合肥盆地構(gòu)造演化：磷灰石裂變徑跡的多元?jiǎng)恿W(xué)模擬

王緒誠，許長海

（同濟(jì)大學(xué)，上海 200092）

合肥盆地構(gòu)造演化：磷灰石裂變徑跡的多元?jiǎng)恿W(xué)模擬

王緒誠，許長海

（同濟(jì)大學(xué)，上海 200092）

對合肥盆地中部肥西縣打子塘地區(qū)圓筒山組砂巖（J2y）的磷灰石裂變徑跡（AFT）分析表明，其FT年齡為（32.5±2.4）Ma（22個(gè)顆粒的平均），明顯小于其地層的年齡（176～168 Ma）；圍限徑跡長度為 （12.43±0.18）μm （126個(gè)徑跡長度的平均值），為單峰式分布。模擬熱史主要為5段：距今176～152 Ma，冷卻速率為-21.4℃/Ma；距今152～85 Ma，冷卻速率為-0.1℃/Ma；距今 85～32 Ma，冷卻速率為1.4℃/Ma；距今32～10 Ma，冷卻速率為1.6℃/Ma；10 Ma至今，冷卻速率為5.0℃/Ma，這5個(gè)階段分別對應(yīng)了沉積物快速沉降加熱、盆地趨于構(gòu)造熱穩(wěn)定、盆地較快速抬升冷卻和快速抬升冷卻等演化階段。沉積物快速加熱階段（176～152 Ma）反映了大別造山晚期山根拆沉階段與盆地?cái)D壓、快速沉降和加熱作用，構(gòu)造熱穩(wěn)定階段（152～85 Ma）反映了大別造山帶熱隆伸展和巖漿作用，冷卻階段（85～25 Ma）代表了郯廬斷裂的走滑拉張作用與區(qū)域性斷陷伸展（K2—E）取代熱隆伸展體制與早白堊世的巖漿活動(dòng)。最后一階段（25 Ma以來）則為合肥盆地的擠壓抬升、快速剝露階段。

合肥盆地；圓筒山組；磷灰石裂變徑跡；多元?jiǎng)恿W(xué)模擬；構(gòu)造演化

構(gòu)造熱史分析在含油氣盆地分析中占有非常重要的位置，而磷灰石裂變徑跡技術(shù)由于其自身的封閉溫度（90～120°C）較低［1-2］， 也成為構(gòu)造熱史分析的重要手段。合肥盆地是我國東部中新生代多旋回沉積盆地，雖然近年來對該盆地的研究較多，但是在構(gòu)造熱演化史，特別是磷灰石FT分析這一塊的研究相對薄弱［3-5］。本文立足于此，選取合肥盆地中部沉積巖樣品，利用磷灰石FT技術(shù)對合肥盆地中侏羅世以來的熱史進(jìn)行模擬反演，并結(jié)合前人的工 作 成 果［3，5-13］， 得 到 合 肥盆地中侏羅世（約176 Ma）的4期構(gòu)造熱史演化階段，分別為：（1）大別造山帶侏羅紀(jì)晚造山期強(qiáng)烈的擠壓碰撞與隆升環(huán)境，控制了盆地?cái)D壓與前陸盆地的形成構(gòu)造期（176～152 Ma）； （2）造山根拆沉、造山帶熱隆伸展造成盆地拉張的構(gòu)造期（152～85 Ma）； （3）受郯廬斷裂帶晚白堊世正斷層影響，造成K2—E斷陷沉積，形成區(qū)域走滑拉張與盆地?cái)嘞輼?gòu)造（85～25 Ma）；（4）區(qū)域擠壓與盆地萎縮抬升構(gòu)造期（25 Ma以來）。

1 研究區(qū)域概況

合肥盆地位于安徽省中部，南以磨子潭—曉天斷裂為南界，與大別造山帶相連，北以潁上—定遠(yuǎn)斷裂為界與蚌埠隆起相接，東部通過郯廬斷裂與張八嶺隆起相連，西部通過吳集斷裂與長山隆起毗鄰［14］。合肥盆地為中—新生代陸相碎屑盆地，盆地內(nèi)發(fā)育的主要斷裂有肥中斷裂、六安斷裂、金寨—舒城斷裂等。其中以六安斷裂為界，盆地以北地區(qū)主要沉積中生界侏羅系—白堊系地層，主要有防虎山組、圓筒山組、周公山組、毛坦廠組、朱巷組、響導(dǎo)鋪組和張橋組［15-18］。其中防虎山組（J1f）為早侏羅世晚期河流相礫巖、砂巖沉積；圓洞山組（J2y）為中侏羅世晚期河流及洪泛平原相砂巖、粉砂巖、泥巖沉積；周公山組（J3z）為晚侏羅世河流及沖積平原相礫巖、砂礫巖、砂巖、粉砂巖及泥巖沉積；朱巷組（K1z）為早白堊世早期河流相泥巖、細(xì)砂巖沉積；響導(dǎo)鋪組（K1x）為早白堊世中晚期洪泛平原相細(xì)砂巖、粉砂巖及泥巖沉積；張橋組（K2z）為晚白堊世河流相礫巖、含礫砂巖及細(xì)砂巖沉積。盆地以南地區(qū)主要是北淮陽周緣，沉積了中生界侏羅系—白堊系碎屑巖和火山碎屑巖，根據(jù)中華人民共和國1∶50 000地質(zhì)圖（毛坦廠幅），可以將地層分為三尖鋪組、鳳凰臺(tái)組、黑石渡組與戚家橋組。其中三尖鋪組（J2s）為中侏羅世晚期河流及沖積平原相砂礫巖到砂巖沉積；鳳凰臺(tái)組（J2-3f）為中晚侏羅世沖積扇相厚層礫巖、砂礫巖及砂巖沉積；黑石渡組（K1h）下段為早白堊世沖積扇及河流相礫巖、砂巖及粉砂巖沉積，上段為濱湖-淺湖相砂礫巖、含礫砂巖、粉砂巖與細(xì)砂巖沉積；戚家橋組（E1q）為古近世沖積扇相砂礫巖、砂巖及粉砂巖沉積。毛坦廠組（J3m）為典型的玄武-安山質(zhì)火山噴發(fā)旋回。

樣品XN5采自合肥盆地中部，位于安徽省肥西縣打子塘地區(qū)，主體為侏羅系和白堊系地層，周邊相關(guān)地層有防虎山組（J1f）、圓筒山組（J2y）、 周公山組 （J3z）和朱巷組（K1z）［8，19-20］，防虎山組（J1f）為早侏羅世湖相砂巖、細(xì)砂巖、粉砂巖及泥巖沉積；圓洞山組（J2y）為中侏羅世河湖交替相砂泥巖多次正旋回沉積；周公山組（J3z）為晚侏羅世河流相粉砂巖、細(xì)砂巖夾薄層泥巖沉積；朱巷組（K1z）為早白堊世早期河流相泥巖、細(xì)砂巖、粉砂巖、砂巖和砂礫巖沉積。防虎山組與下伏上古生界之間以及周公山組與朱巷組之間為角度不整合關(guān)系［15］。在進(jìn)一步對伊利石結(jié)晶度和K-Ar年代學(xué)研究中發(fā)現(xiàn)，碎屑組分及其特征的多硅白云母指示了這些中生代地層來源于大別造山帶。

根據(jù)沉積充填、沉積相演變、沉積物源及構(gòu)造環(huán)境等分析，合肥盆地中生代演化與周緣構(gòu)造帶演化有著很好的對應(yīng)關(guān)系。合肥盆地中生代發(fā)育沖積扇相、河流相及湖泊相，其南、北兩帶的沉積相及沉積旋回隨時(shí)間的演化具有可比性，并且可與大別造山帶的演化相聯(lián)系。合肥盆地的沉積旋回具有以下規(guī)律：早侏羅世晚期到晚侏羅世早期為正的沉積旋回，晚侏羅世晚期到早白堊世為反的沉積旋回。盆地沉積中心在侏羅紀(jì)主要位于盆地東南部，而在早白堊世主要位于盆地的東部和東北部。這種沉積旋回變化和沉積中心遷移不同程度地與大別造山帶和郯廬斷裂的構(gòu)造演化有關(guān)。

根據(jù)沉積物源分析，合肥盆地礫石成分的垂向變化顯示出與大別造山帶演化具有關(guān)聯(lián)性。大別造山帶侏羅紀(jì)隆升規(guī)模有限，因而它對盆地南帶及盆地內(nèi)部的沉積充填影響也有限。盆地北帶除了北淮陽帶提供大量物質(zhì)以及北大別地區(qū)提供少量物質(zhì)以外，尚有其他的物質(zhì)來源；盆地南帶早侏羅世沉積缺失，中、晚侏羅世物源主要為北淮陽地區(qū)，而南、北大別地區(qū)的物源貢獻(xiàn)不大；白堊紀(jì)時(shí)期，盆地南、北帶作為同一沉積系統(tǒng)與大別造山帶具有更明顯的盆山關(guān)系，這時(shí)造山帶除對盆地南帶提供了大量的物質(zhì)來源以外，還為盆地內(nèi)部周公山組的沉積提供物源［8，21］。

2 磷灰石FT多元?jiǎng)恿W(xué)模擬

自從證實(shí)了杜蘭戈磷灰石中的誘發(fā)水平圍限徑跡長度在實(shí)驗(yàn)室時(shí)間尺度存在縮短的情況以來［22］，先后有學(xué)者對裂變徑跡褪火行為進(jìn)行了大量的等時(shí)和等溫褪火實(shí)驗(yàn)研究［1，22-26］，并以此提出了許多經(jīng)驗(yàn)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］，與實(shí)驗(yàn)結(jié)果吻合得比較好。

Ketcham等認(rèn)為［2］，原先的非投影平均徑跡長度在應(yīng)用上存在問題，并且提出了基于c軸投影平均徑跡長度的多元?jiǎng)恿W(xué)褪火模型。這一公式使得阿雷尼厄斯圖上原本都是直線的褪火行為輪廓出現(xiàn)了曲線。該式的最大優(yōu)點(diǎn)在于在地質(zhì)時(shí)間尺度下進(jìn)行模擬更為接近真實(shí)情況：

式中： α、 β、c0、c1、c2與 c3為擬合參數(shù)；r為標(biāo)準(zhǔn)化平均長度 （l/l0）。l為經(jīng)歷了等溫褪火的平均徑跡長度；l0為初始徑跡長度。

只要給定一組模擬參數(shù)，上述公式便會(huì)描述一種相應(yīng)的磷灰石褪火動(dòng)力學(xué)過程。Ketcham等通過對Carlson等的數(shù)據(jù)［29］（其中包括了15種不同的磷灰石，涵蓋了磷灰石所有可能的組成，甚至包括被不同種類陽離子取代了的樣品)進(jìn)行的408次實(shí)驗(yàn)室褪火實(shí)驗(yàn)研究得出，對于任意兩個(gè)磷灰石褪火參數(shù)的測量，都可以用非常簡單的公式進(jìn)行充分的描述。對于兩個(gè)處于相同熱條件下的磷灰石，其中一個(gè)更耐褪火，而另一個(gè)則相對更容易褪火，則它們褪火后的徑跡長度關(guān)系如下［2］：

rmr0與 κ 的關(guān)系由式（3）確定［2］：

此式可以同時(shí)用于c軸投影與非投影徑跡長度。其中rmr、rlr分別為較耐褪火與較易褪火磷灰石的徑跡縮短長度（以l/l0表示)。rmr0與κ為擬合參數(shù)，rmr0代表了較易褪火的磷灰石徑跡縮短為0時(shí)，較耐褪火的磷灰石（兩者褪火條件一致）的rmr值。

與此同時(shí)，Ketcham等提出了［2］若要建立完整的磷灰石褪火模型，必須找出與rmr0有關(guān)的可測參數(shù)，如可以指示動(dòng)力學(xué)行為的蝕刻像最大直徑Dpar值［30-31］，以及Cl或OH在磷灰石化學(xué)組成［Ca10（PO4)6（F， Cl， OH）2］中的單位化學(xué)式原子數(shù)（apfu）。 其關(guān)系式如下［2］：

通過以上方程式便可對任意動(dòng)力學(xué)特征的磷灰石顆粒進(jìn)行裂變徑跡的動(dòng)力學(xué)褪火模擬。由實(shí)測的Dpar或Cl含量可得rmr0值，再由式 （3）可以算出 κ值，這樣一來式（2）也可以完全表達(dá)出來了。根據(jù)以上的推導(dǎo)式有相應(yīng)的軟件（HeFTy）可以應(yīng)用［32］。

3 磷灰石FT熱年代學(xué)分析

在磷灰石FT熱年代學(xué)中，筆者可以利用磷灰石標(biāo)樣、個(gè)人ζ年齡校正值、單顆粒定年與褪火模型來分析沉積物源、盆地?zé)嵫莼放c造山帶淺部剝露作用。對于盆地沉積，當(dāng)樣品的裂變徑跡年齡大于地層時(shí)代時(shí)，F(xiàn)T數(shù)據(jù)更多記錄的是物源區(qū)的抬升剝露與冷卻的信息，與此同時(shí)可以進(jìn)行沉積物源示蹤；當(dāng)裂變徑跡年齡小于地層時(shí)代時(shí)，樣品的FT數(shù)據(jù)與模擬熱史就可以直接反映盆地沉降、抬升的熱演化過程。本文用于FT分析的合肥盆地中部沉積巖樣品，重1.5～2.0 kg，經(jīng)過常規(guī)的巖礦粉碎、重磁分選與自然風(fēng)干后，在雙目鏡下人工挑選粒徑為80～300 μm的鋯石、磷灰石至少300個(gè)顆粒。采用杜蘭戈磷灰石標(biāo)準(zhǔn)樣，U玻璃為CN1。個(gè)人ζ年齡校正值為ζCN1＝113.8±2.9。根據(jù)磷灰石FT單顆粒年齡、圍限徑跡長度和Dpar值，選用Ketcham等褪火模型［2］、 HeFTy（1.6）軟件［32］進(jìn)行溫度-年代熱史模擬，擬合選用蒙特卡羅法，擬合曲線數(shù)選取10 000，其他約束條件包括地層時(shí)代、伊利石K-Ar及其他冷卻年齡等。

樣品XN5位于中侏羅統(tǒng)圓筒山組 （J2y）下段，巖性為砂巖，XN5的磷灰石FT平均年齡為（34.4±4.3）Ma， 合并年齡為（32.5±2.4）Ma（22個(gè)顆粒的平均值），遠(yuǎn)小于該樣品所處地層的年齡，因此，這一年齡值與盆地埋藏加熱和徑跡重啟有關(guān)。Pχ2＝0.005，表明這些磷灰石FT年齡屬于不同組分。該樣品的平均圍限徑跡長度（12.43±0.18）μm（126 個(gè)徑跡長度的平均值），略小于磷灰石單向緩慢冷卻所對應(yīng)的13～14 μm徑跡長度，也從另一方面證實(shí)了該樣品在后期經(jīng)歷了埋藏加熱的改造作用。

本文根據(jù)XN5樣品實(shí)測的裂變徑跡顆粒年齡、圍限徑跡長度和Dpar等參數(shù)進(jìn)行熱史模擬， 選用 Ketcham 等（1999）褪 火 模 型［2］， 模擬選同一 Dpar動(dòng)力學(xué)組分 （Dpar＝1.38～2.73 μm），曲線擬合采用蒙特卡羅算法，曲線數(shù)選用10 000條。其他約束條件包括地層年齡（176～168 Ma）， 以及伊利石 K-Ar年齡（177.8～152.9 Ma）、所經(jīng)歷的溫度選用160～190℃［16］。 模擬獲得了高質(zhì)量的熱史曲線（圖2），其徑跡年齡GOF檢驗(yàn)值為0.95，徑跡長度GOF檢驗(yàn)值為0.97。XN5的FT熱史曲線可以大致分為5段，相應(yīng)冷卻速率變化依次為：-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），這5個(gè)階段分別對應(yīng)了沉積物快速沉降加熱、盆地趨于構(gòu)造熱穩(wěn)定、盆地較快速抬升冷卻和快速抬升冷卻等演化階段。沉積物快速加熱階段（176～152 Ma）反映了大別造山晚期山根拆沉階段與盆地快速沉降、埋藏和加熱作用，構(gòu)造熱穩(wěn)定階段（152～85 Ma）與整個(gè)大別造山帶熱隆伸展和巖漿作用的時(shí)期是基本一致的［33］，較快速抬升冷卻階段（85～32 Ma）代表了熱隆伸展體制與早白堊世巖漿活動(dòng)已被區(qū)域性斷陷伸展取代，主要受控于這一時(shí)期郯廬斷裂的走滑拉張作用（K2—E）。 快速冷卻階段（32～10 Ma）仍然為盆地受控于郯廬斷裂的伸展斷陷作用的延續(xù)。最后一階段（10 Ma以來）則為合肥盆地的擠壓抬升、快速剝露階段。

4 合肥盆地的演化

晚侏羅世以來，受到大別造山帶與郯廬斷裂帶演化的區(qū)域控制，合肥盆地的構(gòu)造演化可以歸結(jié)為4個(gè)構(gòu)造期：盆地?cái)D壓與前陸盆地構(gòu)造期（176～152 Ma）、盆地拉張構(gòu)造期（152～85 Ma）、區(qū)域走滑拉張與盆地?cái)嘞輼?gòu)造期（85～25 Ma）、區(qū)域擠壓與盆地萎縮抬升構(gòu)造期 （25 Ma以來）。

4.1 盆地?cái)D壓與前陸盆地構(gòu)造期 （176～152 Ma）

大別造山帶高壓—超高壓單元在早—中三疊世（245～225 Ma）達(dá)到峰變質(zhì)。隨后在晚三疊世—早侏羅世（225～195 Ma）發(fā)生了角閃巖相退變質(zhì)過程。在這一過程中，高壓單元于 206～178 Ma 剝 露 至 300°C 等 溫 深 度［34］。劉文燦等（1999）報(bào)道了北淮陽下古生界變質(zhì)巖NNE向逆沖于石炭系與中侏羅統(tǒng)之上，晚侏羅世至早白堊世的火山巖系又與逆沖斷裂呈不整合覆蓋關(guān)系，表現(xiàn)出大別造山帶侏羅紀(jì)主體為晚造山期擠壓環(huán)境。在以擠壓為主的大背景下，合肥盆地侏羅紀(jì)主體具有擠壓盆地的性質(zhì)［8］，以巨厚的反粒序陸相磨拉石建造，沉積凹陷平行造山帶延向展布為特征。在早侏羅世，盆地的主要物源是大別造山帶，特別是來自造山帶剝蝕的高壓巖屑和多硅白云母的沉積［16，35］。 盆地南部沉積的是三尖鋪組和鳳凰臺(tái)組，北部沉積的是圓洞山組和周公山組。鳳凰臺(tái)組榴輝巖礫石的發(fā)現(xiàn)表明，深地殼已于晚侏羅世沿著大別造山帶北麓折返，而在造山帶的南緣同類巖石在整個(gè)中生代期間沒有能夠折返到地表［36］。在地震剖面上，可以觀測到中、上侏羅統(tǒng)出現(xiàn)斷距逾2 000 m的逆斷層，斷層活動(dòng)與同時(shí)期的造山擠壓作用有關(guān)［37］。這一時(shí)期的盆地?cái)D壓與前陸盆地沉積在XN5熱史模擬曲線中較好地體現(xiàn)出來，172～152 Ma的冷卻速率達(dá)到-21.4℃/Ma，這一次快速埋藏沉降形成了早、中侏羅世防虎山組（J1f）與圓筒山組（J2y）下段和中段共計(jì)2 900 m厚的地層，最大埋藏溫度達(dá)到180℃。總體而言，早侏羅世屬于盆山分異的初始期，擠壓性盆地沉積大規(guī)模的發(fā)育是在中、晚侏羅世。

4.2 盆地拉張構(gòu)造期 （152～85 Ma）

這一構(gòu)造期包括從造山根拆沉到造山帶熱伸展兩個(gè)階段引發(fā)的盆地沉積，而且在后一階段還疊加了郯廬斷裂左旋走滑的影響。大別造山帶晚造山期深部造山根拆沉作用，引發(fā)了大規(guī)模的火山作用，火山巖年齡記錄為 148.8～116.2 Ma［38-39］，與 此同 時(shí)， 盆 地 沉積為毛坦廠組火山巖系（149～135 Ma［38］）以及周公山組中上部陸相碎屑巖，由此，許長海等指出［3］這種拆沉作用應(yīng)始于150 Ma。造山根拆沉作用發(fā)生后，大別造山帶便于早白堊世進(jìn)入了熱隆伸展期，伸展型花崗巖鋯石UPb 年齡為 137.7～125.6 Ma［40］。大別造山帶熱隆伸展發(fā)生在134.0～90 Ma，包括強(qiáng)熱伸展（134～115 Ma）與晚期衰退（115～90 Ma）兩個(gè)階段［6］。造山根拆沉作用以及熱隆抬升在XN5熱史模擬中反映為85 Ma時(shí)埋深達(dá)到最大，埋藏溫度維持在約190°C。這次伸展形成厚逾1 120 m的圓筒山組（J2y）上段、周公山組（J3z）及朱巷組（K1z）地層。 魯國明等（2002）提出郯廬斷裂大規(guī)模左行平移發(fā)生在早白堊世（Ar-Ar法， 132.5～118.8 Ma）， 因此， 這一時(shí)期的盆地沉積還受到郯廬斷裂活動(dòng)的影響。

4.3 區(qū)域走滑拉張與盆地?cái)嘞輼?gòu)造期（85～25 Ma）

通過XN5熱史模擬結(jié)果可以得出，大別造山帶構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換發(fā)生在85 Ma左右，由185℃等溫深度較快速抬升、剝露至100℃等溫深度，這是與造山帶熱隆伸展期不同的冷卻抬升事件。進(jìn)入晚白堊世—古近紀(jì)以構(gòu)造推隆作用為主，這是商城—麻城與郯廬兩斷裂之間左旋差異走滑之產(chǎn)物，這種構(gòu)造推隆促使造山帶腹地伸展熱隆在晚白堊世急劇萎縮。上白堊統(tǒng)的沉積主要受控于郯廬斷裂晚白堊世為正斷層的特征［5，9-10］。 在合肥盆地， 其K2—E斷陷沉積的形成與區(qū)域拉張環(huán)境和壘塹式構(gòu)造控制有關(guān)。這在XN5熱史曲線中表現(xiàn)為 85～32 Ma（1.4℃/Ma）、 32～10 Ma （1.6℃/Ma）兩個(gè)階段熱構(gòu)造，它們的特點(diǎn)比較相似。從大區(qū)域環(huán)境上， Engebretson等認(rèn)為［13］，歐亞東緣白堊紀(jì)以來匯聚特性經(jīng)歷過兩次重要變化，一次是發(fā)生在約90 Ma由Izanagi板塊斜向（335°） 快速（233 km/Ma）匯聚轉(zhuǎn)化為正向（292°）中速（131 km/Ma）匯聚， 這種匯聚特性的變化有利于在中國東部形成廣泛的走滑拉張環(huán)境；另一次匯聚變化表現(xiàn)在晚白堊世以來匯聚速率由131 km/Ma急劇下降，在43～37 Ma時(shí)降至最低 （55 km/Ma），而后匯聚速率又快速回升到94 km/Ma，匯聚速率顯著減少意味著太平洋與歐亞板塊之間水平擠壓力減少，它有利于形成區(qū)域伸展環(huán)境。嚴(yán)格意義上說，是大區(qū)域伸展環(huán)境、NNE向構(gòu)造的走滑拉張 （拉張為主）而不是大別造山帶控制著K2—E的合肥斷陷盆地發(fā)育。這一盆地發(fā)育期間，約在40～50 Ma還疊加了來自印度、歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程響應(yīng)。

4.4 區(qū)域擠壓與盆地萎縮抬升構(gòu)造期（25 Ma以來）

合肥盆地在中新世以來為與區(qū)域性的隆坳構(gòu)造有關(guān)的披蓋式沉積。以新近系底部的不整合為標(biāo)志，合肥盆地于約25 Ma進(jìn)入了區(qū)域性隆坳發(fā)育期。新近紀(jì)沉積物大面積分布在盆地西部，厚達(dá)500 m，這套地層幾乎封蓋了下伏主要的斷裂活動(dòng)。新近紀(jì)地層幾乎沒有發(fā)生變形，說明區(qū)域上沒有強(qiáng)烈的構(gòu)造擠壓作用。這一時(shí)期，合肥盆地總體上進(jìn)入萎縮抬升階段 （陳海云等，2004），而其沉積物源主要來自大別山與張八嶺隆起［14］。新近紀(jì)擠壓直接導(dǎo)致大別造山帶近EW向的縮短［5］，以及約25 Ma以來冷卻與剝露速率的加快。從XN5熱史模擬曲線來看，從10 Ma以來由70℃等溫深度以5.0℃/Ma的高冷卻速率擠壓抬升、剝露到采樣位置。這一時(shí)期的擠壓抬升作用主要受到了印度板塊與歐亞板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)影響。現(xiàn)今印度板塊以較快速率向北移動(dòng)，與歐亞大陸匯聚并造成了喜馬拉雅不斷抬升，這也引發(fā)了華南塊體的擠出作用［7］，同時(shí)造成了沿著郯廬斷裂的右旋活動(dòng)［12］。

5 結(jié) 論

合肥盆地中部肥西打子塘地區(qū)圓筒山組下段砂巖（J2y）的磷灰石 FT 年齡為（32.5±2.4）Ma，平均圍限徑跡長度為（12.43±0.18）μm，均表現(xiàn)出與盆地埋藏加熱改造作用和徑跡重啟的特征。模擬所得的熱史曲線可以大致分為5段，相應(yīng)冷卻速率變化依次為：-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），這分別對應(yīng)沉積物快速沉降加熱、盆地趨于構(gòu)造熱穩(wěn)定、盆地較快速抬升冷卻和快速抬升冷卻等演化階段。從該樣品早侏羅世晚期（約176 Ma）以來的熱史來看，合肥盆地的構(gòu)造熱演化首先受到大別造山帶晚造山期造山根拆沉的影響（早侏羅世晚期至晚侏羅世），沉積物快速沉降、埋藏和接受加熱改造；隨后大別造山帶進(jìn)入了熱隆伸展作用并引發(fā)大規(guī)模巖漿活動(dòng)（早白堊世至晚白堊世中期），此時(shí)，合肥盆地進(jìn)入了構(gòu)造熱穩(wěn)定時(shí)期。到晚白堊世晚期，合肥盆地主要控制因素已經(jīng)由大別造山帶轉(zhuǎn)變?yōu)檑皬]斷裂的走滑拉分作用，引發(fā)了盆地的走滑拉張。最后一階段為中新世至今，盆地在郯廬斷裂的擠壓作用下轉(zhuǎn)入擠壓抬升、快速冷卻階段。

［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］ 許長海，周祖翼，Van Den Haute P，等.合肥盆地構(gòu)造演化的磷灰石裂變徑跡分析［J］.石油學(xué)報(bào)， 2006， 27（6）:5-13.

［4］ 陳 剛，趙重遠(yuǎn)，李丕龍，等.合肥盆地構(gòu)造熱演化的裂變徑跡證據(jù)［J］.地球物理學(xué)報(bào)，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］ 張國偉，董云鵬，賴紹聰，等.秦嶺—大別山南緣勉略構(gòu)造帶與勉略縫合帶［J］.中國科學(xué)：D輯， 2003， 33（12）:1 121-1 135.

［8］ 李 忠，孫 樞，李任偉，等.合肥盆地中生代充填序列及其對大別山造山作用的指示［J］.中國科學(xué)： D 輯， 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，從柏林，馬 力.大別山造山帶與合肥盆地的構(gòu)造耦合［J］. 科學(xué)通報(bào)， 1997， 42（6）:575-580.

［12］Zhang Y.Tectonique cénozo?que 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］趙宗舉，楊樹鋒，陳漢林，等.合肥盆地基底的構(gòu)造屬性［J］.地質(zhì)科學(xué)， 2003， 35（3）:288-296.

［15］朱 光，王道軒，徐春華，等.大別高壓-超高壓變質(zhì)巖剝露歷史在合肥盆地的記錄［J］.高校地質(zhì)學(xué)報(bào)， 2004， 10（4）:594-605.

［16］韓樹棻，王永奉.安徽北部中新生代沉積盆地分析［M］.北京：地質(zhì)出版社，1996:16-40.

［17］安徽省地質(zhì)礦產(chǎn)局.安徽省巖石地層 ［M］.武漢:中國地質(zhì)大學(xué)出版社，1997:198-206.

［18］孟慶任，李任偉，李雙應(yīng).中生代合肥盆地南部的沉積過程與大別山變質(zhì)地體的剝露［J］.巖石學(xué)報(bào)， 2005， 21（4）:1 145-1 156.

［19］張交東，郝天珧，樊德華，等.合肥盆地中生界的地層世代判識(shí)及意義［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2009，83（5）:599-608.

［20］張交東，王登穩(wěn)，劉德良，等.合肥盆地安參1超深井鉆遇的基底時(shí)代問題討論 ［J］.地質(zhì)論評，2008， 54（4）:433-438.

［21］李 忠，李任偉，孫 樞，等.合肥盆地南部侏羅系砂巖碎屑組分特征及其物源構(gòu)造屬性［J］.巖石學(xué)報(bào)， 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］許長海，周祖翼，馬昌前.大別造山帶140～85 Ma熱隆伸展作用：年代學(xué)約束 ［J］.中國科學(xué)：D 輯， 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］王岳軍，范蔚茗，郭 鋒.北淮陽中生代火山巖定年及火山礫石地球化學(xué)：對大別灰色片麻巖隆升和中生代地層格架的約束 ［J］.科學(xué)通報(bào)，2002， 47（20）:1 528-1 534.

［39］楊祝良，沈加林，沈渭洲，等.北淮陽中生代火山-侵入巖同位素年代學(xué)研究［J］.地質(zhì)論評，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

國家自然科學(xué)基金（批準(zhǔn)號(hào):40872138）

2010-09-10

王緒誠（1985—），男，遼寧大連人，碩士研究生，主要從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)與低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究。E-mail:xcxc407@126.com