六盤山地區(qū)新生代構(gòu)造演化：來(lái)自鋯石和磷灰石裂變徑跡的證據(jù)

陳國(guó)明, 覃煥圖, 黃興富*, 郭曉玉, 高銳, 李旭成, 張逸鵬

1 桂林理工大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院&廣西隱伏金屬礦產(chǎn)勘查重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 桂林 541004

2 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣州 510275

3 中國(guó)冶金地質(zhì)總局廣西地質(zhì)勘查院, 南寧 530000

0 引言

現(xiàn)今的青藏高原形成于歐亞大陸與印度大陸于新生代以來(lái)的碰撞、拼合以及后續(xù)的持續(xù)匯聚擠壓(Yin and Harrison, 2000; Ding et al., 2022),這一過(guò)程造就了南北跨越數(shù)千公里的具有巨厚地殼的青藏高原(He et al., 2023; 圖1a).青藏高原何時(shí)以何種方式擴(kuò)張到目前這一狀態(tài)一直是地球科學(xué)家關(guān)注與研究的焦點(diǎn),并提出諸多模型用以解釋其形成過(guò)程(Powell, 1986; England and Housemann, 1986; Zhao and Morgan, 1987; Bird, 1991; Clark and Royden, 2000; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008; Wang et al., 2008).對(duì)上訴這些關(guān)于青藏高原擴(kuò)張機(jī)制的分析,可以大致將其總結(jié)歸納為三種：(1)青藏高原自南向北逐步擴(kuò)展(England and Housemann, 1986; Tapponnier et al., 2001);該機(jī)制認(rèn)為自歐亞大陸與印度大陸新生代碰撞以來(lái),青藏高原自南而北逐步隆升和向北擴(kuò)展.據(jù)此推測(cè),青藏高原東北緣地區(qū)新生代以來(lái)的隆升年代相對(duì)于高原南部是更年輕的;(2)青藏高原整體同步隆升(An et al., 2020);該觀點(diǎn)認(rèn)為整個(gè)青藏高原自新生代歐亞大陸與印度大陸碰撞以來(lái),經(jīng)歷了整體隆升過(guò)程,即整個(gè)高原的隆升是近同時(shí)的.據(jù)此推測(cè),青藏高原東北緣地區(qū)新生代的起始隆升年代與南緣陸陸碰撞的年代是近乎同時(shí)的;(3)青藏高原自中部向南、北緣分別擴(kuò)張(Wang et al., 2008; Ding et al., 2022);該機(jī)制認(rèn)為新生代以來(lái)青藏高原于中部最先隆升,隨后自高原的中部分別向南、北方向擴(kuò)展.據(jù)此推測(cè),青藏高原東北緣地區(qū)新生代以來(lái)的隆升年代相對(duì)于高原中部是更年輕的.以上總結(jié)的三種擴(kuò)張機(jī)制對(duì)高原東北緣新生代的隆升年代與高原中部和南部隆升年代的關(guān)系都做出了相應(yīng)的預(yù)測(cè).因此,獲得青藏高原東北緣的隆升期次可為以上三種機(jī)制提供關(guān)鍵證據(jù)之一.

青藏高原東北緣西以阿爾金斷裂為界,東以六盤山褶皺逆沖帶為界,東西橫跨約1300 km;南以柴北緣逆沖斷裂系、青海南山和西秦嶺北緣斷裂為界,北以祁連山北緣逆沖斷裂、海原斷裂為界,南北寬約350 km(圖1b).在此范圍內(nèi),不同學(xué)者以直接或者間接的研究手段開(kāi)展了大量關(guān)于其內(nèi)部各山脈于新生代的隆升年齡研究,獲得了大量研究結(jié)果.一些研究結(jié)果認(rèn)為青藏高原東北緣內(nèi)部的一些山脈在印度—亞洲板塊碰撞后不久便經(jīng)歷了隆升,即經(jīng)過(guò)～10 Ma,迅速響應(yīng)(Clark et al., 2010; Clark, 2012; Duvall et al., 2011; Qi et al., 2016; Zhuang et al., 2018; An et al., 2020;Li et al., 2020; 張懷惠等, 2021);另有研究表明,該地區(qū)的隆升起始于～30 Ma(Wang et al., 2022);大量由逆沖斷裂控制的新近紀(jì)盆地的出露和約20～10 Ma的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果表明,青藏高原東北緣許多現(xiàn)今山脈的格局奠基于中新世(Fang et al., 2005; Zheng et al., 2006, 2010, 2017; Lease et al., 2011, 2012; Craddock et al., 2011; Hough et al., 2011; Zhuang et al., 2011; Zhang et al., 2012; Duvall et al., 2013; Yuan et al., 2013; Li et al., 2019, 2020; 張懷惠等, 2021).綜上所述,青藏高原東北緣的隆升歷史依然存在爭(zhēng)論,隆升起始年齡的結(jié)果從古新世到上新世不一.

圖1 (a) 青藏高原及鄰區(qū)地形地貌圖; (b) 基于DEM(數(shù)字高程模型)的六盤山及鄰區(qū)構(gòu)造簡(jiǎn)圖

圖2 (a) 六盤山及鄰區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖和樣品分布 (據(jù)1∶25萬(wàn)地質(zhì)圖改編). F10：六盤山東麓斷裂; (b) 六盤山褶皺逆沖帶綜合地層柱狀圖

六盤山褶皺逆沖帶為青藏高原東北緣的邊界構(gòu)造帶之一,是高原與穩(wěn)定的鄂爾多斯地塊的分界(圖1a).因此,六盤山變形和隆升的時(shí)間對(duì)青藏高原東北緣是如何形成的以及青藏高原在一個(gè)大范圍內(nèi)是同步還是逐步向外擴(kuò)展的提供了重要約束.然而,關(guān)于其新生代的變形和隆升的時(shí)代仍存不同見(jiàn)解.宋友桂等(2001)通過(guò)對(duì)六盤山地區(qū)紅層和鄰區(qū)紅黏土剖面的古地磁測(cè)年及地貌地層學(xué)研究,認(rèn)為該紅層或紅黏土形成于約8.1 Ma,指示六盤山于此時(shí)開(kāi)始隆升,這一結(jié)果也得到了磷灰石裂變徑跡結(jié)果(Zheng et al., 2006)和六盤山東麓寺口子盆地內(nèi)新生代地層磁性年代學(xué)研究結(jié)果(Lin et al., 2010; Wang et al., 2011)的支持.此外,六盤山在約5.2 Ma時(shí)可能再次發(fā)生了小規(guī)模的隆升;之后在約3.8 Ma,發(fā)生了大規(guī)模的加速隆起(宋友桂等, 2001);但是,也有學(xué)者認(rèn)為六盤山起始隆升發(fā)生于始新世末-漸新世(周特先等, 1985; 劉永前等, 2009).針對(duì)上述爭(zhēng)議,本次研究在青藏高原東北緣的六盤山褶皺逆沖帶以及周緣地區(qū)采集巖石樣品,進(jìn)行磷灰石和鋯石裂變徑跡測(cè)試分析和熱史反演工作,用以限定六盤山以及周緣地區(qū)隆升剝蝕和冷卻降溫事件發(fā)生的時(shí)間,加深理解青藏高原東北緣地區(qū)新生代的隆升過(guò)程,為深入探索青藏高原新生代時(shí)期向北東方向擴(kuò)張的機(jī)制提供更多的年代學(xué)依據(jù).

1 地質(zhì)構(gòu)造背景

六盤山褶皺逆沖帶呈NWN-SES走向的狹長(zhǎng)帶,南北延伸約180 km,東西寬約30 km,北端與左行走滑的海原斷裂相連,南端延伸至隴縣—寶雞斷裂帶(圖1b).該帶是青藏高原東北緣(隴中盆地)與鄂爾多斯地塊的分界(圖1b),也是南北地震帶的一部分.六盤山構(gòu)造帶主體由六盤山東麓斷裂以及與之相關(guān)的反沖斷裂和褶皺構(gòu)成(圖2a).

六盤山東麓斷裂總體走向近南北,北端與海原斷裂帶斜接,在海子峽以北的地區(qū)走向?yàn)镹WN,在硝口一帶終止,斷層傾向北西或西,斷層傾角55°～65°(向宏發(fā)等,1998),向南與隴縣—寶雞斷裂的張性走滑系統(tǒng)銜接并發(fā)生構(gòu)造轉(zhuǎn)換.由于青藏高原的隆升以及向東的擠出,該斷裂新生代以來(lái)主要表現(xiàn)為逆沖斷層作用,可見(jiàn)白堊系地層逆沖于古近系之上(圖2a),第四紀(jì)以來(lái)該斷層的活動(dòng)性質(zhì)并未發(fā)生大的變化,仍表現(xiàn)為強(qiáng)烈的逆沖性質(zhì).該斷裂現(xiàn)為一活動(dòng)斷裂,為南北地震帶的一部分,歷史上發(fā)生過(guò)多次5級(jí)以上的地震(柴熾章等,2003;袁道陽(yáng)等,2008).

六盤山褶皺逆沖帶出露的地層有早古生代海相火山沉積建造,晚古生代石炭系-二疊系的海相、海陸交互相和陸相地層,晚三疊系、中侏羅系含煤系地層以及早白堊系和新生界河湖相地層,缺失晚白堊紀(jì)地層和古新世地層(圖2).構(gòu)造帶內(nèi)主體出露的地層為下白堊統(tǒng)六盤山群以及古近系、新近系.六盤山群為一套湖相-河流相碎屑沉積,地層出露的厚度達(dá)數(shù)公里,與下伏的元古界海原群、上覆的古近系清水營(yíng)組呈不整合接觸.根據(jù)巖性、沉積特征可以將六盤山群進(jìn)一步劃分5個(gè)組,由下而上分別為：三橋組(K1s),和尚鋪組(K1h),李洼峽組(K1l),馬東山組(K1m)以及乃家河組(K1n).六盤山群地層的上部以河、湖相沉積為主,巖性為礫巖、砂巖和泥巖;下部為湖相沉積,巖性以泥巖、砂巖、頁(yè)巖、礫巖為主,夾少量灰?guī)r、油頁(yè)巖和石膏.底部為一套紫紅色礫巖.戴霜等(2009)對(duì)該套地層進(jìn)行了磁性地層年代學(xué)的研究獲得了各組的沉積年齡分別為三橋組(K1s)：127～123.12 Ma,和尚鋪組(K1h)：123.12～121 Ma,李洼峽組(K1l)：121～113.46 Ma,馬東山組(K1m)：113.46～108.13 Ma,乃家河組(K1n)：108.13～100 Ma.古近系-新近系地層主要為一套橘紅色、磚紅色的河湖相沉積,進(jìn)一步可以劃分為四個(gè)組,即寺口子組(E2s)、清水營(yíng)組(E2q)、彰恩堡組(N1z)或紅柳溝組(N1h)、干河溝組(N2g).然而,對(duì)于這些地層的具體沉積年齡還存在不同的認(rèn)識(shí)(Jiang et al., 2007; Lin et al., 2010; Wang et al., 2011).在這套新生代地層里面記錄了一次發(fā)生在～10 Ma沉積速率突然加快、沉積相變化以及古流向轉(zhuǎn)向的事件,這一時(shí)期被認(rèn)為是六盤山發(fā)生了初始隆升(Lin et al., 2010; Wang et al., 2011).

上述地層之間存在兩個(gè)明顯的不整合界面.其中一個(gè)位于下白堊統(tǒng)泥巖和始新世粗砂巖之間,中間缺失上白堊統(tǒng)和古新統(tǒng).不整合面上下地層產(chǎn)狀近似,為一平行不整合界面(Shi et al., 2015),表明在沉積缺失所代表的時(shí)間段內(nèi)沒(méi)有明顯的變形.另一個(gè)為角度不整合界面,介于上新世和第四紀(jì)地層之間(Zheng et al., 2006).然而,對(duì)于這兩個(gè)不整合形成的確切時(shí)間并不清楚,以致于以兩個(gè)不整合面為標(biāo)志的變形事件的變形時(shí)限也不清楚.

六盤山褶皺逆沖帶新生代以來(lái)的構(gòu)造變形以褶皺和逆沖斷裂為主要特征(圖2a),通過(guò)平衡剖面計(jì)算六盤山褶皺逆沖帶新生代以來(lái)地殼縮短了12.4～17.6 km(Zhang et al., 1991).六盤山地區(qū)古構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)反演結(jié)果揭示該區(qū)域自新生代以來(lái)經(jīng)歷了兩期次的構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng),從早期的NE-SW向擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)楹笃诘慕麰-W向擠壓(施煒等, 2006),指示了該區(qū)域于新生代至少經(jīng)歷了兩次構(gòu)造變形事件.然而,古構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)反演結(jié)果只能根據(jù)地層大致給出一個(gè)相對(duì)的變形時(shí)限,且由于該區(qū)對(duì)新生代地層的具體沉積年齡還存在不同認(rèn)識(shí),這也進(jìn)一步導(dǎo)致無(wú)法準(zhǔn)確確定構(gòu)造事件的發(fā)生年代.

2 樣品及分析方法

2.1 樣品采集

本次研究在六盤山褶皺逆沖帶內(nèi)以及西側(cè)的隴中盆地內(nèi)和東側(cè)的鄂爾多斯地塊西南緣的沉積巖、基底變質(zhì)巖以及中酸性巖體中采集了25件用于低溫?zé)崮甏鷮W(xué)測(cè)試的基巖樣品,針對(duì)這些樣品,我們對(duì)其進(jìn)行了磷灰石裂變徑跡和鋯石裂變徑跡測(cè)試分析.巖石樣品的地質(zhì)時(shí)代范圍跨度較大,介于元古界(Pt)-早白堊系(K1),樣品的詳細(xì)信息參見(jiàn)表1.

表1 裂變徑跡分析樣品統(tǒng)計(jì)表Table 1 Summary of samples for the apatite and zircon fission track analysis

2.2 裂變徑跡分析方法

自然界礦物中的238U會(huì)自發(fā)裂變,裂變產(chǎn)生的小碎片會(huì)造成礦物晶格受損,即會(huì)在晶格內(nèi)部會(huì)形成一條長(zhǎng)而窄的物理“損傷痕跡”,這種損傷痕跡就被稱為裂變徑跡.這些產(chǎn)生的損傷痕跡是可逆的,能恢復(fù)的,與溫度密切相關(guān),隨著溫度的升高,徑跡長(zhǎng)度逐漸縮短或消失,這一過(guò)程被稱為退火作用(Gallagher et al., 2003).礦物的退火作用受多種因素控制,其中溫度和時(shí)間是影響退火作用的兩個(gè)最主要因素,其中溫度對(duì)徑跡退火的影響最先被研究,并被成功地運(yùn)用于熱年代學(xué)的研究中(Ketcham et al., 1999).通過(guò)測(cè)試分析獲得磷灰石和鋯石的裂變徑跡年齡和長(zhǎng)度數(shù)據(jù),再借助熱史模擬軟件將年齡和長(zhǎng)度數(shù)據(jù)進(jìn)行反演,最終得到的是地質(zhì)體或地質(zhì)單元經(jīng)歷的熱演化歷史(Ketcham et al., 2009),為斷層活動(dòng)時(shí)代的限定、成礦期次的劃分和熱液運(yùn)移過(guò)程、山脈隆升-剝蝕速率格架的建立、以及地貌的演化提供了重要的參考(楊莉等,2022).

對(duì)野外采集的巖石樣品,首先進(jìn)行粉碎處理,再用標(biāo)準(zhǔn)重液和磁選技術(shù)將粉碎樣品中的磷灰石和鋯石分別篩選出來(lái),隨后將兩種礦物分別固定在不同的光玻片上,并對(duì)其進(jìn)行研磨和拋光處理.為了揭示磷灰石和鋯石中的自發(fā)裂變徑跡,磷灰石需要在25 ℃的環(huán)境下,在7% HNO3中進(jìn)行30 s的蝕刻處理,而鋯石則需要在220 ℃的環(huán)境下,在8 g NaOH+11.5 g KOH溶液中進(jìn)行33 h的蝕刻處理.本次研究采用的是外探測(cè)器法(Hurford and Gleadow, 1977)來(lái)獲得裂變徑跡的年齡.將低鈾白云母緊貼在處理好的光玻片上,并將其與CN5標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃一起送至核反應(yīng)堆中進(jìn)行照射處理.照射完成后需放置一段時(shí)間再處理,以減少輻射量.將低鈾白云母從光玻片上分離下來(lái),并在25 ℃的環(huán)境下,在40%的HF中進(jìn)行蝕刻處理,時(shí)間為20 min,目的是為了揭露白云母中的誘發(fā)裂變徑跡.采用CN5鈾玻璃的中子注量對(duì)白云母片的中子注量進(jìn)行標(biāo)定(Bellemans et al., 1995).采用IUGS推薦的zeta(ζ)校準(zhǔn)法獲得裂變徑跡的年齡(Hurford, 1990).本研究中使用的ζ值是通過(guò)對(duì)標(biāo)準(zhǔn)磷灰石的重復(fù)測(cè)量確定的(Hurford and Green, 1983).根據(jù)樣品標(biāo)準(zhǔn)的校準(zhǔn),本次磷灰石的加權(quán)平均zeta值為410±17.6 a·cm-2.

2.3 熱史模擬方法

考慮到裂變徑跡參數(shù)和研究區(qū)特殊的地質(zhì)環(huán)境,我們用整合了多動(dòng)力學(xué)退火模型(Ketcham et al., 2007)的QTQt程序(v.5.5.0; Gallagher, 2012)對(duì)AFT數(shù)據(jù)進(jìn)行熱史模擬,其中Dpar值是一個(gè)重要的動(dòng)力學(xué)參數(shù).QTQt使用貝葉斯跨維馬爾可夫鏈蒙特卡洛抽樣方法來(lái)生成一系列可接受的熱歷史,根據(jù)后驗(yàn)概率分布進(jìn)行量化(Gallagher, 2012).程序通過(guò)使用樣品的單顆粒年齡和徑跡長(zhǎng)度來(lái)獲得熱史反演結(jié)果.模擬的熱歷史模型輸入從初始隨機(jī)選擇的時(shí)間-溫度出發(fā),不受任何附加約束,以獲得最大插值范圍.每一次反演分別進(jìn)行了10萬(wàn)次老化(burn-in)迭代和10萬(wàn)次老化后(post-burn-in)迭代,這足以提供穩(wěn)定的模型及其相關(guān)的概率.這一過(guò)程將獲得計(jì)算模型統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)和具有代表性的“期望”模型(Gallagher, 2012).基于AFT結(jié)果(即年齡和長(zhǎng)度),在以下溫度約束下進(jìn)行了熱史反演：(1)初始條件為160～200 ℃的高溫,因?yàn)榱谆沂诖藯l件下會(huì)發(fā)生完全退火作用;(2)現(xiàn)今地表10±10 ℃的溫度,提供了最終的建模約束.

3 測(cè)試結(jié)果

3.1 磷灰石測(cè)試結(jié)果

本次研究對(duì)21件樣品進(jìn)行了裂變徑跡年齡測(cè)試分析,具體測(cè)試結(jié)果見(jiàn)表2.除樣品LPS-06、LPS08、LPS51、LPS55和LPS56未測(cè)得徑跡長(zhǎng)度數(shù)據(jù)外,其余樣品測(cè)得的徑跡長(zhǎng)度數(shù)量均在65條以上,其中大部分樣品測(cè)得的封閉徑跡長(zhǎng)度數(shù)量大于100條(表2).21件樣品中只有1件樣品(LPS22)P(2)<5%,表明該樣品未通過(guò)2檢驗(yàn),其單顆粒年齡在雷達(dá)圖中呈離散分布狀態(tài),因此,該樣品采用其中值年齡;剩余樣品則全部通過(guò)了2檢驗(yàn),即P(2)>5%,因此這類樣品采用池年齡 (Sobel et al., 2006).測(cè)試結(jié)果指示研究區(qū)樣品的裂變徑跡年齡范圍介于136±9～16±1 Ma(表2,圖3a),各樣品測(cè)得的裂變徑跡年齡均小于其沉積和成巖年齡,說(shuō)明這些樣品都經(jīng)歷了熱退火作用,記錄了樣品所在地區(qū)的熱演化史.裂變徑跡的長(zhǎng)度介于11.9±2.8～13.3±1.4 μm (表2,圖3b),均小于樣品的初始徑跡長(zhǎng)度(16±1 μm,Gleadow et al., 1986),表明樣品在部分退火區(qū)(PAZ)經(jīng)歷了長(zhǎng)時(shí)間的退火.樣品的單顆粒年齡雷達(dá)圖見(jiàn)圖4.

根據(jù)磷灰石裂變徑跡測(cè)試結(jié)果,可以大致將年齡結(jié)果大致劃分為四組,即140～110 Ma,100～60 Ma,40～30 Ma,16 Ma.而這些年齡的分布具有如下特征：(a) 140～110 Ma和100～60 Ma兩組年齡主要分布在六盤山構(gòu)造帶的兩側(cè),即隴中盆地和鄂爾多斯地塊西南緣(圖3c);(b) 40～30 Ma這一組年齡主要分布在六盤山構(gòu)造內(nèi),除樣品LPS08(36±10)之外.從原始數(shù)據(jù)來(lái)看,LPS08自發(fā)徑跡數(shù)偏少(表2),推測(cè)LPS08年齡結(jié)果可能存在問(wèn)題,僅作參考.此外,年齡在～40 Ma的樣品(LPS45： 44±2 Ma, LPS51： 49±2 Ma, LPS55： 47±4 Ma)分布于斷裂F10(六盤山東麓斷裂)和斷裂F12之間,而年齡在～30 Ma的樣品(LPS22： 34±3 Ma, LPS23： 29±2 Ma)則分布于斷裂F10(六盤山東麓斷裂)的上盤(圖3c);(c) 年齡為16 Ma的樣品(LPS56)則分布于斷裂F11(小關(guān)山斷裂)的上盤(圖3c).

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

將21件樣品的徑跡年齡和高程進(jìn)行投圖,結(jié)果顯示樣品的磷灰石裂變徑跡年齡與樣品高程之間關(guān)系并不明顯(圖3a).

3.2 鋯石測(cè)試結(jié)果

23件鋯石的裂變徑跡中值年齡分布在258～79 Ma,大多數(shù)樣品的鋯石裂變徑跡年齡分布在160～99 Ma(表3).樣品的鋯石裂變徑跡單顆粒年齡雷達(dá)圖見(jiàn)圖5.

隴中盆地基巖內(nèi)8件鋯石樣品裂變徑跡年齡分布在早侏羅世-早白堊世(198±14～103±8 Ma),揭示了隴中盆地的基巖區(qū)在侏羅世-早白堊世的快速隆升剝露冷卻歷史.從年齡分布來(lái)看,越靠近西秦嶺斷裂,鋯石裂變徑跡的年齡越大.

六盤山褶皺逆沖帶內(nèi),采自下白堊統(tǒng)的8件樣品,除了1件樣品(LPS45： 79±4 Ma)的鋯石裂變徑跡年齡小于地層的沉積年齡之外,剩余7件樣品的鋯石裂變徑跡年齡在100±4～178±8 Ma,在誤差范圍內(nèi)該年齡大于等于地層的沉積年齡,揭示了源區(qū)的隆升剝露冷卻過(guò)程.六盤山構(gòu)造帶內(nèi)剩余的7件樣品分布于六盤山東麓斷裂的下盤,采自前白堊系的基巖,樣品鋯石裂變徑跡年齡分布范圍為258±40～100±4 Ma,均遠(yuǎn)小于各自地層的沉積年齡,表明六盤山東麓斷裂在晚古生代末-早白堊世期間經(jīng)歷了快速隆升剝露冷卻歷史.其中一件上三疊統(tǒng)樣品(LPS31)的鋯石裂變徑跡年齡為100±4 Ma,與下白堊統(tǒng)一件樣品(LPS28)的年齡相同,這一現(xiàn)象可能揭示了上三疊統(tǒng)為下白堊統(tǒng)提供了沉積物源.

圖3 磷灰石裂變徑跡(AFT)年齡對(duì)(a)樣品高程和(b)平均徑跡長(zhǎng)度投圖.投圖結(jié)果顯示這些樣品之間沒(méi)有相關(guān)性,表明它們具有復(fù)雜的構(gòu)造/冷卻歷史.(c)海拔、主要斷層、磷灰石裂變徑跡年齡和樣品位置之間關(guān)系的圖;F10：六盤山東麓斷裂;F11：小官山斷裂

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

續(xù)表3

圖4 樣品磷灰石裂變徑跡單顆粒年齡放射圖(投圖用Radial Plotter of Vermeesch, 2009). 假如樣品的卡方檢測(cè)P(2)<5,則樣品單粒年齡被統(tǒng)計(jì)為兩組(Peak 1 and Peak 2)

續(xù)圖4

3.3 熱史模擬結(jié)果

磷灰石裂變徑跡(AFT)冷卻年齡只表明磷灰石礦物顆粒通過(guò)部分退火域(PAZ),即溫度區(qū)間為60～120 ℃的時(shí)間,這可能不能直接反映一個(gè)包含復(fù)雜的構(gòu)造和熱歷史的特殊地質(zhì)事件(Gleadow and Brown, 2000; 張志誠(chéng)和王雪松, 2004; Flowers et al., 2015).因此,需要進(jìn)行熱史模擬來(lái)推斷樣品在地質(zhì)歷史時(shí)期經(jīng)歷的熱歷史(Ketcham et al., 2007; Gallagher, 2012).AFT年齡和裂變徑跡長(zhǎng)度可以置于熱歷史模型中,用來(lái)進(jìn)行熱史反演,從而揭示淺層地殼內(nèi)巖石的冷卻歷史(Ketcham, 2005; Ketcham et al., 2007).本項(xiàng)研究中,5件AFT樣品因?yàn)闆](méi)有測(cè)到徑跡長(zhǎng)度數(shù)據(jù)(表2),從而無(wú)法進(jìn)行熱史模擬,本次熱史模擬共得到16件樣品的熱史模擬曲線.

隴中盆地內(nèi)部的8件AFT樣品,其中兩件因?yàn)闆](méi)有徑跡長(zhǎng)度數(shù)據(jù)(LPS06, LPS08),所以不能進(jìn)行熱史模擬.剩余6件樣品(LPS03、LPS91、LPS93、LPS94、LPS95、LPS97)獲得了白堊紀(jì)的AFT年齡(124±7～73±6 Ma).我們對(duì)這6件樣品進(jìn)行了熱史模擬,模擬結(jié)果顯示這些樣品經(jīng)歷了不同的冷卻歷史(圖6,7).根據(jù)樣品熱史的模擬結(jié)果曲線,大致可以劃分為三種類型：一類是可以明顯看出經(jīng)歷兩階段隆升過(guò)程的樣品,如樣品LPS91、LPS93、LPS94(圖7a),模擬結(jié)果顯示樣品LPS93、LPS94在160～100 Ma經(jīng)歷了第一次快速隆升,樣品從～120 ℃冷卻至～60 ℃,之后處于平穩(wěn)階段,之后樣品LPS93和LPS94分別在～80 Ma和～50 Ma開(kāi)始經(jīng)歷第二次快速隆升,冷卻至現(xiàn)今地表溫度,LPS91的第一次快速冷卻發(fā)生在約135～70 Ma,樣品從～120 ℃冷卻至～60 ℃,之后處于平穩(wěn)階段,并于～20 Ma開(kāi)始經(jīng)歷第二次快速隆升,冷卻至現(xiàn)今地表溫度;第二類熱史模擬結(jié)果曲線表現(xiàn)為樣品經(jīng)歷了一個(gè)較穩(wěn)定的冷卻過(guò)程,如樣品LPS95和LPS97(圖7a),自約140～120 Ma開(kāi)始,樣品以一個(gè)較為穩(wěn)定的隆升速率,冷卻至現(xiàn)今地表溫度;第三類熱史模擬結(jié)果曲線指示樣品在隆升過(guò)程的某一階段有重新經(jīng)歷了埋藏升溫的過(guò)程(圖7a),如樣品LPS03,在120～80 Ma期間經(jīng)歷了短暫的埋藏升溫過(guò)程,自～80 Ma開(kāi)始,樣品經(jīng)歷了一個(gè)比較快速的隆升過(guò)程,以一個(gè)穩(wěn)定的冷卻速率冷卻至現(xiàn)今地表溫度.

六盤山東麓斷裂的上盤采集了3件AFT樣品,模擬結(jié)果都顯示這3件樣品經(jīng)歷了兩次快速隆升過(guò)程,但是隆升的年齡有所區(qū)別(圖7a).樣品LPS21的模擬結(jié)果顯示第一次快速隆升發(fā)生在80～60 Ma,第二次快速隆升起始于40 Ma,以一個(gè)較為穩(wěn)定的隆升速率,冷卻至現(xiàn)今地表溫度(圖7a).樣品LPS22和LPS23的模擬結(jié)果較為一致,第一階段的快速隆升大致發(fā)生于40～30 Ma,而第二階段的快速隆升起始于17～12 Ma,以一個(gè)快速的隆升速率,冷卻至現(xiàn)今地表溫度(圖7a).結(jié)合這三個(gè)樣品的模擬結(jié)果和空間分布位置可以看出,越靠近六盤山東麓斷裂,隆升的年代變得越年輕.

剩余7件AFT樣品(LPS27、LPS28、LPS31、LPS35、LPS39、LPS45、LPS49)位于六盤山東麓斷裂的東側(cè),根據(jù)熱史模擬結(jié)果,顯示這些樣品都具備兩階段快速隆升的特征(圖7b).樣品LPS27、LPS28和LPS39的模擬結(jié)果比較接近,顯示第一次快速隆升發(fā)生于100～65 Ma,之后長(zhǎng)期處于比較穩(wěn)定的狀態(tài),直到30～20 Ma發(fā)生了第二次的快速隆升,冷卻至現(xiàn)今地表溫度(圖7b).樣品LPS31和LPS35的模擬結(jié)果顯示兩個(gè)樣品大約在100～90 Ma時(shí)發(fā)生了第一次快速隆升,而第二次隆升、冷卻剝蝕時(shí)間起始于40～22 Ma(圖7b).樣品LPS45熱史模擬結(jié)果顯示樣品除了經(jīng)歷兩階段的快速隆升之外,期間還經(jīng)歷了一次埋深加熱的過(guò)程,第一次快速隆升發(fā)生于55～30 Ma,隨后經(jīng)歷了埋深加熱,時(shí)間為30～15 Ma,15 Ma之后經(jīng)歷了第二次快速隆升事件,并冷卻至現(xiàn)今地表溫度(圖7b).

綜合所有樣品的熱史模擬結(jié)果,大致可以劃分出三期主要的快速隆升和冷卻剝蝕事件,第一期發(fā)生于白堊紀(jì)(140～70 Ma),第二期發(fā)生于始新世(55～30 Ma),第三期發(fā)生在中新世(17～12 Ma).

圖5 研究區(qū)基巖樣品鋯石裂變徑跡雷達(dá)圖 (采用 Radial Plotter of Vermeesch, 2009). 卡法檢測(cè)小于5%,即P(2)<5%的樣品的單顆粒年齡被劃分為兩組峰值年齡,即Peak 1和Peak 2

續(xù)圖5

續(xù)圖6

續(xù)圖6

4 討論

4.1 六盤山東麓斷裂新生代活動(dòng)歷史

在逆沖斷層系統(tǒng)中,斷層活動(dòng)引起的斷層上盤的快速隆升將導(dǎo)致其加速剝蝕和冷卻.因此,通過(guò)研究上盤的快速剝蝕和冷卻年代可以間接獲得逆沖斷層的活動(dòng)時(shí)代(Clark et al., 2010; Lease et al., 2011; Wang E et al., 2012),而低溫?zé)崮甏鷮W(xué)是實(shí)現(xiàn)這一目標(biāo)的重要方法之一.六盤山東麓斷裂作為青藏高原東北緣與周緣鄂爾多斯塊體的界線,它在新生代的活動(dòng)歷史對(duì)促進(jìn)高原演化和擴(kuò)展的認(rèn)識(shí)具有重要意義.

六盤山上盤采集的三個(gè)AFT樣品(LPS21、LPS22、LPS23)熱史模擬結(jié)果顯示新生代經(jīng)歷了兩階段的快速隆升,第一階段的快速隆升發(fā)生于55～30 Ma,第二階段的快速隆升起始于17～12 Ma(圖7a).考慮到樣品的位置是靠近六盤山東麓斷裂的,我們認(rèn)為這兩階段冷卻年齡可能反映的是局部熱事件的影響,而不太可能是區(qū)域冷卻事件.據(jù)此,我們推測(cè)六盤山東麓斷裂在新生代可能至少發(fā)生過(guò)兩次大的構(gòu)造活動(dòng),即一次發(fā)生于始新世(50～33 Ma),另一次發(fā)生于中中新世(17～12 Ma).斷裂早期活動(dòng)可能也被下盤的樣品所記錄到.位于六盤山東麓斷裂的下盤的樣品LPS45,模擬結(jié)果顯示在30～20 Ma這個(gè)階段有一期埋藏加熱事件.這期加熱事件的年齡比六盤山東麓斷裂的活動(dòng)時(shí)間晚(50～33 Ma),可能反映了埋深加熱的滯后性.下盤發(fā)生埋深加熱事件的可能原因是逆沖斷層的上盤逆沖覆蓋到其之上,從而側(cè)面反映斷裂可能在此之前發(fā)生過(guò)活動(dòng).中中新世這期構(gòu)造活動(dòng)被大量其他證據(jù)所獲得,如前文所提的六盤山地區(qū)紅層和鄰區(qū)紅黏土剖面的古地磁測(cè)年及地貌地層學(xué)結(jié)果,指示六盤山在～8.1 Ma發(fā)生過(guò)隆升(宋友桂等,2001);位于本文采樣點(diǎn)北側(cè)的AFT結(jié)果同樣指示了六盤山在～8 Ma發(fā)生了強(qiáng)烈隆升(Zheng et al., 2006);這些熱冷卻歷史或隆升事件指示了六盤山東麓斷裂在中晚中新世發(fā)生了逆沖活動(dòng).Zheng等(2006) 的結(jié)果無(wú)始新世(55～30 Ma)這一期事件的可能原因有：(1)北側(cè)后期的隆升幅度較大,把記錄早期隆升歷史的樣品剝蝕殆盡;(2)該時(shí)期六盤山的隆升或變形影響范圍比較局限.本文獲得的六盤山中中新世隆升時(shí)間(17～12 Ma)與前人的結(jié)果有一定的差異,可能的原因是六盤山東麓斷裂活動(dòng)的分段性或不同步性,導(dǎo)致六盤山山脈隆升時(shí)間在南北向上存在差異.

圖7 樣品的最佳反演擬合t-T路徑.(a)六盤山東麓斷裂以西樣品; (b)六盤山東麓斷裂以東樣品. 黃色矩形和PAZ表示磷灰石的部分退火域. 深灰色陰影表示相對(duì)快速冷卻階段

圖8 青藏高原東北緣六盤山及周緣地區(qū)斷裂、新生代沉積盆地、巖漿作用和山脈隆升年齡匯總.(a)55～30 Ma;(b)中新世(地形圖及斷裂信息引自Zhang et al., 2020). 年齡數(shù)據(jù)來(lái)源如下：[1] Fang et al., 2003, [2] Lease et al., 2012, [3] Fang et al., 2019, [4] Wang et al., 2016, [5] Wang et al., 2011, [6] Clark et al., 2010, [7] Duvall et al., 2011, [8] Liu et al., 2013, [9] Zhang et al., 2020, [10] Roger et al., 2004, [11] Wang E et al., 2012, [12] Tian et al., 2012, [13] Yang et al., 2017, [14] Duvall et al., 2013, [15] Yu et al., 2019, [16] Lease et al., 2011, [17] Zheng et al., 2006, [18] Wang Z C et al., 2012, [19] Wang X X et al., 2012, [20] Ge et al., 2012, [21] Yu et al, 2006, [22] Tian et al., 2018

4.2 六盤山及周緣地區(qū)冷卻降溫事件的構(gòu)造意義

本文AFT樣品熱史模擬結(jié)果顯示六盤山地區(qū)在新生代經(jīng)歷了兩次隆升與剝蝕冷卻事件,即第一期的始新世(55～30 Ma)和第二期的中中新世(17～12 Ma).目前已有諸多證據(jù)表明,六盤山鄰區(qū)的青藏高原東北緣可能在大約50～30 Ma時(shí)經(jīng)歷了構(gòu)造變形、地形隆升和地殼增厚.六盤山以南的秦嶺內(nèi)部,太白山(Liu et al., 2013)和甘家山(Clark et al., 2010)的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果表明,在大約45～50 Ma以來(lái)兩山經(jīng)歷了快速的隆升,指示了西秦嶺斷裂于此時(shí)的活動(dòng)(圖8a).這一結(jié)果進(jìn)一步被西秦嶺斷裂帶內(nèi)的斷層泥同位素年代學(xué)所證明.Duvall等(2011) 采集了西秦嶺斷裂的斷層泥樣品,利用氬-氬測(cè)年法對(duì)斷層泥進(jìn)行了測(cè)年,獲得了～50 Ma的同位素年齡,指示了西秦嶺斷裂在～50 Ma時(shí)的活動(dòng)(圖8a).Zhang等(2020) 采集了秦嶺內(nèi)部花橋—甘泉斷裂兩盤的磷灰石U-Th/He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品,通過(guò)對(duì)比上下兩盤樣品的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果,認(rèn)為該逆沖斷裂在始新世中晚期(約45～35 Ma)發(fā)生了活動(dòng),使得斷層上盤開(kāi)始了快速的隆升剝蝕(圖8a).此外,一些間接反映山體隆升的證據(jù),如新生代沉積盆地的形成、盆地物源變化以及沉積速率變化等,同樣反映了該時(shí)期周緣山體的隆升.位于六盤山西邊的一系列新生代盆地的形成同樣反映了周緣山體的隆升,新生代沉積盆地地層磁性年代學(xué)結(jié)果指示西寧盆地新生代沉積起始于～54 Ma(Fang et al., 2019)、蘭州盆地沉積地層的起始年齡為～47 Ma(Wang et al., 2016)、臨夏盆地(Fang et al., 2003)、循化盆地(Lease et al., 2012)和寺口子盆地(Wang et al., 2011)的沉積起始于～30 Ma.沉積盆地沉積物源一般來(lái)自于周圍隆起的山體,沉積盆地與山體互成鏡像關(guān)系,是山體隆升的先鋒反映,因此,這些新生代沉積盆地的形成進(jìn)一步指示了周圍山體在55～30 Ma這一時(shí)期發(fā)生了隆升和剝蝕,而這些山體包括祁連山、西秦嶺等一系列山體.這一期的山體隆升在更南的龍門山、米倉(cāng)山一帶(圖8a)以及更西的祁連山地區(qū)和東昆侖地區(qū)(Qi et al., 2016; Li et al., 2020; Wu et al., 2021; 張懷惠等,2021;Wang et al., 2022)也有廣泛的響應(yīng).

除本文在研究區(qū)揭示的這期中中新世(17～12 Ma)隆升事件之外,在研究區(qū)北部的六盤山地區(qū)以AFT的方法同樣獲得了中新世(～8 Ma)的隆升年齡(Zheng et al., 2006).六盤山被認(rèn)為是調(diào)節(jié)海原斷裂左行走滑的產(chǎn)物,而本文獲得的中中新世(17～12 Ma)山體隆升時(shí)間與海原斷裂帶中斷和西段獲得的15～19 Ma的活動(dòng)時(shí)間是一致的(Duvall et al., 2013; Li et al., 2019).六盤山以南和以西的一些直接反映山體隆升的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果同樣揭示出了這一期的隆升年齡.Lease等(2011)在拉脊山和積石山采集了磷灰石U-Th/He低溫?zé)崮甏鷮W(xué)樣品,結(jié)果揭示兩者分別于～22 Ma和～13 Ma發(fā)生隆升(圖8b),這一結(jié)果被與之伴生的循化盆地內(nèi)同時(shí)期沉積相的改變和沉積速率的加快所記錄到(圖8b)(Lease et al., 2012).西秦嶺內(nèi)部于始新世開(kāi)始隆升的太白山(Liu et al., 2013)和甘家山(Clark et al., 2010)于中新世時(shí)再次經(jīng)歷了快速隆升(圖8b).位于西秦嶺內(nèi)部的一系列同時(shí)期山間盆地沉積物的發(fā)育,間接指示了西秦嶺內(nèi)部山體于此時(shí)期的廣泛隆升,如武山盆地、天水盆地、西和盆地等(圖8b).研究區(qū)之外青藏高原東北緣其他地區(qū)也廣泛揭示了這期隆升事件(圖8b)(Yuan et al., 2013; Wang et al., 2022和文中其他大量文獻(xiàn)).

將我們的研究結(jié)果與之前的研究相結(jié)合,我們可以重建青藏高原東北緣的構(gòu)造演化.如前文所述,青藏高原東北緣地區(qū)新生代至少經(jīng)歷了兩次構(gòu)造變形、地殼增厚和山體隆升.青藏高原東北緣這期始新世(55～30 Ma)的快速隆升和剝露冷卻事件與印度大陸與歐亞板塊初始碰撞幾乎同時(shí)發(fā)生.因此,這一期構(gòu)造事件被認(rèn)為是歐亞大陸于印度大陸碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)的快速響應(yīng)(Yin et al., 2002).東北緣內(nèi)部先存的一些薄弱帶,如古生代的縫合帶、塊體結(jié)合帶等,在青藏高原南緣碰撞的影響下,于始新世期間重新發(fā)生活動(dòng),產(chǎn)生斷裂活動(dòng)以及山脈的初始隆升(Clark et al., 2010; Zhuang et al., 2018;An et al., 2020).但是,對(duì)于高原南緣大陸碰撞產(chǎn)生的應(yīng)力是如何快速?gòu)倪吔鐐鬟f至青藏高原東北緣地區(qū)仍有待于進(jìn)一步探討(張懷惠等,2021).中新世的這期構(gòu)造變形和隆升事件基本奠定了青藏高原東北緣現(xiàn)今格局(Wang et al., 2022).在新生代早期,一些已經(jīng)發(fā)生初步隆升的山體在這一時(shí)期繼續(xù)加速隆升,如太白山和甘家山等;而內(nèi)部一些新生代早期還未形成的山體,也與此時(shí)開(kāi)始隆起成山,如拉脊山和積石山等.通過(guò)前人在青藏高原東北緣的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)結(jié)果(Yuan et al., 2013及文內(nèi)的其他參考文獻(xiàn)),東北緣內(nèi)部所有山脈基本于這一階段開(kāi)始形成,格局基本奠定.

5 結(jié)論

(1)研究區(qū)樣品的磷灰石裂變徑跡年齡分布在136±9～16±1 Ma,徑跡長(zhǎng)度集中在11.9±2.8～13.3±1.4 μm.鋯石裂變徑跡年齡主要介于中值年齡分布在258～79 Ma,大多數(shù)樣品的鋯石裂變徑跡年齡分布在160～99 Ma.研究區(qū)基巖樣品的磷灰石裂變徑跡年齡具有靠近逆沖斷裂逐步變年輕的趨勢(shì);

(2)研究區(qū)新生代至少存在兩期冷卻降溫事件,即發(fā)生于始新世期間(55～30 Ma)和晚中新世(17～12 Ma)以來(lái).始新世時(shí)期的這期冷卻事件與東北緣已發(fā)表的沉積物記錄和斷層泥數(shù)據(jù)基本一致,這些數(shù)據(jù)反映了青藏高原東北緣的新生代初始變形.這一結(jié)果表明,青藏高原東北緣始新世已經(jīng)開(kāi)始經(jīng)歷形變和可能的山體隆升,反映了與青藏高原初始生長(zhǎng)有關(guān)的廣泛的地殼縮短.發(fā)生于中新世這期隆升剝露冷卻事件在青藏高原東北緣地區(qū)廣泛發(fā)育,被認(rèn)為是基本奠定東北緣現(xiàn)今構(gòu)造格局的一起構(gòu)造變形事件.

致謝感謝中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院深部中心李冰博士在裂變徑跡數(shù)據(jù)處理、解釋方面提供的指導(dǎo)和幫助.感謝編輯部編輯以及兩位匿名審稿人提出的建設(shè)性意見(jiàn),使得本文質(zhì)量進(jìn)一步提升.