海原断裂带有狭义和广义之分, 狭义上的海原断裂指的是黄河西岸景泰县到六盘山以东的部分(图1), 这也是1920年海原8.5级地震的破裂段落(国家地震局地质研究所等, 1990)。广义的海原断裂包括狭义上的海原断裂及其以西的老虎山断裂(LHSF)、 毛毛山断裂(MMSF)、 冷龙岭断裂(LLLF)等(图1), 经常也被称为海原— 祁连山断裂带(Gaudemer et al., 1995; Li et al., 2009; Wang et al., 2011; Zheng et al., 2013)。本文所述均为狭义海原断裂带。

自景泰县向东, 海原断裂可细分为11条次级左旋走滑断层(邓起东等, 1989), 在这些次级断裂的阶区部位形成了2个挤压隆起区和8个大小不一的拉分盆地(国家地震局地质研究所等, 1990), 其中, 干盐池盆地为规模最大的拉分盆地。

干盐池拉分盆地位于南-西华山北麓断层(图2中F₁)与黄家洼山南麓断层(图2中F₂)的左阶错列的阶区内, 盆地长约8km, 宽约3km, 形状呈较为规则的菱形(图2)。盆地内部地势平坦, 地形稍向N倾斜, 地表被全新世冲洪积物和蒸发盐类所覆盖(国家地震局地质研究所等, 1990)。除2条边界走滑断层外, 干盐池盆地内部还发育了1条 “ 对角线式断层” (Cross-Basin Fault, CBF)— — 干盐池-唐家坡断层(图2中F₃)。

图 2

Fig. 2

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	图 2 干盐池拉分盆地地质简图(改自邓起东等, 1989) 蓝色星标为钻孔位置; F1南-西华山北麓断层, F2黄家洼山南麓断层, F3干盐池-唐家坡断层Fig. 2 Simplified geological map of the Ganyanchi pull-apart basin(modified from DENG Qi-dong et al., 1989).

干盐池盆地周边出露的地层主要为晚元古界的变质岩和新生界的沉积岩, 除极小面积的泥盆系紫红色砂、 砾岩外, 古生界和中生界地层缺失(图2)。晚元古界的变质岩主要为前寒武系蓝灰色白云母石英片岩(AnЭ s)和灰白色中厚层含白云母大理岩(AnЭ m), 并夹少量片麻岩、 石英岩等; 新生界地层主要为渐新统清水营组(E₃q), 为1套紫红色泥岩、 粉砂岩, 并夹有大量石膏层。第四系地层主要为风积黄土(Q^el), 披覆于山岭沟壑间, 在宁夏南部大面积出露。另外, 在盆地南侧小面积出露1套灰色、 灰黑色冲洪积相砾石层, 砾石层底部固结较为坚硬, 成分以片岩为主。前人通过对比区域地层后认为这套砾石层的时代为早更新世( Qp1)(国家地震局地质研究所等, 1990)。

在干盐池盆地及其周边地区, 前人研究的主要成果可以归纳为以下4条: 1)获得了海原断裂带的左旋位移量。在干盐池盆地的西北角、 海原断裂的北盘, 分布着1小块前寒武系角闪岩, 渐新世红层不整合于角闪岩之上。在海原断裂的北盘, 邵家庄北部也可以观察到前寒武系角闪岩与渐新世地层的不整合接触界线(AnЭ /E), Burchfiel等(1991)利用这些特殊的岩体或不整合界线作为标志, 认为海原断裂带新生代以来的左旋位移量为12.9~14.8km; 2)盆地中央断层的性质。1920年大地震的地表破裂在干盐池盆地内主要沿盆地中央断层展布(图2), 对断层沿线的陡坎、 鼓包、 裂缝、 小地堑等地震遗迹进行考察后, 前人认为该断层为1条张性剪切断裂(国家地震局地质研究所等, 1990)。然而, 最近的探槽结果却显示该断层实际为压扭性质(李彦宝等, 2016); 3)拉分盆地的消亡模式。在对海原断裂带内包括干盐池盆地在内的拉分盆地研究后, Zhang等(1989)提出了新的拉分盆地的消亡模型, 认为拉分盆地的消亡或以盆地中央断层的连通, 或以边界断裂的一支由正断转为走滑, 或以边界走滑断裂向盆地中央迁移的方式而完成(Zhang et al., 1989); 4)盆地中央断层的古地震记录。跨盆地中央断层的槽探研究表明(图2), 晚更新世末期以来干盐池盆地记载了至少7次古地震事件, 其复发呈现丛集与单个事件相间排列的规律, 而当前可能正处于1个新的地震丛集期内(Li et al., 2014; Liu et al., 2015; 李彦宝等, 2016)。盆地东侧的三维探槽则显示(图2), 干盐池盆地保存了公元1500年以来的3次非特征型古地震序列, 而且中等震级地震(< 7级)也可能产生地表破裂(Liu et al., 2015)。

现代湖盆的沉积中心附近、 盆地中央断层南盘的深钻孔剖面(图2)显示: 盆地内充填的松散层约有311.2m厚, 盆地的基底则是蓝灰色的前寒武系片岩(图3)。依地层的颜色、 岩性、 层理结构等可以将钻孔揭露的剖面分为3段、 6层(图4), 自下而上分别为:

图 3

Fig. 3

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	图 3 a 干盐池盆地的照片及 b— f 代表性地层的岩心照片 图c、 d中箭头所指处为黑色泥炭层; 图f中土黄色粉砂质黏土与蓝色风化壳的界线, 其代表盆地的底界Fig. 3 Photographs of the Ganyanchi Basin(a) and the representative stratigraphy from the core(b)-(f).

图 4

Fig. 4

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	图 4 干盐池盆地的地层岩性、 沉积相及磁化率曲线 B、 M、 G分别对应古地磁极性期的布容、 松山和高斯期; 自红色水平虚线向上(约220m深), 磁化率曲线开始出现剧烈的高值波动Fig. 4 Lithostratigraphy, sedimentary facies and magnetic susceptibility from the core profile in the Ganyanchi Basin.

盆地基底: 层0(深328~311.2m), 为前寒武系白云母片岩风化壳。残积相。未见底。

盆地盖层: 共3段、 5层, 依次为:

第Ⅰ 段: 层1(深311.2~302.3m), 为灰色、 灰褐色泥质细粉砂, 底部呈灰白色。砂层呈厚层块状, 未见层理。层厚约8.9m。

层2(深302.3~294.2m), 为砖红色粉砂质黏土, 中部夹厚约2.6m的灰褐色细粉砂层。层厚8.1m。

层3(深294.2~283m), 为灰色砂砾石层, 砾石成分以寒武系白云母片岩为主, 并夹少量砖红色粉砂岩。砾石呈棱角状, 表明其距离物源区比较近。该段夹数层薄层浅砖红色粉砂层, 粉砂层分选较好并发育0.5~2cm厚的近水平层理。层厚11.2m。该段地层共厚28.2m, 为山麓洪积扇的扇根相堆积。

第Ⅱ 段: 层4(深283~240m), 为浅砖红色黏土质细粉砂, 夹少量细砾, 砂层呈厚层块状, 未见层理。层厚43m。可能为山麓洪积扇的扇中相。

第Ⅲ 段: 层5(深240~0m), 为1套灰色、 灰黑色粉砂质黏土与灰蓝色、 土黄色粉砂韵律层, 发育近水平微细层理, 在131.2~138.6m、 189.7~199.4m和207~212.2m段为3段较厚的粉砂或细粉砂层。该套地层最显著的特点是夹有大量的黑色泥炭薄层或团块(图3c, d), 这也是地层发黑的主要原因, 分析可能是因为沉积时湖水较深所产生的还原环境所致。层厚240m。为深-浅湖交替变化的湖积相。

以古地磁年龄数据(Lei et al., 2018)为基础, 可以得到干盐池盆地内各段地层的年龄框架(图4), 具体为: 最底部的洪积扇扇根相沉积物大约于距今2.76Ma前开始堆积, 这也意味着干盐池盆地大约在距今2.76Ma时开始发育; 第Ⅱ 段地层大约于距今2.33Ma之时开始堆积, 堆积了约43m厚; 第Ⅲ 段的盐湖相地层则大约于距今1.78Ma时开始堆积, 堆积了240m厚。另外, 其它一些重要的古地磁界线, 如布容与松山期界线(B/M)、 松山与高斯期界线(M/G)则分别位于181.35m和302.55m深处(图4)。

纵观整个剖面, 盆地内充填的沉积物的粒度呈现出 “ 向上逐渐变细” 的趋势(图4), 即由底部较粗的砂砾石变为中段较细的黏土质细粉砂, 再变为上段最细的粉砂质黏土, 表现为1个典型的水进源退的 “ 退积型” 沉积序列。而退积型的沉积模式又恰好反映了干盐池盆地— — 1个受断裂构造所控制的拉分盆地— — 从无到有、 从小变大的演变过程。

磁化率作为1个常用的环境磁学参数, 在中国黄土高原地区的黄土-古土壤序列研究中取得了显著的成果, 其和粒度共同被作为研究东亚季风演变的重要代用指标(Heller et al., 1995; 邓成龙等, 2007; 刘青松等, 2009)。研究发现, 在通常情况下, 古土壤的磁化率值比黄土高, 反映东亚夏季风强盛, 气候温暖湿润, 成土作用明显; 相反, 黄土的磁化率则较低, 反映东亚冬季风强盛, 气候变得寒冷干燥(邓成龙等, 2007)。将磁化率应用于湖相沉积物的古气候、 古环境研究的例子也比较多(胡守云等, 1998, 2001; 王心源等, 2008; 张俊辉等, 2010)。

在野外, 用SM-30 便携式磁化率仪对全段钻孔岩心进行了即时测量。磁化率仪的灵敏度为1× 10^-7SI, 自动范围为0~999× 10^-3SI, 样品的测量间隔为20cm。具体的磁化率结果见图4。 可以看出: 第Ⅰ 段、 第Ⅱ 段地层的磁化率值相对较低且变化比较平稳, 而在第Ⅲ 段地层内, 大约自220m深度起, 磁化率突然急剧增高, 一直到70m左右, 磁化率曲线出现多次的高值波动, 最高峰出现在约100.2m处, 其值达6.99× 10^-4SI。

将磁化率曲线与地层岩性进行详细对比后发现, 主要的高磁化率段落(304.9~303.4m、 220.5~217.3m、 175.2~174m、 137.7~136.9m、 104.9~103.3m、 100.5~98.4m、 94.7~90.3m和72.1~70.2m), 除304.9~303.4m与220.5~217.3m段为泥质细粉砂外, 其它段落皆为较细的粉砂质黏土, 并且夹有大量的泥炭层或泥炭团块(图3c, d), 因而推测, 磁化率的增高可能与富含有机质的泥炭层有关。

前人研究发现, 在高湖面、 高有机碳含量的情况下, 湖泊的沉积环境会变得相对还原而自生形成亚铁磁性的硫化铁矿物(胶黄铁矿或磁黄铁矿等), 从而使沉积物的磁化率增强(胡守云等, 1998), 并且研究者认为磁化率的高(低)可以很好地指示湖面的高(低)与气候的湿润(干旱)(胡守云等, 1998; 王心源等, 2008)。因而, 就干盐池盆地而言, 可以认为: 盆地地层记载的多个高磁化率区间, 有可能是因为当时的湖水面较高且富含有机质, 湖泊变得相对还原而生成了亚铁磁性的硫化铁矿物所致。并且, 大约自1.78Ma前干盐池盆地进入蓄水阶段以后, 磁化率曲线出现多次的高值-低值波动, 而高值有可能指示当时的湖面较高, 且气候较为湿润; 与之相反, 磁化率的低值区间有可能指示当时的湖面较低, 且气候较为干旱。

搜集干盐池盆地内已有的钻孔、 农田水井及人工地震勘探资料(图5)(井孔信息详见表1; 人工地震剖面的位置详见图2), 绘制干盐池盆地的等深线图(图6)。值得一提的是, 大致以盆地中央断层为界, 断层以北的地层厚度主要以地震勘探资料为依据; 断层以南的沉积厚度则以钻探资料为依据。从图5和图6中可以看出, 干盐池盆地的沉降中心位于盆地的北侧, 最深处可能超过了550m, 介于盆地北边界断裂与中央断层之间, 与现今的湖水范围大体一致, 这有可能反映了盆地的沉降主要受南-西华山和唐家坡-干盐池断层的联合控制。另据资料记载, 1920年海原大地震发生后, 干盐池盆地内的湖水向N移动了1km多(国家地震局兰州地震研究所, 1980), 并在湖岸边形成了1~3m高的陡坎, 而且, 现今盆地内的地形也稍向N倾斜, 这进一步证实了盆地依然受北边界断裂控制的事实。需要强调的是, 该等深线图只是1个初步的结果, 尚有待于进一步的钻探工作来验证。

图5

Fig. 5

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	图5 干盐池盆地人工地震E— F测线结果及其解译图 测线位置见图2; CBF为盆地中央断层Fig. 5 Seismic-reflection profile of E-F and its interpretation across the Ganyanchi Basin.

表1

Table1

表1(Table1)

表1 干盐池盆地的钻孔信息汇总表 Table1 Summary table of drilling cores in the Ganyanchi Basin 钻孔编号 位置 深度/m 资料来源 H52 36.675° N, 105.231° E 76.4 国家地震局地质研究所等(1990) C8 36.665° N, 105.256° E 311.2 Lei等, 2018 H53 36.646° N, 105.297° E 176.15 国家地震局地质研究所等(1990) Zk1 36.651° N, 105.283° E 180* 干盐池农用水井资料① Zk2 36.654° N, 105.290° E 180* 干盐池农用水井资料 Zk3 36.646° N, 105.299° E 260* 干盐池农用水井资料 Zk4 36.646° N, 105.280° E 200* 干盐池农用水井资料 Zk5 36.655° N, 105.277° E 180* 干盐池农用水井资料 Zk6 36.654° N, 105.280° E 180* 干盐池农用水井资料 注 * 钻孔未钻透至基岩。

表1 干盐池盆地的钻孔信息汇总表 Table1 Summary table of drilling cores in the Ganyanchi Basin

图6

Fig. 6

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	图6 干盐池盆地等深线图(F3为盆地中央断层)Fig. 6 Isopach map of the Ganyanchi Basin(F3 is the cross-basin fault).

干盐池拉分盆地形成于海原断裂带的次级断裂的拉张应力阶区内, 其形成和发育必然与海原断裂带的演化有着密切的关系。对包括海原断裂带在内的青藏高原东北缘的构造变形历史的研究表明(Burchfiel et al., 1991; Zhang et al., 1991; Ding et al., 2004; Zheng et al., 2006; Wang et al., 2011; Shi et al., 2015), 晚新生代以来, 海原地区主要经历了2期构造运动变形: 第1期大约在距今8~12Ma前, 海原断裂带以向NE方向的挤压逆冲和地壳缩短变形为主, 强烈的逆冲推覆作用破坏了青藏高原北部先前存在的巨型前陆盆地, 并可能造成了断裂沿线的哈思山、 黄家洼山、 南华山、 西华山等山脉的快速隆升(Burchfiel et al., 1991); 第2期在中新世晚期或上新世(具体时间尚有争议), 海原断裂带转为以左旋走滑为主并兼具逆冲的运动, 一系列的山脉、 河流被左旋错断, 次级断裂相接的阶区内形成了众多大小不等、 年龄各异的拉分盆地, 沿断裂所产生的走滑位移最终被断裂带尾端的六盘山所吸收(Zhang et al., 1991)。

干盐池拉分盆地作为1个特殊的构造成因的盆地, 其沉积环境变迁与地质构造演化有着密切的关系。将盆地地层的岩性、 沉积相、 磁化率、 古地磁年龄等综合后, 可清晰地勾勒出干盐池盆地的沉积演变图像(图7), 具体可分为以下4个阶段: 1)残积相堆积期(距今约2.76Ma前)。干盐池地区乃至整个海原断裂带先后经历了逆冲缩短、 左旋走滑的变形, 由于各次级断裂尚未完全贯通, 拉分盆地还未形成; 未来盆地的范围内广布前寒武系的变质岩, 在长期的风化作用下, 形成了厚厚的基岩风化壳; 2)扇根相堆积期(距今2.76~2.33Ma)。大约自距今2.76Ma开始, 在2条边界主控走滑断裂的阶区部位开始产生拉张应力, 其中间部位开始下陷, 干盐池拉分盆地开始发育形成, 但此时盆地的规模非常小, 其沉积中心离四周山脉非常之近, 以至于沟谷间的冲洪积物刚出山口便立即堆积起来, 携带的砂砾石也因为搬运距离太短而几乎没有任何磨圆; 3)扇中相堆积期(距今2.33~1.78Ma)。边界主控断裂持续地左旋运动, 拉分盆地一步步扩大, 盆地的沉积中心距物源区渐远, 只有洪积扇的细粒物质才能被搬运至沉积中心区域; 4)盐湖相层堆积期(距今约1.78Ma— 现今)。在北边界断裂和跨盆地中央断裂的控制下, 干盐池盆地逐渐增大与加深, 盆地内开始积水并形成湖泊。可能是受第四纪以来气候波动变化的影响, 湖泊出现深湖-浅湖的交替变化, 沉积物也因之出现细粒、 粗粒相间的韵律层。并且, 在高湖面期(对应气候湿润期), 有机质来源比较丰富, 从而在还原的沉积环境下生成了亚铁磁性的硫化铁矿物, 使得地层的磁化率迅速增高。

图 7

Fig. 7

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	图 7 干盐池拉分盆地的沉积演化示意图Fig. 7 Conceptual models showing the sedimentary evolutions of the Ganyanchi pull-apart basin.

需要补充的是, 上述第4阶段以B/M界线(距今约0.78Ma)为界(图4)可进一步细分为2个阶段: 1)距今1.78~0.78Ma(240~181.35m), 在长约1Ma的时期内沉积了58.65m厚的湖相细粒堆积, 沉积速率较为缓慢, 仅约58.7m/Ma; 2)距今约0.78Ma— 至今(181.35~0m), 沉积速率急剧加快, 在长约0.78Ma的时期内堆积了厚达181.35m的湖相韵律层, 沉积速率高达232.5m/Ma, 约为第1阶段的4倍。第2阶段沉积速率的急剧加快, 有可能反映了盆地内部中央断层的活动, 即中央断层开始取代盆地南边界断层的运动, 并开始控制盆地的沉陷与最新沉积物的分布(Zhang et al., 1989)。

中央断层的活动使得干盐池盆地的构造环境发生了显著的转变, 然而, 我们的深孔位于盆地中央断层的南盘仅约180m之处(图2), 其沉积相却似乎没有发生明显的变化, 究其原因, 有可能是因为钻孔位置一直处于盆地的沉积中心区域, 只是在海原地震后才被抬升出水面, 在此之前, 该区域一直为湖相沉积环境。据历史资料记载, 1920年的海原地震使得钻孔所在区域的湖水向N移动了0.5~1km(国家地震局兰州地震研究所, 1980), 这一资料从侧面证实了我们的推测。