兰州盆地的第三系地层研究开展较早，20世纪30年代，杨钟健、卞美年在兰州盆地发现了一系列的哺乳动物化石，并建立了长川子系、咸水河系、观音寺系和五泉山系等一系列岩石地层单元^[1].20世纪80年代，邱占祥^{[2, 3]}、谷祖刚^[4]、甘肃区测队、甘肃省博物馆等对兰州盆地内的古生物地层进行了深入的研究，最终确定了第三系古新统-始新统西柳沟组、渐新统野狐城组、中新统咸水河组、上新统临夏组（甘肃区调队，1984、1988）等地层单位.2001年，Yue等^[1]对兰州地区的永登剖面进行了古地磁学年代测定，确定了西柳沟组、野狐城组和咸水河组的古地磁年代，其中咸水河组上界的古地磁年代为15 Ma.此外，陈发虎^[5]、Pan^[6]等对兰州地区的黄河砾石层阶地演化和九洲台第6级阶地（1.48 Ma）之上的第四纪黄土堆积的古地磁年代和古环境演化进行了一系列长期深入的研究.可见，兰州地区地层研究的年代仅是集中于早第三纪和第四纪以来的地层中，而对晚第三纪地层的研究极少，并且长期以来认为兰州地区缺失上新世地层.

兰州地区的上新世地层的研究缺失，并且基础地质调查资料也缺乏准确的年代标尺，不利于进行古环境演化研究和进一步的区域地层对比.因此，兰州地区晚第三纪地层年代标尺的建立将为进一步的重大科学问题的解决提供基础.对兰州地区晚第三纪地层进行详细的古地磁年代和古环境演化记录的研究，能够详细地讨论兰州地区第三系和第四系地层之间普遍发育的砾石层和不整合接触关系的形成原因，最终为兰州地区晚第三纪地层的地质记录与青藏高原隆升事件的一致性提供证据^[7~10].不仅如此，对兰州地区的晚新生代记录进行可靠的年代学和系统的古气候指标研究，不仅可以获得季风气候的空间演化格局和重要季风时间研究的新认识，并且可以为上新世风尘沉积问题的研究提供西部控制点.本文仅就此项工作中的基础工作古地磁测年进行讨论，为进一步的工作提供年代标尺.

兰州大部分地区都为第四纪的黄土所覆盖，在黄河以及其支流的沟谷内散落分布第三系的红粘土，其中皋兰山的北坡晚第三系地层出露较好（图 1）；在黄河北岸的沟谷内常出露白垩系地层；兰州东面桑园子附近的黄河北岸和城关区的北部出露较少面积的前寒武系花岗岩（图 1）.

图 1

Fig. 1

图 1 兰州采样位置与地层图 Fig. 1 The sampling location and strata of Lanzhou area

皋兰山位于甘肃省兰州市城关区南部（36°01'N，103°50'E），海拔2120 m，上部为厚290 m左右的第四纪的黄土，下伏倾斜地层为晚第三纪的红粘土，中间存在不整合接触的砾石层.皋兰山有两处晚第三系地层出露比较完整，一处位于兰州市火车站后面的红山根以上，另一处位于皋兰山东侧的卓家沟内.本文仅就皋兰山剖面的磁性地层展开讨论，有关气候代用指标的研究将另文发表.图 2是皋兰山整体剖面示意图，皋兰山剖面的整体岩性变化可以参考图 4，自上而下具体概括如下：

（1）0~290m，为皋兰山的上覆平行地层，主要是第四纪以来的风成黄土，其下的不整合面本文认为与九洲台的黄河阶地T6（约为1.48 Ma年^[9]）相同；

（2）290~320 m，下伏地层的倾向和倾角分别约为225°和28°，通过纵向地层追踪，下伏倾斜地层的顶部追索到五泉砾岩（谷祖刚、张生源认为其形成于早更新世^[11]），五泉砾岩上段为干旱地区山前或山麓地带暂时性流水沉积而成的洪积砾石层，下段为曲流河环境的粗砂粉砂岩互层，其中包括底部河床滞流砾石层、下部边滩砂层和顶部河漫滩亚相粘土三个沉积类型^[12]；

（3）320~455 m为橙红色的粉砂质粘土，粘土无层理，裂隙中常有石膏晶体；粘土间夹有约15层粗砂岩，砂层没有大型的交错层理，仅有细微的水平层理，是一种弱水流环境下的河漫滩相沉积，并且有白色的碳酸钙胶膜，最下面有一厚2.3m的巨厚砂层，并发育水平层理；

（4）455~530m为暗红色的粘土，质地较硬，无层理，垂直节理发育，少有砂层，仅在下部有1.5 m的细砂层；

（5）530~602 m为黄红色的粘土，质地较为坚硬，无层理，中间有一较厚的粉砂层，具有斜层理；

（6）602m以下，为灰黄色的河湖相砂，颗粒为粗砂和粉砂两个组分，砂岩具有水平层理或斜层理，中间多夹有粘土层，主体应为河湖相沉积.

图 2

Fig. 2

图 2 皋兰山整体剖面示意图 Fig. 2 The abridged general view of Gaolan Hill section

图 1中皋兰山即为采样剖面，图 2中红山根的位置即为采样路径（即图 2中290~530m之间的位置）.现将五泉砾岩顶层定为290 m，五泉砾石和其下面的一套粗砂粉砂岩互层厚度有20m，古地磁样品的采集顶点从320m开始，530m结束，厚度共计240m.530m以下的地层还未进行古地磁年代测定，将在进一步的工作中完成.

鉴于兰州地区的沉积速率比较快，古地磁样品的采集按照0.5m为间距，精度足以避免万年尺度极性事件的遗漏.本剖面位置因为地势比较陡峭，除了320~338 m地层的覆盖比较厚之外，之下的原始地层出露都比较好，因而在古地磁样品的采集过程中，上部的18m内开挖深槽，其余的只需要开挖浅槽.因为320~450m地层的土质比较黏，故采用手工采集的方法，即在新鲜的地层样品上修出一个任意的水平面，在其上标注倾向，并测量其倾向和倾角，再加工成2cm×2cm的方块样品，以适合超导磁力仪的测量.在450~530m的地层上，因为土质比较坚实，易于采用定向的手持汽油钻机钻取圆柱样品，标注其倾向，在定向测量其倾向倾角之后将其取下，加工成直径和高均为2cm的圆柱样品.最终获得皋兰山剖面320~530 m的两套平行样品，以供测量及校正，共计422个古地磁样品.

古地磁样品的测量工作是在兰州大学古地磁实验室完成的，使用英国产MMTD型退磁仪以50 ℃为间隔从25 ℃（室温，天然剩磁测量）至650 ℃，部分样品加热到700℃，进行阶段性热退磁，并使用美国2G公司生产的760R超导磁力仪进行剩磁测量，退磁及剩磁测量过程完全是在磁屏蔽室内进行.

图 3显示了典型样品的逐步热退磁行为，图 3（a~d）分别是本剖面329、339、506 m和510 m处样品的剩磁矢量正交投影图和剩磁强度变化图，图 3a、3b和图 3c、3d样品点能够代表剖面的上下段磁性组分的特征.图 3a和3b的剩磁矢量正交投影图显示，150 ℃时样品的剩磁强度已经显著降低，并且剩磁矢量发生较大变化，更趋向于原点，剩磁矢量的第一个组分黏滞剩磁已经被退去；在300~350 ℃时，剩磁矢量的方向已经指向原点，并且剩磁强度只剩下了10%左右；在400~650 ℃时，原生剩磁得以显现，并且指向原点，而在700 ℃时，噪声干扰增大，剩磁基本完全消失.图 3c和3d显示，在350~450 ℃剩磁矢量的方向发生了转变，剩磁强度开始出现明显的减小，黏滞剩磁已经被退去；在650 ℃之后，剩磁矢量的方向指向原点，原生剩磁才得到显现.可见，本剖面上下段的磁性地层存在较大的差异.

图 3

Fig. 3

图 3 部分样品的退磁过程 Fig. 3 The demagnetizing process of partial samples

系统退磁得到的剩磁矢量再进行主成分分析，进而确定特征剩磁矢量的倾角和偏角，以此为依据确定古地磁极性的变化.图 4为皋兰山剖面地层年代综合图，其中包括：深度标尺、岩性柱、特征剩磁的倾角和偏角、实测的极性柱以及Cande标准极性柱^{[13, 14]}.从图 4可见，皋兰山剖面实测极性柱共有6个正极性段和5个负极性段，相对的厚度比例比较大的R1和R5两个负极性段，在此中间为N2、R2、N3、R3、N4、R4、N5厚度比例相当的极性段交互出现.最典型的特点是：2个负极性大段（R1、R5）中间夹着4个正极性小段（N2、N3、N4、N5），其特点与Gilbert时3.58~5.894 Ma的典型特征完全一致.两端未完全出露的正极性分别与Chron2A.3n和Chron3An.1n相对应，虽然N1和N6上下两个正极性没有完全出露，但是这足以确定实测极性柱与标准极性柱之间的对应关系.N2、N3、N4、N5与C3n.1n、C3n.2n、C3n.3n、C3n.4n一一对应，只有N4的比例略显厚了，这可能是由于重复采样造成的厚度累加.从整体的对应比例来看，这种对应关系是可以肯定的.因此，皋兰山剖面中，326、371、381、386、399、415、430、441、458、517 m都是Gilbert时中的正反极性变化的位置，通过与Cande标准极性柱对比，得到其绝对年代分别为：3.580、4.180、4.290、4.480、4.620、4.800、4.890、4.980、5.230、5.894 Ma.计算各极性亚时之间的沉积速率，通过线性内插来确定相应地层的年代标尺，最终确定皋兰山剖面上部地层的年代为6~3.5 Ma.

图 4

Fig. 4

图 4 地层年代综合图 Fig. 4 Chronological synthesis map of strata

由于九洲台和皋兰山位于兰州市的黄河南北两岸（图 1），彼此相临（两山延伸部分的最近距离仅有1km左右），并且从二者的第三系和第四系的地层产状和接触关系来看，具有很好的一致性，九洲台和皋兰山构造背景应该是相同的，二者随年代变化的沉积环境也应该具有一致性.因此，可以将九洲台剖面^[5]和皋兰山剖面的沉积速率进行年代上的对比，结合古地磁年代界限和其地层的绝对深度，绘制0~1.48 Ma和3.5~6 Ma之间的地层厚度与年代关系图（图 5a）和沉积速率与年代的关系图（图 5b）. 图 5a中对两段年代点进行线性拟合，发现各段内部的年代点都具有相当好的线性关系，这能够很好地说明两个时期都是相对稳定的沉积环境，没有较大的构造变动，而在3.5~1.48 Ma存在沉积过程的间断或转化.同样，图 5b中可以看到沉积速率阶段性的变化，0~1.48 Ma（九洲台剖面）和3.5~6 Ma（皋兰山剖面）的平均沉积速率分别为21.5cm/ka和8.4cm/ka，相差2.6倍，不可能完全用压实作用来解释这种差异，所以沉积速率的增加是可以确定的.

图 5

Fig. 5

图 5 （a）地层厚度与年代关系；（b）沉积速率和年代关系 Fig. 5 (a) The relationships of depth and age; (b) The relationships of accumulation rateandage

0~1.48 Ma和3.5~6 Ma的风尘堆积速率在其各自区间内部具有相当好的稳定性，但是0~1.48 Ma较之3.5~6 Ma沉积速率有很大的增加.在黄土高原一系列连续的风尘序列堆积研究中发现在3.2 Ma风尘序列沉积速率发生明显的增大^[15]，因此兰州地区风尘沉积速率在3.5~1.48 Ma间发生过显著的增加事实是可以确定的，但是由于地层的不整合、五泉砾岩和黄河河流阶地的发育（图 2）造成风尘沉积序列的不连续，所以兰州地区的风尘速率显著增加的界限尚未确定，需要进一步研究.

谷祖刚和张生源^[11]通过哺乳动物化石的证据认为五泉砾岩的形成年代为早更新世，本文将对五泉砾岩的年代进行更深入的探讨.从图 4古地磁年代的测定结果来看，五泉砾岩的底界下面刚刚出现正极性亚时N1，通过整体极性柱的判断，这一正极性亚时N1应该是属于高斯正极性时，但是这一正极性亚时的出露并没有结束，所以五泉砾岩底界的年代应该<3.58 Ma，而>3.33 Ma；因为剖面的平均沉积速率为8.4cm/ka，正极性亚时N1出露厚度仅有6 m，相当于0.071 Ma，所以五泉砾岩的底界年代约为3.5 Ma；由于五泉砾岩的顶界接触关系不明确，所以顶界年代暂时未定，但是五泉砾岩的顶部黄土为棕红色，判定五泉砾岩的顶部并没有进入第四纪，最终认定五泉砾岩形成的基本时期为晚上新世.

五泉砾岩与临夏盆地的积石组^[16]的底界年代非常相近，积石组是位于临夏群红层之上的第一套地层，代表了“巨砾岩期”^[17]青藏高原的强烈隆升，古地磁年代为3.58~2.58 Ma.兰州盆地五泉砾岩的底界为3.5 Ma，比临夏盆地的积石砾岩晚了0.08 Ma.从二者砾石组的砾径上看，临夏盆地积石组的砾径多5~15cm，近山前达1~2m^[16]，而五泉砾岩的砾径小得多，砾径3.8~4.5cm的居多，最大砾径为27cm^[12].因为五泉砾岩位于积石组的东北，距离有70km，所以这种沉积砾径上的差异以及年代上的差异都是可以解释的，可以推断五泉砾岩和积石组为同期地质体，都是在青藏高原的第一次强烈隆升期（A幕）^[18]中形成的.兰州盆地五泉砾岩也是在“巨砾岩期”形成，与青藏高原隆升过程中A幕具有因果联系.

从青藏高原的隆升过程对周边环境的影响来看，除了东北缘的临夏盆地的积石组以外，还有在塔里木盆地内形成的西域砾岩.陈华慧等^[19]、Charreau等^[20]和Sun等^[21]认为北天山独山子背斜的西域砾岩的底界年龄分别为3Ma、4.8Ma和2.7Ma；天山南麓的库车河剖面约为3.58 Ma^[22]；在昆仑山麓^[23]的叶城和桑株剖面分别约为3.5 Ma和3 Ma；陈杰等在西南天山的研究中认为西域砾岩具有穿时性，是形成于15.5~0.7 Ma之间的岩石地层^[24].塔里木盆地内各处发育的西域砾岩虽然在底界年龄上存在争议，但从其分布的地域上看，昆仑山麓的剖面位置更贴近于青藏高原，其记录的青藏高原的地质构造信息更为敏感和准确，所以本文认为西域砾岩是在青藏高原的A幕运动的作用下产生的，并与五泉砾岩具有统一的形成过程.所以，兰州盆地的五泉砾岩、临夏盆地的积石砾岩^[16]、塔里木盆地的西域砾岩^[19~24]、祁连山北麓的玉门砾岩^[25]以及喜马拉雅山南麓的上西瓦利克巨砾岩^[26]都具有着统一的内在联系，即青藏高原在3.4 Ma开始的强烈隆升A幕运动.

图 4中所示皋兰山剖面602m处出现了岩性的巨大变化，岩性由河湖相砂岩逐渐地变为典型的风成红粘土.虽然皋兰山剖面的下部古地磁数据尚未完成，但是由517m处的年代点5.894 Ma，并结合平均沉积速率8.4cm/ka，可以推测，此界限602m处的年代至少为7 Ma.黄土高原的风尘序列底界研究中认为，8~7 Ma^[27]风尘沉积开始发育，从这一角度也可以看到，这一界限在本剖面中确实存在，并且兰州地区的研究能够为古季风气候的演化时间与格局提供西部的控制点.本文仅是皋兰山剖面古地磁定年工作的阶段性成果，准确的风尘底界的古地磁年代将有待进一步的测定.从此界限（暂定为7 Ma）之后，兰州地区的风尘序列堆积开始发育，古季风环流已经建立，季风环流的出现说明青藏高原已经达到了一定有意义的高度^[28].对皋兰山剖面的继续研究将有利于讨论风尘粘土的发育底界，进而为东亚古季风气候的形成时间提供可靠的地质证据.

（1）五泉砾岩的底界年代约为3.5 Ma，略晚于临夏盆地积石组（3.58 Ma），是兰州地区对青藏高原A幕运动的具体响应，为其提供了地质证据.

（2）根据平均沉积速率推测，兰州地区的风尘序列堆积发育的年代至少为7 Ma（将有进一步的古地磁测年工作对其进行验证），与黄土高原风尘序列堆积底界8~7 Ma基本一致，说明了兰州地区与黄土高原在风尘序列堆积过程中具有统一性.

（3）兰州地区风尘沉积速率在3.5~1.48 Ma间发生过显著的增加，但是由于地层的不整合、五泉砾岩和黄河河流阶地的发育造成风尘沉积序列的不连续，所以兰州地区的风尘沉积速率显著增加的界限尚未确定.