滇西点苍山—哀牢山隆升构造样式和隆升时限

李宝龙 季建清 罗清华 龚俊峰 庆建春

1)中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037

2)北京大学地球与空间科学学院，教育部造山带与地壳演化重点实验室，北京 100871

3)台湾大学地质系，台北 106-17

0 引言

滇西的点苍山—哀牢山地区一直是大陆动力学领域——走滑断裂构造研究的热点，是青藏高原构造域大地构造模型理论提出和检验的重要地区。

在青藏高原周边众多山脉中，点苍山—哀牢山是一条很有特色的线状地貌单元，也是一条重要的地质、地貌、气候和生态的分界线，构成了三江地区的东边界(图1)，其形成机制和时限一直是研究的热点之一。以往的文献多侧重与大陆挤出学说相关的走滑断裂的研究，对走滑运动形式、时间、模式及其运动形式转换时限的研究较多(Allen et al.，1984;Tapponnier，1986;钟大赉等，1989;Leloup et al.，1993，1995，2001;Schärer et al.，1994;陈文寄，1996;Harrison et al.，1996;Gilley et al.，2003;王二七等，2006;张进江等，2006)。其实，点苍山—哀牢山是一个地貌概念，过去的研究忽略了地貌形成的相关问题;并将剪切带的走滑运动解释为现代地貌形成的原因，认为经过多期多阶段的剥露和隆起(陈文寄，1996;万景林等，1997;李齐等，2000;Schoenbohm et al.，2005;王二七等，2006;张进江等，2006)。

图1 滇西点苍山—哀牢山及其邻区构造地貌略图(90m DEM图)Fig.1 Structural schematic map of the Diancangshan-Ailaoshan Ranges and adjacent areas.

现今构造形迹是以往所经历的构造事件的综合响应。构造地貌的形成与出露机制密切相关，地貌的形成与区域性的构造事件遵循不同的时间尺度。现代地貌的形成通常是最近几百万年或几十万年以来的地质过程的结果，这个时间尺度远远小于红河-哀牢山走滑断裂活动的时间尺度。点苍山-哀牢山山脉的隆升构造样式、构造地貌形成时限尚存在差别，并未得到合理的解决。

本文在综合研究点苍山—哀牢山地区地层分布、沉积建造资料的基础上，通过岩层和构造产状变化特征、初步的变质级差异和空间分布规律、正断层的构造学标志和年代学数据等资料来研究点苍山—哀牢山的隆升构造样式和隆升时限，以求在滇西的构造地貌形成和演化的研究中提供新的思路。

1 地质背景

新生代以来受印度板块与欧亚板块碰撞影响，青藏高原东南缘发育一系列陆内大型走滑断裂带，其中红河-哀牢山断裂带为出露最好、研究程度最高的一条断裂带。基于对此的研究，一系列大陆动力学模型和理论被提出(Tapponnier et al.，1982，1986;陈文寄等，1986;钟大赉等，1989;Peltzer et al.，1998;李齐等，2000)。

红河-哀牢山构造带在新生代经历了复杂的构造演化过程。早期经历左行走滑后期转为右行正断。左行走滑起因于距今约60Ma印度板块与欧亚板块碰撞过程中印支地块的挤出，而且走滑还导致了南海的打开(Tapponnier et al.，1986;钟大赉等，1989;Leloup et al.，1995，2001;Harrison et al.，1996;Gilley et al.，2003)。左行走滑的主要活动期发生于距今34～17Ma，这正好与南海的海底扩展时间相一致(Tapponnier et al.，1990;Leloup et al.，1993，1995，2001;Schärer et al.，1994;Zhang，1995;陈文寄等，1996;Harrison et al.，1996;万景林等，1997;Wang et al.，1998;Zhang et al.，1999;李齐等，2000;张进江等，2001;Gilley et al.，2003)。张进江等(2001，2006)进一步把左行走滑运动划分为3期。第1期走滑可能与距今约60Ma印度板块与欧亚大陆初始碰撞相关;第2期走滑距今27～22Ma与青藏高原最强烈挤压变形期同时发生;第3期与青藏高原物质挤出东流相伴生，以距今16～13Ma的EW向伸展为代表。研究认为，从距今约5Ma开始，该构造带转为右行正断，即所谓的红河断裂(Allen et al.，1984;Leloup et al.，1993，2001;Peltzer et al.，1998)。而对5Ma之后点苍山—哀牢山的构造运动研究相对较少，王二七等(2006)认为点苍山—哀牢山的形成经历4个阶段，其中第4阶段发生在晚新生代(约5Ma)，以差异性隆升为特征，成因为构造作用(点苍山)或岩性差异性风化剥蚀(哀牢山)，山体今日之面貌由此形成，因无相关年代学测试，其隆升时限缺乏明确限定。

2 地层、变质变形和构造研究

2.1 地层分布特征

点苍山—哀牢山变质岩呈NW向长条状展布于红河断裂西侧，由下元古界变质岩系哀牢山群、瑶山群、苍山群组成。哀牢山群和瑶山群原岩为一套地槽型含中-基性火山沉积建造。点苍山—哀牢山山脉东北侧为新生代沉积岩系。山脉主体为深变质岩系，点苍山地区为糜棱岩，哀牢山地区由片麻岩组成。山脉西南侧为中生代弱变形浅变质岩系，主要由千枚岩、板岩和片岩组成。点苍山一带的苍山群，其混合岩岩石特征、空间分布特征、变质岩石组合显示的原岩建造、变质作用及混合岩化作用特征等均与哀牢山群基本相同，且二者位于同一条NW向构造带上，二者可能是同一变质地质体，只是由于后期构造破坏使其分离(云南省地质矿产局，1990)。

点苍山—哀牢山山脉西侧为中生代弱变质的片岩、板岩和千枚岩;东侧为一套新近系沉积地层(Schoenbohm et al.，2005)。图2中显示新近系(哀牢山东侧狭长条带状黄色部分)沿哀牢山-红河剪切带NE边缘呈狭长条带状分布，NW-SE向延伸，尤其在元阳、红河和元江附近出露更为显著。图3所示沉积物中砾石的磨圆度和分选性均较差，属快速堆积的产物。通过区域对比发现该地层中含有大量来源于哀牢山变质岩的碎屑和侏罗纪砾石，红河断裂产状陡倾近直立，倾向NE，且红河断裂西侧的哀牢山山脉海拔较高，说明这一新生代沉积物的物源为西侧的哀牢山，可以确定其为山麓沉积。这一现象和认识与Schoenbohm等(2005)所述基本一致。Schoenbohm等(2005)的研究剖面仅穿过片麻岩以东的新生代地层，而对片麻岩西侧的地层未进行相关研究。为更详细研究点苍山—哀牢山的隆升样式，作者进行了野外实地观测，编制横穿哀牢山的元江—墨江地质剖面(图4)。

图2 点苍山—哀牢山地区地质简图(据中国地质图集(2002)修编)Fig.2 Schematic geological map of the Diancangshan-Ailaoshan areas in southern Yunnan(modified from Chinese Geological Atlas，2002).

2.2 构造产状变化规律

横穿点苍山—哀牢山山脉的面理产状在NE－SW方向上呈规律性变化。山脉NE段面理发育，倾向NE，平均倾角为65°，主要受红河断裂的影响。山脉SW段岩层的原生层状面理总体倾向SW，倾角平缓，局部地层因受新生代构造运动的影响产状发生变化(图4)。

图4中NE-SW方向上岩层的原生面理产状发生明显的变化。样品d采样点以东岩性为新生代砂砾岩沉积物和遭受强烈变质的元古界片麻岩和糜棱岩，其面理产状总体上NE倾，平均倾角为65°，与红河断裂的倾向一致。d采样点以西岩性变为片岩、千枚岩和板岩等，倾向由NE转为SW，倾角约50°。大马厂以西中生代地层倾向保持不变，岩层的倾角逐渐变缓。局部地段受红河-哀牢山构造带左行走滑运动的影响，产状发生变化。据变质压力初步估算，元古界的片麻岩和糜棱岩在点苍山—哀牢山隆升到地表之前，应该在中下地壳层次约15km的深度，向上依次为中生界片岩、千枚岩和板岩以及砂砾岩。后期构造运动致使地层发生断裂，进而再次遭受隆升作用并抬升至地表。红河断裂带附近隆升最强烈，抬升幅度最大;向西抬升幅度逐渐减弱。点苍山—哀牢山山脉西侧地层在重力作用下向西垮塌，岩层间可见层间滑塌构造形迹，向西其岩层倾角逐渐变缓;而山脉东侧受红河断裂影响东倾，最终形成现在的红河西侧陡倾的单面山构造地貌格局。

图3 哀牢山东侧出露的新近系(镜向NW)Fig.3 Neogene sedimentary rocks in the east of Ailaoshan(view to NW).

2.3 变质变形作用研究

墨江至元江一线岩石的变质程度存在明显的差异(图4，5)。依据岩石组合特征和变质级差异，从东北往西南大致可以划分为3个带，Ⅰ带主要为元古界的花岗质片麻岩和糜棱岩，矿物组合显示变质程度已达高角闪岩相，其岩石所处的深度大致为中下地壳(图5)。采集哀牢山条带状黑云母花岗闪长质片麻岩(样品g和h)，选取其中的角闪石和斜长石，利用电子探针作矿物化学成分分析(表1)。采用Blundy＆Holland的角闪石-斜长石矿物对温度计估算，得到其平均温度为782℃(Blundy et al.，1990)。Ⅱ带岩石为中生代地层，由遭受变形变质的片岩、板岩和千枚岩组成。选取绿泥石白云母片岩(样品c)，利用白云母-石榴石矿物对，依据Wu等(2002)所述计算方法得到的温度为577℃。Ⅲ带为几乎没有遭受变质作用的砾岩、砂岩、细砂岩和泥岩(黏土岩)。依据现今地温梯度变化，推定出露在地表的2件样品所在的地质体原来处在不同的地壳层次，花岗闪长质片麻岩(g和h)所处的地壳深度为15～20km，泥质片岩(c)则相当于15km左右。在隆升剥露到地表的过程中，Ⅰ带岩石的隆升幅度最大，至少为15～20km。Ⅱ带隆升幅度其次，为15km左右。Ⅲ带隆升幅度最小。

2.4 正断层接触关系

点苍山—哀牢山与东侧洱海和楚雄盆地为正断层构造接触关系。遥感图像上，点苍山—哀牢山NE一侧发育一系列的断层三角面(图6)。野外揭示断层三角面指示的断裂构造走向与走滑断裂的走向不一致。在山脉南段断层的走向与走滑面理走向基本一致，而在北段二者的走向之间存在较大的夹角，说明正断层和左行走滑断裂不是同一条断裂，因此走滑断裂可能并非现今地貌形成的构造断裂因素，以走滑断裂的多期多阶段的活动演化史来论证现今点苍山—哀牢山地貌的多阶段抬升尚需进一步详细的研究加以证实。

表1 温度计算所用矿物组成分析(wt%)Table 1 Mineral compositions used in thermal calculations

元江县城西北山坡上发育正断层(图7)。作者采集一块断层岩(假玄武玻璃)样品，经分析其原岩和围岩皆为花岗岩。磨制薄片显微镜下观测，是在高应变速率下强烈研磨和错动并伴随部分熔融(或剪切、摩擦熔融)的产物，具有玻璃质碎屑结构(图8);其中的斑晶为长石残斑，其斜长石斑晶已经遭受错移，在斑晶之间的裂缝中发育变质形成的白云母。基质为隐晶质十分细小，电子探针分析已无法与标准矿物相对应，是来源于花岗岩经正断层两盘相对运动快速挤压研磨，同时温度升高发生局部熔融形成的玻璃质。

3 热演化史

热演化史是用来研究岩体形成之后所经历的各种热地质事件。当古地温达到某一矿物的封闭温度后该矿物就开始记录此时的时刻，此矿物在后期的地质作用过程中如果没有被破坏而保存至今，那么通过测试手段获取某种矿物达到封闭温度的这一地质时刻，即可获得相应岩体的冷却年龄。将冷却年龄与封闭温度结合起来，这是应用热年代学研究造山带热演化的关键所在。本文采用40Ar/39Ar年代学和磷灰石裂变径迹法进行热演化史研究。

图5 显微岩相图(5×20)Fig.5 Photomicrographs of the rocks.

3.1 40Ar/39Ar年龄结果

本次研究选取点苍山东侧山前的花岗质糜棱岩之中的钾长石和黑云母进行40Ar/39Ar年代学测试。该糜棱岩变质程度已到低角闪岩相，岩石中糜棱线理走向345°，与区域构造线理走向一致。挑选其中的黑云母(D5-1Bio)和钾长石(Dali-ksp)，40Ar/39Ar年代学测试在台湾大学地质学系40Ar/39Ar同位素实验室(VG 1200气体质谱仪和Nd-YAG激光熔样系统、VG 3600质谱仪)进行。样品Dali-ksp采用阶步加温熔样法，样品D5-1Bio采用激光加热熔样法。测试矿物经过手选、振纸、磁选等程序进行分离，挑选粒径250～800μm的样品送台湾清华大学的Openpool反应器快中子照射8h，快中子通量为1.566×1013n(cm2s)-1。所用的标准矿物为LP-6黑云母(127.8±0.7)Ma。J值为0.003 194 448±0.000 004 469。详细实验流程见罗清华等(1994)(Wang et al.，1998)。Ar同位素浓度经过背景值和半衰期的校正。

40Ar/39Ar实验数据见表2和表3，Dali-ksp的视年龄范围为3.6～10.5Ma，平均年龄为 (6.4±0.50)Ma。D5-1Bio的数据视年龄范围为3.5～10.5Ma，平均年龄为(6.06±0.50)Ma。Dali-ksp坪年龄为(3.93±0.1)Ma(图9)。根据39Ar释气量与年龄结果的概率统计图上(图10)显示花岗质片麻岩经历了3～5Ma和8～11Ma 2次冷却事件的叠加。2件样品是用2套不同的实验仪器不同的加热熔样方法测试的，但实验数据却显示了很好的一致性，起到了相互验证的作用。

3.2 磷灰石裂变径迹年龄结果

磷灰石裂变径迹(AFT)低温年代学体系已被广泛地用于造山带剥露和地表剥蚀过程研究，可以揭示岩体冷却的启动时限(Fitzgerald et al.，1995;Sullivan et al.，1996;Johnson，1997)，反映区域性重大构造-地貌事件。磷灰石裂变径迹记录的是寄主岩石在60～110℃之间的部分退火温度带范围内所经历的热历史过程(Laslett et al.，1987)。实验在北京大学裂变径迹实验室完成。详细的磷灰石裂变径迹分析流程图参见Kohn等(2002)，磷灰石裂变径迹年代学分析模式及其制约参见雷永良(2005)。

图6 点苍山—哀牢山断层三角面图(显示新构造运动的痕迹)Fig.6 The fault facets in Diancangshan-Ailaoshan area.

图7 正断层野外照片Fig.7 The photo of normal fault.

图8 假玄武玻璃镜下照片(5×20)Fig.8 Microgram of the fault rock(pseudotachylite).

表2 样品Dali-ksp40Ar/39Ar定年数据表Table 2 40Ar/39Ar data of the sample Dali-ksp

表3 样品D5－1Bio40Ar/39Ar定年数据表Table 3 40Ar/39Ar data of the sample D5-1Bio

本次研究采集点苍山东坡的花岗质糜棱岩(DCS-5)和哀牢山戛洒镇花岗质片麻岩之中的磷灰石，点苍山样品的磷灰石裂变径迹年龄结果为(6.6±1.3)Ma(DCS-5)，哀牢山磷灰石裂变径迹结果为(7.9±1.1)Ma(AL-1)和(8.4±1.2)Ma(AL-4)，记录山脉抬升的时限，与点苍山—哀牢山的40Ar/39Ar年龄结果基本吻合。

4 讨论与结论

图9 样品Dali-ksp坪年龄图Fig.9 Plateau age of the sample Dali-ksp.

图10 样品概率统计图Fig.10 The sample probability statistics graph.

点苍山—哀牢山山脉沿一条规模巨大的红河-哀牢山走滑剪切带分布，自形成以来经历了复杂的构造演化和地表过程。横穿山脉的NE-SW向剖面上，地层的时代由老至新分布。岩层的变质程度由深至浅，由高角闪岩相到绿片岩相，再到几乎未变质的中生界沉积岩组合。据变质级温度估算可以确定，山脉抬升到地表之前，其东侧部分在地壳的层次相当于下地壳，其深度比西侧部分要深。沿着NE-SW方向，隆起地体原始的深度东部深，西部浅。由以上可知，山脉的隆起是差异性的隆起，东部隆起幅度大，西部隆起幅度小，这样才能够把高角闪岩相的岩石抬升到地表隆升成山。尽管早期走滑构造形迹对山脉隆起的样式有一定的制约，但可能并非主要的制约因素。在隆升过程中，西侧的岩层向西倾，倾角逐渐变缓，东侧岩层受红河断裂影响以正断层倾角陡为边界，倾向NE。差异性掀斜隆升塑造了NE高SW低的单面地貌形态特征。总体研究可知，点苍山—哀牢山的隆升样式为东西隆升幅度存在差异的掀斜式。

在元江县城西北山坡正断层附近所采的断层岩样品，显微镜下分析揭示其经历了强烈的研磨、局部熔融和错断，其形成的时代较新。同时点苍山—哀牢山山脉东北侧的断层三角面也显示新构造运动的影响，山脉的隆升时限亦较新。中新世地层呈狭长条带状沿山脉的东北侧分布，依据地貌特征应为西侧哀牢山遭受剥蚀搬运堆积在山前的山麓堆积，因与红河断裂存在显著高差，为沉积物的堆积提供了场所，才得以保存下来。已有研究者(Leloup et al.，1993;张进江等，2001)在红河断裂处中新世沉积之上发现了不整合接触的砾石层，最大的砾石直径可＞100cm，成分均为来自哀牢山的结晶岩系，其沉积时代为早更新世。由此可知，点苍山—哀牢山的隆升时间应为中新世之后。为准确限定其时限，进行了40Ar/39Ar和AFT年代学测试，结果分别为3～5Ma和6.6～8.4Ma。红河断裂带北段点苍山东麓正断层断层泥中自生伊利石K-Ar定年为距今(2.72±0.47)Ma，亦表明点苍山在上新世晚期发生了明显的抬升作用(韩淑琴等，2007)。红河断裂带元江—戛洒段片麻岩之中的磷灰石的裂变径迹年龄是5.61～10.64Ma(万景林等，1997)，亦揭示哀牢山的抬升。故此认为点苍山—哀牢山在距今3～4Ma和6～10Ma分别经历一期冷却事件，最新的大幅度隆升发生在3～5Ma之后，是最新一期构造作用的结果。

表4 研究区磷灰石裂变径迹测试结果Table 4 The analyses data of apatite fission track in the study area

综上所述，得到以下结论:

(1)点苍山—哀牢山构成滇西高原和扬子地块的分界，其东西两侧构造地貌存在显著的差异，其隆升是可以肯定的，隆升样式为隆升幅度存在差异的掀斜式构造隆升。最终形成现今的单面山构造地貌格局。

(2)沿红河断裂呈NW-SE向狭长条带状分布的新近纪沉积物为山麓堆积，地层接触关系和年代学结果揭示点苍山—哀牢山的隆升时限为中新世之后，为距今3～5Ma，是在较新的一次构造活动中形成。

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