2014, Vol. 57
2. 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;
3. 国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081;
4. 中国石油管道科技研究中心, 河北廊坊 065000
2. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China;
3. Key Laboratory of Paleomagnetism and Tectonic Reconstruction of Ministry of Land and Resources, Beijing 100081, China;
4. PetroChina Pipeline R&D Center, Langfang Hebei 065000, China
磁组构(AMS)又称磁化率各向异性，通常以一个三轴椭球体表示(K1≥K2≥K3，其中K1、K2和K3分别代表最大、中间和最小磁化率主轴)，它反映岩石中磁性矿物的定向排列方向．多数应变状态下，磁化率椭球的三个主轴方向与应变椭球体基本轴之间具有很好的相关性(Borradaile et al.，1997；Hrouda，1982；Tarling et al.，1993)，这使磁组构成为一种快速、有效地研究构造变形的方法，尤其是在其他应变指示计很少显示的弱应变地区，磁组构能够记录变形初始阶段的古应力状况，并且如果后期没有更大的应力影响，初始变形时的主应力方向不会被后期应力改造，可以较准确给出古应力形成以 及后期的应力变化状况(Cifelli et al.，2004；Larrsoanna et al.，2004；Parés，2004；罗良等，2008)．
本次研究区位于青藏高原东南缘的川滇地块西部，对其古应力的研究可以揭示印欧碰撞过程中应力从碰撞带向内陆传递的过程，对于深入研究印欧碰撞时间，以及陆陆碰撞后构造变形演化具有十分重要的意义．以往对于古应力的研究技术比较繁琐，周期长，且在某些应变标志缺乏的地区很难开展应力应变调查(McCaig et al.，1992)，而磁组构因为对应力变化十分敏感，并且研究周期短而准确，经常被用来进行局部以及区域上的古应力变化研究．所以本文拟用磁组构方法对川滇地块宁蒗地区古新统宁蒗组开展研究，并结合古地磁和前人区域应力场的研究结果，揭示研究区应力变化状况以及后期断裂影响下相邻地块间的相对运动，论证磁组构作为辅助手段对应力变化以及地块间相对运动研究的优势性．
川滇地块位于青藏高原东部，构造背景上东侧以鲜水河—小江断裂为界，与华南地块稳定区相邻，西侧以红河断裂为界，与印支地块相邻(图1). 其中鲜水河—小江断裂左旋运动开始于4 Ma左右，而红河断裂在新生代发生过大规模的左行走滑运动(Chung et al.，1997；Gilley et al.，2003；Leloup et al.，1995)，上新世以后则发生右行走滑活动，并一直延续至今(Replumaz et al.，2001；张海峰等，2012)．
 | 图1 (a)亚洲东南部构造简图，方框处代表研究区域(修改自Leloup et al.， 1995)； (b)华南川滇地块构造地质简图，图内黑色方框代表本次研究区域 DLF：大理断裂，CHF：程海断裂，CH T F：楚雄逆冲断裂，YMF：元谋断裂，YIMF：易门断裂，PDHF：普渡河断裂，MIF：岷江断裂. Fig.1 (a) Geological map of the Southeast Asia (modified from Leloup et al.，1995). Square represents the study area of the Chuan Dian Fragment. (b) Schematic map of the Chuan Dian Fragment. Black square is the sampling locality for this study DLF：Dali fault，CHF：Chenghai fault，CH T F：Chuxiong thrust fault，YMF：Yuanmou fault，YIMF：Yimen fault，PDHF：Puduhe fault，MIF：Minjiang fault. |
丽江地区位于川滇地块中部，红河断裂以东约100km.本区主要出露地层为三叠系、侏罗系以及新生代地层，缺失白垩系．三叠系由下向上依次为下三叠统腊美组，中三叠统北衙组，上三叠统中窝组、松桂组、新安村组，各岩层之间为整合接触，其上覆盖侏罗系. 侏罗系只出露下侏罗统冯家河组．本区缺失中、上侏罗统以及白垩系，新生代地层不整合覆盖于下侏罗统．新生代出露地层自下而上分别为古近纪的宁蒗组、高拉村组和丽江组．宁蒗组地层主要岩性为紫红色泥岩、粉砂岩(云南省地质矿产局，1989)．该区内普遍发育了轴向近S-N向的褶皱，褶皱发育时间为中-晚始新世(云南省地质矿产局，1989)．
宁蒗剖面(26.90°N，100.80°E)位于丽江市以东50 km，永胜县以北25 km，剖面横跨轴向近S-N向的复向斜(图2)．出露地层为古新统宁蒗组紫红色砂岩、粉砂岩，含介形类Sinocypris subovate，S.suboblonga，Quadracypris，jinghongensis等，腹足类Assiminea retopercula等(云南省地质矿产局，1989)．此次研究目的主要是通过磁组构研究分析该地层变形时的古应力方向，并且尝试用磁组构方法来判断相邻块体之间的相对旋转．沿剖面共布设22个采点，岩芯样品287块，用便携式汽油钻机取芯，磁罗盘定向，所有采点均用GPS进行定位．在室内，每块岩芯样品至少被加工成两块23 mm高，直径25 mm标准样品．所有样品的测试工作皆在国土资源部古地磁与古构造重建重点实验室利用捷克AGICO公司生产的高灵敏度旋转卡帕桥KLY-4完成，数据处理使用J.P Cogné开发的PaleoMac 6.2 (Cogné，2003)．
 | 图2 研究区地质图 圆圈表示宁蒗组的样品位置，剖面中显示了走向和倾向方向. Fig.2 Geological maps of the study areas Sampling sites are shown by closed circles for the Ninglang Formations．Strike/dip orientations of strata are shown in insets. |
磁化率各向异性是由磁性矿物引起的，为了鉴定岩石样品中所携带的磁性矿物的种类，我们挑选了部分代表性样品进行了等温剩磁(IRM)及反向直流场退磁曲线、三轴等温剩磁热退磁曲线(所加外场分别为2.4T，0.4T，0.12T)(Lowrie，1990)以及磁 化率-温度(κ-T)曲线的测量．在等温剩磁(IRM)获得曲线实验中，等温剩磁强度随外部直流场的增加而逐步增大，至2.2T时仍未达到饱和状态，最大剩磁矫顽力在500~700 mT之间，说明主要载磁矿物为赤铁矿(图3c，d)．三轴等温剩磁热退磁实验显示三种磁组分在600~690 ℃之间迅速下降，亦说明主要载磁矿物为赤铁矿(图3e，f)．与此同时，我们也进行了磁化率-温度(κ-T)曲线的测量，实验在KLY-4温度磁化率自动加热-冷却系统中完成，加 热和冷却都是在空气中进行，样品自室温以10 ℃/min 速率连续加热至700 ℃，然后以相同速率冷却到室温，从图中我们看到，磁化率-温度(κ-T)曲线显示所测样品结果分为两种情况．第一种情况是(图3a)，样品在从室温加热到550 ℃时，随着温度的升高，磁化 率值不断下降，到550~600 ℃时有一个突然的 升高，可能代表了磁铁矿的解阻，或者代表了Hopkinson 效应(Hopkinson，1889)．继续加热之后磁化率逐渐下降直到零，表明样品中赤铁矿的解阻．冷却曲线显示在500~600 ℃之间磁化率突然增加，说明在加热过程中可能发生了矿物的相变．第二种情况是(图3b)，样品在逐渐加热的过程中，磁化率随温度的升高，呈缓慢的降低趋势，到680 ℃左右，磁化率降至为零，表明样品中赤铁矿的解阻．冷却曲线基本与加热曲线重合，表明样品在加热过程中并没有发生矿物的相变．以上实验都充分说明了赤铁矿为主要载磁矿物．
 | 图3 部分代表样品的磁化率-温度(κ-T)曲线(a, b)，等温剩磁获得曲线和直流反向场退磁曲线(c, d)，三轴热退磁曲线(e, f) Fig.3 Thermomagnetic curves of susceptibility of the representative samples (a, b). Isothermal remanent magnetization acquisition and opposite field demagnetization curves of the representative samples (c, d). Thermal demagnetization curves of three-component IRMs for the representative samples (e, f) |
对22个采点的287块样品进行了磁化率各向异性测试，获得了样品磁化率各向异性椭球3个主轴的大小及方位，其中K1和K3集中分布方向代表了磁线理和磁面理极点方向．我们利用磁面理F，磁线理L, 各向异性度P和形态参数T等定义磁化率 各向异性椭球的形状，并计算出了表征组构特征的各项参数(表1)．所有样品都表现出比较低的磁化率，各采点的平均磁化率(κm)分布在178.6286×10-6～317.65×10-6 SI之间．
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表1 华南川滇地块各采点位置及磁化率各向异性(AMS)测试结果 Table 1 Sampling sites in the Chuandian Fragment and measurement results of anisotropy magnetic susceptibility (AMS) |
沉积岩在形成过程中也会因为其成岩环境的影响产生部分磁化率各向异性，这被称为初始磁化率各向异性，它反映了与沉积岩形成过程中相联系的沉积作用及相关的水动力条件. 在构造变形较弱或者初始磁化率各向异性较强的情况下，初始磁化率各向异性与构造磁化率各向异性将很难区分，二者的叠加常影响了磁化率椭球与应变椭球的对应， 因此区分初始磁化率各向异性和构造磁化率各向异性，即判断岩石中磁化率各向异性是原生的还是构造起因的就显得非常重要．前人对于这两者的区分也做了很多的研究，提出了沉积磁化率各向异性的识别准则．该准则所用的参数主要有磁各向异性参数q和f值，其中磁各向异性参数q=(κ1-κ2)/[(κ1+κ2)/2-κ3]，κ1，κ2，κ3分别为最大、中间、最小磁化率，f为最小磁化率方向与层面法线之间的夹角．研究表明，具有沉积磁组构的岩石通常表现出低的q值(最大可达到0.7)；f值小于15°，最大可达 30°(Crimes et al.，1967；Hamilton et al.，1967；Hamilton et al.，1971)，如果沉积岩经历了韧性变形，则q值和f值增加．Dvo ák指出这些准则只适用于沉积岩经受弱变形的情况，如果沉积岩经受了强的变形，则沉积磁组构将被变形强烈叠加甚至消除，这时q和f均比较低(Dvo ák et al.，1975)．考虑到这个问题，Dvo ák et al (1975)认为，除了q值和f值之外，磁各向异性度值P=(κ1-κ3)/κ，(P<1.05)及磁组构的变形因素也应加以考虑(Hrouda，1982；张栓宏等，1999)．
在未变形的沉积岩石中，磁面理平行于层面，一般不会出现磁线理，如果存在磁线理，则指示了古水流的方向(Hamilton et al.，1970；罗良等，2008)．而如果磁组构是后期构造成因的，那么其磁线理代表与主压应力垂直的方向．所以，为了验证本次试验中磁线理所记录的是古水流的方向还是与最大主压应力垂直的方向，我们分别计算了样品的q值和f值以及P值，计算结果如表1所示，各采点中q大于0.5的采点有1，10—15，17—22，其中大于0.7的有采点10，11，12，14，17—22，而f >15°的采点有1，4，10，12，13，17，18，20—22，在这些采点中大于30°的仅有10，12，17，18号采点，所以我们认为后者反映的是构造应变的结果(图4)，进一步考虑磁化率 各向异性度P(表1)，我们发现多数样品的P值都大于1.05，这也进一步证明多数样品所记录的磁化率各向异性度为后期构造作用产生的，磁线理代表的方向为与主压应力垂直的方向．
 | 图4 研究区样品的磁各向异性参数q和f值 Fig.4 q and f factors for the samples from the sampling site |
前人关于磁组构与有限应变分析的研究发现，弱变形岩石中磁组构会随着应力的变化而发生改变，在磁化率椭球体上，表现为随着应力的增大，K1轴方向垂直于主压应力方向，K3轴方向从垂直于层面逐渐变化到呈条带状分布于最大挤压应力方向，磁化率椭球的形态也从扁圆状逐渐变化到扁长状(Huang et al.，2006；Parés，2004；贾东等，2008).
经分析后我们发现研究区主要存在两种磁组构类型：初始变形磁组构和铅笔状磁组构.其中初始变形的磁组构主要表现特征为磁面理平行于层面，K3垂直于层面，K1和K2在层面上发生分离，并且两组(K1与K2)方向相对集中，在Flinn图以及P-T图中主要分布在扁圆区，如采点1—9，13与16记录初始变形磁组构. 根据地层产状和磁线理的方向，我们又将初始变形磁组构进一步划分为两种类型：第一类样品的磁线理平行于采点的地层走向，如采点1，2，3，4，13，16的样品. 第二类样品的磁线理方向与地层走向斜交或近垂直，如采点5，6，7，8，9，但此类样品在地层校正后，其磁线理方向与区域褶皱轴方向一致，并且与1，2，3，4号采点显示的磁线理方向一致．而在铅笔状磁组构中，构造应变进一步加强，构造缩短量通常在10％~25％之间，应变椭球进一步拉长，矿物在这个过程中进一步发生旋转，形成了一种比较强的组构特征，在赤平投影图上表现为K1方向集中在地层走向方向，K3集中在岩层的缩短方向，即最大挤压应力的方向，在Flinn图以及P-T图中则表现为更多的点落在扁长区，磁线理较磁面理发育，显示的是比初始变形组构更强的应变状态. 如采点10—12，17，18，21，22表现出了比较典型的铅笔状磁组构特征，说明这几个采点经受了比较强的应力改造(图5，6)，在这几个采点之中，除了采点10和11的磁线理与地层走向直交，其他几个采点磁线理均平行于地层走向．
 | 图5 磁组构Flinn图解(a)和磁化率椭球形态参数(T)与各向异性度(P)关系图解(b) Fig.5 Flinn diagram of magnetic fabrics (a) and chart of the shape of magnetic susceptibility ellipsoid (T) vs. anisotropy of magnetic susceptibility (P) (b) |
 | 图6 研究区各采点样品磁组构特征(地质图之上为产状校正前之下为产状校正后) Fig.6 Characteristics of magnetic fabrics of the sampling sites (before and after tilt correction) |
除上述两种典型的磁组构特征外，采点14，15，19与20显示了不同的磁组构特征.如采点14和15在赤平投影图上显示为铅笔状构造，但在Flinn图以及P-T图上却分布在扁圆区，这与典型的铅笔状构造分布在扁长区是不符的，说明这两个采点受到的应力大小介于初始变形磁组构与铅笔状磁组构之间的. 此外，采点19和20在赤平投影图上显示的是初始变形磁组构的分布特征，但在Flinn图及P-T图上却主要分布在扁长区，这也与典型的初始变形磁组构不符，说明其所经历的应变也介于初始变形磁组构与铅笔状磁组构之间．所以，我们认为14， 15号样品显示的应力改造程度应该大于采点19和20.
所以根据上述推断，这四种情况所记录的应力改造程度应该是A(10—12，17，18，21，22)>B(14，15)>C(19，20)>D(1—9，13，16)．
研究区内大多数样品地层校正前K1的优势方向与地层走向基本一致，磁面理平行于岩层层面，说明研究区磁组构可能形成于地层发生褶皱之前的缩短变形阶段，它们被普遍认为是褶皱变形前的纯剪应变结果(Bakhtari et al.，1998；Hrouda，1982；Jelinek，1981；贾东等，2008)．部分采点的磁线理方向与地层走向斜交或垂直，但经地层校正之后，其磁线理方向与其他相邻采点相同，与区域褶皱轴方向一致，此种类型的磁组构也被认为是形成于地层发生褶皱之前的平行层面缩短阶段(Pueyo et al.，2012)．所有样品校正后的K1方向与区域褶皱轴方向相同，这可能是由于后期岩石中层状硅酸盐矿物微弱的机械再定位造成(Somma，2006)．
前人研究表明，磁化率椭球能很好地指示有限应变椭球的方向(Hrouda，1982)，并且K1轴代表最大拉伸方向，或者是与最大主压应力垂直方向(Kanamatsu et al.，2006；Vasiliev et al.，2009)，考虑到中晚始新世时印度板块持续俯冲并向欧亚大陆内部挤压，研究区也在其影响范围之内，所以其磁线理方向代表了最大主压应力垂直方向．将所有样品地层校正后，投影在赤平投影图上，可以发现其存在 两个优势方向，分别为NNE-SSW向和近S-N(图7)．
 | 图7 (a，c，e，g，h，i) 表示各采点K1，K2，K3轴赤平投影图；(b)为所有样品的K1轴方向；(d)为1—9号采点的K1轴方 向；(f)为13—22号采点的K1轴方向；(g，h，i)分别为10号，11号和12号采点的磁组构特征，黑色箭头为K1轴方向 (地层校正后) Fig.7 (a, c, e, g, h, i) represent the stereographic projection of K1, K2, K3 axis for each sampling site, (b) represent the direction of K1 axis of all the sampling site, (d) represent the direction of K1 axis for sampling site of 1—9, (f) represent the direction of K1 axis for sampling site of 13—22, (g,h,i) irrespectively for the 10th, the 11th and the 12th sampling site magnetic fabric characteristics, black arrows represent the direction of K1 axis (after tilt correction) |
进一步分析每个采点K1轴方向之后，我们发现1—9采点的K1轴方向基本相同，为NNE-SSW，到第10号采点时，K1轴的方向突然发生变化，从NNE-SSW向变成近S-N向，并且其磁组构特征也突然由9号采点的初始变形磁组构转变为铅笔状磁组构，这说明10号点相对于前面9个采点经历了更强的构造应变影响，q值与f值也显示出在10号采点有明显的应力增大(表1，图4)，此外，11和12号 采点的K1轴方向也分别发生了变化，其中11号采点K1方向变为NNW-SSE方向，12号采点K1轴方向为NNE-SSW，而13号点的K1轴方向变成了近S-N向(图7)，所以这三个采点(10，11，12)主压应力性质的突然变化说明这三个采点相对于其相邻的采点经历了相对运动，并且经受了更强的应力改造，由于与这三个采点临近的采点，其磁组构都是初始变形磁组构，岩性也并无明显变化，并且这三个采点处的岩层倾角突然变大(表1)，推测这三个点应位于一条断层附近(推测隐伏断层2)，在断层面附近由于上下盘的挤压产生应力积累，地层突然大角度抬升产生构造旋转进而导致应变的增大．K1轴方 向的变化可能与断层附近岩层的变形有关(Aubourg et al.，1997)， 该断层并未被野外地质工作所发现，可能是一条隐伏断层，还需要更多的野外地质证据来证明. 采点14和15显示出铅笔状磁组构的原因很可能与其岩性从粉砂岩变为泥质粉砂岩有关，因为泥质粉砂岩在相同应力条件下更易变形，所以其受到外力改造更加强烈，但我们也并不排除可能有小规模的隐伏断层影响. 采点17—18和21—22分别靠近三叠纪地层露头处，显示出较强的铅笔状磁组构应变特征(图2，6)，推测古新世与三叠纪不整合面附近可能产生更强的应变.
在褶皱与断裂带发育的区域一般存在着地块的相对旋转(Allerton et al.，1998；Eldredge et al.，1985)，经典构造地质学运用区域几何学以及动力学的方法研究块体旋转运动显得十分复杂(McCaig et al.，1992)，这些方法主要包括：(1)作为应变标志的褶皱轴，断层或者节理方向的突然变化(Apotria，1995；Gray et al.，1993)；(2)对于沉积盆地内古流向的突然变化的研究(Freund et al.，1970)；(3)明显的古应力以及古应变上变化的研究(Schreurs，1994)；(4)对X节理中的方解石脉所揭示的古应力方向的研究或者对于断裂带中动力学数据所揭示的古应力性质的研究(Guarnieri，2004；Hnat et al.，2008). 相对于这些方法，磁组构却是一种更加快捷以及可靠的研究块体旋转的方法(Eldredge et al.，1985；Pueyo et al.，2012)，我们运用磁组构方法来揭示这三条断层之间块体的相对旋转，以及可能存在的隐伏断层及断层性质.将13—22号采点的K1轴方向投影到赤平投影图上可以发现，其K1轴的优势方向为近S-N向，与之前的1—9号采点的NNE-SSW方向有明显差异(图7)，由于研究区磁组构很可能形成于地层发生褶皱之前的挤压缩短变形阶段，所以在同一时期，同一应力作用下，磁组构应该反映近似的主应力方向，主应力的突然变化说明这两组数据在褶皱形成后期又发生了相对运动，这也说明在断层1与断层3之间可能存在一条隐伏的断层，正是因为这条隐伏断层的影响，使得13—22号采点所在区域相对于1—12号区域发生了逆时针的运动，因为3号断层为一条带有左旋走滑性质的正断层，所以我们认为这条隐伏的2号断层很可能也是一条具有左旋性质的断层，在两条左旋走滑断层之间所夹持的块体会随着断层的运动发生逆时针的旋转(Li et al.，2005；Peacock et al.，1998；Randall et al.，2011)．这与古地磁剩磁方向研究得到的结果是一致的(本人将另文讨论)，并且考虑到其北部地层的出露情况，以及河流的突然转向，这条隐伏断层应该是一条带有左旋走滑性质的逆冲断层(图8)．
 | 图8 卫星图片显示的隐伏断层的位置 Fig.8 Diagram showing interpretation of the faults in the sampling area based on the satellite image (satellite image download from Google earth 2010. Figure 1and 2 show their locations) |
研究区的构造应力场主要来自三个方面：一是新生代以来印度板块与欧亚板块碰撞，使西藏地块东移，形成鲜水河—小江断裂带，西藏地块转而向南移动，导致川滇菱形块体向南以及南南西方向移动，在其南段与红河断裂发生强烈挤压；其次，在印度板块与欧亚板块碰撞的东侧，应力经缅甸传递到云南地区，对云南地区产生近E-W向的挤压力，这一挤压力直接作用于云南西部地区，尤其是澜沧江断裂以西地区．此外，云南还受到来自滨太平洋板块的NW，NNW向的应力作用．这三个方面构造应力场作用使云南地区成为地质构造复杂、地震活动相当活跃的地区之一(钱晓东等，2011)．
前述13—22与1—12号采点分布的区域存在相对的构造旋转，这与古地磁数据研究结果相一致， 采点1—12研究区相对于华南地块发生了大约16.7±6.0° 的顺时针旋转，而采点13—22所在区域相对于华南地块则未发生明显旋转(0.4°±5.7°)，恢复区域主应力场方向，必须考虑到块体的旋转产生的影响．区域地质研究表明，上始新统丽江组角度不整合在下-中始新统高拉村之上，本区褶皱发生的时间应该在中-晚始新世之间，与思茅地区中生代地层褶皱时间相近，说明当时整个滇西地区可能发生过一次比较强烈的构造运动(张海峰等，2012)．之后在上新世时伴随着鲜水河—小江断裂的强烈运动，川滇地块内部发生了不同程度的顺时针旋转，考虑到研究区地块的旋转变形时间明显晚于地层褶皱时间，并且后期的旋转改变了前期主应力场的方向，因此，恢复区域主应力场方向，必须校正后期的旋转运动．
研究区磁组构分析得到的结果表明，西部采点区(采点1—9)的K1轴的优势方位为206.9°，其对应的主压应力场方向为296.9°，校正块体的顺时针 旋转为16.7°±6.0°，其主压应力场方位则为280.2°±6.0°． 而其东部采点区(采点13—22)的K1优势方位为177.6°，对应的主压应力场方位为267.6°，由于后者未发生旋转变形，所以两研究区都显示主压应力场方向为近E-W向，说明中-晚始新世时影响本区内变形的主压应力方向为近E-W向(图9).
 | 图9 主压应力校正示意图 黑色实线代表K1轴方向，黑色虚线代表主压应力方向，黑色箭头代表对主压应力方向进行逆时针旋转校正，(a) 代表1—9号采点，(b) 为13—22号采点. Fig.9 Diagram of principal stress correction Black solid line represent the direction of K1, black dashed line represent the direction of principal stress, Black arrow indicates the correction of the principal stress direction, diagram (a) from the sampling site of 1—9, and diagram (b) from the sampling site of 13—22. |
研究区古应力场方向的形成可能包括以下两个动力学系统：首先，研究区位于青藏高原东南缘，在中-晚始新世时受到印度板块与喜马拉雅东侧发生陆陆碰撞影响(45±5 Ma，喜马拉雅造山运动I幕)(Socquet et al.，2005；云南省地质矿产局，1989)，发生了强烈的褶皱造山运动，并伴有断裂活动，应力传递到欧亚大陆内部导致褶皱缩短变形(45~38 Ma)(钟大赉等，1996)，此时的主压应力方向主要为E-W向，与本次研究得到的结果一致．另外，太平洋板块在34 Ma前后运动方向由NNW 向转为NWW 向，整个亚洲东南部地区在这段时间内也几乎都受到一个近E-W向的挤压力作用(万天丰等，1992)．但由于川滇地区邻近印亚碰撞带，更易受喜马拉雅造山运动的影响，此外，本次磁组构研究也从侧面说明了中-晚始新世时印度板块与喜马拉雅东侧已经开始发生陆陆碰撞．
钱晓东等(2011)通过云南及周边地区中、强地震震源机制解参数的解析，详细分析了该区地震断层的类型和云南地区的现代构造应力场特征，结果显示滇西北地区，包括中甸、大理、丽江、宁蒗一带的现今区域应力场方向为S-N或者NNW-SSE方向(钱晓东等，2011；王绍晋等，2011)．向宏发等(1986)则从第四纪以来的区域断裂构造的力学性质与活动方式，断陷盆地的结构形式与组合关系判断滇西北地区为NNW及近S-N向挤压的构造应力场．卫星影像解译，线性构造网络以及近千年来的中小地震均沿上述应力场作用下的近NW-NNW向及近S-N向共轭破裂面发生(阚荣举等，1983)．近些年区内发生的中、强地震的极震区长轴也多为NNE向或NW-NNW向，说明这一构造应力场一直控制着该区现代地壳运动和地震破裂特征．该方向与我们获得的研究区内近E-W向的主压应力场方向有明显差异，说明中-晚始新世与第四纪以来的主压应力场方向发生了极大的变化，与区域动力学变化相关．
Royden et al(2008)认为这种动力学上的变化可能与晚新生代时青藏高原东西向的扩张有关．在藏东南地区，由于四川盆地与华南稳定地块的阻挡，川滇地块以及其附近的块体围绕喜马拉雅东构造结向南以及南南西方向运动(Shen et al.，2005；Wang et al.，1998)，川滇地块的上地壳部分从碰撞之初的E-W向挤压，到后期的E-W向伸展，并且随着川滇地块进一步向SSW方向运动，哀牢山—红河断裂 在其南部产生了阻挡，所以在川滇地块内部S-N向上产生了强烈的挤压，从而造成其主压应力方向从最初的E-W向变为现在的S-N向．
岩石受应力作用不仅导致了其地层发生褶皱变形，并且也可能导致岩石内部矿物发生形变或变位．Graham(1949)研究发现，作用于岩层内部的应力也可能会直接影响到剩磁的矢量方向．在此之后，又有许多人对此进行了大量的实验模拟与野外研究，其中Blow et al. (1978)通过实验室模拟深海沉积物的剩磁方向在遭受压实作用的过程中逐渐发生偏离，Graham(1966)在对阿帕拉契山脉的沉积岩磁组构研究中也发现矿物颗粒的长轴方向在压实的过程中逐渐偏离了压缩方向，而趋向于拉长轴的方向，偏离量由其内部变形范围的大小而决定. Kligfield et al.(1983)在法国东南部的Alpes Maritimes地区的研究发现，岩石经受比较强的应变改造后，剩磁方向会发生很大的偏转，表现在赤平投影图上剩磁方向在经过地层产状校正之后，仍然十分分散，不能获得正的褶皱检验．作者还注意到，岩石在不同的变形阶段，其应力对于剩磁方向的影响也不同，在初始变形磁组构以及铅笔状磁组构阶段，应力对于剩磁方向的影响很小，但当磁组构超过铅笔状构造时，应力对于剩磁方向的影响就已经不可忽视．J. P Cogné et al.(1991)对法国布列塔尼的奥陶系Cap de la Chèvre组红层以及法国东南部的Alpes Maritimes地区的研究发现，研究区剩磁方向的褶皱检验为负，在排除了后期重磁化的影响之后，J.P Cogné认为是由于后期构造应力的改造作用，使其原生剩磁方向在地层褶皱期间发生了偏离，所以在地层褶皱展平之后，就无法通过褶皱检验．
本研究区的磁组构类型主要为初始变形磁组构与铅笔状磁组构，所以根据Kligfield et al. (1983)的研究结果可以推断，本次研究的样品原生剩磁方向可能并没有受到后期应力的重大改造，另外，岩石剩磁方向分析结果也显示，剩磁方向在经过地层产状校正之后，其聚集程度明显增强，κ值明显增高，并且在99％置信水平上通过了McFadden褶皱检验(Gao et al.，2014)，这也从另一方面说明后期构造应力对于本次研究区内的原生剩磁方向并没有太大的影响(Cogné et al.，1985；Cogné et al.，1991；Kanamatsu et al.，2006)．另据Hrouda (1982)和胡守云等(1992)的研究结果表明，对主要含弱磁性的磁晶各向异性矿物(如赤铁矿等)的岩石，磁化率各向异性度P小于 1.11时，可不考虑应变对剩磁的偏离效应. 本次实验样品的主要携磁矿物为赤铁矿，并且所有样品的磁化率各向异性度P都小于1.11(表1)，也证实了样品的原生剩磁方向并没有受到后期应力的影响，在误差范围内也可以不考虑剩磁偏离效应的影响．
(1) 通过对川滇地块中部古新统宁蒗组磁组构研究可以区分出四种磁组构类型：初始变形磁组构，铅笔状磁组构以及介于这两种磁组构之间的两种次级初始变形磁组构．研究区绝大多数采点中磁化率 椭球的K1与区域构造方向基本一致(地层校正后)， 这说明这些磁组构形成于地层发生褶皱之前的构造缩短变形阶段．
(2) 实验结果显示，研究区内所有磁组构K1轴显示出两个主要优势方向，采点1—9的K1轴方向为NNE-SSW向，13—22采点显示出近S-N向，说明1—9号采点代表的主压应力方向为NWW-SEE方向，13—22号采点的主压应力方向为近E-W向，在对两组主压应力方向做旋转校正后，我们得到研究区中-晚始新世古应力方向为近E-W向．
(3) 10，11和12号采点显示出与其临近采点不同的磁组构特征，根据这种突然变化的磁组构特征，我们推断在这三个采点所在区域可能存在一条隐伏断层，我们的推断也得到了岩石剩磁特征、地表河流流向突然变化等结果的支持．
(4)古地磁剩磁分析结果和较低的磁化率各向异性度P结果均表明本次研究区内后期构造作用对于岩石剩磁方向的影响在误差允许的范围内可以忽略不计．
致 谢 对各位审稿专家提出的建设性意见表示衷心的感谢.| [1] | Allerton S. 1998. Geometry and kinematics of vertical-axis rotations in fold and thrust belts. Tectonophysics, 299(1-3): 15-30. |
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