科學意義

 

  地處印度板塊與歐亞大陸碰撞前緣的騰沖地塊是青藏高原東南緣構造最復雜、巖漿活動最活躍、礦產資源豐富、地熱異常最高的地區, 也是中國西南唯一具有潛在火山災害的地區。前人從不同角度對騰沖地塊構造演化、巖漿活動和成礦作用進行了研究, 從總體上勾勒出騰沖地塊在青藏高原形成演化過程中的構造角色, 以及在三江地區構造格局中的位置。但是, 由于該區經歷了多期構造運動的改造, 巖漿活動和成礦作用具有多期次、多階段的特點, 地質條件十分復雜, 加之地形變化大、交通條件較差、植被覆蓋率高等因素的影響, 地質研究程度總體較低。如騰沖地塊內構造變形樣式及其演化, 巖漿活動特征及其與岡底斯花崗巖帶的成因聯系, 火山巖盆地的形成機制, 火山噴發旋回及其與新生代構造活動的關系, 導致地塊內以錫為主的多金屬成礦帶與岡底斯巖漿巖帶中以斑巖銅礦為主的多金屬成礦帶明顯不同的內在因素、以及高熱異常區的成因等方面的研究都比較薄弱, 極大地制約了揭示該區在青藏高原構造演化過程中的動力學機制和青藏高原東南緣殼–幔動態演變過程。由此可見, 騰沖地區處于印度板塊與歐亞大陸擠壓碰撞帶的前緣地帶, 經歷了中特提斯洋和新特提斯洋俯沖閉合、地塊旋轉、逃逸等大規模構造運動及相應的巖漿活動和成礦作用改造, 形成了集大型走滑構造、巖漿活動、地熱和大型有色金屬成礦作用于一體的構造變形域, 是研究青藏高原物質向東南流動和逃逸動力學機制及新生代火山活動和成礦作用的最理想地區, 是實施科學鉆探工程的首選地區之一。

 

  地質背景

 

  西南“三江”(金沙江, 瀾滄江, 怒江)構造帶位于 岡瓦納古陸與歐亞古陸的擠壓碰撞帶, 特提斯與環太平洋兩個巨型造山帶的結合部, 是古特提斯洋(瀾滄江洋、哀牢山–金沙江洋)和新特提斯洋(怒江洋)相繼俯沖碰撞促使蘭坪―思茅地塊、保山―孟連地 塊和騰沖地塊于燕山晚期相互拼合(從柏林等, 1993)形成的復雜構造帶, 在喜山運動期間, 印度板塊向北俯沖碰撞導致青藏高原東南緣塊體發生大規模旋轉和逃逸(Tapponnier et al., 1982), 塊體之間發生大規模走滑作用(羅照華等, 2006a), 形成由總體走向近南北, 向北收斂、向南撒開的三條大型走滑構造帶和三個地塊組成的構造格局。

 

  騰沖地塊(包括向西南延伸至緬甸境內部分)位于三江構造帶西部, 夾于怒江和緬甸東部密支那縫合帶之間, 是經歷怒江洋(170~100 Ma, 莫宣學等, 2006)和密支那(或雅魯藏布)洋(150~65 Ma, 莫宣學等, 2006)消亡、印度板塊向北俯沖碰撞而發生大規模旋轉、逃逸、走滑形成的青藏高原東南緣構造變形域的一部分。在大地構造上, 怒江縫合帶是班公 湖―怒江縫合帶的南延部分, 緬甸東部密支那縫合帶則向北與雅魯藏布江縫合帶相連, 因而騰沖地塊與拉薩地塊相對應, 騰沖地塊東部侏羅–白堊紀巖漿巖帶與念青唐古拉巖漿巖帶連接, 騰沖地塊西緣盈江島弧性質的同碰撞花崗巖帶與西藏著名的岡底斯巖漿巖帶可歸屬為同一個構造單元(季建清, 2000)。

 

  騰沖地塊內部的構造變形十分醒目。東部以近南北向怒江大型走滑構造帶(又稱高黎貢走滑構造帶)與保山―孟連地塊相連, 西部以南北向那幫大型走滑構造帶為界, 在兩個走滑構造帶之間還出露有不同尺度、不同層次的近南北向韌性走滑剪切帶, 如檳榔江韌性走滑剪切帶等, 它們均以右旋走滑運動為主。同位素年代學研究表明, 檳榔江韌性走滑剪切帶形成于56 Ma, 怒江大型走滑作用主要發生于22~24 Ma(季建清, 2000)和11~14 Ma(Ding Lin et al., 1993), 那幫右行走滑構造帶也有19~23 Ma和13 Ma兩期大規模走滑作用(季建清等, 2000)。因此, 檳榔江構造帶的形成時代可與印度–歐亞大陸主碰撞期(65~45 Ma, 莫宣學等, 2003)相對應, 怒江和那幫構造帶的大規模走滑作用時期與東部的哀牢山－金沙江構造帶的走滑作用時代19~24 Ma(Zhong Da-lai et al., 1989; 王江海等, 2001)一致。展示出騰沖地塊內的構造變形域是對青藏高原東南部兩大陸碰撞作用發生塊體運動的響應, 對于揭示印度–亞洲大陸 碰撞過程中的構造效應具有重要的意義。

 

  中、新生代巖漿活動頻繁, 夾持于怒江和那幫 兩條邊界性構造帶之間的騰沖地塊先后經歷了燕山期怒江洋閉合、騰沖地塊與保山―孟連地塊碰撞和 喜山期印度板塊向北俯沖而發生旋轉、逃逸的兩次大規模構造運動, 致使寬僅100 km的騰沖地塊內爆發了燕山期和喜山期兩次大規模的巖漿活動, 形成約占全區面積50％的中生代和新生代花崗巖及分布于盈江―梁河―騰沖北北東–近南北向盆地中的新生代火山巖。騰沖地區的花崗巖呈走向近南北的帶狀分布。自西向東依次可分為東河、古永和檳榔江三個花崗巖帶, 形成時代依次為晚侏羅世–早白堊世、晚白堊世和古近紀。前兩個花崗巖帶分別與燕山期怒江洋殼俯沖、騰沖地塊與保山―孟連地塊碰撞有關, 代表了怒江洋殼向騰沖地塊俯沖、閉合過程中的巖漿響應(楊啟軍等, 2006); 檳榔江花崗巖帶內的巖漿活動主要經歷了65~59 Ma、54~52 Ma和43~41 Ma三個高峰期(董方瀏等, 2006), 分別與印度板塊與歐亞大陸對接碰撞(65 Ma)、主碰撞(65~45 Ma)和后碰撞(＜45 Ma)(Mo et al., 2002; 莫宣學等, 2005)相對應。總體來看, 騰沖地塊東部的花崗巖與怒江洋殼的俯沖碰撞有關, 西部花崗巖帶的形成是對密支那洋殼俯沖碰撞的反映。花崗巖類的組合特征是區域構造背景的指示器, 其侵位機制依巖漿體的規模大小不同而有別, 因而花崗巖體的構造特征及其形成時間尺度是再造區域構造演化的重要基礎之一。

 

  騰沖地塊中的火山巖分布于狹窄的北東–北北 東向的弧形盆地中。在東西寬50 km, 南北長90 km的范圍內分布有68座火山口(圖4), 火山熔巖分布面積792 km2, 主要為玄武巖類和安山巖類, 屬于高鉀鈣堿性巖系列。火山活動始于中新世, 噴發活動延續至全新世(17.8~0.09 Ma, 穆治國等, 1987; 姜朝松等, 1998), 具有明顯的多期活動性質, 從盆地中部向東、西兩側由新逐漸變老的特點: 第一期火山活動以東部隴川斷裂帶附近最強, 向西減弱, 以熔巖溢出為主; 第二期火山活動受大盈江―古永弧型斷裂帶控制, 中心騰沖一帶活動較強; 第三期火山活動分布于騰沖南北一線第二期火山活動范圍內, 是區內火山活動強度最弱的一期; 第四期火山活動位于騰沖以北至固東街一帶, 呈南北向串珠狀分布。騰沖火山被歸屬為有活動跡象的火山(洪漢凈等, 2007), 具有潛在的噴發危險(姜朝松等, 2004), 其危險性僅次于長白山天池火山。因此, 火山災害預測成為一個面臨的挑戰。

 

  中、新生代大規模成礦作用強烈, 騰沖地塊中的以錫為主的有色金屬成礦帶是著名的東南亞錫礦帶的北延部分。他們的形成與中、新生代構造–巖漿活動關系密切, 如早白堊世東河巖體群花崗斑巖與鉛–鋅(錫)礦化關系密切(董方瀏等, 2005), 晚白堊世古永巖體群和早第三紀檳榔江巖群花崗巖與錫–鎢及稀有金屬礦化關系密切(毛景文, 1988)。根據裴榮富(1995)的統計, 大多數內生金屬礦床都與火成巖有關, 且成礦作用往往是一種巖石圈災變過程(鄧晉福等, 1999), 具有很短的時間尺度(羅照華等, 2006b)。因此, 深刻揭示騰沖地區花崗巖類的形成機制及其與成礦作用的關系, 不僅有助于理解該區的地質歷史, 對于發展西部經濟也具有現實的意義。

 

  與火山活動有關的地下熱泉豐富, 騰沖地區地下流體出露廣泛, 熱水活動強烈。特別是騰沖西南 熱海一帶, 高溫熱泉隨處可見, 現已發現溫泉139處, 其中大部分為高溫熱泉, 展示出騰沖地區蘊藏著巨大的地熱能開發潛力, 將是我國環保能源、綠色能源開發的重要基地。同時也顯示出騰沖地區現今構造運動活躍, 并暗示可以據此研究深部氣體對現今氣候環境的影響。

 

  當前, 盡管不同分支學科的學者在各自的領域取得了豐碩的成果, 但仍存在一些重大問題有待解決, 如班公湖―怒江縫合帶經過東構造結后如何向南延伸, 騰沖中、新生代花崗巖帶與岡底斯花崗巖帶除形成時代一致外, 形成的構造背景及有關的金屬礦床方面仍存在較大差異, 騰沖地塊內火山巖盆地的形成與大型走滑作用的關系等。所有這些問題的出現展示出地球科學的復雜性和開展學科間的交叉、滲透與綜合研究的必要性, 以及獲取地殼深部信息的重要性。騰沖地區因其復雜的地質演變歷程及特殊的構造位置而展露其成為研究青藏高原隆升、塊體旋轉、逃逸機制不可替代的綜合地質科研基地選區。騰沖火山地熱構造區是我國大陸地區唯一確認與近代火山活動有直接成因聯系的高溫地熱 區, 地表水熱活動規模宏大, 水熱蝕變現象強烈,  鈣華、硅華、硫華隨處可見。構造區具有明顯的高熱流背景(汪緝安等, 1990; 徐青等, 1997), 鉆孔實測熱流值平均大于90 mWm?2, 大大高于中國大陸地區65 mWm?2左右的區域背景熱流值(黃少鵬, 1989; 胡圣標等, 2001), 而且地幔熱流遠大于地殼巖石放射性生熱的熱流貢獻(徐青等, 1992a, b), 熱巖石圈厚度小。這一地區的高熱流和深部熱結構特征是與該地區自新生代以來持續經歷強烈的地殼運動和火山活動的熱構造演化歷史以及存在上地殼巖漿囊的多方面資料一致的。

 

  地球物理和地球化學資料表明, 騰沖火山地熱構造區上地殼存在巖漿囊, 但不同的方法給出的巖漿囊位置和深度有所不同。大地電磁測深(MT)資料表明(白登海等, 1994), 騰沖熱海至熱水塘一帶地下7～27 km存在一個巖漿囊。三維地震速度地殼層析成像(王椿鏞等, 2002)顯示巖漿囊的深度可能在5～12 km的深度范圍。根據多年流動數字地震臺網觀測到的震群分布和震源機制分析, 有學者判斷在深度14 km內存在2個巖漿囊體(葉建慶等, 2003)。而趙慈平等根據溫泉化學溫標數據分析則認為區內存在3個巖漿囊(趙慈平等, 2006)。激光測距(黎煒等, 1998)和GPS監測(李成波等, 2007)也表明這一帶地下有巖漿活動。王椿鏞等的層析成像結果還表明, 區內除上地殼呈低速異常外, 上地幔也呈低速異常,  因此推測地殼內巖漿來源于上地幔, 巖漿囊的溫度 估計不低于500(℃上官志冠, 2000)。  地球深部蘊藏著巨大的能量。目前普遍認為,  騰沖地熱區的地熱能主要來源于與上地殼巖漿囊相關的高溫巖體, 地殼巖石中放射元素蛻變和區內新 生代強烈的構造活動引發的斷層摩擦也可能有一定的熱貢獻。印度板塊與歐亞板塊兩個大陸板塊碰撞在這一地區地下形成了一系列深大斷層, 在地表造就了高山地貌。深大斷裂為地下水深循環提取深部熱能提供了通道, 高山地貌則為地下水循環提供了水動力條件。騰沖位于熱帶和亞熱帶季風氣候區, 雨量充沛, 年降雨量1480 mm, 為地熱循環系統提供了必要的水源。地下熱水在地殼淺層儲存形成地熱儲, 在地表大面積出露則為地熱田。

 

  目前騰沖火山高溫地熱構造區內最具開放潛力的地熱區是熱海熱田。該熱田基底巖層為元古界高黎貢山群變質巖, 下部是燕山期以來的花崗巖, 上部有第三系不整合沉積。再上為第四系火山巖覆蓋(上官志冠, 2000)。根據各種地球化學溫標估計, 熱海熱田的熱儲溫度可能高達250以上, 并呈東高西低分布(廖志杰等, 1999)。熱海地區的熱泉水溫都在100℃左右, 近年的水熱活動似有增強趨勢, 發生過多起水熱爆炸事件(廖志杰等, 1999)。1976年, 在熱海硫磺塘施工鉆孔時, 在淺層13 m處發生3次大井噴, 水柱高25 m, 氣柱高36 m, 水溫達145℃。根據云南省電力部門測算, 熱海熱田面積8.5 km2。熱田天然流量2.8379萬千卡/秒, 可滿足建設10萬千瓦裝機容量的地熱電站的熱能需求。騰沖火山地熱區集火山遺跡、地熱景觀及宜人的氣候條件和秀美奇異的山川風光構成重大旅游資源, 已經被國土資源部列為“火山地熱國家地質公園”。

 

  科學目標和研究內容

 

  通過對騰沖地塊東、西兩側的怒江和那幫韌性走滑剪切帶及地塊內部主要走滑剪切帶的變形特征、性質、變形序次的幾何學、運動學的研究, 同構造花崗巖的微構造要素、形成時限的確定, 闡明大型韌性走滑剪切帶的走滑過程及其對青藏高原物質向東南的流動和逃逸的貢獻, 以及對地塊內新生代火山巖盆地的制約; 通過深部地質地球物理探測、高分辨率定量熱紅外遙感技術和先導孔實驗查明盆地內火山巖區的三維地質結構和中、新生代花崗巖的空間分布、巖石地球化學特征及錫多金屬成礦作用機制, 查明地熱異常區的分布及其與構造運動和巖漿活動的關系; 通過構造地質學、巖石學、礦床學、同位素地質學和地球化學對比, 查明騰沖 地塊與岡底斯巖漿巖帶中巖漿活動的構造背景聯系, 確定騰沖地塊在青藏高原隆升過程中的動力學響應;  通過實施1~2口鉆探實驗, 查明火山噴發旋回、巖漿演化序列及其與大規模走滑作用的內在聯系, 為高熱異常區實施鉆探工程提供各種地質地球物理參數, 論證該區進行深孔科學鉆探的必要性和可行性, 為在騰沖地區及類似地熱異常區開展科學深鉆做可行性技術準備。