文章快速检索    
  地质通报  2018, Vol. 37 Issue (5): 759-775  
0

引用本文 [复制中英文]

蒲宗文, 杨振宇, 仝亚博, 赵越, 王恒. 青藏高原东南缘保山地体上新世地壳旋转变形运动的古地磁学研究及构造意义[J]. 地质通报, 2018, 37(5): 759-775.
[复制中文]
Pu Z W, Yang Z Y, Tong Y B, Zhao Y, Wang H. Paleomagnetic study of Pliocene lacustrine strata in the Baoshan Basin at the southeastern edge of the Tibetan Plateau[J]. Geological Bulletin of China, 2018, 37(5): 759-775.
[复制英文]

基金项目

国家自然科学基金项目《青藏高原东南缘地块新生代侧向逃逸运动及其对地壳构造变形的控制作用》(批准号:41572183)、《云南地区构造变形的GPS测量和中新世以来古地磁研究》(批准号:41672192),中国地质科学院基本科研业务费项目《青藏高原东南缘及东南缘新生代构造变形的古地磁证据》(编号:YYWF201613)和中国地质调查局项目《长江经济带活动构造与区域地壳稳定性调查》(编号:DD20160268)

作者简介

蒲宗文(1994-), 男, 在读硕士生, 从事大地构造与古地磁学研究。E-mail:puzongwen@126.com

通讯作者

杨振宇(1963-), 男, 博士, 教授, 从事大地构造与古地磁学研究。E-mail:zhenyu.yang@cnu.edu.cn

文章历史

收稿日期: 2017-11-20
修订日期: 2018-01-10
青藏高原东南缘保山地体上新世地壳旋转变形运动的古地磁学研究及构造意义
蒲宗文1,2 , 杨振宇3 , 仝亚博1,2 , 赵越1,2 , 王恒4     
1. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;
2. 国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081;
3. 首都师范大学资源环境与旅游学院, 北京 100048;
4. 中国地震局地质所, 北京 100029
摘要: 青藏高原东南缘受印度板块的持续挤压发生了强烈的陆内变形,前人的研究结果显示,保山地体中新世以来发生强烈的旋转变形,因此,在保山盆地东南缘上新世湖相沉积地层中采集了30个采点(约300块定向样品),其中160块样品分离出了特征剩磁分量,通过了褶皱检验和倒转检验,代表了沉积地层形成时的原生剩磁分量。地层产状校正后剩磁平均方向为:Ds/Is=20.2°/37.1°,Ks=59.7,α95=4.8°,N=16;对应古地磁极为:北纬67.9 °、东经205.7°,A95=2.6。通过与保山盆地东缘科研钻井磁性地层结果进行对比,可以确定羊邑剖面年代为6±0.2Ma;与10Ma东亚构造稳定区古地磁参考极对比发现,保山盆地发生了19.2°±6°的顺时针旋转,表明保山地体上新世以来平均顺时针旋转速率为3.2°±1.0°/Ma,如此快速的旋转速率印证了保山地体和腾冲地块古近纪和中新世古地磁研究所揭示的大角度顺时针旋转变形量。
关键词: 青藏高原东南缘    保山地体    古地磁    上新世    旋转运动    
Paleomagnetic study of Pliocene lacustrine strata in the Baoshan Basin at the southeastern edge of the Tibetan Plateau
PU Zongwen1,2, YANG Zhenyu3, TONG Yabo1,2, ZHAO Yue1,2, WANG Heng4     
1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China;
2. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction, Ministry of Land and Resources, Beijing 100081, China;
3. College of Resources, Environment and Tourism, Capital Normal University, Beijing 100048, China;
4. Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
Abstract: The southeastern part of the Tibetan Plateau has been strongly deformed by the penetration of the Indian Plate since the early Cenozoic. A large clockwise rotation of the Baoshan Terrane was reported through previous paleomagnetic studies. The authors therefore carried out a paleomagnetic study of the Pliocene lacustrine strata in the Baoshan Basin. A total of about 160 samples were treated by thermal demagnetization, and the characteristic remanent magnetism components (ChRMs) were isolated from these sam-ples along the Yangyi section (YYN), southeastern part of Baoshan Basin. Site-mean direction from the YYN is Ds/Is=20.21°/37.1°, Ks=59.7, α95=4.8°, N=16 after tilt correction, which give a paleomagnetic pole at 67.9°N, 205.7°E, A95=2.6°. The ChRM directions of the YYN section pass the fold and reversal tests, indicating that it represents the primary remanent magnetization during the formation of sedimentary rocks. The results reveal that the Baoshan Terrane has suffered from a clockwise rotation about 19.2°±6° relative to the paleomagnetic reference pole of East Asia since the Pliocene. Based on a comparison with the magnetostratigraphic results of the drilled core on the east margin of Baoshan basin, the authors hold that the age of the sampled strata of the YYN section is 6±0.2Ma, and a mean rotating rate of the Baoshan basin is about 3.2°±1.0°/Ma. This result is consistent with the large clockwise rotation of the Baoshan basin since the Miocene revealed by Oligocene and Miocene paleomagnetic studies of the Baoshan Terrane and Tengchong Block.
Key words: southeastern Tibetan Plateau    Baoshan Terrane    paleomagnetism    Pliocene    rotation    

印度-欧亚板块自约55Ma碰撞以来[1-2],持续的板块间汇聚作用导致了欧亚大陆南缘强烈的地壳构造变形,形成了宏伟的青藏高原和喜马拉雅山脉。前人在青藏高原内部进行的古地磁研究结果显示,自印度与欧亚板块碰撞以来,东亚发生了2200~900km的纬向地壳缩短[3-9]。巨大的地壳纬向缩短一部分可以通过拉萨地块至河西走廊之间的逆冲推覆构造吸收;另一部分则被认为由青藏高原北缘及东南周缘地壳物质侧向逃逸运动吸收[10-14]。青藏高原东南缘三江流域是青藏高原周缘新生代地壳侧向挤出逃逸运动最典型的区域,其新生代地壳构造变形方式及动力机制一直是新生代亚洲大陆地壳变形对印度板块与欧亚大陆碰撞协调方式研究的重要组成部分。

过去二十多年在思茅地体及川滇地体白垩系和古近系红层中长时间尺度的古地磁研究证实,青藏高原东南缘地壳物质自渐新世开始发生了显著的顺时针旋转挤出运动[15-27]。GPS监测研究结果从短时间尺度证实,青藏高原东南缘地壳物质现今以东喜马拉雅构造结为近似中心,玉树-鲜水河-小江左旋走滑断带为边界发生了顺时针旋转运动[28-29]。前人通过青藏高原东南缘构造地貌、活动断裂、地球物理、GPS监测等研究入手,先后提出多种构造模型描述地壳侧向挤出过程和动力机制,如:刚性块体侧向挤出[10, 30-32]、青藏高原东南缘下地壳物质粘性通道流模型[33-35]、围绕东喜马拉雅构造结的川滇断块顺时针旋转变形[26, 36]、双弧形带模型[37]。针对地块挤出逃逸模型,近十多年来前人对青藏高原东南缘三江地区白垩系、古近系陆相红层地层进行了大量古地磁学研究[15-27, 38-39]。这些数据显示,川滇地体整体在新生代相对于东亚构造稳定区发生了约16°顺时针旋转[25-27],进一步表明川滇地块发生了刚性块体变形,川滇地块沿鲜水河-小江左旋走滑断裂系发生顺时针旋转,导致该断裂系发生了191±49km左旋位移[26];自晚渐新世以来印支地块(ICB)发生了20°~35°的顺时针旋转,思茅地体经历了约35°的整体性顺时针旋转,并伴随着400~ 800km的南向挤出运动[22, 24, 40-42]。Kornfeld等[44]对腾冲地块(TCB)北缘古新统镁铁质岩墙研究认为,40Ma左右以来,TCB相对于东亚构造稳定区古地磁参考极顺时针旋转了87.2°±11.8°。另外,Tong等[44]在保山地块中部的古新统木瓜河组红层和中新统—渐新统珠山组湖相沉积岩的古地磁研究指出,古新世—渐新世保山地区并没有发生显著的旋转变形运动,而晚渐新世—早中新世,保山地体才开始发生强烈的约80°的顺时针旋转。同时有学者指出,刚性块体旋转挤出运动和下地壳流2种构造模式在新生代青藏高原东南缘构造演化中先后起着重要的作用,如卢海建等[45]提出,新生代青藏高原东南缘早期可能以顺时针旋转运动为主,晚期以复杂的地壳构造变形为主。还有学者指出,在印度-欧亚板块碰撞早期阶段,青藏高原内部物质向东挤出过程中以刚性块体运动为主;而中新世以来,高原下地壳流则主导了青藏高原东缘复杂的构造变形[29, 43]

显然前人已获得了大量的白垩纪和古近纪古地磁数据,并验证了地壳块体的侧向顺时针挤出逃逸模型,然而这些地壳块体仍缺乏中新世和上新世古地磁数据,严重阻碍了对于青藏高原东南缘新生代地壳旋转变形演化过程及其动力背景的认识。因此,本次通过对保山盆地中新世晚期—上新世湖相沉积地层的古地磁学研究,结合保山地体已有的古近纪数据,探讨保山地体新生代侧向旋转挤出变形特征及其动力背景。

1 地质背景及采样

青藏高原东南缘由多个地壳块体拼贴而成,由西向东依次为腾冲地块、掸泰地块、印支地块及川滇断块。不同地壳块体内以大型走滑断裂带为界,高黎贡右旋韧性剪切带构成腾冲地块和掸泰地块的边界,崇山韧性剪切带-澜沧江缝合带构成掸泰地块和印支地块的边界,哀牢山-红河走滑断裂带构成印支地块和川滇断块的边界,鲜水河-小江左旋走滑断裂带构成川滇断块与扬子地块分开的北缘和东缘边界(图 1-A)。

图 1 青藏高原东南缘研究区构造地质简图(A, 据参考文献[44]修改)和保山地体北部及邻区地质简图(B) Fig.1 Schematic tectonic geological map of the southeastern edge of Tibetan Plateau (A) and tectonic map of the North Baoshan Terrane (B) (采样点位于保山地体北部保山盆地羊邑组中)
CDF—川滇断块;SMT—思茅地体;BST—保山地体;TCB—腾冲地块;LMSF—龙门山断裂;XSH-XJF—鲜水河小江断裂;RRF—哀牢山-红河断裂;DBPF—奠边府断裂;WCSZ—王朝韧性剪切带;MFTF—主前缘逆冲断裂带

保山地体处于掸泰地块的北缘部分,夹持于近南北走向的高黎贡右旋韧性剪切带、近北北西走向的崇山韧性剪切带及近北东走向的南汀河左旋走滑断裂带之间,呈现三角形形态[46]图 1-A)。腾冲地块处于保山地体西侧,是拉萨地块向东南延伸的部分[47]。高黎贡右旋韧性剪切带作为腾冲地块和保山地体的边界断裂,32~27Ma表现为右旋韧性剪切运动[11, 46, 48-49]

保山地体早古生代发育寒武纪—三叠纪碳酸盐岩地层及火山碎屑岩;二叠纪中期拉斑玄武岩和玄武质火山碎屑岩分布广泛[50]。侏罗纪—白垩纪红层零星出露于保山地体西南端芒市地区,不整合覆盖于二叠纪—三叠纪灰岩之上。古近纪地层主要出露于保山地体中部凤庆和永德地区,通常被划分为古近纪木瓜河组、始新世—渐新世珠山群,不整合覆盖于二叠纪灰岩之上。中新世地层普遍缺失,上新世地层发育于保山地体北部的保山盆地和柯街盆地及东南部营盘地区(图 1-B)。

保山盆地是中晚新生代时期形成的断陷盆地,盆地西缘发育一条近北北东向展布的大型活动断裂带(图 2-A),其总体构造格局为不对称的萁状断陷盆地,西断东超,走向呈南北向,北部浅、南部深,周缘浅、中部深[51]。盆地呈南北向近似长椭圆形(图 2-A)分布,东缘及南缘为丘陵区,西南缘地势平坦,平均海拔约1600m。盆地发育上新统羊邑组,总厚300~700m,主要由青灰色粘土粉砂岩、灰褐色-灰黄色泥质粉砂岩组成,其间夹褐煤层[52]。本次在保山盆地上新统羊邑组湖相沉积地层设置了一条古地磁剖面(图 2-B),位于盆地东南部的羊邑煤矿附近(北纬24°59′00′′、东经99°14′00′′)。在羊邑煤矿剖面(YYN)青灰色粘土质粉砂岩中设置了30个采点(图 2-B),每个采点至少采集10块岩心,共采集古地磁定向岩心300块。所有样品采用手提式便携钻机钻取岩心,并用磁罗盘进行定向,采用Interna⁃ tional Geomagnetic Reference Field (IGRF)进行了磁罗盘偏角矫正[53]。室内将直径2.54cm的样品加工成高2.3cm的标准样品。

图 2 保山盆地构造简图(A)和盆地南缘羊邑煤矿上新世羊邑组YYN古地磁采样点分布图(B) Fig.2 Tectonic map of Baoshan Basin (A) and tectonic map of the paleomagnetic sampling section YYN in the Pliocene Yangyi Formation of southern part of the Baoshan Basin (B) (a~f为野外剖面部分照片)
2 岩石磁学实验

为了揭示采样地层中载磁矿物的组合特征和携磁机制,根据岩性特征选取了7块样品进行IRM等温剩磁获得实验,用脉冲磁力仪逐步加场34步到2.5T并测试,随后加反向场,以揭示岩石磁性矿物矫顽力特征。之后对ZXY三个轴按顺序分别加以2.4T、0.4T、0.12T的瞬间磁场后,开展三轴等温剩磁热退磁实验[54]。同时,选取了10块样品进行χ-T磁化率-温度曲线实验[55],三轴IRM热退磁、IRM、χ-T磁化率-温度曲线实验均在中国地质科学院地质力学研究所国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室进行。

保山盆地羊邑煤矿YYN剖面岩石磁学实验结果可分为3类,第一类以YYN11-2样品为代表,第二类以YYN19-4样品为代表,第三类以YYN30-7为代表(图 3)。

图 3 岩石磁学实验代表样品结果图 Fig.3 Rock magnetic results for representative specimens from the Pliocene Yangyi Formation

χ-T磁化率-温度曲线显示,除样品YYN30-7外,其他样品的加热曲线都在约585℃下降至接近零点(图 3-C),指示了磁铁矿的居里温度[55]。YYN30-7在约585℃后继续升温,而磁化率仍持续下降,反映了赤铁矿的存在。大部分样品的加热曲线显示,150~360℃磁化率不断下降,可能代表了铁硫化物的解阻;磁化率在350~400℃开始快速上升并出现一个明显的峰值,代表铁的硫化物发生矿物相变生成黄铁矿等顺磁产物[56-57]。加热曲线和冷却曲线不可逆,原因可能是铁硫化物发生相变产生较强的铁磁性矿物,如磁铁矿[58]χ-T曲线中的冷却曲线显示,310℃磁化率略有升高,随后再下降,可能反映铁硫化物未完全氧化,存在一个Hopkison峰值。交变退磁中,部分样品在40mT以上获得明显的GRM(旋转剩磁)[59]图 3-D)。因此,该类样品中铁硫化物可能是胶黄铁矿[57, 59-60]

第一类样品(采点YYN1-YYN12)以YYN11-2样品为例,三轴等温剩磁热退磁实验结果显示,硬、中磁组分在680℃降至噪点,显示赤铁矿存在的信息。软磁组分占比较高,并在580℃解阻,为磁铁矿组分。等温剩磁获得曲线显示,在磁场强度小于100mT时,样品获得剩磁强度迅速升高,当强度大于100mT后,样品剩磁强度缓慢抬升,在2500mT时基本达到饱和状态,施加反向场后剩磁方向在100~ 150mT之间发生反转。剩磁矫顽力谱结果分别为46mT占40%(DP=0.29),281mT占49%(DP=0.31),1585mT占7.6%。说明样品的主要载磁矿物为磁铁矿、赤铁矿[61-62]

第二类样品(采点YYN13-YYN23)以YYN19-4样品为代表,三轴等温剩磁热退磁实验结果显示,硬、中、软三磁组分在330℃出现小的拐点,显示磁黄铁矿或胶黄铁矿的信息;软磁组分最终在580℃降至噪点。饱和等温剩磁获得曲线在正向直流场强度小于100mT时,样品获得剩磁强度迅速升高,当正向直流场强度大于100mT后,样品剩磁强度缓慢抬升,在直流场强达到1500mT时基本达到饱和状态。在施加反向直流场时,样品剩磁方向在60mT时发生反转。剩磁矫顽力谱63mT占95.2%(DP=0.42)。说明主要载磁矿物为磁铁矿和少量胶黄铁矿或磁黄铁矿。

第三类样品(采点YYN24-YYN30)χ-T曲线分析和IRM热退磁特征表明,样品的主要载磁矿物为胶黄铁矿(铁的硫化物、存在GRM)、赤铁矿、磁铁矿。

总之,保山盆地羊邑煤矿剖面采点YYN1- YYN12样品的主要载磁矿物为磁铁矿和赤铁矿,采点YYN13-YYN23样品的主要磁性矿物为磁铁矿、胶黄铁矿,采点YYN24-YYN30为胶黄铁矿和赤铁矿。

3 岩石磁组构(AMS)实验结果

为了研究剖面的磁组构特征及其反映的构造应力状态,选取保山盆地东南缘YYN剖面30个采点,每个采点6~8块样品,使用Agico KLY-4 Kappabrigde进行磁化率各向异性测试,结果见表 1图 4

表 1 保山地体上新世羊邑组YYN剖面各采点磁化率各向异性(AMS)测试结果 Table 1 Measurement results of anistropy magnetic susceptibility (AMS) of YYN section, Pliocene Yangyi Formation in Baoshan Terrane
图 4 保山盆地上新统羊邑组岩石磁化率各向异性(AMS)实验结果 Fig.4 Measurement results of anistropy magnetic susceptibility (AMS) of Pliocene Yangyi Formation in Baoshan Terrane (a从左到右分别是等面积投影图、Pj-Km、T-P和磁化率椭球体3个轴的玫瑰花图,玫瑰花图中红色和蓝色箭头分别代表主压应力方向和主张应力方向)

YYN剖面样品体积磁化率Km主要为5.89×10-5~ 4.34×10-4,平均值为1.41×10-4。各向异性度Pj在1.003~1.057之间,平均值为1.016。形态参数T大部分大于0,面理发育,只有少数样品发育线理,研究区磁化率椭球体主要为压扁椭球体[63]。产状校正前,最大轴K1与层面走向大角度斜交,产状矫正后,K1倾向和偏角为117.8°/0°,最小轴K3倾角为88.8°。

在YYN剖面中,K1轴发生明显的定向,特别是采点YYN12-14、YYN1-3,其中,采点YYN1-3的AMS(磁化率各向异性)结果显示,K1轴近水平会聚,同时与产状走向大致平行,属于典型的初始变形组构特征[64-65],整个剖面AMS表现为原始沉积组构向初始应变组构过渡的特征。YYN剖面K2定向方向与保山断陷盆地的长轴方向一致,而K最大磁化率轴K1近水平,与保山盆地伸展方向一致,呈近北西西—南东东方向。考虑保山盆地作为晚新生代断陷盆地,会受到保山地体北部侧向挤出作用和川滇地体的挤压,最大轴K1定向反映了近南北向的构造挤压及东西向的拉伸。

4 剩磁测试和古地磁结果分析

河湖相地层样品的岩石磁学结果分析表明,样品多含有还原环境形成的胶黄铁矿或磁黄铁矿。对YYN的样品同时进行了交变退磁和热退磁实验,结果显示,采点YYN1-YYN23显示交变具有更好的结果,交变退磁未退净的样品,继续进行热退磁。而采点YYN24-YYN30的样品热退效果较好,单独开展热退磁实验。样品在2G-750超导磁力仪上进行交变退磁,交变退磁的样品通常先采用热退磁至150℃,然后以交变磁场间隔10mT,逐步退磁到100mT。热退磁实验则采用美制TD-48大型热退磁仪进行,系统热退磁温度范围为20~690℃。在室温为200℃时热退磁温度间隔为50℃,200~350℃温度间隔加密为20~30℃,大多数样品在380~450℃时剩磁衰减至95%,部分样品在610~680℃剩磁衰减至95%以上。剩磁测试均采用2G-755超导磁力仪进行。

采点YYN24-YYN30的样品大部分展示稳定的正交矢量图[66],而YYN1-YYN23的有效样品占比约25%,用主向量分析法分离出各个样品可靠的特征剩磁分量[67],之后以采点为单位进行了Fisher统计[68],获得各采点剩磁平均方向;最后将所有采点进行Fisher统计分析,获得剖面的剩磁平均方向。数据处理使用Enkin[69]和Cogné[70]开发设计的古地磁程序。

样品天然剩磁强度为0.2~5mA/m,记录的有正反极性(图 5),大多数样品分离出2个磁组分(图 5,YYN21-8, 25-9, 26-10, 27-3, 30-7)。低温剩磁分量(或低矫顽力组分)在150~300℃以前分离出来,稳定的趋向原点的高温剩磁分量在300~680℃(30~ 100mT)之间分离出来。从羊邑煤矿YYN剖面80个样品中分离出了低温剩磁分量(NRM到150~ 200℃)(图 6-A),其样品平均方向在地层校正前为:Dg=1.9°,Ig=33.5°,n=80,k=13.4,α95=4.5°,地层校正后为:Ds=0.0°,Is=25.4°,n=80,k=11.9,α95=4.8°。地层校正后剩磁方向更分散,同时,地层矫正前剩磁方向与采样区现代地磁场方向(D=359.0°,I= 38.1°)接近,说明该分量是近代形成的粘滞剩磁。

图 5 保山盆地羊邑组HZN、YYN剖面代表样品退磁Zj正交矢量图 Fig.5 Orthogonal projections of magnetization vector endpoints for representative specimens of HZN section and YYN section of the Pliocene Yangyi Formation in Baoshan Basin (地层校正前)(实心和空心符号分别代表水平面和垂直面投影图,红色重点展示用于拟合特征剩磁的退磁步骤)
图 6 YYN剖面低温(低矫顽力)和高温(高矫顽力)剩磁分量等面积投影图 Fig.6 Equal-area projection of the site mean directions of the low temperature components and ChRMs of YYN section before and after tilt correction (实心圆、空心圆分别代表上、下球面投影,灰色实心圆代表空心圆在球面投影上的对跖点;红色、蓝色、橙色五角星分别代表平均方向、现代地球磁场方向和GAD模型期望地球磁场方向)

羊邑剖面YYN1-YYN23的23个采点中有9个采点共76块样品在30~100mT之间分离出趋向原点的特征分量(图 5)。另外,YYN24-30的7个采点中有68块样品在系统热退磁中同样获得了趋向原点的高温特征(温度段为400~685℃)剩磁分量。YYN剖面剩磁采点平均方向在地层校正前为:Dg=21.8,Ig= 39.1,N=16,kg=22.2,α95=8.0°;地层校正后Ds=21.0,Is=37.9,N=16,ks=59.1,α95=4.8°。在99%置信度下通过McElhinny褶皱检验[71]ks/kg=2.67>F(30,30) = 2.38);YYN剖面剩磁采点平均方向通过了Enkin[72]褶皱检验,DC:slope为0.941±0.273,此外还通过C类倒转检验[73]F(20,8)=3.15,平均γ=5.8,小于10.5。特征剩磁分量通过褶皱和倒转检验说明,很可能代表了岩层形成时记录的原生剩磁分量(图 6-B表 2)。

表 2 保山地体北部保山盆地上新世羊邑组YYN剖面特征剩磁分量 Table 2 High-temperature magnetic components of the Pliocene Yangyi Formation of section YYN in the central part of the Baoshan Basin in the north part of Baoshan Terrane
5 讨论 5.1 采样地层时代

保山盆地内部中、上新统湖相沉积地层主要出露于盆地东南缘,岩性主要为青灰色粘土或粘土质粉砂岩,普遍夹0.5~6m的煤层。上新统羊邑组(N2y)与下伏中新统南林组(N1n)之间为平行不整合接触[51, 74]。中新世—上新世地层普遍发育褶皱轴向近北北东—南南西向的开阔褶皱及正断层。前人通过保山盆地东缘及南缘的科学钻探取样,对保山盆地中新世—上新世湖相沉积地层进行了高精度磁性地层研究(北纬25°03′36.12′′、东经99°13′5.53′′),指出保山盆地东南缘煤层形成于中新世,煤层之上则为上新统羊邑组,形成于2.6~5.3Ma

羊邑煤矿剖面(YYN)位于盆地东南缘。根据剖面内所夹煤层及2~3m厚的螺壳生物碎屑堆积层,可将其与科学钻探290~320m段进行对比。YYN1-YYN11采点所处海拔高度为1675m,系统热退磁揭示了原生正极性剩磁分量;YYN12- YYN14采点所处海拔高度约为1685m,从中分离出原生反极性剩磁分量;YYN15-YYN23采样点海拔为1630m,同样从中分离出原生反向极性高温特征剩磁分量;而YYN24-YYN30采点海拔高度为1700m,从中同时分离出正、反极性高温特征剩磁分量。根据本采样剖面中煤层及螺壳生物碎屑堆积层出现的层位,以及剖面原生特征剩磁正、反极性特征,将其与钻孔磁性地层结果进行对比(图 7),显示其年代为5.8~6.2Ma。

图 7 保山盆地YYN古地磁剖面地层和极性与汉庄镇钻井磁性地层结果对比 Fig.7 Magnetic stratigraphy study of YYN section of Pliocene Yangyi Formation, and the regional stratigraphic correlation with the result of magnetic stratigraphy study of the scientific drill hole near Hanzhuanng Town
5.2 保山地体新生代顺时针旋转变形特征

保山地体内部古近纪地层极不发育,仅在保山地体东北部永德—凤庆地区出露的始新统—渐新统珠山群和古新统木瓜河组中获得可靠的古地磁数据[44]表 3)。这些古地磁研究结果显示,保山地体古新世以来相对于东亚稳定区发生了约80°的顺时针旋转,而渐新世末期—中新世早期的古地磁结果表明,保山地体该时期未发生显著的旋转变形,自早中新世开始,相对于东亚稳定区发生强烈的约80°的顺时针旋转运动。此外,Tong等[44]重新分析了保山地体西北部芒市地区沿瑞丽断裂带分布的侏罗系—白垩系红层的古地磁结果,认为芒市地区侏罗系—白垩系红层分离出的特征剩磁分量是早中新世的重磁化剩磁分量,与保山地体东南部旋转变形量(约84°)一致。腾冲地块位于保山地体以西,二者间以高黎贡右旋韧性剪切带为边界。腾冲地块北东缘始新世铁镁质基性岩墙的古地磁学研究结果显示,自始新世以来,腾冲地块北东部相对于东亚构造稳定区发生了87.2°±11.8°的顺时针旋转变形[43]。而腾冲地体北缘高黎贡韧性剪切带内部变质玄武岩的古地磁研究获得了约30Ma的重磁化剩磁分量,说明腾冲地体北缘发生了39.9°±9.7°的顺时针旋转变形[75],但由于高黎贡韧性剪切带自33Ma以来的右旋剪切运动,可能造成强烈的局部差异性旋转变形,因而难以评估该结果所揭示的较小的顺时针旋转变形是否为差异性旋转变形。保山地体和腾冲地块古近纪—中新世古地磁研究结果显示,自始新世印度板块与欧亚大陆初始碰撞以来,位于青藏高原东南缘的腾冲地块和保山地体在渐新世末期—中新世早期,相对于东亚稳定区发生一致的顺时针旋转变形(高达约80°)。

表 3 保山地体和腾冲地块白垩纪—新生代古地磁数据 Table 3 The Cretaceous and Cenozoic paleomagnetic data obtained from the Baoshan Terrane and the Tengchong Terrane

本次研究从保山盆地中新统—上新统古地磁剖面YYN样品中分离的特征剩磁分量通过褶皱和倒转检验,说明为岩石的原生剩磁。与钻孔岩心的磁性地层结果对比显示,羊邑煤矿剖面(YYN)样品分离出的正、反极性剩磁分量获得年龄为5.8~ 6.2Ma。由于白垩纪以来欧亚大陆内部可能存在显著的构造变形,欧亚视极移曲线并不适合作为东亚地区古地磁研究的参考极,因此,本次研究选择Cogné等[7]建立的东亚稳定区视极移曲线作为古地磁参考极,计算保山盆地的期望磁偏角与磁倾角。结果显示,中更新世(平均1Ma)时期保山盆地期望剩磁方向为De=359.6°,Ie=44.3°,α95=4.3°,古纬度λ=26°;10Ma(平均12.4Ma)参考古地磁极的期望值为:De=1°,Ie=40.0°,α95=2.2°,古纬度λ=22.8°;两者保山盆地期望剩磁方向相差不大。如表 3所示,YYN剖面约6Ma,实测古磁偏角为Ds=20.2°,α95= 2.6°,可算出保山地体北部的保山盆地自约6Ma以来,相对于东亚构造稳定区10Ma古地磁参考极发生了19.2°±6.0°的顺时针旋转运动,平均旋转速率约为3.2°±1.1°/Ma。

5.3 保山地体新生代侧向顺时针旋转挤出过程

古近纪时期,印度板块与欧亚大陆间持续挤压作用导致青藏高原及东南缘始新世以来发生强烈的地壳挤压缩短和垂向增厚。自渐新世末—中新世早期,青藏高原南部(拉萨地块和羌塘地块)已发生强烈隆升[44, 76-79]。渐新世末期,青藏高原南部和东部开始东向挤出运动,形成了拉萨地块和羌塘地块内部一系列近南北向展布的裂谷[80-82]。而在青藏高原东南缘,保山地体和腾冲地块以顺时针旋转挤出运动来调节印度板块和欧亚大陆间的持续挤压作用。自渐新世末—中新世早期,保山地体和腾冲地块发生了约80°的顺时针旋转。位于保山地体以东的思茅地体和川滇断块,新生代顺时针旋转量则要小得多。已有的古地磁研究结果显示,思茅地体自33Ma以来相对于东亚稳定区古地磁极发生了约25°的顺时针旋转,并叠加了极复杂的后期差异性旋转变形运动[41, 83-84];而川滇断块自中新世中期开始发生了由西向东的扩展,导致顺时针旋转(约15°)[25-27]。由此可见,青藏高原东南缘由巨大断裂系切割的四大地体新生代中、晚期侧向旋转挤出运动的初始起动时间、旋转变形量及旋转变形速率都存在较大的差异性。

保山地体6±0.2Ma以来累积了19.2°±6.0°的顺时针旋转变形量,其旋转变形速率约为3.2°±1.1°/Ma,显示中新世晚期—上新世以来保山地体发生了快速的顺时针旋转变形。对保山地体和腾冲地块中生代到20Ma(其中约20Ma数据的年龄根据Tong等[44]的推测取早中新世的年龄范围)的古地磁数据揭示的旋转变形量进行初步分析(图 8),地块旋转变形量的最佳线性拟合显示,旋转量与地层年代之间的线性相关系数为R=0.6759,并未表明很好的相关性,可能与Huang等[39]靠近瑞丽左旋走滑断裂带的重磁化剩磁分量误差较大有关,或为采样区后期叠加了顺时针旋转变形作用造成的。Tong等[44]和Huang等[39]的古地磁研究都揭示了一个晚于早中新世的重磁化剩磁分量,显示保山地体相对于东亚稳定区中新世以来发生了58.7°±6.9°~53.6°±10.6°的顺时针旋转,但其重磁化年代并未得到准确估算。保山地体自中新世早期发生较稳定速率的顺时针旋转,对20Ma以来的数据进行了最佳线性拟合(现今的旋转变形量定为0°),拟合结果显示线性相关系数R=0.9843,显示了地块旋转量与年代间的线性递减变化特征。最佳线性拟合显示,20Ma以来保山地体的平均顺时针旋转变形速率约为4.3°/Ma。通过20Ma之后重磁化分量揭示的旋转变形量与线性拟合,可进一步推测Tong等[44]和Huang等[39]获得的重磁化分量可能形成于13~14Ma之间。

图 8 保山地体和腾冲地块古地磁偏角数据分布图(A)(箭头指示平均方向,两边短线代表误差值)和腾冲地块、保山地体旋转量-地质年龄图解(B) Fig.8 Paleomagnetic declinations obtained from the BST and TCB(A) and the rotational-age diagram of Baoshan Terrane (B) TCB—腾冲地块;BST—保山地体;ARF—哀牢山-红河断裂带;NTF—南汀河断裂;WDF—畹町断裂;GLGF—高黎贡断裂带;CSF—崇山断裂带;SGF—实皆断裂;PMC—原生剩磁分量;RMC—次生剩磁分量

保山地体和腾冲地块的侧向顺时针旋转挤出逃逸过程未发生显著的南向纬向运动(古地磁误差范围内),约80°的顺时针旋转量大多由印度板块楔入欧亚大陆造成[44, 84]。已有的古地磁研究未针对保山地体整体性的旋转量进行合理估算。保山地体夹于崇山断裂、高黎贡韧性剪切带和南汀河断裂之间,高黎贡韧性剪切带和崇山韧性剪切带初始活动开始于33Ma左右,在24~12Ma达到主活动期。崇山断裂带在19~14Ma从右旋剪切转变为左旋剪切运动,可能反映了中新世以来保山地体和思茅地体旋转挤出速率的变化。南汀河断裂带自上新世开始由右旋走滑转变为左旋走滑运动,其可能与保山地体由地壳挤压缩短变形向整体性顺时针旋转挤出运动的转变有关[85]。自中新世开始高黎贡右旋韧性剪切带与南汀河左旋走滑动断裂带一起组成保山地体顺时针旋转挤出运动的边界。Wang等[12]通过青藏高原东南缘新生代走滑断裂系的研究,结合古地磁和GPS测算结果,提出上新世以来青藏高原东南缘地壳物质以喜马拉雅东构造结为欧拉极,沿玉树-鲜水河-小江-奠边府弧形走滑断裂系发生了顺时针旋转挤出运动。在此基础之上,徐锡伟等[86]和吴中海等[37]提出了双弧旋转模型,认为除玉树-鲜水河-小江-奠边府组成的外弧左旋走滑断裂系外,还存在一条以理塘-滇西北断陷带-南汀河断裂带组成的内侧弧形断裂带缘。南汀河左旋走滑断带作为保山地体东侧边界,上新世以来使临沧-勐连花岗岩带位错了40~45km[36, 87],暗示保山地体整体性顺时针旋转挤出过程。Wang等[26]通过川滇地块内部古近纪古地磁数据,估算川滇地块自中新世以东喜马拉雅构造节为中心,以鲜水河-小江左旋走滑断裂带为边界发生顺时针旋转挤出,造成鲜水河左旋走滑断裂系约170km的错断量。本次研究使用相同的计算方法,以南汀河左旋走滑断裂带为保山地体上新世以来的旋转挤出边界,进行圆弧拟合得到欧拉极为北纬25.55°、东经98.00°,弧半径约为240km(图 9)。若以前人对南汀河左旋走滑断裂带上新世以来的最大左旋错断量为40~ 50km[36, 87]计算,保山地体发生了约10.7°的顺时针旋转量,该顺时针旋转量代表了保山地体以刚性块体性质所发生的顺时针旋转量,远小于保山地体上新世古地磁数据揭示的约20°的顺时针旋转量。因此,自上新世以来,保山盆地由保山地体北东向挤压缩短和弥散变形引起的顺时针旋转变形量为8.5°。

图 9 保山地体以南汀河断裂带为旋转边界的旋转量构造简图 Fig.9 Generalized tectonic map illustrating the rotation of the Baoshan Terrane around the fitted Euler pole (red star) along the Nantinghe fault system SMT—思茅地体;BST—保山地体;TCB—腾冲地块;CDF—川滇断块;ARF—哀牢山-红河断裂;NTF—南汀河断裂;WDF—畹町断裂;GLGF—高黎贡断裂带;CSF—崇山断裂带;WCSZ—王朝韧性剪切带;XSH-XJF—鲜小河小江断裂

以上分析表明,自古新世印度板块与欧亚大陆初始碰撞以来,由于印度板块与欧亚大陆间持续的挤压作用,导致青藏高原东南缘发生强烈的地壳缩短变形,自早中新世开始,青藏高原东南缘地壳物质开始发生北东向挤压缩短变形,这一过程中保山地体经历了强烈的地壳构造变形和东南向弥散式旋转变形运动,上新世以来,保山地体在继续发生东南向弥散式旋转变形运动的同时,以南汀河左旋走滑断裂为边界发生近似整体性的顺时针旋转挤出运动。因此,新生代印度/欧亚板块碰撞背景下青藏高原东南缘区域的地壳侧向挤出过程并不是单一的地壳韧性变形或刚性块体变形,而是在地块内构造变形造成的顺时针旋转变形运动基础之上,又叠加了地块沿边界走滑动断裂带的整体性顺时针旋转挤出运动。

6 结论

(1)保山盆地上新统地层磁化率各向异性(AMS)表现为从原始沉积组构向初始变形组构的过渡。保山盆地作为晚新生代断陷盆地,羊邑组地层磁化率椭球体K1轴的方向与保山盆地伸展方向一致,呈北西西—南东东向。其磁化率椭球体K1轴定向,反映了近南北向的构造挤压及东西向的拉伸。

(2)保山盆地6±0.2Ma的顺时针旋转变形量为19.2°±6.0°,中新世末—上新世以来保山地体平均旋转速率为3.2°±1.1°/Ma。对20Ma以来的数据进行最佳线性拟合(现今的旋转变形量定为0°),拟合结果显示线性相关系数R=0.9843,显示了很好的旋转量与年代间的线性递减变化特征。最佳线性拟合显示,20Ma以来保山地体的平均顺时针旋转变形速率约为4.3°/Ma,在此基础上推测,保山地体旋转量为50°左右的重磁化分量形成时间可能在13Ma左右。

(3)以南汀河左旋走滑断裂带为保山地体上新世以来旋转挤出边界,进行圆弧得到欧拉极为北纬25.55°、东经98.00°,弧形半径约为240km,根据前人南汀河左旋走滑断裂带上新世以来的最大左旋错断量为40~50km,可计算出保山地体以刚性块体性质发生了约10.7°的顺时针旋转量。自上新世以来,保山盆地由保山地体地壳北东向挤缩短变形引起的顺时针旋转变形量为8.5°,保山地体沿南汀河左旋走滑断裂带发生侧向顺时针挤出逃逸过程中所发生的整体性顺时针旋转量约为10.7°。

(4)自古新世印度板块与欧亚大陆初始碰撞以来,青藏高原东南缘首先发生强烈的地壳缩短变形。自早中新世开始,青藏高原东南缘地壳物质开始发生北东向楔入式缩短变形,这一过程中保山地体经历了强烈的地壳构造变形和东南向弥散式旋转变形运动。上新世以来,保山地体在继续发生东南向弥散式旋转变形运动的同时,开始以南汀河左旋走滑断裂为边界发生近似整体性的顺时针旋转挤出运动。在新生代印度/欧亚板块碰撞背景下,青藏高原东南缘区域的地壳侧向挤出过程并不是单一的地壳韧性变形或刚性块体侧向挤出运动性质,而是在地块内构造变形所造成的顺时针旋转变形运动基础之上,又叠加了地块沿边界走滑断裂带整体性顺时针旋转挤出运动。

致谢: 中国地质科学院地质力学研究所孙玉军副研究员和徐昊硕士在野外补采样中给予了帮助,国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室其他成员在样品测试和分析中给予了指导和帮助,在此一并致以诚挚的谢意。

参考文献
[1] Klootwijk C T, Gee J S, Peirce J W, et al. An early India-Asia contact:Paleomagnetic constraints from Ninetyeast Ridge, ODP Leg 121[J]. Geology, 1992, 20(5): 395–398. DOI:10.1130/0091-7613(1992)020<0395:AEIACP>2.3.CO;2.
[2] Najman Y, Appel E, Bown P, et al. Timing of India-Asia collision:Geological, biostratigraphic, and palaeomagnetic constraints[J]. Journal of Geophysical Research, 2010, 115(B12): 1–70.
[3] Copley A, Avouac J, Royer J. India-Asia collision and the Cenozoic slowdown of the Indian plate:Implications for the forces driving plate motions[J]. Journal of Geophysical Research Atmospheres, 2010, 115(B3): 181–192.
[4] Dupont-Nivet G, Lippert P C, Van Hinsbergen D J J, et al. Palaeolatitude and age of the Indo-Asia collision:palaeomagnetic constraints[J]. Geophysical Journal International, 2010, 182(3): 1189–1198. DOI:10.1111/j.1365-246X.2010.04697.x.
[5] Van Hinsbergen D J J, Kapp P, Dupont-Nivet G, et al. Restoration of Cenozoic deformation in Asia and the size of Greater India[J]. Tectonics, 2011, 193(5): 8–16.
[6] Sun Z, Pei J, Li H, et al. Palaeomagnetism of late Cretaceous sediments from southern Tibet:Evidence for the consistent palaeolatitudes of the southern margin of Eurasia prior to the collision with India[J]. Gondwana Research, 2012, 21(1): 53–63. DOI:10.1016/j.gr.2011.08.003.
[7] Cogné J P, Besse J, Chen Y, et al. A new Late Cretaceous to Present APWP for Asia and its implications for paleomagnetic shallow inclinations in Central Asia and Cenozoic Eurasian plate deformation[J]. Geophysical Journal International, 2013, 192(3): 1000–1024. DOI:10.1093/gji/ggs104.
[8] Yang T, Ma Y, Zhang S, et al. New insights into the India-Asia collision process from Cretaceous paleomagnetic and geochronologic results in the Lhasa terrane[J]. Gondwana Research, 2015, 28(2): 625–641. DOI:10.1016/j.gr.2014.06.010.
[9] Ma Y, Yang T, Bian W, et al. Paleomagnetic and geochronologic results of latest Cretaceous lava flows from the Lhasa terrane and their tectonic implications[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 2017, 122(11): 8786–8809. DOI:10.1002/jgrb.v122.11.
[10] Tapponnier P, Peltzer G, Dain A Y L, et al. Propagating extrusion tectonics in Asia:New insights from simple experiments with plasticine[J]. Geology, 1982, 10(10): 611–616.
[11] Leloup P H, Lacassin R, Tapponnier P, et al. The Ailao Shan-Red River shear zone (Yunnan, China), Tertiary transform boundary of Indochina[J]. Tectonophysics, 1995, 251(1/4): 3–10.
[12] Wang E. Late cenozoic Xianshuihe/Xiaojiang and Red River fault systems of southwestern Sichuan and central Yunnan, China[J]. Special Paper of the Geological Society of America, 1998, 327: 1–108.
[13] Wang E, Burchfiel B C. Late Cenozoic to Holocene deformation in southwestern Sichuan and adjacent Yunnan, China, and its role in formation of the southeastern part of the Tibetan Plateau[J]. Geological Society of America Bulletin, 2000, 112(3): 413–423. DOI:10.1130/0016-7606(2000)112<413:LCTHDI>2.0.CO;2.
[14] Molnar P, Dayem K E. Major intracontinental strike-slip faults and contrasts in lithospheric strength[J]. Geosphere, 2010, 6(4): 444–467. DOI:10.1130/GES00519.1.
[15] Funahara S, Nishiwaki N, Murata F, et al. Clockwise rotation of the Red River fault inferred from paleomagnetic study of Cretaceous rocks in the Shan-Thai-Malay block of Western Yunnan, China[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1993, 117(1/2): 29–42.
[16] Chen H, Dobson J, Heller F, et al. Paleomagnetic evidence for clockwise rotation of the Simao region since the Cretaceous:A consequence of India-Asia collision[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1995, 134(1/2): 203–217.
[17] Otofuji Y I, Liu Y, Yokoyam M, et al. Tectonic deformation of the southwestern part of the Yangtze craton inferred from paleomagnetism[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1998, 156(1/2): 47–60.
[18] Yang Z, Sun Z, Ma X H, et al. Palaeomagnetic Study of the Early Tertiary on both Sides of the Red River Fault and Its Geological Implications[J]. Acta Geologica Sinica, 2001, 75: 35–44.
[19] Sato K, Liu Y, Zhu Z, et al. Tertiary paleomagnetic data from northwestern Yunnan, China:further evidence for large clockwise rotation of the Indochina block and its tectonic implications[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2001, 185(1/2): 185–198.
[20] Yoshioka S, Yu Y L, Sato K, et al. Paleomagnetic evidence for post-Cretaceous internal deformation of the Chuan Dian Fragment in the Yangtze block:a consequence of indentation of India into Asia[J]. Tectonophysics, 2003, 376(1): 61–74.
[21] Tamai M, Liu Y, Lu L Z, et al. Palaeomagnetic evidence for southward displacement of the Chuan Dian fragment of the Yangtze Block[J]. Geophysical Journal International, 2004, 158(1): 297–309. DOI:10.1111/gji.2004.158.issue-1.
[22] Tanaka K, Mu C, Sato K, et al. Tectonic deformation around the eastern Himalayan syntaxis:Constraints from the Cretaceous paleomagnetic data of the Shan-Thai Block[J]. Geophysical Journal International, 2008, 175: 713–728. DOI:10.1111/gji.2008.175.issue-2.
[23] Otofuji Y I, Yokoyama M, Kitada K, et al. Paleomagnetic versus GPS determined tectonic rotation around eastern Himalayan syntaxis in East Asia[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2010, 37(5/6): 438–451.
[24] Tong Y B, Yang Z, Zheng L D, et al. Internal crustal deformation in the northern part of Shan-Thai Block:New evidence from paleomagnetic results of Cretaceous and Paleogene redbeds[J]. Tectonophysics, 2013, 608(47): 1138–1158.
[25] Tong Y B, Yang Z, Wang H, et al. The Cenozoic rotational extrusion of the Chuan Dian Fragment:New paleomagnetic results from Paleogene red-beds on the southeastern edge of the Tibetan Plateau[J]. Tectonophysics, 2015, 658: 46–60. DOI:10.1016/j.tecto.2015.07.007.
[26] Wang H, Yang Z, Tong Y, et al. Palaeomagnetic results from Palaeogene red beds of the Chuan-Dian Fragment, southeastern margin of the Tibetan Plateau:implications for the displacement on the Xianshuihe-Xiaojiang fault systems[J]. International Geology Review, 2016, 58(11): 1363–1381. DOI:10.1080/00206814.2016.1157710.
[27] Gao L, Yang Z, Tong Y, et al. Cenozoic clockwise rotation of the Chuan Dian Fragment, southeastern edge of the Tibetan Plateau:Evidence from a new paleomagnetic study[J]. Journal of Geody-namics, 2017, 112: 46–57. DOI:10.1016/j.jog.2017.10.001.
[28] Shen Z K, Lü J, Wang M, et al. Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 2005, 110(B11409): 1–17.
[29] Gan W, Zhang P, Shen Z K, et al. Present-day crustal motion within the Tibetan Plateau inferred from GPS measurements[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 2007, 112(B8): 582–596.
[30] Molnar P, Tapponnier P. Cenozoic Tectonics of Asia:Effects of a Continental Collision:Features of recent continental tectonics in Asia can be interpreted as results of the India-Eurasia collision[J]. Science, 1975, 189(4201): 419–426. DOI:10.1126/science.189.4201.419.
[31] England P, Houseman G. Finite strain calculations of continental deformation:2. Comparison with the India-Asia Collision Zone[J]. Journal of Geophysical Research, 1986, 91(91): 3664–3676.
[32] Peltzer G, Tapponnier P, Gaudemer Y, et al. Offsets of Late Quaternary morphology, rate of slip, and recurrence of large earthquakes on the Chang Ma Fault (Gansu, China)[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1988, 93(B7): 7793–7812. DOI:10.1029/JB093iB07p07793.
[33] Bird P. Lateral extrusion of lower crust from under high topography in the isostatic limit[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 1991, 96(B6): 10275–10286. DOI:10.1029/91JB00370.
[34] Clark M K, Royden L H. Topographic ooze:Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow[J]. Geology, 2000, 28(8): 703–706. DOI:10.1130/0091-7613(2000)28<703:TOBTEM>2.0.CO;2.
[35] Royden L H, Burchfiel B C, King R W, et al. Surface Deformation and Lower Crustal Flow in Eastern Tibet[J]. Science, 1997, 276(5313): 788–790. DOI:10.1126/science.276.5313.788.
[36] ErchieWang, Burchfiel B C. Interpretation of Cenozoic Tectonics in the Right-Lateral Accommodation Zone Between the Ailao Shan Shear Zone and the Eastern Himalayan Syntaxis[J]. International Geology Review, 1997, 39(3): 191–219. DOI:10.1080/00206819709465267.
[37] Wu Z H, Long C, Fan T, et al. The arc rotational-shear active tectonic system on the southeastern margin of Tibetan Plateau and its dynamic characteristics and mechanism[J]. Geological Bulletin of China, 2015, 34(1): 1–31.
[38] Huang K, Opdyke N D. Paleomagnetism of Cretaceous to lower Tertiary rocks from southwestern Sichuan:a revisit[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1992, 112(1/4): 29–40.
[39] Huang K, Opdyke N D. Paleomagnetic results from Cretaceous and Jurassic rocks of South and Southwest Yunnan:evidence for large clockwise rotations in the Indochina and Shan-Thai-Malay terranes[J]. Earth & PlanetaryScienceLetters, 1993, 117(3/4): 507–524.
[40] Yang Z Y, Besse J, Sutheetorn V, et al. Lower-Middle Jurassic paleomagnetic data from the Mae Sot area (Thailand):Paleogeographic evolution and deformation history of Southeastern Asia[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1995, 136(3): 325–341.
[41] Gao L, Yang Z, Tong Y, et al. New paleomagnetic studies of Cretaceous and Miocene rocks from Jinggu, western Yunnan, China:Evidence for internal deformation of the Lanping-Simao Terrane[J]. Journal of Geodynamics, 2015, 89: 39–59. DOI:10.1016/j.jog.2015.06.004.
[42] Tsuchiyama Y, Zaman H, Sotham S, et al. Paleomagnetism of Late Jurassic to Early Cretaceous red beds from the Cardamom Mountains, southwestern Cambodia:Tectonic deformation of the Indochina Peninsula[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2016, 434(7): 274–288.
[43] Kornfeld D, Eckert S, Appel E, et al. Cenozoic clockwise rotation of the Tengchong block, southeastern Tibetan Plateau:A paleomagneticandgeochronologicstudy[J]. Tectonophysics, 2014, 628: 105–122. DOI:10.1016/j.tecto.2014.04.032.
[44] Tong Y, Yang Z, Jing X, et al. New insights into the Cenozoic lateral extrusion of crustal blocks on the southeastern edge of Tibetan Plateau:Evidence from paleomagnetic results from Paleogene sedimentary strata of the Baoshan Terrane[J]. Tectonics, 2016, 35(11): 2494–2514. DOI:10.1002/2016TC004221.
[45] 卢海建, 王二七, 李仕虎, 等. 青藏高原东南缘构造旋转变形分析:以四川盐源盆地古地磁研究为例[J]. 中国地质, 2015(5): 1188–1201.
[46] Akciz S, Burchfiel B C, Crowley J L, et al. Geometry, kinematics, and regional significance of the Chong Shan shear zone, Eastern Himalayan Syntaxis, Yunnan, China[J]. Geosphere, 2008, 4(1): 292. DOI:10.1130/GES00111.1.
[47] Xu Z, Ji S, Cai Z, et al. Kinematics and dynamics of the Namche Barwa Syntaxis, eastern Himalaya:Constraints from deformation, fabricsandgeochronology[J]. GondwanaResearch, 2012, 21(1): 19–36.
[48] Wang Y, Fan W, Zhang Y, et al. Kinematics and 40Ar/39Ar geochronology of the Gaoligong and Chongshan shear systems, western Yunnan, China:Implications for early Oligocene tectonic extrusion of SE Asia[J]. Tectonophysics, 2006, 418(3/4): 235–254.
[49] Lin T H, Lo C H, Chung S L, et al. 40Ar/39Ar dating of the Jiali and Gaoligong shear zones:Implications for crustal deformation around the Eastern Himalayan Syntaxis[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2009, 34(5): 674–685. DOI:10.1016/j.jseaes.2008.10.009.
[50] Wopfner H. Gondwana origin of the Baoshan and Tengchong terranes of west Yunnan[J]. Geological Society of London, 1996, 106(1): 539–547. DOI:10.1144/GSL.SP.1996.106.01.34.
[51] 戴苏兰, 赵泽江. 云南保山盆地的形成与演化[J]. 矿物岩石, 1998(s1): 116–123.
[52] 张远志. 云南省岩石地层[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 1996.
[53] Thebault E, Finlay C, Group T I W. The International Geomagnetic Reference Field:the twelfth generatio[J]. Geophysical Journal International, 2010, 183(3): 1216–1230. DOI:10.1111/j.1365-246X.2010.04804.x.
[54] Lowrie W. Identification of ferromagnetic minerals in a rock by co-ercivity and unblocking temperature properties[J]. Geophysical Research Letters, 1990, 17(2): 159–162. DOI:10.1029/GL017i002p00159.
[55] Dunlop D J, Özdemir Ö. Rock Magnetism:Fundamentals and Frontiers[M]. Cambridge University Press, 1997.
[56] Maher B A, Thompson R. Quaternary Climates, Environments and Magnetism[M]. Cambridge Univ. Press, 1999.
[57] Hüsing S K, Dekkers M J, Franke C, et al. The Tortonian reference section at Monte dei Corvi (Italy):evidence for early remanence acquisition in greigite-bearing sediments[J]. Geophysical Journal International, 2009, 179(1): 125–143. DOI:10.1111/gji.2009.179.issue-1.
[58] Passier H F, De Lange G J, Dekkers M J. Magnetic properties and geochemistry of the active oxidation front and the youngest sapropel in the eastern Mediterranean Sea[J]. Geophysical Journal International, 2001, 145(3): 604–614. DOI:10.1046/j.0956-540x.2001.01394.x.
[59] Roberts A P, Chang L, Rowan C J, et al. Magnetic properties of sedimentary greigite (Fe3S4):An update[J]. Reviews of Geophysics, 2011, 49(1): RG1002(1-46).
[60] Duan Z, Liu Q, Gai C, et al. Magnetostratigraphic and environmental implications of greigite (Fe3S4) formation from Hole U1433A of the IODP Expedition 349, South China Sea[J]. Marine Geology, 2017, 394: 82–97. DOI:10.1016/j.margeo.2017.02.008.
[61] Kruiver P P, Dekkers M J, Heslop D. Quantification of magnetic coercivity components by the analysis of acquisition curves of isothermal remanent magnetisation[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2001, 189(3/4): 269–276.
[62] Heslop D, Dillon M. Unmixing magnetic remanence curves without a priori knowledge[J]. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 2007, 170(2): 556–566. DOI:10.1111/gji.2007.170.issue-2.
[63] Tarling D H, Hrouda F. The magnetic anisotropy of rocks[M]. Chapman and Hall, London: 1993.
[64] 罗良, 贾东, 陈竹新, 等. 川西北磁组构演化及其揭示的应变特征[J]. 地质通报, 2006, 25(11): 1342–1348. DOI:10.3969/j.issn.1671-2552.2006.11.015.
[65] Luo L, Jia D, Li H, et al. Magnetic fabric investigation in the northwestern Sichuan Basin and its regional inference[J]. Physics of the Earth & Planetary Interiors, 2009, 173(1/2): 103–114.
[66] Zijderveld A C. Demagnetization of rocks: Analysis of results[C]//Collinson D W, Creer K M, Runcorn S K. Methods in Paleomagnetism, Methods in Paleomagnetism. Elsevier, Amsterdam, 1967: 254-286.
[67] Kirschvink J L. The least-squares line and plane and the analysis of palaeomagnetic data[J]. Geophysical Journal International, 1980, 62(3): 699–718. DOI:10.1111/gji.1980.62.issue-3.
[68] Fisher R. Dispersion on a Sphere[J]. Proceedings of the Royal Society of London, 1953, 217(1130): 295–305. DOI:10.1098/rspa.1953.0064.
[69] Enkin R J. A computer program package for analysis and presentation of paleomagnetic data[J]. Pacific Geoscience Centre, Geological Survey of Canada, 1994: 1–16.
[70] Cogné J P. PaleoMac:A MacintoshTM application for treating paleomagnetic data and making plate reconstructions[J]. Geochemistry Geophysics Geosystems, 2003, 4(1): 233–236.
[71] Mcelhinny M W. Statistical Significance of the Fold Test in Palaeo-magnetism[J]. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 1964, 8(3): 338–340.
[72] Enkin R J. The direction-correction tilt test:an all-purpose tilt/fold test for paleomagnetic studies[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2003, 212(1/2): 151–166.
[73] Mcfadden P L, Mcelhinny M W. Classification of the reversal test in palaeomagnetism[J]. Geophysical Journal International, 1990, 103(3): 725–729. DOI:10.1111/gji.1990.103.issue-3.
[74] 汪彦, 彭军, 李凯军, 等. 高分辨率层序地层学在保山盆地永铸街凸起构造-沉积演化中的应用[J]. 天然气地球科学, 2005, 16(6): 741–746.
[75] Kornfeld D, Eckert S, Appel E, et al. Clockwise rotation of the Baoshan Block due to southeastward tectonic escape of Tibetan crust since the Oligocene[J]. Geophysical Journal International, 2014, 197(1): 149–163. DOI:10.1093/gji/ggu009.
[76] Spurlin M S, Yin A, Horton B K, et al. Structural evolution of the Yushu-Nangqian region and its relationship to syncollisional igneous activity, eastcentral Tibet[J]. Geological Society of America Bulletin, 2005, 117(9/10): 1293–1317.
[77] Aikman A B, Harrison T M, Lin D. Evidence for Early (>44Ma) Himalayan Crustal Thickening, Tethyan Himalaya, southeastern Tibet[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2008, 274(1/2): 14–23.
[78] Tong Y, Yang Z, Mao C, et al. Paleomagnetism of Eocene redbeds in the eastern part of the Qiangtang Terrane and its implications for uplift and southward crustal extrusion in the southeastern edge of the Tibetan Plateau[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2017, 475: 1–14.
[79] Tang M, Jing L Z, Hoke G D, et al. Paleoelevation reconstruction of the Paleocene-Eocene Gonjo basin, SE-central Tibet[J]. Tectonophysics, 2017(712/713): 170–181.
[80] Lan J B, Xu Y G, Yang Q J, et al. ~40Ma OIB-type mafic magmatism in the Gaoligong belt:results of break-off between subducting Tethyan slab and Indian plate?[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(6): 1334–1346.
[81] Yang Z, Hou Z, Yang Z, et al. Genesis of porphyries and tectonic controls on the Narigongma porphyry Mo(-Cu) deposit, southern Qinghai[J]. Acta Petrologica Sinica, 2008, 24(3): 489–502.
[82] Wang Q, Wyman D A, Li Z X, et al. Eocene north-south trending dikes in central Tibet:New constraints on the timing of east-west extension with implications for early plateau uplift?[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2010, 298(1): 205–216.
[83] Sato K, Liu Y, Wang Y, et al. Paleomagnetic study of Cretaceous rocks from Pu'er, western Yunnan, China:Evidence of internal deformation of the Indochina block[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2007, 258(1/2): 1–15.
[84] Li S H, Advokaat E L, Hinsbergen D J J V, et al. Paleomagnetic constraints on the Mesozoic-Cenozoic paleolatitudinal and rotational history of Indochina and South China:Review and updated kinematic reconstruction[J]. Earth-Science Reviews, 2017, 171: 58–77. DOI:10.1016/j.earscirev.2017.05.007.
[85] 仝亚博, 杨振宇, 王恒, 等. 中国西南思茅地体中部白垩纪古地磁结果及陆内地壳变形特征[J]. 地球物理学报, 2014, 57(1): 179–198. DOI:10.6038/cjg20140116.
[86] 徐锡伟, 张培震, 闻学泽, 等. 川西及其邻近地区活动构造基本特征与强震复发模型[J]. 地震地质, 2005, 27(3): 446–461.
[87] Socquet A, Pubellier M. Cenozoic deformation in western Yunnan (China-Myanmar border)[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2005, 24(4): 495–515. DOI:10.1016/j.jseaes.2004.03.006.
杨振宇, 王树兵, 仝亚博, 等. 青藏高原东南缘晚新生代年代地层及旋转变形过程的古地磁学限定(地质调查项目(12120114002301)成果报告). 2017.