2016, Vol. 59
2. 德国图宾根大学地球科学系, 图宾根 72074;
3. 四川省地质矿产勘查开发局攀西地质队, 四川西昌 615000;
4. 辽河油田勘探开发研究院计算所, 辽宁盘锦 124010
2. Institute für Geowissenschaften, Universität Tübingen, Tübingen 72074, Germany;
3. Bureau of Geology and Mineral Resources of Sichuan Province, Panxi Team, Sichuan Xicang 615000, China;
4. Research Institute of Petroleum Exploration and Development, Liaohe Oilfield, Liaoning Panjing 124010, China
新生代持续的印-亚大陆碰撞在青藏高原东缘产生了广泛的东向扩展生长效应(Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008),大规模高原地壳物质向东扩展,沿东构造结发生顺时针旋转(图 1).因而形成了多种端元模式来解释其高原隆升建造历史、方式和机制,如：脆性块体模式相关的逆冲-走滑机制(England and Molnar, 1990a)和黏性流动模式相关的下地壳流动模式(Clark and Royden, 2000)等.逆冲-走滑机制强调与大陆逃逸构造相对应的南东向强走滑扩展变形(England and Molnar, 1990a),相反下地壳流动机制强调青藏高原中下地壳在重力势能作用下向南东流动,形成数千平方公里的长波长、低起伏度青藏高原东南缘地貌(Clark and Royden, 2000).然而,越来越多的研究揭示出青藏高原东南缘复杂的隆升建造与动力学特征,对不同高原形成机制提出了质疑或反驳,它们也暴露出人们对青藏高原东南缘隆升建造动力学乃至大陆构造本身的认知缺陷(Witze,2009；Oskin,2012).
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图 1 青藏高原东南缘区域数字高程地貌与低温热年代学样品剖面位置图(A)青藏高原东向扩展变形GPS速率图,其中红色箭头表示GPS速率大小(Zhang et al., 2004)、绿色框表示青藏高原东南缘；(B)青藏高原东南缘数字高程及主要断裂图,白色、灰色、深灰色、黑色、红色、黄色、深蓝色、粉红色和绿色五角星(本文研究点位)分别代表低温热年代学高程剖面,其相关年代学数据分别来源于 Richardson et al.(2008),Clark et al.(2005),Ouimet et al.(2010), Godardet al.(2009),Wang et al.(2012a),刘树根等(2008),Li et al.(2012),An et al.(2008)和Deng et al.(2015)；0.25 mm·a-1 与 ca.11 Ma 表示剥露速率与快速抬升剥露开始年龄；(C,D)分别为青藏高原东南缘数字高程剖面20 km廊带图,其中灰黑色和黄色分别表示最大与最小高程,对比揭示抬升的西昌盆地与大凉山地区低斜率、低起伏度地貌特征. Fig. 1 DEM map of the southeastern margin of Tibetan Plateau and sampling location of low-temperature thermochronology(A)Eastward growth of the Tibetan Plateau and GPS velocity(red arrows)(Zhang et al., 2004). Green box shows the location of southeastern margin of Tibetan Plateau;(B)DEM map of southeastern margin of Tibetan Plateau and major faults. Recent thermochronological data of age-elevation profiles are indicated in white,gray,deep gray,black,red,yellow,deep blue,pink and green stars(this study)are from Richardson et al.(2008),Clark et al.(2005),Ouimet et al.(2010),Godard et al.(2009),Wang et al.(2012a),Liu et al.(2008),Li et al.(2012),An et al.(2008)and Deng et al.(2015),others show the locations of sample transects for this study,respectively. The rate of 0.25 mm·a-1 and ca.11 Ma indicate that rapid exhumation beginning at ca.11 Ma;(C,D)show distinctly different topography across the southeastern margin of Tibetan Plateau. |
青藏高原东南缘新生代地层普遍缺失导致其印-亚大陆碰撞后的新生代形成演化与建造过程难以有效解译,因此低温热年代学广泛应用于青藏高原东南缘新生代快速隆升剥露过程(图 1),初步揭示出其晚中-新生代多种成因机制,如：地壳加厚(Kirby et al., 2002；Li et al., 2012),下地壳通道流(Clark and Royden, 2000)、河流基准面变化(Richardson et al., 2008; Wilson and Fowler, 2011)等.但是由于长波长、低起伏度地貌特征地区难以获得有效的低温热年代学年龄-海拔高程剖面关系,因而针对大凉山地区低温热年代学研究较少(图 1).
本文在青藏高原东南缘大凉山构造带关键构造剖面(喜德剖面和沐川剖面),利用多封闭系统低温热年代学定年手段,即磷灰石(U-Th)/He(AHe)、磷灰石裂变径迹(AFT)和锆石(U-Th)/He(ZHe),并基于QTQt(R.5.4)多封闭系统热年代学模拟揭示大凉山新生代隆升剥露过程,进而探讨其建造机制,为青藏高原东向扩展过程研究提供进一步证据.
2 浅表作用与低温热年代学青藏高原东南缘大凉山构造带具典型左旋逆冲走滑构造、低斜率地貌坡度、低起伏度等构造与地貌特征(图 1),尤其是长波长、低起伏度地貌特征(常泛指地貌波长大于50~100 km、起伏度小于1000 m).地壳浅表热挠动通常伴随深度呈指数形式衰减,地貌波幅、波长及剥露速率共同决定等温面挠曲深度和强度(图 2)(Mancketlow and Grasemann, 1997; Braun,2002),因此浅表作用(如：河流侵蚀、张性正断、逆冲褶皱变形等)与低温热年代学之间的敏感性和耦合性备受关注(Ehlers and Farley, 2003; Metcalf et al., 2009；邓宾等, 2013,2014).
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图 2 地貌动态变化与多封闭系统低温热年代学年龄关系示意图(据Braun, 2002; Reiners et al., 2003;邓宾等，2013修改) (A) 地貌波幅变化与浅表不同封闭温度等温面挠曲示意图；(B) 地温场扰动与较低封闭温度热年代学年龄-高程(AERs)图变化及其不确定性；(C) 动态地貌变化相关的负斜率低温热年代学AERs图； (D) 褶皱变形相关的多封闭系统热年代学年龄-伪高程法及其不确定性. Fig. 2 Dynamic change in topography and its impact on the age-elevation relationships of low-temperature thermochronology (modified from Braun, 2002; Reiners et al., 2003, Deng et al., 2013) (A) Cartoon outlining topography and disturbed isotherm of low-temperature thermochronometer; (B) and (C) Changes and negative age-elevation relationships (AERs) and significant uncertainties in low-temperature thermochronometer; (D) Folding-related pseudo-transect with AERs of low-temperature thermochronometer. |
对于AHe和AFT年代学系统,地表波幅与波长分别大于10 km和18 km,将导致其封闭温度等温面产生不少于20%左右的挠曲度(Reiners and Brandon, 2006).当岩石抬升冷却先后穿过山脊和山谷处(不同封闭温度)等温面时(图 2A),封闭温度越低的热年代学系统会产生较大的年代学变化(图 2B),导致基于热年代学年龄-海拔高程(AERs)斜率方法计算剥露速率的不确定性,乃至负斜率AERs关系(图 2C).对具有恒定隆升剥蚀速率(1 mm·a-1)的AERs关系,其误差可能超过实际速率的40%~70%(Braun,2002).因此，造山带和盆地热历史重建过程中多封闭系统热年代学及其相关的矿物对法(PMP)、基于构造剖面的伪高程(或古深度)剖面法“pseudo-transect”受到越来越广泛的重视(Reiners et al., 2003; Richardson et al., 2008; Deng et al., 2015; 邓宾等,2013).
不同低温热年代学系统之间的封闭温度差值(如：AHe-AFT间为40 ℃和AHe-ZHe间为 110 ℃)结合地温梯度、样品高程构建伪高程剖面“pseudo-AERs”(Reiners et al., 2003),能够揭示长时间周期抬升剥蚀过程.但值得指出的是,它以长时间周期热稳态特征为重要假设前提.同时,由于构造变形伴随的浅表不同封闭系统热年代学等温面挠曲,能够建立相应的伪古深度剖面(低温热年代学年龄-岩性柱深度)(邓宾等,2013; Deng et al., 2015),但由于构造变形(时期)与抬升剥蚀(阶段性)可能存在多种端元模式,导致同一剖面多封闭系统AERs关系具有多变性(图 2D).由于地表波长与AERs斜率图-地表起伏变化图具明显的耦合性,Braun(2002)和Reiners等(2003)基于等温面波幅与地貌波幅之比(a)和现今地貌波幅与古地貌波幅之比(β)对低温热年代学及其剥露速率进行校正.
3 大凉山地区低温热年代学特征本文采用伪古深度(古岩性柱)剖面法中多封闭系统低温热年代学样品定年与模拟揭示其抬升剥露过程,古深度(或古岩性柱)即指构造变形前样品在垂直连续地层剖面中深度与位置,主要根据现今无断层错切、连续剖面产状与采样位置恢复古深度(或古岩性柱)结构(邓宾等,2013).低温热年代学样品分别采集于大凉山构造带西侧西昌盆地北段喜德背斜和东侧五指山背斜北东翼沐川向斜(图 1),采样层位为上三叠统须家河组至下白垩统,共9件年代学样品,具体样品位置及其信息详见表 1.
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表 1 青藏高原东南缘大凉山地区多封闭系统低温热年代学特征综合表 Table 1 Multi-system low-temperature thermochronometer data in the Daliangshan in southeastern margin of Tibetan Plateau |
喜德背斜和沐川向斜均无断裂切割、地层连续出露,基于野外露头剖面地层产状系统实测与连续采样位置,计算得到岩性柱真实地层厚度和样品古深度,以现今最新出露地层海拔为参考点恢复样品古深度(即古岩性柱)剖面(图 3).低温热年代学年龄-岩性柱深度及其多封闭系统热年代学定年方法详见邓宾等(2013)和Deng等(2015).喜德背斜和沐川向斜磷灰石AHe、AFT和锆石ZHe组成的多封闭系统热年代学详细特征见图 3.
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图 3 大凉山构造带喜德与沐川剖面古岩性柱深度与多封闭系统低温热年代学特征图 Fig. 3 Relationships between restored paleo-depth and low-temperature thermochronological ages of Xide and Muchuan sections across the Daliangshan |
喜德剖面4件样品AFT和ZHe年龄垂向空间上伴随古埋深增加具有明显减小趋势,反映出低温热年代学年龄与埋深温度间明显相关性,其AHe年龄相似,岩性柱顶部上侏罗统样品年龄为7.4±4 Ma、底部上三叠统白果湾组样品年龄为9.2±0.5 Ma.AFT年龄从岩性柱顶部21±2 Ma逐渐减小到底部14±2 Ma,径迹长度大致相似或具微弱增加趋势,顶部样品径迹长度为11.6±2.2 μm、中下部样品为11.9±1.7 μm.古岩性柱中下部样品ZHe年龄逐渐从37.7±10.2 Ma减小为24.6±4.5 Ma. ZHe、AFT和AHe年代学体系封闭温度具有逐渐减小趋势(Reiners and Brandon, 2006),而喜德古岩性柱剖面中不同年代学体系年龄值也具有逐渐减小趋势,即总体上ZHe>AFT>AHe,反映出古岩性柱剖面样品逐渐抬升退火（通过不同热年代学系统封闭温度等温面）过程,尤其是岩性柱底部样品SYX01的ZHe、AFT和AHe年龄分别为24.6±4.5 Ma、14±2 Ma和9.18±0.5 Ma.
沐川剖面5件样品AFT和AHe年龄值伴随古深度增加具有明显减小特征.AFT年龄值从岩性柱顶部85±7 Ma逐渐减小至底部23±2 Ma,径迹长度顶部为11.5±2.5 μm,其下部样品径迹长度普遍为~12.0 μm,顶部样品AFT单颗粒年龄值大于地层年龄值揭示其为部分退火样品.岩性柱顶部AHe年龄具有明显的发散分布特征,也揭示其为部分退火样品,其下部样品平均年龄从26.5±12.3 Ma逐渐减小至底部9.9±5.5 Ma.由于AHe封闭温度(~65~85 ℃,据Farley,2000；邱楠生等,2009)小于AFT封闭温度(90~110 ℃,据Gallagher et al., 1998),样品SQM05埋深温度未超过AHe封闭温度等温面,与前述AFT年龄为部分退火年龄(即部分退火样品)特征一致.ZFT年龄大于其地层沉积年龄,反映ZHe年龄未完全退火,即古埋深温度不大于锆石He系统封闭温度~170-200 ℃(Reiners et al., 2004)；岩性柱顶部下白垩统AHe和AFT年龄值保留明显的部分退火带(或滞留带)特征,揭示其埋深温度不大于AHe-AFT封闭温度范围75±10 ℃~100±10 ℃(Farley,2000；Gallagher et al., 1998). 沐川剖面样品热年代学特征也具有明显的AFT、AHe年龄逐渐减小的趋势,如：样品SQM10、SOM08和SQM07,反映出古岩性柱剖面样品逐渐抬升冷却与退火过程,但ZHe年代学体系由于为未完全退火样品,所以难以估计其相对特征.
4 多封闭热年代学与QTQt热史T-t反演为有效减少浅表作用对低温热年代学年龄的影响,我们基于岩性柱古深度-多封闭系统热年代学特征(AHe年龄、AFT年龄和径迹长度)和QTQt(R.5.4)热模拟软件(Gallagher,2012),对大凉山喜德和沐川剖面样品进行热史反演.QTQt软件基于多维Markov Chain Monte-Carlo(MCMC)迭代方法,对垂向上或空间上的多个样品、多封闭系统热年代学进行插值反演得到连续剖面的T-t热史.QTQt模拟数据中多个样品的多封闭系统(热)年代学之间的对比能够进一步相互限制热史迭代过程,而区别于HeFTy热模型(Ketcham,2005; Gallagher,2012),如：裂变径迹年龄和长度、(U-Th)/He和40Ar/39Ar(本文中仅涉及裂变径迹和(U-Th)/He年代学特征).首先热史模拟初始条件可以根据区域构造地质特征(如：样品地层沉积初始年龄与地表温度、区域构造事件等)进行正演限定,也可以不进行边界条件正演限制以便得到最大程度的插值范围.(垂直)连续剖面样品具有一定的温度差值或变量(即顶部样品和底部样品温度变化),普遍受区域地温场和浅表作用(图 2)影响,因此模拟过程中可以使用动态温度差值(Temp. offset)或定量的最大(与最小)温度差值算法进行有效限定.结合随机选择与迭代算法(约100000次)得到与现今数据样品经历相似热史过程的可能性模型热史(详见Gallagher,2012).一般而言,模拟最终的时间与温度差值评价参数(Acceptance rates)约0.2~0.5,裂变径迹退火和He扩散值约0.8~0.95,表明所得到的模型热史结果较佳.喜德剖面和沐川剖面所有样品最佳热史过程详见图 4B与图 5B,剖面中样品具有大致相似的T-t热史特征,代表性样品热史过程见图 4C—4D与图 5C—5D.
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图 4 喜德剖面多封闭系统低温热年代学年龄模拟热史图 (A) 喜德古岩性柱剖面样品分布特征图；(B) 喜德剖面多封闭系统热年代学伪古深度剖面综合热史模拟图，岩性柱最上部样品和最下部样品分别用蓝色和红色线表示其热史曲线，相关细线表示为其95%置信区间，中部样品用灰色细线表示；(C) SYX06样品热史模拟图，最期望的和最可能的热史曲线分别用黑色和红色线表示；(D) SYX01样品热史模拟图. Fig. 4 Modeled T-t history of the Xide section based on multisystem low-temperature thermochronological data (A) Sample locations in the Xide section; (B) Thermal histories from inversion modeling of AFT-AHe pseudo-transect, thermal histories of highest- and lowest-depth samples indicated by blue and red lines, respectively; intermediate-elevation samples are indicated by thin gray lines. The upper and lower thermal histories are shown together with their 95% confidence intervals; (C) Modeled thermal history of sample SYX06, the expected, most probable thermal histories are indicated by black and red lines; (D) Modeled thermal history of sample SYX01. |
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图 5 沐川剖面多封闭系统低温热年代学年龄模拟热史图(A)沐川剖面古岩性柱剖面样品分布特征图；(B) 沐川剖面多封闭系统热年代学伪古深度剖面综合热史模拟图；(C) SQM05样品热史模拟图；(D) SQM10样品热史模拟图. Fig. 5 Modeled T-t history of the Muchuan section based on multisystem low-temperature thermochronological data(A)Sample locations in the Muchuan section; (B) Thermal histories from inversion modeling of AFT-AHe pseudo-transect;(C) Modeled thermal history of sample SQM05; (D) Modeled thermal history of sample SQM10. |
喜德剖面所有样品都主要经历三个热史演化阶段(图 4).早期埋深增温阶段,岩性柱所有样品从沉积初期至晚白垩世中晚期约80 Ma持续埋深.中期缓慢抬升-沉降作用过程,即晚白垩世末期先发生抬升剥蚀与短暂沉积间断,随后再发生缓慢沉降增温.岩性柱底部样品SYX01相对于浅部样品SYX06沉降增温作用明显,这可能与地表作用对浅部样品热扰动作用相关,但它们都明显经历晚白垩世短暂的抬升冷却作用,这与上白垩统顶部的区域平行不整合或整合接触关系具有一致性.古近纪晚期约30—20 Ma样品普遍经历快速抬升冷却作用过程，岩性柱样品逐次抬升冷却通过其封闭温度等温面、剥蚀至地表，其抬升冷却速率为~４ ℃/Ma岩性柱浅部样品SYX06和底部样品SYX01分别从~110 ℃、~170 ℃抬升剥露至地表,若考虑大凉山区域地温梯度和地表温度分别为30~40 ℃/km、~10 ℃(Hu et al., 2000),其揭示出晚新生代快速抬升剥露幅度约2.5~4.5 km.
沐川剖面样品也主要经历三个热史演化阶段(图 5).早期埋深增温阶段,岩性柱所有样品从沉积初期至晚白垩世中晚期约100—80 Ma持续埋深,岩性柱浅部样品埋深作用明显较底部样品弱.中上部样品SQM05、SQM11埋深温度大约为70~100 ℃,大致小于或等于AHe-AFT热年代学封闭温度,揭示样品未发生完全退火作用；底部样品SQM08、SQM10埋深温度明显较高,约170~220 ℃,大致等于ZHe年代学封闭温度,与前述样品ZHe年代学未发生完全退火作用一致.中期缓慢或中速抬升冷却作用过程,总体上经历晚白垩世末期-新生代早期的抬升剥蚀,其抬升冷却速率约~1.5 ℃/Ma.岩性柱底部样品SQM10相对于浅部样品SQM05抬升冷却作用明显,其抬升速率明显较高,这可能与地表作用对浅部样品热扰动作用相关,但它们都明显经历晚白垩世抬升冷却作用,这与前述上白垩统顶部的区域平行不整合或整合接触关系具有一致性.古近纪晚期-新近纪早期约30—20 Ma所有样品普遍经历快速抬升冷却作用过程,岩性柱样品逐次抬升冷却通过其封闭温度等温面、剥蚀至地表，其抬升冷却速率约~3~6 ℃/Ma(相对于早期其冷却速率增加约2~3倍).岩性柱浅部样品SQM05和底部样品SQM10分别从~60 ℃、~80 ℃抬升剥露至地表,考虑区域地温梯度和地表温度分别为25~35 ℃/km、~10 ℃(Hu et al., 2000),其揭示出晚新生代快速抬升剥露幅度约1.5~2.0 km.
5 晚新生代大凉山构造带隆升建造作用探讨 5.1 隆升剥露的不同含义论述岩石位移必须基于一定的参照系,隆升或抬升(uplift)是与重力场矢量方向相反的位移,岩石相对于特定参考面(如大地水准面、未变形岩石圈表面等)的向上或向下的位移定义为隆升或沉降(subsidence).岩石相对于地表的位移定义为剥露(exhumation)或埋深(burial),正的剥露意味着岩石向更接近于地表的方向移动,而负的剥露则表明岩石的移动方向远离地表(表 2).通常,剥露代表某一点相对于地表运动,而剥蚀(denudation)则常指一个大的区域范围相对于地表运动,地表剥蚀(erosion)则强调地表风化、河流等作用对于地表物质的搬离过程,不具有前述特定的参考坐标系位移意义(England and Molnar, 1990b; Stüwe,2007; Lisker et al., 2009).
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表 2 隆升与剥露定义与研究手段对比表 Table 2 Definitions and methods of interpreting uplift and exhumation |
隆升(或抬升)与剥露常常具有一致性,但隆升与剥露并没有必然的关联性,隆升也不等于剥露.进一步,England和Molnar(1990b)定义地表相对于大地水准面向上的位移称为地表隆升,岩石相对于大地水准面向上的位移定义为岩石隆升,二者既有联系又有区别.构造驱动力和重力均衡补偿都能引起岩石隆升,一般在构造驱动力为零或者可以忽略的情况下,岩石隆升(vro)=地表隆升(vup)+岩石剥露(vex)(England and Molnar, 1990b; Stüwe,2007).如果区域未发生剥露或剥蚀,则岩石隆升与地表隆升相等.因此,对于造山带或盆地岩石隆升能通过计算间接得出,而难以通过直接的野外露头勘测得到,(热)年代学或地质压力计在岩石剥露和岩石隆升定量计算具有明显不同的作用(表 2)
5.2 青藏高原东南缘大凉山地区AERs剖面岩石剥露速率特征大凉山地区位于青藏高原东南缘,具有大量的低温热年代学数据(图 1),但却基本未涉及浅部地表作用的校正工作,因此我们初步对主要以低温热年代学年龄-高程剖面AERs方法为主的表观/视剥露速率进行基于等温面波幅与地貌波幅之比(a)校正(Braun,2002; Reiners et al., 2003).磷灰石(U-He)/He、磷灰石裂变径迹和锆石(U-He)/He封闭温度等温面分别为~65 ℃、~100 ℃和~180 ℃(Gallagher et al., 1998；Farley,2000；Reiners et al., 2004),青藏高原东南缘地区AERs剖面波长与波幅根据采样位置DEM高程剖面获得,详细地表作用校正后剥露速率(更接近于真实的样品剥露速率)见图 6.校正后大凉山地区基于AERs剖面计算得到的真实抬升剥露速率总体上较表观抬升剥露速率有所增大(Deng et al., 2015; Ouimet et al., 2010),剥露速率范围为0.2~0.47 mm·a-1,总体集中于~0.25 mm·a-1,体现出区域大致相似抬升剥露过程(Ouimet et al., 2010；Wilson and Fowler, 2011)；仅Ganluo剖面剥露速率为0.91 mm·a-1,这与其所处大凉山断裂带上盘构造部位密切相关(Deng et al., 2015).
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图 6 大凉山地区多封闭系统低温热年代学剥露速率校正图其中a为等温面挠曲指数，2H0为AERs剖面起伏度，Zv和Zr分别为峡谷和山脊至不同热年代学体系封闭温度等温面深度，Ua和Ur分别为基于AERs关系得到的表观/视剥露速率和校正后速率. 样品数据红色为磷灰石He年龄体系，绿色为磷灰石裂变径迹年龄体系，灰色为锆石He年龄体系, 样品数据引用自Deng et al., 2015; Ouimet et al., 2010. Fig. 6 Corrected exhumation rates of multisystem low-temperature thermochronological data across the Daliangshan2H0 is the full topographic relief, the depth to the closure isotherm is greater under valleys (Zv) than under ridges (Zr). The function (1-a), as a function of isotherm temperature. (1-a) is the factor applied to apparent exhumation rates Ua to derive “real” exhumation rates Ur from AERs to correct for topographic effects on isotherm depths. Red, green and gray data set are AHe, AFT and ZHe systems, respectively. All data are from Deng et al., 2015; Ouimet et al., 2010. |
基于多封闭系统热年代学和QTQt热模拟揭示出喜德和沐川剖面大致具有三阶段构造热演化史(图 4、图 5),尤其是新生代约30—20 Ma以来的快速抬升剥露过程(喜德剖面~4 ℃/Ma、沐川剖面~3~6 ℃/Ma),结合现今地温梯度与地表温度(25~35 ℃/km和~10 ℃,Hu et al., 2000)能够计算得到喜德和沐川剖面30—20 Ma以来剥露速率分别为：0.15 mm·a-1(或0.15 km/Ma)和0.20 mm·a-1(或0.20 km/Ma),与大凉山地区其余主要基于浅表作用校正后AERs剥露速率基本一致(~0.25 mm·a-1)(图 6),揭示出青藏高原东南缘的晚新生代岩石剥露与建造过程.
5.3 晚新生代大凉山构造带地表隆升动力学模拟 5.3.1 重力均衡模型与隆升作用如前所述,岩石隆升(vro)=地表隆升(vup)+岩石剥露(vex).在以未变形岩石圈表面为X轴、垂向为Z轴的参考坐标系中(图 7),任意一点相对于参考系岩石垂直运动速度为(England and Molnar, 1990b)：
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图 7 岩石圈垂向运动参考系示意图 a 参考未变形岩石圈；b 岩石圈垂向变形增厚；c 地表剥蚀与均衡补偿作用引起岩石圈垂向运动；d 地表剥蚀与地壳增厚变形过程中垂直运动，据Stüwe, 2007修改. Fig. 7 Schematic illustration of the vertical motions of crust relative to the surface of the undeformed reference lithosphere a Reference lithosphere undeformed; b Vertical motion as the consequence of thickening; c Vertical motion as the consequence of erosion at the surface and isostatic compensation; d Vertical motion during simultaneous thickening and erosion (after Stüwe, 2007). |
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(1) |
式中ε为岩石圈垂直应变量(s-1),H是表面高程(m),ε(Z+H)为岩石圈垂直增厚作用引起的岩石圈垂直方向上运动速率,由于岩石圈增厚会导致岩石埋深,因此一般为负值(图 7B).在地壳浅层,Z值较小,岩石圈变形(增厚)作用导致埋深量较小,而vro普遍较高,因而vz为正值、向上,即岩石在地表剥蚀作用和岩石圈变形(增厚)作用过程中发生岩石隆升作用；而在地壳深部,恰与前者相反,vz为负值、向下,岩石沉降埋深(图 7D).
因此在岩石圈地表vro=0、Z=-H,vz=0.
同时,
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(2) |
其中,ver为剥蚀速率(m·s-1).
可见剥露并不完全等于剥蚀,而取决于地表剥蚀作用和岩石圈变形作用(图 7D).仅当未发生岩石圈变形作用时地表剥露等于剥蚀,即vex=ver.
重力均衡补偿条件下,地表高程与岩石圈结构具有一定的函数关系,即地表高程受控于地壳和岩石圈变形的均衡补偿作用(Sandiford and Powell, 1990；Stüwe,2007).
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(3) |
其中fc和f1分别为地壳和岩石圈构造增厚或变形指数(无量纲),ρc、ρm分别为地壳、地幔岩石圈密度(kg·m-3),α为热扩散系数(℃-1),T1、Ts分别为岩石圈底部和地表温度值(℃),Zc、Z1分别为初始地壳和初始岩石圈厚度(m).
对高程求导得到地表隆升速率(vup)：
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(4) |
其中 A=(δZc -ξZ1),B=(δ-ξ).
稳态剥蚀过程中,假设剥蚀速率(υer)与高程和剥蚀指数(E,单位为yr或Myr)相关,即恒定时间内高程为H的造山带物质被成比例剥蚀(Stüwe and Barr, 1998),即
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(5) |
积分可得到：
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(6) |
地壳中未发生相对垂向位移点位vz=0(即剥露-埋深过渡点),其深度(或海拔)伴随时间可能发生明显相对位移.将式(5)和式(2)代入式(1)得到：
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(7) |
进一步将式(6)、式(7)积分可以得到地壳中某一点岩石抬升剥露的时间与海拔高程轨迹：
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(8) |
式中Zi为某一点岩石的初始深度/海拔(m).
因此,结合前述多封闭系统低温热年代学得到的地表剥露速率,可以通过均衡模型反演和利用公式(6)、(7)和(8)得到造山带岩石地表隆升速率和造山带地貌建造过程等,它们相互印证揭示出区域地表隆升作用与动力学成因机制.
5.3.2 晚新生代大凉山构造带隆升作用模型大凉山构造带重力均衡作用稳态隆升模型边界参数如下：ρc=2700 kg·m-3、ρm=3200 kg·m-3、α=3×10-5℃-1、T1=1280 ℃、Ts=10 ℃、Zc=35000 m、Z1=100000 m和岩石圈垂直应变量ε=10-15s-1 (Stüwe and Barr, 1998；Stüwe,2007).大凉山构造带晚新生代具有明显的变形和抬升剥蚀作用,其地表高程具有动态增大的变化特征(图 8A).对于具有较小剥蚀指数(E=B/ε)或较高剥蚀速率,伴随剥蚀量增加地表高程通常会逐渐增高、达到稳定地貌特征；但较大的剥蚀指数或较低剥蚀速率,伴随剥蚀量增加地表高程会呈线性持续增高,显然后者不符合地质实际情况.尤其是,相对于不同较高速率(E=0.5×B/ε相当于2.2 Myr,或E=0.25×B/ε相当于1.5 Myr),它们分别会在初始快速抬升剥蚀发生后10—30 Ma进入稳态地貌建造阶段,即地表海拔高程稳态或恒定(造山带系统剥蚀去顶作用相关的物质输出与物质输入量相等(Willet,1999；邓宾等,2014)).但值得指出的是,伴随区域抬升剥露速率的差异,重力均衡作用下的稳态地表隆升作用能够形成明显不同的地表地貌海拔.对于较高速率(E=0.25×B/ε),虽然10—20 Ma能够形成稳态地表海拔高程,但其海拔高程明显较低、约1200 m,与现今青藏高原东南缘高海拔地貌特征明显不相符.
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图 8 大凉山构造带稳态-均衡作用下地表海拔高程图(A)和岩石圈过渡点深度变化图(B) Fig. 8 Evolution of (A) surface elevation and (B) depth of the exhumation and burial transition point, Z(vz=0) during simultaneous thickening and erosion |
伴随造山带褶皱变形与地表剥蚀,地壳中浅部岩石(埋深小于3.5 km)基本抬升剥蚀至地表,而深部岩石则发生持续埋藏作用.因此,深度大于剥露-埋深过渡点(约3.5 km)的岩石始终难以抬升剥蚀至地壳浅部.对于具有较小剥蚀指数(E=B/ε)或较高剥蚀速率,伴随剥蚀量增加过渡点深度逐渐加深,最终约30 Ma达到恒定的深度、大约28 km(图 8B),与前述稳态地貌建造过程大致相似,它们揭示大凉山地区稳态地貌与热结构能够在初始的较高剥蚀速率发生后20—30 Ma形成.
大凉山构造带具有多阶段热史演化过程,尤其是新生代约30 Ma以来经历了明显的快速剥露过程,区域校正后AERs剥露速率总体上为0.2~0.9 mm·a-1,喜徳和沐川典型剖面多封闭系统热年代学剥蚀速率为~0.2 mm·a-1.同时根据重力均衡隆升作用隆升动力学模型我们可以大致得到大凉山地区剥露速率与其地表海拔稳态建造时间约20—40 Ma(图 8中框图限定区域),其海拔约2600 m,略小于大凉山现今平均海拔高程~3000 m；即均衡作用下现今构造缩短变形与抬升剥露过程中,约20—40 Ma能够形成大凉山现今的地貌.因此,大凉山构造带地表隆升作用模型揭示,基于重力均衡作用下的地壳缩短与剥露作用(即构造与剥露机制)能够形成现今大凉山造山带长波长、低起伏和高海拔地貌特征,而不一定需要下地壳通道流机制(Clark and Royden, 2000).
5.4 大凉山构造带构造隆升动力学机制探讨为进一步对比青藏高原东南缘构造隆升动力学特征,我们基于前人(AFT年龄参考文献详见Xu and Kamp, 2000; Wilson and Fowler, 2011; Deng et al., 2013; Yang,2013; Tian et al., 2014)和本次年代学测试结果汇编了区域磷灰石裂变径迹年龄等值线图(图 9).AFT年龄大小总体范围为5—130 Ma,区域上呈现出明显不同的高值年龄分块和分带性.典型的较大AFT年龄环带中心(大于100—130 Ma)分别位于四川盆地、若尔盖盆地和甘孜—理塘地区,相似的高值年龄环带中心常出露在典型稳态剥蚀造山带和盆地区域(Willett and Brandon, 2002; Deng et al., 2013),其年龄环带中心分布与不同热年代学系统封闭温度密切相关.青藏高原东缘和东南缘地区高值AFT年龄环带中心和扬子板块西缘四川盆地和若尔盖亲扬子板块刚性克拉通基底空间上具一致性,它们揭示出刚性稳定的盆地(或造山带)基底对于构造带稳态抬升剥露与建造过程的控制作用.
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图 9 青藏高原东缘地区磷灰石裂变径迹年龄分布趋势图AFT 年龄在鲜水河断裂—大凉山断裂带与扬子克拉通板块、若尔盖地块具鲜明年龄对比特征，揭示出强走滑逆冲边界断裂快速抬升剥露作用. Fig. 9 Contours of the AFT ages across the eastern margin of Tibetan Plateau There is a distinct difference in AFT ages between the Xianshuihe-Daliangshan fault and the Yangtze craton block and Zoige terrane, indicating of rapid uplift and exhumation along the boundary faults. |
典型低值AFT年龄沿青藏高原东缘和东南缘边界断裂带分布,尤其是鲜水河断裂—大凉山断裂—小江断裂带,AFT年龄普遍小于30 Ma(图 9).同时,龙门山断裂带、鲜水河断裂带与大凉山断裂带AFT年龄展布具有明显的差别,前两者具有明显的AFT年龄突变特征,大凉山断裂带年龄值由北向南和由西向东具有明显的渐变性特征,逐渐由~5 Ma增大至40—60 Ma,不同断裂带AFT年龄(突变性和渐变性)变化方式与龙门山和大凉山不同盆山结构特征(即突变型盆山结构和渐变型盆山结构)具有明显相关性(Liu et al., 2012).大凉山新生代约30 Ma以来的快速抬升剥露过程,同期大凉山构造带发生重要的区域走滑逆冲与褶皱造山作用过程,其晚中-新生代走滑变形量达40~100 km、褶皱缩短变形量10~40 km(缩短率约20%)(Wang et al., 2012b; 廖忠礼等,2003；陈长云和何宏林,2008；王二七和尹纪云,2009)；它们与QTQt热模型和大凉山抬升剥露动力学模型相一致,揭示出晚新生代大凉山形成与区域强走滑逆冲构造变形相关的构造隆升剥露机制具密切成因联系.
6 结论本文基于大凉山构造带喜德和沐川古岩性柱剖面多封闭系统低温热年代学年龄(磷灰石(U-Th)/He(AHe)、磷灰石裂变径迹(AFT)和锆石(U-Th)/He(ZHe))定年、QTQt热模拟和重力均衡隆升模型等,揭示出大凉山构造带晚中-新生代多阶段性热史过程与隆升剥露动力学特征,主要获得了如下结果和结论:
(1) 喜徳剖面多封闭系统低温热年代学AHe、AFT和ZHe年龄值分别为7—9 Ma、14—22 Ma和25—38 Ma,多封闭系统热年代学年龄伴随古岩性柱深度增大具有明显的减小趋势.
(2) 沐川剖面多封闭系统低温热年代学AHe和AFT年龄值分别为10—26 Ma、23—85 Ma(径迹长度为~12 μm),ZHe年龄值为未完全退火年龄,多封闭系统热年代学年龄与古岩性柱深度具有明显的正相关性,岩性柱顶部保留磷灰石裂变径迹部分退火带(APAZ)和磷灰石He年龄部分滞留带(APRZ),揭示岩性柱浅部埋深未大于AHe-AFT年代学系统封闭温度等温面.
(3) 基于多封闭系统热年代学和QTQt热史模拟揭示,喜徳剖面和沐川剖面岩性柱所有样品都经历大致相似的三阶段热演化过程.早期沉降埋深与增温阶段(100—80 Ma前)、缓慢抬升冷却阶段(80—30 Ma)和晚新生代快速隆升剥露阶段(30—20 Ma以来),其晚新生代隆升剥露速率分别为~0.15 mm·a-1和~0.20 mm·a-1,地表抬升剥露幅度分别为~3.0 km和~1.5 km.
(4) 基于重力均衡隆升作用的大凉山构造带地表隆升动力学模型,表明重力均衡作用下的地壳缩短与剥露作用能够形成现今大凉山长波长、低起伏和高海拔地貌,结合区域低温热年代学特征共同揭示出晚新生代大凉山形成与区域强走滑逆冲和褶皱缩短构造变形相关的构造隆升剥露机制密切相关.
致谢感谢德国图宾根大学Todd Ehlers教授, Eva Enkelamann 教授，Annika Szameitat 博士等在样品测试中提供的帮助和支持，格拉茨大学Kurt Stüwe 教授在地表抬升动力学模型工作中的指导和帮助.
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