2018, Vol. 61
作为青藏高原的东边界，龙门山自中新世以来发生了强烈隆升，形成了世界上最陡峻的地形梯度带(Tapponnier et al., 2001; Clark et al., 2005; 张培震等, 2014).从四川盆地西边界到青藏高原仅50 km范围内高差达4.5 km，龙门山因此成为研究青藏高原物质向东运动及青藏高原东缘隆升机制的重要场所(Worley and Wilson, 1996; Hubbard and Shaw, 2009; Xu et al., 2009)，因而也催生了导致地壳增厚的下地壳流模型(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008)与上地壳缩短模型(Hubbard and Shaw, 2009).在构造样式方面，龙门山存在明显的南北分段特征.龙门山中北段构造组合简单，主要由后山断裂(汶川—茂汶断裂)、中央断裂(映秀—北川断裂)与前山断裂(灌县—安县断裂)等三条分支断裂组成叠瓦状冲断带(邓起东等, 1994; Liu-Zeng et al., 2012)，具有右旋走滑的斜向逆冲性质，前陆盆地构造不发育.而龙门山南段则由多条叠瓦状冲断带及其前陆褶皱带两部分组成，表现为典型的逆冲构造性质(图 1).2008年汶川MS8.0级地震沿龙门山中北段形成了270 km长的地表破裂带和数米高的断层陡坎，同震破裂表现为逆冲兼右旋走滑性质(徐锡伟等, 2008; 张培震等, 2008; Xu et al., 2009; Lin et al., 2009).而2013年芦山MS7.0级地震发生于龙门山南段山前地带，却未形成地表破裂带，其发震构造被认为是盲断层(徐锡伟等, 2013)或断坡构造(Liu et al., 2015)，为典型的逆冲型地震.龙门山南段山区冲断带第四纪逆冲活动量有限，晚第四纪地壳缩短速率不超过1 mm·a-1(李伟等, 2017)，远小于龙门山中段的2~3 mm·a-1(马保起等, 2005; 李勇等, 2006a; Densmore et al., 2007；Zhou et al., 2007)，因此，龙门山南段第四纪构造变形是怎样分配到了前陆地区，是该区域的一个重要科学问题，对于理解龙门山南段逆冲活动特征、以及高原向东扩展模式具有重要意义(李海兵等, 2008; Liu-Zeng et al., 2009)，对该地区地震危险性评价也有重要的指导作用.
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图 1 龙门山区域地质构造背景 其中，GPS位移场数据引自前人数据(Gan et al., 2007)；A-A′剖面参考了1:20万地质图与地震剖面解译(Jia et al., 2006; Wang et al., 2014)；A-A′中地层符号，Q-第四系，E-古近系，K-白垩系，J-侏罗系，T-三叠系，Pz-古生界，Pc-前寒武；A-A′地层颜色根据国际地理联合委员会(FGDC)标准绘制. Fig. 1 Shaded relief map of Longmen Shan showing the regional tectonic setting The GPS velocity data was referred to the preceding research (Gan et al., 2007); Profile A-A′ was referred to geological map (1:200000) and the seismic profile (Jia et al., 2006; Wang et al., 2014); The meaning of symbols in profile A-A′ are as follows: Q-Quaternary, E-Paleocene, K-Cretaceous, J-Jurassic, T-Triassic, Pz-Paleozoic, Pc-Precambrian; Colors in profile A-A′ was according to the Federal Geographic Data Committee (FGDC). |
龙门山南段前陆盆地夹持于北东走向的龙门山与北西走向大凉山之间，其形成与川滇块体的挤出是否有关系，是该地区另一个重要的地学问题.中新世以来伴随川滇菱形块体的挤出，统一的锦屏山—龙门山构造带被左旋位错的鲜水河断裂带一分为二(许志琴等, 2007)，川滇菱形块体的侧向推挤作用无疑会对龙门山南段及其前陆区构造变形施加影响.
龙门山南段前陆区发育了河流阶地与冲积扇等多种河流地貌面(李勇等, 2006b；黎兵等, 2007；唐熊和陶晓风, 2009；姜大伟等，2016；Jiang et al., 2016)，它们被广泛的应用于逆冲构造变形研究(Huggett, 2007; Burbank and Anderson, 2011).通过阶地变形可以得到构造掀斜速率、褶皱变形特征、以及断裂滑动速率(Lavé and Avouac, 2000; Simoes et al., 2007)；通过冲积扇变形，能够从空间上反映整个区域的构造活动特征(Goswami et al., 2009; Kar et al., 2014; Garzanti et al., 2016; Jiang et al., 2016).论文建立了青衣江河流阶地纵剖面图，调查了古冲积扇对断裂活动的记录，在此基础上对龙门山南段前陆区晚第四纪构造变形样式进行了分析，并讨论了第四纪前陆盆地形成的构造机理.
1 区域地质背景龙门山断裂带位于青藏高原东缘，是青藏高原和华南块体的边界构造带.大地构造上位于华南块体西缘，构造演化主要经历元古代基底形成、晚元古代—中三叠世被动大陆边缘拉张和中新生代推覆造山3个阶段(邓起东等, 1994).元古代晚期至中三叠世，龙门山及其西侧的沉积受被动大陆边缘同沉积正断裂控制，形成了巨厚的海相碳酸盐沉积至复理石建造.晚三叠世时期，华南块体与羌塘块体碰撞导致构造反转，龙门山及其西侧的地层发生大规模南东向推覆，形成北东走向的褶皱冲断带和相应的前陆盆地，在前陆盆地形成了巨厚的以陆相碎屑岩为特征的晚三叠纪至白垩纪地层(王二七和孟庆任, 2008).新生代在青藏高原向东挤出作用下，龙门山再次发生南东向冲断作用，改造了中生代构造，形成了局限于前陆盆地西缘的新生代陆源碎屑沉积(Burchfiel et al., 1995; 陈竹新等, 2005).
龙门山南段的逆冲推覆带主要包括耿达—陇东断裂(后山断裂)、盐井—五龙断裂(中央断裂)、小关子断裂(前山断裂，也称双石—大川断裂)，其中小关子断裂构成了逆冲前锋与前陆区的分界(图 1).龙门山南段前陆构造表现为断展褶皱，主要包括芦山褶皱及伴生的大邑断裂(包括始阳断裂与新开店断裂两条分支)、熊坡背斜及伴生的蒲江—新津断裂、三苏场背斜及其伴生断裂、以及龙泉山背斜及伴生断裂组成(图 1和图 2)，控制这些前陆褶皱带的断裂向下汇聚到前陆滑脱层上(图 1，A-A′).该滑脱层为三叠系底部的膏盐层，位于地下5~7 km(Jia et al., 2006; Hubbard et al., 2010).石油地震反射剖面揭示了芦山背斜之下存在一条盲逆断裂，倾向北西，倾角约25°~35°，其连接了龙门山地区的深部滑脱层与前陆地区的浅部滑脱层(Li et al., 2010).根据地震活动性与深地震反射资料推测深部滑脱层位于地下17~20 km(Hubbard et al., 2010).前陆区发育近南北走向的逆冲断层如大塘断裂，该断裂位于熊坡背斜北麓，地表线性特征明显(Wang et al., 2013b).
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图 2 龙门山南段地质构造图 其中，图(a)底图为1:50万地质图，颜色标准根据国际地理联合委员会(FGDC)；图(b)剖面参考了1:20万区域地质图；图c—e青衣江演化信息取自文章(Jiang et al., 2016). Fig. 2 Geological map of southern Longmen Shan The base drafting of Fig (a) was according to the geological map in scale of 1:500000, colors in Fig (a) was according to the Federal Geographic Data Committee (FGDC); Fig (b) was referred to the geological map in scale of 1:200000; The migration of Qingyijiang river in Fig (c), Fig (d), and Fig (e) was according to the preceding research (Jiang et al., 2016). |
低温年代学的研究表明：龙门山中段新生代的差异剥蚀集中于中央与前山断裂(Tian et al., 2013)，而龙门山南段的差异剥蚀分散到了更宽的范围，包括双石—大川断裂的两个分支以及山前地区的断层与褶皱(谭锡斌等, 2013).前人研究认为熊坡背斜、龙泉山背斜、蒲江—新津断裂晚第四纪有活动迹象(王伟涛等, 2008; 郑文俊等, 2008)，基于凯江阶地变形估算龙泉山北段第四纪地壳缩短速率达到1.47 mm·a-1(Li et al., 2015).龙门山南段前陆区晚第四纪可能存在普遍的构造活动性，但目前仍缺少系统的定量研究，以能够全面反映前陆区的晚第四纪构造活动特征.而前陆区青衣江发育的第四纪古冲积扇与河流阶地，可以作为研究构造变形的理想参考面(图 2).
2 研究方法 2.1 河流阶地河流阶地的空间连续性与准等时性使其成为理想的构造变形标志(杨景春和李有利, 2005; Burbank and Anderson, 2011)，均衡状态下河床纵剖面是上凹的连续光滑面(Wohl, 2013).在地壳整体均衡抬升状态下，河流阶地是一个大致平行河床的平滑面，构造活动使阶地纵剖面表现为拱曲或断错变形.首先通过遥感解译识别沿河谷展布的阶梯状地形，再通过野外核实构成阶地的冲积层.河流阶地对比主要依据阶地高程、冲积层结构与风化程度、以及阶地年代等方面(Formento-Trigilio et al., 2003; Burbank and Anderson, 2011).前陆区现代青衣江发育6级阶地，其中T1-T4阶地是连续性贯通阶地，保留有完好的冲积相覆盖层，可以作为测年依据，因此通过建立阶地纵剖面能够定量反映晚第四纪地壳缩短速率.
2.2 冲积扇河流出山进入前陆区之后，由山区的侵蚀、搬运作用变为堆积作用为主，因此前陆区河流多发育在山前冲积扇上，在出山口处切割较老的冲积扇，形成新的阶地面.原始冲积扇面具有连续平滑的特征，因此可以明显的反映出后期断裂错断、褶皱拱曲等构造变形(Horton and Decelles, 2001; Viseras et al., 2003; Harvey et al., 2005; Garzanti et al., 2016).龙门山南段前陆区分布了名山—邛崃(名邛)古冲积扇与丹棱—思濛(丹思)古冲积扇(图 2a)(张倬元等, 1982, 2000).我们的前期工作认为中更新世以来青衣江频繁改道，导致冲积扇阶段性形成并废弃(图 2c, d, e)(Jiang et al., 2016).古冲积扇面遭受了一定程度的侵蚀，但较大区域的地貌面分析仍能够反映出构造变形，可以作为前陆区构造活动的参考面.
2.3 地貌面测量河流阶地与洪积扇的测量使用了流动GPS测量站，基于四川省测绘地理信息局开发的“四川省卫星定位连续运行基准服务平台(SCGNSS)”进行网络RTK差分测量.流动站测量的水平精度为5 cm，大地高程精度为8 cm.阶地高程测量点尽量远离支流沟口以减少支流的干扰，统一测量阶地面前缘及其基座获得阶地及其基座高程，拔河高度用阶地测量点的高程减去最近的河床高程.
一般标准阶地的冲积相砾石层很规则，大多具有单个或多个沉积旋回，顶部漫滩相砂层较薄，厚度10 ~ 50 cm.但在中游的峡谷段，偶尔会见到后期地表过程的干扰.在中游灵关镇T2阶地发现典型外来加积特征：在厚度约6 m的原始冲积砾石层之上，又超覆了厚约7 m的黏土、细砂，超覆物具有水平层理，从下至上依次为4 m厚的灰绿色黏土、2 m厚的灰黑色碳质黏土、1 m厚的浅黄色粉砂层，推测是堰塞湖形成的，对灰黑色碳质黏土层的14C测年结果为3.07±0.02 ka B.P.，远远比T2阶地自身的沉积物年轻.这些具有超覆物的阶地，其总厚度往往比一般阶地沉积厚度大很多，因此在测量时，我们一般避开超覆阶地，或以原始冲积相等顶面为阶地面，排除掉后期超覆物的干扰.
2.4 年代学方法本文采用了放射性碳同位素测年(14C)、光释光测年(OSL)以及电子自旋共振测年(ESR)三种测年手段相结合.14C、OSL、ESR三种测年方法目前较为可靠的测年范围分别为＜50 ka、＜100 ka以及＜2.5 Ma.我们在地貌面大致年龄允许范围之内，优先使用精度更高的测年方法.对于青衣江现代阶地T1与T2，主要采集了14C与OSL样品，并且在同一剖面优先采集精度更高的14C样品；T3阶地主要采集了OSL样品；T4、T5及T6等高阶地均采集了ESR样品进行测年.
关于阶地样品的采集，必须准确的反映阶地面的年龄.前人研究曾证实，当阶地沉积特征复杂时，很容易产生地层年龄的跳跃.如Lavé对喜马拉雅山前Bagmati河流阶地的研究中，发现当阶地上覆较厚的淤泥或砂层时，往往是阶地废弃后，偶然性的洪水、堰塞湖等原因形成的沉积(Lavé and Avouac, 2000).这些淤泥或砂的年龄往往很年轻，并可能存在多期性，其底部最靠近砾石层的黏土年龄与砾石层很相近.而冲积相砾石层往往是较快速的堆积并且没有沉积间断，砾石层间的薄层黏土或砂基本都是与砾石层同期，它们的年龄可以代表阶地本身沉积物的年龄.因此本文在年代学样品采集过程中，首先辨别并排除后期的超覆地层，然后在原始的冲积相砾石层顶部的砂质透镜体或漫滩相沉积进行取样，以得到最接近阶地面的废弃年龄.
3 前陆区河流阶地与古洪积扇 3.1 青衣江河流阶地现代青衣江在雅安河谷保存了6级阶地，是整个青衣江流域阶地保存最完整的河段，因此将雅安河谷阶地作为青衣江阶地的标准进行介绍(图 2a, 图 3a).雅安河谷位于蒙顶山与熊坡背斜之间，长24 km，宽2~3 km.阶地从低至高分别为T1至T6，其中T1至T4分布连续、保存好，T5与T6仅局部保存(图 3b).
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图 3 青衣江雅安地区阶地沉积特征 其中，图(a)雅安河谷范围标于图 2a中；图(b)剖面标于图(a)中A-A′；图(c)、(d)中分别为T6阶地至T1阶地剖面，剖面位置标于图(a)中，剖面5位置标于图 2a中；T6剖面GPS坐标为30°01′8.8″N, 102°48′12.6″E；T5剖面GPS坐标为29°52′57.7″N, 103°10′41.3″E；T4剖面GPS坐标为29°58′49.8″N, 102°59′1.1″E, ；T3剖面GPS坐标为29°59′9.2″N, 102°59′46.8″E；T2剖面GPS坐标为29°59′49.9″N, 102°57′23.1″E；T1剖面GPS坐标为30°01′03.9″N, 103°02′52.9″E. Fig. 3 Depositional features of Qingyijiang river terraces in the Ya′an area The extent of Fig (a) was marked in Fig. 2a; The location of Fig (b) was shown in Fig (a) as A-A′; Fig (c) and Fig (d) shows the outcrops of terrace T6 to T1, and the locations were marked in Fig (a), in addition, the location of profile 5 was shown in Fig 2a; the GPS of T6′s outcrop is30°01′8.8″N, 102°48′12.6″E; the GPS of T5′s outcrop is 29°52′57.7″N, 103°10′41.3″E; the GPS of T4′s outcrop is 29°58′49.8″N, 102°59′1.1″E; the GPS of T3′s outcrop is 29°59′9.2″N, 102°59′46.8″E; the GPS of T2′s outcrop is 29°59′49.9″N, 102°57′23.1″E; the GPS of T1′s outcrop is 30°01′03.9″N, 103°02′52.9″E. |
在雅安市雨城区、大兴镇附近，阶地面平坦宽广，T1、T2阶地连续性较好，两岸均有发育，T3阶地在右岸保存较好，T4阶地普遍保存较差.T1和T2阶地为堆积阶地，T3和T4阶地为基座阶地，其中，T1拔河4.9~8.5 m，T2拔河15.2~18.6 m，T3拔河48.0~59.9 m，T4拔河88.1~92.1 m.两级局部阶地中，T5阶地主要分布在青衣江流经熊坡背斜附近的两岸高地，包括熊坡背斜北侧青衣江左岸石坪、右岸席草坪、洪雅县宽谷两岸的高地.T5虽然分布范围较少，但一般宽度大而连续，表面十分平坦，上面常有村落建筑等.T6阶地只存在一处，分布在雅安市西南侧青衣江右岸的龙岗山山顶，那里保存了北东走向长540 m，宽85 m的T6阶地面.其中，T5拔河120.5~125.0 m，T6拔河201.3~205.5 m.
T1阶地主要分布于雅安城区下游河段.在徐家浩旁工地内(图 3a，剖面1)，可见厚度5.2 m地层剖面(图 3d，剖面1)，基质普遍呈灰黑色，门塞尔标准颜色7.5YR3/2.自下而上为：①粗砾石层，圆状、次圆状，直径为5~40 cm，岩性以花岗岩、闪长岩为主，砾石表面光滑，基质为褐灰色砂土，结构松散，夹褐黄色黏土透镜体，厚1.2 m；②浅黄色粉砂质黏土层，厚3.1 m；③砾石层，砾径3~15 cm，岩性以花岗岩、闪长岩为主，结构松散，厚0.9 m.
T2在雅安市城区青衣江两岸有广泛分布，在雅安市上游的多营镇左岸(图 3a，剖面2)，可见厚度11.5m剖面(图 3d，T2)，冲积相地层基质普遍呈棕灰色，门塞尔标准颜色7.5YR5/3.自下而上为：①砾石层，砾径2~15 cm，分选磨圆较好，砾石间基质为粗砂，厚4 m；②砾石层，砾径5~40 cm，磨圆好，分选性一般，基质为粗砂，厚2 m；③红褐色粗砂层，厚0.2 m；④细砾石层，砾径2~5 cm，分选磨圆好，厚1.3 m；⑤洪积砾石层，砾石由50~200 cm泥岩角砾组成，磨圆较差，基质为棕红色粗砂，厚4 m.
T3阶地主要分布于多营镇，雅安市，以及大兴镇以西的山麓地带，在大兴镇(图 3a，剖面3)可见厚度9.2 m剖面(图 3d，剖面3)，基质呈棕色，门塞尔标准颜色5YR5/8.自下而上为：①砾石层，分选磨圆较好，粒径5~15 cm，基质为棕色粗砂至中砂，厚5 m；②砾石层，磨圆较好，分选性一般，粒径10~30 cm，基质为棕色粗砂，厚3 m；③砾石层，分选磨圆较好，粒径3~12 cm，基质为棕色中砂至细砂，厚1.2 m.
T4阶地主要分布于青衣江右岸四川农业大学南侧山麓地带，宽几百米.在张家坪村西北(图 3a，剖面4)，见阶地前缘地层剖面(图 3d，剖面4)，基质呈红棕色，门塞尔颜色5YR4/6.可见剖面厚度3.8 m(总沉积厚度约12 m)，为褐红色砂质黏土混砾石，砾石呈圆状、次圆状，直径5~60cm，岩性为砂岩为主，次为石英岩.砂岩砾石风化严重，已松软，呈褐黄色.石英岩砾石表面光滑，无明显风化.
T5阶地分布于青衣江流经熊坡背斜的区域附近，以及下游的洪雅宽谷两侧.洪雅县西侧席草坪(图 3a，剖面5)可见厚5.2 m剖面(沉积厚度约18 m)，剖面砾石以石英岩、砂岩、泥岩及少量岩浆岩组成，风化程度较高.基质砂已风化为黏土，颜色2.5YR3/6(图 3c，剖面5).
T6阶地只保留在雅安市西南青衣江右岸龙岗山山顶(图 3a，剖面6)，可见厚5.2 m阶地剖面(沉积物总厚度约6 m).阶地沉积物由砾径为8~35 cm的较大石英岩、泥岩砾石组成.砾石间基质为黏土，颜色为2.5YR4/6，与洪积台地颜色相近(图 3c，剖面6).
3.2 阶地年代学青衣江T1阶地年龄样品共采集了3个剖面，分别位于灵关河谷、雅安河谷、洪雅河谷(图 4).在灵关镇有右岸罗家沟东侧，经施工出露了T1阶地的完整剖面，尽管此处T1为堆积阶地，但由于开挖可见底部基岩面，取14C样品T1-1、OSL样品T1-2；在雅安市左岸徐家浩村，工地施工的基坑中出露了完整的T1剖面，取OSL样品T1-3；在洪雅县三宝镇，可见出露的一个T1剖面，取OSL样品T1-4.青衣江T2阶地共采集6个样品，主要位于雅安和洪雅河谷.在雅安市青衣江左岸多营镇，高速公路施工处出露了T2剖面，取OSL样品T2-1；在雅安市多营镇，可见另一T2剖面，取OSL样品T2-2；在洪雅县罗坝镇青衣江右岸，可见T2剖面出露，取OSL样品T2-3；在洪雅县罗坝镇席草坪村，可见T2剖面出露，取OSL样品T2-4、T2-5；在洪雅县西侧青衣江右岸东岳镇，可见T2阶地开挖后的深坑，取OSL样品T2-6(图 4).
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图 4 青衣江阶地及古冲积扇年龄样品分布图 其中，本文测试了青衣江河流阶地年龄，冲积扇年龄参考了Jiang等(2016). Fig. 4 Distributionof the age samples from river terraces and alluvial fans The age of Qingyijiang river terraces was tested in this research, nevertheless, the age of alluvial fans was referred to Jiang et al. (2016). |
青衣江T3采集了一个样品，位于芦山河谷内.在芦山县右岸高家班村，高速公路施工开挖使得T3上部出露，取OSL样品T3-1.青衣江T4采集了两个样品，分别位于芦山河谷与雅安河谷.在芦山河谷上游右岸铜头村北、禾林村东附近，新修公路将T4开挖出露上部剖面，取ESR样品T4-1；在雅安市河谷右岸四川省农业大学南侧，可见T4少量顶部剖面出露，出露地层为阶地上部的粗砾石，取ESR测试样品T4-2.青衣江T6阶地保存较少，只在雅安河谷内采集了一个年龄样品，在雅安上游青衣江右岸龙岗山山顶，出露了T6阶地的剖面，取ESR样品T6-1(图 4).
(1) 放射性14C测年结果
14C测年的主要原理为：由于受到宇宙射线中子对大气层的作用，大气中的氮核发生核反应，生成天然14C.它在空气中迅速氧化，形成二氧化碳并进入全球碳循环.动植物一生中都从二氧化碳中吸收14C.当它们死亡后，立即停止与生物圈的碳交换，其14C含量开始减少，减少的速度由放射性衰变决定.本文的的14C样品进行了简单的前处理后，送往美国迈阿密β实验室完成全部测试，得到结果使用OxCal软件进行树轮校正(Ramsey, 2009; Ramsey and Lee, 2013)，详见图 5.样品坐标与结果见表 1.
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图 5 青衣江阶地14C样品树轮校正曲线 Fig. 5 Calibrated14C curvesfor Qingyijiang river terraces |
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表 1 放射性14C测试结果 Table 1 Dating results of 14C |
(2) OSL测年结果
样品的前处理与测试，均在中国地震局地壳应力研究所地壳动力学重点实验室完成.在实验室内以中心波长为661 nm的发光二极管阵作为光源的弱红光下(Wang et al., 2006)，去除采样钢管两端可能曝光、污染的部分，保留中心部位的样品供等效剂量测定.从中取出约20 g测定含水量和饱和含水量，之后将样品烘干充分研磨，直至全部通过63 μm的筛子，供测定样品中U、Th、K含量.样品均为粉砂及以下，故采取4~11 μm细颗粒组分.等效剂量(De)的测试采取了简单多片再生法(SMAR)(Lu et al., 2007)，检验长石组分所用的红外激发波长为830 nm.计算等效剂量时，选取前0.8 s减去背景值的释光信号值，进行线性或指数拟合建立光释光信号的剂量响应曲线即光释光生长曲线，确定样品的等效剂量(De)值.样品光释光信号衰减曲线见图 6，样品粒径、环境剂量与等效剂量等数据见表 2.
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图 6 青衣江阶地OSL样品信号衰减曲线 Fig. 6 OSL decay curves of the tested samples from Qingyijiang river terraces |
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表 2 光释光样品测试结果 Table 2 Dating results of OSL |
(3) ESR测年结果
ESR方法是一种非破坏性测量方法，其测年对象为盐类、断层物质、含石英的沉积物，测年范围可覆盖距今2.5 Ma年以来的整个第四纪时期(Rink et al., 2007).第四纪沉积物ESR法的主要测年矿物为石英，本文ESR样品测量在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室完成.样品前处理经历了烘干、碎样、100~200 μm粒径过筛，接下来用双氧水浸泡处理去除样品中的有机质、用盐酸浸泡处理去除样品中碳酸盐类、用氢氟酸侵泡处理(蚀刻)去除长石等矿物.处理后样品送往北京大学放射化学院钴源实验室进行样品人工辐照，辐照后的样品需放置一段时间去除辐照后产生不稳定信号.环境剂量率测量中U、Th、K含量在核工业北京地质研究所用ELEMENT等离子体质谱分析仪测定，同时考虑了水对α、β和γ辐射的吸收作用，进而计算样品环境剂量.本文采集的样品ESR测量结果表明其信号较好，样品年龄结果误差为：10%~20%，样品实验数据见表 3.
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表 3 电子自旋共振测试结果 Table 3 Dating results of ESR |
(4) 年龄结果汇总
将测试的年龄样品校正后汇总如表 4，表格中附采样地点与坐标，其中T3阶地年龄之一参考了前人测年结果(唐熊和陶晓风, 2009).根据上述年代测试结果可知，T1至T4阶地的废弃年龄依次为6~7 ka、40~60 ka、73~93 ka和约163 ka.
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表 4 青衣江河流阶地年龄总结 Table 4 The summary of Qingyijiang river terraces′ dating results |
名邛与丹思冲积扇是典型的湿润区山前地貌，也有学者称之为冲洪积扇(地球科学大辞典编委会, 2006).名邛冲积扇由名山县开始，在龙门山与熊坡背斜之间，向北东东方向呈带状分布，一直到邛崃市西侧的扇缘位置(图 2a).西侧扇顶位于名山县余光坡至万古一带(海拔772 m)，东侧扇缘位于邛崃市至新津市沿线(海拔488 m)，北抵平乐镇东北山梁(海拔497 m)，南至熊坡背斜北麓的蒲江县(海拔583 m).纵长56 km，前缘宽约24 km，分布面积1050 km2，从扇顶至扇缘坡降约0.51%，扇面坡度约0.29°，沉积厚度50 ~ 150 m.丹思冲积扇平面分布自西向东呈撒开的扇状(图 2a)，西起洪雅县(海拔662 m)，东至眉山县(海拔443 m)，南至夹江县(海拔460 m)(张倬元等, 2000)，纵长34 km，前缘宽约28 km，分布面积700 km2，从扇顶到扇缘坡降0.57% ~ 0.64%，扇面坡度仅0.35°，沉积厚度30~100 m.
由于名邛与丹思冲积扇形成年代久远，全部由冲积相砾石组成(图 7e)，表面已经被切割侵蚀，难以看出冲积扇的古地貌面形态(图 7c, d).通过ASTER GDEM 30 m分辨率的数字高程模型(DEM)进行古地貌面的恢复，以200 m分辨率的网格对台地表面进行高度提取最高点再重新插值，生成10 m间隔的等值线后再进行平滑，得到了可以代表古地貌面形态的等高线图(图 7a, b).通过重建的等高线表明：名邛冲积扇与丹思冲积扇仍保持了各自的扇面形态，能够反映出区域尺度的构造变形.如名邛冲积扇的南部扇顶与东、西部扇缘受到相邻背斜的褶皱作用而抬升(图 7b)，而丹思洪积扇中部因三苏场背斜褶皱作用而抬升并遭受剥蚀，其西部扇缘因熊坡背斜褶皱作用而翘起(图 7b).我们之前的古冲积扇沉积学和年代学研究结果表明名邛冲积扇年龄为308±34 ka至537±64 ka，丹思冲积扇年龄为185±18 ka至305±49 ka(Jiang et al., 2016)，可以作为冲积扇年代约束.
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图 7 古冲积扇形态与野外剖面照片 (a) ASTER GDEM 30 m分辨率的数字高程模型(DEM)的提取范围；(b)以200 m分辨率的网格对冲积扇表面进行高度提取最高点再重新插值后，生成的10 m间隔的等值线；(c)和(d)分别为名邛冲积扇与丹思冲积扇的地貌照片，照片位置与方向见图(a)；(e)名邛冲积扇与丹思冲积扇的剖面照片，剖面位置标于图(a)中. Fig. 7 Morphology ofancient alluvial fans and field photos (a) The extracted extent of ASTER GDEM 30 m; (b) The 10-m-interval contour line which was generated from the digital elevation model by extracting the highest point in each 200 m gridding and re-interpolating; (c) and (d) are the field photos of the Mingqiong alluvial fan and the Dansi alluvial fan, respectively; (e) The outcrop photos of Mingqiong alluvial fan and the Dansi alluvial. The location of (c), (d), and (e) were shown in Fig (a). |
通过前陆背斜区域的河流阶地位相图(图 8a)，可以看出T1~T4在靠近背斜区域体现出了不同的形态.而T5与T6阶地只保存在雅安河谷区域，无法反映背斜的活动特征.值得注意的是，在熊坡背斜与龙泉山背斜核部，发育了最新的T1b阶地(图 8a)，其形成于背斜核部局部隆升.
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图 8 龙门山南段前陆区青衣江阶地变形特征 (a)青衣江前陆区河流阶地拔河位相图；(b) T6至T1各级阶地分布图；(c)对应的地震反射剖面资料及相应的地层解译(Wang et al., 2014)，红色圆圈为小震精定位的投影(Zhu et al., 2005). Fig. 8 Deformation features of Qingyi River terraces (a) The longitude profile of the Qingyijiang river in the foreland area; (b) The distribution of terrace T6 to T1; (c) The corresponding seismic profile and its interpretation (Wang et al., 2014), and the red circles are the projection of small earthquakes′ relocation (Zhu et al., 2005). |
T1~T4在熊坡背斜处呈现出了依次递增的变形量，并且阶地面连续，说明熊坡背斜自中更新世晚期以来一直持续活动(图 8a, b)；而三苏场背斜附近，T4阶地未保存完全，只有T3显示拱曲变形，而T1与T2均未发生明显变形，说明三苏场背斜晚更新世中晚期以来变形较弱(图 8a, b)；龙泉山背斜区域只保存了连续的T1、T2以及局部的T1b阶地，表明龙泉山晚更新世以来的活动性一直较强.从地质剖面上可以看出(图 2b)，三个背斜变形导致了中生代与新生代的卷入，并且相关断裂呈现出不同的空间形态，背斜活动过程中使阶地发生了拱曲变形，而不是直接的断裂错断.地震剖面反映出的深部构造形态表明(图 1, A-A′; 图 8c)，这些断裂发育自深部的前陆区滑脱带，滑脱带的深度约4 km，这些分支断裂在扩展的过程中形成了前陆区一系列的褶皱(Wang et al., 2014).
根据地震剖面，已知滑脱带深度，可以采取物质守恒所推导出的剩余面积法进行地壳缩短速率计算：假设地壳在变形过程中剖面面积守恒，缩短量就等于缩短面积与滑脱面深度之商(Woodward et al., 1989; Shaw et al., 2005).抬升的面积A就等于缩短的面积A，滑脱面的深度为D，于是，缩短量S=A/D.结合各级阶地的年龄，可以得到熊坡背斜、三苏场背斜、龙泉山背斜的晚第四纪地壳缩短速率(表 5)，总计约1.93~2.64 mm·a-1.
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表 5 龙门山南段前陆区背斜晚第四纪地壳缩短速率 Table 5 Late Quaternary crustal shortening rates of anticlines in foreland of southern Longmen Shan |
(1) 大塘断裂
大塘断裂呈南北向分布，从龙门山山前区域延伸至熊坡背斜北麓的转折端(图 2a, 图 9a).前人通过深部地震剖面的研究认为断裂受控于其东侧一系列的小型背斜(Wang et al., 2013a)，并且这些背斜源自深部的一条滑脱带(图 9c, d).在大塘断裂靠近熊坡的区域，构造变形尤为强烈，白垩系地层发生较强的褶皱变形(图 9b).从扇体南部的深部地震剖面与地表的测量可以看出，滑脱带引起的膝折变形导致了冲积扇的整体位错.根据高精度的地表长剖面测量(图 9c)，断裂两侧扇体坡度的均值为0.697°，再经过几何计算得出扇体的整体错断量D约为64.1 m，取名邛冲积扇年龄的上下界，得到大塘断裂中更新世以来的滑动速率为0.12 ~ 0.15 mm·a-1.名邛冲积扇北部山前同样发生了地表变形，此处大塘断裂西侧缺少Q2地层记录，但邛西构造整体性的隆起导致了上部扇面的整体抬升(图 9d)，抬升量D为~87 m，在北侧扇体缺少很好的年龄约束，根据南部扇体的年龄，大致估算北段抬升速率可能为0.16 ~ 0.21 mm·a-1.
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图 9 大塘断裂位置及深部剖面图 (a)大塘断裂切穿名邛冲积扇的位置以及断裂南部与熊坡背斜相交处形态；(b)大塘断裂南部靠近熊坡背斜处基岩的强烈变形；(c)横跨大塘断裂南段的地震反射剖面及地层解译；(d)横跨大塘断裂北段的地震反射剖面及地层解译.地震反射剖面位置见图(a)，资料引自Wang等(2013a). Fig. 9 Location of the Datang fault and the seismic profile (a) Shows the position of Datang fault cutting the Mingqiong alluvial fan, and the morphological form of the intersect position of Datang fault and Xiongpo anticline; (b) The intense deformation of the basement layers which was caused by the southern Datang fault; (c) The seismic profile across the southern Datang fault and its interpretation; (d) The seismic profile across the northern Datang fault and its interpretaion. The location of the seismic profiles was shown in Fig (a), and the data was referred to Wang et al. (2013a). |
(2) 丹棱断裂
丹棱断裂分布在熊坡背斜南麓(图 2a)，如剖面h-h′所示(图 10a)，丹棱断裂位于三苏场背斜西侧，呈南北走向，倾向东.这条断裂控制了丹思冲积扇的西部边界(图 2a, 图 10a)，向北汇入熊坡背斜中部的变形区，向南延伸至青衣江侵蚀区，地表露头表现出良好的连续性.通过高精度的地形测量与地层实测，我们绘制了一条长地质剖面(图 10a)，发现断裂上盘中生代地层有明显的褶皱变形.
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图 10 丹棱断裂地质剖面图 (a)横跨丹棱断裂的实测地质剖面，h-h′位置见图 2a；(b)丹棱断裂露头照片，剖面位置标于图(a)中；(c)断裂露头素描图；(d)断层面上的擦痕，产状标于图(c)中. Fig. 10 Outcrop and sketch of the Danling fault (a) A field measured geological profile across the Danling fault, and the position of h-h′ was shown in Fig 2a; (b) the outcrop of Danling fault, and the position was marked in Fig (a); (c) The corresponding sketch of the outcrop; (d) The fault scrapes and their attitudes. |
这条断裂与三苏场背斜关系紧密，从走向上呈近平行的关系，与背斜西翼相聚约8 km，三苏场背斜的活动明显的掀斜了原有的丹思冲积扇体(图 10a)，而丹棱断裂南部分割了扇体的边缘，断裂北部形成了小型褶皱与熊坡背斜相连，推测丹棱断裂与三苏场背斜是同期构造，活动性具有一定的同步性，并且在深部是相连的.另外，从野外剖面调查来看(图 10b, c)，其分支断裂主要表现为逆冲性质，个别显示正断兼右旋走滑特征，靠近地表有多个断裂分支，但由于断裂下盘因后期局部河流侵蚀导致原始Q2地层缺失，无法准确计算断裂的滑动速率，根据断裂南段测量得到冲积扇下伏基岩面的断错量约58.2 m，北段隆起的抬升量约21 m，结合冲积扇的年龄(Jiang et al., 2016)，可以推测丹棱断裂中更新世以来的滑动速率低于0.19 mm·a-1.
5 讨论 5.1 关于龙门山南段应变分配特征根据青衣江河流阶地与古洪积扇形态研究，龙门山南段构造变形已经传递到前陆区，熊坡背斜、三苏场背斜与龙泉山背斜晚第四纪地壳缩短速率为1.93~2.64 mm·a-1，加上山前蒙顶山背斜晚第四纪缩短速率0.6~1.3 mm·a-1(Liu et al., 2015)，总计为2.5~3.9 mm·a-1，而龙门山南段山区冲断带晚第四纪地壳缩短速率只有0.48~0.77 mm·a-1(李伟等, 2017)，因此龙门山南段的地壳缩短主要由前陆薄皮褶皱构造所吸收(图 1).
龙门山南段宽阔的前陆褶皱构造带向北逐渐消亡，仅龙泉山褶皱带延续至龙门山中段前陆区.在龙门山中北段，晚第四纪构造变形主要发生在山区冲断带(马保起等, 2005；李勇等，2006a；Densmore et al., 2007；Zhou et al., 2007)，依据河流阶地位错得到汶川—茂汶断裂、映秀—北川断裂和灌县—江油断裂晚第四纪平均垂直错动速率分别为0.5 mm·a-1、0.3~0.6 mm·a-1、0.2 mm·a-1(马保起等，2005)，而龙门山南段耿达—陇东断裂、盐井—五龙断裂和小关子断裂(大川—双石断裂)晚第四纪平均垂直错动速率分别为0.21~0.30 mm·a-1、0.12~0.21 mm·a-1和0.10~0.12 mm·a-1(李伟等，2017)，因此就山区冲断带而言，中段的垂直滑动速率高出南段约1倍以上.但从地壳缩短速率来看，依据断裂倾角得到龙门山中段冲断带地壳缩短速率为1.1~1.6 mm·a-1(李伟等，2017)，加上龙泉山褶皱带北段地壳缩短速率1.36±0.41 mm·a-1(Li et al., 2015)，得到龙门山中段总地壳缩短速率为1.9~3.6 mm·a-1，地壳缩短速率比南段低约1 mm·a-1.
龙门山断裂带南段主要为逆冲活动(杨晓平等, 1999; 陈立春等, 2013; 苏鹏等, 2016; 李伟等, 2017)，而中北段则表现为斜冲作用，其中的汶川—茂汶断裂与映秀—北川断裂表现为逆冲兼右旋走滑错动，右旋走滑错动速率均约1 mm·a-1(马保起等, 2005；李勇等，2006a；Densmore et al., 2007；Zhou et al., 2007).2008年汶川8.0级地震沿龙门山中北段形成地震地表破裂带，其中沿映秀—北川断裂发生了逆冲兼右旋走滑位错，而位于前陆一侧的灌县—江油断裂则表现为纯逆冲错动(Xu et al., 2009)，显示了斜向汇聚带典型的应变分配特征.因此，巴颜喀拉块体的南东向运动，在龙门山南段主要表现为北西—南东向地壳缩短变形，而在龙门山中北段除了北西—南东向地壳缩短之外、尚有向北东方向的侧向挤出，这可能是龙门山中北段地壳缩短速率减小的原因.
5.2 前陆区构造叠加作用前文详细介绍了龙门山南段前陆区的构造分布，发现该区域不仅存在平行于造山带的活动褶皱，还有斜交于造山带、近南北向展布的两条断裂：大塘断裂和丹棱断裂(图 2).通过古冲积扇的变形可以推测出，两条断裂在晚第四纪期间都有明显的活动作用，但从地质基础上，中生代地层的卷入变形量很小，说明两条断裂从形成时间上较年轻，同时规模也未发展完全(图 9，图 10).而从地震剖面可以看出，两条构造受控于深部滑脱带引起的褶皱变形过程(图 9).这些说明龙门山南段前陆区存在了北东—南西、南—北两套走向不同的活动构造，并在前陆区发生了叠加作用.两者可能分别受控于巴颜喀拉块体南东向推挤作用，与川滇块体向东的推挤作用.
从构造格局上看，大塘断裂与丹棱断裂斜切熊坡背斜，具有新生的特征，其活动可能晚于北西—南东向缩短形成的熊坡背斜、三苏场背斜，并在逐渐改造它们.地震反射资料显示，现今龙门山山前大邑断裂等逆冲构造也由东西向缩短作用控制(Li et al., 2014).川滇块体向东推挤形成了大凉山地区一系列的逆冲断裂(图 11)，并在东缘以马边断裂与四川盆地接触.马边地区最新一次热事件距今3 Ma(安艳芬等, 2008)，相比于鲜水河断裂与龙门山隆起明显是更新的一次构造事件.同时马边断裂晚第四纪的活动性明显(张世民等, 2005；韩竹军等, 2009)，具有新生特征的大凉山断裂对安宁河断裂的截弯取直作用(图 11，何宏林等, 2008)，这些都证明川滇块体向东推挤引起的构造活动仍在持续.
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图 11 川滇块体、大凉山地区与四川盆地的接触关系 Fig. 11 Tectonic relationship of the Sichuan-Yunnan block, Daliangshan area and the Sichuan Basin |
龙门山冲断带及其前陆褶皱带南端发生了逆时针旋转，呈北北东走向，走向上与川滇块体东侧近南北向断裂构造更趋一致(图 12).前陆区尚叠加了近南北走向的逆冲断裂，包括大塘断裂与丹棱断裂.这些近南北走向的逆冲活动断裂与龙门山构造带南端的转向难以用北西—南东向地壳缩短进行解释，似乎受制于川滇块体向东的侧向推挤作用(图 12).
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图 12 龙门山南段区域构造模式 其中，黄色箭头为GPS速度场(Gan et al., 2007)；沙滩球为1995年至今7级以上地震震源机制；红色实心圈为4级以上历史地震分布. Fig. 12 Tectonic pattern of the southern Longmen Shan The yellow arrows represent the field GPS velocity (Gan et al., 2007); the beach balls are the focal mechanisms of MS≥7.0 earthquakes since 1995; the red circles are the distribution of MS≥4.0 history earthquakes. |
川滇块体的挤出始于距今20 Ma，其北边界鲜水河断裂发生了左旋位错，将龙门山—锦屏山左旋位错约80 km(许志琴等，2007).川滇块体一方面沿鲜水河—小江断裂带向南东挤出，另一方面对外侧施加推挤作用，导致东侧大凉山地区隆起为山地，并发育了一系列与安宁河—则木河断裂带近平行的南北向走滑—逆冲断裂带，包括大凉山断裂、峨边—金阳断裂、荥经—马边断裂等.块体运动与GPS速度场显示(图 12)，刚性的四川盆地西南角起到分流青藏高原物质作用，其西南侧物质向南东方向分流、沿鲜水河—小江断裂带表现为左旋位错，其西北侧物质向北东方向分流、沿龙门山断裂带表现为右旋位错，如2008年汶川地震同震位错的表现(Xu et al., 2009)，四川盆地西南角迎面受到最大的推挤作用、沿龙门山南段发生逆冲推覆作用；如2013年芦山7.0级地震同震位错的表现(Jiang et al., 2014)，地壳缩短作用向前陆扩展、形成了宽阔的前陆薄皮褶皱带.沿逆冲前锋地带发育的雅安—成都—德阳前陆沉积盆地形成于构造负荷作用.青藏高原东缘唯有龙门山中南段最发育前陆薄皮褶皱构造与盆地沉积，川滇块体的挤出是关键性控制因素.
6 结论(1) 依据青衣江河流阶地纵剖面研究，龙门山南段前陆地区晚第四纪变形特征主要表现为褶皱作用，地壳缩短速率为2.5~3.9 mm·a-1，远大于山区冲断带的地壳缩短速率0.48~0.77 mm·a-1，龙门山南段地壳缩短主要由前陆地区吸收.
(2) 依据青衣江古洪积扇变形特征研究，龙门山南段前陆区晚第四纪以来构造变形表现为北东—南西走向逆冲褶皱构造格局下叠加了近南北走向逆冲断裂，前者表现为北西—南东向地壳缩短、受控于巴颜喀拉块体南东向推挤作用，后者表现为近东西向的地壳缩短、受控于川滇块体向东的推挤作用.
(3) 青藏高原东缘唯有龙门山中南段发育了前陆薄皮褶皱构造与盆地沉积，川滇块体的挤出可能起到关键的控制作用.自中新世初川滇块体向南东挤出，四川盆地西南角起到分流青藏高原物质作用，其西南侧物质向南东方向分流，其西北侧物质向北东方向分流，迎面受到最大的推挤作用、逆冲作用向前陆扩展形成了薄皮褶皱构造带，构造负荷作用下发育了前陆盆地沉积.
致谢感谢中国地震局地壳动力学重点实验室赵俊香副研究员，在本文年代学相关讨论中给予帮助；感谢两位匿名审稿专家的详细修改与宝贵意见，使文章得以进一步完善.
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