广西主要构造运动

1、广西主要构造运动运动 由地球内力引起岩石圈的变位、变形以及洋底的增生和消亡的作用 称构造运动。构造运动产生褶皱、 断裂等各种地质构造， 引起海、陆轮廓的变化、 地壳的隆起和拗陷以及山脉、 海沟的形成等。 是使地壳不断变化发展的最重要的 一种地质作用， 引起地震活动、 岩浆活动和变质作用。 晚第三纪以来的构造运动 在地貌、 地物上保存较好， 人们称之为新构造运动； 晚第三纪以前发生的构造运 动叫古构造运动；又将人类历史时期到现在所发生的新构造运动称为现代构造运 动。广西构造运动频繁，计有 21 次，其中以四堡、广西、东吴、及燕山运动最 为强烈，具有造山运动性质， 显示出具多旋回的构造运动特征，

2、据此可将广西划 分为四堡、扬子加里东、华力西、印支、燕山和喜马拉雅等 6 个构造旋回。四堡运动1957 年，广西石油普查大队首先根据罗城仫佬族自治县四堡圩湾塘角附近， 丹洲群与四堡群之间的不整合关系而创名。 后来，广西区域地质调 查队于 19631964年和 1966 年，在九万大山地区发现丹洲群与四堡群普遍呈明 显的角度不整合接触， 元宝山一带为平行不整合接触， 从而进一步证实四堡运动 的存在，发生时间大致在 10001100 百万年前。桂北四堡期地槽经四堡运动褶 皱回返，在九万大山和元宝山西侧一带形成一系列向北或向东南倒转的紧密同斜 褶皱，同时伴随有小规模中酸性岩浆侵入和区域变质作用， 形

3、成本洞、 大坡岭等 花岗闪长岩体和一套浅变质岩系。 本洞岩体与上覆丹洲群沉积接触， 其同位素年 龄为 1063 百万年。运动强度自西向东变弱。富禄上升 广西区域地质调查队 19621965 年在三江侗族自治县富禄附 近，发现震旦系富禄组底部为粗砂岩及含铁板岩， 与下伏的长安组平行不整合接 触，将造成此地质现象的构造运动称富禄上升。 这次发生于震旦纪长安期末的构 造运动，涉及面不广，主要发生在三江、龙胜一带，是一次局部上升。肯城上升在九万大山南侧罗城肯城一带，震旦系陡山沱组底部为厚2040cm 的砾岩，与下伏的南沱组平行不整合接触，将造成此地质现象的构造运动称肯城上升。这次发生于震旦纪陡山沱期与

4、黎家坡期之间的构造运动， 涉及面小， 主要发生在罗城肯城一带，是一次局部上升。郁南运动 莫柱孙 1965 年根据广东省郁南县所见奥陶系与寒武系间平行 不整合而创名。 广西岑溪县筋竹至广东郁南一带， 奥陶系底部或下部砾岩中含有 变质的砂、 页岩和花岗岩的砾石； 博白县黄陵一带， 下奥陶统下部有厚达数百米 的含砾长石砂岩；大明山地区下奥陶统底部亦有厚 45 米的砾岩存在；桂东北兴 安龙胜一带， 在其影响下沉积环境发生了明显的变化， 由寒武纪半深海深海 相复理石、 类复理石沉积变为早奥陶世白洞期浅海相含藻类碳酸盐沉积。 云开大 山地区下古生界混合岩、混合花岗岩，同位素年龄值为 487552 百万年，

5、时间 与该运动相当接近。 桂北、桂中、桂西广大地区只见寒武系出露而无奥陶系分布。 说明在早奥陶世沉积之前， 广西地壳曾发生过部分隆起上升， 海域收缩， 同时使 早奥陶世沉积环境发生明显的变化。北流上升 莫柱孙 1962 年根据北流市民安水库出露的下志留统底砾岩中， 见有天堂山片麻岩砾石所反映的地壳运动而创名。 广西区域地质调查队于 1975、 1980年确定民安水库下志留统灵山群下部之下有一套厚数十米至数百米由粗砂 岩、含砾砂岩和砾岩组成的滑塌浊积岩系。在广西，志留系只出露于桂东南、桂 南和桂东北地区， 其它地区未见奥陶系和志留系， 说明发生于奥陶纪与志留纪之 间的北流运动， 使郁南运动形成的

6、隆起区继续抬升和扩大， 海域亦因此进一步萎 缩，致使部分地区没有奥陶、志留系沉积。广西运动 丁文江 1928年创名，是指造成广西泥盆纪 “莲花山砂岩”与“龙 山系”（下古生界）角度不整合接触所代表的构造运动，是发生于志留纪与泥盆 纪之间的地壳变动， 相当于世界通用的加里东旋回的末幕。 广西运动强度大， 影 响范围广， 是一次造陆性质的褶皱运动， 除钦州玉林一带未受影响外， 全区丹 洲群至志留系均被卷入褶皱， 并上升成陆地遭受剥触。 该运动纪录的显著标志是 泥盆系普遍以角度不整合覆于下古生界和更老的地层之上， 在环江、罗城、融安、 永福、临桂、兴安、全州一带，中泥盆统乃至上泥盆统角度不整合超覆于

7、寒武系 和其它更老地层之上。 泥盆纪海浸到达较晚的桂西、 桂北等地亦见超覆现象， 如 德保至隆林一带， 下泥盆统塘丁组与寒武系呈角度不整合接触。 伴随该运动， 有 中酸性岩浆侵入，形成越城岭、猫儿山、海洋山等花岗岩体，它们侵入于下古生 界而且大多数与泥盆系呈沉积接触，同位素年龄值为 377418 百万年。这一年 龄值大致代表了广西运动的时间。平旺上升 这是发生于早、 中泥盆世之间在桂南局部地区的一次上升运动。 桂南平旺一带，小董组底部有一套厚 50m 的火山碎屑角砾岩，具底冲刷，以及 层凝灰岩、 凝灰质硅质岩， 表明钦州海槽在早泥盆世晚期曾发生剧烈活动， 导致 火山喷发，形成火山碎屑流，属地壳

8、上升运动性质。柳江运动 朱森 1932 年命名，指广西下石炭统与上泥盆统之间的不整合所 反映的构造运动。李捷等 1934 年认为命名地柳江县拉堡镇马鞍山出露的石炭系 与泥盆系间为“交角不整合”。李四光 1939 年，张文佑等 1941年，赵金科 194 7、1959 年，都曾论及柳江运动。广西石油普查大队 1959 年认为柳江县马鞍山 所见的泥盆石炭系间实为断层接触。广西区域地质调查队 1970 年查明柳州地区 下石炭统岩关阶与上泥盆统为整合接触， 认为区内大部分地区没有柳江运动的地 层纪录，但局部地区存在沉积间断， 如兴安县崔家乡长冲屯所见， 上泥盆统五指 山组顶部有侵蚀面； 东兰县金谷乡火

9、烟洞见岩关阶平行不整合于融县组之上； 龙 州县武德乡逐卜、 扶绥县渠黎乡弄烟村一带， 大塘阶超覆于上泥盆统之上。 说明 泥盆纪末期部分地区存在上升运动，仍以柳江运动称之。黔桂上升 地壳运动之一。赵金科等 1959 年根据广西下二叠统栖霞阶和 上石炭统马平群间的平行不整合所反映的地壳运动而创名。 现已查明， 广西大部 分地区石炭、 二叠系之间为整合接触关系， 仅南丹、河池一带以及平乐县二塘见 栖霞阶与马平群或壶天群呈平行不整合接触。 这些地区栖霞阶底部有数米至数十 米厚的炭质页岩夹薄煤层或铝土矿， 其底部往往有砾岩或粉砂岩覆于上石炭统顶 部凹凸不平的风化侵蚀面上， 表明晚石炭世末地壳局部上升并遭

10、受一定程度的剥 蚀。东吴运动 地壳运动之一。 李四光 1931 年在江苏省南京附近创名， 系指发 生于早、 晚二叠世之间的地壳运动。 这是一次普遍的地壳上升运动， 全区大部分 地区上二叠统底部为厚数米至 20 余米的粘土矿层或铁铝岩，标志着地壳曾经过 较长时间的上升剥蚀阶段。 但在钦州一带表现为强烈的褶皱造山运动性质， 使钦 州残余海槽封闭， 这时广西地区已完全进入一个统一的华南板块之内， 而桂西地 区处于台盆构造环境中的早、 晚二叠世则为连续沉积。 东吴运动影响较广， 强度 各处不一，具有从东往西强度从强到弱的趋势。苏皖上升运动 属于印支旋回的第一幕。发生于早三叠世与晚二叠世之 间，称苏皖上

11、升运动， 在龙州扶绥一带， 下三叠统超覆于上二叠统或下二叠统 之上；在隆林安然一带， 下三叠统上部超覆于上二叠统之上， 表明地壳具有明显 的上升运动并遭受短暂剥蚀。 其它广大地区仍然处于水下环境， 继续接受三叠纪 沉积，其间振荡运动及海底火山活动强烈， 形成三种不同的沉积建造； 一是浅海 台地相碳酸盐建造； 二是浅海深海盆地相碎屑岩建造； 三是火山岩建造。 同位 素年龄值为 245Ma。桂西上升运动 属于印支旋回的第二幕 。发生于早三叠世末至中三叠世初 之间，称桂西上升运动。在隆林一带，中三叠统百逢组超覆于上二叠统之上，此 外，在桂西和桂西南一带， 早三叠晚期和中三叠世初普遍有酸性火山活动及少

12、量 的中性基性火山活动。 在武鸣县灵马、田阳县那么一带产生近东西向轻微褶皱， 地壳露出海面， 经过短期侵蚀之后， 又继续下沉， 形成下三叠统与上覆中三叠统 或中三叠统下部与底部地层之间微角度不整合或喷发不整合接触。 中三叠世， 桂 西地区地壳急剧下沉， 海水变深， 地槽型沉积迅速向碳酸盐台地沉积区扩大。印支运动 属于印支旋回的第三幕。 发生于晚、中三叠世之间的构造运动， 称印支运动。是继广西运动以来的又一次极其强烈的褶皱造山运动， 波及全广西， 使地层发生褶皱， 桂西海槽封闭， 形成印支褶皱带， 从此结束海相地层的沉积转 而进入陆相沉积新阶段。 十万大山地区上三叠统平垌角度不整合于中三叠统板八

13、 组之上，以及沉积不整合于印支期台马岩体之上，其中缺失晚三叠世早期沉积； 其余地区为晚三叠世晚期早侏罗世早期的那周尾组或天堂组角度不整合于晚 古生代地层之上。构造线方向各处不一，以北东向为主，次为北西向，亦有东西 向和南北向， 台地区为缓开阔的褶皱， 盆地区为紧密线状褶皱。 伴随该构造运动 有大量酸性岩浆侵入， 构成了桂东南桂南一带的岩浆岩带， 岩体同位素年龄偏 新或偏老，摆辐较大，为160-390Ma, 般为200-230Ma,伏波岩体侵入下三叠 统，被下侏罗统沉积覆盖，年龄值为 235Ma,大致可代表该运动的时限。燕山第一幕 发生于早白垩世与晚侏罗世之间的构造运动。在该构造运动 影响下，地

14、层发生褶皱和断裂，同时产生强烈的酸性、中酸性岩浆侵入活动，形 成花山、姑婆山、栗木等数十个燕山早期岩体或岩群，并有钨、锡、铌、钽等成 矿作用。共有三次岩浆侵入：第一、二次为酸性岩；第三次以酸性岩为主，部分 为中性或基性酸性岩。 桂东及桂东南下白垩统普遍角度不整合于侏罗系及更老 地层之上， 但在十万大山盆地却不明显推测为平行不整合接触关系。 同位素年龄 值157 195Ma。在该构造运动的影响下，块断升降运动活跃，沿着北东向灵山 藤县、凭祥大黎深断裂之间、 桂林来宾大断裂和东西向宜山柳城大断裂 带，发育一系列大小不等的断陷或拗陷盆地。 此时本区地壳被分割成桂西、 桂北、 桂东和桂东南四个块断区。

15、块断区边缘及桂东南块断区内部分地区地势比较低 洼，早白垩世在这些低洼处，积水成湖，形成数十个大小不等的陆相盆地。以十 万大山和贵县桥圩盆地规模最大（面积 25006000多平方公里）。在干燥炎热 气候条件下盆地中沉积了一套数百米至五千余米的类磨拉石和红色复陆屑建造， 来宾和桥圩盆地部分为含膏盐建造。燕山第二幕 发生于早、晚白垩世之间构造运动。早白垩世末该构造运动 波及全区， 产生大规模的断裂活动和较强的褶皱及岩浆侵入。 形成许多北东、 北 西向区域性大断裂， 它们对晚白垩世盆地的形成和分布有着明显的控制作用。 沿 着博白岑溪、南丹昆仑关断裂带有较强的重熔或同熔型中、酸性岩浆侵入， 形成陆川、昆

16、仑关、南丹县大厂等为数众多的岩体，并有钨、锡、铜、铅、锌等 多金属成矿作用。岩体同位素年龄值108-116Ma。此时，火山活动几乎遍布所有 盆地，火山总体由东南往西北，由强到弱，由酸性向基性的变化规律。燕山第三幕 发生于晚白垩世早、晚之间的构造运动。该运动影响全区， 导致普遍的地壳抬升和极为强烈的块断运动，使晚白垩世地层产生宽展型褶皱。 博白岑溪、灵山藤县、 南丹昆仑关等北东、 北西向和部分东西向区域性深、 大断裂再次发生激烈活动。 在这些断裂带上， 以及它们之间交接复合部位， 造成 一些直线状、 折线状和交线状第三纪前的盆地基底构造。 盆地中早第三纪的类磨 拉斯山麓快速堆积， 说明由该构造运

17、动造成的块断山高差比较悬殊。 在博白涔 溪深断裂带及其东南侧， 桂西南丹、巴马、都安和英桥等数十个浅成或超浅成中、 酸性斑岩类小岩体和煌斑岩岩群，并有钨、锡、钼、铅、锌和稀土等成矿作用。 同时，形成白垩纪上统罗文组与西垌组为平行不整合的接触关系， 其底部有厚度 不等的砾岩。同位素年龄值 80-90Ma。燕山第四幕 发生于白垩纪末与第三世初的构造运动。 是一次较强烈的构 造运动，使陆相断陷盆地褶皱隆起。桂北和桂西大部地区地势较高，遭受剥蚀， 缺失沉积。 桂东南、 桂南、桂东地区和右江流域， 断陷盆地发育， 湖泊星罗棋布。喜马拉雅第一幕 发生于早、晚始新世之间早始新世末期，地壳一度上升 之后复下沉

18、。 导致百色、 南宁盆地晚始新世与早始新世之间的沉积间断， 形成不 整合接触关系 （百色盆地那读组与下伏洞均组之间为平行不整合接触关系，或超覆于更老地层之上）。北部湾地区地壳开始下沉，湖盆不断扩大变深，海水逐渐 侵入，由陆相渐变为海陆交替相沉积。 该区发展为新生代大型沉积拗陷区， 一系 列横贯北部湾拗陷的北东 70 度方向的阶梯式断裂的形成，改变了该区中生代以 来北东北北东方向的构造格局。喜马拉雅第二幕 发生于晚始新世末期的构造运动，影响百色、南宁等局 部地区，盆地曾一度上升， 经短暂的侵蚀后复又下沉， 造成局部沉积中断。 同时， 桂林来宾大断裂活动性增强， 沿断裂带在来宾凤凰至柳州一带发育成新的小型 断