中国学术期刊网 » 论文 » 理学论文 » 地理地质论文 » 四川盆地第三纪盆地原型及其与构造演化特征论文正文

四川盆地第三纪盆地原型及其与构造演化特征

中国学术期刊网【地理地质论文】 编辑:天问 地质科学 2016-05-04四川盆地第三纪盆地原型及其与构造演化特征论文作者:黄涵宇 何登发,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: 四川盆地 第三纪 沉积环境 构造演化 原型盆地
摘要: 第三纪是四川盆地大范围陆相沉积历史的最后阶段, 同时又是四川盆地重要的构造定形期.探究该时期原型盆地沉积充填规律与构造演化特征, 是揭示四川盆地形成演化过程, 还原其古地理、古气候演变的关键.在综合利用古地磁、地震、野外露头等资料的基础之上, 从盆—山结合的角度出发, 以地质历史时间为主要线索, 对第三纪原型盆地分阶段、分区域地进行了动态化分析研究.重建了各沉积时期原型盆地构造—古地理格局, 分析了盆地沉积充填规律并复原了不同阶段沉积相带的空间展布特征.主要受周缘山系逆冲推覆作用产生的构造负载和盆地基底构造的影响, 第三纪时期四川盆地沉积范围局限于西南部、南部地区, 以河、湖沉积环境为主, 处于持续地挤压、充填过程而具有萎缩消亡的趋势.现今残余第三系地层由老到新, 主要由名山组、芦山组、大邑砾岩组等地层组成(先后经历了: 受造山带挤压推覆作用和温暖干旱气候等因素影响, 发育湖盆边缘冲积扇和沙漠沉积环境, 处于快速沉降阶段的名山组沉积时期; 以及构造活动相对稳定, 湖盆面积不断减小, 以沙泥质沉积互层为特征的芦山组沉积时期; 和沿山前带由南向北迁移, 以发育大型冲积扇为特征的大邑砾岩组沉积时期).纵观整个第三纪构造演化历史, 反映出四川盆地西南部地区在第三纪时期表现为典型的陆内坳陷沉积盆地性质.同期的大地构造活动和气候变化等因素对原型盆地的形成与演化起到了重要的控制作用, 同时也对该时期盆地古地理格局和沉积充填规律产生了重要影响.
黄涵宇, 何登发
中国地质大学(北京) 北京 100083
基金项目: 国家自然科学基金重点项目(编号: 41430316)资助
黄涵宇,男,1993年1月生,硕士研究生,构造地质学和石油地质学专业.
何登发,男,1967年12月生,博士,教授,构造地质学专业.本文通讯作者.收稿, 2016-01-15 改回.

中图分类号:P534.61, P542 doi: 10.12017/dzkx.2016.003

沉积盆地作为岩石圈的基本构造单元,记录着地球数亿年的演化历史(何登发等,2011),随着地质历史的发展呈现阶段性的演化,不同历史时期盆地类型也不同(张渝昌,1997)。四川盆地是典型的经历多期次构造演化过程的多旋回叠合盆地(赵文智等,2002;何登发等,2004;刘树根等,2011),是由多期的原型盆地或残留盆地在三维空间上的有序叠置而形成的,包含了海陆两相沉积地层(李忠权等,2011)。第三纪是四川盆地大范围陆相沉积历史的最后阶段,而贯穿始终的喜马拉雅运动又是四川盆地构造定型的关键时期(郭正吾等,1996)。在此时期内发生的欧亚板块与印度板块碰撞缝合,龙门山冲断带的形成演化,以及特提斯构造域的发展演化等一系列地质事件,一直以来都是广大学者关注的焦点(李勇等,2006;王二七等,2008;刘池洋等,2009)。该时期四川盆地构造活动频发,气候环境多变,在早期的构造、沉积活动基础之上,发生了强烈的构造变形,经过多期改造而成现今盆地格局。因此,研究第三纪原型盆地的形成及其演化,是揭示四川盆地周缘造山带形成、盆地构造叠加变形历史的关键,同时,又可为全球古地理、古气候特征复原和对比提供重要参考。

第三纪时期的四川盆地,受周缘造山带的影响,盆地沉积面积局限于其西南部地区。加之后期的剥蚀和新的沉积物覆盖,其出露范围十分有限,这对开展第三纪原型盆地的研究带来了不少困难和挑战。前人通过对第三系地层岩性和古生物特征的分析总结,先后提出了多种地层划分方案(苟宗海,1992,苟宗海等,1995;辜学达等,1997;田在艺等,1997;郑家坚等,1999;王全伟等,2006);并通过古地磁法(庄宗海,1988)、 ESR(石英电子自旋共振)测年法(李元林,1995;王凤林等,2003)等多种方法对各组地层年龄进行了较为精确的分析;同时,利用古生物和古风向等的地质记录对第三纪盆地古气候、古环境进行了探讨(卫民,1983;黄仁金,1985;江新胜等,1992a,1992b,2012;刘立安等,2011;江湉,2012;江卓斐等,2013a,2013b);此外,在研究中还涉及到了各地区的地层岩性特征(何银武,1992;苟宗海,2001,苟宗海等,2001;莫雄,2010;贺承广等,2011)、隆升剥蚀(李勇等,2005;张毅等,2006;李智武等,2010;唐哲民,2011;侯明才,2012)、沉积物源(李元林等,1993;彭军等,2000;黎兵等,2007;郑勇,2013;江卓斐等,2013a,2013b)、构造意义(李勇等,1994;张箭等,2002;贾东等,2003;曾宜君等,2004;陈竹新等,2008)、层序地层(苟宗海,2000;陈洪德等,2011;耿旗,2011)等多方面地质特征,积累了大量的基础资料和宝贵的研究成果,为第三纪原型盆地研究打下了良好的基础。然而,尽管针对局部地区或某一领域的研究已日趋清晰且获得了较大的进展,但基于整个第三纪演化历史的原型盆地构造复位和沉积环境复原的角度来看,目前对涉及全盆范围的古地理重建、古气候演变和沉积充填规律的动态化研究仍然是比较迟滞的,而这正是揭示本地区第三纪原型盆地形成与演化的关键。

本文在前人研究成果的基础之上,综合利用古地磁、地震解释、古生物等地质资料,以构造—古地理重建为基本方法,以盆山耦合机制、沉积学原理和古生物地层学等理论为指导思想,结合野外露头剖面观测、岩石薄片镜下观察、扫描电镜微观形貌分析等多种研究手段,对四川盆地第三纪原型盆地演化进行了较为详细的研究。分析各组地层残余厚度展布规律,复原了各沉积时期构造—古地理特征,并结合盆地沉积充填规律及物源体系分析对构造控盆、盆地控相理论进行了探究。同时,通过对该时期沉积地层在平面上和垂向上的变化规律和岩性组合特征对第三纪原型盆地古环境、古气候演变进行了探究,最终揭示了本地区第三纪原型盆地的发展与演化过程。

1 地质背景

1.1 大地构造位置

研究区位于青藏高原东缘,四川盆地西南部。为扬子古板块与印度板块碰撞造山带东侧川西前陆盆地中南部。西接龙门山冲断带,向西过渡为松潘—甘孜褶皱带,南部为大凉山、娄山地区,东至龙泉山构造带以东,北连成都平原。现今地理位置位于亚洲大陆中部,中国内陆腹心地区,主要包括了四川省雅安、眉山、乐山、宜宾等山地—丘陵地区(图 1)。

图1(Figure 1)
图 1 四川盆地西南部第三系地层综合信息图
Fig. 1 The regional geological diagram in the southwestern Sichuan Basin
1.2 构造演化

四川盆地属扬子板块,是在中上扬子克拉通基础之上发展而来、经历多期构造演化与沉积充填过程的叠合盆地。古近纪时期,在新特提斯与太平洋构造域的共同作下,盆地西南部主要以挤压构造应力为主。新近纪至今,欧亚板块与印度板块的剧烈碰撞造成了盆地西部,尤其是龙门山地区的快速隆升。整个第三纪时期,四川盆地西南部主要表现为陆内坳陷型盆地特征,盆地整体处于萎缩衰亡阶段的末期(李勇等,1994;张箭等,2002;贾东等,2003;曾宜君等,2004;陈竹新等,2008)。

1.3 地层发育与对比

四川盆地第三系地层主要出露在盆地西南部雅安、宝兴、崇州、大邑等地区,面积约为3×104 km2。岩性以陆相红色碎屑岩沉积为主,从砾岩、砂岩至砂泥岩、泥岩均有发育,厚度在0~1 200 m之间。关于第三系地层的命名与划分方案已有多种(苟宗海,2000;陈洪德等,2011;耿旗,2011)。其中名山组、芦山组和大邑砾岩等地层,因其岩性特征明显,空间展布范围广,而被广泛接受和使用。而宜宾柳嘉组地层近来多被归于古近系下部名山组地层之中,金鸡关组和余光坡组因属于名山组内层段也未被广泛使用。此外,凉水井组,青龙场组等因分布较为局限,本文未做深入探讨。在综合前人研究成果的基础上,鉴于对比的广泛性和代表性需要,以便于研究工作的展开,本次研究将四川盆地西南部第三系地层从下到上划分为名山组、芦山组、大邑砾岩组,其对应时期依次为古新世—始新世、始新世—渐新世、上新世—第四纪(图 2)。

图2(Figure 2)
图 2 四川盆地大邑地区第三系地层岩性综合柱状图
Fig. 2 Comprehensive stratigraphic column in Dayi region of Sichuan Basin in Tertiary
1.4 区域不整合特征

盆地内发育的不整合面作为对盆地构造活动和沉积环境变化等地质事件的直观响应,对划分盆地构造—沉积期次有着重要的指示意义。四川盆地西南部第三系地层中,名山组与下伏白垩系灌口组地层之间为整合接触关系,名山组与上覆芦山组地层也为整合接触关系。部分地区名山组和芦山组地层由于出露地表遭受剥蚀而与上覆第四系地层为不整合接触关系。而大邑砾岩组与下伏地层则广泛存在一个不整合面,其中在南部与古近系地层均为角度不整合接触关系,如名山庙坡、大邑白岩沟、崇州白塔湖等地区。由南向北,随着下第三系地层的尖灭,大邑砾岩与下伏白垩系灌口组地层呈不整合接触,且不整合面两侧地层产状夹角逐渐变小直至平行不整合(图 3)。

图3(Figure 3)
图 3 四川盆地第三系地层不整合接触典型剖面
Fig. 3 Typical profile of unconformity contact of Tertiary stratum in the Sichuan Basin
2 岩性组合与地层展布特征

原第三纪包含了古近纪和新近纪2个时期,其中古近纪包含了古新世、始新世、渐新世,新近纪包含了中新世、上新世。据国际地层委员会2015年出版的国际地层表可知:古近系古新世丹尼阶底部年龄为66.0 Ma,新近系上新统格拉斯阶顶部年龄为1.80 Ma。第三纪总体历时约为64.2 Ma。四川盆地西南部第三系地层沉积时期,是四川盆地成型的关键时期。喜马拉雅构造运动贯穿整个第三纪演化历史(图 2),欧亚板块与印度板块的碰撞造成了青藏高原的抬升成形,川西地区龙门山冲断带构造加剧,地形骤然升高,使得龙门山山脉与四川盆地形成数千米的高差。由于构造—沉积活动的不断变化,使得四川盆地西南部形成了复杂的沉积和构造特征。第三系地层厚度变化大,空间展布变化快,岩性组合多样(图 4)。同时,受构造抬升作用的影响,地层均存在不同程度的剥蚀现象,各组地层间呈现出复杂的接触关系。

图4(Figure 4)
图 4 四川盆地西南部古近系地层沉积充填对比格架
Fig. 4 Comparison of sedimentaryfilling characteristics about the Paleogene stratum in the southwestern Sichuan Basin
2.1 名山组

第三系名山组地层分布较为广泛,在大邑金星、宜宾柳嘉、雅安名山等地均有出露,其中尤以天全—芦山复向斜地区地层最为发育。而宜宾柳嘉地区沉积的一套风成砂岩则属于该组下部地层。从众多名山组地层野外露头剖面和岩性观测发现:名山组岩性组合较为复杂,从大邑金星—芦山苗溪—天全始阳一带名山组地层下部均存在有砾岩、含砾砂岩等砾石质沉积(图 4),向东逐渐过渡为砂岩、粉砂岩和泥质沉积。名山组地层总体上以下段棕红色灰质、泥质粉砂岩为主,夹少量红色泥岩,底部为暗棕色厚层石英质粉砂岩、细砂岩。上段主要为红色泥岩夹泥质粉砂岩,部分地区含泥灰岩、石膏层(图 5)。

图5(Figure 5)
图 5 四川盆地名山组、 芦山组地层野外露头剖面 a. 陡峭砾石质山体, 由名山组底部巨厚砾岩层组成; b. 名山组底部砾岩, 风化呈灰色、 灰黑色, 砾石分选性差, 磨圆度较好(GPS:30°10′26″N, 102°52′18″E); c. 名山组顶部风化剥蚀, 地层产状近似水平, 为浅紫色、 浅红色中-粗粒砂岩(GPS:30°10′00″N, 102°52′07″E); d. 名山组棕红色泥岩夹粉砂岩, 含石膏层(GPS:30°09′55″N, 102°53′43″E); e. 名山组倾斜地层, 紫红色泥岩夹蓝灰色粉砂岩呈韵律性互层(GPS:30°10′43″N, 103°40′59″E); f.熊坡背斜处名山组地层, 紫红色泥岩夹蓝灰色粉砂岩条带互层, 产状趋缓(GPS:30°16′41″N, 103°48′53″E); g. 芦山组倾斜地层, 棕红色泥岩与黄白色泥质粉砂岩互层; h. 芦山组 倾斜地层, 棕红色泥岩夹浅黄色泥质粉砂岩互层(GPS:30°10′23″N, 102°53′44″E)
Fig. 5 Field outcrop sections of Mingshan and Lushan Formations in the Sichuan Basin
名山组地层在芦山、天全一带残余厚度为450~700 m,崇州、大邑地区残余厚度为400~580 m,宜宾柳嘉地区的名山组砖红色厚层状细粒石英砂岩残厚小于88 m(图 4)。名山组地层厚度展布特征与龙门山冲断带走向一致,为南西—北东向展布,由西向东地层厚度逐渐减薄,主要沉降中心在天全—大邑一带(图 6)。

图 6(Figure 6)
图 6 四川盆地西南部名山组地层厚度展布图
Fig. 6 Mingshan Formation thickness in the Sichuan Basin
2.2 芦山组

以整合接触关系上覆于名山组之上的地层为芦山组。该组地层典型剖面在芦山苗溪一带,由四川二区测队在1975年命名(辜学达等,1997)。芦山组地层分布面积较名山组范围缩小,主要出露于雅安、天全、芦山一带,大邑金星等地区也有分布。该组地层岩性较为单一,以黄色、棕红色泥岩为主,层间夹灰色粉砂岩,组成了泥岩、粉砂岩的韵律互层,局部地区夹泥灰岩薄层和灰岩砾石(图 5)。因其岩性组合关系与名山组上部地层极为相似,苟宗海(1992)提出将其划归下部名山组地层,作为其顶部一个非正式岩性段。但芦山组沉积时代为始新世—渐新世,时间跨度较长,且芦山组地层以泥质为主,粉砂岩含量较下部名山组地层显著减少,代表了一个长期稳定的沉积环境。因此,本文仍采用该组地层单元作为名山组上覆正式地层组。

芦山组地层在芦山苗溪地区残余厚度为550~691 m之间。在天全始阳、芦山沫东地区厚度在350~690 m不等。地层呈北东—南西向条带状展布,沉降中心在芦山向斜地区,由西向东、向北地层厚度迅速减薄(图 7)。

图7(Figure 7)
图 7 四川盆地西南部芦山组地层厚度展布图
Fig. 7 Lushan Formation thickness in the Sichuan Basin
2.3 大邑砾岩组

从芦山组到大邑砾岩组,其间经历了长时间的沉积间断,表现为大邑砾岩组与下伏地层间广泛存在的不整合面。大邑砾岩组地层以灰褐色、黄灰色复成分砾岩夹棕黄色透镜状岩屑砂岩为特征,风化色以棕黄、褐黄色和灰白色为主(图 8)。砾石分选性差,成分复杂,以石英岩、石英砂岩为主,次为闪长岩、花岗岩及变质砂岩等。砾石磨圆度较好,粒径为8~20 cm,由南向北具有逐渐变细的趋势,砂泥岩含量逐渐增加。填隙物以岩屑、沙泥质为主,具钙质胶结成岩、半成岩特征(何银武,1992;王凤林等,2003)。大邑砾岩组地层主要分布于龙门山以东地区,沿龙门山冲断带走向展布。向北至都江堰、灌县地区,向南可达名山地区,向东延伸至广汉—新津一带。整体上具有西厚东薄的沉积特征。大邑砾岩埋藏于成都盆地第四系地层之下,与上覆雅安砾岩为不整合接触。从南西向北东与下伏古近系地层、白垩系地层均为不整合接触。近年来借助石英电子自旋共振法(王凤林等,2003)测得其沉积时期为上新世晚期至早更新世。