克拉通内裂陷作用

　石炭纪—二叠纪克拉通内裂陷盆地和弧后裂陷盆地演化阶段~

从石炭纪开始，塔里木盆地又一次经历了广泛海侵，西昆仑—帕米尔出现北昆仑—帕米尔洋（姜春发等，1992），沿东昆仑中央蛇绿岩带扩张形成洋区（肖序常等，1990），推测它与昆仑北带所代表的洋区是相通的，可能是古特提斯大洋的一部分。海水浸入塔里木盆地，塔里木盆地石炭系底部普遍发育一套代表早期沉积的砂岩（东河砂岩）。晚石炭世开始，昆仑洋往北俯冲消减，在昆仑北部发育火山岛弧，西南坳陷一带可能为弧后裂陷盆地（图5-5）。塔里木板块北部的北天山洋开始拉张形成洋区（王作勋等，1986；黄汲清等，1990；肖序常等，1990），该扩张带可能东起玛纳斯南山的基性超基性岩带，经依连哈比尔尕山，到巴音沟蛇绿岩，该扩张带持续时间较短（肖序常等，1990）。依据中天山广泛存在酸性岩浆侵入，推测在晚石炭世洋壳已向中天山—伊宁板块俯冲，早二叠世晚期完全封闭，古生物资料也证明了这一点（吴绍组，1993）。

图5-5　新疆塔里木盆地石炭纪—二叠纪古构造及残留厚度图

从早石炭世早期开始，海水从西向东侵入，受南北陆缘隆起的控制，形成滨海海滩—泻湖—半闭塞台地环境，以灰色灰岩、砂泥岩及膏盐岩沉积为主，隆起前缘一带砂岩沉积相对较厚。随着海侵扩大逐渐淹没了柯坪隆起，并在原隆起部位发育了宽阔的台缘粒屑滩相颗粒灰岩，向北经乌什—拜城过渡至南天山克拉通边缘残留海盆地。在巴仑台—库鲁克塔格北可能为弧后盆地。晚石炭世塔里木盆地海水较早期开阔，发育台地相泥晶灰岩、泥晶粒屑粒岩，和滨岸沼泽相黑色炭质泥岩。唐古巴斯一带可能存在间断地来自南部的海侵作用，石炭系厚度600～900m。塔西南弧后裂陷盆地，以滨海相碳酸盐岩和砂泥岩为主，沉积厚度较大，达1000～1500m（图5-5）。
二叠纪开始，北天山消减作用增加，开始走向封闭。塔里木盆地自东向西逐渐抬升，海水也随之向西大规模撤退，由于板块南北的俯冲作用，南天山、塔里木盆地西部出克拉通边缘裂谷。在板块南部古特提斯洋板块向北俯冲，出现增生俯冲杂岩体和喀拉昆仑—西昆仑岩浆弧，在西昆仑库地北部和帕米尔地区的塔什库尔干断陷两侧发育较多的海西期花岗岩。
在叶城西南棋盘及北部地区下二叠统为滨浅海相沉积。岩性为灰岩、砂岩夹钙质页岩，下部含大量 类化石，向上粉砂岩、砂岩及泥岩增多，剖面厚度667m。
南天山一带出现陆内裂谷盆地，形成时间可能为晚石炭世—早二叠世，主要展布于南天山南缘近东西伸展的构造带，岩浆活动极为强烈，活动范围广、期次多，沉积厚度大，岩浆类型多样，以火山喷发为主，同时包括各种浅、深成侵入作用。在库车河—老虎台一带推测存在火山岩喷发和侵入通道（陈发景等，1994）。在沙雅隆起、阿瓦提断陷、巴楚隆起及柯坪地区普遍发育早二叠世火山岩，柯坪隆起下二叠统库普库兹曼组和开派兹雷克组中发育两套基性火山岩，与粉砂岩和粉砂质泥岩互层。巴楚隆起地表大规模出露二叠纪基性岩墙群，岩性以辉绿岩为主，在塔北、塔中钻井也揭示该套地层，如哈1井、哈2井、沙参1井、和深2井、沙42井、满西1井、皮1井等等，主要岩性为各种玄武岩、火山碎屑岩类及英安斑岩、流纹岩等。在阿瓦提、巴楚、麦盖提及和田地区，地震剖面明显反映了该期大面积岩浆喷发的存在，由于层状火山岩与顶部碎屑岩间存在较大的波组抗，出现强振幅、连续性好的波组特征，区域上分布较为稳定，主要展布于塔里木盆地中部和北部地区，向南逐渐连续性变差。通过对基性火山岩岩样的化学元素分析表明，它属于大陆富集上地幔部分熔融的产物，与大洋岛和大陆裂谷碱性稀土元素接近，应为克拉通内的裂谷盆地，属于区域拉张环境下的产物（陈发景等，1994）。
早二叠世末期，南部羌塘板块快速北移、俯冲消减增强，北昆仑洋壳环境随之消失，北部北天山洋和南天山弧后盆地封闭消失。塔里木盆及周缘地区抬升，海水全部退出，晚二叠世代表碰撞后期的沉积特征，以陆相碎屑岩沉积为主，主要沉积区为塔西南—塔中、南天山南缘及库车坳陷北部一带，反映了在早二叠世末构造格局下的充填式沉积。随着板块边缘的进一步挤压调整，二叠世晚期之后塔里木盆地进入板内变形阶段，周缘山系隆升，沉积面貌及构造格局改变，塔北和巴楚地区强烈抬升变形。柯坪、巴楚、麦盖提及西南坳陷部分地区，抬升剥蚀，以至缺失中新生代部分地层。三叠纪及其以后盆地发展，除与西南部印支—燕山期特提斯洋活动有关外，主要与大陆板块内部的均衡调整及一度活动的岩石圈冷却有关，为于大陆内部沉积盆地，属板内构造变形。

这一时期原始的中国陆壳内部产生裂陷作用，发育陆内裂陷、大陆边缘裂陷和陆内盆地等。尚欠稳定的华北克拉通进入一个内部及南北缘裂陷的地壳构造发展阶段。进入中元古代，华北克拉通整体上表现出稳定性质，但由于边缘活动带的影响，在克拉通内部及边缘局部薄弱地带发生裂陷作用，形成了一系列从海槽深入大陆内部的裂陷盆地。
中元古代早期，原始古中国大陆发生裂解，于华北古陆南北两侧分别形成秦祁裂陷和兴蒙裂陷两个大陆裂陷，且影响到台地内部（图3-2）。其中位于陆块北缘的有狼山裂陷和燕山-太行山裂陷（马杏垣等，1985），它们与兴蒙裂谷相连；位于地块南缘的有贺兰裂陷、晋陕裂陷槽或称富县-泾川裂陷槽及宜川裂陷槽。与鄂尔多斯盆地演化有关的陆块南缘3个坳拉槽，与秦祁裂谷相连，共同组成所谓的三岔裂谷或多臂裂谷系。祁连、秦岭两支裂谷进一步发育形成大洋裂谷。

图3-2 鄂尔多斯盆地及邻区中新元古代古构造略图

（据王双明等，1996）
1—隆起区；2—裂谷区；3—地区较薄区
中元古代末的晋宁运动，使上述裂陷槽关闭，并随华北克拉通一起上升成陆遭受剥蚀，大部分地区缺失新元古界青白口系。新元古代青白口系沉积主要分布在贺兰—陇县—洛南一带的低洼地带，为一残余海盆地内的堆积产物。除贺兰裂陷槽外，其他坳陷槽在显生宙的构造活动中未见明显活动，表明到中元古代末鄂尔多斯地块结晶基底固结程度已相当高，这是经过中元古代坳拉槽发育阶段，早期形成的结晶基底继续克拉通化的结果。
在鄂尔多斯盆地的中新元古界厚度图或中新元古代古构造图上，可以看出晋宁期的古构造面貌整体呈现隆坳相间并向西南倾斜的构造格局，自西北向东南依次是：昂苏庙-环县坳陷带、横山-庆阳隆起带、富县-泾川坳陷带、黄陵-彬县隆起带。其中两个坳陷带分别在桃1 井—城川1 井北和富县—延长两个地区形成局部深坳陷，其地层厚度达1000 m左右。直到寒武纪，中新元古界顶面古构造仍呈现隆坳相间的构造格局（图3-3）。晋宁期的古构造格局奠定了后期构造发展的基础，其中近SN向的横山-庆阳隆起则构成了中生代早中期的中央古隆起的雏形。

图3-3 鄂尔多斯盆地寒武纪古构造图

（据赵重远，1996修改）
1000～800 Ma的晋宁旋回，使中朝陆块、扬子陆块、塔里木陆块等大陆壳相互联结，形成古中国地台，其上覆盖了震旦纪—早寒武世的沉积盖层，之后古中国地台则大规模裂解（任纪舜等，1980，2000）。在其北缘形成了古生代古亚洲洋（王作勋等，1990；位于华北陆块北部的兴蒙海槽是其组成部分），而在其内部形成昆仑-祁连-秦岭等小洋盆，并解体成中朝陆块、扬子陆块、塔里木陆块等小陆块和众多微陆块（任纪舜等，2000）。

晚古生代的克拉通内裂陷作用是在加里东期“大隆大坳”背景下受基底大断裂控制而形成的。拉张裂陷作用初发期应为泥盆纪，主要发生在盆地边缘；到二叠纪拉张活动加剧[即峨眉地裂活动（罗志立，1985）]，并已延伸到盆地内部；到晚三叠世早期为高峰期，以大规模峨眉山玄武岩喷发为标志。早三叠世早期，拉张活动仍存在，但明显减弱，总体上以坳陷下沉、填平补齐作用为主。

一、盆地西北缘拉张断陷构造特征

盆地西北侧的龙门山地区，泥盆系发育齐全，厚度较大，最厚达6000m。泥盆纪沉积古地理格局明显受基底断裂张性活动控制，具有同沉积特征（图3-2）。龙门山北段主要表现为块断式基底的沉降与沉积物快速堆积平衡发展的关系，从而形成了巨厚的下、中泥盆统沉积地层。晚泥盆世茅坝期至早二叠世早期为盆地的稳定充填过程。据区域构造活动的阶段性及沉积物充填特征，泥盆纪沉积盆地的演化可以分为四期。

（1）构造强烈活动期

图3-1　上扬子板块北部边缘及邻区构造演化剖面（据袁学诚，1989；周国潘，1989；张二朋，1993等资料综合简化）

①石门－卢氏断裂；②洛南－栾川断裂；③北秦岭主中断裂；④唐藏－丹凤断裂；⑤山阳断裂；⑥凤县－镇安断裂；⑦白河－十堰断裂；⑧安康－竹山断裂；⑨红椿坝－岚皋断裂；⑩城口－房县断裂

相当于早泥盆世平驿铺期至甘溪早期，此时彭灌地区和轿子顶等地强烈上升遭受剥蚀，龙门山北段地区持续沉降，接受自西向东的古特提斯洋海侵。来自古（半）岛上的大量陆屑物质堆积在沉降区，形成了北西—南东向分带、北东向展布、北西厚而南东薄的平驿铺组及甘溪组下部的陆屑滨岸—陆棚相砂、泥岩（图3-2）。

图3-2　龙门山北段泥盆纪沉积演化示意图（郑荣和，1993，简化）

（2）构造间歇活动期

相当于早泥盆世甘溪晚期至中泥盆世观雾山早期。此时，垂直大陆边缘的北西向断裂（古半岛与盆地间的断裂）活动性减弱且呈间歇性，从而导致形成甘溪组至观雾山组下段陆源硅质碎屑和碳酸盐在剖面上的相间沉积及结构上的混合沉积。环境上即形成碎屑陆棚、混积型陆棚和同斜缓坡型碳酸盐台地的相互演化。即在基底断裂短暂活动期发育碎屑陆棚，平静期则形成缓坡型碳酸盐台地，相互过渡期就形成了混积型陆棚。

（3）海盆扩展期

相当于中泥盆世观雾山晚期至晚泥盆世沙窝子早期。由于盆地基底沉降速度小于海平面上升速度，加上古（半）岛已趋于剥蚀夷平，形成了向古陆（岛）方向的海侵超覆沉积。位于盆地南部彭灌古半岛上的什邡和绵竹等地，在超覆上来的观雾山组内或沙窝子组底发育有风化残积磷矿，这样，古半岛不再提供碎屑物质，因而盆地内以广泛发育清水型碳酸盐沉积为主。

（4）盆地收缩期

相当于晚泥盆世沙窝子末期至茅坝期，形成若干向上变浅沉积旋回。之后，盆地西南部隆升，超覆在古（半）岛上的观雾山组和沙窝子组地层遭受剥蚀。盆地内碳酸盐台地面积缩小，海水向西退出，大部地区浅滩化，沉积了数百米厚的颗粒灰岩。

石炭纪—二叠纪，龙门山地区仍处于拉张背景，沉积了厚达600余m的石炭系以及厚达1000余m的二叠系。拉张活动在晚二叠世晚期最强烈，以大隆组普遍发育放射虫为标志（金若谷，1989年）。

二、盆地腹部晚古生代裂陷作用特征

图3-3　中晚石炭世四川盆地原型图（据张渝昌等，1997，简化）

上扬子陆块内部，从晚泥盆世到晚石炭世，发育近东西向的拉张断陷盆地。海水自东向西侵进，其滨、浅海相碎屑岩和灰泥坪相白云岩、灰岩沉积不足200m（图3-3）。晚石炭世又发生区域性上升。经短暂间断后，使二叠纪早期的全球性海侵，淹没了整个扬子陆块，中国南方又成了统一的碳酸盐岩台地。上扬子地块上由西向东的沉积环境，为滨海潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩，经斜坡带到克拉通边缘浅水坳陷。沉积物厚150～1200m（图3-4），为深灰、灰黑色泥晶灰岩、粒屑灰岩、燧石灰岩、亮晶灰岩和生物灰岩及泥灰岩硅质岩等，属于欠饱和的台内坳陷盆地。

图3-4　早二叠世四川盆地及邻区盆地原型示意图（据张渝昌等，1997，简化）

早二叠世晚期（茅口期），台地上拉张活动加剧[即峨眉地裂活动（罗志立，1985）]，发育NWW向和NE向的断陷盆地（地槽），并相互交叉，因而台地上发生沉积分异。

在上扬子区主要有巴东－万源－广元北西向台槽，贵阳－遵义、咸丰－巴东北东向台槽等，台槽中以硅质灰岩、放射虫硅质岩沉积为主。这类断陷盆地，自中晚石炭世—晚二叠世具有一定的断承性。拉张断裂活动在晚二叠世早期为高峰期，盐源—会理地区有峨眉山玄武岩喷发，沉积厚度逾3200m，并不断扩大。在重庆、达县地区也有辉绿岩和玄武岩发现。玄武岩的喷发，改变了上扬子地区的沉积格局，自康滇隆起向东，由海陆交替的含煤岩系渐变为碳酸盐岩台地。由于台地上的断陷活动，台内裂陷槽扩大，在其两侧肩部发育众多的礁、滩相沉积，成为后期油气运移聚集的有利地带。

早三叠世早期，继承了晚二叠世的沉积格局，咸丰－巴东台槽向南扩展，与黔南、桂北海盆相连，并演化为浅水—半深水盆地，向西过渡为台地边缘浅滩和开阔台地。由于边缘浅滩逐渐扩展形成弧形滩堤，使其东西两侧的沉积环境发生了重大差异，西侧由局部台地变成了潟湖区（吴应林，1989）。

早三叠世晚期（嘉陵江期），弧形滩堤上进一步上叠了若干鲕粒滩，形成障壁岛，分布于台地边缘的贵阳、万县、宜昌、万源、镇巴一线。海水尚可频繁进退往复于台地上，有三次较大海进，而康滇隆起已被剥蚀夷平，陆源碎屑物极少。由于广泛沉积浅水灰岩，故而有白云岩、膏盐、灰岩的频繁互层和多次萨布哈沉积。

中三叠世，江南水下隆起成陆。上扬子台地内泸州－开江水下隆起也逐渐形成，改变了整个上扬子地区的沉积格局。与此同时，地台南的紫云—望漠一线边缘堤礁，也阻隔了南侧广海水体与台地内海水的正常交替。在此沉积构造背景下，上扬子台地内发生强烈的蒸发作用，使局限台地和潟湖的水平面不断下降，海底凹地成为干化盐湖盆地，而江南陆的大量陆源碎屑物快速（0.016～0.33mm/a）沉积于其西侧滨岸区，成为一个沉积厚2000m的凹陷盆地。这套陆源碎屑物一般不越过泸州－开江隆起带，说明江南陆块快速隆升时，泸州－开江隆起也在缓慢上隆，所以中三叠世盐盆主要发育在隆起以西，如大型的南充盐盆等（图3-5）。这样，在上扬子地区形成了两个台内坳陷盆地。另外中三叠世也曾有两次重要的海进期灰岩、泥灰岩广泛分布。

图3-5　中三叠世雷口坡组沉积时古地理图（据赵献文，1993，修改）

综观晚古生代—中三叠世的沉积构造演化，晚石炭世—二叠纪是沉积构造格局发生重大变化时期，扬子陆块在二叠纪时，台地内有隆坳分异。上扬子北部从泥盆纪开始到三叠纪由泥盆纪—石炭纪的拉张断陷，演化为二叠纪台内裂陷以及早三叠世台内坳陷。中三叠世在挤压构造背景下，形成江南隆起前陆坳陷和四川中部的蒸发岩盆地，继承在碳酸盐岩台内坳陷盆地之上。在四川西部的松潘－甘孜海盆是由志留纪开始的拉张裂谷盆地，逐渐演化成被动大陆边缘盆地的，并延续至晚三叠世早、中期。

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