秦嶺南緣青川斷裂新生代變形特征及其走滑運動學轉換

李　建, 張岳橋, 熊金紅, 吳泰然, 李海龍

(1.中國地質科學院 地質力學研究所, 北京 100081; 2.北京大學 地球與空間科學學院, 北京 100871)

秦嶺南緣青川斷裂新生代變形特征及其走滑運動學轉換

李建1, 2, 張岳橋1*, 熊金紅1, 2, 吳泰然1, 2, 李海龍1

(1.中國地質科學院 地質力學研究所, 北京 100081; 2.北京大學 地球與空間科學學院, 北京 100871)

青川斷裂作為秦嶺構造帶南部邊界斷層, 新生代以來受到印度-歐亞大陸碰撞產生的遠場效應, 發生了強烈的走滑復活, 調節了青藏高原隆升和向東擴展。本文基于錯斷地貌測量與斷裂帶脆性變形的野外調查, 建立了該斷裂新生代 2期走滑運動歷史, 并討論了走滑運動學轉換的大地構造意義。沿斷裂帶河流水系偏移地貌分析發現, 主要河流的Ⅳ級支流沿斷裂發生一致的右旋偏移, 指示斷裂右旋位錯量在200～800 m; 河流階地的右旋位錯量在49～62 m。野外調查發現, 青川斷裂發育5～100 m寬的斷裂破裂帶, 主要由斷層泥、磨礫巖、斷層透鏡體等組成, S-C組構發育, 磨礫石旋轉定向排列。斷裂破碎帶運動學指向記錄了青川斷裂2期脆性走滑變形: 早期為左旋走滑活動、晚期為右旋走滑活動。結合斷裂帶東端漢中盆地地層時代和秦嶺山地隆升時代, 我們推斷晚期右旋走滑運動主要發生在上新世以來, 調節了碧口地塊的向東擠出; 而早期左旋走滑運動則很可能是對古近紀晚期青藏高原隆升和擴展的響應。

青川斷裂; 水系偏移; 階地位錯; 斷裂破碎帶; 脆性變形; 運動學轉換

0 引 言

橫亙于中國大陸中部的秦嶺構造帶是中央造山帶的重要組成部分, 主體形成于三疊紀華南–華北地塊碰撞造山作用時期(Mattauer et al., 1985; Huang and Wu, 1992; Ratschbacher et al., 2003; 張國偉等, 2003), 并經歷了早侏羅世走滑變形、晚侏羅世–早白堊世南北向擠壓縮短變形、晚白堊世–古近紀伸展崩塌等3個大地構造演化階段(Dong et al., 2015)。青川斷裂作為秦嶺構造帶南邊界斷層, 分隔了南部的四川地塊與北部的碧口地塊(許志琴等, 1992)。區域地質調查結果顯示, 斷裂北側元古宙變質火山巖逆沖到南側震旦紀–古生代沉積巖層之上(圖 1、2)(陜西省地質礦產局, 1989), 沿斷裂帶發育糜棱巖, 其S-C組構指示左旋走滑運動分量(王二七等, 2001)。Wang et al. (2003)與Wang and Meng (2009)認為該斷裂在印支期發生的左旋走滑運動調節了秦嶺構造帶向西逃逸和四川盆地三疊紀–白堊紀順時針旋轉運動(Zhao and Coe, 1987)。新生代, 該斷裂運動學發生了變化, 沿斷裂河流水系的一致偏轉(樊春等, 2008)和活動構造調查(Lin et al., 2012)均指示該斷裂以右旋走滑活動為主?；谇貛X山地磷灰石裂變徑跡(AFT)的測年結果, Enkelmann et al. (2006)認為在碧口地塊深部存在下地殼粘滯流動, 青川斷裂右旋走滑調節了該地塊的向東擠出?；谒拇ㄅ璧匚鞑亢王r水河斷裂帶熱年代學測年結果, Wang et al. (2014)認為青

川斷裂右旋走滑運動調節了四川地塊晚新生代逆時針旋轉運動。

圖1　青藏高原東緣及秦嶺地區活動斷裂圖Fig.1 Tectonic map of the eastern Tibetean Plateau and the western Qinling Tectonic Belt

圖2　青川斷裂及其鄰區構造略圖(根據陜西地質局秦嶺區域地質測量大隊, 1961; 四川省地質局第二區域地質測量大隊, 1966, 1977; 甘肅省地質礦產局區域地質調查隊, 1989修改)Fig.2 Active tectonics of the study region, showing the geologic and geomorphologic characteristics on the eastern margin of the Tibetan Plateau

自2008年汶川Ms 8.0級地震以來, 青川斷裂的地震活動性受到了很多人的關注, 并相繼開展了活動構造的調查和古地震的研究。Lin et al. (2014)基于遙感影像分析、構造地貌調查和探槽揭露, 發現沿青川斷裂中段河流水系右旋偏移, 通過構造位錯復位獲得斷裂右旋錯移量～700 m, 并在斷裂東段觀測到漢水T2階地右旋位錯～58 m。Sun et al. (2015)重點研究了青川斷裂中段地震地質, 通過 2個探槽揭露結果, 認為該段最新一次古地震發生在 6065～ 5770 B.P., 古地震復發間隔～6000 a。

本文在野外調查和測量的基礎上, 重點研究了青川斷裂帶新生代脆性變形特征及其運動學轉化,通過詳細測量該斷裂不同段落河流水系和河流階地的右旋位錯量、不同地點斷裂帶走滑活動的脆性變形記錄, 論述了該斷裂在新生代從早期左旋走滑活動到晚期右旋走滑活動的運動學轉換, 探討了該斷裂走滑運動學轉換的區域動力學意義。

1 青川斷裂分段性

青川斷裂西起四川省平武縣銀廠溝附近, 向東經過青川縣、廣坪鎮、陽平關鎮、土關鋪鎮, 至陜西勉縣, 終止于漢中盆地, 主體呈 50°～60°向延伸,全長～265 km(圖2)。該斷裂遙感影像特征非常清楚,表現為平直的線性河谷地形地貌特征。數條河流如涪江、白龍江、嘉陵江、漢水等橫穿該斷裂帶, 形成了深切的河谷地貌。

根據斷裂帶地形地貌特征和脆性變形特征, 可以將青川斷裂分為西、中、東3段。

西段位于平武縣和青川縣木魚鎮之間, 遙感線性特征清楚, 由 2～3個分支組成, 斷裂跡線沿河谷地帶發育, 延伸長～110 km。該段主要切割元古宙、古生代變質基底, 脆性破裂帶由碎裂巖、角礫巖組成, 斷裂破裂帶寬度一般在0.1～0.3 m。在平武縣以西, 斷層跡線變得模糊。

中段位于青川縣木魚鎮與寧強縣大安鎮之間,延伸長約120 km。該段地貌特征非常清楚, 尤其是沿白龍江和嘉陵江支流河谷地帶發育線狀地貌隆起帶, 這些隆起帶對應斷裂擠壓脊, 是走滑斷裂典型的地貌特征。沿斷裂跡線不同級別的河流水系發生有規律的偏移, 指示了該斷裂晚新生代以來的右旋走滑運動。尤其是該段斷裂帶發育寬度不等的斷裂破碎帶, 由碎裂巖、磨礫巖、斷層泥等組成, 變形特征明顯不同于青川斷裂西段。

東段位于大安鎮與勉縣之間, 延伸長～35 km,該段線性地貌特征也非常清楚, 沿斷裂帶水系偏移和河流階地錯動均指示右旋走滑活動。與中段不同的是, 斷裂破碎帶不很發育。

2 青川斷裂水系偏移特征

河流沿走滑斷層跡線發生有規律的偏移或拐折是斷層運動方式的很好地貌指示, 并可以幫助半定量地確定斷層走滑運動位錯量(丁國瑜, 1982; Zhang et al., 1995)。河流穿過活動走滑斷裂時, 沿斷裂跡線發生一致性偏移, 河道視偏移距離D(apparent offset)與時間呈正比(D=vt, v為斷層走滑速率), 受持續河流溯源侵蝕控制, 河流長度向上游不斷延伸, 斷裂河道的長度 L(upstream length)與時間呈 L=f(t)函數關系, Gaudemer et al. (1989)根據這2個單調連續函數, 得到D=v f–1(L), 簡化為線性相關函數D=αL, 并利用擬合函數分析方法, 沿美國西海岸San Andreas Fault, 中國青藏高原北部阿爾金斷裂、海原斷裂、鮮水河斷裂、喀喇昆侖斷裂, 以及土耳其 North Anatolian Fault和East Anatolian Fault, 研究穿過走滑斷裂的河流視偏移距離(D)和上游河道長度(L)之間存在顯著線性相關性, 發現二者之間的線性相關性在這些地區具有普遍意義, 即水系級別越高代表發育時間越長, 其沿斷裂的視偏移距離越大。沿斷裂帶, 相對穩定的氣候、相似的巖石物性、地形地貌條件和區域一致的構造抬升等條件, 有助于保證河流長度隨時間持續增長, 提高該方法的可靠性。

青川斷裂帶橫穿川陜甘交界地帶的長江流域,至少有5條I～Ⅱ級支流(自西向東分別為: 涪江、清水河、白龍江、嘉陵江、漢水等)由北向南穿越青川斷裂帶, 這些不同級別的河流水系穿過斷層時發生不同程度的偏轉, 從幾十米到十幾公里(圖 3a), 這種明顯向西偏移現象記錄了青川斷裂晚新生代右旋走滑運動歷史。本文基于SPOT 6(1.5 m分辨率)、ETM衛星遙感圖像解譯和區域地質調查, 發現研究區位于秦嶺構造帶南緣, 發育長江的次級水系, 沿斷裂跡線見河流河道發生一致性右旋偏移, 結合Gaudemer et al. (1989)利用函數擬合關系來分析走滑斷層對水系一致性偏移控制作用的方法, 分別測量河流沿斷層跡線的視偏移距離(D)和斷裂上游河流長度(L), 開展二者之間相關性分析(D=αL)。

沿青川斷裂, 我們一共統計了95條不同級別的河流, 其中有27條河流沿該斷裂發生右旋偏移, 約占總河流數量的 1/3。我們發現, 沿青川斷裂西段,主要Ⅰ～Ⅲ級河流, 如涪江及其支流、清水河、喬莊河等, 沿斷裂帶沒有發生明顯的偏移現象, 只有部分Ⅳ級河流沿西段發生右旋偏移, 視偏移量 200～ 1100 m。沿青川斷裂中段, 多數Ⅳ級河流沿斷裂發生右旋偏移, 視偏移量在260～810 m。但有2點值得注意: 第一, Ⅰ～Ⅱ級支流沿該斷裂中段彎曲延伸距離相差懸殊, 不能直接用來衡量斷層右旋走滑位移量, 如表 1, 嘉陵江主河道(Ⅰ級)沿斷層帶彎曲延伸約 17 km, 同樣為Ⅰ級支流的白龍江主河道則僅彎曲延伸約 1.3 km。遙感解譯和野外調查發現, 嘉陵江自北向南流動, 在陽平關鎮附近, 主河道并非在與青川斷層相交點發生右旋偏移, 而是青川斷層明顯斜切嘉陵江河道(圖6), 而且白龍江沿斷層跡線存在右旋彎曲跡象(圖 3a), 但由于在白龍湖庫區, 主河道偏移距離僅供參考。另外, 安樂河(Ⅱ級)沿斷層彎曲 2.6 km, 而廣坪河(Ⅱ級)沿斷裂沒有發現明顯的右旋偏移現象; 故推測Ⅰ～Ⅱ級支流視偏移距離與河流沿斷裂松散破碎帶的導向流動有關。第二,沿斷裂中段, Ⅲ級支流沿斷裂發生明顯的偏移, 其中, 南沙河向北流動, 與青川斷裂相交并沿斷裂跡線向東偏移約2.5 km后, 在代家壩附近繼續向北流動, 而且該河流偏移河道基本與斷層跡線吻合, 認為2.5 km可以反映Ⅲ級支流沿青川斷裂的右旋位錯量(圖 3b)。沿青川斷裂東段的漢水水系、沖溝等沿斷裂跡線的右旋偏移現象不明顯(表1)。

圖3　青川斷裂沿線水系偏移測量圖Fig.3 The lateral bending distance of the rivers along the Qingchuan Fault

為了半定量地確定河流偏移的運動學意義, 我們詳細測量了白龍江和嘉陵江 23條Ⅳ級支流的右旋偏移距離和上游河道長度, 進行了這 2個參數的相關性分析。結果顯示, Ⅳ級河流河道沿斷裂跡線的視偏移距離(D)與河流上游長度(L)存在顯著的相關性(圖4b)。采用最小二乘法擬合直線, 直線穿過原點, 獲得白龍江水系D=0.467L, 其中D和L均采用m作為單位, 相關系數為 0.85, 且嘉陵江水系 D= 0.451L, 相關系數為 0.96, 故Ⅳ級的 D/L比值 α在0.45左右, 由此可獲得最佳Ⅳ級河流位錯量約為750 m。如果考慮青川斷裂中段Ⅰ～Ⅲ級水系偏移測量結果, 我們發現隨著水系級別的增高, 這種相關性越不明顯, 即河道偏移距離并未呈線性增加(圖4a)。但是, 鑒于南沙河(Ⅲ級支流)沿青川斷裂帶較可靠的偏移證據, 由此獲得Ⅲ級支流D/L比值約為0.25。

綜上認為, Ⅳ級河流的偏移距離可能更好地反映了青川斷裂右旋走滑位錯量, Ⅲ級支流偏移量為早期左旋走滑與晚期右旋走滑的綜合效應, 但直接利用Ⅰ～Ⅱ級河流偏移距離作為斷層走滑位錯量則需慎重。

表1　沿青川斷裂西、中、東段4級水系右旋視偏移距離表Table 1 The right-lateral bending distance of the river channels along the Qingchuan Fault

圖4　青川斷裂沿線河流視偏移距離(D)與上游河道長度(L)投影Fig.4 Apparent offset (D) vs. upstream length (L) for the river channels along the Qingchuan Fault

3 青川斷裂河流階地位錯

除了河流沿斷裂帶發生向西偏移之外, 河流階地錯斷則更好地記錄了該斷層晚更新世以來的走滑位移量。但由于研究區河流侵蝕作用強, 河流階地錯動往往遭受水流侵蝕, 階地坎錯動地貌很少得到保存。Lin et al. (2014)在沿青川斷裂東段考察時, 發現在土關鋪鎮附近的漢水北岸發育T2階地, 遭到斷層的右旋位錯, 利用高分辨率遙感圖像測量其右旋位錯量為～58 m。同樣, 本文在詳細的SPOT 6遙感圖像解譯基礎上, 沿青川斷裂中段找到了兩處河流階地位錯現象, 分別為陽平關鎮嘉陵江邊的基巖位錯和廣坪鎮東側河流T1階地錯動(表2)。

表2　沿青川斷裂地質/地貌體位錯量Table 2 The offset of geologic or geomorphic bodies along the Qingchuan Fault

3.1 廣坪鎮東側廣坪河階地錯動

作為嘉陵江的一級支流, 廣坪河自北向南穿越青川斷裂, 在廣坪鎮南側發生向西彎曲后再轉南流動, 與嘉陵江匯合。青川斷裂位于廣坪鎮北側, 橫切南北流向的廣坪河。從遙感影像圖上可以清晰見到(圖 5a), 該斷裂沒有使廣坪河河道發生右旋偏移,但錯斷了河流左岸的 T1階地(圖5b)。河流右岸(西岸)由于城市建設改造, 階地后緣不清楚。通過 T1階地構造位錯復原, 獲得T1階地右旋走滑位錯量為～49 m。在廣坪鎮西側, 廣坪河的支流沿斷裂向西偏移, 視錯動量為55～69 m。

圖5　廣坪鎮廣坪河階地位錯圖Fig.5 River terraces offset along the Guangping River

3.2 陽平關鎮嘉陵江東岸基巖位錯

嘉陵江是長江的I級支流, 發源于秦嶺山脈, 自北向南流動, 在陽平關一帶向西拐折, 沿青川斷裂跡線流動～17 km后, 在燕子砭西轉向南流。在陽平關鎮北側, 嘉陵江西岸發育 4級河流階地(T0～T3),東岸階地不發育, 遭受強烈側向侵蝕。SPOT 6遙感影像顯示(圖 6a), 青川斷裂呈線性河谷地貌, 在嘉陵江東側一帶, 4級河流水系沿斷裂帶發生一致性右旋偏移, 偏移量～200 m。向西延伸至嘉陵江河道, 斷層切過嘉陵江左岸, 使其發生明顯的右旋錯動(圖6b), 構造位錯復原結果指示左岸基巖右旋走滑位移量約62 m。

圖6　嘉陵江沿岸階地、基巖位錯圖Fig.6 The offset of the river terraces and bedrock along the Jialing river

4 青川斷裂帶脆性變形特征

水系偏移和河流階地位錯特征一致地指示了青川斷裂第四紀右旋走滑活動。該斷裂走滑運動在地表形成了寬度不等的斷裂破碎帶, 這些破碎帶的物質組成和組構特征同樣記錄了該斷裂新生代運動歷史和脆性變形過程。本節選擇8個典型的野外斷裂破裂帶觀測點, 重點描述斷裂脆性構造變形特征及其運動學行為。

4.1 青川斷裂帶西段脆性變形特征

青川斷裂西段由 3個分支斷層組成, 木魚鎮以西分叉為2支, 南支斷層走向NE-SW向, 向西延伸可能與龍門山斷裂帶相接, 但具體延伸路徑不清楚。北支向西延伸至三鍋鄉又分叉為南北 2支, 幾乎平行展布。這些斷裂分支切過元古宙變質砂巖和古生代灰巖、砂泥巖, 發育窄而陡立的脆性破碎帶,主要由斷層角礫巖和斷層泥組成。通過下列4個典型露頭點的觀察和組構測量(位置見圖2), 我們發現該段脆性破碎帶主要指示了左旋走滑變形特征。

(1) 古城鎮觀測點(Loc.1)

該觀測點位于平武縣古城鎮北側的北支斷層,發育在古生代青灰色基巖中的斷裂破碎帶窄而陡立,寬約2～3 cm。斷層近垂直切割多條60°～65°走向石英巖脈(圖7a, b), 沿斷層剪切面發生一致左旋錯動,位錯量約11～17 cm, 指示了斷層左旋走滑運動。

(2) 橋樓鄉觀測點(Loc.2)

位于青川縣橋樓鄉北側北支斷層通過之處, 在元古宙基巖中見到陡立斷層破碎帶(圖 7c, e), 寬0.1～0.3 m, 以斷層角礫巖為主, 斷層泥不發育。角礫形狀不規則, 粒徑最大5～7 cm, 平均1～3 cm。斷層角礫沿陡立斷層面定向排列, 平面上呈左階書斜狀排列(圖7f, g), 指示左旋走滑運動。破碎帶中發育兩組剪切面(圖7d), R剪切面走向NE-SW, P剪切面近E-W走向, 主滑動面走向75°。

(a), (b) 多條石英巖脈沿斷層發生一致性左旋錯動, 位錯量約11～17 cm; (c), (e), (f) 脆性斷層破裂帶照片; (d) 斷層破碎帶內部及其西側變質砂巖中脆性斷層矢量投影; (g) 水平面上, 斷層碎裂巖內部斷層角礫定向排列指示左旋剪切作用。圖7　青川斷裂西段Loc.1和Loc.2觀察點斷裂破碎帶典型野外照片Fig.7 Typical photos of the fault fracture zone at Loc.1 and Loc.2 along the west segment of the Qingchuan Fault

(3) 青川縣城南觀測點(Loc.3)

位于青川縣城南部, 青川斷裂南分支NE-SW走向的斷層破碎帶寬約5～10 cm, 主要由碎裂巖、角礫巖組成, 其中斷層角礫已發生明顯旋轉變形, 形成S-C組構(圖8a), C面理走向65°, 指示斷層左旋走滑剪切變形(圖8b)。

(4) 孔溪鄉觀測點(Loc.4)

該觀測點位于孔溪鄉南部, 是青川斷裂南分支。野外線性地貌特征清楚, 斷層構成灰巖與砂泥巖的巖性分界線, 沿斷層跡線發育明顯斷層埡口(圖9a)。斷裂破碎帶以碎裂巖、磨礫巖為主, 寬>50 m,青灰色、灰黃色泥質膠結, 礫石成分以石英砂巖、灰巖為主, 磨圓度較好, 呈橢圓狀, 礫石粒徑最大5 cm,平均 0.5～1 cm。碎裂巖已明顯葉理化, 葉理面向北傾, 傾角50°～60°, 其中磨礫石沿葉理面旋轉定向排列(圖 9b, c), 清楚指示了主斷裂帶的左旋走滑變形特征。

圖8　青川縣斷裂帶西段觀測點(Loc.3)脆性破碎帶中S-C組構特征Fig.8 The S-C fabric characteristic of the fault fracture zone at Loc.3 along the west segment of the Qingchuan Fault

(a) 野外斷層埡口地貌照片; (b) 斷層破碎帶組成; (c) 碎裂巖帶內部磨礫石發生旋轉定向排列, 指示左旋剪切作用; (d) 碎裂巖帶葉理矢量投影圖。圖9　孔溪鄉觀測點(Loc.4)野外破碎帶調查Fig.9 The field investigation of the fault fracture zone at Kongxi town (Loc.4)

4.2 青川斷裂帶中段脆性變形特征

位于青川縣木魚鎮與寧強縣大安鎮之間的青川斷裂中段, 主體沿河谷地貌發育, 沿斷裂帶發育的狹長擠壓脊、斷層崖等典型構造地貌指示了斷裂走滑運動。野外調查發現, 沿該斷裂帶發育完好的斷層破碎帶, 破碎帶寬度在 20～100 m, 靠近斷層面發育紫紅色和青灰色 2套斷層泥, 其中青灰色斷層泥內部見扁平狀、球狀磨礫石, 表面見斷層擦痕。斷層破碎帶內部組構特征指示了該段斷裂既有左旋走滑變形, 又有右旋走滑變形, 是 2期不同運動方式疊加變形的結果。

(1) 白龍湖東觀測點(Loc.5)

沿白龍湖水庫至廣坪鎮, 在寬闊的線性河谷地形中, 發育狹長延伸的丘陵地貌, 這是走滑斷裂典型的構造地貌特征——擠壓脊, 擠壓脊兩側為走滑斷層。該觀測點位于擠壓脊北側分支斷層, 在河溝內出露寬十余米的青灰色、灰黃色斷層泥帶, 發育近直立剪切葉理(圖 10a, b), 走向 75°～85°, 內部含磨礫石, 成分以石英砂巖為主, 礫石粒徑0.5～10 cm不等, 平均0.5～2 cm(圖10e)。斷層泥內部礫石發生旋轉定向排列, 礫石長軸方向指示斷裂破碎帶右旋走滑剪切變形(圖10c, d), 與擠壓脊北側斷層沿線水系的一致性右旋偏移吻合(圖3c)。

(a), (b) 斷層泥帶野外照片, 發育近直立葉理面; (c), (d) 葉理走向75°～85°, 礫石旋轉定向排列; (e) 斷層泥內部磨礫石粒徑統計。圖10　白龍湖東觀測點(Loc.5)葉理化斷層泥帶礫石旋轉定向排列Fig.10 Orientational gravels in schistosity fault gouge zone in the east of the Bailong Lake (Loc.5)

(2) 廣坪鎮磚廠觀測點(Loc.6)

在廣坪鎮東側地區, 當地人開采斷層泥用來燒磚, 在該點出露一套完整的斷裂破碎帶。主斷層面位于破碎帶南側, 斷面平直(產狀 330°∠70°), 斷面上發育近水平擦痕, 指示斷層右旋走滑運動(圖11a, c)。斷裂破裂帶寬約 30 m, 可以進一步分為 6個帶(圖11b), 從南向北分別為: ①紫紅色斷層泥帶: 發育于主斷層面之上, 厚 2～3 cm, 紫紅色泥質, 無礫石;②細磨礫石斷層泥帶: 寬 2～3 m, 青灰色斷層泥中含細小磨礫石, 磨圓度高, 呈球狀, 粒徑在 1～4 cm(圖 11f), 成分以砂巖、片巖為主; ③砂巖透鏡體帶:變質砂巖透鏡體, 寬～3 m, 內部發育大量劈理;④粗磨礫石斷層泥帶: 寬4～5 m, 青灰色斷層泥中含粗磨礫石, 磨礫石呈扁平狀, 粒徑在2～10 cm(圖11g),成分以砂巖、片巖為主, 礫石表面普遍見擦痕; ⑤角礫巖化帶: 寬2～3 m, 原巖特征基本消失, 巖石碎塊主要由巖屑膠結, 內部發育大量破裂面, 運動學指示左旋與右旋兩期走滑變形, 左旋走滑與NNE-SSW 擠壓應力有關(圖 11e); ⑥劈理帶: 內部發育大量的劈理, 原巖特征仍然保存, 根據劈理帶S-C組構, 指示斷層左旋走滑變形(圖11d)。

(3) 安樂河觀測點(Loc.7)

該觀測點位于安樂河鄉北東側, 破碎帶寬度>50 m, 主體由青灰色含磨礫石斷層泥組成, 礫石扁平狀, 礫徑1～12 cm(圖12a, b), 礫石表面普遍發育擦痕。斷層泥中磨礫石旋轉定向排列指示斷裂左旋剪切運動。斷層泥帶中剪切面(圖 12c)也指示左旋走滑剪切變形為主。在該點向東2 km處, 同樣出露完整的斷裂破碎帶, 其中見到近直立的斷層滑動面, 斷面光滑(圖 12d), 發育近水平擦痕, 根據里德爾剪切體系(圖12e), 變形運動學指示右旋走滑運動(圖12f)。

(4) 陽平關鎮觀測點(Loc.8)

在陽平關鎮以東地區, 青川斷裂地表形跡清楚,在山脊埡口地貌處, 出露斷層泥帶, 寬～50 m(圖13a), 斷層泥已經強烈葉理化, 內部發育近直立葉理S1(圖13b, c), 葉理走向以NE-SW向為主。由于缺乏運動學指向, 我們難以判斷這組葉理的剪切方向。如果這組葉理與青川斷裂右旋走滑活動有關,則根據葉理與主斷層面的幾何關系, 可以推斷這組葉理多數屬于P剪切面。

(a), (b) 斷裂破碎帶野外照片及破碎帶分帶; (c) 破碎帶南側見平直主斷面, 發育紫紅色斷層泥和細磨礫石斷層泥; (d) 斷層劈理帶, 發育似S-C組構; (e) 斷層角礫巖化帶內部脆性破裂面矢量投影; (f), (g) 細磨礫石和粗磨礫石斷層泥帶內礫石粒徑統計圖。圖11　廣坪鎮磚廠觀測點(Loc.6)斷裂破碎帶調查Fig.11 The field investigation of the fault fracture zone at the brickyard of Guangping town (Loc.6)

(a) 斷裂破碎帶野外照片; (b) 粗磨礫石斷層泥帶內部礫石粒徑分布圖; (c) 斷層泥中剪切面矢量投影, 主斷裂帶走向近51°; (d), (e) 平直光滑斷層面野外照片, 斷面擦痕指示右旋走滑運動, R面走向指示該觀測點主斷裂帶走向近 NNE-SSW, 其北側斷層劈理帶內部發育大量斷層面,斷面矢量投影見圖(f)。圖12　安樂河觀測點(Loc.7)脆性破裂帶調查Fig.12 The field investigation of the fault fracture zone at the east bank of the Anle River (Loc.7)

(a) 斷裂破碎帶地貌照片; (b), (c) 葉理化斷層泥帶野外照片及素描圖; (d) 葉理面投影, 主斷裂帶走向近60°, 多數葉理走向呈40°～50°, 推測為P剪切面。圖13　陽平關鎮觀測點(Loc.8)葉理化斷層泥帶調查Fig.13 The investigation of the schistosity fault gouge zone at Yangpingguan town (Loc.8)

5 討 論

5.1 青川斷裂帶脆性變形歷史與河流錯移現象

沿青川斷裂帶低級別河流水系的有規律的偏移以及河流階地的錯動, 一致地指示了該斷裂第四紀時期右旋走滑活動, 這期走滑剪切變形也被斷裂破碎帶中的斷層泥組構和主斷層面上的擦痕構造所記錄, 尤其沿斷裂帶中段, 這樣的右旋剪切變形特征非常清楚。另一方面, 通過對斷裂帶西段和中段破碎帶組構特征的詳細分析, 我們也識別了該斷裂帶存在一期重要的左旋剪切變形, 并且可以初步判斷, 50～100 m寬的斷裂破碎帶主體形成于這期左旋剪切變形。因此, 青川斷裂帶經歷了2期脆性變形: 早期為左旋走滑剪切變形, 晚期為右旋走滑剪切變形,現今我們野外觀察到的斷裂破碎帶是這2期剪切變形的疊加結果。

識別這 2期剪切變形歷史, 反過來可以幫助我們理解沿斷裂帶高級別水系的視偏移現象。眾所周知, 高級別的河流, 如嘉陵江、涪江、白龍江等, 發育歷史悠久, 這些河流的主干河道必然遭受不同構造時期的斷裂走滑活動的影響。早期斷裂的左旋走滑運動可能使主干河道產生向東偏移(即左旋偏移),晚期斷裂的右旋走滑運動可以導致河道向西偏移(即右旋走滑), 而現今主干河道的偏移現象必然是兩期斷裂運動的最終效應。仔細分析發現, 沿青川斷裂Ⅰ～Ⅱ級主干河道, 如西段的涪江, 中段的白龍江、廣坪河、安樂河和嘉陵江等, 右旋偏移現象非常不一致。白龍江Ⅰ級河道沿斷裂右旋偏移近～1.3 km, 明顯小于嘉陵江Ⅱ級支流安樂河、Ⅲ級支流南沙河的右旋偏移量(2.6 km、2.5 km)。嘉陵江主干河道沿斷裂約17 km的拐折可能與河流受到斷裂破碎帶的導引有關, 當斷層橫切嘉陵江主干河道時, 僅見62 m的右旋走滑錯動(圖6)。這個現象暗示, 這些高級別主干河道可能遭受了兩期方向相反的剪切變形的疊加影響, 疊加結果使高級別河道位錯量反而不明顯。相反, 低級別河流沿斷裂破碎帶發生有規律的右旋偏移, 說明這些水系的形成和發育沒有記錄早期左旋剪切變形過程, 而僅與斷裂帶晚期右旋剪切走滑變形過程同步, 水系的偏移距離很好地記錄了晚期斷層活動的位錯量。

5.2 青川斷裂運動學轉換的區域構造意義

由于缺乏詳細的測年數據, 我們迄今尚難以確定青川斷裂早期左旋剪切變形發生的地質時代以及晚期右旋剪切變形發生的起始時代。但下列一些觀察事實和測量結果可以幫助我們確定青川斷裂右旋剪切變形發生的起始時代。Enkelmann et al. (2006)基于秦嶺構造帶磷灰石裂變徑跡測年結果(AFT),發現在青川斷裂北側的地帶存在一個快速隆起地帶,快速隆升時間在距今9～4 Ma, 認為這個快速隆升帶對應秦嶺構造帶深部下地殼通道流(channel flow),隆起地帶南側的青川斷裂右旋走滑運動恰恰調節了碧口地塊的向東擠出。另外, 作為青川斷裂的東部尾端, 漢中盆地的形成與青川斷裂右旋走滑活動密切相關(圖14b), 盆地的伸展作用吸收了青川斷裂的右旋走滑量。湯英俊與宗冠福(1987)在漢中盆地內部的雜色湖相沉積物中發現了上新統晚期楊家灣動物群哺乳動物化石(Mimomys hanzhongicus sp. nov., Sinomastodon hanjiangensis sp. nov., Stegolophodon sisiangensis sp. nov.), 認為漢中盆地最晚形成于上新世。這個結果與Enkelmann et al. (2006)獲得的結果基本一致, 也與青藏高原東緣龍門山–岷山構造帶快速隆升時代一致(岷山隆起時代距今 5～3 Ma, Kirby et al., 2002); 龍門山快速隆升時代在4.8～3.8 Ma B.P., Arne et al., 1997)。

圖14　青川斷裂走滑運動學轉換模型Fig.14 Tectonic kinematics model of the strike-slip inversion along the Qingchuan Fault

上述分析表明, 青川斷裂右旋走滑變形是晚中新世–上新世以來青藏高原快速隆升及其向東擴展作用的結果, 而晚中新世左旋剪切變形可能是對青藏高原古近紀晚期高原隆升和擴展的響應(圖14a)。受到印度–歐亞大陸的碰撞和持續匯聚作用, 青藏高原于漸新世遭受強烈的地殼縮短變形, 在高原東部地區形成一系列擠壓逆沖盆地。但這期擠壓事件如何影響其周緣地帶、尤其是秦嶺構造帶, 鮮有調查和研究。青川斷裂走滑剪切變形方式的轉換很好地記錄了新生代區域運動學調整, 這樣的運動學調整同樣記錄在秦嶺造山帶。Lease et al. (2011)基于(U-Th)/He和AFT測年結果, 發現在拉脊山、積石山地區構造作用從早期近南北向擠壓轉換到晚期近東西向擠壓, 運動學調整的時代在距今～13 Ma左右。另外, 李勇等(2006a, 2006b)根據四川盆地地層記錄和古地磁證據, 認為龍門山斷裂帶由左旋向右旋走滑運動反轉發生在距今43～3.6 Ma。

6 初步結論

本文系統分析了青川斷裂新生代走滑變形的構造地貌特征和斷裂破碎帶脆性變形特征, 獲得了青川斷裂兩期走滑變形的構造地貌和變形運動學證據。早期左旋走滑運動很好地記錄在斷裂破碎帶脆性變形的 S-C組構中, 而晚期右旋走滑活動不僅反映在斷錯地貌(河流偏移和河流階地錯斷)上, 同樣記錄在斷裂破碎帶脆性變形中。青川斷裂走滑變形運動學轉換指示了新生代青藏高原隆升和擴展過程中塊體運動學的調整。早期左旋走滑運動指示了青藏高原東北緣近南北向的擠壓縮短, 而晚期右旋走滑活動指示了青藏高原東緣向東構造擠出。

致謝： 感謝中國科學院地質與地球物理研究所王二七研究員對構造轉換模型, 成都理工大學匿名審稿專家對水系偏移特征等提出的寶貴意見。

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Cenozoic Structural Deformation and Strike-slip Kinematic Transformation of the Qingchuan Fault, in the Southern Margin of Qinling

LI Jian1, 2, ZHANG Yueqiao1*, XIONG Jinhong1, 2, WU Tairan1, 2and LI Hailong1
(1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China; 2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China)

The Qingchuan fault, which was caused by the far-field effect from the India-Asia collision since Cenozoic, as the southern boundary of the Qinling Tectonic Belt, strongly reactivates and its strike-slip motions adjust the Tibetan Plateau uplift and eastward expansion. Based on the terraces offset measurement along fault trace and field brittle deformation investigation in the fractured zone, this paper proposes a 2-stage strike-slip development history, and discusses the tectonic significance of this strike-slip kinematic transformation. River channels consistently bend when they meet the fault trace, especially, the Ⅳ-level tributaries of the main rivers commonly occur right-lateral offset, which indicate a right-lateral strike-slip displacement of 200～800 m. In addition, the terrace right-lateral offset of 49～62 m provides estimation for strike-slip displacement in the late Pleistocene. In the field, the Qingchuan fault develops a 5～100 m wide fractured zone, which is composed of fault gouge, fault-grinding breccia and tectonic lens etc. In particular, S-C fabric well develops, and fault-grinding breccia rotate and orientational arrange in the brittle deformation zone. The kinematic characteristics in the fault fractured zone well record two stages of brittle strike-slip motions, which are including the early sinistral strike-slipping and the late dextral strike-slipping movements. Combined with the stratigraphic age in the Hanzhong basin and uplift time on the Qinling mountains, we infer that the late dextral strike-slip motion of the Qingchuan fault mainly occurred since the Pliocene and adjusted the eastward extrusion of the Bikou block, and the early sinistral strike-slip is, instead, likely as a response to the Tibet uplift and expansion in the late Paleocene.

Qingchuan Fault; river offset; terrace offset; fault fractured zone; brittle deformation; strike-slip kinematic transformation

P542

A

1001-1552(2016)03-0405-014

2015-11-26; 改回日期: 2016-01-19
項目資助: 國家自然科學基金(41472178)和中國地質調查局地質調查項目(1212011120167, 12120114002211)聯合資助。

李建(1989–), 男, 博士研究生, 構造地質學專業。Email: lj6262900@163.com

張岳橋(1963–), 男, 研究員, 博士生導師, 主要從事區域構造與新構造研究。Email: yueqiao-zhang@sohu.com