晚三叠世盆地形成的构造背景

盆地的形成、发展和消亡与构造旋回同步，对于不同时期的构造旋回来说，盆地的类型和演化过程亦有所不同。晚三叠世鄂尔多斯盆地是印支构造旋回的产物。印支运动使华北板块进入全球构造的新阶段，也是华北板块地壳运动史上的一个重大转折，具有划时代的重要意义。

印支期开始，华北板块受到不同方向、不同级别板块的作用，特别是南侧古特提斯的闭合和新特提斯的开启，扬子板块的推掩及印度板块的碰撞，东侧太平洋板块的形成、滑移和俯冲，即朱夏（1990）指出的“两条峰线作用”，加上北侧西伯利亚板块限制性挤压，华北板块处于三面受挤压的构造环境中，盆地的发育主要受大陆地壳缩合变形的控制，成为板内盆地。具体说.在晚海西—印支期，包括盆地在内的华北板块南缘，受古特提斯海扩张影响，夹于扬子板块与华北板块之间的原始秦岭洋发生第三次会聚作用，前两次会聚分别发生在晋宁期和加里东期（奥陶纪开始俯冲），这次会聚（P—T_2-3）为主造山期，系由点、面接触碰撞演变为全面碰撞，并将最终隆升成山，奠定了秦岭造山带基本构造格架（图1.1），它是由两个强烈变形的古大陆边缘及古秦岭洋中的地块拼合成的，其中商丹断裂带既是俯冲碰撞的主缝合带之一，又是南北秦岭构造带分界线，碰撞对接封闭了残余的秦岭海槽之后并未平静下来，继之发生中新生代强烈陆内隆升及其相邻地块相向陆内俯冲作用，并导致南北边缘大陆块相向发生大规模逆冲推掩。在推掩最强烈时期（T₃—J₁）在秦岭造山带北侧外缘与其南侧外缘形成前陆盆地（如四川龙门山前）（张国伟等，2001）。这类盆地可能就是殷鸿福等（1992,1996）根据北秦岭外缘现今零星残存的某些上三叠统沉积所恢复的统一陆相盆地。只是新生代以来的走滑改造和印支—早燕山期大规模的推掩，使其较难恢复，但据秦岭造山带转变部分，即晚三叠世鄂尔多斯盆地西南缘残留巨厚的砾岩沉积，和其沉积中心轴向偏南，并与处于挤压状态的秦岭造山带相连看，应有耦合关系，鄂尔多斯盆地南部应属前陆盆地（刘和甫，2001）。

图1.1 秦岭造山带主造山期板块最后俯冲碰撞基本构造格架

（据张国伟等，2001)

NC.华北板块；YZ.扬子板块；QL.秦岭微板块；M.Moho面.SF₁商丹缝合带；SF₂勉略缝合带

大体同步，华北板块西缘、西南缘，打破前期的相对平静状态，在贺兰山之汝箕沟以及从那里向南的石沟驿和安口窑形成一条近南北向的沉降带，在上述几个沉降中心地区沉积了上三叠统以砾岩为主的粗碎屑岩厚达3000多m，而同期沉积在鄂尔多斯盆地区厚约千米，这个沉降带预示其西侧有一个自印支期开始形成的A型俯冲逆掩构造带（甘克文，1983），其力量的来源则为当时南秦岭盆地在三叠纪时又再次拉张，它通过巴颜喀拉三角区与古特提斯洋相接，西秦岭三叠纪留凤关群浊积岩与巴颜喀拉群浊积岩组成统一的沉积域，导致古特提斯海与秦祁裂谷沟通并向北、北北东方向扩张与俯冲，产生的推挤作用的结果，即逆掩构造带南端则主要受特提斯海向北东推挤形成近南北向的右形剪切应力，北端受阿拉善地块向东推挤，两者使西缘逆冲带隆起，并构成盆地西部边界，出现构造砾岩相带，并伴有前陆盆地形成，这已有不少文献从不同侧面曾有过论述（赵重远，1983,1993；柯保嘉，1988；郭忠铭等，1989；靳久强，1990；李思田等，1996；陈刚，1999）。与其同时，晚三叠世鄂尔多斯盆地的北缘和东缘，在继承早、中三叠世稳定的克拉通盆地古构造面貌的基础上，经印支早期运动，差异性升降更加明显，其北缘则形成了北高南低并向南倾斜幅度较大的斜坡，东缘由于华北板块东部受太平洋板块向北西西向俯冲和联合古陆解体时欧亚板块顺时针旋转所产生的近南北向左行剪切应力下，华北东部逐渐挤压隆起，使晚三叠世沉积边界相对于晚古生代—早、中三叠世大华北盆地向西移至太行山东倒一带，形成东高西低向西南倾斜的古斜坡。

晚三叠世末，即印支运动晚期，随着古特提斯海最终挤压造山、褶皱关闭，在亚洲西南部形成世界上规模最宏大的印支造山链，并由此产生向北东向的挤压应力，导致扬子地块向北位移并与华北地块最终全面碰撞、对接，从而形成秦岭－大别山加里东－印支复合造山带。在其东侧，扬子地块沿郯庐断裂带左旋平移并形成五莲－荣成印支造山带（王同和， 1986）。在华北地块北部，由于西伯利亚板块的向南挤压，形成了中亚－蒙古大型逆冲推覆构造（郑亚东，1991）。在此影响下，华北地块东部隆起西部坳陷的古构造格局逐渐形成，亦标志着东部陆缘构造受古太平洋板块与东亚大陆之间的相互作用和相互影响的增强。此时，位于华北地块西部的晚三叠世鄂尔多斯盆地变形主要表现在盆地不均一抬升，地层遭受大面积剥蚀以及与上覆地层的角度不整合，尤其是在其顶面形成的沟谷纵横、残丘起伏、阶地层叠的古地貌景观，成为地质构造演化史中最为醒目的一幕。