上扬子西南部晚三叠世古隆起的识别

上扬子西南部晚三叠世古隆起的识别

0晚古生代至早三叠世沉积型油气浮力是指由地壳上升构造运动形成的正构造单元（saklani，2008）。隆起区的沉积填充、构造变形和地质演化在横向上存在很大差异,可形成地层不整合和伸展构造变形带,为研究地壳结构、大陆性质和演化提供了重要窗口(Heetal.,2009;孙衍鹏和何登发,2013)。古隆起则是一个相对概念,指盆地形成演化过程中某一地质历史阶段的隆起构造,并对油气等矿产资源的富集起到关键作用(何登发等,2008)。晚古生代至早三叠世,由于古特提斯洋的存在,上扬子西南缘发育较为稳定的被动大陆边缘盆地,内部则为克拉通盆地,全区以海相碳酸盐岩沉积为主(马永生等,2009)。至中‒晚三叠世,印支地块、思茅地块和中咱地块先后与扬子地块发生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),导致上扬子西南缘遭受构造挤压作用,使得上扬子西南部发生区域性抬升,中‒下三叠统海相碳酸盐岩乃至更老的地层遭受不同程度的剥蚀(马永生等,2009;梅冥相,2010)。同时,古特提斯洋闭合后发育的褶皱冲断带导致上扬子西南缘发生挠曲沉降,形成右江、楚雄和西昌前陆盆地,接受了大量由海相‒陆相沉积物,且沉积范围不断向上扬子内部扩展(秦建华等,1996;朱同兴等,2000;覃建雄等,2001)。为了揭示上扬子西南部晚三叠世盆山格局和构造演化,作者在大量野外地质调查和资料分析的基础上,通过对比上扬子西南部不同剖面上三叠统的地层柱状图,识别出上扬子西南部存在晚三叠世古隆起,并阐述这一古隆起的发育状况和隆起剥蚀区的演变过程,讨论古隆起的构造属性、演化及大地构造意义。1沉积相演变为海相、雅江、右江等三叠统扬子地块位于特提斯和环太平洋两大构造域的交接部位,深受二者的影响(Wangetal.,2013)。在晚三叠世,古太平洋俯冲作用的影响可能远达雪峰山构造带(LiandLi,2007),但是,上扬子西南部的盆山格局和构造演化主要受控于古特提斯洋的闭合和随后开始的碰撞造山作用(Wangetal.,2013;Faureetal.,2016)。古特提斯洋在三江地区具有多个分支,自西向东依次为龙木错‒双湖‒昌宁‒孟连洋、金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋和甘孜‒理塘洋(图1)(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016)。这三个分支洋盆都在中泥盆世打开,但洋壳的起始俯冲时间和洋盆的关闭时间则不同(Wangetal.,2016)。其中,龙木错‒双湖‒昌宁‒孟连洋的洋壳在石炭纪末开始向东俯冲于北羌塘地块和思茅地块之下,并于中二叠世消亡。之后,南羌塘地块、保山地块分别与北羌塘地块、思茅地块拼合,进入碰撞造山阶段(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016)。金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋的洋壳在石炭纪末‒二叠纪初开始向西俯冲于北羌塘地块、思茅地块和印支地块之下,至早三叠世末,洋盆关闭,北羌塘地块与中咱地块拼合,思茅地块、印支地块则与扬子地块发生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),导致右江和楚雄盆地转变为周缘前陆盆地(朱同兴等,2000;杜远生等,2013;Qiuetal.,2016)。在新生代,由于红河断层的左行走滑活动,金沙江‒哀牢山‒马江‒八布缝合带被错断成现今的形态(图1)(Faureetal.,2014)。甘孜‒理塘洋的洋壳则于早三叠世末开始向西俯冲于中咱地块之下,在洋盆西侧发育义敦火山弧,至晚三叠世诺利期,洋盆关闭,中咱地块与扬子地块发生碰撞(Wangetal.,2016),形成西昌前陆盆地(覃建雄等,2001)。上扬子西南部的上三叠统主要分布在四川、西昌、雅江、楚雄和右江盆地(图1、表1),沉积相总体由海相逐渐演变为陆相。四川盆地发育了卡尼阶马鞍塘组、诺利阶小塘子组和诺利‒瑞替阶须家河组,其中马鞍塘组是川西地区最后一套海相碳酸盐岩地层(米色子哈等,2012);小塘子组以海相碎屑岩沉积为主,但在川西南发育三角洲沉积(施振生等,2012);须家河组则为一套陆相含煤沉积(郑荣才等,2011)。西昌盆地发育诺利‒瑞替阶白果湾组,为一套陆相含煤沉积(覃建雄等,2001)。雅江盆地发育卡尼阶侏倭组、新都桥组和诺利阶两河口组、雅江组,为一套巨厚的复理石建造,但缺失瑞替阶(王晖等,2012)。楚雄盆地西部的上三叠统自下而上依次为卡尼阶云南驿组、诺利阶罗家大山组、花果山组和瑞替阶白土田组,为一套海相‒海陆交互相‒陆相沉积;盆地东部则缺失卡尼阶,发育诺利‒瑞替阶普家村组、干海子组和舍资组,也为一套陆相含煤沉积(朱同兴等,2000;张志斌和曹德斌,2002)。右江盆地仅西北部仍接受沉积,发育卡尼阶赖石科组、把南组,诺利阶火把冲组和瑞替阶龙头山组,为一套海相‒海陆交互相‒陆相沉积(秦建华等,1996)。2名称：距高度2.1下伏中三叠统砂岩的地层发育特征作者在研究区开展了重点剖面野外地质调查,结合1∶20万区域地质调查报告中的实测剖面资料,分析了145条上三叠统剖面的沉积特征,从中选择25条剖面组成4幅跨越上扬子西南部古隆起的地层柱状剖面图(图2),进行地层对比分析。剖面AA′(图2)位于研究区西部,近东西向跨越雅江、西昌和四川盆地(图1)。九龙铁厂河剖面属于雅江盆地沉积体系,沉积了4000多米厚的卡尼阶和至少800m厚的诺利阶,均为复理石沉积,但缺失诺利阶上部和瑞替阶。喜德红玛剖面属于西昌盆地沉积体系,缺失卡尼阶,但发育了870m厚的诺利‒瑞替阶白果湾组,为一套陆相含煤沉积,底部有厚约20m的砾岩,并与下伏前寒武系呈角度不整合接触。昭觉瓦井剖面位于西昌和四川盆地的交界部位,缺失卡尼阶,仅发育450m厚的诺利‒瑞替阶白果湾组,底部有厚约10m的砾岩,与下伏中三叠统泥灰岩呈平行不整合接触,且在剖面上部发育有大型交错层理(图3a)。美姑牛牛坝、雷波西宁和绥江三渡剖面都属于四川盆地沉积体系,发育约540~600m厚的诺利‒瑞替阶须家河组,为一套陆相含煤沉积,并与下伏中三叠统灰岩呈平行不整合接触。上述地层发育特征表明,西昌和四川盆地之间存在一个古隆起,但在诺利期便已被沉积地层超覆。剖面BB′(图2)位于研究区西南部,呈南西‒北东向跨越楚雄和四川盆地(图1)。禄丰‒平浪剖面属于楚雄盆地沉积体系,缺失卡尼阶,但发育1900多米厚的诺利阶普家村组、干海子组和瑞替阶舍资组,为一套河湖‒三角洲‒沼泽相沉积,其中的普家村组发育灰白色块状含泥砾砂岩(图3b),干海子组发育厚层状砂岩夹薄层泥岩(图3c)。其余5条剖面则属于四川盆地沉积体系,晚三叠世的沉积序列不完整,只发育诺利‒瑞替阶须家河组,其中的诺利阶仅在高县双河剖面发育约100m厚,瑞替阶则由高县双河剖面的近400m厚向南西方向逐渐减薄至会泽耳格箐剖面约200m厚。在彝良城北剖面发育灰黄色厚层‒块状砂岩(图3d),在高县双河剖面可见交错层理(图3e)。这5条剖面的须家河组底部为砾岩或砂砾岩,与下伏中三叠统灰岩呈平行不整合接触。上述地层发育特征表明,四川盆地的沉积范围在诺利‒瑞替期不断向南西方向扩展,超覆于古隆起之上。剖面CC′(图2)位于研究区南部,近南北向跨越右江和四川盆地(图1)。贞丰龙场和安顺郎岱剖面属于右江盆地沉积体系,发育了较完整的上三叠统。贞丰龙场剖面沉积了1330m厚的卡尼阶、690m厚的诺利阶和380多米厚瑞替阶,为一套海相‒海陆交互相‒陆相碎屑岩沉积,与下伏中三叠统灰岩呈整合接触。安顺郎岱剖面发育了约100m厚的卡尼阶、250m厚的诺利阶和350m厚的瑞替阶,各阶厚度均比贞丰龙场剖面薄,与下伏中三叠统砂泥岩互层呈平行不整合接触。毕节罗家院子至高县双河剖面则属于四川盆地沉积体系,均未发育卡尼阶,但发育诺利‒瑞替阶须家河组,诺利阶只在高县双河剖面发育,瑞替阶由高县双河剖面的近400m厚向南减薄至毕节罗家院子剖面约150m厚,均与下伏中三叠统灰岩呈平行不整合接触。上述地层发育特征表明,右江和四川盆地的上三叠统分别向北、向南超覆于古隆起之上。上述地层柱状剖面的对比结果表明,上扬子西南部在晚三叠世存在一个古隆起,导致这一地区的上三叠统发生不同程度的缺失。但是,晚三叠世的沉积地层是逐渐向古隆起超覆的。2.2晚三叠世盆地沉积期岩相古地理在晚三叠世卡尼期初,隆起剥蚀区展布于上扬子西南部大部分区域,沉积区仅分布在上扬子边缘的雅江、楚雄和右江盆地(图4a)。至晚三叠世卡尼期末,隆起剥蚀区的范围较卡尼期初有所缩小,但仍广泛展布在上扬子西南部(图4b)。对比卡尼期初和卡尼期末隆起剥蚀区的展布范围可知,四川盆地在卡尼期扩展到川西南部;雅江盆地持续接受沉积,沉积范围基本不变;楚雄盆地的沉积区在向北东方向扩展;右江盆地则处于萎缩状态,东南部转变为隆起剥蚀区,沉积中心略微向北西方向迁移。在晚三叠世诺利期末,上扬子西南部的隆起剥蚀区较卡尼期末时进一步缩小,主要分布在昆明‒昭通‒遵义一线(图4c)。对比卡尼期末和诺利期末隆起剥蚀区的展布范围可知,四川盆地诺利期的沉积地层逐渐向东、向南超覆到隆起剥蚀区之上,沉积区扩展至重庆‒宜宾一带;雅江盆地在诺利早期仍接受沉积,在诺利晚期成为隆起剥蚀区;楚雄盆地的沉积区进一步向北东方向扩展,西南部则转变为隆起剥蚀区;西昌盆地在诺利晚期开始发育,将四川和楚雄盆地连通;右江盆地的沉积区进一步缩小,但沉积中心继续略微向北西方向迁移。在晚三叠世瑞替期末,上扬子西南部的隆起剥蚀区仅在昭通‒昆明‒贵阳一线和西昌西南侧略有分布(图4d)。对比诺利期末和瑞替期末隆起剥蚀区的展布范围可知,四川盆地瑞替期的沉积区继续向南扩展至昭通‒遵义一带;楚雄盆地的沉积中心持续向北东方向迁移,导致昆明一带也成为沉积区;西昌盆地的沉积区向东有所扩展,并且一直连通四川和楚雄盆地;右江盆地的沉积区继续萎缩,仅在原右江盆地的西北部有所残留。综上,四川盆地晚三叠世的沉积区逐渐向东、向南扩展;雅江盆地在卡尼期‒诺利早期持续接受沉积,在诺利晚期成为隆起剥蚀区;楚雄盆地的沉积中心一直向北东方向迁移;西昌盆地从诺利晚期开始发育,逐渐向东扩展,并连通了四川和楚雄盆地;右江盆地的沉积中心在卡尼‒诺利期略微向北西方向迁移,但沉积区一直在萎缩。由于四川、西昌和楚雄盆地沉积区的扩展,上扬子西南部晚三叠世的隆起剥蚀区在不断缩小,但是,古隆起的相对高部位基本都处于剥蚀状态。3讨论3.1构造的构造作用上扬子西南部晚三叠世的古隆起与上扬子西南缘近于平行,位于右江、楚雄和西昌前陆盆地靠克拉通一侧(图5),并伴随这三个盆地的演化而形成、迁移和消失。因此,这一古隆起在大地构造位置上属于右江、楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起,其形成、演化与金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋、甘孜‒理塘洋的关闭及之后的碰撞造山过程有着密切联系。金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋在早三叠世末关闭,之后印支地块、思茅地块都与扬子地块发生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),形成向扬子地块逆冲推覆的褶皱冲断带,导致右江和楚雄盆地由被动大陆边缘盆地转变为周缘前陆盆地(朱同兴等,2000;杜远生等,2013;Qiuetal.,2016),并在这两个前陆盆地的靠克拉通一侧形成前缘隆起,即本文所关注的古隆起。在晚三叠世卡尼期初,古隆起仍由右江和楚雄前陆盆地的前缘隆起组成(图5a)。至卡尼期末,由于碰撞造山作用的持续进行,右江和楚雄盆地的沉积中心较卡尼期初向扬子地块内部迁移,导致古隆起也相应地向扬子地块内部迁移(图5b)。在诺利期,甘孜‒理塘洋关闭(Wangetal.,2016),中咱地块与扬子地块之间的碰撞造山作用造成雅江盆地隆升成为剥蚀区,并使得西昌前陆盆地在诺利晚期开始发育(覃建雄等,2001),西昌前陆盆地的前缘隆起也成为了古隆起的一部分。因而,至诺利期末,古隆起由右江、楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起共同组成,且碰撞造山作用使得右江、楚雄和西昌盆地的沉积中心以及这一古隆起都比之前进一步向扬子地块内部迁移(图5c)。至瑞替期末,右江前陆盆地停止发育,其前缘隆起基本被沉积地层超覆,古隆起仅由楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起组成,而且,楚雄和西昌盆地的沉积中心和剩余的这部分古隆起都比诺利期末进一步向扬子地块内部迁移(图5d)。因此,上扬子西南部晚三叠世古隆起在卡尼期‒诺利早期由右江和楚雄前陆盆地的前缘隆起组成,从诺利晚期开始由右江、楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起共同组成,至瑞替期末仅由楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起组成,且在晚三叠世不断向扬子地块内部迁移。3.2晚三叠世盆地的范围更广上扬子西南部晚三叠世古隆起是金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋和甘孜‒理塘洋关闭后在上扬子西南部的陆内响应,其构造属性和演化过程的厘定对研究四川盆地晚三叠世盆地原型具有重要意义。在晚三叠世,四川盆地的构造‒沉积格局可能由龙门山褶皱冲断带主导(Dengetal.,2012;Luoetal.,2013),或者是由龙门山、米仓山‒大巴山和雪峰山三个褶皱冲断带共同控制(郑荣才等,2009,2011),但是,这些结论的得出都基于现今四川盆地内上三叠统的沉积特征和周缘发育的褶皱冲断带,而晚三叠世盆地的范围更广。孙衍鹏和何登发(2013)曾在四川盆地北缘识别出剑阁古隆起,并认为这一古隆起属于勉略洋关闭后发育在扬子地块北缘的前陆盆地的前缘隆起,意味着现今四川盆地内部的上三叠统属于隆后坳陷沉积。本文在上扬子西南部识别出的晚三叠世古隆起则由右江、楚雄和西昌前陆盆地的前缘隆起共同组成,说明四川盆地的南部(宜宾、昭通和遵义地区)也属于隆后坳陷。因此,四川盆地在晚三叠世时期的构造‒沉积格局应与扬子地块北缘的勉略洋、西南缘的金沙江‒哀牢山‒马江‒八布洋和甘孜‒理塘洋的关闭及之后的碰撞造山