邹 波, 王国芝, 邓江红

(成都理工大学 地球科学学院，成都 610059)

磷灰石裂变径迹分析技术是一个成熟的技术，早期主要运用于含油气盆地的热史模拟[1-11]、造山带构造演化[12-15]、沉积物源分析[2]和油气勘探[16]等领域；在此基础上，它又被逐渐拓展到了造山带的隆升、剥蚀及再沉积研究之中[17-20]。

研究区位于青藏高原东南缘中甸地区，大地构造位置属于青藏高原东南缘。关于青藏高原东南缘的构造隆升的研究，前人已做过较多的工作，特别是近年来，川滇西部地区不断积累的新的热年代学资料进一步刻画了青藏高原东缘藏东—川滇西部地区构造抬升的细节。钟大赉和丁林等对东喜马拉雅构造结的磷灰石裂变径迹年龄数据做过详细的总结，并将这些数据和整个青藏高原地区及其周缘地区的构造热事件相联系[13]。通过对比分析，他们认为整个青藏高原具有45～38 Ma B.P.、25～17 Ma B.P.、3～8 Ma B.P.和3 Ma B.P.至今4个强构造隆升期。来庆洲等对青藏高原东缘沿甘孜-理塘断裂带和龙门山断裂带上花岗岩进行了系统的磷灰石裂变径迹年龄测试,通过热历史模拟揭示20～16 Ma B.P.和5 Ma B.P.以来2期快速剥蚀冷却[19]。除此之外，Clark等对藏东大渡河、安宁河和雅砻江深切峡谷中的花岗岩进行磷灰石U-Th/He和裂变径迹年龄测试，认为藏东地区在中新世大约13～9 Ma B.P.和5 Ma B.P.左右发生快速隆升[19]；张毅等对龙门山、贡嘎山的研究[20]、丁林等对东喜马拉雅构造结的研究[13]及王刚等对滇西高黎贡山的研究[21]，说明于13～9 Ma B.P.和5 Ma B.P.左右期间，在本区发生过快速隆升的构造热事件。

综上所述，已有诸多学者应用热年代学等方法，对青藏高原及其邻区隆升—剥蚀过程进行了卓有成效的研究。但是由于青藏高原幅员辽阔，高原演化的复杂性和多样性决定了不同地区的局部特色；因此，本文运用磷灰石裂变径迹手段对青藏高原东南缘中甸地区进行研究，旨在进一步详尽地刻画出上新世以来研究区隆升—剥蚀的细节。

1 区域地质背景及采样

研究区地处青藏高原东南缘，横断山脉中段，金沙江、怒江、澜沧江“三江并流”蜂腰地带东南侧；大地构造位置上位于欧亚和印度两大板块的交接部位，处于特提斯-喜马拉雅构造域东缘[22,23]。研究区夹持于甘孜-理塘结合带和中咱地块及金沙江缝合带之间(图1)，自东向西分为甘孜-理塘结合带、义敦岛弧带(南段)和义敦弧后盆地3个构造单元，均呈近南北向展布。

甘孜-理塘结合带南邻扬子陆块盐源-丽江中生代边缘拗陷带，西以楚波断裂为界，呈南北向展布，是“三江”构造带的重要组成部分。关于甘孜-理塘结合带的构造演化过程，前人的观点存在比较大的分歧，一些学者认为二叠纪晚期由于金沙江洋的封闭以及峨眉山地幔柱的影响,中甸微地块从扬子板块西缘裂离,逐渐形成了甘孜-理塘洋,晚三叠世早期该洋盆达到最大，三叠纪末期开始俯冲造山[24-26]。也有学者根据该结合带上存在中泥盆统或下石炭统深水相放射虫硅质岩的事实，认为甘孜-理塘洋的裂开时间应该向前推移到早泥盆世, 至早泥盆世晚期或中泥盆世即形成深水盆地环境，晚二叠世洋盆再度裂开, 晚三叠世早期洋盆达到最大, 三叠纪末期洋盆闭合[29,30]。

中甸岛弧带位于义敦岛弧带南段[30-40]，是“三江”地区构造-岩浆-成矿带的重要组成部分，其东部与甘孜-理塘结合带相接，西部为格咱-乡城断裂。该断裂向南延至云南土官村一带与甘孜-理塘结合带相接，在南部封闭了中甸岛弧带。前人通常把义敦岛弧带分为北段的昌台岛弧带和南段的中甸岛弧带，也有学者将中甸岛弧命名为“格咱火山-岩浆弧”[39]，本文仍采用中甸岛弧的命名。中甸岛弧带被认为是甘孜-理塘洋盆于三叠纪末期向西俯冲消减，中甸褶皱带东缘由被动大陆边缘转化为活动大陆边缘过程中形成的岛弧火山-沉积岩系[41]。中甸岛弧带作为义敦岛弧带的组成部分，其结构与时空演化均保持了义敦岛弧带的共性，晚三叠世中-晚期，甘孜-理塘洋盆向中咱地块俯冲消减，从而形成典型的沟-弧-盆体系(208～237 Ma B.P.)；晚三叠世末期，甘孜-理塘洋盆闭合，从而发生弧-陆碰撞造山(138～207 Ma B.P.)；碰撞造山后，中甸岛弧带就进入了伸展阶段(65～135 Ma B.P.)，一直到喜马拉雅运动开始。

图1 研究区大地构造位置及样品采样位置图Fig.1 Tectonic framework of the study area and the sampling points

义敦弧后盆地属于德格-中甸微板块的一部分，夹持于义敦岛弧带与中咱地块之间，东邻义敦岛弧带，西侧为中咱地块。关于义敦弧后盆地的构造演化，前人的研究资料较少。有学者认为，晚三叠世中-晚期，甘孜-理塘洋盆向西侧的德格-中甸微板块俯冲造山，形成义敦岛弧带和义敦弧后盆地；晚三叠世末期，义敦弧后盆地关闭，但并未全面褶皱造山, 侏罗纪金沙江构造带及其以东地区仍存在海相盆地。

本次研究所采集的5件样品，主要位于从香格里拉县城经洛吉乡至岩洛村新开公路。新开公路露头良好，能够保证样品的新鲜程度。采样时，运用便携式手持GPS，记录下采样点的坐标，采集的样品均为新鲜的砂岩(表1)。

2 裂变径迹分析

如前所述，磷灰石裂变径迹热年代学方法作为一种成熟的技术，被广泛地用于约束岩石的低温热历史。在相对稳定的构造环境下，径迹年龄和平均径迹长度会随着温度的增加(或深度的增加)而有规律地减小，进而导致裂变径迹逐渐退火。磷灰石的径迹年龄和长度分布被认为是热历史的综合反映，根据径迹年龄和径迹长度可以恢复其热历史。磷灰石裂变径迹已经成为获取低温地区热历史和构造演化的一个重要和独特的信息源。为此，本次研究选择磷灰石裂变径迹技术来反演研究区新生代以来的隆升剥蚀历史。

表1 研究样品采集信息Table 1 Information of sample collection

本文的5件样品分别取自不同岩片的不同部位；所有这些样品均远离活动断裂带，没有受到明显的新构造运动的影响；样品均来自于三叠系中，且均为砂岩。样品处理结果如表2所示。

样品测试分析是在中国科学院核分析技术重点实验室高能物理研究所完成的。由于诸多学者详述了裂变径迹样品的分析过程[43]，本文不再赘述。本次研究采用AFT Solve 软件对所有样品进行了AFT 热史模拟 ，模拟过程中选择以下参数：限制任意搜索项(CRS) ，曲线拟合采用Monte Carlo算法，拟合曲线数选取20 000条,约束条件为地层年龄、已知确定的可能隆升阶段及地表温度(20℃)。

表2 研究区所取磷灰石裂变径迹分析结果Table 2 Analyzed results of the apatite fission track in study area

ρs、ρi、ρd分别为自发径迹密度、诱发径迹密度和标准径迹密度;Ns、Ni、Nd分别为自发径迹数、诱发径迹数和标准径迹数;P为检验的概率。年龄和平均径迹长度的误差取±1σ。

2.1 样品AD0566t1的温度-时间轨迹

通过磷灰石裂变径迹测龄，样品AD0566t1的实测径迹年龄为19±2 Ma，实测的径迹长度为12.7±1.8 μm，其K-S数学检验值为95%，年龄拟合程度为97%。

热史轨迹表明(图2)，40.1～25.1 Ma B.P.，取样点所在位置温度没有发生改变，表明该点在这一时期处于稳定状态，没有发生隆升或者沉降。25.1～15 Ma B.P.，取样点温度由118.4℃降低到76.4℃，表明取样点在这段时期内处于快速隆升状态。假设古地温梯度为30℃/km，则在这段时期内，取样点的平均隆升速率为140 m/Ma。15～10 Ma B.P.，取样点所在位置温度未发生改变，表明这段时期取样点处于稳定状态。10～5 Ma B.P.，取样点温度由75.4℃冷却至68.1℃，表明取样点这段时期处于隆升状态，平均隆升速率约为47 m/Ma。从5 Ma B.P.至今，样品一直处于快速冷却状态，表明取样点处于快速隆升期。若取地表温度为20℃，则这段时期取样点所在位置平均隆升速率为320 m/Ma。

2.2 样品XD0508t1的温度-时间轨迹

样品XD0508t1的实测径迹年龄为15±2 Ma，实测的径迹长度为12.2±2.7 μm，其K-S数学检验值为75%，年龄拟合程度为75%。

热史轨迹表明(图3)，取样点在38.7～24.2 Ma B.P.处于稳定时期；24.2～15 Ma B.P.，从117.3℃冷却至90.1℃，取样点所在位置处于隆升状态，平均隆升速率为98.7 m/Ma；15～10 Ma B.P.，取样点重新回到稳定状态；10～5 Ma B.P.，从90℃冷却至66℃，表明取样点又开始隆升，平均隆升速率为160 m/Ma；5 Ma B.P.至今，为快速隆升时期，平均隆升速率为306.7 m/Ma。

2.3 样品ZD0571t1的温度-时间轨迹

样品ZD0571t1的实测径迹年龄为43±5 Ma，实测径迹长度为12.2±1.9 μm。其K-S数学检验值为67%，年龄拟合程度为71%。

热史轨迹表明(图4)，取样点在56.4～10.2 Ma B.P.处于稳定状态，表明未遭受构造热事件；10.2～5.2 Ma B.P.时期，温度从68℃冷却至52℃，表明取样点处于隆升状态，平均隆升速率为106.7 m/Ma；自5.2 Ma B.P.至今，取样点处于快速隆升时期，平均隆升速率为213.3 m/Ma。

图2 样品AD0566t1磷灰石径迹温度-时间历史轨迹以及实测与模拟长度分布Fig.2 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of AD0566t1

图3 样品XD0508t1磷灰石径迹温度-时间历史轨迹以及实测与模拟长度分布Fig.3 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of XD0508t1

2.4 样品ZD0540t3的温度-时间轨迹

样品ZD0540t3的实测径迹年龄为37±3 Ma，实测径迹长度为12.1±2.2 μm。其K-S数学检验值为94%，年龄拟合程度为97%。

热史轨迹表明(图5)，取样点于59～10.2 Ma B.P.时期处于稳定状态，表明未遭受构造热事件；10.2～5.2 Ma B.P.时期，取样点处于隆升状态，平均隆升速率为86.7 m/Ma；5.2 Ma B.P.至今为快速隆升期，平均隆升速度为226.7 m/Ma。

2.5 样品PM001-18t1的温度-时间轨迹

样品PM001-18t1的实测径迹年龄为42±4 Ma，实测径迹长度为12.0±2.0 μm。其K-S数学检验值为79%，年龄拟合程度为84%。

图4 样品ZD0571t1磷灰石径迹温度-时间历史轨迹以及实测与模拟长度分布Fig.4 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of ZD0571t1

图5 样品ZD0540t3磷灰石径迹温度-时间历史轨迹以及实测与模拟长度分布Fig.5 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of ZD0540t3

图6 样品PM001-18t1磷灰石径迹温度-时间历史轨迹以及实测与模拟长度分布Fig.6 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of PM001-18t1

热史轨迹表明(图6)，取样点于60.4～20.5Ma B.P.时期处于稳定状态，未遭受构造热事件；20.3～5.2 Ma B.P.，温度从75.4℃冷却至53.4℃，表明取样点这段时期处于隆升状态，平均隆升速率为48.9 m/Ma； 5.2 Ma B.P.至今，取样点处于快速隆升状态，平均隆升速率为223.3 m/Ma。

从5个样品的磷灰石裂变径迹温度-时间轨迹上我们不难发现一个共同规律，那就是它们在中新世以来的隆升历史具有十分相似的时间转换点。取自不同层位不同位置的5个磷灰石裂变径迹样品具有明显相似的规律，使得它们能很好地代表中甸地区的构造隆升历史。研究区的构造隆升主要集中在2个时间段，分别是10.2～5.2 Ma B.P.和5.2 Ma B.P.至今；特别是5.2 Ma B.P.以来的构造隆升事件，对整个研究区构造隆升的影响相当广泛，从而也说明研究区在上新世时期经历了一次区域性的快速构造隆升事件。

假设古地温梯度为30℃/km、古地表温度为20℃，则可运用样品温度-时间轨迹中埋藏温度的变化来确定研究区的隆升剥蚀速率(图7)。

图7 中甸地区构造隆升剥蚀速率Fig.7 Tectonic uplift and erosion rate of study area

隆升剥蚀历史研究表明，中甸地区中新世以来主要经历了2个阶段的隆升剥蚀：(10±0.2)～(5±0.2) Ma B.P.和5±0.2 Ma B.P.至今(表3)。值得一提的是，由于中甸地区位于青藏高原东南缘，其构造演化受青藏高原的隆升影响显著，因此其构造隆升也并非是简单的升降运动，而是由多期构造运动作用叠加而成，构造复杂多变，因而使得区内不同位置具有不尽相同的隆升剥蚀速率和剥蚀厚度。

表3 研究区主要隆升阶段划分Table 3 Uplift stage division of study area

3 讨论与结论

青藏高原及其周缘的构造隆升一直是国际地学界关注和讨论的热点和焦点，而其中关于青藏高原隆升的时限界定更是热点中的热点[42]。近年来关于高原隆升的研究有了显著的进展[43,44]，取得了一些共识，例如，高原隆升是分阶段的；高原是逐渐扩展长大的；在7～8 Ma B.P.以来高原发生了整体性的隆升；高原的边缘山系是在晚新生代才崛起的，等等。王国灿等总结了青藏高原不同部位低温热年代学、沉积和构造变形等资料，认为这些资料揭示出青藏高原存在60～35 Ma B.P., 25～17 Ma B.P., 12～8 Ma B.P. (藏南17～12 Ma B.P.)和大约5 Ma B.P.以来4个主要强构造隆升剥露阶段，且高原不同地区主要强构造隆升剥露阶段具有准同时性[45](表4)。

青藏高原东南缘中甸地区三叠系砂岩的磷灰石裂变径迹热史模拟结果表明，研究区自晚中新世以来经历了多期构造隆升，区内不同地区的抬升—剥蚀具有不均一性。但是，通过各样品的热史轨迹对区内的各隆升阶段的时限划分，其隆升阶段的时间转换点可以很好地和前人的研究成果相吻合。此次研究成果也说明晚中新世—上新世青藏高原的快速隆升，在其东南缘中甸地区具有区域响应。

表4 青藏高原不同部位构造隆升阶段划分Table 4 Tectonic uplift stage division of different parts of Qinghai-Tibet Plateau

(据王国灿，2011)

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