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东海西湖凹陷花港组层序划分

高雁飞, 傅恒, 赵立欣, 葛海波, 付振群

高雁飞, 傅恒, 赵立欣, 葛海波, 付振群. 东海西湖凹陷花港组层序划分[J]. 沉积与特提斯地质, 2014, 34(4): 24-29.
引用本文: 高雁飞, 傅恒, 赵立欣, 葛海波, 付振群. 东海西湖凹陷花港组层序划分[J]. 沉积与特提斯地质, 2014, 34(4): 24-29.
GAO Yan-fei, FU Heng, ZHAO Li-xin, GE Hai-bo, FU Zhen-qun. Sequence stratigraphic division of the Huagang Formation in the Xihu depression, East China Sea[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2014, 34(4): 24-29.
Citation: GAO Yan-fei, FU Heng, ZHAO Li-xin, GE Hai-bo, FU Zhen-qun. Sequence stratigraphic division of the Huagang Formation in the Xihu depression, East China Sea[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 2014, 34(4): 24-29.

东海西湖凹陷花港组层序划分

详细信息
    作者简介:

    高雁飞(1989-),男,硕士研究生。研究方向为含油气盆地地震地层学与层序地层学。E-mail:437109200@qq.com

  • 中图分类号: TE512.2

Sequence stratigraphic division of the Huagang Formation in the Xihu depression, East China Sea

  • 摘要: 大部分学者将东海西湖凹陷花港组划分为两个三级层序,但其层序界面与构造运动、古气候等重大地质事件之间在时间上不十分协调。本文以经典层序地层学、地震地层学为理论指导,在岩电特征、古生物特征、地震相分析等方面研究的基础上,结合全球性构造运动、海平面变化及古气候研究,重新厘定了东海西湖凹陷古近系花港组层序。在花港组识别出两个二级层序界面和两个三级层序界面,将花港组划分为3个三级层序。本研究对东海西湖凹陷层序地层的研究具有重要意义,同时对精细刻画层序格架内有利储层,指导生产具有积极意义。
    Abstract: The Xihu depression lies as a major petroleum depossion in the northwestern part of the East China Sea shelf basin. According to electrical properties, palaeontological fossils, seismic facies, global seal-level changes and palaeoclimatic responses, the Palaeogene Huagang Formation in the Xihu depression, East China Sea may be redivided into two second-order sequence boundaries including SSB4 and SSB5, and two third-order sequence boundaries including SB6 and SB5. Correspondingly, three third-order sequences have been distinguished in the Formation, including SQ4, SQ5 and SQ6. This study helps improve our knowledge of the sequence stratigraphic division and the redelineation of favourable hydrocarbon reservoirs within the sequence stratigraphic framework in the study area.
  • 新生代早期65~55 Ma新特提斯洋闭合后(Ding et al.,2017; Hu et al.,2017; Zhu et al.,2017),印度大陆持续向北俯冲楔入欧亚大陆,在喜马拉雅造山带的最东端形成了一段向北东突出的Ω型构造带,被称为喜马拉雅东构造结或南迦巴瓦构造结(Burg et al.,1997; Burg et al.,1998; Ding et al.,2001; Zhang et al.,2004)。喜马拉雅东构造结雅鲁藏布江大峡谷地区以6000多米的高差举世瞩目,是研究喜马拉雅造山带隆升的绝佳窗口。然而,喜马拉雅东构造结地区“缺失”特提斯喜马拉雅地层,无法利用“动植物化石”“最高海相地层”“同位素定量古高程计”等方法研究其隆升历史,隆升研究主要依赖热年代学。前人大量低温热年代学研究表明雅鲁藏布江大峡谷围限的喜马拉雅东构造结核心区在上新世5~3 Ma开始发生了快速隆升(Burg et al.,1997; Burg et al.,1998; Seward and Burg,2008; 龚俊峰等,2008; 雷永良等,2008; 于祥江等,2011; 康文君等,2016; Govin et al.,2020; 涂继耀等,2021)。由于缺少其他学科研究方法,加上现有的低温热年代学年龄大多集中在上新世5~3 Ma,致使喜马拉雅东构造结早期隆升历史及其与喜马拉雅造山带中间段(东、西构造结之间的区域)的隆升历史是否具有一致性尚不明晰,制约了人们对整个喜马拉雅造山带的理解。

    锆石具有高的U-Pb封闭温度(~900℃; Lee et al.,1997; Cherniak and Watson,2000),金红石具有中等的U-Pb封闭温度(380~470℃; Mezger et al.,1989; Li et al.,2002),同一样品的锆石U-Pb年龄和金红石U-Pb年龄可以记录不同温度条件下岩浆结晶、隆升冷却等地质事件的时间。此外,相对于封闭温度低的矿物,它们可以记录更早的冷却历史。本研究采集了雅鲁藏布江大峡谷环绕的喜马拉雅东构造结地区两件角闪石岩和一件夕卡岩化石榴石大理岩样品,对前两者的锆石和金红石单矿物及后者的金红石包裹体(寄主矿物为石榴子石)进行了U-Pb定年,利用年龄差异讨论了喜马拉雅东构造结早期隆升历史,并将其与喜马拉雅造山带中间段进行了对比。

    新生代印度–欧亚大陆碰撞–汇聚形成了地球上陆内最年轻且仍在活动的喜马拉雅造山带,其近东西向延绵2500多千米,东、西两端分别终结于构造急剧转向的喜马拉雅东构造结和喜马拉雅西构造结(图1Dewey and Burke,1973; Le Fort,1975; Yin et al.,2000)。喜马拉雅东构造结地区缺失特提斯喜马拉雅地层,藏南拆离断层系亦不知其踪,该地区可划分为冈底斯岩浆弧、雅鲁藏布江结合带和高喜马拉雅结晶基底三个构造单元(图1郑来林等,2004; 潘桂棠等,2013 )。雅鲁藏布江结合带呈向北东突出的Ω形,大致沿雅鲁藏布江展布,宽10~20 千米。该带由低角闪岩相变质的蛇纹石片岩(变质的橄榄岩、辉橄岩类等超基性岩)、斜长角闪岩、绿片岩、石英岩、云母石英片岩和大理岩等构造混杂岩组成(耿全如等,2004; 耿全如等,2010)。冈底斯岩浆弧位于雅鲁藏布江结合带外侧(自南向北视角,下同),主要由“基底岩石”林芝变质杂岩和古生代—新生代侵位的岩浆岩构成(董昕等,2009; 郭亮,2012; 潘发斌,2014; 董汉文等,2014a; 张泽明等,2018),经历了多期变质深熔作用(王金丽等,2008; Guo et al.,2012; Guo et al.,2013; Zhang et al.,2014; Zhang et al.,2015; 张泽明等,2017; 李中尧等,2021)。高喜马拉雅结晶基底位于雅鲁藏布江结合带内侧,主要由高角闪岩相—麻粒岩相的正片麻岩、副片麻岩、角闪岩、斜长角闪岩、麻粒岩、混合岩及大理岩等组成,经历了强烈的变质–深熔作用(Zeng et al.,2012; 郝光明等,2021曹华文等,2022; Peng et al.,2021)。它们被命名为南迦巴瓦群,可划分为直白、派乡、多雄拉三个岩组(郑锡澜和常承法,1979; 孙志明等,2004)。按照块体划分方案,高喜马拉雅结晶基底亦被称为“南迦巴瓦变质地体”或狭义的“东构造结”,其东、西两侧分别被阿尼桥–墨脱右行韧性剪切带和东久–米林左行韧性剪切带围限(王天武,1993; Zhang et al.,2004; 董汉文等,2014b; Dong and Xu,2016; 董汉文等,2018),内部可划分为比鲁、直白、南派乡、多雄拉四个岩片(许志琴等,2008; Xu et al.,2012 )。受地形恶劣、交通不便等因素限制,当前研究对于雅鲁藏布江结合带与环南迦巴瓦变质地体韧性剪切带的关系并未彻底厘清,一般认为,两者在空间位置上大致重合(耿全如等,2004; 许志琴等,2008)。研究样品采自雅鲁藏布江大拐弯内侧墨脱县易贡白村—波东村一带(图1),属于喜马拉雅东构造结地区。

    图  1  喜马拉雅造山带构造格架(a)和喜马拉雅东构造结(b)地质简图(据Xu et al.,2012修改)
    Figure  1.  Tectonic framework of the the Himalayan orogenic belt (a) and simplified map of the eastern Himalayan syntaxis (b) (modified from Xu et al., 2012

    夕卡岩化石榴石大理岩样品21YGB01-1采自易贡白村附近雅鲁藏布江结合带内,岩石具中粗粒状变晶结构、块状构造,主要由方解石(60%~70%)、石榴石(20%~35%)组成,含少量透辉石(1%~5%)和黑云母(1%~2%)(图2a-b)。

    图  2  喜马拉雅东构造结地区夕卡岩化石榴石大理岩和角闪石岩照片
    (a)雅鲁藏布江结合带内夕卡岩化石榴石大理岩;(b)夕卡岩化石榴石大理岩中的石榴子石;(c-d)侵入雅鲁藏布江结合带内的角闪石岩;(e-f)冈底斯岩浆弧带内的角闪石岩
    Figure  2.  Photographs of skarn garnet marble and hornblendite in the eastern Himalayan syntaxis

    角闪石岩样品PG005-17采自易贡白村附近侵入雅鲁藏布江结合带内的小岩珠,具粒状镶嵌结构、块状构造,由角闪石(85%~95%)、斜长石(5%~15%)、黑云母(1%~2%)和少量不透明矿物组成(图2c-d图3a)。从岩石色率判断,其属于超镁铁质岩。4件样品全岩SiO2含量(扣除烧失量后100%归一化的值,下文相同)为45.49%~46.95%(附表1 1),属于基性岩SiO2含量的最低范围。根据岩石的矿物组成、岩石结构及SiO2含量,将其定名为角闪石岩。

    图  3  侵入雅鲁藏布江结合带内的角闪石岩(PG005-17)显微照片(a)和冈底斯岩浆弧带内的角闪石岩(D0021)显微照片(b)
    Hb—普通角闪石,Pl—斜长石
    Figure  3.  Microstructure of hornblendite (PG005-17) intruded into Yarlung Tsangpo suture zone (a) and microstructure of hornblendite (D0021) collected from Gangdese magmatic belt (b)

    角闪石岩样品D0021采自解放大桥至波东村公路,构造上位于雅鲁藏布江结合带南东侧的冈底斯岩浆弧。岩石具中细粒结构、块状构造,由角闪石(90%~95%)、斜长石(5%~10%)和零星黑云母组成(图2e-f图3b)。从岩石色率判断,其亦属于超镁铁质岩。5件样品全岩SiO2含量为43.33%~43.62%,属于超基性岩范畴,故将其定名为角闪石岩。

    从角闪石岩样品PG005-17和D0021中分选出锆石、金红石颗粒进行U-Pb测年。锆石、金红石分选在河北省区域地质调查院实验室完成。锆石制靶和阴极发光(CL)照相、金红石制靶和背散射电子(BSE)照相在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。根据锆石CL和BSE图像选出结构均一、无包裹体、无裂缝的锆石和金红石颗粒或区域进行U-Pb定年。

    从夕卡岩化石榴石大理岩样品21YGB01-1中分选出石榴子石颗粒,石榴子石颗粒直径2~4 mm。石榴子石制靶和背散射电子(BSE)照相在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。通过观察石榴子石BSE图像圈定出石榴子石中的矿物包裹体。金红石包裹体的识别在中国科学院紫金山天文台天体化学实验室利用赛默飞DXR激光拉曼光谱完成。最后,选择颗粒大小满足分析条件的金红石包裹体进行U-Pb测年。

    锆石U-Pb同位素定年和微量元素含量分析在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS同时完成。详细的仪器参数和分析流程见Zong et al. (2017)。GeolasPro激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm准分子激光器和MicroLas光学系统组成,ICP-MS型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度,二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合,激光剥蚀系统配置有信号平滑装置(Hu et al.,2015)。本次分析的激光束斑和频率分别为32 µm和5 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准 91500和玻璃标准物质NIST 610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。每个时间分析数据包括大约20~30 s空白信号和50 s样品信号。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 ( Liu et al.,2008; Liu et al.,2010)完成。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig,2003)完成。

    金红石U-Pb同位素定年和微量元素含量分析在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为GeoLasPro 193 nm准分子激光器。ICP-MS为热电公司element XR型高分辨磁质谱。激光剥蚀过程中,采用氦气作载气、氩气为补偿气,加入了少量氮气以提高灵敏度。样品仓为标配的剥蚀池,其中加入树脂制作的模具来获得较小体积的取样空间,以降低记忆效应,提高冲洗效率。本次分析的激光束斑和频率分别为32 µm和5 Hz。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用金红石标准RMJG (Zhang et al.,2020)和玻璃标准物质NIST 612作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。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 ( Liu et al.,2008; Liu et al.,2010)完成。金红石样品的Tera-Wasserburg图解绘制和交点年龄计算采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig,2003)完成。

    对夕卡岩化石榴石大理岩样品21YGB01-1中以石榴子包裹体形式存在的金红石进行了27个点的U-Pb分析(图4a),结果列于附表2 2。金红石U含量低(1.2×10-6~5.5×10-6),未获得谐和年龄。所有分析点绘制Tera-Wasserburg图,获得交点年龄(19.5±0.7) Ma(MSWD=2.8,n=27)(图4b)。

    图  4  样品21YGB01-1中石榴子石及其中金红石包裹体BSE图像(a)和金红石U-Pb Tera-Wasserburg图(b)
    Figure  4.  BSE image of garnet and rutile inclusion for sample 21YGB01-1 (a) and U-Pb Tera-Wasserburg plot of rutile (b)

    角闪石岩样品PG005-17中,锆石晶体大多呈不完整的碎片状,少量为完整的柱状,CL图像显示其具有弱岩浆结晶振荡环带(图5a)。23颗锆石分析结果均分布在206Pb/238U–207Pb/235U谐和线上,Th/U比值为0.2~2.8,206Pb/238U年龄加权平均值为(34.0±0.2) Ma(MSWD=0.9,n=23)(附表3 2图5a)。

    图  5  角闪石岩中锆石和金红石的结构及U-Pb年龄图
    Figure  5.  Textures and U-Pb age plots of zircon and rutile samples collected from hornblendite

    角闪石岩样品PG005-17中,金红石呈柱状、不规则片状,柱状的长轴长150~300 μm。BSE图像显示其具有均一的结构(图5b)。对13颗金红石进行了13个点的U-Pb分析,结果列于附表2 2。金红石U含量低(0.3×10-6~6.1×10-6),在Tera-Wasserburg图中获得交点年龄(23.8±0.9) Ma(MSWD=1.2,n=13)(图5b)。

    角闪石岩样品D0021中锆石晶体与样品PG005-17相似,大多数亦呈不完整的碎片状,仅少量为完整的柱状。CL图像显示具有弱岩浆结晶振荡环带(图5c)。16颗锆石分析点结果均分布在206Pb/238U–207Pb/235U谐和线上,Th/U比值为0.2~0.5,206Pb/238U年龄加权平均值为(31.4±0.4) Ma(MSWD=1.5,n=16)(附表3 2图5c)。

    样品D0021中金红石呈柱状、不规则片状,BSE图像显示具有均一结构(图5b)。29个分析点的结果列于附表2 2。金红石U含量为7.7×10-6~35.3×10-6,在Tera-Wasserburg图中获得交点年龄(21.8±0.5) Ma(MSWD=2.1,n=29)(图5d)。

    不同封闭温度的放射性同位素体系和低温热年代学研究可以用来限定地体隆升与冷却历史(图6)。目前喜马拉雅东构造结地区的隆升研究主要依赖于低温热年代学资料。Burg et al.(1997; 1998)对喜马拉雅东构造结多雄拉背形不同高程的片麻岩进行研究,获得三件锆石裂变径迹年龄在2.6~2.5 Ma范围,而相同三件样品的磷灰石裂变径迹年龄在1.1~0.9 Ma范围。雷永良等(2008)对南迦巴瓦地区那木拉峰33934537 m高程内的10件片麻岩进行磷灰石裂变径迹测年,获得年龄范围为1.58~0.64 Ma。Seward and Burg (2008)报道喜马拉雅东构造结核心区同一个样品的锆石和磷灰石裂变径迹年龄分别为2.6~0.2 Ma和1.1~0.7 Ma;于祥江等(2011)获得多雄拉–背崩剖面上高程在710~4210 m的11件基岩样品磷灰石裂变径迹年龄在4.6~1.7 Ma范围。Tu et al.(2015)获得喜马拉雅构造东部核心区10个基岩样品磷灰石裂变径迹测年龄为(3.5±0.5)~(0.5±0.1)Ma。康文君等(2016)获得南迦巴瓦峰核心区格嘎村(南侧)海拔30224048 m高程剖面上8件片麻岩磷灰石裂变径迹年龄为2.07~0.71 Ma。涂继耀等(2021)对喜马拉雅东构造结那木拉断裂带三件基岩样品进行磷灰石裂变径迹测年,获得磷灰石裂变径迹年龄范围为3.7~1. 8 Ma。前人的研究表明喜马拉雅东构造结隆升年龄主要发生在上新世以来。我们对喜马拉雅东构造结核心地区已发表的低温热年代学年龄进行了统计(图7a-b),结果显示锆石裂变径迹年龄主要分布在3 Ma以来的范围之内,磷灰石裂变径迹年龄主要分布在5 Ma以来(其中3 Ma最多)。低温热年代学年龄分布规律与前人研究认识一致,都表明喜马拉雅东构造结上新世以来发生了快速隆升。

    图  6  不同地质年代计的封闭温度(据Chiaradia et al.,2013,及其中文献)
    Figure  6.  Range of closure temperatures for various geochronometers (after Chiaradia et al.,2013 and references therein)
    图  7  喜马拉雅东构造结核心区隆升有关的年龄
    Figure  7.  Uplift-related ages of the core area of the eastern Himalayan syntaxis

    黑云母40Ar/39Ar封闭温度为(300±50)℃(Dodson,1973; Harrison et al.,1985; Hames and Bowring,1994; Harrison et al.,2009),高于锆石及磷灰石分别为(240±50)℃及(110±10)℃的裂变径迹体系封闭温度(图5),理论上可以记录更老的隆升历史。实际上,在喜马拉雅东构造结隆升研究中,黑云母40Ar/39Ar年龄与低温热年代学年龄大多相近。如Tu et al. (2015)获得喜马拉雅构造东部核心区10个基岩样品的磷灰石裂变径迹和黑云母40Ar/39Ar年龄分别为(3.5±0.5)Ma~(0.5±0.1)Ma和(5.57±0.19)Ma~(2.53±0.14)Ma;涂继耀等(2021)获得喜马拉雅东构造结那木拉断裂带三件基岩样品的黑云母40Ar/39Ar和磷灰石裂变径迹年龄分别为4.44~3.45 Ma和3.7~1.8 Ma。统计数据显示(图7c),36件黑云母40Ar/39Ar年龄中有26件分布在上新世约5 Ma以来,其余10件分布在7~5 Ma。这可能是由于上新世以来喜马拉雅东构造结快速隆升的原因。

    本文获得雅鲁藏布江大拐弯内侧墨脱县易贡白村—波东村一带两件角闪石岩样品的锆石U-Pb年龄分别为(34.0±0.2)Ma和(31.4±0.4)Ma,金红石U-Pb年龄分别为(23.8±0.9)Ma和(21.8±0.5)Ma。另外,还获得夕卡岩化石榴石大理岩中金红石包裹体U-Pb年龄为(19.5±0.7)Ma。两件角闪石岩样品均未变质、变形,属于岩浆岩。从角闪石岩中分选出的锆石具有岩浆结晶振荡环带结构(图5a,5c),Th/U比值高,Eu弱负异常(有少量斜长石共生),重稀土元素向左陡倾(无石榴石共生)(附表4 3图8)。锆石的这些特征指示其为岩浆锆石。因此,两件锆石年龄分别代表其寄主岩石(角闪石岩)岩浆结晶和/或岩体侵位时间。在常用同位素定年体系中(图5),锆石U-Pb体系具有最高的封闭温度(~900℃; Lee et al.,1997; Cherniak and Watson,2000),金红石U-Pb体系具有中等的封闭温度(380~470℃; Mezger et al.,1989; Li et al.,2002)。同一样品的锆石U-Pb年龄和金红石U-Pb年龄可以记录不同温度条件的地质事件。角闪石岩PG005-17和D0021中的金红石来自岩浆岩,自形、结构单一,显示为岩浆结晶成因(图5b,5d)。两件岩浆成因的金红石U-Pb年龄分别为(23.8±0.9)Ma和(21.8±0.5)Ma,明显年轻于对应的锆石U-Pb年龄(34.0±0.2)Ma和(31.4±0.4)Ma。对于同一块手标本尺度的岩浆岩样品,锆石和金红石年龄存在约10 Ma的时间差,远大于小岩体/岩脉岩浆冷却结晶成岩的时间。这种现象应该是锆石形成后不久U-Pb同位素就封闭并开始计时,而金红石结晶后U-Pb同位素体系没有立即封闭,直到冷却到封闭温度后才开始计时所致。因此,本文认为两件岩浆成因的金红石U-Pb年龄代表的是隆升冷却时间,而不是其结晶时间。夕卡岩化石榴石大理岩中的石榴子石及其内的金红石包裹体是变质成因。本文未获得夕卡岩化石榴石大理岩的变质时代,也未获得石榴子石的形成时间,但获得与夕卡岩化石榴石大理岩相邻的花岗片麻岩原岩年龄49 Ma和变质年龄33 Ma(未发表资料),夕卡岩化石榴石大理岩变质年龄最可能为49 Ma或33 Ma。本研究根据夕卡岩化石榴石大理岩金红石包裹体U-Pb年龄(19.5±0.7)Ma与上述两期年龄差异较大,但与两件岩浆成因金红石的冷却年龄相近这一事实,认为其代表的是隆升冷却时间。综上所述,本研究和前人低温热年代学资料共同表明,喜马拉雅东构造结在早中新世23~19 Ma开始了隆升,其后持续隆升,至上新世5~3 Ma时加速隆升。

    图  8  角闪石岩锆石稀土元素配分图
    Figure  8.  Chondrite-normalized rare earth element diagrams for zircons of hornblendite

    雅鲁藏布江新特提斯洋闭合及印度–欧亚大陆初始碰撞发生在新生代早期65~55 Ma(Ding et al.,2017; Hu et al.,2017; Zhu et al.,2017)。喜马拉雅的隆升起因于印度–亚洲大陆碰撞,但碰撞并不意味着喜马拉雅开始隆升。早期研究者根据喜马拉雅山中段发现的高山栎化石(徐仁等,1973; 施雅风和刘东生,1964 )和三趾马化石(黄万波和计宏祥,1979)认为自上新世中、晚期以来喜马拉雅快速上升了约3000米。最近,Ding et al.(2022)依据定量古高度数据建立了喜马拉雅–雅江缝合带、冈底斯、分水岭、中央谷地和藏东隆升曲线,揭示了青藏高原不同块体差异性隆升过程。喜马拉雅–雅江缝合带隆升曲线显示(图9),喜马拉雅隆升起点为印度–亚洲的碰撞时间(约60 Ma),56~50 Ma期间古高度约500米,约23 Ma时古高度为2000~2300米,20~17 Ma期间隆升至40005000米,10~5 Ma期间隆升至约6000米高度(Ding et al.,2022,及其中文献)。这些资料表明,喜马拉雅造山带中段在早中新世23~17 Ma快速隆升了约2000米。海相地层的消失及陆相地层的出现是喜马拉雅山抬升的起点。西藏岗巴、定日地区的遮普惹组海相地层通常被认为是特提斯喜马拉雅带最高海相层位,其主体是中始新世(E2),上部砂页岩有孔虫组合带、介形虫组合带显示可延至晚始新世普利亚本(Priabonian)早期(李国彪和万晓樵,2003王立全等,2013王成善等,2009),同位素年龄相当于37.71~33.9 Ma(根据国际地层表V2023/06)。李祥辉等(2000)将遮普惹组上部海相碎屑岩命名为朋曲组,超微化石和有孔虫揭示其沉积时代最晚达34 Ma (Wang et al.,2002)。由此可见,喜马拉雅地区56~50 Ma与34 Ma之间还存在海相地层。因此,我们认为Ding et al.(2022)的喜马拉雅隆升曲线50~34 Ma段应该更平缓,34~23 Ma段应该相对更陡,如图9所示。

    图  9  青藏高原地表高程变化历史(a)和本研究中锆石和金红石U-Pb年龄(b)
    底图据Ding et al.,2022;本研究补充海相地层数据,据李国彪和万晓樵,2003李祥辉,2000Wang et al.,2002
    Figure  9.  History of surface elevation change across Qingzang Plateau (a) and U-Pb ages of zircon and rutile in this study (b)

    本研究通过对同一样品的锆石U-Pb年龄和金红石U-Pb年龄差异性进行研究,揭示喜马拉雅东构造结雅鲁藏布江大峡谷环绕的核心区在早中新世(23~19 Ma)发生了明显的隆升,远早于低温热年代学数据揭示的隆升时间(7~5 Ma以来)。遗憾的是,与喜马拉雅东构造结已有的隆升研究一样,本研究也未能定量约束23~19 Ma时的古高程。尽管如此,研究表明喜马拉雅东构造结地区与喜马拉雅造山带中间段(东、西构造结之间)在早中新世都发生明显的隆升。由此推断,雅鲁藏布江新特提斯洋闭合至早中新世期间,两者很可能具有一致的隆升历史。

    本文利用锆石和金红石分别具有高和中等的U-Pb同位素封闭温度特点,对喜马拉雅东构造结地区两件角闪石岩和一件夕卡岩化石榴石大理岩进行U-Pb定年研究,主要得出以下几点认识:

    (1)雅鲁藏布江大峡谷内侧墨脱县易贡白村—波东村一带两件角闪石岩锆石U-Pb年龄分别为(34.0±0.2)Ma和(31.4±0.4)Ma,代表岩浆结晶和(或)岩体侵位时间;相同两件样品的金红石晶体和另一件夕卡岩化石榴石大理岩中的金红石包裹体(寄主矿物为石榴子石)U-Pb年龄分别为(23.8±0.9)Ma、(21.8±0.5)Ma和(19.5±0.7)Ma,代表隆升冷却时间。

    (2)雅鲁藏布江大峡谷环绕的喜马拉雅东构造结核心区在早中新世23~19 Ma发生了明显的隆升,上新世5~3 Ma开始隆升加速。

    (3)雅鲁藏布江新特提斯洋闭合至早中新世期间,喜马拉雅东构造结地区与喜马拉雅中间段可能具有一致的隆升历史。

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出版历程
  • 收稿日期:  2014-03-19
  • 修回日期:  2014-06-02
  • 发布日期:  2014-12-29

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