云南德钦白马雪山岩体热历史及其对青藏高原三江地区构造地貌演化的指示意义*

肖萍 刘静 王伟 曾令森 谢克家 Raphaël PIK 钟宁

1.地震动力学国家重点实验室，中国地震局地质研究所，北京 100029

2.大陆构造与动力学国家重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

3.河南省有色金属矿产探测工程技术研究中心，郑州 450016

4.法国南希CRPG 惰性气体-热年代学实验室，巴黎 54501

1 引言

青藏高原东南缘三江(怒江、澜沧江及金沙江)并流、地势起伏变化较缓，与高原其他边界部位(龙门山、喜马拉雅、祁连山等)的陡变地形存在显著差异，其奇特的地貌演化过程及其主导因素引起众多学者的广泛关注(Clark et al.，2005;Zeng et al.，2008;Burchfiel and Chen，2012;Hoke et al.，2014;Wang et al.，2014b)。此外，作为一个复合型造山系，三江褶皱系与青藏高原东北及东部边界部位(如昆仑地块、松潘-甘孜地块及义敦岩浆火山弧)的三叠纪花岗岩类侵入体的热演化史具有趋同性(Reid et al.，2007;Roger et al.，2011;Dai et al.，2013;Tian et al.，2014):(1)中、晚三叠世岩浆侵位后出现的快速、短暂的冷却事件(＜10Ma?);(2)维持了超过100Ma 的长期热稳定态;(3)经历了第三纪中期以来多期剥露事件。

作为三江褶皱系的一支，金沙江构造带自晚古生代以来经历了古特斯特洋的演化、弧-陆碰撞、印度-欧亚碰撞抬升、陆内挤压变形及区域大断裂挤压-走滑运动转换等复杂的构造演化史(Wang et al.，2000;Burchfiel and Chen，2012;Zi et al.，2013);而位于该构造带江达-德钦-维西岩浆火山弧带德钦段、就位于三叠纪的白马雪山花岗岩类侵入体，共同见证了晚古生代以来该地区的构造、热演化过程(Zi et al.，2012a)。此外，白马雪山岩体不仅是华夏及冈瓦纳两大古陆拼合所形成构造结的核心，也处于新生代青藏高原东南缘逃逸构造的关键部位(Yin and Harrison，2000)。因此，对白马雪山岩体晚古生代以来热演化史的限定及其构造意义的揭示，能更好理解三江地区，乃至青藏高原东南缘地质演化和构造地貌的形成过程。

已有的研究表明，青藏高原东缘-东南缘岩石圈层的变形重组表现为多阶段的构造-热演化过程(季建清等，2000;钟大赉等，2000;Ding et al.，2001)。然而，目前可获取的低温热年代学的研究大多集中在川西高原、松潘-甘孜和喜马拉雅东构造结，时限集中在中新世到上新世(Kirby et al.，2002;Clark et al.，2005;雷永良等，2006，2008;Lai et al.，2007;Wilson and Fowler，2011;Godard et al.，2009;Ouimet et al.，2010;Wang et al.，2012;Dai et al.，2013;Tian et al.，2014)，三江地区的研究却很少涉及。鉴于白马雪山岩体特殊的构造位置，对其展开多类热年代学数据的综合分析及构造-热演化历史的解释，有助于我们理解三江地区气候、侵蚀和构造隆升三者作用关系，为探讨造山带深部构造与浅地表过程的耦合程度提供科学依据。

2 地貌形态、地质背景及采样

青藏高原作为世界上海拔最高、面积最大的高原，其内部地形起伏小、平均海拔约为5000m，且大部分并未遭受外流水系的下切;周缘为一系列地势陡峻、平均海拔为5500～6500m 的山脉所围绕(如喜马拉雅、昆仑、祁连山、龙门山等)(图1);此外，内部及其周缘广泛发育沉积盆地，如内部的可可西里、伦坡拉及柴达木盆地、北部的塔里木和酒泉盆地，以及东部的四川盆地等。三江地区与高原其他边界部位陡降的地形不同，高程变化较缓，平均海拔从高原内部的～4500m渐变到云贵地区～1500m 的水平跨距为～1000km。这种平缓变化的地形使得亚洲季风长驱直入到高原内部，为雅鲁藏布江、怒江、澜沧江、金沙江等河流水系的发育提供了条件。平面上，怒江、澜沧江和金沙江在上千公里范围内仅以数十公里间距近平行地穿过高原边缘，急剧拐弯(图1a);纵向上，河流下切深且窄，形成特有的深切河谷地貌(图1b，c)。新生代以来印度-欧亚板块的斜向汇聚与碰撞，以及响应性的板内挤压变形使得高黎贡断裂带、澜沧江断裂带和哀牢山-红河断裂带强烈汇聚，构造上表现为哀牢山-红河、澜沧江和怒江-高黎贡断裂带的线性展布，与三江并流地貌格局相匹配(图1a)。

三江褶皱系隶属横断山脉南段，为特提斯-喜马拉雅构造域向南东的延伸部分，即喜马拉雅-缅甸弧形的东端;该褶皱系主要由微大陆、含蛇绿岩套缝合带、岩浆弧、海山及晚古生代-三叠纪期间增生或侵位形成的复理石堆积组成(钟大赉，1998;Metcalfe，2006;潘桂棠等，2010)。作为三江褶皱系的东支，金沙江构造带自东向西由4 个次级构造单元组成:金沙江弧-陆碰撞结合带(金沙江缝合带)、鲁春-红坡牛场上叠裂谷带、江达-德钦-维西火山岩浆弧带及昌都-思茅微陆块(王立全等，1999)。从构造上讲，该构造带位于冈瓦纳大陆和劳亚大陆的接合带，具有板块边缘和板内构造的双重特征(颜丹平等，1993)。本研究共采集3 件花岗岩类样品，分别进行了磷灰石裂变径迹(AFT)和磷灰石(U-Th)/He(AHe)分析，具体采样位置及坐标分别见图1d 及表1。采样的白马雪山岩体位于金沙江构造带江达-德钦-维西火山岩浆弧带德钦段，出露于德钦县城南约10km 处，沿NNW-SSE 方向展布，出露面积约135km2。岩体东部与中三叠统上段人支雪山组及上三叠统呈侵入接触关系，局部为断层接触;西部侵入下泥盆统中上段。

图1 青藏高原及其周缘地形地貌和典型地形剖面及三江地区采样点位置(a)青藏高原及其周缘地形和主要水系分布图;(b)A-A’地形剖面显示高海拔、低起伏平坦面与三江地区主要干流的深切河谷负地形特征形成强烈对比;地形起伏指2km×2km 滑动窗的最大和最小高程差;(c)B-B’为沿澜沧江的地形剖面和河流纵剖面，以及沿澜沧江干流流域跨距1400km 长的最大高程地形包络线.沿澜沧江干流的地形起伏，即2km×2km 滑动窗的海拔最高的山脊和干流河床的高程差;(d)三江地区采样点位置Fig.1 Map showing geomorphology of the Tibetan Plateau and the study area，and the representative topographic cross sections of study area (Red star represents study area)(a)topography and major watershed distribution of the Tibetan Plateau and adjacent area;(b)topographic cross section (path A-A’indicate in(a))shows sharply contrast between the high elevation and low relief flat surface and negative topographic feature of the main truck valley;(c)topographic cross section，river longitude profile of the Mekong river，and 1400km long terrain envelope of the highest elevation along the main trunk of Mekong river (path B-B’indicate in (a));(d)sample location of the Three River Region

表1 金沙江构造带白马雪山岩体磷灰石U-Th/HeTable 1 Apatite (U-Th)/He age of the Baimaxueshan pluton，Deqin，Yunnan

3 测试方法及结果

3.1 测试方法

将采集的新鲜岩石样品粉碎、经传统方法粗选后，利用电磁、重液等分选手段进行单矿物提纯，并在双目镜下挑选晶型完好的磷灰石约100～150 颗。本研究的(U-Th)/He 年龄测试工作在法国南锡CRPG 惰性气体和热年代学实验室进行。实验步骤如下:(1)每件样品手工挑选5～15 粒合适大小且不含包裹体的磷灰石晶体，晶型尺寸控制在125 ±20μm 和300 ±100μm，测量其晶体参数(如长度、宽度等)进行α 发射校正，将磷灰石颗粒样品置于铂坩埚上;(2)耐热真空炉经过抽气、排气，使本底值达到要求后，把坩埚放入炉内在1000℃下加热30min，以提取He;(3)提取出来的He 在低温条件下对4He/3He 分别进行聚集、纯化后，利用惰性气体质谱仪测定4He/3He。空白样的测试误差小于10 飞克(相当于He 含量的0.2%);(4)测试完4He/3He 后的颗粒与LiBO2熔合，然后将样品在浓度约为30%的HNO3中溶解，得到的溶液用外校正液相色谱法，通过ICP-MS 来测量238U/233U和232Th/229Th 比值，从而得到磷灰石和锆石晶体中U 和Th的含量(Carignan et al.，2001)。本次分析U 和Th 的测试误差为2%～3%，测试的空白样的U 和Th 含量均小于2%。α发射校正和Ft 计算按照Caltech 的测试标准执行(Farley，2002)，实验中每个样品测试两个矿物颗粒，测试结果如表1所示。

本次磷灰石裂变径迹测试样品共3 件，测试工作在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室新构造年代裂变径迹测年实验室完成。采用低铀含量白云母外探测器法(Gleadow and Duddy，1981)，磷灰石蚀刻条件为5.5NHNO3，21℃，20s.Zeta 标定(Hurford and Green，1983)选用国际标准样(Apatite-ZetaCN5=353.0 ±10)，标准玻璃为美国国家标准局CN5 铀标准玻璃，径迹统计用Zeiss Axioplan2显微镜，在放大1000 倍干镜条件下完成，测试结果如表2所示。

3.2 结果

新获取的白马雪山岩体的AHe 年龄(表1)集中在中中新世(17～18Ma)和上新世(4～5Ma)。磷灰石裂变径迹结果集中分布在始新世中期(42Ma)及早-中中新世(21～11Ma)左右(表2)。图2 为磷灰石单颗粒年龄分布直方图(Age histogram，曲线为拟合中心年龄趋势)、样品径迹长度直方图(Length histogram，直观标明平均径迹长度相对误差、峰型、标准偏差、测试内径迹条数)、放射图(Radial plot，左侧坐标为误差范围，右侧坐标为年龄，横坐标上为相对误差下为精度，图中圆点为所测试颗粒，直观标明中心年龄、P(x2)检验值、相对误差、测试颗粒数)。值得指出的是当样品单颗粒年龄正态分布置性度P(x2)检验值＜5%时，样品用中值年龄，而当＞5%时用池年龄。本研究中除了样品TL09-20 外，其他两个样品的P(x2)值大于＞5%。样品的径迹长度直方图显示所测3 个样品均为单峰分布，表明其经历了单一的冷却过程。

表2 云南德钦白马雪山岩体及其周边地区磷灰石裂变径迹年龄Table2 Apatitefission track age of the Baimaxueshan pluton and adjacentarea， Deqin， Yunnan

图2 白马雪山岩体磷灰石裂变径迹年龄、长度分布直方图及放射图Fig.2 Age and length histogram and radial plot of the Baimaxueshan pluton

年龄-高程图(图3)显示本研究样品的AHe 及AFT 年龄与高程变化具有良好的相关性，自中始新世以来该地区经历了大概3 期冷却事件:ca.42Ma、ca.21～15Ma 及ca.5Ma。此外，从年龄分布来看，样品越靠近澜沧江主干道其年龄越年轻(图1d)。

4 侵蚀速率及热历史重建

4.1 侵蚀速率

本文根据Willett and Brandon(2013)编写的程序计算研究区始新世中期以来的侵蚀速率，该方法的优势在于综合考虑冷却速率计算中对于封闭温度的依赖性及岩体向地表移动产生的热对流。本研究AHe 的动力学参数据Farley(2002)，AFT 据Ketcham et al.(1999)，对应的封闭温度分别为67℃及116℃。在假定现今地温梯度及平均高程处地表温度的情况下，初始封闭等温线深度计算是基于如下公式(Willett and Brandon，2013):

图3 白马雪山岩体及其周边地区磷灰石低温年代学的侵蚀速率、年龄高程及热模拟图(a)和(b)分别为AHe 及AFT 推算出的侵蚀速率;(c)为年龄-高程图;(d)为AHe 样品的Hefty 模拟.部分磷灰石裂变径迹数据据Wilson and Fowler，2011Fig.3 Erosion rate，age-elevation relationship，and thermal modeling plots for the Baimaxueshan pluton(a)and (b)for the erosion rates derived from AHe and AFT，respectively;(c)age-elevation plot;(d)Hefty modeling for the AHe samples.Part of the AFT data from Wilson and Fowler，2011

表3 白马雪山岩体及周边地区侵蚀速率Table 3 Erosion rate of the Baimaxueshan pluton and adjacent area

本文对新获取及前人(Wilson and Fowler，2011)已发表的AFT 和AHe 数据进行侵蚀速率推算，其结果如下(表3 及图3a，b):(1)AFT 侵蚀速率呈阶段性变化:ca.42～21Ma 左右，侵蚀速率变化范围为0.058～0.093km/Myr，ca.21～15Ma侵蚀速率变化范围为0.109～0.229km/Myr，ca.15～11Ma 为0.140～0.315km/Myr，11Ma 以来为0.19～0.315km/Myr;AFT 侵蚀在中新世以来有加速的趋势，YA28 出现极为快速的侵蚀速率可能与其位于澜沧江干流有关。(2)AHe 侵蚀速率变化特征为中新世期间整体变化在0.96～0.137km/Myr，5Ma 以来侵蚀速率加快加强、变化范围为0.259～0.544km/Myr，但集中分布在0.4km/Myr 左右。

从样品TL09-20(3527m)的AHe 数据计算出中新世期间侵蚀速率为0.096～0.137km/Myr，接近该岩体3000m 以上样品的垂直高程剖面获取的侵蚀速率0.133 ±0.03km/Myr(刘静，未刊资料)。样品TL09-19(3026m)及TL09-18A(2824m)的AHe 数据推算出该岩体5Ma 以来的侵蚀速率最大，与年龄-高程剖面法推算出的0.40km/Myr 接近。如果将中新世以来的AHe 侵蚀速率取平均值(0.117km/Myr)，可以推算出ca.18～5Ma 期间的剥蚀量为1.5km，5Ma 以来的总剥蚀量为2.0km，那么18Ma 以来的总剥蚀量为3.5km。同样，如果将本研究的3 个AFT 数据推算出的侵蚀速率分阶段取均值，该岩体ca.21～15Ma 期间的剥蚀量大约为1.02km，而15Ma 以来的剥蚀量为2.76km，那么21Ma 以来的总剥蚀量为3.78km。此外，如果将AHe 的侵蚀时间起始时间设定在21Ma 左右，那么其总剥蚀量为3.87km。由此可以看出，尽管AFT ＆ AHe 两种测年方法获取的侵蚀速率及速率变化的时间存在差异，但从二者推算出总剥蚀量近于相等。

综上所述，AFT 侵蚀速率阶段性变化表明该岩体遭受侵蚀、剥蚀始于中、晚始新世，中新世以来尤其是晚中新世期间有加速的趋势，AHe 数据显示对中新世期间侵蚀作用的响应，且在晚中新世末期或上新世初期有加速的迹象。此外，从侵蚀速率变化的空间范围来看，侵蚀速率总体上在主干河道或者接近主干河道的地方高于支流河道(图4)，与前人在澜沧江流域宇宙成因核素研究结果一致(Henck et al.，2011)。

4.2 热历史重建

为了解中新世以来该岩体的热历史信息，本研究借助于HeFTy(v.1.8.0)(Ketcham，2013)模拟软件对新获取的3 件磷灰石(U-Th)/He 数据进行时间-温度的热模拟，模拟条件为:校正参数采纳Flowers et al.(2009)磷灰石的辐射损伤积累和退火模型(RDAAM);α 停止距离及年龄α 校正依据Ketcham et al.(2011)计算;模拟过程采用Monte Carlo 算法反复计算温度-时间热历史曲线，拟合曲线数为10000 条，根据模拟路径判断其与实测数据的拟合程度，以获得最佳的模拟结果;依据区域地质构造背景预设时间-温度变化。根据Close-T 软件(Brandon，2005)预设磷灰石(U-Th)/He 部分退火带范围为40～80℃之间。模拟结果和观测结果的拟合或者吻合程度用函数GOF(Goodness of Fitting)的大小表征:如果0.05 ＜GOF ＜0.5，表明模拟结果是可以接受的;如果GOF＞0.5 表明模拟结果是好的或者高质量的。通常情况下，反演模拟仅表征样品在部分退火带区间的温度-时间热历史。基于本研究(U-Th)/He 定年结果及其对应封闭温度区间之上，本文引入另外两个地质约束条件进行反演模拟:(1)新生代以来由于印度大陆向北推挤，激活了三江特提斯造山带的构造和相应的剥蚀作用(Tapponnier et al.，2001;Wilson and Fowler，2011);(2)中新世以来的区域性冷却事件(Roger et al.，2011;Tian et al.，2014)。为了获得“高质量”的模拟结果，同时考虑样品TL09-18 测试的两组年龄的磷灰石颗粒大小差距(45μm)，本文对其两个测试年龄数据分别进行了热模拟。

鉴于3 个样品模拟结果的GOF 为0.95～1.0，本研究对其提取“最佳模拟”路径(图3d)。模拟结果表明:样品TL09-20 在早中新世出现快速冷却，其冷却速率为10℃/Myr;样品TL09-19 和TL09-18 在整个中新世期间表现为相对稳定，但在中新世与上新世转换之交发生较为快速剥露冷却过程，冷却速率分别为10℃/Myr 和15℃/Myr。从冷却速率的变化趋势及AHe 数据推算出的侵蚀速率变化幅度可以看出，该岩体在早中新世经历快速剥蚀且持续至中新世晚期，ca.5Ma左右剥蚀作用有加速加剧趋势。

5 多阶段构造热历史分析

青藏高原的崛起对其周边地区的地形地貌和环境变化产生了深远影响，同时，作为世界上面积最大、海拔最高的高原，为探讨陆内变形的地球动力学背景、气候及构造两者相互作用及其造山带地形演化等方面的研究提供了得天独厚的条件(Tapponnier et al.，2001;Molnar，2005;Molnar et al.，2010;Clark，2011)。

5.1 前第三纪冷却历史及构造内涵

作为一个印支期造山带，三江褶皱系是继金沙江、甘孜-理塘等古特提斯支洋盆于三叠纪(250～210Ma)相继关闭之后形成(钟大赉，1998;Pullen et al.，2008;Roger et al.，2011;Yang et al.，2012)。随着二叠纪晚期金沙江洋盆俯冲消减的递进发育，于晚二叠世-中三叠世(232～256Ma)沿昌都-思茅地块东侧呈线性展布的江达-德钦-维西火山岩浆弧带雏形初步形成(Wang et al.，2000，2014a;Zi et al.，2013)。白马雪山花岗闪长岩岩体的锆石U-Pb 年龄、岩体的中-高钙碱性、准铝质I-型特征，锆石εHf(t)(-10 ±1)及δ18O(＞8‰ VSMOW)，以及呈增高趋势的Mg#(0.53～0.65)、MgO 含量、Cr 和Ni 浓度表明，其为金沙江古特提斯洋闭合前俯冲或者从俯冲向碰撞转换期岩浆活动事件的产物(Zi et al.，2012b，2013)。此外，该岩浆火山弧带中呈阶段性发育的岩浆侵入事件记载了金沙江古特提斯支洋盆的消亡及之后印支期碰撞造山运动(Zi et al.，2012a;Wang et al.，2014a)。黑云母K-Ar 等时线年龄表明在ca.223～220Ma 期间该地区处于岩浆期后构造热液或区域冷却事件(云南省地质矿产局，1990)，进一步证实了印支造山运动在该地区的印记。

图4 澜沧江流域DEM 简图及白马雪山岩体附近河流水系特征(a)澜沧江流域DEM 及前人宇宙成因核素采样位置;(b)研究区支流河的河流纵剖面A-A’，采样点海拔高度、侵蚀速率，以及采样点相对于区域平均高程(3750m)的位置;(c)白马雪山岩体附近水系及采样位置的平面图.黑色线标示澜沧江的流域分水岭Fig.4 DEM of the Lancang River watershed and the drainage distribution of Baimaxueshan area(a)DEM of the Mekong watershed and sample locations of previous study;(b)elevation of samples and regional mean surface elevation，and A-A’shows river longitude of the tributary from study area;(c)drainage and sample location.Black line delineates the watershed of the Mekong River

晚三叠世至早侏罗世转换之交，羌塘地块沿着金沙江缝合带与松潘-甘孜地块拼合，同时伴随中特提斯洋发育及消亡(Metcalf，2006)。印支造山运动导致印支、华南及华北最终拼合，并于早侏罗世结束，这次构造运动奠定了三江地区基本的构造格局(Metcalf，2006)。随着印支造山运动接近尾声，在早侏罗世至早白垩世(190～140Ma)该地区及藏东缺乏主要构造事件、侵蚀及沉积事件，整体处于构造平静期(Roger et al.，2011;Tian et al.，2014)。

早白垩世(140～120Ma)期间，新特提斯洋由扩张向俯冲消减转换(Metcalf，2006;Roger et al.，2011;Boulin，1991)，拉萨地块与羌塘地块沿班公湖-怒江缝合带碰撞最终拼合(Dewey et al.，1988)。与此同时，三江地区继承了印支期的构造，进一步发生地壳的加厚、剥蚀和局部地表的快速隆起，但没有形成新的区域性构造形迹。从大地构造位置来看，该地区早白垩世的快速冷却事件可能受拉萨与羌塘地块的碰撞有关，受侏罗世和白垩世期间的燕山运动影响不大。晚白垩世到前第三纪，该地区处于热-构造活动的沉寂期，锆石U-Th/He 推算出蚀速率仅为0.03～0.04km/Myr(刘静，未刊资料)。

图5 白马雪山岩体构造演化图(a)白马雪山及周边地区低温年代数据的年龄-高程关系图(YA 系列数据据Wilson and Fowler，2011);(b)多类温度-年龄图(锆石U-Pb 数据据Zi et al.，2012b;ZHe 据为刘静，未刊数据;黑云母Ar-Ar 据云南省地质矿产局，1990;钾长石Ar-Ar 据Reid et al.，2005)Fig.5 Map showing tectonic evolution of Baimaxueshan pluton(a)age-elevation relation plot for the Baimaxueshan and adjacent area (YA data from Wilson and Fowler，2011);(b)multiple thermochronology profies for Baimaxueshan and adjacent area (ZHe form Liu，unpublished data;zircon U-Pb from Zi et al.，2012b;biotite Ar-Ar from BGMRY，1990;K-feldspar Ar-Ar from Reid et al.，2005)

不同矿物的封闭温度可以用地质年代学数据分析及地质解释(Dodson，1973)。白马雪山岩体及周边地区多类年代学年龄数据记录的冷却曲线(如图5 所示)表明该地区第三纪之前经历了较为复杂的岩浆侵位和构造热事件，其中主要包括晚二叠世-早侏罗世岩浆侵位活动、抬升冷却事件和早白垩世构造事件。究其原因，快速冷却速率可能源于岩浆的上升侵位与上覆沉积岩之间的巨大热反差所致，而与剥露速率的程度并没有相关性(Roger et al.，2011)。

5.2 晚第三纪以来的剥露历史

目前可获得的磷灰石低温年代学(AHe ＆ AFT)年龄表明德钦白马雪山地区后第三纪以来共经历了2～3 期剥蚀加速的阶段(图5a):中始新世(ca.42Ma)，早-中中新世(ca.21～11Ma)，此外还有迹象表明，上新世以来存在侵蚀加剧的趋势。

5.2.1 始新世-渐新世构造变形的低温响应

三江地区始新世以来的构造变形的起始时间及特征的认识还处于探索阶段，究其原因:(1)该地区构造变形存在印支期与第三纪两期构造运动的叠加，新生代以来的构造运动对先前的构造变形具有一定的继承性(Roger et al.，2011)，这种相互叠置的关系使得该地区的构造十分复杂;(2)该地区的热年代学研究较少，各个时期的构造运动缺乏年代约束。

新生代以来的印度-欧亚板块碰撞，以及印度板块持续北向运动大部分被青藏高原内部及其周缘地区的构造变形所吸收，且构造变形主要是沿一些规模巨大的断裂带发生(Dewey et al.，1988;Yin and Harrison，2000)。区域古地磁揭示印度板块向北运动方向不断转变，旋转方向从碰撞初期的快速顺时针，在晚始新世逐渐转变为逆时针，而在中新世初期又快速转换成顺时针(Lee and Lawver，1995)。碰撞早期出现的快速顺时针旋转及同期发生扬子板块相对南向移动的这一时期正是印度板块与欧亚板块全面正向碰撞的时期，而位于侧向碰撞带的三江地区在此时期同样卷入了区域收缩变形、地壳增厚，在晚始新世-晚渐新世期间呈向东逃逸态势(Tapponnier et al.，2001;Bertrand and Rangin，2003;Spurlin et al.，2005;Morley，2007;Wang et al.，2008)。沿主要大型剪切带断续分布始新世(ca.55～38Ma)的岩浆活动和中、上地壳层次的强烈变形和变质作用进一步揭示该地区在碰撞早期处于区域收缩变形环境(Wang et al.，2001;Leloup et al.，2001;Zhang et al.，2010)。三江地区自西向东呈线性展布的三条韧性剪切带，高黎贡山、崇山及红河哀牢山在晚始新世至早中新世存在同期活动性(始于晚始新世至渐新世ca.34～42Ma，中晚渐新世ca.24～29Ma 逐渐变弱，直至中中新世初期ca.17Ma 停止)(Leloup et al.，1995;Akciz et al.，2008;Zhang et al.，2010)，进一步证实该地区对印度-欧亚板块碰撞的响应是区域性构造事件，且是对碰撞以来印度板块北向运动的响应性调整。此外，新生代盆地碳酸盐岩古土壤结核的稳定氧同位素研究揭露，三江地区在该时期整体隆升接近现今的高度(Hoke et al.，2014)，与此同时，青藏高原中部在晚始新世ca.35Ma 左右其高度也超过4km(Rowley and Currie，2006)。Tapponnier et al.(2001)和Zeng(2008)等先前的一些推论性认识，即高原东南缘和南缘是高原最先形成的部分，其中东南缘在沿红河断裂和实皆断裂挤出过程中，中中新世前基本完成了峰期地壳缩短增厚和抬升，其海拔高度接近现在的高度，成为高原的一部分。

白马雪山及其周边地区的低温年代学结果也显示了晚始新世存在一期冷却事件，其时限集中在晚始新世(ca.42Ma)。该次事件应该是该地区对印-欧碰撞的响应，在此期间三江地区卷入区域性的递进收缩及陆内挤压变形，使得该区地壳增厚呈整体强烈抬升之势。同时，白马雪山岩体南部500km 处滇西临沧花岗岩体的热历史也记录了这次事件，仅是时间略早，为早古新世-早始新世(50～70Ma)(施小斌等，2006)。由此，不难推断出三江地区早期的冷却事件与印-欧亚碰撞关系密切。

5.2.2 中新世以来的剥蚀、冷却历史

始新世以来的印度-欧亚板块碰撞，不仅造就了世界上仅无绝有的青藏高原，同时给全球气候变化带来了强烈的影响(Molnar，2005;Molnar et al.，2010)。在中新世期间，印度-欧亚板块碰撞对三江地区的影响从初期的挤压、递进收缩作用逐渐转为区域性走滑挤压应变(transpression)及局部伸展变形，直至ca.17Ma 左右基本停止(Leloup et al.，1995;Akciz et al.，2008)。野外观测发现局部伸展变形主要集中于走滑断裂体系附近，以转换拉张应变的方式(Morley，2007;Zhang et al.，2010)。白马雪山及其周边地区的低温年代学结果也显示了中新世以来(21～11Ma)存在剥露冷却加快，藏东及三江地区低温年代学数据也证明了该期冷却事件的存在，只是不同地区的初始启动时限略有先后(Xu and Kamp，2000;Kirby et al.，2002;Clark et al.，2005;Lai et al.，2007;Wang et al.，2012;Tian et al.，2014)。

该地区的构造变形、古高度数据表明在中新世以前三江地区构造地貌格局基本形成，如何解释中新世以来甚至更晚的较为快速的冷却剥蚀事件?对于藏东南及藏东地区中新世期间出现的冷却剥露事件发生机制，本研究倾向认为该地区的地貌塑造可能存在后造山或造山后改造。1)热年代学数据指示的中新世冷却事件发生在三江地区区域性走滑挤压应变构造运动基本结束期间，而此时的印度-欧亚板块汇聚速率剧降(Molnar and Stock，2009);2)走滑及挤出作用使得该区移离印度-欧亚板块汇聚的前锋位置，因此板块间汇聚力对该区的影响逐渐减弱。同时，作为印度-欧亚板块的侧向碰撞带(钟大赉，1998;刘俊来等，2005)、东部毗邻四川盆地，对于印度与欧亚板块碰撞初期至中新世对碰撞带来的变形及后期气候带来的剥蚀作用，从地形地貌上基本适应及调整。除了已增厚地壳的造山带的侵蚀均衡抬升和侧向均衡调整的作用，不排除造山后残余的地幔作用导致的抬升，以及局部地区的弱构造活动，如靠近断裂或构造带附近，断裂两盘呈现出局部差异升降。三江地区作为一个构造转换的传承地带，不仅承受来自印度板块的侧向挤压，也间接受华南及印支地块对其东向扩张的阻挡。当一个地区的峰值抬升期已过，地形演化主要以承受侵蚀破坏为主。从白马雪山岩体及其周边地区的磷灰石低温数据推算出的侵蚀速率及剥蚀量来看，中新世以来，该地区遭受了强烈的侵蚀作用，且与河流下切的程度有关。如图4b 所示，澜沧江主干道处的样品越靠近主干道侵蚀越大(如YA28 侵蚀速率高于TL09-18A)，且侵蚀速率远高于其一级支流处样品(TL09-19)。从AHe ＆ AFT 年龄分布及侵蚀速率变化规律不难推断出，新生代的欧亚-印度碰撞以来，藏东南澜沧江流域德钦地区可能是由于河流对气候及局部岩体抬升的响应，加速了下切，将主干河道周边岩体快速剥露，从而导致主干河道附近年龄分布较其支流河道年轻(4b)，且发育河谷深切、高起伏度地形地貌(图6)。

藏东及藏东南～5Ma 或更年轻的年代数据主要分布在河谷深切(如德钦白马雪山)及主要断裂分布区(如龙门山)(Kirby et al.，2002;Wilson and Flower，2011)。上新世以来，随着印度季风的加强带来的强降水及全球冰期的出现(Molnar，2005;Molnar et al.，2010)，导致该地区的受到强烈的剥蚀。宇宙成因核素研究(Henck et al.，2011)揭露出三江地区构造环境的特殊性、侵蚀速率自西向东呈梯度强烈变化以及侵蚀速率与地形起伏度的负相关的特征表明构造活动对该地区地形地貌的塑造起到了不可忽略的作用。综上所述，藏东南在早中新世初期基本构造格局已完成，随后受到区域气候变化的驱动，产生响应性调整，其地形地貌的塑造是气候和构造两者共同作用的结果。此外，从低温年代学数据分布来看，自始新世以来青藏高原东缘-东南缘的不同部位很可能经历了相同的构造抬升历史和侵蚀过程，但局部呈现不同。

6 结论

图6 云南德钦地区白马雪山岩体及周边地区新生代以来地形地貌演化卡通图卡通图示意从中始新世以来该地区遭受侵蚀剥蚀，在早-中中新世出现快速冷却过程，且一直持续，在晚中新世或上新世ca.5Ma 以来有加速加剧趋势Fig.6 Cartoon showing the geomorphologic evolution of the Baimaxueshan pluton and adjacent area，Deqin，Yunnan since Late EoceneCartoon map indicates that the study region underwent erosion since Middle Eocene，it accelerated in Miocene times and again in Pliocene

(1)白马雪山地区经历了多期快速冷却事件:三叠世的岩浆侵位活动，早白垩世和中-晚始新世的快速冷却，以及中新世和上新世以来的快速剥蚀，其中中新世以来(ca.21～11Ma)快速冷却速率为10℃/Myr，而上新世以来(ca.5Ma)增至15℃/Myr。

(2)中新世以来，印度-欧亚板块汇聚速率降低，构造活动对三江地区的影响逐渐减弱，从以构造为主导逐步转为以气候因素(如冰川、降水等)为主导。与此同时，该地区的峰值抬升期已过，以侵蚀破坏为主。

(3)上新世(ca.5Ma)以来冷却速率加快，可能指示气候变冷带来的强降水及冰期-间冰期的更替，促进该地区河流下蚀作用增强并致使周围山体的快速剥蚀。

(4)假定区域现今地温梯度为25～35℃/km，河谷剖面不同位置的侵蚀速率及剥蚀量的空间分布特征进一步表明(靠近澜沧江主干道处侵蚀速率远高于其支流，且对应的年龄相应年轻)，河流下切及溯源侵蚀的多重效应导致该地区快速剥蚀、剥露，地形起伏加大的瞬态地貌演化规律。

致谢 德国莱布尼兹大学Christoph Glozbath 博士在低温年代学数据解释方面给予了指导及探讨;北京大学张波副教授及中国地质大学(北京)戴紧根副教授提出了建设性修改意见、赵志丹教授在成文过程中给予了肯定与支持;中国地震局地质研究所裂变径迹实验室郑德文研究员和庞建章工程师在测年工作中给予了支持;四川省地震局梁明剑工程师在本文撰写过程中给予了有益性探讨;在此一并表示感谢!

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