最早由黄汲清先生命名的喜马拉雅运动使得青藏高原成为地球的“ 第三极” , 高原的强烈隆升过程以及现今仍处于活动状态的特征使得青藏高原成为检验“ 大陆动力学” 的天然实验室, 有可能引发地球科学理论新的突破(李吉均和方小敏, 1998)。国内外研究者从地磁与古生物(方小敏等, 2004, 2007; Xie et al., 2012)、构造热年代学(Arnaud et al., 1993; 来庆洲等, 2006)、构造演化过程(Harrison et al., 1992; 潘裕生, 1999; 许志琴等, 2011)等方面对青藏高原形成时间、隆升的阶段、动力学机制进行了广泛而深入的研究, 取得了重要成果。青藏高原及周缘山脉剧烈的隆升对于亚洲大陆的气候、环境, 特别是水系等方面具有重大影响。水系受构造运动与地表过程两者耦合作用的影响, 同时对构造隆升有一定的反馈作用(Burbank and Pinter, 1999; 李勇等, 2005), 因此可作为记录青藏高原隆升过程的一面镜子, 深入研究其演化过程可以为解决大陆内部地球动力学等重大问题提供科学依据。

青藏高原东缘构造复杂, 变形显著, 水系众多, 是中国西部地质、地貌、气候的陡变带和最重要的生态屏障(李勇等, 2006)。岷江作为发源于青藏高原东缘岷山南麓的一条长江支流, 因流经松潘— 甘孜褶皱带、龙门山构造带和四川盆地3个构造单元, 对其形成演化、物质传输等方面的研究对于深入了解晚新生代青藏高原东缘的隆升过程具有重要意义。通过沉积物组成来推测母岩类型, 是确定物源区构造演化、恢复其古地理环境的重要方法(Roser and Korsch, 1985; 赵红格和刘池洋, 2003; Weltje and Eynatten, 2004), 随着现代技术、分析手段的不断提高, 物源分析方法不断增多, 重矿物因自身稳定性强、耐磨蚀, 可以较准确地反映源区特性(Morton, 1985), 所以在解释水系演化过程中得到了广泛应用(黎兵, 2005; 任雪梅等, 2006; 张建等, 2016)。李勇等(2006)曾对晚新生代成都盆地的大邑砾岩做过重矿物分析, 认为曾存在2条“ 古岷江” , 一条发源于松潘— 甘孜褶皱带, 在北川的湔江河口注入四川盆地, 另一条发源于龙门山区, 受晚新生代岷山断块隆升速率增大的影响, 龙门山区附近的“ 古岷江” 袭夺了发源于松潘— 甘孜褶皱带的“ 古岷江” , 进而才有了现代岷江形态。郑勇和孔屏(2013)通过分析四川盆地西缘沉积的大邑砾岩中的重矿物特征, 认为大邑砾岩(形成于约2.0 Ma)由岷江带入四川盆地, 距今2.0 Ma前现代岷江就已经形成。杨农等(2003)通过对岷江上游河流阶地的野外观测与年代学研究, 认为岷江上游河流阶地地貌的形成和演化反映了岷山和龙门山构造带中更新世以来的隆升过程。钱洪等(1995, 1997)通过大量分析岷江阶地年代资料后认为, 四川境内地面水文网的出现是中更新世后期以来的事件, 早更新世, 岷江上游的漳腊盆地和斗鸡台盆地是2个孤立的类磨拉石小盆地, 当时无岷江存在, 中更新世河流才在磨拉石盆地堆积的基础上开始下切, 形成今日的岷江, 并使早更新世沉积物成为各级阶地的基座。

以上研究结果表明, 前人研究多集中于岷江上游, 对下游阶地沉积物的物源指示及构造意义方面缺乏明确认识, 对于岷江演化过程还没有达成完全统一的见解, 尚存在着较大争议。因此作者以重矿物为切入点, 系统分析了宜宾地区岷江下游阶地沉积与现代沉积的重矿物特征, 进而揭示岷江的形成演化过程。

岷江发源于青藏高原东缘川西高原之上的岷山贡嘎岭和郎架岭, 后切川西高原、穿龙门山区、入成都平原, 在宜宾汇入长江, 全长793 km。岷江上游流域展布于松潘— 甘孜褶皱带与龙门山构造带之上(图1)。松潘— 甘孜褶皱带呈倒三角状与龙门山构造带毗邻, 构成了青藏高原东缘的绝大部分, 它是中生代以来长期演化的陆内褶皱带, 印支晚期的褶皱造山运动是该区最主要的构造运动, 自新生代以来该区又经强烈抬升和剥蚀。该区基本上是由以三叠系西康群为主的被动陆缘半深海复理石、斜坡相复理石类型的碎屑物质组成, 上三叠统复理石的出露面积大约占岷江流域面积的50%(Li et al., 2003)。龙门山构造带是在中生代发展的褶皱和俯冲带的一部分, 呈北东— 南西向展布, 处于松潘— 甘孜褶皱带与扬子准地台的接合部位, 由一系列大致平行的叠瓦状冲断带构成(刘树根, 1993), 地层岩石呈明显的中间老、两边新的特征, 主要出露由前寒武系片麻岩及花岗岩体组成的扬子地台结晶基底、新元古代— 二叠系变质沉积岩(谭锡斌, 2012)。据《四川省区域地质志》(四川省地质矿产局, 1991), 龙门山后山变质地带经历了华力西期中压型区域动力热流变质作用, 并部分叠加了印支期区域低温动力变质作用, 可划分出5个渐进变质带: 绢云母— 绿泥石带、黑云母带、铁铝榴石带、蓝晶石带和矽线石带。

为了进行相关研究, 笔者在宜宾地区岷江下游段进行了详细的野外调查, 并采集了相关分析测试样品, 采样点位置及更新世以来古水流主流向示意图见图2。采样剖面特征如下。

008剖面: 位于宜宾市高场镇大明村, 剖面海拔高度321.98 m, 为岷江Ⅲ 级基座阶地, 可见厚度1.8 m。下部为棕红色粉砂填隙的砾石层, 砾石粒径6~15 cm, 圆状, 石英质为主, 可见风化砾石, 砾石含量占30%~40%, 叠瓦状, 砾石最大扁平面产状为343° ∠11° 。在砾石填隙物中采集样品008-1。

009剖面: 位于幺店子乡, 剖面海拔高度330.06 m, 为岷江Ⅳ 级阶地, 可见总剖面厚度7~8 m, 砾石层厚3 m。砾石层中为棕黄、棕红色粉砂和泥填隙, 粉砂中虫孔发育, 可见叠瓦状构造, 砾石最大扁平面产状292° ∠15° 。砾石含量30%~40%, 呈磨圆状, 粒径6~20 cm, 以石英质砾石为主, 少见风化砾石, 偶见风化的晶屑凝灰岩。往上砾石含量与砾径均减小。最上部为棕黄色粉砂和黏土。在砾石填隙物中采集样品009-1。

014剖面: 岷江右岸采砂船旁采现代河床砂样, 为岷江现代沉积, 采集样品014-1。

020剖面: 位于屏山镇蒋坝村, 剖面海拔高度336 m, 为岷江Ⅳ 级阶地, 剖面下部砾石层中为棕黄— 棕红色长英质粗砂填隙, 砾石最大扁平面产状345° ∠26° , 叠瓦状明显, 成分多样, 常见火山碎屑岩、泥岩、砂岩, 可见岩浆岩、变质岩(千枚岩、片麻岩), 粒径5~15 cm居多, 最大18 cm。剖面往上砾石含量为10%~20%, 大小8 cm为多, 填隙物为棕黄色、红色粉砂质泥。剖面总体上填隙物不均匀, 向北西方向变成粉砂质泥。在砾石层的粗砂填隙物中采集样品020-1。

021剖面: 位于蕨溪镇, 剖面海拔高度320.86 m, 为岷江Ⅲ 级阶地, 剖面出露高度约3 m, 砾石层中见棕黄色粉砂质泥填隙, 质干。砾石粒径一般为2~10 cm, 最大15 cm, 最小1 cm, 含量为40%~50%, 可见叠瓦状, 砾石最大扁平面产状40° ∠20° 。砾石成分主要为石英岩及石英砂岩, 其次为玄武岩, 可见磨圆度较好的花岗岩, 部分砾石风化严重。往上泥质成分增多, 砾石含量变化不明显。在砾石填隙物中采集样品021-1。

022剖面: 位于泥南镇北江村, 为岷江现代沉积, 在岷江河床砂中采集样品022-1。

024剖面: 位于北江村联合组糖房梗, 剖面海拔高度388.13 m, 为岷江Ⅴ 级阶地, 剖面出露高度2 m, 不见基岩。由橙黄色粉砂质泥和砾石构成, 砾石含量约70%, 主要成分为石英岩及石英砂岩, 可见较多花岗岩, 偶见灰白色长石砂岩形成的风化砾石。砾石粒径4~15 cm, 最大可达30 cm, 砾石最大扁平面产状300° ∠30° , 偶见竖直产状砾石。在砾石填隙物中采集样品024-1。

采样统计见表 1, 总计7个样品。其中008剖面与021剖面为岷江Ⅲ 级阶地(图 3-A, 3-D), 009剖面与020剖面为岷江Ⅳ 级阶地(图 3-B, 3-C), 024剖面为岷江Ⅴ 级阶地(图 3-E), 其余2个为岷江现代沉积河床沙。根据采样点岩性与砾石排列方向具有明显定向性的特点, 笔者统计了008、009、020、021和024剖面的砾石最大扁平面倾斜方向, 绘制了最大扁平面倾向示意图(图 2), 结果均表明岷江的古水流方向与现代岷江水流方向一致, 显示当时物源来自于西北地区, 同时表明在Ⅴ 级阶地形成时, 岷江下游段就已经存在并具有与现代岷江相同的流向。

表 1

Table1

表 1(Table1)

表 1 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物样品特征 Table1 Examples from the Pleistocene terraces sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province 剖面号 剖面性质 样品编号 样品描述 024 Ⅴ 级阶地 024-1 砾石填隙物粉砂 020 Ⅳ 级阶地 020-1 砾石填隙物粗砂 009 Ⅳ 级阶地 009-1 砾石填隙物粉砂 021 Ⅲ 级阶地 021-1 砾石填隙物粉砂 008 Ⅲ 级阶地 008-1 砾石填隙物粉砂 014 现代沉积 014-1 河床砂 022 现代沉积 022-1 河床砂

表 1 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物样品特征 Table1 Examples from the Pleistocene terraces sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

图 1

Fig.1

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	图 1 岷江上游及支流主要变质带及岩浆岩分布(A)和岷江及大渡河流域岩性分布(B)(A图据四川省地质矿产局, 1991, 有修改; B图据康春国等, 2014)Fig.1 Metamorphic belt and magmatic rock distribution in the upper reaches of Min Jiang River and its tributaries are dominated (A) and lithology map of Min Jiang River and Da Du River drainage basin(B)(Fig. A is modified from the Sichuan Bureau of Geology, 1991; Fig.B is modified from Kang et al., 2014)

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 四川宜宾地区岷江下游采样剖面位置及更新世阶地沉积砾石的最大扁平面倾向示意Fig.2 Schematic diagram showing location of sampling sections and the maximum flat plane tendency of the Pleistocene terrace sedimentary gravels in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

图 3

Fig.3

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图 3 四川宜宾地区岷江下游更新世5级阶地采样剖面及及砾石特征 A— 008剖面, 大明村Ⅲ 级基座阶地下部的棕红色粉砂填隙的砾石层; B— 009剖面, Ⅳ 级阶地下部棕黄、棕红色粉砂— 泥填隙的砾石层; C— 020剖面, 蒋坝村Ⅳ 级阶地下部棕黄— 棕红色长英质粗砂填隙的砾石层; D— 021剖面, 蕨溪镇Ⅲ 级阶地下部棕黄色粉砂质泥填隙的砾石层; E— 024剖面, 北江村粉砂质泥填隙的砾石层; F— 文象花岗岩, 008剖面岷江Ⅲ 级阶地, 单偏光; G— 文象花岗岩, 008剖面岷江Ⅲ 级阶地, 正交偏光; H— 强风化玄武岩砾石, 024剖面岷江Ⅴ 级阶地, 单偏光; Ⅰ — 晶屑凝灰岩, 024剖面岷江Ⅴ 级阶地, 正交偏光Fig.3 Characteristics of sampling sections and gravels on the Pleistocene five terraces in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

通过野外剖面观察和室内薄片鉴定结果发现, 岷江Ⅴ 级阶地砾石主要成分为石英岩及石英砂岩, 可见长石砂岩形成的风化砾石, 同时可见较多以细晶花岗岩、文象花岗岩、晶屑凝灰岩为代表的酸性岩浆来源的砾石, 少量云英片岩和强风化玄武岩(图 3-H, 3-I); 岷江Ⅳ 级阶地砾石主要为石英岩及石英砂岩、长石砂岩, 偶见千枚岩和片岩砾石, 可见较多中— 酸性岩浆岩砾石; 岷江Ⅲ 级阶地砾石主要成分仍为石英岩、石英砂岩, 可见文象花岗岩等中— 酸性岩浆岩(图 3-F, 3-G), 并可见玄武岩砾石; 岷江现代河床沉积中砾石成分多样, 除稳定的石英岩及石英砂岩外, 中— 酸性岩浆岩、凝灰岩、玄武岩砾石常见, 并可见多种变质岩砾石。

采样点采集的沉积物样品通过如下流程进行重矿物处理与筛选: 首先将每个样品烘干后称重, 接着破碎(全部通过0.4 mm和0.3 mm的筛子), 手工淘洗并与摇床分选, 把分选出的粉泥抛弃, 得到的砂再次淘洗出尾砂和重砂, 然后将重砂进行磁选, 磁选出的有磁部分进行称重并作镜下鉴定, 由于有磁部分的重矿物不具有物源指示意义, 因此不计入表内; 无磁部分作电磁分选得到重无磁部分和电磁部分, 最后将重无磁部分精淘并进行称重和镜下鉴定。镜下统计重无磁部分重矿物的颗粒数, 并将统计出来的颗粒总数作为分母来进行每个样品中不同类型重矿物的均一化。重矿物统计结果见(表 2)。

表 2

Table2

表 2(Table2)

表 2 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物主要重矿物含量百分比(%) Table2 Percentage of major heavy minerals in the Pleistocene terrace sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province 物类型 所属部分 采样剖面位置及编号 Ⅴ 级阶地 024-1 Ⅳ 级阶地 020-1 Ⅳ 级阶地 009-1 Ⅲ 级阶地 008-1 Ⅲ 级阶地 021-1 现代沉积 022-1 现代沉积 014-1 锆石 重无磁部分 51.80 45.73 31.56 24.02 23.38 3.93 1.70 磷灰石 2.99 0.43 0.32 18.82 6.57 金红石 12.28 9.62 6.19 7.54 4.87 1.97 0.24 白钛石 21.26 27.78 36.58 48.04 50.97 2.25 2.92 锐钛矿 偶见 0.43 0.88 0.28 偶见 偶见 偶见 黄铁矿 偶见 偶见 偶见 2.81 偶见 重晶石 偶见 榍石 0.60 39.61 21.65 蓝晶石 2.10 7.91 14.16 12.57 12.34 20.22 34.31 独居石 22.63 (其他重矿物) 8.97 8.10 10.63 7.55 8.12 10.39 9.98 电气石 电磁部分 1.54 0.61 0.53 0.54 1.23 偶见 8.97 绿帘石 2.20 4.21 0.27 0.92 7.46 19.49 辉石 0.22 偶见 0.26 4.42 角闪石 1.10 1.09 2.15 59.12 46.67 钛铁矿 69.67 69.17 75.53 67.3 38.96 3.04 0.26 石榴子石 2.20 偶见 偶见 偶见 4.14 13.33 榍石 3.04 0.53 8.45 0.31 独居石 0.20 赤褐铁矿 17.14 20.28 11.84 15.53 48.16 9.67 4.36 (其他重矿物) 5.93 6.70 7.10 6.82 8.27 12.15 6.92

表 2 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物主要重矿物含量百分比(%) Table2 Percentage of major heavy minerals in the Pleistocene terrace sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

重矿物在砂岩中含量一般为1%以下, 它们通常是母岩中的副矿物。研究区7个样品中鉴定出的重矿物主要有锆石、磷灰石、金红石、白钛石和电气石、赤褐铁矿、磁铁矿、石榴子石、蓝晶石、绿帘石等。通过对重矿物的组合类型及代表的母岩岩性统计(表 2, 表 3)发现, 阶地沉积的重矿物组合与现代沉积的重矿物组合存在明显差异: 阶地沉积中, 锆石、电气石、金红石和磷灰石等岩浆岩型重矿物含量高, 并且随着阶地级数的不断下降, 岩浆岩型重矿物含量呈现不断降低的趋势; 现代沉积中, 蓝晶石、石榴子石、绿帘石和角闪石等变质岩型重矿物含量占比高, 而岩浆岩型重矿物的含量降至最低。从Ⅴ 级阶地到现代沉积, 这种相反的变化趋势很好地体现在岩浆岩型重矿物锆石+金红石组合与变质岩型重矿物蓝晶石+石榴子石组合中(图 4)。

表 3

Table3

表 3(Table3)

表 3 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物主要重矿物组合及母岩岩性统计 Table3 Statistics of major heavy mineral assemblages and source rocks of the Pleistocene terraces sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province 样品 编号 样品采集 层位 重矿物组合类型 母岩岩性 024-1 Ⅴ 级阶地 锆石、钛铁矿、白钛石、金红石 酸性岩浆岩-变质岩 020-1 Ⅳ 级阶地 钛铁矿、锆石、白钛石、金红石 酸性岩浆岩-变质岩 009-1 Ⅳ 级阶地 钛铁矿、白钛石、锆石、金红石 酸性岩浆岩-变质岩 008-1 Ⅲ 级阶地 钛铁矿、白钛石、锆石、金红石 酸性岩浆岩-变质岩 021-1 Ⅲ 级阶地 白钛石、钛铁矿、锆石、金红石 酸性岩浆岩-变质岩 022-1 现代沉积 绿帘石、蓝晶石、石榴子石、角闪石 变质岩 014-1 现代沉积 绿帘石、蓝晶石、石榴子石、角闪石 变质岩

表 3 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积物与现代沉积物主要重矿物组合及母岩岩性统计 Table3 Statistics of major heavy mineral assemblages and source rocks of the Pleistocene terraces sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积与现代沉积典型岩浆岩型重矿物与典型变质岩型重矿物含量变化对比 锆石、 金红石为岩浆岩型重矿物; 蓝晶石、 石榴子石为变质岩型重矿物Fig.4 Comparison of changes in contents of typical magmatic heavy minerals and typical metamorphic heavy minerals in the Pleistocene terrace sediments and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

对于特征变质矿物, 在5个阶地沉积样品中, 石榴子石自Ⅴ 级阶地沉积时开始出现但含量极少, 此后Ⅳ 、Ⅲ 级阶地虽有偶见, 但总的来看石榴子石含量极少或没有, 在2个现代沉积样品中, 石榴子石含量明显增加, 与阶地沉积形成鲜明差异; 蓝晶石自阶地沉积开始一直到现代沉积都有出现, 但总的来看蓝晶石的含量呈增加的趋势, 特别是在2个现代沉积样品中增加得尤为明显。

Morton和Smale(1990)认为自然环境中水动力作用和埋藏成岩作用是影响物源信息的2个主要因素。在相同水动力条件与成岩作用下, 稳定重矿物的比值将不易受水动力条件变化的影响, 可以更好地反映物源特征(Morton and Hallsworth, 1990), 如ZTR指数和GZi 指数等。其中ZTR指数=锆石%+电气石%+金红石%, 一般代表重矿物的成熟度, 其数值愈大则成熟度愈高, 指示沉积物的搬运距离愈远。GZi指数=100× 石榴子石/(石榴子石+锆石), 主要反映中低级变质岩物源(陈心怡等, 2018; 姜磊等, 2019)。岷江下游重矿物特征指数统计表(表 4)显示, 岷江现代沉积物GZi 指数高达70%, 表明现代沉积物源主要来自于中低级变质地区。据四川省区域地质志, 松潘— 甘孜褶皱带变质程度最高不超过低绿片岩相, 为典型低级变质地区, 因此, 岷江现代沉积物源区应主要为岷江上游松潘— 甘孜褶皱带。表 4显示ZTR指数值随阶地级数的下降而减小, 一般来说, 锆石、电气石、金红石在重矿物中最为稳定, 又几乎在所有结晶岩中常见, 因此其含量下降的原因最合理的解释是源区的改变。上述2个重矿物特征指数的变化显示了岷江阶地沉积与现代沉积在物源方面的重要转变: 阶地沉积中含有较多的岩浆岩型重矿物, 而现代沉积中岩浆岩型重矿物大量减少, 变质岩型重矿物大量增加, 指示岷江Ⅴ 级阶地至Ⅲ 级阶地沉积时其物源主要是中酸性岩浆岩, 现代沉积时其物源则主要来源于松潘— 甘孜褶皱带的变质岩。

表 4

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表 4(Table4)

表 4 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积重矿物与现代沉积重矿物特征指数统计 Table4 Statistics of heavy mineral characteristic indices in the Pleistocene terrace and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province 样品采集位置 GZi ZTR Ⅴ 级阶地 2 39.5 Ⅳ 级阶地 0 47.0 Ⅲ 级阶地 0 30.5 现代沉积 70 8.5

表 4 四川宜宾地区岷江下游更新世阶地沉积重矿物与现代沉积重矿物特征指数统计 Table4 Statistics of heavy mineral characteristic indices in the Pleistocene terrace and modern sediments in the lower reaches of Min Jiang River, Yibin area, Sichuan Province

郑勇和孔屏(2013)认为成都盆地中天然剖面和新鲜剖面的大邑砾岩样品在部分重矿物丰度上呈现出明显的差异, 其原因为天然剖面遭受了强烈风化改造。但对比前人(黎兵等, 2007)对成都盆地附近的大邑砾岩与现代岷江重矿物分析结果(表 5), 发现大邑砾岩中的绿帘石组与现代岷江中的绿帘石组占比相差不大, 绿帘石作为中等稳定的碎屑重矿物(曾允孚和夏文杰, 1984), 如果存在后期强烈风化改造, 则应表现为绿帘石组在大邑砾岩和现代沉积中有明显的差异, 但数据显示恰好相反, 据此作者认为该地区重矿物遭受后期风化改造影响较小, 影响重矿物含量变化的原因不是风化作用, 而是物源的改变。

表 5

Table5

表 5(Table5)

表 5 成都盆地岷江现代河沙与大邑砾岩重矿物丰度(%)对比 Table5 Comparison of heavy mineral abundance(%) between modern river sand and Dayi conglomerate in Min Jiang River, Chengdu Basin 重矿物类型 锆石 电气石 金红石 磷灰石 榍石 绿帘石租 角闪石组 辉石类组 硬绿泥石 十字石 蓝晶石 石榴石 绿纤石 岷江现代河沙 3 2 0 1 1 39 21 0 5 0 1 29 0 大邑砾岩 7 4 2 26 26 30 0 2 0 0 0 1 2 注: 现代河沙以及大邑砾岩重矿物丰度数据源自黎兵等, 2007。

表 5 成都盆地岷江现代河沙与大邑砾岩重矿物丰度(%)对比 Table5 Comparison of heavy mineral abundance(%) between modern river sand and Dayi conglomerate in Min Jiang River, Chengdu Basin

前人在岷江上游进行了大量的阶地测年工作(表 6), 不同学者间获得的结果差异较大, 并未达成统一的认识, 无法进行比对。 笔者在对岷江下游河段进行野外调查工作时发现, 岷江下游共发育有5级河流阶地, Ⅰ 、 Ⅱ 级阶地人为破坏严重难以进行取样。 前文古流向研究证实自Ⅴ 级阶地形成后岷江下游流向便与现今岷江流向一致, 表明岷江下游河段在Ⅴ 级阶地形成时就已存在。 据中国大地构造分区(潘桂棠等, 2009), 岷江中下游与长江宜宾— 宜昌段同处于稳定的扬子陆块区, 因此两者形成的阶地级数和时间应大体一致。 通过对宜宾长江Ⅴ 级阶地进行ESR测年, 获得了773.4± 93.1 ka的年龄值(具体采样位置和相关内容在另一篇文章中讨论), 这与前人(向芳等, 2005)在宜昌— 重庆地区所获得的长江阶地级数和年龄值较吻合, 因此作者对岷江下游阶地采用如下年龄: Ⅴ 级阶地: 0.7~0.73 Ma; Ⅳ 级阶地: 0.3~0.5 Ma; Ⅲ 级阶地: 0.09~0.11 Ma(数据源自向芳等, 2005)。 通过对比还可以发现, Ⅴ 级阶地至Ⅲ 级阶地主要出现在龙门山区, 在岷江靠近河源地区主要出现的是Ⅰ 级阶地与Ⅱ 级阶地, 而少见Ⅲ 级阶地至Ⅴ 级阶地, 这种特征显示出岷江向源头方向变年轻的特点(表 6)。

表 6

Table6

表 6(Table6)

表 6 岷江上游更新世阶地信息统计 Table6 Statistics of the Pleistocene terrace information in the upper reaches of Min Jiang River 取样地点 所在岷江位置 阶地级别 拔河高度/m 测年方法 年代/ka BP 数据来源 漳腊 河源 T1 10 14C 2.8 Kirby et al., 2000 高坎和庙子坪 上游 8~17 TL 10 马保起等, 2005 漳腊 河源 T2 15 14C 18.6 朱俊霖, 2014 尕米寺— 贡嘎岭 河源 120 TL 27 周荣军等, 2000 漳腊 河源 40 TL 15.3 赵小麟等, 1994 漳腊 河源 80 TL 23.6 赵小麟等, 1994 漳腊川主寺 河源 35 14C 12.94 Kirby et al., 2002 林坡传子沟 河源 200 14C 23.46 Kirby et al., 2002 漳腊 河源 15 OSL 19.2 朱俊霖, 2014 茂县北 上游 TL 20.7 赵小麟等, 1994 茂县 上游 20 14C 24.7 朱俊霖, 2014 茂县 上游 35 14C 27.8 朱俊霖, 2014 青云坪、东界老 上游 30~38 TL 20 马保起等, 2005 茂县 上游 T3 80 OSL 39.9 朱俊霖, 2014 汶川 上游 75 ESR 64± 19 Liu et al., 2013 青云坪、映秀 上游 64~96 TL 50 马保起等, 2005 茂县 上游 T4 100 ESR 62 杨文光等, 2005 茂县 上游 90 ESR 100.5 杨文光等, 2005 汶川 上游 101 ESR 101± 15 Liu et al., 2013 紫坪铺 上游 86~96 TL 52.7± 4.3 李勇等, 2005 汶川 上游 T5 153 ESR 153± 33 Liu et al., 2013 紫坪铺 上游 164~170 TL 76.6± 5.7 李勇等, 2005 注: 阶地信息来自于杨农等, 2003; 王旭光等, 2017。

表 6 岷江上游更新世阶地信息统计 Table6 Statistics of the Pleistocene terrace information in the upper reaches of Min Jiang River

总结阶地沉积的重矿物组合、特征变质矿物、重矿物特征指数等方面特点, 结合岷江上游主要变质带和岩浆岩分布, 认为在岷江Ⅴ 级阶地(约0.7 Ma)形成时, 其物源可限定于龙门山构造带内, 推测古岷江的源头在现今汶川一带。其证据有蓝晶石和石榴子石特征变质矿物的出现, 锆石、电气石和金红石等岩浆岩型重矿物含量为最大值, 指示此时岷江源头溯源侵蚀到龙门山构造带内前中生界花岗岩基底、蓝晶石带与铁铝榴石带; 在岷江Ⅲ 、Ⅳ 级阶地(约0.09— 0.5 Ma)形成时, 岷江源头可以限定在现今茂县至石大关(龙门山后山构造带的北界)之间, 其证据有锆石、电气石和金红石等岩浆岩型重矿物含量表现为慢慢下降, 蓝晶石含量依旧稳定, 指示此时岷江进入一个相对较慢的下切过程; Ⅲ 级阶地以后至现代沉积(约0.09 Ma至今), 岷江上游连续切穿松潘、漳腊等地, 到达现今岷江源地区, 进而形成现代岷江。其证据有: 重矿物成分存在重大转变, 锆石、电气石等岩浆岩型重矿物含量只占很少一部分, 取而代之的是角闪石、绿帘石、石榴子石和蓝晶石等变质岩型重矿物占据主要部分, 特别是石榴子石含量较多, 指示岷江上游已经切穿龙门山构造带, 深入到松潘— 甘孜褶皱带腹地的志留系— 上三叠统复理石建造(含石榴子石变质带)发育区(李勇等, 2006)。不可忽视的是, 岷江支流的汇入(图 1)可能会使物源分析产生偏差。通过研究发现, 岷江上游支流众多(图 1-A), 但长度较短, 其主体部分发育于松潘— 甘孜褶皱带内, 上文提到自岷江Ⅲ 级阶地形成以后, 其源头便开始切入到松潘— 甘孜褶皱带, 表现为以变质岩型重矿物为主, 由此可见上游众多支流的汇入对于物源分析和岷江演化讨论影响不大; 大渡河作为岷江最长的支流, 其在岷江中游的注入可能会使下游重矿物类型变复杂。通过调查大渡河流域出露岩性发现(图 1-B), 其流域岩石分布主要以中酸性岩浆岩类、超基性和基性岩浆岩类为主, 其中的中酸性岩浆岩类与龙门山构造带中的岩性相似, 而其主要的岩石类型与松潘— 甘孜褶皱带的岩性差异较大, 因此对解释岷江溯源侵蚀的演化过程不会造成影响。此外阶地沉积砾石特征对物源具有重要指示意义, 前文已提及, 通过野外观察与室内镜下鉴定岷江阶地沉积砾石成分特征, 发现除稳定的石英岩及石英砂岩外, Ⅴ 级阶地至Ⅲ 级阶地以中— 酸性岩浆岩砾石居多, 并含少量玄武岩砾石, 现代沉积中则出现很多变质岩砾石, 以上砾石成分差异变化表明岷江上游物源区的改变, 即Ⅴ 级阶地至Ⅲ 级阶地沉积物源主要来自龙门山构造带, Ⅲ 级阶地以后物源主要来自于松潘— 甘孜褶皱带。此外, 玄武岩砾石的少量出现也表明大渡河的汇入对于岷江下游砾石成分特征影响较小。

上已述及, 前人对青藏高原隆升阶段与时间做了大量研究, 李廷栋(1995)根据隆升性质、构造— 热事件演化和地质建造特征, 将高原隆升分为俯冲碰撞隆升期(晚白垩纪末期— 始新世)、汇聚挤压隆升期(渐新世— 中新世)和均衡调整隆升期(上新世— 第四纪); 潘裕生(1999)根据同位素年代学等综合分析, 认为高原抬升分为快速抬升阶段(45— 38 Ma、25— 17 Ma、13— 8 Ma和3 Ma至今)和长期的夷平过程, 青藏高原现今的面貌是3— 4 Ma以来快速抬升的结果; 李吉均(2013)认为可将青藏高原隆升过程分为印亚板块碰撞阶段(60— 50 Ma)、完全缝合阶段(冈底斯运动, 约33 Ma)、喜马拉雅运动主幕(约23 Ma)、青藏运动主幕(约4 Ma)和昆黄运动(1.2— 0.6 Ma)5个阶段; 张克信等(2013)认为青藏高原新生代主要经历了5个强隆升期, 分别是58— 53 Ma、45— 30 Ma、25— 20 Ma、13— 7 Ma和5 Ma以来。由此可见, 虽然不同学者对青藏高原隆升划分阶段及时间各有差异, 但均是基于基本事实与证据所得, 不同地区对高原隆升的响应时间不同。根据青藏高原新近纪以来三趾马动物群和高山栎植物群分布, 一些学者认为高原的快速隆升发生在3.6 Ma以来(刘东生等, 1998; Fang et al., 2007), 3.6 Ma以来青藏高原从1000 m左右的夷平面开始上升, 到1.2— 0.6 Ma昆黄运动之后高原达到3000 m(李吉均, 2013)。前文已表明岷江下游总计5级阶地, 重矿物特征显示Ⅴ 级阶地形成时(0.7— 0.73 Ma)物源来自龙门山构造带, 指示古岷江发源于龙门山区(图 5), 此前并无完整意义上岷江的存在。对比岷江5级阶地形成时间, 结合青藏高原隆升阶段与时间, 作者认为发生于早更新世末的昆黄运动B幕(0.8 Ma左右)(崔之久等, 1998)使得龙门山不断抬升, 山前强烈拗陷(戴宗明, 2012), 这为岷江Ⅴ 级阶地形成提供了条件; 昆黄运动C幕(0.6 Ma左右)导致Ⅳ 级阶地的形成; 距今0.15 Ma以来的共和运动(孙延贵等, 2007; 戴宗明, 2012)使得川西高原上升了近1000 m, 受如此强烈的隆升影响导致岷江Ⅲ 级阶地形成之后, 其上游又开始相对强烈的下切过程, 自石大关附近向上连续切穿松潘、漳腊等地并最终形成现代岷江。值得指出的是, 岷江上游阶地信息统计(表 6)显示, 岷江上游Ⅱ 级阶地形成时间最老为尕米寺— 贡嘎岭河源段的27 ka(周荣军等, 2000), 同时, 与多位学者利用TL和¹⁴C获得的尕米寺— 漳腊、茂县等地Ⅱ 级阶地形成时间都较为接近, 均为23.46~27.8 ka, 因此以27 ka来限定岷江Ⅱ 级阶地形成的时间。综上所述, 作者认为岷江形成演化主要受0.8 Ma以来的昆黄运动与共和运动2次构造事件的影响。昆黄运动B幕使岷江在龙门山构造带内下切, Ⅴ 级阶地形成; 昆黄运动C幕使岷江形成Ⅳ 级阶地; 中更新世晚期共和运动使得岷江形成Ⅲ 级阶地, 其源头自石大关(龙门山构造带北界)向上一路下切, 进而在27 ka左右形成现代岷江。值得借鉴的是, 受昆黄运动影响的中更新世气候转型, 使青藏高原东缘多数山地上升至冰冻圈内发育冰川, 气候变得湿润, 泥石流活动强烈(施雅风, 1998; 李吉均, 2013), 这为岷江的发育提供了物质条件; 黄河作为受昆黄运动与共和运动控制强烈下切的典型例子, 0.15 Ma以来切开共和盆地, 并形成Ⅲ 级阶地至Ⅰ 级阶地(Li et al., 2007), 这与岷江Ⅲ 级阶地至Ⅰ 级阶地具有很好对应关系。此外黄河0.1 Ma以来切穿龙羊峡, 形成深邃峡谷(李吉均等, 1996; 刘志杰和孙永军, 2007; 潘保田等, 2007), 这也为岷江的连续下切提供了现实参照。

图 5

Fig.5

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	图 5 岷江上游路径剖面(A)和演化模式(B)(底图来自于张会平等, 2006)Fig.5 Path profile(A)and evolutionary model of the upper reaches of Min Jiang River(B) (base map is from Zhang et al., 2006)

在对岷江下游第四纪河流沉积宏观特征研究的基础上, 通过对重矿物的分析, 系统总结了重矿物的组合特征、重矿物含量变化和重矿物特征指数变化, 讨论了河流阶地沉积与现代沉积的重矿物对河流演化的指示意义, 取得了以下认识:

1)岷江下游阶地沉积与现代沉积的重矿物组合、特征重矿物具有明显的差异性: V级阶地至Ⅲ 级阶地中岩浆岩型重矿物占绝大多数, 现代沉积中变质岩型重矿物占绝大多数, 指示岷江上游物源区发生改变, 结合重矿物特征指数变化分析, 认为造成这些改变的原因是由于岷江的溯源侵蚀。

2)古岷江发源于龙门山区。岷江下游V级阶地至Ⅲ 级阶地形成时, 其物源来自龙门山构造带, 现代沉积物源则来自松潘— 甘孜褶皱带。造成岷江上游连续下切的原因是青藏高原东缘阶段性隆升。0.8 Ma以来的昆黄运动与共和运动使岷江切穿龙门山构造带, 深入到松潘— 甘孜褶皱带腹地, 进而形成现代岷江。

3)昆黄运动B幕使古岷江于0.73— 0.7 Ma下切至汶川一带, 并形成Ⅴ 级阶地; 昆黄运动C幕使岷江于0.5— 0.3 Ma形成Ⅳ 级阶地; 共和运动使岷江在0.11— 0.09 Ma溯源侵蚀至石大关附近, 并形成Ⅲ 级阶地。此后岷江不断溯源侵蚀, 并于27 ka到达岷江源形成现代岷江。

致谢 文章评审过程中, 2位审稿专家提出了许多宝贵而富有建设性的意见与修改建议, 在此表示衷心的感谢!

(责任编辑 李新坡; 英文审校 陈吉涛)