Nano-Minerals and Nano-Mineral Resources
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摘要: 为促进对纳米矿物及纳米矿物资源的认识、深入研究及开发应用，阐述了矿物纳米颗粒、纳米矿物狭义和广义概念、纳米矿物形貌分类和主要类型，并从晶体结构和晶体化学理论讨论纳米矿物形成和稳定的本质，即纳米矿物和矿物纳米颗粒形成分别受内因和外因控制.阐明了纳米矿物学研究内容及其在关键带研究的重要性，提出了纳米矿物资源的概念、属性及其开发利用的方向.Abstract: To promote the understanding, further research, and exploration and application of nano-minerals and nan-mineral resources, the narrow and broad conception of mineral nano-particle and nano-mineral as well as the types of nano-minerals and their morphological types are elaborated in this paper. Then, the nature of the formation and stability of nano-minerals in terms of crystal structure and crystal chemistry are discussed. It is found that formation of nano-minerals and mineral nano-particles are controlled by intrinsic factors and extrinsic factors. In addition, this paper presents the research field of nano-mineralogy and its importance in the research of critical zone. Finally, it proposes the conception and properties of nano-mineral resources and its potential applications.
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0. 引言
南海西缘结合带是南海各边缘中结构构造最复杂、目前研究程度最低的，同时也是对南海地区岩石圈的动力学演化、南海海盆及其西部众多沉积盆地的形成演化和油气资源的控制最具意义的一条边缘带.到目前为止，对它的命名和定义、延伸状态、物质组成、结构构造、运动时间、走滑旋向、运动期次、旋向切换、走滑距离、切割规模、入海去向、动力来源等基本属性的认识仍然存在较大的分歧(安慧婷等，2012；李三忠等，2012).
在运动时间上，据该带向北在陆上延伸部分南段火山岩带的40Ar/30Ar年代学、角闪石40Ar/39Ar测年、U-Pb年代学、变质矿物冷却温度资料、古地磁学，以及红河口和北部湾的地震剖面及钻井资料，得到的左旋时间为50~17 Ma(Tapponnier et al., 1986, 1990；Harrison et al., 1992；Rangin et al., 1995；张连生等，1996；Chung et al., 1997；虢顺民等，2001)，陈文寄等(1992)认为左旋结束时间自东南向西北推进，元阳一带为24.5 Ma，弥渡以南为17.5 Ma.一般认为左旋停止的年龄为18~15 Ma(虢顺民等，2001).随后，从中新世中期(15 Ma)开始进入右旋阶段，一直进行到现在(Allen et al., 1984).也有认为5.5 Ma以后为右旋阶段(Rangin et al., 1995).
在走滑距离上，古地磁方法测量的样本相距最远，其左旋量落在600~2 000 km范围内.有学者认为中生代印支板块的古地磁极位置较扬子板块的古地磁极位置偏西，纬度偏南，这是由于印度板块和欧亚板块碰撞后，印支板块绕阿萨姆枢纽点顺时针旋转了8°，左旋量约800 km，随后扬子板块向东移动了约20°(林金录，1988；Yang and Besse, 1993).古地磁法可能累加了许多次级构造的位移量，反映了距红河断裂由远而近位移变化，揭示了区域性块体旋转运动规律.大地构造法(即地质体位移测量法)的样本虽较近，但它累加了部分次级构造的位移值，故所获得的位移值变化范围仍较大，为320~760 km(钟大赉等，1989；云南省地质矿产局，1990；Harrison et al., 1992；Lacassin et al., 1993；Leloup et al., 1995；Harrison et al., 1996；任纪舜等，1996；张连生和钟大赉，1996；任纪舜和金小赤，1996；Chung et al., 1997)，较小值累加的次级构造位移量较少，即320 km的位移量更加接近红河断裂带本身的运动量.Tapponnier et al.(1990)认为扬子地台西缘金沙江缝合带与老挝Uttaradit缝合带原在一起，后来左旋了500 km.根据红河断裂带西侧的金平钒钛磁铁矿与东侧北段的海东(洱海东面)钒钛磁铁矿两个地质相当体的相隔距离320~350 km，推断此即哀牢山-红河断裂带的左行走滑位移量(王义昭，2012年面告).剪切带应变法因取样于红河断裂带本身，其所得位移值最接近实际情况，即200~300 km(Tapponnier et al., 1990).也有学者认为左旋走滑距离很小，在红河口地区不会超过100 km(Dewey et al., 1989；Rangin et al., 1995).右旋走滑量则更小，为45~60 km(Rangin et al., 1995；虢顺民等，2001).
在南海内的延伸上，有学者因在距红河口外100 km的莺歌海盆地里没有见到明显的走滑构造中常见的花状构造，而是见到了垒-堑构造，便怀疑红河断裂入海后向南延伸(吴世敏等，2005).另有学者认为红河断裂入海后折向NE，穿过琼东南盆地，与西沙北海槽相连.也有学者认为红河断裂入海后向SE延伸穿过中-西沙地块(万玲等, 2000, 郝天珧等，2002)，甚至有学者认为穿过中-西沙地块后继续向东南延伸穿过南沙地块，与巴拉望南端的巴拉巴克断裂带相连(Hutchison，1989).还有学者认为红河断裂带入海沿莺歌海盆地东缘边界1号断裂延伸后折向南，与近NS向的越东断裂相连(Rangin，1995；Fraser，1997；Dien et al., 1999)，因在南海西缘断裂带中部(即越东110°E断裂带)发育有明显的花状构造而认为向南延伸了，此段存在一条16°NE向右旋走滑断裂(Roques et al., 1997)，在地震剖面上东西方向影响宽度仅为10 km，花状构造明显发育，走滑活动时间为中新世，中新世末之后表现为正断层(姚伯初等，1999).地壳厚度在该断裂带两侧发生剧变，断裂带以西的越东海岸带为31~24 km，以东的中建南盆地剧减至10~14 km(Trung et al., 2004).在布格重力异常向上延拓40 km后的水平梯度图上仍有明显的反映(Trung et al., 2004).再往南的延伸去向，同样存在不同的看法.吴进民(1991)及姚伯初(2000)认为廷贾断裂是印支地块与南沙地块的缝合线，似可视为越东断裂带的东南延伸段.但也有研究表明：应沿万安-纳土纳(万纳)断裂带向南延伸，并与加里曼丹岛西北部的卢帕尔带相接(刘海龄等, 1999a, 2001, 2002；Liu et al., 1999；姚伯初等，1999)，还提出南海西缘断裂带的南段为一“伸-缩型右旋走滑双重构造系统”，关联着南海西南海盆-万安盆地-西北加里曼丹新生代俯冲增生系的动力学演化过程(刘海龄等, 1999b, 2002；Liu et al., 2004).
南海西缘结合带在前新生代的前身：可能是古特提斯洋中的一条古转换断层(刘海龄等, 2004, 2006; 刘海龄, 初论南海西缘大地构造动力学边界.国家重点基础研究发展规划项目(“973”项目)《中国边缘海形成演化及重要资源的关键问题》第四次学术讨论会(青岛)论文摘要集, 2004).新生代印度板块的向北推移，使原本应为东西向的昌宁-孟连-劳勿-文冬古特提斯缝合带的西段向北偏转，成为NW向.而印支地块向东南方的逃逸和顺时针旋转则使该缝合带的东段不断向南偏转，加上南海先后的NW-SE向及近NS向扩张，加速了劳勿-文冬段的偏转，从而使劳勿-文冬段古特提斯缝合带与发育在南海北缘上的琼南缝合带二者沿着这条古转换断层发生越来越大的左行错位.这种情形恰好与发生在南海东缘琉球海沟-马尼拉海沟-菲律宾走滑断裂系的位移作用的结果形成鲜明的对照.后者向北的推移作用不仅使飞騨南缘古特提斯缝合带与琼南-寿丰缝合带发生了左行错位，还使西南日本外带侏罗纪-早白垩世地体群中所反映的中特提斯(如中特提斯的分支北秩父洋Northern Chichibu ocean)缝合带与南沙-北巴拉望地块南缘象征中特提斯(古南海)残迹的八仙-库约俯冲-碰撞缝合带(刘海龄等, 2002)也发生左行错位.
上述各种观点之间不同程度的分歧不仅制约了对那些与南海西缘密切相关的局部盆地及其所含油气资源状况的共识，而且在更大视角上影响了对南海形成演化动力学模式的建立、乃至对整个东特提斯构造域和太平洋构造域在南海地区的发育及其相互作用、东南亚区域大地构造等重要规律的探索.从目前的研究现状来看，南海西缘断裂研究存在的关键科学问题在于它与周边地块的动力学关系.也就是说，南海西缘是否存在一个统一的动力学边界(即它本身的贯通性问题)，是作为哪些地块之间的动力学边界(即它与区域上的哀牢山-红河构造带及卢帕尔构造线之间在动力上的同源性问题).要解决这个问题，就必须对断裂带本身进行详细的构造几何学上的、运动学上的和动力学上的分析，对跟该断裂带有关联的地块的运动历史进行详细的对比，建立既符合断裂带本身的客观实际、又与区域构造运动历史合拍的断裂系统地质模型.
本文把哀牢山-红河-莺歌海盆地东缘1号断裂-越东110°E断裂-万安-纳土纳断裂-卢帕尔断裂所组成的断裂带合称为“南海西缘结合带”，它是一条超岩石圈断裂带.笔者不仅注重它在地形地貌意义上的边界性，而且更加强调注重它以地形地貌、地质-地球物理、地球化学、构造几何学、构造运动学所综合反映的构造动力学意义上的边界性.对构造动力边界的认识既受动力边界本身属性的制约，亦受区域构造动力规律的控制，两者相辅相成.不同的区域动力观直接影响着对局部单个动力边界的判断；反过来，单个动力边界的具体研究可为区域的动力模式提供客观的检验.本文通过对已有的各种主要的区域动力模式及其对南海西缘构造动力学边界所作的判断进行比较和扬弃，针对整个西缘动力边界展开具体而系统的研究，建立其动力学模型，为南海新生代岩石圈的构造演化特别是为南海扩张模型的建立提供边界依据.
1. 分段性及其成因分析
根据断裂分段的一般原则，笔者将同一条断裂按其性质、活动习性等特征划分为不同的段落.不同段落在活动习性上有其独立性，在时间上有其持久性，而且有一定的分界标志可寻.在方法上先确定分段的层次结构以及不同层次分段的标志，按不同层次和标志依次进行一级和次级段落的划分，同时还考虑了地质、地球物理和地震活动等3个主要方面的差异.
南海西缘结合带在北部陆区是中、新生代华南地块和印支地块的重要分界线，这已被众多学者所认同(任纪舜和金小赤，1996；郭令智等，2001).它往北可连接金沙江断裂带，共同成为唐古拉-昌都-兰坪-思茅-印支地块群的东界.笔者通过对南海西部海域的地质构造分析，认为南海西缘结合带延入南海后沿莺歌海盆地东北缘1号断裂带延伸，然后至中建脊西侧南下，顺越东断裂带向南延伸，与万纳断裂带(刘海龄等，1999b；Liu et al., 2004)相连后，再接卢帕尔(Lupar)带伸入加里曼丹岛西北部，沿着整个走滑带在运动学上具有明显的分段性，即便是同一时期不同段落两盘的相对旋向有时也会截然不同.笔者将整个南海西缘结合带分为北、中、南3个一级段落(图 1).北段即陆上的哀牢-红河断裂带；中段即红河口-万安北(南海西南次海盆的西南端部)段，途经莺歌海盆地、越东断裂带；南段即万纳-卢帕尔断裂带，自西南次海盆的西南端向南沿万安盆地东缘边界断裂带南延，再接卢帕尔带延伸至西北加里曼丹岛陆上.一级段落又可分为若干个次级段落.
图 1 南海西缘结合带位置Fig. 1. Location of the western boundary fault zone of the South China Sea1.1 哀牢山-红河段
陆上的哀牢山-红河段是印支微板块与扬子-华南板块之间的边界带，由西北往东南依次由鹤庆-洱源断裂—苍山山前断裂—凤仪-定西岭断裂—弥渡盆地西缘断裂—苴力-大斗门断裂—春元-茅草坪哀牢山山前断裂组成，随后延至河口乌龟滩南的龙包河进入越南境内，由越南老街(Lao Cai)向东南沿红河而下，经安沛(Yen Bai)、兴安(Hung Yen)至红河口南侧入海.印支微板块以元古代变质岩及古生代浅变质岩褶皱基底为陆核，周边是裂陷褶皱增生带.扬子-华南板块以晚元古代早期褶皱基底为陆核，周边是边缘拗陷褶皱增生带.二者之间的哀牢-红河断裂带宽达30~60 km.沿该段分布有著名的金沙江-藤条河蛇绿岩带(年龄为910 Ma和325~316 Ma的洋壳残片)(黄汲清等，1984；范承均等，1993)、双变质带(哀牢山断裂带东侧的点苍山-哀牢山-大红山低压高温深变质俯冲陆缘岛弧型重熔花岗岩浆-火山岩带、西侧的下古生界变质岩-绿片岩类岩石组成的高压低温变质岩带)(马瑞士，1986；罗君烈，1990)、深断裂带组成，为地球物理异常梯度带和莫霍面深度变异带，地壳结构上该带以西表现为二层结构、以东为三层结构.上地幔高导层埋深在哀牢山-红河段以东平稳在20 km左右，向西到红河断裂边缘达116 km，深部上地幔落差达20 km(胡鸿翔，1986；孙洁等，1989)，至滇西地区上地幔顶部为大范围的低速异常区(胥颐等，2003).在上地壳和中地壳深度内，哀牢山-红河断裂带为高速异常带，反映出韧性剪切后变质岩带抬升和快速冷却的特征，下地壳和Moho面附近为低速异常，意味着壳-幔边界仍然处于相对活动的状态(胥颐等，2003)，是一条复杂的板块缝合带，表现为北窄南宽，北部德钦、维西附近东西宽仅30余km，向南撒开，江城、勐腊一带增至250余km，主体为一中生代地堑式坳陷盆地.
沿带发育活动型沉积，在东南部墨江-绿春一带、阿墨江(李仙江) 以东出露的最老地层为厚逾5 000 m的砂、页岩夹硅质岩及少量碳酸盐岩的类复理石建造的志留系(属过渡型-活动型浅海-次深海盆地相沉积)，此类沉积向上一直延续至早泥盆世；中、上泥盆统残缺不全；石炭系—二叠系出露稍较广泛，东、西两侧靠近深断裂部位，以碎屑岩、火山岩为主，夹碳酸盐岩，属活动型沉积；晚华力西-早印支期的澜沧运动(范承钧，1982)，造成下三叠统缺失；中三叠世起，再次裂陷，形成中至新生代上叠坳陷，坳陷两侧中上三叠统以碎屑岩为主，夹碳酸盐岩，中-上部为火山岩；晚三叠世晚期，海水基本退出全区，盆地转为湖泊，以陆相红色碎屑建造为主；中侏罗世早期湖盆达最大范围(地层向两侧超覆于古生界之上)，继之并有海陆交替相夹层；白垩纪为河湖交替相，盆地逐渐向中间收缩；古新世—始新世中期形成含盐建造，盆地进一步沿轴部断裂带往中部收缩，成为狭长的堑沟；始新世中期发生的构造运动使统一的盆地发展成为孤立的山间盆地；始新世—渐新世出现磨拉石式红色粗碎屑岩；中新世—上新世变为断陷湖沼盆地.
金沙江一哀牢山断裂带西侧火山活动强烈，华力西期火山岩一般为海相环境的喷发产物(以沉凝灰岩、凝灰质砂岩及火山碎屑岩为主)，富钠，属细碧岩-角斑岩类之中基-中酸性火山岩，岩石化学成分显示属亚碱性-钙碱性岩系；印支期火山岩以酸性岩(流纹岩、流纹质火山碎屑岩、英安岩等) 为主，德钦-景洪一线上部中基性火山岩(玄武岩、安山岩等) 比较发育，一般为陆相或海陆交替环境下的裂隙型喷发，高钾而低钠，属亚碱性系列.
北部的金沙江岩带和南部的哀牢山岩带除零散分布的基性岩脉(辉绿岩、辉绿玢岩等)外，重要的是大小不等的数百个镁质超基性岩体，呈透镜状、长条状、单斜层状，与断裂构造同方向排布和延伸，与围岩产状多近一致，并呈构造侵位(冷侵位) 关系，哀牢山岩带超基性岩的同位素年龄(钐钕、铷锶等)达625~1 030 Ma(云南省地质矿产局，1990)，均远老于其围岩(哀牢山浅变质带).
中酸性侵入岩方面，金沙江带北部加仁、德钦等岩体，印支期或晚华力西-印支期以花岗闪长岩为主，燕山期则为偏酸性的花岗岩、钾长花岗岩，主要属于I型花岗岩类；往南的鲁甸二长花岗岩体，紧靠金沙江断裂西侧，侵入于中、上三叠统，又为上三叠统中上部地层沉积覆盖，岩石化学特征显示为S型花岗岩.往南至哀牢山-绿春一带，墨江以北紧靠哀牢山断裂的各岩体均呈狭长状，为中粗粒似斑状钾长花岗岩，普遍具糜棱岩化.同位素年龄为234+9 Ma，属印支期产物，早期以花岗闪长岩、二长花岗岩为主，晚期为二长-正长花岗岩类，均与志留系碎屑岩呈侵入接触，具有明显的角岩化蚀变带.
沿该断裂带还紧密伴随有变质作用.由北往南，依次有：出露于德钦-通甸断裂带的雪龙山变质岩带，片麻岩、石英片岩、黑云斜长变粒岩夹角闪片岩，糜棱岩化强烈，实为一构造透镜体，其原岩时代不明可能为下古生代或前震旦系结晶基底断片；金沙江断裂带西侧，德钦-维西一带，西支变质带由“德钦群”组成，为板岩、千枚岩夹炭质板岩、碳酸盐岩及变质中-基性火山岩，其原岩时代不明，东支主要为中-上三叠统，为板岩，变质时期可能属印支期；哀牢山带由西部的九甲断裂、中部的转马路-山神庙断裂和哀牢山山前断裂、东部的红河断裂，以及它们所夹持的浅、深两变质岩带组成，红河断裂早期可能是扬子地台的边界，或晋宁期板块结合带，红河断裂西侧的哀牢山群中深变质岩系(本属扬子地台的结晶基底)，于晚华力西-印支期以哀牢山山前断裂为主体断层逆冲推覆于西侧浅变质岩系之上，哀牢山断裂两侧岩石均强烈糜棱岩化，构成一宽达1 000~2 000 m的糜棱岩-韧性剪切带.哀牢山断裂与九甲断裂之间的浅变质岩系，总体为一套变质砂岩、板岩、千枚岩、片岩夹结晶灰岩、变质火山岩和绿泥片岩等，构成一系列大小不等的构造透镜体.中部的转马路-山神庙断裂，是浅变质带内一条重要的韧性剪切带，若干蛇纹岩透镜体沿之分布.其东变形-变质强烈，其西变形-变质较弱(仅达低绿片岩相)，时代主要属于晚古生代.九甲断裂为脆-韧性断裂带，由一系列向东倾的逆冲一逆掩断裂组成，其西即为基本不变质的晚古生代及中生代地层.整个哀牢山构造变质带由于自晚华力西-印支期开始的逆冲推覆作用(背驮前进式)和叠加的走滑剪切与热变质作用，将两侧本来分属不同构造单元、不同地质时代的地质体构成由东向西变质程度降低的、由一系列构造透镜体(包括超基性岩体)和向东缓倾的叠瓦状推覆构造组成的统一的变形-变质体系(图 2).
图 2 哀牢山变形-变质带横剖面1.沉积岩(砂砾岩、砂岩、泥岩、灰岩)；2.片麻岩、变粒岩；3.片岩、千枚岩；4.板岩、千枚岩；5.超基性岩(含蛇纹岩)；6.糜棱岩；7.花岗岩；8.逆冲推覆断层；9.正断层；A.哀牢山断裂带西侧的下古生界变质岩-绿片岩类岩石组成的高压低温变质岩带；B.哀牢山断裂带东侧的点苍山-哀牢山-大红山低压高温深变质俯冲陆缘岛弧型重熔花岗岩浆-火山岩带.在九甲断裂与哀牢断裂带之间发育两条向东北方面俯冲的俯冲带(任纪舜等，2013)，大致沿南涧至金平段的礼社江-元江西侧分布Fig. 2. Cross section for Ailaoshan deformational-metamorphic belt根据沿带构造发育的差异，陆上中国境内的哀牢-红河段又可分为3个分段(图 3)，即北分段(鹤庆-弥渡段)、中分段(苴力-大斗门段)、南分段(春元-河口段).
图 3 南海西缘结合带分段MFW为万安盆地西边界断裂Fig. 3. Segments of the western boundary fault zone of the South China Sea鹤庆-弥渡分段由鹤庆-洱源断裂—点苍山山前断裂—凤仪-定西岭断裂—弥渡盆地西缘断裂等多条平行断裂组成，多处被北东向、东西向、南北向断裂横切，以地貌垂直差异大的盆-岭结构为主要标志，扭张性活动、倾滑运动为主，存在大型的构造拉张区(虢顺民等，2001)，发育的典型构造是正断层、正走滑断层、断层转折和分叉、断陷盆地和断阶平台等，莫霍面呈舌状向南东突出.
苴力-大斗门分段的主要标志是单体断裂结构，地形垂直差异减弱，水平运动大，航磁重力线性异常明显.
春元-河口分段则以发育两条平行的断裂构造(即：西侧的哀牢山断裂带，又称哀牢山山前断裂，和东侧的红河断裂带，又名中谷断裂，二者之间为宽2~5 km、深2 km的槽地)为主要标志，水平位移为主，第四纪以来右旋位移明显并显压性，结构较复杂，有的呈雁行式排列，有的由多条次级断裂组成(虢顺民等，2001)，航磁线性异常梯级带，重力异常不明显，布格重力异常图呈大幅度向西北突出的舌状.
1.2 红河口-万安北段
该段即哀牢-红河段进入南海后的延伸部分之北半段，从红河口起沿NW向的莺歌海盆地东缘断裂(即1号断裂)延伸至中建脊便折向南，顺NS向的越东断裂延伸至万安盆地东北端与南海西南次海盆的西南角之间.沿该段分布着多个呈串珠状排列的拉分盆地.由北往南依次有：莺歌海盆地、顺化盆地、归仁盆地、中建南盆地.沿带走滑现象明显，从北部的莺歌海盆地到南部的富庆盆地，多处震测剖面表现出花状构造，并反映了该断裂带大约在距今30~15 Ma前出现了大规模的左旋走滑拉分活动，随后，到5 Ma前沿该断裂带发生了正反转构造活动，这一构造活动特点得到了构造物理模拟的验证(孙珍等，2001).红河口-万安北段可进一步分为2个次级段落：莺歌海盆地段和中建南盆地段，二者大致以中建脊为界.
莺歌海盆地中的主要构造样式为左旋走滑构造，早期表现为负花状构造(图 4)，其活动时间主要在中中新世之前，与陆区哀牢山-红河段的左旋走滑作用一脉相承，造就了该盆地的走滑拉分成因机制(图 3).中中新世起(15.5 Ma)以坳陷作用为主，仅东部边界断裂活动至上新世(图 4).莺歌海盆地沉降中心的迁移亦反映了这种走滑活动的过程，在23.3 Ma(T60)之前沉降中心主要表现为自北西向南东的迁移，之后则主要自北北西向南南东迁移，至上新世(T27)移到靠近一号断裂西侧.类似的走滑构造效应还表现在雁列式的泥底辟构造的形成.这些构造现象说明莺歌海盆地是一个走滑拉分盆地，早期走滑，后期伸展.
图 4 莺歌海盆地花状构造(Sels_90线)WBF为南海西缘断裂通过处；据童传新等，2007.莺琼盆地大中型天然气田成藏主控因素研究现状与存在问题.“莺琼盆地大中型油气田勘探理论、方法与实践”学术会议(内部文件)Fig. 4. Flower structures in seismic line sels_90 of the Yinggehai basin大致以岘港(Da Nang)为界，该断裂带往南与琼东南盆地和西沙基底区以近NS向延伸的中建脊(三岐地垒)相隔(图 3)，大致沿110°E经线向南延伸，并表现出以右旋走滑为主的特点，这与南海地区强烈的向南伸展运动是分不开的.前人常称此段为越东断裂带.它将其东西两侧地壳结构明显不同的西沙地块和昆嵩地块分隔开来.西沙地块的基底据西沙永兴岛西永1井井下1 251 m处钻透新近系礁灰岩后所见的地层岩性，为前寒武纪花岗片麻岩、黑云母花岗片麻岩、黑云母二长片麻岩、变晶混合岩组成的深变质岩系，镜下鉴定具花岗变晶结构，鲮片变晶结构，其年龄为627~1 465 Ma(铷锶法全岩)(袁应琼等，1981；孙嘉诗，1987; 中国科学院南海海洋研究所海洋地质构造研究室, 1988)，由沉积岩变质而成，变质年龄为68.9 Ma，并被中生代岩浆岩所复杂化，贯入其中的岩脉年龄为77 Ma(王崇友等，1979；王崇友，西沙群岛晚第三纪超微化石及其地质意义.中国地质科学院地质研究所所刊，第11号，1985)，可见，西沙基底为琼南地块(Liu et al., 2011; 赵美松等，2012；杜云空等，2013)燕山期陆缘活化带，受中生代晚期岩浆活动强烈改造而变质的前寒武纪褶皱基底.
而南海西缘断裂带以西的昆嵩地块上则分布着总厚度大于8 000 m的太古宇，其上、中、下部结晶变质杂岩分别由变质铁镁质火山岩、麻粒岩-大理岩和花岗闪长岩-花岗岩所组成(Vu, 1991；陈永清等，2010).元古界结晶变质杂岩分布较为广泛，除昆嵩地块包含完整的角闪岩、片麻岩和矽线石片岩序列外，长山微陆块含古元古界和中元古界的混合岩化的角闪岩、黑云母片麻岩和结晶片岩，与昆嵩地块的大体相当，仅仅缺失新元古界.沿越东中段的怀仁(Hoai Nhon)海域见太古代岩层，以条带状出露，由硅綫石结晶片岩、混合岩、片麻岩组成，向北与怀仁海上相距不远的平山(Binhson)和朱莱(Chulai)附近海域出露有早元古界增河(Songtrann)组的二云片岩、蓝晶石、硅綫石、片麻岩、角闪岩、混合岩等(Nguyen, 1991).昆嵩地块晚古生代时是一种极不稳定的以中酸性火山岩和陆相红层为主的构造环境，曾长期隆起并接受剥蚀，直到中三叠世方才接受夹有流纹质火山岩的海相碎屑岩-灰岩组合沉积，表现出典型的古老地块在经过长期暴露后在印支运动期间局部拉张、沉陷的特征(李兴振等，2007).
南海西缘结合带在中建南盆地西缘段发育成一个地堑，由“下逆上正”的I型断裂形成的，这是受平行于断裂方向的挤压与垂直方向的拉张联合作用的结果, 并伴有岩浆活动.而南海西缘结合带两边的断裂构造则各具特点.在越东陆上，发育的是两期叠加的断裂组：走向N140°E的走滑断裂组与EW向正断层相连接，NS向的走滑断裂与N50°E的断裂相连接(Roques et al., 1997)；在中建南盆地的海上，NS向断裂活动强烈发育，但N140°E向断裂则不明显；顺着与NS向走滑断裂相连接的、走向N50°E的低角度断层面的地壳伸展运动恰好与沿NS向断裂的右旋运动相符合，中建南盆地即形成于这种伸展-走滑的构造体制中.中建南盆地晚中新世之前主要为负花状构造发育时间，随后出现坳凹陷作用，至中上新世时前后局部出现较弱的正花状构造作用(图 5，图 6).从三岐(Triton)脊到中建南盆地，伸展程度不断加剧，至西南次海盆达到顶峰.据计算(Marquis et al., 1997；Roques et al., 1997)，越南中部陆缘的伸展总量在165 km以上，伸展活动始于28 Ma(即8号磁异常条带)，附加的伸展作用往北可早至29 Ma，强烈的伸展作用可能始于26 Ma(7号磁异常条带)，止于20.5 Ma(6号磁异常条带).
图 5 中建南盆地西缘北段基底伸展走滑断裂剖面图中左下角配图内的红色线段为剖面位置.WBF为南海西缘断裂通过处Fig. 5. Profile showing basement extensional strike slip fault in the northern section of western margin of the Zhongjiannan basin
图 6 中建南盆地西缘南段基底伸展走滑断裂剖面图中小配图内的红色线段为剖面位置Fig. 6. Profile showing basement extensional strike slip fault in the southern section of western margin of the Zhongjiannan basin1.3 万纳-卢帕尔段
此段为一典型的超壳伸-缩型右旋走滑双重构造系统(图 7)(Liu et al., 2004).该系统又由3个次级段落组成，即其北部尾端的南海西南次海盆西南端走滑-伸展叠瓦扇、中部的万安盆地走滑-拉分双重构造和南部前锋的拉奈-沙捞越走滑-收缩叠瓦扇所组成，称为万纳超壳伸-缩型右旋走滑双重构造带(刘海龄，1999).该段北起万安滩西北侧，南至纳土纳岛东侧，主体呈北北东-近南北向延伸，沿带多处见穿透T2甚至海底的火成岩体及明显的花状构造，两侧地层厚度、磁异常特征、地震相特征均明显不同，甚至在北半段出现明显的莫霍面埋深梯度带(刘光鼎，1992).
图 7 南海西缘结合带万纳-卢帕尔段超壳伸-缩型右旋走滑双重构造带Fig. 7. Diagram showing ultra-crustal extension-shrinkage-type dextral duplex strike-slip structures along Wanna-Lupar segment of the western boundary fault zone of the South China Sea万纳带北部尾端的走滑-伸展叠瓦扇向北与越东断裂带相接，向东北面的西南次海盆一侧呈撒开趋势(图 8)，组成统一的走滑-伸展叠瓦扇构造系统，其中心部位因后期西南次南海的海底扩张而被新生洋壳占据.
图 8 横切南海西南次海盆西南端的地震解释剖面剖面位置见右图红线G；T2.上新统与上中新统之间的反射界面；T3.上中新统与中中新统之间的反射界面；T4.中中新统与下中新统之间的反射界面；T5.中新统与渐新统之间的反射界面；T7.上渐新统与下渐新统之间的反射界面；Tg.晚始新统与前晚始新统之间的反射界面或海盆新生代沉积基底；Th.新生界和中生界之间的反射界面Fig. 8. Interpretted seismic profile crosscutting southwestern end of southwest subbasin of the South China Sea万纳带中部的万纳右旋超壳走滑带由北部的万安滩西断裂带和南部的卢帕尔断裂带组成，此两走滑带叠置段的走滑拉分作用造成了万安盆地的形成.该盆内发育雁列状的NNE-NE向走滑正断层及其与之配套的NW向断裂、近NEE向断裂和轴向NNW向背斜，雁列于控制盆地东界的万纳带之西侧，并与之以较小锐角相交，与控制盆地西界的西缘断裂带(卢帕尔断裂的北延段)则成较大锐角相交(图 9).断裂主要形成于晚始新世—渐新世，于早中新世达到张扭活动的高峰.
图 9 万安盆地基底断裂构造剖面左图为构造剖面图，剖面位置为右图中的红色线段H.南海西缘断裂带从万安盆地的东缘通过Fig. 9. Profile showing basement fault structure of Wan'an basin万纳带南部前锋向南与南沙微板块南缘边界超壳倾滑推覆断裂带的西段相连，即发育于曾母地块西南部的拉奈-塔陶垒堑区和具洋壳基底与晚中新世褶皱-冲断的早-中中新世盖层(Hartono，1985)的巴林坚(Balingian)坳陷之中，其中组成垒堑区的断裂呈弧形叠瓦扇，总体向NW收敛、向东南撒开，倾向多为W-SW-S，晚白垩至早中新世早期以压扭性活动为主，早中新世后期因李准-廷贾断裂带的右旋走滑活动、曾母地块逆时针转动(吴进民，1997)而出现构造负反转活动，形成垒堑区.
整个万纳带大约形成于中生代晚期，在早第三纪至中新世末期整体以右旋运动为主，具超壳走滑拉张性质，其北、中、南部组成一个在时间上同步、空间上相连、动力上共源的统一运动的伸-缩型右旋走滑系统，对南沙微板块西部边界起着转换调节作用.
综上所述，造成南海西缘结合带分段的主要原因在于走滑断裂带两侧各地块在沿走滑断裂带发生走滑运动时相对走滑速度不均匀.南海西缘构造动力学边界断裂带往北与NW向的哀牢-红河断裂带相接，往南与八仙-库约付出俯冲-增生-碰撞带(简称八库带)相接，组成了一条规模宏大的走滑构造带.该走滑带的西侧分布有掸泰-印支微板块、马拉西亚-苏门答腊微板块和婆罗洲微板块；东侧分布有扬子-华南板块、中-西沙地块和南沙微板块(图 10).由于这些地块在沿南海西缘主走滑带发生走滑运动过程中各自的地球动力条件有所差异，造成主走滑带两侧各地块的相对走滑方向和速度不尽相同，使得相邻地块之间出现相对离或合的趋势，从而造成拉张和挤压的相间排列；同时，主走滑带两侧地块的相对走滑旋向也不尽相同，有的地段表现为左旋为主，而在另一些地块则表现为右旋为主，因而，整条走滑带出现明显的分段特征.
图 10 南海西缘结合带走滑构造系统运动学机制分析Fig. 10. Kinematic mechanism analysis of strike-slip tectonic system of western boundary fault zone of the South China Sea2. 贯通性分析
断裂带的贯通性就是指断裂带各段在几何结构、切割规模和相对运动性质上的相恰性、动力来源上的同源性，其实质就是整个断裂带在构造上的一致性.判断一条断裂带在空间上是否是贯通的，既要考察其浅部的特征，还要考察其深部的特征.
上文所述的分段性主要论及的就是浅部的构造特征，其各主要部分在构造几何学上符合走滑构造的基本构架(图 10)，具有走滑构造特有的构造几何特点；在构造运动学上，南海西缘断裂带两侧的地块几乎具有同时性，主要活动时间基本上集中于40 Ma以来的时段里，运移方向基本上沿该断裂带.运动的动力均依赖于印-澳板块和欧亚板块之间的碰撞效应和南海的扩张效应.因而可认为，整个南海西缘结合带在构造几何学上具有明显的贯通性.
地震波速度结构特征揭示了南海西缘结合带的深部构造特征(图 11).在10 km深处，该断裂带为横波(Vs)速度梯度带，西侧：3.20~3.24 km/s；东侧：3.12~3.20 km/s.纵波Vp亦出现梯度带，但线性不如Vs，西侧：6.1~6.2 km/s；东侧：5.6~6.0 km/s(远处南海洋盆为8.0 km/s).
图 11 南海西缘结合带地震波速度结构1.南海西缘结合带浅部迹线；2.南海西缘结合带浅部迹线深部投影线；3.南海西缘结合带深部推测迹线.Vp.地震波纵波速度(km/s)；Vs.地震波横波速度(km/s)Fig. 11. Seismic wave velocity structures of the western boundary fault zone of the South China Sea在20 km深度处，Vp特征是：西侧平稳，6.4~6.5 km/s；东侧多变，分3段：北段5.8~6.2 km/s，中段6.6~7.9 km/s，南段6.1~6.4 km/s，东侧远处洋盆达8.0 km/s.
在30 km深度处，Vs梯度带，西侧：3.8~4.0 km/s；东侧：3.5~3.7 km/s；3.6 km/s线向东南侧漂移，可能暗示南海西缘结合带的倾斜方向.
在40 km深度处，沿南海西缘出现纵波速度等值线梯度带，西侧：7.8~8.0 km/s；东侧：7.4~7.6 km/s；7.6 km/s线向东南侧漂移距离，与30 km深度处的横波速度(Vs)的3.6 km/s等值线向东南侧的漂移量相近.
到50 km深度处，仍然可见Vp梯度带，西侧：8.0~8.2 km/s；东侧：7.8~8.0 km/s；8.0 km/s线向东南侧漂移距离与30 km深度处Vs的3.6 km/s等值线和40 km深度处Vp的7.6 km/s等值线向东南侧的漂移量相近.
在55 km深度处，还能见到Vs梯度带，西侧：4.35~4.50 km/s；东侧：4.20~4.35 km/s；东侧的低值(4.05~4.30 km/s)谷轴线向东的偏移量与30 km深度处Vs的3.6 km/s等值线的偏移量相近.
但在60 km深度处，西缘断裂带的Vp梯度带不明显，但东侧偏离出去的Vp低值谷(7.7~8.1 km/s)区带仍然存在.
在70 km和80 km深度处，西缘断裂带所在地区的Vs和Vp均无明显的线性梯度带.南海西缘断裂(位于印支半岛陆架边缘处)之50~80 km深度处断裂两盘的地震纵波速度变化为0.2 km/s，说明此断裂是岩石圈断裂.
在85 km深度处，Vs在陆区高(4.3~4.4 km/s)；海区低(4.1~4.3 km/s)；线性虽不太规整，但重新出现北北西向低速带，该低速区一直延伸到250 km，且越往深部变得越宽，说明该部位的上地幔存在一个不同于西缘岩石圈断裂带的异常地幔地质体.
在300 km深度处，Vs无线性.
在岩石圈厚度图上，西缘结合带处的线性比软流圈厚度图上的明显.中央海盆岩石圈厚度(70 km)比四周的厚10多千米.但M面和L面等深线均出现线性，进一步说明西缘断裂带为岩石圈断裂，切割了整个岩石圈，但未明显影响到软流圈.在20 km、50 km、70 km和100 km深度切面上，均存在NW-SE向构造，尤其是红河莺歌海断裂带之下存在北西向低速带.到大于100km深度，即岩石圈中存在北西向断裂；在区域上出现南北向构造.在南海地区，中央海盆大洋岩石圈的厚度(地震速度定义的厚度)比陆缘大陆过渡壳的岩石圈厚度要大.一般情况下，大洋岩石圈的厚度比大陆岩石圈的厚度要小，南海地区却正好相反.
综上所述，南海西缘断裂带在浅部表现为众多具内在的构造动力联系的分支断裂，其深部的“根”是相连的，拥有共同的深部原因，表现出明显的时空上的贯通性、构造上的一致性，即动力上的同源性，运动上的同时性，空间上的连接性.
3. 地质模型及其检验
南海西缘断裂带从红河口进入南海后，延至越东断裂后，沿万安-纳土纳(万纳)断裂带向南延伸，并与加里曼丹岛西北部的卢帕尔带相接(刘海龄等, 1999a, 2001, 2002；Liu et al., 1999；姚伯初等，1999)，南段为一“伸-缩型右旋走滑双重构造系统”，联系着南海西南海盆-万安盆地-西北加里曼丹新生代俯冲增生系的动力学演化过程(刘海龄等, 1999b, 2002, Liu et al., 2004).
数值模拟就是从力学原理上对地质模型做出修订和检验.笔者选取的边界条件(图 12a)：在北部边界垂向约束，水平可滑动，西边为水平约束，垂向可滑动，东部边界由于太平洋板块的俯冲，加载水平向的应力作用，在南部边界左块体代表印度地块向欧亚板块的挤压，模型在此加载向上(北)的推挤力，右块体表示印支和华南地块，同时加载古南海洋底向南俯冲作用引起的对南沙微板块的拖曳力.在模型内部设定两个条状薄弱带，近南北方向的薄弱带表示红河断裂，近东西方向的薄弱带表示南海张裂区域.本模型采用弹性介质模型，参数包括杨氏模量、泊松比.利用澳大利亚计算地球系统模拟重点国家研究中心R-minimum有限元法，对地质模型进行了数值模拟.
图 12 南海西缘结合带构造动力学的数值模拟结果a.数值模拟采用的边界条件；b.数值模拟结果Fig. 12. Result of tectonic dynamics numerical simulation for the western boundary fault zone of the South China Sea模拟结果显示(图 12b)，由于印度板块的挤压使得欧亚板块发生侧向逃逸，而由于太平洋板块的俯冲作用对东部边界的限制，使得逃逸的方向转到向南，同时，由于古南海的俯冲引起的拖曳力使得南海发生张裂作用.模型的结果可认定印度板块的挤压是可以引起欧亚板块的侧向逃逸，但南海张裂的驱动力还应该包括古南海俯冲的拖曳力.南海西缘断裂带是一条统一的动力学边界，即具有构造几何学上的贯通性；它是其西侧的掸泰-印支微板块-婆罗洲微板块和其东侧的扬子-华南板块-中-西沙地块-南沙微板块之间的动力学边界，区域上的哀牢山-红河构造带、越东断裂带、万纳断裂带及卢帕尔构造线之间在构造动力上具有同源性，即其活动同受印度板块与欧亚板块之间的碰撞作用和南海扩张作用的控制.
4. 结论
依据南海西缘结合带的地质-地球物理资料基础上的构造几何学、运动学及动力学分析，该结合带在地壳浅部具有明显的构造分段性，各段表现出不尽相同的走滑旋向，空间上相互衔接，并具有的统一的构造力学机制，运动时间上具有相似的同步性，在深部具有共同的地球物理场线性分隔面，表现出构造上的连通性，动力上共同服从于区域上印度板块与欧亚板块之间的碰撞诱发的逃逸作用和南海扩张作用，具有构造动力上的同源性.其构造活动机制受到数值模拟结果的支持.南海西缘结合带是东亚新生代一条巨型的具有构造贯通性的走滑构造系统.
致谢: 感谢国家自然科学基金项目(Nos.41276048，91328205，41476039)；核资源与环境省部共建国家重点实验室培育基地(东华理工大学)开放基金计划项目(项目编号NRE1302)；“中国海及邻域地质地球物理及地球化学系列图”项目(GZH200900504-WX02)；国土资源部油气资源研究中心项目(GT-YQ-QQ-2008-1-02)；海洋保障工程(No.1212011220116)的资助；姚永坚教授和蔡周荣副教授作为共同第一作者分别为文中的构造特征和地质模型等内容进行了宝贵的分析. -
图 1 主要一维纳米矿物电镜图像
a.凹凸棒石；b.锰氧化物；c.埃洛石；d.纤蛇纹石；e.针铁矿；f.伊毛缟石
Fig. 1. Electron microscope images of main one-dimension nano-minerals
图 2 二维纳米矿物透射电镜图像
Smec.蒙脱石；Bn.水钠锰矿；Go.层状双氢氧化物
Fig. 2. TEM images of two-dimension nano-minerals
图 3 晶体生长体系能量变化
Fig. 3. The variation of system energy in the process of crystal growth
图 4 蛇纹石族矿物硅氧四面体匹配方式
Fig. 4. The matching mode of Si-O tetrahedron in serpentine group minerals
图 5 矿物纳米颗粒电镜图像
a.中国黄土中的纳米棒状方解石；b.中国黄土中趋磁菌矿化纳米磁铁矿；c.大洋富钴结壳表面磷灰石；d.凹凸棒石粘土中磷灰石；e.明光凹凸棒石矿；f.鲕状赤铁矿
Fig. 5. Electron microscope images of mineral nano-particles
图 6 湖北黑石板鲕状赤铁矿矿层剖面照片(a)和微结构扫描电镜图像(b)
Fig. 6. Ore bed section photograph (a) and SEM image (b) of oolitic hematite from Heishi, Hubei Province
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