万景林 郑德文 郑文俊 王伟涛

1)中国科学院广州地球化学研究所，广州 510640

2)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

MDD法和裂变径迹法相结合模拟样品的低温热历史
——以柴达木盆地北缘赛什腾山中新生代构造演化为例

万景林1，2)郑德文2)郑文俊2)王伟涛2)

1)中国科学院广州地球化学研究所，广州 510640

2)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

MDD法和裂变径迹法是2种最常用的低温热年代学方法。通过对它们的测试结果的模拟，揭示出样品经历的热历史，可以有效地延伸这2种方法的研究范围。但是由于模拟的多解性，使得如何制约模拟过程，获得合理的模拟结果显得尤为重要。通过柴达木盆地北缘的模拟过程，展示了模拟中可能存在的问题及提高模拟结果的方法。同时揭示了柴达木盆地北缘中新生代可能存在的3次冷却事件，分别发生在距今约130～150、30～40和5～10Ma。

新生代构造 钾长石MDD 裂变径迹 快速冷却 青藏高原东北缘

0 引言

自从封闭温度的概念提出以来(Dodson，1973)，相应的同位素年代学方法就被赋予了时间和对应的温度的意义。封闭温度是指同位素衰变子体能够全部保存的温度，样品的年龄是指样品冷却至封闭温度(及低于封闭温度)以来的时间。从这个意义上讲，同位素年代学也可以称为“热年代学”(thermochronology)。热年代学既可以提供时间信息也可以提供对应的温度信息，因而成为研究地质过程的有效工具(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002)。39Ar/40Ar法和裂变径迹方法(fission track)是最常用的2种低温热年代学方法，研究的温度范围约60～400℃。如:氩(Ar)在白云母中的封闭温度约350℃，在黑云母中的封闭温度约300℃，在钾长石部分保存区间为150～400℃(Mcdugoul et al.，1999);裂变径迹在磷灰石中的封闭温度约为110℃，部分退火区间为 60 ～110℃(Laslettt et al.，1987;Calson et al.，1999)。可见，这 2 种方法是研究近地表及地壳浅部变形的重要手段(Hendrix et al.，1994;Soble et al.，1997，2003，2006;Zheng et al.，2006)。随着对元素丢失机制研究的不断深入和计算机模拟技术的发展(Lovera et al.，1989，1991;Ketcham，2000)，通过数值模拟的方法可以连续地描述样品经历的热历史。Lovera等(1989)提出钾长石多扩散域(Multiple Diffusion Domain，简称MDD理论)理论以来，该方法被迅速应用于解决地质问题(Richter et al.，1991;陈文寄等，1999)。虽然MDD理论受到来自矿物学研究方面的质疑(Parson et al.，1999)，但直到最近该方法仍被成功地应用于研究地质问题(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002)。

MDD法可以用于模拟样品处于350～150℃时的热历史(Lovera et al.，1989)，磷灰石裂变径迹法可以模拟样品处于110～60℃时的热历史(Ketcham et al.，2000)。可见，综合应用这2种热年代学方法，可以获得350～60℃的热历史曲线。但是它们之间也存在一些盲区，如110～150℃区间，高于磷灰石裂变径迹的封闭温度，仍未达到钾长石MDD可研究的最低温度。如何提高模拟结果的可信度，揭示出更接近真实的构造活动呢?通常采用2种途径给出制约条件，以提高模拟质量。其一，通过不同封闭温度的同位素方法制约，如在钾长石MDD模拟时，可以使用云母或角闪石的Ar/Ar年龄和封闭温度制约其高温阶段，使用锆石、磷灰石的裂变径迹结果制约其低温阶段(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002);其二，通过野外获得的地质观察结果进行制约，如根据地层的缺失情况，地层的褶皱、错断、厚度等(Sobel et al.，2003，2006;郑德文等，2006)。实际应用中模拟的最终结果不但需要与实验室的测试结果相吻合，同时更要与野外的地质观测结果相吻合。如果只重视与实验室测试数据的吻合，而忽略野外地质观测，可能会造成一定的误差，甚至错误的结果。另外，MDD模拟时，由于复杂热历史模型的计算量比较大，通常只考虑单调冷却模型，这也为模拟结果带来一些误差。本文将以柴达木盆地北缘的Ar/Ar结果和裂变径迹结果为例，展示研究构造热历史的过程中可能存在的问题，以及提高模拟质量的一些方法和步骤。

1 地质背景

柴达木盆地北缘由一系列逆冲的、向南突出的弧形断裂带组成，属于南祁连山向柴达木盆地逆冲的前缘。由西向东，赛什腾山-绿梁山-锡铁山南缘断裂构成柴达木盆地北缘断裂带的西段，为略带左行走滑的逆冲断裂，倾向NNE(青海省地质矿产局，1991;王根厚等，2000)。从赛什腾山-绿梁山-锡铁山断裂向盆地内部(西南)，形成3排主要由新生代地层组成的背斜构造(图1)。赛什腾山位于柴达木盆地北缘断裂带的西端，向西与阿尔金断裂带东段相连(青海省地质矿产局，1991;王根厚，2000)，其构造演化与高原块体增生以及新生代隆升密切相关。该区经历了复杂的构造演化，最早的构造活动可以追溯到震旦纪(青海省地质矿产局，1991;李怀坤等，1999;张建新等，2000;汤良杰等，2000)。晚印支期古特提斯洋关闭后，本区同柴达木盆地一起进入以陆内造山为主的时期(狄恒恕等，1999)，并于中、新生代经历多次构造活动(狄恒恕等，1991;Song et al.，1993;胡授权等，1999，2001;王根厚等，2001)。

赛什腾山断裂上盘主要由前三叠纪地层和加里东期—印支期中酸性侵入岩体组成，下盘为柴达木盆地，主要由侏罗系—第四系红色陆相碎屑沉积组成(青海省地质矿产局，1991;狄恒恕等，1991)。柴达木盆地侏罗系以含煤碎屑岩为主，白垩系为一套暗紫红色粗碎屑岩。巨厚的新部向上按照岩性划分为:路乐河组，主要由紫红色砾岩组成(古新世);下干柴沟组，主要由一套红色粗砂岩—泥岩组成(始新世);上干柴沟组，主要由厚层、绿色砂岩、粉沙岩组成(始新世);下油砂山组主要由绿色和棕色互层的泥岩与粉砂岩组成，10～24Ma(王建等，1996);上油砂山组主要由一套浅绿色砂岩组成，5～10Ma(王建等，1996);狮子沟组由一套浅黄色粗砂岩和砾岩组成，3.6 ～5.1Ma(王建等，1996);七个泉组主要由一套砾岩组成，0.7 ～3.6Ma(王建等，1996)。

图1 赛什腾山区域地质图(根据青海省地质矿产局，1991改编)Fig.1 Geological map of Serteng Shan region(after Qinghai Geological and Mineral Resources Bureau，1991).

2 数据结果

Wang等(2004)于柴达木盆地北缘赛什腾山采集了样品NQ9901，分析了其黑云母Ar/Ar年龄，钾长石Ar/Ar年龄，并进行了MDD热历史模拟，得到了柴达木盆地北缘30～40Ma前开始构造活动的结果。当时的结果只是根据裂变径迹的封闭温度和年龄，简单地把MDD的模拟结果向低温阶段延伸，而且MDD模拟时也只是展示了一种与测试结果相吻合的地热历史。由于MDD研究的最低温度约为150℃，而磷灰石裂变径迹研究的最高温度为110～120℃，这2个体系之间有约40℃的温度范围缺乏数据制约，为模拟结果带来一定的不确定性;由于当时条件的限制，也没有对裂变径迹的年龄结果和长度结果进行模拟，导致对低温阶段60～120℃热历史信息的揭露不够详细，同时缺乏必要的地质证据对模拟进行制约。作者对该地区再次进行了野外地质考察，并对附近进行了简单的剖面地质填图，获得了更丰富的构造变形信息。而且Yin等(2008)发表了丰富的柴达木盆地中新生代地层的地震剖面，为我们更详细地理解柴达木盆地北缘的构造活动提供了丰富的资料。对当年的工作进行探讨，总结经验教训，可以减少以后工作的遗憾，获得更精确的结果。

本文利用Lovera的Autoage-mon程序对Wang等(2004)的数据进行了模拟，获得了11条冷却曲线(图2)。与Wang等(2004)相似，采用白云母Ar/Ar年龄及相应的封闭温度(350±50℃)制约热历史的高温阶段。由于获得的冷却曲线的数量不够多，程序不能给出冷却曲线的置信区间。图2a是样品的钾长石Ar/Ar测试年龄以及与图2b中对应的冷却曲线的模拟年龄，红色线条是模拟得到的样品的年龄曲线，黑色线条是样品的测试结果;图2b是获得的11条冷却史曲线。图2b中，白云母与冷却史的高温部分吻合较好。由图2可见，由于采用的白云母的封闭温度的范围较宽，使样品是否在约230Ma存在快速冷却事件变得模糊;同时，所有的冷却历史曲线都存在约130～150Ma期间的快速冷却事件。之后，由于温度＜160℃，低于Ar元素的部分保存(或丢失)温度，样品中钾长石的Ar/Ar结果难以记录其热历史信息，样品冷却到地表温度的曲线表现为多种多样。如:可以从约120Ma开始冷却到地表温度，也可以从30～40Ma开始，以较快的速度冷却到地表温度。如果以单调冷却的模式考虑，并以磷灰石裂变径迹年龄和封闭温度为低温阶段的制约，结果与Wang等(2004)的模拟结果相近，即:样品在130～150Ma经历了一次快速冷却，接下来在30～130Ma期间，温度基本恒定在约160～180℃，约30Ma开始新的冷却事件。这似乎是比较合理的冷却历史。但是，由于该样品的裂变径迹的平均长度约为11μm，表明样品在裂变径迹的部分退火带(partial annealing zone，约60～120℃)停留了较长的时间，因此，该样品在30Ma以来的冷却过程仍然是不明确的。而样品的裂变径迹年龄和长度数据记录了更丰富的样品在低温阶段(60～120℃)的热历史信息。对这个样品的裂变径迹长度和年龄数据进行模拟，可以较详细地刻画出样品经历的低温阶段的热历史。

本文按照单调冷却和新生代沉积埋藏加热2种不同的模型对裂变径迹测量结果进行了热历史模拟(图3)。图3a为经过新生代沉积埋藏加热的模拟结果。从钾长石的MDD模拟结果发现，样品在130～150Ma发生了快速冷却，冷却到160～180℃或更低的温度;在柴达木盆地北缘，新生代最老的沉积地层路洛河组与白垩纪地层之间为不整合，因此样品存在新生代之前被剥露到地表或近地表的可能;柴达木盆地的地震发射剖面揭示出存在新生代早期和中新世晚期(上油砂山组5～10Ma)2期生长地层，特别是大柴旦南的大红沟剖面，清楚地出露发育于上油砂山组上部的生长地层，表明柴达木盆地北缘于晚中新世(5～10Ma)发生构造变形。因此，在模拟之前我们给出3个制约条件:1)根据MDD的模拟结果，给出约120Ma，样品的温度为120～160℃，介于磷灰石裂变径迹的封闭温度和MDD的最低可研究温度之间;2)在新生代初—中生代末(60～70Ma)，样品被剥露到地表或近地表(10～80℃);3)由于新生代地层的不断沉积，经历了埋藏加热，样品在新生代重新进入磷灰石退火带，直到约10Ma，达到最高温度(80～130℃)，然后又经历冷却过程。模拟结果表明(图3a)，这样的热历史是可以接受的，样品的测试年龄和长度分别为 (16.7±0.7)Ma和(11.8±0.9)μm;模拟年龄和长度分别为(16.1 ±0.6)Ma和(11.7 ±0.7)μm;年龄和长度的拟合度指标 G.O.F 分别为 0.7 和 0.2(当G.O.F＞0.5时，表明模拟结果与测试值拟合度好;当0.5＞G.O.F＞0.1时，拟合程度是可接受的)，表明这样的热历史可以产生与样品测试年龄和长度基本一致的结果。图3b所示的是单调冷却的模拟结果。如果在MDD揭示的快速冷却事件130～150Ma时，构造活动没有把样品剥露到地表，而是样品在120～160℃区间内恒温很长时间，从130～150Ma一直延续到新生代早期(30 ～50Ma)(Metiver et al.，1998;Wang et al.，2004;Yin et al.，2008)，中新世晚期(上油砂山组时期)的构造变形才使样品剥露到地表，相应给出的制约条件为:约8Ma，60～100℃。在这样的制约条件下，裂变径迹的测试数据与模拟数据之间同样可以拟合得很好，为30～40Ma，样品开始冷却，约16Ma时，样品冷却到约90℃;8～16Ma，样品基本恒温，约8Ma开始另一次冷却事件。模拟获得的年龄和长度分别为 (16.1±0.5)Ma和(11.8±0.3)μm;年龄和长度的拟合度指标G.O.F分别为0.62和0.57。因此，裂变径迹年龄和长度数据模拟的热历史仍然是多解的。

图2 冷却历史模拟曲线Fig.2 Age and modeling curve of cooling history.

图3 单调冷却和沉积埋藏加2种模式热历史的模拟图Fig.3 The modeling result of both mono-cooling and burial/thermal history.

把以上2种裂变径迹模拟结果与样品的钾长石MDD模拟结果综合在一起(图4)，可以发现，样品经历的热历史至少存在2种可能。一种是130～150Ma时，样品经历快速冷却事件(图4中绿色箭头所示)，并被剥露到近地表附近;由于新生代地层的沉积，样品被埋藏加热，约20Ma时，达到最高温度，90～120℃;约20Ma以后，开始又一次冷却事件;另一种是130～150Ma时，样品经历快速冷却事件 (图4中红色箭头所示)，没有被剥露到地表，而是冷却到160～180℃，并在这一温度基本恒温，直到30～40Ma，此后经历2次冷却事件，到达地表。

图4 模拟热历史综合图Fig.4 Synthesis of modeling results of apatite fission tack and K-feildspar argon data(based on MDD).

上述2种模拟结果表明，单调冷却和新生代沉积埋藏加热都可以生成与测试结果一致的裂变径迹年龄和长度，如何选择比较合理的冷却历史呢?这需要结合野外地质观察资料。野外观察资料越丰富，获得的模拟曲线就越接近真实的热历史。

通过野外勘查，我们在赛什腾山-绿梁山逆冲断裂南侧发现比较完整的中新生代地层剖面，并进行了剖面填图 (图5)，获得了与赛什腾山-绿梁山逆冲断裂相关的构造活动的证据。从图5可以看出，新生代地层与白垩纪地层之间为角度不整合，但是角度差不大，约10°。表明白垩纪与新生代之间柴达木盆地北缘可能存在一次构造活动，但是构造活动可能不太强烈。新生代地层为连续沉积，直到中新世末期(5～10Ma)，在上油砂山组开始发育生长地层，而且沉积物粒度开始变粗，由下油砂山组的泥岩逐渐过渡到狮子沟组和七个泉组的砾岩沉积。表明上油砂山组地层沉积时期(5～10Ma)，赛什腾山-绿梁山断裂开始活动，并且构造变形一直持续到现在，从而形成了与赛什腾山-绿梁山断裂相关的褶皱和生长地层。

另外，Yin等(2008)通过地震剖面的解译，获得了柴达木盆地北缘丰富的新生代构造变形信息(图6)。其中的一条剖面比较完整地揭示了柴达木盆地北缘赛什腾山-绿梁山断裂的构造活动。地震剖面的解释结果表明，在赛什腾山南侧的新生代地层中，发育2套生长地层。其中第1套生长地层包括干柴沟组和下油砂山组地层，发育于新生代早-中期，表明赛什腾山断裂于20～50Ma期间可能发生逆冲活动;第2套生长地层开始于上油砂山组中-上部，并卷入了狮子沟组地层，表明在中新世中晚期(5～10Ma)，赛什腾山存在一次构造活动。并认为柴达木盆地北缘以向SW方向逆冲构造为特征，祁连山-南山断裂是主要的逆冲断裂，赛什腾山-绿梁山断裂是逆冲系统向盆地内薄皮式扩展的前缘。而且，从区域上看，赛什腾山北侧的苏干湖盆地，也是一个新生代盆地，因此，推测赛什腾山在新生代相当长的一段时间内被埋藏于新生代地层之下，直到新生代晚期或第四纪才成为分割这2个盆地的一座小山。

综合以上地质信息，我们可以发现，在柴达木盆地北缘地区，至少经历过3次构造变形，一次发生在白垩纪，使白垩纪地层与上覆新生代地层之间不整合接触;一次发生在新生代早-中期(30～50Ma)，祁连山南缘开始变形，柴达木盆地接受沉积;第3次发生在中新世晚期(5～10Ma)，祁连山南缘继续向盆地内挤压，柴达木盆地开始遭受破坏。可见，单调冷却的热历史可以完全记录这3次构造活动，与地质观察资料更吻合。

根据NQ9901样品的热历史，我们对其他5个采自柴达木盆地北缘的样品的裂变径迹年龄和长度数据也进行了模拟(测试结果见表1)。如图7所示，这些样品均可以获得与NQ9901样品基本一致的新生代以来的热历史，即分别于30～40Ma和5～10Ma发生2次快速冷却事件。

3 结论与讨论

MDD法常用于模拟样品处于150～350℃时的热历史，磷灰石裂变径迹法可以模拟样品处于60～110℃时的热历史，2种方法可以相互补充、相互制约。但是由于数学模拟存在多解性，必须根据野外地质和其他实证才能从多解中获得最合理的热历史曲线。本文以实例表明了模拟结果的多解性，论证了利用丰富的野外地质信息，可以在模拟时给出恰当的制约条件，有利于选择更合理的热历史。

图6 柴达木盆地北缘生长地层(Yin et al.，2008)Fig.6 The growth strata at the northern margin of Qaidam Basin(Yin et al.，2008).

本文研究表明，柴达木盆地北缘中新生代以来存在至少3次构造活动，分别发生在距今130～150、30～40和5～10Ma。

发生在130～150Ma(侏罗纪末—早白垩纪)的冷却事件，代表柴达木盆地早期断陷的时间。狄恒恕等(1999)研究表明，大量的晚侏罗纪地层被错断，甚至白垩纪地层被错断，指示构造活动可能发生在侏罗纪末—白垩纪，与本文热年代学结果基本一致。这可能与拉萨块体向北挤压(常承法等，1973;潘裕生，1999)有关。由于拉萨块体的增生，造成柴达木盆地北缘逆冲活动乃至青藏高原东北部地区发生构造活动(胡授权等，1999;Vincent et al.，1999;狄恒恕等，1999;王根厚等，2001;刘永江等，2003)。

50～30Ma的冷却事件，代表新生代早期，赛什腾山断裂带向柴达木盆地逆冲(姜洪训等，1989;王根厚等，2001;Yin et al.，2008)。这与昆仑山断裂、阿尔金断裂早新生代开始活动的时间基本一致(Moch et al.，1999;Jolivet et al.，2001;Yin et al.，2002;刘永江等，2003)，也与柴达木盆地新生代早期的挤压率和沉积速率增加的时间(Song et al.，1993;胡授权等，2001)和柴达木盆地北缘存在新生代早期的生长地层发育的时间一致(Yin et al.，2008)。这次事件可能是印度板块和欧亚大陆开始碰撞的远程效应(Mock et al.，1999)。这表明印度与欧亚板块碰撞的效应在新生代早期就传递到目前青藏高原的北缘，可能是由于柴达木盆地的顺时针旋转，造成其周边断裂活动和快速剥露(Dupont-Nivet et al.，2004)。

图7 柴达木盆地北缘裂变径迹样品模拟综合图Fig.7 Summary of fission track modeling result of the northern margin of Qaidam Basin.

5～10Ma的冷却是赛什腾山-绿梁山断裂再次向柴达木盆地逆冲的时间。柴达木盆地北缘发育于上油砂山组的生长地层也表明构造活动开始于中新世晚期，并持续到现在。可见，沉积地层特征指示的构造活动时间与本文结果基本一致。由于这次构造活动，柴达木盆地急剧缩

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MODELING THERMAL HISTORY DURING LOW TEMPERATURE BY K-FELDSPAR MDD AND FISSION TRACK:EXAMPLE FROM MESO-CENOZOIC TECTONIC EVOLUTION IN SAISHITENGSHAN IN THE NORTHERN MARGIN OF QAIDAM BASIN

WAN Jing-lin1，2)ZHENG De-wen2)ZHENG Wen-jun2)WANG Wei-tao2)
1)Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China
1)State Key Laboratory of Earthquake Dynamics，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China

K-Feldspar MDD(Multiple Diffusion Domain)and fission track are two commonly-used methods in low closure temperature thermal chronometry.By modeling both the feldspar39Ar/40Ar data and the fission track age and track-length data，the thermal history that sample underwent can be revealed and the effective temperature range of both feldspar39Ar/40Ar method and fission track method is extended.Because of the multiple resolution of modeling，it is important to restrict the modeling process to gain a reasonable result，though it seems difficult.The possible problem in modeling thermal history is presented in this paper，and the helpful method that can be used to improve the result is illustrated by the sample collected along Saishitengshan in the northern margin of Qaidam Basin.Three rapid cooling events，occurring at 130 ～150Ma，30 ～40Ma and 5 ～10Ma respectively，in northern margin of Qaidam Basin are revealed by feldspar MDD method and fission track method.

Cenozoic tectonic，K-Feldspar MDD，fission track，rapid cooling，northeastern margin of Tibetan Plateau

P597

A

0253-4967(2011)02-0369-14

10.3969/j.issn.0253-4967.2011.02.010

2010-04-26收稿，2010-11-11改回。

国家自然科学基金(40672134，40472112)和中国地震局地质研究所基本科研业务专项(DFIGCEA0607122)共同资助。

万景林，男，1965年生，中国科学院广州地球化学研究所地球化学专业，博士研究生，副研究员，主要从事构造热年代学研究，电话:010-62009180;E-mail:jlwan@263.net。