李兆雨, 李永项, 李文厚, 张云翔, 谢坤, 张倩, 李兆扬. (2023). 青藏高原东北部兰州盆地新生代沉积相与古环境演化* [J]. 古地理学报, 25(3): 648-670.
LI Zhaoyu, LI Yongxiang, LI Wenhou, ZHANG Yunxiang, XIE Kun, ZHANG Qian, LI Zhaoyang. (2023). Sedimentary facies and paleoenvironmental evolution of the Cenozoic Lanzhou Basin,northeastern Tibetan Plateau[J]. Journal Of Palaeogeography, 25(3): 648-670.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2023.03.041
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青藏高原东北部兰州盆地新生代沉积相与古环境演化*
李兆雨1,2, 李永项1, 李文厚1, 张云翔1, 谢坤1, 张倩1, 李兆扬3
1西北大学地质学系/大陆动力学国家重点实验室,陕西西安 710069
2瑞典国家自然历史博物馆,斯德哥尔摩 10405
3中煤能源研究院有限责任公司,陕西西安 710054
通讯作者简介 李永项,男,1960年生,教授,博士生导师,主要从事新生代哺乳动物与环境研究。E-mail: mzlyx11@163.com。

第一作者简介 李兆雨,女,1990年生,博士研究生,主要从事新生代沉积学与古生物学研究。E-mail: lizhaoyu@stumail.nwu.edu.cn。

收稿日期:2022-02-14 修回日期:2022-09-20
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 42172010)资助
摘要

兰州盆地是青藏高原东北缘系列盆地中最早接受沉积的地区之一,也是探讨高原隆升与古气候演化的理想场所。通过大量野外露头观察,综合岩石学特征、古生物化石及沉积地球化学等多种指标,对兰州盆地始新世—中中新世沉积演化进行了全面研究。结果表明,兰州盆地始新统西柳沟组桔红色、砖红色砂岩应属于风成沙漠沉积,而非前人认为的扇三角洲或河湖相沉积。西柳沟组沉积之后,兰州盆地进入河流—三角洲—湖泊演化阶段: 始新世—渐新世早期(野狐城组沉积期)气候总体干热,形成以滨浅湖(含干盐湖)为主、间或出现小规模三角洲的沉积格局; 早渐新世晚期(咸水河组沉积早期)开始发育三角洲沉积,之后水体范围逐渐扩大,至晚渐新世浅湖沉积发育,该时期古环境由半干旱半湿润的开阔林地—灌丛演变为干旱气候背景下的灌丛—草原。 早中新世初期(咸水河组沉积中期)发育三角洲平原沉积,之后快速过渡为三角洲前缘—浅湖沉积,代表了湖盆在新生代最后一次扩张,古气候以半干旱为主; 中中新世(咸水河组沉积晚期),湖盆逐渐萎缩消亡,兰州盆地整体演变为河流相沉积,仅在局部残存小型洼地,古环境仍为温带半干旱的灌丛—草原。

关键词: 青藏高原; 兰州盆地; 新生代; 沉积相; 古环境
中图分类号:P531 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2023)03-0648-23
Sedimentary facies and paleoenvironmental evolution of the Cenozoic Lanzhou Basin,northeastern Tibetan Plateau
LI Zhaoyu1,2, LI Yongxiang1, LI Wenhou1, ZHANG Yunxiang1, XIE Kun1, ZHANG Qian1, LI Zhaoyang3
1 Department of Geology/State Key Laboratory of Continental Dynamics,Northwest University,Xi'an 710069,China
2 Swedish Museum of Natural History,Stockholm 10405,Sweden 3 China Coal Energy Research Institute Co.,Ltd.,Xi'an 710054,China
About the corresponding author LI Yongxiang,born in 1960,is a professor and Ph.D. supervisor. He is mainly engaged in researches on mammalian fossils and Cenozoic environment change. E-mail: mzlyx11@163.com.

About the first author LI Zhaoyu,born in 1990,Ph.D. candidate,is engaged in sedimentology and paleontology. E-mail: lizhaoyu@stumail.nwu.eud.cn.

Fund:Financially supported by the National Natural Science Foundation of China(No.42172010)
Abstract

As one of the earliest Cenozoic sedimentary basins located on the northeastern margin of the Tibetan Plateau, the Lanzhou Basin is an ideal area to study the plateau uplift and paleoclimatic evolution. Based on the outcrop observations, lithological characteristics, paleontological fossils and sedimentary geochemistry, comprehensive studies were carried out on the sedimentary evolution of the Lanzhou Basin during the Eocene-Middle Miocene. The results show that the orange or brownish red sandstone of the Eocene Xiliugou Formation represents the eolian desert deposits, rather than the fan delta or the fluvio-lacustrine facies. After the deposition of the Xiliugou Formation, fluvial-delta-lacustrine facies occurred in the basin. The Yehucheng sedimentary period was characterized by a hot dry climate, forming inshore shallow lake deposits, together with small-scale delta. From the late Early Oligocene (i.e., the early stage of the Xianshuihe Period), delta deposition developed, and then the water body gradually expanded. Until the Late Oligocene, the inshore shallow lake deposits developed, and the paleoenvironment changed from the semihumid-semiarid open woodlands and shrub to arid shrub and grassland. At the beginning of the Early Miocene (i.e., the middle stage of the Xianshuihe Period), the delta plain deposits developed, and then rapidly evolved into the delta front and shallow lacustrine environments, representing the final expansion of the Cenozoic lake in the Lanzhou Basin dominated by the semi-dry climate. During the Middle Miocene (i.e., the late stage of the Xianshuihe Period), the lake basin began to shrink and gradually disappeared, which was replaced by the fluvial sedimentary system, and the small-scale bottomlands were only locally distributed. The paleoenvironment was predominated by semiarid shrub and grasslands.

Key words: Tibetan plateau; Lanzhou Basin; Cenozoic; sedimentary facies; palaeoenvironment
1 概述

印度板块与亚洲板块的碰撞、挤压及由此引发的青藏高原隆升是新生代以来最重要的地质事件之一, 不仅造成强烈的陆内构造变形, 重塑了中国乃至亚洲大陆的构造格局、地貌景观, 还改变了北半球大气环流模式, 深刻影响着全球的气候与环境(钟大赉和丁林, 1996; 刘东生等, 1998; 施雅风等, 1998; 李吉均, 1999; 安芷生等, 2006)。古近纪以来, 在挤压构造背景下, 青藏高原东北缘发育一系列由北西西向和北西向断裂控制的造山带及夹于其间、规模不等的菱形盆地, 如柴达木盆地、陇中盆地、肃北盆地、酒泉盆地等, 并堆积了巨厚的沉积物(宋春晖, 2006; 方小敏等, 2007a; Fang et al., 2007), 成为探讨盆地形成演化、青藏高原隆升过程及机制、北半球季风—干旱演化等一系列重大热点问题的理想场所(李吉均, 1999; 安芷生等, 2006; 方小敏等, 2007a, 2007b; 宋春晖, 2006; 张克信等, 2007, 2010a, 2010b, 2013; Fang et al., 2016, 2019)。自始新世开始, 随着板块的全面碰撞, 青藏高原北缘中东部发生大规模剥蚀, 西宁盆地、兰州盆地、循化—贵德盆地及临夏盆地相继发育并演化为统一的陇中盆地(Liu et al., 2013; 刘善品, 2015; Wang et al., 2016; 贺赤诚等, 2019)。

兰州盆地是陇中盆地的次级盆地, 处于青藏高原与黄土高原的过渡地带(图1), 北侧以祁连山—海原断裂带与阿拉善地块相隔, 东部与天水盆地经六盘山断裂带与鄂尔多斯地块相对, 西侧为祁连山余脉达坂山, 南侧以马衔山北缘断裂—兴隆山断裂与临夏盆地相临。兰州盆地内新生代地层发育, 是青藏高原东北缘系列盆地中最早接受沉积的地区之一, 也是国内开展区域地层研究较早的盆地。19世纪末至20世纪初, 一大批国内外学者就兰州盆地生物地层开展了大量工作(杨钟健和卞美年, 1937; 邱占祥和谷祖纲, 1988; 张行, 1993; 邱占祥和谢骏义, 1997; 邱占祥等, 1997; 王伴月和邱占祥, 2000a, 2000b; 邱铸鼎, 2000, 2001a, 2001b; Wang et al., 2001; 颉光普, 2004; Wang and Qiu, 2012), 不仅厘清了各地层单元的时代问题, 而且以生物地层为标尺, 开展了详细的磁性地层学研究, 建立起高分辨率地层年代框架(Flynn et al., 1999; 岳乐平等, 2000; Qiu et al., 2001; Dupont-Nivet et al., 2004; 张月宝, 2012; 张鹏, 2015; 张鹏等, 2015; Ao et al., 2016, 2020; Wang et al., 2017; Zhang et al., 2020; 侯素宽等, 2021)。随着研究工作的不断深入, 以古植物大化石、孢粉、磁化率、沉积地球化学等多种替代指标重建兰州盆地新生代古气候、古环境的研究取得新进展, 并基于此探讨了盆地演化与青藏高原隆升之间的耦合关系(李麒麟, 2000; 孙柏年等, 2004; 宋之琛等, 2008; 邓焰平等, 2010; 姚妮妮等, 2010, 2011; Miao et al., 2013; 张鹏, 2015; 李智超等, 2016)。然而, 兰州盆地的沉积学研究仍相对薄弱, 沉积特征研究过于笼统, 或是简单概括为河湖相, 或从磁性地层学和地球化学的角度进行单一描述, 缺少岩石学特征、古生物化石证据, 尤其是缺少一些指相化石等多种证据。此外在沉积环境的认识上依然存在分歧, 主要有河流相—湖泊相(岳乐平等, 2003; Wang et al., 2016; 杨利荣等, 2017)、三角洲相—湖泊相—冲积扇相(顾延生等, 2000)、高风尘含量的河湖相—风尘沉积(张月宝, 2012; 张月宝等, 2012; Zhang et al., 2014; 张鹏, 2015)等不同观点, 特别是在盆地最早的风成沉积及其指示的古气候环境演化问题上存在不同解释。因此, 在前人研究成果的基础上, 文中重点对兰州盆地新生代沉积相进行研究, 并综合岩石学、古生物学及地球化学等证据初步探讨始新世至中新世中期的古环境演化。

图1 兰州盆地地理位置及新生代地层主要露头Fig.1 Location of Lanzhou Basin and main field outcrops of the Cenozoic strata

2 地质概况

兰州盆地隶属于祁连造山带中祁连隆起东段, 盆地基底主要由元古宇湟源群(由陆源碎屑岩、中基—中酸性火山岩和碳酸盐岩变质而成)、蓟县系皋兰岩群(片麻岩、片岩、石英岩)、奥陶系雾宿山群(中—基性火山岩、灰岩、碎屑岩和硅质岩)以及加里东褶皱带的花岗岩组成, 奥陶纪之后的古浪运动使盆地大部分地区褶皱回返隆升为古陆并遭受剥蚀(甘肃省地质矿产局, 1989; 李麒麟等, 2002; 张海峰等, 2003; 唐玉虎等, 2008)。此后, 兰州盆地进入了中新生代陆内盆地发育阶段, 主要发育白垩系、古近系、新近系和第四系盖层。

兰州盆地内的古近系和新近系露头主要分布于兰州西北部沙井驿、对亭沟村, 再向西北至永登的咸水河、野狐城一带(图1), 自下而上可划分为古近系西柳沟组和野狐城组、渐新统—上新统咸水河组和临夏组及第四系。在哈家嘴村以南至黄河北岸, 地层沿南南东和北北西方向褶皱变形形成向斜构造, 其长轴以小角度与李麻沙沟相交, 向东西两侧地层逐渐变老; 哈家嘴村以北至下街村, 地层向西扭转(邱占祥等, 1997), 在永登下街一带可以见到新生代最早沉积的西柳沟组与下伏下白垩统河口群以角度不整合接触, 两者界线清晰、岩性差异明显。西柳沟组为纯净的桔红色、砖红色疏松砂岩, 底部与河口群的界线附近往往出现薄层砂砾岩, 厚59~293 m, 磁性地层年龄为58~51 Ma(甘肃省地质局区域地质调查队, 1984; 岳乐平等, 2000)或47~42.5 Ma(Wang et al., 2016); 之上连续沉积的野狐城组主要为一套棕红色泥岩夹砂岩沉积, 厚198~831 m, 以含大量石膏为特征, 在野外极易辨识, 磁性地层年龄为51~31.5 Ma(岳乐平等, 2000)或42.5~33.2 Ma(Wang et al., 2016)。咸水河组以褐黄色、棕红色砂质泥岩夹黄色、灰白色砂岩为主, 与下伏野狐城组之间有沉积间断, 厚327~434 m, 时代为早渐新世晚期—中中新世(31~15/18 Ma)(岳乐平等, 2000; 张鹏, 2015)。上新统临夏组以厚层砂砾岩夹砂质泥岩为主(甘肃省地质局区域地质调查队, 1984), 在盆地内仅零星分布, 此次研究不涉及该层位。

本次研究主要对皋兰对亭沟、永登下街2条新生界剖面进行野外实测, 其中对亭沟剖面包括西柳沟组中上部、野狐城组、咸水河组下、中段; 下街剖面主要包括西柳沟组、野狐城组及咸水河组下段, 中、上段零散出露。结合永登泉头、邢家湾等地咸水河组中、上段地层特征, 建立了兰州盆地新生界始新统—中新统岩性综合柱状图(图2)。

图2 兰州盆地始新统—中新统风成沙漠—湖泊—三角洲—河流沉积相序特征Fig.2 Sequence of aeolian desert-lacustrine-delta-fluvial sedimentary facies of the Lanzhou Basin in Eocene-Miocene

3 沉积特征

在对兰州盆地新生界露头实测的基础上, 结合该套地层的岩石学特征、沉积构造、古生物化石及地球化学特征, 认为兰州盆地始新世—中中新世主要发育风成沙漠沉积、湖泊沉积、三角洲沉积及河流沉积, 前人认为的冲积扇或扇三角洲相粗碎屑沉积(顾延生等, 2000; 岳乐平等, 2003)在研究区并不发育。

3.1 西柳沟组沉积特征

一般认为, 兰州盆地西柳沟组形成于早始新世, 是青藏高原东北缘系列盆地中最早接受沉积的地层单元之一(宋春晖, 2006; 张克信等, 2010a; 杨利荣等, 2017)。西柳沟组在盆地内多个剖面都有出露, 如永登下街咸水河沿岸、皋兰对亭沟、黄羊头等地, 在下街该套地层出露完整, 实测厚度160 m(图3-a), 而在黄河北岸对亭沟、黄羊头剖面未见底。该组岩性均一, 为一套砖红色、桔红色中—细砂岩(图3-b, 3-c), 未发现古生物化石。由于砂岩胶结差、质地疏松, 在风化作用下易形成形态各异的风蚀凹坑, 露头上层理不明显, 故前人一般将其描述为“块状” 砂岩(甘肃省地质局区域地质调查队, 1984), 但在风化程度较弱或新鲜面上, 也见板状交错层理发育。经过对比分析, 认为这套地层应属于风成沙漠沉积, 主要依据有:

图3 兰州盆地西柳沟组沉积特征
a—下白垩统河口群与始新统西柳沟组角度不整合接触, 永登下街; b—西柳沟组砖红色砂岩, 风化强烈, 皋兰对亭沟; c—西柳沟组砖红色砂岩, 整体呈“块状” , 皋兰黄羊头; d—西柳沟组顶部砖红色细砂岩中分布有钙质结核, 下街咸水河; e—西柳沟组砖红色砂岩, 见铁泥质包裹边, ×5, 单偏光, 永登下街; f—西柳沟组砖红色砂岩, 矿物成分以石英为主, ×5, 正交偏光, 皋兰对亭沟; g-i—西柳沟组砖红色砂岩, 发育交错层理, 永登下街; j—西柳沟组风成砂岩, 石英颗粒表面发育碟形撞击坑, ×120, SEM, 皋兰对亭沟; k—石英颗粒呈滚圆状, 见碟形撞击坑, ×120, SEM, 永登下街; l—西柳沟组风成砂岩, 石英颗粒表面毛玻璃化, ×100, SEM, 永登下街Fig.3 Sedimentary characteristics of the Xiliugou Formation in Lanzhou Basin

1)岩性特征。整个西柳沟组为巨厚层砖红色砂岩, 岩性极其单一, 不发育河流或三角洲环境中常见的砂泥互层或厚层泥岩(仅在对亭沟剖面顶部夹近1 m厚的棕红色泥岩层, 应该为西柳沟最晚期沙丘间沉积)。下街剖面该套地层顶部的砖红色细砂岩中发现大量碳酸盐结核, 厚度不足1 m, 可能与沉积末期地表径流淋虑作用有关(3-d)(Pye and Tsoar, 1990)。薄片鉴定表明, 该套砂岩为岩屑石英砂岩, 以石英为主(含多晶石英), 含量大于75%, 其次为岩屑, 含极少量钾长石或斜长石, 几乎不含黏土、云母等悬移物质, 也未见生物碎屑(图3-e, 3-f); 石英颗粒表面发育铁泥质包裹边(图3-e), 被认为与内陆沙漠环境有关, 是沙漠漆风化产物(Walker, 1979; 江卓斐等, 2019)。结构上表现为颗粒支撑、孔隙式胶结, 但胶结程度低; 总体分选较好, 但部分样品中见少量粒径较大、磨圆度较高的石英、岩屑“漂浮” 在较细颗粒之上, 多以圆状—次圆状为主, 也见少量次棱角状(图3-f)。相比典型的风成砂岩, 西柳沟组砂岩结构成熟度相对较低, 这可能是由于兰州盆地距物源区较近、碎屑物质未经过长距离搬运即发生沉积, 造成颗粒在搬运过程中相互碰撞和摩擦频率降低、未经历良好的磨圆与分选作用。

2)沉积构造。前人研究表明, 大型高角度交错层理是风成沙丘沉积的典型特征, 也是判断风成沉积的重要依据(Reading, 1996)。虽然未经过强烈的成岩作用改造, 西柳沟组中—细砂岩极为疏松, 野外露头风化面难以见到清晰的层理特征, 整体表现为均匀的“块状” , 砂岩中发育的高角度交错层理可能由于强烈的风化作用在露头上不明显。此外, 在局部层位所观察到的交错层理(图3-g)分布局限, 其倾向稳定, 层理与层系面以低角度相交, 夹角多为20° ~35° ; 单个交错层厚度在1~5 cm之间, 厚者可达10 cm, 以中—细砂岩为主(图3-h), 也见少量呈楔形的交错层理(图3-i)。上述低角度交错层理反映了西柳沟组整体以风成沉积为主, 在局部层位有流水的参与, 但河流、三角洲等沉积环境中常见的槽状交错层理并不发育。

3)粒度特征。对下街、对亭沟剖面20件砂岩样品进行了薄片粒度图像分析, 每件样品统计的碎屑颗粒总数介于405~652之间。结果表明(表1): 西柳沟组砂岩平均粒径(Mz)为1.29~2.88Φ , 细砂(2~3 Φ )占比73.6%, 中砂(1~2 Φ )占比26.3%, 平均值为2.19 Φ , 表明样品为中—细砂岩; 标准偏差(σ 1)在0.36~1.12之间, 平均0.65, 79%样品的σ 1大于0.5, 其中大于0.71的样品占36.8%, 表明样品分选中等—好; 分选系数(S0)为1.17~1.72, 平均1.39, 84%的样品S0大于1.25, 比敦煌月牙泉现代风成砂丘(S0=1.12)略高, 与标准偏差所表现出的分选特征基本吻合; 偏度(Sk1)为-0.35~0.06, 表现为近正对称至负偏, 表明有少量较细组分加入; 峰态(KL)介于0.77~1.06之间, 平均0.93, 63%的样品峰态大于0.9, 表明样品主要为中等正态分布。概率累积曲线反映出砂岩样品以跳跃组分为主, 几乎不含细粒悬移组分(图4), 粒度分布特征完全不同于河流、湖泊沉积物。以上统计参数表明, 西柳沟组砂岩粒度分布特征与风成砂岩基本一致, 只是样品的分选稍差, 这可能与兰州盆地距离物源区不远、未经过长距离搬运有关。

表1 不同地区风成沙漠沉积粒度参数对比 Table 1 Granularity parameters of eolian sediments in different areas

图4 兰州盆地西柳沟组砂岩概率累积曲线Fig.4 Probability cumulative curve of the eolian sandstones of the Xiliugou Formation in Lanzhou Basin

4)石英颗粒表面形态。共采集25件砂岩样品, 每件样品随机挑选20~30粒石英颗粒用于扫描电镜微观结构分析。结果表明, 石英颗粒主要为圆形、次圆形, 少数为次棱角形, 表面粗糙、分布有大量麻点, 并发生毛玻璃化(图3-j, 3-k, 3-l); 有的颗粒表面见鳞片状剥落, 普遍发育风成砂岩所特有的碟形和新月形撞击坑, 几乎未见在高能水动力条件下形成的贝壳状断口。

前人认为西柳沟组砖红色砂岩属于扇三角洲沉积(岳乐平等, 2003)、河流沉积(甘肃省区域地质调查队, 1984)、三角洲—湖泊沉积(顾延生等, 2000)。然而, 扇三角洲多发育于地形高差较大的盆地边缘, 沉积物粒度总体较粗, 分选、磨圆差, 成分和结构成熟度低, 而且无论是扇三角洲平原亚相还是扇三角洲前缘亚相一般都发育漫滩沼泽或水下分流河道间泥质沉积。河湖相沉积更是表现为砂/泥互层或以泥岩为主的沉积特征(朱筱敏, 2008)。因此, 从沉积序列上判断, 西柳沟组厚层“块状砂岩” 也不可能是扇三角洲或河湖环境的产物。

西柳沟组砂岩岩性、粒度分布、沉积构造及石英颗粒形态等特征与前人总结的风成沙丘沉积特征(Reading, 1996; 江新胜和潘忠习, 2005; 江新胜等, 1992, 2006)基本一致, 因此可以确定兰州盆地该套砂岩为风成沙丘沉积。值得注意的是, 除了沙漠环境以外, 风成沙丘还广泛存在于滨岸环境(海岸、湖岸、河岸)。新生代青藏高原东北部已为内陆环境, 首先可以排除海岸沙丘的可能性。此外, 与沙漠沙丘相比, 湖岸和河岸沙丘结构和成分成熟度低、分布范围小、层系不稳定, 且常见水成沉积夹层(伍皓等, 2011a; 崔晓庄等, 2012; 江新胜等, 2012), 特别是河道频繁摆动、迁移, 往往形成砂—泥互层的沉积序列, 这与西柳沟组风成沙丘特征并不符合。因此, 可以判断兰州盆地西柳沟组砂岩为沙漠沉积。

3.2 野狐城组沉积特征及沉积相

野狐城组主要为含石膏棕红色泥岩夹砂岩, 在皋兰对亭沟剖面连续沉积于西柳沟组顶部粉砂质泥岩之上。地层实测厚度约390 m, 在下街咸水河一带该套地层实测厚度440 m左右(图5-a)。从野狐城组沉积期开始, 兰州盆地进入了河流—三角洲—湖泊演化阶段。

图5 兰州盆地野狐城组沉积特征
a—西柳沟组与野狐城组界线, 永登下街; b—野狐城组下部灰白色细砂岩, 为水下分流河道沉积, 皋兰对亭沟; c—b图放大, 发育平行层理; d—野狐城组下部水下分流河道砂岩, 石膏强烈胶结, 永登下街; e—野狐城组砂岩, 石膏呈基底式胶结, ×5, 正交偏光, 皋兰对亭沟; f—野狐城组砂岩, 石英颗粒为棱角状, ×100, SEM; g—野狐城组下部浅灰绿色泥质粉砂岩与棕红色粉砂质泥岩, 皋兰对亭沟; h—野狐城组底部棕红色粉砂岩、泥质粉砂岩, 网状石膏极其发育, 永登咸水河沿岸; i—野狐城组浅棕红色泥质粉砂岩, 石膏顺层产出, 永登下街; j—野狐城组浅湖相粉砂质泥岩, 石膏发育, 皋兰对亭沟; k—野狐城组浅棕红色粉砂岩, 发育水平层理, 永登咸水河沿岸; l—野狐城组粉砂岩, 石膏(Gy)充填孔隙, ×2200, SEMFig.5 Sedimentary characteristics of the Yehucheng Formation in Lanzhou Basin

3.2.1 三角洲沉积 自兰州盆地野狐城组沉积早期开始, 研究区发育三角洲, 但总体规模不大, 以三角洲前缘沉积为主, 可进一步划分为水下分流河道和水下分流间湾微相。野狐城组水下分流河道沉积主要发育在该套地层下部:在对亭沟剖面表现为多层厚度不等(0.5~2 m)的灰白色中砂岩、细砂岩夹浅灰绿色薄层细砂岩、粉—细砂岩, 发育板状交错层理和平行层理(图5-b, 5-c), 代表水下分流河道多期次沉积。 下街咸水河沿岸出露白色中—细砂岩(石膏强烈胶结)(图5-d)、浅棕色细砂岩, 砂岩颗粒为次棱角—次圆状, 基底式胶结, 胶结物以石膏为主, 也见少量方解石(图5-e), 矿物成分以石英为主, 颗粒多呈棱角状, 见贝壳状断口, 具有明显的流水搬运特征(5-f)。总体而言, 野狐城组下部发育的这套砂体厚度不大, 表明当时水下分流河道规模可能较小。水下分流间湾沉积以棕红色、深棕色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩为主, 夹薄层浅灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩(图5-g), 见石膏脉体, 发育水平层理和沙纹层理, 与水下分流河道砂岩互层, 总体表现出向上变细的沉积序列。

3.2.2 湖泊沉积 湖相沉积是野狐城组主要沉积相类型, 为干热气候背景下的滨浅湖沉积(含干盐湖), 半深湖、深湖环境在研究区并不发育。岩性总体为棕红色、浅棕色、浅灰绿色粉砂岩、粉砂质泥岩及泥岩夹薄层细砂岩, 含大量石膏(图5-h, 5-i, 5-j), 发育水平层理(图5-k)、沙纹层理; 上部石膏逐渐减少, 多为细脉状。石膏产状多样, 原生石膏多以板状顺层产出, 厚者达5~10 cm, 而次生石膏为钟乳状、脉状、网状, 与棕红色地层穿插交织, 在电镜下呈板状集合体(图5-l)。灰绿色粉砂岩、泥质粉砂岩夹层厚度在2~40 cm之间, 最厚者可达1 m以上, 多以单层产出, 或多层相间分布(图6-a), 向上灰绿色夹层增多。在对亭沟剖面, 该组顶部连续出现十多层灰绿色泥质粉砂岩夹层, 指示该时期古气候环境可能发生转变。在野狐城组发现的哺乳动物化石极少, 但在上部灰绿色粉砂岩、粉砂质泥岩与浅棕红色泥岩中产出大量的腹足类口盖化石(6-c), 共鉴定出2科4属: 豆螺科Bithyniidae(假埃默螺属Pseudemmericia、豆螺属Bithynia)和拟沼螺科Assimineidae(奇片螺属Mirolaminatus、拟沼螺属Assiminea)(Li et al., 2022a)。此外, 还发现保存完好的鱼化石(图6-b)、介形虫及轮藻化石, 指示了盐度适中的滨浅湖环境, 推测到野狐城组沉积后期兰州盆地的气候不再像早期一样干热, 大气降水可能增多, 注入湖盆的地表径流量增大, 水体盐度降低, 腹足类及鱼类等水生生物大量繁衍。

图6 兰州盆地野狐城组上部及咸水河组下段沉积特征及古生物化石
a—野狐城组浅灰绿色粉砂质泥岩, 永登咸水河沿岸; b—鱼化石, 皋兰黄羊头; c—腹足类口盖, 皋兰黄羊头; d—咸水河组底部冲刷面, 皋兰黄羊头; e—咸水河组与野狐城组界线, 皋兰对亭沟; f—咸水河组棕黄色砂岩, 发育平行层理、小型板状交错层理, 皋兰黄羊头; g—咸水河组浅棕黄色细—粉砂岩, 发育平行层理, 皋兰对亭沟; h—咸水河组棕红色粉砂岩, 发育水平层理, 皋兰对亭沟; i—植物茎干化石; j—咸水河组下段水下分流河道砂岩, ×5, 正交偏光, 皋兰对亭沟; k—卷片状伊利石, ×12362, SEM; l—植物叶片化石, 皋兰对亭沟Fig.6 Sedimentary characteristics and fossils of the upper part of Yehucheng Formation and Lower Member of Xianshuihe Formation in Lanzhou Basin

3.3 咸水河组沉积特征及沉积相

咸水河组是兰州盆地新生界沉积厚度最大、时代跨度最长的一套地层, 也是哺乳动物化石的主要发现层位, 在西北地区特别是青藏高原东北缘新生代盆地地层对比、发展演化与造山带隆升及古生态、古环境的研究中具有重要意义。邱占祥等(1997)根据地层的旋回性将咸水河组分为下、中、上3段, 各段底部均为粗粒沉积, 向上沉积物粒度变细, 以泥质沉积结束, 代表盆地在不同阶段的沉积演化历史。

3.3.1 咸水河组下段沉积特征 1)三角洲沉积。咸水河组下段总体由黄色砂岩和红棕色粉砂质泥岩组成, 时代为早渐新世晚期—晚渐新世。底部发育一套厚约1 m的灰白色细砾岩、含砾粗砂岩等粗碎屑沉积, 并夹有泥砾, 见明显的冲刷面, 发育平行层理、板状交错层理, 横剖面上砂体呈透镜状(图6-d, 6-e)。该套粗粒沉积之上为厚层锈黄色中—细砂岩与棕红色、黄绿色细—粉砂岩, 砂岩质地疏松, 发育板状交错层理、小型槽状交错层理、平行层理, 偶见小规模的滑塌构造(图6-f, 6-g); 横向上砂体展布较远, 呈透镜状, 向两侧逐渐变薄、尖灭, 为三角洲前缘水下分流河道沉积。镜下观察表明, 砂岩颗粒主要为次棱角状, 圆度较差, 颗粒之间为点状接触, 胶结物仍以石膏为主, 应该为后期孔隙水沉淀而成, 也含一定量的方解石, 黏土矿物主要为伊利石及少量坡缕石, 未经历强烈的成岩作用(图6-j, 6-k)。薄层黄绿色、棕红色粉砂岩、粉砂质泥岩中发育水平层理和沙纹层理(图6-h), 代表了水下分流间湾沉积。该套地层含丰富的古生物化石, 在灰绿色、浅黄绿色粉砂质泥岩夹层中发现大量的孢粉及植物茎干(图6-i)、叶片化石(图6-l), 植物化石部分碳化, 少数依然保存有清晰的脉络, 反映一种温带半湿润(孙柏年等, 2004; 姚妮妮等, 2010)或近似亚热带温暖湿润的古气候环境(Miao et al., 2013)。黄色砂岩中产出的南坡坪哺乳动物群主要分子包括大巨犀Paraceratherium(图7-a)、吐鲁番巨犀Turpanotherium、巨獠犀Aprotodon、异角犀Allacerops、裂爪兽Schizotherium等奇蹄类, 副狶Paraentelodon以及兔形目、食虫目、啮齿类等(邱占祥等, 1997a, 1997b, 1998; 李永项等, 2017; Li et al., 2019; Li et al., 2021)。在浅黄色、浅灰绿色泥质粉砂岩及浅棕色泥岩中发现有鱼类(图7-b)、双壳类(珠蚌属Unio wendli、U. cf. lottneri)(颉光普, 1999)及腹足类口盖和轮藻等化石, 指示水下沉积环境。因此, 咸水河组下段下部黄色砂岩及浅绿色、黄绿色、棕红色粉砂岩、粉砂质泥岩夹层代表了温暖、较湿润气候条件下的三角洲前缘水下分流河道及水下分流间湾沉积。

图7 兰州盆地咸水河组沉积特征及古生物化石
a—大巨犀Paraceratherium上臼齿, 皋兰黄羊头; b—鱼化石, 产自咸水河组下段下部, 皋兰黄羊头; c—咸水河组下段棕红色泥岩, 皋兰对亭沟; d—鱼化石, 产自咸水河组下段上部, 皋兰黄羊头; e—咸水河组中段灰白色细砾岩、含砾粗砂岩, 皋兰对亭沟; f—咸水河组中段灰白色粗砂岩, 皋兰黄羊头; g—咸水河组中段水下分流河道沉积, 发育板状交错层理, 皋兰对亭沟; h—咸水河组中段湖相沉积, 皋兰对亭沟; i—咸水河组中段棕红色泥岩, 发育水平层理, 皋兰对亭沟; j—咸水河组上段河道砂坝含砾粗砂岩, 永登下街; k—咸水河组上段河道砂坝沉积, 发育板状交错层理, 永登下街; l—咸水河组上段白色砂岩, 发育平行层理, 永登下街Fig.7 Sedimentary characteristics and fossils of the Xianshuihe Formation in Lanzhou Basin

2)湖泊沉积。主要发育在咸水河组下段上部, 岩性为厚层棕红色粉砂质泥岩、泥岩(图7-c), 厚80~110 m, 发育沙纹层理及水平层理, 局部层位泥岩发生钙质胶结而呈结核、疙瘩状, 夹少量次生脉状石膏, 见鱼化石(图7-d), 为浅湖沉积。该套红色泥岩产出峡沟动物群, 整个动物群基本由小哺乳动物组成, 如跳鼠Parasminthus、简齿鼠Lithodonomys、异蹶鼠Heterosminthus、塔塔鼠Tataromys等, 可能指示较干燥的温带草原和疏林干草原生境(邱占祥等, 1997; 王伴月等, 2000a, 2000b)。

3.3.2 咸水河组中段 岩性主要为灰白色砂岩、薄层浅灰绿色粉—细砂岩夹厚层浅棕红色泥岩, 自下而上岩性由较粗的细砾岩、含砾粗砂岩逐渐变为细砂岩、泥质粉砂岩、泥岩, 表现出向上变细的沉积序列。这套地层底界古地磁年龄有23.03 Ma(Opdyke et al., 1998)、19 Ma(Flynn et al., 1999)、20 Ma(岳乐平等, 2000)、22 Ma(Qiu et al., 2013)、24 Ma(张鹏, 2015)等不同观点。Qiu等(2013)认为产自该段下部白色砂岩中的哺乳动物群整体面貌与西宁盆地谢家动物群比较相似, 二者可以很好地对比, 故其时代应该为早中新世早期(谢家期)。

1)三角洲平原沉积。主要见于咸水河组中段底部, 与咸水河组下段上部棕红色泥岩界线清晰, 冲刷面明显(图7-e)。岩性为厚层灰白色含砾粗砂岩夹薄层细砾岩, 砾石成分主要为石英、燧石、泥砾等, 砾径多在2~5 mm之间, 最大者达20 mm, 分选一般, 磨圆相对较好、质地疏松; 向上逐渐变为灰白色粗—中砂岩, 纵向上表现为明显的正粒序。横向上, 单个分流河道砂体多呈顶平底凸的透镜状, 多个规模不等的透镜体纵向上相互切割、叠置形成厚层砂体, 见平行层理、大型板状交错层理, 代表水动力较强的分流河道沉积。这套白色砂岩是重要的含哺乳动物化石层位, 产出张家坪动物群, 主要类群有巨獠犀Aprotodon、吐鲁番巨犀Turpanotherium、裂爪兽Borissiakia等大型奇蹄类、古老的食肉类Hyaenodon以及啮齿类和兔形目, 大部分都是渐新世残存的进步分子(Wang et al., 2001; Qiu et al., 2013; Li et al., 2021, 2022b)。

2)三角洲前缘沉积。三角洲前缘亚相是咸水河组中段的主要沉积类型, 其中水下分流河道构成三角洲前缘沉积的主体, 主要发育在底部分流河道砂砾岩之上, 由厚层灰白色粗—中砂岩、浅灰白色细砂岩、棕红色泥质砂岩及薄层灰绿色细砂岩、粉砂岩组成, 有时夹薄层含砾砂岩, 发育板状交错层理、槽状交错层理及沙纹层理(图7-f, 7-g), 含长方楔蚌Cuneopsis oblonga、重美带蚌Lepidodesma ponderosa和厚美带蚌L. languilati等双壳类化石(颉光普, 1999)及哺乳类、植物碎片化石。水下分流间湾沉积岩性较为单一, 主要由浅棕红色粉砂质泥岩、泥岩组成(图7-f), 发育水平层理和沙纹层理, 偶见少量次生脉状石膏。与咸水河组下段三角洲前缘沉积相比, 该时期三角洲水下分流河道砂体厚度更大、展布更远, 表明三角洲沉积体系较前期更为发育。

3)湖泊沉积。咸水河组中段上部为厚层浅棕红色粉砂质泥岩夹薄层灰绿色粉砂岩、粉砂质泥岩, 灰绿色夹层厚10~35 cm, 发育沙纹层理、水平层理, 为滨浅湖沉积(图7-h)。野外可见部分层位泥岩由于受到后期大气降水淋滤发生钙质胶结或呈结核状、疙瘩状, 破坏了原生层理, 但在断面上仍能观察到水平层理发育(图7-i), 表明该套地层并非是风成沉积的产物, 而是细粒沉积物在水流搬运下入湖沉积而成。棕红色泥岩中产出对亭沟动物群, 主要为适应较干旱气候的食虫类、啮齿类及少量兔形类(邱占祥等, 1997; 王伴月和邱占祥, 2000a, 2000b), 时代上属于山旺期, 指示一种干旱—半干旱的灌丛—草原环境。

3.3.3 咸水河组上段 咸水河组上段分布较为局限, 仅永登下街、泉头等地有部分出露, 厚160~330 m, 岩性主要为砂砾岩与砂质泥岩互层, 为典型的曲流河亚相, 主要发育河道砂坝及河漫滩沉积。河道砂坝以浅棕色、白色含砾粗砂岩、粗砂岩为主, 底部见强烈的冲刷面, 含大量砾石及泥砾, 发育平行层理、板状交错层理(图7-j, 7-k, 7-l); 横剖面上多期河道垂向叠加形成厚层砂岩, 每一期砂体都具明显的正粒序特征。河漫滩以浅桔色、浅棕黄色、土黄色泥岩、砂质泥岩及粉砂岩为主, 见植物根茎, 发育水平层理及沙纹层理, 部分层段浅棕色黏土呈结核、疙瘩状, 可能同样是遭受后期大气水淋滤作用而发生钙质胶结。在永登下街剖面咸水河组上段顶部产出泉头沟动物群, 时代为中中新世通古尔期, 小哺乳动物主要有食虫类、啮齿类、兔形类等11个类群, 大哺乳动物出现库班猪Kubanochoerus及嵌齿象Gomphotherium等森林型物种, 生物群面貌发生重大转折(邱铸鼎, 2000, 2001a, 2001b; Qiu et al., 2013)。

4 沉积与古环境演化

作为祁连造山带的一部分, 兰州盆地经历了复杂的地质演化历史。至早燕山运动晚期, 印度板块向北俯冲导致祁连褶皱带内挤压碰撞, 中祁连隆起基底断裂带发生走滑运动; 在伸展构造背景下, 兰州盆地南北缘断裂活动并形成断陷盆地, 沉积了下白垩统河口群, 主要为冲积扇—河流沉积(冯益民和吴汉泉, 1992; 葛肖虹和刘俊来, 1999; 李麒麟等, 2002), 在皋兰地区可能也存在风成沙漠(伍皓等, 2011b)。早白垩世晚期—古近纪初期, 受燕山运动和喜山运动影响, 盆地萎缩并不断抬升剥蚀, 使上白垩统缺失(叶留生, 1980; 李麒麟等, 2002; 唐玉虎等, 2008; 陈军等, 2013)。古新世, 尽管印度与欧亚板块初始碰撞早期变形同步传递到青藏高原北缘(宋春晖, 2006; 张克信等, 2010a, 2010b; Liu et al., 2013), 但兰州盆地仍继承了白垩纪的古地理格局, 继续处于隆升剥蚀状态, 基本缺失古新统。

4.1 早始新世

早始新世西柳沟组沉积时期, 兰州盆地开始接受沉积, 发育了单一厚层砖红色、桔红色中—细砂岩, 经过对比分析, 笔者认为西柳沟组为风成砂岩, 属于典型的盆山型沙漠沉积体系(Friedman and Sanders, 1978)。根据野外露头上发育的砂岩板状交错层理的前积层倾向, 推测当时的主导风向为北西西向, 沙丘大致向东移动。在西柳沟组沉积末期, 盆地局部低洼处出现小范围汇水区域, 沉积了薄层深棕红色泥岩或粉砂质泥岩, 为沙丘间沉积, 这可能与潜水面上升或雨季带来的暂时性流水有关。西柳沟组沉积末期, 随着旱谷的发育及水成沉积环境在空间上的扩展, 沙漠湖雏形初现, 风成沉积作用减弱, 并逐渐被水成沉积局部乃至全部取代, 前期形成的风成沙丘逐渐被旱谷—沙漠湖泥质沉积覆盖, 沙漠逐渐萎缩、消亡。此后, 兰州盆地结束了风成沙漠沉积的历史, 进入河湖相演化阶段(图8-a)。

图8 兰州盆地始新世—中中新世沉积环境演化示意图Fig.8 Sedimentary environmental evolution from the Eocene to the Middle Miocene in Lanzhou Basin

实际上, 陇中盆地古近纪沙漠沉积的范围可能不仅仅局限于兰州地区, 与西柳沟组几乎同期的西宁盆地祁家川组、临夏盆地银川沟组局部出现的桔红色“块状” 砂岩很可能也是风成沙漠沉积。兰州盆地及周缘、酒泉盆地和固原地区风成砂岩的发育, 表明古近纪青藏高原东北缘存在一个风成沙丘富集带。该时期风成沙漠在青藏高原东缘也普遍发育, 如云南剑川盆地始新统宝相寺组(崔晓庄等, 2011; 伍皓等, 2011a; 江卓斐等, 2019)、四川盆地古近系柳嘉组(李玉文等, 1988; 刘立安和姜在兴, 2011)、盐源盆地始新统丽江组(崔晓庄, 2012)。前人研究表明, 炎热干旱的气候条件与特定的大气环流模式是沙漠沉积发育的决定性因素(董光荣等, 1995; 梅冥相等, 2004; 江新胜和潘忠习, 2005; 梅冥相和苏德辰, 2013), 这种大范围风成沙漠的存在必然受到古气候的制约。从宏观上看, 古新世晚期至始新世早期, 全球气候发生重要的升温事件(PETM), 为白垩纪末期以来最温暖的时期(Zachos et al., 2001, 2003); 此时, 中国大陆仍处于行星风系控制之下, 气候带大致呈东西走向, 包括青藏高原北缘在内的广大中低纬度地区位于副热带高压控制的干旱带内(刘东生等, 1998; 郭正堂, 2017), 为风成沙漠的发育提供了必要的气象条件。此外, 青藏高原周缘地区风成沙漠的发育也表明青藏高原在始新世隆升高度不大(<1000 m), 尚未改变北半球气压带、风带分布格局, 也不足以成为大气环流的屏障。始新世, 行星风系下气压带整体向北移动(刘东生等, 1998), 青藏高原及周缘地区受副热带高压及强大下沉气流的影响, 气候干旱, 盛行风自外围物源风蚀区将大量碎屑物质搬运至邻近盆地沉积。这种古地理、古环境特征也与全球气候数值模拟结果相一致, 即始新世中国中低纬度地区主要受沙漠—干草原型气候控制(Zhang et al., 2012), 青藏高原及周缘为重要的风成沙漠沉积区之一。

4.2 始新世—早渐新世晚期

始新世—早渐新世晚期, 兰州—西宁盆地呈东西向拉长的凹陷(Wang et al., 2016), 开始进入河流—三角洲—湖泊演化发展阶段(图8-b)。野狐城组沉积早期, 研究区为三角洲前缘环境, 从露头看砂体厚度不大且分布不稳定, 推测三角洲规模较小, 可能为陇中盆地三角洲沉积体系的前端。在短暂的三角洲沉积之后, 兰州盆地逐渐演化为类似干盐湖的滨浅湖环境, 水体为半咸水性质, 发育厚层棕红色泥质沉积, 并在干热的气候环境下沉积了大量石膏和芒硝, 代表强烈的蒸发环境。此时湖盆范围虽然扩展, 但深度有限, 期间偶有发育规模不大的三角洲, 形成水下分流河道薄层砂岩与水下分流间湾泥质沉积。Wang等(2016)根据水下分流河道砂岩交错层理的倾向判断出古水流方向大致向东, 推测物源来自西部或西北; 但刘善品(2015)在分析碎屑锆石U-Pb和(U-Th)/He年龄后认为野狐城组沉积早期物源来自东昆仑造山带布青山—阿尼玛卿山二叠系沉积岩, 可能表明该时期西部造山带存在多个源区向统一的陇中盆地提供物源, 沉积物具有明显的混源特征。在野狐城组沉积后期, 棕红色泥岩中的石膏大量减少, 而浅灰绿色夹层明显增多, 水体环境适合鱼类、腹足类、介形虫及轮藻等生物生存, 表明晚期的干热程度有所缓解、气候略微变湿。

由于在沉积和成岩过程中某些敏感元素在不同气候背景下会发生迁移和富集, 从而能够很好地指示沉积期古气候环境(田景春, 2016; 史燕青等, 2021), 因此笔者对皋兰对亭沟和永登下街剖面野狐城组泥岩样品进行微量元素分析。结果表明, Sr变化范围极大(126~2049 μ g/g, 平均为793 μ g/g)、总体含量远高于西柳沟组和咸水河组下段地层, Sr/Ba(最大值5.68, 平均1.75)、 Sr/Cu(最大164.2, 平均55.8)均呈高值, 表明整个野狐城组沉积时期气候较为干旱, 湖水强烈蒸发浓缩使Sr沉淀并大量富集。需要指出的是, Sr、Sr/Ba、Sr/Cu等指标并非始终处于高峰态势, 而是有明显波动, 表明始新世兰州盆地在整体干热的气候背景下, 也出现周期性的变湿阶段, 这也与沉积特征及古生物证据相吻合。从区域上看, 兰州盆地野狐城组与贵德盆地下尕让组中段以及西宁盆地洪沟组和马哈拉沟组岩性类似, 均以富含石膏的棕红色泥岩为主。Dupont-Nivet等(2007)在研究青藏高原干旱化与全球始新世/渐新世转折(EOT)耦合关系时指出, 西宁盆地马哈拉沟组石膏/泥岩互层受控于气候波动, 即在总体干热的气候条件下, 周期性大气降水将大量溶质搬运入湖, 沉淀了厚层石膏。因此, 该时期整个陇中盆地湖盆较为宽广, 气候整体偏干, 红层及蒸发盐类普遍发育, 白刺属和麻黄类等耐旱的灌丛植被广泛分布于兰州盆地乃至整个西北地区(宋之琛等, 2008), 但同时气候的周期性波动也带来大气降水。这种古气候特征除了受副热带高压下沉气流的影响外, 可能也与始新世末期南极冰盖增长、全球气温大幅下降、气候强烈变干变冷有密切关系(Zachos et al., 2001; 宋春晖, 2006; Dupont-Nivet et al., 2007; 张鹏, 2015)。

野狐城组沉积时期之后, 兰州盆地出现短暂的沉积间断, 湖盆开始萎缩, 至早渐新世晚期过渡为三角洲沉积, 在咸水河组底部发育了厚层三角洲前缘灰白色、黄色含砾粗砂岩, 标志着沉积环境发生重大转变, 与始新世末—渐新世初青藏高原东北部发生的构造事件相吻合(Dai et al., 2006; 宋春晖, 2006; 方小敏等, 2007; 刘善品, 2015)。构造隆升使前期形成的夷平面解体, 盆山地形高差增大, 物理风化作用增强, 河流将更多粗碎屑物质搬运至盆地中心。但由于兰州盆地距离物源区相对较远, 沉积物粒度较其他盆地偏细, 缺少山前快速堆积的冲积扇或扇三角洲, 而是在三角洲平原沉积之后很快过渡为三角洲前缘水下环境, 发育黄色砂岩夹浅灰绿色、黄绿色及棕红色粉砂岩、粉砂质泥岩。晚渐新世湖盆范围扩大, 在稳定的构造背景下沉积了浅湖相棕红色泥岩, 石膏基本消失, 只在部分层位见到次生细脉状体。该时期兰州盆地沉积物源与始新世野狐城组沉积时期相比没有发生大的变化, 碎屑锆石U/Pb年龄分布表明物源主要来自东祁连与西秦岭造山带(Wang et al., 2016), 可能还有少量东昆仑造山带碎屑物质(刘善品, 2015)。

这一时期兰州盆地的古生态、古环境也发生重大转折, 植被类型以乔木为主(包括针叶林和阔叶林), 耐旱植物减少, 气候温和半湿润, 大型哺乳动物开始繁盛, 并出现了地质历史时期最大的陆生哺乳动物—巨犀(邱占祥, 1997a; 李永项等, 2017), 其栖息环境一般需要有相当规模的林地(邱占祥和王伴月, 2007; Prothero, 2013)。巨獠犀类(Aprotodon)似河马的宽大下颌指示近水体的栖息环境(Deng, 2017); 裂爪兽(Schizotherium)是一类长有爪而非蹄的形态奇特的奇蹄类, 擅长以前爪攀附树木并攫取枝条、嫩叶乃至树皮, 一般生活在开阔林地或疏林环境中(Coombs and Semprebon, 2005; Coombs, 2009; Schulz et al., 2007; Schulz and Fahlke, 2009)。上述古植物、古动物特征都指示了早渐新世兰州盆地应该为气候温和的开阔林地。晚渐新世, 峡沟动物群以适应干旱草原环境的小哺乳动物为主, 物种的多样性明显降低, 地层中的孢粉也大幅度减少, 指示古气候朝干旱化方向发展。对亭沟剖面咸水河组下段沉积物主量元素分析结果表明, 相对于下部三角洲前缘灰绿色、黄绿色、浅棕红色细—粉砂岩, 上部红色泥岩明显富Fe2O3(平均5.87%, 最高6.2%, 而下部地层平均仅为2.58%), FeO含量极低、可以忽略不计, 反映干旱气候的Mg/Ca值在红泥中含量更高(33.1%~66.75%), 指示晚渐新世兰州盆地处于较干旱的强氧化环境。从早渐新世晚期到晚渐新世, 兰州盆地沉积环境、岩性、生物群面貌都发生重大变化, 从侧面反映了盆地的古环境由温和半湿润—半干旱变得干旱。

4.3 渐新世末—早中新世初

渐新世末—早中新世初, 青藏高原北部发生强烈的构造活动, 使古近纪末期形成的夷平面解体(钟大赉和丁林, 1996; 宋春晖, 2006), 其影响波及整个高原东北缘盆地。受此次构造事件影响, 兰州盆地湖盆萎缩, 在早中新世早期(约22~20 Ma)主要为曲流河三角洲平原沉积(图8-c), 发育了咸水河组中段下部的厚层含砾粗砂岩夹细砾岩, 与上渐新统咸水河组下段上部红层棕红色泥岩之间形成明显的冲刷构造。后期入湖碎屑物质减少、水体加深、湖盆扩张, 三角洲沉积体系进一步发育, 早期的曲流河三角洲平原逐渐演化为三角洲前缘。 之后构造趋于稳定, 在三角洲沉积之上发育厚层滨浅湖粉砂岩、泥岩夹薄层细砂岩, 代表了新生代最后一轮较大范围的湖侵。此后, 湖盆开始萎缩、消亡, 兰州盆地进入河流—冲积扇及第四系风成黄土沉积阶段。

早中新世兰州盆地的古地理与古环境演化趋势与早渐新世—晚渐新世类似, 哺乳动物群组合也具有与渐新世类似的特征。咸水河组中段下部(水下)分流河道厚层白色砂岩中产出张家坪动物群, 其中大部分属种都是进化了的渐新世孑遗分子。巨犀、巨獠犀及裂爪兽等森林型物种延续至早中新世, 啮齿类等草原型动物占比超过60%, 指示早中新世早期(约20 Ma)兰州盆地气候为温暖的半干旱环境, 依然存在一定规模的林地或开阔的疏林—灌丛。与兰州盆地相距不远的临夏盆地早中新世出现长鼻目豕棱齿象Choerolophodon及其他嵌齿象类, 推测该时期生态环境较为湿润, 河湖广布(Pickford, 2005; 邓涛, 2011; 王世骐和邓涛, 2011; Deng et al., 2013)。此外, 孢粉显示临夏盆地早中新世早期(21.8~19.2 Ma)植被以阔叶林、针叶林为主, 并含少量亚热带成分(马玉贞等, 1998), 表明该时期气候温暖湿润, 与兰州盆地的生态环境有一定的区域性差异。前人研究认为, 渐新世/中新世之交东亚古气候、古环境格局发生重大转折, 古近纪行星风系下横贯中国大陆的东西向干旱带消失, 亚洲季风系统发育, 中国大陆古气候由带状转变为与现今相似的季风—干旱组配格局(刘东生等, 1998; 施雅风等, 1998; Guo et al., 2002, 2008; Sun and Wang, 2005), 推测该时期兰州盆地大致位于东部湿润带与西北干旱带的过渡区, 为半干旱气候, 而临夏盆地可能比兰州盆地要湿润。早中新世晚期, 哺乳动物群面貌发生重大变化, 生物多样性明显下降, 主要分子是一些生活在灌丛—草原环境下的小型哺乳动物类, 大型哺乳动物极少, 森林型物种几乎消失, 表明该时期兰州盆地气候较早期干旱, 植被类型也以温带干草原为主。

4.4 早中新世末—中中新世早期

早中新世末—中中新世早期(16.5~15 Ma), 兰州盆地沉积范围缩小, 仅在永登下街、泉头一带有出露, 岩性由早中新世晚期的粉砂岩、粉砂质泥岩变为砂砾层与含砾石土黄色黏土, 砾石多为异地成分, 沉积环境由湖泊—三角洲过渡为河流。沉积环境的转变从根本上受控于中中新世早期青藏高原北部发生的构造活动(宋春晖, 2006; Lease et al., 2011, 2012; Liu et al., 2013), 周缘造山带隆升使盆地基底抬升, 湖泊萎缩、消亡, 河流发育并向盆地内推进, 在盆地西北部永登一带沉积了厚层砂砾岩及砂质泥岩。自此, 兰州盆地主体结束了湖相沉积历史, 进入中中新世—上新世河流—冲积扇沉积交替演化阶段(图8-d)。古地理、古环境的改变使该时期生物群面貌发生重大转折, 许多中中新世代表性物种开始出现。 永登泉头沟动物群产出的嵌齿象Gomphotherium、库班猪Kubanochoerus栖息于气候温和的林地环境(邓涛, 2011; Qiu et al., 2013); 而动物群中占绝对优势的小哺乳类指示盆地存在较大范围的温带灌丛干草原, 特别指出的是沙鼠一般生活在干旱草原和荒漠地区, 可能反映了当时的气候略偏干旱(邱铸鼎, 2000, 2001a, 2001b)。因此, 泉头沟动物群组合面貌可能反映出兰州盆地在中中新世总体处于一种温带半干旱环境, 植被以灌丛—草原为主, 林地可能呈狭长条带状分布于河岸附近, 成为嵌齿象及库班猪等森林型物种的栖息地。

5 结论

1)兰州盆地始新世—中中新世主要发育风成沙漠沉积、河流沉积、三角洲沉积及湖泊(含干盐湖)沉积共4种沉积相类型及若干亚相和微相。始新世盆地仍处于副热带高压控制的干旱带内, 在干热的气候背景下沉积了西柳沟组风成砂岩, 进一步证实了古近纪青藏高原东北缘存在一个较大规模的沙丘富集带, 而青藏高原隆升高度有限, 不足以对古气候格局产生显著影响。

2)兰州盆地主体从始新世开始沉积, 在西柳沟组风成沙漠之上沉积了野狐城组滨浅湖(干盐湖)含石膏红层。自早渐新世晚期(咸水河沉积早期)开始沉积环境发生重大变化, 进入以三角洲—浅湖相为主的沉积阶段, 直至中中新世(咸水河沉积晚期)青藏高原东北缘新的构造活动使盆地基底抬升, 湖泊逐渐萎缩、消亡, 转变为河流相沉积, 在纵向上表现出三角洲进积—退积—进积(粗—细—粗)的旋回性。与青藏高原东北缘其他盆地相比, 兰州盆地距离物源区较远, 沉积物明显偏细, 不发育近源的冲洪积扇或扇三角洲粗碎屑沉积。

3)由于受到行星风系下副热带高压控制, 兰州盆地始新世—早渐新世整体气候干热; 早渐新世晚期—晚渐新世及早中新世—中中新世2个阶段的古气候、古环境演化较为类似, 都由半干旱—半湿润的开阔林地转变为干旱—半干旱的疏林草原或灌丛—草原环境, 这在很大程度上影响了动植物分布及组合特征。

致谢 瑞典自然历史博物馆Thomas Mö rs博士就文章有关内容与作者进行了充分讨论; 西北大学地质学系弓虎军教授、大陆动力学国家重点实验室代静静老师在实验中给予大量帮助; 西北大学研究生魏小浩, 西安石油大学研究生文鹏、杨澜、梅嘉豪参加了野外考察工作, 作者在此一并表示感谢!感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议!

(责任编辑 张西娟; 英文审校 刘贺娟)

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