龙门山地震断裂带的热年代结果及其对断裂活动的指示*

郑勇 李海兵** 王焕 司家亮 张蕾 李成龙 张佳佳

作为青藏高原东部边界的龙门山断裂带在中生代和新生代均发生了多期次的南东向逆冲推覆作用并伴随有大规模的走滑和垂直隆升(Yanetal., 2011, 2018；Wangetal., 2012；Xueetal., 2017)，由此形成了现今复杂的地表褶皱形变以及具有挠曲特征的四川前陆盆地(Burchfieletal., 1995; Lietal., 2003; Jiaetal., 2010)。仅在近20年来，龙门山断裂带便在无任何征兆的情况下发生了汶川和芦山两起超过MW7.0级的地震(李海兵等, 2008; Lietal., 2014a, c)，表明由新老构造相互叠加所形成的现今构造格架和应力应变场极为复杂(Wang and Meng, 2009; Yanetal., 2011; Zhangetal., 2020)。尽管如此，作为现今最为主流的两种端元模型，无论是中-下地壳流学说(Clark and Royden, 2000)，还是基于大型走滑断裂活动的纯水平缩短模型(Tapponnieretal., 2001; Hubbard and Shaw, 2009; Jiaetal., 2010)，均主要基于新生代印度板块和欧亚板块碰撞以来的构造运动和形变，忽视了中生代龙门山初始形成过程中断裂活动所引起的叠加效应。然而，值得强调的是，首先目前对龙门山断裂活动的直接定年结果均呈现出中生代断裂活动奠定了龙门山构造格架的基础(Dirksetal., 1994; Burchfieletal., 1995)，鲜有对龙门山新生代断裂活动直接定年的报道；其次，作为我国重要的油气产区，四川盆地缺少新生代的前陆盆地，目前蕴藏油气的前陆盆地主要受控于龙门山断裂带中生代的构造活动(Lietal., 2003)。由此可见，对龙门山中生代断裂活动历史的重建对于认识青藏高原及其周缘的隆升机制以及盆山耦合过程显得尤为关键。尽管如此，目前对龙门山断裂带中生代构造活动历史的恢复主要来自于后山的汶川-茂县断裂带，由于中央断裂和前山断裂主要出露脆性断裂岩(王焕等, 2013; Lietal., 2014a, 2016)，因此鲜有直接定年结果报道(Zhengetal., 2016b; 郑勇等, 2017)，极大限制了我们对这些断裂带在中生代所发挥作用的认识。

龙门山断裂带新生代以来的构造活动历史的制约基本都来自于对彭灌杂岩(Arneetal., 1997; Kirbyetal., 2002; Wangetal., 2012)、雪隆包杂岩(Shenetal., 2019; Furlongetal., 2021)和宝山杂岩等(Lietal., 2012; Tianetal., 2016)的低温热年代学研究，缺乏对断裂活动时代的直接限定，由此引发了对构造活动还是气候转变引起的强烈剥蚀和快速冷却的强烈争议(Molnaretal., 2010; Fuetal., 2011)。此外，根据低温热年代结果和高程之间的关系所获得的拐点年龄具有重要的构造意义，往往可以明确区域构造或冷却剥蚀事件的启动年龄(Gallagheretal., 2005)。目前，基于大量低温热年代学结果，在龙门山断裂带南段宝兴杂岩处已构建出良好的低温热年代和高程剖面(Lietal., 2012; Tianetal., 2013)，获得的拐点年龄介于14～9Ma之间。然而，很可能由于龙门山断裂带在中段和南段存在演化历史和构造变形的差异，龙门山中段15～10Ma隆升剥蚀历史的恢复主要建立在低温热年代学的模拟基础上(Wangetal., 2012; Furlongetal., 2021)，缺乏完整剖面的分析，由此为这一时期断裂活动的准确时间以及断裂活动前后剥蚀速率的恢复带来很大的不确定性。

汶川地震后，在龙门山发震断裂即映秀-北川断裂带上发育有～270km的地表破裂带(李海兵等, 2008)。在该断裂带虹口八角庙剖面出露有自中生代至现今较为完整的断裂岩(王焕等, 2013; Zhengetal., 2016b; 郑勇等, 2017)，为完整恢复龙门山中央断裂带的构造活动历史提供了重要的研究对象。此外，与钾长石40Ar/39Ar年龄谱相似(王非等, 2014)，假玄武玻璃的40Ar/39Ar年龄谱往往也具有独特的、单调上升的特征，且在高温熔融过程中，其内部K-Ar体系主要继承于母岩的钾长石和云母等矿物(Plattneretal., 2003)，因此，具备开展多重扩散域(MDD)模拟分析的潜在可能。基于此，本研究分别对虹口八角庙剖面出露的新鲜和遭受后期蚀变的假玄武玻璃开展了40Ar/39Ar定年和多重扩散域模拟分析，所获得的结果有效限定了映秀-北川断裂带在中生代的构造活动历史。此外，我们还对断裂带内出露的大量断层角砾开展了磷灰石裂变径迹(AFT)定年，结合以往断裂带上下盘的相关结果，较为完整的建立了龙门山断裂带中部的高程-年龄剖面。结果显示映秀-北川断裂带恰好位于高程剖面拐点的所在高度，暗示了正是由于映秀-北川断裂带的重新活化，引起了龙门山断裂带在新生代关键期次的冷却剥蚀作用。

1 区域地质概况

龙门山断裂带构成了青藏高原的东缘，东侧紧邻四川盆地，整体走向北东(图1)。断裂带由多条大型逆冲推覆断裂构成，自北西向南东，分别为：汶川-茂县断裂构成的后山断裂，映秀-北川断裂构成的中央断裂，灌县-安县断裂构成的前山断裂以及关口断裂构成的山前隐伏断裂(图1)。中央断裂映秀-北川断裂的延伸长度超过350km，总体倾向NW，倾角40°～60°。该断裂自中-晚三叠世以来发生了多次的构造活动(Burchfieletal., 1995; Yanetal., 2008; Zhengetal., 2016b; 郑勇等, 2017)，是2008年汶川地震的发震断裂，伴随地震的发生形成了～270km长的同震地表破裂带(付碧宏等, 2008; 李海兵等, 2008)。钻孔岩心和地表露头揭示该断裂带发育有多组断层角砾、断层泥、碎裂岩和假玄武玻璃等(Lietal., 2014a; Wangetal., 2014; 郑勇等, 2017)。前山断裂灌县-安县断裂构成了龙门山前陆逆冲推覆带与四川盆地的分界，走向NE，介于120°～140°。在2008年地震期间，该断裂形成了～80km的同震地表破裂带。地表探槽和钻孔岩心显示该断裂带主要由断层角砾和断层泥构成，具有明显的蠕滑断裂活动特征(Lietal., 2016; Heetal., 2018)。后山断裂汶川-茂县断裂带总长～275km，沿断裂带发育有白云母片岩、含碳夕线石-石榴石片麻岩、角闪岩、大理岩和石英岩等多种变质岩，记录了断裂带自中-晚三叠世至中新世期间多次的逆冲推覆和右旋走滑活动(Airaghietal., 2018; Yanetal., 2018; Xueetal., 2022)。

图1 龙门山断裂带地质简图(据Li et al., 2014a修改)

此外，沿龙门山断裂带走向，还发育有多个变质穹隆，具有明显的扬子结晶基底亲缘性，包括彭灌杂岩、雪隆包杂岩、同化杂岩和宝兴杂岩等。U-Pb定年结果显示这些变质杂岩是新元古代岩浆作用的产物，主要由黑云母花岗岩、斜长花岗岩、火成碎屑岩、火山岩和少量镁铁-超镁铁质侵入岩构成(Yanetal., 2008; Wangetal., 2019b)。这些变质杂岩体的出露为低温热年代学的研究提供了理想的测试对象(Arneetal., 1997; Lietal., 2012; Tianetal., 2013; Wangetal., 2012; Zhengetal., 2014; Shenetal., 2019)，构成了间接研究断裂带活动历史的主体。沿龙门山断裂带出露的沉积地层主要包括新元古代晚期的变质碎屑岩、白云岩和沉积混杂岩；上覆地层包括寒武系和奥陶系火山岩、碳酸盐岩和硅质岩，志留系千枚岩，石炭系石英岩以及石炭系至二叠系的碳酸盐岩。中生代地层广泛出露有由碳酸盐岩和碎屑沉积岩构成的上三叠统须家河组不整合下伏于侏罗系碎屑沉积岩(Lietal., 2003)。

2 样品采集

本研究的样品主要采自2008年汶川地震发震断裂带虹口乡八角庙剖面。该剖面位于映秀-北川断裂南段，宽约240m，由5个不同类型的断裂岩岩石组合构成(王焕等, 2013; Wangetal., 2014)。2008年汶川地表破裂带穿过最南端单元(1)，主要由黑色、浅灰色断层泥和灰色断层角砾组成(图2、图3a)；向北单元(2)主要由灰黑色砂质、粉砂质角砾构成；单元(3)由灰色、灰白色厚层断层角砾构成，其内部间插有多条断层泥细脉(图3b, c)；单元(4)由厚层黑色断层泥和强页理化角砾岩构成，局部出露有液化角砾岩(图3d)。这些断裂岩均发育于上三叠统须家河组内部，原岩主要由砾岩和砂岩构成，样品HK01、HK02和HK03分别来自单元(1)和(3)内的断层角砾以及单元(4)内的液化角砾(图2、图3；31.14612°N、103.69148°E)。假玄武玻璃脉体出露于最北侧彭灌杂岩内的单元(5)，构成了映秀-北川断裂早期活动的直接产物(Zhengetal., 2016b; 郑勇等, 2017; 31.14669°N, 103.69130°E)。以往研究显示，初期假玄武玻璃形成于快速摩擦熔融条件下的还原环境，随着后期的剥蚀和流体活动的影响，其早期的化学组分受到了显著的改变(Wangetal., 2019a)。鉴于此，本研究用以开展MDD模拟研究的假玄武玻璃样品分别来自早期还原环境下形成的灰黑色假玄武玻璃新鲜脉体(Zhengetal., 2016b)和受后期蚀变影响的红褐色脉体(图4)。

图2 映秀-北川断裂带虹口乡八角庙地区断裂带露头、断裂岩平面分布示意图、地质剖面示意图和采样位置(据Zheng et al., 2016b)

图3 磷灰石裂变径迹样品采样点野外露头

图4 假玄武玻璃采样点野外露头和钻孔样品，显示S-C组构为特征的片理化

野外观察显示(图4a-d)，伴随着早期断裂面的快速摩擦熔融，假玄武玻璃脉体发生流动，与碎裂岩围岩共同发育了主要以S-C组构为特征的片理化，指示同期强烈的南东向逆冲作用。此外，镜下同样揭示了假玄武玻璃脉体内部的碎屑斑晶具有一定的定向排列(图5a, b)，指示明显的同构造流动性。此外，基质条带发育的凹洞、球晶以及石英碎斑表面密集的气孔构造表明假玄武玻璃具有高温熔融的成因，适合开展40Ar/39Ar年代学研究(图5c, d)。

图5 假玄武玻璃样品显微结构

3 实验方法

3.1 假玄武玻璃的40Ar/39Ar定年和MDD模拟

在40Ar/39Ar逐步升温实验中，钾长石39Ar随逐步加热过程中的丢失呈现出阶梯上升的趋势，被认为与自然过程中矿物受热活化后的扩散过程一致(Loveraetal., 1989)。基于这样的基本假设，随着钾长石逐渐冷却过程中，具备不同封闭温度的扩散域先后封闭，由此记录了不同冷却阶段的年龄。通过Arrhenius方程对这一过程进行定量模拟，便可以获得样品以往的冷却历史，称之为多重扩散域(MDD)模拟(Harrisonetal., 1993; 王非等, 2014)。假玄武玻璃是断裂带两侧围岩在强震过程中高速摩擦熔融的产物，因此，其K-Ar/Ar-Ar同位素体系主要继承于围岩中云母、钾长石等含钾矿物。随着地震结束，摩擦停止，发生高温熔融的假玄武玻璃基质内部，各元素总体分布均匀，同位素体系重置后随冷却开始计时(Plattneretal., 2003; Di Vincenzoetal., 2004)。且与钾长石相似，以往大量研究结果显示假玄武玻璃的阶段升温年龄呈现独特、阶梯状升高的特征，表明具有类似于多重扩散域的不同封闭体系(Plattneretal., 2003)。因此，假玄武玻璃应该是具备开展MDD热历史模拟的基本条件的。

在40Ar/39Ar定年过程中，我们首先使用厘米直径的金刚石钻机将具有清晰边界和足够厚度的假玄武玻璃脉体分离出来。样品经过破碎后，筛选出粒径介于500～1000μm的颗粒，从而尽量避免辐照过程中的反冲效应。在双目镜下挑选出不含碎屑和其他杂质的纯净假玄武玻璃基质，与标准矿物样品一起用铝箔包裹后装入石英玻璃管中，置于McMaster反应堆中接受30mWh的中子辐照。辐照后的样品测试工作在美国Michigan大学惰性气体实验室完成。激光熔样器使用的是美国Coherent Innova公司生产的连续Ar离子激光系统，输出功率为5W。每测定5组气体样品组分前后，对熔融系统本底进行测试。本研究中，36Ar、37Ar、38Ar、39Ar和40Ar的熔融系统标准空白分别为3×10-18、9×10-19、6×10-19、9×10-19和6×10-16，用以对各阶段气体组分进行本底校正。Ar同位素分析在VG1200静态质谱仪上进行。激光强度由100mW逐渐升高至4000mW，采用Daly探测器获取静电子流信号，灵敏度达到3×10-14mol Ar离子对应1V信号(Hall, 2014)。

以往对Coherent Innova公司生产的Ar离子激光系统在钼箔上的化学剥蚀效率分析显示(Koren, 1986)，当激光强度为100mW时，产生热量转化的温度介于300～550℃之间；激光强度为4000mW时，温度升温至1100～1650℃之间。因此，参照以往用于MDD模拟的阶段升温实验设计(Benowitzetal., 2004)，本研究将激光阶段升温的最低和最高温度分别设定为400℃和1450℃，并内插出各阶段对应的温度范围。MDD模拟过程中，首先利用Arrhenius方程依据低温线性部分的斜率和截距，计算出样品的活化能、扩散系数、扩散域的体积分数等参数，再利用不同的冷却历史曲线对实验观测年龄结果开展拟合，获得最佳拟合结果。

3.2 断裂岩的磷灰石裂变径迹(AFT)定年和冷却历史模拟

断层角砾岩样品经过破碎后，采用常规重液和磁选方法分离重矿物，然后在双目镜下挑选出磷灰石单矿物。AFT分析在澳大利亚墨尔本大学裂变径迹实验室完成。同一样品分别制备两组磷灰石矿物颗粒靶片，经高精度剖光后在20℃ 5N HNO3溶液中化学蚀刻20s，用以揭示自发径迹。通过多平面数字捕捉系统，裂变径迹在放大1000×的视域中被自动捕捉统计。另一靶片在经过252Cf辐照后选择合适的径迹进行长度测量。在完成自发裂变径迹统计后，对同一样品颗粒进行238U浓度测定。测定过程中，New Wave UP213显微激光探针的频率设定为5Hz，激光束直径30μm。同位素测定使用Agilent 7700X ICP质谱仪。标准玻璃NIST612、Mud Tank和Durango磷灰石作为内标，用以校正238U/43Ca。通过自发径迹密度和单颗粒238U浓度计算出单颗粒磷灰石裂变径迹年龄(Hasebeetal., 2004)。

结合以往来自于映秀-北川断裂带上盘彭灌杂岩的AFT结果(Wangetal., 2012)和下盘须家河组碎屑沉积岩的AFT结果，我们对穿过断裂带的垂直高程剖面AFT结果进行了全高程样品的冷却历史模拟(Gallagher, 2012)，同时，还对本研究来自于断裂带内的样品进行了单样品冷却历史模拟。模拟采用了QTQt程序。该程序是基于蒙特卡洛算法编写而成，并植入了磷灰石裂变径迹的多源动力模型(Ketchametal., 2007)。为了较为清晰并准确的反应冷却事件前后的剥蚀速率，我们还基于相对频率建立了单样品的冷却历史密度图，并通过Willett and Brandon (2013)编写的程序计算了快速冷却事件前后的剥蚀速率。

4 实验结果

4.1 40Ar/39Ar结果和MDD模拟

本研究将最新获得的受后期蚀变影响的假玄武玻璃样品与之前已发表的未受蚀变影响样品的40Ar/39Ar定年结果(Zhengetal., 2016b)共同列于表1，用以比较研究。图6显示了两个样品的激光阶段加热年龄图谱。与灰黑色新鲜假玄武玻璃样品PS08相比，受后期构造活动所引起的蚀变影响，红褐色基质样品PS04呈现出了较年轻的初始阶段年龄，达到了188.5Ma，为早侏罗世。与以往钾长石的阶段升温效果相似，两个假玄武玻璃基质样品在39Ar释放量达到90%前，40Ar/39Ar年龄均呈现阶梯状升高，分别由226.2Ma和188.5Ma逐步升高至509.4Ma和592.0Ma，反映了不同扩散域中Ar的扩散过程。两个样品的全释气年龄分别为480.5±2.7Ma和387.7±2.5Ma，代表了多重扩散域的综合年龄结果。

表1 假玄武玻璃激光阶段升温40Ar/39Ar定年结果

图6 Ca/K、Cl/K和40Ar/39Ar年龄谱

根据多重扩散域模型(MDD)，本研究模拟的年龄谱和冷却历史如图7。根据Arrhenius曲线，计算出样品PS04和PS08的活化能为45kJ/mol；log(D/r2)值分别为3.1±0.2s-1和2.2±0.2s-1。由此，通过迭代拟合运算，获得的冷却曲线显示，两个样品所经历的热演化过程近乎一致。两个样品均呈现出了三阶段的冷却历史：在230～215Ma之间，经历了较为快速的冷却，冷却速率为2.8±0.7℃/Myr；随后样品进入了稳定阶段，冷却速率近乎为0；自～180Ma开始，进入第二阶段的快速冷却，冷却速率达到3.8±1.5℃/Myr。

图7 假玄武玻璃40Ar/39Ar Arrhennius、年龄谱和冷却历史模拟结果

4.2 磷灰石裂变径迹(AFT)年龄结果和冷却历史模拟

本研究新获得的断裂带断裂岩AFT结果列于表2，和用以热历史模拟的区域其他AFT结果综合如图8所示。以往的结果显示，除沿龙门山广泛出露的结晶杂岩体外，大多取自山前中生代沉积碎屑岩的样品，具有较为离散的磷灰石裂变径迹单颗粒年龄(Richardsonetal., 2008)，表明未发生完全退火。尽管如此，本研究的三个来自映秀-北川断裂带的样品，母岩均为三叠系须家河组砂岩、粉砂岩，所有样品的P(χ2)均超过了5%，介于50%～60%之间，表明单颗粒年龄符合泊松分布。此外，所有样品根据外探测器法获得的离散度均小于30%，仅样品HK02为12%，其他均为0%。这些结果均表明来自于不同源区的碎屑岩样品经历了足够的热退火，样品的中值表面年龄反应了后期的冷却或剥蚀事件年龄。裂变径迹长度分布图呈现了单峰式的特征(图8)，且平均径迹长度相似，介于13.11±1.27μm～13.25±1.32μm之间，表明经历了较为简单且快速的冷却历史。三个样品的中值年龄在误差范围内一致，介于12.5±0.7Ma～13.2±1.5Ma之间，平均值为13.0±0.4Ma。

表2 映秀-北川地震断裂带磷灰石裂变径迹结果

图8 用以冷却历史恢复的AFT年龄和高程关系图

结合映秀-北川断裂带上盘彭灌杂岩和下盘须家河组碎屑沉积的AFT结果，我们用以进行冷却历史模拟的高程剖面超过了2km。径迹年龄-高程关系图在～1100m处隐约呈现了一个拐点(图8)，与映秀-北川断裂带地表露头位置对应。全样品冷却历史模拟结果显示所有样品经历了三阶段的冷却历史(图9a)，模拟结果同样证实在～1100m处为剖面的拐点年龄(图9b)，代表了这一阶段快速冷却的起始时间。磷灰石裂变径迹的实测值和实测长度与模拟值和模拟长度总体趋势一致，近乎重合，表明最终模拟的冷却历史和冷却速率较为可信。模拟结果显示，第一阶段快速冷却发生于30～25Ma之间，冷却速率为～30℃/Myr；随后，样品进入了平静期，冷却速率十分缓慢；自～13Ma开始，样品进入了第二阶段的快速冷却，直至现今。这一阶段的快速冷却被我们的样品良好记录(图9c)，获得的冷却速率为～7℃/Myr。此外，基于断裂带样品的冷却历史密度图(图9d)，我们获得了第二阶段冷却历史前后的平均冷却速率，分别为～5℃/Myr和～7℃/Myr。

图9 AFT冷却历史模拟结果

5 讨论

5.1 利用假玄武玻璃开展MDD模拟的潜在可能

本研究中假玄武玻璃的阶段升温使用了激光技术，这样可以尽可能的减少矿物在脱水过程中结构所遭到的破坏(Hodgesetal., 1994)，也与自然过程中假玄武玻璃快速摩擦熔融后发生的淬火现象更为符合(Wangetal., 2019a)。假玄武玻璃在90%的39A累积释放过程中，呈现了年龄谱单调上升的趋势(图6)，直接表明玻璃基质在加热过程中仍然保持了较为良好的稳定性。因此，整个激光阶段升温过程中，玻璃基质的年龄谱图反映了其内部真实的40Ar*分布。与传统真空加热实验相比，激光阶段升温方法难以准确测定每阶段的实际温度，这将显著增加模拟结果的不确定性。尽管如此，根据以往材料学的相关分析(Koren, 1986)，本研究中不同阶段激光能量所产生的温度应该介于300～1650℃之间，符合以往开展MDD模拟的温度设定区间(王非等, 2002; Benowitzetal., 2004)。

以往大量研究的成功应用表明，钾长石的这种单调上升的年龄图谱，与自然样品的自然冷却过程有着相同的控制机制，因此，可以有效反应地质热历史的演化过程(王非等, 2014)。作为40Ar/39Ar测年的常用矿物，这种多重扩散域模型随后被应用至云母中(Lister and Baldwin, 1996; Wellsetal., 2000; Harrisonetal., 2009)，并表现出了良好的效果。然而，由于生成条件较为苛刻，目前假玄武玻璃的露头较少，开展假玄武玻璃40Ar/39Ar定年的相关研究相应较少。因此，此前利用假玄武玻璃典型逐步上升图谱开展MDD模拟的相关结果更是鲜有报道。尽管如此，随着研究的逐步深入，显示年龄谱的最年轻年龄往往与经历完全高温熔融的玻璃基质具有相似的元素组合特征，代表了断裂带高速摩擦所造成的高温熔融或流体蚀变的时间(Magloughlinetal., 2001; Di Vincenzoetal., 2004; Zhengetal., 2016b)。假玄武玻璃定年的最大难点在于，尽管在实验过程中，挑选了较为均匀的玻璃基质，但是由于高温熔融作用的时间极短，因此其内部往往含有无法探测到的极微小的未完全熔融的杂质(Plattneretal., 2003)，造成了最终混合年龄的形成。本研究所使用的假玄武玻璃中，其石英斑晶表面发育有蜂巢状气孔构造(图5d)，表明经历的高温熔融温度>1700℃，这必然引起较低熔点的云母、角闪石和钾长石等矿物发生部分或全部释气，从而形成了近似钾长石的Ar扩散域。实际上，目前为止，对于钾长石和云母扩散域的概念还存在较大争议(王非等, 2014)。随着显微矿物学研究的不断深入，目前认为阶梯式的年龄谱可能与复杂的矿物微结构(Parsonsetal., 1988)、活化能的非均一分布(Warthoetal., 1999)、非均一分布的微孔等快速扩散通道(Lee, 1995)和不同温度条件下新生或重结晶矿物颗粒(Loveraetal., 2002)等因素有关。但是，这些因素在开展MDD模拟过程中所发挥的作用有限，往往可以忽略(王非等, 2014)。因此，尽管可能存在内部不均一的化学分布和残余继承性的矿物结构，假玄武玻璃的混合年龄图谱仍能记录部分以往发生的地质信息。尤其是以往研究已经证实，八角庙露头假玄武玻璃的玻璃基质，其最年轻的年龄所获得的Ca/K和Cl/K比值与经历完全熔融的基质区域一致，代表高温熔融的形成时期(Zhengetal., 2016b)；而其达到90%左右主体释气时的年龄介于500～590Ma之间，明显小于其母岩彭灌杂岩体的形成年龄(Yanetal., 2008; Wangetal., 2019b)。因此，本研究中玻璃基质的阶梯状上升年龄是受到后期与断裂带摩擦熔融和流体蚀变相关的构造事件作用所形成的，具备进行热历史恢复的条件。

我们所使用的两个玻璃基质样品PS04和PS08，前者经历了明显的后期蚀变，后者露头较为新鲜(图4b, e, f)，但都呈现出相似的两期快速冷却历史，符合经历了相同的构造地质事件。模拟的年龄谱图与实测年龄谱图在主要阶段基本拟合，存在一定的差异，这主要与样品中存在活化能的显著变化有关(图7)。相同的程序在钾长石、云母和假玄武玻璃的热历史模拟中均呈现了较好的结果不仅表明这些物质具有记录热演化历史的能力，同时表明MDD模型在具有多扩散域特征矿物中具有广泛的应用潜力。

5.2 映秀-北川断裂中生代早期的构造活动

MDD热历史模拟揭示第一期的快速冷却发生于230～215Ma之间，冷却速率为2.8±0.7℃/Myr(图7)，明显高于随后构造活动沉寂期的0.1～0.2℃/Myr的冷却速率(Airaghietal., 2018)。这一期构造事件与以往获得的假玄武玻璃快速摩擦熔融的时间对应(Zhengetal., 2016b; 郑勇等, 2017)，并在龙门山断裂带内广泛记录(郑勇等, 2018)。在龙门山中部，同化杂岩体内部Ar扩散的数值模拟分析结果和褐帘石U-Th/Pb记录了一期角闪岩相变质作用发生于220～200Ma(Airaghietal., 2018)；龙门山北部青川-平武断裂带白云母年龄揭示了该断裂早期的活动启动于237～222Ma之间(Yanetal., 2011)。此外，印支造山运动初期，伴随着华北、华南和羌塘地块的汇聚，古特提斯洋逐渐消亡。因此，这一时期的断裂活动还伴随有沿缝合带生成的一系列埃达克型或岛弧型花岗岩(Rogeretal., 2004)。在四川前陆盆地西缘的中晚三叠统沉积地层中，位于龙门山断裂带以西和内部的松潘-甘孜变质沉积岩岩屑和碳酸盐岩屑开始大量涌现(Lietal., 2014b)，并最早记录了与地震活动有关的软沉积物变形(乔秀夫等, 2012; Zhengetal., 2016b)，表明伴随着映秀-北川断裂的形成和早期活动，龙门山断裂带发生了强烈的隆升去顶。结合松潘-甘孜在这一时期的构造变形，揭示了整个青藏高原东部在中-晚三叠世统一的褶皱缩短作用(Worley and Wilson, 1996; Huangetal., 2003)。除断裂活动外，这一时期的构造运动还具有多种构造样式，包括中等闭合褶皱(F1)、间隔劈理(S1)、矿物线理(L1)等(Yanetal., 2011)。以往研究显示，区域内的F1和S1可以追溯到基底滑脱带。从上覆复理石沉积盖层至滑脱层，尽管F1表现出了同轴褶皱的特征，但L1的产状由近垂直逐渐转变为平行于F1轴向，可能反映了由纯剪切控制的构造缩短到简单剪切形变的转变(Harrowfield and Wilson, 2005)。

自～180Ma开始，进入第二阶段的快速冷却，冷却速率达到3.8±1.5℃/Myr，与以往通过矿物组合所获得的～4.5℃/Myr的冷却速率一致(Rogeretal., 2004)。这一时期的热历史演化不仅被受后期蚀变影响的褐红色假玄武玻璃样品的最年轻40Ar/39Ar年龄所直接记录(表1、图6)，还普遍记录于假玄武玻璃内部新蚀变生成的黏土矿物和最年轻的锆石裂变径迹中(Zhengetal., 2016b)，表明经历了较为强烈的流体作用。此外，后山汶川-茂县断裂在这一时期经历了最为普遍的韧性变形。白云母、黑云母、绢云母40Ar/39Ar年龄和褐帘石U-Th/Pb年龄揭示这一期构造活动起始时间介于197～174Ma(Airaghietal., 2018; Yanetal., 2011, 2018)，持续至～160Ma，并具有4.5±0.5℃/Myr的冷却速率，与本研究所获得的结果在误差范围内一致。这一时期的软沉积物变形反复出现(乔秀夫等, 2012; Zhengetal., 2016b)，表明由断裂活动引发的大地震反复发生。与第一阶段的构造事件不同，这一阶段伴随有松潘-甘孜地体分布最为广泛的高钾钙碱性花岗岩岩浆活动(Yuanetal., 2010)，可能与岩石圈底部的破裂和拆沉有关，也可能伴随有俯冲板片的回撤(de Sigoyeretal., 2014)。构造变形也由D1的强烈构造缩短转变为D2的伸展构造变形，伴随有早侏罗世地堑的生成(Burchfieletal., 1995; 刘鹤等, 2008; Yanetal., 2011, 2018)。以往研究证实，D2期的构造运动不仅引起了松潘-甘孜地体东缘的广泛韧性形变(Yanetal., 2011, 2018)，具有方向性的矿物线理、S-C组构、平卧褶皱、鞘褶皱、A型褶皱和黄铁矿压力影等次级构造，还引起了侏罗纪时期龙门山山前一系列飞来峰的就位和巨厚的类磨拉石堆积(Zhengetal., 2014; 郑勇等, 2018)。

综上所述，伴随着印支期古特提斯洋的逐渐闭合，华南、华北和羌塘地块碰撞汇聚，引起了松潘-甘孜地体内部三叠系复理石沉积广泛的D1褶皱及缩短变形(Huangetal., 2003; Rogeretal., 2004; Harrowfield and Wilson, 2005; Yanetal., 2011)。映秀-北川断裂带在此过程中形成，伴随地壳的显著增厚开始强烈逆冲活动，形成了中生代第一阶段的快速冷却(图7)。随着D1期构造缩短引起区域地壳的不断增厚，重力不稳等因素最终导致增厚地壳的垮塌，并在区域内形成了伸展环境。D2期的伸展垮塌不仅引起了松潘-甘孜东缘古生代地层的普遍缺失，同时在龙门山山前广泛出露的飞来峰和类磨拉石堆积表明这一期的活动伴随有大规模的剥蚀(Zhengetal., 2014)，形成了本研究中第二阶段的快速冷却。

5.3 ～13Ma的断裂活动所引起的区域隆升

在通过低温热年代学手段揭示山体隆升时间和速率的相关研究中，最为理想的结果是在建立的年龄-高程剖面中出现有斜率的拐点(Gallagheretal., 2005; Fitzgerald and Malusà, 2019)，从而直接限定快速冷却事件的启动时间。构成拐点高度以下斜率的样品往往具有较长的平均径迹长度，较为年轻的年龄且年龄较为接近，而在拐点之上的样品往往具有较老的年龄，较大的年龄差构成了较为平缓的斜率，代表了以往部分退火带所在的区域。因此，拐点的时代代表了快速冷却或剥蚀的启动时间，而拐点上下样品构成的斜率则代表了快速冷却事件前后的冷却速率，进而可以计算对应的剥蚀速率和剥蚀量。以往龙门山断裂带较为完整的年龄-高程剖面主要建立在南段，宝兴杂岩附近，获得的拐点年龄为～10Ma(Lietal., 2012; Tianetal., 2013)。龙门山中部由于以往研究结果并未完整穿过映秀-北川断裂带，因此，快速冷却事件的起始时间多是通过热历史恢复获得的，结果介于15～10Ma之间(Kirbyetal., 2002; Wangetal., 2012)。本研究通过对映秀-北川断裂带内断裂岩的磷灰石裂变径迹定年，并结合以往上下盘两侧的结果建立了较为完整的年龄-高程剖面(图8)。结果显示拐点出现在～1100m的海拔高度附近，对应映秀-北川断裂带地表出露的位置。这直接证实映秀-北川断裂带的断裂活动在中中新世以来龙门山的隆升过程中发挥了重要作用。结合本研究中获得的磷灰石裂变径迹年龄，这一拐点的年龄确定为～13Ma。这一结果与通过全高程冷却历史模拟(图9a)和单样品冷却历史模拟的结果一致(图9c)，略大于龙门山断裂带南段获得的拐点年龄(Lietal., 2012; Tianetal., 2013)，暗示可能存在向南变年轻的趋势。

通过全高程剖面模拟(图9)，我们获得了新生代以来两阶段的快速冷却事件，分别发生于30～25Ma和～13Ma以来，对应的冷却速率分别为～30℃/Myr和～7℃/Myr。这与以往通过年龄-高程剖面直接测得的结果基本一致(Wangetal., 2012; Tanetal., 2017; Furlongetal., 2021)。根据映秀-北川断裂带连续多年测井获得的现今地温梯度～20℃/km(Lietal., 2015; Zhengetal., 2016a)，可以将这两期的冷却速率转变为剥蚀速率，结果分别为～1500m/Myr和～350m/Myr。显然，与以往结果相比，前者远大于以往通过年龄-高程模拟恢复的～800m/Myr的剥蚀速率，而后者与以往结果一致(Wangetal., 2012; Furlongetal., 2021)。这是因为进入中中新世以来的地温梯度发生了明显的变化。鉴于此，我们通过Willett and Brandon (2013)的程序，分别利用20～30℃/km和20～25℃/km的地温梯度，对两个阶段的剥蚀速率进行了恢复。所获得的结果分别介于700～980m/Myr和340～480/Myr之间(图10a, b)，与以往结果一致。青藏高原广泛的后碰撞岩浆作用揭示出晚渐新世至中中新世区域加厚的岩石圈很可能经历了拆沉和底部熔融(Chungetal., 2005)。与现今龙门山地区海拔高度的突变相似，横穿龙门山还存在有大地热流值的急剧变化(Zhengetal., 2016a)。根据远震P波的分析结果，龙门山超过30km的深部存在有0.34～0.36的高泊松比异常，表明深部地壳结构受到上涌热流的强烈影响(Owens and Zandt, 1997)。密集台震地震剖面显示，自四川盆地至青藏高原东部，莫霍面深度升高了～20km，而岩石圈和软流圈边界(LAB)突降了～50km(Zhangetal., 2010)。松潘-甘孜地体下地壳的低P波速率表明通常由榴辉岩质或镁铁质构成的下地壳消失了。这些结果均表明青藏高原东缘存在有非常薄的岩石圈地幔。由此，我们推测地温梯度的明显降低可能暗示了龙门山地区在中中新世以来经历了岩石圈的减薄或底部的热烘烤，表明两阶段的构造事件可能存在动力机制上的重大转变。

图10 不同地温梯度条件下AFT推算出的剥蚀速率

6 结论

映秀-北川断裂带是2008年汶川MW7.9地震的发震断裂，在虹口乡八角庙形成了～240m宽的地表露头，出露有断层泥、断层角砾和假玄武玻璃等断裂岩。本研究首次尝试对假玄武玻璃的40Ar/39Ar年龄开展MDD模拟分析，并测定了断层角砾的AFT时代。结合区域内以往低温热年代学结果，我们得到以下认识：

(1)与钾长石相似，假玄武玻璃的40Ar/39Ar年龄谱也呈现出阶梯上升的趋势，可能存在多重扩散域特征，具备开展MDD模拟的潜在可能。

(2)新鲜假玄武玻璃和经后期流体蚀变假玄武玻璃的MDD模拟结果均揭示出中生代两阶段的快速冷却过程：第一阶段的快速冷却发生于230～215Ma之间，冷却速率为2.8±0.7℃/Myr，代表假玄武玻璃的初始熔融时间，对应整个青藏高原东部在中-晚三叠世统一的褶皱缩短时期；第二阶段的快速冷却起始于～180Ma，冷却速率达到3.8±1.5℃/Myr，代表褐红色假玄武玻璃经历强烈流体作用的时间，对应地壳缩短增厚后的伸展垮塌时期。

(3)综合本研究最新获得的映秀-北川断裂带AFT年龄和上、下盘的已有结果，龙门山中段的拐点年龄被限定在～13Ma，对应于映秀-北川断裂带的出露位置，表明断裂活动在龙门山造山过程中发挥了重要作用。热历史恢复显示伴随着龙门山断裂带分别在30～25Ma和～13Ma以来经历的快速剥蚀，区域地温梯度由20～30℃/km降低至20～25℃/km，表明两期次的构造事件可能存在动力学机制上的重大转变。

致谢感谢两位评阅人对本文提出的宝贵修改意见；中国地质科学院地质力学研究所孙知明研究员、赵越工程师和曹勇博士帮助完成了野外样品采集；魏金川和施彬博士帮助完成了薄片制备和扫描电镜观测；在此一并表示衷心感谢。