劉重慶,周建勛,張 博

(1.中國石油大學(xué)油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249；2.貴州省煤田地質(zhì)局地質(zhì)勘察研究院,貴州貴陽 550008)

柴達(dá)木盆地西北部新生代褶皺-沖斷帶形成機制的物理模擬

劉重慶1,周建勛1,張 博2

(1.中國石油大學(xué)油氣資源與探測國家重點實驗室,北京 102249；2.貴州省煤田地質(zhì)局地質(zhì)勘察研究院,貴州貴陽 550008)

通過構(gòu)造物理模擬的方法,根據(jù)柴達(dá)木盆地西北部實際地質(zhì)條件設(shè)計模型,對該區(qū)反S形褶皺-沖斷帶的形成機制進(jìn)行研究。結(jié)果表明:柴達(dá)木盆地西北部褶皺-沖斷帶的形成受賽什騰山弧形剛性邊界和巨厚下侏羅統(tǒng)泥巖滑脫層的控制；褶皺-沖斷帶自北東向南西逐步擴展,其形態(tài)也從弧形逐漸過渡為直線形；擠壓應(yīng)變主要集中在褶皺兩側(cè)的逆沖斷裂之中,最大值通常出現(xiàn)在新產(chǎn)生的活躍構(gòu)造帶上,剪切應(yīng)變集中在與擠壓方向斜交的褶皺部位。

構(gòu)造地質(zhì)學(xué)；地質(zhì)模型；柴達(dá)木盆地；褶皺-沖斷帶；形成機制；物理模擬

柴達(dá)木盆地西北部的褶皺-沖斷帶以反S形態(tài)為主要特色,其形成機制有不同觀點。孫殿卿等提出其形成與旋卷構(gòu)造體系有關(guān),這一觀點曾得到廣泛的采納,進(jìn)而與阿爾金斷裂的走滑運動相聯(lián)系[1]。然而,Yin等[2]根據(jù)褶皺-沖斷帶在與阿爾金斷裂直接接觸部位無明顯牽引彎曲的現(xiàn)象,指出阿爾金斷裂的走滑運動對柴達(dá)木盆地的側(cè)向牽引作用十分有限,不贊成將反S形褶皺-沖斷帶的形成與阿爾金斷裂的走滑運動相聯(lián)系。周建勛等[3]曾基于物理模擬試驗結(jié)果,提出該區(qū)反S形褶皺-沖斷帶的形成可能與塊體間弧形邊界的聯(lián)合作用有關(guān),但受當(dāng)時條件的局限,試驗?zāi)Ｐ蛢H采用了摩擦基底條件,未充分考慮該區(qū)存在巨厚下侏羅統(tǒng)泥巖的實際情況?，F(xiàn)有的研究充分表明,擠壓塊體的邊界形態(tài)和基底層的力學(xué)性質(zhì)是控制褶皺-沖斷帶構(gòu)造特征和形成過程的關(guān)鍵因素[4-5]。因此,筆者依據(jù)研究區(qū)的實際地質(zhì)條件,充分考慮下侏羅統(tǒng)泥巖因素,設(shè)計3組三維模型開展系統(tǒng)試驗,研究該區(qū)褶皺-沖斷帶的形成機制及過程,為進(jìn)一步認(rèn)識柴達(dá)木盆地西北部反S形褶皺-沖斷帶的形成機制提供依據(jù)。

1 構(gòu)造特征

研究區(qū)中-新生代的沉積地層相對較全,其中作為滑脫層的下侏羅統(tǒng)泥巖是本研究關(guān)注的重點,包括湖西山組(J1h)、小煤溝組(J1x)和大煤溝組(J2d),以陸相湖泊、河流和沼澤相沉積為主[6]。冷湖-南八仙構(gòu)造帶基本為下侏羅統(tǒng)沉積上超尖滅帶(圖1),右行同生斷層作用下形成的右行雁列次凹決定了下侏羅統(tǒng)的沉積、沉降中心及其總體展布。鄂博梁I號次凹?xì)堄嘞沦_統(tǒng)最厚可達(dá)2600 m,在鄂博梁II號次凹最厚可達(dá)1600 m,冷湖西次凹最厚達(dá)2400 m,伊北次凹最厚達(dá)1600 m,冷湖Ⅴ號構(gòu)造殘余下侏羅統(tǒng)厚達(dá)1 700 m[7]。這些帶狀并排展布的巨厚滑脫層使得該區(qū)地層變形強度水平方向上差異懸殊,必然導(dǎo)致上覆地層構(gòu)造變形的復(fù)雜化。

柴達(dá)木盆地西部褶皺-沖斷帶發(fā)育非常廣泛,與大多數(shù)擠壓性盆地中褶皺-沖斷帶集中分布于造山帶前緣、盆地中部較為平坦的地貌特征明顯不同。褶皺-沖斷帶總體呈北西走向(圖1,據(jù)陳迎賓[8]修改),其形態(tài)與組合特征存在顯著空間差異:北東部褶皺-沖斷帶主要呈反S形,每個一級反S形構(gòu)造帶由一個以上規(guī)模較小的二級反S形構(gòu)造組成；中部褶皺-沖斷帶弧度略小,主要呈北西西走向,并構(gòu)成雁列組合；西南部山前褶皺-沖斷帶較為平直,總體呈穩(wěn)定的北西走向,且緊密平行排列。從北東至南西,褶皺-沖斷帶由顯著的弧形逐漸過渡到較為平直的形態(tài),延伸長度增大,核部出露的地層年齡依次變新,發(fā)育時代也漸晚,并至今都處于隆升狀態(tài)。

為充分認(rèn)識該區(qū)構(gòu)造演化特征進(jìn)行了構(gòu)造平衡剖面恢復(fù),結(jié)果表明柴達(dá)木盆地西部新生代構(gòu)造演化具有以下特點:在南西-北東向擠壓下,盆地兩端處于同步變形增厚狀態(tài)；自漸新世起,北東、南西兩端均有斷裂開始發(fā)育；至中新世,北東側(cè)變形強度變大、斷裂活動更為活躍,這一趨勢在后續(xù)的變形中進(jìn)一步加強,使得地表褶皺-沖斷帶的發(fā)育從北東向南西逐步擴展(圖2,L為總縮短量,e為縮短率)。

圖1 柴達(dá)木盆地西部SRTM數(shù)字地貌及下侏羅統(tǒng)厚度等值線圖Fig.1 Map of SRTM digital geomorphology and contour of Lower Jurassic thickness in western of Qaidam Basin

2 研究方法

2.1 模型設(shè)計

模擬范圍如圖1中虛線框所示,長、寬分別為160 km和100 km,模型擠壓方向(圖中白色箭頭)與區(qū)域擠壓應(yīng)力[9]及地體運動方向[10]一致。研究中以冷科1井沉積蓋層厚度4 700 m限定模型總厚度,對應(yīng)的模型長60 cm,寬40 cm,總厚度為1.6 cm (表1)。模型北部以阿爾金山、賽什騰山南緣為邊界[11],呈弧形((圖3(a)模型平面示意圖),由厚度為0.9 cm的密度板模擬(模型裝置剖面示意圖縱向以3倍比例顯示),代表不發(fā)生變形的剛性地塊；南部以祁漫塔格北緣作為平直剛性邊界。

圖2 柴達(dá)木盆地CDM 200測線構(gòu)造演化平衡剖面Fig.2 Balanced cross-section restoration of geological section CDM 220 in Qaidam Basin

表1 研究區(qū)范圍與模型數(shù)據(jù)Table 1 Data of study area and model dimension

為了充分考察滑脫層在柴達(dá)木盆地西部褶皺-沖斷帶形成過程中的作用,設(shè)計3組模型(圖3)進(jìn)行對比分析。

模型Ⅰ:水平累積性收縮基底擠壓模型(圖3 (b))。模型底部為厚度1 mm的橡皮,預(yù)拉伸11 cm,代表水平累積性收縮的滑脫層,具有摩擦基底性質(zhì),上覆15 mm石英砂,考察滑脫層水平累積性收縮條件下的變形特征。

模型Ⅱ:等厚滑脫層均勻收縮基底擠壓模型(圖3(c))。模型底部為厚1 mm L形鋁板,可以隨活動擋板發(fā)生平移,帶動上覆3 mm厚硅膠層(代表實際厚度為800 m的滑脫層)及12 mm厚砂層發(fā)生變形,模擬均厚滑脫層在基底均勻收縮條件下的擠壓變形。該模型與模型Ⅰ對比考察兩類不同收縮性質(zhì)的滑脫層對構(gòu)造變形的影響。

圖3 模型裝置示意圖Fig.3 Sketch map of sandbox model

模型Ⅲ:不等厚滑脫層均勻收縮基底擠壓模型(圖3(d))。與膏鹽巖不同的是,泥巖的能干性更易受其空間展布及流體壓力的影響[12]。因此,該模型重點考察滑脫層厚度差異對構(gòu)造變形的影響。由于研究區(qū)下侏羅統(tǒng)泥巖殘余厚度差異巨大,如果按同一相似比設(shè)置,會導(dǎo)致滑脫層因上覆蓋層差異負(fù)荷作用而發(fā)生變形,改變模型初始設(shè)置。因此,依據(jù)滑脫層的厚度增大等效于黏度減小的原則,將實際地質(zhì)條件中的滑脫層厚度差異轉(zhuǎn)變?yōu)橥缓穸?800 m)下的黏度差異。代表不同厚度滑脫層的硅膠黏度分別為2.2×104、1.4×104和9.4×103Pa·s,并按研究區(qū)不同厚度下侏羅統(tǒng)泥巖的位置鋪設(shè)(黏度越大的硅膠代表厚度越薄的滑脫層),上覆12 mm厚石英砂代表脆性變形層。該模型與模型Ⅱ?qū)Ρ瓤疾旎搶雍穸葘?gòu)造變形的影響。

試驗所用干燥、松散石英砂粒徑0.25～0.38 mm,內(nèi)摩擦角31°,其力學(xué)性質(zhì)符合庫侖摩爾破裂準(zhǔn)則,內(nèi)聚力接近零,是模擬地殼淺層次構(gòu)造變形的最佳材料。模擬滑脫層的硅膠混有少量雜質(zhì),這種材料在較高擠壓速率下表現(xiàn)出近似非牛頓流體的性質(zhì),適合模擬變形強度小、流變性較弱的泥巖滑脫層的變形。

試驗在中國石油大學(xué)(北京)構(gòu)造物理實驗室進(jìn)行,由軟件控制的步進(jìn)馬達(dá)驅(qū)動活動擋板,以提供穩(wěn)定準(zhǔn)確的0.2 mm/min的擠壓速度,擠壓位移均為10 cm,即縮短率為17%,這與該區(qū)多條平衡剖面所獲得的總縮短率的最大值一致[13]。試驗過程由數(shù)碼相機通過電腦控制自動等時間間隔拍照,并應(yīng)用PIV(particle image velocimetry)技術(shù),獲得試驗不同變形階段擠壓應(yīng)變和剪切應(yīng)變數(shù)據(jù)。三維掃描技術(shù)為量化分析模型表面高程變化提供了技術(shù)保障。

2.2 PIV應(yīng)變計算

PIV是一種最初用于流體力學(xué)研究的測速方法,近年被引入到物理模擬試驗應(yīng)變分析中。該技術(shù)能夠瞬時記錄大量空間粒子的位置信息,并通過互相關(guān)性分析處理序列圖像(圖4),獲得粒子的位移矢量,以此為基礎(chǔ)計算出擠壓、伸展、剪切、旋轉(zhuǎn)等應(yīng)變的大小和分布。

亞像素擬合技術(shù)的應(yīng)用使PIV矢量精度達(dá)到0.05～0.2個像素水平,大位移量的計算可以通過迭代算法來實現(xiàn)。本試驗所用PIV系統(tǒng)矢量精度為0.1像素,換算到3300×2220分辨率的試驗照片中,其空間分辨率為0.018 mm,位移提取誤差為0.6%。

圖4 PIV互相關(guān)計算示意圖Fig.4 Skematic drawing of cross-correlation computation

3 試驗結(jié)果

3.1 模型Ⅰ

擠壓縮短0.6 cm時,弧形邊界處開始發(fā)生明顯的應(yīng)變集中化,表明該處地體正在發(fā)生應(yīng)變積累,其應(yīng)變場圖像表現(xiàn)為一條沿著弧形剛性邊界的高值條帶(應(yīng)變絕對值太小,經(jīng)色標(biāo)統(tǒng)一化之后無法有效顯示,故不在文中展示,下同)。擠壓至2.0 cm時,沿賽什騰山剛性邊界處的地體發(fā)育反S形褶皺(圖5 (a)),該褶皺是由前沖斷層和反沖斷層組成的沖起構(gòu)造,Koons[15]對其變形機制做過詳細(xì)描述。擠壓應(yīng)變集中于褶皺兩側(cè)逆沖斷裂處,形成兩條反S形應(yīng)變條帶,強度較低(圖5(d))。剪切應(yīng)變高值條帶首尾兩端為左旋剪切,中部為右旋剪切(圖5(g))。隨著擠壓的進(jìn)行,褶皺隆升幅度增大,達(dá)到臨界高度后,褶皺-沖斷帶開始向北東方向逆沖推覆。擠壓至6.0 cm,剪切應(yīng)變左旋、右旋三段式分布特征更加顯著(圖5(h))。此后的變形中,僅有剪切應(yīng)變進(jìn)一步增大(圖5(i))。需要指出的是,沿著模型兩側(cè)邊的平直剪切帶為基底橡皮邊緣收縮引起周圍地體運動速率不同所致,屬于試驗誤差,在此略去不計。

圖5 模型Ⅰ不同試驗階段照片及其應(yīng)變場Fig.5 Photographs of different phase of modelⅠand their strain fields

對比圖5中各階段試驗照片可知,變形過程差異僅為褶皺隆升幅度的不同,即水平累積性收縮滑脫層參與的變形中,褶皺-沖斷帶僅發(fā)育于模型剛性邊界處。然而三維掃描數(shù)據(jù)顯示,模型中發(fā)生收縮但未發(fā)育褶皺的區(qū)域整體增厚了0.1 cm,意味著除了褶皺隆升之外,地體擠壓后發(fā)生的較為均勻的垂向增厚吸收了部分應(yīng)變。

3.2 模型Ⅱ

擠壓至0.3 cm時發(fā)生應(yīng)變集中化,明顯早于模型Ⅰ的0.6 cm時的應(yīng)變狀態(tài),表明基底收縮性質(zhì)的差異對應(yīng)變傳遞影響顯著。擠壓2.0 cm時,褶皺-沖斷帶的數(shù)量及形態(tài)與模型Ⅰ相近(圖6(a)),但固定端一側(cè)擠壓應(yīng)變值高于活動端一側(cè)(圖6 (d)),剪切應(yīng)變僅有右旋剪切強度較大(圖6(g))。擠壓6.0 cm時,模型中部數(shù)條褶皺-沖斷帶緊鄰賽什騰弧形邊界發(fā)育,隆升幅度均較小,延伸長度短(圖6(b))。擠壓和剪切應(yīng)變隨著新構(gòu)造的產(chǎn)生分散于各褶皺-沖斷帶上(圖6(e)、(h))。擠壓至10.0 cm,模型中部的褶皺近平行密集分布,形態(tài)平直(圖6(c))。后期形成的褶皺-沖斷帶大都由次級褶皺雁列組合而成,其首尾由轉(zhuǎn)換帶相連,形成貫穿模型的大型褶皺-沖斷帶。擠壓應(yīng)變最大值位置由變形前期的固定端一側(cè)(圖6(d))過渡為變形后期活動端一側(cè)(圖6(f)),即擠壓應(yīng)變極值始終出現(xiàn)在最新形成的褶皺且靠近固定端一側(cè)。

圖6 模型Ⅱ不同試驗階段照片及其應(yīng)變場Fig.6 Photographs of different phase of modelⅡand their strain fields

3.3 模型Ⅲ

該模型中應(yīng)變集中起始時間為擠壓至0.4 cm時,隨著試驗的進(jìn)行,應(yīng)變積累逐漸增大,地層發(fā)生褶皺、隆升。擠壓2.0 cm時,沿賽什騰山剛性邊界發(fā)育反S形褶皺-沖斷帶(圖7(a)),褶皺兩側(cè)擠壓應(yīng)變集中的條帶較之模型Ⅱ更窄,剪切應(yīng)變強度明顯大于同一變形階段的其他兩個模型。擠壓至6.0 cm時,模型中部開始發(fā)育褶皺-沖斷帶(圖7(b)),這與緊鄰弧形邊界以后展方式發(fā)育新構(gòu)造的模型Ⅱ差異顯著。隨著擠壓持續(xù)進(jìn)行,中部褶皺迅速增高,在該褶皺與賽什騰山剛性邊界之間陸續(xù)發(fā)育其他褶皺-沖斷帶。至試驗?zāi)┢?褶皺-沖斷帶擴展到緊鄰活動端的部位,由3條次級褶皺首尾相連形成一條貫穿模型的大型褶皺-沖斷帶(圖7(c))。擠壓應(yīng)變在模型中條帶狀均勻分布(圖7(f)),剪切應(yīng)變則以右旋為主(圖7(i)),且應(yīng)變強度較大,而相同變形階段的模型Ⅱ已無明顯剪切應(yīng)變發(fā)育(圖6(i))。該模型褶皺-沖斷帶的形態(tài)發(fā)生有規(guī)律的變化:早期形成的褶皺-沖斷帶形態(tài)為弧形,后期形成的過渡到較為平直。

圖7 模型Ⅲ不同試驗階段照片及其應(yīng)變場Fig.7 Photographs of different phase of modelⅢand their strain fields

4 結(jié)果討論

4.1 試驗?zāi)Ｐ蛯Ρ?/p>

研究區(qū)數(shù)字高程圖與各模型模擬結(jié)果對比見圖8。模型Ⅰ條件下,褶皺-沖斷帶僅發(fā)育于賽什騰山剛性邊界處,盆地內(nèi)部地形平坦(圖8(b))。這一試驗結(jié)果與柴達(dá)木盆地西部褶皺-沖斷帶廣泛發(fā)育的地貌特征不符,即單純的脆性擠壓變形難以形成柴達(dá)木盆地西部現(xiàn)今構(gòu)造樣式及其分布格局。模型Ⅱ試驗結(jié)果表現(xiàn)出褶皺-沖斷帶在盆地內(nèi)部廣泛發(fā)育的特點,但只有緊鄰賽什騰山弧形邊界的褶皺形態(tài)彎曲,其他褶皺-沖斷帶較為平直(圖8(c)),與研究區(qū)實際構(gòu)造弧形形態(tài)存在明顯差異。模型Ⅲ的試驗結(jié)果與研究區(qū)實際構(gòu)造面貌具有較好的相似性:褶皺-沖斷帶廣泛發(fā)育、其形態(tài)自北東至南西由反S形逐漸過渡為平直形態(tài)、大多數(shù)一級褶皺都由若干二級褶皺雁列組合而成,且主要構(gòu)造帶的形態(tài)和位置也具有較好的對應(yīng)性(圖8(d))。

圖8 研究區(qū)數(shù)字高程圖與各模型模擬結(jié)果對比Fig.8 Contrast between DEM of study area and results of model

上述試驗結(jié)果表明柴達(dá)木盆地西北部下侏羅統(tǒng)泥巖滑脫層的存在是該區(qū)褶皺-沖斷帶廣泛發(fā)育的關(guān)鍵因素。褶皺-沖斷帶弧形形態(tài)的成因除弧形剛性邊界的影響外,滑脫層厚度不均造成的變形強度橫向差異也起到了一定的作用。褶皺-沖斷帶形態(tài)的變化跟變形地體與剛性弧形邊界的距離有關(guān),距離越近,所受剛性邊界的影響越大,形態(tài)越彎曲。同時受地體下伏滑脫層空間分布的影響,西北部基底次凹多,下侏羅統(tǒng)厚度變化復(fù)雜,加劇了地表構(gòu)造形態(tài)的彎曲；西南部下侏羅統(tǒng)等厚線平直且梯度較小,地層變形強度變化較小,褶皺-沖斷帶形態(tài)較為平直。

各模型應(yīng)變場分布存在以下規(guī)律:均勻收縮基底變形過程中應(yīng)變傳遞速度比累積性收縮基底更快；均厚滑脫層比橫向厚度不均的滑脫層傳遞應(yīng)變快。擠壓應(yīng)變集中于褶皺-沖斷帶兩側(cè)的逆沖斷裂,且固定端一側(cè)應(yīng)變強度高于活動端一側(cè),原因可能是近活動端一側(cè)的部分應(yīng)變被褶皺和斷裂調(diào)節(jié),而固定端一側(cè)只能原地積累。同一模型的應(yīng)變場在不同變形階段也呈現(xiàn)不同特點。擠壓應(yīng)變和伸展應(yīng)變的高值區(qū)域在擠壓初期為連續(xù)的條帶,至擠壓中后期,隨著構(gòu)造帶的增多,其分布也變得分散。擠壓應(yīng)變極值始終集中在新發(fā)育(圖6(f))或最為活躍(圖7(f))的褶皺-沖斷帶上。

4.2 反S形褶皺-沖斷帶形成機制

印度板塊與歐亞板塊的持續(xù)碰撞及羌塘、松潘-甘孜等地塊的北移使柴達(dá)木地塊受到南西-北東向擠壓[10],這一擠壓方向與帶狀展布的下侏羅統(tǒng)滑脫層的條帶式展布方向垂直,加之東北部受剛性地塊阻擋,滑脫層的易變形性得以充分發(fā)揮。由于東北部剛性邊界及沉積巨厚泥巖的次凹邊界幾何形態(tài)均呈弧形,地層在不均勻的擠壓應(yīng)力下發(fā)生褶皺、扭曲,形成弧形褶皺-沖斷帶,并從北東向南西擴展,這種擴展順序與該區(qū)平衡剖面獲得的結(jié)論(圖2)一致。這些褶皺大多并排分布,但昆特依凹陷處滑脫層厚度較薄,其變形能力相對于兩側(cè)的冷湖和鄂博梁地區(qū)較弱,因此該區(qū)地表表現(xiàn)為弱變形區(qū),發(fā)生相對沉降。盆地西南部地體因遠(yuǎn)離弧形剛性邊界,所受應(yīng)力的方向和強度較為均勻,形成的褶皺-沖斷帶形態(tài)也較為平直。

5 結(jié) 論

(1)賽什騰山弧形剛性邊界和巨厚下侏羅統(tǒng)泥巖滑脫層控制了該區(qū)褶皺-沖斷帶的形成,其中賽什騰山弧形剛性邊界和下侏羅統(tǒng)泥巖的厚度差異是控制反S形褶皺-沖斷帶形成的關(guān)鍵因素,下侏羅統(tǒng)泥巖的存在是該區(qū)褶皺-沖斷帶普遍發(fā)育的主要原因。

(2)褶皺-沖斷帶的發(fā)育順序為自北東向南西擴展,先期形成的褶皺呈弧形形態(tài),后期褶皺因變形地體與弧形剛性邊界之間距離較大及滑脫層展布較為規(guī)則而過渡到直線形,且大部分一級褶皺為次級褶皺雁列組合而成。

(3)擠壓應(yīng)變集中于褶皺兩側(cè)的逆沖斷裂中,因應(yīng)變調(diào)節(jié)空間不同使固定端一側(cè)應(yīng)變值高于活動端一側(cè),應(yīng)變極值通常出現(xiàn)在新產(chǎn)生或最活躍的構(gòu)造上。剪切應(yīng)變集中在與擠壓方向斜交的褶皺部位,且因斜交方向不同而形成左行剪切和右行剪切應(yīng)變分段分布的格局。

[1] 劉永江,葛肖虹,葉慧文,等.晚中生代以來阿爾金斷裂的走滑模式[J].地球?qū)W報,2001,22(1):23-28.

LIU Yong-jiang,GE Xiao-hong,YE Hui-wen,et al. Strike-slip model for Altyn Tagh fault developed since late Mesozoic[J].Acta Geoscientia Sinica,2001,22(1):23-28.

[2] YIN An,HARRISON T M.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen[J].Annual Review of Earth and Planetary Sciences,2000,28:211-280.

[3] 周建勛,徐鳳銀,曹愛鋒,等.柴達(dá)木盆地北緣反S形褶皺沖斷帶變形機制的物理模擬研究[J].地質(zhì)科學(xué), 2006,41(2):202-207.

ZHOU Jian-xun,XU Feng-yin,CAO Ai-feng,et al.A physical modeling on mechanism of reverse S-shaped foldand-thrust belts in the northern Qaidam Basin[J].Chinese Jouranl of Geology,2006,41(2):202-207.

[4] AGARWAL K K,AGRAWALl G K.Analogue sandbox models of thrust wedges with variable basal frictions[J]. Gondwana Research,2002,5(3):641-647.

[5] COSTA E,VENDEVILLE B C.Experimental insights on the geometry and kinematics of fold-and-thrust belts above weak,viscous evaporitic decollement[J].Journal of Structural Geology,2002,24:1729-1739.

[6] 段宏亮,鐘建華,馬鋒,等.柴西阿爾金山前中、下侏羅統(tǒng)展布及油氣勘探方向[J].中國石油大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2006,30(6):13-18.

DUAN Hong-liang,ZHONG Jian-hua,MA Feng,et al. Lower-middle Jurassic distribution and oil-gas exploration direction on the southern Altyn Tagh in the western Qaidam Basin[J].Journal of China University of Petroleum (Edition of Natural Science),2006,30(6):13-18.

[7] 高長海,查明.柴達(dá)木盆地北緣冷湖-南八仙構(gòu)造帶油氣成藏條件及成藏模式[J].中國石油大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,2007,31(4):1-7.

GAO Chang-hai,ZHA Ming.Oil-gas reservoir forming conditions and patterns in Lenghu-Nanbaxian structural belt in the northern margin of Qaidam Basin[J].Journal of China University of Petroleum(Edition of Natural Science),2007,31(4):1-7.

[8] 陳迎賓.柴達(dá)木盆地北緣構(gòu)造發(fā)育特征及其對油氣成藏的控制[D].北京:中國地質(zhì)大學(xué)(北京)能源學(xué)院, 2010.

CHEN Ying-bing.Tectonic developmental feature and its control for hydrocarbon accumulation in northern margin of Qaidam Basin[D].Beijing:School of Energy Resources,China University of Geosciences(Beijing), 2010.

[9] 王小鳳,武紅嶺,馬寅生,等.柴達(dá)木盆地北緣地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場、流體勢場對油氣運聚的控制作用[J].地球?qū)W報,2006,27(5):419-423.

WANG Xiao-feng,WU Hong-ling,MA Yin-sheng,et al. Tectonic stress and fluid potential fields and their controls over the migration and accumulation of petroleum and natural gas in Northern Qaidam Basin[J].Acta Geoscientia Sinica,2006,27(5):419-423.

[10] ZHENG Wen-jun,ZHANG Pei-zhen,HE Wen-gui,et al.Transformation of displacement between strike-slip and crustal shortening in the northern margin of the Tibetan Plateau:evidence from decadal GPS measurements and late Quaternary slip rates on faults[J].Tectonophysics,2013,584:267-280.

[11] GRAVELEAU F,MALAVIELLE J,DOMINGUEZ S. Experimental modelling of orogenic wedges:a review [J].Tectonophysics,2012,538:1-66.

[12] MOURGUES R,LECOMTE E,VENDEVILLE B,et al.An experimental investigation of gravity-driven shale tectonics in progradational delta[J].Tectonophysics, 2009,474(3/4):643-656.

[13] ZHOU Jian-xun,XU Feng-yin,WANG Tie-cheng,et al.Cenozoic deformation history of the Qaidam Basin, NW China:results from cross-section restoration and implications for Qinghai-Tibet Plateau tectonics[J]. Earth and Planetary Science Letters,2006,243(1/2): 195-210.

[14] SCHRANK C E,BOUTELIER D A,et al.The analogue shear zone:from rheology to associated geometry[J]. Journal of Structural Geology,2008,30(2):177-193.

[15] KOONS P O.Two-sided orogen:collision and erosion from the sandbox to the Southern Alps,New Zealand [J].Geology,1990,18(8):679-682.

(編輯 修榮榮)

Physical modeling of Cenozoic fold-thrust belts formation mechanism in northwestern Qaidam Basin

LIU Chong-qing1,ZHOU Jian-xun1,ZHANG Bo2
(1.State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting in China University of Petroleum,Beijing 102249,China；
2.Geological Surveying Institute,Guizhou Coal Geology Bureau,Guiyang 550008,China)

By tectonic physical modeling,geologic models were developed based on the geological conditions of the northwestern part of Qaidam Basin.And the formation mechanisms of fold-thrust belts were studied in this region.The results show that the formation of fold-thrust belts in the region is controlled by rigid arc-shaped boundary of Saishenteng mountain and detachment layer of Jurassic mudstone with huge thickness.Fold-and-thrust belts were gradually propagated from the northwest to the southeast,with the shapes changing from curved to straight.The shortening strains accumulated mainly on the thrusts on the both sides of anticlines and their extremum concentrated in the newly generated active part of the fold-thrust belts.The shear strain distributed at the fold-thrust belt intersected with extrusion direction.

tectonics；gelogic model；Qaidam Basin；fold-and-thrust belt；formation mechanism；physical modeling

P 542

A

1673-5005(2013)04-0015-08

10.3969/j.issn.1673-5005.2013.04.003

2012-12-30

國家自然科學(xué)基金項目(40872143)

劉重慶(1981-),男,博士研究生,研究方向為構(gòu)造物理模擬。E-mail:Lang3344@126.com。