近北东向断裂仅见于坳陷的东北部, 除构成坳陷东界的铜仁— 三都断裂外, 尚有施洞口断层和凯里断层等。

铜仁— 三都断裂于震旦纪晚期出现并成为不同沉积— 古地理单元的界线。该断裂以西的灯影组为厚层— 块状白云岩和白云质灰岩, 寒武系为潟湖相白云岩及生物浅滩相灰岩。断裂以东, 相当灯影组的地层称留茶坡组或老堡组(可能上延入寒武系), 岩性为灰黑色薄板状硅质岩夹碳质页岩及硅质磷块岩, 下寒武统牛蹄塘组为深灰色粉砂质页岩、碳质页岩、硅质岩及硅质磷块岩。在湘西北的花垣县, 下寒武统清虚洞组中见浊积岩; 花垣— 保靖— 大庸— 石门一线的保靖— 花垣断裂(匡文龙等, 2008)可视为其北延。可以清楚地看到:自震旦纪晚期开始该断裂成为控制沉积的同生正断层, 北西盘为上升盘, 发育碳酸盐岩台地沉积, 南东盘为下降盘, 出现半深水(— 深水)的台盆或台沟。这一沉积格局持续到早奥陶世。

施洞口断层在震旦纪晚期和早古生代早期可能也是同生正断层, 加里东运动和印支运动时发生反转。据张秀庭(1992)在施洞口、镇远等地的野外调查, 施洞口断层加里东期与印支期的冲断作用可据下列证据区分:前者的逆冲断层面倾向南东, 倾角中等(向深部倾角更缓), 向北西逆冲并形成飞来峰和构造窗; 上盘是变质岩系(下江群), 下盘常为寒武系。印支期的冲断面倾向北西, 倾角较陡, 除冲断外还明显具有走滑性质; 上盘除变质岩系外还见震旦系或寒武系, 下盘为古生界。燕山运动中这些近北东向断裂都表现为逆冲。

近东西向断层见于黔南坳陷北部, 自北向南分别为谷脚断层、黄丝断层和陕斑— 凯里断层。黄丝断层可能在早志留世形成, 其南盘的下志留统在大栗树厚达633, m, 断层以北或缺失或仅厚数米; 泥盆纪有明显活动, 断层以南的泥盆系在巫仰坝厚达587, m, 北盘的泥盆系厚仅160, m且普遍缺失上邦寨组; 下三叠统断层两侧岩性有较大差别:北侧主要为浅灰色中— 厚层灰岩和白云岩, 南侧为紫红色瘤状泥质灰岩、页岩夹灰岩。陕斑— 凯里断层于泥盆纪出现, 其南盘的泥盆系— 石炭系厚度较北盘的大。二叠纪是这些近东西向断层的相对稳定期, 黔中与黔南的沉积能较好对比。印支运动时近东西向断层发生反转, 因近南北向— 北北东向断层的构造变换作用, 反转的程度各不相同。陕斑— 凯里断层的东段明显表现为由南向北的逆冲, 现南盘地层老北盘地层新; 陕斑— 凯里断层的西段、谷脚断层和黄丝断层保留正断层的面貌, 地层南盘新北盘老。

北东东向断裂即黔中坳陷的北界贵阳— 镇远断裂, 在关岭以东呈北东东走向, 东延可达玉屏; 关岭以西为北东向, 向西南经兴仁和云南罗平后止于哀牢山— 红河断裂带, 常称开远— 贵阳断裂。对其早古生代的活动还不清楚, 据断裂以北缺失志留系推测, 它可能曾是黔中隆起的南界断裂, 但原始面貌已被之后的多期构造活动模糊。中泥盆世— 石炭纪该断裂是浅海台地相沉积区与其北的古陆之间的界线(贵州省地质矿产局, 1987; 吴根耀等, 2001a)。

二叠纪开远— 贵阳断裂是西南地区广为发育的峨眉山玄武岩喷发区的东南界。在贵州, 该套玄武岩主要见于紫云— 罗甸断裂以西的黔西地区。贵阳以北有玄武岩喷发但规模远逊于黔西, 意味着当时的贵阳— 镇远断裂可能未达今天这样的规模(东延未达镇远), 故黔东广大地区的二叠纪灰岩稳定发育。峨眉山玄武岩喷发不整合覆盖于茅口组中部灰岩之上, 其上为宣威组覆盖, 时代为中二叠世晚期— 晚二叠纪世早期。玄武岩喷发记录的是巨地幔柱活动(Chung and Jahn, 1995; Chung et al., 1998; 吴根耀, 2000b), 伴以区域的热隆升, 故开远— 贵阳断裂西北侧的二叠系出现陆相沉积, 玄武岩(除西部外)以陆相喷发为主。随地幔柱活动结束, 原隆升区沉陷并接受二叠纪末— 早三叠世的海侵。贵州三叠纪沉积相区的划分相对简单:黔南和黔东南为碎屑岩沉积, 大地构造背景是与八布— Phu Ngu 洋(Wu et al., 1999)消减有关的前渊复理石盆地(吴根耀等, 2001a)。其北为台地相碳酸盐岩, 两者间的关系, 贵州省地质矿产局(1987)以贵阳— 镇远一线(即贵阳— 镇远断裂)为分界。冯增昭等(1997)指出早— 中三叠世在碳酸盐岩台地与深水盆地之间有台地边缘相带发育, 时国等(2008)据贵阳花溪地区的碳酸盐岩角砾岩楔的发育恢复了台地边缘相带(斜坡带)的演化。这表明早— 中三叠世贵阳— 镇远断裂进一步发育(东延已达镇远)并控制了斜坡带的发育。晚三叠世贵阳— 镇远断裂反转为斜冲断层, 详见下述。

构成黔南坳陷西南界的紫云— 罗甸断裂走向北西。它是一条区域性大断裂, 北延经镇宁至六盘水, 南延入桂称南丹— 都安断裂。中泥盆世该断裂出现, 其东北侧的泥盆系碳酸盐岩呈灰白色, 厚层, 化石丰富; 西南侧为含燧石结核的黑色灰岩。石炭纪两侧的沉积分异进一步加剧, 东北侧仍为台地相的浅色碳酸盐岩, 西南侧为含大量燧石的深色泥灰岩和灰岩。随洋底扩张大陆边缘区发生张裂解体, 在桂西的田林八渡、百色阳圩、那坡和巴马赐福等地的石炭系— 二叠系深水沉积中见弱碱性玄武岩夹层, 田林八渡上古生界中夹的玄武岩厚度可逾600 m(吴根耀等, 2001a; 邝国敦和吴浩若, 2002)。火山活动显然仅限于南丹— 都安断裂以西。

八布— Phu Ngu 洋的北西段是后退式地向南西消减的, 伴随洋壳的消减呈北西走向的火山弧不断向北东迁移:晚二叠世火山弧的前锋在中越边境的龙州— 硕龙一线, 早三叠世东移至灵马— 凌云一线, 中三叠世进一步东移至马山— 天峨一线(吴根耀等, 2001a)。相应地, 南丹— 都安断裂是中三叠世弧前深海沟的东界, 常被作为原称的“ 南盘江盆地” (实际上是增生弧型造山带)的东界。晚三叠世洋盆闭合, 继之发生陆— 弧碰撞, 紫云— 罗甸断裂反转为冲断层, 并成为滇桂交界区印支期增生弧型造山带的东界断裂(吴根耀等, 2001a), 详见下述。

近南北向断层广布于黔南坳陷内部, 自西向东有边阳(北延偏转为北北东向)、广顺、惠水、贵定和福泉— 都匀等断层。除惠水断层为正断层外, 其他断层均为逆断层。尽管近南北向断层形成较晚(对海相沉积无控制作用, 应是印支运动形成的), 但它们切割了近东西向断层, 并切穿基底形成基底卷入型的逆冲推覆构造(徐政语等, 2010)。从上白垩统被卷入变形判断, 近南北向断层的强烈逆冲活动发生在燕山末期— 喜马拉雅期。黔南坳陷东部及邻侧地区还有北北东向断层发育, 与近南北向断层属同一运动学系统, 将在下文讨论。

扬子克拉通是格林威尔(中国西南称晋宁)造山运动后出现的罗迪尼亚超大陆的一部分。该运动发生在中元古代末(晚)期至新元古代初(早)期, 新元古界与下伏变质基底岩系间为角度不整合接触。黔南的新元古界发育完好, 典型剖面见于丹寨和从江(刘鸿允等, 1991), 可分为3大构造层。

下构造层称拉览群(或下江群), 是一套灰绿色和灰色的板岩、千枚岩和变质砂岩, 中— 上部夹多层凝灰岩或凝灰质砂岩, 厚逾5600, m, 向东经桂北的三江、龙胜(称丹洲群)而达湘中。吴根耀等(1998)提出赣东北的同时代地层(由火山熔岩、浊积岩等组成)是晋宁期碰撞造山带地区因岩石圈的拆沉作用(delamination)而发育的坍塌裂谷(collapse rift), 称华南裂谷北支, 西延经湘中可达桂北等地(吴根耀, 2000a)。

中构造层是原称南华大冰期的记录, 由上、下两套冰成沉积夹间冰期沉积构成(刘鸿允等, 1991), 近年来趋向于将它们单独划出, 建称为南华系(王剑, 2005; 张启锐和储雪蕾, 2007)。在黔南, 南华大冰期的沉积(自下而上)称乌衣组、摆堵组和黎家坡组, 在桂北称长安组、富禄组和泗里口组, 湘中称江口组(上段为间冰期沉积)和洪江组, 黔东北— 湘西北称两界河组、大塘坡组和南沱组(刘鸿允等, 1991)。

上构造层即上文提到的震旦系, 分为下部的陡山沱组和上部的灯影组。黔南陡山沱组的主体是白云岩、白云质灰岩及灰岩, 夹黑色页岩(碳质页岩)和黑色燧石条带。向东至湖南境内, 渐变为以黑色(碳质)页(板)岩为主(或碳质板岩与硅质板岩的互层)夹白云岩。陡山沱组沉积的相变实际上是灯影组沉积时构造— 古地理格局发生变化的先声, 即:以铜仁— 三都断裂为代表的近北东向断裂可能在陡山沱组沉积期已开始活动, 灯影组沉积期发展为不同沉积相区的界线。

综上所述, 新元古代(除震旦纪晚期外)黔南及邻近的桂北、湘中处于同一沉积— 古地理单元:早期是晋宁造山带坍塌形成的坍塌裂谷, 之后该裂谷的南缘进一步张裂(湘中的祁东等地江口组下段中有玄武岩— 英安岩, 伴有厚度颇大的碎屑流沉积), 故该地的南华系为冰海相沉积(以远岸的为主)。随着造山带夷平和裂谷活动结束, 陡山沱组沉积时出现广阔的陆表海盆地。南华纪冰期沉积(尤其是以南沱组为代表的上部冰成堆积)和陡山沱组在大区域内层位稳定, 可追踪对比, 指示曾发育过一个统一的、幅员辽阔的克拉通。之后, 由于与周边造山带的耦合发育, 其内部构造日益复杂并分化为不同的区块; 海相沉积盆地的后期改造最终导致今日的构造面貌出现。

上扬子地区早古生代演化的明显特点是北东向构造逐渐壮大, 志留纪时已取代震旦纪— 奥陶纪的东西向构造而成为沉积— 古地理发育的主控构造, 反映盆地演化与其东的广西造山运动耦合(吴根耀等, 2009)。

甘晓春等(1996)报道桂北龙胜蛇绿岩977, Ma 的锆石年龄, 表明该洋盆新元古代即已张开, 它闭合后的缝合线(桂北段)曾被称为寿城断裂(吴根耀, 2000b)。南延过河池— 宜山(今称宜州市)近东西向剪切带后, 缝合线位于下雷— 灵马一线(马力等, 2004)。北延入湖南称为城步— 新化断裂, 一系列证据表明城步— 新化断裂是扬子微大陆与湘赣微大陆之间的拼合界线(梁新权和郭定良, 2002), 它在湘北折向东, 延至江西武功山(Wu and Tang, 1997)。图3-A示出了该缝合线的位置, 它在广西和湘中呈北东走向。

图3

Fig.3

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	图3 中国西南志留纪构造— 古地理简图(B)(参阅万方和许效松, 2003; 马力等, 2004资料)和广西期缝合线位置(A)Fig.3 Tectono-palaeogeographic map of the Silurian in Southwest China (B)(reference data: Wan and Xu, 2003; Ma et al., 2004)(A)and location of the suture zone of Guangxi orogeny

广西运动在湘桂交界的罗城、龙胜和通道等地发育最好, 表现为中泥盆统角度不整合覆于下古生界之上, 变形以阿尔卑斯型复式褶皱、一系列的逆冲断层和韧性剪切带为特征; 在黔东南的荔波、三都和凯里等地都可见下泥盆统低角度不整合或平行不整合覆于下古生界之上(戴传固等, 2010)。

时间序列上, 广西运动内可识别出多个挤压变形幕。在南宁以西的西大明山和南宁以北的武鸣, 见下奥陶统砂砾岩与寒武系假整合接触, 属广西运动第1幕(许效松等, 2001), 曾被称为郁南运动。中奥陶世晚期开始桂北和黔南大面积隆起, 缺失中奥陶统上部、上奥陶统和下志留统中— 下部(龙马溪阶和大中坝阶), 可参阅万方和许效松(2003)及许效松等(2009)的有关地层柱, 常被视为广西运动第2幕, 称北流运动或都匀运动。随桂北地区的持续隆升, 其北侧的滇东— 黔南地区挠曲下陷, 沉积物称翁项组(S₁wx), 属下志留统上部即紫阳阶。在麻江经都匀翁棚延至丹寨一线, 翁项组底部发育含铁质泥岩、透镜状粉砂岩和灰黑色泥岩, 为风化壳上的改造残余物, 覆盖在红花园组(O₁h)碳酸盐岩古岩溶带之上; 在凯里翁项— 洛司, 红花园组之上沉积大湾组(O₂d)钙质砂岩, 上覆的翁项组底部以砾屑灰岩为特征, 属波浪改造堆积, 古地理环境可能为一狭长海湾(许效松等, 2009)。中— 晚志留世, 受洋盆闭合和嗣后的扬子与湘赣两个微大陆碰撞(Wu, 1998; 吴根耀, 2002)的影响, 川南— 黔北和滇东— 黔南的早志留世盆地均褶皱闭合; 施洞口断层此时反转为冲断层, 向北西冲断。

中国西南地区志留纪的构造— 古地理面貌示于图3-B中。桂北— 湘中地区北流(都匀)期的古隆起在中— 晚志留世的碰撞时进一步发展, 成为广西运动的碰撞高原, 称湘桂碰撞高原。该高原的东南是灵山洋盆, 它在广西运动时发生向南东消减但并未闭合(吴根耀和李曰俊, 2011及后附文献); 其西段的古生代大陆边缘沉积发育完好, 常被称作钦(州)防(城)海槽。碰撞高原西北则出现“ 三隆夹两坳” 的构造格局, 自南东向北西依次为:(1)雪峰山隆起:该区发育寒武系— 奥陶系, 缺失志留系, 表明志留纪是隆起区, 因它最靠近城步— 新化断裂而明显表现为北东向。实际上它是上述湘桂碰撞高原的一部分, 只是因为雪峰山隆起一词已广泛使用, 文中沿用之。(2)滇东— 黔南坳陷。应属前陆盆地, 其西段为北东向。志留系以滇东曲靖潇湘水库发育最好, 厚约1100, m, 是一套向上变深的沉积序列。从云南墨江— 绿春地区见连续沉积的志留系— 下泥盆统深水沉积(属原特提斯洋的被动大陆边缘沉积, 钟大赉等, 1998)推测该坳陷向南可能连通原特提斯洋盆。(3)滇东— 黔中隆起:其西段为北东向。值得一提的是贵阳以北见东西向展布的相对连续的奥陶系, 即在红花园组之上连续沉积有湄潭组(O₂m)、牯牛潭组(O₂g)和黄花冲组(O₃h), 之后隆起, 成为滇东— 黔南前陆盆地的前隆。下志留统上部地层仅见于贵阳乌当和新添寨, 称高寨田组(S₁gz), 底部为洞穴堆积物, 其上为层状砂泥岩夹多层生物灰岩和灰岩透镜体(许效松等, 2009)。(4)川南— 黔北坳陷:该地的下志留统发育较好, 自下而上称龙马溪组(S₁l)、石牛栏组(S₁sh)和韩家店组(S₁h), 连续沉积在奥陶系观音桥组(O₃g)之上(许效松等, 2009)。(5)川中隆起:也称乐山— 龙女寺隆起, 奥陶纪已有雏形, 但为东西向, 志留纪的隆起主要表现为北东向(吴根耀等, 2009)。

简言之, 广西运动是华南地区古生代— 三叠纪海相沉积期中一次重要的构造运动, 扬子微大陆与湘赣微大陆的拼合使克拉通的面积增大, 前者的内部构造则因北东向构造的出现而复杂化。

晚古生代— 三叠纪上扬子地区的南、北两地的盆地演化因与不同的造山作用耦合而出现沉积— 古地理发育的分异:北部地区与秦岭造山带的演化耦合, 还受到其西的金沙江洋盆和甘孜— 理塘洋盆二叠纪开始向西消减的影响, 北东向构造在二叠纪得到发展壮大; 南部(贵州)则与八布— Phu Ngu 洋(Wu et al., 1999)的演化耦合, 叠加了以峨眉山玄武岩喷发为记录的巨地幔柱活动(热隆升造山)的影响(吴根耀等, 2009), 因而在黔南地区晚古生代沉积地层发育甚好, 但几乎未见北东向断裂对沉积的控制作用。热隆升造山仅限于贵州西部地区, 造成晚二叠世有河流相和陆地边缘相沉积发育, 可参阅吴根耀等(2001a, 2009)的论述, 文中从略; 以下只简述黔南地区与八布— Phu Ngu 洋的耦合演化。

控制八布— Phu Ngu 洋发育的是一条锯齿状断裂, 在红河以东的滇越(南)交界处呈近北东东向, 在越南为北西向, 至北部湾后转为近东西向(吴根耀, 2001)。在剪切— 拉张阶段, 沿近东西走向段先发生拉张, 然后沿北西走向段发生拉张, 早石炭世出现洋壳(吴根耀, 2001; 马力等, 2004)。在黔南地区的反映, 一是贵阳— 镇远断裂中泥盆世— 石炭纪成为构造— 古地理单元间的界线, 东西向的黄丝断层和陕斑— 凯里断层此阶段有同沉积活动; 二是北西向的紫云— 罗甸断裂成为浅海台地相沉积区与斜坡相沉积区之间的界线, 晚石炭世可能进一步向西延伸(哑都— 紫云断裂)。早二叠世起洋盆进入闭合阶段, 沿北西走向段先发生消减, 再沿近东西走向段发生消减和碰撞(吴根耀, 2001; 马力等, 2004)。洋壳后退式地向南西消减, 火山弧和解体的被动大陆边缘则不断向北东迁移。火山弧的向北东迁移见前述; 被动大陆边缘的北界也向北东迁移:由原桂西的那坡— 百色— 巴马一线在晚二叠世北移至黔桂交界的隆林— 望谟— 天峨一线, 斜坡相沉积称晒瓦群, 为硅质岩、碎屑岩和黏土岩。在紫云— 望谟一线也见该套深海沉积发育, 指示了古特提斯洋盆伸进台地内的一个近南北向的裂堑(坳拉谷; 吴根耀等, 2001a)。早— 中三叠世被动大陆边缘因北东— 南西向的伸展而解体, 派生出的北西— 南东向挤压应力使黔南的古生界发生褶皱并沿施洞口断层发生向南东的斜冲。

综上所述, 印支运动是区域演化中又一次重要的造山事件, 一方面它结束了海相沉积史, 另一方面, 它又是原海相沉积盆地遭受后期改造并出现现存构造格局的第一步。

湘黔的侏罗系主要见于两种构造背景的盆地中。一是在印支运动造成的拼合大陆上发育的超大型盆地即常说的川滇黔大盆地, 它覆盖了贵州的西北部(含黔南坳陷的安顺地区); 贵阳市南、北所见的自流井群与黔北的侏罗系岩性可以对比, 也是该大盆地内的沉积。晚侏罗世起该盆地向北西萎缩, 白垩系仅见于川黔交界地区。另一类是北东向冲断层控制的挤压性盆地, 湘西沅(陵)— 麻(阳)盆地的中侏罗统泸阳组属磨拉石建造(陈海泓等, 1992), 是燕山期陆内造山运动的产物。贵州东部天柱附近的中侏罗统(贵州省地质矿产局, 1987)应是泸阳组的西南延。黔南地区总体上是侏罗纪的隆起区, 仅在某些印支造山的挤压应力场松弛的断裂带附近有侏罗系沉积, 如惠水断层控制的侏罗纪盆地和紫云— 罗甸断裂西南侧的早— 中侏罗世盆地。

受燕山运动影响, 黔南地区普遍隆起, 缺失下白垩统。晚白垩世早期, 在惠水、罗甸和荔波等地有沉积; 晚白垩世中— 晚期沉积面积扩大, 在修文、黄平和施秉等地也有盆地形成。在黔西南的兴仁和黔东南的榕江也有上白垩统发育, 反映贵州南部地区有统一的构造— 沉积格局:盆地发育主要受近南北向— 北北东向断层控制, 如平坝— 镇宁一线的盆地受边阳断层控制, 惠水盆地受惠水断层控制, 黄平旧州至余庆的盆地受南北向— 北北东向(北延转为北东向)的上塘— 规龙断层控制, 施秉的盆地受北北东向的翁宰断层控制, 榕江盆地受北北东向的寨蒿断层控制(断裂位置可参见图2)。

受燕山末期— 喜马拉雅运动的影响, 上述的大部分晚白垩世盆地在古近纪隆起, 仅西南隅的兴仁潘家庄和镇宁银角龙两地的上白垩统之上见发育不全的古近系(贵州省地质矿产局, 1987)。

晚三叠世八布— Phu Ngu 洋盆闭合, 继之发生陆— 弧碰撞, 增生的火山— 沉积楔向北东仰冲在扬子微大陆上。紫云— 罗甸断裂发生反转, 总体上由北东向南西逆冲(图 4上, 图4下), 罗甸段则由南西向北东逆冲(徐政语等, 2010), 控制了断裂沿线发育的一系列北西向展布的褶皱, 如郎岱向斜、三丈水背斜、大煤山背斜和六枝向斜等。经印支期的陆— 弧碰撞后, 滇桂交界区的增生弧型造山带长期隆起, 缺失侏罗系— 白垩系, 表明晚中生代是紫云— 罗甸断裂的构造平静期, 仅早— 中侏罗世因挤压应力松弛而沿断裂发生沉陷。新生代, 它与其西的贞丰断裂、右江断裂等均发生右行走滑, 后者控制了走滑— 拉分盆地发育(马力等, 2004)。这3条断裂的右行走滑与其西的红河断裂属同一运动学系统, 与两广沿海地区近北东向断裂(如吴川— 四会断裂)的左行走滑构成共轭剪切系。

图4

Fig.4

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	图4 穿过黔南坳陷的地震剖面及其构造解释(据徐政语等, 2010, 略有修改)Fig.4 Seismic profiles across the southern Guizhou Depression and their structural explanations(modified from Xu et al., 2010)

晚三叠世贵阳— 镇远断裂也反转为冲断层(图 4下)。在贵阳东北的乌当可见到清楚的冲断证据, 即南盘的下志留统向北冲断在中三叠统之上, 断层破碎带、层间褶皱和擦痕均发育, 除冲断外还显示走滑特征。它控制发育的磨拉石称二桥组(瑞替期沉积), 现仅在贵阳及附近地区得以保存。在贵阳以西的平坝— 马场地区, 贵阳— 镇远断裂发育于中三叠统厚层白云岩内, 断层面上擦痕发育, 为以右行走滑为主的压扭性断裂。更西的安顺七眼桥地区, 贵阳— 镇远断裂也见于白云岩中, 断层面呈平整陡立的镜面状, 擦痕指示右行走滑。此外, 贵阳— 镇远断裂在反转时把坳陷内的东西向断层纳入自己的运动学体系, 表现为前述的谷脚、黄丝和陕斑— 凯里断层印支运动时均反转为冲断层且都向北冲断, 只是因为东西向断裂在印支运动反转时以走滑活动为主, 冲断量不大, 故除陕斑— 凯里断层的东段外均表现为“ 上正下正” 型的反转。新生代贵阳— 镇远断裂仍有活动, 总体以走滑为主, 控制了小型的古近纪拉分盆地发育; 此外它还切割了燕山期的北东向断裂和褶皱, 在施秉则切割了上白垩统。对河流(尤以东段明显)和温泉的控制(沿黄丝断层也有温泉)表明北东东向和东西向断裂晚近时期仍有活动。

还要指出的是:贵阳— 镇远断裂印支期的右行走滑活动(贵阳— 安顺段以走滑为主, 贵阳以东, 因其南的东西向断裂吸收了部分走滑位移量而表现为斜向逆冲)派生出了一组近南北向(-北北东向)的低级别断裂, 与主干断裂构成“ 入” 字型构造, 自西向东有平坝、广顺、惠水、贵定和福泉— 都匀等断层, 大致呈等距离分布。印支期它们表现为左行走滑, 错开了坳陷内的东西向断层并起构造变换的作用(如陕斑— 凯里断层被福泉— 都匀断层错开, 东段的冲断作用较明显, 发生“ 上逆下正” 型的反转)。

综上所述, 近北西向的紫云— 罗甸断裂和北东东向的贵阳— 镇远断裂印支运动时都强烈反转, 属同一运动学系统。中— 新生代时这两者尽管已不再作为沉积相区的分界(如上白垩统在紫阳— 罗甸断裂以南的兴仁和贵阳— 镇远断裂以北的茅台、桐梓和凤冈等地均有发育; 参见贵州省地质矿产局, 1987)且自身仍有走滑活动, 但印支运动已奠定了它们分别作为黔南坳陷的西南界和北界的构造边界的基础。

燕山运动时北东向断裂普遍发生向北西的逆冲, 使广西运动形成的北东向构造进一步发展壮大。这一逆冲活动波及川黔湘交界区, 马文璞等(1993)称之为川黔湘褶皱冲断系, 并将之分为3个带, 自北西向南东为:川东梳状背斜褶皱冲断带(以华蓥山断裂为西界), 黔北箱状背斜褶皱冲断带(以七跃山— 金佛山断裂为西界)和湘西— 黔东南基底褶皱冲断带(以凯里— 玉屏断裂带为西界)。已有研究表明这些冲断层倾向南东, 朝北西冲断并扩展(如施洞口断裂, 图4上); 相应地, 磨拉石盆地(沅陵— 麻阳盆地)不断向北西迁移(陈海泓等, 1992)。

该期逆冲活动的动力机制是:经印支运动拼合的中国— 东南亚次大陆的东侧有燕山期的板间造山运动发生, 称东南沿海造山带, 缝合线称长乐— 南澳断裂(Wu et al., 1998; 吴根耀, 2000b, 2002; 吴根耀等, 2007)。拼合大陆外侧的板间造山运动可激活拼合大陆内的古缝合线或古深断裂, 引发陆(板)内的造山运动(Wu, 2000)。川黔湘褶皱冲断系的发育由城步— 新化广西期缝合线的活化引起, 不但其冲断方向(造山极性)继承了广西运动的冲断方向, 而且北延至湘鄂交界处后折为东西向(称川黔湘— 鄂南褶皱冲断系), 与广西期缝合线的延伸方向一致。城步— 新化断裂以西有燕山期的白云母(或二云母)花岗岩发育, 构成川黔湘— 鄂南陆内造山带的根带(吴根耀, 2000b)。

燕山运动尽管使北东向构造进一步发育并造成贵州东部在侏罗纪— 白垩纪大面积隆起, 但倾向南东、燕山期向北西冲断的施洞口断层并不是黔南坳陷的东界; 现作为黔南坳陷东界的铜仁— 三都断裂是一条倾向北西、朝向南东的冲断层(图 4上和图4中)。

其实, 马文璞等(1993)已发现除了雪峰山地区外, 在黔东南的黎平和桂北的三江、融安、龙胜等地也有近北东走向的断裂向南东冲断的现象, 伴随的褶皱轴面向北西倾, 且这一变形有向南东增强之势。马文璞等(1993)将之解释为向南东的冲断是向北西冲断的背冲断层, 湘西— 黔东南的变质岩系构成一个大型的冲起(pop-up)。吴根耀(2000b)则认为向南东的冲断可能是更年轻的另一个褶皱冲断系(陆内造山带)的一部分。铜仁— 三都断裂切过了施洞口断层, 显示了比上述燕山期冲断更年轻的逆冲— 推覆, 但具体时间尚无法用地层发育的证据来确定。在中国西南, 常把白垩系与古近系之间的不整合面代表的挤压变形事件称燕山运动末幕。贵州及相邻的湘西地区由于古近系和新近系十分零星, 因而把铜仁— 三都断裂向南东的冲断和上述控制晚白垩世盆地发育并导致上白垩统变形的近南北向— 北北东向断裂的活动时间笼统地称为燕山末期— 喜马拉雅期。以下试探讨该期运动的运动学特征和动力学背景。

在华南, 除川黔湘— 鄂南褶皱冲断系之外还发育另一个近北东向的燕山期陆内造山带:湘赣闽褶皱冲断系(Wu, 2000), 由广西期的丽水— 政和— 大埔缝合线的活化造成(图 5)。其内部构造较复杂, 可分出3个朝向南东的逆冲— 推覆带, 自西向东称湘东赣西带、赣东带和闽西浙西南带; 相应地, 伴有3列磨拉石盆地和3列花岗岩带。湘赣闽褶皱冲断系的演化可分为两大阶段(吴根耀, 2002):早期阶段, 磨拉石建造的时代指示冲断作用后退式地向北西扩展至湘中; 晚期阶段(早白垩世晚期起), 该冲断系的发育有两种方式, 除继续后退式地(即有序地)向湘西扩展并改造了原川黔湘— 鄂南褶皱冲断系中朝向北西的冲断— 推覆构造外, 其主要的活动样式是发生反向的(即无序的, out of sequence)扩展, 即:晚白垩世的冲断自湘中向赣东和闽西扩展。从上白垩统被卷入变形(如赣东南城县太平, 梁继涛等, 1991)认为该期冲断活动可延续至古近纪。区域上看, 晚期冲断活动的一个特点是断层为北北东走向(冲断朝向南东东), 故赣东— 闽西地区可见北北东走向的冲断层改造了北东走向的冲断层。铜仁— 三都断裂和上述朝向南东东的逆冲断层与湘赣闽褶皱冲断系的晚期变形属同一运动学系统(图 5), 称黔南— 湘赣闽褶皱冲断系(晚期阶段), 只是铜仁— 三都断裂的北段因继承早期的延伸方向而表现为北东走向。

图5

Fig.5

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	图5 华南及邻区中— 新生代主要构造单元简图Fig.5 Simplified map showing main Meso-Cenozoic tectonic units in South China and neighboring areas

湘赣闽褶皱冲断系晚白垩世活动方式的明显改变意味着陆内造山的动力系统已发生了变化。原作为动力系统的东南沿海造山带的花岗岩为距今172~140, Ma, 代表了斜向碰撞的年龄; 之后沿长乐— 南澳断裂发生左行走滑, 剪切活动时期距今142~123 Ma(吴根耀, 2002)。这说明东南沿海的板间造山运动在早白垩世晚期已经结束, 来自西侧的另一个动力系统使湘赣闽褶皱冲断系自早白垩世晚期起发生反向的扩展, 即由向前陆的扩展变为向原来的腹地(hinterland)扩展。黔南地区近南北向— 北北东向断裂的活化并控制晚白垩世盆地的发育同样指示了其西有板间的造山运动发生, 这就是新特提斯洋闭合及嗣后的印度— 欧亚两大陆的碰撞。

人们已熟知中国西南的特提斯洋称印度河— 雅鲁藏布洋, 它在雅鲁藏布江大拐弯处折向南, 延至缅甸西部称那加— 曼尼普尔洋(图 5)。早白垩世起印度河— 雅鲁藏布洋向北消减(吴根耀等, 1999), 那加— 曼尼普尔洋则向东消减, 在缅甸中部形成曼德勒弧, 其东因扩张而有弧后海(洋)盆形成。晚白垩世是洋壳的强烈消减期。随洋盆闭合, 印度板块先与曼德勒弧碰撞; 古新世— 早始新世弧后海(洋)盆闭合后, 焊接了曼德勒弧的印度板块与缅甸微大陆碰撞(吴根耀, 1998a)。相应地, 缅甸东部和云南的广大地区晚始新世— 渐新世发育由一系列南北向逆冲断层组成的、向东扩展止于滇黔交界处的、宽逾千千米的弧后前陆褶皱冲断带, 属喜马拉雅运动的第1幕变形(吴根耀等, 2001b)。

那加— 曼尼普尔洋的向东消减激活了黔南地区印支运动时形成的近南北向— 北北东向断裂并控制了晚白垩世盆地发育; 随洋盆闭合和印度板块与曼德勒弧碰撞, 挤压应力加剧, 大多数晚白垩世盆地反转闭合, 近南北向— 北北东向断裂的逆冲活动则改造了燕山期的逆冲— 推覆构造带。即:黔南坳陷近南北向— 北北东向断裂的逆冲活动与湘赣闽褶皱冲断系的晚期变形属同一运动学系统, 称黔南— 湘赣闽褶皱冲断系(晚期阶段)。该期逆冲活动向着南东增强可能是受其南侧断裂影响的结果, 即:粤桂交界处的罗定— 广宁断裂和吴川— 四会断裂印支运动时发生自北西向南东的冲断— 推覆, 喜马拉雅期仍有继承性活动(丘元禧和陈焕疆, 1993)。这两个因素决定了铜仁— 三都断裂发生向南东的强烈冲断并成为今日所见的黔南坳陷的东界。

黔南坳陷内部近南北向— 北北东向断层燕山末期— 喜马拉雅运动时的变形特征可总结为以下4点:(1)主要表现为向西或西偏北的逆冲, 构成铜仁— 三都断裂的背冲构造。其中以最靠近铜仁— 三都断裂的福泉— 都匀断层的规模最大, 它自身也因发育背冲断层而成为一条相对开阔的断裂带, 并成为坳陷内次级构造单元的分界。冲断— 逆掩活动有向西减弱之势, 惠水断层则还保留有正断层的面貌, 说明只发生“ 上正下正” 型反转。(2)贵定断层和广顺断层都是由倾向相反的两条断层组成的对冲断裂带(图 4上), 东支断裂向东倾, 西支断裂向西倾。广顺镇南见西支断裂具明显的平移性质, 可能曾起了剪切变换带的作用, 古近系沉积仅见于该断裂以西。(3)这些断层下延已切入前震旦系, 在控制侏罗系和上白垩统发生褶皱的同时也改造了前期构造运动形成的褶皱。现普遍可见这些断层的上盘常发育宽缓的箱状背斜, 因纵向和横向次级断裂(尤其在褶皱翼部向顶部的拐折部位)的发育而遭受不同程度的破坏; 下盘发育紧闭的槽状向斜, 纵向的高角度冲断层及横向、斜向断层的发育使向斜已遭破坏。(4)现沿贵定断层和福泉— 都匀断层等有河流发育, 表明盆地内的近南北向— 北北东向断层晚近时期仍有活动。

文中分4个阶段(前3个阶段为海相沉积阶段)重塑了黔南坳陷及邻区的构造— 古地理演化, 揭示了扬子克拉通内部构造不断趋于复杂的趋势, 表明黔南坳陷是不同方向的断裂经多阶段的活动后在上扬子南部地区围限出的一个相对保存较好的单元。由此得到的重要认识是:要恢复盆地的原型, 必须打破现存边界断裂的限制, 以动态演化的观点在更大的区域内进行沉积— 古地理重建, 才能较为客观地反映地史期间的面貌。建造阶段如此, 改造阶段也如此。

文中的主要贡献有两点:(1)指出广西运动是海相沉积盆地建造阶段中的一次重要改造, 描绘了志留纪以北东向构造为主的隆— 坳相间的格局及其与原特提斯洋盆的关系; 广西运动形成的近北东向断裂在中— 新生代多次活动。(2)将中侏罗世开始的冲断— 逆掩活动分为两期:早期称燕山运动, 是一组叠瓦状冲断层向北西冲断, 冲断带向北西扩展; 晚期称燕山末期— 喜马拉雅运动, 区域上表现为北北东走向的断层向东偏南逆冲, 冲断带向东偏南扩展。铜仁— 三都断裂的北段因继承早期走向而表现为北东向, 向南东冲断; 坳陷内的近南北向— 北北东向断层发生向西(偏北)的冲断, 规模向西变弱, 构成铜仁— 三都断裂的背冲断层。燕山期陆内造山的动力源是东南沿海的板间造山作用, 它激活了两条广西期的古缝合线即城步— 新化断裂和丽水— 政和— 大埔断裂, 分别形成川黔湘— 鄂南褶皱冲断系和湘赣闽褶皱冲断系(早期阶段)两个运动学系统。燕山末期— 喜马拉雅期的陆内造山则受制于那加— 曼尼普尔洋晚白垩世的消减及洋盆闭合后的陆— 弧碰撞, 它在激活陆内古缝合线(或古深断裂)的同时也使黔南地区印支运动形成的近南北向— 北北东向断层再度活动, 形成黔南— 湘赣闽褶皱冲断系(晚期阶段)。

黔南坳陷震旦纪— 三叠纪的演化不仅是分阶段的, 而且每个阶段都有新生构造出现并控制该阶段的沉积— 古地理演化。震旦纪晚期— 早古生代的北东向构造是第Ⅰ 期新生构造, 在后期的多次活动中既进一步发展壮大, 又被更年轻的断裂构造改造。北东东向构造可能在志留纪出现, 暂列为第Ⅱ 期新生构造, 在海西— 印支期发展壮大。泥盆纪— 石炭纪的北西向构造是第Ⅲ 期新生构造, 东西向构造则是晋宁期褶皱基底中东西向构造的复活。坳陷内的近南北向(— 北北东向)断裂是印支期出现的第Ⅳ 期新生构造, 在燕山末期— 喜马拉雅期活化, 对构造(或构造— 岩性)油气藏的形成有直接的控制作用。总结新生构造与先存构造之间的关系, 可清楚地发现两种情况:一是新生构造部分地迁就先存构造, 如北西向的南丹— 都安断裂北延入黔后迁就基底中的东西向构造而表现为近东西向, 在罗甸以西重又折回北西向(哑都— 紫云断裂)。二是新生构造改造先存构造, 使后者部分地具新生构造的几何学和运动学特征, 如铜仁— 三都断裂原为北东向, 经燕山末期— 喜马拉雅运动的近南北向(— 北北东向)构造改造后, 现作为黔南坳陷东界的部分已被改造成北北东— 南北向, 北延则仍保持为北东向(直至玉屏), 故文中以“ 近北东向断裂” 称之。

黔南坳陷及邻区海相地层发育甚好, 已发现麻江古油藏(下志留统及下奥陶统)和凯里虎庄残留油气藏(下志留统, 下奥陶统), 其北有瓮安古油藏(下寒武统), 其南有广西南丹大厂的生物礁型古油藏(中泥盆统), 其中不乏原始储量为亿吨级的古油藏(马力等, 2004)。由于后期的多期改造(包括广西期的改造), 这些古油藏只有在有效的成藏条件组合中次生成藏才可能具经济价值, 因而必须研究后期的改造尤其是最年轻的(可能也是最强烈的)构造— 热事件对古油藏调整或次生成藏的制约(吴根耀, 1998b)。在华南, 人们历来重视燕山运动对油气保存和次生成藏的控制作用, 迄今仍是如此(何治亮等, 2011)。文中认为:这一思路对四川盆地等在喜马拉雅运动时发生闭锁(喜马拉雅期的冲断— 走滑只沿盆缘断裂发生, 盆内仍以燕山期褶皱变形为主; 吴根耀等, 2002, 2009)的地区是正确的; 像黔南坳陷这样的构造单元, 燕山末期— 喜马拉雅运动时块缘和块内都有变形发生, 在块内寻找油气藏时必须仔细分析该期变形在块内的表现及对燕山运动的改造。

如前所述, 西南界的紫云— 罗甸断裂燕山期相对平静, 新生代与其西的北西向断裂一起构成构造变换带, 使新特提斯洋闭合后的挤压应力场向陆内传播时沿之转换成走滑分量; 北界的贵阳— 镇远断裂新生代以走滑为主, 这为黔中坳陷创造了相对较好的海相油气保存条件。现坳陷内发现3种方向的褶皱, 是不同时期构造运动的产物。坳陷内主要褶皱为近南北向— 北北东向, 受该方向的断层控制, 形成于燕山末期— 喜马拉雅期。断层上盘开阔的背斜应是该坳陷内海相油气勘探的最有利靶区。随着冲断规模向西变弱, 该组背斜的勘探前景向西变好。应注意低级别断层尤其是在由背斜翼部向顶部转折部位的低级别断层对油气藏的破坏。在坳陷北部, 东西向断裂印支期反转时造成东西向褶皱; 因反转量小, 可作为次有利的勘探靶区, 尤其要注意寻找被南北向褶皱横跨或包容的东西向背斜。坳陷的东北隅可见北东向褶皱, 受铜仁— 三都断裂和施洞口断层等的演化控制。因地史期间曾多次发生过北东向褶皱, 现今所见的位于断裂下盘的褶皱是经燕山末期— 喜马拉雅运动改造后定型的。在该方向的褶皱内发现广西期的麻江古油藏等已遭完全破坏; 印支期形成的古油藏是否可能得到残留, 可在今后的油气勘探中予以注意。