鄒 波, 王國芝, 鄧江紅

(成都理工大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，成都 610059)

磷灰石裂變徑跡分析技術(shù)是一個(gè)成熟的技術(shù)，早期主要運(yùn)用于含油氣盆地的熱史模擬[1-11]、造山帶構(gòu)造演化[12-15]、沉積物源分析[2]和油氣勘探[16]等領(lǐng)域；在此基礎(chǔ)上，它又被逐漸拓展到了造山帶的隆升、剝蝕及再沉積研究之中[17-20]。

研究區(qū)位于青藏高原東南緣中甸地區(qū)，大地構(gòu)造位置屬于青藏高原東南緣。關(guān)于青藏高原東南緣的構(gòu)造隆升的研究，前人已做過較多的工作，特別是近年來，川滇西部地區(qū)不斷積累的新的熱年代學(xué)資料進(jìn)一步刻畫了青藏高原東緣藏東—川滇西部地區(qū)構(gòu)造抬升的細(xì)節(jié)。鐘大賚和丁林等對(duì)東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的磷灰石裂變徑跡年齡數(shù)據(jù)做過詳細(xì)的總結(jié)，并將這些數(shù)據(jù)和整個(gè)青藏高原地區(qū)及其周緣地區(qū)的構(gòu)造熱事件相聯(lián)系[13]。通過對(duì)比分析，他們認(rèn)為整個(gè)青藏高原具有45～38 Ma B.P.、25～17 Ma B.P.、3～8 Ma B.P.和3 Ma B.P.至今4個(gè)強(qiáng)構(gòu)造隆升期。來慶洲等對(duì)青藏高原東緣沿甘孜-理塘斷裂帶和龍門山斷裂帶上花崗巖進(jìn)行了系統(tǒng)的磷灰石裂變徑跡年齡測(cè)試,通過熱歷史模擬揭示20～16 Ma B.P.和5 Ma B.P.以來2期快速剝蝕冷卻[19]。除此之外，Clark等對(duì)藏東大渡河、安寧河和雅礱江深切峽谷中的花崗巖進(jìn)行磷灰石U-Th/He和裂變徑跡年齡測(cè)試，認(rèn)為藏東地區(qū)在中新世大約13～9 Ma B.P.和5 Ma B.P.左右發(fā)生快速隆升[19]；張毅等對(duì)龍門山、貢嘎山的研究[20]、丁林等對(duì)東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的研究[13]及王剛等對(duì)滇西高黎貢山的研究[21]，說明于13～9 Ma B.P.和5 Ma B.P.左右期間，在本區(qū)發(fā)生過快速隆升的構(gòu)造熱事件。

綜上所述，已有諸多學(xué)者應(yīng)用熱年代學(xué)等方法，對(duì)青藏高原及其鄰區(qū)隆升—?jiǎng)兾g過程進(jìn)行了卓有成效的研究。但是由于青藏高原幅員遼闊，高原演化的復(fù)雜性和多樣性決定了不同地區(qū)的局部特色；因此，本文運(yùn)用磷灰石裂變徑跡手段對(duì)青藏高原東南緣中甸地區(qū)進(jìn)行研究，旨在進(jìn)一步詳盡地刻畫出上新世以來研究區(qū)隆升—?jiǎng)兾g的細(xì)節(jié)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及采樣

研究區(qū)地處青藏高原東南緣，橫斷山脈中段，金沙江、怒江、瀾滄江“三江并流”蜂腰地帶東南側(cè)；大地構(gòu)造位置上位于歐亞和印度兩大板塊的交接部位，處于特提斯-喜馬拉雅構(gòu)造域東緣[22,23]。研究區(qū)夾持于甘孜-理塘結(jié)合帶和中咱地塊及金沙江縫合帶之間(圖1)，自東向西分為甘孜-理塘結(jié)合帶、義敦島弧帶(南段)和義敦弧后盆地3個(gè)構(gòu)造單元，均呈近南北向展布。

甘孜-理塘結(jié)合帶南鄰揚(yáng)子陸塊鹽源-麗江中生代邊緣拗陷帶，西以楚波斷裂為界，呈南北向展布，是“三江”構(gòu)造帶的重要組成部分。關(guān)于甘孜-理塘結(jié)合帶的構(gòu)造演化過程，前人的觀點(diǎn)存在比較大的分歧，一些學(xué)者認(rèn)為二疊紀(jì)晚期由于金沙江洋的封閉以及峨眉山地幔柱的影響,中甸微地塊從揚(yáng)子板塊西緣裂離,逐漸形成了甘孜-理塘洋,晚三疊世早期該洋盆達(dá)到最大，三疊紀(jì)末期開始俯沖造山[24-26]。也有學(xué)者根據(jù)該結(jié)合帶上存在中泥盆統(tǒng)或下石炭統(tǒng)深水相放射蟲硅質(zhì)巖的事實(shí)，認(rèn)為甘孜-理塘洋的裂開時(shí)間應(yīng)該向前推移到早泥盆世, 至早泥盆世晚期或中泥盆世即形成深水盆地環(huán)境，晚二疊世洋盆再度裂開, 晚三疊世早期洋盆達(dá)到最大, 三疊紀(jì)末期洋盆閉合[29,30]。

中甸島弧帶位于義敦島弧帶南段[30-40]，是“三江”地區(qū)構(gòu)造-巖漿-成礦帶的重要組成部分，其東部與甘孜-理塘結(jié)合帶相接，西部為格咱-鄉(xiāng)城斷裂。該斷裂向南延至云南土官村一帶與甘孜-理塘結(jié)合帶相接，在南部封閉了中甸島弧帶。前人通常把義敦島弧帶分為北段的昌臺(tái)島弧帶和南段的中甸島弧帶，也有學(xué)者將中甸島弧命名為“格咱火山-巖漿弧”[39]，本文仍采用中甸島弧的命名。中甸島弧帶被認(rèn)為是甘孜-理塘洋盆于三疊紀(jì)末期向西俯沖消減，中甸褶皺帶東緣由被動(dòng)大陸邊緣轉(zhuǎn)化為活動(dòng)大陸邊緣過程中形成的島弧火山-沉積巖系[41]。中甸島弧帶作為義敦島弧帶的組成部分，其結(jié)構(gòu)與時(shí)空演化均保持了義敦島弧帶的共性，晚三疊世中-晚期，甘孜-理塘洋盆向中咱地塊俯沖消減，從而形成典型的溝-弧-盆體系(208～237 Ma B.P.)；晚三疊世末期，甘孜-理塘洋盆閉合，從而發(fā)生弧-陸碰撞造山(138～207 Ma B.P.)；碰撞造山后，中甸島弧帶就進(jìn)入了伸展階段(65～135 Ma B.P.)，一直到喜馬拉雅運(yùn)動(dòng)開始。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置及樣品采樣位置圖Fig.1 Tectonic framework of the study area and the sampling points

義敦弧后盆地屬于德格-中甸微板塊的一部分，夾持于義敦島弧帶與中咱地塊之間，東鄰義敦島弧帶，西側(cè)為中咱地塊。關(guān)于義敦弧后盆地的構(gòu)造演化，前人的研究資料較少。有學(xué)者認(rèn)為，晚三疊世中-晚期，甘孜-理塘洋盆向西側(cè)的德格-中甸微板塊俯沖造山，形成義敦島弧帶和義敦弧后盆地；晚三疊世末期，義敦弧后盆地關(guān)閉，但并未全面褶皺造山, 侏羅紀(jì)金沙江構(gòu)造帶及其以東地區(qū)仍存在海相盆地。

本次研究所采集的5件樣品，主要位于從香格里拉縣城經(jīng)洛吉鄉(xiāng)至巖洛村新開公路。新開公路露頭良好，能夠保證樣品的新鮮程度。采樣時(shí)，運(yùn)用便攜式手持GPS，記錄下采樣點(diǎn)的坐標(biāo)，采集的樣品均為新鮮的砂巖(表1)。

2 裂變徑跡分析

如前所述，磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)方法作為一種成熟的技術(shù)，被廣泛地用于約束巖石的低溫?zé)釟v史。在相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境下，徑跡年齡和平均徑跡長(zhǎng)度會(huì)隨著溫度的增加(或深度的增加)而有規(guī)律地減小，進(jìn)而導(dǎo)致裂變徑跡逐漸退火。磷灰石的徑跡年齡和長(zhǎng)度分布被認(rèn)為是熱歷史的綜合反映，根據(jù)徑跡年齡和徑跡長(zhǎng)度可以恢復(fù)其熱歷史。磷灰石裂變徑跡已經(jīng)成為獲取低溫地區(qū)熱歷史和構(gòu)造演化的一個(gè)重要和獨(dú)特的信息源。為此，本次研究選擇磷灰石裂變徑跡技術(shù)來反演研究區(qū)新生代以來的隆升剝蝕歷史。

表1 研究樣品采集信息Table 1 Information of sample collection

本文的5件樣品分別取自不同巖片的不同部位；所有這些樣品均遠(yuǎn)離活動(dòng)斷裂帶，沒有受到明顯的新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響；樣品均來自于三疊系中，且均為砂巖。樣品處理結(jié)果如表2所示。

樣品測(cè)試分析是在中國科學(xué)院核分析技術(shù)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室高能物理研究所完成的。由于諸多學(xué)者詳述了裂變徑跡樣品的分析過程[43]，本文不再贅述。本次研究采用AFT Solve 軟件對(duì)所有樣品進(jìn)行了AFT 熱史模擬 ，模擬過程中選擇以下參數(shù)：限制任意搜索項(xiàng)(CRS) ，曲線擬合采用Monte Carlo算法，擬合曲線數(shù)選取20 000條,約束條件為地層年齡、已知確定的可能隆升階段及地表溫度(20℃)。

表2 研究區(qū)所取磷灰石裂變徑跡分析結(jié)果Table 2 Analyzed results of the apatite fission track in study area

ρs、ρi、ρd分別為自發(fā)徑跡密度、誘發(fā)徑跡密度和標(biāo)準(zhǔn)徑跡密度;Ns、Ni、Nd分別為自發(fā)徑跡數(shù)、誘發(fā)徑跡數(shù)和標(biāo)準(zhǔn)徑跡數(shù);P為檢驗(yàn)的概率。年齡和平均徑跡長(zhǎng)度的誤差取±1σ。

2.1 樣品AD0566t1的溫度-時(shí)間軌跡

通過磷灰石裂變徑跡測(cè)齡，樣品AD0566t1的實(shí)測(cè)徑跡年齡為19±2 Ma，實(shí)測(cè)的徑跡長(zhǎng)度為12.7±1.8 μm，其K-S數(shù)學(xué)檢驗(yàn)值為95%，年齡擬合程度為97%。

熱史軌跡表明(圖2)，40.1～25.1 Ma B.P.，取樣點(diǎn)所在位置溫度沒有發(fā)生改變，表明該點(diǎn)在這一時(shí)期處于穩(wěn)定狀態(tài)，沒有發(fā)生隆升或者沉降。25.1～15 Ma B.P.，取樣點(diǎn)溫度由118.4℃降低到76.4℃，表明取樣點(diǎn)在這段時(shí)期內(nèi)處于快速隆升狀態(tài)。假設(shè)古地溫梯度為30℃/km，則在這段時(shí)期內(nèi)，取樣點(diǎn)的平均隆升速率為140 m/Ma。15～10 Ma B.P.，取樣點(diǎn)所在位置溫度未發(fā)生改變，表明這段時(shí)期取樣點(diǎn)處于穩(wěn)定狀態(tài)。10～5 Ma B.P.，取樣點(diǎn)溫度由75.4℃冷卻至68.1℃，表明取樣點(diǎn)這段時(shí)期處于隆升狀態(tài)，平均隆升速率約為47 m/Ma。從5 Ma B.P.至今，樣品一直處于快速冷卻狀態(tài)，表明取樣點(diǎn)處于快速隆升期。若取地表溫度為20℃，則這段時(shí)期取樣點(diǎn)所在位置平均隆升速率為320 m/Ma。

2.2 樣品XD0508t1的溫度-時(shí)間軌跡

樣品XD0508t1的實(shí)測(cè)徑跡年齡為15±2 Ma，實(shí)測(cè)的徑跡長(zhǎng)度為12.2±2.7 μm，其K-S數(shù)學(xué)檢驗(yàn)值為75%，年齡擬合程度為75%。

熱史軌跡表明(圖3)，取樣點(diǎn)在38.7～24.2 Ma B.P.處于穩(wěn)定時(shí)期；24.2～15 Ma B.P.，從117.3℃冷卻至90.1℃，取樣點(diǎn)所在位置處于隆升狀態(tài)，平均隆升速率為98.7 m/Ma；15～10 Ma B.P.，取樣點(diǎn)重新回到穩(wěn)定狀態(tài)；10～5 Ma B.P.，從90℃冷卻至66℃，表明取樣點(diǎn)又開始隆升，平均隆升速率為160 m/Ma；5 Ma B.P.至今，為快速隆升時(shí)期，平均隆升速率為306.7 m/Ma。

2.3 樣品ZD0571t1的溫度-時(shí)間軌跡

樣品ZD0571t1的實(shí)測(cè)徑跡年齡為43±5 Ma，實(shí)測(cè)徑跡長(zhǎng)度為12.2±1.9 μm。其K-S數(shù)學(xué)檢驗(yàn)值為67%，年齡擬合程度為71%。

熱史軌跡表明(圖4)，取樣點(diǎn)在56.4～10.2 Ma B.P.處于穩(wěn)定狀態(tài)，表明未遭受構(gòu)造熱事件；10.2～5.2 Ma B.P.時(shí)期，溫度從68℃冷卻至52℃，表明取樣點(diǎn)處于隆升狀態(tài)，平均隆升速率為106.7 m/Ma；自5.2 Ma B.P.至今，取樣點(diǎn)處于快速隆升時(shí)期，平均隆升速率為213.3 m/Ma。

圖2 樣品AD0566t1磷灰石徑跡溫度-時(shí)間歷史軌跡以及實(shí)測(cè)與模擬長(zhǎng)度分布Fig.2 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of AD0566t1

圖3 樣品XD0508t1磷灰石徑跡溫度-時(shí)間歷史軌跡以及實(shí)測(cè)與模擬長(zhǎng)度分布Fig.3 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of XD0508t1

2.4 樣品ZD0540t3的溫度-時(shí)間軌跡

樣品ZD0540t3的實(shí)測(cè)徑跡年齡為37±3 Ma，實(shí)測(cè)徑跡長(zhǎng)度為12.1±2.2 μm。其K-S數(shù)學(xué)檢驗(yàn)值為94%，年齡擬合程度為97%。

熱史軌跡表明(圖5)，取樣點(diǎn)于59～10.2 Ma B.P.時(shí)期處于穩(wěn)定狀態(tài)，表明未遭受構(gòu)造熱事件；10.2～5.2 Ma B.P.時(shí)期，取樣點(diǎn)處于隆升狀態(tài)，平均隆升速率為86.7 m/Ma；5.2 Ma B.P.至今為快速隆升期，平均隆升速度為226.7 m/Ma。

2.5 樣品PM001-18t1的溫度-時(shí)間軌跡

樣品PM001-18t1的實(shí)測(cè)徑跡年齡為42±4 Ma，實(shí)測(cè)徑跡長(zhǎng)度為12.0±2.0 μm。其K-S數(shù)學(xué)檢驗(yàn)值為79%，年齡擬合程度為84%。

圖4 樣品ZD0571t1磷灰石徑跡溫度-時(shí)間歷史軌跡以及實(shí)測(cè)與模擬長(zhǎng)度分布Fig.4 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of ZD0571t1

圖5 樣品ZD0540t3磷灰石徑跡溫度-時(shí)間歷史軌跡以及實(shí)測(cè)與模擬長(zhǎng)度分布Fig.5 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of ZD0540t3

圖6 樣品PM001-18t1磷灰石徑跡溫度-時(shí)間歷史軌跡以及實(shí)測(cè)與模擬長(zhǎng)度分布Fig.6 Apatite track temperature-time history trajectory and the distribution of the measured and simulated length results of PM001-18t1

熱史軌跡表明(圖6)，取樣點(diǎn)于60.4～20.5Ma B.P.時(shí)期處于穩(wěn)定狀態(tài)，未遭受構(gòu)造熱事件；20.3～5.2 Ma B.P.，溫度從75.4℃冷卻至53.4℃，表明取樣點(diǎn)這段時(shí)期處于隆升狀態(tài)，平均隆升速率為48.9 m/Ma； 5.2 Ma B.P.至今，取樣點(diǎn)處于快速隆升狀態(tài)，平均隆升速率為223.3 m/Ma。

從5個(gè)樣品的磷灰石裂變徑跡溫度-時(shí)間軌跡上我們不難發(fā)現(xiàn)一個(gè)共同規(guī)律，那就是它們?cè)谥行率酪詠淼穆∩龤v史具有十分相似的時(shí)間轉(zhuǎn)換點(diǎn)。取自不同層位不同位置的5個(gè)磷灰石裂變徑跡樣品具有明顯相似的規(guī)律，使得它們能很好地代表中甸地區(qū)的構(gòu)造隆升歷史。研究區(qū)的構(gòu)造隆升主要集中在2個(gè)時(shí)間段，分別是10.2～5.2 Ma B.P.和5.2 Ma B.P.至今；特別是5.2 Ma B.P.以來的構(gòu)造隆升事件，對(duì)整個(gè)研究區(qū)構(gòu)造隆升的影響相當(dāng)廣泛，從而也說明研究區(qū)在上新世時(shí)期經(jīng)歷了一次區(qū)域性的快速構(gòu)造隆升事件。

假設(shè)古地溫梯度為30℃/km、古地表溫度為20℃，則可運(yùn)用樣品溫度-時(shí)間軌跡中埋藏溫度的變化來確定研究區(qū)的隆升剝蝕速率(圖7)。

圖7 中甸地區(qū)構(gòu)造隆升剝蝕速率Fig.7 Tectonic uplift and erosion rate of study area

隆升剝蝕歷史研究表明，中甸地區(qū)中新世以來主要經(jīng)歷了2個(gè)階段的隆升剝蝕：(10±0.2)～(5±0.2) Ma B.P.和5±0.2 Ma B.P.至今(表3)。值得一提的是，由于中甸地區(qū)位于青藏高原東南緣，其構(gòu)造演化受青藏高原的隆升影響顯著，因此其構(gòu)造隆升也并非是簡(jiǎn)單的升降運(yùn)動(dòng)，而是由多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)作用疊加而成，構(gòu)造復(fù)雜多變，因而使得區(qū)內(nèi)不同位置具有不盡相同的隆升剝蝕速率和剝蝕厚度。

表3 研究區(qū)主要隆升階段劃分Table 3 Uplift stage division of study area

3 討論與結(jié)論

青藏高原及其周緣的構(gòu)造隆升一直是國際地學(xué)界關(guān)注和討論的熱點(diǎn)和焦點(diǎn)，而其中關(guān)于青藏高原隆升的時(shí)限界定更是熱點(diǎn)中的熱點(diǎn)[42]。近年來關(guān)于高原隆升的研究有了顯著的進(jìn)展[43,44]，取得了一些共識(shí)，例如，高原隆升是分階段的；高原是逐漸擴(kuò)展長(zhǎng)大的；在7～8 Ma B.P.以來高原發(fā)生了整體性的隆升；高原的邊緣山系是在晚新生代才崛起的，等等。王國燦等總結(jié)了青藏高原不同部位低溫?zé)崮甏鷮W(xué)、沉積和構(gòu)造變形等資料，認(rèn)為這些資料揭示出青藏高原存在60～35 Ma B.P., 25～17 Ma B.P., 12～8 Ma B.P. (藏南17～12 Ma B.P.)和大約5 Ma B.P.以來4個(gè)主要強(qiáng)構(gòu)造隆升剝露階段，且高原不同地區(qū)主要強(qiáng)構(gòu)造隆升剝露階段具有準(zhǔn)同時(shí)性[45](表4)。

青藏高原東南緣中甸地區(qū)三疊系砂巖的磷灰石裂變徑跡熱史模擬結(jié)果表明，研究區(qū)自晚中新世以來經(jīng)歷了多期構(gòu)造隆升，區(qū)內(nèi)不同地區(qū)的抬升—?jiǎng)兾g具有不均一性。但是，通過各樣品的熱史軌跡對(duì)區(qū)內(nèi)的各隆升階段的時(shí)限劃分，其隆升階段的時(shí)間轉(zhuǎn)換點(diǎn)可以很好地和前人的研究成果相吻合。此次研究成果也說明晚中新世—上新世青藏高原的快速隆升，在其東南緣中甸地區(qū)具有區(qū)域響應(yīng)。

表4 青藏高原不同部位構(gòu)造隆升階段劃分Table 4 Tectonic uplift stage division of different parts of Qinghai-Tibet Plateau

(據(jù)王國燦，2011)

[參考文獻(xiàn)]

[1] Nasser N D. Fission track annealing in apatite and sphere [J]. Journal of Geophysical Research, 1969, 74(2): 705-710.

[2] Green P F, Duddy I R, Gleadow A J W,etal. Thermal annealing of fission tracks in apatite: 1. A qualitative description[J]. Chemical Geology: Isotope Geoscience Section, 1986, 59: 237-253.

[3] Ketchum R A, Domelike R A, Carlson W D. Variability of apatite fission-track annealing kinetics Ⅲ: Extrapolations geological time scales [J]. American Mineralogist, 1999, 9: 1235-1255.

[4] Hearty K A, Foland S, Cook A C,etal. Direct measurement of timing: underpinning a reliable petroleum system model for the mid-continent rift system[J]. AAPG Bulletin, 2007, 91(7): 959-979.

[5] 趙孟為.磷灰石裂變徑跡分析在恢復(fù)盆地沉降抬升史中的應(yīng)用——以鄂爾多斯盆地為例[J].地球物理學(xué)報(bào)，1996，39(1)：238-348.

Zhao M W. The application of apatite fission track analysis to the reconstruction of the subsidence and uplift history of sedimentary basins: a case study from the Ordos basin [J]. Chinese Journal of Geophysics, 1996, 39(1): 238-348. (In Chinese)

[6] 周禮成，馮石，王世成，等.用裂變徑跡長(zhǎng)度分布模擬地層剝蝕量和熱史[J].石油學(xué)報(bào)，1994,15(3):26-34.

Zhou L C, Feng S, Wang S C,etal. Strata erosion amount and geothermal history modeling by an analysis of apatite fission track length distribution [J]. Acta Petrolei Sinica, 1994, 15(3): 26-34. (In Chinese)

[7] 薛愛民.利用磷灰石裂變徑跡資料反演熱演化史的綜合分析法[J].地球物理學(xué)報(bào),1994,27(3):338-344.

Xue A M. The combinative analysis method of thermal history inversion with apatite fission tracks [J]. Chinese Journal of Geophysics, 1994, 27(3): 338-344. (In Chinese)

[8] 郭隨平，王良書，施央申，等.應(yīng)用磷灰石裂變徑跡研究沉積盆地的熱史[J].南京大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，1995,31(3):469-475.

Guo S P, Wang S L, Shi Y S,etal. Application of apatite fission track to study the thermal history of sedimentary basin [J]. Journal of Nanjing University (Natural Sciences), 1995, 31(3): 469-475. (In Chinese)

[9] 周祖翼,廖宗廷,楊鳳麗,等.裂變徑跡分析及其在沉積盆地研究中的應(yīng)用[J].石油實(shí)驗(yàn)地質(zhì)，2001,23(3)：332-337.

Zhou Z Y, Liao Z T, Yang F L,etal. Fission-track analysis and its application in the study of sedimentary basins [J]. Experimental Petroleum Geology, 2001, 23(3): 332-337. (In Chinese)

[10] 趙俊青，紀(jì)友亮，王金友，等.應(yīng)用磷灰石裂變徑跡求取地層剝蝕量[J].新疆石油地質(zhì)，2003,24(6)：579-581.

Zhao J Q, Ji Y L ,Wang J Y,etal. Application of apatite fission tracks in seeking eroded strata thickness [J]. Xinjiang Petroleum Geology, 2003, 24(6): 579-581. (In Chinese)

[11] 李善鵬，邱楠生.應(yīng)用磷灰石裂變徑跡分析(AFTA)方法研究沉積盆地古地溫[J].新疆石油學(xué)院學(xué)報(bào)，2003,15(2):13-18.

Li S P, Qiu N S. Studying the paleo-geotemperature of sedimentary basin by the use of apatite fission track analysis [J]. Journal of Xinjiang Petroleum Institute, 2003, 15(2): 13-18. (In Chinese)

[12] 劉順生, Wagner G A, 譚凱旋，等.阿爾泰哈巴河巖體的裂變徑跡年齡及熱歷史[J].核技術(shù)，2002, 25(7)：525-530.

Liu S S, Wagner G A, Tan K X,etal. Fission track dating and thermal history of Habahe rock body in Altai[J]. Nuclear Techniques, 2002, 25(7): 525-530. (In Chinese)

[13] 丁林,鐘大賚,潘裕生,等.東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)上新世以來快速抬升的裂變徑跡證據(jù)[J].科學(xué)通報(bào),1995,40(6):1479-1500.

Ding L, Zhong D L. Eastern fission track evidence of Himalayan rapid uplift since the Pliocene [J]. Chinese Science Bulletin, 1995, 40(6): 1479-1500. (In Chinese)

[14] 袁萬明，王世成，楊志強(qiáng)，等.北喜馬拉雅帶構(gòu)造活動(dòng)的裂變徑跡定年證據(jù)[J].核技術(shù)，2002,25(6):451-454.

Yuan W Q, Wang S C, Yang Z Q,etal. The fission track dating evidence of the North Himalaya tectonic activity [J]. Nuclear Technology, 2002, 25(6): 451-454. (In Chinese)

[15] 趙志丹，莫宣學(xué)，郭鐵鷹，等.西藏南部巖體裂變徑跡年齡與高原隆升[J].自然科學(xué)進(jìn)展，2003,13(8):877-880.

Zhao Z D, Mo X X, Guo T Y. Southern Tibet rock fission track ages and the uplift of the plateau [J]. Progress in Natural Science, 2003, 13(8): 877-880. (In Chinese)

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

[17] Garver J I, Brandon M, Trodden-Tice M,etal. Exhumation history of organic highlands determined by detrital fission track thermo chronology[C]//Exhumation Processes: Normal Faulting, Ductile Flow and Erosion. London: Geological Society of London Special Publication, 1999, 154: 283-304.

[18] 來慶洲,丁林,王宏偉,等.青藏高原東部邊界擴(kuò)展過程的磷灰石裂變徑跡熱歷史制約[J].中國科學(xué):D輯,2006,36(9):785-796.

Lai Q Z, Ding L, Wang H W. Eastern Tibetan Plateau margin by apatite fission track thermal history constraints [J]. Science in China (Series D: Earth Sciences), 2006, 36(9): 785-796. (In Chinese)

[19] Clark M K, House M A, Royden L H,etal. Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet[J]. Geology, 2005, 33: 525-528.

[20] 張毅,李勇,周榮軍,等.晚新生代以來青藏高原東緣的剝蝕過程:來自裂變徑跡的證據(jù)[J].沉積與特提斯地質(zhì),2006,26(1):97-102.

Zhang Y, Li Y, Zhou R J,etal. The denudation of the eastern margin of the Qinghai-Xizang Plateau since the Late Cenozoic: evidence from the fission-track ages [J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2006, 26(1): 97-102. (In Chinese)

[21] 王剛,萬景林,王二七,等.高黎貢山脈南部的晚新生代構(gòu)造-重力垮塌及其成因.地質(zhì)學(xué)報(bào),2006,80(9):1262-1273

Wang G, Wan J L, Wang E Q. Extensional collapse of the southern part of the Gaoligong Range in the Western Yunnan, China and its tectonic origin [J]. Acta Geologica Sinica, 2006, 80(9): 1262-1273. (In Chinese)

[22] 曹殿華.中甸地區(qū)斑巖銅礦成礦模式與綜合勘查評(píng)價(jià)技術(shù)研究[D].北京:中國地質(zhì)科學(xué)院，2007.

Cao D H. Zhongdian Porphyry Copper Metallogenic Model Exploration and Evaluation Technology Research [D]. Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences, 2007. (In Chinese)

[23] 曹殿華,王安建,修群業(yè),等.中甸地區(qū)甭哥正長(zhǎng)巖地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2007，81(7):995-1003.

Cao D H, Wang A J, Xiu Q Y. Geochemical characteristics of Bengge Syenites in the Zhongdian area, Yunnan Province and its geological significance [J]. Acta Geologica Sinica, 2007, 81(7): 995-1003. (In Chinese)

[24] 楊文強(qiáng),馮慶來,劉桂春.滇西北甘孜-理塘構(gòu)造帶放射蟲地層、硅質(zhì)巖地球化學(xué)及其構(gòu)造古地理意義[J].地質(zhì)學(xué)報(bào),2010,84(1):78-85.

Yang W Q, Feng Q L, Liu G C. Radiolarian fauna and geochemical characters of the cherts from Garz-Litang tectonic belt and its tectono-paleogeographic significance [J]. Acta Geologica Sinica, 2010, 84(1): 78-85. (In Chinese)

[25] 劉增乾，李興振，葉慶同,等.三江地區(qū)構(gòu)造巖漿帶的劃分和礦產(chǎn)分布規(guī)律[M].北京：地質(zhì)出版社，1993.

Liu Z Q, Li Z X, Ye Q T. The Sanjiang Tectonic Magmatic Belt Division and Mineral Distribution Law [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1993. (In Chinese)

[26] 莫宣學(xué)，路風(fēng)香，沈上越,等．三江特提斯火山作用與成礦[M]．北京：地質(zhì)出版社,1993.

Mo X X, Lu F H, Shen S Y,etal. Sanjiang Tethyan Volcanism and Mineralization [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1993. (In Chinese)

[27] 馮慶來,張世濤,葛孟春.滇西北中甸地區(qū)哈工組放射蟲及其構(gòu)造古地理意義[J].地質(zhì)科學(xué), 2002,37(1):70-78.

Feng Q L Zhang S T, Ge M C. Radiolarians from Hagong Formation in Zhongdian, NW Yunnan, and its tectono-paleogeographic implications [J]. Scientia Geologica Sinica, 2002, 37(1): 70-78. (In Chinese)

[28] 潘桂棠，陳智梁，李興振,等.東特提斯地質(zhì)構(gòu)造形成演化[M].北京:地質(zhì)出版社，1997.

Pan G T, Chen C L, Li X Z. Geological-Tectonic Evolution of Eastern Tethys[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1997. (In Chinese)

[29] 羅建寧,張正貴.三江特提斯沉積地質(zhì)與成礦[M].北京:地質(zhì)出版社，1992.

Luo J N, Zhang Z G. The Tethyan of Sanjiang Sedimentary Geology and Mineralization[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992. (In Chinese)

[30] 侯增謙，莫宣學(xué).義敦島弧的形成演化及其對(duì)三江地區(qū)塊狀硫化物礦床的控制作用[J].地球科學(xué)，1991，16(2)：154-164.

Hou Z Q, Mo X X. The evolution of Yidun island-arc and implications in the exploration of kuroko-type volcanogenic massive sulphide deposits in Sanjiang area, China [J]. Earth Sciences, 1991, 16(2): 154-164. (In Chinese)

[31] 侯增謙.三江地區(qū)義敦島弧構(gòu)造-巖漿演化特征[M].北京:地質(zhì)出版社,1991,21:163-165.

Hou Z Q. The Sanjiang Region Yidun Island Arc Tectonic-Magmatic Evolution Characteristics [M]. Beijing: Geological Publishing House, 1991, 21: 163-165. (In Chinese)

[32] 侯增謙,侯立緯，葉慶同,等.三江地區(qū)義敦島弧構(gòu)造-巖漿演化與火山成因塊狀硫化物礦床[M].北京:地質(zhì)出版社,1995.

Hou Z Q, Hou L W, Ye Q T. The Sanjiang Region Yidun Arc Tectonic-Magmatic Evolution and Volcanogenic Massive Sulphide Deposits[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1995. (In Chinese)

[33] 侯增謙，曲曉明，周繼榮,等.三江地區(qū)義敦島弧碰撞造山過程:花崗巖記錄[J].地質(zhì)學(xué)報(bào)，2001，75( 4): 485-497.

Hou Z Q, Qu X M, Zhou J R. Collision-orogenic processes of the Yidun arc in the Sanjiang region: record of granites[J]. Acta Geologica Sinica, 2001, 75(4): 485-497. (In Chinese)

[34] 侯增謙，楊岳清，王海平,等.三江義敦島弧碰撞造山過程與成礦系統(tǒng)[M].北京:地質(zhì)出版社,2003.

Hou Z Q, Yang Y Q, Wang H P. Yidun Island Arc Collision Organic Processes and Metallogenic System[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2003. (In Chinese)

[35] 侯增謙，楊岳清，曲曉明,等.三江地區(qū)義敦島弧造山帶演化和成礦系統(tǒng)[J].地質(zhì)學(xué)報(bào), 2004,78(1)：109-118.

Hou Z Q, Yang Y Q, Qu X M. Tectonic evolution and mineralization systems of the Yidun arc orogen in Sanjiang region, China[J]. Acta Geologica Sinica, 2004, 78(1): 109-118. (In Chinese)

[36] 楊岳清,侯增謙,黃典豪,等.中甸弧碰撞造山作用與巖漿成礦系統(tǒng)[J].地球?qū)W報(bào),2002, 23(1):17-24.

Yang Y Q, Hou Z Q, Huang D H,etal. Collision orogenic process and magmatic metallogenic system in Zhongdian arc[J]. Acta Geosicientia Sinica, 2002, 23(1): 17-24. (In Chinese)

[37] 李文昌.義敦島弧構(gòu)造演化與普朗超大型斑巖銅礦成礦模型[D].北京:中國地質(zhì)大學(xué)檔案館，2007.

Li W C. Yidun Island Arc Tectonic Evolution and Prang Giant Porphyry Copper Mineralization Model[D]. Beijing: The Archive of China University of Geosciences, 2007. (In Chinese)

[38] 李文昌，尹光侯，盧映祥,等.西南三江格咱火山-巖漿弧中紅山-屬都蛇綠混雜巖帶的厘定及其意義[J].巖石學(xué)報(bào)，2010，26 (6):1661-1671.

Li W C, Yin G H, Lu Y X,etal. Delineation of Hongshan-Shudu ophiolite mélange in Geza volcanic-magmatic arc and its significance, southwest “Jinsha-Lancang-Nu rivers”[J]. Acta Petrologica Sinica, 2010, 26(6): 1661-1671. (In Chinese)

[39] 李文昌,尹光侯,余海軍,等.滇西北格咱火山-巖漿弧斑巖成礦作用[J].巖石學(xué)報(bào)，2011，27(9)：2541-2552.

Li W C, Yin G H, Yu H J,etal. The porphyry metallogenesis of Geza volcanic magmatic arc in NW Yunnan[J]. Acta Petrologica Sinica, 2011, 27(9): 2541-2552. (In Chinese)

[40] 曾普勝,王海平,莫宣學(xué),等.中甸島弧帶構(gòu)造格架及斑巖銅礦前景[J].地球?qū)W報(bào), 2004,25(5):535-540.

Zeng P S, Wang H P, Mo X X,etal. Tectonic setting and prospects of porphyry copper deposits in Zhongdian island arc belt[J]. Acta Geosicientia Sinica, 2004, 25(5): 535-540. (In Chinese)

[41] 黃建國，張留清.中甸晚三疊世圖姆溝組巖石化學(xué)與構(gòu)造環(huán)境[J].云南地質(zhì)，2005，24(2):186-192．

Huang J G, Zhang L Q. The petrochemistry and tectonics of late Triassic Tumugou Formationin, Zhongdian[J]. Yunnan Geology, 2005, 24(2): 186-192. (In Chinese)

[42] 方小敏,李吉均.高原隆升的階段性[C]//青藏高原形成環(huán)境與發(fā)展.石家莊：河北科學(xué)技術(shù)出版社,2003：37-48.

Fang X M, Li J J. The stage of uplift of the plateau [C]//Qinghai-Tibet Plateau Formed on Environment and Development. Shijiazhuang: Hebei Science and Technology Press, 2003: 37-48. (In Chinese)

[43] 袁萬明，杜楊松，楊立張,等.西藏岡底斯南木林地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)的磷灰石裂變徑跡分析[J].巖石學(xué)報(bào)，2007，23(11)：2911-2917.

Yuan W M, Du Y S, Yang L Q. Apatite fission track studies on the tectonics in Nanmulin area of Gangdese terrane, Tibet plateau[J]. Acta Petrologica Sinica, 2007, 23(11): 2911-2917. (In Chinese)

[44] 莫宣學(xué).青藏高原地質(zhì)研究的回顧與展望[J].中國地質(zhì)，2010,37(4)：841-853.

Mo X X. A review and prospect of geological researches on the Qinghai-Tibet Plateau [J]. Geology in China, 2010, 37(4): 841-853. (In Chinese)

[45] 王國燦，曹凱，張克信，等.青藏高原新生代構(gòu)造隆升階段的時(shí)空格局[J].中國科學(xué)，2011，41(3):332-349.

Wang G C, Cao K, Zhang K X,etal. Spatial and temporal pattern of the Cenozoic tectonic uplift stage of Qinghai-Tibet Plateau[J]. Scientia Sinica, 2011, 41(3): 332-349. (In Chinese)