在地层埋藏史恢复中，抬升剥蚀时限和不整合面上地层剥蚀量是需要首先确定的两个关键变量.燕山-喜马拉雅期以来，中上扬子地区经历了显著而广泛的抬升剥蚀，但抬升剥蚀开始的时间是一直困惑着我们的问题.在以往公开发表的关于中上扬子地区地层埋藏史方面的文献中^[1~3]，均未对抬升剥蚀时限进行定量约束.本文根据中上扬子地区大量的磷灰石裂变径迹（AFT）数据，采用径迹年龄空间分布特征定性分析和径迹长度定量模拟估算，对中上扬子地区不同构造单元晚期抬升剥蚀时限进行了定量约束，并进一步分析了抬升剥蚀时限的空间变化规律和存在地区差异性的地球动力学成因，为恢复中上扬子地区准确、可靠的地层埋藏史，从而为油气生成史与成藏以及油气资源量计算等方面的研究提供必要的数据资料.

来自中上扬子地区78个岩石样品的磷灰石裂变径迹（AFT）年龄在平面上的分布具有明显的规律性：即从东到西，AFT年龄越来越小（图 1）.湘鄂西、江南雪峰隆起西缘和黔中隆起地区的磷灰石裂变径迹年龄相对较老，一般为60~94 Ma；四川盆地北部的镇巴地区和大巴山地区为大约66 Ma；川东褶皱带和川东南地区一般为41~60 Ma；十万大山盆地的AFT年龄分布在34~81 Ma之间；川东北、川中地区主要分布于30~48 Ma；川西、滇西地区的磷灰石裂变径迹年龄相对较小，为12~24 Ma.可见，由湘鄂西、江南雪峰西缘、黔中隆起东部一线→鄂西渝东、川东、川东南一线→川东北、川中一线→川西、滇西一线的AFT年龄逐渐减小，暗示最后一次大规模抬升冷却开始的时间由东往西逐渐变晚之趋势.

图 1

Fig. 1

图 1 中上扬子磷灰石裂变径迹年龄数据分布特征图 Fig. 1 Map showing spatial distribution of AFT ages in the Mid-upper Yangtze area

虽然这些样品来自不同时代的地层，但依据沉积构造演化特征分析，这些样品的AFT均经历过完全退火，故其AFT年龄可以揭示晚期区域抬升剥蚀时限的总体趋势.

当磷灰石裂变径迹年龄具有抬升冷却意义时，它给出了抬升冷却的时间上限，但不一定是抬升冷却开始的具体时间，因为样品在抬升冷却之前可能处于完全退火带之内，从完全退火带内抬升至部分退火带的底界需要一定时间，时间长短取决于抬升速率和样品在部分退火带底界以下的深度.具体抬升冷却开始的时间可通过样品的磷灰石裂变径迹年龄和径迹长度分布数据模拟获得.本次研究采用磷灰石裂变径迹多元动力学退火模型和HeFTy模拟软件^[4]，基于样品径迹年龄、径迹长度以及Dpar数据进行热史反演，求取中上扬子不同地区抬升冷却的起始时间，或依据钻井岩心样品的AFT年龄剖面来估算.

来自于宜昌三斗坪长江北岸的样品zq07-2为晋宁-澄江期的侵入岩，围岩为震旦系，其磷灰石裂变径迹年龄与平均长度测试结果见表 1，长度分布见图 2b.模拟结果显示，该样品经历了燕山期的快速抬升和喜马拉雅期缓慢抬升的冷却过程（图 2），抬升冷却开始的时间大约为晚侏罗世初（~157 Ma）.

表 1(Table 1)

表 1 宜昌三斗坪长江北岸zq07-2样品磷灰石裂变径迹测试数据[5] Table 1 Data of apatite fission track analysis of sample zq07-2, north shore of Yangtze River, Yichang area[5]

表 1 宜昌三斗坪长江北岸zq07-2样品磷灰石裂变径迹测试数据[5] Table 1 Data of apatite fission track analysis of sample zq07-2, north shore of Yangtze River, Yichang area[5]

图 2

Fig. 2

图 2 江汉盆地南缘zq07-2样品磷灰石裂变径迹反演结果 （a）样品时间-温度曲线；（b）样品磷灰石裂变径迹长度分布特征. Fig. 2 Map showing AFT modeling results of sample zq07-2, north shore of Yangtze River, Yichang area (a) Time-temperature curves; (b) AFT mean length distribution.

此外，从江汉盆地当阳复向斜内的当深3井的磷灰石裂变径迹年龄剖面（图 3）可以看出，在白垩系底界（现今埋深大约1600 m）附近存在明显的折断现象，对应的磷灰石裂变径迹年龄为10 Ma，反映样品在喜马拉雅期大规模抬升剥蚀始于中中新世末（~10 Ma）.这一构造事件在地层沉积特征上表现为新近纪上中新统广华寺组与古近纪中上渐新统荆河镇组之间的区域性角度不整合.

图 3

Fig. 3

图 3 江汉盆地当深3井磷灰石裂变径迹年龄剖面（数据来源于文献[6]） Fig. 3 AFT age profile of well Dangshen 3 in Jianghan basin (data from Ref.[6])

选取湘鄂西地区石门磺厂HC38样品为代表进行热史反演.该样品为出露地表的志留系样品，其磷灰石裂变径迹年龄与平均长度测试结果见表 2，长度分布见图 4b.

表 2(Table 2)

表 2 湘鄂西地区石门磺厂HC38样品磷灰石裂变径迹测试数据 Table 2 AFT data of sample HC38, Huangchang, Xiang e′ xi area

表 2 湘鄂西地区石门磺厂HC38样品磷灰石裂变径迹测试数据 Table 2 AFT data of sample HC38, Huangchang, Xiang e′ xi area

图 4

Fig. 4

图 4 湘鄂西地区石门磺厂剖面HC38志留系样品磷灰石裂变径迹反演结果 （a）时间-温度曲线；（b）磷灰石裂变径迹长度分布特征. Fig. 4 Map showing AFT modeling results of sample HC38, Huangchang, Xiang e′ xi area (a) Time-temperature curves; (b) AFT mean length distribution.

采用HeFTy软件^[4]进行模拟的结果（图 4）显示：HC38样品自沉积之后，随埋藏深度增加，温度不断升高，在印支运动期间经历了一次较大的抬升冷却后又重新埋深，至早白垩世末温度升高至约170℃，然后在大约137 Ma时快速抬升冷却，在大约100 Ma时被抬出完全退火带的顶界（~110℃），在晚白垩世-古近纪期间抬升速度较慢，新近纪再次快速抬升直至地表.可见，石门磺厂HC38样品自早白垩世以来持续抬升冷却，抬升冷却开始时间为大约137 Ma.

黔中隆起东部遵义泮水剖面BS040上三叠统砂岩样品的磷灰石裂变径迹年龄与平均长度测试结果见表 3，长度分布见图 5b.BS040样品地层年龄在235~208 Ma之间，磷灰石裂变径迹年龄为60±4 Ma，远远小于地层年龄；平均长度为11.9±1.9 μm，远小于初始径迹长度，结合埋藏史分析，样品曾处于完全退火带之下，经历过大于110℃的高温环境.

表 3(Table 3)

表 3 黔中隆起北部遵义泮水剖面BS040样品磷灰石裂变径迹测试数据 Table 3 AFT data of sample BS040, Bangshui, Qianzhong hights

表 3 黔中隆起北部遵义泮水剖面BS040样品磷灰石裂变径迹测试数据 Table 3 AFT data of sample BS040, Bangshui, Qianzhong hights

图 5

Fig. 5

图 5 黔中隆起遵义泮水剖面BS040样品磷灰石裂变径迹反演结果 （b）样品时间-温度曲线；（b）样品磷灰石裂变径迹长度分布特征. Fig. 5 Map showing AFT modeling results of sample BS040, Bangshui, Qianzhong hights (a) Time-temperature curves; (b) AFT mean length distribution.

应用HeFTy软件进行模拟，BS040样品磷灰石裂变径迹反演结果（图 5）表明，样品自沉积后，随着埋深增温作用，温度不断升高，至晚侏罗世末达到最高古地温（大约140℃），晚侏罗世末（137 Ma）样品快速抬升冷却，从大约97 Ma以来，持续缓慢抬升直至地表.可见，黔中隆起地区晚期大规模抬升剥蚀开始的时间为137 Ma左右.

井下样品的磷灰石裂变径迹年龄、长度以及长度分布数据能直观地限定抬升剥蚀开始的时间.川东北地区川涪82井的磷灰石裂变径迹年龄剖面在~3500 m处、对应径迹年龄56 Ma时存在明显折断现象（图 6），嘉陵江组之下的样品径迹年龄基本不变，嘉陵江组之上样品的径迹年龄随深度增加而减小，反映古部分退火带底界深度在现今埋深大约3500 m左右，3500 m之下为完全退火带.裂变径迹年龄剖面的拐点即为抬升剥蚀开始的时间^[7].因此，川涪82井AFT数据揭示川东北地区晚期大规模抬升剥蚀开始时间为大约56 Ma，即古新世末、始新世初.

图 6

Fig. 6

图 6 川东北地区川涪82井磷灰石裂变径迹年龄剖面（数据来源于文献[8]） Fig. 6 AFT age profile of well Chuanfu 82, in eastnorthern Sichuan basin (data extracted from Ref.[8])

盆地沉积-构造演化历史、流体包裹体、磷灰石裂变径迹分析一致表明，川西凹陷-滇西地区晚期大规模抬升剥蚀事件发生于渐新世末（23 Ma）.川西凹陷、西昌盆地、楚雄盆地及兰坪-思茅盆地等，侏罗纪-早白垩世均表现为持续沉降，沉积了以红色粗碎屑岩为主的侏罗系-下白垩统，地层之间主要表现为整合或平行不整合接触关系，燕山期尚未发生明显褶皱变形^[9].川西凹陷南部发育上白垩统和古近系，与龙门山南段的褶皱冲断构造和飞来峰构造带在空间上构成明显的对应关系.上白垩统夹关组和始新统芦山组残余地层厚度在山前地区达3400余米，其中发育多套紫红色砾岩层段，并且向南东方向逐渐减薄，形成楔状磨拉石沉积，表现出典型的前陆盆地沉积特点.这个晚白垩纪-古近纪时期的前陆盆地明显叠加在早期的晚三叠世周缘前陆盆地之上，在大约渐新世时期经历了一次褶皱逆冲变形^[10]，上第三系凉水井组与下第三系之间呈角度不整合.刘成林等研究认为川西凹陷地区晚第三纪以后地层发生抬升剥蚀，抬升速率为20 m/Ma，地层剥蚀厚度约1400 m^[11].流体包裹体分析认为，川西坳陷油气二次运移、聚集和形成大规模深部次生油气藏的主要时期为26~21 Ma期间的断裂活动期^[12]，暗示川西地区渐新世末构造事件的存在.川西-滇西地区AFT年龄集中分布于12~24 Ma之间（图 1），揭示了晚期抬升剥蚀事件的存在及时间上限.

印支期以来，中上扬子地区抬升剥蚀开始的时间存在明显的地区差异性（图 7）.自东向西，抬升剥蚀开始的时间越来越晚，与晚燕山-喜马拉雅期的构造变形逐渐向西推进相一致.江汉盆地在晚侏罗世初（157 Ma）发生了大规模的抬升剥蚀；湘鄂西、武陵褶皱带和黔中隆起地区为晚侏罗世末（~137 Ma）；鄂西渝东、川东褶皱带和川东南地区为早白垩世末（~97 Ma）；川东北、川中地区为始新世末（~56 Ma）；川西-滇西地区为渐新世末（23 Ma）.四川盆地、鄂西渝东、黔中地区以及湘鄂西地区自抬升剥蚀开始以来，一致处于隆升状态，至今再未沉降和接受沉积.江汉盆地经历J₃-K₁的抬升之后，K₂-E期间再次大规模沉降，沉积了最大厚度近10000 m的K₂-E陆相碎屑岩建造，并于中中新世末（~10 Ma）再次遭受区域性抬升剥蚀.

图 7

Fig. 7

图 7 中上扬子印支期以来沉降-抬升剥蚀地区差异性 Fig. 7 Regional differences of onset of uplifting in the Mid-upper Yangtze region

依据以上抬升剥蚀的具体时间，进一步分析不难发现，中上扬子地区印支期以来抬升剥蚀开始的时间具有明显的空间分布规律性.齐岳山断裂带（F₁）、华蓥山断裂带（F₂）和龙泉山断裂带（F₃）是中上扬子地区抬升剥蚀存在地区差异性的分界线（见图 1）.齐岳山断裂带以东，大规模抬升剥蚀始于中燕山期（J₃-K₁）；齐岳山断裂与华蓥山断裂带之间的川东高陡背斜带抬升剥蚀始于晚燕山期（K₂）；华蓥山断裂与龙泉山断裂之间的川中和缓褶皱带晚期抬升剥蚀始于喜马拉雅早期（E）；龙泉山断裂带以西的川西凹陷晚期抬升剥蚀始于喜马拉雅晚期（N）.

中上扬子地区抬升剥蚀时限的地区差异性反映了区域地球动力学背景、力源性质以及构造变形迁移性等方面的地质含义.华蓥山断裂以东的抬升剥蚀事件主要受控于库拉-太平洋板块的斜向俯冲；龙泉山断裂以西的抬升剥蚀事件主要受控于印度-欧亚板块的碰撞.

中、新生代全球岩石圈存在总体西向的绝对水平运动^[13].无论是地质、地球物理、空间测量资料，还是热点的视运动、海底磁异常条带、转换断层等资料都揭示了中生代以来太平洋板块、北美大陆、南美大陆与大西洋岩石圈块体的显著西向绝对水平运动^[13].库拉-太平洋板块的NW向运动，成为扬子板内变形的主要动力来源，它使扬子中古生界盆地发生了基底拆离与多层次盖层滑移相结合的由强及弱的递进衰减变形改造：在扬子板块东南部首先形成了江南-雪峰基底拆离体（A带），在基底拆离带的前缘，依次形成了梵净山-武陵山-大磨山冲断层-断弯褶皱带（B带），黔中-湘鄂西-鄂东逆掩断层-断展褶皱带（C带），利川-道真滑脱断层-滑脱褶皱带（D带），川东共轭冲断层-膝折褶皱带（E带），川中古隆起及单斜带（F带）^[14].由于江南雪峰基底拆离系统的隐伏前锋断层由华蓥山断层冲出地表，绝大部分的逆冲应力与位移量被释放^[15]，致使华蓥山断裂以西受库拉-太平洋板块活动的影响微弱.因此，华蓥山断裂带是库拉-太平洋板块西向水平运动影响中上扬子地区的西界，江南雪峰大型壳内基底拆离系统终止于华蓥山断裂带.每一构造变形区带的主要滑移面、逆冲断层的性质与产状、褶皱类型、水平位移量与压缩变形量以及地层剥蚀强度均遵循变形时间从早到晚、变形深度由深及浅、变形强度由强及弱的递进（衰减）变形规则^[14].因此，在燕山期-喜马拉雅期，从江南-雪峰地区至华蓥山断裂带的构造变形是由SE向NW方向逐渐推进的，从而导致抬升剥蚀开始时间由SE向NW方向逐渐变晚.

龙泉山断裂以西的抬升剥蚀事件主要受控于印度-欧亚板块的碰撞.始于70~65 Ma^[16~19]的印度-欧亚板块碰撞及其随后的陆内汇聚，导致青藏高原隆升、龙门山崛起、川西前陆盆地的形成与演化.早期以水平运动和构造作用为主导，青藏高原表现为不均匀的构造隆升，晚期以垂直运动和均衡作用为主导，表现为整体的地理隆升^[20].印度板块与欧亚板块在渐新世中晚期的最后碰撞导致川西地区隆升皱褶，引发了中国西部地区25~20 Ma的区域性构造事件^[21]，造成山麓型大邑砾岩广泛覆盖于侏罗纪-古近纪陆相红层不同层位的侵蚀面之上^[22].

推测川东北地区的晚期抬升剥蚀事件可能与大巴山的隆升有关，滇黔桂地区晚期抬升剥蚀事件受控于由南向北的挤压作用，与江南雪峰基底拆离系统的动力学机制不同.

（1）中上扬子地区磷灰石裂变径迹年龄具自东往西逐渐变小的空间分布特征，反映晚期大规模抬升剥蚀开始的时间自东向西逐渐变晚之趋势.

（2）江汉盆地在晚侏罗世初（157 Ma）和中中新世末（~10 Ma）发生了两期大规模的抬升剥蚀；湘鄂西、黔中隆起地区晚期持续抬升开始的时间为晚侏罗世末（~137 Ma）；鄂西渝东、川东褶皱带从早白垩世末（~97 Ma）开始持续抬升；川东北和川中地区于始新世末（~56 Ma）开始持续抬升；川西-滇西地区在渐新世末（23 Ma）经历了较大规模的抬升冷却.

（3）区域性大断裂控制抬升剥蚀时限的分界.齐岳山断裂以东晚期抬升剥蚀始于J₃-K₁；齐岳山断裂与华蓥山断裂之间的川东褶皱带晚期抬升剥蚀始于K₂；华蓥山断裂与龙泉山断裂之间的川中平缓褶皱带晚期抬升剥蚀始于E；龙泉山断裂以西的川西凹陷N以来存在较大规模的抬升剥蚀.

（4）东、西部抬升剥蚀的地球动力学机制不同.华蓥山断裂带以东晚期抬升剥蚀事件受控于库拉-太平洋板块西向水平运动引发的江南雪峰基底拆离系统NW向递进变形；龙泉山断裂以西的晚期抬升剥蚀事件受控于印度-欧亚板块碰撞引发的挤压效应.