馬麗芳　鮑　晶　應(yīng)　紅　胡春華　鐘思銳　楊淑芬　宋春暉　孟慶泉

(蘭州大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院甘肅省西部礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室　蘭州　730000)

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祁連山北緣酒西盆地新生代沉積通量變化對(duì)周緣山體構(gòu)造隆升—風(fēng)化剝蝕歷史的響應(yīng)

馬麗芳鮑晶應(yīng)紅胡春華鐘思銳楊淑芬宋春暉孟慶泉

(蘭州大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院甘肅省西部礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室蘭州730000)

摘要酒西盆地是青藏高原東北緣的一個(gè)內(nèi)陸沉積盆地，發(fā)育了巨厚且連續(xù)的中—新生代地層，詳細(xì)記錄了盆地及周緣山地的構(gòu)造、環(huán)境演變歷史。本文在利用平衡剖面法恢復(fù)不同時(shí)期酒西盆地原始盆地邊界基礎(chǔ)上，通過(guò)盆地天然露頭控制剖面和鉆井資料的地層厚度，恢復(fù)了酒西盆地新生代各組沉積等厚圖。根據(jù)不同時(shí)期盆地大小和沉積等厚圖的計(jì)算，獲得了酒西盆地新生代不同時(shí)期的沉積通量。結(jié)合前人對(duì)該區(qū)構(gòu)造與古氣候研究成果，認(rèn)為古近紀(jì)持續(xù)干旱的氣候條件下從火燒溝組(40.2～33.4 Ma)到白楊河組(30.9～23.8 Ma)盆地沉積通量增加主要由青藏高原持續(xù)擠壓使祁連山快速構(gòu)造隆升導(dǎo)致風(fēng)化剝蝕量增加所致；中新世早期(疏勒河組弓形山段，23～14 Ma)雖然氣候相對(duì)溫暖，但此時(shí)祁連山構(gòu)造帶相對(duì)穩(wěn)定，控制了物源區(qū)祁連山風(fēng)化剝蝕量相對(duì)前期減小，使盆地沉積通量相對(duì)減小；中新世中期(疏勒河組胳塘溝段，14～8.3 Ma)盆地沉積通量增大可能是氣候和構(gòu)造共同作用的結(jié)果；中新世晚期以來(lái)(<8.3 Ma，疏勒河組牛胳套段—玉門(mén)組)盆地沉積通量呈階段性大幅陡增，主要由祁連山晚新生代以來(lái)階段性急劇構(gòu)造隆升導(dǎo)致風(fēng)化剝蝕量猛增所致。

關(guān)鍵詞青藏高原北緣酒西盆地沉積通量控制因素新生代

0引言

造山帶和沉積盆地是大陸的兩個(gè)基本地質(zhì)單元，它們構(gòu)成了在空間發(fā)展和形成機(jī)制上密切聯(lián)系的構(gòu)造系統(tǒng)。沉積盆地作為造山帶構(gòu)造演化過(guò)程中最直接、最具體的地質(zhì)記錄，其為研究造山帶的發(fā)展與演化提供了重要的信息和線索[1-3]。盆地中充填的沉積物是盆地水系范圍內(nèi)造山帶巖石經(jīng)風(fēng)化、剝蝕、搬運(yùn)和沉積的產(chǎn)物，這些沉積物不僅連續(xù)的記錄了盆地在接受沉積物充填過(guò)程中周?chē)焐綆У臉?gòu)造活動(dòng)特征，而且還是反演地質(zhì)作用過(guò)程中氣候以及環(huán)境演化等信息的天然載體[4]。青藏高原東北緣毗鄰祁連山的酒泉盆地中—新生代地層發(fā)育良好且連續(xù)，特別是近年來(lái)高精度磁性地層年代學(xué)的研究[5-8]，成為青藏高原東北部盆山耦合研究的理想地區(qū)。本文通過(guò)野外考察、橫跨盆地不同位置新生代地層剖面實(shí)測(cè)，結(jié)合地震剖面和鉆井資料，揭示酒西盆地新生代不同時(shí)期沉積通量，探討周緣山體新生代風(fēng)化剝蝕變化控制因素，為青藏高原構(gòu)造隆升—?dú)夂蜃兓L(fēng)化剝蝕相互作用的研究提供依據(jù)。

1研究區(qū)新生代地層

酒泉盆地位于青藏高原東北緣河西走廊的最西段，南抵北祁連山、北達(dá)寬臺(tái)山—黑山、西以阿爾金斷裂為界，以文殊山為界分為酒東盆地和酒西盆地(圖1)。

盆地海拔2 000～2 300 m左右，面積約為2 800 km2。盆地沉積演化主要受阿爾金走滑斷裂和祁連山逆沖斷裂帶的控制[9]。酒西盆地缺失古新世沉積，新生代地層由老到新分別為始新世—漸新世的火燒溝組和白楊河組、中新世—上新世疏勒河組以及第四紀(jì)早更新世玉門(mén)組、中更新世酒泉組和晚更新世—全新世戈壁礫石[10-11](圖2)。

火燒溝組：火燒溝組僅分布于酒西盆地西北部，向南、向東沉積厚度減薄并尖滅[10-11]，是酒西盆地新生代充填序列的最下部，與下伏白堊紀(jì)新民堡群和上覆白楊河組均呈角度不整合或平行不整合接觸。其巖性主要為磚紅色含礫砂巖夾砂質(zhì)泥巖，屬山麓沖積—河流相沉積。該組在火燒溝地區(qū)出露最完整(厚522 m)，該剖面中砂體斜層理指示水流方向總體向南，物源主要來(lái)自西北部的阿爾金山[8,12-14]?；馃郎辖M地層年齡為始新世40.2～33.4 Ma[8]。白楊河組：該組在整個(gè)酒西盆地廣泛分布，南厚北薄，與下覆地層呈不整合接觸[11,15]。該組巖性主要為桔紅色細(xì)砂巖夾灰白色礫巖，砂質(zhì)泥巖，上部漸變?yōu)槟鄮r，主要屬于河湖相沉積[11,13]。白楊河組地層形成于漸新世30.9～23.8 Ma[13]。

疏勒河組：該組在盆地中廣泛分布，與下伏白楊河組多呈平行不整合關(guān)系。根據(jù)巖性組合自下而上分為弓形山段、胳塘溝段和牛胳套段，下部弓形山段主要為灰黃色砂巖、礫質(zhì)砂巖與棕紅色泥巖，中部胳塘溝段以大型砂質(zhì)礫巖—砂巖—粉砂巖—泥巖旋回為特征，上部牛胳套段以灰色厚層塊狀礫巖夾薄層灰色砂巖為主。根據(jù)方小敏等[7]對(duì)酒西盆地老君廟剖面和宋春暉[13]對(duì)酒泉盆地新生代地層高精度磁性年代地層學(xué)研究，弓形山段形成于早中新世(23～14 Ma)、胳塘溝段形成于中中新世(14～8.3 Ma)、牛胳套段屬中新世晚期—上新世(8.3～<4.9 Ma)。

玉門(mén)礫巖組和酒泉礫巖組是以大套粗?；液谏[巖夾透鏡狀砂巖為主的磨拉石建造，各組與下覆地層呈不整合接觸，地層年齡分別為3.66～0.93 Ma B.P.和0.84～0.14 Ma B.P.[7]。

2研究方法與結(jié)果

酒泉盆地新生代與中生代有明顯不同的構(gòu)造特征，酒泉盆地新生代以前陸盆地為主，而中生代為斷陷盆地，中新生界在空間上呈現(xiàn)了上下兩個(gè)構(gòu)造層，屬于疊合盆地[16]。由于盆地新生代以來(lái)遭受過(guò)強(qiáng)烈構(gòu)造變形，要較準(zhǔn)確地獲得新生代以來(lái)不同時(shí)期盆地沉積通量，首先需要恢復(fù)盆地不同時(shí)期原型，即恢復(fù)原始不同地層沉積時(shí)盆地邊界。然后通過(guò)盆地天然露頭控制性剖面和鉆井資料的地層厚度，恢復(fù)出酒西盆地新生代各組沉積等厚圖。最后根據(jù)不同時(shí)期盆地大小和沉積等厚圖計(jì)算其沉積通量。

2.1酒西盆地新生代不同時(shí)期盆地邊界恢復(fù)

圖1　酒泉盆地周緣構(gòu)造地質(zhì)簡(jiǎn)圖及研究剖面位置Fig.1　Simplified tectonic map of Jiuquan Basin and location of the study area

圖2　酒泉盆地新生代不同剖面地層劃分與對(duì)比(各剖面位置見(jiàn)圖1)Fig.2　Classification and correlation of different stratigraphic sections of Cenozoic Jiuxi Basin

1969年加拿大學(xué)者Dahlstrom首次提出了平衡剖面(Balanced Cross Section)概念。平衡剖面指剖面上的構(gòu)造變形，變位通過(guò)幾何原則和方法可以全部復(fù)原到原始未變形狀態(tài)的橫剖面[17]。2D Move是局部和區(qū)域的尺度上建立、平衡、恢復(fù)和分析二維地震剖面解釋的軟件。本文中選取酒西盆地南北向青頭山—新民堡與柏樹(shù)灣—戈壁莊兩條地震剖面，利用2D Move二維平衡剖面恢復(fù)軟件對(duì)其新生代以來(lái)不同時(shí)期原始剖面進(jìn)行恢復(fù)(圖3)，獲得了新生代不同時(shí)期酒西盆地邊界位置(圖4)。

2.2酒西盆地新生代不同時(shí)期沉積等厚圖

為了獲得較為精確的酒西盆地新生代各個(gè)階段的沉積總量，我們?cè)趯?shí)測(cè)研究區(qū)控制性代表剖面地層厚度基礎(chǔ)上(圖1,2,4)，結(jié)合前人研究成果(包括天然露頭地層剖面和鉆井地層厚度資料)[6-7,10-11,13-14,18]，利用Surfer8.0軟件結(jié)合實(shí)際地質(zhì)考察恢復(fù)了酒西盆地各個(gè)階段等厚圖(圖5)。其中火燒溝組主要分布于酒西盆地西北部，并且兩個(gè)沉積中心位于平行于阿爾金斷裂的南側(cè)(圖5a)。白楊河組地層等厚圖(圖5b)顯示盆地沉積中心和分布由前期火燒溝組平行于西北部阿爾金斷裂轉(zhuǎn)為平行于近東西向北祁連逆沖斷裂前緣，地層厚度總體上呈現(xiàn)南厚北薄的趨勢(shì)。疏勒河組地層等厚圖分布樣式與白楊河組相似，但沉積中心向盆地南部北祁連逆掩斷層前緣遷移(圖5c～e)。玉門(mén)礫石組地層等厚圖分布樣式和沉積中心進(jìn)一步靠近祁連山山前分布，明顯呈南厚北薄(圖5f)，其物源受北祁連控制。

圖3　新生代酒泉盆地不同時(shí)期平衡剖面恢復(fù)Fig.3　Restoration of the geologic cross-section of Cenozoic Jiuxi Basin

圖4　新生代不同時(shí)期酒西盆地邊界位置圖Fig.4　Plot of the boundary of Jiuxi Basin at different periods

2.3酒西盆地沉積通量

沉積通量是指在一定單位時(shí)間內(nèi)，單位面積上所沉積的固體物質(zhì)總量[19]，其計(jì)算公式為：△R=V×ρ×(1-Z) /S×Δt，其中：△R為沉積通量，單位為kg/(m2·Ma)或g/(cm2·kyr)；V為沉積總量，單位為m3；ρ為巖石顆粒密度，單位為kg/m3；Z為巖石孔隙度，單位為%；S為沉積區(qū)面積，單位為m2；Δt為沉積持續(xù)時(shí)間，單位為Ma。沉積通量計(jì)算公式也可簡(jiǎn)化為：△R=V/Δt(單位：m3/Ma或km3/Myr)[20]。通過(guò)酒西盆地新生代不同時(shí)期盆地大小和沉積等厚圖，計(jì)算得出酒西盆地各個(gè)階段沉積區(qū)面積以及體積，利用沉積通量公式算出盆地不同時(shí)期沉積通量(沉積物總量與形成該沉積物總量的時(shí)間間隔的比值)(表1、圖6a)。

3討論

根據(jù)盆山耦合中剝蝕區(qū)和沉積區(qū)物質(zhì)平衡法[19]，沉積通量大小取決于剝蝕區(qū)輸入盆地的沉積物總量，即在周邊抬升剝蝕和盆地沉降充填過(guò)程中剝蝕區(qū)的剝蝕總量與盆地充填總量是大致相等，所以沉積物通量代表單位時(shí)間內(nèi)剝蝕區(qū)剝蝕總量[20]。而剝蝕區(qū)的剝蝕總量大小主要受源區(qū)巖性、氣候和構(gòu)造控制。在源區(qū)巖性一定條件下，濕潤(rùn)氣候條件有利于化學(xué)風(fēng)化作用的進(jìn)行，強(qiáng)烈構(gòu)造隆升作用可導(dǎo)致源區(qū)山體風(fēng)化剝蝕作用的加大。

新生代以來(lái)印度板塊與歐亞板塊強(qiáng)烈碰撞導(dǎo)致青藏高原隆升，始新世中晚期(40 Ma左右)，隨著印度板塊繼續(xù)向北俯沖，巨大應(yīng)力迅速沿阿爾金深大斷裂帶快速傳遞到青藏高原北緣[14,21]，由于阿爾金斷裂左行走滑運(yùn)動(dòng)和北部剛性阿拉善地塊的阻擋，伴隨阿爾金山隆升，酒泉盆地西端凹陷。阿爾金斷裂帶不僅控制了盆地形態(tài)，還成為盆地物源[8,13-14]，形成了火燒溝組(40.2～33.4 Ma)沉積(圖5a)。由于苗運(yùn)法等[24]通過(guò)對(duì)火燒溝組孢粉分析顯示始新世后期該地區(qū)普遍發(fā)育耐旱的被子植物麻黃粉屬(Nitraria)、藜粉屬(Chenopodiaceae)等植物并伴有少量的亞熱帶分子(圖6e)，屬北亞熱帶干旱半干旱為主的氣候環(huán)境[22](其化學(xué)風(fēng)化較弱)。因此，火燒溝組沉積通量(始新世中晚期風(fēng)化剝蝕量)主要由構(gòu)造控制。

圖5　酒西盆地各組地層等厚圖Fig.5　Isopach map of each formation of the Cenozoic Jiuxi Basin

總面積/km2總體積/km3沉積持續(xù)時(shí)間/Ma沉積通量/(km3/Ma)火燒溝組(40.2～33.4Ma)1057.236216.1406.831.78白楊河組(30.9～23.8Ma)3793.2321819.0147.1256.20弓形山段(23～14Ma)3968.240659.1599.073.24胳塘溝段(14～8.3Ma)3898.3851060.1495.7185.99牛胳套段(8.3～4.9Ma)3357.821758.4052.4316.00玉門(mén)組(3.66～0.93Ma)2827.2821056.9202.73387.15

圖6　新生代酒泉盆地沉積通量變化與沉積速率、構(gòu)造和氣候關(guān)系b.沉積速率據(jù)宋春暉(2006)[13]； d.構(gòu)造事件據(jù)彭?xiàng)顐サ?2010);楊永鋒等(2013)[25-27]; e.孢粉據(jù)苗運(yùn)法等(2008)、馬瑾乾(1993)和馬玉貞等(2004)[22-24]Fig.6　Sediment flux, sedimentary rate, tectonic activities and climate of Cenozoic Jiuxi Basin

33～31 Ma青藏高原北部發(fā)生大規(guī)模強(qiáng)烈構(gòu)造擠壓，導(dǎo)致祁連山快速隆升和酒泉盆地抬升剝蝕，使其后沉積的白楊河組與火燒溝組呈不整合接觸。低溫?zé)崮甏鷮W(xué)研究也表明北祁連主體隆升發(fā)生于30 Ma以來(lái)[28]。伴隨祁連山斷裂向北強(qiáng)烈逆沖，祁連山北緣酒泉盆地再次凹陷接受漸新世白楊河組沉積(30.9～23.8 Ma)，其底部沉積地層中出現(xiàn)大量不穩(wěn)定綠簾石，礦物成熟度(ZTR指)從火燒溝組14%降低至7.8%[12,29]，且沉積中心和分布從前期火燒溝組沉積平行于北西向阿爾金斷裂轉(zhuǎn)變?yōu)槠叫杏诮鼥|西向的祁連山(圖5a,b)，以及由火燒溝組到白楊河組沉積速率也明顯增大(圖6b)，平衡剖面恢復(fù)的酒泉盆地構(gòu)造縮短速率由漸新世前的0.04 km/Ma增加到漸新世末0.46 km/Ma(圖6c)。表明漸新世33 Ma以來(lái)青藏高原強(qiáng)烈構(gòu)造活動(dòng)向北傳遞前鋒達(dá)到祁連山北緣，祁連斷裂不僅控制了盆地演化，而且祁連山的構(gòu)造隆升成為盆地主要物源，酒泉盆地轉(zhuǎn)為祁連山前陸盆地[14](圖1b)。結(jié)合白楊河組存在干鹽湖厚層石膏沉積以及孢粉組合所反映的氣候?qū)俑珊禇l件[13,22]，干旱氣候環(huán)境不利于化學(xué)風(fēng)化作用進(jìn)行。因此，白楊河組沉積通量相對(duì)前期明顯增大(圖6a)主要是由于祁連山構(gòu)造隆起導(dǎo)致；

漸新世末—中新世初祁連山再次強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)，結(jié)束了白楊河組沉積歷史，并導(dǎo)致其后疏勒河組弓形山段底部辮狀河流粗碎屑沉積不整合于其上。中新世早期弓形山段(21～14 Ma)高原北部祁連山構(gòu)造相對(duì)穩(wěn)定，物源區(qū)剝蝕速率降低，物源供給不足[13]。沉積從前期白楊河組干鹽湖轉(zhuǎn)變?yōu)闇\湖夾扇三角洲相，孢粉組合為稀疏灌叢和草原混生植被[22]，耐旱的麻黃粉屬也較前期明顯減少(圖6e)，氣候由之前白楊河組干旱變?yōu)橄鄬?duì)濕潤(rùn)的氣候條件，化學(xué)風(fēng)化相對(duì)增強(qiáng)，而此時(shí)沉積通量卻相對(duì)前期明顯減小(圖6a)，說(shuō)明中新世早期祁連山構(gòu)造穩(wěn)定是控制該時(shí)期祁連山物源區(qū)風(fēng)化剝蝕量降低的主要因素；中中新世疏勒河組胳塘溝段(14～8.3 Ma)北祁連山構(gòu)造隆升為酒西盆地提供了巨厚的沉積物[6,13]。中新世到上新世平衡剖面恢復(fù)的酒泉盆地構(gòu)造縮短速率呈增大的趨勢(shì)(圖6c)。Yan等[30]通過(guò)對(duì)老君廟剖面古地磁旋轉(zhuǎn)研究，認(rèn)為13～8 Ma受擠壓和走滑作用使酒泉盆地持續(xù)逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)。彭?xiàng)顐サ萚24]通過(guò)酒泉盆地新生代磷灰石裂變徑跡年齡研究認(rèn)為祁連山10～8 Ma存在構(gòu)造隆升事件(圖6d)，鄭德文等[27]通過(guò)熱年代學(xué)研究認(rèn)為祁連山10～7.5 Ma開(kāi)始構(gòu)造隆升(圖6d)。這些都顯示該時(shí)期祁連山構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈。另一方面，據(jù)馬玉貞等(2004)對(duì)酒西盆地老君廟晚新生代剖面孢粉記錄研究顯示，13～11.15 Ma該區(qū)屬草原植被和半濕潤(rùn)的氣候環(huán)境(對(duì)中中新世全球變冷事件響應(yīng))，11.15～8.6 Ma轉(zhuǎn)為森林植被[23]。前期快速變冷導(dǎo)致植被減少、山地侵蝕增強(qiáng)，后期氣候相對(duì)溫暖濕潤(rùn)使化學(xué)風(fēng)化加強(qiáng)。因此，中中新世該區(qū)沉積通量增大可能是氣候和構(gòu)造共同作用的結(jié)果；

中新世晚期—上新世以來(lái)(<8.3 Ma，疏勒河組牛胳套段—玉門(mén)組) 酒西盆地沉積通量呈階段性大幅陡增(圖6a)，由于晚中新世—上新世以來(lái)青藏高原劇烈階段性構(gòu)造抬升，使祁連褶皺帶發(fā)生強(qiáng)烈隆升[7,9,12]和北祁連斷裂向北酒泉盆地逆沖(圖1b、圖6c)，平衡剖面恢復(fù)的酒泉盆地構(gòu)造縮短速率增大到1.08 km/Ma，同時(shí)盆地沉積速率快速增加[31](圖6b，c)。盆地古地磁旋轉(zhuǎn)分析也顯示8 Ma以來(lái)盆地主要受向北擠壓，特別4 Ma以來(lái)使盆地發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)[30]。而孢粉記錄顯示8.3 Ma以來(lái)耐旱的麻黃粉屬和藜粉屬含量逐漸增多、氣候持續(xù)干旱[23]。因此，晚中新世—上新世疏勒河組牛胳套段(8.3～0.93 Ma)—玉門(mén)礫石組(3.66～0.93 Ma)沉積通量相對(duì)前期成倍大幅增加的主要因素屬?gòu)?qiáng)烈構(gòu)造隆升導(dǎo)致(圖6a～d)。

4結(jié)論

本文在利用平衡剖面法恢復(fù)新生代不同時(shí)期酒西盆地原始盆地邊界基礎(chǔ)上，通過(guò)盆地天然露頭控制性剖面和鉆井資料地層厚度，恢復(fù)了酒西盆地新生代各組沉積等厚圖。根據(jù)不同時(shí)期盆地大小和沉積等厚圖研究，獲得了酒西盆地新生代不同時(shí)期的沉積通量。再結(jié)合前人對(duì)該區(qū)構(gòu)造與古氣候研究成果，認(rèn)為古近紀(jì)氣候持續(xù)干旱的環(huán)境下從火燒溝組(40.2～33.4 Ma)到白楊河組(30.9～23.8 Ma)沉積通量增加主要是由于青藏高原的持續(xù)擠壓使祁連山構(gòu)造隆升風(fēng)化剝蝕量增加所致；中新世早期(疏勒河組弓形山段)雖然氣候相對(duì)溫暖，但此時(shí)祁連山構(gòu)造帶相對(duì)穩(wěn)定，控制了物源區(qū)祁連山風(fēng)化剝蝕量相對(duì)前期減小，導(dǎo)致該段沉積通量較小；中新世中期疏勒河組胳塘溝段沉積通量增大可能是氣候和構(gòu)造共同作用的結(jié)果；晚中新世—上新世以來(lái)，印歐板塊碰撞的遠(yuǎn)程效應(yīng)使祁連山階段性急劇隆升造成研究區(qū)疏勒河組牛胳套段(8.3～4.9 Ma)—玉門(mén)組(3.66～0.93 Ma)沉積通量相對(duì)前期成倍大幅增加。因此構(gòu)造隆升是控制祁連山新生代風(fēng)化剝蝕作用的主控因素。

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The Response of Sediment Flux of Jiuxi Basin in the Northern Boundary of Qilian to the Tectonic Uplift and Weathering-denudation History

MA LiFangBAO JingYING HongHU ChunHuaZHONG SiRui YANG ShuFenSONG ChunHuiMENG QingQuan

(School of Earth Sciences & Key Laboratory of Westen China’s Mineral Resources of Gansu Province,Lanzhou University, Lanzhou 730000, China)

Abstract:The Jiuxi basin, an inland basin located along the northeastern boundary of Tibetan Plataeu, is rich in thick and consistent Mesozoic-Cenozoic sedimentary strata, which precisely recorded the tectonic evolution of thesturctures and environment of the basin and its adjacent mountains. Based on Cenozoic sediment fluxes study of Huoshaogou, Shiyangjuan, Laojunmiao, Ciyaokou, Hongliuxia, Dahongquan, Wenshushan section of Jiuxi Basin. We founded that: The increase of sediment flux from Huoshaogou(40.5～33.3 Ma) to Baiyanghe(30.9～23.8 Ma) formation under arid climate was caused by acceleration weathering of Qilian Shan and consistent depression of Jiuxi Basin; In the Early Miocene time( Gongxingshan section 23～14 Ma), the sediment flux during the period was low. We attribute this change to the quite tectonic activity, although the climate was relatively warm during this time interval; In the Middle Miocene time(Getanggou section, 14～8.3 Ma), the sediment flux was controlled by the effect of both climate and tectonic activtities of North Qilian Shan; In the Late Miocene time(<8.3 Ma, Niugetao-Yumen Formation), the sediment flux was high and sharply increased. This change was responsible for the quickly uplift of North Qilian Shan, and the following acceleration of weathering and denudation.

Key words:northern boundary of Tibetan Plateau; Jiuxi Basin; sediment flux; control factors; Cenozoic

中圖分類(lèi)號(hào)P512.2

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼A

通訊作者宋春暉男教授E-mail：songchh@lzu.edu.cn

作者簡(jiǎn)介第一馬麗芳女1990年出生碩士研究生造山帶與沉積盆地E-mail: malf12@lzu.edu.cn

基金項(xiàng)目：國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃(973計(jì)劃)項(xiàng)目(2013CB956403)；中國(guó)科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(xiàng)(XDB03020402)；國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41272128)[Foundation: National Key Basic Research Program of China(973 Program), No.2013CB956403; Chinese Academy of Sciences Strattgic Priority Research Program, No.XDB03020402; National Natural Science Foundation of China, No.41272128]

收稿日期：2015-02-09； 收修改稿日期： 2015-04-26

doi:10.14027/j.cnki.cjxb.2016.01.004

文章編號(hào)：1000-0550(2016)01-0049-09