1 引言

盆地构造沉降史研究是沉积盆地分析的一项重要内容，系通过盆地沉降历史时期沉降量的定量分析再现盆地的地质历史，进而讨论盆地沉降的构造驱动机制，研究盆地的形成和演化(王成善和李祥辉, 2003;李思田等, 2004; Xie and Heller, 2009)。藏南特提斯喜马拉雅定日地区属于印度板块北部大陆边缘，前人对特定时期的沉降史做过一些研究(Liu et al., 1994; Jadoul et al., 1998; Sciunnach and Garzanti, 2011; Hu et al., 2012)。近年来，藏南中生代-古近纪地层的研究进展较大，部分地层的时代进行了比较大的修改，初步建立了该地区的比较完善的地层系统，这就为开展系统、连续的构造沉降史分析奠定了基础。

本次研究主要综合了藏南定日地区上三叠统-古近系新的岩石地层学、古生物地层学、沉积学资料，在此基础上进行了构造沉降史分析，并结合前人研究成果，探讨了该区沉积盆地的性质。

2 区域地质概况

特提斯喜马拉雅带是喜马拉雅造山带的主要构造区域之一(Gansser, 1964)(图 1)，东西向延伸1500km，其北侧边界为雅鲁藏布江缝合带，南侧边界为藏南拆离体系(Hodges et al., 1996)。再向南为高喜马拉雅带，它由中高级变质岩组成。低喜马拉雅带位于高喜马拉雅南侧，二者之间为主中央逆冲断层，再向南为主边界逆冲断层分隔的亚喜马拉雅带。

藏南定日地区位于特提斯喜马拉雅带，属印度板块北部被动大陆边缘，主要由一套奥陶纪-始新世的近乎连续的海相地层组成。自早二叠世裂解之后(Garzanti, 1999; Sciunnach and Garzanti, 2011)，一直到白垩纪末为稳定的被动大陆边缘发育阶段(余光明等, 1990; Garzanti et al., 1999)。印度大陆从裂谷阶段向漂移阶段的转变发生在早白垩世(Powell et al., 1988; Hu et al., 2010)，之后快速向北漂移，并于晚白垩世至古近纪与拉萨板块发生初始碰撞(Yin and Harrison, 2000; 王成善等, 2003)，造成藏南地区基底发生强烈的挠曲变形，形成喜马拉雅周缘前陆盆地(李国彪等, 2004; 蔡福龙等, 2008;丁林, 2003, 2009; Hu et al., 2012)。

西藏南部特提斯喜马拉雅定日地区是我国中新生代海相地层的经典研究地区，前人已做过很多地层方面的研究(徐钰林等, 1990; Liu et al., 1994; Jadoul et al., 1998; Garzanti et al., 1998; 李祥辉等, 2000; 李祥辉和王成善, 2005; Hu et al., 2010, 2012)，为本文构造沉降史分析奠定了基础。本次研究主要涉及藏南定日晚三叠世-古近纪地层，地层资料主要来自于课题组成员多年来的野外地质考察(表 1、图 2)。晚三叠世-早白垩世连续的地层序列位于协噶尔-绒布寺公路扎西宗卧龙村附近的卧龙剖面(Jadoul et al., 1998)(图 3a, b)。晚白垩世-古近纪地层序列，主要出露于这普热山西段油下村附近，具体剖面位置见Hu et al.(2012) (图 3c-h)。

3 沉降史分析原理与方法

盆地的沉降包括构造沉降和非构造沉降，两者之和为盆地总沉降(王成善和李祥辉, 2003; 李思田等, 2004; Allen and Allen, 2005; Xie and Heller, 2009)。构造沉降是由构造原因引起的盆地沉降，即地壳或岩石圈动力学演化过程中产生的盆地沉降过程，包括岩石圈板块的变形、板块间的相互作用、板块内部的热作用和相互转换等原因引起的沉降。非构造沉降即沉积负荷引起的盆地沉降和全球海平面相对变化引起的盆地沉降。此外，盆地水体也是一种负荷，沉积盆地古水深的变化对盆地的沉降也有影响，尤其是在沉降幅度不大的情形下影响尤其明显。

沉降史的模拟方法有反演的回剥技术和正演的超压技术(李思田等, 2004)。本文利用反演的回剥技术恢复盆地的埋藏史和沉降史。回剥技术就是利用岩石骨架厚度不变模型，按照从新到老的顺序逐层去掉各个时期上覆地层，通过压实校正、负载校正、古水深校正、海平面校正等一系列的校正方法获得各年代地层的原始沉积状况及盆地可能的原始形状(王成善和李祥辉, 2003; Allen and Allen, 2005)。

3.1 压实校正

首先进行地层厚度的压实校正，即恢复到沉积时或埋藏过程中某一时期的厚度。在正常压实情况下，一般假设孔隙度与深度满足以下指数关系：

其中，φ(y)是深度y处的岩石孔隙度；φ₀为地表(y=0)时的孔隙度；c为压实系数。公式中的压实系数c以及地表孔隙度与岩性有关。本次研究以Sclater and Christie(1980) 所给出的北海盆地单一岩性地表孔隙度和压实系数的标准(表 2)为基础，并结合地层分层、厚度和岩性的百分含量的统计结果，以每种岩性厚度在该段地层中所占厚度百分比为权系数，将该层段内各单一岩性的压实系数和地表孔隙度加权平均算出该段地层的平均地表孔隙度和平均压实系数。

假定压实前后岩石骨架保持不变，Allen and Allen(2005) 给出了去压实校正的公式，据此公式可获得沉积体的去压实厚度。

式中：y₁、y₂是沉积体顶、底面的埋深；y′₁、y′₂为沉积体去压实后的顶、底面的埋深；φ₀是该层段的平均地表孔隙度；c是该层段的平均压实系数。公式两边均有未知数，计算时可借助计算机采用迭代法求出结果，即可算出各地层不同时期的去压实厚度，而后通过计算求得的沉积体原始地层厚度H=(y′₂-y′₁)即为研究区的总沉降量。

3.2 古水深校正

地质历史时期的盆地通常有一定的水深，而且各个沉积单元时的古水深不同，尤其是深水相区，水深对沉降量的计算不可忽略。古水深(W_d)主要是依据沉积相分析和古生态分析，综合各种物理、化学条件推测得到的。藏南特提斯喜马拉雅定日地区晚三叠世晚期-古近纪各沉积单元的古水深数据见表 3。

3.3 海平面校正

全球海平面变化对构造沉降主要两方面影响：一方面，现今海平面高度被定为衡量沉降的参考面，另一方面是相对于现今低水位，过去高水位时期多出的海水本身也是一种负载，它会增加基底的负载沉降。这部分负载(D_w)可用下式求得：

其中ΔS_L为相对现今海平面的变化量。本文海平面变化数据来源于Kominz et al.(2008) 的全球海平面长期变化曲线。

3.4 沉积负载校正

地壳的均衡补偿作用是指当沉积盆地空间被沉积物充填时，沉积物本身的重量又使基底进一步下沉，形成被动增加的沉降，即沉积物负载沉降。均衡补偿的方式有两种，一种是Airy均衡模式，一种是挠曲模式。一般条件下多数采用较为简单的Airy均衡模式。

其中，H是经压实校正的沉积体的总厚度(总沉降量)；ρ_s、ρ_w、ρ_m分别为沉积体的密度，海水的密度和地幔密度。

3.5 构造沉降量求取

盆地的总沉降包括构造沉降和非构造沉降，而非构造沉降由负载沉降和海平面变化引起的沉降构成，即

整理可得，D_T=H+W_d-ΔS_L-D_L-D_w

即，

4 构造沉降特征

根据上述计算方法，利用Platte River Associates公司的BasinMod1-D软件进行回剥，得到藏南特提斯喜马拉雅地区晚三叠世-古近纪的构造沉降曲线图(图 4)。从图中可以看出，藏南定日地区构造沉降史曲线具有明显的阶段性，根据构造沉降速率可分为五个阶段。

第Ⅰ阶段晚三叠世(204~200Ma)，即德日荣组沉积时期。此阶段沉降曲线斜率较大，沉降速率快为51.45m/Myr，反映此时该地区可能受到一定拉张作用，使其沉降速率加快。

第Ⅱ阶段早侏罗世-早白垩世(200~100Ma)这一阶段构造沉降曲线斜率较小，沉降速率整体上较慢，反映该时期藏南定日地区处于稳定的构造沉降期。普普嘎组沉积时期，构造沉降曲线明显变缓，斜率变小，延伸长，沉降速率减小，为6.80m/Myr。聂聂雄拉组沉积时期，沉降速率进一步减小，为5.15m/Myr。之后，为8Myr间隔的地层缺失期，缺失了Bajocian中晚期-Bathonian早期的地层记录(Yin et al., 2000)。Garzanti et al.(1993) 指出该地层不整合事件可能与区域裂谷作用以及广泛的火山作用有关。定结组沉积时期，沉降速率增大为9.30m/Myr。至旦嘎组，沉降速率再次减小为1.75m/Myr，门卡墩组沉积时期沉降速率稍微增大，为5.25m/Myr，至卧龙组沉积期，沉积速率进一步增大为7.35m/Myr。

第Ⅲ阶段晚白垩世时期(100~83Ma)，即岗巴村口组和旧堡组沉积时期。岗巴村口组沉积时期构造沉降曲线明显变陡，曲线斜率变大，沉降速率变快，为33.13m/Myr。旧堡组沉积时期，沉降曲线稍微变缓，斜率变小，沉积速率变慢，为23.85m/Myr。旧堡组沉积之后为地层缺失期，该地层缺失期一直持续至72Ma(吴聪等, 2011)。

第Ⅳ阶段晚白垩世-古新世时期(72~49Ma)，即遮普热山坡组、基堵拉组和宗浦组沉积时期。遮普热山坡组和基堵拉组沉积时期，构造沉降曲线出现明显的上凸，沉降速率为负值，且较大，反映强烈的构造抬升，但地层并未遭受风化剥蚀，可能为水下抬升(Hu et al., 2012)。宗浦组沉积时期，沉降曲线再次下凹，反映该区再次转为稳定沉降区，沉降速率为5.35m/Myr。

第Ⅴ阶段始新世(49~45Ma)时期，即朋曲组沉积时期。这一阶段沉降曲线突然变陡，斜率变大，沉积速率增加，为19.30m/Myr。

5 讨论

前人研究认为，藏南特提斯喜马拉带二晚叠世以来，直到白垩纪末为稳定的被动大陆边缘发育阶段(余光明和王成善, 1990; Jadoul et al., 1998; Garzanti, 1998, 1999; Corfield et al., 2005; Sciunnach and Garzanti, 2011)，而古近纪为周缘前陆盆地发育阶段(李国彪等, 2004; 蔡福龙等, 2008;丁林等, 2009; Hu et al., 2012)。反映在藏南定日地区晚三叠世-古近纪构造沉降史曲线上，则第I阶段-第Ⅲ阶段为被动大陆边缘沉降期，第V阶段为周缘前陆盆地沉降期，而第IV阶段为过渡期，属于被动大陆边缘沉降或前陆盆地沉降有待进一步讨论证实。据此现分别以被动大陆边缘沉降和前陆盆地沉降来分析探讨藏南定日晚三叠世-古近纪时期的构造沉降演化。

5.1 被动大陆边缘盆地沉降特征

一般而言，被动大陆边缘构造沉降曲线整体分为两段：早期沉降曲线较陡，延伸短，斜率大，沉降速率快；晚期曲线比较平缓、延伸长，斜率较小，沉降速率呈指数衰减(Xie and Heller, 2009)。早期较陡的一段，一般解释为地壳伸展减薄作用引起的地壳快速沉降，称为裂谷沉降，对应于裂谷盆地发育阶段。晚期较缓的一段，为地壳伸展后上地幔隆起的热冷却引起的地壳缓慢沉降，称为后裂谷沉降，对应于被动大陆边缘盆地发育阶段(Hendrie et al., 1994; Kusznir et al., 1996a, b ; Xie and Heller, 2009)。

从图 4上可以看出，藏南定日地区晚三叠世-白垩纪末期，构造沉降曲线总体表现比较平缓，斜率小，沉降速率均小于55m/Myr，沉降速率慢，符合被动大陆边缘后裂谷热沉降阶段特征，但也经历了多期次的较小构造伸展作用，表现为构造沉降曲线变陡，曲线斜率变大，即德日荣组、岗巴村口组沉积时期。至白垩纪末期-古新世时期，印度大陆与欧亚大陆初始碰撞的发生，被动大陆边缘沉降阶段结束。

5.2 前陆盆地沉降特征

印度大陆与欧亚大陆白垩纪末期-古近纪早期发生碰撞，形成特提斯喜马拉雅欠补偿前陆盆地(丁林, 2003; 丁林等, 2009; 李国彪等, 2004; 蔡福龙等, 2008; Hu et al., 2012)。前陆盆地的沉降曲线，总体呈上凸式，初始斜率平缓，沉降速率较慢，后斜率突然增大，沉降速率急剧增加(Xie and Heller, 2009)。藏南定日地区古近纪时期即第V阶段，朋曲组沉积时期曲线斜率突然增大，沉降速率急剧增加。印度-亚洲陆陆碰撞后，随着造山带的不断前移，前陆盆地向北迁移，负载增大，挠曲程度增强，沉降速率变快，而恩巴段下部远洋钙质泥灰岩沉积，恩巴段上部薄层砂岩、钙质泥岩沉积(Hu et al., 2012)，整体为较深水沉积，以佐证其沉降速率较大，形成较深水环境。

5.3 白垩纪末期-古近纪早期构造隆升

第IV阶段特提斯喜马拉雅定日地区的构造隆升，以遮普惹山坡组和基堵拉组沉积地层为代表。本文为这一时期的构造隆升提出了两种可能的解释地幔柱上涌作用引起的构造隆升或板块挠曲引起的构造隆升(Hu et al., 2012)。

地幔柱理论认为地幔柱头部到达岩石圈底部，对岩石圈底部的撞击以及热作用持续10~20Myr，之后喷发溢流玄武岩浆(Rainbird and Erinst, 2001; 朱弟成等, 2008; 裘碧波等, 2010; 夏瑛等, 2012)，持续的热作用可以造成基底隆升。目前尚不存在任何证据可以证明晚白垩世-古近纪早期定日地区存在地幔柱热点，但是在距离其1300km的印度地区存在德干深源地幔柱热点，其地幔柱头在67~68Ma前第一次到达地表，并于白垩纪末期-古近纪早期喷发溢流玄武岩 (Chenet et al., 2007; Zhu et al., 2008)。古地磁资料表明晚白垩世印度板块向北移动速率高达18~20cm/yr (Klootwijk et al., 1992; Copley et al., 2010; Van Hinsbergen et al., 2011)，假设Reunion热点此时一直处于稳定状态，则印度大陆在10Myr内即在德干玄武岩浆喷发之前，可向北漂移1800~2000km，而特提斯喜马拉雅地区与德干高原之间的距离仅为1900km。因此，藏南定日地区白垩纪末期-古近纪初期很可能位于德干地幔柱热点之上，从而发生了构造隆升。

另一种观点则认为陆-陆发生碰撞后，形成特提斯喜马拉雅周缘前陆盆地，由于逆冲负载和构造挤压的影响，印度被动大陆边缘将发生挠曲现象，在前陆盆地的前隆区域产生构造抬升(DeCelles and Giles, 1996; Sinclair, 1997; 杨永泰, 2011)，而遮普惹山坡组和基堵拉组沉积时期正好处于前陆盆地的前隆区，由此发生了隆升。在这种理论模式下，特提斯喜马拉雅定日地区白垩纪末期-古近纪早期的构造隆升，也可能是印度大陆与欧亚大陆碰撞后，印度大陆边缘发生挠曲作用的结果。遮普热山坡组钙屑浊积岩平行不整合于旧堡组远洋灰岩之上，与基堵拉组显示向上变浅的地层序列。此模式如得到证实，则旧堡组与遮普惹山坡组之间的不整合，代表了前陆盆地的启动，指示前陆盆地前隆的隆起。

在定日地区，恩巴段(朋曲组下段)中，最年轻的亚洲来源的锆石年龄为50Ma(Najman et al., 2010; Hu et al., 2012)，限定了印度-亚洲陆陆碰撞的最小年龄，反映在地层上则陆陆初始碰撞发生在恩巴段下部地层中。对于是碰撞还是地幔柱热点造成的隆升，目前尚不能确定，还在进一步研究中。

6 结论

通过综合新的岩石地层学、古生物地层学和沉积学资料，对藏南定日地区上三叠统-古近系进行了构造沉降史分析，分析表明藏南定日地区经历了由被动大陆边缘盆地沉降向周缘前陆盆地沉降的演化过程，晚三叠世-晚白垩世早期为被动大陆边缘沉降，而古新世时期为前陆盆地沉降。晚三叠世-晚白垩早期为被动大陆边缘沉降阶段，构造沉降曲线总体比较平缓，延伸长，斜率较小，沉降速率整体呈指数衰减，反映被动大陆边缘稳定的构造沉降过程。晚白垩晚期-古新世早期为构造隆升段，对于其隆升有两种可能的解释，即地幔柱上涌引起的隆升或板块碰撞挠曲引起的隆升，古新世晚期再次为稳定构造沉降。古新世时期为周缘前陆盆地沉降期，构造沉降曲线斜率增大，沉降速率增加，反映了该时期前陆盆地快速的沉降特征。