長江三峽貫通過程的動態(tài)古地貌重建*

田子晗 索艷慧 李三忠 丁雪松韓 續(xù) 宋雙雙 付新建

1 深海圈層與地球系統(tǒng)教育部前沿科學(xué)中心，海底科學(xué)與探測技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院，山東青島 266100

2 青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室，海洋礦產(chǎn)資源評價(jià)與探測技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室，山東青島 266237

3 加州大學(xué)洛杉磯分校地球行星與空間科學(xué)學(xué)院，美國加州洛杉磯CA90095

1 概述

新生代以來，太平洋板塊俯沖和印度—?dú)W亞板塊碰撞導(dǎo)致東亞地形格局從東高西低轉(zhuǎn)變?yōu)槲鞲邧|低 （Renetal.，2002；Schellartetal.，2019；張?jiān)罉虻龋?019；李三忠等，2022），青藏高原加速隆升產(chǎn)生強(qiáng)烈地勢差異并促使東亞季風(fēng)系統(tǒng)形成及強(qiáng)化，上述過程深刻影響了長江、黃河、珠江等大型河流系統(tǒng)的形成演化。其中，長江起源于青藏高原唐古拉山，向東流入東海，全長6280 km，是亞洲第一、世界第三大河；長江攜帶的巨量水沙，在其流域生態(tài)環(huán)境和中國東部邊緣海的海陸相互作用及其物質(zhì)循環(huán)過程中扮演關(guān)鍵角色 （汪品先，1998；鄭洪波和賈軍濤，2009）。長江水系的形成，是板塊構(gòu)造驅(qū)動下的沉積、地貌和氣候演化有機(jī)結(jié)合的結(jié)果，是研究地球深部與地表系統(tǒng)多圈層耦合作用的 “天然實(shí)驗(yàn)室”。但對于 “長江東流水系形成于何時(shí)”這一關(guān)鍵科學(xué)問題卻一直存在重大爭議，尤其是針對長江水系定型的標(biāo)志性事件——長江三峽貫通的時(shí)限存在多種觀點(diǎn)：低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究揭示45～40Ma期間四川盆地及黃陵穹隆存在1期快速降溫事件，可能是三峽貫通后地層快速剝蝕所致 （Richardsonetal.，2008，2010）；江漢盆地沉積相及“長江礫巖”年代學(xué)等研究結(jié)果暗示三峽的貫通發(fā)生在漸新世—中新世之交 （Zhengetal.，2011；鄭洪波等，2013）；三峽地區(qū)河流階地沉積物ESR （Electron Spin Rasanance：電子自旋共振）測年則反映了長江三峽可能在早更新世貫通 （Lietal.，2001）。以上觀點(diǎn)主要是基于沉積學(xué)、地球化學(xué)等單一方法對三峽貫通過程進(jìn)行分析，尚未從新生代以來的構(gòu)造—?dú)夂颉孛驳慕y(tǒng)一耦合體系角度出發(fā)，系統(tǒng)推演長江演化過程。

Badlands古地貌模擬軟件，是一套正演不同時(shí)間和空間尺度上地表過程的數(shù)值模擬軟件，它綜合考慮了地幔對流、構(gòu)造、古氣候、侵蝕和沉積等地球深部和淺表系統(tǒng)多種因素對地貌的影響（Salles，2016；Sallesetal.，2018）。因此，作者利用Badlands軟件，通過加載中國東部、四川盆地及周邊地區(qū)山脈隆升剝蝕量、新生代裂陷盆地沉降量、海平面變化、降水量等數(shù)據(jù)，耦合了構(gòu)造—?dú)夂颉孛蚕到y(tǒng)，模擬了云南省石鼓鎮(zhèn) “長江第一彎”以東區(qū)域晚白堊世以來的地貌演變過程，并分析長江演化及三峽貫通過程。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

長江流域面積達(dá)180萬平方千米，跨越多個(gè)地質(zhì)單元。金沙江段主要流經(jīng)昌都地塊、松潘—甘孜地塊；川江段及中下游流經(jīng)揚(yáng)子地塊，包括四川盆地、黃陵穹隆、江漢—洞庭湖盆地、蘇北—南黃海盆地及東海陸架盆地等次級單元；長江流域北部為秦嶺—大別造山帶，南部為華夏地塊（圖1－a，1－b）。昌都地塊地處長江源頭（圖1－b），變質(zhì)基底由3套前寒武紀(jì)地層構(gòu)成 （游再平，2001）。早古生代造山活動頻繁，加里東運(yùn)動后進(jìn)入穩(wěn)定洋盆階段并發(fā)育弧后盆地，沉積相主要表現(xiàn)為濱海相及淺海碳酸鹽巖相；中生代以來洋盆逐漸關(guān)閉，由早三疊系濱淺海環(huán)境過渡至晚侏羅系陸內(nèi)環(huán)境，在此期間形成巨厚復(fù)理石及磨拉石建造；新生代以來走滑拉分活動強(qiáng)烈，盆地沉積廣泛發(fā)育（杜德勛等，1997）。

圖1 長江流域地貌及水系 （a）和主要地質(zhì)單元 （b）Fig.1 Landscape and drainage distribution（a）of Yangtze River basin and itsmain tectonic units（b）

松潘—甘孜褶皺帶地處揚(yáng)子地塊以西，涵蓋了長江金沙江段（圖1－b）。該褶皺帶主體為晚石炭世至晚三疊世期間古特提斯洋向北俯沖過程中形成的弧前構(gòu)造帶（楊宗讓，2002）；晚二疊世，峨眉山地幔柱活動引發(fā)強(qiáng)烈的裂谷作用并形成深水洋盆 （Songetal.，2004）；中三疊世以來洋盆逐漸萎縮并發(fā)育巨厚復(fù)理石建造。晚三疊世松潘—甘孜褶皺帶向揚(yáng)子地塊強(qiáng)烈俯沖形成龍門山?jīng)_斷帶（劉樹根等，1995）。

揚(yáng)子地塊是長江流域主體地區(qū)（圖1－b），其基底由太古宇—古元古界結(jié)晶基底及中—新元古界變質(zhì)基底組成，發(fā)生在0.82 Ga左右的晉寧運(yùn)動使揚(yáng)子地塊與華夏地塊完成拼合 （葛肖虹和馬文璞，2014）。隨后揚(yáng)子地塊長期處于穩(wěn)定階段，南華紀(jì)至中三疊世發(fā)育廣泛的淺海碳酸鹽沉積，印支期后轉(zhuǎn)入陸相沉積；晚白堊世以來，揚(yáng)子板塊受到古太平洋板塊及太平洋板塊俯沖影響，廣泛發(fā)育裂陷盆地并形成眾多河流湖泊相沉積 （王鴻禎，1985）。

秦嶺—大別造山帶地處長江流域北部（圖1－b），其基底形成于晚太古代—古元古代；新元古代至早古生代期間，秦嶺造山帶持續(xù)處于擴(kuò)張狀態(tài)，裂谷活動強(qiáng)烈并在早古生代形成寬2000～3000 km的洋盆，在此期間廣泛發(fā)育深水盆地沉積；早古生代晚期，揚(yáng)子板塊開始向華北板塊俯沖并于晚中生代發(fā)生碰撞作用；三疊紀(jì)，全面陸陸碰撞造山作用使秦嶺—大別造山帶最終成型（張國偉等，1996）。中生代以來，秦嶺造山帶處于持續(xù)剝蝕狀態(tài)；新生代強(qiáng)烈的伸展作用導(dǎo)致秦嶺再次隆升形成高聳山脈并成為長江流域和黃河流域分水嶺（孟慶任，2017）。

華夏地塊位于長江流域東南部（圖1－b），碎屑鋯石年代學(xué) （Zhangetal.，2006）表明其可能存在太古代基底。元古代以來，華夏地塊發(fā)生多期變質(zhì)作用，沉積環(huán)境主要為深水盆地。晉寧運(yùn)動后，華夏地塊與揚(yáng)子板塊拼合形成統(tǒng)一的華南板塊，此后加里東期廣泛的構(gòu)造活動使華夏地塊褶皺廣泛發(fā)育；晚中生代以來強(qiáng)烈的火山活動對其也產(chǎn)生顯著影響 （葛肖虹和馬文璞，2014）。

3 模擬方法及模型構(gòu)建

3.1 模擬方法

Badlands是一個(gè)描述地球表面活動的景觀演化模型 （Landscape evolution models）。該模型考慮了構(gòu)造活動、氣候變化、海平面升降、地殼均衡效應(yīng)、巖石剝蝕及沉積物堆積等過程對地貌演化的影響 （Salles and Hardiman，2016）。

1）構(gòu)造活動是某點(diǎn)一段時(shí)間內(nèi)在三維空間上的位移積累量，包括垂直方向上的隆升沉降量以及水平方向上的運(yùn)動距離 （文中稱之為構(gòu)造地形）；此外還可以將反演得到的動力地形作為構(gòu)造活動參數(shù) （Dingetal.，2019）。

2）氣候變化參數(shù)在Badlands代碼中以降水量的形式表現(xiàn)，可以在模型中某段時(shí)間內(nèi)設(shè)置恒定值或?qū)氲匦谓邓€性模型 （Sm ith and Barstad，2004）加以實(shí)現(xiàn)。

3）海平面升降是影響地表作用的重要因素，其變化受到氣候、洋陸相互作用等因素控制，Badlands代碼中可通過導(dǎo)入全球海平面變化曲線數(shù)據(jù)加以實(shí)現(xiàn)。

4）地貌演化中伴隨著剝蝕及沉積過程，這會導(dǎo)致地球彈性外殼上的區(qū)域質(zhì)量再分配并進(jìn)一步影響地殼形變，Badlands代碼中可通過撓曲均衡模塊對進(jìn)行相應(yīng)校正。

在代碼運(yùn)行過程中主要遵循以下質(zhì)量連續(xù)性方程：

該方程描述了構(gòu)造驅(qū)動的地貌效應(yīng) （Chenetal.，2014）。公式 （1）左側(cè)表示某點(diǎn)地表高程（z）在單位時(shí)間上的變化量；右側(cè)u表示構(gòu)造活動引發(fā)的地表隆升／沉降量，單位m／yr；qs表示深度上為整體、單位寬度上的沉積物通量，單位m2／yr。

下述方程描述了沉積物的輸運(yùn)及水流侵蝕過程（Salles，2016）：

公式 （2）描述了沉積物以地表徑流方式輸運(yùn)的狀態(tài)，左側(cè)qr表示單位寬度上流水輸運(yùn)沉積物的速率；右側(cè)?為無量綱侵蝕常數(shù)，其受到氣候、巖性及泥沙載荷多因素控制 （Whipple and Tucker，1999），A為排水面積，z為地形梯度，m和n表示沉積物通量及輸運(yùn)能力恒定的情況下河流下切速率與河床剪應(yīng)力之間的關(guān)系，它們沒有恒定取值但m／n的值通常為0.5（Tucker and Hancock，2010）。公式（3）描述了沉積物以蠕移擴(kuò)散方式輸運(yùn)的狀態(tài)，其中κ表示擴(kuò)散系數(shù)，其取值不固定，往往受到巖性、降水及其他因素影響，可通過現(xiàn)場考察獲取較為精確的數(shù)值（Dietrichetal.，1995；Whipple and Tucker，1999；Tucker and Hancock，2010）。

3.2 模型構(gòu)建

構(gòu)建的地貌演化模型需輸入初始地形、構(gòu)造地形、古降水、古海平面、侵蝕系數(shù)等。

3.2.1 初始古地形構(gòu)建

文中研究區(qū)為長江第一彎以東地區(qū)，緯度范圍24°N～35°N、經(jīng)度范圍100°E～122°E（圖2）。長江流域的地貌演化和貫通主要發(fā)生在新生代。為了較為完整地體現(xiàn)一系列晚白堊世—早新生代構(gòu)造活動對地形產(chǎn)生的影響，需要對新生代的模擬時(shí)間進(jìn)行合理外延。80Ma前后 （±5Ma）的古地貌研究成果較為豐富，更易用于限定古地形，故設(shè)定初始古地形時(shí)間為80Ma。研究區(qū)包含多個(gè)構(gòu)造單元，各單元初始古高程數(shù)據(jù)來源見表1。

表1 各構(gòu)造單元晚白堊世古高程數(shù)據(jù)Table 1 Paleo-elevation of each tectonic unit at the Late Cretaceous

圖2 長江流域晚白堊世 （80Ma）初始古地貌Fig.2 Paleo-landscape reconstruction at the Late Cretaceous（80Ma）in Yangtze River basin

3.2.2 構(gòu)造地形構(gòu)建

新生代以來，受到太平洋及特提斯構(gòu)造體系相互作用的強(qiáng)烈影響，中國東部地區(qū)普遍遭受弧后伸展導(dǎo)致的古高原垮塌及克拉通破壞作用，而西部、西南部則由于印度—?dú)W亞板塊碰撞發(fā)生強(qiáng)烈橫向縮短及縱向隆升作用，中國整體地貌產(chǎn)生西低東高到西高東低的巨變 （李三忠等，2022；張?jiān)罉虻龋?019；Renetal.，2002；Schellartetal.，2019）。此外，中國大陸內(nèi)部存在多個(gè)相互作用復(fù)雜的構(gòu)造單元，無法通過粗糙且變化量較小的動力地形模擬數(shù)據(jù)準(zhǔn)確約束構(gòu)造地形。因此，作者收集了造山帶低溫?zé)崮甏鷮W(xué)及裂陷盆地沉降數(shù)據(jù)（圖3），構(gòu)建各構(gòu)造單元不同演化階段的構(gòu)造地形。不同構(gòu)造單元的數(shù)據(jù)詳情見表2。

表2 長江流域晚白堊世以來造山帶區(qū)域隆升剝露數(shù)據(jù)Table 2 Uplift and exfoliation data of orogenic belt region since the Late Cretaceous in Yangtze River basin

山脈、高原等隆升區(qū)數(shù)據(jù)絕大多數(shù)來自低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法獲得的研究資料（表2；表3）。低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究最常見的對象是磷灰石或鋯石裂變徑跡，該方法往往用以揭示巖石的剝露 （exhumation）過程 （Peter and Mark，2006），即巖石相對的地表位移，其往往是侵蝕 （erosion）或構(gòu)造活動（tectonic progress）引發(fā)負(fù)載巖石的清除 （removal）作用 （England Molnar，1990）。通常情況下，磷灰石快速冷卻是構(gòu)造剝露的重要特征，而正斷層活動、陸內(nèi)造山增厚及大陸邊緣地殼橫向減薄等構(gòu)造因素控制了構(gòu)造剝露速度 （Ringetal.，1999；Stüwe and Terence，1998），因此可以通過低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)對構(gòu)造地形加以約束。地殼均衡補(bǔ)償了相當(dāng)一部分剝露作用效果 （Tsuboi，1983），因此低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)包含了均衡效應(yīng)的影響。此外，地殼撓曲均衡量恢復(fù)嚴(yán)重依賴準(zhǔn)確的有效彈性厚度（Te），該數(shù)值受到板塊演化的顯著影響。因研究區(qū)構(gòu)造單元眾多且模擬時(shí)間跨度大，難以獲得合適的Te參數(shù)，故建立模型時(shí)沒有進(jìn)行撓曲均衡校正。

表3 長江流域晚白堊世以來盆地沉降速率數(shù)據(jù)Table 3 Data of basin subsidence rates since the Late Cretaceous in Yangtze River basin

3.2.3 古降水重建

在Badlands代碼中，古降水量是影響地表巖石侵蝕、河流下切及沉積物搬運(yùn)的重要參數(shù)（Salles and Hardiman，2018）。研究區(qū)不同時(shí)間段古降水量數(shù)據(jù)及來源見表4。

表4 長江流域晚白堊世以來古降水量數(shù)據(jù)匯總Table 4 Paleo-precipitation data since the Late Cretaceous in Yangtze River basin

3.2.4 古海平面重建

海平面升降會改變河流侵蝕基準(zhǔn)面以及沉積物容納空間，從而影響流域地貌的演變（Watts and Thorne，1984；Schumm，1993；Jacobetal.，2011；Kenetal.，2015），因此是模型的重要參數(shù)。本研究采用了Haq等 （1987）海平面重建方案。

3.2.5 侵蝕系數(shù)

侵蝕系數(shù)（erodibility coefficient）是在Badlands代碼中構(gòu)建地貌演化模型重要參數(shù)，它受到巖性、河道寬度、洪水頻率及河道水流動力等因素的控制（Salles and Hardiman，2016）。模擬結(jié)果表明，侵蝕系數(shù)對地貌演化模型影響強(qiáng)烈，通過現(xiàn)今研究區(qū)真實(shí)地貌、地表巖石侵蝕量恢復(fù)以及盆地地震剖面等資料約束，設(shè)定該系數(shù)為5×10－6較為貼合實(shí)際情況。

4 模擬結(jié)果

4.1 古地貌演化過程

晚白堊世，中國整體地形呈現(xiàn)出 “東高西低”的特征。鋯石年代學(xué)研究 （王瑞和姜寶玉，2021）表明，這一時(shí)期四川盆地可能存在流向西南的水系，四川盆地被造山帶圍限僅西南側(cè)海拔較低是水系向該方向發(fā)育的原因（圖4－a，4－b）。受古太平洋板塊俯沖后撤影響，中國東部裂陷活動強(qiáng)烈 （Lietal.，2014；Suoetal.，2019），山間盆地及邊緣海盆地的發(fā)育可能促進(jìn)了東部水系的建立（圖4－b），而揚(yáng)子地區(qū)東西兩側(cè)水系被海拔超過2000m的湘鄂西褶皺帶阻隔。

圖4 晚白堊世 （80Ma）以來古地貌演化模型Fig.4 Paleo-landscape evolution model since the Late Cretaceous

古新世至早始新世，中國整體地貌格局沒有發(fā)生明顯變化（圖4－b，4－c）。但東部的持續(xù)裂陷活動（Lietal.，2014；Suoetal.，2019），導(dǎo)致盆地規(guī)模擴(kuò)大、古高原萎縮。中下?lián)P子?xùn)|部河流系統(tǒng)繼續(xù)向西擴(kuò)展，而四川盆地水系格局沒有顯著變化（圖4－c）。

古近紀(jì)晚期，青藏東南緣及大涼山地區(qū)的快速隆升，導(dǎo)致四川盆地排水嚴(yán)重受阻，沉積物大量堆積抬升地表并迫使西南向水系開始衰亡（圖4－c，4－d）。湘鄂西褶皺帶長期構(gòu)造穩(wěn)定，持續(xù)剝蝕降低。中國東部持續(xù)強(qiáng)烈伸展作用則導(dǎo)致江漢盆地處于較低基準(zhǔn)面。研究區(qū)東西兩側(cè)構(gòu)造環(huán)境的共同作用，最終導(dǎo)致長江三峽在晚漸新世 （約26Ma）發(fā)生貫通（圖4－e）。新近紀(jì)以來，研究區(qū)氣候濕潤化，中國東部山脈侵蝕強(qiáng)烈，長江流域現(xiàn)今水系形態(tài)逐步建立（圖4－f）。晚新生代以來，云貴高原快速隆升，促使金沙江向北進(jìn)入四川盆地形成現(xiàn)代長江流域（圖4－g，4－h(huán)）。

4.2 模擬結(jié)果對比

圖5 四川盆地晚白堊世以來地層剝蝕量Fig.5 Strata denudation since the Late Cretaceous in Sichuan Basin

圖6 江漢盆地晚白堊世以來地層沉積厚度Fig.6 Sedimentary thickness since the Late Cretaceous in Jianghan Basin

圖7 江漢盆地地震剖面與模擬剖面結(jié)果對比 （剖面位置見圖6－a。地震剖面來源：AA’據(jù)趙長煜，2009；BB’和CC’據(jù)盧林，2005；DD’據(jù)王德良等，2018）Fig.7 Comparison between seismic profiles and simulated profiles in Jianghan Basin（Profile location is shown in Fig.6－a.Seismic profile AA’was from Zhao，2009；BB’and CC’were from Lu，2005；DD’was from Wang et al.，2018）

5 討論

5.1 長江三峽的貫通時(shí)限

利用鋯石年齡特征進(jìn)行物源追蹤是分析河流演化的重要方法（Cliftetal.，2012）。同位素年代學(xué)研究表明，揚(yáng)子板塊、華夏板塊、松潘—甘孜地塊、江南造山帶及秦嶺大別造山帶中，現(xiàn)代長江流域大部分區(qū)域碎屑鋯石的年齡大于65Ma，年齡小于65Ma的碎屑鋯石記錄主要出現(xiàn)在金沙江地區(qū)。青藏高原始新世以來的隆升過程伴隨著廣泛的巖漿活動，是長江流域新生代鋯石的主要物源 （Heetal.，2013，2014）。長江上游北羌塘地塊出露諸多年齡為40～24Ma的花崗巖 （朱麗等，2006；Xuetal.，2019），其東部金沙江—紅河構(gòu)造帶則存在年齡為40～30Ma的花崗巖 （Liuetal.，2022）；此外，松潘—甘孜褶皺帶東南部鮮水河斷裂帶出露始新世—漸新世花崗巖 （李海龍等，2016；唐淵等，2022）。因此，在長江中下游地區(qū)沉積地層中識別新生代鋯石信號，是分析三峽貫通時(shí)限的重要依據(jù)。

江漢盆地位于長江三峽東側(cè)出口，必然留存其貫通事件的地質(zhì)記錄 （Zheng，2015）。Yang等（2019）在江漢盆地中新統(tǒng)廣化寺組下部，首次識別出同位素年齡32Ma的碎屑鋯石，該地層底界年代約為26～24.6Ma（王必金等，2006）。江漢盆地內(nèi)部存在最新年齡不超過36.5Ma新生代玄武巖（徐論勛等，1995）?？梢?，長江三峽在漸新世末期已經(jīng)貫通，才會導(dǎo)致上述可能來源于青藏東部新生代花崗巖的碎屑鋯石進(jìn)入江漢盆地。

另有研究表明，長江下游南京、六安地區(qū)出露的“長江礫巖”形成年代不晚于早中新世，其碎屑鋯石年齡譜特征與長江三角洲全新世沉積物鋯石年齡譜特征（Jiaetal.，2010）基本相當(dāng)，由此推測長江三峽貫通導(dǎo)致一條含有與現(xiàn)代長江無法區(qū)分物源的河流在中新世之前形成（Zhengetal.，2013）。

不同的沉積相反映了水動力環(huán)境的變化，是分析水系類型及演化的重要依據(jù) （Andrew，2006）。Wang等（2014）指出江漢盆地西緣宜昌至松滋地區(qū)出露的古近系主要為砂巖—粉砂巖，代表低能量邊緣湖相環(huán)境，而在中新世地層中則出現(xiàn)大量低成熟度礫石并發(fā)育辮狀河沉積，古水流呈東南走向。在晚漸新世，江漢盆地主體也由深水湖盆沉積向大型河流沉積轉(zhuǎn)變。此外，長江下游多地出露早中新世辮狀河及泛濫平原相沉積（Zhengetal.，2013；徐亞東等，2014；Wangetal.，2022）。上述區(qū)域沉積環(huán)境的顯著變化，可能反映了中下?lián)P子地區(qū)在早中新世之前可能出現(xiàn)了東西向大型貫通性河流。

以上資料均表明長江下游地區(qū)在早中新世沉積物源及沉積動力條件已經(jīng)發(fā)生顯著轉(zhuǎn)變，這種轉(zhuǎn)變可能受到了長江三峽貫通的影響。本研究模擬結(jié)果揭示的長江三峽在晚漸新世—早中新世貫通，這一結(jié)果與上述地質(zhì)資料吻合。

5.2 古長江水系演化及三峽貫通機(jī)制

大型河流系統(tǒng)的形成發(fā)展受到板塊構(gòu)造、氣候演變、海平面升降等要素的控制 （鄭洪波和賈軍濤，2009）。新生代以來，青藏高原隆升、中國東部裂陷盆地發(fā)育以及東亞季風(fēng)建立等因素 （汪品先，1998）均對長江水系的形成和演化產(chǎn)生了重要影響。因此，對三峽貫通事件的研究，需要綜合考慮各種因素效應(yīng)并對各因素的重要性加以評估。Badlands軟件定量化考慮了上述多種環(huán)境因素，基于這種構(gòu)造—?dú)夂颉孛簿C合演變的模擬結(jié)果，可以探討古長江水系演化及三峽貫通機(jī)制。

沉積資料表明，晚白堊世原四川盆地呈現(xiàn)出“東北高西南低”的地貌格局，大涼山等現(xiàn)今高海拔地區(qū)處于湖盆沉積環(huán)境 （Lietal.，2016）；揚(yáng)子西南緣沿南北方向分布一系列盆地，如西昌盆地、會理盆地、楚雄盆地、思茅盆地等，這些盆地在晚白堊世至古新世普遍發(fā)育湖泊及河流相沉積 （江卓斐等，2014；楊慶道，2014；馮盈，2016；趙杰等，2020）。最新的鋯石年代學(xué)數(shù)據(jù)表明，晚白堊世至早古近紀(jì)青藏高原東緣存在一個(gè)物源區(qū) （包括松潘—甘孜及上揚(yáng)子地區(qū)），發(fā)育流經(jīng)上述盆地群的古河流 （Zhaoetal.，2021）。這得到了本研究模擬結(jié)果的驗(yàn)證，模擬結(jié)果顯示，這一時(shí)期四川盆地由西南緣向外排水，這些水系構(gòu)成了古長江川江段（圖4－a，4－b）。

古地磁、沉積相及古生物研究表明，印度—?dú)W亞板塊于55～50Ma開始碰撞并進(jìn)入 “軟碰撞”階段 （Lee and Lawver，1995；Suoetal.，2020），新特提斯洋盆逐漸關(guān)閉 （Klootwijketal.，1992；Becketal.，1995；Najmanetal.，2010）。古氧同位素研究認(rèn)為，青藏東南緣在晚始新世 （約40Ma）已經(jīng)存在與現(xiàn)今海拔相當(dāng)?shù)母咴?（Hokeetal.，2014；Lietal.，2015a），但大氣及海洋性質(zhì)變化會顯著影響傳統(tǒng)氧同位素古地貌重建結(jié)果，故該結(jié)果受到質(zhì)疑。最新的古氣候重建結(jié)果表明，青藏地區(qū)晚始新世低海拔邊界條件設(shè)定得到的氧同位素分布模型，與實(shí)地樣品分布擬合效果更好 （Botsyunetal.，2019）。本研究的古地貌模擬結(jié)果表明，青藏東南部及揚(yáng)子西南緣的低地貌可能更有利于四川盆地周圍山脈剝蝕物質(zhì)向外排泄，僅在現(xiàn)今大涼山地區(qū)出現(xiàn)較薄沉積地層（圖8－b），原有水系的地貌梯度得以維持。另外鋯石年代學(xué)研究表明，至少40Ma思茅盆地存在上揚(yáng)子地區(qū)的物質(zhì)輸入 （馮盈，2016），南流水系尚未中斷。

圖8 四川盆地AB剖面模擬結(jié)果 （剖面位置見圖1）Fig.8 Model results along Profile AB in Sichuan Basin（Profile location is shown in Fig.1）

巖漿記錄及熱年代學(xué)研究表明，晚始新世（約40Ma）青藏東部及四川盆地西南緣龍門山南部開始快速隆升 （Chungetal.，1998，2005；Richardsonetal.，2008；Zhangetal.，2016），這可能與45Ma以來印度—?dú)W亞板塊進(jìn)入 “硬碰撞”階段（Lee and Lawver，1995）有關(guān)。與此同時(shí)，印支地塊快速順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，揚(yáng)子西南緣受到強(qiáng)烈擠壓（劉俊來等，2007），楚雄盆地群快速隆升 （楊慶道，2014）。本研究模擬結(jié)果顯示，青藏東南緣快速隆升導(dǎo)致剝蝕通量迅速增加，而揚(yáng)子西南部隆升則迫使沉積物在四川盆地南部堆積并形成平衡沖積河流系統(tǒng)（圖4－c，4－d；圖8－c，8－d）。相較于深切河谷，地形梯度較低的沖積河道更有利于河道反轉(zhuǎn)使得古長江連續(xù)向西襲奪更易進(jìn)行 （Clarketal.，2004）。

晚古近紀(jì)，四川盆地西南緣受到強(qiáng)烈擠壓并廣泛發(fā)育褶皺 （Burchfieletal.，1995；王二七和尹紀(jì)云，2009），盆地向南排水進(jìn)一步受阻。平衡沖積河流系統(tǒng)在下游隆升會顯著阻礙河流下切，導(dǎo)致沉積物在上游堆積并降低地貌梯度 （Humphrey and Konrad，2000），當(dāng)隆升速度高于河流下切速度則會迫使河道轉(zhuǎn)向或消亡 （Burbanketal.，1996）。本研究模擬結(jié)果表明，約30Ma盆地西南部大涼山地區(qū)的快速隆升破壞了南向外流水系，30～25Ma龍門山地區(qū)的強(qiáng)烈擠壓 （Wangetal.，2012）則進(jìn)一步縮小盆地容積，沉積物快速堆積并導(dǎo)致盆內(nèi)沖積地貌逐漸反轉(zhuǎn)（圖8－c至8－e）。此外，川東—湘鄂西褶皺帶北部古近紀(jì)構(gòu)造穩(wěn)定持續(xù)剝蝕降低（王平等，2012；石紅才和施小斌，2014），而江漢盆地長期裂陷沉降維持較低基準(zhǔn)面則為河流改道提供大坡度潛在導(dǎo)流路徑。上述因素綜合作用，導(dǎo)致晚漸新世四川盆地東北邊緣產(chǎn)生新的河流切口引發(fā)長江三峽貫通（圖4－e，4－f）。同位素研究表明，24Ma之后紅河流域與上揚(yáng)子地區(qū)失去聯(lián)系，這很可能與晚漸新世古長江中上游被下游襲奪有關(guān)（Cliftetal.，2006，2008）。

早中新世，東亞季風(fēng)體系逐步確立 （Sun and Wang，2005；Yaoetal.，2011），濕潤化的氣候加劇了侵蝕作用，四川盆地剝蝕強(qiáng)烈（圖8－g，8－h(huán)），中國東部地形持續(xù)降低，長江中下游流域進(jìn)一步擴(kuò)張（圖4－f，4－g）。晚中新世青藏高原快速隆升，下地殼管道流向東部川滇地塊強(qiáng)烈擠出（Clark and Royden， 2000； Schoenbohmetal.，2006），導(dǎo)致云貴高原快速抬升 （王國芝等，2004），長江進(jìn)一步向上游擴(kuò)展并在不早于中新世進(jìn)入云貴高原（圖4－h(huán)）。沉積學(xué)研究表明江漢盆地新溝、周老鉆孔中第四紀(jì)地層沉積物磁化率大幅提高，這是大量鐵磁性物質(zhì)的輸入的結(jié)果 （Zhangetal.，2008）?，F(xiàn)代長江水系碎屑礦物研究表明長江流域僅金沙江段沉積物重礦物含量超過5%，且絕大多數(shù)為鐵磁性礦物，而長江其他支流沉積物重礦物含量顯著低于金沙江段 （王中波等，2006），而江漢盆地第四紀(jì)地層磁化率大幅提升可能與長江進(jìn)入云貴高原有關(guān)。

由此，作者推測，長江三峽的貫通方式具體表現(xiàn)為：四川盆地西南向水系消亡、新生東向水系進(jìn)入江漢盆地并被中國東部原有水系捕獲形成統(tǒng)一流域。

6 結(jié)論

本研究利用Badlands古地貌模擬軟件，動態(tài)重建了長江 “第一彎” 以東地區(qū)、晚白堊世（80Ma）以來的長江流域地貌及水系演化過程。基于模型結(jié)果，探討了長江長江水系的演化過程和三峽貫通機(jī)制，主要結(jié)論如下：

1）新生代以來，揚(yáng)子板塊東西部各自獨(dú)立發(fā)育河流系統(tǒng)，它們是構(gòu)成現(xiàn)代長江的重要組成部分。晚漸新世 （約26Ma），東、西河流系統(tǒng)在湘鄂西褶皺帶北部三峽地區(qū)發(fā)生貫通，成為現(xiàn)代長江形成的標(biāo)志性事件。

2）長江三峽的貫通是四川盆地水系反轉(zhuǎn)和江漢盆地持續(xù)低基準(zhǔn)面的共同作用。印度—?dú)W亞板塊碰撞導(dǎo)致的青藏東南緣及上揚(yáng)子西南部的快速隆升，迫使原四川盆地南向排水系統(tǒng)消亡，同時(shí)沉積物排泄受阻在盆內(nèi)堆積形成沖積河流系統(tǒng)并引發(fā)地貌變?yōu)?“西南高東北低”；中國東部裂陷活動持續(xù)進(jìn)一步破壞原有高原地貌，并大幅降低區(qū)域 （包括江漢盆地在內(nèi)）基準(zhǔn)面。上述作用共同導(dǎo)致長江三峽在晚漸新世貫通。