中生代济源盆地沉积充填特征及其对秦岭、太行山隆升作用的响应

杨文涛，王敏，杜远生

)河南理工大学资源环境学院，河南焦作，454003；2)中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，武汉，430074

内容提要：中生代是济源盆地形成并发展的重要时期。秦岭造山带在晚三叠世造山以及太行山在中侏罗世隆升对济源盆地的沉积格局产生了显著影响，这段时间，盆地始终处在一个盆山相互作用的阶段，将盆地与造山带的构造演化联系起来，有利于更好的认识这一构造沉积响应过程。本文通过对济源盆地中生代地层、沉积及其充填特征的研究，将盆地中生界划分为4个构造层序：TS1、TS2、TS3、TS4，其中TS1充填了下三叠统刘家沟组、和尚沟组和中三叠统二马营组、油房庄组，它是在扬子、秦岭及华北板块汇聚的背景下形成的内陆克拉通型层序。TS2、TS3分别充填了上三叠统椿树腰组、谭庄组和下侏罗统鞍腰组(义马组)、中侏罗统杨树庄组，它们都具有前陆盆地型充填特征，分别响应的是秦岭造山带造山作用沿洛南—栾川断裂以及三门峡—鲁山—舞阳断裂发生的逆冲推覆作用。TS4充填的是中侏罗统马凹组，受太行山隆升作用的影响，形成了厚层的磨拉石堆积。在此基础上，可将济源盆地盆山系统演化归为3个阶段：早—中三叠世大陆基底隆升与内陆克拉通型盆地，晚三叠世—中侏罗世早期秦岭造山与前陆盆地，中侏罗世晚期太行山隆升与山间盆地。显然，济源盆地响应了秦岭造山及太行山隆升，秦岭造山带晚三叠世造山表现为两次逆冲推覆作用，而太行山主体隆升应在中侏罗世晚期，标志着华北克拉通破坏进入高峰期。

济源盆地南部紧邻秦岭造山带，西北部接壤太行山脉(图1)，东部受华北板块于中三叠世末期大面积抬升的影响，盆地范围仅局限在开封凹陷以西(吴智平等，2007)，它是在晚古生代华北克拉通的基础上继承和发展起来的中生代盆地。中三叠世末期，秦岭造山带进入主造山阶段，扬子、秦岭及华北3个板块分别沿勉略、商丹两条缝合带汇聚拼合，形成统一的中国大陆雏形，同时强烈的造山作用也控制着造山带周缘盆地的形成与演化。目前，秦岭造山带与周缘盆地盆山系统研究，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)、江汉盆地(Wang Yuejun et al.，2009；Yang Jianghai et al.，2010)，而济源盆地相关方面的研究较少，对该盆地的认识则主要表现在地层及沉积环境解释等方面(吴贤涛，1985；吴智平等，2002；齐永安等，2007；胡斌等，2009)。本文系统总结济源盆地中生代以来的沉积学特征，分析其构造控制因素，从盆山系统的角度，阐述秦岭造山带印支期造山作用控制下的济源盆地演化特征。

另一方面，中生代后期，由于古太平洋板块的俯冲作用以及蒙古—鄂霍次海的闭合，使华北克拉通动力学体制发生重大转折，进而导致华北克拉通岩石圈减薄、地幔性质转变、壳内大规模韧性变形与岩浆活动、早白垩世出现大量伸展构造以及与之相伴的岩浆活动和岩石圈地幔物性的改变，标志着华北克拉通遭受到了破坏，而破坏的空间范围主要发生在太行山以东地区(朱日祥等，2012)。罗照华等(2006)认为华北板内造山过程是理解岩石圈巨大减薄机制的关键，因而太行山脉的隆升与华北克拉通东部破坏必然有着密切的联系，其隆升作用也必将对处于东南部的济源盆地产生影响，能否从济源盆地中找到相关的沉积记录，将关系到对控制盆地演化动力学体制转变的认识以及丰富太行山隆升过程的研究并提供新的证据。

1 地质背景

华北克拉通内部广泛存在着3.3～3.8 Ga的古老物质(刘敦一, 1991; Zheng Jianping et al. , 2004; 高林志等, 2005)，它们以微陆块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。随后，古元古代晚期(1.8Ga)的构造事件对华北太古宙克拉通进行了一次大的改造，使之最终完成克拉通化，之后至早中生代一直保持相对稳定，并保存有巨厚的太古宙岩石圈根(Xu Yigang，2001；Gao Shan et al., 2002)。在华北克拉通漫长的沉积演化历程中，尽管也遭受到了多期不同程度的改造作用，对华北克拉通产生了一定的影响，但并没有改变其克拉通整体稳定性的基本属性，其动力主要来自于克拉通边缘板块的构造活动。

济源盆地位于华北克拉通南部，寒武纪以来的盆地演化与秦岭造山带密切相关。寒武纪早期，受商丹洋盆扩张作用的影响，华北南部发生沉降，形成由北向南缓倾的陆棚—斜坡环境，大规模的海进作用使得新元古代末期—早寒武世初期原本处于剥蚀区的华北古陆形成寒武系—奥陶系的海相碎屑岩—碳酸盐岩沉积体系。中奥陶世末，华北地台南北两侧洋盆洋壳的相向俯冲，导致洋盆的封闭和弧—陆碰撞，其综合效应是华北地台整体隆升，陆表海消失转变成为古陆，从而缺失了上奥陶统—下石炭统沉积(黄泽光和高长林，2007)。当扬子和华北板块于泥盆纪基本对接之后，并未立即显示出明显的陆—陆碰撞造山迹象。殷鸿福和张克信(1998)提出“非Wilson 旋回”，其特点是在造洋阶段的多岛洋、俯冲对接阶段的软碰撞和由此产生的多旋回造山。针对秦岭存在先后两个缝合带的具体情况，提出了另一种可能解释是：秦岭碰撞造山经历了点碰撞、面碰撞到全面碰撞的漫长过程，造山带在总体会聚收缩的基础上，又复合了相对扩张，特别是勉略洋盆的孕育、发展和形成过程标志着南秦岭岩石圈当时主要应处于伸展状态，这必然会缓冲和延缓大规模的扬子与华北之间的陆—陆碰撞造山运动的发展(张国伟等，1996，2001；赖绍聪和张国伟，1999)。在秦岭造山带晚古生代伸展背景下，华北地台于晚石炭世整体沉降接受沉积，海水由北东方向的本溪地区向南西侵入，初始形成本溪组，以障壁岛、泻湖、潮坪为主体的复合沉积体系。早二叠世，由于华北板块与西伯利亚板块发生了全面碰撞造山作用，在板块北缘活动带形成了兴蒙造山带，同时早古生代弧—陆碰撞形成的加里东期阴山造山带进一步隆升，华北地台整体发生了较大规模的北升南降的构造运动，由此改变了本溪组北低南高的古地形，而成为北高南低，主体向南倾斜的不对称坳陷型盆地。在该构造背景下，海侵向南扩大，主要表现为太原组明显向南超覆，以潮坪—沼泽、泻湖、台地相沉积为特征。中二叠世，华北地台北部持续抬升，盆地的沉降—沉积中心逐步向南迁移，山西组和石盒子组整体上表现为三角洲沉积体系，适宜的古地理、古气候条件有利于煤层的形成，根据商州—洛南一带石盒子组煤系地层的发育特征，推测此时，盆地南部边界可能已接近商丹断裂。晚二叠世，秦岭微板块与华北板块的碰撞挤压作用加剧，北淮阳及其北侧隆升成山，与北秦岭一起成为华北板块南部稳定的物源区，由于地势夷平，各地晚二叠世晚期沉积特征更趋一致，形成干旱气候条件下的红色河湖相碎屑沉积，华北盆地进入克拉通内陆坳陷盆地演化阶段。早—中三叠世，济源盆地仍然属于华北克拉通内陆坳陷盆地南部的重要组成部分，同时延续了晚二叠世的干热气候，陆相红色碎屑沉积发育。晚三叠世，扬子、秦岭与华北板块碰撞拼贴，致使华北东部大面积抬升遭受剥蚀，盆地范围向西部退缩，但济源地区仍接受着连续沉积，气候湿润，并形成了数套油页岩系。早侏罗世—中侏罗世早期，受秦岭造山带逆冲推覆作用的影响，济源盆地地层岩性特征产生了差异，在义马地区沉积了义马组，以厚层底砾岩与煤层为特征，而在济源地区则形成了鞍腰组的浊流沉积与杨树庄组的滨浅湖沉积。中侏罗世晚期，济源盆地演化以马凹组巨厚层磨拉石沉积为标志进入了末期阶段。

图1 济源盆地地质简图Fig. 1 Schematic geological map of the Jiyuan Basin

2 地层

济源盆地中生界发育较为完整且连续(图1)，早期对其底界的划分一直存在着争议(平顶山砂岩顶界或底界、孙家沟组顶界或刘家沟组顶界)，后经过庞其清(1989)、胡社荣等(1990)、张抗(1991)等人的研究，现在普遍认为其底界应定在孙家沟组顶界与刘家沟组底界之间，而其顶部在济源地区为中侏罗统马凹组(图2)，然而在马凹组之上，不整合覆盖了一套红色碎屑岩系，命名为韩庄组，对韩庄组的时代划分也存在着争议，王斌在最初定名时，将其归为上侏罗统，后于1995年对豫深2井和济基1井中轮藻化石分子的研究，将其重新划入古近系(王斌和王天佑，1995)。张功成(1997)在《济源凹陷盆地结构构造特征与油气勘探前景》一文中，将韩庄组归入下白垩统。目前，对这套红层的时代归属研究，仍然很匮乏，这为本文研究带来了难度，也是后续研究的重要素材，暂将其顶界定在马凹组顶界与韩庄组底界之间。而义马地区在上三叠统之上不整合覆盖了义马组，义马组的时代归属，也存在一些争论，王从风(1983)发现义马组含有Cyathidites—Cycadopites孢粉组合，具备早—中侏罗世孢粉组合的特征。康明等(1984)对义马北露天矿及东孟村获得大量义马组植物化石的研究，将义马组定为中侏罗世早期。杨世蓉(1994)首次发现义马组砾岩段的孢粉组合以蕨类孢子为主，裸子植物花粉次之，其中常见的类型为Classopollis，其时代为早侏罗世。陈金华和章伯乐(1997)采集义马组下部层位珠蚌类化石做生物区系特征对比分析，认为义马组化石层属早侏罗世晚期。吴贤涛(1985)对济源盆地浊流沉积特征的研究，认为盆地西南部沉积的扇砾岩及扇形三角洲砾岩与盆地北部济源一带形成的浊流沉积是同一个时代。归纳起来，义马组底部的砂砾岩可认为是早侏罗世晚期的沉积，并且可以与济源地区鞍腰组浊积岩在时代上进行对比，而上部含煤层段的时代可能为中侏罗世早期，有可能与济源地区杨树庄组湖相的粉砂岩、泥岩对应。义马组之上不整合覆盖了东孟村组，其时代为上白垩统(潘泽成等，2008)，但是济源、义马两地该时期可能已经不成为一个统一的盆地，本文对该组也不予讨论。

图2 济源盆地中生代实测剖面柱状图Fig. 2 Measured section from the Mesozoic Jiyuan Basin

下三叠统自下而上包括刘家沟组和和尚沟组。刘家沟组以紫红色细砂岩与泥岩互层为特征(图3a)，其岩性、岩相在广大地区基本稳定，在义马、新安、济源、登封、宜阳、平顶山等地均有分布，厚度在100～260m之间，为炎热干燥气候条件下河流相沉积。和尚沟组以砖红色泥岩、砂质泥岩、粉砂岩为主(图3b)，夹紫红色中—细粒砂岩及数层细砾岩，属炎热干燥气候条件下的滨、浅湖相沉积。本组在济源官洗沟最厚达473.5m，在王屋北部厚297m，义马常窑厚275.5m，向南至宜阳县庙沟厚310m，登封王堂厚228.7m。

图3 济源盆地早—中三叠世地层剖面照片Fig. 3 Outcrop photos from the Lower to Middle Triassic of the Jiyuan Basin

中三叠统自下而上包括二马营组和油房庄组。二马营组以灰黄色细砂岩与紫红色泥岩互层为特征(图3c)，表现为河流相沉积。本组在济源西部王屋厚551.7m，义马常窑一带厚609.1m，宜阳庙沟厚598m，登封一带本组变薄，大金店南厚度大于322m，李沟仅厚179.2m。油房庄组主要为灰黄色、土黄色中厚—厚层状细砂岩、粉砂岩与紫红色、黄绿色粉砂质泥岩、泥岩互层(图3d)。本组在济源厚975.8m，向西南有变薄的趋势，在义马常窑附近仅厚350.1m，宜阳高门厚488m，登封颖阳厚694m，属河流—滨浅湖相沉积。

上三叠统自下而上包括椿树腰组和谭庄组。椿树腰组为灰黄色、黄绿色细砂岩、粉砂岩与灰绿色、黄绿色泥岩互层(图4a)，夹米黄色巨厚层状中—细粒砂岩及7～8层煤线。本组主要为潮湿气候条件下的滨浅湖沉积，在济源厚510m，在义马厚967.5m。谭庄组是一套半深湖—深湖、浅湖和滨湖及河流三角洲相沉积，岩性特征主要为米黄色、黄绿色泥岩与黄灰色、灰色粉砂岩互层，下段夹中—细粒砂岩及灰色碳质泥岩和多层煤线，上段夹多层煤线及油页岩(图4b)，顶部为一层灰白色粘土。该组在济源厚770m，向西南至义马地区与义马组角度不整合接触，厚度为563.2m。

下侏罗统鞍腰组是一套含浊流沉积的湖相地层(图4c)，分布局限，仅见于济源市鞍腰村、马凹村、谭庄村及张庄村一带。岩性主要为浅灰、灰黄色中厚—厚层状细砂岩、薄—中厚层状钙质粉砂岩与灰绿、浅灰色泥质粉砂岩、钙质泥岩互层，细砂岩中发育槽模、重荷模及冲刷痕等底面构造。该组对应在义马地区为义马组底砾岩(图4d)，砾石成分主要为石英岩，大小不一，最大砾径可达30～40cm，小者不足2cm，磨圆较差，分选不好，排列无明显方向性。

图4 济源盆地晚三叠世—中侏罗世地层剖面照片Fig. 4 Outcrop photos from the Upper Triassic to Middle Jurassic of the Jiyuan Basin

中侏罗统自下而上包括杨树庄组和马凹组，杨树庄组为一套浅湖相夹少量滨湖相沉积，其岩性由灰绿、灰黄色细砂岩、粉砂岩、砂质泥岩和泥岩组成(图4e)，偶夹灰黑色碳质泥岩，底部细砂岩中发育紫红色细砾岩透镜体，该砾岩在济源三皇村剖面可见，而在花石村剖面不发育。该组对应在义马地区为义马组灰、灰黑色中—厚层状细砂岩、粉砂岩及砂质泥岩，含多层煤层。马凹组下部以紫红色巨厚层状细砾岩、灰白色含砾粗砂岩与粗粒砂岩为主(图4f)，砂岩中含铁质结核，发育大型槽状、楔状交错层理和正粒序层理；上部由褐红、紫红色、黄绿色细砂岩、粉砂岩和泥岩组成，在花石村一带逐渐尖灭。该组与下伏杨树庄组不整合接触，在济源三皇村剖面厚83.6m，在花石村厚54.5m。

3 构造层序

构造层序描述构造控制下的层序地层组合及其所记录的盆地演化特征，强调构造演化、层序演化、沉积演化、成盆演化四位一体的研究思路，利用该方法对盆地充填的几何形状及大规模的沉积层序的研究，能够较好的反映盆山耦合关系及过程(胡宗全，2004)。本文通过对济源盆地层序格架内沉积充填特征的研究，来讨论秦岭、太行山隆升与盆地的耦合关系，而对盆地内构造不整合面的认识是这一研究的基础。济源盆地中生界中，出现过3次重要的不整合界面或与之对应的整合界面，它们分别位于中三叠统与上三叠统、上三叠统与下侏罗统以及中侏罗统下部与中侏罗统上部之间，借助这3条界线，可将济源盆地中生界划分为4个构造层序，由下至上分别命名为TS1、TS2、TS3和TS4。

3.1 构造层序TS1

构造层序TS1的底部为刘家沟组，而其顶界为中三叠统与上三叠统之间的角度不整合对应的整合界面，该不整合面在河南开封以东广泛存在(杨明慧等，2012)，其形成可能和扬子、秦岭及华北板块的碰撞、拼接方式有关，刘少峰等(1999)认为扬子与华北板块的碰撞存在东早西晚、东强西弱的特点，古秦岭洋表现为自东向西的“剪刀式”闭合，位于东部的大别—苏鲁造山带在中三叠世的碰撞造山(Jiang Yaohui et al., 2010)，造成华北地区东部大面积抬升，以隆升剥蚀为主，并蔓延至河南开封，形成华北东部广泛存在的角度不整合界面。然而，位于河南西部的济源地区，仍接受着连续的沉积，根据岩性、沉积序列的变化，可将这一不整合在河南西部对应的整合界面定在油房庄组与椿树腰组之间(吴智平等，2007)。

济源盆地下、中三叠统属华北大型内陆湖盆的一部分，整体上表现为内陆干热气候条件下的河湖相杂色砂泥岩沉积，岩性、岩相及厚度分布稳定，原始沉积厚度整体在1500～2500m之间，在河南省东北部濮阳、安阳一带，恢复地层厚度在2000～2500m(周兴熙和袁容，1984)，西南部的济源、义马、登封一带，厚度也达到1200～2200m，东南部开封、周口一带地层厚度分别为1795m、1292m，并且顶部油房庄组存在部分剥蚀现象。由此绘制沉积等厚线图，可以看出地层厚度向盆地内部增加(图5a)，说明其沉降中心仍位于盆地内部。从岩性特征来看，下、中三叠统整体上表现为内陆干热气候条件下的河湖相紫红色、灰黄色砂泥岩沉积，在豫西济源、义马地区，细砂岩含量较高，砂泥比值接近0.75，沉积环境表现为曲流河及滨浅湖相的交替出现，在东部濮阳及邻区，粉砂岩、泥岩含量较高，砂泥比值为0.14，沉积环境以浅湖相沉积为主，而在南部周口地区及西南部登封地区，砂泥比值分别为2、1.8，它们以曲流河沉积为特征。对于TS1构造层序来说，其相对稳定的沉积面貌以及垂向剖面中频繁的沉积小旋回，说明物源的供给有限，构造坳陷与沉积充填作用始终处在一个较为均衡的状态，伴随地层基准面的缓慢上升和可容纳空间的低速增长，沉积速率始终保持在可容纳空间增量小范围内上下波动的缓慢转换状态，在该背景下，当沉积速率略高时，形成曲流河沉积，反之，则形成滨浅湖沉积。由此可知，TS1层序的形成与内陆克拉通性质的沉降和沉积物供应量有关。

3.2 构造层序TS2

构造层序TS2的底部为椿树腰组，其顶界为上三叠统与下侏罗统之间的不整合。该不整合在河南义马地区尤为突出，表现为下—中侏罗统义马组底砾岩层与上三叠统谭庄组的角度不整合接触，在济源地区对应谭庄组与鞍腰组之间。不整合面的形成与秦岭造山带造山作用向盆地内推进，促使华北南缘后陆褶皱逆冲带的活动相关，该逆冲带沿三门峡—鲁山—舞阳断裂发生逆冲推覆作用(刘少峰和张国伟，2008)，导致相邻的义马地区形成较厚的底砾岩层。虽然该底砾岩层并没有向北延伸到济源地区，但鞍腰组大套的浊流沉积仍然指示着盆地充填特征的改变，因此，本文将该不整合面在济源地区对应的整合界面定在上三叠统谭庄组与下侏罗统鞍腰组之间。

图5 济源盆地各充填阶段沉积等厚线图Fig. 5 Isopach map of the four depositional stages in the Jiyuan Basin

TS2构造层序由椿树腰组和谭庄组构成，该时期，河南东部的普遍抬升和西部的构造沉降，沉积面貌有着较大的改变，逐渐由早期的浅水河—湖相沉积过渡为半深水—深水沉积，这期间除了谭庄组下段出现过短暂的曲流河沉积外，没有再出现过其他复杂的转变，沉积环境的过渡较为连续。椿树腰组沉积时期，在义马、济源等地，沉积环境以滨浅湖沉积为主，而在登封地区出现少量的泥灰岩及油页岩的夹层，伊川地区椿树腰组上部，部分地区也出现了灰黑色泥页岩及薄层泥质白云岩层，显示了盆地在平行(近EW 向)和垂直(近SN向)于秦岭造山带方向上，沉积环境出现了些许差异。沉积厚度在济源承留镇附近为513m，在义马苗园至许沟一带为968m，伊川地区东部厚248m，而西部厚度则大于406m(何明喜等，1995)，登封大金店乡附近仅为170m。由此可知，其沉降中心位于义马地区，沉积中心位于义马南部的伊川附近。谭庄组沉积时期，以油页岩的大面积出现为标志，盆地接受深水相沉积，在济源承留镇三皇村剖面中，有机质丰度较低，一般为较差生油岩，向南至邓5井附近，一般为好—较好生油岩，再向南到洛阳附近，生油岩也较好，在伊川盆地3001井中，有机质丰度达到了最大，形成工业油流(刘喜杰，2003)。由此可见，谭庄组时期沉积中心位于洛阳—伊川一带，深水区逐渐向济源地区蔓延。沉积厚度在济源承留镇附近为771m，在义马石佛附近为563m，伊川地区大于1219m，登封地区仅为96m，结合椿树腰组厚度做沉积等厚线图(图5b)，可知盆地沉降中心在伊川—济源连线上，厚度向四周变薄。

显然，构造层序TS2形成时期，盆地沉积及沉降中心明显向秦岭造山带一侧迁移，沉积充填特征也受到显著的改变，如果将TS2层序划分为低位体系域、水进体系域和高位体系域，则低位体系域主要为椿树腰组的浅水河—湖相沉积体系，以厚层的细砂岩、粉砂岩及相对较薄的泥岩组成。该阶段低位体系域的形成与秦岭造山带的构造活跃度密切相关，由于秦岭造山带的构造隆升及剥蚀，为盆地提供大量沉积物，沉积速率的加快使得厚层砂岩的形成变得容易，同时，构造负荷引起的济源盆地沉降，也使得盆地可容纳空间获得快速增长，当沉积物供应量与可容纳空间同时增长时，A/S值的波动范围就有可能较为稳定，因此，在一个较长的时期里，盆地沉积面貌并没有较大的改变。造山作用通常是一幕一幕的，当造山作用微弱时，来自造山带的沉积物供应就受到了限制，A/S值的降低便形成了水进体系域。水进体系域表现为谭庄组半深湖—深湖沉积体系，主要由粉砂岩、泥岩组成，最大湖泛面出现在谭庄组的中上部，以油页岩为标志。高位体系域发生在谭庄组的上部，以粉砂岩、泥岩夹数层煤线和少数可采薄煤层的充填为特征，沉积环境已过渡为湖泊沼泽相。TS2层序沉积充填的特征除了沉积物逐渐变细以外，在盆地较大范围内，其岩性的变化并不大，如盆地北部的济源、南部的伊川、义马地区，都是可以对比的，特别是油页岩的广泛分布，说明盆缘断裂的活动仍距离盆地较远，盆地充填过程响应的是造山作用引起的远端沉降，其控盆断裂有可能为洛南—栾川断裂，它的逆冲推覆作用控制着晚三叠世济源盆地的形成。

图6 下—中侏罗统济源与义马地区沉积展布图Fig. 6 Map of sedimentary elements from the Lower to Middle Jurassic in Jiyuan and Yima Area(a) 济源地区下—中侏罗统沉积相图；(b)义马组砾岩段砂体形态演变图(据陈传诗和曹运兴，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 构造层序TS3

构造层序TS3的底部为鞍腰组(义马组)，其顶界为中侏罗统下部与中侏罗统上部之间的不整合，在济源地区以马凹组底砾岩层与杨树庄组的不整合为标志。通过比较杨树庄组与马凹组底砾岩的分布特征，在三皇村剖面中，杨树庄组底部是存在一层底砾岩的，而位于三皇村东南边的花石村剖面中则表现为连续沉积，直到马凹组沉积时期，底砾岩才在全区分布，由此可知，底砾岩呈现出由西北向东南的进积特征，这与盆地南部的秦岭造山带显然没有关系，很可能是位于盆地北部太行山隆升作用的结果。

TS3构造层序在济源地区由鞍腰组和杨树庄组构成，而在义马地区则由义马组构成。部分学者认为在早侏罗世时，济源与义马两地已经分隔开来，但是，根据济源盆地下—中侏罗统浅水相与深水相的分布指向盆地西南部(图6a)，以及义马地区义马组砾岩段沉积时期砂体等厚线方向指向盆地东北部(图6b)，并且在横向上具有很好的相变关系，因此有理由相信，此时济源与义马两地仍为一个统一的沉积盆地。此外，对济源地区下、中侏罗统砂岩中斜层理、槽模、沟模等指向构造的研究，古水流方向为北偏东，碎屑物质来源于西南方向，根据义马地区义马组砾石叠瓦状排列的古水流统计数据显示，在盆地的西南缘存在一个物源区，两地一致的物源方向也是义马与济源在中侏罗世早期仍属于同一个沉积盆地的有效证据。以此为基础，根据鞍腰组和杨树庄组以及义马组的沉积厚度，做出的等厚线图(图5c)，可以看出沉积中心可能位于济源与义马之间。

TS3构造层序形成时期，盆地范围进一步缩小，根据岩性、沉积环境特征，可将该层序划分为低位体系域、水进体系域和高位体系域。低位体系域在义马地区表现为义马组底部冲积扇沉积体系，砾岩的成分主要为震旦系的石英岩，尚含有石炭系、二叠系及三叠系的黄褐色砂岩、紫红，灰绿色泥岩，硅质岩等(陈传诗和曹远兴，1989)，一方面显示了秦岭造山带向盆地推进，促使早期沉积地层被剥蚀，另一方面显示了近源沉积的特征。在济源地区，低位体系域则表现为鞍腰组的浊流沉积体系，包括365个清晰可辨的不完整的鲍马序列(吴贤涛，1985)。而在这两个地区，不管是冲积扇还是浊流沉积体系，都需要大量的沉积物供应，在靠近造山带附近，粗粒物质供应充足时，自然可形成厚层的冲积扇沉积，而在盆地内部，也只有沉积物供应充足时，才可能有大量细粒的物质被带到深水区形成浊流沉积。它们共同反映秦岭造山带快速隆升及剥蚀的同时，向盆地内部推进的过程。水进体系域表现为杨树庄组及义马组湖泊相沉积，高位体系域表现为杨树庄组湖泊沼泽相的灰黑色碳质泥岩及义马组的湖泊沼泽相煤层，它们的形成与秦岭造山带构造活跃度减弱相关。虽然杨树庄组底部局部地区出现的砾岩可能与太行山的隆升相关，但此刻控制济源盆地的动力仍然来自于秦岭造山带的造山作用，这一特点也可以从杨文涛等(2012)报道的碎屑锆石年龄特征获得佐证。

3.4 构造层序TS4

4 盆山系统演化

中生代秦岭造山带与太行山先后隆升是济源盆地形成、发展并演化的契机，从盆山系统的角度，依据盆地的沉积充填特征，济源盆地经由早—中三叠世大陆基底隆升与克拉通内陆坳陷盆地、晚三叠世—早侏罗世、中侏罗世早期秦岭造山带造山与前陆盆地、中侏罗世晚期太行山隆升与山间盆地的转变。

4.1 大陆基底隆升与克拉通内陆坳陷盆地

图7 中生代济源盆地盆山系统演化图Fig. 7 Evolution of basin—mountain system of the Mesozoic Jiyuan BasinSQL—南秦岭/秦岭微板块；NQL—北秦岭；NCB—华北板块；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

根据TS1的沉积充填特征可以看出，济源盆地早、中三叠世处于一个相对稳定的构造背景中，虽然在盆地南部的秦岭造山带内发现了晚古生代俯冲碰撞型花岗岩，如柞水(264Ma)、翠华山(345Ma)和宝鸡(262Ma)等岩体(张国伟等，1996)，但秦岭微板块与华北板块沿商丹缝合带的俯冲汇聚作用没有明显影响到济源盆地性质转变，其原因在很大程度上应归于勉略洋盆的伸展扩张，对勉略缝合带中的蛇绿岩片同位素年代学研究表明勉略洋盆扩张的时限应介于350～245Ma，即洋盆的俯冲汇聚应不早于早三叠世(245Ma)(Lai Shaocong et al., 2008)，但并不能确定其初始俯冲的精确时限。Jiang Yaohui等(2010)对秦岭造山带晚三叠世花岗岩体地球化学及锆石U-Pb年代学分析，认为在晚三叠世早期(227Ma)之前，勉略洋盆已以低角度的方式向秦岭微板块俯冲。另外，对济源盆地中三叠统油房庄组砂岩骨架颗粒成分进行Gazzi—Dickinson薄片点统计显示，其石英及长石含量高，岩屑含量低，碎屑成分的三角投影结果表明，其源区构造背景为大陆基底隆起区，说明其盆地南部边缘区可能已发生构造隆升。上述事实说明，秦岭造山带在早—中三叠世可能仍然处在一个汇聚收敛的构造背景下，并没有发生强烈的陆—陆碰撞造山作用，因此，对其北部济源盆地的构造控制相对较弱，使得该盆地能够延续晚二叠世的沉积特征，盆地性质表现为内陆克拉通坳陷型盆地(图7a)。

4.2 秦岭造山带造山与前陆盆地

中三叠世末期，扬子、秦岭与华北板块沿勉略和商丹2个俯冲带最终拼合在一起，形成统一的中国大陆，也使得秦岭造山带由板块构造体制向陆内造山体制转化，在秦岭造山带的演化历史上，具有重要的意义。在勉略带以北及商丹带以北，广泛发育印支期(240～195 Ma)的同碰撞花岗岩，张成立等(2008)通过分析这些花岗岩体的构造和岩石地球化学特征，认为其中的埃达克质花岗岩(245～215Ma)与扬子和华北由同碰撞转换为后碰撞过程中地壳增厚紧密相关，其后产出的正常花岗岩(225～210Ma)形成于碰撞后拆沉作用发生的伸展阶段，而环斑花岗岩(217～200Ma)则标志着秦岭已进入后碰撞晚期阶段。董云鹏等(2003)对鄂北大洪山北缘岩浆构造岩片的地球化学研究表明，其成因与板块俯冲作用有关，是洋盆消减阶段的产物，认为该地区在石炭纪—中生代初存在古洋盆和板块俯冲消减事件，且勉略古洋盆可东延至桐柏—大别南缘。此外，由秦岭向华北俯冲而在商丹构造带产生的强烈糜棱岩化，形成如黑河地区糜棱岩，测得其中自形锆石的U-Pb年龄为211±8Ma，表明商丹带的形成是在印支期(Reischmann et al.，1990)。也就是说，印支期造山作用，促使勉略、商丹两条缝合带同时闭合，其中商丹带闭合延续的时间从加里东期就开始了，而勉略缝合带则由勉略洋盆闭合而来，经历了晚古生代—早中生代期间一个较完整的有限洋盆的发生、发展与消亡过程(赖绍聪等，1998)。位于秦岭造山带东部的大别地区，出露大面积超高压—高压岩体，认为其大约在240Ma至225～210Ma 期间已从地幔折返至地壳深度(Hacker et al.，2000)，同样说明华北与扬子两板块大规模的碰撞发生于三叠纪末。对济源盆地上三叠统椿树腰组上段和谭庄组砂岩骨架颗粒成分进行Gazzi—Dickinson薄片点统计显示，其石英含量高，长石及岩屑含量低，碎屑成分的三角投影结果表明，其源区构造背景落在再旋回造山带区，说明盆地南部边缘秦岭造山带已形成。强烈的造山作用改变了济源盆地性质，由早—中三叠世的克拉通内陆坳陷型盆地向晚三叠世前陆盆地发展(图7b)，接受秦岭造山带逆冲作用的控制和改造，其盆地性质、盆地范围、沉积环境，物质组成、结构等都发生了显著改变。

秦岭造山带印支期造山作用先后沿洛南—栾川断裂及三门峡—鲁山—舞阳断裂发生逆冲推覆，控制着其北部济源盆地演化，并先后形成了TS2、TS3构造层序，TS2与TS3充填特征的不同也是两次逆冲推覆作用的反映。造山作用使华北板块东南缘自北向南逆冲、推覆，而在其后缘的三门峡—鲁山—舞阳一带发生大规模反向逆冲、推覆作用，该断裂及宜阳地区的石门冲逆冲断裂，使古生界冲断于上三叠统之上(徐汉林等，2004)，表明三门峡—鲁山—舞阳断裂的活动应在晚三叠世之后、早侏罗世之前。而在北秦岭南召等地区沉积了上三叠统含煤碎屑岩，它们不整合于二郎坪群/宽坪群之上，是秦岭造山带逆冲作用，使之前的地层褶皱和断裂，在断块的基础上形成的背驼式盆地，该盆地介于商丹缝合带与洛南—栾川断裂之间，可认为晚三叠世之前，洛南—栾川断裂已发生逆冲推覆作用，且具一定规模。由此可推测，晚三叠世时，盆地南部边界应位于洛南—栾川断裂北部，向三门峡—鲁山—舞阳断裂靠近，控制盆地沉降的动力主要来自于洛南—栾川断裂的活动，而三门峡—鲁山—舞阳断裂则控制着济源盆地早侏罗世—中侏罗世早期沉积(图7c)。盆地东部受扬子与华北板块由东向西的“剪刀式”碰撞拼合的影响，造成华北地块的差异升降，即华北东部地区抬升较为强烈，并逐渐向西扩展，上三叠统，在河南境内仅限于开封坳陷的西缘、济源、洛阳、宜阳、登封及开封以北一带(杨明慧等，2012)，到了中侏罗世早期，盆地范围已萎缩到郑州以西，北部的太行山可能已初始隆升，而西部，Liu Shaofeng等(2012)认为早—中侏罗世鄂尔多斯盆地东缘是沿大同、宁武、晋中、临汾及义马等山间盆地分布的，虽然只提到大同、宁武、晋中、临汾盆地下—中侏罗统可与现今的鄂尔多斯盆地进行对比，但其给出的鄂尔多斯盆地中侏罗世古地理图上，仍将义马盆地划归到鄂尔多斯盆地范围内。结合济源地区杨树庄组碎屑锆石年龄主要来自于秦岭造山带(杨文涛等，2012)，认为中侏罗世早期之前，秦岭造山带仍是控制济源盆地演化的动力，在控制盆地动力体制没变的情况下，济源盆地依然有可能与鄂尔多斯盆地连通。

4.3 太行山隆升与山间盆地

太行山是中国东部大型北东—北北东向构造带，其南北两端分别与秦岭造山带和燕山造山带相接，西缘褶皱逆冲带控制着鄂尔多斯盆地东缘的沉积演化，东侧则为华北东部盆地控盆边界大断裂——太行山东断裂。罗照华等(2006)将太行山板内造山过程概括为早期伸展、主期挤压造山、晚期均衡调整成山和造山带垮塌和区域伸展4个阶段，对太行山隆升时限的研究，一般认为其形成时代应在三叠纪以后，晚侏罗世之前(牛树银等，1994)，Wang Yu和Li Huimin(2008)获得的U-Pb及40Ar/39Ar年龄数据也证实了太行山的初始隆升是在175～150Ma之间。太行山在中侏罗世的隆升将改变控制济源盆地演化的动力学体制，由晚三叠世—早侏罗世秦岭造山带造山体制向中侏罗世太行山造山体制转变，并促使盆地性质由与秦岭造山带相伴生的前陆盆地转变为邻太行山的山间盆地(图7d)。

济源盆地由前陆盆地性质转变为山间盆地的时限应发生在中侏罗世马凹组沉积时期，尽管在中侏罗世早期，济源地区三皇村剖面杨树庄组底部形成了一套底砾岩，指示了一次短暂的构造抬升作用，这与济源地区化石村剖面杨树庄组的泥岩及义马地区义马组上部的泥岩所形成的构造环境具有明显的差别，这种差别应该来自于秦岭造山带的构造减弱以及太行山的初始造山活动，然而其造山活动明显较弱，不足以改变控制济源盆地的动力学体制。但对TS4构造层序充填特征的研究，可以认为太行山在中侏罗世后期已隆升。从TS4层序底砾岩的特征来看，砾石具有较好的磨圆度和一定的分选度，成分以石英为主，没有出现大砾径砾石，以此区别于义马组底砾，其砾石并非来自于秦岭造山带前缘，一方面可能是因为秦岭造山带已进入后造山阶段，源区持续的侵蚀导致卸载作用发生，从而使得盆地基底逐渐回弹，造山带远离盆地的结果。另一方面，当秦岭造山带对盆地的控制减弱时，太行山的隆升成为控制盆地演化新的动力，在隆升作用下，早期形成的地层将作为新的物源区，从而使得沉积物具有再旋回的特征。根据杨树庄组及马凹组的碎屑锆石年龄结构(杨文涛等，2012)，杨树庄组碎屑锆石多具棱角状，其年龄峰值在400～500Ma之间，且来自华北克拉通的年龄数据较少，显示了秦岭造山带对盆地的显著控制作用，而马凹组碎屑锆石具一定的磨圆度，其年龄峰值在250～300Ma之间，来自华北克拉通的年龄也形成了次峰值，显然，该时期秦岭造山带对盆地的影响微弱，其年龄结构与中三叠统油房庄组、上三叠统椿树腰组较为一致，说明旋回的沉积物应来自于较为年轻的地层，该结果与太行山隆升具有一致性。另外，从地层分布特征来看，马凹组在济源三皇村剖面厚83.6m，在花石村剖面仅厚54.5m，且上部泥岩段在花石村一带逐渐尖灭，其沉积、沉降中心应该靠近于西北边的三皇村，这也显示了太行山隆升对盆地的控制作用。随着太行山的隆升，济源盆地在中侏罗世马凹组沉积时期，可能已经从大鄂尔多斯盆地分离出来，这一点，赵俊峰等(2010)在“鄂尔多斯盆地直罗组—安定组沉积期原始边界恢复”一文中也阐述了其依据。

5 结论

中生代济源盆地充填了4个构造层序：TS1、TS2、TS3、TS4。TS1是在秦岭造山带早—中三叠世板块汇聚背景下形成的构造层序，具有华北内陆克拉通盆地沉积充填特征。TS2和TS3是在秦岭造山带晚三叠世—中侏罗世早期陆内造山背景下，沿洛南—栾川断裂及三门峡—鲁山—舞阳断裂先后发生逆冲推覆作用而形成的构造层序，具有前陆盆地充填特征。TS4构造层序受太行山隆升作用的控制，标志着济源盆地在中侏罗世后期已由秦岭造山带造山作用控制的前陆盆地转型为邻太行山的山间盆地。

中生代济源盆地受两大动力学体制的控制，并在中侏罗世时实现了相互转换。盆地演化的早期，动力来源于秦岭造山带的构造活动，其性质为板块汇聚产生的陆陆碰撞造山，结果导致盆地边缘的破坏。新生动力由太行山隆升产生，其性质为华北板内造山，预示着华北克拉通进入主破坏阶段。