西藏南部康巴穹隆剥露历史分析：来自低温热年代学的证据

2022-07-26马子宁韩中鹏李亚林毕文军徐田堃肖思祺

沉积与特提斯地质 2022年2期

马子宁，韩中鹏，李亚林，毕文军，徐田堃，肖思祺

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.中国地质大学(北京)科学研究院，北京 100083；3.太原理工大学矿业工程学院，山西太原 030024)

0 引言

片麻岩穹隆是由中下地壳热动力学过程产生的、与岩浆作用紧密联系的穹隆状构造(Eskola,1948;许志琴和马绪宣,2015)。北喜马拉雅片麻岩穹隆保存了特提斯喜马拉雅地区自印度与欧亚板块碰撞以来，中下地壳构造变形、高级变质、地壳深熔及地表过程的重要信息(曾令森等,2008)，查明其剥露历史能为刻画陆-陆碰撞后的造山过程提供重要依据。前人对穹窿核部岩体与上覆盖层之间接触关系和相对运动过程存在不同的认识，包括“侵入接触关系”(Burg et al.,1984)、较小运动量的“不整合接触关系”(Lee et al.,2000)与上盘相对下盘向北运动的“拆离断层接触关系”(Chen et al., 1990; Burchfiel et al., 1992; 王根厚等,1997; Steck et al., 1998;Edwards et al.,1999; Hodges, 2000)，这也导致对整个穹窿构造形成的动力学机制存在不同的观点。可见，明确穹隆构造内伸展断裂的性质及活动过程是全面认识其形成演化的首要前提。低温热年代学是研究地壳浅部热史演化的重要手段，也是精确刻画区域剥露历史的有效手段。

康巴穹隆位于喜马拉雅中段、藏南低分水岭地区(李德威等, 2003;刘德民等, 2005)，在经历自新生代以来持续性构造活动的同时，留存有大量冰川和地面径流等地表过程造成的侵蚀地貌。穹隆核部的花岗片麻岩是进行低温热年代学研究的理想对象，反演其冷却历史不仅能为穹窿构造的形成提供可靠依据，也是探讨构造与气候的耦合过程的关键环节。

本文在野外基岩样品采集和低温热年代学实验结果模拟的基础上，建立了康巴穹隆区域地貌的演化模型，获得了核部岩体自中新世以来的剥露速率及其隆升时限，明确了康巴穹隆伸展断裂带与藏南拆离系(STDS)之间的运动学关系，结合区域构造活动与气候条件，探讨了核部岩体两次快速冷却的构造-气候成因。

1 区域地质背景

北喜马拉雅片麻岩穹隆带(NHGD)(Zhang J et al.,2012)位于藏南拆离系(STDS)与雅鲁藏布江缝合带(IYSZ)之间的特提斯喜马拉雅地区(张志等,2017，图1A)，是由一系列不连续的、自西向东近同纬度带状分布的穹隆组成。带内穹隆的核部岩体由古生代花岗岩(如康马穹隆；Chen et al., 1990;Lee, et al., 2000)、康巴穹隆(Quigley et al., 2006, 2008; Liu et al., 2016; Lin et al., 2020)或新生代淡色花岗岩(如雅拉香波穹隆；Zeng et al., 2009)组成，岩体之上覆以浅变质的特提斯喜马拉雅岩系(董汉文等,2017)，两者多呈伸展断层接触。由于大多数穹隆核部的淡色花岗岩(脉)在岩石组合和地球化学特征上与高喜马拉雅淡色花岗岩具有一致性、伸展断裂带与藏南拆离系(STDS)具有相似的构造特征，所以伸展断裂带常被认为是藏南拆离系(STDS)在特提斯喜马拉雅地区的延伸出露(Chen et al., 1990; Burchfiel et al., 1992;Steck et al., 1998;Edwards et al.,1999;Hodges,2000; Lee et al., 2006; Aoya et al., 2006; 张进江,2007; Zhang et al., 2012; 王晓先等，2015)。

康巴穹隆位于北喜马拉雅片麻岩穹隆带中部，核部岩体主体由花岗片麻岩组成，出露形态不规则，总体呈近东西向展布，面积约为400 km2(周志广,2008；图1B)。核部岩体与特提斯喜马拉雅沉积地层以伸展断裂接触(图1B、D)，穹隆区域内留存有大量冰川和地面径流等地表过程造成的侵蚀地貌。

2 采样、实验测试及模拟

2.1 样品采集及前期处理

本研究样品为远离淡色花岗岩岩脉的新鲜花岗片麻岩(图1B、C)，共采集年龄高程剖面样品3件，用于锆石FT年龄分析，同时采集1件基岩样品用于锆石U-Pb年龄分析，通过手持GPS确定采样位置，海拔高度分布为5050～5450m，采样间隔为200m(图1C)，均位于穹窿体核部。单颗粒锆石的挑选工作在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成，是按照标准重矿物分离方法将初碎样品逐级破碎至60目，再经重液分离法和磁选法等手段进行分离提纯后，在体视镜下选出晶形完好、表面无裂隙、内部无包裹体的锆石颗粒。

1—第四系沉积；2—上侏罗统遮拉组；3—下侏罗统日当组；4—上三叠统涅如组；5—中、下三叠统吕村组；6—中二叠统康马组；7—下二叠统破林浦组；8—加里东期花岗片麻岩；9—实测、推测断层；10—高程剖面位置图A修改自(Liu et al., 2017; Wang Y et al., 2017, 2021;Khanal et al., 2020)，数据来源:a(Wang Y et al.,2005),b (Harrison et al., 1999), c (Searle et al.,1997), d (Schärer U et al.,1986), e(Murphy, 2007), f(Leloup et al., 2010), g(Wu et al.,1998), h(Edwards et al., 1999)；图B修改自(Quigley et al., 2008; Lin et al., 2020)图1 喜马拉雅造山带地质简图(A)、康巴穹隆地质图及剖面图(B)、穹隆核部岩体(C)、伸展断裂图(D)Fig.1 Simplified geologic map of the Himalayan orogen(A), Simplified geologic map of the Kampa dome and NE-SW geological cross-section A-B(B), core of the dome(C) and extensional fault of the dome(D)

2.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

锆石制靶、阴极发光图像(CL)采集以及LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析工作均在湖北省武汉上谱分析科技有限责任公司完成。实验前期处理是将锆石颗粒经环氧树脂粘贴于样品靶上，根据阴极发光图像遴选锆石U-Pb同位素测试点(图3B)。锆石U-Pb定年测试利用LA-ICP-MS仪器分析完成，详细的仪器参数和分析流程见(Zong et al., 2017)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Ludwig, 2003; Liu Y et al., 2008, 2010)完成。

2.3 锆石裂变径迹(ZFT)年代学

锆石裂变径迹(ZFT)样品的制备与测试均在北京安普泰德科技有限公司进行。实验首先将经打磨抛光露出矿物颗粒最大面的锆石靶片在210℃条件下的KOH + NaOH高温熔融物内蚀刻20～35h，以揭示其自发径迹(Yuan et al., 2003,2006)，再将样品与无铀白云母片叠合后，与CN2锆石标准铀玻璃(Bellemans et al., 1995)一并接受热中子辐照(Yuan et al., 2006)，利用25℃条件下的40%HF溶液蚀刻白云母外探测器，揭示样品诱发径迹，矿物的自发/诱发径迹的测量统计均采用1200倍高精度光学显微镜。

2.4 Pecube三维数值模拟技术

为了进一步还原康巴穹隆的剥露过程，本文使用了Bruan(2012)团队开发编写的三维数值模型Pecube。该模型的原理是通过赋予研究区岩石圈地壳几何参数、地表地形和构造环境等边界条件，在经历构造抬升、地表侵蚀和地形演化的地质块体中，以有限元的方法解三维热传导方程，从而模拟地壳内部地温场(Braun et al., 2012;周祖翼, 2014;张远泽, 2015)。将运用此“温度-时间轨迹”模拟计算出的热年代学年龄，与实测热年代学年龄对比，可获得评价模型失配度的指标misfit。

在Pecube正演的运行代码中，本文根据遥感影像确定了康巴穹隆研究区所需模拟的区域，并采用ArcGis软件提取了模型地表的边界数字高程模型(DEM)数据；结合前人研究资料，设定了反演模型的其他边界条件，包括地壳厚度、边界坐标等在内的地壳几何参数，其中岩石密度为地壳密度2700kg·m-3(Valla et al., 2010;Ge et al., 2020)、地幔密度为3200kg·m-3(Pierre et al., 2010)，热扩散率为25 km2·Ma-1(Braun et al., 2012)、模型厚度50km (Li et al., 2006; Wang C Y et al., 2010)，地表温度8℃和大气温度梯度为4℃/km (Bermudez et al., 2011)，建立了与地质事实较相符的正演模型(图2)。

图2 康巴穹隆研究区Pecube模型Fig.2 Pecube model of the Kampa dome

在Pecube反演运行代码中，本文将康巴穹隆3个样品的实测年代学数据内置于低温测年体系中，其“剥蚀速率转换时间”及“阶段剥蚀速率”的取值范围及最优结果见表1。模型反演的次数参数为：初始模型500个、重反演模型200个、邻域计算50次，共计10500个模型。本文的三维数值模拟工作获得国家超级计算广州中心支持，是经“天河二号”超级计算机内5节点、120核并行计算36h完成。

表1 Pecube模型反演参数及结果

3 实验结果

3.1 锆石U-Pb年龄结果

锆石样品的U-Pb年龄谐和锆石频率分布直方图(图3A)的绘制采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。康巴穹隆核部岩体样品(MZN-7-4)自形程度较高、呈长柱状，长宽比约为3∶1。锆石颗粒内部结构清晰，无包裹体，边部干净，具有明显的韵律环带结构(图3B)，锆石Th和U含量分别在78×10-6～2668×10-6和107×10-6～3066×10-6之间，Th/U比值在0.44～0.99之间(表2)，谐和年龄为497.89±1.2Ma(图3A)。

图3 康巴穹隆花岗片麻岩LA-ICP-MS锆石U-Pb谐和图(A)、锆石CL阴极发光图像及测试位置(B)Fig.3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb age concordia diagram of the gneiss granite from the Kampa dome(A)、CL images of the representative zircons(B)

表2 康巴穹隆核部岩体花岗片麻岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析结果Table 2 Concordia plots of the zircon U-Pb dating data for the granitic gneiss in the core of the Kampa dome

3.2 锆石FT年龄结果

本次实验的 Zeta常数为(88.2±2.9)a /cm2，应用IUGS推荐的Zeta常数标定法计算出裂变径迹中心年龄，实验结果列于表3。借助Green(1986)提供的方法对所测单颗粒年龄是否属于同一年龄组的概率进行评价，P(χ2)值用于评价所测单颗粒属于同一年龄组的概率(Galbraith, 1981; Galbraith and Laslett, 1993)，若P(χ2)>5，则代表样品的同组年龄；若P(χ2)<5，则表明样品单颗粒年龄不均匀分布，此时应代之以权重平均年龄，即“中心年龄”。所测样品MZN-7-1、MZN-7-3和MZN-7-6的P(χ2)<5，数据的年龄分布见雷达图解(图4A)，其锆石裂变径迹中心年龄分别为17±1.0Ma、11±1.0Ma和16±1.0Ma，年龄高程相关性较弱(图4B)，但均小于岩体形成年龄(ca.497.89Ma)。

图4 χ2 检验值小于5%样品锆石裂变径迹年龄分解图(A)实测及模拟年龄-高程图解(B)Fig.4 Decomposition of zircon fission track age which failed the χ2 test (A)， age-elevation diagram of measured and model age (B)

表3 康巴穹隆核部花岗片麻岩锆石裂变径迹(ZFT)测试结果Table3 Observed results of ZFT and relevant calculated data for the granitic gneiss in the core of the Kampa dome

3.3 Pecube模拟结果

上述10500个Pecube三维模型的最低失配函数(misft)为0.92，各模拟参数的散点图(图5)也具有良好的趋近趋势。综合模拟结果，康巴穹隆地区自中新世以来共经历两次快速剥露(图4B、图6)，第一次快速剥露起始于中新世15.9Ma，在11.4Ma结束，其平均速率为1.38mm/yr；第二次快速剥露起始于上新世4.2Ma，平均速率为0.98mm/yr；两次快速剥露之间是平均速率为0.09 mm/yr的缓慢剥露。

图5 Pecube模型反演失配函数散点图Fig.5 Scatter plots of Pecube inversion misfits

4 讨论

前人对北喜马拉雅片麻岩穹隆带的形成机制进行了大量研究，提出了不同的形成模式(Burg et al., 1984; Harrison et al., 1997;Yin et al., 1999;王根厚等,1999;张进江,2007)，无论何种模式，穹窿体的隆升剥露过程均与区域构造活动联系紧密，而区域构造活动所造成的浅地表热扰动会体现在由低温热年代学体系所记录的剥蚀历史中(李汉敖,2020)。

近年来，针对康巴穹隆伸展断裂内同构造淡色花岗岩岩脉的年代学研究(Quigley et al., 2006,2008; Liu et al., 2016; Lin et al., 2020)表明，康巴穹隆伸展断裂在活动时限上与藏南拆离系(STDS)具有相似性，因而被认为是藏南拆离系(STDS)在北部的延伸出露(王晓先等,2015)。本文通过数值模拟得出康巴穹隆第一次快速剥露的时间为15.9～11.4Ma，在时限上与康巴穹隆南部锡金地区的藏南拆离系ca.15～14Ma的活动时限(Kellett et al., 2013)、亚东地区藏南拆离系ca.15～11Ma的活动时限(刘文灿等, 2004;Xu et al., 2013)一致(图6)，可以将此次快速剥露解释为是康巴穹隆核部岩体冷却历史对强烈改变浅地表等温线的藏南拆离系活动所产生的响应，ca.11.4Ma开始的低速剥露则可能与藏南拆离系活动的停止有关。

康巴穹隆核部岩体第二次快速剥露起始于上新世，平均速率为0.98mm/yr。在这一时期，与穹隆冷却相关的大规模边界断层活动已停止，此次起始于中新世的冷却应主要受控于气候作用，且青藏高原的气候事件在这一时期已和全球气候事件相吻合(季军良等，2013)。北太平洋ODP1021和印度洋ODP722钻孔(Herbert et al., 2016)所反映的海平面温度变化(图6)显示，东亚及南亚古气候在上新世发生明显变化，总体上呈随时间波动式变冷，Zhang et al., (2020)通过北太平洋ODP885A钻孔岩心沉积物化学蚀变指数(CIA)的变化(图6)，揭示出亚洲内陆地区在这次全球快速变冷背景下化学蚀变作用增强的现象。本文的数值模拟结果中，康巴穹隆核部岩体的第二次的快速剥露与这次全球气候变化在时间上相近。

本文针对康巴穹隆的野外地质调查表明，康巴穹隆区内地面径流源于区域降水而非上游来水，这与喜马拉雅地区众多河流的特征类似(Clift et al., 2008)。区域降水量增加可在直接加深地表受剥蚀程度的同时又通过增加河流的径流量而加强河流下切侵蚀及溯源侵蚀作用(Zheng et al., 2014)，造成岩体的阶段性快速冷却。前人对喜马拉雅造山带各地区气候(降水)与快速剥蚀事件的耦合关系进行了大量细致的研究(丁林等,1995;于祥江等,1995; 赵志丹等,2003; Grujic et al., 2006;Zeilinger et al., 2007;Thiede et al., 2009;Deeken et al., 2011;Patel et al., 2011; Adlakha et al., 2013; Zheng et al., 2014)，Zheng et al.(2014)认为以降水量增加为代表的气候作用是造成高喜马拉雅地区上新世以来经历快速剥蚀的原因。本文数值模拟所显示的康巴穹隆核部岩体自上新世发生的速率为0.98mm/yr的快速剥露，在位置、时限及强度上与前述研究具有显著的相关性，可认为此次快速剥露是其对以降水量增加为代表的气候变化过程的响应。

红色部分引自(Kellett et al., 2013)、紫色部分引自(刘文灿等, 2004; Xu et al., 2013)，所示年龄为区域内藏南拆离系活动时间；绿色折线部分表示北太平洋、印度洋海平面温度变化；黄色折线部分为北太平洋化学蚀变指数变化图6 中新世以来康巴穹隆剥蚀速率-时间变化图Fig.6 Denudation rate-time variation of the Kampa dome since Miocene