摘要
程海断裂带作为大理断陷系的东部边界断裂，深入认识其晚新生代活动特征对于理解东南缘挤出过程具有重要意义。已有研究发现，程海断裂带上新世以来转为以张扭活动为主，但关于张扭活动起始时间、断裂南段活动特征等一直存在争议。本文基于遥感解译、地表调查、构造应力场反演，厘定了程海断裂带期纳—宾川段的几何学、运动学特征，并结合前人发表的年代学资料和地震数据，明确了程海断裂带上新世以来的构造演化过程。结果表明，程海断裂带西南部的清水-周城断裂在中更新世之前曾显著活动，但晚更新世以来活动性大大减弱，而东南部的宾川断裂和上沧-鱼棚断裂在晚更新世以来的活动性显著增强，指示程海断裂带南段的断裂活动发生了由西向东的迁移。对程海断裂带几何学和运动学的综合分析表明，程海断裂带上新世以来可能发生了旋转。结合已有研究，本文认为这种旋转可能是对青藏高原东南缘块体向东南挤出过程中顺时针旋转的构造响应。程海断裂带第四纪期间的活动性迁移及其所反映的块体旋转运动，为进一步深入认识断块旋转在青藏高原物质向东南挤出过程中的调节作用提供了重要参考。
Abstract
The Chenghai fault zone, acting as the eastern boundary fault of the Dali graben system, plays a crucial role in understanding the extrusion processes along the southeastern margin of the Tibetan Plateau. A deeper understanding of its Late Cenozoic activity is essential for interpreting regional tectonic dynamics. Since the Pliocene, the Chenghai fault zone has transitioned to strike-slip motion, but the initiation time of this strike-slip activity and the characteristics of faulting in the southern segment remain controversial. This study employs remote sensing interpretation, field investigations, and structural stress field inversion to delineate the geometric and kinematic characteristics of the Qina-Binchuan segment of the Chenghai fault zone. By integrating previously published chronological data and seismic records, the tectonic evolution of the Chenghai fault zone since the Pliocene is clarified. The results indicate that the southwest segment, particularly the Qing Shui-Zhou Cheng fault, exhibited intense activity prior to the Middle Pleistocene, subsequently experiencing a marked decline in activity during the Late Pleistocene. Conversely, the southeastern Binchuan fault and the Shangcang-Yupeng fault currently demonstrate the highest activity levels, suggesting a shift of fault activity toward the east in the southern section. Analysis of the geometry and kinematics of the Chenghai fault zone reveals that the Chenghai fault zone has undergone rotation since the Pliocene. Based on existing studies, this rotation is interpreted as a response to the clockwise rotation of the southeastern margin. This research provides important data on the migration of fault activity during the evolution of strike-slip fault systems and offers new understanding of the mechanisms by which block rotations help regulate extrusion during the plateau's material extrusion process.
青藏高原新生代期间的构造运动主要受控于约向北北东方向低角度俯冲的印度板块和向西高角度俯冲的西太平洋板块（Molnar and Tapponnier，1975; 邓起东等，2002；Zhang Peizhen et al.，2004），两大板块向中国大陆下持续快速的运动导致了中国大陆内部新生代强烈的构造运动（徐锡伟等，2014；吴中海等，2018）。位于喜马拉雅东构造结和玉树-鲜水河-小江断裂带之中的青藏高原东南缘地区很好地记录了这些构造运动（图1，图2），并以发育一系列大型走滑断裂为特征（Tapponnier et al.，2001；Zhang Peizhen et al.，2004；吴中海等，2008，2015，2018）。
关于青藏高原东南缘新生代变形，已有研究可以分为两类，即旋转模式和挤出模式。挤出模式中包括：① 刚性块体挤出模式，其中变形主要局限于块体边界的大型走滑断层（Molnar and Tapponnier，1975; Tapponnier et al.，1982，1986，2001）；② 川滇菱形块体侧向滑移，由红河断裂带和鲜水河-小江断裂带所围限的川滇菱形块体向东南的侧向滑移运动来调节地壳变形（国家地震局西南烈度队，1977）。旋转模式：① 断块顺时针旋转模式：青藏高原内部块体挤出是有限的，块体的挤出运动大部分已被断块的旋转作用所吸收而未进一步向东传递（Clark and Royden，2000; Royden et al.，1997; Shen Zhengkang et al.，2001）；② 川滇块体顺时针旋转：川滇地区在上新世以来，地壳变形是以围绕东喜马拉雅构造结的顺时针旋转为主要特征（Wang Erqi et al.，1998）。这些模型为我们深入理解该区的构造演化、地壳变形及深部动力学过程提供了重要视角，但对于新生代以来断裂体系的时空演变、深部动力学机制及现今地壳变形的争议依然存在。
GPS观测表明东南缘围绕着东构造结顺时针旋转（Shen Zhengkang et al.，2005; Wang Min and Shen Zhengkang，2020; Fang Jin et al.，2024），旋转的东部边界为弧形鲜水河-小江断裂，西部边界为近南北向实皆断裂带。而在大理附近，GPS显示物质运动出现差异。一部分向西南方向运动，而另一部分向东南方向运动。通过大地电磁剖面、面波与接收函数联合反演的结果指示青藏高原东南部的下地壳流主要表现为沿鲜水河-小江断裂、嘉黎-怒江断裂两条弧形通道流向云南南部（Bai Denghai et al.，2010; Bao Xuewei et al.，2015），这一结果与GPS观测得到的青藏高原东南缘顺时针旋转是相吻合的（Shen Zhengkang et al.，2005; Wang Min and Shen Zhengkang，2020; Fang Jin et al.，2024）。此外，Wang Weilai et al.（2017）基于中国西南地区密集台阵反演的大理及周边的中高泊松比（0.26~0.28）显示大理及周边地区可能存在地壳熔融。这些研究表明青藏高原东南缘物质向南流动过程中，大理地区可能是关键部位。
早期研究提出，大理断裂系统伸展变形是由红河断层末端伸展引起的（Allen et al.，1984）。Wang Erqi et al.（1998）将大理系统伸展变形归因于微断块顺时针旋转以及伴随的走滑断层末端伸展。近年来，一些学者认为，大理断裂系统是由中甸断裂和红河断裂之间的走滑拉分形成的（Zhang Yuanze et al.，2015）。前人研究多从区域尺度论述大理断陷系的形成，较少从整个东南缘的角度分析。明确大理断陷系的形成与演化过程对于理解藏东南地区断裂系统时空演变、晚新生代旋转挤出过程具有重要意义。
本文聚焦于程海断裂带，作为大理断陷系的东部边界，与大理断裂系的形成和演化密切相关。研究程海断裂带晚新生代以来的活动特征对于揭示大理断陷系晚新生代以来的构造演化过程具有重要意义。此外，作为区域上一条活动性非常强烈的断裂带，程海断裂带在有历史记录以来发生过多次M≥7.0的大震（罗睿洁等，2015；黄小龙等，2016；黄小巾等，2018）。对其晚新生代活动特征的研究也有助于评估地震危险性。
本文通过遥感解译、1∶50000活动构造填图、GPS速度场、构造应力场反演、地震资料等的详细分析、对程海断裂带南段主断裂及分支断裂进行了活动性质分析，结合已发表的年代学测试，查明断裂活动特征，揭示程海断裂带晚新生代以来的构造演化过程，综合探讨大理断陷系的形成与演化过程及对东南缘旋转挤出过程的启示意义。
1 地质背景
大理地区位于云南省东北部，华南块体西缘，东临楚雄盆地，西临石鼓地块，南临红河断裂带，其北部边界目前仍不清楚（Fan Chun et al.，2006）。大理地块内部主要发育有一系列近南北向断层，前人统称为大理断裂系（Tapponnier et al.，1986; Wang Erqi et al.，1998；Fan Chun et al.，2006）。大理断陷系内主要发育三条向东弯曲的断裂带，自东向西分别为程海断裂、鹤庆断裂和黑惠江断裂。
程海断裂带是大理断陷系的东部主边界断裂，整体走向近南北向。前人研究认为程海断裂带从弥渡盆地东南部延伸至永胜盆地西北部（图1b），长约200 km（黄小龙等，2016）。程海断裂带有着复杂的构造演化历史，新生代早期程海断裂带以逆冲推覆的方式活动，新生代晚期转为兼有正断分量的左旋走滑断裂，并控制着沿线一系列新生代盆地，如程海、金官、宾川、期纳等盆地的发育。
区域上出露的最老地层为元古宇苍山群，前新生界从奥陶系到白垩系均有出露。断层沿线缺失古近系，上新统三营组广泛发育在断裂带沿线的一系列断陷盆地中，为一套半固结的河湖相沉积。第四系沉积物广泛分布，主要成因为冲积、洪积、坡积以及冲洪积等，岩性以砂砾岩、黏土为主（王亚磊，2018）。
受程海断裂带晚新生代以来强烈伸展活动的控制，沿着断裂带盆岭地貌发育，一系列线性展布的断陷盆地及断层槽谷构成的线性负地貌分割了高原上连绵的山地及晚新生代以来形成的夷平面，并沿主要断裂广泛发育形态清晰的断层崖、断层三角面、拉分盆地、错断水系以及断层槽谷等断层地貌（黄小龙等，2016）。
2 断裂活动特征
程海断裂带整体走向为南北向，根据活动性质和活动速率等的差异，前人的研究将程海断裂带从北向南分为五段（图1b）。从北至南分别为永胜—程海段、期纳段、宾川段、毛栗坡段和弥渡段（黄小龙等，2021）。
图1大理断陷系大地构造位置及程海断裂带展布
Fig.1Tectonic setting of the Daili fault system and the distribution of the Chenghai fault zone
（a）—研究区大地构造位置；（b）—程海断裂带空间展布
(a) —tectonic location of the study area; (b) —spatial distribution of the Chenghai fault zone
永胜—程海段呈现弧形，主要由三条近平行的分支断裂组成（图1b，图2），自西向东分别为，金冠-程海断裂西支（F1-1）、金冠-程海断裂东支（F1-2）、永胜断裂（F1-3）和木耳坪-羊坪断裂（F1-4）。期纳段走向北北东，主要由两条分支断裂组成：期纳断裂（F2-1），金江断裂（F2-2）。宾川段呈弧形向东凸出，由五条分支断裂组成。自东向西分别为宾川断裂（F3-1）、片角-宾居断裂（F3-2）、片角-大营断裂（F3-3）、上沧-鱼鹏断裂（F3-4），清水-周城断裂（F3-5）。毛栗坡段走向北东，主要由毛栗坡断裂组成。弥渡段走向转为北西，主要由弥渡断裂（F5-1）和隐阶断裂（F5-2）组成（图2）。本文主要关注的研究对象为程海断裂带中南段，即从期纳段到宾川段。重点关注期纳断裂（F2-1）、金江断裂（F2-2）、片角-宾居断裂（F3-2）、片角-大营断裂（F3-3）、上沧-鱼鹏断裂（F3-4），清水—周城断裂（F3-5）的新生代活动特征。
2.1 期纳段（F2）
程海断裂带期纳段整体走向为北北东向，近直线型。主要由两条分支断裂组成，期纳断裂（F2-1）和金江断裂（F2-2）。两支断裂呈雁型左列，两者末端的走滑拉分作用形成了期纳盆地（图1，图2），盆地内部第四系厚度可达800 m。期纳断裂展布于期纳盆地西侧，走向北北东，长度约18 km。在期纳断裂西侧，北东走向的清水-周城断裂与其相接（图1）。在清水村东北侧（观测点49），中侏罗世杂色砂岩下盘断面上发育擦痕，断面产状为275°∠70°，指示期纳断裂的活动以走滑运动为主，兼有正断分量（图3b）。观测点49西北侧早二叠世灰岩自西向东推覆于中侏罗世紫红色砂岩之上（图3c、d）。且在星湖村公路旁（观测点45）断面上可见逆冲断面上发育的擦痕被走滑兼有正断分量的擦痕切割（图3e、f），指示断裂早期活动方式为逆冲，晚期活动方式转为走滑兼有正断。
Fig.2Geological map of the central-southern segment of the Chenghai fault zone (modified from Huang Xiaolong et al., 2018)
金江断裂发育于期纳盆地东侧，并一直延伸到宾川盆地西北部（图1~3），整体走向北北东向，长约20 km。在涛源镇附近，断裂切割金沙江河床，指示断层活动性质为左旋，通过遥感解译得到左旋位移量在3.0~3.25 km之间。
2.2 宾川段（F3）
程海断裂带在宾川段转为向东凸出的弧形，通过详细的构造填图并结合前人的研究可分为五条分支断裂，自西向东分别为清水-周城断裂，上沧-鱼鹏断裂，片角-大营断裂，片角-宾居断裂，宾川断裂。
2.2.1 宾川断裂（F3-1）
宾川断裂作为宾川盆地东部边界，控制了宾川盆地的发育，是程海断裂带重要组成部分。根据走向，宾川断裂可分为南北两段，北段为北北西，向北起期纳镇河东村，向南延伸至宾川县城西南，断层总长73 km。
从遥感影像上观察，宾川断裂沿线盆山边界清晰，发育一系列较陡峭断层三角面（图4b），州城镇东侧一连串冲沟指示断层左旋运动，位移量在893~942 m之间。
笔者在宾川县铜宝村采石场西（观测点5），发现了宾川断裂的典型露头。该剖面处断面产状为258°∠78°，在垂直于断层面的方向上可见清晰的r破裂面，指示正断，沿着断层面的倾向方向发育断层角砾岩，破碎严重，有一定的定向性，厚度可达数米以上（图4a）。在米汤线蔡甸村垃圾场东侧（观测点7），发育大量的滑动面，对其断面产状及断面上发育的擦痕进行了统计。在观测点7南侧10 m左右，可见破裂面上发育擦痕，擦痕的侧伏角较大，几乎和断面倾向一致，指示正断（图4c）。在米汤线路旁乌龙位村旁（观测点6），该处水塘东侧沟内上三叠系中断层角砾岩大量发育，破碎严重，有明显定向，断层角砾岩最大厚度可达3.2 m（图4d）。观测点6东侧可见断层面出露，断层面的产状为290°∠76°，擦痕的产状为265°∠71°，断层角砾岩破碎严重，定向排列，厚度约1.2 m，指示较强烈的构造变形，在断层的下盘发育R破裂面，指示为正断（图4d）。
图3期纳段断裂野外照片
Fig.3Field photographs of the Qina section fault
（a）—期纳断裂野外正断层剖面；（b）—清水村附近断面上发育；（c、d）—逆冲推覆构造野外露头，图3d—指示断层运动为走滑兼有正断分量的擦痕；（e）—期纳断裂断面上发育早期逆冲运动擦痕；（f）—早期逆冲运动的擦痕被后期正断兼有走滑分量的擦痕切割
(a) —normal fault exposure of the Qina fault in the field; (b) —striations developed on the fault surface near Qingshui Village; (c, d) — outcrops of thrust and nappe structures in the field, striations in Fig.3d indicating fault movement with a strike-slip component and normal fault component; (e) —early thrust-related striations on the Qina fault surface; (f) —early thrust striations cut by later striations with a combination of normal fault and strike-slip components
图4宾川段断裂野外露头
Fig.4The field outcrop at the Binchuan segment
（a）—宾川断裂正断层露头，发育r剪切面；（b）—宾川断裂沿线断层三角面；（c）—蔡甸村垃圾场附近宾川断裂次级滑动面；（d）—乌龙位村旁发育断裂角砾岩；（e）—片角-宾居断裂野外露头；（f）—片角-大营断裂野外露头
(a) —normal fault outcrop of the Binchuan fault, exhibiting R shear surfaces; (b) —fault triangular facet along the Binchuan fault; (c) —Secondary slip surface of the Binchuan fault near the landfill in Caidian Village; (d) —fault breccia developed near Wulongwei Village; (e) —field outcrop of the Pianjiao-Binju fault; (f) —field outcrop of the Pianjiao-Daying fault
2.2.2 片角-宾居断裂（F3-2）
片角-宾居断裂走向近南北向，自宾川盆地东北部延伸至盆地南部，长约50 km，野外观测点9可见其切割早更新世湖相层（图2，图4e）。该断裂产状为11°∠9°，倾向向东，和西倾的宾川断裂构成小型地堑，控制了区域上力角，宾川，周城等沉积中心的发育。
2.2.3 片角-大营断裂（F3-3）
片角-大营断裂北段走向为北北东向，南段为北东向。该断层自片角西侧延伸至挖色-宾居断层北部，长度约30 km。片角-大营断层切穿了上新世地层，指示正断层活动（图4f）。在南部，该断层的走向逐渐变为北东，与上沧-鱼棚断层平行。在小营店东部（观测点12），断面产状为127°∠48°，断面上擦痕指示断层运动主要以正断为主兼有左旋分量。
2.2.4 上沧-鱼棚断裂（F3-4）
上沧-鱼棚断裂是宾川盆地的西部边界，该断裂北部为北北东向，南部转为北东向，从北部热水塘至挖色镇延伸约45 km。该断层沿线断层地貌保存较好，观测点13可见断层垭口，呈马鞍状（图5b），西侧，可见断层上盘为松散堆积物，分选磨圆差（图5a）。在遥感影像上可见在鱼棚村附近断裂分为两支，东支主要以错断冲沟为特征，断裂沿线多处识别出断层错动冲沟，指示左旋走滑，最大位移量可达1 km以上。西支在山前发育，可见清晰线状特征，断裂沿线还出露了几个长条状池塘，池塘长轴方向与断层展布方向一致，疑似为断层湖。观测点14处断面上擦痕显示断层运动主要为左旋兼有正断（图5c），断层沿线常见碎裂岩，在碓房沟的西部，在古生代灰岩中发育由几条次垂直断层组成的断裂带（图5d），主断层的产状为136°∠80°。
2.2.5 清水-周城断裂（F3-5）
清水-周城断裂为程海断裂带宾川段最西侧分支断裂，走向为北东向，总长80 km左右（图2，图6）。
清水-周城从程海镇清水村向西南方向经卜塘，新城，黄坪延伸至洱海边。遥感影像上可见清水-周城断裂切割了金沙江使其偏移了4.4~4.7 km（图7），指示其较强烈的活动性。
在河西村附近（观测点37），主要出露一套黄绿色砂岩与灰黄色砂岩互层的地层，其上部紫红色粉砂岩泥岩互层，单层厚3~5 cm左右，地层产状为260°∠25°，该地层具有典型的昔格达组特征。在露头剖面上发育多条分支断层（图6a~d）。
图5上沧鱼棚断裂野外露头
Fig.5Field photographs of the Shangcang-Yupeng fault
（a）—大沙田村附近断层露头；（b）—大沙田附近出露的断层垭口；（c）—皮坡田东北侧公里旁出露的断面上发育擦痕；（d）—碓房沟西部灰岩中发育断裂带
(a) —fault outcrop near Dashatian Village; (b) —fault saddle exposed near Dashatian; (c) —striations developed on the fault surface exposed beside the road northeast of Pipotian; (d) —fault zone developed in limestone in the western part of Duifanggou
图6清水-周城断裂野外露头
Fig.6Qingshui-Zhoucheng field outcrop
（a）—河西村剖面；（b）—河西村剖面左侧断层；（c）—河西村剖面中部断层；（d）—河西村剖面右侧断层；（e）—汤家坪村东侧断层；（f）—汤家村剖面中部；（g）—汤家村剖面顶部
(a) —Hexi Village section; (b) —fault on the left side of Hexi Village section; (c) —fault in the middle of Hexi Village section; (d) —fault on the right side of Hexi Village section; (e) — fault on the east side of Tangjiaping Village; (f) —middle part of Tangjia Village section; (g) —middle part of Tangjia Village section
图7程海断裂带构造形迹（基于遥感解译）
Fig.7Remote sensing interpretation of the Chenghai fault zone
（a）—上沧-鱼棚断裂形迹；（b）—宾川断裂错断冲沟及线性特征；（c）—清水-周城断裂和金江断裂错动金沙江
(a) —Shangcang-Yupeng fault trace; (b) —Bincuan fault displacement of gullies and linear features; (c) —Qingshui-Zhoucheng fault and Jinjiang fault displacement of the Jinsha River
F1为一条走向北西的正断层，断层面产状为85°∠74°，断距约为55 cm，向上被晚更新世地层覆盖；F2为一条走向北东的正断层，断层面产状为296°∠81°，垂向断距约为50 cm，向上被晚更新世的地层覆盖；F2-1为一条正断层，断层面产状为104°∠78°，断距约8 cm；F4为一条走向北东向的正断层，断面产状为286°∠77°，断距约为24 cm。
在永胜县汤家坪村西侧路边（观测点34）出露断层剖面。路边东侧露头显示为一条北东走向正断层，断面产状为146°∠73°，垂向错断灰绿色标志层，错距约为2.1 m（图6e）。路边西侧露头剖面下部主要出露一套灰绿色砂层与黄白色粉砂层夹薄层钙泥质条带的岩层，灰白色钙泥质条带的垂向断距约为1.6 m，并于断错处表现为崩塌体变形特征（图6 g）。两断面露头间及连线的延伸线上表现为整体的SE向倾斜坡向（图6e）。
3 程海断裂带构造应力场
为了进一步约束程海断裂带晚第四纪以来的构造应力场，笔者在程海断裂带沿线最新一期活动的断层面上收集了大量断层滑动矢量进行构造应力场的反演，并结合震源机制解数据来分析程海断裂带现今的应力状态。
3.1 程海断裂带上新世以来构造应力场特征
利用断层滑动矢量反演构造应力场是构造变形研究中的重要手段，对断层进行运动学分析可以重建某个确定地质时期内的古构造应力场序列及其对应的构造变形序列（Shi Wei et al.，2013）。在改进的安德森模式里，地质历史时期内古构造应力场状态可以通过三大主应力轴加以定义，即最大主应力轴（σ1）、中间主应力轴（σ2）和最小主应力轴（σ3）（Angelier，1979，1984; Bellier and Zoback，1995）。在挤压构造背景下，最大主应力轴可以代表区域性挤压应力方向。在伸展构造背景下，最小主应力轴可以代表区域性伸展应力方向（王永超，2017）。为了重建程海断裂带第四纪以来的应力场序列，笔者对宾川断裂、上沧-鱼棚断裂和清水-周城断裂进行了野外观测，一共收集了162个断层面和擦痕的产状，并利用各种构造标志来判断该断层的断层性质，在大量统计断层性质的基础上判断应力场性质（Shi Wei et al.，2013，2020; 陈鹏等，2015）。具体原则为寻找断层面露头保存较好的观测点，按照切割关系在断面上寻找最新一期擦痕（图4c），使用应力场反演软件Faultkin对70个断层面和擦痕数据进行了反演，结果见图8。程海断裂带及邻区上新世以来的构造应力场可以分为两个方向，一组为近东西向，一组为北东向—北北东向，野外调查并未发现明显期次关系。
因此笔者按断裂带进行了平均计算，结果显示宾川断裂带上新世以来的构造应力场主体为236.6°/77.6°（σ1），111.8°/07.1°（σ2），020.5°/10.0°（σ3），对应特征值分别为0.2681、0.0738、0.1943，指示NNE-SSW方向伸展（图8），在这种应力场下宾川断裂带运动方式为带有正断分量的左旋走滑，这一点与野外观测的断层性质相符。上沧-鱼鹏断裂上三个观察点应力反演结果显示，上新世以来平均构造应力场为162.2°/19.7°（σ1），347.4°/70.2°（σ2），252.8°/ 01.7°（σ3），对应特征值分别为0.3486、0.1062、0.2434，指示NE-SW方向伸展（图9）。清水-周城断裂上4个观察点反演结果显示，上新世以来构造应力场平均方向为01.8°/17.9°（σ1），158.9°/70.7°（σ2），269.5°/07.0°（σ3），对应特征值分别为0.4265、0.0765、0.3500，指示W-E方向伸展（图8）。
图8程海断裂带上新世以来构造应力场
Fig.8Tectonic stress field of the Chenghai fault zone since the Pliocene
3.2 程海断裂带及邻区震源机制解
地震活动是记录现今地壳运动的重要载体，通过对地震信息进行分析可以获得震源的力学性质和地壳的现今应力状态。为了更好地揭示程海断裂带及邻区（经纬度范围：99.412°~101.111°；25.224°~27.141°）现今的应力场状态，笔者收集了该区2009~2017年MS≥3以上的61个震源机制解，数据来源主要为中国地震局地震预测研究所提供的震源机制解目录、CGMT网站和数据主要来自于云南省地震局震源物理室震源物理组编制的西南地区强震震源机制资料。
结果显示研究区正断层型地震有19个，走滑断层型地震有34个，正走滑型地震仅有5个，无法确定型地震1个，逆走滑型地震有2个，未见逆断层型地震。从地震的空间分布特征来看，地震基本都分布在活动断裂带附近。通过对震源机制的PT轴的计算可以发现，区域上的现今构造应力场很复杂，从总体P、T轴的玫瑰花图（图9a、b）上可以看出，T轴总体大概分为两个方向，近东西向和北东向，说明P、T轴的分布有很大的空间差异性。因此笔者以图中蓝色线条为界，分别计算了程海断裂带西侧和程海断裂东侧的P、T轴玫瑰花图。指示程海断裂带两侧T轴方向有较大差异（图9c、d），在程海断裂带西侧，T轴以东西方向为主，指示区域上现今构造应力场为东西向伸展；而在程海断裂带及其东侧，T轴方向主要为北东方向，指示区域上现今构造应力场为为北东方向的伸展。
4 讨论
4.1 程海断裂带晚新生代活动的时空差异性
前人研究表明程海断裂带有着多阶段构造演化历史，李光容和金德山（1990）认为程海断裂带可以划分出三期活动，最早期活动为始新世中—晚期，程海断裂带由西向东逆冲，同时伴有右旋走滑运动，最新一期活动始于第四纪早期，以张扭运动为特征。笔者在野外识别出两期具有切割关系的擦痕（图4f），早期擦痕指示逆冲运动，晚期擦痕指示正断兼有走滑分量，这两期擦痕可能对应着最新和最老的两期断层活动。前人认为早期逆冲推覆运动是对印度欧亚板块碰撞的构造响应（李光容和金德山，1990；罗睿洁等，2015），因此板块碰撞时间为程海断裂带逆冲推覆运动的启动时间提供了约束，但程海断裂带张扭运动的起始时间一直有较大争议。本文尝试总结前人在区域上发表的年代学数据，来论述程海断裂带张扭活动的起始时间和程海断裂带第四纪以来的活动特征。
4.1.1 程海断裂带张扭活动起始时间
前人研究利用程海断裂带张扭活动产生的方解石脉，得到最老年龄为165 ka，通过沉积物厚度和沉积速率的计算来估算程海断裂带张扭活动的启动时间，计算出最老时代为1.73 Ma（李光容和金德山，1990），据此认为程海断裂带张扭活动不会早于第四纪初期。但这些研究难以确定样品层位是否为断层控制的最老沉积层。此外，他们使用的测试方法多数为热释光和C14，这两种方法能提供的可信年龄范围和张扭活动起始时间相比，差距太大。因此，这些年龄作为张扭活动起始时间的可靠性存疑，可作为断层持续活动的证据。进入20世纪，部分学者尝试使用整个滇西北的断陷时代来约束程海断裂带的张扭活动。Wang Erqi et al.（1998） 认为滇西北断陷系形成与红河断裂带转为右旋相关，可能形成于4 Ma（上新世早期）。Leloup et al.（1995）根据对第四纪地貌研究及近代地震震源机制的解释，认为右旋走滑运动可能开始在5 Ma 左右，右旋走滑位移量约20~50 km，滑移速率为7±3 mm/a。向宏发等（2004）测试了与断裂右旋运动相关的样品年龄，推测断裂带北中段右旋运动开始于5.5 Ma; 田鹏等（2023）通过对大量热年代学数据的统计分析认为红河断裂带右旋运动的启动时间为6 Ma。黄小龙（2018）综合前人对区域上新统三营组沉积时代的分析，认为程海断裂带张扭活动的时代可能为5 Ma。同时黄小龙（2018）在断层沿线的花岗岩体上采集了多个低温热年代学样品，结果显示有两期快速冷却事件，第一期为40~18 Ma，对应始新始中—晚期逆冲推覆构造，而第二期快速冷却事件为6 Ma，对应着程海断裂带张扭活动开始（黄小龙，2018）。综上，笔者建议将程海断裂带的张扭活动起始时间定为6~5 Ma。
图9程海断裂带及邻区震源机制解（蓝色代表P轴方向，灰色代表T轴方向）
Fig.9Focal mechanism solutions of the Chenghai fault zone and adjacent areas (blue represents the P-axis orientation, and gray represents the T-axis orientation)
（a）—程海断裂带及邻区震源机制解沙滩球；（b）—程海断裂带及邻区P、T轴玫瑰花图；（c）—程海断裂带西侧PT轴玫瑰花图；（d）—程海断裂带东侧PT轴玫瑰花图
(a) —beachball diagrams of the focal mechanism solutions for the Chenghai fault zone and its adjacent areas; (b) —rose diagram of P and T axes for the Chenghai fault zone and adjacent areas; (c) —rose diagram of P and T axes in the western part of the Chenghai fault zone; (d) —rose diagram of P and T axes in the eastern part of the Chenghai fault zone
4.1.2 程海断裂带第四纪以来的活动
如前文所述，程海断裂带在6~5 Ma进入张扭活动，整体表现为左旋走滑运动兼有正断运动。清水-周城断裂是程海断裂带宾川段最西部的分支断裂，在下庄田附近，金沙江被其错断了4 km（图7），指示强烈的断层活动。该断裂在金沙江附近可见切穿了一套上新世末—早更新世的湖湘沉积，并被上部晚更新世的地层所覆盖，指示断层强烈的活动时代可能为中更新世（图6a、e），在晚更新世以来该断裂未见明显的活动证据，这一点也得到了年代学的验证。韩淑琴等（2007）在五星村剖面上采集了多个断层泥，进行了释光测年和ESR测年，采样剖面和结果如图所示，根据断层泥和热释光获得的年龄显示第四纪以来断层具有多期活动，活动时代为645.34~113 ka。而剖面顶部断裂被粉砂质黏土覆盖，测试获得年龄为69.36±5.9 ka，指示断层的活动时代为中更新世，晚更新世以来强烈活动已经停止（图10）。
Fig.10Sampling profile of the Qingshui-Zhoucheng fault near Wuxing Village (after Han Shuqin et al., 2007)
（a）—采石场西壁剖面素描图;（b）—采石场东壁剖面素描图;（c）—采石场西壁剖面野外露头;（d）—采石场东壁剖面野外露头
(a) —sketch of the west wall profile of the quarry; (b) —sketch of the east wall profile of the quarry; (c) —field outcrop of the west wall profile of the quarry; (d) —field outcrop of the east wall profile of the quarry
上沧-鱼棚断裂和宾川断裂是宾川盆地的边界断裂，是程海断裂宾川段重要组成部分（图2）。遥感影像上这两条断裂错断了一系列冲沟和山脊，局部控制着断陷湖出露（图7）。前人对程海断裂带上古地震研究结果显示从公元1515年永胜大地震算起，到17540±30 a BP，程海宾川断裂上至少发生了四次有地表遗迹的大地震，由此估算地震复发间隔为6000年（黄小龙等，2018），而上沧鱼棚断裂上最近的地震记录为公元2014年4.3级地震，其他古地震事件尚未见报道。
这些证据表明作为断裂带的西部分支，清水-周城断裂在晚更新世以来，活动性已经大大减弱，而断裂带的东部如宾川断裂和上沧-鱼棚断裂第四纪期间一直具有较强的活动性。
4.1.3 程海断裂带晚新生代活动性迁移
如前所述，程海断裂带作为大理断陷系东侧边界断裂，新生代以来经历了复杂的构造演化史。一系列野外证据和前人资料指示第四纪以来程海断裂带的活动存在着时空上的差异性。
前人根据走滑断裂带不同段落上水系错动的最大值来近似代表断裂初始活动以来的最大走滑位移量，而用跨断裂带的最大盆山高差加上盆地的最大沉积厚度（相当于盆地基底与抬升山地的最大高差）来近似代表初始活动以来的断裂垂直活动量（黄小巾等，2018）。本文通过遥感解译获得了宾川断裂、上沧鱼棚断裂、金江断裂和清水-周城断裂的最大水系错动量（图7），结合前人在区域上所发表的断裂垂直活动数据（罗睿洁等，2015；黄小龙等，2016；黄小巾等，2018），将张扭活动起始时间设置为5.5 Ma，计算了程海断裂带活动速率（表1）。
结果显示程海断裂带南段宾川断裂上新世以来的走滑活动速率在0.17 mm/a，且上新世（5.5 Ma）以来的垂直速率和第四纪（2.5 Ma）以来的垂直速率接近，都在0.4 mm/a左右，这种结果表明宾川断裂左旋分量很小，主要以正断活动为主。而片角-宾居断裂较强的走滑活动速率与现今震源机制解也比较吻合。片角-上营断裂上新世以来走滑速率为0.18 mm/a，但在其附近现代发生过多次小震，说明其还有一定活动性。上沧-鱼棚断裂上新世以来水平滑动速率约为0.20 mm/a，垂直滑动速率为0.27 mm/a，指示了上沧鱼棚断裂活动性较强，但略弱于宾川断裂，两者共同控制了宾川盆地中沉积物的发育。计算出清水-周城断裂在上新世—中更新世的滑动速率比宾川断裂更大，高达0.85 mm/a。对此，本文认为由于清水-周城断裂在更新世可能作为主断裂在强烈活动，导致其上新世—中更新世的走滑速率较大，而现今的地表观测显示，全新世以来清水—周城已经几乎停止活动（韩淑琴等，2007）。
表1程海断裂带活动速率
Table1Activity rate of the Chenghai fault zone
因此，程海断裂带南端宾川段可能存在活动性向东迁移。早期强烈活动的北东向清水-周城断裂在中新世以来活动性大大减弱，断裂活动向东迁移到宾川断裂和上沧-鱼棚断裂组成的小地堑上，宾川断裂主要以正断兼有左旋走滑的方式活动，而上沧-鱼棚断裂主要以左旋走滑兼有正断分量的方式活动，两者共同控制了宾川盆地内第四纪沉积物的发育。
程海断裂带北段也可发现类似规律。金官-程海断裂作为程海断裂最西部的分支断裂，前人一般将其分为金官-程海盆地西缘断裂和东缘断裂。本文计算出西缘断裂和东缘断裂第四纪的滑动速率要高于程海断裂段东部的永胜断裂、木耳坪断裂，也呈现活动性向一侧迁移的特征，同时前人指出程海断裂北部永胜盆地沉积的最老新生代地层为上新统三营组。如前文所述，这是区域上受程海断裂带控制沉积的最老地层，而往西，金官盆地受断裂控制沉积的最老地层为晚更新世沉积（王晋南和皇甫岗，1992），也说明程海断裂带北段的活动在向西迁移，并控制了区域上的地层沉积（图11a）。
从空间上，程海断裂带北段存在断裂活动向西迁移的特征，程海断裂带南段存在断裂活动向东迁移的特征。从时间上，在中新世以前或更早，南段的清水-周城断裂活动强烈，中新世以后断裂活动减弱，并向东侧迁移，现今宾川断裂和上沧-鱼棚断裂活动性最强。这种模式符合经典的走滑断层尾端迁移模式。即走滑断裂带的运动会在两端产生拉张区和伸展区，走滑断层的活动会向伸展区迁移（图11b）。程海断裂带整体运动性质是左旋走滑，断裂带西南部为挤压区，东南部为伸展区，断裂活动向东迁移，作为最西部的分支断裂，清水周城断裂已经在中更新世停止活动，而断裂带的东北部是挤压区，西北部是伸展区，断裂活动向西迁移，区域上受断裂控制的最老地层为一套晚更新世沉积（图11）。
4.2 大理断陷系晚新生代运动学
作为大理断陷系的东部边界，程海断裂带新生代以来经历了至少两期构造演化，早期逆冲推覆运动为印度欧亚板块碰撞下的构造响应，晚期走滑运动是在多种构造作用叠加下的产物。笔者在野外发现了早期挤压运动和晚期伸展运动的两组具有切割关系的擦痕，同时前人的工作提供了这两期构造活动的时限（黄小龙，2018），第一期东西向挤压事件的时代为40~18 Ma，第二期伸展事件的时代为6 Ma。如前所述，活动速率和沉积物的分析表明程海断裂带晚新生代的走滑运动存在活动性迁移，但只有活动性的迁移并不能形成程海断裂带现今的Z字型构造格局。
程海断裂带上古构造应力场显示（图8、9），清水-周城断裂受控于近东西向伸展构造应力场，而上沧-鱼棚断裂和宾川断裂上新世以来受控于北北东-北东向构造应力场，这一点和震源机制解揭示的现代构造应力场基本吻合。但两者有着较小的夹角，本文认为这可能指示断层形成之后有一定弯曲，意味着程海断裂带形成之后发生了旋转。而程海断裂带作为大理断陷系的东部边界断裂（Fan Chun et al.，2006），其构造演化受控于大理断陷系的形成与演化。前人研究对大理断陷系的旋转已经有了大量的研究，最为重要的认识有两点：① 前人所做的一系列地质观测和GPS速度场数据都表明：大理断陷系乃至整个青藏高原东南缘都存在着绕东构造结的顺时针旋转（Wang Erqi et al.，1998; Shen Zhengkang et al.，2005，2020; 吴中海等，2015；Fang Jin et al.，2024）。② 近年来一系列的古地磁工作显示大理断陷系相对于青藏高原东南缘有一定的旋转量（Li Shihu et al.，2013; Gao Liang et al.，2015; Tong Yabo et al.，2022; Wang Heng et al.，2023; Hou Lifu et al.，2024）。
图11程海断裂带活动性尾端迁移（浅色为上新世以来走滑速率，深色为上新世以来伸展速率）
Fig.11Activity tail-end migration of the Chenghai fault zone (light color represents strike-slip rates since the Pliocene and dark color represents extension rates since the Pliocene)
一般认为青藏高原东南缘的顺时针旋转，主要由鲜水河-小江断裂带界定（Wang Erqi et al.，1998；Fan Chun et al.，2006；吴中海等，2015；Shi Xuhua et al.，2017）。基于这一假设及一系列地质和地球物理证据，吴中海等（2015）提出，鲜水河-小江断裂系构成了顺时针旋转的外弧，并确定了一个由理塘断裂、大理断裂系、南汀河断裂等组成的内部次级旋转边界，统称为理塘-大理-瑞丽断裂系（吴中海等，2015；Shi Xuhua et al.，2018）。吴中海等（2015）将其归纳为川滇弧形旋扭活动构造体系。其中一级边界带是以左旋走滑活动为主的玉树-鲜水河-小江断裂系和奠边府断裂带，构成了川滇外弧带的主边界。二级边界构造带从北向南，分别由NW向左旋走滑的理塘断裂带、近SN向左旋张扭的滇西北裂陷带及呈NE近 EW向弧形展布的左旋走滑运动的畹町断裂带、南汀河断裂带、孟瑙断裂带等组成，在这两条主要边界的控制下，东南缘发生旋转挤出。
GPS观测显示（Wang Min and Shen Zhengkang，2020），在物质向南流动的过程中，在大理断陷系附近，一部分物质仍向西南方向运动，而另外一部分物质转向东南方向运动。通过大地电磁剖面、面波与接收函数联合反演的结果指示青藏高原东南部的下地壳流主要表现为沿鲜水河-小江断裂（外弧）、嘉黎-怒江断裂（内弧）两条弧形通道流向云南南部（Bai Denghai et al.，2010; Bao Xuewei et al.，2015）。横跨大理断陷系的大地电磁剖面和泊松比显示，在大理断陷系下方也存在着中—下地壳软弱层（Wang Weilai et al.，2017）。而最新研究认为西部部分下地壳流（内弧）可能来自东部（外弧），两者在大理断陷系附近相连（Cui Tengfa et al.，2024）。这些证据表明，在青藏高缘东南缘旋转过程中，大理地区是物质差异运动的关键位置，且这种运动很可能受中—下地壳流驱动。
Fig.12Kinematic model of the southeastern margin of the Tibetan Plateau since the Pliocene (modified from Wu Zhonghai et al., 2015; GPS data after Wang Min and Shen Zhengkang, 2020)
从整个东南缘的角度来看，区域上北西走向的红河断裂带也可能对旋转过程产生重要影响。红河断裂带起始于云南洱源，南东端进入越南境内，一般认为该断裂带在新生代早期作为印支块体的北部挤出边界，以左旋剪切的方式运动，晚新生代以来，随着挤出边界的北移，该断裂转为右旋走滑运动（Allen et al.，1984；Harrison et al.，1996; Leloup et al.，2001; Gilley et al.，2003; Searle et al.，2006，2010; 张进江等，2006；李宝龙等，2009；Zhang Bo et al.，2017; Wang Yang et al.，2020）。前人研究表明，红河断裂带作为兰坪-思茅地块与扬子地块之间的边界断层，属于超壳断裂（王冠，2021；王一咪等，2023）。前人分析红河断裂带两侧pms分解速度得出，红河断裂带西侧GPS速度和pms分解速度都比东侧小，王一咪等（2023）认为由于红河断裂带部分阻挡了下地壳流穿过，红河断裂带东西侧出现GPS速度和pms分解速度的差异。
因此，本文认为，红河断裂带作为块体边界部分阻挡了下地壳流的通过，而大理断陷系位于红河断裂带北部，没有受到阻挡，中—下地壳流自此流向西南。大理断陷系受到下地壳流驱动，发生旋转，地壳的弱耦合性也导致区域上地震频发。
综上，本文认为上新世以来，大理断陷系开始活动，并发生顺时针旋转。程海断裂带上新世以来构造活动正是在大理断陷系顺时针旋转的构造背景下形成的。依据如下：① 程海断裂带整体上呈Z型，北段向东凸出的弧形，而南段整体呈向西凸出的弧形，这种两端弯曲的几何形态单靠走滑断层活动性的迁移拓展很难形成。在大理断陷系的西北部，哈巴-玉龙雪山呈现向北东方向弯曲的弧形，前人研究表明这是旋钮作用下大理断陷系形成的典型构造变形样式（吴中海等，2008）；② 前人和本文在整个程海断裂带上的应力反演结果显示，断层整体受控于东西向伸展构造应力场，在端部转为北东向（图8、9），这一点前人也归因于程海断裂带的旋转（黄小龙等，2016）；③ 张云鹏等（2020）通过层析成像分析了宾川地区上地壳结构，结果显示宾川断裂带南北部断层倾角大，中间倾角缓，这种产状变化正是受大理断陷系旋转的影响；④ 计算得出的断裂带端部累计走滑速率要大于断裂中部走滑速率（表1，图12）。这种特征表明程海断裂带上可能存在端部的应力集中，这种集中很可能产生于断裂的旋转。程海断裂带发生持续左旋张扭变形，并在中更新世之后发生了断层活动性迁移，断裂带的东南边界和西北边界现今活动性最为强烈。在大理断陷系旋转和活动性迁移的共同作用下，形成了现今典型的Z字型构造。
5 结论
（1）程海断裂带新生代以来至少有两期构造活动，早期逆冲推覆运动为印度欧亚板块碰撞下的构造响应，通过前人的热年代学工作结合区域上其他年代学资料认为程海断裂带张扭运动起始于6~5 Ma，这一张扭活动主要受控于大理断陷系中微断块的顺时针旋转，旋转的驱动力主要来自于内外部块体之间的旋转速度差。
（2）清水-周城断裂作为程海断裂带的西南分支，其在上新世—中更新世的平均左旋滑动速率可能达0.76 mm/a左右，但在中更新世之后主体已停止活动。
（3）上新世以来的断层活动速率变化显示程海断裂带上存在活动性迁移特征，北段从木耳坪断裂向金官-程海断裂活动性逐渐增强，断裂活动向西迁移；而程海断裂带南段从清水-周城断裂到宾川断裂活动性逐渐增强，断裂活动向东迁移，这一特征是典型的走滑断层活动性尾端迁移模式。区域微断块顺时针旋转和边界主要断裂带活动性迁移的共同作用下，形成了大理断裂系现今典型的Z字型构造特征。
