龙门山前陆盆地晚三叠世以来地层结构与演化

龙门山前陆盆地晚三叠世以来地层结构与演化

山地升降和侵蚀过程的研究一直是地学界的热点和难点。与造山带接壤的沉积盆地真实地记录了山脉的上升和剥离历史（浮峰等，2005）。物质平衡法是一种再造古地形的定量研究方法,它是根据一定时间内,在一个封闭的剥蚀—沉积系统内,剥蚀总量与沉积总量存在物质守恒的关系,通过将沉积盆地内的物质重新“搬回”物源区的手段,进行古地形再造(Hayetal.,1989;Word,1990)。Métivier等(1997)根据东天山与其毗邻盆地之间的物质守恒关系,对东天山进行了古地形的恢复。Anell等(2010)根据物质平衡的原理,通过对新生代北海沉积物堆积量的计算与分析,恢复了挪威新生代的古高度。在国内,汪品先等(1993)、符超峰(2005)在总结国外运用物质平衡法进行古高度再造的基础上,对此研究方法的基本原理、数据采集、整理与计算、古高度校正等做了系统的阐述。王国芝等(1999,2000)利用莺歌海盆地和琼东南盆地堆积物对滇西高原的中新世、第四纪隆升史进行了恢复。王成善等(2000)根据质量平衡的思想,提出了对新生代青藏高原进行古地形再造的方法:按照物源方向和一定的分配方案,将汇水盆地内的沉积物回剥至剥蚀区,重建任一时间段内剥蚀区和沉积区的地形。近年来,国内许多研究者也在尝试利用物质平衡的方法,研究剥蚀—沉积系统的剥蚀过程和沉积过程。向芳等(2001)利用利用质量平衡法对青藏高原新生代的造山作用做了定量恢复。王利等(2007)对大别山及其毗邻盆地的研究过程中,在假定大别山毗邻的十个盆地内沉积物全部来源于大别山,且大别山的剥蚀物质全部沉积于毗邻盆地中的情况下,通过对新生界沉积物堆积量和堆积速率的计算,获得了大别山在新生代的剥蚀厚度和剥蚀速率。笔者等在前期的研究过程中,通过对龙门山前陆盆地晚三叠世沉积通量的精确刻画,重塑了龙门山晚三叠世的隆升历史和剥蚀过程(颜照坤等,2010)。本文试图利用物质平衡法恢复古地形的原理,通过对龙门山前陆盆地晚三叠世以来残留地层沉积通量的计算,获得对造山带剥蚀厚度和剥蚀速率的精确刻画,进而重塑龙门山造山带晚三叠世以来的隆升—剥蚀历史。1龙门山逆冲推覆期地质过程龙门山冲断带北起广元南至天全,长约500km,宽约30km,处于扬子地台和松潘—甘孜褶皱带的分界线上,既是青藏高原的东界又是四川盆地的西缘,属于松潘—甘孜造山带的前缘冲断带(许志琴等,1992)。龙门山前山带(北川—映秀断裂以东)主要分布泥盆系、二叠系、三叠系等地层,而后山带(北川—映秀断裂以西)分布了泥盆系、二叠系、古生界、震旦系和前震旦系等地层,包括沉积岩、变质岩、岩浆岩和杂岩,地层构成极其复杂(李勇等,2000;张伟❶)(图1),反映了这一地区经历了复杂的地质过程。晚三叠世,龙门山向东构造逆冲推覆的的过程中,扬子地台西缘在龙门山逆冲推覆体构造负载的作用下发生挠曲沉降(郭正吾,1996;LIYongetal.,2003),在龙门山构造带由北西向南东冲断的过程中,具有由北西向南东渐次推进的前展式特征,导致在龙门山前缘地区砾质粗碎屑楔状体的周期性出现和前陆盆地的幕式沉积(李勇等,1995)。对剑门关地区晚侏罗世沉积体系空间配置和沉积背景的分析表明,晚侏罗世莲花口组沉积早期是龙门山逆冲推覆强烈的时期(徐世球等,2001)。通过对龙门山地区锆石和磷灰石裂变径迹测试的分析,结果表明中—新生代龙门山主要有印支期(约200Ma)、早白垩世末期(约100Ma)、早新生代(65～30Ma)以及晚中新世(15～9Ma)等四个冷却事件,即龙门山的隆升历史总体上经历了中生代至早新生代的缓慢隆升和晚新生代的快速隆升(李智武等,2010)。因此,关于龙门山经历了多期次的构造活动,隆升—剥蚀过程较为复杂。龙门山前陆盆地是我国典型的前陆盆地之一,自晚三叠世以来,龙门山前陆盆地充填了1万余米的海相至陆相沉积物,包括了上三叠统至第四系巨厚的地层,与下伏地层以不整合的形式接触,垂向上具有由海相沉积物到海陆过渡相沉积物,再到陆相沉积物的变化特征,并且具有向上变浅、变粗的序列(李勇等,2006),除新近系缺失较多外,上三叠统、侏罗系、白垩系、古近系、第四系均发育(图1)。2物源区的划分物质平衡古地理再造方法(Hayetal.,1989;Word,1990)的基本原理是以物源作为剥蚀区与毗邻盆地之间的联结纽带,利用盆地沉积物增减研究确定造山带上剥蚀掉的物质数量,从而确定剥蚀区山脉的隆升—剥蚀过程。其核心思想就是将碎屑沉积作用过程作为一个封闭系统(包括所有剥蚀区和沉积区),以目前的剥蚀区海拔高度为基础,逐步将盆地的沉积物质剥下来,重新搬回物源区,以恢复造山带不同时期的古地形高度,为再造物源区剥蚀通量和隆升过程提供依据(汪品先等,1993)。根据物质平衡法所需的条件,对本次研究做出以下几方面假定:(1)本文得出的沉积通量、沉积速率和剥蚀速率均代表各个阶段的平均沉积通量、平均沉积速率和平均剥蚀速率,通过对这些平均值变化规律的分析,最终得出晚三叠世以来龙门山与前陆盆地之间的剥蚀—沉积系统的演化历史。(2)晚三叠世至今,由于整个剥蚀—沉积系统已经发生巨大的变化,物源区范围和沉积区范围已经无法精确确定,但是,物源区面积和沉积区面积对本次研究又是必不可少的。本次研究的主要对象是来自盆地西部(龙门山及其西侧地区)的沉积物。然而盆地内的沉积物并非完全来自其西部地区,来自东部、南部和北部地区的沉积物也是不可忽视的,因此,下文将充分考虑剥蚀区与沉积区物源对比分析(主要是锆石年龄)、地层出露情况(主要依据基岩出露情况、下三叠统出露情况)、构造特征(基岩断裂分布)构造演化特征(由北向南推进表明物源区总体上北宽南窄)等因素对物源区边界进行假定,用于剥蚀—沉积系统的剥蚀区数据计算中。2.1构造层序内部地层发育时代根据龙门山前陆盆地6个构造层序(LiYongetal.,2001),本文将所研究的时间区间划分为6个阶段:Ds1、Ds2、Ds3、Ds4、Ds5和Ds6,然后,根据各个构造层序内部地层发育时代,对剥蚀—沉积阶段做更进一步的划分(表1)。为了保持所研究的剥蚀—沉积过程在时间上的连续性,本文将渐新世和中新世(33.9～3.6Ma)划入Ds5阶段,沉积区面积采用与其时间上相邻、空间上相似的庐山组、名山组的面积。由于尚无法对马鞍塘期和小塘子期的物源区进行准确标定,本文研究的第1个剥蚀—沉积阶段Ds1仅为须家河期(表1)。2.2龙门山及其西北侧物源区的面积变化对现今四川盆地西部物源区的标定较为容易,主要为岷江、涪江和青衣江上游流域,此外还包括龙门山东南坡众多山前小河流域(图2)。然而,对地史时期物源区边界的标定是本项研究的重点和难点问题,目前尚未发现对此方面有效的研究方法。自晚三叠世以来超过200Ma的漫长地史时期,龙门山及其西北侧物源区的面积必定发生了变化,而这种变化也是很难进行精确恢复的。本次将基于以下两个方面的依据对物源区边界进行大致标定:(1)通过地层特征判断古流向,以确定物源方向;(2)通过对剥蚀区与沉积区岩石的对比分析,判断盆地沉积物物质来源。具体分析过程如下:2.2.1须家河组陆物源及地质背景通过对须家河组斜层理倾向、砂体空间展布、砂岩岩屑成分和轻重矿物组合分析(邓康龄,1982)的分析,表明晚三叠世须家河组陆源碎屑主要来自盆地西北部已经褶皱隆起的松潘甘孜褶皱带。通过对前陆盆地内上三叠统须家河组砂岩组分分析和古流向等资料的分析也表明须家河组物源主要来自其西部地区(林良彪等,2006;谢继容等,2006)。此外,对四川盆地上三叠统的砾岩碎屑、砂岩骨架颗粒、碎屑重矿物组分的分析表明,龙门山(特别是北段)在须家河期前陆盆地提供大量物源(施振生,2010)。2.2.2晚三叠世晚诺利期岩相古地理四川盆地都江堰地区须家河组下部灰色长石石英砂岩和须家河组上部的细砂岩中锆石年龄主要集中在1800～1900Ma、2400～2500Ma、720～850Ma、950～1200Ma和400～450Ma(邓飞等,2008),这一年龄分布区间基本继承了松潘甘孜地区拉丁期至诺利期地层中碎屑锆石的年龄(Weislogeletal.,2006;苏本勋等,2006;Enkelmannetal.,2007;邓飞等,2008),表明晚三叠世晚诺利期,松潘甘孜盆地经过短暂的沉积以后,迅速发生海退,并褶皱隆起,为其东部盆地提供物源。对比分析松潘甘孜地区卡尼期、诺利期地层和四川盆地须家河组中锆石年龄表明,其年龄分布区间基本一致(邓飞等,2008)。对松潘甘孜地区上三叠统取样层位为早于须家河组的卡尼期侏倭组石英砂岩和诺利期新都桥组绢云板岩,分布在理县以西,马尔康以东地区。因此,可以推测晚三叠世须家河期,理县以西地区已经开始为其东部的龙门山前陆盆地提供物源,这个位置已经非常接近现今岷江上流流域的南部边界(图2)。因此,可以认为晚三叠世须家河期物源区范围可能接近现今四川盆地西部物源区的范围。又因为运用物质平衡法分析剥蚀—沉积系统时,对于物源区变化不是非常大的剥蚀—沉积系统,必须假设剥蚀—沉积系统规模不变。但是晚三叠世以来沉积地层的空间展布有很大差异,主要表现在晚三叠世—早白垩世沉积地层分布较广,中白垩世以来沉积地层主要分布在龙门山中南段的前缘地区(图3)。因此,我们假定现今岷江、涪江和青衣江三个流域作为晚三叠世—早白垩世的西侧物源区(面积为44074km2),中白垩世以来的西侧物源区则为岷江和青衣江两个流域(面积为31890km2)。2.3冲断带和次要物源对沉积区边界的标定工作也是本次研究的重点与难点之一。前陆盆地沉积物充填一般具有双物源的特点,并且主要物源来自冲断带,次要物源来自克拉通(王成善等,2003)。在进行沉积区边界标定前,必须考虑到以下三点:首先,现今保存在盆地内的地层为残留地层;其次,盆地内的沉积物不仅仅来自西部物源区。因此,本次研究将通过对不同沉积阶段的地层特征作详细分析,以确定来自西部物源区的地层分布范围。2.3.1以川中古起落架为宜家河组岩相古地理川西地区晚三叠世须家河组总体上呈北东—南西向展布,并具有明显的西厚东薄的特征(图3a,图4a)。对晚三叠世须家河期岩相古地理的研究显示,须家河期四川盆地物源主要有西部的龙门山,北部的大巴山以及来自东侧和南侧两个方向的物源。各个方向的物源汇集到四川盆地,对研究来自龙门山的沉积物的研究造成干扰。但是岩相古地理研究表明:川中古隆起在须家河期大部分时期发育混物源的砂坝沉积体系,主要分布在仪陇、南充、遂宁、资阳一线;另外一小部分时期为剥蚀区,为四周提供物源。因此,来自其他地区的物源很少有越过川中古隆起,并且川中古隆起作为短暂的物源区并未对其西侧提供大量物源。其他对川西地区须家河组岩相古地理的研究也有类似的认识(郭旭升,2010;姜在兴等,2007)。于是,可以以川中古隆起以西地区的须家河组沉积物主要来自于龙门山地区。根据须家河期四川盆地物源体系分布情况,将广元—仪陇—南充—遂宁—资阳—眉山—夹江一线以西地区的须家河组作为来自龙门山的沉积物,即以地层厚度700m等值线为界,其以西地区沉积物来自龙门山(图3a)。2.3.2龙门山沉积物与龙门山沉积物混合剂的性质早、中侏罗世,龙门山前陆盆地充填地层表现为板状地层(图4b),盆地内来自东部克拉通的沉积物与来自龙门山的沉积物混在一起,来自龙门山的沉积物东部边界恢复难度较大。下面将从不同的角度,分别对早、中侏罗世的白田坝期(自流井期)、千佛崖期、沙溪庙期和遂宁期四个时期来自盆地西侧物源区的沉积物边界进行标定。(1)物源区和沉积区域的划分依据四川盆地早侏罗世白田坝期底部砾岩主要分布于米仓山、大巴山前缘的万源、南江、旺苍等地,由广元向南砾岩延伸较远,可达到盐亭东侧(四川盆地陆相中生代地层古生物编写组,1984),根据砾岩分布形态(等厚图),可以判断物源主要来自米仓山。据此可以判断广元南部较厚的白田坝组物源并未来自龙门山。因此,可以初步判断来自龙门山的沉积物主要集中在龙门山中南段的前缘地区。此外,在龙门山中段(江油南部、安县等地)和南段(芦山、宝兴等地)也发育底部规模较北部小很多的冲积扇砾岩,并向东至三台、简阳、仁寿一带已经基本过渡为湖泊。因此可以将来自西侧龙门山的沉积物东部边界定在三台、简阳、仁寿一线(图3b)。(2)岩相及三角洲中侏罗世千佛崖组在米仓山前缘地区地层最厚,具有向上变细的退积型层序特征,下部为冲积扇相,上部为湖泊相。而在龙门山南段的东部盆地内向东依次发育来自龙门山的冲积平原相、湖泊相,再往东发育来自东部地区的三角洲(王峻❷),西部的冲积平原前端与东部的三角洲前端之间的中线大约在仁寿附近。龙门山中段都江堰、成都至绵阳等地发育三角洲,前端大概延伸至三台以东地区。龙门山北段发育冲积平原相。来自江油的物源与来自米仓山、大巴山的物源混在一起,但是从地层厚度可以判断发育两个沉降中心,因此在龙门山北段的前缘地区可以根据地层厚度判断来自龙门山的沉积物的边界(图3c)。(3)沉积边界标定通过对川西安县至蒲江地区沙溪庙组进行野外剖面古流向测量和测井古流向分析的结果(朱宏权❸)表明,来自西侧龙门山的物源在盆地内可以达到现在的龙泉山以东地区。但是,由于米仓、山大巴山向盆地提供大量物源,对来自西侧龙门山的沉积物边界判别造成干扰,因此还需要结合砂体分散体系,沉积体系展布图,进行沉积边界标定。砂体分散体系和沉积体系展布研究(朱宏权❸)表明,来自西侧(龙门山)和北侧(米仓山、大巴山)两个物源体系之间的界限以仁寿、简阳、三台一线为界,结合龙门山北段前缘的地层厚度特征,将来自龙门山的沉积物边界定在剑阁附近。因此,将来自盆地西侧龙门山的沉积物边界标定在仁寿、简阳、三台、剑阁一线(图3d)。(4)龙门山沉积相的延伸在中侏罗世遂宁期,龙门山前缘北起剑阁南至天泉广泛分布一套砾岩,宽约20～30km。对遂宁组砂岩厚度和沉积相(以冲积扇—三角洲为主)分析也表明来自龙门山的沉积物可以延伸到仁寿、简阳、三台一线,甚至可以继续向东一定距离(高红灿等,2006)。结合上述分析,将来自盆地西侧龙门山的沉积物边界标定在仁寿、简阳、三台一线的西侧,在龙门山北段,根据沉降中心的分布,将来自龙门山的沉积物边界定在剑阁附近(图3e)。2.3.3提交人是夜间的。早白垩世沉积物区边界的测定(1)龙门山冲积扇群的形成演化莲花口期,在龙门山前沉积的地层底部为具有的冲积扇扇根相砾岩(图4c),中部为扇中相辫状河道砂、砾岩,上部为扇端相洪泛平原沉积(李勇等,1995),具有向上变细的退积型层序特征。莲花口组在龙门山前冲积扇较发育,为多个扇体侧向相连接构成的冲积扇群,单个冲积扇最大可以延伸30km。由龙门山向东侧盆地依次发育冲积扇、三角洲和滨湖。对四川盆地莲花口期的岩相古地理研究表明,从龙门山地区进入盆地的冲积扇—三角洲可以向东延伸至彭山、金堂附近,而来自东部的三角洲可以向西延伸至资中、射洪、仪陇一线。因此,结合岩相古地理图可以将来自龙门山的沉积物边界确定在名山、彭山、三台、广元一线(图3f)。另外,此时可能已经开始发育(李勇等,1995),形成低隆起,将来自龙门山中南段的沉积物被限制在现今龙泉山以西地区。对龙门山北段前缘剑门关地区晚侏罗世古水流方向和物源的分析,表明龙门山为主要物源区(徐世球等,2001;徐强等,2001)。(2)龙门山中晚古生代扇缘城墙岩期,龙门山前缘的冲积扇群仍然比较发育。在盆地西北缘,城墙岩组下部为冲积扇相,上部为河流相;在盆地西缘自下向上依次发育扇根相、扇中相和扇端相,具有典型的退积型层序特征;盆地西南缘下部发育辫状河,上部发育曲流河(李勇等,1995)。此时,龙泉山已经定型(李勇等,1995),说明城墙岩期来自龙门山中南段的沉积物被限制在龙门山和龙泉山之间,即龙泉山就是中南段的沉积边界。在龙门山北段,山前地区发育冲积扇和扇三角洲,在梓潼以东地区过渡为滨浅湖(梁诗明❹)。结合以上分析,将城墙岩期来自龙门山的沉积物东部边界标定在广元、梓潼、金堂、眉山、雅安一线(图3g)。2.3.4龙泉山之间的盆地沉积体系中白垩世,在川西地区沉积了一套夹关组地层,来自龙门山的沉积物主要分布于龙门山中南段与龙泉山之间,龙泉山以东的乐山—黔北盆地以风成沉积为主(李勇等,1995)。该时期以盆地主要发育冲积扇和河流沉积体系,湖泊沉积体系不发育(罗威❺)。该时期来自龙门山的沉积物被限制在龙泉山以西地区,因此,可以将龙泉山一线作为来自龙门山的沉积物的东部边界(图3h)。2.3.5亚始世和新世扰动区边界的测定晚白垩世—中新世,龙门山前陆盆地沉积地层包括:灌口组、名山组和芦山组。(1)灌口组地层格架及其沉积体系灌口组主要分布在龙门山中南段前缘地区,具有西厚东薄、南厚北薄的特征,发育两个沉降中心,位于芦山和都江堰附近,厚度超过1000m。灌口组地层大部分遭受不同程度的剥蚀,根据残留地层进行的岩相古地理研究表明,在芦山和都江堰地区发育两个冲积扇沉积体系,并向东过渡为河流、湖泊沉积体系(梁诗明❹)。根据前人的岩相古地理研究(梁诗明❹;纪相田等,1995)本文以龙泉山一线作为来自龙门山的沉积物东界(图3i)。(2)芦山-私家车组沉积体系名山期的沉积同样在龙门山中南段前缘地区较为发育,沉积特征也继承了晚白垩世的沉积特征,在天泉至芦山一带发育冲积扇沉积体系,向东过渡为以泥岩为主含石膏的湖相沉积(罗威❺)。芦山组整合与名山组地层之上,空间上分布在芦山、雅安一带,主要为湖泊、河流沉积体系。由于名山期和芦山期的沉积作用主要继承了晚白垩灌口期的沉积特征,本次研究将名山期、芦山期来自龙门山的沉积物东部边界也确定在龙泉山一线(图3j)。2.3.6晚新生代地层边界晚新生代沉积物主要分布于成都盆地,自下向上依次发育大邑砾岩、雅安砾石层、网纹状红土层和成都粘土,主要发育河流相和冲积扇相(李勇等,1995,2006)(图4e)。由于晚新生代地层处于地表,是可以之间观测到的,因此沉积区边界较容易标定(图)。但是,由于现今成都盆地并不是封闭性的盆地,在使用沉积物数量进行物源区剥蚀量和剥蚀厚度恢复时必须考虑盆地内沉积物是不完整的(图3k)。3根据前陆盆地体积计算3.1沉积量的计算方法对前陆盆地内沉积物的沉积物质量的计算是本次研究的前提。在确定各个阶段来自冲断带的沉积物分布范围和沉积物厚度的情况下,可以计算得到各个阶段沉积物体积。然后,可以计算在任何一个剥蚀—沉积阶段内,被搬运至沉积区物质的质量为:Ms=V·ρ(1)其中:Ms为沉积物质量,单位t;V为沉积总体积,单位m3;ρ为岩石密度,单位t/m3。此外,为了体现各个剥蚀—沉积阶段从剥蚀区被搬运到沉积区物质的差异性,还需要对各个阶段的沉积通量进行计算。沉积通量是指在一定单位时间内,单位面积上所沉积的固体物质总量,本文中的沉积通量是指龙门山前陆盆地晚三叠世在各个沉积时期内,单位时间单位面积上沉积物的质量。计算公式为:AR=Ms/S·△t(2)其中:AR为沉积通量,t/(m2·Ma);Ms为沉积物质量,t;S为沉积区面积,m2;△t为沉积持续时间,Ma。通过上文对各个剥蚀—沉积阶段来自龙门山的沉积物边界进行标定,下一步就可以对各个阶段的沉积物数量进行定量计算。为了能够精确计算各个剥蚀—沉积阶段的沉积物数量,本文搜集了各阶段沉积地层的厚度等值线图,并根据实测剖面、钻井和地震剖面等资料所揭示的地层厚度,对地层厚度等值线进行调整。以这些地层厚度数据为基础,利用Surfer8.0软件中自动生成等厚线图,并可以计算出各阶段的沉积量(沉积物体积),其基本原理如下:在图面上布置若干水平和垂直交错并等距的网格,把每个单位网格作为微元,然后根据每个微元的面积及其所对应的地层厚度计算该微元范围内的地层的体积,逐个计算,最后累加的结果即是各组段残留地层的总体积。这种方法的优点是:计算原理是微积分的原理;Z轴(表示地层厚度)数据存在负值;给出盆地沉积物总体积,且计算体积包括正体积和负体积,可取正值作为沉积通量的基本数据。这种方法还可以避免手工计算的繁杂和较大的人为误差(黎兵❻;颜照坤❼;颜照坤等,2010)。另外,利用Surfer8.0软件还可以得出盆地残留地层覆盖面积,于是可以获得各阶段残留地层沉积总量及其覆盖面积等数据。将沉积总量(V)、残留地层面积(S)和持续时间(△t)代入公式(1),即可以计算出各阶段沉积总量(表2)。3.2晚新生代物源区剥蚀厚度在计算沉积通量的过程中,必须考虑以下两点关键问题:①现今的成都盆地为外流盆地,从物源区剥蚀下来的沉积物并未完全保留在盆地内;②新生代地层存在大量的缺失,如果忽视对缺失地层对剥蚀—沉积系统的影响,在对物源区剥蚀过程进行恢复时,会造成剥蚀过程的不连续性,进而无法实现对古高度的恢复。针对以上问题,本文将从以下几方面工作进行解决:(1)由于现今的成都盆地并非一个封闭的盆地,因此,上文对晚新生代(3.6Ma)以来成都盆地内沉积物的计算结果应该远小于实际从物源区剥蚀下来的物质。根据岷江紫坪铺站1955～1974年的水文资料,获得岷江上游年输沙量,并计算出晚新生代(3.6Ma)岷江上游剥蚀厚度约为1150m(李勇等,2006),这一数值远大于根据成都盆地内沉积物数量获得的物源区剥蚀厚度14.5m。此外1150m的剥蚀厚度与其他方法(岷江下蚀速率、裂变径迹、宇宙核素、数字高程模型等)获得的结论较为一致。于是,假设岷江上游流域的剥蚀厚度1150m适用于所有物源区,即晚新生代(3.6Ma)物源区剥蚀厚度为1150m。于是,可以计算出晚新生代物源区剥蚀量为36674km3(31890km2×1.15km),总质量为92052Gt。(2)由于晚白垩世至中新世存在较多的地层缺失(以渐新世和中新世为主)(表1),本文必须进行半定量的恢复,否则将对后期总隆升幅度和总剥蚀厚度的计算造成极大干扰。对于这部分地层的缺失,前人已经做了大量的研究工作,利用裂变径迹和镜质体反射率获得四川盆地新生代(65.5Ma)剥蚀量为2～3km(张毅❽)。利用古地温的方法获得新生代(65.5Ma)川西地区剥蚀最厚的地方位于龙门山南段的前缘地区,最厚可以超过3000m,到成都减少到2100m,平均约为2500m(朱传庆等,2009)。利用裂变径迹测得晚白垩世(88.6Ma)以来川西地区剥蚀厚度约为2000～4000m(邓宾等,2009)。上述研究结论较为一致,本文采用2500m作为88.6Ma至3.6Ma这一阶段盆地内沉积物的剥蚀厚度,面积参考名山期、芦山期的沉积面积21227km2,于是可以计算出88.6Ma至3.6Ma盆地内沉积物被后期剥蚀掉了53068km3,质量为138221Gt,在计算Ds5阶段剥蚀量时需要增加这部分物质。综合上述分析和计算结果,可以利用公式②获得晚三叠世以来六个剥蚀—沉积阶段的沉积通量(表3,图5)。4晚三叠世以来剥蚀厚度及地表隆升幅度剥蚀厚度是指龙门山前陆盆地物源区被剥蚀掉物质的平均厚度。剥蚀速率是指龙门山前陆盆地物源区单位时间内被剥蚀的量(颜照坤等,2010)。根据物质平衡原理,从物源区剥蚀下来的物质质量等于盆地内沉积物的质量。于是可以计算出六个剥蚀—沉积阶段的剥蚀厚度和剥蚀速率(表4)。通过对沉积通量和剥蚀速率的变化趋势进行分析,发现晚三叠世以来,物源区的剥蚀速率和沉积区的沉积速率均具有先减小后增大的变化规律(图5)。在获得晚三叠世以来每个阶段的剥蚀厚度数据的基础上,便可获得晚三叠世以来剥蚀区的总剥蚀厚度约为7.05km(表4),由于龙门山地区与其西侧川西高原出露地层表明龙门山地区出露地层较老(图1),反映了龙门山地区具有比其西侧川西高原地区更高的剥蚀速率,因此,龙门山地区的剥蚀厚度应该大于平均剥蚀厚度(7.05km)。由于对某一阶段的剥蚀区的地表隆升幅度主要受两方面因素的影响,分别为地壳隆升幅度和该阶段的剥蚀厚度,即“地表隆升幅度=地壳隆升幅度—剥蚀厚度”(李勇等,2006)。上文已获得晚三叠世以来剥蚀区的总剥蚀厚度约为7.05km(表4),由于现今剥蚀区平均海拔为2.75km,于是可