盆地湖侵-湖退过程的构造控制模式

盆地湖侵-湖退过程的构造控制模式

1湖盆构造-沉积特征与盆地构造汾河地沟系起源于上新世，形成于一系列沉降盆地中。这些断陷盆地在第四纪期间曾长期为湖泊所占据而成为湖盆,因而在盆地中广泛分布着厚层湖相沉积地层。但由于受着构造和气候变化的影响及控制,盆地中的湖泊范围经常发生着湖侵—湖退的变化,以致在地貌上留下了系列湖积或湖蚀台地(阶地),而同时在沉积上表现出:水平向上,不同时期的湖相沉积层范围或大或小;垂向上,湖相沉积与河流相沉积或风成黄土沉积呈互层分布。依据盆地中的这些第四纪地貌和沉积现象,目前已有大量的研究聚焦于从中提取过去的区域构造运动和古气候变化信息,并在此基础上阐明区域地貌-沉积特征的形成与他们间的相关关系。这些研究的初步结论表明,构造因素往往是盆地中大幅度湖退发生的原因,而第四纪古气候变化通常只能引发2~4m幅度的湖泊波动。但至目前为止,我们对湖盆中湖侵—湖退发生的具体过程及与构造运动、气候变化间的关系仍不是很清楚,特别是与构造运动间的关系还较模糊。古气候的干湿变化对湖盆内湖泊范围的进退变化影响易于理解,但区域构造运动是如何控制和影响湖盆内湖泊范围的变动,却是一个比较复杂而又十分有趣的科学问题。前期的研究工作及研究结论大多依据于对湖盆内不同的钻孔点和地表面切割剖面点的地貌—沉积特征分析得出的,获取的是各湖盆第四纪时期所发生的湖侵—湖退次数以及湖泊所及的范围。由于缺乏对盆地内地貌—沉积体的空间上连续追踪资料,有关湖盆内每次湖侵—湖退发生的具体细节过程了解得并不多。由此,目前地貌第四纪学界仍无法阐明区域构造运动对盆地内湖侵—湖退过程的控制机制,仍不能全面阐释野外实地所见到的各种地貌—沉积现象发生的背后原因。本文将根据作者早期对汾河地堑盆地第四纪中晚期以来的地貌沉积调查所获得的数据,以及2007、2008两年对该区域再次细致调查所获得的一些新发现,就上述问题进行分析。2湖相层与环境地层的关系第四纪中晚期以来汾河地堑盆地中发生了多次湖侵—湖退。这些湖侵—湖退过程在地形上往往会留下显著的地貌遗迹并被完好的保存下来,如湖积台地(阶地)等。为此,在野外考察前的室内分析阶段,主要依据1:5万地形图上的信息确定野外需重点考察的点、线及沟谷。在野外考察过程中,注重对各地貌体的形态特征测量和沉积结构的分析,并使用精度达1cm的Leica测距仪和GPS来对各地貌体的几何特征及沉积层的厚度进行标测。研究区域位于黄土覆盖地区。在湖侵—湖退背景下的湖相沉积层与黄土层于垂向、特别是水平向上的互层渐变特征为我们提供了湖泊变迁历史及盆地区域内的构造气候变化信息。为了解盆地中湖相沉积与黄土沉积在垂向和水平向上的互层渐变特征,野外对湖盆地貌沉积体调查时,采用沿盆地边缘的一些深切沟谷纵向追踪,追踪依据是湖相层分布边界和黄土特征层,如S5、S1古土壤层。由此获得古湖泊扩张—收缩轨迹过程图。对于各地貌体和湖相沉积体脱离水下环境的年代,我们采用上覆的黄土—古土壤序列年代及湖相层的年代来推定。上覆的黄土—古土壤序列及部分湖相层年代则由古地磁及光释光(OSL)和铀系(U-系)测年数据来确定。古地磁测定在中国科学院南京地质矿产研究所和地矿部地质力学研究所进行,光释光(OSL)和铀系测年分别由国家地震局地壳应力研究所和科学院地质与地球物理研究所第四纪年代实验室完成。光释光样品为黄土层,铀系样品为螺贝壳。3第四纪末以来，湖泊和盆地的形态-沉积物特征3.1地貌—临汾盆地的地貌沉积剖面临汾盆地由临汾和侯马两凹陷构成(图1)。南部的侯马凹陷近东西向延伸,全长60km,宽20km;其南界是紫金山—峨嵋台地北缘断层,北界为塔儿山—柴庄—龙门山山前断裂一线。临汾凹陷呈北北东向延伸,长80km,最宽处40km;东界是霍山—浮山断裂,西界为罗云山断层;北界是东西向的什林断层,南界为柴庄隆起。在侯马凹陷南部和临汾凹陷东部发育了多级因湖泊阶段性后退形成的湖积台地。在侯马凹陷南部的湖积台地,里村东沟是一条切割深度大的沟谷,较完整地显示出该台地的地貌沉积结构以及古湖泊沉积范围的变动情况。洰河是切割于临汾凹陷东部台地上的一条河流,为汾河支流。该河流的两侧谷壁上,清楚地显示第四纪中晚期以来区域湖积地貌的发育及湖泊收缩扩张变化。(1)在侯马凹陷中,第四纪中晚期以来曾发育了四级湖积台地(图2a)。四级台地的下伏地层为湖相沉积,之上覆盖着厚度不等的黄土—古土壤层。最高一级台地面(四级台地)海拔690~710m,湖相层之上的黄土—古土壤厚度约45m,其中最老的为一红色古土壤层。次高一级台地(三级台地)海拔620~640m,上覆着约55m厚的黄土—古土壤层,其中直接与湖相层接触的最老沉积也是一古土壤。两级台地均呈反坡地形,其间及次高级台地前缘都有正断层发育。古地磁测定表明,两级台地之上上覆的最老黄土古土壤层序都为S8古土壤(形成时代为0.77~0.74MaBP),表明它们的形成是同期的。但因区域构造向南掀斜而为正断层错断,产生了近60m的高差(以湖相层顶面计)。另外,在次高级台地的前缘,可见S8古土壤层向低级台地(二级台地)湖相层中延伸,并为厚层湖相层覆盖;超覆在S8古土壤之上的湖相层最大厚度达34m。再低一级的湖积台地(第二级台地)海拔550~565m,之上覆盖着约30m厚的黄土古土壤层,与湖相层直接接触的最老风成沉积是一颜色紫红、Mn膜发育的古土壤层。根据该古土壤的显著粘化、紫红色外表以及在剖面中层序位置,确定其为黄土中一特征层S5(形成时代为0.55~0.47MaBP)。沿沟谷追踪发现,该特征古土壤层已伸至近乎凹陷的中心,在现代汾河河谷南侧谷坡剖面上可见到它的出露。超覆在S5古土壤之上的湖相层最大厚度达26m。最低的一级台地(一级台地)海拔只有510~520m,上覆黄土—古土壤层厚约10m,其中最老的为古土壤层S1(形成时代为0.13~0.07MaBP)。四级台地的地貌沉积结构表明,对应于S8、S5和S1古土壤发育时期,凹陷中出现了三次大幅的湖退事件。四级台地脱离湖泊环境转而接受风成黄土堆积时,正对应着气候湿热的古土壤发育时期,显然导致这四级台地形成的大幅湖退不是气候成因的,而应与这时期构造运动有关。其中,S8发育早期正断层构造活动还产生了最高级与次高级台地的高差。(2)侯马凹陷中的地貌—沉积纵剖面还有另外一个尤为引人注意的特征:对应于S8湖退至S5湖退期间以及S5湖退至S1湖退期间(也即是L8-S5和L5-S1黄土古土壤堆积发育时期,时代分别对应于0.74~0.55MaBP、0.47~0.13MaBP),是区域构造较为稳定的两个时期,但盆地内的湖面却发生着缓慢湖侵。反映在沉积上,在第三级台地前缘与第二级台地后缘的过渡段上以及第二级台地前缘与第一级台地后缘的过渡段上,出现灰绿色湖相沉积层超覆在风成堆积的黄土—古土壤层之上,且超覆范围逾来逾大,直至到最后又发生一次因构造运动引起的大幅湖退。(3)在临汾凹陷中,第四纪中晚期发育并保留了两级湖积台地(图2b):大阳台地和千伏村台地。台地分布在大阳断层以西的盆地区域,其中大阳台地面海拔约570~550m,千伏村台地为490~480m。上覆两级台地之上的黄土—古土壤层中,最老黄土层序分别是S5和S1,两级台地的形成时代分别与侯马凹陷中的第二级台地和第一级台地相当。在大阳台地前缘也见S5古土壤层向千伏村台地中的湖相层中延伸。(4)在大阳台地前缘与千伏村台地后缘的过渡地带,在长约2.5km的沟谷段上,可见杂色及灰绿色或褐色及浅红色的湖相粘土层与黄土—古土壤层在水平方向上的渐变过渡和垂向上的互层分布。在剖面中,具有土壤发生层次(粘化层和钙质淀积层)的红色古土壤层与具有水平层理的褐色及浅红色湖相沉积层在特征上有明显的差异,疏松的棕黄色黄土层与致密的杂色及灰绿色湖相层特征上也有明显差异。沿黄土剖面中的S4、S3和S2古土壤层向湖相层中追踪,可以发现它们分别与湖相层中的某一褐色及浅红色粘土层呈过渡延续关系;沿该沟谷段不同的考察点上,都可见到湖相层覆盖在黄土—古土壤层之上的现象。其中上覆S5之上的湖相层厚度达24m。3.2地貌—太原盆地的地貌沉积剖面太原盆地为北北东向延伸,长约105km,宽达40km;其西侧边界是交城断裂,东侧边界为范村—洪山断裂。在盆地的东南部边缘发育了大片的湖积台地。介休市东南4km处的张壁—东宋壁台地为一地貌结构和沉积地层出露较完全的台地。沿着台地上的沟谷从上游至下游沟口(图2c)。虽然由于后期的表层水流剥蚀,台地呈一倾角约7°的斜面向盆地中心伸展,中间没有明显的地形坡度转折,但台地从海拔1000m到820m之间段的沉积结构特征仍揭示,该台地在地貌和沉积上是由三个次级台地复合组成的。在最老最高的台地上,湖相粘土层之上覆盖了约70m厚的黄土—古土壤层,古地磁测年的结果表明其中最老的、且直接覆至湖相层上的为S8古土壤层。在该级台地的后缘湖相层下还有另一红色古土壤层,湖相层呈楔形产出于该古土壤层与S8古土壤层之间。古地磁测年结果显示,该古土壤已位于贾拉米洛(Jaramillo)正极性亚带之中,初步判定它为古土壤序列S11。在次高级台地和最低级台地上,湖相沉积层之上分别覆盖着厚度约45m和15m的黄土—古土壤层,其中最老的、而与湖相粘土层直接接触的分别是S5和S1古土壤。次高级台地与最高级台地的湖相层顶面高差约55m,次高级台地与最低级台地湖相层顶面高差约40m。剖面还有另外一个特别突出的特点:在最高级台地与次高级台地以及次高级台地与最低级台地的过渡段上,分别出现了S8、S5大幅伸入湖相层之中,而后期湖相层又逐步向盆地边缘扩张并分别相继超覆在S8和S5及其以后的黄土—古土壤层之上;下伏在S8的湖相沉积层也超覆在S11古土壤之上。显然,这里的地貌—沉积特征所反映的第四纪中晚期以来盆地湖进—湖退演化同临汾盆地是基本一致的:一共发生三次大幅度的强烈湖退,发生时间分别对应于S8、S5和S1古土壤发育时期;湖退原因与构造运动直接相关;而对应于L11-S8(0.96~0.77MaBP)、L8-S5、L5-S1黄土古土壤堆积发育期间,盆地内出现了缓慢湖侵。此外,由侯马凹陷、临汾凹陷及太原盆地中的地貌—沉积特征显示,自S1古土壤发育期的这次大幅湖退发生后,除局部低洼处外,整个断陷盆地系中湖泊已消退,河流环境为主导,并于晚更新世中期形成了一级河流阶地。阶地上上覆的厚约3~4m的黄土—古土壤层中,最老的是L1黄土层中的弱发育古土壤层L1SS。3.3古湖泊慢湖侵由对侯马凹陷、临汾凹陷及太原盆地中的湖积台地地貌—沉积分异特征综合分析表明,第四纪中晚期以来盆地中曾发生过三次强烈的由构造原因引发的湖退事件,发生的时间分别为0.77MaBP(S8开始发育的年代)、0.55MaBP(S5开始发育的年代)和0.13MaBP(S1开始发育的年代),其中对应于S5发育期的湖退几乎使侯马凹陷中的湖泊尽消,该古土壤层发育至近乎凹陷的中心。但在这三次湖退之间的构造稳定期,古湖泊的范围却发生两次缓慢的扩张,两次缓慢湖侵发生的时段分别为0.74~0.55MaBP(对应于L8-S5黄土古土壤堆积发育期间)、0.47~0.13MaBP(对应于L5-S1黄土古土壤堆积发育期间)。在太原盆地中,对应于L11-S8黄土古土壤堆积发育期间(0.96~0.77MaBP)也是一个湖泊缓慢湖侵期。太原盆地地貌—沉积纵剖面提取的区域古湖泊湖侵—湖退变动过程轨迹显示(图3a),湖盆内湖泊在构造运动的影响下阶段性发生强烈湖退,直至S1古土壤发育时彻底从盆地中退出;但湖退过程并不是单向直线的,在三次湖退大背景下掺杂有多次缓慢的湖侵反弹;每次缓慢湖侵产生的湖面回升高度都没有达到或超过早期湖退发生前的湖面高度。4海床侵蚀和湖泊退化过程的结构分析4.1古气候变化原因根据湖盆中水体的外流方式,湖盆分为内流和外流两类。内流湖盆没有径流流出或只有少量流出,湖盆内水体的外损主要是通过蒸发的方式;因此,这类湖盆的水体一般为咸水或半咸水。我国的内流湖盆集中分布于西北干旱区和青藏高寒区。外流湖盆有通道让湖盆中水体不断流出。这类湖盆的水体基本是淡水,在我国广泛分布在东部地区,西北干旱区和青藏高寒区也有部分湖盆属于该类型。对于内流湖盆,如果构造运动不明显,湖泊的湖侵—湖退基本上取决于入湖径流量与湖水蒸发量之间的平衡关系。当入湖径流量大于湖水蒸发量时发生湖侵;反之则发生湖退。而入湖径流量与湖水蒸发量之间的平衡关系完全决定于气候条件。因此,依据内流湖泊湖面范围的变动来推断古气候变化是很多研究工作的思路。就构造影响来讲,在气候不变情况下,湖盆蓄水量稳定,湖盆的构造整体抬升或沉降对湖面的范围大小几乎没有影响,不会产生湖侵或湖退现象。但如果盆地周边有断层差异活动并导致盆底的下降或抬升,则盆底下降会引起湖退,上升会产生湖侵。掀斜运动也可导致湖岸线的后退或前进,但这只是局部的;在湖盆一侧出现湖侵时,另一侧一定会出现湖退,因为水体总量没变。而对于一个外流湖盆,盆地内的湖面高度基本上取决于出水口的门槛高度。盆地中湖侵的发生只可能发生在以下两种情况下:(1)相对于湖盆底部,出水口门槛高度抬升;(2)或相对于出水口门槛,盆底下沉。反之则发生湖退。气候变化导致的入湖水量变化只会引起小幅的湖面波动(2~4m)。如果门槛高度和盆底高度不变,大量入湖泥沙只会减少湖盆的蓄水空间和蓄水量,但不会抬高湖面高度以至在地貌沉积上产生湖侵现象。临汾、太原湖盆在第四纪期间是个外流湖盆,盆地的下游有泄水通道,如太原盆地南侧灵石隆起上的汾河峡谷中就发育了多达6级第四纪河流阶地。4.2盆地与上地表土面热活动利用地热流、大地电磁、重力和人工爆破地震波法的研究表明,相对于鄂尔多斯地块,其周边的断裂系是一居里等温面、莫霍面均隆起,岩石圈厚度和地壳厚度均较薄的构造区域。鄂尔多斯地块的居里等温面、莫霍面深度分别是30~35km和43~46km,岩石圈厚度约为100~110km。就临汾、太原盆地看,居里等温面和莫霍面深度分别只有20~25km和36~40km,岩石圈厚度约50~70km;且莫霍面和上地幔顶部都沿着盆地轴向的延伸方向作带状上隆;盆地地壳比鄂尔多斯块体区及两侧山地高出8~10km,岩石圈高出30~40km。在地温梯度、1000m及2000m深等温线方面,盆地区域则显著大于鄂尔多斯地块区,表现出盆地区地下深处具有较强烈的热活动和地表较高的地热流值。如在临汾、太原盆地中地表地热流值多为75.3~79.5mw/m2,而周边山区却只有46.0~58.6mw/m2;且盆地中有热水存在,侯马凹陷中曲沃、新绛,太原盆地中清徐、平遥等地都有大量地下热水活动。同两侧山地相似,在盆地间的隆起区,居里等温面和莫霍面上隆幅度也较盆地小,如灵石隆起区居里等温面和莫霍面深度比临汾、太原盆地区分别低4km和5km。邓起东、汪一鹏的研究认为,鄂尔多斯地块周边断裂带的构造拉张是与区域上地幔上隆所产生的底辟和垂直作用力有密切关系;断裂带的形成和发展是上地幔上隆活动、特别是软流圈中的岩浆热脉动活动的结果;上地幔活动的强弱程度大体上决定了盆地伸展构造的强度和规模。4.3盆地区地壳升降期在临汾、太原盆地的第四纪中晚期湖泊演化过程中,当一次强烈的上地幔活动发生后,盆地区域的上地幔上拱幅度会大于盆地间隆起区和周边山地地区的幅度,由此导致盆地区地壳相对于周边山地地区和盆地间隆起区的地壳抬升。在此情况下,相对抬升的湖盆盆底就会减少湖盆的蓄水空间,并通过下游隆起区上的水流门槛倾泄掉更多的湖水,同时加速蚀低门槛高度。这样在盆地中便产生一次大幅快速湖退事件,并形成一级湖级台地(图4a、b)。而在上地幔活动减弱或稳定时期,盆地区的上拱地幔物质会因发生缓慢的降温而收缩,由此导致盆地区的地壳和盆底逐步沉降,湖盆的蓄水空间和范围扩大。结果在湖盆中便出现了缓慢的湖侵(图4c、d)。5盆地内部的层序界面裂谷体系的形成是上地幔或软流层上拱、导致地壳向两侧拉张而形成的。而上拱的高温物质在构造活动减弱或稳定时期发生冷却收缩现象,在很多陆地构造区也都存在,并导致地壳的间歇性抬升和下沉。地球物理方面的资料证实汾河地堑系地下深处地幔活动和盆地的形成也是如出一辙。在构造控制下,盆地的地貌—沉积发育过程与地下深部的上地幔活动具有因果关系,地貌—沉积特征及特征的变化是对地下上地幔活动的一种直接反映。在上地幔强烈上拱→减弱或渐趋稳定→再次强烈上拱的构造循环中,地表湖盆会以大幅快速湖退→缓慢湖侵→再大幅快速湖退这样的表现与之对应(图3a、b)。据此,获得对临汾、太原盆地第四纪中晚期地貌—沉积发育规律的两点认识。(1)对应于S8、S5和S1古土壤发育时的强烈湖退期,区域是处在一个上地幔强烈活动的构造运动期;对应于L11-S8、L8-S5、L5-S1黄土古土壤堆积发育期间的缓慢湖侵期,区域是处在上地幔活动减弱或平静期。虽然对应于S1发育时的区域最后一次强烈