青藏高原的隆升与变形是新生代以来亚洲大陆最强烈的构造运动，该构造事件极大地改变了其周边地区的地貌格局和气候循环，因此，对青藏高原隆升与扩展过程的研究是探索大陆内部构造变形机制以及构造变形、气候变迁与地貌演化之间相互作用的关键(Harrison et al.，1992; Molnar et al.，1993; Molnar，2005; 钟大赉和丁林，1996; An et al.，2001; Guo et al.，2002; 李吉均等，1979，1996; 李吉均和方小敏，1998；张培震等，2006).而位于青藏高原东北缘，即高原外扩和崛起的最新组成部分的祁连山地区是青藏高原周缘构造变形最为强烈的地区之一(Hetzel et al.，2004; Wang et al.，2001; Zhang et al.，2004)，变形类型丰富，其形成、发展与演化可以代表青藏高原的形成过程.因此，祁连山地区是研究青藏高原扩展与隆升过程的最佳地区.

现今祁连山地区的构造地貌表现为盆岭相间分布的形态(图 1a).该地区在北北东方向的主压应力以及阿尔金、海原断裂带左行走滑的斜压作用下，形成一系列北西西走向的断裂和褶皱隆起的山脉，如托莱南山、党河南山、冷龙岭等；同时伴随形成一系列条带状的小型山间盆地，如门源盆地、哈拉湖盆地、昌马盆地、祁连盆地等.而在祁连山南、北两侧则分布有大量新生代沉积盆地，如其南缘的柴达木盆地、西宁盆地、共和—贵德盆地等，以及其北缘的河西走廊盆地.

目前有关祁连山隆升与变形的数据多来自山前断层活动性、山体快速抬升冷却的低温热年代学及其南、北缘盆地内的沉积演化等研究(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；宋春晖等，2001，2003；陈杰等，2006；万景林等，2010).这些数据多集中在祁连山南、北侧大型盆地及两端山体，而这些记录体都存在各种各样的局限.例如，祁连山南、北侧大型盆地沉积受其他构造及气候环境影响较大，以柴达木盆地为例，该盆地的沉积物可能同时记录了其南缘昆仑山和北缘祁连山隆升的两种信息，二者混杂，很难分辨.除此之外，后期强烈的风化和剥蚀作用，使山体两端所记录的可能多是最年轻的或是最显著的一次冷却事件.而要获得祁连山隆升和变形的详细过程就需要对山体内部，尤其是对其内部广泛发育的山间盆地展开系统的研究，这些山间盆地的形成、发展与演化直接反映了祁连山隆升与变形的历史.

目前，已有的资料表明门源盆地和祁连盆地是祁连山内部规模较大的新生代山间盆地(青海省地质局区域地质测量队，1968a，1968b；青海省地矿局，1991). 其中，门源盆地的新生代沉积物主要由一套暗紫红色的砾岩及含砾砂岩组成，由于沉积物粒度较粗，不利于古地磁剩磁的稳定记录，因此该套沉积物不适于磁性地层学研究.祁连盆地，位于祁连山中部，地质填图结果(青海省地质局区域地质测量队，1968b)显示该盆地发育巨厚的白垩系和第三系.野外观测以及地质资料记录表明该盆地内的第三纪红层与祁连山周缘盆地内的第三系从岩性上可以对比，但由于缺乏准确的地层年龄数据，尚不能确定二者之间的相关性.本研究将通过对祁连盆地内第三纪红层的详细磁性地层学研究，结合沉积相分析等，探讨祁连山隆升和变形的历史.

祁连盆地为祁连山中部的一个狭长型山间盆地，盆地内的第三纪沉积物主要为晚第三纪地层，多为山麓相或泻湖相沉积，主要分布于祁连县附近的白杨沟至青羊沟，在小东草沟附近亦有出露(图 1b).通过前期大量的野外考察与实测，本研究主要对白杨沟至青羊沟段出露相对较连续的剖面(图 1ba—a′剖面)进行了详细的地层描述及野外样品采集.该套地层主要由上、下两部分组成，下部以紫红色砾岩为主，上部则发育厚层桔红色砂岩.祁连幅区域地质测量报告(青海省地质局区域地质测量队，1968b)中描述紫红色砾岩及砂砾岩层为底部地层，向上渐变为橘红色砂岩及砂质泥岩互层，然而，本研究显示这两套地层之间并非连续过渡，部分出露点表现为角度不整合接触.从岩性上看，白杨沟附近的砾岩层与民乐盆地山城子附近的N^a地层可以对比，而砂岩层与山城子附近的N^b地层岩性特征类似，其中山城子附近上部N^b地层的时代应属上新世，下部层N^a的时代可能为中新世或上新世(青海省地质局区域地质测量队，1968b).尽管两个地区晚第三纪地层的岩性特征可以对比，但是由于祁连盆地内白杨沟附近晚第三系中的砾岩组和砂岩组并非连续过渡关系，表明其与山城子附近的晚第三系可能存在差异.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东北缘区域地质简图(a)和祁连盆地地质图(b)及本研究实测剖面位置(a—a′) Fig. 1 Regional geology of the north-eastern Tibetan Plateau(a)and sketch geological map of the Qilian Basin(b)

为了准确确定祁连盆地白杨沟附近晚第三纪地层的沉积时代，本研究对该套地层进行了系统的古地磁样品采集，拟通过磁性地层学方法获取其沉积时代.其中砾岩组中偶夹有泥岩条带或粉砂质泥岩透镜体，适合采集古地磁定向样品.而砂岩组中我们只采集了较细的细砂及粉砂岩层位.由于这两套地层出露并不完整，且多处覆盖，我们只对图 2中砾岩组中的A—A′，B—B′，C—C′段和砂岩组中的D—D′段地层采集了定向样品.如图 2所示，在砾岩组的上部有一套具有标志性的粉砂质泥岩层，该层为A—A′采样段的底部，而该粉砂质泥岩为B—B′采样段的顶部，A—A′段和B—B′段均采集了该段地层，可见二者在地层上有一部分重合.B—B′采样段位于C—C′段之上，二者之间存在厚度近140 m的地层间隔.根据地层上下位置，我们可以确定这三个采样段由新到老的顺序为A—A′，B—B′，C—C′段，由于地层出露很差，覆盖严重，只能估算它们彼此之间大概的重叠地层厚度和间隔地层厚度，但不能连续采样.砂岩组采样段地层出露较连续，D—D′采样段不仅囊括了砂岩组褶皱一翼的全部层位，还包含了褶皱核部及另一翼靠近核部的层位，便于后期的褶皱检验.本研究共采集568个层位，每个层位采集3套平行古地磁样品.其中A—A′段样品编号为HY1~69，B—B′段为HY70~129，C—C′段样品编 号为HY130~233，D—D′段样品编号为HY234~568.

图 2

Fig. 2

图 2 晚第三系 a—a′(如图 1b所示)段地层剖面图 Fig. 2 Geologic cross-section of the a—a′ Neogene sequence shown in Fig. 1b

为了将本文磁性地层柱与标准地磁极性柱进行准确对比，我们在砾岩层的上部，即A—A′段地层中采集了一个砂岩样品，测量其碎屑磷灰石裂变径迹年龄，用该年龄谱中最年轻年龄组分限定地层年龄的上限，即沉积年龄不会老于该径迹年龄谱的最年轻年龄组分，以此作为磁性地层柱对比的一个年龄卡点.

碎屑磷灰石裂变径迹测年方法近年来被广泛应用于地质学研究(如George et al.，2001；郑德文等，2003；Zheng et al.，2010等).该方法以盆地中未退火的碎屑磷灰石为研究对象，通过对碎屑磷灰石的自发裂变径迹密度计算获取样品的径迹年龄分布谱，进一步通过二项峰拟合方法(Galbraith and Green，1990)对测量数据年龄谱进行拟合，获得各组分年龄概率分布.本研究对所采集的砾石组上部 的砂岩样品共统计了60个磷灰石颗粒的裂变径迹年龄，其年龄概率分布结果如图 3所示.测量在中国地震局地质研究所新构造与年代学实验室完成.图 3a显示该样品的年龄谱包含三个年龄峰，分别为 36.9±9.5/7.6 Ma，49±8.1/7.0 Ma，和69.8±10.3/9.0 Ma. 此外，我们对该样品的径迹长度进行了统计，其径迹长度分布于10~17 μm之间，平均径迹长度为13.1±1.2 μm(图 3b)，较长的径迹长度表明该样品的径迹应该没有经历后期部分退火作用. 因此，我们可以用该样品的最年轻组分年龄来限定 地层年龄的上限，即该套地层的年龄应不老于36.9 Ma.

图 3

Fig. 3

图 3 (a)碎屑颗粒样品各裂变径迹年龄组分的概率密度分布图(Brandon，1996)，粗线为观测值概率密度曲线，细线为二项峰拟合(Galbraith and Green，1990)所得各年龄组分概率密度曲线；(b)径迹长度柱状图 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

磁性地层学方法是适用于海陆相沉积物定年的一种快捷高效的方法(Opdyke and Channell，1996).为了获得祁连盆地晚第三系详细的磁极性地层序列，我们首先要对样品进行详细的系统热退磁实验.热退磁实验在磁屏蔽空间(<300 nT)中进行，使用MMTD60或MMTD80型热退磁炉，以10~50 ℃ 间隔进行21～22步系统退磁，然后用2G-760低温超导磁力仪测量每一步退磁后的剩磁，所有热退磁实验均在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁实验室完成.图 4中显示了归一化后的剩磁强度随温度的变化曲线，从图中我们发现，大多数样品的剩磁强度均在温度达到680 ℃时几乎接近于零，表明赤铁矿为这些样品剩磁的主要载体.由于炉子本身具有5~10 ℃的误差，因此部分样品的最高解阻温度在690~695 ℃之间.值得注意的是，典型样品的剩磁随温度的变化曲线明显具有两种变化趋势，一部分样品在500 ℃之前剩磁并没有明显降低，640 ℃之上才开始迅速降低.而另一部分样品剩磁强度随温度升高几乎是匀速降低.表明两类样品中携带剩磁的赤铁矿可能具有不同的晶格结构.典型样品的正交投影图即Z氏图(Zijderveld，1967; 图 5)中也显示了两种退磁特征，其中图 5a—5d四个样品的退磁曲线呈现多分量特征，稳定的特征剩磁均出现在640 ℃之后；而图 5e和5f样品的退磁曲线除了NRM~150 ℃温度段的低温黏滞剩磁外，之后的退磁曲线呈现单分量特征.值得注意的是这两个样品HY350和HY458.5(图 5e和5f)均来自砂岩组采样段D—D′，可见砂岩组样品的载磁矿物与砾岩组样品存在显著差别.每个样品的热退磁数据进一步通过主成分分析方法进行处理，利用最小二乘法(Kirschvink，1980)拟合获得特征剩磁(ChRM)方向.多数砾岩组样品均在高温640~695 ℃段获得稳定的特征剩磁方向，砂岩组样品的特征剩磁则多取自600~695 ℃温度段.

图 4

Fig. 4

图 4 典型样品天然剩磁的热退磁曲线 Fig. 4 Thermal demagnetization curves of NRM

图 5

Fig. 5

图 5 钻孔坐标系下典型样品的系统热退磁结果正交投影图实心和空心圆圈分别表示水平面和垂直面的投影；细实/虚线分别表示水平面/垂直面上特征剩磁的方向；NRM为天然剩磁，图中的数字表示退磁温度(℃). Fig. 5 Orthogonal projections of representative progressive thermal demagnetization Solid 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 ℃.

为了进一步验证热退磁实验所获得的特征剩磁为褶皱前所获得的沉积碎屑剩磁，我们对砾岩组和砂岩组样品的特征剩磁方向分别进行褶皱检验.采用Tauxe和Watson(1994)提出的褶皱检验方法，即利用随机抽取的方式从原始数据中组成上百个或上千个数据集，计算各子数据集的方向矩阵的最大特征值τ₁随褶皱水平的变化，即求各数据集的方向数据的聚集程度(特征值τ₁的值)随褶皱水平变化，所有子数据集的方向数据均进行了从-20%到120%的逐步倾斜校正，最后获得τ₁最大值(即最大聚集程度)的累积分布曲线，并通过截取其95%置信区间所对应的倾斜校正水平来判断其是否通过褶皱检验，如果该区间对应的倾斜校正在100%附近，即表明样品的特征剩磁是在褶皱发生之前获得的，数据通过了褶皱检验；相反，若该区间对应的倾斜校正水平较低，则表明特征剩磁是在褶皱后或褶皱同时获得的，样品原生磁记录可能发生了后期的重磁化或是其他原因导致其未通过褶皱检验.

图 6中显示砾石组样品的低温分量(80~300 ℃)在地层坐标下(图 6b)较地理坐标下(图 6a)发散，表明其主要为褶皱后记录的近代黏滞剩磁；而高温分量(585~695 ℃)在两个坐标下(图 6c和6d)的分散度变化不大.我们对高温分量数据采取了45°删除法(cut-off)(McFadden and McElhinny，1984)，删 除了落于平均虚地磁极45°置信圆之外的样品，然后对剩余的数据开展褶皱检验.褶皱检验结果(图 6e)显示其最大聚集度发生在倾斜校正区间为32%~106% 之间，该范围虽较大，但100%包含在这个区间之内，100%的倾斜校正代表剩磁数据成功通过了褶皱检验，表明砾石组样品的特征剩磁极有可能是在褶皱前获得的.但是可能由于地层产状变化有限，该区间范围不是很窄，当然也不排除原生碎屑剩磁叠加了部分后期的化学剩磁而致使该区间较大.

图 6

Fig. 6

图 6 砾石组样品剩磁方向等面积投影图:低温分量地理坐标(a)和地层坐标(b)，高温分量地理坐标(c)和地层坐标(d).空心圆和实心圆分别代表上和下半球投影； 及褶皱检验结果(e)：从图 6c的数据中随机抽取的各子数据集的方向矩阵的最大特征值τ1 随倾斜校正水平的变化和τ1最大值的累积分布曲线(CDF)及其95%置信区间 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)

由于砾石组A—A′和B—B′采样段样品只记录了单纯的正极性带，并未记录负极性带，因此只针对记录了负极性带的C—C′段样品的特征剩磁数据开 展了倒转检验.对C—C′段通过45° cutoff(McFadden and McElhinny，1984)删减过的正反极性剩磁方向(共30个数据)进行一致性检验(McFadden and Jones，1981)，发现其在95%置信水平下为同一方向(F=0.0537小于N=30时95%置信水平下的临界值0.1129)，表明其通过了倒转检验.且正负极性倒转后两个剩磁平均方向之间的角度γ_o=17°小于95%置信水平下的临界值γ_c=24.8°(McFadden and McElhinny，1990)，也表明其倒转检验为正，但由于γ_c=24.8°大于20°，指示其倒转检验结果低于C级分类，为INDERMINATE级.

砂岩组样品的低温分量也表现为在地层坐标下(图 7b)较地理坐标下(图 7a)发散，表明其主要为黏滞剩磁.但是其高温分量聚集特征与砾岩组高温分量有很大区别，其与低温分量类似，也是在地层坐标下更分散(图 7c和7d)，指示该剩磁分量可能是褶皱后获得的.褶皱检验结果显示该组样品的特征剩磁方向的最大聚集度发生在褶皱恢复度为-10%~43%之间，也进一步表明砂岩组样品的特征剩磁方向并未通过褶皱检验，该剩磁方向更可能是褶皱发生后某个时期获得的.另外，我们对砂岩组样品的特征剩磁方向进行统计，发现砂岩组所有样品均只记录了正极性带，因此无法对该组样品的特征剩磁开展倒转检验.

图 7

Fig. 7

图 7 砂岩组样品剩磁方向等面积投影图:低温分量地理坐标(a)和地层坐标(b)，高温分量地理坐标(c)和地层坐标(d).空心圆和实心圆分别代表上和下半球投影；及褶皱检验结果(e)： 从图 7c的数据中随机抽取的各子数据集的方向矩阵的最大特征值τ1随倾斜校正水平的变化和τ1最大值的累积分布曲线(CDF)及其95%置信区间 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)

通过热退磁结果及褶皱检验的分析，我们发现砂岩组样品的特征剩磁方向并没有记录沉积物形成时地磁场的方向，因此，仅对砾岩组样品的特征剩磁方向进行了统计，共有140块样品获得了稳定的特征剩磁，其中A—A′和B—B′段(图 8)绝大多数样品的最大角偏差均低于15°，C—C′段多数样品的最大角偏差低于20°(图 8).利用特征剩磁结果我们计算得到每个样品的虚地磁极纬度，进而根据虚地磁极纬度随深度的变化我们获得了砾岩组三个沉积段的磁极性变化，其中A—A′和B—B′段中尽管有个别负极性样品，但由于定义极性带至少三个样品以上，因此这些负极性样品只能被定义为漂移或者奇异点，不能作为一个极性带，因此这两段沉积主体分别只记录了一个正极性带.C—C′段沉积记录了四个正极性带和三个负极性带(图 8).根据图 2所示地层图，A—A′和B—B′段之间地层存在小部分重叠，且二者所记录的均为一个长正极性带，根据地层上下关系A—A′和B—B′段很可能分别记录了一个长正极性时的上段和下段.A—A′段距底部之上4 m深度处对应样品的裂变径迹年龄的最年轻组分为36.9 Ma，由于碎屑颗粒只有被隆升剥蚀后才再次沉积，因此碎屑颗粒的沉积年龄通常远晚于碎屑颗粒的退火年龄，因此A—A′段地层年龄应晚于~36.9 Ma.而36.9 Ma以来较长的正极性时共有三个，分别为标准地磁极性柱(Gradstein et al.，2012)的C5n2n(9.984—11.056 Ma)、C6n(18.748— 19.722 Ma)及C9n(26.420—27.439 Ma)正极性时.结合C—C′段的极性变化特征，我们发现C9n之下没有与该段匹配的极性变化，因此A—A′和B—B′段的长正极性柱很可能对应于C5n2n或C6n正极性时.根据B—B′段和C—C′段间隔140 m地层厚度以及C—C′段的磁性地层特征，我们将C—C′段的极性变化对应于标准极性柱的C5AAn~C5ADn(13.032—14.609 Ma)和C6AAn~C6Bn2n(20.083— 22.268 Ma).计算两种对比法所对应的沉积年龄，第一种对比法获得C—C′段中部262.3~282 m段所对应的年龄段13.183—13.739 Ma，计算该段沉积速率为35.4 m/Ma，依该沉积速率计算B—B′和C—C′段140 m的间隔厚度应记录了约3.95 Ma的时间间隔，而该种对比方法估计的B—B′和C—C′段之间的时间间隔(用C5AAn底界年龄减去C5n2n的上下界年龄)约为3.183—2.127 Ma，与沉积速率估计的时间间隔较一致.第二种对比法 获得C—C′段中部262.3~282 m段所对应的年龄 段21.159—21.767 Ma，计算该段沉积速率为32.4 m/Ma，依该沉积速率计算B—B′和C—C′段140 m的间隔厚度应记录了约4.32 Ma的时间间隔，而该种对比方法估计的B—B′和C—C′段之间的时间间隔约为 2.411—1.437 Ma，这与沉积速率估计的时间间隔相差较大.因此，我们认为第一种对比方法更合理，C—C′段应对应于标准极性柱的C5AAn~C5ADn.尽管如此，每段的上下界年龄还有待确定.我们利用C—C′段中部262.3~282 m 段所对应的沉积速率35.4 m/Ma，外延获得C—C′段顶部的年龄为13.132 Ma；282~330 m所对应的年龄段为13.739—14.163 Ma，计算该段沉积速率为113.2 m/Ma，利用该沉积速率外推 C—C′段底部的年龄为14.352 Ma.由于A—A′段主要为泥岩和砾岩的互层，其沉积速率应与C—C′段282~330 m段所对应的沉积速率接近，因此我们以113.2 m/Ma的沉积速率计算获得A—A′段顶底界的年龄差约为0.795 Ma，比C5n2n正极性时1.072的年龄间隔短，A—A′段很可能记录了C5n2n正极性时的中晚期，大约在10 Ma附近. B—B′段主要为砾岩沉积，其沉积速率应比282~330 m段所对应的沉积速率大.如果以113.2 m/Ma的沉积速率计算获得C5n2n正极性时对应的沉积厚度约为121 m，而大套砾岩沉积的沉积速率往往数倍于该沉积速率，相应的沉积厚度也应数倍于121 m，因此B—B′段很 可能只记录了C5n2n 正极性时的早期，即约11 Ma.

图 8

Fig. 8

图 8 砾石组沉积剖面岩石地层和磁极性地层及其与标准地磁极性年表(Gradstein et al.，2012)的对比 (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).

磁组构即磁化率各向异性，主要是指样品中磁性矿物定向排列所造成的磁化率在空间不同方向上的各向异性.而对于磁性较弱的沉积岩而言，当磁化率低于5×10^-4 SI 时，磁组构主要由顺磁性或者反铁磁性矿物主导(Borradaile，1991； Hrouda and Jelinek，1990)，而通常顺磁性矿物是沉积物的主要组成矿物，其定向排列通常反映的是沉积物沉积时或沉积后所受的外界应力状况.经测量，祁连盆地晚第三系砾岩组和砂岩组沉积的磁化率均低于5×10^-4 SI，表明其磁组构主要代表顺磁性等矿物颗粒所受外界应力的定向排列.图 9d中显示砾岩组的上部即A—A′段的磁化率椭球的最短轴和中间轴在地层坐标系下垂直于最长轴呈带状分布，表现为弱裂隙组构(Parés et al.，1999)，表明该段沉积形成时所受外界应力较强，且应力方向应与最长轴的聚集方向垂直，即为北东—南西向；图 9e中砾岩组B—B′和C—C′段的磁化率椭球的最短轴方向有一定聚集，其平均方向在地层坐标系下位于等面积投影图的中心位置附近，表明其主方向垂直地层面.此外，该椭球体的最长轴和中间轴均有一定的聚集方向，其中最长轴指向近南北向，指示一种微弱变形组构，表明样品颗粒在沉积后未固结之前受近东西向应力作用.该类型组构在中国西北部柴达木和塔里木盆地也较常见(如Gilder et al.，2001; Huang et al.，2006; Tang et al.，2012; Yu et al.，2014).砂岩组D—D′段样品的磁化率椭球体的三个轴方向无论在地理坐标系下还是在地层坐标系下都比较分散(图 9c和9f)，没有明显的聚集方向，也不具备沉积压实组构特征，可能已遭受了后期改造.

图 9

Fig. 9

图 9 祁连盆地晚第三系沉积剖面磁化率椭球三轴方向等面积投影图. (a，d)砾石组A—A′段;(b，e)砾石组B—B′段和C—C′段;(c，f)砂岩组D—D′段.(a，b和c)为地理坐标系，(d，e和f)为地层坐标系.K1，K2，K3分别代表磁化率椭球的最长、中间和最短轴方向. Fig. 9 Lower hemisphere equal area projections of AMS(anisotropy of magnetic susceptibility) (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.

磁组构结果显示砾岩组下部磁化率椭球体最长轴的聚集方向为近南北向(图 9e)，表明该段砾岩组沉积时所受挤压应力方向应为近东西向.而砾岩组上部的磁组构特征(图 9d)显示第三纪晚期沉积主要遭受北东—南西向挤压应力的作用，且应力强度较早期强.特征剩磁的偏角变化并没有显示相应的变化，表明磁组构的这种方向变化不是板块旋转的结果，而很有可能是局域构造应力方向改变所引起的，这就表明祁连盆地的应力特征在10—11 Ma之间发生过转变，由早期的近东西向挤压变为北东—南西向挤压，且由早期的弱变形组构向晚期的弱裂隙组构转变，前者沉积颗粒变形较后者弱，指示10—11 Ma之间构造应力显著增强.从祁连盆地的大比例尺构造地质填图(图 1b)中可以发现现今祁连盆地内的第三系如同被周围的前第三系地层围限在一个长条状分布的“碗”内，而距离研究剖面最近的断层走向多为北西—南东向，指示其构造挤压应力方向为北东—南西向，这与砾岩组晚期沉积磁组构所记录的应力方向一致，表明这些断层的形成时间或早期活动时间很可能与砾岩组晚期沉积同时，即约10 Ma左右.而目前有关祁连山10 Ma构造活动较强烈的证据很多.例如，祁连山北缘金佛寺岩体通过磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He 低温热年代学方法所获得祁连山北缘开始隆升的时间约为10 Ma(Zheng et al.，2010; 万景林等，2010).柴达木盆地内的怀头他拉和大红沟剖面沉积相和沉积速率的变化，均指示了祁连山在8—10 Ma发生快速隆升(Fang et al.，2007；Lu and Xiong，2009)；对河西走廊西部的酒西盆地内新生代沉积物的磁性地层学、岩性及粒度分析和沉积环境分析显示从~8 Ma开始酒西盆地内砾岩沉积陡增、沉积速率加大，代表了祁连山的快速隆升(Fang et al.，2005b；宋春晖等，2001；陈杰等，2006)；Sun等(2005a)根据沿阿尔金断裂分布的磨拉石建造的出现年龄推断青藏高原北部在9—13.7 Ma 发生强烈构造隆升；张培震等(2006)通过对GPS 观测的现今滑动速率估算出祁连山晚新生代构造变形的起始时间为5—8 Ma.这些研究结果表明8—12 Ma 是祁连山的一次强烈隆升期.

磁性地层学结果结合磷灰石裂变径迹年龄获得祁连盆地晚第三纪砾岩组沉积的起始时代约为14.3 Ma，表明祁连山中部山脉可能在14.3 Ma以来快速隆升.George等(2001)通过对酒西盆地不同时代碎屑颗粒以及祁连山山体不同时代岩体的磷灰石裂变径迹年龄分析发现，祁连山存在10—20 Ma和晚白垩纪至早第三纪两次冷却事件.Wang(1997)和Yue等(2001)通过沉积地层约束获得阿尔金断裂北段的初始活动时间约为14—16 Ma.这些结果指示祁连山除了8—12 Ma 的强烈变形外，还经历了多 期隆升事件.而祁连盆地晚第三系至少记录了10 Ma，14.3 Ma 两期构造事件.

砂岩组样品的特征剩磁方向并未通过褶皱检验，指示其特征剩磁记录的是褶皱变形后的磁场方向，其原生剩磁被后期磁化所改造或覆盖.磁组构结果显示砾岩组样品的磁化率椭球体的三轴方向均具有一定的优选方向，且其磁组构表现为弱变形组构或弱裂隙组构(图 9d和9e)，而砂岩组样品则不具有该特征，且其磁化率椭球体的三轴方向都比较分散(图 9f)，也表明砂岩组沉积中矿物颗粒的定向排列受到沉积后期风化等作用的改变.热退磁结果显示砂岩组样品特征剩磁的主要载磁矿物为赤铁矿，其剩磁强度随温度升高逐步缓慢降低(图 4)，与砾岩组样品的退磁曲线形成鲜明对比，表明砂岩组沉积的载磁矿物赤铁矿并非碎屑成因，很可能是后期交代或是风化作用产物.正交矢量投影图(图 5e和5f)中也显示其退磁曲线除低温段外(< 200 ℃)几乎呈一直线，该特征与Deng等(2007)在广西百色发现的红土重磁化特征类似，进一步证实了砂岩组沉积发生了后期重磁化.而根据热退磁曲线逐步解阻的特征判断砂岩组样品的主要载磁矿物——赤铁矿的矫顽力谱分布较宽，导致解阻温度范围较宽，这一特征表明该赤铁矿很可能为后期风化的产物(Liu et al.，2010).图 7a和7c显示该矿物所携带的特征剩磁方向与黏滞剩磁方向非常接近，表明其形成时期相对较晚，可能为近代风化产物.可见，祁连盆地内晚第三系砂岩组沉积曾遭受近代风化作用的强烈改造，磁性地层学方法无法获得其准确沉积年龄.

祁连山山间盆地——祁连盆地内第三系主要由砾岩组和砂岩组两套地层组成，热退磁结果显示两套地层的主要载磁矿物均为赤铁矿，磁性地层学结果结合碎屑颗粒裂变径迹年龄获得砾岩组的沉积时代约为10—14.352 Ma.其中砾岩组的起始沉积年龄大约为14.3 Ma，揭示祁连山在该时间节点以来可能发生过强烈构造活动.磁组构结果显示砾岩组晚期(10 Ma附近)沉积的应力状况与早期(11—14 Ma)沉积存在差别，表现为由近东西向挤压向北东—南西向挤压转变，且晚期沉积的受力特征与祁连盆地周缘的断层走向相吻合，表明这些断层约在10 Ma附近开始活动，这与前人在祁连山周缘的低温热年代学及盆地沉积演化研究结果所获得的祁连山强烈构造活动的发生时间相吻合.砂岩组沉积的特征剩磁方向未通过褶皱检验，热退磁结果也揭示其主要为褶皱后的重磁化剩磁，因此，磁性地层学方法未能获得该地层的沉积年龄.

由于祁连盆地内第三纪沉积物经历了沉积后期强烈的构造活动的影响，导致其所出露的连续剖面较少，且覆盖严重，本文仅能对第三系的个别片段采集样品，因此对其整体沉积年龄的限制存在一定局限性，本文的结果还尚需古生物学及其他定年手段的支持.

感谢郑文俊和郑德文两位研究员对本文野外工作及数据处理的指导和帮助