地表过程就是构造作用驱动的隆升过程与地表作用驱动的剥蚀过程之间持续不断竞争的结果,二者之间形成了一个复杂的耦合系统。一百多年来,众多学者提出了许多在不同构造作用和地表剥蚀作用下的地貌演化模式(Davis,1899;Penck,1924)。20世纪50年代,随着板块构造学说的兴起,地质、地貌学家开始将构造地貌学的研究与地球动力学的研究结合起来,认为板块间的碰撞和构造缩短是山脉形成的主要原因(王乃樑和韩慕康,1984;严钦尚和曾昭璇,1985;Summerfield,2000;Burbank and Anderson,2001)。然而,近年的一些研究表明地表剥蚀和山体隆升有内在联系;在一定条件下,地表剥蚀作用对山脉形成具有重要的控制作用,其可能是地壳抬升的主导因素(Stüwe and Barr,1998;Roger,2003)。大量的剥蚀作用并未使山峰降低,反而使山峰在不断地增高,逐渐形成了地表剥蚀相关的均衡成山理论(Beaumont et al,1992;Pinter and Brandon,1997;肖序常,1994;李廷栋,1995;刘少峰等,1995;李勇等,2006;张会平等,2006)。此外,在山脉的隆升与剥蚀作用的研究方法上新技术和新方法不断出现,磷灰石裂变径迹法、宇宙核素法和水文及输沙量资料已被成功地应用到山脉的隆升作用和剥蚀作用的研究之中(Beaumont et al.,1992;肖序常,1994;李廷栋,1995;刘少峰等,1995;Arne et al.,1997;Pinter and Brandon,1997;Kirby and Whipple,2001;Kirby et al.,2002,2003;李勇等,2006;张会平等,2006;Zhang et al.,2014;Whipple,2014)。目前,由于遥感(RS)和数字高程模型(DEM)在数字地貌研究方面的快速发展,为晚新生代构造地貌发展的可视化、数字化和定量化研究提供了有利的客观条件和技术方法(张会平和刘少峰,2004;张会平等,2008)。同时,从遥感影像、数字高程模型中提取出来的地形因子、地貌信息以及水系特征等地形地貌参数因其具有宏观性、直观性、定量性、时效性及其不受其他外部因素制约的特点逐渐成为了研究构造隆升与地表剥蚀之间耦合关系的重要手段之一。因此,通过对这些地貌参数的研究,能够较为快速地、客观地、直接地获取区域地貌形态、地表剥蚀与构造隆升过程等地貌参数及其所反映的构造-地貌-气候等相关信息(励强等,1990;王岸和王国灿,2005;张会平和刘少峰,2004;常直杨等,2014;赵静等,2019),从而为定量化研究表面剥蚀作用与均衡隆升作用的地表响应过程提供科学依据。

青藏高原东缘的龙门山地区是青藏高原周缘山脉中地形梯度最大的山脉,也是构造活动和地貌景观塑造最为强烈的地区之一。其地质地貌特征显著、水系贯通良好,记录了青藏高原隆升过程中有意义的地质事件,一直受到国内外学者的关注(李勇等,2006)。该区域自西向东发育有青藏高原地貌(川西高原)、龙门山高山地貌和山前冲积平原(成都平原)三个一级地貌单元,并孕育了岷江、嘉陵江、沱江、涪江、青衣江等众多贯穿龙门山的河流水系,其主要可划分为贯通型河流和山前型河流。2008年5月 12日的汶川 MS8.0级地震及余震、2013年4月20日的芦山MS7.0级地震和2017年8月8日的九寨沟 MS7.0级地震等,均说明青藏高原东缘的龙门山以及岷山断块均处于构造活动较为强烈的区域并保存了较为完整的构造地貌证据。汶川地震后,对于青藏高原东缘龙门山地区的地貌生长模式以及地表过程的研究成为了当前国内外地学界研究的热点和难点之一。许多专家学者开始用均衡理论探讨龙门山的地貌生长及动力演化模式(刘少峰等,1995;李勇等,2006;张会平等,2006;Fu et al.,2011;王岩和刘少峰,2013;刘锋等,2013;Zhang et al.,2014)。因此,由于青藏高原东缘龙门山地区在构造-地貌-气候方面的独特性,其成为了研究地貌生长演化模式和地表过程的典型区域(李勇等,2006,2013;张会平等,2006;Densmore et al.,2007;董树文等，2008;王刚等,2010;贾营营等,2010;丁海容等,2013;Zhang et al.,2014;姜大伟等,2016)。

鉴于此,本文将以青藏高原东缘龙门山地区为研究区域(图1),以DEM数据为基础,运用GIS空间分析技术,通过条带状剖面分析、古地形面(残余面)恢复以及弹性挠曲模拟等研究手段,以构造地貌和地表过程分析为基础,计算和模拟了青藏高原东缘龙门山地区的地壳均衡隆升与地表剥蚀之间的定量关系,进而探讨了青藏高原东缘龙门山构造带的山脉隆升机制。

1 区域地质地貌概况

龙门山构造带位于我国贺兰—滇川南北构造带的中南部,地处松潘—甘孜造山带与扬子准地台的接合部位,既是青藏高原的东界,又是现今龙门山前陆盆地(成都盆地)的西界(图1),属松潘—甘孜褶皱带的前缘冲断带(许志琴,1992;骆耀南和陈茂勋,1998;李勇等,2006)。该构造带呈NE–SW向展布,南西起于四川泸定,向南被鲜水河断裂所截,北东延伸至陕西勉县一带,与秦岭造山带相接,系由一系列大致平行的叠瓦状冲断带构成,自北西向南东分别发育茂汶断裂(MW F.)、北川断裂(BY F.)和彭灌断裂(PQ F.),并以主干断裂为主滑动面构成了大规模、多级次的叠加式冲断推覆构造带,显示了典型的推覆构造特征,具有前展式发育模式(李勇等,2006)。

研究区域内构造特征极为复杂,断裂十分发育以倾向NW的逆冲推覆构造特征占主导,这些逆冲推覆岩片主要由前寒武系杂岩、志留系—泥盆系浅变质岩以及上古生界—三叠系沉积岩构成,并发育有轿子顶杂岩、彭灌杂岩和宝兴杂岩以及大量飞来峰构造(图1b)。根据上述三条主干断裂以及广元大邑隐伏断裂的限定,自NW向SE,龙门山地区在构造变形特征上有着明显的分带性,其自 NW 至 SE向盆地方向地层时代逐渐变新,变质程度逐渐降低构造变形强度逐级递减,变形层次逐渐变浅,由变形强烈的复向斜和复背斜韧性变形特征逐渐过渡为逆冲断裂带和叠瓦状冲断带韧-脆变形特征,最后变为脆性变形(林茂炳和吴山,1991;罗志立和龙学明,1992;许志琴,1992;刘树根等,1993;刘和甫等,1994;林茂炳等,1996;金文正等,2007;李智武等,2008)。

在卫星影像图上,岷山和龙门山中南段构成了青藏高原东缘的地形屏障(图1a),是青藏高原边缘山脉中地形梯度变化最大的山脉(Li et al.,2006;李勇等,2006)。从南到北依次有大渡河、青衣江、岷江、涪江、沱江和嘉陵江等河流横穿山地,形成深切峡谷(图1a),其主要可划分为贯通型河流和山前型河流(Li et al.,2006)。地貌整体形态自西向东逐渐降低,大致可以划分为青藏高原地貌区、龙门山高山地貌区和山前冲积平原区。总体说来,青藏高原地貌区海拔高度多在4 000 m以上,主要发育二级夷平面,Ⅰ级夷平面或称山顶面,多认为渐新世末或中新世早期形成,海拔高程一般为4 500 m,Ⅱ级夷平面或称山原面,为上新世末形成,海拔高程一般为4 000 m(Li et al.,2006);龙门山南段的海拔较高,多在 2 000 m以上,龙门山中段的海拔高程一般多在3 500～5 000 m之间,其中位于茂县的主峰九顶山的海拔高度为 4 982 m;龙门山北段海拔则较低,一般位于2 000 m以下。四川盆地内部构造较为简单,无明显的差异构造活动,总体为西北高东南低的单斜构造,海拔高度一般位于 600 m 以下。

总而言之,龙门山构造带地表地质构造复杂多变,断层、褶皱、陡立地层和倒转地层十分发育,主要以 NW 倾向的叠瓦状逆冲推覆构造特征为代表,具有NW–SE分带、NE–SW分段的构造特征,其逆冲推覆作用在时间上呈幕式活动,在空间上呈前展式渐进推覆,断裂的走滑运动方向自晚新生代以来表现为右旋走滑的特征。同时,晚第四纪活动构造和历史地震记录都表明,龙门山地区是一个构造活动的活跃区和地震频发区(Li et al.,2006;Densmore et al.,2007;张佳佳等,2019)。地形地貌上,龙门山构造带不仅是青藏高原东缘地形梯度的陡变带,在30～50 km的范围内地形梯度从500 m陡变至5 000 m,同时也控制了青藏高原东缘高原地貌与四川盆地的分界。在深部地质结构上,该构造带显示为中国大陆东、西构造差异演化与深部过程的中轴交接转换带(张国伟等,2004),是一个重要的复合构造系统。

2 数据和研究方法

2.1 数据来源

南希等(2015)认为在平面误差上GDEM数据要稍优于 SRTM DEM 数据,但在高程误差上 SRTM DEM 数据的垂直精度要好于 GDEM数据,尤其是随高程的增大 SRTM DEM 数据误差变化量较小,更适宜于龙门山高陡地形的研究。因此,本文在龙门山侵蚀量的定量化计算中选取了SRTM DEM数字高程模型数据,其来源于美国地质勘探局(USGS)全球地理空间数据网站(https://gdex.cr.usgs.gov/gdex/)。全球空间分辨率为30 m,垂直精度为±10 m,水平精度为±20 m。数据后期经过ArcGIS 10.2软件的投影转换、拼接、空洞填补等一系列的处理,生成为ArcGIS的grid格式,投影基准为WGS84,高程基准为EGM96,研究区总面积为50 000 km2,高程差大于4 000 m。在该研究区域内数据的水平误差为±0.000 16%,垂直误差小于±0.5%,对于区域上的构造地貌基本没有影响,可以满足区域构造地貌分析的精度要求。

2.2 条带状地形剖面分析法

条带状地形剖面(swath profile)能够较为客观、全面地反映区域地表形态、地形梯度、起伏度等构造地貌信息。因此,可利用更宽广的角度和更丰富的条带状地形剖面对地貌形态特征进行客观地统计和分析(张会平和刘少峰,2004)。李勇等(2005a,2007将数字高程模型应用在青藏高原东缘岷江上游的地形分析和剥蚀作用研究中,并利用大邑砾岩的沉积年龄(3.6 Ma)计算了岷江上游的剥蚀速率、剥蚀厚度以及剥蚀量。陈李(2013)利用DEM条带状地形剖面计算了晚新生代东昆仑山各流域的地表剥蚀量及剥蚀速率。鉴于此,本文从南向北分别提取了垂直于龙门山走向的三条条带状地形剖面(A—A'、B—B'和C—C',图2),并对该三条剖面以100 m间隔进行单位网格划分,分别统计网格内的最小高程、最大高程、平均高程以及地形起伏度(最大高程与最小高程之差)等地形地貌的定量化信息。其中,最大高程值代表了侵蚀后残留的最高山顶面;最小高程代表了侵蚀后水系切割最低的河床高程;平均高程代表了区域内地貌整体分布特征;地形起伏度则代表了剥蚀后的地形形态差异特征和侵蚀变化程度。

因此,本文以横切龙门山的三条条带状剖面分别作为龙门山南、中、北段的样本,以剖面内最大的地形起伏度为地表剥蚀的最大厚度,并以此为分界统计青藏高原东缘内部的平均海拔高程为高原整体抬升的初始高程(H0),将 H0与现今高程值(H)进行差值运算,从而以微元积分法计算青藏高原东缘龙门山的最小剥蚀量和剥蚀厚度。计算公式如下:

其中,D为研究区域面积范围,A(x,y)为单位微元底面面积,H为现今地表高程值,H0为剥蚀前的高原平均高程值,当H0＜H时则取H0=H,即H0–H=0。

鉴于此,利用ArcGIS提供的栅格计算工具,将高原内部平均海拔值与现今高程地形进行差值运算,其中将负值(H0＜H时)定义为高原初始高度区域,需要通过栅格计算器将其转为 0值,最终可以得到研究区域的剥蚀厚度分布图,再通过三维表面分析工具即得到研究区域的剥蚀量。同时,根据研究区域内最高与最低海拔高程的差值以及差值的平均值则可得到表面剥蚀厚度。

2.3 古地形面(残余面)恢复法

现今的地貌是构造作用驱动的隆升过程与地表作用驱动的剥蚀过程之间持续不断竞争的结果,其保留下来的地形地貌能够为相关地质演化历史信息的研究可靠的基础数据。尤其是现今残存的各种地貌标志(如夷平面、阶地和盆地沉积物残留)为我们深入分析地貌特征以及其演化过程提供了良好的科研依据(张会平等,2006)。近年来,国内外众多学者运用 DEM空间分析技术对古地貌进行恢复重建和信息提取(Small and Anderson,1998;刘少峰等,1995;张会平,2006)。同时,在此基础上逐渐开展了特定地质历史时期古地形面的恢复以及剥蚀量的定量分析研究。张会平等(2008)对青藏高原东北缘贵德—循化盆地地区更新世古地貌面进行了恢复与重建。高明星(2009)、王岩等(2015)和陈李(2013)通过DEM 与数字地质图的对比分析,分别对青藏高原东北缘及东缘的贵德、循化、东昆仑山以及龙门山等地区更新统古沉积面的面貌进行了恢复重建并定量计算了剥蚀量。鉴于此,本文将通过对青藏高原东缘龙门山地区地形坡度的分析,选取坡度≤7°区域为低起伏面。通过山脊包络线剔除海拔高程在5 000 m以上的低起伏面(山顶面),并结合1:20万数字地质图除去受构造隆升运动影响的河流阶地区域最终保留下来的区域则为残留的受剥蚀作用前的初始古地形面。在 ArcGIS中将这些保留的古地形面中的每一个栅格转化为矢量点进行插值分析,则可恢复研究区域主夷平面古地形的面貌也就是受剥蚀作用前的初始古地形面(参考面),将恢复的古地形面的高程(H 0)与现今高程(H)进行差值运算(H 0–H)。其中,正值代表地表剥蚀的区域和程度,负值代表现今地表高于恢复的古地形面,零代表两者高程相等无剥蚀(张会平,2006)。同时,需要通过栅格计算器将负值转为 0值,从而得到研究区域的剥蚀厚度分布图,再通过三维表面分析工具或微元积分法(公式(1)),计算青藏高原东缘龙门山的最小剥蚀量和剥蚀厚度。

2.4 地壳均衡隆升模拟

从理论上来讲,剥蚀作用使得地壳岩石逐步被剥离地表,原来的岩石所占据的空间被空气所替代从而导致岩石圈上产生了负负载(剥蚀卸载)(Li et al.,2006)。因此,地表剥蚀与造山带的隆升应是相对应的,地表剥蚀诱发的地壳均衡隆升作用已成为当前研究山脉隆升动力学机制的焦点之一(刘少峰等,1995;李勇等,2006;张会平,2006;王谦身等,2008;石许华等,2008;胡明卿和刘少峰,2012;陈李,2013;王岩和刘少峰,2013;Zhang et al.,2014;佘雅文等,2016;颜照坤等,2017)。目前,地壳均衡模型主要有两种,一种为艾利均衡模型(Molnar and England,1990;Montgomery,1994),另外一种为弹性挠曲模型(Flemings and Jordan,1989,1990)。前者认为地壳均衡模型符合阿基米德的浮力定律,地壳“漂浮”在地幔之上;后者认为地壳或上地壳是一个具有抗挠刚度的弹性板,负载后出现挠曲均衡。

在模型的选取上,艾利均衡模型将地壳看作一个抗挠刚度为零的块体的一个特例的弹性挠曲模型,(这种情况往往脱离实际);而在弹性挠曲模型中,地壳或者上地壳被看作是一个具有抗挠刚度的弹性板。以往的大量研究表明,弹性挠曲模型更符合实际地质情况,往往能更合理地解释一些地质现象,因此为更多的地质学家们所接受(石许华等,2008)。四川盆地岩石圈西侧与青藏高原地区的岩石圈不连续,且差异很大。盆地岩石圈为刚性克拉通型,其地震波速相对较大,地表热流较低(徐明等,2010),强度较大;而青藏高原的岩石圈为造山带型,其地震波速相对较小,地表热流较大,强度较小。同时,在前期的研究中,Densmore et al.(2005)、李勇等(2005b,2006)、王岩和刘少峰(2013)、胡明卿和刘少峰(2012)、陈李(2013)、Zhang et al.(2014)、颜照坤等(2017)等均采用了弹性挠曲模型分别对青藏高原东北缘、东缘以及四川盆地等地区的沉积及构造演化、剥蚀及均衡隆升以及地貌演化过程等进行了模拟,并取得了很好的效果。因此,本次研究我们将采用弹性挠曲模型模拟青藏高原龙门山地区的地区均衡隆升。计算公式如下(Turcotte and Schubert,2014):

其中:ω为弹性挠曲;H0为剥蚀所引起的负载荷剪力(单位长度上的受力);α为挠曲参数(有效弹性厚度);D为挠曲刚度;e为自然常数;x为距离负载的距离。

挠曲刚度(D)的计算公式为:

挠曲参数(α)的计算公式为:

负载荷剪力(H0)的计算公式为:

其中:E为杨氏模量,10×1010 N/m2;υ为泊松比(0.25);Te为有效弹性厚度;V0为线性负载剖面上单位长度(1 km)的负载体积;ρm为地幔密度,3 300 kg/m3; ρw 为空气密度,1 kg/m3; ρc为地表岩石密度,2 800 kg/m3;g为重力梯度,9.8 m/s2。

因此,根据公式(2)(3)(4)(5)可以推导出最大挠曲幅度公式为:

根据公式(2)、(6),位于不同距离的挠曲幅度公式可改写为:

鉴于此,本文将对青藏高原东缘龙门山地区的构造负载体积进行估算(公式(5)),然后利用公式(6)和公式(7)对研究区域地壳的弹性挠曲(包括沉降和隆升)进行线性模拟,分析在垂直于龙门山走向的方向上地壳弹性挠曲沉降、隆升的幅度及分布特征。

同时,本文也将根据胡明卿和刘少峰(2012)给出的 3D弹性挠曲模型对青藏高原龙门山地区的地壳均衡隆升进行 3D模拟和分析。计算公式如下(Ranalli,1995):

其中ω(x,y)为垂向挠曲度;x,y为位置坐标;ρ(x,y)为该点的负荷荷剪力(单位长度上的受力);ρm为地幔密度,3 300 kg/m3;ρs为地表沉积物密度。

3 数据和研究方法

3.1 龙门山地区的地表剥蚀

基于条带状地形剖面分析法,本文从南到北分别选取了3个条带状的A—A'、B—B'和C—C'剖面(图2)进行横切龙门山构造带平均高程、最大高程、最小高程的地形地貌分析。A—A'为垂直于龙门山南段走向的条带状剖面,从图2可以看出,龙门山南段地形地貌以彭灌断裂为界存在较为明显的盆—山界限(李勇等,2006);同时,茂汶断裂、北川断裂以及彭灌断裂对地形梯度具有明显的控制作用,其分别代表了 2 500～4 000 m、1 500～2 000 m和1 000 m以下的地形梯度。B—B'为垂直于龙门山中段走向的条带状剖面,该剖面显示了龙门山中段地区的海拔高度多在3 000～4 500 m,在主干断裂通过处地形反差显著,并对地形具有明显的控制作用,尤其是茂汶断裂和北川断裂所夹持的后龙门山地区的地形隆起更为显著,其切割深度达1 km左右,而彭灌断裂也对成都盆地的西界具有较明显的控制作用。C—C'为垂直于龙门山北段走向的条带状剖面,其海拔高度多在1 000～2 000 m,主干断裂两侧地形无较大地形反差,切割深度<500 m,并且沿断裂走向向北地形差异呈减小趋势,说明龙门山北段主干断裂对地形的控制作用相比于龙门山中、南段较弱。鉴于此,本文分别提取了这三条条带状地形剖面的最大地形起伏度(图2),并以此为界限统计了龙门山北、中、南段的平均高程(2 725.5 m、3835.4 m和3 679.8 m)分别作为高原整体抬升的初始高程(H0)。通过计算得出青藏高原东缘龙门山地区的最小剥蚀量为(0.74～0.87)×105 km3,最大剥蚀厚度近 3 km,平均剥蚀厚度约2 km。剥蚀量和剥蚀厚度较大的区域分布于岷山断块的西南侧、涪江的中下游地区、岷江、青衣江流域以及龙门山三条主干断裂附近(图3)。其中,岷山断块的剥蚀量约为0.15×105 km3,最大剥蚀厚度约为2.47 km龙门山北段的剥蚀量约为0.17×105 km3,最大剥蚀厚度约为1.69 km,中段的约为 0.24×105 km3,最大剥蚀厚度约为 2.64 km,南段的约为 0.20×105 km3,最大剥蚀厚度为2.05 km。

在此基础上,本文利用古地形面(残余面)恢复法,基于GIS技术统计了青藏高原东缘龙门山地区的平均坡度分布图(图3)。同时,剔除1：20万地质图河流阶地与 0～7°叠加的区域,最终保留下来的区域则为残留的受剥蚀作用前的初始古地形面。在ArcGIS中,将古地形面(残余面)转换为矢量点进行插值法计算,并与现今高程进行差值运算(H0–H)后,可得到青藏高原东缘龙门山的最小剥蚀量为(0.93～1.14)×105 km3。这一结果与条带状地形剖面分析法计算的剥蚀量存在一些差异,可能是由于初始古地形面在恢复过程中存在高程的差异导致。整体剥蚀量结果与王岩等(2015)的计算结果基本一致。值得注意的是,由于在龙门山及青藏高原内部部分地区的抬升量大于剥蚀量(即现今高程(H)≥恢复的古地形面高程(H0)),我们最终无法恢复这些地区剥蚀量的大小。因此,只能估算研究区域内现今高程(H)＜恢复的古地形面高程(H0)地区的最小剥蚀量。

3.2 龙门山地区的均衡隆升

本文利用所选取的 3条条带状地形剖面(图2),Te取 35 km(李勇等,2006),根据公式(3)、(4)计算可得 D=3.81×1023 Nm,α=0.83×105 km;同时,通过上文廊带法确定的高原侵蚀前的初始高度(H0),以1 km为单位长度,利用(H–H0)的差值运算,可估算出三条条带状剖面内负载的体积 V0,最终,根据公式(7)可计算出青藏高原东缘三条2D弹性挠曲剖面(图4)。在青藏高原东缘地区现今的最大高程剖面上扣除由于岩石圈剥蚀而产生的挠曲隆升幅度,可得到重建的青藏高原东缘地区剥蚀前的地形剖面形态(图4,图5)。同时,根据胡明卿和刘少峰(2012)给出的 3D弹性挠曲模型,本文通过前文得到的剥蚀量数据,提取了单位网格(5 km×5 km)的剥蚀量作为弹性挠曲模拟模型的负载体积,大致对青藏高原东缘龙门山地区的 3D弹性挠曲变形进行了模拟(图6)。值得注意的是,模拟的结果与青藏高原东缘现今的最大高程剖面相比,这剥蚀前地形剖面在地形高度和地形梯度等方面均明显降低,其坡度变化比现在从青藏高原到四川盆地的变化要平缓得多,其最大挠曲量往往分布在龙门山的前缘地区。

4 讨论

隆升作用与剥蚀作用之间的相互关系及其对地表地貌形成过程控制作用的研究已经成为近年来大陆岩石圈动力学和地球表面过程研究中最前沿的科学问题,对理解构造地貌的形成和气候长期变化的机理提供了新的线索,具有重要的理论意义(李勇等,2006)。构造地貌形态能够较好地记录新构造运动的活动过程及方式,是地表过程最为直观的信息载体(惠凤鸣等,2004;钱程等,2012;张学儒等,2012)。尤其是,数字高程技术下反映的构造地貌参数能够揭示隐含在地表过程中的新构造运动信息,其可以作为构造地貌发育和演化过程中较为敏感的构造作用的证据(何祥丽等,2014;苏琦等,2015;刘兴旺等,2016;秦翔等,2017;李小强等,2015,2016;程璐等,2017),对研究区域内的地表过程具有很好的指示意义｡

根据龙门山上新世—全新世残留地层等厚图,表明龙门山前缘盆地具明显的不对称性结构,为西部边缘陡,东部边缘缓,沉积基底面向西呈阶梯状倾斜,显示为典型的楔状沉积地层,代表了上新世—全新世龙门山前缘在负载作用下形成了楔形前陆盆地(郭正吾等,1996;李勇等,2006;颜照坤等,2017)。在沉积物的充填序列上,其由三个向上变细的砾石层组成,分别为大邑砾岩层、雅安砾石层和上更新统—全新统砾石层。其中,大邑砾岩(3.6 Ma,李勇和曾允孚,1994)底部的不整合面揭示了龙门山前缘晚新近纪以来的再次挠曲下沉。因此,至少在上新世—全新世以来龙门山的构造负载导致前陆地区产生了不对称性挠曲沉降,形成了小型楔状前陆盆地,符合弹性挠曲模型。鉴于此,对于龙门山剥蚀—隆升地表响应过程研究的时限尺度可约束至晚新生代以来。

综上所述,本文以青藏高原东缘龙门山作为研究青藏高原边缘山脉成山模式的典型地区,以剥蚀—均衡假说为理论基础,利用数字高程模型图像(DEM),定量计算了晚新生代以来龙门山地区的剥蚀量与剥蚀厚度,并通过剥蚀卸载作用的弹性挠曲模拟,探讨了龙门山地区表面剥蚀作用与均衡隆升作用之间的地表响应过程,从而为研究青藏高原东缘龙门山地区晚新生代以来的剥蚀—成山作用的隆升机制提供定量依据。

4.1 龙门山的地表剥蚀与均衡隆升的空间差异性

从龙门山地区的地表剥蚀及均衡隆升量的空间分布特征可以看出,晚新生代以来青藏高原东缘龙门山地区地表剥蚀量和均衡隆升量具有明显的空间差异性。同时,地表剥蚀量较高的区域与均衡隆升量较高的区域具有空间的匹配关系(图5,图6)。这表明剥蚀卸载驱动的抬升导致了龙门山的隆升,反映了龙门山表面剥蚀作用与均衡隆升作用之间的地表响应过程,从而在一定程度上约束了青藏高原东缘龙门山的隆升机制。晚新生代以来青藏高原东缘龙门山地区以及岷山断块具有不同的剥蚀量和剥蚀厚度。总体来看,中、南段与岷山断块剥蚀量较高,构成了青藏高原东缘剥蚀厚度的陡变带。其中,岷山断块的剥蚀量约为总剥蚀量的 17%～21%,龙门山北段的剥蚀量约为 20%～23%,中段的剥蚀量约为 28%～34%,南段的剥蚀量约为 24%～29%。该结果与 Godard et al.(2009)利用宇宙成因核素以及文力等(2012)利用输沙量计算的龙门山地区不同时间尺度平均侵蚀速率的空间分布格局具有相似性。同时,也与 Parker et al.(2011)、刘锋等(2013)以及Yan et al.(2016)计算的汶川地震崩滑灾害的剥蚀量的空间分布特征具有相似性。从龙门山的均衡隆升的空间分布特征来看,横切龙门山北、中、南段的三条条带状剖面的2D弹性挠曲剖面(图4)表明龙门山剥蚀前地形剖面比现今的地形剖面在地形高度和地形梯度等方面均明显降低,其最大挠曲量往往分布在龙门山的前缘地区,挠曲幅度近 3 km。2D弹性挠曲剖面及重建地形剖面图(图4)表明,龙门山南段具有较大的挠曲幅度约为1.5～2 km;龙门山中段的挠曲幅度约为 1.5～2.5 km;龙门山北段的挠曲幅度较小约为1.5 km左右。总体来说,龙门山高山地貌区的剥蚀—均衡隆升量约在1.5～2 km,北、中南段的均衡剖面曲线形态具有一定差别,均衡隆升量与地表剥蚀量具有相关性,其中北段剥蚀—均衡隆升量较小,1～1.5 km,而中、南段剥蚀—均衡隆升量较大约2 km。同时,从龙门山地区的3D弹性挠曲变形模型(图5)也可以看出,在地表剥蚀量较大的龙门山中、南段其挠曲幅度也较大,为1.5～2 km这与王岩和刘少峰(2013)的模拟结果具有一致性。

值得注意的是,龙门山构造带沿走向的分段性及构造地貌演化的差异早已被许多学者关注(Jia et al.,2006;邓康龄,2007;陈国光等,2007)。这些差异性主要表现在基底性质及展布、地层发育及地貌演化过程、构造特征、沉降与隆升以及活动构造等多个方面(李智武等,2008)。沿龙门山造山带走向由南向北不同分段之间发育的差异构造地貌特征,可能指示了龙门山造山带时间演化和构造隆升的不均匀性,代表了青藏高原东缘斜向的地貌生长的过程(Zhang et al.,2011)。陈竹新等(2005)通过地震反射平衡剖面的研究,表明龙门山在不同分段内的构造缩短率存在较大的差异。同时,龙门山活动构造及汶川地震地表破裂的研究,也表明龙门山不同分段内的活动断裂和同震地表破裂在几何学、运动学以及动力学方面均存在不同。Zhang et al.(2011)认为龙门山构造带沿走向具有明显的地貌差异演化特征,其可能是不同分段内构造变形特征的差异、“下地壳”的运动状态通过不同部位的差异隆升和不同构造部位断裂几何学特征的不同共同作用所造成的。闫亮等(2018)通过河流水系地貌的分析认为,在龙门山的中、南段表现为较高、较大的构造地貌参数特征和地表地貌形态,而北段则与之相反。由此可见,龙门山地区沿走向在不同分段(北段、中段和南段)内构造地貌的差异化特征,可能与其地表剥蚀量和均衡隆升量在不同分段内具有明显的空间差异性有关,并导致了岷山断块及龙门山中、南段的均衡隆升量要高于青藏高原东缘其它区域,反映了龙门山地区晚新生代以来的差异化的构造地貌形态及与剥蚀—隆升相关的地表过程。

4.2 龙门山的剥蚀卸载作用与隆升机制

晚新生代以来,龙门山地区发生了一系列的构造变形、地表快速隆升、大量剥蚀、粗碎屑堆积等地质事件一直受到了中外学者的广泛关注。其中一个热点问题则是龙门山的快速隆升是构造驱动为主导,还是气候-地表侵蚀-均衡反弹为主导。

目前,国际上业已提出了 4种龙门山的隆升机制,分别为:①地壳缩短(Crustal shortening)机制,认为龙门山隆升机制是逆冲作用与上地壳缩短(Hubbard and Shaw,2009;Tian et al.,2013);②挤出(Extrusion)机制,认为龙门山—锦屏山的崛起与中下地壳的变质基底岩石隆起是挤出机制的产物(许志琴等,2007);③下地壳通道流(Channel flow)机制,认为青藏高原东部的下地壳流受到强硬地壳(四川盆地)的阻挡堆积在龙门山之下,形成了龙门山的巨厚地壳和高陡地貌(Royden et al.,1997;Clark and Royden,2000;Clark et al.,2005;Enkelmann et al.,2006;Burchfiel et al.,2008);④地壳均衡反弹(Crustal isostatic rebound)机制,认为地表侵蚀卸载作用所导致的地壳均衡反弹驱动了龙门山的隆升和高陡地貌的形成(Densmore et al.,2005;李勇等,2006;Fu et al.,2011;龙锋等,2011;Molnar,2012;Li et al.,2013;王岩和刘少峰,2013)。以上观点或模式的提出,表明国内外学者对现今龙门山隆升机制及其剥蚀作用与隆升作用之间的地表响应过程仍存在着一定分歧。

Hubbard et al.(2010)认为龙门山上地壳的构造缩短可以解释龙门山现今的构造地貌特征。但其构造样式仅依据现有的地震平衡剖面分析所得,并没有被地球物理资料的证实。同时,晚新生代以来龙门山地区较高的隆升剥蚀速率和较低的逆冲分量也很难与现今高陡的地形梯度相匹配。Parker et al.(2011)认为汶川地震不仅导致了龙门山的构造抬升,而且也导致了同震滑坡。其中同震的滑坡量(5～15 km3)大于同震的构造抬升量((2.6±1.2) km3,De Michele et al.,2010),表明剥蚀卸载作用使得龙门山的物质亏损,这可能在龙门山的隆升中起主导作用。Fu et al.(2011)认为龙门山类似汶川地震长期的地表侵蚀卸载作用导致下地壳和上地幔边界均衡反弹,形成龙门山现今高陡的地貌特征。但也缺少该地区水平与垂向速率的匹配性证据。Molnar et al.(2012)认为现今龙门山隆升过程是地壳缩短与地壳均衡反弹的叠加,其中地壳均衡反弹机制在龙门山隆升中起主导作用,贡献率为85%。Densmore et al.(2010)认为现今龙门山隆升过程是构造隆升机制(上地壳缩短或下地壳流)和地壳均衡反弹机制的叠加,其中构造隆升机制在龙门山隆升中起主导作用,贡献率为62%～75%。龙锋等(2011)认为龙门山断裂带东西两侧的莫霍面深度具有10～15 km的反差,表明下地壳与上地幔之间存在均衡反弹。王岩和刘少峰(2013)认为龙门山的剥蚀卸载所导致的地壳均衡反弹量可达 1～2 km,对龙门山现今高程贡献率约占30%。Yan et al.(2016)认为汶川地震导致的构造负载符合龙门山构造负载挠曲沉降的弹性挠曲模型。Li et al.(2017)认为现今龙门山隆升过程是下地壳流与地壳均衡反弹机制叠加的产物。

综合上述分析,晚新生代以来青藏高原东缘龙门山地区具有强烈的地表剥蚀量和较高的剥蚀厚度类似于汶川地震的构造事件导致了龙门山地区产生了大量的物质亏损(李勇等,2009,Parker et al.,2011;Fu et al.,2011;张永双等,2016)。重力异常数据也表明龙门山位于正均衡重力异常区,这种不均衡状态使龙门山处于不断的隆升状态(李勇等,2005a)。同时,前期的研究也表明,无论是“中生代”、“新生代”还是“汶川地震”的龙门山均符合弹性挠曲模型(李勇等,2006;颜照坤等,2010;Yan et al.,2016)。因此,我们认为晚新生代青藏高原东缘龙门山地区大量的地表剥蚀作用驱动了青藏高原东缘龙门山的地壳均衡反弹,这种侵蚀作用使龙门山隆升了近2 km。这种地表剥蚀量和均衡隆升量在空间上的差异性,反映了晚新生代以来龙门山地区沿走向在不同分段(北段、中段和南段)内差异化的构造地貌形态及与剥蚀—隆升相关的地表过程。在龙门山的隆升过程中,构造隆升机制与地壳均衡反弹机制所起的作用和贡献率不同,龙门山的隆升与地貌生长取决于构造隆升量与剥蚀卸载量之间的比率。同时,现今龙门山的隆升过程可能是多期、多种隆升机制叠加的产物,并同时对龙门山隆升过程发挥作用,其隆升过程具有历史性和复合性,揭示了构造抬升和剥蚀作用在相似的时间尺度上和空间尺度上控制着龙门山地貌的形成。

5 结论

基于上述对青藏高原东缘龙门山地区的地表剥蚀与地壳隆升之间的定量关系等方面的分析,初步获得以下几点认识:

(1)青藏高原东缘龙门山地区晚新生代以来的地表剥蚀量介于(0.74～1.14)×105 km3之间,最大剥蚀厚度近3 km,平均剥蚀厚度约2 km左右。其中,剥蚀量和剥蚀厚度较大的区域分布于岷山断块的西南涪江的中下游地区、岷江、青衣江流域以及龙门山三条主干断裂附近。岷山断块的剥蚀量约为总剥蚀量的 17%～21%,龙门山北段的剥蚀量约为20%～23%,中段的剥蚀量约为 28%～34%,南段的剥蚀量约为24%～29%。

(2)弹性挠曲模型的模拟结果表明龙门山地区剥蚀前的地形剖面在地形高度和地形梯度等方面均明显降低,其坡度变化比现今从青藏高原到四川盆地的变化要平缓得多,反映了大量的地表剥蚀作用驱动了青藏高原东缘龙门山的地壳均衡反弹,这种侵蚀作用使龙门山隆升了近2 km。

(3)青藏高原东缘龙门山地区晚新生代以来地表剥蚀量和均衡隆升量具有明显的空间差异性,地表剥蚀量较高的区域与均衡隆升量较大的区域具有空间匹配关系。这导致了岷山断块及龙门山中、南段的均衡隆升量要高于青藏高原东缘其它区域,反映了晚新生代以来龙门山地区沿走向在不同分段(北段、中段和南段)内差异化的构造地貌形态及与剥蚀—隆升相关的地表过程。

(4)在龙门山的隆升过程中,构造隆升机制与地壳均衡反弹机制所起的作用和贡献率不同。现今龙门山的隆升过程可能是多期、多种隆升机制叠加的产物,并同时对龙门山隆升过程发挥作用,其隆升过程具有历史性和复合性,揭示了均衡隆升和剥蚀作用在相似的时间尺度上和空间尺度上控制着龙门山地貌的形成,从而在一定程度上约束了青藏高原东缘龙门山的隆升机制。

致谢： 感谢中国地质科学院地质研究所李海兵研究员给本文提出的宝贵建议,感谢成都理工大学云锟博士对本文 DEM数据分析及弹性挠曲模拟工作给予的帮助,感谢匿名审稿专家及编辑老师提出的宝贵修改意见,让笔者获益良多,在此表示由衷的感谢！

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.41402159,41741003,40841010,40972083,41172162,41372114 41340005 and 41502116),National Program on Key Basic Research Project (No.2017YFC1501000),China Geological Survey (Nos.121201010000150004-08 and 12120115004501-01),and State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation(No.SK-0801).

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