陳 鵬, 施 煒*, 楊家喜, 李江瑜

?

天水盆地晚新生代構(gòu)造演化——對青藏高原北東向擴(kuò)展的指示意義

陳 鵬1, 施 煒1*, 楊家喜2, 李江瑜1

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)力學(xué)研究所, 北京 100081; 2.長安大學(xué) 地球科學(xué)與資源學(xué)院, 陜西 西安 710054)

天水盆地是一個位于青藏高原東北緣的晚新生代盆地, 西秦嶺北緣斷裂穿盆而過。盆地內(nèi)充填了較為完整的晚新生代地層, 記錄了該區(qū)晚新生代以來的構(gòu)造變形歷史, 對研究青藏高原北東向擴(kuò)展的構(gòu)造響應(yīng)具有重要意義。本文基于詳細(xì)的野外構(gòu)造變形分析與測量, 結(jié)合已有的年代學(xué)與沉積學(xué)研究, 初步提出天水盆地晚新生代以來構(gòu)造變形序列與構(gòu)造應(yīng)力場, 重建其晚新生代構(gòu)造演化歷史。詳細(xì)研究表明, 天水盆地晚新生代以來主要經(jīng)歷了3期構(gòu)造演化: 即中新世早-晚期NW-SE向構(gòu)造伸展, 沉積盆地發(fā)育, 并伴隨堿性超基性火山巖噴發(fā)和金剛石礦床形成; 中新世晚期-早、中更新世NE-SW向擠壓, 盆地發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn), 其動力學(xué)背景可能源于晚新生代青藏高原的北東向擴(kuò)展, 指示高原物質(zhì)擴(kuò)散開始顯著影響到西秦嶺地區(qū); 晚更新世以來受近 N-S向伸展作用控制, 盆地發(fā)生向東有限擠出并伴隨順時針旋轉(zhuǎn), 主要由于青藏高原向北東擴(kuò)展過程中, 區(qū)域構(gòu)造擠壓應(yīng)力方向發(fā)生順時針偏轉(zhuǎn)所致。

青藏高原東北緣; 西秦嶺; 天水盆地; 晚新生代; 構(gòu)造演化

0 引 言

橫貫中國大陸中部的祁連-秦嶺-大別-蘇魯造山系與賀蘭山-六盤山-龍門山南北向構(gòu)造帶交匯于青藏高原東北緣的西秦嶺地區(qū), 形成巨型“十字”型構(gòu)造(張國偉等, 2004), 該區(qū)在大地構(gòu)造位置上, 處于由鄂爾多斯地塊、四川地塊與松潘-甘孜地塊3大地塊圍限的三角區(qū)域。新生代天水盆地處于該區(qū)域的中心部位(圖 1), 沉積了較為完整的晚新生代地層。 該區(qū)作為青藏高原隆升向北東擴(kuò)展的前鋒, 記錄了高原向外生長過程中不同階段的構(gòu)造活動和演化信息, 對查明青藏高原擴(kuò)展導(dǎo)致的物質(zhì)擴(kuò)散機(jī)理具有重要意義。關(guān)于其物質(zhì)擴(kuò)散機(jī)理(包括擴(kuò)展層次、擴(kuò)展路徑、擴(kuò)展時序)一直以來是地學(xué)研究的焦點(diǎn)問題。構(gòu)造擠出模型認(rèn)為塊體的側(cè)向擠出是調(diào)節(jié)橫向縮短的主要方式, 主要體現(xiàn)在青藏高原東南緣、南緣, 存在不同規(guī)模和尺度的側(cè)向擠出(Tapponnier et al., 1982; 許志琴等, 2011)。相反, England and Molnar (1990)則認(rèn)為構(gòu)造擠出的規(guī)模是十分有限的, 簡單剪切導(dǎo)致塊體的順時針旋轉(zhuǎn)是調(diào)節(jié)東北緣變形的主要方式。而基于定量的巖石圈強(qiáng)度模擬以及對地質(zhì)與地球物理的觀測, 一些學(xué)者則用地殼流模型來解釋青藏高原隆升導(dǎo)致的物質(zhì)擴(kuò)散問題。該模型認(rèn)為青藏高原中-下地殼或者上地幔巖石圈存在部分熔融或含水物質(zhì)形成的粘滯性流體,該流體的流動導(dǎo)致周緣地殼加厚和物質(zhì)擴(kuò)散, 并成為孕育地震的能量聚集帶(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Enkelmann et al., 2006; Burchfiel et al., 2008; Yang and Liu, 2013)。最新的研究成果認(rèn)為青藏高原東擴(kuò)表現(xiàn)為上地殼沿塊體邊界斷層的剛性滑移和重力勢能驅(qū)動的下地殼塑性流動(Liu et al., 2014)。這兩種物質(zhì)擴(kuò)散模型在解釋青藏高原周緣不同構(gòu)造部位的變形方式和構(gòu)造樣式上均具有合理性。但就如何理解青藏高原東北緣現(xiàn)今的地貌格局, 仍然存在很大爭議, 特別是高原擴(kuò)展引發(fā)的地表過程以及變形時限等。天水盆地作為青藏高原東北緣的一個新生代盆地, 是解剖上述兩大端元模型在東北緣構(gòu)造響應(yīng)的一個窗口。該盆地處于顯著的重力異常梯度帶上, 是巖石圈厚度顯著減薄的位置(李清河和閔祥儀, 1991; 林長佑等, 1995), 盆地內(nèi)部發(fā)育晚新生代的堿性超基性火山巖(喻學(xué)惠等, 2006, 2011), 這些信息可能反映了青藏高原北東向擴(kuò)展過程中的構(gòu)造-熱事件。前人對該區(qū)新生界的研究主要集中在沉積學(xué)與熱年代學(xué)方面。通過安化-成縣盆地沉積過程與構(gòu)造變形方面的研究, 建立了西秦嶺地區(qū)新近紀(jì)盆地形成與反轉(zhuǎn)兩階段的構(gòu)造演化歷史(馬收先等, 2013)。大量的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究結(jié)果表明, 青藏高原東北緣、東緣的快速抬升和冷卻發(fā)生在35～25 Ma和～10 Ma兩個時期(Enkelmann et al., 2006; Wang et al., 2012; Liu et al., 2013; Yang et al., 2013), 此后在整個區(qū)域內(nèi)發(fā)生了準(zhǔn)同期、影響深遠(yuǎn)的構(gòu)造變形, 導(dǎo)致了沉積盆地的形成、消亡和山脈的快速隆升(張培震等, 2006)。上述分析表明, 兩大構(gòu)造帶交匯區(qū)的新生代盆地發(fā)生了多期明顯的構(gòu)造事件, 但針對盆地具體構(gòu)造變形樣式和變形序列的研究并不充分。本次工作基于野外詳細(xì)的斷層運(yùn)動學(xué)分析, 初步提出了天水盆地晚新生代構(gòu)造變形序列, 進(jìn)而探討青藏高原北東向擴(kuò)展在西秦嶺的構(gòu)造響應(yīng)特征。

圖1 青藏高原東北緣構(gòu)造綱要圖(DEM據(jù)http: //gdem.ersdac.jspacesystems.or.jp/)Fig.1 Simplified structural map of the northeastern margin of the Tibetan Plateau

1 區(qū)域地質(zhì)背景

1.1 新生代沉積序列

盆地基底主要由古元古代秦嶺群、中新元古代葫蘆河群、中泥盆統(tǒng)西漢水群、上泥盆統(tǒng)大草灘群等巖石地層組成(甘肅省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1990)。白堊系零星出露于麥積山、皂郊鎮(zhèn)、店鎮(zhèn)、牡丹鎮(zhèn)以及禮縣南部等地, 多不整合于下伏地層之上。陜西區(qū)測隊在1∶20萬天水幅地質(zhì)圖上將白堊系大都劃歸為古近系, 但20世紀(jì) 80年代以來的區(qū)調(diào)和專題研究工作, 在該地層中相繼采集到白堊紀(jì)古生物化石,包括腹足類、介形蟲和瓣鰓類, 從而將該地區(qū)的古近系改稱為白堊系(長安大學(xué), 2004)。甘肅省地勘局第一地質(zhì)隊在進(jìn)行 1∶5萬區(qū)調(diào)填圖時將其命名為麥積山組(K1m), 時代為早白堊世。天水地區(qū)在古近紀(jì)基本上以隆升剝蝕為主, 缺乏相應(yīng)沉積(長安大學(xué), 2004)。中新世開始, 在干旱的氣候條件下, 在東北緣的廣大區(qū)域內(nèi)形成了風(fēng)成紅黏土堆積, 其中以秦安為代表的紅黏土被認(rèn)為是全球最古老的黃土-古土壤, 其形成起始年代為22 Ma(Guo et al., 2002)。針對新近紀(jì)地層, 陜西區(qū)測隊(1968)在進(jìn)行1∶20萬天水幅區(qū)測時, 將天水-禮縣地區(qū)上第三系劃分為上、下兩部分(Na和 Nb), 但未命名。甘肅省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1990)將西秦嶺區(qū)和隴東盆地的第三系劃分為下第三系固原群和上第三系甘肅群。在進(jìn)行 1∶25萬天水幅地質(zhì)圖的修測工作中, 根據(jù)新近系甘肅群的巖石組合、沉積特征和巖相特征, 將甘肅群進(jìn)一步劃分為上、下兩個巖性組(圖2, 長安大學(xué), 2004), 分別為下巖組(NG1)和上巖組(NG2)。其中 NG1上部以紅褐色泥巖、磚紅色粉砂質(zhì)鈣質(zhì)泥巖、泥灰?guī)r為主,夾有河湖相砂巖、礫巖, 下部以磚紅色砂礫巖為主; NG2下部以紅色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖與灰綠色、灰白色灰?guī)r互層為主, 頂部以灰綠色泥巖為主。依據(jù)巖性和巖相組合的差異性, 依次選取徐家店、馬跑泉、店門剖面展開分析, 并與已有的古地磁年齡剖面(Guo et al., 2002; Wang et al., 2011a)相對比, 建立綜合地層柱狀圖(圖 3)。分析認(rèn)為, NG1下部以磚紅色砂礫巖為主, 具明顯的粒序?qū)永? 磨圓較差, 厚度變化較大, 多有磚紅色泥巖夾層, 其中含有脈狀和分散狀石膏, 為干旱條件下的洪積扇沉積。上部以紅褐色泥巖與磚紅色粉砂質(zhì)鈣質(zhì)泥巖、泥灰?guī)r互層為主, 紅色泥巖中常含有石膏和鈣質(zhì)結(jié)核, 向上紅色泥巖減少, 與甘泉組相當(dāng), 年齡為22(?)～9.2 Ma。NG2依巖性和巖相組合特征分為三個組: 下部為典型的湖相沉積, 以紅色泥巖、粉砂質(zhì)泥巖與灰綠色泥巖、灰白色灰?guī)r互層為主, 呈紅色泥巖-灰綠色泥巖-灰白色灰?guī)r的基本韻律, 組成向上紅色泥巖逐漸變薄的沉積旋回, 層位相當(dāng)于堯店組, 年齡為9.2～7.4 Ma。中部由黃褐色均質(zhì)塊狀鈣質(zhì)泥質(zhì)粉砂巖、泥灰?guī)r與褐紅色泥巖互層組成, 層位相當(dāng)于楊集寨組, 年齡為7.4～3.6 Ma。上部為灰綠色鈣質(zhì)泥巖與泥灰?guī)r互層組成,相當(dāng)于喇嘛山組, 年齡為3.6～2.6 Ma。

圖2 天水盆地構(gòu)造地質(zhì)簡圖(據(jù)長安大學(xué), 2004)Fig.2 Sketch geological map of the Tianshui Basin

1.2 新生代火山巖

在火山巖方面, 西秦嶺禮縣-宕昌地區(qū)發(fā)育有中新世幔源火山巖, K-Ar全巖和40Ar-39Ar金云母測年結(jié)果在23～7.1 Ma范圍內(nèi)變化(喻學(xué)惠, 1994), 整體分布近 S-N向, 呈巖筒和巖墻兩種產(chǎn)狀產(chǎn)出, 巖墻走向呈NE-SW向。該套火山巖巖漿被認(rèn)為是來自軟流圈地幔的部分熔融, 成因與印度-歐亞大陸碰撞引發(fā)的高原下軟流圈物質(zhì)向東移動有關(guān)(喻學(xué)惠等, 2011)。根據(jù)二輝橄欖巖地幔包體溫壓條件估算其原始巖漿源于>92 km的巖石圈底部(王建和李建平, 2003)。酸性火山巖位于渭河斷裂北側(cè)的伯陽-葡萄園地區(qū), 流紋質(zhì)含晶屑巖屑的凝灰熔巖不整合賦存于新近系甘肅群陸相紅色礫巖、砂巖之下(賴紹聰?shù)? 2006)。禮縣堿性超基性火山巖的噴發(fā)可能是軟流圈上涌在地表的響應(yīng)(喻學(xué)惠等, 2011)。

圖3 天水盆地晚新生代地層綜合柱狀圖(柱狀圖位置見圖2)Fig.3 The Late Cenozoic sequences of the Tianshui Basin

1.3 地球物理特征

相比周緣地塊, 天水地區(qū)自新生代以來發(fā)生過顯著的拆沉作用。橫穿成縣-西吉的地震波速度結(jié)構(gòu)剖面顯示區(qū)域莫霍面附近發(fā)育一低速層(林長佑等, 1995)。最新的大地電磁觀測結(jié)果揭示出在禮縣-西和一帶存在殼內(nèi)低阻層(詹艷等, 2014)。

2 晚新生代變形分析與古構(gòu)造應(yīng)力場

2.1 構(gòu)造應(yīng)力場反演方法

近二三十年來, 國際上在利用斷層滑動矢量反演古構(gòu)造應(yīng)力場方面取得了重要進(jìn)展, 該方法主要是通過統(tǒng)計分析斷層擦痕數(shù)據(jù)來恢復(fù)古構(gòu)造應(yīng)力場,進(jìn)而構(gòu)建上地殼尺度的區(qū)域演化模型(Angelier, 1984; Ratschbacher et al., 2003; Shi et al., 2013, 2015;林逸等, 2015)。這一反演方法不僅適用于新生斷層,也適用于復(fù)活的老斷層(Tong and Yin, 2011; 朱光等, 2011)。近年來, 該方法不僅在沉積盆地這種構(gòu)造相對穩(wěn)定、變形相對較弱的區(qū)域得到了有效運(yùn)用(Zhang et al., 2003), 而且, 在造山帶及其前陸等復(fù)雜變形區(qū)也取到了良好效果(Shi et al., 2012)。本文主要基于野外詳細(xì)的構(gòu)造變形分析和斷層滑動矢量觀測, 初步厘定了天水盆地晚新生代構(gòu)造變形序列及構(gòu)造應(yīng)力場。

2.2 晚新生代構(gòu)造變形分析

野外工作主要針對天水盆地內(nèi)部及其周緣斷裂開展構(gòu)造解析, 獲得相關(guān)構(gòu)造變形信息。在西和縣十里鄉(xiāng)二郎村的觀測點(diǎn)Q56, 甘泉組泥巖、含礫泥巖中發(fā)育一系列階梯狀正斷層(圖 4a), 并于其右側(cè)發(fā)育反向正斷層, 構(gòu)成小型地塹地壘構(gòu)造, 靠近斷層厚度增大, 且上盤厚度較下盤厚度要大, 顯示為同沉積生長正斷層的特征(圖4b), 斷層面上發(fā)育擦痕構(gòu)造, 指示斷陷時期引張方向為 NW-SE向。在觀測點(diǎn) Q57, 正斷層切過甘泉組, 斷層下盤地層產(chǎn)狀水平, 而上盤由于應(yīng)力擾動發(fā)生不同程度的褶曲(圖 4c), 沿斷層面形成一地形陡坎, 接受堯店組(斑馬層)沉積。斷層未切過堯店組, 這些特征表明該期構(gòu)造應(yīng)力場截止于堯店組沉積(即 9.2 Ma)之前。同樣, 該期構(gòu)造應(yīng)力場在較老的地層中也留下了廣泛的構(gòu)造變形形跡, 在觀測點(diǎn) Q36(圖 4d), 下白堊統(tǒng)麥積山組中發(fā)育了一系列近平行的正斷層,斷層滑動矢量分析指示NW-SE向構(gòu)造伸展。對野外斷層滑動矢量統(tǒng)計分析(表 1)得出的三軸主壓應(yīng)力方位 σ1、σ2、σ3分別為 87°∠27°、224°∠53°和320°∠21°(圖 5), 即該期構(gòu)造應(yīng)力場的優(yōu)勢伸展方向大概為 320°。禮縣地區(qū)超基性火山巖群全巖K-Ar和金云母40Ar-39Ar測年結(jié)果在23～7.1 Ma范圍內(nèi)變化, 為中新世火山作用的產(chǎn)物。這些火山巖群單個巖體的出露面積<1 km2, 最大不超過101 km2, 多呈管狀產(chǎn)出, 少數(shù)為巖墻狀產(chǎn)出, 巖墻走向為 NE-SW。超基性巖漿沿NE向噴溢正是NW-SE向伸展構(gòu)造應(yīng)力場作用的結(jié)果, 該期構(gòu)造應(yīng)力場所形成的小型斷裂(裂隙)為巖漿的噴溢、就位提供了通道和空間。

圖4 天水盆地晚新生界NW-SE向伸展變形特征Fig.4 Features of the Late Cenozoic NW-SE trending extensional deformation of the Tianshui Basin

表1 天水盆地晚新生界斷層滑動矢量測量結(jié)果與NW-SE向伸展構(gòu)造應(yīng)力場Table 1 Fault-slip analysis and stress orientations of the NW-SE trending extensional stress field in the Tianshui Basin

圖5 天水盆地NW-SE向伸展構(gòu)造應(yīng)力場Fig.5 Lower-hemisphere, equal-angle stereographic plots of fault-slip vectors of NW-SE trending extension in the Tianshui Basin

總體上, 天水盆地新生代以來的縮短變形并不顯著, 野外未曾見到大型逆沖斷層和褶皺構(gòu)造。露頭尺度主要表現(xiàn)為小型逆斷層和走滑斷層。在觀測點(diǎn) Q60, 逆斷層自下而上分別切過甘泉組、堯店組和楊集寨組, 被上覆馬蘭黃土不整合覆蓋(圖 6a)。此外, 在觀測點(diǎn) Q17, 灰白色湖相地層喇嘛山組亦被黃土不整合覆蓋(圖 6b), 說明該期構(gòu)造應(yīng)力場截止于晚更新世之前。在觀測點(diǎn)Q63可見一組共軛斷層, 斷面擦痕和階步發(fā)育(圖 6c), 斷層滑動矢量指示NE-SW向構(gòu)造縮短。在觀測點(diǎn)Q44, 喇嘛山組地層發(fā)生不同程度的褶皺, 形成腸狀褶皺、石香腸(圖6d)。對這些斷層滑動矢量進(jìn)行統(tǒng)計分析(表2), 最終獲得三軸主壓應(yīng)力方位σ1、σ2、σ3分別為50°∠4°、 240°∠65°和149°∠25°(圖7)。本次工作關(guān)于該期構(gòu)造引力場的起始時間尚缺乏具體約束, 但結(jié)合本區(qū)沉積相和沉積環(huán)境變化, 研究區(qū)從甘泉組的風(fēng)成紅黏土沉積轉(zhuǎn)變?yōu)楹雍嗟膱虻杲M(斑馬層)沉積, 而這一轉(zhuǎn)換時限為9.2 Ma(Wang et al., 2011a), 可能代表天水盆地晚新生代構(gòu)造應(yīng)力場從 NW-SE向伸展轉(zhuǎn)變?yōu)镹E-SW向擠壓的時間節(jié)點(diǎn), 與秦嶺北緣斷裂左旋走滑活動的起始時間基本一致(張岳橋等, 2005)。

晚更新世以來, 天水盆地內(nèi)斷層活動強(qiáng)烈, 歷史上曾發(fā)生過多次八級地震。本區(qū)構(gòu)造應(yīng)力機(jī)制從早期的走滑擠壓構(gòu)造應(yīng)力場轉(zhuǎn)換為走滑伸展構(gòu)造應(yīng)力場, 盆地內(nèi)部 NEE走向的禮縣-羅家堡斷裂表現(xiàn)為左旋走滑, 兼具正傾滑活動。鹽關(guān)鎮(zhèn)西的王堡、趙家堡子至王城一帶, 斷裂左旋錯段水系水平距離達(dá)到30 m(韓竹軍等, 2001)。在觀測點(diǎn)Q63發(fā)育一近EW 走向的正斷層, 斷層泥和斷層三角面出露良好(圖8a), 并于觀測點(diǎn)Q18、Q43可見晚更新世黃土在與老地層的接觸界面上發(fā)生正傾向滑動(圖8b、d)。在觀測點(diǎn) Q62, 馬蘭黃土地層內(nèi)部發(fā)育正斷層系統(tǒng)(圖 8c), 斷層滑動矢量均指示近 S-N向伸展構(gòu)造應(yīng)力場。野外數(shù)據(jù)統(tǒng)計結(jié)果(表3)得出的三軸主壓應(yīng)力方位σ1、σ2、σ3分別為61°∠7°、293°∠79°和162° ∠9°(圖9), 指示NNW–近S-N向構(gòu)造伸展。

圖6 天水盆地晚新生界NE-SW向構(gòu)造擠壓的野外變形特征Fig.6 NE-SW trending Late Cenozoic compressive deformation structures of the Tianshui Basin

表2 天水盆地晚新生代斷層滑動矢量測量結(jié)果與NE-SW向擠壓構(gòu)造應(yīng)力場Table 2 Fault-slip analysis and stress orientations of the NE-SW trending compressive stress field in the Tianshui Basin

圖7 天水盆地構(gòu)造簡圖與NE-SW向擠壓構(gòu)造應(yīng)力場Fig.7 Simplified geologic map of the Tianshui Basin and the lower-hemisphere, equal-angle stereographic plots of fault-slip vectors of the NE-SW trending compression

圖8 天水盆地上更新統(tǒng)近S-N向構(gòu)造伸展變形特征Fig.8 S-N trending extensional Late Pleistocene deformation structures of the Tianshui Basin

表3 天水盆地晚新生界斷層滑動矢量測量結(jié)果與近S-N向伸展構(gòu)造應(yīng)力場Table 3 Fault-slip analysis and stress orientations of the S-N extensional stress field in the Tianshui Basin

圖9 天水盆地構(gòu)造簡圖與近S-N向伸展構(gòu)造應(yīng)力場Fig.9 Simplified geologic map of the Tianshui Basin and the lower-hemisphere, equal-angle stereographic plots of fault-slip vectors of the approximately S-N trending extension

3 討 論

自約 50 Ma印度次大陸與亞洲大陸碰撞以來,青藏高原經(jīng)歷了長期的地殼加厚、構(gòu)造逃逸、塊體旋轉(zhuǎn)甚至下地殼流動(Harrison et al., 1992; Molnar et al., 1993; Clark and Royden, 2000; Tapponnier et al., 2001)。上述模型在調(diào)節(jié)高原物質(zhì)向周緣擴(kuò)散的過程中, 在不同的構(gòu)造時期可能扮演著輕重不同的角色。西秦嶺晚新生代盆地的形成和演化歷史為解剖以上模型在東北緣的構(gòu)造響應(yīng)提供了條件。在西秦嶺內(nèi)部沿大型走滑邊界發(fā)育了一系列晚新生代盆地,在迭部-白龍江斷裂與成縣-太白山斷裂弧形轉(zhuǎn)彎內(nèi)側(cè)的轉(zhuǎn)換伸展區(qū)域發(fā)育安化-成縣盆地; 青川斷裂右行走滑末端的斷彎部位出現(xiàn)漢中盆地(樊春等, 2008); 而臨潭斷裂東端弧形轉(zhuǎn)彎的北側(cè)則發(fā)育天水盆地, 該盆地處在走滑斷裂帶端部的應(yīng)力張弛區(qū)或旋轉(zhuǎn)拉伸變形區(qū)(張岳橋等, 2005)。本次工作主要對西秦嶺內(nèi)部天水盆地進(jìn)行了詳細(xì)的構(gòu)造解析, 進(jìn)而探討了青藏高原北東向擴(kuò)展的構(gòu)造響應(yīng)。已有的研究指出, 西秦嶺北緣斷裂以北, 在古近紀(jì)中晚期發(fā)育一由貴德盆地、西寧盆地、臨夏盆地和隴西-秦安盆地等組成的巨型前陸盆地(Fang et al., 2003; Liu et al., 2012), 成為青藏高原東北緣的一部分(Meyer et al., 1998; Tapponnier et al., 2001)。這一時期, 青藏高原東北緣在發(fā)生地殼擠壓增厚, 以響應(yīng)印度-歐亞大陸碰撞縮短(Yin et al., 2002), 后期由于差異隆升導(dǎo)致巨型前陸盆地解體, 分解為數(shù)個獨(dú)立的次級盆地(Lease et al., 2012)。然而從天水盆地與西秦嶺北緣斷裂的空間展布格局來看, 盆地以北東走向為主,其邊界并不受控于北緣斷裂(圖 10), 所以認(rèn)為天水盆地是前陸盆地的觀點(diǎn)值得商榷。秦嶺北緣斷裂以北, 盆地沉積物的粒度、顆粒形態(tài)、礦物以及化學(xué)組成特征顯示, 天水盆地主要是一個由風(fēng)成紅黏土堆積而成的盆地(Guo et al., 2002; Oldfield and Bloemendal, 2011), 具有亞洲大陸盆地群構(gòu)造上強(qiáng)烈不穩(wěn)定、規(guī)模相對較小和盆地原型保存較差的共性(李江海等, 2014)。本次研究通過詳細(xì)的構(gòu)造變形觀測與分析, 結(jié)合斷層活動所影響的地層, 確定天水地區(qū)在中新世早期主要受控于NW-SE向伸展構(gòu)造應(yīng)力場并導(dǎo)致盆地形成(圖 10a)。這一結(jié)果也得到了低溫?zé)崮甏鷮W(xué)的研究證實(shí), 青藏高原東緣的龍門山斷裂帶于30～25 Ma發(fā)生了一期顯著的構(gòu)造抬升(Wang et al., 2012), 這一時期秦嶺北緣太白山、華山地區(qū)在～30 Ma存在快速冷卻的歷史(Liu et al., 2012), 來自西秦嶺造山帶天水-徽成地區(qū)的磷灰石裂變徑跡數(shù)據(jù)也顯示其在漸新世末期發(fā)生了快速抬升(Wang et al., 2011b), 此時, 可能對應(yīng)天水-禮縣地區(qū)快速沉降的開始, 北部秦安地區(qū)開始接受風(fēng)成沉積, 最古老的風(fēng)成紅黏土亦被證實(shí)形成于22 Ma (Guo et al., 2002)。越來越多的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究顯示, 青藏高原東北緣強(qiáng)烈的地殼加厚和快速隆升始于 10～8 Ma, 此后在整個區(qū)域內(nèi)發(fā)生了準(zhǔn)同期、影響深遠(yuǎn)的的構(gòu)造變形(張培震等, 2006)。西秦嶺地區(qū)在10～8 Ma期間存在快速隆升剝露事件(Enkelmann et al., 2006; Liu et al., 2012; Yang et al., 2013), 六盤山與龍門山均在這一時期發(fā)生了顯著的構(gòu)造隆升(Zheng et al., 2006; Lin et al., 2010; Wang et al., 2012); 此外, 東北緣廣泛分布的中新世-上新世紅黏土被認(rèn)為是該區(qū)強(qiáng)烈構(gòu)造隆升的標(biāo)志之一(施煒等, 2006), 古地磁測年和古生物化石證實(shí)其底界年齡約為 8 Ma (安芷生等, 2000; Qiang et al., 2001; 侯連海等, 2005)。這一時期,天水盆地的沉積相發(fā)生巨變, 由早期甘泉組風(fēng)成紅黏土轉(zhuǎn)變?yōu)閳虻杲M河湖相沉積(斑馬層), 盆地南部開始出現(xiàn)中新世晚期沉積物(圖 10b)。如前文所述,構(gòu)造應(yīng)力場上由NW-SE向構(gòu)造伸展轉(zhuǎn)變?yōu)镹E-SW向構(gòu)造擠壓, 導(dǎo)致秦嶺北緣斷裂強(qiáng)烈活動, 天水盆地發(fā)生構(gòu)造反轉(zhuǎn)。其動力學(xué)背景可能源于晚新生代青藏高原的北東向擴(kuò)展, 指示這一時期高原物質(zhì)向外擴(kuò)散已經(jīng)開始顯著影響西秦嶺地區(qū), 這與整個東北緣地區(qū)在10～8 Ma的擴(kuò)展相一致(Shi et al., 2015)。晚更新世以來, 天水盆地區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場以走滑型為主, 表現(xiàn)為近 E-W～NEE-SWW向的構(gòu)造擠壓和近S-N向的構(gòu)造伸展。這與震源機(jī)制解反演的主壓應(yīng)力軸的方位角(63°～87°, 林長佑和武玉霞, 1996)以及GPS觀測結(jié)果(Wang et al., 2001)一致。這期構(gòu)造作用導(dǎo)致NEE走向的禮縣-羅家堡斷裂在第四紀(jì)顯著活動, 沿斷裂帶發(fā)育斷層陡崖, 水系一致表現(xiàn)為左旋錯移, 斷裂活動控制了關(guān)河和西漢水北段的走勢, 在鄰近西漢水右岸, 地貌上表現(xiàn)為明顯的斷裂寬緩谷地。詳細(xì)的活動斷層滑動速率研究顯示, 該斷裂帶晚更新世以來的平均水平位錯速率為0.95 mm/a (韓竹軍等, 2011), 被西秦嶺北緣斷裂、禮縣-羅家堡斷裂和岷縣-宕昌斷裂圍限的禮縣次級地塊向南東滑動可能導(dǎo)致了1654年禮縣8級地震的發(fā)生(楊曉平等, 2015)。而西秦嶺北緣斷裂天水段同樣在晚第四紀(jì), 特別是全新世期間仍在顯著活動, 其水平走滑速率為2.8 mm/a(滕瑞增等, 1994)。歷史地震考證顯示, 該斷裂為734年天水7.5級地震的主要發(fā)震構(gòu)造(雷中生等, 2007)。對比分析這兩條斷裂水平走滑速率, 可以發(fā)現(xiàn)西秦嶺北緣斷裂天水段的活動速率幾乎是禮縣-羅家堡斷裂的3倍, 且二者同為左旋走滑, 這一運(yùn)動學(xué)特征指示挾持于兩條斷裂之間的塊體可能存在向東的有限擠出, 同時伴隨小幅度的順時針旋轉(zhuǎn)變形, 調(diào)節(jié)了向東構(gòu)造擠出的規(guī)模(圖10c)。其驅(qū)動機(jī)制可能為青藏高原在向北東擴(kuò)展過程中, 青藏高原東北緣區(qū)域縮短方向發(fā)生順時針偏轉(zhuǎn)(施煒等, 2013)。

圖10 天水盆地晚新生代構(gòu)造演化模式Fig.10 Late Cenozoic tectonic evolution models of the Tianshui basin

4 結(jié) 論

(1) 天水盆地新生代斷層運(yùn)動學(xué)分析表明, 晚新生代以來區(qū)域先后受NW-SE向構(gòu)造伸展、NE-SW向構(gòu)造擠壓與近S-N向構(gòu)造伸展3期構(gòu)造應(yīng)力場控制, 相應(yīng)地經(jīng)歷了3期構(gòu)造演化, 中新世早-晚期沉積盆地形成、晚中新世-中更新世盆地構(gòu)造反轉(zhuǎn)與晚更新世以來盆地走滑變形。

(2) 天水盆地晚中新世(約10 Ma)的構(gòu)造反轉(zhuǎn)可能代表了青藏高原北東向擴(kuò)展的具體構(gòu)造響應(yīng); 晚更新世以來盆地斷裂發(fā)生差異性走滑活動, 導(dǎo)致塊體發(fā)生向東的有限擠出并伴隨順時針旋轉(zhuǎn), 可能緣于青藏高原再次向NE的顯著增生擠壓作用。

致謝: 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所胡健民研究員和中國海洋大學(xué)李三忠教授對本文進(jìn)行了認(rèn)真審閱并提出了寶貴的修改意見, 在此表示衷心的感謝。

安芷生, 孫東懷, 陳明揚(yáng), 孫有斌, 李立, 陳寶群. 2000.黃土高原紅粘土序列與晚第三紀(jì)的氣候事件. 第四紀(jì)研究, 20(5): 435–446.

長安大學(xué). 2004. 1∶25萬天水幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查成果報告.西安: 長安大學(xué): 68–82.

樊春, 王二七, 王剛, 王世峰. 2008. 龍門山斷裂帶北段晚新近紀(jì)以來的右行走滑運(yùn)動及其構(gòu)造變換研究:以青川斷裂為例. 地質(zhì)學(xué)報, 43(3): 417–433.

甘肅省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1990. 甘肅省區(qū)域地質(zhì)志. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–435.

韓竹軍, 向宏發(fā), 冉勇康. 2001. 青藏高原東緣禮縣-羅家堡斷裂帶晚更新世以來的活動性分析. 地震地質(zhì), 23(1): 43–48.

侯連海, 周忠和, 張福成, 王趙. 2005. 甘肅發(fā)現(xiàn)中新世鴕鳥化石. 科學(xué)通報, 50(12): 1286–1288.

賴紹聰, 張國偉, 秦江鋒, 李永飛, 劉鑫. 2006. 青藏高原東北緣伯陽地區(qū)第三系流紋巖地球化學(xué)及巖石成因.地學(xué)前緣, 13(4): 212–220.

雷中生, 袁道陽, 葛偉鵬, 何文貴, 劉興旺. 2007. 734年天水7級地震考證與發(fā)震構(gòu)造分析. 地震地質(zhì), 29(1): 51–62.

李江海, 李維波, 周肖貝, 楊靜懿, 程雅琳, 毛翔. 2014.全球沉積盆地結(jié)構(gòu)與構(gòu)造演化特征: 洲際緯向超長剖面對比研究. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 38(1): 1–11.

李清河, 閔祥儀. 1991. 天水地震區(qū)地殼結(jié)構(gòu)特征. 西北地震學(xué)報, 13(增刊): 61–67.

林長佑, 武玉霞. 1996. 天水地區(qū)深部構(gòu)造走向及區(qū)域應(yīng)力場. 地震研究, 19(2): 175–183.

林長佑, 武玉霞, 楊長福. 1995. 天水地區(qū)莫霍面附近的高導(dǎo)層及殼幔過渡帶. 地震學(xué)報, 17(2): 230–236.

林逸, 張長厚, 李程明, 史小龍. 2015. 基于斷層滑動矢量反演的燕山中段中侏羅世-早白堊世構(gòu)造應(yīng)力場序列. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 39(2): 187–207.

馬收先, 張岳橋, 李海龍, 李建華, 李勇. 2013. 青藏高原東北緣新近紀(jì)晚期構(gòu)造擠出: 來自西秦嶺地區(qū)安化-成縣盆地的證據(jù). 地學(xué)前緣, 20(4): 58–74.

陜西區(qū)測隊. 1968. 1∶20萬天水幅地質(zhì)圖及說明書.

施煒, 劉源, 劉洋, 陳鵬, 陳龍, 岑敏, 黃興富, 李恒強(qiáng). 2013. 青藏高原東北緣海原斷裂帶新生代構(gòu)造演化.地學(xué)前緣, 20(4): 1–17.

施煒, 張岳橋, 馬寅生. 2006. 六盤山兩側(cè)晚新生代紅黏土高程分布及其新構(gòu)造意義. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 6(5): 123–130.

滕瑞增, 金瑤泉, 李西候, 蘇向州. 1994. 西秦嶺北緣斷裂帶新活動特征. 西北地震學(xué)報, 16(2): 85–90.

王建, 李建平. 2003. 西秦嶺禮縣地區(qū)新生代鉀霞橄黃長巖系地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義. 巖石礦物學(xué)雜志, 22(1): 11–19.

許志琴, 李海兵, 唐哲民, 戚學(xué)祥, 李化啟, 蔡志慧. 2011.大型走滑斷裂對青藏高原地體構(gòu)架的改造. 巖石學(xué)報, 27(11): 3157–3170.

楊曉平, 馮希杰, 黃雄南, 宋方敏, 李高陽, 陳獻(xiàn)程, 張玲, 黃偉亮. 2015. 禮縣-羅家堡斷裂晚第四紀(jì)活動特征: 兼論1684年禮縣8級地震孕震機(jī)制. 地球物理學(xué)報, 58(2): 504–519.

喻學(xué)惠. 1994. 甘肅禮縣-宕昌地區(qū)新生代鉀質(zhì)堿性超基性火山巖的特征及成因. 特提斯地質(zhì), 18(2): 114–129.

喻學(xué)惠, 莫宣學(xué), 趙志丹, 和文言, 李勇. 2011. 西秦嶺新生代雙峰式火山作用及南北構(gòu)造帶成因初探. 巖石學(xué)報, 27(7): 2195–2202.

喻學(xué)惠, 趙志丹, 莫宣學(xué), 周肅, 朱德勤, 王永磊. 2006.甘肅西秦嶺新生代鉀霞橄黃長巖的40Ar/39Ar 同位素定年及其地質(zhì)意義. 科學(xué)通報, 50(23): 2638–2643.

詹艷, 趙國澤, 王立鳳, 王繼軍, 陳小斌, 趙凌強(qiáng), 肖騎彬. 2014. 西秦嶺與南北地震構(gòu)造帶交匯區(qū)深部電性結(jié)構(gòu)特征. 地球物理學(xué)報, 57(8): 2594–2607.

張國偉, 郭安林, 姚安平. 2004. 中國大陸構(gòu)造中的西秦嶺-松潘大陸構(gòu)造結(jié). 地學(xué)前緣, 11(3): 23–32.

張培震, 鄭德文, 尹功明, 袁道陽, 張廣良, 李傳友, 王志才. 2006. 有關(guān)青藏高原東北緣晚新生代擴(kuò)展與隆升的討論. 第四紀(jì)研究, 26(1): 5–13.

張岳橋, 馬寅生, 楊農(nóng), 張會平, 施煒. 2005. 西秦嶺地區(qū)東昆侖-秦嶺斷裂系晚新生代左旋走滑歷史及其向東擴(kuò)展. 地球?qū)W報, 26(1): 1–8.

朱光, 樸學(xué)峰, 張力, 張必龍, 陳印, 胡召齊. 2011. 合肥盆地伸展方向的演變及其動力學(xué)機(jī)制. 地質(zhì)論評, 57(2): 153–166.

Angelier J. 1984. Tectonic analysis of fault slip data sets. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 89(B7): 5835–5848.

Burchifiel B C, Royden L H, Hilst V and Hager B H. 2008. A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008, Sichuan, People’s Republic of China. GSA Today, 18(7): 4–11.

Clark M K and Royden L H. 2000. Topographic ooze: Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow. Geology, 28(8): 703–706.

England P C and Molnar P. 1990. Right-lateral shear and rotation as the explanation for strike-slip faulting in eastern Tibet. Nature, 344: 140–142.

Enkelmann E, Ratschbacher L, Jonckheere R, Nestler R, Fleischer M, Gloaguen R, Hacker B R, Zhang Y Q and Ma Y S. 2006. Cenozoic exhumation and deformation of northeastern Tibet and the Qinling: Is Tibetan lower crustal flow diverging around the Sichuan Basin? Geological Society of America Bulletin, 118(5–6): 651–671.

Fang X M, Garzione C, Vander V R, Li J J and Fan M J. 2003. Flexural subsidence by 29 Ma on the NE edge of Tibet from the magnetostratigraphy of Linxia Basin, China. Earth and Planetary Science Letters, 210(3): 545–560.

Guo Z T, Ruddiman W F, Hao Q Z, Wu H B and Qiao Y S. 2002. Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China. Nature, 416(6877): 159–163.

Harrison T M, Copeland P, Kidd W S F and Yin A. 1992. Raising Tibet. Science, 255(5052): 1663–1670.

Lease R O, Burbank D W, Hough B, Wang Z C and Yuan D Y. 2012. Pulsed Miocene range growth in northeastern Tibet: Insights from Xunhua Basin magnetostratigraphy and provenance. Geological Society of America Bulletin, 124(5–6): 657–677.

Lin X B, Chen H L, Wyrwoll K H and Cheng X G. 2010. Commencing uplift of the Liupan Shan since 9.5 Ma: Evidences from the Sikouzi section at its east side. Journal of Asian Earth Sciences, 37(4): 350–360.

Liu J H, Zhang P Z, Lease R O, Zheng D W, Wan J L, Wang W T and Zhang H P. 2012. Eocene onset and late Miocene acceleration of Cenozoic intracontinental extension in the North Qinling range-Weihe graben: Insights from apatite fission track thermochronology. Tectonophysics, 584: 281–296.

Liu Q Y, Van der Hilst R D, Li Y, Yao H J, Chen J H, Guo B, Qi S H, Wang J, Huang H and Li S C. 2014. Eastward expansion of the Tibetan Plateau by crustal flow and strain partitioning across faults. Nature Geoscience, 7: 361–365.

Liu S F, Zhang G W, Pan F, Zhang H P, Wang P, Wang K and Wang Y. 2013. Timing of Xunhua and Guide basin development and growth of the northeastern Tibetan Plateau, China. Basin Research, 25(1): 74–96.

Meyer B, Tapponnier P, Bourjot L, Metivier F, Gaudemer Y, Peltzer, Guo S M and Chen Z T. 1998. Crustal thickening in Gansu-Qinghai, lithospheric mantle subduction, and oblique, strike-slip controlled growth of the Tibet plateau. Geophysical Journal International,135(1): 1–47.

Molnar P, England P and Martinod J. 1993. Mantle dynamics, uplift of the Tibetan Plateau, and the Indian monsoon. Reviews of Geophysics, 31(4): 357–396.

Oldfield F and Bloemendal J. 2011. Rock-magnetic properties confirm the eolian origin of Miocene sequences from the west of the Chinese Loess Plateau. Sedimentary Geology, 234(1): 70–75.

Qiang X K, Li Z X, Powell C M A and Zheng H B. 2001. Magnetostratigraphic record of the Late Miocene onset of the East Asian monsoon, and Pliocene uplift of northern Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 187(1): 83–93.

Ratschbacher L, Hacker B R, Calvert A, Webb L E, Grimmer J C, Mcwilliams M O, Ireland T, Dong S W and Hu J M. 2003. Tectonics of the Qinling (Central China): Tectonostratigraphy, geochronology and deformation history. Tectonophysics, 366(1): 1–53.

Royden L H, Burchfiel B C, King R W, Wang E Q, Chen Z L, Shen F and Liu Y P. 1997. Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet. Science, 276(5313): 788–790.

Shi W, Dong S W, Liu Y, Hu J M, Chen X H and Chen P. 2015. Cenozoic tectonic evolution of the South Ningxia region, northeastern Tibetan Plateau inferred from new structural investigations and fault kinematic analyses. Tectonophysics, 649(3): 139–164.

Shi W, Dong S W, Ratschbacher L, Tian M, Li J H and Wu G L. 2013. Meso-Cenozoic tectonic evolution of the Dangyang Basin, north-central Yangtze craton, central China. International Geology Review, 55(3): 382–396. Shi W, Zhang Y Q, Dong S W, Wiesinger M, Ratschbacher L, Jonckheere R, Li J H, Tian M, Chen H, Wu G L, Qu H J, Ma L C and Li H L. 2012. Intra-continental Dabashan orocline, southwestern Qinling, central China. Journal of Asian Earth Sciences, 46: 20–38.

Tapponnier P, Peltzer G, Le Dain A Y, Armijo R and Cobbold P. 1982. Propagating extrusion tectonics in Asia: New insights from simple experiments with plasticine. Geology, 10(12): 611–616.

Tapponnier P, Xu Z Q, Roger F, Meyer B, Arnaud N, Wittlinger G and Yang J S. 2001. Oblique stepwise rise and growth of the Tibet Plateau. Science, 294(5547): 1671–1677.

Tong H M and Yin A. 2011. Reactivation tendency analysis: A theory for predicting the temporal evolution of preexisting weakness under uniform stress state. Tectonophysics, 503(3): 195–200.

Wang E, Kirby E, Furlong K P, Soest M V, Xu G, Shi X, Kamp P J J and Hodges K V. 2012. Two-phase growth of high topography in eastern Tibet during the Cenozoic. Nature Geoscience, 5(9): 640–645.

Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T, Bilham R, Larson K M, Lai X A, You X Z, Niu Z J, Wu J C, Li Y X, Liu J N, Yang Z Q and Chen Q Z. 2001. Present-day crustal deformation of China constrained by global positioning system measurements. Science, 294: 574–577.

Wang X X, Li J J, Song C H, Zattin M, Zhao Z J, Zhang J, Zhang Y and He K. 2011a. Late Cenozoic orogenic history of Western Qinling inferred from sedimentation of Tianshui basin, northeastern margin of Tibetan Plateau. International Journal of Earth Sciences, 101(5): 1345–1356.

Wang X X, Zattin M, Li J J, Song C H, Peng T J, Liu S P and Liu B. 2011b. Eocene to Pliocene exhumation history of the Tianshui-Huicheng region determined by apatite fission track thermochronology: Implications for evolution of the northeastern Tibetan Plateau margin. Journal of Asian Earth Sciences, 42(1): 97–110.

Yang Y Q and Liu M. 2013. The Indo-Asian continental collision: A 3-D viscous model. Tectonophysics, 606: 198–211.

Yang Z, Ratschbacher L, Jonckheere R, Enkelmann E, Dong Y P, Shen C B, Wiesinger M and Zhang Q. 2013. Late-stage foreland growth of China’s largest orogens (Qinling, Tibet): Evidence from the Hannan-Micang crystalline massifs and the northern Sichuan Basin, central China. Lithosphere, 5(4): 420–437.

Yin A, Rumelhart P E, Butler R, Cowgill E, Harrison T M, Foster D A, Ingersoll R V, Zhang Q, Zhou X Q, Wang X F, Hanson A and Raza A. 2002. Tectonic history of the Altyn Tagh fault system in northern Tibet inferred from Cenozoic sedimentation. Geological Society of America Bulletin, 114(10): 1257–1295.

Zhang Y Q, Ma Y S, Yang N, Shi W and Dong S W. 2003. Cenozoic extensional stress evolution in North China. Journal of Geodynamics, 36(5): 591–613.

Zheng D W, Zhang P Z, Wan J L, Yuan D Y, Li C Y, Yin G M, Zhang G L, Wang Z C, Min W and Chen J. 2006. Rapid exhumation at ～8 Ma on the Liupan Shan thrust fault from apatite fission-track thermochronology: Implications for growth of the northeastern Tibetan Plateau margin. Earth and Planetary Science Letters, 248(1): 198–208.

Late Cenozoic Tectonic Evolution of Tianshui Basin: Implications for the Northeast Growth of Tibetan Plateau

CHEN Peng1, SHI Wei1*, YANG Jiaxi2and LI Jiangyu1
(1. Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081, China; 2. Faculty of Earth Science and Resources, Chang’an University, Xi’an 710054, Shaanxi, China)

The Tianshui Basin is located in the northeastern margin of the Tibetan Plateau, and the junction of the N-S-striking Helanshan-Liupanshan structural belt and the Qinling-Dabie Orogen, which is cut through by the north frontal fault of the western Qinling. This basin was filled with the Late Cenozoic sediments that recorded the deformation process of the area and bore important implications for the northeastern expanding of the Tibet Plateau. On the basis of field structural measurement and analysis, coupling with previous chronologic and sedimentologic studies, we suggest tentatively a deformation process and tectonic stress field sequences in this basin, and further, rebuild the Late Cenozoic tectonic evolution history. A three-stage tectonic evolution sequences are proposed as follows: The first episode (the Early Miocene to Late Miocene) presented by the formation of sedimentary basin due to NW-SE extension, which was accompanied by the eruption of alkaline ultramafic volcanics. The subsequent NE-SW compression, which is likely to be related to the northeastward growth of the Tibetan Plateau, led to the basin inversion in the Late Miocene-Early or middle Pleistocene. Finally, a transpressional regime (nearly N-S extension and E-W compression) became dominated in this region since the Late Pleistocene, which resulted in the limited eastwards extrusion with clockwise rotation intrigued by the rotation of regional shortening direction.

northeastern Tibetan Plateau; western Qinling; Tianshui Basin; Late Cenozoic; tectonic evolution

P548

A

1001-1552(2016)02-0308-015

10.16539/j.ddgzyckx.2016.02.009

2015-01-13; 改回日期: 2015-05-12

項目資助: 中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項目“中國主要活動構(gòu)造帶構(gòu)造研究及系列構(gòu)造圖編制(1212011120099)”和“中央造山帶與南北構(gòu)造帶交匯區(qū)地殼深部地質(zhì)調(diào)查(1212011220259)”聯(lián)合資助。

陳鵬(1990–), 男, 碩士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。Email: pengchen1208@sina.cn

施煒(1971–), 男, 副研究員, 主要從事中、新生代構(gòu)造研究。Email: shiweinmg163.com