低温热年代对黄陵隆起中新生代古地形的约束

葛　翔, 沈传波,, 梅廉夫

低温热年代对黄陵隆起中新生代古地形的约束

葛翔1, 沈传波1,2*, 梅廉夫1

(1.中国地质大学 构造与油气资源教育部重点实验室, 湖北 武汉 430074; 2.中国地质大学 地质调查研究院,湖北 武汉430074)

低温热年代技术已经广泛应用于造山带的剥露作用和古地形演化的研究。本文对黄陵隆起进行了裂变径迹和(U-Th)/He热年代学研究, 分析计算其隆升剥露速率和厚度, 恢复黄陵隆起中新生代古地形。依据岩石样品冷却历史计算出的剥露速率以及剥露厚度结果, 综合黄陵隆起现今地形起伏, 均衡回弹作用以及古海平面变化情况, 获得了黄陵隆起早侏罗世、早白垩世、晚白垩世、晚始新世以及现今5个时期的古地形变化情况。结果表明黄陵隆起地形表现为持续降低的趋势, 并存在两期剧烈的隆升剥露阶段。分析认为, 白垩纪(140～80 Ma±), 黄陵隆起的快速隆升剥露作用与秦岭大别造山带大规模的挤压作用密切相关, 晚始新世以来(40～0 Ma)黄陵隆起的快速抬升剥露作用则是对喜山期构造运动的响应。

裂变径迹; (U-Th)/He定年; 剥露; 古地形; 黄陵隆起

古地形一般指地质历史时期形成的地形起伏状况。同现今地形一样, 古地形状况受到所处地理位置、气候特征以及构造活动的影响(赵俊兴和陈洪德, 2001)。古地形的恢复对了解目的区的构造演化, 地层展布甚至油气勘探都具有重要意义。常用的基本地形恢复方法包括基于沉积相以及层序地层学分析的地质分析法(张春晓等, 2010)和通过剖面解释得到古地形的地震分析法(蒋韧等, 2008)。近些年来低温热年代技术成为恢复古地形的一种新方法(丁汝鑫等, 2012; 宋高等, 2013; 赵文菊等, 2013)。黄陵隆起核部出露古老变质岩层, 围绕核部依次展布扬子板块典型沉积岩层,这使其成为研究中国南方构造演化的理想场所(Ji et al., 2014)。对于黄陵隆起, 前人在岩石学、地球化学、年代学、变质基底沉积学、沉积盖层、地壳结构等多个方面已经做了大量的研究。但是, 黄陵隆起的形成时间与形成方式、黄陵隆起究竟由几期构造作用控制以及怎样准确地将黄陵隆起的演化与整个扬子板块演化良好地结合等问题依然值得研究(沈传波等, 2009; Ji et al., 2014)。本文利用低温热年代技术恢复黄陵隆起中新生代古地形, 期望能促进对扬子板块构造演化认识的深入(付宜兴等, 2007), 期望有助于厘清黄陵隆起构造演化与不同期次构造活动的关系, 进一步确定黄陵隆起的隆升时间, 同时也促进黄陵隆起与周缘盆地耦合关系的综合研究。

1　地质背景与样品分布

黄陵隆起(或称黄陵背斜)位于中扬子克拉通,核部为太古宇和元古宇变质杂岩, 四周环绕着中古生界沉积地层, 岩层向四周倾斜, 东翼稍缓, 倾角一般 8°～15°, 西翼较陡, 一般倾角 30°～40°(刘海军等, 2009; 徐大良等, 2013)。隆起轴向为15°, 南北长约75 km, 东西宽约40 km, 黄陵隆起的主体是黄陵岩体(沈传波等, 2009)。根据出露岩性的不同, 黄陵岩体可以分为四个不同的岩浆岩套(马大栓等, 1997)。黄陵隆起东西两侧分别为当阳盆地和秭归盆地, 三者轴向相互平行。

前人已经在黄陵隆起做了大量的热年代学研究工作(Hu et al., 2006; Xu et al., 2010; Richardson et al., 2010; Li and Shan, 2011; Ge et al., 2013), 获得了丰富的磷灰石及锆石的裂变径迹和(U-Th)/He年代数据。本次研究共使用了31个实验样品的数据, 包括前人已发表的18个样品的数据, 新采集的13个样品的数据, 详细数据结果如图1所示, 共31个磷灰石和3个锆石裂变径迹数据, 11个磷灰石(U-Th)/He数据和5个锆石(U-Th)/He数据。

31个磷灰石裂变径迹的年龄为64±3～137±7 Ma,裂变径迹长度为11.1±1.5～14.2±0.9 μm; 3个锆石裂变径迹年龄分别为158±50 Ma、178±34 Ma和195±14 Ma; 11个磷灰石(U-Th)/He年龄介于41±2 ～108±17.9 Ma; 5个锆石(U-Th)/He年龄介于150.2～291.6 Ma, 标准差为4.0～8.1 Ma。

图1　黄陵隆起区域DEM地形图及样品和数据分布(DEM地图利用global mapper软件, 并结合黄陵隆起地区1∶5万地质图及野外GPS测定的样品高程数据联合编制)Fig.1 DEM topography and sample distribution in the Huangling massif

所有年龄数据均小于岩浆岩的侵入年龄或者地层的沉积年龄, 表明这些样品经历过热重置的改造作用。磷灰石裂变径迹单颗粒年龄的χ2检测值P(χ2)结果显示, 除了样品HL-8以外, 所有结果均大于或远大于5%, 可视为同组年龄, 即这些裂变径迹年龄记录了样品经历了相似的构造热事件活动。与原始裂变径迹长度(16.3±0.9 μm)相比, 实验样品的磷灰石裂变径迹长度均缩短, 表明所有样品都经历过不同程度的退火作用。

2　剥露速率

利用低温热年代学技术计算岩体的剥露速率,主要是根据不同定年体系的封闭温度、实验年龄以及样品的时间–温度变化曲线, 并结合样品实测高程和区域地温场信息综合测算(常远和周祖翼, 2010)。本次研究共使用4种方法计算黄陵隆起中新生代的剥露速率, 包括热历史模拟法、年龄–封闭温度法、矿物对法以及年龄–高程关系法。选取黄陵隆起区域的地温梯度为22 ℃/km(袁玉松等, 2006)。

2.1热史模拟法

根据热史模拟结果划分黄陵隆起演化阶段, 并结合区域地温梯度, 测算各阶段的剥露速率。选取17个样品的热史结果综合计算黄陵隆起剥露速率,其中样品HL-1、HL-4、HL-5、HL-6、HL-7、HL-8、ZG02、ZG03来自新实验结果(Ge et al., 2013), 样品H1、H1.5、H3、H5、H6来自Richardson et al. (2010),样品Jx183、Jx178来自Li and Shan (2011), 样品Yx01、Yx02来自Xu et al. (2010)。按照热史模拟结果将黄陵隆起中新生代总体划分了四个演化阶段,计算得到的每个样品各个演化阶段的剥露速率结果如表 1所示。四个演化阶段的剥露速率平均值分别为: 0.018 mm/a、0.166 mm/a、0.011 mm/a和0.048 mm/a。

2.2年龄–封闭温度法

年龄–封闭温度相关图能够为评价区域的平均剥露状态提供数据支持(陈安定等, 2004; 刘海涛等, 2012)。黄陵隆起年龄–封闭温度相关图(图2)可以分为3个阶段: (1) 200～150 Ma±阶段; (2) 150～90 Ma阶段; (3)大约90～40 Ma阶段。根据公式:

剥露速率×(年龄1–年龄2)=(封闭温度1–封闭温度2)/地温梯度

计算得到各个阶段的平均剥露速率分别为: (1) 0.021 mm/a、(2) 0.067 mm/a、(3) 0.033 mm/a。

2.3矿物对法

矿物对法是利用不同测年体系封闭温度的差异来计算岩体的剥露速率。前人研究认为, 磷灰石及锆石裂变径迹的封闭温度分别为～110±10 ℃(张志诚和王雪松, 2005)和～220±20 ℃(焦若鸿等, 2011), 磷灰石及锆石的(U-Th)/He的封闭温度则分别为～75± 5 ℃(胡小飞和潘保田, 2008)和～200±20 ℃(邱楠生等, 2010)。由于锆石裂变径迹和(U-Th)/He的封闭温度相近, 本文将两者的实验结果归为一类处理。样品年龄结果显示, 磷灰石(U-Th)/He年龄区间为41～108 Ma, 大多数样品年龄在60～70 Ma范围; 磷灰石裂变径迹年龄介于 64～136 Ma, 平均年龄约为100 Ma; 锆石裂变径迹及锆石(U-Th)/He年龄分布于150～298 Ma之间, 平均值约为180 Ma。论文以这些年龄分布的平均值为临界值, 制作黄陵隆起180～100 Ma和100～65 Ma两个阶段的剥露速率等值线图(图 3), 结果显示两个阶段的平均值分别为0.076 mm/a和0.056 mm/a。

表1　黄陵隆起热史模拟法剥露速率统计表Table 1 Exhumation rates of the Huangling massif based on thermal history modeling

图2　黄陵隆起样品的年龄–封闭温度相关图(据Ge et al., 2013修改)Fig.2 Age and closure temperature plot for the Huangling massif

2.4年龄–高程法

根据岩石样品的年龄–高程关系, 计算岩体的剥露速率已经广泛应用于造山带区域。本次研究, 样品主要分布在南北长约20 km, 东西宽约15 km范围内, 所有样品的最大高程差为1700 m。依据这些数据, 得到黄陵隆起区域的年龄–高程关系(图4)。可以将其划分为两个阶段: (1)140～80 Ma±阶段, (2)80～40 Ma±阶段。两个阶段的剥露速率分别为: 0.041 mm/a和0.011 mm/a。

图3　黄陵隆起180～100 Ma (a)和100～65 Ma (b)剥露速率等值线图Fig.3 Plots of exhumation rate contour during 180～100 Ma (a); andexhumation rate contour during 100～65 Ma (b) for the Huangling massif

图4　黄陵隆起磷灰石裂变径迹年龄(圆圈)及磷灰石(U-Th)/He年龄(三角)与样品高程关系图Fig.4 Plot showing the apatite fission track and (U-Th)/He ages versus elevation for the Huangling massif

以上四种方法计算出来的剥露速率的数值结果存在差异, 但每一种方法的计算结果都表明黄陵隆起中新生代经历了不同强度的冷却剥露作用(表2)。年龄–封闭温度法以及年龄高程法存在计算数据少、古今高程差异难恢复的问题, 计算得到的剥露速率结果的准确性不高(常远和周祖翼, 2010)。矿物对法计算剥露速率由于受不同定年体系封闭温度的约束,只能计算某一时间范围内的剥露速率, 此次研究中的180～100 Ma及100～65 Ma两个阶段可能并未与黄陵隆起主要构造活动时期完全对应。热历史模拟方法能够提供黄陵隆起 200 Ma以来温度随时间变化的整个过程, 根据这一结果可以较为精细地划分不同热演化期次, 最终获得较为真实可靠的结果。综合分析, 本次研究剥露速率采用热历史模拟法获得的结果。具体如下: (1)200～140 Ma, 缓慢冷却剥露阶段, 剥露速率约为0.018 mm/a; (2)140～80 Ma, 其中主体阶段位于120～90 Ma区间, 快速冷却剥露阶段, 剥露速率约为0.166 mm/a; (3)80～40 Ma, 剥露近停滞阶段, 剥露速率约为0.011 mm/a; (4)40 Ma至今, 新一期的快速冷却剥露阶段, 剥露速率约为0.048 mm/a。

3　古地形变化

低温热年代学数据记录了地壳上部几公里范围,年龄范围在几十到上百个百万年区间的温度历史(Kohn et al., 2002)。因此, 在已有剥露作用结果的基础上, 综合现今地形状况、均衡作用、海平面起伏等影响因素, 可以定量计算出黄陵隆起的中新生代的古地形变化情况。

3.1影响因素校正

依据划分的黄陵隆起演化期次以及剥露速率结果, 计算了四个阶段的剥露厚度; 根据艾里均衡模式(丁汝鑫等, 2012), 定量计算了各演化阶段的均衡校正量(表3)。此外, 根据Hallam及Vail提出的显生宙以来的全球海平面变化情况(Vail et al., 1977; Hallam, 1984), 选取40 Ma、80 Ma、140 Ma以及200 Ma时刻的海平面高度分别为50 m、300 m、200 m及50 m。

表2　剥露速率结果分析统计表Table 2 Results of the exhumation rate of the Huangling massif

表3　黄陵隆起各个期次剥露厚度及均衡作用统计表Table 3 Exhumation thickness and balanced effect data for the four stages in the Huangling massif

3.2古地形反演

根据野外GPS实测获得的各个实验样品点高程以及黄陵隆起区域 1∶100000地形图, 制作了东经110.90°～111.25°及北纬 30.8°～31.2°范围以内, 黄陵隆起现今地形平面图。以现今地形数据为基础, 考虑黄陵隆起各个阶段均衡回弹作用及海平面变化情况,逐个反演得到了晚始新世(～40 Ma)、晚白垩世(～80 Ma)、早白垩世(～140 Ma)以及早侏罗世(～200 Ma)4个时期地形高程数据, 并制作出黄陵隆起各个时期古地形高程等值线图(图5)。

黄陵隆起中新生代地形高程的反演结果(图 5)表明, 自早侏罗世至今, 黄陵隆起地形高程逐渐降低, 平均高程由早侏罗世(～200 Ma)的2100 m降低至现今的大约 650 m。在此期间存在两期较为剧烈的地形变化阶段以及两期相对平缓的地形变化阶段。两期地形显著变化阶段分别为: (1)早、晚白垩世期间(140～80 Ma), 在大约60 Ma的时间里, 黄陵隆起的地形高程剧烈下降了约1000 m; (2)晚始新世至今(40～0 Ma), 地形高程大约降低了350 m。两期地形高程稳定阶段分别为: (1)早侏罗世至早白垩世期间(200～140 Ma), 地形高程下降了约200 m; (2)晚白垩世至晚始新世世期间(80～40 Ma), 黄陵隆起地形高程基本保持不变。

4　构造动力学机制

黄陵隆起中新生代多期次的地形变化受区域性构造活动的控制。三叠纪以来, 扬子板块受印支造山作用控制, 黄陵隆起在此期间处于挤压构造环境,开始隆升剥蚀, 至早侏罗世地形高程平均下降约200 m。侏罗纪以来的燕山运动是扬子板块构造变形的重要阶段(黄汲清, 1960; 何治亮等, 2011; 李天义等, 2012; 关义立等, 2013)。晚侏罗世至早白垩世期间, 秦岭–大别造山带的隆升形成了向南西方向的挤压应力(图 6), 杨坤光等(2011)发现大别山南缘的襄樊–广济断层在160～140 Ma期间向中扬子板块发生逆冲推覆 , 张超和马昌前(2008)认为大别造山带强烈碰撞后形成的大量花岗岩同位素年龄为152～90 Ma,这些结果都表明黄陵隆起此时受到来自北东方向的强烈构造挤压, 可能遭受了剧烈的抬升剥蚀, 从而导致了地形剧烈下降, 平均高程降低约1000 m。晚白垩世以来, 受太平洋板块俯冲作用的影响, 扬子板块的构造属性转变为伸展体制, 黄陵隆起在燕山晚期–喜山早期构造活动微弱, 基本处于剥露停滞阶段, 地形高程与晚白垩世相当。渐新世以来, 西部印度板块与中国大陆开始全面碰撞(贾承造等, 2004), 中扬子板块转变为压性环境, 黄陵隆起再次隆升剥蚀,地形高程降低了约350 m, 形成了目前的地形状况。

图5　黄陵隆起中新生代古地形高程等值线图Fig.5 Mesozoic-Cenozoic palaeotopographic contours of the Huangling massif

图6　大别山–黄陵隆起地层出露及构造纲要图(据吴光红和胡纯心, 2004修改)Fig.6 Outcrop and structural outline of the Dabie mountains-Huangling massif

5　结 论

热历史模拟及剥露作用分析表明, 黄陵隆起中新生代主要经历了四期演化历程。侏罗纪(约 200～ 140 Ma), 剥露速率为0.017 mm/a; 白垩纪(约140～ 80 Ma), 剥露速率为0.22 mm/a; 晚白垩世至晚始新世(约80～40 Ma), 剥露速率为0.013 mm/a; 晚始新世至今(约40～0 Ma), 剥露速率为0.049 mm/a。

黄陵隆起中新生代的古地形整体上表现为高程逐渐变低的演化历程, 平均海拔高度由早侏罗世(～200 Ma)的2100 m降低至现今的大约650 m。在此期间存在白垩纪和晚始新世至今两期较为剧烈的地形变化阶段以及侏罗纪和晚白垩世至晚始新世两期相对平缓的地形变化阶段。

黄陵隆起中新生代的地形变化受相应时期的构造活动所控制。140～80 Ma快速隆升与燕山期秦岭大别造山带对中扬子板块的挤压作用密切相关; 40～0 Ma黄陵隆起全区范围的隆升则主要受晚始新世以来喜山运动造成的剥蚀作用的影响。

致谢： 论文收集了前人已发表的大量数据, 在论文修改过程中, 中国科学院地质与地球物理研究所胡圣标研究员和另一位审稿专家提出了许多宝贵的修改意见, 在此一并表示衷心的感谢。

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Low-temperature Thermochronological Constraints on the Mesozoic-Cenozoic Paleotopograph in the Huangling Massif

GE Xiang1, SHEN Chuanbo1,2*and MEI Lianfu1
(1. MOE Key Laboratory of Tectonics and Petroleum Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China; 2. Geological Survey, China University of Geosciences, Wuhan 430074, Hubei, China)

Low-temperature thermochronology has widely been used to study the exhumation in the orogeny and the evolution of the paleotopograph. This paper studied the Mesozoic-Cenozoic exhumation rate, denudation thickness and paleotopographic evolution of the Huangling massif using fission track and (U-Th)/He data. Both the thermal history and the exhumation rate indicate that the Huangling massif experienced four evolution stages since the early Jurassic (ca. 200 Ma). They are (1) the slow cooling stage during Early Jurassic to Early Cretaceous (200～140 Ma) with exhumation rate of about 0.017 mm/a; (2) the rapid cooling stage during the Early Cretaceous to the Late Cretaceous (140～80 Ma), mainly cooled in 120～90 Ma, with average exhumation rate of about 0.22 mm/a; (3) the thermal stable stage from the Late Cretaceous to Late Eocene (80～40 Ma). In this period, most samples stayed in the partial annealing zoneand the average exhumation rate is 0.013 mm/a; (4) a new rapid cooling stage from Late Eocene to the present (40～0 Ma) with exhumation rate of 0.049 mm/a. Combining the exhumation results, current topography, balanced effects and the sea level changes, the palaeotopograph of the Late Triassic, Early Cretaceous, Late Cretaceous and Eocene was deciphered. The results show that the paleotopograph of the Huangling massif experienced a continuous decrease trend and existed two dramatic change stages. During the Cretaceous (140～80 Ma), the rapid uplift and exhumation of the Huangling massif was controlled by the large-scale compression coming from the Qinling-Dabie orogenic belt; the second rapid exhumation in the Huangling massif responded to the Himalayan movement since the Oligocene (40～0 Ma).

fission track; (U-Th)/He dating; exhumation; palaeotopograph; Huangling massif

P542

A

1001-1552(2016)04-0654-009

2014-01-17; 改回日期: 2014-08-10

项目资助: 中国地质调查局地质调查项目(12120113094200)、湖北省自然科学基金项目、武汉市青年科技晨光计划项目和中央高校基本业务费专项基金资助项目(CUG201536)联合资助。

葛翔(1989–), 男, 博士研究生, 从事石油地质及低温热年代学研究。Email: xiangge89@gmail.com

沈传波(1979–), 男, 教授, 主要从事盆山构造热演化研究。Email: cbshen@cug.edu.cn