上揚(yáng)子西南部晚三疊世古隆起的識別

上揚(yáng)子西南部晚三疊世古隆起的識別

0晚古生代至早三疊世沉積型油氣浮力是指由地殼上升構(gòu)造運(yùn)動形成的正構(gòu)造單元（saklani，2008）。隆起區(qū)的沉積填充、構(gòu)造變形和地質(zhì)演化在橫向上存在很大差異,可形成地層不整合和伸展構(gòu)造變形帶,為研究地殼結(jié)構(gòu)、大陸性質(zhì)和演化提供了重要窗口(Heetal.,2009;孫衍鵬和何登發(fā),2013)。古隆起則是一個(gè)相對概念,指盆地形成演化過程中某一地質(zhì)歷史階段的隆起構(gòu)造,并對油氣等礦產(chǎn)資源的富集起到關(guān)鍵作用(何登發(fā)等,2008)。晚古生代至早三疊世,由于古特提斯洋的存在,上揚(yáng)子西南緣發(fā)育較為穩(wěn)定的被動大陸邊緣盆地,內(nèi)部則為克拉通盆地,全區(qū)以海相碳酸鹽巖沉積為主(馬永生等,2009)。至中?晚三疊世,印支地塊、思茅地塊和中咱地塊先后與揚(yáng)子地塊發(fā)生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),導(dǎo)致上揚(yáng)子西南緣遭受構(gòu)造擠壓作用,使得上揚(yáng)子西南部發(fā)生區(qū)域性抬升,中?下三疊統(tǒng)海相碳酸鹽巖乃至更老的地層遭受不同程度的剝蝕(馬永生等,2009;梅冥相,2010)。同時(shí),古特提斯洋閉合后發(fā)育的褶皺沖斷帶導(dǎo)致上揚(yáng)子西南緣發(fā)生撓曲沉降,形成右江、楚雄和西昌前陸盆地,接受了大量由海相?陸相沉積物,且沉積范圍不斷向上揚(yáng)子內(nèi)部擴(kuò)展(秦建華等,1996;朱同興等,2000;覃建雄等,2001)。為了揭示上揚(yáng)子西南部晚三疊世盆山格局和構(gòu)造演化,作者在大量野外地質(zhì)調(diào)查和資料分析的基礎(chǔ)上,通過對比上揚(yáng)子西南部不同剖面上三疊統(tǒng)的地層柱狀圖,識別出上揚(yáng)子西南部存在晚三疊世古隆起,并闡述這一古隆起的發(fā)育狀況和隆起剝蝕區(qū)的演變過程,討論古隆起的構(gòu)造屬性、演化及大地構(gòu)造意義。1沉積相演變?yōu)楹Ｏ?、雅江、右江等三疊統(tǒng)揚(yáng)子地塊位于特提斯和環(huán)太平洋兩大構(gòu)造域的交接部位,深受二者的影響(Wangetal.,2013)。在晚三疊世,古太平洋俯沖作用的影響可能遠(yuǎn)達(dá)雪峰山構(gòu)造帶(LiandLi,2007),但是,上揚(yáng)子西南部的盆山格局和構(gòu)造演化主要受控于古特提斯洋的閉合和隨后開始的碰撞造山作用(Wangetal.,2013;Faureetal.,2016)。古特提斯洋在三江地區(qū)具有多個(gè)分支,自西向東依次為龍木錯(cuò)?雙湖?昌寧?孟連洋、金沙江?哀牢山?馬江?八布洋和甘孜?理塘洋(圖1)(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016)。這三個(gè)分支洋盆都在中泥盆世打開,但洋殼的起始俯沖時(shí)間和洋盆的關(guān)閉時(shí)間則不同(Wangetal.,2016)。其中,龍木錯(cuò)?雙湖?昌寧?孟連洋的洋殼在石炭紀(jì)末開始向東俯沖于北羌塘地塊和思茅地塊之下,并于中二疊世消亡。之后,南羌塘地塊、保山地塊分別與北羌塘地塊、思茅地塊拼合,進(jìn)入碰撞造山階段(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016)。金沙江?哀牢山?馬江?八布洋的洋殼在石炭紀(jì)末?二疊紀(jì)初開始向西俯沖于北羌塘地塊、思茅地塊和印支地塊之下,至早三疊世末,洋盆關(guān)閉,北羌塘地塊與中咱地塊拼合,思茅地塊、印支地塊則與揚(yáng)子地塊發(fā)生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),導(dǎo)致右江和楚雄盆地轉(zhuǎn)變?yōu)橹芫壡瓣懪璧?朱同興等,2000;杜遠(yuǎn)生等,2013;Qiuetal.,2016)。在新生代,由于紅河斷層的左行走滑活動,金沙江?哀牢山?馬江?八布縫合帶被錯(cuò)斷成現(xiàn)今的形態(tài)(圖1)(Faureetal.,2014)。甘孜?理塘洋的洋殼則于早三疊世末開始向西俯沖于中咱地塊之下,在洋盆西側(cè)發(fā)育義敦火山弧,至晚三疊世諾利期,洋盆關(guān)閉,中咱地塊與揚(yáng)子地塊發(fā)生碰撞(Wangetal.,2016),形成西昌前陸盆地(覃建雄等,2001)。上揚(yáng)子西南部的上三疊統(tǒng)主要分布在四川、西昌、雅江、楚雄和右江盆地(圖1、表1),沉積相總體由海相逐漸演變?yōu)殛懴唷Ｋ拇ㄅ璧匕l(fā)育了卡尼階馬鞍塘組、諾利階小塘子組和諾利?瑞替階須家河組,其中馬鞍塘組是川西地區(qū)最后一套海相碳酸鹽巖地層(米色子哈等,2012);小塘子組以海相碎屑巖沉積為主,但在川西南發(fā)育三角洲沉積(施振生等,2012);須家河組則為一套陸相含煤沉積(鄭榮才等,2011)。西昌盆地發(fā)育諾利?瑞替階白果灣組,為一套陸相含煤沉積(覃建雄等,2001)。雅江盆地發(fā)育卡尼階侏倭組、新都橋組和諾利階兩河口組、雅江組,為一套巨厚的復(fù)理石建造,但缺失瑞替階(王暉等,2012)。楚雄盆地西部的上三疊統(tǒng)自下而上依次為卡尼階云南驛組、諾利階羅家大山組、花果山組和瑞替階白土田組,為一套海相?海陸交互相?陸相沉積;盆地東部則缺失卡尼階,發(fā)育諾利?瑞替階普家村組、干海子組和舍資組,也為一套陸相含煤沉積(朱同興等,2000;張志斌和曹德斌,2002)。右江盆地僅西北部仍接受沉積,發(fā)育卡尼階賴石科組、把南組,諾利階火把沖組和瑞替階龍頭山組,為一套海相?海陸交互相?陸相沉積(秦建華等,1996)。2名稱：距高度2.1下伏中三疊統(tǒng)砂巖的地層發(fā)育特征作者在研究區(qū)開展了重點(diǎn)剖面野外地質(zhì)調(diào)查,結(jié)合1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報(bào)告中的實(shí)測剖面資料,分析了145條上三疊統(tǒng)剖面的沉積特征,從中選擇25條剖面組成4幅跨越上揚(yáng)子西南部古隆起的地層柱狀剖面圖(圖2),進(jìn)行地層對比分析。剖面AA′(圖2)位于研究區(qū)西部,近東西向跨越雅江、西昌和四川盆地(圖1)。九龍鐵廠河剖面屬于雅江盆地沉積體系,沉積了4000多米厚的卡尼階和至少800m厚的諾利階,均為復(fù)理石沉積,但缺失諾利階上部和瑞替階。喜德紅瑪剖面屬于西昌盆地沉積體系,缺失卡尼階,但發(fā)育了870m厚的諾利?瑞替階白果灣組,為一套陸相含煤沉積,底部有厚約20m的礫巖,并與下伏前寒武系呈角度不整合接觸。昭覺瓦井剖面位于西昌和四川盆地的交界部位,缺失卡尼階,僅發(fā)育450m厚的諾利?瑞替階白果灣組,底部有厚約10m的礫巖,與下伏中三疊統(tǒng)泥灰?guī)r呈平行不整合接觸,且在剖面上部發(fā)育有大型交錯(cuò)層理(圖3a)。美姑牛牛壩、雷波西寧和綏江三渡剖面都屬于四川盆地沉積體系,發(fā)育約540~600m厚的諾利?瑞替階須家河組,為一套陸相含煤沉積,并與下伏中三疊統(tǒng)灰?guī)r呈平行不整合接觸。上述地層發(fā)育特征表明,西昌和四川盆地之間存在一個(gè)古隆起,但在諾利期便已被沉積地層超覆。剖面BB′(圖2)位于研究區(qū)西南部,呈南西?北東向跨越楚雄和四川盆地(圖1)。祿豐?平浪剖面屬于楚雄盆地沉積體系,缺失卡尼階,但發(fā)育1900多米厚的諾利階普家村組、干海子組和瑞替階舍資組,為一套河湖?三角洲?沼澤相沉積,其中的普家村組發(fā)育灰白色塊狀含泥礫砂巖(圖3b),干海子組發(fā)育厚層狀砂巖夾薄層泥巖(圖3c)。其余5條剖面則屬于四川盆地沉積體系,晚三疊世的沉積序列不完整,只發(fā)育諾利?瑞替階須家河組,其中的諾利階僅在高縣雙河剖面發(fā)育約100m厚,瑞替階則由高縣雙河剖面的近400m厚向南西方向逐漸減薄至?xí)啥耋淦拭婕s200m厚。在彝良城北剖面發(fā)育灰黃色厚層?塊狀砂巖(圖3d),在高縣雙河剖面可見交錯(cuò)層理(圖3e)。這5條剖面的須家河組底部為礫巖或砂礫巖,與下伏中三疊統(tǒng)灰?guī)r呈平行不整合接觸。上述地層發(fā)育特征表明,四川盆地的沉積范圍在諾利?瑞替期不斷向南西方向擴(kuò)展,超覆于古隆起之上。剖面CC′(圖2)位于研究區(qū)南部,近南北向跨越右江和四川盆地(圖1)。貞豐龍場和安順郎岱剖面屬于右江盆地沉積體系,發(fā)育了較完整的上三疊統(tǒng)。貞豐龍場剖面沉積了1330m厚的卡尼階、690m厚的諾利階和380多米厚瑞替階,為一套海相?海陸交互相?陸相碎屑巖沉積,與下伏中三疊統(tǒng)灰?guī)r呈整合接觸。安順郎岱剖面發(fā)育了約100m厚的卡尼階、250m厚的諾利階和350m厚的瑞替階,各階厚度均比貞豐龍場剖面薄,與下伏中三疊統(tǒng)砂泥巖互層呈平行不整合接觸。畢節(jié)羅家院子至高縣雙河剖面則屬于四川盆地沉積體系,均未發(fā)育卡尼階,但發(fā)育諾利?瑞替階須家河組,諾利階只在高縣雙河剖面發(fā)育,瑞替階由高縣雙河剖面的近400m厚向南減薄至畢節(jié)羅家院子剖面約150m厚,均與下伏中三疊統(tǒng)灰?guī)r呈平行不整合接觸。上述地層發(fā)育特征表明,右江和四川盆地的上三疊統(tǒng)分別向北、向南超覆于古隆起之上。上述地層柱狀剖面的對比結(jié)果表明,上揚(yáng)子西南部在晚三疊世存在一個(gè)古隆起,導(dǎo)致這一地區(qū)的上三疊統(tǒng)發(fā)生不同程度的缺失。但是,晚三疊世的沉積地層是逐漸向古隆起超覆的。2.2晚三疊世盆地沉積期巖相古地理在晚三疊世卡尼期初,隆起剝蝕區(qū)展布于上揚(yáng)子西南部大部分區(qū)域,沉積區(qū)僅分布在上揚(yáng)子邊緣的雅江、楚雄和右江盆地(圖4a)。至晚三疊世卡尼期末,隆起剝蝕區(qū)的范圍較卡尼期初有所縮小,但仍廣泛展布在上揚(yáng)子西南部(圖4b)。對比卡尼期初和卡尼期末隆起剝蝕區(qū)的展布范圍可知,四川盆地在卡尼期擴(kuò)展到川西南部;雅江盆地持續(xù)接受沉積,沉積范圍基本不變;楚雄盆地的沉積區(qū)在向北東方向擴(kuò)展;右江盆地則處于萎縮狀態(tài),東南部轉(zhuǎn)變?yōu)槁∑饎兾g區(qū),沉積中心略微向北西方向遷移。在晚三疊世諾利期末,上揚(yáng)子西南部的隆起剝蝕區(qū)較卡尼期末時(shí)進(jìn)一步縮小,主要分布在昆明?昭通?遵義一線(圖4c)。對比卡尼期末和諾利期末隆起剝蝕區(qū)的展布范圍可知,四川盆地諾利期的沉積地層逐漸向東、向南超覆到隆起剝蝕區(qū)之上,沉積區(qū)擴(kuò)展至重慶?宜賓一帶;雅江盆地在諾利早期仍接受沉積,在諾利晚期成為隆起剝蝕區(qū);楚雄盆地的沉積區(qū)進(jìn)一步向北東方向擴(kuò)展,西南部則轉(zhuǎn)變?yōu)槁∑饎兾g區(qū);西昌盆地在諾利晚期開始發(fā)育,將四川和楚雄盆地連通;右江盆地的沉積區(qū)進(jìn)一步縮小,但沉積中心繼續(xù)略微向北西方向遷移。在晚三疊世瑞替期末,上揚(yáng)子西南部的隆起剝蝕區(qū)僅在昭通?昆明?貴陽一線和西昌西南側(cè)略有分布(圖4d)。對比諾利期末和瑞替期末隆起剝蝕區(qū)的展布范圍可知,四川盆地瑞替期的沉積區(qū)繼續(xù)向南擴(kuò)展至昭通?遵義一帶;楚雄盆地的沉積中心持續(xù)向北東方向遷移,導(dǎo)致昆明一帶也成為沉積區(qū);西昌盆地的沉積區(qū)向東有所擴(kuò)展,并且一直連通四川和楚雄盆地;右江盆地的沉積區(qū)繼續(xù)萎縮,僅在原右江盆地的西北部有所殘留。綜上,四川盆地晚三疊世的沉積區(qū)逐漸向東、向南擴(kuò)展;雅江盆地在卡尼期?諾利早期持續(xù)接受沉積,在諾利晚期成為隆起剝蝕區(qū);楚雄盆地的沉積中心一直向北東方向遷移;西昌盆地從諾利晚期開始發(fā)育,逐漸向東擴(kuò)展,并連通了四川和楚雄盆地;右江盆地的沉積中心在卡尼?諾利期略微向北西方向遷移,但沉積區(qū)一直在萎縮。由于四川、西昌和楚雄盆地沉積區(qū)的擴(kuò)展,上揚(yáng)子西南部晚三疊世的隆起剝蝕區(qū)在不斷縮小,但是,古隆起的相對高部位基本都處于剝蝕狀態(tài)。3討論3.1構(gòu)造的構(gòu)造作用上揚(yáng)子西南部晚三疊世的古隆起與上揚(yáng)子西南緣近于平行,位于右江、楚雄和西昌前陸盆地靠克拉通一側(cè)(圖5),并伴隨這三個(gè)盆地的演化而形成、遷移和消失。因此,這一古隆起在大地構(gòu)造位置上屬于右江、楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起,其形成、演化與金沙江?哀牢山?馬江?八布洋、甘孜?理塘洋的關(guān)閉及之后的碰撞造山過程有著密切聯(lián)系。金沙江?哀牢山?馬江?八布洋在早三疊世末關(guān)閉,之后印支地塊、思茅地塊都與揚(yáng)子地塊發(fā)生碰撞(Dengetal.,2014;Wangetal.,2016),形成向揚(yáng)子地塊逆沖推覆的褶皺沖斷帶,導(dǎo)致右江和楚雄盆地由被動大陸邊緣盆地轉(zhuǎn)變?yōu)橹芫壡瓣懪璧?朱同興等,2000;杜遠(yuǎn)生等,2013;Qiuetal.,2016),并在這兩個(gè)前陸盆地的靠克拉通一側(cè)形成前緣隆起,即本文所關(guān)注的古隆起。在晚三疊世卡尼期初,古隆起仍由右江和楚雄前陸盆地的前緣隆起組成(圖5a)。至卡尼期末,由于碰撞造山作用的持續(xù)進(jìn)行,右江和楚雄盆地的沉積中心較卡尼期初向揚(yáng)子地塊內(nèi)部遷移,導(dǎo)致古隆起也相應(yīng)地向揚(yáng)子地塊內(nèi)部遷移(圖5b)。在諾利期,甘孜?理塘洋關(guān)閉(Wangetal.,2016),中咱地塊與揚(yáng)子地塊之間的碰撞造山作用造成雅江盆地隆升成為剝蝕區(qū),并使得西昌前陸盆地在諾利晚期開始發(fā)育(覃建雄等,2001),西昌前陸盆地的前緣隆起也成為了古隆起的一部分。因而,至諾利期末,古隆起由右江、楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起共同組成,且碰撞造山作用使得右江、楚雄和西昌盆地的沉積中心以及這一古隆起都比之前進(jìn)一步向揚(yáng)子地塊內(nèi)部遷移(圖5c)。至瑞替期末,右江前陸盆地停止發(fā)育,其前緣隆起基本被沉積地層超覆,古隆起僅由楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起組成,而且,楚雄和西昌盆地的沉積中心和剩余的這部分古隆起都比諾利期末進(jìn)一步向揚(yáng)子地塊內(nèi)部遷移(圖5d)。因此,上揚(yáng)子西南部晚三疊世古隆起在卡尼期?諾利早期由右江和楚雄前陸盆地的前緣隆起組成,從諾利晚期開始由右江、楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起共同組成,至瑞替期末僅由楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起組成,且在晚三疊世不斷向揚(yáng)子地塊內(nèi)部遷移。3.2晚三疊世盆地的范圍更廣上揚(yáng)子西南部晚三疊世古隆起是金沙江?哀牢山?馬江?八布洋和甘孜?理塘洋關(guān)閉后在上揚(yáng)子西南部的陸內(nèi)響應(yīng),其構(gòu)造屬性和演化過程的厘定對研究四川盆地晚三疊世盆地原型具有重要意義。在晚三疊世,四川盆地的構(gòu)造?沉積格局可能由龍門山褶皺沖斷帶主導(dǎo)(Dengetal.,2012;Luoetal.,2013),或者是由龍門山、米倉山?大巴山和雪峰山三個(gè)褶皺沖斷帶共同控制(鄭榮才等,2009,2011),但是,這些結(jié)論的得出都基于現(xiàn)今四川盆地內(nèi)上三疊統(tǒng)的沉積特征和周緣發(fā)育的褶皺沖斷帶,而晚三疊世盆地的范圍更廣。孫衍鵬和何登發(fā)(2013)曾在四川盆地北緣識別出劍閣古隆起,并認(rèn)為這一古隆起屬于勉略洋關(guān)閉后發(fā)育在揚(yáng)子地塊北緣的前陸盆地的前緣隆起,意味著現(xiàn)今四川盆地內(nèi)部的上三疊統(tǒng)屬于隆后坳陷沉積。本文在上揚(yáng)子西南部識別出的晚三疊世古隆起則由右江、楚雄和西昌前陸盆地的前緣隆起共同組成,說明四川盆地的南部(宜賓、昭通和遵義地區(qū))也屬于隆后坳陷。因此,四川盆地在晚三疊世時(shí)期的構(gòu)造?沉積格局應(yīng)與揚(yáng)子地塊北緣的勉略洋、西南緣的金沙江?哀牢山?馬江?八布洋和甘孜?理塘洋的關(guān)閉及之后的碰撞造山