李 康 徐锡伟 谭锡斌

(中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029)

0 引言

青藏高原东缘的变形模式是国际地学界广泛关注的热点问题，直接关系到青藏高原运动学模型，包括侧向逃逸学说和地壳压缩增厚学说2种主流模型(徐锡伟等，2008)。龙泉山背斜位于青藏高原东缘龙门山逆冲推覆构造带东侧，构成了四川前陆盆地的东南边界(邓起东等，1994)。前人研究了龙泉山断裂带的活动性(邓起东等，1994;黄祖智等，1995;徐水森等，2006;王伟涛等，2008)，获得了晚更新世以来有着弱活动性的认识，同时也对龙泉山背斜所吸收的总地壳缩短量进行了研究(Hubbard et al.，2009;鲁人齐等，2010)。但是，对于晚更新世以来龙泉山背斜的地壳缩短和抬升的定量研究还比较缺乏，而对龙泉山背斜的运动学研究可能有利于我们对青藏高原东缘变形模式的理解。

在挤压构造区，生长地层很好地记录了构造运动的历史(Suppe et al.，1992;Zapata et al.，1996)，对其研究有益于对构造运动过程的认识。分析地震剖面及实测地层产状能提供关于生长地层发育的直接证据，通过年代学研究结合平衡剖面技术方法可以获得构造变形过程(Scharer et al.，2004;Chen et al.，2007;Daëron et al.，2007;Hubert-Ferrari et al.，2007;Char-reau et al.，2008)。然而，由于地震剖面易受干扰及解译多解性和年代样品不易获得，致使生长地层的资料很难获得。某种意义上来说，河流阶地是活动沉积盆地中生长地层的延伸(图1)，它记录了褶皱变形的历史，使用其约束沉积盆地中的活动褶皱的运动学过程有着很多优点，如阶地数据易得，褶皱核部阶地能保存下来和较少的不确定性等等(Wilson et al.，2009)。通过变形阶地的精细测量和年代学研究，可以比较可靠地得到变形构造晚第四纪以来的地壳缩短速率(杨晓平等，2006;李涛等，2011)。因此，河流阶地就成为很多地区研究挤压环境下背斜的地壳缩短和隆升历史的最佳选择。

首先，从地貌上把龙泉山背斜分为南、中、北3段，横跨龙泉山背斜北段的凯江发育3级阶地，为研究上述问题提供了理想的场所。通过对凯江河流阶地详细的地质地貌填图，野外测量阶地横剖面和纵剖面，采集了碳十四(14C)和光释光(OSL)测年样品，经测试分析约束了阶地形成年龄，同时对地震反射剖面进行解译，进而计算了龙泉山背斜北段的地壳缩短及隆升的幅度和速率。

图1 断层转折褶皱之上的河流阶地下倾到活动沉积盆地的生长地层模式图(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).蓝线是河流纵剖面

1 龙泉山背斜地质地貌特征

松潘-甘孜褶皱带的SE向挤压，造就了龙门山推覆构造带的发育以及与其伴生的四川前陆盆地和龙泉山背斜的隆起(陈社发等，1994;Chen et al.，1994)。龙泉山背斜位于龙门山逆冲推覆体东侧，四川盆地西部前缘，为川西前陆盆地的东部边界，两侧发育走向NNE的逆断裂，其中以西缘断裂为主逆断裂，由一系列倾向SE的逆冲断层组成。本区主要发育中生代沉积地层，包括上侏罗统蓬莱镇组、下白垩统夹关组和灌口组，主要由偏红色层状粉砂岩和泥岩组成，背斜两翼边缘地层产状稍陡，核部较平缓;新生代地层主要为第四纪沉积物，沿河流发育分布，主要为阶地堆积物(图2b)。

地貌上，龙泉山背斜为一长约200多km、宽8～20km、总体呈NNE-SSW展布的低缓丘陵(图2a)。水系较发育，中段的沱江阶地主要发育在进山口和出山口处，南段的岷江跨过龙泉山处较少发育阶地，横跨龙泉山北段的凯江属涪江支流，发源于龙门山余脉之鹿爬山，阶地较发育。在室内通过立体镜对具有一定重叠度的航空像片建立立体模型，把不同梯度的地貌面解译到白色透明纸上，再把解译内容投放到1/5万的地形图上。在野外，把解译结果与实际情况对比并加以修正，通过阶地沉积相特征的对比研究并结合阶地堆积物的样品年代结果和前人研究(钱洪等，1997)，认为凯江发育3级河流阶地，Ⅰ级、Ⅱ级阶地为较连续堆积阶地;Ⅲ级阶地不连续只有少数部位发育，为基座阶地(图3)。

2 阶地年龄及变形

2.1 阶地年龄

通过横跨龙泉山背斜的凯江阶地剖面的对比研究，获得了阶地特征:

图2 龙泉山背斜地质地貌特征Fig.2 Landsat image and simplified geological map of Longquanshan and its adjacent regions.

图3 横跨龙泉山背斜凯江阶地分布及采样位置(自Google Earth)Fig.3 Terrace distribution of Kaijiang River across the Longquanshan anticline and sampling location.

Ⅰ级阶地 拔河高度8～10m，为堆积阶地;主要堆积物具有明显的二元结构，上部是粉砂质黏土、中间夹零星的砾石，顶部为耕作土，下部为灰黄色的砂砾石层(图4)。

Ⅱ级阶地 拔河高度10多m，为堆积阶地;上部为砾石层，粉砂质黏土含量高，中部为从上到下粒度从粉砂到粗砂的砂层，底部有交错层理，OSL测年为10～22ka BP，为晚更新世晚期的产物，下部为卵石层，夹细砂粉砂，有胶结(图5)。

图4 凯江T1阶地剖面的照片及样品年代Fig.4 Photographs of the first terrace，sample location and age.

Ⅲ级阶地 阶地面拔河高度在十几至二十几m，为基座阶地;上部为粉砂质黏土，下部为夹有粉砂质黏土的卵石层，基座为白垩纪棕红色粉砂岩(图6)。

为确定T1阶地形成的时间，在不同地点的T1阶地黏土层的底部采集了炭样(图4)，beta实验室给出的测年结果见表1。由于采集的T1阶地样品都位于阶地砾石层上部的细粒堆积物中，经分析可能为后期堆积，因此测年结果可能稍小于阶地形成的年龄，那么 T1阶地的形成年龄应该早于测年结果。野外在砾石层中也没有发现炭样，结合成都平原Ⅰ级阶地14C年龄测定为距今2.5～6.7ka(钱洪等，1997)，为全新世中期地层，取其平均值作为T1阶地的形成年龄，约为4.6ka。

对于T2阶地，堆积物样品均采自典型剖面上(图5)，样品的测量是在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室Daybreak 2200自动测试系统上完成的，采用的方法是SMAR细颗粒石英OSL法。TJ-1，2，3样品均采自通江剖面，样品的年龄与埋藏深度成正相关，很好地吻合了堆积层序。根据测量结果(表2)，认为埋藏较浅样品的年龄能很好地代表阶地面的形成年龄。由于JX-1样品埋藏较浅，考虑上部的砾石层堆积形成应该较快，所以其基本可以代表T2阶地面的形成年龄，为距今(11.7±0.4)ka。在盆山交界处的中江县，地貌上很大范围是一级地貌面，剖面上是很厚的砂层，在埋深1.2m处采集ZJ-1样品，经实验分析年龄为(9.9±0.5)ka，上部堆积松散的砂层，认为是平原堆积。

表1 碳十四样品的年龄Table 1 Radiocarbon analyses of charcoal samples

在T3阶地顶面取的炭样TJLH-T3-1，测年结果为(80±40)a BP，很明显炭样为后期充填物，T3阶地堆积砂样在国家地震动力学重点实验室进行测试中，样品年龄有待进一步确定。成都平原Ⅲ级阶地的年龄为30～40ka(钱洪等，1997)，属晚更新世，估计较小的年龄能够代表阶地的形成年龄，选择30ka作为T3阶地的形成年龄。

2.2 阶地变形

利用美国天宝公司生产的Trimble5700差分GPS进行测量。该仪器的基本原理是采用2个高精度的GPS接收器，其中一个为固定的基准站，另一个为流动测量点，2个接收器同时进行观测。通过后差分处理降低观测误差，可有效提高测量精度。该仪器的优点是信号覆盖范围广，精度高，正适合四川植被繁茂的地区。在本次测量工作中垂直精度和水平精度达到亚米级，可以满足河流阶地变形定量研究的要求。

在龙泉山背斜的东侧中江和凯江上游的调元，为盆山交界处，地貌上只发育一级地貌面。在背斜内部，杰兴、新田坝、瓦店乡、通江、通江李花、太和村、蟠龙镇和罗江分别测量了各级阶地的横剖面线。在这里展示通江镇Ⅱ级阶地实测剖面，通过Grapher绘图软件绘制了剖面线，取阶地面的平均值作其高程信息，得到河床、T1和 T2的海拔为426.9m、435.8m和441.3m(图7)，用T1和T2的海拔减去河床的海拔高度，获得了T1和T2的拔河高度分别为8.9m和14.4m。同样的方法，获得了不同地点的河流各级阶地面的拔河高度。根据这些阶地拔河高度数据，沿垂直龙泉山背斜轴面方向(EW向)投影，绘出凯江Ⅰ级、Ⅱ级和Ⅲ级阶地的拔河高度曲线(图8)，即为阶地面的变形纵剖面。

3 龙泉山背斜的地壳缩短及隆升

3.1 龙泉山背斜的地壳缩短

图5 凯江T2阶地剖面的照片及样品年代Fig.5 Photographs of the second terrace，and sample location and age.

通过对横跨龙泉山背斜的地震剖面A—A'的解译(图9)，获得龙泉山背斜北段为断层转折褶皱的认识，其地壳缩短和隆升主要是通过褶皱膝折带迁移机制进行的，总的地壳缩短量约0.8km。龙泉山背斜的上地壳存在滑脱层为下三叠统嘉陵江组的膏岩层(鲁人齐等，2010)，对地震反射剖面解译认为龙门山推覆带存在浅层滑脱层，传播进入四川盆地到达龙泉山，深度6～9km(Jia et al.，2010)，由于滑脱层有些倾斜，到达龙泉山较浅，结合本剖面解译认为龙泉山背斜下部滑脱层深约6km。

表2 阶地堆积样品光释光年龄、等效剂量和环境剂量率Table 2 OSL ages，Da and dose rate of fluvial samples

根据面积守恒原则(图9):

其中，h为滑脱层的深度，A为超出面积，l为地壳缩短量。

由于所测阶地跨过龙泉山背斜到盆山交界，使用背斜两翼边界阶地地貌面的拔河高度的连线做基线，与同级阶地面拔河高度纵剖面线构成纵断面，即图8隆起部分的面积为超出面积A。本文运用的计算超出面积的方法是对纵断面建立网格，数出单元格的个数，不足半个单元格的忽略，大于半个的算1个，单元格的总数乘以每个单元格的面积之积即为A。在计算时，尽量减少人为误差，误差在5%之内，关于误差对缩短量的影响会在不确定分析中考虑。计算了T1、T2和T3阶地面的超出面积，分别为42 000m2、110 000m2和224 000m2，取滑脱层的深度为6km，由超出面积除以滑脱层的深度，获得与之对应的地壳缩短量分别为7.0m、18.3m和37.3m。同时结合T1、T2和T3阶地的形成年龄为4.6ka、(11.7±0.4)ka和30ka，通过拟合获得晚更新世以来的地壳缩短速率为1.36mm/a(图10)。

3.2 龙泉山背斜的隆升

裂变径迹研究结果表明，新近纪以来川西前陆盆地的隆升速率约为8m/Ma(刘树根等，2008;邓宾等，2008)，四川盆地40Ma以来的剥蚀量在1.3～4km(Richardson et al.，2008)，同时河流的下切又受气候作用的控制，因此，不能把河流对阶地及基座的下切量作为背斜的隆升量。通过阶地面的变形对龙泉山背斜的隆升加以约束，跨背斜阶地面核部与盆山交界的拔河高度之差即为背斜变形的隆升量。T1、T2和T3阶地形成以来的隆升量分别为3.4m、8.4m和21.1m，阶地的形成年代已知，通过拟合获得晚更新世以来的隆升速率为0.7mm/a(图10)。

通过断层转折褶皱模型可知隆升与缩短呈函数关系(Lavéet al.，2000):

其中l为缩短量，u为隆升量，Φ为断层倾角。晚更新世以来的地壳缩短速率为1.36mm/a，断层倾角约25°，计算获得隆升速率为0.57mm/a。

取上述2种方法获得的隆升速率的平均值作为晚更新世以来龙泉山背斜北段的隆升速率为0.64mm/a。

3.3 不确定分析

图6 凯江T3阶地剖面的照片Fig.6 Photographs of the third terrace.

四川盆地人类活动频繁，阶地受到很多后期的改造，阶地面空间信息作为研究构造运动学分析的对象，在拔河高度上会有所偏离形成的初始面以及所使用的仪器测量产生的误差约10%;同时，阶地的形成年代受测年实验的准确度所限，测年的结果误差约为10%;另外，求取超出面积A时存在误差及滑脱层的深度也存在误差，归为模型计算误差，总误差估计为30%。那么龙泉山背斜晚更新世以来的地壳缩短速率约为(1.36±0.41)mm/a，隆升速率为(0.64±0.19)mm/a。

图7 RTK实测通江阶地剖面图Fig.7 Measured longitudinal profile of terraces and photographs in Tongjiang.

图8 凯江各级阶地面拔河高度纵剖面及地质剖面简图Fig.8 Longitudinal profile of terraces and geology in Kaijiang River.

图9 A—A'跨龙泉山背斜的地震解译剖面①中国石油勘探公司，2008，地震勘探剖面(工作报告)。Fig.9 Interpretaion of petroleum seismic reflection profile crossing the Longquan anticline.

4 讨论

龙门山构造带发育多套滑脱层，其中一套浅层滑脱层延伸到四川盆地(Jia et al.，2010;鲁人齐等，2010)形成龙泉山背斜，在南段吸收的总地壳缩短量约为1.1km(Hubbard et al.，2009)，在中段吸收的总地壳缩短量约为8km(鲁人齐等，2010)，北段的总地壳缩短量约为0.8km。本文研究认为这套滑脱层是存在的，而且晚更新世以来是活动的，这也造成了龙泉山背斜的持续抬升。

印度板块向北推挤受到欧亚板块的阻挡，造成青藏高原中部各地块隆升并朝E、SE向挤出的大区域动力学环境(Tapponnier et al.，2001)，巴颜喀拉地块朝E—SEE向的挤出受到华南地块强烈阻挡，在两地块之间形成造山带的一部分——龙门山断裂带中-南段(徐锡伟等，2008)，大部分能量以龙门山的抬升释放，一部分通过滑脱层传递到龙泉山，形成龙泉山背斜(图11)。汶川地震之后龙泉山断裂北段应力减少、南段应力增加(解朝娣等，2010)，也从另一方面说明龙门山与龙泉山构造上的整体性。本文的研究结果对于理解青藏高原东缘变形模式中的逆断层推覆地壳缩短造山增加了证据，进而为理解青藏高原运动学模型侧向逃逸学说提供了些许信息。

图10 龙泉山背斜晚更新世以来的平均缩短及隆升速率Fig.10 Average shortening and uplift rate since late Pleistocene in the Longquan anticline.

图11 沿图1的B—B'线的简化构造剖面图(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 结论

凯江跨龙泉山背斜阶地发育，可分为3级，其中T1，T2堆积阶地较连续，T3基座阶地零星分布。根据碳十四测年和细颗粒石英光释光测年结果限定并结合前人研究认为，T1，T2阶地面的形成年龄约为4.6ka和(11.7±0.4)ka。通过石油地震剖面解译，认为龙泉山背斜北部为断层转折褶皱，其地壳缩短和隆升主要是通过褶皱膝折带迁移机制进行的，总地壳缩短量约0.8km，滑脱层深度约为6km。伴随着浅部滑脱层的活动，产生龙泉山背斜的生长以及河流阶地的明显变形，研究结果表明龙泉山背斜晚更新世以来的地壳缩短速率约为(1.36±0.41)mm/a，隆升速率为(0.64±0.19)mm/a。