造山带隆升与前陆盆地构造演化

前陆类盆地的成因机制和演化~

前陆类盆地，是聚敛缩短构造环境中最重要的一类盆地原型。它的成因，就像其地位那样，无一不与毗邻造山带成为耦合关系(吴根耀，1998，2002)。正因为如此，才有Allen(见前述)及Reading(1986)“前陆盆地是在冲断带与被冲断带逆掩克拉通之间发育的大型沉积盆地”的定义和说法。
在国外，自Tankard在《前陆盆地》一书中，用北美阿巴拉契亚和科迪勒拉两个前陆盆地成因，“归因于是前陆岩石圈对掩冲带负载的均衡调整”或响应以来。前陆盆地的形成归因于掩冲作用(thrusting)和前陆岩石圈的挠曲(flxural)已无争议。在前陆盆地演化上，Tankard在同一篇文章中，强调了伴随掩冲带向前陆方向迁移和增生的3个阶段。分别是：①外来体(exotic)即增生楔形成的加积阶段。被称为太康型或阿巴拉契亚阶段；②在Acadian统至K2时期的被动大陆边缘风格进一步发展时期，此时期的后期，由于传送带(ramp)阻止了掩冲作用，导致冲断带的隆升；③冲断带超厚作用(overthick-ing)阶段……
在国内，冯福闿(1993)根据大型前陆盆地，往往有“冲断带、前陆深坳陷、前隆、向斜(应是隆后凹陷)”结构组成的特点，将四川、塔里木及准噶尔前陆盆地的形成，主张采用端载沉降模型(Turcotte，1986)形成机理来解释(图1-9)。

图1-9 前陆盆地的成因解释

(据冯福闿，1993)
A—塔里木盆地；B—四川盆地；C—弹性板加载挠曲弯曲模型
冯福闿还用四川、塔里木、准噶尔3个中新生代前陆盆地的沉降曲线(图1-10)，进一步说明了这些前陆盆地所具有的不同发展阶段(前中新生代)和相同阶段(中新生代)的演化历史，最后得出：“造山带推覆体垂向加载和水平挤压是造成前陆坳陷沉降的主要驱动力源，同时也含有前陆沉积物的负载平衡沉降的成分在内”(冯福闿，1993)。
几年以前，笔者在北京李思田教授处看到了他刚从国外购回的 Gerhard Einsele所著《沉积盆地》一书。Einsele在该书第12 章中涉及残留海(Remnant)及前陆盆地的讨论，引发了笔者的兴趣，从而将此一部分复印后带了回来。

图1-10 中国中西部前陆盆地沉降的曲线

(据冯福闿，1993，有修改)
Einsele与以前的作者不同处是：是在前陆盆地系统中，即将一个前陆盆地结构，分成楔顶(Wedge top)、前渊、前隆及隆后等四个部分同时，主张前陆产生挠曲沉降的动力是4种载荷，分别是①已进入造山带的火山弧上的地形高地负载；②因被动边缘潜没在传送带(ramp)上下潜产生的潜没载荷；③盆地充填负载，以及④在弧后盆地形成上作者增加了一个板块动力负载(Dynamic Slab Load)(见图1-11)。其次，Einsele将前陆盆地的演化，分作从冲断作用开始到松弛(Relaxation)，再到均匀沉降和(最后)到回跳(rebound)的一个旋回，如图1-11c中的4个演化阶段：①此时，第1个冲断作用产生源区物质供应充分，前隆上升，但位置在海平面以上，此时前渊沉降明显加大；②该阶段伴随源区因剥蚀导致地形高度降低，物源供应减少，前隆向前渊方向迁移；③被称作是一个相对稳定的或相持的沉降阶段；④该阶段，地壳回跳是一种均衡回跳，新的源区供应充分，盆地充填已满，并在原前隆部位产生“反向的周缘凸起”(外缘反凸起-隆后凹陷)。
在Einsele的前陆形成机理和演化模式中，综合了前陆盆地这几年许多新的概念和成就：
支持Decelles和Giles(1996)将前陆划为由四种结构组成的前陆系统概念。
吸收了前人“冲断造山带前锋”的概念，在此用OWF(the front of the orogenic wedge)表示在造山带楔体中划分出了楔顶(相当山麓地带中的薄皮冲断)。有了OWF和TF(地形上的前锋)之间的概念，以及前陆早期沉积形变和变位的概念，就等于对前陆的发展和演化从递进推覆前渊迁移到沉积和沉降中心迁移上(见本书案例二)作了未加说明的涵盖。

图1-11(a，b和d根据Decelles和Giles；1996；c图有几个来源，如Zweigel，1998)

a，b—进入造山带的火山弧前区的周缘前陆盆地以及弧后区的弧后盆地，注意沉降产生的不同类型；c—在一个前陆盆地演化旋回中，包括①(初始)活动的逆掩断层作用，②表现为源区的变化、前隆后退、沉降减少的松弛(relaxiation)阶段，③均匀或变化不大的沉降阶段，④均衡回返(isotatic recoil)和“反向的周缘隆起”沉降阶段，此阶段伴随前隆区沉积源以及不整合地位的改变；d—修改后的前陆盆地模式图。原造山带楔体前锋(OWF)已被覆盖和埋藏于年轻的沉积物之下。注意OWF和冲断地形前锋(TF)之间不同的空间位置
Einsele意见的另一个特色，是强调了形成大陆边缘前陆盆地的四种负载(loading)，而且把地形负载(topographic)放在形成前陆挠曲动力之首。在前陆演化中，Einsele以图1-11c中的①负载作用(应是冲断负载Loading)；②松弛(relaxation)；③均匀沉降(uniformsink)及④回跳(rebound)，以三种图型作了4个阶段的划分。从图型上看，不包括未示出的③阶段，大体相当于Price(1984)早期聚敛碰撞或称复理石前陆阶段，过渡阶段以及碰撞后期的磨拉石盆地阶段。
在前陆盆地形成动力学的模拟上，在国内已有建立在岩石圈挠曲概念和挠曲模型基础上的详细讨论(何登发，1996)；有以地质模型、数学与力学模型为基础的涉及川西前陆形成机制的讨论(刘翠荣、吴乃苓等，2001)。其特点，都是从前陆盆地自身的沉积和构造演化资料出发，来设计古构造应力场的边界条件和岩石力学参数，不妨把这种模拟认作是正演办法。
最近，笔者在读由McClay和Whitehouse执笔的《双侧造山带模型模拟》的文章中(McClay，2004)，获得另一种感受。McClay以砂箱试验所完成的造山带双向冲断楔体模拟的特点，不是先从前陆本身的资料出发，而是从作为一个具有双侧背冲冲断楔体的所谓“花”式山链(图1-12a-b)的模拟出发。既然前陆盆地发生的主要动力边界条件是一条碰撞山链，那么，如能模拟出这种山链两侧冲断楔体产生的以序次为核心的规律，从盆山耦合的机理出发，应该可以反演出前陆挠曲沉降的序次和规律。实际上，McClay的模拟结果，确实验证了他的动机。图1-13a-c，不仅说明了双侧由冲断楔体组成的代表造山带增生的递进推覆的方向、时间和序次，还间接地指出了前陆盆地前渊产生的序次和迁移的方向，还对一个双侧造山带所具有前楔(prowedge)、后楔(retrowedge)及轴部隆起带(axial uplift zone)结构，以及为什么多数双侧造山带都具有不对称性(如我国的秦岭)作出了合理的解释(图1-12b)。
中国西部的造山带，从秦岭到昆仑，再从祁连山到天山，都是多旋回的造山带(黄汲清，1977)。就像扬子东南缘从川东到湘(鄂)西带上的递进推覆(见案例二)，分别是由加里东、印支、燕山和喜马拉雅4期推覆形成的冲断楔体那样，前陆盆地的构造演化，在中国中西部也是多旋回的，如果能从鉴别不同时期的褶皱冲断前锋端线(tip-line of fold-thurst front)中，找到特定时期的冲断前锋端线位置，就能将该造山带的增生历史，与前陆盆地的演化历史联系在一起。例如：“八五”期间，我们在西昆仑山前带上找到晚三叠世和侏罗纪的前渊，但又主张包括且末—若羌以南的侏罗纪盆地认做是伸展盆地(秦都，2005)显然是不妥的。主张中国西部侏罗前陆是“伸展”的作者，大概都没有注意到该期前陆的性质是属于前陆演化中的均匀沉降阶段(见图1-11③)，是一个沉降和沉积速率相对前期(T3)及后期(第三系)的一个从松弛到不均匀沉降阶段的产物。反之，笔者支持用羌塘碰撞、拉萨碰撞、科希斯坦-德拉斯和喜马拉雅4期的碰撞历史(见图1-4)，以及这种碰撞的远距离效应(图1-7)，来认识中国中西部前陆盆地的形成和演化。

图1-12a 一条碰撞山链就是一朵“花”

(据Mattauer，1989)

图1-12b 一条碰撞山链所具有的双侧背冲褶皱和冲断系统的概略模型

(据McClay，2004)

图1-13 造山带双向冲断楔体模拟

(据McClay and Whitehause，2004)
a—试验模拟最初阶段图解；b—实验模拟最后阶段图解，表示双侧背冲楔体系统的关键组成；c—双侧背冲楔体的解释，表示各项参数实验结果

南华北地区特殊的大地构造位置（华北板块南部及其与秦岭—大别造山带结合部，东临著名的NNE向走滑断裂系—郯庐断裂系）决定了其独特而复杂的构造演化历史。通过对深部地球物理、区域地质及大量的地震、钻井等地质资料的系统研究，认为南华北地区新元古代—新生代构造演化及形成的不同类型盆地与中元古代泛亚洲古板块裂解（刘长安，1979）、古秦岭洋及古—新特提斯洋形成演化、华北板块与扬子板块碰撞、太平洋板块与欧亚板块俯冲、郯庐断裂走滑有关。其构造演化基于太古宙—古元古代结晶基底、长城纪—蓟县纪坳拉槽形成演化，经历了6个阶段（表2.1、图2.3）。在区域大地构造背景下，本书从盆地沉积格局和充填层序特征出发，探讨南华北地区新元古代—中生代不同构造演化阶段原型盆地沉积演化特征，以便能够深入地认识奥陶系充填的沉积体系类型、特征及层序发育模式。
自中元古代始，古中国板块大陆地壳在离散构造背景下导致大陆裂解（程裕淇，1994）活动的不均衡性，即以先存的古元古代线型构造为先导，形成了一系列三叉裂谷，构造演化上是从裂陷向坳陷过渡，沉积上是从火山岩建造向碳酸盐岩过渡，于华北陆块南北边缘演化成为坳拉槽。以栾川—固始断裂为界，其北为豫西坳拉槽及徐淮坳拉槽，其南的北秦岭区仍为裂谷环境。表现在沉积—火山岩建造上，栾川—固始断裂两侧截然不同。北侧的南华北地区由北向南分别发育了五佛山群和汝阳群，总体上，它们主要为一套石英砂岩、长石石英砂岩、页岩，夹少量白云岩，底部普遍为含砾砂岩的滨岸—潮坪相碎屑岩沉积，厚度向南加大达1000～4000m。栾川-方城地区的管道口群及栾川群以碳酸盐岩沉积为主，岩性以白云岩为主，夹大量燧石条带、团块，含丰富叠层石，说明向南海水变深。总体上，自北向南由滨岸-潮坪过渡为局限台地沉积环境。
表2.1 南华北地区构造演化阶段及盆地类型一览表



图2.3 南华北新元古代—新生代构造演化及盆地类型

豫西坳拉槽位于华北陆块南部边缘中段，东起汝南、确山，西至晋、豫、陕交界的潼关，南临秦岭梅槽，北到侯马、长冶，呈三角形展布。盆地具二元结构，由早期裂陷和晚期坳陷相叠加而成，组成完整的坳拉槽发展旋回。
2.1.3.1 新元古代被动大陆边缘裂谷—克拉通坳陷阶段（Pt3）
（1）构造演化
自新元古代开始，伴随着华北陆块北部兴蒙海槽强烈扩张，华北陆块南缘的秦岭海槽也同时强烈扩张，扬子和华北陆块之间已经形成了秦岭—大别洋，为松树沟—宽坪洋的继续发展。沿商丹断裂带发育的中、新元古代松树沟蛇绿岩及宽坪蛇绿岩属小洋盆型蛇绿岩（张宗清等，1991；周鼎武等，1995；张国伟等，1995），表明在秦岭中部已经出现洋盆。
青白口纪末期，华北陆块受挤压作用，南部边缘掀斜抬升，豫西盆地沉积终止，发生构造反转，成为剥蚀区。只有徐淮及其以东区域保持大面积海水覆盖。
华北陆块与扬子陆块自晋宁运动拼合不久，在震旦纪拉张应力作用下发生裂陷和热沉降，秦岭海槽再次开裂，海水沟通，震旦系在河南境内主要分布于叶县—鲁山断裂以南及安徽境内。在徐淮及其以东区域发育了一套滨—浅海相富镁碳酸盐岩夹泥页岩沉积序列，厚3500～5000m。震旦纪晚期，华北陆块整体抬升遭受风化剥蚀。之后，于早寒武世初期在安徽的淮南、河南的确山、临妆等地形成了浊积扇粗碎屑沉积。该套沉积前人（章雨旭等，1998，曹高社等，2006）认为是震旦纪山麓冰川型的冰碛岩沉积，从其沉积特征及砾屑的成分来看，这套砾岩应为早寒武世初期的产物。同时在徐准盆地的中、北部发育了一套泥页岩—碳酸盐岩—碎屑岩的蒸发台地相沉积，表现出华北陆块南北沉积环境的明显差异。
（2）盆地类型
南华北地区大致以栾川—确山—固始—肥中断裂为界，其北的华北地区仍然保持稳定克拉通的沉积构造环境，其南侧因北秦岭海槽的继续发展，逐渐演化成被动大陆边缘，华北陆块形成克拉通坳陷盆地（余和中等，2006）。南华北陆块南部发育克拉通—被动大陆边缘盆地，其内部可分为豫西—徐淮台坳及周口台隆（图2.4）。分布于栾川—固始断裂以南的四岔口岩组及谢湾岩组为一套复理石杂砂岩夹基性火山岩、泥质碳酸盐岩建造，厚达3000～6000m（席文祥等，1997），说明北秦岭区仍为裂谷盆地环境。新元古代北淮阳地区亦处于裂陷环境，安徽境内的新元古代—早古生代佛子岭岩群为一套绿片岩系，其下部郑堂子岩组的原岩为双峰式火山岩及碎屑岩（周鼎武等，1998）。南部边缘发育700～600Ma大红口组碱性火山喷发岩，也表明为大陆裂谷环境。
豫西—徐淮台坳沿义马、驻马店、淮南—徐州一线呈北西向展布，北东部即为周口台隆，为碎屑岩—碳酸盐岩建造，沉积厚度最大达到700m。该台坳是克拉通盆地南部的边缘坳陷，南与古秦岭洋相连。该台坳发育有青白口系八公山群，属一套陆棚相为主的沉积，以泥岩及具丘状交错层理的泥晶灰岩为主，表明海水比河南南部更深，这些沉积均属典型克拉通稳定型碎屑岩—碳酸盐岩建造，沉积厚度1200m以上。
震旦纪时，南华北地区盆地类型及沉积格局与青白口纪既有继承性又有差异性。震旦纪，周口台隆范围扩大，豫西台坳趋向于消失，徐淮台坳持续发展（图2.5）。
徐树桐（1987）研究认为，南华北地区早古生代克拉通盆地的构局是“一隆一坳”，即栾川—阜阳台隆北为洛阳—宿州台坳，洛阳、登封地区厚度最大，可达 1430m。通过进一步研究认为，南华北地区这种被动大陆边缘—克拉通盆地台坳及台隆格局变化较大。古生代盆地是新元古代克拉通盆地的继承和发展，早寒武世初，华北陆块整体沉降，海水由东南侵入，以克拉通坳陷的稳定沉降、碳酸盐岩夹碎屑岩沉积为特征。

图2.4 南华北地区青白口纪原型盆地


图 2.5 南华北地区震旦纪原型盆地

2.1.3.2 早古生代早期被动大陆边缘克拉通坳陷阶段
（1）构造演化
早寒武世—中寒武世，华北陆块南侧继续存在的古秦岭洋持续扩张，南华北地区在前期基础上演化为成熟的被动大陆边缘—克拉通盆地，沉积环境分析显示水体总体向南加深。寒武系总体以台地相及潮坪、 湖相白云岩及颗粒灰岩为主，夹粉细砂岩及泥岩，为典型台地型沉积。
（2）盆地类型
寒武纪辛集期，南华北地区古地势西高东低，海水由南部海槽入侵，形成漯河台坳及徐淮台坳（图 2.6），其中的徐淮台坳比漯河台坳规模大。漯河台坳呈近东西向，而徐淮台坳呈近南北向，沉积了一套滨海相含磷碎屑岩地层。

图 2.6 南华北地区辛集期原型盆地

寒武纪馒头期南华北地区盆地海水继续由东向西侵入，沉积范围扩大，水体加深，漯河台坳又演变成登封台隆，淮南台坳分解形成鹿邑台坳和灵璧台隆，西北及东南为登封台隆及灵璧台隆的构局（图2.7）。早期，形成杂色（以紫红色为主）的碎屑岩夹碳酸盐岩地层，发育藻丘及生屑灰岩；晚期，水体不断加深，海侵范围最大，主要沉积了一套碳酸盐岩地层，厚 204 ～ 955m。

图2.7 南华北地区早馒头期原型盆地

2.1.3.3早古生代中期主动大陆边缘弧后盆地—克拉通坳陷阶段（3—O2）
（1）构造演化
早寒武世末期，古秦岭洋壳向华北板块俯冲，导致了华北板块南缘性质发生了根本变化，由前期的被动大陆边缘转化为主动大陆边缘，南华北南缘形成了完整的沟—弧—盆体系，南华北南侧演化为弧后盆地。古生代丹凤蛇绿岩是古秦岭洋的残迹。二郎坪群代表了弧后盆地形成和扩张时期的记录（李亚林等，1999）。受古秦岭洋的制约，华北陆块南部边缘先后经历了复杂的由离散边缘到会聚边缘的演化过程，早古生代晚期至晚古生代早期，由主动大陆边缘俯冲转换为碰撞，南华北地区处于隆升状态。
其中，于二郎坪群火神庙组基性熔岩中获得的全岩Rb—Sr年龄为581Ma±39Ma（河南区调队，1994），玄武岩夹层中硅质岩获得了丰富的微体化石（王学仁等，1995），包括牙形石类Acodusoneotensis和放射虫类Entanctinia complanata，其时代属早、中奥陶世。而南华北主体发展为挤压背景下的克拉通盆地，这种挤压作用使华北陆块南缘抬升，克拉通坳陷沉积向北退缩。加里东晚期整个华北板块主体因同时受其南、北两侧的板块汇聚俯冲作用的影响，表现为整体抬升剥蚀。
晚奥陶世—中泥盆世，扬子板块向华北板块继续俯冲，主俯冲带的位置可能为勉略—岳西缝合带（张国伟等，1988；董树文等，1993）。早古生代中晚期，秦岭洋消亡，华北陆块与扬子陆块对接，东秦岭—大别山与华北已经发生陆陆碰接，西秦岭仍存在残留海（任纪舜等，1991），因而造成了南华北地区缺失早奥陶世—早石炭世沉积。
晚寒武世—中奥陶世总体以台地相及潮坪、湖相白云岩、颗粒灰岩夹泥岩为主，为典型台地型沉积。沉积环境分析显示地势南高北低，水体总体向北加深。
（2）盆地类型
晚寒武世南华北盆地开始发生构造反转，南缘逐渐抬升，海水向北退缩。由早古生代早期的北高南低转化为南高北低。崮山期及炒米店期沉积一套灰色灰岩、白云岩，厚100～380m，北厚南薄。由于受怀远运动的影响不仅频繁间断暴露，而且使灵璧台隆及开封台隆趋于消失，淮南隆起，淮北地区转化为坳陷，即淮北台坳（图2.8）。

图2.8 南华北地区崮山期原型盆地

中奥陶世下马家沟期，由于华北陆块南缘抬升为陆，与秦岭海槽隔开。南华北地区海水由北向南侵进，到达三门峡—汝南一线，形成太康—周口台坳（图2.9）。此时在南华北地区沉积了一套碳酸盐岩。中奥陶世上马家沟期，地壳受挤压抬升，海水补给减少，蒸发量远大于补给量，淮北台坳向北萎缩，在徐州以北受怀远运动影响，形成近东西向展布的大型碳酸盐岩蒸发台地，沉积浅灰色白云岩、夹多层石膏和盐岩。中奥陶世峰峰期末，加里东运动使坳陷隆升为剥蚀区，下古生界遭受剥蚀。

图2.9 南华北地区奥陶纪原型盆地

2.1.3.4晚古生代克拉通—陆内坳陷盆地阶段（C2—P）
（1）构造演化
晚古生代，华北陆块与扬子陆块及西伯利亚陆块对接后，表现出陆块会聚拼合的继承性（解东宁，2007）。早期坳陷向北倾斜，海侵来自北东方向。晚期坳陷的海侵从北东、南东双向进入，这可能与南秦岭海槽打开有关。晚二叠世，华北、扬子地块完全焊接，强烈的陆内走滑造山作用形成北秦岭逆冲褶皱带。
（2）原型盆地
晚石炭世起，南华北地区海水从北东方向侵入并不断向南西方向扩展，晚石炭世末期海水抵达了三门峡—郑州一带，沉积了一套滨浅海相砂泥岩地层，夹灰岩和薄层煤。底部则为穿时的铁铝质风化壳层，与下伏地层呈不整合接触，厚度20～40m。沉积中心位于开封及徐州地区，为开封—徐州台坳（图2.10）。
早二叠世太原期—山西期，由于华北板块与西伯利亚板块对接碰撞，使得华北板块古地势转变为北高南低。海水也已由早先的北东方向的侵入转变为东南方向的入侵，在华北地区形成了广阔的陆表海环境，由于各种环境适宜，沉积了一套准碳酸盐台地相和三角洲—
湖潮坪相的暗色砂泥岩、灰岩和煤层，此时古地理格局复杂，三角洲—湖潮坪相中容易形成煤炭资源（图2.11）。此期为华北地区的主要成煤期之一。
中二叠世下石盒子期，南华北地区的沉积特征与北华北地区具有明显的差别，主要表现在南华北地区当时为适合植被生长的温湿气候环境，因而植被茂盛，沉积了一套以三角洲相带为主的黄绿、灰绿色含煤砂泥岩地层，中上部夹多层硅质海绵岩，东部含煤品质较好而西部较差。硅质海绵岩的出现，表明此时该地区仍为受海水影响的近海环境。

图2.10 南华北地区晚石炭世本溪期原型盆地


图2.11 南华北地区早二叠世太原期原型盆地

晚二叠世上石盒子期，随着华北板块南北向挤压作用的增强，华北盆地整体抬升，海水完全退出，盆地进入陆相沉积发展阶段。华北板块北部强烈隆升，古地形北高南低，沉积物源自北向南（徐辉，1987），此时的气候由温暖湿润转变为干旱炎热，沉积了一套以河流相为主的红色碎屑岩地层夹淡水灰岩及石膏（图2.12）。

图2.12 南华北地区晚二叠世上石盒子期原型盆地

晚古生代南华北地区盆地主要包括开封—徐州台坳及民权—丰县台隆（图2.10、2.11、2.12）。开封—徐州台坳位于民权—丰县台隆以南，台坳总体呈北西向，但形状不规则，太康以北地区沉积厚度最大；民权—丰县台隆位于开封—徐州台坳以北地区，南至商丘南，在早二叠世发育的台隆，呈南北向展布，该台隆面积较小、发育时间短。2.1.3.5 早中生代陆内坳陷阶段（T1—T3）
（1）构造演化
晚二叠世末海水完全退出，南华北海相沉积终止。三叠纪，南华北地区演化为大型陆内坳陷盆地，形成陆相碎屑含煤沉积。由南而北三叠纪地层厚度逐渐增厚，并且北部三叠纪地层发育齐全，南部主要发育早三叠世地层，平顶山北坡落凫山—王家寨下三叠统刘家沟组实测地层厚＞466.72m（平顶山幅1∶25万区域地质调查报告，2005），豫西厚550～700m，铜川和济源地区分别为沉积中心，沉积厚度达1000m以上。刘绍龙（1986）研究认为，华北三叠纪沉积中心位于地块西南部的华池—铜川—洛阳—郑州一带。
早、中三叠世，南华北盆地基本继承了二叠纪的格局，湖盆较晚古生代盆地原型略有减小，由湖泊相沉积逐渐转变为河湖相和河流相沉积，粒度明显变粗，气候变干旱炎热，一般为红色碎屑岩沉积。盆地原型属于克拉通陆内坳陷盆地（图2.13）。
中三叠世末的印支早期运动后，大型内陆盆地的面貌发生了剧烈变化，表现为盆地大幅度萎缩。即中三叠纪表现为克拉通盆地萎缩阶段，构造环境为碰撞造山（挤压）。造成原型盆地内三叠纪地层的大范围的剥蚀，且剥蚀厚度较大，高达3000m。三叠纪末的印支运动结束了三叠纪盆地的发育，使盆地向西北进一步退缩。
北秦岭地区也有上三叠统发育，其露头主要出露于周至柳叶河、商县以东蟒岭南侧、卢氏双槐树—汤河（瓦穴子盆地地层厚1710.75m）、南召县鸭河、马市坪等地（马市坪—留山盆地地层厚942.06～681.4m）。区域上分布于栾川—固始断裂以南，呈东西向条带状展布，由于断层切割及侵蚀缺失，造成现代以隔绝的小盆地形态出露。对于其沉积环境，前人多认为是山间断陷盆地，但在南召东南部发育的上三叠统以细碎屑岩沉积为主，属湖泊沼泽相沉积，表明了在北秦岭地区曾出现过较大范围的湖相沉积。根据其岩相及植物群均可与延长群对比，且未见到晚三叠世山间盆地磨拉石堆积，推测有可能它们原来与华北是连成一片的，是华北大型坳陷盆地的边缘相带沉积。该时期在秦岭—大别造山带以北可能发育有前陆盆地。合肥盆地和信阳盆地印支期剥蚀，均缺失三叠纪沉积。由于三叠系在周口坳陷分布局限且钻井揭示不多，在此不多叙述。
（2）原型盆地
早、中生代三叠纪南华北盆地主要为洛阳—济源坳陷、临汝坳陷，南部周口—六安一带尚有长山—太和隆起（图2.13）。
洛阳—济源坳陷位于洛阳、济源一线，呈北东向展布。义马市谢洼—李庄三叠纪地层厚度最大，为2730m，其余地区地层厚度在688～874m，其中济参1井874m、洛1井688m、伊1井860m。它由伊川台坳演化而来。开封坳陷三叠系包括中下三叠统和上三叠统，厚0～3500m，其中上三叠统仅发育在济源凹陷，厚1050～1750m，为灰黑、深灰色泥岩、粉砂岩和砂岩互层沉积，为中生界主要生油岩系。中下三叠统厚800～1800m，为红、褐色泥岩和暗紫色砂岩不等厚互层，横向分布差别较大。西部的济源凹陷沉积最厚，达1800m，至中牟凹陷的杜营次凹厚仅800m，民权也有中下三叠统。黄口、成武、鱼台则缺失中下三叠统。中牟、民权、黄口、成武、鱼台地区相对隆升，处于剥蚀环境，缺失上三叠统。而以西的济源地区相对沉降，发育与中三叠统连续的上三叠统。厚度除济源地区可达2000～500m（T3-J2）以外，大多仅1000m以下。

图2.13 南华北地区三叠纪原型盆地

周口坳陷三叠系主要分布在北部凹陷带的鹿邑凹陷以及淮阳、倪丘集凹陷，向南大部分地区缺失。残存地层为中、下三叠统，与上覆古近系呈不整合接触。三叠系中下统在周参9井钻厚445m（全部为刘家沟组）、周参13井钻厚652m，顶部产赫尔末克星孔轮藻和直轮藻未定种，属二马营组，根据地震资料解释，其下与二叠系孙家沟组之间应属刘家沟组和和尚沟组。中、下三叠统岩性主要为河流相发育的棕红色砂岩、泥岩互层夹砾岩层。
临汝坳陷位于太康隆起北部，呈不规则状。向北到中牟、成武，三叠纪地层厚度变化较大，为390～1293m，其中周参8井钻厚1292m（其中刘家沟组厚391m，和尚沟组厚232m，二马营组厚669m），鹿1井大于1090m，南1井1390.5m。
2.1.3.6晚中生代前陆盆地—断陷盆地阶段（J1—K2）
（1）构造演化
燕山早期，南华北地区发生由南向北的逆冲推覆，随着陆内挤压，逆冲作用向前推进，其逆冲前锋达潼关—鲁山—淮南一线。南华北南部已为地形高差很大的剥蚀区，在栾川—确山—固始主逆冲断裂前缘形成晚三叠世—早、中侏罗世前陆盆地。因此，在晚三叠世—早、中侏罗世，南华北地区发育了以合肥盆地为代表的陆内前陆盆地，并与周口坳陷以及位于秦岭—大别褶皱带内的信阳盆地组成统一的坳陷型“河淮盆地”（图2.14）。在鲁山—淮南一线以北，印支运动表现为大型的隆拗结构，晚三叠世—侏罗纪形成复向斜的继承性坳陷盆地，如济源盆地及成武盆地。其中，早侏罗世在河南渑池和安徽六安一带沉积了下侏罗统含煤岩系，它们与中侏罗统之间为连续沉积。中侏罗统下段沉积后，发生一次构造运动，造成中侏罗统下段与中侏罗统上段之间的区域性不整合。中侏罗世，在河南省渑池-济源、成武-鱼台和安徽省舒城-合肥地区形成凹陷，沉积了中侏罗统河湖相含煤碎屑岩系。

图2.14 南华北地区侏罗纪原型盆地

（2）原型盆地
前已述及，南华北地区晚中生代自北而南主要发育开封断陷、周口断陷及合肥前陆盆地。另外，在平舆—蚌埠隆起以北的泗县、南召马市坪、留山一带也发育小型断陷盆地（图2.14）。
印支运动后，开封断陷在相对凹陷的地区发育了早、中侏罗世，它们一般规模不大，其分布相对独立、分散，盆地走向多为近EW或NWW向，属大陆内断陷盆地，即开封断陷早、中侏罗世盆地原型为局部断陷盆地。
中、下侏罗统厚0～850m，分布于济源、黄口、成武、鱼台凹陷，其中济源凹陷侏罗系分为下侏罗统鞍腰组和中侏罗统马凹组。鞍腰组厚300～460m，由深灰—灰黑色泥岩、粉砂质泥岩与灰色砂岩、灰质粉砂岩组成，其中深灰、灰黑色泥岩具备生烃条件；中侏罗统马凹组厚130～280m，上部主要由褐色、深灰、灰黑色泥岩及浅灰、棕红色粉砂岩、砂岩组成，下部为一套长石石英砂岩。济参1井鞍腰组厚为35m、义马组厚为244m、马凹组厚160m。黄口、成武、鱼台凹陷侏罗系中、下统为汶南组，厚850m左右，为一套紫色、灰紫色泥岩、粉砂质泥岩、含砾砂岩、砖红色中细粒砂岩。
晚侏罗世—早白垩世期间，周口地区的构造环境主要受控于大别造山带核部热穹的强烈隆升和郯庐断裂带、麻城—商城—夏邑断裂带的右行走滑以及复活的北西西延伸的左行活动的断裂的联合作用。周口断陷中、下侏罗统较少，厚度200～500m，主要见于周参10井、23井，岩性为深灰、灰黑色泥岩与灰—浅灰色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、砂岩及砾岩夹少量灰黑色碳质泥岩和煤层。其中，周23井碳质泥9m、煤6m；周参10井碳质泥岩88m、煤8m。另外，周22井、周26井可能存在中、下侏罗统。与上下地层角度不整合接触。周口断陷带南部东岳凹陷，周参6井中、下侏罗统地层主要为一套红色碎屑岩沉积，厚267.5m，在南部固始、淮滨、息县一带钻探的地质浅井也揭示了这套地层，岩性为一套紫红、暗红色泥岩与灰、灰白色泥岩互层，厚度大于500m。
合肥盆地位于华北板块的南缘，其南部边界为秦岭—大别造山带，东部以郯庐断裂带为界。三维埋藏史揭示，合肥盆地的中、新生代沉积演化历史受大别造山带和郯庐断裂带的共同控制，盆地沉积中心的迁移与大别造山带和郯庐断裂的活动密切相关。盆地内发育的中、新生代地层主要包括侏罗系、白垩系、古近系以及新近系，目前的最大沉积厚度超过10000m（王利等，2007）。侏罗纪为前陆盆地，沉积中心早期位于舒城凹陷，晚期位于郯庐断裂一侧，即丁集—肥东凹陷东部的肥东一带（图2.15）。仅安参1井钻遇下侏罗统（厚1261m），安参1、合深3井两口井钻遇中、上侏罗统，其中，安参1井钻遇中侏罗统厚2040.5m、上侏罗统厚366.5m，合深3井钻遇中、上侏罗统厚约1600m。侏罗系岩性以泥岩与砂岩呈不等厚互层为主，下侏罗统岩性主要为厚层砂质泥岩、泥岩夹薄层泥质粉砂岩，主要分布于盆地的南部，沉积中心位于舒城凹陷，最厚达2500m，向北逐渐超覆尖灭，尖灭线位于合深3井至合深6井一线。中、上侏罗统主要为紫红色泥岩、粉砂质泥岩与紫红色、灰色粉细砂岩组成不等厚互层，局部分别形成砂岩、泥岩富集段，合肥盆地以西的河南商城—光山地区出露的上侏罗统朱集组为一套砂砾岩粗碎屑沉积，厚度可达2000～3000m。推测这套侏罗系沉积在南华北地区南部（舞阳—合肥）属一个统一的断陷盆地，向北减薄（倪丘集凹陷现今残存侏罗系仅500余米）。其北侧为太康—蚌埠前陆隆起，推测侏罗纪时期其缺失沉积并很可能成为其南、北侧盆地的剥蚀物源区。在以济源为沉降中心的豫西及开封—黄口地区则主要表现为一套上三叠统合肥盆地以侏罗系的稳定克拉通型陆相沉积，以砂岩、粉砂岩夹泥岩为主，总体上沉积物粒度较周口—合肥前陆盆地要细，且其成分成熟度较高，以石英质砂岩占多。
白垩纪时期，大别造山带对该盆地的控制减弱不明显，而郯庐断裂带却发生了大规模的走滑拉张运动（Zhuetal.，2005），受其影响，合肥盆地也表现为走滑—拉分盆地特征。朱巷组是郯庐断裂带挤压挠曲凹陷沉积。新生代以后，随着郯庐断裂活动性减弱，大别造山带重新成为控制合肥盆地演化的主要因素和主要物源区（王利等，2007）。
从始新世中、晚期开始，太平洋板块运动方向再次发生显著的变化，板缘的俯冲、消减作用造成了地幔物质的调整和运动，引起板块内部不均衡升降以及岩浆活动。由于印度板块继续北移，青藏高原急剧隆升，对周围块体产生侧向挤压。华北盆地南部地区于渐新世末期整体隆升及遭受一定程度的剥蚀，从而形成新近系与古近系之间的沉积间断及角度不整合，这是喜马拉雅运动的主要表现。
至中新世，华北盆地南部地区普遍整体下沉，形成了新近纪华北盆地南部统一的大型坳陷型盆地，现今所谓的华北盆地南部也就是指该期盆地。本区新近系和古近系在全区分布广泛，厚度在平面上变化不大，沉积中心位于北西向展布的中牟—西华—周口一线，向两侧逐渐减薄，其中最大厚度可达2000m。
综上所述，南华北地区自震旦纪至新近纪经历了被动陆缘盆地—克拉通坳陷盆地—拉张/拉分盆地—伸展盆地的演化历史，即Z—1古秦岭洋拉张，华北南部随之下沉形成被动陆缘；?2—S古秦岭洋关闭，华北南部隆升；C2—P1古勉略洋扩张鼎盛期，华北南部下沉发育近海克拉通内聚煤坳陷；T2—3大别造山，华北南部沉积区由南向北、由东向西萎缩；J—E叠加陆内分隔型盆地，沉积差异明显。

现在大多数造山带的重力异常为负异常，反映岩石密度亏损，即在造山带之下存在或聚集有低密度硅铝物质（沉积岩和花岗岩）。在异常厚的沉积物堆积带中，重力异常值相当明显，达-300毫伽，这种异常值表明存在地壳基底坳陷。大陆碰撞带中的造山带地球物理资料表明，碰撞导致地壳极大地加厚，从而引起负布格重力异常，而且就是剥蚀比较严重的造山带，如阿帕拉楔亚山，也有类似的负重力异常。横穿碰撞造山带的重力观测，也表明异常一般表现为轻微不对称，布格异常的最小值一般与地貌高点不吻合，稍偏向于造山带腹地，即板片向下的方向。相反，结晶推覆体和沉积推覆体是推向前陆，这种布格异常的不对称是不对称地壳结构的地球物理反应。在阿尔卑斯山进行的地震反射折射研究也证实了这一点（Austrheim，1991），阿尔卑斯山壳幔边界的深度可达50 km（Mueller，1989），也有资料表明深度可达57 km。地球物理资料证实莫霍面向大陆碰撞带变深，在喜马拉雅山藏北碰撞带的莫霍面深达60～70 km（Holt、Wallance，1990），最深75 km（Guo，1993）。Labscher（1990）也给出阿尔卑斯山北部存在50～55 km深、厚度5～10 km一个层存在异常低的P波速，这个根带为紧密的向斜，可能在底部破碎，由于很深的岩石圈俯冲，上地壳被拆离推进堆迭，结果产生阿尔卑斯山复杂的推覆构造。

七十年来许多国家开展的大陆深部地层反射研究（COCORP，ECORPS，BIRPS，SWAT，EGT，DECOORP，GGT）结果表明，尽管许多显生宙造山带具有不同地质历史以及复杂的地表地质特征，但它们的反射剖面却具有地壳规模上的相似性，可以归纳出克拉通—显生宙造山带一般反射剖面，从克拉通到造山带可依次划及为四个带（Allmendiger等，1987）：A带（大陆弱变形克拉通带），线状薄层状反射对应于弱变形沉积盖层，上部1/2～1/3的地壳反射弱，中下地壳为倾向多变的反射面、绕射面，莫霍面附近的反射、绕射显著减弱，缺少横向连续的高幅反射；B带是以薄皮状冲断性质为主的造山带前陆，地壳浅部反射强，反映变形沉积，深部少见反射；C带为克拉通外缘，出现向造山带内部倾斜的反射面，并延伸到地壳深处，代表地壳规模的断坡带；D带为造山带腹地中下地壳发育许多水平或倾斜的反射面，反射性下地壳顶界的深度为0～20 km，莫霍面附近还出现横向上连续高幅反射带，反射莫霍面多出现显著的层纹状、其厚度1～6 km，此带常伴随着较高温度梯度、岩浆活动以及伸展作用。

但在许多挤压带中，如阿尔卑斯山、华力西、落基山风河逆冲带，深部地震主要为鄂鱼状（seismic crocodiles）的反射体，类似于板片构造（flake tectonics）（Oxburgh，1972）和楔状构造（Price，1986）。有的学者认为这种反射形态是不同地体组成的（Meissner、Sadowiak，1992）。这种视察到的“鄂鱼状”可能真正代表地壳楔入和拆离构造，在此处较硬的相对刚性层像三明治与较软弱层交错混合，产生类似的鄂鱼图象，近水平层纹状下地壳和相伴随平坦莫霍面则被解释为挤压造山作用后期形成，可能形成在拉伸塌落（collapse）过程中（Bird，1991）。在造山后期塌落中，相关这种下地壳加热和拉伸发育的地壳层纹状常切穿先形成的逆冲断层（Meissner、Sadowiak，1992）。目前普遍认为，反射性下地壳形成于造山带演化的晚期，有两种形式的反射性下地壳：一种为鄂鱼状特征、一种为层纹状特征，这两种特征似乎代表造山带构造带构造发育的两个端元。造山带深部反射结果，也揭示出造山带边界断层向下延伸的情况。边界断层为强烈倾斜的带状反射层，有时出现在上地壳，有时也可出现在上地幔中（代表地壳规模的断坡）（Cook，1986）。中地壳主要为板状反射层（Meissner，1989；Meissner等，1991），代表地体边界线或板块俯冲的边界。在中下地壳顶部，上地壳倾斜反射层的底部出现折射聚集（Sadowiak、Wever，1990）。这些成果揭示出造山带隆升的深部作用方式和特征，为进一步探讨造山作用过程和造山作用，盆地形成及演化提供了非常重要的信息。

在造山带中，冲断构造控制前陆盆地演化主要方式为两种：一种是负荷作用，另一个是造山带提供了沉积盆地物源。负荷主要有三类：①冲断层造成地壳增厚作用产生的正载荷；②由于剥蚀作用产生的负载荷；③由沉积作用引起的正载荷。所以在探讨冲断系与前陆盆地构造关系时，非常重要的是建立组成碰撞造山作用的大尺度冲断系堆迭次序，前陆盆地的几何形态和沉降史是由加载岩石圈的冲断堆迭演化所控制。在简单背驮冲断作用中，前陆盆地和前缘隆起将以一定速率向克拉通方向运动。如假设岩石圈弯曲刚度恒定，这个速率是冲断位移和增生的函数，但对区域背驮或分支、上叠式冲断次序堆迭，将造成岩石圈载荷加大，向克拉通方向迁移的速率降低，前陆盆地不断加深，前隆持续隆升，但变形前缘固定。如北亚平宁山前，渐新世-中新世复理石阶段前陆盆地以5～10 mm/a迁移到亚德利亚海湾弯边缘，中新世变形前缘迁移速率为0.25～10 mm/a，前陆盆地中心迁移速率达7.5 cm/a，沉积物聚集速率达1000 m/Ma（Ricchi，1986；Boccaleletti，1990）。南比利牛斯山，变形前陆速率为3.5 cm/a，快速沉降产生3.5 km厚浊积岩。在澳大利亚和Banda岛弧之间的2～3 km深Timor-Tanimbor海沟，在上新世中期地地壳缩短率为6～12 cm/a，岛弧隆升速率1～3 mm/a，沿盆地轴前陆盆地沉降速率达1 mm/a，说明了岛弧隆升和前陆盆地沉降是在一个数量级上。瑞典西部阿尔卑斯前陆盆地沉积范围，在渐新世为9 mm/a，在中新世达20 mm/a（Sinclair，1991）。喜马拉雅山前的更新世末期粗砾岩，向西南的前积速率为30 mm/a（Burbank，1988）。

前陆盆地坳陷也归因于汇聚系统造山带的冲断加载作用，由于造山带负荷发育的不连续性，前陆盆地演化也具有幕式特征（episodic）（Steckler，1990；Warschbusch、Royder，1992；Fleming、Jordan，1989，1990；Beaumont等，1988）。

多数前陆盆地源于汇聚作用，从被动大陆边缘演化而成（Jordan，1981；Bradley，1989；Tankard，1986a，1986b；Lash，1988；Kneller，1991；Pilgram，1989），也有从弧后盆地演化成弧后前陆盆地（Stockmal等，1986；Bond等，1988；Wilson，1992）。在造山带演化不同阶段对应于前陆盆地不同沉积特征。从被动大陆边缘到前陆盆地演化期可划分为四个演化阶段（杨庚和钱祥麟，1992）：①被动大陆或裂谷边缘形成阶段，其沉积物具有明显不对称性，一侧为浅水沉积，另一侧为深水沉积；②前陆盆地早期饥饿阶段（starved），该阶段冲断构造席加载在减薄大陆边缘之上，形成明显不对称沉积盆地，沉积物为半深海、深海，常常是浊流沉积，此时造山带未形成，刚出露水面；③前陆盆地晚期补偿阶段，冲断席体和前陆盆地向克拉通方向迁移，前陆盆地变浅，前陆和造山带抬升剥蚀；④前陆盆地补偿过足阶段，造山带已形成并加载在刚性大陆克拉通之上，前陆盆地变浅，沉积陆相磨拉石。

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