2014, Vol. 57
2. 国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081;
3. 江苏省有色金属华东地质勘查局, 南京 210007
, YANG Zhen-Yu1,2
, WANG Heng1, ZHANG Xu-Dong3, AN Chun-Zhi1, XU Ying-Chao1, ZHAO Yue1,2
2. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction, the Ministry of Land and Resources, Beijing 100081, China;
3. East China Mineral Exploration and Develoment Bureau, Nanjing 210007, China
古近纪时期印度板块和欧亚板块的碰撞及随后印度板块持续向欧亚板块内部的楔入挤压作用导致亚洲大陆内部发生了强烈的构造变形，不仅形成了喜马拉雅山脉及中亚内部众多山系, 还在青藏高原内部周缘地区形成了一系列规模巨大的走滑断裂系(Aitchison et al., 2007; Beck et al., 1995; Jaeger et al., 1989; Klootwijk et al., 1985; Molnar et al., 1975; Rowley et al., 1996; Tong et al., 2008; Van Hinsbergen et al., 2012).多年来的地质学和古地磁学研究表明自古新世以来印度板块与欧亚大陆之间至少发生了约2500km的 南北向收缩量(Canda et al., 2011; Copley et al., 2010; Monlar et al., 2009; Van Hinsbergen et al., 2011).最近Cogné等(2013) 通过重新计算的东亚大陆视极移曲线(EA-APWP)并估算了印度板块与西伯利亚稳定区之间的南北向收敛量，提出在去除亚州新生代红层地层磁倾角偏低的影响后，计算得出的印度板块与西伯 利亚板块之间的南北向缩短也达到了2080±603 km.
自1980年以来，地质学研究建立了多个构造模型重塑印度板块—欧亚板块碰撞带的形成过程，并试图解释青藏高原隆升的机制以及自印亚碰撞以来印度板块与欧亚大陆间巨大的南北向缩短量的形成原因.其中欧亚大陆陆内地壳连续挤压缩短变形和地壳增厚模型(England et al, 1986, 1989, 1993; Holt et al., 2000)，欧亚大陆南缘镶嵌地块沿大型走滑断裂带的侧向挤出逃逸模型(Peltzer et al., 1988; Replumaz et al., 2003; Tapponnier et al., 1982)，以及欧亚大陆南缘下地壳黏性流沿狭窄通道 东向或东南向流出模型(Royden et al, 1997, 2008) 占局了主导地位.Shen等(2001)提出了青藏高原分步式隆升模型，认为青藏高原南缘首先发生了地壳增厚和高原抬升，之后这一构造作用逐渐向北东向逐步发展，最终形成了现今的高原，这一过程中地块的侧向挤出作用、地壳挤压缩短增厚作用以及下地壳黏性通道流作用在青藏高原不同演化阶段以及不同区域内起到了主导作用.Tapponier研究团队通过近几年来的研究结果确认了青藏高原的分阶段隆升模式, 提出在青藏高原的多阶段构造演化历史中, 地壳块体的侧向挤出运动以及地壳的变形增厚作用在不同构造时期中分别起到了主导作用 (Replumaz et al., 2003; Tapponnier et al., 2001). 十多年来在青藏高原南部和中国西南部进行的GPS监测研究提出青藏高原地壳的刚性旋转作用造成了地壳东向挤出作用，导致了印度板块与欧亚大陆间至少50%的北东向逆冲缩短量(Gan et al., 2007)，而以东喜马拉雅构造为中心， 青藏高原地壳物质自高原中部和西部开始，以鲜水河小江断裂带为走滑边界发生了顺时针旋转变形作用，这一地壳变形特征在青藏高原东南缘尤为凸出，这种地壳变形特征暗示高原内部高塑性上地壳在下地壳黏性通道流的驱动下发生了东南侧向逃逸运动(Gan et al., 2007; Shen et al., 2001).可见东南亚地区镶嵌地块的侧向顺时针旋转挤出运动以及挤出地壳块体的陆内变形特征对于深入剖析青藏高原隆升机制以及印亚碰撞以来印度板块与欧亚大陆间巨大南北向收敛量的形成原因有着重要的意义.磁性构造学对于地壳块体间的相对旋转运动以及南北纬向运动的研究有着非常有效和独特的作用.过去二十多年，众多学者针对青藏高原镶嵌地块沿大型走滑断裂带的侧向挤出逃逸模型在滇缅泰地块和印度支那地块白垩纪以来红层地层中开展了大量的古地磁学研究，都证实滇缅泰地块和印度支那地块自印亚碰撞以来沿其边界走滑断裂带发生了约1000 km左右的南向滑移运动，同时还伴随着顺时针旋转运动(李仕虎等，2012；Funahara et al, 1992, 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al., 2012; Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008; Yang et al, 1993, 2001a).然而随着古地磁研究区域的逐渐扩展，越来越多的古地磁数据显示滇缅泰地块东北部思茅地相对华南板块发生了明显的差异性顺时针旋转变形，甚至思茅地体东部江城地区发生了逆时针旋转运动(杨振宇等，2001；张海峰等，2012)，表明思茅地体在东南侧向旋转挤出运动的过程中经历了强烈的地壳差异性变形作用.
Tanaka等(2008)总结了当前思茅地体上可靠的古地磁数据，提出思茅地体陆内差异性旋转变形运动与思茅地体内部广泛分布的弧形兰坪—思茅褶皱带的发展演化有关联.根据这一构造模型，思茅地体中部蜂腰部位以东景谷、镇沅地区发生较大角度的顺时针旋转变形，正对蜂腰部位的景东至南涧之间的区域可能发生了较为混乱的旋转变形运动，而进一步推测思茅地体中部蜂腰部位以北的临近区域则可能发生了较小角度的顺时针旋转变形甚至逆时针旋转变形作用(图1).因此，思茅地体中部蜂腰部位地壳的旋转变形特征与褶皱轴向间的关系是这一构造模型建立的关键所在.前人得到的古地磁数据大多集中于思茅地体北部的兰坪、云龙、永平地块，思茅地体中部的景谷、镇沅以及普洱地区，以及地体东南部江城和勐腊地区(李仕虎等，2012；张海峰等，2012; Funahara et al., 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al., 2012; Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008;Yang et al, 1993, 2001a)， 但思茅地体蜂腰部位以北的重要区域却几乎没有古地磁数据来验证这一构造模型的可靠性.因此，本次研究以思茅地体蜂腰部位以北巍山地 区白垩纪地层为主要研究对象，采集了两条古地磁 剖面来分析这一区域的旋转变形特征及其成因(图2a).
 | 图1 青藏高原东南缘地质构造简图 SCB:华南板块；ICB：印度支那地块; STB:缅泰地块；CDT：川滇地体；ST：思茅地体；BST：保山地体；XXF：鲜水河—小江断裂带；RRAF：红河—哀牢山断裂带；CSF：崇山断裂带；GLGF： 高黎贡断裂带；NTF：南汀河断裂；DBPF：滇边府断裂；SGF：实 楷断裂带；WCF：王朝断裂带；TPZ：三塔断裂带. Fig.1 Simplifeid geological map of the southeast edge of Tibet plateau SCB：South China Block；ICB： Indochina Block；STB：Shan-Thai Block；CDT：Chuan-Dian Terrane；ST：Siamo Terrane; BST：Baoshan Terrane；XXF：Xianshuihe-Xiaojiang Fault Belt; RRAF: Red River-Ailao Fault Belt; CSF: Chongshan Fault Belt; GLGF: Gaoligong Fault Belt; NTF: Nantinghe Fault; DBPF: Dian Bien Phu Fault; SGF: Sagaing Fault Belt; WCF: Wangchao Fault: TPZ: Three Padogas Fault. |
 | 图2 (a)思茅地体中部构造地质简图，方框指示了图b,c的位置;(b)思茅地体中部巍山剖面地质简图及古地磁采点分布情况;(c)思茅地体中部五印剖面地质简图及古地磁采点分布情况 Fig.2 (a) Simplifeid geological map of the middle part of Simao Terrane; (b) The simplified geological map and the distribution of sampling sites of Weishan section; (c) The simplified geological map and the distribution of sampling sites of Wuyin section |
青藏高原的东南部由滇缅泰马地块、印支地块、川滇微地块等多个次级块体拼贴组成，其间被金沙江—哀牢山—红河走滑断裂带以及奠边府走滑断裂带分割(图1)，自古近纪以来由于印度板块持续楔 入欧亚板块导致这些地块发生了持续的东南侧向旋 转挤出逃逸运动(李仕虎等，2012；Funahara et al, 1992, 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al.,2012; Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008; Yang et al, 1993, 2001a).思茅地体位于滇缅泰马地块东北部，其北东缘和西南缘分别以哀牢山—红河走滑断裂带和崇山断裂带为边界，在构造位置上紧邻东喜马拉雅构造结东侧(图1).同位素年代学研究认为红河断裂带自渐新世时期(约32 Ma)开始发生大规模左旋走滑运动，并一直持续到了约17 Ma，之后自上新世时期(约5 Ma)开始转变为右旋走滑运动(Gilley et al., 2003; Leloup et al, 1995, 2001; Wang et al., 1998).而崇山断裂带是一条新生代左旋走滑断裂带，其构成了思茅地体和保山地体的块体边界(Wang et al., 2000)，其初始走滑运动开始于32 Ma左右，晚期走滑运动约在27～29 Ma之间(Wang et al., 2006).
由于受到印度板块与欧亚大陆间的碰撞和持续挤压作用，思茅地体内部形成了一套与金沙江—红河—哀牢山走滑断裂带近平行展布的逆冲断裂系和近北东—南西走向的走滑断裂系，同时自思茅地体北缘兰坪地区开始直至思茅地体南部景洪地区，普遍发育轴向近北西或北北西向的褶皱带，思茅地体外部则发育多条近南北向或北北东向展布的大规模左旋走滑断裂带(Wang et al, 1998, 2000)(图1).思茅地体中部巍山至景东地区处于澜沧江断裂带和无量山—营盘山断裂带之间，思茅地体褶皱带的宽度在本区域迅速减小形成明显的蜂腰地貌，该区是思茅地体内部构造变形最为强烈的地区，主要表现为白垩纪以来红层地层的褶皱和断裂，构造线行迹明显(图2a).总体上本区一系列褶皱和断裂组成了反S型状的弧形构造带形式，在蜂腰部位以北区域构造带线迹方向大体呈北西西向—北西向，在蜂腰部位内部构造线迹方向转变为近北西—南东向，而在蜂腰部位以东区域构造线迹方向又转变为近南北向甚至北北东向，其构造线行迹延伸方向基本平行于澜沧江断裂带展布(BGMRY, 1990).而在思茅地体中部蜂腰部位北侧和南侧，近南北走向的程海—鱼泡江断裂带和近北东走向的南汀河左旋走滑断裂带分别与红河走滑断裂和澜沧江断裂带相交.由于思茅地体中部蜂腰部位复杂地质构造条件，本区域部分白垩纪以来红层地层经历了较弱的变质作用，导致多年来本区内可靠的古地磁数据非常稀少.
思茅地体中部蜂腰部位部分地区连续出露早白垩纪到古新世的湖相沉积地层(图2a), 部分地区白垩纪以来湖相沉积地层厚度较大，地层岩性特征较统一.下白垩统景星组地层底部为灰色钙质砾岩或粗砂岩；下部以灰、灰白、浅灰色厚层块状石英砂岩、长石石英砂岩为主，夹紫红色、灰绿色泥岩、粉砂岩及少量泥灰岩、含砾砂岩；上部为紫红色泥岩、泥质粉砂岩夹细砂岩, 地层总厚度为340~2000 m, 普 遍含双壳类(Koreanaia yunnanensis, Cyotrigonioides puerensis, Nippononaia Diana, Plicatounio rostratus, Nakamuranaia mojiangensis等),介形虫(Monosulcocypris reticulate, Cypridea angusticaudata等) 以及叶肢 介类(Orthestheria quadrata, orthestheriopsis dajingensis等) 等早白垩世时期特征性化石组合类形，表明地层年代为早白垩世.其与下覆上侏罗统坝注路组地层间平行不整合接触，与上覆上白垩统南新组间整合接触(BGMRY, 1990).上白垩统地层主要由南新组和虎头寺组地层组成, 南新组下部岩性以紫色、紫红色中至粗粒含长石石英砂岩为主，夹紫红色钙质 泥岩、泥质粉砂岩、砂砾岩，上部以紫红色中至细 粒砂岩为主，夹红色粉砂质泥岩、泥岩, 富含双 壳类化 石(Nippononaia carinata, Nakamuranaia chingshanensis, N. subrotunda, N. elongata),介形虫 (Monosulcocypris subovata, M. longa, M. subelliptica, M. gigantea, M. yunnanensis),轮藻类(Atopochara trivolvis, Nodoclavator puchangheensis) 及腹足类，叶肢介、昆虫等晚白垩世时期特征性化石组合，属河湖相沉积，地层总厚度约591～1961 m(BGMRY, 1990).虎头寺组平行整合覆盖于南新组地层之上，岩性以灰棕色、浅灰白、浅黄绿色块状细粒长石石英砂岩，泥质粉砂岩为主, 地层总厚度为50~400 m, 其与上覆古新统云龙组地层层间呈平行不整合接触.古新统云龙组岩性以棕红色泥岩、粉砂岩，夹含盐泥砾岩为主，普遍含石膏，底部有一层 浅棕红色泥砾岩, 地层内含丰富的古新世特征性生物化石组合，有以Obtusochara-Peckichara-Gyrogona 为代表的轮藻植物群和Sinocypris-Parailyocypris-Eucypris 介形类，另外含有叶肢介Paraleptestheria和腹足类化石, 为咸水湖相红色砂泥岩(BGMRY, 1990).
本次研究我们在思茅地体中部巍山地区布置了两条剖面(图2).巍山剖面位于巍山县城北东巍山至弥度公路两侧，在上白垩统南新组/虎头寺组湖相 沉积地层中设置了20个古地磁采点(Ws1—Ws20)， 采点均匀分存在轴向近北北西向向斜两翼，样品岩性以紫红色钙质泥岩、泥质粉砂岩为主(图2b). 五印剖面位于巍山县城西南部，由于本区白垩纪以来地 层出露较差，因此在下白垩统景星组湖相沉积地层中仅设置了7个古地磁采点(Wy1—Wy7)，样品岩性以紫色、紫红色钙质泥岩、泥质粉砂岩为主(图2c).
两条剖面使用便携式古地磁专用采样钻机共采集了27个构造古地磁采点，并用磁罗盘进行岩芯定向，共采得定向岩芯样品约320块.每个采品位置的 现代地层场方向都使用2010年国际标准参考地 磁方向进行了校正(International Associaton of Geomagnetism and Aeronomy, 2010).
岩石磁学实验的目的是鉴别样品中主要载磁矿物及其组合类型.等温剩磁获得曲线(IRM)及反向直流场退磁曲线可以通过揭示磁性矿物的矫顽力来鉴别磁性矿物种类，三轴等温剩磁退磁曲线(Z轴方向加2.2T，X轴方向加0.4T，Y轴方向加0.12T)则通过不同磁性矿物的解阻温度来判别磁性矿物种类(Lowrie, 1990).为了确定本研究剖面样品主要载磁矿物组合特征，根据两条剖面各采样的分布情况以及岩性，选取了多块代表性样品进行了多类岩石磁学实验(WS3-2A, WS17-3A, WY1-2, WS5-2).四块样品等温剩磁获得曲线以及三轴热退磁实验有着相似的结果.三轴等温剩磁热退磁曲线显示，中间磁组分和软磁组分在加热至580 ℃左右处没有出现明显拐点，表明样品不存在磁铁矿或存在极少量的磁铁矿，在加热温度达到680 ℃以后硬磁组分、中间磁组分以及软磁组分都降低至0，显示了大量赤铁矿存在的信息(图3a).等温剩磁获得曲线显示，在正向场强达到200 mT之前磁化强度缓慢增加，当正向场强达到2.5 T左右时才趋于饱和，在反向场强达到500～800 mT之间时，磁化强度转变为负值，显示赤铁矿存在的信息(图3b).可以确定，巍山剖面和五印剖面样品中主要载磁矿物为赤铁矿.
 | 图3 (a)典型样品三轴热退磁实验结果；(b)典型样品IRM获得曲线及反向场退磁曲线 Fig.3 (a)The three-component IRMs thermal demagnetization curves for representative samples of Weishan and Wuyin sections；(b)Acquisition curves of isothermal remanent magnetization and back-field demagnetization of saturation IRM for representative samples of Weishan and Wuyin sections |
所有构造古地磁定向岩芯样品都在室内加工成2.2 cm长，直径宽2.54 cm的标准样品，每个岩芯 样品都至少加工出两个以上标准样品.所有古地磁实验都是在国土资源部古地磁与古大陆重建部重点实验室进行.剩磁测量均在美制2G-755型超导磁力仪上进行，系统热退磁是在ASC TD-48大型热 退磁炉上完成.在低温段温度间隔较大(50～100 ℃)， 高温段温度间隔逐渐变小(10~20 ℃).每个采样品热退磁特征都由Z氏图展示(Zijderveld, 1967)，所有样品的剩磁组分均用主向量分析法分析(Kirschvink, 1980)，最后以采点为单位进行统计分析(Fisher, 1953).
巍山剖面部分样品在20~250 ℃之间分离出低温剩磁分量(图4)，以样品为单位进行Fisher平均后，得到剖面低温剩磁分量平均方向在地层校正前 为Dg=1.2°, Ig=43.9°, k=25.7, α95=5.0°,地 层校正后为Ds=4.2°, Is=46.2°, k=7.7, α95=9.5°， 地层校正前平均方向与现代地磁场方向相似，表明其为现代地磁场下形成的黏滞剩磁(图5a).剖面绝 大多数样品在300~680 ℃之间都分离出线性较好的高温剩磁分量(图4)，只有2个采点(Ws19,Ws20)系统热退磁结果较差，未能分离出可靠的剩磁组分.共从18个采点中得到了高温剩磁分量(表1)，其中Ws1—Ws14为正极性剩磁分量，Ws15—Ws18为反极性剩磁分量，二者之间呈现很好的对趾关系.对18个采点高温剩磁分量进行Fisher平均，得到剖面高温剩磁分量平均方向在地层校正前为Dg=61.0°, Ig=63.7°, k=6.6, α95=14.6°, 地层校正后为Ds=64.3°, Is=48.5°, k=54.6, α95=4.7°, ks/kg=12.51>F(34,34)=7.92, 在95%置信度通过了McElhinny褶皱检验(McElhinny, 1964).对高温剩磁分量进行McFadden(1990)褶皱检验(McFadden, 1990)，结果显示地层校正前ξ1=9.59 ， 地层校正后ξ1=3.93, 临界值 ξc=5.07，因此在95%置信度通过了McFadden(1990)褶皱检验.可以确定巍山剖面高温剩磁分量形成于本区域地层褶皱形成年代之前，同时，不同采点高温剩磁分量正反极性的对折也表明其为原生剩磁分量.
 | 图4 巍山剖面及五印剖面代表性样品系统热退磁结果地层产状校正前Z矢量图；实心圆代表水平投影，空心圆代表垂直投影 Fig.4 The Zijderveld diagrams of thermal demagnetizations result for the representative samples of Weishan and Wuyin sections.The solid/open circles represent vector endpoints projected onto the horizontal/vertical planes before tilt correction |
 | 图5 (a)巍山剖面低温剩磁分量等面积投影图；(b)五印剖面低温剩磁分量等面积投影图；五角星代表剖面平均古地磁方向，灰色圆圈代表剖面平均方向的A95大小 Fig.5 (a)The equal-area projections of low-temperature component of Weishan section; (b)The equal-area projections of low-temperature ecomponent of Wuyin section; the stars represent the mean paleomagnetic direction of sampling section, the gray circle around the star represent the radius of cone at 95 precent confidence of mean paleomagnetic direction of sampling section |
五印剖面样品在20~250 ℃之间分离出低温剩磁分量(图4)，以样品为单位进行Fisher平均后，得到剖面低温剩磁分量平均方向在地层校正前为Dg=349.5°, Ig=46.3°, k=29.0, α95=6.0°, 地层校正后为Ds=24.2°, Is=56.7°, k=12.8, α95=9.3°，地层校正前平均方向与现代地磁场方向相似，表明其为现代地磁场下形成的黏滞剩磁(图5b).剖面绝大多数采样点样品在250~660 ℃之间分离出线性较好的高温剩磁分量(图4)，仅有1个采点(Wy6)系统热退磁结果较差，未能分离出可靠剩磁 组分.共从6个采点中分离出了高温剩磁分量(表1)， 对所有高温剩磁分量进行Fisher平均后得到的剖面高温剩磁分量平均方向在地层校正前为Dg=348.6°, Ig=34.8°, k=22.5, α95=14.4°, 地层校正后为Ds=15.4°, Is=44.8°, k=212.0, α95=4.6, ks/kg=9.42>F(34,34)=4.98, 在95%置信度通过了McElhinny褶皱检验(McElhinny, 1964).对高温剩磁分量进行McFadden(1990)褶皱检验(McFadden, 1990)，结果显示层校正前ξ1=4.49， 地层校正后ξ1=1.76, 临界值ξc=3.08，表明在95%置信度通过了McFadden(1990)褶皱检验.表明五印剖面高温剩磁分量形成于本区域地层褶皱形成年代之前(表1，图6b).
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表1 思茅地体中部巍山地区白垩纪地层古地磁采样剖面系统热退磁高温剩磁方向的平均方向统计结果 Table 1 The high temperature magnetic components of red bed samples collected from the Weishan area and Wuyin area in the middle part of Simao Terrane |
 | 图6 (a)巍山剖面高温剩磁分量等面积投影；(b)五印剖面高温剩磁分量等面积投影；五角星代表剖面平均古地磁方向，灰色圆圈代表剖面平均方向的A95大小，黑色圆代表上半球投影，空心圆代表下半球投影 Fig.6 (a) The equal-area projections of high-temperature component of Weishan section; (b) The equal-area projections of high-temperature ecomponent of Wuyin section; the stars represent the mean paleomagnetic direction of sampling section, the gray circle around the star represent the radius of cone at 95 precent confidence of mean paleomagnetic direction of sampling section, the solid/open circle represent the upper/lower hemispheres |
从思茅地体中部巍山地区两条白垩纪地层古地磁研究剖面中得到了可靠的高温剩磁分量，褶皱检验表明这些高温剩磁分量都形成于地层褶皱形成年代之前.思茅地体自侏罗纪开始一直到始新世中期，普遍发育红色细砂、砂岩陆相沉积地层.在中晚始新世时期，由于受到印度板块的持续北东向挤压作用，思茅地体经历了强烈的构造作用，白垩纪、古新世和始新世陆相红层地层普遍发育褶皱和断裂，在思茅地体两侧靠近红河断裂带和澜沧江断裂带的区域褶皱呈现紧密线状排列，局部出现倒转褶皱，而在思茅地体中部区域褶皱则多表现为开阔对称形态.另外由于受到喜马拉雅动运第I幕影响，在兰坪—景谷—勐腊一线还形成了巨厚的上始新世-浙新世磨拉石建造，其与下部白垩纪、古新世以及始新世陆相红层间为不整合接触(BGMRY, 1990).通过发生褶皱的地层的年代以及地层前的接触关系，可以确定思茅地体北部和中部地区的褶皱作用主要发生在始新世-渐新世时期.因此，巍山剖面和五印剖面得到的高温剩磁分量形成于始新世-渐新世之前.
Cogné等(2013) 指出由于欧亚大陆内部存在的地壳变形，可能导致欧亚视极移曲线不再适合作为东亚地区古地磁研究的参考古地磁极，而华南板块自白垩纪以来是相对比较稳定的地块，因此，华南板块是古地磁研究东亚地区新生代构造变形的最佳参考体系.为了分析巍山和五印地区白垩纪以来旋转变形特征，我们选取同时代华南板块稳定区的古地磁极做为参考极(Yang et al, 2001a, 2001b)换算研究区不同古地磁研究剖面的期望磁偏角, 从而计算其相对于华南板块稳定区的旋转变形量. 根 据国际标准磁极性地层柱,白垩纪有明显的三个极 性段,早白垩世早期为混合极性带(145.5~125 Ma), 早 白垩世中晚期至晚白垩世中期的超长正极性带(125~83.5 Ma), 晚白垩世中期之后的混合极性带(83.5~65.5 Ma)(图7).本研究区上白垩统巍山剖面大部分采点(Ws1—Ws14)古地磁样品都为正极性, 但剖面顶部4个采样点(Ws15—Ws18)古地磁样品为反极性.Ws1—Ws11古地磁采样点在地层层位上由老到新分布，Ws12—Ws14采点则与Ws1—Ws11在层位上重合，Ws15—Ws20在地层层位上由新到老分布，多数采点间隔约20～50 m，少数采点间距离较远，采样地层总体厚度大，基本覆盖本区域上白垩纪地层(图2).虽然古地磁样采点的分布并没有严格按照磁性地层学要求采集，但所有采点地层层序上的分布顺序、采样剖面覆盖的地层厚度，以及各采点热退磁结果所显示的正反极性都表明巍山剖面地层年代极有可能处于晚白垩世中期混合极性带时期, 其详细地层年代为83.5~65.5 Ma(图7), 因此我们选取Yang等(2001a)统计的华南板块和华北板块晚白垩世古地磁极为参考古地磁极.研究区下白垩统五印剖面Wy1—WY4采点在地层层位上由老到新分布，Wy6、Wy7采点同样在地层层位上由老到新分布，但由于Wy5、Wy6/Wy7与Wy1—Wy4采点相隔位置较远，因此不能确定其在地层层位上的上下关系(图2).但是，古地磁采样剖面总体所覆盖的采样地层厚度较大，且各采点热退磁结果都显示为正极性，因此，Wy1—Wy7采点极有可能采自于早白垩世中晚期的超长正极性期内，其详细地层年代应为125~99.6 Ma(图7)， 因此我们选取Yang等 (2001a)统计的华南板块和华北板块超长正极性带时期古地磁极做为早白垩世参考古地磁极.
 | 图7 巍山剖面与五印剖面古地磁结果与国际标准地磁极性年表(Gradstein et al., 2004)对比图 Fig.7 The paleomangetic direction of Weishan and Wuyin section compared with the international standard geomagnetic polarity column(Gradstein et al., 2004) |
用选取的同时代参考古地磁极分别推算巍山和五印剖面的期望古磁偏角(表2). 巍山剖面期望古磁偏角为De=17.5°, 实测古磁偏角为Ds=64.3°, 表明本地区相对于华南板块稳定区发生了46.7°±6.6°的顺时针旋转运动. 五印剖面期望古磁偏角为De=14.4°, 实测古磁偏角为Ds=15.4°, 表明本地区相对于华南板块稳定区只发生了0.8°±5.4°的顺时针旋转运动. Tanaka等(2008)提出思茅地体陆内差异性旋转变形受控制于兰坪—思茅弧形构造带形成，并推测思茅地体中部蜂腰部位以西的临近区域应当发生较小角度的顺时针旋转变形甚至逆时针旋转变形作用.本次研究从思茅地体蜂腰部分以北五印地区得到的顺时针旋转角度只有0.8°±5.4°，印证了这一推测.为了进一步探讨巍山和五印地区白垩纪以来旋转变形量与思茅地体蜂腰构造的联系以及蜂腰构造的形成机制，我们选取了蜂腰部位东西两侧已有的古地磁数据并换算了其相对于华南板块稳定区的旋转变形量(杨振宇等，2001；张海峰等，2012；Cheng et al., 1995; Funahara et al., 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al., 2012; Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008; Yang et al., 2001a)(表2).对于古近纪古地磁样品，我们选取Yang 等(2001b)统计的华南板块古地磁极做为古近纪时期参考古地磁极.计算结果显示蜂腰部分两侧不同区域白垩纪以来地层古磁偏角存在明显变化(图8a)， 表明这一区域发生了复杂的地壳变形和陆内差异性旋转变形.思茅地体中部蜂腰构造西北的云龙、永平等地区顺时针旋转量小于30°; 紧邻蜂腰构造西段的五印地区只有0.8°±5.4°顺时针旋 转量；位于蜂腰构造以北的巍山地区发生了46.7°±6.6° 的顺时针旋转；以东的景东地区却发生了6.2°±7.9° 的逆时针旋转运动；而自镇沅地区开始至景谷地区之间，顺时针旋转量由38.0°±6.5°～47.4°±7.9°逐渐曾大到65.0°±10.5°～76.6°±8.1°，之后在普洱地区又减小到32°±6.1°～45.6°±5.7°之间(表2，图8a).
 | 图8 (a)思茅地体不同研究区古磁偏角变化图; (b)兰坪—思茅褶皱带不同古地磁采样区构主要造线迹方向 Fig.8 (a)The declination direction of paleomagnetic sampling section in Simao Terrane; (b)The min tectionc lines of different paleomagneitc sampling section of Laning-Siamo fold belt |
从思茅地体北部兰坪地区开始一直至思茅地体南部普洱地区，白垩纪和古近纪陆相沉积红层普遍发育褶皱，形成了完整的兰坪—思茅褶皱系(BGMRY, 1990)，同时，思茅地体内部白垩纪和古近纪地层中还普遍发育走向近平行于澜沧江断裂带的逆冲断裂系和与红河—哀牢山走滑断裂带近共轭的走滑断裂系.思茅地体中部南涧至景东地区之间的澜沧江蜂腰部位把整个兰坪—思茅褶皱系划分为两个区域(图8b).澜沧江蜂腰部位以西兰坪—云龙—永平—巍山地区，白垩纪和古近纪红层普遍在中晚始新世时期经历了褶皱作用，褶皱轴向在北端兰坪地区以近南北向为主，之后向南延伸，在云龙地区褶皱轴向转变为北北西向，在永平地区转变为近北西向，在靠近五印及南涧地区，褶皱轴向再次转变为近东西向.澜沧江蜂腰部分以东景东—镇沅—景谷—普洱地区白垩纪和古近纪红层同样也在中晚始新世时期经历了强烈的褶皱作用，褶皱轴向和断裂带行迹延伸方向在景东地区以近北西向为主，之后向南延伸，在镇沅和景谷地区逐渐转变为近南北向，甚至北北东向，再向南延伸在普洱地区又转变为近南北.由此可以确定思茅地体内部一系列褶皱轴以及断裂带构造行迹延伸方向似平行于思茅地体西南缘边界澜沧江断裂带由北向南延伸，形成了明显的弧形构造带形式.
弧形构造带广泛发育于世界各地，是陆内挤压变形构造最为复杂的地区(Carey, 1955)，中国境内比较典型的地区有青藏高原东北缘、南大巴山、南天山、西昆仑—帕米尔弧形带(姜春发等，1982；曲国胜等，1996；沈军等，2001).古地磁学研究可以定量分析地壳的旋转变形作用，众多古地磁学家已在全球不同弧形构造带中进行了古地磁学研究，得出并非所有的弧形构造都经历了后期的弯山作用(Oroclinal Bending)或构造旋转变形作用，由此把弧形构造带划分为原生弧形构造、同生弧形构造以及后生弧形构造，构造古地磁学是研究弧形构造带 形成机制的重要研究手段(Eldredge et al., 1985;Van der Voo et al., 1980).
为了分析思茅地体陆内复杂差异性旋转变形的动力学机制以及兰坪—思茅弧形构造的成因，我们使用线性回归分析法(Schwartz et al, 1983, 1984; Van der Voo et al., 1980) 来分析思茅地体内部旋转变形与弧形构造带的关系.首先，在云南1 ∶ 20万地质图上根据不同古地磁研究区附近褶皱发育形态、主要断裂带延展形态，以古地磁采样地层产状分布状况分析了古地磁研究区附近的线性构造特征.在古地磁采样区域褶皱发育良好的区域，选择褶皱轴向为弧形构造行迹参考方向；在褶皱不发育而断裂带发育的区域，选择走向相近的断裂带伸展方向为弧形构造行迹参考方向；另外，在褶皱和断裂带都不发育的区域，还选择了古地磁采样地层的产状做为参考方向(图8b).之后，对所选择的众多构造行迹参考方向进行平均，得到不同古地磁研究区的平均弧形构造线迹参考方向(Sa，表3).思茅地体东南缘构造边界为金沙江—红河—哀牢山韧性剪切带，其西段(大理以西)走向近南南东向，向南延伸至韧性剪切带中段(大理至墨江之间)走向转变为近东南向，之后在墨江至元江之间又转变为南东东向，但总体上金沙江—红河—哀牢山韧性剪切带构造线近平直，表明中新世川滇微地块以鲜水河—小江断裂带为走滑边界发生南向旋转挤出作用，对金沙江—红河—哀牢山韧性剪切带中段的近北北东向挤压作用造成弯曲之外(Kondo et al., 2012; Leloup et al., 1993; Tanaka et al., 2008; Wang et al., 1998)， 受到周缘构造作用的影响较小，应保持了相对平直的原生构造行迹形态.因此，我们选择红河断裂带中段构造行迹方向做为思茅地体弧形构造带原生行迹参考方向(Sr)，Sr-Sa之间差值可以获得不同古地磁研究区构造行迹的变化量(表3).以各研究区古地磁研究旋转量为纵坐标，以Sr-Sa为横坐标作图并进行线性回归分析，计算得到二者之间线性相关系数R=0.873(图9)，高线性相关系数表明思茅地体内部弧形构造体系为后生弧形构造带，是受到构造带外部地体挤压作用或走滑断裂带的错动形成的，而思茅地体内部差异性旋转变形基本上受控于兰坪—思茅弧形构造体系的形成演化过程.
 | 图9 思茅地体不同古地磁研究区磁偏角变化量与古地磁采样区构造线迹变化量间相关系分析图Sr-Sa为构造线迹变化量，Rotation为磁偏角变化量.R为线性相关系数，直线为最佳拟和线. Fig.9 The correlation analysis of declination changing of each paleomagnetic sampling area and the tectonic line changing of in the Simao Terrane Sr, the striking direction of reference tectonic line; Sa，the average tectonic line striking. Rotation, the difference between the observed and deduced declinations; R, the correlation coefficient. The straight line is the best-fit linear regression for paleomagnetic data. |
思茅地体弧形构造夹持在多个重要的构造单元之间，其中南侧的南汀河断裂带以及临沧—孟连花岗岩带，北侧川滇微地块的形成演化过程与思茅地体陆内变形密切相关.
南汀河断裂带位于思茅地体蜂腰构造部位东南，它北起思茅地体南缘边界澜沧江断裂带，向西南延伸进入缅甸并最终与近南北走向的实楷右旋走滑断裂带相交(图1)，全长超过300 km，是青藏高原东南缘一条非常重要的断裂带(王晋南等，2006; Socquet et al., 2005;).根据南汀河断裂带沿线的地貌特征可以确定南汀河断裂带是一条活动的左旋走滑断层，断裂带中段临沧—勐连缝合带被其左旋错断了约40~50 km(Socquet et al., 2005; Wang et al., 1997).根据东亚拼贴地块东南挤出模型，南汀河断裂带在始新世时期应是一条右旋走滑断裂带，自上新世开始转变为左旋走滑运动(杨振宇等，2001；Tapponnier et al, 1982, 1986).临沧—孟连花岗岩带夹于思茅地体和保山地体之间, 总体呈南北向沿澜沧江断裂带展布，是昌宁—孟连缝合带的主要组成部分.磷灰石-裂变径迹研究显示花岗岩基南段退火时间约为26 Ma左右，中段退火时间约为20 Ma左右，而最北段退火时间为15 Ma，表明印亚碰撞可能先影响花岗岩岩基的南部，使其抬升冷却由花岗岩体南部开始并逐渐向北发展(施小斌等，2006a,2006b).
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表3 思茅地体古地磁研究区周缘构造线迹方向统计表 Table 3 The statistic about the tectonic line around the paleomagnetic sampling area in Simao Terrane |
滇缅泰马地块和印度支那地块自32 Ma开始以西缘的高黎贡右旋韧性剪切带和东缘的红河—哀牢山左旋韧性剪切带为走滑边界发生向东南侧向旋转挤出运动，自15 Ma开始，西缘挤出边界转换到实楷右旋走滑断裂带(Morely et al., 2007; Wang et al., 1997; Wang et al., 2006).在地块东南侧向旋转挤出构造体系下，北东走向的南汀河断裂带应发生左旋走滑运动，与实楷右旋走滑断裂带、高黎贡右旋韧性剪切带以及崇山左旋走滑韧性剪切带共同形成保山地体的顺时针旋转挤出边界.由此可以推测，南汀河断裂带早期右旋走滑运动启动时间应早于印度支那地块和滇缅泰地块东南侧向旋转挤出运动的时间.思茅地体以南滇缅泰马地块内部存在多条与南汀河断裂带走滑性质相似并伸展方向一致的断裂带，从北向南有畹町断裂带，南汀河断裂带以及奠边府断裂带，这三条断裂带走向都为近似NE向，早期为右旋走滑运动，自上新世时期转变为左旋走滑运动(Lai et al., 2012; Morely et al., 2007; Socquet et al., 2005; Tapponnier et al, 1982, 1986).Lacassin 等(1998) 推测畹町断裂带左旋走滑运动的错移量约为9.5km左右，而早期的右旋走滑量则至少达到了38~58 km.通过近年来同位素年代学研究，青藏高原东南缘地壳块体边界走滑断裂带的活动年龄也得到约束，腾冲地体与保山地体的边界断裂带高黎贡韧性剪切带的右旋剪切运动约开始于约32 Ma. 终止于约27 Ma(Wang et al., 2006)；保山地体与思茅地体的南缘边界断裂崇山韧性剪切带左旋剪切活动时间与高黎贡右旋韧性剪切带一致(Wang et al., 2006).红河—哀牢山韧性剪切带在约32~17 Ma之间发生了左旋走滑运动(Gilley et al., 2003; Leloup et al, 1995, 2001).印度支那地块南部的王朝左旋走滑断裂带和三塔左旋走滑断裂带初始运动时间为约33~36 Ma，终止于约29 Ma，与高黎贡右旋走滑韧性剪切带和崇山左旋走滑韧性剪切带活动时间基本一致(Lacassin et al., 1997).而作为滇缅泰马地块和印度支那地块东南侧向挤出西缘边界的实楷断裂带右旋走滑运动初始时间大约为15 Ma左右(Morley et al., 2001; Replumaz et al., 2003).依据青藏高原东南缘众多大型走滑断裂带的活动年代，结合青藏高原东南缘地块侧向旋转挤出运动，本文提出一种构造模式来解释这些NE向断裂带早期右旋走滑运动以及思茅地体中部蜂腰构造的变形过程 (图10).
 | 图10 思茅地体中部蜂腰构造成因构造模型 55~32 Ma:印度板块碰撞导致保山地体内部形成一系列近北北东向右旋走滑断层，思茅地体受到近南北向挤压发生了地壳缩短变形作用, 地体中部经历了第一期弧形变形作用; 5Ma以来，川滇地块开始顺时针旋转南向挤出运动，思茅地体受到川滇地块的挤压而发生南向缩进，思茅地体南部临沧—孟连花岗岩楔入思茅地体中部导致中部发生进一步弧形变形.A：保山地体；B：印度支那地块；C：川滇地体； D：思茅地体；CS-LC：崇山—澜苍江断裂带；RRA：红河—哀牢山断裂带；WD：畹町断裂；NT：南汀河断裂；DDF:滇边俯断裂；XXJ：鲜水河—小江断裂带；ZJC：中甸—剑川断裂；CYP：程海—鱼泡江断裂；LMG：临沧—孟连花岗岩带. Fig.10 The tectonic model of the evolution of wasp waist structure in the middle part of Simao Terrane Fig.10 The tectonic model of the evolution of wasp waist structure in the middle part of Simao Terrane In the period of 32~55 Ma, the Simao Terrane, Baoshan terrane and the Indo-China Block experienced southeastward rotational escaping movement; Since 5 Ma, because of the southward rotational escaping movement of Chuandian Terrane，the Simao Terrane was extrude by the Chuandian Terrane, which indicated the further deformation of the central part of Simao Terrane and finally formed the wasp waist structure. A: Baoshan Terrane; B: Indo-Chian Block; C: Chuandian Terrane; D: Simao Terrane; CS-LC: Chongshan-Lancang fault belt; RRA: Red River-Ailao fault belt; WD: Wanding fault; NT: Nantinghe fault; DDF: Dian Bien Phu fault; XXJ: Xianshuihe-Xiaojiang fault belt; ZJC: Zhongdian-Jianchuan fault; CYP：Chenghai-Yupaojiang fault ; LMG: Linchang-Menglian granite belt. |
古近纪时期由于印度板块与欧亚的碰撞，导致欧亚大陆南缘发生了强烈的近南北向挤压和地壳变形，而处于青藏高原以东的三江流域地区，由于受到东喜马拉雅构造结的形成和持续的北北东向挤压作用，导致思茅地体地壳发生了强烈的近南北向缩短，致使地体内部白垩纪至始新世的陆相红层地层发生了强烈的褶皱作用.古地磁研究结果表明思茅地体由于印度板块和欧亚大陆间的持续近南北向挤压作用导致滇缅泰地块发生至少30°左右的顺时针旋转挤出运动(李仕虎等，2012；Funahara et al., 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al., 2012；Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008; Yang et al, 1993, 2001a).通过复原思茅地体顺时针旋转变形前的褶皱轴方向和南汀河断裂带、畹町断裂带的伸展方向，确定思茅地体内部褶皱系初始褶皱轴向方向为近似南东东方向，而南汀河断裂带和畹町断裂带走向近似为北北东方向，因此，可以推测自始新世以来，由于印亚碰撞作用以及印度板块持续向欧亚大陆南部的挤压作用，导致滇缅泰马地块内部发育一系列近北北东向的右旋走滑断层，被这些断层切割的地壳块体受到印度板块北向运动的拖拽而强烈挤压思茅地体，导致思茅地体地壳发生强烈的近南北向缩短变形，由于自西向东距东喜马拉雅构造结的距离逐渐变大，因此，被近南北向断裂带所切割的地壳块体对思茅地体的挤压程度也由强变弱，畹町断裂带以西地壳块体向北挤压最为强烈，夹于畹町断裂带和南汀河断裂带之间的地壳块体北向挤压作用强度次之，而夹于南汀河断裂带和滇边俯断裂带之间的北向挤压作用强度最弱，由此造成思茅地体发生了类似于阶梯状的变形特征(图10).同时，夹于思茅地体和保山地块之间的临沧—孟连花岗岩基内部和边缘三条巨型逆冲走滑断裂带在渐新世时期受近北北东向挤压作用而发生了逆冲推覆作用(杨振德, 1996).在这样的构造作用下，思茅地体中部正对南汀河断裂带的区域开始了第一期次的弧形变形作用.思茅地体弧形构造带蜂腰部位第二期次的弧形变形作用开始于上新世早期(约5 Ma).自上新世开始，红河断裂带以北众多近北北东走向的断裂带开始强烈地左旋走滑运动(Leloup et al, 1993，1995; Wang et al., 1998)，其中川滇微地体以古程海—鱼泡江断裂带和鲜水河—小江左旋走滑 断裂带为边界相对于华南板块发生了约20°左右的顺时针旋转和南向挤出运动(Funahara et al., 1992; Huang et al., 1992; Otofuji et al., 1998; Yoshioka et al., 2003)，川滇微地块的南向旋转挤出作用导致红河—哀牢山走滑断裂带转变为右旋走滑运动.思茅地体中部和东部受到川滇微地体的近北北东向旋转挤压作用而发生了南向缩进，造成红河—哀牢山断裂带在大理地区和元阳地区发生了南向弯曲(Leloup et al., 1993；Wang et al., 1998)，而思茅地体中部由于受到临沧—孟连花岗岩基的阻挡，导致临沧—孟连花岗岩基在云县地区楔入思茅地体内部，导致思茅地体蜂腰构造部位的弧形变形作用加剧(图10).
针对思茅地体侧向挤出运动，前人已经进行了大量的古地磁学研究，得出思茅地体自印亚碰撞以来发生了约600～1000 km的南北纬向运动(李仕虎等，2012；Funahara et al., 1993; Huang et al., 1993; Otofuji et al., 2012；Sato et al, 1999, 2001, 2007; Tanaka et al., 2008; Yang et al, 1993, 2001a).本文选择华南板块同时代古地磁极(Yang et al, 2001a, 2001b)作为参考古地磁极推算思茅地体古地磁数据的期望古纬度，通过与实测古纬度的对比可以确定巍山研究区发生了10.5°±6.0°的南向纬向运动，与思茅地体其他地区古地磁 研究结果相似，但是，五印研究区却只发生了3.8°±4.9° 南向纬向运动，远远小于思茅地体其他区域南向纬向运移量.磁倾角偏低是中亚地区侏罗世以来红层地层中普遍存在的问题(Garces et al., 1996; Tan et al., 1996; Wang et al., 2007)，在青藏高原东南缘区域由于拼贴地壳块体的侧向旋转挤出运动基本发生于33 Ma以来，因此，白垩纪地层和古近纪地层中得到的磁倾角数据应该基本保持一至.但是Tong等(2013)在思茅地体南部勐腊地区古近系和白垩系地层中进行的古地磁研究显示古近纪时期磁倾角明显小于白垩纪时期磁倾角，并对古近纪古地磁结果进行了E/I校正，校正后古近纪时期磁倾角与白垩纪时期磁倾角基本保持一致，表明古近系地层中存在较为明显的磁倾角偏低现象，而白垩系地层中有可能不存在明显的磁倾角偏低.本次研究巍山地区测得的白垩纪时期磁倾角数据与普洱、景谷、镇沅以及景东地区白垩纪时期磁倾角基本保持一致(表2)，可以推测巍山、五印地区白垩系地层不存在明显的磁倾角偏低现象，但对于中生代以来红层地层中的磁倾角偏低现象，还需要进行更多更详细的研究.另外，由于五印研究区处于思茅地体近南北向挤压缩短变形最为强烈的区域，因此这一区域发生的较小的南北纬向运移量极有可能与思茅地体东南侧向旋转挤出过程中发生的地壳缩短变形有关，而不是由于红层中磁倾角偏低现象引起的.
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表2 思茅地体北部白垩纪及古近纪古地磁数据对比结果 Table 2 Cretaceous and Paleogene paleomagnetic results available from the Simao Terrane |
为了探讨思茅地体中部较小的南向纬向运动量的成因，需要估算思茅地体中部区域南北向挤压作用所造成的地体陆内缩短变形量.以往关于思茅地体旋转变形和南向纬移的古地磁研究都把参考古地磁极选择在思茅地体之外的稳定地块上，例如华南板块或西伯利亚地区.而选择思茅地体内部相对稳定区域的古地磁做为古地磁参考极，则可以更加直观地表现思茅地体陆内地壳南北向缩短变形的特征.由于巍山研究区靠近思茅地体北缘边界，而普洱地区远离思茅地体中部蜂腰构造部位，靠近思茅地体南缘边界，且这两个研究区白垩纪古地磁数据较为相似，其所揭示的旋转变形和纬向运动特征基本一至，可以确定这两个地区自思茅地体发生东南侧向旋转挤出运动以来基本处于思茅地体陆内稳定区域(表2)，因此我们分别选取巍山和普洱地区古地磁极做为参考古地磁极，由此来分析思茅地体中部五印地区纬向运动量较小的原因.根据五印研究区古地磁采样地层年代为早白垩世，我们选取普洱地区早白垩世古地磁极为参考极，但是巍山地区只有晚白垩世数据，因此只能选取晚白垩古地磁极为参考极.通过参考古地磁进行计算后得出：相对于巍山研究区，五印研究区发生了约3.4°±5.0°的北向纬向运移；相对于普洱研究区，五印研究区发生了约3.1°±5.4°的北向纬向运移.虽然这一北向纬向运移量较小，在古地磁研究误差范围内，但仍可以证明思茅地体中部地区发生了由南向北的地壳缩短变形，其缩短量约为3°左右.在考虑五印以北地区发生了北向地壳缩短变形后，则五印地区所代表的思茅地体整体南向运移量就达到了约6.9°~7.2°，如果再考虑到五印研究区以南区域的地壳缩短变形量，则五印地区得到的南向运移量就和思茅地体其他地区由古地磁数据得到的南向纬向运移量基本一致.由此可以推测思茅中部五印地区和巍山地区之间强烈的陆内地壳缩短作用造成五印地区南向纬向运动量小于思茅地体期他地区.
(1)在思茅地体中部巍山地区晚白垩世地层和五印地区早白垩世地层中采集了两条构造古地磁剖面，系统热退磁获得了两个剖面的原生特征剩磁.测试结果显示巍山地区相对于华南板块稳定区发生了46.7°±6.6°的顺时针旋转运动.而五印地区华南板块稳定区只发生了0.8°±5.4°的顺时针旋转运动.
(2)通过对比思茅地体内部其他研究区古地磁数据，确定思茅地体内部差异性旋转变形与兰坪—思茅褶皱带内弧形构造的形成演化有关.正是由于印度板块与欧亚板块新生代早期的碰撞作用，导致思茅地体内部白垩纪和古近纪红层发生了强烈的南北向挤压变形作用而形成了广泛发育的褶皱系.思茅地层中部蜂腰构造的形成主要是由两期构造事件造成的，早期构造变形与受东喜马拉雅构造结北北东向挤压缩进而形成的近北北东走向的右旋走滑断裂带有关，思茅地体受到被畹町断裂右旋走滑裂带和南汀河右旋走滑断裂带所围的地壳块体的挤压作用，而导致其中部发生了缩短变形.之后，自上新世早期开始，由于川滇地块的南向顺时针旋转挤出运动，导致思茅地体受到川滇地块近北北东向的挤压作用，临沧—孟连花岗岩带楔入思茅地体中部导致这一地区再次发生挤压缩短作用，最终形成了思茅地体蜂腰构造.
(3)五印地区相对于思茅地体其他地区白垩纪以来发生了较小的南向纬向运动-3.8°±4.9°，通过选择巍山地区和普洱地区相似时代的古地磁极为参考极，计算得出五印地区相对于巍山地区和普洱地区分别发生了3.4°±5.0°和3.1°±5.4°的北向纬向运移，表明五印和巍山之间由于印度板块与欧亚大陆的碰撞受到近南北向挤压作用而发生了北向地壳缩短变形作用.在考虑这一由南向北的地壳缩短变形后，五印地区古地磁数据所解释的南向运移量达到约6.9°~7.2°，与其思茅地体其他地区古地磁研究得到的思茅地体南向纬向运动量基本一致.
致 谢 感谢南京大学秦永鹏硕士在野外样品采集过程中给于的帮助.| [1] | Aitchison J C, Ali J R, Davis A M. 2007. When and where did India and Asia collide? Journal of Geophysical Research, 112, B05423, doi: 1029/2006JB004706. |
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