新生代沉积盆地记录了高原隆升和气候变化大量信息，一直是青藏高原研究的重要的内容(Najman and Garzanti, 2000; Tapponnier et al., 2001; DeCelles et al., 1998, 2003; Rowley and Currie, 2006; Zhu et al., 2006; Fang et al., 2007; Wang et al., 2002a, 2008, 2011; Dupont-Nivet et al., 2008)。位于西藏北部的可可西里盆地是青藏高原腹地规模最大的陆相新生代盆地(图 1, Wang et al., 2002b；Liu et al., 2001, 2003)。前人研究表明，可可西里盆地沉积厚度巨大，其形成演化受唐古拉山逆冲断裂系由南向北扩展动力学机制制约，具有猪背式盆地(piggyback foreland basin) 的性质与特点(Wang et al., 2002b, 2011；Liu et al., 2001, 2003；伊海生等，2004；刘志飞等，2005；Zhu et al., 2006; Li et al., 2011, 2012; 刘燕学等，2011)。Wang et al.(2008)通过可可西里东段新生代沉积盆地研究，提出“原西藏高原(Proto-Tibetan Plateau)”隆升模型；Yin et al.(2008)认为可可西里盆地与柴达木盆地在古近纪属于同一盆地，即“古柴达木前陆盆地”。上述认识均基于对可可西里东段青藏公路沿线地区的研究，并且都认为可可西里地区在新生代存在一个统一的盆地。但从目前研究来看，可可西里东、西段新生代地层空间上不连续(图 1)，特别是由于恶劣的自然环境，对E90°以西地区研究程度很低，而且有限的资料显示可可西里盆地西段与东段在地层时代、构造变形方面存在着较大差异(中国地质调查局，2005a^①, b^②)。因此，可可西里地区在新生代是否存在一个统一的“大可可西里盆地”，不仅是该区长期存在争议的问题(王剑等，2009；Dai et al., 2011)，也是“原西藏高原”和“古柴达木前陆盆地”模型所必须回答的问题。基于上述认识与问题，我们对可可西里西段羊湖盆地开展了调查研究，本文报道了羊湖盆地沉积与变形特征，并对羊湖盆地与东段可可西里盆地的关系进行了探讨。

①中国地质调查局.2005a. 1:25万玉帽山幅区域地质调查报告

②中国地质调查局.2005b. 1:25万岗杂日幅区域地质调查报告

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原中部新生代沉积盆地分布与构造格局 JSZ-金沙江构造带；BSZ-班公湖-怒江构造带；ALT-阿尔金断裂；KF-昆仑断裂；TTS-唐古拉山逆冲断裂带；WKT-西昆仑逆冲断裂带；NKT-北昆仑逆冲断裂带；SGA-狮泉河-改则-安多逆冲断裂带；NST-南山逆冲断裂带；NQT-北祁连逆冲断裂带；HXB-可可西里盆地；YB-羊湖盆地 Fig. 1 Tectonic map of the central Tibetan Plateau showing major tectonic units and distribution of the Cenozoic basins

研究区位于羊湖盆地东部若拉错地区，该区自南而北跨越羌塘地体、金沙江构造带和可可西里-巴颜喀拉地体3个构造单元(图 1)(青海省地质矿产局，1991；张以茀和郑健康，1994；Pan et al., 2004; Yin et al., 2008)。由于金沙江构造带被新生代沉积覆盖，地表主要出露羌塘和可可西里-巴颜喀拉地体古生代-中生代地层，并与新生代沉积不整合或断层接触(图 2)。

图 2

Fig. 2

图 2 雪环湖-若拉错地区地质图 Fig. 2 Geological map of the Xuehuanhu-Ruolacuo area

研究区内古生界主要发育于羌塘地体，包括泥盆系拉竹龙组、石炭系-二叠系西金乌兰群和上二叠统热觉茶卡组，累计厚度大于5862m (青海省地质矿产局，1991)。其中，拉竹龙组主要为台地相碳酸盐岩沉积，西金乌兰群主要为一套滨浅海相碎屑岩和基性火山岩建造，考虑到研究重点，本文未对泥盆系-石炭系进一步划分。上二叠统热觉茶卡组主要为一套三角洲相碎屑岩沉积，厚度1150m (王剑等，2009)。中生界地层在测区出露广泛，包括可可西里-巴颜喀拉地层区上三叠统巴颜喀拉山群以及羌塘地体三叠系-侏罗系(图 2)。巴颜喀拉山群为一套巨厚(>8000m) 复理石沉积(张以茀和郑健康，1994)，包括下部砂岩夹板岩段、中部板岩段和上部砂岩段。羌塘地体三叠系主要包括肖茶卡组和苟鲁山克错组。苟鲁山克错组主体为陆缘斜坡环境岩屑砂岩、长石岩屑砂岩和粉砂质泥岩组合，肖茶卡组为一套浅海相灰色泥灰岩、生物碎屑灰岩和长石砂岩组合。羌塘地体侏罗系主要为一套碎屑岩-碳酸盐岩建造，总厚度>3000m (Wang et al., 1997; 李勇等，2001；王剑等，2009)，代表了中生代羌塘前陆盆地沉积，自下而上包括中侏罗统雀莫错组、布曲组、夏里组和上侏罗统索瓦组、雪山组，各组之间沉积连续(李勇等，2001；王剑等，2009)，在研究区主要出露雀莫错组和雪山组(图 2)。

研究区新生界主要为一套紫红色陆相碎屑岩和碳酸盐岩建造，是羊湖盆地沉积主体。1:25万玉帽山幅区域地质调查报告中(中国地质调查局, 2005a) 将其时代归为中新世唢呐湖组，属于伸展体制下断陷盆地沉积。这一认识与青藏公路沿线地区可可西里盆地东段显著不同。对东段研究表明，盆地自下而上包括始新统沱沱河组(或称风火山群)、始新统-渐新统雅西错组和中新统五道梁组(伊海生等，2004；Wang et al., 2002a, 2008；Liu et al., 2001, 2003；刘志飞等，2005)，为一套内陆湖泊相碎屑岩-碳酸盐岩沉积。其中，沱沱河组和雅西错组主要为一套砾岩、砂岩和粉砂岩岩石组合，沉积连续；五道梁组主要为湖相碳酸盐岩沉积，不整合覆盖于下伏沱沱河组和雅西错组之上。磁性地层学研究表明三个组的时代分别为51.0~31.3Ma、31.3~23.8Ma和23~21.8Ma (Liu et al., 2001, 2003；Wang et al., 2008)，沉积和构造变形研究表明盆地形成演化受唐古拉山逆冲带控制(Wang et al., 2002a；Liu et al., 2003；Li et al., 2011, 2012)。

此外，在研究区南部和北部分布有面积不等的新生代火山岩和中酸性岩浆侵入体(图 2)。研究表明，火山岩主要为钾玄质-高钾钙碱性系列岩石组合，为地壳缩短增厚熔融的产物(Ding et al., 2000；Lai et al., 2001)；新生代花岗岩属同碰撞-晚造山期花岗质岩浆侵入体，与新生代火山岩具有相同的成因(Roger et al., 2000; Duan et al., 2005)。

为了查明羊湖盆地地层和沉积特征，在野外调查基础上，我们选择岩石组合不同、且露头较好的沙坡梁剖面(SP1) 和丰草沟剖面(SP2) 完成了剖面测制，两个剖面分别代表了盆地不同演化阶段沉积特点。

沙坡梁剖面(SP1) 位于羊湖盆地雪环湖北部的沙坡梁(图 2)，地层厚度1096.8m，其岩石组合主要为一套紫红色、砖红色薄-巨厚层状砾岩、含砾砂岩和砂岩组合，局部夹紫红色页岩、粉砂岩和粉砂质泥岩，剖面可见多层厚度1.5~3.5m的石膏层(图 3、图 4a)，在剖面北部该套碎屑岩系不整合于上上三叠统肖茶卡组之上，代表了盆地下部沉积。

图 3

Fig. 3

图 3 羊湖盆地与可可西里盆地东段地层对比图(据Wang et al., 2008修改) FG-风火山群；YZ-雅西错组；WZ-五道梁组；SP1-沙坡梁剖面位置；SP2-丰草沟剖面位置 Fig. 3 Comparisons of lithologic sections between the Yanghu basin, western Hoh Xil and the Fenghuoshan-Tongtianhe area, eastern Hoh Xil basin (revised after Wang et al., 2008)

图 4

Fig. 4

图 4 羊湖盆地沉积与构造变形特征 (a)-沙坡梁剖面砂岩中的石膏层；(b)-沙坡梁剖面河道微相砾岩和砂岩组合；(c)-不对称波痕构造，指示古流向向北(笔长度为12cm)；(d)-丰草沟剖面泥灰岩与泥岩水平岩层；(e)-雪环湖断层上盘肖茶卡组逆冲于新生代地层之上；(f)-雪环湖断层下盘新生代地层中发育的倒转褶皱；(g)-肖茶卡组结晶灰岩飞来峰构造；(h)-玉帽山逆冲断层中不对称剪切褶皱 Fig. 4 Outcrop photos showing the depositions and deformation of the Yanghu basin

对该剖面砂岩研究发现，其大多具中-粗粒不等粒结构，分选性中等-较差，碎屑颗粒次棱角状-次圆状，磨圆度中等。岩性主要为岩屑砂岩，其中岩屑含量(25%~60%)，岩屑成分以火山岩(包括粗面岩、粗面安山岩和玄武安山岩)、砂岩、泥岩和花岗岩为主，偶见碳酸盐岩岩屑；石英碎屑含量(35%~55%)，以单晶石英为主，多晶石英颗粒间可见缝合线接触关系，表明源区存在变质岩系；长石碎屑包括钾长石和斜长石，含量较低，胶结类型以孔隙式胶结为主，胶结物多为方解石和硅质。砾岩中砾石为次棱角-次圆状，分选差，成分复杂，主要包括灰色砂岩、火山岩、花岗岩、泥岩以及少量泥晶灰岩、生物碎屑灰岩等，成分和结构成熟度较低，表明沉积物与物源区之间的距离较近，属于近源沉积。

沙坡梁剖面主要表现为一套冲积扇相沉积，包括扇根、扇中、扇缘亚相(图 3)，其中扇根亚相又可以进一步划分为泥石流微相、辫状河道微相和河道间微相。扇中亚相包括河道和河道间微相，河道微相主要由中-巨厚层砾岩、细砾岩、含砾砂岩和砂岩组成(图 4b)，块状构造、波状层理、平行层理、楔形层理、槽状层理等沉积构造发育，砾石见有叠瓦状构造，砾岩底部发育底冲刷面；河道间微相主要由砂质泥岩组成。扇缘亚相由紫红色中-厚层砂岩和页岩组成，块状构造，可见平行层理及逆粒序层理。同时，不对称波痕、斜层理等沉积构造发育，指示古流向主体向北(图 3、图 4c)，表明沉积物源来自盆地南部。

丰草沟剖面(SP2) 位于玉帽山南东的丰草沟(图 2)，实测剖面控制地层厚度205.7m，主要表现为灰-深灰色、薄-中厚层状泥灰岩、砂岩、粉砂岩和泥岩组合，明显不同于沙坡梁剖面。区域上该套地层近于水平(倾角 < 8°)(图 4d)，角度不整合于下伏紫红色碎屑岩之上。剖面下部主要为浅灰色-褐红色中-薄层状泥质粉砂岩、泥岩不等厚互层；中部主要为褐红色细-粉砂岩、泥岩以及灰色泥灰岩和砂质灰岩不等厚互层组成，以发育厚度较大的泥灰岩(最大达3.0m) 为特点；上部表现为灰色泥灰岩与黄褐色细砂岩、褐红色粉砂质泥岩不等厚互层，并且由下而上粒度由细变粗，由泥灰岩、粉砂质泥岩过渡为细砂岩、粉砂岩组合。

沉积相分析显示，丰草沟剖面主要表现为一套湖泊相沉积，包括浅湖亚相-半深湖亚相(图 3)。浅湖亚相主要表现为薄-中层细粒砂岩、粉砂质泥岩和杂色泥岩不等厚互层，砂岩和粉砂岩中发育沙纹层理、波状层理、平行层理和小型斜层理，层面可见有虫迹构造。半深湖亚相主要为灰色薄层状泥灰岩、砂屑灰岩以及泥岩、粉砂质泥岩和页岩组合，泥灰岩和页岩中可见水平和波状纹层，泥岩、粉砂质泥岩中发育水平层理或块状层理，局部见钙铁质结核。

如前所述，研究区地处可可西里腹地，地质调查与研究很低，1:25万玉帽山幅区域地质调查(中国地质调查局, 2005a) 首次将该区以沙坡梁剖面为代表新生界碎屑岩沉积命名为中新统唢呐湖组，但并未获得直接的生物或年代地层学证据，主要根据与羌塘地区唢呐湖组对比，以及该套地层在东部被石坪顶组火山岩不整合覆盖。但从区域上看，本区石坪顶组火山岩时代主体为3~14Ma，下部层位为17~18Ma (Wang et al., 2010)，表明该套碎屑岩沉积形成于中新世早期或之前。而新的研究发现，该套沉积在东部岗扎山一带被22.66±0.11Ma (Ar-Ar) 查保马组火山岩不整合覆盖(朱迎堂等，2005)，表明该套碎屑岩时代应早于中新世。此外，伊海生和林金辉(2004)对岗扎山东部豌豆湖地区研究发现，不整合于查保马组火山岩之下红色碎屑岩建造含Deltoidospora regularis-Juglanspollenites孢粉组合，其上查保玛组火山岩同位素年龄为30.4±0.5Ma~46.8±0.9Ma (K-Ar)，平均年龄为32.9±0.8Ma，故将下部碎屑岩建造归为始新统-渐新统，大致与东段青藏公路沿线雅西错组层位相同。因此，根据研究区下部碎屑岩建造岩石组合及其东部分与查保马组的关系，我们将其时代定为渐新统雅西错组。而不整合于雅西错组之上，以丰草沟剖面为代表的湖相碳酸盐岩沉积，为本次研究新发现的地层单元，其岩石组合以及与下部碎屑岩不整合接触关系，与东部地区五道梁组具有完全可对比性，应属于中新统五道梁组(图 3)。

碎屑锆石可以有效的反映盆地物源区性质与来源，本次研究中对沙坡梁剖面(SP1) 采集了砂岩采集了1件砂岩碎屑锆石样品(P01-19W)，对其中96个碎屑锆石进行了年代学U-Pb年代学和Hf同位素分析，获得锆石U-Pb年龄区间为151~2731 Ma，并在2600~2400Ma, 2000~1800Ma, 900~700Ma, 600~400Ma和300~150Ma出现了明显的峰值，其年龄峰值不仅与羌塘地体在530Ma，650Ma，800Ma，950Ma和~2500Ma出现的峰值相同(Zhu et al., 2011; Dong et al., 2011)，而且与东段青藏公路沿线地区沱沱河群和雅西错组具有一致性，同时其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf、ε_Hf(t) 变化范围也与东段具有一致性，表明羊湖盆地物源区与可可西里盆地段相同，均来自南部的羌塘地体。本文有关碎屑锆石U-Pb年龄(图 5) 和Hf同位素分析数据及方法见文献Dai et al.(2011)。

图 5

Fig. 5

图 5 可可西里盆地东西部与拉萨-羌塘地体碎屑锆石U-Pb年龄对比图 Fig. 5 U-Pb age probability plots for the Cenozoic sediments from the Hoh Xil Basin and the pre-Cenozoic sediments from the Qiangtang and Lhasa block

对雪环湖-若拉错地区新生代构造变形研究发现，该区主导变形样式以挤压动力学背景下的逆冲断层和褶皱构造，根据研究区构造变形特点和变形样式，以雪环湖断裂(F₁) 为界可将研究区划分为南部褶皱冲断带和北部羊湖盆地2个构造单元(图 2)。

位于雪环湖断裂以南，整个构造带走向EW-NEE向，宽度25~40km，平面上呈略向北东突出的弧形，变形地层主要包括三叠系肖茶卡组、侏罗系雀莫错组以及石炭系-二叠系地层，总体表现为向北逆冲的褶皱冲断带(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 雪环湖-若拉错地区构造剖面图 Fig. 6 Xuehuanhu-Ruolacuo balanced cross-section and its evolution, showing the deformation of the Yanghu basin and southern fold-thrust belt

冲断带内逆冲断层主要包括雪环湖断层(F₁)、雪环湖反冲断层(F₂) 和雪环湖南部断层(F₃) 以及一系列次级断层等(图 6)。雪环湖断层断面倾向南，倾角一般50°~60°，断裂带宽度120~200m，断层带内构造角砾岩、构造透镜体、劈理发育，具有脆-韧性变形特点，同时沿断层带可见不对称剪切褶皱、擦痕和不对称构造透镜体发育，一致指示由南向北的逆冲运动方向，并导致上盘肖茶卡组推覆于新生代沉积之上(图 4e)。断层同时导致下盘的新生代红层发生紧闭和倒转褶皱(图 4f)，使得新生代地层变形强度明显强于盆地内部。在沙坡梁地区可见雪环湖断层(F₁) 形成的飞来峰构造，飞来峰主要由肖茶卡组结晶灰岩组成(图 2、图 4g)，面积约700~1200m²，结晶灰岩与下伏新生代红层断层接触，沿断层带发育断层角砾岩和碎裂岩，根据飞来峰与雪环湖断层(F₁) 间距离，推测其推覆距离＞14km (图 6)。在雪环湖断层(F₁) 南侧发育反冲断层(F₂)，反冲断层走向35°~40°，断面倾向NW，倾角55°~60°，导致肖茶卡组向南逆冲于布曲组之上(图 2)，并与雪环湖断层(F₁) 共同组成冲起构造(图 6)。

褶皱冲断带内褶皱形态从直立、斜歪到倒转褶皱均有发育，并以直立-斜歪褶皱为主，褶皱轴主体EW-NWW，两翼倾角50°~65°，倾伏角10°~15°，与其北侧新生代地层内褶皱相比，形态较为紧闭，特别是靠近逆冲断层带褶皱形态复杂。在逆冲断层上盘发育轴面南倾的斜歪褶皱，不仅表明沿断层带发生变形强烈，而且不对称的褶皱指示断层向北的逆冲运动方向。

位于雪环湖断裂以北的羊湖盆地，变形地层主要为雅西错组，总体表现为以逆冲断 层为格架、向北逆冲的褶皱冲断构造组合(图 6)，其中逆冲断层主要包括玉帽山断层(F₆)、若拉错断层(F₇)、春花山断层(F₈)、驰马滩断层(F₁₀)、冰珠湖断层(F₁₁) 和仙鹤湖断层(F₁₂) 等。

野外调查表明，这些逆冲断层断层面倾向170°~220°，断层面倾角较大，一般50°~72°，常表现为宽度50~200m构造破碎带，断层带内破劈理、构造角砾岩和断层泥发育，呈现韧-脆性变形特点，并常常导致上盘前新生代地层逆冲于新生代地层之上(图 6)。如在若拉错南玉帽山逆冲断层(F₆) 宽度250~300m，断层带内泥盆纪-石炭纪地层发生强烈变形，构造透镜体、不对称剪切褶皱非常发育(图 4h)，并导致泥盆系-石炭系向北逆冲于雅西错组之上。此外，在规模较大的逆冲断层南侧还发育反冲断层，如玉帽山反冲断层(F₅)、猫头山反冲断层(F₉)，这些反冲断层断面一般北倾、倾角48°~62°，使得二叠系或三叠系沉积向南逆冲于较新的地层之上(图 6)。

与南部冲断褶皱带以及盆地内逆冲断层带相比，盆地内新生代地层变形相对较弱，总体表现为规模较大褶皱构造，褶皱形态相对开阔，两翼倾角一般20°~40°，轴面直立，枢纽近水平，属于相对较弱的变形单元(图 6)。

为了恢复南部褶皱冲断带和羊湖盆地变形缩短量，根据两个构造单元地层发育与变形特点，在进行南部褶皱冲断带缩短量恢复时，以中侏罗统雀莫错组与三叠系肖茶卡组之间的界面为标志层(图 6)，这是由于二者分别为碎屑岩和碳酸盐岩组合，界线很容易识别，并且在剖面上出露广泛。在对羊湖盆地进行恢复时，选择雅西错组与下伏地层不整合面为标志层。同时，考虑到剖面变形强烈、受逆冲断层影响较大，在钉线选择上，将钉线变形相对较弱的褶皱核部。在平衡剖面恢复基础上，利用标志层线长平衡法对地壳短缩缩量进行了计算，计算结果表明，南部褶皱冲断带现今长度分别为25km，原始长度分别为51km，短缩量为26km，短缩率为51%；羊湖盆地雅西错组现今长度为103km，原始长度分别为173km，短缩距离为70km，短缩率为41%，表明若拉错地区在雅西错组沉积之后发生强烈变形(图 6)。

对羊湖盆地若拉错地区和东部青藏公路沿线地区对比发现，二者在地层时代、岩石组合以及盆地结构方面具有一致性。首先，在地层时代上，可可西里东部风火山和通天河地区磁性地层学研究表明，沱沱河组(风火山群) 和雅西错组时代分别为51.0~31.3Ma和31.3~23.8Ma (Wang et al., 2008)。而研究区碎屑岩建造不仅与东部雅西错组在岩石组合上具有一致性，而且不整合于查保马组火山岩之下(朱迎堂等，2005)，表明其时代应早于中新世，并非唢呐湖组。同时结合研究区东部乌兰乌拉湖地区雅西错组磁性地层研究结果及其与查保马组接触关系(伊海生和林金辉，2004)，我们认为以沙坡梁剖面为代表的碎屑沉积其时代主体为渐新世，相当青藏公路沿线的雅西错组。另外，在盆地结构上，大量研究证实，可可西里盆地东段沱沱河组和雅西错组冲积扇相、浅湖相粗碎屑岩被上部五道梁群湖相碳酸盐岩不整合覆盖(Yi et al., 2004；Liu et al., 2005；Wang et al., 2008；Li et al., 2011)(图 3)。我们对若拉错地区实测剖面研究显示，以丰草沟剖面为代表的湖泊相碳酸盐岩沉积不仅与东部地区五道梁组在岩石组合具有一致性，尤为重要的是二者地层均近水平，并且不整合于下部紫红色砾岩和砂岩之上，表明丰草沟剖面应属中新世五道梁组。上述特点表明，羊湖盆地和可可西里东部盆地不仅沉积时代一致，而且发育了相同的沉积建造，并经历了相同的构造演化过程，表明二者属于同一盆地，即可可西里地区在渐新世存在一个大的新生代盆地-可可西里盆地，其现今表现出东、西残留盆地的特点是后期抬升剥蚀的结果。但由于沙坡梁剖面未见底，至于羊湖盆地是否存在风火山群沉积还有待进一步研究。

对可可西里东段盆地物源区、结构以及构造变形等研究证实，其性质属于受唐古拉山逆冲带控制的猪背式盆地(Li et al., 2011; Liu et al., 2003; Wang et al., 2002b, 2008；Li et al., 2012)。羊湖盆地沙坡梁雅西错组剖面发育的波痕、剥离线理和斜层理等沉积构造显示，盆地古流向方向主体向北(图 3)，指示盆地物源来自南部；同时沙坡梁剖面砂岩碎屑锆石U-Pb年龄峰值、碎屑锆石¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf、ε_Hf(t) 值也与可可西里东部盆地相同(Dai et al., 2011)，表明羌塘地体为羊湖盆地和可可西里东部盆地的物源区。另外，从构造位置和变形特征看，羊湖盆地位于南部褶皱冲断带北部，盆地新生代沉积主要分布于雪环湖逆冲断裂带北侧，由于实测剖面数量有限，目前还难以从盆地结构特征对盆地性质做出准确约束。但从区域上看，羊湖盆地南部褶皱冲断带向东与唐古拉山逆冲断裂带相接(图 1)，二者属于同一构造带。对东部唐古拉山逆冲断裂带研究表明，其活动时代为52~23Ma，并导致地壳发生强烈的短缩变形，并在其前缘形成沱沱河-风火山盆地(Li et al., 2011, 2012)；而对本区南部褶皱冲断带研究表明，该带经历了强烈变形，并导致地壳发生51%的缩短量。因此，结合羊湖盆地沉积时代、物源区分析、与东部盆地结构的相似性以及与南部褶皱冲断带空间关系，可以得出羊湖盆地具有相同的性质与特点。

通过对雪环湖-若拉错地区羊湖盆地地层、沉积、物源区和构造变形综合分析，可以得出如下结论：可可西里西段羊湖盆地沉积时代主体为渐新世-中新世，盆地沉积时代和沉积充填结构与东部青藏公路沿线地区相似；羊湖盆地形成演化受南部逆冲断裂带制约，具有猪背式盆地的性质特点；可可西里西段羊湖盆地与东段盆地属于同一盆地，在古近纪时在可可西里地区存在一个规模较大的“大可可西里盆地”。