低溫熱年代學在褶皺沖斷帶中的應用

賴紅玉, 劉麗萍, 張永明, 張照錄

(山東理工大學 資源與環(huán)境工程學院，山東 淄博 255049)

熱年代學作為放射性同位素年代學的一種，其首次提出是在1981年Berger和York[1]的一篇論文中。隨后，熱年代學這一新興學科引起了眾多地質(zhì)學者的關注，低溫熱年代學也因此出現(xiàn)。低溫熱年代學體系的封閉溫度整體較低，大約在300～40 ℃之間，對一到數(shù)十公里的剝露隆升事件敏感，可以對地表淺層構造-熱活動進行描述[2]。低溫熱年代學的應用已經(jīng)在沉積盆地演化[2-4]、造山帶剝露隆升[5-9]、古地形反演[10-15]和褶皺沖斷帶等方面取得了很多成果；然而，該方法在地質(zhì)上的應用仍處于探索階段。褶皺沖斷帶作為褶皺與斷層共存的地質(zhì)構造帶，伴生多種地質(zhì)構造現(xiàn)象，其地質(zhì)構造復雜、演變形式多樣、空間差異明顯。目前，褶皺沖斷帶的構造幾何學研究成果頗豐，但對運動學過程與變形時限的研究缺乏精確約束，仍處在探索與改進階段[16-18]。利用低溫熱年代學研究褶皺沖斷帶的地殼加厚程度與活動時間時，雖有許多問題需要解決與克服，但仍具有廣闊發(fā)展?jié)摿εc應用前景。本文將介紹低溫熱年代學常用體系及原理，以及四種計算平均隆升-剝露速率的方法，并總結(jié)歸納低溫熱年代學在褶皺沖斷帶中應用和解釋方法，包括確定斷層的性質(zhì)、活動時間和剝露速率；與平衡剖面技術結(jié)合還原變形發(fā)展過程；進行二維或三維熱-運動學模擬，定量化解釋熱年代學數(shù)據(jù)。

1 低溫熱年代學常用體系及原理

不同熱年代學定年體系具不同封閉溫度，其敏感溫度范圍如圖1所示。根據(jù)封閉溫度的差異，可將熱年代學方法劃分為三類：高溫熱年代學(900～500 ℃)，主要用于研究巖漿結(jié)晶和變質(zhì)重結(jié)晶事件；中溫熱年代學(500～300 ℃)，研究固體礦產(chǎn)成礦期和韌性構造變形事件；低溫熱年代學(300～40 ℃)，主要用于研究成礦后礦體剝蝕與保存、沉積盆地熱史演化和脆性變形域的斷裂構造的活動特征[2,19]。目前廣泛使用的低溫熱年代學溫度計主要是鋯石和磷灰石的裂變徑跡和(U-Th)/He體系，對應的溫度區(qū)間分別是：220±40 ℃(鋯石裂變徑跡)、85±25 ℃(磷灰石裂變徑跡)、180±20 ℃(鋯石(U-Th)/He)和60±15 ℃(磷灰石(U-Th)/He)[19-21]。假設地溫梯度為25 ℃/km，這四種熱年代學體系則能夠反映深度數(shù)十公里內(nèi)的構造-熱事件。

圖1 不同熱年代學體系的敏感溫度范圍(據(jù)文獻[2,14]修改)

1.1 裂變徑跡定年原理

裂變徑跡定年基于238U同位素自發(fā)裂變產(chǎn)生兩個均帶正電的裂變子體，受相互排斥的庫侖力作用，兩個子體向相反方向高速運動，在礦物晶體中留下的一條表示其運動軌跡的狹長損傷痕跡即為裂變徑跡[21]，自發(fā)徑跡隨著時間逐漸積累。該方法主要是根據(jù)238U自發(fā)裂變反應產(chǎn)生的徑跡數(shù)量來進行定年。

裂變徑跡長度分布特征是熱史重建的核心。在20世紀70年代早期，地質(zhì)學者從鉆孔樣品中發(fā)現(xiàn)隨著溫度升高，裂變徑跡的長度和密度會減小，這一發(fā)現(xiàn)開啟了裂變徑跡在地質(zhì)學應用中的新領域，即低溫熱史重建。由于每一條徑跡都記錄了其形成之后的熱歷史，樣品徑跡長度的分布特征如徑跡長度分布直方圖、平均長度、標準偏差等蘊含著豐富的熱史信息。研究結(jié)果顯示，退火作用促使徑跡長度分布變寬，平均長度變短，標準差變大。通過裂變徑跡長度分析，Wagner[21-24]總結(jié)出四種基本冷卻歷史模型(圖2)：快速冷卻通過部分退火區(qū)間(PAZ)模型；緩慢冷卻通過PAZ模型；階段性冷卻模型；不完全熱改造模型。曲線1快速冷卻模型，裂變徑跡退火程度并不明顯，其長度呈現(xiàn)窄而對稱的分布特征，但較磷灰石中新鮮誘發(fā)徑跡的平均長度(16.3 μm)短，其平均徑跡長度為14.0～15.7 μm；曲線2緩慢冷卻模型，有較多徑跡發(fā)生部分退火，磷灰石裂變徑跡長度分布略寬，具有負偏斜特點，平均徑跡長度介于12.5～13.5 μm；曲線3階段性冷卻模型，樣品經(jīng)歷不連續(xù)冷卻;曲線4不完全熱改造模型，樣品經(jīng)歷短期熱事件，但沒有發(fā)生完全退火，產(chǎn)生熱疊置，曲線3和曲線4裂變徑跡長度均呈混合分布或雙峰分布(可以分解出兩個不同的組分)特征，且平均徑跡長度通常小于13.5 μm；若樣品通過完全退火帶(即溫度高于120 ℃)，則發(fā)生熱重置，開始重新計時，且樣品記錄的年齡為該次熱事件的年齡。裂變徑跡分布直方圖、平均長度、標準差等數(shù)據(jù)結(jié)合分析，使我們能對熱年齡相同的不同樣品的熱歷史進行區(qū)分和判定(圖2)[24-25]。若徑跡長度分布直方圖與(c)圖相似，則需要通過地質(zhì)資料以及野外實際地質(zhì)現(xiàn)象進行約束，最終判定熱史演變過程。

1.快速冷卻模型；2.緩慢冷卻模型；3.階段性冷卻模型；4.不完全熱改造模型。

1.2 (U-Th)/He測年原理

在(U-Th)/He同位素定年體系中母體同位素為235U、238U、232Th和147Sm，子體同位素為4He和Pb，通過測量樣品中放射性子體同位素4He以及母體同位素238U、235U、232Th和147Sm的含量來獲得礦物的(U-Th))/He年齡[26-28]。鋯石和磷灰石U、Th放射性元素含量較高，能積累起顯著數(shù)量的4He(α粒子)。

2 計算平均隆升-剝露速率的方法

計算平均隆升-剝露速率的方法有四種：年齡-封閉溫度法、礦物對法、年齡高程法、冷卻曲線模擬法[29-31]。具體內(nèi)容如下：

1)年齡-封閉溫度法

假設地表溫度和地溫梯度已知，封閉溫度與地表溫度的差值與地溫梯度的比值即為剝露深度，剝露深度也可用剝露速率與年齡的乘積表示，以剝露深度為中介構建等式關系，即：剝露速率×年齡=(封閉溫度-地表溫度)/地溫梯度。

2)礦物對法

同一巖石或礦物顆粒樣品中不同的定年同位素體系具有不同封閉溫度，用兩種不同低溫熱時計對同一樣品進行測定，通過不同礦物體系之間記錄的年齡差異來計算剝露速率，即：剝露速率×(年齡a-年齡b)=(封閉溫度a-封閉溫度b)/地溫梯度。

3)年齡高程法

利用采集于近似垂直剖面上不同樣品的高程和年齡的差異計算剝蝕速率，即：(高程a-高程b)/(年齡a-年齡b)=剝露速率。對年齡與高程關系進行線性擬合，其分布近似線性規(guī)律，斜率即為該山體平均剝露速率。

4)冷卻曲線模擬法

與高溫熱年代學體系相比，低溫熱年代學對溫度變化極其敏感，正是利用該體系對溫度的敏感性，根據(jù)裂變徑跡部分退火區(qū)間的退火行為或者部分保留區(qū)間的He擴散動力學原理，進行熱模擬，在t-T(時間-溫度)關系圖上得出模擬熱史曲線，根據(jù)擬合程度高低，最終確定最佳冷卻模擬曲線。利用最佳冷卻曲線，假設地溫梯度，求得剝露速率。

年齡-封閉溫度法受地表溫度與地溫梯度變化的影響較大，計算出的剝露速率只是一個概值；礦物對法則排除了地表溫度波動對定年結(jié)果的影響；年齡高程法不能刻畫熱量變化過程和剝露速率波動情況，求取的剝露速率為該高程范圍內(nèi)的均值；冷卻曲線模擬法其模擬的熱史過程具有多解性，應結(jié)合地質(zhì)資料進行限定。因此，需根據(jù)實際研究目的選擇恰當?shù)挠嬎惴椒ɑ蜻x取兩至三種方法進行驗證。

3 低溫熱年代學在褶皺沖斷帶中的應用

綜合目前研究成果與現(xiàn)狀，在褶皺沖斷帶研究領域，低溫熱年代學主要用于進行以下三類研究:(1)判定斷層的性質(zhì)、活動時間和剝露速率；(2)在此基礎上，結(jié)合平衡剖面技術逐步恢復主要逆沖斷層的變形發(fā)展過程，更加精確限定埋藏深度；(3)利用熱與運動間的耦合關系，描述溫度隨構造運動的變化，模擬產(chǎn)生實測熱年代學數(shù)據(jù)的構造過程，推斷研究區(qū)域經(jīng)歷的剝露和埋藏過程(埋藏增溫，剝露降溫)，其主要方法是收集研究區(qū)的初始資料作為初始條件，以實測數(shù)據(jù)及已知地質(zhì)情況作為終點，對中間過程進行二維或三維模擬，重建構造-熱演化過程[32-39]。

3.1 確定斷層的性質(zhì)、活動時間和剝露速率

對發(fā)育在脆韌性域的褶皺沖斷帶，低溫熱年代學是定量確定逆沖相關隆升時間的有效手段，尤其是對于多期活動斷層，熱年代學在確定產(chǎn)生最大垂向位移的斷層的性質(zhì)和活動時間具有獨特優(yōu)勢[10,32-34]。發(fā)生斷裂作用時，上升盤向上抬升遭受剝蝕，巖石逐漸冷卻，溫度降到封閉溫度以下開始計時，下降盤則被埋藏，以基巖為兩盤巖石組成的正斷層為例，造成上盤的(U-Th)/He或裂變徑跡年齡要老于其下盤的同體系年齡。如果斷層的上盤年齡較新，則說明該斷層為逆斷層(圖3)。

(a)正斷層，上盤接受沉積和壓實作用，下盤遭受剝露；(b)逆斷層，下盤接受沉積和壓實，上盤遭受剝露。紅色箭頭和黑色箭頭分別表示熱流運動的方向以及巖石運動的方向。空心圓指向?qū)嵭膱A，表示地下巖石被不斷剝蝕露出地表的過程。T1、T2、T3、T4表示等溫線，T1

汶川-茂汶斷裂新生代時期發(fā)生右旋逆沖的認識已經(jīng)統(tǒng)一，但其斷層性質(zhì)仍存在爭議。低溫熱年代學作為一種潛在的工具，可以限制汶川-茂汶斷裂的性質(zhì)[10,40-41]。Tian等[10]測定了龍門山南部汶川-茂汶斷裂(圖4(a))中WMF)兩側(cè)鋯石(U-Th)/He(ZHe)年齡，發(fā)現(xiàn)斷層上盤的年齡小于下盤，確定汶川-茂汶斷裂是一條逆斷層。在汶川-茂汶斷層上盤，8個樣品ZHe年齡分布在7～13Ma，在下盤5個樣品中，除去兩個異常年齡樣品(高eU和高α劑量)，其余三個樣品的ZHe年齡范圍分布在13～33Ma。上盤年齡明顯較下盤新(圖4(a))，且AFT年齡分布特征與此相同，確定汶川-茂汶斷層是中新世活動的逆沖斷層。同時，收集年齡-高程數(shù)據(jù)，采用一維方法[10]計算剝露速率，并分別繪制在剖面上(圖4(b))，WMF斷層東側(cè)(下盤)的剝露速率介于約0.3～0.5 km/Ma，而西側(cè)上盤的剝露速率可達約1.0 km/Ma，隨著距離斷層位置的增加下降到約0.1 km/Ma，上盤的剝露速率總體明顯高于下盤，這也說明了汶川-茂汶斷裂是一條逆沖斷層。

(a)年齡分布圖?；疑珬l帶為龍門山南部高程條帶(高程最低值與最高值區(qū)間)，AFT年齡用紫色實心正方形表示，ZHe年齡用藍色實心菱形表示，紅色線條表示斷層。(b)剝露速率分布圖。黃色區(qū)域基本完全覆蓋AFT、ZHe、ZFT剝露速率數(shù)據(jù)點，整體表示沿高程條帶變化的剝露模式。

3.2 與平衡剖面技術結(jié)合恢復演化過程

平衡剖面技術作為一種模型解釋工具，是將幾何學法則應用于多種造山帶或盆地構造恢復的方法，其最初目的是對構造剖面未知的變形結(jié)構進行合理而準確的解釋與推斷，對褶皺逆沖帶的縮短量和縮短率等運動學參數(shù)進行合理計算[35-38]，由于剝蝕掉的地層厚度很難確定，剖面恢復后的長度有一定的不確定性，進到導致縮短量的計算有很大誤差。低溫熱年代學恰恰可以提供斷層活動時間與加厚程度或剝露程度的限制，兩者相結(jié)合能夠?qū)σ幌盗袛鄬佑行蚧謴停够謴秃笃胶馄拭骈L度更加準確。

Castelluccio等[37-38]利用低溫熱年代學與平衡剖面相結(jié)合的方法，研究了喀爾巴阡山西部褶皺沖斷帶前陸系統(tǒng)的構造演化過程。首先通過測得熱年代數(shù)據(jù)，將溫度轉(zhuǎn)換為侵蝕厚度，確定該樣品該位置的最小剝露厚度(圖5(a))，以此為依據(jù)恢復剝蝕掉的那部分地層形態(tài)特征，然后利用HeFTy軟件反演了樣品t-T路徑，據(jù)此對平衡剖面上的逆沖斷層有序恢復，建立平衡剖面到目前剖面的演化過程。此外，該文章還采用FETKIN數(shù)值模擬軟件對構造過程進行正演模擬，模型預測的熱年代年齡與實際測定的年齡基本一致，年齡變化趨勢也一致，從另一個角度印證了有序恢復的平衡剖面的合理性(圖5(b))。

(a)限制最大剝露深度。假設地溫梯度為18 ℃/km，將溫度值轉(zhuǎn)換為埋藏深度，利用熱年代數(shù)據(jù)，推斷出每個樣本的最大埋藏深度；(2)陰影部分表示恢復的被剝蝕部分，其海拔高度受低溫熱時計限制。(b)FETKIN正演模型年齡與實測年齡對比。

3.3 熱-運動學數(shù)值模擬

在運動學模擬的基礎上增加熱史模擬，將構造演化與熱演化耦合起來是熱年代學數(shù)據(jù)的定量化解釋與應用。利用1D數(shù)值模擬軟件能夠構建年齡-高程變化曲線、時間-溫度變化曲線等，但在空間上缺乏地溫梯度隨深度和時間變化的響應機制，不能定量體現(xiàn)構造對周圍地質(zhì)體產(chǎn)生的熱影響[39,42-44]。2D-3D模擬軟件的出現(xiàn)解決了這一系列問題。

Pecube是目前廣泛應用的3D熱-運動學模擬軟件，由Braun開發(fā)，最初目的是為了準確預測由有限振幅、時變表面形貌引起的熱擾動影響的數(shù)據(jù)集。技術核心是通過跟蹤巖石的時間-溫度歷史，與各種年齡預測模型相結(jié)合，估計巖石微粒最終到達地表的熱時計年齡。自2003年Pecube代碼創(chuàng)建以來，它不斷地被發(fā)展和改進，目前已經(jīng)能夠處理不同的構造地質(zhì)和地貌問題。同時，該程序考慮了地殼中放射性元素的生熱、斷層活動或地體隆升/沉降、地貌形態(tài)對熱狀態(tài)的擾動等因素對地表溫度場的影響[43]。

Pecube能同時進行正反演模擬，模擬結(jié)果的準確性需要通過1D垂直偏移情況和不規(guī)則分布的2D樣本的不同封閉溫度的同位素方法以及野外獲得的地質(zhì)觀察結(jié)果進行制約。青藏高原東西向伸展開始于中新世中-后期，最大伸展量為約20 km，可分為兩個活動階段，即中新世中-晚期的拆離斷層作用和上新世后期的高角度正斷層作用。其主要構造特征為垂直碰撞帶的東西向伸展(<18 Ma)，形成一系列橫切青藏高原的南北向正斷層系統(tǒng)(≤14 Ma)及其圍陷的裂谷系和裂陷盆地[44-46]。Styronl等利用Pecube進行正演，將正演結(jié)果與(U-Th)/He數(shù)據(jù)對比，結(jié)合上述地質(zhì)證據(jù)，確定斷層起始時間、加速度和滑移率的允許范圍，對青藏高原西部最初伸展時間進行準確估計[44]。

數(shù)值模擬流程是繪制地形-海拔剖面條帶圖，建立初步模型；結(jié)合地質(zhì)背景資料，根據(jù)研究區(qū)已有熱史資料，如地溫梯度、熱擴散系數(shù)、放射性熱產(chǎn)量等數(shù)據(jù)，錄入基本參數(shù)，建立熱模型；速度場由斷層幾何形狀、滑移率和運動學定義，對模型運行結(jié)束時出現(xiàn)在地表的巖石粒子的運動路徑進行時間追蹤，產(chǎn)生能用于預測熱年齡的t-T路徑；由于熱時計的年齡與輸入?yún)?shù)之間的關系是非線性的，為了準確估計參數(shù)分布的概率，有必要對參數(shù)組合中參數(shù)空間的個數(shù)進行迭代建模，經(jīng)過多次參數(shù)迭代，選擇最佳參數(shù)進行3D熱-運動學數(shù)值模擬，應用流程如圖6所示，輸出P-T-t(壓力-溫度-時間)路徑可用于預測各種熱時計系統(tǒng)的巖石年齡[44，47]。最終Pecube的熱運動學模型(約25 000次模擬)表明，青藏高原西部地區(qū)伸展始于中新世中期(16～12 Ma)，晚中新世(約8 Ma)開始加速。變形速率沿走向變化明顯，水平擴展速率南部為約1 mm/a，北部為約2.5 mm/a，凈伸長量分別為約10 km和約21 km。

圖6 Pecube應用流程圖(據(jù)文獻[44，47]修改)

4 結(jié)語與展望

本文簡要介紹低溫熱年代學原理和平均隆升-剝露速率計算方法，重點闡述利用低溫熱年代學數(shù)據(jù)解決褶皺沖斷帶中的構造地質(zhì)學問題和應用實例，以期對褶皺沖斷帶的認識在運動學和動力學層次上取得成果。

1)低溫熱年代學以其較低的封閉溫度、豐富的定年體系、靈活的運用方式，能夠有效反映淺表-上地殼的構造熱事件，是研究褶皺沖斷帶中斷層的相關剝露時間、變化幅度的有效方法。通過熱數(shù)據(jù)推斷斷層活動的時空變化趨勢，為探討褶皺逆沖帶的動力學成因提供可靠依據(jù)。

2)目前，將低溫熱年代學技術與平衡剖面技術、熱-運動學數(shù)值模擬技術結(jié)合重建構造演變過程尚且處于起步階段，在構造地形恢復、熱史正反演、熱事件預測方面的研究體系還不夠完善，因此，低溫熱年代學在研究褶皺逆沖帶的運動學特征和動力學成因上具有廣闊的應用前景。