秦岭南缘青川断裂新生代变形特征及其走滑运动学转换

李　建, 张岳桥, 熊金红, 吴泰然, 李海龙

(1.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081; 2.北京大学 地球与空间科学学院, 北京 100871)

秦岭南缘青川断裂新生代变形特征及其走滑运动学转换

李建1, 2, 张岳桥1*, 熊金红1, 2, 吴泰然1, 2, 李海龙1

(1.中国地质科学院 地质力学研究所, 北京 100081; 2.北京大学 地球与空间科学学院, 北京 100871)

青川断裂作为秦岭构造带南部边界断层, 新生代以来受到印度-欧亚大陆碰撞产生的远场效应, 发生了强烈的走滑复活, 调节了青藏高原隆升和向东扩展。本文基于错断地貌测量与断裂带脆性变形的野外调查, 建立了该断裂新生代 2期走滑运动历史, 并讨论了走滑运动学转换的大地构造意义。沿断裂带河流水系偏移地貌分析发现, 主要河流的Ⅳ级支流沿断裂发生一致的右旋偏移, 指示断裂右旋位错量在200～800 m; 河流阶地的右旋位错量在49～62 m。野外调查发现, 青川断裂发育5～100 m宽的断裂破裂带, 主要由断层泥、磨砾岩、断层透镜体等组成, S-C组构发育, 磨砾石旋转定向排列。断裂破碎带运动学指向记录了青川断裂2期脆性走滑变形: 早期为左旋走滑活动、晚期为右旋走滑活动。结合断裂带东端汉中盆地地层时代和秦岭山地隆升时代, 我们推断晚期右旋走滑运动主要发生在上新世以来, 调节了碧口地块的向东挤出; 而早期左旋走滑运动则很可能是对古近纪晚期青藏高原隆升和扩展的响应。

青川断裂; 水系偏移; 阶地位错; 断裂破碎带; 脆性变形; 运动学转换

0 引 言

横亘于中国大陆中部的秦岭构造带是中央造山带的重要组成部分, 主体形成于三叠纪华南–华北地块碰撞造山作用时期(Mattauer et al., 1985; Huang and Wu, 1992; Ratschbacher et al., 2003; 张国伟等, 2003), 并经历了早侏罗世走滑变形、晚侏罗世–早白垩世南北向挤压缩短变形、晚白垩世–古近纪伸展崩塌等3个大地构造演化阶段(Dong et al., 2015)。青川断裂作为秦岭构造带南边界断层, 分隔了南部的四川地块与北部的碧口地块(许志琴等, 1992)。区域地质调查结果显示, 断裂北侧元古宙变质火山岩逆冲到南侧震旦纪–古生代沉积岩层之上(图 1、2)(陕西省地质矿产局, 1989), 沿断裂带发育糜棱岩, 其S-C组构指示左旋走滑运动分量(王二七等, 2001)。Wang et al. (2003)与Wang and Meng (2009)认为该断裂在印支期发生的左旋走滑运动调节了秦岭构造带向西逃逸和四川盆地三叠纪–白垩纪顺时针旋转运动(Zhao and Coe, 1987)。新生代, 该断裂运动学发生了变化, 沿断裂河流水系的一致偏转(樊春等, 2008)和活动构造调查(Lin et al., 2012)均指示该断裂以右旋走滑活动为主。基于秦岭山地磷灰石裂变径迹(AFT)的测年结果, Enkelmann et al. (2006)认为在碧口地块深部存在下地壳粘滞流动, 青川断裂右旋走滑调节了该地块的向东挤出。基于四川盆地西部和鲜水河断裂带热年代学测年结果, Wang et al. (2014)认为青

川断裂右旋走滑运动调节了四川地块晚新生代逆时针旋转运动。

图1　青藏高原东缘及秦岭地区活动断裂图Fig.1 Tectonic map of the eastern Tibetean Plateau and the western Qinling Tectonic Belt

图2　青川断裂及其邻区构造略图(根据陕西地质局秦岭区域地质测量大队, 1961; 四川省地质局第二区域地质测量大队, 1966, 1977; 甘肃省地质矿产局区域地质调查队, 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级地震以来, 青川断裂的地震活动性受到了很多人的关注, 并相继开展了活动构造的调查和古地震的研究。Lin et al. (2014)基于遥感影像分析、构造地貌调查和探槽揭露, 发现沿青川断裂中段河流水系右旋偏移, 通过构造位错复位获得断裂右旋错移量～700 m, 并在断裂东段观测到汉水T2阶地右旋位错～58 m。Sun et al. (2015)重点研究了青川断裂中段地震地质, 通过 2个探槽揭露结果, 认为该段最新一次古地震发生在 6065～ 5770 B.P., 古地震复发间隔～6000 a。

本文在野外调查和测量的基础上, 重点研究了青川断裂带新生代脆性变形特征及其运动学转化,通过详细测量该断裂不同段落河流水系和河流阶地的右旋位错量、不同地点断裂带走滑活动的脆性变形记录, 论述了该断裂在新生代从早期左旋走滑活动到晚期右旋走滑活动的运动学转换, 探讨了该断裂走滑运动学转换的区域动力学意义。

1 青川断裂分段性

青川断裂西起四川省平武县银厂沟附近, 向东经过青川县、广坪镇、阳平关镇、土关铺镇, 至陕西勉县, 终止于汉中盆地, 主体呈 50°～60°向延伸,全长～265 km(图2)。该断裂遥感影像特征非常清楚,表现为平直的线性河谷地形地貌特征。数条河流如涪江、白龙江、嘉陵江、汉水等横穿该断裂带, 形成了深切的河谷地貌。

根据断裂带地形地貌特征和脆性变形特征, 可以将青川断裂分为西、中、东3段。

西段位于平武县和青川县木鱼镇之间, 遥感线性特征清楚, 由 2～3个分支组成, 断裂迹线沿河谷地带发育, 延伸长～110 km。该段主要切割元古宙、古生代变质基底, 脆性破裂带由碎裂岩、角砾岩组成, 断裂破裂带宽度一般在0.1～0.3 m。在平武县以西, 断层迹线变得模糊。

中段位于青川县木鱼镇与宁强县大安镇之间,延伸长约120 km。该段地貌特征非常清楚, 尤其是沿白龙江和嘉陵江支流河谷地带发育线状地貌隆起带, 这些隆起带对应断裂挤压脊, 是走滑断裂典型的地貌特征。沿断裂迹线不同级别的河流水系发生有规律的偏移, 指示了该断裂晚新生代以来的右旋走滑运动。尤其是该段断裂带发育宽度不等的断裂破碎带, 由碎裂岩、磨砾岩、断层泥等组成, 变形特征明显不同于青川断裂西段。

东段位于大安镇与勉县之间, 延伸长～35 km,该段线性地貌特征也非常清楚, 沿断裂带水系偏移和河流阶地错动均指示右旋走滑活动。与中段不同的是, 断裂破碎带不很发育。

2 青川断裂水系偏移特征

河流沿走滑断层迹线发生有规律的偏移或拐折是断层运动方式的很好地貌指示, 并可以帮助半定量地确定断层走滑运动位错量(丁国瑜, 1982; Zhang et al., 1995)。河流穿过活动走滑断裂时, 沿断裂迹线发生一致性偏移, 河道视偏移距离D(apparent offset)与时间呈正比(D=vt, v为断层走滑速率), 受持续河流溯源侵蚀控制, 河流长度向上游不断延伸, 断裂河道的长度 L(upstream length)与时间呈 L=f(t)函数关系, Gaudemer et al. (1989)根据这2个单调连续函数, 得到D=v f–1(L), 简化为线性相关函数D=αL, 并利用拟合函数分析方法, 沿美国西海岸San Andreas Fault, 中国青藏高原北部阿尔金断裂、海原断裂、鲜水河断裂、喀喇昆仑断裂, 以及土耳其 North Anatolian Fault和East Anatolian Fault, 研究穿过走滑断裂的河流视偏移距离(D)和上游河道长度(L)之间存在显著线性相关性, 发现二者之间的线性相关性在这些地区具有普遍意义, 即水系级别越高代表发育时间越长, 其沿断裂的视偏移距离越大。沿断裂带, 相对稳定的气候、相似的岩石物性、地形地貌条件和区域一致的构造抬升等条件, 有助于保证河流长度随时间持续增长, 提高该方法的可靠性。

青川断裂带横穿川陕甘交界地带的长江流域,至少有5条I～Ⅱ级支流(自西向东分别为: 涪江、清水河、白龙江、嘉陵江、汉水等)由北向南穿越青川断裂带, 这些不同级别的河流水系穿过断层时发生不同程度的偏转, 从几十米到十几公里(图 3a), 这种明显向西偏移现象记录了青川断裂晚新生代右旋走滑运动历史。本文基于SPOT 6(1.5 m分辨率)、ETM卫星遥感图像解译和区域地质调查, 发现研究区位于秦岭构造带南缘, 发育长江的次级水系, 沿断裂迹线见河流河道发生一致性右旋偏移, 结合Gaudemer et al. (1989)利用函数拟合关系来分析走滑断层对水系一致性偏移控制作用的方法, 分别测量河流沿断层迹线的视偏移距离(D)和断裂上游河流长度(L), 开展二者之间相关性分析(D=αL)。

沿青川断裂, 我们一共统计了95条不同级别的河流, 其中有27条河流沿该断裂发生右旋偏移, 约占总河流数量的 1/3。我们发现, 沿青川断裂西段,主要Ⅰ～Ⅲ级河流, 如涪江及其支流、清水河、乔庄河等, 沿断裂带没有发生明显的偏移现象, 只有部分Ⅳ级河流沿西段发生右旋偏移, 视偏移量 200～ 1100 m。沿青川断裂中段, 多数Ⅳ级河流沿断裂发生右旋偏移, 视偏移量在260～810 m。但有2点值得注意: 第一, Ⅰ～Ⅱ级支流沿该断裂中段弯曲延伸距离相差悬殊, 不能直接用来衡量断层右旋走滑位移量, 如表 1, 嘉陵江主河道(Ⅰ级)沿断层带弯曲延伸约 17 km, 同样为Ⅰ级支流的白龙江主河道则仅弯曲延伸约 1.3 km。遥感解译和野外调查发现, 嘉陵江自北向南流动, 在阳平关镇附近, 主河道并非在与青川断层相交点发生右旋偏移, 而是青川断层明显斜切嘉陵江河道(图6), 而且白龙江沿断层迹线存在右旋弯曲迹象(图 3a), 但由于在白龙湖库区, 主河道偏移距离仅供参考。另外, 安乐河(Ⅱ级)沿断层弯曲 2.6 km, 而广坪河(Ⅱ级)沿断裂没有发现明显的右旋偏移现象; 故推测Ⅰ～Ⅱ级支流视偏移距离与河流沿断裂松散破碎带的导向流动有关。第二,沿断裂中段, Ⅲ级支流沿断裂发生明显的偏移, 其中, 南沙河向北流动, 与青川断裂相交并沿断裂迹线向东偏移约2.5 km后, 在代家坝附近继续向北流动, 而且该河流偏移河道基本与断层迹线吻合, 认为2.5 km可以反映Ⅲ级支流沿青川断裂的右旋位错量(图 3b)。沿青川断裂东段的汉水水系、冲沟等沿断裂迹线的右旋偏移现象不明显(表1)。

图3　青川断裂沿线水系偏移测量图Fig.3 The lateral bending distance of the rivers along the Qingchuan Fault

为了半定量地确定河流偏移的运动学意义, 我们详细测量了白龙江和嘉陵江 23条Ⅳ级支流的右旋偏移距离和上游河道长度, 进行了这 2个参数的相关性分析。结果显示, Ⅳ级河流河道沿断裂迹线的视偏移距离(D)与河流上游长度(L)存在显著的相关性(图4b)。采用最小二乘法拟合直线, 直线穿过原点, 获得白龙江水系D=0.467L, 其中D和L均采用m作为单位, 相关系数为 0.85, 且嘉陵江水系 D= 0.451L, 相关系数为 0.96, 故Ⅳ级的 D/L比值 α在0.45左右, 由此可获得最佳Ⅳ级河流位错量约为750 m。如果考虑青川断裂中段Ⅰ～Ⅲ级水系偏移测量结果, 我们发现随着水系级别的增高, 这种相关性越不明显, 即河道偏移距离并未呈线性增加(图4a)。但是, 鉴于南沙河(Ⅲ级支流)沿青川断裂带较可靠的偏移证据, 由此获得Ⅲ级支流D/L比值约为0.25。

综上认为, Ⅳ级河流的偏移距离可能更好地反映了青川断裂右旋走滑位错量, Ⅲ级支流偏移量为早期左旋走滑与晚期右旋走滑的综合效应, 但直接利用Ⅰ～Ⅱ级河流偏移距离作为断层走滑位错量则需慎重。

表1　沿青川断裂西、中、东段4级水系右旋视偏移距离表Table 1 The right-lateral bending distance of the river channels along the Qingchuan Fault

图4　青川断裂沿线河流视偏移距离(D)与上游河道长度(L)投影Fig.4 Apparent offset (D) vs. upstream length (L) for the river channels along the Qingchuan Fault

3 青川断裂河流阶地位错

除了河流沿断裂带发生向西偏移之外, 河流阶地错断则更好地记录了该断层晚更新世以来的走滑位移量。但由于研究区河流侵蚀作用强, 河流阶地错动往往遭受水流侵蚀, 阶地坎错动地貌很少得到保存。Lin et al. (2014)在沿青川断裂东段考察时, 发现在土关铺镇附近的汉水北岸发育T2阶地, 遭到断层的右旋位错, 利用高分辨率遥感图像测量其右旋位错量为～58 m。同样, 本文在详细的SPOT 6遥感图像解译基础上, 沿青川断裂中段找到了两处河流阶地位错现象, 分别为阳平关镇嘉陵江边的基岩位错和广坪镇东侧河流T1阶地错动(表2)。

表2　沿青川断裂地质/地貌体位错量Table 2 The offset of geologic or geomorphic bodies along the Qingchuan Fault

3.1 广坪镇东侧广坪河阶地错动

作为嘉陵江的一级支流, 广坪河自北向南穿越青川断裂, 在广坪镇南侧发生向西弯曲后再转南流动, 与嘉陵江汇合。青川断裂位于广坪镇北侧, 横切南北流向的广坪河。从遥感影像图上可以清晰见到(图 5a), 该断裂没有使广坪河河道发生右旋偏移,但错断了河流左岸的 T1阶地(图5b)。河流右岸(西岸)由于城市建设改造, 阶地后缘不清楚。通过 T1阶地构造位错复原, 获得T1阶地右旋走滑位错量为～49 m。在广坪镇西侧, 广坪河的支流沿断裂向西偏移, 视错动量为55～69 m。

图5　广坪镇广坪河阶地位错图Fig.5 River terraces offset along the Guangping River

3.2 阳平关镇嘉陵江东岸基岩位错

嘉陵江是长江的I级支流, 发源于秦岭山脉, 自北向南流动, 在阳平关一带向西拐折, 沿青川断裂迹线流动～17 km后, 在燕子砭西转向南流。在阳平关镇北侧, 嘉陵江西岸发育 4级河流阶地(T0～T3),东岸阶地不发育, 遭受强烈侧向侵蚀。SPOT 6遥感影像显示(图 6a), 青川断裂呈线性河谷地貌, 在嘉陵江东侧一带, 4级河流水系沿断裂带发生一致性右旋偏移, 偏移量～200 m。向西延伸至嘉陵江河道, 断层切过嘉陵江左岸, 使其发生明显的右旋错动(图6b), 构造位错复原结果指示左岸基岩右旋走滑位移量约62 m。

图6　嘉陵江沿岸阶地、基岩位错图Fig.6 The offset of the river terraces and bedrock along the Jialing river

4 青川断裂带脆性变形特征

水系偏移和河流阶地位错特征一致地指示了青川断裂第四纪右旋走滑活动。该断裂走滑运动在地表形成了宽度不等的断裂破碎带, 这些破碎带的物质组成和组构特征同样记录了该断裂新生代运动历史和脆性变形过程。本节选择8个典型的野外断裂破裂带观测点, 重点描述断裂脆性构造变形特征及其运动学行为。

4.1 青川断裂带西段脆性变形特征

青川断裂西段由 3个分支断层组成, 木鱼镇以西分叉为2支, 南支断层走向NE-SW向, 向西延伸可能与龙门山断裂带相接, 但具体延伸路径不清楚。北支向西延伸至三锅乡又分叉为南北 2支, 几乎平行展布。这些断裂分支切过元古宙变质砂岩和古生代灰岩、砂泥岩, 发育窄而陡立的脆性破碎带,主要由断层角砾岩和断层泥组成。通过下列4个典型露头点的观察和组构测量(位置见图2), 我们发现该段脆性破碎带主要指示了左旋走滑变形特征。

(1) 古城镇观测点(Loc.1)

该观测点位于平武县古城镇北侧的北支断层,发育在古生代青灰色基岩中的断裂破碎带窄而陡立,宽约2～3 cm。断层近垂直切割多条60°～65°走向石英岩脉(图7a, b), 沿断层剪切面发生一致左旋错动,位错量约11～17 cm, 指示了断层左旋走滑运动。

(2) 桥楼乡观测点(Loc.2)

位于青川县桥楼乡北侧北支断层通过之处, 在元古宙基岩中见到陡立断层破碎带(图 7c, e), 宽0.1～0.3 m, 以断层角砾岩为主, 断层泥不发育。角砾形状不规则, 粒径最大5～7 cm, 平均1～3 cm。断层角砾沿陡立断层面定向排列, 平面上呈左阶书斜状排列(图7f, g), 指示左旋走滑运动。破碎带中发育两组剪切面(图7d), R剪切面走向NE-SW, P剪切面近E-W走向, 主滑动面走向75°。

(a), (b) 多条石英岩脉沿断层发生一致性左旋错动, 位错量约11～17 cm; (c), (e), (f) 脆性断层破裂带照片; (d) 断层破碎带内部及其西侧变质砂岩中脆性断层矢量投影; (g) 水平面上, 断层碎裂岩内部断层角砾定向排列指示左旋剪切作用。图7　青川断裂西段Loc.1和Loc.2观察点断裂破碎带典型野外照片Fig.7 Typical photos of the fault fracture zone at Loc.1 and Loc.2 along the west segment of the Qingchuan Fault

(3) 青川县城南观测点(Loc.3)

位于青川县城南部, 青川断裂南分支NE-SW走向的断层破碎带宽约5～10 cm, 主要由碎裂岩、角砾岩组成, 其中断层角砾已发生明显旋转变形, 形成S-C组构(图8a), C面理走向65°, 指示断层左旋走滑剪切变形(图8b)。

(4) 孔溪乡观测点(Loc.4)

该观测点位于孔溪乡南部, 是青川断裂南分支。野外线性地貌特征清楚, 断层构成灰岩与砂泥岩的岩性分界线, 沿断层迹线发育明显断层垭口(图9a)。断裂破碎带以碎裂岩、磨砾岩为主, 宽>50 m,青灰色、灰黄色泥质胶结, 砾石成分以石英砂岩、灰岩为主, 磨圆度较好, 呈椭圆状, 砾石粒径最大5 cm,平均 0.5～1 cm。碎裂岩已明显叶理化, 叶理面向北倾, 倾角50°～60°, 其中磨砾石沿叶理面旋转定向排列(图 9b, c), 清楚指示了主断裂带的左旋走滑变形特征。

图8　青川县断裂带西段观测点(Loc.3)脆性破碎带中S-C组构特征Fig.8 The S-C fabric characteristic of the fault fracture zone at Loc.3 along the west segment of the Qingchuan Fault

(a) 野外断层垭口地貌照片; (b) 断层破碎带组成; (c) 碎裂岩带内部磨砾石发生旋转定向排列, 指示左旋剪切作用; (d) 碎裂岩带叶理矢量投影图。图9　孔溪乡观测点(Loc.4)野外破碎带调查Fig.9 The field investigation of the fault fracture zone at Kongxi town (Loc.4)

4.2 青川断裂带中段脆性变形特征

位于青川县木鱼镇与宁强县大安镇之间的青川断裂中段, 主体沿河谷地貌发育, 沿断裂带发育的狭长挤压脊、断层崖等典型构造地貌指示了断裂走滑运动。野外调查发现, 沿该断裂带发育完好的断层破碎带, 破碎带宽度在 20～100 m, 靠近断层面发育紫红色和青灰色 2套断层泥, 其中青灰色断层泥内部见扁平状、球状磨砾石, 表面见断层擦痕。断层破碎带内部组构特征指示了该段断裂既有左旋走滑变形, 又有右旋走滑变形, 是 2期不同运动方式叠加变形的结果。

(1) 白龙湖东观测点(Loc.5)

沿白龙湖水库至广坪镇, 在宽阔的线性河谷地形中, 发育狭长延伸的丘陵地貌, 这是走滑断裂典型的构造地貌特征——挤压脊, 挤压脊两侧为走滑断层。该观测点位于挤压脊北侧分支断层, 在河沟内出露宽十余米的青灰色、灰黄色断层泥带, 发育近直立剪切叶理(图 10a, b), 走向 75°～85°, 内部含磨砾石, 成分以石英砂岩为主, 砾石粒径0.5～10 cm不等, 平均0.5～2 cm(图10e)。断层泥内部砾石发生旋转定向排列, 砾石长轴方向指示断裂破碎带右旋走滑剪切变形(图10c, d), 与挤压脊北侧断层沿线水系的一致性右旋偏移吻合(图3c)。

(a), (b) 断层泥带野外照片, 发育近直立叶理面; (c), (d) 叶理走向75°～85°, 砾石旋转定向排列; (e) 断层泥内部磨砾石粒径统计。图10　白龙湖东观测点(Loc.5)叶理化断层泥带砾石旋转定向排列Fig.10 Orientational gravels in schistosity fault gouge zone in the east of the Bailong Lake (Loc.5)

(2) 广坪镇砖厂观测点(Loc.6)

在广坪镇东侧地区, 当地人开采断层泥用来烧砖, 在该点出露一套完整的断裂破碎带。主断层面位于破碎带南侧, 断面平直(产状 330°∠70°), 断面上发育近水平擦痕, 指示断层右旋走滑运动(图11a, c)。断裂破裂带宽约 30 m, 可以进一步分为 6个带(图11b), 从南向北分别为: ①紫红色断层泥带: 发育于主断层面之上, 厚 2～3 cm, 紫红色泥质, 无砾石;②细磨砾石断层泥带: 宽 2～3 m, 青灰色断层泥中含细小磨砾石, 磨圆度高, 呈球状, 粒径在 1～4 cm(图 11f), 成分以砂岩、片岩为主; ③砂岩透镜体带:变质砂岩透镜体, 宽～3 m, 内部发育大量劈理;④粗磨砾石断层泥带: 宽4～5 m, 青灰色断层泥中含粗磨砾石, 磨砾石呈扁平状, 粒径在2～10 cm(图11g),成分以砂岩、片岩为主, 砾石表面普遍见擦痕; ⑤角砾岩化带: 宽2～3 m, 原岩特征基本消失, 岩石碎块主要由岩屑胶结, 内部发育大量破裂面, 运动学指示左旋与右旋两期走滑变形, 左旋走滑与NNE-SSW 挤压应力有关(图 11e); ⑥劈理带: 内部发育大量的劈理, 原岩特征仍然保存, 根据劈理带S-C组构, 指示断层左旋走滑变形(图11d)。

(3) 安乐河观测点(Loc.7)

该观测点位于安乐河乡北东侧, 破碎带宽度>50 m, 主体由青灰色含磨砾石断层泥组成, 砾石扁平状, 砾径1～12 cm(图12a, b), 砾石表面普遍发育擦痕。断层泥中磨砾石旋转定向排列指示断裂左旋剪切运动。断层泥带中剪切面(图 12c)也指示左旋走滑剪切变形为主。在该点向东2 km处, 同样出露完整的断裂破碎带, 其中见到近直立的断层滑动面, 断面光滑(图 12d), 发育近水平擦痕, 根据里德尔剪切体系(图12e), 变形运动学指示右旋走滑运动(图12f)。

(4) 阳平关镇观测点(Loc.8)

在阳平关镇以东地区, 青川断裂地表形迹清楚,在山脊垭口地貌处, 出露断层泥带, 宽～50 m(图13a), 断层泥已经强烈叶理化, 内部发育近直立叶理S1(图13b, c), 叶理走向以NE-SW向为主。由于缺乏运动学指向, 我们难以判断这组叶理的剪切方向。如果这组叶理与青川断裂右旋走滑活动有关,则根据叶理与主断层面的几何关系, 可以推断这组叶理多数属于P剪切面。

(a), (b) 断裂破碎带野外照片及破碎带分带; (c) 破碎带南侧见平直主断面, 发育紫红色断层泥和细磨砾石断层泥; (d) 断层劈理带, 发育似S-C组构; (e) 断层角砾岩化带内部脆性破裂面矢量投影; (f), (g) 细磨砾石和粗磨砾石断层泥带内砾石粒径统计图。图11　广坪镇砖厂观测点(Loc.6)断裂破碎带调查Fig.11 The field investigation of the fault fracture zone at the brickyard of Guangping town (Loc.6)

(a) 断裂破碎带野外照片; (b) 粗磨砾石断层泥带内部砾石粒径分布图; (c) 断层泥中剪切面矢量投影, 主断裂带走向近51°; (d), (e) 平直光滑断层面野外照片, 断面擦痕指示右旋走滑运动, R面走向指示该观测点主断裂带走向近 NNE-SSW, 其北侧断层劈理带内部发育大量断层面,断面矢量投影见图(f)。图12　安乐河观测点(Loc.7)脆性破裂带调查Fig.12 The field investigation of the fault fracture zone at the east bank of the Anle River (Loc.7)

(a) 断裂破碎带地貌照片; (b), (c) 叶理化断层泥带野外照片及素描图; (d) 叶理面投影, 主断裂带走向近60°, 多数叶理走向呈40°～50°, 推测为P剪切面。图13　阳平关镇观测点(Loc.8)叶理化断层泥带调查Fig.13 The investigation of the schistosity fault gouge zone at Yangpingguan town (Loc.8)

5 讨 论

5.1 青川断裂带脆性变形历史与河流错移现象

沿青川断裂带低级别河流水系的有规律的偏移以及河流阶地的错动, 一致地指示了该断裂第四纪时期右旋走滑活动, 这期走滑剪切变形也被断裂破碎带中的断层泥组构和主断层面上的擦痕构造所记录, 尤其沿断裂带中段, 这样的右旋剪切变形特征非常清楚。另一方面, 通过对断裂带西段和中段破碎带组构特征的详细分析, 我们也识别了该断裂带存在一期重要的左旋剪切变形, 并且可以初步判断, 50～100 m宽的断裂破碎带主体形成于这期左旋剪切变形。因此, 青川断裂带经历了2期脆性变形: 早期为左旋走滑剪切变形, 晚期为右旋走滑剪切变形,现今我们野外观察到的断裂破碎带是这2期剪切变形的叠加结果。

识别这 2期剪切变形历史, 反过来可以帮助我们理解沿断裂带高级别水系的视偏移现象。众所周知, 高级别的河流, 如嘉陵江、涪江、白龙江等, 发育历史悠久, 这些河流的主干河道必然遭受不同构造时期的断裂走滑活动的影响。早期断裂的左旋走滑运动可能使主干河道产生向东偏移(即左旋偏移),晚期断裂的右旋走滑运动可以导致河道向西偏移(即右旋走滑), 而现今主干河道的偏移现象必然是两期断裂运动的最终效应。仔细分析发现, 沿青川断裂Ⅰ～Ⅱ级主干河道, 如西段的涪江, 中段的白龙江、广坪河、安乐河和嘉陵江等, 右旋偏移现象非常不一致。白龙江Ⅰ级河道沿断裂右旋偏移近～1.3 km, 明显小于嘉陵江Ⅱ级支流安乐河、Ⅲ级支流南沙河的右旋偏移量(2.6 km、2.5 km)。嘉陵江主干河道沿断裂约17 km的拐折可能与河流受到断裂破碎带的导引有关, 当断层横切嘉陵江主干河道时, 仅见62 m的右旋走滑错动(图6)。这个现象暗示, 这些高级别主干河道可能遭受了两期方向相反的剪切变形的叠加影响, 叠加结果使高级别河道位错量反而不明显。相反, 低级别河流沿断裂破碎带发生有规律的右旋偏移, 说明这些水系的形成和发育没有记录早期左旋剪切变形过程, 而仅与断裂带晚期右旋剪切走滑变形过程同步, 水系的偏移距离很好地记录了晚期断层活动的位错量。

5.2 青川断裂运动学转换的区域构造意义

由于缺乏详细的测年数据, 我们迄今尚难以确定青川断裂早期左旋剪切变形发生的地质时代以及晚期右旋剪切变形发生的起始时代。但下列一些观察事实和测量结果可以帮助我们确定青川断裂右旋剪切变形发生的起始时代。Enkelmann et al. (2006)基于秦岭构造带磷灰石裂变径迹测年结果(AFT),发现在青川断裂北侧的地带存在一个快速隆起地带,快速隆升时间在距今9～4 Ma, 认为这个快速隆升带对应秦岭构造带深部下地壳通道流(channel flow),隆起地带南侧的青川断裂右旋走滑运动恰恰调节了碧口地块的向东挤出。另外, 作为青川断裂的东部尾端, 汉中盆地的形成与青川断裂右旋走滑活动密切相关(图14b), 盆地的伸展作用吸收了青川断裂的右旋走滑量。汤英俊与宗冠福(1987)在汉中盆地内部的杂色湖相沉积物中发现了上新统晚期杨家湾动物群哺乳动物化石(Mimomys hanzhongicus sp. nov., Sinomastodon hanjiangensis sp. nov., Stegolophodon sisiangensis sp. nov.), 认为汉中盆地最晚形成于上新世。这个结果与Enkelmann et al. (2006)获得的结果基本一致, 也与青藏高原东缘龙门山–岷山构造带快速隆升时代一致(岷山隆起时代距今 5～3 Ma, Kirby et al., 2002); 龙门山快速隆升时代在4.8～3.8 Ma B.P., Arne et al., 1997)。

图14　青川断裂走滑运动学转换模型Fig.14 Tectonic kinematics model of the strike-slip inversion along the Qingchuan Fault

上述分析表明, 青川断裂右旋走滑变形是晚中新世–上新世以来青藏高原快速隆升及其向东扩展作用的结果, 而晚中新世左旋剪切变形可能是对青藏高原古近纪晚期高原隆升和扩展的响应(图14a)。受到印度–欧亚大陆的碰撞和持续汇聚作用, 青藏高原于渐新世遭受强烈的地壳缩短变形, 在高原东部地区形成一系列挤压逆冲盆地。但这期挤压事件如何影响其周缘地带、尤其是秦岭构造带, 鲜有调查和研究。青川断裂走滑剪切变形方式的转换很好地记录了新生代区域运动学调整, 这样的运动学调整同样记录在秦岭造山带。Lease et al. (2011)基于(U-Th)/He和AFT测年结果, 发现在拉脊山、积石山地区构造作用从早期近南北向挤压转换到晚期近东西向挤压, 运动学调整的时代在距今～13 Ma左右。另外, 李勇等(2006a, 2006b)根据四川盆地地层记录和古地磁证据, 认为龙门山断裂带由左旋向右旋走滑运动反转发生在距今43～3.6 Ma。

6 初步结论

本文系统分析了青川断裂新生代走滑变形的构造地貌特征和断裂破碎带脆性变形特征, 获得了青川断裂两期走滑变形的构造地貌和变形运动学证据。早期左旋走滑运动很好地记录在断裂破碎带脆性变形的 S-C组构中, 而晚期右旋走滑活动不仅反映在断错地貌(河流偏移和河流阶地错断)上, 同样记录在断裂破碎带脆性变形中。青川断裂走滑变形运动学转换指示了新生代青藏高原隆升和扩展过程中块体运动学的调整。早期左旋走滑运动指示了青藏高原东北缘近南北向的挤压缩短, 而晚期右旋走滑活动指示了青藏高原东缘向东构造挤出。

致谢： 感谢中国科学院地质与地球物理研究所王二七研究员对构造转换模型, 成都理工大学匿名审稿专家对水系偏移特征等提出的宝贵意见。

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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
项目资助: 国家自然科学基金(41472178)和中国地质调查局地质调查项目(1212011120167, 12120114002211)联合资助。

李建(1989–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: lj6262900@163.com

张岳桥(1963–), 男, 研究员, 博士生导师, 主要从事区域构造与新构造研究。Email: yueqiao-zhang@sohu.com