楊莉 袁萬明** 朱傳寶 洪樹炯 李世昱 馮子睿 張愛奎

1. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院，北京 1000832. 青海省第三地質(zhì)勘查院，西寧 810029

長達(dá)～2500km的東昆侖造山帶呈近東西向橫亙于青藏高原東北緣，其北為柴達(dá)木地塊，南臨松潘-甘孜地塊，東接秦嶺造山帶，西被阿爾金大型走滑斷裂截切，毗鄰西昆侖造山帶(圖1a)。東昆侖造山帶在漫長復(fù)雜的地質(zhì)演化過程中，記錄下了始于晚三疊世的昆侖-柴達(dá)木及羌塘地塊之間的俯沖-碰撞過程。新生代以來的印度板塊與歐亞板塊的斜向匯聚-碰撞導(dǎo)致青藏高原強(qiáng)烈隆升(趙志丹等, 2003; 喻順等, 2016; Yangetal., 2015, 2016)，東昆侖造山帶亦經(jīng)歷強(qiáng)烈構(gòu)造變形及隆升剝露過程，塑造了東昆侖造山帶現(xiàn)今構(gòu)造地貌格局(Dongetal., 2018b)。

東昆侖造山帶并不是簡單的俯沖碰撞增生過程，而是一個(gè)經(jīng)歷過多期、多旋回洋陸轉(zhuǎn)化和復(fù)雜碰撞后陸內(nèi)演化的復(fù)合造山帶。區(qū)內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造演化主要經(jīng)歷了4個(gè)造山旋回，分別為前寒武古陸形成(造山帶基底)；早古生代(加里東期)造山，包括早期洋盆開合(Pt3-O3)及后繼褶皺山鏈形成(S-D3)；晚古生代-早中生代(晚華力西-印支期)造山，包括古特提斯洋盆開合(C-T3)和東昆侖-巴顏喀拉褶皺山鏈的形成(T3)；中-新生代疊復(fù)造山(莫宣學(xué)等, 2007)。各個(gè)不同時(shí)期板塊的俯沖、碰撞均在此留下痕跡(王秉璋等, 2014; 陳國超等, 2018; Dongetal., 2018a; 郝娜娜等, 2014; 胡道功等, 2006, 2008)。在經(jīng)歷了早古生代造山旋回之后(莫宣學(xué)等, 2007)，區(qū)域古亞洲洋從西到東開始收斂閉合，東昆侖地區(qū)表現(xiàn)為早二疊世昆南洋盆已經(jīng)形成，推斷洋盆打開的起始時(shí)間為早石炭世，在東昆侖東段原先已閉合的昆中小洋盆再次打開，成為邊緣?；蚧『笈璧亍Ｖ?晚二疊世到早三疊世(260～240Ma)昆南洋向北俯沖，期間昆中小洋盆先于昆南洋閉合，到晚三疊世(約230Ma)，研究區(qū)進(jìn)入碰撞-后碰撞陸內(nèi)造山階段，晚三疊世末-早侏羅世研究區(qū)進(jìn)入后造山階段，發(fā)生大規(guī)模巖石圈拆沉作用和幔源巖漿底侵作用，導(dǎo)致柴達(dá)木盆地開始形成。特提斯構(gòu)造域在經(jīng)歷華力西-印支造山旋回后，轉(zhuǎn)入新特提斯構(gòu)造演化階段。新特提斯洋的主體位置，已南移至班公湖-怒江帶和雅魯藏布帶。晚中生代-新生代，東昆侖山逆沖構(gòu)造系的發(fā)育，柴達(dá)木盆地的形成與演化及東昆侖山脈的強(qiáng)烈隆升均是對印度-歐亞大陸碰撞過程的遠(yuǎn)場響應(yīng)。針對青藏高原大規(guī)模隆升事件如何影響東昆侖地區(qū)及剝露起始時(shí)間，目前尚存在爭議，一部分學(xué)者認(rèn)為東昆侖大規(guī)模隆升發(fā)生在印度-亞洲大陸碰撞早期，應(yīng)力通過青藏高原巖石圈迅速傳到藏北(50～35Ma)(Clarketal., 2010; Wuetal., 2019; Yinetal., 2008; Yuetal., 2014)；另一種觀點(diǎn)則認(rèn)為東昆侖大規(guī)模的隆升發(fā)生在漸新世晚期-中新世早期，青藏高原自南向北的擴(kuò)張?jiān)錾^程中(30～10Ma)(陳宣華等, 2011; Yuanetal., 2006)。

前人研究東昆侖地區(qū)的隆升剝蝕歷史，取得了一系列重要的成果：1)低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)研究表明昆侖地區(qū)山在晚三疊世-早侏羅世(Jolivetetal., 2001; Yuanetal., 2003)、早白堊世(Mocketal., 1999)及古新世-中新世期間(Wangetal., 2006)都發(fā)生了明顯的快速隆升；2)東昆侖周緣新生代盆地的沉積記錄表明，東昆侖在中生代中晚期至新生代早期經(jīng)歷長期剝蝕去頂作用(魏巖巖, 2017; Yinetal., 2008)；3)古流向、碎屑礦物物源分析等一系列證據(jù)均指示東昆侖造山帶在晚漸新世至早中新世期間發(fā)生了大規(guī)模隆升剝露(Yinetal., 2008; Wuetal., 2019)。中生代晚期(晚三疊世)冷卻事件在東昆侖不同地區(qū)均有發(fā)生，部分為穩(wěn)定構(gòu)造環(huán)境下的緩慢剝露冷卻事件(Jolivetetal., 2001; Yuanetal., 2006)，其余則可能受青藏高原南部拉薩、岡底斯等塊體拼貼的影響而發(fā)生快速隆升剝露(Yuanetal., 2013; 陳小寧等, 2014; 王珂等, 2018; 王國燦等, 2007)。

上述成果促進(jìn)對東昆侖地區(qū)中-新生代隆升剝蝕歷史的認(rèn)識(shí)，同時(shí)也表明東昆侖地區(qū)中-新生代其剝露速率及隆升時(shí)間尚存在爭議，這可能是由于研究方法不同引起的，也可能是隆升剝蝕的時(shí)空分布差異性造成的。以往的研究主要集中于東昆侖地區(qū)零星的巖體低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究及山前盆地資料反演隆升剝蝕史，在東昆侖造山帶內(nèi)鮮有較為系統(tǒng)的熱年代學(xué)研究，對于東昆侖造山帶中生代以來的冷卻史及其時(shí)序格架等方面的研究尚顯薄弱，因而制約了中新生代東昆侖山脈隆升過程和剝露機(jī)制的完整理解，從而亦限制與之相關(guān)的地質(zhì)問題(例如礦床的保存與變化)的研判。近年來,裂變徑跡定年技術(shù)已成為研究造山帶抬升剝露作用的有效手段，本文利用磷灰石、鋯石裂變徑跡技術(shù)恢復(fù)東昆侖地區(qū)中生代構(gòu)造熱演化史，揭示該區(qū)中-新生代隆升剝蝕過程，為東昆侖隆升剝蝕事件研究提供年代學(xué)證據(jù)，同時(shí)結(jié)合前人研究探討東昆侖造山帶隆升剝蝕特征，這有助于研究東昆侖地區(qū)構(gòu)造演化機(jī)制、過程及建立構(gòu)造熱演化事件對比框架，對于深入認(rèn)識(shí)東昆侖造山帶構(gòu)造變形過程與機(jī)理具有重要意義。

圖1 東昆侖造山帶地質(zhì)簡圖(a)東昆侖及鄰區(qū)構(gòu)造圖(據(jù)Yin et al., 2008修改)；(b)東昆侖地區(qū)地質(zhì)簡圖(據(jù)張雪亭和楊生德, 2007修改)Fig.1 Geological sketch maps of the East Kunlun Orogenic Belt(a) the tectonic map of East Kunlun and adjacent areas (modified after Yin et al., 2008); (b) the geological sketch map of East Kunlun area (modified after Zhang and Yang, 2007)

1 地質(zhì)背景

東昆侖造山帶是一條多旋回復(fù)合造山帶，系中國大陸中央造山帶西段(劉成東等, 2004)，橫跨古亞洲與特提斯兩大構(gòu)造域華南華北兩個(gè)板塊，是青藏高原內(nèi)另一條可與岡底斯帶相媲美的巨型巖漿巖帶(莫宣學(xué)等, 2007)，亦是我國一個(gè)頗具規(guī)模的多金屬成礦帶。

東昆侖造山帶在區(qū)域構(gòu)造上具東西分區(qū)、南北分帶的特征，從西向東大致以格爾木-烏圖美仁一帶為界將東昆侖造山帶分為東昆侖西段(祁漫塔格地區(qū))、東昆侖東段(都蘭地區(qū))(莫宣學(xué)等, 2007)。該造山帶內(nèi)部被橫貫全區(qū)、近EW向展布的昆北、昆中、昆南3條深大斷裂帶分割。此外，造山帶內(nèi)還發(fā)育2條蛇綠巖帶(清水泉蛇綠混雜巖帶和布青山蛇綠混雜巖帶)。依據(jù)區(qū)域邊界斷裂分布特征，將東昆侖造山帶自北而南可劃為昆北構(gòu)造帶、昆中構(gòu)造帶和昆南構(gòu)造帶，不同構(gòu)造帶內(nèi)出露的巖石組合與活動(dòng)巖漿作用不盡相同。

昆北造山帶為昆北斷裂帶以北區(qū)域，帶內(nèi)巖漿活動(dòng)以晚海西-印支期為主，帶內(nèi)南緣以大面積分布的海西-印支期花崗巖巖基侵入，北側(cè)則是廣布三疊世陸相火山巖和火山碎屑巖地層，構(gòu)造變形形式以前寒武系韌性變形為主。昆中造山帶屬昆北斷裂帶與昆中斷裂帶所挾持區(qū)域，帶內(nèi)發(fā)育多期中酸性巖漿侵入活動(dòng)，中寒武-泥盆紀(jì)、晚二疊世-早侏羅世花崗質(zhì)巖漿巖均有報(bào)道，昆中造山帶以保存有多條早古生代蛇綠巖片為特征，具有復(fù)合構(gòu)造混雜巖帶特點(diǎn)(Heetal., 2016)。昆南造山帶為昆中斷裂和昆南斷裂之間的區(qū)域。以出露早古生代花崗巖，晚海西-印支期巖漿活動(dòng)較弱為特征，昆南縫合帶作為區(qū)內(nèi)最為重要的構(gòu)造單元分界，多以基質(zhì)巖系和混雜巖塊為主，兩者多呈斷層式接觸。

區(qū)內(nèi)花崗巖產(chǎn)出面積可占基巖面積的一半，是一條特別醒目的巖漿巖帶。前人對該區(qū)花崗巖亦開展了大量研究工作。但隨著研究的深入，陸續(xù)有一些原來劃歸華力西期的侵入體被重新歸屬為印支期或燕山期，它的產(chǎn)出面積遠(yuǎn)超過東昆侖造山帶其它地質(zhì)時(shí)代的花崗巖類，在區(qū)域巖漿演化史上占有絕對優(yōu)勢地位。已有同位素測年數(shù)據(jù)表明，晚華力西-印支期是區(qū)域侵入巖漿作用的高峰期(陸露等, 2013; 陳國超等, 2013; 袁萬明等, 2000)。這些中酸性花崗巖整體分布于昆中斷裂以北，且產(chǎn)出數(shù)量由南向北漸漸增強(qiáng)，展布方向主要與區(qū)域構(gòu)造線相符。侵入巖從超基性-中酸性均有出露，并以中酸性巖為主，巖石組合為中基-中酸性侵入的閃長巖-花崗巖。

東昆侖造山帶火山巖廣泛分布，火山活動(dòng)時(shí)間跨度大，多為海相中基性火山噴溢活動(dòng)，亦有一些中酸性噴溢活動(dòng)，到三疊紀(jì)漸轉(zhuǎn)入海陸交互和陸相噴溢活動(dòng)。火山巖常常是安山巖或玄武巖，亦有一些火山碎屑巖。

圖2 磷灰石裂變徑跡年齡雷達(dá)圖(據(jù)Vermeesch, 2009)Fig.2 Apatite FT radial plots (from RadialPlotter by Vermeesch, 2009)

2 樣品與實(shí)驗(yàn)

2.1 樣品采集及制備

本文研究在東昆侖不同地段采集17件花崗質(zhì)巖石樣品(圖1b)。KL17-2、KL19-1(絹英巖)，KL34(花崗巖)，KL36(花崗閃長巖)采自于野馬泉地區(qū)；KL56、KL60-2及KL64采自溝腦地區(qū)，巖性為石英閃長巖；KL48(閃長巖)，KL53、 KL54-1(石英閃長巖)采自于托克妥及清水河一帶；KL26-1(花崗斑巖)，KL23-1(中粒閃長巖)，KL37(礦化蝕變巖)，KL12(石英閃長巖)采于哈日扎地區(qū)；KL29(似斑狀花崗閃長巖)采自熱水礦區(qū)周緣；KL55為下得波利附近的斑巖體，巖性為似斑狀花崗閃長巖；KL43(閃長巖)采自清水河礦區(qū)附近。樣品首先經(jīng)過粉碎，經(jīng)傳統(tǒng)方法粗選，再利用電磁選、重液選、介電選等手段，對礦物顆粒進(jìn)行單礦物提純，分離出磷灰石和鋯石單礦物顆粒。單礦物分選工作在河北省地源礦物測試分選公司和廊坊宇能巖礦分選公司完成。

圖3 鋯石裂變徑跡年齡雷達(dá)圖(據(jù)Vermeesch, 2009)Fig.3 Zircon FT radial plots (from RadialPlotter by Vermeesch, 2009)

2.2 裂變徑跡測試

磷灰石及鋯石裂變徑跡測試在北京市澤康恩科技有限公司完成，分別用環(huán)氧基樹脂和聚四氟乙丙烯透明塑料片將磷灰石和鋯石礦粒固定，制作成光薄片，并研磨拋光揭示礦物顆粒內(nèi)表面。磷灰石樣片在恒溫21℃的5.5 NHNO3溶液中蝕刻20s以揭示自發(fā)徑跡；鋯石樣片在210℃下，使用KOH+NaOH高溫熔融物蝕刻20～35h揭示自發(fā)徑跡(Yuanetal., 2003, 2006)。將低鈾白云母片作為外探測器蓋在光薄片上，緊密接觸礦粒內(nèi)表面，與CN5(磷灰石)和CN2(鋯石)標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃(Bellemansetal., 1995)一并接受熱中子輻照(Yuanetal., 2006)。然后在25℃條件下的40% HF中蝕刻白云母外探測器20min揭示誘發(fā)徑跡。最后需要在自動(dòng)測量系統(tǒng)下觀測統(tǒng)計(jì)裂變徑跡。應(yīng)用IUGS推薦的Zeta常數(shù)標(biāo)定法計(jì)算出裂變徑跡中心年齡。實(shí)驗(yàn)中根據(jù)標(biāo)準(zhǔn)磷灰石礦物的測定，加權(quán)平均得出Zeta常數(shù)值(Hurford and Green, 1983; Hurford, 1990)。本次試驗(yàn)獲得的磷灰石樣和鋯石樣Zeta常數(shù)分別為392±18.7a/cm2和90.9±2.8a/cm2。磷灰石中裂變徑跡退火存在各向異性，應(yīng)選擇平行c軸的柱面來測定水平封閉徑跡長度、自發(fā)徑跡密度和誘發(fā)徑跡密度。

3 結(jié)果

3.1 裂變徑跡結(jié)果

對17件樣品分別開展磷灰石、鋯石裂變徑跡低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究，本次裂變徑跡定年測試總計(jì)獲得24個(gè)年齡結(jié)果，其中12個(gè)磷灰石結(jié)果和12個(gè)鋯石結(jié)果(表1)。磷灰石中心年齡變化在64±4Ma～105±6Ma之間，平均徑跡長度介于11.0±1.8μm～12.9±2.0μm之間，除樣品KL37及KL48外，徑跡長度均大于100條。12件樣品的鋯石裂變徑跡單顆粒年齡分布相對集中，中心年齡介于152±7Ma～201±11Ma之間。按照Green (1981)所述方法計(jì)算χ2值用以評估所測年齡是否屬于同一年齡組。χ2>5%，樣品各單顆粒年齡屬于同一年齡組，其中心年齡具有確切地質(zhì)意義；χ2<5%，各單顆粒年齡屬于混合年齡，需對混合年齡進(jìn)行分解獲得具有確切地質(zhì)意義的有效年齡。

5件磷灰石樣品(KL19-1、KL34、KL54-1、KL29及KL64)和4件鋯石樣品(KL12、KL53、KL17-2及KL43)由于χ2值較小而未通過檢驗(yàn)，本文利用軟件Radial Plotter(Vermeesch, 2009)軟件對混合裂變徑跡年齡進(jìn)行分解(圖2和圖3)，以期獲得具有地質(zhì)意義的有效年齡組。

圖4 磷灰石樣品的裂變徑跡長度直方圖Fig.4 Histogram of apatite fission track length

3.2 熱歷史模擬結(jié)果

樣品徑跡長度較短，推測經(jīng)歷較高的溫度、裂變徑跡發(fā)生部分退火，同時(shí)裂變徑跡長度呈典型的單峰式分布，則該年齡代表了最后一次冷卻事件的發(fā)生時(shí)間。鋯石裂變徑跡因退火溫度高于磷灰石，故裂變徑跡年齡整體大于磷灰石裂變徑跡年齡。鋯石裂變徑跡形成后隨著地塊抬升逐漸冷卻至磷灰石裂變徑跡退火帶溫度，從而啟動(dòng)磷灰石裂變徑跡時(shí)鐘。當(dāng)區(qū)域內(nèi)降溫較早的樣品已至磷灰石徑跡形成階段，而在其他部位可能鋯石退火作用才剛剛啟動(dòng)。因此，在對研究區(qū)裂變徑跡年齡分析時(shí)應(yīng)特別注意兩種礦物在同一地質(zhì)條件下的演化過程，通過二者退火溫度及裂變徑跡年齡，即可推測在兩段溫度區(qū)間內(nèi)熱事件的大致活動(dòng)軌跡。

圖5 東昆侖地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡-海拔關(guān)系圖Fig.5 Apatite fission track ages-elevation relationship for East Kunlun region

樣品裂變徑跡長度及其分布特征可表征其經(jīng)歷的地質(zhì)熱歷史。本次分析的12個(gè)磷灰石裂變徑跡平均徑跡長度(MTL, Mean Track Length)中等，分布范圍較大(圖4)，徑跡長度在直方圖中呈單峰式分布，略微右傾，>14μm和<10μm的徑跡數(shù)占總徑跡數(shù)的1/3，以長徑跡占多數(shù)，由于>14μm和<10μm的徑跡，被認(rèn)為分別來自較老及較年輕顆粒，表明在前期熱事件中退火時(shí)間漫長，形成部分短徑跡，而后經(jīng)歷快速冷卻，形成較長的新徑跡。

本次研究主要在昆北帶內(nèi)沿近東西延伸方向采樣，根據(jù)樣品海拔及對應(yīng)的年齡，做出磷灰石裂變徑跡年齡-海拔圖(圖5)。采自不同海拔處的樣品其磷灰石裂變徑跡年齡在誤差范圍內(nèi)趨于一致，如KL48(3094m)和KL43(3307m)，印證區(qū)內(nèi)快速冷卻事件；在相近的海拔磷灰石裂變徑跡年齡并不集中，如KL56(92Ma)和KL60-2(105Ma)，暗示整個(gè)東昆侖地區(qū)的剝露并非整體抬升的，而是一個(gè)不均勻、多期次剝露過程。與造山帶樣品伴隨巖石隆升，磷灰石達(dá)到封閉溫度后開始計(jì)時(shí)，裂變徑跡年齡隨海拔增高年齡增大的趨勢相反，海拔最高的樣品KL19-1(4447m)和KL29(4847m)，年齡適中，表明其在部分退火帶滯留時(shí)間較長。依照海拔-年齡關(guān)系圖，結(jié)合樣品采樣位置，分布于西段、中段及東段的不同樣品均呈現(xiàn)近乎一致的趨勢(東段偏東樣品稍慢)，即徑跡年齡隨著海拔增加而增大。

結(jié)合磷灰石裂變徑跡年齡和長度數(shù)據(jù)可進(jìn)行熱歷史模擬。根據(jù)Ketchametal. (2007a)提出的退火模型，通過HeFTy軟件進(jìn)行模擬，模擬軟件擬合參數(shù)(GOF)可指示模擬結(jié)果同實(shí)際測量值的切合程度，當(dāng)GOF值大于0.5時(shí)模擬結(jié)果可信，GOF值大于0.5模擬結(jié)果良好(Ketchametal., 2007b)，GOF值分為年齡擬合參數(shù)和長度擬合參數(shù)，兩個(gè)值共同作為檢驗(yàn)條件驗(yàn)證模擬結(jié)果。裂變徑跡模擬的初始溫度和時(shí)間以及階段限制條件需要考慮多種因素，其中最為主要的是樣品所在區(qū)域地質(zhì)背景及裂變徑跡年齡。模擬初始年齡至少大于磷灰石裂變徑跡中心年齡，本次模擬的時(shí)間設(shè)定在120Ma，磷灰石裂變徑跡退火溫度通常認(rèn)為在120～60℃，故將初始模擬溫度定在130℃，略高于徑跡退火溫度；模擬結(jié)束溫度設(shè)為東昆侖現(xiàn)今地表溫度(約15℃)；結(jié)合區(qū)域地質(zhì)背景將模擬路徑由限制框約束。模擬結(jié)果不斷修正從而獲得最佳的熱歷史路徑，結(jié)果由GOF值檢驗(yàn)。所有樣品的長度模擬結(jié)果與實(shí)測結(jié)果擬合度較高，GOF值在0.81～0.87之間，表明模擬結(jié)果可信。

本文選擇4件樣品進(jìn)行熱史反演模擬，每件樣品均進(jìn)行多次模擬，最終選擇最好的模擬結(jié)果。如圖所示(圖6)，圖中淡藍(lán)色部分代表可以接受的擬合區(qū)間，中心淺黃色區(qū)域代表好的擬合區(qū)間，實(shí)線代表最佳的熱歷史路徑，每個(gè)模擬圖左上角分別標(biāo)出樣品代號、模擬年齡及實(shí)測年齡。

圖6 HeFTy軟件模擬的磷灰石熱歷史及徑跡長度分布結(jié)果(據(jù)Ketcham et al., 2007b)Fig.6 Apatite fission-track thermal history models and length distributions derived using HeFTy software (from Ketcham et al., 2007b)

4 討論

4.1 隆升冷卻

本文應(yīng)用冷卻曲線模擬法和年齡-封閉溫度法聯(lián)合起來共同實(shí)現(xiàn)東昆侖地區(qū)隆升速率的定量研究，具體計(jì)算方法參見袁萬明(2016)。

(1)冷卻曲線模擬法：根據(jù)磷灰石裂變徑跡熱歷史模擬結(jié)果，可以計(jì)算不同時(shí)期的冷卻速率和剝露速率。

樣品KL34的模擬結(jié)果如圖6a所示，總體上經(jīng)歷三個(gè)階段的冷卻歷史，從120～96Ma，溫度從退火帶底部的130℃降至80℃，時(shí)間差和溫度差分別為24Myr和50℃，冷卻速率為2.08℃/Myr，這一階段隆升速度較快，樣品從退火帶底部快速抬升，對應(yīng)一次顯著的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)；從96～15Ma，這個(gè)階段經(jīng)歷一次緩慢的剝露過程，降幅溫度為10℃，冷卻速率為0.12℃/Myr；自15Ma至今，較為快速剝露，此階段降溫約55℃，冷卻速率為3.7℃/Myr。

樣品KL23-1的模擬結(jié)果也很理想，如圖6b所示，同樣表現(xiàn)出三階段的冷卻歷史：首先在120～95Ma期間，經(jīng)歷一次快速的剝露過程，降幅溫度為60℃，冷卻速率為2.4℃/Myr；繼而從95～20Ma期間，經(jīng)歷一次緩慢的抬升剝露過程，冷卻速率大概在0.27℃/Myr左右，降幅溫度約為20℃；自20Ma至今，降幅溫度為35℃，冷卻速率為1.8℃/Myr。

樣品KL29的模擬結(jié)果也表明了三階段抬升剝露事件(圖6c)，120～98Ma，溫度由130℃冷卻到75℃，冷卻速率為2.5℃/Myr;之后，98～18Ma期間，經(jīng)歷一次緩慢的抬升剝露過程，冷卻速率大概在0.25℃/Myr左右，降幅溫度約為20℃；自15Ma至今，降幅溫度為40℃，冷卻速率為2.22℃/Myr。樣品KL64模擬結(jié)果表明，在120～95Ma左右存在著快速的抬升剝露過程，溫度由130℃冷卻到80℃，冷卻速率為2.0℃/Myr；從95～20Ma，經(jīng)歷一次緩慢的剝露過程，該階段降幅溫度約為25℃，冷卻速率為0.33℃/Myr；自20Ma至今，較為快速剝露，此階段降溫近40℃，冷卻速率為2.0℃/Myr(圖6d)。

表2 年齡-封閉溫度法和熱史模擬法估算樣品不同時(shí)期的平均冷卻速率

盡管不同樣品的反演結(jié)果略有差異，但其總體演化趨勢相似。根據(jù)以上的磷灰石熱歷史反演結(jié)果，自120Ma以來，巖體經(jīng)歷三次抬升剝露過程，首先，從早白堊世末到晚白堊世初(約120～98Ma)，是一個(gè)快速的抬升過程，該階段的冷卻速率為2.0～2.5℃/Myr，取地溫梯度為35℃/km(Yuanetal., 2003)，則該階段的隆升速率為0.06～0.07mm/y；然后，從98～15Ma，是一個(gè)相對緩慢的抬升過程，此階段冷卻速率穩(wěn)定在0.12～0.33℃/Myr之間，對應(yīng)的剝露速率為0.004～0.010mm/y，剝露十分緩慢；最后，從中新世約20Ma至今，剝露速度開始加快并大于第一階段的速度，該階段冷卻速率為1.8～3.7℃/Myr，以0.05～0.11mm/y剝露速率持續(xù)剝露到達(dá)地表。

由上述結(jié)果可知，侏羅紀(jì)到晚白堊世期間(201～81Ma)，東昆侖地區(qū)的冷卻速率為1.35～2.26℃/Myr，剝露速率為0.034～0.065mm/y；樣品KL43AFT年齡為64Ma，該樣品揭示的早侏羅-古新世(183～64Ma)期間的冷卻速率為1.18℃/Myr，低于其他樣品的冷卻速率；晚白堊世至今的冷卻速率明顯低于侏羅紀(jì)到晚白堊世期間的冷卻速率，為0.90～1.23℃/Myr,對應(yīng)的剝露速率(0.026～0.035mm/y)也隨之降低。

4.2 構(gòu)造意義

由于磷灰石和鋯石裂變徑跡封閉溫度不同，其不同年齡值可能是同一構(gòu)造事件的不同時(shí)間的響應(yīng)。4個(gè)典型磷灰石樣品裂變徑跡熱演化史模擬呈現(xiàn)研究區(qū)中-新生代的演化過程，揭示出三期熱事件：120～98Ma及20～0Ma 的快速冷卻事件和98～20Ma間的緩慢冷卻事件。結(jié)合本次獲得的鋯石裂變徑跡年齡，認(rèn)為東昆侖地區(qū)存在五個(gè)冷卻抬升期：201～193Ma、172～152Ma、120～98Ma、98～20Ma及20～0Ma。

鋯石裂變徑跡年齡識(shí)別出的第一期早侏羅世的冷卻事件(201～193Ma)表明此時(shí)東昆侖在中生代經(jīng)歷了一次顯著的冷卻抬升，該冷卻事件與陳宣華等(2011)和Yuanetal. (2006)前曾記錄到結(jié)果相一致；柴達(dá)木前陸盆地三疊紀(jì)-侏羅系沉積記錄也印證該階段的快速抬升剝露事件(Xiaetal., 2001)。172～152Ma的年齡組記錄了中-晚侏羅世古特提斯洋閉合后，造山后伸展的構(gòu)造事件，該構(gòu)造事件可能一直延續(xù)到早-中侏羅世，是一次奠定了區(qū)域構(gòu)造格架的具有廣泛影響的構(gòu)造事件，這一構(gòu)造事件的發(fā)生可能和南羌塘地塊與昆侖地塊的碰撞、松潘-甘孜-巴顏喀拉濁積盆地閉合有關(guān)(王國燦等, 2007)。4個(gè)具有代表性的磷灰石裂變徑跡熱歷史反演結(jié)果均呈現(xiàn)了在120～98Ma期間研究區(qū)出現(xiàn)冷卻速率迅速減小的特征，這有可能意味著此時(shí)拉薩地塊和羌塘地塊之間的硬碰撞結(jié)束，弧后伸展和羌塘地塊加厚共同影響了東昆侖東段的構(gòu)造演化過程。這一熱事件與拉薩地塊和羌塘地塊約120Ma的碰撞活動(dòng)相符，應(yīng)該是本次構(gòu)造活動(dòng)略為滯后的響應(yīng)。98～20Ma(晚白堊世至古近紀(jì)早期)，東昆侖地區(qū)剝露速率十分緩慢，在熱歷史模擬結(jié)果上表現(xiàn)為相對平緩的冷卻曲線。20Ma至今，熱歷史模擬路徑表現(xiàn)為快速上揚(yáng)，斜率較大，對應(yīng)一次較為快速冷卻抬升過程。這一事件為印度板塊對歐亞板塊的碰撞作用導(dǎo)致東昆侖快速隆升。

東昆侖的形成是多板塊或地體俯沖-增生-閉合的綜合結(jié)果，不同板塊或地塊之間的相互作用是其中生代構(gòu)造演化的強(qiáng)大動(dòng)力，不同地段受構(gòu)造運(yùn)動(dòng)作用強(qiáng)度的差異，造成東昆侖造山帶的熱歷史演化具有時(shí)空差異性，使其呈不均勻抬升剝露。晚二疊世至中晚三疊世，東昆侖洋盆的持續(xù)向北俯沖直至關(guān)閉，此時(shí)巖石從處于高溫環(huán)境，徑跡極易發(fā)生退火，因此絕大部分的鋯石裂變徑跡很難有效的記錄到晚二疊世至中晚三疊世的熱事件的任何訊息；三疊紀(jì)以后大規(guī)模的巖漿活動(dòng)事件結(jié)束(Dongetal., 2018a; Jolivetetal., 2001; Linetal., 2021)，礦物開始保留裂變徑跡并記錄裂變徑跡年齡，從我們此次獲取的數(shù)據(jù)來看，201～193Ma的年齡期次開始記錄下了中生代以來第一次的迅速隆升剝露過程。從東昆侖地區(qū)三疊紀(jì)以來的多期次冷卻事件被不斷證實(shí)，如在諾木洪地區(qū)鋯石裂變徑跡記錄下了194.1～144.4Ma和115.7～100.2Ma兩期冷卻事件(Chenetal., 2019)；在東昆侖及相鄰地區(qū)，中生代-新生代早期至少存在3次明顯的冷卻事件，即晚三疊世晚期延續(xù)到早中侏羅世的區(qū)域冷卻事件、130～150Ma及56～45Ma冷卻事件；Yuanetal. (2019)亦在哈日扎哈龍休瑪?shù)V區(qū)利用鋯石裂變徑跡識(shí)別出188～144Ma和139～96Ma兩期冷卻事件；其他學(xué)者采用40Ar/39Ar年代學(xué)方法在西大灘兩側(cè)地區(qū)識(shí)別出120～140Ma的早白堊世冷卻事件同樣印證了白堊世構(gòu)造事件的存在(Mocketal., 1999)。上述證據(jù)表明，在東昆侖地區(qū)廣泛存在白堊紀(jì)剝露冷卻事件，該時(shí)期的剝露與拉薩-羌塘碰撞同時(shí)發(fā)生，可能是這一碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)所致。

4.3 東昆侖區(qū)域剝露作用

縱覽前人在東昆侖造山帶不同地區(qū)獲得的裂變徑跡及(U-Th)/He 等年代學(xué)結(jié)果，東昆侖地區(qū)在中生代中-晚期以來的冷卻事件廣泛發(fā)生，并具有明顯的時(shí)空差異性。表3為統(tǒng)計(jì)的東昆侖造山帶及周緣地區(qū)現(xiàn)有低溫?zé)崮甏鷮W(xué)數(shù)據(jù)。

大量的晚侏羅世-早白堊世40Ar/39Ar年齡集中在在昆侖斷裂附近，反應(yīng)出與昆侖斷裂活動(dòng)有關(guān)的構(gòu)造熱事件(Mocketal., 1999; Arnaudetal., 2003)，被認(rèn)為是昆侖斷裂強(qiáng)烈的韌性剪切作用所造成。在造山帶北部，則鮮有該熱事件的年代學(xué)證據(jù)，表明受該韌性剪切帶的構(gòu)造熱事件影響向北削弱，其規(guī)模和溫度較有限，主要是影響造山帶南側(cè)地區(qū)。Mocketal. (1999)對東昆侖南緣西大灘地區(qū)花崗巖體中鉀長石模擬，結(jié)果顯示早白堊世-漸新世之間的持續(xù)緩慢冷卻過程。沉積學(xué)證據(jù)也印證東昆中帶和東昆北帶的隆升剝露，三疊系碎屑白云母40Ar/39Ar年齡、白云母中Si含量和碎屑鋯石U-Pb年齡，表明松潘-甘孜三疊紀(jì)巨厚沉積的物源來自其北部的東昆侖造山帶(Enkelmannetal., 2007)。東昆侖碎屑鋯石年齡譜240～250Ma的年齡峰值，亦很好地響應(yīng)了東昆中及東昆北構(gòu)造帶內(nèi)兩期巖漿巖的年齡峰值(Dingetal., 2013)。上述物源分析研究表明，東昆中及東昆北造山帶基底巖系及花崗巖類在二疊紀(jì)末至三疊紀(jì)經(jīng)歷顯著的隆升剝露過程, 為松潘-甘孜構(gòu)造帶提供了大量碎屑物質(zhì)。

現(xiàn)代的經(jīng)濟(jì)和社會(huì)的發(fā)展都是建立在一定的能源消耗的基礎(chǔ)之上的，隨著能源需求的不斷的增加，一些現(xiàn)有的常用資源已經(jīng)越來越少，為了改變這種狀況，亟需發(fā)展建設(shè)一些不消耗能源、無污染的清潔能源供應(yīng)。目前，水力發(fā)電和風(fēng)力發(fā)電在這種形勢之下得到了充分的發(fā)展，并且，已經(jīng)證明了其前景和效果是非常好的，水力發(fā)電是目前來說最符合我國的國情也最為清潔的一種方式，不僅合理的利用了水流勢能，并且還有效減緩了我國的能源壓力，重視水力發(fā)電，保證供電質(zhì)量是我國水力發(fā)電的重要環(huán)節(jié)。

表3 東昆侖造山帶及周緣的冷卻事件

圖7 東昆侖地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡-徑跡長度關(guān)系Fig.7 Age-trace length relationship of apatite fission track in the East Kunlun region

在東昆南造山帶內(nèi)出露典型的弧前盆地沉積組合(下三疊統(tǒng)洪水川組)、磨拉石建造(上三疊統(tǒng)八寶山組)，為東昆南帶強(qiáng)烈造山運(yùn)動(dòng)的沉積響應(yīng)(Dongetal., 2018b)。上述地質(zhì)證據(jù)表明，東昆南造山帶作為俯沖增生雜巖帶在早中三疊世接受海相沉積，中晚三疊世期間東昆南造山帶發(fā)生隆升，中下三疊統(tǒng)海相沉積隆升至地表并遭受風(fēng)化剝蝕，沉積上三疊統(tǒng)八寶山組陸相沉積，形成其與下伏地層的角度不整合(Dongetal., 2018a)。綜上地質(zhì)證據(jù)、沉積記錄及年代學(xué)結(jié)果，造山帶內(nèi)不同地區(qū)快速隆升剝露的起始時(shí)間南部晚于北部，即東昆中造山帶及東昆北造山帶內(nèi)快速隆升剝露過程發(fā)生在二疊紀(jì)末至晚三疊世期間，東昆南構(gòu)造帶顯著的隆升剝露主要發(fā)生于晚三疊世以來。

漸新世晚期-中新世早期(約30～20Ma)以來，東昆侖經(jīng)歷大規(guī)模的快速冷卻剝露過程。來自東昆侖最大的Kumukol山間盆地碎屑磷灰石(U-Th)/He結(jié)果顯示，東昆侖山和祁漫塔格地區(qū)在～40Ma被迅速抬升(Shietal., 2018)，Jolivetetal. (2001)應(yīng)證白干湖地區(qū)(祁漫塔格地區(qū))花崗巖磷灰石和鋯石裂變徑跡熱年代學(xué)研究結(jié)果所揭示約40～30Ma以來的快冷卻事件；東溝地區(qū)晚二疊世花崗巖磷灰石裂變徑跡熱史模擬，同樣識(shí)別出約40～30Ma以來的快速冷卻事件，認(rèn)為是其受制于阿爾金大型走滑斷裂及白干湖分支斷裂控制的結(jié)果(Liuetal., 2017)。魏巖巖(2017)采用磷灰石裂變徑跡及(U-Th)/He方法對祁漫塔格北峰東溝地區(qū)以及南峰野牛溝地區(qū)花崗巖體的冷卻歷史研究，結(jié)果顯示祁漫塔格經(jīng)歷新生代初期～40Ma的緩慢隆升和20Ma以來的強(qiáng)烈隆升階段。近年來大量的熱年代學(xué)結(jié)果顯示，東昆侖造山帶在20Ma經(jīng)歷顯著抬升(Wuetal., 2019)；柴達(dá)木盆地南部地震剖面的沉積模式和構(gòu)造分析表明，該山脈的初始隆升始于29～24Ma(Yinetal., 2008)。值得注意的是，熱年代學(xué)年齡結(jié)合區(qū)內(nèi)一系列逆沖斷裂的時(shí)空分布分析，似乎東昆侖漸新世晚期-中新世早期的快速隆升剝露事件與斷裂系活化時(shí)間近乎一致。東昆侖地區(qū)的磷灰石(U-Th)/He年齡顯示，由柴達(dá)木北緣南向逆沖引起的快速冷卻事件發(fā)生在～35Ma(Clarketal., 2010)。更多的研究表明，在山脈的南部和東部均出現(xiàn)了晚漸新世-早中新世快速降溫事件(Yuanetal., 2006)。然而，在東昆侖中段(北緣)的樣品未記錄到該階段的任何信息，中段(南緣)的AHe年齡結(jié)果和40Ar/39Ar結(jié)果則均顯示了晚漸新世-早中新世快速降溫事件，如：東昆侖斷裂帶附近的樣品分別顯示32～40℃/Myr(Daietal., 2013)及9～15℃/Myr(Mocketal., 1999)的冷卻速率。相較之，中段(北緣)樣品的冷卻速率只有～1℃/Myr。因此，在30～20Ma期間，位于格爾木附近的東昆侖中段(南緣、北緣)存在差異剝蝕，而造成這種差異剝蝕的機(jī)制目前還不清楚。

裂變徑跡年齡-徑跡長度圖呈凹面向上的(boomerang)“香蕉圖”(Greenetal., 1986)鏡像關(guān)系，即絕大多數(shù)的徑跡小于14μm，在20～30Ma左右徑跡增長，指示東昆侖地區(qū)在20～30Ma經(jīng)歷明顯抬升作用(圖7)。

綜上所述，大量中生代中晚期至新生代早期的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)年齡，很可能正是東昆侖造山帶在這一時(shí)期內(nèi)長期緩慢冷卻剝露的結(jié)果，造山帶內(nèi)不同地區(qū)現(xiàn)今出露地表的基巖在這期間位于地殼不同深度，在快速剝露至地表的過程中，不同深度的樣品逐次通過不同低溫年代學(xué)體系封閉深度，從而記錄了時(shí)間跨度為中生代中晚期直至新生代早期的低溫年代學(xué)年齡，之后由于新生代晚期的差異剝露過程現(xiàn)今均出露于地表。

5 結(jié)論

(1)采自東昆侖地區(qū)不同地段12件樣品的磷灰石裂變徑跡年齡分布在64±4Ma～105±6Ma之間，平均徑跡長度介于11.0±1.8μm～12.9±2.0μm區(qū)間，12件鋯石裂變徑跡年齡集中在152±7Ma～201±11Ma。

(2)鋯石裂變徑跡年齡結(jié)合磷灰石徑跡年齡及其模擬結(jié)果結(jié)合共同揭示出東昆侖地區(qū)五期冷卻事件：201～193Ma、172～152Ma、120～98Ma、98～20Ma和20～0Ma，5個(gè)年齡組較好地反映了東昆侖地區(qū)所經(jīng)歷的構(gòu)造熱事件，且給出具體的時(shí)間限制。201～193Ma年齡組響應(yīng)南部羌塘地塊與昆侖地塊的碰撞事件；172～152Ma年齡組記錄了中-晚侏羅世古特提斯洋閉合后，造山后伸展的構(gòu)造事件；120～98Ma熱事件與拉薩地塊和羌塘地塊約120Ma的碰撞活動(dòng)相符，應(yīng)該是本次構(gòu)造活動(dòng)略為滯后響應(yīng)；98～20Ma年齡組為東昆侖地區(qū)長期的緩慢剝蝕去頂過程的印證，20～0Ma的快速隆升剝露事件則為東昆侖周緣斷裂系活化所致，多期隆升剝蝕事件均得到了沉積記錄及地層不整合等研究成果的證實(shí)。

(3)東昆侖地區(qū)隆升剝蝕起始時(shí)間從由南到北逐漸變老，體現(xiàn)東昆侖地區(qū)隆升剝蝕的不均一性，也表明在該地區(qū)存在多期隆升剝露事件。

致謝衷心感謝北京市澤康恩科技有限公司實(shí)驗(yàn)員在裂變徑跡實(shí)驗(yàn)測試與分析過程中的悉心指導(dǎo)；特別感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所喻順研究員在文章討論中的建設(shè)性建議；同時(shí)真摯感謝中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所楊靜副研究員在數(shù)據(jù)解釋中的悉心指導(dǎo)；感謝昆明理工大學(xué)孫濱博士在計(jì)算機(jī)成圖上的指導(dǎo)與幫助；最后由衷感謝二位審稿人和編輯的細(xì)心審閱和寶貴性的意見與建議。