构造古地理单元的恢复

2025年04月03日 18:35

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构造古地理恢复主要是以活动论构造观为指导，尽可能客观地复原地史期间海－陆面貌和盆－山格局，其关键是在给定时间约束之后，恢复研究区现存的地质记录中发现却已消失了的和后期才出现的构造古地理单元。构造古地理单元的消失和后期构造的出现大都与巨型断裂带 ( 尤其是作为构造边界的巨型断裂带) 发育有关。陆内阶段的断裂带活动对盆山格局的变化、盆地发育、沉积演化及其关键地质事件有明显的控制作用，还应注意断裂带解体阶段出现的新生构造对古地理重建的制约。简言之，造山带古地理学的发展是推动构造古地理学前进的关键之一，在恢复古特提斯多岛洋的构造古地理面貌、重建全球古大陆演化尤其是造山带和经受造山运动改造地区的古大陆演化方面有着积极的不可或缺的作用。造山带古地理学是在造山带地区或经受过造山运动改造的地区开展古地理研究的理论和方法 ( 吴根耀，2003) 。构造古地理重建主要是强调以发展的、动态演化的思路来研究盆地，指出在盆地的建造过程中，其内部隆起的时起时伏和盆地间的时分时合均十分常见 ( 吴根耀，2005) 。事实上，现今的构造古地理面貌与地史期间的面貌相比已发生了巨大的变化，用造山带古地理学来重建区域的构造古地理演化，尽可能客观地复原地史期间的海陆面貌和盆山格局的关键，是在给定时间约束后，在现存区域地质记录的蛛丝马迹中发现其 “失序”和 “残破”的特点。

5. 4. 1 构造古地理单元消失事件

构造古地理单元可能因地史期间的大陆地块及其大陆边缘地区下列事件而全部或部分消失。

( 1) 解体

克拉通地区因大陆裂谷作用造成大陆地壳解体，直至有新生洋盆发生，分别以东非裂谷、红海和大西洋为代表。进入大洋阶段后，尽管因洋壳的消减使大陆边缘地区卷入俯冲型造山运动，但局部地区仍因弧后盆地的扩张而使大陆地壳解体。造山带地区因岩石圈的拆沉作用而有坍塌裂谷发育，并可迅速发展为新生的小洋盆。如亚平宁半岛以西的第勒尼安海是阿尔卑斯造山带 ( 碰撞始自距今 38Ma) 发生坍塌的产物，中新世托尔通期出现海盆，上新世赞克尔期有新生洋壳形成 ( Channell 等，1989; Dewey 等，1989) 。沿亚平宁半岛的西海岸发育 1 条长约 350km 的火山岩带，以富钾的玄武岩和橄榄安粗岩为主( Santacroce，1987) ，未见钙碱性系列的岩浆活动，说明因岩石圈的拆沉作用浅部地壳仍在发生张裂和解体。

( 2) 沉没

大陆地区的沉没常伴随大陆地壳的解体而发生，但构造进程相对平静而缓慢，因而地质记录相对保存较好。沉没也可能由非构造的原因引起，如全球海平面上升。中国的东部和南部海区普遍可见到新近纪内的大陆沉没现象。如南黄海盆地原是苏皖地块的一部分，苏皖地块尽管被卷入了燕山期的造山运动，但因造山带快速的坍塌和遭受强烈的剥蚀，苏北地区古新统阜宁组的第二段和第四段中已见有海相的沉积夹层 ( 吴根耀等，2002) 。苏皖地块因晚白垩世—古近纪的差异升降运动而分异为苏北盆地和苏南隆起，新近纪内“南隆北陷”的格局进一步加强，伴以大面积的基性火山岩喷发。更新世的海侵则使原苏皖地块东部的大片地区没入水下，南黄海形成 ( 吴根耀等，2002) 。北黄海地区新生代的演化和沉没过程大致与南黄海相同，在钻井中见到了华北克拉通缺失的中—上奥陶统、中—上泥盆统及下石炭统 ( 肖国林等，2005) ，表明它是沉没了的胶辽克拉通的南部地区。东海的西部海域是大陆架盆地，可分为西部凹陷带和东部凹陷带 ( 高德章等，2006) 。王毅等 ( 2000) 曾提出大陆架盆地的发育经历了晚白垩世—古新世的裂陷、始新世—渐新世的拗陷和中新世以来的区域沉降三大阶段。中新世以来的区域沉降受制于琉球岛弧的弧后地区的伸展: 东海的东部因大陆地壳的逐步解体而有冲绳海槽弧后盆地发育，西部则是原大陆区沉没水下。在南海海域的北部 ( 如珠江口盆地和台湾西南盆地等) 和西部 ( 越南的藩切—藩朗东南的海域) ，大面积发育的中、上侏罗统杂色细砂岩为陆相沉积，表明已是华南大陆的一部分; 下白垩统为海相和海陆交互相的灰岩及碎屑岩 ( 邱燕等，2004) ，说明晚白垩世海侵应与晚白垩世南海地区的扩张有关。现普遍认为晚白垩世以来南海地区已发生过 3 次扩张事件，以第二次 ( 渐新世—早中新世，距今 32 ～17Ma) 发生在南海中央海盆的扩张最为强烈和重要，它导致了新生洋壳的出现 ( 龚再升，1997; 吕炳全等，2002) 。南海不同于东海，它不仅已有新生洋壳出现，原大陆地壳已大面积遭受解体，而且距今 15Ma 以来它已沿马尼拉海沟向菲律宾海板块之下消减，发生俯冲型和陆－弧碰撞型的造山运动 ( 丁巍伟等，2006) 。南海提供了一个大陆地壳解体 ( 在中央海盆区) 和大陆沉没空间上并存、时间上交互发生的实例。地史期间也不乏伴随大陆边缘的解体发生规模不等的陆块沉没的实例。如川西—滇西北地区，晚三叠世因大陆地壳解体而形成甘孜－理塘洋。其西，夹持在甘孜－理塘洋与金沙江洋之间的原称德格－中甸微板块，出现碳酸盐岩台地与深水断陷盆地并存的构造古地理格局 ( 冯庆来等，2002) ; 其东，夹持在甘孜－理塘洋与阿尼玛卿洋之间，则残留了一个三角形的大陆地块，该地块在震旦纪至古生代一直是扬子克拉通的一部分，为阿坝地块。换言之，在川西广为发育的古特提斯造山带中存在隐伏的大陆块体。

( 3) 俯冲

陆松年等 ( 2004) 曾提出，东秦岭商 ( 县) —丹 ( 凤) 地区 ( 商丹缝合线北侧) 具中元古代晚期武关群裂谷型建造，中元古代末期松树沟蛇绿岩和新元古代早期同造山期花岗岩的存在可认为该地中元古代—新元古代初曾发生过消减－碰撞事件。松树沟洋盆以南的大陆地块是扬子克拉通，该洋盆以北的构造古地理单元，陆松年等 ( 2004) 认为不是华北克拉通而是曾属扬子克拉通大陆边缘的北秦岭变质地体。即使能保存到今天的大陆地块，在地史期间也是经历过多次俯冲的，且因俯冲经历的时间长短、速度和角度等不同，造成的消失量可能因地而异。如扬子克拉通，因它与华北克拉通的碰撞发生在两者均向北漂移且前者顺时针旋转、后者逆时针旋转的背景下 ( 吴汉宁等，1990) ，秦岭洋的闭合明显有东早西晚之势 ( 孙晓猛等，2004) 。无论是印支期的陆－陆碰撞还是燕山期的陆内造山，扬子克拉通俯冲于华北克拉通之下，都是东早西晚的穿时过程，因而较西部而言，扬子克拉通的东部可能有更多的大陆地壳因俯冲而消失了。

( 4) 增生后的改造

洋盆闭合时消减掉的只是洋壳，洋盆内大小不等的陆壳残块、洋岛－海山及大陆边缘的沉积在洋壳消减时被刮削下来增生或仰冲到活动大陆边缘一侧的大陆上。这些增生或仰冲上来的单元，由于后期与该大陆一起经历了相同的变形变质事件而可能被当成该大陆的一部分。在构造反转地区进行古地理重建的关键一步，是把反转了的构造先反转过来，即先打开一个洋盆，然后把这些大小不等的陆壳残块、洋岛－海山等再 “放回”洋盆中去，这样原洋盆的多岛洋面貌才能恢复。

( 5) 剥蚀

大别造山带地区提供了一个地史期间的构造古地理单元被完全剥蚀掉的实例。李任伟等 ( 1999) 对合肥盆地下白垩统凤凰台组中大理岩砾石的 C、O 同位素和凤凰台－周公山组中碎屑石榴子石类型的研究发现它们明显不同于现存的大别地块变质岩，因而推测它们来源于一个已被剥蚀掉的构造单元。李忠等 ( 2001) 测得凤凰台组底部花岗岩砾石的年龄为 ( 428 ±20) Ma，相应的早古生代花岗岩的源岩至今未在大别造山带发现，说明它们已被剥蚀殆尽。李双应等 ( 2005) 在恢复大别造山带的折返剥露历史时提出: 曾经有过一个超高压变质岩组成的构造地层单元，在早白垩世之前 ( 距今 135Ma) 折返到地表，并遭受完全剥露后消失。现称为 “大别杂岩”的超高压变质岩和岩浆岩，是新生代折返并出露地表的，故在大别造山带广泛分布。更常见的情况是地史时期的一个构造古地理单元的不同地区遭受了不同程度的剥蚀。以川滇黔三省广为发育的二叠纪峨眉山玄武岩为例，代表岩浆分异最后阶段的碱性火山岩，目前只见于滇东的东川地区。其西的川南攀枝花市因较强烈的隆升剥蚀，相应碱性火山岩的深成侵入岩 ( 正长岩等) 已出露地表; 该地玄武岩喷发后的最年轻沉积为上三叠统，因而被剥蚀掉的玄武岩未能得到较好的就地保存。滇西北地区下三叠统腊美组底砾岩内有大量峨眉山玄武岩的砾石，包括碱性火山岩、酸性火山岩和凝灰岩等未被记录在附近的峨眉山玄武岩地层柱内的岩石。

( 6) 因冲断－推 ( 滑) 覆作用而位移

推覆或滑覆作用有时可达上百千米的距离，被推覆或滑覆的岩片似乎在研究区内消失了。如川西至川滇交界区，前寒武纪早期有较好的出露，可分为三大构造层，自下而上为片麻岩基底、绿岩带建造 ( 属表壳岩的火山－沉积建造) 和属稳定台地型的砂岩－灰岩沉积。在川西的锦屏山区，可见属绿岩带的火山地层作为一个冲断岩片夹在三叠系中( 吴根耀等，1988) ，说明部分前寒武纪早期已发生了向西的冲断。在滇中的广大区域内未见绿岩带建造和属稳定台地型的砂岩－灰岩沉积，但在滇西的点苍山脉，山脊及西坡出露绿岩带的岩石，东坡则由稳定地台型的砂岩－灰岩组成，它们分别保存在两个冲断岩片中( 吴根耀，2006) ，说明滇中地区在前寒武纪早期已普遍发生了向西的冲断－推覆。

( 7) 大规模的走滑作用

走滑作用把一个构造古地理单元 ( 或其中一部分) 错移到几百千米以外，被错移的部分也消失了。如滇南金平地区奥陶纪—三叠纪的沉积地层和生物群、峨眉山玄武岩的喷发旋回和岩石化学性质及区域含矿性等，可与滇西北的丽江—大理地区较好地对比，古新世的碱性岩也可与滇西北对比 ( 吴根耀，1993) ，说明金平块体原位于丽江—大理以西，因哀牢山断裂的左行走滑活动而被错移到现在的位置 ( 图 5. 22) ，水平断距约 450km。Chung 等 ( 1997) 据越南西北部的二叠纪—三叠纪火山岩和古近纪晚期高钾的基性岩浆岩可与滇西北对比而认为哀牢山断裂的左行水平断距达 600km。中国境内这种延伸长度大、水平断距大的走滑断裂特别发育，因而应特别注意它们发育的各个阶段在重建区域构造古地理演化中的意义。

图 5. 22 云南中－西部和四川南部的一些变质岩和二叠纪玄武岩 ( 部分) 的分布

( 8) 碎裂

一个构造古地理单元可能在后期碎裂成几块，且被位移到不同的地方保存下来，并因出露地表的时间不同而遭受不同程度的剥蚀。如滇西思茅盆地周缘出露的变质岩系，曾被称作崇山群、哀牢山群、大勐龙群和澜沧群 ( 图 5. 22) 。原称澜沧群惠民组的火山岩包括了两套不同时代和不同构造背景下的火山岩: 古元古代—中元古代的钙碱性岩系和新元古代的属跨式 A 型趋势的碱性玄武岩 ( 翟明国等，1990) ，分别称惠民火山岩和粟义火山岩; 前者与大勐龙群、哀牢山群和崇山群中的变质火山岩有大致相同的原岩形成时代和火山建造类型，经历了一致的变质事件 ( 翟明国等，1990) 。实际上，它们都是思茅地块的基底岩石，在墨江洋盆向西消减于思茅地块之下时，一部分思茅地块的基底发生由西向东的仰冲，后因哀牢山断裂新生代的走滑－斜冲作用而出露地表，即哀牢山群; 另一部分思茅地块的基底在昌宁－孟连洋盆向东消减于思茅地块之下时发生自东向西的仰冲，之后在印支期的陆－陆碰撞中进一步遭受改造。其中，推覆于澜沧片岩之上并被中侏罗统不整合覆盖的称惠民火山岩，被澜沧江断裂的走滑活动后期错开的分别称大勐龙群 ( 惠民火山岩之南) 和崇山群 ( 惠民火山岩以北) ，即思茅地块的基底岩石已被卷入印支造山运动而四分五裂了。

( 9) 构造古地理单元部分卷入后期造山带

其主体构造古地理单元保存至今，但其边缘部分现已成为年轻造山带的一部分，故范围已不同程度地缩小。如塔里木盆地塔中隆起的前身是晋宁期造山带，晚古生代—中生代基本处于隆起状态。其西段称巴楚隆起，以发育 SN 向断裂为特征，向北延入到柯坪冲断带，后者除发育近 SN 向断裂外还发育大量的 EW 向冲断层。详细的构造定年工作表明:近南北向构造主要形成于中新世; 东西向冲断层形成于上新世—更新世 ( 肖安成等，2005) ，与南天山再度崛起 ( 汪新等，2001) 的时间一致。柯坪地区大面积缺失上古生界和中生界的事实说明，它直至中新世仍是塔中隆起的一部分，上新世—更新世被卷入南天山造山带。塔中隆起因前寒武纪和早古生代岩浆活动十分发育而成为重、磁异常带，向东延入阿尔金山，说明原塔中隆起的范围应包括阿尔金山的一部分，因新生代内阿尔金断裂的走滑－斜冲活动 ( 柳祖汉等，2006) 而使东段的部分地区被卷入了阿尔金造山带。

5. 4. 2 构造带古地理恢复实例

通过构造带的古地理恢复，三江地区晚三叠世卡尼期构造岩相古地理特征是: 沉积相带呈 SN 向展布，由东向西沉积特征各不相同 ( 图 5. 23) 。

东部的墨江，该期形成玉碗水组，下部有百余米的复成分砾岩层与古生代地层不整合，向上为紫红色河流相的砂岩、粉砂岩，其上有一明显的石英砂岩海侵面和泥灰岩超覆，厚约 20 ～30m，并发育生物丘。

普洱—思茅一带，由歪古村组和威远江组碎屑岩组成浅海潮坪相，发育潮汐层理，向上为三角洲相。该带北部的中甸地区，上三叠统与义敦—得荣地区对比，下部为海相，上部为海相－三角洲相，夹有厚 1802m 的玄武质长石砂岩夹砾状灰岩、硅质、钙质页岩。

景洪为陆相火山岩和火山碎屑岩相带。保山—镇康为浅海相碎屑岩。

图 5. 23 TS1 － BE 晚三叠世卡尼期三江地区构造层序古地理

网友（2）：

赵氏《地壳运动规律》云：
古地理单元的构建和恢复，必须知道地壳运动形式，了解地壳运动通史，晓得地壳运动规律，明确今天的海陆结构任何区域，在地史上和将来的地史长河中的形成演化关系和海陆结构关系以及相互转化和变化。
简单地说：
无论是古地理单元，还是古海陆结构的构建和恢复，都应该切合地壳运动形式和地史，并且必须切合赵氏《地壳运动规律》。
否则，其古地理单元的构建和恢复，将谬论百出，并且违背地史。

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