川西-龙门山盆山系统走向差异演化的变形、隆升和沉积记录及关键构造变革期讨论

李智武, 宋天慧, 王自剑, 童 馗, 武文慧, 冉 波, 李金玺, 邓 宾, 刘树根

(油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059)

龙门山冲断带及其东侧的川西前陆盆地位于特提斯-喜马拉雅构造域和滨西太平洋构造域的交接转换部位，涉及印支期中国大陆主体拼合和喜马拉雅期青藏高原隆升两大构造事件，对于中国(南方)大陆形成和演化研究具有重要意义[1-17]；特别是2008年“5·12”汶川Ms 8.0级地震的发生[18-20]，更使其新生代构造成为地学界瞩目的关键科学问题[21-26]。同时，龙门山冲断带和川西前陆盆地作为中国中西部陆内盆山系统的典型代表[27]和重要的天然气产区[28]，随着20世纪70年代前陆盆地研究热潮的兴起[29-31]和90年代末期盆山耦合研究思想的出现[32-33]，受到地质学家的重视和关注，其结构构造特征以及二者间的耦合关系则一直是该区众多地质研究议题中的核心和难点[34-56]。在已有的众多研究成果中，对龙门山冲断带与川西前陆盆地形成和发展的一般过程及构造背景的认识是一致的，但对其中的一些细节问题如盆山转换时间、演化阶段以及各阶段构造作用性质等还存在分歧，且以往的研究更多地针对二者在横向上的构造分带特征、耦合关系和演化序列。事实上，由于龙门山冲断带和川西前陆盆地所处的特殊构造部位和其自身结构在走向上的差异，在盆地沉降充填、沉积-构造演化、隆升-剥蚀历史、活动构造等方面均存在明显的走向差异[38,41,46-47,49,52-54,56-80]，这在以后的研究中应当给以足够的重视。为此，本文在前人研究基础上结合近年作者开展的工作，从构造、隆升和沉积三大方面对龙门山冲断带和川西前陆盆地系统的走向差异演化进行梳理和总结，以期为更全面而合理地理解其形成演化过程提供参考。

1 区域地质背景

龙门山地处青藏高原东缘，呈北东-南西向延伸，东西两侧分别以安县-灌县断裂和茂县-汶川断裂与四川盆地和松潘-甘孜褶皱带分界，南北两侧分别与青藏高原东南缘的川滇构造带和秦岭造山带南缘的米仓山构造带斜接(图1)。龙门山地区自中-新元古代的晋宁运动和澄江运动形成统一的基底以来，在显生宙期间先后经历了以拉张背景为主的被动大陆边缘和以挤压背景为主的前陆盆地两大发展阶段[35,52]，前者自震旦纪至中三叠世，后者从晚三叠世至今(图2)。志留纪中晚期，龙门山地区开始发生强烈的裂陷活动[8,36-37,41,81-82]，于晚二叠世峨眉山玄武岩喷发期，裂陷活动达到巅峰，并一直持续到晚三叠世卡尼期，罗志立等[81]称其为“峨眉地裂运动”。此次裂陷活动产生的一系列北东走向的同沉积断裂成为后期龙门山主干断裂的雏形[9,81-82]。晚三叠世以来，受印支期和喜马拉雅期两次造山运动影响，龙门山及其以西的松潘-甘孜地区发生强烈变形-变质和冲断隆升，导致四川盆地西部发生强烈构造沉降而形成川西前陆盆地[6-7,35-39,41,45,48-49]。松潘-甘孜褶皱带、龙门山冲断带和川西前陆盆地，自北西向南东依次出现强烈褶皱-变质到褶皱-冲断再到弱变形的构造变形特征，展现了一个从(松潘-甘孜)褶皱带到(龙门山)冲断带再到(川西)前陆盆地的完整序列[8]，它们是相对独立却又密切联系的三个构造单元，构成一个完整的盆山系统[83]。

图2 龙门山冲断带及川西前陆盆地地层发育史柱状图Fig.2 Lithostratigraphic evolution column of the Longmenshan thrust belt and western Sichuan foreland basin (据Chen等[8]修改)

松潘-甘孜褶皱带主体由强烈变形的中上三叠统复理石组成，均已发生低绿片岩相至角闪岩相变质[6-7,84]。复理石之上不整合覆盖的晚三叠世末期沉积、岩浆侵入事件和变质事件可明确限定松潘-甘孜和龙门山的变形时限为晚三叠世[5,8-9,16,36,83-85]。松潘-甘孜褶皱带向东以茂县-汶川韧性剪切带向龙门山冲断带过渡，剪切带以西构造走向总体以北西向为主，近于与龙门山冲断带垂直，向南东逐渐转变为北东向与龙门山冲断带平行，这种构造线走向的明显变化和二者的极不协调关系常被认为是印支期左旋走滑的结果[6-8,10,12,16,36]。

龙门山冲断带由一系列走向北东、倾向北西的逆冲断裂及其所夹的逆冲岩片组成，自西向东依次为茂县-汶川断裂、北川-映秀断裂和安县-灌县断裂3条主干断裂[51,56](图1)。龙门山冲断带的物质组成和变形特征具有独特的走向分段、倾向分带的构造格局[8,36-37,42,46,49,51-54,56]，倾向上通常以北川-映秀断裂为界，以西部分称作龙门山后山带，以东部分称为龙门山前山带；走向上分别以北川—安县和卧龙—怀远为界，自北东向南西划分为北段、中段和南段(图3)。龙门山后山带主要由前震旦纪变质基底杂岩体和震旦系—泥盆系浅变质沉积岩组成，基底杂岩体自北向南依次为轿子顶杂岩(北段)、彭灌杂岩(中段)和五龙杂岩(南段)(图1、图3)。该带以基底卷入冲断变形和发育同劈理褶皱为典型特征，褶皱较断裂发育[52]。龙门山前山带主要出露志留系碎屑岩、泥盆系—中下三叠统碳酸盐岩和上三叠统须家河组碎屑岩以及南段的宝兴基底杂岩，该带以发育同心褶皱和叠瓦冲断系为典型的构造特征[37,42,49,51-52]，总体变形特征表现为断裂较褶皱发育(中、南段)或同等发育(北段)[52]。龙门山褶皱-冲断活动始于中三叠世末的印支运动，表现为左旋走滑-逆冲变形[6-10,12,16,22,36,86]；燕山运动期间冲断构造活动持续存在但明显减弱[7,53]；新生代再次复活发生强烈隆升和右旋走滑-逆冲变形[7,13,16-20,26,39,50,58-59,62-63,87-88]。

图3 龙门山冲断带分段-分带性构造格局Fig.3 Structural zonation and segmentation across and along the Longmenshan thrust belt

四川盆地作为扬子西缘的核心沉积单元，自晚三叠世以来伴随龙门山的崛起，其西部发生强烈沉降形成川西前陆盆地，沉积并积累了厚度超过5 km的中-新生代陆相碎屑岩地层[35-38,40-41,45]。沿着龙门山前缘，从上三叠统须家河组至第四系几乎每个层位均发育冲积扇砾岩[34,40-41,50,86,89-96]，反映了龙门山在整个中-新生代期间的持续冲断活动。受其影响，西侧的前陆盆地沉积也不同程度地卷入了变形，成为龙门山前山带的重要组成部分并形成龙门山前缘扩展变形带，称为龙门山山前带[36-37,51-52]。

2 走向差异结构和构造特征

无论是龙门山冲断带还是川西前陆盆地，由于其所处的特殊构造部位及其本身的地质结构差异，在剖面上和平面上及变形历史等方面都表现出明显的走向构造差异[41,46,49,52-54,56,61-62,64-65]。

2.1 剖面结构和构造差异

龙门山北段以青川断裂为西界将其北西侧的碧口群变质火山岩系和南东侧的志留系茂县群千枚岩截然分开，东界与川西前陆盆地以单斜层逐渐变缓而过渡，地表无明显断裂分隔[52](图4中 A-A′剖面)。北川断裂以西，构造特征表现为东倒西倾的倒转-同斜褶皱以及伴生的逆冲断裂；北川断裂以东，以中二叠统顶和震旦系顶为界，垂向上构造呈现清晰的上、中、下3层结构[97-98]。上层构造为下古生界组成的叠瓦冲断系，其前锋断裂为马角坝断裂，并向东扩展为盲冲断层，地表为侏罗系不整合覆盖。中层构造是以中下二叠统至寒武系构成的相对平缓的构造层。震旦系、南华系和基底构成下构造层，靠近北川断裂根部位置，发育双重构造和叠瓦构造致使震旦系顶部被抬高，北川断裂以东，主要发育背冲断块[97-98]。盆-山结合部位以逆冲断层及其相关褶皱、反冲断层及I型三角带为主要构造特征，中下三叠统富膏盐岩层对变形特征起着关键性的分割作用，断裂多向上滑脱消失于其内部。河湾场背斜以东的川西前陆盆地内，构造变形整体较弱，但在潼梓观、九龙山等地发育大型断弯背斜，基底和盖层一同卷入变形，断层亦向上滑脱消失于古生界内部或中下三叠统富膏盐岩层内部[97-98]。

龙门山中段，茂县-汶川断裂以西为松潘-甘孜褶皱带东部的较场-理县一带的弧形构造带，安县-灌县断裂以东为四川盆地西部弱变形带。沿着龙门山前缘的大部分地段，前震旦纪基底彭灌杂岩体直接和上三叠统须家河组接触，而在龙门山与龙泉山之间的川西前陆盆地主体内部，基本无明显的断褶变形(图4 中B-B′剖面)。龙深1井揭示，龙门山中段大量的地层缩短和加厚发生于前山带须家河组内，这与北段明显不同。向深部，中下三叠统和古生界以至于前震旦纪基底均不同程度地卷入了前山带和山前带变形，中下三叠统富膏盐岩层作为主要的构造滑脱层和构造分界面也分隔了上下地层不同的构造变形样式。滑脱层以下，可能以双重构造为主，而滑脱层以上主要为叠瓦冲断系，且侏罗系和白垩系的变形强度明显不同于须家河组及其以下层位。

龙门山南段北西以五龙断裂为界与松潘-甘孜褶皱带东缘的金汤弧形构造分开，南东侧以较宽的断褶带向川西前陆盆地过渡。此段后山带由五龙杂岩体及其上覆的奥陶系至泥盆系碳酸盐岩和碎屑岩组成，沿五龙断裂向南东逆冲于前山带宝兴背斜北西翼的泥盆系之上。前山带厚皮构造和薄皮构造以小关子断裂为界分别位于其北西侧和南东侧(图4 中C-C′剖面)。小关子断裂以南东，须家河组碎屑岩大片出露且以中高倾为主，褶皱和叠瓦状逆冲断层均造成不同程度的重复[49,52]。相对于龙门山中段而言，龙门山南段向前陆扩展的程度和范围明显要大，即川西前陆盆地也广泛卷入了变形，并在垂向上展现出明显的变形分层性。中下三叠统富膏盐岩层上下地层变形的构造样式迥异。上变形层从双石断裂向东至龙泉山构造带，以中下三叠统富膏盐岩层为底部滑脱面，发育数排平行排列或斜列的断层相关褶皱。中下三叠统富膏盐岩层之下的构造层变形相对较弱并可能保存了先期的垒-堑式张性构造[49,52]。和北段相比，尽管二者的变形向盆地内扩展的范围相当，但其卷入变形的深度明显不同。

2.2 平面构造差异

由于整个龙门山后山带均于印支期发生了2～3期韧性变形[6,8-10,16,36]，因此平面上的走向构造差异主要体现在龙门山前山带和川西前陆盆地[49,52,54,56,61-62,64-65]。前山带北段以同心褶皱和冲断叠瓦扇为典型特征，褶皱较断裂更为发育，逆冲断层仅在前山带和山前带的过渡部位才明显占优势，总体具有韧性相对较强、层次相对较深的变形特征，如青川县凉水乡一带北川断裂东侧的志留系仍有强烈的褶皱变形，轴面劈理发育(图5-A)。前山带中、南段以叠瓦冲断系为主要特点，断裂明显较褶皱发育，总体表现出脆性较强、层次较浅的变形特点，如汉旺镇附近雷口坡组内部发育的断层相关褶皱，岩层显得十分破碎(图5-A)。山前带中、南段变形强于北段，北段以单斜为主，而中、南段侏罗系及其之上的层位都不同程度卷入了断褶变形[22,99-100]。飞来峰的发育是龙门山中、南段前缘的另一特色，而北段不典型[8-9,37,42,101-103]。此外，汶川地震形成的地表破裂显示北段以右旋走滑为主兼有逆冲，而中、南段则以逆冲为主兼有右旋走滑[18,62]。上述构造现象表明龙门山的变形总体上具有由北向南韧性减弱、脆性增强的趋势[52,64]。对于川西前陆盆地，由于受周缘构造带的多期活动影响，同样表现出构造上的南北差异。印支期以来，川西前陆盆地在北侧秦岭造山带、西侧青藏高原东缘构造带和东南侧扬子地块三面围限作用下，形成北东向、近东西向和近南北向3组主要构造交互叠加的复合-联合构造格局[61,65]。地腹构造展布和地表构造形迹显示，川西前陆盆地北部构造线以北东和北东东两个方向为主，表明受龙门山和米仓山的共同控制；川西前陆盆地南部构造线以北东向、近南北向为主，表明受龙门山、龙泉山、川滇构造带三者向盆地内扩展叠加的共同控制(图6)。

图5 龙门山冲断带和川西前陆盆地典型露头照片和地震剖面(位置见图3)Fig.5 Typical outcrop pictures and seismic interpretation profiles in the Longmanshan thrust belt and western Sichuan foreland basin (A)青川县凉水乡北川断裂下盘志留系同劈理褶皱, 示韧性变形; (B)绵竹市汉旺镇安县-灌县断裂带中三叠统雷口坡组内发育的断层相关褶皱, 示脆性变形; (C)广元市三堆镇南须家河组与下伏层位间的角度不整合接触, 反映印支早期事件; (D)川西314线地震解释剖面, 反映印支中期(安县运动)和印支晚期两次事件; (E)川西124线地震解释剖面, 反映印支晚期事件; (F)川西52线地震解释剖面, 反映燕山中期和喜马拉雅早期两次事件; (G)(H)绵竹市汉旺镇上三叠统小塘子组(须家河组第一段)内发育的滑移变形

图6 川西前陆盆地及邻区地表构造形迹与构造区划Fig.6 Surficial structural features and tectonic divisions of western Sichuan foreland basin and its adjacent areas

2.3 变形历史差异

尽管缺乏对构造变形的年代学直接制约，但不整合面及后文将要讨论的隆升历史和沉积记录一致表明龙门山冲断带和川西前陆盆地的构造定型时间具有由北向南变新的趋势。广元至江油一带上三叠统须家河组与中三叠统雷口坡组之间的微角度不整合(图5-C)以及下侏罗统与须家河组及其以下层位间的角度不整合(图4中 A-A′剖面)[62,65,84,86]，反映龙门山北段主要经历了中三叠世末和三叠纪末两次较强的构造运动。安县至都江堰一带，须家河组第三段和第四段间的角度不整合(图5-D)[103]、中下侏罗统与须家河组第五段及其以下层位间的角度不整合(图5-D、E)[40,103-105]、中侏罗统沙溪庙组与下伏中下侏罗统间的角度不整合[104,106]以及侏罗系与白垩系间的低角度不整合(图5-F)，表明龙门山中段晚三叠世以来发生过多次强烈的构造运动。大邑至雅安一带，上新统-下更新统大邑砾岩与上白垩统灌口组或古新统名山组呈角度不整合接触且本身发生变形(图5-F)[22,99-100]，以及中更新统雅安砾石层也有被断层切割的现象[100]表明，龙门山中、南段在新生代期间发生了较强烈的变形。此外，川西前陆盆地内部古构造和构造叠加关系分析[65,105,107-108]表明，盆地北部北东向和近东西向构造的叠加形成于燕山期，而盆地南部北东向和近南北向构造的叠加形成于喜马拉雅期。由此可见，龙门山北段和川西前陆盆地北部定型于燕山期，龙门山中、南段和川西前陆盆地南部定型于喜马拉雅期，总体上具有北早南晚的特点。

3 走向差异隆升-沉降特征

地处青藏高原东缘的龙门山及毗邻的川西前陆盆地是揭示高原隆升和向东扩展机制的理想场所，因而受到许多学者的高度关注并开展了大量低温热年代学研究工作[13,39,58,63,66-79,88,109-110]，为探讨龙门山冲断带和川西前陆盆地的走向差异隆升特征奠定了良好的基础。

3.1 龙门山走向差异隆升

已有的锆石和磷灰石裂变径迹数据[58,63,66,110]揭示，龙门山的走向上，年龄特征(图1)和隆升历史在其北、中和南段存在明显差异。锆石裂变径迹在龙门山北段表现极为单一，仅获得印支期～200 Ma的年龄；中段和南段则较为分散，其中中段获得印支期(～230 Ma)、早白垩世(～110 Ma)和早新生代(68～38 Ma)3期年龄；而南段出现了更为分散的300～260 Ma、～200 Ma、81～74 Ma和13～10 Ma的年龄[63]。这种走向上的差异表明龙门山中、南段的新生代构造活动强于北段，新生代隆升总体上较北段快。对比同一样品的磷灰石和锆石裂变径迹年龄(图1)可以发现，龙门山北段偏老的磷灰石裂变径迹年龄和偏新的锆石裂变径迹年龄说明北段在中生代的隆升较中、南段更快。磷灰石裂变径迹年龄沿龙门山走向的分布同样体现明显的规律性，北段总体上以晚中生代和早新生代年龄为主，明显老于中段和南段以晚新生代为主的年龄(图7)，进一步表明龙门山中、南段在晚新生代发生了更快的隆升和剥露。这与锆石和磷灰石(U-Th)/He年龄所揭示的龙门山中、南段及青藏高原东缘始于晚新生代的快速隆升的结果[13,67,88,109]相一致。此外，裂变径迹和(U-Th)/He年龄揭示北川-映秀断裂和安县-灌县断裂两侧存在显著的新生代差异剥露，且这种差异剥露在龙门山中、南段表现得更为突出[58,63,88]，同样说明了龙门山中、南段在新生代更快的隆升和剥露。

图7 龙门山冲断带磷灰石裂变径迹年龄沿走向的变化Fig.7 Histograms showing the change of apatite fission track age along the strike of the Longmenshan thrust belt (数据来源于文献[58,66-79,110])

3.2 川西前陆盆地南北差异隆升

已有的磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He年龄(图1)显示，川西前陆盆地西北缘和米仓山大约在晚白垩世初(90～100 Ma B.P.)开始抬升[63,110-112]，而四川盆地主体大约在40 Ma B.P.开始抬升[69]。但川西前陆盆地不同部位钻井样品的磷灰石裂变径迹分析表明盆地的抬升剥蚀是非整体和非同步的，而具有南北差异。盆地北部的石深1井(图1)的所有样品均经历了完全退火，浅部的两个样品SS1和SS2处于现今的部分退火带之上且具有一致的～46 Ma的磷灰石裂变径迹年龄[110]；深部的SS6、SS7和SS8三件样品处于现今的部分退火带内，具有接近的表观年龄～10 Ma(图8)；而井口附近的两个地表样品(GN-07、GN-09)的单颗粒年龄明显具有物源成分，指示它们只经历了部分退火。石深1井的磷灰石裂变径迹年龄-深度关系揭示出川西前陆盆地的北部在～45 Ma B.P.左右开始快速抬升，并存在～10 Ma的快速剥蚀事件，剥蚀地层厚度超过2 km[110]。盆地中部新101井和南部大邑2井(图1)相同深度的样品具有近似的年龄(图9)，总体隆升趋势与盆地北部类似；但快速抬升的起始时间要晚于北部，在20～25 Ma B.P.，且也存在～10 Ma的快速剥蚀事件，同样有约2 km的地层被剥蚀[110]。与龙门山冲断带磷灰石裂变径迹年龄的走向变化趋势类似，川西前陆盆地的地表和钻井样品的磷灰石裂变径迹年龄同样表现出由北向南系统减小的特征(图10)，表明盆地的抬升也具有由北向南扩展的趋势。

图8 川西前陆盆地北部SS-1井磷灰石裂变径迹年龄-深度关系Fig.8 Apatite fission track age vs. depth relationship in Well SS-1 in the northern foreland basin of western Sichuan (据文献[110])

图9 川西前陆盆地中南部X-101井和DY-2井磷灰石裂变径迹年龄-深度关系Fig.9 Apatite fission track age vs. depth relationship in well X-101 and well DY-2 in the central and southern part of western Sichuan foreland basin (据文献[69,110])

图10 川西前陆盆地磷灰石裂变径迹年龄 沿走向的变化Fig.10 The change of apatite fission track age with depth in western Sichuan foreland basin (据文献[58,69,110]) 空心符号为完全退火年龄, 灰色实心符号 为部分退火或轻微退火年龄

3.3 川西前陆盆地沉降中心迁移与差异沉降-隆升

上三叠统至古近系各层位的厚度分布趋势显示，川西(北)前陆盆地的沉降中心在地史上发生过4次明显的迁移(图11、图 12)[38,41,57,60]，即从晚三叠世的龙门山中段前缘[35-36,39-40,45]向北迁移到中侏罗世的大巴山-米仓山前缘[113]，晚侏罗世-早白垩世向西又迁移至米仓山-龙门山北段前缘[47]，于晚白垩世-新生代期间再次向南迁移到龙门山中-南段前缘[46,49]。同时，盆地北部于晚白垩世初开始缓慢抬升时，盆地南部正处于强烈沉降时期。按照前陆盆地形成的一般成因模式[29-31]，川西(北)前陆盆地沉降中心的这种远距离迁移可认为是其周缘构造带构造作用强度沿走向发生变化的直接反应。按照这种假设，晚三叠世川西前陆盆地中部的快速沉降反映了龙门山中段的强烈活动，主要受控于扬子地块向北西的俯冲；中侏罗世至早白垩世盆地北部的快速沉降则反映了大巴山-米仓山-龙门山北段的强烈活动，主要受控于秦岭造山带向南的推挤；而晚白垩世以来盆地南部的快速沉降则反映了龙门山中、南段的强烈活动，显然与青藏高原构造域的构造作用密切相关，应是早白垩世末拉萨地块与羌塘地块碰撞[114]的远程效应。

图11 川西前陆盆地沉降中心迁移及差异沉降-隆升Fig.11 Subsidence center migration and differential subsidence-uplift in western Sichuan foreland basin 单井沉降曲线据实钻资料经去压实校正和回剥获得, 抬升曲线据文献[36, 39, 110, 113]中裂变径迹资料获得

4 走向差异演化的沉积记录

受周缘多个构造带的多期交互作用影响，川西前陆盆地的演化表现出明显的走向差异，并为上三叠统至古近系岩性、岩相、不整合、地层展布特征等所记录(图12)。按照不同时期差异演化的方式不同，本文将龙门山冲断带和川西前陆盆地的走向差异演化概括为以下三大阶段进行论述。

4.1 印支期向南递进扩展

首先，从粗碎屑岩的发育情况来看(图12)，冲积扇-河流相砾岩首先出现于龙门山北段前缘剑阁-江油一带的须二段，须四段冲积扇砾岩广泛发育于从广元至都江堰一线的龙门山中、北段前缘[34,41,86,89,91]，而龙门山南段前缘仅于须家河组上部局部出现冲积扇砾岩[115]。第二，从古流向上看，须一段沉积期向西(图5-G、H)[115]，这种状态在盆地中部可一直延续到须二段[48]；而四川盆地须二段砂岩碎屑组分的平面变化[41]和江油-剑阁一带的砾岩沉积[86]表明盆地北部须二段的古流向最早转为南东向，至须四段及其以上层位，整个盆地西部的古流向转为南东向(图12)[34,40,115]。第三，从沉积环境的转变来看，晚三叠世川西前陆盆地的演化经历了从海相到海陆过渡相和陆相环境的转变[41]，这一转变首先开始于盆地北部。岩相和古流向表明盆地北部最早于须二段转入陆相或海陆过渡相环境，而盆地中部须三段时仍处于海相或海陆过渡相环境[41,48]，盆地南部直至须四段时都有海水残留[117]。第四，从须家河组第一段至第五段，沉降中心总体具有逐渐向南迁移的趋势[45,117]。第五，从不整合面的发育情况来看，盆地北部最早的不整合面出现于雷口坡组与须家河组间(图5-C)，盆地中部出现于须三段和须四段间(图5-D)，且盆地中、北部均发育中下侏罗统与须五段及其以下层位间的角度不整合，而盆地南部上三叠统至下侏罗统所有层位间均表现为假整合或整合[53]。此外，仅就盆地中部而言，三叠系和侏罗系间的接触关系也自北向南由高角度不整合变为微角度不整合和假整合[105]。最后，从现今残留地层来看，须家河组上部地层由北向南遭受不同程度剥蚀[45,48]，且地表可见上三叠统在龙门山中、北段仅分布于安县-灌县以东的地区，而南段在五龙断裂以西和康滇杂岩上均有残留[116]。四川盆地和西昌盆地晚三叠世以来地层的可对比性[41,84,89]和现今分布状态以及松潘-甘孜复理石物源研究[118-119]，表明川西前陆盆地西南部在晚三叠世诺利期都可能作为向西与松潘-甘孜海相连的出水通道。

上述种种事实表明，龙门山冲断带和川西前陆盆地印支期的演化是由北向南推进的，龙门山中、北段活动较强，而南段表现得较弱，显示了受秦岭造山带向南推挤的强烈影响。这种向南递进扩展的演化趋势与龙门山印支期左旋走滑动力学机制[6,8,10]是一致的。但是，这种向南推进的演化趋势主要出现于须二段以后，而在盆地发育的早期并不明显。地层厚度展布[45,48]以及绵竹汉旺地区发育的滑移变形(图5-G、H)，表明须一段(小塘子组)沉积期川西前陆盆地沉降最深的地方位于龙门山中段前缘且向西加深，说明盆地的形成主要受控于扬子地块向北西的俯冲(见后述)。

4.2 燕山早-中期南北分异

经历了印支晚期的强烈变形后，龙门山冲断带及邻区的构造活动变得逐渐平静下来[53]，四川盆地下侏罗统至中侏罗统凉高山组(千佛崖组)以淡水湖泊相为主的沉积，岩性和厚度在区域上比较稳定、可对比性强，指示比较稳定的构造背景[41,120]。尽管如此，川西前陆盆地仍表现出南北分异的演化趋势。下侏罗统和千佛崖组在盆地北部沉积较为连续，而盆地南部同期处于剥蚀与沉积共存的状态，下侏罗统和千佛崖组被不同程度剥蚀并形成与上覆沙溪庙组间的不整合[89,99,105-106]。到中侏罗世沙溪庙组沉积期，盆地南北分异趋势明显增强。大巴山-米仓山前缘的盆地北部发生强烈沉降形成新的前渊，但缺乏近源粗碎屑沉积[113]；而龙门山南段前缘大量发育冲积扇砾岩[89,91,93-94,96,115]，但并未形成前渊(图12)。晚侏罗世以来，盆地中北部堆积了厚度巨大的莲花口组和下白垩统冲积扇砾岩[34,40-41,89,91,95]，表明龙门山北段和米仓山再次变得活跃，盆地的沉降中心也迁移至此[47](图12)。尽管同期在龙门山南段前缘同样出现了较多的冲积扇砾岩[89,91,93-96,115]，但仍然延续中侏罗世的沉积状态，亦无前渊形成。上述现象表明，燕山早-中期影响川西前陆盆地演化的主导作用是其北侧的秦岭造山带，尽管这一时期在盆地南部几乎每个层位均出现的冲积扇砾岩暗示了龙门山南段的持续冲断活动，但在强度上要明显弱于盆地北侧的构造作用。

4.3 燕山晚期-喜马拉雅期北隆南降

早白垩世晚期的区域性抬升使盆地北部的下白垩统和盆地南部的天马山组遭受不同程度剥蚀[89]，至夹关组沉积期，盆地转入北隆南降的差异演化阶段。川西前陆盆地南部从夹关组至名山组大量发育的冲积扇砾岩[41,89-92,94,96,115]和新的前渊形成[46,49]表明这一时期龙门山南段的强烈活动，而同期盆地北部则处于剥蚀状态。灌口组和名山组厚达数百米的干旱湖相含石膏、钙芒硝岩系的发育除受当时的气候因素影响外，也可能反映了川西南山地的隆起和盆地由泄水盆地向闭塞内陆湖盆的演变[41]。到晚始新世或渐新世，随着川西南构造作用的增强和盆地西南边框的形成[121]，盆地结束沉积，从此进入剥蚀为主的状态。上述盆地演变过程表现出与拉萨地块和羌塘地块的碰撞、印度板块和欧亚板块以及青藏高原的隆升和扩展之间良好的对应关系[114,121-123]，结合构造分析[65]可以认为晚白垩世以来龙门山冲断带和川西前陆盆地的演化主要受控于青藏高原构造域。

5 关键构造变革期的讨论

龙门山冲断带和川西前陆盆地所处的特殊构造背景决定其形成和演化过程在走向上是不均衡的，期间经历了多种主导构造作用的转换，即多个关键构造变革期，包括晚三叠世构造变革期、中侏罗世构造变革期、早白垩世关键变革期和古近纪关键变革期(图12)。

5.1 晚三叠世关键变革期

晚三叠世是龙门山冲断带和川西前陆盆地中生代以来演化过程中最关键的时期，构造背景从先前的伸展转变为以走滑挤压为主，从此结束了漫长的被动大陆边缘沉积阶段，进入陆相前陆盆地演化阶段[41,124]，期间经历了从海相碳酸盐岩到海相碎屑岩，再从海相碎屑岩到陆相碎屑岩两次重要的沉积转换事件[117,125]。但对于晚三叠世前陆盆地的起始时间和演化阶段，学术界仍存在争议[35-38,40-41,43,45,48,53,55,103,126]。本文从构造变革的角度，将晚三叠世龙门山冲断带和川西前陆盆地的演化分为以下三个阶段进行讨论。

a.龙门山水下隆起和海相前陆盆地阶段(马鞍塘组上部至小塘子组)。古地磁[127]和地质综合分析[128-129]揭示扬子地块在二叠纪-三叠纪时期向北西漂移的同时相对于华北地块发生大幅度的顺时针旋转并于晚三叠世二者拼贴在一起，期间川中泸州古隆起的形成[41,43]和松潘-甘孜残余洋盆的形成[130]，表明整个扬子区在中三叠世末期已由先前的伸展背景转变为挤压构造背景。川西地区从马鞍塘组到小塘子组自下而上出现的由鲕粒灰岩、硅质海绵礁和暗色泥岩到碎屑岩和泥岩互层的地层组合[125,131]，表现为一个向上水体加深和碎屑物源注入增加的沉积序列，暗示了扬子地台西缘在构造负荷作用下的持续挠曲沉降过程，表明龙门山此时已发生构造反转并向东逆冲于扬子地台之上。来自川西地表和钻井的上三叠统砂岩碎屑锆石U-Pb年龄统计[118-119,132-138]显示晚三叠世早期四川盆地及其西部的松潘-甘孜盆地是两个既有联系而又相互独立的物源体系(图13)。小塘子组沉积期，代表扬子地块物源的700～1 000 Ma B.P.的锆石在川西前陆盆地的大量出现而在松潘-甘孜复理石中又普遍缺乏的事实，暗示了龙门山在这一时期就已呈现为水下隆起的状态，成为二者间物源输导的屏障。但此时龙门山的逆冲加载沿走向是不均衡的，沉降最深的区域位于川西前陆盆地中部，表明逆冲和构造加载首先发生于龙门山的中段(图14)，这与须一段沉积相平面变化趋势[48]是一致的。按照这种解释，川西前陆盆地的形成主要受控于扬子地块向北西的俯冲。

图13 川西前陆盆地和松潘-甘孜盆地上三叠统碎屑锆石年龄分布对比图Fig.13 Comparison of the U-Pb detrital zircon ages in western Sichuan Basin with those in the Songpan-Ganzi flysch basin (锆石年龄数据来源于文献[118-119,132-138])

图14 晚三叠世诺利早期川西前陆盆地 形成模式简图Fig.14 A brief map showing the formation model of the western Sichuan foreland basin in early Norian of late Triassic

b.龙门山局部隆升和海陆过渡相前陆盆地阶段(须家河组第二段和第三段)。须二段沉积时盆地北部出现的粗碎屑岩和古流向的转变表明龙门山北段首先露出水面。须三段砂岩碎屑中岩屑组分、特别是沉积岩碎屑的突然增加(图15)，表明此时龙门山有较大范围露出水面。但此时川西前陆盆地主体仍处于海相或海陆过渡相环境[48]，须三段大量的沉积岩碎屑可能主要来自龙门山北段或龙门山中段的局部，而中、南段主体仍处于水下隆起的状态。松潘-甘孜复理石碎屑锆石年龄分布只有南部的雅江地区才表现出与川西前陆盆地类似的特征(图13)，暗示盆地西南缘可能作为连通二者的通道。

图15 川西前陆盆地须家河组砂岩碎屑组分垂向变化Fig.15 Vertical variation of sandstone detrital components of Xujiahe Formation in western Sichuan foreland basin (碎屑组分数据来源于文献[48])

c.龙门山全面隆升和陆相前陆盆地晚期阶段(须家河组第四段和第五段)。须四段冲积扇砾岩在川西前陆盆地中、北部的普遍发育和盆地南部的局部出现(图12)，暗示龙门山进入全面隆升时期。盆地北部须四段碎屑锆石年龄变得分散，可能反映了直到此时松潘-甘孜地区才向川西前陆盆地提供了部分物源(图13)。此外，松潘-甘孜海盆的南部也于此时褶皱回返[119]，川西前陆盆地西南缘的出海通道从此关闭并残留部分海水介质。至须家河组沉积末，印支晚期运动的发生和下侏罗统边缘相砾岩沿川西前陆盆地西缘的普遍发育(图12)，表明龙门山冲断带作为盆地西界才真正形成。

由以上讨论可知，晚三叠世川西前陆盆地的形成主要是扬子地块向西俯冲的结果，而后期由北向南扩展过程中受到秦岭造山带向南推挤的强烈影响。因此，晚三叠世龙门山冲断带和川西前陆盆地的演化主要受控于扬子构造域，向南递进扩展是扬子构造域和秦岭构造域联合作用的结果。

5.2 中侏罗世关键变革期

扬子地块相对于华北地块的顺时针旋转和向北西推进并未止于晚三叠世，而是一直持续到中晚侏罗世[139-141]甚至白垩纪或新生代[22]。这种持续的旋转汇聚致使盆地分别于中侏罗世沙溪庙组沉积期在大巴山-米仓山前缘和晚侏罗世蓬莱镇组沉积期至早白垩世城墙崖群沉积期在米仓山-龙门山北段前缘形成新的沉降中心[47,113](图12)。结合前面的构造、隆升和沉积记录分析可知，川西前陆盆地和龙门山冲断带在侏罗纪至早白垩世的演化明显受控于秦岭造山带的构造活动，动力学环境从早期的扬子构造域转变为秦岭构造域。

5.3 早白垩世关键变革期

早白垩世末的燕山晚期运动是继印支期以来影响川西前陆盆地和龙门山冲断带的又一次重大构造事件，区域构造背景由先期的秦岭构造域转变为青藏高原构造域。一方面，秦岭造山带的构造性质发生了重大转变[142]，盆地西北边界和盆地北部的构造变形在此次事件中基本定型，并从此结束沉积进入隆升剥蚀状态。此后，秦岭造山带的构造活动对川西前陆盆地的影响明显减弱。与此同时，受拉萨地块和羌塘地块碰撞以及印度板块和欧亚板块碰撞的远程效应影响，龙门山中、南段再次变得活跃起来，在其前缘形成了新的前渊沉积区[46,49]，盆地沉降中心由先期的川西北迁至龙门山前缘西南角(图12)，从此进入青藏高原构造域控制下的晚白垩世至古近纪前陆盆地演化阶段。

5.4 古近纪关键变革期

古近纪晚期，随着青藏高原的隆升和向东扩展，龙门山南段的褶皱-冲断变形也向东扩展至盆地内部，盆地随之进入了整体抬升、变形和剥蚀阶段，由早期的沉积状态全面转化为剥蚀状态(图12)。根据现今残留的古近纪地层，一般将这一转换过程确定为始新世中晚期或渐新世[41,121]。N.J.Richardson等[69,143]通过裂变径迹测试也认为四川盆地存在～40 Ma B.P.的快速剥蚀事件，并将其归因于长江三峡的贯通和侵蚀基准面的下降。但这种认识并未得到沉积学研究结果的支持[144-145]，且与本文获得的川西前陆盆地裂变径迹数据不符。川西前陆盆地中、南部始新世晚期以来至少有2 km的地层被剥蚀，表明龙门山中、南段前缘曾有前渊发育，而并非通常认为的龙门山前缘缺乏新生代前渊[7]。另外，不同于印支期龙门山以左旋挤压作用为主，龙门山新生代构造活动表现出明显的右旋挤压性质[18,50,59,62,87]。尽管地表位移监测[146-148]和地质研究[7]都认为新生代期间龙门山的缩短量十分有限，但汶川地震的发生表明强烈逆冲和构造缩短仍是龙门山新生代构造作用的主要表现方式[19-20,24,26,63,88]，这与成都盆地的发育有良好的对应关系。

6 结 论

受控于本身的地质结构差异及周缘多个构造带的多期交互作用，龙门山冲断带和川西前陆盆地在构造、隆升和沉积等方面都表现出明显的走向差异。

龙门山中段以安县-灌县断裂为界与川西前陆盆地呈突然过渡关系，而龙门山北段和南段变形向盆地扩展的范围明显大于中段，但北段卷入变形的深度大于南段，中下三叠统富膏盐岩层作为盆地内重要的滑脱层主要见于盆地南部。自北向南，龙门山前山带总体上具有韧性减弱、脆性增强、构造定型时间变新的趋势，龙门山北段和盆地北部定型于燕山期，而龙门山中、南段和盆地南部定型于喜马拉雅期。

川西(北)前陆盆地的沉降中心在盆地充填演化过程中经历4次明显的迁移，即从晚三叠世的龙门山中段前缘向东北迁移到中侏罗世的大巴山-米仓山前缘，晚侏罗世-早白垩世又向西迁移至米仓山-龙门山北段前缘，于晚白垩世-新生代期间再次向南迁移到龙门山中-南段前缘。龙门山冲断带和川西前陆盆地的走向差异演化表现为印支期向南递进扩展、燕山早-中期南北分异和燕山晚期-喜马拉雅期北隆南降。中生代期间，龙门山北段隆升较快；而新生代期间，龙门山中、南段隆升较快。川西前陆盆地同样表现出南北差异隆升的特点，北部隆升较早，大约在45 Ma B.P.；而南部隆升较晚，约在20～25 Ma B.P.。

龙门山冲断带和川西前陆盆地经历了晚三叠世、中侏罗世、早白垩世和古近纪4个关键构造变革期。晚三叠世构造变革期包括龙门山水下隆起和海相前陆盆地(马鞍塘组上部至小塘子组)、龙门山局部隆升和海陆过渡相前陆盆地(须家河组第二段至第三段)以及龙门山全面隆升和陆相前陆盆地(须家河组第四段至第五段)三大阶段，主要受控于扬子构造域并受秦岭构造域的强烈影响。中侏罗世构造变革表现为扬子构造域向秦岭构造域的转变；早白垩世构造变革表现为秦岭构造域向青藏高原构造域的转变；古近纪构造变革表现为川西前陆盆地由沉积向剥蚀状态的转变。