扬子西缘鹤庆—洱源地区晚二叠世—晚三叠世盆-山演化的沉积记录

2022-03-10董黎阳孙建成牛浩斌周业鑫

中国地质调查 2022年1期

董黎阳,王鹏，任飞，孙建成，3，牛浩斌，周业鑫

(1.山西地质博物馆，山西太原 030021；2.中国地质调查局成都地质调查中心，四川成都 610081；3.中铁东方国际集团有限公司，北京 100071)

0 引言

二叠纪—三叠纪时期全球发生了重大地质、生物和地球化学异常事件，该时期成为地质史上最关键的转折时期[1-4]。扬子板块夹持于太平洋构造域、古亚洲洋构造域与特提斯构造域之间，西缘紧邻古特提斯洋分支——金沙江洋[5-8]，一系列的地质、生物事件在扬子西缘上演：峨眉山大火成岩省形成[9-10]、完整的盆-山转换过程发生[11]、异常碳酸盐岩沉积[12]、造礁作用和成煤作用停止[4]、晚二叠世海洋生物大灭绝[13-16]以及中三叠世海洋生物复苏及辐射[17-21]等。其中，二叠纪—三叠纪完整的盆-山转换过程已得到学者们的广泛认同，成为研究盆-山转换的典型。

鹤庆—洱源地区处于扬子板块最西缘。二叠纪—三叠纪受扬子板块与“三江”结合带叠加影响，其基底表现出极强的亲扬子板块特征，但从中三叠世开始受到“三江”特提斯构造带的强烈影响[22-23]，晚三叠世开始大规模碰撞造山[6-7,24]。区内上二叠统—上三叠统沉积现象丰富，完整记录了扬子西缘盆-山转换过程。然而，目前对该区这一时期沉积盆地的演化及充填过程仍不清楚，制约了对其盆-山转换过程的进一步研究。本文通过分析该区上二叠统—上三叠统沉积环境，并结合构造事件，厘清了区内盆-山转换的时间格架及各阶段盆地沉积响应，对研究扬子西缘和“三江”特提斯构造带盆-山演化具有重要的科学意义。

1 地质背景

研究区位于扬子板块西缘盐源—丽江中生代坳陷盆地内[7,25-27]，该盆地呈弧形嵌于扬子板块、德格—中甸地块、昌都—思茅地块之间(图1(a))[7,27]，东以金河—程海断裂与楚雄中生代盆地相接[28-29]，西与金沙江—哀牢山结合带以玉龙雪山西坡断裂为界，西南侧与昌都—思茅地块以洱源断裂为界(图1(b))。二叠纪晚期，峨眉山地幔柱活动造成泛扬子地台裂解和扬子西缘持续拉张[[22,30-35]。玄武岩喷发结束后，盐源—丽江地区开始热沉降，变为被动大陆边缘坳陷盆地[7,27]。该盆地自西向东可划分为丽江凹陷、宁蒗—永胜隆起和盐源凹陷[36]，研究区即位于丽江凹陷内。

1.新生代火山岩；2.新生代侵入岩；3.台地；4.板块缝合带；5.板块俯冲带；6.推覆断层；7.古隆起区；8.古凹陷区；9.断裂带；10.(b)图位置。图1 鹤庆—洱源地区大地构造示意图[28,37]Fig.1 Tectonic location of Heqing-Eryuan area[28,37]

2 沉积序列

晚二叠世，峨眉山地幔柱开始活动[31-33]，研究区进入陆内裂谷盆地发育阶段，巨厚的玄武岩开始喷发。早三叠世，研究区进入坳陷盆地阶段[7,27]，沉积了青天堡组碎屑岩、北衙组碳酸盐岩[37]。中三叠世末，研究区进入前陆盆地阶段，东部沉积了中窝组缓坡-淹没台地碳酸盐岩及松桂组三角洲砂砾岩，西部沉积了硅质灰岩、页岩，发育深水混杂砾岩。三叠系沉积总体表现为早期海侵、晚期海退的演化序列，代表了完整的“陆-海-陆”旋回。

3 盆地演化过程中的沉积响应

3.1 陆内裂谷盆地阶段

晚二叠世早期(259～257 Ma)[38]，区内玄武岩开始喷发，沉积并形成了玄武岩组。玄武岩组由熔结角砾岩(图2(a))、致密块状玄武岩及杏仁状玄武岩和斜斑玄武岩组成韵律旋回，下部见灰岩透镜体，发育柱状节理(图2(b))，顶部发育凝灰岩、凝灰质砂岩，反映玄武岩具有从早期海相变为后期陆相的特点，喷发方式为爆发-喷溢[22,39]。

(a) 玄武质熔结角砾岩 (b) 玄武岩柱状节理图2 鹤庆—洱源地区陆内裂谷盆地阶段玄武岩喷发-沉积特征Fig.2 Eruption-sedimentary characteristics of basalt in Heqing-Eryuan area during inland rifting stage

3.2 坳陷盆地阶段

3.2.1 盆地开启期

研究区青天堡组不整合于玄武岩之上，标志着玄武岩喷发结束后盆地沉积作用的开始。底部为辫状河道沉积的砾岩、含砾砂岩与泥岩、粉砂质泥岩组成的旋回(图3(a))，为冲积扇沉积。冲积扇之上为由黄褐色、灰绿色砂砾岩与紫红色、黄绿色泥岩组成的“二元结构”(图3(b))，是典型的辫状河沉积。辫状河沉积之上为黄绿色、黄白色巨厚砂体，发育大型楔形层理及逆粒序(图3(c))，是三角洲沉积。三角洲沉积之上为黄红色、黄褐色砂泥岩互层、泥岩(图3(d))，是碎屑岩潮坪环境的产物。顶部岩性变为浅海环境形成的瘤状灰岩、泥灰岩。青天堡组由陆相快速连续演变为海相，反映了盆地开启、快速沉降与海侵的过程[40]。

(a) 青天堡组底部冲积扇砾岩沉积 (b) 青天堡组辫状河流“二元结构”

3.2.2 快速拉张期

北衙组一段为瘤状灰岩或生物碎屑灰岩、含泥岩夹层(图4(a))，潜穴构造丰富(图4(b))，与下伏青天堡组连续过渡，代表滨外陆棚-浅海环境沉积。北衙组二段下部为泥粒灰岩、瘤状灰岩、竹叶状灰岩，冲刷构造、滑塌构造丰富(图4(c))，反映水体加深，开始以盆内碳酸盐颗粒供应为主，为局限台地相沉积环境[41-42]。此时风暴、地震时常发生，表明研究区此时正经历快速拉张，海水仍快速上升，水体动荡频繁。

(a) 北衙组一段泥质灰岩与泥岩互层 (b) 北衙组一段瘤状灰岩中发育的虫管 (c) 北衙组二段发育的滑塌角砾岩图4 鹤庆—洱源地区坳陷盆地快速拉张期沉积特征Fig.4 Sedimentary characteristics during rapid extension stage of depression basin in Heqing-Eryuan area

3.2.3 缓慢拉张—稳定期

北衙组二段顶部为灰质白云岩(图5(a))，发育鸟眼构造，表明此时碳酸盐台地水体局限性增强，水体稍趋平稳，沉积物常暴露水面，反映研究区拉张趋于减缓，开始以加积作用为主。

(a) 北衙组二段顶部灰质白云岩 (b) 北衙组三段白云岩 (c) 北衙组三段白云岩中食盐假晶

北衙组三段和四段岩性为白云岩、内碎屑白云岩(图5(b),(d))。白云岩质地纯净，最厚达7～8 m，发育食盐假晶(图5(c))；内碎屑白云岩发育帐篷构造(图5(e))。研究区此时构造环境趋于稳定，拉张已停滞，水体与外海串流不畅，维持在潮间-潮下环境，但风暴常导致水体动荡。天气晴朗时蒸发强烈，形成帐篷构造。北衙组五段岩性为亮晶灰岩(图5(f))，反映此时研究区平坦开阔，水体加深至滨外陆棚，水体流畅，风平浪静。

3.3 前陆盆地阶段

3.3.1 中三叠世末—晚三叠世早期挤压期

中三叠世末，金沙江洋壳向西俯冲[6-7,24]，研究区受西部推覆挤压影响，开始了晚三叠世造山运动，相应形成盆地内一系列沉积响应。

(1)不整合面。研究区东部中窝组与北衙组之间为古剥蚀面，形成厚约1 m的铝土矿-铁矿(图6(a))。西部风吹岭一带北衙组五段及中窝组岩性均为深水沉积的泥晶灰岩、钙质页岩，二者呈整合接触，但界面略有起伏(图6(e))，显示经受过微弱的构造作用。李勇等[43-44]指出，每一个地层不整合界面应是一次逆冲推覆事件的沉积响应和地层标识。研究区东部中窝组与北衙组间的不整合面是一次逆冲推覆事件的沉积响应，反映中三叠世末，研究区受推覆挤压影响，东部抬升，暴露剥蚀，西部由于推覆体的重力荷载作用基底下陷，水体迅速变深。

(a) 东部中窝组(T2z)与北衙组(T2b5)不整合面及铝土矿 (b) 东部中窝组鲕粒灰岩 (c) 东部中窝组礁灰岩

(2)东西两侧岩性。研究区东部中窝组底部岩性为鲕粒灰岩(图6(b))、生物碎屑灰岩和礁灰岩(图6(c))，造礁生物以珊瑚为主，向上变为灰岩与泥岩互层、结核状灰岩和厚层泥岩(图6(d))，反映研究区东部中窝组沉积环境开始为水流通畅、动力较强的碳酸盐缓坡，随着造礁生物的生长，缓坡变为台地。之后，水体快速加深，碳酸盐台地被淹没，造礁生物大量死亡。研究区西部三柏枯一带，中窝组岩性为暗色粉晶灰岩(图6(e))、薄层钙质页岩，含硅质结核，指示深水环境，反映此时盆地西部保持深水格局，中窝组沉积完成时，可能已到达浪基面以下的较深水斜坡。

碳酸盐缓坡和生物礁是前陆盆地早期的典型沉积物之一，具有从前陆克拉通向造山楔相变为页岩的特征[45-46]，被解释为克拉通边缘因挠曲沉降作用而被海水淹没过程中的产物，是造山楔逆冲作用在前陆克拉通上的沉积响应[47-49]。中窝组滩-礁组合的发育及淹没过程，以及向西部页岩的相变，是造山楔向扬子克拉通推进过程的沉积响应。

(3)粗碎屑砾岩。李勇等[43-44]指出，前陆盆地粗碎屑楔状体的出现是造山带逆冲推覆作用的地层标识之一，其垂向上的叠置是逆冲推覆作用周期性发育的响应。研究区西部中窝组上部发育一套粗碎屑砾岩，砾石大小悬殊(图6(f))，砾石岩性均为北衙组五段灰岩，砾石周围还可见强烈的流动构造(图6(g))。砾岩的出现表明研究区西部沉积的北衙组灰岩被造山楔推覆至此，并不断崩塌形成水下重力流砾岩，是此时期逆冲推覆作用的又一沉积响应。

中三叠世末，金沙江洋壳向西俯冲，研究区开始了Ⅰ幕逆冲造山，中窝组与北衙组之间的不整合面、中窝组前陆型滩-礁的淹没以及中窝组粗碎屑砾岩的出现，是研究区中三叠世末—晚三叠世早期前陆逆冲的沉积响应。不整合面与粗碎屑砾岩分别代表了一次逆冲推覆事件。

3.3.2 晚三叠世中期挤压期

(1)不整合面。研究区东部中窝组顶部为厚层泥岩、结核状灰岩，松桂组底部为三角洲沉积形成的长石石英砂岩、含砾砂岩，两者呈假整合接触(图7(a))。这反映中窝组沉积后，盆地东部沉积缓慢，至松桂组沉积时海水变为海陆交互环境。西部大松坪一带中窝组顶部暗色灰岩、页岩向上过渡为松桂组暗色页岩，二者呈整合接触(图7(d))，均为深水环境。东部假整合与西部水下整合，是一次逆冲推覆事件的沉积响应和地层标识。

(2)东西两侧岩性。研究区东部松桂组岩性自下而上依次为黄白色中厚层长石砂岩、石英砾岩(图7(b))、灰色中薄层泥质粉砂岩、页岩及巨厚层碳质页岩和煤线，泥岩与页岩中含大量动物及植物化石(图7(c))，体现了三角洲前缘和三角洲平原环境。西部松桂组岩性为暗色板岩、页岩(图7(f))，页岩内见黄铁矿层，指示深水环境，反映盆地西部延续深水环境格局，沉积物以缓慢沉降的细粒粉砂和泥质为主。

(3)粗碎屑砾岩。研究区西部松桂组下部发育3层粗碎屑砾岩，每层厚约数十米。砾石砾径从数毫米至1 m(图7(e))，成分复杂，具有受逆冲作用而旋转的特征。

以上表明，中窝组沉积后，研究区开始了逆冲推覆Ⅱ幕，造成东部松桂以东地区逐渐处于前隆，成为陆上剥蚀区，松桂一带处于前渊—前隆过渡带，发育三角洲。盆地西部处于楔顶带，为深水环境，逆冲推覆作用发育形成粗碎屑砾岩。不整合面及3次粗碎屑砾岩的出现，表明该时期至少发育4次逆冲推覆事件。

随着逆冲推覆作用的持续，金沙江洋壳完成俯冲消减，研究区开始进入碰撞造山阶段，西部由深水环境抬升至地表暴露，不再接受沉积，缺失侏罗系、白垩系及古新统沉积。始新世受印度板块与欧亚板块碰撞造山影响，区内发育山前磨拉石盆地，在三叠系之上不整合覆盖了宝相寺组砂砾岩[38]。