龙门山地区晚三叠世构造运动的古地震事件与沉积事件

龙门山地区晚三叠世构造运动的古地震事件与沉积事件

龙门山是青藏高原东部的一条边境山脉，已成为地质调查的热点。晚三叠世印支造山旋回的大陆动力学作用是龙门山的诞生与孕育阶段,松潘-甘孜造山带东南缘与扬子板块发生陆内俯冲导致四川西部形成前陆盆地(罗志立,1991;许志琴等,1992,2007,2011;刘树根,1993;刘树根等,1995,2003;邓起东等,1994;Dirkeetal,1994;Burchfieletal,1995;LiYongetal,2003;李勇等,2006,2010;HarrowfieldandWilson,2005;邓康龄,2007;王二七和孟庆任,2008;邓兵等,2010;Rogeretal,2008a,2008b;鲁人齐等,2010;李智武等,2010)。印支期松潘-甘孜地体与扬子板块碰撞、俯冲过程中有一系列的事件:构造事件、沉积事件、岩浆事件、变质事件,同时伴随强地震事件。但是在龙门山地区地学研究众多文献中尚未看到与中、新生代有关的古地震记录报导,成为龙门山地区地学研究中的空白领域。作者于2009,2010年期间考察了龙门山前陆盆地,在中、新生界发现大量地震成因的软沉积物变形,晚三叠世地震触发的软沉积物变形包括了各种塑性变形、液化变形以及地震与重力作用下的变形(图1),本文专门讨论晚三叠世的软沉积物变形(震积岩),这些变形可能记录了松潘–甘孜地体与扬子板块在印支期的造陆、造山过程与川西前陆盆地的形成。1诺利期至瑞替期龙门山由三条逆冲断裂组成(图1),由西向东分别为汶川-茂县断裂(后山断裂)、映秀-北川断裂(中央断裂)及灌县-安县断裂,即前山断裂(李勇等,2006;李海兵等,2009)。汶川-茂县断裂被认为系时代较老断裂,即晚三叠世松潘-甘孜褶皱带左旋走滑逆冲于扬子板块的界线痕迹(刘树根,1993;HarrowfiedandWilson,2005;王二七等,2008;王国芝等,2008;鲁人齐等,2010;李智武等,2010)。汶川-茂县断裂与映秀-北川断裂之间为元古代彭灌杂岩;不变质的上三叠统分布于映秀-北川断裂之东。上三叠统包括马鞍塘组、小塘子组与须家河组。广元须家河地区是须家河组建组的剖面(图2),剖面记录了从诺利期至瑞替期沉积环境与古构造变化。小塘子组不整合覆于安尼期雷口坡组之上,剖面缺失了卡尼期的马鞍塘组,小塘子组以中粒砂岩与粉砂岩为主,夹有薄层泥质岩。剖面No2层(图2)细粒石英砂岩分选极好,95%为石英颗粒,粘土杂基极少,是一个经长期海浪筛选的沙坝沙体。小塘子组岩性与垂向序列显示由沙坝沙障壁的淡化内陆海沉积特征(参阅图23下图)。须家河组被划分为6个岩性段,在四川西部须家河组第六段缺失,第一段即小塘子组海相层。本文将须家河组2~5个岩性段归并为两个亚组,下亚组是一个海陆交替至陆相湖沼为主的含煤系沉积,相当于第二段与第三段;(图2No10-No16);上亚组以砾岩为主,山前冲积扇-河流体系,相当于第四段与第五段,(图2No17)。上亚组的冲积扇由泥岩或粉砂岩组成扇的远端;分选不好的中-细粒岩屑砂岩构成扇的中部;扇的根部为砾岩,砾石主要为灰岩与少量石英砂岩,偶见燧石,砾石呈叠瓦状排列。剖面总共出现9个向上变粗的冲积扇组合。对图2No17层第3,4两个冲积扇根部砾岩层砾石平面倾向的测量(60个),显示NE-NNE古流向,指示当时古山脉近SN走向。须家河上亚组冲积扇沉积被上覆早侏罗世白田坝组角度不整合覆盖,在龙门山前陆盆地的大部地区上亚组被剥蚀而未全部保存下来,只剩余底部砾岩(图2,3),我们无法依据残留的山前扇系统的沉积厚度估计当时山脉的高度。须家河组上亚组残留的进积型山前扇系统标志松潘-甘孜造山带对四川西部多次逆冲走滑形成松潘-甘孜山(SN向山),造就了作为山脉的川西前陆盆地(参阅图23上图)。小塘子组及须家河下亚组砂岩物源研究结果,表明在川西前陆盆地其物源主要来自西部龙门山隆起及北部的米仓山-大巴山隆起区(姜在兴等,2007);依据都江堰地区须家河下亚组砂岩中碎屑锆石年代学研究,证实其物源同样来自西部松潘-甘孜的再旋回沉积(邓飞等,2008;Weislogeletal,2006)以及什邡地区下亚组砂岩的古流向NE74°(林良彪等,2006)地质记录,须家河下亚组应已开始作为松潘-甘孜地体的前陆盆地中河流、湖泊沉积物,但从沉积学角度观察,早瑞替期的松潘-甘孜地体仅仅是一个近NS向的高地而非高山(参阅图23中图)。2中、晚三叠世软沉积物的变形特征2.1重力参与变形变形地质地震震级Ms>5可以触发未固结的含水的细粒沉积物(0.02~1mm粒径)在原地发生变形(震积岩),可分为塑性变形与液化变形两个基本类型,其中包括重力参与下的变形(图4)。中晚三叠世软沉积物变形广布于龙门山前陆盆地,北起石元马鞍塘南至天全沙坪近400余km均可被追踪(图1),赋存层位为雷口坡组、小塘子组及须家河组(图5,6),它们是印支期构造运动伴生的突变事件。2.2地震反应和上伏粗粒层组雷口坡组灰岩的软沉积物变形有两种类型,液化角砾灰岩与负载(load)构造。负载构造是上覆较粗粒沉积物向下陷落至下伏较细沉积物中的一种构造,图7给出了负载构造成因机制(Morettietal,2002;乔秀夫等,2008;乔秀夫和李海兵,2009)。软沉积物状态下,上覆层颗粒粗、密度相对高,下伏层颗粒细、密度相对低,造成反向密度梯度,上覆粗粒层成为一个不稳定的重力系统。在强地震产生的水平振动摇晃下,密度大的单元下陷落入细粒(密度低)沉积物中形成向下突出的构造。负载脱离母岩层完全陷入下伏层内成球-枕构造(ball-andpillow)。负载与球-枕构造已被成功地模拟(Kuenen,1958;Morrettietal,1999),并解释为地震触发成因。球-枕的堆积层称作枕状层(pillowbeds)。雷口坡组灰岩的负载构造赋存于雷口坡组顶部中层灰岩中,由于采石大面积出露便于从三度空间进行研究(图8)。负载体宽度多在2~3cm之间,厚(长)1~1.5cm,某些层内的负载体可达20cm宽,5~10cm厚。表1给出上覆及下伏灰岩组分与粒径,粗粒的粉晶灰岩在地震与重力作用下向下沉陷落于下伏较细的泥晶灰岩中,形成机制与图7完全一致。雷口坡组软沉积物变形是228Ma龙门山地区造陆抬升海退时伴随的地震产物(图5)。2.3变形类型及古环境沿龙门山前陆北起江油南至都江堰小塘子组出露区软沉积物变形构造均可被追踪(图1,5,6),主要变形类型为:球-枕、枕状层、卷曲变形与液化角砾岩,地震发震的古环境为浅海细砂岩及粉砂岩层。2.3.1球-睡眠构造重点讨论什邡燕子岩剖面(图5No12及No17)中变形。No12层的球-枕构造。No12层为砂岩球-枕层,层厚2m,球-枕为细砂岩,赋存球-枕围岩为黑色细粉砂岩,球-枕约占岩层2%±,宏观露头可见扁球体零散分布于粉砂岩不同部位中;砂岩球-枕长轴一般为12~13cm,短轴10~8cm,球-枕的母岩层细砂岩仅保留30~35cm,顶面平整而底层面起伏不平(图9)。对球-枕、球-枕母岩、球-枕的围岩岩石学研究进一步证实三者的关系与成因联系(图10,表2):(1)球-枕(编号920-2b)与上覆30cm厚的砂岩(编号920-2a)的组分、粒径、颗粒形状完全一致,表明二者的来缘关系,即同一层;(2)球-枕围岩(编号920-2c)与球-枕及球–枕母岩层组分有区别,粘土矿物增加,最鲜明特点是颗粒粒径较小;(3)从产状及岩性排除结核成因;(4)岩石学与宏观地质体研究提供了细粒岩屑砂岩球-枕(920-2b)为细粒岩屑砂岩(920-2a)下沉陷落入下伏细粉砂岩(920-2c)中的构造;(5)母岩层(920-2a)底面的起伏可解释为沙层下沉陷落,负载构造脱离母岩时残留的构造。小塘子组No12中的球-枕体与图7成因机制完全一致。No17层的球-枕构造(图5,11)。球-枕为钙质细砂岩,风化后显黄褐色,主体形态为椭球体,长轴约13~15cm,短轴10cm左右,球-枕内部为同心圈纹层。球-枕的围岩为细粉砂岩,球-枕占整个岩层体积的50%左右,露头上球-枕呈显突出的球体与椭球体,球-枕的母岩层已完全消失(图11)。No17具球枕构造的粉砂岩层厚约2.4m,依球-枕体积占整个粉砂岩层体积的1/2估算,球-枕原始母岩层为厚约1.2m左右的细沙层。强地震作用下中厚层的细沙层全部以球体形态下沉陷落于下伏的细粉沙层中,母岩层消失而下伏粉沙层也转化为一个新的具球体的粉砂岩层。与No12球-枕构造层相比较,No12层球-枕层所代表的地震事件,古地震发震延续时间相对较短,沙层部分下沉陷落而母岩层仍能保留,而No17层球-枕构造层则代表了一次发震延续时间相当长,能有充分时间使得母岩层全部向下伏层下沉陷落而完全消失。No17层的枕状层(图12)。小塘子组枕状层位于前述No17球-枕构造层之下,厚约1.5m。这是一个由钙质粉砂岩组成的大型椭球体堆积的岩层,枕状体的围岩也为钙质粉砂岩。枕体长轴多数为20cm,个别巨型枕体长轴可达70cm。枕体与枕体之间相紧邻,枕状体几乎占整个岩层体积的90%。图12枕状层依传统观点极易被解释为球形风化。本文解释为强地震振动下沙层在原地形成的构造:1、所研究的剖面同样岩性的砂岩层中不发育节理,惟独枕状层砂岩具不同方向的裂隙,可以排除后期沿节理的风化;2、从枕体扁椭球与密集相邻的产状与一般球形风化有别;3、枕状体之间有待研究的液化粉砂脉;4、由于枕状体与围岩岩性一致,均为细粉砂岩,二者从组分,含量,粒径,填隙物均完全一致(图12),因而不能用图7负载体下沉堆积解释。枕状层有两种形成机制,一种是图7所示由于沙层反密度梯度,上覆沙层向下伏沙层陷落堆积为枕状层;另一机制为沙层在原地由于地震振动、摇晃,沙层破裂成枕状层(RoepandEvents,1992);No17层枕状层成因机制应为后者。No17层顶部的卷曲变形(convolute)(图13)。卷曲变形位于什邡地区燕子岩,彭州新兴乡梅子岭小塘子组的剖面中(图5,6)。卷曲变形岩性为纹层粉砂岩,变形层厚30~40cm,夹于上覆及下伏不变质的纹层砂岩中,为一种水塑性变形层,No17层的卷曲变形伴随有微弱的液化变形现象。2.3.2液化角砾岩组液化角砾岩是小塘子组突出的软沉积物变形层,计有三层液化角砾岩,北起什邡经彭州袁家坪、南至新兴乡果木沟、梅子岭及龙槽沟稳定分布(图1,5,14),中国地质学家在1∶5万比例尺区域地质调查与制图中一直将其作为须家河组一段(小塘子组)地层对比的标志层,但并未解释其成因。小塘子组液化角砾岩的砾石为黑色钙质粉砂岩,呈显各种不规则形态,如港湾状、新月形、多棱角等奇特形状,与经搬运或浅滩海水冲洗砾石完全不同;砾石间为细砂岩充填,砂岩具清楚的液化流动穿刺特征(图14)。图15C给出小塘子组液化角砾岩形成机制:原岩为未固结富含水的薄层细粒沙层与钙质胶结粉沙层的互层,地震触发互层中的细粒沙层液化顺层流动,同时穿刺上覆与下伏黑色钙质粉沙层,原始互层结构被破坏,在原地转化为新的岩层———液化角砾岩层。液化角砾岩一直受到地质学家关注,Plaziat等(1990),GuiraudandPlaziat(1993)很早就分别描述了红海裂谷古近系-新近系及尼日利亚白垩纪拉分盆地交错层砂岩中地震成因的液化角砾岩。乔秀夫等(2001,2002,2006,2011)对碳酸盐岩液化角砾岩与砂岩液化角砾岩作了地震成因的讨论。液化角砾岩是强地震液化的产物。小塘子组3个液化角砾岩层有其形成的有利条件:(1)浅海环境,富含水的沙层互层;(2)细粒石英沙的粒径在可被液化的范围内;(3)细沙层中粘土填充物少,比较纯净有利于液化;(4)诺利期龙门山地区有频繁的强地震。2.4复合变形层结构须家河下亚组中发现已被识别的软沉积物变形有:负载、球-枕、枕状层、液化卷曲变形、软布丁、液化滴状体(droplet)、液化均一层(homogenized)、与液化底劈(diapir)等,并组成各种复合变形层。分布范围北起什邡南达天全(图1,5)。2.4.1天全沙坪剖面负载:须家河下亚组的负载构造均系大型,呈袋状、球状、新月形、长条状等,岩性为钙质胶结粉砂岩,下沉陷落于下伏泥层使之成火焰状构造向上覆层挤入侵位(图16)。枕状层:天全沙坪剖面(图5No4,No6,No10)枕状层的球-枕与枕体均为直径大的大型枕体,大者可达1m,一般在25cm;枕体为粉砂岩。被绿色泥质粉砂岩层包裹(图17)。这是一种较厚的上覆沙层与下伏较薄的泥质粉砂层在地震时产生的响应。较厚沙层以球体形式直接下陷落入薄的绿色泥质粉沙层中而被包围。巨型负载与枕体为地震触发而非超负荷作用形成(MorettiandSabato,2007)。2.4.2岩石学和地震资料软布丁与卷曲变形是须家河下亚组湖相纹层沙层中的地震变形层。薄层未固结沙层在拉张应力下的构造,形成的力学机制与布丁构造相同,由于系软沉积物,布丁的两端被一组剪切力断开后可被拉伸的很长、很细(图18b)。纹层卷曲变形褶皱的轴面无优选方位,可排除滑坡变形成因,图18c1.2m厚的砂岩中自下而上有纹层卷曲变形、沙波拉伸变形与液化均一层变形等4次古地震记录,它们是在湖泊水平沙层中原地的变形。沙波塑性卷曲变形中同时具明显的张应力,沙波被拉断两端变得很细、很尖(图18d记号笔所指)。图18提供了沉积物原地塑性变形并叠加地震拉伸应力的变形。2.4.3底财产状态下沙层上升特性须家河下亚组中已被识别的砂岩液化底劈构造位于下亚组中上部,它们共同特点是底劈体的核部无围岩捕掳体,反映地震时输入的能量较弱(图19)。底劈沙体向上侵位穿刺上覆层形成复合变形组合(multilayercomplex),图20砂岩层厚50cm,记录了一次强地震诱发的复合变形:沙层塑性卷曲变形(1),之后底部粉沙层液化底劈(2)向上穿越沙层至当时地表成液化均一层(4);与液化底劈同时,沙层向上方向侵位成液化砂岩脉(3);液化作用停止,沙层内失水体积压缩,层内沙粒重新排列调整导致沙层上部形成小型粒序断层(5)。2.4.4滴状体面向大气滴状体为沙层强液化作用向层内下方垂直移位的变形,似水滴体的立体形态,与之同时向层的上方垂直液化形成锥形体(Owen,1995;乔秀夫和郭宪璞,2011)。天全沙坪须家河下亚组中,在30cm厚的粉砂岩层内,沿走向50cm范围内可出现4~5个滴状体,滴状体垂直方向伸长10~5cm不等,直径3~1.5cm;滴状体内部沙层平行于水滴外形;滴状体之上为向上液化的一个巨型锥形体(图21)。与滴状体共生并位于变形砂岩底部为液化卷曲变形,相当于具液化作用的混滑层(mixedlayers)的下部单元(Rodriguze-Pascua等,2000)。滴状体形成机制为:沙层向下伏层液化,下伏层同时也为液化作用层(图21中的液化卷曲变形),由于下伏层液化,它的体积密度与剪切力急剧降低,方能允许上覆沙层向下液化下沉。液化卷曲变形与滴状体构成复合变形组合,它们代表一次强地震发生时沙层上部与下部产生的不同类型的液化复合变形。2.5强地震记录与山冲扇系统由于侏罗纪前的剥蚀作用,上亚组中的强地震记录与山前冲积扇系统在大多地区已不被保留。古地震记录仅在石元地区被发现为大型负载构造(图22)。2.6须家河组砂岩震裂裂作用天全沙坪地区侏罗系白天坝组与三叠系须家河组的角度不整合剖面,记录了三叠纪末的造山作用与地震响应(图3下图)。须家河组剥蚀面发育的红土型含铁砂岩贯入下伏被地震震裂的须家河组砂岩的裂隙中,深度可达30~40cm。沿砂岩震裂裂缝,薄层细粉砂层液化垂直侵位,成液化粉砂岩脉。震裂角砾岩、液化脉与液化角砾岩均系三叠纪末造山的地震响应。须家河上亚组软沉积变形(图22)与图3剖面是目前龙门山地区保留与被识别的造山地震记录。3讨论3.1岩石区的构造背景龙门山地区中三叠世雷口坡组,晚三叠世小塘子组、须家河组丰富的软沉积物变形反应这个地区晚三叠世曾有过强烈与频繁的地震断裂构造活动并触发未固结沉积物变形。古地震记录与沉积事件结合分析,能从另一思维角度提供解释与追溯晚三叠世的大陆动力作用过程。图23左图系依须家河组中碎屑锆石研究而恢复的古水系分布,揭示须家河组物源、松潘甘孜地体与川西前陆盆地在构造古地理和沉积方面的联系(邓飞等,2008),右图为本文的构造解释与古地震响应。诺利期(216~204Ma)以小塘子组沉积为代表,一个由障壁岛阻隔与外海相连通的内陆浅海,障壁岛由前三叠系基底岩石与沿岸流石英沙构成。障壁岛以西为松潘-甘孜外海,充填大量浊流沉积物。小塘子组多个层位中地震成因软沉积物变形(图5),提供了松潘-甘孜地体与扬子板块开始断裂(王二七等,2001;王二七与孟庆任,2008)的古地震证据,断裂位于障壁岛外侧,这条边界断裂也即之后的汶川-茂县断裂(WMF)。早瑞替期(204~199Ma)以须家河下亚组为代表,小塘子组已转变为湖(须家河湖)与沼泽,一个向上变浅的含煤的沉积序列(图2)。由于须家河下亚组中砂岩的物源来自西部松潘-甘孜地体(邓飞等,2008)。显示松潘-甘孜外海沿障壁岛已隆起成近NS方向高地(砂岩古流向NE74°,林良彪,2006),须家河下亚组的湖沼-河流沉积成为松潘-甘孜高地的前陆盆地充填物,是一个缺少山前扇沉积系统的前陆盆地。扬子板块西缘沿边界断裂开始向松潘-甘孜地体俯冲是小塘子海造陆隆起消失与这个时期古地震频繁发生的原因。晚瑞替期(199Ma)以须家河上亚组山前冲积扇砾岩为代表,古流向NE(图2)。松潘-甘孜地体左旋走滑逆冲于扬子板块之上,松潘-甘孜外海消失,(邓康龄,2007;王二七等,2001)褶皱成山(NNE走向),形成具山前冲积扇系统的松潘-甘孜造山带与川西前陆盆地,二者的边界即现今的茂-汶断裂。诺利期与早瑞替期古水系消失,松潘甘孜造山带发育的水系向东流向四川西部,成为川西前陆盆地中充填物质的供应者。依据我们从须家河上亚组中孢粉组合分析,其中云杉与冷杉类占10%,云杉与冷杉均产于现代2500~3000m高山带。印支期末的松潘甘孜山是一个高耸的山系。由于侏罗纪前的剥蚀,印支期末的松潘-甘孜山脉已被削平而消失,残留的松潘-甘孜褶皱带构成了现今龙门山的西部单元。印支期末的松潘-甘孜山应看做龙门山的皱形,或称始龙门山,现在所定义的龙门山是印支期以来经历燕山构造期与喜马拉雅山构造期自西向东扩展的产物;盆山的边界由最西侧印支期的汶川-茂县断裂向东逐渐转变为映秀-北川断裂与灌县-安县断裂(杨长清等,2008)。印支期的大陆动力作用在整个龙门山的奠基、演化中占有重要的地位。用图24概括印支期造陆运动、造陆地震(228~204Ma)与印支期造山运动、造山地震(199Ma)。3.2与地震构造范围的关系现代地震诱发的液化作用十分壮观,2008,5,12,汶川大地震(Ms8)沿龙门山中央断裂发震时间延续80秒,诱发了龙门山及龙门山以东地区大面积沙土液化、河流两岸河漫滩、阶地沙层流动,地下沙层与砾石喷至地表(乔秀夫和李海兵,2009)。2011,3,11日本东部大地震(Ms9),发震时间延续长达5分钟,导致沙土极端严重液化,而使地面下沉1.2m(引自美国4月11日趣味科学网站报导),房屋严重受损,使得建筑工程师完全出乎意料之外。因此沙土液化的程度首先取决于地震发震延续的时间长短;另外取决于液化沙层距震中的距离,而震级Ms>5方能使沉积物液化。现在需要讨论的问题是:龙门山地区晚三叠世有无类似2008,5,12汶川大地震(Xuetal.2008)与日本东部大地震(2011,3,11)的强地震发生?古地震震级是依据现代地震与历史地震诱发的沙土液化记录统计得出的,关键是要确定与震中最远距离的沙土液化位置。图25,26两个震级与液化变形最大震中距的关系分别由不同作者给出(刘颖等,1984;Obermerir,1996)。依据汶川5.12大地震微观震中与宏观震中的记录,4个宏观震中是沿断裂带分布的(稽少丞,2009)。因而晚三叠世左旋走滑的汶川-茂县断裂(WMF)引起的强震,它的古震中应位于汶-茂活动断裂上,古地震的微观与宏观震中也应沿走滑断裂方向分布,因而将晚三叠世不同时期液化变形记录与汶茂断裂直线距离投影至图25,26可以得出古地震震级(表3)。天全沙坪早瑞替期古地震震级略小于诺利期,什邡地区Ms7.2为图25投影震级;Ms6.7为图26投影震级。表3所有液化变形位置均非距汶茂断裂最远点,现所给出的震级应是最低震级,最远点液化位置位于川西前陆盆地第四系之下,可以肯定推测,龙门