龍門山地震斷裂帶的熱年代結(jié)果及其對斷裂活動的指示*

鄭勇 李海兵** 王煥 司家亮 張蕾 李成龍 張佳佳

作為青藏高原東部邊界的龍門山斷裂帶在中生代和新生代均發(fā)生了多期次的南東向逆沖推覆作用并伴隨有大規(guī)模的走滑和垂直隆升(Yanetal., 2011, 2018；Wangetal., 2012；Xueetal., 2017)，由此形成了現(xiàn)今復(fù)雜的地表褶皺形變以及具有撓曲特征的四川前陸盆地(Burchfieletal., 1995; Lietal., 2003; Jiaetal., 2010)。僅在近20年來，龍門山斷裂帶便在無任何征兆的情況下發(fā)生了汶川和蘆山兩起超過MW7.0級的地震(李海兵等, 2008; Lietal., 2014a, c)，表明由新老構(gòu)造相互疊加所形成的現(xiàn)今構(gòu)造格架和應(yīng)力應(yīng)變場極為復(fù)雜(Wang and Meng, 2009; Yanetal., 2011; Zhangetal., 2020)。盡管如此，作為現(xiàn)今最為主流的兩種端元模型，無論是中-下地殼流學(xué)說(Clark and Royden, 2000)，還是基于大型走滑斷裂活動的純水平縮短模型(Tapponnieretal., 2001; Hubbard and Shaw, 2009; Jiaetal., 2010)，均主要基于新生代印度板塊和歐亞板塊碰撞以來的構(gòu)造運動和形變，忽視了中生代龍門山初始形成過程中斷裂活動所引起的疊加效應(yīng)。然而，值得強調(diào)的是，首先目前對龍門山斷裂活動的直接定年結(jié)果均呈現(xiàn)出中生代斷裂活動奠定了龍門山構(gòu)造格架的基礎(chǔ)(Dirksetal., 1994; Burchfieletal., 1995)，鮮有對龍門山新生代斷裂活動直接定年的報道；其次，作為我國重要的油氣產(chǎn)區(qū)，四川盆地缺少新生代的前陸盆地，目前蘊藏油氣的前陸盆地主要受控于龍門山斷裂帶中生代的構(gòu)造活動(Lietal., 2003)。由此可見，對龍門山中生代斷裂活動歷史的重建對于認(rèn)識青藏高原及其周緣的隆升機制以及盆山耦合過程顯得尤為關(guān)鍵。盡管如此，目前對龍門山斷裂帶中生代構(gòu)造活動歷史的恢復(fù)主要來自于后山的汶川-茂縣斷裂帶，由于中央斷裂和前山斷裂主要出露脆性斷裂巖(王煥等, 2013; Lietal., 2014a, 2016)，因此鮮有直接定年結(jié)果報道(Zhengetal., 2016b; 鄭勇等, 2017)，極大限制了我們對這些斷裂帶在中生代所發(fā)揮作用的認(rèn)識。

龍門山斷裂帶新生代以來的構(gòu)造活動歷史的制約基本都來自于對彭灌雜巖(Arneetal., 1997; Kirbyetal., 2002; Wangetal., 2012)、雪隆包雜巖(Shenetal., 2019; Furlongetal., 2021)和寶山雜巖等(Lietal., 2012; Tianetal., 2016)的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究，缺乏對斷裂活動時代的直接限定，由此引發(fā)了對構(gòu)造活動還是氣候轉(zhuǎn)變引起的強烈剝蝕和快速冷卻的強烈爭議(Molnaretal., 2010; Fuetal., 2011)。此外，根據(jù)低溫?zé)崮甏Y(jié)果和高程之間的關(guān)系所獲得的拐點年齡具有重要的構(gòu)造意義，往往可以明確區(qū)域構(gòu)造或冷卻剝蝕事件的啟動年齡(Gallagheretal., 2005)。目前，基于大量低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果，在龍門山斷裂帶南段寶興雜巖處已構(gòu)建出良好的低溫?zé)崮甏透叱唐拭?Lietal., 2012; Tianetal., 2013)，獲得的拐點年齡介于14～9Ma之間。然而，很可能由于龍門山斷裂帶在中段和南段存在演化歷史和構(gòu)造變形的差異，龍門山中段15～10Ma隆升剝蝕歷史的恢復(fù)主要建立在低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的模擬基礎(chǔ)上(Wangetal., 2012; Furlongetal., 2021)，缺乏完整剖面的分析，由此為這一時期斷裂活動的準(zhǔn)確時間以及斷裂活動前后剝蝕速率的恢復(fù)帶來很大的不確定性。

汶川地震后，在龍門山發(fā)震斷裂即映秀-北川斷裂帶上發(fā)育有～270km的地表破裂帶(李海兵等, 2008)。在該斷裂帶虹口八角廟剖面出露有自中生代至現(xiàn)今較為完整的斷裂巖(王煥等, 2013; Zhengetal., 2016b; 鄭勇等, 2017)，為完整恢復(fù)龍門山中央斷裂帶的構(gòu)造活動歷史提供了重要的研究對象。此外，與鉀長石40Ar/39Ar年齡譜相似(王非等, 2014)，假玄武玻璃的40Ar/39Ar年齡譜往往也具有獨特的、單調(diào)上升的特征，且在高溫熔融過程中，其內(nèi)部K-Ar體系主要繼承于母巖的鉀長石和云母等礦物(Plattneretal., 2003)，因此，具備開展多重擴散域(MDD)模擬分析的潛在可能?；诖耍狙芯糠謩e對虹口八角廟剖面出露的新鮮和遭受后期蝕變的假玄武玻璃開展了40Ar/39Ar定年和多重擴散域模擬分析，所獲得的結(jié)果有效限定了映秀-北川斷裂帶在中生代的構(gòu)造活動歷史。此外，我們還對斷裂帶內(nèi)出露的大量斷層角礫開展了磷灰石裂變徑跡(AFT)定年，結(jié)合以往斷裂帶上下盤的相關(guān)結(jié)果，較為完整的建立了龍門山斷裂帶中部的高程-年齡剖面。結(jié)果顯示映秀-北川斷裂帶恰好位于高程剖面拐點的所在高度，暗示了正是由于映秀-北川斷裂帶的重新活化，引起了龍門山斷裂帶在新生代關(guān)鍵期次的冷卻剝蝕作用。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

龍門山斷裂帶構(gòu)成了青藏高原的東緣，東側(cè)緊鄰四川盆地，整體走向北東(圖1)。斷裂帶由多條大型逆沖推覆斷裂構(gòu)成，自北西向南東，分別為：汶川-茂縣斷裂構(gòu)成的后山斷裂，映秀-北川斷裂構(gòu)成的中央斷裂，灌縣-安縣斷裂構(gòu)成的前山斷裂以及關(guān)口斷裂構(gòu)成的山前隱伏斷裂(圖1)。中央斷裂映秀-北川斷裂的延伸長度超過350km，總體傾向NW，傾角40°～60°。該斷裂自中-晚三疊世以來發(fā)生了多次的構(gòu)造活動(Burchfieletal., 1995; Yanetal., 2008; Zhengetal., 2016b; 鄭勇等, 2017)，是2008年汶川地震的發(fā)震斷裂，伴隨地震的發(fā)生形成了～270km長的同震地表破裂帶(付碧宏等, 2008; 李海兵等, 2008)。鉆孔巖心和地表露頭揭示該斷裂帶發(fā)育有多組斷層角礫、斷層泥、碎裂巖和假玄武玻璃等(Lietal., 2014a; Wangetal., 2014; 鄭勇等, 2017)。前山斷裂灌縣-安縣斷裂構(gòu)成了龍門山前陸逆沖推覆帶與四川盆地的分界，走向NE，介于120°～140°。在2008年地震期間，該斷裂形成了～80km的同震地表破裂帶。地表探槽和鉆孔巖心顯示該斷裂帶主要由斷層角礫和斷層泥構(gòu)成，具有明顯的蠕滑斷裂活動特征(Lietal., 2016; Heetal., 2018)。后山斷裂汶川-茂縣斷裂帶總長～275km，沿斷裂帶發(fā)育有白云母片巖、含碳夕線石-石榴石片麻巖、角閃巖、大理巖和石英巖等多種變質(zhì)巖，記錄了斷裂帶自中-晚三疊世至中新世期間多次的逆沖推覆和右旋走滑活動(Airaghietal., 2018; Yanetal., 2018; Xueetal., 2022)。

圖1 龍門山斷裂帶地質(zhì)簡圖(據(jù)Li et al., 2014a修改)

此外，沿龍門山斷裂帶走向，還發(fā)育有多個變質(zhì)穹隆，具有明顯的揚子結(jié)晶基底親緣性，包括彭灌雜巖、雪隆包雜巖、同化雜巖和寶興雜巖等。U-Pb定年結(jié)果顯示這些變質(zhì)雜巖是新元古代巖漿作用的產(chǎn)物，主要由黑云母花崗巖、斜長花崗巖、火成碎屑巖、火山巖和少量鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)侵入巖構(gòu)成(Yanetal., 2008; Wangetal., 2019b)。這些變質(zhì)雜巖體的出露為低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的研究提供了理想的測試對象(Arneetal., 1997; Lietal., 2012; Tianetal., 2013; Wangetal., 2012; Zhengetal., 2014; Shenetal., 2019)，構(gòu)成了間接研究斷裂帶活動歷史的主體。沿龍門山斷裂帶出露的沉積地層主要包括新元古代晚期的變質(zhì)碎屑巖、白云巖和沉積混雜巖；上覆地層包括寒武系和奧陶系火山巖、碳酸鹽巖和硅質(zhì)巖，志留系千枚巖，石炭系石英巖以及石炭系至二疊系的碳酸鹽巖。中生代地層廣泛出露有由碳酸鹽巖和碎屑沉積巖構(gòu)成的上三疊統(tǒng)須家河組不整合下伏于侏羅系碎屑沉積巖(Lietal., 2003)。

2 樣品采集

本研究的樣品主要采自2008年汶川地震發(fā)震斷裂帶虹口鄉(xiāng)八角廟剖面。該剖面位于映秀-北川斷裂南段，寬約240m，由5個不同類型的斷裂巖巖石組合構(gòu)成(王煥等, 2013; Wangetal., 2014)。2008年汶川地表破裂帶穿過最南端單元(1)，主要由黑色、淺灰色斷層泥和灰色斷層角礫組成(圖2、圖3a)；向北單元(2)主要由灰黑色砂質(zhì)、粉砂質(zhì)角礫構(gòu)成；單元(3)由灰色、灰白色厚層斷層角礫構(gòu)成，其內(nèi)部間插有多條斷層泥細(xì)脈(圖3b, c)；單元(4)由厚層黑色斷層泥和強頁理化角礫巖構(gòu)成，局部出露有液化角礫巖(圖3d)。這些斷裂巖均發(fā)育于上三疊統(tǒng)須家河組內(nèi)部，原巖主要由礫巖和砂巖構(gòu)成，樣品HK01、HK02和HK03分別來自單元(1)和(3)內(nèi)的斷層角礫以及單元(4)內(nèi)的液化角礫(圖2、圖3；31.14612°N、103.69148°E)。假玄武玻璃脈體出露于最北側(cè)彭灌雜巖內(nèi)的單元(5)，構(gòu)成了映秀-北川斷裂早期活動的直接產(chǎn)物(Zhengetal., 2016b; 鄭勇等, 2017; 31.14669°N, 103.69130°E)。以往研究顯示，初期假玄武玻璃形成于快速摩擦熔融條件下的還原環(huán)境，隨著后期的剝蝕和流體活動的影響，其早期的化學(xué)組分受到了顯著的改變(Wangetal., 2019a)。鑒于此，本研究用以開展MDD模擬研究的假玄武玻璃樣品分別來自早期還原環(huán)境下形成的灰黑色假玄武玻璃新鮮脈體(Zhengetal., 2016b)和受后期蝕變影響的紅褐色脈體(圖4)。

圖2 映秀-北川斷裂帶虹口鄉(xiāng)八角廟地區(qū)斷裂帶露頭、斷裂巖平面分布示意圖、地質(zhì)剖面示意圖和采樣位置(據(jù)Zheng et al., 2016b)

圖3 磷灰石裂變徑跡樣品采樣點野外露頭

圖4 假玄武玻璃采樣點野外露頭和鉆孔樣品，顯示S-C組構(gòu)為特征的片理化

野外觀察顯示(圖4a-d)，伴隨著早期斷裂面的快速摩擦熔融，假玄武玻璃脈體發(fā)生流動，與碎裂巖圍巖共同發(fā)育了主要以S-C組構(gòu)為特征的片理化，指示同期強烈的南東向逆沖作用。此外，鏡下同樣揭示了假玄武玻璃脈體內(nèi)部的碎屑斑晶具有一定的定向排列(圖5a, b)，指示明顯的同構(gòu)造流動性。此外，基質(zhì)條帶發(fā)育的凹洞、球晶以及石英碎斑表面密集的氣孔構(gòu)造表明假玄武玻璃具有高溫熔融的成因，適合開展40Ar/39Ar年代學(xué)研究(圖5c, d)。

圖5 假玄武玻璃樣品顯微結(jié)構(gòu)

3 實驗方法

3.1 假玄武玻璃的40Ar/39Ar定年和MDD模擬

在40Ar/39Ar逐步升溫實驗中，鉀長石39Ar隨逐步加熱過程中的丟失呈現(xiàn)出階梯上升的趨勢，被認(rèn)為與自然過程中礦物受熱活化后的擴散過程一致(Loveraetal., 1989)?；谶@樣的基本假設(shè)，隨著鉀長石逐漸冷卻過程中，具備不同封閉溫度的擴散域先后封閉，由此記錄了不同冷卻階段的年齡。通過Arrhenius方程對這一過程進(jìn)行定量模擬，便可以獲得樣品以往的冷卻歷史，稱之為多重擴散域(MDD)模擬(Harrisonetal., 1993; 王非等, 2014)。假玄武玻璃是斷裂帶兩側(cè)圍巖在強震過程中高速摩擦熔融的產(chǎn)物，因此，其K-Ar/Ar-Ar同位素體系主要繼承于圍巖中云母、鉀長石等含鉀礦物。隨著地震結(jié)束，摩擦停止，發(fā)生高溫熔融的假玄武玻璃基質(zhì)內(nèi)部，各元素總體分布均勻，同位素體系重置后隨冷卻開始計時(Plattneretal., 2003; Di Vincenzoetal., 2004)。且與鉀長石相似，以往大量研究結(jié)果顯示假玄武玻璃的階段升溫年齡呈現(xiàn)獨特、階梯狀升高的特征，表明具有類似于多重擴散域的不同封閉體系(Plattneretal., 2003)。因此，假玄武玻璃應(yīng)該是具備開展MDD熱歷史模擬的基本條件的。

在40Ar/39Ar定年過程中，我們首先使用厘米直徑的金剛石鉆機將具有清晰邊界和足夠厚度的假玄武玻璃脈體分離出來。樣品經(jīng)過破碎后，篩選出粒徑介于500～1000μm的顆粒，從而盡量避免輻照過程中的反沖效應(yīng)。在雙目鏡下挑選出不含碎屑和其他雜質(zhì)的純凈假玄武玻璃基質(zhì)，與標(biāo)準(zhǔn)礦物樣品一起用鋁箔包裹后裝入石英玻璃管中，置于McMaster反應(yīng)堆中接受30mWh的中子輻照。輻照后的樣品測試工作在美國Michigan大學(xué)惰性氣體實驗室完成。激光熔樣器使用的是美國Coherent Innova公司生產(chǎn)的連續(xù)Ar離子激光系統(tǒng)，輸出功率為5W。每測定5組氣體樣品組分前后，對熔融系統(tǒng)本底進(jìn)行測試。本研究中，36Ar、37Ar、38Ar、39Ar和40Ar的熔融系統(tǒng)標(biāo)準(zhǔn)空白分別為3×10-18、9×10-19、6×10-19、9×10-19和6×10-16，用以對各階段氣體組分進(jìn)行本底校正。Ar同位素分析在VG1200靜態(tài)質(zhì)譜儀上進(jìn)行。激光強度由100mW逐漸升高至4000mW，采用Daly探測器獲取靜電子流信號，靈敏度達(dá)到3×10-14mol Ar離子對應(yīng)1V信號(Hall, 2014)。

以往對Coherent Innova公司生產(chǎn)的Ar離子激光系統(tǒng)在鉬箔上的化學(xué)剝蝕效率分析顯示(Koren, 1986)，當(dāng)激光強度為100mW時，產(chǎn)生熱量轉(zhuǎn)化的溫度介于300～550℃之間；激光強度為4000mW時，溫度升溫至1100～1650℃之間。因此，參照以往用于MDD模擬的階段升溫實驗設(shè)計(Benowitzetal., 2004)，本研究將激光階段升溫的最低和最高溫度分別設(shè)定為400℃和1450℃，并內(nèi)插出各階段對應(yīng)的溫度范圍。MDD模擬過程中，首先利用Arrhenius方程依據(jù)低溫線性部分的斜率和截距，計算出樣品的活化能、擴散系數(shù)、擴散域的體積分?jǐn)?shù)等參數(shù)，再利用不同的冷卻歷史曲線對實驗觀測年齡結(jié)果開展擬合，獲得最佳擬合結(jié)果。

3.2 斷裂巖的磷灰石裂變徑跡(AFT)定年和冷卻歷史模擬

斷層角礫巖樣品經(jīng)過破碎后，采用常規(guī)重液和磁選方法分離重礦物，然后在雙目鏡下挑選出磷灰石單礦物。AFT分析在澳大利亞墨爾本大學(xué)裂變徑跡實驗室完成。同一樣品分別制備兩組磷灰石礦物顆粒靶片，經(jīng)高精度剖光后在20℃ 5N HNO3溶液中化學(xué)蝕刻20s，用以揭示自發(fā)徑跡。通過多平面數(shù)字捕捉系統(tǒng)，裂變徑跡在放大1000×的視域中被自動捕捉統(tǒng)計。另一靶片在經(jīng)過252Cf輻照后選擇合適的徑跡進(jìn)行長度測量。在完成自發(fā)裂變徑跡統(tǒng)計后，對同一樣品顆粒進(jìn)行238U濃度測定。測定過程中，New Wave UP213顯微激光探針的頻率設(shè)定為5Hz，激光束直徑30μm。同位素測定使用Agilent 7700X ICP質(zhì)譜儀。標(biāo)準(zhǔn)玻璃NIST612、Mud Tank和Durango磷灰石作為內(nèi)標(biāo)，用以校正238U/43Ca。通過自發(fā)徑跡密度和單顆粒238U濃度計算出單顆粒磷灰石裂變徑跡年齡(Hasebeetal., 2004)。

結(jié)合以往來自于映秀-北川斷裂帶上盤彭灌雜巖的AFT結(jié)果(Wangetal., 2012)和下盤須家河組碎屑沉積巖的AFT結(jié)果，我們對穿過斷裂帶的垂直高程剖面AFT結(jié)果進(jìn)行了全高程樣品的冷卻歷史模擬(Gallagher, 2012)，同時，還對本研究來自于斷裂帶內(nèi)的樣品進(jìn)行了單樣品冷卻歷史模擬。模擬采用了QTQt程序。該程序是基于蒙特卡洛算法編寫而成，并植入了磷灰石裂變徑跡的多源動力模型(Ketchametal., 2007)。為了較為清晰并準(zhǔn)確的反應(yīng)冷卻事件前后的剝蝕速率，我們還基于相對頻率建立了單樣品的冷卻歷史密度圖，并通過Willett and Brandon (2013)編寫的程序計算了快速冷卻事件前后的剝蝕速率。

4 實驗結(jié)果

4.1 40Ar/39Ar結(jié)果和MDD模擬

本研究將最新獲得的受后期蝕變影響的假玄武玻璃樣品與之前已發(fā)表的未受蝕變影響樣品的40Ar/39Ar定年結(jié)果(Zhengetal., 2016b)共同列于表1，用以比較研究。圖6顯示了兩個樣品的激光階段加熱年齡圖譜。與灰黑色新鮮假玄武玻璃樣品PS08相比，受后期構(gòu)造活動所引起的蝕變影響，紅褐色基質(zhì)樣品PS04呈現(xiàn)出了較年輕的初始階段年齡，達(dá)到了188.5Ma，為早侏羅世。與以往鉀長石的階段升溫效果相似，兩個假玄武玻璃基質(zhì)樣品在39Ar釋放量達(dá)到90%前，40Ar/39Ar年齡均呈現(xiàn)階梯狀升高，分別由226.2Ma和188.5Ma逐步升高至509.4Ma和592.0Ma，反映了不同擴散域中Ar的擴散過程。兩個樣品的全釋氣年齡分別為480.5±2.7Ma和387.7±2.5Ma，代表了多重擴散域的綜合年齡結(jié)果。

表1 假玄武玻璃激光階段升溫40Ar/39Ar定年結(jié)果

圖6 Ca/K、Cl/K和40Ar/39Ar年齡譜

根據(jù)多重擴散域模型(MDD)，本研究模擬的年齡譜和冷卻歷史如圖7。根據(jù)Arrhenius曲線，計算出樣品PS04和PS08的活化能為45kJ/mol；log(D/r2)值分別為3.1±0.2s-1和2.2±0.2s-1。由此，通過迭代擬合運算，獲得的冷卻曲線顯示，兩個樣品所經(jīng)歷的熱演化過程近乎一致。兩個樣品均呈現(xiàn)出了三階段的冷卻歷史：在230～215Ma之間，經(jīng)歷了較為快速的冷卻，冷卻速率為2.8±0.7℃/Myr；隨后樣品進(jìn)入了穩(wěn)定階段，冷卻速率近乎為0；自～180Ma開始，進(jìn)入第二階段的快速冷卻，冷卻速率達(dá)到3.8±1.5℃/Myr。

圖7 假玄武玻璃40Ar/39Ar Arrhennius、年齡譜和冷卻歷史模擬結(jié)果

4.2 磷灰石裂變徑跡(AFT)年齡結(jié)果和冷卻歷史模擬

本研究新獲得的斷裂帶斷裂巖AFT結(jié)果列于表2，和用以熱歷史模擬的區(qū)域其他AFT結(jié)果綜合如圖8所示。以往的結(jié)果顯示，除沿龍門山廣泛出露的結(jié)晶雜巖體外，大多取自山前中生代沉積碎屑巖的樣品，具有較為離散的磷灰石裂變徑跡單顆粒年齡(Richardsonetal., 2008)，表明未發(fā)生完全退火。盡管如此，本研究的三個來自映秀-北川斷裂帶的樣品，母巖均為三疊系須家河組砂巖、粉砂巖，所有樣品的P(χ2)均超過了5%，介于50%～60%之間，表明單顆粒年齡符合泊松分布。此外，所有樣品根據(jù)外探測器法獲得的離散度均小于30%，僅樣品HK02為12%，其他均為0%。這些結(jié)果均表明來自于不同源區(qū)的碎屑巖樣品經(jīng)歷了足夠的熱退火，樣品的中值表面年齡反應(yīng)了后期的冷卻或剝蝕事件年齡。裂變徑跡長度分布圖呈現(xiàn)了單峰式的特征(圖8)，且平均徑跡長度相似，介于13.11±1.27μm～13.25±1.32μm之間，表明經(jīng)歷了較為簡單且快速的冷卻歷史。三個樣品的中值年齡在誤差范圍內(nèi)一致，介于12.5±0.7Ma～13.2±1.5Ma之間，平均值為13.0±0.4Ma。

表2 映秀-北川地震斷裂帶磷灰石裂變徑跡結(jié)果

圖8 用以冷卻歷史恢復(fù)的AFT年齡和高程關(guān)系圖

結(jié)合映秀-北川斷裂帶上盤彭灌雜巖和下盤須家河組碎屑沉積的AFT結(jié)果，我們用以進(jìn)行冷卻歷史模擬的高程剖面超過了2km。徑跡年齡-高程關(guān)系圖在～1100m處隱約呈現(xiàn)了一個拐點(圖8)，與映秀-北川斷裂帶地表露頭位置對應(yīng)。全樣品冷卻歷史模擬結(jié)果顯示所有樣品經(jīng)歷了三階段的冷卻歷史(圖9a)，模擬結(jié)果同樣證實在～1100m處為剖面的拐點年齡(圖9b)，代表了這一階段快速冷卻的起始時間。磷灰石裂變徑跡的實測值和實測長度與模擬值和模擬長度總體趨勢一致，近乎重合，表明最終模擬的冷卻歷史和冷卻速率較為可信。模擬結(jié)果顯示，第一階段快速冷卻發(fā)生于30～25Ma之間，冷卻速率為～30℃/Myr；隨后，樣品進(jìn)入了平靜期，冷卻速率十分緩慢；自～13Ma開始，樣品進(jìn)入了第二階段的快速冷卻，直至現(xiàn)今。這一階段的快速冷卻被我們的樣品良好記錄(圖9c)，獲得的冷卻速率為～7℃/Myr。此外，基于斷裂帶樣品的冷卻歷史密度圖(圖9d)，我們獲得了第二階段冷卻歷史前后的平均冷卻速率，分別為～5℃/Myr和～7℃/Myr。

圖9 AFT冷卻歷史模擬結(jié)果

5 討論

5.1 利用假玄武玻璃開展MDD模擬的潛在可能

本研究中假玄武玻璃的階段升溫使用了激光技術(shù)，這樣可以盡可能的減少礦物在脫水過程中結(jié)構(gòu)所遭到的破壞(Hodgesetal., 1994)，也與自然過程中假玄武玻璃快速摩擦熔融后發(fā)生的淬火現(xiàn)象更為符合(Wangetal., 2019a)。假玄武玻璃在90%的39A累積釋放過程中，呈現(xiàn)了年齡譜單調(diào)上升的趨勢(圖6)，直接表明玻璃基質(zhì)在加熱過程中仍然保持了較為良好的穩(wěn)定性。因此，整個激光階段升溫過程中，玻璃基質(zhì)的年齡譜圖反映了其內(nèi)部真實的40Ar*分布。與傳統(tǒng)真空加熱實驗相比，激光階段升溫方法難以準(zhǔn)確測定每階段的實際溫度，這將顯著增加模擬結(jié)果的不確定性。盡管如此，根據(jù)以往材料學(xué)的相關(guān)分析(Koren, 1986)，本研究中不同階段激光能量所產(chǎn)生的溫度應(yīng)該介于300～1650℃之間，符合以往開展MDD模擬的溫度設(shè)定區(qū)間(王非等, 2002; Benowitzetal., 2004)。

以往大量研究的成功應(yīng)用表明，鉀長石的這種單調(diào)上升的年齡圖譜，與自然樣品的自然冷卻過程有著相同的控制機制，因此，可以有效反應(yīng)地質(zhì)熱歷史的演化過程(王非等, 2014)。作為40Ar/39Ar測年的常用礦物，這種多重擴散域模型隨后被應(yīng)用至云母中(Lister and Baldwin, 1996; Wellsetal., 2000; Harrisonetal., 2009)，并表現(xiàn)出了良好的效果。然而，由于生成條件較為苛刻，目前假玄武玻璃的露頭較少，開展假玄武玻璃40Ar/39Ar定年的相關(guān)研究相應(yīng)較少。因此，此前利用假玄武玻璃典型逐步上升圖譜開展MDD模擬的相關(guān)結(jié)果更是鮮有報道。盡管如此，隨著研究的逐步深入，顯示年齡譜的最年輕年齡往往與經(jīng)歷完全高溫熔融的玻璃基質(zhì)具有相似的元素組合特征，代表了斷裂帶高速摩擦所造成的高溫熔融或流體蝕變的時間(Magloughlinetal., 2001; Di Vincenzoetal., 2004; Zhengetal., 2016b)。假玄武玻璃定年的最大難點在于，盡管在實驗過程中，挑選了較為均勻的玻璃基質(zhì)，但是由于高溫熔融作用的時間極短，因此其內(nèi)部往往含有無法探測到的極微小的未完全熔融的雜質(zhì)(Plattneretal., 2003)，造成了最終混合年齡的形成。本研究所使用的假玄武玻璃中，其石英斑晶表面發(fā)育有蜂巢狀氣孔構(gòu)造(圖5d)，表明經(jīng)歷的高溫熔融溫度>1700℃，這必然引起較低熔點的云母、角閃石和鉀長石等礦物發(fā)生部分或全部釋氣，從而形成了近似鉀長石的Ar擴散域。實際上，目前為止，對于鉀長石和云母擴散域的概念還存在較大爭議(王非等, 2014)。隨著顯微礦物學(xué)研究的不斷深入，目前認(rèn)為階梯式的年齡譜可能與復(fù)雜的礦物微結(jié)構(gòu)(Parsonsetal., 1988)、活化能的非均一分布(Warthoetal., 1999)、非均一分布的微孔等快速擴散通道(Lee, 1995)和不同溫度條件下新生或重結(jié)晶礦物顆粒(Loveraetal., 2002)等因素有關(guān)。但是，這些因素在開展MDD模擬過程中所發(fā)揮的作用有限，往往可以忽略(王非等, 2014)。因此，盡管可能存在內(nèi)部不均一的化學(xué)分布和殘余繼承性的礦物結(jié)構(gòu)，假玄武玻璃的混合年齡圖譜仍能記錄部分以往發(fā)生的地質(zhì)信息。尤其是以往研究已經(jīng)證實，八角廟露頭假玄武玻璃的玻璃基質(zhì)，其最年輕的年齡所獲得的Ca/K和Cl/K比值與經(jīng)歷完全熔融的基質(zhì)區(qū)域一致，代表高溫熔融的形成時期(Zhengetal., 2016b)；而其達(dá)到90%左右主體釋氣時的年齡介于500～590Ma之間，明顯小于其母巖彭灌雜巖體的形成年齡(Yanetal., 2008; Wangetal., 2019b)。因此，本研究中玻璃基質(zhì)的階梯狀上升年齡是受到后期與斷裂帶摩擦熔融和流體蝕變相關(guān)的構(gòu)造事件作用所形成的，具備進(jìn)行熱歷史恢復(fù)的條件。

我們所使用的兩個玻璃基質(zhì)樣品PS04和PS08，前者經(jīng)歷了明顯的后期蝕變，后者露頭較為新鮮(圖4b, e, f)，但都呈現(xiàn)出相似的兩期快速冷卻歷史，符合經(jīng)歷了相同的構(gòu)造地質(zhì)事件。模擬的年齡譜圖與實測年齡譜圖在主要階段基本擬合，存在一定的差異，這主要與樣品中存在活化能的顯著變化有關(guān)(圖7)。相同的程序在鉀長石、云母和假玄武玻璃的熱歷史模擬中均呈現(xiàn)了較好的結(jié)果不僅表明這些物質(zhì)具有記錄熱演化歷史的能力，同時表明MDD模型在具有多擴散域特征礦物中具有廣泛的應(yīng)用潛力。

5.2 映秀-北川斷裂中生代早期的構(gòu)造活動

MDD熱歷史模擬揭示第一期的快速冷卻發(fā)生于230～215Ma之間，冷卻速率為2.8±0.7℃/Myr(圖7)，明顯高于隨后構(gòu)造活動沉寂期的0.1～0.2℃/Myr的冷卻速率(Airaghietal., 2018)。這一期構(gòu)造事件與以往獲得的假玄武玻璃快速摩擦熔融的時間對應(yīng)(Zhengetal., 2016b; 鄭勇等, 2017)，并在龍門山斷裂帶內(nèi)廣泛記錄(鄭勇等, 2018)。在龍門山中部，同化雜巖體內(nèi)部Ar擴散的數(shù)值模擬分析結(jié)果和褐簾石U-Th/Pb記錄了一期角閃巖相變質(zhì)作用發(fā)生于220～200Ma(Airaghietal., 2018)；龍門山北部青川-平武斷裂帶白云母年齡揭示了該斷裂早期的活動啟動于237～222Ma之間(Yanetal., 2011)。此外，印支造山運動初期，伴隨著華北、華南和羌塘地塊的匯聚，古特提斯洋逐漸消亡。因此，這一時期的斷裂活動還伴隨有沿縫合帶生成的一系列埃達(dá)克型或島弧型花崗巖(Rogeretal., 2004)。在四川前陸盆地西緣的中晚三疊統(tǒng)沉積地層中，位于龍門山斷裂帶以西和內(nèi)部的松潘-甘孜變質(zhì)沉積巖巖屑和碳酸鹽巖屑開始大量涌現(xiàn)(Lietal., 2014b)，并最早記錄了與地震活動有關(guān)的軟沉積物變形(喬秀夫等, 2012; Zhengetal., 2016b)，表明伴隨著映秀-北川斷裂的形成和早期活動，龍門山斷裂帶發(fā)生了強烈的隆升去頂。結(jié)合松潘-甘孜在這一時期的構(gòu)造變形，揭示了整個青藏高原東部在中-晚三疊世統(tǒng)一的褶皺縮短作用(Worley and Wilson, 1996; Huangetal., 2003)。除斷裂活動外，這一時期的構(gòu)造運動還具有多種構(gòu)造樣式，包括中等閉合褶皺(F1)、間隔劈理(S1)、礦物線理(L1)等(Yanetal., 2011)。以往研究顯示，區(qū)域內(nèi)的F1和S1可以追溯到基底滑脫帶。從上覆復(fù)理石沉積蓋層至滑脫層，盡管F1表現(xiàn)出了同軸褶皺的特征，但L1的產(chǎn)狀由近垂直逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槠叫杏贔1軸向，可能反映了由純剪切控制的構(gòu)造縮短到簡單剪切形變的轉(zhuǎn)變(Harrowfield and Wilson, 2005)。

自～180Ma開始，進(jìn)入第二階段的快速冷卻，冷卻速率達(dá)到3.8±1.5℃/Myr，與以往通過礦物組合所獲得的～4.5℃/Myr的冷卻速率一致(Rogeretal., 2004)。這一時期的熱歷史演化不僅被受后期蝕變影響的褐紅色假玄武玻璃樣品的最年輕40Ar/39Ar年齡所直接記錄(表1、圖6)，還普遍記錄于假玄武玻璃內(nèi)部新蝕變生成的黏土礦物和最年輕的鋯石裂變徑跡中(Zhengetal., 2016b)，表明經(jīng)歷了較為強烈的流體作用。此外，后山汶川-茂縣斷裂在這一時期經(jīng)歷了最為普遍的韌性變形。白云母、黑云母、絹云母40Ar/39Ar年齡和褐簾石U-Th/Pb年齡揭示這一期構(gòu)造活動起始時間介于197～174Ma(Airaghietal., 2018; Yanetal., 2011, 2018)，持續(xù)至～160Ma，并具有4.5±0.5℃/Myr的冷卻速率，與本研究所獲得的結(jié)果在誤差范圍內(nèi)一致。這一時期的軟沉積物變形反復(fù)出現(xiàn)(喬秀夫等, 2012; Zhengetal., 2016b)，表明由斷裂活動引發(fā)的大地震反復(fù)發(fā)生。與第一階段的構(gòu)造事件不同，這一階段伴隨有松潘-甘孜地體分布最為廣泛的高鉀鈣堿性花崗巖巖漿活動(Yuanetal., 2010)，可能與巖石圈底部的破裂和拆沉有關(guān)，也可能伴隨有俯沖板片的回撤(de Sigoyeretal., 2014)。構(gòu)造變形也由D1的強烈構(gòu)造縮短轉(zhuǎn)變?yōu)镈2的伸展構(gòu)造變形，伴隨有早侏羅世地塹的生成(Burchfieletal., 1995; 劉鶴等, 2008; Yanetal., 2011, 2018)。以往研究證實，D2期的構(gòu)造運動不僅引起了松潘-甘孜地體東緣的廣泛韌性形變(Yanetal., 2011, 2018)，具有方向性的礦物線理、S-C組構(gòu)、平臥褶皺、鞘褶皺、A型褶皺和黃鐵礦壓力影等次級構(gòu)造，還引起了侏羅紀(jì)時期龍門山山前一系列飛來峰的就位和巨厚的類磨拉石堆積(Zhengetal., 2014; 鄭勇等, 2018)。

綜上所述，伴隨著印支期古特提斯洋的逐漸閉合，華南、華北和羌塘地塊碰撞匯聚，引起了松潘-甘孜地體內(nèi)部三疊系復(fù)理石沉積廣泛的D1褶皺及縮短變形(Huangetal., 2003; Rogeretal., 2004; Harrowfield and Wilson, 2005; Yanetal., 2011)。映秀-北川斷裂帶在此過程中形成，伴隨地殼的顯著增厚開始強烈逆沖活動，形成了中生代第一階段的快速冷卻(圖7)。隨著D1期構(gòu)造縮短引起區(qū)域地殼的不斷增厚，重力不穩(wěn)等因素最終導(dǎo)致增厚地殼的垮塌，并在區(qū)域內(nèi)形成了伸展環(huán)境。D2期的伸展垮塌不僅引起了松潘-甘孜東緣古生代地層的普遍缺失，同時在龍門山山前廣泛出露的飛來峰和類磨拉石堆積表明這一期的活動伴隨有大規(guī)模的剝蝕(Zhengetal., 2014)，形成了本研究中第二階段的快速冷卻。

5.3 ～13Ma的斷裂活動所引起的區(qū)域隆升

在通過低溫?zé)崮甏鷮W(xué)手段揭示山體隆升時間和速率的相關(guān)研究中，最為理想的結(jié)果是在建立的年齡-高程剖面中出現(xiàn)有斜率的拐點(Gallagheretal., 2005; Fitzgerald and Malusà, 2019)，從而直接限定快速冷卻事件的啟動時間。構(gòu)成拐點高度以下斜率的樣品往往具有較長的平均徑跡長度，較為年輕的年齡且年齡較為接近，而在拐點之上的樣品往往具有較老的年齡，較大的年齡差構(gòu)成了較為平緩的斜率，代表了以往部分退火帶所在的區(qū)域。因此，拐點的時代代表了快速冷卻或剝蝕的啟動時間，而拐點上下樣品構(gòu)成的斜率則代表了快速冷卻事件前后的冷卻速率，進(jìn)而可以計算對應(yīng)的剝蝕速率和剝蝕量。以往龍門山斷裂帶較為完整的年齡-高程剖面主要建立在南段，寶興雜巖附近，獲得的拐點年齡為～10Ma(Lietal., 2012; Tianetal., 2013)。龍門山中部由于以往研究結(jié)果并未完整穿過映秀-北川斷裂帶，因此，快速冷卻事件的起始時間多是通過熱歷史恢復(fù)獲得的，結(jié)果介于15～10Ma之間(Kirbyetal., 2002; Wangetal., 2012)。本研究通過對映秀-北川斷裂帶內(nèi)斷裂巖的磷灰石裂變徑跡定年，并結(jié)合以往上下盤兩側(cè)的結(jié)果建立了較為完整的年齡-高程剖面(圖8)。結(jié)果顯示拐點出現(xiàn)在～1100m的海拔高度附近，對應(yīng)映秀-北川斷裂帶地表出露的位置。這直接證實映秀-北川斷裂帶的斷裂活動在中中新世以來龍門山的隆升過程中發(fā)揮了重要作用。結(jié)合本研究中獲得的磷灰石裂變徑跡年齡，這一拐點的年齡確定為～13Ma。這一結(jié)果與通過全高程冷卻歷史模擬(圖9a)和單樣品冷卻歷史模擬的結(jié)果一致(圖9c)，略大于龍門山斷裂帶南段獲得的拐點年齡(Lietal., 2012; Tianetal., 2013)，暗示可能存在向南變年輕的趨勢。

通過全高程剖面模擬(圖9)，我們獲得了新生代以來兩階段的快速冷卻事件，分別發(fā)生于30～25Ma和～13Ma以來，對應(yīng)的冷卻速率分別為～30℃/Myr和～7℃/Myr。這與以往通過年齡-高程剖面直接測得的結(jié)果基本一致(Wangetal., 2012; Tanetal., 2017; Furlongetal., 2021)。根據(jù)映秀-北川斷裂帶連續(xù)多年測井獲得的現(xiàn)今地溫梯度～20℃/km(Lietal., 2015; Zhengetal., 2016a)，可以將這兩期的冷卻速率轉(zhuǎn)變?yōu)閯兾g速率，結(jié)果分別為～1500m/Myr和～350m/Myr。顯然，與以往結(jié)果相比，前者遠(yuǎn)大于以往通過年齡-高程模擬恢復(fù)的～800m/Myr的剝蝕速率，而后者與以往結(jié)果一致(Wangetal., 2012; Furlongetal., 2021)。這是因為進(jìn)入中中新世以來的地溫梯度發(fā)生了明顯的變化。鑒于此，我們通過Willett and Brandon (2013)的程序，分別利用20～30℃/km和20～25℃/km的地溫梯度，對兩個階段的剝蝕速率進(jìn)行了恢復(fù)。所獲得的結(jié)果分別介于700～980m/Myr和340～480/Myr之間(圖10a, b)，與以往結(jié)果一致。青藏高原廣泛的后碰撞巖漿作用揭示出晚漸新世至中中新世區(qū)域加厚的巖石圈很可能經(jīng)歷了拆沉和底部熔融(Chungetal., 2005)。與現(xiàn)今龍門山地區(qū)海拔高度的突變相似，橫穿龍門山還存在有大地?zé)崃髦档募眲∽兓?Zhengetal., 2016a)。根據(jù)遠(yuǎn)震P波的分析結(jié)果，龍門山超過30km的深部存在有0.34～0.36的高泊松比異常，表明深部地殼結(jié)構(gòu)受到上涌熱流的強烈影響(Owens and Zandt, 1997)。密集臺震地震剖面顯示，自四川盆地至青藏高原東部，莫霍面深度升高了～20km，而巖石圈和軟流圈邊界(LAB)突降了～50km(Zhangetal., 2010)。松潘-甘孜地體下地殼的低P波速率表明通常由榴輝巖質(zhì)或鎂鐵質(zhì)構(gòu)成的下地殼消失了。這些結(jié)果均表明青藏高原東緣存在有非常薄的巖石圈地幔。由此，我們推測地溫梯度的明顯降低可能暗示了龍門山地區(qū)在中中新世以來經(jīng)歷了巖石圈的減薄或底部的熱烘烤，表明兩階段的構(gòu)造事件可能存在動力機制上的重大轉(zhuǎn)變。

圖10 不同地溫梯度條件下AFT推算出的剝蝕速率

6 結(jié)論

映秀-北川斷裂帶是2008年汶川MW7.9地震的發(fā)震斷裂，在虹口鄉(xiāng)八角廟形成了～240m寬的地表露頭，出露有斷層泥、斷層角礫和假玄武玻璃等斷裂巖。本研究首次嘗試對假玄武玻璃的40Ar/39Ar年齡開展MDD模擬分析，并測定了斷層角礫的AFT時代。結(jié)合區(qū)域內(nèi)以往低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果，我們得到以下認(rèn)識：

(1)與鉀長石相似，假玄武玻璃的40Ar/39Ar年齡譜也呈現(xiàn)出階梯上升的趨勢，可能存在多重擴散域特征，具備開展MDD模擬的潛在可能。

(2)新鮮假玄武玻璃和經(jīng)后期流體蝕變假玄武玻璃的MDD模擬結(jié)果均揭示出中生代兩階段的快速冷卻過程：第一階段的快速冷卻發(fā)生于230～215Ma之間，冷卻速率為2.8±0.7℃/Myr，代表假玄武玻璃的初始熔融時間，對應(yīng)整個青藏高原東部在中-晚三疊世統(tǒng)一的褶皺縮短時期；第二階段的快速冷卻起始于～180Ma，冷卻速率達(dá)到3.8±1.5℃/Myr，代表褐紅色假玄武玻璃經(jīng)歷強烈流體作用的時間，對應(yīng)地殼縮短增厚后的伸展垮塌時期。

(3)綜合本研究最新獲得的映秀-北川斷裂帶AFT年齡和上、下盤的已有結(jié)果，龍門山中段的拐點年齡被限定在～13Ma，對應(yīng)于映秀-北川斷裂帶的出露位置，表明斷裂活動在龍門山造山過程中發(fā)揮了重要作用。熱歷史恢復(fù)顯示伴隨著龍門山斷裂帶分別在30～25Ma和～13Ma以來經(jīng)歷的快速剝蝕，區(qū)域地溫梯度由20～30℃/km降低至20～25℃/km，表明兩期次的構(gòu)造事件可能存在動力學(xué)機制上的重大轉(zhuǎn)變。

致謝感謝兩位評閱人對本文提出的寶貴修改意見；中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所孫知明研究員、趙越工程師和曹勇博士幫助完成了野外樣品采集；魏金川和施彬博士幫助完成了薄片制備和掃描電鏡觀測；在此一并表示衷心感謝。