劉彩彩,王偉濤,張培震,龐建章,俞晶星

中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點實驗室,北京　100029

?

祁連盆地第三紀(jì)沉積物磁性地層和巖石磁組構(gòu)初步研究

劉彩彩,王偉濤,張培震,龐建章,俞晶星

中國地震局地質(zhì)研究所地震動力學(xué)國家重點實驗室,北京100029

祁連山山間盆地內(nèi)的新生代沉積物是研究新生代以來祁連山構(gòu)造演化的重要材料.本文以位于祁連山中部祁連盆地內(nèi)的新生代沉積物為研究對象，利用磁性地層學(xué)方法結(jié)合碎屑顆粒裂變徑跡定年方法獲取其沉積時代框架，在此基礎(chǔ)上，結(jié)合巖性變化與沉積環(huán)境變遷分析祁連山構(gòu)造演化歷史.野外實測剖面顯示該盆地內(nèi)的第三系可劃分為下部礫巖組和上部砂巖組兩大巖性單元.古地磁結(jié)果顯示礫巖組的沉積時代約為10—14.3 Ma.礫巖組沉積大約在14.3 Ma開始形成，指示祁連山14.3 Ma以來構(gòu)造活動變強烈.磁組構(gòu)結(jié)果顯示礫石組頂部沉積形成時的受力方向與現(xiàn)今祁連盆地周緣斷層分布所指示的應(yīng)力方向一致，表明這些斷層大約在10 Ma附近開始活動.我們的結(jié)果揭示祁連山中部山脈14.3 Ma以來尤其在10 Ma附近構(gòu)造活動較強烈.這與過去低溫?zé)崮甏鷮W(xué)所獲得的祁連山山體的快速冷卻年齡及祁連山兩端大型盆地內(nèi)的第三系所記錄的構(gòu)造事件發(fā)生的時間基本吻合.而砂巖組的古地磁結(jié)果并未通過褶皺檢驗，其古地磁記錄發(fā)生了后期重磁化，無法獲得地層的準(zhǔn)確沉積年齡.

祁連盆地；第三紀(jì)沉積；磁性地層學(xué)；重磁化

1　引言

青藏高原的隆升與變形是新生代以來亞洲大陸最強烈的構(gòu)造運動，該構(gòu)造事件極大地改變了其周邊地區(qū)的地貌格局和氣候循環(huán)，因此，對青藏高原隆升與擴展過程的研究是探索大陸內(nèi)部構(gòu)造變形機制以及構(gòu)造變形、氣候變遷與地貌演化之間相互作用的關(guān)鍵(Harrison et al.,1992;Molnar et al.,1993;Molnar,2005;鐘大賚和丁林,1996;An et al.,2001;Guo et al.,2002;李吉均等,1979,1996;李吉均和方小敏,1998；張培震等，2006).而位于青藏高原東北緣，即高原外擴和崛起的最新組成部分的祁連山地區(qū)是青藏高原周緣構(gòu)造變形最為強烈的地區(qū)之一(Hetzel et al.,2004;Wang et al.,2001;Zhang et al.,2004)，變形類型豐富，其形成、發(fā)展與演化可以代表青藏高原的形成過程.因此，祁連山地區(qū)是研究青藏高原擴展與隆升過程的最佳地區(qū).

現(xiàn)今祁連山地區(qū)的構(gòu)造地貌表現(xiàn)為盆嶺相間分布的形態(tài)(圖1a).該地區(qū)在北北東方向的主壓應(yīng)力以及阿爾金、海原斷裂帶左行走滑的斜壓作用下，形成一系列北西西走向的斷裂和褶皺隆起的山脈，如托萊南山、黨河南山、冷龍嶺等；同時伴隨形成一系列條帶狀的小型山間盆地，如門源盆地、哈拉湖盆地、昌馬盆地、祁連盆地等.而在祁連山南、北兩側(cè)則分布有大量新生代沉積盆地，如其南緣的柴達(dá)木盆地、西寧盆地、共和—貴德盆地等，以及其北緣的河西走廊盆地.

目前有關(guān)祁連山隆升與變形的數(shù)據(jù)多來自山前斷層活動性、山體快速抬升冷卻的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)及其南、北緣盆地內(nèi)的沉積演化等研究(例如Wang，1997；George et al.,2001；Métivier et al.,1998；Fang et al.,2003,2005a,2005b,2007;Dai et al.,2005,2006;Sun et al.,2005b；Yin et al.,2008；Zheng et al.,2010；宋春暉等，2001，2003；陳杰等，2006；萬景林等，2010).這些數(shù)據(jù)多集中在祁連山南、北側(cè)大型盆地及兩端山體，而這些記錄體都存在各種各樣的局限.例如，祁連山南、北側(cè)大型盆地沉積受其他構(gòu)造及氣候環(huán)境影響較大，以柴達(dá)木盆地為例，該盆地的沉積物可能同時記錄了其南緣昆侖山和北緣祁連山隆升的兩種信息，二者混雜，很難分辨.除此之外，后期強烈的風(fēng)化和剝蝕作用，使山體兩端所記錄的可能多是最年輕的或是最顯著的一次冷卻事件.而要獲得祁連山隆升和變形的詳細(xì)過程就需要對山體內(nèi)部，尤其是對其內(nèi)部廣泛發(fā)育的山間盆地展開系統(tǒng)的研究，這些山間盆地的形成、發(fā)展與演化直接反映了祁連山隆升與變形的歷史.

目前，已有的資料表明門源盆地和祁連盆地是祁連山內(nèi)部規(guī)模較大的新生代山間盆地(青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊，1968a，1968b；青海省地礦局，1991).其中，門源盆地的新生代沉積物主要由一套暗紫紅色的礫巖及含礫砂巖組成，由于沉積物粒度較粗，不利于古地磁剩磁的穩(wěn)定記錄，因此該套沉積物不適于磁性地層學(xué)研究.祁連盆地，位于祁連山中部，地質(zhì)填圖結(jié)果(青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊，1968b)顯示該盆地發(fā)育巨厚的白堊系和第三系.野外觀測以及地質(zhì)資料記錄表明該盆地內(nèi)的第三紀(jì)紅層與祁連山周緣盆地內(nèi)的第三系從巖性上可以對比，但由于缺乏準(zhǔn)確的地層年齡數(shù)據(jù)，尚不能確定二者之間的相關(guān)性.本研究將通過對祁連盆地內(nèi)第三紀(jì)紅層的詳細(xì)磁性地層學(xué)研究，結(jié)合沉積相分析等，探討祁連山隆升和變形的歷史.

2　研究區(qū)地質(zhì)概況和樣品采集

祁連盆地為祁連山中部的一個狹長型山間盆地，盆地內(nèi)的第三紀(jì)沉積物主要為晚第三紀(jì)地層，多為山麓相或瀉湖相沉積，主要分布于祁連縣附近的白楊溝至青羊溝，在小東草溝附近亦有出露(圖1b).通過前期大量的野外考察與實測，本研究主要對白楊溝至青羊溝段出露相對較連續(xù)的剖面(圖1ba—a′剖面)進行了詳細(xì)的地層描述及野外樣品采集.該套地層主要由上、下兩部分組成，下部以紫紅色礫巖為主，上部則發(fā)育厚層桔紅色砂巖.祁連幅區(qū)域地質(zhì)測量報告(青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊，1968b)中描述紫紅色礫巖及砂礫巖層為底部地層，向上漸變?yōu)殚偌t色砂巖及砂質(zhì)泥巖互層，然而，本研究顯示這兩套地層之間并非連續(xù)過渡，部分出露點表現(xiàn)為角度不整合接觸.從巖性上看，白楊溝附近的礫巖層與民樂盆地山城子附近的Na地層可以對比，而砂巖層與山城子附近的Nb地層巖性特征類似，其中山城子附近上部Nb地層的時代應(yīng)屬上新世，下部層Na的時代可能為中新世或上新世(青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊，1968b).盡管兩個地區(qū)晚第三紀(jì)地層的巖性特征可以對比，但是由于祁連盆地內(nèi)白楊溝附近晚第三系中的礫巖組和砂巖組并非連續(xù)過渡關(guān)系，表明其與山城子附近的晚第三系可能存在差異.

圖1　青藏高原東北緣區(qū)域地質(zhì)簡圖(a)和祁連盆地地質(zhì)圖(b)及本研究實測剖面位置(a—a′)Fig.1　Regional geology of the north-eastern Tibetan Plateau (a)and sketch geological map of the Qilian Basin (b)with the location of the studied section (a—a′)

為了準(zhǔn)確確定祁連盆地白楊溝附近晚第三紀(jì)地層的沉積時代，本研究對該套地層進行了系統(tǒng)的古地磁樣品采集，擬通過磁性地層學(xué)方法獲取其沉積時代.其中礫巖組中偶夾有泥巖條帶或粉砂質(zhì)泥巖透鏡體，適合采集古地磁定向樣品.而砂巖組中我們只采集了較細(xì)的細(xì)砂及粉砂巖層位.由于這兩套地層出露并不完整，且多處覆蓋，我們只對圖2中礫巖組中的A—A′，B—B′，C—C′段和砂巖組中的D—D′段地層采集了定向樣品.如圖2所示，在礫巖組的上部有一套具有標(biāo)志性的粉砂質(zhì)泥巖層，該層為A—A′采樣段的底部，而該粉砂質(zhì)泥巖為B—B′采樣段的頂部，A—A′段和B—B′段均采集了該段地層，可見二者在地層上有一部分重合.B—B′采樣段位于C—C′段之上，二者之間存在厚度近140 m的地層間隔.根據(jù)地層上下位置，我們可以確定這三個采樣段由新到老的順序為A—A′，B—B′，C—C′段，由于地層出露很差，覆蓋嚴(yán)重，只能估算它們彼此之間大概的重疊地層厚度和間隔地層厚度，但不能連續(xù)采樣.砂巖組采樣段地層出露較連續(xù)，D—D′采樣段不僅囊括了砂巖組褶皺一翼的全部層位，還包含了褶皺核部及另一翼靠近核部的層位，便于后期的褶皺檢驗.本研究共采集568個層位，每個層位采集3套平行古地磁樣品.其中A—A′段樣品編號為HY1～69，B—B′段為HY70～129，C—C′段樣品編號為HY130～233，D—D′段樣品編號為HY234～568.

為了將本文磁性地層柱與標(biāo)準(zhǔn)地磁極性柱進行準(zhǔn)確對比，我們在礫巖層的上部，即A—A′段地層中采集了一個砂巖樣品，測量其碎屑磷灰石裂變徑跡年齡，用該年齡譜中最年輕年齡組分限定地層年齡的上限，即沉積年齡不會老于該徑跡年齡譜的最年輕年齡組分，以此作為磁性地層柱對比的一個年齡卡點.

3　低溫?zé)崮甏鷮W(xué)和古地磁定年結(jié)果

3.1碎屑顆粒裂變徑跡結(jié)果

碎屑磷灰石裂變徑跡測年方法近年來被廣泛應(yīng)用于地質(zhì)學(xué)研究(如George et al.,2001；鄭德文等，2003；Zheng et al.,2010等).該方法以盆地中未退火的碎屑磷灰石為研究對象，通過對碎屑磷灰石的自發(fā)裂變徑跡密度計算獲取樣品的徑跡年齡分布譜，進一步通過二項峰擬合方法(Galbraith and Green,1990)對測量數(shù)據(jù)年齡譜進行擬合，獲得各組分年齡概率分布.本研究對所采集的礫石組上部的砂巖樣品共統(tǒng)計了60個磷灰石顆粒的裂變徑跡年齡，其年齡概率分布結(jié)果如圖3所示.測量在中國地震局地質(zhì)研究所新構(gòu)造與年代學(xué)實驗室完成.圖3a顯示該樣品的年齡譜包含三個年齡峰，分別為36.9±9.5/7.6 Ma，49±8.1/7.0 Ma，和69.8±10.3/9.0 Ma.此外，我們對該樣品的徑跡長度進行了統(tǒng)計，其徑跡長度分布于10～17 μm之間，平均徑跡長度為13.1±1.2 μm(圖3b)，較長的徑跡長度表明該樣品的徑跡應(yīng)該沒有經(jīng)歷后期部分退火作用.因此，我們可以用該樣品的最年輕組分年齡來限定地層年齡的上限，即該套地層的年齡應(yīng)不老于36.9 Ma.

圖2　晚第三系 a—a′(如圖1b所示)段地層剖面圖Fig.2　Geologic cross-section of the a—a′ Neogene sequence shown in Fig.1b

圖3　(a)碎屑顆粒樣品各裂變徑跡年齡組分的概率密度分布圖(Brandon,1996)，粗線為觀測值概率密度曲線，細(xì)線為二項峰擬合(Galbraith and Green,1990)所得各年齡組分概率密度曲線；(b)徑跡長度柱狀圖Fig.3　(a)Probability density plots of fission-track grain age distributions (Brandon,1996).Thick line indicates probability density distributions.Thin lines indicate component distributions estimated by the binomial peak-fit method (Galbraith and Green,1990).(b)Track length histograms

圖4　典型樣品天然剩磁的熱退磁曲線Fig.4　Thermal demagnetization curves of NRM

3.2古地磁定年結(jié)果

3.2.1熱退磁結(jié)果

磁性地層學(xué)方法是適用于海陸相沉積物定年的一種快捷高效的方法(Opdyke and Channell,1996).為了獲得祁連盆地晚第三系詳細(xì)的磁極性地層序列，我們首先要對樣品進行詳細(xì)的系統(tǒng)熱退磁實驗.熱退磁實驗在磁屏蔽空間(<300 nT)中進行，使用MMTD60或MMTD80型熱退磁爐，以10～50 ℃間隔進行21～22步系統(tǒng)退磁，然后用2G-760低溫超導(dǎo)磁力儀測量每一步退磁后的剩磁，所有熱退磁實驗均在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所古地磁實驗室完成.圖4中顯示了歸一化后的剩磁強度隨溫度的變化曲線，從圖中我們發(fā)現(xiàn)，大多數(shù)樣品的剩磁強度均在溫度達(dá)到680 ℃時幾乎接近于零，表明赤鐵礦為這些樣品剩磁的主要載體.由于爐子本身具有5～10 ℃的誤差，因此部分樣品的最高解阻溫度在690～695 ℃之間.值得注意的是，典型樣品的剩磁隨溫度的變化曲線明顯具有兩種變化趨勢，一部分樣品在500 ℃之前剩磁并沒有明顯降低，640 ℃之上才開始迅速降低.而另一部分樣品剩磁強度隨溫度升高幾乎是勻速降低.表明兩類樣品中攜帶剩磁的赤鐵礦可能具有不同的晶格結(jié)構(gòu).典型樣品的正交投影圖即Z氏圖(Zijderveld,1967;圖5)中也顯示了兩種退磁特征，其中圖5a—5d四個樣品的退磁曲線呈現(xiàn)多分量特征，穩(wěn)定的特征剩磁均出現(xiàn)在640 ℃之后；而圖5e和5f樣品的退磁曲線除了NRM～150 ℃溫度段的低溫黏滯剩磁外，之后的退磁曲線呈現(xiàn)單分量特征.值得注意的是這兩個樣品HY350和HY458.5(圖5e和5f)均來自砂巖組采樣段D—D′，可見砂巖組樣品的載磁礦物與礫巖組樣品存在顯著差別.每個樣品的熱退磁數(shù)據(jù)進一步通過主成分分析方法進行處理，利用最小二乘法(Kirschvink，1980)擬合獲得特征剩磁(ChRM)方向.多數(shù)礫巖組樣品均在高溫640～695 ℃段獲得穩(wěn)定的特征剩磁方向，砂巖組樣品的特征剩磁則多取自600～695 ℃溫度段.

3.2.2褶皺檢驗和倒轉(zhuǎn)檢驗

為了進一步驗證熱退磁實驗所獲得的特征剩磁為褶皺前所獲得的沉積碎屑剩磁，我們對礫巖組和砂巖組樣品的特征剩磁方向分別進行褶皺檢驗.采用Tauxe和Watson(1994)提出的褶皺檢驗方法，即利用隨機抽取的方式從原始數(shù)據(jù)中組成上百個或上千個數(shù)據(jù)集，計算各子數(shù)據(jù)集的方向矩陣的最大特征值τ1隨褶皺水平的變化，即求各數(shù)據(jù)集的方向數(shù)據(jù)的聚集程度(特征值τ1的值)隨褶皺水平變化，所有子數(shù)據(jù)集的方向數(shù)據(jù)均進行了從-20%到120%的逐步傾斜校正，最后獲得τ1最大值(即最大聚集程度)的累積分布曲線，并通過截取其95%置信區(qū)間所對應(yīng)的傾斜校正水平來判斷其是否通過褶皺檢驗，如果該區(qū)間對應(yīng)的傾斜校正在100%附近，即表明樣品的特征剩磁是在褶皺發(fā)生之前獲得的，數(shù)據(jù)通過了褶皺檢驗；相反，若該區(qū)間對應(yīng)的傾斜校正水平較低，則表明特征剩磁是在褶皺后或褶皺同時獲得的，樣品原生磁記錄可能發(fā)生了后期的重磁化或是其他原因?qū)е缕湮赐ㄟ^褶皺檢驗.

圖6中顯示礫石組樣品的低溫分量(80～300 ℃)在地層坐標(biāo)下(圖6b)較地理坐標(biāo)下(圖6a)發(fā)散，表明其主要為褶皺后記錄的近代黏滯剩磁；而高溫分量(585～695 ℃)在兩個坐標(biāo)下(圖6c和6d)的分散度變化不大.我們對高溫分量數(shù)據(jù)采取了45°刪除法(cut-off)(McFadden and McElhinny，1984)，刪除了落于平均虛地磁極45°置信圓之外的樣品，然后對剩余的數(shù)據(jù)開展褶皺檢驗.褶皺檢驗結(jié)果(圖6e)顯示其最大聚集度發(fā)生在傾斜校正區(qū)間為32%～106%之間，該范圍雖較大，但100%包含在這個區(qū)間之內(nèi)，100%的傾斜校正代表剩磁數(shù)據(jù)成功通過了褶皺檢驗，表明礫石組樣品的特征剩磁極有可能是在褶皺前獲得的.但是可能由于地層產(chǎn)狀變化有限，該區(qū)間范圍不是很窄，當(dāng)然也不排除原生碎屑剩磁疊加了部分后期的化學(xué)剩磁而致使該區(qū)間較大.

圖5　鉆孔坐標(biāo)系下典型樣品的系統(tǒng)熱退磁結(jié)果正交投影圖實心和空心圓圈分別表示水平面和垂直面的投影；細(xì)實/虛線分別表示水平面/垂直面上特征剩磁的方向；NRM為天然剩磁，圖中的數(shù)字表示退磁溫度(℃).Fig.5　Orthogonal projections of representative progressive thermal demagnetizationSolid and open circles represent the horizontal and vertical planes,respectively.Thin solid and dashed lines represent ChRM directions on the horizontal and vertical planes,respectively.NRM is the natural remanent magnetization.The numbers refer to the temperatures in ℃.

圖6　礫石組樣品剩磁方向等面積投影圖:低溫分量地理坐標(biāo)(a)和地層坐標(biāo)(b)，高溫分量地理坐標(biāo)(c)和地層坐標(biāo)(d).空心圓和實心圓分別代表上和下半球投影；及褶皺檢驗結(jié)果(e)：從圖6c的數(shù)據(jù)中隨機抽取的各子數(shù)據(jù)集的方向矩陣的最大特征值τ1 隨傾斜校正水平的變化和τ1最大值的累積分布曲線(CDF)及其95%置信區(qū)間Fig.6　Equal-area plots of low- and high- temperature remanence components from the conglomerate section in geographic (a and c)and tilt-corrected coordinates (b and d),and variation of the largest eigenvalues τ1 of the orientation matrices with various degrees of unfolding for representative para-data sets drawn from (c)and a cumulative distribution plot of maxima in τ1 with the bounds enclosing 95% of them (e)

圖7　砂巖組樣品剩磁方向等面積投影圖:低溫分量地理坐標(biāo)(a)和地層坐標(biāo)(b)，高溫分量地理坐標(biāo)(c)和地層坐標(biāo)(d).空心圓和實心圓分別代表上和下半球投影；及褶皺檢驗結(jié)果(e)：從圖7c的數(shù)據(jù)中隨機抽取的各子數(shù)據(jù)集的方向矩陣的最大特征值τ1隨傾斜校正水平的變化和τ1最大值的累積分布曲線(CDF)及其95%置信區(qū)間Fig.7　Equal-area plots of low- and high- temperature remanence components from the conglomerate section in geographic (a and c)and tilt-corrected coordinates (b and d),and variation of the largest eigenvalues τ1 of the orientation matrices with various degrees of unfolding for representative para-data sets drawn from (c)and a cumulative distribution plot of maxima in τ1 with the bounds enclosing 95% of them (e)

圖8　礫石組沉積剖面巖石地層和磁極性地層及其與標(biāo)準(zhǔn)地磁極性年表(Gradstein et al.,2012)的對比(a)A—A′;(b)B—B′ (0～120 m段);(c)C—C′ (260～351 m段).Fig.8　Lithostratigraphy and magnetic polarity stratigraphy for conglomerate section and its correlation with the geomagnetic polarity timescale (Gradstein et al.,2012)(a)A—A′;(b)B—B′ (0～120 m section);(c)C—C′ (260～351 m section).

由于礫石組A—A′和B—B′采樣段樣品只記錄了單純的正極性帶，并未記錄負(fù)極性帶，因此只針對記錄了負(fù)極性帶的C—C′段樣品的特征剩磁數(shù)據(jù)開展了倒轉(zhuǎn)檢驗.對C—C′段通過45° cutoff (McFadden and McElhinny，1984)刪減過的正反極性剩磁方向(共30個數(shù)據(jù))進行一致性檢驗(McFadden and Jones，1981)，發(fā)現(xiàn)其在95%置信水平下為同一方向(F=0.0537小于N=30時95%置信水平下的臨界值0.1129)，表明其通過了倒轉(zhuǎn)檢驗.且正負(fù)極性倒轉(zhuǎn)后兩個剩磁平均方向之間的角度γo=17°小于95%置信水平下的臨界值γc=24.8°(McFadden and McElhinny，1990)，也表明其倒轉(zhuǎn)檢驗為正，但由于γc=24.8°大于20°，指示其倒轉(zhuǎn)檢驗結(jié)果低于C級分類，為INDERMINATE級.

砂巖組樣品的低溫分量也表現(xiàn)為在地層坐標(biāo)下(圖7b)較地理坐標(biāo)下(圖7a)發(fā)散，表明其主要為黏滯剩磁.但是其高溫分量聚集特征與礫巖組高溫分量有很大區(qū)別，其與低溫分量類似，也是在地層坐標(biāo)下更分散(圖7c和7d)，指示該剩磁分量可能是褶皺后獲得的.褶皺檢驗結(jié)果顯示該組樣品的特征剩磁方向的最大聚集度發(fā)生在褶皺恢復(fù)度為-10%～43%之間，也進一步表明砂巖組樣品的特征剩磁方向并未通過褶皺檢驗，該剩磁方向更可能是褶皺發(fā)生后某個時期獲得的.另外，我們對砂巖組樣品的特征剩磁方向進行統(tǒng)計，發(fā)現(xiàn)砂巖組所有樣品均只記錄了正極性帶，因此無法對該組樣品的特征剩磁開展倒轉(zhuǎn)檢驗.

3.2.3磁極性地層結(jié)果

通過熱退磁結(jié)果及褶皺檢驗的分析，我們發(fā)現(xiàn)砂巖組樣品的特征剩磁方向并沒有記錄沉積物形成時地磁場的方向，因此，僅對礫巖組樣品的特征剩磁方向進行了統(tǒng)計，共有140塊樣品獲得了穩(wěn)定的特征剩磁，其中A—A′和B—B′段(圖8)絕大多數(shù)樣品的最大角偏差均低于15°，C—C′段多數(shù)樣品的最大角偏差低于20°(圖8).利用特征剩磁結(jié)果我們計算得到每個樣品的虛地磁極緯度，進而根據(jù)虛地磁極緯度隨深度的變化我們獲得了礫巖組三個沉積段的磁極性變化，其中A—A′和B—B′段中盡管有個別負(fù)極性樣品，但由于定義極性帶至少三個樣品以上，因此這些負(fù)極性樣品只能被定義為漂移或者奇異點，不能作為一個極性帶，因此這兩段沉積主體分別只記錄了一個正極性帶.C—C′段沉積記錄了四個正極性帶和三個負(fù)極性帶(圖8).根據(jù)圖2所示地層圖，A—A′和B—B′段之間地層存在小部分重疊，且二者所記錄的均為一個長正極性帶，根據(jù)地層上下關(guān)系A(chǔ)—A′和B—B′段很可能分別記錄了一個長正極性時的上段和下段.A—A′段距底部之上4 m深度處對應(yīng)樣品的裂變徑跡年齡的最年輕組分為36.9 Ma，由于碎屑顆粒只有被隆升剝蝕后才再次沉積，因此碎屑顆粒的沉積年齡通常遠(yuǎn)晚于碎屑顆粒的退火年齡，因此A—A′段地層年齡應(yīng)晚于～36.9 Ma.而36.9 Ma以來較長的正極性時共有三個，分別為標(biāo)準(zhǔn)地磁極性柱(Gradstein et al.,2012)的C5n2n(9.984—11.056 Ma)、C6n(18.748—19.722 Ma)及C9n(26.420—27.439 Ma)正極性時.結(jié)合C—C′段的極性變化特征，我們發(fā)現(xiàn)C9n之下沒有與該段匹配的極性變化，因此A—A′和B—B′段的長正極性柱很可能對應(yīng)于C5n2n或C6n正極性時.根據(jù)B—B′段和C—C′段間隔140 m地層厚度以及C—C′段的磁性地層特征，我們將C—C′段的極性變化對應(yīng)于標(biāo)準(zhǔn)極性柱的C5AAn～C5ADn(13.032—14.609 Ma)和C6AAn～C6Bn2n(20.083—22.268 Ma).計算兩種對比法所對應(yīng)的沉積年齡，第一種對比法獲得C—C′段中部262.3～282 m段所對應(yīng)的年齡段13.183—13.739 Ma，計算該段沉積速率為35.4 m/Ma,依該沉積速率計算B—B′和C—C′段140 m的間隔厚度應(yīng)記錄了約3.95 Ma的時間間隔，而該種對比方法估計的B—B′和C—C′段之間的時間間隔(用C5AAn底界年齡減去C5n2n的上下界年齡)約為3.183—2.127 Ma，與沉積速率估計的時間間隔較一致.第二種對比法獲得C—C′段中部262.3～282 m段所對應(yīng)的年齡段21.159—21.767 Ma，計算該段沉積速率為32.4 m/Ma,依該沉積速率計算B—B′和C—C′段140 m的間隔厚度應(yīng)記錄了約4.32 Ma的時間間隔，而該種對比方法估計的B—B′和C—C′段之間的時間間隔約為2.411—1.437 Ma，這與沉積速率估計的時間間隔相差較大.因此，我們認(rèn)為第一種對比方法更合理，C—C′段應(yīng)對應(yīng)于標(biāo)準(zhǔn)極性柱的C5AAn～C5ADn.盡管如此，每段的上下界年齡還有待確定.我們利用C—C′段中部262.3～282 m段所對應(yīng)的沉積速率35.4 m/Ma,外延獲得C—C′段頂部的年齡為13.132 Ma；282～330 m所對應(yīng)的年齡段為13.739—14.163 Ma，計算該段沉積速率為113.2 m/Ma，利用該沉積速率外推 C—C′段底部的年齡為14.352 Ma.由于A—A′段主要為泥巖和礫巖的互層，其沉積速率應(yīng)與C—C′段282～330 m段所對應(yīng)的沉積速率接近，因此我們以113.2 m/Ma的沉積速率計算獲得A—A′段頂?shù)捉绲哪挲g差約為0.795 Ma，比C5n2n正極性時1.072的年齡間隔短，A—A′段很可能記錄了C5n2n正極性時的中晚期，大約在10 Ma附近.B—B′段主要為礫巖沉積，其沉積速率應(yīng)比282～330 m段所對應(yīng)的沉積速率大.如果以113.2 m/Ma的沉積速率計算獲得C5n2n正極性時對應(yīng)的沉積厚度約為121 m，而大套礫巖沉積的沉積速率往往數(shù)倍于該沉積速率，相應(yīng)的沉積厚度也應(yīng)數(shù)倍于121 m，因此B—B′段很可能只記錄了C5n2n 正極性時的早期，即約11 Ma.

3.3磁組構(gòu)結(jié)果

磁組構(gòu)即磁化率各向異性，主要是指樣品中磁性礦物定向排列所造成的磁化率在空間不同方向上的各向異性.而對于磁性較弱的沉積巖而言，當(dāng)磁化率低于5×10-4SI 時，磁組構(gòu)主要由順磁性或者反鐵磁性礦物主導(dǎo)(Borradaile，1991；Hrouda and Jelinek，1990)，而通常順磁性礦物是沉積物的主要組成礦物，其定向排列通常反映的是沉積物沉積時或沉積后所受的外界應(yīng)力狀況.經(jīng)測量，祁連盆地晚第三系礫巖組和砂巖組沉積的磁化率均低于5×10-4SI，表明其磁組構(gòu)主要代表順磁性等礦物顆粒所受外界應(yīng)力的定向排列.圖9d中顯示礫巖組的上部即A—A′段的磁化率橢球的最短軸和中間軸在地層坐標(biāo)系下垂直于最長軸呈帶狀分布，表現(xiàn)為弱裂隙組構(gòu)(Parés et al.,1999)，表明該段沉積形成時所受外界應(yīng)力較強，且應(yīng)力方向應(yīng)與最長軸的聚集方向垂直，即為北東—南西向；圖9e中礫巖組B—B′和C—C′段的磁化率橢球的最短軸方向有一定聚集，其平均方向在地層坐標(biāo)系下位于等面積投影圖的中心位置附近，表明其主方向垂直地層面.此外，該橢球體的最長軸和中間軸均有一定的聚集方向，其中最長軸指向近南北向，指示一種微弱變形組構(gòu)，表明樣品顆粒在沉積后未固結(jié)之前受近東西向應(yīng)力作用.該類型組構(gòu)在中國西北部柴達(dá)木和塔里木盆地也較常見(如Gilder et al.,2001;Huang et al.,2006;Tang et al.,2012;Yu et al.,2014).砂巖組D—D′段樣品的磁化率橢球體的三個軸方向無論在地理坐標(biāo)系下還是在地層坐標(biāo)系下都比較分散(圖9c和9f)，沒有明顯的聚集方向，也不具備沉積壓實組構(gòu)特征，可能已遭受了后期改造.

4　討論

4.1祁連盆地晚第三紀(jì)礫巖組的沉積時代及其構(gòu)造意義

磁組構(gòu)結(jié)果顯示礫巖組下部磁化率橢球體最長軸的聚集方向為近南北向(圖9e)，表明該段礫巖組沉積時所受擠壓應(yīng)力方向應(yīng)為近東西向.而礫巖組上部的磁組構(gòu)特征(圖9d)顯示第三紀(jì)晚期沉積主要遭受北東—南西向擠壓應(yīng)力的作用，且應(yīng)力強度較早期強.特征剩磁的偏角變化并沒有顯示相應(yīng)的變化，表明磁組構(gòu)的這種方向變化不是板塊旋轉(zhuǎn)的結(jié)果，而很有可能是局域構(gòu)造應(yīng)力方向改變所引起的，這就表明祁連盆地的應(yīng)力特征在10—11 Ma之間發(fā)生過轉(zhuǎn)變，由早期的近東西向擠壓變?yōu)楸睎|—南西向擠壓，且由早期的弱變形組構(gòu)向晚期的弱裂隙組構(gòu)轉(zhuǎn)變，前者沉積顆粒變形較后者弱，指示10—11 Ma之間構(gòu)造應(yīng)力顯著增強.從祁連盆地的大比例尺構(gòu)造地質(zhì)填圖(圖1b)中可以發(fā)現(xiàn)現(xiàn)今祁連盆地內(nèi)的第三系如同被周圍的前第三系地層圍限在一個長條狀分布的“碗”內(nèi)，而距離研究剖面最近的斷層走向多為北西—南東向，指示其構(gòu)造擠壓應(yīng)力方向為北東—南西向，這與礫巖組晚期沉積磁組構(gòu)所記錄的應(yīng)力方向一致，表明這些斷層的形成時間或早期活動時間很可能與礫巖組晚期沉積同時，即約10 Ma左右.而目前有關(guān)祁連山10 Ma構(gòu)造活動較強烈的證據(jù)很多.例如，祁連山北緣金佛寺巖體通過磷灰石裂變徑跡和 (U-Th)/He 低溫?zé)崮甏鷮W(xué)方法所獲得祁連山北緣開始隆升的時間約為10 Ma (Zheng et al.，2010;萬景林等，2010).柴達(dá)木盆地內(nèi)的懷頭他拉和大紅溝剖面沉積相和沉積速率的變化，均指示了祁連山在8—10 Ma發(fā)生快速隆升(Fang et al.,2007；Lu and Xiong,2009)；對河西走廊西部的酒西盆地內(nèi)新生代沉積物的磁性地層學(xué)、巖性及粒度分析和沉積環(huán)境分析顯示從～8 Ma開始酒西盆地內(nèi)礫巖沉積陡增、沉積速率加大，代表了祁連山的快速隆升(Fang et al.,2005b；宋春暉等，2001；陳杰等，2006)；Sun等(2005a)根據(jù)沿阿爾金斷裂分布的磨拉石建造的出現(xiàn)年齡推斷青藏高原北部在9—13.7 Ma 發(fā)生強烈構(gòu)造隆升；張培震等(2006)通過對GPS 觀測的現(xiàn)今滑動速率估算出祁連山晚新生代構(gòu)造變形的起始時間為5—8 Ma.這些研究結(jié)果表明8—12 Ma 是祁連山的一次強烈隆升期.

圖9　祁連盆地晚第三系沉積剖面磁化率橢球三軸方向等面積投影圖(a,d)礫石組A—A′段;(b,e)礫石組B—B′段和C—C′段;(c,f)砂巖組D—D′段.(a，b和c)為地理坐標(biāo)系，(d，e和f)為地層坐標(biāo)系.K1，K2，K3分別代表磁化率橢球的最長、中間和最短軸方向.Fig.9　Lower hemisphere equal area projections of AMS (anisotropy of magnetic susceptibility)principal susceptibility axes for the Late Neogene in the Qilian Basin(a,d)Conglomerate A—A′;(b,e)Conglomerate B—B′ and C—C′;(c,f)Sand section D—D′.(a,b and c)are in-situ,while (b,d and e)are tilt-adjusted.K1,K2,and K3 represent the maximum,intermediate and minimum susceptibility axes directions,respectively.

磁性地層學(xué)結(jié)果結(jié)合磷灰石裂變徑跡年齡獲得祁連盆地晚第三紀(jì)礫巖組沉積的起始時代約為14.3 Ma，表明祁連山中部山脈可能在14.3 Ma以來快速隆升.George等(2001)通過對酒西盆地不同時代碎屑顆粒以及祁連山山體不同時代巖體的磷灰石裂變徑跡年齡分析發(fā)現(xiàn)，祁連山存在10—20 Ma 和晚白堊紀(jì)至早第三紀(jì)兩次冷卻事件.Wang(1997)和Yue等(2001)通過沉積地層約束獲得阿爾金斷裂北段的初始活動時間約為14—16 Ma.這些結(jié)果指示祁連山除了8—12 Ma 的強烈變形外，還經(jīng)歷了多期隆升事件.而祁連盆地晚第三系至少記錄了10 Ma，14.3 Ma兩期構(gòu)造事件.

4.2祁連盆地晚第三紀(jì)砂巖組沉積的重磁化

砂巖組樣品的特征剩磁方向并未通過褶皺檢驗，指示其特征剩磁記錄的是褶皺變形后的磁場方向，其原生剩磁被后期磁化所改造或覆蓋.磁組構(gòu)結(jié)果顯示礫巖組樣品的磁化率橢球體的三軸方向均具有一定的優(yōu)選方向，且其磁組構(gòu)表現(xiàn)為弱變形組構(gòu)或弱裂隙組構(gòu)(圖9d和9e)，而砂巖組樣品則不具有該特征，且其磁化率橢球體的三軸方向都比較分散(圖9f)，也表明砂巖組沉積中礦物顆粒的定向排列受到沉積后期風(fēng)化等作用的改變.熱退磁結(jié)果顯示砂巖組樣品特征剩磁的主要載磁礦物為赤鐵礦，其剩磁強度隨溫度升高逐步緩慢降低(圖4)，與礫巖組樣品的退磁曲線形成鮮明對比，表明砂巖組沉積的載磁礦物赤鐵礦并非碎屑成因，很可能是后期交代或是風(fēng)化作用產(chǎn)物.正交矢量投影圖(圖5e和5f)中也顯示其退磁曲線除低溫段外(<200 ℃)幾乎呈一直線，該特征與Deng等(2007)在廣西百色發(fā)現(xiàn)的紅土重磁化特征類似，進一步證實了砂巖組沉積發(fā)生了后期重磁化.而根據(jù)熱退磁曲線逐步解阻的特征判斷砂巖組樣品的主要載磁礦物——赤鐵礦的矯頑力譜分布較寬，導(dǎo)致解阻溫度范圍較寬，這一特征表明該赤鐵礦很可能為后期風(fēng)化的產(chǎn)物(Liu et al.,2010).圖7a和7c顯示該礦物所攜帶的特征剩磁方向與黏滯剩磁方向非常接近，表明其形成時期相對較晚，可能為近代風(fēng)化產(chǎn)物.可見，祁連盆地內(nèi)晚第三系砂巖組沉積曾遭受近代風(fēng)化作用的強烈改造，磁性地層學(xué)方法無法獲得其準(zhǔn)確沉積年齡.

5　結(jié)論

祁連山山間盆地——祁連盆地內(nèi)第三系主要由礫巖組和砂巖組兩套地層組成，熱退磁結(jié)果顯示兩套地層的主要載磁礦物均為赤鐵礦，磁性地層學(xué)結(jié)果結(jié)合碎屑顆粒裂變徑跡年齡獲得礫巖組的沉積時代約為10—14.352 Ma.其中礫巖組的起始沉積年齡大約為14.3 Ma，揭示祁連山在該時間節(jié)點以來可能發(fā)生過強烈構(gòu)造活動.磁組構(gòu)結(jié)果顯示礫巖組晚期(10 Ma附近)沉積的應(yīng)力狀況與早期(11—14 Ma)沉積存在差別，表現(xiàn)為由近東西向擠壓向北東—南西向擠壓轉(zhuǎn)變，且晚期沉積的受力特征與祁連盆地周緣的斷層走向相吻合，表明這些斷層約在10 Ma附近開始活動，這與前人在祁連山周緣的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)及盆地沉積演化研究結(jié)果所獲得的祁連山強烈構(gòu)造活動的發(fā)生時間相吻合.砂巖組沉積的特征剩磁方向未通過褶皺檢驗，熱退磁結(jié)果也揭示其主要為褶皺后的重磁化剩磁，因此，磁性地層學(xué)方法未能獲得該地層的沉積年齡.

由于祁連盆地內(nèi)第三紀(jì)沉積物經(jīng)歷了沉積后期強烈的構(gòu)造活動的影響，導(dǎo)致其所出露的連續(xù)剖面較少，且覆蓋嚴(yán)重，本文僅能對第三系的個別片段采集樣品，因此對其整體沉積年齡的限制存在一定局限性，本文的結(jié)果還尚需古生物學(xué)及其他定年手段的支持.

致謝感謝鄭文俊和鄭德文兩位研究員對本文野外工作及數(shù)據(jù)處理的指導(dǎo)和幫助.

References

An Z S,Kutzbach J E,Prell W L,et al.2001.Evolution of Asian monsoons and phased uplift of the Himalaya-Tibetan plateau since late Miocene times.Nature,411(6833):62-66.

Borradaile G J.1991.Correlation of strain with anisotropy of magnetic susceptibility (AMS).Pure Appl.Geophys.,135(1):15-29.Brandon M T.1996.Probability density plot for fission-track grain-age samples.Rad.Meas.,26(5):663-676.

Chen J,Wyrwoll K H,Lu Y C,et al.2006.Magnetochronology of the Yumen conglomerates and multi-pulsed folding and thrusting in the northern Qilianshan.Quat.Sci.(in Chinese),26(1):20-31.

Dai S,Fang X M,Song C H,et al.2005.Early tectonic uplift of the northern Tibetan Plateau.Chin.Sci.Bull.,50(15):1642-1652.Dai S,Fang X M,Dupont-Nivet G,et al.2006.Magnetostratigraphy of Cenozoic sediments from the Xining Basin:tectonic implications for the northeastern Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.,111:B11102,doi:10.1029/2005JB004187.Deng C L,Liu Q S,Wang W,et al.2007.Chemical overprint on the natural remanent magnetization of a subtropical red soil sequence in the Bose Basin,southern China.Geophys.Res.Lett.,34(22):L22308,doi:10.1029/2007GL031400.

Fang X M,Garzione C,Van der Voo R,et al.2003.Flexural subsidence by 29 Ma on the NE edge of Tibet from the magnetostratigraphy of Linxia Basin,China.Earth Planet.Sci.Lett.,210(3-4):545-560.

Fang X M,Yan M D,Van der Voo R,et al.2005a.Late Cenozoic deformation and uplift of the NE Tibetan Plateau:evidence from high-resolution magnetostratigraphy of the Guide Basin,Qinghai Province,China.Geol.Soc.Amer.Bull.,117(9):1208-1225.Fang X M,Zhao Z J,Li J J,et al.2005b.Magnetostratigraphy of the late Cenozoic Laojunmiao anticline in the northern Qilian Mountains and its implications for the northern Tibetan Plateau uplift.Sci.China Ser.D Earth Sci.,48(7):1040-1051.

Fang X M,Zhang W L,Meng Q Q,et al.2007.High-resolution magnetostratigraphy of the Neogene Huaitoutala section in the eastern Qaidam Basin on the NE Tibetan Plateau,Qinghai Province,China and its implication on tectonic uplift of the NE Tibetan Plateau.Earth Planet.Sci.Lett.,258(1-2):293-306.Galbraith R F,Green P F.1990.Estimating the component ages in a finite mixture.International Journal of Radiation Applications and Instrumentation.Part D.Nuclear Tracks and Radiation Measurements,17(3):197-206.

George A D,Marshallsea S J,Wyrwoll K-H,et al.2001.Miocene cooling in the northern Qilian Shan,northeastern margin of the Tibetan Plateau,revealed by apatite fission-track and vitrinite-reflectance analysis.Geology,29(10):939-942.

Gilder S,Chen Y,Sen S.2001.Oligo-Miocene magnetostratigraphy and rock magnetism of the Xishuigou section,Subei (Gansu Province,western China)and implications for shallow inclinations in central Asia.J.Geophys.Res.:Solid Earth (1978-2012),106(B12):30505-30521.

Gradstein F M,Ogg J G,Schmitz M,et al.2012.The Geologic Time Scale 2012 2-Volume Set (Vol.2).Amsterdam:Elsevier.Guo Z T,Ruddiman W F,Hao Q Z,et al.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,et al.1992.Raising Tibet.Science,255(5052):1663-1670.

Hetzel R,Tao M X,Stokes S,et al.2004.Late Pleistocene/Holocene slip rate of the Zhangye thrust (Qilian Shan,China)and implications for the active growth of the northeastern Tibetan Plateau.Tectonics,23:TC6006,doi:10.1029/2004TC001653.Hrouda F,Jelinek V.1990.Resolution of ferrimagnetic and paramagnetic anisotropies in rocks,using combined low-field and high-field measurements.Geophys.J.Int.,103(1):75-84.Huang B C,Piper J D A,Peng S T,et al.2006.Magnetostratigraphic study of the Kuche Depression,Tarim Basin,and Cenozoic uplift of the Tian Shan Range,western China.Earth Planet.Sci.Lett.,251(3-4):346-364,doi:10.1016/j.epsl.2006.09.020.

Kirschvink J L.1980.The least-squares line and plane and the analysis of palaeomagnetic data.Geophys.J.Int.,62(3):699-718.Li J J,Wen S X,Zhang Q S,et al.1979.A discussion on the period,amplitude and type of the uplift of the Qinghai-Xizang Plateau.Sci.China,22(11):1314-1328.

Li J J,Fang X M,Ma H Z,et al.1996.Geomorphological and environmental evolution in the upper reaches of the Yellow River during the Late Cenozoic.Sci.China Ser.D,39(4):380-390.Li J J,Fang X M.1998.Uplift of the Tibetan Plateau and environmental changes.Chin.Sci.Bull.(in Chinese),43(15):1569-1574.Liu C C,Deng C L,Liu Q S,et al.2010.Mineral magnetism to probe into the nature of palaeomagnetic signals of subtropical red soil sequences in southern China.Geophys.J.Int.,181(3):1395-1410.Lu H J,Xiong S F.2009.Magnetostratigraphy of the Dahonggou section,northern Qaidam Basin and its bearing on Cenozoic tectonic evolution of the Qilian Shan and Altyn Tagh Fault.Earth Planet.Sci.Lett.,288(3-4):539-550.

McFadden P L,Jones D L.1981.The fold test in palaeomagnetism.Geophys.J.Int.,67(1):53-58.

McFadden P L,McElhinny M W.1984.A physical model for palaeosecular variation.Geophys.J.Int.,78(3):809-830.

McFadden P L,McElhinny M W.1990.Classification of the reversal test in palaeomagnetism.Geophys.J.Int.,103(3):725-729.Métivier F,Gaudemer Y,Tapponnier P,et al.1998.Northeastward growth of the Tibet plateau deduced from balanced reconstruction of two depositional areas:The Qaidam and Hexi Corridor basins,China.Tectonics,17(6):823-842.

Molnar P,England P,Martinod J.1993.Mantle dynamics,uplift of the Tibetan plateau,and the Indian monsoon.Rev.Geophys.,31(4):357-396.Molnar P.2005.Mio-Pliocene growth of the Tibetan Plateau and evolution of East Asian climate.Palaeontologia Electronica,PE Article Number:8.1.2.

Opdyke N D,Channell J E T.1996.Magnetic Stratigraphy.San Diego:Academic Press,1-346.

Parés J M,van der Pluijm B A,Dinarès-Turell J.1999.Evolution of magnetic fabrics during incipient deformation of mudrocks (Pyrenees,northern Spain).Tectonophysics,307(1-2):1-14.

Qinghai Bureau of Geology and Mineral Resources.1991.Regional Geology of Qinghai Province (in Chinese).Beijing:Geological Publishing House.Qinghai Bureau of Geology and Mineral Resources.1968a.1∶200,000 Scale Geologic and Mineral Resources Map of the Menyuan Sheet (in Chinese).Qinghai Bureau of Geology and Mineral Resources.1968b.1∶200,000 Scale Geologic and Mineral Resources Map of the Qilian Sheet (in Chinese).

Song C H,Fang X M,Li J J,et al.2001.Tectonic uplift and sedimentary evolution of the Jiuxi Basin in the northern margin of the Tibetan Plateau since 13 Ma BP.Sci.China Ser.D:Earth Sci.,44(S1):192-202.Song C H,Fang X M,Li J J,et al.2003.Sedimentary evolution of the Guide Basin in the Late Cenozoic and the uplift of the Qinghai-Tibet Plateau.Geological Review (in Chinese),49(4):337-346.

Sun J M,Zhu R X,An Z S.2005a.Tectonic uplift in the northern Tibetan Plateau since 13.7 Ma ago inferred from molasse deposits along the Altyn Tagh Fault.Earth Planet.Sci.Lett.,235(3-4):641-653.

Sun Z M,Yang Z Y,Pei J L,et al.2005b.Magnetostratigraphy of Paleogene sediments from northern Qaidam basin,China:implications for tectonic uplift and block rotation in northern Tibetan plateau.Earth Planet.Sci.Lett.,237(3-4):635-646.

Tang Z H,Huang B C,Dong X X,et al.2012.Anisotropy of magnetic susceptibility of the Jingou River section:Implications for late Cenozoic uplift of the Tian Shan.Geochem.Geophys.Geosyst.,13(3):10.1029/2011GC003966.

Tauxe L,Watson G S.1994.The fold test:an Eigen analysis approach.Earth Planet.Sci.Lett.,122(3-4):331-341.

Wan J L,Zheng W J,Zheng D W,et al.2010.Low closure temperature thermochronometry study on the Late Cenozoic tectonic active of northern Qilianshan and its implication for dynamics of Tibetan Plateau growth.Geochimica (in Chinese),39(5):439-446.

Wang E.1997.Displacement and timing along the northern strand of the Altyn Tagh fault zone,northern Tibet.Earth Planet.Sci.Lett.,150(1-2):55-64.

Wang Q,Zhang P Z,Freymueller J T,et al.2001.Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements.Science,294(5542):574-577.

Yin A,Dang Y Q,Wang L C,et al.2008.Cenozoic tectonic evolution of Qaidam basin and its surrounding regions (Part 1):The southern Qilian Shan-Nan Shan thrust belt and northern Qaidam basin.Geol.Soc.Am.Bull.,120(7-8):813-846.

Yu X J,Huang B C,Guan S W,et al.2014.Anisotropy of magnetic susceptibility of Eocene and Miocene sediments in the Qaidam Basin,Northwest China:Implication for Cenozoic tectonic transition and depocenter migration.Geochem.Geophys.Geosyst.,15(6):2095-2108.

Yue Y J,Ritts B D,Graham S A.2001.Initiation and long-term slip history of the Altyn Tagh fault.Int.Geol.Rev.,43(12):1087-1093.

Zhang P Z,Shen Z K,Wang M,et al.2004.Continuous deformation of the Tibetan Plateau from Global Positioning system data.Geology,32(9):809-812.

Zhang P Z,Zheng D W,Yin G M,et al.2006.Discussion on late Cenozoic growth and rise of northeastern margin of the Tibetan Plateau.Quat.Sci.(in Chinese),26(1):5-13.

Zheng D W,Zhang P Z,Wan J L,et al.2003.Late Cenozoic deformation subsequence in northeastern margin of Tibet:Detrital AFT records from Linxia Basin.Sci.China Ser.D:Earth Sci.,46(Suppl.):266-275.

Zheng D W,Clark M K,Zhang P Z,et al.2010.Erosion,fault initiation and topographic growth of the North Qilian Shan (northern Tibetan Plateau).Geosphere,6(6):937-941.

Zhong D L,Ding L.1996.Rising process of the Qinghai-Xizang (Tibet)Plateau and its mechanism.Sci.China Ser.D:Earth Sci.,39(4):369-379.

Zijderveld J D A.1967.A.C.demagnetization of rocks:analysis of results.//Collinson D W,Creer K M,Runcorn S K eds.Developments in Solid Earth Geophysics:Methods in Palaeomagnetism.New York:Elsevier,254-286.

附中文參考文獻

陳杰,Wyrwoll K H,盧演儔等.2006.祁連山北緣玉門礫巖的磁性地層年代與褶皺過程.第四紀(jì)研究,26(1):20-31.

李吉均,文世宣,張青松等.1979.青藏高原隆起的時代、幅度和形式的探討.中國科學(xué),(6):608-616.

李吉均,方小敏,馬海洲等.1996.晚新生代黃河上游地貌演化與青藏高原隆起.中國科學(xué),26(4):316-322.

李吉均,方小敏.1998.青藏高原隆起與環(huán)境變化研究.科學(xué)通報,43(15):1569-1574.

青海省地礦局.1991.青海省區(qū)域地質(zhì)志.北京:地質(zhì)出版社.

青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊.1968a.1∶20萬門源幅地質(zhì)礦產(chǎn)圖.

青海省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊.1968b.1∶20 萬祁連幅地質(zhì)礦產(chǎn)圖及報告.

宋春暉,方小敏,李吉均等.2001.青藏高原北緣酒西盆地13 Ma以來沉積演化與高原隆升.中國科學(xué)(D輯),31(增刊):155-162.

宋春暉,方小敏,李吉均等.2003.青海貴德盆地晚新生代沉積演化與青藏高原北部隆升.地質(zhì)論評,49(4):337-346.

萬景林,鄭文俊,鄭德文等.2010.祁連山北緣晚新生代構(gòu)造活動的低溫?zé)崮甏鷮W(xué)證據(jù).地球化學(xué),39(5):439-446.

張培震,鄭德文,尹功明等.2006.有關(guān)青藏高原東北緣晚新生代的擴展與隆升的討論.第四紀(jì)研究,26(1):5-13.

鄭德文,張培震,萬景林等.2003.青藏高原東北邊緣晚新生代構(gòu)造變形的時序——臨夏盆地碎屑顆粒磷灰石裂變徑跡記錄.中國科學(xué):D 輯,33(B04):190-198.

鐘大賚,丁林.1996.青藏高原的隆起過程及其機制探討.中國科學(xué)(D 輯),26(4):289-295.

(本文編輯何燕)

Magnetostratigraphy and magnetic anisotropy of the Neogene sediments in the Qilian Basin

LIU Cai-Cai,WANG Wei-Tao,ZHANG Pei-Zhen,PANG Jian-Zhang,YU Jing-Xing

State Key Laboratory of Earthquake Dynamics,Institute of Geology,China Earthquake Administration,Beijing 100029,China

Cenozoic sediments in intermountain basins of the Qilian Mountains are good recorders for Cenozoic tectonic events in this area.We have studied the Neogene sediments in the Qilian Basin,one of the intermountain basins of the Qilian Mountains.This basin located in the middle part of this mountain range.Detailed magnetostratigraphic and detrital fission track dating analyses combined with the study of sedimentary facies and lithology have been carried out on these sediments to study the tectonic evolution history of the Qilian Mountains.The Neogene sediments in this basin can be divided into two parts:the lower conglomerate and the upper sand layers.Magnetostratigraphic results suggest that the conglomerate layer formed during 10—14.3 Ma.The conglomerate started to form at about 14.3 Ma,suggesting an increasing tectonic activity of the Qilian Mountains since that time.Magnetic fabrics of the upper conglomerate section suggest that the tectonic stress acted on these sediments was consistent with that on the faults around the Qilian Basin.This may indicate that shear on these faults took place near 10 Ma.Our results suggest that the tectonic activity of the Middle Qilian Mountain might have largely increased since about 14.3 Ma,especially intensified at about 10 Ma.This is consistent with the ages of tectonic events in the Qilian Mountains revealed by low-temperature thermal-chronological data and sedimentary recording in great basins to the north and south.The characteristic magnetic remanence directions of samples from the sand layer fail the folding test.This suggests that the original depositional remanence may be remagnetized by post-folding magnetization.Therefore,we can not obtain the depositional age of the sand layer by magnetostratigraphy.

Qilian Basin;Neogene sediments;Magnetostratigraphy;Remagnetization

劉彩彩,王偉濤,張培震等.2016.祁連盆地第三紀(jì)沉積物磁性地層和巖石磁組構(gòu)初步研究.地球物理學(xué)報，59(8):2965-2978,

10.6038/cjg20160820.

Liu C C,Wang W T,Zhang P Z,et al.2016.Magnetostratigraphy and magnetic anisotropy of the Neogene sediments in the Qilian Basin.Chinese J.Geophys.(in Chinese),59(8):2965-2978,doi:10.6038/cjg20160820.

國家自然科學(xué)基金(41474053)，中國科學(xué)院先導(dǎo)性專項課題(XDB03020200)，地震動力學(xué)國家重點實驗室自主課題(LED2014A03)，中國地震局地質(zhì)研究所中央級公益性科研院所基本科研業(yè)務(wù)專項(IGCEA1218)資助.

劉彩彩，女，1984年生，博士，副研究員，2010年畢業(yè)于中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，主要從事古地磁學(xué)與構(gòu)造地質(zhì)學(xué)研究．E-mail:liucaicai@126.com

10.6038/cjg20160820

P318

2015-09-27，2016-06-17收修定稿