西藏措勤地区敌布错组时代重新厘定

The Age Re-Determination of the Dibucuo Formation in Cuoqin Area, Xizang

摘要

措勤地区上二叠统敌布错组与区域上古生物及地层研究进展存在矛盾，需要加强对其时代的厘定以准确理解其地质意义.基于锆石U-Pb定年，并结合野外调查与区域地层对比，将敌布错组重新归并为3类时代不同的岩石地层单元.敌布错组A以含砾砂板岩及晚古生代植物化石为特征，碎屑锆石年龄谱与拉嘎组类似，为拉嘎组或者昂杰组.敌布错组B为海陆交互相碎屑岩，获得系列早白垩世早期年龄值，结合被早白垩世岩体侵位的特征将其厘定为则弄群下部.敌布错组C完全由早白垩世晚期火山岩与火山碎屑岩组成，与则弄群上部一致.结合区域资料，认为措勤地区中二叠世‒晚三叠世为连续的碳酸盐岩沉积，没有受到晚古生代岛弧造山作用的影响，早白垩世班公湖‒怒江残余海盆的南界在措勤地区较之前的认识向南推进了约50 km.

关键词

冈底斯 / 敌布错组 / 晚二叠世 / 早白垩世 / 措勤 / 地层学 / 岩石学.

Key words

Gangdese / Dibucuo Formation / Late Permian / Early Cretaceous / Cuoqin / stratigrapgy / petrology

0 引言

冈底斯弧背断隆带“上二叠统敌布错组”是 1∶25万措勤幅地质调查建立的岩石地层单位，其定义为角度不整合于下拉组之上的一套晚二叠世海陆交互相沉积（周幼云等， 2002）.王立全等（2004）认为该角度不整合反映了晚古生代冈底斯岛弧造山作用在沉积地层中的响应.然而，敌布错组的碎屑组合统计显示其为陆内断陷盆地属性（周幼云等， 2002），与岛弧造山作用沉积特征不一致.虽然敌布错组化石资料丰富，但是缺乏特征性化石分子，表明将其时代划归为晚二叠世的证据欠充分.冈底斯地块多处地层古生物进展将原来中二叠统下拉组时限延伸到晚二叠世吴家坪期（张予杰等， 2014），显示冈底斯地块晚二叠世为大面积的碳酸盐岩沉积建造.由于下拉组在区域上与敌布错组紧密伴生，晚二叠世在同一地域出现两种差异较大的沉积建造不符合经典沉积规律，有必要进一步准确限定敌布错组的时代.

敌布错组时代划归晚二叠世的主要依据为其不整合在下拉组之上，并且含Neoggerathiop- Pterophyllum植物群（周幼云等， 2002）.然而，纪占胜等（2007）根据孢粉组合时代将江让乡敌布错组划归晚三叠世‒中侏罗世，刘函等（2020）在尼雄地区敌布错组中识别出大面积下白垩统则弄群，赵兵等（2010）根据门缸错一带双壳化石、古植物及孢粉组合特征从敌布错组中识别并新建下侏罗统曲洛组.因此，必须考虑2个问题：（1）传统意义上的敌布错组是否为不同时代地层的复杂集合体？如果是，这些地层是什么时代，如何区分这些地层，它们各自具有什么意义；（2）冈底斯地块是否存在晚二叠世区域性角度不整合？如果不存在，该角度不整合的时代是否为晚三叠世或者别的时代，其又具有怎样的地质意义.回答上述疑问需要准确限定敌布错组不同岩石组合类型的时代.

通过详实的野外调查，笔者发现前人厘定的敌布错组由3类差异较大的岩石单元构成.本文通过锆石U-Pb定年对敌布错组的不同岩石单元进行时代厘定，并对比区域地层资料，对敌布错组中3类岩石单元进行重新地层归并.

1 地质背景

以狮泉河‒拉果错‒阿索‒永珠‒嘉黎结合带、噶尔‒隆格尔‒扎日南木错‒措麦断裂带、沙莫勒‒麦拉‒洛巴堆‒米拉山断裂带为界（耿全如等， 2020； 李奋其等， 2022），冈底斯带由北向南可划分为北冈底斯、中冈底斯、冈底斯弧背断隆带和南冈底斯4个次级构造单元（图1a），本文所涉及的措勤地区包括中冈底斯带和冈底斯弧背断隆带.其中，冈底斯弧背断隆带被认为是晚古生代‒中生代岛弧（隆格尔‒工布江达岩浆弧）造山作用下形成的隆起剥蚀区（潘桂棠等， 2006），该岛弧基底岩系主要由新元古代念青唐古拉岩群（748~787 Ma）、石炭纪‒二叠纪变沉积序列组成（王立全和朱同兴， 2013）.

随着地层研究不断深入，冈底斯弧背断隆带与中冈底斯带地层组合相似性越来越多.二者石炭纪‒二叠纪沉积序列几乎一致，仅是对晚二叠世一套岩石组合相近、古生物面貌相似的碎屑岩建造命名不同（图2）.在措勤以南，冈底斯弧背断隆带不整合于下拉组之上的地层被称作上二叠统敌布错组（周幼云等， 2002； 杜凤军等， 2006）；在夏康坚雪山附近，中冈底斯带不整合于下拉组之上的地层则被称为上二叠统坚扎弄组（纪占胜等， 2007）.

区域上敌布错组与下伏下拉组呈角度不整合接触，东西向延伸总长度达300 km以上（周幼云等， 2002； 杜凤军等， 2006； 纪占胜等， 2007），主要分布于敌布错‒姆错丙尼一带，最东在贡久布乡南零星产出（图1b~1c），厚830~3 740 m，岩性为灰绿色变岩屑石英砂岩、含砾砂岩、粉砂岩、板岩夹砾岩、硅质岩、泥灰岩，产双壳、植物、虫迹及孢粉等化石，前人曾建立Protohaploxypinus-Limitisporites组合，时代划归晚二叠世早期.近年来，由于样品采集的岩石单元与位置不同，敌布错组时代研究取得早白垩世、侏罗纪或三叠纪‒侏罗纪、晚二叠世3种认识（赵兵等， 2010； 纪占胜等， 2018； 刘函等， 2020），直接造成对冈底斯地质演化的不同理解.

则弄群是中冈底斯带典型早白垩世地层，总体为一套沉积碎屑岩与火山岩建造，但是区域上岩性变化大（康志强等， 2008； 朱弟成等， 2008； 叶春林等， 2018），偶含Equisetites sp.等植物化石.冈底斯弧背断隆带早白垩世岩浆活动频繁，之前仅识别出早白垩世侵入岩（Zhu et al.， 2009； 高顺宝等， 2021），但是近年来发现含早白垩世火山岩（苟正彬等， 2018），并被厘定为则弄群（刘函等，2020）.其下部以沉积碎屑岩夹早白垩世早期火山（碎屑）岩为主，上部主体为团块状分布的早白垩世晚期火山岩.则弄群在中冈底斯带被多尼组、郎山组覆盖（图2）；在冈底斯弧背断隆带其上则为捷嘎组（王立全和朱同兴， 2013）.

2 野外地质及样品特征

2.1　敌布错组野外产出特征

措勤地区敌布错组分布于措勤‒措麦断裂以南，1∶25万区域地质调查将其定义为下拉组之上的一套海陆交互相碎屑岩（周幼云等， 2002）.经过区域性野外调查及资料核实，发现区域上敌布错组分布范围内岩石组成差异较大，包括3套典型的岩石单元，本文定义为敌布错组A、B和C（图1b~1c）.

敌布错组A与下拉组紧密伴生，呈带状分布，为浅变质岩组合，地层产状近陡立.在敌布错北岸，敌布错组A仅局限于其建组剖面下部（周幼云等， 2002），岩石类型包括灰绿色、深灰色岩屑砂岩、岩屑石英砂岩、粉砂岩、泥岩大理岩化灰岩等，见大量含砾碎屑岩夹层，粉砂岩、泥岩强劈理化，并且含有晚古生代植物化石.在尼雄仲青拉垭口附近，敌布错组A位于敌布错组下部，其灰绿色含砾岩屑砂岩（图3a）为典型冰水杂砾岩，并且整合于下拉组之下，因此已在1∶5万地质调查中被重新厘定为拉嘎组.另外，在尼雄村附近新识别出多处敌布错组A，岩石组成以浅灰色、灰绿色中‒细粒含砾长石石英砂岩、中‒细粒含砾岩屑石英砂岩、含砾粉砂岩与灰白色细粒长石石英砂岩、岩屑石英砂岩及灰绿色、深灰色薄层粉砂岩不等厚互层为特征，夹少量浅灰色钙质砾岩、钙质含砾砂岩（图3b），钙质砂岩、钙质粉砂岩.

敌布错组B呈面状分布，与早白垩世岩体紧密伴生，变质变形程度较弱，产状相对平缓.其主要由海陆交互相灰绿色、深灰色岩屑石英砂岩、长石石英砂岩、粉砂岩、泥岩、炭质页岩等组成，夹火山岩（图4d）或者火山碎屑岩（图4e），与纪占胜等（2007）通过孢粉分析获得的敌布错组岩石组合类似，也与赵兵等（2010）新建立的曲洛组岩石组合相近，但是与建组剖面的敌布错组岩石组合、变质变形有相当大的差异.

敌布错组B与下拉组呈明显的角度不整合接触关系（图4a）.在敌布错北岸，其角度不整合在下拉组之上（纪占胜等， 2018）.在日阿铜矿附近，其角度不整合于下拉组大理岩化灰岩之上（图4b）.敌布错组B由砾岩（图4c）、岩屑石英砂岩、长石石英砂岩组成，并且岩石中石英含量有增加趋势；其底部与下拉组接触部位见厚约1~2 m鲕状赤铁矿层，与灰绿色细砂岩紧密共生，呈红褐色、铁黑色，鲕粒大小在2 mm以内，与之相邻的灰岩中未见赤铁矿，因此排除其为构造热液成因可能性.下拉组大理岩化灰岩顶部为岩溶角砾岩，角砾呈尖棱状，纹理不规则，胶结物呈土黄色，指示地表附近的溶蚀作用.

敌布错组C完全由火山岩或者火山碎屑岩组成，以灰绿色、灰色、灰黑色安山岩、英安岩及其对应的火山碎屑岩为主，零星出露于江让乡、门缸错、尼雄村及扎日南木错南岸等地，大量年龄资料显示其喷发时代为早白垩世晚期.另见大量与敌布错组C同时代的脉状次火成岩穿插于敌布错组A和敌布错组B中.

2.2　样品采集及岩石学特征

敌布错组C为火山岩，不在之前敌布错组的认识框架内，因此，本文仅对敌布错组A和敌布错组B进行锆石U-Pb定年分析.在采样过程中，力求能够满足不同类型敌布错组区域上的时代对比需求.

敌布错组A碎屑锆石样品来自仲青拉山口南侧的粉砂岩（PM14-N4），地层高角度南倾，北侧含砾粉砂岩为其下伏地层，南侧下拉组灰岩整合其上.在样品采集点附近前人已经获得丰富的晚古生代植物化石.粉砂岩为灰绿色，粉砂质颗粒主要为石英，含量大于90%，呈次圆状‒圆状，填隙物由粘土质杂基、硅质胶结物组成（图5a）.

本文样品主要来自敌布错组B，包括碎屑岩和火山碎屑岩.门缸错北岩屑砂岩样品（18MGC-N1）采自赵兵等（2010）新建的曲洛组建组剖面附近（图4c），其上被敌布错组C火山岩覆盖，北侧被早白垩世晚期花岗岩侵位.岩屑砂岩呈浅灰绿色，粗‒中粒碎屑结构，碎屑物以石英（60%±）为主，岩屑（30%±）次之，长石（<10%）粘土化强烈，填隙物少量（图5b）.日阿岩屑石英砂岩样品（17TK-5N1）采自日阿铜矿北部角度不整合于下拉组之上的碎屑岩层（图4b）；岩屑石英砂岩为灰绿色，中‒粗粒碎屑结构，碎屑物以石英（75%±）和长石（20%~25%）为主，岩屑较少，以次圆状为主，长石黏土化强烈；填隙物为粘土杂基、硅质胶结物，含量小于5%（图5c）.凝灰质粉砂质砂岩（PM10-N2）和凝灰质岩屑石英砂岩（PM10-N3）样品采自扎日南木错南岸（图4e）.凝灰质粉砂质砂岩砂质碎屑含量约65%，粉砂质碎屑含量约20%，凝灰物质含量约15%，由晶屑、岩屑、玻屑与火山尘组成（图5d）；凝灰质岩屑石英砂岩为凝灰质中‒细粒砂状结构，砂质碎屑以石英（60%±）和岩屑（15%±）为主，呈次棱角状、次圆状，凝灰物质达20%（图5e）.

3 研究方法

敌布错组时代重新厘定建立在广泛的地质调查、区域对比和锆石测年基础之上.通过野外调查初步识别出尼雄地区敌布错组3类岩石组合类型，作为锆石U-Pb定年样品采集的基本依据.基于3类岩石单元锆石U-Pb定年结果判定其大概时代，然后进行区域性对比与验证，特别是通过经典剖面岩石组成、时代依据对比与重新认识，从而为区域上敌布错组分布范围内3类岩石单元的地层归属提供方案.

样品破碎和锆石挑选由河北省廊坊宏信地质勘查技术服务有限公司完成，锆石阴极发光照相在北京锆年领航科技有限公司完成.除了样品18GMC-N21的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年在武汉上谱分析科技有限公司完成外，其他样品都在中国地质大学（武汉）地质过程与成矿重点实验室完成.地质过程与成矿重点实验室锆石LA-ICP-MS原位分析所用仪器为Agilent 7500a ICP-MS，武汉上谱分析科技有限公司所用仪器为Agilent 7700e，两个实验室的仪器参数和分析流程相似.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.分析激光波长为 193 nm，束斑直径为31 μm. 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NIST610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.， 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.锆石分析结果见附表1.

4 分析结果

敌布错组A粉砂岩样品PM14-N4：由于锆石颗粒较小，锆石颗粒小于50 μm（图6a），多数不能达到锆石测年的要求，故分析测点较少.除去3个测点谐和度极差外，21个测点谐和度较好（图7a），碎屑锆石年龄可分为7组（图7d），分别为 1 614 Ma、1 493~1 419 Ma、1 322~1 124 Ma、 941 Ma、751~672 Ma、599~511 Ma和391 Ma.

敌布错组B岩屑砂岩样品18GMC-21：锆石大小在50~200 μm之间，自形程度较好，仅有少量磨圆较好（图6b）.100个测点中除去5个测点数据谐和度极差外，95个测点谐和度较好的年龄可分为 6组（图7b），分别为3 197~3 012 Ma、2 283~ 2 635 Ma、825~1 813 Ma、482~690 Ma、202~ 217 Ma、118~139 Ma（图7e），最小年龄峰值为123 Ma.

敌布错组B岩屑石英砂岩样品17TK-5N1：锆石大小在50~200 μm之间，部分锆石磨圆较好，呈椭圆状‒浑圆状（图6c）.针对111个锆石进行测试，除去4个测点偏离谐和曲线外，107个测点谐和度较好（图7c）.年龄集中在7个区间，分别为3 093~ 3 346 Ma、2 201~2 658 Ma、1 658~1 900 Ma、810~1 285 Ma、494~643 Ma、213~227 Ma、127~163 Ma（图7f），其最小峰值年龄为159 Ma.

敌布错组B凝灰质粉砂质砂岩样品PM10-N2：锆石颗粒自形程度较好，大小一般在60~180 μm之间（图6d）.锆石测点共30个，除去7个测点远离谐和线外，23个测点谐和度较好.6个测点年龄较为分散且较老，为捕获锆石年龄.17颗锆石的岩浆环带明显，年龄集中在121~142 Ma之间，加权平均年龄为（132.7±3.2） Ma（NSWD=6.5，图8a~8b），Th/U比值在0.41~1.38之间.

敌布错组B凝灰质岩屑石英砂岩样品PM10-N3：锆石颗粒自形程度较好，大小一般在100~200 μm之间（图6e）.锆石测点共24个，除去4个测点远离谐和线外，20个测点谐和度较好.8个测点年龄较为分散且较老，代表捕获锆石年龄.12颗锆石的年龄集中在133~141 Ma之间，加权平均年龄为（137.2±1.8） Ma（NSWD=1.7，图8c~8d），Th/U比值在0.31~1.78之间，并且岩浆环带明显.

5 讨论

5.1　不同类型敌布错组的地层归属

5.1.1　晚古生代植物化石及含砾碎屑岩敌布错组为拉嘎组或者昂杰组

措勤地区敌布错组分布广泛，但是确定其为晚二叠世的剖面来源仅3处，分别为位于敌布错北岸、尼雄村仲青拉和贡久布乡弄穷（图9）.尽管有植物化石或者孢粉时代依据，但是并不充分，系统梳理如下.

敌布错北岸剖面为敌布错组的建组剖面（图1b），其岩性主要由灰色、浅绿灰色、少量杂色 中‒厚层（含砾）岩屑石英不等粒砂岩、粉砂岩和绢云母板岩组成，局部夹硅质岩扁豆体及薄板状泥岩，靠近底部见灰岩夹层.该剖面下部含有丰富的植物化石，常见Noeggerathiopsis hislopii、Phyllotheca sp.等冈瓦纳区二叠纪和Pterophyllun sp.、Plagiozamites sp.等华夏区二叠纪的常见分子（周幼云等， 2002），但是缺乏特征性化石分子.基于其“角度不整合”于中二叠统下拉组之上，前人将其时代归为晚二叠世.通过与标准的石炭纪‒二叠纪地层对比，其底部约100 m含灰岩地层厚度及岩石组成与区域上的昂杰组相似，之上含砾砂岩层为拉嘎组典型冰水杂砾岩（图9），与下拉组之间的“硅铁质古风化壳”可能为后期断层破碎，因此笔者推测此剖面为一套发生倒转的拉嘎组、昂杰组、下拉组地层组合.

尼雄仲青拉敌布错组曾经被称作坚扎弄组（李晓勇等， 2002），因其位于措勤‒措麦断裂以南而被修订为敌布错组.该剖面岩石组合为深灰、灰白色中‒厚层状含砾长石砂岩、长石石英砂岩、含炭岩屑砂岩与黑色薄层状含炭泥质粉砂岩、含炭粉砂质泥岩互层.根据岩性可分为上下两部分，下部以多个含砾不等粒岩屑砂岩层、不等粒长石石英砂岩层为特征；上部未见含砾碎屑岩.该剖面所有植物化石均采自剖面下部（李晓勇等， 2002），见Noeggerathiopsis sp.、Schizoneura sp.、Pecopteris sp.等冈瓦纳大陆二叠纪特有的科达类植物化石（图9），与夏康坚坚扎弄组层型剖面上的植物群十分相似，因此将其时代划归晚二叠世.笔者在植物化石层位附近获得腕足化石，经南京古生物所许汉奎研究员鉴定为无洞贝（未定种）Atrypa sp.，时代为D-T，表明该岩石地层时代可能并不局限于晚二叠世.笔者在区域调查过程中发现该剖面敌布错组下部地层整体陡立南倾、向南变新及轻微变质特征（图9），并将“含砾长石石英砂岩”、“含砾不等粒岩屑石英砂岩”等冰水杂砾岩段重新厘定为拉嘎组，将位于下拉组灰岩之下的碎屑岩夹碳酸盐岩组合厘定为昂杰组.

敌布错组最东端位于昂仁县贡久布乡以南，距敌布错组成片分布的敌布错‒尼雄地区最东端相隔约120 km.其小面积出露于多扎藏布两侧，并被林子宗群火山岩不整合覆盖（图1c），未见与下拉组直接接触关系，附近晚古生代地层包括拉嘎组、昂杰组和下拉组，拉嘎组与之距离最近.贡久布乡南的弄穷剖面敌布错组主要为长石砂岩、粉砂岩与泥岩互层组合，见多个含砾中粗粒岩屑砂岩层（杜凤军等， 2006），从岩石组合看具拉嘎组的典型特征（图9）.该剖面发现了Lepidostrobophyllum sp.、Lepidophylloides sp.等植物化石，与尼雄仲青拉、敌布错北岸的敌布错组及坚扎弄组的植物化石有相似性，同时Vetreisporites signatus-Limitisporites rectus孢粉组合带为晚二叠世中常见化石带，因此前人将其时代划归为晚二叠世.但是，弄穷剖面Lycospora是石炭纪典型石松孢属，Granulatisporites、Calamospora、Cyclogranisporites、Punctatosporite等是拉嘎组的常见分子（张予杰等， 2015），从岩石组合与古生物特征两方面依据将其划归拉嘎组更为合理.

根据岩石组合及化石特征，上述敌布错北岸剖面、尼雄村仲青拉剖面下部及贡久布乡弄穷剖面为敌布错组A，之所以出现大量的二叠纪植物化石，是因为其代表上石炭统‒下二叠统拉嘎组或者下二叠统昂杰组，理由如下.（1）“含砾中‒粗粒砂岩”及“不等粒砂岩”是拉嘎组典型的冰水沉积碎屑岩，笔者在尼雄地区仲青拉剖面已经有充分的验证；并且这些剖面的岩石普遍具有弱变质强变形特征，也与区域上拉嘎组非常相似.（2）敌布错北岸和尼雄仲青拉剖面的敌布错组A与下拉组相邻，但是其“角度不整合”的证据不够充分，实际调研显示二者为断层接触关系或者前者位于下拉组之下.（3）坚扎弄组与敌布错组A古生物面貌一致，李星学等（1985）曾提出坚扎弄组时代为早二叠世的观点，与拉嘎组或者昂杰组的时代正好重叠.目前并没有标准化石分子能够明确敌布错组时代为晚二叠世，几乎都是根据化石的石炭纪‒二叠纪范围与其“角度不整合”于下拉组之上的认识推断（李晓勇等， 2002， 周幼云等， 2002）.如果剔除其“角度不整合”于下拉组之上这一仍欠准确的证据，敌布错组A属于石炭纪或者二叠纪都是合理的，拉嘎组、昂杰组同样可以具有上述植物化石特征.（4）坚扎弄组建组剖面同样见“含砾砂岩”，与敌布错组A的“含砾砂岩”一致，并且其与相邻拉嘎组“含砾板岩”之间为山前碎石掩盖，没有明确的断层接触依据（吴一民和傅在斌， 1986），因此二者应当同为拉嘎组.（5）本文对敌布错组A中粉砂岩的锆石分析发现锆石年龄分布与区域上永珠组、拉嘎组相似（图7d）.

5.1.2　海陆交互相碎屑岩敌布错组为则弄群

海陆交互相碎屑岩（敌布错组B）作为敌布错组分布最广的岩石单元，同时也是敌布错组时代更新为晚三叠世‒早中侏罗世的重要载体.敌布错组划归晚三叠世‒中侏罗世的样品来自敌布错建组剖面西北的敌布错组B，依据为晚三叠世‒中侏罗世优势孢子分子（纪占胜等， 2007）.比如网叶蕨孢为晚三叠世的优势分子，而纵肋单沟粉大多出现于早、中侏罗世，与贡久布乡弄穷剖面的敌布错组A的二叠纪优势孢粉组合明显不一致（图9），表明敌布错组B和敌布错组A沉积时代不一致.

另外，坚扎弄组时代划归晚三叠世‒中侏罗世的采样剖面也不是其建组剖面（纪占胜等， 2007），鉴于Aratrisporites sp. ？、Convolutisporites cf. pseudoreticulata Qu等种主要出现在华北中晚三叠世地层中、Classopollis sp. cf. annulatus（Verbitskaji） Li等种主要出现在早中侏罗世地层中，因此将其时代划归晚三叠世‒中侏罗世.曲洛组（识别自敌布错组）为敌布错组B，其早侏罗世时代依据来自海相双壳化石Astarte cf. subminima Cox 和Astarte cf. delicata Fan，但孢粉及植物化石却显示较长的时代跨度，比如孢粉Cicatricoporites分布于全球中生代晚期‒古近纪，植物化石Podozamites sp.的时代分布为晚三叠世‒早白垩世（赵兵等， 2010）.笔者在尼雄仲青拉北地区敌布错组B中发现的植物化石同样时代跨度较长（吴秀元研究员鉴定），包括似木贼（未定种C₂-R）Equisetites sp.、枝脉蕨（未定种P-J）Cladophlebis sp.、带羊齿（未定种C₂-K₂）Taeniopteris？sp..其中Equisetites sp.是区域上则弄群的常见植物化石，在判别其地层归属为则弄群上具一定参考意义.

碎屑锆石分析能够限定碎屑岩的沉积时代下限，岩体侵位关系能够限定碎屑岩的沉积时代上限.西端门缸错曲洛组（敌布错组B）岩屑砂岩最年轻峰值年龄123 Ma，最年轻年龄区间118~139 Ma（图7d），并被早白垩世晚期花岗岩侵位，指示沉积时代为早白垩世早期.中段仲青拉北侧的敌布错组B岩屑砂岩最年轻峰值年龄130 Ma，并且被115~120 Ma的二长花岗岩及花岗闪长岩侵位，显示沉积时代在120~130 Ma 之间，已被重新厘定为则弄群（刘函等， 2020）.最东端日阿附近的敌布错组B从岩石组合及区域延伸上与门缸错、仲青拉敌布错组B为同一套沉积组合，其岩屑石英砂岩最年轻年龄峰值为159 Ma，最小年龄区间为127~ 163 Ma（图7f），其被晚白垩世岩体侵位所限定的沉积时代为早白垩世.因此，由西往东3个敌布错组B碎屑岩样品锆石U-Pb年龄结果及岩体侵位关系共同指示其沉积时代为早白垩世早期.

之前认为南北走向上敌布错组成片分布（图10a），重新调查后敌布错组B被以含砾砂岩、灰岩为特征的敌布错组A（拉嘎组和昂杰组）和第四系隔开.尼雄一带目前积累了最为丰富的、南北向的敌布错组B锆石U-Pb年龄数据（图10b），最南侧敌布错组B已经被重新厘定为则弄群（刘函等， 2020）.尼雄北山敌布错组B见多处火山岩夹层，英安岩、安山岩的锆石U-Pb年龄集中在120~130 Ma之间（苟正彬等， 2018），并且被早白垩世花岗闪长岩侵位（图1b），反映尼雄北山敌布错组B沉积时代在早白垩世早期.扎日南木错南坡敌布错组B含有大量的凝灰质砂岩，本文获得其中2个凝灰质砂岩的锆石 U-Pb年龄分别为（137.2±1.8） Ma和（132.7± 3.2） Ma（图7），表明其为早白垩世初期的火山‒沉积建造.

由上可知，冈底斯弧背断隆带所有敌布错组B为一套早白垩世早期（>120 Ma）火山‒沉积建造，与尼雄地区区域地质调查定义的则弄群下部时代相近、岩石组合一致.根据近几年冈底斯弧背断隆带早白垩世火山岩的研究进展，敌布错组C喷发不整合于下覆地层之上，并且其喷发时代为早白垩世晚期（图1b），可与则弄群上部对比.

5.2　措勤地区缺失晚二叠世碎屑岩地层的地质意义

如上所述，措勤地区冈底斯弧背断隆带敌布错组代表了3类岩石组合.敌布错组A以敌布错北岸建组剖面为代表，根据岩石组合、碎屑锆石、植物化石及变质变形特征明确其为上石炭统‒下二叠统拉嘎组或者昂杰组.敌布错组B分布极为广泛，根据碎屑锆石、火山岩夹层年龄、植物化石及变质变形特征，明确其属于下白垩统则弄群下部.敌布错组C尽管为火成岩不在讨论之列，但是根据火山岩时代限定其归属则弄群上部.因此，上二叠统敌布错组缺乏具体的物质基础，其所指示的晚二叠世地质过程也应当被重新认识.

坚扎弄组被认为是中冈底斯带的晚二叠世地层，其岩石组合、生物特征与敌布错组A类似，前文在讨论中已经明确了将坚扎弄组划归拉嘎组更为合理.陈清华等（1998）把措勤桑穷地区下拉组上部厚约87 m的含燧石团块的灰岩地层建立为上二叠统桑穷组，其依据是大量珊瑚、有孔虫、腕足、藻类等生物群化石的鉴定结果.其中，有孔虫Colaniella在世界各地仅见于晚二叠世地层；Reichelina simplex见于湖北兴山县宜都上二叠统吴家坪组，在藏东上二叠统也多有发现；珊瑚W. indicum是昌都和双湖地区晚二叠世的常见分子.如此，桑穷组碳酸盐岩组合更能代表措勤地区中冈底斯带晚二叠世沉积特征，避免了同一个地区同时出现海陆交互相和碳酸盐台地相地层的矛盾.

最近几年来对下拉组古生物的研究表明其顶部一套含燧石团块灰岩时代均为晚二叠世.纪占胜等（2007）在狮泉河地区的下拉组顶部发现了长兴期的牙形石.张予杰等（2014）在申扎地区下拉组顶部、木纠错组之下的灰岩中发现牙形类Clarkina liangshanensis （Wang）， C. orientalis及有孔虫类Codonofusiella-Colaniella等化石，与笔者在尼雄地区相同层位发现的晚二叠世牙形石时代一致（另文发表）.上述研究表明下拉组顶部含燧石团块灰岩时代为吴家坪期至长兴期，在地层对比时建议将该套燧石团块灰岩重新定义为桑穷组，至少在中冈底斯带和冈底斯弧背断隆带分布.

冈底斯带桑穷组（含燧石团块灰岩）被其上一套白云岩夹少量灰岩沉积整合覆盖，在申扎‒措勤地区被称作木纠错组，在江让一带被称作嘎仁错组，在狮泉河一带被称作淌那勒组.木纠错组因底部发育吴家坪期皱纹珊瑚而被划归为晚二叠世，因纳木错一带木纠错组中发现Ellisonia agordina、Hadrodontina anceps和Pachycladina cf. obliqua等早三叠世牙形石分子，武桂春等（2017）将其时代修订为晚二叠世‒早三叠世.淌那勒组底部见Pachycladina、Neohindeodella、Cornudina、Hadrodontina和Hibbardella sp.早三叠世牙形石（郑有业等， 2007）.嘎仁错组的时代也通过牙形石分子被确定为早中三叠世，其上覆的珠龙组、江让组碳酸盐岩一直延伸到晚三叠世诺利期（纪占胜等， 2018）.因此，在冈底斯带大部分地区中二叠世‒晚三叠世为连续碳酸盐岩沉积，表明晚二叠世沉积环境没有发生剧烈变动而造成区域性不整合.

敌布错组最为人们熟知的意义就是其代表了冈底斯地块在晚二叠世的岛弧造山事件中的沉积转换（王立全等， 2004）.既然冈底斯中部晚二叠世为一套连续的碳酸盐岩沉积，并且没有碎屑岩角度不整合在碳酸盐岩之上，那么，冈底斯地块晚二叠世岛弧造山作用可能并未影响到措勤地区.

5.3　措勤以南新厘定则弄群的地质意义

5.3.1　则弄群碎屑锆石物源分析

通过将敌布错组B和敌布错组C重新拟定为则弄群，冈底斯弧背断隆带下白垩统则弄群现为成片分布，与之前仅北侧零星分布的古地理意义完全不同，有必要进一步分析其物源特征.在早白垩世，冈底斯地块南侧以雅鲁藏布江新特提斯洋盆与喜马拉雅地块相隔，其物质不可能来自喜马拉雅地块，但是由于班公湖‒怒江特提斯洋可能在中晚侏罗世（李奋其等， 2022）或者早白垩世早期（Chen et al.， 2017）已经闭合，不排除有羌塘地块的物质输入，因此冈底斯地块内部物源也需要详细分析.

南羌塘地块与冈底斯地块古生代地层的碎屑锆石特征相似性极高（图11），但仍存在一定差异.由于南羌塘地块没有接收来自澳大利亚的冰筏沉积（杨洋等， 2019），造成晚古生代冰期南羌塘地块亲印度而冈底斯地块亲澳大利亚的物源特征.则弄群碎屑锆石可见明显的1 300~1 000 Ma年龄区间，与南羌塘地块1 000~900 Ma的峰值区间明显不一致（图11）.羌塘地块与冈底斯地块中生代之后构造岩浆演化差异较大，并显示不同的锆石年龄谱系，表现为南羌塘地块中晚侏罗世与早白垩世中晚期两阶段岩浆作用特别显著，显示185~150 Ma 和130~100 Ma两个年龄区间（图11），并形成150~130 Ma的年龄空白期（Huang et al.， 2017）.新厘定则弄群中门缸错岩屑砂岩与日阿岩屑石英砂岩均包含多个140~130 Ma的年龄（图10），并不含南羌塘典型的185~150 Ma的年龄组成；明显不同于南羌塘的侏罗纪‒白垩纪岩浆作用记录.因此，前寒武年龄区间与中生代年龄区间均指示新厘定的则弄群物源区并非羌塘地块.

新厘定的则弄群碎屑岩与冈底斯地块广泛分布的晚古生代永珠组、拉嘎组、来姑组等地层的前寒武年龄峰值区间一致（图11； Zhu et al.， 2011；杨洋等， 2019），并且锆石磨圆极好，指示包含冈底斯地块古生代地层再旋回的物质.特别是1 300~1 000 Ma和700~500 Ma这两组年龄所占比例较高（图11），反映再旋回沉积是则弄群的主要物质来源.冈底斯地块东部唐加‒松多一带330~307 Ma正处于大洋演化阶段（段梦龙等， 2022），念青唐古拉岩群中副变质岩（330 Ma； Guo et al.， 2016）均有石炭纪峰值，同时有早二叠纪的火山作用（278~275 Ma； 麦源君等， 2021），但是措勤地区则弄群碎屑岩中却显示从500 Ma以来直到三叠纪的长期年龄空白，明显缺失冈底斯地块东部特有的晚古生代年龄区间（图11），表明其物源不是来自冈底斯地块东部地区.

日喀则弧前盆地的物源主要来自其北侧的南冈底斯地区，早白垩世沉积物中的碎屑锆石年龄主要集中在早白垩世晚期（120~100 Ma），表明南冈底斯缺失早白垩世早期岩浆事件（纪伟强等， 2009）.如果则弄群中碎屑岩包含南冈底斯物源，那么其必然缺失早白垩世早期的年龄峰值，但是则弄群中的年龄峰值主体为早白垩世早期，反映南冈底斯也不是则弄群的主要物源区.作为典型的火山‒沉积建造，冈底斯弧背断隆带则弄群的碎屑锆石年龄主要集中在早白垩世早期，与则弄群火山岩夹层年龄几乎重合（图11；朱弟成等， 2008），与扎日南木错南侧则弄群中大量的凝灰质碎屑岩年龄相符.因此，同时期的火山物质是则弄群下部碎屑岩的岩浆岩物源之一.另外，则弄群碎屑岩晚侏罗世岩浆岩物源也有可能就是来自盆地或者盆地周缘同时期的火山岩（叶春林等， 2018）.

近年来前人在研究区南侧的南冈底斯北缘附近鲁尔玛地区新发现晚三叠世花岗岩体（刘洪等， 2019）和许如错地区晚侏罗世花岗岩体（闫晶晶等， 2017），与则弄群碎屑岩三叠纪年龄和晚侏罗世年龄（160~150 Ma）吻合，反映则弄群的源区包含了南冈底斯北缘地区的侵入岩.

5.3.2　措勤地区早白垩世残余海盆海岸线南移

由于缺少系统的定年资料，前人认为冈底斯弧背断隆带则弄群仅零星分布于其西端茶里错一带.本文发现措勤以南整个冈底斯弧背断隆带则弄群海陆过渡相火山‒沉积建造大面积分布（图1b），是除上古生界之外分布面积最广的地层单元，对认识措勤地区早白垩世的古地理格局有非常重要的意义.

伴随班公湖‒怒江特提斯洋的闭合过程，形成了一个持续整个早白垩世的残余海盆.莎木罗组是班公湖‒怒江结合带与冈底斯地块则弄群及多尼组沉积时代近同时的一套地层，其被认为是班公湖‒怒江特提斯洋闭合后残余海盆的沉积物，其物源来自南羌塘地块（Huang et al.， 2017），表现为包含185~150 Ma的岩浆锆石年龄，同时缺乏150~ 130 Ma的岩浆活动（图11）.北冈底斯带多尼组显示南羌塘与中冈底斯双重物源特征（Li et al.， 2020），其南侧中冈底斯带的则弄群与多尼组仅显示中冈底斯物源特征（Sun et al.， 2017），可以推测中、北冈底斯带都是该残余盆地的组成部分，并且该沉积盆地的中心可能在北冈底斯地区.北冈底斯带多尼组岩性以砂岩、泥岩、灰岩、页岩、粉砂岩为主（图12； 王立全和朱同兴， 2013），整体粒度明显较中冈底斯带则弄群和多尼组细，结合中冈底斯带多尼组东南向西北粒度呈现逐渐变细的趋势，反映残余海盆由北冈底斯带向中冈底斯带水体逐步变浅.由于冈底斯弧背断隆带仅在其北缘零星发现早白垩世地层，一度被认为该残余海盆南部边界在塔若错‒措勤一线（图13a）.

则弄群是中冈底斯带的特征地层.措勤地区中冈底斯带则弄群的时代集中在120~130 Ma之间（朱弟成等， 2008），而扎布耶茶卡北则弄群最老时代可达154 Ma（叶春林等， 2018）.还有一些120~105 Ma之间的火山岩也被定义为则弄群（康志强等， 2008； 朱弟成等， 2008），但是这些小于120 Ma的火山岩时代与该带多尼组及捷嘎组时代重叠（王立全和朱同兴， 2013），笔者认为应当划归多尼组或者捷嘎组，与多尼组包含大量早白垩世晚期碎屑锆石相符（Sun et al.， 2017）.因此，中冈底斯带则弄群主体形成时代为早白垩世早期，与冈底斯弧背断隆带则弄群下部时代一致（图12）.尽管中冈底斯带则弄群岩性变化大，但基本组成包括火山岩、火山碎屑岩及碎屑岩，并见植物化石，为典型的滨浅海火山‒沉积组合（王立全和朱同兴， 2013）.依据沉积时代、沉积相对比，措勤地区中冈底斯带则弄群和冈底斯弧背断隆带则弄群下部同属一个早白垩世早期火山‒沉积盆地.因此，本文厘定的下白垩统则弄群下部火山‒沉积建造位于班公湖‒怒江残余盆地的南部边缘位置（图13b），指示在措勤地区其南界比早期认识向南推进了大约50 km.

6 结论

（1）本文建议将冈底斯弧背断隆带的上二叠统敌布错组分解为3类：①敌布错组A，以含砾碎屑岩及晚古生代植物化石为特征，应划归拉嘎组或者昂杰组；②敌布错组B，以海陆交互相碎屑岩夹少量火山（碎屑）岩为特征，应划归则弄群下部；③敌布错组C，以火山（碎屑）岩为特征，应划归则弄群上部.

（2）冈底斯弧背断隆带及中冈底斯带中二叠世‒晚三叠世为连续碳酸盐岩沉积，没有上二叠统敌布错组及坚扎弄组的碎屑岩物质基础.

（3）冈底斯弧背断隆带大面积分布下白垩统则弄群火山‒沉积建造，在古地理上代表早白垩世班公湖‒怒江残余海盆最南部边界，其中生代岩浆物质主要来自南冈底斯岩浆弧及盆地内部.

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基金资助

中国地质调查局项目(DD20240032;D20221635;DD20221811)

科技部青藏科考项目(2019QZKK0706)