華北臨汾盆地中部柴莊上新世—更新世剖面沉積學(xué)特征及其構(gòu)造意義

陳興強(qiáng)，施 煒，胡健民，董樹文

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京 100081；2.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京100871；3.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210023)

華北臨汾盆地中部柴莊上新世—更新世剖面沉積學(xué)特征及其構(gòu)造意義

陳興強(qiáng)1，2，施 煒1，胡健民1，董樹文3

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所，北京 100081；2.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京100871；3.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210023)

臨汾盆地位于華北克拉通汾渭地塹系中南部，是典型的受控于北東—南西向和近東西向正斷層的晚新生代斷陷盆地。沉積相、古水流和重礦物綜合分析表明，盆地中部的柴莊新生界剖面除頂部的風(fēng)成黃土之外，可以劃分為3個巖性段，分別具有不同的物源，反映了不同時期的構(gòu)造背景。第一巖性段為上新統(tǒng)(5.0～2.6 Ma)，沖積扇和風(fēng)成紅黏土沉積，沖積扇碎屑物源為盆地周緣的灰?guī)r等沉積巖類；第二巖性段為更新統(tǒng)下部(2.6～1.0 Ma)，三角洲相沉積，沉積物來自盆地南緣中條山北部和東緣太行山西部的太古宇—下元古界的花崗片麻巖和片麻巖、上元古界—古生界的碳酸鹽巖、中生界的陸源碎屑巖及少量不同時代的花崗巖；第三段為更新統(tǒng)中上部(<1.0 Ma)，河流相沉積，主要物源為盆地北東緣太行山的花崗巖類、少量沉積巖和變質(zhì)巖。結(jié)合區(qū)域應(yīng)力演化過程認(rèn)為，距今5.0～2.6 Ma期間，受北西—南東向伸展作用影響，北東—南西向正斷層為盆地的主控斷層；距今2.6～1.0 Ma時期，主要受到北東—南西伸展應(yīng)力的影響，近東西向斷層開始活動；距今1.0 Ma以來，沉積環(huán)境由三角洲和湖泊相轉(zhuǎn)為河流相沉積，指示盆地發(fā)育的減弱，可能與后一期伸展應(yīng)力的減弱有關(guān)。上述結(jié)果表明，受青藏高原向北東擴(kuò)展的影響，汾渭地塹系至少經(jīng)歷了中新世晚期—上新世早期(>5 Ma)、2.6 Ma和1.0 Ma等主要構(gòu)造轉(zhuǎn)換時代。

臨汾盆地；沉積相；物源；新構(gòu)造；青藏高原

0 引言

汾渭地塹系是華北地區(qū)典型的新生代伸展盆地，地震活動頻繁[1～4]。前人較為一致的研究結(jié)論表明它的形成演化過程與青藏高原的階段性隆升密不可分[5～9]。Shi等[8]通過系統(tǒng)并詳細(xì)的斷層運(yùn)動學(xué)研究，反演出汾渭地塹系山西段晚中新世(距今約10 Ma)以來的區(qū)域應(yīng)力演化過程，該過程包括晚中新世—更新世初期的剪切應(yīng)力作用(北西—南東向伸展)，早更新世—晚更新世時期的伸展應(yīng)力(北東—南西向伸展)，以及晚更新世以來的北北西—南南東向伸展。然而，由于伸展應(yīng)力控制的正斷層往往缺乏合適的測年材料，這一應(yīng)力轉(zhuǎn)換過程的時代仍不是很確切。Chen等[7]對地塹系最北端的泥河灣盆地進(jìn)行了詳細(xì)的沉積學(xué)和物源分析，認(rèn)為該盆地演化過程與區(qū)域應(yīng)力的演化過程基本一致，說明該應(yīng)力演化模式具有很強(qiáng)的可靠性，并提出了距今2.6 Ma、1.8 Ma和0.1 Ma等轉(zhuǎn)換時限，但仍需更多資料的驗(yàn)證和支持。

位于地塹系中南部的臨汾盆地有相對完整的新生代地層出露，為開展沉積學(xué)研究和物源分析提供了良好的基礎(chǔ)，成為研究盆地演化的理想?yún)^(qū)域。但是，前人在構(gòu)造控盆方面研究存在至少兩方面的不足，其一是研究時間尺度過短，多數(shù)研究局限在更新世中晚期以來[10～12]，沒能反映盆地的整個沉積演化過程；其二是這些研究主要以風(fēng)成黃土為研究對象[10～12]，而風(fēng)成黃土沉積受區(qū)域氣候的影響更為明顯，對于控制盆地形成演化的構(gòu)造過程的反映則相對較弱。這些不足在一定程度上制約了對該盆地整個演化過程的研究，因而不能很好地理解該區(qū)域盆地受到的構(gòu)造控制作用。盆地中部的柴莊地區(qū)相對隆起，是新生代地層出露最為完整的地區(qū)。本文在前人研究[13]的基礎(chǔ)上，選擇柴莊新生界剖面進(jìn)行詳細(xì)的沉積相和物源綜合分析，并反演了該盆地演化過程與區(qū)域應(yīng)力場之間的關(guān)系，進(jìn)而探討了青藏高原隆升過程對汾渭地塹系形成的影響。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

臨汾盆地是汾渭地塹系的一部分，臨近鄂爾多斯地塊東緣。該盆地總體受到北東—南西走向正斷層的控制，并受近東西走向正斷層的影響[14](見圖1a、1b)。汾河自北向南流經(jīng)該盆地，在河津地區(qū)匯入黃河。盆地東南緣主要出露地層為太古代—早元古代變質(zhì)巖和新元古代沉積巖；盆地西緣主要出露古生代—中生代沉積巖；盆地東緣、北緣主要為古生代—中生代沉積巖，同時出露大面積的太古代—中生代花崗巖類*山西省地質(zhì)局1∶250000地質(zhì)圖(臨汾幅、沁源幅、韓城幅、侯馬幅、晉城幅、運(yùn)城幅和三門峽幅)。

圖1 臨汾盆地大地構(gòu)造位置圖[8](a)，構(gòu)造綱要圖[14](b)及區(qū)域地質(zhì)簡圖(c)Fig.1 A map showing tectonic location, structure outline and regional geology of the Linfen Basin

2 研究方法及結(jié)果

柴莊新生界剖面位于盆地中部汾河西側(cè)的襄汾縣南賈鎮(zhèn)東劉村，其經(jīng)緯度范圍為東經(jīng)111°24′25″—111°48′28″，北緯35°48′24″—35°48′07″。在野外對該剖面進(jìn)行了詳細(xì)的地層劃分和沉積學(xué)分析。除頂部數(shù)米至數(shù)十米厚的黃土之外，該剖面總厚近80 m，下伏三疊紀(jì)砂巖地層。通過與臨汾市西南同時代的LK10孔巖芯[13]進(jìn)行對比，獲得較為可靠的地層年齡(見圖2)，該年齡與前人通過巖性和古生物特征獲得的時代[15]基本一致。在對剖面巖性精細(xì)劃分的基礎(chǔ)上，本文首先對其沉積相和相組合特征進(jìn)行了初步分析(見圖2c、圖3)，并在代表層位進(jìn)行古水流統(tǒng)計(jì)(見圖2c)，同時采集砂巖樣品8塊用于重礦物分析(見圖4)，研究其沉積物質(zhì)組分特征，恢復(fù)其不同層位沉積環(huán)境和物源組分，進(jìn)而探討盆地演化，并反演控制盆地演化的構(gòu)造活動過程。

圖2 臨汾盆地柴莊剖面與LK10孔[13]巖相圖對比Fig.2 Lithofacies comparison between Chaizhuang section and LK10 core in the Linfen Basin

a—塊狀沉積的礫石層，顆粒支撐；b—塊狀沉積的紅黏土及砂巖；c—含泥礫的粗砂層及板狀斜層理砂巖；d—下部為質(zhì)地均一而純凈的砂體，上部為含炭屑灰黃色、灰綠色粉砂和黏土沉積；e—向上變粗的河流相沉積旋回，照片下部和頂部(含貝殼化石)為含細(xì)礫粗砂巖，向上為發(fā)育低角度斜層理中、細(xì)砂巖和塊狀層理的粉砂巖；f—板狀斜層理砂巖；g—發(fā)育在河流相砂巖中哺乳動物化石圖3 柴莊新生界剖面典型沉積學(xué)野外露頭照片F(xiàn)ig.3 The field outcrop photos of the typical Cenozoic sedimentation in the Chaizhuang section

圖4 柴莊剖面重礦物含量(a)及重礦物組合含量(b)統(tǒng)計(jì)圖Fig.4 Statistical maps showing contents of detrital heavy minerals and their combination in Chaizhuang section

2.1 柴莊新生界剖面沉積相和相組合特征

野外系統(tǒng)測量、區(qū)域剖面對比和室內(nèi)綜合分析結(jié)果共同表明，柴莊新生界剖面自下而上可以劃分為3套組合，其時間分別對應(yīng)于上新世(5.0～2.6 Ma)、更新世早期(2.6～1.0 Ma)和更新世中期(<1.0 Ma)，相組合特征如下：

第一段(上新統(tǒng))主要由兩組截然不同的巖性段構(gòu)成，且組成若干旋回。一組為灰色、灰黃色礫石層和灰黃色中粗砂層，礫石層為厚層塊狀顆粒支撐沉積，礫石成分以灰?guī)r為主，砂泥質(zhì)和鈣質(zhì)膠結(jié)，顯示出泥石流沉積特征(見圖3a)；中粗砂層為中—厚層塊狀沉積(見圖3b)，幾乎未見粉砂質(zhì)和泥質(zhì)沉積。該套地層總體上表現(xiàn)為沖積扇相。另一組為具土狀特征的粉砂、黏土沉積，局部可見鈣質(zhì)結(jié)核，該套地層總體上以塊狀沉積為主(見圖3b)，顯示出與靜樂組三趾馬紅土一致的沉積特征，解釋為風(fēng)成紅土。

第二段(更新統(tǒng)下部)總體表現(xiàn)為向上漸細(xì)的序列。下部主要為黃褐色、灰色的中粗砂，局部可見透鏡狀細(xì)礫石層，并含有泥礫(見圖3c)。板狀交錯層理、槽狀交錯層理(見圖3c)、平行層理非常發(fā)育，具三角洲平原沉積特征。中部顏色逐漸變淺，沉積物粒度逐漸減小，巖性為灰色細(xì)砂巖和粉砂巖，沉積構(gòu)造以塊狀和平行層理為主，砂層質(zhì)地均一(見圖3d)，具三角洲前緣沉積特征。上部為灰綠色、灰白色和灰色黏土互層，在黏土層底部偶見粉砂和細(xì)砂巖(見圖3d)，或有炭屑，局部發(fā)育板狀斜層理，具前三角洲沉積特征。該段總體可見大量貝殼類和哺乳類動物化石，沉積環(huán)境為三角洲相。

第三段(更新統(tǒng)中上部)主要由多個下粗上細(xì)的沉積旋回構(gòu)成，單個旋回一般數(shù)十厘米至數(shù)米厚。旋回底部為灰色、灰黃色細(xì)礫石層或和細(xì)礫粗砂層的指狀穿插，單層厚度小于0.5 m(見圖3e)。旋回中部為中—厚層灰黃色、灰色砂巖，板狀、槽狀交錯層理(見圖3f)和平行層理發(fā)育，見貝殼類化石(見圖3e)和哺乳動物化石(見圖3g)。旋回頂部為灰色、灰綠色粉砂、黏土沉積，薄—中層塊狀為主，可見炭屑。旋回的底部和頂部一般厚度較小，而中部比例較高。綜上，該段總體表現(xiàn)為河流相沉積特征。

2.2 柴莊新生界剖面古水流特征

對柴莊新生界剖面內(nèi)發(fā)育的板狀和槽狀斜層理進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，獲得了該剖面的古水流演化過程，結(jié)果見圖2c。由于第一段砂巖缺乏斜層理，因而未獲得任何古水流信息。第二段古水流指向相對較為分散，但總體指向南西—北西，表明更新統(tǒng)下部沉積物源區(qū)位于臨汾盆地北東—南東側(cè)。第三段古水流相對一致，總體指向南西方向，指示更新統(tǒng)上部沉積物源區(qū)主要位于盆地北東緣。

2.3 柴莊新生界剖面重礦物特征

重礦物統(tǒng)計(jì)結(jié)果(見圖4a)表明，角閃石、石榴石、赤鐵礦、鈦鐵礦和磁鐵礦含量最高，是柴莊新生界剖面最主要的重礦物類型；磷灰石、鋯石和簾石等含量相對中等，其他種類則相對較少。由于不同的重礦物組合往往反映其來自于不同類型的源巖[16]，據(jù)此將柴莊剖面的主要源巖劃分為3種類型。第一種為酸性巖漿巖，主要重礦物組合為角閃石、磷灰石、榍石、鋯石和獨(dú)居石；第二種為變質(zhì)巖，主要重礦物組合為夕線石、簾石、石榴石和電氣石；第三種為沉積巖，主要重礦物組合為金紅石、銳鈦礦、赤鐵礦、白鈦石、鈦鐵礦和重晶石等，以及部分石榴石和電氣石。

上述單礦物大部分都顯示出分段性特征，如：角閃石集中在第二段和第三段，第一段幾乎沒有；石榴石在第一段和第二段相對含量較高，而第三段含量較低；赤鐵礦和鈦鐵礦則由第一段向第三段逐漸減少(見圖4a)。不同源巖類型的重礦物總含量分段統(tǒng)計(jì)(見圖4b)結(jié)果表明，第一段主要重礦物組合為鈦鐵礦、白鈦石、赤鐵礦、銳鈦礦、金紅石、重晶石、石榴石、簾石和電氣石，因此其源巖以沉積巖為主，含少量的變質(zhì)巖；第二段重礦物組合為角閃石、磷灰石、鋯石、鈦鐵礦、白鈦石、金紅石、石榴石和簾石等，顯示其源巖種類相對較為復(fù)雜，酸性巖漿巖、變質(zhì)巖和沉積巖3種源巖含量均等；第三段重礦物組合為角閃石、磷灰石、榍石、夕線石和簾石等，顯示以巖漿巖源巖為主，含少量的變質(zhì)巖和沉積巖。

2.4 柴莊新生界剖面物源

上述古水流和重礦物組合特征共同指示，柴莊新生界剖面的沉積物源發(fā)生了兩次明顯變化。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)圖(見圖1c)，上新統(tǒng)(第一段)的物源主要來自于近源的沉積巖，以下古生界的沉積巖(灰?guī)r等)為主，可能混雜有花崗巖類和中生界陸源碎屑巖，這與該段底部礫石成分以灰?guī)r為主的事實(shí)相一致。更新統(tǒng)下段(第二段)的物源主要來自于盆地東側(cè)的混合源巖，包括中條山北部和太行山西部的太古宇—下元古界的花崗片麻巖和片麻巖等，上元古界—古生界的碳酸鹽巖和中生界的陸源碎屑巖，以及部分不同時代的花崗巖類，這些物質(zhì)為盆地的沉積提供了主要物源。更新統(tǒng)中上部(第三段)的物源來自于盆地北東側(cè)，主要為河流作用搬運(yùn)而來的酸性巖漿巖，以太古界的花崗巖類為主。

3 討論

盆地演化過程主要受到構(gòu)造和氣候兩方面的控制。第一巖性段內(nèi)的風(fēng)成紅黏土以及剖面頂部的風(fēng)成黃土的沉積過程主要受到東亞季風(fēng)變化的控制。然而，有別于黃土高原典型的風(fēng)成紅黏土-黃土連續(xù)沉積，山西地塹系內(nèi)部的風(fēng)成沉積物主要出現(xiàn)在盆地開始形成和結(jié)束兩個階段。這些特征表明該盆地形成演化過程仍然主要受控于構(gòu)造作用，推測其總體演化模式如下：晚中新世—更新世初，北西—南東向伸展[8]造成了盆地邊緣及內(nèi)部大量北東—南西走向正斷層的形成。這些斷層可能既有新生斷裂，也有老斷裂的活化，并由此奠定了臨汾盆地的基本構(gòu)造格架。此時，盆地仍處在發(fā)育的起始階段，尚未形成蓄水盆地，柴莊剖面和LK10孔的沉積均以沖積扇和風(fēng)成沉積為主(見圖2)。早更新世初，北東—南西向伸展應(yīng)力成為區(qū)域主要構(gòu)造應(yīng)力[8]，迫使北東—南西走向的正斷層發(fā)生走滑，而近東西向斷層則快速伸展活動，盆地沉降速度及面積進(jìn)一步擴(kuò)大。盆地沉積速度及面積的增加，有利于來自于盆地東側(cè)太行山和東南側(cè)中條山的碎屑物在盆地內(nèi)的穩(wěn)定堆積，以三角洲相(柴莊剖面)和湖泊相(LK10孔)沉積為主。更新世中晚期，盆地進(jìn)入快速萎縮期，主要發(fā)育河流相(柴莊剖面)和淺湖相(LK10孔)沉積，表明盆地沉降速度降低，湖盆面積逐漸縮小。這一時期的沉積演化可能主要受到前期伸展應(yīng)力減弱的影響，氣候變化也可能起到一定的作用。

新生代以來，青藏高原北東緣的新構(gòu)造變形作用主要發(fā)育在中新世晚期(距今13～5 Ma)以來[4,17～18]，并可能經(jīng)歷了多期次級強(qiáng)烈變形活動，對鄂爾多斯地塊及周緣產(chǎn)生了重要影響。如裂變徑跡研究表明，鄂爾多斯地塊南緣的華山、太白山和西緣的賀蘭山最顯著的抬升開始于中新世晚期(距今12～7 Ma)，并持續(xù)至今[19～20]。對紅黏土的研究也表明，鄂爾多斯地塊西南的六盤山廣泛的風(fēng)成堆積開始沉積于距今約8.1 Ma，之后又經(jīng)歷了距今2.6～2.5 Ma和1.7～1.6 Ma等構(gòu)造事件[21～24]。鄂爾多斯地塊西緣的寧南盆地賀家口子地區(qū)，在距今2.30～1.91 Ma完全結(jié)束靜水沉積[25]。地塊南緣的渭河盆地內(nèi)發(fā)育5級構(gòu)造階地，被認(rèn)為對應(yīng)了印度板塊向北階段性俯沖加劇的時期，其中T5、T4的形成時期分別為距今2.60 Ma和1.20 Ma[26]。三門峽東西兩側(cè)的最老河流階地形成于距今1.0～1.2 Ma[27～29]。山西地塹系最北端的泥河灣盆地經(jīng)歷了多次顯著的沉積相和物源變化，并以距今2.6 Ma和1.8 Ma為界[7,30]。這些鄂爾多斯地塊周邊不同區(qū)域的記錄多數(shù)被解釋為受到青藏高原快速隆升和向北東擴(kuò)展的遠(yuǎn)程效應(yīng)影響[19～26]，且集中在中新世末—上新世初、更新世初及更新世中期等時代。臨汾盆地演化過程具有與上述事件相對一致的時代，因此該盆地及控盆斷裂的最初形成(中新世末—上新世初，>5 Ma)可能受到青藏高原中新世晚期以來的強(qiáng)烈隆升的影響，之后盆地經(jīng)歷的兩次沉積相與物源變化(距今2.6 Ma和1.0 Ma)則可能對應(yīng)了中新世晚期以來高原的次級隆升階段。

4 結(jié)論

臨汾盆地上新世—更新世柴莊剖面可以劃分為3個巖性段，分別沉積在沖積扇和風(fēng)成環(huán)境(上新世)、三角洲(更新統(tǒng)下段)及河流相(更新統(tǒng)上段)等沉積環(huán)境中。

古水流和重礦物共同指示，第一段物源主要為剖面附近的沉積巖；第二段物源為太行山和中條山一帶的酸性巖漿巖、變質(zhì)巖和沉積巖；第三段物源主要為盆地北東側(cè)的太行山酸性巖漿巖區(qū)。

[1] Zhang Y, Vergely P, Mercier J L, et al. Kinematic history and changes in the tectonic stress regime during the Cenozoic along the Qinling and southern Tanlu fault zones[J]. Acta Geologica Sinica: English Edition, 1999, 73(3): 264～274.

[2] 鄧起東，程紹平，閔偉，等. 鄂爾多斯塊體新生代構(gòu)造活動和動力學(xué)的討論[J]. 地質(zhì)力學(xué)學(xué)報, 1999, 5(3): 13～21.

DENG Qi-dong, CHENG Shao-ping, MIN wei, et al. Discussion on Cenozoic tectonics and dynamics of Ordos Block[J]. Journal of Geomechanics, 1999, 5(3): 13～21.

[3] Zhang Y, Ma Y, Yang N, et al. Cenozoic extensional stress evolution in North China[J]. Journal of Geodynamics, 2003, 36(5): 591～613.

[4] 張培震，鄭德文，尹功明，等. 有關(guān)青藏高原東北緣晚新生代擴(kuò)展與隆升的討論[J]. 第四紀(jì)研究, 2006, 26(1): 5～13.

ZHANG Pei-zhen, ZHENG De-wen, YIN Gong-ming, et al. Discussion on late Cenozoic growth and rise of northeastern margin of the Tibetan Plateau[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(1): 5～13.

[5] 張?jiān)罉?，廖昌珍，施煒，? 鄂爾多斯盆地周邊地帶新構(gòu)造演化及其區(qū)域動力學(xué)背景[J]. 高校地質(zhì)學(xué)報, 2006, 12(3): 285～297.

ZHANG Yue-qiao, LIAO Chang-zhen, SHI Wei, et al. Neotectonic evolution of the peripheral zones of the Ordos Basin and geodynamic setting[J]. Geological Journal of China Universities, 2006, 12(3): 285～297.

[6] Yin A. Cenozoic tectonic evolution of Asia: A preliminary synthesis[J]. Tectonophysics, 2010, 488(1/4): 293～325.

[7] Chen X, Chi Z, Dong S, et al. Late Cenozoic sedimentation of Nihewan Basin, central North China and its tectonic significance[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 114: 242～257.

[8] Shi W, Cen M, Chen L, et al. Evolution of the late Cenozoic tectonic stress regime in the Shanxi Rift, central North China Plate inferred from new fault kinematic analysis[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 114: 54～72.

[9] Peltzer G, Tapponnier P, Zhang Z, et al. Neogene and Quaternary faulting in and along the Qinling Shan[J]. Nature, 1985, 317(6037): 500～505.

[10] 胡小猛，楊景春. 臨汾盆地中更新世中晚期以來的演化歷史及成因分析[J]. 上海師范大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版，2001, 30(3): 72～76.

HU Xiao-meng, YANG Jing-chun. The evolution and its contributing factors of Linfen Basin since middle Quaternary[J]. Journal of Shanghai Teachers University: Natural Sciences, 2001, 30(3): 72～76.

[11] Hu X, Li Y, Yang J. Quaternary paleolake development in the Fen River basin, North China[J]. Geomorphology. 2005, 65(1/2): 1～13.

[12] 胡小猛，楊景春. 臨汾盆地末次間冰期以來地貌演化的構(gòu)造和氣候響應(yīng)[J]. 地質(zhì)力學(xué)學(xué)報. 2001, 7(2): 176～180.

HU Xiao-meng, YANG Jing-chun. The response of the development of Fen River to Neotectonic movement and paleoclimate changes since last Non-Glaciation stage[J]. Journal of Geomechanics, 2001, 7(2): 176～180.

[13] 莫多聞. 山西臨汾盆地晚新生代環(huán)境演變研究[J]. 北京大學(xué)學(xué)報：自然科學(xué)版，1991，27(6): 738～746.

MO Duo-wen. The study on the late Cenozoic environment change of Linfen Basin, Shanxi Province[J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, 1991, 27(6): 738～746.

[14] 鄧起東，蘇宗正，王挺梅，等. 臨汾盆地晚第四紀(jì)沉積與最新構(gòu)造運(yùn)動[C]//山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災(zāi). 北京: 地震出版社， 1993: 111～129.

DENG Qi-dong, SU Zong-zheng, WANG Ting-mei, et al. Late Quaternary sedimentary and tectonic movement of Linfen Basin[C]//Linfen Earthquake Research and Systematic Disaster Reduction in Shanxi. Beijing: Seismological Press, 1993: 111～129.

[15] 王乃梁，楊景春，夏正楷. 山西地塹系新生代沉積與構(gòu)造地貌[M]. 北京：科學(xué)出版社, 1996.

WANG Nai-liang, YANG Jing-chun, XIA Zheng-kai. Cenozoic sedimentation and tectonic geomorphology of the Shanxi Grabens[M]. Beijing: Science Press, 1996.

[16] 王成善，李祥輝. 沉積盆地分析原理與方法[M]. 北京：高等教育出版社, 2003.

WANG Cheng-shan, LI Xiang-hui. Sedimentary basin: From principles to analysis[M]. Beijing: Higher Education Press, 2003.

[17] Molnar P. Mio-Pliocene growth of the Tibetan Plateau and evolution of East Asian climate[J]. Palaeontologia Electronica. 2005.

[18] 張培震，張會平，鄭文俊，等. 東亞大陸新生代構(gòu)造演化[J]. 地震地質(zhì), 2014, 36(3): 574～585.

ZHANG Pei-zhen, ZHANG Hui-ping, ZHENG Wen-jun, et al. Cenozoic tectonic evolution of continental eastern Asia[J]. Seismology and Geology, 2014, 36(3): 574～585.

[19] Liu J, Zhang P, Lease R O, et al. Eocene onset and late Miocene acceleration of Cenozoic intracontinental extension in the North Qinling range-Weihe graben: Insights from apatite fission track thermochronology[J]. Tectonophysics, 2013, 584: 281～296.

[20] Liu J, Zhang P, Zheng D, et al. Pattern and timing of late Cenozoic rapid exhumation and uplift of the Helan Mountain, China[J]. Science China: Earth Sciences, 2010, 53(3): 345～355.

[21] Song Y, Fang X, Torii M, et al. Late Neogene rock magnetic record of climatic variation from Chinese eolian sediments related to uplift of the Tibetan Plateau[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2007, 30(2): 324～332.

[22] 施雅風(fēng)，李吉均，李炳元，等. 晚新生代青藏高原的隆升與東亞環(huán)境變化[J]. 地理學(xué)報, 1999, 54(1): 12～22.

SHI Ya-feng, LI Ji-jun, LI Bing-yuan, et al. Uplift of the Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and east Asia environmental change during late Cenozoic[J]. Acta Geographica Sinica, 1999, 54(1): 12～22.

[23] 李吉均，方小敏，馬海洲，等. 晚新生代黃河上游地貌演化與青藏高原隆起[J]. 中國科學(xué)D輯:地球科學(xué), 1996, (4): 316～322.

LI Ji-jun, FANG Xiao-min, MA Hai-zhou, et al. Geomorpological evolution in the upper reaches of the Yellow River during the Iate Cenozoic[J]. Science in China Series D: Earth Sciences, 1996, (4): 316～322.

[24] 李吉均，文世宣，張青松，等. 青藏高原隆起的時代, 幅度和形式的探討[J]. 中國科學(xué), 1979, 6: 608～616.

LI Ji-jun, WEN Shi-xuan, ZHANG Qing-song, et al. The discussion of the uplift era, amplitude and form of the Tibet Plateau[J]. Science in China, 1979, 6: 608～616.

[25] 申旭輝，田勤儉，丁國瑜，等. 寧夏賀家口子地區(qū)晚新生代地層序列及其構(gòu)造意義[J]. 中國地震, 2001, 17(2): 156～166.

SHEN Xu-hui, TIAN Qin-jian, DING Guo-yu, et al. The late Cenozoic stratigraphic sequence and its implication to tectonic evolution, Hejiakouzi area, Ningxia Hui Autonomous Region[J]. Earthquake Research in China, 2001, 17(2): 156～166.

[26] Sun J. Long-term fluvial archives in the Fen Wei Graben, central China, and their bearing on the tectonic history of the India-Asia collision system during the Quaternary[J]. Quaternary Science Reviews, 2005, 24(10/11): 1279～1286.

[27] Su H, Wang J, Pan B, et al. Sequences and genesis of the Yellow River terraces from Sanmen Gorge to Kouma[J]. Journal of Geographical Sciences, 2009, 19(3): 351～358.

[28] Pan B, Wang J, Gao H, et al. Terrace dating as an archive of the run-through of the Sanmen Gorges[J]. Progress in Natural Science, 2005, 15(12): 1096～1103.

[29] Pan B, Wang J, Gao H, et al. Paleomagnetic dating of the topmost terrace in Kouma, Henan and its indication to the Yellow River's running through SanmenGorges[J]. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(7): 657～664.

[30] 陳興強(qiáng)，遲振卿，閆臻，等. 華北泥河灣盆地郝家臺地區(qū)的沉積相組合特征:以臺兒溝東剖面為例[J]. 地學(xué)前緣, 2012, 19(4): 227～238.

CHEN Xing-qiang, CHI Zhen-qing, YAN Zhen, et al. Features of sedimentary facies of the Nihewan Basin in North China: An example from the Eastern Taiergou section [J]. Earth Science Frontiers, 2012, 19(4): 227～238.

SEDIMENTATION OF THE PLIOCENE-PLEISTOCENE CHAIZHUANG SECTION IN THE CENTRAL OF LINFEN BASIN， NORTH CHINA AND ITS TECTONIC SIGNIFICANCE

CHEN Xing-qiang1,2, SHI Wei1, HU Jian-min1, DONG Shu-wen3

(1.InstituteofGeomechanics,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China;2.SchoolofEarthandSpaceScience,PekingUniversity,Beijing100871,China;3.SchoolofEarthScienceandEngineering,NanjingUniversity,Nanjing210093,China)

Linfen Basin is located in middle-southern part of the Fenwei Graben systems, North China Craton. As a late Cenozoic rift basin, it was defined by the northeast-striking and east-striking normal faults. Comprehensive constraints of sedimentary facies and provenance of the Chaizhuang section in the middle part of the basin indicating that the section can be divided into three units with different source areas, with some loess on the top of the section. This may provide important clues for exploring the tectonic setting of the basin evolution. Unit 1 in Pliocene (5～2.6 Ma) was deposited in alluvial fan and eolian environment with the nearby sedimentary rocks (i.e. limestone) to be the main source rocks. Unit 2 in the lower part of the Pleistocene (2.6～1.0 Ma) was deposited in a delta environment with mixed source rocks shed from Taihang Mountains and Zhongtiao Mountains on the eastern and southeastern of the basin, which include the Archean-Palaeoproterozoic granitic gneiss and gneiss, Neoproterozoic-Paleozoic carbonatite, Mesozoic terrigenous clastic rocks and some granitoids. Unit 3 in the upper part of the Pleistocene (<1.0 Ma) was deposited in a fluvial environment with the acidic magmatic rocks derived from the Taihang Mountains on the northeastern of the basin. Combined with the late Cenozoic regional regime evolution of the Shanxi Graben, we proposed that the northeast-striking normal faults were strongly active in Pliocene and influenced by the transtensional stress regime under NW-SE extension. The east-striking faults seem to be active in early Pleistocene (2.6～1.0 Ma) and were influenced by the NE-SW extension. From 1.0 Ma, the fluvial replaced the delta and lacustrine sedimentary environments. This indicates that the basin evolution is not as strong as in early Pleistocene which may be a result of the weakening of the extension. All these clues indicate that the main tectonic transition ages in Fenwei Graben systems influenced by the Tibetan in Pliocene-Pleistocene may include Late Miocene-early Pliocene (5.0 Ma), 2.6 Ma and 1.0 Ma.

Linfen Basin; sedimentary facies; Provenance; neotectonic; Tibetan Plateau

1006-6616(2016)04-0984-10

2016-09-16

中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目“特殊地質(zhì)地貌區(qū)填圖試點(diǎn)”(DD20160060)；中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目“主要活動構(gòu)造帶關(guān)鍵地段區(qū)域質(zhì)專項(xiàng)調(diào)查”(1212011120099)；國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目“鄂爾多斯地塊周緣新生代斷陷盆地形成機(jī)理”(41672203)

陳興強(qiáng)(1986-)，男，博士研究生，構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)，主要從事新生代沉積盆地演化過程研究。E-mail：cxq123111@163.com

P512.2；P546

A