新疆地质研究论文集

晚新生代以来，印度-欧亚板块碰撞的远程效应强烈改造了天山地区（Tapponnier et al.，1979；Avouac et al.，1993；Hendrix et al.，1992；1994；1995；Sobel et al.，1997；Yin et al.，1998；Burchfiel et al.，1999；Bullen et al.，2001；郭令智等，1992），天山再次活跃形成陆内造山带，并在其两侧形成再生前陆盆地（Lu et al.，1994；贾承造等，1997，2003）。天山南北缘前陆冲断带区精细构造分析，为石油天然气勘探提供了坚实的地质基础（卢华复等，1999，2000；汪新等，2002）。现有研究和油气勘探表明，天山两侧前陆冲断带油气源区与中生代煤系地层关系密切（贾承造等，1997，2003），但对天山及邻区中生代特别是侏罗纪盆地面貌和盆山关系还有不同认识（Graham et al.，1993；贾承造等，1997，2003；吴朝东等，2004）。作为联系从古生代碰撞造山到新生代陆内再造山的关键阶段，中生代天山构造属性及其与邻区盆地关系的确定，对分析天山造山带的构造演化及其相邻盆地油气勘探具有重要意义。

后峡是天山北缘乌鲁木齐附近的一个小型山间坳陷（图1-2-24），坳陷内侏罗系出露较好，也是一个重要煤炭基地（图1-2-25）。本节在系统分析后峡地区侏罗系沉积特征和剥露过程的基础上，提出中新生代盆山关系的新认识。

一、后峡侏罗系沉积特征

天山北缘准噶尔盆地侏罗系自下而上划分6个组：下侏罗统的八道湾组（J1b）、三工河组（J1s），中侏罗统的西山窑组（J2x）、头屯河组（J2t），上侏罗统的齐古组（J3q）、喀拉扎组（J3k）。八道湾组在后峡地区出露较全（图1-2-25），总体结构为上、下两套含煤地层，中部为湖相或湖泊-三角洲相暗色泥岩夹薄层砂岩。三工河组总体上以湖泊-三角洲相沉积为主体，无工业煤层。西山窑组为一套湖沼相的煤系地层，煤层比较发育，厚煤层普遍集中在中下部，上部为多层薄煤层或煤线。主要岩性为灰色、深灰、灰绿色泥岩、粉砂岩与黄绿、浅灰、灰白色砂岩或含砾岩互层，夹灰黑色碳质泥岩、煤层及菱状矿，底部一般为灰白色或浅灰色厚层一块状砂岩或砂砾岩，局部地区为杂色砾岩，底界岩性标志明显。头屯河组在乌鲁木齐以西头屯河地区出露齐全，下段岩性主要为河流相的黄绿、灰绿色砂砾岩与杂色泥岩、细、粉砂岩不等厚度互层；上段为灰绿、灰、深灰色泥岩、细砂岩、粉砂岩夹泥灰岩、钙质砂岩，底部附近尚夹碳质泥岩或煤线，上部夹紫红、褐红色泥岩、粉砂岩条。在后峡地区，头屯河组只在山顶有几十米的残留。齐古组为一套红色碎屑岩夹少量凝灰岩、凝灰质砂岩沉积。喀拉扎组为山麓河流相的灰褐色砾岩夹褐色泥岩及砾状砂岩。齐古组和喀拉扎组在后峡地区没有出露。为了便于比较，图1-2-26 给出了后峡盆地南北缘侏罗系柱状剖面及沉积层序特征，从中可以看出，后峡南缘八道湾组（J1b）底部发育较厚的冲积扇相沉积，八道湾组（J1b）厚度也较北缘大。

图1-2-24 乌鲁木齐附近天山北缘中新生界出露与磷灰石裂变径迹年龄样品分布图

1—第四系；2—第三系；3—白垩系；4—侏罗系；5—三叠系；6—二叠系；7—石炭纪及前石炭纪；8—蛇绿岩；9—主要断层；★—AFT取样位置与样品编号

图1-2-25 后峡地区地质图

1—泥盆系；2—石炭系；3—八道湾组；4—三工河组；5—西山窑组；6—头屯河组；7—第四系；8—逆冲断层；9—正断层；★—AFT取样位置

图1-2-26 后峡南北缘沉积层序及古流向图

古流向是确定物源区及盆地对比分析的有效方法。野外主要利用斜层理、不对称波痕、叠瓦状排列的砾石用来判断古流向，分别对后峡南缘、北缘与头屯河侏罗系剖面的古流向数据进行了统计，每个点测量20几个数据。后峡剖面南北缘早、中侏罗世的古流向均向北（图1-2-26），表明至少在早、中侏罗世时期，后峡不是一个独立的沉积盆地，是与准噶尔南缘头屯河地区相连的同一盆地。从沉积层序对比看（图1-2-26），后峡南缘发育厚层冲积扇为代表的边缘相沉积，应靠近盆地的边缘，也就是说早、中侏罗世时期准噶尔南缘沉积盆地的南部边缘至少在后峡地区，比现今看到的范围和规模要大得多。现今看到的后峡残留山间坳陷，是后期构造的分隔所致。

二、后峡地区侏罗系剥露过程分析

（一）煤岩Ro分析

后峡山间坳陷侏罗系下侏罗统的八道湾组（J1b）和中侏罗统的西山窑组（J2x）发育较好的煤层，也是主要开采目的层。为了了解侏罗系埋藏程度和出露过程，对西山窑组（J2x）煤样进行了镜质体反射率（Ro）分析，并同时对所采煤样顶板或者底板砂岩对比分析了裂变径迹年龄（表1-2-11）。从表1-2-11可以看出多数煤层的镜质体反射率（Ro）在左右，参照Ro与Tmax的关系（Barker，et al.，1986；李荣西等，2001；王良书等，2003）计算得到Tmax为105～115℃（表1-2-11），表明后峡地区的西山窑煤层演化程度较高，但还没有达到磷灰石裂变径迹完全退火温度（115～120℃）。按照地温梯度为35℃/km计算（邱楠生等，2002），样品之上至少还有3km的地层覆盖。野外勘查发现，西山窑组之上只残留有几十米的头屯河组，煤岩样品之上现今残余侏罗系覆盖厚度不足500m，表明其上至少发生以上的剥蚀。

表1-2-11 后峡地区侏罗系煤样镜质体反射率（Ro）分析与对应磷灰石裂变径迹分析数据

注：Ro测试在中国矿大（北京）完成；AFT详细数据见表1-2-12。

（二）裂变径迹年代学证据

裂变径迹法（Fission Track Dating，简称FT）是20世纪60年代开始应用到地质学上的一种同位素定年方法，是确定岩石低温（小于（110±10）℃）热历史的一项技术（Green et al.，1989；Gunnell，2000；张志诚等，2004）。裂变径迹法除可以简单给出年龄外，更为重要的是径迹退火作用的研究，可以给出地质体的热历史信息，从而使裂变径迹年龄更有地质意义。天山中、新生代构造活动，前人研究已经积累了部分定年资料（杨庚等，1995；Sobel et al.，1997；王彦斌等，2000；Dumitru et al.，2001；郭召杰等，2005）。

本书磷灰石裂变径迹年龄的测试是在中国科学院高能物理研究所完成，流程方法与文献基本一致（Dumitru et al.，2001；张志诚等，2004）。径迹长度分析中，每个样品中测量100条水平、狭窄的径迹（如果有100条的话），测定年龄时每个样品任意选取20个左右质量好的颗粒进行测年（假设有足够的颗粒）。按照惯例，年龄及平均径迹长度的统计误差为±1σ，但在进行地质解释时考虑±2σ的误差。样品位置如图1-2-24所示，磷灰石裂变径迹年龄分析结果见表1-2-12，裂变径迹单颗粒年龄放射图见图1-2-27。

冰达坂南乌拉斯台的两个花岗岩样品（WK18-2、19-1）裂变径迹组合年龄是早白垩世，裂变径迹长度较长，同时含有较多的短径迹（表1-2-12，图1-2-27），表明样品经历了部分退火过程。乌鲁木齐以西的头屯河地区侏罗系-新近系共取样8个（HJ02-01～WK43-2）（表1-2-12，图1-2-27），径迹长度分布范围较大［（±）～（±）］μm，裂变径迹组合年龄主要是晚侏罗世-早白垩世年龄［（±）～（±）Ma］，主要记录的是源区冷却年龄，但t⁃T 曲线模拟也显示出晚新生代的快速隆升过程（郭召杰等，2005）。

后峡地区的侏罗系有6个分析样品（WK28-1～HX13-06），裂变径迹组合年龄主要显示晚白垩世［（±）～（±）Ma］和渐新世年龄［（37±）Ma］，裂变径迹年龄均小于地层沉积年龄，裂变径迹长度差异较大，表明地层沉积后发生了退火作用，但均没有完全退火（表1-2-12，图1-2-27）。4个有 Ro标定的侏罗系样品采用 Ketcham等（1999）退火模型进行t⁃T曲线模拟（图1-2-28），结果表明后峡地区中侏罗统砂岩自晚白垩世（90Ma左右）开始发生缓慢剥蚀隆升，但中新世以来（主要是10Ma以来）发生快速隆升。从图中还可以看出，自南向北快速隆升的时限逐渐变新，可能与冲断构造从南向北的扩展有关。

上述裂变径迹分析结果与天山山前生长地层显示的前陆冲断构造发育时限是一致的，方世虎等（2004a）研究表明，分隔后峡山间坳陷和山前盆地的卡拉扎背斜形成年龄在10Ma左右，也就是说原属同一个侏罗纪盆地的后峡坳陷与头屯河地区分隔开来的时间在10Ma前后。

三、讨论与结论

（一）讨论

关于中生代天山构造属性和地貌特征的认识，仍存在不同观点。一种观点认为，天山在中生代发育有分隔南北盆地的显著正地形，天山两侧的侏罗纪盆地是碰撞后继承性盆地（Graham et al.，1993；Hendrix，et al.，1992，1994，1995），进而表明天山及其邻区当时仍为区域性挤压背景。另一种观点认为天山山脉在中生代基本不存在或者地形起伏不大（方世虎等，2004 b；吴朝东等，2004），夷平作用已经使古生代天山造山带接近准平原状态，而侏罗纪盆地是以伸展为主的断陷盆地，但对侏罗纪盆地范围和盆山关系，仍缺乏明确的认识。在天山两侧新生代前陆冲断带油气勘探中，作为主要烃源岩的侏罗系煤系地层的原始分布状况，是对今后勘探具有重要意义的问题（贾承造等，2003）。

表1-2-12 乌鲁木齐-冰达坂南部乌拉斯台剖面磷灰石裂变径迹分析数据表

注：No（n）：测量的磷灰石颗粒数；ρd：标准径迹密度（×105/cm2）；ρs：自发径迹密度（×105/cm2）；Ns：自发径迹数；ρi：外部探测器中的诱发径迹密度（×105/cm2）；Ni：诱发径迹数；γSi为ρs和ρi线性相关系数；P（%）：检验概率；T±1σ：裂变径迹组合年龄（Pooled age）；L（μm）（N）：裂变径迹长度（单位μm，N为测量径迹条数）。WK样品年龄计算采用CN5标准玻璃，ξCN5=410±10，而HX和HJ样品ξCN5=±。

图1-2-27 乌鲁木齐-冰达坂剖面单颗粒年龄放射图和裂变径迹长度分布图

［放射图中标示出了中值年龄，和样品形成年龄（粗短线），标有M 者为适宜热模拟］

图1-2-28 后峡地区部分样品的模拟t-T曲线图

［采用Ketcham等（1999）模型］

Acceptable Fit—可接受的模拟结果；Good Fit—符合良好的模拟结果；Path Modeled—符合较好的t⁃T曲线；Constraint—限制条件；裂变径迹长度图中的曲线是与模拟结果相符的理想裂变径迹长度分布曲线

后峡地区侏罗系沉积特征研究表明，现今的后峡坳陷在侏罗纪时期不是一个独立的盆地，其古流向数据表明南北缘古水流均指向北，因此该坳陷当时应该是与准噶尔南缘侏罗纪盆地相连的。沉积层序分析显示，后峡南缘侏罗系底部发育较厚的冲积扇相沉积（图1-2-26），应该接近原型盆地的边缘，而在现今天山南北两侧前陆地区一般看不到侏罗系边缘相沉积（吴朝东等，2004）。这表明侏罗纪时期盆地范围比现今所见要大，现山前地区仅是侏罗系盆地沉积的部分残留。从后峡地区与准噶尔南缘看，侏罗系原始沉积范围已经跨越了古生代的板块缝合边界（如图1-2-24中巴音沟蛇绿岩带为代表的缝合带），因此侏罗纪盆地不应该是古生代碰撞后的继承性盆地（Graham et al.，1993）。从野外考察和图1-2-24中还可以看到，在后峡以南的冰达坂附近、巴音布鲁克地区、玉希莫勒盖达坂附近等均有含煤层的侏罗系沉积，表明当时上述地区应该处于相近的煤沼环境（吴朝东等，2004），因此不会存在与现今规模相近的天山山脉，天山及其邻近地区基本处于准平原化。但上述各点侏罗系原始沉积范围，以及是否与南北两侧的侏罗纪盆地相连，还值得进一步研究。

后峡坳陷是由于后期构造作用与天山北缘侏罗系分隔开来的，本书后峡地区煤样的镜质体反射率（Ro）分析表明，中侏罗统西山窑组（J2x）之上至少有3km厚的沉积覆盖，也就是说后期至少经过以上的剥露才使得煤层出露地表。准噶尔南缘的研究表明，虽然中生代至古近纪天山地区也经历了不同类型的构造变动，但中生界-古近系沉积基本完整、连续协调，之间没有明显的角度不整合（方世虎等，2004a，b；吴朝东等，2004），表明这期间构造活动的强度和幅度远比新生代晚期的陆内造山阶段弱。前陆冲断带中生长地层表明，天山北缘第一排冲断构造形成于10Ma 前后（方世虎等，2004 a）。本书裂变径迹年代学研究表明，后峡地区西山窑组（J2x）在100～60Ma间埋深达到最大，而后开始缓慢隆升，晚新生代以来（10Ma）快速隆升。我们认为，正是天山晚新生代以来的快速隆升与前陆冲断构造作用，分隔了后峡坳陷与天山北缘侏罗系，形成了现今的构造面貌。

（二）结论

1）沉积学研究和古流向测量表明，后峡地区侏罗系沉积时不是一个独立的盆地，而是与天山北缘相连的同一盆地，但更近于盆地的南缘，发育了很好的边缘相层序，当时侏罗纪盆地沉积范围比现今天山北缘侏罗系出露范围大。

2）晚新生代（10Ma）以来天山的快速隆升和前陆冲断构造，分隔了后峡坳陷与天山北缘侏罗系，后峡地区经历了近的去顶剥露过程。

参考文献

方世虎，郭召杰，张志诚，吴朝东，王美娜，袁庆东，张锐.天山北缘前陆冲断带形成时间的初步确定.新疆地质，2004a，22（1）：24～29

方世虎，郭召杰，张志诚，吴朝东.2004b.中新生代天山及其两侧盆地性质与演化.北京大学学报，40（6）：886～897

方世虎，郭召杰，吴朝东，张志诚，王美娜，袁庆东.2006.准噶尔盆地南缘侏罗系碎屑成分特征及其对构造属性、盆山格局的指示意义.地质学报，80（in press）

郭令智，施央申，卢华复等.1992.印、藏碰撞的两种远距离构造效应.现代地质学论文集（上册）.南京：南京大学出版社，1～12

郭召杰，张志诚，吴朝东，方世虎，张锐.2005.中、新生代天山隆升过程及其与准噶尔、阿尔泰山比较研究.地质学报，79（in press）

贾承造.1997.中国塔里木盆地构造特征与油气.北京：石油工业出版社

贾承造，魏国齐，李本亮等.2003.中国中西部两期前陆盆地的形成及其控气作用.石油学报，24（2）：13～17

李荣西，张锡云，金奎励.2001.用镜质体反射率重建沉积盆地构造演化特征.矿物学报，21（4）：705～709

卢华复，贾东，陈楚铭等.1999.库车新生代构造性质和变形时间.地学前缘，6（4）：215～221

卢华复，陈楚铭，刘志宏等.2000.库车再生前陆逆冲带的构造特征与成因.石油学报，21（3）：18～24

邱楠生，杨海波，王绪龙.2002.准噶尔盆地构造—热演化特征.地质科学，37（4）：423～429

王良书，李成，刘绍文等.2003.塔里木盆地北缘库车前陆盆地地温梯度分布特征.地球物理学报，46（3）：403～407

汪新，贾承造，杨树锋等.2002.南天山库车冲断褶皱带构造变形时间.地质学报，76（1）：55～63

王彦斌，王永，刘训等.2000.天山、西昆仑山中新生代幕式活动的磷灰石裂变径迹记录.中国区域地质，20（1）：94～99

吴朝东，全书进，郭召杰等.2004.新疆侏罗纪原型盆地类型.新疆地质，22（1）：56～63

杨庚，钱祥麟.1995.中新生代天山板内造山带隆升证据：锆石、磷灰石裂变径迹年龄测定.北京大学学报，31（4）：473～478

张志诚，王雪松.2004.裂变径迹定年资料应用中的问题及其地质意义.北京大学学报，40（6）：898～905

Avouac J P，Tapponnier P，Bai M，et al.. thrusting and folding along the northern Tian Shan and late Cenozoic rotation of the Tarim relative to Dzungaria and ：6755～6804

Barker C E，Pawlewicz M correlation of Vitrinite reflectance with maximum temperature in humic organic Notes in Earth Science，5：79～81

Bullen M Cenozoic tectonic evolution of the northwestern Tien Shan：New age estimates for the initiation of mountain Bulletin，113（12）：1544～1559

Burchfiel B C，Brown E T，Deng Q D，et al.. shortening on the margins of the Tien Shan，Xinjiang，China，υ.，41：665～700

Dumitru T A，Zhou D，Chang E Z，Graham S A，Hendrix M S，Sobel E R and Carroll A ，exhumation，and deformation in the Chinese Tian shan，in Hendrix M S and Davis G A，（eds），Paleozoic and Mesozoic tectonic evolution of central Asia：From continental assembly to intracontinental deformation：Geological Society of America，～99

Graham S A，Hendrix M S，Wang L B，et al.. successor basin of western China：impact of tectonic inheritance on sand composition：Geological Society of America Bulletin，105：323～344

Green P F，Duddy I R，Laslett G M，et al.. annealing of fission tracks in apatite，4，Quantitative modeling techniques and extension to geological timescales，.，79：155～182

Gunnell fission track thermorchonology：an overview of its potential and limitation in ：115～132

Hendrix M S，S A Graham，A R Carroll，E R Sobel，C L McKnight，B J Schulein，and Z X record and climatic implications of recurrent deformation in the Tianshan：Evidence from Mesozoic strata of the north Tarim，South Junggar，and Turpan basins，northwest .，104：53～79

Hendrix M S，Dumitru T A and Graham S Oligocene-early Miocene unroofing in the Chinese TianShan：an early effect of the India-Asia ，22：487～490

Hendrix M S，Brassell S C，Carroll A R，and Graham S ，organic geochemistry，and petroleum potential of Jurassic coal measures：Tarim，Junggar，and Turpan basins，northwest China，AAPG，79：929～959

Ketcham R A，Donelick R A，Carlson W of apatite fission track annealing kinetics III：Extrapolation to Geological time ：1235～1255

Sobel E R and Dumitru T and exhumation around the margins of the western Tarim basin during the India-Asia （B3），5043～5063

Tapponnier P，Monlar Faulting and Cenozoic tectonics of the Tien Shan，Mongolia，and Baykal Regions，JGR，84：3425～3459

Yin A.，Nie S.，Craig P.，Harrison .，Ryerson .，Xianglin Q.，and Geng Y.. Cenozoic tectonic evolution of the southern Chinese Tian Shan，Tectonics，17：1～27

（郭召杰，吴朝东，张志诚，王美娜，方世虎）

新生代以来，北天山山前发育了三排冲断褶皱带。新生代晚期一系列河流普遍穿过这三排冲断褶皱带并发育了三级河流阶地。在最新构造活动的影响下，河流阶地普遍发生变形，遭受抬升。利用光释光及14C年代学方法确定了塔西河三级阶地的形成年龄，并实际测量了三级阶地的高程。结果表明吐谷鲁背斜的构造抬升速率在～ ka间为（～）mm/a，12～13 ka间为（～）mm/a，全新世则增至（～）mm/a，天山基底的平均隆升速率达到（～）mm/a。通过对天山最高一级夷平面、野外实测侏罗纪地层高程及天山发育的煤层的相对隆升速率的研究则表明天山自24Ma以来平均的隆升速率约为（～）mm/a。结合对北天山其他主要河流阶地的观察及研究可以看出自晚更新世-全新世以来，天山北缘的最新构造活动具有不断加快的特征。

横亘于中亚的天山，东西延绵2500km，南北宽达400～500km，是亚洲最主要的规模巨大的年轻山脉之一。目前，天山新生代隆升研究已经成为大陆动力学研究的热点。新生代以来印度与欧亚板块碰撞作用使得天山地区遭受了强烈的挤压缩短和快速隆升（Minster et al.，1978；郭召杰等，2005待刊）。这使得在天山北侧由南向北依次形成三排由老至新的冲断褶皱带，一系列河流横切这些冲断褶皱带并在其上发育了三级河流阶地（图1-3-36）。河流在新构造运动的作用下发生迁移，河流阶地被构造抬升、变形。因而，研究河流的发育特征和阶地的最新断错和变形可以很好的揭示天山晚新生代的最新构造活动。

目前，对天山北缘构造变形幅度的研究主要通过大比例尺填图、平衡剖面技术、依据第四纪阶地面的位移和年代学分析等途径进行的（邓起东等，1991，2000；张培震等，1993；Avouac et al.，1993；Molnar et al.，1994；杨晓平等，1995，1996；Brown et al.，1998）。前人虽对奎屯河、玛纳斯河等河流阶地进行过研究，但主要集中在对阶地的发育特征或是划分上，对河流阶地的形成年龄很少有人做过年代学方面的直接测定（王永焱，1959；吴子荣，1959；张鸿义等，1985；彭希龄，1985；Molnar，1994；柏美祥，1998；王永等，2000）。张培震等（1995）对天山发育的3期冰水冲洪积扇作了年代学研究，认为河流阶地堆积物的形成与山前和山间盆地内冲洪积地貌变化，特别是冰期和间冰期直接相关，并通过他们之间的对应关系推断出北天山山前河流阶地的形成与废弃年龄。光释光测年是近几年从热释光测年基础上发展起来的测定第四纪沉积物年龄的一种新技术。与热释光测年相比，光释光测年具有简便且更为准确的特点。笔者近几年对天山北麓几条主要河流阶地进行了野外考察，特别是对塔西河的阶地变形和纵向相对高程变化进行了实地测量，并运用光释光测年技术结合14C年代学方法对阶地沉积物的形成年龄做出了精确测定，对阶地的变形特征、吐谷鲁背斜及天山基底的隆升速率提出一些新的看法。

一、区域地质背景

天山在印度板块与欧亚板块碰撞和持续的推挤作用下于新生代晚期强烈上升隆起，形成再生造山带。在天山北侧山前坳陷内强烈变形的挤压构造带形成了山前逆冲席体，表现为在前陆盆地内渐进式一系列的冲断褶皱带，在山麓区沿准噶尔南缘断裂古生代的地层逆冲于中、新生代地层之上。在准噶尔盆地内发育了三排冲断褶皱带，它们分别是南部山麓冲断褶皱带、霍尔果斯-玛纳斯-吐谷鲁冲断褶皱带和独山子-安集海冲断褶皱带。第一排准噶尔南缘冲断褶皱带主要由齐古背斜等多个背斜组成，形成于晚中新-上新世时期。研究表明，准噶尔南缘冲断褶皱带在晚第四纪约3万年以来已不再活动（张培震等，1994）；第二排霍尔果斯-玛纳斯-吐谷鲁冲断褶皱带长约130km，自西向东为霍尔果斯、玛纳斯和吐谷鲁3个背斜带，前两者作左阶排列，后两者作右阶排列。第三排独山子-安集海冲断褶皱带由西向东由独山子、哈拉安德和安集海背斜带组成，长约80km。其中独山子背斜形成最早，安集海背斜表现为南翼缓、北翼陡的不对称背斜，其褶皱强度弱于独山子背斜。此外，在独山子-安集海冲断带西北的乌苏附近带发育了一个形成时代更新、隆起幅度更小的西湖隆起，是一个正在形成之中的最新活动背斜。吐谷鲁背斜东北方向分布有呼图壁背斜，这也是一个最新活动背斜，可能是第二排冲断褶皱带向北扩展的产物。总的来讲，准噶尔南缘断裂控制的活动背斜和断裂构造十分发育，且活动逆断裂多出现在活动背斜北翼及其核部附近，它们控制了北天山山前地区的新构造运动的性质和幅度（图1-3-36）。

图1-3-36 北天山地质构造略图

1—古河道；2—河流；3—逆断裂；4—活动背斜

二、河流与河流阶地

北天山山前发育一系列由南向北的河流，受第四纪以来构造活动和气候变化耦合作用的影响，在其流经的北天山山前地区普遍发育三级河流阶地。由于河流大都近南北向横切背斜，所以靠近背斜核部地段通常发育基座阶地，而于南北两侧多发育堆积阶地。Ⅲ级阶地发育较为完整，但在背斜段仅残存于零星的孤峰之上。阶地面被一层黄土覆盖，其下为灰黑色砾石层，具典型的“二元结构”（邓起东等，2000）。值得注意的是，Ⅲ级阶地上的黄土延续性很好，从山内一直延续到山前，而且黄土与下伏的乌苏群冰水冲洪积砾石层间的接触面非常平直。在塔西河处，黄土和灰黑色砾石层在吐谷鲁背斜具有核部厚度薄，两翼厚度大的特征。Ⅱ级阶地发育最为连续完整，向北与现代戈壁连为一体，阶地面宽阔平坦，多由砂砾石和亚砂土组成。除安集海河外，Ⅱ级阶地上也覆盖有一层黄土，但与Ⅲ级阶地不同的是黄土层中多具有砂砾石夹层，显示出流水改造的结果。Ⅰ级阶地地势低平，主要分布在现今河谷中，阶地面由砂砾石、亚砂土等组成（图1-3-37）。

图1-3-37 河流阶地横剖面图

天山北缘的三级河流阶地在天山最新的构造活动下均已发生不同程度的构造变形，表现为横穿冲断带的河流及阶地面的形成、阶地类型的转变、阶地级数的增多以及阶地面被错断和/或发生拱曲变形。在冲断褶皱带的发育部位，可明显见到由于构造抬升作用，河流阶地发生向上拱曲，多表现为南缓北陡的不对称状，其形态与相应的褶皱形态相似（图1-3-38）。阶地于核部多表现为基座阶地，两侧多为堆积阶地，这种现象也是受构造抬升作用的影响。从图中变形阶地的纵剖面可以看出，相应两级阶地褶皱变形的核部也不在同一垂线上，较低一级的阶地的变形最高点通常比较高一级相应的向北迁移、扩展。其中，吐谷鲁背斜向北扩展了130m，而玛纳斯背斜向北扩展了约200m（邓起东等，2000）。此外，在变形的最大地段，也就是相应的冲断褶皱带发育的地段，阶地的级数明显增多，次级阶地非常发育。

三、阶地的形成年代

前人对于天山北缘河流阶地发育年龄的看法不尽相同，其原因：一是在于对阶地的划分标准及分级方法不同；二是由于本身运用的年代学方法不同（刘小凤等，2001）。光释光是近年发展起来的测定第四纪沉积物的新方法，其突出特点在于测年精度高且测年技术已经较为成熟，其准确度在某些情况下比14C测年方法还要好（Huntley et al.，1996）。为了对天山北缘河流阶地沉积物的年代做出准确测定，我们对一个剖面至少采集了两个以上光释光样品或是14C样品，并且互相校验。

图1-3-38 变形阶地对构造运动响应的示意图

（一）样品采集

光释光样品的采集要求十分严格。采集过程中不能见光，把表面暴露层铲去20cm以上，用金属罐钻取或者刻大块，然后用闭光包装袋密封。我们采集的样品主要有块状和罐状两种，实验条件下再选取样品的中心部位供测试。采样剖面的周围并未发现有放射性矿床或其他放射性污染。具体的采样剖面如图1-3-39所示。

（二）实验仪器及参数介绍

在光释光实验中，样品的铀、钍和钾的含量是通过放射性测量获得。所使用的仪器是Thermo electron corporation（美）生产的扫描型波长色散X射线荧光光谱仪，仪器型号为ARL ADVANT′XP+。仪器的最大激发电压约70 kV，最大激发电流120mA，最大功率 kW。

运用光释光技术测定样品的等效剂量运用的是单片再生剂量法。等效剂量的测量是在丹麦Risφ国家实验室生产的热释光/光释光测量仪（Risφ-TL/OSL-15）上进行的，激发光源为绿光［波长为（470±10）nm］，探测滤光片为U-340。测量仪器上附带放射性β源为90Sr/90Y，所有人工放射性辐照都在该仪器上进行。测量时样品的预热温度为250℃，预热时间10 s，试验性小剂量为1 Gy。

图1-3-39 样品采集地理位置图

样品的含水量对样品的放射性能量的吸收有一定的影响，由于本次样品普遍偏干，水含量指定为10%，不确定度为10%。最后，根据样品颗粒大小，按有关参数得出测量样品的年剂量值。铀、钍和钾含量的不确定度指定为10%。

此次工作在塔西河共采集了14C样品4个，其中Ⅲ级阶地2个，一为碳屑，一为骨片，委托北京大学加速器质谱实验室第四纪年代测定实验室运用加速器质谱方法测得；Ⅰ级阶地的采集2个碳屑样品，运用的方法是常规14C，测样单位为北京大学考古文博学院科技考古与文物保护实验室。

（三）结果讨论

测量结果如表1-3-4、表1-3-5所示。从实验数据中可以看出，塔西河Ⅲ级阶地上发育的黄土层从（±）ka开始沉积，其间出现的年龄分别为（±）ka和（±）ka。此外，从距地表30cm处发现古人类活动遗迹，采集其中的碳屑和骨片作了14C年龄测定，结果分别为（3010±60）.和（2900±60）.。从野外的实际观察来看，这部分黄土是次生黄土，其发育的延续性好，其底面与下伏地层接触面十分平直。这些特征表明，Ⅲ级阶地上发育的黄土层具有流水改造过的迹象。所以说，所测黄土层的底部年龄应该代表了阶地抬升的最晚年龄。而后出现的年龄较小的黄土则很可能是后来坡积作用的结果。因而次生黄土底部的年龄可以代表塔西河Ⅲ级阶地的废弃年龄的下限。

塔西河Ⅱ级阶地L325和L326样品出现了表观实验数据和野外实际观测不符的情况。L325样品处于采集剖面的下部，但是其光释光年龄却小于上部沉积样品L326的年龄，造成这种情况的原因可能是由于沉积体本身是一种河流作用的结果，如果河流在搬运、沉积的时候，沉积物在曝光的过程中的热晒退事件可能进行的不完全，样品中的光释光信号没有消失殆尽。另外，样品L325和L326的数据结果处于光释光实验本身的误差范围之内。因此我们认为，Ⅱ级阶地接受沉积的年龄大约在距今（±）ka和（±）ka左右，其后塔西河Ⅱ级阶地开始废弃。

表1-3-4 样品的年剂量率、等效剂量及其所对应的光释光年龄

表1-3-514C样品测量年龄值

四、阶地变形

为了精细的解剖天山地区晚更新世之后的构造活动，采用GPS与1：100000地形图对塔西河发育的各级阶地以及天山北麓地区的一些地貌面的高程进行了精细测量，并结合年龄数据对天山最新的构造活动进行剖析。

表1-3-6是依据阶地的抬升量及形成年代估算北天山第二排冲断褶皱带吐谷鲁背斜的隆升速率以及整体隆升速率。从表中可以看出，自以来，吐谷鲁背斜的抬升速率开始加快，自13 ka之后，速率甚至达到（～）mm/a，但必须说明的是，塔西河穿过吐谷鲁背斜的中段，所得出的变形速率为其变形量的最大值。如果依据未变形地段河流阶地的抬升幅度加以计算，则可以估算自 ka以来扣除掉吐谷鲁断展背斜隆升的影响，基底的平均抬升速率约为（～）mm/a（数据参见表1-3-7）。从北天山地区的其他河流阶地的发育来看，玛纳斯河Ⅲ阶地上堆积的次生黄土的光释光年龄绝对值约为距今～ ka，与塔西河阶地堆积的时间大致相同，其拔河高度约为157m，估算其隆升的速率约为（～）mm/a。此处位于吐谷鲁背斜与玛纳斯背斜的重合部位，应具有最大的隆升速率。

表1-3-6 吐谷鲁背斜晚更新世以来的隆升速率

注：相对隆升时间-各级阶地废弃的时间差；阶地拔河高度-现今阶地面到河床面的高差；相对隆升高度-各级阶地间的高差；整体抬升速率（各级阶地间的高差/相对隆升时间）；相对南翼未变形段隆升高度-阶地变形最大处的高程未变形处的高程；吐谷鲁背斜隆升速率-消除影响因素后褶皱隆起的速率。

表1-3-7 晚更新世以来基底的隆升速率

注：表中的基底隆升速率未消除掉气候因素对于河流下蚀的影响。

五、讨论与结论

柏美祥（1995）等根据大地形变测量对天山近期的抬升强度做了研究，得出南天山西部主脉以平均14mm/a的速率上升，依连哈比尔尕山以平均速率上升。这与我们对于现今通过河流Ⅰ级阶地所反映出的隆升速率（～）mm/a是基本一致的。

表1-3-8 据天山最高一级夷平面24Ma以来的升降幅度得出的天山的隆升速率

注：海拔资料据王树基（1998）。

为了较为全面的探讨天山新生代以来的构造变形强度，根据前人的资料，从以下几个方面对24Ma以来天山的升降幅度及平均隆升速率作如下估算：

据天山最高一级夷平面24Ma以来的升降幅度估算天山的隆升速率。从表1-3-8中可以看出，24Ma以来，天山隆起的平均速率约为（～）mm/a，且天山西段抬升明显比东段快（表1-3-8）。柳永清等（2004）对准噶尔南缘，特别是西缘一带发育的粗砾质沉积的研究表明，天山早期的隆升最先发育于北缘，主要时代为渐新世末期，且西区较东区表现显著，这与我们运用夷平面研究东西天山隆升速率差异的结果是一致的。

早、中侏罗世天山地区的盆山格局以不存在地理分割明显的天山山脉，地势低平为特征（方世虎，2005待刊），现今侏罗系地层已被抬升至不同的海拔高度。如果现今天山的构造地貌主要是24Ma 以来隆升形成的，据表1-3-9 可得出天山隆起的平均速率约为。同样据1：20万地质图分析，乌兰达坂以西约10km处发育侏罗纪西山窑组煤层，其海拔约3800m。阿拉沟口以东18km外出露的西山窑组煤层海拔约为650m。假定是天山24Ma以来造成的构造高程差异，那么天山的隆起最大速率约为。可以看出，同24Ma以来的平均速度相比，天山现今的隆升速度明显加快。

表1-3-9 侏罗纪煤层现今海拔高程统计表

总的看来，天山北缘的河流大都穿过3排冲断褶皱带，从其上发育的河流阶地来看，北天山地区主要发育了3级，但在各个冲断褶皱构造隆升的地区，河流阶地发育的级数往往增多，如奎屯河在独山子背斜处发育了6级阶地。各个河流阶地面对于构造隆升的响应不止表现在河流阶地发育的级数增加上，还表现在阶地均已发生变形，河流阶地面反倾，且大多数河流阶地面的纵向上的形态与相应的背斜的形态一致。

运用光释光及14C技术并实际测量3级阶地的高程得出吐谷鲁背斜的构造抬升速率在～ ka间为（～）mm/a，12～13 ka间为（～）mm/a，全新世则增至（～）mm/a。天山基底的平均隆升速率达到（～）mm/a。通过对天山最高一级夷平面、野外实测侏罗纪地层高程及天山发育的煤层的隆升速率的研究则表明天山自24Ma以来平均的隆升速率约为（～）mm/a，而天山自晚更新世-全新世以来，隆升速率则高达（～）mm/a。对比后可以看出，天山北缘的构造活动速率有不断加快的特点。

参考文献

柏美祥.1998.新疆河谷阶地的年代.内陆地震，12（1）：13～19

邓起东，冯先岳，尤惠川等.1991.新疆独山子—安集海活动逆断裂-褶皱带的变形特征及其形成机制.活动断裂研究编委会编.活动断裂研究（1）.北京，地震出版社，17～36

邓起东，冯先岳，张培震等.2000.天山活动构造.北京：地震出版社

方世虎，郭召杰，吴朝东等.2006.准噶尔盆地南缘侏罗系碎屑成分特征及其对构造属性、盆山格局的指示意义.地质学报（待刊）

郭召杰，张志城，吴朝东等.2005.中新生代天山隆升过程及其与准噶尔、阿尔泰山比较研究.地质学报（待刊）

柳永清，王宗秀，金小赤等.2004.天山东段晚中生代—新生代隆升沉积响应、年代学与演化研究.地质学报，78（3）：319～331

刘小凤，刘百箎.2001.应用构造-气候年代学方法确定河流阶地形成年代的初步研究.西北地震学报，23（4）：395～403

彭希龄.1985.新疆第四纪的沉积序列.见：干旱区新疆第四纪研究论文集.乌鲁木齐：新疆人民出版社

王树基.1998.亚洲中部山地夷平面研究-以天山山系为例.北京：科学出版社

王永，王彦斌.北天山山前安集海河阶地形成的时代及意义.地质论评，46（6）：584～587

王永焱.1959.北疆西部第四纪沉积.中国第四纪研究，2（2）：25～41

吴子荣.1959.天山北麓地貌及新构造的观察.地质科学，（3）：18～26

杨晓平，邓起东，冯先岳.1996.北天山吐谷鲁活动逆断裂—背斜几何学、运动学特征研究.活动断裂研究编委会编.活动断裂研究（5）.北京：地震出版社.42～54

杨晓平，邓起东，张培震等.1995.利用阶地变形资料研究北天山吐谷鲁逆断裂—背斜带晚更新世以来的褶皱变形特征.活动断裂研究编委会编.活动断裂研究（4）.北京：地震出版社.46～63

张鸿义，王焕章，屈红军.1997.黄河中游水系的阶地发育时代.地质论评，43（2）：186～192

张培震，邓起东，徐锡伟等.1993.天山北麓玛纳斯活动逆断裂—褶皱带的变形特征与构造演化.活动断裂研究编委会编.活动断裂研究（3）.北京，地震出版社.18～32

张培震，邓起东，徐锡伟等.1994.盲断裂、褶皱地震与新疆1906年玛纳斯地震.地震地质，16（3）：193～204

张培震，邓起东，杨晓平等.1995.天山北麓的冰水冲洪积地貌与新构造运动.活动断裂研究编委会编.活动断裂研究（4）.北京：地震出版社，63～77

Avouac J P，Tapponnier P，Bai M，et al.. Thrusting and Folding along the North Tianshan，and Late Cenozoic Rotation of the Tarim relative to Dzungaria and Geophys Res，98（4）：6755～6804

Brown E T，Bourles D L，Burchfiel B C，et al.. of slip rates in the south Tian Shan using cosmic ray exposure dates of abandoned alluvial fans，GSA Bulletin，110（3）：377～386

Huntley D J and Clague J dating of tsunami-laid Research，46：127～140

Minster，J B，and Jordon，T plate Geophys Res，83：5331～5354

，Brown，E T，Burchfiel B C，et al.. climate change and the formation of river terraces across growing anticlines on the north flank of the Tianshan，，102：583～602

（袁庆东，郭召杰，张志诚，吴朝东，方世虎）

茹仙古丽.托乎提

（新疆维吾尔自治区国土资源信息中心）

摘 要 实物地质资料是地质资料的重要组成部分，目前国家高度重视地质资料的管理和库藏建设。笔者在新疆地质资料馆通过考察和研究发现，虽然新疆有地质资料馆，但没有收藏管理实物地质资料，也没有设立实物地质资料库，因此在新疆大量的实物地质资料严重废弛、损毁散失。笔者认为，为了有效保护和合理开发利用重要实物地质资料，在新疆地质资料馆藏建设中建立一个规范化、系统化的实物地质资料库十分必要，并提出对建立新疆实物地质资料库的几点建议。

关键词 实物地质资料 实物地质资料库 新疆 建议

地质资料，是指在地质工作中形成的文字、图表、声像、电磁介质等形式的原始地质资料、成果地质资料和岩矿心、各类标本、光薄片、样品等实物地质资料[1]。实物地质资料是地质资料的重要组成部分，它是记录地质特征和地球演化历程的最真实、最直接的证据之一。实物地质资料库也同样是地质资料库的重要部分。实物地质资料库是保管实物地质资料的基础设施。它对国民经济的发展和地质学研究具有重要的参考价值[2]。

所以，许多国家和地区高度重视实物地质资料管理服务体系的建设，建立了不同规模的岩心库，形成了比较完善的管理服务体系，取得了显著的社会效益和经济效益。2000 年，国土资源部实物地质资料中心成立，并进行国家实物地质资料库建设。从2002年开始，一批批省级实物地质资料馆开始筹建。安徽、上海、黑龙江、江苏、浙江，福建、四川、西藏等省区也开始规划实物地质料库建设，各省区进展程度不一，有的刚开始筹划调研，有的则已开始论证[3]。

1 新疆地质资料库现状

新疆维吾尔自治区地质资料馆是馆藏独特的专业资料馆。它的前身为成立于 1956 年的新疆维吾尔自治区地质局地质资料处。1963 年 9 月，更名为新疆维吾尔自治区地质局全区地质资料处。2000 年，正式成立新疆维吾尔自治区地质资料馆。见下表。

新疆维吾尔自治区地质资料馆历史沿革简表

2001 年自治区国土资源厅成立后，新疆地质资料馆与新疆国土资源信息中心合署办公。新疆地质资料馆位于乌鲁木齐市，总建筑面积为 1974 平方米，其中资料库房建筑面积为 525 平方米，阅览室用房建筑面积 214 平方米，办公用房建筑面积 265 平方米。

截至 2010 年年底，馆藏成果地质资料共计 9500 余档，其中有电子文档的地质资料 8168 档，约占86%。根据馆藏分类统计，其中包括区域地质调查资料 465 档；固体矿产勘查资料 5260 档；地球物理、地球化学和遥感地质勘查资料 710 档；水文工程资料 353 档；地质科学研究成果报告 863 档；其他类资料 1750 档[4]。这些资料是国家及社会投资，经全自治区地矿、有色、冶金、煤田、核工业、建材等多个行业的地勘单位，几代地质工作者辛勤工作的成果。

虽然新疆维吾尔自治区地质资料馆在疆内唯一的、馆藏成果最丰富的区域性资料库，但在馆里没有收藏、管理实物地质资料，也没有设立实物地质资料库。目前，全疆实物地质资料分散保存在不同部门的基层单位或个人手中。地矿系统的实物地质资料几乎都是不同系统的基层地勘单位生产和保存，保存得也特别分散。由于新疆地矿系统没有一个统一收藏和管理机构及其他种种原因，实物地质资料管理严重废弛、大量实物资料损毁散失。从此可以看出，为了有效保护和合理开发利用重要实物地质资料，在新疆地质资料馆藏建设中建立一个规范化、系统化的实物地质资料库，不但十分必要，而且特别紧迫。

2 新疆建立实物地质资料库的意义

在新疆建立一个实物地质资料库对国家和新疆的地质工作更有实践价值和科学意义。

新疆实物地质资料具有重要保存意义

实物地质资料是新疆地质工作取得的最有价值的基础性成果资料。通过建立实物地质资料库，可以了解、研究和解决新疆地质与资源情况。

新疆实物地质资料具有多次开发与应用价值

通过利用实物地质资料可以更全面地了解新疆地质工作的程度，认识新疆各地区地质产矿条件，为地质勘查和科学研究提供基础依据。因此，通过建立实物地质资料库，可以避免重复工作，可以重新观察和测试，取得新的认识和发现，对勘查、找矿和开矿工作，提供科学依据并降低投资风险，促进地矿市场的发展。

新疆实物地质资料具有重要学术意义

实物地质资料是反映新疆各地区的地质条件、展示地质风貌和地矿工作成果的“窗口”；它为从事地质研究的专家学者提供有关新疆地质风貌的第一手资料和原始信息，从而推动地质科学和地球学科的发展。此外，实物地质资料对社会和教育领域具有科学普及与辅助教学意义。

3 新疆建立实物地质资料库的必要性

建立实物地质资料库是国家的要求，管理和服务工作的需求

在“十二五”规划纲要和《国务院关于加强地质工作的决定》及国土资源部制定的《全国地质勘查规划》中明确指出，要求加强馆藏基础设施建设；建立省级实物地质资料库，抢救、保护重要实物地质资料[5]。由此可见，建立实物地质资料库是新疆地质工作不可缺少的组成部分。

建立实物地质资料是保存和保护重要实物地质资料的重要途径

目前人们对实物资料的认识不够重视，实物地质资料的分散存放、相互封锁，部分资料保存条件差造成损失现象十分严重，给实物地质资料管理和利用带来许多困难。因此，实物地质资料利用率低等问题已不能适应地矿工作新要求。

建立实物地质资料库是利用和开发实物地质资料，促进地矿市场发展的重要手段

目前无论是地质勘查，还是矿产资源开发以及地质科研，将更加需要实物地质资料库的支持和帮助。建立实物地质资料库，是统一规范收藏岩心，系统管理档案资料，充分利用实物地质资料的开发利用价值和经济效益的主要手段。

建立实物地质资料库是满足社会服务需求的前提

实物地质资料库的社会服务对象是科学研究人员、政府领导、高校师生、地矿企事业、社会群体和普通群众等。人们利用实物地质资料可以了解地质遗迹、地球、星体、生命、人类起源和演化的知识。

4 建立新疆实物地质资料库的建议

在新疆建立实物地质资料库，首先考虑以下几个方面。

选好实物地质资料库建立模式

根据实际情况，新疆维吾尔自治区地质资料馆的设施、设备、经济、人员等各种条件难以建立独立的实物地质资料库。所以，应在新疆信息中心之下设立一个专门馆藏机构—新疆实物地质资料库。

选好实物地质资料库类型

根据新疆的地质条件、矿带、实物地质资料的类型等因素，在新疆应建立普通实物地质资料库，并下设岩心库、标本库、广（薄）片库等主题库房；条件允许的情况下，也可以设立一个一定规模的特殊实物地质资料主题附库。

要考虑实物地资料库管理模式

新疆实物地质资料库应在行政管理方面与新疆地质资料馆保持统一，在馆藏管理方面独立进行管理和服务。为满足人民对实物地质资料信息资源的共享和社会服务的需求，新疆实物地质资料库馆藏机构应创造一个规范化、系统化、现代化的实物地质资料库管理体系。

体现实物地质资料库的地方性特色

由于新疆的地质条件、矿带、实物地质资料的类型与其他地区不同，建立的实物地质资料库与其他地区的实物地质资料库显然不同。因此，新疆实物地资料库建立过程中，必须要考虑体现实物地质资料库的地方性特色。新疆实物地质资料库地方性特色应主要体现在以下几点上：①实物地质资料库建立中体现多元文化特色；②实物地质资料类型上体现地方性特色；③社会服务上体现科学性和多元文化性特色。

5 结语

近几年来，新疆地质勘查工作蓬勃发展，产生了大量的实物地质资料。但是没有得到有效保管和充分利用，丰富多彩的实物地质资料保存在不同单位或个人手中，因此很多重要实物地质资料已损毁或面临损毁。为了挽救那些遭受破坏和受到威胁的实物地质资料，使它们能够长期保存下来，确保统一规划收藏、系统管理和充分开发利用，为社会提供资源共享，建立一个实物地质资料库是十分必要的。

参 考 文 献

[1] 地质资料管理条例 [EB/OL]. 中华人民共和国国土资源部网，（2004-06-25），[2012-04-09]..

[2] 国土资源部实物地质资料中心 . 国家实物地质资料库库藏实物地质资料管理 [S]. 北京：海洋出版社，2006.

[3] 国土资源部实物地质资料中心 . 实物地质资料管理论文选编：2 集 [C]. 北京：地质出版社，66，2010.

[4] 新疆维吾尔自治区地质资料馆 2011 年度工作总结 . 新疆维吾尔自治区地质资料馆概况 [R]. 2011.

[5] 国土资源部实物地质资料中心 . 实物地质资料管理论文选编：2 集 [C]. 北京：地质出版社，43，2010.