大巴山以城口— 房县弧形断裂为界分为2个构造单元。北东为南秦岭逆冲构造带, 或称为北大巴山, 构造带宽度约120 km; 南西为大巴山前陆构造带或称为南大巴山, 由于呈向南西凸出的弧形展布, 又称大巴山弧形带, 宽度约80 km(图 2)。北大巴山以城口— 房县断裂为主推覆界面, 包括了安康断裂、瓦房店断裂和高桥断裂, 呈直线型斜交于城口— 房县弧形断裂, 发育基底卷入的厚皮推覆构造(董云鹏等, 2008)。在弧形断裂东、西两侧还分别发育黄陵和汉南2组基底隆起。大巴山弧形带主要由镇巴— 阳日断裂、鸡鸣寺断裂等一系列近平行于城口— 房县断裂的弧形断裂组成(何建坤等, 1997; 李智武等, 2006), 构造扩展方式为薄皮逆冲推覆, 发育叠瓦状推覆断层及相关褶皱, 向着四川盆地方向褶皱由紧闭逐渐变为宽缓(图3-a)。

图3

Fig.3

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	图3 弧形带典型薄皮构造野外照片 a— 大巴山弧形带, 四川万源; b— 大洪山弧形带, 湖北黄石; c— 川东— 湘鄂西弧形带, 重庆奉节Fig.3 Representative field photos of thin-skinned folding deformation

大巴山弧形带卷入变形的盖层包括寒武系— 下三叠统海相砂岩、泥岩和碳酸盐岩以及上三叠统— 中侏罗统前陆盆地碎屑岩系。其中褶皱向斜核部的最新地层为中侏罗统沙溪庙组, 表明褶皱发生在中侏罗世之后, 另外在弧形带前缘沉积的上侏罗统— 下白垩统变形均不明显, 因此构造变形时间应限定在晚侏罗世— 早白垩世。此外, 近期的磷灰石裂变径迹热年代学研究也表明冷却时间集中在160~100 ma(许长海等, 2010; Hu et al., 2012)。更进一步的研究表明, 以城口— 房县断裂为弧形边界、持续向南西的逆冲推覆是形成弧形构造样式的根本原因(张岳桥等, 2010; Shi et al., 2012)。

图4

Fig.4

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	图4 大洪山弧形带构造纲要图(前白垩纪地质图)① ① 据江汉石油勘探开发研究院内部资料。Fig.4 Structural framework of Dahongshan arcuate fold-thrust belt(Pre-Cretaceous geological map)

大洪山弧形冲断褶带位于襄樊— 广济断裂以南, 沿弧形走向呈北西— 南东向延伸。弧形带西侧出露于当阳— 京山地区, 东侧出露于黄石— 大冶地区, 而中部主体部分均被江汉盆地白垩纪和新生代沉积物掩盖。根据大量的地震勘探成果编制的江汉盆地前白垩纪地质图(图 4), 使得该地区弧形带逆冲推覆构造样式得以揭示(刘云生等, 2003, 2005)。总体上, 襄樊— 广济断裂以北以基底卷入叠瓦状单冲为主, 中— 新元古界随县群变质岩逆冲在扬子北缘早古生代盖层之上, 发育飞来峰和构造窗(杨坤光等, 2011)。襄樊— 广济断裂以南则表现为薄皮冲断作用, 发育断层相关褶皱。在弧形带西侧的当阳— 京山构造区, 构造样式以断层滑脱褶皱为主, 褶皱宽缓, 例如当阳向斜。而在弧形带东侧黄石— 大冶构造区, 由于处于大别山和江南隆起的对冲顶点, 褶皱紧闭(图 3-b), 形成对冲构造带(刘新民和郭战峰, 2006; 梅廉夫等, 2008)。上述逆冲断裂均不同程度地受到新生代以来中国东部伸展作用的影响, 发生负反转形成正断层, 并控制了江汉断陷盆地的发育。

大洪山弧形带在当阳盆地形成北西走向的宽缓向斜构造, 卷入变形的最新地层为中侏罗统沙溪庙组, 因此褶皱变形应晚于中侏罗世。另外在弧形带以西与黄陵背斜相邻的秭归盆地内沉积了上侏罗统, 初步判断弧形带形成时间可能与大巴山弧形带基本一致, 为晚侏罗世— 早白垩世早期。刘海军等(2009)对当阳盆地碎屑磷灰石裂变径迹的研究揭示了~165 ma的快速冷却事件, 李天义等(2012)通过对当深3井样品的锆石和磷灰石裂变径迹的研究也获得了~137 ma的冷却时间, 进一步限定了构造变形时间。总体上, 大洪山弧形构造的形成是受到了大别山造山带晚三叠世以来持续向南西的挤压应力作用, 反映了在区域滑脱面控制下的薄皮逆冲推覆构造。

川东— 湘鄂西弧形带位于雪峰山以西、四川盆地以东, 呈向北西突出的弧形展布。从东界的大庸断裂到西界的华蓥山断裂, 弧形带总宽约400 km(图 5)。其中齐岳山断裂以东主要为宽阔的背斜和较窄的向斜组成的“ 隔槽式” 褶皱带(颜丹平等, 2000; Yan et al., 2003)(图3)。

图5

Fig.5

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	图5 川东— 湘鄂西弧形带构造纲要图Fig.5 Structural framework of eastern Sichuan-western Hubei-Hunan arcuate fold-thrust belt

背斜地带出露寒武系— 志留系砂岩、页岩和碳酸盐岩, 向斜地带出露二叠系— 三叠系碳酸盐岩。主要断裂如恩施断裂、建始断裂等呈北北东走向, 表现为由多条次级断裂组成的断裂带。齐岳山断裂以西至华蓥山断裂, 主要为宽缓的向斜和窄陡的背斜组成的“ 隔档式” 褶皱带(图 5)。背斜地带出露二叠系— 下三叠统碳酸盐岩和上三叠统陆相砂岩, 向斜地带出露侏罗系砂岩和泥岩。断裂大都隐伏于窄陡背斜之下, 只有少数出露地表, 如华蓥山断裂和齐岳山断裂。

根据地层的不整合接触关系, 川东— 湘鄂西弧形带的构造变形时间被限定在晚侏罗世— 早白垩世(胡召齐等, 2009), 而根据磷灰石裂变径迹的热历史模拟结果认为, 至少川东带的构造变形时间一直持续到晚白垩世晚期(梅廉夫等, 2010; 王平等, 2012a)。与大巴山和大洪山弧形带受秦岭— 大别造山带挤压逆冲推覆机制不同, 川东— 湘鄂西弧形带主要受雪峰山陆内造山作用影响, 是挤压应力向四川盆地递进式扩展的结果(丁道桂和刘光祥, 2007)。现已查明, 在寒武系、志留系、二叠系内部存在多套弱能干岩层(颜丹平等, 2008), 它们控制了弧形带拆离滑脱的褶皱样式, 也是形成弧形构造的重要因素。

图6

Fig.6

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	图6 扬子北缘晚造山阶段地层划分与对比Fig.6 Division and correlation of Late-orogenic strata in northern Yangtze area

3.1.1 秭归盆地

位于大巴山和大洪山弧形带之间的秭归盆地内沉积了巨厚的上侏罗统, 可分为遂宁组和蓬莱镇组(图 7)。遂宁组厚约800 m, 表现为由棕红色砂岩或细砂岩、粉砂岩和泥岩组成的多个向上变细的序列, 与下伏中侏罗统沙溪庙组直接构成平行不整合接触关系。砂岩具板状斜层理, 指示为河道沉积。泥岩和粉砂岩中发育钙质结核, 具有洪泛平原的沉积特征。上述特征表明秭归盆地遂宁组主要为曲流河沉积环境的产物(渠洪杰等, 2009)。蓬莱镇组厚度超过1000 m, 主要为由灰黑色、浅灰色中粗粒砂岩和紫红色粉砂岩、泥岩组成的多个向上变细的序列。序列下部中砂岩底部冲刷面清晰, 可见砾石层或砾岩透镜体, 发育板状或槽状交错层理, 而序列上部多为薄层的细砂岩或粉砂岩, 反映了辫状河沉积组合特征。

根据蓬莱镇组砂岩交错层理测量结果, 古水流方向大都指向西或南西(图 7)。砾岩中的砾石成分主要包括灰岩(50%), 石英(25%), 燧石(10%)及砂岩和泥岩(15%)。砂岩碎屑组成以石英、沉积岩— 变沉积岩岩屑为主, 火山岩屑成分很少(Liu et al., 2005)。物源分析表明沉积物主要来自前陆冲断褶带, 即大洪山弧形带, 成分来源主要为古生代盖层剥蚀产物, 不含或很少含有造山带基底物质。另外, 碎屑成分中也不存在花岗岩岩屑, 至少说明此时黄陵花岗岩尚未剥露。

3.1.2 四川盆地东北部

在四川盆地东北部, 沿大巴山弧形带前缘沉积了巨厚的上侏罗统, 也被划分为遂宁组和蓬莱镇组, 并且在其上部还整合沉积了一套红色岩系— — 城墙岩群。传统上, 将该套地层时代划定为早白垩世^①(① 1:20万南江幅、镇巴幅地质报告。), 然而李玉文(1987)根据介形类化石研究指出, 城墙岩群(包括剑门关组、汉阳铺组和剑阁组)明显具有晚侏罗世的生物组合特征, 而不含白垩纪的化石, 或仅含少量早白垩世早期的化石分子, 因而将其限定为晚侏罗世。另外, 笔者野外观察也发现, 在城墙岩群和蓬莱镇组之间不存在明显的层序转换界面, 而是表现为连续沉积特征, 因此文中将城墙岩群、蓬莱镇组和遂宁组合并讨论。

通过四川盆地东北部南江、达州和云阳3条实测剖面能够清晰地展现大巴山弧形带前缘上侏罗统的沉积特征(图 7)。遂宁组厚度普遍为300~500 m, 下部为厚层泥岩, 具水平或波纹层理, 并夹有薄层的粉砂岩, 为浅湖沉积。上部通常为2~5 m厚的透镜状细砂岩, 具块状或平行层理, 砂岩底部可见植物茎干化石, 很可能为水下河道沉积。此外, 遂宁组还包含了少量席状砂体, 具平行层理或块状层理(图8-a), 表现出三角洲前缘沉积特征。蓬莱镇组由于剥蚀差异, 厚度在500~1000 m不等, 沉积特征整体上与秭归盆地类似, 表现为由灰色厚层中— 粗砂岩、红色细砂岩、泥岩组成的一系列向上变细的序列。砂岩底部与遂宁组构成冲刷接触关系(图 8-c), 发育大型透镜状砂体, 具槽状交错层理, 冲刷面上通常夹有少量砾石层(图8-b), 总体上具有辫状河道沉积特征。城墙岩群整合沉积于蓬莱镇组之上, 在南江一带厚度大于500 m, 是由灰绿色或青灰色中砂岩、红色细砂岩、粉砂岩和泥岩组成的一系列向上变细的序列。下部为厚层中砂岩, 可见冲刷面, 且斜层理发育, 但砾石较少(图 8-d)。向上通常为细砂岩和泥岩组成的互层结构, 无明显层理或发育水平层理, 代表了曲流河沉积。

物源方面, 大量槽状交错层理的测定表明古水流方向指向西南(图 7), 即背离大巴山弧形带的方向。砂岩碎屑组成反映出石英— 岩屑再旋回造山的组合特征, 岩屑包括灰岩、燧石和砂岩等, 几乎没有火山岩或花岗岩物质加入(Liu et al., 2005; 郭战峰和梁西文, 2006), 说明沉积物主要源自前陆冲断褶带, 即大巴山弧形带。

在黄陵背斜东翼, 江汉盆地以西的宜昌地区沉积了相对完整的白垩系, 包括下白垩统石门组和五龙组以及上白垩统罗镜滩组、红花套组和跑马岗组(图 9)。孢粉化石研究表明石门组时代为早白垩世中晚期, 可能属于巴列姆— 阿普特朗群落(雷奕振等, 1987)。该组呈小角度或近平行不整合于寒武系和奥陶系之上, 由巨厚层的砾岩组成, 总厚度大于300 m, 砾岩多具颗粒支撑结构, 基质为砖红色粉砂岩或泥岩, 可见由粉砂岩、泥岩构成的薄层透镜体。砾石直径通常为5~8 cm, 磨圆、分选和定向性均较差, 表现为冲积扇沉积特征(图 10-a)。五龙组由灰绿色砾岩、中— 粗砂岩和红色粉砂岩组成, 总厚度超过1500 m, 可分为上、中、下共3段。下段为典型的辫状河道沉积, 厚度约600 m, 为厚层的、垂向叠置的透镜状河道砂体(图 10-b), 其间夹薄层的粉砂岩, 代表了漫滩沉积。砂体内槽状交错层理十分发育, 底部通常为砾岩, 砾石直径2~3 cm, 分选和磨圆较好。五龙组中段粉砂岩和泥岩明显增多, 表现为一系列向上变细的沉积序列组合(图 10-c),

图8

Fig.8

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	图8 四川盆地东北部上侏罗统典型沉积特征野外照片 a— 遂宁组浅湖沉积; b— 蓬莱镇组辫状河相透镜状砂体; c— 蓬莱镇组砂岩与下伏遂宁组泥岩、粉砂岩界线; d— 城墙岩群曲流河相厚层砂岩Fig.8 Representative field photos of the Upper Jurassic sedimentary facies in northeastern Sichuan Basin

厚度约500 m。底部为中粒砂岩, 层理不明显或呈块状层理, 偶见侧向加积层理和砾石层, 代表了曲流河道沉积。砂岩向上逐渐变为薄层的细砂岩和粉砂岩组成的互层结构, 代表了漫滩沉积。五龙组上段厚度约400 m, 该段中粉砂岩、泥岩逐渐减少, 由中— 粗砂岩组成的透镜状砂体大量出现, 再度表现为辫状河沉积特征, 与上覆罗镜滩组砾岩构成向上变粗的过渡接触。

通过对石门组叠瓦状砾石和五龙组斜层理的大量测量, 得到古水流方向指向西或北西(图 9)。石门组的砾石成分主要为灰岩和白云岩(90%)及少量的石英岩、砂岩和硅质岩(10%), 五龙组的砾石成分主要为灰岩(40%)、砂岩(25%)、硅质岩(16%)、石英岩(15%)和少量的脉石英, 碎屑组成反映了前陆褶皱带的物源特征。因此, 沉积物主要来自东南的川东— 湘鄂西弧形带。

值得一提的是, 在黄陵背斜西翼面积不足10 km²的周坪盆地也沉积了白垩系, 前人通常认为该套地层与黄陵背斜东翼宜昌地区的石门组时代相当^①(① 1：20万南江幅、镇巴幅地质报告。), 然而通过详细的野外观察, 笔者发现其沉积序列可分为上、下两段。下段由于被仙女山断裂所截, 未见底, 出露厚度约80 m, 表现为灰绿色中砂岩、红色细砂岩和粉砂岩组成的多组向上变细的序列, 底部砂岩层理不明显, 局部含砾, 偶见侧向加积层理, 向上变为细砂岩与粉砂岩互层结构, 沉积相、古水流和砾石成分等特征均与宜昌地区的五龙组中段十分类似(图 10-d)。上段为厚层砾岩, 出露厚度约100 m, 与下段砂岩为侵蚀接触关系, 可能与上白垩统罗镜滩组为同时代沉积。由此可见, 黄陵背斜西翼周坪盆地的白垩系不能笼统地归为石门组, 而是既包含了早白垩世中晚期的沉积, 也包含了晚白垩世早期的地层。对比宜昌地区和周坪盆地的沉积特征, 也说明很可能在早白垩世中晚期黄陵背斜东、西两翼的盆地相互连通。

图9

Fig.9

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	图9 早白垩世盆地充填序列Fig.9 Basin infill sequence during the Early Cretaceous

3.3.1 宜昌地区

在川东— 湘鄂西弧形带北翼的宜昌地区, 上白垩统包括了罗镜滩组、红花套组和跑马岗组(图11)。 黄陵背斜以东, 罗镜滩组由总厚度超过800 m的砾岩组成, 在沉积相上与下伏五龙组上段呈向上变粗的过渡趋势。砾岩具近平行层理, 暗示了水动力很强的沉积环境 (图 12-a)。砾岩结构以颗粒支撑为主, 基质为棕红色砂岩, 砾石直径从5, cm到20, cm不等, 磨圆较好, 分选较差, 代表了近源的辫状河沉积。对叠瓦状砾石测量得到了总体向北的古水流方向, 砾石成分主要为灰岩(70%)、石英岩(5%)、砂岩(20%)和硅质岩(5%)。其中砂岩砾石很多呈棕红色且胶结较差, 很可能是下伏的五龙组的剥蚀产物。物源特征反映出罗镜滩组粗碎屑沉积物仍然来自前陆褶皱带, 但位置更加靠近山前的剥蚀地带。

在黄陵背斜以西的周坪盆地内仍可见残留厚度约100 m的厚层砾岩, 沉积特征与黄陵背斜以东的罗镜滩组十分相似, 暗示了二者为同期的沉积记录。砾石成分中不仅包含了灰岩、石英岩及尚未胶结的棕红色砂岩, 还包含了主要含燧石砾石的砾岩, 这些砾岩很可能来自邻侧已经被抬升剥露的秭归盆地下侏罗统(渠洪杰等, 2009)。这一独特的砾石成分的出现, 暗示了周坪盆地和宜昌地区的物源区存在差异, 很可能代表了二者已经相互分离。

图10

Fig.10

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	图10 下白垩统典型沉积特征野外照片 a— 宜昌地区石门组冲积扇相砾岩; b— 宜昌地区五龙组辫状河道透镜状砂体; c— 宜昌地区五龙组曲流河相厚层砂岩与粉砂岩互层; d— 周坪盆地五龙组曲流河相砂岩与粉砂岩互层Fig.10 Representative field photos of the Lower Cretaceous sedimentary facies

宜昌地区的红花套组以具大型斜层理的厚层红色中粒砂岩为主(图 12-b), 夹少量粗砂岩和砾岩透镜体, 代表了干旱环境下的风成沉积和间歇性河流沉积。跑马岗组呈现由薄层的细砂岩夹粉砂岩和泥岩组成的互层结构, 偶见灰岩角砾石层, 代表了湖相沉积。红花套组和跑马岗组的古水流方向均指向东或北东, 且砾石成分仍以灰岩(80%)和石英岩(15%)为主, 砂岩砾石较少(5%)。沉积特征和物源分析反映出晚白垩世晚期盆地沉积环境开始发生根本性转变, 很可能代表了晚造山阶段的结束, 以及后造山伸展断陷的开始(Liu et al., 2003)。与此同时, 在江汉盆地远安、汉水等地发育半地堑盆地, 充填了同时代的地层序列。

图11

Fig.11

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	图11 晚白垩世盆地充填序列Fig.11 Basin infill sequence during the Late Cretaceous

图12

Fig.12

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	图12 上白垩统典型沉积特征野外照片 a— 宜昌地区罗镜滩组辫状河相砾岩; b— 宜昌地区红花套组风成砂岩大型斜层理; c— 习水地区窝头山组曲流河相大型砂体; d— 来凤盆地正阳组下部冲积扇相砾岩; e— 来凤盆地正阳组上部浅湖相沉积; f— 恩施盆地正阳组下部冲积扇相砾岩Fig.12 Representative field photos of the Upper Cretaceous sedimentary facies

3.3.2 习水地区

在川东— 湘鄂西弧形带南翼的习水地区也残留有大面积的白垩系, 早期统称为嘉定群, 后来根据古生物化石将其从下到上划分为窝头山组、打儿凼组、三合组和高坎组, 但是它们的时代归属一直存有争议。早期将窝头山组和打儿凼组归为下白垩统, 三合组和高坎组归为上白垩统^①(① 1:20万巴东幅地质报告。), 李玉文(1987)根据介形类化石指出窝头山组可能代表了早白垩世最晚期的沉积, 而近期的很多研究更倾向于将嘉定群统归为上白垩统(江新胜和潘忠习, 2005; 隆轲等, 2011)。文中将该套地层暂定为上白垩统。

在川南习水地区, 窝头山组平行不整合在上侏罗统蓬莱镇组之上, 厚度约200 m。底部为厚度约3 m的灰紫色砾岩夹砂岩, 上部为棕红色中— 细砂岩和粉砂岩、泥岩构成的多组向上变细序列, 砂岩普遍呈块状层理, 偶见斜层理, 泥岩和粉砂岩中可见波纹层理, 虫孔和钙质结核较为发育(图 12-c), 总体上代表了曲流河沉积。打儿凼组主要为砖红色厚层细砂岩, 夹少量的泥岩透镜体, 厚度约200 m。砂岩中大型斜层理十分发育, 为典型的风成沉积, 暗示了干旱沙漠沉积环境。三合组和高坎组主要为河流沉积, 也包含少量的风成沉积。三合组厚度约300 m, 表现为灰白色中— 细砂岩和砖红色粉砂岩、泥岩组成的多个向上变细的沉积序列, 下部砂岩通常呈中厚层状, 层理不明显。向上砂岩厚度逐渐变薄, 泥岩增多, 呈透镜状产出, 底部可见波痕。高坎组残留厚度约200 m, 岩性以砖红色中细粒块状长石砂岩为主, 夹多层泥岩。上述特征指示它们可能为曲流河沉积。

物源方面, 窝头山组、三合组和高坎组的斜层理指示的古水流方向指向西或北西, 砾石成分主要为灰岩、石英岩、脉石英、燧石和少量砂岩, 表明物源可能主要来自东南部川东— 湘鄂西弧形带。打儿凼组的风成沉积应该与弧形带北翼宜昌地区的红花套组沉积时代相当, 代表了当时干旱气候条件下形成的沙漠沉积(江新胜和潘忠习, 2005)。

3.3.3 川东— 湘鄂西弧形带内部

除了上述两处主要盆地外, 另有很多晚白垩世小盆地分布在川东— 湘鄂西弧形带内部, 例如恩施盆地、建始盆地、来凤盆地、黔江盆地、酉阳盆地等(图 5)。它们之中少数面积大者超过100 km²(如恩施盆地面积为180 km²), 多数面积为数十平方千米, 甚至不足10 km²。前人在研究中往往将它们视为断陷盆地, 认为是晚白垩世伸展断陷的产物。然而详细的野外观察却发现, 这些盆地绝大多数分布在褶皱向斜地带, 与下伏中生代地层构成小角度不整合接触关系, 或直接超覆在古生代地层之上, 并不存在边界控盆断裂 (图 13)。以恩施盆地为例, 以往将其西侧的恩施断裂当作控盆断裂, 但从正断层上盘的沉积展布上看(图 13-e), 粗碎屑远离断层发育, 在断层边界处的沉积物粒度反而较细, 由此说明该断裂并未控制晚白垩世的沉积, 而是晚于盆地形成, 并使上白垩统发生掀斜。

图13

Fig.13

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	图13 川东— 湘鄂西弧形带内部晚白垩世背驼式盆地 a— 来凤盆地; b— 黔江盆地; c— 酉阳盆地; d— 恩施盆地; e— 横穿恩施盆地构造剖面Fig.13 The Late Cretaceous piggy-back basins within eastern Sichuan-western Hunan-Hubei fold-thrust belts

详细的野外观察还表明, 这些位于川东— 湘鄂西弧形带内部的小盆地有着相似的充填特征, 通常由下部砾岩、上部砂岩和粉砂岩组成, 总厚度在200~1200 m(图 11)。下部砾岩均为角砾, 厚度从数十米到上百米不等, 普遍具颗粒支撑或基质支撑结构, 基质多为砖红色粉砂岩。砾石直径10~20 cm, 分选较差、无定向排列, 成分90%以上皆为灰岩, 指示了泥石流或冲积扇沉积(图 12-d, 12-f)。在恩施盆地、黔江盆地和酉阳盆地, 砾岩上覆红色砂岩颗粒均一, 具块状结构, 偶见大型斜层理, 初步判断是风成沉积, 由此暗示它们与弧形带北翼宜昌地区红花套组和南翼习水地区打儿凼组为同时代干旱气候条件下的沉积产物。在恩施盆地, 风成砂岩上部为黄绿色中— 粗砂岩, 具块状结构, 偶见斜层理, 古水流方向指向北东, 很可能代表了与川东— 湘鄂西弧形带构造线走向平行的纵向河流沉积。而在来凤盆地, 上部为细砂岩和粉砂岩互层结构, 并夹泥岩和石膏层, 很可能代表了浅湖沉积(图 12-e)。沉积特征和物源分析表明, 这些盆地沉积物较多来源于近邻的冲断褶带, 并受到了区域地形和气候环境的影响。

随着秦岭— 大别造山带南西向的逆冲扩展, 晚侏罗世扬子北缘前陆盆地开始逐渐向西萎缩。位于秦岭— 大别造山带南缘的大洪山弧形带以薄皮逆冲— 褶皱构造为主要特征, 将上三叠统— 中侏罗统的前陆序列卷入变形, 形成宽缓的褶皱隆起, 例如当阳向斜。黄陵背斜处于当阳向斜以西, 很可能属于大洪山弧形带褶皱隆起的一部分, 但尚未形成现今的穹隆构造样式。原因有2个:(1)黄陵背斜东翼的下白垩统石门组与下伏古生代地层之间为微角度不整合接触, 说明构造变形至少发生于早白垩世之后(葛肖虹等, 2010); (2)黄陵背斜东、西两翼的宜昌地区和周坪盆地下白垩统具有相似沉积相和物源特征, 并一直持续到晚白垩世, 暗示两者至少在早白垩世仍相互连通。

伴随构造隆起, 在大洪山弧形带前缘的秭归盆地, 晚侏罗世沉积相由遂宁组曲流河相转变为蓬莱镇组的辫状河相。与此同时, 位于大巴山弧形带前缘的四川盆地东北部, 沉积相由浅湖相转变为辫状河相, 同样反映了弧形带构造扩展导致的剥蚀加剧。此外, 作为盆地南东边界的川东— 湘鄂西弧形带很可能已经开始形成, 并控制了四川盆地东南部的晚侏罗世沉积。来自北东和南东的3组弧形带共同向西推进, 使得扬子北缘前陆盆地的沉积中心进一步向西迁移(图 14-a)。刘少峰等(2010)将该时期的中、上扬子地区总结为“ 三面围限汇聚” 的陆内挤压背景, 即北东有秦岭— 大别造山带, 南东有江南— 雪峰造山带, 西有龙门山逆冲带, 因此产生了被逆冲带环绕的、具前渊沉降的克拉通内盆地, 即典型的“ 墙围盆地” (walled sedimentary basin)(Carroll et al., 2010)。而作为前陆逆冲带的重要组成部分, 大巴山、大洪山及川东— 湘鄂西弧形带的发育正是充当了“ 墙围” 的角色, 从而定义了沉积盆地的边界。近期, 对四川盆地的三维挠曲沉降模拟也反映了受控于周缘多个造山带的前陆盆地沉降机制(胡明卿和刘少峰, 2012)。由此确定, 晚侏罗世— 早白垩世早期盆地的北东边界位于镇巴— 秭归一带, 而南东边界则很可能到达恩施— 黔江一带(图 14-a)。

图14

Fig.14

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	图14 扬子北缘晚造山阶段盆山演化模式 a— 晚侏罗世— 早白垩世早期; b— 早白垩世中期— 早白垩世晚期; c— 晚白垩世Fig.14 Late-orogenic basin-mountain evolution in northern Yangtze area

在四川盆地东北部, 城墙岩群沉积的结束标志着至少从早白垩世早期开始, 扬子北缘统一的前陆盆地已经全面瓦解。至早白垩世中晚期, 大巴山弧形带和大洪山弧形带的逆冲构造扩展逐渐减弱, 构造负载无力促成前渊沉降。而在盆地东南部, 川东— 湘鄂西弧形带继续向北西方向推进, 仍然保持着陆内挤压环境。这些挤压逆冲构造虽然部分被掩盖于江汉盆地的新生代沉积之下, 但仍然可以通过精细的地震剖面解释和同期的岩浆作用反映出来。例如, 湘西北的华容隆起~120 Ma的花岗岩正是在这一强烈挤压背景下的产物, 反映了古老基底的部分熔融(王连训等, 2008)。此时的川东— 湘鄂西弧形带前缘很可能沿黔江— 习水一线展布, 构造线总体呈北东向, 沉积中心位于弧形带前缘的宜昌、周坪地区, 形成了南东厚、北西薄的沉积展布, 覆盖了现今黄陵背斜地区(图 14-b)。

总体上, 从早白垩世中期开始到早白垩世晚期, 中上扬子的沉积盆地主要受到局部逆冲负载的控制, 发育在上述川东— 湘鄂西弧形带前缘以及龙门山逆冲带前缘(郭正吾等, 1996)。需要注意的是, 残留的下白垩统目前仅存在于宜昌、周坪地区, 而在川东— 湘鄂西弧形带的其他地区是否也沉积了下白垩统, 目前的研究水平还不得而知。此外, 川东— 湘鄂西弧形带在早白垩世中晚期大体呈与江南— 雪峰造山带相平行的北东向构造展布, 变形主要集中在湘鄂西地区。

晚白垩世早期, 川东— 湘鄂西弧形带的逆冲扩展继续向川东地区进一步推进, 形成一系列北北东走向的隔档式褶皱(图 14-c)。在弧形带北翼的黄陵地区, 近东西向的构造叠加于早期由于大洪山弧形带褶皱隆起形成的近南北向构造之上, 促使黄陵背斜开始形成, 并将东、西两翼的宜昌和周坪地区的白垩纪盆地分隔开来。与弧形带逆冲扩展相伴随的是同期的构造隆起, 在宜昌地区不仅古生代的海相地层被剥蚀, 甚至部分下白垩统也被剥蚀, 同时沉积了巨厚的罗镜滩组砾岩。在弧形褶皱带内部的向斜地带发育恩施盆地、来凤盆地、黔江盆地等一系列小盆地, 笔者认为这些盆地并非断陷成因, 而是在褶皱过程中地形相对低洼的向斜部位形成的背驼式盆地(Ori and Friend, 1984; Talling et al., 1995), 充填了薄皮褶皱逆冲带的楔顶沉积物。相比之下, 在川南习水地区构造抬升可能相对较弱, 盆地沉积物颗粒总体较细。

晚白垩世晚期, 川东— 湘鄂西弧形带的构造格局很可能已经基本定型, 地形、地貌样式与现今类似。此时广大扬子北缘地区为干旱的沙漠环境, 沉积了红花套组、打儿凼组和正阳组的风成砂岩, 河流受地形影响多发育平行于构造走向的纵向水系。与此同时, 在江汉盆地, 逐渐规模化的伸展断陷使得沉积中心开始向东迁移, 形成远安盆地等半地堑盆地, 并充填了同时代的罗镜滩组、红花套组和跑马岗组, 标志着扬子北缘晚造山阶段的彻底结束, 从而逐步转入后造山阶段(图 14-c)。关于后造山阶段伸展断陷的起始时间, 目前尚无清晰、统一的认识。一些学者认为从早白垩世就已经开始, 证据是江汉盆地东部, 即大别山南缘早白垩世火山岩的发育(Xu et al., 2007; Li et al., 2010)。在江汉盆地西北的远安地堑, 最老的沉积物是上白垩统罗镜滩组, 表明大洪山弧形带的伸展时间是在晚白垩世早期。而在江汉盆地南部, 即川东— 湘鄂西弧形带北翼, 伸展断陷的时间更晚, 可能直到古近纪才开始。正如Liu等(2003)指出, 造山晚期的伸展具有从东向西、由北向南逐渐发展的趋势, 同期的挤压和伸展构造并存是扬子北缘这一时期构造演化的重要特征。