龍門山地區(qū)晚三疊世構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的古地震事件與沉積事件

龍門山是青藏高原東部的一條邊境山脈，已成為地質(zhì)調(diào)查的熱點(diǎn)。晚三疊世印支造山旋回的大陸動(dòng)力學(xué)作用是龍門山的誕生與孕育階段,松潘-甘孜造山帶東南緣與揚(yáng)子板塊發(fā)生陸內(nèi)俯沖導(dǎo)致四川西部形成前陸盆地(羅志立,1991;許志琴等,1992,2007,2011;劉樹根,1993;劉樹根等,1995,2003;鄧起東等,1994;Dirkeetal,1994;Burchfieletal,1995;LiYongetal,2003;李勇等,2006,2010;HarrowfieldandWilson,2005;鄧康齡,2007;王二七和孟慶任,2008;鄧兵等,2010;Rogeretal,2008a,2008b;魯人齊等,2010;李智武等,2010)。印支期松潘-甘孜地體與揚(yáng)子板塊碰撞、俯沖過(guò)程中有一系列的事件:構(gòu)造事件、沉積事件、巖漿事件、變質(zhì)事件,同時(shí)伴隨強(qiáng)地震事件。但是在龍門山地區(qū)地學(xué)研究眾多文獻(xiàn)中尚未看到與中、新生代有關(guān)的古地震記錄報(bào)導(dǎo),成為龍門山地區(qū)地學(xué)研究中的空白領(lǐng)域。作者于2009,2010年期間考察了龍門山前陸盆地,在中、新生界發(fā)現(xiàn)大量地震成因的軟沉積物變形,晚三疊世地震觸發(fā)的軟沉積物變形包括了各種塑性變形、液化變形以及地震與重力作用下的變形(圖1),本文專門討論晚三疊世的軟沉積物變形(震積巖),這些變形可能記錄了松潘–甘孜地體與揚(yáng)子板塊在印支期的造陸、造山過(guò)程與川西前陸盆地的形成。1諾利期至瑞替期龍門山由三條逆沖斷裂組成(圖1),由西向東分別為汶川-茂縣斷裂(后山斷裂)、映秀-北川斷裂(中央斷裂)及灌縣-安縣斷裂,即前山斷裂(李勇等,2006;李海兵等,2009)。汶川-茂縣斷裂被認(rèn)為系時(shí)代較老斷裂,即晚三疊世松潘-甘孜褶皺帶左旋走滑逆沖于揚(yáng)子板塊的界線痕跡(劉樹根,1993;HarrowfiedandWilson,2005;王二七等,2008;王國(guó)芝等,2008;魯人齊等,2010;李智武等,2010)。汶川-茂縣斷裂與映秀-北川斷裂之間為元古代彭灌雜巖;不變質(zhì)的上三疊統(tǒng)分布于映秀-北川斷裂之東。上三疊統(tǒng)包括馬鞍塘組、小塘子組與須家河組。廣元須家河地區(qū)是須家河組建組的剖面(圖2),剖面記錄了從諾利期至瑞替期沉積環(huán)境與古構(gòu)造變化。小塘子組不整合覆于安尼期雷口坡組之上,剖面缺失了卡尼期的馬鞍塘組,小塘子組以中粒砂巖與粉砂巖為主,夾有薄層泥質(zhì)巖。剖面No2層(圖2)細(xì)粒石英砂巖分選極好,95%為石英顆粒,粘土雜基極少,是一個(gè)經(jīng)長(zhǎng)期海浪篩選的沙壩沙體。小塘子組巖性與垂向序列顯示由沙壩沙障壁的淡化內(nèi)陸海沉積特征(參閱圖23下圖)。須家河組被劃分為6個(gè)巖性段,在四川西部須家河組第六段缺失,第一段即小塘子組海相層。本文將須家河組2~5個(gè)巖性段歸并為兩個(gè)亞組,下亞組是一個(gè)海陸交替至陸相湖沼為主的含煤系沉積,相當(dāng)于第二段與第三段;(圖2No10-No16);上亞組以礫巖為主,山前沖積扇-河流體系,相當(dāng)于第四段與第五段,(圖2No17)。上亞組的沖積扇由泥巖或粉砂巖組成扇的遠(yuǎn)端;分選不好的中-細(xì)粒巖屑砂巖構(gòu)成扇的中部;扇的根部為礫巖,礫石主要為灰?guī)r與少量石英砂巖,偶見燧石,礫石呈疊瓦狀排列。剖面總共出現(xiàn)9個(gè)向上變粗的沖積扇組合。對(duì)圖2No17層第3,4兩個(gè)沖積扇根部礫巖層礫石平面傾向的測(cè)量(60個(gè)),顯示NE-NNE古流向,指示當(dāng)時(shí)古山脈近SN走向。須家河上亞組沖積扇沉積被上覆早侏羅世白田壩組角度不整合覆蓋,在龍門山前陸盆地的大部地區(qū)上亞組被剝蝕而未全部保存下來(lái),只剩余底部礫巖(圖2,3),我們無(wú)法依據(jù)殘留的山前扇系統(tǒng)的沉積厚度估計(jì)當(dāng)時(shí)山脈的高度。須家河組上亞組殘留的進(jìn)積型山前扇系統(tǒng)標(biāo)志松潘-甘孜造山帶對(duì)四川西部多次逆沖走滑形成松潘-甘孜山(SN向山),造就了作為山脈的川西前陸盆地(參閱圖23上圖)。小塘子組及須家河下亞組砂巖物源研究結(jié)果,表明在川西前陸盆地其物源主要來(lái)自西部龍門山隆起及北部的米倉(cāng)山-大巴山隆起區(qū)(姜在興等,2007);依據(jù)都江堰地區(qū)須家河下亞組砂巖中碎屑鋯石年代學(xué)研究,證實(shí)其物源同樣來(lái)自西部松潘-甘孜的再旋回沉積(鄧飛等,2008;Weislogeletal,2006)以及什邡地區(qū)下亞組砂巖的古流向NE74°(林良彪等,2006)地質(zhì)記錄,須家河下亞組應(yīng)已開始作為松潘-甘孜地體的前陸盆地中河流、湖泊沉積物,但從沉積學(xué)角度觀察,早瑞替期的松潘-甘孜地體僅僅是一個(gè)近NS向的高地而非高山(參閱圖23中圖)。2中、晚三疊世軟沉積物的變形特征2.1重力參與變形變形地質(zhì)地震震級(jí)Ms>5可以觸發(fā)未固結(jié)的含水的細(xì)粒沉積物(0.02~1mm粒徑)在原地發(fā)生變形(震積巖),可分為塑性變形與液化變形兩個(gè)基本類型,其中包括重力參與下的變形(圖4)。中晚三疊世軟沉積物變形廣布于龍門山前陸盆地,北起石元馬鞍塘南至天全沙坪近400余km均可被追蹤(圖1),賦存層位為雷口坡組、小塘子組及須家河組(圖5,6),它們是印支期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)伴生的突變事件。2.2地震反應(yīng)和上伏粗粒層組雷口坡組灰?guī)r的軟沉積物變形有兩種類型,液化角礫灰?guī)r與負(fù)載(load)構(gòu)造。負(fù)載構(gòu)造是上覆較粗粒沉積物向下陷落至下伏較細(xì)沉積物中的一種構(gòu)造,圖7給出了負(fù)載構(gòu)造成因機(jī)制(Morettietal,2002;喬秀夫等,2008;喬秀夫和李海兵,2009)。軟沉積物狀態(tài)下,上覆層顆粒粗、密度相對(duì)高,下伏層顆粒細(xì)、密度相對(duì)低,造成反向密度梯度,上覆粗粒層成為一個(gè)不穩(wěn)定的重力系統(tǒng)。在強(qiáng)地震產(chǎn)生的水平振動(dòng)搖晃下,密度大的單元下陷落入細(xì)粒(密度低)沉積物中形成向下突出的構(gòu)造。負(fù)載脫離母巖層完全陷入下伏層內(nèi)成球-枕構(gòu)造(ball-andpillow)。負(fù)載與球-枕構(gòu)造已被成功地模擬(Kuenen,1958;Morrettietal,1999),并解釋為地震觸發(fā)成因。球-枕的堆積層稱作枕狀層(pillowbeds)。雷口坡組灰?guī)r的負(fù)載構(gòu)造賦存于雷口坡組頂部中層灰?guī)r中,由于采石大面積出露便于從三度空間進(jìn)行研究(圖8)。負(fù)載體寬度多在2~3cm之間,厚(長(zhǎng))1~1.5cm,某些層內(nèi)的負(fù)載體可達(dá)20cm寬,5~10cm厚。表1給出上覆及下伏灰?guī)r組分與粒徑,粗粒的粉晶灰?guī)r在地震與重力作用下向下沉陷落于下伏較細(xì)的泥晶灰?guī)r中,形成機(jī)制與圖7完全一致。雷口坡組軟沉積物變形是228Ma龍門山地區(qū)造陸抬升海退時(shí)伴隨的地震產(chǎn)物(圖5)。2.3變形類型及古環(huán)境沿龍門山前陸北起江油南至都江堰小塘子組出露區(qū)軟沉積物變形構(gòu)造均可被追蹤(圖1,5,6),主要變形類型為:球-枕、枕狀層、卷曲變形與液化角礫巖,地震發(fā)震的古環(huán)境為淺海細(xì)砂巖及粉砂巖層。2.3.1球-睡眠構(gòu)造重點(diǎn)討論什邡燕子巖剖面(圖5No12及No17)中變形。No12層的球-枕構(gòu)造。No12層為砂巖球-枕層,層厚2m,球-枕為細(xì)砂巖,賦存球-枕圍巖為黑色細(xì)粉砂巖,球-枕約占巖層2%±,宏觀露頭可見扁球體零散分布于粉砂巖不同部位中;砂巖球-枕長(zhǎng)軸一般為12~13cm,短軸10~8cm,球-枕的母巖層細(xì)砂巖僅保留30~35cm,頂面平整而底層面起伏不平(圖9)。對(duì)球-枕、球-枕母巖、球-枕的圍巖巖石學(xué)研究進(jìn)一步證實(shí)三者的關(guān)系與成因聯(lián)系(圖10,表2):(1)球-枕(編號(hào)920-2b)與上覆30cm厚的砂巖(編號(hào)920-2a)的組分、粒徑、顆粒形狀完全一致,表明二者的來(lái)緣關(guān)系,即同一層;(2)球-枕圍巖(編號(hào)920-2c)與球-枕及球–枕母巖層組分有區(qū)別,粘土礦物增加,最鮮明特點(diǎn)是顆粒粒徑較小;(3)從產(chǎn)狀及巖性排除結(jié)核成因;(4)巖石學(xué)與宏觀地質(zhì)體研究提供了細(xì)粒巖屑砂巖球-枕(920-2b)為細(xì)粒巖屑砂巖(920-2a)下沉陷落入下伏細(xì)粉砂巖(920-2c)中的構(gòu)造;(5)母巖層(920-2a)底面的起伏可解釋為沙層下沉陷落,負(fù)載構(gòu)造脫離母巖時(shí)殘留的構(gòu)造。小塘子組No12中的球-枕體與圖7成因機(jī)制完全一致。No17層的球-枕構(gòu)造(圖5,11)。球-枕為鈣質(zhì)細(xì)砂巖,風(fēng)化后顯黃褐色,主體形態(tài)為橢球體,長(zhǎng)軸約13~15cm,短軸10cm左右,球-枕內(nèi)部為同心圈紋層。球-枕的圍巖為細(xì)粉砂巖,球-枕占整個(gè)巖層體積的50%左右,露頭上球-枕呈顯突出的球體與橢球體,球-枕的母巖層已完全消失(圖11)。No17具球枕構(gòu)造的粉砂巖層厚約2.4m,依球-枕體積占整個(gè)粉砂巖層體積的1/2估算,球-枕原始母巖層為厚約1.2m左右的細(xì)沙層。強(qiáng)地震作用下中厚層的細(xì)沙層全部以球體形態(tài)下沉陷落于下伏的細(xì)粉沙層中,母巖層消失而下伏粉沙層也轉(zhuǎn)化為一個(gè)新的具球體的粉砂巖層。與No12球-枕構(gòu)造層相比較,No12層球-枕層所代表的地震事件,古地震發(fā)震延續(xù)時(shí)間相對(duì)較短,沙層部分下沉陷落而母巖層仍能保留,而No17層球-枕構(gòu)造層則代表了一次發(fā)震延續(xù)時(shí)間相當(dāng)長(zhǎng),能有充分時(shí)間使得母巖層全部向下伏層下沉陷落而完全消失。No17層的枕狀層(圖12)。小塘子組枕狀層位于前述No17球-枕構(gòu)造層之下,厚約1.5m。這是一個(gè)由鈣質(zhì)粉砂巖組成的大型橢球體堆積的巖層,枕狀體的圍巖也為鈣質(zhì)粉砂巖。枕體長(zhǎng)軸多數(shù)為20cm,個(gè)別巨型枕體長(zhǎng)軸可達(dá)70cm。枕體與枕體之間相緊鄰,枕狀體幾乎占整個(gè)巖層體積的90%。圖12枕狀層依傳統(tǒng)觀點(diǎn)極易被解釋為球形風(fēng)化。本文解釋為強(qiáng)地震振動(dòng)下沙層在原地形成的構(gòu)造:1、所研究的剖面同樣巖性的砂巖層中不發(fā)育節(jié)理,惟獨(dú)枕狀層砂巖具不同方向的裂隙,可以排除后期沿節(jié)理的風(fēng)化;2、從枕體扁橢球與密集相鄰的產(chǎn)狀與一般球形風(fēng)化有別;3、枕狀體之間有待研究的液化粉砂脈;4、由于枕狀體與圍巖巖性一致,均為細(xì)粉砂巖,二者從組分,含量,粒徑,填隙物均完全一致(圖12),因而不能用圖7負(fù)載體下沉堆積解釋。枕狀層有兩種形成機(jī)制,一種是圖7所示由于沙層反密度梯度,上覆沙層向下伏沙層陷落堆積為枕狀層;另一機(jī)制為沙層在原地由于地震振動(dòng)、搖晃,沙層破裂成枕狀層(RoepandEvents,1992);No17層枕狀層成因機(jī)制應(yīng)為后者。No17層頂部的卷曲變形(convolute)(圖13)。卷曲變形位于什邡地區(qū)燕子巖,彭州新興鄉(xiāng)梅子嶺小塘子組的剖面中(圖5,6)。卷曲變形巖性為紋層粉砂巖,變形層厚30~40cm,夾于上覆及下伏不變質(zhì)的紋層砂巖中,為一種水塑性變形層,No17層的卷曲變形伴隨有微弱的液化變形現(xiàn)象。2.3.2液化角礫巖組液化角礫巖是小塘子組突出的軟沉積物變形層,計(jì)有三層液化角礫巖,北起什邡經(jīng)彭州袁家坪、南至新興鄉(xiāng)果木溝、梅子嶺及龍槽溝穩(wěn)定分布(圖1,5,14),中國(guó)地質(zhì)學(xué)家在1∶5萬(wàn)比例尺區(qū)域地質(zhì)調(diào)查與制圖中一直將其作為須家河組一段(小塘子組)地層對(duì)比的標(biāo)志層,但并未解釋其成因。小塘子組液化角礫巖的礫石為黑色鈣質(zhì)粉砂巖,呈顯各種不規(guī)則形態(tài),如港灣狀、新月形、多棱角等奇特形狀,與經(jīng)搬運(yùn)或淺灘海水沖洗礫石完全不同;礫石間為細(xì)砂巖充填,砂巖具清楚的液化流動(dòng)穿刺特征(圖14)。圖15C給出小塘子組液化角礫巖形成機(jī)制:原巖為未固結(jié)富含水的薄層細(xì)粒沙層與鈣質(zhì)膠結(jié)粉沙層的互層,地震觸發(fā)互層中的細(xì)粒沙層液化順層流動(dòng),同時(shí)穿刺上覆與下伏黑色鈣質(zhì)粉沙層,原始互層結(jié)構(gòu)被破壞,在原地轉(zhuǎn)化為新的巖層———液化角礫巖層。液化角礫巖一直受到地質(zhì)學(xué)家關(guān)注,Plaziat等(1990),GuiraudandPlaziat(1993)很早就分別描述了紅海裂谷古近系-新近系及尼日利亞白堊紀(jì)拉分盆地交錯(cuò)層砂巖中地震成因的液化角礫巖。喬秀夫等(2001,2002,2006,2011)對(duì)碳酸鹽巖液化角礫巖與砂巖液化角礫巖作了地震成因的討論。液化角礫巖是強(qiáng)地震液化的產(chǎn)物。小塘子組3個(gè)液化角礫巖層有其形成的有利條件:(1)淺海環(huán)境,富含水的沙層互層;(2)細(xì)粒石英沙的粒徑在可被液化的范圍內(nèi);(3)細(xì)沙層中粘土填充物少,比較純凈有利于液化;(4)諾利期龍門山地區(qū)有頻繁的強(qiáng)地震。2.4復(fù)合變形層結(jié)構(gòu)須家河下亞組中發(fā)現(xiàn)已被識(shí)別的軟沉積物變形有:負(fù)載、球-枕、枕狀層、液化卷曲變形、軟布丁、液化滴狀體(droplet)、液化均一層(homogenized)、與液化底劈(diapir)等,并組成各種復(fù)合變形層。分布范圍北起什邡南達(dá)天全(圖1,5)。2.4.1天全沙坪剖面負(fù)載:須家河下亞組的負(fù)載構(gòu)造均系大型,呈袋狀、球狀、新月形、長(zhǎng)條狀等,巖性為鈣質(zhì)膠結(jié)粉砂巖,下沉陷落于下伏泥層使之成火焰狀構(gòu)造向上覆層擠入侵位(圖16)。枕狀層:天全沙坪剖面(圖5No4,No6,No10)枕狀層的球-枕與枕體均為直徑大的大型枕體,大者可達(dá)1m,一般在25cm;枕體為粉砂巖。被綠色泥質(zhì)粉砂巖層包裹(圖17)。這是一種較厚的上覆沙層與下伏較薄的泥質(zhì)粉砂層在地震時(shí)產(chǎn)生的響應(yīng)。較厚沙層以球體形式直接下陷落入薄的綠色泥質(zhì)粉沙層中而被包圍。巨型負(fù)載與枕體為地震觸發(fā)而非超負(fù)荷作用形成(MorettiandSabato,2007)。2.4.2巖石學(xué)和地震資料軟布丁與卷曲變形是須家河下亞組湖相紋層沙層中的地震變形層。薄層未固結(jié)沙層在拉張應(yīng)力下的構(gòu)造,形成的力學(xué)機(jī)制與布丁構(gòu)造相同,由于系軟沉積物,布丁的兩端被一組剪切力斷開后可被拉伸的很長(zhǎng)、很細(xì)(圖18b)。紋層卷曲變形褶皺的軸面無(wú)優(yōu)選方位,可排除滑坡變形成因,圖18c1.2m厚的砂巖中自下而上有紋層卷曲變形、沙波拉伸變形與液化均一層變形等4次古地震記錄,它們是在湖泊水平沙層中原地的變形。沙波塑性卷曲變形中同時(shí)具明顯的張應(yīng)力,沙波被拉斷兩端變得很細(xì)、很尖(圖18d記號(hào)筆所指)。圖18提供了沉積物原地塑性變形并疊加地震拉伸應(yīng)力的變形。2.4.3底財(cái)產(chǎn)狀態(tài)下沙層上升特性須家河下亞組中已被識(shí)別的砂巖液化底劈構(gòu)造位于下亞組中上部,它們共同特點(diǎn)是底劈體的核部無(wú)圍巖捕擄體,反映地震時(shí)輸入的能量較弱(圖19)。底劈沙體向上侵位穿刺上覆層形成復(fù)合變形組合(multilayercomplex),圖20砂巖層厚50cm,記錄了一次強(qiáng)地震誘發(fā)的復(fù)合變形:沙層塑性卷曲變形(1),之后底部粉沙層液化底劈(2)向上穿越沙層至當(dāng)時(shí)地表成液化均一層(4);與液化底劈同時(shí),沙層向上方向侵位成液化砂巖脈(3);液化作用停止,沙層內(nèi)失水體積壓縮,層內(nèi)沙粒重新排列調(diào)整導(dǎo)致沙層上部形成小型粒序斷層(5)。2.4.4滴狀體面向大氣滴狀體為沙層強(qiáng)液化作用向?qū)觾?nèi)下方垂直移位的變形,似水滴體的立體形態(tài),與之同時(shí)向?qū)拥纳戏酱怪币夯纬慑F形體(Owen,1995;喬秀夫和郭憲璞,2011)。天全沙坪須家河下亞組中,在30cm厚的粉砂巖層內(nèi),沿走向50cm范圍內(nèi)可出現(xiàn)4~5個(gè)滴狀體,滴狀體垂直方向伸長(zhǎng)10~5cm不等,直徑3~1.5cm;滴狀體內(nèi)部沙層平行于水滴外形;滴狀體之上為向上液化的一個(gè)巨型錐形體(圖21)。與滴狀體共生并位于變形砂巖底部為液化卷曲變形,相當(dāng)于具液化作用的混滑層(mixedlayers)的下部單元(Rodriguze-Pascua等,2000)。滴狀體形成機(jī)制為:沙層向下伏層液化,下伏層同時(shí)也為液化作用層(圖21中的液化卷曲變形),由于下伏層液化,它的體積密度與剪切力急劇降低,方能允許上覆沙層向下液化下沉。液化卷曲變形與滴狀體構(gòu)成復(fù)合變形組合,它們代表一次強(qiáng)地震發(fā)生時(shí)沙層上部與下部產(chǎn)生的不同類型的液化復(fù)合變形。2.5強(qiáng)地震記錄與山?jīng)_扇系統(tǒng)由于侏羅紀(jì)前的剝蝕作用,上亞組中的強(qiáng)地震記錄與山前沖積扇系統(tǒng)在大多地區(qū)已不被保留。古地震記錄僅在石元地區(qū)被發(fā)現(xiàn)為大型負(fù)載構(gòu)造(圖22)。2.6須家河組砂巖震裂裂作用天全沙坪地區(qū)侏羅系白天壩組與三疊系須家河組的角度不整合剖面,記錄了三疊紀(jì)末的造山作用與地震響應(yīng)(圖3下圖)。須家河組剝蝕面發(fā)育的紅土型含鐵砂巖貫入下伏被地震震裂的須家河組砂巖的裂隙中,深度可達(dá)30~40cm。沿砂巖震裂裂縫,薄層細(xì)粉砂層液化垂直侵位,成液化粉砂巖脈。震裂角礫巖、液化脈與液化角礫巖均系三疊紀(jì)末造山的地震響應(yīng)。須家河上亞組軟沉積變形(圖22)與圖3剖面是目前龍門山地區(qū)保留與被識(shí)別的造山地震記錄。3討論3.1巖石區(qū)的構(gòu)造背景龍門山地區(qū)中三疊世雷口坡組,晚三疊世小塘子組、須家河組豐富的軟沉積物變形反應(yīng)這個(gè)地區(qū)晚三疊世曾有過(guò)強(qiáng)烈與頻繁的地震斷裂構(gòu)造活動(dòng)并觸發(fā)未固結(jié)沉積物變形。古地震記錄與沉積事件結(jié)合分析,能從另一思維角度提供解釋與追溯晚三疊世的大陸動(dòng)力作用過(guò)程。圖23左圖系依須家河組中碎屑鋯石研究而恢復(fù)的古水系分布,揭示須家河組物源、松潘甘孜地體與川西前陸盆地在構(gòu)造古地理和沉積方面的聯(lián)系(鄧飛等,2008),右圖為本文的構(gòu)造解釋與古地震響應(yīng)。諾利期(216~204Ma)以小塘子組沉積為代表,一個(gè)由障壁島阻隔與外海相連通的內(nèi)陸淺海,障壁島由前三疊系基底巖石與沿岸流石英沙構(gòu)成。障壁島以西為松潘-甘孜外海,充填大量濁流沉積物。小塘子組多個(gè)層位中地震成因軟沉積物變形(圖5),提供了松潘-甘孜地體與揚(yáng)子板塊開始斷裂(王二七等,2001;王二七與孟慶任,2008)的古地震證據(jù),斷裂位于障壁島外側(cè),這條邊界斷裂也即之后的汶川-茂縣斷裂(WMF)。早瑞替期(204~199Ma)以須家河下亞組為代表,小塘子組已轉(zhuǎn)變?yōu)楹?須家河湖)與沼澤,一個(gè)向上變淺的含煤的沉積序列(圖2)。由于須家河下亞組中砂巖的物源來(lái)自西部松潘-甘孜地體(鄧飛等,2008)。顯示松潘-甘孜外海沿障壁島已隆起成近NS方向高地(砂巖古流向NE74°,林良彪,2006),須家河下亞組的湖沼-河流沉積成為松潘-甘孜高地的前陸盆地充填物,是一個(gè)缺少山前扇沉積系統(tǒng)的前陸盆地。揚(yáng)子板塊西緣沿邊界斷裂開始向松潘-甘孜地體俯沖是小塘子海造陸隆起消失與這個(gè)時(shí)期古地震頻繁發(fā)生的原因。晚瑞替期(199Ma)以須家河上亞組山前沖積扇礫巖為代表,古流向NE(圖2)。松潘-甘孜地體左旋走滑逆沖于揚(yáng)子板塊之上,松潘-甘孜外海消失,(鄧康齡,2007;王二七等,2001)褶皺成山(NNE走向),形成具山前沖積扇系統(tǒng)的松潘-甘孜造山帶與川西前陸盆地,二者的邊界即現(xiàn)今的茂-汶斷裂。諾利期與早瑞替期古水系消失,松潘甘孜造山帶發(fā)育的水系向東流向四川西部,成為川西前陸盆地中充填物質(zhì)的供應(yīng)者。依據(jù)我們從須家河上亞組中孢粉組合分析,其中云杉與冷杉類占10%,云杉與冷杉均產(chǎn)于現(xiàn)代2500~3000m高山帶。印支期末的松潘甘孜山是一個(gè)高聳的山系。由于侏羅紀(jì)前的剝蝕,印支期末的松潘-甘孜山脈已被削平而消失,殘留的松潘-甘孜褶皺帶構(gòu)成了現(xiàn)今龍門山的西部單元。印支期末的松潘-甘孜山應(yīng)看做龍門山的皺形,或稱始龍門山,現(xiàn)在所定義的龍門山是印支期以來(lái)經(jīng)歷燕山構(gòu)造期與喜馬拉雅山構(gòu)造期自西向東擴(kuò)展的產(chǎn)物;盆山的邊界由最西側(cè)印支期的汶川-茂縣斷裂向東逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)橛承?北川斷裂與灌縣-安縣斷裂(楊長(zhǎng)清等,2008)。印支期的大陸動(dòng)力作用在整個(gè)龍門山的奠基、演化中占有重要的地位。用圖24概括印支期造陸運(yùn)動(dòng)、造陸地震(228~204Ma)與印支期造山運(yùn)動(dòng)、造山地震(199Ma)。3.2與地震構(gòu)造范圍的關(guān)系現(xiàn)代地震誘發(fā)的液化作用十分壯觀,2008,5,12,汶川大地震(Ms8)沿龍門山中央斷裂發(fā)震時(shí)間延續(xù)80秒,誘發(fā)了龍門山及龍門山以東地區(qū)大面積沙土液化、河流兩岸河漫灘、階地沙層流動(dòng),地下沙層與礫石噴至地表(喬秀夫和李海兵,2009)。2011,3,11日本東部大地震(Ms9),發(fā)震時(shí)間延續(xù)長(zhǎng)達(dá)5分鐘,導(dǎo)致沙土極端嚴(yán)重液化,而使地面下沉1.2m(引自美國(guó)4月11日趣味科學(xué)網(wǎng)站報(bào)導(dǎo)),房屋嚴(yán)重受損,使得建筑工程師完全出乎意料之外。因此沙土液化的程度首先取決于地震發(fā)震延續(xù)的時(shí)間長(zhǎng)短;另外取決于液化沙層距震中的距離,而震級(jí)Ms>5方能使沉積物液化?，F(xiàn)在需要討論的問(wèn)題是:龍門山地區(qū)晚三疊世有無(wú)類似2008,5,12汶川大地震(Xuetal.2008)與日本東部大地震(2011,3,11)的強(qiáng)地震發(fā)生?古地震震級(jí)是依據(jù)現(xiàn)代地震與歷史地震誘發(fā)的沙土液化記錄統(tǒng)計(jì)得出的,關(guān)鍵是要確定與震中最遠(yuǎn)距離的沙土液化位置。圖25,26兩個(gè)震級(jí)與液化變形最大震中距的關(guān)系分別由不同作者給出(劉穎等,1984;Obermerir,1996)。依據(jù)汶川5.12大地震微觀震中與宏觀震中的記錄,4個(gè)宏觀震中是沿?cái)嗔褞Х植嫉?稽少丞,2009)。因而晚三疊世左旋走滑的汶川-茂縣斷裂(WMF)引起的強(qiáng)震,它的古震中應(yīng)位于汶-茂活動(dòng)斷裂上,古地震的微觀與宏觀震中也應(yīng)沿走滑斷裂方向分布,因而將晚三疊世不同時(shí)期液化變形記錄與汶茂斷裂直線距離投影至圖25,26可以得出古地震震級(jí)(表3)。天全沙坪早瑞替期古地震震級(jí)略小于諾利期,什邡地區(qū)Ms7.2為圖25投影震級(jí);Ms6.7為圖26投影震級(jí)。表3所有液化變形位置均非距汶茂斷裂最遠(yuǎn)點(diǎn),現(xiàn)所給出的震級(jí)應(yīng)是最低震級(jí),最遠(yuǎn)點(diǎn)液化位置位于川西前陸盆地第四系之下,可以肯定推測(cè),龍門