（海洋地质专业论文）基于低温年代学数据的大别造山带东部剥露历史研究.pdf

摘要 对于大别山冷却历史的了解 将为深入理解这一全球规模最大的超高压变质岩带的形成 演化提供主要的依据 通过磷灰石的u t h h e 和裂变径迹 锆石的u t h h e 测年技术可得到 所测样品完整的低温冷却历史 为重建大别造山带白垩纪 新生代抬升剥露历史提供了新 的可靠的年代学约束 但由于低温年代学数据都是时间 温度数据 并不是时间 深度数据 要得到剥露抬升历史必须求出剥露速率 而对于剥露速率的计算以前多采用传统一维的简单 方法 对于热流等因素的影响的研究也主要是处于理论研究阶段 本文对较先进的 m a n c k t e l o w 和g r a s e m a n n 1 9 9 7 提出的方法进行了较详细的解释 并使用牛顿迭代法 采用强大的数学符号运算工具软件m a t h e m a t i c a5 0 编程求解 将其结合实际区域得以应用 另外 对于裂变径迹的a f t 热史模拟的使用 长期以来都仅限于看图解释 本人首次 至少是国内首次 将其转化成时 深数据 最终作出d e m 演化 本文收集整理了大量现有大别山内部的岩浆岩 变质岩的磷灰石和锆石的裂变径迹和 u t h h e 分析数据 考虑到热流和地形对等温线形态和深度等造成的重要影响 重新计算 分析了现有数据 重建了大别造山带白垩纪 新生代的构造热演化历史和抬升剥露历史 研究成果给出了大别山区域磷灰石 u t h h e 裂变径迹 锆石 u t h h e 三种测 年方法的封闭温度的等温面 其中天堂寨地区比周围热得多 推测白垩纪开始剥露以来 一 直是一个热的核部 另外 研究成果又给出了主要区域的差异剥露演化 直观地再现了9 0 m a 以来的隆升剥露样式 大别地块9 0 m a 后以持续快速隆升为特征 该时期北淮阳区域持续缓 慢隆升 大别地块西南部开始时隆升较快 后来整个区域隆升普遍减缓 而且整个区域西南 部至东北部的这个对角线区域 即大致从天堂寨地区至岳西地区这块区域 相对来讲 剥露 比两翼要快 天堂寨地区始终是整个区域中的突出点 在最近1 0 m a 岳西地区剥露较快 研究成果将有助于了解人别造山带造山作用过程后期阶段构造事件 如隆升 拉张等 发生的背景 从而完善造山作用机理 为相关沉积盆地的油气资源评价提供重要信息 关键词 大别造山带 低温年代学 剥露 a b s t r a c t t h es t u d yo nt h ec o o l i n gh i s t o r yo fd a b i e s h a no r o g e nw i l lp r o v i d en e wi n f o r m a t i o no nt h e f o r m a t i o na n de v o l u t i o no ft h eo r o g e nw h i c hi sc h a r a c t e r i z e d b yt h el a r g eo u t c r o po fu h p m e t a m o r p h o s e dr o c k s b yi n t e g r a t i n gr e s u l t sb o t hf r o mt h e u t h h ed a t i n ga n df r o mf i s s i o nt r a c k a n a l y s i so fa p a t i t e sa n dz i r c o n s i ti sp o s s i b l et or e c o n s t r u c tt h ec o m p l e t ec o o l i n gh i s t o r yo ft h e a n a l y z e ds a m p l e s t h i sr e s e a r c hp r o v i d e san e wa n dr e l i a b l em e t h o do fu s i n gl o wt e m p e r a t u r e t h e r m o c h r o n o l o g yd a t at or e c o n s t r u c tt h ee x h u m a t i o nh i s t o r yo fd a b i e s h a no r o g e ns i n c ec r e t a c e o u s w h i l et h el o wt e m p e r a t u r et h e r m o c h r o n o l o g yd a t ap r o v i d ec o o l i n gh i s t o r i e so ft h eo r o g e n m a n y f a c t o r sn e e dt ob et a k e ni n t oc o n s i d e r a t i o nw h e nw et r yt oc o n v e r tt h i sc o o l i n gh i s t o r yi n t ot h e e x h u m a t i o nh i s t o r yo ft h e o r o g e n t r a d i t i o n a l l yt h ee x h u m a t i o nv e l o c i t yi se s t i m a t e db y o n e d i m e n s i o n a lm e a s u r e a n dt h es t u d yo nt h ef a c t o r ss u c ha sh e a tc u r r e n t e t c r e m a i n so nt h e t h e o r e t i c a ls t a g e t h ep r e s e n tp a p e ra p p l i e sn e w t o n si t e r a t i v em e t h o dw i t ht h em a t h e m a t i c a5 0 p r o g r a mt ot h ea d v a n c e dt h e o r i e so fm a n c k t e l o wa n dg t a s e i l l a n n 1 9 9 7 t h u sp r o d u c i n gf r u i t f u l r e s u l t sf o rt h ee s t i m a t i o no ft h ee x h u m a t i o nr a t e s b a s e do nt h e s ed a t aa sw e l la so nd a t af r o mt h e t i m e t e m p e r a t u r eh i s t o r ym o d e l i n gf o ra p a t i t ef i s s i o nt r a c kp a r a m e t e r s t h ed e me v o l u t i o no ft h e o r o g e ni sr e c o n s t r u c t e df o r 廿l ef i r s tt i m e 向rm es t u d i e da r e a c o n s i d e r i n gt h ei n f l u e n c eo nt h es h a p eo fi s o t h e r mo ft h e s ed a t i n gs y s t e m sa n dd e p t hc a u s e d b yh e a tf l o wa n dt o p o g r a p h yr e l i e f t h ep a p e ra n a l y s e st h ea v a i l a b l ed a t ao fz i r c o na n da p a t i t e f i s s i o nt r a c ka n a l y s i sa n df o t h i q ea n a l y s i sf r o mm a g m aa n dm e t a m o r p h o s e dr o c k si nd a b i e s h a n o r o g e n t h u sp r o v i d e sn e wc o n s t r a i n t sf o rt h er e c o n s t r u c t i o no ft h ee x h u m a t i o nh i s t o r yo f d a b i e s h a no r o g e ns i n c ec r e t a c e o u s t h es t u d ys h o w st h a tt h et i a n t a n g z a ia r e ai sm u c hh o t t e rt h a nt h es u r r o u n d i n ga r e a s w h i c h m e a n st h a tt h i sa r e ai sac o r eo fh e a ts o u r c es i n c ec r e t a c e o u s f u r t h e r m o r e t h er e s e a r c hp r e s e n t s t h e d i f f e r e n te v o l u t i o np a t t e r n so fe x h u m a t i o ns i n c e9 0 m af o rd i f f e r e n ta r e a si nt h eo r o g e n t h e d a b i eb l o c ki sf e a t u r e db yc o n t i n u o u sa n dr a p i de x h u m a t i o ns i n c e9 0 m a w h i l et h en o r t hh u a i y a n g a r e ah a v ee x h u m e dc o n t i n u o u s l ya n ds l o w l y i nc o n t r a s t t h es o u t h w e s to fd a b i eb l o c ke x h u m e d r a p i d l ya tt h eb e g i n n i n ga n ds l o w e dd o w ng r a d u a l l y t h ed i a g o n a la r e af r o ms o u t h w e s tt o n o r t h e a s t i e t h ea r e af r o mt i a n t a n g z a it oy u e x i e x h u m e dr e l a t i v e l yf a s t e rt h a nt h eo t h e ra r e a s t i a n t a n g z a ia r e ai sa l w a y st h ee x t r u d i n gp o i n to ft h ew h o l ep l a c e w h i l ei nt h er e c e n t10 m a y u e x i 2 r i g ae x h u m e df a s t e r k e yw o r d s d a b i e s h a no r o g e n l o wt e m p e r a t u r et h e r m o c h r o n o l o g y e x h u m a t i o n 3 基于低温年代学数据的大别造山带东部剥露历史研究 1 前言 1 1 造山带剥露及其研究现状 1 1 1 剥露作用基本概念 e n g l a n d 等 1 9 9 0 认为 隆男是与重力场矢量方向相反的位移 描述位移必须说明位移物 体与参照系 地表相对于大地水准面的位移称为 地表隆升 s u r f a c eu p l i f t 这里 地表 指 岩石与空气 水 之间的界面 岩石相对于大地水准面的位移称为 岩石隆升 u p l i f to f r o c k s 岩石相对于地表的位移定义为 岩石剥露 e x h u m a t i o no f r o c k s 岩石剥露 岩石隆升一地表隆 升 正剥露表明岩石向更接近于地表的方向移动 而负剥露则说明岩石运移方向远离地表 剥蚀 d e n u d a t i o n 用来描述通过构造 侵蚀等作用促使地表物质的移离 理解上述概念须注意 a 只有当侵蚀速率为零时 才能用岩石隆升估算地表隆升 目前 地表隆升 沉降可以依据大地测量确定 c o 局部地表隆升可能与侵蚀和重力补偿综合作用有 关 不能以此推测区域地表隆升与相关板块过程 大范围地表隆升可能与板块深部过程有关 c 岩石隆升与剥露是两个不相关过程 岩石剥露速率变化不反映地表高度变化 只有当地表 隆升速率为零时 岩石隆升速率才等于岩石剥露速率 d 岩石剥露可以与侵蚀作用相关 其 它因素如伸展作用也可导致岩石迅速剥露与地表高度降低 e 侵蚀速率变化不仅取决于地表 隆升变化 而且也取决于非构造因素 诸如岩性差异 水系分布 植被发育程度 气候变化 与地形复杂程度等 对于非构造作用均衡剖面而言 侵蚀只会导致地表高度降低而不是隆升 f 当侵蚀速率与岩石隆升速率相等时 这时地形处于稳定状态 s t u w e 等 1 9 9 8 认为 图1 1 在汇聚加厚与地表侵蚀过程中 地表隆起高度不断增加并 逐渐达到稳定状态 垂向剖面上平衡点将速度场分隔为上 下两部分 上部岩石向着地表方 向运移剥露而下部岩石则向地壳深部运移埋藏 平衡点深度与地表隆升高度之间呈线形正相 关 平衡点随着地表隆升趋于稳定高度而逐渐达到稳定深度 就挤入汇聚而言 隆升 剥露过 程遵循着不同时间模式 快速隆升初期 绝大部分岩石向地壳深部运移埋藏 当地表隆升高 度达到稳定状态时 这时深部岩石才发生大规模向地表运移剥露 1 1 2 剥露作用研究现状 造山带构造剥露约束方法常有两种 即变质岩p 1 r t 轨迹与花岗岩m 轨迹 它们可以定量 确定岩石冷却速率 剥露速率与剥露幅度 也可确定造山带区域差异热状态与构造样式序列 从而成为揭示造山进程细节的有效手段 图1 2 就变质岩p t t 轨迹而言 它揭示岩石从进变 质 峰变质到退变质过程中所处温压条件随时间连续变化规律 不同温压条件对应着特定变 质矿物组合 环带结构与包裹体特征 h o d g e s 1 9 9 1 通过厘定矿物世代 温压条件与热年代 序列就可以确定造山带剥露幅度 冷却 剥露速率与构造样式变化 也可应用p t t 轨迹形态揭 示造山过程中差异构造属性 p l a t t 1 9 9 3 作为造山带重要部分 花岗岩p t t 轨迹对于揭示晚造 山期以来构造过程作用不容忽视 h a r r i s 1 9 9 6 花岗岩浆随着构造揭顶进行逐步冷凝结晶并向 着 近 地表方向剥露 这一冷却过程可以依据矿物年代序列与封闭温度加以约束 图1 2 锆 石 独居石c o p b 年龄封闭温度 7 5 0 8 0 0 c 较高 它们代表花岗岩结晶年龄 角闪石 黑云 母 a r a r 与锆石 f r 年龄封闭温度渐次降低 依次为5 2 0 c 3 0 0 c 和2 0 0 c 它们记录着岩体 由深部向地壳中上部剥露过程的冷却年龄 而低温热年代则可以反映岩体在地壳浅部冷却 剥露年龄 磷灰石 f r 年代封闭温度为1 0 0 c 而磷灰石c o t h h e 年代封闭温度只有7 0 c 依据冷却特性 结合花岗岩构造属性 p e a r c e 1 9 9 6 与结晶温压条件 a n d e r s o n 1 9 9 6 就可确定 冷却速率 剥露速率 剥露幅度 差异热状态以及热构造样式等细节 1 1 2 剥露作用研究的意义 地表隆升和岩石隆升 剥露是造山作用的重要的表现结果 研究隆升 剥露细节为深入探讨 造山作用过程及其机理所必需 而且山体地表隆升的规律也影响和制约着区域气候的变迁特 点 1 2 大别山中生代以来剥露作用研究现状 大别造山带因含有柯石英和榴辉岩等超高压变质岩的发现 已成为当前国内外地学界的 研究热点 对于大别山冷却历史的了解 将为深入理解这一全球规模最大的超高压变质岩带 的形成 演化提供主要的依据 多年来 中外研究这一对造山带岩石作了大量的同位素定年工作 这位了解造山带高温 段冷却历史提供了宝贵的信息 然而 大别造山带广泛出路的白垩纪花岗岩类表明碰撞折返 之后 大别造山带有经过热伸展 变质基底重新加热熔融 构造抬升及蚀项 u n r o o f i n g 等作用 的强烈改造 目前大别超高压造山带的结构是由白垩纪 新生代构造所控制的 若仅靠现 今剥露面内u p u h p 单元残存布局及其叠置变形来构建其折返模型级存在相当困难和局限 性 由此还产生对高压折返过程以及南北大别界限认识的分歧 此外 以往的顶年工作大多 采用封闭温度大于3 0 0 c 的各种同位素体系 而对于造山带浅部 4 6 k i n 以内 的岩石龄冷却 历史 以及造山晚期及后造山期造山带的构造 热演化历史以及抬升剥露历史的研究 则 2 z t t 手夤点 vz o l 图1 1 剥露示意图 据s t u w e 等 19 9 8 6 u 越 赠 2 0 0 4 0 06 0 0 8 0 01 0 0 0 t c 年代 m a 图1 2变质岩 花岗岩p t t 轨迹及其对隆升 剥露 过程约束 据许长海 2 0 0 2 符号说明 前榴辉岩相 i i 超高压榴辉岩相 i i 高压榴辉岩相及角闪岩相 i v 角闪岩相一钠长绿帘角闪岩相 v 绿帘角闪岩相一绿片岩相 v i 绿片岩相 3 3 2 一 d 9 一厶 t t t l 主要在9 0 年代以来才陆续展开 陈江峰等 1 9 9 5 简平等 1 9 9 6 h a c k e r 等 1 9 9 8 杨祝良 等 1 9 9 9 x u 等 2 0 0 0 l i 等 2 0 0 0 r a t s c h b a c h e r 等 2 0 0 0 许长海等 2 0 0 1 r a t s c h b a c h e r 等 2 0 0 0 及许长海等 2 0 0 1 的研究表明 大别造山带早白垩以热窿伸 展构造为主导 这种热隆作用在晚自垩早期显著萎缩 周祖翼等 2 0 0 2 对大别造山带的岳 西 罗田核部及其南北两翼的1 3 个锆石样品进行了 一t h h e 测年表明核部岩石自8 5 m a 以来的剥露量要比两翼多很多 分析已有研究成男可知 大别造山带的晚中生代 新生代构造演化存在以下几个亟待 解决的问题 大别热窿萎缩以及差异隆升剥蚀受控于何种构造过程 这一冷却作用与中国东部晚白垩 早第三纪伸展盆地的形成在地球动力学背景上有何关联 白垩纪以来的抬升剥露是一个长期的缓慢的过程还是一个短暂的快速的过程 抬升剥露 的速率是多少 抬升剥露空间上在造山带内部是如何变化的 除了三叠纪和自垩纪的抬升剥露以外 大别造山带在新生代还有无经历第三次或更多的 抬升剥露事件 u h p 最后一次抬升剥露石在哪一时期 等等 1 3 本文研究思路及目的 由于前人对于剥露速率的计算多采用传统一维方法 如许长海 2 0 0 2 周祖翼等 2 0 0 2 周祖翼等 2 0 0 3 r e i n e r s 等 2 0 0 3 对于热流等因素的影响的研究也主要是处于理论阶段 t u r c o t t ea n ds c h u b e g 1 9 8 2 s t i i w e 等 1 9 9 4 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a i l n 1 9 9 7 r e i n e r s 等 2 0 0 3 将s t i i w e 等 1 9 9 4 的方法使用于实践中 而更复杂的m a n c k t e l o w 和g r a s c m a n n 1 9 9 7 提出的方法 还未使用到实践中 因为其实际应用存在诸多的困难 一是公式难于 理解 二是难以求解 本文对其进行了较详细的解释 并使用牛顿迭代法 采用强大的数学 符号运算工具软件m a t h e m a t i c a5 0 编程求解 将其结合实际区域得以应用 另外 对于裂变径迹的a f t 热史模拟 长期以来并未充分利用 本人所收集的资料均只 是看图解释 本人首次 至少是国内首次 将其转化成时一深数据 本文采用m a n c k t e l o w 和 c r r a s e m a l l n 1 9 9 7 法 最终首次用它作出了d e m 演化 本文目的在于通过收集整理大别山东部的岩浆岩 变质岩的磷灰石和锆石的裂变径迹和 u t h h e 分析数据 来精确重建大别造山带东部白垩纪 新生代的构造热演化历史和抬升 剥露历史 研究成果将有助于了解大别造山带东部造山作用过程后期阶段构造事件 如隆升 拉张等 发生的背景 从而完善造山作用机理 通过在不同高程上的系统采样数据利低温年 4 代学分析 将为大别造山带东部的地形演变的数字模拟 d e m 以及表升过程的研究提供重要 的低温年代学约束 收集整理大别山东部的岩浆岩 变质岩的磷 灰石和锆石的裂变径迹和u t h n e 分析数据 2 剥露速率的计算 图1 3 研究流程框图 总结传统方法 将较好的m a n c k t e l o w 和 n l a n n 1 9 9 7 法深入理 解并将其实现 使用牛顿迭 代法 m a t h e m a t i c a5 0 编程 用于反映剥露快慢的剥露速率计算对于定量研究剥露的历史起着至关重要的作用 而对 于其计算的理论研究数年来也有了较大的发展 本文对此作了总结和比较 2 1 传统的一维方法 首先必须假设三个条件 l 关键等温线水平 2 关键等温线距地表深度不变 3 地表 隆升和剥蚀速率相同 p a r r i s h 1 9 8 3 在构造活动强烈 地形遭到快速剥蚀的地区 这三个条 件无一正确 关键在于 偏差是否足以影响构造解释 m a n c k t e l o wa n d g t a s e l t l a n n 1 9 9 7 1 一样两龄法 首先假设每个样品的剥露历史相同 然后取一个样品 但与要它具有两种不同的冷却年 龄 具体推导如下 气 使用公式t t s g z 其中t 为地下某处温度 t s 为地表温度 g 为事先假定的地温梯度 z 为某处所处深度 对于某样品 通过实验室测得封闭温度 而t s 已知 g 事先假定 则封 闭温度所处的深度z 即可求出 实验室同时给出一样品中两种不同的封闭温度和冷却年龄 如磷灰石裂变径迹和 u t h h e 则 z z 封闭蠢度l z 封闭褪度2 at t 冷却年龄广 t 冷却年龄2 这时从z 封闭戤l 到z 封闭温度2 这段距离的平均剥露速率为u z t 如假设整个剥露过程剥露速率不变 这此处所得u 即代表整个剥露过程的剥露速率 此 法的主要缺点是必须先假定地温梯度 且固定不变 2 两样高差法 在同一垂直剖面上采两个样品 首先必须假定前面假定的三个条件 则他们从同一封闭 温度处向上移动 且平均剥露速率相同 则算法具体推导如下 u z t t l z 2 t 2 z l z 2 t l t 2 az t z l z 2 t t 2 分别为样品l 和样品2 现今所处位置至封闭温度处的距离 冷却年龄 z 等于两样品垂直高差 即取样点的垂直高差 此法的优点是无须假定地温梯度 缺点是必须假定两个或更多物理分离的样品所经历的 构造和热史相同 如果无明显的构造破坏作用 az 保持不变 否则az 不守恒 2 2 热流的影响 温度场的稳定状态是指随时间推移 各深度处的温度接近某一定值 但是如果假设温度 从起始状态稳定增长 或假设从地幔上来恒定的热流值 则在剥露期间 各深度的温度将随 时间而增加 即稳定状态被破坏 对此m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 于1 9 9 7 年提出了一个随时 间变化的热方程 m 力 m 力e x p 去y 一笔卅1 y 2 1 己kq k 它能够解决完全随时间变化的热流传导的问题 边界条件为在某一较深的固定深度 温 度恒定 如假定l o o k m 的深度处 地温为1 3 0 0 c s m w e 1 9 9 4 而且岩石圈的热流 包括 深度呈指数级衰减 t u r c o t t ea n ds c h u b e r t 1 9 8 2 也被考虑到 但只有当热产生的分布不随时 间而改变时 此方程才适用 m a n c k t e l o wa n dg r a s e r f l a n r l 1 9 9 7 放射性物质的剥蚀导致地表热产生随着时问而稳定减少 使真正的稳定状态难以达到 但在大的时间尺度 该解法趋同于准稳态 相当于没有热产生 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 1 9 9 7 放射性物质的剥蚀作用可通过考虑每一小段的剥露历史来包括 如以5 0 0 m 的增量为 d 段 对此表面热产生随之变化 见m a n c k t e l o wa n d 觚c m a n l l 1 9 9 7 附录a 中的方程 4 0 4 3 内部热产生导致了一个非线性的起始地温梯度 承认符合实际的起始近地表 温度梯度 且岩石圈基底温度并不过高 图2 1 显示一例 剥露速率为l r n m a 近地表起始地温梯度为2 5o c k m 岩石圈基底取 l o o k m 温度为1 3 0 0o c 上地表为0 c 起始地表热流值为2 2 x1 0 石w m 3 热产生的指数衰 变 在3 0 k m 深度减少到地表的l e 所选参数建立了一个起始地热为约2 5o c k m 岩石圈上 部2 0 k m 的空间范围 此图清楚地显示了长时间 大于4 0 m a 的深剥露 大于4 0 k i n 应该 被视为接近稳态 而且等温线随时间的变化必须被考虑 s l j r f a c eh e a lp r o l u c t i o n2 2x1 0 6wm 3 r e l a x a t i o nd e p t h 3 0k m e x h u r n a t i o nr a t eg1m n y a 图2 1 剥露期间有无热流时的低温梯度变化对比图 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 1 9 9 7 该方程也能用于计算起始深度不同的样品的冷却历史 如图2 2 假设起始状态时地温梯度为 线性 则从图中可见 剥露过程中地温梯度随时间演化而发生明显变化 7 9 毫 趸 象 1 1m m aw i t hr i oh e a tg e n e r a l i o n 墓抵上 g 蛐迟n 明 n l 6 0 一 n 1 1 w 心 3 0 弋 v 测 i 图2 2 剥露期间的低温梯度变化图 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n l l 1 9 9 7 图2 3 显示了用两样高差法计算的弊端 假设封闭温度为1 0 0 0 c 两样品a b 起始分别 位于1 2 深 3 0 0 0 c l o k m 深 2 5 0 0 c 8 石 l 窆 2 哩 拿 0 a e x h u m a t i o n1m m a w i t o u th e a ta d v e c t i o n 8642o t i m e m a b e x h u m a t i o n0 1m m j a 1 0 0 6 04 02 0o t i m e a j 86 4 2 0 t i m e 陋j 2 1 61 2o 8 0 40 r n ei m a 1 0 0 0 ci s o t h e r mc r o s s e d 弛l 衄 m a la n dd e 翻t li m l t m p l ea 2 4 0 0 0 sample8 4 4 0 0 0 a p p a r e n te x t u m a t i o e r e s u l t i n g e c r o r ad e 口i nj n1 0 0 ci s o t h e r m a b r a e 棚1 0 泸c b 删1 e f i n 1 0 0m l t l v a o m n v a 0m 2m a 1 0 0 ci s o t h e r mc r o s e e d 融 t j m e m a la n d 妊衄f m l s a m p l ea 14 7 8 3 4 7 8 s 习 m 蹦e 融3 4 9 83 e 8 a p p a r e n te x p 4 j m a t l o n r e s u n ge r r o r 6d e p t hi n1 0 0 c1 s o t h e l 3 1 1 6i i a t1 0 0 ci s o t e r n 1 0 0 4 ci s o t h e n no r o s s e da t s a m p l e s a r a p e8 a p 哪m e x h l 啊豫 r e s u l t i n ge r r o r d e p t hi n1 0 0 ci s o t l n l r r r t 3t i m ea 1 0 0 c s o 盱诧玎n 1 0 0 ct o 价e l f r lc t 髓s k im s a m p l ea 5 a r r 峄j eb a p p a r e e te x h u n 嗨t i o n r e s u l t i n ge f t o r a 哟哟i n1 0 0 0 ci s o 嗽e 玎n l 聃锄1 0 0 gi s o t t r r n o o 约m m a 0 0 0 1r r t i l a 2 0m 2 0 2 m a 置嫩f m a l a n d 蛐 删 0 3 12 3 0 9 2 4 72 4 6 9 o 9 3e m m a 0 0 7m m a 1 6 0r n 2 1 6 a 箍衄 a n d 血衄i m l 0 1 5 1 2 4 4 0 2 81 4 1 8 6 m n v a o 4 疗v 1 1 a 7 4 m 0 4 3 m a 图2 3 方程2 1 和两样高差法两种计算方法计算结果对比 m a n c k t c l o wa n dg r a s c m a n n 1 9 9 7 从图中可见 穿过封闭温度的时间差总在变 即u z t 中的 z 和 t 随着剥露速率 的不同 都发生变化 且剥露越快 变化越大 故而产生较大误差 当剁露速率小于l m m a 时 误差不足以引起地质上的明显变化 而对于更高的速率 由 9 湖拗础 娜 懈 oo nl毋 筮e 卜 的 o 3 2 2 1 1 一o 一粤暑曾萋p卜 o 3 2 2 1 一o 一譬nl窭口 uj 卜 的 o a 2 2 1 于热流影响造声的误羞就不可忽视了 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 1 9 9 7 2 3 地形的影响 图2 4 卡通图揭示了理论上地形起伏对西样高差法所计算出的剥露速率的影响 假设两 样品垂直高差为ah 封闭温度为1 0 0 0 c 在图2 4 a 中 地形起伏对冷却温度的分布有一定影 响 但对1 0 0 0 c 等温线无影响 所以样品a 和1 0 0 0 c 等温线的距离 y h 因为没有热流 所以在这温度场不变的情况下 剥露过程之后 样品a 起始位置与1 0 0o c 等温线距离 y 大小仍为ay 即 y y h 2 4 b 中 假设剥露过程与上同 但起始条件不同 即1 0 0o c 等温线也受地形起伏影响 另外 热流也被考虑 因此 ay 小于ah 在剥露过程中 热流 作用使等温线变浅 因而在剥露过程之后 ay 大于开始时的 y 而且有时比 h 还大 h 图2 4 地形对等温线的影响 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 1 9 9 7 从上图简化模型的分析可知 地形对两样高差法所得的剥露速率造成的影响 关键在于 起始等温线铍地形起伏影响的程度 热流对温度场的分布的影响程度 还有更重要的是 这 种影响程度是否具有重大的地质意义 s t u w e 等于1 9 9 4 年提出了一种稳定状态下的解法 其文中方程i 解决孤立的地形对温 度分布的影响 在一处于剥蚀状态的板上 板厚l 远远大于地形起伏高度 t u r c o a ea n ds c h u b e i t 1 9 8 2 的第一种方法也可很容易被扩展去包含热流的影响 发展为方程2 2 并且结果 与s t u w e 的方法结果类似 如图2 5 两法对比 假设起始地温梯度为1 0o c 触 起始无热产 1 0 生 x 2 0 k m 振幅为 剥露速率为 谳 丁 撕s 等 e x p y 嚣一 卜 一 夕 詈y 鲁一西 日 晤一 卜 f 旦一 b l 砂 等oj 2 3 2 4 2 2 图2 5t u r c o t t ea n ds c h u b e 1 9 8 2 的第一种方法和s t u w e 的方法结果对比 这种简化之后的稳态解法适用于恒定地形 恒定剥露速率 长期剥露的情况 虽然这不符 合实际 但它强调了影响等温线形状的最重要的参数 从方程2 2 和2 3 m a n c k t e l o wa n d g r a s e n l a l l r l 1 9 9 7 可见 这些参数是地形高度 波长和剥露速率 从方程2 4 t u r c o t t ea n d s c h u b e r t 1 9 8 2 任何深度影响程度直接与周期性地形的振幅成正比 波长和剥露速率决定了 地形影响的深度范围 即在某一深度衰减为表面时的l e 材一r 一 l 一2 札 i i n 其 m 譬兰岳厶口 y 2 k 2 5 其中u 入 k 分别为剥露速率 波长 热扩散 由此可得 波长增加导致影响深度增加 u q 时 深度为入 2 而剥露速率增加 却 有相反的作用 然而影响程度的大小却非常不等 01 02 03 04 05 0 b t o p o g r a p h i cw a v e l e n g t h k r n 图2 6 稳定状态下 由于地形作用 不同参数对等温线的影响程度 m a n c k t e l o wa n d c n a s e m a n n 1 9 9 7 图2 6 显示了在稳定状态解法 如方程2 2 下 由于地形作用 不同的参数对等温线的 影响程度 地形振幅为1 5 0 0 m 温度垂直梯度为4 5 c k m y 0 处温度o o c k m p 2 8 0 0k g m 3 比热为11 0 0j k g k 1 表面热流值为2 2 l o w m 板底深度3 0 k m 从图2 6 a b 可见 波长作用远远大于剥露速率的影响 从图2 6 c d 中可见随着剥露速 率的增加 热流对近地表处的地温梯度影响越来越大 通过方程2 3 可知 在任意给定深度 剥露速率增加使地温影响越来越大 对于简单的周期性地形 可用正弦和余弦函数的和来表示 波长越短等温线随深度衰减 1 2 虿 一gnlg qeej 乜 越快 而且深部的等温线的形状也比浅部平滑 宽阔 对于波长特别大的地区 如高原 山 脉链 等温线衰减很慢 而且平缓 m a n c k t e l o wa n dc r r 器e n q a n r l 1 9 9 7 2 4 总的方程推导 同向均质固体中温度分布可用偏微分方程来精确求解 必须先给定边界条件 其中热扩 散k 与温度无关 热导方程如下 发 v 2 丁一y v 丁 旦 a t 方程1 p c a t 其中t 为温度 单位k t 为时间 单位s k 为热扩散 单位m 2 s 一 且k k pc 这 里的k 为热导率 单位w m k u 为速度向量 单位ms 一 p 为密度 单位k g m c 为比热 单位j k g 1 k 1 a 为单位体积热流值 单位w m 一 v 为拉普拉斯算子 在二维坐标系x y 中 仅考虑垂向运动时 方程简化成 k f 窑 百a 2 t1 望 兰 娶 方程2 k 萨 矿广万 面2 百 唠程2 其中x 是水平距离 单位m y 是垂向距离 单位m 且向下为正 u 是垂向速度 单位 m s 且向上为正 例如e r o s i o n 为正 沉积对应的u 为负值 1 稳定状态的解法 就稳定状态的解法而言 如热产生成指数级衰减 且与时间无关 并且考虑剥蚀的存在 则前两个方程可简化为 k i a 2 t 罂 一a 0 u 0 方程3 k 万崔 砂2砂p c 而热产生的指数级衰减形式是 彳 彳 e x p 一音 c 方程4 a s 是表面单位体积热流值 h 是a 下降为1 e 时的深度 t u r c o t t ea n ds c h u b e r t 1 9 8 2 将浅部地壳比作一厚l 的板 表面温度为t s 深度l 处的温度为t l 则热导方程解 m a n c k t e l o wa n dg r a s e m a n n 1 9 9 7 为 r 乃 b i e x p 一尝 一e x p 一詈y c 方程5 1 3 其中 a s h 2 p c k u h 纯训十d 一铷 q 一钏 鼍三 1 e x p l 一 再加上地形的影响r 出 s 等 e x p 吣 则总的公式 m a n c k t e l o wa n dc j r a s e i i l a n n 1 9 9 7 变成 方程6 7 2 2 f l i e x p 一小卜p 一驯心 s 等 唧幻 c 栅 其中嚣 鲁 晤一 卜 鲁一 h c 2 随时间变化的非稳态解法 假设条件同上 即表面温度不变 热产生与时间无关 但剥露速率较快 计算方程进一 步推导成 丁 y f f y f e x p 一去y 一矣f v y 方程1 1 即方程2 1 低温年代学原理及数据 3 1 裂变径迹 f t 年代学 1 一般原理 一个重元素原子核 可以分裂为两个质量相似的碎片同时释放出大量能量 2 0 0 m e v 这 种现象称为核裂变 当带电核粒子通过一种绝缘材料时 它们会在原子尺度上留下辐射损伤 痕迹 裂变径迹 f t 年代学就是依据矿物中这种辐射损伤特性进行分析的技术 在自然界中 锆石 磷灰石 榍石等矿物适合于裂变径迹研究 径迹经化学试剂蚀刻后 可以在普通光学 显微镜下进行观察 图3 1 裂变径迹分析起初只是一种单纯定年技术 在7 0 年代早期 人们 发现 磷灰石径迹在6 0 1 2 0 0 c 范围内会发生部分退火 即径迹密度与径迹长度会减少 由此 为裂变径迹地学应用开启了新领域 即低温热历史重建 8 0 年代一个重大突破就是 校正年 1 4 龄与外探测器方法引入 磷灰石退火模型出现 使得裂变径迹年代学由单一测年手段转变为 一种成熟的热演化史研究技术 9 0 年代以来 主要进展包括磷灰石退火模型优化 碎屑岩径 迹年龄多成分分析 以及差异化学成分与径迹退火行为关系等 2 年龄测定 一般径迹测年公式为 t 1 肌d l n 1 p x d o l d p g p i h 其中九旷1 5 51 2 5 1 0 1 0 a 1 2 3 8 u 总衰变 常数 k 表示2 3 8 u 自发裂变常数 8 4 6 1 0 1 7 a 1 w a g n e r 等 1 9 9 2 0 5 7 0 8 x 1 0 2 4 c m 2 3 5 u 热 中子诱发裂变截面 1 7 2 5 2 7x1 0 3 2 3 5 u 2 3 8 u 比值 巾为热中子通量 g 为几何因子 对外探 测器法g 0 5 对总体法g 1 p 为自发径迹密度 p i 为诱发径迹密度 由于参数h o 与由 难以精确测定 于是引入年龄标准样和参数 o 6 5 时 w i l j l o 0 4 2 3 1 j 1 0 0 6 5 时 w i 2 8 6 2 1 l o 一1 2 1 0 4 e 模拟径迹年龄为各组分之和 公式3 4 r s t 通常取0 9 1 彳 9 7 2 9 7 o 5 1 1 0 5 1 2 9 5 9 1 0 0 0 0 0 8 3 3 6 1 n t o 0 0 1 4 2 2 1 4 1 t 0 0 0 0 5 3 8 2 1 3 1 o i o 7 9 0 0 0 3 0 3 5 1 i l o 2 0 0 0 2 2 9 8 0 广l o 3 3 2 尸 z 一并2 仃i 竹 形 1 3 3 扰 4 丁 珞 峭 i l 3 4 上述依据热史资料进行径迹长度 径迹年龄模拟称为正演问题 那么根据裂变径迹实测 数据进行热史 温度一时间 模拟就是反演问题 裂变径迹数据反演步骤包括 a 给定若干热史 约束条件 b 设定大量 如1 0 0 0 0 条 温度 时间曲线 通过正演求出径迹长度 径迹年龄模拟值 1 6 烈 甑 i 毗 2 m b c 将正演结果与实测径迹长度 径迹年龄进行比较 d 将比较结果分为 可以接受的 好的 与 最佳的 模型 温度 时间曲线 这些正演 反演过程均为单元动力学模拟 一般均假定 研究对象动力学行为与实验磷灰石动力学行为一致 实际上 对于不同地区磷灰石 它们动 力学行为往往不同 如果样品存在多个动力学成分 那么单一动力学模拟将与真实情况偏差 很大 特别当部分颗粒己完全退火 而另外一些颗粒又保留径迹时 就会失去一些重要热史 信息 这时需要采用多元动力学模拟就会更加接近真实情况 5 地质应用 自发径迹形成属于一个连续不可逆过程 依据径迹数据 径迹年龄 径迹长度 可以重建 样品从径迹保留以来所经历的温度一时间历史 图3 2 这种热史应用在沉积盆地中就是沉降 埋藏历史 应用在造山带中就是浅部壳层冷却 剥露历史 在沉积盆地中 热史演化特性可以 依据裂变径迹多元 径迹长度 颗粒年龄 d 蝉 矿物成分 动力学模拟获得 而径迹多成分年 龄分析有助于揭示沉积物源特点 此外 还可以应用裂变径迹确定古地温梯度 进而判别盆 地沉积受热事件属性 古地温曲线可依据一口井或一套地层垂向f t 数据获得 并与现代地温 曲线进行比较求取冷却量与剥蚀量 对于造山带而言 裂变径迹技术 中高温年代学 a 毗缸 r b s r u m