藏東南始新世劍川盆地西緣沉積特征及構造意義

廖 程，楊天南，梁明娟，信 迪，董猛猛，薛傳東

(1. 中國地質科學院 地質研究所， 北京 100037； 2. 北京大學 地球與空間科學學院， 北京 100871； 3. 昆明理工大學 國土資源工程學院， 云南 昆明 650093)

印度-歐亞大陸碰撞形成了以青藏高原-喜馬拉雅造山帶為主體的正向碰撞帶以及以“三江”造山帶為主體的斜向碰撞帶(Molnar and Tapponnier, 1975; Mattaueretal., 1999)， 兩者以喜馬拉雅東構造結為界(圖1)。 這兩個碰撞帶新生代變形樣式存在顯著差異： 正向碰撞帶總體表現為一系列與碰撞帶走向近平行的逆沖斷層-褶皺構造組合，從中新世開始疊加與造山帶走向近垂直的伸展構造帶(Yin and Harrison, 2000)；而斜向碰撞帶內早期發育一系列與造山帶近平行的走滑構造，如實皆斷裂帶、高黎貢剪切帶、崇山-碧羅雪山剪切帶、紅河-哀牢山剪切帶等(Leloupetal., 1995; Wang and Burchfiel, 1997; Caoetal., 2011; Zhangetal., 2012a, 2012b, 2014; 史鵬亮等, 2015)，中新世以后普遍發育近東西向擠壓構造變形(沙紹禮等, 2001; Schoenbohmetal., 2005; Yangetal., 2014a; Liaoetal., 2020; Caoetal., 2020)。

圖 1 印度-歐亞大陸碰撞帶構造簡圖[據Tong 等(2019)修改]Fig. 1 Tectonic sketch map of the India-Eurasia collisional belt (modified after Tong et al., 2019)GLG—高黎貢剪切帶； BC—碧羅雪山-崇山剪切帶； XLS-DCS-ALS—雪龍山-點蒼山-哀牢山剪切帶； 橙、綠、紅圓圈分別代表東喜馬拉雅構造結始新世時期、中新世時期和現今的大致位置(相對現今歐亞大陸的位置)； L1、L2和L3代表不同時代正向、斜向碰撞帶分界線 GLG—Gaoligong ductile shear zone; BC—Biluoxueshan-Chongshan ductile shear zone; XLS-DCS-ALS—Xuelongshan-Diancangshan -Ailaoshan ductile shear zone; The red, green, and orange circles are the positions of the Eastern Himalayan Synatax in different periods, relative to the current Eura-sia; L1, L2, L3 are the boundaries between the orthogonal and oblique collisional belts in different periods

構造是控制沉積盆地形成演化的主要因素(Ingersoll and Busby, 1995; McCann and Saintot, 2003; 閆臻等, 2008, 2018)。與褶皺-沖斷構造變形樣式相對應，在正向碰撞帶內發育大量前陸盆地，如可可西里盆地、玉樹-囊謙盆地、貢覺-芒康盆地、倫坡拉盆地等，盆地中或多或少發育古新世-始新世火山巖(圖1)(Yinetal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Spurlinetal., 2005; 張克信等, 2007, 2013; Yinetal., 2008; Yin, 2010; 吳珍漢等, 2011a, 2011b; 李亞林等, 2013; 吳馳華, 2014; Tangetal., 2017; Zhangetal., 2018, 2019; 周江羽等, 2019)。對于這些盆地的屬性、演化歷史研究較多，而斜向碰撞帶內新生代盆地的沉積學研究則比較薄弱(Yangetal., 2014a; Gourbetetal., 2017; Caoetal., 2020)。

劍川盆地作為現今斜向碰撞帶內最大的新生代沉積盆地得到了眾多學者的關注。該盆地主體位于雪龍山-點蒼山-哀牢山剪切帶中-北段的東側(圖1、圖2)。早期研究者認為雪龍山-點蒼山-哀牢山剪切帶活動起始于始新世晚期(Leloupetal., 1995)，劍川盆地內的充填物雙河組、劍川組長期以來被認為形成于中新世、上新世(1)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬).，這種時空關系認識使得人們將劍川盆地解釋為走滑拉分盆地(Gourbetetal., 2017; 覃瓊等, 2019)。但近年來劍川盆地內火山巖同位素測年結果(馬宏杰, 2013; Yangetal., 2014a; Gourbetetal., 2017; 吳旌, 2017; 沈青強等, 2017; 覃瓊等, 2018, 2019; 韓雪等, 2019)表明，劍川盆地形成于始新世中晚期(35 Ma)以前，而大量熱年代學數據表明，其西側剪切帶的活動時代在27～20 Ma之間(Searle, 2006; Liuetal., 2020)。另外，構造變形分析結果(Yangetal., 2014a; Liaoetal., 2020; Caoetal., 2020)表明，雪龍山、點蒼山之間的地質體缺乏走滑變形的明顯證據。綜合這些研究進展，認為劍川盆地可能不是由雪龍山-點蒼山-哀牢山大型走滑作用形成的拉分盆地。

盆地充填物的時空變化特點可為盆地構造屬性分析提供最直接證據(Dickinson, 1974, 1976; Ballance and Reading, 1980; Reading, 1982; McCann and Saintot, 2003; 閆臻等, 2008, 2018)。本文在系統分析劍川盆地西部邊緣地區填充物時空變化特征基礎上，結合區域資料，探討了劍川盆地的構造屬性，欲為區域構造演化提供沉積學約束。

1 區域背景

自印度-歐亞大陸開始碰撞以來，正向碰撞帶遭受了持續的近南北向擠壓及地殼縮短，形成了一系列近東西走向的褶皺-逆斷層系及對應的前陸盆地(吳珍漢等, 2006, 2011a, 2011b; Yin and Harrison, 2000; 張克信等, 2013; 周江羽等, 2019)。在漸新世晚期(約30～23.5 Ma)，高原腹地發生區域性隆升和剝蝕夷平，缺失沉積紀錄(Wangetal., 2002)。從中新世開始，高原腹地形成規模巨大的古大湖，廣泛發育的湖相沉積角度不整合覆蓋于前中新世地層之上的湖相沉積，這些沉積地層產狀至今依然表現為近水平狀態(吳珍漢等, 2006)，表明從中新世開始，高原腹地的大規模地殼縮短基本結束，地殼縮短作用主要發生在高原北緣、北東緣(Luetal., 2018)。巖漿巖年代學、地球化學數據表明，晚更新世—早中新世期間存在巖漿作用的重大轉換(Guo and Wilson, 2019)。

目前為止，斜向碰撞帶內具有確切年代學證據的始新世盆地主要發育于劍川盆地-麗江盆地一線以北地區(圖1; 朱志軍等, 2011; Yangetal., 2014a; 梁明娟, 2016; 沈青強等, 2017; Gourbetetal., 2017)。構造變形及同位素測年數據表明，從中新世開始(Searle, 2006; Caoetal., 2011; Liuetal., 2020)劍川盆地以南(含劍川盆地)的斜向碰撞帶地殼發生了明顯的近東西向擠壓縮短，形成一系列褶皺-逆斷裂(Liaoetal., 2020)和零星分布的晚新生代沉積盆地，如發育于哀牢山褶皺-逆沖帶兩側含石膏的中新世前陸盆地(Schoenbohmetal., 2005)。而劍川-麗江盆地以北的藏東地區(東構造結以東)，中新世盆地屬性、變形特點與高原腹地高度可比(Hortonetal., 2002)。由此可見，從新生代沉積盆地的時空分布特點看，正向碰撞帶與斜向碰撞帶之間可能存在3條不同時代的界線(圖1)：界線L1位于劍川盆地以南，為始新世盆地發育區的南界；界線L2位于劍川盆地以北，與龍門山斷裂帶走向一致，代表了正向碰撞帶與斜向碰撞帶中不同屬性的中新世盆地分界線；界線L3位于喜馬拉雅東構造結附近，代表了正向碰撞帶與斜向碰撞帶的現代分界線。鑒于印度地塊持續向北遷移，斜向碰撞帶隨之向北生長，這3條界線有可能是不同時代斜向碰撞帶與正向碰撞帶的分界線。合理確定位于兩條界線之間劍川盆地的構造屬性有助于深化對印度-歐亞大陸碰撞過程的理解。

圖 2 劍川盆地及周緣地區地質圖(示實測剖面位置)[a， 據云南省地礦局(1974(2)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬).， 1984(3)云南省地礦局. 1984. 永平地區地質圖(1∶20萬).)、Yang等(2014a)、Liao等(2020)修改]、馬登地區地質圖及火山巖實測剖面位置(b)和大平子地區地質圖及剖面位置(c)Fig. 2 Geological map of the Jianchuan basin and its adjacent regions, also showing the locations of profiles for sedimentary study (a, modified after Bureau of Geology and Mineral Resources of Yunnan Province, 1974(4)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬)., 1984(5)云南省地礦局. 1984. 永平地區地質圖(1∶20萬).; Yang et al., 2014a; Liao et al., 2020), geological map of the Madeng area and the locations of profiles for volcanic strata (b) and geological map of Dapingzi area and the location of profile (c)

劍川盆地東西寬約40 km，南北長約100 km。東部邊界保留完整，為覆蓋于揚子地塊古生界之上的不整合面(6)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬).(7)云南省地礦局. 1984. 永平地區地質圖(1∶20萬).。西部邊界的北部多被NNW向逆斷裂破壞(Yangetal., 2014a)，盆地界線出露并不連續，自中部向南，盆地西邊界斷續出露，充填物角度不整合于下中三疊統火山巖(梁明娟等, 2015; 唐靚等, 2016; Xinetal., 2018)之上(圖2a)。新近的野外調查還表明，在劍川盆地、馬登盆地之間的盆地基底巖石裸露區(老君山西麓)，同期鉀質、超鉀質火山巖及其相關沉積巖也有零星出露，直接覆蓋于這些下中三疊統火山巖之上。

盆地東緣充填物角度不整合覆蓋于基底之上，基底、蓋層變形弱，而盆地西緣基底發育逆沖斷層，盆地北部充填物古水流流向東、南東、北東向，南部充填物古水流流向北東、東向(圖2a; Weietal., 2016; Caoetal., 2020)，表明盆地西緣斷裂可能控制了盆地的形成過程，更適合用于研究盆地屬性。本文選取了盆地西界的南段為研究對象，從北往南進行了白巖子、大平子、石鐘山東和羊望塘剖面測制，另對新華村上河箐、南頭箐、江尾塘上塔曲和江尾塘剖面的火山巖進行了測制(圖2b)，以查明火山巖序列，最終為劍川盆地構造屬性提供依據。

2 劍川盆地充填序列

2.1 白巖子剖面

該剖面位于所研究剖面中的最北端，未見底，結合前人研究資料(Yangetal., 2014a)，自下而上可以劃分為3個巖性段(圖3a)。下巖性段厚度約為380 m，主要巖性為紫紅色細粒泥質粉砂巖夾泥巖，這種水動力條件較弱的沉積環境可能屬于扇三角洲平原亞相。中巖性段厚度為約15 m，主要由粗面質玄武巖、粗面質英安巖構成，鋯石U-Pb年齡為36.59±0.67 Ma(Yangetal., 2014a)。上巖性段為一套沖積扇相粗碎屑巖組合。由底至頂，上巖性段又可以細分為兩個亞段：下亞段以厚1 300 m灰紫色泥質粉砂巖、紫紅色粉砂巖、紫紅色粗砂巖夾礫巖透鏡體為主，粉砂巖、粗砂巖中發育水平層理、槽狀交錯層理，礫巖透鏡體中礫石分選性差，局部具有疊瓦狀構造，底面發育沖刷面，表現出沖積扇的扇中亞相特點；上亞段厚度為800 m的粗碎屑巖，主要為紫紅色巨厚層巨礫巖夾厚層砂巖，礫石磨圓度好，分選性差，礫徑在0.5～100 cm間，一般為10～20 cm，底部發育沖刷面，表現出沖積扇的扇根亞相的特點。礫石主要來自下伏的下中三疊統，包括砂巖、灰巖、火山巖、花崗巖和頁巖。

2.2 大平子剖面

大平子地區地層出露較為完整，總厚度達1 600 m(圖3b)。根據巖性組合特征，該剖面可分為3個巖性段。

(1) 下部巖性段厚度約為240 m，由底至頂可以分為3個亞段。第1亞段厚度約為14 m，主體為灰色中薄層狀泥質灰巖，單層厚度3～10 cm，角度不整合覆蓋于下中三疊統火山巖之上(圖4a)。第2亞段總厚度為60.23 m，由紅色礫巖、含礫粗砂巖、砂巖共同構成，呈現出至少4個由下部礫巖和上部砂巖組成的韻律層(圖4b)。礫巖中厚層狀，基質(砂)支撐，局部顆粒支撐。單層礫巖厚度為0.5～1.5 m，發育不規則侵蝕基底。礫石次圓-圓狀，礫徑相差懸殊(3～30 cm)，主要為紫紅色英安巖。砂巖呈厚層狀，發育平行層理。第3亞段厚度約為170 m，表現為由礫巖、砂巖、泥巖構成的3個向上粒度變細的韻律層。單個韻律層厚度為3～5 m。礫巖表現為顆粒支撐和基質支撐兩種，礫石成分為紫紅色、灰綠色粉砂巖、泥巖、灰巖，次棱角狀-棱角狀。不同韻律層的礫巖礫徑有向上增大趨勢，底部韻律層中的礫巖礫徑僅0.5～1 cm，向上增大至1～5 cm，局部可達12 cm。細砂巖為紫紅色中厚層狀，通常含有泥巖夾層，含有植物化石，并見球枕構造和鈣質結核，鈣質結核發育頻度向上增高，單個鈣質結核粒徑5～10 cm，呈不規則的“姜狀”(圖4c)，可能代表了古土壤之下的淋濾層。該亞段頂部出露一套厚約50 m的鈣質膠結礫巖，主要為生物碎屑灰巖以及少量石英礫(脈石英)，礫徑1～3 cm，磨圓差(圖4d)。偶夾其他礫巖透鏡體(厚約1.5 m)，由灰色細砂巖礫石組成，礫徑10～20 cm，呈渾圓狀。值得注意的是，這層灰巖礫巖往南斷續出露，形成一個很好的標志層，但往南粒度變細，逐漸變成砂屑灰巖(圖2c)。

圖 3 劍川盆地西緣地層柱狀圖Fig. 3 Measured sedimentary columnar section of the western margin of the Jianchuan basin

該段總體表現為粗細頻繁交替、向上變粗的多個韻律層，各個韻律層底部發育明顯的沖刷面，韻律層頂部頻繁暴露，這些特點表明該段沉積具有典型沖積扇扇中亞相特點。

(2) 中巖性段厚度約為900 m，由底至頂可分為3個亞段。第1亞段厚度約為100 m，為灰黑色薄層狀炭質、泥質粉砂巖，發育壓實劈理。第2亞段厚約750 m，由中砂巖、細砂巖構成若干個向上粒度變細的韻律層。單個韻律厚3～10 m，底部為淺灰色中厚層狀中砂巖，局部發育礫巖透鏡體，向上過渡到細砂巖、泥質粉-細砂巖，粉-細砂巖中可見水平層理(圖4e)。第3亞段厚約50 m，為棕灰色、黑色厚層狀泥灰巖與泥巖互層，含介形蟲、雙殼類動物化石。總體而言，該巖性段主要以中砂巖為主，含少量礫巖，結合其中地層的韻律變化以及層理構造，推測該段為三角洲平原亞相，其中的小型礫巖透鏡體代表了一些水下河道相；頂部水體加深，泥灰巖的出現可能代表了濱湖亞相環境。

(3) 上巖性段礫石含量明顯增加，礫徑變大，可分為2個亞段。下亞段由巨厚的紫紅色厚層-塊狀礫巖和紫紅色砂巖組成。礫巖層與砂巖構成粒徑向上變細的正韻律，韻律層底部發育沖刷面構造。顆粒支撐，礫石以紫紅色和灰白色細-中砂巖為主，少量安山質熔巖，磨圓好，分選差，礫石礫徑為3～10 cm，具疊瓦狀構造(圖4f)。紫紅色砂巖一般為厚層，單層厚度為1～1.5 m，發育斜層理。上亞段由火山巖組成，巖性有英安質、流紋質火山集塊巖、凝灰巖，火山角礫大小為3～10 cm，局部可達20 cm，直接覆蓋于下亞段砂礫巖之上，火山巖段出露厚度近千米，未見頂。根據該巖性段出露分選性差且具疊瓦狀構造的礫巖，向發育斜層理砂巖過渡的特點，推測該段為沖積扇扇根亞相。

圖 4 大平子剖面沉積物典型露頭照片Fig. 4 Typical field photographs of the Dapingzi profilea—灰黑色薄層泥灰巖，角度不整合覆蓋在下中三疊統火山巖之上； b—礫巖、砂巖組成向上變細韻律，代表了沖積扇扇中亞相沉積，礫巖底面發育不規則的沖刷-充填構造； c—細砂巖、泥質粉砂巖互層，發育鈣質結核以及大型板狀斜層理構造； d—鈣質膠結礫巖，富含生物碎屑； e—中砂巖、粉細砂巖構成向上變細韻律，發育水平層理，代表三角洲平原亞相沉積； f—沖積扇扇根亞相沉積礫巖，礫石呈渾圓狀a—grayish-to-blackish laminated marlstone unconformably overlying the Early to Middle Triassic volcanic rocks; b—middle fan facies deposits consisting of fining-upward rhythmic sequences of conglomerate in the low part and sandstone in the upper part; c—middle fan facies deposits made of intercalating purple-red siltstones and sandstone where cross-bedded and calcareous nodules are well developed; d—conglomerate of bioclastics; e—fan delta plain facies sediments, consisting predominantly of sandstone with large-scale planar cross beds; f—upper fan facies conglomerates consisting of clast-supported and poorly organized pebbly

2.3 石鐘山剖面

石鐘山剖面位于大平子剖面南南東約6 km處,出露新生代地層總厚度約1 800 m(圖3c)。根據巖性組合特征，該剖面可分為3個巖性段。

(1) 下部巖性段厚約450 m，由底至頂可以分為兩個亞段。第1亞段厚約280 m，為紫紅色厚層狀礫巖、薄層狀粉砂巖，角度不整合覆蓋下中三疊統火山巖之上。礫石成分復雜，有泥巖、脈石英以及火山巖礫石，礫徑2～5 cm。第2亞段厚約170 m，底部為紫紅色細砂巖、泥質粉砂巖，含灰綠色粉砂巖團斑和鈣質結核，偶夾含礫細砂巖薄層(圖5a)。頂部出露厚30～50 m灰色鈣質膠結的砂、礫巖，礫石成分以生物碎屑灰巖為主，有少量紫紅色粉砂巖以及脈石英，礫徑0.5～1.5 cm。該巖性段垂向上具有粗細頻繁交替的韻律層，礫巖中層理不明顯，分選性差，粉-細砂巖中有鈣質結核等，表明該段沉積于沖積扇扇中亞相環境。

(2) 中部巖性段厚約1 050 m，由底至頂可以分為4個亞段。第1亞段為厚270 m磚紅色中-厚層狀細砂巖，發育水平層理、斜層理。第2亞段厚260 m，由紫紅色厚層狀礫巖、含礫砂巖向上過渡到紫紅色砂巖的韻律組成，韻律中礫巖、含礫砂巖層厚3～8 m不等，礫石成分復雜，由英安巖、砂巖、粉砂巖、千枚巖以及少量花崗巖、流紋巖和脈石英構成，礫石呈次棱角-次圓狀，礫徑2～30 cm，礫石長軸與短軸之比在2～4之間，局部可見礫石排列成疊瓦狀構造；砂巖發育斜層理構造。第3亞段厚約210 m，由粉砂巖、泥巖組成，局部發育向上粒度變粗的韻律，由紫紅色中層狀粉砂質泥巖向上過渡為紫紅色粉-細砂巖，單個韻律層厚5～15 m。向上泥巖層明顯增厚、增多(圖5b)。第4亞段厚約310 m，為磚紅色中-厚層狀泥質粉砂巖，偶夾細砂巖，泥質粉砂巖層面見蟲跡，發育波痕構造(圖5c)。該巖性段由粉砂巖、砂巖以及含礫砂巖組成，整體表現出沖積扇扇端亞相特點，中、下部出露的礫巖層、礫巖透鏡體代表了沖積扇上的水下河道，中、上部分出現的自下而上由細變粗韻律代表了進積型的反旋回沉積層序，說明當時沉積物的堆積速率大于盆地的沉降速率，沖積扇砂體短暫地向盆地方向推進。

(3) 上段由紫紅色中厚層狀礫巖、泥質粉砂巖、砂巖組成，出露厚度180 m，未見頂。礫巖層底面發育沖刷-充填構造(圖5d)，礫石成分有灰巖、泥巖、砂巖以及脈石英，次棱角-次圓狀，礫徑相差懸殊(0.5～10 cm)，長、短軸之比變化于1～2之間，顆粒-基質支撐，發育疊瓦狀構造，泥質粉砂巖、砂巖夾層可見斜層理。該段出露厚度較薄，推測為沖積扇扇根亞相。

圖 5 石鐘山剖面典型露頭照片Fig. 5 Typical field photographs of the Shizhongshan profilea—磚紅色泥質粉砂巖， 發育灰綠色斑塊，偶見鈣質結核； b—泥質粉砂巖層厚向上增大，代表水體相對穩定的扇三角洲平原亞相環境； c—泥質粉砂巖中的波痕； d—下部細砂巖、粉砂巖構成向上變細韻律， 代表扇三角洲平原亞相環境， 上部出露沖積扇相礫巖， 礫巖底面發育沖刷-充填構造a—brick red muddy siltstone where a few gray-green carbonate-cemented nodules are developed; b—an upward thickening muddy siltstone succession representing a fan delta plain facies; c—muddy siltstones with ripples; d—a fan delta plain succession consisting of upward-fining clastics was overlain by the fan facies conglomerates, between them is a filled scour

2.4 羊望塘剖面

羊望塘剖面位于石鐘山剖面南約4 km處，地層由整合接觸的3段構成，總厚度約2 400 m(圖3d)。

(1) 下部巖性段厚約1 250 m，根據沉積物顏色、粒度由底到頂可以細分為3個亞段。下亞段厚650 m，由多個向上變細的韻律層組成，角度不整合于下中三疊統火山巖之上。韻律層底部為紫紅色厚層狀含礫細-中砂巖，向上過渡為紫紅色中厚層狀泥巖，偶夾單層厚2～10 m不等的礫巖層。這些礫巖礫石成分復雜，有紫紅色英安巖、紫紅色泥巖、花崗巖以及脈石英，磨圓性差，礫徑1～15 cm，礫巖層底面常發育沖刷-充填構造。向上礫石中火山巖含量減少，逐漸過渡為以紫紅色粉、細砂巖礫為主的礫巖，礫石含礫降低且長軸方向定向排列，構成一系列低角度的大型板狀斜層理(圖6a)。中亞段厚約300 m，主要由紫紅色泥質粉砂巖、粉砂巖組成，夾紫紅色薄層狀泥巖，發育紋層構造、球枕構造。多夾灰綠色-灰白色細-中砂巖透鏡體、灰綠色泥巖(圖6b)。砂巖透鏡體底面發育沖刷-充填構造。灰綠色泥巖中可見斜層理、泥裂構造，局部地區夾有薄層礫巖，礫巖層底面發育沖刷-充填構造，并具有向上變細的韻律(圖6c)。上亞段厚度約240 m，為紫紅色細-中砂巖、粉砂巖，向上粒度變細，含灰綠色不規則砂質團斑以及球形風化，發育水平層理、槽狀交錯層理。頂部出露厚30～50 m淺灰色厚層-塊狀鈣質膠結礫巖，礫石以生物碎屑灰巖、細砂巖為主，含少量石英礫，礫徑0.5～2 cm(圖6d)。該巖性段垂向上表現出粗細頻繁交替的韻律層，礫巖中層理不明顯，分選性差，粉-細砂巖中的灰綠色砂質團斑及球形風化，表明該段沉積具有沖積扇扇中亞相的特點。

(2) 中部巖性段厚450 m，主要為紫紅色-磚紅色厚層塊狀細砂巖，偶見大型板狀斜層理(圖6e)。該段巖性水動力條件減弱，可能代表了沖積扇扇端亞相或三角洲平原亞相環境。

(3) 上部巖性段出露厚700 m，為礫巖、細砂巖組合。分為兩段，底部以紫紅色厚層-塊狀礫巖夾紫紅色細砂巖層或砂巖透鏡體為主，層厚550 m，發育多個向上粒度變細的韻律。礫巖層底面多發育沖刷-充填構造，礫石成分為泥巖、英安巖、細砂巖，礫石含量向上增多、礫徑變大，礫徑由下部2～5 cm向上逐漸變為5～10 cm，大者可達30 cm，分選性差，次圓-圓狀，并逐漸變為顆粒支撐，礫石具有疊瓦狀構造的特點。細砂巖夾層或透鏡體中可見槽狀交錯層理、板狀斜層理構造(圖6f)。頂部巖性段以紫紅色細砂巖為主，厚約150 m，發育水平紋層。這些以無層理塊狀特征為主的礫巖，底面通常發育沖刷-充填構造，可能代表了沖積扇扇根亞相。

圖 6 羊望塘剖面典型露頭照片Fig. 6 Field photographs showing typical sedimentary structure of the Yanngwangtang profilea—含礫粗砂巖，礫石定向排列，構成大型板狀斜層理； b—紫紅色細砂巖、泥巖中的灰白色砂巖透鏡體，代表了扇三角洲平原上的河道沉積； c—灰綠色泥巖，沿層面發育泥裂，代表扇三角洲平原亞相沉積； d—鈣質砂屑礫巖，富含生物碎片、灰巖礫； e—細砂巖中發育的斜層理，指示古水流向東； f—礫巖與細砂巖接觸部位發育沖刷-充填構造，細砂巖斜層理指示古水流向東a—elongate conglomerates floating within coarse-grained sandstone preferred orientated to form large-scale tabular cross-beddings; b—a large lens-shaped grayish white sandstone body within purplish fine-grained sandstone and mudstone, suggesting a small channel on the alluvial floodplain; c—grayish green mudstone with mudcracks, suggesting a delta plain facies; d—conglomerate of bio-clastics; e—a cross-bedding in fine-grained sand-stones indicating eastward paleocurrent direction; f—scour and fill structures developed along the boundaries between conglomerates and sandstones horizons, the cross-bedding in sandstones, indicating that an eastward paleocurrent direction

2.5 馬登鎮東側火山巖剖面

馬登鎮新華村—江尾塘一帶出露火山巖地層，雖然未見頂底，但火山巖厚度巨大，巖石類型較多，能較完整反映火山巖特點。通過4條剖面測得這些火山巖具有以下層序：

新華村上河箐地區出露的火山巖厚約1 340 m，發育4個由底部火山角礫巖向頂部凝灰巖過渡的火山旋回，各個火山旋回厚度分別為604.6、388.8、286.7和57.2 m(圖3e)。晶屑凝灰巖主要有灰紫色、灰白色、淺黃綠色調，呈中-厚層狀，晶屑成分有角閃石、長石以及少量黑云母。各旋回底部火山角礫巖中角礫成分與這些晶屑凝灰巖一致，角礫呈棱角狀，大小3～5 cm，局部大者達20 cm。

南頭箐地區火山巖出露厚度約500 m，發育2個噴發旋回(圖3f)。下部旋回厚158.8 m，主要為灰綠色厚層狀凝灰巖，偶夾粉砂巖薄層。上部旋回厚340.3 m，為灰綠色塊狀英安質熔巖，可見鉀長石、黑云母斑晶，發育安山質火山彈。

江尾塘北側的上塔曲地區出露火山巖層總厚約820 m，巖性復雜，發育8個噴發旋回(圖3g)。第1旋回為厚44.9 m灰綠色安山巖熔巖，未見底，安山巖中可見長石、角閃石以及黑云母斑晶，斑晶定向排列，顯示流動構造。第2旋回厚61.8 m，底部為火山集塊巖，集塊成分為灰綠色英安巖、紫紅色安山巖。向上變為紫紅色安山巖熔巖，氣孔較發育且多被綠泥石、綠簾石以及方解石充填。第3旋回厚199.3 m，底部為灰綠色火山集塊巖，向上迅速變為晶屑凝灰質膠結的火山集塊巖與晶屑凝灰巖互層，單層出露厚20 m，向上變為灰綠色晶屑凝灰巖。第4旋回厚131.6 m，底部為晶屑凝灰質膠結火山角礫巖，向上過渡為含火山角礫的晶屑凝灰巖，偶夾礫巖層，礫石成分有灰綠色粉砂巖、細砂巖，礫石大小3～5 cm，磨圓好。第5旋回厚約117.4 m，底部為灰色安山質熔巖，熔巖中含大量安山質火山彈，可見長石、角閃石斑晶。向上變為灰綠色晶屑凝灰巖，晶屑有長石、黑云母、角閃石和石英；凝灰巖中夾雜有植物化石、炭屑，并常含礫巖夾層，礫石有火山角礫巖、紫紅色粉砂巖，磨圓好。第6旋回較薄，底部為厚5 m的火山角礫巖，向上過渡到10 m厚的灰綠色巖屑晶屑凝灰巖。第7旋回厚約55.8 m，底部為凝灰質膠結的火山角礫巖，角礫成分有紫紅色安山巖、磚紅色凝灰巖以及火山彈，發育氣孔構造。向上過渡到灰綠色巖屑晶屑凝灰巖，晶屑成分有長石、黑云母、角閃石以及石英、白云母，凝灰巖中可見植物碎片和炭屑。第8旋回厚約189.5 m，底部為火山角礫巖和集塊巖，集塊成分有灰綠色英安巖、紫紅色安山巖，含植物碎片，上部為灰綠色塊狀安山巖熔巖。

江尾塘剖面火山巖層出露總厚約80 m。底部出露多個灰綠色厚層-塊狀礫巖向中厚層凝灰巖過渡的韻律(圖3h)，礫石成分有灰綠色流紋巖、英安巖以及灰黑色安山巖，礫徑3～5 cm，大者可達15 cm，具一定磨圓，凝灰質膠結。上部為灰色厚層-塊狀細砂巖夾泥巖，含大量植物碎片以及煤層。

在馬登盆地，這套火山巖明顯被灰黑色含炭屑、煤層、石膏的泥質層和磚紅色礫石層、泥質層角度不整合覆蓋，這些泥質層、礫石層成巖性差且發育同沉積構造，普遍出露于“三江”造山帶地區，被認為是中新世時期的沉積物(沙紹禮等, 2001; Schoenbohmetal., 2005)。

3 討論

3.1 劍川-馬登盆地充填物沉積特點

綜合前人對馬登盆地充填物研究結果，發現劍川盆地、馬登盆地充填物東西距離最近處小于8 km，均發育始新統和中新統兩套充填物(云南省地礦局， 1974(8)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬).， 1984(9)云南省地礦局. 1984. 永平地區地質圖(1∶20萬).； 沙紹禮等, 2001; Liaoetal., 2020)，兩盆地在充填物沉積序列、沉積相、地球化學特征及盆地屬性上有很強關聯。因此，本文結合劍川盆地西部邊緣地區、馬登盆地填充物時空變化特征以及區域資料，探討了劍川盆地、馬登盆地構造屬性，為區域構造演化提供沉積學約束。

3.1.1 沉積序列及分布

研究表明，兩盆地主要充填物具有以下特點：

(1) 劍川盆地始新統可分為3個巖性段，底部為粗粒的沖積扇扇中亞相礫巖、砂巖，向上變為細粒的三角洲平原亞相砂巖，頂部發育一套粗粒的沖積扇扇根亞相的礫巖、砂巖，礫巖之上出露一套多旋回的火山巖(圖3)。盆地中新統主要為含礫砂巖、砂巖、泥巖，具有成巖性差的特點(云南省地質調查院, 2008(10)云南省地質調查院. 2008. 中華人民共和國1∶25萬福貢麗江幅區域地質調查報告.; 沈青強等, 2017) 。

(2) 馬登盆地始新統主要為底部礫巖、砂巖，上部為一套多旋回的火山巖。礫巖中礫石以灰巖礫為主，呈棱角狀，分選性差，礫巖層底部通常發育不規則的沖刷-充填構造，具有沖積扇扇根亞相特點(Liaoetal., 2020)?；鹕綆r厚度上千米，表現出多旋回噴發特點(圖3e～3h)。中新統下部為一套灰黑色泥巖，夾有泥灰巖、砂巖薄層，零星分布于逆沖斷層下盤；上部為一套紫紅色-黃白色礫石層、泥質層，普遍發育同沉積正斷層、液化砂脈、負載構造等軟沉積變形構造。中新統具有成巖性差的特點(沙紹禮等, 2001; Liaoetal., 2020)。

(3) 馬登地區始新統充填物與劍川盆地始新統頂部序列一致，表明該時期兩盆地東西貫通。劍川盆地西緣的大平子、白巖子地區頂部扇根亞相礫巖、砂巖序列中夾有火山巖層。這些火山巖與東部劍川石菜江地區、西部馬登新華-江尾塘地區的火山巖構成一條NEE-SWW走向的火山巖帶(Liaoetal., 2020)。

3.1.2 充填過程

通過詳細的沉積學觀察，可以大致刻畫始新世劍川盆地充填過程。盆地西緣充填物沉積序列表明該區沉積相變化巨大，若能確定若干沉積等時面，將十分有利于詳細梳理沉積相時空變化規律。區域地質填圖表明，劍川盆地西緣地層角度不整合覆蓋在下中三疊統火山巖之上(圖3)，雖然不同位置沉積開始時間不同，但差別不會太大，可以將這一不整合界面大致視為一個等時面(等時面a)(圖7a)。

沉積物源區的突變往往反映一次重大構造變形事件，具有特定區域范圍內的等時性。劍川盆地西緣底部沉積物幾乎全部源自作為盆地西部基底的下中三疊統火山巖，表明劍川盆地開始沉積時地表出露下中三疊統火山巖。在各剖面中段普遍出現一層由生物碎屑灰巖組成的礫巖，尤其以大平子、羊望塘剖面生物屑灰巖礫巖含量最高(圖3)。該礫巖層連續出露，成為野外特征明顯的標志層(圖2c)，其連續出現代表了沉積物源的一次突變。填圖結果表明，下中三疊統火山巖覆蓋在上二疊統砂巖、泥巖、灰巖組合之上(原上蘭組)(唐靚等， 2016; Xinetal., 2018)； 劍川盆地沉積序列中出現連續的生物碎屑灰巖角礫層，表明此時火山巖層之下的灰巖開始暴露于地表，并為盆地提供沉積物。填圖結果還發現，上二疊統與下中三疊統之間為傾向西的逆斷層(圖2a中的F3)，因此推測沉積物源的變化由構造變形引發，正是這次逆沖變形導致灰巖暴露于地表。這套灰巖角礫巖之上的礫巖中，灰巖角礫較為常見，可將這層礫巖視為另一個等時面(等時面b)(圖7b)。

劍川盆地內的火山巖形成于一個在測試誤差范圍內近同時的短暫時限內(馬宏杰, 2013; Yangetal., 2014a; Gourbetetal., 2017; Liaoetal., 2020)，其底面是一個等時面。但這套火山巖分布局限，無法直接限定整個盆地所有位置的相關沉積時限。兩個剖面觀察結果顯示，這套火山巖均出現在各剖面由最細沉積物組成的地層(凝縮段)之上，如大平子剖面中的泥灰巖(圖3b)，老劍-蘭公路沿線的泥巖、粉砂巖(圖3a)均為相關剖面出現的最細粒巖石。在大平子地區，火山巖之下、泥灰巖之上夾一層約300 m厚的巨礫巖，是快速堆積的產物。鑒于此，可將凝縮段頂面視為劍川盆地充填物的第3個等時面(等時面c)(圖7c)，該等時面也是一個沉積相的突變界面，其上沉積巖粒度向上急劇變粗。

上述3個等時面將劍川盆地充填過程劃分為3個階段(圖7)，它們的沉積序列、沉積厚度及沉積相的空間變化反映了盆地時空演化歷史(圖3、圖7)。

階段Ⅰ夾于等時面a和等時面b之間，發育沖積扇相，沉積層具有明顯北薄南厚的特點，礫巖層出現頻率向北降低。南部總體為扇根-扇中亞相，往北漸變為扇中亞相的礫巖-砂巖韻律層，最北部剖面未出露。這些特點表明沖積扇扇根位于南南東一側，扇端方向位于北北西一側，沉積物多源自西南側的下中三疊統火山巖，頂部突然出現灰巖角礫的加入(圖7c)。

階段Ⅱ夾于等時面b和等時面c之間，基本是階段Ⅰ的連續發展，具有扇三角洲平原亞相或沖積扇扇端亞相特點，發育中砂巖-細砂巖向上粒度變細的韻律層，頂部發育粉砂巖、泥巖、泥灰巖，代表盆地達到了最大規模(圖7b)。

等時面c之上為階段Ⅲ沉積，具有沖積扇扇中亞相-扇根亞相的特點，發育巨礫巖、粗砂巖。與階段Ⅰ、Ⅱ不同之處在于，階段Ⅲ沉積北側厚度明顯大于南側，北側為扇根亞相，南側為扇中亞相，表明沉積物主要源自北北西側(圖7a)。

圖 7 劍川盆地西緣充填過程示意圖Fig. 7 Schematic model showing the basin-filling processes on the western margin of the Jianchuan basin

階段Ⅲ發育的火山巖具有鉀質、超鉀質特點，這種火山巖被認為具有幔源成因，代表巖石圈伸展的構造背景(Chungetal., 1998, 2005; Luetal., 2012)，這與階段Ⅰ、Ⅱ沉積中心遷移到中部地區以及沉積物源方向發生的早期源自西南方、晚期源自西北方轉變相互暗合。更重要的是，階段Ⅲ礫巖、火山巖向西延伸到馬登地區，向東延伸到劍川北部的石菜江地區，形成一條NEE-SWW走向的沉積、火山巖帶，指示了NNW-SSE方向的伸展。

3.2 劍川-馬登盆地屬性及演化

綜合劍川盆地、馬登盆地充填物及充填過程，以兩地同時出露的沉積巖、火山巖組合分界，將該區新生代盆地劃分成3個演化階段(圖8)：

(1) 印度歐亞大陸碰撞至37 Ma期間，受近W-E向擠壓，劍川地區發育周緣前陸盆地(圖8c)

前已述及，劍川盆地以西的江達-維西-云縣弧巖漿巖帶(Yangetal., 2014b)，形成了一條NWN-SES走向、寬7～12 km的褶沖帶，稱“魯甸-中和江褶皺逆沖帶”(Caoetal., 2020)或“喬后逆沖帶”(Gourbetetal., 2017)。褶沖帶東、西兩側邊界分別為傾向西、東，總體走向NWN的逆斷層，將二疊-三疊紀巖石逆沖到新生代沉積巖之上(圖2中的F1和F2)。有明確證據表明，F1斷層在劍川盆地沉積期間是活動的(Yangetal., 2014a)。褶沖帶內部還發育一系列NWN-SES走向的逆斷層，其傾向多變，如其中的斷層F3傾向南西，傾角約70°～80°，將西側上二疊統砂巖、泥巖、灰巖組合向東逆沖到下中三疊統火山巖之上(唐靚等, 2016; Xinetal., 2018; Caoetal., 2020)。推測正是這類逆斷層活動將原來被火山巖覆蓋的灰巖推至地表，為劍川盆地提供了灰巖質物源，使得劍川盆地西緣沉積序列下段碎屑物以下中三疊統火山巖、沉積巖為主，中段以后才開始出現生物碎屑灰巖角礫。這一沉積巖物源序列正好與江達-維西-云縣弧巖漿巖帶的正常巖性序列(唐靚等, 2016; Xinetal., 2018)相反。

另外，該時期的盆地充填物分布于褶沖帶東側逆沖斷層下盤，走向與褶沖帶平行(圖2a)。前人發現，充填物表現出靠近褶沖帶一側粒徑更粗、厚度更厚，如劍川老君山、馬坪關等地(云南省地礦局, 1974)(11)云南省地礦局. 1974. 蘭坪地區地質圖(1∶20萬).，并且劍川盆地西緣都發育巨厚的礫巖、砂巖充填，向東到達盆地內部，充填物逐漸變細，厚度減薄，這些和古水流也表明盆地物源來自西部褶沖帶(Weietal., 2016; Caoetal., 2020)。再結合“幕式”盆地充填過程(閆臻等, 2018)，可以認為37 Ma前，劍川盆地是在NEE-SWW向擠壓作用下形成的周緣前陸盆地。在馬登盆地內，未發現與劍川盆地階段Ⅰ、Ⅱ充填物對應的沉積物，結合馬登盆地、劍川盆地之間的晚二疊世-早三疊世火山巖直接被始新世沉積巖-火山巖覆蓋的事實，本文認為，在37 Ma之前不存在馬登盆地。

(2) 37～34 Ma期間，受近N-S向伸展，形成劍川-馬登裂陷盆地

劍川盆地階段Ⅲ充填物向西延伸到馬登盆地地區，向東延伸到劍川北部的石菜江地區，形成一條NEE-SWW走向的沉積、火山巖帶。兩地區的火山巖具有鉀質、超鉀質特點，這種火山巖被認為形成于巖石圈伸展的構造背景(Chungetal., 1998, 2005; Luetal., 2012)。而且，較階段Ⅰ、Ⅱ而言，階段Ⅲ充填物粒度突然增粗，沉積相發生突變，表明該階段構造活動強烈。因此，可以認為37～34 Ma火山巖活動時期，劍川-馬登地區受NNW-SSE方向伸展，導致極粗粒的沉積物從南北兩側進入盆地，形成走向NEE-SWW的劍川-馬登盆地(圖8b)。雖然后期山體隆起將這一盆地破壞，但殘存在老君山西麓、劍川-馬登之間褶沖帶上的始新世沉積巖-火山巖，進一步證明了這一盆地的存在。

(3) 約25 Ma受近W-E向擠壓，劍川-馬登盆地被支解，在兩地分別充填中新世周緣前陸盆地(圖8a)

圖 8 劍川-馬登新生代盆地演化模式圖(圖例參考圖2、圖7)Fig. 8 Schematic geomorphic evolution of the Cenozoic Jianchuan and Madeng basins (legends as for Fig. 2 and Fig. 7)

馬登盆地充填物及基底構造變形研究表明，中新統參與到變形之中，例如在玉龍石膏礦構造區中，馬登西逆斷層使上三疊統灰巖逆沖覆蓋到中新統下段之上，馬登鎮南側順川井一帶，亦可見上三疊統灰巖直接逆沖到中新統灰黑色泥巖之上，這種逆沖關系在馬登盆地西側的蘭坪地區較為常見。中新統上部礫石層也多發育同沉積正斷層、砂脈、負載構造等軟沉積變形構造，表明其沉積過程中構造活動仍未停止。

結合前人研究成果，在維西地區、蘭坪地區、劍川盆地、大理地區、楚雄地區以及哀牢山旁側都普遍發育中新世地層(Schoenbohmetal., 2005; Lietal., 2014)，它們以含石膏、煤層的泥巖、礫巖為主，成巖性差。這些地層受構造控制明顯，多見于逆沖斷層下盤，表明中新世的盆地充填亦具有前陸性質，可見向南“三江”造山帶中，中新世時期，以龍門山斷裂南西延長線為界，其南部、南東部發育周緣前陸盆地。

這樣的盆地演化序列，清晰地展示了印度-歐亞大陸碰撞以來，劍川-馬登地區的地殼經歷了擠壓-伸展-擠壓兩次構造轉換，形成兩期周緣前陸盆地，這樣的盆地演化規律對重塑斜向碰撞帶的生長過程有可能提供關鍵制約。

3.3 大地構造意義

目前的劍川盆地位于斜向碰撞帶內(圖1)，以往認為該盆地為走滑拉分盆地(Gourbetetal., 2017; 覃瓊等, 2019)。本文研究及前人數據表明，劍川盆地為形成于始新世的前陸盆地，與同時代的貢覺-芒康盆地、玉樹-囊謙盆地、可可西里盆地以及倫坡拉盆地(Yinetal., 1999; Yin and Harrison, 2000; Spurlinetal., 2005; 張克信等, 2007, 2013; Yin, 2010; 吳珍漢等, 2011a, 2011b; 李亞林等, 2013; 吳馳華, 2014; Tangetal., 2017; Zhangetal., 2018, 2019; 周江羽等, 2019)等具有相同的構造屬性，都發育厚度不等的火山巖。這一特點暗示，在始新世期間，劍川地區可能與藏東及整個高原主體處于相同的構造部位，即正向碰撞帶內，劍川盆地的南界很可能是始新世期間正向碰撞帶與斜向碰撞帶的界線。從目前已經發表的資料分析，劍川盆地為整個“三江”造山帶內最南側的始新世盆地。

上述認識得到了地球物理數據的支持。大量地球物理探測結果(Levetal., 2006; Soletal., 2007; Singhetal., 2016)揭示了“三江”造山帶存在一條著名的巖石圈結構界線，即北緯26°線(圖1中的L1)。該界線兩側巖石圈結構完全不同。從地表地質資料看，現已發現的始新世前陸盆地均位于界線以北，其南側未見始新世前陸盆地相關報道。地表地質資料與深部地球物理資料的高度吻合強烈暗示北緯26°線代表始新世期間正向碰撞帶與斜向碰撞帶間的分界線。最近發表的古地磁資料顯示，蘭坪縣城西側的寶相寺組礫巖(對應于劍川盆地下段礫巖)已經順時針旋轉了約80°(楊向東等, 2020)。因而，本文認為劍川盆地為形成于正向碰撞帶內的前陸盆地，形成之后其所在地塊順時針旋轉了80°。

前已述及，發育不同構造屬性中新世盆地的區域分界線大致位于龍門山斷裂帶的西延線上(圖1中的L2)，而現代斜向碰撞帶與正向碰撞帶的界線應該穿越東構造結(圖1中的L3)。鑒于盆地屬性與構造背景的高度關聯性，本文嘗試將不同屬性中新世盆地發育區的分界線視為中新世期間正向碰撞帶與斜向碰撞帶的界線。雖然還需要更深入的研究，但上述3條界線位置的變化趨勢很好地反映了斜向碰撞帶向北逐漸生長的歷史。

4 結論

(1) 劍川-馬登新生代盆地具有3階段沉積演化特點：>37 Ma沉積記錄于劍川盆地中，為一套沖積扇扇中亞相礫巖、砂巖向扇三角洲平原亞相砂巖過渡的周緣前陸盆地沉積；37～34 Ma區域上以一套底部沖積扇扇根亞相礫巖、砂巖，上部巨厚火山巖的充填物貫通劍川、馬登地區，形成走向NEE-SWW的劍川-馬登裂陷盆地；約25 Ma統一的劍川-馬登盆地發生徹底破壞，在兩地充填周緣前陸盆地沉積。

(2) 劍川盆地在37 Ma前的周緣前陸盆地與藏東、藏北地區同時代盆地屬性一致，在劍川-馬登盆地以南不發育始新世前陸盆地。因而，劍川-馬登盆地南側邊界可能代表了始新世期間正向碰撞帶與斜向碰撞帶之間的分界線，該分界線與地球物理探測揭示的巖石圈結構分界線重合。

(3) 約25 Ma，劍川-馬登盆地被分割為兩個獨立盆地，沉積學數據及構造變形特點表明，研究區中新世盆地也屬于周緣前陸盆地。區域資料分析顯示，中新世周緣前陸盆地的分布范圍限于龍門山斷裂帶南西向延長線以南地區，該線以北不發育中新世前陸盆地。該線可能代表中新世期間斜向碰撞帶與正向碰撞帶之間的分界線。

(4) 綜合多學科數據，認為在印度-歐亞大陸碰撞過程中，斜向碰撞帶逐漸向北生長。

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