四川盆地南部地區(qū)新生代隆升剝露研究——低溫熱年代學證據(jù)

鄧 賓，劉樹根，王國芝，李智武，劉 順，曹俊興

1成都理工大學油氣藏地質及開發(fā)工程國家重點實驗室，成都 610059

2德國圖賓根大學地球科學系，圖賓根 72074

1 引 言

新生代持續(xù)的?。瓉喆箨懪鲎苍谇嗖馗咴瓥|緣產(chǎn)生了廣泛的東向擴展生長效應［1－3］，大規(guī)模高原地殼物質向東擴展，沿東構造結發(fā)生順時針旋轉（圖1）.由于受四川盆地克拉通基底阻止，同時沿盆地北緣和南緣不同通道向北東和南西擴展［4－6］.雖然大地測量學等研究表明青藏高原東緣地區(qū)新生代缺少大規(guī)模地殼縮短變形［5，7－9］，但在四川盆地西緣龍門山卻最終形成了青藏高原周緣乃至世界上最陡的地形地貌［4，10］，在盆地西南緣形成了青藏高原東緣波長大于1000km的古平原地貌［4］.因此，龍門山以逆沖推覆構造特征、高斜率地貌坡度、高起伏度等構造地貌特征顯著區(qū)別于四川盆地西南緣大涼山地區(qū)的左旋走滑構造特征、低斜率地貌坡度、低起伏度等（圖1），其與青藏高原東向生長與動力學機制可能具有重要的成因聯(lián)系［2，11－12］.

低溫熱年代學研究廣泛揭示了青藏高原東緣晚新生代（～10Ma）快速隆升剝露過程（圖1），該過程可能與多種成因機制相關，如：地殼 加厚［10，13－14］，下地殼通道流［4，15］，東亞季風［16］.由于區(qū)域具有 相對一致的快速隆升時間及速率，Ouimet等［17］進一步指出青藏高原東緣地區(qū)于～10Ma發(fā)生區(qū)域造原運動.Wilson和Fowler［18］則基于區(qū)域磷灰石裂變徑跡指出東緣地區(qū)晚新生代快速隆升主要發(fā)生在大型河流水系切割區(qū)域，區(qū)域非均一剝露過程與下地殼通道流可能無關.四川盆地低溫熱年代學數(shù)據(jù)卻表明盆內新生代快速抬升剝露具有明顯不同的特征［14，19－20］.這些差異性對比和熱年代學研究局限于四川盆地西緣及青藏高原東緣松潘—甘孜地區(qū)（圖1），而盆地南緣相應的低溫熱年代學研究較少.另一方面，四川盆地南緣位于特提斯—喜馬拉雅構造域和濱太平洋構造域的交接轉換部位，其形成過程對于理解中國南方大陸陸內構造演化也具有重要意義.

四川盆地南緣隆升剝露過程對于解譯不同構造地貌特征下青藏高原東緣東向擴展過程、高原地貌生長及中國南方陸內構造最終定型具有重要作用.因此，本文在盆地南緣選擇不同背斜剖面，利用低溫熱年代學手段（磷灰石和鋯石（U－Th）／He、磷灰石裂變徑跡），對盆緣構造變形與新生代隆升剝露過程進行分析，進而探討盆地隆升變形機制，為青藏高原東向擴展過程研究提供進一步證據(jù).

2 低溫熱年代學與背斜褶皺變形

地形地貌演化蘊涵了大陸變形及其剝蝕改造過程豐富的信息，地貌起伏度變化導致淺部地表不同等溫面發(fā)生相應彎曲得到了廣泛的關注與研究［21－24］.Stüwe等［22］通過二維數(shù)字模擬表明在穩(wěn)態(tài)造山帶和盆地典型地貌中（波長20km、波幅3km），伴隨地貌起伏度和波長的增加，尤其是隆升速率的增大，100℃等溫面（或磷灰石裂變徑跡（AFT）封閉溫度等溫面）彎曲變化加劇.Mancketlow和Grasemann［25］則指出地貌變化產(chǎn)生的熱撓動伴隨深度呈指數(shù)形式衰減，更加強調地貌起伏度變化對（小于200℃）低溫熱年代學封閉溫度等溫面擾動的重要作用；指出

對于隆升剝露速率為～1mm／a的地區(qū)，100℃等溫面撓曲變化的地貌臨界值為波長6km、波幅3km，伴隨起伏度和波長的增加，等溫面可能會產(chǎn)生趨于平行于地貌的彎曲變化.Braun［23］和Reiners等［24］進一步基于數(shù)字模型量化（等溫面波幅與地貌波幅之比，rationa）地貌起伏度對～70℃等溫面（或磷灰石（U－Th）／He系統(tǒng)（AHe）封閉溫度等溫面）撓曲變化的影響，模擬同時揭示即使是在較低隆升剝露速率下地貌波長大于50km時，淺部地殼較高溫度等溫面（200～300℃）也會發(fā)生相應的地貌作用彎曲.

圖1 四川盆地南緣區(qū)域數(shù)字高程地貌及其低溫熱年代學樣品剖面位置圖白色框示本文低溫熱年代學樣品剖面位置；白色、灰色、深灰色、黑色和黃色以及藍色五角星分別代表低溫熱年代學高程剖面數(shù)據(jù)來源于Richardson等［19］，Clark等［16］，Ouimet等［17］，Godard等［15］；劉樹根等［20］，Li等［14］；0.25mm／a與ca.11Ma表示剝露速率與快速抬升剝露開始年齡.插圖示四川盆地區(qū)域位置，黑色箭頭示現(xiàn)今板塊運動方向及速度［5］，紅色箭頭示高原東向擴展生長.A—D分別為川南盆緣及盆地西緣龍門山數(shù)字高程剖面20km寬廊帶圖，其中藍色實線為平均高程，對比揭示四川盆地西緣低斜率、低起伏度與龍門山高斜率、高起伏度差異性地貌特征.Fig.1 Map of the southern Sichuan basin and sampling location of low－temperature thermochronometer The locations of sample transects for this study are indicated by white squares and A—D black lines show distinctly different topography across the basin－mountain boundary in the basin.Recent thermochronological data of age－elevation profiles are indicated in white，gray，deep gray，black，yellow stars and blue stars are from Richardson et al.［19］，Clark et al.［16］，Ouimet et al.［17］，Godard et al.［15］，Liu et al.［20］and Li et al.［14］，respectively.The rate of 0.25mm／a and ca.11Ma indicate that rapid exhumation beginning at ca.11Ma.Inset shows the location of the Sichuan basin with the box that outlines the study area.The Indian plate motion vector is after Zhang et al.［5］；the red arrows show the eastward growth of Tibetan plateau.

值得指出的是，地貌起伏度的變化除河流侵蝕、冰川等淺部地表作用外，構造變形，如：張性正斷、逆沖推覆、褶皺變形等也會導致地貌起伏度改變，從而使地殼淺部等溫面發(fā)生彎曲［26－29］.Stüwe和Hintermuller［30］和ter Voorde等［28］基于數(shù)字熱模型揭示對于短波長、大波幅地貌可能會發(fā)生等溫面彎曲及其側向熱散失過程形成地貌冷卻作用（topographic cooling［28］）.因此我們可以通過褶皺變形構造帶上低溫熱年代學特征來解譯隆升剝露過程與褶皺變形事件（圖2）.

當褶皺變形和快速隆升剝露不同步發(fā)生時，可能存在三種關系（圖2）.地表快速隆升剝露發(fā)生于褶皺變形前，此時地貌起伏度小、淺部地表等溫面未發(fā)生彎曲（圖2a），垂直巖性柱上各樣品逐漸抬升退火通過不同低溫熱年代學封閉溫度等溫面.因此，不同系統(tǒng)的熱年代學深度－年齡關系可能反映出大致相似的斜率與抬升剝露速率（圖2b）.隆升剝露后，褶皺變形會導致淺表等溫面發(fā)生彎曲，局部（如：核部）剝蝕或地貌冷卻作用更可能會對淺部磷灰石（U－Th）／He年齡（AHe）有一定的影響，導致深度－AHe年齡關系曲線有一定的變化.

圖2 低溫熱年代學年齡與背斜變形對比示意圖U表示地層抬升剝露方向，PRZ為磷灰石（U－Th）／He部分滯留帶，PAZ為磷灰石裂變徑跡部分退火帶，R為不同深度－年齡回歸線斜率，黑色圓點示低溫年代學樣品，AHe和ZHe表示磷灰石和鋯石（U－Th）／He體系，AFT表示磷灰石裂變徑跡體系.Fig.2 Schematic figure illustrating three end member scenarios for the uplift／exhumation and folding deformation U stands for the uplift and exhumation of strata with low－temperature thermochronology samples shown by those black dots.AHe，AFT and ZHe represent the apatite（U－Th）／He，apatite fission track and zircon（U－Th）／He，respectively.The PRZ and PAZ stand for the AHe partial retention zone and AFT partial anneal zone.It should be noted that the wavelength of all structures should be more than 20km.

褶皺作用發(fā)生于地表隆升剝露之前，其變形作用導致淺部地表等溫面發(fā)生彎曲，伴隨熱撓動垂向上呈指數(shù)形式衰減，較高溫度等溫面發(fā)生彎曲變形程度降低，～200℃等溫面（或鋯石（U－Th）／He封閉（ZHe）溫度等溫面）可能未發(fā)生撓曲［25］（圖2b）.因此，當變形后具有大致相似深度的樣品通過～200℃等溫面，應該具有大致相等的鋯石（U－Th）／He年齡，其古巖性柱深度－ZHe年齡關系近垂直.較低溫度等溫面彎曲后，不同背斜部位樣品抬升通過磷灰石（U－Th）／He和裂變徑跡封閉溫度等溫面，與古垂直巖性柱樣品抬升具有大致相等的年齡（a＝a′，b＝b′，c＝c′）.因而AHe年齡和AFT年齡分別與古巖性柱深度關系具有一定的線性關系，其斜率反映出不同的隆升剝露速率.磷灰石裂變徑跡封閉溫度等溫面撓曲程度略小于（U－Th）／He封閉溫度等溫面，其AFT年齡－古深度關系斜率可能略大于或等于AHe年齡－深度關系的斜率.同時，由于淺部地表（小于～100℃）等溫面彎曲程度應該普遍略小于背斜變形程度，所以古巖性柱深度－年齡斜率值可能略小于實際背斜區(qū)域隆升剝露速率值.

褶皺變形后多期隆升剝露是一種典型特殊的抬升冷卻過程（圖2c）.早期褶皺變形導致淺部地表等溫面彎曲變形，地層抬升冷卻至磷灰石（U－Th）／He部分滯留帶（HePRZ）溫度區(qū)間，隨后發(fā)生快速抬升剝露過程，由于不同背斜部位樣品變形后具有大致相似的深度，因而古巖性柱深度－AHe年齡關系近垂直.如果所有樣品抬升冷卻至磷灰石裂變徑跡部分退火帶（PAZ），那么所有低溫熱年代學年齡（AHe，AFT和ZHe）與古巖性柱深度關系都為近垂直.

圖2中，現(xiàn)今殘存地表起伏度明顯小于背斜變形時古地表起伏度，因此相應的淺部地表等溫面撓曲或彎曲程度應小于背斜變形前后等溫面彎曲程度.需要指出的是，該模型圖具有重要的假設前提：樣品以垂直抬升運動方式為主、隆升剝露過程中具穩(wěn)態(tài)地表溫度與地溫梯度、剖面空間上各樣品具有較均一的抬升過程、背斜褶皺波長應大于～20km.由于四川盆地南部地區(qū)具有低斜率、低起伏度地貌特征（圖1），難以通過常規(guī)高程－年齡關系（AERs）研究方式揭示新生代隆升剝露過程，因此是探討和驗證構造變形與新生代快速抬升剝露過程關系的理想地區(qū).

3 區(qū)域地質概況

四川盆地南部地區(qū)為揚子板塊西緣特提斯—喜馬拉雅構造域和濱太平洋構造域的交接轉換部位，是四川盆地西緣地貌地形梯度最緩的區(qū)域.從四川盆地向南和西南地貌緩慢抬升，～100km距離，地貌從海拔～500m抬升至～2000m，逐漸過渡為大涼山和大婁山高原地貌（圖1）.區(qū)內主要發(fā)育長江和金沙江水系，地表起伏度低，河流切割深度不大，僅局部地區(qū)最大達～1000m.

盆地南緣下伏元古代－太古代揚子板塊變質結晶基底［31－33］，上覆蓋層大致分為震旦－中三疊世被動大陸邊緣海相沉積地層和晚三疊世－新生代河湖相地層.沉積蓋層構造變形微弱－中等，地層常呈低角度或近水平展布；其西部地區(qū)發(fā)育中新生代南北向大型左旋走滑構造體系，如：大涼山、安寧河斷裂，對新生代構造變形具有強烈影響.

晚三疊世伴隨揚子板塊西緣由北向南的擴展造山過程，盆地西南緣發(fā)育大規(guī)模左旋逆沖推覆構造與典型陸相前陸盆地［34－36］.同時受揚子板內雪峰陸內印支－燕山期南東—北西向擴展造山運動影響［37－40］，川東及川南地區(qū)燕山期構造變形形成了川南典型的北東向、東西向和近南北向寬緩疊加－復合構造［41－42］.新生代受印度－亞洲大陸碰撞影響，青藏高原東向擴展生長，盆地西緣早期構造受晚期疊加變形改造、構造活化［2，7，43－45］.尤其是，沿鮮 水河—安寧河—小江左旋走滑構造斷裂系，晚新生代（～12—10Ma）［46－47］強烈左旋走滑和川滇地殼擠出構造運動對揚子板塊西緣及青藏高原東南緣地區(qū)產(chǎn)生了廣泛的作用和影響［8，48－49］，區(qū)域發(fā)生快速隆升、剝露與高原地貌的建造［14－17，50－51］.

區(qū)域上，晚新生代長、短周期構造剝露速率從青藏高原東構造節(jié)向南具有連續(xù)的、極其顯著的降低，從西部地區(qū)～10mm／a［52－53］逐漸變小為東緣地區(qū)～1mm／a［16－17］.在松潘—甘孜及其整個青藏高原東緣地區(qū)新生代隆升剝露具有明顯的兩階段性，即早新生代緩慢隆升剝露（速率＜0.1mm／a）與晚新生代（～10Ma后）的快速隆升剝露（速率～2—6mm／a）過程.與之相似的是，四川盆地沿北東向南西也具有明顯的低溫熱年代學年齡逐漸減小的趨勢［14，54］，其新生代平均隆升剝露速率從0.05～0.2mm／a逐漸增大～0.6mm／a［55］.

4 背斜樣品采樣及測試方法

為了解四川盆地南緣隆升剝露過程，我們分別在沐川背斜和桑木場背斜（波長～20—40km）上沿其中一翼連續(xù)采集低溫熱年代學樣品，樣品空間水平距離遠遠大于其高程差.沐川背斜剖面5個樣品分別采集于上三疊統(tǒng)香溪群－下白堊統(tǒng)，海拔高程為300～600m，樣品水平空間距離大于10km，古垂直地層柱深度大于2000m（圖3）.桑木場背斜剖面6個樣品分別采集于上二疊統(tǒng)－上侏羅統(tǒng)，海拔高程為800～1100m，樣品水平空間距離大于15km，古垂直地層柱深度大于4000m（圖4）.

所有背斜都發(fā)生中－強程度褶皺變形，樣品連續(xù)采集剖面上無斷層切割，單一連續(xù)剖面上地層厚度的變化可以忽略.進一步通過野外露頭實測產(chǎn)狀，可以恢復原（褶皺變形前）古垂直地層柱厚度，該地層柱可相當于隆升剝露過程中的垂直（偽）高程剖面（pseudo－column）［24，56］.因此，該（偽）高程剖面與樣品低溫熱年代學年齡相結合能夠利用高程－年齡關系反演隆升剝露速率與過程（圖2）.值得注意的是，區(qū)域重要的構造相關剝蝕作用或者淺部熱結構調整，如：巖漿侵入和溫泉，可能會導致隆升剝露速率的高估［57－58］.然而盆地南部區(qū)域構造地質表明，樣品研究區(qū)新生代缺少相應的構造熱液活動.

所有巖石樣品碎樣后，都采用重液和磁選標準流程挑選足夠的（大于2000粒）磷灰石和鋯石單礦物顆粒.首先采用雙目鏡挑選10～20顆透明無包裹體單礦物顆粒，隨后用酒精稀釋顆粒表面污物挑選完整顆粒形態(tài)、大小相似的3～5單礦物顆粒，進行樣品顆粒長度與寬度測量、計算a校正常量［59］，最后分別把礦物顆粒放入鈮管制樣、準備（U－Th）／He測試.樣品首先在德國圖賓根大學Patterson 960nm激光脫氣裝置進行惰性氣體He的脫氣和含量測試，磷灰石單顆粒使用10Amps流量加熱5min脫氣，鋯石單顆粒使用20Amps流量加熱10min脫氣，每個顆粒分別進行重復脫氣過程保證樣品中He的完全脫氣，重復脫氣過程直至含量小于1%.然后，樣品在美國亞利桑那大學使用ICP－MS裝置進行U和Th含量測試.所有分析流程誤差不大于2%.最后分別計算磷灰石（U－Th）／He年齡（AHE）及有效鈾含量［60］，鋯石（U－Th）／He年齡（ZHe）等.

圖3 沐川剖面結構構造簡圖、巖性柱狀圖與低溫熱年代數(shù)據(jù)綜合圖Fig.3 Simplified geological map，structure profile，reconstructed stratigraphic column and sample′s low－temperature thermochronology ages of Muchuan transect

圖4 桑木場背斜剖面結構構造簡圖、巖性柱狀圖與磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)綜合圖Fig.4 Simplified geological map，structure profile，reconstructed stratigraphic column and sample′s apatite fission track ages of the Sangmuchang anticline

磷灰石裂變徑跡年齡（AFT）采用外探測器法測試.磷灰石單礦物選樣后，將樣品和標準鈾玻璃（美國國家標準局SRM612）固定在環(huán)氧樹脂片中，拋光制片.隨后，在25℃溫度下、用5N的HNO3溶液蝕刻40s，揭示樣品自發(fā)徑跡，然后將低鈾白云母片緊貼在光薄片上，做成定年組件，送中國原子能科學研究院492反應堆進行輻照.照射之后將白云母外探測器在25℃溫度下置于40%HF中蝕刻20min，揭示誘發(fā)徑跡.并在Leitz光學顯微鏡下放大1000倍統(tǒng)計樣品單顆粒自發(fā)徑跡和誘發(fā)徑跡，最后采用Zeta常數(shù)法計算樣品年齡.

磷灰石和鋯石（U－Th）／He系統(tǒng)封閉溫度分別為～65—85℃［61－63］和～170—190℃［64］，相應的部分滯留帶（HePRZ）分別為～40—85℃和～120—180℃［57，61］.磷 灰 石 裂 變 徑 跡 系 統(tǒng) 封 閉 溫 度 為～100—120℃［65］，及其相應部分退火帶（PAZ）為～60—110℃［66］.因此，基于不同系統(tǒng)低溫熱年代學對比能夠揭示淺部地表背斜變形過程與樣品隆升剝露過程特征.

表1 沐川剖面磷灰石（U－He）／He年齡數(shù)據(jù)Table 1 Apatite（U－He）／He data in the Muchuan section

5 結果與解釋

5.1 沐川剖面

沐川剖面測試分析5個磷灰石樣品得到18個單顆粒AHe年齡值（表1），范圍為～5—50Ma；2個鋯石樣品得到6個單顆粒年齡值（表2），ZHe年齡范圍為～21—228Ma，相同樣品的AHe明顯小于其ZHe年齡，如：SQM10樣品AHe年齡為6～16Ma，其ZHe年齡大于132Ma.

垂向空間上，所有樣品年齡與深度具有明顯的線性關系（圖3）.巖性柱上部樣品SQM05單顆粒AHe年齡為11.4～50.2Ma，其平均年齡為28.6Ma；底部樣品SQM10單顆粒AHe年齡為5.6～16.1Ma，其平均年齡為9.9Ma.同時，淺部樣品單顆粒年齡值具有較大的平均年齡標準偏差19.7Ma，伴隨深度的增大，單顆粒年齡變化值明顯減小，平均年齡標準偏差減小為5.5Ma.樣品AHe單顆粒年齡遠小于地層沉積年齡，表明所有樣品都曾經(jīng)發(fā)生過沉積后埋深完全退火過程，其埋深溫度大于AHe系統(tǒng)封閉溫度～65—85℃.

樣品SQM10單顆粒ZHe年齡132.0～178.4Ma，略小于地層沉積年齡，上部樣品SQM08單顆粒ZHe年齡21.1～227.9Ma，SQM08z－b和SQM08z－c單顆粒ZHe年齡明顯大于地層沉積年齡（圖3，表2）.伴隨樣品深度的增加，發(fā)生完全退火的單顆粒樣品比率明顯增大，表明早期沉積后埋深增溫過程中伴隨樣品深度的增加，其退火程度逐漸加強.多數(shù)ZHe年齡明顯接近或大于地層沉積年齡（圖3），表明樣品未曾發(fā)生埋深后完全退火，其埋深溫度不大于鋯石He系統(tǒng)封閉溫度～170—190℃.

區(qū)域大地熱流及油氣勘探井間測溫資料表明，川南地區(qū)地表溫度及其地溫梯度分別為20℃和25～35℃／km［68－70］，因此，我們可以得出沐川剖面底部樣品原巖地層（T3香溪群）最大古埋藏深度約為4.5～6.4km.由于該剖面中不是所有鋯石He年齡都發(fā)生完全退火過程，所以該估算值應該為最大古埋深.進一步，根據(jù)恢復古地層巖性柱厚度可以得出，沐川剖面地表下白堊統(tǒng)古埋深不超過2～3.5km（70～120℃），鑒于區(qū)域現(xiàn)今殘留上白堊統(tǒng)厚度約為0.8～1.5km［31，71］，可以得出沐川地區(qū)（以大面積出露上白堊統(tǒng)為主）地表現(xiàn)今剝蝕厚度應該約為1～2km.

表2 沐川剖面鋯石（U－He）／He年齡數(shù)據(jù)Table 2 Zircon（U－Th）／He data in the Muchuan section

表3 桑木場背斜剖面磷灰石裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)Table 3 Apatite fission track data in the Sangmuchang anticline

圖5 沐川剖面垂直巖性柱深度與AHe年齡關系圖灰色實心圓和正方形分別表示樣品單顆粒年齡和平均年齡值；R為擬合相關系數(shù).Fig.5 Plot of AHe ages vs.structural depth relationship for Muchan transect Grey circles and squares represent respectively the single－grain ages and mean ages.Ris the correlation coefficient.

巖性柱垂向空間上，雖然上部樣品AHe單顆粒年齡有一定的發(fā)散性，但隨深度增加其明顯趨于平均AHe年齡，且所有樣品年齡與深度具有明顯的正相關性（圖5）.因此，我們可以根據(jù)樣品深度與AHe平均年齡加權回 歸曲線（age－elevation relationships，AERs）來計算樣品的隆升剝蝕速率.深度－年齡回歸曲線關系表明（圖5），沐川剖面從28.6Ma到9.8Ma發(fā)生穩(wěn)態(tài)剝露，其速率為0.12±0.02km／Ma（或mm／a），較高相關系數(shù)（R2＝0.98）表明該過程具較高的可信度.

磷灰石和鋯石單顆粒年齡明顯超過測試誤差值，具有較高的分散性（如：樣品SQM05，SS06和SS04），可能導致平均年齡及剝露速率計算誤差的增大.單顆粒圍巖He成分的植入（He implantation）為AHe年齡誤差的主要因素之一［60，72－73］受 到 廣 泛 關注，尤其是在低有效鈾成分含量（（5～10）×10－5）磷灰石礦物中.然而，我們樣品有效鈾成分含量為～（10—400）×10－5（表2），平均值為（144±125）×10－5；并且樣品有效鈾成分含量與AHe年齡（校正和原始年齡）不具有明顯的相關性［60］，表明He成分植入不是導致磷灰石單顆粒年齡分散性的主要原因.如前所述，根據(jù)地層厚度計算現(xiàn)今地表下白堊統(tǒng)樣品古埋深不超過2～3.5km（70～120℃），與磷灰石裂變徑跡部分滯留帶溫度范圍（～40—85℃）具有明顯的交叉.當?shù)蜏責崮甏鷮W樣品具有較慢的抬升冷卻速率，或（和）長時間滯留于部分滯留帶時，He擴散將會導致礦物內He成分及其年齡發(fā)生明顯變化［73］.因此，我們認為較慢的抬升冷卻速率和滯留于AHe體系部分滯留帶是川南沐川地區(qū)淺部地表單顆粒年齡值具分散性的主要因素.

5.2 桑木場剖面

桑木場背斜剖面測試6個磷灰石裂變徑跡樣品（表2），各樣品測試單顆粒數(shù)為21～27，各樣品單顆粒AFT年齡遠小于地層沉積年齡，徑跡長度統(tǒng)計數(shù)為80～120條，鈾含量8.4～12.65μg／g，樣品中心年齡范圍為～36—52Ma，表明樣品普遍發(fā)生埋深完全退火（埋深溫度大于～100—120℃），之后遭受構造熱事件發(fā)生抬升冷卻作用.樣品徑跡長度（11.7±2.8～12.3±2.3）μm，遠小于初始徑跡長度（約16±1μm）［74］，徑跡長度標準偏差2.3～2.8μm，表明樣品具長時間滯留于部分退火帶的退火過程.徑跡長度主要為不對稱單峰型特征，中侏羅統(tǒng)沙溪廟組樣品ADX4徑跡長度具有不對稱雙峰型特征（圖4）.Chi－sq檢驗概率P（）%為42.2%～99.9%，表明各樣品中單顆粒AFT年齡的差別屬于統(tǒng)計誤差，為同組年齡，具有單一的年齡平均值，樣品中所有單顆粒經(jīng)歷過一致的熱演化史.

垂向巖性柱空間上（圖4），伴隨深度的增加徑跡年齡和徑跡長度僅具有微弱的減小趨勢.淺部上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)組樣品DT8AFT年齡51.8±4.3Ma，徑跡長度12.0±2.7μm.中部沙溪廟組樣品DT4 AFT年齡36.7±2.3Ma，但徑跡長度大致相似為11.8±2.5μm；巖性柱底部上二疊統(tǒng)樣品ALC14 AFT年齡46.3±4.0Ma，徑跡長度12.3±2.3μm.總體上，AFT年齡垂向上集中在～50Ma，其變化值都在測試誤差±4.0Ma范圍內，且徑跡長度集中在～12.0μm、變化極其微弱.

桑木場剖面中所有樣品徑跡長度都較短，且平均徑跡長度在誤差范圍內基本一致，同時大致具有相似的年齡，表明樣品都可能同時期內位于磷灰石裂變徑跡部分退火帶，因此需要通過熱演化模擬揭示其隆升剝露過程.樣品模擬采用Laslett退火模型［75］，借 助AFTSolve［76］進行，使用Kolmogorov－Smirnov檢驗（K－S值）和GOF檢驗（GOF值）分別用于驗證模擬的徑跡長度和年齡與樣品測量真實值的擬合度，當K－S值和GOF值分別都大于0.5或0.05是表示模擬的熱演化史極佳或是可接受的.模型模擬初始限制條件主要包括為：（1）樣品沉積地層年齡，（2）樣品現(xiàn)今地表溫度，（3）～50Ma樣品都經(jīng)歷長時間滯留于部分退火帶和（4）盆地演化背景（圖6）.

垂直古巖性柱上，典型樣品熱隆升模擬演化史見圖6.樣品普遍經(jīng)歷三個熱演化階段：（1）沉降埋深增溫階段（～80Ma以前），（2）緩慢抬升冷卻階段（80～20Ma），（3）快速隆升剝露階段（～20Ma—現(xiàn)今），其中緩慢抬升冷卻階段主要發(fā)生于磷灰石裂變徑跡部分退火帶，表明樣品具長時間滯留過程.樣品沉積－沉降約～80Ma達到最大埋深，其速率約為－0.6～－1.5℃／Ma，伴隨樣品地層年代變老，其最大埋深明顯增大，如：上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)樣品DT8最大埋深為～110℃，而上三疊統(tǒng)須家河組可能埋深為～140℃.80～20Ma緩慢抬升冷卻階段，樣品主要緩慢抬升通過部分退火帶，其速率約為0.5～0.8℃／Ma.晚新生代所有樣品發(fā)生快速隆升剝露過程，樣品從部分退火帶快速抬升冷卻至地表，其速率約為～2～3℃／Ma.因此，若考慮區(qū)域地溫梯度（25～35℃／km），新生代桑木場背斜地區(qū)隆升剝露速率大致分別為～0.025mm／a和～0.1mm／a.

根據(jù)模擬熱演化歷史，垂直巖性柱上侏羅統(tǒng)蓬萊鎮(zhèn)組被剝蝕上覆地層約2.5～3.6km（最大埋深溫度～110℃），其上覆下白堊統(tǒng)厚度大于1.0km，上白堊統(tǒng)夾關組約0.5～1.4km，因此推測現(xiàn)今盆地南部習水地區(qū)（以大面積出露上白堊統(tǒng)地層為主）地表現(xiàn)今剝蝕厚度應該約為1.0～1.5km，考慮恢復垂直巖性柱地層厚度誤差～0.5km，其與沐川背斜剖面地表現(xiàn)今剝蝕厚度應大致相當.

圖6 桑木場背斜剖面磷灰石裂變徑跡熱隆升歷史模擬圖圖中，實測徑跡長度分布顯示為直方圖，最佳模擬曲線疊于其上.最佳熱歷史由帶點實線表示，實線兩側的深灰色區(qū)域為可信度很高T－t（時間－溫度）帶，淺灰色區(qū)域為可信度較高的T－t帶.Fig.6 Modeled cooling histories for AFT samples in the Sangmuchang anticline The measured track－length distributions are shown as histograms that are overprinted by the modeled best－fit track－length distribution curves.The black lines are the best－fitting histories（merit function given in length and age）；grey shaded region encompasses well－fitting T－t histories；light shaded region are acceptable histories.

6 討 論

6.1 背斜褶皺變形與隆升剝露

川南沐川地區(qū)磷灰石AHe年齡與恢復的古垂直巖性柱剖面深度呈明顯的線性相關性，反映出不同深度樣品逐步抬升冷卻通過AHe體系古封閉溫度界面，與端元模型具有較好的一致性.然而，樣品鋯石ZHe年齡值未發(fā)生抬升冷卻前的完全退火過程，難以反映出后期抬升冷卻過程中的有效信息，因而不能有效判定不同端元模型.值得指出的是，沐川地區(qū)中早二疊世－中三疊世海相地層和晚三疊世－早白堊世陸相地層共同發(fā)生褶皺變形，形成寬緩－閉合的沐川背斜，沐川樣品剖面位于沐川背斜北東翼.背斜褶皺變形卷入最新地層年齡為早白堊紀，遠遠大于樣品AHe年齡，表明樣品快速隆升剝露晚于變形年齡（模型端元2：褶皺后隆升剝露過程）.因此我們推測背斜褶皺變形后，淺部低溫等溫面彎曲，沐川剖面不同樣品（具有較小的海拔高程差）依次抬升冷卻通過磷灰石（U－Th）／He系統(tǒng)封閉溫度等溫面（圖2b），樣品AHe年齡與古巖性柱深度具有線性關系，反映～30—10Ma沐川地區(qū)穩(wěn)態(tài)剝露過程.

桑木場地區(qū)古生界海相碳酸鹽巖和陸相上三疊統(tǒng)須家河組－上白堊統(tǒng)夾關組共同發(fā)生褶皺變形，形成中等閉合的桑木場背斜，樣品剖面位于背斜北西翼.背斜褶皺變形卷入最新地層年齡為晚白堊世，略早于樣品AFT年齡.模擬熱演化歷史反映，垂直巖性柱樣品沉積后發(fā)生沉降深埋增溫，至晚白堊世（～80Ma）達到最大埋深，隨后發(fā)生了磷灰石裂變徑跡部分退火帶內的緩慢抬升冷卻過程，從早期沉降埋深到后期的抬升冷卻過程的反轉可能為區(qū)域褶皺變形事件所致，因此，褶皺變形事件年齡應大于樣品AFT年齡（褶皺后隆升剝露過程）.然而，由于淺部未得到有效的磷灰石AHe年齡值，難以對褶皺后隆升剝露具體模型進行限定.但是，模擬熱演化史表明所有樣品快速抬升剝露實際上發(fā)生在晚新生代中新世（～20Ma），快速抬升退火過程晚于變形年齡，樣品先抬升冷卻至磷灰石裂變徑跡部分退火帶內（～80—20Ma），最后發(fā)生快速隆升剝露至地表，因此我們認為川南桑木場地區(qū)隆升剝露可能介于端元模型2（褶皺后隆升剝露）與端元模型3（褶皺后多期隆升剝露）之間，可能偏向于后者（圖2）.

沐川剖面和桑木場背斜剖面作為兩個實例有效驗證了褶皺變形與隆升剝露過程理想模型，遺憾的是，我們未能取得足夠的樣品顆粒以便在兩個剖面中能夠分別測試所有低溫熱年代學年齡剖面（AHe，AFT和ZHe），以便更有效地反映模型和實例之前的契合度.

6.2 盆地南部新生代隆升剝露機制

沐川背斜剖面古垂直巖性柱最新地層為下白堊統(tǒng)，根據(jù)前述表明其最大古埋深不超過2～3.5km，即意味著該剖面現(xiàn)今最大隆升剝蝕厚度為2～3.5km.剖面古垂直巖性柱深度－AHe年齡關系表明～30—10Ma沐川地區(qū)發(fā)生穩(wěn)態(tài)剝露過程，剝蝕速率為0.12±0.02mm／a.如果該剖面～30Ma以來至今為穩(wěn)態(tài)隆升剝露過程，即后期未發(fā)生隆升速率的顯著增加或減少，那么其總體剝蝕厚度約為～3.0—3.6km，與巖性柱恢復的最大隆升剝蝕厚度相當，因此我們推測沐川地區(qū)快速隆升剝露過程開始于晚古近紀（～30Ma）左右.桑木場背斜剖面模擬熱演化史表明該地區(qū)晚新生代快速隆升剝露過程開始于中新世（～20Ma），略晚于沐川地區(qū).且兩剖面具有大致相當?shù)耐硇律焖俾∩齽兟端俾剩ā?.1mm／a），和相似的現(xiàn)今地表剝蝕量（1.0～2.0km）.

Li等［14］基于川西前陸盆地大邑1井和新101井巖芯樣品深度與AFT年齡關系表明快速隆升剝露開始于早中新世（～20Ma）.Richardson等［19］，Deng等［55］和劉樹根等［20］基于磷灰石裂變徑跡樣品熱模擬揭示盆內晚新生代以來（～20Ma）的快速隆升過程.盆地內漸新世－中新世快速隆升剝露過程，可能略早于晚新生代龍門山及松潘—甘孜地區(qū)的區(qū)域造原運動時間［14－18，77－78］.尤其需要指出的是，四川盆地南部快速隆升剝露速率（～0.10mm／a）明顯低于青藏高原東緣地區(qū)造山帶速率（～0.3—0.6mm／a）（圖1），且沐川和桑木場剖面恢復的現(xiàn)今地表隆升剝蝕厚度為1.0～2.0km，遠遠小于造山帶地區(qū)的數(shù)十公里剝蝕厚度.低溫熱年代學研究及其差異性對比表明，四川盆地與青藏高原東緣地區(qū)造山帶具有明顯不同的快速隆升剝露特征.盆地南部地區(qū)與盆地區(qū)域反映新生代相似的漸新世－中新世快速隆升剝露過程，總體體現(xiàn)出盆地快速隆升剝露的均一性［55］，因此其新生代隆升過程可能主要受盆地克拉通基底控制［79］.

然而，新生代?。瓉喆箨懪鲎策h程效應在四川盆地的響應又是不可忽略的.如：An等［80］和李雙建等［81］在馬邊和興文地區(qū)的磷灰石裂變徑跡模型揭示的～5Ma左右快速隆升剝露事件，盆地西南緣地區(qū)現(xiàn)今強烈變形及新構造活動［17－18，43，82］等.因此，我們認為區(qū)域差異性快速隆升過程反映出新生代青藏高原東向擴展過程中，大規(guī)模地殼物質向東運動與四川盆地剛性克拉通基底發(fā)生擠壓［2，4，11］，首先導致四川盆地漸新世－中新世發(fā)生較均一的快速抬升過程［55］.伴隨擠壓作用的進一步加強，龍門山、松潘—甘孜地區(qū)以及整個青藏高原東南緣地區(qū)發(fā)生晚新生代較均一的造原運動.由于大規(guī)模地殼物質東向運動與四川盆地克拉通基底擠壓，同時受早期揚子板塊西緣邊界斷裂帶（如：龍門山斷裂，鮮水河—小江斷裂等）差異性構造特征控制［7，11，31，34，43］，盆地西緣龍門山斷裂帶以逆沖為主的構造運動特征明顯區(qū)別于盆地西南緣鮮水河—小江斷裂帶以左旋走滑為主的構造運動特征，二者不同的構造運動具有明顯不同垂向上和走向上運動分量［11，43，45］，造就了青藏高原東緣不同的邊界地貌特征.

7 結 論

本文通過對四川盆地南部地區(qū)沐川背斜和桑木場背斜連續(xù)剖面磷灰石和鋯石（U－Th）／He，磷灰石裂變徑跡分析研究該區(qū)新生代隆升剝露過程與褶皺變形事件，初步探討低起伏度、低斜率地區(qū)（背斜）古巖性柱深度－年齡關系低溫熱年代學模型，主要獲得了如下結果和結論：

（1）川南沐川地區(qū)AHe年齡值為～10—28.6Ma，樣品AHe年齡與古深度具有明顯的線性關系，揭示新生代～30Ma以速率為0.12±0.02mm／a的穩(wěn)態(tài)隆升剝露過程.沐川背斜地區(qū)上三疊統(tǒng)中ZHe年齡表明樣品埋深后未發(fā)生完全退火過程，結合地表溫度及地溫梯度表明本地區(qū)現(xiàn)今地表剝蝕厚度應該約為1.0～2.0km.

（2）川南桑木場背斜地區(qū)AFT年齡值為～36—52Ma，古深度空間上樣品AFT年齡變化不明顯（～50Ma）、且具有相似的徑跡長度（～12.0μm）.磷灰石裂變徑跡熱演化史模擬表明桑木場地區(qū)經(jīng)歷三個階段熱演化過程：沉降埋深增溫階段（～80Ma以前）、緩慢抬升冷卻階段（80—20Ma）和快速隆升剝露階段（～20Ma—現(xiàn)今）.結合地表溫度及地溫梯度表明新生代隆升剝露速率大致分別為～0.025mm／a和～0.1mm／a，現(xiàn)今地表剝蝕厚度與沐川地區(qū)大致相當1.0～2.0km.

（3）四川盆地區(qū)域漸新世－中新世快速隆升剝露體現(xiàn)出盆地快速抬升冷卻過程的均一性，反映盆地克拉通基底對區(qū)域隆升剝露過程的控制作用.新生代青藏高原大規(guī)模地殼物質東向運動與四川盆地克拉通基底擠壓，受板緣邊界主斷裂帶差異性構造特征控制形成了青藏高原東緣不同的邊界地貌特征.

致 謝 感謝德國圖賓根大學Todd Ehlers，Eva Enkelmann，Annika Szameitat等在樣品測試和本文撰寫工作中提供的幫助和支持，野外工作中得到湯聰、米色子哈等的幫助，在此一并感謝.

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

［2］ Royden L H，Burchfiel B C，van der Hilst R D.The geological evolution of the Tibetan Plateau.Science，2008，321（5892）：1054－1058.

［3］ Yin A.Cenozoic tectonic evolution of Asia：A preliminary synthesis.Tectonophysics，2010，488（1－4）：293－325.

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

［5］ Zhang P Z，Shen Z K，Wang M，et al.Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data.Geology，2004，32（9）：809－812.

［6］ Enkelmann E，Ratschbacher L，Jonchheere R，et al.Cenozoic exhumation and deformation of northeastern Tibet and the Qinling：Is Tibetan lower crustal flow diverging around the Sichuan Basin.GeologicalSocietyofAmerica Bulletin，2006，118（5－6）：651－671.

［7］ Burchfiel B C，Chen Z L，Liu Z P，et al.Tectonics of the Longmen Shan and adjacent regions，central China.International GeologyReview，1995，37（8）：661－735.

［8］ Wang E，Burchfiel B C，Royden L H，et al.Late Cenozoic Xianshuihe－Xiaojiang，Red River，and Dali fault systems of southwestern Sichuan and central Yunnan，China.Boulder，Colorado，Geological Society of America Special Paper 327，1998.

［9］ Shen Z K，LüJ N，Wang M，et al.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau.JournalofGeophysicalResearch，2005，110，doi：10.1029／2004JB003421.

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

［11］ Hubbard J，Shaw J H.Uplift of the Longmen Shan and Tibetan plateau，and the 2008Wenchuan（M＝7.9）earthquake.Nature，2009，458（7235）：194－197.

［12］ Zhang P Z，Wen X Z，Shen Z K，et al.Oblique，high－angle，listric－reverse faulting and associated development of strain：The Wenchuan earthquake of May 12，2008，Sichuan，China.Annu.Rev.EarthPlanet.Sci.，2010，38（1）：353－382.

［13］ Arne D，Worley B，Wilson C，et al.Differential exhumation in response to episodic thrusting along the eastern margin of the Tibetan Plateau.Tectonophysics，1997，280（3－4）：239－256.

［14］ Li Z W，Liu S G，Chen H D，et al.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，2012，47：185－203.

［15］ Godard V，Pik R，Lave J，et al.Late Cenozoic evolution of the central Longmen Shan，eastern Tibet：Insight from（UTh）／He thermochronometry.Tectonics，2009，28，doi：10.1029／2008TC002407.

［16］ Clark M K，House M A，Royden L H，et al.Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet.Geology，2005，33（6）：525－528.

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

［18］ Wilson C J L，F(xiàn)owler A.Denudational response to surface uplift in east Tibet：Evidence from apatite fission－track thermochronology.GSABulletin，2011，doi：10.1130／B30331.1.

［19］ Richardson N J，Densmore A L，Seward D，et al.Extraordinary denudation in the Sichuan Basin：Insights from low－temperature thermochronology adjacent to the eastern margin of the Tibetan Plateau.JournalofGeophysical Research，2008，113，doi：10.1029／2006JB004739.

［20］ 劉樹根，馬永生，孫瑋等.四川盆地威遠氣田和資陽含氣區(qū)震旦系油氣成藏差異性研究.地質學報，2008，82（3）：329－337.

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

［21］ Turcotte D L，Schubert G.Geodynamics：Applications of Continuum Physics to Geological Problems.New York：John Wiley and Sons，1982.

［22］ Stüwe K，White L，Brown R.The influence of eroding topography on steady－state isotherms.Application to fission track analysis.EarthandPlanetaryScienceLetters，1994，124（1－4）：63－74.

［23］ Braun J.Quantifying the effect of recent relief changes on age－elevation relationships.EarthandPlanetaryScience Letters，2002，200（3－4）：331－343.

［24］ Reiners P W，Zhou Z Y，Ehlers T A，et al.Post－orogenic evolution of the Dabie Shan，Eastern China，from（U－Th）／He and fission－track thermochronology.AmericanJournal ofScience，2003，303（6）：489－518.

［25］ Mancketlow N S，Grasemann B.Time－dependent effects of heat advection and topography on cooling histories during erosion.Tectonophysics，1997，270（3－4）：167－195.

［26］ Husson L，Moretti I.Thermal regime of fold and thrust belts－an application to the Bolivian sub Andean zone.Tectonophysics，2002，345（1－4）：253－280.

［27］ Ehlers T A，F(xiàn)arley K A.Apatite（U－Th）／He thermochronometry：methods and applications to problems in tectonic and surface processes.EarthandPlanetaryScienceLetters，2003，206（1－2）：1－14.

［28］ ter Voorde M，de Bruijne C H，Cloetingh S A P L，et al.Thermal consequences of thrust faulting：simultaneous versus successive fault activation and exhumation.Earthand PlanetaryScienceLetters，2004，223（3－4）：395－413.

［29］ Metcalf J R，F(xiàn)itzgerald P G，Baldwin S L，et al.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，2009，287（3－4）：488－503.

［30］ Stüwe K，Hintermuller M.Topography and isotherms revisited：the influence of laterally migrating drainage divides.EarthandPlanetaryScienceLetters，2000，184（1）：287－303.

［31］ 四川省地質礦產(chǎn)局.四川省區(qū)域地質志.北京：地質出版社，1991.Bureau of Geology and Mineral Resources of Sichuan Province.Regional Geology of Sichuan Province（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，1991.

［32］ 羅志立.四川盆地基底結構的新認識.成都理工學院學報，1998，25（2）：191－200.

Luo Z L.New recognition of basement in Sichuan basin.JournalofChengduUniversityofTechnology（in Chinese），1998，25（2）：191－200.

［33］ Zheng J P，Griffin W L，O’Reilly S Y，et al.Widespread Archean basement beneath the Yangtze craton.Geology，2006，34（6）：417－420.

［34］ Chen S F，Wilson C J L，Worley B A.Tectonic transition from the Songpan－Garze Fold Belt to the Sichuan Basin，south－western China.BasinResearch，1995，7（3）：235－253.

［35］ Li Y，Allen P A，Densmore A L，et al.Evolution of the Longmen Shan Foreland Basin（Western Sichuan，China）during the Late Triassic Indosinian Orogeny.BasinResearch，2003，15（1）：117－138.

［36］ Deng B，Liu S G，Jansa L，et al.Sedimentary record of Late Triassic transpressional tectonics of the Longmenshan thrust belt，SW China.JournalofAsianEarthSciences，2012，48：43－55.

［37］ Yan D P，Zhang B，Zhou M F，et al.Constraints on the depth，geometry and kinematics of blind detachment faults provided by fault－propagation folds：An example form the Mesozoic fold belt of South China.JournalofStructural Geology，2009，31（2）：150－162.

［38］ 金寵，李三忠，王岳軍等.雪峰山陸內復合構造系統(tǒng)印支—燕山期構造穿時遞進特征.石油與天然氣地質，2009，30（5）：598－608.

Jin C，Li S Z，Wang Y J，et al.Diachronous and progressive deformation during the Indosinian－Yanshanian Movements of the Xuefeng Mountain intracontinental composite tectonic system.Oil＆GasGeology（in Chinese），2009，30（5）：598－608.

［39］ 李三忠，王濤，金寵等.雪峰山基底隆升帶及其鄰區(qū)印支期陸內構造特征與成因.吉林大學學報（地球科學版），2011，41（1）：93－105.

Li S Z，Wang T，Jin C，et al.Features and causes of Indosinian Intracontinental structures in the Xuefengshan Precambrian basement and its neighboring regions.Journal ofJilinUniversity（EarthScienceEdition）（in Chinese），2011，41（1）：93－105.

［40］ 張國偉，郭安林，董云鵬等.大陸地質與大陸構造和大陸動力學.地學前緣，2011，18（3）：1－12.

Zhang G W，Guo A L，Dong Y P，et al.Continental geology，tectonics and dynamics.EarthScienceFrontiers（in Chinese），2011，18（3）：1－12.

［41］ 樂光禹，杜思清，黃繼鈞等.構造復合聯(lián)合原理：川黔構造組合疊加分析.成都：成都科技大學出版社，1996.

Yue G Y，Du S Q，Huang J J，et al.Principle of Structural Compounding－Combine：Analysis of Structural Association－Superposition in Sichuan Basin and Guizhou Plateau，China（in Chinese）.Chengdu：Press of Chengdu University of Science and Technology，1996.

［42］ 劉樹根，李智武，孫瑋等.四川含油氣疊合盆地基本特征.地質科學，2011，46（1）：233－257.

Liu S G，Li Z W，Sun W，et al.Basic geological features of superimposed basin and hydrocarbon accumulation in Sichuan basin，China.ChineseJournalofGeology（in Chinese），2011，46（1）：233－257.

［43］ Wang E Q，Burchfiel B C.Late Cenozoic to Holocene deformation in southwestern Sichuan and adjacent Yunnan，China，and its role in formation of the southeastern part of the Tibetan Plateau.GSABulletin，2000，112（3）：413－423.

［44］ Wilson C J L，Harrowfield M J，Reid A J.Brittle modification of Triassic architecture in eastern Tibet：implications for the construction of the Cenozoic plateau.JournalofAsianEarthSciences，2006，27（3）：341－357.

［45］ Jia D，Wei G Q，Chen Z X，et al.Longmen Shan fold－thrust belt and its relation to the western Sichuan Basin in central China：New insights from hydrocarbon exploration.AAPG Bulletin，2006，90（9）：1425－1447.

［46］ Roger F，Calassou S，Lancelot J，et al.Miocene emplacement and deformation of the Konga Shan granite（Xianshui He fault zone，west Sichuan，China）：Geodynamic implications.EarthandPlanetaryScienceLetters，1995，130（1－4）：201－216.

［47］ Zhang Y Q，Chen W，Yang N.40Ar／39Ar dating of shear deformation of the Xianshuihe fault zone in west Sichuan and its tectonic significance.ScienceinChina（Ser.DEarth Sciences），2004，47（9）：794－803.

［48］ Deng B，Liu S G，Li Z W，et al.Late Cretaceous tectonic change of the eastern margin of the Tibetan Plateau－Results from multisystem thermochronology.JournalGeological SocietyofIndia，2012，80：241－254.

［49］ Schoenbohm L M，Burchfiel B C，Chen L Z.Propagation of surface uplift，lower crustal flow，and Cenozoic tectonics of the southeast margin of the Tibetan Plateau.Geology，2006，34（10）：813－816.

［50］ Lai Q Z，Ding L，Wang H W，et al.Constraining the stepwise migration of the eastern Tibetan Plateau margin by apatite fission track thermochronology.ScienceinChina（SeriesD：EarthSciences），2007，50（2）：172－183.

［51］ Xu G Q，Kamp P J J.Tectonics and denudation adjacent to the Xianshuihe fault，eastern Tibetan Plateau：Constraints from fission track thermochronology.JournalofGeophysical Research，2000，105（B8）：19231－19251.

［52］ Finnegan N J，Hallet B，Montgomery D R，et al.Coupling of rock uplift and river incision in the Namche Barwa－Gyala Peri massif，Tibet.Geol.Soc.Am.Bull.，2008，120（1－2）：142－155.

［53］ Henck A C，Huntington K W，Stone J O，et al.Spatial controls on erosion in the Three Rivers Region，southeastern Tibet and southwestern China.EarthandPlanetaryScience Letters，2011，303（1－2）：71－83.

［54］ 鄧賓，劉樹根，劉順等.四川盆地地表剝蝕量恢復及其意義.成都理工大學學報（自然科學版），2009，36（6）：675－686.

Deng B，Liu S G，Liu S，et al.Restoration of exhumation thickness and its significance in Sichuan basin，China.JournalofChengduUniversityofTechnology（Science＆TechnologyEdition）（in Chinese），2009，36（6）：675－686.

［55］ Deng B，Liu S G，Li Z W，et al.Differential Exhumation in the Sichuan Basin，Eastern Margin of Tibetan Plateau，from Apatite Fission－track Thermochronology.Tectonophysics，2013，591：98－115.

［56］ Barnes J B，Ehlers T A，McQuarrie N，et al.Thermochronometer record of central Andean Plateau growth，Bolivia（19.5°S）.Tectonics，2008，27，doi：10.1029／2007TC002174.

［57］ Stockli D F.Application of low－temperature thermochronometry to extensional tectonic settings.ReviewsinMineralogy＆Geochemistry，2005，58（1）：411－448.

［58］ Whipp D M Jr，Todd T A.Influence of groundwater flow on thermochronometer－derived exhumation rates in the central Nepalese Himalaya.Geology，2007，35（9）：851－854.

［59］ Farley K A，Wolf R A，Silver L T.The effects of long alphastopping distances on U－Th／He dates.GeochimicaetCosmochimica Acta，1996，60（21）：4223－4229.

［60］ Flowers R M，Shuster D L，Wernicke B P，et al.Radiation damage control on apatite（U－Th）／He dates from the Grand Canyon region，Colorado Plateau.Geology，2007，35（5）：447－450.

［61］ Wolf R A，F(xiàn)arley K A，Kass D M.Modeling of the temperature sensitivity of the apatite（U－Th）／He thermochronometer.ChemicalGeology，1998，148（1－2）：105－114.

［62］ Farley K A.Helium diffusion from apatite：General behavior as illustrated by Durango fluorapatite.Journalof GeophysicalResearch，2000，105（B2）：2903－2914.

［63］ 邱楠生，Reiners P，梅慶華等.（U－Th）／He年齡在沉積盆地構造－熱演化研究中的應用——以塔里木盆地KQ1井為例.地球物理學報，2009，52（7）：1825－1835.

Qiu N S，Reiners P，Mei Q H，et al.Application of the（U－Th）／He thermochronometry to the tectono－thermal evolution of sedimentary basin——A case history of Well KQ1in the Tarim Basin.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2009，52（7）：1825－1835.

［64］ Reiners P W，Spell T L，Nicolescu S，et al.Zircon（U－Th）／He thermochronometry：He diffusion and comparisons with40Ar／39Ar dating.GeochimicaetCosmochimicaActa，2004，68（8）：1857－1887.

［65］ Ketcham R A，Donelick R A，Carlson W D.Variability of apatite fission－track annealing kinetics：III.Extrapolation to geological time scales.AmericanMineralogist，1999，84（9）：1235－1255.

［66］ Gallagher K，Brown R，Johnson C.Fission track analysis and its applications to geological problems.Annu.Rev.EarthPlanet.Sci.，1998，26（1）：519－572.

［67］ Galbraith R F，Laslett G M.Statistical models for mixed fission track ages.Nucl.TracksRadiat.Meas.，1993，21（4）：459－470.

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

［69］ 朱傳慶，徐明，袁玉松等.峨眉山玄武巖噴發(fā)在四川盆地的地熱學響應.科學通報，2010，55（6）：474－482.

Zhu C Q，Xu M，Yuan Y S，et al.Palaeo－geothermal response and record of the effusing of Emeishan basalts in Sichuan basin.ChineseSci.Bull.，2010，55（10）：949－956.

［70］ 徐明，朱傳慶，田云濤等.四川盆地鉆孔溫度測量及現(xiàn)今地熱特征.地球物理學報，2011，54（4）：1052－1060.

Xu M，Zhu C Q，Tian Y T，et al.Borehole temperature logging and characteristics of subsurface temperature in the Sichuan basin.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2011，54（4）：1052－1060.

［71］ 郭正吾，鄧康齡，韓永輝等.四川盆地形成與演化.北京：地質出版社，1996.

Guo Z W，Deng K L，Han Y H，et al.Formation and Evolution of the Sichuan Basin（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，1996.

［72］ Spiegel C，Barry K，Belton D，et al.Apatite（U－Th－Sm）／He thermochronology of rapidly cooled samples：The effect of He implantation.EarthandPlanetaryScienceLetters，2009，285（1－2）：105－114.

［73］ Fitzgerald P G，Baldwin S L，Webb L E，et al.Interpretation of（U－Th）／He single grain ages from slowly cooled crustal terranes：A case study from the Transantarctic Mountains of southern Victoria Land.ChemicalGeology，2006，225（1－2）：91－120

［74］ Gleadow A J W，Duddy I R，Green P F，et al.Confined fission track lengths in apatite：a diagnostic tool for thermal history analysis.Contrib.Mineral.Petrol.，1986，94（4）：405－415.

［75］ Laslett G M，Green P F，Duddy I R，et al.Thermal annealing of fission tracks in apatite，2.A quantitative analysis.ChemicalGeology，1987，65（1）：1－13.

［76］ Ketcham R A，Donelick R A，Donelick M B.AFTSolve：A program for multi－kinetic modeling of apatite fission－track data.GeologicalMaterialsResearch，2003，88（5－6）：929.

［77］ Clark M K，Schoenbohm L M，Royden L H，et al.Surface uplift，tectonics，and erosion of eastern Tibet from largescale drainage patterns.Tectonics，2004，23，doi：10.1029／2002TC001402.

［78］ Liu S G，Luo Z L，Dai S L，et al.The uplift of the Longmenshan Thrust Belt and subsidence of the West Sichuan Foreland Basin.ActaGeologicaSinica，1996，9（1）：16－26.

［79］ Liu S G，Deng B，Li Z W，et al.Architectures of basinmountain systems and their influences on gas distribution：A case study from Sichuan basin，South China.Journalof AsianEarthSciences，2012，47：204－215.

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

［81］ 李雙建，李建明，周雁等.四川盆地東南緣中新生代構造隆升的裂變徑跡證據(jù).巖石礦物學雜志，2011，30（2）：225－233.

Li S J，Li J M，Zhou Y，et al.Fission track evidence for Mesozoic－Cenozoic uplifting in the southeastern margin of Sichuan basin.ActaPetrologicaEtMineralogica（in Chinese），2011，30（2）：225－233.

［82］ 王二七，尹紀云.川西南新生代構造作用以及四川原型盆地的破壞.西北大學學報（自然科學版），2009，39（3）：359－367.

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