羌塘盆地位于青藏高原腹地，面积约200000km²，是我国陆上面积最大的中生代海相残留盆地之一，也是勘探程度较低的含油气盆地。近年来的勘探表明，盆地沉积厚度巨大，具有良好的油气地质条件，是青藏高原油气资源潜力最大、勘探前景最好的盆地(Wang et al., 1997；赵政璋等，2001；王成善等, 2001, 2006；王剑等，2009)。羌塘原型盆地形成之后，受到后期多期次构造事件的影响，特别是拉萨-羌塘碰撞(Kapp et al., 2005, 2007；Wang et al., 2011a, b) 和印度-欧亚大陆碰撞(Murphy et al., 1997; Yin and Harrison, 2000; Wang et al., 2002; Aitchison et al., 2007) 事件，盆地的热体制和构造演化也相应地发生了变化。特别是拉萨与羌塘地块于白垩纪中期的碰撞造山事件，被认为是羌塘盆地海相沉积结束，开始陆内磨拉石沉积的主要因素(Kapp et al., 2005, 2007)。但是对于羌塘与拉萨地块的碰撞造山对羌塘盆地的热演化历史的影响还未见有报导。磷灰石裂变径迹(Apatite Fission Tract, AFT) 为估计低温热历史提供了独特的方法，在过去三十多年里，已经被广泛应用于许多火成岩，变质岩和沉积岩的低温热历史重建(Donelick et al., 2005)。有关裂变径迹的应用，国际上已经有许多综合的评述文献(如Naeser and McCulloh, 1989; Wagner and Van den haute, 1992; Gallagher et al., 1998; Gleadow et al., 2002等)；国内也开展了许多相关的应用研究(如任战利等，2005；雷永良等，2006；沈传波等，2007；袁万明等，2007；陈正乐等，2008)。本文通过对羌塘盆地南、北坳陷内不同层位露头样品的碎屑磷灰石裂变径迹分析，在此基础上进行了时间-温度历史的模拟分析，对羌塘盆地中生代热演化历史以及构造意义进行了探讨。

羌塘盆地位于青藏高原中北部，东经84°~95°，北纬32°~35°之间，东西长近640km，在中部，南北宽约500~600km，而向东和西部变窄，宽度小于150km，面积约20.0×10⁴km²。在地貌上，羌塘盆地夹持于可可西里与冈底斯山之间；在大地构造上，盆地北缘为金沙江晚古生代缝合带，向北是松潘-甘孜地块；南缘为中生代班公湖-怒江缝合带，再向南则为拉萨地块(图 1)(Pierce and Deng, 1988；Dewey et al., 1988; Yin and Harrison, 2000; Kapp et al., 2003, 2007)。根据多年来的地球物理和地质调查，石油地质学家目前已趋向于将羌塘盆地划分为三个构造单元，即北羌塘坳陷、中部隆起和南羌塘坳陷(如王成善等，2001；王剑等，2009)；尽管最近有学者提出东、西羌塘地块的划分(如张开钧和唐显春，2009)。

图 1

Fig. 1

图 1 羌塘盆地大地构造位置(据Wang et al., 1997修改) Fig. 1 Tectonic map of the Qiangtang Basin (modified after Wang et al., 1997)

长期以来，对羌塘地块是否存在古老的变质基底一直存有争议，争议的焦点集中于对分布于羌塘盆地中部超过500km长，至少有100km宽的含蓝片岩变质岩带的时代和构造归属上。总的来看，前人对该套变质岩系存在3种不同的认识。第一种观点认为是晚石炭世古特提斯沿双湖-龙木错缝合带俯冲碰撞造山作用的产物(如李才等，1995；Zhang, 2001; Zhang et al., 2006a, b)；第二种观点认为是一套变质核杂岩(Kapp et al., 2000, 2003)；第三种观点认为代表的是一夭折裂谷(王成善等，1987；邓万明等，1996；Xia et al., 2001) 的产物。近年来地质和地球物理调查已证实了羌塘盆地古老结晶基底的存在(如Zhang et al., 2007；谭富文等, 2009；王剑等，2009)。

羌塘盆地是以中生界海相地层为主体的残留盆地(王成善等, 2004)，盆地原型为复合前陆盆地(李勇等，2002)。中生代地层从下到上分为晚三叠世肖茶卡组(T₃x)，下侏罗统曲色组(J₁s)，雀莫错组(J₂q)，布曲组(J₂b)，夏里组(J₂x)，索瓦组(J₃s) 或白龙冰河组(J₃-K₁b)，以及雪山组(J₃-K₁x) 和阿布山组(K₂a)。上三叠统肖茶卡组(T₃x) 是早中期以碎屑岩沉积为主，晚期以碳酸盐岩沉积为主，岩层中见有含晚三叠世诺利期牙形石动物群(李勇等，1999)。早侏罗世地层在羌塘盆地中分布变化较大，北羌塘坳陷以火山碎屑岩和火山岩为主，在羌南盆地为深水陆棚沉积的泥岩和粉砂岩, 称为曲色组(J₁q)，该套地层产丰富的菊石化石，主体时代为早侏罗世托尔期(伊海生等，2003；阴家润等，2005)。中上侏罗统总体为一个向上变粗变浅的充填序列，具有“三砂二灰”幕式沉积特征，其内部未见不整合地层接触关系(李勇等，2002)。该套地层下部含中侏罗世腕足动物群，上部含晚侏罗世-早白垩世6个菊石化石组合(李勇等，2000)，顶部含有早白垩世的菊石化石(伊海生等，2003) 以及孢粉分子(Li and Batten, 2004)，显示了羌塘盆地的最高海相层位为早白垩世。羌塘盆地的陆相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，与上下地层为角度不整合接触，最新研究获得了阿布山组下部的火山岩夹层锆石年龄为75~69Ma (Li et al., 2010)，表明该组为晚白垩世沉积。

本次研究我们对羌塘盆地南部隆鄂尼-昂达尔错古油藏带剖面夏里组和北部托纳木地区雪山组进行了裂变径迹采样分析(图 2)。采集样品为隆鄂尼地区中侏罗世夏里组中-粗粒砂岩6块以及托纳木地区雪山组中-粗粒砂岩4块。

图 2

Fig. 2

图 2 羌塘盆地隆鄂尼-托纳木地区地质图及其采样位置(据成都地质矿产研究所, 2005①; 吉林省地质调查院, 2006②修改) Fig. 2 Geological map and sampling locations in Longe'ni and Tuonamu areas, Qiangtang Basin

①成都地质矿产研究所. 2005. 1:25万吐错幅区域地质调查报告

②吉林省地质调查院. 2006. 1:25万昂达尔错幅区域地质调查报告

将采集的样品经粉碎研磨后，经传统方法粗选，应用重液分离法和磁选法等分选提纯磷灰石单矿物；将磷灰石颗粒用环氧树脂滴固，然后进行研磨、抛光，使得矿物内表面露出。在25℃下用7% HNO₃蚀刻30s揭示自发径迹，将低铀白云母外探测器与矿物一并入反应堆辐照，之后在25℃下用40% HF蚀刻20s揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定；利用AUTOSCAN仪器选择平行C轴的柱面测出自发径迹和诱发径迹密度以及水平径迹密度；并根据IUGS推荐的ξ常数法和标准裂变径迹年龄方程计算年龄值。磷灰石分选工作在廊坊区调所进行，6块夏里组样品的裂变径迹分析在中国科学院高能物理研究所核分析技术重点实验室完成；4块雪山组样品的裂变径迹分析在新西兰Waikato大学地球和海洋科学系由Dr. Xu Ganqing完成。

一般地，可以通过χ²检验法、视图法和高斯拟合法来对样品进行矿物颗粒裂变径迹年龄的分析(如Brandon, 1992; Galbraith and Laslett, 1993)，χ²检验是判别样品单颗粒年龄变化程度的有效途径，当P (χ²)>5%时，表明所有单颗粒年龄都是同组年龄，可用中值年龄来代表样品经过高温退火之后的抬升冷却年龄；否则表明混合了其它期次热事件的年龄，为混合年龄，只能近似代表样品抬升冷却的最大年龄或物源碎屑的残存年龄，一般通过高斯拟合与雷达视图法来判断。

羌塘盆地南部鄂尼地区夏里组砂岩样品所获得6个径迹年龄的P (χ²) 大于5%(表 1)，因此认为每个样品的年龄都是同组年龄，代表最近一次的构造抬升事件。本次获得的6个样品的裂变径迹年龄值为63±4Ma、83±6Ma、88±5Ma、117±8Ma、130±9Ma和160±11Ma，除样品SD037FT3径迹年龄为160Ma，属源区碎屑年龄外，均小于地层年龄，这5个样品的年龄主体在63~130Ma之间，径迹长度大都在12.5~13.7μm之间，表明发生了退火作用。径迹长度直方图显示为分布范围较窄的单峰特点，表明样品仅记录到最近一次的退火作用，没有经历复杂的热历史，反映了持续的单调冷却过程。从130Ma到63Ma的径迹年龄表明存在着从早白垩世、白垩纪中期和晚白垩世末期-古新世早期三期构造抬升事件。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 羌塘盆地隆鄂尼和托纳木地区磷灰石裂变径迹分析结果 Table 1 The results of apatite fission track analysis in Longe'ni and Tuonamu areas, Qiangtang Basin 采样地区 样品号 颗粒数(n) ρs(105/cm2) Ns ρi(105/cm2) Ni ρd(105/cm2) Nd P (%) 中值年龄(Ma)(±1σ) 径迹长度(μm)/N 南羌塘坳陷隆鄂尼地区 SD029FT 30 4.286 870 5.419 1100 7.633 5142 99.6 117±8 12.9±2.0/96 SD023FT2 28 3.155 1036 7.447 3445 7.717 5142 98 63±4 13.7±1.7/99 SD037FT2 28 5.835 932 6.767 1081 7.801 5142 99.4 130±9 12.5±1.8/104 SD003FT1 28 4.162 666 7.667 1227 7.885 5142 99.3 83±6 12.6±2.0/103 SD023FT1 32 3.988 1872 7.033 3301 8.053 5142 67 88±5 13.2±2.0/106 SD037FT3 20 6.487 836 6.332 816 8.136 5142 96.9 160±11 12.7±2.0/86 北羌塘坳陷托纳木地区 FT02-1 20 7.13 274 13.1 503 11.78 5589 63.2 110.9±8.6 14.46±0.3/39 FT02-4 20 9.3 494 16.2 863 11.78 5589 13.1 117.3±8.5 14.21±0.17/93 FT23-3 11 12.6 103 30.8 251 11.78 5589 85.2 83.8±9.9 13.87±0.45/4 FT23-5 20 7.75 195 17.7 444 11.78 5589 38.3 89.5±8.6 14.35±0.31/24 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分别为自发径迹数，诱发径迹数和标准径迹数；N为径迹长度数；P (%) 为χ2检验值

表 1 羌塘盆地隆鄂尼和托纳木地区磷灰石裂变径迹分析结果 Table 1 The results of apatite fission track analysis in Longe'ni and Tuonamu areas, Qiangtang Basin

羌塘盆地北部托纳木地区雪山组4件砂岩样品径迹年龄的P (χ²) 大于5%，因此认为每个样品的年龄都是同组年龄，代表最近一次的构造抬升事件。4个年龄在117~84Ma之间，均小于地层沉积年龄，表明存在着白垩纪中期的构造抬升事件。这些样品的径迹长度在13.87~14.46μm之间，呈窄的单峰分布，表明退火作用不是很强烈，在部分退火带的时间较短，没有经历复杂的热历史，反映了持续的单调冷却过程。

AFT模拟热史是依据磷灰石的热退火行为来进行的，即随着温度的增加，磷灰石开始由未退火带-部分退火带-完全退火带变化，这个过程中径迹长度逐渐减小，表观年龄逐渐变小，到最大古地温时发生完全退火，径迹消失，表观年龄为零。当地层抬升开始冷却时，新的径迹开始生成，同位素时钟亦开始记录。裂变径迹年龄是事件结果的记录，而径迹长度则提供了事件过程的记录。因此，通过径迹长度分布并结合表观年龄可以获得不同热历史之间的盆地发展演化过程(Armstrong, 2005)。磷灰石裂变径迹AFT的退火行为是一个与时间和温度有关的复杂过程，目前已经建立了许多模型来描述其退火行为，并结合计算机技术，不少研究者设计出了将AFT等热年代学方法应用于不同地质背景的软件(详见Ehlers et al., 2005)。本文利用Ketcham et al.(1999, 2000) 的多元动力学退火模型，应用模特卡罗模拟，基于AFTSolve软件对获得的磷灰石裂变径迹年龄和长度进行了反演模拟。模拟时要求对于进行模拟的样品其封闭径迹数量要达到一定的条数(一般100条，如有的话)；反演模拟时选择Ketcham et al.(1999, 2000) 的多元动力学退火模型，以Dpar作为动力学变量，但本次研究未获得该值，以常规值1.5代替，年龄选用池年龄；采用模特卡罗模拟法，对每件样品的每一次模拟均进行10000次计算，每件样品进行不止一次的模拟；将模拟所得到的池年龄和径迹长度与实测的结果对比，当K-S和Age GOF值均大于0.5时，认为模拟的数据是好的，当其仅大于0.05时，认为是可以接受的。另外反演模拟时最重要的就是根据样品所处的地质背景确定模拟的初始条件。本文设定模拟的时间从晚三叠世盆地开始演化(200Ma) 到现今，模拟温度从羌塘盆地的现今地表温度20℃，到模拟底界温度180℃左右(根据镜质体反射率计算，另文发表)，选择的制约点是拉萨-羌塘地块之间的碰撞造山时间(白垩纪中期) 以及印度-欧亚大陆最终碰撞拼合的时间40Ma；根据前人资料(王成善等，2001；秦建中，2006) 设定盆地的地温梯度一般在25℃/km。根据以上约束条件，本文对采自羌塘盆地南部隆鄂尼地区的2件夏里组砂岩样品(SD023FT2和SD023FT1) 以及北部托纳木地区的2件雪山组砂岩样品(FT02-1；FT02-4) 进行了热史反演模拟，每件样品均进行了多次的模拟，并挑选了认为是好的模拟结果，如图 3所示，图中浅灰色部分代表了是可以接受的模拟结果，深灰色的部分代表了好的模拟结果，黑色实线代表了热历史演化的最佳模拟路径；图右部分为根据模拟计算出的径迹长度分布。

图 3

Fig. 3

图 3 时间-温度反演模拟曲线(据Ketcham et al., 1999模型) Fig. 3 Time-temperature histories of the samples calculated by inverse modeling based on the annealing model of Ketcham et al. (1999)

样品SD023FT2的模拟结果较好，模拟结果表明，在155~100Ma左右存在着缓慢的抬升冷却过程，在55Ma的时间内降温幅度30℃；自80~60Ma和40~23Ma左右存在两次快速的抬升冷却，至60Ma左右第一次抬升结束后，温度下降到70℃，冷却速率大概在3.5℃/Ma左右；第三纪晚期发生第二次快速抬升，使得温度降到近地表温度，降温幅度2.5℃/Ma左右。

样品SD023FT1的模拟结果较好，模拟结果表明自200Ma以来的持续冷却过程，这也与径迹长度窄的单峰分布较为一致；样品存在着三次较快速的抬升冷却过程，即在155~110Ma、105~80 Ma以及50~35Ma，第一次抬升使得样品进入退火带开始退火，冷却速率大概在1℃/Ma左右，温度降低到约120℃左右；白垩纪中期的抬升冷却速率大概在1.5℃/Ma左右，降温幅度约40℃；始新世的抬升降温幅度大约45℃，冷却速率大概在3℃/Ma，在约35Ma左右温度降至近地表温度，并持续到现今。

样品FT02-4的热历史模拟表明了三次抬升冷却事件，第一次是在200~180Ma左右，温度由200℃冷却到155℃，冷却速率为2.25℃/Ma；之后开始缓慢冷却，自155Ma开始直到110Ma左右，温度由145℃冷却到85℃，冷却速率为1.5℃/Ma；从110~100Ma样品发生强烈抬升冷却，10Ma时间内降温幅度达60℃，冷却速率为6℃/Ma，因此该期抬升后样品被剥露至近地表，100Ma以来古地温一直变化很小。

样品FT02-1模拟没有得到好的演化曲线，但仍属于可接受的范围。该样品的热历史也表现出与样品FT02-4相似的特点，特别是在110Ma左右开始快速冷却，至80Ma左右剥露至地表，古地温冷却到现今地表温度。

本次研究获得了羌塘盆地北部4件雪山组砂岩样品的同源年龄，为117~84Ma，这些年龄表明白垩纪中期的构造抬升剥蚀事件；在南部也有4件样品获得了白垩纪中期的径迹年龄在130~83Ma之间。这些样品的裂变径迹年龄集中在120~80Ma之间，表明在白垩纪中期，羌塘盆地普遍发生了一次构造抬升剥蚀事件。Murphy et al. (1997)认为西藏中部在99Ma之前，由于拉萨-羌塘地块的碰撞已经抬升到3~4km的高度。朱弟成等(2006)通过双湖地区和多玛、塔仁本OIB型玄武岩的地球化学分析，认为班公湖-怒江洋的闭合要明显晚于晚侏罗世-早白垩世。Volkmer et al. (2007)认为在印度-欧亚大陆碰撞之前的晚白垩世-古新世，由于拉萨与羌塘地块间的碰撞就使得拉萨地块北部地层短缩了53%。Kapp et al. (2007)通过对尼玛地区白垩纪非海相地层与下伏强变形的海相侏罗纪-白垩纪地层不整合的研究，认为班公湖-怒江缝合带在125~118Ma之间经历了从海相到非海相的转变，并认为这是由于在130~100Ma期间，新特提斯大洋岩石圈向北的板片俯冲驱动的拉萨地块与羌塘地块碰撞的结果。另外，最近Li et al. (2010)获得了阿布山组下部火山岩夹层的年龄，并据此认为阿布山组和雪山组角度不整合的时间跨度大致在125~75Ma之间，该角度不整合即代表了拉萨-羌塘地块间的碰撞造山事件。因此，磷灰石裂变径迹年龄表明的白垩纪中期构造抬升事件即是拉萨-羌塘地块的碰撞造山事件。通常构造抬升冷却事件要滞后于热事件，近年来在羌塘盆地发现了大量的早白垩世的岩浆活动，如在南羌塘坳陷Rena Co凝灰岩(111Ma)(Kapp et al., 2005)，普错花岗岩(124Ma) 和虾别错花岗岩(118Ma) 以及尼玛北凝灰岩(118Ma)(Kapp et al., 2007)，以及Leloup et al. (2012)在北羌塘坳陷首次报导的白垩纪岩浆岩(120~90Ma)，都表明了拉萨-羌塘地块从早白垩世开始的持续碰撞，由于西部的岩浆岩年龄要比东部年轻，反映了两者之间的斜向碰撞。这也与刘池洋等(2009)的认识一致，他们认为在羌塘获得的125~70Ma的磷灰石裂变年龄与班公湖-怒江洋盆关闭，拉萨与羌塘的会聚挤压有关。

AFT的热历史反演结果表明，羌塘盆地南部隆鄂尼-昂达尔错地区存在三次抬升冷却，第一次在155~110Ma之间，是缓慢的抬升冷却，与拉萨和羌塘地块之间的持续碰撞相关；第二次在白垩纪中期(尽管两个样品模拟出的快速抬升冷却时间不一致，但也显示出自110~70Ma的较快速抬升冷却)，抬升冷却幅度较快，与拉萨与羌塘地块之间的后碰撞造山相关；第三次在始新世-渐新世的快速抬升剥蚀，与印度-欧亚大陆之间的碰撞相关(Wang et al., 2008；刘池洋等，2009)。羌塘盆地南、北部的热历史都反映了在155~110Ma之间的缓慢抬升冷却过程，表明拉萨-羌塘地块之间的俯冲、碰撞对整个羌塘盆地的影响；两者的差异在于，盆地北部托纳木地区存在着200~180Ma的抬升冷却以及110~80Ma的快速抬升冷却(温度降到近地表温度)。特别是白垩纪中期的抬升剥蚀事件使得盆地北部急速降温，而印度-欧亚大陆碰撞事件对该区白垩纪中期之后的热演化无影响。根据前人的古地温梯度25℃/km，可以计算出白垩纪中期抬升冷却事件在盆地的剥蚀厚度，分别为约1500m和约4000m。由此可见，盆地南部隆鄂尼地区白垩纪中期受羌塘-拉萨地块碰撞造山构造活动影响相对较小，抬升剥蚀幅度较小，而北部托纳木地区则抬升作用强烈，抬升剥蚀幅度大。羌塘盆地晚白垩世阿布山组仅在南羌塘坳陷零星分布(夏代祥和刘世坤，1997)，这也证明了因羌塘盆地北部白垩纪中期构造抬升剥蚀厚度大导致阿布山组沉积物普遍缺失。羌塘盆地南、北部抬升剥蚀幅度的差异可能与班公湖-怒江洋壳向南俯冲(如Zhu et al., 2009) 使得拉萨地块向北仰冲，构造负载于羌塘地块之上导致的挠曲作用有关；不过，该推测还需要更多样品数据以及其他地质证据来支撑。