云南德欽白馬雪山巖體熱歷史及其對青藏高原三江地區(qū)構(gòu)造地貌演化的指示意義*

肖萍 劉靜 王偉 曾令森 謝克家 Rapha?l PIK 鐘寧

1.地震動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地震局地質(zhì)研究所，北京 100029

2.大陸構(gòu)造與動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

3.河南省有色金屬礦產(chǎn)探測工程技術(shù)研究中心，鄭州 450016

4.法國南希CRPG 惰性氣體-熱年代學(xué)實(shí)驗(yàn)室，巴黎 54501

1 引言

青藏高原東南緣三江(怒江、瀾滄江及金沙江)并流、地勢起伏變化較緩，與高原其他邊界部位(龍門山、喜馬拉雅、祁連山等)的陡變地形存在顯著差異，其奇特的地貌演化過程及其主導(dǎo)因素引起眾多學(xué)者的廣泛關(guān)注(Clark et al.，2005;Zeng et al.，2008;Burchfiel and Chen，2012;Hoke et al.，2014;Wang et al.，2014b)。此外，作為一個(gè)復(fù)合型造山系，三江褶皺系與青藏高原東北及東部邊界部位(如昆侖地塊、松潘-甘孜地塊及義敦巖漿火山弧)的三疊紀(jì)花崗巖類侵入體的熱演化史具有趨同性(Reid et al.，2007;Roger et al.，2011;Dai et al.，2013;Tian et al.，2014):(1)中、晚三疊世巖漿侵位后出現(xiàn)的快速、短暫的冷卻事件(＜10Ma?);(2)維持了超過100Ma 的長期熱穩(wěn)定態(tài);(3)經(jīng)歷了第三紀(jì)中期以來多期剝露事件。

作為三江褶皺系的一支，金沙江構(gòu)造帶自晚古生代以來經(jīng)歷了古特斯特洋的演化、弧-陸碰撞、印度-歐亞碰撞抬升、陸內(nèi)擠壓變形及區(qū)域大斷裂擠壓-走滑運(yùn)動轉(zhuǎn)換等復(fù)雜的構(gòu)造演化史(Wang et al.，2000;Burchfiel and Chen，2012;Zi et al.，2013);而位于該構(gòu)造帶江達(dá)-德欽-維西巖漿火山弧帶德欽段、就位于三疊紀(jì)的白馬雪山花崗巖類侵入體，共同見證了晚古生代以來該地區(qū)的構(gòu)造、熱演化過程(Zi et al.，2012a)。此外，白馬雪山巖體不僅是華夏及岡瓦納兩大古陸拼合所形成構(gòu)造結(jié)的核心，也處于新生代青藏高原東南緣逃逸構(gòu)造的關(guān)鍵部位(Yin and Harrison，2000)。因此，對白馬雪山巖體晚古生代以來熱演化史的限定及其構(gòu)造意義的揭示，能更好理解三江地區(qū)，乃至青藏高原東南緣地質(zhì)演化和構(gòu)造地貌的形成過程。

已有的研究表明，青藏高原東緣-東南緣巖石圈層的變形重組表現(xiàn)為多階段的構(gòu)造-熱演化過程(季建清等，2000;鐘大賚等，2000;Ding et al.，2001)。然而，目前可獲取的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的研究大多集中在川西高原、松潘-甘孜和喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)，時(shí)限集中在中新世到上新世(Kirby et al.，2002;Clark et al.，2005;雷永良等，2006，2008;Lai et al.，2007;Wilson and Fowler，2011;Godard et al.，2009;Ouimet et al.，2010;Wang et al.，2012;Dai et al.，2013;Tian et al.，2014)，三江地區(qū)的研究卻很少涉及。鑒于白馬雪山巖體特殊的構(gòu)造位置，對其展開多類熱年代學(xué)數(shù)據(jù)的綜合分析及構(gòu)造-熱演化歷史的解釋，有助于我們理解三江地區(qū)氣候、侵蝕和構(gòu)造隆升三者作用關(guān)系，為探討造山帶深部構(gòu)造與淺地表過程的耦合程度提供科學(xué)依據(jù)。

2 地貌形態(tài)、地質(zhì)背景及采樣

青藏高原作為世界上海拔最高、面積最大的高原，其內(nèi)部地形起伏小、平均海拔約為5000m，且大部分并未遭受外流水系的下切;周緣為一系列地勢陡峻、平均海拔為5500～6500m 的山脈所圍繞(如喜馬拉雅、昆侖、祁連山、龍門山等)(圖1);此外，內(nèi)部及其周緣廣泛發(fā)育沉積盆地，如內(nèi)部的可可西里、倫坡拉及柴達(dá)木盆地、北部的塔里木和酒泉盆地，以及東部的四川盆地等。三江地區(qū)與高原其他邊界部位陡降的地形不同，高程變化較緩，平均海拔從高原內(nèi)部的～4500m漸變到云貴地區(qū)～1500m 的水平跨距為～1000km。這種平緩變化的地形使得亞洲季風(fēng)長驅(qū)直入到高原內(nèi)部，為雅魯藏布江、怒江、瀾滄江、金沙江等河流水系的發(fā)育提供了條件。平面上，怒江、瀾滄江和金沙江在上千公里范圍內(nèi)僅以數(shù)十公里間距近平行地穿過高原邊緣，急劇拐彎(圖1a);縱向上，河流下切深且窄，形成特有的深切河谷地貌(圖1b，c)。新生代以來印度-歐亞板塊的斜向匯聚與碰撞，以及響應(yīng)性的板內(nèi)擠壓變形使得高黎貢斷裂帶、瀾滄江斷裂帶和哀牢山-紅河斷裂帶強(qiáng)烈匯聚，構(gòu)造上表現(xiàn)為哀牢山-紅河、瀾滄江和怒江-高黎貢斷裂帶的線性展布，與三江并流地貌格局相匹配(圖1a)。

三江褶皺系隸屬橫斷山脈南段，為特提斯-喜馬拉雅構(gòu)造域向南東的延伸部分，即喜馬拉雅-緬甸弧形的東端;該褶皺系主要由微大陸、含蛇綠巖套縫合帶、巖漿弧、海山及晚古生代-三疊紀(jì)期間增生或侵位形成的復(fù)理石堆積組成(鐘大賚，1998;Metcalfe，2006;潘桂棠等，2010)。作為三江褶皺系的東支，金沙江構(gòu)造帶自東向西由4 個(gè)次級構(gòu)造單元組成:金沙江弧-陸碰撞結(jié)合帶(金沙江縫合帶)、魯春-紅坡牛場上疊裂谷帶、江達(dá)-德欽-維西火山巖漿弧帶及昌都-思茅微陸塊(王立全等，1999)。從構(gòu)造上講，該構(gòu)造帶位于岡瓦納大陸和勞亞大陸的接合帶，具有板塊邊緣和板內(nèi)構(gòu)造的雙重特征(顏丹平等，1993)。本研究共采集3 件花崗巖類樣品，分別進(jìn)行了磷灰石裂變徑跡(AFT)和磷灰石(U-Th)/He(AHe)分析，具體采樣位置及坐標(biāo)分別見圖1d 及表1。采樣的白馬雪山巖體位于金沙江構(gòu)造帶江達(dá)-德欽-維西火山巖漿弧帶德欽段，出露于德欽縣城南約10km 處，沿NNW-SSE 方向展布，出露面積約135km2。巖體東部與中三疊統(tǒng)上段人支雪山組及上三疊統(tǒng)呈侵入接觸關(guān)系，局部為斷層接觸;西部侵入下泥盆統(tǒng)中上段。

圖1 青藏高原及其周緣地形地貌和典型地形剖面及三江地區(qū)采樣點(diǎn)位置(a)青藏高原及其周緣地形和主要水系分布圖;(b)A-A’地形剖面顯示高海拔、低起伏平坦面與三江地區(qū)主要干流的深切河谷負(fù)地形特征形成強(qiáng)烈對比;地形起伏指2km×2km 滑動窗的最大和最小高程差;(c)B-B’為沿瀾滄江的地形剖面和河流縱剖面，以及沿瀾滄江干流流域跨距1400km 長的最大高程地形包絡(luò)線.沿瀾滄江干流的地形起伏，即2km×2km 滑動窗的海拔最高的山脊和干流河床的高程差;(d)三江地區(qū)采樣點(diǎn)位置Fig.1 Map showing geomorphology of the Tibetan Plateau and the study area，and the representative topographic cross sections of study area (Red star represents study area)(a)topography and major watershed distribution of the Tibetan Plateau and adjacent area;(b)topographic cross section (path A-A’indicate in(a))shows sharply contrast between the high elevation and low relief flat surface and negative topographic feature of the main truck valley;(c)topographic cross section，river longitude profile of the Mekong river，and 1400km long terrain envelope of the highest elevation along the main trunk of Mekong river (path B-B’indicate in (a));(d)sample location of the Three River Region

表1 金沙江構(gòu)造帶白馬雪山巖體磷灰石U-Th/HeTable 1 Apatite (U-Th)/He age of the Baimaxueshan pluton，Deqin，Yunnan

3 測試方法及結(jié)果

3.1 測試方法

將采集的新鮮巖石樣品粉碎、經(jīng)傳統(tǒng)方法粗選后，利用電磁、重液等分選手段進(jìn)行單礦物提純，并在雙目鏡下挑選晶型完好的磷灰石約100～150 顆。本研究的(U-Th)/He 年齡測試工作在法國南錫CRPG 惰性氣體和熱年代學(xué)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。實(shí)驗(yàn)步驟如下:(1)每件樣品手工挑選5～15 粒合適大小且不含包裹體的磷灰石晶體，晶型尺寸控制在125 ±20μm 和300 ±100μm，測量其晶體參數(shù)(如長度、寬度等)進(jìn)行α 發(fā)射校正，將磷灰石顆粒樣品置于鉑坩堝上;(2)耐熱真空爐經(jīng)過抽氣、排氣，使本底值達(dá)到要求后，把坩堝放入爐內(nèi)在1000℃下加熱30min，以提取He;(3)提取出來的He 在低溫條件下對4He/3He 分別進(jìn)行聚集、純化后，利用惰性氣體質(zhì)譜儀測定4He/3He?？瞻讟拥臏y試誤差小于10 飛克(相當(dāng)于He 含量的0.2%);(4)測試完4He/3He 后的顆粒與LiBO2熔合，然后將樣品在濃度約為30%的HNO3中溶解，得到的溶液用外校正液相色譜法，通過ICP-MS 來測量238U/233U和232Th/229Th 比值，從而得到磷灰石和鋯石晶體中U 和Th的含量(Carignan et al.，2001)。本次分析U 和Th 的測試誤差為2%～3%，測試的空白樣的U 和Th 含量均小于2%。α發(fā)射校正和Ft 計(jì)算按照Caltech 的測試標(biāo)準(zhǔn)執(zhí)行(Farley，2002)，實(shí)驗(yàn)中每個(gè)樣品測試兩個(gè)礦物顆粒，測試結(jié)果如表1所示。

本次磷灰石裂變徑跡測試樣品共3 件，測試工作在中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室新構(gòu)造年代裂變徑跡測年實(shí)驗(yàn)室完成。采用低鈾含量白云母外探測器法(Gleadow and Duddy，1981)，磷灰石蝕刻條件為5.5NHNO3，21℃，20s.Zeta 標(biāo)定(Hurford and Green，1983)選用國際標(biāo)準(zhǔn)樣(Apatite-ZetaCN5=353.0 ±10)，標(biāo)準(zhǔn)玻璃為美國國家標(biāo)準(zhǔn)局CN5 鈾標(biāo)準(zhǔn)玻璃，徑跡統(tǒng)計(jì)用Zeiss Axioplan2顯微鏡，在放大1000 倍干鏡條件下完成，測試結(jié)果如表2所示。

3.2 結(jié)果

新獲取的白馬雪山巖體的AHe 年齡(表1)集中在中中新世(17～18Ma)和上新世(4～5Ma)。磷灰石裂變徑跡結(jié)果集中分布在始新世中期(42Ma)及早-中中新世(21～11Ma)左右(表2)。圖2 為磷灰石單顆粒年齡分布直方圖(Age histogram，曲線為擬合中心年齡趨勢)、樣品徑跡長度直方圖(Length histogram，直觀標(biāo)明平均徑跡長度相對誤差、峰型、標(biāo)準(zhǔn)偏差、測試內(nèi)徑跡條數(shù))、放射圖(Radial plot，左側(cè)坐標(biāo)為誤差范圍，右側(cè)坐標(biāo)為年齡，橫坐標(biāo)上為相對誤差下為精度，圖中圓點(diǎn)為所測試顆粒，直觀標(biāo)明中心年齡、P(x2)檢驗(yàn)值、相對誤差、測試顆粒數(shù))。值得指出的是當(dāng)樣品單顆粒年齡正態(tài)分布置性度P(x2)檢驗(yàn)值＜5%時(shí)，樣品用中值年齡，而當(dāng)＞5%時(shí)用池年齡。本研究中除了樣品TL09-20 外，其他兩個(gè)樣品的P(x2)值大于＞5%。樣品的徑跡長度直方圖顯示所測3 個(gè)樣品均為單峰分布，表明其經(jīng)歷了單一的冷卻過程。

表2 云南德欽白馬雪山巖體及其周邊地區(qū)磷灰石裂變徑跡年齡Table2 Apatitefission track age of the Baimaxueshan pluton and adjacentarea， Deqin， Yunnan

圖2 白馬雪山巖體磷灰石裂變徑跡年齡、長度分布直方圖及放射圖Fig.2 Age and length histogram and radial plot of the Baimaxueshan pluton

年齡-高程圖(圖3)顯示本研究樣品的AHe 及AFT 年齡與高程變化具有良好的相關(guān)性，自中始新世以來該地區(qū)經(jīng)歷了大概3 期冷卻事件:ca.42Ma、ca.21～15Ma 及ca.5Ma。此外，從年齡分布來看，樣品越靠近瀾滄江主干道其年齡越年輕(圖1d)。

4 侵蝕速率及熱歷史重建

4.1 侵蝕速率

本文根據(jù)Willett and Brandon(2013)編寫的程序計(jì)算研究區(qū)始新世中期以來的侵蝕速率，該方法的優(yōu)勢在于綜合考慮冷卻速率計(jì)算中對于封閉溫度的依賴性及巖體向地表移動產(chǎn)生的熱對流。本研究AHe 的動力學(xué)參數(shù)據(jù)Farley(2002)，AFT 據(jù)Ketcham et al.(1999)，對應(yīng)的封閉溫度分別為67℃及116℃。在假定現(xiàn)今地溫梯度及平均高程處地表溫度的情況下，初始封閉等溫線深度計(jì)算是基于如下公式(Willett and Brandon，2013):

圖3 白馬雪山巖體及其周邊地區(qū)磷灰石低溫年代學(xué)的侵蝕速率、年齡高程及熱模擬圖(a)和(b)分別為AHe 及AFT 推算出的侵蝕速率;(c)為年齡-高程圖;(d)為AHe 樣品的Hefty 模擬.部分磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)據(jù)Wilson and Fowler，2011Fig.3 Erosion rate，age-elevation relationship，and thermal modeling plots for the Baimaxueshan pluton(a)and (b)for the erosion rates derived from AHe and AFT，respectively;(c)age-elevation plot;(d)Hefty modeling for the AHe samples.Part of the AFT data from Wilson and Fowler，2011

表3 白馬雪山巖體及周邊地區(qū)侵蝕速率Table 3 Erosion rate of the Baimaxueshan pluton and adjacent area

本文對新獲取及前人(Wilson and Fowler，2011)已發(fā)表的AFT 和AHe 數(shù)據(jù)進(jìn)行侵蝕速率推算，其結(jié)果如下(表3 及圖3a，b):(1)AFT 侵蝕速率呈階段性變化:ca.42～21Ma 左右，侵蝕速率變化范圍為0.058～0.093km/Myr，ca.21～15Ma侵蝕速率變化范圍為0.109～0.229km/Myr，ca.15～11Ma 為0.140～0.315km/Myr，11Ma 以來為0.19～0.315km/Myr;AFT 侵蝕在中新世以來有加速的趨勢，YA28 出現(xiàn)極為快速的侵蝕速率可能與其位于瀾滄江干流有關(guān)。(2)AHe 侵蝕速率變化特征為中新世期間整體變化在0.96～0.137km/Myr，5Ma 以來侵蝕速率加快加強(qiáng)、變化范圍為0.259～0.544km/Myr，但集中分布在0.4km/Myr 左右。

從樣品TL09-20(3527m)的AHe 數(shù)據(jù)計(jì)算出中新世期間侵蝕速率為0.096～0.137km/Myr，接近該巖體3000m 以上樣品的垂直高程剖面獲取的侵蝕速率0.133 ±0.03km/Myr(劉靜，未刊資料)。樣品TL09-19(3026m)及TL09-18A(2824m)的AHe 數(shù)據(jù)推算出該巖體5Ma 以來的侵蝕速率最大，與年齡-高程剖面法推算出的0.40km/Myr 接近。如果將中新世以來的AHe 侵蝕速率取平均值(0.117km/Myr)，可以推算出ca.18～5Ma 期間的剝蝕量為1.5km，5Ma 以來的總剝蝕量為2.0km，那么18Ma 以來的總剝蝕量為3.5km。同樣，如果將本研究的3 個(gè)AFT 數(shù)據(jù)推算出的侵蝕速率分階段取均值，該巖體ca.21～15Ma 期間的剝蝕量大約為1.02km，而15Ma 以來的剝蝕量為2.76km，那么21Ma 以來的總剝蝕量為3.78km。此外，如果將AHe 的侵蝕時(shí)間起始時(shí)間設(shè)定在21Ma 左右，那么其總剝蝕量為3.87km。由此可以看出，盡管AFT ＆ AHe 兩種測年方法獲取的侵蝕速率及速率變化的時(shí)間存在差異，但從二者推算出總剝蝕量近于相等。

綜上所述，AFT 侵蝕速率階段性變化表明該巖體遭受侵蝕、剝蝕始于中、晚始新世，中新世以來尤其是晚中新世期間有加速的趨勢，AHe 數(shù)據(jù)顯示對中新世期間侵蝕作用的響應(yīng)，且在晚中新世末期或上新世初期有加速的跡象。此外，從侵蝕速率變化的空間范圍來看，侵蝕速率總體上在主干河道或者接近主干河道的地方高于支流河道(圖4)，與前人在瀾滄江流域宇宙成因核素研究結(jié)果一致(Henck et al.，2011)。

4.2 熱歷史重建

為了解中新世以來該巖體的熱歷史信息，本研究借助于HeFTy(v.1.8.0)(Ketcham，2013)模擬軟件對新獲取的3 件磷灰石(U-Th)/He 數(shù)據(jù)進(jìn)行時(shí)間-溫度的熱模擬，模擬條件為:校正參數(shù)采納Flowers et al.(2009)磷灰石的輻射損傷積累和退火模型(RDAAM);α 停止距離及年齡α 校正依據(jù)Ketcham et al.(2011)計(jì)算;模擬過程采用Monte Carlo 算法反復(fù)計(jì)算溫度-時(shí)間熱歷史曲線，擬合曲線數(shù)為10000 條，根據(jù)模擬路徑判斷其與實(shí)測數(shù)據(jù)的擬合程度，以獲得最佳的模擬結(jié)果;依據(jù)區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景預(yù)設(shè)時(shí)間-溫度變化。根據(jù)Close-T 軟件(Brandon，2005)預(yù)設(shè)磷灰石(U-Th)/He 部分退火帶范圍為40～80℃之間。模擬結(jié)果和觀測結(jié)果的擬合或者吻合程度用函數(shù)GOF(Goodness of Fitting)的大小表征:如果0.05 ＜GOF ＜0.5，表明模擬結(jié)果是可以接受的;如果GOF＞0.5 表明模擬結(jié)果是好的或者高質(zhì)量的。通常情況下，反演模擬僅表征樣品在部分退火帶區(qū)間的溫度-時(shí)間熱歷史。基于本研究(U-Th)/He 定年結(jié)果及其對應(yīng)封閉溫度區(qū)間之上，本文引入另外兩個(gè)地質(zhì)約束條件進(jìn)行反演模擬:(1)新生代以來由于印度大陸向北推擠，激活了三江特提斯造山帶的構(gòu)造和相應(yīng)的剝蝕作用(Tapponnier et al.，2001;Wilson and Fowler，2011);(2)中新世以來的區(qū)域性冷卻事件(Roger et al.，2011;Tian et al.，2014)。為了獲得“高質(zhì)量”的模擬結(jié)果，同時(shí)考慮樣品TL09-18 測試的兩組年齡的磷灰石顆粒大小差距(45μm)，本文對其兩個(gè)測試年齡數(shù)據(jù)分別進(jìn)行了熱模擬。

鑒于3 個(gè)樣品模擬結(jié)果的GOF 為0.95～1.0，本研究對其提取“最佳模擬”路徑(圖3d)。模擬結(jié)果表明:樣品TL09-20 在早中新世出現(xiàn)快速冷卻，其冷卻速率為10℃/Myr;樣品TL09-19 和TL09-18 在整個(gè)中新世期間表現(xiàn)為相對穩(wěn)定，但在中新世與上新世轉(zhuǎn)換之交發(fā)生較為快速剝露冷卻過程，冷卻速率分別為10℃/Myr 和15℃/Myr。從冷卻速率的變化趨勢及AHe 數(shù)據(jù)推算出的侵蝕速率變化幅度可以看出，該巖體在早中新世經(jīng)歷快速剝蝕且持續(xù)至中新世晚期，ca.5Ma左右剝蝕作用有加速加劇趨勢。

5 多階段構(gòu)造熱歷史分析

青藏高原的崛起對其周邊地區(qū)的地形地貌和環(huán)境變化產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響，同時(shí)，作為世界上面積最大、海拔最高的高原，為探討陸內(nèi)變形的地球動力學(xué)背景、氣候及構(gòu)造兩者相互作用及其造山帶地形演化等方面的研究提供了得天獨(dú)厚的條件(Tapponnier et al.，2001;Molnar，2005;Molnar et al.，2010;Clark，2011)。

5.1 前第三紀(jì)冷卻歷史及構(gòu)造內(nèi)涵

作為一個(gè)印支期造山帶，三江褶皺系是繼金沙江、甘孜-理塘等古特提斯支洋盆于三疊紀(jì)(250～210Ma)相繼關(guān)閉之后形成(鐘大賚，1998;Pullen et al.，2008;Roger et al.，2011;Yang et al.，2012)。隨著二疊紀(jì)晚期金沙江洋盆俯沖消減的遞進(jìn)發(fā)育，于晚二疊世-中三疊世(232～256Ma)沿昌都-思茅地塊東側(cè)呈線性展布的江達(dá)-德欽-維西火山巖漿弧帶雛形初步形成(Wang et al.，2000，2014a;Zi et al.，2013)。白馬雪山花崗閃長巖巖體的鋯石U-Pb 年齡、巖體的中-高鈣堿性、準(zhǔn)鋁質(zhì)I-型特征，鋯石εHf(t)(-10 ±1)及δ18O(＞8‰ VSMOW)，以及呈增高趨勢的Mg#(0.53～0.65)、MgO 含量、Cr 和Ni 濃度表明，其為金沙江古特提斯洋閉合前俯沖或者從俯沖向碰撞轉(zhuǎn)換期巖漿活動事件的產(chǎn)物(Zi et al.，2012b，2013)。此外，該巖漿火山弧帶中呈階段性發(fā)育的巖漿侵入事件記載了金沙江古特提斯支洋盆的消亡及之后印支期碰撞造山運(yùn)動(Zi et al.，2012a;Wang et al.，2014a)。黑云母K-Ar 等時(shí)線年齡表明在ca.223～220Ma 期間該地區(qū)處于巖漿期后構(gòu)造熱液或區(qū)域冷卻事件(云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990)，進(jìn)一步證實(shí)了印支造山運(yùn)動在該地區(qū)的印記。

圖4 瀾滄江流域DEM 簡圖及白馬雪山巖體附近河流水系特征(a)瀾滄江流域DEM 及前人宇宙成因核素采樣位置;(b)研究區(qū)支流河的河流縱剖面A-A’，采樣點(diǎn)海拔高度、侵蝕速率，以及采樣點(diǎn)相對于區(qū)域平均高程(3750m)的位置;(c)白馬雪山巖體附近水系及采樣位置的平面圖.黑色線標(biāo)示瀾滄江的流域分水嶺Fig.4 DEM of the Lancang River watershed and the drainage distribution of Baimaxueshan area(a)DEM of the Mekong watershed and sample locations of previous study;(b)elevation of samples and regional mean surface elevation，and A-A’shows river longitude of the tributary from study area;(c)drainage and sample location.Black line delineates the watershed of the Mekong River

晚三疊世至早侏羅世轉(zhuǎn)換之交，羌塘地塊沿著金沙江縫合帶與松潘-甘孜地塊拼合，同時(shí)伴隨中特提斯洋發(fā)育及消亡(Metcalf，2006)。印支造山運(yùn)動導(dǎo)致印支、華南及華北最終拼合，并于早侏羅世結(jié)束，這次構(gòu)造運(yùn)動奠定了三江地區(qū)基本的構(gòu)造格局(Metcalf，2006)。隨著印支造山運(yùn)動接近尾聲，在早侏羅世至早白堊世(190～140Ma)該地區(qū)及藏東缺乏主要構(gòu)造事件、侵蝕及沉積事件，整體處于構(gòu)造平靜期(Roger et al.，2011;Tian et al.，2014)。

早白堊世(140～120Ma)期間，新特提斯洋由擴(kuò)張向俯沖消減轉(zhuǎn)換(Metcalf，2006;Roger et al.，2011;Boulin，1991)，拉薩地塊與羌塘地塊沿班公湖-怒江縫合帶碰撞最終拼合(Dewey et al.，1988)。與此同時(shí)，三江地區(qū)繼承了印支期的構(gòu)造，進(jìn)一步發(fā)生地殼的加厚、剝蝕和局部地表的快速隆起，但沒有形成新的區(qū)域性構(gòu)造形跡。從大地構(gòu)造位置來看，該地區(qū)早白堊世的快速冷卻事件可能受拉薩與羌塘地塊的碰撞有關(guān)，受侏羅世和白堊世期間的燕山運(yùn)動影響不大。晚白堊世到前第三紀(jì)，該地區(qū)處于熱-構(gòu)造活動的沉寂期，鋯石U-Th/He 推算出蝕速率僅為0.03～0.04km/Myr(劉靜，未刊資料)。

圖5 白馬雪山巖體構(gòu)造演化圖(a)白馬雪山及周邊地區(qū)低溫年代數(shù)據(jù)的年齡-高程關(guān)系圖(YA 系列數(shù)據(jù)據(jù)Wilson and Fowler，2011);(b)多類溫度-年齡圖(鋯石U-Pb 數(shù)據(jù)據(jù)Zi et al.，2012b;ZHe 據(jù)為劉靜，未刊數(shù)據(jù);黑云母Ar-Ar 據(jù)云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1990;鉀長石Ar-Ar 據(jù)Reid et al.，2005)Fig.5 Map showing tectonic evolution of Baimaxueshan pluton(a)age-elevation relation plot for the Baimaxueshan and adjacent area (YA data from Wilson and Fowler，2011);(b)multiple thermochronology profies for Baimaxueshan and adjacent area (ZHe form Liu，unpublished data;zircon U-Pb from Zi et al.，2012b;biotite Ar-Ar from BGMRY，1990;K-feldspar Ar-Ar from Reid et al.，2005)

不同礦物的封閉溫度可以用地質(zhì)年代學(xué)數(shù)據(jù)分析及地質(zhì)解釋(Dodson，1973)。白馬雪山巖體及周邊地區(qū)多類年代學(xué)年齡數(shù)據(jù)記錄的冷卻曲線(如圖5 所示)表明該地區(qū)第三紀(jì)之前經(jīng)歷了較為復(fù)雜的巖漿侵位和構(gòu)造熱事件，其中主要包括晚二疊世-早侏羅世巖漿侵位活動、抬升冷卻事件和早白堊世構(gòu)造事件。究其原因，快速冷卻速率可能源于巖漿的上升侵位與上覆沉積巖之間的巨大熱反差所致，而與剝露速率的程度并沒有相關(guān)性(Roger et al.，2011)。

5.2 晚第三紀(jì)以來的剝露歷史

目前可獲得的磷灰石低溫年代學(xué)(AHe ＆ AFT)年齡表明德欽白馬雪山地區(qū)后第三紀(jì)以來共經(jīng)歷了2～3 期剝蝕加速的階段(圖5a):中始新世(ca.42Ma)，早-中中新世(ca.21～11Ma)，此外還有跡象表明，上新世以來存在侵蝕加劇的趨勢。

5.2.1 始新世-漸新世構(gòu)造變形的低溫響應(yīng)

三江地區(qū)始新世以來的構(gòu)造變形的起始時(shí)間及特征的認(rèn)識還處于探索階段，究其原因:(1)該地區(qū)構(gòu)造變形存在印支期與第三紀(jì)兩期構(gòu)造運(yùn)動的疊加，新生代以來的構(gòu)造運(yùn)動對先前的構(gòu)造變形具有一定的繼承性(Roger et al.，2011)，這種相互疊置的關(guān)系使得該地區(qū)的構(gòu)造十分復(fù)雜;(2)該地區(qū)的熱年代學(xué)研究較少，各個(gè)時(shí)期的構(gòu)造運(yùn)動缺乏年代約束。

新生代以來的印度-歐亞板塊碰撞，以及印度板塊持續(xù)北向運(yùn)動大部分被青藏高原內(nèi)部及其周緣地區(qū)的構(gòu)造變形所吸收，且構(gòu)造變形主要是沿一些規(guī)模巨大的斷裂帶發(fā)生(Dewey et al.，1988;Yin and Harrison，2000)。區(qū)域古地磁揭示印度板塊向北運(yùn)動方向不斷轉(zhuǎn)變，旋轉(zhuǎn)方向從碰撞初期的快速順時(shí)針，在晚始新世逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)槟鏁r(shí)針，而在中新世初期又快速轉(zhuǎn)換成順時(shí)針(Lee and Lawver，1995)。碰撞早期出現(xiàn)的快速順時(shí)針旋轉(zhuǎn)及同期發(fā)生揚(yáng)子板塊相對南向移動的這一時(shí)期正是印度板塊與歐亞板塊全面正向碰撞的時(shí)期，而位于側(cè)向碰撞帶的三江地區(qū)在此時(shí)期同樣卷入了區(qū)域收縮變形、地殼增厚，在晚始新世-晚漸新世期間呈向東逃逸態(tài)勢(Tapponnier et al.，2001;Bertrand and Rangin，2003;Spurlin et al.，2005;Morley，2007;Wang et al.，2008)。沿主要大型剪切帶斷續(xù)分布始新世(ca.55～38Ma)的巖漿活動和中、上地殼層次的強(qiáng)烈變形和變質(zhì)作用進(jìn)一步揭示該地區(qū)在碰撞早期處于區(qū)域收縮變形環(huán)境(Wang et al.，2001;Leloup et al.，2001;Zhang et al.，2010)。三江地區(qū)自西向東呈線性展布的三條韌性剪切帶，高黎貢山、崇山及紅河哀牢山在晚始新世至早中新世存在同期活動性(始于晚始新世至漸新世ca.34～42Ma，中晚漸新世ca.24～29Ma 逐漸變?nèi)?，直至中中新世初期ca.17Ma 停止)(Leloup et al.，1995;Akciz et al.，2008;Zhang et al.，2010)，進(jìn)一步證實(shí)該地區(qū)對印度-歐亞板塊碰撞的響應(yīng)是區(qū)域性構(gòu)造事件，且是對碰撞以來印度板塊北向運(yùn)動的響應(yīng)性調(diào)整。此外，新生代盆地碳酸鹽巖古土壤結(jié)核的穩(wěn)定氧同位素研究揭露，三江地區(qū)在該時(shí)期整體隆升接近現(xiàn)今的高度(Hoke et al.，2014)，與此同時(shí)，青藏高原中部在晚始新世ca.35Ma 左右其高度也超過4km(Rowley and Currie，2006)。Tapponnier et al.(2001)和Zeng(2008)等先前的一些推論性認(rèn)識，即高原東南緣和南緣是高原最先形成的部分，其中東南緣在沿紅河斷裂和實(shí)皆斷裂擠出過程中，中中新世前基本完成了峰期地殼縮短增厚和抬升，其海拔高度接近現(xiàn)在的高度，成為高原的一部分。

白馬雪山及其周邊地區(qū)的低溫年代學(xué)結(jié)果也顯示了晚始新世存在一期冷卻事件，其時(shí)限集中在晚始新世(ca.42Ma)。該次事件應(yīng)該是該地區(qū)對印-歐碰撞的響應(yīng)，在此期間三江地區(qū)卷入?yún)^(qū)域性的遞進(jìn)收縮及陸內(nèi)擠壓變形，使得該區(qū)地殼增厚呈整體強(qiáng)烈抬升之勢。同時(shí)，白馬雪山巖體南部500km 處滇西臨滄花崗巖體的熱歷史也記錄了這次事件，僅是時(shí)間略早，為早古新世-早始新世(50～70Ma)(施小斌等，2006)。由此，不難推斷出三江地區(qū)早期的冷卻事件與印-歐亞碰撞關(guān)系密切。

5.2.2 中新世以來的剝蝕、冷卻歷史

始新世以來的印度-歐亞板塊碰撞，不僅造就了世界上僅無絕有的青藏高原，同時(shí)給全球氣候變化帶來了強(qiáng)烈的影響(Molnar，2005;Molnar et al.，2010)。在中新世期間，印度-歐亞板塊碰撞對三江地區(qū)的影響從初期的擠壓、遞進(jìn)收縮作用逐漸轉(zhuǎn)為區(qū)域性走滑擠壓應(yīng)變(transpression)及局部伸展變形，直至ca.17Ma 左右基本停止(Leloup et al.，1995;Akciz et al.，2008)。野外觀測發(fā)現(xiàn)局部伸展變形主要集中于走滑斷裂體系附近，以轉(zhuǎn)換拉張應(yīng)變的方式(Morley，2007;Zhang et al.，2010)。白馬雪山及其周邊地區(qū)的低溫年代學(xué)結(jié)果也顯示了中新世以來(21～11Ma)存在剝露冷卻加快，藏東及三江地區(qū)低溫年代學(xué)數(shù)據(jù)也證明了該期冷卻事件的存在，只是不同地區(qū)的初始啟動時(shí)限略有先后(Xu and Kamp，2000;Kirby et al.，2002;Clark et al.，2005;Lai et al.，2007;Wang et al.，2012;Tian et al.，2014)。

該地區(qū)的構(gòu)造變形、古高度數(shù)據(jù)表明在中新世以前三江地區(qū)構(gòu)造地貌格局基本形成，如何解釋中新世以來甚至更晚的較為快速的冷卻剝蝕事件?對于藏東南及藏東地區(qū)中新世期間出現(xiàn)的冷卻剝露事件發(fā)生機(jī)制，本研究傾向認(rèn)為該地區(qū)的地貌塑造可能存在后造山或造山后改造。1)熱年代學(xué)數(shù)據(jù)指示的中新世冷卻事件發(fā)生在三江地區(qū)區(qū)域性走滑擠壓應(yīng)變構(gòu)造運(yùn)動基本結(jié)束期間，而此時(shí)的印度-歐亞板塊匯聚速率劇降(Molnar and Stock，2009);2)走滑及擠出作用使得該區(qū)移離印度-歐亞板塊匯聚的前鋒位置，因此板塊間匯聚力對該區(qū)的影響逐漸減弱。同時(shí)，作為印度-歐亞板塊的側(cè)向碰撞帶(鐘大賚，1998;劉俊來等，2005)、東部毗鄰四川盆地，對于印度與歐亞板塊碰撞初期至中新世對碰撞帶來的變形及后期氣候帶來的剝蝕作用，從地形地貌上基本適應(yīng)及調(diào)整。除了已增厚地殼的造山帶的侵蝕均衡抬升和側(cè)向均衡調(diào)整的作用，不排除造山后殘余的地幔作用導(dǎo)致的抬升，以及局部地區(qū)的弱構(gòu)造活動，如靠近斷裂或構(gòu)造帶附近，斷裂兩盤呈現(xiàn)出局部差異升降。三江地區(qū)作為一個(gè)構(gòu)造轉(zhuǎn)換的傳承地帶，不僅承受來自印度板塊的側(cè)向擠壓，也間接受華南及印支地塊對其東向擴(kuò)張的阻擋。當(dāng)一個(gè)地區(qū)的峰值抬升期已過，地形演化主要以承受侵蝕破壞為主。從白馬雪山巖體及其周邊地區(qū)的磷灰石低溫?cái)?shù)據(jù)推算出的侵蝕速率及剝蝕量來看，中新世以來，該地區(qū)遭受了強(qiáng)烈的侵蝕作用，且與河流下切的程度有關(guān)。如圖4b 所示，瀾滄江主干道處的樣品越靠近主干道侵蝕越大(如YA28 侵蝕速率高于TL09-18A)，且侵蝕速率遠(yuǎn)高于其一級支流處樣品(TL09-19)。從AHe ＆ AFT 年齡分布及侵蝕速率變化規(guī)律不難推斷出，新生代的歐亞-印度碰撞以來，藏東南瀾滄江流域德欽地區(qū)可能是由于河流對氣候及局部巖體抬升的響應(yīng)，加速了下切，將主干河道周邊巖體快速剝露，從而導(dǎo)致主干河道附近年齡分布較其支流河道年輕(4b)，且發(fā)育河谷深切、高起伏度地形地貌(圖6)。

藏東及藏東南～5Ma 或更年輕的年代數(shù)據(jù)主要分布在河谷深切(如德欽白馬雪山)及主要斷裂分布區(qū)(如龍門山)(Kirby et al.，2002;Wilson and Flower，2011)。上新世以來，隨著印度季風(fēng)的加強(qiáng)帶來的強(qiáng)降水及全球冰期的出現(xiàn)(Molnar，2005;Molnar et al.，2010)，導(dǎo)致該地區(qū)的受到強(qiáng)烈的剝蝕。宇宙成因核素研究(Henck et al.，2011)揭露出三江地區(qū)構(gòu)造環(huán)境的特殊性、侵蝕速率自西向東呈梯度強(qiáng)烈變化以及侵蝕速率與地形起伏度的負(fù)相關(guān)的特征表明構(gòu)造活動對該地區(qū)地形地貌的塑造起到了不可忽略的作用。綜上所述，藏東南在早中新世初期基本構(gòu)造格局已完成，隨后受到區(qū)域氣候變化的驅(qū)動，產(chǎn)生響應(yīng)性調(diào)整，其地形地貌的塑造是氣候和構(gòu)造兩者共同作用的結(jié)果。此外，從低溫年代學(xué)數(shù)據(jù)分布來看，自始新世以來青藏高原東緣-東南緣的不同部位很可能經(jīng)歷了相同的構(gòu)造抬升歷史和侵蝕過程，但局部呈現(xiàn)不同。

6 結(jié)論

圖6 云南德欽地區(qū)白馬雪山巖體及周邊地區(qū)新生代以來地形地貌演化卡通圖卡通圖示意從中始新世以來該地區(qū)遭受侵蝕剝蝕，在早-中中新世出現(xiàn)快速冷卻過程，且一直持續(xù)，在晚中新世或上新世ca.5Ma 以來有加速加劇趨勢Fig.6 Cartoon showing the geomorphologic evolution of the Baimaxueshan pluton and adjacent area，Deqin，Yunnan since Late EoceneCartoon map indicates that the study region underwent erosion since Middle Eocene，it accelerated in Miocene times and again in Pliocene

(1)白馬雪山地區(qū)經(jīng)歷了多期快速冷卻事件:三疊世的巖漿侵位活動，早白堊世和中-晚始新世的快速冷卻，以及中新世和上新世以來的快速剝蝕，其中中新世以來(ca.21～11Ma)快速冷卻速率為10℃/Myr，而上新世以來(ca.5Ma)增至15℃/Myr。

(2)中新世以來，印度-歐亞板塊匯聚速率降低，構(gòu)造活動對三江地區(qū)的影響逐漸減弱，從以構(gòu)造為主導(dǎo)逐步轉(zhuǎn)為以氣候因素(如冰川、降水等)為主導(dǎo)。與此同時(shí)，該地區(qū)的峰值抬升期已過，以侵蝕破壞為主。

(3)上新世(ca.5Ma)以來冷卻速率加快，可能指示氣候變冷帶來的強(qiáng)降水及冰期-間冰期的更替，促進(jìn)該地區(qū)河流下蝕作用增強(qiáng)并致使周圍山體的快速剝蝕。

(4)假定區(qū)域現(xiàn)今地溫梯度為25～35℃/km，河谷剖面不同位置的侵蝕速率及剝蝕量的空間分布特征進(jìn)一步表明(靠近瀾滄江主干道處侵蝕速率遠(yuǎn)高于其支流，且對應(yīng)的年齡相應(yīng)年輕)，河流下切及溯源侵蝕的多重效應(yīng)導(dǎo)致該地區(qū)快速剝蝕、剝露，地形起伏加大的瞬態(tài)地貌演化規(guī)律。

致謝 德國萊布尼茲大學(xué)Christoph Glozbath 博士在低溫年代學(xué)數(shù)據(jù)解釋方面給予了指導(dǎo)及探討;北京大學(xué)張波副教授及中國地質(zhì)大學(xué)(北京)戴緊根副教授提出了建設(shè)性修改意見、趙志丹教授在成文過程中給予了肯定與支持;中國地震局地質(zhì)研究所裂變徑跡實(shí)驗(yàn)室鄭德文研究員和龐建章工程師在測年工作中給予了支持;四川省地震局梁明劍工程師在本文撰寫過程中給予了有益性探討;在此一并表示感謝!

Akciz SO，Burchfiel BC，Crowley JL，Yin JY and Chen LZ.2008.Geometry，kinematics，and regional significance of the Chong Shan shear zone， Eastern Himalayan Syntaxis， Yunnan， China.Geosphere，4(1):292-314

Bertrand G and Rangin C.2003.Tectonics of the western margin of the Shan Plateau (Central Myanmar):Implication of the India Indochina oblique convergence since the Oligocene.Journal of Asian Earth Sciences，21(10):1139-1157

Boulin J.1991.Structures in Southwest Asia and evolution of the eastern Tethys.Tectonophysics，196(3):211-268

Brandon MT.2005.Programs for illustrating closure，partial retention and the response of cooling ages to erosion: CLOSURE，AGE2EDOT， and RESPTIME.Reviews in Mineralogy and Geochemistry，58(22):602-610

Burchfiel BC and Chen ZL.2012.Tectonics of the southeastern Tibetan Plateau and its adjacent foreland.Geological Society of America Memoir，210:1-231

Bureau of Geology and Mineral Resources of Yunnan Province(BGMRY).1990.Regional Geology of Yunnan Province.Beijing:Geological Publishing House (in Chinese)

Carignan J，Hild P，Mevelle G，Morel J and Yeghicheyan D.2001.Routine analyses of trace element in geological samples using flow injection and low pressure on-line liquid chromatography coupled to ICP-MS:A study of geochemical reference materials BR，DR-N，UB-N，AN-G and GH.Geostand.Newslette.，25(2- 3):187-198

Clark MK，House MA，Royden LH，Whipple KX，Burchfiel BC，Zhang X and Tang W.2005.Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet.Geology，33(6):525-528

Clark MK.2011.Early Tibetan Plateau uplift history eludes.Geology，39(10):991-992

Dai JG，Wang CS，Hourigan J and Santosh M.2013.Insights into the early Tibetan Plateau from (U-Th)/He thermochronology.Journal of the Geological Society，170(6):917-927

Dewey JF，Shackleton RM，Chang CF and Sun YY.1988.The tectonic evolution of the Tibetan Plateau.Philosophical Transactions of the Royal Society of London.Series A，Mathematical and Physical Sciences，327(1594):379-413

Ding L，Zhong DL，Yin A，Kapp P and Harrison TM.2001.Cenozoic structural and metamorphic evolution of the eastern Himalayan syntaxis(Namche Barwa).Earth and Planetary Science Letters，192(3):423-438

Dodson MH.1973.Closure temperature in cooling geochronological and petrological system.Contribution to Mineralogy and Petrology，40(3):259-274

Farley KA.2002.(U-Th)/He dating:Techniques，calibrations，and applications.Reviews in Mineralogy and Geochemistry，47(1):819-844

Flowers RM，Ketcham RA，Shuster DL and Farley KA.2009.Apatite(U-Th )/He thermochronometry using a radiation damage accumulation and annealing model.Geochimica et Cosmochimica Acta，73(8):2347-2365

Gleadow AJW and Duddy IR.1981.A natural long-term track annealing experiment for apatite.Nuclear Tracks，5(1):169-174

Godard V，Pik R，Lavé J，Cattin R，Tibari B，De Sigoyer J and Zhu J.2009.Late Cenozoic evolution of the central Longmen Shan，eastern Tibet:Insight from (U-Th)/He thermochronometry.Tectonics，28(5):TC5009，doi:10.1029/2008TC002407

Henck AC，Huntington KW，Stone JO，Montgomery DR and Hallet B.2011.Spatial controls on erosion in the three rivers region，southeastern Tibet and southwestern China.Earth and Planetary Science Letters，303(1-2):71-83

Hoke GD，Zeng JL，Hren MT，Wissink GK and Garzione CN.2014.Stable isotopes reveal high southeast Tibetan Plateau margin since the Paleogene.Earth and Planetary Science Letters，394:270-278

Hurford AJ and Green PF.1983.The zeta age calibration of fission-track dating.Chemical Geology，41:285-317

Ji JQ，Zhong DL and Zhang LS.2000.Kinematics and dating of Cenozoic strike-slip faults in the Tengchoeng area，west Yunnan:Implications for the block movement in the southeastern Tibet Plateau.Chinese Journal of Geology，35(3):336-349 (in Chinese with English abstract)

Ketcham RA，Gautheron C and Tassan-Got L.2011.Accounting for long alpha-particle stopping distances in (U-Th-Sm)/He geochronology:Refinement of the baseline case.Geochimica et Cosmochimica Acta，75(24):7779-7791

Ketcham RA.2013.HeFTy Version1.8.0.Austin:University of Texas，USA

Kirby E，Reiners PW，Krol MA，Whipple KX，Hodges KV，F(xiàn)arley KA，Tang WQ and Chen ZL.2002.Late Cenozoic evolution of the eastern margin of the Tibetan Plateau:Inferences from40Ar/39Ar and (U-Th)/He thermochronology.Tectonics，21(1):1-1-1-20

Lai QZ，Ding L，Wang HW，Yue YH and Cai FL.2007.Constraining the stepwise migration of the eastern Tibetan Plateau margin by apatite fission track thermochronology.Science in China (Series D)，50(2):172-183

Lee TY and Lawver LA.1995.Cenozoic plate reconstruction of the Southeast Asia.Tectonophysics，251(1-4):85-138

Lei YL，Ji JQ，Gong DH，Zhong DL，Wang XS，Zhang J and Wang XM.2006.Thermal and denudational history of granitoid batholiths recorded by apatite fission track in the Dulong River region in northwestern Yunnan，since Late Miocence.Acta Petrologica Sinica，22(4):938-948 (in Chinese with English abstract)

Lei YL，Zhong DL，Jia CZ，Ji JQ and Zhang J.2008.Late Cenozoic differential uplift-exhumation of batholith and propagation of uplift recorded by fission track thermochronology in Chayu area，the southeast margin of the Tibetan Plateau.Acta Petroloica Sinica，24(2):384-394 (in Chinese with English abstract)

Leloup PH，Lacassin R，Tapponnier P，Sch?rer U，Zhong DL，Liu XH，Zhang LS，Ji SC and Trinh PT.1995.The Ailao Shan-Red River shear zone (Yunnan，China)，Tertiary transform boundary of Indochina.Tectonophysics，251(1-4):3-10，13-84

Leloup PH，Arnaud N，Lacassin R，Kienast JR，Harrison TM，Trong TT and Tapponnier P.2001.New constraints on the structure，thermochronology，and timing of the Ailao Shan-Red River shear zone，SE Asia.Journal of Geophysical Research:Solid Earth (1978～2012)，106(B4):6683-6732

Liu JL，Wang AJ，Cao DH and Xiu QY.2006.Structure and evolution of the post-collisional fault structures in the Three River Orogenic belt:Exemplified by the Cenozoic Jianchuan-Lanping Basin.Geological Journal of China Universities，10(4):488-499 (in Chinese with English abstract)

Metcalfe I.2006.Palaeozoic and Mesozoic tectonic evolution and palaeogeography of East Asian crustal fragments:The Korean Peninsula in context.Gondwana Research，9(1-2):24-46

Molnar P.2005.Mio-Pliocene growth of the Tibetan Plateau and evolution of East Asian climate.Palaeontologia Electronica，8(1):1-23

Molnar P and Stock JM.2009.Slowing of India’s convergence with Eurasia since 20Ma and its implications for Tibetan mantle dynamics.Tectonics，28(3):TC3001

Molnar P，Boos WR and Battisti DS.2010.Orographic controls on climate and paleoclimate of Asia:Thermal and mechanical roles for the Tibetan Plateau.Annual Review of Earth and Planetary Sciences，38(1):77-102

Morley CK.2007.Variations in Late Cenozoic-Recent strike-slip and oblique-extensional geometries within Indochina:The influence of pre-existing fabrics.Journal of Structural Geology，29(1):36-58

Ouimet W，Whipple K，Royden L，Reiners P，Hodges K and Pringle M.2010.Regional incision of the eastern margin of the Tibetan Plateau.Lithos，2(1):50-63

Pan GT，Wang LQ and Ding J.2010.Geological Map of Qinghai-Tibet Plateau and Its Adjacent Areas (1 ∶1500000).New Edition.Chengdu:Chengdu Cartographic Publishing House (in Chinese)

Pullen A，Kapp P，Gehrels GE，Vervoort JD and Ding L.2008.Triassic continental subduction in central Tibet and Mediterranean-style closure of the Paleo-Tethys Ocean.Geology，36(5):351-354

Reid AJ， Fowler AP， Phillips D and Wilson CJL.2005.Thermochronology of the Yidun Arc，central eastern Tibetan Plateau:Constraints from40Ar/39Ar K-feldspar and apatite fission track data.Journal of Asian Earth Sciences，25(6):915-935

Reid AJ，Wilson CJL，Shun L，Pearson N and Belousova E.2007.Mesozoic plutons of the Yidun Arc，SW China:U/Pb geochronology and Hf isotopic signature.Ore Geology Reviews，31(1):88-106

Roger F，Jolivet M，Cattin R and Malavieille J.2011.Mesozoic-Cenozoic tectonothermal evolution of the eastern part of the Tibetan Plateau(Songpan-Garzê， Longmen Shan area ): Insights from thermochronological data and simple thermal modelling.Geological Society，London，Special Publications，353(1):9-25

Rowley DB and Currie BS.2006.Palaeo-altimetry of the Late Eocene to Miocene Lunpola basin，central Tibet.Nature，439(7077):677-681

Shi XB，Qiu XL，Liu HL，Chu ZY and Xia B.2006.Cenozoic cooling history of Lincang granitoid batholith in western Yunnan:Evidence from fission track data.Chinese Journal of Geophysics，49(1):135-142 (in Chinese with English abstract)

Spurlin MS，Yin A，Horton BK，Zhou J and Wang J.2005.Structural evolution of the Yushu-Nangqian region and its relationship to syncollisional igneous activity，east-central Tibet.Geological Society of America Bulletin，117(9-10):1293-1317

Tapponnier P，Xu ZQ，Roger F，Meyer B，Arnaud N，Wittlinger G and Yang JS.2001.Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau.Science，294(5547):1671-1677

Tian YT， Kohn BP， Gleadow AJ and Hu SB.2014.A thermochronological perspective on the morphotectonic evolution of the southeastern Tibetan Plateau.Journal of Geophysical Research:Solid Earth，119(1):676-698

Wang BD，Wang LQ，Chen JL，Yin FG，Wang DB，Zhang WP，Chen LK and Liu H.2014a.Triassic three-stage collision in the Paleo-Tethys:Constraints from magmatism in the Jiangda-Deqen-Weixi continental margin arc，SW China.Gondwana Research，26(2):475-491

Wang CS，Zhao XX，Liu ZF，Lippert PC，Graham SA，Coe RS，Yi HS，Zhu LD，Liu S and Li YL.2008.Constraints on the early uplift history of the Tibetan Plateau.Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America，105(13):4987-4992

Wang CS，Dai JG，Zhao XX，Li YL，Graham SA，He DF，Ran B and Meng J.2014b.Outward-growth of the Tibetan Plateau during the Cenozoic:A review.Tectonophysics，621:1-43

Wang EQ，Kirby E，F(xiàn)urlong KP，Van Soest M，Xu G，Shi XH，Kamp PJ and Hodges KV.2012.Two phase growth of high topography in eastern Tibet during the Cenozoic.Nature Geoscience，5(9):640-645

Wang JH，Yin A，Harrison TM，Grove M，Zhang YQ and Xie GH.2001.A tectonic model for Cenozoic igneous activities in the eastern Indo-Asian collision zone.Earth and Planetary Science Letters，188(1-2):123-133

Wang LQ，Pan GT，Li DM，Xu Q and Lin SL.1999.The spatiotemporal framework and geological evolution of the Jinsha Jiang arcbasin systems.Acta Geologica Sinica，73(3):206- 218 (in Chinese with English abstract)

Wang XF，Metcalfe I，Jian P，He LQ and Wang CS.2000.The Jinshajiang-Ailaoshan suture zone，China:Tectonostratigraphy，age and evolution.Journal of Asian Earth Sciences，18(6):675-690

Willett SD and Brandon MT.2013.Some analytical methods for converting thermochronometric age to erosion rate.Geochem.Geophys.Geosyst.，14(1):209-222

Wilson CJL and Fowler AP.2011.Denudational response to surface uplift in east Tibet:Evidence from apatite fission-track thermochronology.Geological Society of America Bulletin，123(9-10):1966-1987

Xu GQ and Kamp PJJ.2000.Tectonics and denudation adjacent to the Xianshuihe Fault，eastern Tibetan Plateau:Constraints from fission track thermochronology.Journal of Geophysical Research:Solid Earth (1978～2012)，105(B8):19231-19251

Yan DP，Zhao QQ and Wang XW.1993.Intra-continental extension during Neo-tectonic activities in western Yunan.Geoscience，7(3):303-311 (in Chinese with English abstract)

Yang TN，Hou ZQ，Wang Y，Zhang HR and Wang ZL.2012.Late Paleozoic to Early Mesozoic tectonic evolution of Northeast Tibet:Evidence from the Triassic composite western Jinsha-Garze-Litang suture.Tectonic，31(4):TC4004，doi:10.1029/2011TC003044

Yin A and Harrison TM.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen.Annual Review of Earth and Planetary Sciences，28(1):211-280

Zeng JL，Tapponnier P，Gaudemer Y and Ding L.2008.Quantifying landscape differences across the Tibetan Plateau:Implications for topographic relief evolution.Journal of Geophysical Research:Earth Surface (2003～2012)，113(F4):F04018

Zhang B，Zhang JJ and Zhong DL.2010.Structure，kinematics and ages of transpression during strain-partitioning in the Chongshan shear zone，western Yunnan，China.Journal of Structure Geology，32(4):445-463

Zhong DL.1998.The Paleo-Tethys Orogenic Belt of Western Yunnan and Sichuan.Beijing:Science Press，94-212 (in Chinese)

Zhong DL，Ding L，Liu FT et al.2000.Multi-oriented and layered structures of lithosphere in orogenic belt and their effects on Cenozoic magmatism.Sciences in China (Series D)，30(Suppl.I):168-177 (in Chinese)

Zi JW，Cawood PA，F(xiàn)an WM，Wang YJ，Tohver E，McCuaig TC and Peng TP.2012a.Triassic collision in the Paleo-Tethys Ocean constrained by volcanic activity in SW China.Lithos，144(7):145-160

Zi JW，Cawood PA，F(xiàn)an WM，Tohver E，Wang YJ and McCuaig TC.2012b.Generation of Early Indosinian enriched mantle-derived granitoid pluton in the Sanjiang Orogen (SW China)in response to closure of the Paleo-Tethys.Lithos，140-141:166-182 Zi JW，Cawood PA，F(xiàn)an WM，Tohver E，Wang YJ，Tohver E，McCuaig TC and Peng TP.2013.Late Permian-Triassic magmatic evolution in the Jinshajiang orogenic belt，SW China and implications for orogenic processes following closure of the paleo-tethys.American Journal of Science，313(2):81-112

附中文參考文獻(xiàn)

季建清，鐘大賚，張連生.2000.滇西南新生代走滑斷裂運(yùn)動學(xué)、年代學(xué)、及對青藏高原東南部塊體運(yùn)動的意義.地質(zhì)科學(xué)，35(3):336-349

雷永良，季建清，龔道好，鐘大賚，王雪松，張進(jìn)，王先美.2006.滇西北獨(dú)龍江巖體晚中新世以來的熱史和剝露歷史的磷灰石裂變徑跡記錄.巖石學(xué)報(bào)，22(4):938-948

雷永良，鐘大賚，賈承造，季建清，張進(jìn).2008.青藏高原東南緣察隅地區(qū)晚新生代巖體差異抬升——剝露和高原擴(kuò)展的裂變徑跡證據(jù).巖石學(xué)報(bào)，24(2):384-394

劉俊來，王安建，曹殿華，修群業(yè).2005.三江造山帶后碰撞斷裂構(gòu)造帶的結(jié)構(gòu)與演化:以新生代劍川-蘭坪盆地為例.高校地質(zhì)學(xué)報(bào)，10(4):488-499

潘桂棠，王立全，丁俊.2010.青藏高原及鄰區(qū)地質(zhì)圖(1 ∶1500000).新版.成都:成都地圖出版社

施小斌，丘學(xué)林，劉海齡，儲著銀，夏斌.2006.滇西臨滄花崗巖基新生代剝蝕冷卻的裂變徑跡證據(jù).地球物理學(xué)報(bào)，49(1):135-142

王立全，潘桂堂，李定謀，徐強(qiáng)，林仕良.1999.金沙江弧-盆系時(shí)空結(jié)構(gòu)及地史演化.地質(zhì)學(xué)報(bào)，73(3):206-218

顏丹平，趙其強(qiáng)，汪新文.1993.滇西新構(gòu)造運(yùn)動時(shí)期陸內(nèi)伸展作用.現(xiàn)代地質(zhì)，7(3):303-311

云南省地質(zhì)礦產(chǎn)局.1990.云南省區(qū)域地質(zhì)志.北京:地質(zhì)出版社

鐘大賚.1998.滇川西部古特提斯造山帶.北京:科學(xué)出版社，94-212

鐘大賚，丁林，劉福田等.2000.造山帶巖石層多向?qū)蛹軜?gòu)造及其對新生代巖漿活動制約——以三江及鄰區(qū)為例.中國科學(xué)(D輯)，30(增刊1):168-177