新生代早期印度板块与欧亚大陆发生碰撞, 持续的俯冲-会聚过程引起了青藏高原的隆升(Tapponnier et al., 2001; 张培震等, 2014; Ding et al., 2016, 2017), 同时对新生代全球和区域环境(Guo et al., 2002; Sun et al., 2015)、 地貌演化(Liu-zeng et al., 2007; Li et al., 2014)、 动植物分布(Deng et al., 2011; Wang et al., 2015)、 发源于高原的河流水系的分布和走向等产生了深刻影响(Brookfield, 1998)。高原隆升过程将地球深部动力学、 地表过程和气候变化等不同圈层的相互作用有机地联系在一起(张培震等, 2006; 孙继敏, 2014)。因而, 对青藏高原隆升与扩展过程的研究是探索大陆内部构造变形机制以及构造变形、 气候变化与大型河流演化之间相互作用的关键(张培震等, 2006; Liu-zeng et al., 2007; Wang et al., 2011; 孙继敏, 2014)。

一方面, 高海拔地区与临近盆地和平原的海拔高差大, 导致地势坡度大易于发育大型河流(王二七等, 2002; Clark et al., 2005; Brookfield, 2008)。世界上几条著名大河, 例如长江和黄河(青藏高原)、 勒拿河(蒙古高原)、 尼罗河(东非高原)、 密西西比河(落基山)、 亚马逊河(安第斯山)等均发源于高海拔地区(郑洪波等, 2009)。大型河流是陆源碎屑物质搬运入海、 入盆的主要方式, 对全球地球化学循环起到了重要的作用, 是建立造山带与大洋、 内陆盆地物质联系的纽带(Clift et al., 2004, 2006; 杨守业, 2006; Nie et al., 2015; Wissink et al., 2016)。因而, 来源于这些河流的碎屑沉积物, 不仅提供了源区重要的地质演化信息, 同时还记录了河流本身的演化发育情况(Zhang et al., 2008; Zheng et al., 2013; Yang et al., 2016a)。另一方面, 大河物源分析主要针对源区剥蚀后产生的碎屑物质进行物源指标的分析, 重建流域内构造、 气候与大河演化的耦合性(Brewer, 2005; 杨守业, 2006; Zheng et al., 2015; Romans et al., 2016; 胡修棉, 2017)。

在造山作用过程中, 山体的抬升和盆地的沉积密不可分, 在这一耦合过程中河流起到了重要的纽带作用(郑德文等, 2000), 因而河流沉积物包含了流域内基岩抬升的剥露信息。由于锆石裂变径迹(ZFT)、 磷灰石裂变径迹(AFT)、 锆石(U-Th)/He(ZHe)、 磷灰石(U-Th)/He(AHe)等测年方法的封闭温度相对较低, 能记录浅层地壳的隆升过程, 是研究造山带后期抬升、 剥露与河流沉积过程的有效方法(Kirby et al., 2002; Wang et al., 2011; Yang et al., 2016b; Zhang et al., 2016; Liu-zeng et al., 2017), 不仅可以对河流物源区进行限定, 建立其源-汇沉积体系; 同时由于河流流域面积广, 还可以限定流域内岩体长时间的热历史演化过程(Bernet et al., 2001; 王国灿, 2002; Bernet, 2013; Romans et al., 2016; 林旭等, 2017)。因而, 利用低温热年代学方法对流域内隆升时间和大河物源示踪的研究逐步兴起。例如, Brustolon 等(2004)、 Bernet等(2013)对阿尔卑斯山脉东西两侧的波河和罗纳河干流及其支流进行碎屑 ZFT 年龄分析, 结合流域内基岩的ZFT 年龄, 证明这一方法在进行物源示踪和区域内冷却历史的研究方面十分有效。王丽宁等(2010)对南天山特克斯河干流及其支流进行碎屑磷灰石 AFT 年龄分析, 峰值年龄集中在 40~32Ma、 19~12Ma 和 8~6Ma, 并且和区域内的基岩 AFT 年龄能很好地吻合, 指示南天山受印度-欧亚大陆碰撞的远程效应的影响出现多期次的隆升。Dunn等(2017)对阿拉斯加半岛阿萨克河流域和河口前缘海洋钻孔的沉积物进行 AFT 和 ZFT 年龄分析, 峰值年龄集中在 80~35Ma, 11~8Ma, 3~2Ma, 和流域内广泛报道的基岩数据相匹配, 结合河口钻孔的沉积年代重建了该河自中新世以来的古流向。此外, 利用河流深切峡谷基岩低温热年代学方法限定高原面抬升、 河流下切时间的研究也广泛开展(Schildgen et al., 2010; Tian et al., 2015; Zhang et al., 2016; Karlstrom et al., 2017)。如 Schildgen等(2010)利用 AHe 年龄对秘鲁西南部峡谷的形成时代进行研究, 结果表明河流约在距今13~8Ma开始下切。Karlstrom等(2017)对克拉拉多河峡谷进行的 AFT 和 AHe 年龄-海拔对应关系的分析结果表明, 河流在距今 70~30Ma、 25~15Ma、 6Ma 发生下切, 对应于克拉拉多高原的多期次隆升。

青藏高原是东亚和南亚主要大型河流的发源地, 保存在现代河流中的沉积物和河流上游的深切峡谷是现代水系格局奠定及高原隆升过程最直接的产物(Brookfield, 1998; Clift et al., 2006; 王修喜, 2017), 通过河流碎屑和河谷基岩低温热年代学分析, 结合区域构造变形分析, 可获得河流潜在的物源区和高原地貌格局的形成年代(王修喜, 2017)。因而, 本文在近几年青藏高原周围的大河碎屑矿物和河谷基岩低温热年代学研究结果的基础上, 对这些成果进行了总结和梳理, 这可为高原隆升时代和大型河流演化研究提供借鉴。

自中白垩纪开始, 印度板块开始脱离南半球的冈瓦纳大陆向N漂移(Chatterjee et al., 2013; Jagoutz et al., 2015)。新生代早期, 印度板块与欧亚大陆发生碰撞, 同时受到新特提斯洋洋壳的下沉拖拽, 印度板块部分俯冲到欧亚大陆之下, 持续的俯冲-会聚引起了青藏高原的隆升, 造就了这一世界上地壳最厚(70km)、 平均海拔(4, 000m)最高的高原(Tapponnier et al., 2001; Wang, 2017; 方小敏, 2017)。

由于印度板块和塔里木板块的相向运动, 塔里木板块在高原西北边缘沿帕米尔— 西昆仑一线发生俯冲, 导致帕米尔高原和西昆仑山脉在新生代的快速隆升(Wang et al., 2003; Cao et al., 2013, 2015)。帕米尔高原— 西昆仑山脉和塔里木盆地的相对海拔高差达到了4, 000m, 因而沿其北坡发育了一系列的河流, 包括克里雅河、 玉龙喀什河、 喀拉喀什河、 叶尔羌河、 塔什库尔干河等(图1)。这些河流在流入盆地处, 均发育了深切峡谷。在高原南缘, 受印度板块俯冲的影响, 地表上喜马拉雅山脉向S推进, 形成了EW绵延 2, 000km 的弧形造山带。喜马拉雅山山脉和印度河-恒河平原的相对海拔高差超过了5, 000m, 河流纵向比高, 发育的大型河流有印度河、 恒河和雅鲁藏布江, 这些河流在其上游都发育了深切河谷, 尤以雅鲁藏布江大峡谷最为出名(丁林等, 1995; Ding et al., 2001; 王二七等, 2002; Wang et al., 2014)。在高原的东北缘, 沿着与阿尔金左行走滑断裂带的斜交部位发育了一系列的平行山脉, 主要由发育在中-下地壳的倾向SW的大型逆冲断裂不断向NE方向迁移, 厚皮的增生楔是上地幔的解耦引起的, 自南向北依次为南祁连山、 中祁连山、 北祁连山(Tapponnier et al., 2001; Zheng et al., 2010; Zhang et al., 2014)。这些山脉与河西走廊的相对高差超过了 3, 000m, 发育的河流主要有党河、 疏勒河、 黑河以及石羊河水系, 且都是内流河。在青藏高原的东缘, 受四川盆地基底的阻挡, 在高原与盆地的边界发育了一系列向E逆冲的断裂(Jia et al., 2006; Liu-zeng et al., 2011; Wang et al., 2012), 控制了NNE向的龙门山山脉, 岷江、 大渡河、 涪江等大型河流穿过龙门山并发育深切峡谷, 最后经四川盆地汇入长江。高原的东南缘与其他边界部位如帕米尔— 西昆仑山、 喜马拉雅山、 祁连山、 龙门山等陡降的地形不同, 其高原边界模糊, 主干河流下切深且窄, 发育了怒江、 澜沧江及金沙江等河流水系。

图 1

Fig. 1

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 1 青藏高原主要山脉和河流示意图Fig. 1 Sketch map showing major mountains and rivers around the Tibetan plateau.

综合来看, 青藏高原作为世界上平均海拔最高的高原, 其突出的地貌特征是(Fielding et al., 1994; 刘静等, 2006; Wang et al., 2014; 肖萍等, 2015b): 内部海拔高、 地形起伏小, 外围由地势陡降或地形起伏较大的高原边界山脉如帕米尔-西昆仑山、 喜马拉雅山、 祁连山及龙门山等山脉所围绕, 与周围的盆地和平原地貌单元的相对海拔高差大, 地势坡度大, 发育一系列的大型河流, 形成了诸多的深切峡谷(图2)。

图 2

Fig. 2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 青藏高原与其周围盆地和平原相对海拔高差示意图 a 塔吉克盆地、 青藏高原西北部(帕米尔高原)、 塔里木盆地EW向剖面图; b 印度河平原、 青藏高原、 四川盆地 EW向剖面图; c 塔里木盆地、 青藏高原、 恒河平原SN向剖面图; d 河西走廊、 青藏高原、 恒河平原SN向剖面图Fig. 2 Schematic profiles showing reliefs between the Tibetan plateau and adjacent plains and basins.

图 3

Fig. 3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 主要低温热年代学矿物封闭温度示意图(Ehlers et al., 2003; Donelick et al., 2005)Fig. 3 Schematic diagram of temperature ranges of zircon, apatite, and titanite for low-temperature thermochronology (Ehlers et al., 2003; Donelick et al., 2005).

Dodson(1973)提出了 “ 封闭温度” 的概念, 极大地推动了热年代学的发展。矿物可以在高于、 等于或低于封闭温度下生长。一般只有在低于封闭温度时, 矿物才给出生长年龄, 否则只给出冷却年龄。而(U-Th)/He 封闭体系是以 U、 Th 为母体元素, ⁴He为放射性子体元素的1种放射性同位素定年方法, 其封闭温度更强调矿物能有效保存产生的⁴He 并开始记时的起始温度(郑德文等, 2016; 孙敬博等, 2017)。无论 ZFT(约240℃)和 AFT(约110℃), 还是 ZHe(约190℃)和 AHe(约70℃)的封闭温度都要比锆石 U-Pb(约750℃)和白云母 ³⁹Ar/⁴⁰Ar(约350℃)体系的封闭温度低得多(Laslett et al., 1987; Stockli et al., 2000; Reiners et al., 2004; Donelick et al., 2005), 因而属于低温热年代学的范畴, 记录的是地壳浅部(4~1km)的冷却历史(Ehlers et al., 2003; Reiners et al., 2006; Willett et al., 2013)。

目前利用矿物低温热年代学方法研究高原隆升和河流演化之间的耦合关系, 主要采用河谷基岩法和河流碎屑沉积物法。

河谷基岩法属于基岩低温热年代学的1个应用方面。山体隆升与河流快速下切存在耦合关系, 在高原与平原、 盆地的衔接地区, 地势高差变化大, 河流主要以下切侵蚀为主, 可利用低温热年代学方法对高原隆升历史和河流下切时间进行限定(House et al., 1998; Kirby et al., 2002; Clark et al., 2005; Van Der Beek et al., 2009; Tian et al., 2015; 肖萍等, 2015a, b; Zhang et al., 2016)。以封闭温度理论为支撑, 冷却年龄可以用地温梯度来解释, 假设这一梯度在水平和垂直方向上是一致的。在此情景下, 位于平均地表海拔以下的某一深度的等温面是连续的(Ehlers et al., 2003; Braun, 2005; Brewer, 2005)(图4)。对于某一特定的低温热年代学体系来说, 在造山带顶部的冷却年龄(t_cs)和河谷的冷却年龄(t_cv)是地表剥蚀和封闭温度等温面深度的函数, 在二者之间可将不同高程的样品点(x)通过封闭温度等温面以来的单一年龄值(t_cx)与所在海拔高度建立相关关系(age-elevation)(Stockli et al., 2000; Reiners et al., 2004; Donelick et al., 2005; Braun, 2005)。因而, 在获知海拔高度差(Z_x-Z_c)和封闭温度(T_c)的前提下计算出基岩最顶部、 河谷以及在二者之间任意海拔高度点的冷却、 剥露的时间, 建立峡谷下切和地表抬升的内在联系(Brewer, 2005; Burabank et al., 2009)。山体基岩区近地表先抬升到封闭温度之上, 从上往下矿物依次通过封闭温度等温面, 因此FT和(U-Th)/He 年龄从下往上逐渐变老(Stü we et al., 1994; Ehlers et al., 2003; Reiners et al., 2004; Braun, 2005; Donelick et al., 2005)。

图 4

Fig. 4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 单一流域内基岩岩体冷却年龄分布的模式图(修改自 Brewer, 2005) tc代表冷却年龄, Zc代表深度, Tc代表封闭温度, tcx(z)=(Zx-Zc)(dz/dt)代表某一样品x在一定海拔高度的冷却年龄; 造山带顶部高度(Zs)和河谷的海拔高度(Zv)将分别产生1个顶部冷却时间(tcs)和河谷的冷却时间(tcv)Fig. 4 Model of bedrock cooling ages for an individual catchment(modified from brewer, 2005).

样品的采集应避免晚新生代小型火成岩侵入体的影响, 从河谷底部向上沿着山脉肩部和顶部进行采集(Braun, 2005; 曹凯等, 2011; 苏哲等, 2011; 周祖翼, 2014)。此外, 还可借助样品的径迹年龄与径迹长度来反演、 恢复该样品的时间-温度历史, 进而获得岩石所经历的隆升-剥露过程(Stockli et al., 2000; 郑德文等, 2000; Donelick et al., 2005; 王修喜, 2017; 田云涛等, 2017)。

在某些特定的构造环境下, 岩体冷却的方向不总都是垂直向上的, 尤其在会聚型的造山带, 由于板块的俯冲引起逆冲断裂带的活动, 导致岩体的侧向挤出要比垂直隆升更常见。尽管这些年龄依然可以代表冷却年龄, 但是其所用的时间要比垂直抬升的时间长(Ehlers et al., 2003; Brewer, 2005)。因此, 滞后时间包括水平和垂直2个方向用的时间。 其热力和动力学机制可进行模拟, 同时碎屑颗粒被迅速搬运到临近的河流、 盆地发生堆积, 那么这些碎屑颗粒的冷却年龄可用于反映造山带的冷却历史(郑德文等, 2000; 王国灿, 2002; Burbank et al., 2009; 邓宾等, 2017)。在岩体隆升的过程中, 热量垂直迁移上升的过程伴随着地表剥蚀速率的加快, 河流快速下切对区域地表抬升的响应快, 滞后时间(lag time)可能≤ 2Ma(Kirby et al., 2002; Clark et al., 2005; Ouimet et al., 2010; Tian et al., 2015)。

山体隆升过程中地表不断剥蚀而形成的碎屑沉积物堆积在山体周围, 经河流搬运进入临近盆地、 河床中堆积, 在这个过程中流水起到了对岩屑的汇集和平均作用, 成为天然的采样器(Brustolon et al., 2004; 孙东霞等, 2009; Carrapa, 2010; Duvall et al., 2012; Bernet, 2013; Dunn et al., 2017)。从碎屑样品中挑选出合适的颗粒进行测试, 并对这些年龄进行数理统计, 只要这些碎屑颗粒是来自于整个流域, 同时源区具有多期次的隆升过程, 具有显著的冷却年龄, 那么河流中的碎屑颗粒的低温热年代学年龄将代表流域内经历的冷却抬升时间(王丽宁等, 2010; Duvall et al., 2012; Bernet et al., 2013; 徐芹芹等, 2016)。首先假设这些年龄的形成是因为地表剥蚀引起的抬升形成的, 而不是火山喷发或者岩体的突然侵入以及正断层活动产生的(Burabank et al., 2009; Duvall et al., 2012)。具体分析过程中, 只要颗粒数目达到 40— 100颗就满足基本分析需求, 尤其当单一峰值年龄出现的时候, 分析 40 颗颗粒就能获得其记录的冷却事件发生的时间(Burabank et al., 2009; Carrapa, 2010)。而将河流内的碎屑样品的年龄, 与流域内已知的基岩隆升时间进行比对, 可用于建立二者之间的源-汇关系(Clift et al., 2006; Bernet et al., 2013)。此外, 孙东霞等(2015)模拟了察隅河流域河砂年龄概率分布曲线并与实测分布曲线的匹配度进行卡方检验, 结果表明模拟结果与前人利用该区域基岩年龄数据揭示的热史演化特征及剥露速率基本吻合, 进一步验证了用河流碎屑颗粒低温热年代学进行流域内热历史演化研究的可靠性。所以, 有时基岩地区由于交通条件、 地表覆盖、 岩性等因素的限制, 导致其样品采集并不容易进行, 而河流碎屑样品低温热年代学方法的优势就显现出来(Bernet et al., 2001; 徐芹芹等, 2016)。

青藏高原西北缘和东北缘河流流域面积小, 但是和区域内基岩的对比更有针对性, 记录流域内在渐新世— 中新世和上新世均经历了强烈的隆升过程。虽然, 青藏高原东南缘、 南缘的河流流域面积大, 但是, 在高原上这些大河都以深切峡谷彼此分隔, 其流域面积要比其下游盆地、 平原区小得多, 这样在区域基岩热年代学对比上, 同样也非常具有针对性, 基岩和碎屑低温热年代学数据表明, 晚渐新世— 中新世和上新世是青藏高原东南缘和南缘高原面抬升、 河流下切的关键时期。

河谷基岩分析法采样地点一般选择在河流裂点和高原-盆地/平原的转折区等有代表性的地点。对1条河流不同河段采用同一低温热年代学方法和不同河段的同一研究位置采用不同的低温热年代学方法, 进行综合的河谷基岩低温热年代学分析, 可以精细刻画所在流域的冷却历史和河流演化过程。但是, 由于流域内岩性的限制, 在有的河谷地段不具备基岩样品的采集条件, 选取有代表性的等间距采样点来控制整个研究区域很难实现, 这大大降低了基岩样品的代表性。河流碎屑矿物的低温热年代学可以对整个流域内的热历史演化进行研究, 但是为了避免在河流上游、 中游和下游分析结果不一致的情况, 需要对流域内的关键地点进行系统采样, 同时结合主要支流的研究结果, 有助于给出更为详尽的区域热演化历史结果。因而, 今后在青藏高原地区, 可将河谷基岩和河流碎屑矿物低温热年代学结果相结合, 同时运用研究区内构造分析以及其他沉积学等研究结果, 可给出研究区内详细的构造演化过程。此外, 如果1条大型河流的流域内的构造隆升体在后期出现了显著、 持续的隆升, 会影响到整个流域的低温热年龄的分布, 所以在利用河流碎屑低温热年代学方法对河流演化历史进行研究的时候, 这一影响因素要充分考虑。