地质学文摘 - 区域构造沉积 7800字
最近在黑龙江省东部鸡西盆地穆棱河右岸青龙山一带穆棱组标准剖面地层中发现多属种海相沟鞭藻化石：它们都是世界各地早白垩世海相地层中广泛分布的属种。这些化石的发现表明，在穆棱组沉积时期，鸡西盆地曾经历过海侵或海泛，修正了以往所谓的穆棱组为纯陆相沉积的观点。(杨小菊等.鸡西盆地早白垩世穆棱组海相沟鞭藻的发现及其古环境意义.科学通报.2003.第48卷.第14期)
殷鸿福等认为：元古代超级大陆位于南半球，中国陆块群一直是自南往北漂移的，各板块或微地体之间的拼合碰撞方式不是“面对面”式而为“追赶上”式，多为软碰撞和多旋回造山，前方发生拼合碰撞的同时后方则拉张裂陷形成海盆或小洋盆。南部出现泥盆（个别）、石炭二叠纪小洋盆，洋盆在中-晚二叠世闭合，印支期发生造山运动。（地球科学.1998年.第23卷.第5期.437)
板块（plate）:指有较大面积，并且其周缘被缝合线（或洋中脊、转换断层，下同）圈定的块体，它们都有长期（至少Z-T）独立（区别于相邻板块）的演化历史，如扬子板块、华北板块。
微板块（microplate）:被缝合线圈定的块体，但面积较小，独立演化的历史亦较短，如秦岭微板块（Pz-C）
（裂解）地块（block）:从板块边缘裂解的块体，与母体板块以裂谷分开，其他侧面以缝合线隔开，一般面积较小，存在时间亦较短，如下扬子地块(C(?)-J)。(殷鸿福等.1999.地球科学.第24卷.第1期.2)
《中国沉积盆地演化与旋回动力学环境》造山运动，伸展构造、裂陷作用；造山不整合、裂解不整合，裂陷盆地、压陷盆地、走滑盆地；离散过程形成裂谷盆地或大陆边缘盆地，聚合过程形成前陆盆地或弧后盆地；裂解不整合常与裂陷盆地有关，造山不整合则与前陆盆地相伴。
盆地与山岭共轭现象：在压缩构造体制下主要呈现为褶皱山系隆升与前陆盆地沉降，在伸展构造体制下主要呈现为变质核杂岩隆升和裂谷盆地沉降。
中国克拉通盆地具有不稳定特征：有小克拉通与大造山带的特点，盆地常受周缘造山带的影响而产生挠曲变形；盆地沉积厚度大；边缘盆地在压缩构造环境中可反转为前陆盆地；盆地在碰撞造山作用中可产生被动裂谷盆地，而在幔柱隆升情况下形成主动裂谷盆地。
华北克拉通盆地演化：∈－Ｏ广泛发育碳酸盐台地沉积，以浅水碳酸盐岩沉积为主，后期转化为蒸发台地，随后进一步抬升遭受溶蚀。盆地西南缘，贺兰拗拉槽及六盘山古大陆边缘则发育深水、半深水重力流沉积，主要为滑塌角砾岩及浊积岩，厚４～５km。华北台地隆升后，仅在阿拉善地块南部大陆边缘发育Ｓ～Ｄ前陆盆地粗碎屑沉积。Ｃ～Ｐ华北地台再次在伸展体制下沉降，接受C～P滨海三角洲及潮汐带沉积。
扬子克拉通盆地：Ｚ以低水位体系域碎屑沉积开始，广泛沉积高水位体系域灯影组白云岩，（厚700～1000ｍ），∈开始为低速含磷沉积（代表凝缩层），向上为高水位体系域的碳酸盐岩，形成广袤的碳酸盐台地，而在东南斜坡带则沉积浊积扇，Ｏ2开始大陆边缘反转形成Ｏ2～Ｓ复理石前陆盆地。晚古生代又经历一次地裂运动,大部分地区形成巨大的华南碳酸盐台地,至Ｔ2转化为蒸发台地，Ｐ～Ｔ碳酸盐-蒸发岩层序为四川盆地主要产气层。海西-印支旋回，呈现Ｄ～Ｃ碳酸盐台地与台盆相间模式，Ｐ1海面达高峰，形成华南宽广的碳酸盐台地。
塔里木克拉通盆地：Ｚ在地台上发育裂谷及裂陷槽，沉积浅海碎屑岩、火山岩及碳酸盐岩，∈～Ｏ为高水位体系域的碳酸盐台地沉积，Ｓ～Ｄ压陷盆地发育浅海及海陆交互相沉积，Ｃ～Ｐ张裂发育浅海碎屑岩及碳酸盐岩沉积，Ｐ1广泛发生中基性火山活动，并与古亚洲南缘拼合。（刘和甫.1996.地球科学.第21卷.第4期.345～356)
《中国古大陆及其边缘早古生代层序地层及海平面变化的基本特征》第一大层序：∈初(570 Ma～)，华北、塔里木、扬子三大古陆及其边缘海面速升，形成较深水的黑色页岩相，并普遍含磷灰石，第一次缺氧事件。∈1（～536Ma）,海进为主，三大古陆及其边缘普遍是浑水台地沉积。∈1-2，呈海进-海退变化，但幅度小，在三大古陆形成清水台地沉积，水深在10～50米之间。Ｏ1（塔～Ｏ13、华北属Ｏ11、扬属Ｏ1-2），海进-海退幅度很小，扬子、塔里木形成稳定碳酸盐沉积，华北形成蒸发型碳酸盐台地沉积体系。
第二大层序：Ｏ2-3，华北的西和西南部边缘，塔里木、扬子古陆海面上升，形成较深水的缓坡沉积体系。华北陆块内Ｃ２／Ｏ１为巨大的不整合；扬子陆块内Ｓ1-2直接为Ｐ1覆盖，其东南缘为Ｄ覆盖，由Ｏ2-3硅质碎屑－碳酸盐岩海进－海退旋回和Ｓ1-2碎屑岩夹碳酸盐岩海进－海退旋回组成；塔里木陆块Ｏ2-3为由碎屑岩-碳酸盐岩组成大的海进－海退旋回，Ｓ为基本由碎屑岩组成的大海进－海退旋回。第二大层序底界为沉没不整合，扬、塔陆块由清水碳酸盐台地型沉积转变成硅质碎屑－碳酸盐缓坡沉积；塔、华北陆块沉积古地形变为北高南低、向南水深加大的格局，华北西、西南边缘水深突然加大；扬子陆块沉积古地形早期西北高东南低、晚期东南高西北低。（贾振远等.1997.地球科学.第22卷.第5期.544)
《中国南方奥陶－志留纪沉积层序与构造运动的关系》郁南运动：在华南地槽区较清楚，粤西Ｏ底砾/∈平行不整合,桂北、中、西及赣中东部缺失Ｏ，相对稳定地台普遍见∈/Ｏ之间的平行不整合关系,碳酸盐岩台地以古岩溶渣状层和栉壳层形式表现。说明是一次短暂的上升运动。
宜昌运动：桂浙称北流运动、贵-都匀运动、湘鄂-宜昌上升、苏-苏南运动。华南Ｏ3后普遍缺失S，D不同期的沉积不整合超覆于Ｏ之上。上扬子和下扬子地台主体Ｓ1/Ｏ3之间为整合或平行不整合接触。宜昌运动在中国南方表现为东部（华南区）褶皱上升，西部（扬子区、江南区）整体上升。这是由于华夏板块不断地由东南向北西向的扩大和推挤造成的。
广西运动：整个华南地槽褶皱回返，Ｄ与下伏地层呈角度不整合接触，超越层位从东到西，由南至北升高。湘中、桂北Ｄ2超覆于Ｓ1-2之上，鄂东南、赣北、皖南、浙西北、苏南Ｄ3超覆于Ｓ1-2之上，扬子地台大部分地区表现为Ｐ1与Ｓ1-2的平行不整合。
岩相古地理变迁：∈末 海退，Ｏ1海侵几乎覆盖整个中国南方，Ｏ上／Ｏ下亚系之间为一较大海退，Ｏ3末的海退几乎使华南地区全部抬升，Ｓ1沉积面积较之Ｏ3大大缩小，回声哨期末的海退使得整个扬子区几乎全部暴露地表，Ｓ2的沉积仅局限于地台西部的某些地区。Ｏ3开始整个中国南方一直处于海域面积不断缩小，陆地面积不断扩大的过程中。Ｏ２早期开始至Ｓ，由于华夏地块与扬子地块的不断靠拢，直至两地块完全拼合，过程中有三次明显的急剧期：①Ｏ２在丽水-政和-陆丰以东出现大片陆地；②Ｏ末或Ｓ1初，整个华南地区除钦防一带尚有残留海外，几乎全部褶皱上升成陆，同时西南滇、黔、桂古陆也不断扩大与东部古陆相连；③Ｓ中早期几乎整个南方抬升为陆。（李志明等.1997.地球科学.第22卷.第5期.526)
《扬子周缘前陆盆地演化及类型》扬子东南张裂陆缘盆地的反转及华夏陆块与扬子陆块的会聚发生在Ｏ2末～Ｏ3初，江山-绍兴-四会-吴川一线以东缺失Ｏ3和Ｓ，西（北）侧往西北向Ｏ3自滨海三角洲粗碎屑岩→前陆浊积岩→欠补偿盆地相放射虫硅质岩、碳质泥岩。前陆复理石随时间向西北向推移，Ｓ东南张裂陆缘已卷入到变形中，并影响到盆地内部；Ｓ末除钦防残留海盆外，华夏-扬子拼合导致江南隆起与下扬子地区的抬升而缺失Ｄ1-2，仅在Ｄ3出现五通群冲积相沉积。北西-南东向的持续挤压，在陆缘盆地转化为前陆盆地的同时，台地区强烈沉降，Ｏ台地相碳酸盐岩被盆地相黑色硅质岩、碳质页岩、砂质页岩、页岩取代（Ｏ3、Ｓ1）。Ｓ13～Ｓ2华夏古陆-江南隆起、康滇隆起、川中隆起进一步扩大，扬子台地深水盆地被浅海-滨岸相碎屑物所充填。Ｓ末～Ｄ初，由于来自北缘和东南缘的挤压导致台地抬升成陆（仅在边缘有海相沉积）。
晚古生代，随着古特提斯的扩张，扬子陆块由边缘向内部发育了一系列裂陷盆地及断隆。陆块东南缘、西缘更明显，发育台地相碳酸盐岩夹碎屑岩，断陷盆地发育碳酸盐重力流、滑塌堆积、浊积岩、火山碎屑浊积岩，常见中基性火山岩、放射虫硅质岩夹层，陆块边缘出现洋壳或过渡洋壳；Ｃ～Ｐ1昌都地块裂离、金沙江洋盆形成，Ｐ1～Ｔ1、2中咱地块裂解，甘孜-理塘洋盆扩张及昌都-中咱拼贴，瑞替期（Ｔ3晚期)中咱昌都地块与扬子陆块西缘拼合。
扬子台地经过抬升剥蚀，Ｃ1基本已准平原化和丘陵化。中、下扬子区Ｃ薄而稳定，大部分为台地碳酸盐岩。Ｐ1２～Ｐ２受陆内裂陷的影响，发育台地内裂陷盆地，标志深水盆地沉积的放射虫硅质岩、泥硅质岩从南京－安徽巢县、泾县、湖北京山向西延至川北的巫溪、城口、旺苍和广元。但台地内仍为台地礁、滩及碳酸盐岩沉积。Ｔ3随沉降的增强，该区向北水深加大，由江南台地相碳酸盐岩、台缘鲕滩向北过渡到陆棚斜坡角砾灰岩到陆棚相泥质岩。中三叠世以来，盆地开始萎缩，由潮坪-泻湖蒸发岩和海陆交互相逐渐变为陆相红色碎屑岩。
上扬子区的川中隆起和江南隆起缺失Ｄ～Ｃ1沉积。Ｃ3海平面上升，这两个长期准平原化的地区沉积了台地相白云岩、灰岩。Ｐ1２～Ｐ２1上扬子区碳酸盐台地受裂陷活动的影响，形成断隆和断陷。在台地内出现较深水的硅质岩、碳酸盐重力流及玄武岩。在川中台地上主要为浅水碳酸盐岩和陆源碎屑沉积，川西发育大陆拉斑玄武岩（峨眉玄武岩），向西出现大洋拉斑玄武岩。Ｔ1、2上扬子台地主体为台地相碳酸盐岩及蒸发岩沉积，分布相对稳定。Ｔ3四川陆盆地开始形成，其西部发育有与广海相通的海相及海陆交互相，晚期为湖沼相，Ｔ3晚期甘孜-理塘洋盆最终闭合，海相碳酸盐台地转化为陆相构造盆地。（蔡立国.刘和甫.1996.地球科学.第21卷.第4期.433)
《华南地区加里东期前陆盆地演化过程中的沉积响应》华南地区从震旦纪至早古生界经历了从洋盆的形成、关闭,直至转换成前陆盆地的过程.被动大陆边缘阶段,在扬子陆块的东南边缘构成了2次从碎屑岩陆架到碳酸盐台地的沉积序列,一次为震旦纪;另一次为寒武纪至早奥陶世.从中奥陶世至志留纪末,华南洋关闭,形成前陆盆地系统.它由前陆推覆体、前陆前渊、前陆隆起和隆后盆地4部分组成.前陆推覆体细分为根带、中带、前锋带.随着推覆体的上叠式的逆冲,形成外前渊盆地(钦防一带)和内前渊盆地(湘西、黔东南).当前陆推覆体向克拉通推进时,前陆隆起也逐渐向后退.此带表现出一个海平面相对上升的过程,形成碳酸盐缓坡.随着推覆体进一步逆冲,前陆隆起继续隆升,且露出水面,使其后的隆后盆地转变为半局限环境.晚志留世末,前陆盆地回返,海水从东向西逐渐退出扬子大陆.(尹福光 许效松 万方 陈明 地球学报2001 Vol.22 No.5 P.425-428)
《对赣东北晚古生代放射虫的初步认识》最近，一些研究者根据在赣东北新元古代蛇绿混杂岩带中发现的晚古生代含放射虫硅质岩，认为该蛇绿岩带中的硅质岩至少是晚古生代的产物，进而提出一个解体江南古陆、江南地区曾存在晚古生代一中生代板溪洋的命题。根据野外调查、室内化学分析等综合研究，本文认为赣东北含放射虫硅质岩是大陆边缘浅水相沉积产物，稀土元素特征不支持大洋地壳上的深水环境。(王博 舒良树 地质论评 2001 Vol.47 No.4 P.337-344)
东北松辽盆地的成因：
东北东部岩石圈结构岩石学模型：上地壳绿片岩相，厚度13km；中地壳角闪岩相，深度13～20km；下地壳麻粒岩相，深度20～38km；莫霍面埋深约38km ,软流圈顶面69km。新生代大陆裂谷作用导致岩石圈拉伸、软流圈上隆，形成一些新生代盆地。（赵海玲等.1996.地球科学.第21卷.第6期.617）
Ｊ3～Ｋ1松辽盆地及周边地壳厚度约42 km，软流层顶界在70 km以下，Ｊ3～Ｋ1火山岩形成于地壳较厚的环境，Ｋ1～Ｋ2小型断陷盆地连成一片，发育为大型坳陷样式，软流圈上隆至60 km，并大体上保持至今。（路凤香等.1996.地球科学.第21卷.第5期.541）
松辽盆地火山岩主要形成于Ｊ3和Ｋ1，具有高钾的特征，在构造判别图解中落在与俯冲作用有关的造山带火山岩区域中，形成于俯冲造山带构造背景。（赵海玲.1996.地球科学.第21卷.第4期）
松辽盆地东部Ｊ3～Ｋ1发育一系列断陷盆地，充填一般在旋回下部或底部为火山岩段，火山岩钙碱指数为53；松辽全盆地火山作用东西强，中部弱，全盆地74个火山岩样品钙碱指数为52～56（陈发景等）。形成于拉张环境（50～56），{挤压环境为60～64}。岩石圈伸展是地幔物质上涌的诱发机制，地幔熔融体的底劈上升又使岩石圈进一步伸展。(程日辉等.1997.地球科学.第22卷.第1期)
库拉、太平洋板块的俯冲推进，部分大洋板块的消亡并重熔为次生岩浆，两者作用使软流圈压力增加、承压而上拱，岩浆沿岩石圈断裂和层间滑脱拆离带侵入，形成壳内岩浆房；岩浆沿深断裂上涌至地表形成火山岩。火山活动使软流圈物质减少而出现亏空，引起岩石圈或地壳沉降。火山活动是沉积盆地的形成与演化的动力条件，是构成“盆岭相间，先火后沉”关系的原因。(郭占谦.1998.地球科学.第23卷.第1期.89)
松辽盆地在裂谷期前及裂谷期曾发生壳下岩石圈热减薄与机械减薄、裂谷期上地壳伸展。东北地区在晚古生代末海水已全部退出（除东部大陆边缘外），并成为固体大陆岩石圈的一部分。演化分：裂谷期前火山作用阶段、裂谷期上地壳伸展阶段、裂谷期后坳陷阶段及坳陷期后盆地反转阶段。坳陷幅度远大于裂谷期盆地沉降幅度。裂谷期前火山作用、岩石圈减薄和裂谷期岩石圈伸展的动力来自深部熔融物质的上升，而熔融物质来自板块的俯冲。进入早白垩世晚期，由于陆块的碰撞增生，俯冲带大距离后退而远离松辽盆地，盆地热源供给停止，伸展动力消失，转化为坳陷。(刘德来等.1996.地质科学.第31卷.第4期.397)
已有的一些地质事实表明二连盆地晚中生代裂陷作用之前高热流的背景条件：（1）晚侏罗世遍及广大区域强烈的火山活动，表明发生过区域性地幔隆起及相伴随的热事件；（2）从晚古生代 (T2)西伯利亚板块和中国大陆最终拼贴，古亚洲洋闭合到晚中生代之前近200 Ma (只有约70 Ma)的时间内长时间持续的岩浆活动，表明这一地区的壳幔过渡带和中地壳一直保持着过热状态，并未经历漫长时期的冷却；（3）从盆地充填镜质体反射率反演确定古热流值，大多在75～95mW/m2范围之内，显示出当时高热流深部背景，其地球动力学背景很可能与造山带俯冲岩石圈板片的拆沉作用或俯冲板块滞留体引起的次生热幔软流或者是二者的联合作用有关。太平洋板块以约30°倾角俯冲下插到地幔内670km处(或400km左右,吴福元等)的不连续界面上滞留富集，滞留体的存在可能打破上地幔内部物理化学平衡，产生次级的上升热幔软流，次生地幔物质上升呈向西偏的不对称蘑菇云形，上升中心位于松辽盆地，盆地具有巨厚的热沉降期沉积和大幅度的岩石圈伸展。盆地的拉伸是在厚地壳的基础上发育的。深部因素为裂陷作用提供了内在动力和直接的驱动机制，平面上右旋拉伸应力场的存在对于深部过程则具有重要的触发作用。(任建业等.1998.地球科学.第23卷.第6期.570)
《中国东部中、新生代伸展盆地构造特征和地球动力学背景》那丹哈达岭地区石炭、二叠纪的混杂岩块中含有ting和珊瑚，中、晚三叠世的层状燧石和硅质岩中含有放射虫，它们为特提斯域的生物，属低伟度温水型，与佳木斯地块东缘明显不同。到J3晚期至K1早期，广泛分布由变质长石砂岩组成的混杂体基质，其中含海相瓣鳃类Buchia为主的动物群，与佳木斯地块相似，系高纬度（北纬30°一线）的浅海相生物群。期间之间存在洋的俯冲和走滑活动。(陈发景,赵海玲,陈昭年等.1996.地球科学.第21卷.第4期.361)
在华北克拉通北侧，自Ｃ1以后，沿内蒙中部-吉林地区发育晚海西-印支期的大面积裂陷槽系，该裂陷槽系于Ｐ1末开始由西向东“剪刀式”聚敛封闭，其中在内蒙中部以发生于Ｐ1末的海西晚期运动表现明显；在内蒙东部构造运动可能发生于Ｐ2末Ｔ初；在松辽盆地南缘至吉林地区，褶皱运动则发生于Ｔ1后至Ｔ3前；在更东的延吉地区，可能于印支晚期到燕山期发生南北向的大陆碰撞。（汪新文.1996.地球科学.第22卷.第4期.449)
《松辽盆地变质核杂岩和伸展断陷的构造特征及成因》摘要：文中讨论了松辽盆地北部中央基底隆起变质核杂岩和徐家围子伸展断陷的构造特征、成因和演化，重点讨论了下列问题：(1) 中央基底隆起变质核杂岩具有科迪勒拉变质核杂岩的许多特征；(2) 识别出组成中央基底隆起变质核杂岩的多层次、低角度韧性拆离体系，它们是使中地壳的中深变质岩层抽拉至上地壳的主要原因；(3)穹窿状火山岩台地于晚侏罗世(145.7±6.2)Ma形成，受顶部拆离断层控制的伸展断陷于早白垩世(133～120Ma)形成，而邻近顶部拆离断层的糜棱岩年龄为(126.7±1.54) Ma。这表明变质核杂岩的形成始于晚侏罗世。早白垩世递进的伸展构造与变质核杂岩较深部的部分上拱至地表相伴生，推测该变质核杂岩的上拱和剥露、火山岩台地和伸展断陷盆地的形成可能是由伊泽奈奇和亚洲板块陆陆碰撞后的地幔拆沉作用、地幔的岩浆底侵作用以及伸展垮塌作用联合造成的。(张晓东,余青,陈发景,汪新文.地学前缘.2000.Vol.7.No.4,P.411-419)
本人看法：东北地区裂陷槽系Ｔ2自西向东聚敛封闭，发生褶皱运动或大陆碰撞造山运动，使地壳缩短增厚，时间可能延续至Ｊ2。
Ｊ3～Ｋ1太平洋板块强烈俯冲，其方向为北北西，导致了郯庐断裂左行走滑达560km，那丹哈达岭地区从华北板块东部向北迁移，锡霍特-哈达·阿林洋扩张。
太平洋板块北北西向的斜向俯冲在东北地区产生了近东西向的引张应力场，岩石圈应力松弛，热浮力的增强，发生了地幔岩石圈的热减薄及相应的岩浆作用，地壳发生了拉伸和裂陷，岩石圈的伸展诱发了地幔物质的上涌，地幔熔融体的底劈上升又使岩石圈进一步伸展。盆地及火山作用开始形成于Ｊ3～Ｋ1，当时的地壳尚较厚；Ｋ1～Ｋ2太平洋板块俯冲作用减弱，以地壳的伸展裂陷作用为主，小型断陷盆地连成一片，发育为大型坳陷样式。
看法总结：Ｊ3～Ｋ1，东北松辽地区，太平洋板块北北西向的斜向俯冲，引起了陆壳块体的左行走滑迁移和近东西向引张应力场的产生。那丹哈达岭地体自华北板块的东部向北迁移，锡霍特-哈达·阿林洋扩张；在靠内陆，印支-早燕山期（主要在早、中侏罗世）的造山带由于应力的松弛和热浮力的增强，地壳发生了拉伸和裂陷（伸展作用），岩石圈的拉伸又诱发了地幔物质的上涌，进一步导致裂陷盆地和火山作用广泛发育。Ｋ1～Ｋ2由于太平洋板块的俯冲作用减弱及盆地的热冷却沉降，伸展和裂陷作用使小型断陷盆地连成一片，发育为大型坳陷样式。（写入《地球运转、大陆漂移与中国陆块构造运动》）