合肥盆地构造演化：磷灰石裂变径迹的多元动力学模拟

王绪诚，许长海

（同济大学，上海 200092）

合肥盆地构造演化：磷灰石裂变径迹的多元动力学模拟

王绪诚，许长海

（同济大学，上海 200092）

对合肥盆地中部肥西县打子塘地区圆筒山组砂岩（J2y）的磷灰石裂变径迹（AFT）分析表明，其FT年龄为（32.5±2.4）Ma（22个颗粒的平均），明显小于其地层的年龄（176～168 Ma）；围限径迹长度为 （12.43±0.18）μm （126个径迹长度的平均值），为单峰式分布。模拟热史主要为5段：距今176～152 Ma，冷却速率为-21.4℃/Ma；距今152～85 Ma，冷却速率为-0.1℃/Ma；距今 85～32 Ma，冷却速率为1.4℃/Ma；距今32～10 Ma，冷却速率为1.6℃/Ma；10 Ma至今，冷却速率为5.0℃/Ma，这5个阶段分别对应了沉积物快速沉降加热、盆地趋于构造热稳定、盆地较快速抬升冷却和快速抬升冷却等演化阶段。沉积物快速加热阶段（176～152 Ma）反映了大别造山晚期山根拆沉阶段与盆地挤压、快速沉降和加热作用，构造热稳定阶段（152～85 Ma）反映了大别造山带热隆伸展和岩浆作用，冷却阶段（85～25 Ma）代表了郯庐断裂的走滑拉张作用与区域性断陷伸展（K2—E）取代热隆伸展体制与早白垩世的岩浆活动。最后一阶段（25 Ma以来）则为合肥盆地的挤压抬升、快速剥露阶段。

合肥盆地；圆筒山组；磷灰石裂变径迹；多元动力学模拟；构造演化

构造热史分析在含油气盆地分析中占有非常重要的位置，而磷灰石裂变径迹技术由于其自身的封闭温度（90～120°C）较低［1-2］， 也成为构造热史分析的重要手段。合肥盆地是我国东部中新生代多旋回沉积盆地，虽然近年来对该盆地的研究较多，但是在构造热演化史，特别是磷灰石FT分析这一块的研究相对薄弱［3-5］。本文立足于此，选取合肥盆地中部沉积岩样品，利用磷灰石FT技术对合肥盆地中侏罗世以来的热史进行模拟反演，并结合前人的工 作 成 果［3，5-13］， 得 到 合 肥盆地中侏罗世（约176 Ma）的4期构造热史演化阶段，分别为：（1）大别造山带侏罗纪晚造山期强烈的挤压碰撞与隆升环境，控制了盆地挤压与前陆盆地的形成构造期（176～152 Ma）； （2）造山根拆沉、造山带热隆伸展造成盆地拉张的构造期（152～85 Ma）； （3）受郯庐断裂带晚白垩世正断层影响，造成K2—E断陷沉积，形成区域走滑拉张与盆地断陷构造（85～25 Ma）；（4）区域挤压与盆地萎缩抬升构造期（25 Ma以来）。

1 研究区域概况

合肥盆地位于安徽省中部，南以磨子潭—晓天断裂为南界，与大别造山带相连，北以颍上—定远断裂为界与蚌埠隆起相接，东部通过郯庐断裂与张八岭隆起相连，西部通过吴集断裂与长山隆起毗邻［14］。合肥盆地为中—新生代陆相碎屑盆地，盆地内发育的主要断裂有肥中断裂、六安断裂、金寨—舒城断裂等。其中以六安断裂为界，盆地以北地区主要沉积中生界侏罗系—白垩系地层，主要有防虎山组、圆筒山组、周公山组、毛坦厂组、朱巷组、响导铺组和张桥组［15-18］。其中防虎山组（J1f）为早侏罗世晚期河流相砾岩、砂岩沉积；圆洞山组（J2y）为中侏罗世晚期河流及洪泛平原相砂岩、粉砂岩、泥岩沉积；周公山组（J3z）为晚侏罗世河流及冲积平原相砾岩、砂砾岩、砂岩、粉砂岩及泥岩沉积；朱巷组（K1z）为早白垩世早期河流相泥岩、细砂岩沉积；响导铺组（K1x）为早白垩世中晚期洪泛平原相细砂岩、粉砂岩及泥岩沉积；张桥组（K2z）为晚白垩世河流相砾岩、含砾砂岩及细砂岩沉积。盆地以南地区主要是北淮阳周缘，沉积了中生界侏罗系—白垩系碎屑岩和火山碎屑岩，根据中华人民共和国1∶50 000地质图（毛坦厂幅），可以将地层分为三尖铺组、凤凰台组、黑石渡组与戚家桥组。其中三尖铺组（J2s）为中侏罗世晚期河流及冲积平原相砂砾岩到砂岩沉积；凤凰台组（J2-3f）为中晚侏罗世冲积扇相厚层砾岩、砂砾岩及砂岩沉积；黑石渡组（K1h）下段为早白垩世冲积扇及河流相砾岩、砂岩及粉砂岩沉积，上段为滨湖-浅湖相砂砾岩、含砾砂岩、粉砂岩与细砂岩沉积；戚家桥组（E1q）为古近世冲积扇相砂砾岩、砂岩及粉砂岩沉积。毛坦厂组（J3m）为典型的玄武-安山质火山喷发旋回。

样品XN5采自合肥盆地中部，位于安徽省肥西县打子塘地区，主体为侏罗系和白垩系地层，周边相关地层有防虎山组（J1f）、圆筒山组（J2y）、 周公山组 （J3z）和朱巷组（K1z）［8，19-20］，防虎山组（J1f）为早侏罗世湖相砂岩、细砂岩、粉砂岩及泥岩沉积；圆洞山组（J2y）为中侏罗世河湖交替相砂泥岩多次正旋回沉积；周公山组（J3z）为晚侏罗世河流相粉砂岩、细砂岩夹薄层泥岩沉积；朱巷组（K1z）为早白垩世早期河流相泥岩、细砂岩、粉砂岩、砂岩和砂砾岩沉积。防虎山组与下伏上古生界之间以及周公山组与朱巷组之间为角度不整合关系［15］。在进一步对伊利石结晶度和K-Ar年代学研究中发现，碎屑组分及其特征的多硅白云母指示了这些中生代地层来源于大别造山带。

根据沉积充填、沉积相演变、沉积物源及构造环境等分析，合肥盆地中生代演化与周缘构造带演化有着很好的对应关系。合肥盆地中生代发育冲积扇相、河流相及湖泊相，其南、北两带的沉积相及沉积旋回随时间的演化具有可比性，并且可与大别造山带的演化相联系。合肥盆地的沉积旋回具有以下规律：早侏罗世晚期到晚侏罗世早期为正的沉积旋回，晚侏罗世晚期到早白垩世为反的沉积旋回。盆地沉积中心在侏罗纪主要位于盆地东南部，而在早白垩世主要位于盆地的东部和东北部。这种沉积旋回变化和沉积中心迁移不同程度地与大别造山带和郯庐断裂的构造演化有关。

根据沉积物源分析，合肥盆地砾石成分的垂向变化显示出与大别造山带演化具有关联性。大别造山带侏罗纪隆升规模有限，因而它对盆地南带及盆地内部的沉积充填影响也有限。盆地北带除了北淮阳带提供大量物质以及北大别地区提供少量物质以外，尚有其他的物质来源；盆地南带早侏罗世沉积缺失，中、晚侏罗世物源主要为北淮阳地区，而南、北大别地区的物源贡献不大；白垩纪时期，盆地南、北带作为同一沉积系统与大别造山带具有更明显的盆山关系，这时造山带除对盆地南带提供了大量的物质来源以外，还为盆地内部周公山组的沉积提供物源［8，21］。

2 磷灰石FT多元动力学模拟

自从证实了杜兰戈磷灰石中的诱发水平围限径迹长度在实验室时间尺度存在缩短的情况以来［22］，先后有学者对裂变径迹褪火行为进行了大量的等时和等温褪火实验研究［1，22-26］，并以此提出了许多经验公式。其中由Crowley等 提 出［27］， 并 由 Laslett and Galbraith 修 改 的扇形阿雷尼厄斯公式［28］，与实验结果吻合得比较好。

Ketcham等认为［2］，原先的非投影平均径迹长度在应用上存在问题，并且提出了基于c轴投影平均径迹长度的多元动力学褪火模型。这一公式使得阿雷尼厄斯图上原本都是直线的褪火行为轮廓出现了曲线。该式的最大优点在于在地质时间尺度下进行模拟更为接近真实情况：

式中： α、 β、c0、c1、c2与 c3为拟合参数；r为标准化平均长度 （l/l0）。l为经历了等温褪火的平均径迹长度；l0为初始径迹长度。

只要给定一组模拟参数，上述公式便会描述一种相应的磷灰石褪火动力学过程。Ketcham等通过对Carlson等的数据［29］（其中包括了15种不同的磷灰石，涵盖了磷灰石所有可能的组成，甚至包括被不同种类阳离子取代了的样品)进行的408次实验室褪火实验研究得出，对于任意两个磷灰石褪火参数的测量，都可以用非常简单的公式进行充分的描述。对于两个处于相同热条件下的磷灰石，其中一个更耐褪火，而另一个则相对更容易褪火，则它们褪火后的径迹长度关系如下［2］：

rmr0与 κ 的关系由式（3）确定［2］：

此式可以同时用于c轴投影与非投影径迹长度。其中rmr、rlr分别为较耐褪火与较易褪火磷灰石的径迹缩短长度（以l/l0表示)。rmr0与κ为拟合参数，rmr0代表了较易褪火的磷灰石径迹缩短为0时，较耐褪火的磷灰石（两者褪火条件一致）的rmr值。

与此同时，Ketcham等提出了［2］若要建立完整的磷灰石褪火模型，必须找出与rmr0有关的可测参数，如可以指示动力学行为的蚀刻像最大直径Dpar值［30-31］，以及Cl或OH在磷灰石化学组成［Ca10（PO4)6（F， Cl， OH）2］中的单位化学式原子数（apfu）。 其关系式如下［2］：

通过以上方程式便可对任意动力学特征的磷灰石颗粒进行裂变径迹的动力学褪火模拟。由实测的Dpar或Cl含量可得rmr0值，再由式 （3）可以算出 κ值，这样一来式（2）也可以完全表达出来了。根据以上的推导式有相应的软件（HeFTy）可以应用［32］。

3 磷灰石FT热年代学分析

在磷灰石FT热年代学中，笔者可以利用磷灰石标样、个人ζ年龄校正值、单颗粒定年与褪火模型来分析沉积物源、盆地热演化史与造山带浅部剥露作用。对于盆地沉积，当样品的裂变径迹年龄大于地层时代时，FT数据更多记录的是物源区的抬升剥露与冷却的信息，与此同时可以进行沉积物源示踪；当裂变径迹年龄小于地层时代时，样品的FT数据与模拟热史就可以直接反映盆地沉降、抬升的热演化过程。本文用于FT分析的合肥盆地中部沉积岩样品，重1.5～2.0 kg，经过常规的岩矿粉碎、重磁分选与自然风干后，在双目镜下人工挑选粒径为80～300 μm的锆石、磷灰石至少300个颗粒。采用杜兰戈磷灰石标准样，U玻璃为CN1。个人ζ年龄校正值为ζCN1＝113.8±2.9。根据磷灰石FT单颗粒年龄、围限径迹长度和Dpar值，选用Ketcham等褪火模型［2］、 HeFTy（1.6）软件［32］进行温度-年代热史模拟，拟合选用蒙特卡罗法，拟合曲线数选取10 000，其他约束条件包括地层时代、伊利石K-Ar及其他冷却年龄等。

样品XN5位于中侏罗统圆筒山组 （J2y）下段，岩性为砂岩，XN5的磷灰石FT平均年龄为（34.4±4.3）Ma， 合并年龄为（32.5±2.4）Ma（22个颗粒的平均值），远小于该样品所处地层的年龄，因此，这一年龄值与盆地埋藏加热和径迹重启有关。Pχ2＝0.005，表明这些磷灰石FT年龄属于不同组分。该样品的平均围限径迹长度（12.43±0.18）μm（126 个径迹长度的平均值），略小于磷灰石单向缓慢冷却所对应的13～14 μm径迹长度，也从另一方面证实了该样品在后期经历了埋藏加热的改造作用。

本文根据XN5样品实测的裂变径迹颗粒年龄、围限径迹长度和Dpar等参数进行热史模拟， 选用 Ketcham 等（1999）褪 火 模 型［2］， 模拟选同一 Dpar动力学组分 （Dpar＝1.38～2.73 μm），曲线拟合采用蒙特卡罗算法，曲线数选用10 000条。其他约束条件包括地层年龄（176～168 Ma）， 以及伊利石 K-Ar年龄（177.8～152.9 Ma）、所经历的温度选用160～190℃［16］。 模拟获得了高质量的热史曲线（图2），其径迹年龄GOF检验值为0.95，径迹长度GOF检验值为0.97。XN5的FT热史曲线可以大致分为5段，相应冷却速率变化依次为：-21.4℃/Ma （距今 176～152 Ma）、 -0.1℃/Ma（距今 152～85 Ma）、 1.4℃/Ma （距今 85～32 Ma）、 1.6℃/Ma （距今 32～10 Ma） 及 5.0℃/Ma（10 Ma至今），这5个阶段分别对应了沉积物快速沉降加热、盆地趋于构造热稳定、盆地较快速抬升冷却和快速抬升冷却等演化阶段。沉积物快速加热阶段（176～152 Ma）反映了大别造山晚期山根拆沉阶段与盆地快速沉降、埋藏和加热作用，构造热稳定阶段（152～85 Ma）与整个大别造山带热隆伸展和岩浆作用的时期是基本一致的［33］，较快速抬升冷却阶段（85～32 Ma）代表了热隆伸展体制与早白垩世岩浆活动已被区域性断陷伸展取代，主要受控于这一时期郯庐断裂的走滑拉张作用（K2—E）。 快速冷却阶段（32～10 Ma）仍然为盆地受控于郯庐断裂的伸展断陷作用的延续。最后一阶段（10 Ma以来）则为合肥盆地的挤压抬升、快速剥露阶段。

4 合肥盆地的演化

晚侏罗世以来，受到大别造山带与郯庐断裂带演化的区域控制，合肥盆地的构造演化可以归结为4个构造期：盆地挤压与前陆盆地构造期（176～152 Ma）、盆地拉张构造期（152～85 Ma）、区域走滑拉张与盆地断陷构造期（85～25 Ma）、区域挤压与盆地萎缩抬升构造期 （25 Ma以来）。

4.1 盆地挤压与前陆盆地构造期 （176～152 Ma）

大别造山带高压—超高压单元在早—中三叠世（245～225 Ma）达到峰变质。随后在晚三叠世—早侏罗世（225～195 Ma）发生了角闪岩相退变质过程。在这一过程中，高压单元于 206～178 Ma 剥 露 至 300°C 等 温 深 度［34］。刘文灿等（1999）报道了北淮阳下古生界变质岩NNE向逆冲于石炭系与中侏罗统之上，晚侏罗世至早白垩世的火山岩系又与逆冲断裂呈不整合覆盖关系，表现出大别造山带侏罗纪主体为晚造山期挤压环境。在以挤压为主的大背景下，合肥盆地侏罗纪主体具有挤压盆地的性质［8］，以巨厚的反粒序陆相磨拉石建造，沉积凹陷平行造山带延向展布为特征。在早侏罗世，盆地的主要物源是大别造山带，特别是来自造山带剥蚀的高压岩屑和多硅白云母的沉积［16，35］。 盆地南部沉积的是三尖铺组和凤凰台组，北部沉积的是圆洞山组和周公山组。凤凰台组榴辉岩砾石的发现表明，深地壳已于晚侏罗世沿着大别造山带北麓折返，而在造山带的南缘同类岩石在整个中生代期间没有能够折返到地表［36］。在地震剖面上，可以观测到中、上侏罗统出现断距逾2 000 m的逆断层，断层活动与同时期的造山挤压作用有关［37］。这一时期的盆地挤压与前陆盆地沉积在XN5热史模拟曲线中较好地体现出来，172～152 Ma的冷却速率达到-21.4℃/Ma，这一次快速埋藏沉降形成了早、中侏罗世防虎山组（J1f）与圆筒山组（J2y）下段和中段共计2 900 m厚的地层，最大埋藏温度达到180℃。总体而言，早侏罗世属于盆山分异的初始期，挤压性盆地沉积大规模的发育是在中、晚侏罗世。

4.2 盆地拉张构造期 （152～85 Ma）

这一构造期包括从造山根拆沉到造山带热伸展两个阶段引发的盆地沉积，而且在后一阶段还叠加了郯庐断裂左旋走滑的影响。大别造山带晚造山期深部造山根拆沉作用，引发了大规模的火山作用，火山岩年龄记录为 148.8～116.2 Ma［38-39］，与 此同 时， 盆 地 沉积为毛坦厂组火山岩系（149～135 Ma［38］）以及周公山组中上部陆相碎屑岩，由此，许长海等指出［3］这种拆沉作用应始于150 Ma。造山根拆沉作用发生后，大别造山带便于早白垩世进入了热隆伸展期，伸展型花岗岩锆石UPb 年龄为 137.7～125.6 Ma［40］。大别造山带热隆伸展发生在134.0～90 Ma，包括强热伸展（134～115 Ma）与晚期衰退（115～90 Ma）两个阶段［6］。造山根拆沉作用以及热隆抬升在XN5热史模拟中反映为85 Ma时埋深达到最大，埋藏温度维持在约190°C。这次伸展形成厚逾1 120 m的圆筒山组（J2y）上段、周公山组（J3z）及朱巷组（K1z）地层。 鲁国明等（2002）提出郯庐断裂大规模左行平移发生在早白垩世（Ar-Ar法， 132.5～118.8 Ma）， 因此， 这一时期的盆地沉积还受到郯庐断裂活动的影响。

4.3 区域走滑拉张与盆地断陷构造期（85～25 Ma）

通过XN5热史模拟结果可以得出，大别造山带构造体制转换发生在85 Ma左右，由185℃等温深度较快速抬升、剥露至100℃等温深度，这是与造山带热隆伸展期不同的冷却抬升事件。进入晚白垩世—古近纪以构造推隆作用为主，这是商城—麻城与郯庐两断裂之间左旋差异走滑之产物，这种构造推隆促使造山带腹地伸展热隆在晚白垩世急剧萎缩。上白垩统的沉积主要受控于郯庐断裂晚白垩世为正断层的特征［5，9-10］。 在合肥盆地， 其K2—E断陷沉积的形成与区域拉张环境和垒堑式构造控制有关。这在XN5热史曲线中表现为 85～32 Ma（1.4℃/Ma）、 32～10 Ma （1.6℃/Ma）两个阶段热构造，它们的特点比较相似。从大区域环境上， Engebretson等认为［13］，欧亚东缘白垩纪以来汇聚特性经历过两次重要变化，一次是发生在约90 Ma由Izanagi板块斜向（335°） 快速（233 km/Ma）汇聚转化为正向（292°）中速（131 km/Ma）汇聚， 这种汇聚特性的变化有利于在中国东部形成广泛的走滑拉张环境；另一次汇聚变化表现在晚白垩世以来汇聚速率由131 km/Ma急剧下降，在43～37 Ma时降至最低 （55 km/Ma），而后汇聚速率又快速回升到94 km/Ma，汇聚速率显著减少意味着太平洋与欧亚板块之间水平挤压力减少，它有利于形成区域伸展环境。严格意义上说，是大区域伸展环境、NNE向构造的走滑拉张 （拉张为主）而不是大别造山带控制着K2—E的合肥断陷盆地发育。这一盆地发育期间，约在40～50 Ma还叠加了来自印度、欧亚板块碰撞的远程响应。

4.4 区域挤压与盆地萎缩抬升构造期（25 Ma以来）

合肥盆地在中新世以来为与区域性的隆坳构造有关的披盖式沉积。以新近系底部的不整合为标志，合肥盆地于约25 Ma进入了区域性隆坳发育期。新近纪沉积物大面积分布在盆地西部，厚达500 m，这套地层几乎封盖了下伏主要的断裂活动。新近纪地层几乎没有发生变形，说明区域上没有强烈的构造挤压作用。这一时期，合肥盆地总体上进入萎缩抬升阶段 （陈海云等，2004），而其沉积物源主要来自大别山与张八岭隆起［14］。新近纪挤压直接导致大别造山带近EW向的缩短［5］，以及约25 Ma以来冷却与剥露速率的加快。从XN5热史模拟曲线来看，从10 Ma以来由70℃等温深度以5.0℃/Ma的高冷却速率挤压抬升、剥露到采样位置。这一时期的挤压抬升作用主要受到了印度板块与欧亚板块碰撞的远程效应影响。现今印度板块以较快速率向北移动，与欧亚大陆汇聚并造成了喜马拉雅不断抬升，这也引发了华南块体的挤出作用［7］，同时造成了沿着郯庐断裂的右旋活动［12］。

5 结 论

合肥盆地中部肥西打子塘地区圆筒山组下段砂岩（J2y）的磷灰石 FT 年龄为（32.5±2.4）Ma，平均围限径迹长度为（12.43±0.18）μm，均表现出与盆地埋藏加热改造作用和径迹重启的特征。模拟所得的热史曲线可以大致分为5段，相应冷却速率变化依次为：-21.4℃/Ma（距今 176～152 Ma）、 -0.1℃/Ma （距今 152～85 Ma）、 1.4℃/Ma （距今 85～32 Ma）、 1.6℃/Ma （距今 32～10 Ma） 及 5.0℃/Ma（10Ma至今），这分别对应沉积物快速沉降加热、盆地趋于构造热稳定、盆地较快速抬升冷却和快速抬升冷却等演化阶段。从该样品早侏罗世晚期（约176 Ma）以来的热史来看，合肥盆地的构造热演化首先受到大别造山带晚造山期造山根拆沉的影响（早侏罗世晚期至晚侏罗世），沉积物快速沉降、埋藏和接受加热改造；随后大别造山带进入了热隆伸展作用并引发大规模岩浆活动（早白垩世至晚白垩世中期），此时，合肥盆地进入了构造热稳定时期。到晚白垩世晚期，合肥盆地主要控制因素已经由大别造山带转变为郯庐断裂的走滑拉分作用，引发了盆地的走滑拉张。最后一阶段为中新世至今，盆地在郯庐断裂的挤压作用下转入挤压抬升、快速冷却阶段。

［1］Laslett G M， Green P F， Duddy I R， et al.Thermal annealing of fission tracks in apatite 2：A quantitative analysis ［J］.Chem.Geol.， 1987， 65:1-13.

［2］Ketcham R A， Donelick R A.， Carlson W D.Variability of apatite fission track annealing kinetics:III.Extrapolation to geological time scales［J］.Am.Mineral.， 1999， 84（9）:1 235-1 255.

［3］ 许长海，周祖翼，Van Den Haute P，等.合肥盆地构造演化的磷灰石裂变径迹分析［J］.石油学报， 2006， 27（6）:5-13.

［4］ 陈 刚，赵重远，李丕龙，等.合肥盆地构造热演化的裂变径迹证据［J］.地球物理学报，2005，48（6）:1 366-1 374.

［5］Grimmer J C， Jonckheere R， Enkelmann E， et al.Cretaceous-Cenozoic history of the southern Tan-Lu faultzone:Apatite fission-track and structural constraints from the Dabie Shan（eastern China） ［J］.Tectonophysics， 2002， 359 （3-4）:225-253.

［6］Xu C H， V D Haute， P Zhou， et al.Lowtemperature thermochronology in Dabie-Hong’an areas and its tectonic correlation［C］//International Conference on Fission Track and Thermochronology.Amsterdam:2004:TEC-13-P.

［7］ 张国伟，董云鹏，赖绍聪，等.秦岭—大别山南缘勉略构造带与勉略缝合带［J］.中国科学：D辑， 2003， 33（12）:1 121-1 135.

［8］ 李 忠，孙 枢，李任伟，等.合肥盆地中生代充填序列及其对大别山造山作用的指示［J］.中国科学： D 辑， 2000， 30（3）:256-263.

［9］Ratschbacher L， Hacker B R， Webb L E， et al.Exhumation of ultrahigh-pressure continental crust in east central China:Cretaceous and Cenozoic unroofing and the Tan-Lu fault ［J］.Journal of Geophysical Research， 2000， 105 （B6）:13 303-13 338.

［10］Webb L E， Hacker B R， Ratschbacher L， et al.Thermochronologic constraints on deformation and cooling history of high and UHP rocks in the Qinling-Dabie orogen， eastern China［J］.Tectonics，1999， 18 （4）:621-638.

［11］王清晨，从柏林，马 力.大别山造山带与合肥盆地的构造耦合［J］. 科学通报， 1997， 42（6）:575-580.

［12］Zhang Y.Tectonique cénozoïque en Chine du Nord:Extension autour de l’Ordos et décrochements sur le système de failles des Qinling et de Tanlu［R］.Paris:Thèse de l’Université de Paris， 1994， 11:300.

［13］Engebretson D C， Cox A， Gordon R G.Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific Basin［J］.Geological Society of America Special Paper， 1985， 206:1-59.

［14］赵宗举，杨树锋，陈汉林，等.合肥盆地基底的构造属性［J］.地质科学， 2003， 35（3）:288-296.

［15］朱 光，王道轩，徐春华，等.大别高压-超高压变质岩剥露历史在合肥盆地的记录［J］.高校地质学报， 2004， 10（4）:594-605.

［16］韩树棻，王永奉.安徽北部中新生代沉积盆地分析［M］.北京：地质出版社，1996:16-40.

［17］安徽省地质矿产局.安徽省岩石地层 ［M］.武汉:中国地质大学出版社，1997:198-206.

［18］孟庆任，李任伟，李双应.中生代合肥盆地南部的沉积过程与大别山变质地体的剥露［J］.岩石学报， 2005， 21（4）:1 145-1 156.

［19］张交东，郝天珧，樊德华，等.合肥盆地中生界的地层世代判识及意义［J］.地质学报，2009，83（5）:599-608.

［20］张交东，王登稳，刘德良，等.合肥盆地安参1超深井钻遇的基底时代问题讨论 ［J］.地质论评，2008， 54（4）:433-438.

［21］李 忠，李任伟，孙 枢，等.合肥盆地南部侏罗系砂岩碎屑组分特征及其物源构造属性［J］.岩石学报， 1999， 15（3）:438-445.

［22］Green P F，Duddy I R，Gleadow A J W，et al.Thermal annealing of fission tracks in apatite 1：A qualitative description［J］.Chem.Geol.， 1986， 59:237-253.

［23］Green P F，Duddy I R，Gleadow A J W，et al.Fission-track annealing in apatite:Track length measurements and the form of the Arrhenius plot［J］.Nucl.Tracks， 1985， 10:323-328.

［24］Duddy I R， Green P F， Laslett G M.Thermal annealing of fission tracks in apatite 3：Variable temperature behavior［J］.Chem.Geol.， 1988，73：25-38.

［25］Green P F， Duddy I R， Laslett G M， et al.Thermal annealing of fission tracks in apatite 4：Quantitative modeling techniques and extension to geological time scales［J］.Chem.Geol.， 1989， 79:155-182.

［26］Carlson W D.Mechanisms and kinetics of apatite fission-track annealing ［J］.Am.Mineral.， 1990，75（7-8）:1 120-1 139.

［27］Crowley K D， Cameron M， SchaeferR I.Experimental studies of annealing etched fission tracks in fluorapatite ［J］.Geochim.Cosmochim.Acta， 1991， 55（5）:1 449-1 465.

［28］Laslett G M，Galbraith R F.Statistical modelling of thermal annealing of fission tracks in apatite ［J］.Geochim.Cosmochim.Acta， 1996， 60（24）:5 117-5 131.

［29］Carlson W D， Donelick R A， Ketcham R A.Variability of apatite fission-track annealing kinetics:I.Experimental results［J］.Am.Mineral.，1999， 84（9）:1 213-1 223.

［30］Donelick R A.A method of fission track analysis utilizing bulk chemical etching of apatite:Australia， 658 800［P］.1995-4-27.

［31］Burtner R L， NigriniA， Donelick R A.Thermochronology of lower Cretaceous source rocks in the Idaho-Wyoming thrust belt ［J］.Am.Assoc.Petrol.Geol.Bull.， 1994， 78:1 613-1 636.

［32］Ketcham R A， Carter A C， Donelick R A， et al.Improved modeling of fission-track annealing in apatite［J］.Am.Mineral.， 2007， 92（5-6）:799-810.

［33］许长海，周祖翼，马昌前.大别造山带140～85 Ma热隆伸展作用：年代学约束 ［J］.中国科学：D 辑， 2001， 11（31）:925-937.

［34］HackerB R， RatschbacherL， Liou J G.Subduction， collision and exhumation in the Qinling-Dabie Orogen ［R］.London： Geological Society， 2004， 226:157-175.

［35］Liu S， Heller P L， Zhang G.Mesozoic basin development and tectonic evolution of the Dabieshan orogenic belt， central China ［J］.Tectonics， 2003， 22（4）:1-21.

［36］Wang Qingchen， Li Renwei， Wang Daoxuan， et al.Eclogitespreserved aspebblesin Jurassic conglomerate， Dabie Mountains， China ［J］.Lithos， 2003， 70（3-4）:345-357.

［37］Eide E A，Liou J G.High-pressure blueschists and eclogites in Hong’an:A framework for addressing the evolution of high-and ultrahighpressure rocks in central China ［J］. Lithos，2000， 52（1-4）:1-22.

［38］王岳军，范蔚茗，郭 锋.北淮阳中生代火山岩定年及火山砾石地球化学：对大别灰色片麻岩隆升和中生代地层格架的约束 ［J］.科学通报，2002， 47（20）:1 528-1 534.

［39］杨祝良，沈加林，沈渭洲，等.北淮阳中生代火山-侵入岩同位素年代学研究［J］.地质论评，1999， 45（S1）:474-680.

［40］Hacker B R， Ratschbacher L， Webb L， et al.U-Pb zircon ages constrain the architecture of the ultrahigh-pressure Qinling-Dabie Orogen， China［J］. Earth and Planetary Science Letters，1998， 161（1-4）： 215-230.

Multikinetic modeling for tectonic evolution of Hefei Basin by apatite fission-track（AFT） analyses

WANG Xu-cheng，XU Chang-hai
（Tongji University， Shanghai 200092， China）

Apatite fission-track （AFT） analyses of Jurassic sandstones from Yuantongshan Formation（J2y） at Dazitang area of Feixi County in the central part of Hefei Basin suggested that its fission-track（FT） age is （32.5±2.4）Ma （the average of 22 grains）which is apparently younger than the strata age（176～168 Ma）， their mean confined track length is （12.43±0.18）μm （the average of 126 tracks length）， and displays a unimodal distribution.The modeling thermal history can be divided into five stages:176～152 Ma before present with the cooling rate of-21.4℃ per million years，152～85 Ma before present with the cooling rate-0.1℃ per million years， 85～32 Ma before present with the cooling rate 1.4℃ per million years， 32～10 Ma before present with the cooling rate 1.6℃ per million years， and 10 Ma to present with the cooling rate 5.0℃ per million years.Five stages are corresponded respectively to the rapid subsidence and heating of sediment，the stable tectonic andthermal evolution， rapid basin uplifting and cooling.The rapid subsidence of sediment （176～152 Ma）means that Hefei Basin is controlled by compression of Late Dabie Orogeny and subsided rapidly.The stage of stable sedimentary tectonic evolution（152～85 Ma）shows that Hefei Basin is mainly controlled by dome extension and magmatism of Dabie Orogeny.The cooling stage of （85～25 Ma） is controlled by the strike-slipping of Tanlu Fault and regional extension.The last stage （since 25 Ma） is characterized by compression，uplift and rapid erosion of Hefei Basin.

Hefei Basin； Yuantongshan Formation； apatite fission-track； multikinetic modeling；tectonic evolution

P598

A

1672-0636（2010）04-0202-08

10.3969/j.issn.1672-0636.2010.04.003

国家自然科学基金（批准号:40872138）

2010-09-10

王绪诚（1985—），男，辽宁大连人，硕士研究生，主要从事构造地质学与低温热年代学研究。E-mail:xcxc407@126.com