馬子寧，韓中鵬，李亞林，畢文軍，徐田堃，肖思祺

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083；2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)科學(xué)研究院，北京 100083；3.太原理工大學(xué)礦業(yè)工程學(xué)院，山西 太原 030024)

0 引言

片麻巖穹隆是由中下地殼熱動力學(xué)過程產(chǎn)生的、與巖漿作用緊密聯(lián)系的穹隆狀構(gòu)造(Eskola,1948;許志琴和馬緒宣,2015)。北喜馬拉雅片麻巖穹隆保存了特提斯喜馬拉雅地區(qū)自印度與歐亞板塊碰撞以來，中下地殼構(gòu)造變形、高級變質(zhì)、地殼深熔及地表過程的重要信息(曾令森等,2008)，查明其剝露歷史能為刻畫陸-陸碰撞后的造山過程提供重要依據(jù)。前人對穹窿核部巖體與上覆蓋層之間接觸關(guān)系和相對運動過程存在不同的認(rèn)識，包括“侵入接觸關(guān)系”(Burg et al.,1984)、較小運動量的“不整合接觸關(guān)系”(Lee et al.,2000)與上盤相對下盤向北運動的“拆離斷層接觸關(guān)系”(Chen et al., 1990; Burchfiel et al., 1992; 王根厚等,1997; Steck et al., 1998;Edwards et al.,1999; Hodges, 2000)，這也導(dǎo)致對整個穹窿構(gòu)造形成的動力學(xué)機制存在不同的觀點?？梢?，明確穹隆構(gòu)造內(nèi)伸展斷裂的性質(zhì)及活動過程是全面認(rèn)識其形成演化的首要前提。低溫?zé)崮甏鷮W(xué)是研究地殼淺部熱史演化的重要手段，也是精確刻畫區(qū)域剝露歷史的有效手段。

康巴穹隆位于喜馬拉雅中段、藏南低分水嶺地區(qū)(李德威等, 2003;劉德民等, 2005)，在經(jīng)歷自新生代以來持續(xù)性構(gòu)造活動的同時，留存有大量冰川和地面徑流等地表過程造成的侵蝕地貌。穹隆核部的花崗片麻巖是進行低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究的理想對象，反演其冷卻歷史不僅能為穹窿構(gòu)造的形成提供可靠依據(jù)，也是探討構(gòu)造與氣候的耦合過程的關(guān)鍵環(huán)節(jié)。

本文在野外基巖樣品采集和低溫?zé)崮甏鷮W(xué)實驗結(jié)果模擬的基礎(chǔ)上，建立了康巴穹隆區(qū)域地貌的演化模型，獲得了核部巖體自中新世以來的剝露速率及其隆升時限，明確了康巴穹隆伸展斷裂帶與藏南拆離系(STDS)之間的運動學(xué)關(guān)系，結(jié)合區(qū)域構(gòu)造活動與氣候條件，探討了核部巖體兩次快速冷卻的構(gòu)造-氣候成因。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

北喜馬拉雅片麻巖穹隆帶(NHGD)(Zhang J et al.,2012)位于藏南拆離系(STDS)與雅魯藏布江縫合帶(IYSZ)之間的特提斯喜馬拉雅地區(qū)(張志等,2017，圖1A)，是由一系列不連續(xù)的、自西向東近同緯度帶狀分布的穹隆組成。帶內(nèi)穹隆的核部巖體由古生代花崗巖(如康馬穹隆；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)或新生代淡色花崗巖(如雅拉香波穹隆；Zeng et al., 2009)組成，巖體之上覆以淺變質(zhì)的特提斯喜馬拉雅巖系(董漢文等,2017)，兩者多呈伸展斷層接觸。由于大多數(shù)穹隆核部的淡色花崗巖(脈)在巖石組合和地球化學(xué)特征上與高喜馬拉雅淡色花崗巖具有一致性、伸展斷裂帶與藏南拆離系(STDS)具有相似的構(gòu)造特征，所以伸展斷裂帶常被認(rèn)為是藏南拆離系(STDS)在特提斯喜馬拉雅地區(qū)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; 張進江,2007; Zhang et al., 2012; 王曉先等，2015)。

康巴穹隆位于北喜馬拉雅片麻巖穹隆帶中部，核部巖體主體由花崗片麻巖組成，出露形態(tài)不規(guī)則，總體呈近東西向展布，面積約為400 km2(周志廣,2008；圖1B)。核部巖體與特提斯喜馬拉雅沉積地層以伸展斷裂接觸(圖1B、D)，穹隆區(qū)域內(nèi)留存有大量冰川和地面徑流等地表過程造成的侵蝕地貌。

2 采樣、實驗測試及模擬

2.1 樣品采集及前期處理

本研究樣品為遠(yuǎn)離淡色花崗巖巖脈的新鮮花崗片麻巖(圖1B、C)，共采集年齡高程剖面樣品3件，用于鋯石FT年齡分析，同時采集1件基巖樣品用于鋯石U-Pb年齡分析，通過手持GPS確定采樣位置，海拔高度分布為5050～5450m，采樣間隔為200m(圖1C)，均位于穹窿體核部。單顆粒鋯石的挑選工作在河北廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，是按照標(biāo)準(zhǔn)重礦物分離方法將初碎樣品逐級破碎至60目，再經(jīng)重液分離法和磁選法等手段進行分離提純后，在體視鏡下選出晶形完好、表面無裂隙、內(nèi)部無包裹體的鋯石顆粒。

1—第四系沉積；2—上侏羅統(tǒng)遮拉組；3—下侏羅統(tǒng)日當(dāng)組；4—上三疊統(tǒng)涅如組；5—中、下三疊統(tǒng)呂村組；6—中二疊統(tǒng)康馬組；7—下二疊統(tǒng)破林浦組；8—加里東期花崗片麻巖；9—實測、推測斷層；10—高程剖面位置圖A修改自(Liu et al., 2017; Wang Y et al., 2017, 2021;Khanal et al., 2020)，數(shù)據(jù)來源:a(Wang Y et al.,2005),b (Harrison et al., 1999), c (Searle et al.,1997), d (Sch?rer U et al.,1986), e(Murphy, 2007), f(Leloup et al., 2010), g(Wu et al.,1998), h(Edwards et al., 1999)；圖B修改自(Quigley et al., 2008; Lin et al., 2020)圖1 喜馬拉雅造山帶地質(zhì)簡圖(A)、康巴穹隆地質(zhì)圖及剖面圖(B)、穹隆核部巖體(C)、伸展斷裂圖(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鋯石U-Pb定年

鋯石制靶、陰極發(fā)光圖像(CL)采集以及LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測試分析工作均在湖北省武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。實驗前期處理是將鋯石顆粒經(jīng)環(huán)氧樹脂粘貼于樣品靶上，根據(jù)陰極發(fā)光圖像遴選鋯石U-Pb同位素測試點(圖3B)。鋯石U-Pb定年測試?yán)肔A-ICP-MS儀器分析完成，詳細(xì)的儀器參數(shù)和分析流程見(Zong et al., 2017)。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal(Ludwig, 2003; Liu Y et al., 2008, 2010)完成。

2.3 鋯石裂變徑跡(ZFT)年代學(xué)

鋯石裂變徑跡(ZFT)樣品的制備與測試均在北京安普泰德科技有限公司進行。實驗首先將經(jīng)打磨拋光露出礦物顆粒最大面的鋯石靶片在210℃條件下的KOH + NaOH高溫熔融物內(nèi)蝕刻20～35h，以揭示其自發(fā)徑跡(Yuan et al., 2003,2006)，再將樣品與無鈾白云母片疊合后，與CN2鋯石標(biāo)準(zhǔn)鈾玻璃(Bellemans et al., 1995)一并接受熱中子輻照(Yuan et al., 2006)，利用25℃條件下的40%HF溶液蝕刻白云母外探測器，揭示樣品誘發(fā)徑跡，礦物的自發(fā)/誘發(fā)徑跡的測量統(tǒng)計均采用1200倍高精度光學(xué)顯微鏡。

2.4 Pecube三維數(shù)值模擬技術(shù)

為了進一步還原康巴穹隆的剝露過程，本文使用了Bruan(2012)團隊開發(fā)編寫的三維數(shù)值模型Pecube。該模型的原理是通過賦予研究區(qū)巖石圈地殼幾何參數(shù)、地表地形和構(gòu)造環(huán)境等邊界條件，在經(jīng)歷構(gòu)造抬升、地表侵蝕和地形演化的地質(zhì)塊體中，以有限元的方法解三維熱傳導(dǎo)方程，從而模擬地殼內(nèi)部地溫場(Braun et al., 2012;周祖翼, 2014;張遠(yuǎn)澤, 2015)。將運用此“溫度-時間軌跡”模擬計算出的熱年代學(xué)年齡，與實測熱年代學(xué)年齡對比，可獲得評價模型失配度的指標(biāo)misfit。

在Pecube正演的運行代碼中，本文根據(jù)遙感影像確定了康巴穹隆研究區(qū)所需模擬的區(qū)域，并采用ArcGis軟件提取了模型地表的邊界數(shù)字高程模型(DEM)數(shù)據(jù)；結(jié)合前人研究資料，設(shè)定了反演模型的其他邊界條件，包括地殼厚度、邊界坐標(biāo)等在內(nèi)的地殼幾何參數(shù)，其中巖石密度為地殼密度2700kg·m-3(Valla et al., 2010;Ge et al., 2020)、地幔密度為3200kg·m-3(Pierre et al., 2010)，熱擴散率為25 km2·Ma-1(Braun et al., 2012)、模型厚度50km (Li et al., 2006; Wang C Y et al., 2010)，地表溫度8℃和大氣溫度梯度為4℃/km (Bermudez et al., 2011)，建立了與地質(zhì)事實較相符的正演模型(圖2)。

圖2 康巴穹隆研究區(qū)Pecube模型Fig.2 Pecube model of the Kampa dome

在Pecube反演運行代碼中，本文將康巴穹隆3個樣品的實測年代學(xué)數(shù)據(jù)內(nèi)置于低溫測年體系中，其“剝蝕速率轉(zhuǎn)換時間”及“階段剝蝕速率”的取值范圍及最優(yōu)結(jié)果見表1。模型反演的次數(shù)參數(shù)為：初始模型500個、重反演模型200個、鄰域計算50次，共計10500個模型。本文的三維數(shù)值模擬工作獲得國家超級計算廣州中心支持，是經(jīng)“天河二號”超級計算機內(nèi)5節(jié)點、120核并行計算36h完成。

表1 Pecube模型反演參數(shù)及結(jié)果

3 實驗結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年齡結(jié)果

鋯石樣品的U-Pb年齡諧和鋯石頻率分布直方圖(圖3A)的繪制采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。康巴穹隆核部巖體樣品(MZN-7-4)自形程度較高、呈長柱狀，長寬比約為3∶1。鋯石顆粒內(nèi)部結(jié)構(gòu)清晰，無包裹體，邊部干凈，具有明顯的韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖3B)，鋯石Th和U含量分別在78×10-6～2668×10-6和107×10-6～3066×10-6之間，Th/U比值在0.44～0.99之間(表2)，諧和年齡為497.89±1.2Ma(圖3A)。

圖3 康巴穹隆花崗片麻巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb諧和圖(A)、鋯石CL陰極發(fā)光圖像及測試位置(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 康巴穹隆核部巖體花崗片麻巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡分析結(jié)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 鋯石FT年齡結(jié)果

本次實驗的 Zeta常數(shù)為(88.2±2.9)a /cm2，應(yīng)用IUGS推薦的Zeta常數(shù)標(biāo)定法計算出裂變徑跡中心年齡，實驗結(jié)果列于表3。借助Green(1986)提供的方法對所測單顆粒年齡是否屬于同一年齡組的概率進行評價，P(χ2)值用于評價所測單顆粒屬于同一年齡組的概率(Galbraith, 1981; Galbraith and Laslett, 1993)，若P(χ2)>5，則代表樣品的同組年齡；若P(χ2)<5，則表明樣品單顆粒年齡不均勻分布，此時應(yīng)代之以權(quán)重平均年齡，即“中心年齡”。所測樣品MZN-7-1、MZN-7-3和MZN-7-6的P(χ2)<5，數(shù)據(jù)的年齡分布見雷達(dá)圖解(圖4A)，其鋯石裂變徑跡中心年齡分別為17±1.0Ma、11±1.0Ma和16±1.0Ma，年齡高程相關(guān)性較弱(圖4B)，但均小于巖體形成年齡(ca.497.89Ma)。

圖4 χ2 檢驗值小于5%樣品鋯石裂變徑跡年齡分解圖(A)實測及模擬年齡-高程圖解(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 康巴穹隆核部花崗片麻巖鋯石裂變徑跡(ZFT)測試結(jié)果Table3 Observed results of ZFT and relevant calculated data for the granitic gneiss in the core of the Kampa dome

3.3 Pecube模擬結(jié)果

上述10500個Pecube三維模型的最低失配函數(shù)(misft)為0.92，各模擬參數(shù)的散點圖(圖5)也具有良好的趨近趨勢。綜合模擬結(jié)果，康巴穹隆地區(qū)自中新世以來共經(jīng)歷兩次快速剝露(圖4B、圖6)，第一次快速剝露起始于中新世15.9Ma，在11.4Ma結(jié)束，其平均速率為1.38mm/yr；第二次快速剝露起始于上新世4.2Ma，平均速率為0.98mm/yr；兩次快速剝露之間是平均速率為0.09 mm/yr的緩慢剝露。

圖5 Pecube模型反演失配函數(shù)散點圖Fig.5 Scatter plots of Pecube inversion misfits

4 討論

前人對北喜馬拉雅片麻巖穹隆帶的形成機制進行了大量研究，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;張進江,2007)，無論何種模式，穹窿體的隆升剝露過程均與區(qū)域構(gòu)造活動聯(lián)系緊密，而區(qū)域構(gòu)造活動所造成的淺地表熱擾動會體現(xiàn)在由低溫?zé)崮甏鷮W(xué)體系所記錄的剝蝕歷史中(李漢敖,2020)。

近年來，針對康巴穹隆伸展斷裂內(nèi)同構(gòu)造淡色花崗巖巖脈的年代學(xué)研究(Quigley et al., 2006,2008; Liu et al., 2016; Lin et al., 2020)表明，康巴穹隆伸展斷裂在活動時限上與藏南拆離系(STDS)具有相似性，因而被認(rèn)為是藏南拆離系(STDS)在北部的延伸出露(王曉先等,2015)。本文通過數(shù)值模擬得出康巴穹隆第一次快速剝露的時間為15.9～11.4Ma，在時限上與康巴穹隆南部錫金地區(qū)的藏南拆離系ca.15～14Ma的活動時限(Kellett et al., 2013)、亞東地區(qū)藏南拆離系ca.15～11Ma的活動時限(劉文燦等, 2004;Xu et al., 2013)一致(圖6)，可以將此次快速剝露解釋為是康巴穹隆核部巖體冷卻歷史對強烈改變淺地表等溫線的藏南拆離系活動所產(chǎn)生的響應(yīng)，ca.11.4Ma開始的低速剝露則可能與藏南拆離系活動的停止有關(guān)。

康巴穹隆核部巖體第二次快速剝露起始于上新世，平均速率為0.98mm/yr。在這一時期，與穹隆冷卻相關(guān)的大規(guī)模邊界斷層活動已停止，此次起始于中新世的冷卻應(yīng)主要受控于氣候作用，且青藏高原的氣候事件在這一時期已和全球氣候事件相吻合(季軍良等，2013)。北太平洋ODP1021和印度洋ODP722鉆孔(Herbert et al., 2016)所反映的海平面溫度變化(圖6)顯示，東亞及南亞古氣候在上新世發(fā)生明顯變化，總體上呈隨時間波動式變冷，Zhang et al., (2020)通過北太平洋ODP885A鉆孔巖心沉積物化學(xué)蝕變指數(shù)(CIA)的變化(圖6)，揭示出亞洲內(nèi)陸地區(qū)在這次全球快速變冷背景下化學(xué)蝕變作用增強的現(xiàn)象。本文的數(shù)值模擬結(jié)果中，康巴穹隆核部巖體的第二次的快速剝露與這次全球氣候變化在時間上相近。

本文針對康巴穹隆的野外地質(zhì)調(diào)查表明，康巴穹隆區(qū)內(nèi)地面徑流源于區(qū)域降水而非上游來水，這與喜馬拉雅地區(qū)眾多河流的特征類似(Clift et al., 2008)。區(qū)域降水量增加可在直接加深地表受剝蝕程度的同時又通過增加河流的徑流量而加強河流下切侵蝕及溯源侵蝕作用(Zheng et al., 2014)，造成巖體的階段性快速冷卻。前人對喜馬拉雅造山帶各地區(qū)氣候(降水)與快速剝蝕事件的耦合關(guān)系進行了大量細(xì)致的研究(丁林等,1995;于祥江等,1995; 趙志丹等,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)認(rèn)為以降水量增加為代表的氣候作用是造成高喜馬拉雅地區(qū)上新世以來經(jīng)歷快速剝蝕的原因。本文數(shù)值模擬所顯示的康巴穹隆核部巖體自上新世發(fā)生的速率為0.98mm/yr的快速剝露，在位置、時限及強度上與前述研究具有顯著的相關(guān)性，可認(rèn)為此次快速剝露是其對以降水量增加為代表的氣候變化過程的響應(yīng)。

紅色部分引自(Kellett et al., 2013)、紫色部分引自(劉文燦等, 2004; Xu et al., 2013)，所示年齡為區(qū)域內(nèi)藏南拆離系活動時間；綠色折線部分表示北太平洋、印度洋海平面溫度變化；黃色折線部分為北太平洋化學(xué)蝕變指數(shù)變化圖6 中新世以來康巴穹隆剝蝕速率-時間變化圖Fig.6 Denudation rate-time variation of the Kampa dome since Miocene

5 結(jié)論

針對康巴穹隆核部U-Pb年齡為497.89Ma的花崗片麻巖的ZFT年代學(xué)與數(shù)值模擬表明：

(1)中新世中期以來，康巴穹隆核部巖體經(jīng)歷兩次快速剝露，第一次快速剝露發(fā)生在15.9～11.4Ma，平均速率為1.38mm/yr，是對藏南拆離系(STDS)活動的響應(yīng)。

(2)第二次快速剝露起始于上新世4.2Ma，平均速率為0.98mm/yr，是對以降水量增加為代表的氣候變化過程的響應(yīng)。