龙门山造山带位于青藏高原与四川盆地的分界地带(图 1a)，全长~500km，宽30~40km，是我国西部重要的构造带，也是地貌、气候的陡变带(刘树根等，2009)。虽然中生代(晚三叠世至白垩纪)松潘-甘孜地块与扬子地块相互作用，以及新生代青藏高原与四川盆地的相互作用造就了龙门山造山带(王二七等, 2001; Meng et al., 2005; 李勇等, 2006; 刘树根等, 2009)，但是两个构造事件都是以北西-南东向的挤压作用为特征(Burchfiel et al., 1995, 2008; 王二七和孟庆任, 2008; 刘树根等, 2009)，这种复合造山作用使龙门山新、老构造和地貌特征相互叠加，可以说中生代以来龙门山隆升及地震活动具有很强的连续性。这种叠加的连续作用与龙门山逆冲断裂(汶川-茂县、北川-映秀和安县-灌县断裂)活动直接相关。因此，龙门山造山带早期断裂作用的研究一直是地学研究的热点，尤其是2008年汶川地震后，早期断裂作用和活动时代更成为国际地学界关注的焦点，该问题不仅关系到龙门山隆升过程的认识，而且关系到对龙门山地震活动历史的认识，对今后大地震活动的预测和防震减灾具有重要的科学意义。

四川盆地的主体层序由下部上太古界和元古界结晶杂岩、中部震旦系-中三叠统海相沉积层和上部上三叠-白垩系陆相地层组成(郭正吾等, 1996)。上三叠统地层呈明显的不对称楔状沉积体，向西厚度增大，形成晚三叠世川西前陆盆地，是龙门山断裂早期向东逆冲推覆的产物(刘树根等, 1995; Yong et al., 2003; Meng et al., 2005)，并且是汶川-茂县断裂逆冲作用的结果，因为当时北川-映秀断裂和安县-灌县断裂在中生代还不存在(王二七等, 2001; Harrowfield and Wilson, 2005)。从汶川-茂县断裂带中糜棱岩的云母⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄为220~120Ma(Xu et al., 2008)，而映秀-北川断裂带中没有出露糜棱岩的现象来看，似乎也支持这一观点。另外，乔秀夫等认为龙门山地区地表出露的晚三叠世软沉积物变形，是由龙门山汶川-茂县断裂早期地震(M>7)活动的结果，是龙门山诞生与孕育阶段的产物，而侏罗纪-早白垩世映秀-北川和灌县-安县断裂活动形成了高山与前陆盆地(乔秀夫等, 2012, 2016)。然而，最新的同位素年代学研究认为，映秀-北川断裂带内的假玄武玻璃形成于216~229Ma(Zheng et al., 2016)，表明映秀-北川断裂早期活动时代为晚三叠世。由于缺少能够很好限定早期断裂作用的同位素测年的材料(糜棱岩等)，很难进一步了解龙门山造山带早期的断裂作用。但从现有地质记录来看，不排除汶川-茂县断裂与映秀-北川断裂在晚三叠世曾同时活动的可能，其活动可引发地震使得上三叠统软沉积物遭受变形。震积岩作为断裂活动的产物，记录和保存了断裂活动的信息，包括断层的活动时代以及活动的方式。因此，通过震积岩研究探讨断裂的活动时代和活动方式是一种有效的传统地质学手段和方法。

目前关于龙门山造山带早期断裂作用的研究较少，除少量同位素年代学的研究外(Xu et al., 2008; Tian et al., 2016; Zheng et al., 2016)，还有一些学者通过软沉积物变形的研究(王萍等, 2009; 李勇等, 2012; 乔秀夫等, 2012, 2016)来探讨龙门山断裂的早期活动。然而目前这些研究都是通过地表点或较短剖面的工作来进行的，还没有对连续的地质剖面进行系统研究，因此，通过对地震诱发的软沉积变形研究来探讨断裂的活动性还存在一定的局限性。本文首次通过对汶川地震断裂带科学钻探(WFSD)不同钻孔连续岩心剖面中软沉积物变形构造的对比分析，建立龙门山地区上三叠统垂向上的软沉积物变形构造剖面，进而探讨龙门山断裂早期活动时代、活动方式和造山作用。

龙门山构造带位于青藏高原东缘，是我国最典型的推覆构造带之一，由一系列NE-SW走向的断裂组成(图 1)，自西向东分别为：汶川-茂县断裂(龙门山后山断裂)、映秀-北川断裂(龙门山中央断裂)和灌县-安县断裂(龙门山前山断裂)。这三条断裂均倾向西北，在垂直剖面上呈叠瓦状向四川盆地内逆冲推覆，断裂倾角随深度向下逐渐变缓，在地下深处收敛聚合成一条剪切带，成为青藏高原推覆于四川盆地的主要控制构造(Densmore et al., 2007; 张培震, 2008)。

图 1

Fig. 1

图 1 龙门山及邻区构造地质图 F1为汶川-茂县断裂; F2为映秀-北川断裂; F3为灌县-安县断裂; △代表地表软沉积物变形出露点 Fig. 1 Geological structures of the Longmen Shan and its adjacent area

龙门山地区主要经历了中生代和新生代两次重要的陆内变形事件，晚三叠世晚期松潘-甘孜地体与上扬子板块发生陆内俯冲, 开始形成龙门山与川西前陆盆地(许志琴等, 1992; 贾东等, 2003; Yong et al., 2003; 李勇等, 2011; 乔秀夫等, 2012)。龙门山前缘沉积由中三叠世的海相碳酸盐岩转换为晚三叠世早期的海陆过渡相碎屑岩(须家河组下部)和晚三叠世晚期的陆相碎屑岩(须家河组上部)。前陆盆地充填数千米厚的含煤系地层的碎屑沉积岩。侏罗纪初期沉积了砾岩、粉砂岩和泥页岩，之后中侏罗至第三纪沉积以陆相红色泥页岩、粉砂岩、砂岩为主。新生界和上白垩统地层都局限在盆地南部，上白垩统为楔状磨拉石沉积，表现为典型的前陆盆地沉积特点。在龙门山中部，上白垩统地层缺失。研究区主要出露新元古代的透镜状彭灌杂岩和上三叠统须家河组沉积地层(图 1)。彭灌杂岩位于北川-映秀断裂和汶川-茂县断裂之间，是龙门山中央推覆构造带的重要组成部分。岩体除北侧局部与震旦系沉积地层呈不整合接触外，其他方向与周围古生界-三叠系地层均呈断裂接触。四川盆地西部上三叠统须家河组地层厚度可达4km，向边缘递减(郭正吾等, 1996; 刘树根等, 2001; 贾东等, 2003; 李勇等, 2011)。因地层发育不完整，部分地区缺失晚三叠世早期地层，且岩层厚度、岩性和岩相纵、横向变化很大，地层划分一直存在比较大的争议。本文沿袭前人研究，将上三叠统须家河组地层划分为6段(图 2)：须一段，即小塘子组，主要为灰白色石英砂岩夹粉砂岩、砂质页岩和灰岩；须二段以厚层砂岩为主，夹泥岩和煤线；须三段时期为稳定沉积期，为薄层砂岩、粉砂岩、泥岩互层夹煤线；须四段早期，受安县运动的影响，龙门山褶皱成山，四川盆地进入陆相沉积环境，为以碳酸盐岩砾石为主的砾岩、含砾砂岩夹砂质泥岩和粉砂岩；须五段以粉砂岩、泥岩夹煤线为主，含少量砂岩；须六段在川西龙门山地区缺失。龙门山地区的侏罗系与下伏岩层间呈明显的角度不整合关系，具有陆相沉积特征，出现了干旱炎热环境下的红层沉积，说明该时期本区古地理及古气候条件发生了根本变化。

图 2

Fig. 2

图 2 龙门山地区中生代地层分布特征(据Yong et al., 2003; 乔秀夫等, 2012; 陈斌等, 2016修改) 地质界限年代据International Commission on Stratigraphy (2017)颁布的国际年代地层表 Fig. 2 Mesozoic lithostratigraphy in the Longmen Shan area (modified after Yong et al., 2003; Qiao et al., 2012; Chen et al., 2016)

2008年汶川地震(M_w 7.9)造成组成龙门山造山带的映秀-北川断裂和灌县-安县断裂同时破裂，并分别形成~270km和~80km长的地表破裂带(图 1b)。汶川地震断裂带科学钻探项目(WFSD)沿两条破裂带布置了6口钻孔，WFSD-1和WFSD-2钻孔位于四川都江堰虹口乡八角庙村地区，地质构造上位于映秀-北川破裂带南段的彭灌杂岩内；WFSD-3P和WFSD-3位于灌县-安县破裂带绵竹九龙地区(图 1b)；WFSD-4和WFSD-4S位于映秀-北川破裂带北段平武南坝地区。本文选取岩心中发育较多软沉积物变形的WFSD-1和WFSD-3钻孔为主要研究对象，这两口钻分别位于映秀-北川和灌县-安县断裂的上盘，其连续的岩心基本可以记录龙门山地区主要的沉积和构造演化序列。

在龙门山地区发育一种不同于通常意义上的“角砾岩”，这种“角砾岩”的砾石由深灰-黑色粉砂岩或泥质粉砂岩构成，呈各种不规则形态，与经搬运或浅滩海水冲洗砾石完全不同，砾石间充填物为细砂岩，细砂岩具清楚的流动穿刺特征，表现出“细砂岩”相对“泥质粉砂岩”具有“弱”性的“液化沙体”特征(乔秀夫等, 2017)，是一种典型的软沉积物变形产物——液化角砾岩(乔秀夫等, 2012, 2016)。WFSD-1和WFSD-3岩心中发育多层这种独特的软沉积物变形岩层(液化角砾岩)。

WFSD-1钻孔为全孔取心，终孔深度为1201.15m，岩心采取率为95.4%(李海兵等, 2013; Li et al., 2013)。从WFSD-1钻孔岩性来看，在585.75m孔深以上为新元古代彭灌杂岩，推覆于上三叠统的须家河组沉积岩之上，其中575.7~759m连续分布的断裂岩组成了映秀-北川断裂带(王焕等, 2013; Wang et al., 2014)。WFSD-1中须家河组地层主要由黑灰-青灰色砂岩、粉砂岩、泥岩和少量煤线组成。

WFSD-1钻孔759.03m以下岩心中发育大量软沉积物变形，主要为液化角砾，其在岩心中的整体分布如图 3a所示。按角砾分布密度大致可分为两类：一为角砾大小不一，从几毫米到几十厘米均有发育，多数粒度为1~5cm，且形状多样的密集分布型(图 3b-e, g-i)；另一类为角砾小(＜1cm)且零星分布于浅色砂岩中的稀疏分布型(图 3f)。深灰色液化角砾多呈长条形、多棱角状、撕裂状、港湾状等形态，角砾大小不一，表现为分选差(图 3c, f, g)。有些层位角砾大小较一致，多数粒度在数毫米到1厘米之间，并且沿长轴方向具有明显的定向性(图 3b)；多数液化角砾岩层显示为大小混杂、无明显定向分布，并且在较大的角砾中可以清晰看到其保留了原岩的层理(图 3c, g, i)。液化角砾岩中沙体具有明显的流动穿刺特征(图 4)，显微观察显示角砾为粉砂岩和/或泥岩，液化沙的粒度为0.1~0.3mm(图 5)。

图 3

Fig. 3

图 3 汶川科钻一号钻孔(WFSD-1)岩心中软沉积物变形构造 (a)WFSD-1岩性柱显示液化角砾岩分布位置；(b-i)岩心扫描照片显示液化角砾岩特征；红色箭头指示液化沙侵位特征 Fig. 3 Soft-sediment deformation structures in the WFSD-1 drilling core

图 4

Fig. 4

图 4 WFSD-1岩心中液化角砾岩特征 箭头指示液化沙侵位特征 Fig. 4 Characteristics of the liquefied breccia in the WFSD-1 drilling core

图 5

Fig. 5

图 5 WFSD-1岩心中不同深度液化角砾岩的显微结构特征 箭头指示锯齿状边缘，为液化侵位痕迹 Fig. 5 Microstructures of the liquefied breccia indifferent depths from the WFSD-1 core

WFSD-3钻孔深度为1502.30m，岩心采取率为92.54%。WFSD-3岩心主要为须家河组地层，岩性包括砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩、砾岩、碳泥质粉砂岩及煤层。其中1192~1250.09m深孔段的断层角砾岩和断层泥组成了灌县-安县断裂带(Li et al., 2016)。

WFSD-3中软沉积物变形分布范围很广，从顶部到底部均有分布(图 6)。软沉积物变形类型主要为液化角砾，角砾按成分可以分为浅褐色泥质角砾、深灰色粉砂岩-泥质粉砂岩角砾和黑色碳质角砾三类。(1)浅褐色泥质角砾：在岩心靠近顶部和底部均可见，且厚度较小。靠近顶部的角砾大小不一，呈棱角状、具有尖角的长条状、不规则形状，稀疏分布于灰白色砂岩中(图 6b)；靠近底部的角砾多数呈椭圆和长椭圆形，可见一些顶端尖细、形态不规则的长条形角砾。在~1451m处，褐色泥质角砾与黑色的碳质角砾混杂分布在浅灰色砂岩中(图 6i)。(2)深灰色粉砂-泥质粉砂岩角砾：形状多样、大小不一。有些角砾细小、大小较一致，且长轴方向依稀可见定向排列，稀疏分布于砂岩中(图 6c)；多数角砾呈块状、长条状、港湾状、尖角状以及不规则形状，大小混杂密集分布(图 6d-f)，有杂乱无序分布的(图 6d)，也可见角砾长轴方向弱定向分布的(图 6e)。(3)黑色碳质角砾：呈块状、长条状、细丝状及各种具尖角的奇特形状(图 6g-i)，沙层向泥层的液化侵位十分清楚，沿其长轴方向也可见弱定向性，为原地液化的产物。显微观察显示角砾为泥质/粉砂岩，液化沙的粒度多为0.1~0.3mm，少数粒度＜0.1mm(图 7)。

图 6

Fig. 6

图 6 汶川科钻三号钻孔(WFSD-3)岩心中软沉积物变形构造 红色箭头指示液化沙侵位特征 Fig. 6 Soft-sediment deformation structures in the WFSD-3 drilling core

图 7

Fig. 7

图 7 WFSD-3中液化角砾岩的显微结构特征 箭头指示角砾锯齿状边缘，为液化沙穿刺特征 Fig. 7 Microstructures of the liquefied breccia in the WFSD-3 core

汶川科钻岩心中的液化角砾岩的砾石为深灰-黑色粉砂岩或泥质粉砂岩(图 5、图 7)，呈各种不规则形态(如长条形、多棱角状、撕裂状、港湾状等形状)，砾石间为细砂岩充填，细沙具有穿刺特征(图 4)，显示出液化流动性质。这与龙门山地表出露的液化角砾岩特征(图 8)一致，细沙呈“流体”灌入在“泥质粉砂岩角砾”之间，有的呈“脉”穿入“泥质粉砂岩”中。因此我们认为岩心中这种液化角砾岩是由未固结富含水的细粒沙层与钙质胶结粉沙层的互层，互层中的细粒沙层经地震的强烈振动产生液化流动，并穿刺上覆与下伏黑色钙质粉沙层，使原始互层结构被破坏，多数在原地转化形成看似“角砾岩”的新岩层。如果液化的沙体量大，且产生一定位移的流动，则可能使未固结的黑色粉砂岩更加破碎，部分成为细小角砾(图 3f)，在液化沙流动过程中，粉砂岩砾石形成弱定向排列(图 6b-f)。从显微结构来看，细砂岩颗粒大小均匀，粒度多在0.1~0.3mm之间，有少量＜0.1mm (5%)，分选性好(图 9)；砂岩中石英含量约占60%~70%，长石10%~20%，云母占5%~10%，方解石5%~7%，不透明物质2%~5%，具备可液化的沙体特征。

图 8

Fig. 8

图 8 龙门山虹口地区地表须家河组须二段地层中液化角砾岩特征 (a)液化角砾岩与砂岩互层；(b)液化角砾岩中灰白色细沙呈“基质”充填在“角砾”之间；(c)液化角砾岩呈“碎屑流”特征，其中灰白色细沙呈“流体”状灌入在“角砾”之间；(d)为(c)图中局部放大，可见明显的“细沙脉”.箭头指示“细沙脉” Fig. 8 Characteristics of liquefied breccia from the second section of Xujiahe Formation in Hongkou outcrop, Longmen Shan region

图 9

Fig. 9

图 9 汶川科钻岩心中液化角砾岩中细砂岩的显微结构特征(单偏光下) (a、b) WFSD-1岩心中细砂岩特征(对应图 5a、d); (c、d) WFSD-3岩心中细砂岩特征(对应图 7a、d).可见图(a、b)中长石风化程度(表面“脏”的程度)强于图(c、d)，指示前者形成时代早于后者 Fig. 9 Microstructures of sandstones from liquefied-breccia in the WFSD drilling cores (polarized)

液化角砾岩很早就被认为是强地震液化的产物(Plaziat et al., 1990; Guiraud and Plaziat, 1993; 乔秀夫等, 1994; 乔秀夫, 2002)，是地层中古地震的记录。前人研究表明震级M>5的地震才能使沉积物发生液化(刘颖和谢君裴, 1984)。国内外关于现代地震和古地震记录中均有液化现象记载(Takahama et al., 2000; 乔秀夫等, 1996, 2006, 2012, 2013, 2016; Rossetti et al., 2011; 张廷山等, 2012)，如2008年汶川地震诱发龙门山及以东地区大面积液化喷砂冒水的现象(乔秀夫和李海兵, 2009)，2011年日本东部大地震也引发沙土严重液化而使地面下沉。地震液化容易发生在高含水的滨海、河流泛滥地带，且可液化沙土的平均粒径在0.02~1mm之间(刘颖和谢君裴, 1984)。晚三叠世时期，龙门山地区为浅海-海陆变迁环境，富含水砂岩且沙粒中粘土及其他杂质填充少，砂岩粒度为0.1~0.3mm，在可液化范围内。地震引发强烈震动促使含饱和水的未固结沙层中沙粒与水混合形成悬液，穿刺弱固结的泥质粉砂岩层，将其分割成不同大小碎块，随着液化沙体流动，部分角砾形成一定的磨圆度(如长椭圆状、港湾状角砾等)，但是从其中夹杂着一些尖棱角状的角砾来看，砂体运移的距离不会太远，为准原地沉积，这同时也解释了部分液化角砾具有弱定向性这与一现象。密集分布型角砾岩中液化沙体体积较小，而稀疏分布型中主要为液化沙体夹杂少量角砾。

综上分析，我们认为汶川科钻岩心中液化角砾岩是地震振动触发薄层粉砂岩或泥质粉砂岩与细砂岩互层中的细粒沙层液化向泥层侵位流动所形成，是典型的地震成因。汶川科钻岩心中须家河组液化角砾岩垂向有多层分布，在远离发震断裂的前陆盆地中垂向上有3层分布(乔秀夫等, 2016)；区域上WFSD-1和WFSD-3钻孔间近45km范围液化角砾岩沿晚三叠世断裂分布，这种垂向上(时间)多层出现、空间或区域性面状分布的软沉积物变形被公认为地震触发(Owen, 1995; 乔秀夫等, 2013)。

通常每一层液化角砾岩层可以代表一次古地震活动事件，在岩心中由密集的多层液化角砾岩层组成的区段可以认为是多次古地震活动事件的产物(乔秀夫等, 2006; 乔秀夫和李海兵, 2009)。在汶川科钻岩心(WFSD-1, 3)中出现很多由多层液化角砾岩层组成的区段，也就是地震活动层，反映出地震丛集性的特征。由多层液化角砾岩层组成的一个区段可以代表一个由多次地震组成的地震幕(即地震活动期)。多个地震幕构成地震活动层序，而地震幕之间的间隔时间是认识断裂活动规律的关键要素。

(1) WFSD-1

从WFSD-1岩心中液化角砾岩的垂向分布特征来看，大致可以划分为5段(图 10a)，从上至下分别为：第一段，厚度约为71m，位于759.03~830m深度范围，由6层密集分布的较大角砾层与5层稀疏分布的小角砾层相间隔的方式组成，前者每层厚度1.25m到15.35m不等，后者各层的厚度最小1.16m，最大达17.57m；第二段厚度约17m，位于932.85~949.90m深度范围，由3个厚度分别为30cm、31cm和20cm的液化角砾岩小条带组成；第三段位于973.75~1025.20m深度段，厚度约为51m，由厚度分别为4.25m和33.32m的2层密集分布液化角砾岩层夹一层13.88m厚的稀疏分布液化层组成；第四段约41.25m厚，位于1079.00~1120.25m深度，由9层不连续分布液化角砾岩组成，每层的厚度由10cm到11m不等；第五段厚约16.51m，位于1140~1156.51m深度，由4层不连续分布液化角砾岩组成，每层的厚度由50cm到5m不等。

图 10

Fig. 10

图 10 汶川科钻岩心中液化角砾岩的分布与断裂密度特征 (a、b)WFSD-1岩性-液化角砾岩分带特征与断裂密度分布柱状剖面；(c、d)WFSD-3岩性-液化角砾岩分布与断裂密度分布柱状剖面.断裂密度剖面(b、d)据Li et al.(2013, 2016)，图中峰值大小根据断层泥、断层角砾岩、碎裂岩厚度(以厘米计算)及对应的加权值计算，峰值越大表明断裂密度越大，指示断裂规模越大(详见Li et al., 2013). WFSD-1中的F590和F970，WFSD-3中的F634、F1215和F1250为主要次级断裂, 映秀-北川断裂和灌县-安县断裂带由很多(次级)断裂组成 Fig. 10 Liquefied breccia and fault density distribution in the WFSD drilling cores

从岩心断裂密度分布来看(图 10b)，除了在590m处有大的峰值对应映秀-北川断裂带之外，970m处也出现一个大的峰值，表明在970m深度处也存在着一条断裂。从该处断层泥的显微构造来看，其显示为逆冲断裂性质。从角砾特征及分布规模来看，在该断裂下部的第三段液化角砾与第一段相似，可能具有重复性，即上部的2段液化角砾岩是被逆冲叠置上去的。因此，我们认为WFSD-1岩心实际发育三段液化角砾岩区，从浅到深依次为：第一段(与第三段重复)、第二段(与第四段重复)、第五段。这3段是WFSD-1岩心中实际的不同地震活动的层序。

(2) WFSD-3

WFSD-3岩心中液化角砾岩按其深度垂向分布特征来看大致可以划分为6段(图 10c)：第一段位于35~127.02m深度，厚度约为92m，由13层厚度从10cm到2.54m不等的液化角砾岩层组成；第二段位于220.2~229.49m，厚约9.29m，由厚度为65cm和6m的两个液化角砾岩层组成；第三段位于433.3~535.7m深度，由7条厚度由8cm到1.97m的液化角砾条带组成；第四段位于897.5~916.27m深度，由20cm和32cm厚的两个小条带组成，总厚18.77m；第五段位于1310.6~1363.55m深度，厚约53m，由5个厚度不等的小条带组成，最大厚约34m，最小者5cm；第六段位于1438.60~1451.25m，厚12.65m，由3段厚度分别为42cm、88cm和4.61m的液化角砾层组成。

从WFSD-3岩心断裂密度图(图 10d)可以看出，在WFSD-3中有三条较大的断裂，分别位于634m、1215m和1250m，结合液化角砾分布特征，我们认为第一、二段可能与第五、六段是重复的，是受灌县-安县断裂活动影响逆冲上去而形成的重复地层。因此，WFSD-3岩心实际包含4段液化角砾岩区，从浅到深为：第一段(与第五段重复)、第二段(与第六段重复)、第三段和第四段。这4段代表WFSD-3岩心中实际存在的不同地震活动的层序。位于映秀-北川和灌县-安县断裂之间的龙深一井(图 1b)深7180m，上部推覆体地层共钻遇6套须家河组二段与三段的地层，也表明在龙门山地区地层重复现象非常普遍。因此在WFSD-1和WFSD-3钻孔中存在地层重复也属正常现象。

WFSD-1岩心中5段赋存液化角砾岩层的岩层厚度从17m到71m厚不等(共计18层)，组成3个地震幕；WFSD-3岩心中6段赋存液化角砾岩层的岩层厚度从9m到102m厚不等(共计33层)，形成4个地震幕。若沉积速率基本保持不变，则不同的厚度代表不同的沉积时间。由多层液化角砾岩层组成的地震活动层所代表的时间，也就是地震活动期是多长时间呢？由于地震作用形成的沙土液化现象是局部的，可能分布不均匀，在岩心中见到的部分仅记录地震液化最少层数，因此，地震活动层的厚度都是最小值。

龙门山东侧的川西盆地被认为是在晚三叠世时期，由于松潘甘孜洋闭合、龙门山开始形成所产生的前陆盆地(罗志立, 1991, 1998; 许志琴等, 1992; 刘树根等, 1995; 贾东等, 2003)，它使扬子板块西缘由被动大陆边缘转化为前陆盆地(李勇等, 2011)。晚三叠世龙门山前陆盆地内的主要沉积地层为须家河组，厚度可达4km，主要形成于诺利阶中段至瑞替阶时期(刘树根等, 1995; 郭正吾等, 1996; 贾东等, 2003; Yong et al., 2003; 李勇等, 2011; 乔秀夫等, 2012; 陈斌等, 2016)，其平均沉积速率约为0.3~0.5mm/a。依据沉积厚度和沉积速率，我们估算WFSD-1岩心中从17m到71m厚度不等的地震层(幕)的形成时间约3.4至14.2万年；WFSD-3岩心中从9m到102m厚度不等的地震层(幕)的形成时间约1.8至20.4万年。虽然这个时间不是很准确，但也可表明龙门山造山带早期地震幕的时间大致从2万年至20万年甚至更长。WFSD-1岩心中地震层(幕)的间隔厚度为20m到103m，WFSD-3岩心中地震层(幕)的间隔为80~350m，同理推断地震幕的间隔时间为4万年至70万年。

应当说明的是，本文关于晚三叠世地震幕的数目与时间长度仅仅是依据软沉积变形的液化角砾岩所确定，只粗略估算液化角砾岩所代表的地震幕与其间震期的时间长度，可以定性的指示断裂活动的频率。在龙门山地区，晚三叠世除液化角砾岩外尚有多层其他类型的软沉积变形构造，如液化沙层流动构造、水塑性变形弯曲、负载构造、球-枕构造、同震节理与枕状层等(乔秀夫等, 2012, 2016)。这些变形构造由于尺度较大，在科钻岩心中是难以辨认的，结合野外剖面中宏观的软沉积变形构造讨论地震幕与间震期，可以更准确地限定晚三叠世地震活动的长周期。

WFSD-1岩性特征(Li et al., 2013)和物性特征(Li et al., 2014)显示，岩心中沉积岩地层为须家河组第二段和第三段，而WFSD-3岩性特征(Li et al., 2016)显示，岩心为须家河组第四段和第五段。WFSD-1岩心砂岩中主要矿物风化程度强于WFSD-3中的(图 9)，也显示出WFSD-1岩心中地层老于WFSD-3岩心中地层。因此，WFSD-1和WFSD-3岩心中的地层基本包含了龙门山前陆盆地的主体地层，其不同深度的液化角砾岩层段代表了不同时期的地震活动(幕)，也就是代表了龙门山断裂早期活动特征，显示龙门山断裂活动具有明显的脉动性。邓康龄等(1982)从川西晚三叠世前陆盆地在垂向上的分段性研究也提出龙门山构造活动具有明显的脉动性特征，与我们的观点一致。

WFSD-1岩心中分布5段液化角砾岩层段，其中逆冲断裂作用使上两段重复出现，WFSD-3岩心中分布6段液化角砾岩层段，上部两段也由于逆冲断裂作用重复出现。因此综合来看，总体分布7段不同时期形成的(不同厚度的)液化角砾岩层段(图 11)，它们是龙门山断裂早期活动所伴随的强地震事件的产物，龙门山断裂早期存在至少7次以上的强烈活动期(或者称脉动期)，活动期的时间从2万年至20万年甚至更长，指示断裂早期存在强烈的脉动活动。从液化角砾岩层段间隔来看，断裂最早期(诺利阶)活动强烈(WFSD-1)，到了瑞替阶断裂活动相对趋缓，但是随着时间变化，存在脉动间隔逐渐缩短的趋势，也就是表明断裂活动逐渐加强。

图 11

Fig. 11

图 11 龙门山前陆盆地与汶川科钻岩心中断裂活动特征比对 界限年代据International Commission on Stratigraphy (2017)，前陆盆地地表软沉积物变形构造(图中最右侧)乔秀夫等(2012, 2016).液化角砾岩层有11段(①~ ⑪，代表了11次断裂强烈活动时期，其中WFSD-1岩心中有3段、WFSD-3岩心中有4段，它们分别代表须二-三段和须四-五段层位中的地震活动，在地表见有10层软沉积物变形构造，基本可以与岩心中的液化角砾岩层段相对应，其中地表最上部三层对应于WFSD-3岩心之上的层位，因此，龙门山前陆盆地中至少存在14个地震活动期(地震幕).须一段(小塘子组)中液化角砾岩层根据地表层位确定，小塘子组的厚度~200m(刘金华等, 2007).①~ ⑪等代表地震活动期或地震幕 Fig. 11 Comparision of fault activity in Longmen Shan foreland basin and Wenchuan earthquake Fault Scientific Drilling cores

龙门山其他地区诺利阶下部200m厚(刘金华等, 2007)的小塘子组地层(或须家河组一段)中发育3层软沉积物变形构造(液化角砾岩和球-枕构造)(乔秀夫等, 2012, 2016)，表明龙门山断裂最初在晚三叠世诺利期就开始活动了，龙门山中央断裂映秀-北川断裂带中假玄武玻璃同位素年代为216~229Ma(Zheng et al., 2016)也支持这一观点，同时还指出晚三叠世诺利期早期映秀-北川断裂可能就开始活动。汶川科钻岩心中液化角砾岩层段与地表发现的软沉积物变形构造层不能完全一一对应，在须五段不含有煤线地层上部层位的地表露头上，可见三层段软沉积物变形构造(液化底劈、滴状体、枕状层、卷曲与软布丁层)，它们应该对应WFSD-3岩心的上部段(图 11)。因此，综合岩心和地表地震诱发的软沉积物变形层位来看，龙门山断裂(映秀-北川断裂)活动早期在晚三叠世期间至少存在14次强烈脉动式活动期(图 11)。

龙门山断裂带早期活动主要为汶川-茂县断裂(F1)和映秀-北川断裂(F2)活动(图 12)。松潘-甘孜地体与扬子板块碰撞挤压，使块体沿F1和F2断裂垂向挤出，其中，F1为正断层(228~200Ma, 陈社发等, 1994; 万天丰, 2001; 刘顺等, 2008)，F2为逆冲断裂。挤出块体形成障壁岛，造成内陆障壁浅海，或称为“小塘子浅海”，与松潘-甘孜外海连通(图 12a)。晚三叠世早期，也就是小塘子组时期，龙门山断裂(F1，F2)开始强烈活动，三层液化角砾岩段就是F1/F2断裂活动产生强地震的产物(见图 11)，也有可能最早期活动发生在马鞍塘组时期(~229Ma，Zheng et al., 2016)。晚三叠世中期，F1和F2进一步活动，使小塘子浅海上升转变为湖(图 12b)，因这一时期为须家河组沉积时期，我们称之为“须家河湖”，该时期主要为须二-须三段时期。F1/F2断裂有三次活动期，对应WFSD-1岩心中三段液化角砾岩层，处在诺利阶上段(图 11)。晚三叠世末期，强烈的NW-SE向挤压作用使F1反转为逆冲断层(陈社发等, 1994)，松潘-甘孜地体(褶皱带)沿F1逆冲在扬子板块之上，同时，F2逆冲抬升，形成松潘-甘孜山，也就是初始龙门山或龙门山雏形，并形成川西前陆盆地(图 12c)。这一时期主要为须四-须六段时期，断裂至少有六次活动期，对应WFSD-3岩心中存在四段液化角砾岩层，以及相当于WFSD-3岩心之上的地表须五段层位中(煤线地层之上的砂岩、粉砂岩地层中)出露的液化底劈、滴状体、枕状层和卷曲与软布丁层等三层段软沉积物变形(图 11)。

图 12

Fig. 12

图 12 龙门山造山带晚三叠世地质结构演化示意图(据乔秀夫等, 2016修改) F1:汶川-茂县断裂，F2:映秀-北川断裂.(a)晚三叠世早期(小塘子组时期/须一段时期)，F1/F2断裂同时活动形成障壁岛(推测F1为正断层，F2为逆冲断层)，内陆浅海形成，此时，至少存在3次强烈活动时期(幕)；(b)晚三叠世中期(须家河组须二-须三段时期)，F1/F2断裂进一步活动，障壁岛抬升阻隔浅海与外海连通，“浅海”转变成“湖”，该阶段断裂活动至少存在3次强烈活动时期(幕)；(c)晚三叠世末期(须家河组须四-须六段时期)，构造反转阶段，F1转变为逆冲性质，F2仍为逆冲性质，该时期断裂至少存在7次强烈活动阶段(幕)，松潘-甘孜褶皱带(陆)、初始龙门山和前陆盆地形成 Fig. 12 Schematic diagram of geological structure evolution of the Longmen Shan orogen in the Late Triassic (after Qiao et al., 2016)

F1与F2在晚三叠世早期开始出现，随后经历了多期次的正断-逆冲活动(注意表达方式)，形成初始龙门山和前陆盆地，在盆地地层中记录了断裂活动所产生的古地震事件。汶川科钻岩心中的多段液化角砾岩层为这些地震诱发形成的软沉积物变形，是汶川-茂县断裂(F1)和映秀-北川断裂(F2)多期次活动的结果，更可能是映秀-北川断裂(F2)活动诱发的产物。

通过以上研究，我们对汶川科钻岩心中晚三叠世须家河组地层中的角砾岩有了如下认识：

(1) 汶川科钻岩心晚三叠世须家河组地层中，在不同深度分布多层厚度不等的液化角砾岩层，其中液化沙体颗粒大小均匀，在0.1~0.3mm之间，它们是强地震(M>5)振动诱发的软沉积物变形岩石，即震积岩。

(2) WFSD-1岩心中分布5段液化角砾岩层，其中上部两段重复出现，WFSD-3岩心中分布6段，上部两段与下部重复出现，结合断裂构造分布位置和变形特征来看，这种岩层重复出现反映了龙门山“多重逆冲”构造特征。

(3) 综合汶川科钻两口钻井(WFSD-1, 3)岩心特征显示，不同深度发育的7段液化角砾岩层分布在晚三叠世须家河组第二-五段(即须二-须五段)，其中WFSD-1为晚三叠世诺利阶须二段和须三段，WFSD-3为瑞替阶须四段和须五段，结合地表出露地震诱发的地软沉积物变形构造，反映了龙门山断裂带在晚三叠世时期至少发生14次脉动式(幕式)活动，并伴随有频繁的强地震发生。

(4) 从7段液化角砾岩层的厚度和分布间隔来看，龙门山断裂带早期活动期一个地震幕的时间长度约为2~20万年，其间震期(地震幕的间隔时间)约为4至70万年，并呈现活动期间隔越来越短，即断裂活动越来越强的趋势。这种趋势代表了龙门山前陆盆地形成过程中断裂脉动式活动特征。

(5) 结合前人地表软沉积物变形研究，我们认为龙门山造山带在晚三叠世经历了多期次的正断-逆冲活动的造山作用：早期(小塘子组时期/须一段时期)，断裂开始强烈活动，经历至少3次强烈活动期，形成障壁岛及内陆浅海；中期，即须二-须三段时期，存在至少3次强烈活动期，使得障壁岛抬升阻隔外海，浅海转变为湖；末期，即须四-须六段时期，经历至少7次强烈活动时期，形成松潘-甘孜褶皱带(陆)、龙门山雏形及前陆盆地。