低温热年代学在褶皱冲断带中的应用

2020-09-16赖红玉刘丽萍张永明张照录

山东理工大学学报（自然科学版） 2020年6期

赖红玉, 刘丽萍, 张永明, 张照录

(山东理工大学资源与环境工程学院，山东淄博 255049)

热年代学作为放射性同位素年代学的一种，其首次提出是在1981年Berger和York[1]的一篇论文中。随后，热年代学这一新兴学科引起了众多地质学者的关注，低温热年代学也因此出现。低温热年代学体系的封闭温度整体较低，大约在300～40 ℃之间，对一到数十公里的剥露隆升事件敏感，可以对地表浅层构造-热活动进行描述[2]。低温热年代学的应用已经在沉积盆地演化[2-4]、造山带剥露隆升[5-9]、古地形反演[10-15]和褶皱冲断带等方面取得了很多成果；然而，该方法在地质上的应用仍处于探索阶段。褶皱冲断带作为褶皱与断层共存的地质构造带，伴生多种地质构造现象，其地质构造复杂、演变形式多样、空间差异明显。目前，褶皱冲断带的构造几何学研究成果颇丰，但对运动学过程与变形时限的研究缺乏精确约束，仍处在探索与改进阶段[16-18]。利用低温热年代学研究褶皱冲断带的地壳加厚程度与活动时间时，虽有许多问题需要解决与克服，但仍具有广阔发展潜力与应用前景。本文将介绍低温热年代学常用体系及原理，以及四种计算平均隆升-剥露速率的方法，并总结归纳低温热年代学在褶皱冲断带中应用和解释方法，包括确定断层的性质、活动时间和剥露速率；与平衡剖面技术结合还原变形发展过程；进行二维或三维热-运动学模拟，定量化解释热年代学数据。

1 低温热年代学常用体系及原理

不同热年代学定年体系具不同封闭温度，其敏感温度范围如图1所示。根据封闭温度的差异，可将热年代学方法划分为三类：高温热年代学(900～500 ℃)，主要用于研究岩浆结晶和变质重结晶事件；中温热年代学(500～300 ℃)，研究固体矿产成矿期和韧性构造变形事件；低温热年代学(300～40 ℃)，主要用于研究成矿后矿体剥蚀与保存、沉积盆地热史演化和脆性变形域的断裂构造的活动特征[2,19]。目前广泛使用的低温热年代学温度计主要是锆石和磷灰石的裂变径迹和(U-Th)/He体系，对应的温度区间分别是：220±40 ℃(锆石裂变径迹)、85±25 ℃(磷灰石裂变径迹)、180±20 ℃(锆石(U-Th)/He)和60±15 ℃(磷灰石(U-Th)/He)[19-21]。假设地温梯度为25 ℃/km，这四种热年代学体系则能够反映深度数十公里内的构造-热事件。

图1 不同热年代学体系的敏感温度范围(据文献[2,14]修改)

1.1 裂变径迹定年原理

裂变径迹定年基于238U同位素自发裂变产生两个均带正电的裂变子体，受相互排斥的库仑力作用，两个子体向相反方向高速运动，在矿物晶体中留下的一条表示其运动轨迹的狭长损伤痕迹即为裂变径迹[21]，自发径迹随着时间逐渐积累。该方法主要是根据238U自发裂变反应产生的径迹数量来进行定年。

裂变径迹长度分布特征是热史重建的核心。在20世纪70年代早期，地质学者从钻孔样品中发现随着温度升高，裂变径迹的长度和密度会减小，这一发现开启了裂变径迹在地质学应用中的新领域，即低温热史重建。由于每一条径迹都记录了其形成之后的热历史，样品径迹长度的分布特征如径迹长度分布直方图、平均长度、标准偏差等蕴含着丰富的热史信息。研究结果显示，退火作用促使径迹长度分布变宽，平均长度变短，标准差变大。通过裂变径迹长度分析，Wagner[21-24]总结出四种基本冷却历史模型(图2)：快速冷却通过部分退火区间(PAZ)模型；缓慢冷却通过PAZ模型；阶段性冷却模型；不完全热改造模型。曲线1快速冷却模型，裂变径迹退火程度并不明显，其长度呈现窄而对称的分布特征，但较磷灰石中新鲜诱发径迹的平均长度(16.3 μm)短，其平均径迹长度为14.0～15.7 μm；曲线2缓慢冷却模型，有较多径迹发生部分退火，磷灰石裂变径迹长度分布略宽，具有负偏斜特点，平均径迹长度介于12.5～13.5 μm；曲线3阶段性冷却模型，样品经历不连续冷却;曲线4不完全热改造模型，样品经历短期热事件，但没有发生完全退火，产生热叠置，曲线3和曲线4裂变径迹长度均呈混合分布或双峰分布(可以分解出两个不同的组分)特征，且平均径迹长度通常小于13.5 μm；若样品通过完全退火带(即温度高于120 ℃)，则发生热重置，开始重新计时，且样品记录的年龄为该次热事件的年龄。裂变径迹分布直方图、平均长度、标准差等数据结合分析，使我们能对热年龄相同的不同样品的热历史进行区分和判定(图2)[24-25]。若径迹长度分布直方图与(c)图相似，则需要通过地质资料以及野外实际地质现象进行约束，最终判定热史演变过程。

1.快速冷却模型；2.缓慢冷却模型；3.阶段性冷却模型；4.不完全热改造模型。

1.2 (U-Th)/He测年原理

在(U-Th)/He同位素定年体系中母体同位素为235U、238U、232Th和147Sm，子体同位素为4He和Pb，通过测量样品中放射性子体同位素4He以及母体同位素238U、235U、232Th和147Sm的含量来获得矿物的(U-Th))/He年龄[26-28]。锆石和磷灰石U、Th放射性元素含量较高，能积累起显著数量的4He(α粒子)。

2 计算平均隆升-剥露速率的方法

计算平均隆升-剥露速率的方法有四种：年龄-封闭温度法、矿物对法、年龄高程法、冷却曲线模拟法[29-31]。具体内容如下：

1)年龄-封闭温度法

假设地表温度和地温梯度已知，封闭温度与地表温度的差值与地温梯度的比值即为剥露深度，剥露深度也可用剥露速率与年龄的乘积表示，以剥露深度为中介构建等式关系，即：剥露速率×年龄=(封闭温度-地表温度)/地温梯度。

2)矿物对法

同一岩石或矿物颗粒样品中不同的定年同位素体系具有不同封闭温度，用两种不同低温热时计对同一样品进行测定，通过不同矿物体系之间记录的年龄差异来计算剥露速率，即：剥露速率×(年龄a-年龄b)=(封闭温度a-封闭温度b)/地温梯度。

3)年龄高程法

利用采集于近似垂直剖面上不同样品的高程和年龄的差异计算剥蚀速率，即：(高程a-高程b)/(年龄a-年龄b)=剥露速率。对年龄与高程关系进行线性拟合，其分布近似线性规律，斜率即为该山体平均剥露速率。

4)冷却曲线模拟法

与高温热年代学体系相比，低温热年代学对温度变化极其敏感，正是利用该体系对温度的敏感性，根据裂变径迹部分退火区间的退火行为或者部分保留区间的He扩散动力学原理，进行热模拟，在t-T(时间-温度)关系图上得出模拟热史曲线，根据拟合程度高低，最终确定最佳冷却模拟曲线。利用最佳冷却曲线，假设地温梯度，求得剥露速率。

年龄-封闭温度法受地表温度与地温梯度变化的影响较大，计算出的剥露速率只是一个概值；矿物对法则排除了地表温度波动对定年结果的影响；年龄高程法不能刻画热量变化过程和剥露速率波动情况，求取的剥露速率为该高程范围内的均值；冷却曲线模拟法其模拟的热史过程具有多解性，应结合地质资料进行限定。因此，需根据实际研究目的选择恰当的计算方法或选取两至三种方法进行验证。

3 低温热年代学在褶皱冲断带中的应用

综合目前研究成果与现状，在褶皱冲断带研究领域，低温热年代学主要用于进行以下三类研究:(1)判定断层的性质、活动时间和剥露速率；(2)在此基础上，结合平衡剖面技术逐步恢复主要逆冲断层的变形发展过程，更加精确限定埋藏深度；(3)利用热与运动间的耦合关系，描述温度随构造运动的变化，模拟产生实测热年代学数据的构造过程，推断研究区域经历的剥露和埋藏过程(埋藏增温，剥露降温)，其主要方法是收集研究区的初始资料作为初始条件，以实测数据及已知地质情况作为终点，对中间过程进行二维或三维模拟，重建构造-热演化过程[32-39]。

3.1 确定断层的性质、活动时间和剥露速率

对发育在脆韧性域的褶皱冲断带，低温热年代学是定量确定逆冲相关隆升时间的有效手段，尤其是对于多期活动断层，热年代学在确定产生最大垂向位移的断层的性质和活动时间具有独特优势[10,32-34]。发生断裂作用时，上升盘向上抬升遭受剥蚀，岩石逐渐冷却，温度降到封闭温度以下开始计时，下降盘则被埋藏，以基岩为两盘岩石组成的正断层为例，造成上盘的(U-Th)/He或裂变径迹年龄要老于其下盘的同体系年龄。如果断层的上盘年龄较新，则说明该断层为逆断层(图3)。

(a)正断层，上盘接受沉积和压实作用，下盘遭受剥露；(b)逆断层，下盘接受沉积和压实，上盘遭受剥露。红色箭头和黑色箭头分别表示热流运动的方向以及岩石运动的方向。空心圆指向实心圆，表示地下岩石被不断剥蚀露出地表的过程。T1、T2、T3、T4表示等温线，T1

汶川-茂汶断裂新生代时期发生右旋逆冲的认识已经统一，但其断层性质仍存在争议。低温热年代学作为一种潜在的工具，可以限制汶川-茂汶断裂的性质[10,40-41]。Tian等[10]测定了龙门山南部汶川-茂汶断裂(图4(a))中WMF)两侧锆石(U-Th)/He(ZHe)年龄，发现断层上盘的年龄小于下盘，确定汶川-茂汶断裂是一条逆断层。在汶川-茂汶断层上盘，8个样品ZHe年龄分布在7～13Ma，在下盘5个样品中，除去两个异常年龄样品(高eU和高α剂量)，其余三个样品的ZHe年龄范围分布在13～33Ma。上盘年龄明显较下盘新(图4(a))，且AFT年龄分布特征与此相同，确定汶川-茂汶断层是中新世活动的逆冲断层。同时，收集年龄-高程数据，采用一维方法[10]计算剥露速率，并分别绘制在剖面上(图4(b))，WMF断层东侧(下盘)的剥露速率介于约0.3～0.5 km/Ma，而西侧上盘的剥露速率可达约1.0 km/Ma，随着距离断层位置的增加下降到约0.1 km/Ma，上盘的剥露速率总体明显高于下盘，这也说明了汶川-茂汶断裂是一条逆冲断层。

(a)年龄分布图。灰色条带为龙门山南部高程条带(高程最低值与最高值区间)，AFT年龄用紫色实心正方形表示，ZHe年龄用蓝色实心菱形表示，红色线条表示断层。(b)剥露速率分布图。黄色区域基本完全覆盖AFT、ZHe、ZFT剥露速率数据点，整体表示沿高程条带变化的剥露模式。

3.2 与平衡剖面技术结合恢复演化过程

平衡剖面技术作为一种模型解释工具，是将几何学法则应用于多种造山带或盆地构造恢复的方法，其最初目的是对构造剖面未知的变形结构进行合理而准确的解释与推断，对褶皱逆冲带的缩短量和缩短率等运动学参数进行合理计算[35-38]，由于剥蚀掉的地层厚度很难确定，剖面恢复后的长度有一定的不确定性，进到导致缩短量的计算有很大误差。低温热年代学恰恰可以提供断层活动时间与加厚程度或剥露程度的限制，两者相结合能够对一系列断层有序恢复，使恢复后平衡剖面长度更加准确。

Castelluccio等[37-38]利用低温热年代学与平衡剖面相结合的方法，研究了喀尔巴阡山西部褶皱冲断带前陆系统的构造演化过程。首先通过测得热年代数据，将温度转换为侵蚀厚度，确定该样品该位置的最小剥露厚度(图5(a))，以此为依据恢复剥蚀掉的那部分地层形态特征，然后利用HeFTy软件反演了样品t-T路径，据此对平衡剖面上的逆冲断层有序恢复，建立平衡剖面到目前剖面的演化过程。此外，该文章还采用FETKIN数值模拟软件对构造过程进行正演模拟，模型预测的热年代年龄与实际测定的年龄基本一致，年龄变化趋势也一致，从另一个角度印证了有序恢复的平衡剖面的合理性(图5(b))。

(a)限制最大剥露深度。假设地温梯度为18 ℃/km，将温度值转换为埋藏深度，利用热年代数据，推断出每个样本的最大埋藏深度；(2)阴影部分表示恢复的被剥蚀部分，其海拔高度受低温热时计限制。(b)FETKIN正演模型年龄与实测年龄对比。

3.3 热-运动学数值模拟

在运动学模拟的基础上增加热史模拟，将构造演化与热演化耦合起来是热年代学数据的定量化解释与应用。利用1D数值模拟软件能够构建年龄-高程变化曲线、时间-温度变化曲线等，但在空间上缺乏地温梯度随深度和时间变化的响应机制，不能定量体现构造对周围地质体产生的热影响[39,42-44]。2D-3D模拟软件的出现解决了这一系列问题。

Pecube是目前广泛应用的3D热-运动学模拟软件，由Braun开发，最初目的是为了准确预测由有限振幅、时变表面形貌引起的热扰动影响的数据集。技术核心是通过跟踪岩石的时间-温度历史，与各种年龄预测模型相结合，估计岩石微粒最终到达地表的热时计年龄。自2003年Pecube代码创建以来，它不断地被发展和改进，目前已经能够处理不同的构造地质和地貌问题。同时，该程序考虑了地壳中放射性元素的生热、断层活动或地体隆升/沉降、地貌形态对热状态的扰动等因素对地表温度场的影响[43]。

Pecube能同时进行正反演模拟，模拟结果的准确性需要通过1D垂直偏移情况和不规则分布的2D样本的不同封闭温度的同位素方法以及野外获得的地质观察结果进行制约。青藏高原东西向伸展开始于中新世中-后期，最大伸展量为约20 km，可分为两个活动阶段，即中新世中-晚期的拆离断层作用和上新世后期的高角度正断层作用。其主要构造特征为垂直碰撞带的东西向伸展(<18 Ma)，形成一系列横切青藏高原的南北向正断层系统(≤14 Ma)及其围陷的裂谷系和裂陷盆地[44-46]。Styronl等利用Pecube进行正演，将正演结果与(U-Th)/He数据对比，结合上述地质证据，确定断层起始时间、加速度和滑移率的允许范围，对青藏高原西部最初伸展时间进行准确估计[44]。

数值模拟流程是绘制地形-海拔剖面条带图，建立初步模型；结合地质背景资料，根据研究区已有热史资料，如地温梯度、热扩散系数、放射性热产量等数据，录入基本参数，建立热模型；速度场由断层几何形状、滑移率和运动学定义，对模型运行结束时出现在地表的岩石粒子的运动路径进行时间追踪，产生能用于预测热年龄的t-T路径；由于热时计的年龄与输入参数之间的关系是非线性的，为了准确估计参数分布的概率，有必要对参数组合中参数空间的个数进行迭代建模，经过多次参数迭代，选择最佳参数进行3D热-运动学数值模拟，应用流程如图6所示，输出P-T-t(压力-温度-时间)路径可用于预测各种热时计系统的岩石年龄[44，47]。最终Pecube的热运动学模型(约25 000次模拟)表明，青藏高原西部地区伸展始于中新世中期(16～12 Ma)，晚中新世(约8 Ma)开始加速。变形速率沿走向变化明显，水平扩展速率南部为约1 mm/a，北部为约2.5 mm/a，净伸长量分别为约10 km和约21 km。