龍門山前陸盆地晚三疊世以來地層結(jié)構(gòu)與演化

龍門山前陸盆地晚三疊世以來地層結(jié)構(gòu)與演化

山地升降和侵蝕過程的研究一直是地學(xué)界的熱點(diǎn)和難點(diǎn)。與造山帶接壤的沉積盆地真實(shí)地記錄了山脈的上升和剝離歷史（浮峰等，2005）。物質(zhì)平衡法是一種再造古地形的定量研究方法,它是根據(jù)一定時間內(nèi),在一個封閉的剝蝕—沉積系統(tǒng)內(nèi),剝蝕總量與沉積總量存在物質(zhì)守恒的關(guān)系,通過將沉積盆地內(nèi)的物質(zhì)重新“搬回”物源區(qū)的手段,進(jìn)行古地形再造(Hayetal.,1989;Word,1990)。Métivier等(1997)根據(jù)東天山與其毗鄰盆地之間的物質(zhì)守恒關(guān)系,對東天山進(jìn)行了古地形的恢復(fù)。Anell等(2010)根據(jù)物質(zhì)平衡的原理,通過對新生代北海沉積物堆積量的計(jì)算與分析,恢復(fù)了挪威新生代的古高度。在國內(nèi),汪品先等(1993)、符超峰(2005)在總結(jié)國外運(yùn)用物質(zhì)平衡法進(jìn)行古高度再造的基礎(chǔ)上,對此研究方法的基本原理、數(shù)據(jù)采集、整理與計(jì)算、古高度校正等做了系統(tǒng)的闡述。王國芝等(1999,2000)利用鶯歌海盆地和瓊東南盆地堆積物對滇西高原的中新世、第四紀(jì)隆升史進(jìn)行了恢復(fù)。王成善等(2000)根據(jù)質(zhì)量平衡的思想,提出了對新生代青藏高原進(jìn)行古地形再造的方法:按照物源方向和一定的分配方案,將匯水盆地內(nèi)的沉積物回剝至剝蝕區(qū),重建任一時間段內(nèi)剝蝕區(qū)和沉積區(qū)的地形。近年來,國內(nèi)許多研究者也在嘗試?yán)梦镔|(zhì)平衡的方法,研究剝蝕—沉積系統(tǒng)的剝蝕過程和沉積過程。向芳等(2001)利用利用質(zhì)量平衡法對青藏高原新生代的造山作用做了定量恢復(fù)。王利等(2007)對大別山及其毗鄰盆地的研究過程中,在假定大別山毗鄰的十個盆地內(nèi)沉積物全部來源于大別山,且大別山的剝蝕物質(zhì)全部沉積于毗鄰盆地中的情況下,通過對新生界沉積物堆積量和堆積速率的計(jì)算,獲得了大別山在新生代的剝蝕厚度和剝蝕速率。筆者等在前期的研究過程中,通過對龍門山前陸盆地晚三疊世沉積通量的精確刻畫,重塑了龍門山晚三疊世的隆升歷史和剝蝕過程(顏照坤等,2010)。本文試圖利用物質(zhì)平衡法恢復(fù)古地形的原理,通過對龍門山前陸盆地晚三疊世以來殘留地層沉積通量的計(jì)算,獲得對造山帶剝蝕厚度和剝蝕速率的精確刻畫,進(jìn)而重塑龍門山造山帶晚三疊世以來的隆升—剝蝕歷史。1龍門山逆沖推覆期地質(zhì)過程龍門山?jīng)_斷帶北起廣元南至天全,長約500km,寬約30km,處于揚(yáng)子地臺和松潘—甘孜褶皺帶的分界線上,既是青藏高原的東界又是四川盆地的西緣,屬于松潘—甘孜造山帶的前緣沖斷帶(許志琴等,1992)。龍門山前山帶(北川—映秀斷裂以東)主要分布泥盆系、二疊系、三疊系等地層,而后山帶(北川—映秀斷裂以西)分布了泥盆系、二疊系、古生界、震旦系和前震旦系等地層,包括沉積巖、變質(zhì)巖、巖漿巖和雜巖,地層構(gòu)成極其復(fù)雜(李勇等,2000;張偉?)(圖1),反映了這一地區(qū)經(jīng)歷了復(fù)雜的地質(zhì)過程。晚三疊世,龍門山向東構(gòu)造逆沖推覆的的過程中,揚(yáng)子地臺西緣在龍門山逆沖推覆體構(gòu)造負(fù)載的作用下發(fā)生撓曲沉降(郭正吾,1996;LIYongetal.,2003),在龍門山構(gòu)造帶由北西向南東沖斷的過程中,具有由北西向南東漸次推進(jìn)的前展式特征,導(dǎo)致在龍門山前緣地區(qū)礫質(zhì)粗碎屑楔狀體的周期性出現(xiàn)和前陸盆地的幕式沉積(李勇等,1995)。對劍門關(guān)地區(qū)晚侏羅世沉積體系空間配置和沉積背景的分析表明,晚侏羅世蓮花口組沉積早期是龍門山逆沖推覆強(qiáng)烈的時期(徐世球等,2001)。通過對龍門山地區(qū)鋯石和磷灰石裂變徑跡測試的分析,結(jié)果表明中—新生代龍門山主要有印支期(約200Ma)、早白堊世末期(約100Ma)、早新生代(65～30Ma)以及晚中新世(15～9Ma)等四個冷卻事件,即龍門山的隆升歷史總體上經(jīng)歷了中生代至早新生代的緩慢隆升和晚新生代的快速隆升(李智武等,2010)。因此,關(guān)于龍門山經(jīng)歷了多期次的構(gòu)造活動,隆升—剝蝕過程較為復(fù)雜。龍門山前陸盆地是我國典型的前陸盆地之一,自晚三疊世以來,龍門山前陸盆地充填了1萬余米的海相至陸相沉積物,包括了上三疊統(tǒng)至第四系巨厚的地層,與下伏地層以不整合的形式接觸,垂向上具有由海相沉積物到海陸過渡相沉積物,再到陸相沉積物的變化特征,并且具有向上變淺、變粗的序列(李勇等,2006),除新近系缺失較多外,上三疊統(tǒng)、侏羅系、白堊系、古近系、第四系均發(fā)育(圖1)。2物源區(qū)的劃分物質(zhì)平衡古地理再造方法(Hayetal.,1989;Word,1990)的基本原理是以物源作為剝蝕區(qū)與毗鄰盆地之間的聯(lián)結(jié)紐帶,利用盆地沉積物增減研究確定造山帶上剝蝕掉的物質(zhì)數(shù)量,從而確定剝蝕區(qū)山脈的隆升—剝蝕過程。其核心思想就是將碎屑沉積作用過程作為一個封閉系統(tǒng)(包括所有剝蝕區(qū)和沉積區(qū)),以目前的剝蝕區(qū)海拔高度為基礎(chǔ),逐步將盆地的沉積物質(zhì)剝下來,重新搬回物源區(qū),以恢復(fù)造山帶不同時期的古地形高度,為再造物源區(qū)剝蝕通量和隆升過程提供依據(jù)(汪品先等,1993)。根據(jù)物質(zhì)平衡法所需的條件,對本次研究做出以下幾方面假定:(1)本文得出的沉積通量、沉積速率和剝蝕速率均代表各個階段的平均沉積通量、平均沉積速率和平均剝蝕速率,通過對這些平均值變化規(guī)律的分析,最終得出晚三疊世以來龍門山與前陸盆地之間的剝蝕—沉積系統(tǒng)的演化歷史。(2)晚三疊世至今,由于整個剝蝕—沉積系統(tǒng)已經(jīng)發(fā)生巨大的變化,物源區(qū)范圍和沉積區(qū)范圍已經(jīng)無法精確確定,但是,物源區(qū)面積和沉積區(qū)面積對本次研究又是必不可少的。本次研究的主要對象是來自盆地西部(龍門山及其西側(cè)地區(qū))的沉積物。然而盆地內(nèi)的沉積物并非完全來自其西部地區(qū),來自東部、南部和北部地區(qū)的沉積物也是不可忽視的,因此,下文將充分考慮剝蝕區(qū)與沉積區(qū)物源對比分析(主要是鋯石年齡)、地層出露情況(主要依據(jù)基巖出露情況、下三疊統(tǒng)出露情況)、構(gòu)造特征(基巖斷裂分布)構(gòu)造演化特征(由北向南推進(jìn)表明物源區(qū)總體上北寬南窄)等因素對物源區(qū)邊界進(jìn)行假定,用于剝蝕—沉積系統(tǒng)的剝蝕區(qū)數(shù)據(jù)計(jì)算中。2.1構(gòu)造層序內(nèi)部地層發(fā)育時代根據(jù)龍門山前陸盆地6個構(gòu)造層序(LiYongetal.,2001),本文將所研究的時間區(qū)間劃分為6個階段:Ds1、Ds2、Ds3、Ds4、Ds5和Ds6,然后,根據(jù)各個構(gòu)造層序內(nèi)部地層發(fā)育時代,對剝蝕—沉積階段做更進(jìn)一步的劃分(表1)。為了保持所研究的剝蝕—沉積過程在時間上的連續(xù)性,本文將漸新世和中新世(33.9～3.6Ma)劃入Ds5階段,沉積區(qū)面積采用與其時間上相鄰、空間上相似的廬山組、名山組的面積。由于尚無法對馬鞍塘期和小塘子期的物源區(qū)進(jìn)行準(zhǔn)確標(biāo)定,本文研究的第1個剝蝕—沉積階段Ds1僅為須家河期(表1)。2.2龍門山及其西北側(cè)物源區(qū)的面積變化對現(xiàn)今四川盆地西部物源區(qū)的標(biāo)定較為容易,主要為岷江、涪江和青衣江上游流域,此外還包括龍門山東南坡眾多山前小河流域(圖2)。然而,對地史時期物源區(qū)邊界的標(biāo)定是本項(xiàng)研究的重點(diǎn)和難點(diǎn)問題,目前尚未發(fā)現(xiàn)對此方面有效的研究方法。自晚三疊世以來超過200Ma的漫長地史時期,龍門山及其西北側(cè)物源區(qū)的面積必定發(fā)生了變化,而這種變化也是很難進(jìn)行精確恢復(fù)的。本次將基于以下兩個方面的依據(jù)對物源區(qū)邊界進(jìn)行大致標(biāo)定:(1)通過地層特征判斷古流向,以確定物源方向;(2)通過對剝蝕區(qū)與沉積區(qū)巖石的對比分析,判斷盆地沉積物物質(zhì)來源。具體分析過程如下:2.2.1須家河組陸物源及地質(zhì)背景通過對須家河組斜層理傾向、砂體空間展布、砂巖巖屑成分和輕重礦物組合分析(鄧康齡,1982)的分析,表明晚三疊世須家河組陸源碎屑主要來自盆地西北部已經(jīng)褶皺隆起的松潘甘孜褶皺帶。通過對前陸盆地內(nèi)上三疊統(tǒng)須家河組砂巖組分分析和古流向等資料的分析也表明須家河組物源主要來自其西部地區(qū)(林良彪等,2006;謝繼容等,2006)。此外,對四川盆地上三疊統(tǒng)的礫巖碎屑、砂巖骨架顆粒、碎屑重礦物組分的分析表明,龍門山(特別是北段)在須家河期前陸盆地提供大量物源(施振生,2010)。2.2.2晚三疊世晚諾利期巖相古地理四川盆地都江堰地區(qū)須家河組下部灰色長石石英砂巖和須家河組上部的細(xì)砂巖中鋯石年齡主要集中在1800～1900Ma、2400～2500Ma、720～850Ma、950～1200Ma和400～450Ma(鄧飛等,2008),這一年齡分布區(qū)間基本繼承了松潘甘孜地區(qū)拉丁期至諾利期地層中碎屑鋯石的年齡(Weislogeletal.,2006;蘇本勛等,2006;Enkelmannetal.,2007;鄧飛等,2008),表明晚三疊世晚諾利期,松潘甘孜盆地經(jīng)過短暫的沉積以后,迅速發(fā)生海退,并褶皺隆起,為其東部盆地提供物源。對比分析松潘甘孜地區(qū)卡尼期、諾利期地層和四川盆地須家河組中鋯石年齡表明,其年齡分布區(qū)間基本一致(鄧飛等,2008)。對松潘甘孜地區(qū)上三疊統(tǒng)取樣層位為早于須家河組的卡尼期侏倭組石英砂巖和諾利期新都橋組絹云板巖,分布在理縣以西,馬爾康以東地區(qū)。因此,可以推測晚三疊世須家河期,理縣以西地區(qū)已經(jīng)開始為其東部的龍門山前陸盆地提供物源,這個位置已經(jīng)非常接近現(xiàn)今岷江上流流域的南部邊界(圖2)。因此,可以認(rèn)為晚三疊世須家河期物源區(qū)范圍可能接近現(xiàn)今四川盆地西部物源區(qū)的范圍。又因?yàn)檫\(yùn)用物質(zhì)平衡法分析剝蝕—沉積系統(tǒng)時,對于物源區(qū)變化不是非常大的剝蝕—沉積系統(tǒng),必須假設(shè)剝蝕—沉積系統(tǒng)規(guī)模不變。但是晚三疊世以來沉積地層的空間展布有很大差異,主要表現(xiàn)在晚三疊世—早白堊世沉積地層分布較廣,中白堊世以來沉積地層主要分布在龍門山中南段的前緣地區(qū)(圖3)。因此,我們假定現(xiàn)今岷江、涪江和青衣江三個流域作為晚三疊世—早白堊世的西側(cè)物源區(qū)(面積為44074km2),中白堊世以來的西側(cè)物源區(qū)則為岷江和青衣江兩個流域(面積為31890km2)。2.3沖斷帶和次要物源對沉積區(qū)邊界的標(biāo)定工作也是本次研究的重點(diǎn)與難點(diǎn)之一。前陸盆地沉積物充填一般具有雙物源的特點(diǎn),并且主要物源來自沖斷帶,次要物源來自克拉通(王成善等,2003)。在進(jìn)行沉積區(qū)邊界標(biāo)定前,必須考慮到以下三點(diǎn):首先,現(xiàn)今保存在盆地內(nèi)的地層為殘留地層;其次,盆地內(nèi)的沉積物不僅僅來自西部物源區(qū)。因此,本次研究將通過對不同沉積階段的地層特征作詳細(xì)分析,以確定來自西部物源區(qū)的地層分布范圍。2.3.1以川中古起落架為宜家河組巖相古地理川西地區(qū)晚三疊世須家河組總體上呈北東—南西向展布,并具有明顯的西厚東薄的特征(圖3a,圖4a)。對晚三疊世須家河期巖相古地理的研究顯示,須家河期四川盆地物源主要有西部的龍門山,北部的大巴山以及來自東側(cè)和南側(cè)兩個方向的物源。各個方向的物源匯集到四川盆地,對研究來自龍門山的沉積物的研究造成干擾。但是巖相古地理研究表明:川中古隆起在須家河期大部分時期發(fā)育混物源的砂壩沉積體系,主要分布在儀隴、南充、遂寧、資陽一線;另外一小部分時期為剝蝕區(qū),為四周提供物源。因此,來自其他地區(qū)的物源很少有越過川中古隆起,并且川中古隆起作為短暫的物源區(qū)并未對其西側(cè)提供大量物源。其他對川西地區(qū)須家河組巖相古地理的研究也有類似的認(rèn)識(郭旭升,2010;姜在興等,2007)。于是,可以以川中古隆起以西地區(qū)的須家河組沉積物主要來自于龍門山地區(qū)。根據(jù)須家河期四川盆地物源體系分布情況,將廣元—儀隴—南充—遂寧—資陽—眉山—夾江一線以西地區(qū)的須家河組作為來自龍門山的沉積物,即以地層厚度700m等值線為界,其以西地區(qū)沉積物來自龍門山(圖3a)。2.3.2龍門山沉積物與龍門山沉積物混合劑的性質(zhì)早、中侏羅世,龍門山前陸盆地充填地層表現(xiàn)為板狀地層(圖4b),盆地內(nèi)來自東部克拉通的沉積物與來自龍門山的沉積物混在一起,來自龍門山的沉積物東部邊界恢復(fù)難度較大。下面將從不同的角度,分別對早、中侏羅世的白田壩期(自流井期)、千佛崖期、沙溪廟期和遂寧期四個時期來自盆地西側(cè)物源區(qū)的沉積物邊界進(jìn)行標(biāo)定。(1)物源區(qū)和沉積區(qū)域的劃分依據(jù)四川盆地早侏羅世白田壩期底部礫巖主要分布于米倉山、大巴山前緣的萬源、南江、旺蒼等地,由廣元向南礫巖延伸較遠(yuǎn),可達(dá)到鹽亭東側(cè)(四川盆地陸相中生代地層古生物編寫組,1984),根據(jù)礫巖分布形態(tài)(等厚圖),可以判斷物源主要來自米倉山。據(jù)此可以判斷廣元南部較厚的白田壩組物源并未來自龍門山。因此,可以初步判斷來自龍門山的沉積物主要集中在龍門山中南段的前緣地區(qū)。此外,在龍門山中段(江油南部、安縣等地)和南段(蘆山、寶興等地)也發(fā)育底部規(guī)模較北部小很多的沖積扇礫巖,并向東至三臺、簡陽、仁壽一帶已經(jīng)基本過渡為湖泊。因此可以將來自西側(cè)龍門山的沉積物東部邊界定在三臺、簡陽、仁壽一線(圖3b)。(2)巖相及三角洲中侏羅世千佛崖組在米倉山前緣地區(qū)地層最厚,具有向上變細(xì)的退積型層序特征,下部為沖積扇相,上部為湖泊相。而在龍門山南段的東部盆地內(nèi)向東依次發(fā)育來自龍門山的沖積平原相、湖泊相,再往東發(fā)育來自東部地區(qū)的三角洲(王峻?),西部的沖積平原前端與東部的三角洲前端之間的中線大約在仁壽附近。龍門山中段都江堰、成都至綿陽等地發(fā)育三角洲,前端大概延伸至三臺以東地區(qū)。龍門山北段發(fā)育沖積平原相。來自江油的物源與來自米倉山、大巴山的物源混在一起,但是從地層厚度可以判斷發(fā)育兩個沉降中心,因此在龍門山北段的前緣地區(qū)可以根據(jù)地層厚度判斷來自龍門山的沉積物的邊界(圖3c)。(3)沉積邊界標(biāo)定通過對川西安縣至蒲江地區(qū)沙溪廟組進(jìn)行野外剖面古流向測量和測井古流向分析的結(jié)果(朱宏權(quán)?)表明,來自西側(cè)龍門山的物源在盆地內(nèi)可以達(dá)到現(xiàn)在的龍泉山以東地區(qū)。但是,由于米倉、山大巴山向盆地提供大量物源,對來自西側(cè)龍門山的沉積物邊界判別造成干擾,因此還需要結(jié)合砂體分散體系,沉積體系展布圖,進(jìn)行沉積邊界標(biāo)定。砂體分散體系和沉積體系展布研究(朱宏權(quán)?)表明,來自西側(cè)(龍門山)和北側(cè)(米倉山、大巴山)兩個物源體系之間的界限以仁壽、簡陽、三臺一線為界,結(jié)合龍門山北段前緣的地層厚度特征,將來自龍門山的沉積物邊界定在劍閣附近。因此,將來自盆地西側(cè)龍門山的沉積物邊界標(biāo)定在仁壽、簡陽、三臺、劍閣一線(圖3d)。(4)龍門山沉積相的延伸在中侏羅世遂寧期,龍門山前緣北起劍閣南至天泉廣泛分布一套礫巖,寬約20～30km。對遂寧組砂巖厚度和沉積相(以沖積扇—三角洲為主)分析也表明來自龍門山的沉積物可以延伸到仁壽、簡陽、三臺一線,甚至可以繼續(xù)向東一定距離(高紅燦等,2006)。結(jié)合上述分析,將來自盆地西側(cè)龍門山的沉積物邊界標(biāo)定在仁壽、簡陽、三臺一線的西側(cè),在龍門山北段,根據(jù)沉降中心的分布,將來自龍門山的沉積物邊界定在劍閣附近(圖3e)。2.3.3提交人是夜間的。早白堊世沉積物區(qū)邊界的測定(1)龍門山?jīng)_積扇群的形成演化蓮花口期,在龍門山前沉積的地層底部為具有的沖積扇扇根相礫巖(圖4c),中部為扇中相辮狀河道砂、礫巖,上部為扇端相洪泛平原沉積(李勇等,1995),具有向上變細(xì)的退積型層序特征。蓮花口組在龍門山前沖積扇較發(fā)育,為多個扇體側(cè)向相連接構(gòu)成的沖積扇群,單個沖積扇最大可以延伸30km。由龍門山向東側(cè)盆地依次發(fā)育沖積扇、三角洲和濱湖。對四川盆地蓮花口期的巖相古地理研究表明,從龍門山地區(qū)進(jìn)入盆地的沖積扇—三角洲可以向東延伸至彭山、金堂附近,而來自東部的三角洲可以向西延伸至資中、射洪、儀隴一線。因此,結(jié)合巖相古地理圖可以將來自龍門山的沉積物邊界確定在名山、彭山、三臺、廣元一線(圖3f)。另外,此時可能已經(jīng)開始發(fā)育(李勇等,1995),形成低隆起,將來自龍門山中南段的沉積物被限制在現(xiàn)今龍泉山以西地區(qū)。對龍門山北段前緣劍門關(guān)地區(qū)晚侏羅世古水流方向和物源的分析,表明龍門山為主要物源區(qū)(徐世球等,2001;徐強(qiáng)等,2001)。(2)龍門山中晚古生代扇緣城墻巖期,龍門山前緣的沖積扇群仍然比較發(fā)育。在盆地西北緣,城墻巖組下部為沖積扇相,上部為河流相;在盆地西緣自下向上依次發(fā)育扇根相、扇中相和扇端相,具有典型的退積型層序特征;盆地西南緣下部發(fā)育辮狀河,上部發(fā)育曲流河(李勇等,1995)。此時,龍泉山已經(jīng)定型(李勇等,1995),說明城墻巖期來自龍門山中南段的沉積物被限制在龍門山和龍泉山之間,即龍泉山就是中南段的沉積邊界。在龍門山北段,山前地區(qū)發(fā)育沖積扇和扇三角洲,在梓潼以東地區(qū)過渡為濱淺湖(梁詩明?)。結(jié)合以上分析,將城墻巖期來自龍門山的沉積物東部邊界標(biāo)定在廣元、梓潼、金堂、眉山、雅安一線(圖3g)。2.3.4龍泉山之間的盆地沉積體系中白堊世,在川西地區(qū)沉積了一套夾關(guān)組地層,來自龍門山的沉積物主要分布于龍門山中南段與龍泉山之間,龍泉山以東的樂山—黔北盆地以風(fēng)成沉積為主(李勇等,1995)。該時期以盆地主要發(fā)育沖積扇和河流沉積體系,湖泊沉積體系不發(fā)育(羅威?)。該時期來自龍門山的沉積物被限制在龍泉山以西地區(qū),因此,可以將龍泉山一線作為來自龍門山的沉積物的東部邊界(圖3h)。2.3.5亞始世和新世擾動區(qū)邊界的測定晚白堊世—中新世,龍門山前陸盆地沉積地層包括:灌口組、名山組和蘆山組。(1)灌口組地層格架及其沉積體系灌口組主要分布在龍門山中南段前緣地區(qū),具有西厚東薄、南厚北薄的特征,發(fā)育兩個沉降中心,位于蘆山和都江堰附近,厚度超過1000m。灌口組地層大部分遭受不同程度的剝蝕,根據(jù)殘留地層進(jìn)行的巖相古地理研究表明,在蘆山和都江堰地區(qū)發(fā)育兩個沖積扇沉積體系,并向東過渡為河流、湖泊沉積體系(梁詩明?)。根據(jù)前人的巖相古地理研究(梁詩明?;紀(jì)相田等,1995)本文以龍泉山一線作為來自龍門山的沉積物東界(圖3i)。(2)蘆山-私家車組沉積體系名山期的沉積同樣在龍門山中南段前緣地區(qū)較為發(fā)育,沉積特征也繼承了晚白堊世的沉積特征,在天泉至蘆山一帶發(fā)育沖積扇沉積體系,向東過渡為以泥巖為主含石膏的湖相沉積(羅威?)。蘆山組整合與名山組地層之上,空間上分布在蘆山、雅安一帶,主要為湖泊、河流沉積體系。由于名山期和蘆山期的沉積作用主要繼承了晚白堊灌口期的沉積特征,本次研究將名山期、蘆山期來自龍門山的沉積物東部邊界也確定在龍泉山一線(圖3j)。2.3.6晚新生代地層邊界晚新生代沉積物主要分布于成都盆地,自下向上依次發(fā)育大邑礫巖、雅安礫石層、網(wǎng)紋狀紅土層和成都粘土,主要發(fā)育河流相和沖積扇相(李勇等,1995,2006)(圖4e)。由于晚新生代地層處于地表,是可以之間觀測到的,因此沉積區(qū)邊界較容易標(biāo)定(圖)。但是,由于現(xiàn)今成都盆地并不是封閉性的盆地,在使用沉積物數(shù)量進(jìn)行物源區(qū)剝蝕量和剝蝕厚度恢復(fù)時必須考慮盆地內(nèi)沉積物是不完整的(圖3k)。3根據(jù)前陸盆地體積計(jì)算3.1沉積量的計(jì)算方法對前陸盆地內(nèi)沉積物的沉積物質(zhì)量的計(jì)算是本次研究的前提。在確定各個階段來自沖斷帶的沉積物分布范圍和沉積物厚度的情況下,可以計(jì)算得到各個階段沉積物體積。然后,可以計(jì)算在任何一個剝蝕—沉積階段內(nèi),被搬運(yùn)至沉積區(qū)物質(zhì)的質(zhì)量為:Ms=V·ρ(1)其中:Ms為沉積物質(zhì)量,單位t;V為沉積總體積,單位m3;ρ為巖石密度,單位t/m3。此外,為了體現(xiàn)各個剝蝕—沉積階段從剝蝕區(qū)被搬運(yùn)到沉積區(qū)物質(zhì)的差異性,還需要對各個階段的沉積通量進(jìn)行計(jì)算。沉積通量是指在一定單位時間內(nèi),單位面積上所沉積的固體物質(zhì)總量,本文中的沉積通量是指龍門山前陸盆地晚三疊世在各個沉積時期內(nèi),單位時間單位面積上沉積物的質(zhì)量。計(jì)算公式為:AR=Ms/S·△t(2)其中:AR為沉積通量,t/(m2·Ma);Ms為沉積物質(zhì)量,t;S為沉積區(qū)面積,m2;△t為沉積持續(xù)時間,Ma。通過上文對各個剝蝕—沉積階段來自龍門山的沉積物邊界進(jìn)行標(biāo)定,下一步就可以對各個階段的沉積物數(shù)量進(jìn)行定量計(jì)算。為了能夠精確計(jì)算各個剝蝕—沉積階段的沉積物數(shù)量,本文搜集了各階段沉積地層的厚度等值線圖,并根據(jù)實(shí)測剖面、鉆井和地震剖面等資料所揭示的地層厚度,對地層厚度等值線進(jìn)行調(diào)整。以這些地層厚度數(shù)據(jù)為基礎(chǔ),利用Surfer8.0軟件中自動生成等厚線圖,并可以計(jì)算出各階段的沉積量(沉積物體積),其基本原理如下:在圖面上布置若干水平和垂直交錯并等距的網(wǎng)格,把每個單位網(wǎng)格作為微元,然后根據(jù)每個微元的面積及其所對應(yīng)的地層厚度計(jì)算該微元范圍內(nèi)的地層的體積,逐個計(jì)算,最后累加的結(jié)果即是各組段殘留地層的總體積。這種方法的優(yōu)點(diǎn)是:計(jì)算原理是微積分的原理;Z軸(表示地層厚度)數(shù)據(jù)存在負(fù)值;給出盆地沉積物總體積,且計(jì)算體積包括正體積和負(fù)體積,可取正值作為沉積通量的基本數(shù)據(jù)。這種方法還可以避免手工計(jì)算的繁雜和較大的人為誤差(黎兵?;顏照坤?;顏照坤等,2010)。另外,利用Surfer8.0軟件還可以得出盆地殘留地層覆蓋面積,于是可以獲得各階段殘留地層沉積總量及其覆蓋面積等數(shù)據(jù)。將沉積總量(V)、殘留地層面積(S)和持續(xù)時間(△t)代入公式(1),即可以計(jì)算出各階段沉積總量(表2)。3.2晚新生代物源區(qū)剝蝕厚度在計(jì)算沉積通量的過程中,必須考慮以下兩點(diǎn)關(guān)鍵問題:①現(xiàn)今的成都盆地為外流盆地,從物源區(qū)剝蝕下來的沉積物并未完全保留在盆地內(nèi);②新生代地層存在大量的缺失,如果忽視對缺失地層對剝蝕—沉積系統(tǒng)的影響,在對物源區(qū)剝蝕過程進(jìn)行恢復(fù)時,會造成剝蝕過程的不連續(xù)性,進(jìn)而無法實(shí)現(xiàn)對古高度的恢復(fù)。針對以上問題,本文將從以下幾方面工作進(jìn)行解決:(1)由于現(xiàn)今的成都盆地并非一個封閉的盆地,因此,上文對晚新生代(3.6Ma)以來成都盆地內(nèi)沉積物的計(jì)算結(jié)果應(yīng)該遠(yuǎn)小于實(shí)際從物源區(qū)剝蝕下來的物質(zhì)。根據(jù)岷江紫坪鋪站1955～1974年的水文資料,獲得岷江上游年輸沙量,并計(jì)算出晚新生代(3.6Ma)岷江上游剝蝕厚度約為1150m(李勇等,2006),這一數(shù)值遠(yuǎn)大于根據(jù)成都盆地內(nèi)沉積物數(shù)量獲得的物源區(qū)剝蝕厚度14.5m。此外1150m的剝蝕厚度與其他方法(岷江下蝕速率、裂變徑跡、宇宙核素、數(shù)字高程模型等)獲得的結(jié)論較為一致。于是,假設(shè)岷江上游流域的剝蝕厚度1150m適用于所有物源區(qū),即晚新生代(3.6Ma)物源區(qū)剝蝕厚度為1150m。于是,可以計(jì)算出晚新生代物源區(qū)剝蝕量為36674km3(31890km2×1.15km),總質(zhì)量為92052Gt。(2)由于晚白堊世至中新世存在較多的地層缺失(以漸新世和中新世為主)(表1),本文必須進(jìn)行半定量的恢復(fù),否則將對后期總隆升幅度和總剝蝕厚度的計(jì)算造成極大干擾。對于這部分地層的缺失,前人已經(jīng)做了大量的研究工作,利用裂變徑跡和鏡質(zhì)體反射率獲得四川盆地新生代(65.5Ma)剝蝕量為2～3km(張毅?)。利用古地溫的方法獲得新生代(65.5Ma)川西地區(qū)剝蝕最厚的地方位于龍門山南段的前緣地區(qū),最厚可以超過3000m,到成都減少到2100m,平均約為2500m(朱傳慶等,2009)。利用裂變徑跡測得晚白堊世(88.6Ma)以來川西地區(qū)剝蝕厚度約為2000～4000m(鄧賓等,2009)。上述研究結(jié)論較為一致,本文采用2500m作為88.6Ma至3.6Ma這一階段盆地內(nèi)沉積物的剝蝕厚度,面積參考名山期、蘆山期的沉積面積21227km2,于是可以計(jì)算出88.6Ma至3.6Ma盆地內(nèi)沉積物被后期剝蝕掉了53068km3,質(zhì)量為138221Gt,在計(jì)算Ds5階段剝蝕量時需要增加這部分物質(zhì)。綜合上述分析和計(jì)算結(jié)果,可以利用公式②獲得晚三疊世以來六個剝蝕—沉積階段的沉積通量(表3,圖5)。4晚三疊世以來剝蝕厚度及地表隆升幅度剝蝕厚度是指龍門山前陸盆地物源區(qū)被剝蝕掉物質(zhì)的平均厚度。剝蝕速率是指龍門山前陸盆地物源區(qū)單位時間內(nèi)被剝蝕的量(顏照坤等,2010)。根據(jù)物質(zhì)平衡原理,從物源區(qū)剝蝕下來的物質(zhì)質(zhì)量等于盆地內(nèi)沉積物的質(zhì)量。于是可以計(jì)算出六個剝蝕—沉積階段的剝蝕厚度和剝蝕速率(表4)。通過對沉積通量和剝蝕速率的變化趨勢進(jìn)行分析,發(fā)現(xiàn)晚三疊世以來,物源區(qū)的剝蝕速率和沉積區(qū)的沉積速率均具有先減小后增大的變化規(guī)律(圖5)。在獲得晚三疊世以來每個階段的剝蝕厚度數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上,便可獲得晚三疊世以來剝蝕區(qū)的總剝蝕厚度約為7.05km(表4),由于龍門山地區(qū)與其西側(cè)川西高原出露地層表明龍門山地區(qū)出露地層較老(圖1),反映了龍門山地區(qū)具有比其西側(cè)川西高原地區(qū)更高的剝蝕速率,因此,龍門山地區(qū)的剝蝕厚度應(yīng)該大于平均剝蝕厚度(7.05km)。由于對某一階段的剝蝕區(qū)的地表隆升幅度主要受兩方面因素的影響,分別為地殼隆升幅度和該階段的剝蝕厚度,即“地表隆升幅度=地殼隆升幅度—剝蝕厚度”(李勇等,2006)。上文已獲得晚三疊世以來剝蝕區(qū)的總剝蝕厚度約為7.05km(表4),由于現(xiàn)今剝蝕區(qū)平均海拔為2.75km,于是可