鄧 賓，何 宇，黃家強，羅 強，楊榮軍，于 豪，張 靜，劉樹根

(1.成都理工大學(xué) 油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點實驗室，四川 成都 610059;2.中國石油 勘探開發(fā)研究院，北京 100083)

地殼淺表構(gòu)造作用過程，即剝蝕-沉積作用過程，在不同時間和空間尺度上控制影響著褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)的應(yīng)力-應(yīng)變機制，對其盆-山系統(tǒng)中物質(zhì)-能量傳輸運移過程具有重要控制作用，通常導(dǎo)致巖石構(gòu)造變形、抬升剝蝕與沉積過程等處于動態(tài)平衡狀態(tài)[1-2]。尤其是20世紀(jì)80年代Davis，Dahlen和Suppe等奠基性詮釋沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)基礎(chǔ)模型[3-4]，揭示沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)受控于淺表構(gòu)造作用，其構(gòu)造變形與地貌建造過程可分為臨界穩(wěn)態(tài)平衡狀態(tài)、亞穩(wěn)態(tài)狀態(tài)和超穩(wěn)態(tài)狀態(tài)，即(遵循庫倫臨界楔理論)自相似性生長過程[3-5]?；跇?gòu)造(數(shù)值和物理)模擬實驗表明，加強的淺表構(gòu)造作用將會使沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)從穩(wěn)態(tài)平衡狀態(tài)向非穩(wěn)態(tài)平衡狀態(tài)轉(zhuǎn)化，導(dǎo)致盆-山系統(tǒng)楔形體抬升剝蝕、(楔頂角)幾何形態(tài)變化、斷層多期活化、熱對流和非穩(wěn)態(tài)地貌建造過程等[6-9]。但當(dāng)前大量模型模擬實驗缺少對構(gòu)造剝蝕-沉積作用及其耦合過程中物質(zhì)通量的定量化研究，因而缺少對褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)穩(wěn)態(tài)和非穩(wěn)態(tài)淺表作用過程的定量化對比[5,10]。

川西龍門山?jīng)_斷帶-川西前陸盆地系統(tǒng)是整個高原周緣乃至世界上地形梯度最大的地區(qū)，受控于龍門山?jīng)_斷帶多期沖斷負(fù)載作用發(fā)育典型的晚三疊世和新生代前陸盆地復(fù)合結(jié)構(gòu)[11-14]，晚中生代—新生代快速抬升剝蝕作用導(dǎo)致其前陸盆地多期演化明顯受控于淺表構(gòu)造剝蝕-沉積耦合作用過程，受到國內(nèi)外高度關(guān)注[15-16]。因此，本文主要基于砂箱物理模型模擬實驗，以典型剝蝕、沉積及其剝蝕-沉積耦合作用過程開展模擬實驗，系統(tǒng)闡述褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)中淺表作用過程(即剝蝕-沉積作用)，進一步與龍門山?jīng)_斷帶-川西前陸盆地系統(tǒng)對比，揭示構(gòu)造剝蝕-沉積耦合過程對其沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)演化過程的控制影響作用。

1 淺表構(gòu)造剝蝕-沉積作用過程砂箱物理模擬邊界條件

庫倫臨界楔理論強調(diào)，構(gòu)造縮短變形導(dǎo)致褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)形成典型楔形體結(jié)構(gòu)，其內(nèi)部變形與縮短作用導(dǎo)致楔形體楔高和楔長增大、楔頂角也逐漸增大(圖1a，b)，使其從亞穩(wěn)態(tài)狀態(tài)逐漸過渡為動態(tài)平衡狀態(tài)生長過程。淺表構(gòu)造剝蝕-沉積作用導(dǎo)致沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)物質(zhì)通量和楔頂角幾何形態(tài)等改變，沖斷帶發(fā)生構(gòu)造剝蝕作用不僅導(dǎo)致大量剝蝕物質(zhì)沉積充填于前陸盆地系統(tǒng)內(nèi)，同時也使擠壓變形楔形體系統(tǒng)構(gòu)造幾何形態(tài)發(fā)生重要變化[17-19]。尤其是淺表構(gòu)造剝蝕-沉積作用具有典型的互饋機制，即剝蝕時空范圍和強度與構(gòu)造變形、物質(zhì)輸導(dǎo)和沉積模式等具有瞬時動態(tài)響應(yīng)性，它們共同控制著擠壓楔形體前緣疊瓦沖斷、后緣構(gòu)造縮短加積與雙重構(gòu)造等動態(tài)演化過程。因此，把自然界原型中淺部構(gòu)造剝蝕-沉積作用作為2種典型的獨立機制進行模擬對比，分別設(shè)置剝蝕標(biāo)準(zhǔn)模型(圖1c)和沉積標(biāo)準(zhǔn)模型(圖1d)。在此基礎(chǔ)上進行第三組剝蝕-沉積耦合過程模擬實驗進一步揭示構(gòu)造縮短過程中剝蝕-沉積作用耦合過程及其在走向空間上變化所導(dǎo)致的楔形體結(jié)構(gòu)-構(gòu)造差異性特征。

當(dāng)擠壓導(dǎo)致其縮短量(D)為100 mm(縮短率12%)，砂箱物質(zhì)形成穩(wěn)態(tài)楔形體后，開始針對楔形體物質(zhì)進行同剝蝕作用(E1組—E3組)、沉積作用(S1組—S3組)或剝蝕-沉積耦合作用。所有剝蝕標(biāo)準(zhǔn)模型中，為進行穩(wěn)態(tài)剝蝕和非穩(wěn)態(tài)剝蝕作用過程對比，分別采用4°，8°和12°剝蝕包絡(luò)線進行剝蝕(基于楔頂角和4°，8°和12°包絡(luò)線閥值大小判定，圖1c)，每縮短20 mm(縮短率2.5%) 進行不同強度的剝蝕作用(楔頂角越大、剝蝕作用越強)。需要指出的是12°楔頂角剝蝕面與本次使用石英砂臨界楔頂角角度大致相當(dāng)，因此能夠有效代表穩(wěn)態(tài)剝蝕作用過程。構(gòu)造沉積標(biāo)準(zhǔn)模型中，為進行可容納空間變化即差異性沉積充填作用對比，每縮短20 mm分別采用饑餓性、過渡性和飽和性沉積作用開展模擬實驗，總計進行10次同構(gòu)造沉積作用。饑餓性沉積作用模型中(被剝蝕)物質(zhì)主要充填于楔形體前淵帶(約10 cm空間帶)，過渡性沉積作用模型中物質(zhì)主要充填于楔形體部分楔頂盆地和楔形體前淵帶，它們都以楔頂角趨勢面限定其最大可容納空間；飽和性沉積作用模型與過渡性沉積作用模型相似，但采用臨界楔頂角代表楔形體前陸盆地最大可容納沉積空間(圖1d)。同構(gòu)造剝蝕-沉積耦合過程中(剝蝕和沉積物質(zhì)通量守恒)，當(dāng)楔形體擠壓形成穩(wěn)態(tài)楔頂角后，每次剝蝕高度為15 mm，每間隔擠壓縮短50 mm，進行同構(gòu)造剝蝕-沉積作用1次，總計剝蝕-沉積3次(圖1e)。為對比構(gòu)造剝蝕-沉積作用對砂箱物質(zhì)變形的控制影響作用，實驗過程中把砂箱平面上等分為兩部分，一部分作為標(biāo)準(zhǔn)對比實驗未進行相關(guān)剝蝕-沉積作用模擬，另外一部分進行相關(guān)剝蝕-沉積耦合作用模擬(后述詳見)。

圖1 四川盆地西部龍門山砂箱物理模型構(gòu)造剝蝕-沉積作用邊界條件設(shè)計Fig.1 Diagrams showing the analogue modelling design of the Longmenshan thrust belt under the tectonic erosion-sedimentation process

為排除自然界中不同巖性地層對于淺表剝蝕作用抗風(fēng)化能力和構(gòu)造沉積作用即“從源到匯”過程輸導(dǎo)能力差異性，本次所有物理模型模擬實驗中均采用均值石英砂進行實驗對比。實驗中使用石英砂具有中等磨圓、較好分選性，平均粒度和密度分別為0.2～0.3 mm和1.35g/cm3,石英砂內(nèi)摩擦角和摩擦系數(shù)分別為29°～31°和0.58，其臨界楔頂角大致為10°～12°[19]。均值石英砂物質(zhì)通過勻速篩網(wǎng)自動鋪設(shè)形成長寬高為800 mm×400 mm×35 mm的均值體，每7 mm厚度石英砂鋪設(shè)約1 mm厚彩色石英砂作為標(biāo)志層以便于構(gòu)造變形過程監(jiān)測和量化對比等。

石英砂普遍具有近似線性的庫倫-摩爾破裂變形行為和近似為零的內(nèi)聚力值，能夠基于相似比屬性有效模擬0～10 km淺表地殼構(gòu)造變形過程[7，20-24]條件下應(yīng)變的比例系數(shù)能夠通過物理模型與自然界模型比例系數(shù)來表達(dá)：

σ*=ρ*l*g*

(1)

式中：σ*為應(yīng)變比例系數(shù)，無量綱；ρ*，l*和g*分別為物理模型和自然模型的密度、長度和重力間比例系數(shù)，均為無量綱。

因此計算得到σ*=0.74×10-6。若自然界巖石剪切強度為1～20 Ma,則物理模型內(nèi)聚力強度約為0～100 Pa，它們普遍適用于正常重力條件下砂箱物理模型。本次實驗?zāi)Ｐ椭胁捎脭D壓速率為0.003 mm/s，總擠壓縮短量為300 mm，縮短率為38%，進行相關(guān)模型模擬對比實驗。

2 實驗結(jié)果

2.1 剝蝕標(biāo)準(zhǔn)實驗?zāi)M結(jié)果

剝蝕標(biāo)準(zhǔn)實驗?zāi)M過程以中等剝蝕速率E2組(8° 楔頂角剝蝕包絡(luò)線)為例說明。伴隨持續(xù)擠壓縮短變形，砂箱物質(zhì)持續(xù)發(fā)生前陸向斷層擴展沖斷，當(dāng)縮短率達(dá)到12%(或縮短量D=100 mm)時，依次形成4條前陸向斷層，楔長和楔高同時快速增長到125 mm和70 mm，且楔頂角約為13°～15°(大于8°楔頂角剝蝕包絡(luò)線)，因此以前緣擴展斷層端點的8° 楔頂角剝蝕包絡(luò)線進行第一次構(gòu)造剝蝕作用(圖2a，圖3；表1)。隨后繼續(xù)擠壓變形，當(dāng)縮短率為15%時，形成前陸向斷層T5，但楔頂角為8°，因此未對砂箱物質(zhì)進行剝蝕；但擠壓縮短伴隨楔形體后緣斷層T2—T4發(fā)生明顯旋轉(zhuǎn)與沖斷變形、楔形體增高顯著。當(dāng)縮短率為18%時，形成T6前陸向斷層，楔頂角大于8°剝蝕包絡(luò)線，進行第二次構(gòu)造剝蝕作用，導(dǎo)致楔形體中深部黑色標(biāo)志層物質(zhì)剝蝕(圖2b，圖3)。隨后的持續(xù)擠壓縮短過程中，楔形體后緣斷層發(fā)生擠壓再活化沖斷作用，因此其楔長微弱變化，但楔高持續(xù)沖斷變形增大。當(dāng)縮短率為25%時，楔形體擴展變形形成第二個沖起構(gòu)造及其T7沖斷層，楔長發(fā)生跳躍式增大，但其楔頂角明顯小于8°剝蝕楔頂角閥值而未進行剝蝕。當(dāng)縮短率為28%時，進行第三次構(gòu)造剝蝕作用，導(dǎo)致楔形體中底部紅色標(biāo)志層物質(zhì)剝蝕，其楔高發(fā)生明顯減小(圖2c，圖3)。隨后至最終縮短率為38%時，楔形體楔頂角持續(xù)小于8° 剝蝕楔頂角閥值，因而未再發(fā)生構(gòu)造剝蝕，但楔形體后緣斷層T4—T7沖斷與旋轉(zhuǎn)變形作用顯著，形成高角度—直立斷層體系，其楔高和楔長分別為80和200 mm。

表1 四川盆地西部龍門山構(gòu)造剝蝕作用實驗剝蝕/新生斷層與縮短率變化綜合對比特征Table 1 Summary of erosion/new fault and shortening rates in tectonic erosion modelling of the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basin

圖2 四川盆地西部龍門山中等速率構(gòu)造剝蝕作用(E2組)砂箱物理實驗過程Fig.2 Diagrams showing the structural evolution of an accretionary wedge under medium-rate erosion (E2) in the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basins.縮短率；T1—T8.分別為序次形成斷層

E1組高速剝蝕作用實驗過程中，砂箱物質(zhì)受到后緣擠壓作用形成穩(wěn)定的楔形體后，隨后持續(xù)擠壓過程中由于4°剝蝕角近似水平，每擠壓縮短2.5% (D=20 mm)楔形體輕微升高都會達(dá)到剝蝕條件從而發(fā)生10次構(gòu)造剝蝕作用，導(dǎo)致楔長和楔高分別在100和60 mm波動變化，但總體保持恒定(圖3)，顯示出強構(gòu)造剝蝕作用導(dǎo)致沖斷帶斷層顯著多期活動，對前陸盆地系統(tǒng)擴展生長過程具明顯抑制作用。伴隨持續(xù)擠壓縮短變形，砂箱物質(zhì)僅形成一個沖起構(gòu)造，楔形體前緣斷層呈疊瓦狀，形成總數(shù)達(dá)到10條逆沖斷層。E3組低速剝蝕作用以12° 臨界楔頂角為剝蝕角度閥值，由于砂箱楔形體伴隨擠壓縮短過程普遍遵循臨界楔理論及其自相似性生長原理，因此本組實驗中剝蝕次數(shù)相對于前兩組明顯減小(總計3次剝蝕)，剝蝕量微乎其微。

圖3 四川盆地西部龍門山不同強度構(gòu)造剝蝕實驗過程楔形體楔高/楔長與縮短率關(guān)系Fig.3 Accretionary wedge geometry vs.shortening rate of the Longmenshan thrust belt in western Sichuan Basin under different erosion intensity scenarios

受控于楔形體楔頂角和剝蝕角閥值變化，總體上構(gòu)造剝蝕次數(shù)隨著淺表剝蝕強度減小(即剝蝕角閥值增大)而減小，楔形體楔長、楔高與剝蝕強度呈負(fù)相關(guān)性(圖3；表1)，雖然楔形體普遍具前陸向沖斷擴展特征，形成典型疊瓦沖斷層，但強構(gòu)造剝蝕作用明顯增強楔形體沖斷擴展變形作用，形成多條疊瓦沖斷層，如：E1組到E3組伴隨構(gòu)造剝蝕作用減弱其沖斷層數(shù)量明顯減小。對于低速剝蝕作用(E3組12°剝蝕角)結(jié)果，進一步與無剝蝕作用的實驗結(jié)果對比表明，二者幾何學(xué)以及斷層展布樣式上總體相似，揭示出低速剝蝕作用對于楔形體演化過程及其特征影響作用及其微弱。

2.2 沉積標(biāo)準(zhǔn)實驗?zāi)M結(jié)果

構(gòu)造沉積標(biāo)準(zhǔn)實驗?zāi)M過程以飽和性沉積模擬實驗S3組為例說明(圖4)。當(dāng)12% 縮短率時形成穩(wěn)定的楔形體后(圖4a)，在楔形體前緣疊瓦變形帶-擴展變形帶初次進行石英砂物質(zhì)的同沉積，沉積端點在前緣斷點處10～15 cm，保持楔形體楔頂角為12°。隨后擠壓過程中，伴隨持續(xù)在楔形體前緣添加同沉積石英砂，楔形體后緣持續(xù)縮短變形導(dǎo)致楔形體高度逐漸增大。通過斷層與同沉積地層交切關(guān)系，能夠發(fā)現(xiàn)早期后緣斷層未發(fā)生明顯的斷層沖斷活動(如：T1—T3)，因此楔形體高度變化主要歸因于前緣斷層沖斷活動(如：T4—T6)，導(dǎo)致后緣斷層發(fā)生被動旋轉(zhuǎn)變形和楔形體增高(圖4b，c)。當(dāng)30% 縮短率時，楔形體前緣發(fā)生擴展變形形成第二個沖起構(gòu)造和T7沖斷層，以T7沖斷層為標(biāo)志點在其前緣和楔頂沉積石英砂物質(zhì)(第七次沉積)、并保持恒定楔頂角(圖4d)。由于實驗過程中我們持續(xù)在楔形體前緣沉積石英砂物質(zhì)，因此楔形體長度呈持續(xù)緩慢式增長，不同于同構(gòu)造剝蝕實驗中發(fā)生顯著的“躍遷式”增長。隨后擠壓縮短變形過程中，由于楔頂角普遍較大，沉積石英砂物質(zhì)主要發(fā)生在T7斷層前緣區(qū)域，保持恒定楔頂角度，但持續(xù)擠壓縮短變形導(dǎo)致楔形體擴展變形帶同構(gòu)造沉積地層逆沖牽引變形特征顯著(圖4e，f)，其背負(fù)盆地反向沖斷縮短等變形明顯；至38% 縮短率時，楔形體長度和高度逐漸生長為500 mm和100 mm(圖5)。

圖4 四川盆地西部龍門山飽和性沉積作用(S3組)砂箱物理實驗過程Fig.4 Diagrams showing the structural evolution of an accretionary wedge in a sedimentation model (S3) of the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basins.縮短率；T1—T8.分別為序次形成斷層

通過對于同沉積地層的識別，能夠明顯發(fā)現(xiàn)楔形體后緣斷層普遍未切割上覆同沉積地層，揭示出同構(gòu)造沉積導(dǎo)致楔形體后緣斷層活動明顯停滯，從而導(dǎo)致持續(xù)的楔形體前緣擴展生長過程。進一步對比饑餓性、過渡性同沉積實驗(即S1組，S2組)楔高和楔長，明顯揭示出飽和性沉積實驗對于楔形體楔高、楔長增加量顯著較高(圖5)。需要指出的是，通過與同構(gòu)造剝蝕模擬實驗中楔長(100～300 mm)、楔高(60～100 mm)對比，能夠進一步發(fā)現(xiàn)同構(gòu)造沉積實驗中普遍楔長(300～500 mm)、楔高(80～100 mm)較大、但其發(fā)育斷層數(shù)量明顯相對較小。

圖5 四川盆地西部龍門山不同強度沉積實驗過程楔形體楔高/楔長與縮短率關(guān)系Fig.5 Accretionary wedge vs.shortening rate in different sedimentation scenarios of the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basin

2.3 構(gòu)造剝蝕-沉積耦合作用實驗?zāi)M結(jié)果

構(gòu)造剝蝕-沉積耦合作用模擬實驗中砂箱空間上分為兩部分：無剝蝕-沉積作用區(qū)和剝蝕-沉積耦合作用區(qū)，為便于作為標(biāo)準(zhǔn)對比二者間差異性和揭示沿構(gòu)造走向上差異性的剝蝕-沉積作用特征，其模擬演化過程圖和楔形體幾何特征(圖6，圖7)。伴隨持續(xù)縮短，砂箱物質(zhì)逐漸前陸向擴展變形，形成T1至T3疊瓦式逆沖斷層及其穩(wěn)態(tài)楔形體；當(dāng)12% 縮短率時，楔形體發(fā)生前陸向擴展形成第一個寬緩沖起構(gòu)造及其T4

圖6 四川盆地西部龍門山構(gòu)造縮短-剝蝕-沉積耦合作用演化過程特征Fig.6 Diagrams showing modelled structural evolution of an accretionary wedge under the interactions among tectonic shortening,erosion and sedimentation in the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basins.縮短率；T1—T8.分別為序次形成斷層；a1—d1.為原始實驗照片；a2—d2為對應(yīng)的構(gòu)造解釋

逆斷層(圖6a1，a2)，楔長“跳躍式”增大至235 mm，楔高約50 mm(圖7)。隨后在砂箱(沿擠壓縮短方向)右側(cè)進行第一次構(gòu)造剝蝕-沉積耦合作用模擬，楔頂高度剝蝕約10 mm，楔形體高度減小至40 mm。隨后擠壓縮短過程中，在剝蝕-沉積作用區(qū)域內(nèi)楔形體后緣T2，T3斷層依次再活化(此時T4斷層未活動)；當(dāng)18%縮短率時，早期T4逆斷層再活化，導(dǎo)致楔形體前緣構(gòu)造沉積物質(zhì)發(fā)生縮短變形，同時形成新生斷層破裂變形與楔形體楔長“跳躍式”生長(從140 mm增長至230 mm，圖7)。需要指出的是，當(dāng)T4斷層再活化時，楔形體后緣形成一條典型的反向沖斷層，它應(yīng)該為早期T4斷層的反向沖斷層再活化作用形成(即第一個沖起構(gòu)造完全再活化作用)。在20%和30% 縮短率時楔高擠壓生長至約55 mm高度，并分別進行第二次和第三次構(gòu)造剝蝕-沉積作用模擬(圖6b1，b2，c1，c2)，楔形體高度都循環(huán)式地剝蝕減小至40 mm。

圖7 四川盆地西部龍門山構(gòu)造縮短-剝蝕-沉積耦合作用楔形體楔高/楔長與縮短率關(guān)系Fig.7 Accretionary wedge geometry vs.shortening rate under modelled interaction among tectonic shortening,erosion and sedimentation in the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basin

第二次構(gòu)造剝蝕-沉積作用后，楔形體物質(zhì)剝蝕-沉積區(qū)和非剝蝕-沉積區(qū)砂箱物質(zhì)變形作用截然不同。非剝蝕-沉積區(qū)主要為T4逆斷層受后緣擠壓縮短發(fā)生持續(xù)逆沖變形，但剝蝕-沉積區(qū)則主要為楔形體后緣T3和T4斷層依次再活化發(fā)生逆沖變形。至24% 縮短率時，楔形體物質(zhì)前緣形成T5逆斷層，楔形體長度“跳躍式”擴展生長形成第二個寬緩沖起構(gòu)造，且剝蝕-沉積區(qū)和非剝蝕-沉積區(qū)楔長分別為350 mm和300 mm，同時后者區(qū)域可能受控于楔形體前緣沉積物質(zhì)影響形成典型的(與擠壓縮短方向斜交的)斜向逆斷層(圖6c2)。當(dāng)30% 縮短率時第三次剝蝕-沉積作用后，伴隨楔形體后緣擠壓縮短，楔形體前緣T4逆斷層再活化；當(dāng)32% 縮短率時，楔形體前緣T5斷層再活化，楔形體再次“跳躍式”生長，但需要指出的是，非剝蝕-沉積區(qū)早期斜向斷層未再發(fā)生活動，而形成新生的T5斷層。至最終37% 縮短率(圖6d1,d2),砂箱(沿擠壓縮短方向)左側(cè)無剝蝕-沉積耦合作用區(qū)域與右側(cè)剝蝕-沉積作用區(qū)域的楔形體高度和楔長演化模式形成鮮明對比。尤其是，伴隨擠壓縮短變形過程無剝蝕-沉積作用區(qū)域楔形體高度具有持續(xù)生長增高特征(最終H=80 mm)，而區(qū)別于構(gòu)造剝蝕-沉積作用區(qū)域楔高循環(huán)式增高特征(最終H=55 mm)。

3 討論

3.1 褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)中淺表剝蝕與沉積物質(zhì)通量

褶皺沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)淺表構(gòu)造剝蝕與沉積作用對其擠壓楔形體擴展變形和斷層構(gòu)造樣式等具有明顯的影響作用。因此基于本次實驗?zāi)M中剝蝕包絡(luò)線和沉積包絡(luò)線分別與楔形體楔頂面的面積，定量計算構(gòu)造剝蝕和沉積作用過程中剝蝕通量和沉積通量的大小，進一步通過單次剝蝕通量和沉積通量的累積之和與砂箱物質(zhì)體積之比，量化揭示盆-山系統(tǒng)淺表剝蝕和沉積特征(圖8)。

構(gòu)造剝蝕總量伴隨縮短變形量大小和剝蝕作用次數(shù)的增大呈明顯增大趨勢(圖8a)，且E1組高速構(gòu)造剝蝕作用累計剝蝕比率最大，約20%～25%，E2組和E3組中低速構(gòu)造剝蝕作用導(dǎo)致的累積剝蝕比率明顯較小，約5%～10%。不同強度剝蝕作用的單次剝蝕體積上沒有顯著的差別，其單次剝蝕體積主要為300 cm3，因此差異性構(gòu)造剝蝕作用主要體現(xiàn)在(受控于剝蝕楔頂角閥值大小)剝蝕次數(shù)的多少，從而決定著強弱構(gòu)造剝蝕作用。伴隨擠壓縮短量增加，差異性剝蝕作用導(dǎo)致的累積剝蝕比率呈現(xiàn)出明顯不同的發(fā)展趨勢，即E1組高速構(gòu)造剝蝕作用導(dǎo)致的累積剝蝕比率(與縮短率)成明顯的兩階段性，而區(qū)別于E2組和E3組中低速構(gòu)造剝蝕作用導(dǎo)致的累積比率(與縮短率)成線性關(guān)系逐漸增大。E1組高速剝蝕作用在擠壓縮短變形過程早期發(fā)生多次，而后期受控于楔形體自相似性生長過程，其剝蝕作用次數(shù)明顯減弱，因此晚期累積剝蝕比率增加明顯減小。

圖8 四川盆地西部龍門山構(gòu)造剝蝕通量(a)和沉積量(b)與擠壓縮短率關(guān)系對比Fig.8 Tectonic erosion (a) and sedimentation flux (b) vs.shortening rate of the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basin

沉積總量伴隨縮短變形量大小和沉積作用次數(shù)的增大呈明顯線性增大趨勢(圖8b)，S3組飽和性沉積作用沉積總量最大，約45%，S1組饑餓性沉積作用和S2組過渡性沉積作用沉積總量相對較小，約20%～30%。不同強度沉積作用的單次沉積體積上具有顯著的差別，S3組飽和性沉積作用中單次沉積體積量/通量(600～800 cm3)明顯大于S1組饑餓性沉積作用和S2組過渡性沉積作用中單次構(gòu)造沉積通量(300～500 cm3)，且S1和S2組單次沉積通量動態(tài)變化較小。伴隨多次沉積作用過程，不同沉積作用形成的累積構(gòu)造沉積總量具有明顯不同的特征，S1組和S2組沉積作用中沉積總量與構(gòu)造縮短率具有明顯的線性增大關(guān)系，而S3組飽和性沉積作用中沉積總量伴隨縮短率增大呈現(xiàn)出兩階段性，主要取決于25% 縮短率后單次沉積通量變化。

沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)中淺表剝蝕-沉積方式與物質(zhì)通量間具有明顯的差異性，高速淺表剝蝕作用其剝蝕物質(zhì)可以達(dá)到中低速剝蝕物質(zhì)通量兩倍，與之相似的是，飽和沉積作用沉積物質(zhì)通量也能夠達(dá)到饑餓性和過渡性沉積物質(zhì)通量的兩倍。臨界楔理論強調(diào)擠壓沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)穩(wěn)態(tài)平衡狀態(tài)的剝蝕與沉積作用過程，即淺表剝蝕作用(以臨界楔頂角為參考閥值的剝蝕作用/E3組)與沉積作用(以飽和性同構(gòu)造沉積充填作用/S3組)之間物質(zhì)-能量交換穩(wěn)態(tài)狀態(tài)變化[7]。 需要指出的是，以12° 臨界楔頂角角度為剝蝕包絡(luò)線的E3組低速剝蝕中，單次淺表剝蝕物質(zhì)通量和總剝蝕量都明顯小于S3組飽和性沉積作用，其中前者約為后者的50%(圖8)，因此沖斷帶-前陸盆地系統(tǒng)間物質(zhì)-能量交換守恒還需要大規(guī)模深部巖石圈作用參與[21，25-26]。淺表剝蝕作用越強，盆-山系統(tǒng)間淺表剝蝕與沉積作用物質(zhì)通量差值越小，為達(dá)到系統(tǒng)間物質(zhì)-能量交換守恒，深部(巖石圈)物質(zhì)俯沖消減作用相對較弱，反之亦然。

3.2 淺表構(gòu)造剝蝕-沉積(耦合)作用過程典型互饋機制作用

通過淺表剝蝕E1組—E3組和沉積作用S1組—S3組砂箱物理模擬實驗過程，揭示出褶皺沖斷變形過程中同構(gòu)造剝蝕和沉積作用對楔形體幾何學(xué)和運動學(xué)特征具有重要的控制作用(圖9)。淺表剝蝕作用導(dǎo)致楔形體后緣物質(zhì)顯著減小，伴隨剝蝕強度增大，楔形體后緣(內(nèi)部加積帶)逆斷層沖斷活動和深部物質(zhì)抬升剝蝕程度明顯增強，從而有效地阻止楔形體(疊瓦變形帶)前陸向擴展生長、楔形體長度明顯較小(圖3,圖9a，圖9b)，如：E3組低速構(gòu)造剝蝕作用模擬中最底部紅色標(biāo)志層僅抬升剝蝕至模型中部，而E1組高速剝蝕作用中底部紅色標(biāo)志層已抬升剝露至模型地表，尤其是E1高速構(gòu)造剝蝕作用明顯導(dǎo)致楔形體后緣斷層多期無序活動，形成T1—T8密集疊瓦沖斷層(相對于E2組和E3組中低速剝蝕作用其斷層間距明顯較小)，且早期斷層T1—T4推測被完全剝蝕，僅剩下深部與T5斷層形成T1—T5斷層帶(圖9b)。前人研究也揭示出淺表剝蝕作用導(dǎo)致楔形體后緣斷層多期再活化和無序沖斷過程[22-23,26-27]?？傮w而言，淺表剝蝕作用越大、楔形體后緣斷層沖斷活動和物質(zhì)剝蝕作用越強、楔長越短和楔高越低。需要指出的是，自然界中構(gòu)造剝蝕作用通常導(dǎo)致盆-山系統(tǒng)構(gòu)造負(fù)荷減小、地殼均衡上升作用，從而影響盆-山系統(tǒng)的地貌形態(tài)和斷層作用等，由于砂箱物理模型方法學(xué)缺陷在其實驗過程中難以兼顧地殼均衡作用。

淺表沉積導(dǎo)致楔形體前緣物質(zhì)顯著增加，伴隨沉積物質(zhì)通量增大，楔形體長度明顯增長(圖5，圖9c)(相對于未發(fā)生構(gòu)造沉積作用模型圖9a)，且有效阻止楔形體后緣斷層后期擠壓沖斷活動，常形成不活動斷層或隱伏斷層(圖9c)。沉積充填作用以臨界楔頂角為沉積包絡(luò)線，常常會產(chǎn)生較低的楔頂角，楔形體前緣擴展斷層及其相關(guān)沖起構(gòu)造受同沉積物質(zhì)影響，其埋深明顯伴隨沉積物質(zhì)通量增大而加深，如：S1組饑餓性沉積作用模擬實驗結(jié)果中前緣沖起構(gòu)造具有淺埋藏作用、斷距較大特征，而S3組飽和性沉積作用實驗中前緣沖起構(gòu)造埋深較深但斷距較小，尤其是其背負(fù)盆地同沉積地層厚度明顯較大(圖9c)，受后期反向沖斷縮短變形特征明顯。Wu和McClay基于構(gòu)造物理模型指出淺表構(gòu)造沉積作用導(dǎo)致前緣結(jié)構(gòu)帶發(fā)生明顯的地層旋轉(zhuǎn)變形[17]，這與S1組—S3組實驗中同沉積地層厚度變化及其相關(guān)逆沖牽引變形特征具有相似性。需要指出的是，早期研究同時揭示加強的沉積作用導(dǎo)致楔形體沖斷層傾角較陡[23-25]?？傮w上沉積作用和剝蝕作用對于楔形體構(gòu)造變形過程具有明顯相反的控制影響意義，同構(gòu)造剝蝕導(dǎo)致楔形體內(nèi)部加積帶和疊瓦變形帶沖斷層上覆物質(zhì)卸載，使逆沖斷層更加易于發(fā)生斷層再活化；同構(gòu)造沉積作用導(dǎo)致楔形體前淵沖斷層上覆物質(zhì)加載，使其更易于發(fā)生斷層閉鎖，導(dǎo)致沖斷帶楔形體前陸向擴展生長。同構(gòu)造沉積對于楔形體斷層沖斷活動具有明顯的抑制作用，沉積作用導(dǎo)致斷層間距明顯增大但斷距減小、楔形體前緣(前陸向)擴展生長更遠(yuǎn)，且沉積速率對逆沖斷層和反向沖斷層發(fā)育程度/條數(shù)具有明顯影響。

淺表構(gòu)造剝蝕和沉積耦合作用過程模擬實驗中，剝蝕與沉積通量物質(zhì)守恒、且統(tǒng)一納入物理模擬過程中時，二者對于楔形體構(gòu)造變形過程的控制影響作用受到了明顯的協(xié)調(diào)/或補充(圖10)。淺表剝蝕與沉積作用控制著楔形體①前緣疊瓦沖斷作用和②后緣物質(zhì)加積被動反沖作用間耦合過程，二者耦合作用過程導(dǎo)致楔形體逆沖斷層多期再活化和無序沖斷擴展生長過程?？臻g上沿走向變化的剝蝕和沉積作用導(dǎo)致其構(gòu)造變形沿走向具有明顯變化的特征：①剝蝕-沉積耦合作用地區(qū)早期楔形體沖斷形成的沖起構(gòu)造發(fā)生明顯的構(gòu)造剝蝕作用，剝蝕殘存的沖起構(gòu)造結(jié)構(gòu)明顯相對簡單(圖10a,b)，而未發(fā)生剝蝕-沉積耦合作用區(qū)域由于斷層的多期疊加交切作用，形成明顯復(fù)雜的結(jié)構(gòu)樣式(圖10c，d)，如：圖10d中T3—T4斷層與其反向沖斷層形成明顯的疊加沖起構(gòu)造特征。②剝蝕-沉積作用地區(qū)深部層系由于淺表剝蝕作用發(fā)生明顯的抬升剝蝕過程，導(dǎo)致最底部綠色標(biāo)志層已剝蝕至淺表(圖10a,b)，且剝蝕作用越強其抬升量越大(圖9b)。③前陸盆地或山前帶剝蝕-沉積作用導(dǎo)致其前陸向斷層明顯減少，山前帶反向沖斷作用增強導(dǎo)致發(fā)育多條反向沖斷層，即同構(gòu)造沉積對于楔形體沖斷傳播方向具有明顯的抑制作用、乃至導(dǎo)致主斷層反向沖斷(圖10a)，如：三維模型切片中(即切片3，5，12和15)剝蝕-沉積作用區(qū)域前緣沖斷層與沖起構(gòu)造具有明顯的構(gòu)造擠壓方向的轉(zhuǎn)變。④由于剝蝕-沉積耦合作用導(dǎo)致其深部層系抬升，尤其是楔形體后緣帶伴隨深部地層抬升剝蝕其相關(guān)斷層產(chǎn)狀具有明顯變陡、乃至反轉(zhuǎn)等現(xiàn)象。三維斷層模型中能夠清晰觀察沿構(gòu)造走向T1—T3(向剝蝕-沉積作用區(qū))傾角變陡的現(xiàn)象(圖10c)；同時在楔形體前緣，由于同沉積加載作用導(dǎo)致前緣斷層沿構(gòu)造走向斷層傾角變緩(圖10d)?？傮w上，沿褶皺沖斷帶走向上變化的剝蝕-沉積耦合作用顯著導(dǎo)致其沖起構(gòu)造沿走向發(fā)生變化與復(fù)合，同時在楔形體前緣形成典型的斜向斷層。

圖10 四川盆地西部龍門山淺表構(gòu)造-剝蝕-沉積耦合作用特征對比Fig.10 Model results of tectonics,erosion and sedimentation processes for the Longmenshan thrust belt,western Sichuan Basina，b.構(gòu)造物理模擬結(jié)果及其典型切片特征；c，d.斷層三維建模左、右視圖，揭示典型沖斷層及其相關(guān)沖起構(gòu)造沿構(gòu)造走向變化特征

3.3 龍門山-川西前陸盆地系統(tǒng)構(gòu)造剝蝕-沉積耦合作用特征

川西龍門山?jīng)_斷帶-川西前陸盆地系統(tǒng)，受控于龍門山?jīng)_斷帶印支期和喜馬拉雅期擠壓沖斷作用形成晚三疊世—早侏羅世和晚白堊世—新生代再生前陸盆地復(fù)合結(jié)構(gòu)[15-18]。晚三疊世—早侏羅世松潘-甘孜褶皺帶SE向逆沖推覆于揚子板塊西緣，強擠壓變形作用過程導(dǎo)致形成龍門山?jīng)_斷帶并發(fā)育茂汶-汶川韌性剪切帶、北川-映秀斷裂帶和安縣-灌縣斷裂(圖11a)，且龍門山?jīng)_斷剝蝕過程導(dǎo)致川西前陸盆地形成1～2 km厚楔狀磨拉石沉積，如：上三疊統(tǒng)須家河組和下侏羅統(tǒng)白田壩組，尤其是大量灰質(zhì)、石英質(zhì)同造山期礫巖揭示出龍門山?jīng)_斷帶大規(guī)模早期剝蝕去頂作用[14,28]。晚白堊世—新生代受控于青藏高原東向擴展擠出過程，龍門山?jīng)_斷帶發(fā)生晚期復(fù)活與沖斷變形作用，龍門山?jīng)_斷帶中南段發(fā)生大規(guī)模新生代抬升剝蝕作用[16,29-30]，導(dǎo)致前寒武系基底剝蝕去頂，如：彭灌和寶興雜巖體等，揭示出龍門山中南段明顯較強的抬升剝蝕作用過程。川西前陸盆地中南段受控于龍門山擠壓沖斷相關(guān)的撓曲負(fù)載作用形成晚白堊世-新生代再生前陸盆地(圖11a)，它發(fā)育于晚三疊世前陸盆地之上并形成區(qū)域性不整合界面(即上白堊統(tǒng)夾關(guān)組之間與下覆層系間不整合面)。川西坳陷中南段形成約1-2 km厚度的同構(gòu)造磨拉石沉積建造(圖11a)，上白堊統(tǒng)夾關(guān)組-灌口組、新生代名山群等楔狀體礫巖周期性沉積，它們與龍門山?jīng)_斷帶剝蝕去頂密切相關(guān)[31-33]。

圖11 川西龍門山?jīng)_斷層-川西前陸盆地系統(tǒng)構(gòu)造剖面特征對比Fig.11 Regional geology and seismic sections of the Longmenshan thrust belt and foreland basin in western Sichuan Basina.龍門山地區(qū)地貌高程與地質(zhì)簡圖；b.廣元-梓潼剖面；c.成都-龍泉山剖面；d.雅安-洪雅剖面F1.茂汶-汶川斷裂；F2.北川-映秀斷裂；F3.安縣-灌縣斷裂；F4.廣元-大邑斷裂，等厚線為上白堊統(tǒng)-新近系厚度，剖面A、剖面B和剖面C分別為圖b，圖c和圖dZ1dn.震旦系燈影組底界;1.下寒武統(tǒng)底界;P1.下二疊統(tǒng)底界;T2l.中三疊統(tǒng)雷口坡組底界;J1.下侏羅統(tǒng)底界;K1.下白堊統(tǒng)底界

受控于龍門山?jīng)_斷帶-川西前陸盆地系統(tǒng)晚三疊世—新生代走向差異性剝蝕-沉積作用，晚白堊世—新生代龍門山?jīng)_斷帶擠壓沖斷與剝蝕去頂作用主要發(fā)育于龍門山中南段，因而導(dǎo)致其沖斷帶中南段剝蝕作用顯著大于沖斷帶北段，即南段前寒武結(jié)晶基底剝蝕出露，北段為下古生界剝蝕出露。這與砂箱物理模型實驗中所揭示的增強的淺表剝蝕作用相一致(圖9，圖10)，尤其新生代再生前陸盆地沉積建造主要發(fā)育于川西坳陷南段。受新生代再生前陸盆地同構(gòu)造沉積作用，晚白堊世-新生代沉積地層沉積充填于沖斷帶前淵，與砂箱物理模擬中楔形體前緣上覆物質(zhì)加載作用相似，導(dǎo)致前陸盆地區(qū)前陸向擴展斷層走向上產(chǎn)狀明顯降低(圖11b—d)，如：龍門山中南段熊坡背斜、太和場背斜下覆沖斷層(圖11c，d)傾角明顯小于前陸盆地北段河灣場背斜、梓潼觀背斜下覆沖斷層(圖11b)。同時，川西前陸中南段反向沖斷變形作用相對于北段明顯增強，如：蓮花山背斜和龍泉山背斜等具典型反向沖斷層特征。由于上覆物質(zhì)加載導(dǎo)致中南段地區(qū)中-下三疊統(tǒng)膏鹽層系、泥質(zhì)巖層系新生代滑脫變形、地層縮短增厚作用明顯(圖11 c，d)，與沿走向變化的剝蝕-沉積作用相一致，本研究推測龍泉山斷層可能為新生代再生前陸盆地前緣擴展斷層，它可能為盆-山系統(tǒng)走向差異性作用形成的前陸盆地斜向斷層(圖6)，協(xié)調(diào)川西前陸盆地南段與北段之間的晚白堊世—新生代沉積充填作用的走向變化性。需要指出的是，物理模擬實驗中為均值石英砂物質(zhì)(未添加硅膠滑脫層系)，未能夠模擬川西龍門山前陸盆地多層次滑脫沖斷變形過程，因此龍門山前陸盆地系統(tǒng)沿走向變化的剝蝕-沉積耦合作用及其變形特征相對于實驗結(jié)果更加復(fù)雜性。

4 結(jié)論

1) 不同剝蝕角包絡(luò)線(即楔頂角4°，8°和12°)的單一構(gòu)造剝蝕作用過程模擬揭示，伴隨不同剝蝕角閥值變化，構(gòu)造剝蝕次數(shù)隨著剝蝕強度減小(即剝蝕角閥值增大)而減小，楔形體楔長、楔高與剝蝕強度呈負(fù)相關(guān)性。構(gòu)造剝蝕作用使沖斷帶后緣逆沖斷層更加易于發(fā)生斷層再活化與無序沖斷，制約著沖斷帶盆地向擴展。饑餓性、過渡性和飽和性單一沉積作用過程模擬揭示，同構(gòu)造沉積作用使楔形體前緣沖斷層上覆物質(zhì)加載，更易于發(fā)生斷層閉鎖，促使沖斷帶楔形體盆地向擴展生長。飽和性沉積作用導(dǎo)致楔形體楔高、楔長和斷層間距顯著增大。

2) 構(gòu)造剝蝕通量和沉積通量的定量計算對比揭示，單次淺表剝蝕物質(zhì)通量(300 cm3)和總剝蝕量(5%～25%)都明顯小于飽和性沉積作用(單次沉積通量為300～800 cm3、總沉積量為20%～45%)，約為后者50%。

3) 沿走向變化的剝蝕-沉積耦合作用過程模擬表明，無剝蝕-沉積作用區(qū)域與剝蝕-沉積作用區(qū)域的楔高和楔長演化模式形成鮮明對比，尤其走向差異性導(dǎo)致前陸盆地發(fā)育斜向斷層。剝蝕-沉積耦合作用導(dǎo)致楔形體后緣深部層系剝蝕量增大，主斷層產(chǎn)狀具有明顯變陡。前陸盆地系統(tǒng)前陸向斷層明顯減小，傾角減緩，且反向沖斷作用加強。

4) 受控于川西龍門山盆-山系統(tǒng)走向差異性剝蝕-沉積作用，川西前陸盆地中南段(相對于川西北段)具有較低角度的盆地向逆沖斷層，較強的反向沖斷變形特征，且形成前陸盆地前緣斜向斷層-龍泉山斷層。

致謝：感謝瑞典Uppsala大學(xué)Hemin Koyi教授在砂箱物理模擬實驗過程中的建議和幫助，感謝何登發(fā)老師和匿名審稿專家對論文進行評審并提供寶貴修改意見和建議。