龍泉山背斜的地殼縮短與隆升——來自河流階地變形的證據(jù)

李 康 徐錫偉 譚錫斌

(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)

0 引言

青藏高原東緣的變形模式是國際地學(xué)界廣泛關(guān)注的熱點問題，直接關(guān)系到青藏高原運動學(xué)模型，包括側(cè)向逃逸學(xué)說和地殼壓縮增厚學(xué)說2種主流模型(徐錫偉等，2008)。龍泉山背斜位于青藏高原東緣龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶東側(cè)，構(gòu)成了四川前陸盆地的東南邊界(鄧起東等，1994)。前人研究了龍泉山斷裂帶的活動性(鄧起東等，1994;黃祖智等，1995;徐水森等，2006;王偉濤等，2008)，獲得了晚更新世以來有著弱活動性的認(rèn)識，同時也對龍泉山背斜所吸收的總地殼縮短量進行了研究(Hubbard et al.，2009;魯人齊等，2010)。但是，對于晚更新世以來龍泉山背斜的地殼縮短和抬升的定量研究還比較缺乏，而對龍泉山背斜的運動學(xué)研究可能有利于我們對青藏高原東緣變形模式的理解。

在擠壓構(gòu)造區(qū)，生長地層很好地記錄了構(gòu)造運動的歷史(Suppe et al.，1992;Zapata et al.，1996)，對其研究有益于對構(gòu)造運動過程的認(rèn)識。分析地震剖面及實測地層產(chǎn)狀能提供關(guān)于生長地層發(fā)育的直接證據(jù)，通過年代學(xué)研究結(jié)合平衡剖面技術(shù)方法可以獲得構(gòu)造變形過程(Scharer et al.，2004;Chen et al.，2007;Da?ron et al.，2007;Hubert-Ferrari et al.，2007;Char-reau et al.，2008)。然而，由于地震剖面易受干擾及解譯多解性和年代樣品不易獲得，致使生長地層的資料很難獲得。某種意義上來說，河流階地是活動沉積盆地中生長地層的延伸(圖1)，它記錄了褶皺變形的歷史，使用其約束沉積盆地中的活動褶皺的運動學(xué)過程有著很多優(yōu)點，如階地數(shù)據(jù)易得，褶皺核部階地能保存下來和較少的不確定性等等(Wilson et al.，2009)。通過變形階地的精細(xì)測量和年代學(xué)研究，可以比較可靠地得到變形構(gòu)造晚第四紀(jì)以來的地殼縮短速率(楊曉平等，2006;李濤等，2011)。因此，河流階地就成為很多地區(qū)研究擠壓環(huán)境下背斜的地殼縮短和隆升歷史的最佳選擇。

首先，從地貌上把龍泉山背斜分為南、中、北3段，橫跨龍泉山背斜北段的凱江發(fā)育3級階地，為研究上述問題提供了理想的場所。通過對凱江河流階地詳細(xì)的地質(zhì)地貌填圖，野外測量階地橫剖面和縱剖面，采集了碳十四(14C)和光釋光(OSL)測年樣品，經(jīng)測試分析約束了階地形成年齡，同時對地震反射剖面進行解譯，進而計算了龍泉山背斜北段的地殼縮短及隆升的幅度和速率。

圖1 斷層轉(zhuǎn)折褶皺之上的河流階地下傾到活動沉積盆地的生長地層模式圖(改自Wilson et al.，2009)Fig.1 Schematic illustration showing how fluvial terraces form above a growing fault-bend fold(after Wilson et al.，2009).藍(lán)線是河流縱剖面

1 龍泉山背斜地質(zhì)地貌特征

松潘-甘孜褶皺帶的SE向擠壓，造就了龍門山推覆構(gòu)造帶的發(fā)育以及與其伴生的四川前陸盆地和龍泉山背斜的隆起(陳社發(fā)等，1994;Chen et al.，1994)。龍泉山背斜位于龍門山逆沖推覆體東側(cè)，四川盆地西部前緣，為川西前陸盆地的東部邊界，兩側(cè)發(fā)育走向NNE的逆斷裂，其中以西緣斷裂為主逆斷裂，由一系列傾向SE的逆沖斷層組成。本區(qū)主要發(fā)育中生代沉積地層，包括上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)組、下白堊統(tǒng)夾關(guān)組和灌口組，主要由偏紅色層狀粉砂巖和泥巖組成，背斜兩翼邊緣地層產(chǎn)狀稍陡，核部較平緩;新生代地層主要為第四紀(jì)沉積物，沿河流發(fā)育分布，主要為階地堆積物(圖2b)。

地貌上，龍泉山背斜為一長約200多km、寬8～20km、總體呈NNE-SSW展布的低緩丘陵(圖2a)。水系較發(fā)育，中段的沱江階地主要發(fā)育在進山口和出山口處，南段的岷江跨過龍泉山處較少發(fā)育階地，橫跨龍泉山北段的凱江屬涪江支流，發(fā)源于龍門山余脈之鹿爬山，階地較發(fā)育。在室內(nèi)通過立體鏡對具有一定重疊度的航空像片建立立體模型，把不同梯度的地貌面解譯到白色透明紙上，再把解譯內(nèi)容投放到1/5萬的地形圖上。在野外，把解譯結(jié)果與實際情況對比并加以修正，通過階地沉積相特征的對比研究并結(jié)合階地堆積物的樣品年代結(jié)果和前人研究(錢洪等，1997)，認(rèn)為凱江發(fā)育3級河流階地，Ⅰ級、Ⅱ級階地為較連續(xù)堆積階地;Ⅲ級階地不連續(xù)只有少數(shù)部位發(fā)育，為基座階地(圖3)。

2 階地年齡及變形

2.1 階地年齡

通過橫跨龍泉山背斜的凱江階地剖面的對比研究，獲得了階地特征:

圖2 龍泉山背斜地質(zhì)地貌特征Fig.2 Landsat image and simplified geological map of Longquanshan and its adjacent regions.

圖3 橫跨龍泉山背斜凱江階地分布及采樣位置(自Google Earth)Fig.3 Terrace distribution of Kaijiang River across the Longquanshan anticline and sampling location.

Ⅰ級階地 拔河高度8～10m，為堆積階地;主要堆積物具有明顯的二元結(jié)構(gòu)，上部是粉砂質(zhì)黏土、中間夾零星的礫石，頂部為耕作土，下部為灰黃色的砂礫石層(圖4)。

Ⅱ級階地 拔河高度10多m，為堆積階地;上部為礫石層，粉砂質(zhì)黏土含量高，中部為從上到下粒度從粉砂到粗砂的砂層，底部有交錯層理，OSL測年為10～22ka BP，為晚更新世晚期的產(chǎn)物，下部為卵石層，夾細(xì)砂粉砂，有膠結(jié)(圖5)。

圖4 凱江T1階地剖面的照片及樣品年代Fig.4 Photographs of the first terrace，sample location and age.

Ⅲ級階地 階地面拔河高度在十幾至二十幾m，為基座階地;上部為粉砂質(zhì)黏土，下部為夾有粉砂質(zhì)黏土的卵石層，基座為白堊紀(jì)棕紅色粉砂巖(圖6)。

為確定T1階地形成的時間，在不同地點的T1階地黏土層的底部采集了炭樣(圖4)，beta實驗室給出的測年結(jié)果見表1。由于采集的T1階地樣品都位于階地礫石層上部的細(xì)粒堆積物中，經(jīng)分析可能為后期堆積，因此測年結(jié)果可能稍小于階地形成的年齡，那么 T1階地的形成年齡應(yīng)該早于測年結(jié)果。野外在礫石層中也沒有發(fā)現(xiàn)炭樣，結(jié)合成都平原Ⅰ級階地14C年齡測定為距今2.5～6.7ka(錢洪等，1997)，為全新世中期地層，取其平均值作為T1階地的形成年齡，約為4.6ka。

對于T2階地，堆積物樣品均采自典型剖面上(圖5)，樣品的測量是在中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點實驗室Daybreak 2200自動測試系統(tǒng)上完成的，采用的方法是SMAR細(xì)顆粒石英OSL法。TJ-1，2，3樣品均采自通江剖面，樣品的年齡與埋藏深度成正相關(guān)，很好地吻合了堆積層序。根據(jù)測量結(jié)果(表2)，認(rèn)為埋藏較淺樣品的年齡能很好地代表階地面的形成年齡。由于JX-1樣品埋藏較淺，考慮上部的礫石層堆積形成應(yīng)該較快，所以其基本可以代表T2階地面的形成年齡，為距今(11.7±0.4)ka。在盆山交界處的中江縣，地貌上很大范圍是一級地貌面，剖面上是很厚的砂層，在埋深1.2m處采集ZJ-1樣品，經(jīng)實驗分析年齡為(9.9±0.5)ka，上部堆積松散的砂層，認(rèn)為是平原堆積。

表1 碳十四樣品的年齡Table 1 Radiocarbon analyses of charcoal samples

在T3階地頂面取的炭樣TJLH-T3-1，測年結(jié)果為(80±40)a BP，很明顯炭樣為后期充填物，T3階地堆積砂樣在國家地震動力學(xué)重點實驗室進行測試中，樣品年齡有待進一步確定。成都平原Ⅲ級階地的年齡為30～40ka(錢洪等，1997)，屬晚更新世，估計較小的年齡能夠代表階地的形成年齡，選擇30ka作為T3階地的形成年齡。

2.2 階地變形

利用美國天寶公司生產(chǎn)的Trimble5700差分GPS進行測量。該儀器的基本原理是采用2個高精度的GPS接收器，其中一個為固定的基準(zhǔn)站，另一個為流動測量點，2個接收器同時進行觀測。通過后差分處理降低觀測誤差，可有效提高測量精度。該儀器的優(yōu)點是信號覆蓋范圍廣，精度高，正適合四川植被繁茂的地區(qū)。在本次測量工作中垂直精度和水平精度達(dá)到亞米級，可以滿足河流階地變形定量研究的要求。

在龍泉山背斜的東側(cè)中江和凱江上游的調(diào)元，為盆山交界處，地貌上只發(fā)育一級地貌面。在背斜內(nèi)部，杰興、新田壩、瓦店鄉(xiāng)、通江、通江李花、太和村、蟠龍鎮(zhèn)和羅江分別測量了各級階地的橫剖面線。在這里展示通江鎮(zhèn)Ⅱ級階地實測剖面，通過Grapher繪圖軟件繪制了剖面線，取階地面的平均值作其高程信息，得到河床、T1和 T2的海拔為426.9m、435.8m和441.3m(圖7)，用T1和T2的海拔減去河床的海拔高度，獲得了T1和T2的拔河高度分別為8.9m和14.4m。同樣的方法，獲得了不同地點的河流各級階地面的拔河高度。根據(jù)這些階地拔河高度數(shù)據(jù)，沿垂直龍泉山背斜軸面方向(EW向)投影，繪出凱江Ⅰ級、Ⅱ級和Ⅲ級階地的拔河高度曲線(圖8)，即為階地面的變形縱剖面。

3 龍泉山背斜的地殼縮短及隆升

3.1 龍泉山背斜的地殼縮短

圖5 凱江T2階地剖面的照片及樣品年代Fig.5 Photographs of the second terrace，and sample location and age.

通過對橫跨龍泉山背斜的地震剖面A—A'的解譯(圖9)，獲得龍泉山背斜北段為斷層轉(zhuǎn)折褶皺的認(rèn)識，其地殼縮短和隆升主要是通過褶皺膝折帶遷移機制進行的，總的地殼縮短量約0.8km。龍泉山背斜的上地殼存在滑脫層為下三疊統(tǒng)嘉陵江組的膏巖層(魯人齊等，2010)，對地震反射剖面解譯認(rèn)為龍門山推覆帶存在淺層滑脫層，傳播進入四川盆地到達(dá)龍泉山，深度6～9km(Jia et al.，2010)，由于滑脫層有些傾斜，到達(dá)龍泉山較淺，結(jié)合本剖面解譯認(rèn)為龍泉山背斜下部滑脫層深約6km。

表2 階地堆積樣品光釋光年齡、等效劑量和環(huán)境劑量率Table 2 OSL ages，Da and dose rate of fluvial samples

根據(jù)面積守恒原則(圖9):

其中，h為滑脫層的深度，A為超出面積，l為地殼縮短量。

由于所測階地跨過龍泉山背斜到盆山交界，使用背斜兩翼邊界階地地貌面的拔河高度的連線做基線，與同級階地面拔河高度縱剖面線構(gòu)成縱斷面，即圖8隆起部分的面積為超出面積A。本文運用的計算超出面積的方法是對縱斷面建立網(wǎng)格，數(shù)出單元格的個數(shù)，不足半個單元格的忽略，大于半個的算1個，單元格的總數(shù)乘以每個單元格的面積之積即為A。在計算時，盡量減少人為誤差，誤差在5%之內(nèi)，關(guān)于誤差對縮短量的影響會在不確定分析中考慮。計算了T1、T2和T3階地面的超出面積，分別為42 000m2、110 000m2和224 000m2，取滑脫層的深度為6km，由超出面積除以滑脫層的深度，獲得與之對應(yīng)的地殼縮短量分別為7.0m、18.3m和37.3m。同時結(jié)合T1、T2和T3階地的形成年齡為4.6ka、(11.7±0.4)ka和30ka，通過擬合獲得晚更新世以來的地殼縮短速率為1.36mm/a(圖10)。

3.2 龍泉山背斜的隆升

裂變徑跡研究結(jié)果表明，新近紀(jì)以來川西前陸盆地的隆升速率約為8m/Ma(劉樹根等，2008;鄧賓等，2008)，四川盆地40Ma以來的剝蝕量在1.3～4km(Richardson et al.，2008)，同時河流的下切又受氣候作用的控制，因此，不能把河流對階地及基座的下切量作為背斜的隆升量。通過階地面的變形對龍泉山背斜的隆升加以約束，跨背斜階地面核部與盆山交界的拔河高度之差即為背斜變形的隆升量。T1、T2和T3階地形成以來的隆升量分別為3.4m、8.4m和21.1m，階地的形成年代已知，通過擬合獲得晚更新世以來的隆升速率為0.7mm/a(圖10)。

通過斷層轉(zhuǎn)折褶皺模型可知隆升與縮短呈函數(shù)關(guān)系(Lavéet al.，2000):

其中l(wèi)為縮短量，u為隆升量，Φ為斷層傾角。晚更新世以來的地殼縮短速率為1.36mm/a，斷層傾角約25°，計算獲得隆升速率為0.57mm/a。

取上述2種方法獲得的隆升速率的平均值作為晚更新世以來龍泉山背斜北段的隆升速率為0.64mm/a。

3.3 不確定分析

圖6 凱江T3階地剖面的照片F(xiàn)ig.6 Photographs of the third terrace.

四川盆地人類活動頻繁，階地受到很多后期的改造，階地面空間信息作為研究構(gòu)造運動學(xué)分析的對象，在拔河高度上會有所偏離形成的初始面以及所使用的儀器測量產(chǎn)生的誤差約10%;同時，階地的形成年代受測年實驗的準(zhǔn)確度所限，測年的結(jié)果誤差約為10%;另外，求取超出面積A時存在誤差及滑脫層的深度也存在誤差，歸為模型計算誤差，總誤差估計為30%。那么龍泉山背斜晚更新世以來的地殼縮短速率約為(1.36±0.41)mm/a，隆升速率為(0.64±0.19)mm/a。

圖7 RTK實測通江階地剖面圖Fig.7 Measured longitudinal profile of terraces and photographs in Tongjiang.

圖8 凱江各級階地面拔河高度縱剖面及地質(zhì)剖面簡圖Fig.8 Longitudinal profile of terraces and geology in Kaijiang River.

圖9 A—A'跨龍泉山背斜的地震解譯剖面①中國石油勘探公司，2008，地震勘探剖面(工作報告)。Fig.9 Interpretaion of petroleum seismic reflection profile crossing the Longquan anticline.

4 討論

龍門山構(gòu)造帶發(fā)育多套滑脫層，其中一套淺層滑脫層延伸到四川盆地(Jia et al.，2010;魯人齊等，2010)形成龍泉山背斜，在南段吸收的總地殼縮短量約為1.1km(Hubbard et al.，2009)，在中段吸收的總地殼縮短量約為8km(魯人齊等，2010)，北段的總地殼縮短量約為0.8km。本文研究認(rèn)為這套滑脫層是存在的，而且晚更新世以來是活動的，這也造成了龍泉山背斜的持續(xù)抬升。

印度板塊向北推擠受到歐亞板塊的阻擋，造成青藏高原中部各地塊隆升并朝E、SE向擠出的大區(qū)域動力學(xué)環(huán)境(Tapponnier et al.，2001)，巴顏喀拉地塊朝E—SEE向的擠出受到華南地塊強烈阻擋，在兩地塊之間形成造山帶的一部分——龍門山斷裂帶中-南段(徐錫偉等，2008)，大部分能量以龍門山的抬升釋放，一部分通過滑脫層傳遞到龍泉山，形成龍泉山背斜(圖11)。汶川地震之后龍泉山斷裂北段應(yīng)力減少、南段應(yīng)力增加(解朝娣等，2010)，也從另一方面說明龍門山與龍泉山構(gòu)造上的整體性。本文的研究結(jié)果對于理解青藏高原東緣變形模式中的逆斷層推覆地殼縮短造山增加了證據(jù)，進而為理解青藏高原運動學(xué)模型側(cè)向逃逸學(xué)說提供了些許信息。

圖10 龍泉山背斜晚更新世以來的平均縮短及隆升速率Fig.10 Average shortening and uplift rate since late Pleistocene in the Longquan anticline.

圖11 沿圖1的B—B'線的簡化構(gòu)造剖面圖(改自Xu et al.，2009)Fig.11 Simplified geological profile along the line B-B'in Fig.1(after Xu et al.，2009).

5 結(jié)論

凱江跨龍泉山背斜階地發(fā)育，可分為3級，其中T1，T2堆積階地較連續(xù)，T3基座階地零星分布。根據(jù)碳十四測年和細(xì)顆粒石英光釋光測年結(jié)果限定并結(jié)合前人研究認(rèn)為，T1，T2階地面的形成年齡約為4.6ka和(11.7±0.4)ka。通過石油地震剖面解譯，認(rèn)為龍泉山背斜北部為斷層轉(zhuǎn)折褶皺，其地殼縮短和隆升主要是通過褶皺膝折帶遷移機制進行的，總地殼縮短量約0.8km，滑脫層深度約為6km。伴隨著淺部滑脫層的活動，產(chǎn)生龍泉山背斜的生長以及河流階地的明顯變形，研究結(jié)果表明龍泉山背斜晚更新世以來的地殼縮短速率約為(1.36±0.41)mm/a，隆升速率為(0.64±0.19)mm/a。