低溫熱年代學數(shù)據(jù)對龍門山推覆構(gòu)造帶南段新生代構(gòu)造活動的約束

譚錫斌 李元希 徐錫偉 陳玟禹 許 沖 于貴華

1)中國地震局地質(zhì)研究所，活動構(gòu)造與火山重點實驗室，北京 100029

2)臺灣中正大學，嘉義 62102

0 引言

龍門山位于青藏高原東緣的地形陡變地帶，剝蝕作用強烈，是研究青藏高原生長過程及生長機制的重點區(qū)域之一。許多學者對龍門山及其周邊地區(qū)進行了低溫熱年代學研究(Arne et al.，1997;Xu et al.，2000;Kirby et al.，2002;Richardson et al.，2008)，尤其是在 2008 年汶川地震之后(Godard et al.，2009;Li et al.，2012;Wang et al.，2012;譚錫斌，2012;Cook et al.，2013)。前人的熱年代學資料揭示出龍門山的新生代剝露歷史及主要斷層的新生代活動性，為了解龍門山的新生代構(gòu)造演化及其隆升機制提供了較好的約束，同時也為龍門山推覆構(gòu)造帶各主要斷層晚更新世以來的活動性提供了重要的背景資料。前人對龍門山中段進行了(U－Th)/He測年，認為龍門山中段的彭灌雜巖開始快速剝露的時間為距今12～5Ma(Kirby et al.，2002)或8～11Ma(Godard et al.，2009)。Wang等(2012)給出的跨越不同高程的低溫熱年代學數(shù)據(jù)揭示龍門山中段的彭灌雜巖于距今約30Ma開始快速冷卻，并經(jīng)歷了2期快速冷卻事件。Li等(2012)的低溫熱年代學研究結(jié)果同樣認為龍門山在新生代早期存在快速冷卻事件。

總而言之，低溫熱年代學樣品主要采自龍門山推覆構(gòu)造帶中段和北段，南段樣品數(shù)目較少(尤其是裂變徑跡樣品)，目前對其新生代的剝蝕歷史及斷裂活動性還比較模糊。為了更多地了解龍門山推覆帶南段的剝蝕歷史，我們在前人研究的基礎(chǔ)上，對龍門山推覆構(gòu)造帶南段補充了一些裂變徑跡資料，對于其新生代以來的剝蝕歷史及斷裂活動性有了進一步的認識。

1 地質(zhì)背景

龍門山推覆構(gòu)造帶位于青藏高原東緣與四川盆地交接地帶，同時也是松潘－甘孜地塊與華南地塊相互碰撞作用的界線(圖1)。區(qū)域上，自NW向SE由松潘－甘孜地塊(褶皺帶)、龍門山推覆構(gòu)造帶、前陸盆地、前陸隆起帶4個單元構(gòu)成了一個完整的構(gòu)造系統(tǒng)。巖層明顯體現(xiàn)出中間老、兩邊新的特征，可以簡單劃分為4類，由老到新分別為:1)揚子克拉通的結(jié)晶基底;2)新元古代—二疊紀的被動大陸邊緣變質(zhì)沉積;3)松潘－甘孜褶皺帶的三疊紀復(fù)理石;4)四川盆地內(nèi)部的中生代—新生代沉積巖(Kirby et al.，2002)。揚子克拉通的結(jié)晶基底由前寒武紀的片麻巖及相關(guān)花崗質(zhì)巖體組成，主要分布在龍門山斷裂帶中南段的核心部位，北段僅少量出露。根據(jù)地名分別稱之為彭灌雜巖、雪隆包雜巖、寶興雜巖、大園包雜巖和轎子頂雜巖。新元古代—二疊紀的被動大陸邊緣變質(zhì)沉積巖分布在前寒武雜巖的周圍，主要由淺海相的沉積巖組成。龍門山推覆構(gòu)造帶的西側(cè)為深海沉積的三疊紀復(fù)理石，龍門山推覆構(gòu)造帶東側(cè)的四川盆地發(fā)育中生代—新生代陸相沉積巖。其中，松潘－甘孜塊體上的三疊紀復(fù)理石經(jīng)歷強烈構(gòu)造運動，并伴生同時期的花崗巖，而四川盆地內(nèi)部的侏羅紀—白堊紀砂巖變形輕微，整體產(chǎn)狀近水平。

圖1 研究區(qū)地形及主要斷層分布圖Fig.1 The topography of the study area and the distribution of the main faults.

新生代以來，由于印度板塊的楔入作用，青藏高原東緣發(fā)生大規(guī)模的側(cè)向擠出，龍門山推覆構(gòu)造帶“復(fù)活”，斷裂上盤發(fā)生了強烈的隆升，2008年汶川地震以及2013年蘆山地震也是這種強烈隆升作用的表現(xiàn)。同時，新生褶皺變形繼續(xù)向四川盆地內(nèi)部擴展，主要表現(xiàn)為山前隱伏斷裂以及褶皺的發(fā)育，尤以龍門山推覆構(gòu)造帶南段最為發(fā)育(Hubbard et al.，2009)。

龍門山推覆構(gòu)造帶整體呈NE走向，全長約500km，寬30～60km，主要由多條平行逆沖斷裂組成，分別為后山斷裂(汶川－茂縣斷裂、青川斷裂)、中央斷裂(北川－映秀斷裂)、前山斷裂(江油－灌縣斷裂)、山前隱伏斷裂等，主要斷裂均傾向NW，具有前展式構(gòu)造特征。部分學者認為后山斷裂附近存在正斷層，以調(diào)整青藏高原和龍門山的剝蝕差異(Burchifiel et al.，2004;Meng et al.，2006)。根據(jù) GPS數(shù)據(jù)推測，龍門山現(xiàn)今縮短速率 ＜3mm/a(King et al.，1997;Chen et al.，2000;Gan et al.，2007)。2008年汶川MW7.9地震造成龍門山推覆構(gòu)造帶中－北段的2條斷層發(fā)生了錯動，分別沿著北川－映秀斷裂和彭灌斷裂產(chǎn)生了2條約240km長和約70km長的地表破裂帶(Xu et al.，2009)(圖1)。汶川地震地表破裂沒有往南段發(fā)展，但是GPS數(shù)據(jù)(King et al.，1997;Chen et al.，2000;Gan et al.，2007)顯示龍門山南段的縮短速率與中段相當，甚至要大于中段，表明龍門山推覆構(gòu)造帶南段同樣存在未來發(fā)生破壞性大地震的可能性(譚錫斌，2012)。2013年4月20日發(fā)生的蘆山MS7.0地震是龍門山南段的地震危險性的具體表現(xiàn)。蘆山地震之后，經(jīng)過詳細的野外調(diào)查，目前尚未發(fā)現(xiàn)真正意義上的地震地表破裂，僅僅在雙石－大川斷裂沿線出現(xiàn)局部公路水泥路面的擠壓破裂和沿斷層走向雁行排列的噴砂冒水現(xiàn)象，屬于一種典型的盲逆斷層型地震(徐錫偉等，2013)。

地貌上，從四川盆地向西穿過龍門山進入青藏高原，在不到50km的距離內(nèi)，海拔從500m迅速上升到5km以上，形成了青藏高原周緣乃至世界上最陡的地形梯度帶(圖2)。龍門山及川西地區(qū)的地形特征顯示(圖1，2)，地形南北存在較大差異:龍門山中段是高地形的川西高原與低地形的四川盆地之間的邊界，在水平距離約60km內(nèi)海拔從5km急速降低到500m;龍門山北段海拔僅2km，且在較長的水平距離內(nèi)向四川盆地的600m海拔高度過渡;龍門山南段海拔和中段一樣，達到約5km，與中段不同的是，南段在大約150km范圍內(nèi)，逐漸從5km降低到1km。

2 樣品采集、測年

樣品采自龍門山南段，主要分布在雙石－大川斷層上盤的寶興雜巖(圖3)。樣品所在位置的經(jīng)緯度和高程信息由手持便攜式GPS測定。

經(jīng)過對樣品的鋯石和磷灰石單礦物分選之后，采用外探測器法(external detector method)對樣品進行裂變徑跡分析，實驗測試在臺灣中正大學裂變徑跡實驗室完成。實驗步驟和實驗條件如下:1)將富集后的鋯石和磷灰石礦物顆粒分別制成薄片，然后拋光，蝕刻。鋯石的蝕刻條件為:11.2g KOH和8g NaOH，240～260℃。磷灰石的蝕刻條件為:常溫，5M硝酸，約20s。2)將蝕刻的薄片加蓋后送臺灣清華大學反應(yīng)爐VT－4位置照射。外探測器(白云母片)蝕刻條件為:48%HF，室溫，25min。鋯石部分采用NBS－610標準玻璃，磷灰石則用CN－5，Zeta(ζ)值分別為:ζ(NBS－610)=29±1，ζ(CN －5)=360±10。3)最后采用顆粒對應(yīng)法(Grain-by-Grain methods)進行裂變徑跡統(tǒng)計，獲得樣品年齡。實驗流程及樣品年齡計算詳見Liu等(2001)。

圖2 龍門山推覆構(gòu)造帶北、中、南段地形剖面，剖面位置見圖1Fig.2 The topographic profiles of the north，central and south segments of the Longmenshan thrust belt.

3 測年結(jié)果及解釋

測年結(jié)果見圖3，4和表1。4個磷灰石裂變徑跡年齡全部為分散在寶興雜巖不同位置的花崗巖，年齡集中在2.7～5.0Ma。其中Gong－83獲得了39個單顆粒年齡，明顯呈單峰分布，而另外3個樣品顆粒數(shù)相對較少，大多數(shù)單顆粒年齡集中于0～5Ma，表明寶興雜巖晚新生代以來的快速冷卻。3個鋯石裂變徑跡年齡分布在寶興雜巖內(nèi)，年齡相對年輕，分別為(27.7±2.0)Ma(BX－13)、(43.6±5.5)Ma(BX－14)、(33.0±2.5)Ma(Gong83)。另一個樣品BX－16分布在寶興雜巖東側(cè)的三疊紀砂巖內(nèi)，年齡為(107.6±7.3)Ma，顯示其新生代未發(fā)生完全退火。

4 討論

4.1 龍門山南段新生代快速冷卻的起始時間

圖3 研究區(qū)地質(zhì)圖及低溫熱年代學資料Fig.3 Geologic map of the study area，and the low-temperature thermochronology data.

圖4 裂變徑跡樣品單顆粒年齡直方圖和放射圖Fig.4 Fission track age histograms and radial plots.

表1 裂變徑跡測年數(shù)據(jù)Table 1 Fission track data

前人通過低溫熱年代學方法對龍門山的隆升歷史進行了較多的研究，但是對于龍門山新生代以來快速冷卻的起始時間仍有不同意見。Xu等(1997)通過裂變徑跡研究認為青藏高原東緣(包括龍門山)新近紀以來經(jīng)歷了3期快速隆升，時間分別為距今22，7，2Ma，龍門山南段在此期間總剝蝕量為7～10km。Kirby等(2002)認為龍門山中段在距今150～11Ma開始緩慢降溫，速率約0.5℃/Ma，11Ma以來的冷卻速率達到15～20℃/Ma。Godard等(2009)的(U－Th)/He研究結(jié)果同樣揭示出龍門山中段距今8～11Ma開始快速剝蝕，彭灌雜巖8～11Ma以來的平均剝蝕速率約0.65mm/a。Li等(2012)給出龍門山南、北3條剖面的ZFT和AFT數(shù)據(jù)，認為新生代以來龍門山有3次冷卻事件，分別為距今60～40Ma、20～25Ma和9～14Ma。Wang等(2012)對龍門山推覆構(gòu)造帶中段的彭灌雜巖進行了密集的不同高程的熱年代學研究，認為其新生代經(jīng)歷了2期快速冷卻事件，分別為距今30～25Ma以及15Ma。本研究在龍門山南段補充了一些裂變徑跡年齡，其中鋯石裂變徑跡年齡對于龍門山南段的新生代早期的歷史有了一定的約束。位于寶興雜巖的樣品Gong－83的鋯石裂變徑跡年齡為(33.0±2.5)Ma，并且單顆粒年齡呈明顯的單峰分布，集中在30～40Ma之間(圖4)，表明其新生代早期(30～40Ma)通過了鋯石裂變徑跡的封閉溫度線。與Gong－83類似，BX－13和BX－14的鋯石裂變徑跡年齡也顯示其新生代早期發(fā)生了鋯石裂變徑跡退火。從圖5b中可以看出，寶興雜巖的鋯石裂變徑跡年齡、鋯石(U－Th)/He和磷灰石裂變徑跡年齡基本呈線性分布，揭示其新生代早期以來的均勻快速冷卻，因此本研究傾向于龍門山推覆構(gòu)造帶南段在新生代早期存在快速冷卻事件。但是，對于龍門山推覆構(gòu)造帶南段，目前研究程度較低，仍然需要進一步的補充熱年代學數(shù)據(jù)，尤其是需要采集不同高程的樣品進行熱年代學研究，判斷其不同時期的剝蝕速率。

4.2 寶興雜巖和彭灌雜巖新生代剝蝕量及剝蝕速率對比

本文給出了位于寶興雜巖的3個鋯石裂變徑跡年齡和4個磷灰石裂變徑跡年齡(圖3)，對于寶興雜巖的新生代冷卻歷史有了初步的認識(圖5b)。其中3個鋯石裂變徑跡年齡分布在27～45Ma，表明寶興雜巖新生代以來的冷卻幅度超過225℃(地表氣溫約15℃)。2008年汶川地震以后，前人對彭灌雜巖做了大量的低溫熱年代學研究，以獲得其新生代以來的剝露歷史，結(jié)果(Godard et al.，2009;Wang et al.，2012)揭示出彭灌雜巖的鋯石(U －Th)/He的年齡均＜30Ma，而鋯石裂變徑跡年齡均＞100Ma(圖5a)。鋯石(U－Th)/He的封閉溫度約為180℃(Godard et al.，2009)，而鋯石裂變徑跡的封閉溫度約為240℃(Brandon，1996)，因此彭灌雜巖新生代初期的溫度應(yīng)為180～240℃。這表明新生代以來，寶興雜巖的冷卻幅度高于彭灌雜巖(圖5)。

磷灰石裂變徑跡年齡同樣揭示出寶興雜巖冷卻速率高于彭灌雜巖。本研究給出的寶興雜巖4個磷灰石裂變徑跡年齡為2.7～5Ma，Wilson等(2011)給出的彭灌雜巖3個磷灰石裂變徑跡年齡介于4.9～8.9Ma，而Arne等(1997)給出的彭灌雜巖的2個磷灰石裂變徑跡年齡分布為4.8Ma和6.5Ma(圖3)。總之，寶興雜巖的裂變徑跡年齡小于彭灌雜巖，表明晚新生代以來寶興雜巖的冷卻速率高于彭灌雜巖。

Godard等(2009)通過較多的磷灰石(U－Th)/He測年，認為彭灌雜巖距今8～11Ma以來的平均剝蝕速率約為0.65mm/a，而3～2Ma以來存在著冷卻速率降低的趨勢(圖5a)。與彭灌雜巖相反，寶興雜巖第四紀以來則存在加速冷卻的趨勢(圖5b)。根據(jù)本文給出的4個磷灰石裂變徑跡年齡以及Godard等(2009)所采用的地熱參數(shù)(地表溫度約15℃，地溫梯度約30℃/km)推算得到，寶興雜巖距今2.7～5Ma以來的平均剝蝕速率為0.63～1.17mm/a?？紤]到彭灌雜巖距今8～11Ma以來的平均剝蝕速率約為0.65mm/a，而3～2Ma以來存在著冷卻速率降低的趨勢，因此第四紀以來寶興雜巖的剝蝕速率應(yīng)該明顯大于彭灌雜巖。

在寶興雜巖與彭灌雜巖的對比中，僅選擇了位于河谷地帶(高程在1 000～1 500m)且均為花崗巖的樣品進行了對比，以盡可能減小其他因素的干擾。但是，仍然存在1個無法避免的外界因素干擾:彭灌雜巖的高度在4 600m左右，而寶興雜巖的最高峰約3 100m(Google Earth)，這會對地溫梯度有一定影響，即在其他條件相同的情況下，寶興雜巖的地溫梯度應(yīng)略小于彭灌雜巖，因此寶興雜巖的磷灰石裂變徑跡封閉溫度線要略深于彭灌雜巖，即本文給出的寶興雜巖與彭灌雜巖剝蝕速率的差異為其最小可能值。

圖5 彭灌雜巖與寶興雜巖新生代剝蝕歷史對比Fig.5 Cooling histories of the Pengguan massif(a)and Baoxing massif(b).

4.3 對斷層活動的啟示

在龍門山推覆構(gòu)造帶中段，江油－灌縣斷裂東側(cè)的磷灰石裂變徑跡年齡大多為150Ma(圖3b)，表明其新生代以來的剝蝕量較低，這些樣品的東側(cè)則是第四紀沉積厚度超過1 000m、寬度約100km的成都平原(圖6a)，因此彭灌雜巖與四川盆地的差異剝蝕主要被北川－映秀斷裂和江油－灌縣斷裂所吸收。與龍門山推覆構(gòu)造帶中段彭灌雜巖的下盤僅存在2條主要活動斷層不同的是，南段存在更多的斷裂分支(圖1，3和6b)，即寶興雜巖與四川盆地之間的差異剝蝕被更多的斷層和褶皺所吸收。寶興雜巖東側(cè)的低溫熱年代學數(shù)據(jù)顯示，部分磷灰石裂變徑跡年齡為9、18或27Ma(圖3和6b)(Richardson et al.，2008)，進一步證明了寶興雜巖下盤的逆沖斷層和褶皺新生代以來的垂向活動性。這與現(xiàn)代地震活動表現(xiàn)的構(gòu)造變形特征一致。

龍門山推覆構(gòu)造帶的中段和北段主要由后山斷裂(汶川－茂縣斷裂、青川斷裂)、中央斷裂(北川－映秀斷裂)、前山斷裂(江油－灌縣斷裂)以及山前隱伏斷裂所組成，而其南段則較為復(fù)雜(圖1)，存在多條第四紀以來的活動斷層(徐錫偉等，2013)。寶興雜巖第四紀以來的快速剝蝕表明龍門山推覆構(gòu)造帶南段存在較強的活動性，2013年4月20日發(fā)生的蘆山MS7.0地震(徐錫偉等，2013;王衛(wèi)民等，2013)正是這種活動性的體現(xiàn)。但是，與2008年汶川MW7.9地震產(chǎn)生明顯的240km長的地表破裂不同是，蘆山地震屬于一種典型的盲逆斷層型地震，未產(chǎn)生明顯的地表破裂(徐錫偉等，2013)，表明龍門山推覆構(gòu)造帶中段與南段存在明顯的活動差異。

圖6 龍門山推覆構(gòu)造帶中段和南段斷層及熱年代學數(shù)據(jù)分布剖面圖Fig.6 The cross section of the central and south segments of the Longmenshan thrust belt with some low-temperature thermochronology data.

5 結(jié)論

本文通過總結(jié)龍門山推覆構(gòu)造帶的低溫熱年代學資料，并對其南段補充了8個裂變徑跡年齡，對龍門山南段的新生代剝蝕歷史及其新生代斷層活動性有了新的認識，主要結(jié)論如下:

(1)龍門山推覆構(gòu)造帶南段的寶興雜巖，從新生代早期開始快速剝蝕降溫，新生代以來的降溫幅度超過225℃，晚新生代(距今3～5Ma)以來的平均剝蝕速率為0.63～1.17mm/a。寶興雜巖的新生代總降溫幅度和晚新生代以來的平均剝蝕速率均高于彭灌雜巖。

(2)龍門山推覆構(gòu)造帶南段與中段活動存在差異，中段的活動集中在北川－映秀斷裂和江油－灌縣斷裂上，而南段的活動分散在更寬范圍的雙石－大川斷裂(南、北2個分支)及其下盤的斷層及褶皺。

譚錫斌.2012.龍門山推覆構(gòu)造帶新生代熱演化歷史研究及其對青藏高原東緣隆升機制的約束［D］:［學位論文］.北京:中國地震局地質(zhì)研究所.

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致謝 感謝臺灣大學博士后Kristen Lee Cook和李康博士生在野外工作中的幫助。感謝審稿人提出的寶貴意見和建議。