引用本文
吴贵灵, 祝成宇, 王国灿, 张攀. 青藏高原东南缘地貌边界性质的界定及其对高原东南缘扩展模式的启示[J]. 地震地质, 2019,41(2): 281-299.
WU Gui-ling, ZHU Cheng-yu, WANG Guo-can, ZHANG Pan. DEMARCATION OF THE GEOMORPHOLOGICAL BOUNDARIES OF SOUTHEASTERN TIBET: IMPLICATIONS FOR EXPANSION MECHANISMS OF THE PLATEAU EDGE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2019,41(2): 281-299.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2019.02.003
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青藏高原东南缘地貌边界性质的界定及其对高原东南缘扩展模式的启示
吴贵灵1, 祝成宇1, 王国灿1,2,*, 张攀1
1)中国地质大学(武汉), 地球科学学院, 武汉 430074
2)中国地质大学(武汉), 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 全球构造研究中心, 武汉 430074;
*通讯作者: 王国灿, 男, 1963年生, 教授, 博士生导师, 长期从事区域地质、 构造地质学教学与研究, E-mail: wgcan@cug.edu.cn。

〔作者简介〕 吴贵灵, 男, 1992年生, 中国地质大学(武汉)构造地质学专业在读硕士研究生, 主要从事青藏高原东南缘构造地貌研究, 电话: 17671462008, E-mail: 1289037880@qq.com。

收稿日期: 2018-11-15
基金项目: 川滇地块东南部新生代构造与地貌过程的构造热年代学与盆地物源分析(41672195)资助
摘要

青藏高原东南部的地貌结构是高原隆升深部动力过程与高原扩展的重要指标之一, 存在受下地壳流驱动的渐变模型和受宽约50~200km的雅砻-玉龙断裂系控制的陡变模型2种不同认识。文中基于30m分辨率的SRTM数据进行数字高程分析, 利用高程和水系参数对研究区地貌加以提取和分析, 结合野外地貌和构造调研的结果以及前人的相关研究, 对高原东南缘川滇地块中部构造地貌细结构进行了详细的解析。研究认为, 青藏高原东南边界具有明显的台阶式构造地貌结构, 不同台阶梯度带受不同时期发育的NE-SW向断裂控制。其中一级边界位于木里-玉龙断裂, 控制了平均海拔4 200m的高原面的东南边界, 是渐新世—中新世早期构造抬升的结果; 二级边界受中新世中期逆冲活动的金河-箐河断裂控制, 其构成丽江—盐源一带海拔中等(约3 000m)、 相对低起伏区域的东南边界。高原东南边界的台阶式构造地貌结构反映了高原向SE的前展式逆冲扩展。这种扩展模式并不支持下地壳管道流连续变形模型。

关键词: 青藏高原东南缘; 川滇地块; 台阶式构造地貌; 木里-玉龙断裂; 金河-箐河断裂
中图分类号:P931.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2019)02-0281-19
DEMARCATION OF THE GEOMORPHOLOGICAL BOUNDARIES OF SOUTHEASTERN TIBET: IMPLICATIONS FOR EXPANSION MECHANISMS OF THE PLATEAU EDGE
WU Gui-ling1, ZHU Cheng-yu1, WANG Guo-can1,2, ZHANG Pan1
1)Center for Global Tectonics, School of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
2)State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
Abstract

The geomorphologic structure in the southeastern Tibetan Plateau is one of the important indexes for the expansion and deep dynamic process of Tibet. There are two different understandings for the geomorphologic structure in the southeastern Tibetan Plateau, i.e. gradual change and abrupt change. The gradient model suggests a gradual topographic reduction towards southeast which is an important evidence for the lower crust channel flow. The abrupt model considers that the southeast boundary of the plateau shows an abrupt change of topography in a zone of 50~200km wide which is controlled by the Yarlung-Yulong fault system. Here, we describe the morphotectonic feature in detail of the Sichuan-Yunnan block on the southeast edge of the plateau through the digital elevation model(DEM)analysis, further review the structural controls on the geomorphologic structure by combining the tectono-thermochronology analysis, and evaluate the southeastward spreading mode of the plateau.

The topographic arithmetic progression ranking by using the DEM of the Sichuan-Yunnan block reveals three geomorphologic steps gradually lowering from the northwest to southeast. The switching of hypsometric integral( HI)value and the anomaly of SL/K value(where SL is stream length-gradient index and K is altitude of the profile)of river systems all occur on the edge of terraces. The high terrace is located on the north of Muli-Yulong with average elevation~4 200m; the secondary level of terrace extends to the Yanyuan-Lijiang area with average elevation~3 000m; and the third level is the region between the Jinhe-Qinghe and Anninghe with average elevation~1 800m.

Structure investigation reveals that all the topographic boundaries between different terraces are consistent with regional major faults. The Muli thrust fault and Yulong thrust fault control the southeast edge of the high terrace, the Jinhe-Qinghe thrust fault separates the second and third level of terrace. The coincidence between topography boundaries and faults suggests that the formation of the stepped geomorphology on the southeast edge of the plateau were induced by the fault activities, reflecting the fault-controlled southeastward stepped-expanding mode of the plateau.

The fission-track(FT)dating of the granites at the hanging wall of the Yuling-Muli Fault reveals fast uplift during ~27~22Ma BP, reflecting the major thrusting along the Yulong-Muli Fault, which is consistent with the early￣stage activity (~30~25Ma BP) of the Longmenshan Fault. Therefore, the high terrace was formed during the Oligocene to early Miocene with the thrusting of the Yulong-Muli Fault. Tectono-thermochronology analysis also reveals the major thrusting of the Jinhe-Qinghe Fault occurred during ~18~11Ma BP, indicating the middle terrace was formed in the middle Miocene, which also could correspond to the middle Miocene(~15~10Ma BP) activity of the Longmenshan Fault.

Therefore, the thrusting faults controlled stepped terrace geomorphologic structure and the stepwise expanding mode under combined movements of large-scale thrusts and strike-slip faults at the southeast edge of Tibetan Plateau during the late Cenozoic do not support the lower crust channel flow model.

Keyword: southeastern Tibet; Chuandian block; stepped geomorphological structure; Muli-Yulong Fault; Jinhe-Jinghe thrust fault
0 引言

青藏高原是一个正在快速隆起的大陆地块, 其向SE的扩展过程和机制一直以来存在诸多争议, 主要有块体侧向挤出模型和下地壳管道流连续变形模型2种观点(Tapponnier et al., 1982, 2001; Thatcher, 2007)。不同的扩展机制对应着截然不同的边界地貌形式(Clark et al., 2000; Liu-Zeng et al., 2008; 刘静等, 2009)。Clark等(2000)基于青藏高原及其邻区的大比例尺DEM高程包络面和下地壳流管道内物质的黏滞系数进行分析, 认为青藏高原东南缘的地貌是由下地壳物质向外围流动至川滇地区, 未受到阻挡而形成的渐变式地貌, 这也被众多学者作为下地壳管道流连续变形模型的重要依据。与渐变式扩展模式不同, 刘静等(2009)通过区域新构造和构造地貌研究, 认为雅砻-玉龙断裂带为高原正在遭受侵蚀的边界, 控制了高原东南缘陡变式的地貌。2种观点在雅砻-玉龙断裂带附近地貌及构造特征的认识上存在分歧。由此可见, 雅砻-玉龙断裂带构造和地貌的精细研究结果对于准确审视渐变式和陡变式这2种地貌模型具有关键性的指示意义。

前人认为雅砻-玉龙断裂带(龙门-锦屏逆冲断裂带)是由一系列NE-SW向的新生代逆冲断层(例如木里断层、 金河-箐河断裂)组成的(Clark et al., 2006; Liu-Zeng et al., 2008; 刘静等, 2009), 该断裂带与龙门山断裂带为一体, 后期因鲜水河断裂的左旋走滑运动而错开(许志琴等, 2007)。然而, 将宽度近50~200km的一系列NE-SW向的断裂, 如木里断裂、 玉龙断裂、 金河-箐河断裂等统称为雅砻-玉龙断裂并将其作为高原边界(许志琴等, 2007; 刘静等, 2009)将掩盖高原扩展的诸多细节。因此, 详细界定这些断裂的空间关系并了解其对地貌的控制情况对揭示高原东南缘的扩展过程及动力学原理具有重要意义。前人虽然分别对金河-箐河断裂(Wang S et al., 2012)、 木里断裂(余明烈, 1990)、 玉龙断裂(Lacassin et al., 1996; 俞维贤等, 2004)等断裂的特征有所阐述, 但对于这些断裂与地貌的关系以及高原主边界受哪些断裂控制等问题仍存在较大分歧。针对以上问题, 本文试图从构造和地貌的双重角度重新界定雅砻-玉龙逆冲断裂带, 并进一步分析高原东南边界的地貌和构造属性, 为重新审视和了解青藏高原东南缘的扩展过程提供信息和依据。

1 地质概况

研究区位于被一系列晚新生代大型走滑断裂所控制的川滇菱形地块的中部, 这些大型走滑断裂主要有北部的鲜水河断裂、 东部的小江断裂和西南部的红河-哀牢山断裂(图1)。鲜水河断裂是一条NW走向的大型左旋走滑断层, 左旋走滑的起始时间约12~10MaiBP(Roger et al., 1995; Zhang et al., 2004), 主要活动时期约9~4MaiBP(Zhang et al., 2017); 小江断裂是鲜水河断裂约5MaiBP以来向SE延伸的产物, 也表现出左旋走滑的性质(徐锡伟等, 2003); 红河-哀牢山断裂在34~17MaiBP以左旋走滑为主, 5~4MaiBP期间转化为右旋转换伸展正断层活动(Leloup et al., 2001; Cao et al., 2011a, b)。

图 1 研究区地质简图
LMSF 龙门山断裂; XSHF 鲜水河断裂; MLF 木里断裂; ANHF 安宁河断裂; XJF 小江断裂; JQHF 金河-箐河断裂; YLF 玉龙断裂; YMF 元谋断裂; CHF 程海断裂; JARF 红河-哀牢山断裂。 ①Liu-Zeng et al., 2018; ②Cao et al., 2019; ③Shen et al., 2016; ④Zhang et al., 2017; ⑤Zhang et al., 2016; ⑥Xu et al., 2000; ⑦Clark et al., 2005; ⑧Wang S et al., 2012; ⑨Wang et al., 2017Fig. 1 Geological map of the study area and location of faults in analysis.

川滇地块内部被一系列NE向断裂复杂化, 包括木里-玉龙断裂、 丽江断裂、 金河-箐河断裂等(图1)。其中, 木里断裂为由NW向SE逆冲的推覆构造, 其走向呈现向S弯曲的弧形展布特征(余明烈, 1990), 早期可能与龙门山断裂相连, 共同构成扬子陆块的西缘, 后期被左旋走滑的鲜水河断裂错开(许志琴等, 2007)。木里断裂向SW可能与玉龙断裂相连, 玉龙断裂是一条倾向W的逆冲推覆断层活动时间在渐新世晚期— 早中新世(Cao et al., 2019), 晚更新世以来玉龙断裂发生正断活动(俞维贤等, 2004)。丽江断裂在第四纪表现为左旋走滑兼逆冲活动(向宏发等, 2002)。金河-箐河断裂是一条具有逆冲兼左旋走滑性质的大型断裂, 呈NE-SW向展布, Wang S(2012)对断裂东侧石棉— 冕宁一带花岗岩的磷灰石裂变径迹进行了研究, 认为其上盘约于17MaiBP开始活动(Wang S et al., 2012)。

研究区大地构造属性复杂, 木里断裂和玉龙断裂以南属于扬子陆块区, 以北属于羌塘— 三江造山系(潘桂棠等, 2009; 王立全, 2013)(图1)。扬子陆块区发育地台属性的双层结构, 在攀枝花一带出露元古代变质岩系基底, 古生代盖层系统保持着相对完整的沉积序列, 中新生代发育上叠盆地沉积, 主要为侏罗— 白垩系紫红色泥岩、 砂岩和细砾岩的组合, 除了基底岩系中大量发育花岗质侵入岩和少量新生代小型侵入体外, 盖层发育期间基本无岩浆侵入(图2)。羌塘— 三江造山系沉积序列不完整, 主要发育二叠系— 三叠系地层, 岩相和岩石组合区域变化最为强烈, 区域缺少侏罗系和白垩系地层。广泛发育三叠纪花岗质侵入岩体, 侏罗纪和中新世花岗岩零星分布。

图 2 研究区DEM高程分级及高程条带剖面图
a 研究区DEM分级图; b 高程条带剖面图Fig. 2 Elevation classification of DEM and the swatch profile.

前人针对青藏高原东南缘的隆升剥露历史也做了大量的研究(图1)。新生代沉积盆地中碳酸盐岩18O同位素的分析结果(Hoke et al., 2014; Li et al., 2015; Tang et al., 2017; Hoke, 2018)显示高原东南缘古高程早在始新世之前就已经达到现今的高度。而剑川盆地内和康定东侧低热年代学剖面的冷却年龄(Xu et al., 2000; Shen et al., 2016; Cao et al., 2019)反映了30~20MaiBP期间高原东南缘的快速剥露。相对而言, 德钦、 维西、 九龙、 贡嘎山及石棉地区几处低温热年代学剖面的冷却年龄(Wang S et al., 2012; Zhang H et al., 2016; Zhang Y Z et al., 2017; Liu-Zeng et al., 2018)显示了20~0MaiBP期间高原东南缘的重新活动。以上高原东南缘不同时期的活动, 在一定程度上反映了高原的阶段性隆升扩展。

2 宏观地貌结构的DEM分析

以美国地质调查局公开的30m分辨率的SRTM(Shuttle Radar Topography Mission)数据为基础, 以高程参数和水系参数分析为技术手段, 重点揭示研究区地貌的详细特征及地貌和构造的空间关系。

2.1 高程参数分析

DEM高程图揭示研究区海拔最高约6i000m, 最低约80m(图2a), 以600m为1级, 将高程均分成10个等级, 并结合高程条带剖面法和高程阈值法(张会平等, 2006)揭示研究区的详细地貌特征。

高程分级结果表明, 木里— 永宁— 玉龙一带以北平均高程> 4i200m, 部分高程由于水系侵蚀而低于4i000m; 木里— 永宁— 玉龙一带与金河-箐河断裂所围限的地区高程主要介于2i400~3i000m, 部分地区高程> 4i000m, 可能是由于局部的构造运动所导致的; 金河-箐河断裂以南地区的平均高程为1i200~1i800m(图2a)。

高程条带剖面能直观地反映地貌的变化特征, 结合地貌分级图能更好地揭示出地形地貌的精细结构。本文选取位于研究区北部、 主体跨越高程> 4i000m区域和木里断裂的A1剖面及南部跨越一系列NE-SW向逆冲断层和不同地貌单元的A2剖面为研究对象, 开展了高程条带剖面分析。A1剖面的分析结果表明木里断裂以北平均高程集中在4i200m左右, 以南平均高程降至3i200m左右。A2剖面揭示出研究区内存在3级地貌台阶, 分别是永宁以北平均高程约4i000m的一级台阶、 永宁至盐源平均高程3i000m左右的二级台阶和金河-箐河断裂以南平均高程2i000m左右的三级台阶。在木里-玉龙断裂和金河-箐河断裂处地貌均呈现出陡变的特点(图2b)。

高程阈值法是进行地貌研究的另一种重要方法, 其结果可以反映出整个研究区的地貌特征。本文通过Liu(2008)提出的阈值窗口设定的方法, 计算出研究区最佳阈值空间窗口的尺寸为2.1km× 2.1km, 并在此基础上分别获取最大高程和最小高程, 最后运用DEM栅格的差值运算对所得结果进行等差分级, 得到研究区起伏度分级图(图3)。Clack等(2006)将起伏度< 600m的区域定义为低起伏面, 本文将该起伏度上限缩小到400m, 进行区域平坦面划分。结果显示, 研究区各台阶均存在起伏度< 400m的平坦地貌面, 这些平坦地貌面主要分布于木里-玉龙断裂和金河-箐河断裂2条大型断裂的两侧, 且越远离断裂的区域起伏度越小(图3), 起伏度较大的地形主要发育于大型河谷和大型断裂处。以上结果说明高程条带法所揭示出的台阶为平坦区, 该方法适应于整个研究区。

图 3 研究区起伏度分级图Fig. 3 The classification of relief amplitudes of the study area.

2.2 水系参数分析

水系对构造、 气候等因素的改变非常敏感, 水系参数通常可以反映地貌的特征和新近时期的构造变动(Yang et al., 2015)。根据水系的河长坡降指标和面积-高程积分, 可分析研究区地貌特征。我们利用ArcGis 10.2软件中的水文分析工具, 经过填洼、 计算流向、 计算汇流量、 河网分级和流域分割等步骤对研究区提取了42个子流域, 并按照汇流量的大小将河网分为5个等级, 对不必要的河网和子流域进行了删减。

2.2.1 河长坡降指标(SL)与Hack剖面

河长坡降指标(SL)是与河流侵蚀和沉积过程有关的参数之一, 通过其可量化分析河流的平衡状态(Hack, 1973)。当气候相似且岩性一致时, 河长坡降指标可作为判别构造活动强弱的标志, 也可作为判断地貌陡缓的指标之一。

Hack(1973)提出了计算河流纵剖面高度的简单对数方程:

H=C-k'×log(L)(1)

其中, H为纵剖面的高度, C为常数, L为出水口到河流源头的距离, k'为斜率。对式(1)的两边作L的微分, 则河流纵剖面为一条直线, 此直线代表河流处于均夷状态(此时河流纵剖面为均夷剖面), 也称为Hack剖面; 所谓 “ 均夷” 状态主要指河流的下切侵蚀能力与基岩河床的抵抗蚀能力达到均衡时的状态。此直线的斜率k'定义为河长坡降指标(SL):

SL=(ΔH/ΔL)×L(2)

其中, Δ H为每单位河段的高程差, Δ L为每单位河段的距离, L为河段中点至河流源头的距离。这种方法考虑到河道坡度从源头到出水口不断减小, 上游和下游的坡度不能直接进行比较, 因此, 河流坡降指标将河段的坡度与河段到河流源头的距离相乘, 用以放大下游的坡度效应。均衡状态下和受构造抬升影响的河长坡降指标(SL)与Hack剖面如图4所示。

图 4 河长坡降指标和Hack剖面示意图
a 呈现对数曲线形态的均衡河流纵剖面; b 半对数坐标下的均衡河流纵剖面, 即Hack剖面, 其斜率k' 即为河流坡降指标(SL); c 受到构造抬升作用的河流纵剖面; d 受到构造抬升作用的Hack剖面; e 呈现上凸形态的Hack剖面, 由4个均衡河流纵剖面(Ⅰ 、 Ⅱ 、 Ⅲ 、 Ⅳ )组成, 每个河段都有其固定的 SL值, 构成了阶梯的 SL曲线。当一条河流全河段的抗侵蚀能力相似, 即成为理想均夷剖面时, 其斜率 K即为均夷坡降指标Fig. 4 The map of the SL index and the Hack profile.

此外, Hack剖面中源头到出水口所画的直线, 代表了河流全段达到动力平衡时的均夷状态(图4e), 称之为 “ 理想均夷剖面” , 其斜率称为 “ 均夷坡降指标” , 以K表示(Hack, 1973)。将每个小河段上的SL都除以整条河流的均夷坡降指标(K), 得到标准化河流坡降指标(SL/K), 以此来消除大小河段上河长坡降指标的不确定性及其相互之间的不可对比性(Seeber et al., 1983)。再以SL/K值为纵坐标, log(L)和距离L为横坐标, 画出关系曲线(图5), 找出SL/K值的异常区间, 在平面位置图中标出, 以此来描述研究区地貌的陡缓情况。在理想情况下, 岩性相近、 受构造活动影响相同的河段, 其SL/K值应是常数。河段某个区域的SL/K值出现强烈波动, 则说明该区域的地貌变化较为强烈, 我们称该段区域为异常区。

图 5 河流纵剖面及SL/K随距离变化曲线
左图为河段高程随河长半对数(logL)下降的纵剖面及SL/K值随河长半对数(logL)的变化曲线; 右图为SL/K值随河长L的变化曲线, 可以揭示出SL/K异常值的精确位置Fig. 5 Hack profile and curve of SL/K vs distance.

本文选取了金沙江金庄乡到皮厂村河段、 水洛河西瓦到树坝河段、 理塘河唐央乡到木里河段和雅砻江博容乡到共和乡河段作为研究对象, 提取了以上4条河段的Hack剖面及SL/K值随河长的变化曲线(图5)。图5中, 金沙江的SL/K值有4个异常区间, 水洛河有1个, 理塘河有1个, 雅砻江有3个。根据各河段异常区间的空间位置(图6), 可以发现金沙江前3处异常区、 水洛河的异常区、 理塘河的异常区以及雅砻江前2处异常区位于一级台阶和二级台阶的边界处, 基本与木里-玉龙断裂的位置相吻合; 金沙江第4处异常区和雅砻江第3处异常区位于二级台阶和三级台阶的边界处, 大致沿金河-箐河断裂分布。

图 6 河流SL/K值异常区间位置图及HI分级图Fig. 6 Location of abnormal area of SL/K and HI classification.

2.2.2 面积-高程积分(HI)

面积-高程积分曲线是以流域盆地的相对高度比为纵轴、 相对面积比为横轴所绘出的曲线(Strahler, 1952), 曲线下的面积为面积-高程积分(HI), 其可以反映地貌的陡缓程度。面积-高程积分的简易算法为

HI=(Hmean-Hmin)/(Hmax-Hmin)(3)

其中, Hmax为流域中高程的最大值, Hmean 为流域中高程的平均值, Hmin为流域中高程的最小值(Pike et al., 1971)。

按照地貌侵蚀旋回理论(Pike et al., 1971), 当HI> 0.6时, 地貌发育不均衡, 为幼年期; 当HI≤ 0.6时, 地貌发育比较均衡, 侵蚀缓慢, 该阶段又可分为壮年期(0.4≤ HI≤ 0.6)和老年期(HI< 0.4)(Keller et al., 1996)。为了更加清晰地显示各子流域的地貌差异, 本文将HI< 0.4的区间再细分为0.3≤ HI< 0.4和HI< 0.3 2个区间, 其中HI< 0.3的部分为地貌发育的超均衡阶段。

本文对提取的子流域赋予高程值, 并用上述公式计算各子流域的HI值, 所得的HI的最大值为0.58, 最小值为0.19, 平均值为0.42。按照不同的HI值为子流域充填不同颜色, 并据此对研究区进行分区。结果显示, 研究区北部的HI值分界线大致经过木里— 永宁— 玉龙一带, 与高程参数分析所反映的地貌陡变界线一致。盐源和攀枝花的HI值也存在一条界线, 基本对应于金河-箐河断裂(图6)。

上述高程参数和水系参数综合反映了研究区地貌具有明显的3级台阶式地貌特征。一级台阶为木里-玉龙断裂以北的平坦区; 二级台阶为木里-玉龙断裂与金河-箐河断裂之间的平坦区; 三级台阶为金河-箐河断裂以南的平坦区。各台阶之间呈陡变的过渡方式, 并且受大型断裂构造带所控制。

3 地貌边界的构造解析

上述数字地貌分析结果显示, 地貌的陡变边界对应着一系列大型断裂构造(木里断裂和金河-箐河断裂), 因此我们认为地貌的陡变边界主要受控于这些断裂带。但断裂的性质目前并不清楚, 因此我们对主要的地貌边界— — 木里断裂和金河-箐河断裂进行了详细的野外构造解析(图1)。

3.1 木里断裂

本文主要对木里断裂的木里县、 前所乡和永宁县3处进行了详细的野外构造解析(图1)。其中, 木里县附近有很好的断层露头, 其断层面走向约90° , 倾向355° ~10° , 倾角低缓(约20° )。断层下盘发育三叠系千枚状板岩, 上盘为二叠系灰岩, 常构成一系列飞来峰构造(图7)。推覆带发育质地松软的断层泥(图7a), 局部灰岩被钙质糜棱岩化, 可见钙质糜棱面理, S-C组构等运动指向标志指示上盘向S运动(图7d, e); 前所乡处断裂现象出露不明显, 但从地层接触关系仍可以辨别出断层。断层面走向110° ~130° , 倾向约20° , 倾角20° ~30° 。野外构造解析表明, 该区域内二叠纪的玄武岩逆冲到三叠纪的灰岩之上(图8c, d); 永宁县处断层面走向21° ~31° , 倾向281° ~298° , 倾角25° ~35° 。上盘为二叠系粉砂岩, 下盘为始新世复成分砾岩(图9f)。野外观测的运动学标志有擦痕(图9a, b)和旋转碎斑(图9c, e), 指示上盘向SEE运动(106° ~121° )。上述观测说明, 木里断裂为一由NW向SE逆冲的推覆构造。推覆界面走向呈反 “ S” 形结构延伸(图1)。

图 7 木里县附近的木里逆冲推覆构造剖面
a 推覆界面, 可见断层泥; b 平缓推覆界面; c 二叠系灰岩逆冲到三叠系砂板岩之上的飞来峰; d 推覆带内的钙质糜棱岩; e 面理化钙质糜棱岩中的拉升线理; f 断层下盘三叠系千枚状板岩Fig. 7 Section of MLF near Muli County.

图 8 前所乡附近的木里逆冲推覆构造剖面
a 断层界面, 内部出露断层泥, 二叠系玄武岩产状20° ∠61° ; b 断层界面, 内部出露断层泥; c 断层宏观界线, 界线南部为浅色三叠系灰岩, 深色处为二叠系玄武岩; d 二叠系玄武岩和三叠系灰岩的接触界面; e CD602信手剖面Fig. 8 Section of MLF near Qiansuo Township.

图 9 永宁西附近的木里逆冲推覆构造剖面
a、 b 断层面上的擦痕和阶步, 指示逆冲性质; c 旋转碎斑和被拉断的碎斑; d 断层宏观界面, 上盘有牵引褶皱; e 旋转碎斑; f 断层下盘始新世复成分砾岩Fig. 9 Section of MLF in the west of Yongning.

3.2 金河-箐河断裂

金河-箐河断裂总体呈NE-SW走向, 倾向NW(345° ~356° ), 倾角变化较大(20° ~60° )。华坪NW侧见断裂破碎带通过, 其上盘为震旦系白云岩, 下盘为泥盆系砂岩(图10a, b)。断层带内发育大型透镜体(图10c)和斜组构(图10d), 指示上盘向SE运动; 盐边县NW侧同样可见明显的断层露头, 断层面走向呈NE-SW向, 倾向NW(图11a), 断层破碎带内发育的擦痕和阶步指示断层上盘向SE方向运动(图11c, d)。这些野外构造特征揭示出金河-箐河断裂是一条由NW向SE逆冲的推覆构造。

图 10 华坪NW方向金河-箐河断裂剖面
a、 b 断层宏观界线, 震旦系白云岩逆冲于泥盆系砂岩之上; c 宏观的不对称透镜体, 指示逆冲性质; d 断层破碎带中的斜组构, 指示逆冲性质Fig. 10 Section of JQHF in the northwest of Huaping.

图 11 盐边县NW方向金河-箐河断裂剖面
a 盐边县NW方向金河-箐河断裂推覆界面; b 断层破碎带; c、 d 擦痕指示断层上盘向NW方向运动Fig. 11 Section of JQHF in the northwest of Yanbian.

上述对地貌边界断裂的野外构造解析说明, 研究区地貌边界均受大型逆冲断裂所控制。

4 讨论
4.1 高原东南缘边界性质的界定

青藏高原东南缘的边界性质问题一直存在较大的争议(Clark et al., 2000, 2005; Liu-Zeng et al., 2008; 刘静等, 2009)。Clark等(2000)认为高原东南缘的地形是因下地壳管道流的驱动导致川滇地区高程连续降低的地貌类型, 不存在类似龙门山前刚性基底阻挡而形成的高原陡边界; 刘静等(2009)认为高原东南缘的地形存在1条宽50~200km的陡变带, 并且受雅砻-玉龙断裂带所控制。本文通过数字地貌进一步分析, 揭示了高原东南缘存在台阶式地貌陡边界, 并通过对地貌边界断裂的构造解析, 揭示了高原东南缘的地貌边界均为由北向南或由北西向南东逆冲的推覆构造控制, 即木里-玉龙断裂控制了平均海拔4i200m的高原面的东南边界; 金河-箐河断裂构成了丽江— 盐源一带海拔中等、 起伏相对较小区域的东南边界。

高原东南缘的台阶式构造地貌样式具有更深层的基本地质结构背景。前文已述及, 以木里-玉龙断裂为界, 东南部为稳定的克拉通扬子陆块, 西北部为羌塘— 三江造山系, 这一大地构造分区界线也是构造地貌的分界线(潘桂棠等, 2009; 王立全, 2013), 说明古老的大地构造格架约束着新生代地貌边界的形成, 现今的地貌格局正是古老大地构造格局的一种继承。地球物理资料也显示, 在盐源到攀枝花一带的地下深部存在具有相对刚性地块特点的高密度基底, 解译其为扬子板块的西缘(姜文亮等, 2011; 范莉苹等, 2015; Li et al., 2018)。本文分析认为, 当高原向周缘扩展遇到刚性的物质时, 必然会出现强烈的挤压变形, 从而导致地貌结构发生改变。研究区阶梯状的陡变地貌, 正是由于高原物质向东南缘逃逸, 遇到相对刚性的扬子板块阻挡崛起而形成的。

4.2 高原边界的形成时限及其对高原东南缘扩展模式的启示

高原东南缘地貌边界形成的具体时限涉及到高原东南缘海拔高度的变化规律, 针对该问题虽仍有争议, 但已有的沉积、 古高程、 低温热年代学等研究结果仍能反映出其总体的演化趋势。

Clift等(2006)认为高原的快速崛起必然会使边缘海的沉积速率发生改变, 崛起速率越快, 沉积速率则越快。基于此, 他分析了北部湾、 南中国海、 红河入海口的大洋钻探研究成果, 发现青藏高原东南缘海域早在约35Ma之前就有大量的沉积物, 在早— 中中新世(24~11MaiBP)沉积速率较高。近年来的古高程的研究也揭示川滇地区北西部早在始新世之前(33MaiBP前)已经达到现今的高度(Hoke et al., 2014; Li et al., 2015; Tang et al., 2017; Hoke, 2018)。大量的低温热年代学研究揭示了高原东南缘在新生代约60~40MaiBP、 30~20MaiBP和20~0MaiBP 3个阶段的快速剥露过程(Arne et al., 1997; Xu et al., 2000; Kirby et al., 2002; Godard et al., 2009; Wang E et al., 2012; Tan et al., 2014; Tian et al., 2014; Zhang et al., 2017; Liu-Zeng et al., 2018)。综上所述, 青藏高原东南缘的扩展早在始新世前(33MaiBP前)就已经开始, 并且在渐新世以来较为活跃, 尤其是早— 中中新世(24~11MaiBP)。这种阶段性的扩展模式必然会在地貌上有所反映, 高原边界的形成必然也与高原的扩展模式有所联系。

一级台阶的东南边界受控于木里断裂和玉龙断裂, 这2条断裂的活动时限对一级台阶地貌的形成时限具有重要的指示意义。控制一级台阶边界的玉龙断裂, 其上盘的剑川古近纪盆地内花岗岩的FT测年结果揭示该断裂上盘约在28~20MaiBP快速隆升, 反映了玉龙断裂的主期逆冲活动(Cao et al., 2019), 这一期构造活动与龙门山断裂30~25MaiBP的早期活动时限(Wang E et al., 2012)基本一致, 而龙门山断裂与木里断裂被认为早期是一个整体(许志琴等, 2007)。因此我们认为, 在渐新世— 早中新世受木里断裂和玉龙断裂逆冲活动控制的一级台阶的雏形已经形成, 并可能与北部的龙门山逆冲断裂共同构成青藏高原的东部边界。

二级台阶的东南边界受控于金河-箐河断裂, 有关的年代学资料揭示控制二级台阶东南边界的金河-箐河逆冲断裂主要活动时限为17~11MaiBP(Wang S et al., 2012), 反映了二级台阶的雏形形成于中新世中期, 与龙门山断裂15~10MaiBP的第二阶段的活动时限基本一致(Wang E et al., 2012), 因此我们认为中新世中期的金河-箐河断裂控制了二级台阶东南边界的形成。 由此可知, 高原东南缘存在3级台阶式地貌, 台阶边界受不同时期的大型逆冲断裂所控制, 与龙门山共同构成高原的东部边界, 此高原边界形成的时限与前人提出的高原东南缘在早— 中中新世(24~11MaiBP)最为活跃的结论基本一致, 说明高原的扩展在地貌和构造上都有较好的响应。

高原东南缘的3级台阶式地貌和阶段性扩展揭示了高原向东南缘的陡变式扩展模式, 即向SE方向的幕式前展式逆冲扩展。需要说明的是, 高原东南缘台阶式的陡变地貌与高原东缘的龙门山式陡变地貌同为高原边界地貌, 但是又存在一定的差异。这可能是由于高原东南缘的边界位于扬子板块的最西缘(王立全, 2013), 其对高原物质向外围扩展的阻挡不如扬子板块的主体边缘强烈(如龙门山前)。当高原的幕式崛起导致高原物质阶段性地向周缘扩展时, 在高原的东南缘, 扩展物质遇到扬子板块较为薄弱的西缘带, 形成了阶梯状的陡变地貌。而在东缘, 遇到刚性的扬子板块主体形成龙门山式的陡变地貌。青藏高原东南缘陡变幕式扩展模式似乎并不支持下地壳管道流连续变形模型所要求的高原东南缘连续渐变降低的地貌样式。

5 结论

本文将数字地貌和构造解析相结合, 分析认为青藏高原东南边界具有明显的台阶式构造地貌结构, 不同台阶梯度带受不同时期发育的NE-SW走向、 由NW向SE方向逆冲的推覆构造所控制, 其中一级台阶的东南边界位于木里-玉龙断裂, 该断裂控制了平均海拔4i200m的高原面的东南边界, 是渐新世— 中新世早期构造抬升的结果; 二级台阶东南边界受中新世早— 中期逆冲活动的金河-箐河断裂控制, 构成丽江— 盐源一带海拔中等、 起伏相对较小区域的东南边界。高原东南边界的台阶式构造地貌结构反映了高原向SE方向的幕式前展式逆冲扩展。这种陡变式幕式扩展模式似乎并不支持下地壳管道流模型。

The authors have declared that no competing interests exist.

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