隆林德峨地区晚泥盆世-早石炭世平行不整合及其意义探讨

2021-08-20余树青陆干强李兴鹏

桂林理工大学学报 2021年2期

余树青, 张喜, 陆干强, 周辉, 李兴鹏

(1.中国-东盟地学合作中心(南宁), 南宁 530023; 2.广西壮族自治区第四地质队, 南宁 530032)

在广西壮族自治区第二代地质志修编过程中, 通过综合研究分析, 认为晚古生代碳酸盐岩台地边缘同生断裂是其伸展构造的主要类型, 以盆地中环台地为代表的不整合面代表了同生断裂活动形成的一系列伸展不整合面[1]。前人研究表明，加里东运动之后, 广西进入了华力西旋回, 包括四幕构造运动, 即平旺上升运动、柳江运动、黔桂上升运动、东吴运动, 均认为是较为普遍的地壳上升运动。笔者通过在广西右江地区开展数年区域地质矿产调查工作, 以隆林县德峨地区为例, 对“柳江运动”同生断裂所形成的台盆相间的格局以及石炭系与泥盆系的平行不整合界线进行了研究，发现在右江盆地的台地相上普遍存在着平行不整合界线, 这些界线不仅有清晰的上、下地层接触关系、暴露剥蚀面等宏观特征[2], 而且还有平行不整合引起的沉积环境的变化和生物带的缺失等现象, 但在深水斜坡盆地相域多表现为连续整合沉积。这与晚泥盆世-早石炭世右江盆地的伸展、扩张, 导致形成盆台相间、堑垒式断块构造等以伸展作用为主的构造格局密切相关。

1 区域地质背景

广西右江盆地位于古特提斯构造域和环太平洋构造域的复合部位, 隶属扬子板块西南缘, 地处几个大的构造单元的交接部位, 地质构造复杂(图1a)。该区域自晚古生代以来受古特提斯洋俯冲与闭合、峨眉山地幔柱活动、古太平洋板块俯冲及青藏高原隆升等构造复合叠加, 存在多期构造-岩浆活动，其西南方向为古特提斯洋的分支洋闭合形成的哀牢山断裂, 西北为弥勒-师宗断裂, 南东侧为中生代十万大山前陆盆地以及钦防褶皱造山带, 北东侧以南丹-宾阳断裂为界, 状若不对称菱形。盆内以北西、北东向为主的多方向断裂发育[3-6]。加里东运动以来, 由于上述盆缘、主要盆内断裂多期次(同沉积)活动断裂, 铸造了极富特色的堑垒式右江裂谷盆地, 成就了台地和台间海槽或沟盆间列的盆地格局(图1b)[7]。

图1 右江盆地构造格架示意图(据杜远生等[7]修改)

2 伸展不整合特征

2.1 伸展作用及伸展构造

从图2可知, 广西右江地区西起隆林、西林, 东至南丹、河池, 南起宁明、扶绥, 北至乐业、天峨, 晚古生代伸展作用形成的台盆相间古地理特征明显, 其中右江盆地东北侧凌云台地与乐业台地之间形成的北北东走向的盆地，右江盆地东南侧平果-榜圩一带呈北西向的灵马凹陷, 两者均显示古生界碳酸盐岩台地裂解产生长条状沉积盆地, 其两侧台地裂解边缘轮廓嵌合性好[8]。同时, 晚泥盆世的断陷盆地内, 往往沉积一套以硅质岩、硅质粉砂岩为主的深水盆地相的沉积。从整个右江盆地来看, 伸展作用产生的构造组合为大面积长条状线形断陷盆地围限一系列裂离的古生界碳酸盐岩台地及孤立碳酸盐岩台地。

2.2 伸展不整合的普遍性

朱志澄指出, 在区域伸展背景下, 地层接触多表现为平行不整合或微角度不整合, 是伸展构造重要的特征之一[9]。右江地区晚古生代(孤立、半孤立)台地碳酸盐岩系内部发育一系列沉积间断面或古侵蚀面, 该面之下古喀斯特溶蚀地貌发育，之上分布有含古土壤层的残余堆积或沉积[10]。笔者通过资料收集以及野外调查发现, 在右江盆地的扶绥、巴马、东兰、龙州等不同的孤立台地上均存在不整合界线(图2—图6)。这些不连续面的成因既与“柳江运动”导致区域抬升作用息息相关, 亦与右江裂谷拉张伸展作用有关, 裂谷长期拉张、同沉积断裂活动, 导致形成的一系列伸展不整合面[11-12]。

图2 桂西右江盆地晚古生代台、盆相间沉积简图[1]

图3 扶绥县大陵村C1/D3平行不整合[3]

图4 巴马县勤兰村C1/D3平行不整合

图5 东兰县金谷圩C1/D3平行不整合[3]

图6 龙州县板旺村C1/D3平行不整合[3]

2.3 伸展不整合在德峨地区的表现特征

2.3.1 台地相不整合特征桂西德峨地区位于南盘江-右江成矿带西南部, 地处古特提斯构造域和环太平洋构造域的复合部位, 属南盘江-右江裂谷盆地的桂西北坳陷[13]。笔者在德峨地区进行区域地质调查中发现, 都安组(C1-2d)与下伏地层为平行不整合接触关系。在隆林县德峨镇新街磨坟沟的野外观察到一不整合接触剖面(图7), 下伏地层融县组(D3r)为灰色砾屑砂屑灰岩与灰色、浅灰色薄层状砂屑灰岩相间呈条带状构造, 不整合面之间有一层厚约70 cm的灰黄色、褐红色薄层泥质粉砂岩夹层(图8), 与下部灰岩接触部位见有红褐色的铁皮, 为明显的暴露面标志; 其上为都安组灰色、浅灰色中-厚层状生物屑灰岩。

图8 融县组与都安组平行不整合面

融县组上部发育一小型包卷层理(图9), 且包卷层理的滑塌方向与台盆分离方向一致, 笔者认为该现象是伸展构造活动的产物, 证明当时该区海底活动性强。

图9 融县组顶部小型包卷构造

以上台盆分离特征以及台地相不整合面的出露、包卷层理发育, 证明该区域受南西-北东向伸展运动影响, 形成北西向伸展断裂, 并形成台盆相间的格局。

2.3.2 台地相地层缺失特征本次调查中在泥盆系/石炭系(D/C)界线附近进行系统牙形刺化石采集, 鉴定结果显示(图7、表1): 隆林县德峨镇新街磨坟沟剖面PM702的泥盆系最新的牙形刺化石带为S.velifer带, 为中法门阶, 其上覆地层所采集到的牙形刺化石直接为石炭系杜内阶的duplicata带, 对比中间缺失5个牙形刺化石带(trachytera、postera、expansa、praesulcata、sulcata); 隆林县德峨镇那地村剖面PM501的泥盆系最新的牙形刺化石带为中法门阶的P.marginifera带, 然后出现早石炭世初期的Protognathodussp.(原颚刺(未定种)),时代与duplicata带相当, 中间缺失6个牙形刺化石带。

表1 磨坟沟剖面牙形刺化石对比

图7 隆林县德峨镇磨坟沟C1-2d/D3r平行不整合剖面柱状示意图

2.3.3 台盆相对比特征通过对德峨新街的岩相古地理及岩性进行分析：该区在加里东运动后, 晚埃姆斯期开始接受沉积, 至吉维特由滨海相转为局限台地相(图10a)。弗拉斯期后, 同沉积活动断裂带控制着沉积作用和次级深水盆地的发展[14-15], 该区开始台盆分相, 北东向为抬升形成孤立台地相, 南西向为下沉转为深水盆地相。弗拉斯期—法门期, 台地相区以局限-半局限台地为主的饥饿沉积, 以白云质灰岩、砂屑灰岩为主, 局部发育小型滑塌构造、包卷层理等伸展运动所引起的斜坡滑塌现象；盆地相区为深水盆地相为主的深灰色薄层硅质岩、硅质粉砂岩、泥岩, 其上为斜坡相泥灰岩、扁豆状灰岩(图10b)。法门晚期—杜内期, 右江盆地再一次拉伸扩张, 导致孤立、半孤立台地抬升接受短暂的剥蚀, 而盆地相区下沉, 海水加深, 沉积岩由斜坡相的扁豆状灰岩变为深水盆地相深灰色硅质岩、硅质粉砂岩(图10c)。

图10 新街泥盆-石炭系的岩相古地理及岩性对比

综上所述, 受柳江运动影响, 德峨地区晚泥盆世—早石炭世, 盆地相区为连续沉积, 台地相区明显存在抬升剥蚀, 形成短暂的时代缺失, 是裂谷长期拉张、同沉积断裂活动与区域抬升作用形成的复合伸展不整合面, 与右江裂谷拉张伸展作用有关, 进一步佐证了晚泥盆世—早石炭世右江盆地存在持续的明显的拉张伸展运动。

3 与特提斯构造域的耦合关系

右江盆地作为特提斯构造域和滨太平洋构造域复合作用的产物[16], 其主体处于扬子板块上, 西南部古特提斯洋沿哀牢山加里东残余海槽向东打开以及华南板块向北漂移引起的区域应力场的调整[17-19], 同时受到太平洋板块和华夏板块与扬子板块继志留纪碰撞后松弛应力的影响, 使得中晚泥盆世右江盆地处于北东和南西向拉张构造环境中, 形成了扬子古陆南部被动大陆边缘裂谷盆地, 其层序充填特征及其盆地演化无疑与这一构造环境息息相关[20]。

覃建雄等[20]通过对右江盆地层序充填序列与古特提斯海再造的研究指出, 右江古特提斯海演化经历了(加里东运动)陆内裂陷海—陆缘裂谷海—(东吴运动)弧后裂谷海—(印支运动)残余海前陆盆地4个时期。在拉张构造背景下, 右江盆地发育北西向新生的拉张性同沉积断裂和北东向继承性深大走滑同沉积断裂[21]。随着古特提斯洋沿金沙江-红河断裂打开, 区内地壳强烈拉伸扩张, NW向同沉积断裂活动强烈, 形成了以广南-靖西断裂、百色-南宁断裂、南丹-河池断裂为主的若干条北西向强烈拉张并伴随左行走滑断裂, 形成了呈NW向展布的被动陆缘裂陷盆地[22], 造就了棋盘状台、盆相间的古地理格局(图11)。

图11 右江盆地泥盆纪同沉积断裂分布(据钟怡江等[19]修改)

德峨新街地区由于强烈拉张所形成的一条北西向拉张并伴随强烈左行走滑断裂, 将北东盆抬升形成台地相(以白云质灰岩、砂屑灰岩为主的局限半局限台地饥饿沉积), 以及沉积间断不整合面; 南西盆下降为以深水盆地相为主的深灰色薄层硅质岩、硅质粉砂岩、泥岩, 其上为斜坡相泥灰岩、扁豆状灰岩, 这是右江盆地长期伸展作用与“柳江运动”复合所造成的伸展区域抬升的产物, 以台地上沉积间断面为主要识别标志, 反映此时右江盆地正处于古特提斯洋打开而形成的被动大陆边缘裂谷盆地。