2013, Vol. 29
2. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
4. 成都理工大学地球科学学院，成都 610059
2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China;
3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. College of Earth Sciences, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China
青藏高原的形成和喜马拉雅的隆起是地球科学中最热门的课题之一(Wang et al., 2008)，而沉积盆地及其内部的沉积物则是高原演化及其所造成的环境效应的档案库(Wang et al., 2000, 2002)。盆地的形成与沉积物的堆积源于地壳表面的沉降作用(王成善等, 2003; Allen and Allen, 2005)，研究盆地沉降过程可以最直接用于探讨盆地的填充埋藏和构造演化历史(Magoon and Dow, 1994)，也可为划分盆地类型(Xie and Heller, 2009)、分析盆地沉降机制(Sawyer et al., 1987)、进一步的热史分析(Kuhn et al., 2010) 以及定性分析盆地大地构造背景(Sachsenhofer et al., 1997) 探讨青藏高原演化提供重要证据。沉降史分析的基本理论方法主要有两种：第一为反演法即以岩石地层研究为基础的地史分析(Geohistory analysis) 或回剥分析(backstripping) (Watts et al., 1976; Sclater et al., 1980)；第二为正演法即根据人为赋予的沉积或构造负载进行的岩石圈热量和机械模拟(Beaumont et al., 1988; Stovba et al., 2003)。
伦坡拉盆地位于西藏自治区班戈县境内，现今海拔4600余米，自20世纪50年代以来经历了较大规模的勘探开发，积累了丰富的地质资料(Wang et al., 1997; 夏位国, 1982; 艾华国等, 1998; 赵文津等, 2004; 陈天成, 2001)，是目前西藏高原唯一获得工业油流的一个盆地(雷清亮等, 1996; 王成善等, 2006; 张大伟, 2011)。盆地内发育巨厚的新生代牛堡组和丁青湖组沉积(高瑞琪和赵政璋, 2011)。前人对盆地的沉积记录开展了众多工作，Rowley and Currie (2006)通过沉积物氧同位素研究得出35Ma以来盆地一直处于海拔4000m以上；邓涛等(2011)认为盆地丁青湖组上段发现的古脊椎动物指示了3000m左右的古高程；Wang et al. (2011b)对比研究渐新世伦坡拉及早中新世卓乃湖油页岩得到了古气候由干燥到潮湿转变的证据。尤其是Rowley and Currie (2006)古高程的研究使得伦坡拉盆地成为国内外学者关注的焦点。最近一些学者又对该盆地年代地层认识取得了重要进展(He et al., 2012; 邓涛等, 2011; 方小敏等，待刊)，这为进一步的盆地分析工作提供了重要数据。
然而，前人对盆地的形成和演化历史却鲜有详细探讨，在本文中我们根据11口钻井及1条实测剖面，采用回剥法对地层剖面进行反演模拟，旨在用量化手段解决伦坡拉盆地沉降史问题，分析盆地沉降特征，沉降机制，解释盆地类型和演化过程，探讨青藏演化。
2 区域地质背景伦坡拉盆地位于青藏高原中部，羌塘地体与拉萨地体之间，是一个沿缝合于早白垩世的班公湖-怒江缝合带东西向展布的新生代陆相盆地(王剑等, 2004)，其西侧为尼玛盆地，北部为伦北盆地，南部为班戈盆地。
对盆地边界的界定主要依靠地层和构造两方面的证据，盆地北部边界主要受断裂控制(图 1)，东起达玉山断裂，经过错尔果姜玛、蒋日阿贡约等逆冲断层，向西可到答些日鄂玛附近区域；由于第四系覆盖盆地南部边界断层出露并不明显，从地球物理资料来看(林清良和周震质, 1996; 赵建成, 2011)，主要断层东起徐果错附近，经纳卡错、接奴、碌岗塘卡一带，向西到达色林错北部区域(图 1b)。这两条带之间出露大片牛堡组及丁青湖组地层，该区域呈楔形分布于东经88°30′~90°50′，北纬31°40′~32°10′之间，东西长约200km，中部较宽约为30km，向东西两边逐渐变窄，宽度约为10km，面积约为3600km2，为高原低山丘陵地形。
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图 1 新生代伦坡拉盆地大地构造位置及区域地质简图(据西藏自治区地质调查院, 2002①, 2003②; 吉林省地质调查院, 2003③, 2006④; He et al., 2012编制) 图中根据地层分布和断层展布情况使用黑色的虚线画出了盆地边界；使用绿色实线表示了两条实测剖面图，其中碌岗塘卡剖面用于沉降史分析，而另一条错尔果姜玛附近的扎加藏布剖面主要用于附近钻井剖面丁青湖组剥蚀量的校正；紫色实线表示的两条地震剖面的具体细节见图 2 Fig. 1 The tectonic position and regional geological map of Cenozoic Lunpola basin (after He et al., 2012) |
①西藏自治区地质调查院一分院. 2002.中华人民共和国区域地质调查报告, 班戈县幅(H46C001001)
②西藏自治区地质调查院二分院. 2003.中华人民共和国区域地质调查报告, 兹格塘错幅(I46C004001)
③吉林省地质调查院. 2003.中华人民共和国区域地质调查报告, 多巴区幅(H45C001004)
④吉林省地质调查院. 2006.中华人民共和国区域地质调查报告, 昂达而错幅(I45C004004)
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图 2 伦坡拉盆地地震剖面图(据赵建成, 2011修改) (a)-L1测线的剖面图，自西向东主要经过了蒋日阿错凹陷、江加错凹陷、爬错凹陷以及徐果错凹陷等区域；(b)-L2测线的剖面图，主要反映了伦坡拉盆地南北分带的构造格局，从北向南为北部逆冲推覆带、中央凹陷带和南部冲断隆起带.两条地震剖面的具体位置见图 1.图中1-7层分别为：1-牛堡组一段上部; 2-牛堡组二段下部; 3-牛堡组二段上部; 4-牛堡组三段下部; 5-牛堡组三段中部; 6-牛堡组三段上部; 7-丁青湖组 Fig. 2 Seismic cross section in Lunpola basin (modified after Zhao, 2011) |
从盆地现今构造格局分析，整体上呈南北分带，东西分块的构造格局，即北部逆冲推覆带，中央坳陷带，南部冲断隆起带(艾华国等, 1998)(图 2)。中央坳陷带自西向东可以分为三八二凹陷，蒋日阿错凹陷，江加错凹陷，爬错凹陷和徐果错凹陷(图 1)，但关于三八二凹陷和徐果错凹陷的资料较少，因此蒋日阿错凹陷、江加错凹陷与爬错凹陷是本文探讨的重点区域。
盆地范围内中生界基底主要为海相侏罗-白垩系(西藏自治区地质调查院, 2002, 2003; 吉林省地质调查院, 2003, 2006)，盆地北部主要出露深灰色泥质板岩、变质砂岩、硅质灰岩为主的木嘎岗日岩群、中基性火山岩夹碎屑岩的去申拉组和以砂砾岩、砂岩、粉砂岩为主的竟柱山组；与北部不同盆地南部侏罗纪地层主要为杂色粗-细碎屑岩夹火山岩的接奴群且有大片桂牙岩组构造岩出露。
盆地中新生界仅发育古近系至新近系及第四系(西藏自治区地质调查院, 2002, 2003; 吉林省地质调查院, 2003, 2006)，沉积厚度＞3000m。下部始新统-渐新统牛堡组，厚度20~3000m，其岩性和厚度横向变化较大，盆地中心部位最厚，岩石粒度细，含油、气，向边缘减薄，岩石粒度变粗，少见油、气(杜佰伟等, 2004)。牛堡组下段为棕红色砂岩、砾岩，化石稀少，局部夹灰绿紫红色泥岩，与下伏中生界呈不整合接触(张克银等, 2000)；中上段以灰色、灰绿色泥页岩为主夹泥灰岩、油页岩，局部夹凝灰岩，产轮藻、孢粉、介形类等化石(夏位国, 1982, 1986)。上部渐新统-中新统丁青湖组，主要为一套半深湖-深湖相碎屑岩，与牛堡组呈局部平行不整合接触(王剑等, 2004)，盆地中部沉积厚度可达1000m以上，其下段为灰色泥岩、页岩、油页岩、泥灰岩及灰黄色粉细砂岩，局部发育含介形虫的鲕状灰岩；中段为灰色泥岩、页岩夹油页岩、粉砂岩和细砂岩，含介形虫和轮藻化石；上段为灰色泥岩夹灰色页岩、粉砂岩，含介形虫和轮藻化石(张忠英, 1980; 夏位国, 1986)。
3 分析方法与数据处理通过研究沉积地层反演盆地的沉降史是回剥分析的主要原理(Watts and Ryan, 1976; Sclater and Christie, 1980)。沉降史曲线为时间-深度曲线，因此分析过程中首先要进行地层的划分对比与地层年代限制，然后进行脱压分析、沉积物负荷校正以及计算构造沉降(Magoon and Dow, 1994; Stapel et al., 1996; 荐军, 2001; Vargas et al., 2009)，由于伦坡拉盆地为小型陆相盆地，恢复其沉降史过程中可以不考虑绝对海平面及古水深的影响，另外丁青湖组与第四纪沉积物之间存在着不整合面，模拟过程中还要恢复丁青湖组的剥蚀量。
3.1 地层划分与对比地层的划分与对比主要依据电性、岩性组合特征及古生物来确定的。以11号井(图 1、图 3) 为例，0~0.5m为为第四纪含砾砂层；0.5~934.5m主要为灰色-深灰色泥岩、页岩夹砂岩、粉砂岩，划分为丁青湖组，其中0.5~401m视电阻率曲线为以低阻为主的锯齿状-犬牙状曲线且含有介形虫化石光明湖花介-东山土星介组合(夏位国, 1982) 与藏1井丁青湖组上段特征相似(第四普查勘探大队, 1994①)；401~594m电性特征表现为束状低阻层，含介形虫化石的数量和种类非常少，划分为丁青湖组中段；549~934.5m又开始大量出现介形虫化石，为正式美星介-丁青泥星介组合，电性特征为锯齿状-束状低阻层夹中阻层，底部出现递增型梳妆高阻层，对比藏1井将本层划分为丁青湖组下段；934.5~1658.5m为一套砂、泥、碳酸盐组合，灰质含量较高，并夹有深灰色页岩，与藏1井牛堡组上段岩性组合特征极其相似，该段所含介形虫化石为沼真星介、清楚真星介等，电性特征表现为束状和峰状高阻层；1658.5~1846m为褐灰色泥岩与褐灰色泥质粉砂岩、泥晶灰岩互层，夹斑状含油砂岩及灰色页岩，灰质岩与砂泥岩比为1:4.3，与藏一井牛堡组中段顶部灰色泥岩与粉砂质泥岩、泥晶灰岩互层、灰质岩与砂泥岩比为1:4相似，划分为牛堡组中段的顶部。
①第四普查勘探大队. 1994.西藏自治区班戈县藏1井完井地质报告
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图 3 各剖面简化地层柱状图 Fig. 3 Simplified lithologies of the sections |
前人对盆地年代地层的研究主要集中在微体古生物学方面(王开发等, 1975; 张忠英, 1980; 夏位国, 1982, 1986)，将新生代地层年代限定在了始新世至中新世这一范围内，其中，夏位国(1986)通过分析盆地北部牛堡组上段的轮藻化石，划分了Obtusochara jingzhouensis-Grambastichara tornata组合，并与江汉盆地潜江组所含轮藻化石相对比，确定其地质年代为晚始新世；近年来邓涛等(2011)对比研究丁青湖组上部哺乳动物化石确定其年代为18~16Ma；He et al.(2012)对中下丁青湖组斑脱岩层进行锆石U-Pb分析得到其年龄为23.5±0.2Ma；方小敏等(待刊) 使用古地磁学方法获取了牛堡组52~33Ma、丁青湖组33~17Ma的年龄。因此我们在计算过程中，将牛堡组上段年龄定为37.2~33Ma，即与晚始新世普里阿帮阶相当；丁青湖组中下段年龄定为33~23.5Ma；丁青湖组上段年龄定为23.5~17Ma。由于大部分钻井并未钻穿牛堡组中、下段，只能对其底界的年龄进行估计，以11号钻井为例，牛堡组中段未钻穿，经过对比将此段划分为牛堡组中段顶部，因此估计其底界年代为42Ma。
3.3 地层脱压分析在脱压分析中我们使用“地层骨架厚度不变”压实模型(Falvey and Deighton, 1982)，通过孔隙度变化探讨地层厚度变化因此可以借助于孔隙度-深度关系来恢复同一地层在不同时期的古厚度(Sclater and Christie, 1980; Baldwin and Bulter, 1985)，该模型一般适用于流变性不是很强的所有地层(陆克政等，2003)。
压实过程中岩石孔隙度与埋深之间存在函数关系：Φ=Φ0e-cy (Allen and Allen, 2005)
式中：Φ为孔隙度；c为孔隙度-深度曲线倾斜度系数；y为深度；Φ0为表面孔隙度。其中每一种岩性都有各自特征的Φ0和c值(Sclater and Christie, 1980)(表 1)。
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表 1 北海盆地不同岩性的孔隙度-深度参数(据Sclater and Christie, 1980) Table 1 Exponents used by Sclater and Christie (1980) for different lithologies of the North Sea |
脱压分析中将单位横截面积的某岩层从y1和y2处移动至起初始沉积位置y′1和y′2时(图 4)，其脱压厚度为：
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图 4 去压实作用简图(据Allen and Allen, 2005; Sciunnach and Garzanti, 2012修改) 图中所示向右的方向表示了去压实的过程，假设盆地中沉积了三套地层，当去掉C层以后，A、B两套地层就会恢复到新的厚度和深度，此时B层厚度就是其沉积时的原始厚度 Fig. 4 Decompaction scheme (modified after Allen and Allen, 2005; Sciunnach and Garzanti, 2012) |
式中：Φ0(e-cy1-e-cy2)/c为脱压前孔隙量；Φ0(e-cy'1-e-cy'2)/c为脱压后孔隙量。
3.4 构造沉降计算去压实作用之后可以得到各沉积地层的初始厚度，但受沉积物负载的影响，这并不是初始的构造沉降(Watts et al., 1982; Busby and Ingersoll, 1995)。因此，必须进行沉积物负载的校正，在这个过程中一般使用地壳均衡模式(Einsele, 1992) 进行分析，这一原理主要是指趋向于抬高大陆的力与趋向于降低大陆的力保持平衡，表现为地壳顶面的升降是岩石圈结构厚度与密度参数的函数，即为在假定忽略大气圈影响下，均衡代偿面承受单位面积重量在各处均相等(图 5)。
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图 5 地壳均衡原理模式图(据Einsele, 1992; 王成善和李祥辉, 2003修改) 地壳均衡是趋向于抬高大陆的力与趋向于降低大陆的力保持平衡，表现为地壳顶面的升降是岩石圈结构厚度与密度参数的函数，其中(a) 为大陆架模式，(b) 为高原模式，比大陆架模式缺少水层和沉积物层 Fig. 5 Isostatic model (modified after Einsele, 1992; Wang and Li, 2003) |
假设盆地基底发生构造沉降D，沉积物填充后形成的初始厚度也就是地层脱压后的厚度H，忽略沉积后古水深与海平面发生的波动，则平衡关系式为：
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式中hc为陆壳厚度，ρc为密度；ρw为水的密度；ρs为沉积物密度；ha、h′a分别为沉积前后均衡代偿面以上地幔厚度，ρa为密度
计算得：构造沉降
在文中我们取水的密度为1.035kg·m-3，地幔密度为3.33kg·m-3。这样就得出了一个沉积层的构造沉降，要想恢复某个剖面的构造沉降史就需要对每一层进行以上几步的处理，由于我们仅仅获得了有限的年代限制，在处理过程中不可能对每一单岩性岩层进行计算，而是只能分析某一段岩层。因此，沉积物的密度ρS是根据各岩层密度加权而来(表 2)：
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表 2 11号井数字模拟数据表 Table 2 Data of well 11 used during numerical modelling |
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其中为Φi单层孔隙度；ρsgi为单层沉积物颗粒密度；为Y′i某一单层厚度。
3.5 剥蚀量分析关于计算地层剥蚀量的方法有地层对比法、沉积速率法、声波时差法和镜质体反射率法等(Henry and Kharitonova, 1996; 刘景彦等, 2000; 纪友亮等, 2006; 袁玉松等, 2008; )，本文使用沉积速率法和地层对比法确定剥蚀厚度。首先假设不整合作为以不整合之前速率沉积的物质等于以不整合之后的速率剥蚀掉的物质处理(牟中海等, 2000)，
剥蚀厚度
式中TE为剥蚀开始的年龄；T1和T2是紧靠不整合面上、下地层的沉积物年龄；R1和R2是紧靠不整合面上、下地层的沉积物的沉积速率。使用该方法计算9号钻井丁青湖组剥蚀量, 约为96m，以此为标准对比校正8号、10号钻井确定剥蚀量830m、290m；3、4、5钻井使用扎加藏布江实测剖面(图 1) 校正其丁青湖组地层厚度，确定剥蚀厚度为504m、500m、400m；北部逆冲推覆带上的6号、11号钻井使用藏1井校正，剥蚀厚度为800m、120m；对于西部两条牛堡组剖面由于资料相对较少，很难确定其剥蚀厚度，因此仅对现有地层进行了分析。
各井剥蚀厚度出现较大差异，分析其原因可能为第一该区域为后期构造活跃区，新近纪构造活动造成了较大地形起伏，为差异剥蚀创造了条件，如处于背斜核部的8号井受到的后期剥蚀相对强；第二水系非常发育，西藏第一大内流河扎加藏布江即近东西向流过此处，河流流经区域如3号井剥蚀厚度相对较大。沉积速率及地层对比的方法确定剥蚀量仅是一种相对粗略的分析，要想获取其精确剥蚀量尚需更加细致的工作。
3.6 数字模拟数据处理过程中一般借助于计算机进行模拟，盆地数字模拟的手段首先是由Steckler (1978)提出的，其历了许多学者的补充和优化(Bond and Kominz, 1984; Hayward et al., 1994; Allen and Allen, 2005)，但大多程序都是实验室内部使用没有进行大规模的普及，其后由于石油勘探开发的需要，出现了一些专业的盆模软件，如Basin Mod与PetrolMod等，本文中所有的钻井剖面的分析都是在Basin Mod的环境下进行的，以11号井为例，数字模拟过程中需要的数据见表 2。
4 模拟结果经过对11条钻井剖面和1条实测剖面的回剥分析获取了以下沉降曲线(图 6)，虽然大部分剖面缺少牛堡组下段资料，但这在整体上并不影响沉降分析的结果。
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图 6 伦坡拉盆地各剖面构造沉降曲线 图中各个剖面的具体位置见图 1、地层柱状见图 5，其中1号、2号剖面只模拟了牛堡组沉积阶段的沉降史，7号、9号剖面的虚线段表示模拟过程中的估计量 Fig. 6 Tectonic subsidence curves for sections in Lunpola basin |
忽略构造抬升阶段，盆地构造沉降曲线为明显的快慢两段式上凹曲线，这种沉降组合在世界各地的含煤、含油气盆地中非常常见，如墨西哥狮子湾盆地(Benedicto et al., 1996)、澳大利亚吉普斯兰盆地(Falvey and Mutter, 1981)、美国里奇盆地(Karner and Dewey, 1986)、我国渤海湾盆地(Hu et al., 2001)、南襄盆地(夏东领和胡望水, 2010)、琼东南盆地(Yin et al., 2011) 等。这些盆地大部分分布于板块边缘或者大型走滑断层区域，其沉降曲线均为上凹式，一般可以分为裂陷盆地或走滑盆地两种。但细究这些盆地的沉降参数却与伦坡拉盆地有较大的差别。
伦坡拉盆地快速沉降阶段中沉降幅度为600~1200m，这小于我国东部盆地裂陷2~3km (张渝昌等, 1997; Hu et al., 2001; 姜素华, 2007; 夏东领和胡望水, 2010) 和一般走滑盆地2km以上(Hunt and Mabey, 1966; Rumelhart and Ingersoll, 1997) 的沉降幅度，而且不存在如渤海湾盆地经历的明显的3~4个幕式沉降(祁鹏等, 2010)；其沉降速率为50~200m/my，持续时间为始新世-渐新世，约为20Ma，类似于渤海湾盆地裂陷期持续时间(胡圣标等, 1999)，但与典型走滑盆地短于10Ma的沉降期(Xie et al., 2009; Christie-Blick and Biddle, 1985; Dickinson et al., 1987) 不同。这一阶段伦坡拉盆地主要沉积了牛堡组地层。
在缓慢沉降阶段基底沉降幅度为100~500m，沉降速率为10~60m/my；主要为渐新世-中新世，持续时间约为15Ma，沉积丁青湖组地层。15Ma的持续时间既不同于典型走滑盆地沉降中由于主断层演化和位置变动造成的突然结束(Sylvester, 1988; Storti et al., 2003; Waldron, 2005) 又不同于我国东部盆地持续时间较长(一般大于快速沉降的持续时间) 的裂后期沉降(姜素华, 2007)。
因此，根据沉降参数的分析不能简单的将伦坡拉盆地划归为某种盆地类型进行探讨。
5 讨论 5.1 沉降中心迁移从沉降曲线特征来看，盆地的沉降可以明显分为快速沉降和慢速沉降两个阶段，为了系统探讨盆地沉降和演化，以盆地中单井构造沉降为基础，对比分析不同剖面之间两个阶段的沉降幅度特征，初步建立了盆地沉降的时空模型(图 6、图 7)。
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图 7 沉降幅度等值线图 (a) 图表示了始新世牛堡组中段、上段沉积时盆地各区域沉降幅度分布情况，可以看出此时盆地的沉降中心位于盆地中心部位，江加错凹陷与蒋日阿错凹陷区域；(b) 图表示渐新世-中新世时期盆地沉降幅度分布，此时沉降中心明显向北东方向迁移，位于中央凹陷临近北部逆冲推覆带区域 Fig. 7 Isopleth map of subsidence amount |
始新世, 也就是快速沉降阶段，各条剖面均有较大的沉降幅度，但在平面上也表现出较大的差异，沉降中心处于5号钻井附近江加错凹陷西侧接近蒋日阿错凹陷处，沉降幅度可达1200m，向东西两端逐渐变小，在1号、12号钻井附近沉降幅度降低到400m左右，而且在盆地南部沉降幅度迅速降低，不同区域沉降量等值线表现为同心环状的特征。值得注意的是，大部分剖面缺少牛一段地层，因此仅分析了牛二段沉积以来盆地的沉降特征。
与快速沉降阶段相比，渐新世-中新世缓慢沉降阶段，各井的沉降幅度明显减少，沉降中心分布于中央凹陷临近北部逆冲推覆带的7号钻井附近，沉降量约为400m，向盆地东西两端逐渐降低到100m左右，从等值线图中来看盆地北部区域各剖面沉降量明显大于其他剖面，沉降中心向北东方向移动。由于没有获取盆地西部丁青湖组的地层资料也没有对1号、2号剖面丁青湖组剥蚀量进行详细分析，在此不再探讨该区域渐新世以来的沉降量特征。
5.2 沉降机制分析沉积盆地的沉降特征反映了一系列控制基底沉降的构造事件或热事件的组合，如伸展作用或地表剥蚀导致的地壳减薄、岩石圈冷却增厚、沉积物或火山造成的均衡沉降、构造挠曲、岩石圈板片俯冲造成的软流圈流动等(Busby and Ingersoll, 1995)。
盆地的沉降可能是以上机制中的一种或几种造成的，不同的机制在沉降曲线上有不同的体现。伸展背景下形成的盆地表现为上凹的曲线，挤压背景下的盆地沉降曲线则以上凸为主(Mckenzie，1978; Xie and Heller, 2009; Yang, 2011)。伦坡拉盆地的沉降曲线为明显的上凹型曲线，表现出伸展型盆地沉降特征。
现今，反“S”形的伦坡拉盆地呈北西西走向(图 1)，显示出了明显的右旋挤压扭动(中国石化勘探南方分公司, 2010①)，盆地内部发育张扭性和压扭性两种断层。其中，张扭性断层包括中央凹陷北北东向正断层以及盆地南部残留北西西向正断层(图 8)，形成于盆地发育早期；压扭性断层包括盆地北部边界达玉山一带的近东西向的逆冲断层系以及盆地南缘北西西向逆断层，形成于后期挤压阶段或盆地正断层反转而来(赵建成, 2011)。我们对盆地蒋日阿错凹陷、江加错凹陷、爬错凹陷现存的张扭性断层进行了统计并绘制了倾向玫瑰花图(图 8)，显示盆地形成初期受北西-南东向伸展作用力影响，并在这一过程中伴随着左行的走滑(中国石化勘探南方分公司, 2010)。
①中国石化勘探南方分公司. 2010.西藏伦坡拉盆地地震资料解释及目标评价研究
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图 8 盆地内张扭性断层断面倾向玫瑰花图 图中统计了蒋日阿错凹陷、江加错凹陷、爬错凹陷共15条张扭性正断层 Fig. 8 Rose diagram showing dip analysis for tension-shear faults of the basin |
结合盆地上凹型的沉降曲线，可以肯定伦坡拉盆地发展过程中，尤其在盆地发展早期经历了区域伸展事件。那么就可以在Mckenzie, 1978的伸展模型的基础上对其沉降机制进行解释，即将盆地整体的沉降分为前期由伸展造成的快速沉降和后期缓慢热沉降(McKenzie, 1978; Klein and Hsui, 1987)。
始新世，班公湖-怒江缝合带在北西-南东向伸展作用下发生活化，上地壳发生裂陷作用，基底快速沉降。盆地发生伸展裂陷后，热量开始由地幔或下地壳向地表缓慢散失，古热流值提升(刘建等, 2001; 袁彩萍和徐思煌, 2000)，在30Ma左右热沉降启动(图 6)，盆地基底以相对较缓的速度继续发生沉降，对于一些典型的伸展背景下形成的盆地，其热沉降可持续几十个百万年，沉降范围也应该不断扩大(Hu et al., 2001; 祁鹏等, 2010)，但受印度板块向北俯冲造成的区域上南北向挤压的影响(Li et al., 2011)，伦坡拉盆地热沉降仅持续了15Ma左右，并没有形成如我国东部盆地那样的上部坳陷(张渝昌等, 1997)，而是在热沉降尚未完全加载之前发生构造抬升，在盆地南部形成冲断隆起，北部逐渐形成逆冲断层系。随着逆冲断层向南部逐渐推进，形成了类似前陆盆地前渊(foredeep) (Beaumont et al., 1988) 的区域(图 2)，此时沉降中心开始向北东方向迁移，但是根据Wernicke (1985)、Buck et al. (1988)、Kusznir and Ziegler (1992)对简单剪切模式的研究，从快速沉降转变为热沉降后沉降中心会沿伸展作用力的方向，即原理上伦坡拉盆地沉降中心会发生北西-南东方向的迁移，但是由于盆地北东部逆冲断层系的发育(图 2)，在北东部造成了构造负荷，使沉降中心向该方向发生偏移，这种模式与东澳大利亚鲍恩、冈尼达盆地前期的发展模式相似(Korsch and Totterdell, 2009)，但由于其构造负荷规模较小，与热沉降叠加后所造成的影响仍不能抵消南北向挤压造成的构造抬升，沉降作用也逐渐消失，沉降曲线上没有体现出缓慢沉降后快速沉降再次出现这样的模式。在这一阶段，盆地内部早期北北东向张性正断层则发生左旋走滑，也侧面说明了盆地缓慢沉降时期受南北向挤压的同时发生了右旋扭动。
因此，伦坡拉盆地的沉降主要是受区域伸展作用的影响，但在盆地发育后期，构造负荷造成了沉降中心的迁移。
5.3 盆地发展史根据盆地沉降曲线的分析已经确定始新世盆地受区域伸展作用开始发育，而盆地伸展模式主要包括纯剪切(pure shear) (Royden et al., 1980) 和简单剪切(simple shear) (Wernicke 1981, 1985; Kusznir and Ziegler, 1992) 两种端元模式及其相关的衍生类型。地质与地球物理资料(Kapp et al., 2007; 孔祥儒等, 1998) 显示，拉萨地体向北俯冲于羌塘地体之下，因此伦坡拉盆地所处区域地壳不连续，更可能发育于简单剪切的构造背景中。
赵文津等(2004)根据综合地球物理研究认为缝合带区域下地壳普遍导电性高，反映了其高温、高塑性流变的特征。因此，分析这种区域伸展作用的原因很可能是，在印度板块不断向北挤压过程中，拉萨地体地壳发生南北向缩短(Li et al., 2012; 吴珍汉等, 2003; 张义等, 2008; 施美凤等, 2010)，相对韧性的下地壳则发生塑性流动并逐步增厚，在缝合带这一应力薄弱带可能发生上涌，造成区域伸展，以简单剪切的形式发生构造变动，在地壳内部形成拆离带，在靠近地表的区域发生裂陷，发生构造沉降，形成半地堑型盆地并发生左行走滑，断层倾向玫瑰花图显示，这一伸展作用力的方向为153°~333°方向。此时除盆地南部剖面以外其余各剖面均表现出快速沉降的特征(图 6)，而且根据沉降幅度等值线图显示(图 7)，该过程中从沉降中心到南部区域短距离内沉降幅度迅速下降，这可能是因为在伸展背景下盆地南部受挠曲悬臂效应(flexural-cantilever effect) 发生局部隆升(Kusznir and Ziegler, 1992) 导致。这一阶段盆地基底快速沉降与物源区落差大。周缘隆起区在干燥的气候环境条件下，遭受强烈的剥蚀，不断向盆地内输送大量的陆源碎屑物质在主要在滨浅湖相-半深湖环境中沉积了牛堡组地层(马立祥等, 1996)。
随后，受地温梯度的影响，下部热量逐渐向地壳表面传导，下地壳流开始回涌，发生缓慢的热沉降(McKenzie, 1978; Allen and Allen, 2005)，此时在半深湖-深湖环境中沉积了丁青湖组地层(罗宇等, 1999)，在高热流作用下，丁青湖组地层中烃类物质快速成熟生成一套油页岩(袁彩萍和徐思煌, 2000)。由于印度大陆向北碰撞作用的加剧(Wang et al., 2011a)，区域应力场逐渐由伸展转变为挤压，热沉降作用逐渐被抵消，盆地基底开始抬升，这也就造成了盆地热沉降持续时间较短的特征。在这一过程中盆地南部受挠曲悬臂效应影响的区域进一步形成冲断隆起；北部则开始发育逆冲推覆带，盆地周边侏罗纪和白垩纪碎屑岩-碳酸盐岩沉积地层逆冲于古近纪地层之上，并切穿丁青湖组地层(吴珍汉等, 2003)，盆地构造格局发生变形，盆地北部形成似前渊的区域，在构造负荷作用下沉降中心开始向北东方向迁移，但是由于该构造规模相对较小，没有造成大规模的构造挠曲沉降。最终随着挤压作用的不断进行基底露出水面，此时沉积作用终止，剥蚀作用开始，这一点大约出现在中新世波尔多阶，同时盆地也受到了右行走滑改造。
6 结论新生代伦坡拉盆地沉降曲线的重建指示了盆地的沉降可以划分为不同的阶段，每个阶段受不同沉降机制的制约。沉降曲线的总体特征为快速沉降与缓慢沉降组合的形式，表现出了典型的伸展型盆地的沉降特征，这种沉降过程一般可以划分为快速沉降与缓慢热沉降两个阶段。
在始新世-渐新世，由于印度板块向北俯冲，拉萨地体下地壳发生塑性变形，在缝合带处上涌，形成了区域伸展的构造背景，在简单剪切的模式下发生快速沉降，此时沉降沉位于江加错凹陷西侧接近蒋日阿错凹陷处，这一过程伴随着左行走滑，形成了走滑伸展的盆地原型。进入渐新世以后，在热传导作用影响下发生热沉降，盆地的沉降速率开始放缓，并且受到大陆碰撞作用影响加剧，在热沉降完成之前开始构造抬升，这也就造成了伦坡拉盆地热沉降持续时间较短的特征。
在沉降过程中，盆地南北两个次级构造单元对沉降过程造成了重要影响，热沉降加载之前南部形成的局部隆升造成区域上沉降速率普遍偏低，快速沉降与热沉降分界不明显，从沉降中心到南部区域短距离内沉降量变化明显；热沉降之后形成的北部逆冲断层系，在盆地北东区域产生了构造负荷，造成了沉降中心向北东方向的迁移。
致谢 感谢澳洲地质调查局Russell. J. Korsch先生在数据处理以及沉降曲线分析上提供的建议，中国地质大学(北京) 林松、李鑫、张新毅等人对本文写作提供的有用数据和参考资料。| [] | Ai HG, Lin LY, Zhu HQ, Zhang KY, Zeng T. 1998. The forming mechanism and petroleum geology of Tertiary Lunpola basin, Tibet. Acta Petrolei Sinica, 19(2): 21–21. |
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