图1 青藏高原(a)与柴达木盆地(b)构造简图
Fig. 1 Simplified tectonic map of the Tibetan Plateau (a) and the Qaidam Basin (b)
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第3期 2024年5月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 3 (May 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.019
国家自然科学基金(U22B6002)资助
收稿日期: 2023–04–27;
修回日期: 2023–05–22
摘要 选取青藏高原北部柴达木盆地内尖顶山和黑梁子背斜作为研究对象, 基于遥感影像和地震剖面, 解释并分析该背斜构造带的地表次级断裂以及地下构造的变形样式与运动特征。遥感影像显示, 尖顶山背斜的大部分地表次级断裂从北西走向的压扭断裂向东南方向过渡为南北走向的正断层, 而黑梁子背斜的地表次级断裂为北北东走向的左行张扭断层。地震剖面显示, 尖顶山和黑梁子背斜由上部逆冲滑脱断裂和下部基底正花状构造组成, 深层与浅层的变形解耦主要受新生界下部路乐河组的膏盐层影响。结合地表次级断裂和地下基底断裂的平面展布样式、运动特征以及沿走向的变化, 认为尖顶山和黑梁子背斜为右行压扭构造, 推测在印度板块与欧亚大陆汇聚的背景下, 柴达木盆地内部在持续缩短变形的过程中发生向东的差异性挤出, 从而形成一系列压扭性质的背斜构造。
关键词 柴达木盆地; 遥感影像解译; 地震剖面; 右行压扭构造; 走滑运动; 盐构造
青藏高原是新生代印度板块与欧亚大陆持续汇聚的产物, 其岩石圈如何变形这一问题对理解陆–陆碰撞带的构造模式至关重要。目前, 高原生长变形的主流模型有 3 种, 分别为斜向大陆俯冲模型[1]、黏性薄板模型[2–3]和下地壳流模型[4]。尽管这些模型能很好地刻画青藏高原垂直隆升以及沿大型断裂走滑挤出的过程, 但是无法解释高原北部相对刚性块体的变形行为。
柴达木盆地是一个克拉通盆地[5], 相对于周缘的东昆仑山、祁连山和阿尔金山具有更大的有效弹性厚度和更刚性的岩石圈[6], 无法作为高黏性的流变体而持续缩短变形, 不符合黏性薄板模型的假设。另一方面, 地球物理资料显示柴达木盆地中下地壳具有更高的 S 波速度和瑞利波相速度, 明显区别于东昆仑断裂以南地区和祁连山地区的下地壳低速异常[7–9], 因此柴达木盆地不受下地壳流的影响。此外, 柴达木盆地一系列的背斜构造带在新生代变形过程中承担了最多 23%～48%的盆地缩短量[10–11],所以柴达木盆地并不是一个严格意义上的刚性块体, 无法用斜向俯冲模型解释其内部变形。因此, 确定柴达木盆地内部背斜构造带的构造样式和运动学特征是理解青藏高原在印度板块与欧亚大陆汇聚过程中相对刚性块体变形行为的关键。
前人普遍认为盆地内的背斜是基底断裂逆冲冲断的产物[10,12–16]。例如, Yin 等[10]认为柴达木盆地下地壳可能发育低角度的逆冲滑脱断裂, 盆地北侧和南侧边缘发育构造楔, 向盆地内部传递变形; Pei等[15]认为冷湖构造带符合断层相关褶皱的特征, 并且强调深部断裂构造逆冲的运动学特征。但是, 逆冲冲断模式无法解释现今 GPS 矢量方向斜交于背斜构造带走向这一现象[17–18]、盆地内背斜的雁列式分布样式[19]以及大部分背斜构造地表发育的一系列走向各异的次级断裂[19–20]。近年来, 另外一些研究发现这些背斜构造带的变形受控于深部压扭构 造[19–27]。尽管这些研究尚未对走滑运动方向达成共识, 但是均强调走滑运动分量对盆内背斜构造的重要意义[19–20,22,25]。
基于上述背景, 本文选取柴达木盆地西北缘的尖顶山和黑梁子背斜作为研究对象, 根据卫星遥感影像刻画背斜发育的地表次级断裂样式与构造属性, 结合三维地震体解释背斜地下的构造样式与运动学特征, 探讨柴达木盆地内部背斜构造样式的影响因素及成因。
柴达木盆地面积为 12 万 km2, 是青藏高原内部最大的盆地。该盆地在平面上呈三角形, 南边界为左行走滑的祁漫塔格–东昆仑断裂[28–30], 西边界为左行走滑的阿尔金断裂[31–34] , 东北边界为祁连山造山带[35–39](图 1(a))。相比于周缘变形强烈的山系, 柴达木盆地因具有相对刚性的基底[6,40–41]而表现出较小的变形程度。得益于 20 世纪 50 年代以来石油工业的蓬勃发展, 柴达木盆地内部的地球物理资料十分丰富。
柴达木盆地填充巨厚的新生代陆相碎屑沉积物, 盆地中心地区新生界的厚度超过 10km[42]。柴达木盆地新生代沉积序列可以划分为 7 个地层单元, 沉积年代由老至新分别为路乐河组、下干柴沟组、上干柴沟组、下油砂山组、上油砂山组、狮子沟组和七个泉组[43]。
盆地内不同剖面建立的磁性地层年龄模型具有较大的差异, 例如路乐河组底界的年龄从约 54Ma到 20～30Ma 不等, 据此可将这些年龄模型分为老的年龄模型[44–53]和年轻的年龄模型[54–57]两类。相对于柴达木盆地北缘地区而言, 柴达木盆地西北部(即本文研究区)各剖面的磁性地层年龄模型差异不大, 因此本文采用较老的年龄模型[58–59]。
柴达木盆地新生代地层层序如表 1 所示。路乐河组是柴达木盆地新生界年代最老的地层, 地层年代范围为古新世、始新世早期与中期, 绝对年龄范围在>53.5～43.8Ma 之间, 岩性为砂岩、粉砂岩和砾 岩[60]。下干柴沟组地层年代范围为始新世晚期, 绝对年龄为 43.8～35.5Ma, 下段岩性为砾岩、含砾砂岩和砂质泥岩, 上段岩性为粉砂岩和泥岩[60–62]。值得注意的是, 近些年在青海油田持续的石油钻探结果揭示柴达木盆地西北地区始新统中发育大量的膏盐层[21]。上干柴沟组地层年代范围为始新世晚期、渐新世和中新世早期, 绝对年龄范围为 35.5～23.0 Ma, 下段岩性为棕色泥岩和粉砂岩, 含石膏夹层, 上段岩性为砂岩和粉砂岩, 夹砾岩[60–62]。下油砂山组地层年代范围为中新世早期与中期, 绝对年龄范围为 23.0～15.3Ma, 岩性主要为砂岩、粉砂岩和泥岩[60], 局部地区相变为砾岩[62]。上油砂山组地层年代范围为中新世中期与晚期, 绝对年龄为 15.3～8.1Ma, 该组地层在距离研究区较近的红沟子剖面表现出如下特征: 下部岩性为角砾岩和砾岩, 夹泥岩、粉砂岩、细砂岩、藻类石灰岩和泥灰岩; 中上部岩性为泥岩和钙质泥岩, 夹薄层粉砂岩和泥灰岩; 上部岩性与下部类似[63]。狮子沟组地层年代范围为中新世晚期至上新世, 绝对年龄范围为 8.1～2.5Ma, 该组地层在距离研究区较近的红沟子剖面表现出如下特征: 下部岩性为泥岩和钙质泥岩, 夹砂岩和泥灰岩, 中部由泥岩、粉砂质泥岩和砂岩组成, 夹砂质砾岩和含砾砂岩, 上部岩性与下部类似[63]。七个泉组地层年代范围为更新世, 绝对年龄<2.5Ma, 由厚层灰黑色砾岩和少量砂岩夹层组成[63]。
图1 青藏高原(a)与柴达木盆地(b)构造简图
Fig. 1 Simplified tectonic map of the Tibetan Plateau (a) and the Qaidam Basin (b)
为便于描述地下构造特征, 本文将新生界的底界定义为 Tr, 将下干柴沟组的底界定义为 T5, 将下干柴沟组上段的底界定义为 T4, 将上干柴沟组的底界定义为 T3, 将下油砂山组的底界定义为 T2。
盆地内部的变形集中分布在盆地西部[10], 在数字高程模型图和卫星遥感图中表现为一系列雁行式排列的北西走向的断层以及断层相关褶皱(图1(b))。本文研究的尖顶山和黑梁子背斜位于柴达木盆地西北缘, 其西北侧约 30km 处即为左行走滑的阿尔金断裂, 北侧约 15km 为牛鼻子梁岩体, 东南侧为大风山背斜, 西南侧为南翼山背斜, 西侧为小梁山背斜和红沟子背斜(图 2(a))。尖顶山和黑梁子背斜的构造走向近北西–南东, 在平面图中呈长轴状, 两翼不对称(图 2(b))。尖顶山和黑梁子背斜在地表出露的主体部分均为上油砂山组、狮子沟组和七个泉组, 核部地层老, 主要发育上油砂山组, 两翼地层新, 从核部向两翼依次发育狮子沟组和七个泉组, 狮子沟组与七个泉组为不整合接触关系。
表1 柴达木盆地新生代地层层序表[58–63]
Table 1 Cenozoic stratigraphy of the Qaidam Basin[58–63]
(b)中红线为断层, 白线为地层界线, 黑线为地震测线
图2 研究区遥感影像
Fig. 2 Satellite images of the study area
尖顶山和黑梁子背斜呈穹隆状, 在遥感影像图中表现为长轴状背斜, 其中尖顶山背斜的枢纽为北西走向, 方位角约为 310°, 黑梁子背斜的枢纽为北西西走向, 方位角约为 300° (图 3)。结合数字高程模型可知, 尖顶山背斜两翼不对称, 北翼短而陡, 南翼长而缓(图 3), 为断层传播褶皱[65]。
(a)研究区遥感图像; (b)和(c)研究区地表断裂示意图; (d)里德尔(Riedel)剪切示意图[64], 其中 P 是压剪性破裂面, R 是 Riedel剪切破裂面, R′是共轭 Riedel 剪切破裂面, T 是张性破裂面, Y 是主剪切破裂面, σ1 表示最大主应力
图3 遥感图像和地表断裂示意图
Fig. 3 Satellite image and sketch maps of secondary faults on the earth surface
在遥感影像中, 尖顶山与黑梁子背斜地表密集的次级断裂清晰可见(图 3(a))。根据断裂的出露迹线、研究区的数字高程模型以及断裂两盘岩层的位错方向, 我们可以确定断裂的倾向和上下盘运动特征(图 4)。
首先, 在断裂的地表出露迹线上选取两个海拔相同的点和海拔较低的任意一点, 其中海拔高度相同两个点的连线即为断裂面的走向, 过海拔高度较低点画垂直于走向的线, 指向海拔较低点的方向即为断裂面的倾向。然后, 在遥感影像中选取特征地层界限, 并分别测量目标断裂两盘背斜核部露头的宽度, 结合背斜的形态特征, 可知核部露头更宽的一侧为上升盘, 更窄的一侧为下降盘, 由此可以确定断裂在倾向上的运动特征。最后, 在遥感影像上解释背斜枢纽的位置, 根据枢纽沿断裂面的位错方向, 即可确定断裂在走向上的运动特征。
图4 确定地表断裂属性方法示意图
Fig. 4 Sketch map of identification of secondary faults
利用上述方法, 可以定性地确定尖顶山和黑梁子地区地表次级断裂的构造属性。根据断裂的空间位置和构造走向的差异, 本文将尖顶山背斜地表的次级断裂分为两类(图 3(b))。第一类次级断裂位于背斜的西部, 北北东走向, 向北逐渐转变为北东走向, 为正断层。第二类次级断裂位于背斜的核部, 为北北西走向的逆断层, 在背斜东南部转变为近南北走向的正断层。黑梁子背斜地表的次级断裂集中于背斜宽缓的核部区, 北北东走向, 向北过渡为近南北走向, 向南过渡为近北东走向, 根据次级断裂两盘的核部露头宽度和背斜枢纽的位错方向, 可知这些次级断裂兼具左行走滑断层和正断层的运动属性(图 3(c))。
(a)～(d)尖顶山背斜, 剖面位置见图 3(b); (a)剖面 E-E′放大, (b)剖面 F-F′放大, (c)剖面 G-G′放大, (d)剖面 D-D′北东段放大; (e)和(f)黑梁子背斜, 剖面位置见图 3(c); (e)剖面 C-C′放大, (f)剖面 D-D′南东段放大
图5 地震剖面中的次级断裂
Fig. 5 Secondary faults on the seismic profiles
研究区的地震剖面同样记录了尖顶山和黑梁子背斜地表次级断裂的构造形态与运动学特征, 可与遥感解译结果相互印证。
尖顶山背斜的第一类次级断裂(图 5(a)和(d)中玫红色线)见于靠近背斜核部的 SD1-SD1′和 SE-SE′剖面, 表现为正断层。尖顶山背斜的第二类次级断裂(图 5(b)和(c)中黄色线)见于背斜核部的 SD1-SD1′和 SE-SE′剖面以及背斜东南部的 SF-SF′和 SG-SG′剖面, 在背斜核部表现为逆断层, 向背斜东南部过渡为正断层, 且断层面倾角减小。
在分别垂直于和平行于黑梁子背斜枢纽走向的SC-SC′和 SD2-SD2′剖面中, 黑梁子背斜地表的次级断裂在地下浅部均表现为正断层(图 5(e)和(f))。这些次级断裂在更深部转变为逆断层, 与浅部的样式不一致, 可能与走滑断层的海豚效应[66]有关。部分次级断裂在深部和浅部具有相反的倾向, 可能与走滑断层的丝带效应[67]有关。以上关于断层走滑属性的推测与黑梁子地表次级断裂兼具左行走滑断层和正断层属性的特征相符。
尖顶山和黑梁子背斜构造由上下两套不同的断裂系统控制, 分别为上部的滑脱断裂和下部基底卷入的正花状断裂构造(图 6)。
上部的滑脱断裂在尖顶山和黑梁子地区分别对应尖浅断裂(图 6(a)和(b))和黑浅断裂(图 6(c)。在尖顶山和黑梁子背斜南西翼的地下深部(双程旅行时约为 3s 时对应的深度), 断面产状平缓, 近似平行于地层, 表现为局限于路乐河组内(地震反射界面T5 与 Tr 之间)顺层滑脱的滑脱断层。在靠近尖顶山和黑梁子背斜核部的位置, 尖浅断裂和黑浅断裂的断面逐渐陡倾, 向上错断路乐河组的上覆地层, 倾向南西, 并伴随断层传播褶皱与反冲断层。地震剖面中断裂两盘的地层层位关系显示, 尖浅断裂和黑浅断裂具有逆冲的运动特征。
下部基底卷入的断裂对应尖顶山断裂和尖南断裂(图 6(a)～(c))。尖顶山断裂为倾向南西的高陡基底断裂, 向下合并于尖南断裂, 向上切穿尖顶山和黑梁子背斜北东翼的新生界, 平行于尖浅断裂和黑浅断裂的上部断面。尖南断裂为倾向北东的高陡基底断裂, 向上截交并终止于尖浅断裂和黑浅断裂, 且伴随一系列分支断裂。整体来说, 尖顶山断裂和尖南断裂在地震剖面中具有逆冲的运动特征。值得注意的是, 尖南断裂构造在走向上存在变化, 从西往东, 其分支断裂数量逐渐增多, 且整体的逆冲运动学分量逐渐减小(图 7)。此外, 地震反射界面上Tr的平面分布表明, 尖南断裂向东南方向逐渐过渡为向东弯曲的马尾状分支断裂(图 8)。
图6 区域地震剖面(剖面位置见图2(b))
Fig. 6 Reginal seismic sections (See Fig. 2(b) for their locations)
综上所述, 尖顶山和黑梁子背斜构造由上部逆冲滑脱的尖浅断裂和黑浅断裂及其相伴的断层传播褶皱以及下部基底卷入的尖顶山断裂和尖南断裂控制。区别于尖顶山和黑梁子背斜构造的样式, 尖北潜伏构造仅受控于基底卷入的正花状构造, 不存在上部逆冲滑脱断层。
膏盐层是一种特殊的地质单元, 在地震剖面中具有以下识别特征[68–70]: 1)膏盐的能干性相对较差,变形过程中原有的成层特征容易被破坏, 因此地震剖面中的同相轴较为杂乱; 2)膏盐的物性相对均一, 内部波阻抗差异和反射系数相对较小, 在地震剖面中表现为低振幅区域; 3)膏盐在变形中会发生塑性流动, 导致含膏盐地层厚度上的横向不连续性。
基于上述识别特征, 本文发现研究区内的膏盐层主要分布于尖顶山背斜核部至黑梁子地区, 但是不同部位的膏盐层卷入的盐构造样式有所不同。尖顶山背斜以及尖顶山背斜与黑梁子背斜之间的部位发育盐焊接构造(图 6(b), 图 7(b)和(c)), 尖顶山背斜深部的膏盐在变形过程中发生塑性流动, 大部分从原位的路乐河组中抽离。与此同时, 尖南断裂控制的上盘上升, 填补膏盐丢失造成的体积空缺。因此, 膏盐的丢失以及尖南断裂的活动最终导致盐下地层甚至基岩直接与盐上地层拼贴在一起, 形成盐焊接构造, 造成路乐河组显著的横向厚度差异, 少量未丢失的膏盐则残留于尖南断裂及其分支断裂上下盘的顶部(图 6(b), 7(b)和(c))。黑梁子地区的盐构造表现为背斜核部的盐聚集(图 6(c))。在平行于整体构造走向并穿过尖顶山和黑梁子背斜核部的地震剖面中, 可以见到路乐河组在黑梁子地区明显增厚, 并聚集于黑梁子背斜核部深处(图 6(d))。
尖顶山和黑梁子背斜以及尖北潜伏在地下深部均为基底卷入的高陡正花状构造, 但它们的上部构造有明显的差异: 尖顶山和黑梁子背斜构造在上部表现为逆冲滑脱断裂以及相伴的断层传播褶皱和反冲断裂, 尖北潜伏的上部构造则是下部正花状构造向上的延续。
背斜地下构造样式的差异与膏盐层的空间分布密切相关。结合地震相的反射特征、地层厚度的横向连续性以及盐构造的发育特征, 本文认为研究区的膏盐层主要分布于尖顶山和黑梁子地区的路乐河组(Tr 与 T5 之间), 尖北地区可能不发育膏盐层(图6)。尖顶山和黑梁子地区膏盐层的出现不仅为尖浅断裂和黑浅断裂这些上部滑脱断裂的发育提供滑脱层, 还通过被动塑性变形和流动来吸收下部正花状构造的逆冲分量, 表现为盐丢失(盐焊接构造)或盐聚集, 从而使以膏盐层为界的上下构造发生解耦。但是, 在不发育膏盐层的尖北地区, 尖北潜伏缺失上部的滑脱断裂, 从下至上完全受控于下部正花状构造。
前人将柴达木盆地内上下构造样式有差异的背斜构造定义为“两层楼构造”或“双重构造”[19,21]。一些研究者认为上部逆冲滑脱断裂的发育可能与下干柴沟组上段的薄弱泥岩层有关[19,20,27], 另一些研究者则强调下干柴沟组上段的膏盐层对滑脱断裂形成的重要性[13,21,23]。这些膏盐层的存在已由青海油田的研究人员在英雄岭地区狮子沟背斜构造的钻井勘探工作所证实, 例如狮 37 井和狮 43 井分别发现盐岩和膏岩[71]。结合前人的地震剖面解释结果, 本文发现滑脱断裂对应的滑脱层往往局限于单一的地层单元, 例如英雄岭地区的上部滑脱断裂均沿着下干柴沟组上段逆冲滑脱[13,21,23], 而尖顶山和黑梁子背斜的滑脱层仅位于路乐河组内。无论是英雄岭地区的下干柴沟组上段, 还是尖顶山和黑梁子地区的路乐河组, 均为膏盐层集中发育的层段, 而泥岩层在柴达木盆地西北地区的路乐河组、下干柴沟组、上干柴沟组和下油砂山组中广泛分布[44,47,62,72]。结合泥岩层和膏盐层的空间分布特征以及滑脱层所在层位, 本文认为柴达木盆地西北地区“双重构造”形成的必要条件是膏盐层, 而非泥岩层。
前人提出一系列构造模型来解释柴达木盆地背斜构造的成因, 但尚未达成共识, 主要分歧之处为深部断裂的运动学特征以及配套的构造样式。一些研究倾向于将这些背斜构造解释成逆冲的产物, 对应构造楔或各类与褶皱冲断相关的断层转折和传播褶皱[10,12–16], 另一些研究提出压扭模型, 基于地震剖面和构造平面组合关系或地质单元沿断层走向的位错, 认为深部断裂为高陡的正花状构造, 且具有走滑分量[19–27]。根据走滑分量的方向, Mao 等[19]认为柴达木盆地内的雁列褶皱均对应于里德尔剪切模式中的右行压扭 P 剪切面(图 3(d)), 但 Liu 等[25]倾向于用分布式右旋剪切作用下的左行压扭变形模型来解释这些背斜的形成。
图7 尖南断裂沿走向的变化(剖面位置见图2(b))
Fig. 7 Along-strike variations of the Jiannan fault (See Fig. 2(b) for their locations)
图8 Tr界面断裂的分布(位置见图2(a))
Fig. 8 Distribution of faults on the interface Tr (See Fig. 2(a) for its location)
本研究中, 尖顶山和黑梁子背斜均为右行压扭构造。首先, 沿新生界底面Tr的断裂平面分布显示北西–南东走向的尖南断裂向东弯曲为东西走向的马尾状分支断裂, 具有逆冲的运动分量, 且断距向东逐渐减小(图 7 和 8)。其次, 与尖浅断裂平行的北西走向的次级断裂向南东过渡为南北走向的次级正断层, 且尖浅断裂的断距也具有向南东方向逐渐减小的趋势, 因此这些次级断裂对应张性的马尾分支断裂, 整体上表现为小型的负花状构造(图 3(b), 图5(a)～(d))。最后, 考虑到北西西走向的黑梁子背斜构造及其核部近南北走向的左行张扭次级断裂, 本文认为黑梁子背斜核部的次级断裂对应里德尔剪切模式中的 R′剪切面(图 3(d)), 此左行张扭的 R′剪切面表明主断层黑浅断裂具有右行走滑的运动学分量(图 5(e)和(f))。因此, 尖顶山和黑梁子背斜下部为右行压扭正花状构造, 上部滑脱断裂为具有右行走滑分量的逆冲滑脱断裂(图 9)。综上所述, 走滑运动和逆冲运动对盆地内背斜构造的形成同等重要。
图9 右行压扭构造模式
Fig. 9 Models of dextral transpressional structures
尖顶山背斜和黑梁子背斜构造带右行压扭的运动方向符合 Mao 等[19]对盆地背斜构造的总结, 但并不排除盆地内其他背斜构造可能具有左行压扭的运动方向。例如, 大风山和南翼山背斜的构造等深图反映的基底断裂具有明显的系统性左行走滑错断特 征[20,25], 英雄岭黄石构造与左行走滑的里德尔剪切模式也存在良好的对应关系[22]。结合前人的研究结果, 本文认为柴达木盆地内各个背斜构造的走滑运动方向可能并不一致, 可能与盆地基底非均质性引起的差异性块体挤出有关。尽管柴达木盆地岩石圈的有效弹性厚度显著高于周缘山系(如祁连山、松潘–甘孜地块和东昆仑山), 但仍然小于刚性更强的塔里木盆地、华北板块和四川盆地[6]。因此, 在印度板块与欧亚大陆持续汇聚的背景下, 尽管柴达木盆地内部可以在一定程度上保持刚性来抵御变形, 但仍然需要通过一系列北西走向的褶皱变形以及基底断裂的逆冲变形来适应地壳缩短[10–11]。在挤压过程中, 这些被基底断裂分割的块体除缩短增厚外, 也会向东挤出逃逸[36]。由于柴达木盆地结晶基底上部的泊松比存在横向差异性[73], 相对高泊松比的块体比低泊松比的块体具有更大的向东挤出量, 从而使得基底断裂呈现额外的右行或左行走滑运动分量。本文认为这种差异性挤出造成的柴达木盆地内小尺度压扭背斜构造与剪切应变高度集中的大型走滑断裂(如阿尔金断裂、海原断裂和东昆仑断裂)类似, 它们分别对应青藏高原岩石圈缩短挤出在相对刚性的柴达木盆地岩石圈与相对软弱的造山带岩石圈的不同表现形式[74]。
1)尖顶山背斜和黑梁子背斜为“两层楼”构造, 由上部尖浅、黑浅逆冲滑脱断裂及其相伴的断层传播褶皱以及下部基底卷入的尖顶山断裂和尖南断裂组成。
2)尖顶山和黑梁子地区的路乐河组发育膏盐层以及诸如盐焊接、盐聚集等与膏盐塑性流动相关的盐构造。作为有利的滑脱层, 膏盐层是“两层楼”构造上部逆冲滑脱构造形成的必要条件。
3)尖顶山地表的马尾状次级断裂、黑梁子地表的R′次级剪切断裂和深部尖南断裂的马尾状分支形态均指示尖顶山和黑梁子背斜构造带受控于右行压扭构造体系, 柴达木盆地的背斜构造是盆地挤压缩短和差异性向东挤出的产物。
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Geometric and Kinematic Analysis of the Jiandingshan-Heiliangzi Anticlines, NW Qaidam Basin
Abstract Jiandingshan and Heiliangzi anticlines in the Qaidam Basin, northern Tibetan Plateau are investigated to depict the intracontinental deformation pattern. Based on remote sensing images and seismic profiles, the structural patterns and kinematic characteristics of the surface faults and underground structures of the Jiandingshan-Heiliangzi anticlines are interpreted and analyzed. Remote sensing images show that most surface faults of the Jiandingshan anticline change from NW-SE striking transpressional to N-S striking normal faults to the southeast, while most surface faults of the Heiliangzi anticline are NNE striking sinistral transtensional faults. Seismic profiles show that the Jiandingshan-Heiliangzi anticlines are composed of upper thrust detachment fault systems and lower basement-involved positive flower structures. In addition, it is inferred that the decoupling between shallow and deep structures of the Jiandingshan and Heiliangzi anticlines is influenced by the gypsum-salt layers in Lulehe Formation. Considering the fault map, kinematic features, and along-strike variations of the surface faults and basement-involved faults, the Jiandingshan-Heiliangzi anticlines are treated as dextral transpressional structures. It is inferred that the interior of the Qaidam Basin has experienced differential eastward extrusion during its continuous shortening induced by the convergence of the Indian and Eurasian continents, leading to a series of transpressional anticlines in the basin.
Key words Qaidam Basin; remote sensing and image interpretation; seismic profile; dextral transpressional structure; strike-slip movement; salt structure