孙浩越 何宏林* 付碧宏 杨顺虎白濱吉起 池田安隆 狩野谦一 越後智雄

1)中国地震局地质研究所，活动构造与火山重点实验室，北京 100029

2)中国科学院地质与地球物理研究所，地球深部研究重点实验室，北京 100029

3)东京大学地球与行星科学系，东京 113－0033

4)静冈大学地球科学研究所，静冈 422－8529

5)地域·地盤·環境研究所，大阪 550－0012

0 引言

自印度－欧亚板块发生碰撞以来，青藏高原一直在持续扩展，但是高原各边界的扩展样式和扩展机制却存在着明显的差异。青藏高原向南的扩展是以喜马拉雅地区逐渐向南跳跃发展为特征的，即当推覆体上升到高原现在的高度时，印度－欧亚板块间的边界断层就会向100km外侧跳跃形成新的断层带，如此反复高原向南逐渐扩展，现在青藏高原南缘的Himalaya Frontal Fault(HFF)就是从Indus-Tsangpo Suture Zone(ITSZ)开始经过Main Central Thrust(MCT)和Main Boundary Fault(MBF)向南跳跃的。青藏高原向SE方向的扩展是以连续成长为特征的，地形上中南半岛至青藏高原大约1000km的距离上从0m开始逐渐上升到4km的高度，不存在剧烈的地形起伏和破坏，重力异常特征也与高原南缘的喜马拉雅地区表现得完全不同，自由空气重力异常达到接近0的均衡状态，这种扩大可能与下地壳向SE的流动相关(Clark et al.，2000)。在青藏高原的东北缘，高原的扩展则是以一系列褶皱和逆冲、推覆构造为特征，然而这种褶皱逆冲的扩展是自西向东或自东向西逐渐发展的，在库木库里至祁连山的广大区域同时发生，并以柴达木盆地为中心向东、西两侧逐渐发展，到目前为止仍然没有明确的认识。

库木库里盆地位于青藏高原与柴达木盆地之间，是两者的过渡地带，也是高原主体部分扩展的前缘地区。东昆仑断裂和阿尔金断裂分别构成了该盆地的南、北边界并在盆地西南发生交会，祁漫塔格褶皱冲断系在盆地东北将其与柴达木盆地分隔(图1)。因此，库木库里盆地是研究高原北缘构造活动、变形历史的极好场所。但由于库木库里盆地是一个四周被海拔5km以上的高山环绕的封闭盆地，盆地内湖泊、沼泽特别发育，自然条件十分恶劣，人迹罕至，地质调查程度很低，到目前为止，盆地周缘和内部构造的性质和活动性、盆地内的构造变形等核心问题几乎未见研究成果发表。因此，本文将通过分析库木库里盆地的洪积扇和阶地等地形地貌的展布形态，讨论库木库里背斜的空间扩展特征及其活动性、隆升速率以及次生断层的活动情况。最后就盆地构造的发育、演化与柴达木盆地进行对比，探讨青藏高原东北缘的扩展机制。

图1 库木库里盆地及其周边构造图Fig.1 Tectonic map of Kumukol Basin and its surroundings.

1 库木库里背斜地形地貌特征

库木库里盆地整体上呈三角形，东西长约350km，中部最宽处达90km，盆地两端收缩到30～50km，其东北为祁漫塔格山，西北为库木布彦山，南为阿尔喀山(阿尔塔格山)。盆地内海拔3800～5221m，地势西高东低，盆地中间发育1个巨大的复式背斜构成的盆地中部丘陵带，分隔南、北356km2的阿其克库勒湖和670km2的阿牙克库木湖。总体上看，库木库里盆地呈现出“大盆地中套小盆地”的地貌轮廓(艾斯卡尔等，1993)。

库木库里背斜在地表为长约180km，宽约40km的丘陵，其轴向NWW－SEE，与盆地南北的山系及构造走向一致，与NEE向的主压应力轴垂直，反映了区域应力场与构造变形的协调一致性(图1)。利用SRTM3的DEM数据(90m分辨率)，提取了该背斜的1条纵剖面和8条横切剖面(图2)。结果显示，在纵向上总体呈现出西高东低的特征，中部低洼处应是南边阿尔喀山积雪融水汇成的北向河流与背斜上发育的东向河流对原本隆起的背斜强烈的侵蚀作用而形成;从横切剖面来看，背斜的隆起程度及背斜的宽度从西向东逐渐减小，到最东边时背斜构造对地形的影响已经很弱(图2b)。因此，根据地形地貌特征，库木库里背斜可大致分为西、中、东3段。背斜的西段由于海拔较高，未被河流阶地面或洪积扇所覆盖，出露渐新统(石马沟组)、中新统(石壁梁组)、上新统(红石梁组)和第四系4套地层，4套地层总厚度超过7km(张云翔等，1996，2001;黎敦朋等，2004a，b);背斜中段由于受到发源于南部阿尔喀山的河流的侵蚀，地形较为起伏，且低于背斜的东、西两段;背斜东段被一个大规模洪积扇所覆盖，使得这里的地形显得十分平坦(图2a)。这种各段上地形、地貌的差异，暗示着背斜存在着自西向东扩展变形的生长特征。

图2 库木库里盆地阴影地形图(a)及地形剖面(b)(地形数据来自SRTM 3)Fig.2 Relief map of Kumukol Basin(a)and topographic profiles(b).

2 阶地发育特征

2.1 阶地分布特征

通过对盆地的DEM阴影图、倾向图和ETM影像的分析，发现背斜在西段主要以侵蚀作用为主，不发育河流阶地;中段冲积和侵蚀作用互相影响，使得该段发育的阶地保存不完好，较为零散;背斜的东段在皮提勒克达利亚河两岸，发育了约10级河流阶地，且大多保存完好。下面将重点介绍东段的河流阶地。

白濱吉起(2011)基于该地区的ALOS卫星影像，通过对阶地坎风化程度的解译，认为在背斜的东段共发育11级平坦地形，包括一个洪积扇和10级阶地(T1～T10)(图3a)。其中洪积扇是最高的一级平坦地形面，也是分布范围最广、面积最大的地形面，在河流两岸都有分布。从面积和形态来看，洪积扇呈现出巨大的扇顶指向南的扇形，说明它是一个物质来源于南部高山的巨型洪积扇，形成于该处背斜发育之前;在后来背斜的隆升和断层活动的影响下，不断抬升变形，并受到较强的侵蚀。由于背斜和断层的隆升活动，穿过背斜的河道为了与北部的阿牙克库木湖的局部侵蚀基准面达到平衡状态而不断下切和东迁，原有的河床保留下来，在河流西岸沿背斜的倾伏方向从老到新依次发育了9级阶地，各级阶地遭受侵蚀的程度和隆升量也根据新老关系表现出较好的时序性(图3b)。从T10～T2阶地的展布特征可以看出，河道在背斜北翼发生了大约60°的偏转，最远端的侧向迁移量达到25km，而河道从出山口到穿过背斜的长度也只有50km，如此巨大的侧向迁移量不可能仅仅由河道的自然摆动造成，而应该是背斜的侧向生长引起的。阶地从西向东的分布形态，指示出河道向东迁移，也反映了背斜从西部抬起并向东扩展变形的特性。

2.2 阶地测年结果

根据扇体阶地坎上发育的冲沟已经溯源侵蚀到扇体内部的特征，白濱吉起(2011)推测洪积扇扇体大约形成于末次冰期之前的一次冰期(距今约140ka)。2011年9月份的野外考察所能到达的地点在背斜最东端的皮提勒克达利亚河东支流，沿该支流发育高、低2级河流阶地，其中高阶地为洪积扇残存面。分别在两级阶地上采集了宇宙成因核素和光释光测年样品(图4a，b)，采样位置用星号表示在图3a中。

光释光样品共5份，分别编号为KB－OSL－01～05，其中KB－OSL－01～02采于高阶地，位于同一剖面的相同层位;KB－OSL－03～05采于低阶地，位于同一剖面的不同层位。所有样品等效剂量的测量是在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室Daybreak 2200自动测试系统上完成的，采用的方法是4～11μm细颗粒石英简单多片再生法(Lu et al.，2007)，详细实验流程参见杨会丽等(2011)。环境剂量率中U，Th含量在中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室用厚源alpha计数法获得，K含量在西安中国科学院环境研究所用X衍射法获得。OSL测年获得的是沉积物最后一次曝光距今的时间，即样品所在层位的沉积年龄，亦是阶地堆积物的沉积年龄。表1

图3 库木库里背斜东段皮提勒克达利亚河阶地分布图(白濱吉起，2011)Fig.3 Terraces of Pitilekedaliya River in the east section of the Kumukol anticline(after Shirahama，2011).

宇宙成因核素样品共6个，全部为阶地表面的石英砾石，为最大限度地降低次生宇宙射线在样品厚度上的衰减，所有砾石的粒径皆＜5cm，此外样品采集地点没有高山屏蔽。SP001、003、006采集于高阶地(阶地H)，SP002和004采集于低阶地(阶地M)，SP005是现代河床样品。对测年结果做如下讨论。表2

3 讨论

3.1 阶地年龄

图4 测年样品采集Fig.4 Dating samples collection.

表1 库木库里背斜东段堆积物光释光测年结果Table1 OSL ages of fluvial samples at the east section of Kumukol anticline

表2 库木库里背斜东段阶地宇宙成因核素10Be暴露测年结果(Shirahama et al.，2012)Table2 The10Be exposure ages of samples at the east section of Kumukol anticline(after Shirahama et al.，2012)

相对于高阶地，低阶地的3个光释光测年结果在深度剖面上呈现较好的时间序列，说明数据可信度高。由于越靠近地表的层位越能代表阶地的形成年代，故选取靠近地表的最年轻的年龄值作为低阶地的堆积年龄，即(89.3±9.0)ka。而高阶地相同层位的2个测年结果相差很大，在2倍以上，由于测年样品可能再被搬运，存在继承性的计量，对于同沉积层通常采用较低的值，因而此处采用较小的KB－OSL－02测年结果(102.4±3.7)ka作为高阶地的堆积年龄。Meriaux等(2004)对库木库里盆地西边的苏拉木塔格(Sulamu Tagh)的冰川地貌和车尔臣河的河流阶地的宇宙成因核素暴露测年结果显示所有地貌面的年龄皆＜(113±7)ka，这也印证了采用较小年龄的合理性。此外，构成高阶地的残留洪积扇(即采样点处的高阶地)在库木库里背斜的东段分布规模巨大，是冰川消融后发育的冰水扇，样品KB－OSL－02的结果正好与氧同位素阶段5e～5d的过渡期对应(图5)，即冰期转为间冰期的过渡阶段，大量的冰川融水满足了形成大规模冰水扇的水动力条件。

图5 阶地光释光测年结果与古里雅冰心氧同位素变化及深海氧同位素阶段对比，δ18O 曲线(据 Thompson et al.，1997)Fig.5 The δ18O changes in the core samples of Guliya ice cap(after Thompson et al.，1997)compared to the OSL ages of terraces at Kumukol Basin.

采自高阶地的3个样品的10Be暴露年龄分别为(113.93±0.45)ka、(84.81±3.38)ka和(68.33±0.66)ka，取其平均值作为该级阶地的暴露年龄，为(87.09±2.31)ka;低阶地的2个样品的年龄分别为(23.25±0.24)ka和(36.21±0.41)ka，其暴露年龄为平均值(29.73±0.48)ka;现代河床样品的结果为(64.61±0.41)ka，远远大于低阶地暴露年龄，甚至接近于高阶地的年龄，可能是所采集的石英砾石为来源于高阶地的物质的再沉积。

光释光测年结果获得的是阶地沉积物的堆积埋藏年龄，实际要老于阶地面形成的年龄;宇宙成因的10Be暴露测年结果揭示的是阶地沉积物再次暴露的年龄，阶地表面的侵蚀作用会使获得的暴露年龄偏年轻。即光释光年龄代表了阶地形成的最大年龄，宇宙成因暴露年龄代表了阶地形成的最小年龄。因此，高阶地(洪积扇)的年龄为(87.09±2.31)～(102.4±3.7)ka;低阶地的年龄为(29.73±0.48)～(89.3±9.0)ka。

3.2 库木库里背斜的隆升量与速率

洪积扇形成后，扇面上发育古皮提勒克达利亚河，随着背斜和断层的活动，扇面不断变形抬升，河流不断下切。白濱吉起(2011)利用皮提勒克达利亚河现代河床的高程构建了一个代表古扇面的虚拟数字高程模型，然后用现今真实的数字高程模型进行简单的减法运算，即得出了整个背斜东段不同区域的隆升量(图6)。需要说明的是，由于量值是基于DEM获得的，所以其精度也取决于DEM的精度。本文使用的DEM数据为美国太空总署(NASA)与国防部国家测绘局(NIMA)联合测量的SRTM 3(Shuttle Radar Topography Mission)数据，分辨率为90m，高程标称为16m。王琪洁等(2009)在美国南加州地区利用连续GPS观测站的高程资料与SRTM数据的高程数据进行对比分析后发现，该地区的SRTM与GPS数据的高程差异标准偏差为±8.63m。此外詹蕾等(2010)对不同地形条件下的SRTM高程精度进行分析后得出地形粗糙度越小精度越高的结论。鉴于研究区为一个大型洪积扇，地形非常平坦(图4b)，取DEM的高程精度为10m。

结果显示，隆升量自西向东、从背斜轴部向两翼逐渐降低，其中洪积扇的隆升量明显大于其他阶地，最大值出现在河流中游的东岸，达到了(285±10)m，根据上述残留洪积扇构成的高阶地的测年结果获得库木库里背斜相应的平均隆升速率为(2.80±0.28)～(3.28±0.28)mm/a。利用一些生态幅度窄，对温度、湿度、海拔高度要求严格的植物作为气温冷暖和海拔高度的标志，根据盆地沉积物的孢粉分析结果，肖爱芳等(2003)认为，库木库里盆地在上新世末期的海拔高度低于2500m，因此相对于现今盆地最低3800m的海拔高度，第四纪以来盆地至少隆升了1300m，即第四纪以来盆地的平均隆升速率至少为0.52mm/a。但是，由于该隆升速度未考虑第四纪沉积厚度对盆地海拔高度的影响，因此盆地第四纪以来真实的平均隆升速率应该＜0.52mm/a。而库木库里盆地是一个封闭的盆地，侵蚀基准面为北部的阿牙克库木湖，盆地的整体抬升不会造成侵蚀基准面的变化，因此本文得出的结果实质上是背斜相对于盆地的隆升量和速率。

图6 库木库里背斜东段隆升量(白濱吉起，2011)Fig.6 Amount of uplift at the east section of Kumukol anticline(after Shirahama，2011).

3.3 断层的垂直位移量和速率

在皮提勒克达利亚河东、西两岸的冰水洪积扇面上都出现了隆升量突变的现象(图3b，图6)，显示在库木库里背斜上发育了2条次级逆冲断层，分别命名为NKF和SKF(图6)。在皮提勒克达利亚河西岸，NKF表现为2支平行断层坎，跨过河流到达东岸后，合并为1条断层坎，坎高最高达65m，并且向东逐渐降低。SKF在皮提勒克达利亚河东、西两岸均表现为1条单一的断层坎，坎高最高达67m，并向东逐渐减小。结合冰水洪积扇的形成年龄，计算得出NKF和SKF两断层的最大垂直滑动速率分别是(0.64±0.20)～(0.75±0.23)mm/a和(0.66±0.20)～(0.77±0.23)mm/a。

3.4 库木库里背斜的侧向扩展

在对美国西部Wheeler Ridge背斜的研究中，Keller等(1999)提出了利用地形、地貌确定背斜侧向扩展的6个标志:1)水系密度减小和下切侵蚀程度向背斜扩展方向降低;2)横穿背斜风口海拔高度向背斜扩展方向降低;3)背斜脊线及地形的海拔高度向背斜扩展方向降低;4)形成特征水系;5)越老的沉积物或地貌面变形程度越大;6)前翼地层旋转角和倾角减小，等等。虽然目前还未能获得诸如生长地层等能直接证明背斜侧向扩展的资料，背斜也不发育风口和特征水系，但是库木库里背斜很好地满足了其他几个条件。

首先，从背斜的横切剖面可以看出，背斜的隆起程度及宽度从西向东逐渐减弱，到最东端时背斜对地形的影响已经非常微小。背斜的纵剖面显示，虽然中间部位受到来自于南侧和西侧流水的侵蚀而比东、西两侧的海拔高度更低，但是总体上仍然呈现出西高东低的特征(图2b)。

其次，从地形地貌上背斜可以大致分为3段。西段直接出露古近纪和新近纪地层，不发育第四纪地层，在侵蚀作用下沿地层走向发育了高差很大的谷、脊相间地形，还在山脊上发育了许多小冲沟，显示出侵蚀作用非常强烈。中段虽然受到流水的影响被侵蚀，形成了比东、西2段更低的地形，但是没有发育很深的沟谷和突出的小山脊，整体上地形仍较为平缓，起伏程度也不如西段强烈，下切程度明显更低。背斜的东段则被洪积扇覆盖，仅仅局部受到侵蚀，洪积扇的整体形态和表面都保存很好，显示出很低的侵蚀程度(图2a)。因此，整个背斜的下切侵蚀程度是向背斜扩展方向逐渐降低的。

此外，横切背斜的皮提勒克达利亚河在背斜北翼的西岸发育一系列河流阶地，从老到年轻依次向东展布，而在东岸则不发育任何阶地，揭示了河流非常强烈的向东迁移作用。河道巨大的侧向偏转量(偏转角度约60°;最远端的迁移距离达25km左右)相对于只有50km左右的河流长度显得十分异常，显然不是正常的河流侧向侵蚀所能达到的结果(图3a)。此外，各组阶地面相对于河流的拔河高度显示，越老的阶地受到构造变形的程度越大(图3b)。而洪积扇面的隆升量(图6)则直接反映了地貌面向东的变形程度逐渐降低的现象。

肖爱芳等(2005)分析盆地内碎屑物质的物源后得出物源区曾由南转向西的结论，也从侧面印证了背斜的侧向扩展。

3.5 库木库里盆地与柴达木盆地的相似性

库木库里背斜轴向NWW－SEE，与祁漫塔格逆冲推覆系和祁连山断裂带的走向一致，其形成应当与主压应力方向为NEE的区域应力场有关，柴达木盆地内部也发育了一系列相同走向的褶皱变形构造。库木库里背斜自西向东隆起的特点说明，盆地内部活动性西强东弱;柴达木盆地的褶皱变形构造主要分布在北部块断带、昆北断阶带和中央坳陷的西部，在中央坳陷的中部和东部发育较少(戴俊生等，2000)，也表现出显著的西强东弱的构造活动特征。可见，库木库里盆地现今的构造活动与柴达木盆地具有很大的相似性，都受控于NEE向的区域挤压应力场，并且受到西边阿尔金断裂的强烈影响。

4 结论

通过对库木库里盆地的地形横、纵剖面和阶地展布形态的分析，以及在背斜东段的野外调查和河流阶地的光释光(OSL)测年与10Be暴露年龄结果，得到以下认识:

(1)库木库里背斜走向为NWW，与青藏高原北缘的大型构造带，如祁漫塔格逆冲推覆系、祁连山断裂带等的走向一致，说明库木库里背斜的形成受控于主压应力为NEE向的区域应力场。此外，一系列地形、地貌和水系特征，以及背斜东段隆升量的分布情况还显示出背斜向东部扩展变形的特点。

(2)背斜东段发育一个大型的洪积扇，堆积年龄为(102.4±3.7)ka，是深海氧同位素5d～5c的过渡阶段，这一年龄值表明，冰川融水为其形成提供了水动力条件，因而它是一个冰川融水形成的冰水扇;其10Be暴露年龄为(87.09±2.31)ka，是扇面形成的最小年龄。

(3)利用现代河床的高程得到了扇面形成以来的隆升量，隆升量自西向东、自轴部到两翼逐渐减小，最大值为(285±10)m，晚更新世以来背斜东段平均隆升速率的最大值为(2.78±0.28)～(3.28±0.28)mm/a。

(4)背斜东段还发育了2条较大的次级断层NKF和SKF，并在扇面上形成了数十m的断层坎，最大坎高分别为65m和67m，在扇体年龄的约束下获得了扇体形成以来2条断层的最大平均垂直滑动速率分别为(0.64±0.20)～(0.75±0.23)mm/a和(0.66±0.20)～(0.77±0.23)mm/a。

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