南岭地区白垩纪至古近纪陆相盆地及其对气候变化与构造域转换的制约

2023-01-06徐先兵

华南地质 2022年4期

徐先兵

中国地质大学（武汉）地球科学学院，湖北武汉 430074

南岭地区呈近E-W向展布于华南板块桂北-湘南-粤北-赣南地区，在地貌上由一系列NNE-NE向山脉与山间谷地组成（李四光,1942;舒良树等,2006;徐先兵等,2021）。南岭地区既是中新世以来的长江水系（Zheng H B et al.,2013）和珠江水系（Cao L C et al.,2018）的分水岭,又是华南和华中地区气温、季节、农业生产和人文的重要分界线（徐先兵等，2021）。目前对于南岭地区的隆升时代存在以下三种不同认识：（1）晚三叠至中侏罗世沉积盆地的物源分析指示南岭地区于晚三叠世晚期至早侏罗世早期隆升成陆并成为华南板块内部近E-W向分水岭（Xu X B et al.,2016,2021a），与南岭地区早-中侏罗世后造山-裂谷型岩浆作用相耦合（Chen P R et al.,2002;Zhou X M et al.,2006;He Z Y et al.,2010）；（2）类盆-岭构造解析和年代学数据指示南岭地区隆升于晚侏罗世至早白垩世（Wang D Z and Shu L S,2012;Lin W and Wei W,2020）；（3）碎屑锆石和磷灰石热年代学指示南岭地区于晚白垩世末期-古新世隆升成山（Tao N et al.,2017,2019;Wang Y et al.,2020）。南岭地区发育的白垩纪至古近纪陆相盆地，是该地区隆升作用的良好地质记录，但目前对其形成时代、物质来源与隆升过程的研究尚不够深入。本文在综述白垩纪至古近纪陆相盆地的展布规律、形成时代、沉积厚度、物质来源与构造特征的基础上，讨论了南岭地区隆升过程与华南板块中生代至新生代的气候变化和构造域转换。

1 地质背景

近E-W向南岭地区位于华南板块南部，横跨扬子地块、华夏地块及其缝合带，其东、西边界分别为NNE向衡阳-永州-桂林断裂（F1）和NNE向邵武-河源断裂带（F5）（舒良树等,2006;娄峰等，2020；徐先兵等,2021;夏元等,2022）。南岭地区中部由三条近E-W向晚侏罗世花岗岩带组成，即北带-骑田岭与九峰岩体，中带-九嶷山、大东山与贵东岩体，南带-花山、姑婆山与佛冈岩体（图1）。晚侏罗世花岗岩侵入于泥盆系至二叠系碳酸盐岩与南华系至志留系碎屑岩之中。

图1 南岭地区地质简图Fig.1 Sketch geological map of the Nanling area

在地形地貌的数字高程图中，南岭地区整体表现为近E-W向大型山脉，但被发育其间的NNE-NE向白垩纪至古近纪盆地、NNE-NE向干流和NW向支流水系肢解（图2）。在南岭近E-W向晚侏罗世花岗岩带的北侧，长江水系发育,以NNE向诸广山岩体为界，长江水系又可以划分为东部赣江水系和西部湘江水系；而在近E-W向晚侏罗世花岗岩带的南侧，珠江水系发育。以NW向禾洞和连阳花岗岩带为界，珠江水系又可以划分为北江水系和西江水系。自南岭近E-W向晚侏罗世花岗岩带向北和向南，地形逐渐变缓，主要表现为北东向大-中型盆地及其间的不连续山脉。

图2 南岭地区地形地貌图Fig.2 Topographic and geomorphic map of the Nanling area

由于南岭山脉整体近E-W向展布，且整体呈E-W向带状隆升并成为分水岭，因此以3条近E-W向晚侏罗世花岗岩带为界，可将南岭地区划分为北部、中部和南部三个亚带。三个亚带均发育白垩纪至古近纪陆相盆地，但三个亚带的盆地具有不同的规模、沉积厚度与形成时代（表1）。

2 盆地展布

南岭地区中部发育的白垩纪至古近纪盆地包括清水盆地、临武盆地、星子盆地、坪石盆地、丹霞盆地、南雄盆地、长塘盆地和灯塔盆地等（表1）。中部盆地按规模可以分为两种：第一种盆地规模相对较小，平面形态呈近圆形或近菱形，面积在210～570 km2之间，长宽比小于3∶1，以坪石盆地、丹霞盆地和长塘盆地为代表；第二种盆地规模相对较大，平面形态呈长条状，长宽比大于3∶1，面积大于1000 km2，以南雄盆地和灯塔盆地为代表。

表1 南岭地区白垩纪-新近纪盆地概况一览表Table 1 List of Cretaceous to Paleogene basins in the Nanling area

南岭地区北部的白垩纪-古近纪盆地包括衡阳盆地、醴陵-攸县盆地、茶陵-永兴盆地、吉安-泰和盆地、兴国-赣州盆地、于都盆地和会昌盆地等。大部分盆地的平面形态呈长条状，长宽比大于3∶1，面积在600～4000 km2之间，以茶陵-永兴盆地和兴国-赣州盆地为代表；而衡阳盆地的平面形态呈近圆形，长宽比约为1∶1，面积大于6000 km2。

在南岭地区南部，主要发育怀集盆地和三水盆地。怀集盆地规模相对较小，平面形态表现为近正方形，其面积约为805 km2；而三水盆地规模相对较大，平面形态呈现为菱形，其面积约为3300 km2。

3 沉积时代

南岭地区中部白垩纪至古近纪盆地总体规模相对较小，仅发育下白垩统或上白垩统（张显球,1999），故其沉积厚度相对也较小，一般小于1000 m。但丹霞盆地和南雄盆地的规模相对较大，沉积相对连续，其厚度分别为＞4650 m和＞3600 m（图3）。丹霞盆地由上侏罗统（160-155 Ma）伞洞组中酸性火山岩（华琛,2020）、下白垩统马梓坪组泥砂岩、上白垩统长坝组砂砾岩和丹霞组砂砾岩构成（张显球,1992;张显球和林小燕，2013）。南雄盆地主要由上白垩统和古新统组成（张显球等,2006;沈鹏飞,2014）。上白垩统自下而上为长坝组（下部砾岩与上部泥砂岩）、大凤组、主田组和浈水组（泥砂岩），而古新统自下而上为上湖组（泥岩）、浓山组（下部为砾岩夹砂岩，上部为含砾粗砂岩）和古城组（砾岩和含砾粗砂岩）（张显球等,2013）。非鸟类恐龙的灭绝、哺乳动物的出现、古地磁、δ13C负漂移、总汞含量、环境磁学与地球化学等指示南雄盆地中白垩系与古近系界线应该位于上湖组底部灰黄色底砾岩中（童永生等,2002,2013;Clyde et al.,2010;Zhao M T et al.,2021）。

图3 南岭地区白垩纪-古近纪典型盆地的地层柱状图Fig.3 Stratigraphic columns of typical Cretaceous to Paleogene basins in the Nanling area

南岭地区北部的盆地规模相对较大，时空分布规律性明显。以郴州-临武断裂为界，其西部盆地规模大，沉积时代自早白垩世持续到古近纪，以衡阳盆地和茶陵-永兴盆地为代表；而其东部的盆地规模相对较小，沉积时代以晚白垩世为主，局部可见古近纪沉积，以兴国-赣州盆地和会昌盆地为代表。衡阳盆地由下白垩统东井组、栏垅组和神皇山组，上白垩统红花套组、戴家坪组和车江组，古新统枣市组和茶山坳组以及始新统高岭组构成（湖南省地质调查院,2017），其总厚度＞5000 m（图3）。碎屑锆石U-Pb年代学指示下白垩统神皇山组和上白垩统戴家坪组的最大沉积年龄分别为～125 Ma和～92 Ma（Yan Y et al.,2011），40Ar/39Ar年代学指示侵入于下白垩统神皇山组之中的玄武岩形成于～71 Ma（Meng L F et al.,2012）。生物地层、化学地层和磁性地层指示衡阳盆地古近系茶山坳组和高岭组分别沉积于古新世晚期与始新世早期（Ting S Y et al.,2003;Wang Y Q et al.,2019）。茶陵-永兴盆地由下白垩统栏垅组和神皇山组，上白垩统罗镜滩组、红花套组和百花亭组，古新统枣市组构成（湖南省地质调查院,2017），其沉积厚度＞4941 m。兴国-赣州盆地由上白垩统茅店组、周田组和河口组构成（江西省地质调查研究院,2017），最年轻的碎屑锆石U-Pb年龄指示茅店组和周田组最大沉积年龄分别为～125 Ma和～105 Ma（Wang J et al.,2022）。会昌盆地由下白垩统石溪组双峰式火山岩和上白垩统茅店组、周田组、崇安组碎屑岩构成（江西省地质调查研究院,2017），其沉积厚度为～2400 m。火山岩锆石U-Pb和40Ar/39Ar年代学指示石溪组酸性和基性火山岩分别形成于～111 Ma和～108 Ma（Chen C H et al.,2008;钟志菲和巫建华,2015）。

南岭地区南部的怀集盆地和三水盆地的规模也相对较大，沉积厚度也较厚。怀集盆地主要沉积下白垩统罗定组和三丫江组、上白垩统铜鼓岭组（广东省地质调查院,2017），厚度为～1500 m。三水盆地主要沉积下白垩统百足山组和白鹤洞组、上白垩统三水组和大塱山组、古新统莘庄组、㘵心组和宝月组、始新统华涌组（广东省地质调查院,2017），总厚度＞4677 m（图3）。锆石U-Pb年代学指示三水盆地新生代火山岩形成于～56 Ma、～45 Ma和～28 Ma(董月霞等,2006;Zhou H M et al.,2009;袁晓博和方念乔,2019)，与早期的火山岩K-Ar和40Ar/39Ar年龄（58～38 Ma）基本一致（Chung S L et al.,1997;Zhu B Q et al.,2004）。

4 物质来源

衡阳盆地下白垩统碎屑锆石U-Pb年龄构成～240 Ma、～830 Ma与～1870 Ma的主峰值和～440 Ma、～2450 Ma的次峰值（图4a），与区域内中下侏罗统砂岩、中泥盆统石英质砂砾岩的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4b）、湘江与赣江河沙的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4c）、显生宙多期花岗岩的锆石U-Pb年龄谱基本一致（徐先兵等,2009,2021），指示其主要来源于南岭地区中部前白垩纪碎屑岩的重循环和显生宙花岗岩。

南岭地区中部南雄盆地下部上白垩统长坝组（又称为松山组）碎屑锆石U-Pb年龄主要为800～1550 Ma，其峰值为～1260 Ma（图4d），明显不同于显生宙碎屑岩和现代河沙的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4b,c），但与其北缘的澜河片麻岩中碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4b）基本一致（Xu X S et al.,2005），指示其物源主要为南岭地区中部南雄盆地北部的前泥盆纪围岩。

南岭地区中部南雄盆地和丹霞盆地、北部衡阳盆地与兴国-赣州盆地、南部三水盆地的上白垩统中上部的碎屑锆石U-Pb年龄谱基本一致（图4e,f,g），指示其具有相似的物源区。碎屑锆石的年龄峰值为～150 Ma、～240 Ma、410～450 Ma、850～960 Ma、1780～1885 Ma和～2450 Ma，与区域内中下侏罗统砂岩、中泥盆统石英质砂砾岩的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4b）、湘江与赣江、北江河沙的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4c,h）、显生宙多期花岗岩的锆石U-Pb谱基本一致（徐先兵等，2009,2021），指示其物源主要为南岭地区中部基岩。相较于上白垩统下部长坝组，上白垩统中上部明显增加了～150 Ma的碎屑锆石U-Pb年龄峰值，与南岭地区晚侏罗世花岗岩（徐先兵等，2009,2021）年龄一致，指示南岭地区中部在晚白垩世发生了明显的去顶作用，导致晚侏罗世花岗岩剥露至地表并遭受强烈的剥蚀作用。

南雄盆地古近系浓山组碎屑锆石U-Pb年龄峰值主要为～240 Ma（图4i），指示其主要物源为南岭地区中部盆地两侧的三叠纪花岗岩，与其中所含的三叠纪花岗岩砾石一致（张族坤等，2019）。而南岭地区南部三水盆地古近系华涌组揭示的四期显生宙岩浆活动（Huang D Y et al.,2022），与区域内中下侏罗统砂岩、中泥盆统石英质砂砾岩的碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4b），湘江、赣江和北江河沙中碎屑锆石U-Pb年龄谱（图4c,h）、显生宙多期花岗岩的锆石U-Pb年龄谱基本一致（徐先兵等，2009,2021），指示其主要物源同样为南岭地区中部。

图4 南岭地区白垩纪至古近纪盆地碎屑岩与围岩碎屑锆石U-Pb年龄KDE分布图Fig.4 Kernel density estimation diagrams of detrital zircon U-Pb ages from clastic rocks and wall rocks of Cretaceous to Paleogene basins in the Nanling area

5 构造特征

南岭地区白垩纪-古近纪盆地与下伏前白垩纪岩层呈角度不整合接触或断层接触（图1,3,5），断层性质以正断层为主（Shu L S et al.,2009）。

图5 南岭地区N-S向构造剖面图Fig.5 N-S-striking structural section of the Nanling area

南岭地区中部的清水盆地、星子盆地、丹霞盆地、南雄盆地及灯塔盆地与下伏岩层呈断层接触，断层位于盆地西北侧或南东侧，性质以正断层为主，且沉积中心向边界的正断层一侧迁移。沉积中心迁移指示北北东向正断层活动于晚白垩世-古新世。南雄盆地西北侧边界断层早期表现为拆离断层，晚期表现为左旋走滑断层。云母40Ar/39Ar年代学和基性岩锆石U-Pb年代学指示正断作用发生于117～95 Ma（舒良树等,2004;李出安和邹和平,2011）。而临武盆地、坪石盆地和长塘盆地与下伏岩层呈角度不整合，其沉积中心无明显迁移规律。坪石盆地中主要沉积了上白垩统长坝组，其东部局部沉积了上白垩统丹霞组，其性质为山间盆地。长塘盆地由上白垩统（～97 Ma）合水组和优胜组火山-沉积岩组成（巫建华等,2012），且被雪山嶂花岗斑岩侵入，其性质为火山盆地。

南岭地区北部白垩纪至古近纪盆地的北西或南东边界为北北东向正断层，其沉积中心向边界断层一侧迁移，属半地堑盆地。白垩纪至古近纪盆地的边界在郴州-临武断裂以西主要表现为拆离断层，而在郴州-临武断裂以东主要表现为正断层。钠长花岗岩锆石U-Pb年代学和构造-热年代学指示北北东向拆离断层开始活动于～136 Ma，持续到～54 Ma（Li J H et al.,2013,2016），与下白垩统-上白垩统-古新统沉积中心向边界断层一侧迁移指示的断层活动时代至少持续到古新世相一致。整体上，在郴州-临武断裂以西，北北东向边界拆离断层的活动时代为早白垩世至古新世；而郴州-临武断裂以东，北北东向边界正断层的活动时代为晚白垩世至古新世，正断作用和盆地形成均有明显向东迁移的趋势。

南岭地区南部白垩纪至古近纪盆地同样受控于北北东向正断层。在怀集盆地西侧，北北东向正断层控制了晚白垩世沉积的展布，且沉积中心向边界断层一侧迁移，属半地堑盆地；而在怀集盆地东侧，北北东向正断层表现为早白垩世罗定组和盆地基底的边界。怀集盆地内下白垩统与上白垩统向东侧边界断层迁移指示正断层活动于早白垩世晚期至晚白垩世。三水盆地边界断层位于盆地西缘石角、大塘至永安一带，早白垩世、晚白垩世和古新世沉积逐渐向西迁移，指示北北东向正断层活动于早白垩世至古新世。

6 气候与构造意义

中国白垩系至古近系以陆相沉积为主，海相和海陆交互相地层的分布相对局限，而华南地区白垩系至古近系主要发育在大量的小规模陆相盆地之中（陈丕基,2000;余心起等,2003,Xu X B et al.,2011;曹珂,2013;Li J H et al.,2014a;席党鹏等,2019,2021;宋博文等,2020）。南岭地区及邻区白垩纪-古近纪碎屑岩主要沉积于河流和湖泊沉积环境，发育于热带-亚热带干旱-半干旱性气候条件（刘玲等,2012;Chen L Q et al.,2017;王瑞和姜宝玉,2021）。其中，南雄盆地详细记录了72～71.5 Ma湿热、71.5～66 Ma干冷与66～62.8 Ma湿热的三阶段环境变化（Ma M M et al.,2018）。南岭地区中部和北部的衡阳盆地、醴陵-攸县盆地、丹霞盆地发育晚白垩世风成沉积（黄乐清等，2019;Cao S et al.,2020;杨庆坤等，2020;Yu X C et al.,2021），其厚度大于300 m，形成于炎热干旱的气候条件（Cao S et al.,2020）。南岭地区白垩纪-古近纪盆地中还发育晚白垩世与晚古新世膏盐等蒸发岩，同样指示干旱炎热的气候条件（刘成林等,2016;王九一等,2021）。风成沉积与蒸发岩的耦合指示南岭地区中部和北部在晚白垩世为炎热干旱的气候条件，是南岭地区近E-W向山脉与东南沿海NE-SW向山脉联合阻止古太平洋水汽向西运输的结果（Cao S et al.,2020;Chen Y et al.,2022）。而南岭地区北部和南部的古近系蒸发岩可能与古新世-始新世极热事件（PETM）有关（Röhl et al.,2007;Chen Z L et al.,2016;Xie Y L et al.,2020）。

南岭地区白垩纪至古近纪盆地主要受控于NNE-NE向正断层，其形成时代由NW向SE变新，沉积厚度也由NW向SE变薄，指示NW-SE向伸展也由西向东传播，是平板俯冲的古太平洋板块在白垩纪由西向东发生回撤、断离和角度变陡的结果（Zhou X M and Li W X,2000;Li Z X and Li X H,2007;Li J H et al.,2018）。物源分析结果表明南岭地区中部三叠纪花岗岩在早白垩世已经抬升至地表、遭受剥蚀并为北部衡阳盆地提供物源，而晚侏罗世花岗岩直至晚白垩世中期才抬升至地表，遭受剥蚀，并为中部南雄盆地、北部衡阳盆地和兴国-赣州盆地、南部三水盆地提供物源。三叠纪花岗岩和晚侏罗世花岗岩在不同时期的剥蚀指示早白垩世和晚白垩世两期强烈的伸展作用，其最小的水平主应力均为NW-SE向（徐先兵,2011;Li J H et al.,2014b;Xu X B et al.,2011,2016,2021b;Chu Y et al.,2020）。南岭地区中部在晚白垩世早期和古新世也发生了两期强烈的伸展作用，其最小的水平主应力分别为NW-SE向和NE-SW向（Xu X B et al.,2021b），导致中部南雄盆地上白垩统长坝组和古新统浓山组仅接受盆地周缘围岩的补给。华南板块晚白垩世早期和古新世发生两期伸展作用分别与古太平洋板块俯冲导致的NW-SE向伸展、印-亚陆陆碰撞应力释放导致的NE-SW向伸展有关（Li J H et al.,2012,2014a,b;Xu X B et al.,2016,2021b;梁承华等,2019;Chu Y et al.,2020）。

南岭地区白垩纪至古近纪盆地记录了三期伸展作用，分别为早白垩世NW-SE向伸展、晚白垩世NW-SE向伸展和古新统NE-SW向伸展。晚侏罗世花岗岩、白垩纪盆地向东迁移与两期NW-SE伸展作用是古太平洋板块向西俯冲于华南板块之下的结果（Zhou X M and Li W X,2000;Li Z X and Li X H,2007;Li J H et al.,2014b），而古新统NE-SW向伸展作用是印度与欧亚大陆碰撞的远程效应（Li J H et al.,2014a；Xu X B et al.,2016,2021b;梁承华等,2019）。而在华南板块的东缘东海地区和南缘南海地区，古近纪构造应力场主要表现为NW-SE或N-S向伸展作用（Lee and Lawver,1994;Ren J Y et al.,2002;Cukur et al.,2012;Ye Q et al.,2020），与南岭地区古近纪NE-SW向伸展明显不一致。因此，华南内陆在中生代-新生代之交经历了由古太平洋构造域向新特提斯构造域的转换（Li J H et al.,2012,2014a;Xu X B et al.,2016,2021b）。