中生代川東褶皺帶的數(shù)值模擬：兩階段的構(gòu)造演化模型

張小瓊， 單業(yè)華 倪永進(jìn)， 譚志軍

（1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所， 廣東 廣州 510640； 2.中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049）

中生代川東褶皺帶的數(shù)值模擬：兩階段的構(gòu)造演化模型

張小瓊1，2， 單業(yè)華1， 倪永進(jìn)1，2， 譚志軍1，2

（1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所， 廣東 廣州 510640； 2.中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049）

中生代川東褶皺帶發(fā)育著兩種不同的褶皺組合型式， 以NE向齊岳山斷裂為界， 東側(cè)為隔槽褶皺， 西側(cè)為隔檔褶皺， 二者在成因上均與不同埋深的滑脫帶密切相關(guān)。本文利用FLAC6.0軟件模擬了川東褶皺帶的兩階段形成過程： 隔槽褶皺區(qū)和隔檔褶皺區(qū)依次形成。在斷坡傾角為30°的情形下， 當(dāng)滑脫帶在隔檔褶皺區(qū)和隔槽褶皺區(qū)分別處于寒武系和角度不整合面向下3～4 km的基底深處時(shí)， 模擬得到的結(jié)果能很好地再現(xiàn)該褶皺帶的總體形態(tài)特征。只有當(dāng)連接兩個(gè)褶皺區(qū)滑脫帶的斷坡具有≤30°的低傾角時(shí)， 它才能高效地將水平位移傳遞到隔檔褶皺區(qū)， 意味著地表出露的高傾角齊岳山斷裂基本上沒有參與整個(gè)褶皺帶的形成過程， 是晚期或后期形成突破地表的。斷彎褶皺的出現(xiàn)會(huì)造成被卷入的早期褶皺發(fā)生共軸疊加的遞進(jìn)變形。這樣機(jī)械加厚的地殼在重力均衡作用下發(fā)生抬升， 并遭受風(fēng)化剝蝕直至準(zhǔn)平原化， 似乎就可以形成兩褶皺區(qū)之間近數(shù)千米的整體剝蝕厚度差。

川東褶皺帶； 總體形態(tài)； 滑脫帶； 斷坡； 數(shù)值模擬

卷（Volume）39， 期（Number）6， 總（SUM）149

頁（Pages）1022～1032， 2015， 12 （December， 2015）

0　引　言

滑脫褶皺通常發(fā)育在由軟弱的巖層組成的一個(gè)或多個(gè)滑脫帶之上， 主要出現(xiàn)在造山帶前陸， 如歐洲的侏羅山（Sommaruga， 1997， 1999）、伊朗的扎格雷斯山（Mcquarrie， 2004）、西班牙的比利牛斯山（Millan et al.， 1994； Munoz et al.， 1994）等， 構(gòu)成特征顯著的褶皺帶或褶皺沖斷帶， 這種與滑脫有關(guān)的構(gòu)造帶被稱為薄皮構(gòu)造。薄皮構(gòu)造多變的形態(tài)和結(jié)構(gòu)可能與上覆地層巖石類型和組合型式、滑脫層的厚度和埋深、巖石力學(xué)性質(zhì)、應(yīng)變量、應(yīng)變速率等諸多因素有關(guān)（Davis and Engelder， 1985； Marshak and Wilkerson， 1992； Goff et al.， 1996； Doglioni and Prosser， 1997； Teixell and Koyi， 2003； Koyi and Cotton， 2004）， 但滑脫層的厚度和埋深控制了褶皺帶的總體形態(tài)（Davis and Engelder， 1985）， 滑脫層的厚度影響著滑脫褶皺的對稱性和幾何形態(tài)及其相關(guān)斷裂的發(fā)育程度（Fischer and Jackson， 1999； Cotton and Koyi， 2000； Costa and Vendeville， 2002； 周建勛等， 2009）， 上覆地層的厚度決定著滑脫褶皺的波長（Mitra， 2002， 2003； Massoli et al.， 2006； 張小瓊等，2013）。

中生代川東褶皺帶位于四川盆地與雪峰山隆起帶之間， 是一個(gè)典型的滑脫褶皺帶， 形成在晚侏羅世末至早白堊世初期（胡召齊等， 2009）。大致以NE向展布的齊岳山斷裂為界， 其西側(cè)為向斜寬、背斜窄的隔檔褶皺， 東側(cè)為向斜窄、背斜寬的隔槽褶皺（圖1）。一般認(rèn)為這兩個(gè)褶皺區(qū)的滑脫帶埋深不同，前者位于地臺蓋層的下寒武統(tǒng)、志留系或/和中、下三疊統(tǒng)的泥（頁）巖甚至膏鹽層中（Yan et al.， 2003； 馮常茂， 2008； Wang et al.， 2010）， 而后者處于基底內(nèi)部（馮向陽等， 2003； 丁道桂和劉光祥， 2007）， 如角度不整合面之下3～4 km深處（張小瓊等， 2013）。盡管如此， 二者的相對形成時(shí)間和褶皺機(jī)制卻因缺乏有效的研究方法而認(rèn)識不一， 可以概括成以下三種觀點(diǎn)： （1）兩者同時(shí)形成， 屬于同一型式的縱彎褶皺，只是剝蝕厚度不同（劉尚忠， 1995）； （2）二者不同時(shí)期形成， 都屬于斷彎褶皺， 但是隔槽褶皺是由隔檔褶皺演變而來的（顏丹平等， 2000； Yan et al.， 2003， 2009；馮常茂等， 2008）； （3）二者不同時(shí)期形成， 隔檔褶皺屬于縱彎褶皺， 而隔槽褶皺屬于斷展褶皺（丁道桂等，1991， 2005， 2007）。第一種觀點(diǎn)沒有考慮到隔檔褶皺和隔槽褶皺的出露地層新老程度相反。第二和第三種觀點(diǎn)認(rèn)為逆沖作用控制了整個(gè)褶皺帶的形成， 但是區(qū)域上缺乏與褶皺相匹配的大型斷裂， 意味著與滑脫有關(guān)的縱彎褶皺才是主導(dǎo)的區(qū)域變形機(jī)制（張小瓊等， 2013）?，F(xiàn)有的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究成果明顯趨向支持它們的共同點(diǎn)， 即兩個(gè)褶皺區(qū)不同時(shí)期形成， 隔槽褶皺形成早于隔檔褶皺。例如， 磷灰石裂變徑跡分析表明， 與區(qū)域褶皺有關(guān)的大規(guī)模抬升剝蝕先后發(fā)生在隔槽褶皺區(qū)和隔檔褶皺區(qū)， 分別在燕山中期（J3-K1）和燕山晚期（K2）（袁玉松等， 2010）或者在侏羅紀(jì)末和早白堊世（梅廉夫等， 2010）。

圖1　川東褶皺帶的構(gòu)造位置圖（a， 修改自彭美麗等， 2011； 舒良樹， 2012）、地質(zhì)簡圖（b， 修改自馬麗芳， 2002）和典型剖面圖（c， 據(jù)馮常茂等， 2008）Fig.1　Location （a）， geological map （b） and typical cross section （c） of the East Sichuan Fold Belt

然而， 已開展的數(shù)值模擬實(shí)驗(yàn)（張必龍等， 2009；張小瓊等， 2013）均不能在同一個(gè)模型中再現(xiàn)出這種兩階段的構(gòu)造變形特征。其原因很可能主要在于我們目前仍不十分清楚隔槽褶皺區(qū)與隔檔褶皺區(qū)之間的轉(zhuǎn)換機(jī)制， 所采用的模型在幾何形態(tài)的建立和參數(shù)的設(shè)置上過于簡單。類似的問題也不可避免地體現(xiàn)在物理模擬實(shí)驗(yàn)中（劉重慶等， 2013； 解國愛等，2013）。物理模擬中， 由于滑脫帶的活動(dòng)， 褶皺很早就出現(xiàn)在隔檔褶皺區(qū)的斷坡處， 隨后在其兩側(cè)或一側(cè)形成更年輕的褶皺（解國愛等， 2013）。這導(dǎo)致在最終時(shí)刻隔檔褶皺區(qū)與隔槽褶皺區(qū)雖然具有與川東褶皺帶相對應(yīng)的褶皺形態(tài)特征， 但是它們的變形程度和整體抬升卻沒有明顯的差異， 與實(shí)際情況不符。

本文目的是建立有關(guān)這種兩階段構(gòu)造演化的地質(zhì)力學(xué)模型， 然后利用數(shù)值模擬技術(shù)求解該模型，實(shí)時(shí)再現(xiàn)出整個(gè)川東褶皺帶的形成演化歷程， 并分析制約或影響隔檔或隔槽褶皺的主要因素。這作為我們先前研究（張小瓊等， 2013）的延續(xù)和深入。

1　地質(zhì)背景

中生代川東褶皺帶位于揚(yáng)子地塊中部（圖1a），東與雪峰山以張家界-花垣斷裂為界， 西以華鎣山斷裂與川中低平構(gòu)造帶分隔， 北與南大巴山弧形褶皺帶對接， 南以重慶-務(wù)川-銅仁一線為界。揚(yáng)子地塊的基底最終造就于晚元古代晉寧運(yùn)動(dòng)， 具有明顯的雙層結(jié)構(gòu)， 下部為由新太古界-古元古界康定群組成的結(jié)晶基底， 是一套經(jīng)受中、深程度變質(zhì)且普遍混合巖化的巖石， 而上部為由中、新元古界淺變質(zhì)巖組成的褶皺基底（湖北省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1990； 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1991）。航磁和地震資料表明， 褶皺基底在隔檔區(qū)和隔槽區(qū)有所不同， 隔檔區(qū)褶皺基底由新元古界板溪群淺變質(zhì)砂巖和板巖組成（宋鴻彪和羅志立， 1995； 羅志立， 1998； 袁照令和李大明，1999； 馬永生和楊克明， 2008）， 而隔槽區(qū)褶皺基底是中元古界冷家溪群和梵凈山群變質(zhì)較深的絹云母石英片巖夾基性巖類（羅志立， 1998）。基底形成后進(jìn)入長期、相對穩(wěn)定的地臺蓋層演化階段， 幾乎連續(xù)地沉積了震旦系、古生界、三疊系甚至侏羅系和白堊系， 由以海相沉積為主的碳酸鹽巖和碎屑巖組成，累計(jì)厚度達(dá)上萬米。蓋層中連續(xù)、厚度大的軟弱層包括寒武系下部的頁巖（厚500 m）、志留系頁巖（厚度約1500 m）和下三疊統(tǒng)膏鹽層（厚50～230 m）， 構(gòu)成區(qū)域上主要的滑脫帶（李本亮等， 2001； Wang et al.，2010）。

與區(qū)域性褶皺相比， 區(qū)域性的斷層不發(fā)育， 最主要的是走向NE、具有逆沖性質(zhì)的齊岳山斷裂。該斷裂分段出露， 斷面產(chǎn)狀沿走向變化顯著（吳樹仁等，1999）， 在縱向上淺部呈花狀， 向下逐漸收斂（周雁，1999）， 切割深入基底21 km（胡建平等， 2005）。

川東褶皺帶內(nèi)各褶皺近等間距相間排列， 走向呈NNE-NE向， 延伸長達(dá)數(shù)十公里甚至上百公里。以齊岳山斷裂為界， 西側(cè)為向斜寬、背斜窄的隔檔褶皺， 背斜出露三疊系， 高程約為800 m， 向斜出露侏羅系， 高程約為400 m； 東側(cè)為向斜窄、背斜寬的隔槽褶皺， 背斜出露下古生界， 向斜出露上古生界，地表高程為700～1100 m， 最大的高程在齊岳山斷裂附近， 達(dá)1400～1600 m。褶皺波長在隔檔褶皺區(qū)和隔槽褶皺區(qū)分別為17～23 km和30～37 km， 向斜寬度與背斜寬度之比分別為3∶1～2∶1和1∶2（張小瓊等， 2013）， 指示由隔槽褶皺區(qū)至隔檔褶皺區(qū)褶皺變形強(qiáng)度趨向減弱。

2　模型設(shè)置

川東褶皺帶內(nèi)的褶皺和斷裂都具有很好的北東走向趨勢， 盡管南、北兩端漸變過渡到其他方向， 例如， 北端由于大巴山弧形褶皺帶的阻擋， 褶皺軸發(fā)生順時(shí)針方向旋轉(zhuǎn)至東西向。因此， 為簡化起見， 可以由橫向的二維模型來模擬整個(gè)褶皺帶的形成和演化歷程。本文選用FLAC（Fast Lagrangian Analysis of Continua）6.0 巖土工程軟件（Itasca Consulting Group，2011b）， 所建立和設(shè)置的巖石力學(xué)模型、巖石力學(xué)參數(shù)和邊界條件基本上與張小瓊等（2013）的一致， 二者之間的主要差別有：

（1） 模型尺度： 考慮要模擬整個(gè)川東褶皺帶，這次建立的模型（圖2）比張小瓊等（2013， 圖4）的模型長一倍， 長度由200 km增加到400 km， 其中隔檔、隔槽褶皺區(qū)分別占一半， 且兩褶皺區(qū)的高度固定為15 km。

（2） 巖石力學(xué)層： 本文模型（圖2）中隔檔、隔槽褶皺區(qū)蓋層具有相同的厚度、巖性組合和巖石力學(xué)參數(shù)， 根據(jù)相同或相近的主要蓋層巖性進(jìn)一步被劃分成10個(gè)巖石力學(xué)層（張小瓊等， 2013， 圖4）。如前所述， 隔檔、隔槽褶皺區(qū)的基底具有不同的巖性組成和變質(zhì)程度， 因而需要分別對待。不同巖石力學(xué)層的具體參數(shù)設(shè)置見表1和表2。

（3） 滑脫帶： 根據(jù)地震反射剖面解釋（丁道桂等，2005）和數(shù)值模擬研究的結(jié)果表明（張小瓊等， 2013），滑脫帶在隔檔褶皺區(qū)主要發(fā)育在寒武系或志留系中，而在隔槽褶皺區(qū)位于基底內(nèi)部， 約在角度不整合面之下3～4 km的深度。除了齊岳山斷裂分割著兩個(gè)不同褶皺區(qū)外， 目前關(guān)于這兩條滑脫帶之間的連接關(guān)系不是十分清楚。簡化起見， 我們認(rèn)為它們之間的連接是由傾角未知的一斷坡實(shí)現(xiàn)的。FLAC軟件的界面（interface）單元是專門用來表征斷層、節(jié)理等不連續(xù)界面的， 在本文中用來模擬滑脫帶和斷坡。滑脫帶及斷坡的法向剛度Kn和剪切剛度Ks取值見表2。該參數(shù)的大小與臨近網(wǎng)格材料的剪切模量和體積模量相關(guān)（Itasca Consulting Group， 2011a）。

（4） 網(wǎng)格剖分： 數(shù)值實(shí)驗(yàn)中， 滑脫帶及其斷坡附近的地層往往會(huì)積累很大的應(yīng)變量， 網(wǎng)格容易出現(xiàn)畸變而導(dǎo)致計(jì)算無法繼續(xù)。因此， 這里采取一種網(wǎng)格加密的補(bǔ)救措施： 豎直方向上將滑脫帶及其斷坡附近的地層加密剖分， 其網(wǎng)格寬度由原來的500 m降低為167 m， 而水平方向上仍然維持原來的500 m網(wǎng)格寬度。

表1　文中模型的分層及其巖石力學(xué)參數(shù)（據(jù)Touloukian et al.， 1981； 孫巖等， 2005； 張必龍等， 2009）Table 1　Layers and their assigned mechanical properties for the models

表2　隔檔褶皺區(qū)基底和滑脫帶的巖石力學(xué)參數(shù)Table 2　Mechanical properties of the basement for the trough-like folds and of the decollement zones

圖2　初始幾何模型及其邊界和初始條件示意圖Fig.2　Initial geometry of the model with boundary and initial conditions

（5） 加載過程： 固定模型左邊界和底部邊界，在右側(cè)滑脫帶以上施加水平向左、0.4 m/時(shí)步的速度（圖2）。模型的加載過程分為兩個(gè)階段。第一階段， 只允許在隔槽褶皺區(qū)的滑脫帶活動(dòng)， 直到總縮短率達(dá)到10%。該縮短率相當(dāng)于約20%的隔槽褶皺區(qū)的縮短率， 大致接近實(shí)測的該區(qū)褶皺縮短率， 可以形成類似的隔槽褶皺（張小瓊等， 2013）。第二階段， 隔檔褶皺區(qū)滑脫帶和斷坡開始活動(dòng)， 直到總縮短率不超過21%（相當(dāng)于84 km的總縮短量）或者因網(wǎng)格畸變而終止計(jì)算為止。

3　結(jié)果分析

如前所述為， 隔檔褶皺區(qū)滑脫帶的埋深和斷坡的傾角是目前不確定的兩個(gè)變量。為了研究它們對褶皺帶總體形態(tài)的影響， 本文設(shè)計(jì)了以下兩組數(shù)值實(shí)驗(yàn)。第一組實(shí)驗(yàn)（圖3）中， 隔檔褶皺區(qū)滑脫帶位于寒武系， 斷坡的傾角分別為10°、15°、20°、30°、45°和60°， 從它們的模擬結(jié)果中找出符合川東褶皺帶總體形態(tài)的最佳斷坡傾角。在最佳斷坡傾角的情形下， 第二組實(shí)驗(yàn)（圖5）中隔檔褶皺區(qū)的滑脫帶分別位于寒武系和志留系。

圖3　當(dāng)隔檔褶皺區(qū)滑脫帶位于寒武系時(shí)， 斷坡傾角的大小對褶皺帶最終總體形態(tài)的影響Fig.3　Fold pattern varies with the dip angle of thrust ramp， when the decollement occurs in the Cambrian strata below the comb-like folds

圖4　當(dāng)斷坡傾角為30°和隔檔褶皺區(qū)滑脫帶位于寒武系時(shí)， 不同時(shí)刻的模擬結(jié)果Fig.4　A scenario of deformation for a 30° dip angle of thrust ramp， when the decollement occurs in the Cambrian strata below the comb-like folds

圖5　在斷坡傾角為30°的情形下， 當(dāng)滑脫帶在隔檔褶皺區(qū)分別位于寒武系（a）和志留系（b）時(shí)的最終模擬結(jié)果Fig.5　Final fold patterns for a 30° dip angle of thrust ramp， when the decollement takes place in the Cambrian （a）and Silurian strata （b）， respectively， below the comb-like folds

3.1斷坡角度的影響

圖3中， 隨著斷坡傾角的不斷增大， 斷彎（fault-bend）褶皺的幾何形態(tài)越發(fā)明顯， 其隆起幅度增加， 涉及的水平范圍減少， 進(jìn)而導(dǎo)致網(wǎng)格畸變急劇增加， 不得不提前終止計(jì)算。當(dāng)斷坡傾角為10°時(shí)， 斷彎褶皺開闊， 其隆起幅度不超過隔槽褶皺區(qū)的最大隆起幅度（圖3a）。當(dāng)斷坡傾角等于或大于30°時(shí)， 斷彎褶皺明顯變得相對緊閉， 其隆起幅度超過隔槽褶皺區(qū)的最大隆起幅度（圖3d）。由此， 隨著斷坡傾角的增加， 由斷坡傳遞到隔檔褶皺區(qū)的水平位移量必然不斷減少， 從而不利于形成大范圍的隔檔褶皺束。這意味著要形成現(xiàn)今隔檔褶皺區(qū)的斷坡不可能擁有大（＞30°）的傾角?？紤]到齊岳山斷裂附近并不存在著象圖3a～c中那樣異常寬廣的開闊背斜， 我們認(rèn)為當(dāng)斷坡傾角為30°時(shí)得到的模擬結(jié)果（圖3d）與實(shí)際情形（圖1c）最接近。

當(dāng)斷坡傾角為30°時(shí)， 不同時(shí)刻的模擬結(jié)果見圖4。在第一階段（圖4b～e）， 基底深處的滑脫導(dǎo)致了上覆地層形成了幾個(gè)隔槽褶皺。這些褶皺集中出現(xiàn)在右側(cè)， 沒有像張小瓊等（2013， 圖5）的模擬結(jié)果那樣相對均勻地分布， 盡管施加在右端的速度是一致的。其原因在于這兩個(gè)模型在隔槽褶皺區(qū)另一端的限制不一樣： 本文中沒有限制， 允許其上的節(jié)點(diǎn)發(fā)生水平移動(dòng)， 而張小瓊等（2013）的模型不允許節(jié)點(diǎn)發(fā)生水平移動(dòng)。在第二階段（圖4f～i）， 沿著斷坡的滑動(dòng)很快地在斷坡處形成了斷彎褶皺， 并將位移傳遞到隔檔褶皺區(qū)， 形成近等間隔的隔檔褶皺。在最后時(shí)刻（圖4i）， 褶皺波長在隔槽褶皺區(qū)和隔檔褶皺區(qū)分別為32～35 km和17～20 km， 非常接近兩區(qū)的實(shí)測值（見上； 張小瓊等， 2013）。

3.2隔檔褶皺區(qū)滑脫帶埋深的影響

當(dāng)斷坡傾角為30°且隔檔褶皺區(qū)的滑脫帶位于志留系時(shí)， 得到的最終模擬結(jié)果見圖5b。將其與當(dāng)隔檔褶皺區(qū)的滑脫帶位于寒武系的最終模擬結(jié)果（圖5a）比較， 我們不難發(fā)現(xiàn)隔檔褶皺區(qū)的褶皺波長在前者和后者分別為15～16.5 km和17～20 km， 與該區(qū)滑脫帶之上的地層總厚度之間具有某種正相關(guān)性：滑脫帶埋深越深， 上覆地層褶皺的波長就越大。考慮到隔檔褶皺區(qū)的褶皺波長實(shí)測值為17～23 km（張小瓊等， 2013）， 該區(qū)滑脫帶處于志留系或寒武系皆有可能， 只是后者的可能性更大。另一方面， 在最后時(shí)刻， 隨著隔檔褶皺區(qū)滑脫帶埋深的減小， 無論隔槽褶皺還是斷彎褶皺似乎都變得開闊起來，尤其是后者。由處于寒武系中的滑脫帶得到的斷彎褶皺明顯地具有更加復(fù)雜的幾何形態(tài)特征（圖5a）， 更為接近真實(shí)的情形（圖1b～c）。因此， 有理由認(rèn)為控制現(xiàn)實(shí)的隔檔褶皺的滑脫帶主要發(fā)育在寒武系中。最近川東地震剖面和鉆井資料證實(shí)， 主滑脫面位于寒武系內(nèi)部， 志留系并非主滑脫層（馮向陽等， 2003）。

4　討　論

前述的數(shù)值模擬結(jié)果很好地再現(xiàn)出川東褶皺帶的總體形態(tài)特征， 有助于深入研究該褶皺帶形成演化的動(dòng)力學(xué)。以下將討論齊岳山斷裂的形成時(shí)序、褶皺機(jī)制的轉(zhuǎn)換和差異性的區(qū)域隆升。

4.1齊岳山斷裂的形成時(shí)序

根據(jù)航磁異常（張先等， 1996）、地震反射剖面（胡建平等， 2005）等資料的解釋成果， 齊岳山斷裂是一條深切入基底的高傾角斷層， 其兩側(cè)基底的巖性明顯不同， 因此有人（羅志立， 1979； 宋鴻彪和羅志立，1995）認(rèn)為它是一條長期多次活動(dòng)的繼承性斷裂。如前所述， 只有當(dāng)斷坡?lián)碛胁淮笥?0°的傾角時(shí)， 它才能高效地將位移傳遞到隔檔褶皺區(qū)， 從而形成大范圍的隔檔褶皺。顯然， 這樣低傾角的斷坡與高傾角的齊岳山斷裂是不匹配的。如果齊岳山斷裂曾在第一階段或者第二階段的早期活動(dòng)， 那么隨著川東褶皺帶不斷向西推進(jìn)， 它的淺處部分必然要被動(dòng)地脫離其深處部分， 被搬運(yùn)到西邊。事實(shí)上， 除了作為西界的華鎣山斷層外， 在隔檔褶皺區(qū)內(nèi)并沒有出露著與齊岳山斷裂規(guī)模相當(dāng)?shù)娜魏螖嗔眩▓D1b）。這表明現(xiàn)今川東褶皺帶地表出露的齊岳山斷裂只出現(xiàn)在第二階段的晚期或后期， 這條斷層可能是在變形晚期才實(shí)際切穿到達(dá)地表的。

圖6　在被卷入斷彎褶皺的過程中， 一個(gè)早期背斜（見圖4的黑短線）的兩翼傾角（a）和翼間角（b）變化Fig.6　Both the dip angles of limbs （a） and the interlimb angles （b） of a first-stage anticline vary with time when it is involved in the fault-bend fold

圖7　斷坡處褶皺的演化（θ1和θ2為翼傾角， μ為翼間角）Fig.7　Evolution of the fold near the fault ramp

4.2褶皺機(jī)制的轉(zhuǎn)換

在前述的兩階段模型中， 第一階段在模型中部斷坡附近形成的褶皺在后續(xù)的斷彎褶皺過程中被改造， 發(fā)生共軸疊加褶皺變形。圖6展示了這樣一個(gè)斷坡附近寬緩褶皺（背斜）的形成和斷彎褶皺的遞進(jìn)變形過程。選取褶皺翼部地層（圖4黑色短線）記錄傾角變化（圖7）， 同時(shí)計(jì)算兩翼間角（μ）大小進(jìn)而觀察褶皺的變形過程。該褶皺形成在第一階段的晚期（相當(dāng)于40 km的總縮短量）， 褶皺極其寬緩， 其翼間角達(dá)163°。這種幾何形態(tài)基本上保持到第二階段早期（相當(dāng)于50 km的總縮短量）， 隨即開始被卷入斷彎褶皺， 體現(xiàn)在前翼的傾角（θ2）變小， 且翼間角逐漸增大至172°左右， 而后翼的傾角（θ1）卻保持不變。當(dāng)該褶皺樞紐移動(dòng)到斷坡的頂部時(shí)（相當(dāng)于60 km的總縮短量）， 褶皺兩翼開始變得緊閉， 翼間角又開始變小， 最后接近120°。在自然界中， 這樣復(fù)雜多變的整個(gè)褶皺過程很有可能會(huì)形成對應(yīng)的多期變形構(gòu)造，諸如節(jié)理、巖脈、縫合線、次級褶皺、順層滑線等。反過來， 這些變形構(gòu)造， 如果存在， 可以成為證實(shí)兩階段模型的直接依據(jù)。

4.3差異性的區(qū)域隆升

眾所周知， 在側(cè)向擠壓下形成的地層褶皺或沖斷會(huì)導(dǎo)致所卷入地區(qū)的地殼在垂向上機(jī)械地增厚（圖8a）， 而這些變厚的地殼在重力均衡作用和外動(dòng)力作用下發(fā)生抬升和剝蝕， 最終將地下一定深處的地層或巖石暴露于地表。圖1中， 川東褶皺帶隔檔褶皺區(qū)的狹窄背斜和隔槽褶皺區(qū)的寬闊背斜分別主要出露著三疊系和下古生界， 近似地代表著形成于白堊紀(jì)晚期至古近紀(jì)的高山頂夷平面（裴樹文， 2004；謝世友等， 2006）。于是， 考慮到蓋層中各地層單元的厚度在區(qū)域上變化不急劇和區(qū)域性斷層不發(fā)育， 我們將區(qū)域綜合地層柱上從三疊系到下古生界的累計(jì)地層厚度大致地作為兩褶皺區(qū)之間的整體剝蝕厚度差， 約2000～3000 m。磷灰石裂變徑跡分析表明， 剝蝕厚度在隔檔褶皺區(qū)的向斜約為2400 m（劉樹根等，2008； 鄧賓等， 2009）， 而在隔槽褶皺區(qū)的復(fù)背斜約為4500 m（李雙建等， 2008）， 復(fù)向斜約為4000 m（袁玉松等， 2014）。這樣得到二者之間的剝蝕厚度相差約1600～2300 m， 與前面由綜合地質(zhì)分析得到的結(jié)果基本上吻合。

圖8　在隔槽褶皺區(qū)與隔檔褶皺區(qū)的背斜軸部， 地表（a和c）與現(xiàn)今出露的地層單元（b和d）的高程變化 （圖a， b的絕對高程以模型（圖2）底部為原點(diǎn)。觀測點(diǎn)A-D的位置見圖4說明）Fig.8　In the axial planes of a comb-like anticline and a box-like anticline， elevations of both their surfaces （a and c）and their exposed formations （b and d） vary with time

圖8d顯示出在不同時(shí)刻隔檔褶皺區(qū)背斜的三疊系和隔槽褶皺區(qū)背斜的下古生界之間的高程差。該高程差在第一階段單調(diào)遞增， 而在第二階段卻單調(diào)遞減， 最后時(shí)刻可達(dá)830 m， 比現(xiàn)今地表高差多280 m。與觀察點(diǎn)分別所在下三疊統(tǒng)的1000 m厚度和志留系的1500 m厚度相比較， 這多出的值是很小的。需要指出的是， 觀察點(diǎn)位置的確定并不準(zhǔn)確， 具有人為的隨意性。因此， 從地層單元厚度的角度講，我們似乎可以認(rèn)為所得到的高程差值接近于現(xiàn)今地表高差。這意味著在重力均衡作用下， 兩個(gè)褶皺區(qū)經(jīng)歷了差異性的整體抬升和風(fēng)化剝蝕， 最終形成過統(tǒng)一的高山頂夷平面。也就是說， 不需要引入其他機(jī)制， 憑借滑脫帶之上的縱彎褶皺， 加上重力均衡和準(zhǔn)平原化， 大致上就能解釋兩褶皺區(qū)之間的整體剝蝕狀態(tài)。

5　結(jié) 論

中生代川東褶皺帶呈現(xiàn)出以齊岳山斷裂為界的兩種特征的褶皺組合型式， 即西邊的隔檔褶皺和東邊的隔槽褶皺。已有的研究成果（如梅廉夫等， 2010；袁玉松等， 2010； 王平等， 2012； 石紅才和施小斌，2014）表明隔檔褶皺區(qū)比隔槽褶皺區(qū)要出現(xiàn)得更早，遭受到更大的水平縮短率， 二者都與不同埋深的滑脫帶在成因上密切相關(guān)。在此基礎(chǔ)上， 本文建立起反映這種兩階段構(gòu)造演化的地質(zhì)力學(xué)模型， 利用FLAC6.0數(shù)值模擬軟件實(shí)時(shí)再現(xiàn)出整個(gè)川東褶皺帶的形成演化歷程， 取得以下的主要認(rèn)識：

（1） 當(dāng)連接隔檔褶皺區(qū)滑脫帶和隔槽褶皺區(qū)滑脫帶的斷坡具有低傾角（≤30°）時(shí)， 模型才能通過斷坡高效地將水平位移傳遞到隔檔褶皺區(qū)， 形成分布廣泛的隔檔褶皺。

（2） 在斷坡傾角為30°的情形下， 當(dāng)滑脫帶在隔檔褶皺區(qū)和隔槽褶皺區(qū)分別處于寒武系和基底深處（角度不整合面之下3～4 km）時(shí)， 模擬得到的結(jié)果能很好地再現(xiàn)該褶皺帶的總體形態(tài)特征。

（3） 高傾角的齊岳山斷裂是在第二階段的晚期或后期才實(shí)際切穿地表的， 基本上沒有參與整個(gè)褶皺帶的形成和演化。

（4） 當(dāng)被卷入后續(xù)的斷彎褶皺時(shí)， 第一階段在斷坡附近形成的褶皺會(huì)發(fā)生共軸疊加， 從而具有復(fù)雜的構(gòu)造變形歷程。

（5） 高山頂夷平面揭示出兩褶皺區(qū)之間的整體剝蝕厚度差約為2000～3000 m， 似乎可以用滑脫帶之上的縱彎褶皺、重力均衡和準(zhǔn)平原化來解釋。

致謝： 感謝中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）曾佐勛教授和另一位評審老師對文章的修改提出的寶貴意見和建議。

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Numerical Modeling of the Mesozoic East Sichuan Fold Belt：A Two-stage Tectonic Model

ZHANG Xiaoqiong1，2， SHAN Yehua1， NI Yongjin1，2and TAN Zhijun1，2
（1. Guangzhou Institute of Geochemistry， Chinese Academy of Sciences， Guangzhou 510640， Guangdong， China；2. University of Chinese Academy of Sciences， Beijing 100049， China）

The Mesozoic East Sichuan fold belt is divided by the northeast-trending Qiyueshan fault into two areas with different fold patterns， trough-like folds to the east and comb-like folds to the west. Both areas are genetically related to decollement at depth. This paper uses FLAC6.0 software to simulate the two-stage evolution of the East Sichuan Fold Belt， where the comb-like folds have a younger age than the trough-like folds. According to simulation results， the general characteristics of the fold belt is reproducible for a 30° dip angle of the thrust ramp connecting the decollement zones that occur at a depth of 3-4 km from the unconformity between the basement and the platform cover for the trough-like folds and in the Cambrian strata for the comb-like folds， respectively. If only the ramp has a dip angle of no more than 30°， it can efficiently transfer the horizontal displacement to the comb-like fold area. This suggests no involvement of the high-angle Qiyueshan fault and， hence， breaking through shallow strata later. The presence of the fault bend fold may cause progressive deformation. The crust mechanically thicken in the way is subsequently uplift and worn down toward a peneplane， which is probably responsible for the difference in denudation between the comb-like fold area and the trough-like fold area.

the East Sichuan fold belt； overall pattern； decollement zone； thrust ramp； numerical simulation

P542

A

1001-1552（2015）06-1022-011

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.004

2014-12-30； 改回日期： 2015-06-16

項(xiàng)目資助： 國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（41272228和41476035）聯(lián)合資助。

張小瓊（1987-）， 女， 博士研究生， 從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究。Email： zhangxiaoqiong122@163.com