青藏高原在印度-欧亚板块碰撞过程中发生侧向扩张，其机制尚未得到很好的解释。特别是青藏高原东部和东南部的上下地壳如何运动，是近几十年来争论的热点问题(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982; Leloup et al., 1995; Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Beaumont et al., 2001; Clark et al., 2005; Bai et al., 2010; Chen et al., 2016)。传统观点认为，刚性巽他地块(印支地块和禅泰地块的总称)的挤出调节了印度与欧亚板块的构造碰撞，变形集中于东部的哀牢山-红河构造带和西部的高黎贡-实皆构造带(图 1，Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1982; Leloup et al., 1995)。古地磁研究进一步揭示了挤出与块体旋转相关(Huang and Opdyke, 1993)。

图 1

Fig. 1

图 1 藏东南地区构造格架图(a)和印度-欧亚碰撞带构造格架(b)(据Leloup et al., 1995修改) DI-DS: Doi Inthanon-Doi Suthep杂岩; BK: Bu Khang杂岩 Fig. 1 Tectonic map of the southeastern Tibetan Plateau (a) and the India-Eurasia collision zone (b) (after Leloup et al., 1995) DI-DS: Doi Inthanon-Doi Suthep complex; BK: Bu Khang complex

然而，来自青藏高原的全球定位系统(GPS)数据表明：青藏高原东部和东南部的变形是连续变化的(Wang et al., 2001; Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)，在高原中部(30°N~33°N, Zhang et al., 2004)，物质向东流动最快。GPS观测结果与粘性中下地壳向东和东南流动相一致(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Beaumont et al., 2001)。普遍认为中下地壳向东和东南方向流动是对碰撞的响应(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2005)，这样的流动导致破坏性地震(如2008年汶川地震，Burchfiel et al., 2008)，形成沿龙门山山脉的高地形起伏以及向云南和东南亚的地形梯度变化，并且可以解释青藏高原向外生长(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Beaumont et al., 2001)。同时，大地电磁成像(Bai et al., 2010)和地震研究(Liu et al., 2014)为高原(Nelson et al., 1996)以及青藏高原东部(Zhao et al., 2008)和东南部(Bai et al., 2010)存在低粘度下地壳提供了进一步的佐证。

关于青藏高原东部和东南部的变形问题，哪种机制在巽他地块挤出过程中起着主导作用？如果存在地壳流动的话，地壳物质流动如何发生？如何认识地壳流？这些仍然是尚未解决的，也是人们激烈辩论的焦点。在本研究中，我们重点研究哀牢山-红河构造带的瑶山杂岩以及附近的玉龙杂岩的构造特征。通过详细的构造解析和组构分析，表明切向剪切作用在瑶山与玉龙穹隆形成与剥露过程中起着重要作用，组成穹窿的岩石均具有分层流变学特点，其中，瑶山杂岩是发育在较深岩石层位的穹隆构造，而玉龙杂岩是发育在较浅岩石层位的穹隆构造。他们的形成与中下地壳流动有关，这一研究有助于认识藏东南地区中下地壳流变学特征及动力学性质。

发生在约55Ma的印度-欧亚板块碰撞与随之发生的后碰撞过程对青藏高原、藏东南与东南亚地区岩石圈结构形成与演化有着重要的影响(Molnar and Tapponnier, 1975; Morley, 2002)。在印度-欧亚板块相互作用过程中，不同地区与不同构造部位的响应有显著的差异。青藏高原腹地长期处于正向俯冲、碰撞与造山带垮塌过程；远离主碰撞带，碰撞作用的远程效应明显减弱(Jolivet et al., 2001)。巽他地块在经历正向碰撞之后，在后碰撞演化过程中物质向南东方向出现大规模侧向逃逸。哀牢山-红河构造带和高黎贡山-实皆构造带分别构成巽他扇形逃逸块体的东部边界和西部边界(图 1)，它们在逃逸过程中起着重要的调节作用(Tapponnier et al., 1990; Leloup and Kienast, 1993; Leloup et al., 1995, 2001)。同时，在这个扇形区域内出露许多杂岩体(图 1)，例如，沿着哀牢山-红河构造带展布的雪龙山、点苍山、哀牢山和瑶山-大象山杂岩(Tapponnier et al., 1990; Leloup and Kienast, 1993; Leloup et al., 1995, 2001; Nam et al., 1998; Wang et al., 1998; Anczkiewicz et al., 2007; Yeh et al., 2008)；沿着高黎贡-实皆构造带展布的高黎贡杂岩(Zhang et al., 2012; Xu et al., 2015)；沿着崇山构造带展布的崇山杂岩体(Zhang et al., 2010; 唐渊等，2013)；中缅边境的西盟杂岩体(Chen et al., 2017)；越南境内的Bu Khang杂岩体(Jolivet et al., 1999; Nagy et al., 2001)，泰国境内的Doi Inthanon-Doi Suthep杂岩体(Rhodes et al., 2000; Morley, 2002)，缅甸境内的Mogok杂岩体等(Bertrand et al., 2001; Searle et al., 2007)。这些杂岩体的构造变形记录了巽他地块的侧向逃逸过程。

哀牢山-红河构造带位于特提斯构造域和华南板块之间，主要由四个杂岩体构成(雪龙山、点苍山、哀牢山、瑶山-大象山)(图 1)。杂岩体主要由强烈剪切的高级变质岩组成，局部达到高角闪岩相-麻粒岩相变质作用。作为哀牢山-红河构造带上最南东侧的杂岩体，瑶山-大象山杂岩是一个呈NW-SE向展布、主要由深变质岩组成的强变形带。瑶山-大象山杂岩包括了中国境内的瑶山杂岩和越南境内的大象山杂岩，杂岩体宽度可达20km，其在中国境内长约为80km，向北西在蛮耗北部消失，覆没于二叠系-三叠系浅变质沉积岩系之下，在越南境内延长约270km，向南东延伸进入南中国海。

玉龙杂岩位于青藏高原东缘，东构造节附近位置，同时也位于哀牢山-红河构造带北部邻区(图 1)，夹于程海和剑川断裂之间，在地理位置上位于丽江市北部约20km处。玉龙杂岩宽约20km，长约60km，南北走向。金沙江将玉龙杂岩切割成约3500m深的峡谷，也就是著名的“虎跳峡”。两个主峰，玉龙雪山(5596m)和哈巴雪山(5396m)分别分布在虎跳峡的南部和北部，周围的海拔平均约3000m(Lacassin et al., 1996)。玉龙杂岩主要出露一套强烈褶皱并且隆升的古生代地层，属于扬子克拉通沉积盖层。穹隆的边缘被第四纪断层切割，在地形图、数字高程图以及野外露头均较为显著，这个地区曾有地震活动的报道，与第四纪断层活动有关(顾功叙, 1983)。其北部为哈巴-大具断裂，走向N130°E，大致平行中甸断裂；东部为陡倾的大具-丽江正断层，走向南北，倾向东，刻画了杂岩东部的轮廓(Lacassin et al., 1996)；西部为一逆断层；在杂岩南部，穹隆延伸到玉湖地区，东部断层和西部断层交汇于此。

瑶山杂岩走向北西-南东，沿着哀牢山-红河构造带构成线型穹隆(Chen et al., 2016)，向北在蛮耗一带倾没消失，向南与越南境内的大象山杂岩相连(图 2a)。穹窿核部由遭受强烈混合岩化和变形作用改造的古元古代瑶山群深变质岩和花岗岩组成；幔部由强烈剪切变形改造的二叠系-三叠系浅变质岩组合构成。瑶山杂岩的构造格架以宏观倾伏背形为特征，呈NW-SE走向，沿着哀牢山-红河构造带构成线型穹隆。无论是在深变质岩还是浅变质岩中，拉伸线理的方向通常是近水平的，倾伏北西或南东(图 2a)。尽管叶理的倾向多变，但是拉伸线理的方向却保持一致(图 2a)，而且叶理的交线方向(β线)也是近NW-SE向，与拉伸线理的方向一致，暗示着宏观A型褶皱的存在。因为缺失一套巨厚的沉积地层(云南省地质矿产局，1990)，核部与幔部岩石的接触关系之前被认为是不整合接触关系，三叠系岩石以角度不整合上覆于古元古代瑶山群，或者被当作一低角度脆性断层，切割了华南的古生代沉积层系(Burchfiel et al., 2008)。本次野外观察发现，两者之间没有脆性断层，也不存在不整合接触关系的构造标志。虽然核部与幔部这两个岩石单元具有不同的变质级别，但其岩石均遭受了强烈的韧性剪切变形，线理和叶理构造发育，且其产状以及运动学方向都是一致的，反映两者之间可能被一条区域剪切不连续面切割，其上覆和下伏的岩石是同时遭受剪切，形成了产状一致的构造要素(图 2a)。

图 2

Fig. 2

图 2 瑶山杂岩地质图（a）与玉龙杂岩地质图（b）及糜棱叶理和线理赤平投影图 Fig. 2 Geological maps of the Yao Shan(a) and Yulong(b)complexes, and stereographic projections of mylonitic foliation and lineation

糜棱叶理和线理构造是瑶山杂岩发育最为广泛的构造，由面状或线状矿物定向排列构成，例如云母、石英、长石、夕线石或者长英质集合体等(图 3a)。总体上线理倾伏北西或南东，倾伏角较小，常常近水平。在富铝片麻岩中，浅色脉体与富含云母层呈互层形式存在，是在混合岩化过程中形成的(图 3b)，这些浅色脉体进一步剪切变形，形成不对称褶皱，透镜体和扁豆体(图 3b-d)，这些通常指示上盘向南东方向运动(图 3c)。韧性剪切变形在幔部岩石同样发育，例如，三叠系个旧组和永宁镇组大理岩中，暗色条带和浅色条带相间排列，厚度不一，局部可以看到浅色条带被剪切，呈长透镜体状、钩状或紧闭褶皱(图 3e)。瑶山杂岩广泛发育A型褶皱，枢纽方向与拉伸线理方向总体保持一致，根据A型褶皱与糜棱叶理的关系，我们将其划分为早期A型褶皱(图 3f)和晚期A型褶皱(图 3g)，反映递进剪切变形作用。早期A型褶皱，以轴面叶理平行糜棱叶理为特征，线理方向与褶皱枢纽方向一致，这是在剪切作用早期，伴随糜棱叶理形成阶段而发育的A型褶皱。晚期A型褶皱，以糜棱叶理弯曲为特征，拉伸线理平行褶皱枢纽，此阶段处于剪切稍晚阶段，是在糜棱叶理形成之后形成的。早期A型褶皱，通常具有较短的双翼并且是无根的，除此之外，翼间角变化较大，但是小于120°。晚期A型褶皱，双翼可以倾向相同构成倒转褶皱，也可以倾向相反构成直立褶皱，这个与区域一级褶皱的构造格架有关。在平行褶皱延伸方向上，褶皱通常是线型的，与瑶山-大象山宏观构造轮廓相似。

图 3

Fig. 3

图 3 瑶山杂岩宏观构造特征 (a)糜棱叶理和拉伸线理构造；(b-d)混合岩化的富铝片麻岩，浅色脉体进一步剪切变形，形成不对称褶皱、透镜体和扁豆体，不对称透镜体指示上盘向南东方向运动(c)；(e)三叠系大理岩浅色成分层被剪切成透镜状；(f)早期A型褶皱；(g)晚期A型褶皱，两种类型褶皱的枢纽与拉伸线理方向一致 Fig. 3 Macroscopic deformation structures of the Yao Shan complex (a) mylonitic foliation and lineation structures; (b-d) migmatite Al-rich gneiss, the light-colored veins were further sheared and deformed, forming asymmetric folds, and lenses. The asymmetric lens indicates top-to-the southeast shearing (c); (e) light-colored stratifications in Triassic marble were sheared into lenticular shapes; (f) the early stage of A-type folds; (g) the late stage of A-type folds, the hinges of the two types of folds are consistent with the stretching lineation

瑶山杂岩具有强烈递进剪切变形的显微构造特征：具有多阶段变形改造的岩石往往保留了早期的中高温纯剪变形和晚期阶段的中低温单剪变形显微构造组合(Chen et al., 2016)。

瑶山群以遭受中高级变质作用改造的富铝片麻岩系为主组成，变质作用出现的矿物组合包括：夕线石、蓝晶石、石榴石、黑云母、白云母、斜长石、钾长石等。在夕线石榴片麻岩中，石榴石呈残斑形式存在，通常呈透镜体或浑圆状，局部石榴石内部发育黑云母、石英、夕线石和长石矿物包裹体，形成筛状变晶结构，残斑内叶理(Si)与基质叶理(Se)相连接，说明石榴石为同构造生长的变斑晶(图 4a)；部分石榴石发育显微破裂，裂隙中充填黑云母，反映一次退变质事件(图 4b)。夕线石通常呈针柱状，并且沿着C叶理方向定向排列，并可见垂直于针柱方向的裂开(图 4c)。部分石英颗粒发育颗粒边界迁移重结晶，亚颗粒旋转重结晶，并叠加后期低温波状消光(图 4d)。片麻岩或片岩广泛发育S-C组构，S叶理由片状云母，拉长定向的石英或长石组成，C叶理由细粒云母、石英等组成，指示上盘向南东方向运动(图 4e, f)。部分花岗质岩石也具有典型的S-C组构，具有剪切指向意义的白云母鱼构成S面理，细粒化的云母和石英形成C面理，指示上盘向SE方向运动(图 4g)，但与片岩或者片麻岩中发育的S-C组构不同，此花岗质岩石中的S叶理和C叶理有较大的交角。通过以上的矿物变形表现，变形温度应该达到500~600℃，并叠加一次后期的低温变形(300℃左右)，显示出岩石遭受递进剪切作用过程。

图 4

Fig. 4

图 4 瑶山杂岩显微构造特征 (a)同构造生长石榴子石(Grt)；(b)石榴子石破裂并退变质；(c)同构造生长的夕线石(Sil)；(d)石英颗粒边界迁移并叠加后期波状；(e)云母石英片岩中云母鱼(Ms)构造，指示上盘向南东方向运动；(f)夕线石榴片麻岩中，钾长石(Kfs)残斑指示上盘向南东方向运动；(g)花岗质糜棱岩中的云母鱼构造指示上盘向南东方向运动；(h)幔部花岗质糜棱岩中的石英丝带构造；(i)云母片岩中的云母鱼构造，指示上盘向SE方向运动；(j)千枚岩中形成的域构造 Fig. 4 Microstructures of the Yao Shan complex (a) the syntectonic growth of garnet; (b) fractured garnet filled with biotie grains; (c) the syntectonic growth of sillimanite; (d) grain boundary migration of quartz grains superposed by undulate extinction; (e) mica fish structure in mica quartz schist indicates top-to-the southeast shearing; (f) feldspar porphyroclasts indicates top-to-the southeast shearing in the sillimanite garnet gneiss; (g) mica fish structure in granitic mylonite indicates top-to-the southeast shearing; (h) quartz ribbon structure in granitic mylonite; (i) mica fish structure in mica schist indicates top-to-the southeast shearing; (j) domain structure formed in phyllite

幔部浅变质岩包括云母片岩，大理岩，千枚岩等，并发育一些花岗质侵入体，变质和变形温度都较低，变质作用出现的矿物组合包括石榴石、黑云母、白云母、石英、钾长石、斜长石等。花岗质侵入体保留低温变形特征，例如丝带状石英晶体，破裂的钾长石残斑(图 4h)。云母片岩中，一些白云母遭受剪切变形，形成云母鱼构造，指示上盘向SE方向运动(图 4i)。千枚岩往往因韧性剪切变形形成域构造(图 4j)。通过以上矿物变形表现，幔部浅变质岩变形温度小于或接近300℃。

石英EBSD(electron backscattered diffraction)结晶学优选测定实验在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。首先，对XZ面定向薄片进行抛光(未变形岩石参照区域线理方向切制)，使用BUEHLER MASTERMET非晶质硅酸胶体抛光液在BUEHLER Alpha & Beta磨抛机中抛光2小时，然后，由设备Hitachi S-3400N Ⅱ扫描电子显微镜上的HKL Nordlys电子背散射衍射探头套件和HKL CHANNEL5软件获取数据。工作电压为15kV，工作距离为18.4mm。实验结果见图 5。

图 5

Fig. 5

图 5 瑶山杂岩石英c轴组构图 Fig. 5 Quartz c-axis fabrics of the Yao Shan complex

采样位置见图 2a，样品YS1347、YS1277、YS1379、YS1344、YS1361、YS1359为夕线石榴黑云片麻岩，呈片麻状构造，夕线石和片状黑云母呈定向分布，石英发生颗粒边界迁移，并且局部叠加波状消光。石英样品YS1240为黑云母石英片岩，片状黑云母定向分布，局部呈云母鱼构造，石英呈条带状分布，发育颗粒边界迁移，局部叠加波状消光。YS1259为二云母石英片岩，片状云母弱定向分布，石英集合体弱定向分布，发育颗粒边界迁移并局部叠加波状消光。YS1379、YS1344和YS1361显示朝Z轴方向延伸的Y轴极密，反映早期中高温变形(550~600℃)。YS1347与YS1277显示Y轴强极密以及Y轴与Z轴之间的弱极密，表明柱面滑移占主导，反映早期中高温变形(550~600℃)，后期叠加一次相对较弱的中温变形(~400℃)。YS1240、YS1359和YS1259显示Y轴极密和Z轴附近的弱极密，表明岩石主体经历了较强作用的高温变形，并叠加后期相对较弱的低温变形作用(约300℃左右)。

根据以上石英c轴组构分析，几乎所有岩石都显示Y轴极密或Y-Z双极密，而只有局部样品显示Z轴附近极密。结合矿物显微变形特征，岩石变形主要经历了早期角闪岩相条件下的中高温变形(400~600℃)并局部叠加后期低温变形(~300℃)。早期中高温变形透入性分布，而后期低温变形具有局限性。

玉龙杂岩的地层分布构成穹隆形态(图 2b)，核部为奥陶系浅变质岩，主要由互层的片岩、千枚岩、变质粉砂岩和少量石英岩组成。翼部由志留系到下二叠统浅变质岩组成，是一套厚层大理岩，局部夹钙质片岩。

根据虎跳峡剖面的野外构造观察以及产状分析(图 2b)，该穹窿叶理走向近南北向，倾角变化较大，北东翼倾向北东，倾角约45°，南西翼倾向南西，但是倾角较大，局部近直立，说明存在一个向西倒伏的背斜构造；线理倾伏向近南北，倾伏角较小，而且线理的产状与褶皱枢纽(β线，叶理的交线)产状一致，表明宏观A型褶皱样式。露头尺度的A型褶皱同样在核部岩石广泛发育。

组成穹窿的岩石普遍遭受韧性剪切变形，且具有递进剪切变形的特点。在露头尺度上，糜棱叶理、拉伸线理、构造透镜体和石香肠构造是最为常见的变形构造，尤其是广泛发育的构造透镜体和A型褶皱构造。

在虎跳峡剖面的最北东端，即玉龙杂岩北东翼，大范围出露一套绿片岩，原岩可能属于峨眉山玄武岩或者凝灰岩，局部绿片岩中劈理域和微劈石明显发育，致使绿片岩在一些露头上多呈透镜体构造(图 6a)。局部绿片岩中发育大理岩透镜体，并且透镜体的长轴定向排列，最初是绿片岩与大理岩互层状发育，在剪切作用下，大理岩被改造成绿片岩中的透镜体(图 6b)。绿片岩内部也有韧性变形表现，例如发育在绿片岩中的原始成分层被剪切改造成褶皱状、透镜体状(图 6c)。大理岩通常呈致密薄板状，原始层厚在剪切作用下减薄。大理岩叶理和线理构造发育非常好，在叶理面上，可观察到云母和黄铁矿(风化后为褐铁矿)组成的拉伸线理，以及白色成分条带拉伸形成的拉伸线理(图 6d, e)。在富集云母的叶理面上，大理岩相对容易劈开。在条带-条纹状大理岩中，大理岩中浅色成分层呈椭圆状透镜体，分布在暗色成分层中，原生成分条带被剪切拉断，构成长椭圆状透镜体，透镜体与叶理面平行，说明顺层递进剪切作用(图 6e)。在局部大理岩露头中，能观察到含硅质成分大理岩形成的透镜体构造，指示上盘向南运动(图 6f)。在虎跳峡剖面的穹隆核部主要出露二云母片岩、黑云母片岩等，也有韧性变形表现，例如，黑云母片岩强烈褶皱作用和褶劈理的发育(图 6g)。片岩有时可形成平行褶皱，枢纽倾伏向188°，倾伏角6°，枢纽方向与区域拉伸线理方向一致，为A型褶皱(图 6h)。在玉龙杂岩的西翼，出露一套浅变质岩，岩性主要是变质粉砂岩和灰色千枚岩，变质粉砂岩局部层面上发育菱铁矿颗粒，并且长轴定向排列(图 6i)。此外，西翼还出露一套绿泥石化含砂质成分凝灰岩和变质凝灰岩，局部含砂质成分凝灰岩中发育一些暗色硅质团块，在平行线理方向上，硅质团块强烈韧性变形，呈长透镜体状(图 6j)。

图 6

Fig. 6

图 6 玉龙杂岩宏观构造现象 (a)剪切变形的绿片岩；(b)绿片岩中的大理岩透镜体；(c)绿片岩中的成分层褶皱；(d)薄板状大理岩；(e)大理岩中的浅色成分透镜体；(f)含硅质成分大理岩形成的透镜体构造，指示上盘向南运动；(g)黑云母片岩强烈褶皱作用和褶劈理的发育；(h)片岩形成的平行褶皱；(i)变质粉砂岩发育的菱铁矿斑点；(j)砂质成分凝灰岩中的包体强烈韧性变形 Fig. 6 Macroscopic deformation structures of the Yulong complex (a) sheared greenschist; (b) marble lenses in greenschist; (c) intrafolial folds in green schist; (d) laminated marble; (e) light-colored lenses in marble; (f) lenticular structure formed by siliceous marble, indicating top-to-the south shearing; (g) strong folding and cleavage development in biotite schist; (h) parallel folds in schist; (i) siderite grains developed in metamorphic siltstone; (j) the sheared inclusions developed in sandy tuff

在虎跳峡东北端大范围出露的绿片岩中，有明显绿泥石化，富集云母层和富集细粒长石和石英层限定了叶理方向(图 7a)。大理岩明显变形(垂直叶理，平行线理方向切片)，大理岩样品有的粒度较粗，有的粒度较细(图 7b-d)，方解石颗粒多数呈透镜体状，长短轴之比在1.5~5之间，方解石定向方向限定了大理岩叶理方向(图 7b-d)。有些大理岩样品中，可以观察到应变局部化带，高应变带内，方解石颗粒粒度明显变细，强烈变形呈细条带状(图 7c)。局部大理岩中方解石颗粒发生明显动态重结晶作用，细粒化，并且颗粒具有定向性，构成糜棱叶理方向(图 7d)。在片岩中，云母的定向分布以及石英、长石集合体的定向分布，限定了叶理方向(图 7e)。局部白云母片岩中，劈理域和微劈石发育显著，劈理域主要由云母组成，微劈石主要由石英和长石透镜体构成(图 7e)。碳质千枚岩中的绢云母细粒定向分布，富含绢云母条带被剪切成细条带状，并且限定了叶理的方向(图 7f)。在一些片岩中，糜棱叶理弯曲褶皱，并且发育轴面叶理，由新生的云母颗粒定向排列组成(图 7g)。

图 7

Fig. 7

图 7 玉龙杂岩显微构造特征 (a)绿泥石化(Chl)的绿片岩；(b)大理岩中方解石(Cal)颗粒长轴定向排列；(c)大理岩中发育的应变局部化带；(d)方解石发生动态重结晶作用；(e)白云母片岩中，劈理域和微劈石发育显著；(f)碳质千枚岩中的富含绢云母(Ser)条带被剪切成细条带状; (g)片岩中糜棱叶理弯曲褶皱，并且发育轴面叶理，由新生的云母颗粒定向排列组成 Fig. 7 Microstructures of the Yulong complex (a) chloritic greenschist; (b) oriented calcite grains in marble; (c) the strain localization zone developed in marble; (d) dynamic recrystallization of calcite grains; (e) cleavage domains and microlithons are significantly developed in muscovite schist; (f) sericite-rich bands in carbonaceous phyllite were sheared into thin strips; (g) mylonitic foliations in schist were folded with axial foliation developed which is composed of new born mica grains

通过构造解析，瑶山杂岩为A型穹隆构造，运动学方向指示上盘(幔部)向南东方向运动。通过各个部位的岩石变形构造与组构特点分析还可以看出，穹隆构造的形成与递进剪切变形有关，岩石具有分层流变学特点(图 8a)：核部往往由深变质岩石和高温变形组合构成并局部叠加后期低温变形，而幔部以低级变质岩石及低温变形构造为特征。多数情况下，由深变质岩为核构成的穹隆构造中普遍存在核部与幔部之间的剪切不连续面(TDC)，不连续面上下岩石具有显著的变质级别的差异，但它们却具有完全一致的构造要素(叶理与线理)，同时不连续面上下的岩石中具有相同的运动学指向标志。玉龙杂岩近南北走向，穹隆枢纽与区域拉伸线理方向一致，同样为A型穹隆，核部为奥陶系浅变质岩，幔部为志留系-二叠系浅变质岩，运动学方向指示上盘向南运动，岩石具有分层流变学特点(图 8b)，变质和变形温度较瑶山杂岩低。根据瑶山杂岩内剪切花岗质岩脉的锆石U-Pb年代学分析，穹隆作用发生的时间可能是在约30Ma时候，终止于约21Ma时候(Chen et al., 2016)。根据Ar-Ar与裂变径迹热年代学分析，玉龙杂岩的剥露主要发生在34~8Ma之间(Chen et al., 2020)。

图 8

Fig. 8

图 8 瑶山杂岩剪切岩系及区域剪切不连续面将邻区华南板块部分沉积岩系切失(a, 据Chen et al., 2016)和玉龙杂岩剪切前岩石地层柱状图及剪切后减薄变形的地层(b, 据Chen et al., 2020) Fig. 8 The sheared rock series and regional shear discontinuity in the Yao Shan complex that cut off part of the sedimentary series of the adjacent South China plate (a) and the columnar chart of rock stratum before shearing and the stratum with thinning deformation after shearing in Yulong complex (b)

值得注意的是，出露在哀牢山-红河构造带上的瑶山杂岩主要是一套角闪岩相，局部麻粒岩相变质作用的古元古代深变质岩，属于扬子克拉通前寒武纪结晶基底岩石；而出露在玉龙杂岩的岩石主要为绿片岩相浅变质岩，属于扬子克拉通沉积盖层岩石。但相同的是，它们都遭受了强烈的韧性剪切变形作用，强烈的叶理化、线理化、布丁化，而且都是伴随着剪切作用形成的穹隆式构造。哀牢山-红河剪切带在瑶山杂岩处，处于较深部层次，剪切作用和穹隆作用使前寒武纪深变质岩剥露隆升；而往北，在东构造结附近玉龙杂岩处，韧性剪切带发育在较浅部层次的奥陶系-二叠系岩层中，前寒武纪基底岩石并没有出露且剥露隆升。

从穹隆构造的识别、运动学分析可见，变质杂岩的剥露机制和动力学背景尚值得商榷。比如，传统上一般将哀牢山地区的深变质杂岩的剥露归因于左旋走滑剪切作用的影响。由于巽他地块新生代挤出的结果，沿着边界剪切带的走滑伸展(Briais et al., 1993; Harrison et al., 1996; Jolivet et al., 1999; 刘俊来等, 2007; Cao et al., 2011)或者走滑挤压(Wang and Burchfiel, 1997; Leloup et al., 2001; Zhang et al., 2010, 2017)都被认为是地块剥露的主要动力。走滑伸展下的“拉链”剥露模式被学者提出而应用于大象山杂岩、哀牢山杂岩(Harrison et al., 1996; Leloup et al., 2001)和Mogok杂岩(Bertrand et al., 2001), 认为这些杂岩自南向北穿时性剥露，类似于拉链的开启。

而本文通过对藏东南地区变质杂岩构造特征研究，藏东南地区变质杂岩体剥露与中下地壳流动过程中伴随的剪切作用和褶皱作用有关(图 9a)。幔部岩石相对于核部岩石向S或者SE方向运动，枢纽方向与拉伸线理方向保持一致，暗示着它们在成因上具有同期性，这些杂岩为地壳尺度的A型褶皱，这种区域拉伸线理与褶皱枢纽高度保持一致性和同时性，指示褶皱的形成与穹隆发育区上地壳向南或者南东方向运动有关。在褶皱(穹隆)作用和递进剪切变形过程中，位于下部层位(核部)的岩石，剪切温度属于中高温，而上部层位(幔部)的岩石变质程度浅，而变形温度较低，随着递进剪切变形作用，早期中高温变形局部叠加后期低温变形。在中下地壳流动过程中，整体以切向剪切运动为主，后期叠加NE-SW向挤压(图 9b)，虽然垂直分量小，但是经过长距离的位移，可以在流动强烈地区(如哀牢山-红河构造带区)形成线性穹隆，并且将地表以下很深的岩石剥露(Leloup et al., 1995)。

图 9

Fig. 9

图 9 穹隆演化模型(据Chen et al., 2020修改) (a)早期顺层切向韧性剪切；(b)晚期叠加NE-SW向挤压，并伴有切向韧性剪切，形成中部地壳与下部地壳的A型穹隆；(c、d)青藏高原东南部两种库埃特流动模式(详情见正文) Fig. 9 Evolution model of the dome structures (modified after Chen et al., 2020) (a) bedding-parallel tangential ductile shearing in the early stage; (b) an additional NE-SW trending shortening was dominated accompanying with bedding-parallel ductile shearing in the late stage, forming the A-type domes in the middle and lower crust; (c, d) two patterns of Couette flow of crustal mass in southeastern Tibetan Plateau (for details see the text)

瑶山杂岩和玉龙杂岩是藏东南中下地壳固态流变的局部代表，多项研究表明，青藏高原下部地壳物质从青藏高原流出，造成了青藏高原东部上地壳的高地势和表面抬升(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000)。Bai et al.(2010)通过大地电磁数据分析，显示在20~40km深处存在向东南方向流动的两个主要通道，并且富含流体。在这种情况下，地壳流动将遵循一个具有向下正梯度速度的库埃特流动，导致上盘向北的剪切运动(图 9c)。然而，我们的运动学分析和Lacassin et al.(1996)的结果表明，穹隆各部位主要为上盘向南流动，这与上述结论相矛盾。因此，我们合理地推断中、上地壳在穹窿形成过程中相对于下地壳的向南流动。最可能的解释是刚性上地壳向南流动(滑动)和粘性下地壳相对于中上地壳向北流动的反流效应，这种反流效应与上盘向南切向剪切具有相同的后果(图 9d)。前者是由高原的重力塌陷所驱动的，而后者驱动力仍需进一步研究。在这种情况下，地壳流动遵循库埃特流动，但下地壳物质相对流向高原。

类似的构造构型最近也被发现，例如，巽他地块内的西盟杂岩(Chen et al., 2017)以及越南境内的大象山杂岩(Anczkiewicz et al., 2007)。此外，在玉龙穹隆毗邻区也广泛存在类似的构造样式(云南省地质矿产局, 2002)，如许多A型背斜穹隆和向斜盆地，主要由晚古生代-早中生代地层组成，延伸N-S或NW-SE。它们的共存可能表明，近水平中下部地壳流动在东构造节附近盛行。其动力学背景需要进一步研究。然而瑶山和大象山杂岩不仅发育下地壳流变组合(角闪岩或麻粒岩相)，甚至包括熔体相，而且还发育与玉龙穹隆相似的中部地壳固态流变。由于剥蚀程度，下地壳流动在玉龙穹隆没有观察到，玉龙杂岩与瑶山杂岩相似的变形特性允许我们推断地壳流并不局限于玉龙杂岩的上地壳, 下地壳流动在玉龙地区穹隆作用过程中发挥重要作用。

(1) 瑶山杂岩宏观构造格架为A型穹隆，核部由遭受强烈混合岩化和变形作用改造属于扬子地台基底的古元古代瑶山群深变质岩和花岗岩组成；幔部由强烈剪切变形改造的二叠系-三叠系浅变质岩组合。玉龙杂岩同样为穹隆构造，与瑶山穹隆不同的是，由属于扬子地台盖层的浅变质岩组成，核部为奥陶系岩石，幔部由志留系-二叠系岩石构成。

(2) 切向剪切作用在瑶山与玉龙穹隆形成与剥露起着重要作用，岩石均具有分层流变学特点，瑶山杂岩是发育在较深岩石层位的穹隆构造，而玉龙杂岩是发育在较浅岩石层位的穹隆构造。

(3) 上盘向南或东南切向剪切可能是上地壳向南的重力滑动和粘滞下地壳相对中上地壳向北流动共同作用的结果。前者可能与高原重力塌陷有关，但后者的驱动力有待进一步研究。