四川盆地南部新生代隆升剥露过程及其对构造的响应

四川盆地南部新生代隆升剥露过程及其对构造的响应

1盆地南缘晚新生代隆升剥露过程青藏高原东缘的大陆断裂形成了强烈的向东延伸生长效果。高原地壳物质向东扩张，沿着东部构造节点呈顺时针旋转（图1）。在四川盆地克拉通基础上，同一盆地北缘和南缘的不同通道向北东和西南延伸。尽管地质勘探等联合文献表明，青藏高原东缘地区的第一代地壳缺乏大规模的地壳缩短变形，但在四川盆地西缘的龙门山，最终形成了青藏高原周缘世界上最陡峭的地形，在盆地西南缘形成了青藏高原东缘数千公里以上的古陆平原地形。因此，龙门山的构造地形特征显著不同于四川盆地西南缘的彝族山地剖面的左滑动构造特征、低斜度地形坡度和低起伏度（图1）。这可能与青藏高原东向生长和动力学机制之间的重要联系有关。低温热年代学研究广泛揭示了青藏高原东缘晚新生代(～10Ma)快速隆升剥露过程(图1),该过程可能与多种成因机制相关,如:地壳加厚,下地壳通道流,东亚季风.由于区域具有相对一致的快速隆升时间及速率,Ouimet等进一步指出青藏高原东缘地区于～10Ma发生区域造原运动.Wilson和Fowler则基于区域磷灰石裂变径迹指出东缘地区晚新生代快速隆升主要发生在大型河流水系切割区域,区域非均一剥露过程与下地壳通道流可能无关.四川盆地低温热年代学数据却表明盆内新生代快速抬升剥露具有明显不同的特征.这些差异性对比和热年代学研究局限于四川盆地西缘及青藏高原东缘松潘—甘孜地区(图1),而盆地南缘相应的低温热年代学研究较少.另一方面,四川盆地南缘位于特提斯—喜马拉雅构造域和滨太平洋构造域的交接转换部位,其形成过程对于理解中国南方大陆陆内构造演化也具有重要意义.四川盆地南缘隆升剥露过程对于解译不同构造地貌特征下青藏高原东缘东向扩展过程、高原地貌生长及中国南方陆内构造最终定型具有重要作用.因此,本文在盆地南缘选择不同背斜剖面,利用低温热年代学手段(磷灰石和锆石(U-Th)/He、磷灰石裂变径迹),对盆缘构造变形与新生代隆升剥露过程进行分析,进而探讨盆地隆升变形机制,为青藏高原东向扩展过程研究提供进一步证据.2地表等温面弯曲特征地形地貌演化蕴涵了大陆变形及其剥蚀改造过程丰富的信息,地貌起伏度变化导致浅部地表不同等温面发生相应弯曲得到了广泛的关注与研究.Stüwe等通过二维数字模拟表明在稳态造山带和盆地典型地貌中(波长20km、波幅3km),伴随地貌起伏度和波长的增加,尤其是隆升速率的增大,100℃等温面(或磷灰石裂变径迹(AFT)封闭温度等温面)弯曲变化加剧.Mancketlow和Grasemann则指出地貌变化产生的热挠动伴随深度呈指数形式衰减,更加强调地貌起伏度变化对(小于200℃)低温热年代学封闭温度等温面扰动的重要作用;指出对于隆升剥露速率为～1mm/a的地区,100℃等温面挠曲变化的地貌临界值为波长6km、波幅3km,伴随起伏度和波长的增加,等温面可能会产生趋于平行于地貌的弯曲变化.Braun和Reiners等进一步基于数字模型量化(等温面波幅与地貌波幅之比,rationa)地貌起伏度对～70℃等温面(或磷灰石(U-Th)/He系统(AHe)封闭温度等温面)挠曲变化的影响,模拟同时揭示即使是在较低隆升剥露速率下地貌波长大于50km时,浅部地壳较高温度等温面(200～300℃)也会发生相应的地貌作用弯曲.值得指出的是,地貌起伏度的变化除河流侵蚀、冰川等浅部地表作用外,构造变形,如:张性正断、逆冲推覆、褶皱变形等也会导致地貌起伏度改变,从而使地壳浅部等温面发生弯曲.Stüwe和Hintermuller和terVoorde等基于数字热模型揭示对于短波长、大波幅地貌可能会发生等温面弯曲及其侧向热散失过程形成地貌冷却作用(topographiccooling).因此我们可以通过褶皱变形构造带上低温热年代学特征来解译隆升剥露过程与褶皱变形事件(图2).当褶皱变形和快速隆升剥露不同步发生时,可能存在三种关系(图2).地表快速隆升剥露发生于褶皱变形前,此时地貌起伏度小、浅部地表等温面未发生弯曲(图2a),垂直岩性柱上各样品逐渐抬升退火通过不同低温热年代学封闭温度等温面.因此,不同系统的热年代学深度-年龄关系可能反映出大致相似的斜率与抬升剥露速率(图2b).隆升剥露后,褶皱变形会导致浅表等温面发生弯曲,局部(如:核部)剥蚀或地貌冷却作用更可能会对浅部磷灰石(U-Th)/He年龄(AHe)有一定的影响,导致深度-AHe年龄关系曲线有一定的变化.褶皱作用发生于地表隆升剥露之前,其变形作用导致浅部地表等温面发生弯曲,伴随热挠动垂向上呈指数形式衰减,较高温度等温面发生弯曲变形程度降低,～200℃等温面(或锆石(U-Th)/He封闭(ZHe)温度等温面)可能未发生挠曲(图2b).因此,当变形后具有大致相似深度的样品通过～200℃等温面,应该具有大致相等的锆石(U-Th)/He年龄,其古岩性柱深度-ZHe年龄关系近垂直.较低温度等温面弯曲后,不同背斜部位样品抬升通过磷灰石(U-Th)/He和裂变径迹封闭温度等温面,与古垂直岩性柱样品抬升具有大致相等的年龄(a=a′,b=b′,c=c′).因而AHe年龄和AFT年龄分别与古岩性柱深度关系具有一定的线性关系,其斜率反映出不同的隆升剥露速率.磷灰石裂变径迹封闭温度等温面挠曲程度略小于(U-Th)/He封闭温度等温面,其AFT年龄-古深度关系斜率可能略大于或等于AHe年龄-深度关系的斜率.同时,由于浅部地表(小于～100℃)等温面弯曲程度应该普遍略小于背斜变形程度,所以古岩性柱深度-年龄斜率值可能略小于实际背斜区域隆升剥露速率值.褶皱变形后多期隆升剥露是一种典型特殊的抬升冷却过程(图2c).早期褶皱变形导致浅部地表等温面弯曲变形,地层抬升冷却至磷灰石(U-Th)/He部分滞留带(HePRZ)温度区间,随后发生快速抬升剥露过程,由于不同背斜部位样品变形后具有大致相似的深度,因而古岩性柱深度-AHe年龄关系近垂直.如果所有样品抬升冷却至磷灰石裂变径迹部分退火带(PAZ),那么所有低温热年代学年龄(AHe,AFT和ZHe)与古岩性柱深度关系都为近垂直.图2中,现今残存地表起伏度明显小于背斜变形时古地表起伏度,因此相应的浅部地表等温面挠曲或弯曲程度应小于背斜变形前后等温面弯曲程度.需要指出的是,该模型图具有重要的假设前提:样品以垂直抬升运动方式为主、隆升剥露过程中具稳态地表温度与地温梯度、剖面空间上各样品具有较均一的抬升过程、背斜褶皱波长应大于～20km.由于四川盆地南部地区具有低斜率、低起伏度地貌特征(图1),难以通过常规高程-年龄关系(AERs)研究方式揭示新生代隆升剥露过程,因此是探讨和验证构造变形与新生代快速抬升剥露过程关系的理想地区.3大陆边缘海相沉积地层和晚三叠世-新生代河湖相地层四川盆地南部地区为扬子板块西缘特提斯—喜马拉雅构造域和滨太平洋构造域的交接转换部位,是四川盆地西缘地貌地形梯度最缓的区域.从四川盆地向南和西南地貌缓慢抬升,～100km距离,地貌从海拔～500m抬升至～2000m,逐渐过渡为大凉山和大娄山高原地貌(图1).区内主要发育长江和金沙江水系,地表起伏度低,河流切割深度不大,仅局部地区最大达～1000m.盆地南缘下伏元古代-太古代扬子板块变质结晶基底,上覆盖层大致分为震旦-中三叠世被动大陆边缘海相沉积地层和晚三叠世-新生代河湖相地层.沉积盖层构造变形微弱-中等,地层常呈低角度或近水平展布;其西部地区发育中新生代南北向大型左旋走滑构造体系,如:大凉山、安宁河断裂,对新生代构造变形具有强烈影响.晚三叠世伴随扬子板块西缘由北向南的扩展造山过程,盆地西南缘发育大规模左旋逆冲推覆构造与典型陆相前陆盆地.同时受扬子板内雪峰陆内印支-燕山期南东—北西向扩展造山运动影响,川东及川南地区燕山期构造变形形成了川南典型的北东向、东西向和近南北向宽缓叠加-复合构造.新生代受印度-亚洲大陆碰撞影响,青藏高原东向扩展生长,盆地西缘早期构造受晚期叠加变形改造、构造活化.尤其是,沿鲜水河—安宁河—小江左旋走滑构造断裂系,晚新生代(～12—10Ma)强烈左旋走滑和川滇地壳挤出构造运动对扬子板块西缘及青藏高原东南缘地区产生了广泛的作用和影响,区域发生快速隆升、剥露与高原地貌的建造[14,15,16,17,50,51].区域上,晚新生代长、短周期构造剥露速率从青藏高原东构造节向南具有连续的、极其显著的降低,从西部地区～10mm/a逐渐变小为东缘地区～1mm/a.在松潘—甘孜及其整个青藏高原东缘地区新生代隆升剥露具有明显的两阶段性,即早新生代缓慢隆升剥露(速率<0.1mm/a)与晚新生代(～10Ma后)的快速隆升剥露(速率～2—6mm/a)过程.与之相似的是,四川盆地沿北东向南西也具有明显的低温热年代学年龄逐渐减小的趋势,其新生代平均隆升剥露速率从0.05～0.2mm/a逐渐增大～0.6mm/a.4试验方法与过程为了解四川盆地南缘隆升剥露过程,我们分别在沐川背斜和桑木场背斜(波长～20—40km)上沿其中一翼连续采集低温热年代学样品,样品空间水平距离远远大于其高程差.沐川背斜剖面5个样品分别采集于上三叠统香溪群-下白垩统,海拔高程为300～600m,样品水平空间距离大于10km,古垂直地层柱深度大于2000m(图3).桑木场背斜剖面6个样品分别采集于上二叠统-上侏罗统,海拔高程为800～1100m,样品水平空间距离大于15km,古垂直地层柱深度大于4000m(图4).所有背斜都发生中-强程度褶皱变形,样品连续采集剖面上无断层切割,单一连续剖面上地层厚度的变化可以忽略.进一步通过野外露头实测产状,可以恢复原(褶皱变形前)古垂直地层柱厚度,该地层柱可相当于隆升剥露过程中的垂直(伪)高程剖面(pseudo-column).因此,该(伪)高程剖面与样品低温热年代学年龄相结合能够利用高程-年龄关系反演隆升剥露速率与过程(图2).值得注意的是,区域重要的构造相关剥蚀作用或者浅部热结构调整,如:岩浆侵入和温泉,可能会导致隆升剥露速率的高估.然而盆地南部区域构造地质表明,样品研究区新生代缺少相应的构造热液活动.所有岩石样品碎样后,都采用重液和磁选标准流程挑选足够的(大于2000粒)磷灰石和锆石单矿物颗粒.首先采用双目镜挑选10～20颗透明无包裹体单矿物颗粒,随后用酒精稀释颗粒表面污物挑选完整颗粒形态、大小相似的3～5单矿物颗粒,进行样品颗粒长度与宽度测量、计算a校正常量,最后分别把矿物颗粒放入铌管制样、准备(U-Th)/He测试.样品首先在德国图宾根大学Patterson960nm激光脱气装置进行惰性气体He的脱气和含量测试,磷灰石单颗粒使用10Amps流量加热5min脱气,锆石单颗粒使用20Amps流量加热10min脱气,每个颗粒分别进行重复脱气过程保证样品中He的完全脱气,重复脱气过程直至含量小于1%.然后,样品在美国亚利桑那大学使用ICP-MS装置进行U和Th含量测试.所有分析流程误差不大于2%.最后分别计算磷灰石(U-Th)/He年龄(AHE)及有效铀含量,锆石(U-Th)/He年龄(ZHe)等.磷灰石裂变径迹年龄(AFT)采用外探测器法测试.磷灰石单矿物选样后,将样品和标准铀玻璃(美国国家标准局SRM612)固定在环氧树脂片中,抛光制片.随后,在25℃温度下、用5N的HNO3溶液蚀刻40s,揭示样品自发径迹,然后将低铀白云母片紧贴在光薄片上,做成定年组件,送中国原子能科学研究院492反应堆进行辐照.照射之后将白云母外探测器在25℃温度下置于40%HF中蚀刻20min,揭示诱发径迹.并在Leitz光学显微镜下放大1000倍统计样品单颗粒自发径迹和诱发径迹,最后采用Zeta常数法计算样品年龄.磷灰石和锆石(U-Th)/He系统封闭温度分别为～65—85℃和～170—190℃,相应的部分滞留带(HePRZ)分别为～40—85℃和～120—180℃.磷灰石裂变径迹系统封闭温度为～100—120℃,及其相应部分退火带(PAZ)为～60—110℃.因此,基于不同系统低温热年代学对比能够揭示浅部地表背斜变形过程与样品隆升剥露过程特征.5结果和解释5.1沉积年龄及隆升剥蚀速率沐川剖面测试分析5个磷灰石样品得到18个单颗粒AHe年龄值(表1),范围为～5—50Ma;2个锆石样品得到6个单颗粒年龄值(表2),ZHe年龄范围为～21—228Ma,相同样品的AHe明显小于其ZHe年龄,如:SQM10样品AHe年龄为6～16Ma,其ZHe年龄大于132Ma.垂向空间上,所有样品年龄与深度具有明显的线性关系(图3).岩性柱上部样品SQM05单颗粒AHe年龄为11.4～50.2Ma,其平均年龄为28.6Ma;底部样品SQM10单颗粒AHe年龄为5.6～16.1Ma,其平均年龄为9.9Ma.同时,浅部样品单颗粒年龄值具有较大的平均年龄标准偏差19.7Ma,伴随深度的增大,单颗粒年龄变化值明显减小,平均年龄标准偏差减小为5.5Ma.样品AHe单颗粒年龄远小于地层沉积年龄,表明所有样品都曾经发生过沉积后埋深完全退火过程,其埋深温度大于AHe系统封闭温度～65—85℃.样品SQM10单颗粒ZHe年龄132.0～178.4Ma,略小于地层沉积年龄,上部样品SQM08单颗粒ZHe年龄21.1～227.9Ma,SQM08z-b和SQM08z-c单颗粒ZHe年龄明显大于地层沉积年龄(图3,表2).伴随样品深度的增加,发生完全退火的单颗粒样品比率明显增大,表明早期沉积后埋深增温过程中伴随样品深度的增加,其退火程度逐渐加强.多数ZHe年龄明显接近或大于地层沉积年龄(图3),表明样品未曾发生埋深后完全退火,其埋深温度不大于锆石He系统封闭温度～170—190℃.区域大地热流及油气勘探井间测温资料表明,川南地区地表温度及其地温梯度分别为20℃和25～35℃/km,因此,我们可以得出沐川剖面底部样品原岩地层(T3香溪群)最大古埋藏深度约为4.5～6.4km.由于该剖面中不是所有锆石He年龄都发生完全退火过程,所以该估算值应该为最大古埋深.进一步,根据恢复古地层岩性柱厚度可以得出,沐川剖面地表下白垩统古埋深不超过2～3.5km(70～120℃),鉴于区域现今残留上白垩统厚度约为0.8～1.5km,可以得出沐川地区(以大面积出露上白垩统为主)地表现今剥蚀厚度应该约为1～2km.岩性柱垂向空间上,虽然上部样品AHe单颗粒年龄有一定的发散性,但随深度增加其明显趋于平均AHe年龄,且所有样品年龄与深度具有明显的正相关性(图5).因此,我们可以根据样品深度与AHe平均年龄加权回归曲线(age-elevationrelationships,AERs)来计算样品的隆升剥蚀速率.深度-年龄回归曲线关系表明(图5),沐川剖面从28.6Ma到9.8Ma发生稳态剥露,其速率为0.12±0.02km/Ma(或mm/a),较高相关系数(R2=0.98)表明该过程具较高的可信度.磷灰石和锆石单颗粒年龄明显超过测试误差值,具有较高的分散性(如:样品SQM05,SS06和SS04),可能导致平均年龄及剥露速率计算误差的增大.单颗粒围岩He成分的植入(Heimplantation)为AHe年龄误差的主要因素之一受到广泛关注,尤其是在低有效铀成分含量((5～10)×10-5)磷灰石矿物中.然而,我们样品有效铀成分含量为～(10—400)×10-5(表2),平均值为(144±125)×10-5;并且样品有效铀成分含量与AHe年龄(校正和原始年龄)不具有明显的相关性,表明He成分植入不是导致磷灰石单颗粒年龄分散性的主要原因.如前所述,根据地层厚度计算现今地表下白垩统样品古埋深不超过2～3.5km(70～120℃),与磷灰石裂变径迹部分滞留带温度范围(～40—85℃)具有明显的交叉.当低温热年代学样品具有较慢的抬升冷却速率,或(和)长时间滞留于部分滞留带时,He扩散将会导致矿物内He成分及其年龄发生明显变化.因此,我们认为较慢的抬升冷却速率和滞留于AHe体系部分滞留带是川南沐川地区浅部地表单颗粒年龄值具分散性的主要因素.5.2浅部和浅部上侏罗统各组织的径迹年龄和径迹长度比较桑木场背斜剖面测试6个磷灰石裂变径迹样品(表2),各样品测试单颗粒数为21～27,各样品单颗粒AFT年龄远小于地层沉积年龄,径迹长度统计数为80～120条,铀含量8.4～12.65μg/g,样品中心年龄范围为～36—52Ma,表明样品普遍发生埋深完全退火(埋深温度大于～100—120℃),之后遭受构造热事件发生抬升冷却作用.样品径迹长度(11.7±2.8～12.3±2.3)μm,远小于初始径迹长度(约16±1μm),径迹长度标准偏差2.3～2.8μm,表明样品具长时间滞留于部分退火带的退火过程.径迹长度主要为不对称单峰型特征,中侏罗统沙溪庙组样品ADX4径迹长度具有不对称双峰型特征(图4).Chi-sq检验概率P(2)%为42.2%～99.9%,表明各样品中单颗粒AFT年龄的差别属于统计误差,为同组年龄,具有单一的年龄平均值,样品中所有单颗粒经历过一致的热演化史.垂向岩性柱空间上(图4),伴随深度的增加径迹年龄和径迹长度仅具有微弱的减小趋势.浅部上侏罗统蓬莱镇组样品DT8AFT年龄51.8±4.3Ma,径迹长度12.0±2.7μm.中部沙溪庙组样品DT4AFT年龄36.7±2.3Ma,但径迹长度大致相似为11.8±2.5μm;岩性柱底部上二叠统样品ALC14AFT年龄46.3±4.0Ma,径迹长度12.3±2.3μm.总体上,AFT年龄垂向上集中在～50Ma,其变化值都在测试误差±4.0Ma范围内,且径迹长度集中在～12.0μm、变化极其微弱.桑木场剖面中所有样品径迹长度都较短,且平均径迹长度在误差范围内基本一致,同时大致具有相似的年龄,表明样品都可能同时期内位于磷灰石裂变径迹部分退火带,因此需要通过热演化模拟揭示其隆升剥露过程.样品模拟采用Laslett退火模型,借助AFTSolve进行,使用Kolmogorov-Smirnov检验(K-S值)和GOF检验(GOF值)分别用于验证模拟的径迹长度和年龄与样品测量真实值的拟合度,当K-S值和GOF值分别都大于0.5或0.05是表示模拟的热演化史极佳或是可接受的.模型模拟初始限制条件主要包括为:(1)样品沉积地层年龄,(2)样品现今地表温度,(3)～50Ma样品都经历长时间滞留于部分退火带和(4)盆地演化背景(图6).垂直古岩性柱上,典型样品热隆升模拟演化史见图6.样品普遍经历三个热演化阶段:(1)沉降埋深增温阶段(～80Ma以前),(2)缓慢抬升冷却阶段(80～20Ma),(3)快速隆升剥露阶段(～20Ma—现今),其中缓慢抬升冷却阶段主要发生于磷灰石裂变径迹部分退火带,表明样品具长时间滞留过程.样品沉积-沉降约～80Ma达到最大埋深,其速率约为-0.6～-1.5℃/Ma,伴随样品地层年代变老,其最大埋深明显增大,如:上侏罗统蓬莱镇样品DT8最大埋深为～110℃,而上三叠统须家河组可能埋深为～140℃.80～20Ma缓慢抬升冷却阶段,样品主要缓慢抬升通过部分退火带,其速率约为0.5～0.8℃/Ma.晚新生代所有样品发生快速隆升剥露过程,样品从部分退火带快速抬升冷却至地表,其速率约为～2～3℃/Ma.因此,若考虑区域地温梯度(25～35℃/km),新生代桑木场背斜地区隆升剥露速率大致分别为～0.025mm/a和～0.1mm/a.根据模拟热演化历史,垂直岩性柱上侏罗统蓬莱镇组被剥蚀上覆地层约2.5～3.6km(最大埋深温度～110℃),其上覆下白垩统厚度大于1.0km,上白垩统夹关组约0.5～1.4km,因此推测现今盆地南部习水地区(以大面积出露上白垩统地层为主)地表现今剥蚀厚度应该约为1.0～1.5km,考虑恢复垂直岩性柱地层厚度误差～0.5km,其与沐川背斜剖面地表现今剥蚀厚度应大致相当.6讨论6.1布氏原螯虾晚于变形年龄的模型假设川南沐川地区磷灰石AHe年龄与恢复的古垂直岩性柱剖面深度呈明显的线性相关性,反映出不同深度样品逐步抬升冷却通过AHe体系古封闭温度界面,与端元模型具有较好的一致性.然而,样品锆石ZHe年龄值未发生抬升冷却前的完全退火过程,难以反映出后期抬升冷却过程中的有效信息,因而不能有效判定不同端元模型.值得指出的是,沐川地区中早二叠世-中三叠世海相地层和晚三叠世-早白垩世陆相地层共同发生褶皱变形,形成宽缓-闭合的沐川背斜,沐川样品剖面位于沐川背斜北东翼.背斜褶皱变形卷入最新地层年龄为早白垩纪,远远大于样品AHe年龄,表明样品快速隆升剥露晚于变形年龄(模型端元2:褶皱后隆升剥露过程).因此我们推测背斜褶皱变形后,浅部低温等温面弯曲,沐川剖面不同样品(具有较小的海拔高程差)依次抬升冷却通过磷灰石(U-Th)/He系统封闭温度等温面(图2b),样品AHe年龄与古岩性柱深度具有线性关系,反映～30—10Ma沐川地区稳态剥露过程.桑木场地区古生界海相碳酸盐岩和陆相上三叠统须家河组-上白垩统夹关组共同发生褶皱变形,形成中等闭合的桑木场背斜,样品剖面位于背斜北西翼.背斜褶皱变形卷入最新地层年龄为晚白垩世,略早于样品AFT年龄.模拟热演化历史反映,垂直岩性柱样品沉积后发生沉降深埋增温,至晚白垩世(～80Ma)达到最大埋深,随后发生了磷灰石裂变径迹部分退火带内的缓慢抬升冷却过程,从早期沉降埋深到后期的抬升冷却过程的反转可能为区域褶皱变形事件所致,因此,褶皱变形事件年龄应大于样品AFT年龄(褶皱后隆升剥露过程).然而,由于浅部未得到有效的磷灰石AHe年龄值,难以对褶皱后隆升剥露具体模型进行限定.但是,模拟热演化史表明所有样品快速抬升剥露实际上发生在晚新生代中新世(～20Ma),快速抬升退火过程晚于变形年龄,样品先抬升冷却至磷灰石裂变径迹部分退火带内(～80—20Ma),最后发生快速隆升剥露至地表,因此我们认为川南桑木场地区隆升剥露可能介于端元模型2(褶皱后隆升剥露)与端元模型3(褶皱后多期隆升剥露)之间,可能偏向于后者(图2).沐川剖面和桑木场背斜剖面作为两个实例有效验证了褶皱变形与隆升剥露过程理想模型,遗憾的是,我们未能取得足够的样品颗粒以便在两个剖面中能够分别测试所有低温热年代学年龄剖面(AHe,AFT和ZHe),以便更有效地反映模型和实例之前的契合度.6.2晚新生代—盆地南部新生代隆升剥露机制沐川背斜剖面古垂直岩性柱最新地层为下白垩统,根据前述表明其最大古埋深不超过2～3.5km,即意味着该剖面现今最大隆升剥蚀厚度为2～3.5km.剖面古垂直岩性柱深度-AHe年龄关系表明～30—10Ma沐川地区发生稳态剥露过程,剥蚀速率为0.12±0.02mm/a.如果该剖面～30Ma以来至今为稳态隆升剥露过程,即后期未发生隆升速率的显著增加或减少,那么其总体剥蚀厚度约为～3.0—3.6km,与岩性柱恢复的最大隆升剥蚀厚度相当,因此我们推测沐川地区快速隆升剥露过程开始于晚古近纪(～30Ma)左右.桑木场背斜剖面模拟热演化史表明该地区晚新生代快速隆升剥露过程开始于中新世(～20Ma),略晚于沐川地区.且两剖面具有大致相当的晚新生代快速隆升剥露速率(～0.1mm/a),和相似的现今地表剥蚀量(1.0～2.0km).Li等基于川西前陆盆地大邑1井和新101井岩芯样品深度与AFT年龄关系表明快速隆升剥露开始于早中新世(～20Ma).Richardson等,Deng等和刘树根等基于磷灰石裂变径迹样品热模拟揭示盆内晚新生代以来(～20Ma)的快速隆升过程.盆地内渐新世-中新世快速隆升剥露过程,可能略早于晚新生代龙门山及松潘—甘孜地区的区域造原运动时间[14,15,16,17,18,77,78].尤其需要指出的是,四川盆地南部快速隆升剥露速率(～0.10mm/a)明显低于青藏高原东缘地区造山带速率(～0.3—0.6mm/a)(图1),且沐川和桑木场剖面恢复的现今地表隆升剥蚀厚度为1.0～2.0km,远远小于造山带地区的数十公里剥蚀厚度.低温热年代学研究及其差异性对比表明,四川盆地与青藏高原东缘地区造山带具有明显不同的快速隆升剥露特征.盆地南部地区与盆地区域反映新生代相似的渐新世-中新世快速隆升剥露过程,总体体现出盆地快速隆升剥露的均一性,因此其新生代隆升过程可能主要受盆地克拉通基底控制.然而,新生代印-亚大陆碰撞远程效应在四川盆地的响应又是不可忽略的.如:An等和李双建等在马边和兴文地区的磷灰