2018, Vol.38
2 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
印度-欧亚板块碰撞和青藏高原的隆升是新生代地球上最重大的地质事件。印度-欧亚板块碰撞时限和过程及其远程效应、青藏高原的隆升过程和动力学机制及其气候环境资源效应等，是目前地学研究的前沿和热点。喜马拉雅-青藏高原地区最具特色的特征是其显著的构造变形与地貌、大气环流和水系的动态联系。青藏高原是亚洲的水塔，发育了包括黄河、长江、澜沧江(湄公河)、怒江(萨尔温江)、恒河、印度河和伊洛瓦底江等7条亚洲的重要河流(图 1)，影响着全世界数十亿人口的生活。其中青藏高原东南部地区发育长江、澜沧江、怒江3条相互平行的大江，其水系格局通常被认为是该区域响应印度-欧亚板块碰撞，新生代构造-地貌相互作用的结果[1~6]。因此，认识该区域水系演化历史对于认识区域构造与地貌相互作用和印度-欧亚板块碰撞的远程效应等具有重要的学术和现实意义。
|
图 1 青藏高原和周边地区的水系系统 五角星“★”为本次研究点位置 Fig. 1 The drainage system within and around the Tibetan Plateau, indicating that the Tibetan Plateau is the water tower of Asia. The star showing the location of this study |
目前关于青藏高原东南部水系演化历史的认识还存在很多争议，最主要的争论包括该地区新生代有[3~12]无[13~15]一个联系连接青藏高原与南海的大型水系(命名为古红河)，其流域面积包括了青藏高原与扬子地体西部[5~6]；同时，在认为有古红河存在的前提下，对于现代红河水系格局是何时形成也缺乏统一的认识。比如，一个包括长江上游、澜沧江上游、怒江上游的流入南海的贯穿大陆的河流(古红河)[5~6]，由于中新世-上新世期间青藏高原隆升[1]或者由于中中新世下地壳流造成的构造变形[5~6]，古红河被长江和湄公河袭夺后形成现代的河流水系格局，或者晚渐新世[8]、不晚于24 Ma[7]古红河发生了大型的河流袭夺事件，可能丢失了长江中段[7]，而在始新世时期长江与红河之间还存在着水文联系[12]等。
外流盆地内的物源改变反映了剥蚀和运输过程中的部分变化[16]，大规模的水系变化会改变外流盆地中的沉积物的规模和组成。因此，沉积物的物源分析一定程度上能够为流域水系演化提供认识。碎屑锆石年代学是物源分析的一种有效手段[17~20]，能够用来解释流域水系网络的时空变化。鉴于云南思茅盆地是沿着现代红河河道最大的新生代盆地，盆地内覆盖着巨厚的新生代地层(图 3)。因此，本文利用碎屑锆石年代学方法，对红河南侧的思茅盆地古新世-晚始新世等黑组及晚始新世-渐新世勐腊组地层开展沉积物的物源分析，结合区域已有的现代河流砂、沉积地层的碎屑锆石年龄谱对比分析和沉积相分析及区域构造地质等证据，揭示思茅盆地早新生代地层的物源特征和运输模式，探讨沉积物源地区的可能变化，重建古流域系统，并建立新生代早期青藏高原东南部区域的构造-地貌相互作用和水系演化模型。
|
图 2 三江地区构造地质图及研究剖面位置 Fig. 2 Tectono-geologic map of the Three River Region showing the location of the studied section |
|
图 3 思茅盆地小景谷剖面横剖面图和砂岩样品的位置(a)以及相应部位砂岩照片(b) Fig. 3 Cross-section view of the Xiaojinggu section in the Simao Basin, showing the sampling sites (a) and the related photographs (b) |
三江地区位于青藏高原东南部，长江、澜沧江和怒江基本平行发育(图 1)。其中现代长江是亚洲最大的河流，源于可可西里盆地，流经6300多千米进入东海[20]。依据水文与地貌特征，现代长江可以划分为5个单元，包括金沙江上段(从源头到石鼓)、金沙江下段(从石鼓到宜宾)、川江、长江中游和下游[10]。金沙江上段的河流发源于可可西里地块，流经羌塘和松潘-甘孜边界的金沙江缝合带到义敦地块；现代金沙江下段主要流经西扬子地块，支流包括流经松潘-甘孜地块的雅砻江和大渡河。澜沧江是湄公河上游在中国境内河段的名称。现代澜沧江发源于青藏高原羌塘地块，南流经兰坪-思茅地块和相对平坦的印度支那地块，最后从越南胡志明市流入南海[7]。怒江，也称萨尔温江，发源于青藏高原的唐古拉山南麓，南流途经保山地块，最后经缅甸注入印度洋的安达曼海。
兰坪-思茅地块位于青藏高原东南缘，是一个狭窄的三角形和近南北向地带，连接羌塘地块东部和印度支那地块北部。该地块与其东邻的华南地块被超过1000 km长的哀牢山-红河断裂分割，西与昌宁-孟连缝合带和掸泰地块相邻[21~22]。兰坪-思茅盆地位于兰坪-思茅地块内，盆地以西出露有三叠纪临沧花岗岩(图 2)。盆地内覆盖着古生代到新生代的沉积物，其中侏罗纪-早新生代陆相红尘沉积物分布广泛，其上不整合覆盖渐新统-上新统地层[22]。澜沧江和红河流过盆地；其中现代红河发源于云南，沿着哀牢山-红河断裂带一直东南流至北部湾。
思茅盆地是位于兰坪-思茅盆地南部的次级盆地，是沿着现代红河河道最大的新生代盆地，盆地内覆盖着巨厚(> 5000 m)的新生代地层。最近，由于云南省村村通公路项目，在红河断裂以西约70 km的景谷县小景谷乡(23.7°N，100.6°E)(图 2)因修路出露了一套包括古新世-渐新世等黑组和勐腊组在内的厚度约2600 m的早新生代地层(图 3)。等黑组地层为一套约1100多米厚的红色砂岩、粉砂岩、泥岩互层沉积，一些大套砂岩具有水平层里和交错层理等辫状河流沉积环境特征。地层内含有古新世-始新世的介形虫化石Pinnocypris、Limnocythere、Ilypcypris、Cyprinotus和典型古新世轮藻Gyrogona、Obtusochara以及Peckichara，被认为是古新统-始新统地层[22]。上覆上始新统-渐新统勐腊组地层[22]为一套厚约1500 m的近源粗碎屑沉积，主要为红色砂岩和红色、灰色砂质砾岩，基本不含古生物化石。按岩性和沉积旋回特点可分为2段：下段为灰紫色砾岩，中、粗粒含砾砂岩夹岩屑石英杂砂岩及少量泥质岩扁豆体，一些砾石被杂基支撑呈无序排列，指示洪积扇沉积环境；上段岩性相对较细，以灰红色粗砂岩为主，夹少量薄层粉砂岩和灰红色砾岩，部分砂岩发育有交错层理，指示辫状河流沉积环境。
2 样品采集及研究方法为开展碎屑锆石U-Pb年代学测试分析，从约2600 m地层中共采集了6件中砂岩样品，原始样品重约5 kg。样品分别采自等黑组和勐腊组的上、中和下部(图 3)：3个来自于等黑组，分别是XJG-1、XJG-2和XJG-3；3个来自于勐腊组，分别是XJG-4、XJG-5和XJG-6。砂岩样品的切片和锆石的挑选在廊坊地科勘探技术服务有限公司完成。锆石颗粒采用电磁和重液完成分选，将挑选出的锆石颗粒置于环氧树脂内，并对其进行抛光清洗，露出锆石表面，制成靶样。砂岩薄片岩相学的电镜观察(图 4)在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室完成。锆石阴极发光(CL)图像和透射光图像的拍摄在中国地质科学院地质研究所电镜室完成，阴极发光图像和透射光图像清晰的展示了锆石颗粒的内部特征，以确定合适的位置进行U-Pb年代学分析。
|
图 4 砂岩样品的代表性扫描电镜图 Q——石英(quartz)，Ls——沉积岩屑(sedimentary lithic fragment) Fig. 4 Representative microscopic characteristics of the analyzed sandstone samples |
碎屑锆石样品XJG-2、XJG-4和XJG-5的U-Pb年代学测试在中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升重点实验室完成，测试仪器为激光剥蚀-电感耦合-等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。激光剥蚀系统为美国NewWave公司生产的UP193FX型193 nm ArF准分子系统，脉冲宽度小于4 ns，激光直径可调节为10/ 15/20/ 25/35/ 50/75/ 100/125 μm。ICP-MS测试仪器为Agilent 7500 a。碎屑锆石样品XJG-1、XJG-3和XJG-6的U-Pb年代学测试在美国德克萨斯大学(奥斯汀分校)地质系年代学实验室完成，测试仪器为Element2 HR-ICP-MS。激光剥蚀系统是NewWave公司生产的UP193FX型193 nm ArF准分子系统，脉冲宽度为3 ns，激光直径是30 μm，频率为4 Hz，能量密度约为1.45 J / cm2。ICP-MS测试仪器为Thermo Finnigan Element 2。采用GLITTER_ver 4.0程序计算样品的同位素比值及元素含量，采用Isoplot 3程序[23]绘制年龄直方图和相对概率分布图。实验结果表明，这两个实验室测试的结果较为相似。
3 研究结果 3.1 砂岩岩相学小景谷剖面6件砂岩样品的扫描电镜分析表明其岩相学特征存在一定的相似性(图 4)。样品主要碎屑组分为单晶石英；多数石英颗粒为次圆状至次角状，分选较为良好；长石在样品中的含量较低。部分样品(XJG-2和XJG-6)含少量沉积岩屑。等黑组样品的组成和结构成熟度均较高，说明其经历了长距离的搬运及多次沉积旋回；而勐腊组的结构成熟度相对低。根据各矿物的相对含量，这些砂岩位于QFL分类[24]的克拉通内部和旋回造山带区域。由于化学风化和埋藏成岩作用可显著的改变砂岩的岩相，尤其是在温度较高及靠近赤道的地区[16]。因此综合采用碎屑物质组成、多矿物和单矿物等方法能更好的揭示砂岩岩相特征及进行物源分析。
3.2 碎屑锆石形态及成因小景谷剖面的锆石多为浅黄色、浅粉红色或无色，勐腊组的XJG-5和XJG-6中还含有少量深红色的锆石颗粒。锆石颗粒的长度在60~180 μm之间，宽度在40~80 μm之间。阴极发光图像显示，部分锆石发育核边构造。其中等黑组样品的锆石颗粒磨圆度较好，说明它们可能经历了长距离的搬运或多期次的沉积旋回。本研究获得谐和年龄的大多数锆石颗粒(556/ 566)具有较高的Th/U比值(0.1~4.7)，内部结构清晰。鉴于变质成因的锆石颗粒其Th/U比值往往小于0.1，无明显内部结构等特征[25]，本次研究的锆石绝大多数应是岩浆成因。
3.3 碎屑锆石年代学结果小景谷剖面的6件锆石样品中，共有566个颗粒获得了谐和年龄。对于大于1000 Ma的锆石U/Pb年龄，采用207 Pb/206 Pb衰变系统获得的年龄；而对于小于1000 Ma的年龄我们采用206 Pb/238 U衰变系统获得的年龄。年龄概率密度曲线的峰值区间由Age-Pick软件获取[17]。下面介绍各样品的碎屑锆石年代学结果。
样品XJG-1采自等黑组下部，共获得了92个和谐年龄。其中最年轻的锆石年龄为130±3 Ma，最老的锆石年龄为3201±18 Ma。概率密度曲线呈现232~307 Ma和1773~1925 Ma两个峰值区间，此外还具有449~497 Ma、794~990 Ma和2452~2555 Ma等3个较小的峰值区间。
样品XJG-2采自等黑组中下部，共获得了97个和谐年龄。其中最年轻的锆石年龄为123±3 Ma，最老的锆石年龄为2621±61 Ma。概率密度曲线具有多个年龄峰值区间，包括189~261 Ma、466~514 Ma、630~684 Ma和1729~2012 Ma，且每个峰值区间还具有多个峰值，例如189~261 Ma的峰值区间具有200 Ma和248 Ma两个峰值，1729~2012 Ma的峰值区间具有1844 Ma和1914 Ma两个峰值。
样品XJG-3采自等黑组上部，共获得了83个和谐年龄。其中最年轻的锆石年龄为138±5 Ma，最老的锆石年龄为3607±17 Ma。概率密度曲线呈现260~293 Ma和1811~1964 Ma两个峰值区间，此外还具有751~885 Ma、910~1098 Ma和2428~2560 Ma等3个较小的峰值区间。样品XJG-3的年龄分布与样品XJG-1的非常相似。
样品XJG-4采自勐腊组下部，共获得了98个和谐年龄。其中最年轻的锆石年龄为130±11 Ma，最老的锆石年龄为2923±37 Ma。这件样品以显著的268~322 Ma峰值区间为特征。
样品XJG-5采自勐腊组中部，共获得了92个和谐年龄。其中最年轻的锆石年龄为119±8 Ma，最老的锆石年龄为2968±19 Ma。这件样品的锆石颗粒多集中在121~251 Ma，其中具有135 Ma、166 Ma、204 Ma和223 Ma等峰值，此外还有263~323 Ma、520~580 Ma和1800~1900 Ma等3个较小的峰值区间。
样品XJG-6采自勐腊组上部，共获得了104个和谐年龄，其中最年轻的锆石年龄为92±1 Ma，最老的锆石年龄为2695±30 Ma。这件样品以明显的狭窄218~240 Ma峰值区间为特征。
由上可见，等黑组和勐腊组内部各3件样品的概率密度曲线较为相似。其中，等黑组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线展示出190~240 Ma、260~280 Ma、450~540 Ma、1700~1900 Ma和2400~2600 Ma等多年龄区间的组合特征，但勐腊组砂岩碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线以220~240 Ma的一个显著高峰年龄区间为主要特征(详见图 5)。
|
图 5 思茅盆地小景谷等黑组、勐腊组碎屑锆石U-Pb年龄谱概率密度分布和直方图，两个组的年龄分布揭示了类似的分布 Fig. 5 Probability density distributions and histograms of U-Pb ages for the 6 collected samples of the Denghei and Mengla Fms from the Xiaojinggu section in the Simao Basin. Both plots of each Fms show similar variation pattern |
在多期次的沉积旋回地层中，锆石颗粒能较好的保存下来，并且展现清楚的分布特征。特定的年龄区间组合是指示流域范围内沉积碎屑物质来源的有力工具。因此在物源分析中多与物源区附近的沉积地层序列中的碎屑锆石年龄谱对比来揭示潜在物源区[17]。为更好地限定思茅盆地古近纪地层的潜在物源区，等黑组和勐腊组的碎屑锆石年龄数据与邻区已发表的松潘-甘孜、可可西里、羌塘、扬子西部、义敦和印支地体的数据对比[17, 26~33]，如图 6所示。
|
图 6 青藏高原东南缘水系格局及样品分布图(a)、本次研究及潜在源区已有碎屑锆石U-Pb年代分布(b)和1000 Ma年以来详细结果图(c) 西扬子地体的数据来自于Sun等[26]、Wang等[27]和Zhao等[28]，义敦的来自于Wang等[29]和Ding等[30]，可可西里的来自于Ding等[30]，松潘-甘孜的来自于Enkelmann等[31]和Ding等[30]，北羌塘地体的来自于Gehrels等[17]和Ding等[30]，南羌塘地体的数据来自于Gehrels等[17]，以及印度支那的数据来自于Burrett等[32]和Wang等[33] Fig. 6 DEM showing the drainage system within and around the southeastern Tibetan Plateau and site locations (a), detrital zircon U-Pb age distributions from this study and other potential source areas (b) and plots emphasizing ages < 1000 Ma (c). Data are compiled from Sun et al.[26], Wang et al.[27] and Zhao et al.[28] for the western Yangtze Terrane, Wang et al.[29] and Ding et al.[30] for the Yidun Terrane, Ding et al.[30] for the Hoh-Xil Terrane, Enkelmann et al.[31] and Ding et al.[30] for the Songpan-Ganzi Terrane, Gehrels et al.[17] and Ding et al.[30] for the northern Qiangtang Terrane, Gehrels et al.[17] for the southern Qiangtang Terrane, and Burrett et al.[32] and Wang et al.[33] for the Indochina Terrane |
图 5和6所示，等黑组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线展示出190~240 Ma、260~280 Ma、450~540 Ma、1700~1900 Ma和2400~2600 Ma等多个年龄区间组合的特征。这种分布特征说明碎屑物质源自多期次沉积再旋回的可能性较大，这也与砂岩岩相学分析的结论较为一致。其中190~240 Ma和260~280 Ma这两个年龄区间分别对应晚印支事件和早印支事件[34~35]。这两个年龄区间在义敦北部、可可西里、松潘-甘孜和北羌塘地体的沉积地层碎屑锆石年龄数据中均有发现，说明这些地体均可能是等黑组的潜在物源区。而印支地体沉积地层碎屑锆石年龄数据中的显著的240~260 Ma的年龄区间在等黑组中并不明显，说明印支地体可能不是等黑组的物源区。
450~ 540 Ma年龄区间对应加里东事件，在义敦、可可西里、松潘-甘孜和北羌塘地体均较为显著；1700~1900 Ma和2400~2600 Ma年龄区间分别对应吕梁事件和五台事件。这两期岩浆事件在地壳的形成过程中较为显著，大多数大陆均有记录[36]。但目前已发表的数据显示印支地体缺乏这两个年龄区间(图 6)，而1700~1900 Ma的年龄区间在扬子地体西部和义敦地体北部尤其显著。等黑组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线也展现一个相似的峰值年龄区间，指示扬子地体西部和义敦地体北部可能是等黑组的重要物源区。综上所述，等黑组的潜在物源区可能包括了义敦、可可西里、松潘-甘孜、北羌塘和扬子西部地体等。
勐腊组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线展示出一个显著的220~240 Ma的年龄区间(图 6)。这种形态可能代表了锆石颗粒主要源自岩浆岩的风化，而来自沉积物再旋回的可能性较低[37]。勐腊组的概率密度曲线的峰值年龄区间要少于等黑组，可能指示在两个组的沉积间隙中丢失了部分源区。220~240 Ma的火成岩在思茅盆地周边广泛出露，主要有金沙江缝合带附近的211~245 Ma的火山岩和埃达克岩[38]和思茅盆地西侧的210~260 Ma的临沧花岗侵入岩[39~40]。如果勐腊组的220~240 Ma的锆石颗粒来自金沙江缝合带，那么这个年龄区间在金沙江缝合带和思茅盆地中间的剑川盆地的同期沉积物中也应该有所发现。但前人研究表明剑川盆地同期沉积物中并没有211~245 Ma这个峰值区间[9]，指示思茅盆地西侧的临沧花岗岩是勐腊组物源区的可能性最大。
4.2 与现代河流沉积物对比碎屑锆石U-Pb年龄是研究河流侵蚀和碎屑物质运移的重要工具，在现代和古河流研究中均发挥了重要作用[7~8, 18, 20, 41~42]。相对于许多人工的统计方法，河流中的沉积物可能更好地代表了其流域范围内的锆石颗粒的平均组成[18]。对现代河流砂的分析可以用来辨别沉积物源及追踪上、下游之间的变化[16]。为了更好的限定思茅盆地等黑组和勐腊组的物源区和运移过程，其与现代红河、澜沧江、雅砻江、大渡河和长江金沙江上段及下段的现代河流砂碎屑锆石U-Pb年龄数据对比如图 7所示。长江金沙江上段及下段的现代河流砂碎屑锆石U-Pb年龄的组成较为相似，它们均具有200~300 Ma和400~500 Ma两个年龄区间(图 7)，这应该是由两段河道的水力连通造成的。但不同年龄区间的相对丰度在这两段河道中发生了变化，例如小于65 Ma的锆石颗粒在下段要明显的少于上段，而700~900 Ma和1700~1900 Ma的锆石颗粒在下段有显著的增加。小于65 Ma的锆石颗粒的减少可能是下段流域的支流汇入造成的稀释作用。700~900 Ma和1700~1900 Ma颗粒的显著增加是由于金沙江下段的流域主要位于扬子地体的西部，而扬子地体西部的地层含有大量的这两个年龄区间的锆石颗粒(图 6)。雅砻江的河流砂含有大量的250~280 Ma和750~850 Ma的锆石颗粒，反应了松潘-甘孜地体地层的锆石颗粒组成特征。大渡河的河流砂以一个狭窄的210~220 Ma年龄区间为特征，这个年龄区间在其汇入金沙江主河道后并不明显。等黑组的概率密度曲线与金沙江下段河流砂的曲线极为相似，这可能指示等黑组的物源区可能与金沙江上、下段的流域范围较为一致，也即包括了义敦、可可西里、松潘-甘孜、北羌塘和扬子西部地体等。
|
图 7 青藏高原东南缘水系格局及样品分布图(a)、现代河流沙和本次研究碎屑锆石U-Pb年代分布图(b)以及1000 Ma年以来的详细结果图(c)，其中金沙江上段现代河流沙年代数据来自于Van Hoang等[8]和He等[20]，金沙江下段、雅砻江和大渡河的数据来自于Yang等[42]和He等[20]，红河和湄公河的数据来自于Clift等[7] Fig. 7 DEM showing the drainage system within and around the southeastern Tibetan Plateau and site locations (a), detrital zircon U-Pb age distributions of modern river sands and the sands of the Denghei and Mengla Fms.(this study) (b)and plots emphasizing ages < 1000 Ma (c). Modern riversand age data are compiled from Van Hoang et al.[8] and He et al.[20] for the Upper Jinshajiang Segment; Yang et al.[42] and He et al.[20] for the Lower Jinshajiang Segment, Yalong River and Dadu River; Clift et al.[7] for the Red River and the Mekong River |
红河和澜沧江的现代河流砂碎屑锆石U-Pb年龄的组成也较为相似[7]，两个河流均含有大量的200~300 Ma和400~500 Ma这两个年龄区间的锆石颗粒(图 7)。但相对澜沧江，红河河流砂含有更高的700~800 Ma的锆石颗粒，这个年龄区间是扬子西部地体的特征区间。这一差异也符合两条河流不同的流域范围。同时，红河河流砂含有240~300 Ma(早印支事件)的峰值年龄区间，澜沧江河流砂含有210~240 Ma(晚印支事件)的峰值年龄区间。这说明澜沧江运移的碎屑物质多来源于印支事件发生较晚的羌塘和滇缅泰马地体[34~35]，而红河运移的碎屑物质多来源于印支事件发生较早的印支地体[34~35]。相对于红河和澜沧江的现代河流砂，等黑组含有较多的1700~1900 Ma和2400~2600 Ma的锆石颗粒。这可能指示当时的古红河系统具有更多的物源区，而且要比现代红河更深入扬子西部地体的腹地。当然，由于金沙江上段和澜沧江距离较近并具有相似的碎屑锆石U-Pb年龄组成，也存在现代澜沧江流域给等黑组提供物源的可能。
勐腊组的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线与上述大型河流的曲线均不相似，而仅与大渡河具有相似的形态，但不同的峰值年龄区间(图 7)，这也说明勐腊组的物源区较为局限。与现代河流沉积物对比推测的物源区和与潜在物源区岩石对比得出的结论较为一致，即等黑组的物源区可能与金沙江上、下段的流域范围较为一致，也即包括了义敦、可可西里、松潘-甘孜、北羌塘和扬子西部地体等；而在等黑组和勐腊组的沉积间隙中，古红河水系可能丢失了上述物源区。
4.3 与剑川对比基于上述讨论，思茅盆地早新生代沉积序列指示在古新世-晚始新世，古红河水系的流域范围与现代金沙江上、下段的流域范围较为一致，可能也包括澜沧江的上游流域，这一结论也与部分前人研究较为一致[6, 8~9]。剑川盆地位于思茅盆地北侧(图 2)，现代长江第一湾就位于该盆地内。古红河水系从金沙江上游南流，应流经剑川盆地进入思茅盆地，是区域古水系演化的关键区域，目前已开展了许多水系演化研究[6, 9, 14~15]。该盆地新生代沉积序列发育，包括始新世保相寺组、渐新世金丝厂组和中新世双河组，分别为块状砂岩、含泥岩夹层的厚层砾岩和砂岩及细颗粒的湖湘地层，与思茅盆地的古新世-晚始新世等黑组、晚始新世-渐新世勐腊组和中新世三号沟组在岩相和年代上分别对应[9, 22]。Gourbet等[12]将保相寺组与其上的金丝厂组合并为单一的保相寺组，确定其上部形成年代晚于35.2±0.4 Ma(超钾质岩浆事件)。根据这一地层框架，思茅盆地相与保相寺组对应的等黑组的沉积年龄应早于约35 Ma，而上覆勐腊组的沉积年龄应晚于约35 Ma。这与古生物年代框架较为一致[22]。
思茅与剑川盆地早新生代地层的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线(图 8)对比分析发现，始新世保相寺组和古新世-晚始新世等黑组的碎屑锆石U-Pb年龄分布极为相似，通过K-S检验，得出两者的P值为0.373，指示两套地层具有不同物源区的可能性非常低[43]。地层岩性分析指示思茅盆地等黑组地层基本为远距离搬运形成的分选性较好的辫状河流沉积物沉积[22]；扫描电镜结果表明等黑组样品的组成和结构成熟度均较高，经历了长距离的搬运及多次沉积旋回(图 4)。这些证据共同说明思茅盆地与剑川盆地在古新世-晚始新世可能存在水力连通，即在古新世-晚始新世可能存在连接青藏高原与南海的古红河水系——这一水系的上游包括了现代金沙江上、下段，并流经了剑川盆地与思茅盆地。而思茅盆地与剑川盆地晚始新世-中新世地层的碎屑锆石U-Pb年龄概率密度曲线均以显著的不同年龄的单一峰值区间为特征。这说明在晚始新世-中新世思茅盆地与剑川盆地的碎屑物质可能主要来自局部的岩浆岩。地层岩性分析显示勐腊组地层为近源的洪积扇沉积[22]。这些共同指示在晚始新世等黑组与勐腊组的沉积间隙，古红河水系已经瓦解，失去了其上游包括金沙江上、下段等流域，现代红河格局可能基本形成。
|
图 8 剑川[9]和思茅(古新世-渐新世，本次研究；中新世数据来自于Wissink等[15])盆地古新世-中新世地层碎屑锆石U-Pb年代分布对比图 Fig. 8 Comparison of Paleocene to Miocene detrital zircon U-Pb age distributions of sedimentary rocks from the Jianchuan[9] and Simao Basins(Paleocene-Oligocene data from this study and Miocene data from Wissink et al.[15]) |
上述物源分析指示在古新世-晚始新世期间可能存在一个连接青藏高原与南海的古红河水系，其流域可能包括了可可西里、松潘-甘孜、北羌塘、义敦和扬子西部，并流经了剑川与思茅盆地。但是，碎屑锆石能在多期次的沉积再旋回过程中保存下来，潜在物源区也由不同年代的地层组成。因此，把单独的一个年龄区间对应到某个特定的物源区是较为困难的。古红河水系在从高原流往南海的过程中携带沉积物可能在流经的盆地内沉积。因此，为了更好地验证上述区域早新生代存在古红河的认识，我们对潜在源区的岩相古地理(图 9)和沉积地层(图 10)进行了分析。如图 9所示，这些潜在源区的构造地貌以盆山交替为特点[44]，包括了那曲、囊谦、贡觉、甘孜、丽江、剑川、思茅等盆地，并广泛分布早新生代地层。古新世时期，这些地层主要是由河流相和浅湖相沉积物组成[9, 22, 44](图 9和10)。这些古新世-始新世河流相沉积物与主要的缝合带基本保持平行，呈近乎南北向分布，可能指示了相连通的古河道存在。但是，盆地内部沉积地层的对比分析，揭示囊谦、贡觉和那曲盆地的中、晚始新世地层中有石膏沉积，而甘孜、丽江、剑川和思茅的相应地层中并没有(图 10)。因为石膏沉积地层的出现一般指示一个相对封闭的沉积环境(即非外流河)，指示古红河河道应该没有流经上述囊谦、贡觉和那曲3个盆地，而可能是从可可西里和松潘盆地出发，流经了这3个盆地以东的甘孜、丽江、剑川和思茅盆地。
|
图 9 三江地区古新世-始新世岩相古地理图 修改自Zhang等[44]揭示出该时段的河流相沉积分布，指示了可能相互连通的古流域系统 Fig. 9 Paleocene-Eocene lithofacies paleogeography of the Three River Region, modified from Zhang et al.[44], showing the distribution of Paleocene-Eocene fluvial sediments and indicating their association with an ancient connected fluvial system |
|
图 10 青藏高原东南部地区主要新生代地层框架 依据本次研究、云南省地质矿产局[22]、青海省地质矿产局[45]、Zhang等[44]和Yan等[9]修编 Fig. 10 The major Cenozoic stratigraphic framework of the southeastern Tibetan Plateau, compiled from this study, BGMRY[22], BGMRQ[45], Zhang et al.[44] and Yan et al.[9] |
上述物源、沉积相和岩相古地理分析指示在古新世-晚始新世期间存在一个连接青藏高原与南海的古红河水系；而在晚始新世期间，古红河失去了其北部的大部分流域，开始出现现代红河水系格局。那么，是什么机制导致了古红河的演化？
印度-欧亚板块碰撞导致的青藏高原隆升及变形是新生代地球上最重要的地质事件。因此，构造变形应该是青藏高原东南部地貌、水系演化的主控因素[1, 2, 4~5]。Hallet和Molnar[46]依据流域盆地的地貌特征可以作为地壳应力的标志，且从东构造节存在沿着北东-南西向辐射缩短及其后的北部边界带的右旋剪切应力两个阶段变形的关系这一假设，认为是始新世-渐新世大规模地壳缩短和青藏高原的早期隆升改变了青藏高原东南部的水系系统。然而，最近的古高度研究表明云南西北部自中始新世末期(约40 Ma)就已经隆升至目前高度[47~48]，云南东南部可能由于下地壳流开始活动在中中新世(约13 Ma)达到现代高度[47~48]。Clark等[6]通过对青藏高原东南部河流袭夺和逆流的水系演化以及地貌分析，认为在中新世期间活动的下地壳流可能是导致古红河流域变化的原因。然而，Liu等[2]量化了青藏高原东南部的地形特征，并提出地表过程，尤其是河流侵蚀与沉积，在形成高原形态和地形方面发挥了重要作用。同时，Yang等[49]通过数字地形数值模拟认为高原东南缘的地形是构造变形之后河流袭夺过程的产物，而不是下地壳流造成的平坦地貌的残余；Gourbet等[12]提出35 Ma青藏高原东南部发生的多期次火山喷发改变了区域地形的坡度，从而导致河流网的变化。如果多期次的火山喷发大到足够改变区域地形，阻挡贯穿大陆的相当于现代密西西比河和长江等规模的古红河，那么在后续地层中肯定存在许多火山碎屑。但是在思茅盆地仅观察到少量火山碎片，且在上覆地层的碎屑锆石年龄谱中并没有发现大量35 Ma左右的年龄区间。许多断裂活动方面的研究[50~52]指示哀牢山-红河主要左旋走滑活动发生在大约35~17 Ma间(图 11a)，造成了大于500 km的滑移量，尽管一些研究[53]认为红河断裂的左旋走滑发生较晚，在24.2~21.7 Ma之间。最近的古地磁分析表明，青藏高原东南部兰坪-思茅地块自约34 Ma以来发生了显著的顺时针旋转变形(约60°)(图 11b)和约800 km的东南向逃逸[54~57]，尤其是晚始新世至中中新世期间[56~57]，也指示了哀牢山-红河断裂在此期间的左旋走滑。这些构造活动可能是导致古红河流域发生变化的主控因素。
|
图 11 青藏高原东南缘新生代早期变形 (a)哀牢山红河断裂自35 Ma前后开始快速走滑，修改自Tapponnier等[51]；(b)兰坪-思茅盆地古地磁旋转变形记录(紫色箭头指示旋转)，修改自Tong等[56]和Gao等[57]；(c)青藏高原东南缘构造演化模式，指示渐新世早期区域开始发生顺时针旋转变形，修改自Tong等[56] Fig. 11 The Early Cenozoic deformation of the southeastern Tibetan Plateau: (a)the rapid sinistral strike-slip faulting of ARRF initiated around 35 Ma, modified from Tapponnier et al.[51]; (b)Paleomagnetic rotations records of the Lanpin-Simao Basin(purple arrows indicating rotation), modified from Tong et al.[56] and Gao et al.[57]; (c)evolution model for the southeastern Tibetan Plateau, indicating the initial clockwise rotations commenced around the earliest Oligocene, modified from Tong et al.[56] |
因此，根据等黑组和勐腊组地层岩性的变化、碎屑锆石U-Pb年龄谱特征变化以及潜在源区地层沉积物和现代河流沉积物碎屑U-Pb锆石年龄谱的对比分析，以及区域构造证据等，我们建立了古红河自早新生代以来的两个阶段的演化模式(图 12)：古新世-晚始新世期间，青藏高原东南部与南海之间存在一个大陆规模的巨型红河流域，其集水面积包括了可可西里、松潘-甘孜、北羌塘、义敦和扬子西部地体等；自晚始新世(约35 Ma)，哀牢山-红河断裂开始大规模的快速走滑，兰坪-思茅地体开始发生显著的顺时针旋转，破坏和阻挡了金沙江上、下段沿着古河道继续南流，古红河丢失了其北部的大部分流域，现代红河格局基本形成。
|
图 12 东亚早新生代古流域二阶段演化模式 构造重建和地体的位置主要依据Replumaz和Tapponnier[58]、Royden等[59]；蓝色方形是本次采样点位置 Fig. 12 Schematic geodynamic evolutionary model of the paleo-drainage evolution of East Asia during the Early Cenozoic. Tectonic reconstructions and the positions of the terranes are based on Replumaz and Tapponnier[58] and Royden et al.[59]. Blue square denotes this study site |
云南思茅盆地早新生代沉积物的碎屑锆石U-Pb年代学分析为青藏高原东南部地区的流域系统演化提供了新的证据。我们的研究发现：1)早新生代等黑组和勐腊组的砂岩岩相学分析指示了克拉通内部和造山带旋回的物源特征；2)碎屑锆石U-Pb年龄谱分析揭示古新世-晚始新世等黑组的砂岩具有190~240 Ma、260~280 Ma、450~540 Ma、1700~1900 Ma和2400~2600 Ma等多个年龄区间组合的特征，而晚始新世-渐新世勐腊组则为一个220~240 Ma的显著高峰年龄谱特征；3)碎屑锆石物源对比分析指示等黑组与潜在源区可可西里、松潘-甘孜、北羌塘、义敦和扬子西部地层和现代金沙江下段河流砂的碎屑锆石年龄谱具有可比性。这些与区域地层、岩相古地理证据一起共同指示古新世-晚始新世期间可能存在一个连接青藏高原与南海的古水系系统；4)勐腊组峰值区间数量的减少指示物源区有明显缩小，其仅与思茅盆地西侧的临沧地区的210~260 Ma花岗岩年龄较为接近，表明晚始新世-渐新世期间古红河失去了其北部的大部分流域；5)晚始新世期间哀牢山-红河断裂的初始左行走滑和兰坪-思茅地块顺时针旋转等可能是导致古红河失去其北部大部分流域，形成现代红河格局的主控因素。
致谢 感谢审稿人建设性的修改意见，帮助提高了本论文的质量；感谢中国科学院青藏高原研究所田茜、叶程程和方亚会在论文写作中给予的帮助；感谢中国科学院青藏高原研究所方小敏、昝金波、张治国、栗兵帅、杨永鹏、张大文和岳雅慧等及兰州大学宋春晖、方小辉和鲍晶等在野外或实验工作中的帮助。
| 1 |
Brookfield M E. The evolution of the great river systems of southern Asia during the Cenozoic India-Asia collision:Rivers draining southwards. Geomorphology, 1998, 22: 285-312. DOI:10.1016/S0169-555X(97)00082-2 |
| 2 |
Liu-Zeng J, Tapponnier P, Gaudemer Y et al. Quantifying landscape differences across the Tibetan Plateau:Implications for topographic relief evolution. Journal of Geophysical Research, 2008, 113: 2156-2202. |
| 3 |
Zheng H, Clift P D, Wang P et al. Pre-Miocene birth of the Yangtze River. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2013, 110: 7556-7561. DOI:10.1073/pnas.1216241110 |
| 4 |
Chen Y, Yan M, Fang X et al. Detrital zircon U-Pb geochronological and sedimentological study of the Simao Basin, Yunnan:Implications for the Early Cenozoic evolution of the Red River. Earth and Planetary Science Letters, 2017, 476: 22-33. DOI:10.1016/j.epsl.2017.07.025 |
| 5 |
Clark M K, House M A, Royden L H et al. Late Cenozoic uplift of eastern Tibet. Geology, 2005, 33: 525-528. DOI:10.1130/G21265.1 |
| 6 |
Clark M K, Schoenbohm L M, Royden L H et al. Surface uplift, tectonics, and erosion of eastern Tibet from large-scale drainage patterns. Tectonics, 2004, 23: TC1006. |
| 7 |
Clift P D, Carter A, Campbell I H et al. Thermochronology of mineral grains in the Red and Mekong Rivers, Vietnam:Provenance and exhumation implications for Southeast Asia. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7: Q10005. |
| 8 |
Van Hoang L, Wu F, Clift P D et al. Evaluating the evolution of the Red River system based on in situ U-Pb dating and Hf isotope analysis of zircons. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2009, 10: Q11008. |
| 9 |
Yan Y, Carter A, Huang C et al. Constraints on Cenozoic regional drainage evolution of SW China from the provenance of the Jianchuan Basin. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2012, 13: Q03001. |
| 10 |
Zheng H. Birth of the Yangtze River:Age and tectonic-geomorphic implications. National Science Review, 2015, 2: 438-453. DOI:10.1093/nsr/nwv063 |
| 11 |
Zhao M, Shao L, Liang J et al. No Red River capture since the Late Oligocene:Geochemical evidence from the northwestern South China Sea. Deep-Sea Research Part Ⅱ, 2015, 122: 185-194. DOI:10.1016/j.dsr2.2015.02.029 |
| 12 |
Gourbet L, Leloup P H, Paquette J L et al. Reappraisal of the Jianchuan Cenozoic basin stratigraphy and its implications on these Tibetan Plateau evolution. Tectonophysics, 2017, s700-701: 162-179. |
| 13 |
Horton B K, Yin A, Spurlin M S et al. Paleocene-Eocene syncontractional sedimentation in narrow, lacustrine-dominated basins of east-central Tibet. Geological Society of America Bulletin, 2002, 114(7): 771-786. DOI:10.1130/0016-7606(2002)114<0771:PESSIN>2.0.CO;2 |
| 14 |
Wei H, Wang E, Wu G et al. No sedimentary records indicating southerly flow of the paleo-upper Yangtze River from the First Bend in southeastern Tibet. Gondwana Research, 2016, 32: 93-104. DOI:10.1016/j.gr.2015.02.006 |
| 15 |
Wissink G K, Hoke G D, Garzione C N et al. Temporal and spatial patterns of sediment routing across the southeast margin of the Tibetan Plateau:Insights from detrital zircon. Tectonics, 2016, 35: 2538-2563. DOI:10.1002/2016TC004252 |
| 16 |
Nie J, Horton B K, Saylor J E et al. Integrated provenance analysis of a convergent retroarc foreland system:U-Pb ages, heavy minerals, Nd isotopes, and sandstone compositions of the Middle Magdalena Valley basin, northern Andes, Colombia. Earth-Science Reviews, 2012, 110: 111-126. DOI:10.1016/j.earscirev.2011.11.002 |
| 17 |
Gehrels G, Kapp P, Decelles P et al. Detrital zircon geochronology of pre-Tertiary strata in the Tibetan-Himalayan orogeny. Tectonics, 2011, 30: TC5016. |
| 18 |
何梦颖, 郑洪波, 贾军涛. 长江现代沉积物碎屑锆石U-Pb年龄及Hf同位素组成与物源示踪研究. 第四纪研究, 2013, 33(4): 656-670. He Mengying, Zheng Hongbo, Jia Juntao. Detrital zircon U-Pb dating and Hf isotope of modern sediments in the Yangtze River:Implications for the sediment provenance. Quaternary Sciences, 2013, 33(4): 656-670. |
| 19 |
李高军, 车旭东, 肖国桥等. 西宁黄土碎屑锆石年龄特征及其对黄土高原黄土物源的指示意义. 第四纪研究, 2013, 33(2): 345-350. Li Gaojun, Che Xudong, Xiao Guoqiao et al. Zircon ages of Xining loess:Implication for the provenance of the loess on Chinese Loess Plateau. Quaternary Sciences, 2013, 33(2): 345-350. |
| 20 |
He M, Zheng H, Clift P D. Zircon U-Pb geochronology and Hf isotope data from the Yangtze River sands:Implications for major magmatic events and crustal evolution in Central China. Chemical Geology, 2016, 360-361: 186-203. |
| 21 |
Metcalfe I. Gondwana dispersion and Asian accretion:Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 66: 1-33. DOI:10.1016/j.jseaes.2012.12.020 |
| 22 |
云南省地质矿产局. 云南省岩石地层. 武汉: 中国地质大学出版社, 1996: 1-366. Bureau of Geology and Mineral Resources of Yunnan Province. Stratigraphy(Lithostratic) of Yunnan Province. Wuhan: China University of Geosiences Press, 1996: 1-366. |
| 23 |
Ludwig K R. Isoplot/Ex Version 3. 00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel[DB]. California: Berkeley Geochronology Center, Special Publication, 2003: 1-74.
|
| 24 |
Dickinson W R. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones[M]//Zuffa G. Provenance of Arenites. Dordrecht: Reidel Publishing Company, 1985: 333-361.
|
| 25 |
Hoskin P W O, Black L P. Metamorphic zircon formation by solid-state recrystallization of protolith igneous zircons. Journal of Metamorphic Geology, 2000, 18: 423-439. |
| 26 |
Sun W, Zhou M, Gao J et al. Detrital zircon U-Pb geochronological and Lu-Hf isotopic constraints on the Precambrian magmatic and crustal evolution of the western Yangtze Block, SW China. Precambrian Research, 2009, 172(1-2): 99-126. DOI:10.1016/j.precamres.2009.03.010 |
| 27 |
Wang L, Yu J, Griffin W L et al. Early crustal evolution in the western Yangtze Block:Evidence from U-Pb and Lu-Hf isotopes on detrital zircons from sedimentary rocks. Precambrian Research, 2012, 222: 368-385. |
| 28 |
Zhao X, Zhou M, Li J et al. Late Paleoproterozoic to Early Mesoproterozoic Dongchuan Group in Yunnan, SW China:Implications for tectonic evolution of the Yangtze Block. Precambrian Research, 2010, 182(1-2): 57-69. DOI:10.1016/j.precamres.2010.06.021 |
| 29 |
Wang B, Wang W, Chen W et al. Constraints of detrital zircon U-Pb ages and Hf isotopes on the provenance of the Triassic Yidun Group and tectonic evolution of the Yidun Terrane, eastern Tibet. Sedimentary Geology, 2013, 289(1): 74-98. |
| 30 |
Ding L, Yang D, Cai F et al. Provenance analysis of the Mesozoic Hoh-Xil-Songpan-Ganzi turbidites in northern Tibet:Implications for the tectonic evolution of the eastern Paleo-Tethys Ocean. Tectonics, 2013, 32: 34-48. DOI:10.1002/tect.v32.1 |
| 31 |
Enkelmann E, Weislogel A, Ratschbacher L et al. How was the Triassic Songpan-Ganzi basin filled? A provenance study. Tectonics, 2007, 26: TC4007. |
| 32 |
Burrett C, Zaw K, Meffre S et al. The configuration of Greater Gondwana-Evidence from LA ICPMS, U-Pb geochronology of detrital zircons from the Palaeozoic and Mesozoic of Southeast Asia and China. Gondwana Research, 2014, 26(1): 31-51. DOI:10.1016/j.gr.2013.05.020 |
| 33 |
Wang C, Liang X, Foster D A et al. Detrital zircon U-Pb geochronology, Lu-Hf isotopes and REE geochemistry constrains on the provenance and tectonic setting of Indochina Block in the Paleozoic. Tectonophysics, 2016, s677-678: 125-134. |
| 34 |
Lu S, Li H, Yu H et al. Neoproterozoic orogeny in Northwestern China. Gondwana Research, 1999, 2: 610-611. DOI:10.1016/S1342-937X(05)70217-3 |
| 35 |
Carter A, Clift P D. Was the Indosinian orogeny a Triassic mountain building or thermotectonic reactivation event?. Comptes Rendus Geoscience, 2008, 340: 83-93. DOI:10.1016/j.crte.2007.08.011 |
| 36 |
Condie K C, Belousova E, Griffin W L et al. Granitoid events in space and time:Constraints from igneous and detrital zircon age spectra. Gondwana Research, 2009, 15(3-4): 228-242. DOI:10.1016/j.gr.2008.06.001 |
| 37 |
Laskowski A K, DeCelles P G, Gehrels G E. Detrital zircon geochronology of Cordilleran retroarc foreland basin strata, western North America. Tectonics, 2013, 32: 1027-1048. DOI:10.1002/tect.20065 |
| 38 |
Yan M, Zhang D, Fang X et al. Paleomagnetic data bearing on the Mesozoic deformation of the Qiangtang Block:Implications for the evolution of the Paleo-and Meso-Tethys. Gondwana Research, 2016, 39: 292-316. DOI:10.1016/j.gr.2016.01.012 |
| 39 |
Dong G, Mo X, Zhao Z et al. Zircon U-Pb dating and the petrological and geochemical constraints on Lincang granite in western Yunnan, China:Implications for the closure of the Paleo-Tethys Ocean. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 62: 282-294. DOI:10.1016/j.jseaes.2012.10.003 |
| 40 |
Yang T, Ding Y, Zhang H et al. Two-phase subduction and subsequent collision defines the Paleotethyan tectonics of the southeastern Tibetan Plateau:Evidence from zircon U-Pb dating, geochemistry, and structural geology of the Sanjiang orogenic belt, Southwest China. Geological Society of America Bulletin, 2014, 11: 1654-1682. |
| 41 |
Nie J, Stevens T, Rittner M et al. Loess Plateau storage of Northeastern Tibetan Plateau derived Yellow River sediment. Nature Communications, 2015, 6: 8511. DOI:10.1038/ncomms9511 |
| 42 |
Yang S, Zhang F, Wang Z. Grain size distribution and age population of detrital zircons from the Changjiang(Yangtze) River system, China. Chemical Geology, 2012, 296-297: 26-38. DOI:10.1016/j.chemgeo.2011.12.016 |
| 43 |
Vermeesch P. Multi-sample comparison of detrital age distributions. Chemical Geology, 2013, 341: 140-146. DOI:10.1016/j.chemgeo.2013.01.010 |
| 44 |
Zhang K X, Wang G C, Ji J L et al. Paleogene-Neogene stratigraphic realm and sedimentary sequence of the Qinghai-Tibet Plateau and their response to uplift of the plateau. Science China:Earth Sciences, 2010, 53(9): 1271-1294. DOI:10.1007/s11430-010-4048-2 |
| 45 |
青海省地质矿产局. 青海省岩石地层. 武汉: 中国地质大学出版社, 1997: 1-338. Bureau of Geology and Mineral Resources of Qinghai Province. Stratigraphy(Lithostratic) of Qinghai Province. Wuhan: China University of Geosciences Press, 1997: 1-338. |
| 46 |
Hallet B, Molnar P. Distorted drainage basins as markers of crustal strain east of the Himalaya. Journal of Geophysical Research, 2001, 106: 13697-13709. DOI:10.1029/2000JB900335 |
| 47 |
Hoke G D, Liu-Zeng J, Hren M T et al. Stable isotopes reveal high southeast Tibetan Plateau margin since the Paleogene. Earth and Planetary Science Letters, 2014, 394: 270-278. DOI:10.1016/j.epsl.2014.03.007 |
| 48 |
Li S, Currie S, Rowley D B et al. Cenozoic paleoaltimetry of the SE margin of the Tibetan Plateau:Constraints on the tectonic evolution of the region. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 432: 415-424. DOI:10.1016/j.epsl.2015.09.044 |
| 49 |
Yang R, Willett S D, Goren L. In situ low-relief landscape formation as a result of river network disruption. Nature, 2015, 520(7548): 526-529. DOI:10.1038/nature14354 |
| 50 |
Leloup P H, Arnaud N, Lacassin R et al. New constraints on the structure, thermochronology, and timing of the Ailao Shan-Red River shear zone, SE Asia. Journal of Geophysical Research, 2001, 106: 6683-6732. DOI:10.1029/2000JB900322 |
| 51 |
Tapponnier P, Xu Z, Roger F et al. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau. Science, 2001, 294(5547): 1671-1677. DOI:10.1126/science.105978 |
| 52 |
Liang H Y, Campbell I H, Allen C M et al. The age of the potassic alkaline igneous rocks along the Ailao Shan-Red River shear zone:Implications for the onset age of left-lateral shearing. Journal of Geology, 2007, 115: 231-242. DOI:10.1086/510801 |
| 53 |
Searle M P, Yeh M W, Lin T H et al. Structural constraints on the timing of left-lateral shear along the Red River shear zone in the Ailao Shan and Diancang Shan Ranges, Yunnan, SW China. The Geosphere, 2010, 6: 316-338. DOI:10.1130/GES00580.1 |
| 54 |
Yang Z Y, Yin J Y, Sun Z M et al. Discrepant Cretaceous paleomagnetic poles between Eastern China and Indochina:A consequence of the extrusion of Indochina. Tectonophysics, 2001, 334: 101-113. DOI:10.1016/S0040-1951(01)00061-0 |
| 55 |
Tong Y, Yang Z, Zheng L et al. Internal crustal deformation in the northern part of Shan-Thai Block:New evidence from paleomagnetic results of Cretaceous and Paleogene redbeds. Tectonophysics, 2013, 608: 1138-1158. DOI:10.1016/j.tecto.2013.06.031 |
| 56 |
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. Tectonics, 2016, 35: 2494-2514. DOI:10.1002/2016TC004221 |
| 57 |
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. Journal of Geodynamics, 2015, 89: 39-59. DOI:10.1016/j.jog.2015.06.004 |
| 58 |
Replumaz A, Tapponnier P. Reconstruction of the deformed collision zone between India and Asia by backward motion of lithospheric blocks. Journal of Geophysical Research, 2003, 108(B6): 2285. |
| 59 |
Royden L, Burchfiel B C, van der Hilst R D. The geological evolution of the Tibetan Plateau. Science, 2008, 321: 1054-1058. DOI:10.1126/science.1155371 |
2 CAS Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Sciences, Beijing 100101;
3 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049)
Abstract
The paleo-Red River is suggested to have been a continental-scale drainage system connecting the Tibetan Plateau to the South China Sea. However, the evolution of the paleo-Red River is still under debate. This study carries out detrital zircon U-Pb geochronologic and sedimentary analyses of 6 samples from the Paleocene to Oligocene age Denghei and Mengla formations (Fms.)of the Simao Basin, Jinggu County (23.7°N, 100.6°E), Yunnan Province, to constrain the nature of the paleo-drainage system of the Red River. Sedimentary and sandstone petrographic analyses reveal that the Paleocene-Eocene Denghei Fm. was likely deposited in a braided river environment, while the Late Eocene-Oligocene Mengla Fm. was in an alluvial fan environment. Microscopic characteristics of the obtained sandstone samples are well-sorted and are sub-rounded to sub-angular monocrystalline grains; The detrital zircon grains are dominated by clear plate-type structures or oscillatory zoning in CL images, indicative of magmatic origins. The detrital zircon U-Pb results reveal multiple age groups at 190~240 Ma, 260~280 Ma, 450~540 Ma, 1700~1900 Ma and 2400~2600 Ma for the Denghei Formation, but only one conspicuous peak at 220~240 Ma for the Mengla Fm. The detrital zircon U-Pb age groups of the Denghei Fm. are comparable with those of the Hoh-Xil, Songpan-Ganzi, northern Qiangtang, Yidun, western Yangtze Terranes, indicating that the Paleocene-Eocene Simao Basin had consistent catchment with the upper and lower Jinshajiang Segments. Available sedimentary stratigraphy and lithofacies paleogeography results show that there widely existed Paleocene-Eocene fluvial sediments in the Three River region, which distributed parallel to the major sutures, indicating their association with an ancient connected fluvial system. Thus, there likely existed a paleo-Red River connecting the Tibetan Plateau and the South China Sea. The reduction of the peak range of Mengla Formation indicates that the source area is significantly narrowed, mainly transported material from a limited number of sources. The conspicuous age peak coincides only with the granite age spectrum in the Lincang area on the west side of Simao Basin, likely indicating that the Lincang granitic intrusions are its possible source; thus, the paleo-Red River has lost most of its northern watershed (Hoh-Xil, Songpan-Ganzi, northern Qiangtang, Yidun and western Yangtze Terranes)during the late Eocene. Integrated with paleo-elevation and tectonic evidences of the Three River Region, our study suggests the existence of a paleo-Red River during the Paleocene to Eocene that was truncated and lost its northern sources after approximately 35 Ma, due to left-lateral strike-slip faulting of the Ailao Shan-Red River shear zone and clockwise rotations of the Lanping-Simao Terrane.