羌塘盆地白垩纪以来快速隆升剥蚀的热年代学证据

2019-01-14宋春彦付修根陈文彬谢尚克

东北石油大学学报 2018年6期

宋春彦，王剑，付修根，陈文彬，谢尚克，何利

( 1. 中国地质调查局成都地质调查中心，四川成都 610081； 2. 国土资源部沉积盆地与油气资源重点实验室，四川成都 610081 )

0 引言

青藏高原的隆升历史是地学界研究的热点问题之一。青藏高原腹地在始新世印度板块—欧亚大陆板块碰撞之前的白垩纪开始构造隆升，如Murphy M A等[1]认为，在99.0 Ma之前，受拉萨地块—羌塘地块的碰撞影响，青藏高原中部隆升到3.0～4.0 km的海拔高度；Kapp P等[2]认为，白垩纪时期，由于拉萨地块与羌塘地块的碰撞导致羌塘地区开始隆升，形成羌塘高原(Qiangtang Plateau)；Zhang K J等[3]认为，90.0～78.0 Ma期间，羌塘—拉萨构造的碰撞及新特提斯洋壳的俯冲，导致青藏高原中部地区隆升；Li Y L等[4]认为，90.0～55.0 Ma期间，青藏高原中部地区隆升幅度为3.0～4.0 km。

位于青藏高原腹地的羌塘盆地自白垩纪以来的隆升历史，是研究青藏高原隆升的重点内容之一。人们利用热年代学方法研究羌塘盆地的隆升历史，如Wang Y等[5]在羌塘盆地东部获得150.0 Ma和120.0 Ma的冷却年龄；Song C Y等[6-7]对羌塘盆地进行锆石和磷灰石裂变径迹测年研究，认为羌塘盆地自晚中生代以来经历三个不同阶段的冷却历史；王立成等[8]在南、北羌塘盆地采集磷灰石裂变径迹样品进行对比，认为白垩纪中期南、北羌塘盆地的热演化历史具有一定差异；Ren Z L等[9-10]认为，羌塘盆地的隆升冷却年龄可划分为早白垩世晚期—晚白垩世，以及始新世中、晚期—中新世晚期等阶段。

羌塘盆地自白垩纪开始构造隆升和剥蚀。以往的研究样品多来自羌塘盆地东部，不能完全反映整个羌塘盆地的隆升剥蚀过程，并且隆升的时间起点和阶段存在争议。以羌塘盆地为研究对象，利用磷灰石裂变径迹测年方法，通过对羌塘盆地中部大型杂岩体的热年代学研究，揭示羌塘盆地自白垩纪以来的构造隆升和冷却历史，为研究青藏高原腹地的隆升过程提供参考资料。

1 地质背景

青藏高原作为特提斯构造带的一部分，内部并不是均一的，是由冈瓦纳大陆裂解出来的众多块体向北漂移并不断拼贴而成的。青藏高原自北向南可划分为昆仑—柴达木地体、松潘—甘孜地体、羌塘地体、拉萨(冈底斯)地体及喜马拉雅构造带；不同地体之间被断裂带和缝合带分割，包括青藏高原北缘的昆仑—阿尔金—祁连断裂带、金沙江缝合带、班公湖—怒江缝合带和雅鲁藏布江缝合带等[11]。

羌塘盆地是发育于前寒武纪结晶基底之上的复杂叠合盆地，结晶基底之上发育一套厚度约为30.0 km的沉积盖层，最古老地层的沉积时代为晚古生代泥盆纪，由下至上可划分出4套构造层：古生代构造层；早三叠世—晚三叠世卡尼期构造层；晚三叠世诺利期—早白垩世构造层；晚白垩世—新生代构造层[11-13]。其中，晚三叠世诺利期—早白垩世构造层是羌塘盆地中生代的主要沉积地层，在盆地出露面积最广、沉积最连续。该构造层是以晚三叠世古风化壳为界，风化壳上部上三叠统那底岗日组火山—火山碎屑岩为最底部地层，下白垩统雪山组、白龙冰河组为最顶部地层[11]。晚三叠世—早白垩世时期，羌塘盆地经历一轮盆地开启、扩张、萎缩与消亡的演化过程，沉积演化表现为多旋回的海侵与海退[14-16]。

图1 研究区位置及地质地形Fig.1 Location of the study area and geological topographic map

羌塘盆地白垩系阿布山组出露极为零星，以陆相红色磨拉石建造及火山岩相为主，与下伏侏罗纪地层呈角度不整合接触，阿布山组下部的火山岩夹层锆石年龄为75.0～69.0 Ma[17]，为晚白垩世沉积。

羌塘盆地中央隆起带发育一套较老的构造杂岩体，其中前奥陶系片岩、二叠纪玄武岩和晚三叠世花岗闪长岩最为发育，晚三叠世花岗闪长岩的锆石U-Pb测年结果为222.0～214.0 Ma[18]。

2 样品采集与测试

在羌塘盆地中央隆起带自东向西连续采样，共采集15件磷灰石裂变径迹样品，包括5件前奥陶系片岩(AnO)、4件二叠纪玄武岩(P)和6件晚三叠世花岗闪长岩(T3)，采样过程中记录样品的坐标和高程(见表1)。首先，对采集样品进行粉碎、研磨、粗选、重液分离和磁选等，逐步分选提纯磷灰石单矿物。其次，利用环氧树脂固定、研磨抛光，露出磷灰石单矿物内表面，在25 ℃温度下用质量分数为7%的HNO3蚀刻30 s，揭示自发径迹；将低铀白云母外探测器与矿物一并放入中子反应堆并进行辐照，在25 ℃温度下用质量分数为40%的HF蚀刻20 min，揭示诱发径迹，其中中子注量利用CN5铀玻璃进行标定。最后，用光学显微镜统计自发径迹、诱发径迹的数量和密度，根据ξ常数法和标准裂变径迹年龄方程计算年龄[19]。磷灰石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所完成，裂变径迹测年在中国地质大学(北京)完成。

3 测试结果分析

3.1 年龄特征

磷灰石裂变径迹表观年龄能够反映样品冷却到部分退火带(60～120 ℃)[20]的时间。15件样品的磷灰石裂变径迹表观年龄为(57.0±5.0)～(118.0±7.0)Ma(见表1)，小于所在地层的形成年龄(地层年龄最小的是晚三叠世花岗闪长岩，年龄为222.0～214.0 Ma[18])，表明这些样品经历完全退火。

表1 研究区样品磷灰石裂变径迹数据

注：ρs、ρi和ρd分别为自发径迹密度、诱发径迹密度和标准径迹密度；Ns、Ni和Nd分别为统计的自发径迹数量、诱发径迹数量和标准径迹数量；P(χ2)为Chi-sp检验概率

磷灰石裂变径迹容易受到多期热事件的影响，且在部分退火带中的停留时间导致磷灰石单颗粒年龄具有复杂组成的特征。因此，Galbraith R F等[21]提出，应用χ2检验判断裂变径迹样品的单颗粒年龄是否属于同一年龄组分：如果P(χ2)>5%，则属于同组年龄；否则，属于混合年龄。

15件样品中，有8件样品(C1、C3、C6、C10、C11、C12、C13、C15)的P(χ2)>5%(见表1)，表明样品的单颗粒年龄属于同组年龄，并且在部分退火带内的停留时间较短，样品的表观年龄能够准确反映冷却时间。8件样品的表观年龄为(60.0±5.0)～(116.0±8.0)Ma，表明羌塘盆地中央隆起带在白垩纪发生比较快速的构造隆升和剥蚀。

15件样品中，有7件样品(C2、C4、C5、C7、C8、C9、C14)的P(χ2)<5%(见表1)，表明样品的单颗粒年龄属于混合年龄，样品的表观年龄无意义。这种情况下，一般需要对样品的单颗粒年龄进行分解，分解的峰年龄是样品的冷却年龄。应用Radial Plotter软件，对7件样品的单颗粒年龄进行分解，得到两组峰年龄(见图2)。7件样品共分解出5个早白垩世峰年龄((132.0±7.0)、(122.0±13.0)、(116.0±9.0)、(104.0±6.0)、(103.0±7.0)Ma)、5个晚白垩世峰年龄((84.0±5.0)、(76.0±4.0)、(73.0±6.0)、(73.0±4.0)、(72.0±5.0)Ma)，以及4个新生代峰年龄((64.0±4.0)、(62.0±9.0)、(35.0±6.0)、(33.0±6.0)Ma)。7件样品分解的峰年龄表明，样品共经历早白垩世、晚白垩世和新生代三期构造隆升与剥蚀，最晚一次构造隆升的年龄为始新世(33.0±6.0)Ma，与P(χ2)>5%样品的表观年龄基本一致。

图2 研究区样品磷灰石裂变径迹单颗粒年龄雷达图Fig.2 Radar map of the single particle ages from apatite fission-track dating of the samples in the study area

根据15件样品的磷灰石裂变径迹表观年龄和采样高程关系(见图3)，两者之间表现为较好的正相关关系，即海拔越高的样品，其磷灰石裂变径迹年龄越大；海拔越低的样品，其磷灰石裂变径迹年龄越小。该特征符合地壳隆升和构造剥蚀的规律，受剥蚀影响，海拔高的样品较早地被冷却到封闭温度之下，年龄较大；海拔低的样品较晚地被冷却到封闭温度之下，年龄较小。

图3 研究区样品磷灰石裂变径迹表观年龄与高程关系Fig.3 Relationships between apatite fission-track apparent ages and elevations of the samples in the study area

3.2 裂变径迹长度特征

地质体内磷灰石裂变径迹的标准径迹长度为16.3 μm[22]。当样品冷却到封闭温度(120 ℃)之下，开始生成径迹；在部分退火带(60～120 ℃)内，生成的径迹逐渐缩短，不断有新的径迹生成[23]。因此，当样品在部分退火带内的停留时间较长时，径迹长度分布范围较宽，短径迹较多，常呈偏向短径迹的不对称分布特征；当样品经历两次加热事件时，径迹长度分布呈双峰特征；当样品经历单一快速冷却过程时，径迹长度分布范围较窄，常呈对称的正态分布特征[24]。

15件样品的磷灰石裂变径迹长度分布直方图(见图4)显示，多数样品的径迹长度呈不对称分布形式，大部分具有偏向长径迹的右倾分布特征；径迹长度分布范围较宽，多数样品的径迹长度位于8.0～16.0 μm区间，表明经历比较复杂的热演化史。

图4 研究区样品磷灰石裂变径迹长度直方图Fig.4 Histograms of the apatite fission track length data of the samples in the study area

图5 研究区样品磷灰石裂变径迹长度与标准差关系Fig.5 Relationship between apatite fission-track length and standard deviation of the samples in the study area

根据Galbraith R F[25]总结的五类裂变径迹分布形式(诱发型、火山岩型、混合型、双峰型和基岩型)，混合型的裂变径迹长度范围变化较大，为11.5～14.0 μm，标准差大于2.0 μm。15件样品的磷灰石裂变径迹长度为11.0～13.9 μm，标准差为1.6～2.7 μm(见图5)。样品的裂变径迹分布具有典型的混合型特征，表明研究区经历比较复杂的构造隆升与剥蚀过程。

15件样品的磷灰石裂变径迹长度与标准差之间具有负相关关系(见图5)，磷灰石裂变径迹长度越长，标准差越小。这是因为较短径迹的生成时间较早，在部分退火带内的停留时间较长，导致径迹不断缩短；较长径迹的生成时间较晚，没有经过部分退火带内的复杂演化，标准差较小。因此，标准差较高的样品比标准差较低的样品具有更复杂的构造热演化史[24]。

4 热演化史模拟

磷灰石裂变径迹热演化史反演有助于研究羌塘盆地的隆升与剥蚀过程。为揭示具有复杂热演化史的样品的热演化过程，利用Ketcham R A等[26]提出的退火模型进行热演化史反演。选择封闭径迹数量高于100 条的8件样品(C2、C6、C8、C9、C10、C12、C14、C15)进行热演化史反演模拟(见图6)，应用K-S检验和GOF检验的吻合程度验证模拟结果。其中，绿色部分代表可接受区域，红色部分代表较好区域，黑色实线代表模拟的最佳路线。所有样品的K-S检验值和GOF检验值大于0.05，表明模拟结果良好。

根据磷灰石裂变径迹样品的热演化史模拟结果，样品主要经历三个热演化阶段：第一阶段，年龄为145.0～120.0 Ma，冷却作用不明显，温度大于120 ℃；第二阶段，年龄为120.0～80.0 Ma，特别是100.0～80.0 Ma时，发生快速冷却，样品从120 ℃冷却到60 ℃；第三阶段，年龄为80.0～0 Ma，属于缓慢冷却过程，样品从60 ℃冷却到地表20 ℃，其中20.0～0 Ma时的冷却速度有所加快。

图6 研究区样品磷灰石裂变径迹热演化史模拟Fig.6 Thermal history simulations based on apatite fission-track data of the samples in the study area

5 讨论

5.1 晚侏罗世—早白垩世缓慢隆升阶段

Kapp P[27]研究尼玛地区白垩纪非海相地层与下伏强变形的海相侏罗纪—白垩纪地层的不整合接触，认为班公湖—怒江缝合带形成时间为125.0～118.0 Ma。广泛出露于冈底斯北带和中带的、年龄为145.0～74.0 Ma的强过铝花岗岩[28]，以及出露于南羌塘盆地的、年龄为149.9 Ma的埃达克质花岗闪长岩[29]，是班公湖—怒江洋闭合及拉萨地块与羌塘盆地俯冲、碰撞拼合的直接证据。晚侏罗世—早白垩世期间，在新特提斯洋壳俯冲作用下，拉萨地块与羌塘地块之间发生俯冲、碰撞，羌塘盆地开始构造隆升，从海相盆地逐渐转变为陆相盆地，盆地内接受的最晚连续沉积地层为下白垩统白龙冰河组、雪山组，岩性主要为一套海陆过渡相的紫红色碎屑岩。

羌塘盆地侏罗纪地层总厚度超过7.0 km[6]，所有三叠系及更老地层的样品埋藏深度应超过7.0 km。根据2.5 ℃/100m的地温梯度及20 ℃的地表温度，计算样品埋藏最深时期的地温可达155 ℃，温度足以使样品全部退火，与所有样品的磷灰石裂变径迹年龄远小于其地层年龄的判断结果一致。

15件样品的最老磷灰石裂变径迹表观年龄为118.0、116.0 Ma(见表1)，分解的14个峰年龄中，有5件为早白垩世年龄(132.0～103.0 Ma)，表明样品开始冷却的最早时间是早白垩世中期，即羌塘盆地最早从早白垩世中期(132.0～118.0 Ma)开始构造隆升。南羌塘盆地最年轻的海陆过渡相地层中发现大量Classopollis的孢粉组合，其时代为晚白垩世巴雷姆期(129.0～125.0 Ma)[30]，再次印证羌塘盆地在早白垩世中期，因拉萨地块—羌塘地块碰撞，盆地发生反转，由海相逐渐过渡为陆相，并开启缓慢的构造隆升过程。

Wang Y等[5]认为，羌塘盆地在130.0～110.0 Ma之间发生构造隆升；根据锆石裂变径迹测年，Song C Y等[6]认为羌塘盆地在早白垩世(148.0～94.0 Ma)发生构造隆升。磷灰石裂变径迹的退火温度比锆石裂变径迹的低，根据研究区样品磷灰石裂变径迹的热演化史模拟结果，大部分样品在早白垩世处于缓慢冷却过程，只有样品C2记录到较为明显的早白垩世隆升过程。因此，羌塘盆地在早白垩世处于盆地转换阶段，构造隆升幅度非常有限。

5.2 晚白垩世快速隆升阶段

受新特提斯洋壳向北俯冲到拉萨地块之下的推挤作用影响，羌塘盆地与拉萨地块之间的构造碰撞在晚白垩世达到高峰[7]。根据羌塘盆地的沉积特征，羌塘盆地在晚白垩世缺少大面积的沉积地层，仅在局部发育少量的上白垩统阿布山组磨拉石沉积[11]。晚白垩世，受拉萨地块—羌塘地块碰撞的影响，羌塘盆地开始大面积的构造隆升与剥蚀。

15件样品中，有12件样品的表观年龄为92.0～66.0 Ma(见表1)；分解的14个峰年龄中，有5个为晚白垩世年龄(84.0～72.0 Ma)(见图2)。大量晚白垩世磷灰石裂变径迹年龄的存在，表明羌塘盆地在晚白垩发生快速的构造隆升与剥蚀。

Xiao X等[31]提出青藏高原存在白垩纪隆升，且羌塘盆地东部木乃花岗岩的热年代学资料显示，青藏高原晚白垩世以来的隆升幅度为9.55～9.95 km[32]；Zhang K J等[3]认为，90.0～78.0 Ma期间的羌塘—拉萨构造碰撞，导致青藏高原中部地区开始隆升；Li Y L等[4]认为，在90.0～55.0 Ma期间，由于拉萨—羌塘地块间碰撞，青藏高原中部地区的地壳发生大规模缩短、加厚和隆升；于俊秋等[33]认为，羌塘盆地晚白垩世(100.0～65.0 Ma)处于快速隆升剥蚀阶段，降温速率和剥蚀速率分别为1.46～4.26 ℃/Ma、50～140 m/Ma。

根据样品磷灰石裂变径迹的热演化史模拟结果，大部分样品在100.0～80.0 Ma期间发生快速冷却，从140 ℃快速冷却到60 ℃；根据2.5 ℃/100m的地温梯度计算，隆升剥蚀厚度约为3.200 km，剥蚀速率约为160 m/Ma。

5.3 新生代缓慢隆升阶段

大约在65.0 Ma(即古新世—始新世)，印度板块与欧亚大陆板块发生重要的构造碰撞，导致青藏高原的南部边界发生初始构造隆升[34-35]，羌塘盆地内部发育一套古近系河流—湖泊相沉积(康托组和唢纳湖组)。15件样品中，有1件样品的年龄为新生代表观年龄；14个分解的峰年龄中，有4个新生代年龄峰，为64.0～33.0 Ma。样品磷灰石裂变径迹年龄表明，羌塘盆地新生代发生一定程度的构造隆升与剥蚀。

青藏高原内部新生代岩浆岩演化研究表明，青藏高原在印度—欧亚板块碰撞之后自南向北开始隆升，高原南部在晚渐新世结束隆升[36]。青藏高原腹地伦坡拉盆地的氧同位素研果表明，35.0 Ma时的古海拔为4.0 km左右[37]。Wang C S等[38]认为，青藏高原中部的拉萨和羌塘地块约在40.0 Ma时达到目前的海拔高度。北羌塘康托组和唢呐湖组的碳氧同位素重建的古高程显示，羌塘盆地约在28.0 Ma时达到5.0 km的高程[39]。羌塘盆地新生代构造隆升大约止步于古近纪末期，即羌塘盆地新生代的隆升仅限于古近纪的隆升。

根据样品磷灰石裂变径迹的热演化史模拟结果，样品在 80.0～20.0 Ma之间的冷却过程比较缓慢，在20.0～0 Ma之间的冷却过程比较快。羌塘盆地新生代的构造抬升过程总体较为缓慢，在20.0 Ma之后有所加快。样品的埋藏温度从60 ℃冷却到地表的20 ℃；根据2.5 ℃/100m的地温梯度计算，隆升剥蚀厚度约为1.600 km。