滇西北弥渡地区主要断裂晚新生代发育特征及其动力学机制

黄小龙吴中海吴坤罡

1.中国地质科学院地质力学研究所,北京 100081;

2.新构造运动与地质灾害实验室, 北京 100081;

3.中国地质调查局新构造与地壳稳定性研究中心, 北京 100081;

4.中国地质大学(北京), 北京 100083

0 引言

滇西北地区位于红河断裂带的西北端(Allen et al., 1984; 虢顺民等, 1996),是青藏高原东南缘一系列大型弧形走滑断裂系统间一个十分显著的伸展变形区 (Tapponnier et al., 1986; Allen et al.,1991; Leloup et al., 1995; Wang and Burchfiel,1997; Wang et al., 1998),因区内伸展断陷盆地发育又被称之为滇西北断陷带 (Wu et al., 2009; 黄小巾等, 2014, 2018; 黄小龙等,2016)。作为青藏高原东南缘地壳物质挤出变形的重要调节区域(李玶和汪良谋, 1975;Tapponnier and Molnar,1976; Tapponnier et al., 1982, 1986, 2001; 郑文俊等, 2019),其形成演化过程与东南缘地壳变形密切相关。开展区内主要断裂晚新生代活动特征的研究,对认识滇西北断陷带的成因及其与青藏高原东南缘地壳变形之间的关系都具有重要意义。

对于滇西北断陷带形成的动力学机制,相关学者开展了大量工作并提出了多种不同的解释。基于对红河断裂带的研究认为滇西北断陷带是北西向红河断裂带的尾端拉张或红河断裂带与北西向断裂走滑拉分的结果 (Allen et al., 1984; 吴大宁和邓起东, 1985; 刘光勋等, 1986;虢顺民等,1996; Zhang et al., 2015);对川滇地区活动块体运动的研究认为滇西北断陷带是川西北和滇中次级活动断块顺时针旋转过程中端部拉张变形的产物(徐锡伟等, 2003; 韩竹军等, 2005);对晚新生代鲜水河-小江断裂、红河断裂带及滇西北断陷带内主要断裂活动的研究认为,滇西北断陷带是在近南北向右旋剪切背景下,区内微断块顺时针旋转与伴生的北东向左旋走滑断裂带尾端拉张变形相互叠加的结果 (Wang et al., 1998; Fan et al.,2006);基于对滇西北地区弧形断裂的研究认为,滇西北断陷带是在中甸断裂与南汀河断裂的走滑拉分叠加区域上顺时针旋转变形的结果(Wu et al., 2009)。上述观点均在一定程度上解释了滇西北断陷带形成的机制,但受限于对滇西北地区主要断裂形态及运动学特征认识的不足(Wang et al., 1998; Fan et al., 2006; Wu et al., 2009; 黄小巾等, 2014, 2018; 黄小龙等, 2016),尚无法对已有机制开展有效的验证。

弥渡地区位于滇西北断陷带的东南端,红河断裂带与程海断裂交汇处。区内断裂的形成受滇西北断陷带与红河断裂带的共同控制 (Wang et al.,1998; Schoenbohm et al., 2006),是探讨弥渡盆地及滇西北断陷带成因及其与红河断裂带间运动学关系的关键区域。文章将以弥渡地区的主要断裂为研究对象,通过对断裂几何学、运动学特征的调查,讨论区内主要断裂及弥渡盆地的形成演化与红河断裂带及程海断裂的关系,并尝试进一步探讨弥渡盆地乃至滇西北断陷带形成的动力学机制。

1 区域地质背景

滇西北地区位于青藏高原东南缘,川滇菱形块体西南部(图1a),扬子陆块区、三江弧盆系、巴颜喀拉地块的交汇地带(潘桂堂等, 2009)。区内地层发育齐全,自元古界至第四系均有分布,古生代至三叠纪扬子型海相地层构成了滇西北的基底(Wang et al., 1998);相较于东侧的楚雄盆地,区内明显缺失侏罗系、白垩系;新生代区内再次接受沉积,主要以陆相的小型山间盆地或断陷盆地沉积为主。具体到弥渡地区,以弥渡盆地为界,盆地东侧主要为古生代的海相沉积,盆地西侧主要为中生代的砂泥岩地层,盆地西缘及西侧的山间盆地内沉积了一套上新世河湖相含煤地层,盆地内现今出露的主要为第四纪的冲洪积地层(图1b)。

上新世以来,在近东西向伸展应力作用下(Cui et al., 2006; 钱晓东等, 2011),滇西北地区形成了北西、北东和近南北向的三组断裂(Wang et al., 1998),其中以近南北向断裂最为发育(Wu et al., 2009; 黄小巾等, 2014; 黄小龙等,2016;图1b)。这其中程海断裂作为滇西北断陷带的东侧边界,其形成可追溯至震旦纪,控制了断层两侧古生代及中生代地层的发育(国家地震局地质研究所和云南省地震局, 1990)。新生代期间程海断裂至少经历了两期活动,早期可能始于古近纪中晚期,以右旋逆冲活动为主(李光荣和金德山, 1990; Lacassin et al.,1996;Fan et al.,2006),而最新一期的张扭性活动可能始于上新世至第四纪早期(Wang et al.,1998)。多期次的活动导致程海断裂形态复杂,早期研究认为程海断裂由永胜至弥渡的控盆断裂和东侧大厂-平川-祥云一带的平行断裂组成(李光荣和金德山, 1990);然而,沿断裂的遥感解译及野外调查发现,从大厂到平川线性的断裂地貌特征不清晰且连续性较差,指示该支断裂第四纪无明显活动。因此,文中讨论的程海断裂是指控制了永胜至弥渡地区一系列第四纪盆地发育的控盆断裂。对该断裂现今的活动性质,早期研究多认为以左旋走滑为主,正断活动只是左旋走滑断裂端部的拉张(国家地震局地质研究所云南省地震局, 1990; Wang et al.,1998)。而李光容和金德山(1990)认为该断裂以伸展正断活动为主,但缺乏确切的调查研究资料。近年来基于构造地貌及野外调查的研究认为程海断裂现今的活动以兼有左旋走滑分量的正断活动为主,断裂最大垂向活动速率可达0.4～0.5 mm/a,最大左旋走滑速率可达1.0～1.2 mm/a(罗睿洁等,2015; 黄小龙等, 2016, 2021;黄小巾等, 2018;Huang et al., 2018)。

红河断裂带位于研究区南部,构成了滇西北断陷带的西南侧边界,断裂带西北起自洱源,经大理、弥渡、元江、红河、河口向越南延伸,根据断裂形态及活动特征的差异可将其分为北段、中段和南段。滇西北地区展布的为红河断裂带北段,其北起洱源西北的福寿场,向南东经大理、弥渡,止于苴力附近,全长130 km左右(Allen et al.,1984; 国家地震局地质研究所和云南省地震局,1990;虢顺民等, 2001),也有研究认为经维西、乔后、漾濞至巍山的维西-乔后断裂同样属于红段带的北段(常祖峰等, 2016)。始新世中—晚期至渐新世,红河断裂带作为印支地块的东部边界开始大规模左旋走滑 (Tapponnier et al., 1990;Leloup et al., 1995);中新世,红河断裂带的活动由左旋逐渐向右旋转换 (Harrison et al., 1992;Leloup et al., 1993; 陈文寄等, 1996);上新世,红河断裂带的活动变为以大规模的右旋走滑活动为主 (Harrison et al., 1992; Leloup et al., 1995)。基于水系等地貌单元错断的研究认为红河断裂带上新世以来 (Tapponnier et al., 1990; Harrison et al.,1992),具有强烈的右旋走滑活动(李玶和汪良谋, 1975; Allen et al., 1984; 虢顺民等, 1996),累积走滑错动量在7.1 km左右,而滇西北断陷带正是在红河断裂带右旋走滑作用下形成的尾端拉张区(Allen et al.,1984;虢顺民等, 1996)。然而随着更多地震数据、GPS观测数据及地质地貌等方面调查数据的出现,越来越多的证据表明红河断裂带在第四纪特别是晚第四纪以来的活动性已大大减弱,其作为川滇菱形块体西侧边界的作用也已明显弱化 (Wang et al., 1998; Chen et al.,2000; 向宏发等, 2000; Schoenbohm et al., 2004,2006; Zhang et al., 2004; Shen et al., 2005; 张建国等, 2009; Wu et al., 2009)。 Shi et al. (2018)对红河断裂带嘎洒段的研究显示,断裂在过去3～5万年的平均走滑速率仅为1.1±0.4 mm/a。虽然红河断裂带北段作为滇西北断陷带的西南边界第四纪期间活动性依然强烈,但多以正断活动为主,与红河断裂带的右旋走滑活动已经关系不大,其多是在继承红河断裂带原有构造行迹的基础上产生的新断裂。

a—青藏高原东南缘活动构造格架图;b—滇西北地质构造简图图1 研究区地质背景图Fig.1 Geological background of the study area(a) Active tectonic framework of the southeastern Tibetan Plateau; (b) Simplified geological map of northwestern Yunnan

2 区内主要断裂

基于ASTER GDEM数据、Google earth影像、谷歌地形图、地形图、地质图的综合遥感解译,构造地貌分析及野外调查可知区内主要存在两组方向的断裂,一组与程海断裂总体走向一致呈北东向,另一组与红河断裂带走向一致呈北西—北北西向(图2)。下面将就弥渡盆地及其周缘主要断裂及其活动特征展开介绍。

2.1 毛栗坡断裂

该断裂位于弥渡盆地与宾川盆地间的峡谷区(图2),早期研究认为其属于程海断裂带南部的苏家庄-山岗铺段,由多条北北东向断裂组成(国家地震局地质研究所和云南省地震局,1990)。在此次调查中仅发现一条显著活动的断裂,以其中部村镇命名,称之为毛栗坡断裂。该断裂北起宾川盆地南端的老马营,向南西延伸,止于弥渡盆地北端的苏家庄附近,长约25 km,走向北东,在毛栗坡北部倾向北西,向南转而倾向南东。断裂地貌上表现为线性特征显著的断层槽谷(图2,图3a、3b),沿断裂可见多条近乎平行且规模相当的水系被同步左旋错断,错动量在1.2～1.5 km之间(图3a),指示该断裂具有显著的左旋走滑活动。在毛栗坡南部,中生代的花岗斑岩岩体同样被该断裂左旋错动,位移量约为1.5 km(图1),反映该断裂自程海断裂最新一期张扭性活动以来的累计左旋走滑位移量约为1.5 km。在断裂北部4条径流长度2～3 km的年轻水系,同样被该断裂左旋错动,位移量为270～420 m不等(图3c),指示该断裂在中、晚更新世以来仍有明显的左旋走滑活动。

野外调查发现,沿断裂的槽谷中地层破碎。在新村北部断层破碎带宽约50 m,构成了泥盆纪灰岩与二叠纪玄武岩的边界。破碎带内发育有多组近直立的断面,其中主断面产状290°∠81°(图3d),断面上擦痕产状指示该断裂以左旋走滑为主,并具有一定的正断分量,沿断裂其他露头上的擦痕统计结果与该点的结果基本一致(图2)。断裂两侧地形高差显著,西侧古地貌面高出东侧450～500 m(图3e),显示该断裂兼具有明显的正断活动,累计垂向位移量可达450～500 m。此外,区内地震活动资料显示,沿断裂于1623年曾发生一次6.3级地震,指示该断裂在全新世时期存在明显的活动。综上可知该断裂是一条以左旋走滑为主并具有正断分量的全新世活动断裂。

2.2 弥渡断裂

该断裂作为弥渡盆地西缘的主边界断裂,北起苏家庄,向南延伸,止于盆地最南端的苴力附近,全长约40 km。在桥头哨北部,断裂走向北东,地貌上表现为线性特征显著的高约600 m的断层崖(图4a)。由桥头哨往南,断裂走向由北东逐渐变为近南北向,最后变为北西向,地貌上表现为发育于中生代碎屑地层中线性特征显著的断层三角面(图2)。在桥头哨至谷芹之间,大量拔河高度十几米的晚更新世—全新世冲洪积物组成的冲洪积裙带沿断层三角面线性展布,并向东侧一直延伸到盆地的中部(图2)。向东倾斜的断层三角面以及不对称分布的冲洪积扇体,指示该断裂晚更新世以来具有显著的伸展正断活动。由谷芹村往南,断裂逐渐分为多支,在盆地边缘其控制了自西向东的阶梯状地貌。这些地貌特征都表明,弥渡断裂是一条活动性十分显著的第四纪正断层。此外,沿断裂地貌上未见明显的走滑活动证据。

野外调查发现,沿断裂断层破碎带、断层摩擦面等发育。在古城村西侧,破碎的灰岩地层中发育有3～4条向南东倾斜的阶梯状正断层。断层不仅错断了泥盆纪的灰岩,同时错断了覆盖在其上的红色风化壳及坡积物,指示断裂晚更新世—全新世以来具有显著的伸展正断活动。其中主要断裂的产状为158°∠72°,断面上擦痕产状指示断裂以正断活动为主并具有一定的左旋走滑分量(图2、图4b)。此外,在谷芹村西侧山麓地带,上新世的砂砾岩、砂岩地层不整合地覆盖在白垩纪地层上,形成了一级海拔1800～1810 m的台地(图2),弥渡断裂西支控制了该台地西侧边界。台地的东缘被弥渡断裂东支错断,形成低缓的断层三角面,与东侧的全新世的冲洪积扇体间断层接触(图2)。在谷芹村西侧弥渡断裂西支上,3条分支断裂组成的断裂带垂直错断了白垩纪地层及其上覆盖的上新世沉积物,其主要断裂的产状为143°∠63°(图4c)。往西至平安庄、大树坪等山间盆地内均有这套上新世地层的出露。其中大树坪出露的为灰白色、灰绿色泥岩与黄色含砾砂岩互层的上新世河湖相地层,产状约为138°∠5°,其不整合地覆盖在白垩纪地层之上形成了一级海拔2160～2180 m的平缓台地。其与弥渡盆地的高差可达460～480 m,考虑到盆地内约200 m厚的第四纪沉积物(中国人民解放军建字七三〇部队,1978,这套上新世地层第四纪以来被垂直错断了660～680 m (图4d),平均活动速率约为0.26 mm/a。在寅街南侧,沿断裂出露的断面产状80°∠76°,断面上擦痕产状指示断裂以正断活动为主,略具有一定的右旋走滑分量。1652年弥渡7.0级地震便发生在该段,指示该断裂全新世具有明显的活动。

图2 弥渡地区主要断裂分布图Fig.2 Major faults in the Midu area

a—毛栗坡断裂中部左旋错动的水系;b—毛栗坡断裂控制的断层槽谷地貌;c—毛栗坡断裂北段被左旋错动的年轻水系;d—毛栗坡断裂上出露的断层破碎带;e—跨毛栗坡断裂的地形剖面图(据Google earth影像数据绘制,剖面位置见图3a)图3 毛栗坡断裂活动的地貌及野外证据Fig.3 Landforms and field evidence of the Maolipo fault(a) Sinistral offset water system in the middle of the Maolipo fault; (b) Fault valley along the Maolipo fault; (c) Sinistral offset young water system in the northern part of the Maolipo fault; (d) Fault fracture zone exposed on the Maolipo fault; (e) Topographic profile across the Maolipo fault (Based on the Google Earth image; the location of the profile is shown in Fig.3a)

综合地貌和野外证据可知,弥渡断裂是一条以正断活动为主的全新世活动断裂,断裂北段走向北东兼具有一定的左旋走滑分量,向南断裂走向逐渐转为北西,略具有一定的右旋走滑分量。

a—弥渡断裂北部的断层崖;b—破碎带内主要断面及擦痕;c—被错断的上新世地层;d—跨弥渡盆地地质剖面图(剖面位置见图2)图4 弥渡断裂运动学特征Fig.4 Evidence showing the kinematic features of the Midu fault(a) Fault scarps occurred in the north of the Midu fault; (b) Main fault planes and slickensides in the fracture zone; (c) Faulted Pliocene strata; (d) Geological section across the Midu basin (the section location is shown in Fig.2)

2.3 寅街断裂

该断裂位于弥渡盆地东侧,有研究认为其属于红河断裂带在该段的主断裂,一直可延伸至弥渡盆地北端,并被程海断裂左旋错断(Schoenbohm et al., 2006)。然而,在调时查发现该断裂在弥渡县城北部并无明显的线性特征,且盆地边界模糊,据此推测断裂该段第四纪期间无明显活动。由弥渡县城往南,断裂表现为线性特征显著的断层崖、断层三角面,并且构成了弥渡盆地的东侧边界,显示其第四纪具有一定的活动性。断裂北起弥渡县城东侧,向南延伸至苴力附近,全长约18 km,走向北西,倾向南西,以断裂附近村镇命名,称之为寅街断裂。野外调查发现,沿该断裂断层破碎带、断层角砾岩、滑动面及温泉等发育。在弥渡县城东侧,二叠纪玄武岩中发育多组向西侧倾斜的正断层。往南,在青石湾村东侧,二叠纪灰岩中发育由多组密集的破裂面构成的宽约30 m的断层破碎带,其中主要断面产状230°∠62°(图5a),断面上擦痕统计指示,断裂以正断活动为主,略具有右旋走滑活动分量。综合地貌及野外证据可知,该断裂为一条以正断活动为主,略具右旋分量的第四纪活动断裂。

2.4 凤仪-定西岭断裂

该断裂北起凤仪,向南东延伸经定西岭,止于弥渡断裂西侧,断裂走向北北西,长约25 km,属于红河断裂带北段的组成部分。关于该断裂的活动性目前尚不清楚,虢顺民等(2001)对该断裂的研究发现,在凤仪镇附近断裂垂直错动早、中第四纪地层,但错动量仅有数米。此外,Schoenbohm et al.(2006)调查发现,沿该断裂至少存在一条右旋错动的水系,并认为其或许可作为断裂走滑活动的证据。然而,经调查发现,该断裂主要沿弥渡盆地与大理-凤仪盆地间的峡谷区展布,构成了南部白垩纪砂泥岩地层与北部古生代地层的边界(图1,图2)。在凤仪镇附近,断裂主要沿盆地边界分布,但盆地边界参差不齐线性特征较差;由凤仪至定西岭段,断裂沿线性特征相对清晰的断层槽谷分布,多条年轻水系横穿该断裂,但未见明显的同步错动;由定西岭往南,断层槽谷的走向明显受地层边界控制,随之发生弧形弯曲,走向由北北西向逐渐变为北西西向(图5b)。所有这些地貌特征均指示该断裂第四纪期间不存在明显活动。

a—寅街断裂上出露的断层破碎带及擦痕;b—凤仪-定西岭断裂地貌;c—密祉断裂上的断层破碎带图5 弥渡地区主要断裂活动的地貌及野外证据Fig.5 Landforms and field evidence of fault activities in the Midu area(a) Fault fracture zone and slickensides exposed on the Yinjie fault; (b) Landforms along the Fengyi-Dingxiling fault; (c) Fault fracture zone on the Mizhi fault

野外调查发现,沿断裂地层变形强烈,于古生代灰岩地层中发育有宽数十米不等的断层破碎带;此外,薄层的灰岩中还存在强烈的挤压褶皱变形,这些证据无不说明该断裂作为红河断裂带的组成部分,曾存在强烈的活动,活动性质可能与红河断裂带一致,以右旋走滑为主。但断层地貌及水系错动情况又清楚地显示该断裂第四纪无明显活动,综上认为该断裂作为红河断裂带北段曾具有明显的右旋走滑活动,但第四纪期间活动性较弱或不存在明显活动。

2.5 密祉断裂

该断裂北起大村盆地北端,向南延伸至密祉盆地南端,总体走向北北西,长约15 km,整体呈向西突出的弧形,根据断裂附近村镇名将之命名为密祉断裂。该断裂可分为东西两支,控制了密祉盆地、大村盆地及其间凹地的边界。其中密祉盆地平均海拔约2000 m,盆地内水系由东侧出口进入弥渡盆地,导致盆地内侵蚀切割强烈。在其侵蚀切割的剖面上可见,盆地内出露的主要为一套灰白色、灰绿色泥岩与黄色含砾砂岩互层的河湖相含煤地层,与区内上新世三营组地层的特征一致(云南省地质矿产局, 1990)。据此推测密祉盆地于上新世便已形成,并控制了三营组地层的沉积。在密祉盆地两侧,断裂构成了三营组地层与白垩纪砂泥岩地层的边界。然而,现今盆地边界的线性特征较弱且不连续,反映了该断裂在第四纪特别是晚第四纪活动性较弱或无明显活动。在大村盆地,断裂同样构成了盆地的两侧边界,在盆地东北部,白垩纪砂岩地层中出露的断层破碎带宽约5 m(图5c),其中主断面产状272°∠52°,断面上擦痕统计结果指示该断裂以正断活动为主,略具有右旋走滑分量。综合构造地貌特征及野外证据可知,该断裂为一条以正断活动为主的上新世断裂,第四纪无明显活动。

3 讨论

3.1 区内主要断裂与红河断裂带的关系

上述可知,作为程海断裂与红河断裂带的交汇部位,区内主要发育有北东向和北西—北北西向两组方向的断裂。相关学者研究认为受红河断裂带的限制,程海断裂终止于红河断裂带东侧的桥头哨附近(向宏发等,1986; 李光荣和金德山,1990; 国家地震局地质研究所和云南省地震局,1990; Wang et al., 1998; Fan et al., 2006)。 其中北东向的毛栗坡断裂以及桥头哨北部北东向的弥渡断裂被认为属于程海断裂的组成部分(国家地震局地质研究所和云南省地震局, 1990),而北西—北北西向的凤仪-定西岭断裂、寅街断裂以及桥头哨南部北西走向的弥渡断裂则是红河断裂带的重要组成部分 (Allen et al., 1984; 虢顺民等,1996, 2001; Socquet and Pubellier, 2005; Schoenbohm et al., 2006)。

然而,通过对弥渡地区主要断裂晚新生代活动性的调查发现,程海断裂并非终止于红河断裂带的东部,而是在继承和改造红河断裂带原有行迹的基础上形成了控制弥渡盆地展布的新断裂,包括弥渡断裂和寅街断裂。其中弥渡断裂规模最大,活动性也最为显著,构成了程海断裂最北端的主干断裂,主要证据如下。

(1)沿断裂的地形、地貌特征是一致且延续的。在桥头哨北部断裂地貌上表现为线性的断层崖,而在桥头哨南部则以断层三角面的形式继续延伸,中间并无明显中断。此外,作为同一古地貌面被错动形成的断层地貌,两侧断层崖及断层三角面的高度基本一致,属于同一断裂在相同垂向错断的基础上形成的断层地貌(图6),仅因岩性不同,在灰岩区形成了高陡的断层崖,在砂泥岩区形成了相对平缓的断层三角面。

(2)断层走向变化是平缓且连续的。在桥头哨北部断层走向约25°,桥头哨与瓦窑之间走向渐变为0°左右,瓦窑往南逐渐转至约325°。断裂是在6～7 km长的段落内,实现约60°的走向变化,明显有别于断裂错断造成走向截然的变化(图6)。

图6 弥渡盆地西北部的地形地貌特征Fig.6 Landform characteristics of the northwestern Midu Basin

(3)断层产状及活动性质是一致且连续的。沿断裂的断面及擦痕产状统计显示,在桥头哨南北两侧断层的倾角基本一致均在60°左右,且擦痕统计显示断裂活动性质均为正断为主兼有一定的左旋走滑分量(图2),这明显不符合红河断裂带右旋活动的性质。

(4)作为红河断裂带弥渡段向西北的延伸,凤仪-定西岭断裂第四纪不具有明显活动性,与弥渡断裂现今显著的正断活动明显不属于同一断裂系统。

(5)红河断裂带第四纪的活动性是存在争议的。早期的研究多认为红河断裂带第四纪期间具有强烈的右旋走滑活动,是区域上重要的边界活动断裂带 (Allen et al., 1984;虢顺民等,1996;向宏发等, 2004),但随着调查的深入,越来越多的证据表明红河断裂带第四纪期间的走滑活动已经很弱,并且其作为川滇菱形块体西南边界的作用也已经明显地弱化了(Wang et al.,1998; 向宏发等, 2000; Shen et al., 2005; Schoenbohm et al.,2006;张建国等,2009)。红河断裂带第四纪期间活动性的弱化,使之难以控制弥渡地区断裂第四纪的活动,也为程海断裂对它们的继承与改造提供了客观的条件。

3.2 弥渡地区主要断裂发育的动力学机制

关于弥渡地区主要断裂及弥渡盆地形成的动力学机制,早期研究多认为是红河断裂带右旋走滑活动的尾端拉张,导致了区内的伸展变形(Allen et al., 1984; 虢顺民等, 1996, 2001;Socquet and Pubellier, 2005)。然而该模式明显无法解释为什么作为红河断裂带重要组成部分的凤仪-定西岭断裂第四纪无明显活动,以及红河断裂带弥渡段为什么会被程海断裂继承和改造形成现今的弥渡断裂等问题。Schoenbohm et al.(2006)研究认为,弥渡盆地及其中一系列北西向断裂是受程海断裂左旋走滑活动控制,程海断裂左旋错动了红河断裂带约7 km,走滑活动的分量转换成了弥渡盆地现今的伸展变形。然而,该模式最大的问题在于程海断裂在毛栗坡段的最大左旋走滑位移量只有1.5 km左右,即使考虑程海断裂中部左旋错动金沙江的位移量也只有5～6 km(黄小龙等,2021),达不到左旋错动红河断裂带7 km的要求。此外,在红河断裂带被左旋错动之前,是如何影响弥渡地区断裂发育的也是一个必须考虑的问题。

对红河断裂带的研究显示,15～5 Ma红河断裂带的活动性开始由左旋走滑向右旋走滑转换(Harrison et al., 1992; Leloup et al., 1993; 陈文寄等, 1996),上新世变为大规模的右旋走滑(Harrison et al., 1992; Leloup et al., 1995; 向宏发等, 2004);第四纪特别是晚第四纪以来断裂的活动性大大减弱,且其作为横向挤出的川滇菱形块体的边界的作用也已明显弱化 (Wang et al.,1998; Chen et al., 2000; 向宏发等, 2000;Schoenbohm et al., 2004, 2006; Zhang et al., 2004;Shen et al., 2005; 张建国等, 2009; Wu et al.,2009)。对弥渡地区断裂活动的研究同样指示,该区至少存在两期的构造演化过程。从上新世开始,区内即已存在明显的伸展变形,断裂控制了弥渡盆地、密祉盆地以及弥渡盆地西侧的大树坪、平安庄等一系列小型山间盆地的发育,并控制了盆地内上新世三营组地层的发育,时代上大致与红河断裂带上新世强烈的右旋走滑活动相对应。第四纪,随着红河断裂带活动性的减弱,程海断裂控制了弥渡地区主要断裂的发育,区内的伸展变形进一步发育,垂直错断了上新世地层,形成了弥渡盆地及现今的构造地貌格局。

因此,对区内主要断裂及盆地发育动力学机制的探讨也需要分为两个阶段进行。上新世时期,红河断裂带作为川滇菱形块体侧向挤出的西侧边界,右旋走滑活动显著,受红河断裂带尾端正断活动分量的影响,沿断裂发育了一系列北西向右旋伸展断裂,构成了走滑断裂尾端马尾状的断裂组合(肖坤泽和童亨茂, 2020),控制了弥渡盆地、密祉盆地等早期断陷盆地及上新世地层的沉积。此时弥渡盆地西缘断裂作为红河断裂带的组成部分,向西北延伸与凤仪-定西岭断裂相连接,构成了右旋走滑的红河断裂带其中的一支(图7a)。此时,滇西北在红河断裂带尾端拉张作用下,产生了一系列近南北向的伸展断裂及其控制的断陷盆地,形成了滇西北断陷带的初步形态(图7b)。第四纪时期,随着红河断裂带活动性的减弱,程海断裂逐渐继承了红河断裂带在弥渡段大部分断裂的行迹,并继续发生近东西向的伸展变形,其中伸展正断活动最为显著的为弥渡断裂,其控制了弥渡盆地进一步的伸展断陷,错断了上新世沉积地层,并控制了第四纪地层的沉积(图7c)。此时,滇西北断陷带继续发生伸展变形,并且存在明显的顺时针旋转,导致断裂在滇西北断陷带的端部发生弧形转折,进而引发应力在端部的集中,具体表现为断裂在端部活动性更强,地震及地震地质灾害在端部更为频繁 (图7d;Wu et al.,2009; 黄小龙等, 2016, 2021; Huang et al., 2018)。

a—上新世弥渡地区断裂及盆地发育情况简图;b—青藏高原东南缘上新世构造格架简图(据Schoenbohm et al., 2006修改);c—第四纪弥渡地区断裂及盆地发育情况简图;d—青藏高原东南缘第四纪构造格架简图(据吴中海等,2015; Shen et al., 2005修改)图7 上新世—第四纪青藏高原东南缘构造格架及弥渡地区断裂形成演化过程Fig.7 Tectonic framework of the southeastern margin of the Tibetan Plateau and the fault formation and evolution process in the Midu area(a) Sketch map of faults and basins in the Midu area in the Pliocene; (b) Structural framework of the southeastern margin of the Tibetan Plateau in the Pliocene (modified after Schoenbohm et al., 2006); (c) Sketch map of faults and basins in the Midu area in the Quaternary; (d) Tectonic framework of the southeastern margin of the Tibetan Plateau in the Quaternary (modified after Wuzhonghai et al., 2015; Shen et al., 2005)

对于第四纪时期,弥渡地区持续的伸展变形及滇西北地区旋扭变形的动力来源,Schoenbohm et al.(2006)强调物质围绕东构造结的顺时针旋转变形作用。吴中海等(2015)通过对青藏高原东南缘主要活动断裂的梳理,提出了川滇双弧形旋扭构造体系的概念,认为在川滇块体围绕东喜马拉雅构造结顺时针旋转变形的动力学背景下,青藏高原东南缘地区存在一条由弧形的玉树-鲜水河-小江-奠边府断裂系与近南北向右旋走滑的实皆断裂所夹持的,以川滇地区为主体的弧形断块区及其中旋转、剪切和伸展变形为主的活动构造区带所共同构成的活动构造系统——川滇双弧形构造体系(图7d)。以理塘-大理-瑞丽弧形构造带为边界可将其划分为川滇外弧带和川滇内弧带。而文中研究的滇西北地区恰好处于左旋走滑的理塘-大理-瑞丽构造带中部,同时受川滇内弧带顺时针旋转作用及南汀河断裂、畹町断裂与理塘断裂的走滑拉分作用,在这两种力的叠加作用下,发生近东西向的伸展及顺时针旋转变形,进而控制了滇西北断陷带及弥渡地区主要断裂及断陷盆地的发育。

4 主要结论

(1)弥渡地区主要发育有北东和北西—北北西两组方向的断裂,其中北东向的毛栗坡断裂为一条以左旋走滑为主并兼具有正断分量的全新世活动断裂;弥渡断裂是一条以正断活动为主的全新世活动断裂;寅街断裂为一条略具右旋分量第四纪正断层;凤仪-定西岭断裂和密祉断裂属于上新世断裂,第四纪无明显活动。

(2)第四纪时期程海断裂在继承和改造红河断裂带原有断层行迹的基础上,形成了控制弥渡盆地展布的新的断裂,主要包括弥渡断裂和寅街断裂。

(3)弥渡地区主要断裂及滇西北断陷带形成演化的过程可划分为两个阶段。上新世时期,主要受红河断裂带尾端伸展变形作用的影响。第四纪时期,程海断裂逐渐继承了红河断裂带在弥渡段的大部分断裂行迹并控制了弥渡地区主要断裂的发育。而程海断裂及滇西北断陷带的伸展变形的动力来自于川滇内弧带顺时针的旋转变形以及南汀河断裂、畹町断裂与理塘断裂等左旋走滑断裂走滑拉分的共同作用。