鄧賓, 雍自權(quán)， 劉樹根, 李智武,趙高平， 米色子哈， 湯聰

1 成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 成都　610059　2 德國圖賓根大學(xué)地球科學(xué)系, 圖賓根　72074　3 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局攀西地質(zhì)隊(duì)， 四川西昌　615000　4 遼河油田勘探開發(fā)研究院計(jì)算所， 遼寧盤錦　124010

?

青藏高原東南緣大涼山新生代隆升建造過程
——多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)與熱模型限制

鄧賓1,2, 雍自權(quán)1*， 劉樹根1, 李智武1,趙高平1， 米色子哈3， 湯聰4

1 成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 成都6100592 德國圖賓根大學(xué)地球科學(xué)系, 圖賓根720743 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局攀西地質(zhì)隊(duì)， 四川西昌6150004 遼河油田勘探開發(fā)研究院計(jì)算所， 遼寧盤錦124010

摘要長波長、低起伏度大涼山構(gòu)造帶新生代隆升剝露與建造過程是解譯青藏高原東向擴(kuò)展過程的關(guān)鍵核心地區(qū)之一.本文基于大涼山構(gòu)造帶喜德剖面和沐川剖面9件樣品的多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡(即磷灰石(U-Th)/He(AHe)、磷灰石裂變徑跡(AFT)和鋯石(U-Th)/He(ZHe))定年，揭示出多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)年齡與古巖性柱深度具有明顯的正相關(guān)性，即伴隨古巖性柱深度增大，多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)年齡明顯減小.喜徳剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)AHe、AFT和ZHe年齡值分別為7—9 Ma、14—22 Ma和25—38 Ma；沐川剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)AHe和AFT年齡值分別為10—26 Ma、23—85 Ma, ZHe年齡值為未完全退火年齡.多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)和QTQt熱史模擬揭示，大涼山構(gòu)造帶喜徳和沐川剖面巖性柱所有樣品都經(jīng)歷大致相似的三階段熱演化過程，尤其是晚新生代快速隆升剝露階段(30—20 Ma以來)，其平均剝露速率分別為～0.15 mm·a-1和～0.20 mm·a-1，抬升剝露量分別為～3.0 km和～1.5 km.結(jié)合區(qū)域低溫?zé)崮甏鷮W(xué)特征的大涼山構(gòu)造帶地表隆升動(dòng)力學(xué)模型，揭示出重力均衡作用下地殼縮短與剝露作用(即構(gòu)造隆升剝露機(jī)制)控制形成了現(xiàn)今大涼山造山帶長波長、低起伏和高海拔地貌建造過程.關(guān)鍵詞低溫?zé)崮甏鷮W(xué)； QTQt； 隆升剝露； 隆升動(dòng)力學(xué)； 大涼山

1引言

新生代持續(xù)的印-亞大陸碰撞在青藏高原東緣產(chǎn)生了廣泛的東向擴(kuò)展生長效應(yīng) (Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008)，大規(guī)模高原地殼物質(zhì)向東擴(kuò)展，沿東構(gòu)造結(jié)發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)(圖1).因而形成了多種端元模式來解釋其高原隆升建造歷史、方式和機(jī)制，如：脆性塊體模式相關(guān)的逆沖-走滑機(jī)制(England and Molnar, 1990a)和黏性流動(dòng)模式相關(guān)的下地殼流動(dòng)模式(Clark and Royden, 2000)等.逆沖-走滑機(jī)制強(qiáng)調(diào)與大陸逃逸構(gòu)造相對應(yīng)的南東向強(qiáng)走滑擴(kuò)展變形(England and Molnar, 1990a)，相反下地殼流動(dòng)機(jī)制強(qiáng)調(diào)青藏高原中下地殼在重力勢能作用下向南東流動(dòng)，形成數(shù)千平方公里的長波長、低起伏度青藏高原東南緣地貌(Clark and Royden, 2000).然而，越來越多的研究揭示出青藏高原東南緣復(fù)雜的隆升建造與動(dòng)力學(xué)特征，對不同高原形成機(jī)制提出了質(zhì)疑或反駁，它們也暴露出人們對青藏高原東南緣隆升建造動(dòng)力學(xué)乃至大陸構(gòu)造本身的認(rèn)知缺陷(Witze, 2009；Oskin，2012).

青藏高原東南緣新生代地層普遍缺失導(dǎo)致其印-亞大陸碰撞后的新生代形成演化與建造過程難以有效解譯，因此低溫?zé)崮甏鷮W(xué)廣泛應(yīng)用于青藏高原東南緣新生代快速隆升剝露過程(圖1)，初步揭示出其晚中-新生代多種成因機(jī)制，如：地殼加厚(Kirby et al., 2002；Li et al., 2012), 下地殼通道流(Clark and Royden，2000)、河流基準(zhǔn)面變化(Richardson et al., 2008; Wilson and Fowler, 2011)等.但是由于長波長、低起伏度地貌特征地區(qū)難以獲得有效的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡-海拔高程剖面關(guān)系，因而針對大涼山地區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究較少(圖1).

本文在青藏高原東南緣大涼山構(gòu)造帶關(guān)鍵構(gòu)造剖面(喜德剖面和沐川剖面)，利用多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)定年手段，即磷灰石(U-Th)/He(AHe)、磷灰石裂變徑跡(AFT)和鋯石(U-Th)/He(ZHe)，并基于QTQt(R.5.4)多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)模擬揭示大涼山新生代隆升剝露過程，進(jìn)而探討其建造機(jī)制，為青藏高原東向擴(kuò)展過程研究提供進(jìn)一步證據(jù).

2淺表作用與低溫?zé)崮甏鷮W(xué)

青藏高原東南緣大涼山構(gòu)造帶具典型左旋逆沖走滑構(gòu)造、低斜率地貌坡度、低起伏度等構(gòu)造與地貌特征(圖1)，尤其是長波長、低起伏度地貌特征(常泛指地貌波長大于50～100 km、起伏度小于1000 m).地殼淺表熱撓動(dòng)通常伴隨深度呈指數(shù)形式衰減，地貌波幅、波長及剝露速率共同決定等溫面撓曲深度和強(qiáng)度(圖2)(Mancketlow and Grasemann, 1997; Braun, 2002)，因此淺表作用(如：河流侵蝕、張性正斷、逆沖褶皺變形等)與低溫?zé)崮甏鷮W(xué)之間的敏感性和耦合性備受關(guān)注(Ehlers and Farley, 2003; Metcalf et al., 2009；鄧賓等，2013, 2014).

圖2　地貌動(dòng)態(tài)變化與多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡關(guān)系示意圖(據(jù)Braun, 2002; Reiners et al., 2003;鄧賓等，2013修改)(A) 地貌波幅變化與淺表不同封閉溫度等溫面撓曲示意圖； (B) 地溫場擾動(dòng)與較低封閉溫度熱年代學(xué)年齡-高程(AERs)圖變化及其不確定性； (C) 動(dòng)態(tài)地貌變化相關(guān)的負(fù)斜率低溫?zé)崮甏鷮W(xué)AERs圖； (D) 褶皺變形相關(guān)的多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)年齡-偽高程法及其不確定性.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.

對于AHe和AFT年代學(xué)系統(tǒng)，地表波幅與波長分別大于10 km和18 km，將導(dǎo)致其封閉溫度等溫面產(chǎn)生不少于20%左右的撓曲度(Reiners and Brandon, 2006).當(dāng)巖石抬升冷卻先后穿過山脊和山谷處(不同封閉溫度)等溫面時(shí)(圖2A)，封閉溫度越低的熱年代學(xué)系統(tǒng)會(huì)產(chǎn)生較大的年代學(xué)變化(圖2B)，導(dǎo)致基于熱年代學(xué)年齡-海拔高程(AERs)斜率方法計(jì)算剝露速率的不確定性，乃至負(fù)斜率AERs關(guān)系(圖2C).對具有恒定隆升剝蝕速率(1 mm·a-1)的AERs關(guān)系，其誤差可能超過實(shí)際速率的40%～70%(Braun, 2002).因此，造山帶和盆地?zé)釟v史重建過程中多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)及其相關(guān)的礦物對法(PMP)、基于構(gòu)造剖面的偽高程(或古深度)剖面法“pseudo-transect”受到越來越廣泛的重視(Reiners et al., 2003; Richardson et al., 2008; Deng et al., 2015; 鄧賓等，2013).

不同低溫?zé)崮甏鷮W(xué)系統(tǒng)之間的封閉溫度差值(如：AHe-AFT間為40 ℃和AHe-ZHe間為 110 ℃)結(jié)合地溫梯度、樣品高程構(gòu)建偽高程剖面“pseudo-AERs”(Reiners et al., 2003)，能夠揭示長時(shí)間周期抬升剝蝕過程.但值得指出的是，它以長時(shí)間周期熱穩(wěn)態(tài)特征為重要假設(shè)前提.同時(shí)，由于構(gòu)造變形伴隨的淺表不同封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)等溫面撓曲，能夠建立相應(yīng)的偽古深度剖面(低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡-巖性柱深度)(鄧賓等，2013; Deng et al., 2015)，但由于構(gòu)造變形(時(shí)期)與抬升剝蝕(階段性)可能存在多種端元模式，導(dǎo)致同一剖面多封閉系統(tǒng)AERs關(guān)系具有多變性(圖2D).由于地表波長與AERs斜率圖-地表起伏變化圖具明顯的耦合性，Braun(2002)和Reiners等(2003)基于等溫面波幅與地貌波幅之比(a)和現(xiàn)今地貌波幅與古地貌波幅之比(β)對低溫?zé)崮甏鷮W(xué)及其剝露速率進(jìn)行校正.

3大涼山地區(qū)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)特征

本文采用偽古深度(古巖性柱)剖面法中多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品定年與模擬揭示其抬升剝露過程，古深度(或古巖性柱)即指構(gòu)造變形前樣品在垂直連續(xù)地層剖面中深度與位置，主要根據(jù)現(xiàn)今無斷層錯(cuò)切、連續(xù)剖面產(chǎn)狀與采樣位置恢復(fù)古深度(或古巖性柱)結(jié)構(gòu)(鄧賓等，2013).低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品分別采集于大涼山構(gòu)造帶西側(cè)西昌盆地北段喜德背斜和東側(cè)五指山背斜北東翼沐川向斜(圖1)，采樣層位為上三疊統(tǒng)須家河組至下白堊統(tǒng)，共9件年代學(xué)樣品，具體樣品位置及其信息詳見表1.

喜德背斜和沐川向斜均無斷裂切割、地層連續(xù)出露，基于野外露頭剖面地層產(chǎn)狀系統(tǒng)實(shí)測與連續(xù)采樣位置，計(jì)算得到巖性柱真實(shí)地層厚度和樣品古深度，以現(xiàn)今最新出露地層海拔為參考點(diǎn)恢復(fù)樣品古深度(即古巖性柱)剖面(圖3).低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡-巖性柱深度及其多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)定年方法詳見鄧賓等(2013)和Deng等(2015).喜德背斜和沐川向斜磷灰石AHe、AFT和鋯石ZHe組成的多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)詳細(xì)特征見圖3.

喜德剖面4件樣品AFT和ZHe年齡垂向空間上伴隨古埋深增加具有明顯減小趨勢，反映出低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡與埋深溫度間明顯相關(guān)性，其AHe年齡相似，巖性柱頂部上侏羅統(tǒng)樣品年齡為7.4±4 Ma、底部上三疊統(tǒng)白果灣組樣品年齡為9.2±0.5 Ma.AFT年齡從巖性柱頂部21±2 Ma逐漸減小到底部14±2 Ma，徑跡長度大致相似或具微弱增加趨勢，頂部樣品徑跡長度為11.6±2.2 μm、中下部樣品為11.9±1.7 μm.古巖性柱中下部樣品ZHe年齡逐漸從37.7±10.2 Ma減小為24.6±4.5 Ma. ZHe、AFT和AHe年代學(xué)體系封閉溫度具有逐漸減小趨勢(Reiners and Brandon, 2006)，而喜德古巖性柱剖面中不同年代學(xué)體系年齡值也具有逐漸減小趨勢，即總體上ZHe>AFT>AHe，反映出古巖性柱剖面樣品逐漸抬升退火(通過不同熱年代學(xué)系統(tǒng)封閉溫度等溫面)過程，尤其是巖性柱底部樣品SYX01的ZHe、AFT和AHe年齡分別為24.6±4.5 Ma、14±2 Ma和9.18±0.5 Ma.

表1　青藏高原東南緣大涼山地區(qū)多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)特征綜合表

注：喜徳樣品中SYX-04由于樣品單顆粒質(zhì)量未能獲得有效的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡值，M.A.(mean age)為AHe和ZHe單顆粒年齡計(jì)算平均年齡值.

沐川剖面5件樣品AFT和AHe年齡值伴隨古深度增加具有明顯減小特征.AFT年齡值從巖性柱頂部85±7 Ma逐漸減小至底部23±2 Ma，徑跡長度頂部為11.5±2.5 μm，其下部樣品徑跡長度普遍為～12.0 μm，頂部樣品AFT單顆粒年齡值大于地層年齡值揭示其為部分退火樣品.巖性柱頂部AHe年齡具有明顯的發(fā)散分布特征，也揭示其為部分退火樣品，其下部樣品平均年齡從26.5±12.3 Ma逐漸減小至底部9.9±5.5 Ma.由于AHe封閉溫度(～65～85 ℃，據(jù)Farley, 2000；邱楠生等，2009)小于AFT封閉溫度(90～110 ℃, 據(jù)Gallagher et al., 1998)，樣品SQM05埋深溫度未超過AHe封閉溫度等溫面，與前述AFT年齡為部分退火年齡(即部分退火樣品)特征一致.ZFT年齡大于其地層沉積年齡，反映ZHe年齡未完全退火，即古埋深溫度不大于鋯石He系統(tǒng)封閉溫度～170-200 ℃(Reiners et al., 2004)；巖性柱頂部下白堊統(tǒng)AHe和AFT年齡值保留明顯的部分退火帶(或滯留帶)特征，揭示其埋深溫度不大于AHe-AFT封閉溫度范圍75±10 ℃～100±10 ℃(Farley, 2000；Gallagher et al., 1998). 沐川剖面樣品熱年代學(xué)特征也具有明顯的AFT、AHe年齡逐漸減小的趨勢，如：樣品SQM10、SOM08和SQM07，反映出古巖性柱剖面樣品逐漸抬升冷卻與退火過程，但ZHe年代學(xué)體系由于為未完全退火樣品，所以難以估計(jì)其相對特征.

4多封閉熱年代學(xué)與QTQt熱史T-t反演

為有效減少淺表作用對低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡的影響，我們基于巖性柱古深度-多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)特征(AHe年齡、AFT年齡和徑跡長度)和QTQt(R.5.4)熱模擬軟件(Gallagher,2012)，對大涼山喜德和沐川剖面樣品進(jìn)行熱史反演.QTQt軟件基于多維Markov Chain Monte-Carlo (MCMC)迭代方法，對垂向上或空間上的多個(gè)樣品、多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)進(jìn)行插值反演得到連續(xù)剖面的T-t熱史.QTQt模擬數(shù)據(jù)中多個(gè)樣品的多封閉系統(tǒng)(熱)年代學(xué)之間的對比能夠進(jìn)一步相互限制熱史迭代過程，而區(qū)別于HeFTy熱模型(Ketcham, 2005; Gallagher, 2012)，如：裂變徑跡年齡和長度、(U-Th)/He和40Ar/39Ar(本文中僅涉及裂變徑跡和(U-Th)/He年代學(xué)特征).首先熱史模擬初始條件可以根據(jù)區(qū)域構(gòu)造地質(zhì)特征(如：樣品地層沉積初始年齡與地表溫度、區(qū)域構(gòu)造事件等)進(jìn)行正演限定，也可以不進(jìn)行邊界條件正演限制以便得到最大程度的插值范圍.(垂直)連續(xù)剖面樣品具有一定的溫度差值或變量(即頂部樣品和底部樣品溫度變化)，普遍受區(qū)域地溫場和淺表作用(圖2)影響，因此模擬過程中可以使用動(dòng)態(tài)溫度差值(Temp. offset)或定量的最大(與最小)溫度差值算法進(jìn)行有效限定.結(jié)合隨機(jī)選擇與迭代算法(約100000次)得到與現(xiàn)今數(shù)據(jù)樣品經(jīng)歷相似熱史過程的可能性模型熱史(詳見Gallagher, 2012).一般而言，模擬最終的時(shí)間與溫度差值評價(jià)參數(shù)(Acceptance rates)約0.2～0.5，裂變徑跡退火和He擴(kuò)散值約0.8～0.95，表明所得到的模型熱史結(jié)果較佳.喜德剖面和沐川剖面所有樣品最佳熱史過程詳見圖4B與圖5B，剖面中樣品具有大致相似的T-t熱史特征，代表性樣品熱史過程見圖4C—4D與圖5C—5D.

喜德剖面所有樣品都主要經(jīng)歷三個(gè)熱史演化階段(圖4).早期埋深增溫階段，巖性柱所有樣品從沉積初期至晚白堊世中晚期約80 Ma持續(xù)埋深.中期緩慢抬升-沉降作用過程，即晚白堊世末期先發(fā)生抬升剝蝕與短暫沉積間斷，隨后再發(fā)生緩慢沉降增溫.巖性柱底部樣品SYX01相對于淺部樣品SYX06沉降增溫作用明顯，這可能與地表作用對淺部樣品熱擾動(dòng)作用相關(guān)，但它們都明顯經(jīng)歷晚白堊世短暫的抬升冷卻作用，這與上白堊統(tǒng)頂部的區(qū)域平行不整合或整合接觸關(guān)系具有一致性.古近紀(jì)晚期約30—20 Ma樣品普遍經(jīng)歷快速抬升冷卻作用過程，巖性柱樣品逐次抬升冷卻通過其封閉溫度等溫面、剝蝕至地表，其抬升冷卻速率為～4 ℃/Ma.巖性柱淺部樣品SYX06和底部樣品SYX01分別從～110 ℃、～170 ℃抬升剝露至地表，若考慮大涼山區(qū)域地溫梯度和地表溫度分別為30～40 ℃/km、～10 ℃(Hu et al., 2000)，其揭示出晚新生代快速抬升剝露幅度約2.5～4.5 km.

沐川剖面樣品也主要經(jīng)歷三個(gè)熱史演化階段(圖5).早期埋深增溫階段，巖性柱所有樣品從沉積初期至晚白堊世中晚期約100—80 Ma持續(xù)埋深，巖性柱淺部樣品埋深作用明顯較底部樣品弱.中上部樣品SQM05、SQM11埋深溫度大約為70～100 ℃，大致小于或等于AHe-AFT熱年代學(xué)封閉溫度，揭示樣品未發(fā)生完全退火作用；底部樣品SQM08、SQM10埋深溫度明顯較高，約170～220 ℃，大致等于ZHe年代學(xué)封閉溫度，與前述樣品ZHe年代學(xué)未發(fā)生完全退火作用一致.中期緩慢或中速抬升冷卻作用過程，總體上經(jīng)歷晚白堊世末期-新生代早期的抬升剝蝕，其抬升冷卻速率約～1.5 ℃/Ma.巖性柱底部樣品SQM10相對于淺部樣品SQM05抬升冷卻作用明顯，其抬升速率明顯較高，這可能與地表作用對淺部樣品熱擾動(dòng)作用相關(guān)，但它們都明顯經(jīng)歷晚白堊世抬升冷卻作用，這與前述上白堊統(tǒng)頂部的區(qū)域平行不整合或整合接觸關(guān)系具有一致性.古近紀(jì)晚期-新近紀(jì)早期約30—20 Ma所有樣品普遍經(jīng)歷快速抬升冷卻作用過程，巖性柱樣品逐次抬升冷卻通過其封閉溫度等溫面、剝蝕至地表，其抬升冷卻速率約～3～6 ℃/Ma(相對于早期其冷卻速率增加約2～3倍).巖性柱淺部樣品SQM05和底部樣品SQM10分別從～60 ℃、～80 ℃抬升剝露至地表，考慮區(qū)域地溫梯度和地表溫度分別為25～35 ℃/km、～10 ℃(Hu et al., 2000)，其揭示出晚新生代快速抬升剝露幅度約1.5～2.0 km.

圖4　喜德剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡模擬熱史圖(A) 喜德古巖性柱剖面樣品分布特征圖； (B) 喜德剖面多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)偽古深度剖面綜合熱史模擬圖，巖性柱最上部樣品和最下部樣品分別用藍(lán)色和紅色線表示其熱史曲線，相關(guān)細(xì)線表示為其95%置信區(qū)間，中部樣品用灰色細(xì)線表示； (C) SYX06樣品熱史模擬圖，最期望的和最可能的熱史曲線分別用黑色和紅色線表示； (D) SYX01樣品熱史模擬圖.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.

圖5　沐川剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡模擬熱史圖(A) 沐川剖面古巖性柱剖面樣品分布特征圖； (B) 沐川剖面多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)偽古深度剖面綜合熱史模擬圖； (C) SQM05樣品熱史模擬圖； (D) SQM10樣品熱史模擬圖.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.

5晚新生代大涼山構(gòu)造帶隆升建造作用探討

5.1隆升剝露的不同含義

論述巖石位移必須基于一定的參照系，隆升或抬升(uplift)是與重力場矢量方向相反的位移，巖石相對于特定參考面(如大地水準(zhǔn)面、未變形巖石圈表面等)的向上或向下的位移定義為隆升或沉降(subsidence).巖石相對于地表的位移定義為剝露(exhumation)或埋深(burial)，正的剝露意味著巖石向更接近于地表的方向移動(dòng)，而負(fù)的剝露則表明巖石的移動(dòng)方向遠(yuǎn)離地表(表2).通常，剝露代表某一點(diǎn)相對于地表運(yùn)動(dòng)，而剝蝕(denudation)則常指一個(gè)大的區(qū)域范圍相對于地表運(yùn)動(dòng)，地表剝蝕(erosion)則強(qiáng)調(diào)地表風(fēng)化、河流等作用對于地表物質(zhì)的搬離過程，不具有前述特定的參考坐標(biāo)系位移意義(England and Molnar,1990b; Stüwe, 2007; Lisker et al., 2009).

隆升(或抬升)與剝露常常具有一致性，但隆升與剝露并沒有必然的關(guān)聯(lián)性，隆升也不等于剝露.進(jìn)一步，England和Molnar(1990b)定義地表相對于大地水準(zhǔn)面向上的位移稱為地表隆升，巖石相對于大地水準(zhǔn)面向上的位移定義為巖石隆升，二者既有聯(lián)系又有區(qū)別.構(gòu)造驅(qū)動(dòng)力和重力均衡補(bǔ)償都能引起巖石隆升，一般在構(gòu)造驅(qū)動(dòng)力為零或者可以忽略的情況下，巖石隆升(vro)=地表隆升(vup)+巖石剝露(vex)(England and Molnar,1990b; Stüwe, 2007).如果區(qū)域未發(fā)生剝露或剝蝕，則巖石隆升與地表隆升相等.因此，對于造山帶或盆地巖石隆升只能通過計(jì)算間接得出，而難以通過直接的野外露頭勘測得到，(熱)年代學(xué)或地質(zhì)壓力計(jì)在巖石剝露和巖石隆升定量計(jì)算具有明顯不同的作用(表2).

5.2青藏高原東南緣大涼山地區(qū)AERs剖面巖石剝露速率特征

大涼山地區(qū)位于青藏高原東南緣，具有大量的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)(圖1)，但卻基本未涉及淺部地表作用的校正工作，因此我們初步對主要以低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡-高程剖面AERs方法為主的表觀/視剝露速率進(jìn)行基于等溫面波幅與地貌波幅之比(a)校正(Braun, 2002; Reiners et al., 2003).磷灰石(U-He)/He、磷灰石裂變徑跡和鋯石(U-He)/He封閉溫度等溫面分別為～65 ℃、～100 ℃和～180 ℃(Gallagher et al., 1998；Farley, 2000；Reiners et al., 2004)，青藏高原東南緣地區(qū)AERs剖面波長與波幅根據(jù)采樣位置DEM高程剖面獲得，詳細(xì)地表作用校正后剝露速率(更接近于真實(shí)的樣品剝露速率)見圖6.校正后大涼山地區(qū)基于AERs剖面計(jì)算得到的真實(shí)抬升剝露速率總體上較表觀抬升剝露速率有所增大(Deng et al., 2015; Ouimet et al., 2010)，剝露速率范圍為0.2～0.47 mm·a-1，總體集中于～0.25 mm·a-1，體現(xiàn)出區(qū)域大致相似抬升剝露過程(Ouimet et al., 2010；Wilson and Fowler, 2011)；僅Ganluo剖面剝露速率為0.91 mm·a-1，這與其所處大涼山斷裂帶上盤構(gòu)造部位密切相關(guān)(Deng et al., 2015).

表2　隆升與剝露定義與研究手段對比表

基于多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)和QTQt熱模擬揭示出喜德和沐川剖面大致具有三階段構(gòu)造熱演化史(圖4、圖5)，尤其是新生代約30—20 Ma以來的快速抬升剝露過程(喜德剖面～4 ℃/Ma、沐川剖面～3～6 ℃/Ma)，結(jié)合現(xiàn)今地溫梯度與地表溫度(25～35 ℃/km和～10 ℃, Hu et al., 2000)能夠計(jì)算得到喜德和沐川剖面30—20 Ma以來剝露速率分別為：0.15 mm·a-1(或0.15 km/Ma)和0.20 mm·a-1(或0.20 km/Ma)，與大涼山地區(qū)其余主要基于淺表作用校正后AERs剝露速率基本一致(～0.25 mm·a-1)(圖6)，揭示出青藏高原東南緣的晚新生代巖石剝露與建造過程.

5.3晚新生代大涼山構(gòu)造帶地表隆升動(dòng)力學(xué)模擬

5.3.1重力均衡模型與隆升作用

圖6　大涼山地區(qū)多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)剝露速率校正圖其中a為等溫面撓曲指數(shù)，2H0為AERs剖面起伏度，Zv和Zr分別為峽谷和山脊至不同熱年代學(xué)體系封閉溫度等溫面深度，Ua和Ur分別為基于AERs關(guān)系得到的表觀/視剝露速率和校正后速率. 樣品數(shù)據(jù)紅色為磷灰石He年齡體系，綠色為磷灰石裂變徑跡年齡體系，灰色為鋯石He年齡體系, 樣品數(shù)據(jù)引用自Deng et al., 2015; Ouimet et al., 2010.Fig.6　Corrected exhumation rates of multisystem low-temperature thermochronological data across the Daliangshan 2H0 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.

圖7　巖石圈垂向運(yùn)動(dòng)參考系示意圖a 參考未變形巖石圈； b 巖石圈垂向變形增厚； c 地表剝蝕與均衡補(bǔ)償作用引起巖石圈垂向運(yùn)動(dòng)； d 地表剝蝕與地殼增厚變形過程中垂直運(yùn)動(dòng)，據(jù)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).

如前所述，巖石隆升(vro)=地表隆升(vup)+巖石剝露(vex).在以未變形巖石圈表面為X軸、垂向?yàn)閆軸的參考坐標(biāo)系中(圖7)，任意一點(diǎn)相對于參考系巖石垂直運(yùn)動(dòng)速度為(England and Molnar, 1990b)：

(1)

式中ε為巖石圈垂直應(yīng)變量(s-1)，H是表面高程(m)，ε(Z+H)為巖石圈垂直增厚作用引起的巖石圈垂直方向上運(yùn)動(dòng)速率，由于巖石圈增厚會(huì)導(dǎo)致巖石埋深，因此一般為負(fù)值(圖7B).在地殼淺層，Z值較小，巖石圈變形(增厚)作用導(dǎo)致埋深量較小，而vro普遍較高，因而vz為正值、向上，即巖石在地表剝蝕作用和巖石圈變形(增厚)作用過程中發(fā)生巖石隆升作用；而在地殼深部，恰與前者相反，vz為負(fù)值、向下，巖石沉降埋深(圖7D).

因此在巖石圈地表vro=0、Z=-H，vz=0.

同時(shí)，

(2)

其中，ver為剝蝕速率(m·s-1).

可見剝露并不完全等于剝蝕，而取決于地表剝蝕作用和巖石圈變形作用(圖7D).僅當(dāng)未發(fā)生巖石圈變形作用時(shí)地表剝露等于剝蝕，即vex=ver.

重力均衡補(bǔ)償條件下，地表高程與巖石圈結(jié)構(gòu)具有一定的函數(shù)關(guān)系，即地表高程受控于地殼和巖石圈變形的均衡補(bǔ)償作用(Sandiford and Powell, 1990；Stüwe, 2007).

(3)

其中fc和f1分別為地殼和巖石圈構(gòu)造增厚或變形指數(shù)(無量綱)，ρc、ρm分別為地殼、地幔巖石圈密度(kg·m-3)，α為熱擴(kuò)散系數(shù)(℃-1)，T1、Ts分別為巖石圈底部和地表溫度值(℃)，Zc、Z1分別為初始地殼和初始巖石圈厚度(m).

對高程求導(dǎo)得到地表隆升速率(vup)：

(4)

其中A=(δZc-ξZ1), B=(δ-ξ).

穩(wěn)態(tài)剝蝕過程中，假設(shè)剝蝕速率(υer)與高程和剝蝕指數(shù)(E，單位為yr或Myr)相關(guān)，即恒定時(shí)間內(nèi)高程為H的造山帶物質(zhì)被成比例剝蝕(Stüwe and Barr, 1998)，即

(5)

積分可得到：

(6)

地殼中未發(fā)生相對垂向位移點(diǎn)位vz=0(即剝露-埋深過渡點(diǎn))，其深度(或海拔)伴隨時(shí)間可能發(fā)生明顯相對位移.將式(5)和式(2)代入式(1)得到：

(7)

進(jìn)一步將式(6)、式(7)積分可以得到地殼中某一點(diǎn)巖石抬升剝露的時(shí)間與海拔高程軌跡：

(8)

式中Zi為某一點(diǎn)巖石的初始深度/海拔(m).

因此，結(jié)合前述多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)得到的地表剝露速率，可以通過均衡模型反演和利用公式(6)、(7)和(8)得到造山帶巖石地表隆升速率和造山帶地貌建造過程等，它們相互印證揭示出區(qū)域地表隆升作用與動(dòng)力學(xué)成因機(jī)制.

5.3.2晚新生代大涼山構(gòu)造帶隆升作用模型

大涼山構(gòu)造帶重力均衡作用穩(wěn)態(tài)隆升模型邊界參數(shù)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和巖石圈垂直應(yīng)變量ε=10-15s-1(Stüwe and Barr, 1998；Stüwe, 2007).大涼山構(gòu)造帶晚新生代具有明顯的變形和抬升剝蝕作用，其地表高程具有動(dòng)態(tài)增大的變化特征(圖8A).對于具有較小剝蝕指數(shù)(E=B/ε)或較高剝蝕速率，伴隨剝蝕量增加地表高程通常會(huì)逐漸增高、達(dá)到穩(wěn)定地貌特征；但較大的剝蝕指數(shù)或較低剝蝕速率，伴隨剝蝕量增加地表高程會(huì)呈線性持續(xù)增高，顯然后者不符合地質(zhì)實(shí)際情況.尤其是，相對于不同較高速率(E=0.5×B/ε相當(dāng)于2.2 Myr，或E=0.25×B/ε相當(dāng)于1.5 Myr)，它們分別會(huì)在初始快速抬升剝蝕發(fā)生后10—30 Ma進(jìn)入穩(wěn)態(tài)地貌建造階段，即地表海拔高程穩(wěn)態(tài)或恒定(造山帶系統(tǒng)剝蝕去頂作用相關(guān)的物質(zhì)輸出與物質(zhì)輸入量相等(Willet, 1999；鄧賓等，2014)).但值得指出的是，伴隨區(qū)域抬升剝露速率的差異，重力均衡作用下的穩(wěn)態(tài)地表隆升作用能夠形成明顯不同的地表地貌海拔.對于較高速率(E=0.25×B/ε)，雖然10—20 Ma能夠形成穩(wěn)態(tài)地表海拔高程，但其海拔高程明顯較低、約1200 m，與現(xiàn)今青藏高原東南緣高海拔地貌特征明顯不相符.

圖8　大涼山構(gòu)造帶穩(wěn)態(tài)-均衡作用下地表海拔高程圖(A)和巖石圈過渡點(diǎn)深度變化圖(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

伴隨造山帶褶皺變形與地表剝蝕，地殼中淺部巖石(埋深小于3.5 km)基本抬升剝蝕至地表，而深部巖石則發(fā)生持續(xù)埋藏作用.因此，深度大于剝露-埋深過渡點(diǎn)(約3.5 km)的巖石始終難以抬升剝蝕至地殼淺部.對于具有較小剝蝕指數(shù)(E=B/ε)或較高剝蝕速率，伴隨剝蝕量增加過渡點(diǎn)深度逐漸加深，最終約30 Ma達(dá)到恒定的深度、大約28 km(圖8B)，與前述穩(wěn)態(tài)地貌建造過程大致相似，它們揭示大涼山地區(qū)穩(wěn)態(tài)地貌與熱結(jié)構(gòu)能夠在初始的較高剝蝕速率發(fā)生后20—30 Ma形成.

大涼山構(gòu)造帶具有多階段熱史演化過程，尤其是新生代約30 Ma以來經(jīng)歷了明顯的快速剝露過程，區(qū)域校正后AERs剝露速率總體上為0.2～0.9 mm·a-1，喜徳和沐川典型剖面多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)剝蝕速率為～0.2 mm·a-1.同時(shí)根據(jù)重力均衡隆升作用隆升動(dòng)力學(xué)模型我們可以大致得到大涼山地區(qū)剝露速率與其地表海拔穩(wěn)態(tài)建造時(shí)間約20—40 Ma(圖8中框圖限定區(qū)域)，其海拔約2600 m，略小于大涼山現(xiàn)今平均海拔高程～3000 m；即均衡作用下現(xiàn)今構(gòu)造縮短變形與抬升剝露過程中，約20—40 Ma能夠形成大涼山現(xiàn)今的地貌.因此，大涼山構(gòu)造帶地表隆升作用模型揭示，基于重力均衡作用下的地殼縮短與剝露作用(即構(gòu)造與剝露機(jī)制)能夠形成現(xiàn)今大涼山造山帶長波長、低起伏和高海拔地貌特征，而不一定需要下地殼通道流機(jī)制(Clark and Royden，2000).

5.4大涼山構(gòu)造帶構(gòu)造隆升動(dòng)力學(xué)機(jī)制探討

為進(jìn)一步對比青藏高原東南緣構(gòu)造隆升動(dòng)力學(xué)特征，我們基于前人(AFT年齡參考文獻(xiàn)詳見Xu and Kamp, 2000; Wilson and Fowler, 2011; Deng et al., 2013; Yang, 2013; Tian et al., 2014)和本次年代學(xué)測試結(jié)果匯編了區(qū)域磷灰石裂變徑跡年齡等值線圖(圖9).AFT年齡大小總體范圍為5—130 Ma，區(qū)域上呈現(xiàn)出明顯不同的高值年齡分塊和分帶性.典型的較大AFT年齡環(huán)帶中心(大于100—130 Ma)分別位于四川盆地、若爾蓋盆地和甘孜—理塘地區(qū)，相似的高值年齡環(huán)帶中心常出露在典型穩(wěn)態(tài)剝蝕造山帶和盆地區(qū)域(Willett and Brandon, 2002; Deng et al., 2013)，其年齡環(huán)帶中心分布與不同熱年代學(xué)系統(tǒng)封閉溫度密切相關(guān).青藏高原東緣和東南緣地區(qū)高值A(chǔ)FT年齡環(huán)帶中心和揚(yáng)子板塊西緣四川盆地和若爾蓋親揚(yáng)子板塊剛性克拉通基底空間上具一致性，它們揭示出剛性穩(wěn)定的盆地(或造山帶)基底對于構(gòu)造帶穩(wěn)態(tài)抬升剝露與建造過程的控制作用.

典型低值A(chǔ)FT年齡沿青藏高原東緣和東南緣邊界斷裂帶分布，尤其是鮮水河斷裂—大涼山斷裂—小江斷裂帶，AFT年齡普遍小于30 Ma(圖9).同時(shí)，龍門山斷裂帶、鮮水河斷裂帶與大涼山斷裂帶AFT年齡展布具有明顯的差別，前兩者具有明顯的AFT年齡突變特征，大涼山斷裂帶年齡值由北向南和由西向東具有明顯的漸變性特征，逐漸由～5 Ma增大至40—60 Ma，不同斷裂帶AFT年齡(突變性和漸變性)變化方式與龍門山和大涼山不同盆山結(jié)構(gòu)特征(即突變型盆山結(jié)構(gòu)和漸變型盆山結(jié)構(gòu))具有明顯相關(guān)性(Liu et al., 2012).大涼山新生代約30 Ma以來的快速抬升剝露過程，同期大涼山構(gòu)造帶發(fā)生重要的區(qū)域走滑逆沖與褶皺造山作用過程，其晚中-新生代走滑變形量達(dá)40～100 km、褶皺縮短變形量10～40 km(縮短率約20%)(Wang et al., 2012b; 廖忠禮等，2003；陳長云和何宏林，2008；王二七和尹紀(jì)云, 2009)；它們與QTQt熱模型和大涼山抬升剝露動(dòng)力學(xué)模型相一致，揭示出晚新生代大涼山形成與區(qū)域強(qiáng)走滑逆沖構(gòu)造變形相關(guān)的構(gòu)造隆升剝露機(jī)制具密切成因聯(lián)系.

圖9　青藏高原東緣地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡分布趨勢圖AFT 年齡在鮮水河斷裂—大涼山斷裂帶與揚(yáng)子克拉通板塊、若爾蓋地塊具鮮明年齡對比特征，揭示出強(qiáng)走滑逆沖邊界斷裂快速抬升剝露作用.Fig.9　Contours of the AFT ages across the eastern margin of Tibetan PlateauThere 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.

6結(jié)論

本文基于大涼山構(gòu)造帶喜德和沐川古巖性柱剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡(磷灰石(U-Th)/He(AHe)、磷灰石裂變徑跡(AFT)和鋯石(U-Th)/He(ZHe))定年、QTQt熱模擬和重力均衡隆升模型等，揭示出大涼山構(gòu)造帶晚中-新生代多階段性熱史過程與隆升剝露動(dòng)力學(xué)特征，主要獲得了如下結(jié)果和結(jié)論：

(1) 喜徳剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)AHe、AFT和ZHe年齡值分別為7—9 Ma、14—22 Ma和25—38 Ma, 多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)年齡伴隨古巖性柱深度增大具有明顯的減小趨勢.

(2) 沐川剖面多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)AHe和AFT年齡值分別為10—26 Ma、23—85 Ma(徑跡長度為～12 μm), ZHe年齡值為未完全退火年齡，多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)年齡與古巖性柱深度具有明顯的正相關(guān)性，巖性柱頂部保留磷灰石裂變徑跡部分退火帶(APAZ)和磷灰石He年齡部分滯留帶(APRZ)，揭示巖性柱淺部埋深未大于AHe-AFT年代學(xué)系統(tǒng)封閉溫度等溫面.

(3) 基于多封閉系統(tǒng)熱年代學(xué)和QTQt熱史模擬揭示，喜徳剖面和沐川剖面巖性柱所有樣品都經(jīng)歷大致相似的三階段熱演化過程.早期沉降埋深與增溫階段(100—80 Ma前)、緩慢抬升冷卻階段(80—30 Ma)和晚新生代快速隆升剝露階段(30—20 Ma以來)，其晚新生代隆升剝露速率分別為～0.15 mm·a-1和～0.20 mm·a-1，地表抬升剝露幅度分別為～3.0 km和～1.5 km.

(4) 基于重力均衡隆升作用的大涼山構(gòu)造帶地表隆升動(dòng)力學(xué)模型，表明重力均衡作用下的地殼縮短與剝露作用能夠形成現(xiàn)今大涼山長波長、低起伏和高海拔地貌，結(jié)合區(qū)域低溫?zé)崮甏鷮W(xué)特征共同揭示出晚新生代大涼山形成與區(qū)域強(qiáng)走滑逆沖和褶皺縮短構(gòu)造變形相關(guān)的構(gòu)造隆升剝露機(jī)制密切相關(guān).

致謝感謝德國圖賓根大學(xué)Todd Ehlers教授, Eva Enkelamann 教授，Annika Szameitat 博士等在樣品測試中提供的幫助和支持，格拉茨大學(xué)Kurt Stüwe 教授在地表抬升動(dòng)力學(xué)模型工作中的指導(dǎo)和幫助.

References

An Y F, Han Z J, Wan J L. 2008. Fission track dating of the Cenozoic uplift in Mabian area, southern Sichuan Province, China.ScienceinChinaSeriesD:EarthSciences, 51(9): 1238-1247.

Braun J. 2002. Quantifying the effect of recent relief changes on age-elevation relationships.EarthandPlanetaryScienceLetters, 200(3-4): 331-343. Chen C Y, He H L. 2008. Crust shortening of Daliangshan tectonic zone in Cenozoic era and its implication.SeismologyandGeology(in Chinese), 30(2): 443-453. Clark M K, House M A, Royden L H, et al. 2005. Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet.Geology, 33(6): 525-528.

Clark M K, Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow.Geology, 28(8): 703-706.

Deng B, Liu S G, Li Z W, et al. 2013. Differential exhumation at eastern margin of the Tibetan Plateau, from apatite fission-track thermochronology.Tectonophysics, 591: 98-115.

Deng B, Liu S G, Wang G Z, et al. 2013. Cenozoic uplift and exhumation in southern Sichuan basin-Evidence from low-temperature thermochronology.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 56(6): 1958-1973, doi: 10.6038/cjg20130618.Deng B, Liu S G, Enkelmann E, et al. 2015. Late Miocene accelerated exhumation of the Daliang Mountains, southeastern margin of the Tibetan Plateau.InternationalJournalofEarthSciences, 104(4): 1061-1081.

Deng B, Sueoka S, Liu S G, et al. 2014. Wedge-thrust folding in the Micangshan constrained by low-temperature thermochronometer model and its significance.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 57(4): 1155-1168, doi: 10.6038/cjg20140413.Ehlers T A, Farley K A. 2003. Apatite (U-Th)/He thermochronometry: methods and applications to problems in tectonic and surface processes.EarthandPlanetaryScienceLetters, 206(1-2): 1-14. England P, Molnar P. 1990a. Right-lateral shear and rotation as the explanation for strike-slip faulting in eastern Tibet.Nature, 344(6262): 140-142.

England P, Molnar P. 1990b. Surface uplift, uplift of rocks, and exhumation of rocks.Geology, 18(12): 1173-1177.

Farley K A. 2000. Helium diffusion from apatite: General behavior as illustrated by Durango fluorapatite.JournalofGeophysicalResearch, 105(B2): 2903-2914, doi:10.1029/1999JB900348.

Gallagher K, Brown R, Johnson C. 1998. Fission track analysis and its applications to geological problems.Annu.Rev.EarthPlanet.Sci., 26: 519-572. Gallagher K. 2012. Transdimensional inverse thermal history modeling for quantitative thermochronology.JournalofGeophysicalResearch, 117: B02408, doi: 10.1029/2011JB008825. Godard V, Pik R, Lavé J, et al. 2009. Late Cenozoic evolution of the central Longmen Shan, eastern Tibet: Insight from (U-Th)/He thermochronometry.Tectonics, 28(5), doi: 10.1029/2008TC002407.

Hu S B, He L J, Wang J Y. 2000. Heat flow in the continental area of China: a new data set.EarthandPlanetaryScienceLetters, 179(2): 407-419.

Ketcham R A. 2005. HeFTy Beta version 4. The University of Texas at Austin, Texas.

Kirby E, Reiners P W, Krol M A, et al. 2002. Late Cenozoic evolution of the eastern margin of the Tibetan Plateau: Inferences from40Ar/39Ar and (U-Th)/He thermochronology.Tectonics, 21(1), doi: 10.1029/2000TC001246.

Liao Z L, Deng Y F, Liao G Y. 2003. Formation and evolution of Mesozoic thrust fold belt in Jinping area, Sichuan.GeotectonicaetMetallogenia(in Chinese), 27(2): 152-159.

Liu S G, Ma Y S, Sun W, et al. 2008. Studying on the differences of Sinian natural gas pools between Weiyuan gas field and Ziyang gas-brone area, Sichuan basin.ActaGeologicaSinica(in Chinese), 82(3): 329-337.

Liu S G, Deng B, Li Z W, et al. 2012. Architecture of basin-mountain systems and their influences on gas distribution: a case study from the Sichuan Basin, South China.JournalofAsianEarthSciences, 47: 204-215.

Li Z W, Liu S G, Chen H D, et al. 2012. Spatial variation in Meso-Cenozoic exhumation history of the Longmen Shan thrust belt (eastern Tibetan Plateau) and the adjacent western Sichuan basin: Constraints from fission track thermochronology.JournalofAsianEarthSciences, 47: 185-203. Lisker F, Ventura B, Glasmacher U A. 2009. Apatite thermochronology in modern geology.∥ Thermochronological Methods: From Palaeotemperature Constraints to Landscape Evolution Models.GeologicalSociety,London,SpecialPublications, 324(1): 1-23.

Mancketlow N S, Grasemann B. 1997. Time-dependent effects of heat advection and topography on cooling histories during erosion.Tectonophysics, 270(3-4): 167-195. Metcalf J R, Fitzgerald P G, Baldwin S L, et al. 2009. Thermochronology of a convergent orogen: Constraints on the timing of thrust faulting and subsequent exhumation of the Maladeta Pluton in the Central Pyrenean Axial Zone.EarthandPlanetaryScienceLetters, 287(3-4): 488-503.

Oskin M E. 2012. Reanimating eastern Tibet.NatureGeoscience, 5(9): 597-598.

Ouimet W, Whipple K, Royden L H, et al. 2010. Regional incision of the eastern margin of the Tibetan Plateau.Lithosphere, 2(1): 50-63.

Qiu N S, Mei Q H, Reiners P, et al. 2009. Application of the (U-Th)/He thermochronometry to the tectono-thermal evolution of sedimentary basin—A case history of Well KQ1 in the Tarim Basin.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(7): 1825-1835, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.07.017.

Reiners P W, Zhou Z Y, Ehlers T A, et al. 2003. Post-orogenic evolution of the Dabie Shan, Eastern China, from (U-Th)/He and fission-track thermochronology.AmericanJournalofScience, 303(6): 489-518.Reiners P W, Spell T L, Nicolescu S, et al. 2004. Zircon (U-Th)/He thermochronometry: He diffusion and comparisons with40Ar/39Ar dating.GeochimicaetCosmochimicaActa, 68(8): 1857-1887.

Reiners P W, Brandon M T. 2006. Using thermochronology to understand orogenic erosion.Annu.Rev.EarthPlanet.Sci., 34: 419-466. Richardson N J, Densmore A L, Seward D, et al. 2008. Extraordinary denudation in the Sichuan Basin: Insights from low-temperature thermochronology adjacent to the eastern margin of the Tibetan Plateau.JournalofGeophysicalResearch, 113, doi: 10.1029/2006JB004739.Royden L H, Burchfiel B C, van der Hilst R D. 2008. The geological evolution of the Tibetan Plateau.Science, 321(5892): 1054-1058. Sandiford M, Powell R. 1990. Some isostatic and thermal consequences of the vertical strain geometry in convergent orogens.EarthandPlanetaryScienceLetters, 98(2): 154-165.

Stüwe K. 2007. Geodynamics of the Lithosphere: An Introduction. Berlin: Springer.

Stüwe K, Barr T D. 1998. On uplift and exhumation during convergence.Tectonics, 17(1): 80-88.

Tapponnier P, Xu Z Q, Roger F, et al. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau.Science, 294(5547): 1671-1677.

Tian Y T, Kohn B P, Hu S B, et al. 2014. Postorogenic rigid behavior of the eastern Songpan-Ganze terrane: Insights from low-temperature thermochronology and implications for intracontinental deformation in central Asia.Geochemistry,Geophysics,Geosystems, 15(2): 453-474. Wang E, Kirby E, Furlong K P, et al. 2012a. Two-phase growth of high topography in eastern Tibet during the Cenozoic.NatureGeoscience, 5(9): 640-645.

Wang E Q, Yin J Y. 2009. Cenozoic multi-stage deformation occurred in southwest Sichuan: Cause for the dismemberment of the proto-Sichuan Basin.JournalofNorthwestUniversity(NaturalScienceEdition) (in Chinese), 39(3): 359-367.

Wang S F, Jiang G G, Xu T D, et al. 2012b. The Jinhe-Qinghe fault-An inactive branch of the Xianshuihe-Xiaojiang fault zone, Eastern Tibet.Tectonophysics, 544-545: 93-102.

Wilson C J L, Fowler A P. 2011. Denudational response to surface uplift in east Tibet: Evidence from apatite fission-track thermochronology.GSABulletin, 123(9-10): 1966-1987.

Willett S D. 1999. Orogeny and orography: the effects of erosion on the structure of mountain belts.JournalofGeophysicalResearch, 104(B12): 28957-28981. Willett S D, Brandon M T. 2002. On steady states in mountain belts.Geology,30(2): 175-178. Witze A. 2009. Seismology: The sleeping dragon.Nature, 459(7244): 153-157. Xu G Q, Kamp P J J. 2000. Tectonics and denudation adjacent to the Xianshuihe fault, eastern Tibetan Plateau: Constraints from fission track thermochronology.JournalofGeophysicalResearch, 105: 19231-19251. Yang Z. 2013. Geochronology constraints on tectonics of the Qin and Daba Mountains. Technische Universit?t Bergakademie Freiberg. Zhang P Z, Shen Z K, Wang M, et al. 2004. Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data.Geology, 32(9): 809-812.

附中文參考文獻(xiàn)

陳長云, 何宏林. 2008. 大涼山地區(qū)新生代地殼縮短及其構(gòu)造意義. 地震地質(zhì), 30(2): 443-453.

鄧賓, 劉樹根, 王國芝等. 2013. 四川盆地南部地區(qū)新生代隆升剝露研究——低溫?zé)崮甏鷮W(xué)證據(jù). 地球物理學(xué)報(bào), 56(6): 1958-1973, doi: 10.6038/cjg20130618.

鄧賓, Suekoka S, 劉樹根等. 2014. 米倉山楔入沖斷構(gòu)造模型低溫?zé)崮甏鷮W(xué)證據(jù)及其意義. 地球物理學(xué)報(bào), 57(4): 1155-1168, doi: 10.6038/cjg20140413.

廖忠禮, 鄧永福, 廖光宇. 2003. 四川錦屏地區(qū)新生代沖斷作用. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 27(2): 152-159.

劉樹根, 馬永生, 孫瑋等. 2008. 四川盆地威遠(yuǎn)氣田和資陽含氣區(qū)震旦系油氣成藏差異性研究. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 82(3): 329-337.

邱楠生, 梅慶華, Reiners P等. 2009. (U-Th)/He年齡在沉積盆地構(gòu)造-熱演化研究中的應(yīng)用——以塔里木盆地KQ1井為例. 地球物理學(xué)報(bào), 52(7): 1825-1835, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2009.07.017.

王二七, 尹紀(jì)云. 2009. 川西南新生代構(gòu)造作用以及四川原型盆地的破壞. 西北大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 39(3): 359-367.

(本文編輯何燕)

基金項(xiàng)目國家自然科學(xué)基金(41402119, 2014JQ0057, 41472107, 41572111, 41230313)聯(lián)合資助.

作者簡介鄧賓，男，1980年生，副教授，研究方向?yàn)榈蜏責(zé)崮甏鷮W(xué)與含油氣盆地分析. E-mail：dengbin13@mail.cdut.edu.cn *通訊作者雍自權(quán)，1966年生，教授，研究方向?yàn)楹蜌馀璧胤治? E-mail： yongziquan@cdut.cn

doi:10.6038/cjg20160621 中圖分類號P314

收稿日期2015-04-28，2016-04-11收修定稿

Cenozoic mountain-building processes in the Daliangshan, southeastern margin of the Tibetan Plateau: Evidence from low-temperature thermochronology and thermal modeling

DENG Bin1,2, YONG Zi-Quan1*, LIU Shu-Gen1, LI Zhi-Wu1,ZHAO Gao-Ping1, MISE Zi-Ha3, TANG Cong4

1StateKeyLaboratoryofOilandGasReservoirGeologyandExploitation,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China2InstitutefürGeowissenschaften,Universit?tTübingen,Tübingen72074,Germany3BureauofGeologyandMineralResourcesofSichuanProvince,PanxiTeam，SichuanXicang615000,China4ResearchInstituteofPetroleumExplorationandDevelopment,LiaoheOilfield,LiaoningPanjing124010,China

AbstractThe Daliangshan Mountains, located in the southeastern margin of the Tibetan Plateau, is characterized of long-wavelength, low-relief topography, of which the uplift and exhumation have been well documented with controversies concerning eastward growth of the Tibetan Plateau. Based on nine samples of multisystem low-temperature thermochronology (i.e., apatite and zircon (U-Th)/He (AHe and ZHe), apatite fission track (AFT)), this study suggests a positive relationship between decreasing thermochronological ages and increasing paleo-depth in the Xide and Muchuan stratigraphic columns. The AHe, AFT and ZHe ages in the Xide section are 7—9 Ma, 14—22 Ma and 25—38 Ma, respectively. The AHe and AFT ages in the Muchuan section are 10—26 Ma and 23—85 Ma, while the ZHe ages are partially retentive. Furthermore, the thermal histories modeled by the QTQt and low-temperature thermochronology imply three episodes of uplift and exhumation that occurred across the Daliangshan, in particular, a last period of enhanced cooling and exhumation beginning from 30—20 Ma. Of them, the exhumation rates in the Xide and Muchuan sections are ～0.15 mm·a-1and ～0.20 mm·a-1, with magnitude of ～3.0 km and ～1.5 km, respectively. Thus, we argued that the mount-building processes and their uplift dynamics in the Daliangshan should be attributed to the crustal-shortening-related exhumation rather than the flow of the lower crust.

KeywordsLow-temperature thermochronology; QTQt; Uplift and exhumation; Uplift dynamics; Daliangshan

鄧賓, 雍自權(quán)， 劉樹根等. 2016. 青藏高原東南緣大涼山新生代隆升建造過程——多封閉系統(tǒng)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)與熱模型限制.地球物理學(xué)報(bào)，59(6):2162-2175,doi:10.6038/cjg20160621.

Deng B, Yong Z Q, Liu S G, et al. 2016. Cenozoic mountain-building processes in the Daliangshan, southeastern margin of the Tibetan Plateau: Evidence from low-temperature thermochronology and thermal modeling.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(6):2162-2175,doi:10.6038/cjg20160621.