青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖_共和盆地构造分异演化的指示

© 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 第 5 5 卷 　第 1 期 2 0 0 9 年 1 月 　　地 　质 　论 　评 　　　 GEOL O GICAL R EV IEW 　　 Vol. 55 　No. 1 Jan . 　2 0 0 9 注 :本文为国家自然科学基金资助项目 (批准号 40599420 ,40402016)及中国科学院西部之光项目 (批准号 2006ZD02)的成果。 收稿日期 :2008201211 ;改回日期 :2008203220 ;责任编辑 :章雨旭。 作者简介 :常宏 ,男 ,1970 年生。博士 ,构造地质学、第四纪地质学专业。通讯地址 :710075 中国科学院地球环境研究所 ; Email :changh @ loess. llqg. ac. cn。 青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖 —共和 盆地构造分异演化的指示 常宏 ,金章东 ,安芷生 中国科学院地球环境研究所 ,黄土与第四纪国家重点实验室 ,西安 ,710075 内容提要 : 青海南山的隆起对解析青海湖 —共和盆地地区构造和区域环境演化过程具有重要的意义。通过共 和盆地西北部晚新生代地层的野外地质调查 ,发现上新世地层中存在一期角度不整合面。角度不整合面上、下地层 中沉积碎屑矿物发生了突变 :上部地层碎屑组成与现代南山基本一致 ,而不同于其下沉积地层。常量元素含量、风 化特征等地球化学特性的变化 ,进一步证实了青海南山可能并不是下伏地层的物源区。结合地层变形特征及区域 地质资料可以推断 ,温泉右行走滑断裂的运动致使柴北缘 —南山俯冲断裂的再次活动是造成共和盆地向青海湖盆 地下俯冲、青海南山隆起的主因。该俯冲运动使其南侧的地层发生掀斜 (倾向西南) ,原来地貌特征发生了明显的变 化 ,并形成了上新世地层顶部的角度不整合面。之后 ,青海湖与共和盆地最终成为两个独立的盆地 ,青海南山成为 两侧沉积地层的物源区 ,两者均开始了截然不同的演化过程。 关键词 : 青海南山 ;角度不整合面 ;常量元素 ;风化作用 ;俯冲断裂 ;活动构造 　　青海南山的隆起与中国最大的内陆咸水湖 ——— 青海湖的形成与演化有着密切的关系 ,受到地质学 家的关注 (陈克造 ,1964 ;中国科学院兰州地质研究 所 ,1979 ;袁宝印等 , 1990 ;潘保田 , 1994 ;边千韬 , 2000 ; Wang et al . , 2004) 。青海南山是一弓形山 脉 ,主要由强烈变形的三叠纪复理石层和花岗岩组 成 ( Wang et al . , 2004) ,北临青海湖盆地 ,南接共和 盆地 ,是现今这两个盆地的界山。关于它的形成时 代 ,目前主要有两种观点 ,均是在大范围地质与地貌 调查的基础上得出的 : 依据黄河贯穿贵德、共和盆地等地貌演化过程 判定 ,认为其形成于中 —晚更新世早期 (陈克造 , 1964 ;袁宝印等 , 1990 ; Li et al . , 1991 ; 潘保田 , 1994) 。 主要依据青海南山南侧晚新生代地层接触关系 判定 ,认为其形成于上新世末期 —早更新世 (边千 韬 ,2000 ;Wang et al . , 2004) 。显然 ,两者的年代存 在很大的差距。如此大的差距如何解释 ,是两期构 造运动还是一期构造运动 ? 如果是两期构造运动又 是哪一期运动真正形成了青海南山 ? 这还得从与山 体隆升密切相关的沉积盆地中寻找岩石矿物、地球 化学特征等地质资料 ,确定构造运动发生的地层纪 录 ,并确定该地层的年代 ,给出合理的解释。 盆地沉积物记录了盆地沉积区及物源区的地 貌、构造和气候环境演化过程 ( Carpentier et al . , 2007 ; Fang et al . , 2007) ,为盆地及区域构造地质、 古环境演化提供了良好的研究材料。共和盆地的东 北部和西北部均有较好的晚新生代地层出露 ,特别 是西北部地区 ,晚中新世 —上新世地层连续 ,沉积相 变化与变形特征清晰。本文依据共和盆地内主要沉 积地层的变形特征、接触关系及地球化学组成变化 探讨青海南山的隆起过程 ,进一步探讨了青藏高原 东北部构造背景下盆山耦合的运动学关系。本研究 将为解译青海湖环境钻探岩心的环境演化信息及青 海湖 —共和盆地地区的构造分异演化特征提供基础 资料。 共和盆地位于青藏高原东北缘 ,夹持于祁连山、 昆仑山与秦岭三大山系之间 (图 1 ) , 大体上以 NW —SE 向展布 ,西窄东宽 ,形态上显示为菱形块 体 ,盆地平均海拔 3000 m ,西与柴达木盆地相邻 ,东 与贵德盆地相连。共和盆地是一个新生代断陷盆地 (徐叔鹰 ,1984 ; Wang et al . , 2004) ,充填了新近纪 和第四纪陆相沉积地层 ,黄河由西南向东北纵穿盆 地 ,切过了晚新生代地层 ,在盆地的两端形成了巨大 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 05 地 　质 　论 　评 2009 年 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 图 1 (a) 共和盆地构造地貌图 (DEM) ; (b) 青海湖 —茶卡盐湖之间区域地质图 (据 1 ∶200000 天峻幅地质矿产图修改 Ο ) Fig. 1 (a) Morphotectonic map of Qinghai Nanshan and it s surrounding basins and other mountains (DEM) ; (b) Geological map between Qinghai Lake and Gonghe basin (Modified f rom 1 ∶200000 map of geology and mineral Resources , Tianjun and Adjacent Area ①—柴北缘—青海南山断裂 ; ②—温泉断裂 ; ③—中祁连断裂 ; ④—宗务隆山—青海南山断裂 ; ⑤—铜仁断裂 ; ⑥—拉脊山断裂 ①—Nort hern margin of t he Qaidam Basin —Qinghai Nanshan t hrust ; ②—Wenquan fault ; ③—Middle Qilian fault ; ④—Zongwulongshan —Qinghai Nanshan fault ; ⑤—Tongren fault ; ⑥—Lajishan t hrust 表 1 　共和盆地晚新生代地层特征表 Table 1 　Features of Late Cenozoic stratum of the Gonghe Basin 时代 地层 岩性 古生物化石 (王吉玉等 ,1979 ;徐叔鹰等 ,1984 ;青海省地质矿产局 ,1991) 第 四 纪 共 和 组 盆地北缘为 砾岩、砂砾 岩与粗砂岩 互层 , 边缘 向 盆 地 中 心 ,粒度逐 渐变细 , 厚 度增大。盆 地中心以细 砂岩为主 动 物 脊椎动物 : 上部 , S inomogaceios sp . , Castor sp . , Caelodonta antiqui tatis Blumenbach , M yos palax f ontarieri ,下部 , Equns S anmeniensis Teilhard et Piveteau , H y anena of . S iuensis Owen , Gaz al la S inensis Teilhard et Piueteau , B isan sp . , Equns sp . , Palaeoloxodon sp. 介形 类 :Qinghaicypris Crassa H uang , Ilgocykris errabundis M andelstam , I. biplieata ( Koch) 植 物 上部孢粉贫乏 , 木本主要为 Pinus、Poccea、A bies 等 , 仅有少量 Betula、Ulmus , 草本有 Ephedra、A rteisi r、Chenopodiaceae、Com positae。中部以木本为主 ,针叶花粉含量最高 ,最高 可占木本花粉总量的 221 5 % ,有 Pinus , Poccae , A bies ,阔叶花粉主要为 Betula、Ulmus。草本 含量较少 ,有 A rteisi r、Chenopodiaceae、Ephedra、Gramineae、Cy peraceae。下部木本植物花 粉以针叶为主 ,最高可占木本花粉总数的 9717 % ,有 Pinus , Pccea , A bies ,阔叶树花粉很少 ,有 Betula , Quercus ,Ulmus。草本花粉较多 ,以 A rteisi r , Chenopodiaceae 和 Ephedra 占优势 ,含 Com positae , Gramineae , Pol y gonaceae ,Umbelli terae 新 近 纪 曲 沟 组 湖相泥岩 , 粉砂质泥岩 为主 , 含粉 砂岩和细砂 岩 动 物 腹足类 : B adi x sp . ,V al vata sp . , Gy raulus sp . 介形类 : I l yccy p ris , Cy p rinolus , Candoniel la , Candona 轮藻 : Charites columinaria Wang ,S hphaerochara cf . szei Wang 植 物 木本 : Cedrus , Pinus , B etula , Quercus 草本 : Gramineae ,Chenopodiace ,Banunculaceae ,Compositae ,A rternisia 的峡谷。 共和盆地断陷发生在古近纪末期 ,盆地的基底 为强烈变形的三叠纪复理石 ( Wang et al . , 2004) , 沉积了新近纪以来一套湖相 —河湖相地层 (图 1b , 表 1) 。湖相地层主要为泥岩、砂质泥岩 ,含粉砂岩 和细砂岩 ,岩性在盆地内变化不大。根据微体古生 物化石组合 (徐叔鹰等 , 1984 ; 青海地质矿产局 , 1991) ,将其时代确定为新近纪 ,为曲沟组 ;河湖相地 层在盆地中心厚度大于 200 m ,盆地边部仅有数米 , 岩性在盆地内变化明显 ,盆地边部为砾岩、砂砾岩与 粗砂岩互层 ,砾石分选磨圆均很差 ,向盆地中心逐渐 变细 ,厚度逐渐增大 ,根据古生物化石 (王吉玉等 , 1979 ;徐叔鹰等 ,1984 ;青海省地质矿产局 ,1991) ,将 其时代确定为第四纪 ,称共和组。 曲沟组虽然在整个盆地内岩性基本一致 ,但是 不同位置的沉积厚度差异很大 ,如盆地的西北部厚 度大于 2000 m ,而在东北部出露厚度仅 650 m 左 右 ;共和组沉积厚度在盆地中心大 ,而在盆地边部变 薄。这么大的差异除了反应盆地基底起伏外 ,可能 与盆地构造演化与沉降中心变化有关。角度不整合 面就存在于曲沟组地层的顶部。 1 　青海南山隆升的证据 1. 1 　角度不整合面 共和盆地茶卡东北部小水桥剖面新近纪地层顶 部 (Nc )发育角度不整合面 (图 2) ,上覆地层与角度 不整合面平行 ,基本呈水平状 ,厚度在 0～4 m 之 间。角度不整合面切过下伏不同时代、不同岩性的 地层。下伏地层倾向南西 ,地层由现在盆地向山脉 方向由新变老 ,倾角逐渐变大 ,为 35°～40°。本期角 度不整合面在共和盆地内普遍存在 ,盆地西北部茶 卡北到大水桥一带及东北部瓦里贡山南侧均有出 露。盆地西北邻区共和县石乃亥乡新生代剖面显 示 ,下伏地层发生了褶皱变形 Π ,该褶皱与茶卡北剖 面角度不整合面为同期构造运动的产物。角度不整 合面的存在就显示有一期构造运动的存在 ( Tarbunk et al . , 1993) ,前期地层掀斜 ,靠近构造 带部位甚至有褶皱存在 ,而构造运动后形成的地层 , 15第 1 期 常宏等 :青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖 —共和盆地构造分异演化的指示 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 图 2 共和盆地小水桥剖面地质图 Fig. 2 Geological p rofile of the Xiaoshuiqiao section in Gonghe Basin 基本与构造运动的遗迹 —角度不整合面平行。 1. 2 　岩石学证据 角度不整合面上覆及下伏地层中 ,砾岩的碎屑 及矿物成分存在明显不同。下伏地层可分为三段不 同的沉积岩性 : 下部 (Na )以土黄色—黄绿色中粗粒砂岩为主 , 夹砂砾岩及少量砂质泥岩 ,层状 —团块状构造 ,中 — 厚层状 ,含石膏层及小团块 ,厚约 750 m 左右。长 石、石英碎屑含量分别约为 20 %～ 30 %、15 %～ 30 % ,含各种岩屑 (石英岩、千枚岩、中酸性喷出岩 等) 、少量角闪石、白云母等矿物 ,砾石一般 3～8 cm ,分选、磨圆较差 ,胶结物多为砂质粘土岩 ,固结 状。 中部 (Nb )以浅黄色 —浅棕色砂质泥岩、钙质泥 岩为主 ,夹钙质粉砂岩、砂岩薄层 ,水平层理 ,层状、 条带状、透镜状构造 ,厚约 1000 m。部分层位碳酸 钙含量高 ,为钙质胶结 ,坚硬。 上部 (Nc )为土黄色 —灰色泥质粉砂岩、砂砾岩 夹砂质泥岩 ,平行层理 ,层状、透镜状构造 ,厚约 500 m 左右。砾石主要为花岗岩、闪长岩、石英岩、泥岩 等碎屑 ,一般 2～10 cm ,个别可达 20 cm 左右 ,分 选、磨圆差 ,胶结不紧密 ,半固结状。 上覆地层为灰色 —杂色砾岩 ,砾石主要为中酸 性侵入岩、石英岩等 ,含有 10 %左右的泥质灰岩及 灰岩碎屑 ,厚约 2～4 m。砾石粒径一般 4～15 cm 左右 ,可达 25 cm ,棱角 —次棱角状 ,无分选 ,砂质或 泥质胶结 ,较为松散。 虽然上覆和下伏地层中砾岩大部分成分相同 , 但是上覆地层的砾石中含有泥质灰岩及灰岩碎屑 , 而下伏砾岩中没有。显然 ,角度不整合面上、下地层 物源区发生了变化。 1. 3 　常量元素特征 常量元素的含量及一些比值可以用来判定沉积 物源、环境等特征 ( Gordeev et al . , 1993) 。为了进 一步证实角度不整合面上、下砾岩中碎屑成分发生 的变化 ,笔者等对下伏地层 5615 m 以 2 m 间隔 (个 别层位不含粉砂岩或泥质砂岩 ,没有采样) 、上覆 410 m 地层中以 015 m 间隔采集元素测试分析样品 (过渡层位置没有采样) 。在实验室筛选出小于 100 目的颗粒 ,磨细至 200 目压片 ,在中国科学院地球环 境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验室进行 X 射线荧光光谱分析常量和微量元素含量。 通过 与 UCC ( 上 陆 壳 平 均 组 成 含 量 ) (Wedepohl ,1995)比较显示 ,从剖面下部 6015 m 至 顶部 ,SiO2 、Al2 O3 、Fe2 O3 、K2 O 等在角度不整合面 附近减少 ,而 CaO、MgO、SiO2 / Al2 O3 等却明显提 高 ,特别是 CaO 含量随地层越新含量越高 (图 3 ,为 了表示各种元素的变化过程 ,以样品号为纵坐标 ,各 元素为横坐标) 。SiO2 、Al2 O3 、Fe2 O3平均百分含量 分别由下伏地层的 64157、13134、41167 变为上覆地 层的 63137、10184、3162 ,而 CaO、MgO 平均百分含 量和 SiO2 / Al2 O3比值分别由 3174、1181 和 4185 升 高为 9105、1198 和 5186。下伏地层 SiO2 / Al2 O3 平 均值为 4185 ,与 UCC (4134) 接近 ,虽然上覆地层 SiO2含量稍为减少 ,但 SiO2 / Al2 O3 平均值增加到 5186 ,明显高于 UCC ,说明下伏沉积地层主要是铝 硅酸盐的风化产物 ( Wedepohl , 1995 ; 童胜琪等 , 2006) ,而上覆地层增加了 SiO2含量更高的成分 ,可 25 地 　质 　论 　评 2009 年 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 图 3 共和盆地小水桥剖面新近纪地层顶部常量元素变化图 Fig. 3 Variations in major element s of Late Tertiary sediment s f rom the Xiaoshuiqiao section in the Gonghe Basin 能是石英含量更高的砂岩等。CaO 在下伏地层中 平均含量为 3174 % ,明显低于 UCC(412 %) ,上覆地 层中平均含量为 9105 % ,是 UCC 的 2 倍多。显然 , 角度不整合面的上覆和下伏地层的常量元素及其比 值发生了明显的变化。尤其是 CaO 含量和 SiO2 / Al2 O3比值明显的提高 ,由下伏地层接近 UCC 变为 上覆地层明显高于 UCC ,指示了物源区发生了明显 的变化。 1. 4 　风化作用证据 盆地沉积物是不同环境背景下流域岩石/ 矿物 风化的产物 (金章东等 ,2005) 。沉积地层为山前的 冲洪积物 ,堆积后经过风化淋滤等作用的改造 ,现在 的沉积物实质上是风化淋滤等作用后的残积物。由 于 Al 是保留在风化残留物中 ,是常量元素中最不 活泼的元素之一 ,因此可以采用不同活动性质的元 素相对于 Al 的比值来指示沉积物的风化强度。所 以可以用相对于 Al 的元素比值来表示其化学活动 性。沉积物某元素 A 的“元素比值 ( X A )”的公式为 (Singh et al . , 2005 ) : X A = [ A / Al ] (样品) / [ A / Al ] (UCC) X A可反映元素 A 在风化过程中富集程度 :大于 1 表示它在风化过程中相对富集 ,小于 1 表示它在 风化过程中相对亏损 ,等于 1 表示没有变化。Rb 的 化学活动性较低 ,本剖面沉积物中含量变化幅度很 小 (74 ×10 - 6～113 ×10 - 6 ) ,上下地层中 XRb变化不 大。而化学活动性较高的元素 (如 Sr、Ca) ,容易在 风化过程中进入溶液流失 (J in et al . , 2006) 。下伏 地层中 XSr基本小于 016 ,而上覆地层中的 XSr则接 近 1 (图 4) ,表明下伏地层更多的 Sr 元素进入溶液 流失 ,表现为明显的亏损。X Sr在角度不整合面附近 突然增大 ,则表明有更多的弱风化物质进入了沉积 地层。沉积物 Rb/ Sr 比值能进一步反映化学风化 强度 ,其变化主要取决于 Sr 的活动性 (金章东等 , 2001) 。Zr 元素为一种不活动元素 ,表现为在风化 残积物中富集 ,因此 Zr/ Rb 比值也可作为沉积物风 化强度的指标 :比值高指示风化作用弱 ,而比值低指 示风化作用强 (Chen et al . , 2006) 。如图 4 ,Sr/ Al、 Rb/ Sr 和 Zr/ Rb 等都显示下伏地层的化学风化强 度高于上覆地层。下伏地层中 XZr 平均值为 2118 , 上覆地层其平均值为 2195 ,显示 Zr 元素在上覆地 层中的富集程度高。这些特征显示 : (1)活泼元素 Sr 和不活泼元素 Zr 在上覆地层 中均有“富集”的趋势 ,说明上覆地层中有更多的含 Sr 等活泼元素的矿物进入 ,所以角度不整合面也是 35第 1 期 常宏等 :青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖 —共和盆地构造分异演化的指示 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 图 4 共和盆地小水桥剖面新近纪地层顶部风化特征曲线图 Fig. 4 Curves showing weathering proxies of Late Tertiary sediment s form the Xiaoshuiqiao section in the Gonghe Basin 物质成分发生变化的层位。 (2)根据地层出露特征分析 ,上覆地层形成后一 直处于暴露的状态 ,进行着风化淋滤作用 ,而下伏地 层被上覆地层覆盖 ,风化淋滤作用应该较弱。 然而 Sr/ Al、Rb/ Sr、Zr/ Rb 等元素比值却显示 下伏地层的化学风化强度明显高于上覆地层。这可 以从 Sr 和 Ca 含量变化及正相关性得到进一步证实 (图 5) 。由于 Ca 和 Sr 具有相似的地球化学性质 , 地质体中 Ca 与 Sr 含量一般呈现出显著的正相关 (刘晓东等 ,2005) 。高的 CaO 会伴随 Sr 含量同时 升高。上覆地层和下伏地层明显不同的 Sr 和 Ca 含 量组合 (图 5)进一步表明两者物源区的差异。 2 　青海南山隆起的时代限定 角度不整合面的存在本身就说明了一期构造地 质运动的存在 ( Tarbuck et al . , 1993) ,下伏地层倾 向西南 ,指示了发生隆起的位置在剖面的东北方。 新近纪地层 (Na —Nc ) 沉积粒度上显示 Nc的粒度最 大 ,为角砾岩夹粉砂岩 ,Nb为泥岩 ,Na为砂岩夹砂质 砾岩、砂质泥岩 ,最靠近盆地中心的地层粒度最大。 现在的冲洪积物粒度从青海南山往盆地方向逐渐变 细 ,晚中新世 —上新世的沉积地层粒度分布与现在 图 5 共和盆地小水桥剖面新近系角度不整合面 附近地层 Sr、Ca 变化关系图 Fig. 5 Variation in Sr and Ca distinguishing unconformity in Neogene sediment s f rom the Xiaoshuiqiao section in the Gonghe Basin 地貌特征存在明显的矛盾。所以 ,新近纪的地貌形 态可能与现在的不同。下伏地层碎屑中没有见到现 在山顶上广泛出露的灰岩和泥灰岩碎屑 (图 1b) ,而 在上覆地层中出现。地球化学参数也显示了上覆地 层 CaO、SiO2 / AlO3 的明显提高 , Sr/ Al、Zr/ Rb 及 Rb/ Sr 比值指示了风化特征与气候及地层出露特征 矛盾等 ,这些特征均暗示沉积物剥蚀源区发生了改 45 地 　质 　论 　评 2009 年 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 变。这与角度不整合面下伏地层变形特征显示的构 造运动行为相一致。因此 ,青海南山并不是角度不 整合面之下沉积地层的物源区。尽管逐渐隆升和风 化作用也能造成物源区出露岩石的变化 ,但是地层 成分变化层位与角度不整合面的一致性显示 ,构造 隆升是地层中成分变化的根本原因。下伏地层沉积 时青海南山并不存在 ,青海南山的隆起使得新近纪 地层掀斜 ,倾向西南 ,并形成了一期角度不整合面。 之后 ,青海南山成为其南侧盆地的物源区。泥质灰 岩和灰岩的加入造成沉积碎屑中泥质灰岩的出现、 Ca 和 Sr 元素含量的提高 ,复理石的加入造成 SiO2 / AlO3比值的提高。 共和盆地西北部茶卡北剖面新近系角度不整合 面存在于曲沟组上部地层 (Nc ) 的顶端。区域地质 调查中 ,根据 Nc中部孢粉组合与柴达木盆地晚上新 世地层中孢粉组合相似 ,推测其沉积时代应该为晚 上新世 Ο 。由于盆地的沉积响应晚于构造运动发生 的时代 ( Yin et al . , 2002 ;Lease et al . , 2007) ,但剖 面就位于现在的青海南山脚下 ,沉积物对青海南山 发生的构造运动有较为敏感的响应 ,因此将这期构 造运动发生的时代限定在晚上新世。然而 ,由于没 有上覆地层的准确年代 ,所以构造运动持续的时间 很难确定。 青藏高原东北部指示这期构造运动存在的不整 合面普遍存在。柴达木盆地七个泉组与下伏的狮子 沟组之间即为这种角度不整合面 ( Sun et al . , 2005) ,其底部年龄为 218 Ma (孙镇城 ,2006) ;祁连 山老君庙背斜玉门砾岩与牛胳套组之间的不整合面 年龄为 3166 Ma (方小敏等 ,2004) 等。周边地区指 示这期构造运动存在的其他证据还有 :柴达木盆地 沉积速率提高 ( Fang et al . , 2007) 、贵德盆地沉积 相与古生物组合重大改变 (宋春晖等 ,2001) 、临夏盆 地沉积相变与沉积速率突然提高 (方小敏等 ,1997 ; Fang et al . , 2003) 、青海湖盆地布哈河 —倒淌河断 陷带进一步发育成地堑 (边千韬等 ,2000)等。显然 , 在周边的柴达木盆地、祁连山、贵德盆地等都有这期 构造运动活动的证据。所以 ,这期构造地质运动在 青藏高原东北缘 ,特别是柴达木盆地 —贵德盆地之 间存在是可靠的。它是上新世青藏高原东北缘盆 — 山构造演化的重要地质事件。 3 　青海南山隆起的构造地质学意义 晚新生代以来 ,整个青藏高原 ,尤其是东北缘地 区的变形主要以北东方向的地壳缩短、顺时针方向 的旋转为主要方式 ( England et al . , 1999 ;张培震 等 ,2003) 。青藏高原东北缘地区在区域性北东向挤 压作用下 ,应变被分解为沿北西西向断裂的左行走 滑和沿北北西向断裂的右行走滑运动 ,形成一对共 轭的剪切断裂。同时 ,北东方向应力分量导致了地 壳缩短 ,致使北西西走向的断裂具有很大的逆冲分 量 ( Wang et al . , 2004 ;袁道阳等 ,2004) 。右行温泉 走滑断裂 (鄂拉山断裂) 上新世的走滑运动 ,使得青 海湖盆基底沿柴北缘 —青海南山俯冲断裂向共和盆 地俯冲 ( Wang et al . , 2004 ;Colman et al . , 2007) , 造成青海南山隆起成山。 柴北缘 —青海南山俯冲带是上新世活动的断裂 带 ( Wang et al . , 2004) ,青海南山南侧的角度不整 合面出现在上新世地层顶部等证据均指出 ,青海南 山可能形成于晚上新世。在它隆起之前 ,青海湖盆 地和共和盆地为一个联合盆地 (潘保田 , 1994) 。这 一联合盆地北部的祁连山 ( George et al . , 2001) 、西 部的洼红山 ( Wang et al . , 2004 ) 、东部拉脊山 (Lease et al . , 2007)及南部的昆仑山 ( Yuan et al . , 2003)等隆起较早 ,所以 ,早期盆地可能由于青藏高 原 10 Ma 左右的构造生长事件 (Molnar 1993 ,2005 ; 张培震等 ,2006 ;安芷生等 ,2006)使得周边山体隆升 形成。环青藏高原盆山体系主要构造变形期在上新 世 —第四纪 (李本亮等 ,2007) ,青海南山也在晚上新 世隆起成山 ,改变了原来盆地的地貌形态。联合盆 地解体为青海湖盆地和共和盆地两个独立的盆地单 元。依据地貌演化过程判定在中 —晚更新世早期发 生的构造运动 (陈克造 ,1964 ;袁宝印等 ,1990 ;Li et al . ,1991 ;潘保田 ,1994) 可能是青海南山形成后一 次较为强烈的隆升事件。当然 ,联合盆地形成与青 海南山隆起的准确时间和幅度 ,还有待于地貌学、构 造地质学和年代学以及沉积学的进一步工作。 近年来 ,青海湖独特的地理位置引起了越来越 多的关注。随着国际大陆钻探 ( ICDP) 和中国 环境科学钻探在青海湖的实施 ,青海南山隆起时代 的限定 ,将为获得青海湖沉积岩芯沉积相变、气候环 境重建等提供了重要的区域地质背景。 致谢 :中国科学院南京地理与湖泊研究所的王 苏民研究员、中国科学院地质与地球物理研究所的 郭正堂研究员、中国科学院地球环境研究所的卢演 俦研究员对本工作提出了宝贵意见 ,强小科博士、宋 友桂博士、符超峰博士、艾莉博士等参加了部分野外 工作 ,作者在此一并表示感谢。 55第 1 期 常宏等 :青海南山隆起的沉积证据及其对青海湖 —共和盆地构造分异演化的指示 © 1994-2009 China Academic Journal Electronic Publishing House. All rights reserved. http://www.cnki.net 注 　释 　/ 　NotesΟ 青海省地质局区域地质测量队七分队. 1968. 1 ∶200000 天峻幅 区域地质测量报告书.Π 青海省地质局第一区域地质测量队. 1976. 1 ∶200000 新哲农场 幅区域地质调查报告. 参 　考 　文 　献 　/ 　References 安芷生 ,张培震 ,王二七 ,王苏民 ,强小科 ,李力 ,宋友桂 ,常宏 ,刘晓 东 ,周卫健 ,刘卫国 ,曹军骥 ,李小强 ,沈吉 ,刘禹 ,艾莉. 2006. 中新世以来我国季风—干旱环境演化与青藏高原的生长. 第四 纪研究 ,26 (5) :678～693. 边千韬 ,刘嘉麒 ,罗小全 ,肖举乐. 2000. 青海湖的地质构造背景及 形成演化. 地震地质 , 22 (1) : 20～26. 陈克造 ,黄第藩 ,梁狄刚. 1964. 青海湖的形成和发展. 地理学报 , 30 : 214～230. 方小敏 ,李吉均 ,朱俊杰. 1997. 甘肃临夏盆地新生代地层绝对年代 测定与划分. 科学通报 ,42 (14) :1457～1471. 方小敏 ,赵志军 ,李吉均 ,颜茂都 ,潘保田 ,宋春晖 ,戴霜. 2004. 祁连 山北缘老君庙背斜晚新生代磁性地层与高原北部隆升. 中国科 学 (D 辑) ,34 (2) :97～106. 金章东 ,王苏民 ,沈吉 ,季峻峰 ,李福春 ,卢新卫 ,张恩楼. 2001. 内陆 湖泊流域的化学风化及气候变化———以内蒙古岱海为例. 地质 论评 ,47 (1) :43～46. 金章东 ,李英 ,王苏民. 2005. 不同构造带硅酸盐化学风化率的制 约 :气候还是构造 ?. 地质论评 ,51 (6) :672～680. 李本亮 ,贾承造 ,庞雄奇 ,管树巍 ,杨庚 ,石昕 ,李传新. 2007. 环青藏 高原盆山体系内前陆冲断构造变形的空间变化规律. 地质学 报 ,81 (9) :1200～1207. 刘晓东 ,孙广立 ,赵三平 ,尹雪斌 ,谢周清 ,罗泓灏. 2005. 南海东岛 湖泊沉积物中的生态环境纪录. 第四纪研究 ,25 (5) :574～584. 潘保田. 1994. 贵德盆地地貌演化与黄河上游发育研究. 干旱区地 理 ,17 (3) :43～50. 青海省地质矿产局. 1991. 青海省区域地质志. 北京 :地质出版社 ,1 ～660. 宋春晖 ,方小敏 ,高军平 ,孙东 ,范马洁. 2001. 青藏高原东北部贵德 盆地新生代沉积演化与构造隆升. 沉积学报 ,19 (4) :493～500. 孙镇城 ,乔子真 ,景明昌 ,张海泉 ,孙乃达 ,路鲜丽 ,王洪江. 2006. 柴 达木盆地七个泉组和第四系—新近纪的分解. 石油与天然气地 质 ,27 (3) :422～432. 童胜琪 ,刘志飞 , Khanh Phon Le ,黄维. 2006. 红河盆地的化学风化 作用 :主要和微量元素地球化学纪录. 矿物岩石地球化学通报 , 25 (3) :218～225. 王吉玉 ,张兴鲁. 1979. 青海省共和盆地的第四纪地层. 地质论评 , 25 (2) :16～29. 徐叔鹰 ,徐德馥 ,石生仁. 1984. 共和盆地地貌发育与环境演化探 讨. 兰州大学学报 (自然科学版) ,20 (1) :146～157. 袁宝印 ,陈克造 ,Bowler G M , 叶素娟. 1990. 青海湖的形成与演化 趋势. 第四纪研究 , 10 (3) : 233～243. 袁道阳 ,张培震 ,刘百篪 ,甘卫军 ,毛凤英 ,王志才 ,郑文俊 ,郭华. 2004. 青藏高原东北缘晚第四纪活动构造的几何图像与构造转 化. 地质学报 ,78 (2) :270～278. 张培震 ,王敏 ,甘卫军 ,邓起东. 2003. 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Combined deformation of sediment s and regional information , it can be deduced that an existed thrust , Qaibeiyuan —Qinghai Nanshan nort hwest dipping t hrust was reactivated along t he region of t he sout hward range2f ront of modern Qinghai Nanshan by Late Cenozoic righ