青藏高原东北缘中新生代构造演化：来自磷灰石和锆石裂变径迹的证据

张怀惠， 张志诚*， 李建锋， 唐建洲

1 造山带与地壳演化教育部重点实验室， 北京大学地球与空间科学学院， 北京 100871 2 中国地质科学院地质力学研究所， 北京 100081 3 自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室， 北京 100081

0 引言

青藏高原东北缘地区由于其特殊的地理位置和地质现象一直以来都是地质学家研究的热点地区(George et al.，2001；Jolivet et al.，2001；Sun et al.，2005；Zheng et al.，2010；Lease et al.，2012；葛伟鹏等，2013；Pan et al.，2013；Wang et al.，2016a，b，2019；He et al.，2017；黄兴富等，2018；Cheng et al.，2019；Lin et al.，2019；An et al.，2020；陶亚玲等，2020).尽管前人对青藏高原东北缘地区进行了大量的地质研究，但是对于其新生代的隆升时间和远程效应的传播机制目前仍存在争议(Wang et al.，2008；Zuza et al.，2016；An et al.2018，2020；Guo et al.，2019；Lin et al.，2019).Yin等(2002)认为远程碰撞效应是与印度与欧亚板块碰撞几乎同时产生的，即经过10±5 Ma迅速响应机制(Jolivet et al.，2001；Clark et al.，2010；He et al.，2020；Li et al.，2020)；但是另一部分学者认为在印度与欧亚板块碰撞之后晚渐新世—上新世产生逐渐响应机制(Tapponnier et al.，2001；George et al.，2001；Sun et al.，2005；Zheng et al.，2010；Lu et al.，2014；Wang et al.，2016a；Meng et al.，2020).同时也有学者探讨了青藏高原东北缘在印度与欧亚板块碰撞之前的中生代的隆升事件(Jolivet et al.，2001；李海兵等，2006；Pan et al.，2013；Lin et al.，2019；An et al.，2020).

印度板块和欧亚板块碰撞产生的远程效应使得中亚地区产生了一系列的陆内造山带，如：祁连山地区、天山地区.北祁连山位于青藏高原的东北缘，其现今地貌特征被认为是由于印度与欧亚板块碰撞的远程效应产生的，不可否认的是，北祁连山存在多期隆升事件：晚侏罗世—早白垩世、～75 Ma、60～50 Ma、40～30 Ma、15～10 Ma、～5 Ma(Pan et al.，2013；He et al.，2017；Zhang et al.，2017；Lin et al.，2019；An et al.，2020).但是每期的隆升时间和机制仍然存在争议.一部分学者认为青藏高原东北缘始新世期间的抬升冷却剥露与酒泉盆地西北地区有限的火烧沟组沉积相耦合(An et al.，2020)，这个时期的断裂活动在昆仑山地区和西秦岭等地也广泛发育(Zhuang et al.，2018)，是印度与欧亚板块碰撞快速响应的结果(Clark et al.，2010)，而中中新世时期酒泉盆地的物源发生变化，从北部的黑山—宽滩山转为南部的北祁连山，标志着此期变形事件在北祁连山更有意义，可能与后期青藏高原的地壳增厚有关(An et al.，2020)或者与阿尔金断裂由高原外的构造演化转为祁连山和昆仑山/海原断裂区的构造演化有关(Zhuang et al.，2018)，同时造成多期的变形事件与青藏高原东北缘地区所处的地块边界——长期继承性的岩石圈薄弱带——有关(An et al.，2020).而另一部分学者指出酒西盆地接受北祁连山的沉积供给始于晚渐新世—中中新世(Wang et al.，2016a)，在25～20 Ma期间南祁连山开始向柴达木盆地北缘输送沉积物质，而且在祁连山地区广泛存在～15 Ma的冷却降温事件(Meng et al.，2020)，直接造成该时期的冷却降温过程与祁连山地区广泛发育的逆冲断层的断裂活动有关，即祁连山南北缘在18～11 Ma和10～5 Ma发生了同步的南北向扩张(Pang et al.，2019)，这和印度与欧亚板块碰撞后产生的逐渐变形传播模型一致(Tapponnier et al.，2001；Meng et al.，2020).

针对上述科学问题，在前人研究的基础上，本次研究在北祁连山及北缘旱峡、石油河、白杨河、红山地区和酒泉盆地以北的黑山和金塔南山地区系统采集岩石样品，进行磷灰石和锆石裂变径迹分析以及侏罗系煤样的镜质体反射率分析，试图限定北祁连山以及酒泉盆地以北山体的隆升冷却时间和过程，进一步加深对青藏高原东北缘隆升剥露冷却过程的地质认识，探索青藏高原东北缘在印度与欧亚板块碰撞下的响应机制.

1 区域地质背景及样品采集

北祁连山位于青藏高原东北缘祁连山最北端，整体呈NWW-SEE走向，海拔在4500 m以上.北缘发育NWW-SEE走向、WSS倾向的推覆构造带，逆冲岩片以早古生代的变质沉积岩和火山岩为主，部分逆冲岩席中含前寒武纪基底和下古生界—侏罗系，新生代沉积零星分布在北祁连山山间，主要为渐新统白杨河组和全新统(陆洁民等，2004).阿尔金断裂带东端的主干断层及具有一定规模的左旋运动的北祁连山逆冲断层为本次研究区的主要构造，断裂带的变形以浅层次或表层变形为主，发育标志性的脆性断裂、断层角砾岩、断层泥或碎裂岩(张志诚等，2008)(图1).

酒泉盆地地处青藏高原东北缘河西走廊的最西端，呈NW-SE向展布，海拔在2000～2300 m，受阿尔金走滑断裂和北祁连山逆冲断层带的控制(Wang and Coward，1993).酒泉盆地的南部边界为北祁连山断裂带，北部以赤金峡山—宽滩山—黑山—金塔南山断裂带(即河西走廊北缘断裂带或者龙首山断裂(Wang and Coward，1993))为界线，西侧以阿尔金断裂为界线，以嘉峪关—文殊山断裂为界线划分为酒西盆地和酒东盆地(图1).酒西盆地由南向北，划分为山前褶皱带—中央坳陷带—北部单斜带三个带(玉门油田石油地质志编写组，1989).古生界和中生界共同组成酒西盆地基底，古生界在盆地周缘地区广泛发育，下古生界发育厚层碳酸盐岩、海相碎屑岩和火山碎屑岩建造，上古生界以碳酸盐岩、海陆交互相和陆相碎屑岩建造为主，中生界为一套陆相碎屑岩成煤成油建造(玉门油田石油地质志编写组，1989)，在旱峡沟口、高崖东和红柳峡等地发育早白垩世基性火山岩(王晓丰等，2008).酒西盆地缺失古新统，新生界由老到新分别为始新统火烧沟组(地层年龄为始新世40.2～33.4 Ma)(戴霜等，2005)，渐新统白杨河组(地层年龄为渐新世30.9～23.8 Ma)(方小敏等，2004)，中新—上新统疏勒河组(地层年龄为中新世—上新世23～<4.9 Ma)(方小敏等，2004)以及第四系早更新统玉门组(地层年龄为3.66～0.93 Ma)(方小敏等，2004)、中更新统酒泉组(地层年龄为0.84～0.14 Ma)(方小敏等，2004)和晚更新统—全新统戈壁砾石组(地层年龄为0.14～0 Ma)(方小敏等，2004).酒西盆地新生界最下部的火烧沟组仅分布于盆地北部，向南沉积厚度减薄并尖灭，与下伏白垩系新民堡群呈角度不整合或平行不整合接触，自下而上分为马城段、乔家段和红柳峡段，主要含山麓冲积—河流相沉积的棕褐色含砾砂岩，夹砂质泥岩，砾石主要以片麻岩、石英片岩、片岩和石英为主，浑圆状，分选极差；白杨河组在全酒西盆地广泛分布，南厚北薄，与下伏火烧沟组呈不整合接触，为一套河湖相沉积，其岩性组合为桔红、棕红色粒状砂岩和棕红色泥岩互层，其顶底部均含石膏或石膏结核；疏勒河组在全盆地均有分布，中部薄，东、西部厚，为一套比白杨河组更粗的河湖相沉积，与下伏白杨河组多呈平行不整合关系，根据岩性组合自下而上分为弓形山段、胳塘沟段和牛胳套段，下部弓形山段底部为灰白色粒状砂岩，灰白色厚层砂岩、泥岩夹泥灰岩，中部胳塘沟段具黄灰色砾岩—砂岩—棕红色砂质泥岩互层的特征，上部牛胳套段以灰色厚层块状砾岩夹薄层灰色砂岩和黄色砂质泥岩为主；玉门砾岩组和酒泉砾岩组以砂砾岩夹透镜状砂岩为主，各组与下覆地层呈不整合接触(玉门油田石油地质志编写组，1989).

本次研究在酒泉盆地边界断裂(北祁连山断裂带)以南北祁连山基岩、酒泉盆地南部基岩露头和部分新生代地层及酒泉盆地以北的黑山和金塔南山天泉寺地区的基岩露头共采集27件样品，进行磷灰石和锆石裂变径迹分析.样品地质时代介于元古代—第四纪，时间跨度大，岩性大部分为砂岩和花岗岩，少量变质岩，具体样品信息见表1.对部分侏罗系砂岩样品的对应煤层(线)进行采样，共采集5件镜质体反射率(Ro)样品.详细样品位置信息见图1.

表1 研究区裂变径迹分析样品表Table 1 Summary of apatite and zircon fission-track analysis samples

2 分析方法

裂变径迹定年方法起源于20世纪60年代，现今被广泛应用于地质体热史和构造史的研究(张志诚和王雪松，2004).其基本原理是利用矿物中的238U自发裂变使得在晶格内部产生物理损伤(即径迹)，同时径迹随温度的升高而发生退火作用(Gallagher，2003)，在地质应用中，主要通过分析磷灰石和锆石的裂变径迹年龄、长度，配合热史模拟软件来反演岩石所经历的热历史(Ketcham et al.，2009).

将野外采集的岩样通过标准重液和磁选技术筛选出磷灰石和锆石单矿物，将筛选得到的两种矿物分别用环氧树脂固定在光玻片上，进行研磨、抛光.磷灰石在恒温25 ℃下6.6% HNO3中蚀刻30 s，锆石在220 ℃下8g NaOH+11.5g KOH溶液中蚀刻33 h，以揭示矿物的自发裂变径迹.本次实验使用外部探测器方法来确定磷灰石裂变径迹年龄(Hurford and Gleadow，1977).将制成的光玻片、紧贴在其上的低铀白云母及CNS标准铀玻璃送至反应堆中照射.照射后放置一段时间，分离白云母和矿物光玻片，将白云母片在25 ℃、40%的HF中蚀刻35 mins，以揭露云母中的诱发裂变径迹.中子注量利用CNS铀玻璃标定(Bellemans et al.，1995).年龄计算使用zeta(ζ)标定方法(Hurford and Gleadow，1977)，ζ值通过磷灰石裂变径迹标样杜兰戈州(McDowell et al.，2005)和鱼峡谷凝灰岩(Naeser and Cebula，1982)分析获得，测试人的ζ值为357.8±6.9.分析裂变径迹长度时，每个样品测量出100条(假设封闭径迹数目足够)水平封闭径迹(Gleadow et al.，1986).年龄值的计算根据IUGS推荐的ζ常数法和标准裂变径迹年龄方程(Hurford and Gleadow，1977; Hurford and Green，1982).进行地质解释时，考虑年龄及平均径迹长度的统计误差为±2σ，测试流程与张志诚等(2008)相同.

镜质体反射率(Ro)分析方法是目前恢复沉积盆地古地温及其热演化常用的技术手段.镜质体反射率由于是其达到最高温度的函数和其不可逆性，是确定样品经历的最高古地温的有效方法，镜质体反射率越大反映有机质经历的成岩或者热变质作用越深.镜质体反射率的测量按照《沉积岩中镜质体反射率测定方法》的执行标准，通过中国地质大学(北京)材料物理实验室lEITMPV-3仪器操作完成，详细测试条件和操作流程参考肖贤明等(1991).古地温的换算依据Barker和Pawlewicz(1986)提出的方程.

3 测试结果

3.1 磷灰石测试结果

本次采集的23件磷灰石样品进行年龄测试分析，3件样品的单颗粒测试数目小于等于6，其裂变径迹年龄仅作为参考.除样品QTS-07-02、YY-01-01和KJ-1-5未取得封闭径迹长度数据外，其他样品的径迹长度的测试数目均大于30条，其中大部分样品的径迹长度测试数目超过100条(表2).12件测试样品P(2)<5%，年龄直方图呈现多峰态势，单颗粒年龄辐射图中年龄离散分布，这些没有通过2检验样品的单颗粒年龄并不属于同一年龄组分，因此采用样品的中值年龄；另外11件样品P(2)>5%，通过2检验，因此采用样品的池年龄.测试结果表明，研究区样品的裂变径迹年龄分布在4.2±0.8 Ma～82.0±4.1 Ma，除1件第四系砂岩样品(QC-01-01)和2件新近系花岗岩砾石样品(SYH-01-01和SYH-01-02)裂变径迹年龄大于样品沉积年龄外，其他碎屑岩样品的径迹年龄均小于其沉积年龄，说明大部分碎屑岩样品经历了埋藏引起的热退火作用，记录了样品所在地区附近山体的隆升剥露冷却历史.径迹长度集中在9.6±0.5 μm～13.6±0.2 μm，均小于样品的初始径迹长度(16±1 μm，Gleadow et al.，1986)，也表明受到了退火温度的影响.样品的单颗粒年龄辐射图和长度分布直方图见图2和图3.

北祁连山逆冲断层以南的基岩区，共采集7件样品.样品裂变径迹年龄介于4.2±0.8 Ma～24.3±2.9 Ma，长度分布于9.6～12.7 μm，揭示了北祁连山逆冲断层以南的基岩区中新世以来的快速隆升剥露冷却历史.旱峡地区两件志留系砂岩样品，裂变径迹年龄分别为4.2±0.8 Ma和14.4±1.4 Ma，径迹长度为12.7±0.4 μm(33)和9.6±0.5 μm(30)；旱峡东的窟窿山地区，一件侏罗系砂岩样品裂变径迹年龄为13.7±1.8 Ma，未获得径迹长度数据，一件花岗岩样品裂变径迹年龄为15.6±1.4 Ma，径迹长度为10.7±0.2 μm；白杨河上游地区，获得了一件元古界片岩样品的裂变径迹年龄24.3±2.9 Ma，径迹长度11.2±0.3 μm；红山地区两件花岗岩样品的裂变径迹年龄为25.2±1.4 Ma和18.2±1.3 Ma，径迹长度为9.7±0.2 μm和9.8±0.2 μm.总体而言，靠近北祁连山逆冲断层一侧的样品裂变径迹年龄集中在14～18 Ma，径迹长度明显小于其他样品径迹长度，其径迹长度分布在10 μm左右，反映出北祁连山逆冲断层中新世以来的断裂活动时间.

表2 研究区磷灰石裂变径迹分析数据表Table 2 Apatite fission track data of the study area

图2 研究区南部和北部地区样品单颗粒年龄放射图和裂变径迹长度分布图Fig.2 Radial plots and track length histograms

图3 研究区中部地区样品单颗粒年龄放射图和裂变径迹长度分布图Fig.3 Radial plots and track length histograms

图4 磷灰石裂变径迹年龄规律图(a) 裂变径迹年龄VS样品所处高程; (b) 裂变径迹年龄VS样品距断层的距离.Fig.4 Age pattern of apatite fission-track(a) AFT age VS the elevation; (b) AFT age VS the distance of the sample from the fault.

北祁连山逆冲断层以北、酒西盆地南部的晚古生代—新生代地层和早古生代花岗岩共完成9件样品的裂变径迹分析.高崖西侧地区中侏罗世砂岩(CM-03-03)裂变径迹年龄为25.9±1.6 Ma，下白垩世砂岩(CM-09-02)裂变径迹年龄为69.1±4.0 Ma，两件样品径迹长度分别为12.0±0.2 μm和12.4±0.2 μm；青头山两件晚古生代砂岩样品(QTS-07-01和QTS-07-02)裂变径迹年龄分别为33.1±2.9 Ma和16.8±4.8 Ma，远小于地层的沉积年龄，揭示所在地层的隆升剥露冷却历史，其中二叠纪砂岩样品没有获得径迹长度数据，上石炭世砂岩样品的径迹长度为12.2±0.2 μm.需要说明的是，QTS-07-02样品测试磷灰石只有3粒，其年龄仅有参考意义.青草湾地区1件第四系玉门组砂岩(QC-01-01)裂变径迹年龄为20.3±4.1 Ma，远大于地层年龄，反映出砂岩源区的隆升剥露冷却历史，其径迹长度为9.6±0.5 μm；石油河地区2件新近系疏勒河组牛胳套段花岗岩砾石(SYH-01-01和SYH-01-02)裂变径迹年龄分别为38.2±2.1 Ma和21.7±1.8 Ma，下部层位砾石的裂变径迹大于上部层位砾石的年龄，也远大于地层年龄，因此揭示的是花岗岩砾石源区的隆升剥露冷却历史，径迹长度分别为12.5±0.2 μm和11.6±0.2 μm.三件碎屑磷灰石裂变径迹年龄表明地层由老到新裂变年龄由大变小，反映了源区不断的隆升剥露过程.

酒西盆地以北的黑山地区2件花岗岩样品(HS-01-01和HS-01-02)裂变径迹年龄分别为82.0±4.1 Ma和37.3±1.8 Ma，径迹长度分别为13.4±0.2 μm和13.6±0.2 μm；酒东盆地以北的金塔南山天泉寺地区共5件样品，2件侏罗系砂岩(TQS-02-02和TQS-02-15)的裂变径迹年龄分别为51.4±2.9 Ma和61.0±3.6 Ma，径迹长度分别为13.5±0.2 μm和12.9±0.2 μm；2件元古界花岗岩(YY-01-03)和砂岩(YY-01-05)裂变径迹年龄分别为42.2±2.1 Ma和42.4±2.5 Ma，两者误差范围内一致，径迹长度分别为12.8±0.2 μm和13.6±0.2 μm；另外一件元古界片麻岩的裂变径迹年龄约为22 Ma，未获得裂变径迹长度数据.由于测试磷灰石仅为4粒，年龄仅具有参考意义.

对获得可靠年龄的18件基岩样品进行磷灰石裂变径迹(AFT)年龄和样品高程投图、AFT年龄和距北祁连山逆冲断层距离投图，投图结果见图4.结果显示酒西盆地以南的样品磷灰石裂变径迹年龄与样品高程之间关系并不明显，北祁连山逆冲断层以北、酒泉盆地南部样品磷灰石裂变径迹年龄与高程之间呈弱的负相关，酒泉盆地以北的样品年龄与高程呈弱正相关，表现为正常的磷灰石裂变径迹年龄—高程关系，随着海拔的增加，年龄增大(图4a).同时北祁连山逆冲断层以北、酒西盆地南部的样品磷灰石裂变径迹年龄值要高于断层以南的样品磷灰石裂变径迹年龄值(图4b).

综合样品的采集位置信息，我们分析得到，北祁连山逆冲断层以南的磷灰石样品裂变径迹年龄较小，介于4.2～25.2 Ma，裂变径迹长度较短，其中3件样品小于10 μm，而且其标准偏差较高，介于2.2～2.8，长度分布形式属于混合型(Gleadow et al.，1986)，反映出北祁连山逆冲断层中新世以来的断裂活动时间和在磷灰石部分退火带停留时间较长(Gleadow et al.，1986)；酒泉盆地南部基岩样品的裂变径迹年龄明显大于北祁连山断层以南样品的裂变径迹年龄，介于25.8～69.1 Ma，径迹长度介于11.7～12.5 μm，呈非对称的单峰态分布，标准偏差为1.6～2.0，属于未扰动基岩型(Gleadow et al.，1986)；酒泉盆地以北的黑山和天泉寺地区的样品的裂变径迹年龄明显大于其他地区，介于37.3～82.0 Ma，径迹长度介于12.8～13.6 μm，也呈非对称的单峰态分布，标准偏差为1.5～2.0，也应属于未扰动基岩型(Gleadow et al.，1986)，反映出盆地两侧山体隆升的差异.总之，研究区基岩样品的裂变径迹年龄具有自南向北逐渐增加的趋势.

3.2 锆石测试结果

21件锆石的裂变径迹中值年龄分布在106～480 Ma，大多数样品的锆石裂变径迹年龄分布在106～195 Ma(表3).样品的单颗粒年龄辐射图见图5.

北祁连山逆冲断层以南的基岩区，除一件志留纪砂岩(HX-04-01)的锆石裂变径迹年龄在早奥陶世(480.5±69.9 Ma)外，其他四件锆石样品裂变径迹年龄分布在晚侏罗世—早白垩世(106.3±19.0 Ma～160.9±16.4 Ma)，揭示了北祁连山逆冲断层以南的基岩区晚侏罗世—早白垩世的快速隆升剥露冷却历史.基岩区以南的锆石裂变径迹年龄西侧年龄明显大于东侧，反映出中生代东侧地区的隆升要晚于西侧的隆升.

北祁连山逆冲断层以北，酒西盆地南部，8件样品进行了锆石裂变径迹定年测试.高崖西地区两件侏罗系砂岩样品锆石裂变径迹年龄分别为153.0±21.6 Ma和106.5±11.6 Ma，在晚侏罗世—早白垩世范围内，小于样品的地层沉积年龄，反映了埋藏热退火作用过程；一件早白垩世的砂岩裂变径迹年龄为176.4±19.1 Ma，大于样品的沉积年龄，揭示源区的隆升剥露冷却过程.白杨河两件样品裂变径迹年龄属于早白垩世，QTS-07-01和QTS-07-02年龄分别是123.4±12.8 Ma和118.5±12.5 Ma，在误差范围内一致.锆石裂变径迹的年龄集中在晚侏罗世—早白垩世，反映了该阶段的隆升剥露冷却事件.青草湾地区1件第四系玉门组砂岩(QC-01-01)裂变径迹年龄为148.9±20.3 Ma，远大于地层所在的沉积年龄，反映的是砂岩源区的隆升剥露冷却历史；石油河地区2件新近系疏勒河组牛胳套段砾岩中花岗岩砾石(SYH-01-01和SYH-01-02)，裂变径迹年龄分别为254.9±27.6 Ma和149.5±15.8 Ma，下部层位砾石的裂变径迹年龄大于上部层位砾石的年龄，也远大于地层所在的沉积年龄，因此揭示的是花岗岩砾石的源区隆升剥露冷却历史.与磷灰石裂变径迹年龄特征类似，地层由老到新锆石裂变径迹年龄由大变小，反映了源区不断的隆升剥露过程.

酒西盆地以北黑山的2件花岗岩样品(HS-01-01和HS-01-02)锆石裂变径迹年龄分别为412.1±46.5 Ma和311.8±24.2 Ma，年龄值高于研究区的其他样品值；酒东盆地以北的天泉寺地区3件侏罗纪砂岩自下向上锆石裂变径迹年龄依次为272.8±40.0 Ma、223.4±23.0 Ma、160.9±12.3 Ma，大于或者接近地层的沉积年龄，反映的是源区的隆升剥露冷却事件.3件前寒武系样品的裂变径迹年龄为150.9±15.7 Ma、177.1±18.2 Ma、195.2±38.9 Ma，记录了侏罗纪时期的隆升剥露冷却过程.

表3 研究区锆石裂变径迹分析数据表Table 3 Zircon fission-track data of the study area

综合样品的采集位置信息，本次研究分析得到，酒泉盆地以北的黑山地区锆石裂变径迹年龄明显老于其他地区，反映该区在古生代发生过隆升剥露冷却事件；金塔南山天泉寺地区侏罗纪砂岩碎屑锆石和石油河疏勒河组牛胳套段砾岩下部的花岗岩砾石裂变径迹年龄记录了源区早中三叠世的冷却事件；其他地区的锆石裂变径年龄普遍属于晚侏罗世—早白垩世.

3.3 镜质体反射率测试结果

旱峡和高崖西侧地区的侏罗纪煤样镜质体反射率分布在0.77%～2.79%，相应的最大古地温值在103～295 ℃范围内(表4).高崖地区相邻位置的两件煤样的镜质体反射率的平均值在误差范围内一致(0.77%～0.79%)，反映出本次实验的可靠性.旱峡地区的侏罗纪山间盆地经历的热演化程度要明显高于高崖西侧地区的热演化程度，其镜质体反射率的平均值可达1.84%～2.79%，其最大古地温达到225～295 ℃.

4 讨论

4.1 热史模拟

将实验得出的磷灰石裂变径迹长度和年龄资料，结合其经历的最大古地温、锆石裂变径迹年龄等，通过热史模拟软件Hefty分析得出样品所经历的热历史.热史模拟过程中采用Ketcham等(2007，2009)的单组分退火模型和Monte Carlo法，其中Dpar初始值为1.5，径迹初始长度为16.3 μm，模拟次数为10000次.热模拟的一般要求径迹长度测量数大于50条，若长度测量数大于100条则热模拟的可信度更高(Ketcham，2005；朱文斌等，2007).在模拟过程中，充分考虑了沉积年龄、不整合面、生长地层等因素，并进行了径迹长度模拟值和实测值的吻合程度的“K-S检验”和径迹年龄模拟值和实测值的吻合程度的“年龄GOF”检验.若“K-S检验”和“年龄GOF”检验都大于5%，表明模拟结果可以接受，当大于50%时，表明模拟结果较好(Ketcham，2005；朱文斌等，2007).

表4 镜质体反射率(Ro)分析数据Table 4 Vitrinite reflectance (Ro) data measured in the present study

图5 锆石单颗粒年龄放射图Fig.5 Radial plots of a single grain of zircon

从表2可知，磷灰石样品KJ-1-5、QTS-07-02和YY-01-01的径迹长度测试数为0，无法进行热史模拟；理论上，样品KLS-4-10、SYH-01-01、SYH-01-02、QTS-07-01、CM-03-03、CM-09-02、HS-01-01、HS-01-02、YY-01-03、TQS-02-02、HS-4-1*、HS-4-2*、HS-4-4*、HS-4-6*的径迹长度测试数均大于100，最适合做热史模拟；样品QTS-01-01、YY-01-05、TQS-02-15的径迹长度测试数大于50，可以做热史模拟；样品HX-04-01、HX-04-02、QC-01-01的径迹长度测量数小于50，其热史模拟结果仅供参考.热史模拟结果如图6所示，本次热史模拟共得到11件样品的热史模拟曲线，大部分热史模拟结果并不理想，可能与样品未通过2检验有关，也可能是热历史比较复杂的原因.其中北祁连山逆冲断层以南基岩区4件样品(HX-04-01、HX-04-02、KLS-4-10、QTS-01-01)模拟出热历史，且“K-S检验”和“年龄GOF”检验都大于50%，模拟结果较好；北祁连山逆冲断层以北，酒泉盆地南部地区获得6件样品(QTS-07-01、SYH-01-01、SYH-01-02、CM-03-03、HS-4-1*和HS-4-2*)的热历史曲线；酒泉盆地以北地区获得一件天泉寺地区样品(TQS-02-15)的热史模拟曲线，其年龄和长度GOF值大于5%，模拟结果可以接受.

北祁连山逆冲断层以南的样品模拟出两种类型的热历史曲线(图6).第一种类型的热史模拟曲线(HX-04-01、HX-04-02)显示在55～30 Ma样品从～120 ℃冷却至～60 ℃，冷却降温速率大约为2.4 ℃/Ma，之后处于平稳阶段，晚中新世以来(～10 Ma)发生迅速冷却过程，冷却至现今地表温度，冷却降温速率大约为3～4 ℃/Ma，晚中新世的冷却降温速率要明显大于始新世期间的冷却降温速率.第二类样品(KLS-4-10和QTS-01-01)的热史模拟曲线除模拟出始新世期间和晚中新世以来的两次快速隆升冷却事件，还显示出早白垩世期间(140～100 Ma)的快速隆升剥露冷却事件.

北祁连山逆冲断层以北，酒泉盆地南部样品CM-03-03、QTS-07-01和HS-4-1*热史模拟曲线揭示了始新世期间(55～30 Ma)的冷却降温过程，降至60 ℃，之后在部分退火带停留至～10 Ma，最近一次的迅速降温过程发生在10～8 Ma.而样品SYH-01-01、SYH-01-02、HS-4-2*显示在早白垩世早期(～140 Ma)发生过一次冷却事件，之后处于稳定状态，在始新世期间(55～30 Ma)发生第二次冷却降温事件，晚中新世(～10 Ma)发生第三次快速冷却降温事件.断层以北样品始新世期间的冷却降温速率与断层以南样品冷却速率几乎一致，但是晚中新世的冷却降温速率要略小于断层以南的样品冷却速率.

酒泉盆地以北的天泉寺地区模拟出的一件砂岩样品(TQS-02-15)揭示了自晚中生代—晚始新世(80～35 Ma)的持续冷却事件，本次隆升剥露事件直接将样品冷却抬升至地表.

综上所述，酒泉盆地南部样品的热史模拟曲线揭示了中新生代三期主要的冷却降温事件：早白垩世期间(140～100 Ma)、始新世期间(55～30 Ma)、中新世(10～8 Ma)以来.其中早白垩世期间的冷却降温事件只是零星地展布在部分样品中，始新世期间的冷却降温速率低于晚中新世以来的降温速率，分别为2.4 ℃/Ma和3～4 ℃/Ma.假设酒泉盆地新生代以来的古地温梯度约30 ℃/km，冷却降温事件是由于地层的抬升剥露导致的，则始新世期间的隆升速率约为0.08 mm·a-1，隆升量约为2 km；晚中新世以来的隆升速率约为0.1～0.133 mm·a-1，隆升量约为1～1.33 km.酒泉盆地以北的样品热史模拟曲线只显示了晚中生代—晚始新世(80～35 Ma)的持续冷却事件.

图6 研究区部分磷灰石样品的模拟t-T曲线图(采用Ketcham et al.，2007退火模型)Acceptable fit.可接受的模拟结果；Good fit.符合良好的模拟结果；Path modeled.符合较好的t-T曲线；裂变径迹长度图中的曲线是与模拟结果相符的理想裂变径迹长度分布曲线.Fig.6 Genetic algorithm modeling for 11 apatite samples with sufficient track length data (after Ketcham et al.，2007)

4.2 青藏高原东北缘冷却降温事件的构造意义

青藏高原东北缘地区样品实验结果及模拟结果显示出研究区中新生代的隆升具有明显的时空差异性.在时间上磷灰石裂变径迹年龄主要集中在晚中生代至上新世，反映出晚中生代—上新世以来快速隆升事件，且新生代的隆升事件更明显；锆石裂变径迹的年龄主要集中在侏罗纪—早白垩世，少数样品年龄出现在晚古生代，侏罗纪—早白垩世的锆石裂变径迹年龄表明锆石从其部分退火带到达地表所需时间跨度.在空间上表现为酒泉盆地南侧的北祁连山逆冲断层两侧的基岩样品的磷灰石裂变径迹年龄有一定的差异，南侧主要集中在中新世，北侧则为始新世—渐新世，都明显小于酒泉盆地北侧山体的磷灰石裂变径迹年龄(古新世—始新世).酒泉盆地南侧北祁连山的大多数锆石裂变径迹年龄集中在晚侏罗世—早白垩世，北侧的黑山和天泉寺山体的锆石裂变径迹年龄集中在晚古生代—早中生代，表明酒泉盆地北侧山体的隆升时间早于南侧的祁连山地区.通过与前人的年龄数据对比(图7)，青藏高原东北缘地区的基岩或碎屑磷灰石裂变径迹年龄主要分布在早白垩世以来，大部分样品热年代学年龄分布在新生代.对于热史模拟出的冷却事件，其中始新世期间的冷却剥露事件主要集中在祁连山南北两侧和中间部分区域，但是晚中新世以来的冷却剥露事件广泛分布在祁连山地区.

北祁连山部分样品磷灰石裂变径迹模拟结果记录了早白垩世期间(140～100 Ma)以来的隆升事件，同时该地区的锆石裂变径迹年龄也记录了晚侏罗世—早白垩世(160～100 Ma)以来的隆升冷却事件.George等(2001)在酒西盆地的研究表明盆地在白垩纪中期达到最大古地温，之后～115～90 Ma发生冷却事件.赤金峡山岩体的锆石裂变径迹年龄和磷灰石热史模拟结果表明，140～100 Ma左右酒西盆地北缘地区可能经历了一次快速冷却事件(张志诚等，2008).托来山地区基岩和碎屑磷灰石样品的裂变径迹分析结果记录了局部晚侏罗世—早白垩世的冷却事件，表明存在一个区域性剥露阶段(Li et al.，2020).综合前人的研究结果表明这一冷却事件不仅仅局限于北祁连山，在阿尔金山、南祁连山、酒西盆地北缘地区、天山地区、西秦岭乃至整个中国西部地区也经历了近乎同期的快速冷却事件(Jolivet et al.，2001；Pan et al.，2013；Yin et al.，2018；An et al.，2020).造成白垩世的快速隆升剥露冷却可能与区域性的构造事件有关，即拉萨地块的北向拼贴碰撞.发生在印度与欧亚板块碰撞之前的早白垩世期间的构造事件是产生新生代构造事件的诱因，使青藏高原东北缘长期处于继承性的岩石圈薄弱带(An et al.，2020).

图7 青藏高原东北缘热年代学数据总结图ATF：阿尔金断裂，其中粉红色区域代表始新世期间的大致隆升范围，蓝色区域代表晚中新世大致隆升范围，数据来源1 Li et al.，2020；2 An et al.，2020；3 张志诚等，2008；4 本次研究；5 Zhang et al.，2017；6 He et al.，2017；7 Li et al.，2017；8 Jian et al.，2018；9 Du et al.，2018；10 Jolivet et al.，2001；11 Guo et al.，2009；12 Meng et al.，2020；13 Zhuang et al.，2018；14 Zheng et al.，2010；15 Pang et al.，2019.Fig.7 The summary of thermal chronology data in the northeast margin of the Tibetan Plateau

磷灰石样品热史模拟曲线普遍显示出始新世期间(55～30 Ma)的冷却降温过程(图6)，隆升速率约为0.08 mm·a-1，隆升量约为2 km.靠近阿尔金主断裂一侧的高崖西侧地区的磷灰石裂变径迹年龄也分布在古新世—始新世，这与孙岳等(2014)在阿尔金主断裂的中部地区得出的65～28 Ma的隆升剥露冷却历史结果相匹配，但是在时间上略晚于阿尔金主断裂中部的活动时间，表明阿尔金主断裂的活动具有延迟效应.研究区以南的疏勒南山、托来南山和托来山地区基岩的磷灰石裂变径迹分析结果表明，始新世—渐新世时期，沿断裂带发生了一期与逆冲作用相关的冷却过程(Li et al.，2020).祁连山西北地区的肃北盆地新生代沉积地层碎屑磷灰石裂变径迹分析表明祁连山地体在约60～45 Ma经历了一次显著的构造剥露事件(Li et al.，2017；Li et al.，2020).该期的快速冷却降温过程在酒西盆地北侧的黑山地区也有体现(An et al.，2018，2020).研究区始新世的快速隆升剥露冷却事件与初始印度与欧亚板块碰撞几乎同时进行，即青藏高原东北缘是两者碰撞的快速响应地区(Yin et al.，2002).先存的高地形和薄弱区是产生始新世期间断裂活动的主要原因(Clark et al.，2010；Zhuang et al.，2018).但是始新世期间的隆升事件具有一定的局限性，抬升冷却事件集中分布在祁连山的南北两侧，中间仅一部分脆弱带记录了这个时期的隆升历史(图7)(Yin et al.，2002；Zhuang et al.，2018).但是对于应力是如何从印度与欧亚板块碰撞的板块边界传递至青藏高原东北缘地区仍有待于进一步探讨.An等(2020)认为应力沿阿尔金断裂传递至黑山地区，由于刚性阿拉善块体的阻挡作用，使应力在酒泉盆地北缘的赤金峡山—黑山地区产生响应.

酒泉盆地以南样品的热史模拟曲线普遍显示出～10 Ma以来的冷却降温事件(图6)，隆升速率约为0.1～0.133 mm·a-1，隆升量约为1～1.33 km.酒西盆地南部样品的晚中新世的隆升剥露冷却过程和酒西盆地疏勒河组的沉积过程相耦合(Guo et al.，2009；Wang et al.，2016a；An et al.，2018).Wang等(2016a)通过分析玉门盆地(酒西盆地)的砂岩和北山—北祁连山河沙的碎屑锆石U-Pb年龄，得出24.2～16.7 Ma的沉积地层物源来自于北山，而～16 Ma沉积物源快速转变至北祁连山，实验结果表明早期(～24 Ma)黑山发生快速变形，之后～16 Ma北祁连山发生快速隆升改变了玉门盆地的沉积物源.且靠近北祁连山逆冲断层的磷灰石裂变径迹年龄约为15 Ma，反映出中新世以来的北祁连山逆冲断层的活动时间.Zheng等(2017)通过祁连山中部托来山、北祁连山和酒西盆地南部新生代地层的裂变径迹综合分析，认为祁连山中部托来山的形成发生在17～14 Ma，北祁连山逆冲作用始于10～8 Ma.Li等(2020)通过对研究区以南的托来山、托来南山和疏勒南山地区基岩的磷灰石裂变径迹分析，获得了最年轻年龄组为25～11 Ma，认为托来山、北祁连逆冲带的复活和海原断裂西段的形成发生在16 Ma左右，并最终导致中新世加速冷却和地表剥蚀.通过对红山花岗岩体的磷灰石(U-Th)/He分析得出，北祁连山逆冲断层的活动时间约为10 Ma(Zheng et al.，2010).北祁连山逆冲断层东侧山间盆地地层研究、古水流、锆石U-Pb及古地磁分析表明断层周缘地区在约10～7 Ma发生构造活化(Craddock et al.，2011；Liu et al.，2011；Wang et al.，2011；Lease et al.，2012；Hu et al.，2019).柴达木盆地北缘的南祁连山断层的构造活动时间约18～11 Ma(Jian et al.，2018；Pang et al.，2019).因此，酒西盆地南侧样品晚中新世(～10 Ma)的隆升剥露冷却过程与北祁连山逆冲断层的构造活动有关，而且这一冷却事件在祁连山地区广泛存在(图7).磷灰石裂变径迹年龄与北祁连山逆冲断层关系规律也表明年龄的分布与断层具有相关性(图4).不可否认的是，祁连山在晚中新世存在南北向的花状逆冲构造活动，但是造成晚中新世逆冲断层活动的原因有待商榷.Zhuang等(2018)认为此期变形与阿尔金断裂的调节有关，指出太平洋—亚洲边界的封闭程度也是控制青藏高原东北缘新近纪扩张隆升的一个关键因素.Pang等(2019)则从岩石圈地幔的角度考虑，认为同步向外的花状构造的形成可能与青藏高原北部地幔的移动有关.

5 结论

(1) 研究区样品的磷灰石裂变径迹年龄分布在4.2±0.8～82.0±4.1 Ma，径迹长度集中在9.6±0.5～13.6±0.2 μm.锆石裂变径迹年龄主要介于106.3±19.0～480.5±69.9 Ma.旱峡地区和高崖地区的侏罗系煤样的镜质体反射率分布在0.77～2.79%，相应的最大古地温值在103～295 ℃的范围内.研究区基岩样品的磷灰石裂变径迹年龄具有自南向北逐渐增加的趋势.

(2)北祁连山中新生代主要存在三期冷却降温事件：早白垩世期间(140～100 Ma)、始新世期间(55～30 Ma)、晚中新世(10～8 Ma)以来.发生在印度与欧亚板块碰撞之前的早白垩世期间的构造事件是产生新生代一系列构造事件的诱因，使得青藏高原东北缘长期处于继承性的岩石圈薄弱带，可能与拉萨地块的北向拼贴碰撞有关.始新世期间青藏高原东北缘的剥露事件是印度与欧亚板块碰撞远程效应的快速响应结果，这一时期的隆升区域具有一定的局限性.中新世以来的隆升剥露冷却事件在青藏高原东北缘地区广泛发育，并造成了祁连山逆冲断层构造活动的响应，也可能与阿尔金断裂的应力调整有关.

致谢感谢审稿人提出的宝贵的建设性修改建议和意见.