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晚古生代—中三叠世大陆边缘盆地的演化

中国学术期刊网【地理地质论文】 编辑:天问 地质科学 2016-05-04晚古生代—中三叠世大陆边缘盆地的演化论文作者:何登发 管树巍2, 张水昌 孙衍鹏,原文发表在《地质科学杂志》,经中国学术期刊网小编精心整理,仅供您参考。

关键词: 晚古生代—中三叠世 被动大陆边缘 构造—沉积环境 热年代学 "隔代"烃源岩 上扬子克拉通
摘要: 上扬子克拉通北部晚古生代—中三叠世的沉积盆地是在勉—略洋盆南侧发展起来的被动大陆边缘盆地, 在泥盆纪—中二叠世以稳定沉降为主, 向北以碳酸盐岩缓坡与台地向勉略洋盆过渡; 中二叠世末期受峨眉地裂运动影响形成隆坳相间的格局; 早-中三叠世构造体制由伸展变为挤压, 沉积建造由开阔海碳酸盐岩台地逐渐向半局限台地、半封闭海湾膏盐湖相以及陆相碎屑岩含煤岩系过渡.该陆缘盆地经历了晚三叠世上扬子北缘前陆盆地、中侏罗世—早白垩世川西、川北前陆盆地, 以及晚白垩世至今构造残留盆地的改造.其中, 晚三叠世须三—须六期上扬子北缘前陆盆地的前缘隆起大致沿汶川、剑阁和万源一线分布.热年代学分析结果表明, 汶川、剑阁和万源一线以南的上二叠统烃源岩在早中生代始终处于埋藏增温状态, 只是自晚白垩世才进入抬升降温阶段, 呈"同代"烃源岩的特征; 而汶川、剑阁和万源一线以北的龙门山、米仓山和大巴山山前冲断地区, 上二叠统烃源岩则围绕生烃窗经历了多次增温和降温过程, 热演化历史复杂, 呈"隔代"烃源岩的特征.因此, 对于上扬子克拉通北部晚古生代—中三叠世陆缘盆地的勘探, 汶川、剑阁和万源一线以南比其北侧更有利.

何登发1, 管树巍2, 张水昌2, 孙衍鹏3 1. 中国地质大学(北京) 北京 100083;
2. 中国石油勘探开发研究院 北京 100083;
3. Department of Earth and Planetary Sciences, Harvard University, Cambridge, MA 02138, USA
基金项目: 国家自然科学基金项目(编号: 40739906, 41172183, 41472176)和中国石油天然气股份有限公司科技攻关项目(编号: 2011A-0204)资助
何登发,男,1967生12月生,博士,教授,构造地质学专业.
2015-09-20 收稿, 2016-02-25 改回.
中图分类号:P542, P618 doi: 10.12017/dzkx.2016.002

上扬子克拉通的北界是勉略缝合带(张国伟等,2000,2003),大致位于南坪—勉县—汉中—石泉—城口—襄樊一线,其北侧是南秦岭和北大巴山,南侧是米仓山和南大巴山。但对于上扬子克拉通西界的认识则存在着分歧,如黄汲清等(1974)、 程裕淇(1994)、 王二七等(2001)、 汪泽成等(2002)和崔军文等(2006)认为龙门山、安宁河等深大断裂是上扬子克拉通的西界,但也有一些学者认为上扬子克拉通的西界应向北西方向扩展,如林茂炳(1994)指出新生代的特提斯构造带推覆于扬子克拉通之上,掩盖了其真正西边界,扬子克拉通的褶皱基底可向西延至黑水—道孚一带,北西可至昆仑山地区。上扬子克拉通西边界认识上的分歧实质上关系到松潘—甘孜地区的板块归属问题,对这个问题的认识也同样观点纷呈,本文不一一列举。近年来川滇地区重力、航磁和天然地震资料处理成果证实,红河、安宁河、龙门山等断裂是上扬子克拉通西部重、磁异常的梯级带,且具有切割莫霍面的特征(宋鸿彪等,1991;钟锴等,2005),这些断裂在下地壳和上地幔速度异常中也显示出显著的构造分界特征(郭正吾等,1996;王椿镛等,2002)。因此本文所指的“上扬子克拉通北部”指的是龙门山以东、雪峰山以西、勉略缝合带以南及乐山—重庆—黔江一线以北的区域,这个区域包含了现今四川盆地的大部。

上扬子克拉通北部的晚古生代—中三叠世沉积盆地是在晋宁期固结的变质褶皱基底之上,经震旦纪—早古生代扬子克拉通北部被动大陆边缘阶段的裂陷作用后,于勉—略洋盆南侧发展起来的大陆边缘盆地(郭正吾等,1996;孟庆任等,1996;张国伟等,1996,2000,2003;张成立等,2003)。该时期盆地主体发育碳酸盐岩台地(王一刚等,1998,2006,2009;马永生等,2009;何幼斌等,2010;陈洪德等,2011),受伸展裂陷作用的影响,内部或其外侧起伏不平,呈现“隆、凹相间”的构造格局。例如晚二叠世—早三叠世,沿开江—梁平一带发生构造沉降形成“台内凹陷”,对此有“开江—梁平海槽”(王一刚等,1998,2006)或“台棚”、 “陆棚”(马永生等,2006)等不同认识,沿其两翼台地边缘相的鲕滩白云岩是一类重要的天然气储集体,近年来发现的双鱼石、普光、龙岗、罗家寨等一系列大气田已证明了这一点。但晚古生代—中三叠世上扬子克拉通北部大陆边缘盆地历经晚三叠世—早白垩世前陆冲断活动与前陆盆地的叠加(许志琴,1987;蔡立国等,1996;何建坤等,1999;张国伟等,2000;高长林等,2003;汪泽成等,2004;刘树根等,2006)、晚白垩世—新生代扬子克拉通向北陆内俯冲时期逆冲构造活动的强烈改造(李三忠等,2002;李智武等,2006;陈竹新等,2008;何登发等,2011),原始沉积相带面貌不全,构造、沉积单元变形、变位。目前对这一陆缘盆地的保存状态、残余结构及其所控制的油气地质作用环境仍缺乏深入了解。

近年来,对于前陆盆地油气富集的主控因素,越来越关注前陆盆地之下的被动大陆边缘或裂陷层序(Beydoun,1991,1993,1998;Mann et al.,2003;Hickman et al.,2004)。Mann et al.(2003)对世界大油气田的构造背景的分类中,强调“多期历史盆地中对油气生成、运移和聚集起重要控制作用的某个盆地发育阶段”,据此,他将波斯湾这一经典前陆盆地中的大油气田放在“被动大陆边缘”盆地类型中来考察。上扬子克拉通北部的上古生界—中三叠统层序也表现出类似特点,这是油气地质条件剖析的关键环节之一。因此,恢复晚古生代—中三叠世大陆边缘盆地构造—沉积格局和演化历史,不仅为探讨克拉通盆地的成因机制奠立重要基础,也将为探索强烈构造活动环境下油气有效聚集与保存机制提供重要线索。

1 构造—地层层序

上扬子克拉通北部前震旦纪结晶基底发育了震旦纪—中三叠世的海相沉积和晚三叠世—第四纪的陆相沉积(图 1,图 2)。以四川盆地为例,内部发育了9个区域性不整合面,分别位于Z/AnZ、 ∈/Z、 O/∈、 D/S、 P2/AnP、 P3/P2、 T3/T2、 T3x4/T3x3和J/T之间(四川地质矿产局,1991;何登发等,2011),依据这些不整合面,可划分出4套构造—地层层序。

图 1(Figure 1)
图 1 上扬子克拉通北部地区地质略图
Fig. 1 Geological sketch of the north part of Upper Yangtze Carton


图 2(Figure 2)
图 2 上扬子北部地区构造—地层层序与盆地演化阶段
Fig. 2 Tectono-stratigraphic sequences and basin evolution stages of the Sichuan Basin
层序I为青白口系和南华系变质岩,构成四川盆地的基底。基底岩系呈北东向展布,川中地区为变质程度较高的硬性基底,顶面埋深为3~8 km;其两侧的川西和川东为变质程度较低的柔性基底,顶面埋深为8~11 km(四川地质矿产局,1991)。

层序II为震旦系—下古生界,代表原特提斯阶段的产物。包括:震旦系(II1),厚为300~1 200 m;寒武系(II2),厚为500~1 400 m;奥陶系(II3),厚为100~800 m;志留系(II4),厚为100~1 000 m(四川地质矿产局,1991)。

层序Ⅲ为上古生界—中三叠统,代表古特提斯阶段的产物。包括:泥盆系—下石炭统(Ⅲ1),仅在龙门山以西和华蓥山以东地区有沉积;上石炭统—下二叠统(Ⅲ2),上石炭统见于川东地区,厚为10~60 m,下二叠统仅分布于四川盆地边缘;中二叠统—中三叠统(Ⅲ3),在四川盆地内部,中二叠统厚为400~500 m,上二叠统厚为400~1 800 m,下三叠统厚为400~1 200 m,中三叠统厚为100~900 m(四川地质矿产局,1991)。

层序Ⅳ为上三叠统—第四系,代表新特提斯阶段的产物。包括:上三叠统(Ⅳ1)、中下侏罗统(Ⅳ2)、上侏罗统—下白垩统(Ⅳ3)、上白垩统(Ⅳ4)和新生界(Ⅳ5)。上三叠统厚为500~2 500 m,自川中向川西加厚;侏罗系厚为2 000~4 400 m,尤以大巴山前最厚;白垩系—古近系分布于川中、川西及川西南地区,厚为950~1 650 m;新近系—第四系主要分布在川西,厚为0~350 m(四川地质矿产局,1991)。

2 构造变形特征

2.1 龙门山北段地区

龙门山北段发育青川—茂汶断裂、北川—映秀断裂和马角坝断裂3条主干断裂带。图 3a中剖面A-A′的北端为北川断裂带,由数条深切基底、向南逆冲的岩片组成,上盘地层变形强烈,褶皱前翼高陡直立。北川断裂带在深部可能汇聚于一条主断面,这条主断面由基底上切至下寒武统底部向南滑脱,然后向上切割古生界和中生界,在五龙洞和贾家坝之间出露地表,形成马角坝断裂带。下寒武统泥岩内部的主滑脱面为一套强振幅、较连续的地震波组,由于受深部两个断层转折褶皱的叠加影响,而向南倾斜,从而与北倾的马角坝断裂带在上覆地层内形成宽缓的向斜构造。在地表,马角坝断裂带下盘为二叠系和三叠系组成的天井山背斜带,背斜南翼被侏罗系削蚀,侏罗系不整合覆盖在下三叠统飞仙关组(T1f)之上,地层倾角由南倾50°向盆地内部逐步变缓。

图 3(Figure 3)
图 3 上扬子北部地区盆山结合部位构造变形特征(剖面位置见图 1)
Fig. 3 Structural profiles in the north part of Upper Yangtze Carton(see Fig.1 for locations)
在对天井山背斜实施钻探前,曾一度认为地表冲断岩席下掩伏着二叠系—三叠系的“堆垛式”背斜,但天井1钻探结果却反映深部结构远比钻探前解释出的复杂。天井1在978 m深度就进入寒武系,钻揭(视)厚度为2 732 m,然后再次进入泥盆系—二叠系,其间多次出现地层重复。倾角测井显示地层基本北西倾向,且从寒武系内部1 700 m开始,倾角由70°逐渐降为10°~20°,反映这是一个倒转的、并逐渐向深部收敛的推覆体,但直至完钻深度4 600 m,这个推覆体仍没有被钻穿。根据现有地震资料,从盆地向此推覆体下引层可控制住6 000 m以下由寒武系—下二叠统组成的断层转折褶皱,在此褶皱之上至完钻层位上二叠统长兴组(P3ch)之间约1 500 m的空间里,可能存在另一个由相同地层构成的断层转折褶皱,其下伏断层在下三叠统嘉陵江组膏盐岩滑脱,并与天井1已钻揭到的两条断层相接构成向盆地扩展的楔形体。

2.2 米仓山地区

米仓山山前由一系列向南逆冲的岩片组成,其南侧为大两会背斜,呈长轴状,走向近东西,略向南突出,背斜核部为中-下寒武统,两翼出露奥陶系、志留系、二叠系和中生界。图 3b中的剖面B-B′切过大两会背斜、吴家坝背斜和九龙山背斜,近南北向。剖面最北端为中元古界火地垭群(Pt2h),逆冲至中-下寒武统之上,断层下盘地层变形强烈,与其南侧大两会背斜以一狭窄向斜过渡,向斜核部为下三叠统飞仙关组(T1f)。大两会背斜北翼较南翼略陡,这一特征指示该背斜下伏断层的冲断方向是由南向北,与由北向南的区域冲断作用方向相反,大两会背斜以南的构造变形强度急速减弱,说明这条反冲断层消减了深部构造的大部分位移。此外,大两会背斜核部寒武系较盆地内部的寒武系高出6 000 m左右,我们推测深部可能至少存在两条前冲断层的叠加作用,这两条断层切割了大两会背斜的南翼以及下伏的反冲断层,并在下三叠统飞仙关组(T1f)膏泥岩内形成反冲,形成两个构造楔形体。大两会背斜南侧的吴家坝背斜发育在下三叠统以下地层,由于背斜北翼倾角远小于下伏断层的倾角,因此其变形方式表现为单剪断层转折褶皱(Suppe et al.,2004)。吴家坝背斜南侧的九龙山背斜是米仓山南缘冲断系统的前锋,根据其南翼膝折带的终止位置,可判断出下伏断层所在层位较吴家坝背斜更深。由于九龙山背斜南翼的褶皱变形层位已向上延伸至白垩系,因此其形成时间较其北侧的吴家坝背斜要晚。

2.3 大巴山地区

大巴山呈向南西突出的弧形,弧形带轴部在城口—达州一线,弧形带东段与四川盆地东部的北东向隔挡式褶皱共同向东收敛。镇巴断裂以北又称为北大巴山,出露古生界和震旦系,内部可识别出多个推覆体,是南秦岭多层次逆冲推覆构造的组成部分(许志琴,1987;张国伟等,2000;许志琴等,2012)。镇巴断裂以南为一系列线形背斜构成,背斜南翼陡、北翼缓,反映了深部由北向南的冲断作用,背斜核部出露三叠系、侏罗系和白垩系,核部地层自北向南逐渐变新。图 3c中的剖面C-C′北东向延伸,自北向南穿过镇巴断裂以及南大巴山地区的一系列线形褶皱带,进入四川盆地。南大巴山地区的构造变形表现为典型的分层滑脱变形特征,滑脱层位于雷口坡组(T2l)、嘉陵江组(T1j)、飞仙关组(T1f)以及志留系和震旦系内部,这些滑脱层导致了不同层次的构造变形特征,相邻滑脱层之间表现为不同叠加形态的双重构造,在垂向上具有显著的不一致性。其中震旦系、下三叠统嘉陵江组(T1j)和飞仙关组(T1f)内部滑脱层贯穿整个南大巴山地区,将来自北大巴山的冲断构造位移向盆地内部传递,随着构造位移不断被褶皱作用吸收,构造变形强度自北向南也逐渐减弱。

3 晚古生代—三叠纪成盆动力学旋回

上扬子北部晚古生代—三叠纪被动大陆边缘盆地的形成和演化与其北侧勉略古洋盆扩张、俯冲和消亡过程有关。Liu and Zhang(1999)及张国伟等(2003)认为,勉略洋是当时统一的北方大陆与冈瓦纳大陆之间古特斯洋域内的一个有限洋盆,在晚古生代自西向东逐渐扩张打开。从阿尼玛卿德尔尼—玛沁向东至南秦岭的康县—略阳—勉县断续出露蛇绿岩、洋岛火山岩、岛弧火山岩及双峰式火山岩(张国伟等,2000,2003),其中德尔尼蛇绿岩40 Ar-39 Ar年龄为345.3±7.9 Ma(陈亮等,2001)、 U-Pb年龄为308.2±4.9 Ma(杨经绥等,2004),因此,勉略洋盆主体扩张时期可能在石炭纪—二叠纪。此外,勉略缝合带内的中-上泥盆统则普遍具有裂谷沉积组合,表现为从初始裂陷快速粗砾屑堆积、裂谷边缘相冲积扇体系的扇三角洲至深水扇,到裂谷扩展期发育重力流、浊积岩系,具有斜坡、坡底裙以至盆地平原相的深水浊积岩系特征,总体上反映了勉略洋盆从初始裂谷到初始小洋盆形成的拉张环境;石炭系主要以陆棚—盆地体系为特征,同时在蛇绿混杂岩内的硅质岩中还发现早石炭世的放射虫动物群(冯庆来等,1996;王宗起等,1999),表明石炭纪已开始发育深水盆地相沉积。勉略洋盆南侧的二叠纪—早-中三叠世沉积岩系则从泥盆纪—石炭纪扩张裂谷的沉积演化转入被动陆缘沉积(张国伟等,2000,2003)。

早二叠世末期,勉略洋盆可能已经向北俯冲于秦岭微板块之下(张国伟等,1996,2000,2003,2013),而其南侧被动大陆边缘仍在发展之中;中二叠世末期,上扬子西部地区在统一的伸展背景下发生广泛的区域性扩张裂解(罗志立等,1988),出现炉霍—道孚和龙门山裂陷(蔡立国等,1993)以及南秦岭裂陷(张国伟等,2000)等,上扬子内部也出现广元—旺苍海槽、开江—梁平海槽或深水陆棚和城口—鄂西海槽(王一刚等,1998,2006;何登发等,2011)。中-晚三叠世是扬子克拉通构造体制转换的关键时期,随着周缘洋盆不断俯冲消减直至最终关闭,发生华北、羌塘、松潘—甘孜及兰坪—思茅等地块与扬子地块的碰撞(Mattaurer et al.,1985;Zhao and Coe,1987;Yin and Nie,1993;Meng and Zhang,1999;Yokoyama et al.,2001)。南秦岭勉略构造带黑峡沟、文家沟约242~219 Ma的火山岩变质年龄和勉县至略阳北侧约220~206 Ma的花岗岩锆石年龄证实华北和扬子的陆—陆碰撞主要发生在晚三叠世(Li et al.,1999;张国伟等,2013),具有自东向西,呈“剪刀”式闭合的特征(Yin and Nie,1993;Liu et al.,2005;Meng et al.,2005),在此背景下,上扬子地区发生海退转入陆相沉积,发育了大规模的前陆盆地(张国伟等,2000,2003;何登发等,2011)。