青藏高原東北緣中新生代構(gòu)造演化：來自磷灰石和鋯石裂變徑跡的證據(jù)

張懷惠， 張志誠*， 李建鋒， 唐建洲

1 造山帶與地殼演化教育部重點實驗室， 北京大學地球與空間科學學院， 北京 100871 2 中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所， 北京 100081 3 自然資源部古地磁與古構(gòu)造重建重點實驗室， 北京 100081

0 引言

青藏高原東北緣地區(qū)由于其特殊的地理位置和地質(zhì)現(xiàn)象一直以來都是地質(zhì)學家研究的熱點地區(qū)(George et al.，2001；Jolivet et al.，2001；Sun et al.，2005；Zheng et al.，2010；Lease et al.，2012；葛偉鵬等，2013；Pan et al.，2013；Wang et al.，2016a，b，2019；He et al.，2017；黃興富等，2018；Cheng et al.，2019；Lin et al.，2019；An et al.，2020；陶亞玲等，2020).盡管前人對青藏高原東北緣地區(qū)進行了大量的地質(zhì)研究，但是對于其新生代的隆升時間和遠程效應的傳播機制目前仍存在爭議(Wang et al.，2008；Zuza et al.，2016；An et al.2018，2020；Guo et al.，2019；Lin et al.，2019).Yin等(2002)認為遠程碰撞效應是與印度與歐亞板塊碰撞幾乎同時產(chǎn)生的，即經(jīng)過10±5 Ma迅速響應機制(Jolivet et al.，2001；Clark et al.，2010；He et al.，2020；Li et al.，2020)；但是另一部分學者認為在印度與歐亞板塊碰撞之后晚漸新世—上新世產(chǎn)生逐漸響應機制(Tapponnier et al.，2001；George et al.，2001；Sun et al.，2005；Zheng et al.，2010；Lu et al.，2014；Wang et al.，2016a；Meng et al.，2020).同時也有學者探討了青藏高原東北緣在印度與歐亞板塊碰撞之前的中生代的隆升事件(Jolivet et al.，2001；李海兵等，2006；Pan et al.，2013；Lin et al.，2019；An et al.，2020).

印度板塊和歐亞板塊碰撞產(chǎn)生的遠程效應使得中亞地區(qū)產(chǎn)生了一系列的陸內(nèi)造山帶，如：祁連山地區(qū)、天山地區(qū).北祁連山位于青藏高原的東北緣，其現(xiàn)今地貌特征被認為是由于印度與歐亞板塊碰撞的遠程效應產(chǎn)生的，不可否認的是，北祁連山存在多期隆升事件：晚侏羅世—早白堊世、～75 Ma、60～50 Ma、40～30 Ma、15～10 Ma、～5 Ma(Pan et al.，2013；He et al.，2017；Zhang et al.，2017；Lin et al.，2019；An et al.，2020).但是每期的隆升時間和機制仍然存在爭議.一部分學者認為青藏高原東北緣始新世期間的抬升冷卻剝露與酒泉盆地西北地區(qū)有限的火燒溝組沉積相耦合(An et al.，2020)，這個時期的斷裂活動在昆侖山地區(qū)和西秦嶺等地也廣泛發(fā)育(Zhuang et al.，2018)，是印度與歐亞板塊碰撞快速響應的結(jié)果(Clark et al.，2010)，而中中新世時期酒泉盆地的物源發(fā)生變化，從北部的黑山—寬灘山轉(zhuǎn)為南部的北祁連山，標志著此期變形事件在北祁連山更有意義，可能與后期青藏高原的地殼增厚有關(guān)(An et al.，2020)或者與阿爾金斷裂由高原外的構(gòu)造演化轉(zhuǎn)為祁連山和昆侖山/海原斷裂區(qū)的構(gòu)造演化有關(guān)(Zhuang et al.，2018)，同時造成多期的變形事件與青藏高原東北緣地區(qū)所處的地塊邊界——長期繼承性的巖石圈薄弱帶——有關(guān)(An et al.，2020).而另一部分學者指出酒西盆地接受北祁連山的沉積供給始于晚漸新世—中中新世(Wang et al.，2016a)，在25～20 Ma期間南祁連山開始向柴達木盆地北緣輸送沉積物質(zhì)，而且在祁連山地區(qū)廣泛存在～15 Ma的冷卻降溫事件(Meng et al.，2020)，直接造成該時期的冷卻降溫過程與祁連山地區(qū)廣泛發(fā)育的逆沖斷層的斷裂活動有關(guān)，即祁連山南北緣在18～11 Ma和10～5 Ma發(fā)生了同步的南北向擴張(Pang et al.，2019)，這和印度與歐亞板塊碰撞后產(chǎn)生的逐漸變形傳播模型一致(Tapponnier et al.，2001；Meng et al.，2020).

針對上述科學問題，在前人研究的基礎上，本次研究在北祁連山及北緣旱峽、石油河、白楊河、紅山地區(qū)和酒泉盆地以北的黑山和金塔南山地區(qū)系統(tǒng)采集巖石樣品，進行磷灰石和鋯石裂變徑跡分析以及侏羅系煤樣的鏡質(zhì)體反射率分析，試圖限定北祁連山以及酒泉盆地以北山體的隆升冷卻時間和過程，進一步加深對青藏高原東北緣隆升剝露冷卻過程的地質(zhì)認識，探索青藏高原東北緣在印度與歐亞板塊碰撞下的響應機制.

1 區(qū)域地質(zhì)背景及樣品采集

北祁連山位于青藏高原東北緣祁連山最北端，整體呈NWW-SEE走向，海拔在4500 m以上.北緣發(fā)育NWW-SEE走向、WSS傾向的推覆構(gòu)造帶，逆沖巖片以早古生代的變質(zhì)沉積巖和火山巖為主，部分逆沖巖席中含前寒武紀基底和下古生界—侏羅系，新生代沉積零星分布在北祁連山山間，主要為漸新統(tǒng)白楊河組和全新統(tǒng)(陸潔民等，2004).阿爾金斷裂帶東端的主干斷層及具有一定規(guī)模的左旋運動的北祁連山逆沖斷層為本次研究區(qū)的主要構(gòu)造，斷裂帶的變形以淺層次或表層變形為主，發(fā)育標志性的脆性斷裂、斷層角礫巖、斷層泥或碎裂巖(張志誠等，2008)(圖1).

酒泉盆地地處青藏高原東北緣河西走廊的最西端，呈NW-SE向展布，海拔在2000～2300 m，受阿爾金走滑斷裂和北祁連山逆沖斷層帶的控制(Wang and Coward，1993).酒泉盆地的南部邊界為北祁連山斷裂帶，北部以赤金峽山—寬灘山—黑山—金塔南山斷裂帶(即河西走廊北緣斷裂帶或者龍首山斷裂(Wang and Coward，1993))為界線，西側(cè)以阿爾金斷裂為界線，以嘉峪關(guān)—文殊山斷裂為界線劃分為酒西盆地和酒東盆地(圖1).酒西盆地由南向北，劃分為山前褶皺帶—中央坳陷帶—北部單斜帶三個帶(玉門油田石油地質(zhì)志編寫組，1989).古生界和中生界共同組成酒西盆地基底，古生界在盆地周緣地區(qū)廣泛發(fā)育，下古生界發(fā)育厚層碳酸鹽巖、海相碎屑巖和火山碎屑巖建造，上古生界以碳酸鹽巖、海陸交互相和陸相碎屑巖建造為主，中生界為一套陸相碎屑巖成煤成油建造(玉門油田石油地質(zhì)志編寫組，1989)，在旱峽溝口、高崖東和紅柳峽等地發(fā)育早白堊世基性火山巖(王曉豐等，2008).酒西盆地缺失古新統(tǒng)，新生界由老到新分別為始新統(tǒng)火燒溝組(地層年齡為始新世40.2～33.4 Ma)(戴霜等，2005)，漸新統(tǒng)白楊河組(地層年齡為漸新世30.9～23.8 Ma)(方小敏等，2004)，中新—上新統(tǒng)疏勒河組(地層年齡為中新世—上新世23～<4.9 Ma)(方小敏等，2004)以及第四系早更新統(tǒng)玉門組(地層年齡為3.66～0.93 Ma)(方小敏等，2004)、中更新統(tǒng)酒泉組(地層年齡為0.84～0.14 Ma)(方小敏等，2004)和晚更新統(tǒng)—全新統(tǒng)戈壁礫石組(地層年齡為0.14～0 Ma)(方小敏等，2004).酒西盆地新生界最下部的火燒溝組僅分布于盆地北部，向南沉積厚度減薄并尖滅，與下伏白堊系新民堡群呈角度不整合或平行不整合接觸，自下而上分為馬城段、喬家段和紅柳峽段，主要含山麓沖積—河流相沉積的棕褐色含礫砂巖，夾砂質(zhì)泥巖，礫石主要以片麻巖、石英片巖、片巖和石英為主，渾圓狀，分選極差；白楊河組在全酒西盆地廣泛分布，南厚北薄，與下伏火燒溝組呈不整合接觸，為一套河湖相沉積，其巖性組合為桔紅、棕紅色粒狀砂巖和棕紅色泥巖互層，其頂?shù)撞烤嗷蚴嘟Y(jié)核；疏勒河組在全盆地均有分布，中部薄，東、西部厚，為一套比白楊河組更粗的河湖相沉積，與下伏白楊河組多呈平行不整合關(guān)系，根據(jù)巖性組合自下而上分為弓形山段、胳塘溝段和牛胳套段，下部弓形山段底部為灰白色粒狀砂巖，灰白色厚層砂巖、泥巖夾泥灰?guī)r，中部胳塘溝段具黃灰色礫巖—砂巖—棕紅色砂質(zhì)泥巖互層的特征，上部牛胳套段以灰色厚層塊狀礫巖夾薄層灰色砂巖和黃色砂質(zhì)泥巖為主；玉門礫巖組和酒泉礫巖組以砂礫巖夾透鏡狀砂巖為主，各組與下覆地層呈不整合接觸(玉門油田石油地質(zhì)志編寫組，1989).

本次研究在酒泉盆地邊界斷裂(北祁連山斷裂帶)以南北祁連山基巖、酒泉盆地南部基巖露頭和部分新生代地層及酒泉盆地以北的黑山和金塔南山天泉寺地區(qū)的基巖露頭共采集27件樣品，進行磷灰石和鋯石裂變徑跡分析.樣品地質(zhì)時代介于元古代—第四紀，時間跨度大，巖性大部分為砂巖和花崗巖，少量變質(zhì)巖，具體樣品信息見表1.對部分侏羅系砂巖樣品的對應煤層(線)進行采樣，共采集5件鏡質(zhì)體反射率(Ro)樣品.詳細樣品位置信息見圖1.

表1 研究區(qū)裂變徑跡分析樣品表Table 1 Summary of apatite and zircon fission-track analysis samples

2 分析方法

裂變徑跡定年方法起源于20世紀60年代，現(xiàn)今被廣泛應用于地質(zhì)體熱史和構(gòu)造史的研究(張志誠和王雪松，2004).其基本原理是利用礦物中的238U自發(fā)裂變使得在晶格內(nèi)部產(chǎn)生物理損傷(即徑跡)，同時徑跡隨溫度的升高而發(fā)生退火作用(Gallagher，2003)，在地質(zhì)應用中，主要通過分析磷灰石和鋯石的裂變徑跡年齡、長度，配合熱史模擬軟件來反演巖石所經(jīng)歷的熱歷史(Ketcham et al.，2009).

將野外采集的巖樣通過標準重液和磁選技術(shù)篩選出磷灰石和鋯石單礦物，將篩選得到的兩種礦物分別用環(huán)氧樹脂固定在光玻片上，進行研磨、拋光.磷灰石在恒溫25 ℃下6.6% HNO3中蝕刻30 s，鋯石在220 ℃下8g NaOH+11.5g KOH溶液中蝕刻33 h，以揭示礦物的自發(fā)裂變徑跡.本次實驗使用外部探測器方法來確定磷灰石裂變徑跡年齡(Hurford and Gleadow，1977).將制成的光玻片、緊貼在其上的低鈾白云母及CNS標準鈾玻璃送至反應堆中照射.照射后放置一段時間，分離白云母和礦物光玻片，將白云母片在25 ℃、40%的HF中蝕刻35 mins，以揭露云母中的誘發(fā)裂變徑跡.中子注量利用CNS鈾玻璃標定(Bellemans et al.，1995).年齡計算使用zeta(ζ)標定方法(Hurford and Gleadow，1977)，ζ值通過磷灰石裂變徑跡標樣杜蘭戈州(McDowell et al.，2005)和魚峽谷凝灰?guī)r(Naeser and Cebula，1982)分析獲得，測試人的ζ值為357.8±6.9.分析裂變徑跡長度時，每個樣品測量出100條(假設封閉徑跡數(shù)目足夠)水平封閉徑跡(Gleadow et al.，1986).年齡值的計算根據(jù)IUGS推薦的ζ常數(shù)法和標準裂變徑跡年齡方程(Hurford and Gleadow，1977; Hurford and Green，1982).進行地質(zhì)解釋時，考慮年齡及平均徑跡長度的統(tǒng)計誤差為±2σ，測試流程與張志誠等(2008)相同.

鏡質(zhì)體反射率(Ro)分析方法是目前恢復沉積盆地古地溫及其熱演化常用的技術(shù)手段.鏡質(zhì)體反射率由于是其達到最高溫度的函數(shù)和其不可逆性，是確定樣品經(jīng)歷的最高古地溫的有效方法，鏡質(zhì)體反射率越大反映有機質(zhì)經(jīng)歷的成巖或者熱變質(zhì)作用越深.鏡質(zhì)體反射率的測量按照《沉積巖中鏡質(zhì)體反射率測定方法》的執(zhí)行標準，通過中國地質(zhì)大學(北京)材料物理實驗室lEITMPV-3儀器操作完成，詳細測試條件和操作流程參考肖賢明等(1991).古地溫的換算依據(jù)Barker和Pawlewicz(1986)提出的方程.

3 測試結(jié)果

3.1 磷灰石測試結(jié)果

本次采集的23件磷灰石樣品進行年齡測試分析，3件樣品的單顆粒測試數(shù)目小于等于6，其裂變徑跡年齡僅作為參考.除樣品QTS-07-02、YY-01-01和KJ-1-5未取得封閉徑跡長度數(shù)據(jù)外，其他樣品的徑跡長度的測試數(shù)目均大于30條，其中大部分樣品的徑跡長度測試數(shù)目超過100條(表2).12件測試樣品P(2)<5%，年齡直方圖呈現(xiàn)多峰態(tài)勢，單顆粒年齡輻射圖中年齡離散分布，這些沒有通過2檢驗樣品的單顆粒年齡并不屬于同一年齡組分，因此采用樣品的中值年齡；另外11件樣品P(2)>5%，通過2檢驗，因此采用樣品的池年齡.測試結(jié)果表明，研究區(qū)樣品的裂變徑跡年齡分布在4.2±0.8 Ma～82.0±4.1 Ma，除1件第四系砂巖樣品(QC-01-01)和2件新近系花崗巖礫石樣品(SYH-01-01和SYH-01-02)裂變徑跡年齡大于樣品沉積年齡外，其他碎屑巖樣品的徑跡年齡均小于其沉積年齡，說明大部分碎屑巖樣品經(jīng)歷了埋藏引起的熱退火作用，記錄了樣品所在地區(qū)附近山體的隆升剝露冷卻歷史.徑跡長度集中在9.6±0.5 μm～13.6±0.2 μm，均小于樣品的初始徑跡長度(16±1 μm，Gleadow et al.，1986)，也表明受到了退火溫度的影響.樣品的單顆粒年齡輻射圖和長度分布直方圖見圖2和圖3.

北祁連山逆沖斷層以南的基巖區(qū)，共采集7件樣品.樣品裂變徑跡年齡介于4.2±0.8 Ma～24.3±2.9 Ma，長度分布于9.6～12.7 μm，揭示了北祁連山逆沖斷層以南的基巖區(qū)中新世以來的快速隆升剝露冷卻歷史.旱峽地區(qū)兩件志留系砂巖樣品，裂變徑跡年齡分別為4.2±0.8 Ma和14.4±1.4 Ma，徑跡長度為12.7±0.4 μm(33)和9.6±0.5 μm(30)；旱峽東的窟窿山地區(qū)，一件侏羅系砂巖樣品裂變徑跡年齡為13.7±1.8 Ma，未獲得徑跡長度數(shù)據(jù)，一件花崗巖樣品裂變徑跡年齡為15.6±1.4 Ma，徑跡長度為10.7±0.2 μm；白楊河上游地區(qū)，獲得了一件元古界片巖樣品的裂變徑跡年齡24.3±2.9 Ma，徑跡長度11.2±0.3 μm；紅山地區(qū)兩件花崗巖樣品的裂變徑跡年齡為25.2±1.4 Ma和18.2±1.3 Ma，徑跡長度為9.7±0.2 μm和9.8±0.2 μm.總體而言，靠近北祁連山逆沖斷層一側(cè)的樣品裂變徑跡年齡集中在14～18 Ma，徑跡長度明顯小于其他樣品徑跡長度，其徑跡長度分布在10 μm左右，反映出北祁連山逆沖斷層中新世以來的斷裂活動時間.

表2 研究區(qū)磷灰石裂變徑跡分析數(shù)據(jù)表Table 2 Apatite fission track data of the study area

圖2 研究區(qū)南部和北部地區(qū)樣品單顆粒年齡放射圖和裂變徑跡長度分布圖Fig.2 Radial plots and track length histograms

圖3 研究區(qū)中部地區(qū)樣品單顆粒年齡放射圖和裂變徑跡長度分布圖Fig.3 Radial plots and track length histograms

圖4 磷灰石裂變徑跡年齡規(guī)律圖(a) 裂變徑跡年齡VS樣品所處高程; (b) 裂變徑跡年齡VS樣品距斷層的距離.Fig.4 Age pattern of apatite fission-track(a) AFT age VS the elevation; (b) AFT age VS the distance of the sample from the fault.

北祁連山逆沖斷層以北、酒西盆地南部的晚古生代—新生代地層和早古生代花崗巖共完成9件樣品的裂變徑跡分析.高崖西側(cè)地區(qū)中侏羅世砂巖(CM-03-03)裂變徑跡年齡為25.9±1.6 Ma，下白堊世砂巖(CM-09-02)裂變徑跡年齡為69.1±4.0 Ma，兩件樣品徑跡長度分別為12.0±0.2 μm和12.4±0.2 μm；青頭山兩件晚古生代砂巖樣品(QTS-07-01和QTS-07-02)裂變徑跡年齡分別為33.1±2.9 Ma和16.8±4.8 Ma，遠小于地層的沉積年齡，揭示所在地層的隆升剝露冷卻歷史，其中二疊紀砂巖樣品沒有獲得徑跡長度數(shù)據(jù)，上石炭世砂巖樣品的徑跡長度為12.2±0.2 μm.需要說明的是，QTS-07-02樣品測試磷灰石只有3粒，其年齡僅有參考意義.青草灣地區(qū)1件第四系玉門組砂巖(QC-01-01)裂變徑跡年齡為20.3±4.1 Ma，遠大于地層年齡，反映出砂巖源區(qū)的隆升剝露冷卻歷史，其徑跡長度為9.6±0.5 μm；石油河地區(qū)2件新近系疏勒河組牛胳套段花崗巖礫石(SYH-01-01和SYH-01-02)裂變徑跡年齡分別為38.2±2.1 Ma和21.7±1.8 Ma，下部層位礫石的裂變徑跡大于上部層位礫石的年齡，也遠大于地層年齡，因此揭示的是花崗巖礫石源區(qū)的隆升剝露冷卻歷史，徑跡長度分別為12.5±0.2 μm和11.6±0.2 μm.三件碎屑磷灰石裂變徑跡年齡表明地層由老到新裂變年齡由大變小，反映了源區(qū)不斷的隆升剝露過程.

酒西盆地以北的黑山地區(qū)2件花崗巖樣品(HS-01-01和HS-01-02)裂變徑跡年齡分別為82.0±4.1 Ma和37.3±1.8 Ma，徑跡長度分別為13.4±0.2 μm和13.6±0.2 μm；酒東盆地以北的金塔南山天泉寺地區(qū)共5件樣品，2件侏羅系砂巖(TQS-02-02和TQS-02-15)的裂變徑跡年齡分別為51.4±2.9 Ma和61.0±3.6 Ma，徑跡長度分別為13.5±0.2 μm和12.9±0.2 μm；2件元古界花崗巖(YY-01-03)和砂巖(YY-01-05)裂變徑跡年齡分別為42.2±2.1 Ma和42.4±2.5 Ma，兩者誤差范圍內(nèi)一致，徑跡長度分別為12.8±0.2 μm和13.6±0.2 μm；另外一件元古界片麻巖的裂變徑跡年齡約為22 Ma，未獲得裂變徑跡長度數(shù)據(jù).由于測試磷灰石僅為4粒，年齡僅具有參考意義.

對獲得可靠年齡的18件基巖樣品進行磷灰石裂變徑跡(AFT)年齡和樣品高程投圖、AFT年齡和距北祁連山逆沖斷層距離投圖，投圖結(jié)果見圖4.結(jié)果顯示酒西盆地以南的樣品磷灰石裂變徑跡年齡與樣品高程之間關(guān)系并不明顯，北祁連山逆沖斷層以北、酒泉盆地南部樣品磷灰石裂變徑跡年齡與高程之間呈弱的負相關(guān)，酒泉盆地以北的樣品年齡與高程呈弱正相關(guān)，表現(xiàn)為正常的磷灰石裂變徑跡年齡—高程關(guān)系，隨著海拔的增加，年齡增大(圖4a).同時北祁連山逆沖斷層以北、酒西盆地南部的樣品磷灰石裂變徑跡年齡值要高于斷層以南的樣品磷灰石裂變徑跡年齡值(圖4b).

綜合樣品的采集位置信息，我們分析得到，北祁連山逆沖斷層以南的磷灰石樣品裂變徑跡年齡較小，介于4.2～25.2 Ma，裂變徑跡長度較短，其中3件樣品小于10 μm，而且其標準偏差較高，介于2.2～2.8，長度分布形式屬于混合型(Gleadow et al.，1986)，反映出北祁連山逆沖斷層中新世以來的斷裂活動時間和在磷灰石部分退火帶停留時間較長(Gleadow et al.，1986)；酒泉盆地南部基巖樣品的裂變徑跡年齡明顯大于北祁連山斷層以南樣品的裂變徑跡年齡，介于25.8～69.1 Ma，徑跡長度介于11.7～12.5 μm，呈非對稱的單峰態(tài)分布，標準偏差為1.6～2.0，屬于未擾動基巖型(Gleadow et al.，1986)；酒泉盆地以北的黑山和天泉寺地區(qū)的樣品的裂變徑跡年齡明顯大于其他地區(qū)，介于37.3～82.0 Ma，徑跡長度介于12.8～13.6 μm，也呈非對稱的單峰態(tài)分布，標準偏差為1.5～2.0，也應屬于未擾動基巖型(Gleadow et al.，1986)，反映出盆地兩側(cè)山體隆升的差異.總之，研究區(qū)基巖樣品的裂變徑跡年齡具有自南向北逐漸增加的趨勢.

3.2 鋯石測試結(jié)果

21件鋯石的裂變徑跡中值年齡分布在106～480 Ma，大多數(shù)樣品的鋯石裂變徑跡年齡分布在106～195 Ma(表3).樣品的單顆粒年齡輻射圖見圖5.

北祁連山逆沖斷層以南的基巖區(qū)，除一件志留紀砂巖(HX-04-01)的鋯石裂變徑跡年齡在早奧陶世(480.5±69.9 Ma)外，其他四件鋯石樣品裂變徑跡年齡分布在晚侏羅世—早白堊世(106.3±19.0 Ma～160.9±16.4 Ma)，揭示了北祁連山逆沖斷層以南的基巖區(qū)晚侏羅世—早白堊世的快速隆升剝露冷卻歷史.基巖區(qū)以南的鋯石裂變徑跡年齡西側(cè)年齡明顯大于東側(cè)，反映出中生代東側(cè)地區(qū)的隆升要晚于西側(cè)的隆升.

北祁連山逆沖斷層以北，酒西盆地南部，8件樣品進行了鋯石裂變徑跡定年測試.高崖西地區(qū)兩件侏羅系砂巖樣品鋯石裂變徑跡年齡分別為153.0±21.6 Ma和106.5±11.6 Ma，在晚侏羅世—早白堊世范圍內(nèi)，小于樣品的地層沉積年齡，反映了埋藏熱退火作用過程；一件早白堊世的砂巖裂變徑跡年齡為176.4±19.1 Ma，大于樣品的沉積年齡，揭示源區(qū)的隆升剝露冷卻過程.白楊河兩件樣品裂變徑跡年齡屬于早白堊世，QTS-07-01和QTS-07-02年齡分別是123.4±12.8 Ma和118.5±12.5 Ma，在誤差范圍內(nèi)一致.鋯石裂變徑跡的年齡集中在晚侏羅世—早白堊世，反映了該階段的隆升剝露冷卻事件.青草灣地區(qū)1件第四系玉門組砂巖(QC-01-01)裂變徑跡年齡為148.9±20.3 Ma，遠大于地層所在的沉積年齡，反映的是砂巖源區(qū)的隆升剝露冷卻歷史；石油河地區(qū)2件新近系疏勒河組牛胳套段礫巖中花崗巖礫石(SYH-01-01和SYH-01-02)，裂變徑跡年齡分別為254.9±27.6 Ma和149.5±15.8 Ma，下部層位礫石的裂變徑跡年齡大于上部層位礫石的年齡，也遠大于地層所在的沉積年齡，因此揭示的是花崗巖礫石的源區(qū)隆升剝露冷卻歷史.與磷灰石裂變徑跡年齡特征類似，地層由老到新鋯石裂變徑跡年齡由大變小，反映了源區(qū)不斷的隆升剝露過程.

酒西盆地以北黑山的2件花崗巖樣品(HS-01-01和HS-01-02)鋯石裂變徑跡年齡分別為412.1±46.5 Ma和311.8±24.2 Ma，年齡值高于研究區(qū)的其他樣品值；酒東盆地以北的天泉寺地區(qū)3件侏羅紀砂巖自下向上鋯石裂變徑跡年齡依次為272.8±40.0 Ma、223.4±23.0 Ma、160.9±12.3 Ma，大于或者接近地層的沉積年齡，反映的是源區(qū)的隆升剝露冷卻事件.3件前寒武系樣品的裂變徑跡年齡為150.9±15.7 Ma、177.1±18.2 Ma、195.2±38.9 Ma，記錄了侏羅紀時期的隆升剝露冷卻過程.

表3 研究區(qū)鋯石裂變徑跡分析數(shù)據(jù)表Table 3 Zircon fission-track data of the study area

綜合樣品的采集位置信息，本次研究分析得到，酒泉盆地以北的黑山地區(qū)鋯石裂變徑跡年齡明顯老于其他地區(qū)，反映該區(qū)在古生代發(fā)生過隆升剝露冷卻事件；金塔南山天泉寺地區(qū)侏羅紀砂巖碎屑鋯石和石油河疏勒河組牛胳套段礫巖下部的花崗巖礫石裂變徑跡年齡記錄了源區(qū)早中三疊世的冷卻事件；其他地區(qū)的鋯石裂變徑年齡普遍屬于晚侏羅世—早白堊世.

3.3 鏡質(zhì)體反射率測試結(jié)果

旱峽和高崖西側(cè)地區(qū)的侏羅紀煤樣鏡質(zhì)體反射率分布在0.77%～2.79%，相應的最大古地溫值在103～295 ℃范圍內(nèi)(表4).高崖地區(qū)相鄰位置的兩件煤樣的鏡質(zhì)體反射率的平均值在誤差范圍內(nèi)一致(0.77%～0.79%)，反映出本次實驗的可靠性.旱峽地區(qū)的侏羅紀山間盆地經(jīng)歷的熱演化程度要明顯高于高崖西側(cè)地區(qū)的熱演化程度，其鏡質(zhì)體反射率的平均值可達1.84%～2.79%，其最大古地溫達到225～295 ℃.

4 討論

4.1 熱史模擬

將實驗得出的磷灰石裂變徑跡長度和年齡資料，結(jié)合其經(jīng)歷的最大古地溫、鋯石裂變徑跡年齡等，通過熱史模擬軟件Hefty分析得出樣品所經(jīng)歷的熱歷史.熱史模擬過程中采用Ketcham等(2007，2009)的單組分退火模型和Monte Carlo法，其中Dpar初始值為1.5，徑跡初始長度為16.3 μm，模擬次數(shù)為10000次.熱模擬的一般要求徑跡長度測量數(shù)大于50條，若長度測量數(shù)大于100條則熱模擬的可信度更高(Ketcham，2005；朱文斌等，2007).在模擬過程中，充分考慮了沉積年齡、不整合面、生長地層等因素，并進行了徑跡長度模擬值和實測值的吻合程度的“K-S檢驗”和徑跡年齡模擬值和實測值的吻合程度的“年齡GOF”檢驗.若“K-S檢驗”和“年齡GOF”檢驗都大于5%，表明模擬結(jié)果可以接受，當大于50%時，表明模擬結(jié)果較好(Ketcham，2005；朱文斌等，2007).

表4 鏡質(zhì)體反射率(Ro)分析數(shù)據(jù)Table 4 Vitrinite reflectance (Ro) data measured in the present study

圖5 鋯石單顆粒年齡放射圖Fig.5 Radial plots of a single grain of zircon

從表2可知，磷灰石樣品KJ-1-5、QTS-07-02和YY-01-01的徑跡長度測試數(shù)為0，無法進行熱史模擬；理論上，樣品KLS-4-10、SYH-01-01、SYH-01-02、QTS-07-01、CM-03-03、CM-09-02、HS-01-01、HS-01-02、YY-01-03、TQS-02-02、HS-4-1*、HS-4-2*、HS-4-4*、HS-4-6*的徑跡長度測試數(shù)均大于100，最適合做熱史模擬；樣品QTS-01-01、YY-01-05、TQS-02-15的徑跡長度測試數(shù)大于50，可以做熱史模擬；樣品HX-04-01、HX-04-02、QC-01-01的徑跡長度測量數(shù)小于50，其熱史模擬結(jié)果僅供參考.熱史模擬結(jié)果如圖6所示，本次熱史模擬共得到11件樣品的熱史模擬曲線，大部分熱史模擬結(jié)果并不理想，可能與樣品未通過2檢驗有關(guān)，也可能是熱歷史比較復雜的原因.其中北祁連山逆沖斷層以南基巖區(qū)4件樣品(HX-04-01、HX-04-02、KLS-4-10、QTS-01-01)模擬出熱歷史，且“K-S檢驗”和“年齡GOF”檢驗都大于50%，模擬結(jié)果較好；北祁連山逆沖斷層以北，酒泉盆地南部地區(qū)獲得6件樣品(QTS-07-01、SYH-01-01、SYH-01-02、CM-03-03、HS-4-1*和HS-4-2*)的熱歷史曲線；酒泉盆地以北地區(qū)獲得一件天泉寺地區(qū)樣品(TQS-02-15)的熱史模擬曲線，其年齡和長度GOF值大于5%，模擬結(jié)果可以接受.

北祁連山逆沖斷層以南的樣品模擬出兩種類型的熱歷史曲線(圖6).第一種類型的熱史模擬曲線(HX-04-01、HX-04-02)顯示在55～30 Ma樣品從～120 ℃冷卻至～60 ℃，冷卻降溫速率大約為2.4 ℃/Ma，之后處于平穩(wěn)階段，晚中新世以來(～10 Ma)發(fā)生迅速冷卻過程，冷卻至現(xiàn)今地表溫度，冷卻降溫速率大約為3～4 ℃/Ma，晚中新世的冷卻降溫速率要明顯大于始新世期間的冷卻降溫速率.第二類樣品(KLS-4-10和QTS-01-01)的熱史模擬曲線除模擬出始新世期間和晚中新世以來的兩次快速隆升冷卻事件，還顯示出早白堊世期間(140～100 Ma)的快速隆升剝露冷卻事件.

北祁連山逆沖斷層以北，酒泉盆地南部樣品CM-03-03、QTS-07-01和HS-4-1*熱史模擬曲線揭示了始新世期間(55～30 Ma)的冷卻降溫過程，降至60 ℃，之后在部分退火帶停留至～10 Ma，最近一次的迅速降溫過程發(fā)生在10～8 Ma.而樣品SYH-01-01、SYH-01-02、HS-4-2*顯示在早白堊世早期(～140 Ma)發(fā)生過一次冷卻事件，之后處于穩(wěn)定狀態(tài)，在始新世期間(55～30 Ma)發(fā)生第二次冷卻降溫事件，晚中新世(～10 Ma)發(fā)生第三次快速冷卻降溫事件.斷層以北樣品始新世期間的冷卻降溫速率與斷層以南樣品冷卻速率幾乎一致，但是晚中新世的冷卻降溫速率要略小于斷層以南的樣品冷卻速率.

酒泉盆地以北的天泉寺地區(qū)模擬出的一件砂巖樣品(TQS-02-15)揭示了自晚中生代—晚始新世(80～35 Ma)的持續(xù)冷卻事件，本次隆升剝露事件直接將樣品冷卻抬升至地表.

綜上所述，酒泉盆地南部樣品的熱史模擬曲線揭示了中新生代三期主要的冷卻降溫事件：早白堊世期間(140～100 Ma)、始新世期間(55～30 Ma)、中新世(10～8 Ma)以來.其中早白堊世期間的冷卻降溫事件只是零星地展布在部分樣品中，始新世期間的冷卻降溫速率低于晚中新世以來的降溫速率，分別為2.4 ℃/Ma和3～4 ℃/Ma.假設酒泉盆地新生代以來的古地溫梯度約30 ℃/km，冷卻降溫事件是由于地層的抬升剝露導致的，則始新世期間的隆升速率約為0.08 mm·a-1，隆升量約為2 km；晚中新世以來的隆升速率約為0.1～0.133 mm·a-1，隆升量約為1～1.33 km.酒泉盆地以北的樣品熱史模擬曲線只顯示了晚中生代—晚始新世(80～35 Ma)的持續(xù)冷卻事件.

圖6 研究區(qū)部分磷灰石樣品的模擬t-T曲線圖(采用Ketcham et al.，2007退火模型)Acceptable fit.可接受的模擬結(jié)果；Good fit.符合良好的模擬結(jié)果；Path modeled.符合較好的t-T曲線；裂變徑跡長度圖中的曲線是與模擬結(jié)果相符的理想裂變徑跡長度分布曲線.Fig.6 Genetic algorithm modeling for 11 apatite samples with sufficient track length data (after Ketcham et al.，2007)

4.2 青藏高原東北緣冷卻降溫事件的構(gòu)造意義

青藏高原東北緣地區(qū)樣品實驗結(jié)果及模擬結(jié)果顯示出研究區(qū)中新生代的隆升具有明顯的時空差異性.在時間上磷灰石裂變徑跡年齡主要集中在晚中生代至上新世，反映出晚中生代—上新世以來快速隆升事件，且新生代的隆升事件更明顯；鋯石裂變徑跡的年齡主要集中在侏羅紀—早白堊世，少數(shù)樣品年齡出現(xiàn)在晚古生代，侏羅紀—早白堊世的鋯石裂變徑跡年齡表明鋯石從其部分退火帶到達地表所需時間跨度.在空間上表現(xiàn)為酒泉盆地南側(cè)的北祁連山逆沖斷層兩側(cè)的基巖樣品的磷灰石裂變徑跡年齡有一定的差異，南側(cè)主要集中在中新世，北側(cè)則為始新世—漸新世，都明顯小于酒泉盆地北側(cè)山體的磷灰石裂變徑跡年齡(古新世—始新世).酒泉盆地南側(cè)北祁連山的大多數(shù)鋯石裂變徑跡年齡集中在晚侏羅世—早白堊世，北側(cè)的黑山和天泉寺山體的鋯石裂變徑跡年齡集中在晚古生代—早中生代，表明酒泉盆地北側(cè)山體的隆升時間早于南側(cè)的祁連山地區(qū).通過與前人的年齡數(shù)據(jù)對比(圖7)，青藏高原東北緣地區(qū)的基巖或碎屑磷灰石裂變徑跡年齡主要分布在早白堊世以來，大部分樣品熱年代學年齡分布在新生代.對于熱史模擬出的冷卻事件，其中始新世期間的冷卻剝露事件主要集中在祁連山南北兩側(cè)和中間部分區(qū)域，但是晚中新世以來的冷卻剝露事件廣泛分布在祁連山地區(qū).

北祁連山部分樣品磷灰石裂變徑跡模擬結(jié)果記錄了早白堊世期間(140～100 Ma)以來的隆升事件，同時該地區(qū)的鋯石裂變徑跡年齡也記錄了晚侏羅世—早白堊世(160～100 Ma)以來的隆升冷卻事件.George等(2001)在酒西盆地的研究表明盆地在白堊紀中期達到最大古地溫，之后～115～90 Ma發(fā)生冷卻事件.赤金峽山巖體的鋯石裂變徑跡年齡和磷灰石熱史模擬結(jié)果表明，140～100 Ma左右酒西盆地北緣地區(qū)可能經(jīng)歷了一次快速冷卻事件(張志誠等，2008).托來山地區(qū)基巖和碎屑磷灰石樣品的裂變徑跡分析結(jié)果記錄了局部晚侏羅世—早白堊世的冷卻事件，表明存在一個區(qū)域性剝露階段(Li et al.，2020).綜合前人的研究結(jié)果表明這一冷卻事件不僅僅局限于北祁連山，在阿爾金山、南祁連山、酒西盆地北緣地區(qū)、天山地區(qū)、西秦嶺乃至整個中國西部地區(qū)也經(jīng)歷了近乎同期的快速冷卻事件(Jolivet et al.，2001；Pan et al.，2013；Yin et al.，2018；An et al.，2020).造成白堊世的快速隆升剝露冷卻可能與區(qū)域性的構(gòu)造事件有關(guān)，即拉薩地塊的北向拼貼碰撞.發(fā)生在印度與歐亞板塊碰撞之前的早白堊世期間的構(gòu)造事件是產(chǎn)生新生代構(gòu)造事件的誘因，使青藏高原東北緣長期處于繼承性的巖石圈薄弱帶(An et al.，2020).

圖7 青藏高原東北緣熱年代學數(shù)據(jù)總結(jié)圖ATF：阿爾金斷裂，其中粉紅色區(qū)域代表始新世期間的大致隆升范圍，藍色區(qū)域代表晚中新世大致隆升范圍，數(shù)據(jù)來源1 Li et al.，2020；2 An et al.，2020；3 張志誠等，2008；4 本次研究；5 Zhang et al.，2017；6 He et al.，2017；7 Li et al.，2017；8 Jian et al.，2018；9 Du et al.，2018；10 Jolivet et al.，2001；11 Guo et al.，2009；12 Meng et al.，2020；13 Zhuang et al.，2018；14 Zheng et al.，2010；15 Pang et al.，2019.Fig.7 The summary of thermal chronology data in the northeast margin of the Tibetan Plateau

磷灰石樣品熱史模擬曲線普遍顯示出始新世期間(55～30 Ma)的冷卻降溫過程(圖6)，隆升速率約為0.08 mm·a-1，隆升量約為2 km.靠近阿爾金主斷裂一側(cè)的高崖西側(cè)地區(qū)的磷灰石裂變徑跡年齡也分布在古新世—始新世，這與孫岳等(2014)在阿爾金主斷裂的中部地區(qū)得出的65～28 Ma的隆升剝露冷卻歷史結(jié)果相匹配，但是在時間上略晚于阿爾金主斷裂中部的活動時間，表明阿爾金主斷裂的活動具有延遲效應.研究區(qū)以南的疏勒南山、托來南山和托來山地區(qū)基巖的磷灰石裂變徑跡分析結(jié)果表明，始新世—漸新世時期，沿斷裂帶發(fā)生了一期與逆沖作用相關(guān)的冷卻過程(Li et al.，2020).祁連山西北地區(qū)的肅北盆地新生代沉積地層碎屑磷灰石裂變徑跡分析表明祁連山地體在約60～45 Ma經(jīng)歷了一次顯著的構(gòu)造剝露事件(Li et al.，2017；Li et al.，2020).該期的快速冷卻降溫過程在酒西盆地北側(cè)的黑山地區(qū)也有體現(xiàn)(An et al.，2018，2020).研究區(qū)始新世的快速隆升剝露冷卻事件與初始印度與歐亞板塊碰撞幾乎同時進行，即青藏高原東北緣是兩者碰撞的快速響應地區(qū)(Yin et al.，2002).先存的高地形和薄弱區(qū)是產(chǎn)生始新世期間斷裂活動的主要原因(Clark et al.，2010；Zhuang et al.，2018).但是始新世期間的隆升事件具有一定的局限性，抬升冷卻事件集中分布在祁連山的南北兩側(cè)，中間僅一部分脆弱帶記錄了這個時期的隆升歷史(圖7)(Yin et al.，2002；Zhuang et al.，2018).但是對于應力是如何從印度與歐亞板塊碰撞的板塊邊界傳遞至青藏高原東北緣地區(qū)仍有待于進一步探討.An等(2020)認為應力沿阿爾金斷裂傳遞至黑山地區(qū)，由于剛性阿拉善塊體的阻擋作用，使應力在酒泉盆地北緣的赤金峽山—黑山地區(qū)產(chǎn)生響應.

酒泉盆地以南樣品的熱史模擬曲線普遍顯示出～10 Ma以來的冷卻降溫事件(圖6)，隆升速率約為0.1～0.133 mm·a-1，隆升量約為1～1.33 km.酒西盆地南部樣品的晚中新世的隆升剝露冷卻過程和酒西盆地疏勒河組的沉積過程相耦合(Guo et al.，2009；Wang et al.，2016a；An et al.，2018).Wang等(2016a)通過分析玉門盆地(酒西盆地)的砂巖和北山—北祁連山河沙的碎屑鋯石U-Pb年齡，得出24.2～16.7 Ma的沉積地層物源來自于北山，而～16 Ma沉積物源快速轉(zhuǎn)變至北祁連山，實驗結(jié)果表明早期(～24 Ma)黑山發(fā)生快速變形，之后～16 Ma北祁連山發(fā)生快速隆升改變了玉門盆地的沉積物源.且靠近北祁連山逆沖斷層的磷灰石裂變徑跡年齡約為15 Ma，反映出中新世以來的北祁連山逆沖斷層的活動時間.Zheng等(2017)通過祁連山中部托來山、北祁連山和酒西盆地南部新生代地層的裂變徑跡綜合分析，認為祁連山中部托來山的形成發(fā)生在17～14 Ma，北祁連山逆沖作用始于10～8 Ma.Li等(2020)通過對研究區(qū)以南的托來山、托來南山和疏勒南山地區(qū)基巖的磷灰石裂變徑跡分析，獲得了最年輕年齡組為25～11 Ma，認為托來山、北祁連逆沖帶的復活和海原斷裂西段的形成發(fā)生在16 Ma左右，并最終導致中新世加速冷卻和地表剝蝕.通過對紅山花崗巖體的磷灰石(U-Th)/He分析得出，北祁連山逆沖斷層的活動時間約為10 Ma(Zheng et al.，2010).北祁連山逆沖斷層東側(cè)山間盆地地層研究、古水流、鋯石U-Pb及古地磁分析表明斷層周緣地區(qū)在約10～7 Ma發(fā)生構(gòu)造活化(Craddock et al.，2011；Liu et al.，2011；Wang et al.，2011；Lease et al.，2012；Hu et al.，2019).柴達木盆地北緣的南祁連山斷層的構(gòu)造活動時間約18～11 Ma(Jian et al.，2018；Pang et al.，2019).因此，酒西盆地南側(cè)樣品晚中新世(～10 Ma)的隆升剝露冷卻過程與北祁連山逆沖斷層的構(gòu)造活動有關(guān)，而且這一冷卻事件在祁連山地區(qū)廣泛存在(圖7).磷灰石裂變徑跡年齡與北祁連山逆沖斷層關(guān)系規(guī)律也表明年齡的分布與斷層具有相關(guān)性(圖4).不可否認的是，祁連山在晚中新世存在南北向的花狀逆沖構(gòu)造活動，但是造成晚中新世逆沖斷層活動的原因有待商榷.Zhuang等(2018)認為此期變形與阿爾金斷裂的調(diào)節(jié)有關(guān)，指出太平洋—亞洲邊界的封閉程度也是控制青藏高原東北緣新近紀擴張隆升的一個關(guān)鍵因素.Pang等(2019)則從巖石圈地幔的角度考慮，認為同步向外的花狀構(gòu)造的形成可能與青藏高原北部地幔的移動有關(guān).

5 結(jié)論

(1) 研究區(qū)樣品的磷灰石裂變徑跡年齡分布在4.2±0.8～82.0±4.1 Ma，徑跡長度集中在9.6±0.5～13.6±0.2 μm.鋯石裂變徑跡年齡主要介于106.3±19.0～480.5±69.9 Ma.旱峽地區(qū)和高崖地區(qū)的侏羅系煤樣的鏡質(zhì)體反射率分布在0.77～2.79%，相應的最大古地溫值在103～295 ℃的范圍內(nèi).研究區(qū)基巖樣品的磷灰石裂變徑跡年齡具有自南向北逐漸增加的趨勢.

(2)北祁連山中新生代主要存在三期冷卻降溫事件：早白堊世期間(140～100 Ma)、始新世期間(55～30 Ma)、晚中新世(10～8 Ma)以來.發(fā)生在印度與歐亞板塊碰撞之前的早白堊世期間的構(gòu)造事件是產(chǎn)生新生代一系列構(gòu)造事件的誘因，使得青藏高原東北緣長期處于繼承性的巖石圈薄弱帶，可能與拉薩地塊的北向拼貼碰撞有關(guān).始新世期間青藏高原東北緣的剝露事件是印度與歐亞板塊碰撞遠程效應的快速響應結(jié)果，這一時期的隆升區(qū)域具有一定的局限性.中新世以來的隆升剝露冷卻事件在青藏高原東北緣地區(qū)廣泛發(fā)育，并造成了祁連山逆沖斷層構(gòu)造活動的響應，也可能與阿爾金斷裂的應力調(diào)整有關(guān).

致謝感謝審稿人提出的寶貴的建設性修改建議和意見.