孫崇波,李敏同,李俊,周洪兵,陳曉東

四川省金屬地質(zhì)調(diào)查研究所,成都,611730

內(nèi)容提要:筆者等通過對哀牢山—紅河剪切帶5件砂巖磷灰石樣品裂變徑跡分析,獲得測試分析樣品的表觀年齡,對所有樣品利用模擬退火法進(jìn)行了熱史模擬,取得其熱演化史;得出哀牢山—紅河剪切帶在新生代發(fā)生了相似的構(gòu)造演化過程,其經(jīng)歷了2次快速冷卻剝露事件,分別發(fā)生在37～14 Ma和5.1～0 Ma,平均冷卻速率分別為3.98℃/Ma和11.15℃/Ma;在發(fā)生快速冷卻的時間上,存在自東向西逐漸變晚的趨勢,說明哀牢山—紅河剪切帶在新生代可能為自東向西的幕式隆升。

哀牢山構(gòu)造帶是新生代以來由于印度—歐亞板塊碰撞所形成的一條大型剪切斷裂帶,它的活動時限、構(gòu)造變形方式以及冷卻歷史對于揭示青藏高原東南緣及東南亞地區(qū)的構(gòu)造演化有著重要意義。哀牢山—紅河剪切帶作為東南亞地區(qū)重要的構(gòu)造界限,其記錄了新生代以來青藏高原東南緣地貌演化及陸內(nèi)變形。新生代以來印度板塊和歐亞板塊的斜向碰撞,形成了青藏高原及其東南緣的地形地貌及構(gòu)造格局(Leloup et al., 1995, 2001; Clark et al., 2005, 2006; Xu Zhiqin et al., 2015; 任龍龍等, 2019),并形成了哀牢山—紅河剪切帶(Leloup et al., 1995; 劉俊來等, 2011; Liu Junlai et al., 2015)、崇山剪切帶(Zhang Bo et al., 2010)及高黎貢走滑剪切帶(Zhang Bo et al., 2012)大型線狀走滑剪切帶。而哀牢山—紅河剪切帶是一條區(qū)域性構(gòu)造界線,其延伸長度超過1000 km,分割揚(yáng)子板塊與印支板塊(Leloup et al., 1995, 2001; Searle, 2006; 張進(jìn)江等, 1999, 2006; Liu Junlai et al., 2007; 戚學(xué)祥等, 2010)。

關(guān)于這些區(qū)域性大型走滑剪切帶的構(gòu)造意義及作用,目前主要存在3種觀點。第一種觀點基于剛性塊體側(cè)向擠壓模型(Tapponnier et al., 1982),認(rèn)為自上新世以來,哀牢山—紅河剪切帶轉(zhuǎn)變?yōu)橛倚凶呋?該轉(zhuǎn)變調(diào)節(jié)了揚(yáng)子板塊東南向擠出(Tapponnier et al., 1982; Leloup et al., 1995; 任龍龍等, 2019);第二種觀點基于地殼內(nèi)部變形與旋轉(zhuǎn)模式(Wang Erchie and Burchfiel, 1997),指出印支板塊并不是作為整塊剛性體而被擠出,其為多個非剛性塊體各自旋轉(zhuǎn)運動,各個塊體在地殼縮短或伸展的轉(zhuǎn)換部位產(chǎn)生走滑剪切帶;第三種觀點基于中、下地殼物質(zhì)流動模型(Royden et al., 1997),認(rèn)為印度板塊與揚(yáng)子板塊碰撞導(dǎo)致青藏高原地殼增厚并發(fā)生部分熔融,熔融體向青藏高原東南緣流動,致使東南緣在新生代廣泛形變及地表抬升(Royden et al., 1997; Clark et al., 2005),中、下地殼物質(zhì)流動形成的拖拽力導(dǎo)致紅河及鮮水河—小江等各塊體間走滑斷裂再次活動(Replumaz et al., 2001; Wang Yang et al., 2016)。因此,對哀牢山—紅河剪切帶的活動時限、構(gòu)造變形方式及冷卻歷史的研究對認(rèn)識青藏高原東南緣地殼物質(zhì)流變與板內(nèi)形變尤為重要。

但是對哀牢山構(gòu)造帶中、低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究主要集中于中段及北段,對南段的熱年代學(xué)、冷卻過程及剝蝕機(jī)制的研究較少(圖1),且對于哀牢山構(gòu)造帶在漸新世以來的剝蝕機(jī)制和時限爭議較大(任龍龍等, 2020)。筆者等通過對哀牢山—紅河剪切帶綠春地區(qū)開展磷灰石裂變徑跡測試及熱史反演,對哀牢山—紅河剪切帶的冷卻歷史及剝蝕機(jī)制提供新的證據(jù)。

圖 1 青藏高原東南緣及三江地區(qū)構(gòu)造地貌簡圖(據(jù)Leloup et al., 1995; Tapponnier et al., 2001;Burchfiel and Wang Erchie, 2003; Xu Zhiqin et al., 2015; 任龍龍等, 2020修改)Fig.1 The major tectonics and geomorphology of the Sanjiang Region (i.e. Three rivers region: Jinsha River, Lancang River and Nujiang River) and southeastern Qinghai—Xizang (Tibet) Plateau (modified after Leloup et al., 1995; Tapponnier et al., 2001; Burchfiel and Wang Erchie, 2003; Xu Zhiqin et al., 2015; Ren Longlong et al., 2020&)(a)印度—歐亞板塊碰撞帶構(gòu)造格局;(b)青藏高原東南緣地形和主要構(gòu)造帶。低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)來源: Bergman et al., 1997; 萬京林等, 1997; Maluski et al., 2001; Clark et al., 2005; Lai Qingzhu et al., 2007; 向樹元等, 2007; 劉樹根等, 2008; Richardson et al., 2008; Viola and Anczkiewicz, 2008; Seward and Burg, 2008; Godard et al., 2009; Lin Tehsien et al., 2009; Wang Shifeng et al., 2009; Wang Erchie et al., 2012; Wang Yang et al., 2016, 2018; Ouimet et al., 2010; Li Baolon et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015; Deng Bin et al., 2015, 2018; Jolivet et al., 2015; Zhang Yuanze et al., 2015; 陳小宇等, 2016; Yang Rong et al., 2016; Ge Yukui et al., 2020. XLS—雪龍山雜巖帶; DCS—點蒼山雜巖帶; ALS—哀牢山雜巖帶; DNCV—大象山雜巖帶; GLGSZ—高黎貢剪切帶; CSSZ—崇山剪切帶; AFT—磷灰石裂變徑跡; FT—鋯石裂變徑跡; AHe—磷灰石U/ Th—He; He—鋯石U/ Th—He(a) major tectonics of the Indo-Asian collision zone; (b) topography and major tectonic boundaries in the southeastern margin of the Xizang(Tibet) Plateau. Low temperature thermochronological data sources: Bergman et al., 1997; Wan Jinglin et al., 1997&; Maluski et al., 2001; Clark et al., 2005; Lai Qingzhu et al., 2007; Xiang Shuyuan et al., 2007&; Liu Shugen et al., 2008&; Richardson et al., 2008; Viola and Anczkiewicz, 2008; Seward and Burg, 2008; Godard et al., 2009; Lin Tehsien et al., 2009; Wang Shifeng et al., 2009; Wang Erchie et al., 2012; Wang Yang et al., 2016, 2018; Ouimet et al., 2010; Li Baolong et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015, 2016&; Deng Bin et al., 2015, 2018; Jolivet et al., 2015, Zhang Yuanze et al., 2015; Yang Rong et al., 2016; Ge Yukui et al., 2020. XLS—Xuelong Shan complex belt; DCS—Diancang Shan complex belt; ALS—Ailao Shan complex belt; DNCV—Day Nui Con Voicomplex belt; GLGSZ—Gaoligong shear zone; CSSZ—Chongshan shear zone; AFT—Apatite Fission Tracks; ZFT—Zircon Fission Tracks; AHe—Apatite U—Th/ He; ZHe—Zircon U/ Th—He

1 地質(zhì)背景

哀牢山造山帶位于特提斯—喜馬拉雅構(gòu)造區(qū)濱太平洋構(gòu)造區(qū)的接觸部位,具有印支思茅地塊和揚(yáng)子地塊兩大構(gòu)造單元的屬性(鐘大賚, 1998; 方維萱等, 2002; 孫崇波等, 2018, 2019)。哀牢山—紅河斷裂帶是青藏高原東南緣印度—歐亞板塊側(cè)向碰撞帶內(nèi)重要的邊界構(gòu)造帶(宮偉等, 2017),其西側(cè)為印支地塊、撣泰地塊和西緬地塊,東側(cè)為揚(yáng)子—華南陸塊,各塊體間發(fā)育眾多斷裂構(gòu)造及縫合線(劉俊來等, 2007, 2011)。哀牢山—紅河剪切帶自北西至南東主要由大象山雜巖帶、哀牢山雜巖帶、點蒼山雜巖帶及雪龍山雜巖帶組成(Joliver et al., 2001; Viola and Anezkiewiez., 2008; Cao Shuyun et al., 2011; Zhang Bo et al., 2014; Liu Junlai et al., 2015; Zhang et al., 2017),剪切帶核部主要為高角閃巖相—角閃巖相片麻巖、混合巖及兩翼綠片巖相變質(zhì)砂巖、云母片巖等組成(Anczkiewicz et al., 2007; Cao Shuyun et al., 2011; Zhang et al., 2017)。

Harrison等(1996)及Leloup等(2001)通過對剪切帶各雜巖帶斜長石、云母40Ar/39Ar熱年代學(xué)研究認(rèn)為,點蒼山雜巖帶及雪龍山雜巖帶在32～17 Ma期間發(fā)生了快速剝蝕,該時期以左旋走滑為主,并伴隨強(qiáng)烈擠壓變形;哀牢山雜巖帶及大象山雜巖帶則以左旋走滑伸展變形為主,并導(dǎo)致快速冷卻剝蝕。Cao Shuyun等(2011)通過對點蒼山雜巖帶中云母40Ar/39Ar年齡的測試,認(rèn)為點蒼山雜巖帶發(fā)生了3期冷卻:28～21 Ma快速剝露、21～13 Ma緩慢冷卻剝露,13～0 Ma快速剝露期。萬景林等(1997)對紅河斷裂帶元陽—嘎灑段片麻巖及糜棱巖中的磷灰石開展了裂變徑跡測年,得出27～17 Ma其發(fā)生快速冷卻剝蝕,以左旋剪切運動為主;Li Qi等(2001)通過對哀牢山雜巖帶內(nèi)片麻巖中云母、角閃石40Ar/39Ar年齡的研究認(rèn)為,哀牢山—紅河剪切帶新生代發(fā)生了2階段快速冷卻剝蝕,分別發(fā)生在28～17 Ma及15.5～5.0 Ma,第一階段以走滑伸展變形為主,第二階段以單剪變形為主;Chen Xiaoyu等(2015)通過對哀牢山南段角閃石、黑云母40Ar/39Ar年齡的研究認(rèn)為,其在28～21 Ma發(fā)生了快速冷卻剝蝕;Wang Yang等(2016)對哀牢山中段磷灰石U—Th/ He年齡及40Ar/39Ar年齡研究認(rèn)為,哀牢山中段發(fā)生過2階段快速冷卻剝蝕,分別為27～17 Ma及14～10 Ma。

2 樣品采集及裂變徑跡結(jié)果

本次樣品采自哀牢山南段綠春縣一帶,巖性為砂巖、變質(zhì)砂巖,采樣點間距4～15 km。研究區(qū)構(gòu)造以北西—南東走向剪切斷裂為主,往東部剪切斷裂存在變密集的趨勢;東部分布有大面積流紋巖、流紋斑巖,剪切帶內(nèi)局部見蛇綠巖殘片沿剪切帶分布。

本次裂變徑跡實驗在中國科學(xué)院核分析技術(shù)重點實驗室高能物理研究所完成。本文所測5件砂巖樣品的磷灰石裂變徑跡表觀年齡為31.0～18.0 Ma(表1),標(biāo)準(zhǔn)偏差是1.0～2.1 Ma,裂變徑跡表觀年齡跨度較小,且存在由西向東逐漸增大的趨勢。所測5個砂巖樣品的磷灰石裂變徑跡平均長度為12.66 μm,標(biāo)準(zhǔn)偏差是1.92 μm,各個樣品所測磷灰石裂變徑跡長度均小于巖石磷灰石徑跡長度。對磷灰石裂變徑跡退火特征研究表明,快速冷卻的巖石,其磷灰石裂變徑跡一般保持較長的徑跡長度,且具有窄而對稱的正態(tài)分布,而冷卻緩慢的樣品,其磷灰石裂變徑跡長度縮短,分布型式呈寬緩而不對稱的正態(tài)分布。經(jīng)過再次熱干擾的巖石,其磷灰石裂變徑跡長度(除AFT14-2外)均為雙峰式分布型式。5件磷灰石裂變徑跡長度在直方圖上分布方式(圖2)總體上表現(xiàn)為寬緩而不對稱的正態(tài)分布,說明樣品未經(jīng)過復(fù)雜的熱歷史,且并未受后期熱事件(斷裂活動等)干擾,推測長期處于單一冷卻過程。

表1 磷灰?guī)r裂變徑跡樣品采樣位置Table 1 Sampling sites for phosphorite fission track

表2 磷灰?guī)r裂變徑跡測試數(shù)據(jù)Table 2 Analytical data of phosphorite fission track samples

圖2 熱史模擬圖及裂變徑跡長度直方圖Fig.2 Thermal history simulation diagram and histogram of fission track length

圖3 磷灰石裂變徑跡熱模擬隆升速率對比圖(圖中虛線代表相對平靜階段,單實線代表緩慢隆升階段,雙實線代表快速隆升階段,叁線代表急速隆升階段Fig.3 Comparative diagram of simulated apatite fission track uplift rates(Dotted line represents the relatively calm period, single solid line represents the slowly uplifting stage, double solid line represents the phase of rapid uplift, triple solid line represents the phase of rapid uplift

樣品磷灰石裂變徑跡分析中單顆粒磷灰石年齡的P(2)檢驗值均大于5%,相同樣品不同顆粒年齡均在標(biāo)準(zhǔn)年齡±2 Ma的范圍內(nèi),說明樣品顆粒徑跡年齡屬于同期年齡、單一成因,并經(jīng)歷了相似的最后熱事件(Galbrainth, 1981; Yuan Wanming et al.,2006; 沈傳波等, 2007; 王一偉等, 2015)。

3 熱史模擬原理及結(jié)果

根據(jù)裂變徑跡分析原理, 裂變徑跡退火與溫度的關(guān)系為:隨著溫度的升高, 徑跡長度與密度減小。而溫度與時間是互補(bǔ)的,即長時間低溫、短時間高溫可使裂變徑跡達(dá)到相同退火程度。因此,根據(jù)裂變徑跡年齡及長度分布就可進(jìn)行熱史反演, 從而獲得溫度隨時間變化的更多信息。熱史反演采用Laslett等(1987)的扇形退火模型,通過AFTsolve模擬軟件對磷灰石進(jìn)行徑跡長度模擬, 得出溫度T與時間t的關(guān)系:

=-4.87+0.000168T(lnt+ 28.12)

其中,r為徑跡長度與初始徑跡長度比,T為溫度(℃),t為時間(Ma)。

同時利用正演模擬,預(yù)測磷灰石裂變徑跡年齡和長度分布之間的模型, 然后就預(yù)期值和觀測值對比,找出最佳正演模型(T—t曲線), 該方法能更好的發(fā)掘先前未考慮到的數(shù)據(jù)信息, 提高了裂變徑跡模擬在地質(zhì)熱信息分析中的可信度(李庶波等, 2015)。

熱史模擬過程中考慮的主要限定條件為:①裂變徑跡模擬的溫度范圍設(shè)定為10～120℃(Zhang Huiping et al., 2016;Nie Junsheng et al., 2018);②古地溫梯度按平均地溫梯度30℃/km計算;③剝露作為溫度下降的主要原因。筆者等就5件磷灰石樣品分別開展了熱歷史定量模擬,獲得了樣品的時間—溫度圖(圖2)。同時獲得了K—S與GOF檢驗值,本次熱史模擬K—S與GOF檢驗值均大于50%,說明本次裂變徑跡的熱史模擬是高質(zhì)量的、可靠的。

裂變徑跡的熱演化歷史模擬反映了新生代研究區(qū)的演化過程。通過冷卻歷史模擬,總體在65 Ma達(dá)到磷灰石裂變徑跡記錄年齡,在65～37 Ma冷卻緩慢,冷卻速率為0.06～0.39℃/Ma,平均冷卻速率為0.23℃/Ma;37～14 Ma發(fā)生快速冷卻,冷卻速率為2.52～5.33℃/Ma,平均冷卻速率為3.98℃/Ma;14.0～5.1 Ma冷卻又變緩慢,冷卻速率為0～0.45℃/Ma,平均冷卻速率為0.25℃/Ma;而在5.1 Ma至今發(fā)生急速冷卻,冷卻速率為5.53～13.60℃/Ma,平均冷卻速率為11.15℃/Ma。熱演化史模擬反映出該地區(qū)在新生代發(fā)生了2期區(qū)域隆升剝露過程,且后一期的剝露速率普遍大于前一期(圖2),間隔時間同樣較短,說明5.1 Ma以來發(fā)生了一次整體性的快速剝露,在時間上與青藏高原強(qiáng)烈隆升期基本一致。

4 構(gòu)造意義

新生代以來,受印度—歐亞板塊匯聚碰撞影響,哀牢山縫合帶再次發(fā)生活動(張旗等, 1995; Faure et al., 2014),構(gòu)造性質(zhì)表現(xiàn)為走滑剪切(Leloup et al., 1995; Wang Erchie and Burchfiel, 1997)。Leloup等(1995, 2001)通過對哀牢山—紅河剪切帶巖相學(xué)、構(gòu)造學(xué)及年代學(xué)研究認(rèn)為,剪切帶可能于32 Ma(甚至36 Ma以前)即開始發(fā)生左旋走滑運動,該走滑運動至少持續(xù)至17 Ma,運動時限與同剪切花崗巖脈一致。點蒼山雜巖帶內(nèi)同剪切花崗巖脈U-Pb年齡為28～13 Ma(Cao Shuyun et al., 2011),哀牢山雜巖帶同剪切花崗巖U-Pb年齡為32～22 Ma(Leloup et al., 2001; Searle et al., 2010);另外,哀牢山巖群變質(zhì)鋯石年齡主要集中于31～26 Ma(Scharer et al., 1990; Leloup et al., 1995; Tang Yuan et al., 2012; Huarrison et al., 1996),表明左旋走滑剪切至少始于漸新世(Searle, 2006; Cao Shuyun et al., 2011)。Leloup等(2001)利用40Ar/39Ar熱年代學(xué)分析,認(rèn)為大約在32～17 Ma期間雪龍山雜巖帶及點蒼山雜巖帶發(fā)生了快速冷卻剝露;Zhang Bo等(2014, 2017)認(rèn)為深部地殼近水平剪切導(dǎo)致哀牢山—紅河斷裂帶內(nèi)高溫剪切變形及長英質(zhì)巖漿活動,而且水平剪切作用至少從33 Ma開始;Viola和Anezkiewicz(2008)也報道了大象山雜巖帶在37～20 Ma期間發(fā)生了快速剝露事件。本文5件樣品熱反演結(jié)果顯示,所有樣品在晚始新世至早中新世(37～14 Ma)經(jīng)歷了快速的冷卻過程,暗示哀牢山—紅河斷裂帶發(fā)生左旋走滑剪切運動的時間可能始于晚始新世(約37 Ma),并持續(xù)至14 Ma左右。

本次獲得哀牢山—紅河剪切帶在37～14 Ma期間快速冷卻剝露事件(平均冷卻速率為3.98℃/Ma),打破了65～37 Ma期間的緩慢冷卻(平均冷卻速率0.23℃/Ma),該次快速冷卻期在時間上包含了哀牢山—紅河剪切帶內(nèi)巖漿活動活躍期、哀牢山巖群主要變質(zhì)期及哀牢山—紅河剪切帶剪切變形期,那么它們之間是否存在聯(lián)系。筆者等認(rèn)為,新生代以來在印度板塊向歐亞板塊加速俯沖碰撞的環(huán)境下,未能通過將印支地塊擠出使碰撞的擠壓應(yīng)力進(jìn)行充分的轉(zhuǎn)換、消減,剩余的擠壓應(yīng)力導(dǎo)致了本次的快速冷卻剝露事件。同樣說明該時期哀牢山—紅河剪切帶左行走滑并非單純的走向剪切,而是便隨著構(gòu)造抬升事件,即具有正斷層性質(zhì)的走滑剪切,并導(dǎo)致了哀牢山—紅河剪切帶內(nèi)強(qiáng)烈同構(gòu)造巖漿活動及變質(zhì)事件的發(fā)生。

距今約5 Ma,哀牢山—紅河剪切帶由左行走滑轉(zhuǎn)為右行正斷層(Peltzer et al., 1998; Allen et al., 1984; Leloup et al., 2001),而5 Ma以后對哀牢山—紅河剪切帶的構(gòu)造運動研究較少。雖然王二七等(2006)認(rèn)為哀牢山在晚新生代以差異性隆升為特征,山體今日之地貌由此形成,但無相關(guān)年代學(xué)測試,隆升時限缺少明確的限定。本文研究表明5.1～0 Ma期間,該地區(qū)發(fā)生了一次快速的冷卻剝蝕事件,平均冷卻速率達(dá)11.15℃/Ma。該時期在時間上與青藏高原發(fā)生加速、強(qiáng)烈地表抬升及高原快速擴(kuò)展期(約5 Ma以來)(Galbrainth, 1981; Arnaud et al., 1993; 王軍, 1998; 張毅等, 2006; 黎敦鵬等, 2007)相吻合,表明該次哀牢山—紅河剪切帶的隆升機(jī)制可能由青藏高原深部熔融物質(zhì)加速往南東方向流動所致。

另外,樣品熱歷史模擬圖和采樣平面圖顯示,樣品雖然相距不遠(yuǎn)(最近約4 km,最遠(yuǎn)15 km),而各個樣品在同期的冷卻速率存在差異(表3),表明哀牢山—紅河剪切帶在新生代以來,構(gòu)造隆升具有差異性。在第一次發(fā)生快速冷卻剝露的時間上,自東向西依次為37.0 Ma→32.9 Ma→27.2 Ma→21.8 Ma→22.7 Ma,由東向西存在逐漸變晚的趨勢,說明哀牢山—紅河剪切帶在新生代隆升方式可能為自東向西的幕式(前展式)隆升。

通過分析發(fā)現(xiàn),哀牢山—紅河剪切帶北段及中段磷灰石裂變徑跡低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡集中于2.6～13.0 Ma(Bergman er al., 1997; 萬景林等, 1997; Li Baolong et al., 2014; Chen Xiaoyu et al., 2015; Wang Yang et al., 2016, 2018),而南段則集中于40～18 Ma(Maluski er al., 2001; Voila et al., 2008; 陳小宇等, 2016; 任龍龍等, 2020),哀牢山—紅河剪切帶北段及中段低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡普遍低于南段,可能因哀牢山—紅河剪切帶南部走滑伸展變形調(diào)節(jié)所導(dǎo)致(Leloup et al., 2001)。在中—晚新世,青藏高原內(nèi)部中、下地殼物質(zhì)向東南南方向運動,可能達(dá)到哀牢山—紅河剪切帶中段,誘發(fā)了最新一期地殼抬升和剝露事件(Maluski et al., 2001; 陳小宇等, 2016)。本次在哀牢山—紅河剪切帶南段獲得最新一期的快速冷卻剝露事件,時間上與其北段、中段較吻合,暗示青藏高原內(nèi)部中、下地殼物質(zhì)向東南南方向運動以影響到哀牢山—紅河剪切帶南段地區(qū)。

5 結(jié)論

(1)新生代以來,哀牢山—紅河剪切帶經(jīng)歷了2次明顯的快速冷卻剝露事件,分別為37～14 Ma及5.1～0 Ma,兩次冷卻速率分別為3.98℃/Ma和11.15℃/Ma?；谟《劝鍓K向歐亞大陸的持續(xù)俯沖的大背景下,第一階段快速冷卻剝蝕事件可能主要由哀牢山—紅河剪切帶左旋走向運動引起,而后一階段則主要因青藏高原深部熔融物質(zhì)加速往南東方向流動所致。

(2)哀牢山—紅河剪切帶第一次隆升具有地區(qū)差異性,同時期在發(fā)生快速冷卻剝露的時間上,存在自東向西逐漸變晚的趨勢,說明隆升方式可能為自東向西的幕式(前展式)隆升。

(3)晚始新世至早中新世哀牢山—紅河剪切帶并非單純的走滑剪切,而可能是具有正斷層性質(zhì)的走滑剪切。