郭 真

(西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系，陜西 西安710069)

無論對于任何一種盆地，在其形成和發(fā)展過程之中，古地溫(場)不但是影響其形成結(jié)果的重要因素，更是反映它形成環(huán)境的必要參數(shù)。古地溫(場)不僅是溫度的函數(shù)，而且還是時間的函數(shù)，即在不同構(gòu)造單元和不同地質(zhì)歷史時期古溫度場是不同的。因此，將古地溫定義為某一區(qū)域在地質(zhì)歷史某一時期曾經(jīng)出現(xiàn)過的溫度狀況，它的強度可用古地溫梯度和古熱流來衡量。

當(dāng)油氣資源稀缺的今天，人們只好向著盆地深部進發(fā)。此時，盆地?zé)崃W(xué)和熱史研究被提高到了前所未有的高度。盆地的動態(tài)演化研究、油氣成藏動力學(xué)研究都離不開古地溫的研究。目前，我們在研究沉積盆地古熱動力演化時，主要用到:地球動力學(xué)模型法、古溫標(biāo)法和地球動力學(xué)及地球化學(xué)結(jié)合法這三種方法。其中，古溫標(biāo)法是指利用古溫標(biāo)恢復(fù)地質(zhì)作用過程中沉積地層經(jīng)歷過的溫度，包括鏡質(zhì)體反射率法、包裹體法、裂變徑跡法和粘土礦物轉(zhuǎn)變法。［1］其中，裂變徑跡的研究是沉積盆地古熱演化研究的重要方面。

1 裂變徑跡法的發(fā)展歷史

裂變徑跡(AFT)分析在國外已經(jīng)被廣泛應(yīng)用30多年了。它主要被用在低溫的造山帶、裂谷邊緣、斷層、沉積盆地、克拉通和沉積礦床中的各種巖石類型內(nèi)，主要用來計算構(gòu)造事件的時間和頻率、沉積盆地的演化歷史、油氣生成或礦石形成時間、火山沉積的絕對時間、主要氣候變化對于近地表地溫梯度的影響、甚至還可以研究長期地形的演化。最早是由Naeser(1976)和Wagner(1968，1969)建立了基本的解決地質(zhì)問題的裂變徑跡數(shù)據(jù)分析方式。Fleischer等(1975)總結(jié)了早期研究對于不同固體礦物核徑跡測量的廣泛原則。直到1986年澳大利亞墨爾本大學(xué)的研究人員在大量退火實驗的基礎(chǔ)上，首次提出了磷灰石退火的動力學(xué)模型:平行線模型和扇形模型，磷灰石裂變徑跡才逐漸開始應(yīng)用于研究沉積盆地?zé)嵫莼贰＿@兩個模型是利用數(shù)值方法恢復(fù)熱演化史的基礎(chǔ)。［2］

在國內(nèi)，沉積盆地古地溫的研究則開展的較晚，但已逐漸引起油氣勘探部門的重視，許多油田紛紛開展這方面的工作，尤其是油氣田區(qū)古地溫的研究曾被列為國家“八五”、“九五”科技攻關(guān)項目的內(nèi)容。在國家“973”重大基礎(chǔ)研究項目中，沉積盆地的熱體制和熱歷史研究也被列為重要的研究內(nèi)容。通過廣大科技工作者的不懈努力，已經(jīng)取得了大量的成果。［1］

2 裂變徑跡法基本原理

2.1 徑跡形成機制

放射性元素發(fā)生自發(fā)裂變時，裂變核分裂成運動方向相反、質(zhì)量相近的兩個裂片。這樣的帶電粒子射入絕緣固體內(nèi)，與鄰近原子的電子相互作用而使原子發(fā)生電離，沿入射粒子軌道形成一個正電荷區(qū)。由于同性電荷互相排斥，因此這些帶正電的原子離開原來的位置并達到新的平衡。這樣在粒子軌跡附近形成一個被擾動的區(qū)域，對于晶體來說，就是晶格破壞。這種由帶電粒子造成的物質(zhì)結(jié)構(gòu)的破壞稱為輻射損傷。這樣，帶電粒子的軌跡就被記錄在該固體中(如圖1)。沿粒子軌跡的輻射損傷區(qū)即稱為潛徑跡，它只能用電子顯微鏡才能觀察到。如果用適當(dāng)?shù)幕瘜W(xué)試劑腐蝕該物質(zhì)，則輻射損傷區(qū)的物質(zhì)比未受損傷的物質(zhì)更快地被蝕刻，從而把潛徑跡揭示出來和擴大成用光學(xué)顯微鏡可見的徑跡(如圖2)。

圖1 裂變徑跡形成機制

自然界中能發(fā)生裂變的元素主要有鈾和釷。其中238U自發(fā)裂變的幾率最大，且其豐度在99%以上。所以在漫長的地質(zhì)時期中，在自然界礦物中形成的潛徑跡幾乎都是238U自發(fā)裂變徑跡。同時，磷灰石、榍石和鋯石是鈾含量較大的絕緣礦物，因此，它們適于裂變徑跡年齡測定和熱史分析。而磷灰石中裂變徑跡所敏感的溫度是現(xiàn)今許多放射性地質(zhì)方法中最低的，這一特點使磷灰石裂變徑跡分析技術(shù)在揭示低溫?zé)釟v史方面具有獨到的作用。［1－3］

圖2 裂變徑跡

2.2 退火特性

磷灰石之所以可以得出熱事件的多種特征，它所能具有的退火特性是主要原因。早在1964年，F(xiàn)leischer等對礦物和玻璃中的裂變徑跡的穩(wěn)定性做了研究，表明溫度是影響潛徑跡穩(wěn)定性最重要的因素。所有礦物的裂變徑跡都具有隨溫度增加而徑跡密度減小和徑跡長度縮短的特性，這一特性稱為退火。當(dāng)溫度達到一定的數(shù)值時，徑跡甚至?xí)耆?，這一溫度即裂變徑跡的封閉溫度。根據(jù)康鐵笙等搜索的資料顯示，磷灰石礦物的封閉溫度在120℃左右。退火行為作為裂變徑跡最重要的特性產(chǎn)生了兩方面的影響。其一，它必然導(dǎo)致裂變徑跡測年準(zhǔn)確性的下降。由于現(xiàn)代所見的徑跡比原始產(chǎn)出的少，使得該方法的測得結(jié)果一般比其它測年方法年輕;這也是裂變徑跡法的固有缺陷。其二，這種退火行也為恢復(fù)、模擬時間一溫度冷卻史提供了依據(jù)。由此可以反演區(qū)域構(gòu)造史(造山帶演化、盆地的沉積物源分析等)、巖石的熱改造歷史、古地溫等，使徑跡技術(shù)在地學(xué)上的應(yīng)用范圍得以擴大。［4、5］

磷灰石裂變徑跡的退火特性是反演盆地?zé)嵫莼返幕A(chǔ)。樣品可以分為三種退火情形:(1)完全退火帶，當(dāng)沉積巖樣品經(jīng)歷的最高古地溫大于完全退火溫度時，裂變徑跡不再保存，年齡為零;(2)部分退火帶，該樣品地層已受到埋深加大、古地溫升高的影響，裂變徑跡變疏減短，所以年齡也小于真實的地層沉積年齡，也可以稱之為表觀年齡;(3)未退火帶，樣品或所在地層沒有受到退火作用，該年齡反映的是物源的年齡，也許就是礦物年齡。

磷灰石裂變徑跡的熱史模擬是依據(jù)磷灰石退火行為來進行的，而磷灰石的退火行為則是在現(xiàn)代實驗室中進行的，需要在實驗室建立適當(dāng)?shù)耐嘶鹉Ｐ停赐嘶鸬臅r間－溫度關(guān)系，然后外推到地質(zhì)尺度。這樣的研究裂變徑跡數(shù)據(jù)與時間和溫度變化的定量關(guān)系的學(xué)科叫做裂變徑跡退火動力學(xué)。通過大量的實驗室等溫退火實驗研究，不同的研究者提出了不同的退火模型，引用最多的是扇形模型。但該模型的缺點是基于單一組分的磷灰石退火實驗結(jié)果提出的。室內(nèi)退火實驗表明，退火行為除了受溫度、受熱事件影響外，還與磷灰石的化學(xué)成分、晶體特征、裂變徑跡蝕象的最大直徑等因素密切相關(guān)?？紤]以上退火影響因素，Ketcham等在Carlson等的實驗基礎(chǔ)上建立了多組分退火模型，即先將同一樣品各個磷灰石顆粒的徑跡分成不同的組分，對每個組分采用扇形退火模型計算各自的平均徑跡長度及其標(biāo)準(zhǔn)方差，再據(jù)此綜合得出所有組分的徑跡長度分布函數(shù)。這一方法擴展了扇形退火模型，使之適用于具有復(fù)雜化學(xué)動力學(xué)成分的磷灰石。［4－7］

2.3 磷灰石裂變徑跡年齡

與其它放射性同位素系統(tǒng)相比，裂變徑跡年齡測定方法的原理在本質(zhì)上是與它們一樣的。即在一個封閉體系內(nèi)，根據(jù)母體同位素和子體同位素的含量，以及母體同位素的衰變速度來確定衰變時間的長短。裂變徑跡法根據(jù)礦物中238U自發(fā)裂變產(chǎn)生的徑跡數(shù)和自發(fā)裂變的速度則可以計算出發(fā)生裂變的時間(即裂變徑跡年齡)。與其他同位素測年法不同的是，裂變徑跡技術(shù)的測定對象不是母體和子體同位素含量，而是核裂變的一種輻射損傷效應(yīng)。

單個磷灰石顆粒的裂變徑跡年齡可以通過下式求出:

式中:t為裂變徑跡年齡，a;ρs/ρi分別為238U自發(fā)徑跡和238U誘發(fā)裂變徑跡密度，條/cm2;λD/λf分別為238U的總衰變常數(shù)(1.551×10－10a－1)和238U 自發(fā)裂變衰變常數(shù)(6.99×10－17a－1);σ 為 U235的熱效中心裂變的有效截面積(5.8×10－22cm2);φ為中子通量，中子數(shù)/cm2;I為U235/U238豐度比(7.252 7 ×10－12)。

目前，國際上公認(rèn)的裂變徑跡標(biāo)準(zhǔn)化是Zeta常數(shù)校準(zhǔn)法，該方法是利用多個年齡標(biāo)準(zhǔn)樣品對某種標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃進行校準(zhǔn)，得出一個校準(zhǔn)因子－Zeta常數(shù)，再利用Zeta常數(shù)值計算待定年樣品的年齡。

用標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃測定中子注入量時，中子注量可表示為:

式中:B為常數(shù)，ρd為標(biāo)準(zhǔn)玻璃中誘發(fā)徑跡密度。

將公式(2)代入(1)中，并令:ξ= σIB/λf

可以利用已知年齡的標(biāo)準(zhǔn)樣品，由公式(3)推導(dǎo)得出:

ξ即為Zate常數(shù)。

裂變徑跡年齡不僅可以記錄礦物形成的時間，還能記錄重大熱事件(如火山噴發(fā)或巖漿侵入)發(fā)生的時間。因為，當(dāng)重大熱事件發(fā)生時，裂變徑跡因受熱而完全消退，待冷卻到其封閉溫度時(在地質(zhì)歷史中認(rèn)為是短暫的)，礦物開始記錄徑跡，顯然此時計算出來的徑跡年齡為熱事件發(fā)生的時間。若礦物是在這次熱事件中形成的，則又為此礦物的年齡，這是徑跡的真實年齡。若熱事件活動后形成并冷卻的礦物很快又搬運到盆地中，并被沉積埋藏，而且至今尚未進入退火帶，則其徑跡年齡代表沉積年齡。如果礦物后期經(jīng)歷過部分退火(未完全消失)，則計算出的徑跡年齡小于真實年齡，稱為表觀年齡。表觀年齡隨退火程度的增加而減小。

3 裂變徑跡法在沉積盆地?zé)崾费芯恐械膽?yīng)用

磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)理論發(fā)展到現(xiàn)在已基本系統(tǒng)化，主要表現(xiàn)在3個方面:(1)在實驗室觀測裂變徑跡年齡和長度等參數(shù)的基礎(chǔ)上，研究裂變徑跡退火的動力學(xué);(2)從裂變徑跡參數(shù)獲取溫度隨時間變化的關(guān)系并建立地質(zhì)熱史模擬方法;(3)探索裂變徑跡技術(shù)在地質(zhì)研究中的應(yīng)用。近10年來，在成礦作用和斷層作用研究中，磷灰石裂變徑跡分析也得到了廣泛的應(yīng)用，已成為地學(xué)界一門前沿及熱門課題。［4、6］

3.1 熱史模擬及隆升、剝蝕研究

首先，磷灰石退火溫度普遍被認(rèn)為是60℃ ～120℃，而這個溫度大約和油氣生成溫度吻合，所以磷灰石裂變徑跡分析在盆地分析和油氣勘探中有重要地位。但是，一般測得的磷灰石裂變徑跡退火溫度在50℃ ～150℃，因為溫度和磷灰石成分有關(guān)。

裂變徑跡的長度數(shù)據(jù)含有沉積盆地?zé)崾泛苤匾男畔?。徑跡長度的分布和裂變徑跡年齡結(jié)合起來，可以判斷熱史演化的不同時期。圖3列出的7中可能的熱演化情況。這些地層根據(jù)都是單一物源和徑跡長度來模擬的，所以略顯簡單。路徑1－3展示最大埋深在部分退火帶之下的情況。其中，較淺的路徑1顯示徑跡較長，而且分布窄，說明樣品被退火的少。隨著深度的加深，溫度也增加，徑跡長度逐漸變短，分布變寬，說明有了部分退火現(xiàn)象。路徑4、5顯示地層從部分退火帶冷卻和抬升，這樣，平均長度變長，但不對稱，而且分布變窄。根據(jù)4和5比較，降溫越快，圖像越窄。路徑6為先熱后冷。由于在退火區(qū)變短的徑跡和在冷卻期形成的長徑跡混合，導(dǎo)致雙峰的分布。路徑7為突然加熱的情況，平均徑跡長度相對短。而且分布也不如長時間在部分退火區(qū)的路徑 2、3 寬。

圖3 簡要的埋深/溫度史和徑跡長度分布關(guān)系據(jù)Gleadow等修正，1983

過去的15年間，學(xué)者們編寫了許多基于單組份磷灰石顆粒退火模型的電腦軟件，用磷灰石和徑跡長度數(shù)據(jù)計算熱史。正如前面所說，Ketcham等人(2000)基于多組分模型進行探討。

由于沉積盆地中的磷灰石顆?？赡苁墙M分不同的多物源產(chǎn)物，也可能是單一物源復(fù)雜冷卻史產(chǎn)物，所以，特別是對部分退火帶上部或之上的樣品我們要總結(jié)年齡的不均勻分布。年齡放射圖(Galbraith 1990)對于觀察一組顆粒不同年齡分布很有效。圖4就展示了一個北蘇格蘭表層樣品的年齡放射圖(據(jù)Carter 1999)。據(jù)科學(xué)家研究，部分退火帶中的樣品扇形會打的很開，象張口的鉗子。而部分退火帶上面或下面的樣品則分布狹窄。圖4表明平均中間值年齡為320 Ma的扇形散點圖。橫坐標(biāo)為相對誤差，弧形表示年齡。如果一個顆粒的年齡距離中心線很遠，特別是超出2σ的范圍，則這個年齡屬于其他年齡模型。Carter(1999)添加了兩組附加年齡206 Ma和557 Ma，用來指示快速降溫通過退火帶和慢速的降溫通過部分退火帶。這個例子就說明沉積盆地磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)不但可以提供熱演化的支持，還可以揭示源區(qū)剝蝕速率和時間。這樣就可以揭示盆地的形成。

圖4 扇形圖顯示磷灰石年齡數(shù)據(jù)分布據(jù)Carter(1999)修正

近十年來，地溫?zé)崮甏鷮W(xué)的主要發(fā)展還包括磷灰石(UTh)/He數(shù)據(jù)的應(yīng)用。氦由于散出晶體而部分損失，而鈾和釷又會產(chǎn)生氦。這樣，該方法就可應(yīng)用于熱年代學(xué)。通過系統(tǒng)的研究，氦在大于75℃時會全部散失，而在小于40℃時會全部保留下來。這樣，氦的年齡間接地提供了比磷灰石裂變徑跡年齡更低溫度的熱數(shù)據(jù)。House等1999年對于澳大利亞Otway盆地研究表明，井中的氦年齡從表面的75 Ma到80℃對應(yīng)的深度年齡變?yōu)?。但是氦年齡有時和磷灰石年齡還有鏡質(zhì)體反射率數(shù)據(jù)不相符。House等(2002)綜合Otway盆地新舊磷灰石年齡數(shù)據(jù)來分析和重建熱史。圖5顯示，氦和磷灰石年齡隨著溫度升高而衰減，并且磷灰石年齡始終大于氦年齡。雖然數(shù)據(jù)有分散，但顆粒大小和氦年齡的明顯相關(guān)性說明，氦年齡的這種分散是由顆粒大小影響的，磷灰石年齡的分散是由不同磷灰石顆粒成分決定的。在盆地西部，氦年齡模型比相同溫度下測量年齡早40 Ma。House等解釋說，模型和氦數(shù)據(jù)的不匹配是由于新生界較高的地溫梯度，而這個高的地溫梯度可能是由于熱流作用。在這個例子里，氦年齡的數(shù)據(jù)比單純從磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)更好的限定了Otway盆地的熱史。同時，還有一些研究也指出，研究沉積盆地還需要結(jié)合多種低溫?zé)崾费芯糠椒〝?shù)據(jù)。這些方法包括鏡質(zhì)體反射率法，流體包裹體法和40Ar/39Ar法等。［9］

李瑋等(2010)采取了準(zhǔn)嗝尓兩側(cè)造山帶后碰撞花崗巖樣品做磷灰石、鋯石裂變徑跡分析，希望可以研究準(zhǔn)嗝尓盆地兩側(cè)不同構(gòu)造單元的構(gòu)造熱事件和隆升程度過程的異同。研究人員先將樣品分離出磷灰石和鋯石單礦物，再蝕刻、研磨和拋光。采用Zeta常數(shù)法計算年齡。盡量選取徑跡長度數(shù)據(jù)大于100條的樣品，運用Gallagher等(1998)提出的算法來確定符合觀測年齡和徑跡長度分布的時間－溫度史曲線。

圖5 澳大利亞北部Otway盆地西部磷灰石裂變徑跡和(U－Th)/He年齡對比現(xiàn)今溫度

圖6 準(zhǔn)噶爾西北緣磷灰石裂變徑跡長度分布和單顆粒年齡放射圖之一

結(jié)果表明，年齡數(shù)據(jù)主要集中在3個年齡段:60～70 Ma、100 ～110 Ma、121 ～135 Ma;這三個年齡正好處在燕山運動晚期，即燕山晚期構(gòu)造運動在準(zhǔn)嗝尓地區(qū)有一定的影響。磷灰石裂變徑跡年齡結(jié)果都小于巖石形成年齡(由SHRIMP U－Pb測得)，表明這些巖體形成后經(jīng)歷了復(fù)雜的熱事件使得裂變徑跡退火而年齡變小，年齡分布相對分散。而樣品裂變徑跡長度(圖6)顯示，平均長度在11～13.6 μm，標(biāo)準(zhǔn)偏差在1.3～2.8 μm之間，短的徑跡長度和高的徑跡長度標(biāo)準(zhǔn)偏差表明巖體經(jīng)歷復(fù)雜的熱歷史。磷灰石裂變徑跡年齡與采樣高程之間沒有很好的線性關(guān)系，說明準(zhǔn)嗝尓盆地周緣巖體具有復(fù)雜的熱歷史。隨即，研究人員用磷灰石和鋯石各自封閉溫度的高程差除以所測得的磷灰石與鋯石之間的年齡差，就得到視隆升速率。再利用磷灰石裂變徑跡年齡和長度分布能夠進行熱史模擬。本次研究使用AFT Solve program，基于Ketcham等的退火模型，并應(yīng)用蒙特卡羅逼近法進行磷灰石時間－溫度的歷史模擬。模擬結(jié)果見圖7，每個樣品均獲得了最佳的熱歷史路徑。

通過模擬結(jié)果可以直觀的看出達爾布特斷裂帶已被早白堊世晚期快速隆升，而以南早白堊世早期開始隆升，即南側(cè)隆升早于北側(cè)。這樣克－百斷裂帶在白堊世早期先行發(fā)生活動，而后達爾布特斷裂帶在白堊世晚期發(fā)生活動，顯示為自盆地向造山帶的后展式逆沖擴展。準(zhǔn)嗝尓盆地東緣樣品模擬結(jié)構(gòu)反映了晚白堊世以來的冷卻隆升事件，晚于準(zhǔn)嗝尓西北緣隆升，有別于準(zhǔn)嗝尓西北緣不同構(gòu)造單元先后依次冷卻隆升歷史。準(zhǔn)嗝尓盆地周緣磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)總體反映了燕山運動晚期的構(gòu)造事件，表明燕山運動在中國西部亦有響應(yīng)，為一區(qū)域性的構(gòu)造運動事件，并非局限在中國東部燕山地區(qū)。［10］

圖7 部分樣品經(jīng)磷灰石裂變徑跡反演模擬得到的時間溫度變化歷史圖之一PAZ－磷灰石部分退火帶區(qū)間(110～60℃)。當(dāng)K－S值和GOF值大于0.5時，一般認(rèn)為模擬結(jié)果較好

3.2 成礦作用研究

裂變徑跡技術(shù)應(yīng)用于成礦作用研究是一個新的嘗試，以熱液成礦為例，熱液流體對成礦地質(zhì)過程起主導(dǎo)作用，而熱演化控制著流體的含量與運移，對礦石及有關(guān)巖石中封閉溫度不同的礦物綜合進行裂變徑跡研究，不僅可得到熱液活動的時間、溫度以及時間與溫度間的關(guān)系等信息，而且可以區(qū)分不同成礦階段或者不同成礦期次的熱液活動，再現(xiàn)熱活動歷史，反映熱液成礦作用的發(fā)生與發(fā)展過程。雖然磷灰石和鋯石等礦物可能不屬于熱液成礦作用的典型礦物，甚至其成因可能與成礦作用無關(guān)，但是只要它們遭受熱液成礦作用的熱改造，即裂變徑跡發(fā)生退火作用，即可反映成礦作用的熱歷史特征。

國內(nèi)外許多研究者已經(jīng)通過磷灰石裂變徑跡分析來研究不同地區(qū)礦床的成礦時代、成礦溫度和成礦期次，其中，袁萬明等通過對不同礦區(qū)選取的6個鋯石樣品和17個磷灰石樣品的裂變徑跡研究，印證了新疆阿爾泰克朗盆地的熱液成礦時代，結(jié)果表明，鋯石年齡為134～312 Ma，分屬312、247和158～134 Ma三個年齡組，是3個成礦期的體現(xiàn);磷灰石年齡為30～130 Ma，是區(qū)內(nèi)成礦作用結(jié)束后的熱事件時代［8］。因此，成礦作用不僅發(fā)生于海西期和印支期，而且發(fā)生于燕山期甚至喜山期，這一結(jié)果與流體包裹體均一溫度法獲得的成礦時代基本吻合，證明用裂變徑跡技術(shù)來研究成礦作用是行之有效的。

3.3 斷裂作用研究

磷灰石裂變徑跡分析應(yīng)用于斷裂作用研究是近些年才興起的新項目，這將是磷灰石裂變徑跡分析一個新的閃光點，許多研究者已經(jīng)投入到此項研究。斷層的形成年齡與裂變徑跡有著密切的關(guān)系，當(dāng)?shù)貙影l(fā)生斷裂時，溫度較高，超過了磷灰石的徑跡退火溫度，相對來說，斷裂發(fā)生在較短的時間里，因此當(dāng)斷裂停止，溫度快速下降后，磷灰石裂變徑跡就記錄了斷裂的冷卻年齡，可以近似的看作是斷裂的形成年齡。

蔣榮寶等通過磷灰石裂變徑跡分析對柴達木盆地東部中新生代的兩期逆沖斷層作用進行了研究，由柴達木盆地東部都蘭一帶采集的11個磷灰石樣品的裂變徑跡分析結(jié)果可知，該地區(qū)有2個活動時期:第1期為108～61 Ma;第2期為26.6～17.8 Ma。第1期反映的斷裂活動具有明顯的規(guī)律性:從柴達木盆地南緣的東昆侖開始，向柴北緣方向，逆沖推覆的斷層作用時間逐漸變年輕，從東昆侖的108.0±9.6 Ma(柴達木南緣斷裂)變?yōu)?3.7±4.4 Ma(柴北緣斷裂)，之后可能有小的跳動;第2期，在原有的一些逆沖斷層上形成了新的活動，或形成了一些新的逆沖斷層，總體上具有無序或跳躍式變動的特點。［4］

4 磷灰石裂變徑跡研究現(xiàn)狀及發(fā)展方向

4.1 磷灰石裂變徑跡法的優(yōu)點有以下3點

(1)確定最大古地溫，古地溫在70℃ ～120℃范圍內(nèi)，都可以確定。

(2)確定從最大古地溫狀況下冷卻的時間。具體可分為三種情況討論:a.地層完全退火后，又很快抬升到小于50℃的地溫狀況下，記錄的裂變徑跡年齡代表了冷卻的時間;b.如果冷卻時間延長或現(xiàn)今仍在大于50℃的狀況下，估計得冷卻年齡偏小;c.如果地層沉積后未完全退火經(jīng)受的溫度小于110℃，則可通過對長短徑跡的相對比例估算確定冷卻時間。

(3)確定地層達到最大古地溫時的古地溫梯度，在垂直深度圖上，由裂變徑跡法結(jié)合Ro法可確定最大古地溫曲線的斜率，即地溫梯度。

4.2 磷灰石裂變徑跡存在以下3方面的問題

(1)裂變徑跡退火模型的準(zhǔn)確性和可靠性還有待進一步提高。

(2)裂變徑跡數(shù)據(jù)的測試結(jié)果和應(yīng)用間仍存在較大的差異，不具備好的可對比性。

(3)裂變徑跡熱年代學(xué)雖然在許多方面的應(yīng)用中已表現(xiàn)出蓬勃的生機，但也存在著許多的局限性。

4.3 對應(yīng)上述的問題，我們可以展望磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)將朝以下四個方向發(fā)展

(1)加強裂變徑跡形成及其退火動力學(xué)機制的研究，建立更合乎實際的退火模型。

(2)建立裂變徑跡數(shù)據(jù)解釋及應(yīng)用的標(biāo)準(zhǔn)，增強研究成果的可對比性。

(3)與其它同位素定年技術(shù)如U－Pb法、Rb－Sr法、K－Ar法、Ar－Ar法、(U－Th)－He法等相結(jié)合，根據(jù)不同的封閉溫度，重建淺－中地殼在40℃ ～700℃間的熱演化歷史，從而建立起地殼最表層與構(gòu)造(抬升、剝蝕)有關(guān)的熱演化的完整模式，并進一步擴大應(yīng)用領(lǐng)域。

(4)開發(fā)相關(guān)軟件和自動化技術(shù)，使裂變徑跡分析測試具有可操作性。［6］

5 結(jié)語

對盆地、造山帶構(gòu)造抬升和變動的判定方法很多，實踐表明，任何一種研究方法，只要其理論基礎(chǔ)正確，測試或鑒定方法無誤，均有其不可取代的優(yōu)越性和難以避免的局限性，在地質(zhì)學(xué)反演中尤為如此。裂變徑跡方法由于其準(zhǔn)確性對于揭示地?zé)岷蜆?gòu)造變動有著廣泛的應(yīng)用，同時它還在不斷趨于詳細和完善。因此，在進行研究的過程中，對于方法的判別，無論其新還是老，都應(yīng)從研究區(qū)具體實際與研究方法本身出發(fā)，揚長補短。這樣，才能取得深入、有重要意義的研究成果，得出更為準(zhǔn)確的結(jié)論。

［1］邱楠生.沉積盆地?zé)狍w制理論與應(yīng)用［M］.石油工業(yè)出版社.2004.

［2］Raymond A.Donelick，Paul B.O’Sullivan，Richard A.Ketcham.Apatite Fission－Track Analysis［J］.Reviews in Mineralogy＆ Geochemistry.2005，Vol.58:49－94.

［3］康鐵笙，王世成.地質(zhì)熱歷史研究的裂變徑跡法［M］.北京科學(xué)出版社.1991.

［4］李松峰，徐思煌.磷灰石裂變徑跡研究進展［J］.重慶科技學(xué)院學(xué)報(自然科學(xué)版).2009，11(1):61－64.

［5］常遠，劉銳，楊嘉.磷灰石裂變徑跡技術(shù)與地學(xué)應(yīng)用綜述［J］.上海地質(zhì).2004，1:47－53.

［6］沈傳波，梅廉夫，凡元芳，等.磷灰石裂變徑跡熱年代學(xué)研究的進展與展望［J］.地質(zhì)科技情報.2005，24(2):57－63.

［7］李小明.裂變徑跡退火動力學(xué)及其研究進展［J］.礦物巖石地球化學(xué)通報.1999，18(3):202－204.

［8］唐智博，何少林.裂變徑跡定年技術(shù)及其在地質(zhì)研究中的應(yīng)用［J］.內(nèi)江科技.2010，5:34.

［9］Phillip A.Armstrong.Thermochronometers in Sedimentary Basins［J］.Reviews in Mineralogy ＆ Geochemistry.2005，Vol.58:499－525.

［10］李瑋，胡健民，渠洪杰.準(zhǔn)噶爾盆地周緣造山帶裂變徑跡研究及其地質(zhì)意義［J］.地質(zhì)學(xué)報.2010，84(2):171－182.

［11］Takahiro Tagami.Zircon Fission－ Track Thermochronology and Applications to Fault Studies［J］.Reviews in Mineralogy ＆ Geochemistry.2005，Vol.58:95－122.

［12］劉函，王國燦，曹凱，等.西昆侖及鄰區(qū)區(qū)域構(gòu)造演化的碎屑鋯石裂變徑跡年齡記錄［J］.地學(xué)前緣.2010，17(3):64－78.

［13］袁萬明，保增寬.新疆阿爾泰克朗盆地?zé)嵋撼傻V時代的裂變徑跡分析［J］.世界科技研究與發(fā)展.2007，29(2):8－14.

［14］蔣榮寶，陳宣華.柴達木盆地東部中新生代兩期逆沖斷層作用的 FT定年［J］.地球物理學(xué)報.2008，51(1):116－124.

［15］曹金舟.準(zhǔn)噶爾南緣磷灰石裂變徑跡定年及其構(gòu)造意義［J］.西北大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版).2009，39(4):649－655.

［16］王世成，康鐵笙.裂變徑跡定年標(biāo)準(zhǔn)化的研究［J］.地質(zhì)科學(xué).1994，29(1):78－84.

［17］Carlson W D，Donelick R A，Ketcham R A.Variability of Apatite Fission－track Annealing Kinetics:I.Experimental results［J］.A-merican Mineralogist，1999，84:1 213－1 223.

［18］Dodson M H.Closure Temperature in Cooling Geochronological and Petrological System［J］.Contributions to Mineralogy and Petrology，1973，40(4):259－279.

［19］Ketcham R A，Donelick R A，Carlson W D.Variability of Apatite Fission－track Annealing Kinetics III:Extrapolation to Geological Time Scales［J］.American Mineralogist，1999，9:1 235－1 255.

［20］Fleischer R L，Price P B.Techniques for Geological Dating of Minerals by Chemical Etching of Fission Fragment Tracks，Ceocbim［J］.Cosmochim.Acta，1964，28:1 705－1 714.