地球物理学报  2011, Vol. 54 Issue (6): 天山的脉动式隆升.?地球物理学报, 54(6): 1575-1583   PDF    
塔北阿瓦特剖面磁性地层的构建:天山的脉动式隆升
荆显辉 , 沈忠悦 , 汪新 , 余养里 , 潘小青     
浙江大学地球科学系, 杭州 310027
摘要: 晚新生代以来天山造山带的构造演化过程仍缺少准确的年龄限制.南天山山前新生界地层普遍缺乏古生物化石以及岩浆活动等定年依据, 然而地层沉积连续, 适合于磁性地层定年.对阿瓦特地区3700 m厚的晚新生代地层进行了详细的磁性地层研究, 建立了该地区西域组底部至吉迪克组顶部的磁极性变化序列, 共识别出26个负极性和26个正极性带, 与CK95国际标准磁极性年代表对比该段地层年龄大致为1.7~15.1 Ma.结合年龄以及深度数据我们计算了研究区新生界地层的沉积速率, 11 Ma时沉积速率由22 cm/ka陡降至约7 cm/ka, 经历了4 Ma的缓慢沉积后, 在6.5 Ma时陆源碎屑物的堆积突然加快, 地层沉积速率也由7 cm/ka升至68 cm/ka, 形成了巨厚的库车组地层.地层沉积速率的阶段性变化表明天山山脉在新生代的构造演化是一种脉动式隆升的过程.
关键词: 磁性地层      库车坳陷      新生代      脉动隆升     
Magnetostratigraphic construct of Awate section in the north Tarim Basin: The impulse uplift of Tianshan Range
JING Xian-Hui, SHEN Zhong-Yue, WANG Xin, YU Yang-Li, PAN Xiao-Qing     
Department of Earth Sciences, Zhejiang University, Hangzhou 310027, China
Abstract: Magnetostratigraphic results of Awate Section from 1606 horizons in Neogene strata between the upper Jidike Formation and the base of the Xiyu Formation in the Kuche Depression of the Tarim Basin, are used to evaluate the tectonic evolution of Tianshan Range. Progressive thermal demagnetization successfully isolated a linear characteristic remanent magnetization of dual polarity between 450 and 680℃, from which a magnetic polarity sequence is constructed. Twenty-six reversed and twenty-six normal polarity chrons can be identified from the composite magnetostratigraphy, which correlate between~1.7 and~15.1 Ma with the geomagnetic polarity time scale of Cande and Kent. Sedimentation rates from magnetostratigraphic age versus height show a decrease from~22 to~7 cm/ka at~11 Ma and around 6.5 Ma there was another abrupt increase from~7 to~68 cm/ka. These episodical changes can be connected with Late Cenozoic impulse uplift of Tianshan Range..
Key words: Magnetostratigraphy      Kuche depression      Cenozoic      Impulse uplift     
1 引言

天山在构造分区上属于中亚造山带一部分,为研究陆内造山作用的重点区域[1].在经历了古生代的褶皱隆起后,天山在中生代和早新生代的伸展背景下逐渐夷平为准平原[2].随后在古近纪晚期受印度板块向欧亚板块俯冲碰撞影响,天山造山带重新活化并发生大规模构造隆升,从而形成今天高耸的山岭地貌.

天山造山带的演化对其两侧盆地的形成和发展有重要的影响,受山前逆冲断裂带控制的前陆盆地的展布方向基本平行于天山山体走向.在新生代早期印度板块与欧亚板块俯冲碰撞影响下,该区构造挤压作用强烈并伴随地壳的强烈缩短[3],山前逆冲断层发生大规模错动且逆冲推覆构造发育,盆地基底下沉,盆地前缘也不断向外扩展.山脉的隆升剥蚀也使大量的陆源碎屑物在水流的搬运下堆积到天山南北的塔里木盆地和准噶尔盆地.

由于塔里木盆地和准噶尔盆地均为内陆沉积盆地,处于相对封闭的构造环境中,盆地沉积物主要来自邻近天山山脉的去顶剥蚀.因此,通过对盆地内新生界地层的研究可以对构造演化进程进行推断.自十九世纪末以来众多地质学者在塔里木盆地和准噶尔盆地作了大量的研究工作[4-6],但由于新生代地层普遍缺失古生物化石等定年依据,前人确定的构造演化年龄主要基于岩相学以及地层学方面的成果[7-10],而缺少准确的沉积年龄限制.此外,即使部分地区有生物化石的存在,也只能将地层年代笼统限定在中新世或者上新世这样的年代单元内,并不能给出准确的年龄数值.

人们在天山南北缘的塔里木盆地、准噶尔盆地以及西南天山的喀什等地区做了大量的磁性地层工作[11-21].通过将实测的磁极性变化序列与国际标准磁极性年代表对比,可以准确给出构造事件及气候演化的发生年代,从而对天山的构造演化过程进行比较准确的描述.然而,由于前人的研究区域较为分散且彼此孤立,所得到的结果也并不相同[15],不能很好地进行区域性对比.而且部分研究区古地磁采样间距过大,采样层位较短甚至缺失,所得到的磁性地层结果并不精确,或者只适用局部地区的地质条件,并不能对区域性构造演化过程进行解释.

因此我们在库车坳陷阿瓦特地区选取沉积连续的新生界地层进行了详细的磁性地层工作,希望建立起该地区完整的晚新生代磁极性变化序列并对晚新生代各地层的沉积年代进行厘定,然后在此基础上对天山的构造演化过程给出自己的解释.

2 地质概况

库车坳陷又名库车前陆冲断带,位于天山南麓塔里木盆地北缘,东西向展布与天山近于平行,是连接天山山脉与塔里木盆地的过渡地带,对于盆山耦合作用机制有着重要的研究意义.秋里塔格背斜带是库车坳陷的次级构造单元,位于库车前陆冲断带的最南端远离天山山前,天山隆升造成的地层冲断变形时间最晚[22],因此该区新生代构造较为简单,地层的沉积作用受构造运动影响较小,是最适合进行磁性地层工作的区域.

研究区位于新疆阿克苏市拜城县城以西80km处的吐孜阿瓦特地区(图 1),秋里塔格背斜带的最西段.由于天山在新生代的隆升剥蚀,该地区堆积了巨厚的陆源碎屑物.采样区内地层出露良好,无明显断层活动痕迹且节理不发育.地层连续沉积,产状较稳定,整体向北东向倾斜,剖面上部地层倾角较缓,多为20°~30°,而中下部地层倾角大都超过40°.取样层位自上而下依次包括西域组底部、库车组、康村组以及吉迪克组顶部(图 2).各组岩性特征如下:

图 1 库车坳陷构造略图 I南天山边缘冲断带,II斯迪克背斜带,III克依背斜带(北部线性背斜带),IV 拜城盆地,V 秋里塔格背斜带.1是本次的研究区,2是牙哈剖面位置. Fig. 1 Simplified geologic map of Kuche Depression Ⅰ southern marginal thrust belt;Ⅱ Sidike anticline belt;Ⅲ Kelasu-Yiqikelike anticline belt;Ⅳ Baicheng Basin;Ⅴ Qiulitak anticline belt.1-Awate section;2-Yaha section
图 2 阿瓦特剖面的实测地质剖面(a)及野外实景图(b) Fig. 2 (a) Cross section of Awate Late Cenozoic strata, (b) Panorama of the Awate section

西域组(Q1x):以暗灰色、深灰色厚层块状砾岩为主,局部夹灰黄色、黄褐色砂岩或砂质泥岩薄层,采样主要在砂岩夹层中进行,样品采自西域组底部厚约16m 一段,与下伏库车组地层整合接触.库车组(N2k):上部为砾岩夹砂泥岩,下部岩性主要为土黄色、棕红色泥岩、细砂岩互层夹部分粗砂岩,剖面层厚约2278m, 与下伏康村组整合接触.康村组(N1k):主体为浅褐色、红褐色泥岩和砂岩,局部地区夹杂色砾岩薄层,剖面层厚约1280m, 与下伏吉迪克组整合接触.

吉迪克组(N1j):以棕红色、褐色砂岩、泥灰岩与石膏或石盐岩互层为主要岩性特征,此外还有灰绿色细砂岩层出现.采样限于吉迪克组顶部层位,厚约140m.

3 样品采集与测试

野外取样密集处每隔30~60cm 采一个样品,在风化严重区域,由于风化层巨厚,新鲜岩层未见出露,采样间隔可达10~30m.在野外共识别出1606个较细碎屑岩层位,用手持式轻便钻机共钻取古地磁定向岩芯样品2200余块,剖面总厚度为3715m, 平均取样间隔2.3m.经室内加工处理,共得到2430余块直径2.5cm, 高度2.2cm 的圆柱体标本.

样品分两轮进行测试,首轮测试是在北京的中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成的,从884个野外识别的层位中每一层位选取一块标本进行系统热退磁处理.次轮测试是在西安的中国科学院地球环境研究所古地磁实验室进行的,从剩余的720个层位(1606个取样层位中有2个层位的样品在运输或者处理过程中损毁)中每一层同样选取一块标本进行了系统热退磁处理.此外根据首轮测试的结果,从热退数据较为离散的33个层位样品中选取剩余标本进行补充测试,两轮共对1637块样品进行了系统热退磁处理.

所有1637块标本均采用ASCTD48热退磁炉进行了18步的系统热退磁.350 ℃以下温度间隔为100 ℃,350~500 ℃间隔为50 ℃,530 ℃ 以上加密为20℃,在550~580℃和660~680℃间为了使退磁变化更为明显,故将温度间隔进一步加密为10 ℃.剩磁测试在北京采用2G760 UChannel岩石超导磁力仪进行,在西安则使用2G755R UChannel岩石超导磁力仪进行.所有样品的加热、冷却以及剩磁测试过程均在环境磁场减小至300nT以下的磁屏蔽室中进行.此外,在进行热退磁处理前,使用捷克产KLY3kappabridge磁化率仪对所有样品进行了磁化率各向异性(AMS)测试.

4 剩磁特征分析

样品的磁化率各向异性分析表明,库车组、康村组和吉迪克组的样品均显示最小磁化率主轴近于直立的沉积组构.对1637块标本进行了热退磁和剩磁测量,其中1467块标本获得稳定的高温剩磁.剩磁分量的分离采用主向量分析方法[23].绝大部分样品都可分离出两组磁成分,在200~350℃时有一组低温剩磁组分被退去(图 3).可分离出低温组分的1051个样本中只有44 个为负极性,在地理坐标下其平均方向为D=354.5°,I=71.4°,k=8.6,α95=1.6°,应为现代地磁场的黏滞剩磁(图 4a4b).

图 3 代表性样品倾斜校正后的Zijderveld正交投影 实心圆表示磁偏角,空心圆表示磁倾角;(a)标本号142;(b)标本号218;(c)标本号220;(d)标本号744;(e)标本号1184;(f)标本号1358;(g)标本号1400;(h)标本号1446;(i)标本号1455. Fig. 3 Zijderveld diagrams of representative specimen after tilt correction Open and solid circles represent vector endpoints projected onto the vertical and horizontal planes respectively.(a)/(b)/(c)Kuche Fm.;(d)/(e)/(f)Kangcun Fm.;(g)/(h)/(i)Jidike Fm
图 4 (a)1051块标本低温特征分量地理坐标和(b)地层坐标下的赤平投影图(c)1467块标本高温特征分量地理坐标和(d)地层坐标下的赤平投影图 Fig. 4 Equal area projections of 1051 low-temperature component (LTC) before (a) and after (b) tilt correction;whilst the projections of 1467 characteristic remanent magnetization (CHRM) before (c) and after (d) tilt correction.

高温组分的解阻温度多在660~680℃(图 3),表明主要携磁矿物为赤铁矿[24].在地理坐标下高温剩磁组分的方向较为离散(图 4c),倾斜校正后明显分离为正负两个极性(图 4d),经Fisher统计分析正极性741个样本的平均方向为D=7.0°,I=50.1°,k=3.9,α95=2.8°,负极性726个样本的平均方向为D=168.2°,I=-62.5°,k=2.9,α95=3.8°,正负极性对趾良好,基本代表了岩石生成时的原生剩磁方向(图 4d).

5 磁性地层构建与分析

据倾斜校正后的特征剩磁方向以及研究区实际的地理坐标我们可以计算出1467 块标本的虚磁极纬度,再结合磁偏角、磁倾角数值就可以建立起实测剖面的磁极性变化序列(图 5).除少数几个由3~6个样品确定的极性以外,大部分的极性都由20个以上的样品限定.在实测的磁极性变化序列中共可识别出26个正极性(N1-N26)和26个负极性(R1-R26),并将其与国际标准磁极性年代表(CK95)[25]进行对比.

图 5 阿瓦特剖面磁性地层划分及与CK95标准柱的对比 Fig. 5 Magnetostratigraphic results of Awate Section and correlation with the CK95 GPTS

秋里塔格背斜带内的晚新生代地层沿东西走向连续延伸且未受明显的构造错动[26],因此可以将阿瓦特剖面的磁性地层结果与处在南秋里塔格背斜带的牙哈剖面进行对比.剖面中上部580~2290m区域是负极性带占主导地位的一段区域,在其内部有5个正极性(N4~N8)成组出现,而该区域整体也与CK95的C3n.1n~C3n.4n 有较好的对应关系,其上部166~580 m 区域则有两个相对较长的正极性,可对应至CK95的C2n.1n~C2n.3n.剖面顶部为相对厚度较小的正极性N1,与N2之间隔有相对较长的负极性带R2,与C2n对应良好.R1为采自巨厚西域砾岩夹层内砂岩样品的特征剩磁方向,N1则对应着库车组的起始层位,在野外我们观测到西域组砾岩与下伏库车组砂砾岩呈明显的过渡状态,产状一致为整合接触关系,因此根据上述的对应关系我们将西域组和库车组的地层界限置于C2n 的顶界(约1.770 Ma),与黄宝春和Charreau 等[1617]在库车县城北部牙哈地区的Q1x/N2k 的分界年龄相吻合.

中部2656~2860m有一个较长的正极性(N13)与C5n.2n有较好的对应,3349~3544 m 区域有两个较长的正极性(N22和N23)围限一个较短的负极性(R23),可对应至C5ACn到C5ADn.磁极性序列底部3544~3715m(R24~N26)区域正负极性频繁交替而且单一极性区域均相对较短,但整体仍以正极性为主,未见长期的倒转事件,与CK95的C5Bn.1n~C5Bn.2n对应良好,我们认为剖面的终止层位可对应至C5Bn.2n的底界(约15.155 Ma).

参考前人在天山南北缘山前前陆盆地晚新生代地层中发现的介形虫以及孢粉等古生物化石的定年数据[10],我们认为库车组主体为上新世的地层单元,根据国际地层委员会2002年制定的全球标准地层年代表,上新世与中新世的界限年龄约为5.33 Ma, 在实测磁极性柱中这一年龄落在R9这个负极性内,这一结果也与黄宝春等[18]在牙哈剖面得到的磁性地层结果相吻合.

吉迪克组与康村组同为中新世地层单元,两组地层为整合接触且以灰绿色砂岩宽条带为划分特征.赵培荣等1)曾在库车前陆盆地的西盐水沟剖面(N41°,E81°)进行了详细的野外研究,并在吉迪克组地层内发现了HemicyprideiskrejciiCyprinotuspravus 介形类化石组合,该组合代表性化石Mediocyprisordinata多见于库车盆地塔西河组和吉迪克组地层,并可与西宁民和盆地车头沟组的M.lenis以及柴达木盆地中新统上油砂山组的M.qinghaiensis对比,因此该化石组合可作为下中新统地层的标准化石.西盐水沟剖面位于阿瓦特剖面以东约10km处,与我们的研究区处在同一构造单元内,两者具有相同的岩性特征并且经历了相同的沉积演化过程,相应的沉积地层单元也可以进行横向对比,阿瓦特剖面的吉迪克组地层也应限定为下中新统的沉积地层单元.

此外,库车盆地中吉迪克组地层内的有孔虫、轮藻、孢粉等古生物化石同样指示着其沉积时代应为中新世早、中期[9],而岩性方面吉迪克组地层最主要的特征是灰绿色砂岩夹层以及膏岩层的出现[27],因此阿瓦特剖面吉迪克组与康村组的界限为3575m 处,对应在国际标准磁极性年代表C5Bn.1n正极性带内.

6 讨论 6.1 地层沉积速率的变化

根据实测磁极性柱与CK95 的对比结果,建立了深度与年龄数据的对应关系(图 6).阿瓦特地区的沉积速率与库车河剖面、牙哈剖面相比普遍偏高,整个剖面沉积速率的平均值约为27cm/ka, 但阿瓦特地区新生界地层的沉积速率并不是恒定不变的,即使同一地层单元上段和下段的地层也有着较大差别.剖面底部15~11 Ma 内地层的沉积速率约为21cm/ka, 对应着吉迪克组顶部及康村组的下部层位.而在随后的11~6.5 Ma内沉积速率陡降至约7cm/ka, 对应着康村组的上段地层.在约6.5 Ma时沉积速率又突然由7cm/ka升至近68cm/ka, 沉积物快速堆积并形成了巨厚的库车组地层.

图 6 阿瓦特剖面地层厚度与磁性地层年龄的对应关系 Fig. 6 Magnetostratigraphic age versus thickness of Awate Section

阿瓦特地区较高的沉积速率数值与该地区上新生界地层厚度有直接的联系,根据实际测量结果,该地区库车组地层的厚度可达2278m, 康村组地层厚度则为1280m, 参照塔里木地区新生界地层厚度数据[28]这个数值几乎为天山前陆盆地中相应地层厚度的最大值,这可能与阿瓦特地区邻近边缘冲断带,并沉积了较其他盆地更多的陆源碎屑物有关.此外,天山造山带新生代的构造运动在空间上并不均衡,具有自西向东逐渐减弱的趋势,其前陆盆地新生代的沉积建造也向东逐渐减薄[19].阿瓦特地区处在秋里塔格背斜带的最西段,因此地层沉积厚度大于库车县城北部的牙哈剖面也与区域性沉积特征相符合.

6.2 地层沉积与天山隆升的关系

构造运动、气候变化以及流体搬运能力[2930]是影响陆源碎屑物沉积的几个主要因素,下面将分别讨论这些因素对阿瓦特地区新生界地层沉积的影响.通过沉积学以及岩相学研究我们知道中新世和上新世时塔里木以及天山地区主要为热带和亚热带的干旱气候[20],而北半球高纬度地区冰川大规模发育的起始时间大概在2.6 Ma[31],并不会对研究区中新世和上新世的地层沉积造成影响.此外库车组和康村组为干旱气候条件下的三角洲相、河流相沉积地层[32],水动力条件稳定,而且阿瓦特剖面上新生界地层的沉积速率独立于地层界线和岩相变化,这表明气候和流体搬运并不是影响该地区地层沉积的决定因素.

阿瓦特地区地质条件稳定,未受火山活动和岩浆侵入等热液事件影响,采样区以南约20km 处发育一条北东向走滑断裂切穿N2k地层,但野外地质观察与地震剖面显示,采样区内并没有断层穿过.然而,由于采样区处在库车前陆冲断带内,天山山前逆断层的活动会导致盆地基底下沉,使盆地的沉积类型由内陆沉积型盆地转变为同构造沉降盆地[33].虽然生长地层的发育会对地层的沉积速率有一定的影响,但由于秋里塔格背斜带处于库车前陆冲断带的最南缘,构造变形起始时间较其他次级构造带晚(约3 Ma),因此并不会对前期吉迪克组、康村组以及库车组下部地层的沉积造成影响.

综上所述,阿瓦特地区晚新生界地层的沉积主要取决于各个地质时期陆源碎屑物的沉积通量,而碎屑物主要来自于天山的隆升剥蚀,因此该地区的沉积速率可很好地反映邻近天山的构造演化过程.阿瓦特地区11 Ma时地层的沉积速率明显变缓,在随后的4 Ma内地层仍然保持着较低的沉降速率而且没有明显波动变化,说明天山在这一时期处在构造运动相对较弱的平静期.而在约6.5 Ma时地层的沉积速率由7cm/ka陡然升至近68cm/ka, 在牙哈地区的库车河剖面[18]以及天山北部的金沟河剖面[21]也同样观察到地层的沉积速率在7 Ma时有一个突然增加的过程,这表明天山在7 Ma时有一次快速隆升事件.沉积速率的这种阶段性变化表明天山在新生代的构造隆升是极为复杂的演化过程,强烈构造变形后往往伴随较长时间的一段构造平静阶段,并形成了天山的脉动式隆升.

7 结论

通过对阿瓦特地区上新生界地层进行详细的磁性地层研究,我们建立了该地区吉迪克组顶部至西域组底部地层的磁极性变化序列,通过与国际标准磁极性年代表进行对比该段地层的年龄约为15~1.7 Ma.此外,我们还结合野外岩性特征对各组地层分界年龄进行了限定,为区域性地层对比提供参考.根据深度数据与年龄数据的对应关系,我们计算了该地区地层的沉积速率,显示出该区地层的沉积速率并不是恒定不变的,相反随时间推移陆源碎屑物的剥蚀速率以及地层沉积速率都会发生急剧的升高或者降低.由于阿瓦特地区在构造位置上处于天山前陆冲断带内,其碎屑沉积物主要来自天山的构造隆升,因此地层沉积速率的阶段性变化揭示了天山晚新生代脉动式隆升的过程.

致谢

衷心感谢中国科学院地质与地球物理研究所的刘维明博士、宋东方博士以及中国科学院地球环境研究所的赵江涛博士在样品测试和分析过程中提供的支持和帮助.

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