甘孜-理塘金矿带形成于三江特提斯巨型造山带中，自古以来经历了多期构造动力体制转换和叠加复合(郇伟静等，2013)，是三江数个构造剪切带内发育的一系列金矿床的典型代表(邓军等， 2010a，b; Deng and Wang， 2015)。近年来，已在该区发现多个大中型金矿床，引起国内外众多地质学家的广泛关注。以往研究得知，三江地区的形成与古特提斯洋的闭合及后期微地块运动有关(Deng et al., 2014a，b)，三江特提斯域经历了复杂而完整的演化历史，复合造山和叠加转换同时导致了该区成矿作用凸现出长时期、多幕式、大规模、多类型以及复合叠加和破坏再生特征(邓军等，2011)，处于三江特提斯巨型造山带中的甘孜-理塘断裂带经历了印支期俯冲造山、燕山早期碰撞造山和喜山期陆内转换造山三大地质历史事件(邹光富，1996; 付小方等，2006)，具备良好的成矿条件。尽管前人对甘孜-理塘地区进行了深入研究，取得了突破性进展，但是由于各种原因，该地区的研究程度仍然较低，金矿床测年数据较少，有关裂变径迹年代学的研究内容更是鲜有报道。裂变径迹是一种新兴的年代学方法，在地质研究领域中的应用已越来越广泛，特别是磷灰石裂变径迹分析技术，目前已经比较成熟(袁万明等，2004a)。磷灰石裂变径迹测年的封闭温度为100℃，退火带温度通常为60~120℃(袁万明等，2005)，由于其温度较低，在研究低温热液矿床中具有明显优势。本文通过甘孜-理塘金矿带内磷灰石裂变径迹数据分析，对该区金矿带不同裂变径迹年龄组的地质历史进行探讨，并应用裂变径迹法对该地区的隆升演化进行定量化研究(袁万明等，2004b)，以丰富该区的地质资料，为该区构造活动提供新的年代学证据。

甘孜-理塘金矿带主要分布于川西、藏东，处于青藏高原东部松潘-甘孜造山带与义敦岛弧造山带的交界部位(付小方和应汉龙，2003)。北起青海玉树，向南东经邓柯、马尼干戈、甘孜、理塘、木拉到木里，长700km，总体呈NNW向、向北东突出的反S形(晏子贵，2006; Deng et al., 2014a)。该区已发现的多个大中型金矿床，主要类型为产于蛇绿混杂岩中的浅成低温热液型金矿(郇伟静等，2011)(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 甘孜-理塘金矿带地质构造略图(据郇伟静等，2013修改) 1-第四系；2-第三系；3-三叠纪；4-蛇绿岩体；5-花岗岩；6-古生界地质块体；7-韧性剪切带；8-板块俯冲带；9-断层；10-金矿(点)及编号:a-错阿；b-西冲农；c-嘎拉；d-雄龙西；e-曲开隆洼Fig. 1 Regional geological map of Ganzi-Litang gold belt(modified after Huan et al., 2013)

研究区内的地层主要有三叠系上统拉纳山组(T₃l)、图姆沟组(T₃t)和曲嘎寺组(T₃q)理塘北部局部出露三叠系中下统(T₁₊₂)，新龙西部局部出现上统的英珠娘阿组(T₃yn)和喇嘛垭组(T₃lm)。拉纳山组(T₃l)主要由砂岩、板岩和炭质板岩组成。图姆沟组(T₃t)下段为板岩、硅质板岩、石英岩夹砾砂岩；中段为长石石英砂岩、板岩、流纹岩、灰岩；上段为板岩夹石英砂岩。曲嘎寺组(T₃q)下段为石英砂岩、板岩和基性凝灰岩；上段为变质基性-中基性凝灰岩、凝灰质砂岩、板岩和玄武岩。中下统(T₁₊₂)岩性为凝灰质基性火山岩、玄武岩夹灰岩、板岩及砂质千枚岩。英珠娘阿组(T₃yn)为硬砂岩、杂砂质粉-细砂岩和炭质板岩。喇嘛垭组(T₃lm)下段为岩屑石英砂岩与炭质板岩韵律层；中段为板岩夹粉砂岩、细砂岩；上段为变质长英砂岩夹板岩。图姆沟组(T₃t)和曲嘎寺组(T₃q)是重要的含金层位。

甘孜-理塘断裂带具有长期活动的特点，其演化历史主要经历了晚三叠世卡尼期-诺利早期的洋壳俯冲、晚三叠世诺利晚期-瑞替期弧-陆碰撞、侏罗-白垩纪陆内会聚和喜马拉雅期断陷、推覆和平移剪切构造发育演化阶段。在不同构造时期、不同的深度层次下形成不同规模和级别的韧性剪切带和脆性断层，它们多期叠加复合，促成本区复杂的构造系统(邹光富，1993; 邹光富和毛君一，1998)。研究区构造线方向总体为南北向，由亚火-卓西断裂、擦岗隆洼-古鲁断裂和坐景寺-昂给断裂三条区域性主断裂及其间的的一系列轴向为南北的线状紧闭褶皱和同斜倒转褶曲构成本区褶断构造带的主体。除三条主干断裂之外，尚发育有与之平行的次级断裂，主断裂与次级断裂对该区三叠系的沉积相和岩浆活动以及区内矿产的形成都有一定的控制作用(郇伟静，2011)。

甘孜-理塘金矿带经历了长期复杂的构造演化，自印支期以来，曾经历洋壳俯冲、陆-弧碰撞、陆内汇聚等一系列构造事件。多期构造-岩浆活动为区内深源分散金元素的活化、迁移和富集沉淀提供了十分有利的成矿条件(杨立强等，2011; 邓军等，2012)。本文研究对象包括5个矿区，即错阿、西冲农、嘎拉、雄龙西和曲开隆洼金矿(图 1)。下面分别介绍各矿床的特征。

错阿金矿位于甘孜-理塘结合带北段甘孜县，赋存于理塘义敦群上三叠统瓦能组变基性火山岩中。矿石中硫化物含量较高，金属矿物主要有黄铁矿、毒砂、辉锑矿，矿石呈碎裂结构，浸染状构造，具硅化、褐铁矿化和碳酸盐化现象(图 2)。脉石矿物主要有铁白云石、石英、绢云母、绿泥石。围岩蚀变具有多期次的特征，按蚀变作用形成先后可划分为早期绿泥石、绢云母-铁白云石化及硅化；中期硫化物化(矿化期)；晚期硅化、方解石化及辉锑矿化；再就是表生褐铁矿化，共四期(闫建梅等，2008)。

图 2

Fig. 2

图 2 错阿金矿照片 (a)具硅化和褐铁矿化矿石；(b)具硅化和碳酸盐化矿石；(c)脉状和团块状金属硫化物矿化；(d)硅化和褐铁矿化矿石Fig. 2 Photos of Cuo’a gold deposit

西冲农金矿是新近发现的一处金矿(图 3)，位于青藏高原东部、四川省甘孜县境内。经河北区域地质矿产调查研究所实验室化验分析，测得金品位达3.51g/t，已达到工业品位。矿化体产于构造破碎带内，褐铁矿化和硅化强烈，并可见孔雀石化和矿化石英细脉，脉宽度多在2~10cm间。蚀变矿化带规模较大，宽度约30m，围岩为上三叠统板岩。初步认为属于构造蚀变岩型金矿。

图 3

Fig. 3

图 3 西冲农金矿野外露头Fig. 3 The field outcrop of Xichongnong gold deposit

嘎拉金矿床位于甘孜-理塘结合带北段由NW向SN的转折部位，产于脆-韧性剪切带中，构造活动较强，基本发育东西向的糜棱面理，透镜状石英脉发育。矿石具浸染状结构，网脉状和角砾状构造，金属矿物主要有黄铁矿、毒砂、辉锑矿、闪锌矿等，硫化物含量较高。矿石可分为两类：(1)黄铁矿-毒砂组合矿石，黄铁矿和毒砂作为主要硫化物不均匀浸染分布在矿石中；(2)黄铁矿-辉锑矿-石英组合矿石，矿石呈致密块状、脉状产出。脉石矿物有石英、长石、含铁白云石化、方解石、绿泥石和蛇纹石等。矿化与围岩蚀变关系密切，主要蚀变有铁白云石化、绢云母化、硅化、铬水云母化、绿泥石化及碳酸盐化(图 4)。

图 4

Fig. 4

图 4 嘎拉金矿照片 (a)具硅化和碳酸盐化的矿体；(b)矿体中部具有硅质细脉Fig. 4 Photos of Gala gold deposit

雄龙西金矿位于甘孜-理塘金矿带的中段，位于擦岗隆洼-古鲁断裂与坐景寺-昂给断裂之间，矿区内总体构造格架为NNE，近南北向。矿区地层为上三叠统曲嘎寺组上段，下部岩性为以火山碎屑沉积为主的中基性凝灰岩、凝灰质砂岩、沉凝灰岩等，上部岩性则是以正常碎屑沉积岩为主夹有结晶灰岩的透镜体。矿石类型主要有碎屑岩型、石英岩(脉)型和构造岩型。矿石矿物主要有黄铁矿、褐铁矿、毒砂、自然金。脉石矿物主要有石英、长石、方解石、绢云母、绿泥石等。矿体产于韧性剪切带(图 5)，围岩蚀变主要有硅化、绿泥石化、黄铁矿化、褐铁矿化、绢云母化、碳酸盐化等(夏廷高，2006)。

图 5

Fig. 5

图 5 雄龙西金矿照片 (a)矿区内发育的逆断层；(b)矿化石英脉；(c)韧性剪切带；(d)硅化矿石Fig. 5 Photos of Xionglongxi gold deposit

曲开隆洼金矿区位于理塘县禾尼乡境内，受3条断裂控制，产于北西向金厂沟断层和马尼干戈-拉波断裂错切南北向的甘孜-理塘断裂带的部位。该金矿野外露头较好，出露地层主要为三叠系上统曲嘎寺组和图姆沟组，这两组地层是主要矿源层。具多种蚀变类型，硅化、硫化物化(毒砂、黄铁矿)、绿泥石化、褐铁矿化强烈，是金矿的主要标志。矿带附近分布有中细粒闪长岩小岩体，岩体受后期构造作用影响而破碎，局部具有较轻的蚀变(图 6)。主断裂和次级断裂交汇处还有温泉产出，显示构造运动及热液成矿作用还在持续进行，成矿条件优越(郇伟静等，2011)。

图 6

Fig. 6

图 6 曲开隆洼金矿照片 (a)金矿野外露头；(b)褐铁矿化露头；(c)中细粒闪长岩；(d)硅化和褐铁矿化的闪长岩Fig. 6 Photos of Qukailongwa gold deposit

本文所用磷灰石裂变径迹样品共计9个：G8-9采自错阿金矿山下碎石场，为具有硅化和碳酸盐化的矿石；G6-2采自西冲农构造破碎带，硅化和褐铁矿化强烈，并可见矿化石英脉；G2采自嘎拉金矿蚀变带，硅化现象明显，可见硅化脉；G4-3为采自嘎拉金矿采矿坑废石堆上的矿体，有明显的硅化和碳酸盐化；G5-3为采自嘎拉金矿矿体底板上的硅化蚀变岩；G9-3为采自雄龙西金矿温都沟矿口右侧的矿化凝灰质砂岩；G11-1采自曲开隆洼山脚主矿化带上矿化板岩，具明显的硅化和褐铁矿化；G12-2为采自曲开隆洼山顶的紫色矿化岩；G12-4为采自曲开隆洼金矿矿化带附近的中细粒闪长岩。其中G8-9、G6-2、G4-3、G9-3和G12-2共5个样品引自前人(郇伟静等，2013)。

样品测试在中国科学院高能物理研究所完成。所采集的样品经粉碎研磨后，应用常规重液分离法和磁选法分选出磷灰石单矿物。将磷灰石颗粒置于玻璃片上，用环氧树脂滴固，然后进行研磨和抛光，使得矿物内表面露出。在25℃下用7%HNO₃蚀刻30s揭示自发径迹，将低铀白云母外探测器与矿物一并入反应堆辐照，之后在25℃下40%HF蚀刻20s揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定(Bellemans et al., 1995)。利用澳洲进口AUTOSCAN自动测量装置，选择平行c轴的柱面测出自发径迹和诱发径迹密度，水平封闭径迹长度(Gleadowa et al., 1986)依照Green(1986)建议的程序测定。裂变径迹年龄计算采用Zeta常数校正法和标准裂变径迹年龄方程(Hurford and Green， 1982)计算年龄值，Zeta常数为389.4±19.2。

实验最终得到的裂变径迹分析结果列于表 1，单颗粒年龄直方图及频率曲线如图 7。参数P(χ²)是用来评价所测单颗粒年龄是否属于同一组年龄的概率(Galbraith，1981)，以5%为界限。由表 1可知各样品P(χ²)均大于5%，图 7显示单颗粒年龄直方图均为较为典型的单峰式分布，说明属于同一年龄组，各裂变径迹年龄都是相应构造热事件的反映，具有确定的地质热事件意义(袁万明等，2005)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 磷灰石裂变径迹分析结果Table 1 Apatite fission track result 样品号 高程(m) 颗粒数(n) ρs (105/cm2) (Ns) ρi (105/cm2) (Ni) ρd (105/cm2) (N) P(χ2)(%) Central age (Ma) (±1σ) Pooled Age (Ma) (±1σ) L(μm) (N) G2 3913 38 0.199(47) 1.712(404) 12.339(6817) 51.5 28±5 28±5 G5-3 4466 71 0.298(110) 8.307(3067) 11.585(6817) 89.0 8.1±0.9 8.1±0.9 G11-1 4110 21 0.408(37) 2.262(205) 9.578(6817) 60.9 34±7 34±6 G12-4 4162 18 0.586(49) 3.957(331) 9.076(6817) 22.1 28±5 26±4 G4-3 4409 69 0.542(244) 8.106(3647) 11.753(6817) 24.6 15±1 15±1 12.3±2.0(52) G6-2 3674 63 0.995(709) 2.391(1704) 11.418(6817) 57.9 92±6 92±6 12.3±2.2(126) G8-9 4101 32 0.905(159) 2.145(377) 10.833(6817) 99.7 88±10 88±10 12.6±1.9(22) G9-3 3295 35 0.293(43) 3.495(513) 10.330(6817) 48.8 17±3 17±3 G12-2 4110 19 0.771(93) 5.414(653) 9.243(6817) 81.8 26±3 26±3 注：Ns为自发径迹数，Ni为诱发径迹数，Nd为标准铀玻璃的外探测器白云母记录的径迹数，ρs、ρi、ρd分别为与Ns、Ni和Nd相对应的径迹密度，P(χ2)为χ2检验值.G8-9、G6-2、G4-3、G9-3和G12-2引自郇伟静等(2013)

表 1 磷灰石裂变径迹分析结果Table 1 Apatite fission track result

图 7

Fig. 7

图 7 磷灰石样品单颗粒年龄直方图及其频率曲线 样品G8-9、G6-2、G4-3、G9-3和G12-2的磷灰石单颗粒年龄直方图及频率曲线郇伟静等(2013)Fig. 7 Histogram and frequency curve of apatite single grain age

对所有的磷灰石裂变径迹年龄进行分析统计，绘制年龄总的分布直方图(图 8)，由图 8可见，磷灰石裂变径迹年龄的大致年龄分组为92~88Ma，34~26Ma，17~15Ma和8.1Ma。

图 8

Fig. 8

图 8 磷灰石裂变径迹年龄总分布直方图Fig. 8 Histogram of apatite fission ages for all samples

岩石隆升(U)是指相对于海平面变化的岩石隆升程度，本文参照袁万明等(2011)对黄山花岗岩体隆升的计算方法，其关系式为：

对于磷灰石裂变径迹分析而言，D+Δs.l.等于磷灰石裂变径迹封闭温度对应的埋藏深度，若取磷灰石裂变径迹封闭温度为100℃，地温梯度为35℃/km(陈小宁等，2014; 冯云磊等，2015)，则其埋深为2860m，即D+Δs.l.=2860，则有：

有关古地表海拔高度，以往研究表明，在中新世时期，整个滇西地区山间盆地星罗密布，以湖泊相沉积为特征，植被茂盛，以乔本阔叶林为主，并分布有大量的哺乳动物，其当时的海拔高度为700~800m(云南省地质矿产局，1990)。由于古新世印亚大陆碰撞造山作用的影响，本区持续发生地壳隆升(张绪教等，1996)，基于此，我们对磷灰石裂变径迹年龄较大的样品(≥88Ma，包括G6-2和G8-9)取古地表高程为400m，对于年龄较小的其它样品(≤34Ma)取古地表高程为750m。

由于每个样品的地表高程不同，故对应的高程差值(ΔH)不同，具体高程差值列于表 2。根据(2)式可以计算出每个样品所对应的磷灰石裂变径迹封闭温度冷却以来的隆升量(表 2)。隆升速率可由隆升幅度与样品年龄求出，每个样品的隆升速率计算结果亦列于表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 甘孜-理塘地区隆升幅度与隆升速率计算表Table 2 甘孜-理塘地区隆升幅度与隆升速率计算表 样品号 高程(m) 高程差(m) 隆升幅度(m) 隆升速率(mm/a) G2 3913 3163 6023 0.22 G5-3 4466 3716 6576 0.81 G11-1 4110 3360 6220 0.18 G12-4 4162 3412 6272 0.22 G4-3 4409 3659 6519 0.43 G6-2 3674 3274 6134 0.07 G8-9 4101 3701 6561 0.07 G9-3 3295 2545 5405 0.32 G12-2 4110 3360 6220 0.24

表 2 甘孜-理塘地区隆升幅度与隆升速率计算表Table 2 甘孜-理塘地区隆升幅度与隆升速率计算表

由表 2可知，不同样品取自不同矿区，其隆升幅度也不尽相同，大致可以分为3个量级，即5405m、6023~6272m和6519~6576m，反映出本区差异隆升的特点。依据隆升程度与现在高程值，可知实际剥露程度为2110m。隆升速率变化于0.07~0.81mm/a之间，同样具有不同的量级，大致可以分为0.07mm/a、0.18~0.24mm/a、0.32~0.43mm/a和0.81mm/a，亦能反映本区差异隆升的特点。

柏道远等(2004)提出了“径迹年龄-海拔高程法”计算隆升量与隆升速率的基本公式，这是针对青藏高原地表具大幅抬升的客观现实而设计的一种更合乎实际的隆升量与隆升速率的计算方法。本文意图通过该计算方法来计算磷灰石裂变径迹年龄17~15Ma之间隆升量与隆升速率，公式为：

由上文可知，17Ma和15Ma时的古地表海拔高程均为750m，即Hf₁=Hf₂，则公式(3)中绝对隆升量便等于S₁与S₂的高程差，那么17~15Ma之间的隆升量为1338m，隆升速率为0.67mm/a，这与上述计算结果相符。

如上所述，每个样品都对应有自磷灰石裂变径迹封闭温度冷却以来的隆升幅度与隆升速率，并呈现出差异隆升的特点，说明研究区一直处于活跃状态。本文磷灰石裂变径迹年龄分组大致为92~88Ma，34~26Ma，17~15Ma和8.1Ma，这几个年龄组都能较好的体现地区内所经历的地质热事件。

甘孜-理塘金矿带属三江地区。晚白垩世(~80Ma)时期，新特提斯洋(印度河-雅鲁藏布洋)板片持续俯冲，而中特提斯洋闭合于晚白垩世，与新特提斯洋俯冲高峰期的时代基本一致，反映大洋俯冲消减为三江地区微地块运动的驱动机制(李龚健，2014)，该构造活动为甘孜-理塘金矿带的形成奠定了基础。磷灰石裂变径迹年龄92~88Ma样品取自错阿和西冲农矿区，该年龄组不仅是对晚白垩世构活动的印证，而且给出了具体的时段限制。例如错阿矿区金矿体均赋存于北北西-近南北向的两条含金断裂带内，并受北北西-南北向韧性-脆韧性剪切变质带控制，与区域性北西-南西向甘孜-理塘断裂交切；西冲农矿区矿化体产于构造破碎带内，发育尖棱褶皱和众多水平方向的小褶皱，且矿化强烈。

在新生代中期青藏高原内部发生过两次重要的构造和热事件，两者呈“此消彼涨”关系，即随着中央高原挤压缩短的停止，其边缘开始了挤压缩短与向外的扩展，而且在各个方向还是准同步的(王二七，2013)。Dupont-Nivet et al.(2007)对青藏高原东北部西宁盆地马哈拉沟组的磁性地层学和旋回地层学进行研究，成果表明青藏高原的干旱作用与发生在始新世-渐新世界限(34Ma)的全球变冷事件是密切相关的。裴军令等(2007)以高分辨率磁性地层学为基础，通过对青藏高原北部的柴达木盆地西北缘红三旱剖面的研究，揭示36Ma前后柴达木盆地经历了一次短暂的构造活动而引起沉积速率增大。新生代喜马拉雅期以来，由于特提斯洋沿雅鲁藏布江一线的开启与闭合，印度板块与欧亚板块相互碰撞，引起强烈的陆内构造作用，致使甘孜-理塘构造带的印支古造山带发生构造叠加改造作用。古近纪以来，随着造山带主体大规模急剧抬升，在甘孜-理塘断裂带发育一系列受北西向断裂控制的沿北西-南东向呈串珠状分布的断陷盆地(付小方和应汉龙，2003)。嘎拉矿区和曲开隆洼矿区磷灰石裂变径迹年龄34~26Ma，该年龄组即为上述构造事件的响应和本区的构造活动时限。如曲开隆洼矿区处于南北向金厂沟向斜西翼，受3条断裂控制，产于北西向金厂沟断层和马尼干戈-拉波断裂错切南北向的甘孜-理塘断裂带的部位；嘎拉矿区构造活动较强，基本发育东西向的糜棱面理，金矿体主要产在两条主剪切带所夹持的透镜形变基性火山岩东西两侧的剪切变质带中，呈透镜状产出。

中新世中期，青藏高原初次整体隆升，此次隆升事件导致青藏高原的气候变化和埃达克火山岩的大量喷发(蒋荣宝，2008)。在31~13Ma期间，三江地区表现为大规模的走滑变形(李龚健，2014)。而作为三江地区代表性金矿带的甘孜-理塘金矿带，在新生代以来经历了一系列的逆冲-推覆构造，甘孜-理塘断裂带被进一步复合改造，且构造活动最强烈的时期为喜马拉雅晚期(付小方和应汉龙，2003)。嘎拉矿区和雄龙西矿区17~15Ma磷灰石裂变径迹年龄，属于本区上述构造活动体现和时限，本文中也计算得出研究区17~15Ma之间的隆升量为1338.09m，隆升速率为0.67mm/a，说明在此期间甘孜-理塘地区构造运动活跃，处于快速隆升时期。以雄龙西矿区为例，该矿区位于擦岗隆洼-古鲁断裂与坐景寺-昂给断裂之间，靠擦岗隆洼-古鲁断裂一侧，矿区内总体构造格架为NNE，近南北向。控矿断裂多数为近南北向的层间破碎带，局部有穿层特点。

自晚中新世以来(12~0Ma)，三江地区逐渐由以走滑为主的运动形式转换为以伸展旋钮为主的形式，拉伸作用引发三江地区裂陷，表现为一系列NE向断裂的左行张扭性活动，物质呈现出顺时针旋钮运动特征(李龚健，2014)。王全伟等(2008)对川西地区中生代以来的构造-花岗岩浆热事件测年数据进行统计，结果显示新生代的走滑型花岗岩浆侵位事件发生于65.5~55.8Ma和23.03~5.03Ma之间。本文8.1Ma磷灰石裂变径迹年龄样品取自嘎拉矿区，该年龄系上述构造活动的良好反映。同时8.1Ma也反映了发生在中新世中期的青藏高原地壳隆升事件，上文中已计算得出本区自8.1Ma以来隆升幅度为6576m，隆升速率为0.81mm/a，该年龄也属于国际地层时代对比表中托尔通期，是在全球构造运动背景下发生相应的构造隆升，并被磷灰石裂变径迹年龄所记录(蒋荣宝，2008)。嘎拉矿区内金矿体产于NW走向的剪切破碎带中，矿体破碎严重，主要是受后期构造活动影响。

本文在5个矿区获得9个样品的磷灰石裂变径迹年龄，变化于92~8.1Ma，可大致分为4个年龄组，即92~88Ma，34~26Ma，17~15Ma和8.1Ma。计算得出每个样品所对应的磷灰石裂变径迹封闭温度冷却以来的隆升幅度和隆升速率，隆升幅度可分为3个量级，即5405m，6023~6272m和6519~6576m，隆升速率亦具有不同的量级，大致可以分为0.07mm/a，0.18~0.24mm/a，0.32~0.43mm/a和0.81mm/a，两者均反映出本区差异隆升的特点。此外，根据“径迹年龄-海拔高程法”计算得出17~15Ma之间的隆升量为1338.09m，隆升速率为0.67mm/a。

92~88Ma，34~26Ma，17~15Ma和8.1Ma这4个年龄组不仅较好地反映了研究区所经历的构造热事件，而且给出了具体的时间限制。磷灰石裂变径迹年龄92~88Ma反映晚白垩世中特提斯洋闭合，新特提斯洋板片持续俯冲的构造活动。34~26Ma年龄组响应新生代青藏高原中央高原挤压缩短停止，而其边缘开始挤压缩短和向外扩展的构造事件，以及甘孜-理塘断裂带古近纪以来发育一系列断陷盆地的构造活动。年龄17~15M为青藏高原初次整体隆升、三江地区大规模走滑变形和甘孜-理塘断裂带经历一系列逆冲-推覆构造提供新的年代学证据。8.1Ma是对中新世中期青藏高原地壳隆升、晚中新世以来三江地区发生裂陷和川西地区新生代的走滑型花岗岩浆侵位事件的响应。