滇西點蒼山—哀牢山隆升構(gòu)造樣式和隆升時限

李寶龍 季建清 羅清華 龔俊峰 慶建春

1)中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037

2)北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，教育部造山帶與地殼演化重點實驗室，北京 100871

3)臺灣大學(xué)地質(zhì)系，臺北 106-17

0 引言

滇西的點蒼山—哀牢山地區(qū)一直是大陸動力學(xué)領(lǐng)域——走滑斷裂構(gòu)造研究的熱點，是青藏高原構(gòu)造域大地構(gòu)造模型理論提出和檢驗的重要地區(qū)。

在青藏高原周邊眾多山脈中，點蒼山—哀牢山是一條很有特色的線狀地貌單元，也是一條重要的地質(zhì)、地貌、氣候和生態(tài)的分界線，構(gòu)成了三江地區(qū)的東邊界(圖1)，其形成機制和時限一直是研究的熱點之一。以往的文獻多側(cè)重與大陸擠出學(xué)說相關(guān)的走滑斷裂的研究，對走滑運動形式、時間、模式及其運動形式轉(zhuǎn)換時限的研究較多(Allen et al.，1984;Tapponnier，1986;鐘大賚等，1989;Leloup et al.，1993，1995，2001;Sch?rer et al.，1994;陳文寄，1996;Harrison et al.，1996;Gilley et al.，2003;王二七等，2006;張進江等，2006)。其實，點蒼山—哀牢山是一個地貌概念，過去的研究忽略了地貌形成的相關(guān)問題;并將剪切帶的走滑運動解釋為現(xiàn)代地貌形成的原因，認為經(jīng)過多期多階段的剝露和隆起(陳文寄，1996;萬景林等，1997;李齊等，2000;Schoenbohm et al.，2005;王二七等，2006;張進江等，2006)。

圖1 滇西點蒼山—哀牢山及其鄰區(qū)構(gòu)造地貌略圖(90m DEM圖)Fig.1 Structural schematic map of the Diancangshan-Ailaoshan Ranges and adjacent areas.

現(xiàn)今構(gòu)造形跡是以往所經(jīng)歷的構(gòu)造事件的綜合響應(yīng)。構(gòu)造地貌的形成與出露機制密切相關(guān)，地貌的形成與區(qū)域性的構(gòu)造事件遵循不同的時間尺度?，F(xiàn)代地貌的形成通常是最近幾百萬年或幾十萬年以來的地質(zhì)過程的結(jié)果，這個時間尺度遠遠小于紅河-哀牢山走滑斷裂活動的時間尺度。點蒼山-哀牢山山脈的隆升構(gòu)造樣式、構(gòu)造地貌形成時限尚存在差別，并未得到合理的解決。

本文在綜合研究點蒼山—哀牢山地區(qū)地層分布、沉積建造資料的基礎(chǔ)上，通過巖層和構(gòu)造產(chǎn)狀變化特征、初步的變質(zhì)級差異和空間分布規(guī)律、正斷層的構(gòu)造學(xué)標志和年代學(xué)數(shù)據(jù)等資料來研究點蒼山—哀牢山的隆升構(gòu)造樣式和隆升時限，以求在滇西的構(gòu)造地貌形成和演化的研究中提供新的思路。

1 地質(zhì)背景

新生代以來受印度板塊與歐亞板塊碰撞影響，青藏高原東南緣發(fā)育一系列陸內(nèi)大型走滑斷裂帶，其中紅河-哀牢山斷裂帶為出露最好、研究程度最高的一條斷裂帶。基于對此的研究，一系列大陸動力學(xué)模型和理論被提出(Tapponnier et al.，1982，1986;陳文寄等，1986;鐘大賚等，1989;Peltzer et al.，1998;李齊等，2000)。

紅河-哀牢山構(gòu)造帶在新生代經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化過程。早期經(jīng)歷左行走滑后期轉(zhuǎn)為右行正斷。左行走滑起因于距今約60Ma印度板塊與歐亞板塊碰撞過程中印支地塊的擠出，而且走滑還導(dǎo)致了南海的打開(Tapponnier et al.，1986;鐘大賚等，1989;Leloup et al.，1995，2001;Harrison et al.，1996;Gilley et al.，2003)。左行走滑的主要活動期發(fā)生于距今34～17Ma，這正好與南海的海底擴展時間相一致(Tapponnier et al.，1990;Leloup et al.，1993，1995，2001;Sch?rer et al.，1994;Zhang，1995;陳文寄等，1996;Harrison et al.，1996;萬景林等，1997;Wang et al.，1998;Zhang et al.，1999;李齊等，2000;張進江等，2001;Gilley et al.，2003)。張進江等(2001，2006)進一步把左行走滑運動劃分為3期。第1期走滑可能與距今約60Ma印度板塊與歐亞大陸初始碰撞相關(guān);第2期走滑距今27～22Ma與青藏高原最強烈擠壓變形期同時發(fā)生;第3期與青藏高原物質(zhì)擠出東流相伴生，以距今16～13Ma的EW向伸展為代表。研究認為，從距今約5Ma開始，該構(gòu)造帶轉(zhuǎn)為右行正斷，即所謂的紅河斷裂(Allen et al.，1984;Leloup et al.，1993，2001;Peltzer et al.，1998)。而對5Ma之后點蒼山—哀牢山的構(gòu)造運動研究相對較少，王二七等(2006)認為點蒼山—哀牢山的形成經(jīng)歷4個階段，其中第4階段發(fā)生在晚新生代(約5Ma)，以差異性隆升為特征，成因為構(gòu)造作用(點蒼山)或巖性差異性風(fēng)化剝蝕(哀牢山)，山體今日之面貌由此形成，因無相關(guān)年代學(xué)測試，其隆升時限缺乏明確限定。

2 地層、變質(zhì)變形和構(gòu)造研究

2.1 地層分布特征

點蒼山—哀牢山變質(zhì)巖呈NW向長條狀展布于紅河斷裂西側(cè)，由下元古界變質(zhì)巖系哀牢山群、瑤山群、蒼山群組成。哀牢山群和瑤山群原巖為一套地槽型含中-基性火山沉積建造。點蒼山—哀牢山山脈東北側(cè)為新生代沉積巖系。山脈主體為深變質(zhì)巖系，點蒼山地區(qū)為糜棱巖，哀牢山地區(qū)由片麻巖組成。山脈西南側(cè)為中生代弱變形淺變質(zhì)巖系，主要由千枚巖、板巖和片巖組成。點蒼山一帶的蒼山群，其混合巖巖石特征、空間分布特征、變質(zhì)巖石組合顯示的原巖建造、變質(zhì)作用及混合巖化作用特征等均與哀牢山群基本相同，且二者位于同一條NW向構(gòu)造帶上，二者可能是同一變質(zhì)地質(zhì)體，只是由于后期構(gòu)造破壞使其分離(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990)。

點蒼山—哀牢山山脈西側(cè)為中生代弱變質(zhì)的片巖、板巖和千枚巖;東側(cè)為一套新近系沉積地層(Schoenbohm et al.，2005)。圖2中顯示新近系(哀牢山東側(cè)狹長條帶狀黃色部分)沿哀牢山-紅河剪切帶NE邊緣呈狹長條帶狀分布，NW-SE向延伸，尤其在元陽、紅河和元江附近出露更為顯著。圖3所示沉積物中礫石的磨圓度和分選性均較差，屬快速堆積的產(chǎn)物。通過區(qū)域?qū)Ρ劝l(fā)現(xiàn)該地層中含有大量來源于哀牢山變質(zhì)巖的碎屑和侏羅紀礫石，紅河斷裂產(chǎn)狀陡傾近直立，傾向NE，且紅河斷裂西側(cè)的哀牢山山脈海拔較高，說明這一新生代沉積物的物源為西側(cè)的哀牢山，可以確定其為山麓沉積。這一現(xiàn)象和認識與Schoenbohm等(2005)所述基本一致。Schoenbohm等(2005)的研究剖面僅穿過片麻巖以東的新生代地層，而對片麻巖西側(cè)的地層未進行相關(guān)研究。為更詳細研究點蒼山—哀牢山的隆升樣式，作者進行了野外實地觀測，編制橫穿哀牢山的元江—墨江地質(zhì)剖面(圖4)。

圖2 點蒼山—哀牢山地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)中國地質(zhì)圖集(2002)修編)Fig.2 Schematic geological map of the Diancangshan-Ailaoshan areas in southern Yunnan(modified from Chinese Geological Atlas，2002).

2.2 構(gòu)造產(chǎn)狀變化規(guī)律

橫穿點蒼山—哀牢山山脈的面理產(chǎn)狀在NE－SW方向上呈規(guī)律性變化。山脈NE段面理發(fā)育，傾向NE，平均傾角為65°，主要受紅河斷裂的影響。山脈SW段巖層的原生層狀面理總體傾向SW，傾角平緩，局部地層因受新生代構(gòu)造運動的影響產(chǎn)狀發(fā)生變化(圖4)。

圖4中NE-SW方向上巖層的原生面理產(chǎn)狀發(fā)生明顯的變化。樣品d采樣點以東巖性為新生代砂礫巖沉積物和遭受強烈變質(zhì)的元古界片麻巖和糜棱巖，其面理產(chǎn)狀總體上NE傾，平均傾角為65°，與紅河斷裂的傾向一致。d采樣點以西巖性變?yōu)槠瑤r、千枚巖和板巖等，傾向由NE轉(zhuǎn)為SW，傾角約50°。大馬廠以西中生代地層傾向保持不變，巖層的傾角逐漸變緩。局部地段受紅河-哀牢山構(gòu)造帶左行走滑運動的影響，產(chǎn)狀發(fā)生變化。據(jù)變質(zhì)壓力初步估算，元古界的片麻巖和糜棱巖在點蒼山—哀牢山隆升到地表之前，應(yīng)該在中下地殼層次約15km的深度，向上依次為中生界片巖、千枚巖和板巖以及砂礫巖。后期構(gòu)造運動致使地層發(fā)生斷裂，進而再次遭受隆升作用并抬升至地表。紅河斷裂帶附近隆升最強烈，抬升幅度最大;向西抬升幅度逐漸減弱。點蒼山—哀牢山山脈西側(cè)地層在重力作用下向西垮塌，巖層間可見層間滑塌構(gòu)造形跡，向西其巖層傾角逐漸變緩;而山脈東側(cè)受紅河斷裂影響東傾，最終形成現(xiàn)在的紅河西側(cè)陡傾的單面山構(gòu)造地貌格局。

圖3 哀牢山東側(cè)出露的新近系(鏡向NW)Fig.3 Neogene sedimentary rocks in the east of Ailaoshan(view to NW).

2.3 變質(zhì)變形作用研究

墨江至元江一線巖石的變質(zhì)程度存在明顯的差異(圖4，5)。依據(jù)巖石組合特征和變質(zhì)級差異，從東北往西南大致可以劃分為3個帶，Ⅰ帶主要為元古界的花崗質(zhì)片麻巖和糜棱巖，礦物組合顯示變質(zhì)程度已達高角閃巖相，其巖石所處的深度大致為中下地殼(圖5)。采集哀牢山條帶狀黑云母花崗閃長質(zhì)片麻巖(樣品g和h)，選取其中的角閃石和斜長石，利用電子探針作礦物化學(xué)成分分析(表1)。采用Blundy＆Holland的角閃石-斜長石礦物對溫度計估算，得到其平均溫度為782℃(Blundy et al.，1990)。Ⅱ帶巖石為中生代地層，由遭受變形變質(zhì)的片巖、板巖和千枚巖組成。選取綠泥石白云母片巖(樣品c)，利用白云母-石榴石礦物對，依據(jù)Wu等(2002)所述計算方法得到的溫度為577℃。Ⅲ帶為幾乎沒有遭受變質(zhì)作用的礫巖、砂巖、細砂巖和泥巖(黏土巖)。依據(jù)現(xiàn)今地溫梯度變化，推定出露在地表的2件樣品所在的地質(zhì)體原來處在不同的地殼層次，花崗閃長質(zhì)片麻巖(g和h)所處的地殼深度為15～20km，泥質(zhì)片巖(c)則相當于15km左右。在隆升剝露到地表的過程中，Ⅰ帶巖石的隆升幅度最大，至少為15～20km。Ⅱ帶隆升幅度其次，為15km左右。Ⅲ帶隆升幅度最小。

2.4 正斷層接觸關(guān)系

點蒼山—哀牢山與東側(cè)洱海和楚雄盆地為正斷層構(gòu)造接觸關(guān)系。遙感圖像上，點蒼山—哀牢山NE一側(cè)發(fā)育一系列的斷層三角面(圖6)。野外揭示斷層三角面指示的斷裂構(gòu)造走向與走滑斷裂的走向不一致。在山脈南段斷層的走向與走滑面理走向基本一致，而在北段二者的走向之間存在較大的夾角，說明正斷層和左行走滑斷裂不是同一條斷裂，因此走滑斷裂可能并非現(xiàn)今地貌形成的構(gòu)造斷裂因素，以走滑斷裂的多期多階段的活動演化史來論證現(xiàn)今點蒼山—哀牢山地貌的多階段抬升尚需進一步詳細的研究加以證實。

表1 溫度計算所用礦物組成分析(wt%)Table 1 Mineral compositions used in thermal calculations

元江縣城西北山坡上發(fā)育正斷層(圖7)。作者采集一塊斷層巖(假玄武玻璃)樣品，經(jīng)分析其原巖和圍巖皆為花崗巖。磨制薄片顯微鏡下觀測，是在高應(yīng)變速率下強烈研磨和錯動并伴隨部分熔融(或剪切、摩擦熔融)的產(chǎn)物，具有玻璃質(zhì)碎屑結(jié)構(gòu)(圖8);其中的斑晶為長石殘斑，其斜長石斑晶已經(jīng)遭受錯移，在斑晶之間的裂縫中發(fā)育變質(zhì)形成的白云母?；|(zhì)為隱晶質(zhì)十分細小，電子探針分析已無法與標準礦物相對應(yīng)，是來源于花崗巖經(jīng)正斷層兩盤相對運動快速擠壓研磨，同時溫度升高發(fā)生局部熔融形成的玻璃質(zhì)。

3 熱演化史

熱演化史是用來研究巖體形成之后所經(jīng)歷的各種熱地質(zhì)事件。當古地溫達到某一礦物的封閉溫度后該礦物就開始記錄此時的時刻，此礦物在后期的地質(zhì)作用過程中如果沒有被破壞而保存至今，那么通過測試手段獲取某種礦物達到封閉溫度的這一地質(zhì)時刻，即可獲得相應(yīng)巖體的冷卻年齡。將冷卻年齡與封閉溫度結(jié)合起來，這是應(yīng)用熱年代學(xué)研究造山帶熱演化的關(guān)鍵所在。本文采用40Ar/39Ar年代學(xué)和磷灰石裂變徑跡法進行熱演化史研究。

圖5 顯微巖相圖(5×20)Fig.5 Photomicrographs of the rocks.

3.1 40Ar/39Ar年齡結(jié)果

本次研究選取點蒼山東側(cè)山前的花崗質(zhì)糜棱巖之中的鉀長石和黑云母進行40Ar/39Ar年代學(xué)測試。該糜棱巖變質(zhì)程度已到低角閃巖相，巖石中糜棱線理走向345°，與區(qū)域構(gòu)造線理走向一致。挑選其中的黑云母(D5-1Bio)和鉀長石(Dali-ksp)，40Ar/39Ar年代學(xué)測試在臺灣大學(xué)地質(zhì)學(xué)系40Ar/39Ar同位素實驗室(VG 1200氣體質(zhì)譜儀和Nd-YAG激光熔樣系統(tǒng)、VG 3600質(zhì)譜儀)進行。樣品Dali-ksp采用階步加溫熔樣法，樣品D5-1Bio采用激光加熱熔樣法。測試礦物經(jīng)過手選、振紙、磁選等程序進行分離，挑選粒徑250～800μm的樣品送臺灣清華大學(xué)的Openpool反應(yīng)器快中子照射8h，快中子通量為1.566×1013n(cm2s)-1。所用的標準礦物為LP-6黑云母(127.8±0.7)Ma。J值為0.003 194 448±0.000 004 469。詳細實驗流程見羅清華等(1994)(Wang et al.，1998)。Ar同位素濃度經(jīng)過背景值和半衰期的校正。

40Ar/39Ar實驗數(shù)據(jù)見表2和表3，Dali-ksp的視年齡范圍為3.6～10.5Ma，平均年齡為 (6.4±0.50)Ma。D5-1Bio的數(shù)據(jù)視年齡范圍為3.5～10.5Ma，平均年齡為(6.06±0.50)Ma。Dali-ksp坪年齡為(3.93±0.1)Ma(圖9)。根據(jù)39Ar釋氣量與年齡結(jié)果的概率統(tǒng)計圖上(圖10)顯示花崗質(zhì)片麻巖經(jīng)歷了3～5Ma和8～11Ma 2次冷卻事件的疊加。2件樣品是用2套不同的實驗儀器不同的加熱熔樣方法測試的，但實驗數(shù)據(jù)卻顯示了很好的一致性，起到了相互驗證的作用。

3.2 磷灰石裂變徑跡年齡結(jié)果

磷灰石裂變徑跡(AFT)低溫年代學(xué)體系已被廣泛地用于造山帶剝露和地表剝蝕過程研究，可以揭示巖體冷卻的啟動時限(Fitzgerald et al.，1995;Sullivan et al.，1996;Johnson，1997)，反映區(qū)域性重大構(gòu)造-地貌事件。磷灰石裂變徑跡記錄的是寄主巖石在60～110℃之間的部分退火溫度帶范圍內(nèi)所經(jīng)歷的熱歷史過程(Laslett et al.，1987)。實驗在北京大學(xué)裂變徑跡實驗室完成。詳細的磷灰石裂變徑跡分析流程圖參見Kohn等(2002)，磷灰石裂變徑跡年代學(xué)分析模式及其制約參見雷永良(2005)。

圖6 點蒼山—哀牢山斷層三角面圖(顯示新構(gòu)造運動的痕跡)Fig.6 The fault facets in Diancangshan-Ailaoshan area.

圖7 正斷層野外照片F(xiàn)ig.7 The photo of normal fault.

圖8 假玄武玻璃鏡下照片(5×20)Fig.8 Microgram of the fault rock(pseudotachylite).

表2 樣品Dali-ksp40Ar/39Ar定年數(shù)據(jù)表Table 2 40Ar/39Ar data of the sample Dali-ksp

表3 樣品D5－1Bio40Ar/39Ar定年數(shù)據(jù)表Table 3 40Ar/39Ar data of the sample D5-1Bio

本次研究采集點蒼山東坡的花崗質(zhì)糜棱巖(DCS-5)和哀牢山戛灑鎮(zhèn)花崗質(zhì)片麻巖之中的磷灰石，點蒼山樣品的磷灰石裂變徑跡年齡結(jié)果為(6.6±1.3)Ma(DCS-5)，哀牢山磷灰石裂變徑跡結(jié)果為(7.9±1.1)Ma(AL-1)和(8.4±1.2)Ma(AL-4)，記錄山脈抬升的時限，與點蒼山—哀牢山的40Ar/39Ar年齡結(jié)果基本吻合。

4 討論與結(jié)論

圖9 樣品Dali-ksp坪年齡圖Fig.9 Plateau age of the sample Dali-ksp.

圖10 樣品概率統(tǒng)計圖Fig.10 The sample probability statistics graph.

點蒼山—哀牢山山脈沿一條規(guī)模巨大的紅河-哀牢山走滑剪切帶分布，自形成以來經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化和地表過程。橫穿山脈的NE-SW向剖面上，地層的時代由老至新分布。巖層的變質(zhì)程度由深至淺，由高角閃巖相到綠片巖相，再到幾乎未變質(zhì)的中生界沉積巖組合。據(jù)變質(zhì)級溫度估算可以確定，山脈抬升到地表之前，其東側(cè)部分在地殼的層次相當于下地殼，其深度比西側(cè)部分要深。沿著NE-SW方向，隆起地體原始的深度東部深，西部淺。由以上可知，山脈的隆起是差異性的隆起，東部隆起幅度大，西部隆起幅度小，這樣才能夠把高角閃巖相的巖石抬升到地表隆升成山。盡管早期走滑構(gòu)造形跡對山脈隆起的樣式有一定的制約，但可能并非主要的制約因素。在隆升過程中，西側(cè)的巖層向西傾，傾角逐漸變緩，東側(cè)巖層受紅河斷裂影響以正斷層傾角陡為邊界，傾向NE。差異性掀斜隆升塑造了NE高SW低的單面地貌形態(tài)特征。總體研究可知，點蒼山—哀牢山的隆升樣式為東西隆升幅度存在差異的掀斜式。

在元江縣城西北山坡正斷層附近所采的斷層巖樣品，顯微鏡下分析揭示其經(jīng)歷了強烈的研磨、局部熔融和錯斷，其形成的時代較新。同時點蒼山—哀牢山山脈東北側(cè)的斷層三角面也顯示新構(gòu)造運動的影響，山脈的隆升時限亦較新。中新世地層呈狹長條帶狀沿山脈的東北側(cè)分布，依據(jù)地貌特征應(yīng)為西側(cè)哀牢山遭受剝蝕搬運堆積在山前的山麓堆積，因與紅河斷裂存在顯著高差，為沉積物的堆積提供了場所，才得以保存下來。已有研究者(Leloup et al.，1993;張進江等，2001)在紅河斷裂處中新世沉積之上發(fā)現(xiàn)了不整合接觸的礫石層，最大的礫石直徑可＞100cm，成分均為來自哀牢山的結(jié)晶巖系，其沉積時代為早更新世。由此可知，點蒼山—哀牢山的隆升時間應(yīng)為中新世之后。為準確限定其時限，進行了40Ar/39Ar和AFT年代學(xué)測試，結(jié)果分別為3～5Ma和6.6～8.4Ma。紅河斷裂帶北段點蒼山東麓正斷層斷層泥中自生伊利石K-Ar定年為距今(2.72±0.47)Ma，亦表明點蒼山在上新世晚期發(fā)生了明顯的抬升作用(韓淑琴等，2007)。紅河斷裂帶元江—戛灑段片麻巖之中的磷灰石的裂變徑跡年齡是5.61～10.64Ma(萬景林等，1997)，亦揭示哀牢山的抬升。故此認為點蒼山—哀牢山在距今3～4Ma和6～10Ma分別經(jīng)歷一期冷卻事件，最新的大幅度隆升發(fā)生在3～5Ma之后，是最新一期構(gòu)造作用的結(jié)果。

表4 研究區(qū)磷灰石裂變徑跡測試結(jié)果Table 4 The analyses data of apatite fission track in the study area

綜上所述，得到以下結(jié)論:

(1)點蒼山—哀牢山構(gòu)成滇西高原和揚子地塊的分界，其東西兩側(cè)構(gòu)造地貌存在顯著的差異，其隆升是可以肯定的，隆升樣式為隆升幅度存在差異的掀斜式構(gòu)造隆升。最終形成現(xiàn)今的單面山構(gòu)造地貌格局。

(2)沿紅河斷裂呈NW-SE向狹長條帶狀分布的新近紀沉積物為山麓堆積，地層接觸關(guān)系和年代學(xué)結(jié)果揭示點蒼山—哀牢山的隆升時限為中新世之后，為距今3～5Ma，是在較新的一次構(gòu)造活動中形成。

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