米仓山-汉南穹窿位于重要的三大构造区域的交界部位：上扬子的北缘（即四川盆地的北缘），秦岭的南缘及青藏高原的东北缘.自晚三叠世末期，伴随着扬子板块向秦岭的拼贴，汉南穹窿逐渐成形^[1].此后，米仓山-汉南穹窿受到了多次构造事件（如燕山期晚期和喜山期构造事件）的改造^{[2, 3]}，另外作为秦岭造山带的重要组成部分，米仓山-汉南穹窿在白垩纪以来也很可能受到了临区构造事件（西伯利亚-蒙古板块碰撞、拉萨-羌塘-印支-思茅地体的碰撞等）的远场效应的影响^[4].这些构造作用对米仓山-汉南穹窿一带的剥蚀过程势必产生了很大的影响，反之通过对该区冷却剥蚀历史的研究很可能制约其构造演化过程.

米仓山-汉南穹窿与四川盆地北部是典型的“盆山耦合”关系.前人通过对四川盆地内部晚三叠世-早白垩世的沉积的研究探讨了汉南隆起的构造演化过程^{[1, 5]}.然而，四川盆地北部缺失晚白垩世以来地层，这样通过传统的“盆山耦合”的方法很难来制约汉南穹窿自晚白垩世以来的构造演化过程.

现今热门的磷灰石裂变径迹方法是研究造山带后期的剥蚀过程的重要方法之一.在本文的研究区附近，已经开展了诸多低温热年代学的研究工作^{[4, 6~18]}，这些工作拟定了秦岭-大别造山带中、新生代剥蚀的过程，青藏高原东部及东北部地区抬升的时限.然而，在秦岭南缘，米仓山-汉南穹窿分布区尚无系统的低温热年代学工作.

本文给出了米仓山-汉南穹窿一带的磷灰石裂变径迹数据，制约了研究区的剥蚀历史，并讨论了米仓山-汉南穹窿自白垩纪以来的剥蚀过程，旨在与前人的工作相配合，为探索研究区及附近的构造演化提供新数据.

米仓山-汉南穹窿沿着北东向展布在四川盆地以北，秦岭的南缘（图 1）.自三叠纪末期开始汉南穹窿隆升，其沿着米仓山褶皱-逆冲带逆冲到四川盆地北缘之上，导致了四川盆地北部大规模的挠曲沉降和巨厚的前陆盆地沉积.汉南穹窿及临区山系的剥蚀为晚三叠世至白垩纪的四川前陆盆地尤其是四川盆地北部的沉积提供了重要的物源^[1].米仓山-汉南穹窿分布区内构造发育，尤其是逆冲断层和走滑断层.主要构造线在穹窿内部沿着北东向展布，如桃园-牟家坝断裂和上两-关坝断裂，在与四川盆地的交汇处表现为弧形的逆冲列（图 1和图 2）.汉南穹窿的核部出露了大量的基底岩石，主要为元古代、南华纪花岗质及太古代的花岗质片麻岩和斜长-角闪片麻岩等.围绕着核部，发育了元古代、震旦纪变质火山-沉积岩以及古生代海相沉积.米仓山-汉南穹窿以南为四川盆地中生代的前陆沉积（图 2）.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区及其临区构造图，据文献[5] BT=毕口地体（Bikou Terrane); HD=汉南穹窿（Hannan Dome); WT=武当山地体（Wudangshan Terrane). Fig. 1 Tectoric framework of the study area and its vicinities, after [5].

图 2

Fig. 2

图 2 简化的研究区地质图与样品分布，据文献[19]，有修改 Fig. 2 Simplified geology map of the study area and sample distribution, modified from [19]

自汉南穹窿至四川盆地的地震剖面^{[2, 3]}为研究区的构造格架研究提供了重要的资料（图 3）.地震剖面的构造解释结果显示米仓山一带逆冲断裂以背驮式扩展的构造样式从汉南穹窿向南经米仓山褶皱-逆冲带发育到四川盆地北缘.汉南穹窿-米仓山一带的断裂带可划分为基底断裂带和前缘断裂带.在地表，基底断裂带的南边界为大河-桥亭断裂；前缘断裂带以大河-桥亭断裂为北边界，南边界不明显，一般认为其沿着雷口坡组发育.在地表以下，这两大断裂带构造复杂，双重构造等发育.前渊逆冲带以南为四川盆地北部三叠纪末期、侏罗纪和早白垩世形成的挠曲凹陷和巨厚的前陆沉积.四川盆地北部缺失了晚白垩世以来的沉积，然而一些研究认为在这一时期实际上很可能接受了大量的沉积，然后由于后期的剥蚀而没有得以保存^[20].

图 3

Fig. 3

图 3 根据地震剖面确定的逆冲断裂以背驮式扩展模式从汉南穹窿向南经米仓山褶皱-逆冲带发育到四川盆地北缘（据文献[2, 3]）. Fig. 3 Piggyback propagation of thrusting from Hannan Dome to the Northern margin of the Sichuan Basin via Micangshan fold-thrust bett, based on seismcc surveys[2, 3].

本文从汉南隆起南部的核心地区向南，沿着米仓山褶皱-逆冲带向南采样，直至四川盆地的北缘.在沉积岩露头区主要采集了砂岩，往北采集了元古代-太古代的花岗岩等.

新鲜的岩石样品经过粉碎、矿物分选等程序后，获得大量的磷灰石.磷灰石裂变径迹分析在澳大利亚墨尔本大学完成.磷灰石裂变径迹定年采用了Zeta常数法^[21]，长度测量时只选取了与抛光面近平行的子径迹（Track-in-Tracks）.另外为了获取更多的子径迹，还对部分样品单独制作薄片并进行了²⁵²Cf照射（如样品NJ12T）.磷灰石裂变径迹的退火过程不仅仅与样品所经历的热历史有关，而且还与磷灰石退火动力学参数（成分和蚀刻特征）有关^[22~25]，一般为了获取这一参数需要对磷灰石的Cl含量或者D_par（与磷灰石晶体c轴平行的蚀刻象的直径的算术平均值）进行测试和计算.磷灰石裂变径迹分析的具体实验流程见文献[26].

裂变径迹年龄与长度测试结果见表 1.对研究区采集的10个样品的磷灰石裂变径迹分析表明所有样品的裂变径迹年龄均小于其形成年龄，这说明这些样品均发生了完全的退火.裂变径迹年龄的χ²均大于或远远大于5%，表明所分析样品的单颗粒年龄差异属于统计误差，并且样品的磷灰石裂变径迹年龄为单一的年龄，没有多组年龄现象^[27].磷灰石裂变径迹长度分布主要为单峰式的分布，这说明这些样品所经历的热历史为简单的冷却过程^[28].

表 1(Table 1)

表 1 南江剖面磷灰石裂变径迹分析结果 Table 1 Results of apatite fission track analysis of Nanjiang section

表 1 南江剖面磷灰石裂变径迹分析结果 Table 1 Results of apatite fission track analysis of Nanjiang section

研究区样品的磷灰石裂变径迹退火动力学参数（D_par）、年龄和平均长度沿着剖面的分布有以下几点特征（图 4）：磷灰石裂变径迹的年龄自汉南穹窿向南逐渐变小，在汉南穹窿的核部，年龄主要为103.7~123.5 Ma，往南逐渐减小到60.8 Ma（NJ14T）.裂变径迹的长度也有自汉南穹窿向南逐渐减小的趋势：在汉南穹窿分布区长度一般大于13μm，往南减小至12.25±0.17μm（NJ12T）.磷灰石的退火动力学参数较为相近（D_par变化在1.60~1.85之间），这说明磷灰石裂变径迹年龄和平均长度等的差异应归因于热历史的不同，而与磷灰石自身性质无关.

图 4

Fig. 4

图 4 南江剖面的样品单颗粒裂变径迹年龄辐射图（a）剖面及其样品分布（b），裂变径迹年龄、长度及Dpar沿着剖面的分布（c） Fig. 4 Radial plots of single grains AFT ages (a), sample location along the Nanjiang section (b), and age, length and Dpar plotting of the samples (c). It is clear that from north (Hannan Dome) to south (North Sichuan Basin), the AFT age and length decrease slightly, and the average Dpar of the samples are quite similar with each other, ranging from 1.60 μm to 1.87 μm. For location of the Nanjiang section see Fig. 1.

磷灰石裂变径迹的表观年龄并没有直接的地质意义^[26]，然而结合裂变径迹的长度分布和磷灰石自身的退火动力学参数所进行的热历史模拟可以很好地揭示样品所经历的热历史.对研究区热历史的模拟采用了磷灰石多元动力学退火模型^{[29, 30]}和蒙特卡罗逼近法以及HeFTy热历史模拟软件^[31].

来自地质背景的制约条件对于进行磷灰石裂变径迹热历史反演模拟极为重要.本文在进行热历史模拟时引入了两个地质约束：（1）白垩纪的区域性剥蚀事件；（2）新生代晚期的区域性剥蚀事件.区域上在侏罗-白垩纪发生了较多的重大地质事件，如西伯利亚-蒙古板块碰撞、拉萨-羌塘-印支-思茅地体的碰撞等，并对亚洲的诸多古老的造山带（如秦岭-大别造山带）产生了较为显著的影响，如秦岭-大别造山带在白垩纪经历了显著的剥蚀作用^{[4, 10, 32~34]}.另外，在新生代晚期青藏高原的东部和东北部抬升加剧^{[7, 8, 16]}，这一构造事件再次激活了秦岭一带的老构造并导致了秦岭显著的剥蚀^{[4, 6, 34]}.汉南穹窿-米仓山一带作为秦岭的南缘很可能对这两次构造事件产生了响应，因此，本文在上述两个地质制约条件的基础上对研究区的裂变径迹数据进行了热历史反演模拟，以揭示研究区对上述两次构造事件的响应.

模拟结果（图 5）表明除了NJ12T之外，其余样品的冷却历史较为相近：在约90 Ma左右均冷却到部分退火带（60~120℃）之上，即在约90 Ma之前，样品在60~120℃范围内发生了快速的冷却（冷却速度约1.5℃/Ma）；在约90 Ma和约15 Ma期间样品缓慢持续冷却（冷却速度约0.3℃/Ma）；约15Ma以来，样品再次经历了快速的冷却（冷却速度约1.6℃/Ma）.NJ12T位于米仓山褶皱逆冲带的南缘，其热历史模拟的结果与其他样品不同，表现为在约15Ma以前较为快速的冷却（冷却速度约为0.7℃/Ma）；约15 Ma以来发生了快速的冷却（冷却速度约为2℃/Ma）.NJ12T独特的热历史特征可能与其所处的构造部位有关（详见下文分析）.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区热历史模拟结果（A），裂变径迹长度分布（B）及其年龄测试结果与模拟结果对比（见长度分布图下方） 模拟结束条件为100条好的热史路径.暗色标注区是级别为“好”的热史路径的包络区域，即GOF（实测数据与模拟数据的拟合程度）大于0.8;灰色色标注区是级别为“可接受”的热史路径的包络区域，即GOF大于0.05且小于0.8.图A上的两条灰色竖线分别指示85~100Ma和10~20Ma两个年龄区间. Fig. 5 Result of thermal history modeling (A), apatite fission track length distribution (B) and comparison between measured and modeled results (below track length distribution) The thermal path envelope marked by dark color are the envelop of good pathes with GOF (Goodness of Fit) more than 0.8, and those marked by grey are envelop of acceptable ones with GOF between 0.05 and 0.8. The two vertical grey thick lines mark the time ranges of 85~100 Ma and 10~20 Ma respectively.

通过对裂变径迹数据的反演模拟揭示了自150 Ma以来研究区经历了较为显著的冷却过程.结合研究区的实际地质情况和野外观察本文认为这一冷却过程应是区域剥蚀的结果，主要原因如下：（1）研究区自白垩纪以来没有显著岩浆活动^[19]；（2）大规模的流体活动在研究区也没有发育^[19].结合研究区的地质背景，将讨论研究区冷却历史的构造意义.

对米仓山褶皱-逆冲带至四川盆地北部的地震剖面、地表地质及沉积学研究认为米仓山一带逆冲断裂以背驮式扩展的构造样式从汉南穹窿向南发育，其开始于三叠纪末期，并持续到白垩纪^{[2, 32, 33]}.从构造活动的时间上来看，这一模式得到了本文热历史模拟结果的印证：在约90 Ma以前米仓山-汉南穹窿地区发生了显著的冷却-剥蚀作用，这一剥蚀作用很可能是对当时构造活动的响应.

从构造样式上来看，地震剖面和地表地质所识别的逆冲断裂背驮式拓展的模式（图 3）也得到了热历史模拟结果的印证.首先，从汉南穹窿至四川盆地北部磷灰石裂变径迹年龄逐渐变年轻（图 4）；其次，汉南穹窿分布地区在约90 Ma和约15 Ma期间冷却较为缓慢（冷却速度约0.3℃/Ma），然而在前缘断裂附近的NJ12T所揭示的热历史表明，在约90 Ma和15 Ma期间米仓山褶皱逆冲带的南缘仍在发生着较为快速的冷却（冷却速度约为0.7℃/Ma）.以上两点说明在约90 Ma和15 Ma期间南北方向上存在显著的差异剥蚀：在北部汉南穹窿分布区剥蚀量小，而在南部米仓山褶皱逆冲带的南缘剥蚀量相对较大.对这一差异剥蚀现象可以用两种模式来解释：首先，构造活动由北向南传播模式可以很好的解释这一现象.其次，由于这些样品高差较大（近1000m），因此在同一次构造活动中，如果南部前缘剥蚀量大而北部剥蚀量小，这样即便不存在向南的构造传播，也可以导致上述的年龄和热历史差异.然而，地震平衡剖面的分析认为自中生代以来汉南穹窿自北向南逐渐缩短，甚至在新生代仍有一定量的构造缩短^{[2, 3]}.因此，结合这一认识笔者更倾向于从汉南穹窿至四川盆地北部的差异剥蚀现象是构造活动向南推进这一结果.

华北板块与扬子板块沿着秦岭-大别造山带完全碰撞造山之后，秦岭-大别造山带进入了陆内变形的阶段.前人通过低温热年代学等方法对秦岭-大别造山带的剥蚀过程的研究认为秦岭在白垩纪发生了显著的剥蚀.大量的热年代学证据表明大别造山带在白垩纪发生了区域性的快速的剥蚀，如⁴⁰Ar-³⁹Ar证据^[34]，裂变径迹与（U-Th）/He的证据^{[9, 11, 14, 15]}.Ratschbacher等^[4]报道的角闪石、黑云母、白云母及钾长石⁴⁰Ar-³⁹Ar数据显示秦岭的诸多地区在白垩纪均发生了显著的剥蚀.Enkelmann等^[6]对秦岭磷灰石裂变径迹的研究认为该区在110~70 Ma发生了较为显著的剥蚀.Hu等^[10]对武当山等区域的研究认为100~60 Ma秦岭发生了显著的剥蚀.本文的工作也表明在约90 Ma之前位于秦岭南缘的汉南穹窿发生了快速的冷却（冷却速度约1.5℃/Ma）.对白垩纪秦岭-大别造山带区域性的剥蚀作用的构造解释认为这一期的剥蚀是对临区侏罗纪-白垩纪诸多构造作用（如西伯利亚-蒙古-中朝板块的碰撞，拉萨-羌塘-塔里木-思茅块体的碰撞，太平洋板块向欧亚板块的俯冲及其相关的岩浆活动）的远场效应的响应^{[4, 10, 34]}.

新生代以来欧亚大陆上最为显著的构造作用当属印度板块与欧亚板块的碰撞及其所诱发的青藏高原的隆升.诸多研究认为青藏高原的隆升有着向外逐渐传递的趋势^{[6, 16, 35~37]}（图 6）.在青藏高原的东北缘，一些研究认为由于青藏高原下地壳向外塑性流动^[38~40]或者扬子古板块沿着大型走滑断裂侧向脆性挤出^{[41, 42]}，晚新生代以来青藏高原的隆升在向东北方向扩展^{[6, 16, 38]}.诸多研究通过低温热年代学的方法讨论了不同地区晚新生代以来的剥蚀历史对这一构造事件的响应：磷灰石、锆石裂变径迹，磷灰石、锆石（U-Th）/He，钾长石、黑云母、白云母³⁹Ar-⁴⁰Ar等的研究表明龙门山南段和中段及岷江地区的快速剥蚀开始于12 Ma左右^[8]；龙门山北段开始于约20Ma^[7]；东昆仑地区的快速剥蚀开始于约20 Ma^[43]；六盘山地区开始于约8 Ma^{[44, 45]}；秦岭开始于4~9 Ma^[6]；大巴山地区开始于10~6 Ma^[17]；本文的工作认为米仓山-汉南穹窿开始于约15 Ma.对比可见米仓山-汉南穹窿分布区的新生代剥蚀开启的时间与西边龙门山北段、东昆仑相近，早于以北的秦岭和以东的大巴山褶皱逆冲带.因此，平面上看这一快速剥蚀开始的时间向北和向东逐渐变新，反映了青藏高原隆升向东北方向的传递.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区及临区新生代快速剥蚀开启时间 Fig. 6 Compilation of the onset time of Late Cenozoic rapid denudation in different regions

本文通过对米仓山-汉南穹窿的裂变径迹分析制约了该区白垩纪以来的冷却剥蚀过程.研究结果取得以下认识：从汉南穹窿南部的核部地区向南至四川盆地北部裂变径迹的年龄逐渐变新，这可能印证了米仓山地区逆冲断裂以背驮式扩展的构造样式从汉南穹窿向南经米仓山褶皱-逆冲带发育到四川盆地北缘的构造模式.根据磷灰石裂变径迹数据对热历史的反演揭示了在米仓山-汉南穹窿经历了两次快速的剥蚀，其分别发生在白垩纪（约90 Ma之前）和约15 Ma以来.约90 Ma之前的剥蚀事件与周缘地区的研究相一致，反映了秦岭-大别造山带白垩纪的区域性剥蚀事件，这一区域性剥蚀事件应归属于研究区对临区诸多构造事件（如西伯利亚-蒙古-中朝板块的碰撞，拉萨-羌塘-思茅-印支块体的碰撞，太平洋板块向欧亚板块的俯冲及其相关的岩浆活动）远场效应的响应.约15 Ma以来研究区再次经历的快速剥蚀是对新生代以来青藏高原快速隆升的响应.对研究区临近区域的低温热年代学收集表明，晚新生代以来，在青藏高原东缘、青藏高原东北部以及秦岭等地区均发生了显著的剥蚀事件，并且这一剥蚀事件开始的时间向北和向东逐渐变年轻，这反映了青藏高原隆升向东北方向的传递.

感谢中国科学院地质与地球物理研究所张毅博士在野外工作期间提供的帮助.感谢墨尔本大学Andrew Gleadow、AsafRaza和Fabian Kohlmann在笔者裂变径迹工作上提供的帮助.两位审稿专家对本文提出了建设性意见，对此表示衷心感谢.