山西吕梁山地区中—新生代隆升剥露过程：磷灰石裂变径迹证据
任星民朱文斌朱晓青王玺罗梦
摘要：运用磷灰石裂变径迹热年代学方法研究了华北克拉通吕梁山地区前寒武系杂岩体及其周边盆地的构造热演化过程，这对于进一步探讨和认识华北克拉通演化和破坏等科学问题有重要意义。结果表明：山西吕梁山地区磷灰石裂变径迹年龄分布于40～138 Ma，记录了吕梁山地区早白垩世以来的冷却事件；裂变径迹年龄与海拔高程呈正相关关系，线性相关系数为0.789；磷灰石颗粒的围限径迹长度范围为10.62～12.99 μm，远小于其初始长度（16.3 μm），表明样品经历了长期的退火过程。磷灰石裂变径迹时间温度模拟结果表明吕梁山地区经历了两期快速隆升：第1期冷却事件对应晚侏罗世—早白垩世吕梁山山体发生的剧烈冷却抬升，该事件使得样品进入部分退火带，随后长期处于部分退火带；第2期则表现为渐新世以来吕梁山地区出现伸展造山运动，与山西地堑系形成盆山耦合，山体快速隆升剥蚀。此外，中新世末（约9 Ma）以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应对吕梁山地区构造的影响不明显。
关键词：低温热年代学；隆升剥露；裂变径迹；中—新生代；构造热事件；盆山耦合；山西
中图分类号：P314.2；P578.92+2文献标志码：A
0引言
华北克拉通以其独特的演化历史受到地学界的广泛关注和研究[14]。吕梁山地区地处山西省西部，位于华北克拉通中部构造带，其东为山西地堑系，其西通过离石大断裂与鄂尔多斯盆地相分割[5]。由于其构造位置的特殊性，吕梁山地区成为研究华北克拉通地质演化的重要窗口之一[69]。吕梁山脉的主体是元古代吕梁杂岩体[1012]，上覆古生代以来的沉积岩系，因此，对吕梁杂岩体及其上覆的后期沉积地层的低温热年代学研究有助于了解华北克拉通基底中—新生代以来的冷却、剥蚀、演化历史，进而对鄂尔多斯盆地及山西地堑系中—新生代以来的构造演化提供制约[13]。基于此，本文以吕梁山杂岩体为研究对象，通过系统采样，借助磷灰石裂变径迹的低温热年代学手段，探讨山西吕梁山地区中—新生代以来的隆升剥露过程。
1地质背景与采样
吕梁山山体呈近SN向分布，西部为离石大断裂，东部为山西地堑系，北部为宁武向斜，南部为产状舒缓的石炭纪—二叠纪地层；吕梁山核部为前寒武系杂岩体[8，14]，主要由太古代变质岩及深成侵入岩组成（图1）[15]。本次研究的样品取自吕梁山山体的前寒武系及其周边盆地内古生代地层，总计15个。样品F70、F71位于吕梁山山体东部，为二叠系上石盒子组砂岩；样品F73、F74位于山体西部鄂尔多斯盆地内；样品F73为二叠系上石盒子组砂岩；样品F74为二叠系山西组砂岩；其余11个均为前寒武系样品。采样过程利用便携式GPS记录采样点的高度及经纬度，样品海拔在749～1 965 m范围内，样品采集点分布见图2。
2试验方法
裂变径迹测年试验样品的前期处理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进行，后期测试工作在南京大学裂变径迹实验室进行。样品经破碎、筛选、磁选及重液挑选出纯净的磷灰石颗粒，将磷灰石颗粒用环氧树脂固定后抛光，然后用低铀多硅白云母作为外探测器进行裂变径迹分析。相关试验条件为：磷灰石自发裂变径迹蚀刻条件为5.5 mol·L-1 HNO3、20 ℃、20 s；白云母诱发裂变径迹蚀刻条件为40%HF、室温、20 min[16]，Zeta标定选用国际标准样品Fish Canyon Tuff 磷灰石（年龄为（27.8±0.7）Ma）及美国国际标准管理局CN5标准铀玻璃，个人Zeta值为320.3±5.2。样品热中子辐照在中国原子能科学研究院401#反应堆进行。径迹统计采用Autoscan裂变径迹测试系统，在Zeiss Axioplan2 偏光显微镜放大1 000倍条件下完成。本文磷灰石裂变径迹的封闭温度采用（110±10）℃，部分退火带温度为60 ℃～110 ℃[1718]，裂变径迹年龄误差为±1σ。
如果样品的表观年龄值小于地层年龄，说明埋藏的最大古地温大于封闭温度，样品完全退火，记录的是通过最后封闭温度时的事件。应用[KG10x]χ2统计检验颗粒年龄是否服从泊松分布，即所有颗粒是否属于同一组分[19]。一般情况下，当χ2检验值大于5%时，样品通过χ2检测，说明该样品的年龄分布服从泊松分布，属于同一年龄组分，可以使用池年龄（Pool Age）；如果未能通过χ2检验，即χ2检验值小于5%，表明年龄为非单一组分，说明被测矿物颗粒来自不同的物源区，或者样品在部分退火带里时间过长[1920]，这时必须使用中值年龄（Central Age）。
图件引自文献[15]，有所修改
图1山西吕梁山地区构造简图
Fig.1Simplified Structural Map of Luliangshan Area of Shanxi
图件引自文献[5]，有所修改
图2磷灰石裂变径迹样品位置分布
Fig.2Location of Apatite Fission Track Samples
3试验结果
11个前寒武系样品的裂变径迹年龄分布范围为（48.9±2.1）～（1387±6.6）Ma，都远小于成岩年龄。前人研究表明，鄂尔多斯盆地古生界地层最大古地温一般在150 ℃～240 ℃之间，最大古地温的时间则限制在晚侏罗世—早白垩世（120～160 Ma）[15，2122]，因此，样品经历了完全退火，其裂变径迹年龄反映了晚侏罗世—早白垩世以来的热事件。4个沉积岩样品中，样品F74为山西组，样品F70、F71、F73为上石盒子组，成岩年龄大于250 Ma。然而4个样品的年龄为（39.9±1.9）～（104.6±6.6）Ma，远小于其地层年龄，亦表明样品经历了后期事件的影响，年龄被重置（表1、图3）。
所有样品年龄分布在（39.9±6.6）～（138.7±1.9）Ma之间，跨度近100 Ma。样品F68为吕梁山核部花岗岩，海拔最高，裂变径迹年龄最大。样品F73为盆地内沉积岩样品，海拔最低，裂变径迹年龄最小。从图4可以看出，山西吕梁山地区磷灰石样品符合裂变径迹年龄海拔高程模型，即高程高的样品早通过部分退火带，年龄大且高程低的样品反之[23]。利用高差法可以计算出相应年龄段的隆升速率[24]。对所有样品年龄进行线性拟合，相关系数达到0.789，隆升速率为9.6 m·Ma-1。该结果说明在40～140 Ma期间，吕梁山地区可能经历了稳定的缓慢隆升。
所有样品的平均围限径迹长度范围为1062～12.99 μm，远小于其初始长度（16.3 μm）[2526]，表明样品经历了长期的退火过程。此外，15个样品中，有2个样品（F57和F70）未能通过χ2检验。样品F57为石英岩，样品F70为砂岩，可能因为样品中的磷灰石来源不一致，具有不同的退火动力学，在长期的退火过程中导致磷灰石颗粒间差异扩大，从而导致χ2检验值小于5%。
4热演化史模拟
为了进一步了解山西吕梁山地区岩体所经历的冷却历史，利用HeFTy软件（1.6.7版本）对样品所经历的构造热演化进行热演化史模拟[2728]，选用Monte Carlo反演模型和Ketcham退火模型[16，2931]，并结合区域地质事件，以期恢复样品的时间温度演化历史。根据测得的单颗粒年龄和径迹长度（经过C轴校正）数据，综合已知的地质事件，利用计算机模拟重现样品的时间温度轨迹[26，32]。初始径迹长度（Lo）根据裂变径迹蚀刻凹坑直径（Dpar）并按照公式Lo=0.238+15.63Dpar确定的[3334]，计算机模拟100 000次得到拟合曲线。一般而言，单个样品径迹长度测量条数大于50条才能达到模拟要求，径迹长度测量条数大于100条的则热模拟可信度更高[35]。本次研究所有样品径迹长度测量条数均大于50条，其中有5个样品超过了100条。样品F64通过C轴投影后未能给出可接受的模拟结果，因此，其径迹长度分布没有经过C轴投影，模拟结果仅供参考（图5）。
模拟结果表明：除样品F73、F74外，其余样品的模拟结果均显示吕梁山山体于晚侏罗世—早白垩世经历了快速冷却事件。该事件使得这些样品进入部分退火带；晚白垩世至始新世末，吕梁山山体缓慢抬升冷却；从渐新世开始，该地区又进入快速冷却阶段。与之相对应的是，在盆地内部的样品F73、F74均显示从古近纪以来的持续抬升冷却。
5讨论
燕山运动对山西吕梁山地区的构造演化意义重大，其基本构造形态就是在这一时期形成的。晚侏罗世—早白垩世，亚洲大陆处于多向汇聚挤压动力
表1磷灰石裂变径迹数据
Tab.1Apatite Fission Track Data
样品编号高程/m采样位置经纬度Ncρd/106 cm-2Ndρs/105 cm-2Nsρi/105 cm-2NiU含量/10-6χ2检验值/%裂变径迹年龄/Ma平均径迹长度/μmNjDpar/μm
F541 584（38.092°[KG-5x]N，111.489°[KG-5x]E）257.861 9662.131 6632.441 90544.250.14108.9±4.711.30±0.201121.83
F571 487（37.999°[KG-5x]N，111.263°[KG-5x]E）271.062 6568.551 19512.071 68713.70.06120.6±7.411.52±0.161001.96
F611 446（38.150°[KG-5x]N，111.308°[KG-5x]E）2710.212 5521.912 3733.274 05737.415.4894.9±3.511.77±0.151161.79
F621 542（37.764°[KG-5x]N，111.503°[KG-5x]E）2510.102 5255.559238.671 44111.728.97102.7±5.11.71
F631 545（37.765°[KG-5x]N，111.503°[KG-5x]E）289.992 4991.216091.6984820.020.71113.9±6.71.59
F641 198（37.692°[KG-5x]N，111.756°[KG-5x]E）279.892 4735.561 14917.953 70820.898.1448.9±2.111.26 ±1.53641.41
F651 153（37.653°[KG-5x]N，111.736°[KG-5x]E）259.792 4475.741 26712.602 79915.384.9670.5±3.011.42±1.60711.43
F671 660（37.80°[KG-5x]N，1 111.488°[KG-5x]E）199.582 3952.864465.318268.199.9082.1±5.31.58
F681 965（37.787°[KG-5x]N，111.422°[KG-5x]E）259.482 3691.611 2351.801 33522.493.63138.7±6.610.62±1.601281.74
F691 259（37.722°[KG-5x]N，111.347°[KG-5x]E）259.372 3435.8181111.601 62014.898.9874.6±3.811.75±1.91611.54
F70881（37.426°[KG-5x]N，111.881°[KG-5x]E）269.272 3171.327753.792 2878.90.7650.5±3.111.72±1.841181.91
F711 339（37.711°[KG-5x]N，111.907°[KG-5x]E）289.162 2912.925284.0573460.45.69104.6±6.610.66±1.61522.03
F73749（37.408°[KG-5x]N，110.793°[KG-5x]E）258.962 2387.268062.602 88537.120.4239.9±1.911.97±1.74581.93
F74790（37.550°[KG-5x]N，111.976°[KG-5x]E）268.852 2141.961 0096.543 36422.734.9542.3±1.913.08±1.48672.10
F801 250（37.898°[KG-5x]N，111.233°[KG-5x]E）258.222 0562.021 8874.304 01971.893.2961.5±2.411.84±1.711121.85
注：样品F54和F80为花岗片麻岩，样品F57为石英岩，样品F61为石英云母片岩，样品F62为灰白色花岗岩；样品F63和F64为花岗岩，样品F65为辉绿岩，样品F67为花岗闪长岩，样品F68为粗粒花岗岩，样品F69为片麻状花岗岩，样品F70、F71、F73和F74为砂岩；样品F54、F61～F64、F67～69和F80层位为太古宙，样品F57和F65层位为元古宙，样品F70、F71和F73层位为上石盒子组，样品F74层位为山西组；Nc为样品颗粒数；ρd为铀标准玻璃对应外探测器的诱发径迹密度；Nd为铀标准玻璃的诱发径迹数；ρs[KG-20x]为自发径迹密度；Ns为自发径迹数；ρi为诱发径迹密度；Ni为诱发径迹数；χ2检验值表示自由度为（Nc-1）时[KG10x]χ2概率；Nj为所测量的围限径迹长度的数目。
学格局中[36]。太平洋板块向亚洲大陆俯冲，使中国东部处于左行剪切状态，并由此派生出的NW向挤压导致华北板块内部广泛的构造变形和陆内造山，山西地块西部吕梁隆起带形成。在研究区东部发育一系列燕山期挤压形成的宽缓短轴褶皱，走向为NE向和NNE向[37]。调查发现，研究区周围有中生代侵入岩出露，其年龄在110～130 Ma之间[5，38]。根据岩浆活动、构造运动及磷灰石裂变径迹等分析结果，吕梁山地区中生代构造热事件发生在晚侏罗世—早白垩世。
样品F68海拔最高，裂变径迹年龄也最大，其模拟结果却未能体现晚中生代的构造热事件。模拟结果表明在180 Ma前后该样品进入部分退火带，随后缓慢冷却。这可能是因为该样品在晚中生代已经进入部分退火带的上部（APAZ），构造热事件并没有影响到样品所在的部位。同时，可以推测海拔高于样品F68的岩石样品均未受到中生代构造热事件的影响。可以利用吕梁山地区河沙中的磷灰石颗粒做进一步确认，并揭示该区域更早的热事件。
在一系列剧烈的构造体制转变后，吕梁山地区进入稳定缓慢的隆升期（21～120 Ma）。模拟结果与样品裂变径迹年龄海拔高程模型得出的结论基本一致。利用样品裂变径迹年龄海拔高程模型可以直观得到该时期吕梁山隆升速率为9.6 m·Ma-1，同时说明吕梁山地区在缓慢隆升阶段没有发生热扰动，山体隆升是一致的。
图3磷灰石裂变径迹单颗粒年龄雷达图
Fig.3Radar Diagrams of Single Grain Age of Apatite Fission Track
4个沉积岩样品中，样品F70、F71在吕梁山山体边缘，其模拟结果与吕梁山山体前寒武系样品一致，表明在吕梁山山体周边的上覆地层与前寒武系基底热演化具有一致性。而在盆地内的样品F73和F74裂变径迹年龄较小，分别为（39.9±1.9）、（42.3±1.9）Ma。模拟结果显示出的持续隆升与李建星等的研究结果类似[3941]。样品F73、F74所在地层发生倾斜导致山西组海拔高于上石盒子组，使得样品F74也早于样品F73进入部分退火带。这表明在吕梁山山体稳定隆升阶段，周边的盆地却在经历着诸如翘倾、断层、褶皱的构造运动，这些运动不断改变着地层所经受的热历史。
图4磷灰石裂变径迹年龄与海拔高程的关系
Fig.4Relationship Between Apatite Fission Track Ages and Altitudes
渐新世以来的吕梁山山体隆升使样品经历了持续冷却抬升。静乐—保德地区新近系芦子沟组底部为砂砾石层（图6），该组古地磁年龄、沉积物电子自旋共振（ESR）同位素年龄介于12～23 Ma[42]。此时，吕梁山山体的快速隆升提供了充足的物源，同时山西地堑快速下陷沉积[43]，两者为盆山耦合；这样的伸展作用形成了吕梁山山体与盆地的高差，隆升速率为51.5 m·Ma-1，地温梯度为每百米3.3 ℃[21，44]。
样品F64、F71热演化史模拟结果显示，距今9 Ma吕梁山岩体发生一次快速冷却事件，与鄂尔多斯西缘的六盘山9 Ma以来的快速隆升相互响应[4547]，但是由于样品F64通过C轴投影后未能给出可接受的模拟结果，所以其径迹长度分布没有经过C轴投影；样品F71围限径迹少，而且单颗粒裂变径迹年龄（40～225 Ma）较为分散，χ2检验值也较小，因此，该样品模拟结果可信度不高。综上所述，晚中新世以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应[48]对吕梁山地区构造的影响不明显。
6结语
（1）山西吕梁山地区经历了两次主要的构造隆升期（晚侏罗世—早白垩世、渐新世至今）及其中间的缓慢隆升期。
（2）吕梁山地区的造山隆升始于晚侏罗世（150 Ma），该事件使该地区剧烈冷却抬升，样品进入部分退火带。吕梁山地区磷灰石裂变径迹年龄分布于40～138 Ma，围限径迹长度10.62～12.99 μm，样品裂变径迹年龄与海拔高程具有正相关关系；吕梁山地区经历了稳定的整体性缓慢隆升，隆升速率为96 m·Ma-1。渐新世以来，吕梁山出现伸展造山运动，与山西地堑系形成盆山耦合，山体快速隆升剥蚀，隆升速率为51.5 m·Ma-1。
（3）中新世末（约9 Ma）以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应对吕梁山地区构造的影响不明显。
中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室万景林副研究员、庞建章硕士研究生在样品制作和测试期间给予了指导和帮助，在此一并致谢！
参考文献：
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摘要：运用磷灰石裂变径迹热年代学方法研究了华北克拉通吕梁山地区前寒武系杂岩体及其周边盆地的构造热演化过程，这对于进一步探讨和认识华北克拉通演化和破坏等科学问题有重要意义。结果表明：山西吕梁山地区磷灰石裂变径迹年龄分布于40～138 Ma，记录了吕梁山地区早白垩世以来的冷却事件；裂变径迹年龄与海拔高程呈正相关关系，线性相关系数为0.789；磷灰石颗粒的围限径迹长度范围为10.62～12.99 μm，远小于其初始长度（16.3 μm），表明样品经历了长期的退火过程。磷灰石裂变径迹时间温度模拟结果表明吕梁山地区经历了两期快速隆升：第1期冷却事件对应晚侏罗世—早白垩世吕梁山山体发生的剧烈冷却抬升，该事件使得样品进入部分退火带，随后长期处于部分退火带；第2期则表现为渐新世以来吕梁山地区出现伸展造山运动，与山西地堑系形成盆山耦合，山体快速隆升剥蚀。此外，中新世末（约9 Ma）以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应对吕梁山地区构造的影响不明显。
关键词：低温热年代学；隆升剥露；裂变径迹；中—新生代；构造热事件；盆山耦合；山西
中图分类号：P314.2；P578.92+2文献标志码：A
0引言
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1地质背景与采样
吕梁山山体呈近SN向分布，西部为离石大断裂，东部为山西地堑系，北部为宁武向斜，南部为产状舒缓的石炭纪—二叠纪地层；吕梁山核部为前寒武系杂岩体[8，14]，主要由太古代变质岩及深成侵入岩组成（图1）[15]。本次研究的样品取自吕梁山山体的前寒武系及其周边盆地内古生代地层，总计15个。样品F70、F71位于吕梁山山体东部，为二叠系上石盒子组砂岩；样品F73、F74位于山体西部鄂尔多斯盆地内；样品F73为二叠系上石盒子组砂岩；样品F74为二叠系山西组砂岩；其余11个均为前寒武系样品。采样过程利用便携式GPS记录采样点的高度及经纬度，样品海拔在749～1 965 m范围内，样品采集点分布见图2。
2试验方法
裂变径迹测年试验样品的前期处理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进行，后期测试工作在南京大学裂变径迹实验室进行。样品经破碎、筛选、磁选及重液挑选出纯净的磷灰石颗粒，将磷灰石颗粒用环氧树脂固定后抛光，然后用低铀多硅白云母作为外探测器进行裂变径迹分析。相关试验条件为：磷灰石自发裂变径迹蚀刻条件为5.5 mol·L-1 HNO3、20 ℃、20 s；白云母诱发裂变径迹蚀刻条件为40%HF、室温、20 min[16]，Zeta标定选用国际标准样品Fish Canyon Tuff 磷灰石（年龄为（27.8±0.7）Ma）及美国国际标准管理局CN5标准铀玻璃，个人Zeta值为320.3±5.2。样品热中子辐照在中国原子能科学研究院401#反应堆进行。径迹统计采用Autoscan裂变径迹测试系统，在Zeiss Axioplan2 偏光显微镜放大1 000倍条件下完成。本文磷灰石裂变径迹的封闭温度采用（110±10）℃，部分退火带温度为60 ℃～110 ℃[1718]，裂变径迹年龄误差为±1σ。
如果样品的表观年龄值小于地层年龄，说明埋藏的最大古地温大于封闭温度，样品完全退火，记录的是通过最后封闭温度时的事件。应用[KG10x]χ2统计检验颗粒年龄是否服从泊松分布，即所有颗粒是否属于同一组分[19]。一般情况下，当χ2检验值大于5%时，样品通过χ2检测，说明该样品的年龄分布服从泊松分布，属于同一年龄组分，可以使用池年龄（Pool Age）；如果未能通过χ2检验，即χ2检验值小于5%，表明年龄为非单一组分，说明被测矿物颗粒来自不同的物源区，或者样品在部分退火带里时间过长[1920]，这时必须使用中值年龄（Central Age）。
图件引自文献[15]，有所修改
图1山西吕梁山地区构造简图
Fig.1Simplified Structural Map of Luliangshan Area of Shanxi
图件引自文献[5]，有所修改
图2磷灰石裂变径迹样品位置分布
Fig.2Location of Apatite Fission Track Samples
3试验结果
11个前寒武系样品的裂变径迹年龄分布范围为（48.9±2.1）～（1387±6.6）Ma，都远小于成岩年龄。前人研究表明，鄂尔多斯盆地古生界地层最大古地温一般在150 ℃～240 ℃之间，最大古地温的时间则限制在晚侏罗世—早白垩世（120～160 Ma）[15，2122]，因此，样品经历了完全退火，其裂变径迹年龄反映了晚侏罗世—早白垩世以来的热事件。4个沉积岩样品中，样品F74为山西组，样品F70、F71、F73为上石盒子组，成岩年龄大于250 Ma。然而4个样品的年龄为（39.9±1.9）～（104.6±6.6）Ma，远小于其地层年龄，亦表明样品经历了后期事件的影响，年龄被重置（表1、图3）。
所有样品年龄分布在（39.9±6.6）～（138.7±1.9）Ma之间，跨度近100 Ma。样品F68为吕梁山核部花岗岩，海拔最高，裂变径迹年龄最大。样品F73为盆地内沉积岩样品，海拔最低，裂变径迹年龄最小。从图4可以看出，山西吕梁山地区磷灰石样品符合裂变径迹年龄海拔高程模型，即高程高的样品早通过部分退火带，年龄大且高程低的样品反之[23]。利用高差法可以计算出相应年龄段的隆升速率[24]。对所有样品年龄进行线性拟合，相关系数达到0.789，隆升速率为9.6 m·Ma-1。该结果说明在40～140 Ma期间，吕梁山地区可能经历了稳定的缓慢隆升。
所有样品的平均围限径迹长度范围为1062～12.99 μm，远小于其初始长度（16.3 μm）[2526]，表明样品经历了长期的退火过程。此外，15个样品中，有2个样品（F57和F70）未能通过χ2检验。样品F57为石英岩，样品F70为砂岩，可能因为样品中的磷灰石来源不一致，具有不同的退火动力学，在长期的退火过程中导致磷灰石颗粒间差异扩大，从而导致χ2检验值小于5%。
4热演化史模拟
为了进一步了解山西吕梁山地区岩体所经历的冷却历史，利用HeFTy软件（1.6.7版本）对样品所经历的构造热演化进行热演化史模拟[2728]，选用Monte Carlo反演模型和Ketcham退火模型[16，2931]，并结合区域地质事件，以期恢复样品的时间温度演化历史。根据测得的单颗粒年龄和径迹长度（经过C轴校正）数据，综合已知的地质事件，利用计算机模拟重现样品的时间温度轨迹[26，32]。初始径迹长度（Lo）根据裂变径迹蚀刻凹坑直径（Dpar）并按照公式Lo=0.238+15.63Dpar确定的[3334]，计算机模拟100 000次得到拟合曲线。一般而言，单个样品径迹长度测量条数大于50条才能达到模拟要求，径迹长度测量条数大于100条的则热模拟可信度更高[35]。本次研究所有样品径迹长度测量条数均大于50条，其中有5个样品超过了100条。样品F64通过C轴投影后未能给出可接受的模拟结果，因此，其径迹长度分布没有经过C轴投影，模拟结果仅供参考（图5）。
模拟结果表明：除样品F73、F74外，其余样品的模拟结果均显示吕梁山山体于晚侏罗世—早白垩世经历了快速冷却事件。该事件使得这些样品进入部分退火带；晚白垩世至始新世末，吕梁山山体缓慢抬升冷却；从渐新世开始，该地区又进入快速冷却阶段。与之相对应的是，在盆地内部的样品F73、F74均显示从古近纪以来的持续抬升冷却。
5讨论
燕山运动对山西吕梁山地区的构造演化意义重大，其基本构造形态就是在这一时期形成的。晚侏罗世—早白垩世，亚洲大陆处于多向汇聚挤压动力
表1磷灰石裂变径迹数据
Tab.1Apatite Fission Track Data
样品编号高程/m采样位置经纬度Ncρd/106 cm-2Ndρs/105 cm-2Nsρi/105 cm-2NiU含量/10-6χ2检验值/%裂变径迹年龄/Ma平均径迹长度/μmNjDpar/μm
F541 584（38.092°[KG-5x]N，111.489°[KG-5x]E）257.861 9662.131 6632.441 90544.250.14108.9±4.711.30±0.201121.83
F571 487（37.999°[KG-5x]N，111.263°[KG-5x]E）271.062 6568.551 19512.071 68713.70.06120.6±7.411.52±0.161001.96
F611 446（38.150°[KG-5x]N，111.308°[KG-5x]E）2710.212 5521.912 3733.274 05737.415.4894.9±3.511.77±0.151161.79
F621 542（37.764°[KG-5x]N，111.503°[KG-5x]E）2510.102 5255.559238.671 44111.728.97102.7±5.11.71
F631 545（37.765°[KG-5x]N，111.503°[KG-5x]E）289.992 4991.216091.6984820.020.71113.9±6.71.59
F641 198（37.692°[KG-5x]N，111.756°[KG-5x]E）279.892 4735.561 14917.953 70820.898.1448.9±2.111.26 ±1.53641.41
F651 153（37.653°[KG-5x]N，111.736°[KG-5x]E）259.792 4475.741 26712.602 79915.384.9670.5±3.011.42±1.60711.43
F671 660（37.80°[KG-5x]N，1 111.488°[KG-5x]E）199.582 3952.864465.318268.199.9082.1±5.31.58
F681 965（37.787°[KG-5x]N，111.422°[KG-5x]E）259.482 3691.611 2351.801 33522.493.63138.7±6.610.62±1.601281.74
F691 259（37.722°[KG-5x]N，111.347°[KG-5x]E）259.372 3435.8181111.601 62014.898.9874.6±3.811.75±1.91611.54
F70881（37.426°[KG-5x]N，111.881°[KG-5x]E）269.272 3171.327753.792 2878.90.7650.5±3.111.72±1.841181.91
F711 339（37.711°[KG-5x]N，111.907°[KG-5x]E）289.162 2912.925284.0573460.45.69104.6±6.610.66±1.61522.03
F73749（37.408°[KG-5x]N，110.793°[KG-5x]E）258.962 2387.268062.602 88537.120.4239.9±1.911.97±1.74581.93
F74790（37.550°[KG-5x]N，111.976°[KG-5x]E）268.852 2141.961 0096.543 36422.734.9542.3±1.913.08±1.48672.10
F801 250（37.898°[KG-5x]N，111.233°[KG-5x]E）258.222 0562.021 8874.304 01971.893.2961.5±2.411.84±1.711121.85
注：样品F54和F80为花岗片麻岩，样品F57为石英岩，样品F61为石英云母片岩，样品F62为灰白色花岗岩；样品F63和F64为花岗岩，样品F65为辉绿岩，样品F67为花岗闪长岩，样品F68为粗粒花岗岩，样品F69为片麻状花岗岩，样品F70、F71、F73和F74为砂岩；样品F54、F61～F64、F67～69和F80层位为太古宙，样品F57和F65层位为元古宙，样品F70、F71和F73层位为上石盒子组，样品F74层位为山西组；Nc为样品颗粒数；ρd为铀标准玻璃对应外探测器的诱发径迹密度；Nd为铀标准玻璃的诱发径迹数；ρs[KG-20x]为自发径迹密度；Ns为自发径迹数；ρi为诱发径迹密度；Ni为诱发径迹数；χ2检验值表示自由度为（Nc-1）时[KG10x]χ2概率；Nj为所测量的围限径迹长度的数目。
学格局中[36]。太平洋板块向亚洲大陆俯冲，使中国东部处于左行剪切状态，并由此派生出的NW向挤压导致华北板块内部广泛的构造变形和陆内造山，山西地块西部吕梁隆起带形成。在研究区东部发育一系列燕山期挤压形成的宽缓短轴褶皱，走向为NE向和NNE向[37]。调查发现，研究区周围有中生代侵入岩出露，其年龄在110～130 Ma之间[5，38]。根据岩浆活动、构造运动及磷灰石裂变径迹等分析结果，吕梁山地区中生代构造热事件发生在晚侏罗世—早白垩世。
样品F68海拔最高，裂变径迹年龄也最大，其模拟结果却未能体现晚中生代的构造热事件。模拟结果表明在180 Ma前后该样品进入部分退火带，随后缓慢冷却。这可能是因为该样品在晚中生代已经进入部分退火带的上部（APAZ），构造热事件并没有影响到样品所在的部位。同时，可以推测海拔高于样品F68的岩石样品均未受到中生代构造热事件的影响。可以利用吕梁山地区河沙中的磷灰石颗粒做进一步确认，并揭示该区域更早的热事件。
在一系列剧烈的构造体制转变后，吕梁山地区进入稳定缓慢的隆升期（21～120 Ma）。模拟结果与样品裂变径迹年龄海拔高程模型得出的结论基本一致。利用样品裂变径迹年龄海拔高程模型可以直观得到该时期吕梁山隆升速率为9.6 m·Ma-1，同时说明吕梁山地区在缓慢隆升阶段没有发生热扰动，山体隆升是一致的。
图3磷灰石裂变径迹单颗粒年龄雷达图
Fig.3Radar Diagrams of Single Grain Age of Apatite Fission Track
4个沉积岩样品中，样品F70、F71在吕梁山山体边缘，其模拟结果与吕梁山山体前寒武系样品一致，表明在吕梁山山体周边的上覆地层与前寒武系基底热演化具有一致性。而在盆地内的样品F73和F74裂变径迹年龄较小，分别为（39.9±1.9）、（42.3±1.9）Ma。模拟结果显示出的持续隆升与李建星等的研究结果类似[3941]。样品F73、F74所在地层发生倾斜导致山西组海拔高于上石盒子组，使得样品F74也早于样品F73进入部分退火带。这表明在吕梁山山体稳定隆升阶段，周边的盆地却在经历着诸如翘倾、断层、褶皱的构造运动，这些运动不断改变着地层所经受的热历史。
图4磷灰石裂变径迹年龄与海拔高程的关系
Fig.4Relationship Between Apatite Fission Track Ages and Altitudes
渐新世以来的吕梁山山体隆升使样品经历了持续冷却抬升。静乐—保德地区新近系芦子沟组底部为砂砾石层（图6），该组古地磁年龄、沉积物电子自旋共振（ESR）同位素年龄介于12～23 Ma[42]。此时，吕梁山山体的快速隆升提供了充足的物源，同时山西地堑快速下陷沉积[43]，两者为盆山耦合；这样的伸展作用形成了吕梁山山体与盆地的高差，隆升速率为51.5 m·Ma-1，地温梯度为每百米3.3 ℃[21，44]。
样品F64、F71热演化史模拟结果显示，距今9 Ma吕梁山岩体发生一次快速冷却事件，与鄂尔多斯西缘的六盘山9 Ma以来的快速隆升相互响应[4547]，但是由于样品F64通过C轴投影后未能给出可接受的模拟结果，所以其径迹长度分布没有经过C轴投影；样品F71围限径迹少，而且单颗粒裂变径迹年龄（40～225 Ma）较为分散，χ2检验值也较小，因此，该样品模拟结果可信度不高。综上所述，晚中新世以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应[48]对吕梁山地区构造的影响不明显。
6结语
（1）山西吕梁山地区经历了两次主要的构造隆升期（晚侏罗世—早白垩世、渐新世至今）及其中间的缓慢隆升期。
（2）吕梁山地区的造山隆升始于晚侏罗世（150 Ma），该事件使该地区剧烈冷却抬升，样品进入部分退火带。吕梁山地区磷灰石裂变径迹年龄分布于40～138 Ma，围限径迹长度10.62～12.99 μm，样品裂变径迹年龄与海拔高程具有正相关关系；吕梁山地区经历了稳定的整体性缓慢隆升，隆升速率为96 m·Ma-1。渐新世以来，吕梁山出现伸展造山运动，与山西地堑系形成盆山耦合，山体快速隆升剥蚀，隆升速率为51.5 m·Ma-1。
（3）中新世末（约9 Ma）以来，青藏高原快速隆升向东扩展的远程效应对吕梁山地区构造的影响不明显。
中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室万景林副研究员、庞建章硕士研究生在样品制作和测试期间给予了指导和帮助，在此一并致谢！
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