构造-沉积分异原理及其地质意义*

何登发 包洪平 高山林 李 涤

1 中国地质大学（北京）能源学院，北京100083

2 中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西西安710018

3 中国石油化工股份有限公司油田事业部，北京100728

1 构造-沉积分异的定义

不同学科对“分异”的理解并不一致。在地质学中，分异（differentiation）一词的使用频率较高，如行星地质学上是指“圈层分异”，岩浆岩中是指“同一岩浆房中形成的不同岩石类型的所有过程”。在沉积岩中，分异包括“沉积分异”（sedimentary differentiation）和“成岩分异”（diagenetic differentiation）：沉积分异是指沉积岩的原始物质经搬运、沉积而分化为比较单一的沉积物（岩石和矿产）类型的作用，有机械、化学及生物等3种类型，以前二者为主；成岩分异是指流体与岩石的相互作用随流体性质、温度、压力与时间的变化。在自然地理学中，地球表层自然环境出现地域分异，表明地球表层自然环境存在着一定的分异规律。具体来说，地域分异规律是指地球表层自然环境及其组成要素在空间分布上的变化规律，即地球表层自然环境及其组成要素在空间上的某个方向保持特征的相对一致性，而在另一方向表现出明显的差异和有规律的变化。在地貌学中，构造运动形成了不同的地貌单元与景观，如高原、山地、丘陵、盆地、平原等，这种构造-地貌分异造成的自然景观地域分异被称为构造-地貌成因的地域性分异。

“构造分异（tectonic differentiation）”一词并未被严格定义（陈国达等，2005），常用structural depression，structural dome，structural high／low／lake，structural relief，structural landform，tectonic denudation，tectonic erosion，tectonic subsidence，tectonic transport等表述。构造分异为“构造作用（褶皱、断裂、底辟、沉降、隆升、剥蚀等）引起的地表地形地貌差异”，构造应力、重力、热力等动力因素均可产生构造分异，板块构造作用与深部地质过程或二者相联合亦可导致构造分异（万天丰，1993；侯明才等，2017；何登发等，2020）。

近十几年来，克拉通盆地的构造分异（刘和甫等，2006；刘树根等，2013，2016；汪泽成等，2017；包洪平等，2020）及其控制下的沉积分异（余谦等，2011；张永生等，2013；梁霄等，2021b）逐渐引起重视，并认为构造-沉积分异控制了海相地层的沉积过程与储集体分布（赵文智等，2012；刘树根等，2016，2018）。汪泽成等（2017）将构造分异定义为“克拉通盆地受构造应力、先存构造等因素影响形成差异性构造变形及其有规律变化”，通常表现为块断活动、隆升与剥蚀、基底断裂多期活化等，形成克拉通内裂陷、古隆起、古坳陷及深大断裂等构造单元，对地层层序、沉积作用、岩相古地理及油气成藏要素具有明显的控制作用。刘树根等（2013，2016，2018）认为，受控于不同边缘、不同构造作用，克拉通内部可产生拉张、挤压、走滑等活动，造成明显的构造分异，且构造分异→地貌分异→沉积分异→油气地质条件差异→大规模油气聚集带的形成是一系列成因相关的“链条”，构造-沉积分异是四川盆地震旦系—古生界大规模油气聚集的一级控制因素。陈洪德（2010）强调基底与同沉积断裂的作用，认为“在碳酸盐岩沉积作用过程中，基底和同沉积构造活动造成了沉积分异作用”，指出“适度的构造分异对海相克拉通盆地优质成藏要素的形成与分布影响很大”。

综上所述，笔者将“构造-沉积分异”定义为“由构造应力、热力、重力、地幔动力等因素引起地表地形差异，从而导致沉积物源、搬运体系与沉积作用变化的过程”，即构造因素与深部地质过程引起了源-汇系统、沉积物分配与堆积的系统变化。

2 构造-沉积分异原理

在地球系统科学思想之下，构造-沉积分异作用是地球内、外地质动力作用下，大气圈、水圈、生物圈、岩石圈等多圈层耦合作用约束的“构造-沉积系统的演变”，包括物源区（物源差异、风化能力、剥蚀强度等）变化、搬运系统（搬运营力、强度、距离等）差异与汇集区（可容空间大小、沉积物分散方式、充填过程）演变等关联系统的相互作用，产生了不同尺度的构造-古地理、不同类型的盆地地貌单元、不同序次的沉积体系与不同方向展布的沉积相组合，决定了构造-岩相古地理环境和油气成藏要素的分布（图1）。

图1 构造-沉积分异作用的主要控制因素Fig.1 Main controlling factors for tectonicdepositional diffrentiation

2.1 构造-沉积分异的级次（或序次）

受地质体尺度大小的控制，构造-沉积分异表现为逐级分层控制的5个系统（图2），上一级次的地球动力学环境对下一级次的构造-沉积分异状态起控制作用，包括分布、样式、结构与成因机制等。在每一层次系统中，构造作用不同，产生的地貌单元各异，沉积分异产物不相一致。

图2 构造-沉积分异的级次（序次）原理Fig.2 Order or sequence principle for tectonic-depositional diffrentiation

2.1.1 第一级次：洋-陆系统

洋-陆系统受岩石圈板块运动与地幔柱活动控制及二者联合的影响。岩石圈板块运动产生大洋扩张-消亡的威尔逊旋回，表现为陆内裂谷、陆间裂谷、初始小洋盆、成熟大洋、消减洋盆（及沟-弧-盆系统）与地缝合线。来自核／幔边界的地幔柱形成直径上千千米的热点、穹隆与大火山岩省（徐义刚，2002）。在板块汇聚边界，大洋岩石圈可以穿越圈层俯冲至地幔过渡带、下地幔乃至核幔边界，而地幔柱可以把俯冲到地幔深部的物质带回到浅部；大陆岩石圈也可以俯冲到150～300 km深处，然后超高压变质岩快速折返。俯冲带和地幔柱提供了穿越层圈的物质和能量交换的通道，岩石圈板块深俯冲（可达核幔边界）的下降流与来自核幔边界深地幔柱的上升流构成地球尺度的循环（许志琴等，2018；Heron，2019；杨文采和曾祥芝，2020）（图3），形成了地球表面的高大山体（或高原）、陆块、克拉通与大洋盆地、边缘海、残余洋盆等一级地貌单元。地球上发育的四大洋和七大洲，为南北向的大西洋、太平洋分划为洋盆相间的构造体制，发育了如西太平洋俯冲带—岛弧带—边缘海盆地系统，东太平洋俯冲带—科迪勒拉山系—落基山和安第斯弧后盆地系统，南、北大陆之间呈纬向展布的特提斯域巨型构造系统等。因此，现代板块构造体制的建立及其与地球表生环境变化的联动机制是构造-沉积分异的一级驱动力（Zhaoet al.，2018；Yaoet al.，2021）。

图3 固体地球的层圈结构（许志琴等，2018）Fig.3 Spherical structure of the solid Earth（after Xu et al.，2018）

2.1.2 第二级次：盆-山系统

盆-山系统受岩石圈板块边界作用与热体制的控制。造山带与沉积盆地是岩石圈的2个基本构造单元，二者相互影响、相互转换，在物质、能量与机制上存在“耦合”特征（图2）。以青藏高原及环绕其分布的沉积盆地为例，垂直于造山带方向发育塔里木、河西走廊、四川、恒河等前陆盆地系统（Allègreet al.，1984；Harrisonet al.，1992；Yin and Harrison，2000；贾承造等，2003），平行于造山带方向发育印度河海底扇、孟加拉海底扇、依洛瓦底江—萨尔温江海底扇、湄公河海底扇、红河海底扇、疏勒河冲积扇等一系列侧陆盆地（王二七，2004）（图4）。青藏高原与其前陆盆地系统和侧陆盆地系统共同构成环青藏高原巨型盆—山体系（贾承造等，2003；王二七，2004），中国西部、西南部的准噶尔、吐哈、塔里木、柴达木、鄂尔多斯、四川、楚雄、南海等一系列盆地的构造-沉积演化和油气分布均与这一体系的挤压、压扭、走滑等构造事件密切相关（李德生，1982；何登发等，2005；贾承造等，2005）。中国东部的沉积盆地与西太平洋俯冲及其弧后环境的伸展有关（李德生，1982；朱日祥等，2012），发育断陷-坳陷型叠合盆地，如松辽、渤海湾、苏北—南黄海、江汉、东海等盆地。处于大兴安岭—太行山—武夷山南北重力梯度带与贺兰山—龙门山南北构造带之间的鄂尔多斯、四川盆地受到东部构造体制与西（南）部构造体制的联合影响，表现为过渡型盆地类型（李德生，1982）。新生代以来，中国构造体制最为突出的表现是沿着贺兰山—龙门山南北构造带发生了浅表地貌系统与深部物质系统的转换（张国伟等，2001；董云鹏等，2019），地貌形态由中生代的东高西低演变成新生代的西高东低，逐渐形成东流水系（图4）。

图4 青藏高原及环青藏高原盆-山系统（据王二七，2004）Fig.4 Qinghai-Tibet Plateau and its circled basin-mountain system（after Wang，2004）

盆-山系统的演化也明显受到热体制的控制。中国的克拉通盆地在显生宙以来明显表现为降温过程（何登发等，2017），对地表风化剥蚀状态具有控制作用。在289 Ma、259 Ma左右，塔里木地块、上扬子地块分别发育了塔里木大火山岩省和峨眉地幔柱，对盆地热体制施加了重要影响，也形成了地表的大范围隆起，如在四川盆地，据估计茅口组顶界隆升幅度在800～1000m之间，剥蚀量达1000m左右。

2.1.3 第三级次：隆-坳系统

隆-坳系统受沉积盆地内隆升与沉降相对运动的控制。沉积盆地内部隆起与坳陷相间发育是一个普遍现象（朱夏，1986；何登发等，2005，2008；贾承造等，2005）。作为盆地内部的正向构造单元，隆起有长条状、椭圆形、穹隆状、鼻状等不规则形态，伸展、挤压、走滑、底辟、埋藏与差异压实等各种构造作用都可以形成隆起（何登发等，2008）（图2）。隆起在形成之后常常经历多阶段演化、发生不同地质事件的改造与叠加，形成叠加隆起带或叠隆起带，如塔里木、鄂尔多斯、四川等盆地的中央隆起带（马永生，2007；马永生等，2009；刘树根等，2013，2016，2017，2018；汪泽成等，2014；何登发等，2020，2021）。与隆起相邻的坳陷，构造沉降相对加快，沉积充填较厚。因地球动力学环境的变化，隆起-坳陷体系的展布格局常发生急剧变化，例如塔里木盆地，在震旦纪—早寒武世，南北向的隆起、坳陷呈东西向带状分布（现今方位，下同）；在中寒武世—奥陶纪，逐渐演变成东西向上的西台东盆格局，中部发育台地边缘及其斜坡带，且受构造沉降与海平面相对升降控制，台缘斜坡带在不同时期发生迁移，平面迁移距离达80～100 km；到志留纪—泥盆纪，再次在南北向上发育为隆起、坳陷呈东西向相间展布的构造-沉积格局（何登发等，2005）。因隆起、台地边缘带等部位较高，时常出露水面，故控制高能滩相、岩溶体系等的发育；而坳陷区及其缓斜坡带地形较低，沉积物粒度较细，是高丰度有机质沉积区。隆起-坳陷的展布与转换，影响了构造-沉积分异过程，从而控制了烃源岩、储集体的发育与源-储组合的匹配方式，进而控制了大油气田分布的基本格局。

2.1.4 第四级次：凸-凹系统

凸-凹系统受差异性构造作用（断裂活动、底辟作用、沉降机制）、古地形地貌变化、沉积物供给与分散方式及沉积充填控制。盆地内部隆起区与坳陷区都发育有次一级的凸起与凹陷（或洼陷），反映出即使在同一构造沉降单元，沉降量、沉降速率等在空间上也存在差异。如塔里木盆地北部坳陷自西向东发育有阿瓦提凹陷、满西低隆（也称为顺托果勒隆起）和满加尔凹陷，满加尔凹陷的奥陶系厚达3000～5000m，而阿瓦提凹陷奥陶系厚度要小很多，相反它的石炭系—二叠系较满加尔凹陷厚1000m以上，反映出时间、空间上构造沉降的迁移特点；二者之间的满西低隆呈低幅度水下隆起状态，两侧存在志留系的超覆现象，目前在其中已经发现了下志留统柯坪塔格组油气藏。凸起区与凹陷区之间在不同时期存在地形高差，发生了明显的构造-沉积分异（图2）。凸起区及其周缘常常是剥蚀区、高能（礁）滩相发育区、（顺层）岩溶区、扇三角洲体系、水下扇体系等分布区。凹陷区主体为深水陆棚、台内洼陷或半深湖—深湖沉积区，发育硅质页岩、黑色页岩、碳酸盐岩—蒸发岩互层，或深水重力流、砂质碎屑流等沉积。这表明构造沉降的差异性控制了不同沉积体系、沉积相区、沉积单元等在时间、空间上的分布差异。

在伸展盆地，如松辽、渤海湾、苏北、东海等盆地，伸展期（K1或E）同沉积断裂常较发育，它们往往构成半地堑、地堑的边界断层，断层上盘下掉、旋转，形成相对深水沉积区，而断层下盘均衡翘升可形成掀斜断块，断棱处发生剥蚀，剥蚀产物于断陷陡坡处堆积，形成水下扇体系。这一过程旋回式发生，直至伸展活动停止，断陷演化进入拗陷热沉降阶段。断陷或凹陷迁移变换的一种典型样式如“跷跷板”运动，一侧的边界断层活动形成朝该断层加厚的半地堑沉积，另一侧的边界断层活动加强时出现朝这一断层的加厚楔状体，2套层系之间为不整合所限，这在柴达木盆地北缘的早、中侏罗世沉积及阿拉善地块上潮水、雅布赖盆地的侏罗系常可见到（何登发等，2020）。

2.1.5 第五级次：高-低地貌变换系统

高-低地貌变换系统受断裂活动、差异压实、台地边缘结构、隆升剥蚀差异、气候、生态系统、洋流循环等因素控制。在被动大陆边缘、克拉通内坳陷、前陆盆地、走滑盆地等各类盆地中，构造、气候、生物、海平面变化、洋流活动等不同地质营力始终在发生作用，形成不同规模、不同级次的地质-地貌系统，因某一因素或几种因素的时空变化这些系统也将发生变化，最基本的变化就是出现地形差异。例如在碳酸盐岩台地环境中，内、外缓坡之间可出现坡折，因膏盐岩、泥岩的底辟活动可导致地形差异，或台内同沉积断裂活动造成地形起伏，相对上升区形成高能水体区，可发育礁、滩体系、局部岩溶体系、滩坝体系等，相对下降区出现低能水体区，发育泥岩、膏盐岩等。在四川盆地中—北部一带，中—晚二叠世碳酸盐岩台地出现构造分异（何登发等，2011；Huanget al.，2021），例如形成开江—梁平深水陆棚与武胜台内洼陷带，其内出现大隆组硅质页岩沉积，边缘则发育长兴组礁、滩体系，并延续至早三叠世飞仙关组沉积期，目前沿这一构造-沉积分异带在长兴组—飞仙关组探明了万亿方天然气储量气区。

2.2 构造-沉积分异的基底控制原理

基底的组成、强度与活动性对构造-沉积分异有明显的控制作用。基底组成差异制约基底的强弱、活动性与活动方式，从而制约上覆盖层的构造-沉积分异（图5）。

图5 基底结构对构造-沉积分异的控制Fig.5 Control of basement framework upon tectonic-depositional differentiation

2.2.1 基底组成差异

基底组成差异表现为在大陆板块、大洋板块与洋-陆过渡带上将分别形成以陆壳为底的盆地、洋盆与洋-陆过渡部位的伸展拆离盆地（supra-detachment basin），分别发展成为大陆盆地系列、大洋盆地系列与洋-陆过渡转换盆地系列。

大陆盆地系列中，以克拉通盆地为例。克拉通的形成经历了具陆壳块体的板块之间的碰撞造山作用，形成了主要的山链，碰撞山链在200～400Ma间被剥蚀，遗留的山根暴露地表，成为先存地块之间的“缝合线”。复杂拼贴的地块与山根构成了今天的“克拉通”，即克拉通是碰撞造山的最终产物，形成一个克拉通至少需要300Ma的时间，形成之后则是长期保持稳定的大陆块体。发育在克拉通上的沉积盆地称为克拉通盆地，克拉通盆地的基底组成是不一样的，如华北克拉通西部的基底由阴山地块与鄂尔多斯地块沿孔兹岩带在1.95Ga拼合形成，东部的基底由燕辽—龙岗地块与狼林地块沿胶—辽—吉带在1.90 Ga拼合形成，最终西部和东部地块沿横贯华北的中部造山带拼合，从而在～1.85Ga形成华北克拉通的连贯基底（Zhaoet al.，2002，2018）。翟明国（2011）建立了华北克拉通古元古代的地质和构造框架，认为该时期发育相对的俯冲带，太古宙阴山地块向南俯冲于鄂尔多斯地块之下形成内蒙古缝合带（或孔兹岩带），燕辽地块则沿太行山东缘俯冲带向西俯冲于中部造山带之下。华北克拉通西部地块的差异性对后期盆地的演化有明显控制作用（包洪平等，2019；邵东波等，2019），表现为内蒙古缝合带、鄂尔多斯地块北缘大陆弧在中元古代伸展形成宽裂谷区，在晚古生代强烈隆升剥蚀成为晚石炭世—二叠纪一系列大型三角洲体系的物源区，至晚白垩世负反转形成河套盆地，在晚中新世—第四纪伊盟隆起—大同、阴山一带上地幔部分熔融（Donget al.，2014；Zhanget al.，2016），基性玄武岩浆喷至地表，呈强烈活化特征。

大洋盆地系列中，大洋中脊裂谷系和海沟系是2种典型的盆地类型，一侧连接着洋壳的生成，一侧连接着洋壳的消亡。在大洋中，越来越多的海洋地块、海山、洋底高原、微地块等被发现，表明大洋盆地是一个组成复杂的盆-山系统，如现今的太平洋与印度洋。

在洋-陆过渡带，自靠陆一侧的近端带到靠洋一侧的远端带，由于强烈的伸展作用形成一系列位于旋转断块、拆离断层之上的半地堑盆地系统。

2.2.2 基底强度差异

基底构成单元的岩石力学性质在平面上或剖面上的强弱差异，会导致块体分区与结构分层。块体分区引起构造变形的强弱分区，结构分层出现纵向上以软弱层（韧性变形层）为界的脆性、脆韧性与韧性变形分带。以塔里木克拉通为例，塔里木北部地块表现为大片弱的负磁异常区，为浅变质岩形成的基底，力学性质较弱，在后期演化中较易发生沉降，其对早寒武世初期构造沉降的控制与玉尔吐斯组黑色页岩的发育有直接影响，玉尔吐斯组的“相对深水沉积”主要为缓坡—深水陆棚沉积区。塔里木地块南部为北东向正、负相间的中等—强的磁异常区，为岩浆岩、沉积岩等变质形成，力学性质较强、较硬，在早寒武世沉降较弱，黑色页岩发育有限。

2.2.3 基底活动性差异

基底活动性差异表现在活动方式、活动性强弱、活动速率等方面，对构造-沉积分异影响较大。这一性质受基底组成与基底强度的影响，但也有自身的特点。基底活动性差异控制了盆-山分异、隆-坳分异、凸-凹分异甚至高-低地貌分异等不同级次的构造-沉积分异（图2）。

以基底断层为例，这是沉积盆地中的常见现象，常形成基底卷入型断层传播褶皱，即在基底中出现脆性破裂，断层滑动量向上覆沉积盖层中传播，形成断层端点褶皱。沉积盖层中的褶皱幅度、面积、长短、形态等均与基底断层几何形态（如断层转折）、断层倾角、断层传播量（P）、断层滑动量（S）和三角剪切角等有关。如塔里木盆地塔南隆起、玉北—塘北冲断带（Zhanget al.，2021）、温宿凸起（陈槚俊等，2021）、温宿—野云沟断裂带，鄂尔多斯盆地伊盟隆起的南部边界断层——公卡汉—乌兰林格断裂带等。基底断裂向深部在12～15 km以下进入韧性剪切层，发生滑脱，出现盆地基底深部的韧性剪切（12～15 km以下）、盆地下部（12～5 km）的脆性破坏（断层滑动）与盆地上部（5 km以上）的褶皱作用（塑性变形）相互协调、转换的构造变形样式。基底断层的活动可以是伸展、挤压或走滑，形成伸展拆离断裂系统（半地堑及其组合）和正断层传播褶皱（强制褶皱）、逆冲系统和逆断层传播褶皱带、走滑断层和走滑拉分及走滑压隆等多种构造样式。基底断隆带与基底坳陷带构成2个差异明显的构造-沉积分异单元，如鄂尔多斯盆地北部的伊盟隆起与临河地堑，塔里木盆地北部隆起带及其两侧的库车坳陷和北部坳陷，四川盆地的绵阳—长宁拉张槽及其东、西两侧的高石梯凸起、威远隆起等。凸起-凹陷、高-低地貌系统也具有类似特征。

2.3 构造-沉积分异的力学控制

地球动力系统主要是重力、构造应力、热力、浮力等相互联系的作用系统（图6），大洋盆地、大陆盆地主要受重力与浮力支配的均衡作用控制。大洋中脊岩浆上升，在重力作用下向两侧外推（洋脊推力是一种复合力），而在海沟处，俯冲大洋板块密度大，在重力作用下沉入地幔之中。在大陆造山带，陆壳物质较轻，受均衡调整影响以隆升剥蚀为主。在大陆或洋盆内部，受到板块边界应力作用（及重力影响），发生拉张、挤压或走滑等各种构造作用，形成富有行星特色的盆-山系统。而在盆地内部，受热力、重力影响，岩浆、膏盐、泥岩等可能发生底辟作用，形成隆起或坳陷。下面重点讨论受构造应力控制的盆-山系统及其构造-沉积分异特点。

图6 地球系统的力学体系Fig.6 Mechanic system of the Earth system

2.3.1 伸展作用

伸展作用形成克拉通内坳陷、裂谷、被动大陆边缘等系列盆地，产生构造-热-岩浆作用控制的沉积分异。以裂谷盆地为例，从成因来看，有主动裂谷、被动裂谷和宽裂谷等形式：主动裂谷先受深部地幔影响再发生拉张，垂向上由下至上出现火山岩—沉积岩组合；被动裂谷是先拉张地幔再隆升，垂向上由下至上发育沉积岩-火山岩组合；宽裂谷常是造山后地壳厚度急剧增大之后的重力势能调整在较大范围内形成的裂谷盆地，垂向上沉积岩-火山岩间互，在地壳厚度恢复至正常厚度时，宽裂谷停止发育。如Meng等（2022）研究东北亚地区的早白垩世盆地，认为在华北克拉通东部主要发育被动裂谷盆地，如合肥盆地和胶莱盆地；华北克拉通北部主要发育主动裂谷盆地，如滦平盆地和北票盆地，西部、中部和东部的火山喷发分别开始于143Ma、137Ma和125Ma；中亚造山带东部主要发育宽裂谷盆地，如二连盆地和海拉尔盆地。这表明，东北亚早白垩世裂谷盆地的时空发展与古太平洋板块的俯冲与撕裂密切相关（Menget al.，2022），岩石圈板块运动学差异形成不同类型裂谷盆地及其构造-岩浆-沉积分异。

2.3.2 挤压作用

挤压作用形成挠曲盆地（前陆盆地）系列，冲断活动-气候-搬运系统控制其沉积分异。在俯冲板块之上发育前方前陆盆地（pro-foreland basin），在仰冲板块之上发育后方前陆盆地（retroforeland basin），二者构成双指向的前陆盆地系统（Naylor and Sinclair，2008）。受基底冲断活动的影响，有些部位可发育破裂前陆盆地（broken foreland basin），它们为俯冲板块与仰冲板块耦合运动构成的统一地球动力系统。现代实例如天山两侧的库车坳陷与准噶尔盆地南部坳陷，为中新世以来形成的前陆盆地系统，古代实例如晚侏罗世—早白垩世的秦岭—大别山两侧的陆内前陆盆地及其冲断带系统，在扬子板块一侧形成米仓山—大巴山前陆冲断带及其前陆盆地（遂宁组、蓬莱镇组沉积）（董树文等，2008；何登发等，2020），在华北板块一侧形成渭河—渭北前陆冲断系统。就青藏高原而言（图4），印度板块俯冲于其下，恒河平原为前方前陆盆地；欧亚大陆一侧，塔里木、阿拉善、鄂尔多斯、四川等地块向其陆内俯冲，发育成为后方前陆盆地（retro-foreland basin）。与经典的双指向前陆盆地系列（如比利牛斯、阿尔卑斯两侧的前陆盆地）不一样，青藏高原系列的后方前陆盆地较为发育，西段、中段（塔里木、柴达木等盆地）的上新统—第四系沉积较厚，而东段（鄂尔多斯、四川等盆地）沉积则较薄或缺失（贾承造等，2013），表现出后方前陆区变形的强烈差异性。在青藏高原实例中，恒河前方前陆盆地横向上被喜马拉雅冲断带蚕食了700 km以上（图4）。在前陆盆地系列中，前陆盆地在板块边界挤压应力作用与冲断负荷控制下急剧挠曲沉降（均衡沉降的一种方式），而造山带发生快速隆升剥露，受气候、季风系统、剥蚀速率等影响，剥蚀产物搬运至前陆盆地或三角洲体系中，甚至进入被动陆缘盆地，造成被动陆缘盆地受沉积负荷与热沉降控制快速下沉；反之，被动大陆边缘之下的软流圈物质向造山带之下蠕散，构成浅层从山到盆的沉积物搬运系统和深层从洋向陆的俯冲或蠕散路径，二者构成岩石圈尺度完整的物质旋回“回路”，潘诺尼亚盆地—喀尔巴阡山—黑海体系为其典型代表（Cloetingh，2007）（图7）。

图7 大陆碰撞环境的源-汇系统和造山带-盆地耦合演化简图，以潘诺尼亚盆地—喀尔巴阡山—黑海体系为例（据Cloetingh and TOPO-EUROPE工作组，2007）Fig.7 Schematic source-to-sink systematics and coupled orogenybasin evolution in the aftermath of continental collision，taking the Pannonian Basin-Carpathians-Black Sea System as an example（from Cloetingh and TOPO-EUROPEWorking Group，2007）

2.3.3 走滑作用

走滑作用形成走滑盆地系列，如拉分盆地（pull-apart basin）、超阶盆 地（step-over basin）、释压弯曲（releasing bend）、张扭裂谷（transtensional rift）等，走滑活动-气候-剥蚀系统联合控制其沉积分异。郯庐、阿尔金、圣安德烈斯、安拉托利亚、死海等著名走滑断裂系在地表产生了显著的构造-沉积分异，挤压段、平移段、拉张段相间排列，如圣安德烈斯断裂带里奇盆地（ridge basin）窄而深，相带窄、变化快，地层累计厚度巨大，如小提琴角砾岩累加厚度达5000～8000m，物源则来自单一的花岗岩体，体现出走滑盆地构造-沉积分异快速，纵、横向变化显著的特点。郯庐断裂的渤海段，自南向北，由EW-NEE向的维北凸起、莱州湾凹陷、莱北凸起、黄河口凹陷过渡到NNE向的渤东凹陷、辽中凹陷、辽东凸起、辽东凹陷，凸起与凹陷相间展布，多以走滑断层过渡，凸起部位下白垩统或古近系不整合于太古界花岗岩或花岗片麻岩之上，显示凸起早期经历了长期伸展，晚期为走滑断层改造，走滑断裂带对新近系的沉积起明显控制作用。

2.4 构造-沉积分异的演化（转化）

随着运动体制（构造体制+热体制）的变革，一个构造世代下的构造-沉积环境及其分异体系将向新的构造世代下的构造-沉积环境转化，产生新的构造-沉积分异体系，区域不整合面是这种构造变革的具体体现。以中国境内塔里木、四川、鄂尔多斯等3个克拉通盆地为例，三者均发育中—新元古代、寒武纪—志留纪（或中泥盆世）、（晚泥盆世-）石炭纪—三叠纪和侏罗纪—第四纪4个伸展—聚敛旋回（何登发等，2005，2008，2021；汪泽成，2017），每一旋回在伸展期发育裂谷、克拉通内坳陷等伸展盆地，在聚敛期发育前陆盆地、转换挤压盆地，盆地边缘发育冲断活动带；聚敛期的盆地对伸展期的盆地进行叠加、改造，隆起-坳陷沉积系统或凸起-凹陷系统的分布格局、沉积充填发生急剧变换。不同旋回之间不仅盆地（原型盆地）分布不一致，源-汇系统、沉积环境、沉积体系等均发生变化，构造-沉积分异的环境、方式、结构、范围与机制等都不相同，也表现出旋回式叠加特点。

以鄂尔多斯盆地的中元古代、寒武纪与奥陶纪演化为例（图8），期间均发生了构造环境的急剧变化。中元古界展布具有宽裂谷结构，自北西向南东发育杭锦旗、宁—蒙（银川—鄂托克旗）、定边—靖边、西吉—吴起、宝鸡—延安（宜川）、西安—潼关等6排NNE-NE-NEE向裂陷带，沉积厚度在500～4000m之间，最厚可达6000m（图8-1））。裂陷带自SW向NE扩展，终止于鄂尔多斯、石楼、韩城之西南，裂陷带之间为凸起带，呈裂陷—凸起相间分布格局，是NW-SE向拉张应力作用的结果。蓟县纪沉积范围向SW缩减，青白口纪盆地内无沉积，震旦纪仅局限在西缘、南缘，新元古代沉积的缺失可能与宽坪洋盆消减闭合及北秦岭地块与华北地块南缘的碰撞有关，也使得鄂尔多斯地块在中—新元古代经历了完整的伸展-聚敛旋回。鄂尔多斯盆地寒武系与下伏地层为区域性不整合接触（张春林等，2017；何登发等，2021），沉积格局发生急剧变化（图8-2），盆地中央发育了隆起带，自北向南发育并不相连的杭锦旗隆起、乌审旗—靖边隆起与镇原隆起，范围逐渐减小，走向自EW向、NNW-NNE到近SN向。该隆起带两侧为沉积区，东侧沉积厚度在100～300m之间，西侧厚度在100～500m之间，向贺兰山一带厚度可达900～1000m，向南在富县—富平一带出现裂陷槽，厚度可达900～1000m。奥陶系与寒武系之间仍以区域不整合面相隔（怀远运动面）（李相博等，2021），盆地南、北分别为杭锦旗—鄂尔多斯隆起、镇原—庆阳（—洛川）隆起（图8-3），其间为低缓的定边凸起相连（何登发等，2020），乌审旗隆起业已消亡；在3个古隆起合围区以东，发育靖边—米脂坳陷，奥陶系沉积厚度400～800m，以白云岩、灰岩与膏盐岩互层沉积为主要特征；西缘乌海—平凉一带沉积厚度达1000～1800m，南缘岐山—铜川一带出现加厚区，厚度达1000～1400m。中奥陶世末期—晚奥陶世，因二郎坪洋盆闭合与秦—祁洋盆（商丹洋）俯冲、关闭，鄂尔多斯地块遭受区域挤压发生隆升、剥蚀，推测这与洋壳俯冲、动力地形上升相关，形成了著名的加里东期不整合面，上石炭统不整合于中奥陶统之上。寒武纪—奥陶纪也经历了一个伸展-聚敛旋回。因此，周缘板块构造作用与基底结构差异，共同控制了鄂尔多斯盆地中元古界—下古生界由拉张环境下的裂陷分异向挤压环境下的隆坳分异转变（图8）。

图8 鄂尔多斯盆地地层厚度图Fig.8 Isopach map of Ordos Basin

在一个伸展-聚敛旋回中，伸展期裂陷分异向聚敛期隆-坳分异转化，多个伸展-聚敛旋回则将出现相似构造-沉积分异演化的旋回。伸展期发育陆内裂陷、陆内坳陷与陆缘裂陷，出现隆-坳、凸-凹分异及同沉积断裂活动，在碳酸盐岩台地构造分异形成裂陷带，如上扬子地块的震旦纪—早寒武世、晚二叠世—早三叠世早期（余谦等，2011；李皎和何登发，2014；周慧等，2015；梁霄等，2021a，2021b）。聚敛期因挤压作用台地边缘隆升、裂陷充填消亡，代之以隆-坳分异、台地内洼陷-高地貌带分异等，伸展期分异的台地向统一的碳酸盐岩台地转化，环台内洼陷区可以发育台内礁、滩体系，其幅度低于台缘高能滩带，表明相对高地貌与海平面升降共同控制台内（礁）滩的生长。在上扬子地块，由早寒武世筇竹寺期到沧浪铺期、早三叠世飞仙关期到嘉陵江期，出现了分异台地向统一台地的转变，碳酸盐岩缓坡颗粒滩十分发育，在演化上出现裂陷期分异台地→聚敛期统一台地的旋回式发展（何登发等，2011；邢凤存等，2015；张春林等，2017；汪泽成等，2017），但各自的分布范围、强度、时限、成因等随周缘板块构造环境的变化也发生变化。

3 地质意义

3.1 恢复构造-古地理演化，重建地球历史

应用构造-沉积分异原理，解析在不同空间尺度、不同时间尺度、不同运动体制下物质充填的分布及其差异，是开展活动论构造-古地理研究的重要手段（关士聪等，1984；王鸿祯，1990；马永生，2007；万天丰和朱鸿，2007；王成善等，2010；郑和荣和胡宗全，2010；林畅松等，2015；张光亚等，2019a，2019b；何登发等，2020），籍此为复原地球的演化过程、重建地球历史奠定了重要基础（孙枢，2005）。

在过去的几十年里，沉积盆地研究在整合构造、沉积和岩石圈层次的地质学和地球物理学领域中已有较好积累。综合活动构造、地表过程、沉积充填、结构构造和岩石圈动力学成果，对盆地及其周边地区的古地形、古环境、古地理进行重建，动态复原盆地的构造-古地理演化，为认识盆地历史提供了背景资料。然而，对造山带的研究目前仍未能建立起时空上相对连续的链条，故从构造-沉积分异的角度开展盆-山系统的统一研究不失为一个有效方法。

3.2 揭示构造-沉积分异特征，厘定油气成藏要素分布

研究构造-沉积分异特征，将为落实有利油气成藏要素的分布奠定重要基础。构造-沉积分异造成地表地形差异，高部位及其斜坡带可发育高能（礁）滩相带、岩溶系统、白云岩化区等，形成良好的储集体，而低部位发育低能环境的泥页岩、硅质页岩等构成烃源岩，源-储组合或配置较佳。

前文讨论的不同尺度（图2）、基底效应（图5）和不同动力条件下（图6）的构造-沉积分异作用在不同时间、空间与机制之下还可以联合、复合，发生相互作用，产生更为复杂的构造-沉积分异方式（或类型），出现强弱变化与不同样式之间的变化，甚至不同分异机制之间发生转换。如克拉通上的碳酸盐岩台地可以发生构造-沉积分异，常见有3种活动方式。（1）基底深大断裂活动或基底差异沉降，在碳酸盐岩台地上形成裂陷槽，如上扬子地块晚震旦纪—早寒武世的绵阳—长宁裂陷槽、鄂西裂陷槽、万源裂陷等（何登发等，2011；刘树根等，2013），裂陷带横切碳酸盐岩台地（“盆切台”模式），构造-沉积分异明显，沉积厚度、沉积相带差异大。裂陷槽内出现深水陆棚硅质页岩沉积，有机质丰度高；裂陷槽肩部均衡翘升，发育高能滩相，如高石梯、磨溪等凸起区灯影组沉积。（2）同沉积断裂活动型，以断裂发育层位分为沉积盖层型与基底断层型2种：第1种为沉积盖层中的同沉积断裂，一般为小型的正或逆断层（断层位移沿长度递减，至断层端线位移递减为零）和大型的滑脱断层（伸展的犁式断层、挤压的拆离断层）。前者切穿能干性地层，沿断层两盘出现变形带，形成牵引构造，其范围和幅度与断层位移大小有关，可形成局部的高隆起带或低洼陷带，断层之间出现位移传递带（transfer zone）或转换斜坡（relay ramp），控制局部的源-汇系统（徐长贵，2013）。后者形成坡—坪式断裂结构，在膏盐岩、泥岩层中滑脱，伸展断层形成半地堑、断坡背斜或向斜、横向背斜、横向向斜等，挤压断层形成断层相关褶皱背斜带，背斜的幅度和长短与断层位移相关，大型同沉积断层产生显著的构造-沉积分异。第2种为基底断层的同沉积活动，基底断层的端点不一定传播至沉积层，但无论伸展或挤压，都形成断层传播褶皱，影响生长地层的发育，出现正地形或负地形，产生构造-沉积分异。在碳酸盐岩台地中，同沉积断层成组分布式出现，可将碳酸盐岩台地分割为一系列孤立台地，四周为同沉积裂陷环绕（同沉积裂陷的深浅取决于断层的滑动量），如扬子地块南部云南—贵州一带的泥盆纪台地（也成为“盆绕台模式”）。在碳酸盐岩台地中，若基底正断层活动，上覆同沉积地层形成断层传播褶皱，台—槽之间为一斜坡（ramp），即断层传播褶皱的翼部（fold limb）；基底正断层滑动量越大，斜坡长度增大，二者之间出现较强的构造-沉积分异，如中、晚二叠世上扬子地块上的开江—梁平深水陆棚（马永生等，2005）、绵竹—蓬安台洼，台内出现深水页岩沉积，环台洼两侧出现长链（带）状的礁滩带（这种模式也成为“盆割台”模式）。（3）隆起-坳陷或凸起-凹陷相间分布的“台内盆”构造格局，可能受区域伸展、挤压或走滑作用影响形成古隆起，或底辟活动、差异性剥蚀、差异压实等形成古隆起，亦或披覆背斜式隆起，构造-沉积分异相对要弱一些，坳陷或凹陷沉积水体浅，甚至出现盐湖沉积，形成碳酸盐岩开阔台地、局限台地环绕“盆地”分布的格局（图8-3）。

不同尺度的构造-沉积分异，如隆-坳、凸-凹与高-低地貌系统等，在碳酸盐岩台地中可一并出现（图8-2，8-3；图9）。如在鄂尔多斯盆地奥陶系马家沟组沉积期，伊盟隆起、定边凸起、镇原隆起等构成中央古隆起（何登发等，2020）；中央古隆体东侧发育乌审旗低隆起（魏柳斌等，2021），东、西分别与米脂盐凹与乌审旗西部凹陷相邻；在东部盐洼区，发育同沉积断层控制的马一段、马三段盐岩底辟形成的云灰隆起带，云灰隆起分布在神木以北、米脂、清涧—延川一带，近SN向展布。3种不同尺度、不同性质的正向构造单元及其间或侧翼的负向构造单元相间分布，产生了不同方式、不同规模、不同强弱程度的沉积分异，隆起及其翼部斜坡出现高能（礁）滩相沉积、白云岩、鲕粒白云岩或灰岩沉积，其间低部位有泥岩、泥灰岩区发育，前者成储而后者构成烃源，形成侧生旁储、下生上储式“源-储组合”。

图9 不同尺度构造-沉积分异单元的展布特征，以鄂尔多斯盆地东部奥陶系盐下隆-坳（凹）分异结构为例Fig.9 Distribution of varied-scale tectonic-depositional differentiation units，taking sub-salt Ordovician uplift-sag（depression）differentiation in the eastern Ordos Basin as an example

构造-沉积分异在沉积盆地内部导致岩相的有序分布，如从盆地边缘的砂砾岩向盆地内部的砂岩、泥岩等过渡（邵龙义等，2019），由于沉积物粒径、孔隙结构的分异，出现常规油、致密油向页岩油的有序聚集与分布（贾承造等，2017）。在垂向上，由烃源岩内聚集，到向上至源外聚集，也出现序列成藏现象，构成“全油气系统”的有序共生赋存。

3.3 明确构造-沉积分异特征，加快矿产资源勘查

构造-沉积分异是地球表层的常见地质现象，不仅是在沉积盆地，而且在克拉通与造山带也是始终发生的现象。在岩石圈深、中、浅层也都在进行着构造-沉积分异，不仅发生着构造作用的分异、地形地貌分异、沉积物质分异，也发生着流体活动分异、能量场的分异（李思田，2006；李江海和姜洪福，2013），尤其是深层一直发生着重力场、构造应力场与热力场等的分异。因此，有构造分异，就会出现沉积、成岩、成矿的时空差异。掌握这种差异性，可为金、银、铜等金属矿产，煤田、盐类等非金属矿产及氦气、二氧化碳气、热水、淡水等资源的勘查提供背景资料，为流体矿产、固体矿产有利矿集区的研究与勘查奠定基础。因此，构造-沉积分异区常为多种能源、资源赋存的有利区。同时，开展构造-沉积分异研究，可为了解宜居地球的形成历史、人类生存环境及灾害预防等提供基本信息。

4 结论

1）构造-沉积分异是地球表层的常见地质现象，是指“由构造应力、热力、重力、地幔动力等因素引起地表地形差异，从而导致沉积物源、搬运体系与沉积作用变化的过程”；板块构造作用与深部地质过程引起了源-汇系统、沉积物分散与充填、沉积物质就位分布的系统变化。

2）构造-沉积分异在物质、时空及机制上遵循级次（序次）、基底控制、力学成因与演化（转换）4个原理。构造-沉积分异发生在不同尺度的洋-陆系统、盆-山系统、隆-坳系统、凸-凹系统与高-低地貌系统之上，基底结构、强度与活动性对其有明显控制，构造应力、重力、热力、地幔动力等控制分异机制。构造应力作用表现为拉张控制裂陷、挤压控制隆坳、走滑控制拉分与压陷，且随时间变化出现分异演化旋回，伸展期裂陷向聚敛期隆坳转变，碳酸盐岩分异台地向统一台地转变。这些因素与机制可以发生复合，在时空上出现多类构造-沉积分异作用。

3）研究构造-沉积分异作用可以为复原构造—古地理、重建地球历史奠定基础，也可以为厘定成矿（藏）要素的时空分布、加快矿产资源勘查和改善人类宜居环境做出贡献。

致谢在文章写作过程中，得到了李德生、许志琴、张国伟、贾承造、王成善等院士的指导。在与陈洪德、刘树根、刘波、罗晓容、郑秀娟等教授的交流中，受益匪浅。在此谨致谢忱！