楊文濤，王敏，杜遠(yuǎn)生

)河南理工大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院，河南焦作，454003；2)中國地質(zhì)大學(xué)生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，武漢，430074

內(nèi)容提要：中生代是濟(jì)源盆地形成并發(fā)展的重要時(shí)期。秦嶺造山帶在晚三疊世造山以及太行山在中侏羅世隆升對(duì)濟(jì)源盆地的沉積格局產(chǎn)生了顯著影響，這段時(shí)間，盆地始終處在一個(gè)盆山相互作用的階段，將盆地與造山帶的構(gòu)造演化聯(lián)系起來，有利于更好的認(rèn)識(shí)這一構(gòu)造沉積響應(yīng)過程。本文通過對(duì)濟(jì)源盆地中生代地層、沉積及其充填特征的研究，將盆地中生界劃分為4個(gè)構(gòu)造層序：TS1、TS2、TS3、TS4，其中TS1充填了下三疊統(tǒng)劉家溝組、和尚溝組和中三疊統(tǒng)二馬營組、油房莊組，它是在揚(yáng)子、秦嶺及華北板塊匯聚的背景下形成的內(nèi)陸克拉通型層序。TS2、TS3分別充填了上三疊統(tǒng)椿樹腰組、譚莊組和下侏羅統(tǒng)鞍腰組(義馬組)、中侏羅統(tǒng)楊樹莊組，它們都具有前陸盆地型充填特征，分別響應(yīng)的是秦嶺造山帶造山作用沿洛南—欒川斷裂以及三門峽—魯山—舞陽斷裂發(fā)生的逆沖推覆作用。TS4充填的是中侏羅統(tǒng)馬凹組，受太行山隆升作用的影響，形成了厚層的磨拉石堆積。在此基礎(chǔ)上，可將濟(jì)源盆地盆山系統(tǒng)演化歸為3個(gè)階段：早—中三疊世大陸基底隆升與內(nèi)陸克拉通型盆地，晚三疊世—中侏羅世早期秦嶺造山與前陸盆地，中侏羅世晚期太行山隆升與山間盆地。顯然，濟(jì)源盆地響應(yīng)了秦嶺造山及太行山隆升，秦嶺造山帶晚三疊世造山表現(xiàn)為兩次逆沖推覆作用，而太行山主體隆升應(yīng)在中侏羅世晚期，標(biāo)志著華北克拉通破壞進(jìn)入高峰期。

濟(jì)源盆地南部緊鄰秦嶺造山帶，西北部接壤太行山脈(圖1)，東部受華北板塊于中三疊世末期大面積抬升的影響，盆地范圍僅局限在開封凹陷以西(吳智平等，2007)，它是在晚古生代華北克拉通的基礎(chǔ)上繼承和發(fā)展起來的中生代盆地。中三疊世末期，秦嶺造山帶進(jìn)入主造山階段，揚(yáng)子、秦嶺及華北3個(gè)板塊分別沿勉略、商丹兩條縫合帶匯聚拼合，形成統(tǒng)一的中國大陸雛形，同時(shí)強(qiáng)烈的造山作用也控制著造山帶周緣盆地的形成與演化。目前，秦嶺造山帶與周緣盆地盆山系統(tǒng)研究，主要集中在合肥盆地(Wan Yusheng et al.，2005；Liu Shaofeng et al.，2010)、松潘—甘孜盆地(Weislogel et al.，2006；Enkelmann et al.，2007)、江漢盆地(Wang Yuejun et al.，2009；Yang Jianghai et al.，2010)，而濟(jì)源盆地相關(guān)方面的研究較少，對(duì)該盆地的認(rèn)識(shí)則主要表現(xiàn)在地層及沉積環(huán)境解釋等方面(吳賢濤，1985；吳智平等，2002；齊永安等，2007；胡斌等，2009)。本文系統(tǒng)總結(jié)濟(jì)源盆地中生代以來的沉積學(xué)特征，分析其構(gòu)造控制因素，從盆山系統(tǒng)的角度，闡述秦嶺造山帶印支期造山作用控制下的濟(jì)源盆地演化特征。

另一方面，中生代后期，由于古太平洋板塊的俯沖作用以及蒙古—鄂霍次海的閉合，使華北克拉通動(dòng)力學(xué)體制發(fā)生重大轉(zhuǎn)折，進(jìn)而導(dǎo)致華北克拉通巖石圈減薄、地幔性質(zhì)轉(zhuǎn)變、殼內(nèi)大規(guī)模韌性變形與巖漿活動(dòng)、早白堊世出現(xiàn)大量伸展構(gòu)造以及與之相伴的巖漿活動(dòng)和巖石圈地幔物性的改變，標(biāo)志著華北克拉通遭受到了破壞，而破壞的空間范圍主要發(fā)生在太行山以東地區(qū)(朱日祥等，2012)。羅照華等(2006)認(rèn)為華北板內(nèi)造山過程是理解巖石圈巨大減薄機(jī)制的關(guān)鍵，因而太行山脈的隆升與華北克拉通東部破壞必然有著密切的聯(lián)系，其隆升作用也必將對(duì)處于東南部的濟(jì)源盆地產(chǎn)生影響，能否從濟(jì)源盆地中找到相關(guān)的沉積記錄，將關(guān)系到對(duì)控制盆地演化動(dòng)力學(xué)體制轉(zhuǎn)變的認(rèn)識(shí)以及豐富太行山隆升過程的研究并提供新的證據(jù)。

1 地質(zhì)背景

華北克拉通內(nèi)部廣泛存在著3.3～3.8 Ga的古老物質(zhì)(劉敦一, 1991; Zheng Jianping et al. , 2004; 高林志等, 2005)，它們以微陸塊的形式于新太古代末期(2.5 Ga)拼合在一起(Zhai Mingguo et al., 2000; Wan Yusheng et al., 2009)，形成最初的克拉通化。隨后，古元古代晚期(1.8Ga)的構(gòu)造事件對(duì)華北太古宙克拉通進(jìn)行了一次大的改造，使之最終完成克拉通化，之后至早中生代一直保持相對(duì)穩(wěn)定，并保存有巨厚的太古宙巖石圈根(Xu Yigang，2001；Gao Shan et al., 2002)。在華北克拉通漫長的沉積演化歷程中，盡管也遭受到了多期不同程度的改造作用，對(duì)華北克拉通產(chǎn)生了一定的影響，但并沒有改變其克拉通整體穩(wěn)定性的基本屬性，其動(dòng)力主要來自于克拉通邊緣板塊的構(gòu)造活動(dòng)。

濟(jì)源盆地位于華北克拉通南部，寒武紀(jì)以來的盆地演化與秦嶺造山帶密切相關(guān)。寒武紀(jì)早期，受商丹洋盆擴(kuò)張作用的影響，華北南部發(fā)生沉降，形成由北向南緩傾的陸棚—斜坡環(huán)境，大規(guī)模的海進(jìn)作用使得新元古代末期—早寒武世初期原本處于剝蝕區(qū)的華北古陸形成寒武系—奧陶系的海相碎屑巖—碳酸鹽巖沉積體系。中奧陶世末，華北地臺(tái)南北兩側(cè)洋盆洋殼的相向俯沖，導(dǎo)致洋盆的封閉和弧—陸碰撞，其綜合效應(yīng)是華北地臺(tái)整體隆升，陸表海消失轉(zhuǎn)變成為古陸，從而缺失了上奧陶統(tǒng)—下石炭統(tǒng)沉積(黃澤光和高長林，2007)。當(dāng)揚(yáng)子和華北板塊于泥盆紀(jì)基本對(duì)接之后，并未立即顯示出明顯的陸—陸碰撞造山跡象。殷鴻福和張克信(1998)提出“非Wilson 旋回”，其特點(diǎn)是在造洋階段的多島洋、俯沖對(duì)接階段的軟碰撞和由此產(chǎn)生的多旋回造山。針對(duì)秦嶺存在先后兩個(gè)縫合帶的具體情況，提出了另一種可能解釋是：秦嶺碰撞造山經(jīng)歷了點(diǎn)碰撞、面碰撞到全面碰撞的漫長過程，造山帶在總體會(huì)聚收縮的基礎(chǔ)上，又復(fù)合了相對(duì)擴(kuò)張，特別是勉略洋盆的孕育、發(fā)展和形成過程標(biāo)志著南秦嶺巖石圈當(dāng)時(shí)主要應(yīng)處于伸展?fàn)顟B(tài)，這必然會(huì)緩沖和延緩大規(guī)模的揚(yáng)子與華北之間的陸—陸碰撞造山運(yùn)動(dòng)的發(fā)展(張國偉等，1996，2001；賴紹聰和張國偉，1999)。在秦嶺造山帶晚古生代伸展背景下，華北地臺(tái)于晚石炭世整體沉降接受沉積，海水由北東方向的本溪地區(qū)向南西侵入，初始形成本溪組，以障壁島、瀉湖、潮坪為主體的復(fù)合沉積體系。早二疊世，由于華北板塊與西伯利亞板塊發(fā)生了全面碰撞造山作用，在板塊北緣活動(dòng)帶形成了興蒙造山帶，同時(shí)早古生代弧—陸碰撞形成的加里東期陰山造山帶進(jìn)一步隆升，華北地臺(tái)整體發(fā)生了較大規(guī)模的北升南降的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，由此改變了本溪組北低南高的古地形，而成為北高南低，主體向南傾斜的不對(duì)稱坳陷型盆地。在該構(gòu)造背景下，海侵向南擴(kuò)大，主要表現(xiàn)為太原組明顯向南超覆，以潮坪—沼澤、瀉湖、臺(tái)地相沉積為特征。中二疊世，華北地臺(tái)北部持續(xù)抬升，盆地的沉降—沉積中心逐步向南遷移，山西組和石盒子組整體上表現(xiàn)為三角洲沉積體系，適宜的古地理、古氣候條件有利于煤層的形成，根據(jù)商州—洛南一帶石盒子組煤系地層的發(fā)育特征，推測(cè)此時(shí)，盆地南部邊界可能已接近商丹斷裂。晚二疊世，秦嶺微板塊與華北板塊的碰撞擠壓作用加劇，北淮陽及其北側(cè)隆升成山，與北秦嶺一起成為華北板塊南部穩(wěn)定的物源區(qū)，由于地勢(shì)夷平，各地晚二疊世晚期沉積特征更趨一致，形成干旱氣候條件下的紅色河湖相碎屑沉積，華北盆地進(jìn)入克拉通內(nèi)陸坳陷盆地演化階段。早—中三疊世，濟(jì)源盆地仍然屬于華北克拉通內(nèi)陸坳陷盆地南部的重要組成部分，同時(shí)延續(xù)了晚二疊世的干熱氣候，陸相紅色碎屑沉積發(fā)育。晚三疊世，揚(yáng)子、秦嶺與華北板塊碰撞拼貼，致使華北東部大面積抬升遭受剝蝕，盆地范圍向西部退縮，但濟(jì)源地區(qū)仍接受著連續(xù)沉積，氣候濕潤，并形成了數(shù)套油頁巖系。早侏羅世—中侏羅世早期，受秦嶺造山帶逆沖推覆作用的影響，濟(jì)源盆地地層巖性特征產(chǎn)生了差異，在義馬地區(qū)沉積了義馬組，以厚層底礫巖與煤層為特征，而在濟(jì)源地區(qū)則形成了鞍腰組的濁流沉積與楊樹莊組的濱淺湖沉積。中侏羅世晚期，濟(jì)源盆地演化以馬凹組巨厚層磨拉石沉積為標(biāo)志進(jìn)入了末期階段。

圖1 濟(jì)源盆地地質(zhì)簡圖Fig. 1 Schematic geological map of the Jiyuan Basin

2 地層

濟(jì)源盆地中生界發(fā)育較為完整且連續(xù)(圖1)，早期對(duì)其底界的劃分一直存在著爭議(平頂山砂巖頂界或底界、孫家溝組頂界或劉家溝組頂界)，后經(jīng)過龐其清(1989)、胡社榮等(1990)、張抗(1991)等人的研究，現(xiàn)在普遍認(rèn)為其底界應(yīng)定在孫家溝組頂界與劉家溝組底界之間，而其頂部在濟(jì)源地區(qū)為中侏羅統(tǒng)馬凹組(圖2)，然而在馬凹組之上，不整合覆蓋了一套紅色碎屑巖系，命名為韓莊組，對(duì)韓莊組的時(shí)代劃分也存在著爭議，王斌在最初定名時(shí)，將其歸為上侏羅統(tǒng)，后于1995年對(duì)豫深2井和濟(jì)基1井中輪藻化石分子的研究，將其重新劃入古近系(王斌和王天佑，1995)。張功成(1997)在《濟(jì)源凹陷盆地結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征與油氣勘探前景》一文中，將韓莊組歸入下白堊統(tǒng)。目前，對(duì)這套紅層的時(shí)代歸屬研究，仍然很匱乏，這為本文研究帶來了難度，也是后續(xù)研究的重要素材，暫將其頂界定在馬凹組頂界與韓莊組底界之間。而義馬地區(qū)在上三疊統(tǒng)之上不整合覆蓋了義馬組，義馬組的時(shí)代歸屬，也存在一些爭論，王從風(fēng)(1983)發(fā)現(xiàn)義馬組含有Cyathidites—Cycadopites孢粉組合，具備早—中侏羅世孢粉組合的特征?？得鞯?1984)對(duì)義馬北露天礦及東孟村獲得大量義馬組植物化石的研究，將義馬組定為中侏羅世早期。楊世蓉(1994)首次發(fā)現(xiàn)義馬組礫巖段的孢粉組合以蕨類孢子為主，裸子植物花粉次之，其中常見的類型為Classopollis，其時(shí)代為早侏羅世。陳金華和章伯樂(1997)采集義馬組下部層位珠蚌類化石做生物區(qū)系特征對(duì)比分析，認(rèn)為義馬組化石層屬早侏羅世晚期。吳賢濤(1985)對(duì)濟(jì)源盆地濁流沉積特征的研究，認(rèn)為盆地西南部沉積的扇礫巖及扇形三角洲礫巖與盆地北部濟(jì)源一帶形成的濁流沉積是同一個(gè)時(shí)代。歸納起來，義馬組底部的砂礫巖可認(rèn)為是早侏羅世晚期的沉積，并且可以與濟(jì)源地區(qū)鞍腰組濁積巖在時(shí)代上進(jìn)行對(duì)比，而上部含煤層段的時(shí)代可能為中侏羅世早期，有可能與濟(jì)源地區(qū)楊樹莊組湖相的粉砂巖、泥巖對(duì)應(yīng)。義馬組之上不整合覆蓋了東孟村組，其時(shí)代為上白堊統(tǒng)(潘澤成等，2008)，但是濟(jì)源、義馬兩地該時(shí)期可能已經(jīng)不成為一個(gè)統(tǒng)一的盆地，本文對(duì)該組也不予討論。

圖2 濟(jì)源盆地中生代實(shí)測(cè)剖面柱狀圖Fig. 2 Measured section from the Mesozoic Jiyuan Basin

下三疊統(tǒng)自下而上包括劉家溝組和和尚溝組。劉家溝組以紫紅色細(xì)砂巖與泥巖互層為特征(圖3a)，其巖性、巖相在廣大地區(qū)基本穩(wěn)定，在義馬、新安、濟(jì)源、登封、宜陽、平頂山等地均有分布，厚度在100～260m之間，為炎熱干燥氣候條件下河流相沉積。和尚溝組以磚紅色泥巖、砂質(zhì)泥巖、粉砂巖為主(圖3b)，夾紫紅色中—細(xì)粒砂巖及數(shù)層細(xì)礫巖，屬炎熱干燥氣候條件下的濱、淺湖相沉積。本組在濟(jì)源官洗溝最厚達(dá)473.5m，在王屋北部厚297m，義馬常窯厚275.5m，向南至宜陽縣廟溝厚310m，登封王堂厚228.7m。

圖3 濟(jì)源盆地早—中三疊世地層剖面照片F(xiàn)ig. 3 Outcrop photos from the Lower to Middle Triassic of the Jiyuan Basin

中三疊統(tǒng)自下而上包括二馬營組和油房莊組。二馬營組以灰黃色細(xì)砂巖與紫紅色泥巖互層為特征(圖3c)，表現(xiàn)為河流相沉積。本組在濟(jì)源西部王屋厚551.7m，義馬常窯一帶厚609.1m，宜陽廟溝厚598m，登封一帶本組變薄，大金店南厚度大于322m，李溝僅厚179.2m。油房莊組主要為灰黃色、土黃色中厚—厚層狀細(xì)砂巖、粉砂巖與紫紅色、黃綠色粉砂質(zhì)泥巖、泥巖互層(圖3d)。本組在濟(jì)源厚975.8m，向西南有變薄的趨勢(shì)，在義馬常窯附近僅厚350.1m，宜陽高門厚488m，登封穎陽厚694m，屬河流—濱淺湖相沉積。

上三疊統(tǒng)自下而上包括椿樹腰組和譚莊組。椿樹腰組為灰黃色、黃綠色細(xì)砂巖、粉砂巖與灰綠色、黃綠色泥巖互層(圖4a)，夾米黃色巨厚層狀中—細(xì)粒砂巖及7～8層煤線。本組主要為潮濕氣候條件下的濱淺湖沉積，在濟(jì)源厚510m，在義馬厚967.5m。譚莊組是一套半深湖—深湖、淺湖和濱湖及河流三角洲相沉積，巖性特征主要為米黃色、黃綠色泥巖與黃灰色、灰色粉砂巖互層，下段夾中—細(xì)粒砂巖及灰色碳質(zhì)泥巖和多層煤線，上段夾多層煤線及油頁巖(圖4b)，頂部為一層灰白色粘土。該組在濟(jì)源厚770m，向西南至義馬地區(qū)與義馬組角度不整合接觸，厚度為563.2m。

下侏羅統(tǒng)鞍腰組是一套含濁流沉積的湖相地層(圖4c)，分布局限，僅見于濟(jì)源市鞍腰村、馬凹村、譚莊村及張莊村一帶。巖性主要為淺灰、灰黃色中厚—厚層狀細(xì)砂巖、薄—中厚層狀鈣質(zhì)粉砂巖與灰綠、淺灰色泥質(zhì)粉砂巖、鈣質(zhì)泥巖互層，細(xì)砂巖中發(fā)育槽模、重荷模及沖刷痕等底面構(gòu)造。該組對(duì)應(yīng)在義馬地區(qū)為義馬組底礫巖(圖4d)，礫石成分主要為石英巖，大小不一，最大礫徑可達(dá)30～40cm，小者不足2cm，磨圓較差，分選不好，排列無明顯方向性。

圖4 濟(jì)源盆地晚三疊世—中侏羅世地層剖面照片F(xiàn)ig. 4 Outcrop photos from the Upper Triassic to Middle Jurassic of the Jiyuan Basin

中侏羅統(tǒng)自下而上包括楊樹莊組和馬凹組，楊樹莊組為一套淺湖相夾少量濱湖相沉積，其巖性由灰綠、灰黃色細(xì)砂巖、粉砂巖、砂質(zhì)泥巖和泥巖組成(圖4e)，偶夾灰黑色碳質(zhì)泥巖，底部細(xì)砂巖中發(fā)育紫紅色細(xì)礫巖透鏡體，該礫巖在濟(jì)源三皇村剖面可見，而在花石村剖面不發(fā)育。該組對(duì)應(yīng)在義馬地區(qū)為義馬組灰、灰黑色中—厚層狀細(xì)砂巖、粉砂巖及砂質(zhì)泥巖，含多層煤層。馬凹組下部以紫紅色巨厚層狀細(xì)礫巖、灰白色含礫粗砂巖與粗粒砂巖為主(圖4f)，砂巖中含鐵質(zhì)結(jié)核，發(fā)育大型槽狀、楔狀交錯(cuò)層理和正粒序?qū)永?；上部由褐紅、紫紅色、黃綠色細(xì)砂巖、粉砂巖和泥巖組成，在花石村一帶逐漸尖滅。該組與下伏楊樹莊組不整合接觸，在濟(jì)源三皇村剖面厚83.6m，在花石村厚54.5m。

3 構(gòu)造層序

構(gòu)造層序描述構(gòu)造控制下的層序地層組合及其所記錄的盆地演化特征，強(qiáng)調(diào)構(gòu)造演化、層序演化、沉積演化、成盆演化四位一體的研究思路，利用該方法對(duì)盆地充填的幾何形狀及大規(guī)模的沉積層序的研究，能夠較好的反映盆山耦合關(guān)系及過程(胡宗全，2004)。本文通過對(duì)濟(jì)源盆地層序格架內(nèi)沉積充填特征的研究，來討論秦嶺、太行山隆升與盆地的耦合關(guān)系，而對(duì)盆地內(nèi)構(gòu)造不整合面的認(rèn)識(shí)是這一研究的基礎(chǔ)。濟(jì)源盆地中生界中，出現(xiàn)過3次重要的不整合界面或與之對(duì)應(yīng)的整合界面，它們分別位于中三疊統(tǒng)與上三疊統(tǒng)、上三疊統(tǒng)與下侏羅統(tǒng)以及中侏羅統(tǒng)下部與中侏羅統(tǒng)上部之間，借助這3條界線，可將濟(jì)源盆地中生界劃分為4個(gè)構(gòu)造層序，由下至上分別命名為TS1、TS2、TS3和TS4。

3.1 構(gòu)造層序TS1

構(gòu)造層序TS1的底部為劉家溝組，而其頂界為中三疊統(tǒng)與上三疊統(tǒng)之間的角度不整合對(duì)應(yīng)的整合界面，該不整合面在河南開封以東廣泛存在(楊明慧等，2012)，其形成可能和揚(yáng)子、秦嶺及華北板塊的碰撞、拼接方式有關(guān)，劉少峰等(1999)認(rèn)為揚(yáng)子與華北板塊的碰撞存在東早西晚、東強(qiáng)西弱的特點(diǎn)，古秦嶺洋表現(xiàn)為自東向西的“剪刀式”閉合，位于東部的大別—蘇魯造山帶在中三疊世的碰撞造山(Jiang Yaohui et al., 2010)，造成華北地區(qū)東部大面積抬升，以隆升剝蝕為主，并蔓延至河南開封，形成華北東部廣泛存在的角度不整合界面。然而，位于河南西部的濟(jì)源地區(qū)，仍接受著連續(xù)的沉積，根據(jù)巖性、沉積序列的變化，可將這一不整合在河南西部對(duì)應(yīng)的整合界面定在油房莊組與椿樹腰組之間(吳智平等，2007)。

濟(jì)源盆地下、中三疊統(tǒng)屬華北大型內(nèi)陸湖盆的一部分，整體上表現(xiàn)為內(nèi)陸干熱氣候條件下的河湖相雜色砂泥巖沉積，巖性、巖相及厚度分布穩(wěn)定，原始沉積厚度整體在1500～2500m之間，在河南省東北部濮陽、安陽一帶，恢復(fù)地層厚度在2000～2500m(周興熙和袁容，1984)，西南部的濟(jì)源、義馬、登封一帶，厚度也達(dá)到1200～2200m，東南部開封、周口一帶地層厚度分別為1795m、1292m，并且頂部油房莊組存在部分剝蝕現(xiàn)象。由此繪制沉積等厚線圖，可以看出地層厚度向盆地內(nèi)部增加(圖5a)，說明其沉降中心仍位于盆地內(nèi)部。從巖性特征來看，下、中三疊統(tǒng)整體上表現(xiàn)為內(nèi)陸干熱氣候條件下的河湖相紫紅色、灰黃色砂泥巖沉積，在豫西濟(jì)源、義馬地區(qū)，細(xì)砂巖含量較高，砂泥比值接近0.75，沉積環(huán)境表現(xiàn)為曲流河及濱淺湖相的交替出現(xiàn)，在東部濮陽及鄰區(qū)，粉砂巖、泥巖含量較高，砂泥比值為0.14，沉積環(huán)境以淺湖相沉積為主，而在南部周口地區(qū)及西南部登封地區(qū)，砂泥比值分別為2、1.8，它們以曲流河沉積為特征。對(duì)于TS1構(gòu)造層序來說，其相對(duì)穩(wěn)定的沉積面貌以及垂向剖面中頻繁的沉積小旋回，說明物源的供給有限，構(gòu)造坳陷與沉積充填作用始終處在一個(gè)較為均衡的狀態(tài)，伴隨地層基準(zhǔn)面的緩慢上升和可容納空間的低速增長，沉積速率始終保持在可容納空間增量小范圍內(nèi)上下波動(dòng)的緩慢轉(zhuǎn)換狀態(tài)，在該背景下，當(dāng)沉積速率略高時(shí)，形成曲流河沉積，反之，則形成濱淺湖沉積。由此可知，TS1層序的形成與內(nèi)陸克拉通性質(zhì)的沉降和沉積物供應(yīng)量有關(guān)。

3.2 構(gòu)造層序TS2

構(gòu)造層序TS2的底部為椿樹腰組，其頂界為上三疊統(tǒng)與下侏羅統(tǒng)之間的不整合。該不整合在河南義馬地區(qū)尤為突出，表現(xiàn)為下—中侏羅統(tǒng)義馬組底礫巖層與上三疊統(tǒng)譚莊組的角度不整合接觸，在濟(jì)源地區(qū)對(duì)應(yīng)譚莊組與鞍腰組之間。不整合面的形成與秦嶺造山帶造山作用向盆地內(nèi)推進(jìn)，促使華北南緣后陸褶皺逆沖帶的活動(dòng)相關(guān)，該逆沖帶沿三門峽—魯山—舞陽斷裂發(fā)生逆沖推覆作用(劉少峰和張國偉，2008)，導(dǎo)致相鄰的義馬地區(qū)形成較厚的底礫巖層。雖然該底礫巖層并沒有向北延伸到濟(jì)源地區(qū)，但鞍腰組大套的濁流沉積仍然指示著盆地充填特征的改變，因此，本文將該不整合面在濟(jì)源地區(qū)對(duì)應(yīng)的整合界面定在上三疊統(tǒng)譚莊組與下侏羅統(tǒng)鞍腰組之間。

圖5 濟(jì)源盆地各充填階段沉積等厚線圖Fig. 5 Isopach map of the four depositional stages in the Jiyuan Basin

TS2構(gòu)造層序由椿樹腰組和譚莊組構(gòu)成，該時(shí)期，河南東部的普遍抬升和西部的構(gòu)造沉降，沉積面貌有著較大的改變，逐漸由早期的淺水河—湖相沉積過渡為半深水—深水沉積，這期間除了譚莊組下段出現(xiàn)過短暫的曲流河沉積外，沒有再出現(xiàn)過其他復(fù)雜的轉(zhuǎn)變，沉積環(huán)境的過渡較為連續(xù)。椿樹腰組沉積時(shí)期，在義馬、濟(jì)源等地，沉積環(huán)境以濱淺湖沉積為主，而在登封地區(qū)出現(xiàn)少量的泥灰?guī)r及油頁巖的夾層，伊川地區(qū)椿樹腰組上部，部分地區(qū)也出現(xiàn)了灰黑色泥頁巖及薄層泥質(zhì)白云巖層，顯示了盆地在平行(近EW 向)和垂直(近SN向)于秦嶺造山帶方向上，沉積環(huán)境出現(xiàn)了些許差異。沉積厚度在濟(jì)源承留鎮(zhèn)附近為513m，在義馬苗園至許溝一帶為968m，伊川地區(qū)東部厚248m，而西部厚度則大于406m(何明喜等，1995)，登封大金店鄉(xiāng)附近僅為170m。由此可知，其沉降中心位于義馬地區(qū)，沉積中心位于義馬南部的伊川附近。譚莊組沉積時(shí)期，以油頁巖的大面積出現(xiàn)為標(biāo)志，盆地接受深水相沉積，在濟(jì)源承留鎮(zhèn)三皇村剖面中，有機(jī)質(zhì)豐度較低，一般為較差生油巖，向南至鄧5井附近，一般為好—較好生油巖，再向南到洛陽附近，生油巖也較好，在伊川盆地3001井中，有機(jī)質(zhì)豐度達(dá)到了最大，形成工業(yè)油流(劉喜杰，2003)。由此可見，譚莊組時(shí)期沉積中心位于洛陽—伊川一帶，深水區(qū)逐漸向濟(jì)源地區(qū)蔓延。沉積厚度在濟(jì)源承留鎮(zhèn)附近為771m，在義馬石佛附近為563m，伊川地區(qū)大于1219m，登封地區(qū)僅為96m，結(jié)合椿樹腰組厚度做沉積等厚線圖(圖5b)，可知盆地沉降中心在伊川—濟(jì)源連線上，厚度向四周變薄。

顯然，構(gòu)造層序TS2形成時(shí)期，盆地沉積及沉降中心明顯向秦嶺造山帶一側(cè)遷移，沉積充填特征也受到顯著的改變，如果將TS2層序劃分為低位體系域、水進(jìn)體系域和高位體系域，則低位體系域主要為椿樹腰組的淺水河—湖相沉積體系，以厚層的細(xì)砂巖、粉砂巖及相對(duì)較薄的泥巖組成。該階段低位體系域的形成與秦嶺造山帶的構(gòu)造活躍度密切相關(guān)，由于秦嶺造山帶的構(gòu)造隆升及剝蝕，為盆地提供大量沉積物，沉積速率的加快使得厚層砂巖的形成變得容易，同時(shí)，構(gòu)造負(fù)荷引起的濟(jì)源盆地沉降，也使得盆地可容納空間獲得快速增長，當(dāng)沉積物供應(yīng)量與可容納空間同時(shí)增長時(shí)，A/S值的波動(dòng)范圍就有可能較為穩(wěn)定，因此，在一個(gè)較長的時(shí)期里，盆地沉積面貌并沒有較大的改變。造山作用通常是一幕一幕的，當(dāng)造山作用微弱時(shí)，來自造山帶的沉積物供應(yīng)就受到了限制，A/S值的降低便形成了水進(jìn)體系域。水進(jìn)體系域表現(xiàn)為譚莊組半深湖—深湖沉積體系，主要由粉砂巖、泥巖組成，最大湖泛面出現(xiàn)在譚莊組的中上部，以油頁巖為標(biāo)志。高位體系域發(fā)生在譚莊組的上部，以粉砂巖、泥巖夾數(shù)層煤線和少數(shù)可采薄煤層的充填為特征，沉積環(huán)境已過渡為湖泊沼澤相。TS2層序沉積充填的特征除了沉積物逐漸變細(xì)以外，在盆地較大范圍內(nèi)，其巖性的變化并不大，如盆地北部的濟(jì)源、南部的伊川、義馬地區(qū)，都是可以對(duì)比的，特別是油頁巖的廣泛分布，說明盆緣斷裂的活動(dòng)仍距離盆地較遠(yuǎn)，盆地充填過程響應(yīng)的是造山作用引起的遠(yuǎn)端沉降，其控盆斷裂有可能為洛南—欒川斷裂，它的逆沖推覆作用控制著晚三疊世濟(jì)源盆地的形成。

圖6 下—中侏羅統(tǒng)濟(jì)源與義馬地區(qū)沉積展布圖Fig. 6 Map of sedimentary elements from the Lower to Middle Jurassic in Jiyuan and Yima Area(a) 濟(jì)源地區(qū)下—中侏羅統(tǒng)沉積相圖；(b)義馬組礫巖段砂體形態(tài)演變圖(據(jù)陳傳詩和曹運(yùn)興，1989)(a) Sedimentary facies of the Lower—Middle Jurassic in Jiyuan Area; (b) Isopach map of the sandstone from the conglomerate member of the Yima Formation(after Chen Chuanshi and Cao Yunxing，1989)

3.3 構(gòu)造層序TS3

構(gòu)造層序TS3的底部為鞍腰組(義馬組)，其頂界為中侏羅統(tǒng)下部與中侏羅統(tǒng)上部之間的不整合，在濟(jì)源地區(qū)以馬凹組底礫巖層與楊樹莊組的不整合為標(biāo)志。通過比較楊樹莊組與馬凹組底礫巖的分布特征，在三皇村剖面中，楊樹莊組底部是存在一層底礫巖的，而位于三皇村東南邊的花石村剖面中則表現(xiàn)為連續(xù)沉積，直到馬凹組沉積時(shí)期，底礫巖才在全區(qū)分布，由此可知，底礫巖呈現(xiàn)出由西北向東南的進(jìn)積特征，這與盆地南部的秦嶺造山帶顯然沒有關(guān)系，很可能是位于盆地北部太行山隆升作用的結(jié)果。

TS3構(gòu)造層序在濟(jì)源地區(qū)由鞍腰組和楊樹莊組構(gòu)成，而在義馬地區(qū)則由義馬組構(gòu)成。部分學(xué)者認(rèn)為在早侏羅世時(shí)，濟(jì)源與義馬兩地已經(jīng)分隔開來，但是，根據(jù)濟(jì)源盆地下—中侏羅統(tǒng)淺水相與深水相的分布指向盆地西南部(圖6a)，以及義馬地區(qū)義馬組礫巖段沉積時(shí)期砂體等厚線方向指向盆地東北部(圖6b)，并且在橫向上具有很好的相變關(guān)系，因此有理由相信，此時(shí)濟(jì)源與義馬兩地仍為一個(gè)統(tǒng)一的沉積盆地。此外，對(duì)濟(jì)源地區(qū)下、中侏羅統(tǒng)砂巖中斜層理、槽模、溝模等指向構(gòu)造的研究，古水流方向?yàn)楸逼珫|，碎屑物質(zhì)來源于西南方向，根據(jù)義馬地區(qū)義馬組礫石疊瓦狀排列的古水流統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)顯示，在盆地的西南緣存在一個(gè)物源區(qū)，兩地一致的物源方向也是義馬與濟(jì)源在中侏羅世早期仍屬于同一個(gè)沉積盆地的有效證據(jù)。以此為基礎(chǔ)，根據(jù)鞍腰組和楊樹莊組以及義馬組的沉積厚度，做出的等厚線圖(圖5c)，可以看出沉積中心可能位于濟(jì)源與義馬之間。

TS3構(gòu)造層序形成時(shí)期，盆地范圍進(jìn)一步縮小，根據(jù)巖性、沉積環(huán)境特征，可將該層序劃分為低位體系域、水進(jìn)體系域和高位體系域。低位體系域在義馬地區(qū)表現(xiàn)為義馬組底部沖積扇沉積體系，礫巖的成分主要為震旦系的石英巖，尚含有石炭系、二疊系及三疊系的黃褐色砂巖、紫紅，灰綠色泥巖，硅質(zhì)巖等(陳傳詩和曹遠(yuǎn)興，1989)，一方面顯示了秦嶺造山帶向盆地推進(jìn)，促使早期沉積地層被剝蝕，另一方面顯示了近源沉積的特征。在濟(jì)源地區(qū)，低位體系域則表現(xiàn)為鞍腰組的濁流沉積體系，包括365個(gè)清晰可辨的不完整的鮑馬序列(吳賢濤，1985)。而在這兩個(gè)地區(qū)，不管是沖積扇還是濁流沉積體系，都需要大量的沉積物供應(yīng)，在靠近造山帶附近，粗粒物質(zhì)供應(yīng)充足時(shí)，自然可形成厚層的沖積扇沉積，而在盆地內(nèi)部，也只有沉積物供應(yīng)充足時(shí)，才可能有大量細(xì)粒的物質(zhì)被帶到深水區(qū)形成濁流沉積。它們共同反映秦嶺造山帶快速隆升及剝蝕的同時(shí)，向盆地內(nèi)部推進(jìn)的過程。水進(jìn)體系域表現(xiàn)為楊樹莊組及義馬組湖泊相沉積，高位體系域表現(xiàn)為楊樹莊組湖泊沼澤相的灰黑色碳質(zhì)泥巖及義馬組的湖泊沼澤相煤層，它們的形成與秦嶺造山帶構(gòu)造活躍度減弱相關(guān)。雖然楊樹莊組底部局部地區(qū)出現(xiàn)的礫巖可能與太行山的隆升相關(guān)，但此刻控制濟(jì)源盆地的動(dòng)力仍然來自于秦嶺造山帶的造山作用，這一特點(diǎn)也可以從楊文濤等(2012)報(bào)道的碎屑鋯石年齡特征獲得佐證。

3.4 構(gòu)造層序TS4

4 盆山系統(tǒng)演化

中生代秦嶺造山帶與太行山先后隆升是濟(jì)源盆地形成、發(fā)展并演化的契機(jī)，從盆山系統(tǒng)的角度，依據(jù)盆地的沉積充填特征，濟(jì)源盆地經(jīng)由早—中三疊世大陸基底隆升與克拉通內(nèi)陸坳陷盆地、晚三疊世—早侏羅世、中侏羅世早期秦嶺造山帶造山與前陸盆地、中侏羅世晚期太行山隆升與山間盆地的轉(zhuǎn)變。

4.1 大陸基底隆升與克拉通內(nèi)陸坳陷盆地

圖7 中生代濟(jì)源盆地盆山系統(tǒng)演化圖Fig. 7 Evolution of basin—mountain system of the Mesozoic Jiyuan BasinSQL—南秦嶺/秦嶺微板塊；NQL—北秦嶺；NCB—華北板塊；TH—太行山SQL—the South Qinling Terrene/Qinling Microblock；NQL—the North Qinling Terrene；NCB—the North China Block；TH—the Taihang Mountain

根據(jù)TS1的沉積充填特征可以看出，濟(jì)源盆地早、中三疊世處于一個(gè)相對(duì)穩(wěn)定的構(gòu)造背景中，雖然在盆地南部的秦嶺造山帶內(nèi)發(fā)現(xiàn)了晚古生代俯沖碰撞型花崗巖，如柞水(264Ma)、翠華山(345Ma)和寶雞(262Ma)等巖體(張國偉等，1996)，但秦嶺微板塊與華北板塊沿商丹縫合帶的俯沖匯聚作用沒有明顯影響到濟(jì)源盆地性質(zhì)轉(zhuǎn)變，其原因在很大程度上應(yīng)歸于勉略洋盆的伸展擴(kuò)張，對(duì)勉略縫合帶中的蛇綠巖片同位素年代學(xué)研究表明勉略洋盆擴(kuò)張的時(shí)限應(yīng)介于350～245Ma，即洋盆的俯沖匯聚應(yīng)不早于早三疊世(245Ma)(Lai Shaocong et al., 2008)，但并不能確定其初始俯沖的精確時(shí)限。Jiang Yaohui等(2010)對(duì)秦嶺造山帶晚三疊世花崗巖體地球化學(xué)及鋯石U-Pb年代學(xué)分析，認(rèn)為在晚三疊世早期(227Ma)之前，勉略洋盆已以低角度的方式向秦嶺微板塊俯沖。另外，對(duì)濟(jì)源盆地中三疊統(tǒng)油房莊組砂巖骨架顆粒成分進(jìn)行Gazzi—Dickinson薄片點(diǎn)統(tǒng)計(jì)顯示，其石英及長石含量高，巖屑含量低，碎屑成分的三角投影結(jié)果表明，其源區(qū)構(gòu)造背景為大陸基底隆起區(qū)，說明其盆地南部邊緣區(qū)可能已發(fā)生構(gòu)造隆升。上述事實(shí)說明，秦嶺造山帶在早—中三疊世可能仍然處在一個(gè)匯聚收斂的構(gòu)造背景下，并沒有發(fā)生強(qiáng)烈的陸—陸碰撞造山作用，因此，對(duì)其北部濟(jì)源盆地的構(gòu)造控制相對(duì)較弱，使得該盆地能夠延續(xù)晚二疊世的沉積特征，盆地性質(zhì)表現(xiàn)為內(nèi)陸克拉通坳陷型盆地(圖7a)。

4.2 秦嶺造山帶造山與前陸盆地

中三疊世末期，揚(yáng)子、秦嶺與華北板塊沿勉略和商丹2個(gè)俯沖帶最終拼合在一起，形成統(tǒng)一的中國大陸，也使得秦嶺造山帶由板塊構(gòu)造體制向陸內(nèi)造山體制轉(zhuǎn)化，在秦嶺造山帶的演化歷史上，具有重要的意義。在勉略帶以北及商丹帶以北，廣泛發(fā)育印支期(240～195 Ma)的同碰撞花崗巖，張成立等(2008)通過分析這些花崗巖體的構(gòu)造和巖石地球化學(xué)特征，認(rèn)為其中的埃達(dá)克質(zhì)花崗巖(245～215Ma)與揚(yáng)子和華北由同碰撞轉(zhuǎn)換為后碰撞過程中地殼增厚緊密相關(guān)，其后產(chǎn)出的正?；◢弾r(225～210Ma)形成于碰撞后拆沉作用發(fā)生的伸展階段，而環(huán)斑花崗巖(217～200Ma)則標(biāo)志著秦嶺已進(jìn)入后碰撞晚期階段。董云鵬等(2003)對(duì)鄂北大洪山北緣巖漿構(gòu)造巖片的地球化學(xué)研究表明，其成因與板塊俯沖作用有關(guān)，是洋盆消減階段的產(chǎn)物，認(rèn)為該地區(qū)在石炭紀(jì)—中生代初存在古洋盆和板塊俯沖消減事件，且勉略古洋盆可東延至桐柏—大別南緣。此外，由秦嶺向華北俯沖而在商丹構(gòu)造帶產(chǎn)生的強(qiáng)烈糜棱巖化，形成如黑河地區(qū)糜棱巖，測(cè)得其中自形鋯石的U-Pb年齡為211±8Ma，表明商丹帶的形成是在印支期(Reischmann et al.，1990)。也就是說，印支期造山作用，促使勉略、商丹兩條縫合帶同時(shí)閉合，其中商丹帶閉合延續(xù)的時(shí)間從加里東期就開始了，而勉略縫合帶則由勉略洋盆閉合而來，經(jīng)歷了晚古生代—早中生代期間一個(gè)較完整的有限洋盆的發(fā)生、發(fā)展與消亡過程(賴紹聰?shù)龋?998)。位于秦嶺造山帶東部的大別地區(qū)，出露大面積超高壓—高壓巖體，認(rèn)為其大約在240Ma至225～210Ma 期間已從地幔折返至地殼深度(Hacker et al.，2000)，同樣說明華北與揚(yáng)子兩板塊大規(guī)模的碰撞發(fā)生于三疊紀(jì)末。對(duì)濟(jì)源盆地上三疊統(tǒng)椿樹腰組上段和譚莊組砂巖骨架顆粒成分進(jìn)行Gazzi—Dickinson薄片點(diǎn)統(tǒng)計(jì)顯示，其石英含量高，長石及巖屑含量低，碎屑成分的三角投影結(jié)果表明，其源區(qū)構(gòu)造背景落在再旋回造山帶區(qū)，說明盆地南部邊緣秦嶺造山帶已形成。強(qiáng)烈的造山作用改變了濟(jì)源盆地性質(zhì)，由早—中三疊世的克拉通內(nèi)陸坳陷型盆地向晚三疊世前陸盆地發(fā)展(圖7b)，接受秦嶺造山帶逆沖作用的控制和改造，其盆地性質(zhì)、盆地范圍、沉積環(huán)境，物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)等都發(fā)生了顯著改變。

秦嶺造山帶印支期造山作用先后沿洛南—欒川斷裂及三門峽—魯山—舞陽斷裂發(fā)生逆沖推覆，控制著其北部濟(jì)源盆地演化，并先后形成了TS2、TS3構(gòu)造層序，TS2與TS3充填特征的不同也是兩次逆沖推覆作用的反映。造山作用使華北板塊東南緣自北向南逆沖、推覆，而在其后緣的三門峽—魯山—舞陽一帶發(fā)生大規(guī)模反向逆沖、推覆作用，該斷裂及宜陽地區(qū)的石門沖逆沖斷裂，使古生界沖斷于上三疊統(tǒng)之上(徐漢林等，2004)，表明三門峽—魯山—舞陽斷裂的活動(dòng)應(yīng)在晚三疊世之后、早侏羅世之前。而在北秦嶺南召等地區(qū)沉積了上三疊統(tǒng)含煤碎屑巖，它們不整合于二郎坪群/寬坪群之上，是秦嶺造山帶逆沖作用，使之前的地層褶皺和斷裂，在斷塊的基礎(chǔ)上形成的背駝式盆地，該盆地介于商丹縫合帶與洛南—欒川斷裂之間，可認(rèn)為晚三疊世之前，洛南—欒川斷裂已發(fā)生逆沖推覆作用，且具一定規(guī)模。由此可推測(cè)，晚三疊世時(shí)，盆地南部邊界應(yīng)位于洛南—欒川斷裂北部，向三門峽—魯山—舞陽斷裂靠近，控制盆地沉降的動(dòng)力主要來自于洛南—欒川斷裂的活動(dòng)，而三門峽—魯山—舞陽斷裂則控制著濟(jì)源盆地早侏羅世—中侏羅世早期沉積(圖7c)。盆地東部受揚(yáng)子與華北板塊由東向西的“剪刀式”碰撞拼合的影響，造成華北地塊的差異升降，即華北東部地區(qū)抬升較為強(qiáng)烈，并逐漸向西擴(kuò)展，上三疊統(tǒng)，在河南境內(nèi)僅限于開封坳陷的西緣、濟(jì)源、洛陽、宜陽、登封及開封以北一帶(楊明慧等，2012)，到了中侏羅世早期，盆地范圍已萎縮到鄭州以西，北部的太行山可能已初始隆升，而西部，Liu Shaofeng等(2012)認(rèn)為早—中侏羅世鄂爾多斯盆地東緣是沿大同、寧武、晉中、臨汾及義馬等山間盆地分布的，雖然只提到大同、寧武、晉中、臨汾盆地下—中侏羅統(tǒng)可與現(xiàn)今的鄂爾多斯盆地進(jìn)行對(duì)比，但其給出的鄂爾多斯盆地中侏羅世古地理圖上，仍將義馬盆地劃歸到鄂爾多斯盆地范圍內(nèi)。結(jié)合濟(jì)源地區(qū)楊樹莊組碎屑鋯石年齡主要來自于秦嶺造山帶(楊文濤等，2012)，認(rèn)為中侏羅世早期之前，秦嶺造山帶仍是控制濟(jì)源盆地演化的動(dòng)力，在控制盆地動(dòng)力體制沒變的情況下，濟(jì)源盆地依然有可能與鄂爾多斯盆地連通。

4.3 太行山隆升與山間盆地

太行山是中國東部大型北東—北北東向構(gòu)造帶，其南北兩端分別與秦嶺造山帶和燕山造山帶相接，西緣褶皺逆沖帶控制著鄂爾多斯盆地東緣的沉積演化，東側(cè)則為華北東部盆地控盆邊界大斷裂——太行山東斷裂。羅照華等(2006)將太行山板內(nèi)造山過程概括為早期伸展、主期擠壓造山、晚期均衡調(diào)整成山和造山帶垮塌和區(qū)域伸展4個(gè)階段，對(duì)太行山隆升時(shí)限的研究，一般認(rèn)為其形成時(shí)代應(yīng)在三疊紀(jì)以后，晚侏羅世之前(牛樹銀等，1994)，Wang Yu和Li Huimin(2008)獲得的U-Pb及40Ar/39Ar年齡數(shù)據(jù)也證實(shí)了太行山的初始隆升是在175～150Ma之間。太行山在中侏羅世的隆升將改變控制濟(jì)源盆地演化的動(dòng)力學(xué)體制，由晚三疊世—早侏羅世秦嶺造山帶造山體制向中侏羅世太行山造山體制轉(zhuǎn)變，并促使盆地性質(zhì)由與秦嶺造山帶相伴生的前陸盆地轉(zhuǎn)變?yōu)猷徧猩降纳介g盆地(圖7d)。

濟(jì)源盆地由前陸盆地性質(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)樯介g盆地的時(shí)限應(yīng)發(fā)生在中侏羅世馬凹組沉積時(shí)期，盡管在中侏羅世早期，濟(jì)源地區(qū)三皇村剖面楊樹莊組底部形成了一套底礫巖，指示了一次短暫的構(gòu)造抬升作用，這與濟(jì)源地區(qū)化石村剖面楊樹莊組的泥巖及義馬地區(qū)義馬組上部的泥巖所形成的構(gòu)造環(huán)境具有明顯的差別，這種差別應(yīng)該來自于秦嶺造山帶的構(gòu)造減弱以及太行山的初始造山活動(dòng)，然而其造山活動(dòng)明顯較弱，不足以改變控制濟(jì)源盆地的動(dòng)力學(xué)體制。但對(duì)TS4構(gòu)造層序充填特征的研究，可以認(rèn)為太行山在中侏羅世后期已隆升。從TS4層序底礫巖的特征來看，礫石具有較好的磨圓度和一定的分選度，成分以石英為主，沒有出現(xiàn)大礫徑礫石，以此區(qū)別于義馬組底礫，其礫石并非來自于秦嶺造山帶前緣，一方面可能是因?yàn)榍貛X造山帶已進(jìn)入后造山階段，源區(qū)持續(xù)的侵蝕導(dǎo)致卸載作用發(fā)生，從而使得盆地基底逐漸回彈，造山帶遠(yuǎn)離盆地的結(jié)果。另一方面，當(dāng)秦嶺造山帶對(duì)盆地的控制減弱時(shí)，太行山的隆升成為控制盆地演化新的動(dòng)力，在隆升作用下，早期形成的地層將作為新的物源區(qū)，從而使得沉積物具有再旋回的特征。根據(jù)楊樹莊組及馬凹組的碎屑鋯石年齡結(jié)構(gòu)(楊文濤等，2012)，楊樹莊組碎屑鋯石多具棱角狀，其年齡峰值在400～500Ma之間，且來自華北克拉通的年齡數(shù)據(jù)較少，顯示了秦嶺造山帶對(duì)盆地的顯著控制作用，而馬凹組碎屑鋯石具一定的磨圓度，其年齡峰值在250～300Ma之間，來自華北克拉通的年齡也形成了次峰值，顯然，該時(shí)期秦嶺造山帶對(duì)盆地的影響微弱，其年齡結(jié)構(gòu)與中三疊統(tǒng)油房莊組、上三疊統(tǒng)椿樹腰組較為一致，說明旋回的沉積物應(yīng)來自于較為年輕的地層，該結(jié)果與太行山隆升具有一致性。另外，從地層分布特征來看，馬凹組在濟(jì)源三皇村剖面厚83.6m，在花石村剖面僅厚54.5m，且上部泥巖段在花石村一帶逐漸尖滅，其沉積、沉降中心應(yīng)該靠近于西北邊的三皇村，這也顯示了太行山隆升對(duì)盆地的控制作用。隨著太行山的隆升，濟(jì)源盆地在中侏羅世馬凹組沉積時(shí)期，可能已經(jīng)從大鄂爾多斯盆地分離出來，這一點(diǎn)，趙俊峰等(2010)在“鄂爾多斯盆地直羅組—安定組沉積期原始邊界恢復(fù)”一文中也闡述了其依據(jù)。

5 結(jié)論

中生代濟(jì)源盆地充填了4個(gè)構(gòu)造層序：TS1、TS2、TS3、TS4。TS1是在秦嶺造山帶早—中三疊世板塊匯聚背景下形成的構(gòu)造層序，具有華北內(nèi)陸克拉通盆地沉積充填特征。TS2和TS3是在秦嶺造山帶晚三疊世—中侏羅世早期陸內(nèi)造山背景下，沿洛南—欒川斷裂及三門峽—魯山—舞陽斷裂先后發(fā)生逆沖推覆作用而形成的構(gòu)造層序，具有前陸盆地充填特征。TS4構(gòu)造層序受太行山隆升作用的控制，標(biāo)志著濟(jì)源盆地在中侏羅世后期已由秦嶺造山帶造山作用控制的前陸盆地轉(zhuǎn)型為鄰太行山的山間盆地。

中生代濟(jì)源盆地受兩大動(dòng)力學(xué)體制的控制，并在中侏羅世時(shí)實(shí)現(xiàn)了相互轉(zhuǎn)換。盆地演化的早期，動(dòng)力來源于秦嶺造山帶的構(gòu)造活動(dòng)，其性質(zhì)為板塊匯聚產(chǎn)生的陸陸碰撞造山，結(jié)果導(dǎo)致盆地邊緣的破壞。新生動(dòng)力由太行山隆升產(chǎn)生，其性質(zhì)為華北板內(nèi)造山，預(yù)示著華北克拉通進(jìn)入主破壞階段。