低溫熱年代對黃陵隆起中新生代古地形的約束

葛　翔, 沈傳波,, 梅廉夫

低溫熱年代對黃陵隆起中新生代古地形的約束

葛翔1, 沈傳波1,2*, 梅廉夫1

(1.中國地質大學 構造與油氣資源教育部重點實驗室, 湖北 武漢 430074; 2.中國地質大學 地質調查研究院,湖北 武漢430074)

低溫熱年代技術已經廣泛應用于造山帶的剝露作用和古地形演化的研究。本文對黃陵隆起進行了裂變徑跡和(U-Th)/He熱年代學研究, 分析計算其隆升剝露速率和厚度, 恢復黃陵隆起中新生代古地形。依據巖石樣品冷卻歷史計算出的剝露速率以及剝露厚度結果, 綜合黃陵隆起現今地形起伏, 均衡回彈作用以及古海平面變化情況, 獲得了黃陵隆起早侏羅世、早白堊世、晚白堊世、晚始新世以及現今5個時期的古地形變化情況。結果表明黃陵隆起地形表現為持續降低的趨勢, 并存在兩期劇烈的隆升剝露階段。分析認為, 白堊紀(140～80 Ma±), 黃陵隆起的快速隆升剝露作用與秦嶺大別造山帶大規模的擠壓作用密切相關, 晚始新世以來(40～0 Ma)黃陵隆起的快速抬升剝露作用則是對喜山期構造運動的響應。

裂變徑跡; (U-Th)/He定年; 剝露; 古地形; 黃陵隆起

古地形一般指地質歷史時期形成的地形起伏狀況。同現今地形一樣, 古地形狀況受到所處地理位置、氣候特征以及構造活動的影響(趙俊興和陳洪德, 2001)。古地形的恢復對了解目的區的構造演化, 地層展布甚至油氣勘探都具有重要意義。常用的基本地形恢復方法包括基于沉積相以及層序地層學分析的地質分析法(張春曉等, 2010)和通過剖面解釋得到古地形的地震分析法(蔣韌等, 2008)。近些年來低溫熱年代技術成為恢復古地形的一種新方法(丁汝鑫等, 2012; 宋高等, 2013; 趙文菊等, 2013)。黃陵隆起核部出露古老變質巖層, 圍繞核部依次展布揚子板塊典型沉積巖層,這使其成為研究中國南方構造演化的理想場所(Ji et al., 2014)。對于黃陵隆起, 前人在巖石學、地球化學、年代學、變質基底沉積學、沉積蓋層、地殼結構等多個方面已經做了大量的研究。但是, 黃陵隆起的形成時間與形成方式、黃陵隆起究竟由幾期構造作用控制以及怎樣準確地將黃陵隆起的演化與整個揚子板塊演化良好地結合等問題依然值得研究(沈傳波等, 2009; Ji et al., 2014)。本文利用低溫熱年代技術恢復黃陵隆起中新生代古地形, 期望能促進對揚子板塊構造演化認識的深入(付宜興等, 2007), 期望有助于厘清黃陵隆起構造演化與不同期次構造活動的關系, 進一步確定黃陵隆起的隆升時間, 同時也促進黃陵隆起與周緣盆地耦合關系的綜合研究。

1　地質背景與樣品分布

黃陵隆起(或稱黃陵背斜)位于中揚子克拉通,核部為太古宇和元古宇變質雜巖, 四周環繞著中古生界沉積地層, 巖層向四周傾斜, 東翼稍緩, 傾角一般 8°～15°, 西翼較陡, 一般傾角 30°～40°(劉海軍等, 2009; 徐大良等, 2013)。隆起軸向為15°, 南北長約75 km, 東西寬約40 km, 黃陵隆起的主體是黃陵巖體(沈傳波等, 2009)。根據出露巖性的不同, 黃陵巖體可以分為四個不同的巖漿巖套(馬大栓等, 1997)。黃陵隆起東西兩側分別為當陽盆地和秭歸盆地, 三者軸向相互平行。

前人已經在黃陵隆起做了大量的熱年代學研究工作(Hu et al., 2006; Xu et al., 2010; Richardson et al., 2010; Li and Shan, 2011; Ge et al., 2013), 獲得了豐富的磷灰石及鋯石的裂變徑跡和(U-Th)/He年代數據。本次研究共使用了31個實驗樣品的數據, 包括前人已發表的18個樣品的數據, 新采集的13個樣品的數據, 詳細數據結果如圖1所示, 共31個磷灰石和3個鋯石裂變徑跡數據, 11個磷灰石(U-Th)/He數據和5個鋯石(U-Th)/He數據。

31個磷灰石裂變徑跡的年齡為64±3～137±7 Ma,裂變徑跡長度為11.1±1.5～14.2±0.9 μm; 3個鋯石裂變徑跡年齡分別為158±50 Ma、178±34 Ma和195±14 Ma; 11個磷灰石(U-Th)/He年齡介于41±2 ～108±17.9 Ma; 5個鋯石(U-Th)/He年齡介于150.2～291.6 Ma, 標準差為4.0～8.1 Ma。

圖1　黃陵隆起區域DEM地形圖及樣品和數據分布(DEM地圖利用global mapper軟件, 并結合黃陵隆起地區1∶5萬地質圖及野外GPS測定的樣品高程數據聯合編制)Fig.1 DEM topography and sample distribution in the Huangling massif

所有年齡數據均小于巖漿巖的侵入年齡或者地層的沉積年齡, 表明這些樣品經歷過熱重置的改造作用。磷灰石裂變徑跡單顆粒年齡的χ2檢測值P(χ2)結果顯示, 除了樣品HL-8以外, 所有結果均大于或遠大于5%, 可視為同組年齡, 即這些裂變徑跡年齡記錄了樣品經歷了相似的構造熱事件活動。與原始裂變徑跡長度(16.3±0.9 μm)相比, 實驗樣品的磷灰石裂變徑跡長度均縮短, 表明所有樣品都經歷過不同程度的退火作用。

2　剝露速率

利用低溫熱年代學技術計算巖體的剝露速率,主要是根據不同定年體系的封閉溫度、實驗年齡以及樣品的時間–溫度變化曲線, 并結合樣品實測高程和區域地溫場信息綜合測算(常遠和周祖翼, 2010)。本次研究共使用4種方法計算黃陵隆起中新生代的剝露速率, 包括熱歷史模擬法、年齡–封閉溫度法、礦物對法以及年齡–高程關系法。選取黃陵隆起區域的地溫梯度為22 ℃/km(袁玉松等, 2006)。

2.1熱史模擬法

根據熱史模擬結果劃分黃陵隆起演化階段, 并結合區域地溫梯度, 測算各階段的剝露速率。選取17個樣品的熱史結果綜合計算黃陵隆起剝露速率,其中樣品HL-1、HL-4、HL-5、HL-6、HL-7、HL-8、ZG02、ZG03來自新實驗結果(Ge et al., 2013), 樣品H1、H1.5、H3、H5、H6來自Richardson et al. (2010),樣品Jx183、Jx178來自Li and Shan (2011), 樣品Yx01、Yx02來自Xu et al. (2010)。按照熱史模擬結果將黃陵隆起中新生代總體劃分了四個演化階段,計算得到的每個樣品各個演化階段的剝露速率結果如表 1所示。四個演化階段的剝露速率平均值分別為: 0.018 mm/a、0.166 mm/a、0.011 mm/a和0.048 mm/a。

2.2年齡–封閉溫度法

年齡–封閉溫度相關圖能夠為評價區域的平均剝露狀態提供數據支持(陳安定等, 2004; 劉海濤等, 2012)。黃陵隆起年齡–封閉溫度相關圖(圖2)可以分為3個階段: (1) 200～150 Ma±階段; (2) 150～90 Ma階段; (3)大約90～40 Ma階段。根據公式:

剝露速率×(年齡1–年齡2)=(封閉溫度1–封閉溫度2)/地溫梯度

計算得到各個階段的平均剝露速率分別為: (1) 0.021 mm/a、(2) 0.067 mm/a、(3) 0.033 mm/a。

2.3礦物對法

礦物對法是利用不同測年體系封閉溫度的差異來計算巖體的剝露速率。前人研究認為, 磷灰石及鋯石裂變徑跡的封閉溫度分別為～110±10 ℃(張志誠和王雪松, 2005)和～220±20 ℃(焦若鴻等, 2011), 磷灰石及鋯石的(U-Th)/He的封閉溫度則分別為～75± 5 ℃(胡小飛和潘保田, 2008)和～200±20 ℃(邱楠生等, 2010)。由于鋯石裂變徑跡和(U-Th)/He的封閉溫度相近, 本文將兩者的實驗結果歸為一類處理。樣品年齡結果顯示, 磷灰石(U-Th)/He年齡區間為41～108 Ma, 大多數樣品年齡在60～70 Ma范圍; 磷灰石裂變徑跡年齡介于 64～136 Ma, 平均年齡約為100 Ma; 鋯石裂變徑跡及鋯石(U-Th)/He年齡分布于150～298 Ma之間, 平均值約為180 Ma。論文以這些年齡分布的平均值為臨界值, 制作黃陵隆起180～100 Ma和100～65 Ma兩個階段的剝露速率等值線圖(圖 3), 結果顯示兩個階段的平均值分別為0.076 mm/a和0.056 mm/a。

表1　黃陵隆起熱史模擬法剝露速率統計表Table 1 Exhumation rates of the Huangling massif based on thermal history modeling

圖2　黃陵隆起樣品的年齡–封閉溫度相關圖(據Ge et al., 2013修改)Fig.2 Age and closure temperature plot for the Huangling massif

2.4年齡–高程法

根據巖石樣品的年齡–高程關系, 計算巖體的剝露速率已經廣泛應用于造山帶區域。本次研究, 樣品主要分布在南北長約20 km, 東西寬約15 km范圍內, 所有樣品的最大高程差為1700 m。依據這些數據, 得到黃陵隆起區域的年齡–高程關系(圖4)。可以將其劃分為兩個階段: (1)140～80 Ma±階段, (2)80～40 Ma±階段。兩個階段的剝露速率分別為: 0.041 mm/a和0.011 mm/a。

圖3　黃陵隆起180～100 Ma (a)和100～65 Ma (b)剝露速率等值線圖Fig.3 Plots of exhumation rate contour during 180～100 Ma (a); andexhumation rate contour during 100～65 Ma (b) for the Huangling massif

圖4　黃陵隆起磷灰石裂變徑跡年齡(圓圈)及磷灰石(U-Th)/He年齡(三角)與樣品高程關系圖Fig.4 Plot showing the apatite fission track and (U-Th)/He ages versus elevation for the Huangling massif

以上四種方法計算出來的剝露速率的數值結果存在差異, 但每一種方法的計算結果都表明黃陵隆起中新生代經歷了不同強度的冷卻剝露作用(表2)。年齡–封閉溫度法以及年齡高程法存在計算數據少、古今高程差異難恢復的問題, 計算得到的剝露速率結果的準確性不高(常遠和周祖翼, 2010)。礦物對法計算剝露速率由于受不同定年體系封閉溫度的約束,只能計算某一時間范圍內的剝露速率, 此次研究中的180～100 Ma及100～65 Ma兩個階段可能并未與黃陵隆起主要構造活動時期完全對應。熱歷史模擬方法能夠提供黃陵隆起 200 Ma以來溫度隨時間變化的整個過程, 根據這一結果可以較為精細地劃分不同熱演化期次, 最終獲得較為真實可靠的結果。綜合分析, 本次研究剝露速率采用熱歷史模擬法獲得的結果。具體如下: (1)200～140 Ma, 緩慢冷卻剝露階段, 剝露速率約為0.018 mm/a; (2)140～80 Ma, 其中主體階段位于120～90 Ma區間, 快速冷卻剝露階段, 剝露速率約為0.166 mm/a; (3)80～40 Ma, 剝露近停滯階段, 剝露速率約為0.011 mm/a; (4)40 Ma至今, 新一期的快速冷卻剝露階段, 剝露速率約為0.048 mm/a。

3　古地形變化

低溫熱年代學數據記錄了地殼上部幾公里范圍,年齡范圍在幾十到上百個百萬年區間的溫度歷史(Kohn et al., 2002)。因此, 在已有剝露作用結果的基礎上, 綜合現今地形狀況、均衡作用、海平面起伏等影響因素, 可以定量計算出黃陵隆起的中新生代的古地形變化情況。

3.1影響因素校正

依據劃分的黃陵隆起演化期次以及剝露速率結果, 計算了四個階段的剝露厚度; 根據艾里均衡模式(丁汝鑫等, 2012), 定量計算了各演化階段的均衡校正量(表3)。此外, 根據Hallam及Vail提出的顯生宙以來的全球海平面變化情況(Vail et al., 1977; Hallam, 1984), 選取40 Ma、80 Ma、140 Ma以及200 Ma時刻的海平面高度分別為50 m、300 m、200 m及50 m。

表2　剝露速率結果分析統計表Table 2 Results of the exhumation rate of the Huangling massif

表3　黃陵隆起各個期次剝露厚度及均衡作用統計表Table 3 Exhumation thickness and balanced effect data for the four stages in the Huangling massif

3.2古地形反演

根據野外GPS實測獲得的各個實驗樣品點高程以及黃陵隆起區域 1∶100000地形圖, 制作了東經110.90°～111.25°及北緯 30.8°～31.2°范圍以內, 黃陵隆起現今地形平面圖。以現今地形數據為基礎, 考慮黃陵隆起各個階段均衡回彈作用及海平面變化情況,逐個反演得到了晚始新世(～40 Ma)、晚白堊世(～80 Ma)、早白堊世(～140 Ma)以及早侏羅世(～200 Ma)4個時期地形高程數據, 并制作出黃陵隆起各個時期古地形高程等值線圖(圖5)。

黃陵隆起中新生代地形高程的反演結果(圖 5)表明, 自早侏羅世至今, 黃陵隆起地形高程逐漸降低, 平均高程由早侏羅世(～200 Ma)的2100 m降低至現今的大約 650 m。在此期間存在兩期較為劇烈的地形變化階段以及兩期相對平緩的地形變化階段。兩期地形顯著變化階段分別為: (1)早、晚白堊世期間(140～80 Ma), 在大約60 Ma的時間里, 黃陵隆起的地形高程劇烈下降了約1000 m; (2)晚始新世至今(40～0 Ma), 地形高程大約降低了350 m。兩期地形高程穩定階段分別為: (1)早侏羅世至早白堊世期間(200～140 Ma), 地形高程下降了約200 m; (2)晚白堊世至晚始新世世期間(80～40 Ma), 黃陵隆起地形高程基本保持不變。

4　構造動力學機制

黃陵隆起中新生代多期次的地形變化受區域性構造活動的控制。三疊紀以來, 揚子板塊受印支造山作用控制, 黃陵隆起在此期間處于擠壓構造環境,開始隆升剝蝕, 至早侏羅世地形高程平均下降約200 m。侏羅紀以來的燕山運動是揚子板塊構造變形的重要階段(黃汲清, 1960; 何治亮等, 2011; 李天義等, 2012; 關義立等, 2013)。晚侏羅世至早白堊世期間, 秦嶺–大別造山帶的隆升形成了向南西方向的擠壓應力(圖 6), 楊坤光等(2011)發現大別山南緣的襄樊–廣濟斷層在160～140 Ma期間向中揚子板塊發生逆沖推覆 , 張超和馬昌前(2008)認為大別造山帶強烈碰撞后形成的大量花崗巖同位素年齡為152～90 Ma,這些結果都表明黃陵隆起此時受到來自北東方向的強烈構造擠壓, 可能遭受了劇烈的抬升剝蝕, 從而導致了地形劇烈下降, 平均高程降低約1000 m。晚白堊世以來, 受太平洋板塊俯沖作用的影響, 揚子板塊的構造屬性轉變為伸展體制, 黃陵隆起在燕山晚期–喜山早期構造活動微弱, 基本處于剝露停滯階段, 地形高程與晚白堊世相當。漸新世以來, 西部印度板塊與中國大陸開始全面碰撞(賈承造等, 2004), 中揚子板塊轉變為壓性環境, 黃陵隆起再次隆升剝蝕,地形高程降低了約350 m, 形成了目前的地形狀況。

圖5　黃陵隆起中新生代古地形高程等值線圖Fig.5 Mesozoic-Cenozoic palaeotopographic contours of the Huangling massif

圖6　大別山–黃陵隆起地層出露及構造綱要圖(據吳光紅和胡純心, 2004修改)Fig.6 Outcrop and structural outline of the Dabie mountains-Huangling massif

5　結 論

熱歷史模擬及剝露作用分析表明, 黃陵隆起中新生代主要經歷了四期演化歷程。侏羅紀(約 200～ 140 Ma), 剝露速率為0.017 mm/a; 白堊紀(約140～ 80 Ma), 剝露速率為0.22 mm/a; 晚白堊世至晚始新世(約80～40 Ma), 剝露速率為0.013 mm/a; 晚始新世至今(約40～0 Ma), 剝露速率為0.049 mm/a。

黃陵隆起中新生代的古地形整體上表現為高程逐漸變低的演化歷程, 平均海拔高度由早侏羅世(～200 Ma)的2100 m降低至現今的大約650 m。在此期間存在白堊紀和晚始新世至今兩期較為劇烈的地形變化階段以及侏羅紀和晚白堊世至晚始新世兩期相對平緩的地形變化階段。

黃陵隆起中新生代的地形變化受相應時期的構造活動所控制。140～80 Ma快速隆升與燕山期秦嶺大別造山帶對中揚子板塊的擠壓作用密切相關; 40～0 Ma黃陵隆起全區范圍的隆升則主要受晚始新世以來喜山運動造成的剝蝕作用的影響。

致謝： 論文收集了前人已發表的大量數據, 在論文修改過程中, 中國科學院地質與地球物理研究所胡圣標研究員和另一位審稿專家提出了許多寶貴的修改意見, 在此一并表示衷心的感謝。

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Low-temperature Thermochronological Constraints on the Mesozoic-Cenozoic Paleotopograph in the Huangling Massif

GE Xiang1, SHEN Chuanbo1,2*and MEI Lianfu1
(1. MOE Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 2. Geological Survey, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China)

Low-temperature thermochronology has widely been used to study the exhumation in the orogeny and the evolution of the paleotopograph. This paper studied the Mesozoic-Cenozoic exhumation rate, denudation thickness and paleotopographic evolution of the Huangling massif using fission track and (U-Th)/He data. Both the thermal history and the exhumation rate indicate that the Huangling massif experienced four evolution stages since the early Jurassic (ca. 200 Ma). They are (1) the slow cooling stage during Early Jurassic to Early Cretaceous (200～140 Ma) with exhumation rate of about 0.017 mm/a; (2) the rapid cooling stage during the Early Cretaceous to the Late Cretaceous (140～80 Ma), mainly cooled in 120～90 Ma, with average exhumation rate of about 0.22 mm/a; (3) the thermal stable stage from the Late Cretaceous to Late Eocene (80～40 Ma). In this period, most samples stayed in the partial annealing zoneand the average exhumation rate is 0.013 mm/a; (4) a new rapid cooling stage from Late Eocene to the present (40～0 Ma) with exhumation rate of 0.049 mm/a. Combining the exhumation results, current topography, balanced effects and the sea level changes, the palaeotopograph of the Late Triassic, Early Cretaceous, Late Cretaceous and Eocene was deciphered. The results show that the paleotopograph of the Huangling massif experienced a continuous decrease trend and existed two dramatic change stages. During the Cretaceous (140～80 Ma), the rapid uplift and exhumation of the Huangling massif was controlled by the large-scale compression coming from the Qinling-Dabie orogenic belt; the second rapid exhumation in the Huangling massif responded to the Himalayan movement since the Oligocene (40～0 Ma).

fission track; (U-Th)/He dating; exhumation; palaeotopograph; Huangling massif

P542

A

1001-1552(2016)04-0654-009

2014-01-17; 改回日期: 2014-08-10

項目資助: 中國地質調查局地質調查項目(12120113094200)、湖北省自然科學基金項目、武漢市青年科技晨光計劃項目和中央高?；緲I務費專項基金資助項目(CUG201536)聯合資助。

葛翔(1989–), 男, 博士研究生, 從事石油地質及低溫熱年代學研究。Email: xiangge89@gmail.com

沈傳波(1979–), 男, 教授, 主要從事盆山構造熱演化研究。Email: cbshen@cug.edu.cn