蓝色圆点 1 代表冷湖北的最低点(海拔 2726 m), 蓝色圆点 2 代表柴达木盆地与苏干湖盆地的分水岭(海拔 2807 m), 蓝色圆点 3 代表苏干湖盆地的最低点(海拔 2793 m), 蓝色圆点 4 代表冷湖东的最低点(海拔 2726 m)
图1 柴达木盆地北缘西段地质图
Fig. 1 Geological map of the western part of the northern Qaidam Basin
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第5期 2024年9月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 5 (Sept. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2024.063
收稿日期: 2023–09–17;
修回日期: 2023–11–15
摘要 通过对野外观察点沉积特征和构造地貌的分析, 发现中更新世柴达木盆地和苏干湖盆地的古地理环境发生快速的变化。柴达木盆地和苏干湖盆地早更新世(2.54～0.78Ma)发育广泛的湖泊, 古水流的流向显示此时二者存在水系沟通。中更新世以来(0.78Ma至今), 软沉积变形构造指示的柴北缘构造带持续构造活动事件导致小赛什腾山逐渐隆升, 成为完全分隔柴达木盆地与苏干湖盆地的地形屏障, 原有的湖泊环境在山前地区转变为冲积扇–洪积扇及辫状河环境, 在远端地区转变为孤立的小型咸水湖环境。因此, 柴北缘构造带中更新世的构造隆升事件导致柴达木盆地和苏干湖盆地古地理环境和流域体系的剧烈变迁。隆升形成的柴北缘构造带阻断发源自南祁连地区的河流, 最终减少柴达木盆地的入湖径流量, 促进中更新世以来柴达木盆地内湖泊的萎缩和干涸。
关键词 柴达木盆地; 苏干湖盆地; 中更新世; 构造隆升; 沉积环境; 古地理演化
作为青藏高原地区最大的新生代盆地, 柴达木盆地内填充厚达 12km 的新生代沉积物, 保存印度–欧亚大陆碰撞以来青藏高原北部地区最完整的地质记录[1–4]。从渐新世开始, 柴达木盆地就已经发育广泛分布的湖泊[3,5]。Song 等[6]和 Meng 等[7]基于沉积厚度和物源分析, 认为柴达木盆地曾经与北部邻近地区的苏干湖盆地相连, 构成广泛的古柴达木盆地。然而, 柴达木盆地与苏干湖盆地现今被柴北缘构造带分隔[8], 大部分地区被干涸的盐湖和风蚀雅丹区覆盖, 柴达木盆地北部地区原有的古湖泊几乎完全干涸, 苏干湖盆地西端仅残留大、小苏干湖两个小型湖泊。
厘清柴达木盆地与苏干湖盆地的分隔时间(即柴北缘构造带的构造隆升时间)对理解青藏高原的生长历史至关重要, 即青藏高原东北部祁连山地区究竟是经历了新生代早期以来的无序生长模式[9–10], 或是经历了上新世以来从南向北的生长模式[11–12], 还是经历了中中新世以来由中央向南北两侧的双向生长模式[13–15]。
围绕这一科学问题, 前人在柴达木盆地北缘地区开展了一系列相关研究。一些研究基于柴北缘构造带山前的地表变形特征、地震剖面几何样式解释结果以及同生长地层分析结果, 发现柴北缘构造带在晚上新世至更新世经历构造活动, 隆升后作为地理屏障分隔柴达木盆地与苏干湖盆地[15–16]。另一些研究基于包括重矿物组合、碎屑锆石 U-Pb 年龄和古水流分析等在内的物源分析结果、古沉积环境解释结果以及包括平衡剖面恢复与同生长地层分析等在内的构造分析结果, 认为柴北缘构造带在新生代早期已经开始经历构造变形, 并作为古地理边界分隔柴达木盆地与苏干湖盆地[17–19]。其他针对古沉积环境、物源特征、同生长地层以及柴达木盆地与苏干湖盆地地层厚度差异的研究则认为柴北缘构造带的隆升时间不早于渐新世[6–7]。
造成上述争议的根本原因在于研究区的物源和构造变形等地质记录不一定是柴达木盆地与苏干湖盆地分隔(即柴北缘构造带隆升)的产物。例如, 邻近的其他构造带(如阿尔金断裂和南祁连构造带)的构造活动, 也可以在柴北缘构造带山前产生同生长地层; 复杂的沉积物再循环和流域重组过程, 同样可以导致沉积地层中出现物源特征的快速变化。只有与柴北缘构造带活动明确相关的地质记录, 才能帮助我们了解柴达木盆地与苏干湖盆地的分隔历史。
本文聚焦于柴达木盆地与苏干湖盆地古湖泊晚新生代的分隔历史, 基于柴达木盆地北缘西段山前地区野外观察的沉积特征, 限定柴北缘构造带两侧不同时期的沉积环境。结合古水流的流向以及软沉积变形构造指示的同沉积构造隆升事件, 还原中更新世因柴北缘构造带隆升而分隔柴达木盆地与苏干湖盆地的古地理演化过程, 讨论晚新生代青藏高原地区构造运动对沉积环境变迁以及流域重组的地质意义。
新生代印度板块与欧亚大陆碰撞的远程效应在青藏高原东北缘形成一系列北西–南东走向、由逆冲断裂和褶皱构造组成的祁连山系。这些构造带从北至南划分为北祁连山构造带、中祁连山构造带、南祁连山构造带和柴北缘构造带[17–18,20–21], 其中柴北缘构造带分隔其南北两侧的柴达木盆地与苏干湖盆地(图 1)。
柴达木盆地是青藏高原地区最大的内流盆地, 面积约为 120000km2, 海拔范围为 2700～3500m, 被一系列海拔为 4000～5000m 的山脉围限, 包括其东北侧的祁连山、西北侧的阿尔金山以及南侧的东昆仑–祁曼塔格山, 这些山脉分别受控于祁连山–南山逆冲断裂带、阿尔金走滑断裂以及东昆仑走滑–逆冲断裂带[2,18,22–25]。
柴达木盆地的气候第四纪以来主要受控于西风以及冬季风, 整体上多风, 寒冷, 极度干旱[26–29]。因此, 现今柴达木盆地的大部分地区被戈壁滩、干盐湖、风蚀地貌和沙丘覆盖[30–34], 仅在盆地的西南部、南部和东部地区, 由于来自南祁连山和东昆仑山的入湖径流的补偿, 保存若干小型咸水湖泊[8]。然而, 前人的研究结果显示其北部和西北部地区早更新世存在规模可观的湖泊[29,35–40]。
沉积地层学研究结果显示, 柴达木盆地的第四系以角度不整合形式上覆于上新统狮子沟组, 初始沉积年龄约为 2.5Ma[23,39,41], 其厚度在盆地中分布不均匀。在英雄岭、马海–大红沟隆起以及鄂博梁等北部和西部地区, 第四纪以来逐渐停止沉积, 而在东南部地区的三湖地区, 第四系的厚度超过 3000m[2,42], 可见第四纪时沉积中心逐渐向东南迁移。
柴达木盆地第四系可划分为 4 个地层单元(图2)[43–44]。1)下更新统, 含各类介形类化石(如 Lim-nocythere, Leucocythere, Ilyocypris, Qinghaicypris)以及轮藻化石(如 Tectochara 和 Nanlingqiuchara[46–48])。在盆地南部地区称为涩北组, 为棕色–灰绿色–灰色砂质泥岩、泥质粉砂岩和粉砂岩, 含多层炭质泥岩。在其他靠近盆地边缘的地区称为七个泉组, 为灰色砾岩夹浅黄色粉砂岩和砂岩。从盆地边缘至盆地中心, 呈现从冲积扇–洪积扇过渡到河流、滨湖、浅湖至半深湖环境的变化特征[49–50]。2)中更新统, 称为察尔汗组, 为灰色–浅灰色泥岩砂质泥岩和泥质粉砂岩[50], 向盆地边缘地区过渡为冰积泥砂和砾石层堆积。3)上更新统达布逊组, 为砂质碳酸盐岩粉砂岩和炭质泥岩[50]。4)全新世盐桥组, 为较纯的盐岩沉积[50]。
蓝色圆点 1 代表冷湖北的最低点(海拔 2726 m), 蓝色圆点 2 代表柴达木盆地与苏干湖盆地的分水岭(海拔 2807 m), 蓝色圆点 3 代表苏干湖盆地的最低点(海拔 2793 m), 蓝色圆点 4 代表冷湖东的最低点(海拔 2726 m)
图1 柴达木盆地北缘西段地质图
Fig. 1 Geological map of the western part of the northern Qaidam Basin
苏干湖盆地是祁连山西端最大的山间盆地, 由其西南侧柴北缘构造带的小赛什腾山和赛什腾山、西北侧的阿尔金山、东北侧的党河南山以及东南侧的土尔根达坂山和察汗鄂博图岭围限而成[18,51]。苏干湖盆地的气候条件与柴达木盆地类似, 主要的输入径流为其东北部发源于党河南山的哈尔腾河, 盆地的西北部有小苏干湖和苏干湖两个湖泊。苏干湖盆地几乎完全被全新统和上更新统覆盖, 第四系以角度不整合的形式上覆于中–下中新统的下油砂山组[7–8,18], 在苏干湖盆地中心处厚度最大, 可达 300m 左右, 向盆地周缘山前地区逐渐减薄[52]。青海油田的钻井记录显示, 苏干湖盆地内第四系为砂砾层和砾石堆积, 其中介形类化石以 Subulacypris 为主, 可见 Eucypris, Ilyocypris, Cypricercus, Candoniella和 Candona[53]。
改编自文献[43–44], GPTS2004标准极性柱来自文献[45]; N代表正极性, R代表反极性
图2 昆特依凹陷ZK4012井和赛南凹陷ZK3208井的钻井录井记录以及磁性地层定年结果
Fig. 2 Drill logs and magnetostratigraphic results of well ZK4012 in the Kunteyi depression and well ZK3208 in the Sainan Depression
柴北缘构造带西段的小赛什腾山和赛什腾山是柴达木盆地与苏干湖盆地的分水岭(图 1)。勘探地物理资料显示, 研究区发育一系列高陡的北西–南东向断裂带, 其中柴北缘构造带西段由南部倾向北东的赛南、平南和驼南断裂系统以及北部倾向南西的赛北断裂系统组成, 呈正花状构造[16,52](图 3)。野外同生长地层、平衡剖面缩短量恢复和构造地貌分析结果显示, 晚上新世至早更新世以来, 柴北缘构造带持续构造隆升, 导致早–中更新世地层卷入强烈的构造变形之中, 且沉积速率显著增加[15–16,42]。于祥江等[42]将柴达木盆地晚新生代的同期地质事件[54–58]视为柴达木盆地“第四纪悸动”的结果。本文的研究区位于柴达木盆地北缘西段, 选取的野外观察点位于柴达木盆地与苏干湖盆地内的风蚀雅丹地区或山前构造带前缘地区。
野外观察点 A 位于赛什腾山以南, 柴达木盆地内不对称的冷湖七号背斜区域。冷湖七号地区的早更新世沉积出露于背斜北侧的大规模风蚀雅丹地貌群, 观察点位于雅丹陡壁。此处的下更新统主体岩性为发育水平层理的中厚层淡红色粉砂岩和黄绿色含石膏晶体泥岩, 有时可见薄层石膏层以及发育小型交错层理的中厚层砂岩(图 4(a)～(c))。泥岩中的石膏晶体呈透镜状或针状, 粒径 1～3cm 不等, 排列方向随机, “悬浮”在泥岩中(图 4(b))。
图3 柴达木盆地北缘西段构造剖面
Fig. 3 Structural profile of the western part of the northern Qaidam Basin
野外观察点 B 位于赛什腾山西部, 冷湖镇东北部 17km 处的小赛什腾山垭口地区。此处下–中更新统的沉积序列可以划分为 4 个沉积单元, 从下至上分别为细砂岩与泥岩互层段、泥岩段、古土壤段以及砾岩段(图 5(a))。沉积单元 1(即细砂岩与泥岩互层段)由不等厚互层状的淡红色中厚层状泥岩和灰黄色中薄层状细砂岩组成, 岩层厚度的横向连续性好。其中, 泥岩层中可见大量水平层理, 而细砂岩层发育波痕层理、爬升波痕层理和交错层理(图 5 (b)～(e))。细砂岩交错层理的测量结果显示, 古水流自东北流向西南(图 5(e))。沉积单元 2(即泥岩段) 由发育水平层理的淡红色厚层至块状泥岩层组成, 偶夹薄层状细砂岩层。沉积单元 3 和 4 分别是古土壤层及覆盖其上的块状中–细砾岩层。
(a) 下更新统代表性沉积岩露头; (b) 中厚层状粉砂岩和含石膏晶体泥岩; (c) 偶见薄石膏层
图4 冷湖七号地区野外观察点A沉积特征
Fig. 4 Sedimentary features of the observation point A at the Lenghu 7 area
野外观察点 C 位于赛什腾山东北部, 苏干湖盆地南部地区。此处的下–中更新统沉积序列可以划分为 4 个沉积单元, 从下至上分别为细砂岩与泥岩互层段、粗砂岩段、粗砂岩和砾岩段以及砾岩段(图 6(a))。沉积单元 1 为互层状的红棕色中厚层状泥岩和灰黄色中厚层状钙质细砂岩, 岩层厚度的横向连续性好, 砂岩中有时可见钙质结核和波痕层理, 泥岩中有时可见生物潜穴。沉积单元 2 为灰黄色中厚层状粗砂岩, 发育平行层理、槽状交错层理和冲刷面, 砂体呈透镜状(图 6(c)和(d))。槽状交错层理低槽线指向的方向为古水流的流向, 由同一槽状交错层理两翼的面产状相交确定, 结果显示古水流自西南流向东北(图 6(c))。沉积单元 3 为厚层至块状的粗砂岩和中–细砾岩层, 发育交错层理和冲刷面, 岩层呈透镜状。砾岩具有基质支撑和砾石支撑的特征, 分选度较好, 磨圆度一般, 含大量钙质砾石, 其中定向排列的砾石扁平面产状测量结果也显示古水流自西南流向东北(图 6(b))。沉积单元 4 为块状的粗–巨砾岩, 砾石最大直径近 50cm, 分选程度和磨圆程度差。宇宙成因核素26Al-10Be 等时线埋藏测年结果显示砾岩为中更新世沉积, 初始沉积年龄为0.86～0.68Ma (本研究组未发表数据)。
野外观察点 A, B 和 C 下更新统的沉积特征与构造均指示湖泊沉积环境。野外观察点 A 的下更新统中可见大量泥–粉砂级别的细粒沉积物, 并伴有水平层理, 说明以悬浮沉积为主, 对应湖泊环境。此外, 细粒沉积中分别由含盐孔隙水蒸发和化学沉积作用[35]形成的石膏晶体和石膏层大量出现于沉积序列中, 反映冷湖七号地区早更新世处于咸水湖环境(图 4(a)～(c))。
野外观察点 B 的下更新统中可见大量厚度横向连续性好且发育水平层理的泥岩层, 因此也处于以悬浮沉积为主的湖泊环境中。砂岩层中的爬升波痕层理以及对称波痕说明该区域受波浪作用, 且位于水下[59], 因此赛什腾山西部地区早更新世处于浅湖环境(图 5(b)～(e))。
野外观察点 C 的下更新统中可见砂泥互层的沉积组合, 且横向厚度稳定, 泥岩中可见生物潜穴, 因此处于水下沉积环境。砂岩层中的波痕层理说明苏干湖盆地南部地区早更新世也处于浅湖环境(图6(a))。同样, 位于柴达木盆地北缘西段的昆特依凹陷 ZK4012 井和赛南凹陷 ZK3208 井的钻井录井记录也显示下更新统为粉砂岩与泥岩的岩性组合, 对应湖泊沉积环境(图 2)。
野外观察点 B 和 C 的中更新统沉积特征指示该区域位于湖平面之上的沉积环境, 由早更新世的湖泊最终转变为辫状河和冲积扇–洪积扇。野外观察点 B 可见中更新世的古土壤和块状砾岩, 古土壤说明此时小赛什腾山山前已经位于湖平面以上, 经历地表暴露过程; 块状砾岩指示冲积扇–洪积扇沉积环境(图 5(a))。野外观察点 C 可见中更新世透镜状的砂岩层和细砾岩层, 底部有冲刷面, 指示辫状河河道沉积; 砂岩和细砾岩层中大量的平行层理和槽状交错层理与辫状河河道的频繁迁移有关; 细砾岩层中大量的钙质细砾可能来自早更新世地层钙质结核的再循环, 暗示辫状河搬运距离短, 邻近物源区; 顶部砾岩层中的粗砾和巨砾说明水动力强, 砾石较差的分选和磨圆度也指示近缘沉积, 说明苏干湖盆地南部发育冲积扇–洪积扇的沉积环境(图 6(a))。分别位于昆特依凹陷和赛南凹陷中心地带的 ZK4012和 ZK3208 井离赛什腾山相对更远, 钻井录井记录均显示中更新世开始(略晚于 0.78Ma)粉砂岩–泥岩沉积组合中开始大量出现盐岩层, 说明湖泊蒸发量大于入湖径流量, 湖平面下降, 对应咸水湖泊沉积环境(图 2)。
在野外观察点 B 的部分早更新世晚期砂岩层以及野外观察点 D 的中更新世砾岩层中, 可见大量的软沉积构造。在野外观察点 B 处的沉积单元 1 中可见若干砂岩层, 具有相似的原生沉积构造(如波痕层理、爬升波痕层理和交错层理)(图 5(b)～(e)), 因此它们的沉积环境基本上一致。然而, 野外观察中仅发现两层砂岩层发育软沉积变形构造, 在单个砂岩层中, 自下而上依次出现火焰构造、碟状构造和球枕构造(图 5(f)～(i))。据此, 我们认为这些软沉积变形构造的出现与特定的沉积环境无关, 是由独立于沉积过程之外的外源性因素(地震、陨石撞击和海啸)触发[60]。由于没有任何证据显示研究地区经历同期的陨石撞击事件, 且内陆的陆相沉积环境中不可能出现海啸, 因此野外观察点 B 处的沉积单元1 中包含的软沉积变形构造应与多期地震事件密切相关。此外, 沉积单元 1 和 2 中断距较小的高陡正断层可能与前人在祁连山地区观察到的张性断 裂[12,61]类似, 暗示后续的构造变形与生长(图 5(a))。
(a)为中–下更新统代表性沉积露头, 其中砂岩与泥岩互层段发育爬升波痕层理(b)、波痕层理(c)、水平层理(d)和斜层理(e); 部分砂岩层中发育一系列软沉积变形构造(f), 包括球枕构造(g)、碟状构造(h)和火焰构造(i)。灰色玫瑰花图代表斜层理的倾向统计结果, 其中红线代表古水流的流向, 下同
图5 赛什腾山西部地区野外观察点B沉积特征
Fig. 5 Sedimentary features of the observation point B at the western Saishiteng range area
野外观察点 B 处的沉积单元 4(砾岩层)一直向东延伸至小赛什腾山和赛什腾山山前。野外观察点D 处的砾岩层对应野外观察点 B 处的砾岩层, 其中可见大量沉积变形构造, 包括裂缝填充岩墙、泄水构造以及与泄水构造相关的层理变形(图 7(a)～(c))。裂缝填充岩墙由地表脆性张破裂被后续沉积物填充形成, 因此裂缝填充岩墙由构造活动引起的地震触发[62]。泄水构造是常见的软沉积变形构造, 触发因素包括地震、快速沉积负载和风暴作用等[60]。然而, 诸如潮汐剪切、破浪、风暴作用和海啸等触发因素不符合本文研究区砾岩层的陆相沉积环境, 野外观察中也未见因地下水水位变化而产生的特有的软沉积变形构造[63], 因此我们认为泄水构造可能由地震所触发。研究区内发现的上述软沉积变形构造与全球范围内其他由地震触发的软沉积变形构造具有类似的特征[62,64–68], 同样也支持本文中有关软沉积变形构造对应地震事件的推论。
综上所述, 可以认为柴北缘构造带在早–中更新世经历多期地震事件, 赛什腾山和小赛什腾山发生构造隆升。
野外观察和前人钻井录井记录的沉积环境解释显示, 研究区早更新世与中更新世的沉积环境明显不同。早更新世, 苏干湖盆地和柴达木盆地所有观察点和钻井所在区域均位于浅湖沉积环境, 此时研究区分布广泛的大型湖泊。中更新世, 湖平面高度开始下降。在靠近山前地区的野外观察点 B 和 C处, 原有的湖泊沉积在经历暴露过程后, 被陆相辫状河以及冲积扇–洪积扇沉积取代, 湖平面高度相对下降; 在远离山前的地区, 位于沉积凹陷中心的ZK4012 和 ZK3208 钻井处, 大量盐岩层开始沉积, 湖泊逐渐咸化, 暗示蒸发量大于入湖径流量, 因此湖平面相对下降。总之, 早更新世广泛分布的湖泊在中更新世面积逐渐萎缩并咸化, 在山前地区被冲积扇–洪积扇取代。
本文认为柴北缘构造带的小赛什腾山与赛什腾山早–中更新世持续隆升, 中更新世作为地貌屏障, 完全分隔柴达木盆地与苏干湖盆地之间的流域联系, 并导致研究区沉积环境变化。
在邻近赛什腾山山前的野外观察点 C 处, 古水流的流向显示, 无论是早更新世浅湖环境下沉积的砂岩层, 还是中更新世辫状河环境下沉积的粗砂岩层和砾岩层, 其物源均来自其西南侧的赛什腾山, 说明苏干湖与柴达木盆地之间的赛什腾山早更新世已经隆升, 并成为地貌屏障。
然而, 在临近小赛什腾山山前的野外观察点 B处, 古水流的流向显示早更新世浅湖环境下沉积的砂岩层的物源来自其东北方向, 恰好对应现今阿尔金山与小赛什腾山之间的低矮垭口, 即柴达木盆地与苏干湖盆地之间分水岭的最低处(图 1), 而中更新世的冲积扇–洪积扇砾岩来自东部邻近的小赛什腾山或赛什腾山。
因此, 早更新世柴达木盆地与苏干湖盆地之间可能存在水系沟通, 暗示此时研究区存在广泛的湖泊, 且小赛什腾山尚未隆升至现今的高度(图 8(a))。中更新世, 持续隆升的小赛什腾山和赛什腾山共同作为地貌屏障, 完全切断柴达木盆地与苏干湖盆地之间的水系沟通, 原有大型湖泊逐渐萎缩, 并分隔成孤立的小型咸水湖(图 8(b))。
柴达木盆地南部地区早–中更新世经历了类似的古地理演化过程, 即盆地内一系列背斜构造带的持续隆升, 最终在中更新世将原有的早更新世湖泊分隔为面积更小的湖泊, 奠定现今柴达木盆地湖泊分布样式的基础[69]。
中更新世柴北缘构造带构造隆升完全分隔柴达木与苏干湖盆地对中更新世以来的沉积环境演化也有重要影响。现今的地貌格局显示柴达木盆地一侧的沉积基准面高程为 2726m, 苏干湖盆地一侧的沉积基准面高程为 2793m, 而两者之间的分水岭海拔最低处为 2807m, 仅仅高于苏干湖盆地一侧的沉积基准面 15m (图 1)。这种差异性的沉积基准面表明, 现今的柴达木盆地与苏干湖盆地分属两个不同的流域体系[8]。当中更新世赛什腾山和小赛什腾山持续隆升, 并在两侧的柴达木盆地和苏干湖盆地分别形成新的可容纳空间后, 来自南祁连山和阿尔金山的部分入湖径流被小赛什腾山阻挡, 只有入湖径流量足够大, 使得苏干湖盆地的湖平面逐渐上升并可以越过分水岭时, 这些入湖径流量才能抵达柴达木盆地。然而, 距今 0.6Ma 以来, 包括柴达木盆地、罗布泊和西昆仑山在内的青藏高原北部地区经历了强烈的干旱化事件[26–27,70–71], 引起入湖径流量减小, 湖泊蒸发量增大。上述入湖径流仅能注入苏干湖盆地, 无法跨越分水岭并抵达柴达木盆地。本文认为距今 0.6Ma 以来强烈的干旱化事件以及持续构造隆升造成的小赛什腾山和赛什腾山对径流的阻挡最终导致研究区早更新世湖泊持续萎缩并干涸, 仅在苏干湖盆地残存苏干湖和小苏干湖, 形成广泛分布的干盐湖地貌和风蚀雅丹地貌。
黑色玫瑰花图代表叠瓦状扁平砾石的倾向统计结果
图6 苏干湖盆地南部地区野外观察点C的整体沉积序列(a)以及各层段沉积构造((b)～(d))
Fig. 6 Sedimentary sequence (a) and sedimentary structures ((b)–(d)) at the observation point C, southern Suganhu Basin
图7 野外观察点D处砾岩中的裂缝填充岩墙((a)～(b))和泄水构造(c)
Fig. 7 Neptunian dykes ((a)–(b)) and water escaping structures (c) in the conglomerate layer at the observation point D
图8 柴达木盆地北缘西段地区早更新世以及中更新世以来的古地理演化过程
Fig. 8 Paleogeographical evolution of the western part of the northern Qaidam Basin area during the early Pleistocene to middle Pleistocene
本文基于沉积特征、构造地貌分析、古水流的流向以及软沉积变形构造, 得到柴北缘构造带中更新世快速隆升的推论, 是对晚新生代祁连山生长方式的补充。前人报道了一系列祁连山地区早–中更新世的构造活动事件, 例如 Cao 等[72]根据阶地的废弃年龄、阶地褶皱变形样式以及地下构造特征, 确定北祁连山前黑河口断裂的构造启动时间为 1.4～ 0.8Ma。此外, 河西走廊的酒西盆地和酒东盆地的地层层序显示, 中更新统酒泉砾岩是一套粗碎屑沉积建造, 与下伏的玉门砾岩之间呈角度不整合接触关系, 并发育同生长地层, 因此北祁连地区在中更新世经历了区域性的快速变形和构造隆升, 对应“老君庙运动”[73–74]。结合本文对柴北缘构造带隆升历史的认识, 南、北祁连山中更新世的构造变形挑战了原有的祁连山逐渐从南向北生长的模式[11–12], 并暗示祁连山从中中新世开始, 从中间向南北两侧双向生长的模式[13–15], 对应非渐进式生长的无序状态[9]。
本文通过对柴达木盆地北缘西段地区野外观察点的沉积特征和构造地貌分析, 得出以下结论。
1)早更新世(2.54～0.78Ma), 柴达木盆地与苏干湖盆地发育广泛的湖泊环境; 小赛什腾山尚未隆升至现今的高度, 因而柴达木盆地与苏干湖盆地之间存在水系沟通。
2)中更新世以来(0.78Ma 至今), 持续的构造隆升使得小赛什腾山和赛什腾山共同作为地貌屏障, 完全切断柴达木盆地与苏干湖盆地之间的水系沟通, 原有大型湖泊逐渐萎缩, 并分隔成孤立的小型咸水湖。
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Late Cenozoic Evolution of Tectonic Geomorphology of the Western Part of the Northern Qaidam Basin: Mid-Pleistocene Uplift Separated the Qaidam and Suganhu Basins
Abstract Based on sedimentary and tectonic geomorphological analysis, this study found that the paleogeographic environment of the Qaidam and Suganhu basins underwent significant changes during the middle Pleistocene. In the early Pleistocene (2.54–0.78 Ma), the Qaidam and Suganhu basins shared a widespread lacustrine environment. Paleo-currents indicate a drainage connection between the two basins. However, since the mid-Pleistocene (0.78 Ma to present), continuous tectonic activities, evidenced by soft sediment deformation structures, in the North Qaidam structural belt resulted in the uplift of Xiaosaishiteng range, which separated the Qaidam and Suganhu basins. The lacustrine environment became alluvial fans and braided river environments near the ranges, while isolated small saline lakes dominated the distal areas. We attribute the rapid evolution of paleogeographic environment and drainage system in the Qaidam and Suganhu basins to the mid-Pleistocene uplift of the North Qaidam structural belt. The uplifted North Qaidam structural belt blocked the runoff from the South Qilian Shan into the Qaidam Basin, causing the lakes within the Qaidam Basin to shrink and dry out since the middle Pleistocene.
Key words Qaidam Basin; Suganhu Basin; mid-Pleistocene; tectonic uplift; sedimentary environment; paleogeo-graphic evolution
国家自然科学基金(41930213)资助