1 引言

自二十世纪七十年代以来，发育于断裂带内的假玄武玻璃被广泛接受为以往强烈地震过程中断层面高速摩擦的直接产物(Sibson, 1975; 张进江和郑亚东, 1995; 刘建民和董树文, 2001; Lin, 2008)，因此，这类假玄武玻璃又被称为古地震事件的“化石”。其形成与断裂发展过程和造山带构造演化过程密切相关，代表了特殊的构造或古地震事件，对其年代的确定可以为造山带古地震的发生和断裂的早期活动提供直接的时间证据(Sherlock and Hetzel, 2001; 刘建民等, 2004)。尽管如此，瞬时摩擦熔融的形成条件极易导致初始物质在假玄武玻璃熔融体中发生残余，伴随着不同矿物成分的选择性熔融和同构造熔融流动，造成继承性物质与同构造熔融物质相互掺杂。这种内部结构和成分的不均一性将严重影响年代学和实验岩石学等相关研究的准确性(Müller et al., 2002)。因此，如何校正和确定假玄武玻璃的准确形成年龄，成为了研究和限定所在断裂以往地震时间，断裂早期活动时间乃至所在造山带构造活动时间的关键。

作为汶川地震的发震断裂，映秀-北川断裂的地表破裂带长度达到240~300km(徐锡伟等, 2008; 付碧宏等, 2008; 李勇等, 2008; 李海兵等, 2008)。在该破裂带南段，彭灌杂岩东南缘，虹口乡八角庙地区发育有假玄武玻璃、碎裂岩和断层角砾等完整的断裂岩剖面(图 1)，在龙门山地区尚属首次。因此，通过对这套假玄武玻璃的形成深度和年代学研究，一方面可以为龙门山造山带断裂的早期活动和构造演化历史提供直接的年代证据，另一方面还可以为龙门山断裂带早期孕震环境和发震机制提供直接证据。尽管如此，以往研究显示，除高温摩擦熔融外，假玄武玻璃还可以通过极度研磨碎裂岩化灌入到围岩裂隙中(Magloughlin, 1992; Lin, 2008)，而这一过程则是一个完全的非化学过程。因此，如何结合假玄武玻璃的宏观、显微构造和化学成分分析从而限定假玄武玻璃的摩擦熔融成因机制，则成为了其形成环境和年代学研究的前提和基础。在本研究中，我们通过对假玄武玻璃脉体的电子探针分析，揭示了其化学成分非均一性的存在及其成因，结合假玄武玻璃的化学成分分析和显微结构分析，证实了其经历过高温熔融，因此，适宜进行年代学研究，为我们揭示断裂带早期地震和活动时间，了解造山带构造演化提供了理想的研究对象。本研究报道了龙门山同震断裂带内假玄武玻璃的锆石U-Pb和玻璃基质⁴⁰Ar/³⁹Ar的定年结果，并探讨了其对造山带早期造山过程的指示意义。

2 构造背景

龙门山造山带位于青藏高原东缘，是松潘-甘孜和扬子地体的分界(图 1a)。该造山带主要由三条大的北东-南西走向的断裂带构成(图 1b)，分别是：汶川-茂县断裂构成了北西边界，将彭灌杂岩与松潘-甘孜地体分隔；映秀-北川断裂位于中央，是2008年汶川地震的发震断裂；灌县-安县断裂构成了南东边界。2008年汶川地震分别沿映秀-北川断裂和灌县-安县断裂形成了两条大的地表破裂带。在龙门山南西-北东走向狭长的断裂带内，四个结晶杂岩体——同化、宝兴、雪龙包和彭灌杂岩体构成了龙门山造山带的主体岩石，他们都是新元古代的基底杂岩。其中，彭灌杂岩位于一个大型的伸展穹隆核部，通过汶川-茂县断裂与其西侧相似的雪龙包杂岩分隔。U-Pb定年结果显示彭灌杂岩是新元古代岩浆作用的产物，主要由黑云母花岗岩、斜长花岗岩、火成碎屑岩、火山岩和少量镁铁-超镁铁质侵入岩构成(马永旺等, 1996; Yan et al., 2008)。糜棱岩仅沿汶川-茂县断裂局部地区发育，同时期发育角闪岩相至绿片岩相不同级别变质岩。以往研究根据S-C组构和热年代结果识别出了印支期的多期次韧性变形(Harrowfield and Wilson, 2005; Yan et al., 2011)。映秀-北川断裂是彭灌杂岩的东边界，以往仅报道有脆性或脆-韧性断裂岩发育(Wang et al., 2014)，是影响龙门山构造、地震活动和陡峭地貌形成的关键断裂。

3 映秀-北川断裂带的假玄武玻璃

目前，龙门山地区仅发现的一处假玄武玻璃位于八角庙村的彭灌杂岩体内，沿映秀-北川断裂同震地表破裂带南段分布(图 1)。该露头宽约240m，并具有5个不同类型的断裂岩岩石组合。2008年汶川同震地表破裂沿最南端单元穿过(图 2，单元1)。位于该单元内的地表探槽揭示同震逆冲断裂具有~78°的陡倾角，切穿周边的冲积物堆积，两者之间发育~10cm厚的黑色断层泥。在同一单元邻近同震地表破裂带的部位，还发育有灰色断层角砾和浅灰色断层泥条带。向北，断裂岩组合由深灰色断层角砾(单元2)转变为灰色断层角砾(单元3)进而转变为黑色断层角砾和断层泥(单元4)。这些断裂岩均发育于由砾岩和砂岩构成的上三叠统须家河组地层内(图 2)，属于非固结状断裂岩。假玄武玻璃位于最北侧单元的彭灌杂岩内(单元5)，靠近与须家河组的接触带。这种断裂岩单元的非对称性分布，与汶川地震科学钻探岩芯所记录的岩性分布一致(Li et al., 2013)，很可能记录了自北西向南东逐步增强的变形机制。与非固结状断裂岩相比，固结状断裂岩形成于更深的深度，具有更老的形成年龄(Lin, 2008)。因此，假玄武玻璃及其碎裂岩/超碎裂岩围岩被认为是映秀-北川断裂早期活动的产物。

假玄武玻璃发育于固结状碎裂岩/超碎裂岩内(图 3)，这些碎裂岩/超碎裂岩主要由长石、石英、铁白云石组成，含有少量的云母、磷灰石和锆石(Wang et al., 2015)。碎裂岩呈灰色，而超碎裂岩颜色略深。尽管大部分碎裂岩/超碎裂岩具有随机的面理，但仍有少量片理化碎裂岩邻近断裂面和假玄武玻璃脉分布(图 3a-d)。非片理化碎裂岩/超碎裂岩以发育无序的裂隙和微裂隙为特征，并含有大量的棱角至次棱角状碎屑。在断裂面和假玄武玻璃岩脉附近发育的片理主要以S-C组构的形式出现。以往岩石实验证实，与韧性剪切带中的面理化不同，广泛发育于断层泥带和碎裂岩中的面理化形成于碎裂流动期间的低温、低压环境(Logan et al., 1979, 1982; Lin et al., 2005; Lin, 2008)。与韧性变形相比，尽管这种碎裂变形在单一颗粒尺度上不具有动态重结晶特点，主要由脆性破裂构成，但整体上，碎裂作用仍能以集合体的方式产生宏观一致的韧性流动特征，从而反映了剪切带内的应力场的几何特征。在八角庙剖面，伴随着彭灌杂岩的碎裂化流动，来自于围岩的次圆状至棱角状刚性碎屑或集合体发生定向，构成S面理，与断裂面近平行；而超细粒碎屑、微剪切面和次级裂隙构成C面理(图 3a-d)。这种S-C组构记录了当时断裂的逆冲性质，与现今在最南端单元观察到的地表破裂性质一致(Wang et al., 2014)。假玄武玻璃脉具有最深的颜色，沿以往逆冲断裂面不连续分布(图 3a, b)。露头具有典型的“火炬状”流动构造(图 3e)，小细脉和网状脉插入到围岩中，并具有复杂的不规则形状(图 3f)。厚度的变化主要取决于不规则的脉体形状，但通常＜10cm。无论是宏观构造还是微观显微结构均表明龙门山映秀-北川断裂带八角庙村的假玄武玻璃脉体是彭灌杂岩围岩首先经历碎裂岩化后进一步摩擦熔融的产物，其中，主要证据包括：(1)假玄武玻璃脉中含有大量的碎裂岩/超碎裂岩围岩碎屑，表明映秀-北川断裂在高速摩擦熔融过程中，有曾经历碎裂岩/超碎裂岩化的围岩卷入(图 3b, d, f)；(2)碎裂岩/超碎裂岩片理化主要发育于假玄武玻璃脉体边缘和内部，表明假玄武玻璃是碎裂岩/超碎裂岩围岩碎裂岩化的应力集中区和释放区，是围岩摩擦熔融的产物(图 3a-d)；(3)假玄武玻璃熔体灌入到形成于早期碎裂岩/超碎裂岩围岩中的裂隙中(图 3e)；(4)从彭灌花岗质杂岩至碎裂岩/超碎裂岩至假玄武玻璃，岩石粒度逐渐降低而磨圆、分选和基质比例逐渐提高(图 4a-e)，表明形成的机制强度逐渐递增。

显微镜下，非面理化碎裂岩呈现随机分布的特征(图 4a)，微裂隙普遍充填细粒物质。碎屑直径从几微米至几毫米不等。碎裂岩/超碎裂岩石英斑晶中，普遍发育锯齿状缝合边的重结晶膨胀(图 4b)，表明有限的晶体塑性变形(Stipp et al., 2002)。镜下同样观察到了面理化碎裂岩中发育的S-C组构(图 4c)。S面理由定向的云母、方解石和细粒碎屑集合体构成，C面理主要由细粒物质充填的微剪切条带和裂隙组成。与地表露头观察到的相似，显微构造同样指示了向南东方向逆冲的断裂性质。尽管碎裂岩或超碎裂岩与假玄武玻璃紧密伴生，但是显微镜下两者之间具有明显的不同。多条证据表明假玄武玻璃在其形成过程中经历了高温熔融，如：(1)定向石英碎屑和不同颜色的基质呈现出的流动结构(图 4d)；(2)球粒状、扇形和叶片状集合体等不同形貌的微晶(图 4e)；(3)石英碎屑中普遍发育的港湾状结构(图 4f)；(4)石英斑晶中普遍发育的熔融流动(图 4g, h)和蜂窝结构(图 4i)。气孔仅以微小的形态(＜5μm)出现于石英碎斑中(图 4i)，而在玻璃基质中并未发现，表明与假玄武玻璃有关的古地震震源深度相对较深。

4 样品采集和分析方法

样品通过慢速金刚钻从边界清晰、几厘米厚的脉体中采集(图 3g-i)。垂直于脉体边界，切割磨制薄片，用以光学显微镜和扫描电镜(SEM)观察以及电子探针分析(EMPA)。剩余样品用以假玄武玻璃基质和锆石的挑选。挑选前，先将新鲜岩石样品破碎至0.27mm以下，过筛后在500~1000μm粒度范围内人工挑选尽可能不含杂质的玻璃基质样品，用以⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄测定；剩余样品用常规的人工淘洗和电磁选方法富集锆石，然后在双目镜下手工挑选锆石颗粒。将~200颗锆石粘贴在环氧树脂表面，抛光后将待测锆石进行透射光和阴极发光照相(图 5)。

假玄武玻璃的化学组成是通过中国地质科学院地质研究所日本岛津8100电子探针进行测定，测试电流为2×10^-8A，电压为20kV。

共有2个样品用以锆石U-Pb年代学分析，样品PS11为假玄武玻璃样品，共分析了37个样品点；SLY采自未变形的花岗岩围岩，分析了20个点。锆石U-Pb年龄的测定使用的是中国地质科学院矿产资源研究所LA-ICP-MS及与之配套的Newwave UP213激光剥蚀系统。详细的实验相关参数、测试流程等参考侯可军等(2009)。测试过程中，每10个样品点前后重复测定2个锆石GJ-01和1个SRM610以及Plesovice标准样品，用以对实际样品进行校正并观察仪器的状态和测试的重现性。²⁰⁴Pb由离子计数器检测，其中，含量异常高的分析点可能受包体等的影响，因此，对普通铅异常高的分析点在计算时剔除。锆石年龄谐和图用Isoplot 4.0获得。Plesovice标样在本次分析中的结果为338.2±4.9Ma(n=15，2σ)，与对应的年龄推荐值337.13±0.37Ma(2σ, Sláma et al., 2008)在误差范围内一致。

样品PS04用以激光剥蚀⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段升温定年，实验在美国密歇根大学惰性气体年代学实验室完成，实验方法参照Warr et al. (2007)。用以计算年龄以及Cl/K和Ca/K图谱的具体参数为：(⁴⁰Ar/³⁹Ar)_K=0.0264；(³⁶Ar/³⁹Ar)_Ca=0.425；(³⁹Ar/³⁷Ar)_Ca=0.00069。测试过程中，黑云母标准样品PCT-3的参考年龄为27.99Ma，K-Ar系统衰变常数采用0.0005543/Myr。

5 实验结果

EMPA确定的假玄武玻璃及其内部岩屑矿物成分如表 1所示。总体上，龙门山虹口乡八角庙地区的假玄武玻璃由玻璃基质及其风化蚀变矿物组成，其内部还含有石英和长石组成的岩屑斑晶。假玄武玻璃的SiO₂含量变化较大，介于50%~80%之间，Al₂O₃含量介于5%~30%，K₂O和FeO的含量分别介于1.6%~10.1%和1.02%~12.6%之间。这几种氧化物构成了玻璃基质的主体，相对占比超过90%，表明假玄武玻璃主要由原岩的石英、长石和黑云母熔融形成。假玄武玻璃内的变质矿物相主要由后期变质或风化或脱玻化作用形成的粘土类矿物构成(Zheng et al., 2016a)。与玻璃基质相比，他们具有相对较低的SiO₂含量30.9%~64.8%和相对较高的FeO(1.26%~40.1%)和MgO(0.74%~5.83%)含量。

碎裂岩围岩SLY的锆石内部结构比较清晰(图 5)，大多数具有震荡环带，表明具有岩浆成因的性质。假玄武玻璃样品PS11依据锆石的颗粒大小和内部结构，可以分为两种：一种是颗粒较大者(约占锆石总量的3/4)，柱状或短柱状晶体，透明，无色或浅粉色，长轴在120~150μm之间。阴极发光显示它们具有明显的生长环带，与碎裂岩围岩中的锆石类似；另一类锆石颗粒大小不一(约占锆石总量的1/4)，一般在100μm左右，在显微镜下透明、无色、短柱状或等轴状，边缘不平整。阴极发光显示，此类锆石具有不清晰的生长环带或无生长环带。来自于假玄武玻璃及其围岩中的锆石，都具有岩浆锆石的基本特征，这表明在假玄武玻璃形成的瞬时高温熔融过程中，并未有明显完整的自生锆石的形成，只可能经历了后期高温扰动。锆石U-Pb分析结果如表 2和图 6所示。对于围岩样品SLY，所有分析点均投影在²⁰⁶Pb/²³⁸U-²⁰⁷Pb/²³⁵U谐和线上或附近，表明在花岗岩体侵入后，所测锆石的U-Pb系统关闭，基本没有U或Pb元素的丢失或累积。²⁰⁶Pb/²³⁸U的平均年龄为850.2±4.4Ma。假玄武玻璃样品PS11的大部分分析点投影在850Ma附近，这些点的平均值为842.6±3.0Ma，与围岩的侵入年龄在误差范围内基本一致，代表了扬子地体西缘大面积元古代岩浆岩的主要侵入期(Yan et al., 2008)。尽管如此，样品PS11中仍有13个颗粒的结果分布在谐和线以外，年龄结果介于798.1±3.0Ma至593.8±3.0Ma之间。这些非谐和点很可能是Pb丢失造成的，表明伴随着假玄武玻璃形成的高温熔融，U-Pb系统受到了干扰。然而，由于瞬时熔融扰动，13个非谐和锆石点呈现出了较弱的线性关系，从而引起了上下交点的较大误差值。根据以往的研究结果，这种锆石系列的上下交点通常反映的是两期事件，即成岩和后期的热事件(吴元保和郑永飞, 2004)，本研究中的上交点年龄为873±110Ma，代表了岩浆侵入年龄，下交点年龄为216±440Ma，很可能代表了假玄武玻璃的高温熔融时间。鉴于这13个非谐和锆石的近线性关系(图 6)以及上交点年龄与围岩侵入年龄的相似性，我们认为通过上下交点获得的两期事件的时间是可信的。

假玄武玻璃激光剥蚀⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段升温定年结果如表 3和图 7所示。阶段年龄的分布范围较大，介于228Ma和640Ma之间，表明气体同位素来自于不同的矿物，或多种矿物相的组合。在⁴⁰Ar/³⁹Ar定年前的辐照过程中，样品中Cl和Ca元素受到快中子的冲击，将分别释放³⁸Ar(Cl)和³⁷Ar(Ca)。因此，辐照后样品中的Cl和Ca元素含量可以通过³⁸Ar(Cl)和³⁷Ar(Ca)的含量近似求得(图 7)。总体上，在高温阶段，普遍含有较高的Cl和Ca含量的矿物是Ar的主要来源，而在低温阶段，Ar主要来源于假玄武玻璃的玻璃基质和蚀变矿物。

6 讨论 6.1 假玄武玻璃化学成分的非均一性

假玄武玻璃的玻璃基质在显微结构上主要由一系列细小的物质构成，从隐晶质的超细粒次微米级碎屑至微晶玻璃质。玻璃基质的化学成分代表了摩擦熔融后快速冷却形成的假玄武玻璃的初始组分(Lin, 2008)。鉴于此，我们还搜集了未变形的彭灌杂岩花岗质围岩的全岩化学组分(张沛等, 2008)，用以比较研究。

与围岩相比，假玄武玻璃基质的化学组成的绝对含量并不能代表其真实的元素组成(表 1)。尽管如此，相似的化学组成和分布趋势表明假玄武玻璃基质的物质成分在某种程度上取决于母岩的化学成分(图 8)。除了熔融相关的结构(图 4d-i)，玻璃基质的化学特征同样证实了映秀-北川断裂带假玄武玻璃熔融-重结晶的形成机制(图 8)，而不是母岩研磨的产物。首先，玻璃基质的部分化学成分明显偏离原岩组成矿物或碎屑的化学成分。其次，与原岩相比，玻璃基质部分化学成分的分布趋势发生了明显的偏离。第三，玻璃基质亏损Na₂O和P₂O₅，却富含钠长石和磷灰石(Wang et al., 2015)，表明这些矿物晶体可能形成于淬火后的脱玻化过程。

图 8标注了原岩的长石和黑云母的相应化学组成，表明除石英外，假玄武玻璃主要由长石和黑云母端员组分构成。玻璃基质主要由2~3种矿物混合构成表明其形成过程中，优选熔融部分原岩的造岩矿物，而不是全部原岩。伴随着熔融相关的断裂作用，不同矿物含量的多种熔融反应很可能最终形成了假玄武玻璃的化学非均一性。

6.2 假玄武玻璃的形成时代

复杂的阶段升温⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄谱在以往的假玄武玻璃年代研究中十分常见(图 7)，这是因为尽管假玄武玻璃形成于高温熔融环境，但这一过程是断层两盘瞬时摩擦的结果，仅维持几秒至几十秒，很容易在熔融过程中造成初始Ar的未完全脱离和熔融基质中残余大量继承性碎屑/矿物，并最终形成了假玄武玻璃内部的矿物和化学成分非均一性(Sibson, 1975; Kelley et al., 1994)。与石英和斜长石相比，大部分的含K矿物，如云母、角闪石和钾长石等具有相对较低的熔融温度、机械强度和相对较高的含水量。因此，在瞬时摩擦熔融过程中，这部分含K矿物往往会优选熔融并形成假玄武玻璃的玻璃基质(Spray, 1992)，且与石英和斜长石等继承性组分相比，经历了高温熔融的玻璃基质往往具有低温去气的不稳定特性(Magloughlin et al., 2001; Müller et al., 2002; Warr et al., 2007; Di Vincenzo et al., 2004)。所以，如何识别不同矿物组分的年龄信号成为了假玄武玻璃定年的关键。以往研究表明，母岩中大部分的含K矿物可能是假玄武玻璃中Cl的来源。此外，Cl还可能来自于假玄武玻璃中石英、长石等碎屑中的含Cl流体包裹体。假玄武玻璃中的Ca主要来源于含Ca矿物。除此之外，Ca还可能保存于玻璃基质和碎屑蚀变后的粘土矿物中(Müller et al., 2002; Challandes et al., 2003; Zanchetta et al., 2011)。因此，阶段升温⁴⁰Ar/³⁹Ar定年过程中，通过³⁸Ar_(Cl)和³⁷Ar_(Ca)计算获得的Cl和Ca组分可以用来示踪假玄武玻璃中不同矿物组分所对应的年龄坪。

在假玄武玻璃形成过程中，围岩两盘的高温摩擦熔融将导致Ca和Cl的丢失。因此，与玻璃基质相比，主要在高温阶段释气的碎屑组分，如：石英和长石，具有相对较高的Ca/K和Cl/K比值(图 9)，同时，较大程度保留了母岩的年代信息。假玄武玻璃形成后，碎屑组分和玻璃基质的风化蚀变和脱玻化作用将引起Ca和Cl的流失。因此，与碎屑组分相比，假玄武玻璃中的蚀变矿物，如：粘土矿物，通常具有较低的Ca/K和Cl/K比值(图 9)。此外，该组分的年龄往往具有玻璃基质和碎屑组分的混合年龄，通常在中低温段释气。因此，我们认为最低温的年龄坪具有最小的⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄，为228.7±2.0Ma，最有可能代表假玄武玻璃的形成时代。

这一结果与本研究中锆石U-Pb法所获得的下交点年龄基本一致。尽管龙门山西侧松潘-甘孜地体在印支期发生了广泛的岩浆侵入，但是，在彭灌杂岩内部并未发育相同时期的中晚三叠世岩浆活动。目前，已报道的彭灌杂岩的锆石U-Pb年龄介于809±9Ma至844±3Ma之间(Yan et al., 2008)，与本研究获得的假玄武玻璃围岩年龄在误差范围内一致。这表明彭灌杂岩的假玄武玻璃脉体并未受到后期三叠纪岩浆活动和构造活动的影响，其内部锆石U-Pb系统的扰动来自于假玄武玻璃形成过程中的高温摩擦熔融。综上所述，我们认为龙门山映秀-北川断裂带的假玄武玻璃形成于216~229Ma之间的中-晚三叠世。

6.3 假玄武玻璃的形成深度

目前出露于地表，曾经在脆-韧性转换区域活动过的断裂带具有特征性的岩石组合(Sibson, 1977)。鉴于脆性变形的碎裂岩和韧性变形的糜棱岩共同出露于彭灌杂岩内(Wang et al., 2015)，因此，假玄武玻璃所在的碎裂岩围岩很可能反映了脆-韧性转换带附近的形成环境。对于长英质的陆壳，脆-韧性转换带通常形成于300~400℃的温度区间(Scholz, 1988)。根据二维热动力学模拟、低温热年代学和镜质体反射率结果(Qiu et al., 2010; He, 2014)，中-晚三叠世龙门山地区的地温梯度约为21.2℃/km，与目前通过汶川地震科学钻孔获得的结果一致(Li et al., 2014a)。因此，中-晚三叠世脆-韧性转换带的温度区间近似对应于14~19km的深度范围。鉴于映秀-北川断裂带未有韧性变形的糜棱岩出露，因此，假玄武玻璃及其碎裂岩围岩的形成深度应＜14km。

此外，假玄武玻璃的碎裂岩/超碎裂岩围岩普遍发育有石英碎斑的动态重结晶现象(图 4b)。根据颗粒间锯齿状的缝合边缘以及沿边缘普遍发育的重结晶凸起，这种动态重结晶应属于膨凸型。鉴于即使在碎斑之间三角区位置也几乎没有重结晶颗粒发育，因此，这种膨凸型动态重结晶的温度应该介于250~300℃之间(Stipp et al., 2002, 2006)。结合古地温梯度，这一温度区间对应于11~14km的形成深度。

综上所述，我们认为与映秀-北川断裂假玄武玻璃有关的古地震发生于11~14km的深度。这一深度范围与2008年汶川地震(~15km, China 493 Earthquake Networks Center [2008], http://www.csi.ac.cn/sichuan080512_csl.htm)及其余震的震源深度相似(Zhang et al., 2010a)，表明龙门山造山带在一定程度上继承了印支造山期间的古地震发震格架(图 10)。

6.4 对印支期造山运动的启示

在印支造山运动过程中，龙门山断裂带经历了复杂且长期的构造活动和多期次的运动变形(Roger et al., 2011; Yan et al., 2011; Zheng et al., 2014, 2016a)。本研究通过锆石U-Pb和玻璃基质⁴⁰Ar/³⁹Ar定年方法确定了映秀-北川断裂带的假玄武玻璃形成于中-晚三叠世，表明映秀-北川断裂在当时曾经发生过断裂活动，并引发了强烈地震。龙门山断裂带在中-晚三叠世的构造变形和变质作用广泛记录于同时期的沉积地层、构造和地质年代数据中，被认为是古特提斯洋早期碰撞闭合的结果(Pullen et al., 2008; Roger et al., 2008)。以往研究沿汶川-茂县断裂的间隔劈理分离出了绢云母，其形成年龄为~237Ma，表明龙门山沿汶川-茂县断裂的初始逆冲作用发生于这一时期(Yan et al., 2011)。由于龙门山其他主要断裂带缺少早期活动的直接年代证据，因此，印支期造山运动的波及范围被限定至汶川-茂县断裂带。本研究中假玄武玻璃的年代结果直接证实了印支期龙门山逆冲-推覆造山作用不仅仅局限于龙门山的西缘，至少延伸至中央断裂带。除此之外，地震反射剖面揭示彭灌杂岩沿映秀-北川断裂逆冲至新元古界火山岩和石炭系至下三叠统碳酸盐之上(Jia et al., 2006; Li et al., 2010)，且无论是松潘-甘孜地体的变质沉积岩岩屑还是彭灌杂岩结晶基底的混杂岩屑都首次大量出现于四川前陆盆地西缘中诺利期的沉积地层中(Yong et al., 2003; Li et al., 2014b)，与同震断裂活动有关的软沉积物变形结构最早可以追溯到中三叠统雷口坡组的顶部(乔秀夫等, 2012; Zheng et al., 2016a)。这些结果直接证实了龙门山的两条主要断裂带近乎同时形成于中-晚三叠世的印支造山运动(图 11a, b)，并伴随有大规模的逆冲-推覆构造活动，与北侧的阿尼玛卿缝合带和南侧的金沙江缝合带一起，构成了古特提斯洋的闭合边界(许志琴等, 1992; Roger et al., 2008)。在经历晚三叠世至早侏罗世的后碰撞造山作用后(图 11c)，龙门山断裂带进入了一段较长的构造沉寂期，伴随印度板块向欧亚板块的俯冲碰撞，开始进入到新生代的造山阶段(Roger et al., 2011; Yan et al., 2011; Zheng et al., 2016a)。

在过去的30年里，为了解释龙门山现今构造地貌格局(图 11d)的形成机制，不同的学者提出了多种模型。其中，这些模型的重要差异之一是究竟岩石圈的哪部分或哪几部分参与到了最终的构造隆升中，如：低粘度的中地壳(Royden et al., 1997, 2008)、上地壳(Hubbard and Shaw, 2009)、或是整个岩石圈(Tapponnier et al., 2001; De Sigoryer et al., 2014; Zheng et al., 2016b)。本研究的结果表明龙门山断裂带的总体构造格局很可能在新生代印度板块与欧亚板块的俯冲碰撞前便已形成，且至少已延伸至脆-韧性转换带附近。结合以往地球物理深部探测的结果(Owens and Zandt, 1997; Zhang et al., 2010b)，我们认为龙门山断裂带在新生代之前，便已经历了整个岩石圈尺度的构造作用，不再均一。进入新生代，受到印度-欧亚板块俯冲-碰撞的影响，龙门山地区的主要断裂带被重新激活，很可能极大的继承了这种非均一的岩石圈结构。因此，无论是哪种动力学模型，都应该在早期的这种构造格架下进行深化讨论。

7 结论

(1) 通过电子探针对映秀-北川断裂带假玄武玻璃中的玻璃基质、蚀变矿物、碎屑斑晶开展了化学成分分析。与相关的宏、微观结构相似，玻璃基质主要元素化学特征同样证实了高温熔融的形成机制。元素分析显示，除石英外，玻璃基质主要由长石和黑云母端员矿物构成，表明在假玄武玻璃形成过程中具有矿物熔融的优选性，并最终导致了玻璃基质化学成分的不均一性。

(2) 假玄武玻璃的锆石U-Pb定年结果和玻璃基质⁴⁰Ar/³⁹Ar定年结果表明生成假玄武玻璃的古地震发生于229~216Ma的中-晚三叠世，并具有11~14km的震源深度。

(3) 综合本研究和以往的研究结果显示龙门山的汶川-茂县断裂与映秀-北川断裂近乎同时形成于印支期的造山运动。因此，龙门山断裂带在新生代印度板块与欧亚板块的俯冲碰撞之前便已经历了整个岩石圈尺度的构造作用。后期的构造演化在很大程度上继承了印支造山运动后的这种构造格局。

致谢 野外工作得到中国地质科学院地质力学研究所孙知明、曹勇、赵越和中国地质调查局探矿工艺研究所张佳佳的帮助；两位审稿人对本文提出的宝贵的修改意见使得本文得以完善；在此一并表示衷心感谢！