3.1.1 风成地层宏观特征

3.1.1.1 描述

目前识别出的风成地层包括颗粒流层(grainflow strata)、颗粒飘落层(grainfall laminea)和风成沙波层(wind-ripple strata)。

颗粒流层是风成交错层理的主要组成部分, 由黄色或红棕色中— 细粒砂岩组成, 颗粒分选一般, 磨圆较好, 固结程度一般。在顺流面上, 颗粒流层呈楔状向下尖灭(图 2-b, 2-c, 2-d), 向下倾角逐渐减小, 收敛于层系底面; 在垂直于流向的截面上, 颗粒流层呈透镜状侧向尖灭, 延伸距离介于0.5~3 m之间(图 2-c), 内部不显粒序或少量显逆粒序。颗粒流层主要叠置形成集合体形式(图 2-c), 或与颗粒飘落层组成韵律孤立存在(图 2-b)。单个颗粒流层平均厚约3 cm。

图 2

Fig.2

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 2 藏东贡觉盆地风成地层宏观露头特征 a— 贡觉西剖面全景图; b— 贡中村剖面风成地层组合图; c— 贡觉西剖面中部放大图与相应结构素描图; d— 若果村剖面风成砂, 具指状交互特征; e— 风成沙波地层; f— 具清晰逆粒序结构的风成沙波地层; g— 风成波痕。gf: 颗粒流地层; gfl: 颗粒飘落层; wrs:风成沙波层; wrm: 风成波痕Fig.2 Macro-characteristics of aeolian strata in Gonjo Basin, eastern Tibet

颗粒飘落层在风成交错层理中占比小, 以颜色较深的粉砂岩为主, 颗粒的分选与磨圆一般, 固结程度较好。颗粒飘落层主要出露于颗粒流层之间, 呈等厚纹层状或楔状向下尖灭(图 2-b)。单层厚度1~3 mm, 内部不显粒序性, 产状与颗粒流层一致。

风成沙波层在风成交错层理中占比较高, 由中粒砂组成, 颗粒磨圆度较好、分选性一般, 固结程度较好。风成沙波层主要出现在交错层系下部(图 2-b, 2-c, 2-d), 可分为2类形态: 一类呈平行薄板状水平延伸(图 2-e); 另一类则以低角度向层系上部尖灭为特征, 与颗粒流层呈指状交互(图 2-d)。单个沙波层厚1~3 mm, 内部具有较明显的逆粒序结构(图 2-f), 产状变化较大。在水平面上, 沙波层表面显示波痕构造, 波长约120 mm, 波高约3 mm, 具有极不对称性与高波痕指数特征(图 2-g)。

3.1.1.2 解释

颗粒流层形成于沙丘背风坡的垮塌作用。当沉积物在背风坡的堆积坡度达到空气休止角(34° )后, 在重力作用下会下泄形成舌状砂体(Hunter, 1977)。在垮塌过程中, 受剪切力和重力作用, 较粗颗粒会逐渐被分选至砂体表层, 从而形成逆粒序的结构特征(Mountney, 2006)。当沙丘中整体砂粒分选较好时, 颗粒流层内部则不显粒序。在大型沙丘中, 背风坡垮塌作用频繁, 降落在沙丘上部的颗粒飘落/沉降沉积物会遭受破坏, 进而被改造形成颗粒垮塌层。因此, 以颗粒垮塌层集合体为主的交错层系多指示大型沙丘的存在。相比之下, 在小型沙丘中, 背风坡垮塌作用较弱, 悬浮沉降的颗粒飘落沉积物留存下来的几率较大, 从而形成了颗粒垮塌层与颗粒飘落层交互的韵律式结构(Kocurek and Dott, 1981)。

颗粒飘落层被认为是气流搬运能力降低的产物(Hunter, 1977; Nickling et al., 2002)。空气动力学研究表明, 在沙丘背风坡顶, 风速骤降, 前期被吹扬到空中的较细颗粒在重力作用下会发生悬浮沉降。靠近背风坡顶区域, 颗粒飘落层表现为向下尖灭的楔状体, 而在远离背风坡顶区域则为较薄的等厚纹层。一般情况下, 大型交错层系中很难见到层状或楔状的颗粒飘落层, 这与大型沙丘背风坡频繁的垮塌破坏作用有关。与颗粒流层相比, 颗粒飘落层中颗粒的分选、磨圆明显较差, 其原因在于在风力搬运过程中, 颗粒飘落层中较细颗粒发生的碰撞频率比颗粒垮塌层中较粗颗粒低, 从而被改造的程度相应较低。

风成沙波层与风成沙波的迁移作用密切相关(Hunter, 1977)。风力牵引导致细粒物质在风速较低的背风坡谷中聚集, 粗粒物质跃移覆盖在细粒沉积物上, 加之细颗粒“ 灌入” 粗颗粒间向下运移, 形成单层内逆粒序结构。平面上沙波层的高波痕指数与极不对称性是野外识别风成沉积的一类特征现象(Sharp, 1963; Fryberger and Schenk, 1981; Fryberger et al., 1992)。沙波迁移过程中, 颗粒主要经历跃移与蠕移, 偶有悬浮颗粒沉积, 因此形成了磨圆较好、分选一般、固结程度较好的特征。此外, 由于风成底形的保存特性(Hunter, 1977; Mountney, 2006), 风成沙波层常组成交错层系的下部单元。研究区水平延伸的沙波层代表干燥沙丘间沉积, 反映了底形的亚临界爬升过程, 代表较低的净沉积物通量(Hunter, 1977)。低角度向上尖灭的沙波层代表沙丘底部沉积, 与颗粒流层指状交互是由于地形原因导致背风坡二次气流与垮塌的交替作用而形成的(Hunter, 1977; Kocurek, 1991)。

3.1.2 风蚀界面与超界面特征

3.1.2.1 描述

本研究共识别出3类不同尺度的风蚀界面与1类非风蚀界面。

第1类风蚀界面整体平直(如图 3至图 5, “ I” 所示), 侧向延伸距离约400 m, 在盆地风蚀界面中占比约7%。相邻界面之间发育多个交错层系或层系组, 界面之间互不相交。界面倾向与上覆交错层理中纹层以及第2、3类风蚀界面不一致或截然相反, 且倾角较小, 普遍低于10° 。当该风蚀界面与第2、3类界面共同出现时, 前者截切后者。在靠下的风成沉积层位中, 第1类界面被水成沉积覆盖(图 4); 在中部层位, 该界面之上主要被风成沙波层覆盖(图 5)。

图 3

Fig.3

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 3 藏东贡觉盆地贡觉西剖面贡觉组底部风成界面特征与结构 AQE-1、AQE-2、AQE-3: 水成沉积一至三段; AEO-1、AEO-2、AEO-3: 风成沉积一至三段Fig.3 Characteristics and structure of aeolian bounding surfaces at the bottom of Gonjo Formation in western Gonjo profile in Gonjo Basin, eastern Tibet

图 4

Fig.4

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 4 藏东贡觉盆地贡中村剖面贡觉组底部风成界面特征与结构Fig.4 Characteristics and structure of aeolian bounding surfaces at the bottom of Gonjo Formation in Gongzhong village profile of Gonjo Basin, eastern Tibet

图 5

Fig.5

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 5 藏东贡觉盆地若果村剖面贡觉组底部风成界面特征与结构Fig.5 Characteristics and structure of aeolian bounding surfaces at the bottom of Gonjo Formation in Ruoguo village profile of Gonjo Basin, eastern Tibet

第2类风蚀界面平直或微弯曲, 侧向延伸距离10~30 m(图 3, “ S” 所示)。相邻界面之间发育单个或多个交错层系。该界面倾向与上覆交错层系纹层以及第3类风蚀界面相近, 但倾角略低, 集中在15° ~20° ; 当该风蚀界面与第3类界面共同出现时, 前者截切后者。风成层位由下到上的序列变化过程中, 第2类风蚀界面从无到有, 在中部层位达到数量峰值(如贡觉西剖面AEO-2层位, 图 3); 而过渡到上部层位, 第2类界面逐渐减少。

第3类风蚀界面较第1、2类界面更为发育, 主要出现在单个交错层系内部(图 3; 图 4; 图 5; 图中“ R” 所示)。界面弯曲, 侧向延伸距离3~9 m。上覆交错层系纹层向下向该界面收敛, 二者倾向相近, 倾角19° ~26° 。该界面多被第1、2类风蚀界面截切。

第4类界面为非风蚀界面, 表现为下伏黄色砂岩与上覆红色砂岩或砾岩之间的分隔线(图 3; 图4; 图5; 图中“ SS” 所示)。该界面下伏砂岩为发育大规模交错层系的风成单元, 上覆砂岩与砾岩则具有典型水成成因。风成沉积与水成沉积接触界面平直, 该界面贯穿风成沉积水平延伸, 并且隔绝了水成层位。该界面截切其他所有类型界面与层系, 在盆地内横向追索均可发现该界面的类似特征(图 4; 图 5)。

3.1.2.2 解释

第1类风蚀界面以极低倾角、相反倾向、较大侧向延伸距离为特征, 同时可截切第2、3类界面, 符合沙丘间界面特征(Interdune surface)。沙丘间界面形成于沙丘在沙丘间区域的迁移和爬升, 爬升角度多小于1° (Brookfield, 1977; Fryberger, 1993)。层位靠下的沙丘间界面之上直接被水成沉积覆盖(具体的水成解释见3.3), 代表湿润型沙丘间界面; 而中部层位风成沉积中的沙丘间界面上部被风成沙波层覆盖, 代表干旱型沙丘间界面(Mountney, 2012; Jones et al., 2016)。

根据第2类风蚀界面的产状、侧向延伸距离及其与其他界面的截切关系等, 将其判定为叠加界面(Superimposition surface)。该界面形成于子沙丘在母沙丘之上的迁移和侵蚀, 指示了复合型沙丘的存在(Brookfield, 1977; Kocurek, 1991; Fryberger, 1993)。研究区风成沉积发育过程中叠加界面逐渐出现, 在剖面中部层位增多, 随后减少, 表明风成沉积中期阶段发育大规模复合型沙丘, 而随着向上第2类风蚀界面的逐渐减少, 表明沙丘规模逐渐缩小, 风成沉积趋向消失。

第3类风蚀界面以数量大、倾角大、相同/相近倾向为特征, 同时被第1、2类界面截切, 符合再作用面特征(Reactivation surface)。再作用面代表周期性的气流变化, 导致沙丘背风坡的局部侵蚀, 再次接受垮塌与沉降的过程(Rubin and Carter, 1987)。盆地内风成沉积大量再作用面发育, 可能反映了季节的变化或地形的影响导致风向经常性波动, 进而在背风坡产生大量的小范围侵蚀界面。

第4类界面横向延伸特征类似地层间的平行不整合接触关系, 笔者将该界面划归为超界面(Super bounding surface)。超界面的形成可能与区域气候变化、构造运动以及海平面变化等因素相关, 反映了风成沉积的中断, 或者暴露侵蚀(Havholm and Kocurek, 1994; Mountney et al., 1999)。研究区超界面的出现可能指示了区域上构造或气候的较大转变。

3.1.3 交错层理特征

3.1.3.1 描述

研究区风成砂岩中普遍发育中— 大型交错层理, 主要包括楔状交错层理(图 2-d; 图 3; 图 4; 图 5)、板状交错层理(2-b)、槽状交错层理(图 3; 图 4)和“ 之” 字形交错层理(图 2-c)。

楔状交错层理层系组最厚约14 m, 侧向延伸距离约300 m。单个层系表现为: 具有平直但互不平行的上、下界面, 侧向延伸相交, 厚度变化明显, 呈楔形; 内部纹层平直或向下弯曲, 被上层系界面截切, 向下界面收敛(图 2-b, 2-d)。单个层系厚0.6~2.7 m, 侧向距离延伸20~100 m。层系内纹层的倾向与倾角变化较大: 倾向范围SE-SW, 倾角8° ~31° 。单个纹层厚度平均2 cm, 最厚可达6.1 cm。楔状交错层理主要由颗粒流层组成, 其次为风成沙波层, 颗粒飘落层所占比例最少。

板状交错层理层系组平均厚约8 m, 侧向延伸距离最大可达400 m。单个层系表现为: 上、下界面平行且平直, 整体呈板状, 厚度稳定(图 2-b), 单个层系厚0.8~1.9 m。层系内前积纹层较为平直或略向下弯曲, 倾向一致, 与上、下界面分别呈截切和收敛关系。纹层平均厚度约2 cm, 最厚可达4.8 cm, 产状变化范围SE-SSW, 倾角可达30° 以上。板状交错层理由颗粒流层、颗粒飘落层与风成沙波层组成(图 2-b)。

槽状交错层理(图 3; 图4; 图5)层系组平均厚约9 m, 侧向延伸距离超过40 m。在单个层系中, 整体呈不规则下凹槽形, 内部纹层与下界面平行或斜交。同层系中纹层倾向一致, 倾角变化较大。单个层系槽深0.6~1.2 m, 槽宽约5 m。研究区风成槽状交错层理主要由颗粒流层组成。

“ 之” 字形交错层理为本研究区识别出的特殊样式(图 2-c), 层系组最厚约30 m, 侧向延伸距离约50 m。单个层系呈不规则菱形, 主要表现为上、下均由2条平直或微弯曲的界面组成。在剖面上, 倾向上似乎完全相反的交错层系相互叠置(实际上是因为沉积方式的特殊性造成了视觉上的假象), 形成锯指状或“ 之” 字形交互(图 2-c)。单个层系厚约1 m, 侧向延伸长度3~7 m, 过渡为其他层理类型。单个纹层呈平直或弯曲尖灭的楔状体, 层系底部的纹层一侧侵蚀下部层系, 一侧收敛堆积于另一层系; 同层系内纹层向上依次侵蚀一侧而收敛于另一侧, 直至转变为另一层系。纹层厚约2 cm, 最大厚度可达3 cm, 倾角17° ~31° , 倾向范围SE-SW。“ 之” 字形交错层理主要由颗粒流层组成, 少部分夹杂风成沙波层。

3.1.3.2 解释

风成沉积中楔状交错层理、板状交错层理与槽状交错层理等主要是三维沙丘中不同截面中所呈现出来的层理类型, 如: 在顺流向截面上, 沙丘与丘间区域可以观察到楔状与板状交错层理等; 在垂直于流向的截面, 主要可以识别出槽状交错层理、板状交错层理、平行层理与“ 之” 字形交错层理等(Hunter, 1977; Kocurek and Dott, 1981; Rubin and Carter, 1987)。其中, 当顺流面上出现板状交错层理, 而垂直于顺流面的截面出现平行层理, 则代表二维的直脊沙丘; 当风成地层中出现槽状交错层理, 则代表三维的曲脊沙丘(Rubin and Carter, 1987)。

“ 之” 字形交错层理在沙丘背风坡冲刷槽或凸出处形成, 可以作为恢复沙丘形貌与动态演化的一类依据, 用于反映沙丘脊部的不规则摆动以及背风坡冲刷槽和凸出处的动态消长与不对称沉积(Rubin and Hunter, 1983; Rubin and Carter, 1987)。研究区“ 之” 字形交错层理的出现, 表明沙丘背风坡存在回撤的冲刷槽与顺风凸出的微地形, 反映了垂向上经历数次山嘴突出地形与冲刷槽波动演化的过程。

3.2.1 岩石薄片特征

3.2.1.1 描述

共选取9个贡觉盆地风成砂岩样品开展薄片显微特征研究。

镜下观察结果表明, 9个样品中的杂基含量均小于5%, 为净砂岩。风成沉积样品中(图 6), 石英平均含量为85%, 最低为76%(中下部层位), 最高可达90%(中上部层位); 岩屑和长石的平均含量分别为12%和5%, 岩屑包括再沉积的粉砂岩和石英岩, 长石主要为云雾状的碳酸盐化钾长石。9个样品中砂颗粒粒径0.15~0.3 mm, 主要为细— 中粒砂岩。碎屑颗粒分选性中等— 好, 磨圆度次圆— 滚圆状; 具颗粒支撑结构, 胶结物以方解石组成的钙质为主; 呈点接触— 凹凸接触, 为孔隙式— 接触式胶结类型。此外, 颗粒边缘被红棕色膜状物质包裹; 颗粒轮廓可见凹形边缘, 局部颗粒间显示膜状结构(图 6-a, 6-c)。

图 6

Fig.6

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 6 藏东贡觉盆地风成砂岩镜下特征 a, b, c, d— 砂岩薄片镜下结构显示次圆状— 滚圆状、分选良好的石英, 具有凹凸接触和钙质胶结物; 黄色虚线框显示磨圆较好颗粒, 白色箭头指示氧化铁薄膜, 黑色箭头指示膜状或带状胶结物, 短虚线示颗粒凹凸边缘。 e— 具有逆粒序特征的颗粒流层与颗粒飘落层的微观叠置, 具有双峰粒度特征。gf: 颗粒流层, gfl: 为颗粒飘落层。a, c来自贡觉西剖面下部; b, d来自贡觉西剖面中部Fig.6 Microscopic characteristics of aeolian sandstone in Gonjo Basin, eastern Tibet

对样品进行垂向的连续拍照, 显示风成地层微观尺度的叠置具有明显的分层与粒度分级(图 6-e)。较粗层粒级主要为中细砂, 厚度4~8 mm; 较细层粒级主要为粉砂, 厚度约1 mm。较粗层具逆粒序特征, 部分无粒序特征; 较细层不显粒序性。层内颗粒沿一定方向排列, 叠置层同向倾斜约11° , 整体具有韵律特征。垂向上, 粗粒层逐渐变厚, 细粒层逐渐变薄。

3.2.1.2 解释

根据刘宝珺(1980)砂岩分类方案, 笔者将下部层位样品划分为岩屑石英砂岩, 中上部层位样品划分为石英砂岩, 整体显示较高的成分成熟度。样品碎屑粒径符合现今沙漠沉积的粒度范围, 具有显著的沙丘特征(Rodrí guez-Ló pez et al., 2006)。样品的杂基含量、分选性、磨圆度、胶结类型与支撑类型, 均表明其具有较高的结构成熟度。通常钙质胶结物形成于颗粒间碳酸盐矿物的迁移与重结晶过程中, 反映干旱的沉积环境(Tucker and Jones, 2023); 广泛发育于样品颗粒边缘的红棕色膜状物质可能指示氧化铁(锰)薄膜的存在; 凹凸形边缘可能为沉积期后成岩作用或后生阶段压溶作用形成的(Tada and Siever, 1986)。然而, 本研究认为独立的凹形边缘可能是颗粒间撞击坑的剖面形态, 颗粒间膜状或带状结构的胶结物可能指示沉积期后次生石英或石英的过度生长(Waugh, 1970)。因此, 样品薄片显微特征表明沉积物具长距离搬运与充分磨损以及沉积期后作用的特征, 为典型的风成成因。

图 6-e中粒度与粒序的变化特征表明, 粗粒层为颗粒流层(grainflow strata), 细粒层为颗粒飘落层(grainfall laminea)。在镜下, 颗粒流层的逆粒序结构更加明显。这印证了颗粒流逆粒序结构的动态形成过程: 粗、细颗粒同向垮塌运移时产生剪切分选作用, 导致碎屑物按一定方向排列, 并且粗颗粒上升到流体表面, 形成下细上粗的粒径分布(Bagnold, 1941)。2类风成地层组成的韵律和较缓的倾向表明样品可能来自小型沙丘远离背风坡顶的沉积区域。垂向上颗粒流层含量的逐渐增大与颗粒飘落层含量的逐渐减小, 表明小尺度范围内物质供应的逐渐增加或风力的增强。

3.2.2 石英颗粒表面形貌特征与成分

3.2.2.1 描述

对贡觉盆地内风成砂岩石英颗粒进行了扫描电镜与能谱分析, 共识别出5类机械成因、3类化学成因的表面形貌特征。

所观察的贡觉组底部风成砂石英颗粒粒径普遍在200~350 μ m之间, 呈次圆状— 滚圆状(图 7-a, 7-d, 7-f, 7-g, 7-h)。机械成因特征主要为撞击坑与上翻解理薄片。撞击坑可分为4类, 包括碟形撞击坑、2类新月形撞击坑和直形撞击坑(图 7-a, 7-c, 7-d, 7-f至7-i)。碟形撞击坑普遍存在于每个颗粒表面, 尺寸与深度不固定, 且其表面常被其他特征改造; 新月形撞击坑主要以2种尺度出现, 一种是50~90 μ m的半弧形坑(图 7-g), 另一种是1~30 μ m的指甲刻印状裂缝(图 7-i); 直形撞击坑出现较少, 样品中主要表现为长50 μ m、宽10 μ m的长条形撞击坑。上翻解理薄片在颗粒表面普遍存在(图 7-a, 7-d, 7-e, 7-f), 具有锯指状边缘, 整体呈片状向外侧卷曲, 长度8~20 μ m, 常与其他化学特征伴生出现。化学成因特征中, 溶蚀坑表现为石英颗粒表面不规则的球形下陷, 连成片状, 偶见单个下陷坑(图 7-h); 硅质球为分散在颗粒表面的规则圆球, 直径1~5 μ m(图 7-f); 再生石英表现为颗粒表面具有几何形态的小型晶体, 尺寸10~80 μ m(图 7-f)。在石英颗粒表面2个点位的能谱分析中, 分别显示Fe含量为1.17%与0.26%(图 7-j)。

图 7

Fig.7

Figure Option ViewDownloadNew Window

图 7 藏东贡觉盆地贡觉组风成砂石英颗粒表面特征 a— 磨圆度较好的石英颗粒, 黄色虚线圈指示直形撞击坑, 红色虚线框指示碟形撞击坑; b— a中黄色虚线圈的放大图, 直形撞击坑右侧为上翻解理薄片, 表面圆形颗粒球为硅质球; c— a中红色虚线圈的放大图, 碟形坑上部为指甲刻印状新月形撞击坑; d— 磨圆度较好的石英颗粒, 黄色虚线圈指示上翻解理薄片, 红色虚线框指示碟形撞击坑; e— d中上翻解理薄片的放大图, 周围发育较多溶蚀浅坑; f— 黄色虚线圈指示上翻解理薄片, 红色虚线框指示碟形撞击坑, 箭头指示再生石英; g— 红色虚线圈指示碟形撞击坑, 箭头指示弧形新月形撞击坑; h— 红色虚线圈内为被改造过的碟形撞击坑, 表面广泛发育溶蚀坑与溶蚀裂缝; i— h的右侧放大图, 箭头指示指甲刻印状新月形撞击坑; j— 石英颗粒点位能谱分析图Fig.7 Surface characteristics of aeolian sand quartz particles of the Gonjo Formation in Gonjo Basin, eastern Tibet

3.2.2.2 解释

由于具有稳定的物理化学性质, 石英颗粒表面特征记录了其搬运、沉积、成岩过程, 为识别和恢复古沉积环境提供了有利的条件(Krinsley and Donahue, 1968; Higgs, 1979; Krinsley and Doornkamp, 2011; Vos et al., 2014)。

研究区风成石英颗粒以次圆状— 浑圆状为主, 这种磨圆度组合类似于现代沙漠颗粒(Li et al., 2018), 是风成沉积物的主要特征之一。磨圆度较好, 表明石英碎屑经过了长距离与长时间的搬运(Goudie and Watson, 1981; Costa et al., 2013)。跃移过程中颗粒间的频繁撞击是风成砂磨圆度较高的主要原因。

碟形撞击坑形成于高能撞击环境, 为颗粒间正位相互碰撞但未出现破裂的情况下在表面留下接触点应变均匀的凹坑, 是风成沉积主要的颗粒表面特征之一(Mahaney, 2002; Vos et al., 2014)。目前, 对新月形撞击坑存在2种认识(Vos et al., 2014), 其中较小尺寸的指甲刻印状裂缝为新月形凿痕, 而较大尺寸的的弧形坑为新月形撞击坑, 两者均形成于能量较弱的碰撞过程, 是风成环境中发育较多的颗粒表面特征。直形撞击坑可能为跳跃搬运过程中较尖锐的碎屑在石英颗粒上留下的痕迹。

上翻解理薄片是风成环境中主要的微观表面形貌特征之一, 初期被认为是判定风成环境的主要特征(Mahaney, 2002), 但后续在少数其他沉积环境中也有发现, 如冰川环境(Vos et al., 2014)。上翻解理薄片主要形成于高能碰撞过程中, 石英颗粒局部被撞击破碎, 在颗粒表面形成突出并且向外卷曲的石英薄片(Mahaney, 2002; Vos et al., 2014)。在热带沙漠中颗粒表面容易受到沉淀溶解作用的影响, 并改变上翻解理薄片的形态特征, 可能指示后期的成岩作用。

化学成因特征主要是指成岩过程中石英或其他物质的溶解与再沉淀(Higgs, 1979)。研究区溶蚀坑、硅质球与再生石英等在石英颗粒表面广泛发育, 表明成岩过程中石英溶蚀环境与石英沉淀环境的交替。

石英颗粒表面单点位能谱分析中Fe峰值的出现表明氧化铁薄膜的存在, 印证了前述显微镜分析中识别出的石英颗粒边缘棕红色膜状物质, 确定了“ 沙漠漆” 的存在。“ 沙漠漆” 形成于干旱条件下的多次氧化与风化过程(Walker and Mckee, 1979), 结合石英颗粒的过度生长, 属于风成砂一类特征(Wu et al., 2017)。若Mn峰值出现, 可能具有类似的特征与古气候意义。

3.3.1 水成沉积组合

目前研究区主要识别出6种水成沉积类型, 包括泥石流沉积、辫状河道充填沉积、漫流沉积、间歇性河流沉积、漫滩沉积和河漫湖泊沉积。它们构成了3种岩相组合。

3.3.1.1 描述

组合一: 红棕色中— 厚层中— 粗砾岩夹红棕色块状细砂岩(图 8-b, 8-d)。砾岩单元基质支撑, 基质为红棕色中细砂, 砾石呈次棱— 次圆状, 分选极差, 主要由灰岩、石英岩、玄武岩等组成, 平均粒径7 cm, 最大粒径可达1.2 m。横向上, 砾岩层厚度不均一, 几乎不发育层理。垂向上, 常以透镜体或块状形式叠置, 底界不规则, 顶界面常与块状砂岩呈突变接触关系。块状砂岩底部具滞留砾岩且发育叠瓦状构造, 底界面发育冲刷侵蚀构造。整体显示多个向上变细的沉积韵律, 单韵律中向上砾岩逐渐减少, 红棕色砂岩增多。

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 藏东贡觉盆地贡觉组底部水成沉积特征宏观露头特征 a— 沃木杂村风成沉积剖面; b— 与泥石流沉积层接触的颗粒流层; c— 风成沉积与水成沉积接触区; d— 混杂堆积的泥石流沉积; e— 风成沉积与水成沉积交互类型一; f— 风成沉积与水成沉积交互类型二; g— f中黄色阴影块的放大图; h— 微弱的软沉积变形构造Fig.8 Macro-characteristics of hydrogenic sediment at the bottom of Gonjo Formation in Gonjo Basin, eastern Tibet

组合二: 红棕色中层含砾中— 细砂岩夹泥岩。该岩相组靠下部为含砾砂岩层(图 8-c), 局部具有滞留砾岩。含砾砂岩层侧向延伸长度20~40 m, 呈透镜状, 顶底界面不平直, 底界为下蚀面, 平均厚度0.3~0.5 m; 发育大规模低角度楔状交错层理与平行层理, 纹层倾角4° ~10° , 倾向变化较大; 滞留砾石成分主要为灰岩与石英岩, 粒径1~10 cm, 磨圆与分选均较差, 局部可见叠瓦状构造。靠上部的砂岩层层厚均匀, 侧向延伸距离300~500 m。该砂岩层顶、底界面平直, 发育平行层理, 与砂岩互层的极细砂岩与泥岩薄层含量较低(< 5%)。

组合三: 砂岩、粉砂岩与泥岩组成多期旋回(图 8-f, 8-g)。红棕色中— 薄层含砾细砂岩呈透镜状横向展布, 发育低角度楔状交错层理, 下界面可见冲刷侵蚀构造; 滞留砾石主要为灰岩, 聚集在透镜体底部。砂岩层厚度较组合二小, 砾石粒径也更小、分布更为稀疏。单个旋回中, 砂岩层上部发育沙纹层理, 层面上具流水波痕构造; 砂砾质沉积上部粉砂岩出现, 常见砂泥互层; 粉砂岩上部发育薄层水平层理泥岩。垂向上, 单个旋回具有顶平底凸特征。另外, 同层位可见另一类旋回: 红棕色中— 薄层含砾细砂岩向上过渡为深红棕色粉砂质泥岩, 局部夹薄层粉— 细砂岩。粉砂质泥岩层厚约0.9 m, 局部可见水平层理; 粉— 细砂岩层厚3~8 cm, 发育浪成沙纹层理, 层面上发育浪成波痕构造。

3.3.1.2 解释

组合一:该岩相组合整体分选差, 存在砂、砾和巨砾3种粒级的碎屑混杂堆积, 表明其为具有强侵蚀与强搬运能力的塑性高浓度黏性泥石流沉积(Bull, 1977; Mack and Rasmussen, 1984; 赵澄林和朱筱敏, 2001)。块状砂岩发育侵蚀面、叠瓦状构造, 表明为扇根的沟渠状河道充填沉积, 加上砾岩单元的无粒序性与碎屑支撑特征, 整体表明研究区为“ 干旱型” 冲积扇沉积(Bull, 1977; Mack and Rasmussen, 1984)。多个向上变细的沉积旋回表明该区域上发育多期次规模逐渐变小的泥石流事件。随着泥石流作用的减弱, 风成单元开始出现。

组合二:含砾砂岩层中砾岩显示叠瓦构造, 且具有一定磨圆度与分选性, 层内发育低角度交错层理, 单层底界发育下蚀面, 整体表现为辫状河道充填沉积特征(Todd, 1989)。砂岩层长距离等厚侧向延伸, 指示了片状洪水在开阔区域的沉积。当水量逐渐减小和流速降低, 大量悬浮的细粒物质发生缓慢且均匀的沉积, 形成较薄的泥岩层(孙永传和李蕙生, 1986)。

组合三:透镜体砂岩层的层厚较组合二小, 砾石粒径也较组合二小, 整体显示砂体规模较小, 反映了河流规模减小的沉积过程。单个韵律中, 沙纹层理与流水波痕的存在指示了堤岸环境, 粉砂岩与泥岩互层表明天然堤过渡为河漫滩环境。砂岩、粉砂岩与泥岩韵律组成多期次的河流— 河漫滩沉积, 这种二元结构(图 8-g)反映了辫状河分支河道沉积模式(Miall, 2014)。第2类旋回中, 砂岩层过渡为粉砂质泥岩夹薄层砂岩, 反映了水动力条件逐渐减弱, 而浪成沙纹层理与波痕的出现表明湖泊特征的沉积环境。粉砂质泥岩较小的沉积厚度表明规模较小的河漫湖泊沉积环境, 整体反映了间歇性河流滞留在漫滩的小型水体。

3.3.2 水成沉积与风成沉积的交互特征

水成沉积与风成沉积组成了2种交互类型。

3.3.2.1 描述

类型一: 岩性为相邻平行层状风成砂岩(风成沙波层)夹红棕色中层含细砾砂岩— 粉砂岩的透镜体(图 8-e)。透镜体厚0.2~0.4 m, 侧向延伸长度约10 m, 内部不显层理, 顶部具有层状泥质粉砂岩。该类型风成单元占比较大(70%), 平行层状风成砂岩厚约0.3 m, 逐渐过渡到大型的风成砂体, 单层最厚约3 m, 延伸距离约80 m。颗粒流层和风成沙波层与透镜体接触的区域发育波状的软沉积物变形构造(图 8-h)。

类型二: 红棕色中层砂岩与薄层泥岩— 粉砂岩组成多期旋回, 风成单元(颗粒流层与风成沙波层)呈楔状插入2个或多个旋回之间(图 8-f, 8-g)。单个旋回中, 砂岩层呈透镜状, 透镜体厚约0.6 m, 侧向延伸距离20~40 m, 内部可见低角度交错层理或平行层理, 底部具滞留砾岩, 下界面可见冲刷侵蚀构造; 泥岩— 粉砂岩呈层状, 厚约0.1 m, 发育不明显的水平层理。风成单元主要以侧向延伸的楔形体存在, 延伸距离约30 m, 最厚可达1.2 m。该交互类型自下向上风成沉积逐渐增多, 并占据主导地位。

3.3.2.2 解释

类型一: 夹在风成单元中的透镜状含砾砂岩— 粉砂岩指示沙丘间小型河道沉积, 呈层状的泥质粉砂岩指示丘间的漫滩沉积; 而波状的软沉积物变形表明地下水位上升, 改造了风成地层, 反映了湿润沙丘间沉积环境; 整体上指示一定规模的沙丘与沙丘间小规模湿润单元共存的沉积环境。类似的沉积如现代的沙特阿拉伯贾弗拉沙漠地下水位上升形成的沙丘间小型水体沉积(Al-Masrahy and Mountney, 2015), 以及巴西东北部二叠纪RTJ盆地记录的地下水位上升形成的湿润风成单元(Jones et al., 2016)。

类型二: 砂岩与泥岩— 粉砂岩韵律组成多期次的河流— 河漫滩二元结构, 而被水成沉积包裹的楔状体风成单元表明河流系统将风成沉积分隔成孤立的小型沙丘单元。在该类型中水成单元占主要地位, 随后风成沉积逐渐增多, 反映了类型二的沉积环境主要向风成沉积过渡。可类比的实例如现代塔克拉玛干沙漠边缘被河流体系分隔的孤立小沙丘(Al-Masrahy and Mountney, 2015), 以及北美犹他州二叠纪雪松台地砂岩记录的河流主导的沙漠沉积体系(Mountney and Jagger, 2004)。

依据风成地层组合样式、交错层理特征以及界面类型, 在一定程度上可以恢复沙丘的形态以及动态演化过程(Hunter, 1981; Rubin and Hunter, 1983; Kocurek, 1991; Scherer, 2000)。

贡觉西剖面AEO-1段(图 3)风成沉积主要由颗粒流层、风成沙波层与颗粒飘落层组成(图 2-b), 常见颗粒流层与颗粒飘落层的韵律组合; 单个颗粒流层平均厚度约2 cm, 最厚可达3.5 cm。本段风成沉积发育平行层理与楔状交错层理; 未见叠加界面。AEO-2段(图 3)主要由颗粒流层组成, 见少量风成沙波层, 局部可见颗粒流层与风成沙波层的指状交互; 单个颗粒流层平均厚度约5.5 cm, 最厚可达6.1 cm。本段发育槽状、板状、楔状与“ 之” 字形交错层理; 同时, 叠加界面出现并达到峰值。AEO-3段(图 3)风成沉积由颗粒流层、风成沙波层与颗粒飘落层组成, 以颗粒流层集合体为主, 单个颗粒流层平均厚度约4.4 cm, 最厚可达4.8 cm。本段风成沉积发育板状、楔状、槽状交错层理与平行层理; 叠加界面数量较AEO-2段减少。

由于底形顺风爬升侵蚀作用, 保存下来的地层仅是完整沙丘的下部, 一般残留厚度不超过原始沙丘高度的十分之一(Hunter, 1977; Rubin and Carter, 1987; Kocurek et al., 1999; Mountney, 2006), 因此, 当前在剖面中识别的单个风成砂岩层系厚度并不能代表原始沙丘高度。根据Romain和Mountney(2014)的经验关系式y=1532.7x^1.6006(R²=0.5965)计算得到: AEO-1沙丘滑动面平均高度为4.6 m, 最高为11.4 m; AEO-2沙丘滑动面平均高度为23.5 m, 最高为28.7 m; AEO-3沙丘滑动面平均高度为16.4 m, 最高为18.8 m。结合风成地层组合样式, 推测AEO-3沙丘规模最大, AEO-2次之, AEO-1沙丘规模最小。AEO-2与AEO-3段见特征性的槽状交错层理与叠加界面, 指示复合型的曲脊沙丘(Kocurek, 1981, 1991), 而AEO-1段则指示简单的二维直脊沙丘(Kocurek and Dott, 1981)。此外, 颗粒流层与沙波层的指状交互, 反映在局部范围内出现了纵向沙丘的风成地层组合特征(Kocurek and Dott, 1981)。

垂向上沙丘状态的变化表明: 下部层位, 稀疏的小型沙丘开始发育; 中部层位, 大量沉积物输入, 形成大规模的复合型沙丘; 上部层位, 沙丘规模缩减。然而, 古沙丘的演化以及具体形态学与形态动力学的划分还需后续进一步研究分析。

贡觉盆地贡觉组底部发育多个水成与风成的沉积体系, 2种体系在垂向上交替重复出现(图 9), 整体沉积序列体现出多次由粗变细再变粗的过程。贡觉西剖面由下至上依次为棕红色混杂堆积的中粗砾岩夹块状砂岩过渡到交错层理发育的棕红色含砾砂岩与黄色中— 细砂岩, 之后出现发育大规模风成交错层系的黄色中— 细砂岩, 至此第1期由粗变细的序列结束。第2期由水成构造密集发育的棕红色砂砾岩过渡到发育大规模交错层系的黄色中— 细砂岩, 最后被基质支撑的砾岩覆盖。水成体系反映相对湿润的沉积旋回, 风成体系层则反映相对干燥的沉积旋回, 这些旋回和相组合从老到新的沉积过程指示沉积环境的演化与外部控制因素的改变(Kocurek and Havholm, 1993; Havholm and Kocurek, 1994; Kocurek and Lancaster, 1999; Mountney et al., 1999)。

图 9

Fig.9

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 9 藏东贡觉盆地贡觉组底部岩相单元划分与干湿旋回 AQE-1、AQE-2、AQE-3: 水成沉积一至三段; AEO-1、AEO-2、AEO-3: 风成沉积一至三段Fig.9 Lithofacies unit and wet-dry cycles at the bottom of Gonjo Formation in Gonjo Basin, eastern Tibet

剖面底部AQE-1段发育“ 干旱型” 冲积扇组合, 反映了盆地形成初期是在干旱气候背景下, 剥蚀区缺少植被固定, 碎屑物质不断在冲积扇集水区大量堆积, 受到偶发性的暴雨事件触发, 形成了山前的大规模泥石流(图 10-a)。碎屑物质来源于盆地周缘基底隆起的高地, 经过快速搬运, 在盆地边缘广泛堆积。冲积扇沉积为风成作用和风成沉积的形成提供了物质条件。

图 10

Fig.10

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 10 藏东贡觉盆地贡觉组底部沉积环境演化模型与控制因素 a— 冲积扇相模型; b— 具有湿沙丘间的小规模沙丘模型, 伴随间歇性河流; c— 沙丘沉积主体模型; d— 辫状河流与洪泛平原沉积模型; e— 沙丘与河流沉积模型; f— 辫状河流与冲积扇沉积模型。AQE-1、AQE-2、AQE-3: 水成沉积一至三段; AEO-1、AEO-2、AEO-3: 风成沉积一至三段Fig.10 Sedimentary environment evolution and control factors of the bottom of Gonjo Formation in Gonjo Basin, eastern Tibet

AEO-1阶段风成沉积开始发育(图 10-b), 沉积特征显示该时期主要为河流与小型孤立沙丘单元。该阶段总体水成单元占较大比例, 垂向上风成单元被河流二元结构包围, 沙丘间河流分隔了相邻沙丘单元的联系, 形成交互体系。风成沉积的出现表明地下水位开始降低, 干旱程度逐渐增加, 沉积物的供应量与活动性有所增加, 但整体还属于湿润型风成体系。然而, 初期风成砂岩的成分成熟度与结构成熟度反映了砂颗粒较近距离的搬运与较短时间的碰撞, 物质可能来源于近源河流或其他水成单元。

混合单元向上过渡到纯风成沉积单元AEO-2(图 10-c): 以大规模的复合沙丘为主导, 沙丘间为风成沙波沉积, 未见湿润单元存在, 反映了地下水位进一步下降, 干旱程度进一步增强, 风成沉积物供应量与活动性大幅提升, 整体为干旱型风成体系, 同时沉积区接近沙漠核心区域。砂岩较高的成分成熟度与结构成熟度反映砂颗粒经历了较远距离的搬运和长期的磨损过程。之后, 超界面终止了干旱型风成体系的发育, 在一定程度也侵蚀了先前存在的风成单元, 暗示规模更大的风成体系存在。

AQE-2段沉积环境为冲积扇扇中— 扇端环境, 主要由辫状河与席状洪水沉积组成(图 10-d)。本阶段水成沉积持续发育, 指示了盆地及周缘山体的沉积物经历多期次、一定距离搬运到盆地内, 相对地下水位上升, 沉积物活动性减弱, 难以形成风成沉积, 整体反映了盆地的气候相对湿润。

超界面后AEO-3阶段重新发育复合沙丘、简单沙丘与间歇性河流组成的混合单元(图 10-e)。风成沉积的再次出现表明地下水位再次下降, 干旱程度增加, 风成沉积物的供应量与活动性逐渐增加, 风成沉积主导, 湿润单元零星出现(图 9), 整体代表干旱型的风成体系。小规模河流沉积表明该层位记录了干旱环境下间歇性的降水过程, 相对地下水位随着间歇性降水而波动, 在小范围内限制了风成沉积物的活动。AEO-3阶段沉积特征表明处于发展阶段的风成体系, 空间上反映了沙漠体系边缘与间歇性冲积扇— 河流体系交互作用的结果, 时间上反映了沙漠沉积体系的发育阶段(Mountney, 2006)。随着沙漠沉积体系的发展, 大规模的干旱型冲积扇(AQE-3)逐渐覆盖了沙漠体系(图 10-f)。

研究区水成— 风成单元的累积保存除了受到气候— 地下水位的控制外, 还受到先前存在的地形以及盆地同沉积构造沉降的共同控制(Lancaster, 2014)。研究区水成— 风成沉积演化由早期近源的冲积扇沉积物大量堆积, 之后风成沉积与盆地构造沉降同期稳定发育, 中期经历超界面过程再次干旱, 风成活动再次增强。此外, 研究区风成记录体现了从沙漠体系边缘到核心区域的来回摆动, 反映了风成体系的动态演化过程, 表明可能在盆地形成初期, 先前存在的地形格局与气候的共同作用影响了风成沉积物供应量的波动, 导致贡觉盆地沉积早期存在间歇性扩张的沙漠环境。研究区风成沉积仅较小规模风成砂岩留存, 可能是由于盆地形成初期可容纳空间的不足, 导致了沉积物在积累和保存阶段受到限制。

白垩纪是地球地质历史上典型的温室气候时期(Littler et al., 2011; Friedrich et al., 2012; Huber et al., 2018; Tierney et al., 2020), 主要表现为全球海平面上升(Haq, 2014)、南北两极缺乏永久性冰盖(Friedrich et al., 2012)、较低的纬向温度梯度(Littler et al., 2011)以及相对较高的大气CO₂浓度(Barclay et al., 2010; Wang et al., 2014)等。白垩纪, 地球经历了早期波动性升温及晚期渐进式降温。然而, 在晚白垩世长期的降温趋势中, 马斯特里赫特阶中期(69.5-68.5 Ma)发生了显著的全球性升温事件(mid-Maastrichtian event)(Wilf et al., 2003; Jung et al., 2013; Mateo et al., 2017; Barnet et al., 2018), 被称为MME事件。该事件在全球大洋中具有广泛的记录(Li and Keller, 1998; Barrera and Savin, 1999; Friedrich, 2012; Mateo et al., 2017), 相比之下, 陆地记录甚少, 仅在北美得克萨斯州的古土壤碳酸盐、松辽盆地陆地钻探等研究中发现(Nordt et al., 2003; Wang et al., 2013; Gao et al., 2015, 2019, 2021)。

青藏高原东南缘在白垩纪末— 新生代初期主要为半干旱— 干旱气候(周江羽等, 2003; 杜后发等, 2011, 2017; Boucot et al., 2013)。贡觉盆地风成体系的演化发展进一步指示了~69 Ma青藏高原东南缘气候的逐渐干旱化: 沙漠发育初期阶段以湿润型风成体系为主, 反映相对湿润的气候特征; 随后水成沉积逐渐被风成沉积取代, 代表了干旱型风成体系, 干旱气候达到顶峰; 此后, 水成沉积的再次出现指示了整体干旱气候背景下出现的短暂降水事件, 但这种短时湿润期很快又被干旱气候所取代, 表明气候的一次波动转变。值得注意的是, 水成沉积在研究剖面各阶段均占有一定比例, 但并不能表示气候绝对的湿润阶段, 因为这些水成沉积仅是干旱背景下气候波动的产物。此外, 早期干旱型冲积扇的出现, 也支持整体干旱气候的背景(Mack and Rasmussen, 1984; Mather and Hartley, 2005)。

目前, 全球范围内马斯特里赫特阶中期风成沉积记录尚少, 贡觉盆地~69 Ma风成沉积在时间上契合了MME气候事件; 其次, 研究剖面由下至上干旱程度渐进式增强的趋势也在一定程度上反映出温度增加造成的干旱化进程。因此, 笔者认为贡觉盆地发育的风成沉积可能是响应MME事件的中低纬度陆地证据, 但具体的响应机制与过程还需要开展后续研究。另外, 白垩纪末期青藏高原中部尼玛盆地风成沉积(Decelles et al., 2007, 2014)的出现可能也是该事件的响应。

风成沉积体系的发育除了受气候带的控制外, 还受地形或古地理因素的控制(Kocurek and Dott, 1983; Parrish and Peterson, 1988)。中生代以来, 欧亚大陆南缘发生了数次板块的俯冲拼贴与大陆的增生减薄, 是板块构造活动频繁的区域。早中生代松潘— 甘孜地体与义敦弧开始隆升, 逐步形成其东部地区陆内前陆盆地(Roger et al., 2011; Burchfiel and Chen, 2012; Deng et al., 2018); 中三叠世新特提斯洋岩石圈初始向北俯冲(Ji et al., 2009; Wang et al., 2016); 早白垩世拉萨地块与羌塘地块的碰撞拼合造成了块体的南北缩短与陆壳的增厚, 触发造山作用(Kapp et al., 2005, 2007); 直到晚白垩世, 冈底斯弧已有较高海拔(Leier et al., 2007; Sun et al., 2015)。在此期间, 青藏高原的地貌初步形成(Yin and Harrison, 2000; Kapp et al., 2007; Leier et al., 2007)。

前人对拉萨地块盆地沉积相和构造关系的研究表明, 在69 Ma之前, 欧亚大陆南缘形成安第斯型大陆边缘— — 冈底斯弧隆起(海拔可能~4000 m)(Murphy et al., 1997; Kapp et al., 2007)。其次, 关于青藏高原古高程的研究, Hu等(2020)认为75 Ma羌塘地块海拔约2000 m, 69 Ma冈底斯山海拔可以达到3000~4000 m; 而Zhu等(2017)认为70 Ma冈底斯山海拔仅有2000~3000 m, 70 Ma后迎来冈底斯山的第2次强烈隆升。近年来的研究表明, 69 Ma冈底斯山已经达到~3500 m的高度(Ibarra et al., 2023)。尽管69 Ma冈底斯山的海拔还存在争议, 但整体形成高于北部内陆的安第斯型大陆边缘已是目前的普遍认识。

~69 Ma, 贡觉盆地形成了前中生代灰岩地层与贡觉组之间的不整合接触, 之后在贡觉组底部首次出现大量的粗粒灰岩砾岩, 沉积速率大, 指示近源区域强烈的阶段隆升, 盆地边缘持续处于剥蚀状态。山麓干旱型洪积扇逐渐转变为辫状河流相、沙丘相沉积等, 粒度明显变细, 沉积速率下降, 表明区域隆升剥蚀的间歇期。

干旱气候背景下, 沙漠相沉积逐步占据主要地位, 砂岩石英含量增多, 颗粒磨圆度与分选性变好; 砂岩成分成熟度、结构成熟度增高, 指示了沙漠向盆地进积。超界面代表 1次夷平作用, 粒度突然变粗, 但较细于底部砾石, 可能是由于盆地基底整体抬升, 再次发育冲积扇— 河流体系向下切割, 指示了构造活动增强, 山地与盆地高差再次变大, 剥蚀作用增强; 洪泛平原沉积结束了第2次冲积扇— 河流体系沉积, 沙漠体系再次发育, 盆地持续发生风成堆积, 碎屑粒径相对于上、下层位明显减小, 反映了超界面后构造活动平缓阶段。最后, 干旱型冲积扇堆积, 表明盆地沉积速率再次增大, 区域上持续强烈隆升导致盆地沉积环境转变。由此看来, 贡觉组底部沉积序列、环境演变等反映的多期次隆升很好地对应了冈底斯山脉70 Ma后的2次隆升。

基于此, 笔者认为~69 Ma期间, 冈底斯山的隆升不仅制约了周缘盆地的沉积演化, 同时还对山脉以北的内陆气候造成了重要影响(图11), 这种影响可能类似于当前喜马拉雅山脉对内陆气候造成的限制。前人的研究表明, 喜马拉雅山脉对东亚气候的影响主要体现在控制了夏季风湿润气流向内陆的输送(Wu et al., 2012), 使降水集中分布在山脉以南地区, 通过高山后吹向内陆的下沉气流受到增温和减湿作用影响, 引发山后内陆地区的广泛干旱化(Wu et al., 2012)。近期, 已有各类研究认为晚白垩世青藏高原南部的地形造成了内陆的干旱, 如: 冈底斯山脉的存在可能促进了尼玛盆地白垩纪末期风成沉积与蒸发岩沉积的发育(DeCelles et al., 2007, 2014; Ding et al., 2022); 晚白垩世青藏高原东南部隆起, 形成了广泛的地形屏障, 引发了雨影效应, 促进了东亚的干旱(Wu et al., 2023)。此外, Zhang等(2021a, 2021b)基于气候模拟重建了东亚内陆的干旱化模型, 认为晚白垩世东亚内陆的干旱化与带状沙漠的发育并非受到行星风系的控制, 而是主要受到2000 m以上东亚海岸山脉与冈底斯山隆升的影响, 并且山脉海拔高度越高造成的干旱化效应越强烈。因此, 本研究认为贡觉盆地风成沉积的形成演化与冈底斯山脉的隆起密切相关。

图 11

Fig.11

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 11 晚白垩世沙漠与古气候带的全球分布(据Boucot et al., 2013; 有修改)Fig.11 Global distribution map of the Late Cretaceous desert and palaeoclimate zone(modified from Boucot et al., 2013)