马杏垣

总体看来，华南裂谷盆地剖面序列从下至上由3个大的构造－地层单元组成，即裂谷基、裂谷体及裂谷盖3部分。华南裂谷盆地形成的动力学过程，也就是这3个部分的形成与相互作用的动力学过程: (1)裂谷基的形成阶段:裂谷基的形成经过了以下两个过程:一是中元古代末至新元古代初，“晋宁－四堡”运动使古华南洋关闭，华夏地块与扬子克拉通碰撞;二是新元古代早期，华南“晋宁－四堡”造山带以剥蚀作用为主［62］。 (2)地幔柱作用与裂谷体的形成:李正祥等提出华南裂谷盆地的形成经历了由热地幔柱作用引起的基性－超基性岩及花岗岩的侵入、地壳拉伸断裂等过程［63］。华南新元古代早期地幔柱作用及其热点活动引起的基性、超基性岩墙侵位时间大约在830～820Ma期间［64］，几乎与之同时华南开始发生大规模花岗岩侵入作用。由于地幔柱上隆引起的地壳侧向拉伸作用形成了华南呈V字形展布的裂谷盆地雏形。其后的裂谷充填作用形成裂谷盆地主体，它以裂陷沉积、块体差异沉降及火山作用为特征，反映在沉积物分布不连续、陆海古地理单元差异大等。这一阶段可以划分为3个亚阶段(期):①磨拉石—复理石及少量火山岩沉积期，相当于丹洲群下部及河上镇群下部沉积期，江南及川滇地垒结构区缺失沉积。②火山岩、火山碎屑岩堆积充填(期)，相当于三门街—叶家—上墅—井潭组火山岩喷发期，是裂谷盆地的主要裂陷、沉降期，其演化阶段在815～800Ma之间［63］。③复理石—磨拉石及早期冰碛岩堆积(期)，相当于拱洞—五强溪—莲沱组沉积期及长安+富禄(冰期及间冰期)沉积期，推断这一时期的时间间隔应在750～810Ma之间［65，66］。 (3)被动沉降(下拗)与裂谷盖的形成阶段:随着上升地幔物质的冷却与能量的消耗，大陆裂谷带块体差异升降运动停止，并逐渐为被动的区域性热沉降作用所取代，反映为形成广泛的海岸上超沉积作用。裂谷盖的形成大致从南沱及其相应地层沉积期开始。新元古代末，裂谷盖几乎超覆了整个华南早期存在的古陆，开始形成真正的盖层。

冀东地区自中元古代以来，直到中生代印支－燕山运动以前，没有发生广泛和强烈的造山作用，表现出刚性地块的面貌。中元古代早期阶段出现了燕山裂陷槽，到中元古代中期，逐渐出现了稳定的盖层沉积。裂陷槽的发生发展，未经压缩和褶皱回返，逐渐演化为克拉通盆地，代表了冀东地区中、新元古代的大地构造环境的总特点。 一、燕山裂陷槽的基本特征 燕山裂陷槽的主体在冀东地区，呈近东西向，向东进入辽西地区呈北东向，向西南方向，呈南南西方向伸入太行山区。裂陷槽内沉积了近万米的巨厚的、具克拉通盖层性质的、较稳定的滨海相碎屑岩－碳酸盐岩建造，夹有多层海底中基性火山岩。经过近70年的研究，裂陷槽沉积的岩石地层单位，至今公认的组级单位有12个（表1-1），划归为中元古界长城系（1.8～1.4Ga），蓟县系（1.4～1.1Ga）和新元古界青白口系（1.0～0.85Ga），形成一个巨大的沉积旋回及5个次级旋回（程裕淇，1994；陈晋镳，1980）。 从裂陷槽所堆积的地层、建造特点，地层单位之间的接触关系来分析，裂陷槽是发育在太古宙克拉通基底之上，受控于近东西向深断裂发生南北向伸展裂解阶段。燕山裂陷槽北部为内蒙地轴，这是华北陆块北缘一个近东西向的轴状隆起带，从古元古代基底形成以来长期处于裸露的正性状态，阻隔了中元古代海侵向北延伸，内蒙地轴南缘的长寿深断裂带成为燕山裂陷槽的北界，其南部边界大致沿青龙、迁西至蓟县以南一线，而隐没在第四系之下。由于南北向的拉张应力作用，裂陷槽随断裂的伸展不断下陷，初期的碎屑建造反映的沉积格局显示沉积中心区和最大厚度分布区呈一近东西向的条带状，与北侧深断裂基本平行。但在裂陷槽南部，由于北北东向断裂的发育，形成带状隆起，将裂陷槽分为东部的燕山海槽和西部的宣龙海湾，并具有向南西延伸特点，非常类似于三叉型裂谷系（王鸿祯，1990）。在整个裂陷槽的发生发展全过程中总体表现为不断下陷，其间出现过几次局部平稳上升，如大红峪期末的青龙抬升，高于庄期末的滦县抬升，铁岭期末的芹峪上升，青白口纪下马岭期末的蔚县上升，造成区域性或局部间断面，在间断面上下地层均表现为平行不整合或假整合接触，表明均未发生压缩褶皱变形、构造运动十分平静。青白口纪末的蓟县运动未经褶皱和剧烈的岩浆活动而结束了燕山裂陷槽的演化历史。 根据已获得的有关确定地层单位界线构造抬升运动、岩浆活动的年龄资料，建立裂陷槽演化的构造－年龄格架（表1-1）。 表1-1　燕山裂陷槽中、新元古代构造－年代格架 第一阶段，裂陷的发生发展阶段，以大红峪组中后期火山喷发达到顶峰，其后迅速转入消亡为特点。现已测得大红峪组火山岩单颗粒锆石U-Pb一致线年龄为（1625.3±6.2）Ma（陆松年等，1991），因此可将第一阶段同第二阶段的年代界线定为1600Ma。关于底界的年龄，尚未测得较准确的数据，暂定为1800Ma（陆松年，1992）。 第二阶段，过渡阶段，同第三阶段的年代界线，据已获得的雾迷山组顶部燧石40Ar/39Ar年龄为（1206±27）Ma和（1208±22）Ma（王松山等，1995），定为1200Ma。 第三阶段，克拉通盆地阶段，其青白口系顶界，据已有年龄资料定为800Ma。 燕山裂陷槽构造演化大体表现为2亿年为一个周期变化。第一阶段（1800～1600Ma），从总体来说，燕山裂陷槽从近东西向破裂为主，表现近南北向伸展。第二阶段，高于庄期（1600～1400Ma），由于向西南（向五台古陆）和向东（向山海关古陆）的大规模海侵，盆地长轴方向除继续为近东西向，南端向西南分叉为北东－南西向。杨庄－雾迷山期（1400～1200Ma），由于向南（向现在华北平原中部）海侵，盆地长轴转为南北向。洪水庄－铁岭期（1200～1000Ma）沉积盆地向北退缩，长轴方向转为东西向。燕山裂陷槽在800Ma以后就隆升成陆。如果沉积盆地的长轴代表伸展的应力场的话，那么裂陷槽沉积盆地的长轴方向的改变，可以说在裂陷槽发生发展过程中，其构造环境的应力场发生了变化。 二、岩浆活动 中元古代早期，燕山裂陷槽发生的中后期阶段出现了火山喷发活动。可分为早、晚两期，其性质和规模都有较大的差异。 早期（串岭沟期）为钙碱性的基性火山—超浅成侵入活动，它表现为角砾（集块）岩筒、薄层具杏仁构造的熔岩和贯入围岩的闪长玢岩岩脉。这一期的岩石化学成分以富钠（Na2O2.53%～3.50%），贫钾（K2O0.15%～0.85%）为特征，其分布范围也较局限。 晚期（团山子－大红峪期）裂陷作用进一步发展，沿深断裂岩浆上涌增强，导致大量的岩浆喷发，以平谷县北山至天津蓟县一带为例，从团山子期开始到大红峪期为止，形成了东西长150km，南北宽5～20km的火山岩带。从大红峪组的火山岩系等厚线都反映了它们受控于东西向隐伏断裂。它既有强烈爆发而成的火山角砾岩（集块岩），也有熔岩和火山凝灰岩类，以及脉状穿插的钾质辉绿岩、煌斑岩、正长斑岩等。熔岩为偏基性的碱性岩，岩石化学特征为贫硅（SiO236.14%～44.06%）、富钾（K2O8.25%～11.93%）、低钠（Na2O0.14%～0.24%），普遍富含超基性岩、基性岩的特征元素（Cr、Ni、Co、Ti），FeO/MgO值也较低（1.43～2.44），分异差，显示原始岩浆的性质。同时钾含量很高，又富有酸性岩浆的特征元素（Be、Ba、Zr、Sr等），显然是有壳源物质的加入（任富根，1999）。已测得大红峪组火山岩单颗粒锆石U-Pb一致年龄值为（1625.3±6.2）Ma（陆松年等，1991），团山子组火山岩自生锆石U-Pb不一致线上交点年龄为（1683±67）Ma（李怀坤等，1995），代表了火山岩的形成年龄。