峨眉山地幔柱主要研究进展及四川盆地二叠纪成盆动力学机制

2023-11-15孙自明卞昌蓉刘光祥

现代地质 2023年5期

孙自明，卞昌蓉，刘光祥

(中国石化石油勘探开发研究院，北京 100083)

0 引言

地幔柱假说与板块构造学说的提出时间相近，但前者发展较慢，且是否真实存在尚存争议。后者强调岩石圈板块的水平运动，可较好地解释板块边界处大规模的构造作用和岩浆起源等问题；而前者则强调物质和能量的垂向运动，可较好地诠释后者难以解释的稳定克拉通内部大规模的岩浆事件等科学问题。

地幔柱垂向上沟通了地核、地幔与地壳之间的物质与能量交换。地幔柱上涌主要表现为大规模的物质和能量由地球深部向表层迁移，不仅可以造成区域性的地壳隆升和大规模的岩浆喷发，形成大火成岩省以及与之相关的一系列地质事件，如大规模的岩浆成矿作用、地壳浅层地层差异剥蚀和相关不整合的形成等，而且还可以导致全球性的气候剧变和生物大灭绝等次生灾害事件[1-3]。

20世纪90年代以来，大火成岩省概念得到国内学者广泛重视并进行了相关研究。其典型实例是位于我国西南川滇黔交界地区、现已被国际地学界广泛认可、以中—晚二叠世喷发的峨眉山玄武岩为主体形成的峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province，ELIP；图1)，普遍认为其成因与地幔柱作用有关[4-10]。另外，前人针对大陆增生、大陆裂解、岩浆成矿作用以及岩浆喷发后的地表地貌改变、环境与气候变化和生物灭绝事件等进行了专题研究[11-19]。

图1 峨眉山大火成岩省与四川盆地分布(据文献[20-25]修编)

四川盆地涉及峨眉山大火成岩省，二叠纪火成岩在盆地西南部和西部较为发育，在盆地中东部的华蓥山地区也有局部出露。近年来在盆地其它地区如盆地东北部的开江—梁平等地也不断有钻井钻遇，盆地内部的某些探井如ZG1、YS1、YT1、TF2、Y210和ST10等在这套火成岩地层也分别试获工业气流，反映出良好的天然气勘探前景。但目前关于峨眉山地幔柱在四川盆地的作用范围和二叠纪成盆动力学机制等方面尚存在不同的见解，影响了对四川盆地古生界天然气富集规律的认识。鉴于此，通过大量文献调研，采用深部地幔活动控制表层系统演变的研究思路，本文系统梳理和归纳峨眉山大火成岩省特征及其地幔柱成因的主要研究进展，并探讨分析峨眉山地幔柱在四川盆地的作用范围和二叠纪成盆动力学机制，以期为四川盆地古生界油气勘探远景评价提供理论依据。

1 峨眉山地幔柱主要研究进展

1.1 峨眉山大火成岩省平面分带特征

1.1.1 平面展布

峨眉山玄武岩概念最早由赵亚曾于1929年提出，是指出露于四川西南部峨眉山地区并覆盖于中二叠统茅口组灰岩之上的一套玄武岩地层，后来泛指我国西南川滇黔地区大面积出露并以玄武岩为主的晚二叠世暗色火成岩系。峨眉山大火成岩省平面上主要分布于西藏高原东部，扬子板块西缘。以往认为其西北界为龙门山断裂，西南界为哀牢山—红河断裂，南界在中越边境越南一侧，东界约在湖南，西侧紧邻三江构造带，平面上呈长轴近南北向的菱形形态展布(图1)[6，22，26]，地表出露面积约为0.5×106km2，体积为0.3×106～0.6×106km3。相较于全球其它平面面积大于1×106km2的大火成岩省，其面积相对较小，但仍大于Bryan等和Ernst等重新修订的大火成岩省的标准[27-29]。

由于峨眉山玄武岩的喷发时间与羌塘地块和扬子板块之间的离散作用基本上同期[25]，而且峨眉山大火成岩省又紧邻三江造山带，其形成后易于遭受强烈的构造变形改造或被破坏，因此其原始分布面积可能要远大于传统意义上认识的范围。部分学者通过分析红河断裂带两侧玄武岩的地球化学特征，认为云南金平地块(红河断裂带以南)的玄武岩亦属于峨眉山大火成岩省的产物[30]。由此推测，其西南边界也可能超越了哀牢山—红河断裂，空间分布范围可能高达7×105km2[8，13，25，30-31]。自20世纪60年代以来，随着油气勘探节凑的加快和研究工作的逐步深入，在四川盆地内部中新生界覆盖区尤其是盆地西南部、西部和东北部等地区已先后有多达300余口钻井钻遇了这套玄武岩地层[32]，也同样反映了峨眉山玄武岩的初始覆盖面积可能远大于现今地表出露的残留面积。

1.1.2 横向分带

以往多认为攀枝花西部地区是峨眉山玄武岩的分布中心区，并将其作为裂谷或峨眉山玄武岩的轴部地带；后来通过对扬子地区中二叠统茅口组地层的详细划分和对比分析，发现茅口组灰岩在峨眉山玄武岩喷发前后存在明显的差异剥蚀现象，剥蚀中心或茅口期地壳隆起中心位于云南大理至四川米易地区，且其剥蚀程度和顶部不整合在区域上具有分带性特征，据此将峨眉山大火成岩省划分为内带、中带和外带等部分[22，25](图1)。

内带为一直径约为400 km的圆形区域，茅口组遭深度剥蚀，残余厚度一般为50 m左右。因剥蚀面起伏较大，局部完全缺失，导致峨眉山玄武岩直接覆于茅口组及下伏不同时代的地层之上，古风化壳不发育。在米易雷打石一带，峨眉山玄武岩直接覆于梁山组砂岩之上，其间缺失栖霞组和茅口组；而在宾川上仓，峨眉山玄武岩底部绿色凝灰岩和凝灰质砂岩中夹有3～4层厚约30 cm的灰岩透镜体，显示下蚀作用可能已达石炭系。

中带主要位于滇东地区，部分涉及四川盆地南部和西南部，总体为宽约300 km的弧形环带，带内茅口组剥蚀程度相对较小，仅顶部地层有部分缺失，残留厚度200～450 m。茅口组顶部发育古风化壳，局部可见炭质页岩夹煤线。在接近内带的局部地区，发育有砾岩等粗粒碎屑沉积[33]。

目前对于外带在四川盆地的具体位置尚不清楚，多数人认为外带边界大致位于四川盆地中东部华蓥山地区，带内茅口组顶部剥蚀面较平坦，古风化壳普遍发育，茅口组缺失地层较少，残留厚度为250～600 m[25]。

1.2 峨眉山大火成岩省与地幔柱上涌

一般认为大火成岩省的形成与地幔柱活动有关。根据地幔柱模型可以较好地解释短时限、大规模、巨量的火山喷发作用的动力学机制。但早期关于峨眉山大火成岩省的研究缺乏对玄武岩喷发时限的同位素年代学的精准厘定，造成难以根据火成岩喷发速率对地幔柱作用机制进行约束。另外，根据苦橄岩的岩石地球化学特征确定地幔柱作用机制尚存在一定的不确定性。因此，关于峨眉山大火成岩省的形成机制，以往主要倾向于裂谷成因[22]。近年来，随着对峨眉山大火成岩省研究工作的逐步深入，在许多重大地质问题上均取得了新的重要进展，越来越多的学者日益倾向于利用地幔柱概念来解释峨眉山大火成岩省的成因，并认为地幔柱上涌是诱发峨眉山玄武岩大规模喷发并形成大火成岩省的主导因素。

1.2.1 大规模火山作用前的地壳隆升

根据经典的地幔柱模型，在大规模火山喷发之前，高温地幔柱头产生的巨大热浮力将导致地壳表层产生千米级的规模隆升[33-38]，并引发相应的地壳表层地质作用，如地层的差异剥蚀、不整合面和古侵蚀沟谷的形成[39-40]以及同时期区域沉积-构造格局的改变等。因此，多数学者将区域地壳隆升作为判断大火成岩省是否具有地幔柱成因的一个重要标志，但关于峨眉山大火成岩省是否存在由地幔柱上涌诱发的地壳隆升以及地壳隆升的规模等均存在不同观点。

一种观点认为，峨眉山大火成岩省在大规模玄武岩喷发之前并没有发生过千米级的地表隆升，甚至还可能出现地表下沉迹象[3，41-42]；另一种观点认为，峨眉山大火成岩省在峨眉山玄武岩大规模喷发之前地表隆升幅度有限，仅为200 m左右[28]。目前多数学者倾向于认为，峨眉山大火成岩省因地幔柱上涌而形成，在峨眉山玄武岩大规模喷发之前，大火成岩省存在千米级的地表隆升幅度[25，33]。在地幔柱作用中心的大理—米易一带地壳隆升幅度估计在1000 m以上[8，11，13，25，33，39]，而根据内带东南侧冲积扇的高度和茅口组顶部的剥蚀特征估算，隆升幅度应大于1300 m，四川盆地地区为100～400 m[33]，古地貌总体表现为“西高东低”。

1.2.2 放射状基性岩墙群

峨眉山大火成岩省岩性以基性-超基性火山熔岩为主，伴有镁铁质-超镁铁质侵入岩，其次为少量的中酸性岩石，如长英质侵入岩、粗面岩和流纹岩等，火山碎屑岩占比较小。其中，基性-超基性岩包括拉斑溢流玄武岩、苦橄岩、辉长岩和辉绿岩等。

峨眉山大火成岩省至少存在6条巨型辉绿岩岩墙群[8]，平面上呈带状分布，以主要辉绿岩岩墙群分布区为中心形成放射状几何形态，并收敛于永仁一带[43-44]。这一特征与地层学研究揭示的茅口组最大隆起和最强剥蚀区位置基本吻合，反映其形成与地幔柱上涌有关。

1.2.3 短时限、大规模的火山喷发作用

大火成岩省以快速产生大量的岩浆而著称，是大规模、短时间(或由多个短时间脉冲式喷发组成)、板内型为主的玄武岩浆事件，包括大陆溢流玄武岩、火山被动陆缘和洋盆溢流玄武岩等[27]，而海山、海山群、海底洋脊和洋底异常地壳等不再被视为大火成岩省[28-29]。大火成岩省岩性以溢流玄武岩为主，也有与火山爆发相关的火山碎屑岩、沉凝灰岩或火山灰，分布面积一般大于0.1×106km2，岩浆体积大于0.1×106km3，最长形成时间约为50 Ma，岩浆在短时(1～5 Ma)喷发期间大部分(大于岩浆总体积的75%)已侵位[28-29]。

关于峨眉山大火成岩省主喷发期的确定，目前主要采用地层学和同位素年代学两种方法。根据地层学分析，栖霞组和茅口组相当于美国地层划分中的教堂山统(Cathedralian Series，299～271 Ma)和瓜德鲁普统(Guadalupian Series，271～260 Ma)，其时间跨度为299～206 Ma。峨眉山玄武岩喷发首先出现于康滇古陆东西两侧，早二叠世主要发生在盐源—丽江陆缘海区，晚二叠世进入攀西裂谷及其以东地区，约260 Ma开始喷发，主喷发期为中二叠世晚期至晚二叠世早期，时限大致为259～257 Ma[22，45]。

根据同位素年代学确定峨眉山玄武岩的主喷发期，早期主要采用Ar40/Ar39法进行同位素测年研究，获得的主喷发期约在252 Ma，但后来发现其同位素测年结果中含有大量较年轻(中生代和新生代)的年龄，其准确性较低。后来采用锆石U-Pb测年技术，显示岩浆活动主要发生在263～251 Ma，但时间跨度仍然较大。为了进一步约束主岩浆期的活动时间，利用CA-TIMS锆石高精度测年技术，获得攀西地区主岩浆活动期发生于259～257 Ma，持续时间约为2 Ma[46-47]，峨眉山大火成岩省西部和东部地区的主喷发期分别结束于(259.1±0.5)Ma和(259.51±0.21)Ma[48]；综合分析认为，峨眉山玄武岩的主喷发期为259～258 Ma，持续时间小于1 Ma[5]。总体来看，峨眉山大火成岩省是在相对较短时间内出现的巨量玄武岩浆的集中喷发而形成的，与地幔柱上涌密切相关。

1.2.4 地幔柱产出岩浆的地球化学特征

峨眉山大火成岩省的火成岩具有基性与酸性火山岩共生的双峰式组合特点。峨眉山玄武岩的元素和同位素地球化学组成非常复杂[49]，总体可分为高Ti和低Ti两个系列，它们可能源于不同岩浆源区和熔离机制[6]，反映不同的地幔熔融条件、源区不均一性和程度各异的地幔柱-岩石圈作用。地幔柱上涌的特征产物如高镁岩浆、大量基性岩浆侵入对原有岩石圈的改造会留在岩石圈中，苦橄质玄武岩及玄武岩的微量元素平均值与洋岛玄武岩基本一致等，表明峨眉山玄武岩与地幔柱上涌密切相关[45]。

1.3 峨眉山地幔柱展布范围模拟预测

由于峨眉山大火成岩省现今的位置早已远离中—晚二叠世地幔柱活动时期的区域，而且经过长达260 Ma的演化和冷却，与古地幔柱活动相关的热结构也已耗散殆尽；因此，难以直接利用地球物理探测技术确定古老大火成岩省的深部壳幔结构、地幔柱的空间形态和横向范围，导致仍有诸多问题亟待解决，长期困扰地幔柱研究。以往主要根据峨眉山大火成岩省的平面分带性特征并结合各具特色的地幔柱模型等进行宏观预测，认为峨眉山大火成岩省的平面面积约为0.5×106km2，地幔柱作用中心区位于云南大理至四川米易地区，峨眉山地幔柱尾的直径约为400 km，体积约为0.35×106km3[22，36]。

近年来，随着科学技术的进步和认识的不断深化，关于峨眉山地幔柱展布范围和深部空间结构的研究取得了显著进展。首先是以玄武岩喷发前的隆升和火山喷发为约束条件，根据二维地球动力学模型模拟了地幔柱的演化过程，认为峨眉山地幔柱的初始半球形半径为85～150 km，地幔-岩石圈相互作用在峨眉山大火成岩省的内带和中带交界处最为强烈，地幔熔融程度最高，古热流异常高，岩石圈侵蚀最为严重，岩石圈被侵蚀至厚约70 km，这与峨眉山玄武岩在中带集中发育的地质事实一致。地幔柱物质的最大横向迁移距离小于660 km，地幔热对流作用抑制了地幔柱头向岩石圈下方扩散，地幔柱头的横向分布范围为1200～1300 km[20]。

根据地幔柱活动期间形成的特征产物(如高镁岩浆等)的空间分布特征，结合其它地球物理探测手段和研究成果的综合约束，恢复了峨眉山大火成岩省的深部地质结构，厘定了地幔柱的空间展布范围[7]。图2显示峨眉山大火成岩省岩石圈内部的主要界面分布及地质解释，可以看出，由于空间位置不同，峨眉山大火成岩省不同区带的壳幔结构差异明显。上-下地壳之间的康拉德不连续界面(CD)在内带外侧和中带较为清晰，但在内带核心部位则较为模糊，可能是由于大量基性岩浆的侵入使上-下地壳之间的成分差异减小所造成的结果。内带的地壳厚度明显增大，增加的厚度可达15～20 km，P波速度大于7.2 km/s，具有高速、高密度和低大地热流等特征[50-51]。从岩石圈-软流层界面(LAB)和莫霍面(Moho)特征来看，从中带到内带LAB快速上隆，而Moho面则近于水平分布，岩石圈厚度快速减薄。中带的LAB在部分地区缺失，但岩石圈地幔内部的间断面(MLD)则发育较好，岩石圈地幔的P波速度较低。

图2 峨眉山大火成岩省岩石圈内部主要界面和地质解释(据文献[7]修改)

上述壳幔结构反映峨眉山大火成岩省不同区带的深部动力学机制存在一定的差异，其中，内带以垂向作用为主，通过热-动力冲击方式使岩石圈厚度减薄；中带表现更多的是通过横向剪切变形方式引起岩石圈地幔伸展，甚至造成局部撕裂，使岩石圈遭到破坏；外带可能以垂向拖曳为主，造成岩石圈局部拆沉而减薄。

2 四川盆地二叠纪成盆动力学机制探讨

2.1 峨眉山地幔柱在四川盆地的作用范围

尽管目前普遍认为峨眉山地幔柱对四川盆地二叠纪沉积-构造格局具有重要影响，但对其在四川盆地的作用范围则存在两种不同的认识。一种观点认为峨眉山大火成岩省几乎涵盖了四川盆地绝大部分地区，盆地西南部、西部、中东部华蓥山地区和东北部开江—梁平等地区钻遇的二叠系火成岩均属于峨眉山大火成岩省的组成部分[35]，峨眉山地幔柱对整个四川盆地均具有直接影响；另一种观点则认为，峨眉山地幔柱仅对四川盆地部分地区具有重要影响，峨眉山大火成岩省的外围边界应该位于盆地中东部的华蓥山地区。笔者倾向于后一种认识。

地幔柱模拟和晚二叠世玄武岩岩石地球化学等的研究[20，23，33-34]，指示峨眉山地幔柱地幔-岩石圈相互作用在峨眉山大火成岩省的内带与中带交界处最强，其中对四川盆地西南部和西部的影响较为强烈，该区的玄武岩浆喷发可能是地幔柱上涌的直接结果。盆地中东部华蓥山地区的晚二叠世玄武岩平面分布范围极为局限，剖面上呈大透镜体状零星分布，透镜体长550～1500 m，最大厚度为20～70 m；其剖面产出位置、矿物学和岩石地球化学等特征与其南侧峨眉山大火成岩省出露的玄武岩均十分相似，且都具有幔源性质，推测可能是岩石圈伸展和地幔柱上涌共同作用的结果，可视为大火成岩省的东北边界[23，30-34]。盆地北部和东北部如开江—梁平地区发育的玄武岩，平面上位于峨眉山地幔柱作用范围之外[20]，且不属于峨眉山大火成岩省的范畴，其成因与地幔柱作用无关，南秦岭洋岩石圈板块的伸展可能是其形成的主要原因。

2.2 四川盆地二叠纪成盆动力学机制探讨

2.2.1 二叠纪沉积-构造格局及演化

2.2.1.1 中二叠世

二叠纪梁山期至茅口组早期，四川盆地西南部一直处于古地貌高地[52]，向东及东北方向古地势平缓降低，形成西南高、北东低的缓坡型沉积基底，此种古地貌格局与区域海平面升降共同控制了该时期沉积相带的发育和平面分布。如中二叠世栖霞期，发育特殊的缓坡型碳酸盐台地相沉积，平面上自盆地西南部向东北方向沉积相带依次为开阔台地相、浅缓坡相、深缓坡相及相应的微相类型，各相带之间没有较陡的斜坡和明显的坡折带[40]，这种沉积-构造格局一直持续到茅口组沉积早期。

茅口组沉积晚期，四川盆地中南部继承了前期的沉积-构造特征，但盆地北部发生了较为明显的沉积-构造分异，形成广元—巴中拉张槽[53]，或称旺苍—梁平台内裂陷[54]和广元—旺苍海槽[55]等(图3)。拉张槽总体呈北西—南东向展布，西宽东窄并向东南方向收敛，面积约2×104km2。拉张槽内沉积了一套厚度为10～30 m的深水欠补偿黑色薄层状泥质岩系，富含属于二叠纪瓜德鲁普世末期的生物化石[56]，包括硅质放射虫、海绵骨针、牙形石、体小壳薄的腕足类和菊石等。拉张槽南侧发育台缘滩相沉积[53]，主要分布在剑阁—元坝—龙岗一线，台缘带南北宽8～10 km，面积达3000 km2，向北依次出现斜坡和深水海槽沉积。上述特征反映广元—巴中拉张槽可能自西北向东南方向逐步发展，其平面范围也随之相应缩小。广元—巴中拉张槽的存在，奠定了晚二叠世开江—梁平拉张槽的基础。

图3 四川盆地中二叠世茅口组沉积晚期沉积-构造格局及相带展布(据文献[53-55]修编)

茅口组沉积末期，扬子地区快速海退，茅口组顶部遭到不同程度的剥蚀，致使中、上二叠统之间呈不整合接触，平面上出现规律性分布的差异剥蚀分带现象，形成峨眉山大火成岩省的内带、中带和外带等构造单元，同时也控制其东南侧冲积扇粗粒碎屑岩沉积[24，32]和其西侧的碳酸盐岩重力流沉积[25，57]。地层对比研究发现，在广元—巴中拉张槽的槽内及槽缘地区，茅口组顶部的剥蚀程度也有差异，槽内茅口组遭剥蚀程度弱，主要由深水相炭质页岩、硅质页岩和硅质灰岩等组成的茅四段大多得到保存，而环拉张槽的槽缘地区则遭剥蚀程度较为严重，局部地区的茅三段已被剥蚀殆尽。

2.2.1.2 晚二叠世—早三叠世

晚二叠世，四川盆地中南部进一步隆升，而盆地中北部则出现强烈的沉积-构造分异，自北向南分别形成了城口—鄂西、开江—梁平和德阳—武胜拉张槽[58]，也称为海槽[49，59-61]、海盆[59]、台凹[49，62-63]和拗拉槽[64-66]等(图4)，其间为浅水台地分隔，它们平面上构成“凹凸相间”的沉积-构造格局[58，67-69]。

图4 四川盆地及邻区晚二叠世长兴期沉积-构造格局及相带展布(据文献[58-59，62]修编)

城口—鄂西拉张槽是在龙潭组沉积早期碳酸盐台地沉积基础上形成的，至长兴组沉积早期拉张槽西侧开始出现台缘巨厚层生物礁滩相沉积，而其东北侧的斜坡-盆地区则发育滑塌角砾岩和深水炭硅质泥页岩沉积[70-71]。长兴组沉积晚期到早三叠世，拉张槽内以钙质泥岩和泥质灰岩等浅水沉积为主，早三叠世晚期则全部转变为浅水台地碳酸盐岩沉积，拉张槽封闭。

开江—梁平拉张槽向北西方向开口与广海相连，向南东方向收敛于梁平一带。该拉张槽在茅口组沉积晚期已出现雏形，长兴组沉积期进一步发展，并在拉张槽南北两侧均出现台缘生物礁滩沉积，其间为斜坡-盆地沉积。这样的沉积-构造格局一直持续到早三叠世，早三叠世晚期拉张槽消亡。

德阳—武胜拉张槽，或称蓬溪—武胜台凹[63]和盐亭—潼南海槽[57]等，是发育于四川盆地中部、位于开江—梁平拉张槽南侧的一个水体相对较深的台内洼地，平面上呈北西—南东向展布；拉张槽南北两侧主要为斜坡相沉积，仅东侧局部地区发育礁滩沉积。

2.2.2 二叠纪成盆动力学机制

峨眉山地幔柱自中泥盆世至晚二叠世持续活动，在峨眉山玄武岩喷发之前，由地幔柱上涌产生的地壳隆升在石炭纪已初见端倪[49]，导致在康滇地轴核部产生了一系列小型超基性岩体及基性层状侵入体，如攀枝花和红格等岩体。随着地幔柱持续上涌，由其诱导产生的地壳隆起在一定程度上控制了四川盆地及邻区二叠纪的沉积-构造格局及演变，但关于中晚二叠世—早三叠世四川盆地尤其是盆地中—北部拉张槽形成的动力学机制目前尚缺乏统一的认识[54-55，62，72]，其中主要有2种认识。

一是认为峨眉山地幔柱作用是形成四川盆地中—北部中晚二叠世—早三叠世拉张槽的主要原因[73]。峨眉山地幔柱上涌引起地壳隆起，位于隆起带外缘的四川盆地中北部地区总体处于伸展构造环境，加之盆内隐伏基底断裂的复活，造成盆地沉积-构造格局出现分异，从而控制了中晚二叠世—早三叠世拉张槽群的形成和发育。

二是综合考虑板块构造演化和峨眉山地幔柱作用，结合东吴运动或峨眉地裂运动等的分析，探讨四川盆地中晚二叠世—早三叠世拉张槽群形成的深部动力学背景，认为峨眉山地幔柱上涌与古特提斯洋东延部分在晚二叠世—早三叠世的俯冲消减时间存在高度时空耦合，两者在演化过程中相互作用，其中地幔柱上涌使远离地幔柱中心的外缘区域处于伸展状态，是形成四川盆地中北部拉张槽群和“凹凸相间”沉积-构造格局的主要原因[22，32，64-66]。

显然上述两种认识均难以圆满解释四川盆地中晚二叠世—早三叠世拉张槽群形成的深部动力学机制。例如，如果峨眉山地幔柱上涌控制了四川盆地中北部地区同时期“凹凸相间”沉积-构造格局的形成，那么开江—梁平和德阳—武胜拉张槽及其所夹持的台内凸起在平面上均应该表现出以峨眉山大火成岩省内带为中心的弧形或近于弧形的形态，而非NW—SE向或近EW向延伸；盆地中东部华蓥山地区二叠纪玄武岩主要沿NE—SW向的华蓥山断裂分布，而盆地东北部开江—梁平地区的二叠纪玄武岩则主要受控于NW—SE向基底断裂，反映两者尽管形成时间相同或相近，岩石地球化学特征也类似，但其成因机制可能存在一定的差异。

从中晚二叠世四川盆地沉积-构造发育特征看，峨眉山地幔柱在栖霞期已有明显上涌[22，32，43]，控制了缓坡型碳酸盐台地沉积相带自盆地西南部向东北方向有序分布，其间缺少较陡的斜坡或坡折带，显示出地幔柱上涌初始阶段使地壳表层产生宽缓隆起的基本特征。中二叠世茅口组沉积中晚期的伸展活动在中扬子地区较为强烈，形成城口—鄂西拉张槽。茅口组沉积晚期广元—巴中拉张槽的出现，则指示南秦岭洋岩石圈板块的伸展开始在上扬子地区的四川盆地北部占据主导地位，控制了同时期的沉积-构造分异活动。晚二叠世—早三叠世，南秦岭洋岩石圈板块伸展作用的进一步增强，导致四川盆地中北部继续发生强烈的沉积-构造分异，并最终形成城口—鄂西、开江—梁平和德阳—武胜拉张槽群以及“凹凸相间”的沉积-构造格局。相较于城口—鄂西和开江—梁平拉张槽，德阳—武胜拉张槽两侧缺少生物礁滩相带及相应的沉积微相类型，显示其发育演化程度较低，形成时限也可能更短[58]。但拉张槽的区域展布及内部沉积充填特征，反映其仍然主要受南秦岭洋岩石圈板块伸展的控制，推测可能是由于南秦岭洋岩石圈板块的伸展作用自板块边缘向板内逐渐扩展和强度依次减弱所致。

综合分析认为，南秦岭洋岩石圈板块的伸展动力学机制是控制四川盆地中北部中晚二叠世—早三叠世沉积-构造分异的主导因素，盆地内部部分NW—SE向及NE—SW向大型先存基底断裂复活或部分段落选择性差异复活，导致区内出现明显的差异升降运动，是形成拉张槽群和“凹凸相间”沉积-构造格局的主要原因，而盆地中南部地区则主要受峨眉山地幔柱作用的控制。