王繼龍，吳中海，孫玉軍，徐 昊，周春景，馬曉雪,4

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083；2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京 100081；3.國(guó)土資源部新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081；4.首都師范大學(xué)資源環(huán)境與旅游學(xué)院，北京 100048)

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青衣江河流沉積與階地特征及其成因演化

王繼龍1,2,3，吳中海2,3，孫玉軍2,3，徐 昊2，周春景2,3，馬曉雪2,4

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083；2.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京 100081；3.國(guó)土資源部新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)與地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081；4.首都師范大學(xué)資源環(huán)境與旅游學(xué)院，北京 100048)

在系統(tǒng)整理分析前人成果資料基礎(chǔ)上，對(duì)龍門(mén)山西南部與古青衣江改道相關(guān)的名山—邛崍礫石層和丹棱—思濛礫石層的礫石成分、礫度及礫向等統(tǒng)計(jì)資料進(jìn)行分析和總結(jié)，討論了礫石層的物源區(qū)、成因、形成時(shí)代等特征；結(jié)合對(duì)青衣江干流階地最新的調(diào)查和測(cè)量結(jié)果，梳理總結(jié)了河流階地的分布特征、高度、結(jié)構(gòu)、發(fā)育程度和年齡等資料數(shù)據(jù)，并利用衛(wèi)星遙感圖像和數(shù)字高程模型(DEM)數(shù)據(jù)提取構(gòu)造地貌和水系特征，發(fā)現(xiàn)青衣江流域地形是梯級(jí)降低的，其穿過(guò)的褶皺形成時(shí)間應(yīng)該早于第四紀(jì)，并且第四紀(jì)時(shí)期青衣江形成的階地是可連續(xù)對(duì)比的，其中寶興—蘆山段的階地有過(guò)抬升，可能與該區(qū)的盲逆沖斷層活動(dòng)有關(guān)。依據(jù)青衣江流域的階地特征，對(duì)水系演化變遷過(guò)程進(jìn)行綜合分析后提出，青衣江改道很可能是由于新構(gòu)造期間河流多次襲奪造成的，其中龍門(mén)山西南段的盲逆沖斷層活動(dòng)引起的局部隆升為襲奪提供了構(gòu)造條件。

青衣江；河流階地；河流襲奪；新構(gòu)造；盲逆斷層

青衣江是青藏高原東緣大渡河的一級(jí)支流，主源為寶興河，發(fā)源于川西高原，流經(jīng)寶興、雅安、夾江，于樂(lè)山處匯入大渡河，橫穿了龍門(mén)山構(gòu)造帶南段。因構(gòu)造活動(dòng)會(huì)對(duì)區(qū)域地貌特征以及水系發(fā)育產(chǎn)生顯著影響，因此河流演化特征的研究可以作為研究構(gòu)造變化特征的重要方法[1～3]。青衣江階地及其演化很好地記錄了龍門(mén)山構(gòu)造帶南段的活動(dòng)信息以及青藏高原隆升過(guò)程，對(duì)青衣江流域區(qū)域地貌和水系響應(yīng)特征的研究，不僅可以檢驗(yàn)Philippe等[4]和England等[5]提出的不同青藏高原東部構(gòu)造運(yùn)動(dòng)模式，還可以清楚地認(rèn)識(shí)青藏高原及東緣地區(qū)活動(dòng)過(guò)程及其對(duì)水系等的控制作用。前人主要通過(guò)沉積相分析、遙感衛(wèi)星影像和數(shù)字高程模型分析等手段，對(duì)青衣江流域的礫石層期次劃分、階地等級(jí)和時(shí)代劃分、古青衣江干流變遷以及活動(dòng)構(gòu)造對(duì)階地構(gòu)造變形特征的影響進(jìn)行了初步研究[6～25]。但由于測(cè)年方法單一、ESR測(cè)年結(jié)果可靠性仍存在爭(zhēng)議[26～27]以及階地等級(jí)劃分有缺失等原因，導(dǎo)致對(duì)青衣江水系特征以及該區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)特征的研究還不夠完善。本文通過(guò)系統(tǒng)整理前人的研究資料，對(duì)青衣江礫石層期次劃分進(jìn)行梳理和總結(jié)，并對(duì)青衣江干流階地進(jìn)行了野外調(diào)查測(cè)量，進(jìn)一步做了縱向?qū)Ρ龋⒔Y(jié)合DEM對(duì)古青衣江水系變遷過(guò)程進(jìn)行綜合分析解釋?zhuān)M(jìn)而探討了青衣江演化與龍門(mén)山構(gòu)造帶南段以及川西前陸盆地新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)作用的關(guān)系，以期為研究青藏高原的隆升、龍門(mén)山構(gòu)造帶南段的構(gòu)造活動(dòng)特征以及青藏高原東緣地區(qū)的穩(wěn)定性提供一定幫助。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

青衣江位于四川盆地西南邊緣，介于岷江與大渡河之間，主流發(fā)源于寶興縣巴郎山南麓的螞蛾溝，在蘆山匯入玉溪河繼續(xù)南流至飛仙關(guān)，在飛仙關(guān)納入天全河、滎經(jīng)河后，流經(jīng)雅安、夾江等地匯入大渡河(見(jiàn)圖1)。干流總體流向?yàn)楸蔽鳌蠔|向，全長(zhǎng)276 km，總落差2840 m，流域面積13300 km2。青衣江水系主要支流有5條，分別為西河、玉溪河、天全河、滎經(jīng)河、周公河，除玉溪河外其余大支流均自右岸匯入形成扇狀水系。從地貌地形特征(見(jiàn)圖2b)來(lái)看，研究區(qū)位于青藏高原與川西盆地過(guò)渡帶，區(qū)內(nèi)地貌變化明顯，自西至東分別是青藏高原地貌區(qū)、龍門(mén)山高山地貌區(qū)和龍門(mén)山前陸盆地地貌區(qū)3個(gè)地貌階梯，最大海拔差超過(guò)4000 m，是一個(gè)地貌陡變帶。青衣江流域地形大致以炳靈、滎經(jīng)、天全、靈關(guān)、大川一線為界，分東西兩大片。東面屬低山丘陵區(qū)，地勢(shì)平緩，海拔高程600～1100 m，河谷呈“U”型，有寬闊的漫灘和階地，河道比降約1.8‰；西面約占流域面積的60%，多為高山峽谷，海拔高程一般在1000 m以上，河谷多呈“V”型，漫灘階地極少，河道比降大于8‰[28]。

F1—F5：大川一雙石斷裂，大邑?cái)嗔?，新津一蒲江斷裂，龍泉山斷裂，鮮水河斷裂；B1—B5：石仙山背斜，蒙頂山背斜，熊坡背斜，三蘇場(chǎng)背斜，龍泉山背斜；S1—S3：蘆山向斜，下里向斜，名山向斜圖1 研究區(qū)位置、主要地質(zhì)構(gòu)造及流域分布Fig.1 The main geological structures and watershed distribution in stuty area

從大地構(gòu)造位置上看，研究區(qū)位于松潘—甘孜褶皺帶與揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)交匯帶，是上揚(yáng)子臺(tái)褶帶、鹽源—麗江臺(tái)源褶皺帶、巴顏喀拉褶皺帶構(gòu)造單元結(jié)合地帶。曾允孚等[29]、李勇等[30]將現(xiàn)今川西地區(qū)分為4個(gè)構(gòu)造區(qū)，自西向東分別是：松潘—甘孜褶皺帶(即川西高原)(Ⅰ)、龍門(mén)山?jīng)_斷帶(Ⅱ)、成都盆地(Ⅲ)和龍泉山褶皺帶(前陸隆起)(Ⅳ)。龍門(mén)山構(gòu)造帶的南段位于研究區(qū)西部。龍門(mén)山構(gòu)造帶屬于典型的逆沖推覆構(gòu)造，具有前展式發(fā)育的特點(diǎn)，晚新生代還具有右旋走滑的特征[31]。青衣江流域內(nèi)發(fā)育數(shù)條北東向斷裂和褶皺帶構(gòu)造，自北西至南東發(fā)育的斷裂有鹽井—五龍斷裂、雙石—大川斷裂、新開(kāi)店斷裂、蒲江—新津斷裂，發(fā)育的褶皺有蘆山向斜、石仙山背斜、中里向斜、蒙頂山背斜、名山向斜、熊坡背斜、三蘇場(chǎng)背斜、龍泉山背斜[10]。李智武等[32]對(duì)龍門(mén)山地區(qū)構(gòu)造事件形成的產(chǎn)物進(jìn)行研究后認(rèn)為，自印支期以來(lái)共發(fā)生了7次構(gòu)造事件，其中處于后期的新生代構(gòu)造事件(距今120～130 Ma的燕山期構(gòu)造事件，有較強(qiáng)的巖漿作用和變質(zhì)作用；距今約60 Ma的喜馬拉雅期構(gòu)造事件；距今30～40 Ma的喜馬拉雅期構(gòu)造事件；距今20～25 Ma的喜馬拉雅期構(gòu)造事件；距今約10 Ma的喜馬拉雅期構(gòu)造事件)使龍門(mén)山造山帶—川西前陸盆地系統(tǒng)發(fā)生強(qiáng)烈沖斷作用和隆升作用。

研究區(qū)內(nèi)龍門(mén)山地區(qū)地層單元可分為4類(lèi)(見(jiàn)圖2a)，從老到新分別是：①長(zhǎng)江克拉通的結(jié)晶基底巖石；②新元古代—二疊紀(jì)被動(dòng)邊緣沉積物；③松潘—甘孜階地的三疊紀(jì)復(fù)理石；④四川盆地內(nèi)中生代—新生代陸相沉積物[33]。揚(yáng)子克拉通的結(jié)晶基底由前寒武系片麻巖及相關(guān)花崗質(zhì)巖體(grantitoids)組成，主要分布在龍門(mén)山推覆構(gòu)造帶中南段的核心部位，根據(jù)地名分別稱(chēng)之為彭灌雜巖、雪隆包雜巖、寶興雜巖和大園包雜巖、轎子頂雜巖等。新元古代—二疊紀(jì)被動(dòng)大陸邊緣變質(zhì)沉積巖分布在前寒武雜巖的周?chē)?，主要由淺海相的沉積巖組成。龍門(mén)山斷裂帶的西側(cè)為深海沉積的三疊紀(jì)復(fù)理石，東側(cè)的四川盆地發(fā)育中生代—新生代陸相沉積巖[34]。區(qū)內(nèi)出露地層由老到新主要有白堊系夾關(guān)組、灌口組，古近系名山組、蘆山組，為一套河流-湖泊沉積相紫紅色砂泥巖地層，第四系大面積分布[19](見(jiàn)圖2c、2d)。并且區(qū)內(nèi)礫石層出露較全，在《1∶50000草壩幅、洪雅幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告》中，將礫石層時(shí)代劃分為上新世晚期—全新世，巖性主要為一套黃灰色、灰黃色砂礫層、黏土層，且具有出露面積廣、厚度大、構(gòu)成多級(jí)臺(tái)(階)地等特點(diǎn)。

2 青衣江流域老礫石層特征

區(qū)內(nèi)礫石層多分布于低山槽谷、淺丘、沖積臺(tái)地、沿江階地，前人對(duì)此曾進(jìn)行過(guò)系統(tǒng)的描述和研究。李承三將名山—邛崍臺(tái)地地區(qū)不整合于古近紀(jì)地層之上的黃色泥礫層定名為 “名邛礫石層”[6]；張倬元等[35]認(rèn)為夾江—眉山間礫石層與名山、邛崍礫石層在沉積序次和風(fēng)化程度上有明顯差別，將丹棱—思濛地區(qū)的礫石層稱(chēng)為“丹思礫石層”；劉興詩(shī)[23]認(rèn)為“雅安礫石層”只是分布在雅安飛機(jī)壩及附近沿江的同等階地內(nèi)的礫石層；李勇[8]在分析新生代成都盆地物源特征與水系演化中稱(chēng)熊坡背斜東坡礫石層是“大邑礫石層”；崔志強(qiáng)等[19]將區(qū)內(nèi)礫石層劃分為4套(大邑礫石層，名邛礫石層，丹思礫石層，雅安礫石層)，均為上新世晚期—更新世晚期古青衣江在前陸盆地中不同時(shí)間、不同地點(diǎn)沉積的有差異的碎屑物。筆者經(jīng)過(guò)野外實(shí)地調(diào)查并總結(jié)前人資料，認(rèn)為根據(jù)形成的時(shí)代關(guān)系，區(qū)內(nèi)第四紀(jì)礫石層可分成2套，分別為老礫石層(名邛礫石層，丹思礫石層)和沿現(xiàn)今河流階地發(fā)育的礫石層。

2.1 老礫石層的分布特征

研究區(qū)內(nèi)的第四紀(jì)老礫石層可分為2部套[11,19,35]，分別是名山—邛崍礫石層(名邛礫石層)和丹棱—思濛礫石層(丹思礫石層)(見(jiàn)表1)。

表1 研究區(qū)更新統(tǒng)礫石層劃分[19]

名邛礫石層從地形上看，北西靠龍門(mén)山，南東接總崗山，南西起自草壩鄉(xiāng)青衣江畔，北東延伸到邛崍縣，縱長(zhǎng)60 km，前緣寬約40 km，總面積達(dá)千余平方千米[11]。海拔總體趨勢(shì)是南西高、北東低，平面上呈自南西向北東撒開(kāi)的長(zhǎng)扇狀，廣泛分布于名山、邛崍一帶[35]。丹思礫石層北西邊界為總崗山南東坡，南西邊界大致在夾江以西的青衣江北岸，東側(cè)邊界為岷江右岸彭山—眉山—青神一線以西約數(shù)千米至十幾千米，分布面積約900 km2[26]，總體來(lái)說(shuō)是西高東低、南高北低，平面上呈自西向東撒開(kāi)的扇狀，以思濛一帶分布廣泛，且厚度較大[11]。經(jīng)過(guò)對(duì)前人資料的總結(jié)和野外實(shí)勘，區(qū)內(nèi)早期礫石層中礫石應(yīng)為古河流搬運(yùn)所致，且均為不同時(shí)期古青衣江在山前盆地中的沉積響應(yīng)[19]。

2.2 老礫石層沉積結(jié)構(gòu)特征

2.2.1 沉積特征

高山坡名邛礫石層與丹思礫石層中，雖不少巖漿巖、變質(zhì)巖、砂巖礫石己風(fēng)化成黏土，但這些黏土化的礫石外形仍可辯別，顯示出礫石相互接觸呈粒屑支撐現(xiàn)象。基質(zhì)顆粒從黏粒到礫級(jí)，分選較好。按沃克劃分的分選性粒度分布衡量，名邛礫石層明顯屬粒屑支撐，多眾數(shù)，基質(zhì)分選不好，屬于河成礫石層[19,35]。

在名邛礫石層和丹思礫石層中，橫切古水流方向的礫石剖面都清晰地顯示A(t)B(i)組構(gòu)(即礫石a軸橫切流向，b軸傾向上游)，呈迭瓦狀構(gòu)造，具有穩(wěn)定的二元結(jié)構(gòu)，該地區(qū)早期礫石層組構(gòu)特征屬典型的河流相[19]。

區(qū)內(nèi)更新統(tǒng)礫石層層理發(fā)育，在礫石層和砂層中發(fā)育流水作用形成的交錯(cuò)層理，粉砂層和泥質(zhì)層中發(fā)育水平層理。槽狀交錯(cuò)層理多見(jiàn)于礫石層所夾砂層中，橫向剖面上，砂體呈透鏡體狀，砂體內(nèi)部紋層呈槽狀，層系的厚度為1～10 cm。水平層理主要發(fā)育于礫石層間所夾泥質(zhì)層、粉砂層中，泥質(zhì)層、粉砂層厚度從幾厘米到幾十厘米不等，紋層呈平直狀，紋層間彼此平行，且平行于總的平面，厚度僅幾毫米，為典型的辮狀河流-洪泛沉積類(lèi)型[19]。

2.2.2 礫石成分特征

早期礫石層中礫石成分以石英巖、花崗巖、火山巖及砂巖為主，占70%以上，其中又以石英巖居多，占比超過(guò)40%[11]。通過(guò)已有礫石巖性的統(tǒng)計(jì)分析(見(jiàn)圖3)，證明了名邛臺(tái)地的礫石層和丹棱一思濛礫石層具有相同的物源區(qū)，均是青衣江的沉積產(chǎn)物[16]。研究區(qū)早期礫石層中酸性侵入巖及火山巖礫石含量較大，礫石成分組合與寶興雜巖、紫石關(guān)雜巖主要成分比例相似，前人認(rèn)為主要來(lái)源于青衣江上游天全河和寶興河流域的寶興雜巖、紫石關(guān)雜巖[19]。此外在思濛鎮(zhèn)礫石層中有較多泥質(zhì)砂巖和泥巖的礫石存在，前人認(rèn)為是青衣江侵蝕作用加強(qiáng)，侵蝕到白堊系基巖所致[10]。

圖3 青衣江流域名邛和丹思礫石層的巖性統(tǒng)計(jì)直方圖(據(jù)崔志強(qiáng)等[19]修改)Fig.3 The lithology histogram of Mingqiong and Dansi gravel layer in Qingyijiang River Basin

2.2.3 風(fēng)化特征

早期礫石層主要礫石成分雖然相似，但名邛礫石層中石英巖和砂巖的含量比丹思礫石層的要高，張倬元等[35]分別統(tǒng)計(jì)名邛礫石層和丹思礫石層中石英巖礫石的百分含量顯示，名邛礫石層石英巖礫石的含量為68%，丹思礫石層石英巖礫石的含量?jī)H為31%～52%。袁俊杰等[11]對(duì)礫石的風(fēng)化程度進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)(見(jiàn)表2)，顯示名邛礫石層中年代久遠(yuǎn)的礫石層中未風(fēng)化(抗風(fēng)化強(qiáng))和強(qiáng)風(fēng)化的礫石含量較高，而弱風(fēng)化和半風(fēng)化的礫石較少，表示名邛礫石層經(jīng)歷風(fēng)化時(shí)期比丹思礫石層長(zhǎng)，表明了兩套礫石層并非是同一時(shí)期的產(chǎn)物，名邛礫石層的形成時(shí)代較早[11]。

表2 礫石風(fēng)化程度統(tǒng)計(jì)[11]

2.2.4 礫石的形態(tài)參數(shù)特征

礫石的粒度一般采用礫石體積公式(V=πabc/6，礫石a、b、c軸的長(zhǎng)度)計(jì)算出各個(gè)測(cè)點(diǎn)礫石體積的平均值，再求它們的分布趨勢(shì)。在名邛礫石層，礫石體積最大7300 cm3以上，最小僅56 cm3，平均1058 cm3。其中體積大于2000 cm3的測(cè)點(diǎn)主要分布在Ⅳ級(jí)階地的新店高山坡一帶，1000～2000 cm3之間的測(cè)點(diǎn)集中于萬(wàn)古以北，小于1000 cm3的測(cè)點(diǎn)廣泛分布于邛崍、浦江一線以東。礫度自南西向北東逐漸遞減，遞減的方向應(yīng)該為青衣江的古流向。丹思礫石層中測(cè)點(diǎn)的礫石體積平均值為1075.1 cm3，最小為83.0 cm3。其中礫石體積大于500 cm3的測(cè)點(diǎn)分布在盤(pán)鰲、思蒙一線以西，屬?zèng)_洪積扇中部；大于1000 cm3的測(cè)點(diǎn)分布在丹棱、洪雅一線以西，屬扇上部和近頂部地段。礫石沿流程體積減小的規(guī)律十分明顯[11]。

礫石層中礫石的長(zhǎng)軸排列方向和扁平面(ab面)產(chǎn)狀(即礫石扁平面的傾向和傾角)對(duì)確定古水流方向和沉積環(huán)境具有很重要的作用。袁俊杰等[11]統(tǒng)計(jì)了名邛礫石層各級(jí)階地中的礫石扁平面傾向，總體顯示礫石扁平面傾向?yàn)楸蔽飨?，其中一組礫石統(tǒng)計(jì)結(jié)果為南西向，經(jīng)過(guò)測(cè)年驗(yàn)證，這是由于不同時(shí)代古青衣江在此改道形成的。丹棱唐河剖面中礫石的統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示丹思礫石層的ab面傾向?yàn)楸北蔽飨騕11]。總體看來(lái)，研究區(qū)礫石層中礫石具有很好的定向性。

2.2.5 古生物標(biāo)志特征

3 青衣江階地特征

青衣江流域第四紀(jì)地層覆蓋廣泛，古青衣江和現(xiàn)代青衣江流域第四紀(jì)階地十分發(fā)育，保存完整，多數(shù)地點(diǎn)保留有3級(jí)以上的階地。名山萬(wàn)古場(chǎng)一帶有保存較好的三級(jí)階地，它位于名山—邛崍礫石層中，為古青衣江階地。蘆山、雅安、洪雅地區(qū)階地特征保存較好，階地級(jí)數(shù)最多可達(dá)六級(jí)，它們均為現(xiàn)代青衣江的產(chǎn)物。因此，可以通過(guò)這些階地來(lái)分析研究青衣江流域階地特征。

3.1 古青衣江階地

古青衣江階地位于名山縣城北東的萬(wàn)古場(chǎng)鄉(xiāng)一帶的名邛礫石層中，是古青衣江流過(guò)名山萬(wàn)古場(chǎng)一帶形成的(見(jiàn)圖4)，張倬元等[35]、李勇[8]、唐熊等[18]也認(rèn)為這里的礫石層是古青衣江沖積而成。此處階地由于形成時(shí)代早，已風(fēng)化成崗丘地貌，但整體保存完整。經(jīng)過(guò)野外實(shí)測(cè)，發(fā)現(xiàn)共發(fā)育三級(jí)臺(tái)地：Ⅰ級(jí)階地位于云星村一帶，由堆積型礫石層構(gòu)成，海拔755～760 m(頂部為760～767 m)；Ⅱ級(jí)臺(tái)地位于高山坡村附近，基座砂巖產(chǎn)狀為282°∠10°，礫石層厚度約15 m，階地面海拔810～820 m(頂部多為810～815 m，少數(shù)為820 m)；Ⅲ級(jí)臺(tái)地海拔860～870 m(頂部為865 m)。Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ級(jí)臺(tái)地礫石層構(gòu)成低緩的崗丘地貌?；鶠榻綄永淼淖霞t色薄層泥質(zhì)粉砂巖，上覆礫石層具有明顯的二元結(jié)構(gòu)。礫石成分主要為石英巖、硅質(zhì)巖、砂巖、花崗巖，分選較差。各個(gè)臺(tái)地中，從低級(jí)臺(tái)地至高級(jí)臺(tái)地風(fēng)化程度依次增強(qiáng)。從磨圓度來(lái)看，各級(jí)臺(tái)地的圓和次圓狀礫石都占81%以上，次棱狀的礫石含量較少甚至為零，表明是河流沉積的產(chǎn)物。在萬(wàn)古場(chǎng)鄉(xiāng)南側(cè)茶園中見(jiàn)海拔782～785 m湖相臺(tái)地，臺(tái)地中有灰白色黏土層，黏土層中含有炭化木層或炭質(zhì)土層，可能對(duì)應(yīng)古湖泊相沉積，為局部的牛軛湖臺(tái)地切T3臺(tái)地形成。

圖4 名邛向斜谷地中的古礫石層臺(tái)地剖面Fig.4 Old gravel layer platform profile in Mingqiong syncline valley

3.2 現(xiàn)今青衣江階地

經(jīng)過(guò)野外實(shí)地觀測(cè)，蘆山毛家壩一帶發(fā)育六級(jí)階地(見(jiàn)圖5)，在青衣江曲流拐彎處現(xiàn)T2—T5階地，此處河床海拔約667 m。按拔河高度分析，Ⅰ級(jí)階地拔河4～5 m，海拔671～672 m；Ⅱ級(jí)階地拔河12～16 m，海拔679～683 m；Ⅲ級(jí)階地拔河25～28 m，海拔692～695 m；Ⅳ級(jí)階地拔河35～40 m，海拔702～707 m；Ⅴ級(jí)階地拔河62～66 m，海拔729～733 m；Ⅵ級(jí)階地拔河80～90 m，海拔747～757 m。Ⅰ級(jí)為堆積階地，Ⅱ—Ⅵ級(jí)階地為基座階地。階地基座為紫紅色砂巖，礫石層呈棕灰、棕黃色，礫石以圓狀和極圓狀為主，分選性中等；礫石直徑以2～15 cm為主，15～20 cm次之，少量20～30 cm，主要成分為花崗巖、閃長(zhǎng)巖、石英巖、輝綠巖、火山巖，其次為砂巖、脈石英，顆粒支撐，砂質(zhì)充填，在較高階地礫石層中礫石風(fēng)化嚴(yán)重。

圖5 蘆山毛家壩青衣江階地剖面Fig.5 Terraces profile of Qingyi River at Maojiaba, Lushan

雅安黃泥崗一帶發(fā)育五級(jí)階地(見(jiàn)圖6)，二元結(jié)構(gòu)明顯。在殷家渡口處，河床水面海拔600～602 m。Ⅰ級(jí)階地拔河6～7 m，海拔608～609 m；Ⅱ級(jí)階地拔河13～15 m，海拔615～617 m；Ⅲ級(jí)階地拔河30～32 m，海拔630～634 m；Ⅳ級(jí)階地拔河56～60 m，海拔658～662 m；Ⅴ級(jí)階地拔河110 m，海拔約712 m。Ⅰ級(jí)階地為堆積階地，在殷家渡口處見(jiàn)Ⅰ級(jí)階地，底部有紫紅色砂巖出露；Ⅱ—Ⅴ級(jí)為基座階地。礫石層整體呈灰黃色，分選較差，礫徑大小以1～15 cm為主，15～30 cm次之，30～50 cm少量(常見(jiàn)紫紅色砂巖)；礫石為圓狀、次圓狀，礫石的巖性主要為花崗巖、石英巖、閃長(zhǎng)巖、輝長(zhǎng)巖、砂巖。Ⅴ級(jí)階地礫石層中砂巖礫石風(fēng)化嚴(yán)重，已松軟，呈褐黃色。

田家堡一帶發(fā)育四級(jí)階地(見(jiàn)圖7)，雅安大壩高出東側(cè)河床23 m、高出西側(cè)河床6 m，指示河床海拔550 m，蓄水高度17 m。Ⅰ級(jí)階地拔河6～8 m，海拔556～558 m，為基座階地；Ⅱ級(jí)階地拔河15～19 m，海拔565～569 m，為基座-堆積階地；Ⅲ級(jí)階地拔河40～42 m，海拔590～592 m，為基座階地；Ⅳ級(jí)階地拔河54～56 m，海拔604～606 m，為基座階地?；鶐r性為E1-2紅色砂巖，礫石層為灰色，礫石分選中等；礫徑以1～15 cm為主，30～50 cm次之，個(gè)別礫石礫徑大于50 cm；礫石巖性以花崗巖、閃長(zhǎng)巖為主，占60%左右，變質(zhì)石英砂巖、石英巖、玄武巖、輝石巖、輝長(zhǎng)巖等少量，可見(jiàn)片麻狀花崗巖和斜長(zhǎng)角閃巖。

圖7 雅安田家堡青衣江階地剖面Fig.7 Terraces profile of Qingyi River at Tianjiabao, Yaan

洪雅陽(yáng)坪一帶共發(fā)育六級(jí)階地(見(jiàn)圖8)，位于青衣江南岸。Ⅰ級(jí)階地位于洪雅青衣江邊，是堆積階地，階地中礫石為顆粒支撐，砂質(zhì)填充，呈疊瓦狀排列，階地面含有植物根系的灰黑色亞砂土，海拔450～455 m；Ⅱ—Ⅵ級(jí)為基座階地。基座均為古近系名山組深磚紅色中—薄層狀鈣質(zhì)粉砂質(zhì)泥巖。下部為未固結(jié)礫石層，上部為灰黃色砂土層，含少量礫石，屬于典型的二元結(jié)構(gòu)。礫石成分主要為石英巖、花崗巖、石英砂巖和火山巖；礫石雜基支撐，砂泥質(zhì)充填，分選性中等，次圓狀為主。Ⅱ級(jí)階地抗風(fēng)化較弱的砂巖以及火山碎屑巖已經(jīng)半風(fēng)化，Ⅲ級(jí)階地中抗風(fēng)化能力弱的礫石被風(fēng)化的程度較深，Ⅳ級(jí)階地中除了石英巖質(zhì)礫石外大部分礫石已經(jīng)風(fēng)化或半風(fēng)化，Ⅴ級(jí)階地中除石英巖外大部分礫石已經(jīng)風(fēng)化或半風(fēng)化，Ⅵ級(jí)階地中礫石風(fēng)化十分嚴(yán)重，大部分礫石風(fēng)化成砂土，石英巖也半風(fēng)化，但大部分礫石仍保持其外形。

圖8 洪雅陽(yáng)坪一帶的青衣江階地剖面Fig.8 Terrace profile of Qingyi River at Yangping, Hongya

基于沉積地層和各階地海拔高度特征，繪制了青衣江階地位相圖(見(jiàn)圖9)，圖中可以看出階地在流域內(nèi)有較好的空間連續(xù)性，而且與地貌特征保持較好的一致性。在栗子坪一帶出現(xiàn)高階地，即抬升階地，未找到與其相對(duì)應(yīng)的上下游階地，且在上游地區(qū)河床坡度極陡，指示了該段有過(guò)顯著的抬升。蘆山一帶階地?cái)?shù)量較多，指示該區(qū)域有較強(qiáng)的活動(dòng)性，推測(cè)與下伏的蘆山地震發(fā)震逆斷裂的第四紀(jì)活動(dòng)有關(guān)。野外實(shí)際觀察發(fā)現(xiàn)，不同河段相應(yīng)的階地沉積物厚度差別不大，而且河谷的起伏程度以及階地構(gòu)造特征很相似?，F(xiàn)今青衣江階地中，Ⅰ級(jí)階地均為堆積階地，其余大多數(shù)為基座階地。青衣江階地發(fā)育的級(jí)數(shù)總體上不一致。由階地特征分析可知，上游靈關(guān)鎮(zhèn)地區(qū)隆升的高度比中下游要高，更新世晚期之后抬升不明顯，而中下游地區(qū)更新世晚期以來(lái)有過(guò)多次明顯抬升。青衣江流域在第四紀(jì)時(shí)期經(jīng)歷了多次階段性構(gòu)造抬升，但該流域不同時(shí)期的地殼隆升速率是不同的，所以不同時(shí)期同一地區(qū)抬升的高度也不同，如T3至T2形成時(shí)期田家堡一帶的隆升比黃泥崗地區(qū)要快；而且同一時(shí)期不同河段的隆升速率也存在差異，如陽(yáng)坪一帶T3至T2形成時(shí)期的隆升速率要高于T2至T1、T4至T3時(shí)期。

圖9 現(xiàn)代青衣江的河流階地位相圖Fig.9 River terrace phase diagram of modern Qingyi River

4 老礫石層與階地的形成時(shí)代

本文收集了前人對(duì)青衣江流域各級(jí)階地的測(cè)年數(shù)據(jù)(見(jiàn)表3)，前人僅對(duì)青衣江中下游地區(qū)的河流階地做過(guò)相對(duì)系統(tǒng)的研究[11,14,17～19,36]。由于青衣江曾發(fā)生過(guò)改道，但礫石層測(cè)年存在誤差，導(dǎo)致區(qū)域內(nèi)的河流階地序列及其對(duì)應(yīng)年齡的確定存在問(wèn)題。若古青衣江形成河流階地的同期現(xiàn)代青衣江河道未發(fā)育河流，則古青衣江階地年齡應(yīng)當(dāng)比改道后的要大；若古青衣江與改道后位置同期都有河流存在，古青衣江階地年齡與改道后形成階地的年齡應(yīng)該有一部分相同。

在前人資料中，名山萬(wàn)古場(chǎng)—草壩階地存在古青衣江所形成的階地，其中Ⅰ級(jí)階地測(cè)年結(jié)果為11±1 ka，形成于晚更新世，是現(xiàn)代青衣江支流的階地；Ⅱ、Ⅲ級(jí)階地年齡分別為110±12 ka、157±15 ka，均形成于中更新世；Ⅳ級(jí)階地年齡為791±60 ka，形成于早更新世。而陽(yáng)坪的階地均為現(xiàn)在河流形成，共發(fā)育6級(jí)，Ⅰ級(jí)階地年齡約為5 ka，形成時(shí)代為全新世；Ⅱ級(jí)階地高出Ⅰ級(jí)階地20 m，其年齡為31±3 ka，形成于晚更新世；Ⅲ級(jí)階地高出Ⅱ級(jí)階地53 m，年齡為93±10 ka，形成時(shí)代為晚更新世；Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ級(jí)階地的年齡分別為129±14 ka、149±15 ka、266±30 ka，形成的時(shí)代均為中更新世。對(duì)于新店鄉(xiāng)廟子灣—高山坡的名邛礫石層，崔志強(qiáng)等[19]的ESR測(cè)年范圍為157±5 ka(中更新世晚期，Q23)至719±10 ka(中更新世早期，Q21)，而陳杰等[14]的測(cè)年范圍為中更新世晚期；對(duì)于丹棱縣唐河鄉(xiāng)高大地丹思礫石層，崔志強(qiáng)等[19]的ESR測(cè)年結(jié)果為102±5 ka(中更新世晚期，Q33)至213±5 ka(中更新世中期，Q22)，陳杰等[14]的ESR測(cè)年結(jié)果為晚更新世；大興場(chǎng)雅安礫石層的ESR測(cè)年范圍為20±2 ka(晚更新世晚期，Q33)至85±5 ka(晚更新世早期，Q31)。表明了兩套礫石層形成的時(shí)代是不一致的，整體上名邛礫石層形成的時(shí)代更早。但青衣江河流測(cè)年數(shù)據(jù)相對(duì)較少，存在局限性；而且測(cè)年方法相對(duì)單一，沒(méi)有其他可靠的測(cè)年方法加以輔證，加之古青衣江形成階地的劃分標(biāo)準(zhǔn)及結(jié)果存在不一致，導(dǎo)致其測(cè)年結(jié)果以及階地級(jí)數(shù)的確定存在很大的爭(zhēng)議和矛盾。

表3 青衣江流域階地測(cè)年

5 討論

通過(guò)對(duì)研究區(qū)遙感數(shù)據(jù)(見(jiàn)圖10)、DEM數(shù)據(jù)的分析并結(jié)合前人資料的梳理總結(jié)，更新世以來(lái)礫石層的平面堆積形態(tài)呈扇狀或“舌”狀，河流沖溝發(fā)育，地表不完整，礫石層構(gòu)成了多級(jí)地貌階地形態(tài)以及寬達(dá)上千米的古河道遺跡，為典型的河流沖積型地貌。前人對(duì)該區(qū)域內(nèi)更新世以來(lái)礫石層的劃分及命名上尚不統(tǒng)一，經(jīng)過(guò)野外查證后，本文根據(jù)礫石層出露的位置、沉積特征以及相對(duì)年齡等對(duì)研究區(qū)內(nèi)更新世以來(lái)的礫石層重新進(jìn)行了劃分，共分為3套礫石層，分別為名邛礫石層、丹思礫石層和沿現(xiàn)今河道階地發(fā)育的礫石層。名邛礫石層分布于熊坡背斜的西北側(cè)，名山—蒲江—邛崍一帶，經(jīng)風(fēng)化剝蝕后構(gòu)成大片臺(tái)地地貌；丹思礫石層沿熊坡背斜東南側(cè)展布，分布于丹棱—思濛—眉山一帶，構(gòu)成區(qū)域性階地地貌；沿現(xiàn)今河道發(fā)育的礫石層構(gòu)成了青衣江兩岸附近保存程度不同的階地地貌。從礫石層的沉積特征、礫石成分特征、風(fēng)化特征、形態(tài)參數(shù)特征等方面進(jìn)行綜合分析后發(fā)現(xiàn)，名邛礫石層、丹思礫石層均存在多個(gè)向上變細(xì)的沉積旋回，且具有明顯的二元結(jié)構(gòu)特征，研究區(qū)內(nèi)礫石層應(yīng)該是河流搬運(yùn)的礫石形成，物源區(qū)最可能來(lái)自龍門(mén)山南段的雜巖帶區(qū)；3套礫石層為青衣江在不同地點(diǎn)、不同時(shí)期的沉積物，并且認(rèn)為與沉積物密切相關(guān)的水系便是青衣江。

圖10 青衣江流域和部分古河道Fig.10 Qingyi River basin and part of the ancient river

雖然從分布在青衣江流域的名山—邛崍礫石層和丹棱—思濛礫石層特征來(lái)看，礫石層是水流作用形成的，但是礫石層中礫石的來(lái)源前人卻未給出充分確鑿的證據(jù)。整體上礫石層中礫石來(lái)源于巖漿巖、侵入巖、變質(zhì)巖大面積出露區(qū)。流域內(nèi)主要的雜巖體主要有寶興河上游的寶興雜巖體、天全河上游的紫石關(guān)雜巖體以及滎經(jīng)河上游的漢源雜巖，崔志強(qiáng)等[19]認(rèn)為青衣江的物源區(qū)是上游的寶興雜巖區(qū)和紫石關(guān)雜巖區(qū)。但是這三部分雜巖體中巖石成分組合相近，僅通過(guò)巖性統(tǒng)計(jì)作對(duì)比來(lái)判定物源區(qū)是不充分的。分布在青衣江上游以及西側(cè)的雜巖帶均可能作為青衣江的物源區(qū)，不能單純地認(rèn)為青衣江的物源區(qū)只有上游的寶興雜巖區(qū)和紫石關(guān)雜巖區(qū)。前人將礫石層形成的時(shí)代判定為更新世，崔志強(qiáng)等[19]將高山坡階地礫石層判定為中更新世早期—中更新世晚期，丹棱縣階地礫石層判定為中更新世中期—中更新世晚期；而陳杰等[14]將萬(wàn)古—建山一帶礫石層劃分為中更新世中期，新店鄉(xiāng)高山坡、廟子灣礫石層判定為中更新世晚期，丹棱縣唐河鄉(xiāng)礫石層判定為晚更新世。兩套礫石層可能存在年齡差異，也有可能形成時(shí)代一致，由于測(cè)年方法單一，無(wú)其他測(cè)年方法佐證，且ESR的測(cè)年不穩(wěn)定，數(shù)據(jù)不可靠，前人對(duì)不同礫石層的年齡以及每級(jí)階地的具體年齡還不能完全確定。本文經(jīng)過(guò)野外實(shí)地勘查，從現(xiàn)青衣江河流階地發(fā)育情況可以看出，現(xiàn)今發(fā)育的青衣江階地是連續(xù)可對(duì)比的，說(shuō)明褶皺變動(dòng)形成時(shí)間較早；并且從遙感圖(見(jiàn)圖10)可以看出青衣江存在多條古河道，且現(xiàn)今青衣江的河道切穿了熊坡背斜以及夾江背斜，表明青衣江受到區(qū)域內(nèi)構(gòu)造活動(dòng)的控制。由于分水嶺不高，青衣江河道的變化很有可能是由于先成河在不同時(shí)期襲奪引起的。因熊坡背斜南西端地勢(shì)明顯高于北東端，褶皺往北東方向?qū)嫑](méi)，南西部抬升高，北東部抬升弱，如果引起河流整體改道，河流不可能穿過(guò)南西部背斜區(qū)；加之熊坡背斜隆起的起始時(shí)限沒(méi)有確鑿的證據(jù)，上覆的第四紀(jì)地層存在局部變形，只能說(shuō)明熊坡背斜在第四紀(jì)時(shí)期有過(guò)活動(dòng)，但是現(xiàn)在地貌形態(tài)基本格局的形成時(shí)間應(yīng)該早于第四紀(jì)，所以由于第四紀(jì)時(shí)期背斜繼續(xù)隆起活動(dòng)導(dǎo)致古青衣江整體偏移改道的可能性較小。

由于該地區(qū)水系受龍門(mén)山南段斷裂所控制，而龍門(mén)山又是位于青藏高原東南緣邊界的山脈，因此青藏高原的隆升直接影響龍門(mén)山造山帶的演化。隨著龍門(mén)山斷裂不斷向盆地內(nèi)逆沖，前陸盆地邊緣將向東移動(dòng)，沉降中心也繼續(xù)東移，洪積扇向東推進(jìn)。名邛礫石層和丹思礫石層均為古青衣江的產(chǎn)物，與現(xiàn)今青衣江發(fā)育的階地以及礫石層對(duì)比，迄今為止在形成過(guò)程中它們都經(jīng)歷了多次較強(qiáng)的地殼隆升，發(fā)育在現(xiàn)代洪積扇的青衣江受右旋走滑作用的影響，名邛臺(tái)地以及臺(tái)地東南緣的雅安部分地區(qū)還可能進(jìn)一步隆升，青衣江水系的下切作用將會(huì)逐漸增強(qiáng)，向山谷型水系特征演變。

總結(jié)前人的年代學(xué)研究資料，結(jié)合遙感、野外地貌和沉積物特征分析，認(rèn)為形成青衣江階地的主要因素是在該區(qū)域階段性的構(gòu)造隆升，階地序列較好地指示了龍門(mén)斷裂帶南部地區(qū)地面抬升歷史，進(jìn)而推斷青衣江的水系改道存在另一種可能性，即由于逆沖斷層活動(dòng)，導(dǎo)致區(qū)域背斜局部不斷構(gòu)造運(yùn)動(dòng)隆升，為河流的溯源侵蝕加強(qiáng)提供了條件，先成河在隆升區(qū)溯源侵蝕到發(fā)育在順向斜谷底位置的古青衣江，在第四紀(jì)之前經(jīng)過(guò)多次襲奪古青衣江而形成了現(xiàn)今穿過(guò)多個(gè)背斜的橫向河，最終整體上由原來(lái)的縱向水系演化成現(xiàn)今的橫向水系，并分別形成了古河道①，②，③(見(jiàn)圖10)。

本文新提出的青衣江通過(guò)襲奪實(shí)現(xiàn)河道變遷的可能過(guò)程可初步歸納為4個(gè)階段：

第一期：至少是在第四紀(jì)或上新世之前，青衣江古河道可能是經(jīng)雅安、名山，沿萬(wàn)古向北東到復(fù)興場(chǎng)轉(zhuǎn)彎向東經(jīng)五星、永興鎮(zhèn)，在新津流入岷江，即古河道①位置。

第二期：受龍門(mén)山構(gòu)造帶分支逆斷層活動(dòng)的影響，熊坡背斜進(jìn)一步隆起，區(qū)域抬升導(dǎo)致在古河道②位置發(fā)育的河流(即經(jīng)石碑水庫(kù)、雙河鄉(xiāng)、長(zhǎng)灘水庫(kù)，沿熊坡背斜順北東向在新津匯入岷江)不斷溯源侵蝕，侵蝕到古青衣江河道①，由于地勢(shì)較古河道①低，所以古青衣江被襲奪改道，向南偏移，形成經(jīng)過(guò)蒲江、五星，在新津匯入岷江的古河道②。

第三期：在持續(xù)的地殼抬升作用下，名邛礫石層抬升形成臺(tái)地，發(fā)育在古河道③位置的分支河流(于丹棱分岔，一支流經(jīng)龍興、思濛，在青神匯入岷江，另一支流則經(jīng)高河坎、羅壩，在漢陽(yáng)鎮(zhèn)匯入岷江)沿北西方向溯源侵蝕，不斷下切熊坡背斜，并襲奪了古青衣江，形成古河道③。

第四期：由于現(xiàn)河道下游位置(即流經(jīng)洪雅、夾江等地，在樂(lè)山與岷江匯入大渡河一段位置)發(fā)育的河流襲奪了發(fā)育在古河道③位置的古青衣江，最終形成了現(xiàn)今橫穿龍門(mén)山西南部地區(qū)褶皺構(gòu)造的橫向河為特征的青衣江河流基本形態(tài)。

青衣江流域河流變遷整體模式是發(fā)育在向斜谷地的縱向河流被發(fā)育在背斜位置的橫向河流襲奪(見(jiàn)圖11)。發(fā)育在背斜位置的橫向河流早已穿過(guò)背斜頂部，由于下伏逆斷層的繼續(xù)活動(dòng)，導(dǎo)致背斜區(qū)域持續(xù)隆升；而局部的隆升使得橫向河流下蝕作用加強(qiáng)，加劇了橫向河的溯源侵蝕，最終導(dǎo)致橫向河流襲奪發(fā)育在順向斜谷地發(fā)育的縱向河；又由于龍門(mén)山地區(qū)高程是梯級(jí)降低的，最終被襲奪的縱向河成為斷頭河，區(qū)域河流格局由原來(lái)以沿向斜谷地發(fā)育的縱向河為主轉(zhuǎn)變?yōu)橐詸M穿褶皺構(gòu)造的橫向河為主，并在穿過(guò)背斜位置形成深切峽谷地貌而在穿越向斜部位繼承了之前的寬谷地貌。

圖11 推測(cè)的青衣江流域河流襲奪模式圖Fig.11 A speculative capture mode sketch of Qingyi River basin

6 結(jié)論

對(duì)青衣江流域古沖積礫石層和現(xiàn)今青衣江河流階地的調(diào)查研究結(jié)果表明，青衣江在發(fā)育過(guò)程中存在明顯的河流改道和重組過(guò)程，而沿現(xiàn)今青衣江干流的第四紀(jì)階地是連續(xù)可對(duì)比的，表明青衣江改道應(yīng)發(fā)生在第四紀(jì)或上新世之前，而第四紀(jì)期間主要是伴隨區(qū)域氣候-構(gòu)造過(guò)程導(dǎo)致青衣江下切而形成連續(xù)階地的過(guò)程。

青衣江干流的河流階地位相圖顯示，蘆山西側(cè)階地具有構(gòu)造抬升階地特征，在栗子坪存在高階地，而附近流域尚未發(fā)現(xiàn)可對(duì)比的階地，這可能與導(dǎo)致蘆山地震的盲逆沖斷裂活動(dòng)有關(guān)。

由于古青衣江受到背斜繼續(xù)隆起活動(dòng)導(dǎo)致古青衣江整體偏移改道的可能性較小，推測(cè)是橫向河多次襲奪發(fā)育在向斜谷地的縱向河而導(dǎo)致的。

[1] 趙秋晨, 張緒教, 何澤新,等. 六盤(pán)山東麓涇河上游河流階地的形成年代及新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)意義[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2014, 28(6): 1202～1212.

ZHAO Qiu-chen, ZHANGXun-jiao, HE Ze-xin, et al, Age of upper Jinghe River terrace at the Eastern Piedmont of Liupanshan and its significance for Neotectonic movement[J]. Geoscience, 2014, 28(6): 1202～1212.

[2] 潘家偉, 李海兵, 孫知明,等. 青藏高原西北部晚第四紀(jì)以來(lái)的隆升作用——來(lái)自西昆侖阿什庫(kù)勒多級(jí)河流階地的證據(jù)[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2013, 29(6): 2199～2210.

PAN Jia-wei, LI Hai-bing, SUN Zhi-ming, et al. Late Quaternary uplift of the northwestern Tibetan Plateau: Evidences from river terraces in the Ashikule area, West KunliunMountain[J]. Acta Petrologica Sinca, 2013, 29(6): 2199～2210.

[3] 吳忱. 華北山地的水系變遷與新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)[J]. 華北地震科學(xué), 2001, 19(4): 1～6.

WU Chen. Changes of river system and new tectonic movemeny in north China mountainous area[J]. North China Earthquake Sciences, 2001, 19(4): 1～6.

[4] Jean-Philippe A, Paul T. Kinematic model of active deformation in Central-Asia[J]. Geophysical Research Letters, 1993, 20(10): 895～898.

[5] England P, Molnar P. Right-lateral shear and rotation as the explanation for strike-slip faulting in eastern Tibet[J]. Nature, 1990, 6262: 140.

[6] 陳旭, 陳興海, 雷通文. 成都盆地西緣第四紀(jì)礫石層成因及其工程特性研究[J]. 路基工程, 2012, (5): 32～35.

CHEN Xu, CHEN Xing-hai, LEI Tong-wen. Study on Genesis and Engineering Characteristics of Quarternary Gravel Bed at the Western Edge of Chengdu Basin[J]. Subgrade Engineering, 2012, (5): 32～35.

[7] 黎兵, 李勇, 張開(kāi)均,等. 青藏高原東緣晚新生代大邑礫巖的物源分析與水系變遷[J]. 第四紀(jì)研究, 2007, 27(1): 64～73.

LI Bing, LI Yong, ZHANG Kai-jun et al. Provenance of the Siliciclastic rocks of the late Cenozoic DAYI formation and drainage change at eastern margin of the tibetanplateau[J]. Quaternary Sciences, 2007, 27(1):64～73.

[8] 李勇, 黎兵, Steffen D,等. 青藏高原東緣晚新生代成都盆地物源分析與水系演化[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2006, 24(3): 309～320.

LI Yong, LI Bing, Steffen D, et al. Provenance Analysis and Drainage Evolution in Late Cenozoic Chengdu Basin on Eastern Margin of Tibetan Plateau[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2006, 24(3): 309～320.

[9] 鄭勇, 孔屏. 四川盆地西緣晚新生代大邑礫巖的物源及其成因:來(lái)自重礦物和孢粉的證據(jù)[J]. 巖石學(xué)報(bào), 2013, 29(8): 2949～2958.

ZHEN Yong, KONG Ping. Provenance and origin of the Late Cenozoic Dayi conglomerates in the western margin of the Sichuan Basin: New insights from heavy mineral and spore-pollen assemblages[J]. Acta Petrologica Sinica. 2013, 29(8): 2949～2958.

[10] 梁明劍, 郭紅梅, 李大虎,等. 2013年四川蘆山7.0級(jí)地震發(fā)震構(gòu)造機(jī)理及青衣江上游流域地貌的響應(yīng)[J]. 地學(xué)前緣, 2013, 20(6): 21～28.

LIANG Ming-jian, GUO Hong-mei, LI Da-hu, et al. The seismogenic tectonic mechanism of the Lushan Ms 7.0 earthquake and the geomorphological response of the upstream drainage of Qingyijiang river, in 2013, Sichuan, China[J]. Earth Science Frontiers, 2013, 20(6): 21～28.

[11] 袁俊杰, 陶曉風(fēng). 四川名山——丹棱地區(qū)青衣江流域的礫石層特征及水系演化[J]. 四川地質(zhì)學(xué)報(bào), 2008, 28(1): 6～12.

YUAN Jun-jie, TAO Xiao-feng. The features of gravel bed and drainage evolution in the Qingyi River valley in the Mingshan-Danling region, Sichuan[J]. Acta Geologica Sichuan, 2008, 28(1): 6～12.

[12] 莫雄, 趙兵. 四川名山建山大邑礫巖沉積特征及地層時(shí)代[J]. 沉積與特提斯地質(zhì), 2010, 30(4): 72～78.

MO Xiong, ZHAO Bing. Sedimentary characteristics and stratigraphic ages of the Dayi conglomerates in Mingshan, Sichuan[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2010, 30(4): 72～78.

[13] 許仲路, 李代鈞, 劉亞平. 再論雅安層的成因[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版, 1980, (2): 62～79.

XU Zhong-lu, LI Dai-jun, LIU Ya-ping. Discuss the causes of Yaan layer again[J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 1980, (2): 62～79.

[14] 陳杰, 李佑國(guó), 崔志強(qiáng),等. 成都盆地南緣與新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)有關(guān)的河道演變及其對(duì)沉積作用影響初步探討[J]. 資源調(diào)查與環(huán)境, 2008, 29(1): 18～23.

CHEN Jie, LI You-guo, CUI Zhi-qiang, et al. Stream channel transition related to neotectonic movement and its influence upon sedimentation in the south of ChenduBasin[J]. Resources Survey & Environment, 2008, 29(1): 18～23.

[15] 賈營(yíng)營(yíng), 付碧宏, 王巖,等. 青藏高原東緣龍門(mén)山斷裂帶晚新生代構(gòu)造地貌生長(zhǎng)及水系響應(yīng)[J]. 第四紀(jì)研究, 2010, 30(4): 825～836.

JIA Ying-ying, FU Bi-hong, WANG Yan, et al. Late Cenozoic tectono-geomorphic growth and drainage response in the Longmenshan fault zone, East margin of Tibet[J]. Quaternary Sciences, 2010, 30(4): 825～836.

[16] 王剛, 陶曉風(fēng), 伊海生,等. 四川盆地西南緣雅安-名山地區(qū)青衣江古河道的變遷及蒙頂山背斜的隆起[J]. 第四紀(jì)研究, 2010, 30(4): 779～790.

WANG Gng, TAO Xiao-feng, YI Hai-sheng, et al. Change of the Paleo-Qingyijiang River the rise of the Mengdingshan anticline on the southwest margin of the Sichuan Basin[J]. Quaternary Sciences, 2010, 30(4): 779～790.

[17] 劉韶, 張世民, 丁銳,等. 青衣江中游晚第四紀(jì)河流階地構(gòu)造變形特征與蘆山地震成因分析[J]. 地殼構(gòu)造與地殼應(yīng)力文集, 2014, 26: 35～49.

LIU Shao, ZHANG Shi-min, DING Rui, et al. The tectonic deformation characteristics of river terrace in the middle reach of Qingyijiang River during Late Quaternary and cause analysis of Lushan earthquake[J]. The Paper Collection of Crustal Tectonics and Crustal Stress, 2014, 26: 35～49.

[18] 唐熊, 陶曉風(fēng). 雅安地區(qū)青衣江流域第四紀(jì)階地特征分析[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2009, 27(1): 137～141.

TANG Xiong, TAO Xiao-feng. Analysis on characteristics of Qingyi River Quaternary terrace in Yaan area[J]. Acta Sedmentologica Sinica, 2009, 27(1): 137～141.

[19] 崔志強(qiáng), 劉登忠, 孟慶敏. 川西凹陷地區(qū)更新統(tǒng)礫石層沉積成因探討[J]. 中國(guó)地質(zhì), 2009, 36(5): 1065～1078.

CUI Zhi-qiang, LIU Deng-zhong, MEN Qing-min. The origin of the Pleistocene gravel in western Sichuan depression[J]. Geology in China, 2009, 36(5): 1065～1078.

[20] Liu S, Zhang S, Ding R, et al. Upper crustal folding of the 2013 Lushan earthquake area in southern Longmen Shan, China, insights from Late Quaternary fluvial terraces[J]. Tectonophysics, 2015, 639(3): 99～108.

[21] 梁明劍, 李大虎, 郭紅梅,等. 成都盆地南緣第四紀(jì)構(gòu)造變形及地貌響應(yīng)特征[J]. 地震工程學(xué)報(bào), 2014, 36(1): 98～106.

LIANG Ming-jian, LI Da-hu, GUO Hong-mei, et al. Quaternary tectonic deformation and geomorphologic response characteristics in the southern margin of Chengdu Basin[J]. China Earthquake Engineering Journal, 2014, 36(1): 98～106.

[22] 梁朋, 田勤儉, 蘇鵬,等. 利用DEM技術(shù)自動(dòng)提取龍門(mén)山南段青衣江階地面的研究[J]. 震災(zāi)防御技術(shù), 2015, 10(2): 240～252.

LIANG Peng, TIAN Qin-jian, SU Peng, et al. An automated method to extract fluvial terraces of Qingyi River on the southern Longmenshan[J]. Technology for Earthquake Disaster Prevention, 2015, 10(2): 240～252.

[23] 劉興詩(shī). 四川盆地晚第四系的劃分[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版, 1981(4):58～60.

LIU Xing-shi. The division of sichuan basin in the late quaternary[J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 1981, (4): 58～60.

[24] 李勇, 周榮軍, Densmore,等. 青藏高原東緣龍門(mén)山晚新生代走滑擠壓作用的沉積響應(yīng)[J]. 沉積學(xué)報(bào), 2006, 24(2): 153～164.

LI Yong, ZHOU Rong-jun, Densmore, et al. Sedimentary responses to Late Cenizoic thrusting and strike-slipping of Longmenshan along eastern margin of Tibetan Plateau[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2006, 24(2): 153～164.

[25] 王鳳林, 李勇, 李永昭,等. 成都盆地新生代大邑礫巖的沉積特征[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版, 2003, 30(2): 139～146.

WANG Feng-lin, LI Yong, LI Yong-zhao, et al. Sedimentary characteristics of the Cenozoic Dayi conglomerate in Chengdu Basin [J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 2003, 30(2): 139～146.

[26] 尹功明, 林敏. 沉積物電子自旋共振測(cè)年現(xiàn)狀[J]. 核技術(shù), 2005, 28(5): 399～402.

YI Gong-ming, LIN Min. Present status of ESR dating of sediments[J]. Nuclear Techniques, 2005, 28(5): 399～402.

[27] Rainer Grün, 尹功明. 電子自旋共振測(cè)年的前景和問(wèn)題[J]. 地震地質(zhì)譯叢, 1994, (4): 8～19.

Rainer Grün YI Gong-ming. Prospects and problems of electron spin resonance dating[J]. Collection of Seismology and Geology Translation, 1994, (4): 8～19.

[28] 張顯林. 青衣江中上游流域水文特征[J]. 四川水力發(fā)電, 1991, (1): 39～42.

ZHANG Xian-lin. Qingyi River upstream watershed hydrological characteristics[J]. Sichuan Water Power, 1991, (1): 39～42.

[29] 曾允孚, 李勇. 龍門(mén)山前陸盆地形成與演化[J]. 礦物巖石, 1995, (1): 40～49.

ZENG Yun-fu, LI Yong. The formation and evolution of Longmen mountains foreland basin[J]. Mineral Petrol, 1995, (1): 40～49.

[30] 李勇, 曾允孚. 龍門(mén)山逆沖推覆作用的地層標(biāo)識(shí)[J]. 成都理工學(xué)院學(xué)報(bào), 1995, (2): 1～10.

LI Yong, ZENG Yun-fu. Stratigraphic signatures to thrusting of the Longmen mountain thrust belt[J]. Journal of Chengdu Institute Of Technology, 1995, (2): 1～10.

[31] 李勇, 周榮軍, Densmore A L, 等. 青藏高原東緣龍門(mén)山晚新生代走滑-逆沖作用的地貌標(biāo)志[J]. 第四紀(jì)研究, 2006, 26(1): 40～51.

LI Yong, ZHOU Rong-jun, Densmore A L, et al. Geomorphic evidence for the Late Cenozoic strike-slipping and thrusting in Longmen Mountain at the Eastern magrin of the Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(1):40～51.

[32] 李智武, 劉樹(shù)根, 陳洪德,等. 龍門(mén)山?jīng)_斷帶分段-分帶性構(gòu)造格局及其差異變形特征[J]. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版, 2008, 35(4): 440～454.

LI Zhi-wu, LIU Shu-gen, CHEN Hong-de, et al. Structural segmentation and zonation and differerntial deformation across and along the Longmen thrust belt, West Sichuan, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology: Science & Technology Edition, 2008, 35(4): 440～454.

[33] Kirby E, Reiners P W, Krol M A, et al. Late Cenozoic evolution of the eastern margin of the Tibetan Plateau: Inferences from40Ar/39Ar and (U-Th)/He thermochronology[J]. Physical Review B, 2013, 89(2): 170～178.

[34] 譚錫斌. 龍門(mén)山推覆構(gòu)造帶新生代熱演化歷史研究及其對(duì)青藏高原東緣隆升機(jī)制的約束[J]. 國(guó)際地震動(dòng)態(tài), 2013, (10): 44～46.

TAN Xi-bin. Cenozoic thermal history of the Longmenshan thrust belt: Implication for the uplift mechanism in the eastern margin of the Tibetean plateau[J]. Recent Developments in World Seismology, 2013, (10): 44～46.

[35] 張倬元, 陳敘倫, 劉世青,等. 丹棱-思濛礫石層成因與時(shí)代[J]. 山地學(xué)報(bào), 2000, 18(Z1): 8～16.

ZHANG Zhuo-yuan, CHEN Xu-lun, LIU Shi-qing, et al. Origin and geological age of the Danling-Simeng gravel bed[J]. Journal of Mountain Science, 2000, 18(Z1): 8～16.

[36] 蘇鵬. 龍門(mén)山斷裂帶南段階地變形定量研究[D].北京：中國(guó)地震局地震預(yù)測(cè)研究所, 2015.

SU Peng. Quantitatively study the deformation of river terraces above Qingyijiang River in the southern segment of the Longmenshan fault zone[D]. Beijing: Institute of Earthquake Science, CEA, 2015.

THE ORIGIN AND EVOLUTION OF QINGYI RIVER’S DEPOSITS AND TERRACES IN WEST SICHUAN, CHINA

WANG Ji-long1,2, WU Zhong-hai2,3, SUN Yu-jun2, XU Hao2,ZHOU Chun-jing2, MA Xiao-xue2,4

(1.College of Earth Science and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;2.InstitudeofGeomechanics,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100081,China;3.KeyLaboratoryofNeotectonicMovementandGeohazard,MinistryofLandandResources,Beijing100081,China;4.CollegeofResourceEnvironmentandTourism,CapitalNormalUniversity,Beijing100048,China)

Based on the analysis of previous research results, we analysed and summaried the gravel composition, gravel particle size and gravel direction of Mingshan-Qionglai and Danling-Simeng gravel layers related to ancient Qingyi River diversion in southwest of Longmenshan. Moreover, we discussed the characteristics of provenance region, origin and formation of the gravel layer. Combining with the latest survey and measurements to trunk stream terrace of Qingyi River, the distribution, height, structure and age of the terrace were sorted and summarized. We also used the satellite remote sensing image and Digital Elevation Model (DEM) to extract tectonic geomorphology and water features, finding that the terrain of Qingyi River basin descends in a cascade manner, the fold passed through it should be earlier than the Quaternary, the terraces of Qingyi River formed in Quaternary can be continuously contrasted, the terrace in Baoxing-Lushan section ever uplifted, that may be caused by the underlying thrust fault. Based on the characteristics of Qingyi River terraces, we made a comprehensive analysis on the system evolution, then put forward that the diversion of the river is caused by the multiple captures of the river, the local uplift at the southwest segment of Longmenshan caused by the blind thrust fault has created good structure conditions.

Qingyi River; river terraces, river capture; neotectonics; blind thrust fault

1006-6616(2016)03-0642-17

2016-03-07

中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(12120114002101，DD20160268)；國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41571013，41171009)

王繼龍(1992-)，男，碩士研究生，地質(zhì)工程專(zhuān)業(yè)。E-mail：445803759@qq.com

吳中海(1974-)，男，研究員，主要從事新構(gòu)造和活動(dòng)構(gòu)造研究。E-mail：wzhh4488@sina.com

P546

A