六盘山地区新生代构造演化：来自锆石和磷灰石裂变径迹的证据

陈国明, 覃焕图, 黄兴富*, 郭晓玉, 高锐, 李旭成, 张逸鹏

1 桂林理工大学地球科学学院&广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 桂林 541004

2 中山大学地球科学与工程学院, 广州 510275

3 中国冶金地质总局广西地质勘查院, 南宁 530000

0 引言

现今的青藏高原形成于欧亚大陆与印度大陆于新生代以来的碰撞、拼合以及后续的持续汇聚挤压(Yin and Harrison, 2000; Ding et al., 2022),这一过程造就了南北跨越数千公里的具有巨厚地壳的青藏高原(He et al., 2023; 图1a).青藏高原何时以何种方式扩张到目前这一状态一直是地球科学家关注与研究的焦点,并提出诸多模型用以解释其形成过程(Powell, 1986; England and Housemann, 1986; Zhao and Morgan, 1987; Bird, 1991; Clark and Royden, 2000; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008; Wang et al., 2008).对上诉这些关于青藏高原扩张机制的分析,可以大致将其总结归纳为三种：(1)青藏高原自南向北逐步扩展(England and Housemann, 1986; Tapponnier et al., 2001);该机制认为自欧亚大陆与印度大陆新生代碰撞以来,青藏高原自南而北逐步隆升和向北扩展.据此推测,青藏高原东北缘地区新生代以来的隆升年代相对于高原南部是更年轻的;(2)青藏高原整体同步隆升(An et al., 2020);该观点认为整个青藏高原自新生代欧亚大陆与印度大陆碰撞以来,经历了整体隆升过程,即整个高原的隆升是近同时的.据此推测,青藏高原东北缘地区新生代的起始隆升年代与南缘陆陆碰撞的年代是近乎同时的;(3)青藏高原自中部向南、北缘分别扩张(Wang et al., 2008; Ding et al., 2022);该机制认为新生代以来青藏高原于中部最先隆升,随后自高原的中部分别向南、北方向扩展.据此推测,青藏高原东北缘地区新生代以来的隆升年代相对于高原中部是更年轻的.以上总结的三种扩张机制对高原东北缘新生代的隆升年代与高原中部和南部隆升年代的关系都做出了相应的预测.因此,获得青藏高原东北缘的隆升期次可为以上三种机制提供关键证据之一.

青藏高原东北缘西以阿尔金断裂为界,东以六盘山褶皱逆冲带为界,东西横跨约1300 km;南以柴北缘逆冲断裂系、青海南山和西秦岭北缘断裂为界,北以祁连山北缘逆冲断裂、海原断裂为界,南北宽约350 km(图1b).在此范围内,不同学者以直接或者间接的研究手段开展了大量关于其内部各山脉于新生代的隆升年龄研究,获得了大量研究结果.一些研究结果认为青藏高原东北缘内部的一些山脉在印度—亚洲板块碰撞后不久便经历了隆升,即经过～10 Ma,迅速响应(Clark et al., 2010; Clark, 2012; Duvall et al., 2011; Qi et al., 2016; Zhuang et al., 2018; An et al., 2020;Li et al., 2020; 张怀惠等, 2021);另有研究表明,该地区的隆升起始于～30 Ma(Wang et al., 2022);大量由逆冲断裂控制的新近纪盆地的出露和约20～10 Ma的低温热年代学结果表明,青藏高原东北缘许多现今山脉的格局奠基于中新世(Fang et al., 2005; Zheng et al., 2006, 2010, 2017; Lease et al., 2011, 2012; Craddock et al., 2011; Hough et al., 2011; Zhuang et al., 2011; Zhang et al., 2012; Duvall et al., 2013; Yuan et al., 2013; Li et al., 2019, 2020; 张怀惠等, 2021).综上所述,青藏高原东北缘的隆升历史依然存在争论,隆升起始年龄的结果从古新世到上新世不一.

图1 (a) 青藏高原及邻区地形地貌图; (b) 基于DEM(数字高程模型)的六盘山及邻区构造简图

图2 (a) 六盘山及邻区地质简图和样品分布 (据1∶25万地质图改编). F10：六盘山东麓断裂; (b) 六盘山褶皱逆冲带综合地层柱状图

六盘山褶皱逆冲带为青藏高原东北缘的边界构造带之一,是高原与稳定的鄂尔多斯地块的分界(图1a).因此,六盘山变形和隆升的时间对青藏高原东北缘是如何形成的以及青藏高原在一个大范围内是同步还是逐步向外扩展的提供了重要约束.然而,关于其新生代的变形和隆升的时代仍存不同见解.宋友桂等(2001)通过对六盘山地区红层和邻区红黏土剖面的古地磁测年及地貌地层学研究,认为该红层或红黏土形成于约8.1 Ma,指示六盘山于此时开始隆升,这一结果也得到了磷灰石裂变径迹结果(Zheng et al., 2006)和六盘山东麓寺口子盆地内新生代地层磁性年代学研究结果(Lin et al., 2010; Wang et al., 2011)的支持.此外,六盘山在约5.2 Ma时可能再次发生了小规模的隆升;之后在约3.8 Ma,发生了大规模的加速隆起(宋友桂等, 2001);但是,也有学者认为六盘山起始隆升发生于始新世末-渐新世(周特先等, 1985; 刘永前等, 2009).针对上述争议,本次研究在青藏高原东北缘的六盘山褶皱逆冲带以及周缘地区采集岩石样品,进行磷灰石和锆石裂变径迹测试分析和热史反演工作,用以限定六盘山以及周缘地区隆升剥蚀和冷却降温事件发生的时间,加深理解青藏高原东北缘地区新生代的隆升过程,为深入探索青藏高原新生代时期向北东方向扩张的机制提供更多的年代学依据.

1 地质构造背景

六盘山褶皱逆冲带呈NWN-SES走向的狭长带,南北延伸约180 km,东西宽约30 km,北端与左行走滑的海原断裂相连,南端延伸至陇县—宝鸡断裂带(图1b).该带是青藏高原东北缘(陇中盆地)与鄂尔多斯地块的分界(图1b),也是南北地震带的一部分.六盘山构造带主体由六盘山东麓断裂以及与之相关的反冲断裂和褶皱构成(图2a).

六盘山东麓断裂总体走向近南北,北端与海原断裂带斜接,在海子峡以北的地区走向为NWN,在硝口一带终止,断层倾向北西或西,断层倾角55°～65°(向宏发等,1998),向南与陇县—宝鸡断裂的张性走滑系统衔接并发生构造转换.由于青藏高原的隆升以及向东的挤出,该断裂新生代以来主要表现为逆冲断层作用,可见白垩系地层逆冲于古近系之上(图2a),第四纪以来该断层的活动性质并未发生大的变化,仍表现为强烈的逆冲性质.该断裂现为一活动断裂,为南北地震带的一部分,历史上发生过多次5级以上的地震(柴炽章等,2003;袁道阳等,2008).

六盘山褶皱逆冲带出露的地层有早古生代海相火山沉积建造,晚古生代石炭系-二叠系的海相、海陆交互相和陆相地层,晚三叠系、中侏罗系含煤系地层以及早白垩系和新生界河湖相地层,缺失晚白垩纪地层和古新世地层(图2).构造带内主体出露的地层为下白垩统六盘山群以及古近系、新近系.六盘山群为一套湖相-河流相碎屑沉积,地层出露的厚度达数公里,与下伏的元古界海原群、上覆的古近系清水营组呈不整合接触.根据岩性、沉积特征可以将六盘山群进一步划分5个组,由下而上分别为：三桥组(K1s),和尚铺组(K1h),李洼峡组(K1l),马东山组(K1m)以及乃家河组(K1n).六盘山群地层的上部以河、湖相沉积为主,岩性为砾岩、砂岩和泥岩;下部为湖相沉积,岩性以泥岩、砂岩、页岩、砾岩为主,夹少量灰岩、油页岩和石膏.底部为一套紫红色砾岩.戴霜等(2009)对该套地层进行了磁性地层年代学的研究获得了各组的沉积年龄分别为三桥组(K1s)：127～123.12 Ma,和尚铺组(K1h)：123.12～121 Ma,李洼峡组(K1l)：121～113.46 Ma,马东山组(K1m)：113.46～108.13 Ma,乃家河组(K1n)：108.13～100 Ma.古近系-新近系地层主要为一套橘红色、砖红色的河湖相沉积,进一步可以划分为四个组,即寺口子组(E2s)、清水营组(E2q)、彰恩堡组(N1z)或红柳沟组(N1h)、干河沟组(N2g).然而,对于这些地层的具体沉积年龄还存在不同的认识(Jiang et al., 2007; Lin et al., 2010; Wang et al., 2011).在这套新生代地层里面记录了一次发生在～10 Ma沉积速率突然加快、沉积相变化以及古流向转向的事件,这一时期被认为是六盘山发生了初始隆升(Lin et al., 2010; Wang et al., 2011).

上述地层之间存在两个明显的不整合界面.其中一个位于下白垩统泥岩和始新世粗砂岩之间,中间缺失上白垩统和古新统.不整合面上下地层产状近似,为一平行不整合界面(Shi et al., 2015),表明在沉积缺失所代表的时间段内没有明显的变形.另一个为角度不整合界面,介于上新世和第四纪地层之间(Zheng et al., 2006).然而,对于这两个不整合形成的确切时间并不清楚,以致于以两个不整合面为标志的变形事件的变形时限也不清楚.

六盘山褶皱逆冲带新生代以来的构造变形以褶皱和逆冲断裂为主要特征(图2a),通过平衡剖面计算六盘山褶皱逆冲带新生代以来地壳缩短了12.4～17.6 km(Zhang et al., 1991).六盘山地区古构造应力场反演结果揭示该区域自新生代以来经历了两期次的构造应力场,从早期的NE-SW向挤压转变为后期的近E-W向挤压(施炜等, 2006),指示了该区域于新生代至少经历了两次构造变形事件.然而,古构造应力场反演结果只能根据地层大致给出一个相对的变形时限,且由于该区对新生代地层的具体沉积年龄还存在不同认识,这也进一步导致无法准确确定构造事件的发生年代.

2 样品及分析方法

2.1 样品采集

本次研究在六盘山褶皱逆冲带内以及西侧的陇中盆地内和东侧的鄂尔多斯地块西南缘的沉积岩、基底变质岩以及中酸性岩体中采集了25件用于低温热年代学测试的基岩样品,针对这些样品,我们对其进行了磷灰石裂变径迹和锆石裂变径迹测试分析.岩石样品的地质时代范围跨度较大,介于元古界(Pt)-早白垩系(K1),样品的详细信息参见表1.

表1 裂变径迹分析样品统计表Table 1 Summary of samples for the apatite and zircon fission track analysis

2.2 裂变径迹分析方法

自然界矿物中的238U会自发裂变,裂变产生的小碎片会造成矿物晶格受损,即会在晶格内部会形成一条长而窄的物理“损伤痕迹”,这种损伤痕迹就被称为裂变径迹.这些产生的损伤痕迹是可逆的,能恢复的,与温度密切相关,随着温度的升高,径迹长度逐渐缩短或消失,这一过程被称为退火作用(Gallagher et al., 2003).矿物的退火作用受多种因素控制,其中温度和时间是影响退火作用的两个最主要因素,其中温度对径迹退火的影响最先被研究,并被成功地运用于热年代学的研究中(Ketcham et al., 1999).通过测试分析获得磷灰石和锆石的裂变径迹年龄和长度数据,再借助热史模拟软件将年龄和长度数据进行反演,最终得到的是地质体或地质单元经历的热演化历史(Ketcham et al., 2009),为断层活动时代的限定、成矿期次的划分和热液运移过程、山脉隆升-剥蚀速率格架的建立、以及地貌的演化提供了重要的参考(杨莉等,2022).

对野外采集的岩石样品,首先进行粉碎处理,再用标准重液和磁选技术将粉碎样品中的磷灰石和锆石分别筛选出来,随后将两种矿物分别固定在不同的光玻片上,并对其进行研磨和抛光处理.为了揭示磷灰石和锆石中的自发裂变径迹,磷灰石需要在25 ℃的环境下,在7% HNO3中进行30 s的蚀刻处理,而锆石则需要在220 ℃的环境下,在8 g NaOH+11.5 g KOH溶液中进行33 h的蚀刻处理.本次研究采用的是外探测器法(Hurford and Gleadow, 1977)来获得裂变径迹的年龄.将低铀白云母紧贴在处理好的光玻片上,并将其与CN5标准铀玻璃一起送至核反应堆中进行照射处理.照射完成后需放置一段时间再处理,以减少辐射量.将低铀白云母从光玻片上分离下来,并在25 ℃的环境下,在40%的HF中进行蚀刻处理,时间为20 min,目的是为了揭露白云母中的诱发裂变径迹.采用CN5铀玻璃的中子注量对白云母片的中子注量进行标定(Bellemans et al., 1995).采用IUGS推荐的zeta(ζ)校准法获得裂变径迹的年龄(Hurford, 1990).本研究中使用的ζ值是通过对标准磷灰石的重复测量确定的(Hurford and Green, 1983).根据样品标准的校准,本次磷灰石的加权平均zeta值为410±17.6 a·cm-2.

2.3 热史模拟方法

考虑到裂变径迹参数和研究区特殊的地质环境,我们用整合了多动力学退火模型(Ketcham et al., 2007)的QTQt程序(v.5.5.0; Gallagher, 2012)对AFT数据进行热史模拟,其中Dpar值是一个重要的动力学参数.QTQt使用贝叶斯跨维马尔可夫链蒙特卡洛抽样方法来生成一系列可接受的热历史,根据后验概率分布进行量化(Gallagher, 2012).程序通过使用样品的单颗粒年龄和径迹长度来获得热史反演结果.模拟的热历史模型输入从初始随机选择的时间-温度出发,不受任何附加约束,以获得最大插值范围.每一次反演分别进行了10万次老化(burn-in)迭代和10万次老化后(post-burn-in)迭代,这足以提供稳定的模型及其相关的概率.这一过程将获得计算模型统计数据和具有代表性的“期望”模型(Gallagher, 2012).基于AFT结果(即年龄和长度),在以下温度约束下进行了热史反演：(1)初始条件为160～200 ℃的高温,因为磷灰石在此条件下会发生完全退火作用;(2)现今地表10±10 ℃的温度,提供了最终的建模约束.

3 测试结果

3.1 磷灰石测试结果

本次研究对21件样品进行了裂变径迹年龄测试分析,具体测试结果见表2.除样品LPS-06、LPS08、LPS51、LPS55和LPS56未测得径迹长度数据外,其余样品测得的径迹长度数量均在65条以上,其中大部分样品测得的封闭径迹长度数量大于100条(表2).21件样品中只有1件样品(LPS22)P(2)<5%,表明该样品未通过2检验,其单颗粒年龄在雷达图中呈离散分布状态,因此,该样品采用其中值年龄;剩余样品则全部通过了2检验,即P(2)>5%,因此这类样品采用池年龄 (Sobel et al., 2006).测试结果指示研究区样品的裂变径迹年龄范围介于136±9～16±1 Ma(表2,图3a),各样品测得的裂变径迹年龄均小于其沉积和成岩年龄,说明这些样品都经历了热退火作用,记录了样品所在地区的热演化史.裂变径迹的长度介于11.9±2.8～13.3±1.4 μm (表2,图3b),均小于样品的初始径迹长度(16±1 μm,Gleadow et al., 1986),表明样品在部分退火区(PAZ)经历了长时间的退火.样品的单颗粒年龄雷达图见图4.

根据磷灰石裂变径迹测试结果,可以大致将年龄结果大致划分为四组,即140～110 Ma,100～60 Ma,40～30 Ma,16 Ma.而这些年龄的分布具有如下特征：(a) 140～110 Ma和100～60 Ma两组年龄主要分布在六盘山构造带的两侧,即陇中盆地和鄂尔多斯地块西南缘(图3c);(b) 40～30 Ma这一组年龄主要分布在六盘山构造内,除样品LPS08(36±10)之外.从原始数据来看,LPS08自发径迹数偏少(表2),推测LPS08年龄结果可能存在问题,仅作参考.此外,年龄在～40 Ma的样品(LPS45： 44±2 Ma, LPS51： 49±2 Ma, LPS55： 47±4 Ma)分布于断裂F10(六盘山东麓断裂)和断裂F12之间,而年龄在～30 Ma的样品(LPS22： 34±3 Ma, LPS23： 29±2 Ma)则分布于断裂F10(六盘山东麓断裂)的上盘(图3c);(c) 年龄为16 Ma的样品(LPS56)则分布于断裂F11(小关山断裂)的上盘(图3c).

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

将21件样品的径迹年龄和高程进行投图,结果显示样品的磷灰石裂变径迹年龄与样品高程之间关系并不明显(图3a).

3.2 锆石测试结果

23件锆石的裂变径迹中值年龄分布在258～79 Ma,大多数样品的锆石裂变径迹年龄分布在160～99 Ma(表3).样品的锆石裂变径迹单颗粒年龄雷达图见图5.

陇中盆地基岩内8件锆石样品裂变径迹年龄分布在早侏罗世-早白垩世(198±14～103±8 Ma),揭示了陇中盆地的基岩区在侏罗世-早白垩世的快速隆升剥露冷却历史.从年龄分布来看,越靠近西秦岭断裂,锆石裂变径迹的年龄越大.

六盘山褶皱逆冲带内,采自下白垩统的8件样品,除了1件样品(LPS45： 79±4 Ma)的锆石裂变径迹年龄小于地层的沉积年龄之外,剩余7件样品的锆石裂变径迹年龄在100±4～178±8 Ma,在误差范围内该年龄大于等于地层的沉积年龄,揭示了源区的隆升剥露冷却过程.六盘山构造带内剩余的7件样品分布于六盘山东麓断裂的下盘,采自前白垩系的基岩,样品锆石裂变径迹年龄分布范围为258±40～100±4 Ma,均远小于各自地层的沉积年龄,表明六盘山东麓断裂在晚古生代末-早白垩世期间经历了快速隆升剥露冷却历史.其中一件上三叠统样品(LPS31)的锆石裂变径迹年龄为100±4 Ma,与下白垩统一件样品(LPS28)的年龄相同,这一现象可能揭示了上三叠统为下白垩统提供了沉积物源.

图3 磷灰石裂变径迹(AFT)年龄对(a)样品高程和(b)平均径迹长度投图.投图结果显示这些样品之间没有相关性,表明它们具有复杂的构造/冷却历史.(c)海拔、主要断层、磷灰石裂变径迹年龄和样品位置之间关系的图;F10：六盘山东麓断裂;F11：小官山断裂

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

续表3

图4 样品磷灰石裂变径迹单颗粒年龄放射图(投图用Radial Plotter of Vermeesch, 2009). 假如样品的卡方检测P(2)<5,则样品单粒年龄被统计为两组(Peak 1 and Peak 2)

续图4

3.3 热史模拟结果

磷灰石裂变径迹(AFT)冷却年龄只表明磷灰石矿物颗粒通过部分退火域(PAZ),即温度区间为60～120 ℃的时间,这可能不能直接反映一个包含复杂的构造和热历史的特殊地质事件(Gleadow and Brown, 2000; 张志诚和王雪松, 2004; Flowers et al., 2015).因此,需要进行热史模拟来推断样品在地质历史时期经历的热历史(Ketcham et al., 2007; Gallagher, 2012).AFT年龄和裂变径迹长度可以置于热历史模型中,用来进行热史反演,从而揭示浅层地壳内岩石的冷却历史(Ketcham, 2005; Ketcham et al., 2007).本项研究中,5件AFT样品因为没有测到径迹长度数据(表2),从而无法进行热史模拟,本次热史模拟共得到16件样品的热史模拟曲线.

陇中盆地内部的8件AFT样品,其中两件因为没有径迹长度数据(LPS06, LPS08),所以不能进行热史模拟.剩余6件样品(LPS03、LPS91、LPS93、LPS94、LPS95、LPS97)获得了白垩纪的AFT年龄(124±7～73±6 Ma).我们对这6件样品进行了热史模拟,模拟结果显示这些样品经历了不同的冷却历史(图6,7).根据样品热史的模拟结果曲线,大致可以划分为三种类型：一类是可以明显看出经历两阶段隆升过程的样品,如样品LPS91、LPS93、LPS94(图7a),模拟结果显示样品LPS93、LPS94在160～100 Ma经历了第一次快速隆升,样品从～120 ℃冷却至～60 ℃,之后处于平稳阶段,之后样品LPS93和LPS94分别在～80 Ma和～50 Ma开始经历第二次快速隆升,冷却至现今地表温度,LPS91的第一次快速冷却发生在约135～70 Ma,样品从～120 ℃冷却至～60 ℃,之后处于平稳阶段,并于～20 Ma开始经历第二次快速隆升,冷却至现今地表温度;第二类热史模拟结果曲线表现为样品经历了一个较稳定的冷却过程,如样品LPS95和LPS97(图7a),自约140～120 Ma开始,样品以一个较为稳定的隆升速率,冷却至现今地表温度;第三类热史模拟结果曲线指示样品在隆升过程的某一阶段有重新经历了埋藏升温的过程(图7a),如样品LPS03,在120～80 Ma期间经历了短暂的埋藏升温过程,自～80 Ma开始,样品经历了一个比较快速的隆升过程,以一个稳定的冷却速率冷却至现今地表温度.

六盘山东麓断裂的上盘采集了3件AFT样品,模拟结果都显示这3件样品经历了两次快速隆升过程,但是隆升的年龄有所区别(图7a).样品LPS21的模拟结果显示第一次快速隆升发生在80～60 Ma,第二次快速隆升起始于40 Ma,以一个较为稳定的隆升速率,冷却至现今地表温度(图7a).样品LPS22和LPS23的模拟结果较为一致,第一阶段的快速隆升大致发生于40～30 Ma,而第二阶段的快速隆升起始于17～12 Ma,以一个快速的隆升速率,冷却至现今地表温度(图7a).结合这三个样品的模拟结果和空间分布位置可以看出,越靠近六盘山东麓断裂,隆升的年代变得越年轻.

剩余7件AFT样品(LPS27、LPS28、LPS31、LPS35、LPS39、LPS45、LPS49)位于六盘山东麓断裂的东侧,根据热史模拟结果,显示这些样品都具备两阶段快速隆升的特征(图7b).样品LPS27、LPS28和LPS39的模拟结果比较接近,显示第一次快速隆升发生于100～65 Ma,之后长期处于比较稳定的状态,直到30～20 Ma发生了第二次的快速隆升,冷却至现今地表温度(图7b).样品LPS31和LPS35的模拟结果显示两个样品大约在100～90 Ma时发生了第一次快速隆升,而第二次隆升、冷却剥蚀时间起始于40～22 Ma(图7b).样品LPS45热史模拟结果显示样品除了经历两阶段的快速隆升之外,期间还经历了一次埋深加热的过程,第一次快速隆升发生于55～30 Ma,随后经历了埋深加热,时间为30～15 Ma,15 Ma之后经历了第二次快速隆升事件,并冷却至现今地表温度(图7b).

综合所有样品的热史模拟结果,大致可以划分出三期主要的快速隆升和冷却剥蚀事件,第一期发生于白垩纪(140～70 Ma),第二期发生于始新世(55～30 Ma),第三期发生在中新世(17～12 Ma).

图5 研究区基岩样品锆石裂变径迹雷达图 (采用 Radial Plotter of Vermeesch, 2009). 卡法检测小于5%,即P(2)<5%的样品的单颗粒年龄被划分为两组峰值年龄,即Peak 1和Peak 2

续图5

续图6

续图6

4 讨论

4.1 六盘山东麓断裂新生代活动历史

在逆冲断层系统中,断层活动引起的断层上盘的快速隆升将导致其加速剥蚀和冷却.因此,通过研究上盘的快速剥蚀和冷却年代可以间接获得逆冲断层的活动时代(Clark et al., 2010; Lease et al., 2011; Wang E et al., 2012),而低温热年代学是实现这一目标的重要方法之一.六盘山东麓断裂作为青藏高原东北缘与周缘鄂尔多斯块体的界线,它在新生代的活动历史对促进高原演化和扩展的认识具有重要意义.

六盘山上盘采集的三个AFT样品(LPS21、LPS22、LPS23)热史模拟结果显示新生代经历了两阶段的快速隆升,第一阶段的快速隆升发生于55～30 Ma,第二阶段的快速隆升起始于17～12 Ma(图7a).考虑到样品的位置是靠近六盘山东麓断裂的,我们认为这两阶段冷却年龄可能反映的是局部热事件的影响,而不太可能是区域冷却事件.据此,我们推测六盘山东麓断裂在新生代可能至少发生过两次大的构造活动,即一次发生于始新世(50～33 Ma),另一次发生于中中新世(17～12 Ma).断裂早期活动可能也被下盘的样品所记录到.位于六盘山东麓断裂的下盘的样品LPS45,模拟结果显示在30～20 Ma这个阶段有一期埋藏加热事件.这期加热事件的年龄比六盘山东麓断裂的活动时间晚(50～33 Ma),可能反映了埋深加热的滞后性.下盘发生埋深加热事件的可能原因是逆冲断层的上盘逆冲覆盖到其之上,从而侧面反映断裂可能在此之前发生过活动.中中新世这期构造活动被大量其他证据所获得,如前文所提的六盘山地区红层和邻区红黏土剖面的古地磁测年及地貌地层学结果,指示六盘山在～8.1 Ma发生过隆升(宋友桂等,2001);位于本文采样点北侧的AFT结果同样指示了六盘山在～8 Ma发生了强烈隆升(Zheng et al., 2006);这些热冷却历史或隆升事件指示了六盘山东麓断裂在中晚中新世发生了逆冲活动.Zheng等(2006) 的结果无始新世(55～30 Ma)这一期事件的可能原因有：(1)北侧后期的隆升幅度较大,把记录早期隆升历史的样品剥蚀殆尽;(2)该时期六盘山的隆升或变形影响范围比较局限.本文获得的六盘山中中新世隆升时间(17～12 Ma)与前人的结果有一定的差异,可能的原因是六盘山东麓断裂活动的分段性或不同步性,导致六盘山山脉隆升时间在南北向上存在差异.

图7 样品的最佳反演拟合t-T路径.(a)六盘山东麓断裂以西样品; (b)六盘山东麓断裂以东样品. 黄色矩形和PAZ表示磷灰石的部分退火域. 深灰色阴影表示相对快速冷却阶段

图8 青藏高原东北缘六盘山及周缘地区断裂、新生代沉积盆地、岩浆作用和山脉隆升年龄汇总.(a)55～30 Ma;(b)中新世(地形图及断裂信息引自Zhang et al., 2020). 年龄数据来源如下：[1] Fang et al., 2003, [2] Lease et al., 2012, [3] Fang et al., 2019, [4] Wang et al., 2016, [5] Wang et al., 2011, [6] Clark et al., 2010, [7] Duvall et al., 2011, [8] Liu et al., 2013, [9] Zhang et al., 2020, [10] Roger et al., 2004, [11] Wang E et al., 2012, [12] Tian et al., 2012, [13] Yang et al., 2017, [14] Duvall et al., 2013, [15] Yu et al., 2019, [16] Lease et al., 2011, [17] Zheng et al., 2006, [18] Wang Z C et al., 2012, [19] Wang X X et al., 2012, [20] Ge et al., 2012, [21] Yu et al, 2006, [22] Tian et al., 2018

4.2 六盘山及周缘地区冷却降温事件的构造意义

本文AFT样品热史模拟结果显示六盘山地区在新生代经历了两次隆升与剥蚀冷却事件,即第一期的始新世(55～30 Ma)和第二期的中中新世(17～12 Ma).目前已有诸多证据表明,六盘山邻区的青藏高原东北缘可能在大约50～30 Ma时经历了构造变形、地形隆升和地壳增厚.六盘山以南的秦岭内部,太白山(Liu et al., 2013)和甘家山(Clark et al., 2010)的低温热年代学结果表明,在大约45～50 Ma以来两山经历了快速的隆升,指示了西秦岭断裂于此时的活动(图8a).这一结果进一步被西秦岭断裂带内的断层泥同位素年代学所证明.Duvall等(2011) 采集了西秦岭断裂的断层泥样品,利用氩-氩测年法对断层泥进行了测年,获得了～50 Ma的同位素年龄,指示了西秦岭断裂在～50 Ma时的活动(图8a).Zhang等(2020) 采集了秦岭内部花桥—甘泉断裂两盘的磷灰石U-Th/He低温热年代学样品,通过对比上下两盘样品的低温热年代学结果,认为该逆冲断裂在始新世中晚期(约45～35 Ma)发生了活动,使得断层上盘开始了快速的隆升剥蚀(图8a).此外,一些间接反映山体隆升的证据,如新生代沉积盆地的形成、盆地物源变化以及沉积速率变化等,同样反映了该时期周缘山体的隆升.位于六盘山西边的一系列新生代盆地的形成同样反映了周缘山体的隆升,新生代沉积盆地地层磁性年代学结果指示西宁盆地新生代沉积起始于～54 Ma(Fang et al., 2019)、兰州盆地沉积地层的起始年龄为～47 Ma(Wang et al., 2016)、临夏盆地(Fang et al., 2003)、循化盆地(Lease et al., 2012)和寺口子盆地(Wang et al., 2011)的沉积起始于～30 Ma.沉积盆地沉积物源一般来自于周围隆起的山体,沉积盆地与山体互成镜像关系,是山体隆升的先锋反映,因此,这些新生代沉积盆地的形成进一步指示了周围山体在55～30 Ma这一时期发生了隆升和剥蚀,而这些山体包括祁连山、西秦岭等一系列山体.这一期的山体隆升在更南的龙门山、米仓山一带(图8a)以及更西的祁连山地区和东昆仑地区(Qi et al., 2016; Li et al., 2020; Wu et al., 2021; 张怀惠等,2021;Wang et al., 2022)也有广泛的响应.

除本文在研究区揭示的这期中中新世(17～12 Ma)隆升事件之外,在研究区北部的六盘山地区以AFT的方法同样获得了中新世(～8 Ma)的隆升年龄(Zheng et al., 2006).六盘山被认为是调节海原断裂左行走滑的产物,而本文获得的中中新世(17～12 Ma)山体隆升时间与海原断裂带中断和西段获得的15～19 Ma的活动时间是一致的(Duvall et al., 2013; Li et al., 2019).六盘山以南和以西的一些直接反映山体隆升的低温热年代学结果同样揭示出了这一期的隆升年龄.Lease等(2011)在拉脊山和积石山采集了磷灰石U-Th/He低温热年代学样品,结果揭示两者分别于～22 Ma和～13 Ma发生隆升(图8b),这一结果被与之伴生的循化盆地内同时期沉积相的改变和沉积速率的加快所记录到(图8b)(Lease et al., 2012).西秦岭内部于始新世开始隆升的太白山(Liu et al., 2013)和甘家山(Clark et al., 2010)于中新世时再次经历了快速隆升(图8b).位于西秦岭内部的一系列同时期山间盆地沉积物的发育,间接指示了西秦岭内部山体于此时期的广泛隆升,如武山盆地、天水盆地、西和盆地等(图8b).研究区之外青藏高原东北缘其他地区也广泛揭示了这期隆升事件(图8b)(Yuan et al., 2013; Wang et al., 2022和文中其他大量文献).

将我们的研究结果与之前的研究相结合,我们可以重建青藏高原东北缘的构造演化.如前文所述,青藏高原东北缘地区新生代至少经历了两次构造变形、地壳增厚和山体隆升.青藏高原东北缘这期始新世(55～30 Ma)的快速隆升和剥露冷却事件与印度大陆与欧亚板块初始碰撞几乎同时发生.因此,这一期构造事件被认为是欧亚大陆于印度大陆碰撞远程效应的快速响应(Yin et al., 2002).东北缘内部先存的一些薄弱带,如古生代的缝合带、块体结合带等,在青藏高原南缘碰撞的影响下,于始新世期间重新发生活动,产生断裂活动以及山脉的初始隆升(Clark et al., 2010; Zhuang et al., 2018;An et al., 2020).但是,对于高原南缘大陆碰撞产生的应力是如何快速从边界传递至青藏高原东北缘地区仍有待于进一步探讨(张怀惠等,2021).中新世的这期构造变形和隆升事件基本奠定了青藏高原东北缘现今格局(Wang et al., 2022).在新生代早期,一些已经发生初步隆升的山体在这一时期继续加速隆升,如太白山和甘家山等;而内部一些新生代早期还未形成的山体,也与此时开始隆起成山,如拉脊山和积石山等.通过前人在青藏高原东北缘的低温热年代学结果(Yuan et al., 2013及文内的其他参考文献),东北缘内部所有山脉基本于这一阶段开始形成,格局基本奠定.

5 结论

(1)研究区样品的磷灰石裂变径迹年龄分布在136±9～16±1 Ma,径迹长度集中在11.9±2.8～13.3±1.4 μm.锆石裂变径迹年龄主要介于中值年龄分布在258～79 Ma,大多数样品的锆石裂变径迹年龄分布在160～99 Ma.研究区基岩样品的磷灰石裂变径迹年龄具有靠近逆冲断裂逐步变年轻的趋势;

(2)研究区新生代至少存在两期冷却降温事件,即发生于始新世期间(55～30 Ma)和晚中新世(17～12 Ma)以来.始新世时期的这期冷却事件与东北缘已发表的沉积物记录和断层泥数据基本一致,这些数据反映了青藏高原东北缘的新生代初始变形.这一结果表明,青藏高原东北缘始新世已经开始经历形变和可能的山体隆升,反映了与青藏高原初始生长有关的广泛的地壳缩短.发生于中新世这期隆升剥露冷却事件在青藏高原东北缘地区广泛发育,被认为是基本奠定东北缘现今构造格局的一起构造变形事件.

致谢感谢中国地质科学院深部中心李冰博士在裂变径迹数据处理、解释方面提供的指导和帮助.感谢编辑部编辑以及两位匿名审稿人提出的建设性意见,使得本文质量进一步提升.