetal., 2001；Schoenbohmetal., 2006；Wangetal., 2016b)。因此，精確厘定哀牢山-紅河剪切帶的構(gòu)造變形方式、活動時限及其冷卻歷史是認(rèn)識高原東南緣板內(nèi)變形與地殼物質(zhì)流變的重要內(nèi)容。

哀牢山-紅河剪切帶呈NW-SE向展布，由四個不連續(xù)的變質(zhì)雜巖帶組成(圖1)，分別是最北端的雪龍山雜巖帶(Leloup and Kienast, 1993；Zhangetal., 2014, 2017)，大理地區(qū)的點蒼山雜巖帶(Leloup and Kienast, 1993；Caoetal., 2011)，沿紅河西側(cè)發(fā)育的哀牢山雜巖帶(Harrisonetal., 1996；Liuetal., 2015)以及越南境內(nèi)的大象山雜巖帶(Jolivetetal., 2001；Anczkiewiczetal., 2007；Viola and Anczkiewicz, 2008)。近三十年來，學(xué)者們對該剪切帶內(nèi)各變質(zhì)雜巖帶的中低溫?zé)嵫莼瘹v史和構(gòu)造剝露機制開展了大量研究(Harrisonetal., 1992, 1996；Leloup and Kienast, 1993；Leloupetal., 1995, 2001；萬京林等，1997；Lietal., 2001；Anczkiewiczetal., 2007；Viola and Anczkiewicz, 2008；Caoetal., 2011；Wangetal., 2016b)。Harrisonetal.(1996)和Leloupetal.(2001)通過分析哀牢山-紅河剪切帶各變質(zhì)雜巖帶構(gòu)造變形特征和云母、斜長石的40Ar/39Ar熱年代學(xué)，認(rèn)為在大約 32～17Ma期間，以云南彌渡為界，剪切帶的雪龍山雜巖帶和點蒼山雜巖帶以左旋韌性擠壓走滑變形為主，并導(dǎo)致快速冷卻剝露，而東南段的哀牢山雜巖帶和大象山雜巖帶以左旋走滑伸展變形為主，進而導(dǎo)致快速冷卻剝露，且剝露過程自南東向北西具穿時性。在點蒼山雜巖帶，Caoetal.(2011)通過分析片麻巖中的云母40Ar/39Ar年齡，推測出點蒼山雜巖經(jīng)歷三階段冷卻，即早期(28～21Ma)左旋走滑擠壓作用控制的快速剝露，隨后經(jīng)歷的慢速冷卻剝露持續(xù)至13Ma，晚期(13～0Ma)的脆性走滑運動兼正斷體制下的快速剝露。在哀牢山雜巖帶，萬京林等(1997)和Lietal.(2001)利用哀牢山帶內(nèi)糜棱巖化片麻巖中的角閃石、云母40Ar/39Ar 年齡以及磷灰石裂變徑跡年齡，提出哀牢山-紅河剪切帶的兩階段剝露模式，即早期(28～17Ma)以走滑伸展變形為主的剝露和晚期(15.5～5Ma)簡單剪切變形體制下的剝露與冷卻事件；Lietal.(2014)報道了點蒼山和哀牢山嘎灑地區(qū)的磷灰石裂變徑跡年齡，解釋認(rèn)為哀牢山雜巖帶晚期(8.4～4.6Ma)快速剝露與正斷層掀斜有關(guān)，而非簡單剪切作用的結(jié)果；Chenetal.(2015)報道了哀牢山元江-元陽段在28～21Ma期間存在快速冷卻事件，認(rèn)為主要受純左旋剪切運動控制，自21Ma后始終處于穩(wěn)定的緩慢剝露過程；新近Wangetal.(2016b)基于糜棱巖中磷灰石U-Th/He年齡和已發(fā)表的40Ar/39Ar數(shù)據(jù)，提出哀牢山中段存在兩期快速剝露和冷卻事件，早期(27～17Ma)快速剝露與剪切帶左旋韌性走滑有關(guān)，晚期(14～10Ma)受到青藏高原東南緣中、下地殼物質(zhì)流動的影響。在大象山雜巖帶，Anczkiewiczetal.(2007)與Viola and Anczkiewicz(2008)根據(jù)野外地質(zhì)觀測和磷灰石裂變徑跡年齡特征，提出晚始新世到漸新世期間存在走滑伸展變形，從而使得大象山和周圍部分片麻巖穹隆得以出露地表。

如上所述，哀牢山雜巖帶內(nèi)中、低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究主要集中在該帶北段和中段，而南段低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)、冷卻過程與剝露機制研究較少，且關(guān)于哀牢山雜巖漸新世-中新世期間的剝露機制和時限爭議較大。本次研究，聚焦中國境內(nèi)的哀牢山帶南端蔓耗-金平地區(qū)，開展橫穿剪切帶的低溫年代學(xué)分析，利用磷灰石進行LA-ICPMS裂變徑跡測試和熱史反演，以期揭示哀牢山雜巖帶的冷卻歷史和剝露機制。

1 地質(zhì)背景

新生代以來，在印-歐板塊碰撞的作用下，古老的哀牢山縫合帶再次活動(張旗等，1995；Faureetal., 2014)，在構(gòu)造上表現(xiàn)為走滑剪切帶(Tapponnieretal., 1982；Leloupetal., 1995；Wang and Burchfiel, 1997)將華南板塊與印支板塊分隔(Leloupetal., 1995, 2001；Schoenbohmetal., 2004；Wangetal., 2016a)。組成哀牢山-紅河剪切帶的四個雜巖帶(雪龍山雜巖帶、點蒼山雜巖帶、哀牢山雜巖帶和大象山雜巖帶)均表現(xiàn)出強烈糜棱巖化。宏、微觀構(gòu)造與結(jié)構(gòu)觀測表明，雜巖帶核部呈線性片麻巖穹隆幾何特征，翼部疊加強烈的左旋韌性走滑剪切(Jolivetetal., 2001；張進江等，2006；Viola and Anczkiewicz, 2008；Zhangetal., 2017)。在核部片麻巖內(nèi)，面理傾角較緩，局部近水平，礦物拉伸線理平行于巖層走向呈水平或近水平分布特征(Leloupetal., 2001；Zhangetal., 2014, 2017)；翼部糜棱巖面理發(fā)育，普遍呈陡傾角，傾向北東或北北東，面理上礦物拉伸線理發(fā)育，呈水平或近水平，與剪切帶走向近平行(Leloupetal., 1995, 2001；Jolivetetal., 2001；Zhangetal., 2017)。

剪切帶由核部高角閃巖相-角閃巖相片麻巖、混合巖以及兩翼的綠片巖相云母片巖、變質(zhì)砂巖等組成(Anczkiewiczetal., 2007；Liuetal., 2007；Caoetal., 2011；Zhangetal., 2017)。雪龍山雜巖帶核部角閃巖相糜棱狀片麻巖峰期變質(zhì)條件是670℃、4.8kbar，而翼部變質(zhì)條件是490℃、4.1kbar(孫志明等，2001)。哀牢山雜巖帶巖性由南西側(cè)低綠片巖相沉積變質(zhì)巖(包括變質(zhì)砂巖、變質(zhì)粉砂巖、板巖、片巖等)、北東側(cè)角閃巖相變質(zhì)巖石(包括片麻巖、斜長角閃巖、大理巖等)組成(Leloupetal., 1995, 2001；Tangetal., 2013)。點蒼山和哀牢山雜巖帶核部片麻巖和混合巖的高角閃巖相-麻粒巖相(超過720～760℃，8.0～9.3kbar)變質(zhì)作用發(fā)生在漸新世-中新世期(Leloup and Kienast, 1993；Leloupetal., 1995；Caoetal., 2011；Wangetal., 2016a)，點蒼山雜巖帶低壓變質(zhì)作用則發(fā)生在625℃(Liuetal., 2007；Caoetal., 2011)。而Leloupetal.(2001)認(rèn)為哀牢山雜巖帶左旋韌性剪切作用的峰期變質(zhì)條件為700℃和0.7GPa，退變質(zhì)作用條件為480℃和0.3GPa，剪切帶左旋走滑運動時限與同剪切淡色花崗巖巖脈一致，如，在點蒼山雜巖帶內(nèi)，同剪切花崗巖脈體的U-Pb年齡為28～13Ma(Caoetal., 2011)，哀牢山雜巖帶元陽地區(qū)同剪切脈體U-Pb年齡為32～22Ma(Leloupetal., 1995, 2001；Searleetal., 2010)，共同表明剪切帶左旋韌性走滑剪切至少開始于漸新世(Harrisonetal., 1996；Searle, 2006；Caoetal., 2011)。關(guān)于剪切帶內(nèi)高溫剪切變形與長英質(zhì)巖漿活動，Leloupetal.(2001)解釋為左旋韌性剪切生熱的結(jié)果，而Zhangetal.(2014, 2017)認(rèn)為是深部地殼近水平剪切的結(jié)果，且水平剪切作用至少從33Ma持續(xù)至26Ma。云母和斜長石40Ar/39Ar年代學(xué)分析暗示點蒼山和哀牢山雜巖帶內(nèi)片麻巖在22～17Ma期間快速冷卻至250℃以下(Harrisonetal., 1996；Caoetal., 2011)。磷灰石裂變徑跡和磷灰石U-Th/He數(shù)據(jù)共同限定了哀牢山-紅河剪切帶最新一期的快速冷卻剝露時限：萬京林等(1997)和Lietal.(2001)報道了哀牢山雜巖帶北-中段于15.5～5Ma冷卻至110℃以下；Lietal.(2014)報道出點蒼山和哀牢山北段分別在10.7～6.6Ma、8.4～4.6Ma期間冷卻至近地表；新近Wangetal.(2016b)揭示出哀牢山北-中段片麻巖在14～10Ma快速冷卻至60℃以下；Viola and Anczkiewicz(2008)報道了大象山雜巖帶片麻巖在37～20Ma快速剝露至近地表。

2 樣品采集

本次研究橫穿哀牢山剪切帶，即蔓耗-金平剖面，共采集10件樣品。樣品海拔間隔150m，巖性為角閃巖相變質(zhì)的糜棱巖化片麻巖(圖2)。在采樣剖面的北東側(cè)，紅河斷裂將三疊紀(jì)砂巖和新生代沉積物與糜棱狀片麻巖分隔(圖2)，南西側(cè)就位大面積的Fan Si Pan花崗巖，該花崗巖內(nèi)自東向西韌性剪切變形逐漸減弱(Zhang and Sch?rer, 1999)。韌性剪切帶內(nèi)糜棱巖化片麻巖面理走向為NW-SE，傾向NE，面理近陡立或高角度(圖2)。糜棱巖面理上發(fā)育礦物拉伸或定向線理，線理傾伏向呈NW，傾伏角5°～10°(圖2)，不對稱旋轉(zhuǎn)變斑晶、云母魚和S-C結(jié)構(gòu)指示左旋走滑剪切。

圖2 哀牢山-紅河剪切帶南段嘎灑地區(qū)(剖面Ⅰ，據(jù)Leloup et al., 1995修改)和蔓耗地區(qū)(剖面Ⅱ)構(gòu)造剖面及采樣點位剖面Ⅰ、Ⅱ位置見圖1；極射赤平投影中大圓代表糜棱巖面理，點為線理；極射赤平投影為等面積、下半球投影Fig.2 Structural profile and sampling sites across the Gasa region (Profile Ⅰ, modified after Leloup et al., 1995) and the Manhao region (Profile Ⅱ) of the southern segment of the Ailao Shan-Red River shear zoneProfile locations are shown in Fig.1. The great circles represent mylonitic foliations, and the spots are lineations on all Schmidt net (equal area and lower hemisphere projection)

利用數(shù)字海拔模型(DEM，數(shù)據(jù)來源于中國地理空間數(shù)據(jù)云)及垂直條帶剖面圖分析(制作過程參考Zhangetal., 2011，本文分析提取哀牢山雜巖帶南段等間隔15km的4條地貌海拔剖面，并進行160等分，剖面線橫向跨度范圍6km)，揭示出哀牢山雜巖帶南段東側(cè)存在兩條線性正斷層(圖3a，b)。結(jié)合采樣位置和DEM圖像分析，表明樣品A-2與A-3之間、樣品A-4和A-5之間存在兩條明顯的線性正斷層，同時根據(jù)SPOT衛(wèi)星圖像也可以識別出該正斷層(Leloupetal., 2001)，該斷層近平行于剪切帶走向，向東南連續(xù)延伸，進入越南境內(nèi)哀牢山Bat Xat地區(qū)(距蔓耗-金平剖面約100km)。

圖3 哀牢山-紅河剪切帶南段蔓耗地區(qū)構(gòu)造地貌分析(a)蔓耗地區(qū)數(shù)字海拔模型(DEM)揭示的地貌變化及其斷裂位置；(b)垂直條帶剖面分析及斷層位置(顯示了最大、最小和平均地形、主要河流的深切位置和本研究采樣位置的投影點)Fig.3 Tectonic geomorphologic analysis at Manhao region in the southern segment of the Ailao Shan-Red River shear zone(a) geomorphic changes and faults locations based on Digital Elevation Model (DEM) at Manhao region; (b) vertical swath profile analysis and faults locations (these profiles show the max, min and average topography, deep incision of major rivers, and the projected sites of sampling sites in this study)

3 測試方法與流程

3.1 LA-ICPMS磷灰石裂變徑跡法原理

裂變徑跡法(FT)是低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的重要方法之一，能夠有效揭示上地殼低溫?zé)釟v史演化、造山帶隆升剝露過程和地貌演化(Greenetal., 1986；Gallagheretal., 1994)。自然界中富U晶體礦物內(nèi)(主要包括磷灰石、鋯石)存在的放射性元素238U通過自發(fā)裂變形成兩個質(zhì)量相差不遠的碎片，兩個裂變碎片彼此相反的方向運動，在晶體內(nèi)產(chǎn)生一條長達約20μm的輻射損傷，損傷痕跡經(jīng)化學(xué)蝕刻可于光學(xué)顯微鏡下顯示，該痕跡即裂變徑跡。裂變徑跡隨著溫度升高長度變短、密度減小，直到完全消失，這一現(xiàn)象被稱為退火過程。對磷灰石裂變徑跡(AFT)而言，退火完全時所處的封閉溫度約110℃，部分退火帶為60～110℃(Gleadow, 1981)。

AFT最常用的方法是外探測器法(EDM)，即通過熱中子照射技術(shù)，將樣品中235U誘發(fā)裂變，獲得235U的含量或密度，然后根據(jù)自然界中235U/238U的比值，計算238U的含量或密度，最后根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)樣品獲得的zeta值、標(biāo)準(zhǔn)玻璃形成的校準(zhǔn)系統(tǒng)計算樣品年齡(Gleadow, 1981；Hurford and Green, 1982；Hurford, 1998)，這種方法在近三十年里為地球科學(xué)應(yīng)用提供了大量有效的數(shù)據(jù)。但外探測器法存在中子熱化不充分、中子分布不均一、照射誘發(fā)235U的效率問題、照射周期長以及放射性物質(zhì)難處理等局限性問題。Hasebeetal.(2004)開始嘗試使用激光剝蝕-電感耦合等離子體質(zhì)譜法(LA-ICPMS)直接測定樣品中單顆粒的238U濃度，然后結(jié)合自發(fā)徑跡密度初步建立了可替代傳統(tǒng)外探測器法的新方法。Pangetal.(2017)通過磷灰石標(biāo)準(zhǔn)樣品新方法測試，也建立起系統(tǒng)化的LA-ICPMS磷灰石裂變徑跡實驗流程。

LA-ICPMS裂變徑跡年齡計算原理(Hasebeetal., 2004；Gleadowetal., 2015；Pangetal., 2017)：

其中：t-裂變徑跡年齡，λD-238U的總衰變常數(shù)，ρs-自發(fā)徑跡密度，Cu-LA-ICPMS測試的238U濃度，ξ-校正系數(shù)。該實驗室中校正系數(shù)ξ為1.94×10-3，相當(dāng)于傳統(tǒng)方法的zeta值，計算公式為：

其中M為238U的相對原子質(zhì)量，取值238g/mol；λf為238U自發(fā)裂變常數(shù)，取值8.51×10-17yr-1；NA為阿伏伽德羅常數(shù)，取值6.02×1023；d是磷灰石的密度，取值 3.19g/cm3；Rsp是能夠在單顆粒剖光面上觀測到的自發(fā)徑跡的計數(shù)因子，通常取平均自發(fā)裂變徑跡長度的一半，即7.5×10-4cm；k是實驗檢測效率，通常值取1。裂變徑跡單顆粒年齡誤差(σ)的計算公式為：

其中Ns是自發(fā)徑跡總量，σu是測量238U濃度的不確定度。

3.2 測試流程

樣品利用傳統(tǒng)方法進行粗選、磁懸浮、重液分選等標(biāo)準(zhǔn)流程分離出所需要的磷灰石單顆粒礦物(使每件樣品超過2000個顆粒)。磷灰石裂變徑跡觀測在中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點實驗室測試完成。使用環(huán)氧樹脂將磷灰石礦物顆粒固定于樹脂載玻片之上，制成薄片，利用拋光機研磨拋光，使磷灰石顆粒內(nèi)表面最大化出露，然后在21℃室溫條件下將薄片放置于5.5mol的HNO3溶液中蝕刻20s，使磷灰石切面上的自發(fā)徑跡顯露。為了準(zhǔn)確測量實驗樣品自發(fā)徑跡密度和長度等定量數(shù)據(jù)，提前使用澳大利亞AUTOSCAN裂變徑跡測試系統(tǒng)對磷灰石標(biāo)樣(Durango和Fish Canyon Tuff)進行自發(fā)徑跡密度和誘發(fā)徑跡密度校準(zhǔn)測試，如若測出的數(shù)據(jù)經(jīng)外探測器法年齡計算公式得出的zeta值處于磷灰石標(biāo)樣的合理范圍之內(nèi)，方可測試實驗樣品。然后，使用AUTOSCAN系統(tǒng)顯微鏡，挑選出每件樣品顆粒大小合適(一般大于80μm)、徑跡分布均勻、表面干凈的單顆粒磷灰石進行自發(fā)徑跡數(shù)量、計數(shù)面積、圍限徑跡長度(平行于切面的徑跡長度)以及對應(yīng)Dpar值 (單偏光下平行于C軸、與顆粒切面相交的裂變徑跡的最大直徑)的測量與計算，同時記錄對應(yīng)單顆粒徑跡的統(tǒng)計區(qū)域。每件樣品需至少測試20個以上有效單顆粒磷灰石的自發(fā)徑跡數(shù)量和面積。最后，采用Resolution M50-LR型ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)(LA)和Agilent 7900型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Q-ICPMS)聯(lián)機對上述單顆粒磷灰石裂變徑跡記錄區(qū)進行238U濃度微區(qū)測試。樣品測試序列采用雙標(biāo)樣法和內(nèi)插法，即每測定6個樣品點位后測定兩個標(biāo)準(zhǔn)玻璃NIST612和兩個Durango標(biāo)樣，雙標(biāo)樣法可以對儀器的工作狀態(tài)進行監(jiān)控，而內(nèi)插法便于對儀器靈敏度漂移、元素分餾進行校正(李朝鵬等，2019)。LA-ICPMS實驗數(shù)據(jù)處理是采用ICPMSDataCal11.4程序，以43Ca內(nèi)標(biāo)準(zhǔn)進行簡化處理，得到單顆粒磷灰石微區(qū)的238U濃度(Liuetal., 2008)。上述LA-ICPMS實驗工作參數(shù)見表1。

表1 本次研究磷灰石LA-ICPMS測試的工作參數(shù)

表2 LA-ICPMS磷灰石裂變徑跡分析結(jié)果

4 磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)

4.1 實驗測試結(jié)果

磷灰石裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)見表2，采用RadialPlotter軟件分析，獲取樣品中值年齡和單顆粒年齡放射圖(Vermeesch, 2009)，并制作年齡分布直方圖(圖4)。年齡數(shù)據(jù)分析示意結(jié)果見圖4、圖5和圖6。當(dāng)磷灰石樣品年齡通過泊松分布檢驗概率(P(χ2)>5%)時，表明樣品單顆粒年齡屬于同一組分，未通過時屬于混合年齡(Galbraith, 1981)。本次實驗分析中，樣品A-1、A-2、A-3、A-4、A-6和A-10的單顆粒年齡數(shù)據(jù)未通過P(χ2)檢驗，但樣品的圍限徑跡長度分布普遍呈現(xiàn)為短而窄的單峰式特征(圖6)，峰值均位于13～15μm之間，其中樣品A-1和A-2具有略寬的負偏特征(圖6)，所有樣品總體表現(xiàn)出未擾動基巖類型(Gleadowetal., 1986)，據(jù)此推測樣品可能是經(jīng)歷了單調(diào)的冷卻過程(Ventura and Lisker, 2003)；LA-ICPMS測量時，238U濃度微區(qū)測試結(jié)果可能不均勻?qū)е铝谆沂瘑晤w粒年齡偏分散，也可能造成P(χ2)檢驗這一標(biāo)準(zhǔn)不再適用(Hasebeetal., 2004；Pangetal., 2017)。

圖4 樣品單顆粒年齡放射圖(左)和年齡分布直方圖(右)Fig.4 Radial plots (left) and histograms (right) of single grain age

圖5 哀牢山-紅河剪切帶南段蔓耗-金平剖面磷灰石裂變徑跡年齡-海拔分析Fig.5 Apatite fission track ages-elevation analysis along the Manhao-Jinping profile in the southern segment of the Ailao Shan-Red River shear zone

樣品A-1和A-2處于剖面最東側(cè)，均采自片麻巖內(nèi)，所測中值年齡分別是40.3±4.7Ma和35.3±3.1Ma，年齡分布直方圖中峰值分別為50～40Ma和40～30Ma(圖4)，圍限徑跡長度分布特征相似，呈單峰式，表現(xiàn)為略寬的負偏形態(tài)，峰值13～14μm(圖6)，平均圍限徑跡長度為13.03～13.06μm，變化小，但標(biāo)準(zhǔn)偏差稍大，在1.74～1.76μm之間，這表明樣品A-1和A-2的磷灰石裂變徑跡產(chǎn)生后可能較長時間處于部分退火帶，故徑跡長度稍短(Gleadowetal., 1986)。樣品A-3和A-4，中值年齡分別是31.2±2.2Ma和31.5±3.1Ma，單礦物年齡峰值均位于20～33Ma，分布較為集中(圖4)。因符合實驗測試要求的單礦物顆粒較少，故圍限徑跡長度數(shù)量偏少。這兩個樣品圍限徑跡長度分布呈短而窄的單峰式特征，平均圍限徑跡長度分別為13.05μm和13.83μm，集中于13～14μm，且標(biāo)準(zhǔn)偏差較小，處于0.97～1.07μm之間，表明樣品可能在磷灰石部分退火帶所處時間較短(Gleadowetal., 1986)。

樣品A-5至A-10采自糜棱巖化的片麻巖內(nèi)，所測中值年齡分布于26.4±2.0Ma和20.0±1.8Ma之間，所有樣品單顆粒年齡分布均呈現(xiàn)單峰式結(jié)構(gòu)(圖4)。除樣品A-6和A-9因磷灰石單顆粒少、徑跡少等因素?zé)o法測出圍限徑跡長度外，其余樣品圍限徑跡長度均呈現(xiàn)短而窄的單峰式特征(圖6)，峰值為14～15μm，平均徑跡長度在13.29～13.96μm之間，標(biāo)準(zhǔn)偏差較小，處于0.99～1.18μm，暗示樣品通過部分退火帶的時間可能很短(Gleadowetal., 1986)。

總體而言，蔓耗-金平采樣剖面，樣品磷灰石裂變徑跡年齡和采樣點海拔呈兩階段特征(圖5)。40～26Ma期間，海拔小于570m的樣品A-1至A-4年齡與海拔表現(xiàn)為負相關(guān)，斜率較平緩；在26Ma之后，海拔大于680m的樣品A-5至A-10年齡與海拔呈正相關(guān)，且斜率較陡，約207.25m/Myr，這一階段共持續(xù)了4～6Ma，可能指示快速冷卻。

4.2 熱反演模擬結(jié)果

為進一步限定研究區(qū)低溫?zé)釟v史演化，本次應(yīng)用磷灰石裂變徑跡單顆粒年齡、Dpar值、圍限徑跡長度等實驗數(shù)據(jù)進行熱史反演模擬(圖6)(Greenetal., 1989；Ketcham, 2005；Ketchametal., 2007；Okayetal., 2010)。模擬采用Ketchametal.(2007)的多元退火模型，利用HeFTy軟件(1.9.1版本)實現(xiàn)反演結(jié)果。模擬受如下條件約束：(1)初始徑跡長度是16.3μm(Gleadowetal., 1986)；(2)反演模擬起始時間根據(jù)樣品單顆粒年齡而定(Ketcham, 2005)；(3)模擬起始溫度不小于磷灰石處于完全退火狀態(tài)時的溫度(即封閉溫度)，以110～130℃為準(zhǔn)(圖6黑色小框所示)；(4)地表溫度以現(xiàn)今地表溫度作為參考，即20±5℃(Wangetal., 2016b)；(4)AFT部分退火帶范圍為60～110℃(Gleadowetal., 1986)；(5)運動學(xué)參數(shù)設(shè)置為Dpar(Ketcham, 2005)；(6)評估值(年齡GOF、徑跡長度GOF)用來檢驗?zāi)M結(jié)果是否可靠，一般認(rèn)為當(dāng)年齡GOF和徑跡長度GOF大于0.5時模擬結(jié)果是理想的(袁萬明等，2007)。熱反演模擬結(jié)果由三個擬合區(qū)組成，即可接受的擬合區(qū)域(圖6中淺紅色部分)、良好的擬合區(qū)域(圖6中淺綠色部分)和最佳擬合路徑(圖6中淺綠色區(qū)域內(nèi)黑色實線)(Ketcham, 2005)。為了呈現(xiàn)更加直觀的模擬結(jié)果，每件樣品通過多次模擬選取最佳結(jié)果，所有模擬均設(shè)置為50000條路徑。

8件樣品熱反演結(jié)果顯示，所有樣品在晚始新世-早中新世(40～20Ma)經(jīng)歷了較為快速的冷卻過程，但不同樣品反演結(jié)果略有差異。剪切帶最東部的樣品A-1和A-2熱歷史比較類似，主要表現(xiàn)為經(jīng)歷部分退火帶時間較長(歷時14～16Ma)，模擬結(jié)果可劃分為兩個部分，較快速的冷卻大約開始于40Ma，并于24～21Ma停止，降溫幅度約75℃，冷卻速率為4.17℃/Myr；隨后以緩慢冷卻過程，降溫約15℃，冷卻速率為0.63～0.71℃/Myr。而樣品A-3和A-4模擬結(jié)果類似，樣品所處磷灰石部分退火帶時間較短(5～6Ma)；模擬結(jié)果顯示在32～24Ma經(jīng)歷一次快速冷卻事件，平均冷卻速率為7.78℃/Myr，而自24Ma至今，發(fā)生慢速冷卻，速率為0.83℃/Myr。西側(cè)4件樣品A-5、A-7、A-8和A-10模擬結(jié)果相似，每件樣品所處磷灰石部分退火帶時間很短，約1～3Ma，模擬結(jié)果可大致分為兩個階段：26～20Ma表現(xiàn)出一次快速冷卻，速率為23.30～35.00℃/Myr，20Ma至今表現(xiàn)出慢速冷卻，速率0.47～0.83℃/Myr，并持續(xù)剝露到達地表(圖6)。

圖6 哀牢山-紅河剪切帶南段蔓耗-金平剖面8件樣品HeFTy熱史反演模擬結(jié)果(左)和徑跡長度分布直方圖(右)Fig.6 HeFTy thermal history inverse model results (left) and histograms (right) of fission track lengths from the eight samples of the Manhao-Jinping profile in the southern segment of the Ailao Shan-Red River shear zone

5 討論

在橫穿哀牢山剪切帶南段的蔓耗-金平剖面，磷灰石裂變徑跡年齡-海拔顯示有規(guī)律變化，可以分為兩個變化趨勢(圖5)。

在低海拔區(qū)(242～571m)的4件樣品A-1、A-2、A-3和A-4的裂變徑跡年齡自東向西依次為40.3Ma、35.3Ma、31.2Ma、31.5Ma，與地形海拔呈現(xiàn)負相關(guān)性(圖5)，在地貌特征圖上顯示樣品A-1與A-2，以及樣品A-3與A-4之間出現(xiàn)明顯的地貌低谷，且低谷NW-SE向延伸超過100km，走向近平行于哀牢山剪切帶(圖3a, b)，暗示這4個自東向西依次變年輕的裂變徑跡年齡可能與正斷層活動有關(guān)。一般情況，在造山帶內(nèi)部隨著巖石隆升，巖石內(nèi)部磷灰石達到封閉溫度后開始計時(Gleadowetal., 1986；Gallagheretal., 1994)，巖石樣品磷灰石裂變徑跡年齡呈現(xiàn)隨海拔增高年齡增大的趨勢(Benjaminetal., 1987；Braun, 2002)，但樣品A-1至A-4的年齡-海拔關(guān)系趨勢恰恰相反，原因可以歸結(jié)于研究區(qū)東側(cè)正斷層錯斷的影響，使得山前較老的磷灰石裂變徑跡年齡得以保存。Viola and Anczkiewicz(2008)對越南北部哀牢山老街剖面(蔓耗-金平剖面以南約100km)的磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)分析也顯示出，剪切帶東側(cè)低海拔100m樣品(樣品99/48)年齡偏老，為35±7Ma，而逐漸向西的高海拔區(qū)樣品(樣品99/40(海拔1200m)、樣品99/41(海拔1400m))年齡趨于變年輕，分別為21±4Ma和28±7Ma。結(jié)合樣品A-1至A-4磷灰石反演結(jié)果，表明構(gòu)造帶經(jīng)歷的部分退火帶時間較長，約4～16Ma。據(jù)此本文解釋認(rèn)為，在40～26Ma期間，哀牢山剪切帶南段可能以伸展走滑剪切變形為主，導(dǎo)致剪切帶內(nèi)部變質(zhì)巖石沿伸展作用的垂直分量垂向運動而抬升，在伸展剪切運動中，磷灰石部分退火帶發(fā)生錯斷，導(dǎo)致上盤巖片的磷灰石裂變徑跡年齡呈現(xiàn)“老齡化”(即斷層上盤樣品A-1、A-2年齡相對下盤樣品A-3、A-4的年齡偏大)，下盤高海拔巖片的年齡“年輕化”的特征(圖7e)。這一早期的伸展走滑事件在區(qū)域上也有響應(yīng)：在空間上沿哀牢山雜巖帶分布的Fan Si Pan巖體在地球化學(xué)上呈高鉀堿性特征，構(gòu)造上表現(xiàn)為前-同剪切(Zhang and Sch?rer, 1999)，鋯石U-Pb年齡集中在38～28Ma(Zhang and Sch?rer, 1999；Liangetal., 2007)，黑云母年齡為34～32Ma(Leloupetal., 2001)，鋯石、磷灰石裂變徑跡年齡集中于40～26Ma(Anczkiewiczetal., 2007；Viola and Anczkiewicz, 2008)，同時Po Sen等高鉀堿性巖體也具有類似特征(Leloupetal., 2001)；藏東南地區(qū)眾多斷層活動在新生代表現(xiàn)為正斷性質(zhì)或兼具正斷傾滑分量的走滑斷層特征，如紅河斷裂、鮮水河斷裂、建水?dāng)嗔训?Wang and Burchfiel, 1997；徐錫偉等，2003；Wangetal., 2016b)；中國南海地區(qū)磁異常分析表明南海初始擴張發(fā)生于34～32Ma(Briarisetal., 1993)。上述地質(zhì)事件可能共同暗示哀牢山地區(qū)在晚始新世-漸新世處于區(qū)域性伸展的構(gòu)造環(huán)境(Leloupetal., 2001；Anczkiewiczetal., 2007；Liuetal., 2007, 2015；Viola and Anczkiewicz, 2008)。

圖7 哀牢山-紅河剪切帶南段晚新生代以來構(gòu)造剝露模式(a)“拉鏈”模式解釋的哀牢山-紅河剪切帶構(gòu)造變形與剝露機制模型(據(jù)Leloup et al., 2001修改)；(b-d)26Ma之前，哀牢山-紅河剪切帶南段左旋走滑伸展變形體制及變質(zhì)巖剝露機制；(e)26Ma之后，哀牢山-紅河剪切帶以簡單剪切左旋走滑變形為主的剝露過程Fig.7 The model of tectonic exhumation of the southern segment of the Ailao Shan-Red River shear zone during the Late Cenozoic(a) the zipper model for tectonic deformation and exhumation mechanism of the Ailao Shan-Red River shear zone (modified after Leloup et al., 2001); (b-d) sinistral transtensional deformation and its exhumation along the southern segment of the shear zone before 26Ma；(e) simple shearing deformation with left-lateral strike-slip shearing along the Ailao Shan-Red River shear zone after 26Ma

圖8 哀牢山雜巖帶的北段(彌渡-元江)、中段(元江-蔓耗)和南段(蔓耗以南)冷卻路徑對比顯示的哀牢山北-中段兩期快速冷卻事件和哀牢山南段一期快速冷卻事件低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)來源：Harrison et al., 1996；Bergman et al., 1997；Leloup et al., 2001；Li et al., 2001；Viola and Anczkiewicz, 2008；Chen et al., 2015；Wang et al., 2016bFig.8 Various cooling paths in the northern segment (Midu-Yuanjiang), the middle segment (Yuanjiang-Manhao) and the southern segment (Manhao) of Ailao Shan shear zone showing the two periods of rapid cooling in the northern and middle segments of the Ailao Shan range, and the one period of rapid cooling in the southern segment of the rangeSources of low temperature chronological data: Harrison et al., 1996；Bergman et al., 1997；Leloup et al., 2001；Li et al., 2001；Viola and Anczkiewicz, 2008；Chen et al., 2015；Wang et al., 2016b

而樣品A-5以西的6個采樣點所獲取的裂變徑跡年齡集中在26～20Ma之間，自東向西隨海拔呈現(xiàn)正相關(guān)性，裂變徑跡年齡-海拔分布圖上顯示為陡斜率。采自哀牢山雜巖帶內(nèi)的這6件樣品可以被視為垂直剖面分布，主要原因如下：(1)這6個采樣點巖性均為糜棱巖化片麻巖，水平距離小于9km；(2)磷灰石裂變徑跡主要揭示近地表(<3km)剝露過程(Gleadowetal., 1986；Braun, 2002)，采樣區(qū)數(shù)字海拔模型顯示的地貌特征和野外未發(fā)現(xiàn)脆性斷層形跡；(3)磷灰石熱史反演模擬結(jié)果顯示4件樣品(A-5、A-7、A-8、A-10)具有類似的低溫?zé)嵫莼?，?6～20Ma時期經(jīng)歷快速剝露過程，而后長期處于穩(wěn)定的慢速剝露。這一時期哀牢山雜巖帶的快速冷卻剝露與眾多地質(zhì)證據(jù)吻合：在哀牢山雜巖帶內(nèi)發(fā)育大量的鈣堿性花崗質(zhì)巖墻、巖脈，大都表現(xiàn)為同剪切特征，不對稱長石碎斑、S-C組構(gòu)等左旋剪切特征大量存在，巖脈內(nèi)鋯石U-Pb、云母40Ar/39Ar、斜長石40Ar/39Ar年齡主要集中于27～21Ma(Leloupetal., 1995；Searle, 2006；Searleetal., 2010；Caoetal., 2011；Liuetal., 2015；Wangetal., 2016b)，解釋為與左旋剪切高度相關(guān)的產(chǎn)物；點蒼山雜巖帶片麻巖內(nèi)角閃石40Ar/39Ar、云母40Ar/39Ar年齡揭示了28～21Ma的快速冷卻事件(Leloupetal., 2001；Caoetal., 2011)；哀牢山雜巖帶北-中段片麻巖的云母40Ar/39Ar、長石40Ar/39Ar年齡同樣表明27～20Ma的快速冷卻過程(Harrisonetal., 1996；Leloupetal., 2001；Chenetal., 2015)；大象山雜巖帶內(nèi)片麻巖云母40Ar/39Ar、長石40Ar/39Ar、磷灰石裂變徑跡年齡也共同暗示了28～20Ma的快速冷卻事件(Maluskietal., 2001；Viola and Anczkiewicz, 2008)。

綜合上述分析，晚漸新世-早中新世時期哀牢山-紅河剪切帶發(fā)生強烈的左旋韌性剪切運動，導(dǎo)致剪切帶內(nèi)各類片麻巖快速抬升冷卻至110℃左右(Leloupetal., 1995, 2001；Chenetal., 2015；Liuetal., 2015)。因此，本文認(rèn)為晚漸新世(～26Ma)，哀牢山-紅河剪切帶及其周緣地區(qū)發(fā)生了強烈的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換，從走滑伸展變形轉(zhuǎn)變?yōu)閱渭糇冃?圖7b-e)。

從青藏高原東緣向滇西地區(qū)，許多區(qū)域地質(zhì)證據(jù)均暗示晚漸新世的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換：(1)藏東南區(qū)域性高鉀堿性巖漿活動在晚始新世-早漸新世較為頻繁，晚漸新世開始以鈣堿性巖漿活動為主(Zhang and Sch?rer, 1999；Liangetal., 2007)；(2)中國南海海盆于漸新世的擴張在～26Ma開始由南北向轉(zhuǎn)變?yōu)楸睎|-南西向(Briaisetal., 1993)；(3)南海海盆陸源碎屑沉積物內(nèi)稀土元素和Nd同位素地球化學(xué)分析表明，在28～26Ma時期，元素含量存在明顯異常(Lietal., 2003；邵磊等，2004)；(4)同時期(28～26Ma)南海地震剖面和古生物地層數(shù)據(jù)揭示在晚漸新世，南海出現(xiàn)短暫的沉積間斷，南海在這一時期處于極不穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境(Lietal., 2003, 2005；邵磊等，2004)。結(jié)合上述低溫年代學(xué)數(shù)據(jù)和該區(qū)域已發(fā)表的構(gòu)造觀測、年齡數(shù)據(jù)結(jié)果，本文認(rèn)為Harrisonetal.(1996)和Leloupetal.(2001)所提出的“拉鏈”構(gòu)造模式可以較為合理解釋哀牢山-紅河韌性走滑剪切帶的構(gòu)造演化(圖7a)，該模式認(rèn)為在印支板塊相對于固定的揚子板塊順時針運動時，哀牢山-紅河剪切帶南段的哀牢山雜巖帶受走滑伸展構(gòu)造體制控制，并導(dǎo)致地殼深部變質(zhì)雜巖發(fā)生垂直運動(圖7b-e)，即漸新世-早中新世時期快速冷卻剝露事件。本次研究在哀牢山南段所獲得的磷灰石裂變徑跡年齡厘定出走滑伸展應(yīng)變發(fā)生在約26Ma之前，之后哀牢山雜巖帶及東南緣地區(qū)轉(zhuǎn)換進入單剪變形階段(圖7e)。

在研究區(qū)以北的嘎灑-元陽地區(qū)，即哀牢山雜巖帶北-中段，萬京林等(1997)報道的磷灰石裂變徑跡低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡為10.64～5.61Ma，Lietal.(2014)報道出嘎灑地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡是8.4～4.6Ma；而在中段的元陽地區(qū)，Chenetal.(2015)獲取的磷灰石裂變徑跡年齡范圍為13～8.9Ma，同時在中段南沙和元江地區(qū)，Wangetal.(2016b)報道的磷灰石U-Th/He年齡為13～10Ma。這些哀牢山帶北段和中段所揭示的低溫年年代學(xué)數(shù)據(jù)普遍低于南段年齡(本次研究)。就哀牢山南段以北更廣泛地區(qū)的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)對比分析發(fā)現(xiàn)，它們的低溫冷卻時間普遍更晚(圖1)，如鮮水河-小江斷裂以西區(qū)域最新一期的快速剝露和河流快速下切普遍發(fā)生在中中新世之后(Clarketal., 2005, 2006；向樹元等，2007；Stewart and Brug, 2008；Linetal., 2009；Ouimetetal., 2010；Wangetal., 2016b, 2018；Yangetal., 2016)，龍門山地區(qū)最新的快速剝露事件發(fā)生在中-晚中新世期間(Godardetal., 2009；Ouimetetal., 2010；Wangetal., 2012；Jolivetetal., 2015)，高原東南緣大型走滑斷裂(如甘孜斷裂、鮮水河-小江斷裂、嘉黎斷裂等)的活動亦發(fā)生于中-晚中新世(Clarketal., 2005；Seward and Burg, 2008；Wangetal., 2009)。因此，自高原東緣向哀牢山方向，剝露可能受到漸新世-早中新世左旋剪切運動(走滑伸展變形)和中-晚中新世青藏高原內(nèi)部中、下地殼物質(zhì)向東南方向流動的影響。哀牢山-紅河剪切帶的左旋剪切運動和青藏高原內(nèi)中、下地殼流變也導(dǎo)致了哀牢山雜巖帶的北段和中段出現(xiàn)了顯著的兩階段快速冷卻歷史(圖8所示，北段第一期快速冷卻速率>100℃/Myr，第二期快速冷卻速率～29℃/Myr；中段第一期快速冷卻速率>75℃/Myr，第二期快速冷卻速率～25℃/Myr)，而南段卻呈現(xiàn)單階段快速冷卻過程(圖8所示，南段唯一一次快速冷卻速率為>28℃/Myr，與反演模擬結(jié)果得出的冷卻速率23.30～35.00℃/Myr一致)。因此本文認(rèn)為哀牢山雜巖帶北段和中段所出現(xiàn)的第一期快速冷卻作用與南段唯一的冷卻事件相對應(yīng)，相關(guān)塊體在圍繞歐拉極旋轉(zhuǎn)過程中，同時在邊界的不同位置產(chǎn)生不同的應(yīng)力體制和應(yīng)變方式(圖7a)，在哀牢山-紅河剪切帶的南緣以走滑伸展變形調(diào)節(jié)塊體的旋轉(zhuǎn)，導(dǎo)致哀牢山-紅河剪切帶內(nèi)片麻巖冷卻年齡自南東向北西逐漸變新(圖8)(Leloupetal., 2001)。在中-晚新世，高原內(nèi)部中、下地殼物質(zhì)向東南方向運動可能達到哀牢山-紅河剪切帶的中段(哀牢山地區(qū))，并誘發(fā)哀牢山北段和中段最新一期的地殼抬升和剝露過程，但這一構(gòu)造活動可能并未影響到較遠的四川盆地、哀牢山南段及以南地區(qū)(圖1)(Maluskietal., 2001；陳小宇等，2016)。

6 結(jié)論

本次研究采用LA-ICPMS磷灰石裂變徑跡方法分析了青藏高原東南緣大型韌性走滑剪切帶哀牢山-紅河剪切帶的熱演化歷史，分析結(jié)果表明：

(1)該剪切帶南段在40～20Ma期間發(fā)生快速剝露，自20Ma之后，剪切帶南段處于穩(wěn)定慢速剝露過程。其中，樣品A-1至A-4揭示出該帶在40～26Ma期間快速冷卻速率為4.17～7.78℃/Myr；樣品A-5至A-10表明26～20Ma時期快速冷卻速率為23.30～35.00℃/Myr。20Ma至今為慢速冷卻，速率0.47～0.83℃/Myr。

(2)哀牢山剪切帶在26Ma發(fā)生了強烈的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換，由左旋走滑伸展的構(gòu)造體制，轉(zhuǎn)變?yōu)楹唵渭羟凶呋w制。

(3)哀牢山雜巖帶各段的冷卻路徑對比，表明北-中段在新生代存在兩階段快速冷卻作用，而南段為單次快速冷卻作用。結(jié)合青藏高原東南緣低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)和構(gòu)造變形，揭示自中-晚中新世，青藏高原中、下地殼物質(zhì)可能向東南緣擴展，并已到達哀牢山中段，同時誘發(fā)哀牢山雜巖帶以北廣大地區(qū)的抬升和快速冷卻。

致謝衷心感謝中國地震局地質(zhì)研究所龐建章博士、王英工程師在LA-ICPMS裂變徑跡實驗測試與分析過程中的悉心指導(dǎo)；特別感謝中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院鄭文俊教授在文章討論和數(shù)據(jù)解釋過程中的建設(shè)性建議；同時真摯的感謝北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院張志誠教授對于數(shù)據(jù)分析和解釋的耐心指導(dǎo)；最后由衷感謝二位審稿人和編輯的細心審閱和寶貴性的意見與建議。