苏北盆地构造演化研究进展

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1、苏北盆地构造演化研究进展邱海峻１，许志琴２，乔德武苏北盆地位于江苏省东北部，属苏北－南黄海盆地西部的陆上部分，总体走向北东（图１）［１］，延伸长度大于２６０ｋｍ，面积约３８０００ｋｍ２。盆地西界为郯庐断裂，北接苏鲁造山带，向东伸入黄海，南以扬州—如皋一线为界。地球物理和钻井资料证实，古生代以来的沉积厚度超过１１０００ｍ，其中古近纪断陷沉积厚度超过６０００ｍ，新近纪坳陷沉积厚度１０００～１３００ｍ［２］。盆地自形成后经历了多期构造运动的改造，具有构造分割性强的特点。盆地内发育近东西向的“一隆两坳”的构造格局，自

2、北向南分别为盐阜坳陷、建湖隆起、东台坳陷，２个坳陷又由数个单断裂谷式凹陷所组成［３］。在大地构造上，苏北盆地位于中、新生代西太平洋构造域的弧后区，属下扬子构造－沉积区的一部分。华北板块与下扬子板块的碰撞造山带位于其北部，东部为环太平洋构造域，使该地区保留有丰富的古构造信息和物质记录，特殊的构造位置使其构造演化的研究一直是热点问题。近年来，随着地质、钻井和地震资料的逐渐丰富，不同学者对其构造演化取得了许多新的认识。１苏北盆地基底特征1.1盆地基底苏北盆地位于苏鲁造山带南缘，嘉山－响水断裂带将二者分隔。苏鲁造山带

3、南缘主要出露新元古代（青白口纪）锦屏岩群（Ｐｔ２－３Ｊ）和云台岩群（Ｐｔ２－３Ｙ），向北过渡为太古宙—古元古代东海群／胶南群。在连云港锦屏山、云台山地区出露有较为完整的新元古代岩层。下部锦屏岩群的原岩为一套含磷碳酸盐岩－碎屑岩建造，夹碱性玄武岩，属初始裂陷海槽沉积；上部云台岩群的原岩为一套细碧－石英角斑质和碱流纹质火山－沉积建造，形成于弧后张裂边缘海环境［４，５］。苏鲁造山带南侧主要为北东、北东东向构造，表现为一系列向北西逆冲推覆的构造岩片及其间强烈的褶皱［５］。苏北盆地夹持于苏鲁造山带和江南隆起之间，不同程

4、度地保留着震旦系—中三叠统海相沉积盖层，在皖中保留有这些盖层，但上古生界已剥蚀殆尽［６］。因此，其基底具有３层结构的特征，即中元古界变质岩基底、扬子地台海相中生界—古生界基底和中、上三叠统—下白垩统活动陆缘型海陆过渡相、陆相碎屑岩类、中酸性火山岩基底。由于中、新生代盆地的基底多为中生界—古生界破碎的沉积层，而非刚性基底，在断陷发育过程中，受基底影响，盆地内部构造非常破碎，所形成的构造圈闭主要为复杂的小断块。１.2盆地深部构造深部构造是浅部中、新生代盆地构造形成的基础，二者有一定的成因联系，如松辽盆地深部是莫霍

5、面隆起，其起伏状态与中、新生代沉积盆地的宏观面貌成镜相关系。王魏等［７］认为，苏北盆地莫霍面为一东西走向且与上部断陷盆地呈同相关系的负相构造，中生界—古生界推覆构造发育，新生界为北东至东西向构造体系，断裂分布总体为北东向和北西向，北西向断裂控制着地层的保存、火山岩的发育，北东向构造起配套作用。马力等［８］曾指出，苏北盆地的莫霍面深度与第三纪沉积厚度呈同相而非镜相倒映关系，经典的裂谷盆地理论无法解释其形成机理，可应用“单剪切继承性薄皮盆地”模式阐明盆地的形成机制，并指出壳内低速层是引张过程中物质不均衡的调节层，

6、边界大断层力学性质的转换（逆冲、推覆转为引张滑动）和帚状断裂体系构造骨架的继承，是盆地构造演化的重要特点。对盆地北侧紧邻的苏鲁造山带深部构造的研究也取得了许多进展。徐佩芬等［９］采用地震层析成像技术，在大别－胶南造山带东延的胶南碰撞带深部发现了鳄鱼（楔状）构造，认为中朝板块的地壳在１６～２５ｋｍ的深处可以呈楔状向南插入扬子板块地壳和岩石圈地幔之间，可达８０ｋｍ以上。这表明尽管在地表碰撞带的主断层面是向南倾斜的，而深部则是向北倾斜的。扬子板块在地表呈向北仰冲的状态。而大别东段的剖面则表明，扬子板块和大别板块楔入

7、了中朝板块的莫霍面附近［１０］。杨文采等［１１］通过郯城－涟水综合地球物理剖面研究认为，印支期扬子克拉通向苏鲁下方俯冲，而苏鲁地体向北倾斜，形状类似于“地幔楔”。嘉山－响水断裂带具有不对称断陷裂谷的性质，很可能是郯庐古裂谷系的一个裂谷支。因此，苏北盆地的深部构造与北部苏鲁造山带和西部郯庐断裂深部构造的关系仍是一个值得关注的问题。２苏北盆地形成机制关于盆地形成和演化的主流观点，仍是用“拉张作用”和“裂谷盆地”来解释成因的，即板块俯冲引起地幔物质上拱、导致壳层裂陷等一系列连锁反应的结果。杨琦等［２］认为，苏北盆地

8、是由多期、多类型盆地叠加的复合残留盆地，自元古宙下扬子板块形成后，主要经历了古—中生代地台、中生代前陆盆地、走滑拉分盆地时期和新生代断陷、坳陷盆地时期。在古—中生代发展过程中是一个整体，晚白垩世盆地演化出现分化，发育伸展盆地群，形成一系列叠置在中、古生代盆地之上的箕状断陷，箕状断陷的发育受中—古生界内部先存逆冲断裂的控制。刘玉瑞等［１２］认为，苏北盆地主要受伸展和右行走滑双重应力地质作用影响，右行扭