作为当今地球上海拔最高、面积最大的高原, 青藏高原是一个具有复杂地质涵义、而且极为特别的地理和地质单元(施雅风等, 1999; 李海兵和杨经绥, 2004; 王成善等, 2004, 2009, 2010; 安芷生等, 2006; 许志琴等, 2008a, 2008b, 2011a, 2011b; 杨经绥等, 2009; 赵志丹等, 2011)。从1893年Suess提出“ 特提斯洋” 的概念以来, 中国学者施雅风和刘东生(1964)根据在希夏邦马峰北坡上新世野博康加勒地层中发现的高山栎等植物化石, 首次推测上新世以来喜马拉雅山已上升3000 m, 引起了国内外的关注和重视, 并掀起了“ 特提斯洋” 关闭与青藏高原隆升的持续性研究。

许多学者从各自不同的角度对青藏高原隆升及其环境效应进行了广泛的研究, 取得了许多重要概念和认识, 如:(1)Zhao和Morgan(1985)提出, 青藏高原从25 Ma开始发生隆升, 这个过程一直持续, 直到现在; (2)李吉均和方小敏(1998)得出的概念是, 冈底斯山和喜马拉雅山的隆起开始于中新世早、中期, 青藏高原的整体快速隆升开始于3.6 Ma的青藏运动; (3)施雅风等(1999)将青藏高原的隆升和环境演变划分为3个阶段; (4)葛肖虹等(2006)也将高原隆升划分为3个阶段, 并对多年来将青藏高原内部及其周边的新生代盆地解释为前陆盆地提出质疑; (5)安芷生等(2006)强调, 中国中新世以来季风— 干旱环境与青藏高原阶段性生长耦合演化存在密切的关系; (6)王成善等(2009)提出了“ 原西藏高原” 模式, 并特别强调高原不同块体可能具有不同的隆升历史。

青藏高原的新生代产生了许多较为重要的全球变化, 如始新世时大洋O-Sr同位素组成的变化(Raymo and Ruddiman, 1992; Garzione, 2008)、始新世— 渐新世全球气候变冷事件(Dupont et al., 2007)、中新世亚洲季风的形成与加强(An et al., 2001; Harris, 2006; Zhang et al., 2009; Wang et al., 2010; Suarez et al., 2011)等。另外, 许多学者还对青藏高原隆升造成的其他地质变化进行了研究和探索, 如:李海兵和杨经绥(2004)关于青藏高原北部白垩纪隆升的研究, 唐哲民等(2011)以及李勇等(2011)对龙门山隆升与青藏高原隆升的成生关系的探讨, 裴军令等(2011)关于塔里木盆地腹地对青藏高原隆升的响应的研究, 刘燕学等(2011)从沱沱河盆地古近纪— 新近纪盆地演化探索了青藏高原隆升的沉积响应。更为重要的是, 崔晓庄等(2012)在青藏高原东缘盐源盆地的古近系中发现并系统研究的风成沙丘, 为作者此次研究提供了一个重要的参考实例。立足于上述学者的多方面研究及其丰硕的研究成果, 以酒泉地区新生代风成砂岩及其相关沉积为线索, 从沉积学角度探索青藏高原新生代隆升的沉积学响应, 为今后的深入研究提供重要的线索和思考途径。

图1

Fig.1

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	图1 甘肃省古近系和新近系露头分布与剖面位置(据杨雨, 1997, 有修改)Fig.1 Outcrop distribution from the Paleogene to Neogene in Gansu Province and the section location(modified from Yang, 1997)

青藏高原东北缘的甘肃省河西走廊地区, 即从兰州市向北西一直到敦煌市一带, 普遍发育古近系和新近系(图 1), 由于在酒泉一带富集油气而被石油地质学家简称为酒泉盆地或酒西盆地(王崇孝等, 2005; 潘良云等, 2006), 将河西走廊及其邻区的中— 新生代盆地进一步划分为敦煌盆地、酒泉盆地、民乐盆地和武都盆地等。多年来的研究表明, 新近系和古近系超覆在下白垩统之上, 包括渐新统火烧沟组与白杨河组、中— 上新统疏勒河组(图 2); 酒泉一带的第四系包括下更新统玉门组、中更新统酒泉组、上更新统和全新统(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998; 王成善等, 2004)。张二朋等(1998)还进一步分析了甘肃省及其邻区新生代地层序列, 并认为受控于以下重要的区域构造事件(图 2):发生在白垩纪与古近纪过渡时期的喜马拉雅地块与北方大陆的碰撞、拼接事件, 造成了中生界与新生界之间的不连续; 发生在古近纪与新近纪过渡时期的印度地块与北方大陆的碰撞拼接事件, 造成了古近系与新近系之间的平行不整合。

图2

Fig.2

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	图2 酒泉地区新生界综合地层柱状图Fig.2 Comprehensive stratigraphic column of the Cenozoic in Jiuquan area

主要构造事件引自杨雨(1997)、李吉均和方小敏(1998), 青藏高原隆升与夷平过程引自施雅风等(1999), 第四系只表示了玉门组

对青藏高原新生代的快速整体隆升及其所造成的全球变化, 还存在不同的认识, 如:(1)Raymo 和 Ruddiman(1992)的大胆假说, 即新生代全球的3次变冷和进入冰期都是青藏高原隆升所致; (2)考虑到中国黄土沉积从2.6 Ma 前开始, 暗示青藏高原应在那时上升达到了一个临界高度, Kutzbach 等(1993)认为这个临界高度约为现在青藏高原高度之半, 即2000 m 左右, 亚洲季风系统在那时初步建立; (3)依据喜马拉雅山南北向的正断层上找到的新生矿物的年代为14 Ma, Coleman(1995)认为青藏高原在当时已达到最大高度并发生东西向拉伸塌陷, 其后高度下降; (4)主要根据阿拉伯海的上涌流在8 Ma 时大大增强从而指示印度洋季风出现(Kroon et al., 1991), 8 Ma左右巴基斯坦北部波特瓦尔高原气候变干而表明植被由森林变为草原(Quade et al., 1989), 拉萨西北的羊八井地堑断裂活动也发生在8 Ma前后(Harrison et al., 1992), 所以, 许多学者认为喜马拉雅山和青藏高原在8 Ma 以前就已达到现今的高度。

针对上述不同的认识, 在前期研究的基础上, 李吉均和方小敏(1998)将青藏高原的强烈隆升划分为3个大的阶段(图 2):早期被命名为“ 青藏运动” , 时间为3.6~1.7 Ma, 包括A、B和C 3 个阶段(分别为3.6, 2.5 和1.7 Ma); 中期被命名为“ 昆仑— 黄河运动” , 发生时间为1.1~0.6 Ma, 也包括3个阶段(分别为1.1, 0.8 和0.6 Ma); 晚期被命名为“ 共和运动” 发生在0.15 Ma 以来; 并进一步论述了中国和东亚的环境演变与青藏高原的上述各阶段的强烈隆升存在的密切联系。施雅风等(1999)进一步总结到, 青藏地区在古近纪和新近纪经过3次隆升与夷平的旋回(图 2), 发生在45~38 Ma的第1次隆升命名为冈底斯运动, 发生在25~17 Ma 的第2次隆升称为喜马拉雅运动, 开始于3.64 Ma的青藏高原的整体快速隆升为第3次隆升, 总体上相当于李吉均和方小敏(1998)的3大阶段即青藏运动、昆黄运动和共和运动, 3次隆升之间为2个夷平阶段即山顶面发育阶段和主夷平面发育阶段。

在上述背景下(图 2), 在河西走廊及其邻区发育了分布广泛的古近系和新近系(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998; 葛肖虹等, 2006), 包括古近系火烧沟组和白杨河组, 新近系疏勒河组和第四系玉门组等。火烧沟组主要为紫红色和砖红色残坡积物所组成, 白杨河组主要为干旱湖泊沉积而且在其底部发育风成砂岩; 疏勒河组从南部靠近祁连山的河流沉积向北相变为湖泊沉积, 在滨湖相带发育风成砂岩。第四系玉门组的冰水沉积砂砾岩沉积之中, 也夹有风成砂岩透镜体, 其产出环境和基本特征与白杨河组和疏勒河组中的风成砂岩形成明显的区别。虽然风成过程常常作用在各种各样的沉积作用背景之中(如海滩、河流和冰水沉积平原和火山岩地区), 而且受到各种气候的影响, 但是, 它们的产生和出现总是与炎热和寒冷气候的干旱体系存在关联(Mountney, 2006; Nichols, 2009); 所以说, 酒泉地区新生代的风成砂岩提供了重要的古环境变化信息, 成为研究和探索青藏高原隆升的沉积学响应。

古近系白杨河组代表了河西走廊地区分布最广泛的地层, 直接超覆在火烧沟组之上(图 2), 火烧沟组以残坡积物紫红色至砖红色块状砂质和砾质泥岩为主, 含有少量泥石流或间歇性河流沉积; 总的来讲, 酒泉地区的白杨河组为一套干旱湖泊沉积体系的沉积, 在其底部发育厚度为4~10 m不等的块状大型交错层理细砂岩和泥质粉砂岩(图 3), 中上部为块状红色泥岩和紫红色条带状泥质粉砂岩与粉砂质泥岩交互而成的干旱湖泊沉积(图 3), 因此, 白杨河组底部的风成砂岩主要是滨湖相风成砂岩, 属于形成在湖泊沉积初期地下水面较高、相对较为潮湿的沉积底层上的风成沙丘(图 2)。这些风成砂岩, 主要为胶结疏松的细砂岩, 夹少量粉砂岩(图 3-A, 3-B), 显示出风成砂岩较为典型的“ 小米种子(millet seed)” 结构(Mountney, 2006), 多为红色和紫红色色调, 表现为炎热干旱气候环境下的产物。风成砂岩与上覆的干旱湖泊相厚层块状紫红色泥岩夹紫红色泥质粉砂岩(图 3-C)构成一个湖泊沉积序列, 与下伏的火烧沟组紫红色块状砂砾质泥岩组成的残坡积物一起, 构成一个较为典型的古近系干旱红层序列, 与上覆的新近系疏勒河组之间为平行不整合接触(图 3-C)。

白杨河组底部的风成砂岩发育大型板状交错层理和平行层理(图 3-A, 3-D, 3-E), 板状交错层理代表了砂颗粒呈底荷载跳跃式迁移作用的特点, 平行层理则表明了砂颗粒降落作用的特征; 交错层系较厚, 多为50~150 cm, 板状交错层理的前积层所指示的古风向大致为南西向(图 3-D), 红色色调指示了这些风成砂岩形成在干旱炎热的古气候环境中, 属于横向风成沙丘中的风成砂岩(Mountney, 2006; Nichols, 2009)。

类似于塔里木盆地下白垩统的风成砂岩(Mei et al., 2004; 梅冥相等, 2004a, 2004b)以及中国其他地区的白垩纪沙漠沉积中的风成砂岩(江新胜和潘忠习, 2005)所代表的古环境信息, 即白垩纪的风成砂岩代表了行星风系的产物。酒泉地区的白杨河组底部的风成砂岩, 板状交错层理的前积层方向所指示的古风向大致为南西向, 表现为东北信风带的行星风系的作用特点。因此, 尽管在古近纪与白垩纪的过渡时期发生了喜马拉雅地块与北方大陆的碰撞拼接(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998), 造成了青藏高原的一定幅度的隆升以及酒泉地区上白垩统的缺失, 但是, 隆升的幅度较小(李吉均和方小敏, 1998; 施雅风等, 1999; An et al., 2001; 安芷生等, 2006; 葛肖虹等, 2006), 从沉积学响应方面支持了李吉均和方小敏(1998)以及施雅风等(1999)对青藏高原隆升的总体认识:(1)位于青藏高原东北缘的酒泉地区在古近纪早期总体上处于东北信风带的行星风系作用范围, 因为在古近纪及其之前青藏高原的海拔低于1000 m, 不足以形成大气环流的障碍, 因而应为行星风系; (2)发生在45~38 Ma期间的印度板块与欧亚大陆之间的碰撞(冈底斯运动; 图2), 虽然造成了冈底斯山的隆起, 但是, 根据祁连山植被垂直分异不明显的特点, 可以推断高原北缘山地的起伏不大(施雅风等, 1999)。这些认识, 还得到了崔晓庄等(2012)对青藏高原东缘盐源盆地古近系风成沙丘所代表的古地理意义的进一步印证。

新近系疏勒河组, 靠近祁连山主要以一套辫状河沉积为特征(图 2), 向北在疏勒河组底部发育厚度为6~10 m的块状风成砂岩, 在风成砂岩之中还夹有河流相砂砾岩与含细砾粗砂岩透镜体或透镜层 (图 4-A, 4-B, 4-C)。由于从南向北从辫状河河流沉积为主, 变为湖泊沉积为主, 所以, 在靠近祁连山山前的玉门镇西南部剖面, 疏勒河组中部也夹有少量的风成砂岩(图 4-D, 4-E)。

疏勒河组的风成砂岩, 表现为灰黄色色调(图 4-A, 4-B, 4-C, 4-E), 与图3所示的古近系白杨河组底部的紫红色至砖红色风成砂岩形成明显的差异, 颜色色调的变化代表了古近系红层沉积的结束, 说明了疏勒河组中的风成砂岩应该属于潮湿气候背景下的沉积。

图3

Fig.3

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	图3 酒泉地区古近系白杨河组底部的风成砂岩及其相关沉积 A— 火烧沟剖面白杨河组底部的紫红色块状大型交错层理风成砂岩; B— 照片A的局部放大, 风成砂岩表现为胶结疏松的紫红色细砂岩和粉砂岩; C— 火烧沟剖面白杨河组顶部的湖泊沉积与新近系疏勒河组底部的灰黄色块状风成砂岩之间的平行不整合面(箭头所指); D— 玉门镇东南部剖面白杨河组底部的紫红色块状风成砂岩; E— 酒泉东洞乡剖面白杨河组底部的块状大型交错层理风成砂岩, 风成交错层理的前积层所指示的古风向主要为南西向。剖面位置见图1所示Fig.3 Aeolian sandstones and their relative deposits of the Paleogene Baiyanghe Formation in Jiuquan area

疏勒河组中的风成砂岩, 总是夹有河流相含细砾粗砂岩透镜体(图 4-A, 4-B), 河流相沉积中的板状交错层理的前积层所指示的古流方向总体向北(图 4-A), 而风成砂岩的板状交错层理则总体朝南(图 4-A, 4-C), 因此代表了总体向南的古风向; 这些风成交错层理, 交错层系厚度较大(大于50 cm), 局部的板状交错层理的倾斜角度接近休止角34° (图4-C), 表现出中小型横向沙丘的特点(Mountney, 2006; Nichols, 2009)。在靠近祁连山山前的玉门镇西南部剖面之中, 以辫状河沉积为主的疏勒河组中上部地层(图 4-D), 常常构成三级层序的下部单元, 三级层序的上部单元中或多或少夹有块状风成砂岩层(图 4-E), 也大致表明了风成沙丘的这一基本特征, 风成砂岩总是处于河流体系与湖泊体系的过渡地带, 构成较为典型的滨湖相风成沙丘。

图4

Fig.4

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	图4 酒泉地区新近系疏勒河组风成砂岩及其相关沉积 A— 下部河流相含细砾粗砂岩中板状交错层理的前积层, 指示的古流方向总体向北; 中上部风成砂岩中的板状交错层理, 指示的古风向大致向南; B— 块状风成砂岩中的河流相含细砾粗砂岩透镜体(箭头所指); C— 块状风成砂岩中的大型板状和楔状交错层理; 照片A至C代表了火烧沟剖面的疏勒河组底部的沉积现象; D— 疏勒河组中部的辫状河流沉积, a代表河道相含砂细砾岩, b代表河漫滩相砂岩; E— 疏勒河组中部的河流相地层之中所夹的块状风成砂岩。照片D至E所示的沉积现象在玉门镇西南部剖面, 剖面位置见图1Fig.4 Photos showing aeolian sandstones and their relative deposits of the Neogene Shulehe Formation in Jiuquan area

古近系疏勒河组的形成和发育时代, 正好处于25~17 Ma 青藏高原第2次隆升(喜马拉雅运动; 施雅风等, 1999)之后的主夷平面发育时期(图 2), 也处于发生在古近纪与新近纪过渡时期的印度地块与北方大陆碰撞拼接事件(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998)之后(图 2), 与青藏高原第2次隆升相伴随的是亚洲季风(An et al., 2001; Harris, 2006; Zhang et al., 2009; Wang et al., 2010; Suarez et al., 2011)的形成。就像施雅风等(1999)所总结到的那样, 青藏地区在25~17 Ma 高原面曾经隆升达到了2000 m 左右的海拔高度, 与当时大陆与海洋环境耦合, 激发了亚洲季风, 替代了先前的行星风系, 导致了古近纪与新近纪之交中国环境的大变化。也就是正好处于这样的背景下, 尤其是青藏高原的高原面达到了2000 m 左右的海拔高度, 伴随着东亚夏季季风体系(East Asian Summer Monsoon; EASM)和印度夏季季风体系(Indian Summer Monsoon; ISM)以及西风体系(Westerlies; Wang et al., 2010; 相当于施雅风等(1999)的冬季季风)的初步建立, 在青藏高原东北缘的河西走廊一带, 三大季风体系的叠加会造成风向的偏移而产生总体向南吹的风向, 造成了疏勒河组底部的风成砂岩中的板状交错层理的前积层所指示的风向大致向南的特点(图 4-A, 4-B, 4-C); 25~17 Ma 的青藏高原第2次隆升(喜马拉雅运动; 施雅风等, 1999)之后接着是地壳相当稳定的时期, 长期剥蚀夷平形成新的一级夷平面在高原上广泛分布, 称主夷平面, 估计夷平面终止时地面高度低于1000 m, 所以在青藏高原东北缘产生了半湿润到潮湿气候的特点, 形成了图4所示的疏勒河组风成砂岩, 而且与白杨河组红层沉积中的风成砂岩(图 3)形成了明显的区别, 因为白杨河组的风成砂岩形成在行星风系作用下的炎热干旱气候背景之中。也就是说, 疏勒河组中的风成砂岩及其相关沉积(图 4)支持了中国学者施雅风等(1999)对青藏高原隆升的多期次阶段的认识, 构成了特殊的大气环流背景下, 受到3大季风体系共同作用的特殊沉积, 代表了青藏高原第2次隆升(喜马拉雅运动)之后高原隆升到一定高度, 但是没有完全阻隔印度夏季季风干扰的沉积学响应。

图5

Fig.5

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	图5 酒泉地区第四系玉门组风成砂岩及其相关沉积 A— 夹少量冰水沉积的砂泥质细砾岩透镜体(箭头所指)的块状风成砂岩; B— 风成砂岩中所夹的冰水沉积砂泥质细砾岩透镜层(箭头所指); C— 大型板状交错层理风成砂岩, 具有少量棱角状的风凌石(箭头所指ventifacts), 前积层所指示的风向为30° 。露头位置位于图1 所示的火烧沟之南约3 km的公路旁Fig.5 Aeolian sandstones and their relative sediments of the Quaternary Yumen Formation in Jiuquan area

经过多年的研究, 酒泉一带的第四系包括更新统玉门组、酒泉组以及没有进行岩石地层单位命名的上更新统和全新统的松散堆积物(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998), 该地区的第四系主要为冰川沉积体系及其相关沉积为特征, 此次研究只涉及到玉门组。玉门组主要分布在河西走廊南缘的山麓地带, 主要为砾岩、砂砾岩夹砂岩透镜体所组成, 其内部含有少量巨砾或岩块漂砾, 构成正地形地貌或冰阜阶地, 厚度变化很大, 最大厚度在玉门镇一带, 可达600 m; 多年研究的结果表明, 玉门组主要以冰川或冰水沉积为主, 局部发育洪水沉积(杨雨, 1997; 张二朋等, 1998), 靠近祁连山主要为冰川沉积的砾岩和砂砾岩, 向北则相变为冰水沉积砂砾岩夹砂岩透镜体。

火烧沟剖面在火烧沟(图 1)南部约3 km的公路旁, 在玉门组冰水沉积砂砾岩的砂岩透镜体或透镜层中, 发现和确定了风成砂岩(图 5)。玉门组中的风成砂岩, 呈大型透镜体或透镜层产出在冰水沉积砂砾岩地层之中, 最厚的地方可达3~5 m, 这些风成砂岩多为块状(图 5), 其中或多或少地发育冰水沉积小型粗砂细砾岩透镜体和透镜层, 风成砂岩的颜色多为灰色或灰白色, 几乎未胶结, 表现为寒冷气候下的风成砂岩的基本特征。在风成砂岩中发育大型板状风成交错层理, 尽管交错层理的前积层所指示的古风向存在一些变化, 从30° 到120° 不等, 大致指示了向东的古风向(图 5-C), 表现出小型横向风成沙丘的特点。玉门组中的风成砂岩, 与图3所示的古近系白杨河组中的风成砂岩和新近系疏勒河组中的风成砂岩(图 4)最大的差异是, 或多或少地夹有冰水沉积的砂泥质细砾岩透镜体和透镜层, 而且风成砂岩呈大型透镜体分布在冰碛砾岩之中, 构成典型的冰川边缘即冰川消融地区的风成沉积(Mountney, 2006; Nichols, 2009)。因为植物生长和土壤形成在冰缘地区均很缓慢, 在火烧沟一带的冰川消融地区(大规模的玉门组砾岩的冰碛砾岩正好堆积在向南约35, km的玉门镇一带), 正是那些松散的碎屑从溶化的冰中被释放而且被长时间暴露, 寒冷的风吹过冰川消融平原将会获取砂颗粒而且产生局部再沉积, 通常沉积在负地形处如河谷边缘; 这些风成砂颗粒多以斑状体的平面形式产出在河流— 冰川相交互地带, 但是不会形成大面积的沉积(Mountney, 2006; Nichols, 2009), 所以在玉门组冰碛砾岩之中多呈透镜体产出; 因此, 第四系玉门组中的风成砂沉积, 代表了第四纪初期在青藏高原整体块隆升期间(李吉均和方小敏, 1998; 施雅风等, 1999; 安芷生等2006)的特殊的沉积学响应。

下更新统玉门组, 沉积在李吉均和方小敏(1998)的3.6 Ma 的“ 青藏运动” 之后, 也正好处在施雅风等(1999)所厘定的青藏高原快速整体隆升的初期。根据青藏高原整体快速隆升所造成全球大气环流的巨变, 在考虑到中国黄土沉积从2.6 Ma 前开始, 暗示青藏高原应在那时上升达到了一个临界高度(这个临界高度约为现在青藏高原高度之半, 即2000 m 左右; Kutzbach et al., 1993), 所以, 东亚夏季季风体系(EASM)、印度夏季季风体系(ISM)以及西风体系(Westerlies; Wang et al., 2010; 相当于施雅风等(1999)的冬季季风)在这个时候得到了真正建立。所以, 在玉门期, 研究区域正好处于得到加强的西风体系(Westerlies; Wang et al., 2010; 相当于施雅风等(1999)的冬季季风)作用范围内, 从而在玉门组冰碛砾岩中发育图5所示的寒冷气候下的风成砂沉积; 这些沉积特征, 间接地支持了施雅风等(1999)的认识:3.4~2.6, Ma时段青藏高原的加速隆升加强了冬季季风(相当于Wang等(2010)的西风体系; Westerlies), 黄土高原风尘沉积速率加大指示的大气粉尘含量或载荷的相应增加, 也会在相当程度上导致全球降温和大冰期开始。

酒泉地区新生界的初步研究, 以及在古近系白杨河组、新近系疏勒河组和第四系玉门组中发现和确定的风成砂岩, 对了解青藏高原早期隆升及其在第四纪的整体快速隆升, 将提供重要的思考线索, 成为青藏高原隆升的沉积学响应。作为青藏高原隆升的特别的沉积学响应, 古近系白杨河组底部的炎热干旱背景下沉积的风成砂岩, 代表了表现为东北信风带的行星风系的作用特点; 新近系疏勒河组的风成砂岩, 为半湿润到潮湿气候环境下的产物, 代表了青藏高原第2次隆升(喜马拉雅运动)之后高原隆升到一定高度、但是没有完全阻隔印度夏季季风干扰的沉积学响应; 第四系玉门组中的风成砂岩, 为干旱寒冷气候背景下的沉积, 与冰水消融沉积共生在一起, 是得到加强的西风体系(或冬季季风)背景下的沉积记录。

致谢 于炳松教授和周洪瑞教授对文稿进行了精心审阅并提出了许多有益的修改意见, 作者对上述学者的无私帮助致以崇高的谢意!