MDD法和裂變徑跡法相結(jié)合模擬樣品的低溫?zé)釟v史
——以柴達木盆地北緣賽什騰山中新生代構(gòu)造演化為例

萬景林 鄭德文 鄭文俊 王偉濤

1)中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣州 510640

2)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100029

MDD法和裂變徑跡法相結(jié)合模擬樣品的低溫?zé)釟v史
——以柴達木盆地北緣賽什騰山中新生代構(gòu)造演化為例

萬景林1，2)鄭德文2)鄭文俊2)王偉濤2)

1)中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣州 510640

2)中國地震局地質(zhì)研究所，地震動力學(xué)國家重點實驗室，北京 100029

MDD法和裂變徑跡法是2種最常用的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法。通過對它們的測試結(jié)果的模擬，揭示出樣品經(jīng)歷的熱歷史，可以有效地延伸這2種方法的研究范圍。但是由于模擬的多解性，使得如何制約模擬過程，獲得合理的模擬結(jié)果顯得尤為重要。通過柴達木盆地北緣的模擬過程，展示了模擬中可能存在的問題及提高模擬結(jié)果的方法。同時揭示了柴達木盆地北緣中新生代可能存在的3次冷卻事件，分別發(fā)生在距今約130～150、30～40和5～10Ma。

新生代構(gòu)造 鉀長石MDD 裂變徑跡 快速冷卻 青藏高原東北緣

0 引言

自從封閉溫度的概念提出以來(Dodson，1973)，相應(yīng)的同位素年代學(xué)方法就被賦予了時間和對應(yīng)的溫度的意義。封閉溫度是指同位素衰變子體能夠全部保存的溫度，樣品的年齡是指樣品冷卻至封閉溫度(及低于封閉溫度)以來的時間。從這個意義上講，同位素年代學(xué)也可以稱為“熱年代學(xué)”(thermochronology)。熱年代學(xué)既可以提供時間信息也可以提供對應(yīng)的溫度信息，因而成為研究地質(zhì)過程的有效工具(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002)。39Ar/40Ar法和裂變徑跡方法(fission track)是最常用的2種低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法，研究的溫度范圍約60～400℃。如:氬(Ar)在白云母中的封閉溫度約350℃，在黑云母中的封閉溫度約300℃，在鉀長石部分保存區(qū)間為150～400℃(Mcdugoul et al.，1999);裂變徑跡在磷灰石中的封閉溫度約為110℃，部分退火區(qū)間為 60 ～110℃(Laslettt et al.，1987;Calson et al.，1999)。可見，這 2 種方法是研究近地表及地殼淺部變形的重要手段(Hendrix et al.，1994;Soble et al.，1997，2003，2006;Zheng et al.，2006)。隨著對元素丟失機制研究的不斷深入和計算機模擬技術(shù)的發(fā)展(Lovera et al.，1989，1991;Ketcham，2000)，通過數(shù)值模擬的方法可以連續(xù)地描述樣品經(jīng)歷的熱歷史。Lovera等(1989)提出鉀長石多擴散域(Multiple Diffusion Domain，簡稱MDD理論)理論以來，該方法被迅速應(yīng)用于解決地質(zhì)問題(Richter et al.，1991;陳文寄等，1999)。雖然MDD理論受到來自礦物學(xué)研究方面的質(zhì)疑(Parson et al.，1999)，但直到最近該方法仍被成功地應(yīng)用于研究地質(zhì)問題(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002)。

MDD法可以用于模擬樣品處于350～150℃時的熱歷史(Lovera et al.，1989)，磷灰石裂變徑跡法可以模擬樣品處于110～60℃時的熱歷史(Ketcham et al.，2000)?？梢?，綜合應(yīng)用這2種熱年代學(xué)方法，可以獲得350～60℃的熱歷史曲線。但是它們之間也存在一些盲區(qū)，如110～150℃區(qū)間，高于磷灰石裂變徑跡的封閉溫度，仍未達到鉀長石MDD可研究的最低溫度。如何提高模擬結(jié)果的可信度，揭示出更接近真實的構(gòu)造活動呢?通常采用2種途徑給出制約條件，以提高模擬質(zhì)量。其一，通過不同封閉溫度的同位素方法制約，如在鉀長石MDD模擬時，可以使用云母或角閃石的Ar/Ar年齡和封閉溫度制約其高溫階段，使用鋯石、磷灰石的裂變徑跡結(jié)果制約其低溫階段(Mock et al.，1999;Kirby et al.，2002);其二，通過野外獲得的地質(zhì)觀察結(jié)果進行制約，如根據(jù)地層的缺失情況，地層的褶皺、錯斷、厚度等(Sobel et al.，2003，2006;鄭德文等，2006)。實際應(yīng)用中模擬的最終結(jié)果不但需要與實驗室的測試結(jié)果相吻合，同時更要與野外的地質(zhì)觀測結(jié)果相吻合。如果只重視與實驗室測試數(shù)據(jù)的吻合，而忽略野外地質(zhì)觀測，可能會造成一定的誤差，甚至錯誤的結(jié)果。另外，MDD模擬時，由于復(fù)雜熱歷史模型的計算量比較大，通常只考慮單調(diào)冷卻模型，這也為模擬結(jié)果帶來一些誤差。本文將以柴達木盆地北緣的Ar/Ar結(jié)果和裂變徑跡結(jié)果為例，展示研究構(gòu)造熱歷史的過程中可能存在的問題，以及提高模擬質(zhì)量的一些方法和步驟。

1 地質(zhì)背景

柴達木盆地北緣由一系列逆沖的、向南突出的弧形斷裂帶組成，屬于南祁連山向柴達木盆地逆沖的前緣。由西向東，賽什騰山-綠梁山-錫鐵山南緣斷裂構(gòu)成柴達木盆地北緣斷裂帶的西段，為略帶左行走滑的逆沖斷裂，傾向NNE(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991;王根厚等，2000)。從賽什騰山-綠梁山-錫鐵山斷裂向盆地內(nèi)部(西南)，形成3排主要由新生代地層組成的背斜構(gòu)造(圖1)。賽什騰山位于柴達木盆地北緣斷裂帶的西端，向西與阿爾金斷裂帶東段相連(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991;王根厚，2000)，其構(gòu)造演化與高原塊體增生以及新生代隆升密切相關(guān)。該區(qū)經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化，最早的構(gòu)造活動可以追溯到震旦紀(jì)(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991;李懷坤等，1999;張建新等，2000;湯良杰等，2000)。晚印支期古特提斯洋關(guān)閉后，本區(qū)同柴達木盆地一起進入以陸內(nèi)造山為主的時期(狄恒恕等，1999)，并于中、新生代經(jīng)歷多次構(gòu)造活動(狄恒恕等，1991;Song et al.，1993;胡授權(quán)等，1999，2001;王根厚等，2001)。

賽什騰山斷裂上盤主要由前三疊紀(jì)地層和加里東期—印支期中酸性侵入巖體組成，下盤為柴達木盆地，主要由侏羅系—第四系紅色陸相碎屑沉積組成(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991;狄恒恕等，1991)。柴達木盆地侏羅系以含煤碎屑巖為主，白堊系為一套暗紫紅色粗碎屑巖。巨厚的新部向上按照巖性劃分為:路樂河組，主要由紫紅色礫巖組成(古新世);下干柴溝組，主要由一套紅色粗砂巖—泥巖組成(始新世);上干柴溝組，主要由厚層、綠色砂巖、粉沙巖組成(始新世);下油砂山組主要由綠色和棕色互層的泥巖與粉砂巖組成，10～24Ma(王建等，1996);上油砂山組主要由一套淺綠色砂巖組成，5～10Ma(王建等，1996);獅子溝組由一套淺黃色粗砂巖和礫巖組成，3.6 ～5.1Ma(王建等，1996);七個泉組主要由一套礫巖組成，0.7 ～3.6Ma(王建等，1996)。

圖1 賽什騰山區(qū)域地質(zhì)圖(根據(jù)青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991改編)Fig.1 Geological map of Serteng Shan region(after Qinghai Geological and Mineral Resources Bureau，1991).

2 數(shù)據(jù)結(jié)果

Wang等(2004)于柴達木盆地北緣賽什騰山采集了樣品NQ9901，分析了其黑云母Ar/Ar年齡，鉀長石Ar/Ar年齡，并進行了MDD熱歷史模擬，得到了柴達木盆地北緣30～40Ma前開始構(gòu)造活動的結(jié)果。當(dāng)時的結(jié)果只是根據(jù)裂變徑跡的封閉溫度和年齡，簡單地把MDD的模擬結(jié)果向低溫階段延伸，而且MDD模擬時也只是展示了一種與測試結(jié)果相吻合的地?zé)釟v史。由于MDD研究的最低溫度約為150℃，而磷灰石裂變徑跡研究的最高溫度為110～120℃，這2個體系之間有約40℃的溫度范圍缺乏數(shù)據(jù)制約，為模擬結(jié)果帶來一定的不確定性;由于當(dāng)時條件的限制，也沒有對裂變徑跡的年齡結(jié)果和長度結(jié)果進行模擬，導(dǎo)致對低溫階段60～120℃熱歷史信息的揭露不夠詳細(xì)，同時缺乏必要的地質(zhì)證據(jù)對模擬進行制約。作者對該地區(qū)再次進行了野外地質(zhì)考察，并對附近進行了簡單的剖面地質(zhì)填圖，獲得了更豐富的構(gòu)造變形信息。而且Yin等(2008)發(fā)表了豐富的柴達木盆地中新生代地層的地震剖面，為我們更詳細(xì)地理解柴達木盆地北緣的構(gòu)造活動提供了豐富的資料。對當(dāng)年的工作進行探討，總結(jié)經(jīng)驗教訓(xùn)，可以減少以后工作的遺憾，獲得更精確的結(jié)果。

本文利用Lovera的Autoage-mon程序?qū)ang等(2004)的數(shù)據(jù)進行了模擬，獲得了11條冷卻曲線(圖2)。與Wang等(2004)相似，采用白云母Ar/Ar年齡及相應(yīng)的封閉溫度(350±50℃)制約熱歷史的高溫階段。由于獲得的冷卻曲線的數(shù)量不夠多，程序不能給出冷卻曲線的置信區(qū)間。圖2a是樣品的鉀長石Ar/Ar測試年齡以及與圖2b中對應(yīng)的冷卻曲線的模擬年齡，紅色線條是模擬得到的樣品的年齡曲線，黑色線條是樣品的測試結(jié)果;圖2b是獲得的11條冷卻史曲線。圖2b中，白云母與冷卻史的高溫部分吻合較好。由圖2可見，由于采用的白云母的封閉溫度的范圍較寬，使樣品是否在約230Ma存在快速冷卻事件變得模糊;同時，所有的冷卻歷史曲線都存在約130～150Ma期間的快速冷卻事件。之后，由于溫度＜160℃，低于Ar元素的部分保存(或丟失)溫度，樣品中鉀長石的Ar/Ar結(jié)果難以記錄其熱歷史信息，樣品冷卻到地表溫度的曲線表現(xiàn)為多種多樣。如:可以從約120Ma開始冷卻到地表溫度，也可以從30～40Ma開始，以較快的速度冷卻到地表溫度。如果以單調(diào)冷卻的模式考慮，并以磷灰石裂變徑跡年齡和封閉溫度為低溫階段的制約，結(jié)果與Wang等(2004)的模擬結(jié)果相近，即:樣品在130～150Ma經(jīng)歷了一次快速冷卻，接下來在30～130Ma期間，溫度基本恒定在約160～180℃，約30Ma開始新的冷卻事件。這似乎是比較合理的冷卻歷史。但是，由于該樣品的裂變徑跡的平均長度約為11μm，表明樣品在裂變徑跡的部分退火帶(partial annealing zone，約60～120℃)停留了較長的時間，因此，該樣品在30Ma以來的冷卻過程仍然是不明確的。而樣品的裂變徑跡年齡和長度數(shù)據(jù)記錄了更豐富的樣品在低溫階段(60～120℃)的熱歷史信息。對這個樣品的裂變徑跡長度和年齡數(shù)據(jù)進行模擬，可以較詳細(xì)地刻畫出樣品經(jīng)歷的低溫階段的熱歷史。

本文按照單調(diào)冷卻和新生代沉積埋藏加熱2種不同的模型對裂變徑跡測量結(jié)果進行了熱歷史模擬(圖3)。圖3a為經(jīng)過新生代沉積埋藏加熱的模擬結(jié)果。從鉀長石的MDD模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)，樣品在130～150Ma發(fā)生了快速冷卻，冷卻到160～180℃或更低的溫度;在柴達木盆地北緣，新生代最老的沉積地層路洛河組與白堊紀(jì)地層之間為不整合，因此樣品存在新生代之前被剝露到地表或近地表的可能;柴達木盆地的地震發(fā)射剖面揭示出存在新生代早期和中新世晚期(上油砂山組5～10Ma)2期生長地層，特別是大柴旦南的大紅溝剖面，清楚地出露發(fā)育于上油砂山組上部的生長地層，表明柴達木盆地北緣于晚中新世(5～10Ma)發(fā)生構(gòu)造變形。因此，在模擬之前我們給出3個制約條件:1)根據(jù)MDD的模擬結(jié)果，給出約120Ma，樣品的溫度為120～160℃，介于磷灰石裂變徑跡的封閉溫度和MDD的最低可研究溫度之間;2)在新生代初—中生代末(60～70Ma)，樣品被剝露到地表或近地表(10～80℃);3)由于新生代地層的不斷沉積，經(jīng)歷了埋藏加熱，樣品在新生代重新進入磷灰石退火帶，直到約10Ma，達到最高溫度(80～130℃)，然后又經(jīng)歷冷卻過程。模擬結(jié)果表明(圖3a)，這樣的熱歷史是可以接受的，樣品的測試年齡和長度分別為 (16.7±0.7)Ma和(11.8±0.9)μm;模擬年齡和長度分別為(16.1 ±0.6)Ma和(11.7 ±0.7)μm;年齡和長度的擬合度指標(biāo) G.O.F 分別為 0.7 和 0.2(當(dāng)G.O.F＞0.5時，表明模擬結(jié)果與測試值擬合度好;當(dāng)0.5＞G.O.F＞0.1時，擬合程度是可接受的)，表明這樣的熱歷史可以產(chǎn)生與樣品測試年齡和長度基本一致的結(jié)果。圖3b所示的是單調(diào)冷卻的模擬結(jié)果。如果在MDD揭示的快速冷卻事件130～150Ma時，構(gòu)造活動沒有把樣品剝露到地表，而是樣品在120～160℃區(qū)間內(nèi)恒溫很長時間，從130～150Ma一直延續(xù)到新生代早期(30 ～50Ma)(Metiver et al.，1998;Wang et al.，2004;Yin et al.，2008)，中新世晚期(上油砂山組時期)的構(gòu)造變形才使樣品剝露到地表，相應(yīng)給出的制約條件為:約8Ma，60～100℃。在這樣的制約條件下，裂變徑跡的測試數(shù)據(jù)與模擬數(shù)據(jù)之間同樣可以擬合得很好，為30～40Ma，樣品開始冷卻，約16Ma時，樣品冷卻到約90℃;8～16Ma，樣品基本恒溫，約8Ma開始另一次冷卻事件。模擬獲得的年齡和長度分別為 (16.1±0.5)Ma和(11.8±0.3)μm;年齡和長度的擬合度指標(biāo)G.O.F分別為0.62和0.57。因此，裂變徑跡年齡和長度數(shù)據(jù)模擬的熱歷史仍然是多解的。

圖2 冷卻歷史模擬曲線Fig.2 Age and modeling curve of cooling history.

圖3 單調(diào)冷卻和沉積埋藏加2種模式熱歷史的模擬圖Fig.3 The modeling result of both mono-cooling and burial/thermal history.

把以上2種裂變徑跡模擬結(jié)果與樣品的鉀長石MDD模擬結(jié)果綜合在一起(圖4)，可以發(fā)現(xiàn)，樣品經(jīng)歷的熱歷史至少存在2種可能。一種是130～150Ma時，樣品經(jīng)歷快速冷卻事件(圖4中綠色箭頭所示)，并被剝露到近地表附近;由于新生代地層的沉積，樣品被埋藏加熱，約20Ma時，達到最高溫度，90～120℃;約20Ma以后，開始又一次冷卻事件;另一種是130～150Ma時，樣品經(jīng)歷快速冷卻事件 (圖4中紅色箭頭所示)，沒有被剝露到地表，而是冷卻到160～180℃，并在這一溫度基本恒溫，直到30～40Ma，此后經(jīng)歷2次冷卻事件，到達地表。

圖4 模擬熱歷史綜合圖Fig.4 Synthesis of modeling results of apatite fission tack and K-feildspar argon data(based on MDD).

上述2種模擬結(jié)果表明，單調(diào)冷卻和新生代沉積埋藏加熱都可以生成與測試結(jié)果一致的裂變徑跡年齡和長度，如何選擇比較合理的冷卻歷史呢?這需要結(jié)合野外地質(zhì)觀察資料。野外觀察資料越豐富，獲得的模擬曲線就越接近真實的熱歷史。

通過野外勘查，我們在賽什騰山-綠梁山逆沖斷裂南側(cè)發(fā)現(xiàn)比較完整的中新生代地層剖面，并進行了剖面填圖 (圖5)，獲得了與賽什騰山-綠梁山逆沖斷裂相關(guān)的構(gòu)造活動的證據(jù)。從圖5可以看出，新生代地層與白堊紀(jì)地層之間為角度不整合，但是角度差不大，約10°。表明白堊紀(jì)與新生代之間柴達木盆地北緣可能存在一次構(gòu)造活動，但是構(gòu)造活動可能不太強烈。新生代地層為連續(xù)沉積，直到中新世末期(5～10Ma)，在上油砂山組開始發(fā)育生長地層，而且沉積物粒度開始變粗，由下油砂山組的泥巖逐漸過渡到獅子溝組和七個泉組的礫巖沉積。表明上油砂山組地層沉積時期(5～10Ma)，賽什騰山-綠梁山斷裂開始活動，并且構(gòu)造變形一直持續(xù)到現(xiàn)在，從而形成了與賽什騰山-綠梁山斷裂相關(guān)的褶皺和生長地層。

另外，Yin等(2008)通過地震剖面的解譯，獲得了柴達木盆地北緣豐富的新生代構(gòu)造變形信息(圖6)。其中的一條剖面比較完整地揭示了柴達木盆地北緣賽什騰山-綠梁山斷裂的構(gòu)造活動。地震剖面的解釋結(jié)果表明，在賽什騰山南側(cè)的新生代地層中，發(fā)育2套生長地層。其中第1套生長地層包括干柴溝組和下油砂山組地層，發(fā)育于新生代早-中期，表明賽什騰山斷裂于20～50Ma期間可能發(fā)生逆沖活動;第2套生長地層開始于上油砂山組中-上部，并卷入了獅子溝組地層，表明在中新世中晚期(5～10Ma)，賽什騰山存在一次構(gòu)造活動。并認(rèn)為柴達木盆地北緣以向SW方向逆沖構(gòu)造為特征，祁連山-南山斷裂是主要的逆沖斷裂，賽什騰山-綠梁山斷裂是逆沖系統(tǒng)向盆地內(nèi)薄皮式擴展的前緣。而且，從區(qū)域上看，賽什騰山北側(cè)的蘇干湖盆地，也是一個新生代盆地，因此，推測賽什騰山在新生代相當(dāng)長的一段時間內(nèi)被埋藏于新生代地層之下，直到新生代晚期或第四紀(jì)才成為分割這2個盆地的一座小山。

綜合以上地質(zhì)信息，我們可以發(fā)現(xiàn)，在柴達木盆地北緣地區(qū)，至少經(jīng)歷過3次構(gòu)造變形，一次發(fā)生在白堊紀(jì)，使白堊紀(jì)地層與上覆新生代地層之間不整合接觸;一次發(fā)生在新生代早-中期(30～50Ma)，祁連山南緣開始變形，柴達木盆地接受沉積;第3次發(fā)生在中新世晚期(5～10Ma)，祁連山南緣繼續(xù)向盆地內(nèi)擠壓，柴達木盆地開始遭受破壞?？梢?，單調(diào)冷卻的熱歷史可以完全記錄這3次構(gòu)造活動，與地質(zhì)觀察資料更吻合。

根據(jù)NQ9901樣品的熱歷史，我們對其他5個采自柴達木盆地北緣的樣品的裂變徑跡年齡和長度數(shù)據(jù)也進行了模擬(測試結(jié)果見表1)。如圖7所示，這些樣品均可以獲得與NQ9901樣品基本一致的新生代以來的熱歷史，即分別于30～40Ma和5～10Ma發(fā)生2次快速冷卻事件。

3 結(jié)論與討論

MDD法常用于模擬樣品處于150～350℃時的熱歷史，磷灰石裂變徑跡法可以模擬樣品處于60～110℃時的熱歷史，2種方法可以相互補充、相互制約。但是由于數(shù)學(xué)模擬存在多解性，必須根據(jù)野外地質(zhì)和其他實證才能從多解中獲得最合理的熱歷史曲線。本文以實例表明了模擬結(jié)果的多解性，論證了利用豐富的野外地質(zhì)信息，可以在模擬時給出恰當(dāng)?shù)闹萍s條件，有利于選擇更合理的熱歷史。

圖6 柴達木盆地北緣生長地層(Yin et al.，2008)Fig.6 The growth strata at the northern margin of Qaidam Basin(Yin et al.，2008).

本文研究表明，柴達木盆地北緣中新生代以來存在至少3次構(gòu)造活動，分別發(fā)生在距今130～150、30～40和5～10Ma。

發(fā)生在130～150Ma(侏羅紀(jì)末—早白堊紀(jì))的冷卻事件，代表柴達木盆地早期斷陷的時間。狄恒恕等(1999)研究表明，大量的晚侏羅紀(jì)地層被錯斷，甚至白堊紀(jì)地層被錯斷，指示構(gòu)造活動可能發(fā)生在侏羅紀(jì)末—白堊紀(jì)，與本文熱年代學(xué)結(jié)果基本一致。這可能與拉薩塊體向北擠壓(常承法等，1973;潘裕生，1999)有關(guān)。由于拉薩塊體的增生，造成柴達木盆地北緣逆沖活動乃至青藏高原東北部地區(qū)發(fā)生構(gòu)造活動(胡授權(quán)等，1999;Vincent et al.，1999;狄恒恕等，1999;王根厚等，2001;劉永江等，2003)。

50～30Ma的冷卻事件，代表新生代早期，賽什騰山斷裂帶向柴達木盆地逆沖(姜洪訓(xùn)等，1989;王根厚等，2001;Yin et al.，2008)。這與昆侖山斷裂、阿爾金斷裂早新生代開始活動的時間基本一致(Moch et al.，1999;Jolivet et al.，2001;Yin et al.，2002;劉永江等，2003)，也與柴達木盆地新生代早期的擠壓率和沉積速率增加的時間(Song et al.，1993;胡授權(quán)等，2001)和柴達木盆地北緣存在新生代早期的生長地層發(fā)育的時間一致(Yin et al.，2008)。這次事件可能是印度板塊和歐亞大陸開始碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)(Mock et al.，1999)。這表明印度與歐亞板塊碰撞的效應(yīng)在新生代早期就傳遞到目前青藏高原的北緣，可能是由于柴達木盆地的順時針旋轉(zhuǎn)，造成其周邊斷裂活動和快速剝露(Dupont-Nivet et al.，2004)。

圖7 柴達木盆地北緣裂變徑跡樣品模擬綜合圖Fig.7 Summary of fission track modeling result of the northern margin of Qaidam Basin.

5～10Ma的冷卻是賽什騰山-綠梁山斷裂再次向柴達木盆地逆沖的時間。柴達木盆地北緣發(fā)育于上油砂山組的生長地層也表明構(gòu)造活動開始于中新世晚期，并持續(xù)到現(xiàn)在。可見，沉積地層特征指示的構(gòu)造活動時間與本文結(jié)果基本一致。由于這次構(gòu)造活動，柴達木盆地急劇縮

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MODELING THERMAL HISTORY DURING LOW TEMPERATURE BY K-FELDSPAR MDD AND FISSION TRACK:EXAMPLE FROM MESO-CENOZOIC TECTONIC EVOLUTION IN SAISHITENGSHAN IN THE NORTHERN MARGIN OF QAIDAM BASIN

WAN Jing-lin1，2)ZHENG De-wen2)ZHENG Wen-jun2)WANG Wei-tao2)
1)Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China
1)State Key Laboratory of Earthquake Dynamics，Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China

K-Feldspar MDD(Multiple Diffusion Domain)and fission track are two commonly-used methods in low closure temperature thermal chronometry.By modeling both the feldspar39Ar/40Ar data and the fission track age and track-length data，the thermal history that sample underwent can be revealed and the effective temperature range of both feldspar39Ar/40Ar method and fission track method is extended.Because of the multiple resolution of modeling，it is important to restrict the modeling process to gain a reasonable result，though it seems difficult.The possible problem in modeling thermal history is presented in this paper，and the helpful method that can be used to improve the result is illustrated by the sample collected along Saishitengshan in the northern margin of Qaidam Basin.Three rapid cooling events，occurring at 130 ～150Ma，30 ～40Ma and 5 ～10Ma respectively，in northern margin of Qaidam Basin are revealed by feldspar MDD method and fission track method.

Cenozoic tectonic，K-Feldspar MDD，fission track，rapid cooling，northeastern margin of Tibetan Plateau

P597

A

0253-4967(2011)02-0369-14

10.3969/j.issn.0253-4967.2011.02.010

2010-04-26收稿，2010-11-11改回。

國家自然科學(xué)基金(40672134，40472112)和中國地震局地質(zhì)研究所基本科研業(yè)務(wù)專項(DFIGCEA0607122)共同資助。

萬景林，男，1965年生，中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所地球化學(xué)專業(yè)，博士研究生，副研究員，主要從事構(gòu)造熱年代學(xué)研究，電話:010-62009180;E-mail:jlwan@263.net。