本次发现的震积岩剖面位于柴达木盆地南缘格尔木市中灶火地区(图1), 属于东昆仑造山带与柴达木盆地的结合地区, 属于青藏高原内部典型的盆山体系。震积岩层位于盆地边缘, 该区地势较为平缓, 地表水流切割作用强烈, 更新统沉积类型丰富, 主要有湖积, 洪、冲积和冰水堆积等, 因该区沙漠化日益严重, 部分地区被风成沙堆积覆盖, 发现震积岩的地层主要为更新统湖相沉积层, 其岩性特征见表1。

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 柴达木盆地更新统震积岩剖面特征 Table 1 Characters of seismites sections of the Pleistocene in Qaidam Basin 地 层 层 号 层厚 /m 岩性描述 备注 更 新 统 19 0.1 风成砂 18 0.9 细砂— 粗砂旋回 局部发育同震断层 17 1.0 细中砂— 粗砂 局部发育同震断层 16 0.4 细砾层 局部发育同震断层、地震角砾等 15 0.6 细砂— 中砂 局部发育同震断层、地震角砾等 14 1.2 细砂— 中、粗砂 局部发育同震断层、地震角砾等 13 0.6 细砂— 粗砂 局部发育同震断层、地震角砾等 12 0.5 细砂— 中砂 局部发育地震角砾、球枕构造等 11 0.3 细砂— 中砂— 粗砂 含细砾 局部发育地震角砾等 10 0.7 细砾含粗砂— 粗砂 局部发育地震角砾等 9 0.1 细砂 局部发育地震角砾等 8 0.5 中细砂— 粗砂, 偶含细砾 7 0.1 中砂夹粗砂层 局部发育液化砂岩脉等 6 0.3 细砂夹黏土层 5 0.4 细砂 4 0.1 中砂含粗砂 局部发育液化砂岩脉等 3 0.2 细砂 2 0.4 中、细砂 1 0.2 粗砂夹细砾 17 0.1 风成砂 16 0.2 中砂 局部发育同震断层 15 0.3 粗砂 局部发育同震断层 14 0.6 细砂夹中砂 局部发育同震断层、地震角砾等 13 0.4 细砂— 中砂旋回 局部发育同震断层、地震角砾等 12 0.5 细砂— 中砂 局部发育同震断层、地震角砾等 11 0.3 粗砂 局部发育液化卷曲变形层 10 0.6 中细砂 局部发育地震角砾等 9 0.4 中砂 局部发育地震角砾等 8 0.8 中细砂 局部发育枕状层等 7 0.3 中细砂— 粗砂 局部发育液化卷曲变形层 6 0.8 中细砂夹细砾 5 0.4 中细砂 局部发育液化砂岩脉等 4 0.4 局部发育液化卷曲 变形层 3 0.5 中细砂夹细砾 局部发育液化砂岩脉等 2 0.3 中细砂— 粗砂 液化卷曲变形层、火焰状构造 1 0.4 粗砂— 细砂 液化角砾、阶梯状断层等

表1 柴达木盆地更新统震积岩剖面特征 Table 1 Characters of seismites sections of the Pleistocene in Qaidam Basin

图1

Fig.1

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	图1 震积岩剖面在柴达木盆地内的分布Fig.1 Distribution of seismites sections in Qaidam Basin

虽然不同学者对柴达木盆地中新生代以来的构造属性存在不同认识(葛肖虹等, 1998, 2002; 夏文臣等, 2001), 但现有研究均表明新生代以来随着青藏高原整体隆升, 柴达木盆地经历了一个复杂的构造作用过程, 构造活动强烈并伴随频繁的地震活动, 为震积岩的形成提供了较好的条件。

目前, 震积岩的分类学界还没有统一的标准, 国外倾向于将同沉积断裂、阶梯状断层、假结核、泄水构造、卷曲变形构造与液化砂岩脉等共同作为震积岩的鉴别标志(Spallctta and Vail, 1984; Bauerman, 1985; Rossetti and Goes, 2000; Brain, 2001; Knaust, 2002), 国内, 杜远生和韩欣(2000)曾提出一个简要分类方案, 乔秀夫和李海兵(2009)通过搜集近些年已报道的大量古地震资料, 根据沉积物的物性差异提出一个新的震积变形划分方案。作者综合现有分类方法, 结合研究区内沉积变形特征与构造变形标志, 将研究区内发现的震积岩鉴别标志分为软沉积物变形标志与同震构造标志, 前者强调古地震活动在地层中的沉积响应, 后者更注重对记录古地震活动构造变形的归类分析。研究区内发现的软沉积物变形标志包括下述几部分。

1)液化砂(泥)岩脉、微细液化砂岩脉。砂岩脉是一种在砂、泥岩互层沉积物中发育, 并切穿围岩水平层理的不规则砂质岩脉, 是沉积物在地震液化泄水过程中充填上下沉积物所形成, 属液化构造(乔秀夫和李海兵, 2009)。剖面内发育的砂岩脉规模较大(图 2-A), 宽1~7 cm, 最长可达几十厘米不等, 呈不规则弯曲、上粗下细的锥形, 某些具分叉现象, 并向下尖灭, 没有以往发现的向两端尖灭现象(魏垂高等, 2006; 石亚军等, 2009), 脉体走向与水平面近垂直。剖面内另有液化泥岩脉发育, 并有液化砂、泥岩脉相互填充的现象, 表明在余震或是下一轮地震活动中, 已形成的液化砂(泥)岩脉重新发生破裂, 上覆地层再次液化, 在围压作用下重新填充到破裂中, 形成两期脉体相互充填的现象(图 2-A, 2-B)。剖面内还有一类特有的微型液化砂岩脉发育(图 2-C), 与一般砂岩脉相比, 这些脉体呈直脉状, 较为平直, 宽3~5 mm, 长3~7 cm, 相互平行且近似垂直于层面发育, 国内尚未有此类标志发现, 推测其为地震作用时发生液化作用的砂岩层充填地震微裂缝所致, 可以将其作为砂岩脉的变种。

图2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图2 柴达木盆地更新统中的液化砂岩脉及球— 枕构造Fig.2 Liquefied sandstone veins and pillow-ball structures in the Pleistocene in Qaidam Basin

A— 阶梯断层切割液化卷曲变形层, 沿断层有砂岩脉充填, 上部发育液化角砾、火焰状构造, 同时有砂(含砂泥)岩脉相互充填现象(剖面Ph301第2层); B— 液化含砂泥岩脉(剖面Ph301第2层); C— 微细液化砂岩脉充填已有的震裂缝(剖面Ph101第7层); D— 脱水作用下完全变形的枕状层(剖面Ph101第11层); ①为液化砂(泥)岩脉, ②为液化角砾, ③为火焰构造以及球— 枕状构造, ④为阶梯断层, ⑤为同震褶皱, ⑥为震裂缝

2)液化角砾岩。在乔秀夫和李海兵(2009)的分类中其被归于液化泄水构造, 在本剖面中密集发育的液化砂(泥)岩脉刺穿围岩, 形成了这种原地— 近原地的角砾岩, 以泥砾为主, 呈不规则分布, 分选极差, 砾径3~14 cm, 部分泥质角砾因破碎时处于半固结状态, 边缘有挤压变形现象出现, 部分相邻的角砾可以拼接在一起, 表明砾石位移并不大(图 2-A; 图3-A, 3-B)。

3)负荷构造、火焰构造以及球— 枕状构造。这3种液化变形构造都是地震作用过程中, 发生液化作用的软沉积物层在上下层沉积物密度差影响下, 上覆较重的砂质层发生负荷下陷而形成的, 较粗的砂石层在负荷作用下会在砂层底部形成负荷构造(杜远生等, 2007), 下伏泥质沉积层被向上挤入砂层则形成火焰状构造(图 2-A), 当砂石层下陷过程中发生塑性变形与脱水作用则会形成球— 枕状构造(乔秀夫和李海兵, 2008)。本次发现的震积砂枕呈椭圆形 (图 2-D), 表明曾经历过完全变形与脱水作用, 其长轴直径约4~6 cm, 短轴直径约2~4 cm, 同时发育同心纹层, 外观类似生物外壳, 属完全变形的枕状层(石亚军等, 2009)。

4)地震角砾岩。指地震作用过程中强烈振动引起沉积物的破裂变形, 并被后期沉积物填充而保存下来形成的角砾岩(乔秀夫和李海兵, 2009)。研究区内发育的地震角砾岩分两类:一类呈脆性破碎特征, 分选磨圆很差, 发育于同震断层底部呈震积砂枕状, 角砾成分以砂砾石为主, 完全被其周围泥岩、粉砂岩包容, 呈现出与周围共生岩层极不协调的特征(图 4-A); 另一类则具有软沉积物变形特征, 以泥质角砾为主, 在角砾形成过程中发生变形、拉长、弯曲等特征, 具有塑性变形特征, 位于同震断层上盘内部(图 3-C, 3-D)。

5)液化卷曲变形层。指在地震扰动层内发育的、在地震过程中发生液化卷曲变形而形成的褶皱层。常在薄层、条带状岩层或具纹层的岩层中发现此类变形层, 其变形往往限于本层内部。剖面内液化卷曲变形以平缓褶皱为主, 局部有箱状、紧闭褶皱发育, 同时褶皱层内发育负荷构造、液化砂岩脉、液化角砾岩等一系列软沉积物液化变形特征, 与乔秀夫等(1994)发现的震褶层特征相似。在区内这类液化卷曲变形层共发育有3期, 是区域内多期次构造活动在地层中留下的沉积学证据之一(图 5-B, 5-C)。

6)液化均一层。该层是软沉积物层在地震液化作用中, 沉积物经历震动、液化、稀释作用后, 上层的沉积物结构、性质趋向均一并在地震作用后期形成的沉积层, 反映了地震活动所引起的软沉积物液化作用以及构造变形作用的结束, 厚度1~10 cm, 区域内分布较稳定。

图3

Fig.3

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	图3 柴达木盆地更新统中的液化角砾与地震角砾岩Fig.3 Liquefied breccia and seismic breccia of the Pleistocene in Qaidam Basin

A— 液化卷曲变形层内发育液化角砾、液化含砂泥岩脉等震积标志(剖面Ph301第2层); B— 液化卷曲变形层内发育液化角砾、液化砂岩脉等(剖面Ph301第2层); C— 震积岩层内发育的地震泥角砾岩(剖面Ph101第10~15层); D— 同震断层内部发育的地震泥角砾岩(剖面Ph301第2~9层); ①为液化砂(泥)岩脉, ②为液化角砾, ③为液化均一层, ④为阶梯断层, ⑤为同震褶皱, ⑥为地震角砾岩

图4

Fig.4

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	图4 柴达木盆地更新统中的同震断层Fig.4 Syn-seismic faults of the Pleistocene in Qaidam Basin

A— 两期同震断层, 断层上盘内有地震角砾发育(剖面Ph101第16~17层); B— 大型同震断层, 切割了先期发育的软沉积物变形构造层(剖面Ph301第3~9层); ①为火焰构造以及球— 枕状构造, ②为地震角砾岩, ③为液化卷曲变形层, ④为同震断层

图5

Fig.5

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	图5 柴达木盆地更新统中的液化卷曲变形构造Fig.5 Liquefied convolute deformation structures of the Pleistocene in Qaidam Basin

A— 阶梯断层切割液化卷曲变形层(剖面Ph301第2层); B— 发育液化卷曲变形层, 并被阶梯状断层与含砂泥岩脉切割(剖面Ph301第2层); C— 剖面中液化卷曲变形层至少发育了3期(剖面Ph301); D— 地震引起的同震褶皱等同震构造变形标志(剖面Ph301 第2层); ①为液化砂(泥)岩脉, ②为液化角砾, ③为液化卷曲变形层, ④为阶梯断层, ⑤为同震褶皱

1)震裂缝。指原地沉积物在地震作用过程中发生破裂而形成的一系列裂缝, 被后期的砂岩脉与泥岩脉填充(图 2-C), 往往垂直层面发育, 产出较为密集, 密度与古地震强度以及地层与震中的距离有关。在剖面内发现的一系列独特的微细液化砂岩脉就是在地震作用后期, 液化砂岩脉填充初期的震裂缝而形成的。

2)阶梯断层(系)。阶梯断层(系)由一系列近平行正断层组成, 是地层在震动过程中形成的、以张性为主的断层, 可单独发育, 也可平行排列呈阶梯状。剖面内断层断距为3~30 mm, 断面总长度14~23 cm, 倾角较陡, 沿断层有砂岩脉与泥岩脉充填, 一般限于层内发育。其成因通常被认为是地震引起的液化作用停止后, 沉积物重新压实使体积变小, 导致沉物表面差异性下沉而形成的(石亚军等, 2009)。本剖面中因地层较新, 后期受地层压实作用影响较小, 故断层断距较长, 与以往的毫米级别的微断层相区别, 同时在某些部位与震褶岩发育于同一层位, 即次级断层切割液化卷曲变形层, 使之成为彼此分离的断块(图 5-A)。

3)同震褶皱。指在地震液化扰动层内发育的反映地震波波动性质的褶皱系(图 5-B, 5-D), 以褶皱轴面及枢纽方向不确定、形态各异、附近岩层无明显变形而区别于重力流中的滑塌构造顺层剪切褶曲, 在液化卷曲变形层内大量发育。同震褶皱以平缓褶皱为主, 局部有箱状、紧闭褶皱发育, 部分呈包卷状、波状、槽状、箱状等, 形状与岩层岩性以及地震波性质差异有关, 局部有与微断层相关的牵引褶皱发育, 单个褶曲大小约2~15 cm, 主体为3~8 cm, 同震褶皱层厚约20~40, cm。

4)大型同震断层。除上述同震构造标志外, 剖面内还发现有大量大型同震断层(图 4-A, 4-B), 该断层上盘在多期次的地震等强烈构造作用持续影响下表现出同沉积沉降特征, 其主要特点有:(1)均为正断层, 剖面上呈上陡下缓铲状; (2)下降盘地层明显增厚, 且下降盘多位于断层南侧(表 2); (3)在部分断层上盘内发育的不对称背斜具有间歇性发育的特点, 断层内部可能存在沉积间断, 同时沉积物成分和粒度也存在变化, 断层上盘有大量地震角砾岩分布, 说明这部分同震断层可能存在多期活动(图 4-A), 其也反映了区域内地震活动的多期性。

表2

Table2

表2(Table2)

表2 剖面Ph101和Ph301同沉积断层断距统计 Table2 Statistics of throw of synsedimentary faults in sections Ph101 and Ph301 同沉积断层编号 断距 第1期 第2期 Ph101-1 1.5(南) 2.5(南) Ph101-2 0.5(南) 0.4(南) Ph101-3 1(南) / Ph101-4 0.6(南) 1(南) Ph101-5 1.5(南) / Ph101-6 1.5(南) 2(南) Ph101-7 1(南) 1(南) Ph101-8 2(北) / Ph101-9 0.9(南) 0.3(南) Ph101-10 1(南) 1.5(南) Ph101-11 0.7(南) / Ph101-12 0.6(南) / Ph101-13 0.5(南) / Ph301-1 0.6(南) / Ph301-2 0.5(北) 1.5(南) Ph301-3 1(南) / Ph301-4 1(南) 1.6(南) Ph301-5 4(南) / Ph301-6 2(南) / Ph301-7 1(南) / 注:“ 南” 、“ 北” 表示沉降盘方向。

表2 剖面Ph101和Ph301同沉积断层断距统计 Table2 Statistics of throw of synsedimentary faults in sections Ph101 and Ph301

柴达木盆地在中生代进入大陆动力学演化阶段, 与邻近的昆仑山脉共同组成了板内盆山体系, 本地区该阶段的构造运动可以被归为两个阶段(李德威, 2008), 首先是燕山期的板内造山成盆作用, 其次是喜山期随同青藏高原整体发生的快速隆升作用, 而与本次震积岩层有关的古地震活动就发生在后一阶段。作者发现新近纪以来盆地逐渐由代表温湿环境的深色灰泥岩沉积(干柴沟组等)过渡为代表温暖干旱环境的红色砂泥岩沉积(察尔汗组等), 同时沉积层中碳酸盐岩减少, 膏岩类增多, 在发现震积岩的剖面内还有泥裂等指示湖盆干涸的暴露构造, 这都表明随着青藏高原整体自3.6 Ma以来的均衡隆升, 盆地及相邻造山带构造活动强烈, 致使盆地内沉积中心与沉积相发生变化, 研究区内湖盆面积逐渐减少, 直至最终消失。

在喜山晚期, 柴达木盆地及昆仑山地区随着青藏高原整体发生快速隆升, 隆升过程伴随着剧烈的地震活动, 隆升的昆仑山脉在重力势能及其侧向应力的推动下以推覆体和滑覆体的形式向柴达木盆地中心扩张, 盆地受到来自相邻山脉的侧向挤压作用, 在地表形成一系列南侧沉降的同震断层以及其他震积构造, 这些变形构造在盆地边缘较强, 向中心逐渐减弱, 因此震积岩仅在盆山边界地区有发现, 同时来自震积岩同震构造的统计数据(表1)还显示, 90%的同震断层沉降盘位于南侧, 表现出两期发育特点的同震断层中, 67%的断层第2期断距大于第1期, 同时剖面南侧发育同震断层的密度与规模明显增大, 且同震断层切割了先期形成的数个震积软沉积物变形层, 表明该地区后期又发生了多次更为强烈、时代更新的构造运动, 将前者破坏, 形成具有全新特征的震积构造与软沉积物变形组合。综上所述, 地震过程中引起软沉积物变形的作用力主要来自南方, 即盆地南侧昆仑山隆升过程中强烈构造活动是震积作用的直接诱发因素, 而昆仑山的多次隆升是青藏高原整体分阶段隆升的局部表现之一。

综上所述, 柴达木盆地作为青藏高原内部盆山系统重要的组成单元, 青藏高原更新世以来的多次隆升作用为盆地内震积岩的发育提供了有利的条件, 自3.6 Ma以来青藏高原开始整体性均衡隆升(李吉均等, 1999, 2001; 方小敏等, 1998), 以垂直运动和脉动式隆升为特征, 可划分出3.6、2.5、1.8~1.2、0.8、0.15 Ma等一系列造山事件(李德威, 2008; Li, 2010), 这些隆升事件均伴随着强烈的古地震活动, 对剖面内释光样品的测试分析表明发现的震积岩可以作为1.8 Ma BP、0.8 Ma BP和0.15 Ma BP 共3次造山事件的沉积响应证据之一, 即在高原整体隆升的背景下发生的昆仑山隆升作用控制了柴达木盆地的沉积, 使柴达木盆地南侧下陷沉积, 形成了一系列沉降盘位于南侧的大型同震断层, 这个过程中山体持续隆升而盆地持续沉积并伴随着区域内剧烈的地震活动, 震积构造得以迅速掩埋保存在地层中, 形成了一系列震积特征层。此外青藏高原周边盆地内发育的青藏高原源的砾石碎屑沉积层、柴达木盆地中更新统的湖相沉积层以及周边山系冰碛物层都可以作为3次造山事件的证据。

柴达木盆地南缘更新统中发现的震积岩是一套发育有液化砂(泥)岩脉、液化角砾岩、液化卷曲变形层等软沉积物变形标志, 以及大型同震断层、震裂缝、同震褶皱等同震构造变形特征的泥质、粉砂质震积岩层, 是水下未成岩状态下湖相地层中保留下来的区域内古地震活动的原始记录, 是该地区有报道以来最新的震积岩层。

该区震积岩的发现表明, 自上新世以来昆仑山北缘及柴达木盆地仍处于频繁而强烈的活动状态, 同时昆仑山隆升与相邻的柴达木盆地断陷沉积具有同期活动性质, 以盆山边界断裂为界, 山体不断隆升而盆地保持持续沉积状态, 这是震积构造迅速被掩埋并得以大量保存的重要原因。