青藏高原北缘的阿尔金断裂作为新生代强烈活动的左旋走滑断裂，在青藏高原北部新生代构造演化过程中起着重要的控制作用 (Tapponier et al., 2001；Chen et al., 2002；刘永江等，2001; 葛肖虹等，1998；李海兵和杨经绥，2004)，阿尔金断裂不仅制约着高原北部边界，而且控制着高原北部生长过程中块体的运动形式。在新生代印度/欧亚碰撞作用下，关于青藏高原北部的构造演化过程长期以来一直存在争议，一些学者(England and Molnar, 1997；Shen et al., 2001；Chen et al., 2002)提出在印度板块向北碰撞挤压作用下，青藏高原北部刚性块体向东逃逸并伴随着整体顺时针旋转。另一些学者(Holt et al., 2000)则认为青藏高原北部的构造变形主要分布在阿尔金断裂和喀喇昆仑断裂带区域，而块体的旋转作用很有限。

阿尔金断裂是一个具有挤压特征和大幅度水平位移的走滑断裂带，阿尔金断裂东段的走滑位移被北祁连山挤压逆冲断裂带转换吸收(Peltzer et al., 1989；邓起东等，1990；王根厚等，2001) 。然而，阿尔金断裂左旋走滑被挤压逆冲所吸收调整的具体形式如何? 李湘博等(2001) 根据卫星影像的分析，揭示了祁连山西段旋转构造的存在。王萍等(2004) 通过卫星影像和大比例航片的解译与野外地质调查，对阿尔金断裂东端旋转构造变形和发育演化过程做了初步研究，结合青藏高原东北边缘弧形旋转构造的运动学特征分析，探讨了旋转构造在青藏高原北部边缘构造转换中的意义，以上旋转构造分析主要基于卫星影像和大比例航片的解译以及野外构造形迹的认识，但对这旋转作用的精确厘定还有待该地区古地磁数据的进一步证实和验证。

以前的古地磁研究对青藏高原北部地区白垩纪以来的构造演化提供了重要的资料，但由于古地磁数据有限，不同学者提出了不同的认识。Chen et al. (2002) 基于河西走廊和西宁-兰州盆地早白垩世古地磁数据，认为青藏高原北部包括柴达木地块早白垩世以来发生了20°~30°的顺时针旋转作用，而Dupont-Nivet et al.(2002, 2003)通过对青藏高原北部白垩纪-第三纪红层的古地磁研究，认为至少在早白垩世以来河西走廊没有发生过块体的旋转，柴达木地块在新第三纪以来没有发生整体旋转作用。本文选择祁连山昌马盆地昌马乡早白垩世红层与玄武岩夹层剖面、阿尔金断裂北侧北大窖早白垩世玄武岩剖面、旱峡早白垩世和红柳峡第三纪地层剖面开展了古地磁研究，试图从古地磁角度，进一步验证青藏高原北部的构造演化模式和块体旋转作用，探讨青藏高原东北部阿尔金断裂左旋走滑被挤压逆冲所吸收调整的具体形式，及其对山脉形成的制约作用。

古地磁采样剖面(昌马盆地、北大窖、旱峡、红柳峡)位于甘肃西部，在构造上位于祁连山北缘冲断带北部，地理位置位于阿尔金断裂以南的祁连山脉之中，属于山间高原盆地，盆地北界为阿尔金断裂，南侧是中祁连早元古代褶皱带(图 1)。同时为了对比阿尔金断裂南北两侧古地磁结果，还选择了阿尔金断裂以北的北大窑早白垩世地层剖面开展古地磁研究工作。

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原北部活动构造及其地貌特征图 五角星为本次和前人研究剖面位置:1-且末；2-Bulabashi；3-花土沟；4-Xorkoli；5-红三旱；6-俄博梁；7-昌马；8-红柳峡；9-腰泉子；10-旱峡；11-油泉子 Fig. 1 Schematic tectonic and topographic map of Northern Tibet Plateau

本文选择昌马盆地昌马乡南(39.73°N/95.73°E)和北大窑(40.00°N/96.85°E)早白垩世新民堡群红层与玄武岩剖面、玉门市西南旱峡煤矿附近(39.77°N/97.17°E)早白垩世新民堡群红层与玄武岩剖面、红柳峡(39.96°N/97.1°E)上新世疏勒河组红色、黄色砂岩和泥岩剖面。基于碎屑岩中所夹的玄武岩新的Shrimp年代学测定(105~99Ma)(李海兵等，2001)，研究区早白垩世新民堡群的地质时代为早白垩世，根据地层中生物化石年代资料，疏勒河组地质年代为上新世(甘肃省地质局第二区域地质大队，1972^①)。对研究剖面用轻便古地磁钻机采集古地磁定向样品，每个采点采集10块左右，共计38个采点，采集定向岩心标本380块，样品在室内加工成2.54cm长的标准样品。

^① 甘肃省地质局第二区域地质大队.1972.昌马幅1:20万地质图

古地磁样品的系统剩磁测试均在中国地质科学院地质力学研究所磁实验室2G-755R超导磁力仪上进行，样品的系统热退磁处理是利用美制TD-48大型热退磁炉完成。样品的热退磁处理和剩磁测试均在磁屏蔽空间中进行，以避免周围磁场对样品测试数据的影响，热退磁温度在低温段间隔大(50~100℃)，高温段则较密(10~20℃)，全部样品均经过了13步以上的系统热退磁处理。样品的剩磁组分利用主向量法(Kirschvink, 1980)，最后以采样点为单位进行统计分析(Fisher, 1953)。

我们选择了部分碎屑岩代表样品进行了岩石磁化率各向异性测试，大部分样品的磁化率各向异性度(p’)处在1.007～1.064之间，全部样品的磁化率各向异性度平均值为1.016，磁化率最大轴K1呈分散状无明显优选方向(图 2)，且磁化率最小轴方向总体与层面垂直(磁化率最小轴平均方向为80.4°)，这些特征表明样品保持了较好的原生沉积组构，没有受到岩石形成后强烈变形作用的影响。

图 2

Fig. 2

图 2 研究剖面代表样品磁化率各向异性赤平投影图(层面坐标下) Fig. 2 Anisotropy of magnetic susceptibility data in stratigraphic coordinates from studied areas

热退磁结果表明，其总体退磁特征相似。图 3给出了部分代表样品的系统热退磁矢量正交投影图。从图可以看出，大部分样品的热退磁结果表明样品中存在2个磁分量：低温分量(0~360℃)和中、高温分量(360~580℃或680℃)。其中低温分量接近现代地磁场方向或为一凌乱的粘滞剩磁；中、高温分量可以从大多数样品中获得，并随着温度增高，逐渐趋向原点(图 3a-m)。

图 3

Fig. 3

图 3 研究剖面代表样品的退磁Zijderveld正交矢量投影图(地层产状校正前) (a-c)-昌马玄武岩；(d)-昌马沉积岩；(e, f)-北大窑玄武岩；(g, h)-红柳峡沉积岩；(i-l)-旱峡玄武岩；(m)-旱峡沉积岩 Fig. 3 Orthogonal demagnetization diagrams of representative rocks from studied areas

本项目选择阿尔金断裂南侧昌马乡早白垩世红层与玄武岩剖面中区采集了10个采点(7个玄武岩采点、3个砂岩采点)，在阿尔金断裂北侧北大窖剖面早白垩世玄武岩剖面中采集了8个采点，以便进行对比研究。通过系统的热退磁处理和剩磁测试分析，获得了以上2个剖面高温特征磁分量的古地磁结果(表 1、图 4)。昌马乡早白垩世红层与玄武岩剖面地理坐标下高温特征剩磁平均方向为：D_g=280.4°，I_g=71.2°，κ_g=12.6，N=10，α₉₅=14.2°，层面坐标下高温特征剩磁平均方向为D_s=32.8°，I_s=59.4°，κ_s=36.2，α₉₅=8.1°，相对应的古地磁极位置为：65.0°N，175.0°E，A₉₅=10.5°，这一高温特征磁分量通过了褶皱检验和倒转检验，很可能代表了岩石形成时的原生剩磁方向(表 1)。北大窖剖面早白垩世玄武岩剖面地理坐标下高温特征剩磁平均方向为：D_g=340.9°，I_g=14.7°，κ_g=1.6，N=8，α₉₅=66.7°，层面坐标下高温特征剩磁平均方向为D_s=335.4°，I_s=55.1°，κ_s=34，α₉₅=9.6°(表 2、图 4)，相对应的古地磁极位置为：70.1°N，2.0°E，A₉₅=11.5°。北大窖剖面中每个采点都采自不同期次玄武岩流，能够代表一个地磁场的点记录，为了检验研究剖面所获得的古地磁方向是否平均掉了地磁场的长期变化，我们计算了在采样点位置的虚地磁极(VGP)离散度为13.89，正好介于VGP离散度期望值(10.1~15.4)之间(地质年代为110~195Ma，纬度为35°~40°)(McFadden et al., 1991)，这说明北大窖剖面早白垩世古地磁结果平均掉了地磁场的长期变化。此外，这一高温特征磁分量在108.6% 褶皱水平上集中程度最佳，通过了褶皱检验(Watson and Enkin, 1993)，据此我们认为北大窖剖面新民堡群玄武岩中的高温特征剩磁很可能代表岩石形成时的原生剩磁。

图 4

Fig. 4

图 4 北大窖剖面(a)和昌马盆地(b)早白垩世高温特征剩磁磁化方向立体投影图 五角星代表样品平均方向的位置, 实心圆、空心圆分别代表上、下球面投影 Fig. 4 Stereo-plots of site-mean direction calcalates using characteristic high temperature component from Beidayao section (a) and Changma section (b)

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 昌马乡剖面早白垩世古地磁结果 Table 1 Early Cretaceous paleomagnetic results from Changma area 采样点 N Dg(°) Ig(°) Ds(°) Is (°) a95(°) 岩性 cm4 10 274.3 58.8 31.8 64.1 3.1 玄武岩 cm8 4 272.3 59.4 34.4 64.5 11.2 玄武岩 cm9 3 277.4 58.0 28.4 63.1 4.8 玄武岩 cm10 9 281.6 67.0 32.7 55.6 4.9 玄武岩 cm11 7 283.1 52.2 6.0 58.9 2.7 玄武岩 cm12 6 288.6 56.5 13.3 55.3 3.7 玄武岩 cm13 3 282.4 60.2 21.1 57.9 5.6 玄武岩 cm16 9 273.6 -65.8 244.5 -45.9 24.2 砂岩 cm17 7 295.2 -67.0 253.4 -52.4 15.6 砂岩 cm18 4 123.2 -79.0 191.4 -57.1 32.6 砂岩 平均 10 280.4 71.2 32.8 59.4 8.1 注：Dg，Ig，(Ds，Is)分别为地理坐标下(层面坐标下)特征剩磁的偏角，倾角；κ，a95分别为Fisher统计精度参数和平均方向的95％置信圆锥半顶角； N为样品数.以下同.褶皱检验结果：McFadden褶皱检验(1990) 结果显著(地理坐标ξ1=6.512; 层面坐标ξ1=3.472, 95%置信水平下的临界值ξ=3.685). McFadden and McElhinny倒转检验(1990)结果显著(rc=16.5; robs=15.6; 通过C级)

表 1 昌马乡剖面早白垩世古地磁结果 Table 1 Early Cretaceous paleomagnetic results from Changma area

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 北大窑剖面早白垩世古地磁结果 Table 2 Early Cretaceous paleomagnetic results from Beidayao area 采样点 N Dg(°) Ig(°) Ds(°) Is(°) κ a95(°) 岩性 ym36 10 196.0 28.8 320.6 58.8 128.9 4.3 玄武岩 ym38 10 209.5 39.4 316.5 52.4 999.9 1.3 玄武岩 ym39 10 346.6 38.4 303.4 59.3 46.9 7.1 玄武岩 ym43 7 171.8 33.3 170.5 -46.3 355.4 3.2 玄武岩 ym44 6 172.2 37.2 171.7 -42.5 56.3 9.0 玄武岩 ym45 4 172.7 35.3 172.0 -44.4 95.3 9.5 玄武岩 ym46 7 355.6 30.9 328.3 64.6 279.5 3.6 玄武岩 ym47 8 0.8 25.8 343.0 62.4 0.1 6.7 玄武岩 平均 8 340.9 14.7 335.4 55.1 34 9.6 注：褶皱检验结果：特征分量(N=8)在108.6% 褶皱水平上集中程度最佳

表 2 北大窑剖面早白垩世古地磁结果 Table 2 Early Cretaceous paleomagnetic results from Beidayao area

通过常规古地磁剩磁测试，获得了旱峡剖面早白垩世地层15个采点和红柳峡地区第三纪剖面地层4个采点的高温特征磁分量(表 3、图 5)。旱峡地区早白垩世地层在地理坐标下高温特征剩磁平均方向为：D_g=197.1°，I_g=34.6°，κ_g=20.1，N=15，α₉₅=8.7°，层面坐标下高温特征剩磁平均方向为D_s=26.1°，I_s=49.5°，κ_s=28.6，α₉₅=7.3°(表 3)，相对应的古地磁极位置为：66.8°N，203.0°E，A₉₅=7.9°，由于采样剖面为单斜地层无法对所获得的古地磁结果进行褶皱检验，但从图 5可以看出，旱峡早白垩世地理坐标下高温特征剩磁平均方向远离现代地磁场方向，可能代表了岩石形成时的原生剩磁方向。红柳峡早第三纪地层在地理坐标下高温特征剩磁平均方向为：D_g=352.4°，I_g=47.5°，κ_g=17.9，N=4，α₉₅=14.2°，层面坐标下高温特征剩磁平均方向为D_s=355.4°，I_s=48.3°，κ_s=135.8，α₉₅=7.9°(表 4)，相对应的古地磁极位置为：78.7°N，298°E，A₉₅=8.4°。从图 5可以看出，红柳峡采样剖面地理坐标下高温特征剩磁平均方向接近现代地磁场方向，但其古地磁结果具有正、反2种极性，可以排除现代地磁场的重磁化可能，由于采样点过少无法进行倒转检验，我们认为这一高温特征磁分量可能代表岩石形成时的原生剩磁方向。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 旱峡剖面早白垩世古地磁结果 Table 3 Early Cretaceous paleomagnetic results from Hanxia area 采样点 N Dg(°) Ig(°) Ds(°) Is(°) κ a95(°) 岩性 yh22 7 195.3 29.1 37.0 44.7 43.7 9.2 玄武岩 yh23 7 202.7 39.6 27.0 29.4 22.2 13.1 玄武岩 yh24 7 202.4 47.2 26.9 21.7 114.9 5.7 玄武岩 yh25 4 201.4 26.6 29.4 42.3 18.4 22.0 玄武岩 yh26 7 197.9 36.2 31.8 32.5 305.3 3.5 玄武岩 yh27 4 197.9 -0.6 23.7 56.5 656.9 3.6 泥灰岩 yh29 6 198.2 61.3 24.8 49.5 89.8 7.1 泥灰岩 yh30 4 207.1 53.7 16.4 57.1 249.8 5.8 泥灰岩 yh31 9 203.9 50.2 359.2 68.8 48.0 7.5 泥灰岩 yh32 7 189.0 45.1 1.4 62.2 85.5 6.6 泥灰岩 yh33 6 175.8 30.0 50.1 57.7 114.4 6.3 泥灰岩 yh34 3 181.2 30.8 41.8 59.8 38.2 20.2 泥灰岩 yh35 8 204.0 7.6 24.0 49.4 47.1 8.2 泥灰岩 yh36 8 204.3 20.7 15.1 58.1 25.2 11.3 泥灰岩 yh37 4 198.4 35.3 23.9 43.7 19.5 21.3 泥灰岩 平均 15 197.1 34.6 26.1 49.5 28.6 7.3 注：褶皱检验结果：特征分量(N=15)在78.6% 褶皱水平上集中程度最佳

表 3 旱峡剖面早白垩世古地磁结果 Table 3 Early Cretaceous paleomagnetic results from Hanxia area

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 红柳峡剖面上新世古地磁结果 Table 4 Pliocene paleomagnetic results from Hongliuxia area 采样点 N Dg(°) Ig(°) Ds(°) Is(°) κ a95(°) 岩性 yh11 5 139.0 -72.2 186.9 -42.7 15.7 19.9 砂岩 yh12 5 176.5 -39.3 173.2 -50.9 112.1 7.3 砂岩 yh14 6 359.5 37.2 353.7 48.6 30.8 12.3 砂岩 yh15 5 173.6 -39.4 166.2 -50.0 57.9 10.1 砂岩 平均 4 352.4 47.5 355.4 48.3 135.8 7.9

表 4 红柳峡剖面上新世古地磁结果 Table 4 Pliocene paleomagnetic results from Hongliuxia area

图 5

Fig. 5

图 5 玉门旱峡剖面(a)和红柳峡剖面(b)早白垩世高温特征剩磁磁化方向立体投影图 五角星代表样品平均方向的位置, 实心圆、空心圆分别代表上、下球面投影 Fig. 5 Stereo-plots of site-mean direction calcalates using characteristic high temperature component from Hanxia section (a) and Hongliuxia section (b)

Chen et al. (2002) 基于马海地区新生代、河西走廊和西宁-兰州盆地早白垩世古地磁结果，提出了柴达木地块在印度板块与欧亚大陆的碰撞挤压作用下发生了~20°的顺时针旋转作用。但值得一提的是，Chen et al. (2002) 选择的兰州盆地早白垩世古地磁数据远离柴达木地块，并不能代表真正构造意义上的柴达木地块；而马海地区新生代剖面位于南山褶皱带附近，其反映的旋转有可能代表局部旋转作用，而不能代表整个柴达木地块整体顺时针旋转作用。Dupont-Nivet et al.(2002, 2003)通过柴达木盆地第三纪古地磁研究，提出柴达木块体第三纪以来并没有发生明显的构造旋转作用，青藏高原北部的构造变形主要集中在阿尔金断裂带。

将本次研究的古地磁结果以及已发表的阿尔金断裂及周边地区早白垩世-第三纪古地磁结果以及相对稳定欧亚大陆块体旋转量列于表 5。从表 5可以看出，柴达木块体东缘泽库地区早白垩世古地磁结果相对稳定欧亚大陆块体旋转量为4.9±3.1°，这表明该地区早白垩世以来没有发生明显的构造旋转作用。柴达木块体西北缘花土沟地区早白垩世以来相对稳定欧亚大陆块体也没有发生明显的构造旋转作用(0.4±3.0°)，除马海地区发生了明显的顺时针旋转作用外，柴达木块体从北缘红三旱、俄博梁地区到内部小柴旦地区第三纪以来均没有发生明显的构造旋转作用。从青藏高原北部更大范围看，河西走廊龙首山、玉门地区早白垩世以来相对稳定欧亚大陆均没有发生明显的构造旋转作用(Dupont-Nivet et al., 2002, 2003)。以上古地磁结果分析表明，柴达木盆地自新生代以来在印度板块与欧亚大陆的碰撞挤压作用下，柴达木盆地主体部分在阿尔金断裂左旋走滑作用下并没有作为一个刚性块体发生明显的整体顺时针旋转作用，这一认识从古地磁角度支持了柴达木地块在印度板块与欧亚大陆的碰撞挤压作用下并没有发生明显的构造旋转模式(Holt et al., 2000)。不仅仅是柴达木块体新生代未发生显著的相对旋转，而且中亚塔拉斯-费尔干纳断裂以东的天山山间盆地、准噶尔、以及塔里木地块均未发生显著的相对旋转(Huang et al., 2004)；正如阿尔金断裂的左旋走滑(靠近断裂附近的断块可能发生了显著的局部相对旋转)可能吸收了大型断裂附近的构造变动一样，高原北缘及中亚地区对新生代印度与亚洲大陆的构造响应很可能主要发生在大型断裂附近，而未引起块体整体的刚性运动(Huang et al., 2009)。

新生代早期印度与欧亚板块碰撞造成高原内部物质向北向东流动，北部受塔里木和阿拉善板块的阻挡，高原北缘的主体断裂——阿尔金断裂和祁连山北缘断裂成为后期青藏高原内部强烈的地壳缩短、物质流动等变形的控制性边界，两断裂的交切部位形成被断裂围绕的岩块。沿阿尔金断裂高原一侧生成一列向高原运动前方撒开的帚状构造或反“S”形构造。在东端点以被断裂围绕的岩块-照壁山断块的反时针旋转隆升带动周围岩层的放射状收缩变形来吸收残余的端部应变能，形成以照壁山为砥柱，酒西坳陷、昌马坳陷、大坝坳陷等旋回带涡轮状构造(王萍等，2004)。

从阿尔金断裂早白垩世-第三纪古地磁结果以及相对稳定欧亚大陆块体旋转量(表 5)可以看出，阿尔金断裂带西侧(95°E以西)且末、红沟子、Bulabashi、Xorkoli、红三旱、俄博梁地区在古地磁误差范围内相对稳定欧亚大陆早白垩世-第三纪没有发生明显的构造旋转作用(0.4°~7.2°)，而在阿尔金断裂带东侧(95°E以东)地区昌马盆地、旱峡山间盆地早白垩世古地磁结果表明，昌马盆地相对稳定的欧亚大陆块早白垩世以来发生了20.0±10.3°的顺时针旋转，而相对阿尔金断裂北则北大窖地区则发生了57.6±14.5°的顺时针旋转。旱峡盆地早白垩世古地磁结果表明，旱峡盆地相对稳定的欧亚大陆块早白垩世以来发生了13.3±7.0°的顺时针旋转，同样相对阿尔金断裂北则北大窖剖面发生了大规模的顺时针旋转作用(50.7±12.4°)。而酒西盆地西端北大窑地区(局部地区)相对于稳定的欧亚大陆发生约37.5±10.6°的反时针旋转，进一步表明WNW-ESE走向的祁连山北缘逆冲断裂的形成是阿尔金断裂左旋走滑过程中逐步形成。李海兵和杨经绥(2004) 通过昌马盆地内的变形构造以及地层沉积学研究，认为昌马盆地的形成是由于白垩纪时期阿尔金断裂的左行走滑作用导致祁连山北缘逆冲断裂的形成，并使祁连山抬升以及顺时针旋转，局部产生近东西向的拉张环境而形成(李海兵和杨经绥，2004)。

表 5

Table 5

表 5(Table 5)

表 5 阿尔金断裂及周边地区早白垩世以来古地磁数据及相对稳定欧亚大陆块体旋转量 Table 5 Paleomagnetic poles and rotations compared to expected directions in the Altyn Tagh fault and adjacent region 构造单元 地质年代 采点位置 采点数 极位置 相对稳定欧亚 大陆块体旋转量 资料来源 纬度 经度 纬度 经度 A95 柴达木地块 花土沟 N2 38.35 90.90 19 86.3 172.0 2.6 1.7±3.8 Chen et al., 2002 马海 E3 38.40 94.30 7 62.7 211.7 9.8 15.8±7.9 Chen et al., 2002 小柴旦 N2 37.40 95.30 30 70.8 273.3 5.0 -5.5±4.8 Dupont-Nivet et al., 2002 小柴旦 E3 37.50 95.20 6 70.3 242.3 10.4 1.1±8.3 Dupont-Nivet et al., 2002 俄博梁 E3 38.70 92.80 16 75.1 243.5 5.0 -2.4±4.3 Dupont-Nivet et al., 2002 红三旱 E2-3 38.60 91.90 39 76.8 258.8 3.8 -7.2±3.4 Sun et al., 2005 泽库 K1 35.20 101.8 19 76.0 187.2 2.7 4.9±3.1 Sun et al., 2006 阿尔金断裂带 且末 N1-2 38.1 86.60 9 75.7 229.0 7.9 3.1±7.1 Chen et al., 2002 Bulabashi N1 38.16 88.70 3 72.8 262.1 18.7 -4.4±15.0 Chen et al., 2002 Xorkoli E3 38.93 91.43 21 80.6 243.9 5.9 -5.6±5.2 Dupont-Nivet et al., 2003 花土沟 K1 38.44 90.73 5 79.8 188.0 2.5 0.4±3.0 Chen et al., 2002 红柳峡 N2 39.96 97.10 4 78.7 298.0 8.4 -10.9±7.7 本文 油泉子 N1 39.69 97.66 12 74.0 283.0 11.8 -7.8±9.9 Dupont-Nivet et al., 2003 腰泉子 E3 39.97 97.68 12 66.8 256.5 5.1 -1.8±4.2 Dupont-Nivet et al., 2003 旱峡 K1 39.77 97.17 15 66.7 203.3 7.9 13.3±7.0 本文 昌马 K1 39.73 96.73 10 65.0 175.0 10.5 20.0±10.3 本文 北大窖 K1 40.00 96.85 8 70.1 2.0 11.5 -37.5±10.6 本文 欧亚大陆 K1(70~130Ma) 79.9 193.1 2.1 E(30~50Ma) 81.6 162.5 1.4 Besse and Courtillot, 2002 N(15Ma) 84.7 158.5 3.0

表 5 阿尔金断裂及周边地区早白垩世以来古地磁数据及相对稳定欧亚大陆块体旋转量 Table 5 Paleomagnetic poles and rotations compared to expected directions in the Altyn Tagh fault and adjacent region

阿尔金断裂带东侧昌马、旱峡山间盆地块体旋转作用是在早白垩以来形成的，根据腰泉子渐新世地层古地磁揭示了研究区相对稳定欧亚大陆渐新世以来并没有发生明显的构造旋转作用(-1.8±4.2°)，由此说明上述昌马盆地、旱峡盆地的旋转是在早白垩纪-渐新世时期形成的。青藏高原东北地区西宁-兰州盆地的古地磁结果表明该地区早白垩世-始新世期间发生了19.0~37.8°的顺时针旋转，而渐新世-上新世的古地磁结果一致显示该地区没有发生显明的构造旋转作用，这一研究结果揭示了西宁-兰州盆地在早第三纪晚期发生了整体区域构造旋转，结合高精度磁性地层的年代学控制(Fang et al., 2003)，提出西宁-兰州盆地的整体区域构造旋转很可能于45Ma左右开始发生，而在大约29Ma左右结束(Dupont-Nivet et al., 2003)。这一构造旋转作用发生的时间与区域上的30Ma左右沉积速率快速增加(Horton et al., 2004; Sun et al., 2005)和柴达木盆地周边山脉热年代学反映的隆升时限(约30~40Ma)(Mock et al., 1999; Jolivet et al., 2002)在时间上具有较好的吻合性。

上述古地磁研究结果说明阿尔金断裂的左旋走滑作用在东端由断裂南侧的块体旋转变形来吸收、调整断裂的左行走滑活动。这一认识与青藏高原东北部地区的地质资料有较好的吻合性。如李湘博等(2001) 根据卫星影像的分析，揭示了祁连山西段旋转构造的存在，王萍等(2004) 对照壁山旋转构造变形及其发育过程进行了初步分析，认为阿尔金断裂与祁连山北缘断裂的构造转换是通过旋转构造变形来实现的。沿阿尔金断裂东缘一系列旋转构造的存在和青藏高原东北缘旋转构造的发育表明，伴随青藏高原北部物质的顺时针旋转运动，使旋转构造成为高原东北部边缘带转换、吸收构造变形的重要表现形式，这一认识还有待该地区更多的古地磁资料证实。