阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶中—新生代隆升-剝露的裂變徑跡證據(jù)

郭懷軍 ，王 虎，賈偉航，全守村

(1.中國地質調查局 西安地質調查中心，陜西 西安 710054；2.甘肅煤炭地質勘查院，甘肅 蘭州 743099)

阿爾金山地區(qū)作為青藏高原的北部邊界，長期以來是地質學家們研究青藏高原隆升擴展歷史的熱點區(qū)域。前人從Ar-Ar測年、磷灰石裂變徑跡測年、穩(wěn)定同位素組成變化、前陸盆地沉積演化以及阿爾金斷裂走滑變形與山脈隆升的耦合關系等角度對阿爾金山脈的隆升剝露及走滑斷裂活動過程進行了系統(tǒng)的研究,獲得了一些極有價值的研究成果[1-13]。這些研究揭示了阿爾金山脈的構造演化過程及其與青藏高原中—新生代變形之間的關系[3，8，11],確定了阿爾金地區(qū)在晚三疊世—中侏羅世(220～140 Ma)[1-3,8,14-15]、早白堊世[8，12]、晚始新世—早更新世(42～1.8 Ma)[2,6-8,10]等時期存在的快速冷卻事件,明確阿爾金山隆升剝露過程具有明顯的階段性。陳正樂等[7]對阿爾金造山帶內(nèi)數(shù)十個花崗巖磷灰石裂變徑跡年齡研究結果顯示，阿爾金北緣的紅柳溝—拉配泉蛇綠構造混雜巖帶先于其他區(qū)域，在古近紀(61～34 Ma)最先隆起,而后分別在42～11，10.2～7.3，5.5～4.5，2.1～1.8 Ma 4個時段經(jīng)歷隆升剝蝕作用;劉永江等[8]認為，阿爾金走滑斷裂帶的起始活動時間為早中侏羅世(164.3～178.4 Ma),而后分別在距今100～85，40～25，10～8 Ma發(fā)生多次脈沖式走滑活動與構造隆升。目前，涉及阿爾金山體的隆升幅度、隆升期次及其與阿爾金左行走滑斷層之間的關系的研究主要集中在阿爾金NE山體及兩側地區(qū)[1-10,12,16-22]。而阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶山體的隆升和剝露過程,前人從Ar-Ar測年及磷灰石裂變徑跡測年等角度進行了初步分析[7,12-13,23],但仍然缺乏系統(tǒng)的低溫熱年代學研究,限制了對阿爾金山隆升過程的整體性及山體不同位置隆升過程差異性的認識。

鋯石、磷灰石裂變徑跡法是一種研究造山帶剝露過程十分有效的方法,已被廣泛應用于限定山脈隆升歷史的研究[24-29]?；诖搜芯磕康?本研究運用構造熱年代學方法對阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶阿克達坂喀臘大灣地區(qū)快速隆升的時間及樣式、剝蝕冷卻的時空分布特征等進行系統(tǒng)研究,重建阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶山體中生代以來的隆升演化史,為關鍵構造事件提供熱年代學約束,厘定該區(qū)域主要構造事件的時空響應,為探討構造隆升礦體保存關系、構造熱演化史提供新證據(jù)。

1 區(qū)域地質背景

阿爾金山空間上呈NEE向展布,南西寬，北東窄,研究區(qū)在構造位置上介于西昆侖造山帶與祁連造山帶之間。地理上，研究區(qū)處于青藏高原北緣,介于塔里木盆地與柴達木盆地之間。研究區(qū)由北向南可依次劃分為阿北地塊、紅柳溝—拉配泉構造混雜巖帶、阿中地塊以及南阿爾金俯沖碰撞雜巖4個地質單元[30-33]。

塔里木盆地在中—新生代，構造變形微弱，但阿爾金山及其南部地區(qū)發(fā)育了數(shù)條活動的走滑斷層和逆沖斷層[4]。阿爾金斷裂是位于阿爾金山地區(qū)青藏高原北緣的一條主控邊界斷裂,也是連結青藏高原內(nèi)部沖斷褶皺構造系統(tǒng)的轉換邊界[10]。該斷裂在平面上呈直線型,具有規(guī)模巨大、強烈的貫穿性和活動性等特征。它由主干斷層和數(shù)條近于平行的左行走滑斷層、斜交斷層組成,形成了復雜的擠壓和拉分構造。研究區(qū)內(nèi)出露的相關地層自老而新依次有中—新太古界米蘭巖群,薊縣系金雁山組、卓阿布拉克組、克孜布拉克組,寒武—奧陶系拉配泉組，上石炭統(tǒng)因格布拉克組以及新生代地層。區(qū)內(nèi)巖漿作用普遍,發(fā)育有輝長巖、閃長巖、花崗閃長巖等巖體,具有多期次、多旋回的特點,主體屬于早古生代巖漿活動的產(chǎn)物[32,34]。此外，研究區(qū)還發(fā)育數(shù)目龐大的、長度在數(shù)米至數(shù)十米不等的閃長質巖脈。

在早古生代時期,本地區(qū)經(jīng)歷了伸展俯沖、碰撞造山、后碰撞期變形的構造旋回階段,構造變形層次和變形性質經(jīng)歷了前造山期深部韌塑性變形的構造伸展作用、主碰撞造山期中淺層次逆沖疊覆韌脆性構造收縮變形、中晚古生代后造山期的大量構造巖漿作用以及中新生代以來的大型走滑牽引脆性變形[4,11-12,23]。變形動力機制有伸展、擠壓收縮、側向走滑等諸多式樣，具有在不同時期多期次復合疊加的特征,形成了研究區(qū)現(xiàn)今復雜的構造格局與獨特的地貌景觀。

2 樣品采集與測試

為了確定阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶的差異隆升及其階段性特征,對山體中段的阿克達坂、大平溝和喀臘大灣地區(qū)，大致呈SN方向上進行了系統(tǒng)的采樣。本次共采集14個樣品用于低溫熱年代學測試,測試樣品均采自阿克達坂至喀臘達坂斷層以北,所測樣品形成的時代為寒武—奧陶紀[23]、中—晚奧陶紀[32,34],所有樣品均采自野外新鮮露頭,采樣位置及樣品詳細信息見圖1、2，表1。

鋯石及磷灰石裂變徑跡測試分析在中國地震局地質研究所裂變徑跡實驗室完成,流程采用外探測器法,年齡計算采用Zeta常數(shù)法[35],磷灰石Zeta選用國際標準樣,標準玻璃為CN-5,Zeta常數(shù)值為410±17.6;鋯石分析用CN2鈾標準玻璃標定,Zeta常數(shù)為90.9±2.8。年齡計算公式可根據(jù)Green[36]提供的方法計算裂變徑跡年齡誤差, 當P(x2)>5%時,說明單顆粒屬于同一年齡組[37-38]。當P(x2)<5%時,說明單顆粒年齡分布不均勻,可能屬于不同年齡組。

圖1 研究區(qū)構造位置Fig.1 Tectonic location of studied area

1 太古界米蘭巖群;2 巴什庫爾干巖群;3 薊縣系塔什達坂群金雁山組;4 薊縣系塔什達坂群木孜薩依組;5 寒武—奧陶系拉配泉組一段;6 寒武—奧陶系拉配泉組二段;7 寒武—奧陶系拉配泉組三段;8 寒武—奧陶系拉配泉組四段;9 古近系;10 新近系干柴溝組;11 新近系因格布拉克組;12 第四系;13 早古生代輝長巖;14 早古生代玄武巖;15 早古生代英云閃長巖;16 早古生代石英二長閃長巖;17 早古生代石英閃長巖; 18 早古生代二長花崗巖; 19 早古生代花崗閃長巖; 20 早古生代花崗巖; 21 早古生代斜長花崗巖;22 斷層;23 地質界線; 24 采樣點圖2 阿爾金北緣中段區(qū)域地質略圖Fig.2 Regional map of geology in the middle of the north margin of Altyn

表1 鋯石、磷灰石裂變徑跡樣品信息表Tab.1 Sample information of zircon fission track and apatite fission track

3 試驗結果與分析

本次測試獲得1個鋯石樣品、12個磷灰石樣品的裂變徑跡年齡分析結果(見表2、3)。阿克達坂地區(qū)鋯石與磷灰石裂變徑跡的中值年齡分別在(186±15)～(133±12)Ma、(36±5)～(12±2)Ma,喀臘大灣地區(qū)鋯石與磷灰石裂變徑跡的中值年齡分別在(222±22)～(103±12)Ma、(28±5)～(19±2)Ma。鋯石及磷灰石裂變徑跡年齡遠小于其賦存地質體的形成時代,1件鋯石樣品、12件磷灰石樣品均經(jīng)歷了不同程度的退火[39],記錄了該地區(qū)220 Ma以來的構造變形事件。

3.1 鋯石裂變徑跡年齡分析

在測試的1個鋯石裂變徑跡樣品中，有7個花崗閃長巖類樣品,其中樣品D4269僅測量3個鋯石單礦物顆粒,年齡僅供參考。 樣品D2072、PM012、PM015及D1030的檢驗值P(x2)>5%,單顆粒年齡頻率分布顯示出單峰特征,表明樣品受單一構造事件控制, 具有確切年齡意義, 單顆粒年齡分別為(132±11)Ma、(116±7)Ma、(222±22)Ma和(142±11)Ma。D0960、9D01樣品的檢驗值P(x2)<5%,記錄了多期構造熱事件。

另外3個為碎屑巖樣品, D2020和D2062樣品的檢驗值P(x2)>5%, 單顆粒年齡分別為(186±15)Ma和(144±8)Ma,樣品D4293的檢驗值P(x2)<5%。已有研究成果表明，阿爾金北緣地區(qū)目前出露的寒武—奧陶紀地層及侵入其中的巖體在400～200 Ma，溫度在300～400℃[23],然后快速冷卻了100℃[3]。由此可知,本研究所采集的碎屑巖樣品在侏羅紀之前處于鋯石完全退火帶,P(x2)<5%的鋯石裂變徑跡為混合年齡。

為了將每個混合年齡分解為多個單一的年齡組分,運用RadialPlotter軟件[40]，對D0960、9D01及D4293樣品年齡進行分解,3個樣品均有具不同比例的兩個年齡組分構成。從3個樣品的年齡成分來看,各樣品的年齡成分有較好的一致性,年齡可被分解為130.1 Ma左右及95 Ma左右、136.8 Ma左右及85 Ma左右、139.3 Ma左右及93.3 Ma左右(見圖3)。

3.2 磷灰石裂變徑跡年齡分析

在阿克達坂—喀臘大灣地區(qū)共測試磷灰石裂變徑跡樣品12個,其中PM018可測試顆粒較少,所獲得的年齡僅做參考,其余樣品均達到年齡統(tǒng)計要求。其年齡范圍在36～15 Ma。其中9個樣品的水平圍陷徑跡平均長度未能測出,可能受單礦物顆粒數(shù)量、顆粒內(nèi)部保存的徑跡數(shù)量等影響。

表2 鋯石裂變徑跡分析結果Tab.2 Zircon fission track analysis results

圖3 鋯石裂變徑跡單顆粒年齡雷達圖Fig.3 Radial plots of zircon fission track samples

表3 磷灰石裂變徑跡分析結果Tab.3 Apatite fission track analysis results

本次測的12個樣品中8個為花崗閃長巖類,除PM018外,其余樣品(D2072、D4308、PM012、PM015、D4322、D4269和D0960)的年齡檢驗值均滿足P(x2)>5%,指示樣品中分散的單顆粒年齡受單一構造事件控制,單顆粒年齡分別為(15±3)Ma、(22±3)Ma、(20±2)Ma、(27±5)Ma、(28±5)Ma、(12±2)Ma、(19±2)Ma及(20±3)Ma。

4個碎屑巖類樣品,D2062的檢驗值P(x2)>5%,屬于同組年齡,代表樣品經(jīng)歷高溫退火之后的真實抬升冷卻年齡。樣品D2020、D5001及D4293年齡分別為(23±3)Ma、(36±3)Ma及(32±4)Ma,遠小于地層沉積年齡,表明樣品經(jīng)歷了不同程度的退火作用。樣品D2020、D5001及D4293的檢驗值P(x2)<5%,已有研究成果表明，阿克達坂地區(qū)寒武—奧陶紀地層[13]及其西側同時期的侵入巖體[7]磷灰石顆粒經(jīng)歷完全退火,且阿爾金北緣地區(qū)目前出露的寒武—奧陶紀地層及侵入其中的巖體在400～200 Ma，溫度在300～400℃[23],使磷灰石顆粒發(fā)生完全退火,可表示冷卻年齡。運用RadialPlotter軟件[40]對樣品D2020、D5001及D4293的混合年齡進行分解,上述3個樣品的單顆粒年齡經(jīng)分解后分別為45.1 Ma左右及11.2 Ma左右、60.8 Ma左右及21.2 Ma左右、82 Ma左右及15.4 Ma左右(見圖4)。

圖4 磷灰石裂變徑跡單顆粒年齡雷達圖Fig.4 Radial plots of apatite fission track samples

3.3 鋯石、磷灰石裂變徑跡年齡的地質意義

阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶自中生代以來長期處于隆升與剝蝕階段, 使得山體主體缺失侏羅紀—第四紀的相關沉積地層。 已有研究表明， 阿爾金山脈分別于晚三疊世—早侏羅世(222～185 Ma)、 晚侏羅世—早白堊世早期(155～133 Ma)、 早白堊世晚期(115～90 Ma)、 中始新世—晚漸新世(43.6～24.3 Ma)和中新世(19.6～13.6，9～7 Ma)發(fā)生快速隆升及冷卻事件[1-2,7,9,12,15,41]。

圖5 鋯石、磷灰石裂變徑跡年齡分布直方圖Fig.5 Zircon and apatite fission track single grain age histograms

本研究對測試的鋯石、磷灰石顆粒年齡通過年齡分布直方圖形式進行統(tǒng)計(見圖5),將檢驗值P(x2)<5%的樣品按分解年齡進行統(tǒng)計。結果表明，阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶的裂變徑跡年齡主要集中在222～186，144～130，116～82，60，45，28～12 Ma。晚三疊世—早侏羅世時期，該地區(qū)處于向北擠壓拼接的洋-弧-盆陸緣增生體制[42],集中在222～186 Ma的兩個年齡反映研究區(qū)可能受傳導而至的擠壓應力影響，發(fā)生快速隆升,阿爾金北緣東段拉配泉地區(qū)同樣記錄了該次快速冷卻過程[23];集中在144～130 Ma的6個年齡可能與拉薩地塊向北擠壓拼合到歐亞陸塊之上的構造事件有關,集中在116～82 Ma的6個年齡又與新特提斯洋巖石圈向北急劇俯沖及印度板塊向北快速漂移的時間相一致[43-44]。新生代初期,隨著新特提斯洋的消亡,印度板塊與亞洲陸塊發(fā)生陸陸碰撞,導致現(xiàn)今的青藏高原地區(qū)呈現(xiàn)階段性接續(xù)快速隆升、阿爾金斷裂的快速走滑和青藏高原東北方向的擠出效應[45]；集中在60，45，28～12 Ma的年齡表明,可能受該隆升事件的影響,研究區(qū)也同步發(fā)生了多期次快速隆升,該隆升過程在阿爾金多個地區(qū)都有記錄[7,46-47],如Ritts等[46]對索爾庫里、阿克塞、蘇北3個同走滑沉積盆地分析,認為其記錄了阿爾金漸新世—中新世構造變形事件。

4 熱史模擬

磷灰石裂變徑跡退火與溫度關系密切,磷灰石裂變徑跡退火帶為60～120℃[26]。當磷灰石顆粒處于退火帶內(nèi)時,徑跡既可以新生又可以消失,當高于退火帶溫度時,磷灰石顆粒記錄的徑跡將全部消失;當?shù)陀谕嘶饚囟葧r,形成的徑跡得以保留。通過對磷灰石裂變徑跡年齡及徑跡長度等參數(shù)的研究可以獲得研究對象的熱歷史[48]。本研究基于磷灰石裂變徑跡的測試數(shù)據(jù),根據(jù)Ketcham等[49]的退火模型,運用蒙特卡羅(Monte Carlo)逼近法對樣品所經(jīng)歷的熱演化史進行模擬。依據(jù)所測磷灰石裂變徑跡年齡、徑跡長度分布參數(shù)及樣品所處的地質背景確定模擬的初始條件,可定量模擬樣品所經(jīng)歷的時間溫度史。模擬起始溫度從略高于磷灰石裂變徑跡完全退火的溫度(120℃左右)至現(xiàn)今的地表溫度,模擬起始時間依據(jù)每個樣品的單顆粒年齡而定。在磷灰石裂變徑跡實驗中獲得3件樣品的徑跡長度數(shù)據(jù),并對3件樣品進行多次熱史模擬,模擬結果均顯示可接受、較好擬合區(qū)間及最佳熱史路徑3個信息。樣品D5001、D4308及D4269(K-S檢驗值分別為0.55、0.70及0.70,年齡GOF分別為0.94、0.94及0.80)的長度和年齡擬合(K-S、GOF)值均大于0.5(見圖6，7),熱史模擬結果質量較高[50]。

1)樣品D4308: 70 Ma至40 Ma緩慢隆升冷卻, 溫度從退火帶底部降至約115℃, 冷卻速率為0.1℃/Ma; 40 Ma到36 Ma快速隆升,溫度從115℃降至約90℃, 樣品仍處于部分退火帶中, 冷卻速率為625℃/Ma; 36 Ma至10 Ma緩慢隆升冷卻,溫度從90℃降至約85℃, 冷卻速率為0.2℃/Ma;1 Ma以來加速隆升,溫度從85℃降溫至近地表溫度20℃,冷卻速率為65℃/Ma。

2)樣品D5001:45 Ma至40 Ma發(fā)生快速隆升事件,溫度從120℃降至約82℃,冷卻速率約42℃/Ma; 40 Ma至18 Ma緩慢抬升冷卻,溫度由82℃降至約70℃,樣品仍停留在退火帶內(nèi),冷卻速率約為0.55℃/Ma;18 Ma以來加速隆升,溫度由約70℃降至地表20℃,冷卻速率約為278℃/Ma。

3)樣品D4269:75 Ma至22 Ma緩慢抬升,溫度從退火帶底部降至約95℃,平均冷卻速率約為0.47℃/Ma;約22 Ma快速隆升,磷灰石的溫度從95℃降溫至近地表溫度20℃,平均冷卻速率約為341℃/Ma。

圖6 磷灰石裂變徑跡熱史模擬結果Fig.6 Thermal history models注：綠色區(qū)代表“可以接受的”熱史擬合曲線集；紫色區(qū)代表“高質量”熱史曲線集，黑線代表“最佳”熱史擬合曲線，垂直黑線段代表“約束線”；“K-S檢驗”表示徑跡長度模擬值與實測值之吻合程度，“年齡GOF”代表徑跡年齡模擬值與實測值之吻合程度，若“年齡GOF”、“K-S檢驗”都大于5%時，表明模擬結果“可以接受”，當它們超過50%時，模擬結果則是高質量的

圖7 徑跡長度分布直方圖Fig.7 Track length histograms of apatite fission track

阿克達坂地區(qū)2件樣品的熱史模擬結果顯示,南側D5001所記錄的2次熱事件均較北部D4308早,這種現(xiàn)象在以往研究中也有發(fā)現(xiàn),暗示了地殼均衡抬升并非其主導抬升機制。斷裂活動也是山體隆升的方式之一,并可形成與之相關的新退火區(qū)間,阿克達坂地區(qū)裂變徑跡年齡的空間變化也可用斷裂活動合理解釋。阿克達坂地區(qū)在60 Ma左右開始緩慢隆起后，在45 Ma左右發(fā)生快速隆升,在區(qū)域構造活動的影響下，阿克達坂北側于40 Ma左右向南逆沖，并將下盤地層沿斷層滑動方向掀斜隆起而形成新的退火區(qū)間,D4308樣品記錄了這一熱事件。此后,在受到由南向北的擠壓作用下,阿克達坂地區(qū)南部率先于18 Ma左右再次發(fā)生快速抬升,并逐漸向北傳遞,因此，在快速隆升的時間上，北部較南部晚,但仍記錄了該期熱事件。

總體而言,新生代以來，研究區(qū)經(jīng)歷了4個階段的構造隆升事件:①約75至45～40 Ma,緩慢冷卻,溫度較高,處于磷灰石裂變徑跡退火帶底部溫度,主體高于100℃;②從45～40 Ma到36 Ma,快速冷卻,溫度由120～100℃降至90～80℃; ③35～22 Ma,緩慢冷卻,溫度由90～80℃降為75～65℃;④約22 Ma以來,快速冷卻,溫度由75～65℃降至現(xiàn)在的地表溫度(平均20℃)。此外,喀臘大灣地區(qū)在45～40 Ma到36 Ma(第2階段)沒有表現(xiàn)出明顯的快速降溫;第4個抬升冷卻階段,喀臘大灣地區(qū)發(fā)生快速降溫的時間較早,而阿克達坂地區(qū)則較晚。

5 阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶不同部位隆升幅度與速率

以造山帶平均地溫梯度35℃/km[51]計算,考慮磷灰石徑跡的封閉溫度為100℃,根據(jù)熱歷史模擬結果,可以分別計算出不同階段的溫度與時間差,進而計算不同時期的隆升速率和隆升幅度(見表4)。需要指出的是, 這里所說的隆升量應是樣品從磷灰石裂變徑跡封閉溫度冷卻以來的隆升量,所以其代表的起始隆升時間不同,各個樣品的隆升幅度不盡相同。計算結果顯示,新生代初期,阿克達坂—喀臘大灣一帶整體緩慢冷卻,隆升速率慢,而后,阿克達坂地區(qū)經(jīng)歷兩個階段的快速隆升,喀臘大灣地區(qū)經(jīng)歷了一個階段的快速隆升。另外，阿克達坂和喀臘大灣地區(qū)都存在中新世的快速隆升,這表明中新世阿爾金北緣附近發(fā)生了一次劇烈的區(qū)域隆升事件,且這次事件在東西部存在一定的時間差異,東部較西部隆升時間要早。

阿爾金北緣中段成礦帶的東、西兩側演化歷史相似[42],但在阿爾金北緣喀臘大灣地區(qū)已發(fā)現(xiàn)多處鉛鋅、鐵及銅鋅礦床等中大型礦床,而西部阿克達坂地區(qū)僅見大平溝金礦,成礦差異較為明顯,這種東西差異是否受后期差異隆升剝蝕的影響還不得而知。通過對東西部的平均隆升幅度和平均隆升速率進行對比可知,中生代阿克達坂地區(qū)和喀臘大灣地區(qū)隆升事件的隆升幅度相等,但西部阿克達坂地區(qū)隆升事件的時間早于東部的喀臘大灣地區(qū)，且持續(xù)時間長,因此東部喀臘大灣地區(qū)的隆升速率大于西部阿克達坂地區(qū)的隆升速率[52]。新生代早期,即古新世—早始新世時段,阿克達坂—大平溝地區(qū)的平均隆升速率為4.8 m/Ma,喀臘大灣地區(qū)的平均隆升速率為13.4 m/Ma,總體抬升冷卻過程較為緩慢,但兩端隆升速率仍有一定的差異。在經(jīng)歷漫長的緩慢抬升后，東、西兩端的隆升幅度差異可達570 m;中—晚始新世,西部阿克達坂—大平溝地區(qū)隆升速率達178.6～217.1 m/Ma,相比喀臘大灣地區(qū)發(fā)生了一次快速隆升事件;中新世中晚期至今,阿克達坂—大平溝地區(qū)與喀臘大灣地區(qū)雖都同步發(fā)生快速隆升事件,但兩地隆升速率仍存在一定的差異：喀臘大灣地區(qū)的平均隆升速率為97.4 m/Ma,阿克達坂—大平溝地區(qū)北部的平均隆升速率為185.7 m/Ma,而阿克達坂—大平溝地區(qū)南部的平均隆升速率為79.4 m/Ma。阿克達坂—大平溝地區(qū)南北側差異隆升可能是在受到由南向北的擠壓作用下,北部斷裂發(fā)生逆沖推覆作用,北側山體發(fā)生快速抬升冷卻,阿克達坂—大平溝地區(qū)北部的隆升速率要比南部快一倍左右?？傮w而言,新生代以來,大平溝東西兩側差異化隆升明顯,西側阿克達坂地區(qū)隆升期次多,幅度大,但時至今日,兩地的地勢差距卻相差數(shù)百米,東部喀臘大灣較西部海拔高約500 m。

表4 熱史模擬各階段的隆升幅度與隆升速率Tab.4 Uplift amplitude and rate of each stage of thermal history simulation

6 討論

6.1 中生代構造熱事件

阿爾金北緣中段阿克達坂至喀臘大灣地區(qū)兩件鋯石裂變徑跡樣品記錄了222～186 Ma快速冷卻事件。多位學者利用鋯石裂變徑跡獲得拉配泉斷裂在(221±26)Ma發(fā)生過一次活動[1,3,23,53-54]。陳宣華等[53]通過Ar-Ar熱年代學法對大平溝西側樣品測試研究表明,阿克達坂地區(qū)在 220～185 Ma經(jīng)歷了快速冷卻過程;陳宣華等[23]在阿爾金中段拉配泉一帶獲得了220～187 Ma冷卻事件年齡;李海兵等[14]在阿爾金斷裂帶中段花崗質和角閃質糜棱巖化巖石樣品中獲得239～244 Ma的深熔鋯石年齡和223～226 Ma的Ar-Ar年齡;張志誠等[9]在阿爾金斷裂帶東端依據(jù)鉀長石Ar-Ar、鋯石裂變徑跡年齡分析得到了230～210 Ma的快速冷卻年齡。由此可見，這次構造事件在阿爾金北緣山體普遍存在,該次構造事件可能是三疊紀末期羌塘地塊和昆侖地塊向北擠壓碰撞的過程中,在青藏高原北部形成了一個較寬的造山帶[55]。

鋯石裂變徑跡年齡分析結果表明,阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶中段地區(qū)經(jīng)歷了144～130 Ma和103～85 Ma兩次快速隆升剝露事件。這兩次構造隆升事件在阿爾金北緣、阿爾金斷裂中段和東段均有記錄：阿爾金斷裂中段地區(qū)在155～143 Ma發(fā)生快速冷卻[2];阿爾金北緣拉配泉一帶在100 Ma左右快速冷卻[23]。劉永江等[40]在阿爾金斷裂東段當金山口通過Ar-Ar年齡分析獲得了137 Ma的快速冷卻事件;張志誠等[9]在阿爾金斷裂帶東端依據(jù)鉀長石Ar-Ar、鋯石裂變徑跡年齡分析得到了140～100 Ma的快速冷卻年齡。由此可見,阿爾金北緣及阿爾金斷裂中、東段存在明顯的144～130 Ma和103～85 Ma兩次構造隆升事件。阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶的西部地區(qū)出露有侏羅紀和白堊紀的碎屑巖,成分較為復雜,既有反映穩(wěn)定沉積的細碎屑巖,也有反映構造活動強烈、近源快速堆積的磨拉石構造[56]；地層由西向東逐漸變老,在研究區(qū)內(nèi)缺失志留系—白堊系,主要出露寒武—奧陶系拉配泉組地層。這表明，在侏羅紀到白堊紀時期,阿爾金西部處于沉積狀態(tài),而東部處于隆升剝蝕狀態(tài),阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶在中生代存在差異隆升剝蝕。這一冷卻事件可能是受拉薩地塊向北碰撞的區(qū)域構造背景影響[57]。

6.2 新生代構造熱事件

新生代以來,在印度板塊向歐亞板塊俯沖作用下,青藏高原隆升并由南向北發(fā)生逆沖推覆作用。阿爾金紅柳溝—拉配泉混雜巖帶位于青藏高原北緣,研究區(qū)內(nèi)的阿克達坂斷裂及次級斷裂多以弧形產(chǎn)出,且顯示多期推覆特征,推覆構造使地層重復,地殼縮短而隆升造山。由此可見，研究區(qū)在響應青藏高原隆升過程中發(fā)生整體與差異性隆升。磷灰石裂變徑跡年齡(見表3,圖4)和熱史模擬結果(見圖6)表明,阿爾金北緣中段新生代以來存在45～27，22～7 Ma兩期快速冷卻事件。

熱史模擬結果(見圖6)表明,阿爾金北緣山體在新生代一直處于隆升狀態(tài),阿克達坂地區(qū)和喀臘大灣存在65～45 Ma緩慢隆升與45～27 Ma差異隆升階段。包括鋯石、磷灰石裂變徑跡在內(nèi)的各種地質證據(jù)均反映阿爾金地區(qū)在始新世—漸新世存在一期構造事件,此次構造活動記錄在不同區(qū)域略有差異。如阿爾金南緣大斷裂的北段，新生代以來至少經(jīng)歷了43.6～24.3，19.6～13.6，9～7 Ma 3次構造隆升事件[15];阿爾金北緣紅柳溝—拉配泉山體冰溝的巖體徑跡年齡(61～34 Ma)顯示，該地區(qū)于古新世—漸新世早期發(fā)生隆升剝露作用[7];阿爾金北緣山體在65～28 Ma 的隆升剝露時間可進一步分為 65～57 Ma和48～28 Ma兩個相對快速的隆升時間[13];阿爾金中段和昆侖地區(qū)在新生代 30 Ma 以前存在一次快速隆升剝蝕事件[1-2]。阿爾金北緣山體在65～45 Ma緩慢隆升過程,可能是在印亞碰撞的擠壓環(huán)境下,阿爾金斷裂開始持續(xù)微弱活動[2],對應了青藏高原東側的向東逃逸[10]：斷裂南側為主動運動盤,表現(xiàn)為快速的運動與隆升剝蝕,北側為被動運動盤,運動相對緩慢,隆升剝露過程也比較緩慢。45～27 Ma，東西向差異隆升可能是在阿爾金斷裂持續(xù)走滑活動的影響下,形成阿爾金山北緣地區(qū)普遍發(fā)育的逆沖-褶皺系,并通過阿爾金東段的扭壓(即轉換擠壓)性質[12],控制了走滑相關的逆沖斷層作用,形成西部抬升冷卻快、東部抬升冷卻慢的格局。

磷灰石裂變徑跡熱史模擬結果顯示,研究區(qū)阿爾金北緣中段樣品普遍經(jīng)歷了22～7 Ma開始的快速冷卻事件。該事件在阿爾金及周邊地區(qū)同樣存在,阿爾金中段和昆侖地區(qū)9～5 Ma期間發(fā)生隆升剝露[1-2];阿爾金主斷裂北部阿克塞—當金山口一帶及阿爾金主斷裂帶中段附近巖體，在8 Ma左右發(fā)生了一次快速抬升剝露或走滑變形的構造熱事件[6,17,22];索爾庫里、阿克塞、蘇北3個同走滑沉積盆地記錄了阿爾金漸新世到中新世的構造變形事件[46];阿爾金主斷裂北部鐵江溝組磨拉石記錄了13.7～9 Ma山體的快速隆升[47]。本研究確定的22～7 Ma的快速冷卻事件,與阿爾金山和鄰近地區(qū)的盆地(索爾庫里盆地、酒西盆地、柴達木盆地等)沉積速率的快速增加一致,表明青藏高原的隆升和側向生長造成了阿爾金斷裂在中新世進一步大規(guī)模走滑運動,導致了阿爾金山及相鄰地區(qū)的快速隆升和剝露。

7 結論

阿爾金地區(qū)紅柳溝—拉配泉混雜巖帶中生代以來至少經(jīng)歷了5次構造隆升事件:222～186 Ma(晚三疊世—早侏羅世),144～130 Ma(晚侏羅世—早白堊世),103～82 Ma(晚白堊世),45～27 Ma(始新世-漸新世)和22～7 Ma(中新世)。

阿爾金北緣新生代以來的隆升具有一定的整體性與區(qū)域差異性：新生代初期,阿爾金北緣中段阿克達坂—喀臘大灣地區(qū)整體緩慢隆升;始新世—漸新世,西部阿克達坂地區(qū)經(jīng)歷了快速隆升,東部喀臘大灣仍表現(xiàn)為整體緩慢隆升,呈現(xiàn)出西快東慢的隆升趨勢;中新世以來,阿爾金北緣附近發(fā)生了一次劇烈的區(qū)域隆升事件,該事件在東西部存在一定的時間差異,東部較西部隆升時間要早。

致謝：本文得到了西北大學岳樂平教授的指導;野外工作得到了中國地質調查局西安地質調查中心王益民、洪俊、張輝善等人的幫助與指導，在此一并致謝。