克拉通内裂陷构造—沉积充填过程及其资源效应

关键词 中上扬子；震旦纪；裂陷盆地；充填过程

第一作者简介 郭露，女，2001年出生，硕士研究生，碳酸盐岩沉积学，E-mail： 1602054440@qq.com

通信作者 钟怡江，男，副教授，碳酸盐岩沉积学，E-mail： zhongyijiang2012@cdut.edu.cn

中图分类号 P512.2 文献标志码 A

0引言

中上扬子是中国最古老的克拉通之一[1]，形成了中国南方大陆的核心和华南陆群之中最稳定的构造单元[2]，有着与世界海相油气类似的地质背景，是全球主要的油气富集带之一[3]，也是我国重要的沉积型金属矿产成矿富集区[4]。2012年，伴随着“兴凯地裂运动”的影响，绵阳—长宁拉张槽理论的提出[5⁃6]，拉张槽东侧安岳特大型气田也随之被发现[7]，进一步肯定了四川叠合盆地深层古老碳酸盐岩层系构造—沉积分异及其对油气地质条件控制作用[8]的同时，显著推动了四川盆地下组合油气成藏机制的深入研究[5，9]。此外，富集成矿对沉积环境有强烈选择性的沉积型磷矿资源也受沉积格局的强烈控制[10]。

早在20世纪80—90年代，研究人员就发现地处中、上扬子交界区域的中上扬子过渡带在震旦纪—早寒武世发育“鄂西海槽”深水沉积[11⁃13]，指出鄂西—渝东地区下组合台地边缘是有利的油气勘探区，近几年的油气勘探成果也证实了这一看法[14⁃16]。湖北省宜昌磷矿区属于著名的荆襄型沉积磷矿，其成因与古构造、岩相古地理关系甚为密切，并且明显受一定的沉积相带制约[17]。在绵阳—长宁拉张槽发育相同地质背景下，中上扬子过渡带发育的“鄂西海槽”能否具有类似于该拉张槽的构造—沉积分异特征？其沉积体系发育特征、沉积充填过程等基础地质等问题亟需得到解决。近年来，部分研究者开始关注中上扬子过渡带构造—沉积分异问题，并进行了裂陷存在证据、沉积体系和古地理等内容的相关研究，也进一步明确揭示了其重要的油气勘探意义[18⁃21]。

中上扬子过渡带震旦系的广泛出露（图1）[22]为野外研究工作提供了良好的地质条件。本研究基于对该区域野外露头和钻井资料的综合分析，旨在从沉积体系的特征以及构造—沉积充填过程的角度，对中上扬子过渡带震旦纪克拉通内的裂陷构造—沉积充填过程及其资源效应进行详细研究，以期对该区域的油气及沉积型矿产资源勘探工作起到一定的指导作用。

1区域地质背景

中上扬子过渡带位于重庆市、湖北省和湖南省的交汇处，构造上主要包括四川盆地东缘及外缘的部分地区，自西向东包括方斗山复背斜、石柱复向斜、齐岳山复背斜和利川复向斜四个构造单元[23⁃25]，其板块基底形成于中元古代的晋宁运动时期[26]（图1）。伴随着罗迪尼亚大陆的裂解（825～600 Ma）和冈瓦纳大陆的聚合（600～400 Ma）[19，27]，扬子板块从罗迪尼亚大陆解体并向东特提斯拼合。震旦纪时期，扬子板块经历了从伸展到聚敛的过渡阶段[19]，伴随着板块的逆时针旋转，导致了张扭性的伸展构造活动[28]。这种张扭性构造环境可能导致了上扬子台地东部边缘北北东向的右旋走滑断裂的发育，进而控制了扬子台地东南部边缘和东侧持续的拉张沉降深水环境[29]。

中上扬子过渡带震旦系自下而上可划分为陡山沱组和灯影组。陡山沱组沉积时限为84 Ma（635～551 Ma）[30⁃32]，下部与南华系南沱组冰碛岩呈不整合接触，地层岩性主要为白云岩、黑色泥页岩及粉砂岩等[32]。该组地层表现出碳质页岩、含砂泥质成分的白云岩和白云岩互层的旋回结构特点。陡山沱组自下而上可分为四段：陡一段发育灰色白云岩，称“盖帽白云岩”；陡二段主要为黑色页岩，同时发育泥页岩夹灰色泥质白云岩和白云岩；陡三段发育灰色白云岩、白云质灰岩及条带状灰岩；陡四段发育黑色页岩夹少量泥灰岩和灰岩。灯影组沉积时限为13 Ma（551～538 Ma）[33]，上扬子地区是一套白云岩为主的地层，可分为四段，即灯一段以泥粉晶白云岩为主；灯二段以发育微生物白云岩为主要特征，且具有特征的葡萄花边构造；灯三段为灰色泥岩和泥质粉砂岩为特征的陆碎屑沉积，整体厚度只有几米至二十多米；灯四段也发育微生物白云岩，但发育大量硅质条带和燧石团块层段[34]。在中扬子地区灯影组自下而上可分为蛤蟆井段、石板滩段和白马沱段，分别以白云岩、灰岩和白云岩沉积为主要特征[30]（图2）。

2 沉积体系特征

克拉通内裂陷是区域拉张作用下克拉通盆地内部发育的局部断陷结构，具有规模小、早断晚坳、火山活动不明显的特征[35]。受拉张背景下同沉积断裂活动导致的差异沉降影响，区域浅水沉积背景下发育裂陷内深水陆棚和裂陷边缘斜坡沉积的沉积分异作用。同时，裂陷控制了浅水台地发育时期台地边缘高能沉积相带的展布。

2.1深水陆棚

深水陆棚主要发育黑色页岩沉积，具有颜色深、富含有机质和黄铁矿，并常发育水平层理的特征。在南华纪末期冰川消融和拉张裂陷作用的共同影响下，早震旦世陡山沱组沉积时期发生快速海侵。在研究区裂陷盆地内，半开阔贫氧—缺氧的安静水体沉积环境中，稳定发育了连续的黑色页岩沉积。其中陡山沱组二段发育厚度比较稳定，一般厚50～90 m，而陡山沱组四段常含泥质白云岩[36⁃37]，该套黑色岩系并被认为与盆地断陷、地壳拉张减薄并造成地幔流体上涌作用有关。该套沉积以鹤峰白果坪、长阳黄家坪、秭归庙河和青林口剖面为典型代表。鄂参1井区域灯影组沉积时期发育的沉积厚度仅92.5 m的薄层泥晶云岩、灰岩也为典型的深水陆棚沉积[21]。

2.2斜坡

在裂陷作用下发育的斜坡区域，主要表现为浅水至深水过渡的沉积相带，典型沉积特征为沉积物失稳形成的重力流。缺乏来自盆地边缘浅水区域的持续碎屑物质供给是碳酸盐质硅质碎屑岩斜坡沉积的显著区别。因此，碳酸盐质斜坡的沉积物质通常经历了启动、搬运和沉积三个阶段的演化过程，在斜坡失稳解体后，沉积物以海底岩崩、岩屑崩坍、滑坡、滑塌、碎屑流和浊流等块体搬运沉积为特征[38]。斜坡块体搬运沉积受斜坡地貌、触发机制、海平面变化、碳酸盐生产率和构造活动等因素变化控制[39⁃41]，其中发育的斜坡重力流类型多样，并且不同类型之间通常发生转化，形成多种类型重力流组合。由于碳酸盐沉积物更容易发生胶结作用加强其稳定性，阻碍了沉积物质发生失稳及长距离搬运，碳酸盐岩重力流通常具有发育规模小[42]，搬运距离短的特点[43]。同时，碳酸盐重力流沉积颗粒来自台地边缘、台地内部和斜坡上部，形成成分复杂的混合沉积[44]，具有更易形成角砾的特点[45]。

2.2.1滑塌沉积

滑塌沉积是在同生或准同生阶段，斜坡上的半固结沉积物在重力作用下沿破裂面（剪切面）向下短距离顺坡滑动形成的变形构造和内部具有滚动、揉褶、破碎等特征的块体沉积[46-48]。滑塌作用的触发机制通常与地震、火山喷发和潮汐等阵发性自然现象有关，或者是由于沉积物失稳而引发[49]。滑塌构造沿海底斜坡滑行距离的长短通常可以通过褶皱变形规模和岩石破碎强度来判断。当滑塌作用强烈时，可以使岩石破碎，导致不同岩性、不同砾径的岩块混杂在一起，形成含有较大岩块的碎屑流沉积，此时可等同为滑塌堆积[38，50]。

研究区滑塌沉积主要发育在灯影组沉积时期裂陷东侧的湖北宜昌下谷坪和九龙湾地区。该滑塌沉积现象尤为显著，沉积物岩性主要为泥晶白云岩及泥岩，滑塌层系单层厚10～20 cm，褶皱规模10～30 cm（图3）。随着水体深度的增加和滑塌作用的加剧，滑塌岩体的岩性经历了从灰白色泥晶白云岩到深灰色泥晶白云岩以及泥质沉积物的互层或混杂堆积的转变（图3a～f）。展示了单次滑塌沉积特征，其中滑塌褶皱转折端夹角变小，并未发生层内错断和角砾化现象（图3a～b）。相比之下，显示相近沉积时间内多次滑塌沉积（图3c～f）。同时，随着滑塌作用增强，滑塌沉积具有单层厚度降低，褶皱转折端轴面向深水倒伏程度增加，滑塌角砾化现象加剧的特征。滑塌作用随水深加大而增强的特征可能与深水高含水性和塑性更强的泥质沉积物增加，弱固结的碳酸盐沉积物更容易沿泥质夹层发生滑动形成滑塌沉积作用有关。

2.2.2碎屑流沉积

碎屑流沉积是一种在重力驱动下，由水—泥基质支撑的碎屑物质搬运形成的沉积物重力流，其流动特性表现为层流状态和塑性流性质，通常具有一定的屈服强度和黏性。沉积物的支撑机制主要为基质强度、碎屑颗粒之间的摩擦强度和浮力[46，51⁃52]。碎屑流沉积搬运能力强大，可以携带巨大的砾石或岩块，但侵蚀能力较弱，以发育“漂浮状”的砾石和泥质撕裂屑为典型特征。沉积物通常呈层状或透镜状，碎屑大小混杂，一般不具内部结构和构造[46，53⁃54]。根据碎屑流所含砾屑大小，进一步分为砾质碎屑流、砂质碎屑流和泥质碎屑流三类[55]。此外，根据支撑机制可分为富基质和贫基质两类，前者基质含量高，基质支撑，碎屑互不接触，呈“漂浮状”，相当于狭义的泥石流；后者基质含量低，碎屑呈颗粒支撑。同时，根据碎屑来源又可分为内源（斜坡内）、外源（台内和台地边缘）、陆源（已成岩的碳酸盐岩风化剥蚀产物）和混源四种成因类型[46]。

碎屑流在研究区的灯影组和陡山沱组均有发育，主要发育裂陷槽东侧的湖北宜昌芭蕉溪、秭归庙河和湖南石门杨家坪地区。砾质和砂质碎屑流具有单次独立或多次相互转化发育的特征，整体呈块状构造。砾质碎屑流中随砾石粒径向上变小，基质支撑强度降低，磨圆和分选变好，碎屑颗粒间摩擦强度增大，逐渐向砂质碎屑转化。

宜昌巴蕉溪剖面灯影组基质支撑砾质碎屑流（黄色虚线下方）向台地边缘高能砂屑滩（黄色虚线上方）演化的向上变浅沉积序列（图4a）。砾质碎屑主要为浅灰色砂屑白云岩呈“漂浮状”杂乱堆积状态，显示台地边缘砾质碎屑近距离搬运堆积至斜坡顶部特征。

秭归庙河剖面陡山沱组三套碎屑流沉积转化特征（图4b）。底部为灰黑色呈泥质撕裂状碎屑大小混杂堆积于灰色基质；中部为发育平行层理的砂质碎屑流（中上部发育黑色硅质结核）；上部为正粒序向逆粒序转化的砾质碎屑流，底部发育向前期砂质碎屑顶部的冲刷构造。

秭归庙河剖面陡山沱组灰色白云岩和黑色含硅质白云岩的混杂堆积特征（图4c～f）。砾石具有一定的磨圆，但是分选较差，砾石呈顺层排列，底部不发育明显的底冲刷，显示搬运能力强而侵蚀能力弱的特点。

石门杨家坪剖面陡山沱组两期碎屑流沉积特征（图4g）。第一期发育细长条状白色和灰色混杂堆积的砾石，顶部向砂质碎屑流转化（图4h）；第二期发育下部砾质碎屑流和上部砂质碎屑流（图4i）。下部砾质碎屑具有一定磨圆，但分选较差，呈基质支撑，底部发育弱冲刷，上部与砂质碎屑流呈突变状态。上部砂质碎屑流中灰白色砂质碎屑和少量磨圆砾石混杂堆积于灰黑色基质。薄片下砾质（图4j）和砂质（图4k）碎屑流均显示磨圆和分选差，且成分复杂的砾屑和砂屑的混杂沉积特征。上部能量转弱后的砂质碎屑流薄片下呈现出少量分选较好的次圆状砂屑呈漂浮状分布在碳酸盐岩基质中的特征（图4l）。

2.2.3浊流沉积

浊流沉积是富含悬浮固体颗粒并携带大量泥沙的高密度牛顿流体，沉积物主要由流体湍流向上的分力支撑[56]，对下伏地层产生侵蚀作用，当流速减慢时在重力分异作用下形成的粒序层理（鲍马序列）是识别浊流沉积的主要标志。

研究区浊流沉积主要发育于裂陷东侧秭归庙河和石门杨家坪的陡山沱组沉积时期。秭归庙河剖面灰黑色页岩发育两套10～15 cm厚的块状砂质灰岩（图5a），具有明显的鲍马序列沉积特征，主要发育A段粒序层理和B段平行层理砂质灰岩，见D段黑灰色薄层状的泥岩（图5b），表明深水陆棚环境中发育的多期浊流叠置沉积。

2.3台地边缘

南沱组冰期之后，随着全球气温的回升以及灯影期微生物碳酸盐工厂繁盛，上扬子地台发育大规模碳酸盐岩台地构造[57]。埃迪卡拉纪的生物群落主要发育了缺乏矿化外壳和骨骼的软躯体生物[58]，这些生物不适应高能台地边缘环境，且无法形成抗浪的格架结构。因此，具有抗浪结构的微生物柱状体形成的叠层石—凝块石礁[29，59]对于在台地边缘构建抗波框架起至关重要的作用[60⁃61]。大量高能破碎形成的砂级和砾级碳酸盐沉积物及鲕粒也构成了碳酸盐岩台地边缘的建隆，与显生宙台地相似[22，62]。

利1井灯影组发育大套微生物（骨架）礁白云岩、凝块石格架白云岩、叠层石白云岩、砂砾屑和砂屑白云岩[35]。重庆石柱张飞阡剖面灯影组发育厚层块状具楔形交错层理和平行层理的砂砾屑白云岩（图6d～h）。以上高能礁滩组合沉积均显示上扬子东部边缘具有典型的高能台地边缘特征。

中扬子地区，过宜参1井的地震剖面揭示了受同沉积断裂控制的台地边缘地震相特征[35]。宜昌巴蕉溪灯影组剖面发育厚层块状，具平行层理的砂屑白云岩（图6a），并可见针状溶孔（图6b），微观显示粒内溶孔发育（图6g）。鹤峰白果坪剖面灯影组上部发育厚层块状具有平行层理和低角度交错层理的砂屑灰岩（图6c），镜下具有亮晶胶结磷质砂屑灰岩特征（图6e～f）。上述野外剖面均揭示台地边缘的高能滩沉积特征。

3 构造—沉积充填过程

3.1构造—沉积分异特征

Rodinia超大陆于新元古代早期（850～650 Ma）裂解[63]，古中国地台裂陷期的主幕则发生在700 Ma[5]。扬子地块是在Marinoa冰期（645～635 Ma）[64]后进入裂谷演化的后期阶段[65⁃66]。这一时期构造活动持续活跃，伴随广泛的热液和火山活动[8，67⁃68]，扬子地块的东部，从湖北利川延伸至东南部的贵州翁安一线，继承的裂谷期张性断裂重新激活，展现出右旋走滑拉张断裂的特征[22]。同沉积断裂活动使得扬子东南边缘发育断面南东倾、西断东斜的伸展性单侧断陷盆地[69]，出现上扬子地台东部浅水陆棚或台地向斜坡带和深水盆地快速相变的构造—沉积分异。

3.2裂陷沉积—充填过程

3.2.1陡山沱期

由于冰期之后气温的迅速升高导致冰川融化，造成海平面的上升[70]，陡山沱期沉积了南沱冰期之后的第一套快速海侵层系。研究区断陷活动导致的单断基底差异沉降控制了沉积物质充填类型和厚度的变化。在陡山沱期约84 Ma[32]的沉积过程中，即使沉积速率相对较低的泥质悬浮沉积也能有效充填由断陷持续活动产生的可容纳空间，使得深水盆地沉积厚度（600 m以上）显著大于浅水相区（大约100 m），造成盆地沉降中心和沉积中心近乎一致（图7）。在远离断陷活动区域，沉积作用以浅水碳酸盐沉积为主。重力流是浅水与深水转换带（斜坡）构造活动的重要沉积响应。

同时，断陷活动的强度变化对于沉积相带的纵向变化以及其进退充填过程具有决定性影响。活动强烈期，基底沉降强度和区域范围均加大，深水沉积相带扩大，浅水碳酸盐沉积以退积作用为主。反之，活动平息或减弱期，基底沉降强度和区域范围均减小，深水沉积相带缩小，浅水碳酸盐沉积以进积作用为主。

陡山沱组一段沉积期，受古海水条件急剧变化（甲烷渗漏、分层海洋上升流和雪球地球等假说）[71⁃72]影响，沉积了一套主要由白云石组成的碳酸盐岩。该套岩石在全区稳定分布，呈现出相对均质的薄层状结构，俗称“盖帽白云岩”。盖帽白云岩主要是浅水陆架环境的沉积产物[73]，由恩施白果坪地区发育的该套盖帽白云岩可推断陡一段沉积时期同沉积断裂应该未开始活动并未形成深水沉积环境。

陡山沱组二段沉积期，由于控盆断裂急剧活动导致的快速海侵，使得断陷盆地内为缺氧环境[74]，主要充填黑色碳质页岩。同时，构造断陷导致沉积坡度增大，白果坪和杨家坪等地均发育沉积物失稳形成的斜坡重力流沉积序列。宜探2井所在浅水台地相区，主要沉积一套泥质白云岩夹泥岩，沉积厚度小于100 m。神农架樟树坪地区普遍发育一套浅水台地相含磷矿层和白云岩的互层沉积[20]。

陡山沱组三段沉积期，同沉积断裂活动的减弱导致了断陷盆地基底沉降速率的减缓，碳酸盐工厂从浅水沉积相区开始向断陷盆地沉降中心进积，前期斜坡—盆地相的鄂阳页1井—秭归庙河—宜地4井一带相变为浅水台地相。沉积增厚区域向断裂活动区域收缩，发育浅水沉积物（碳酸盐岩）向深水区域进积的沉积序列。靠近断陷活动中心的恩施白果坪地区仍然发育深水盆地碳质页岩和偶夹泥质白云岩沉积，而杨家坪地区则发育向上由斜坡相含碳泥质灰岩和重力流沉积转变为台地边缘颗粒灰岩进积的沉积序列。庙河和杨家坪地区陡三沱组三段下部以及白果坪中下部均发育的斜坡重力流沉积响应，可能与碳酸盐快速沉积导致缓坡和盆地高差变大、斜坡沉积地貌变陡有关。

陡山沱组四段沉积期，同沉积断裂活动性减弱，但并未完全停止，再次发生海侵，裂陷盆地内仍为沉积中心，沉积地层厚度依然高于相对浅水地区。全区沉积了黑色页岩夹少量泥灰岩和白云岩。深水陆棚沉积范围和陡山沱组三段基本一致，但是斜坡沉积范围扩大到宜探2井区。樟树坪浅水台地相区以白云岩为主。

3.2.2灯影期

灯影组沉积时期，控盆断裂仍然活动，断裂位置由鄂参1井东侧向西迁移至利1井和鄂参1井之间。受沉积时限（13 Ma）相对较短影响，泥质悬浮沉积未能完全填补断陷沉降区域的可容纳空间，导致深水欠补偿沉积的形成。上扬子及中扬子的浅水沉积区域，微生物碳酸盐工厂控制了浅水台地沉积，成为该时期的主要沉积中心。断裂控制的上扬子东部边缘形成碳酸盐岩台地—陡坡型台地边缘滩—陡坡型斜坡—深水陆棚构造—沉积分异特征（图8）。受断陷向东翘倾端影响，中扬子西侧则形成缓坡型台地—缓坡沉积—深水陆棚的构造—沉积分异特征。随着断陷活动加剧和浅水碳酸盐沉积增厚，浅水和深水沉积地貌差异逐渐增大。

灯影组一段至二段沉积时期，断陷沉降构造活动相对较弱，在鄂参1井所在的深水盆地内，沉积了欠补偿的深灰色泥质白云岩和灰质白云岩。与此同时，浅水碳酸盐沉积区则主要进行对前期隆坳地貌的填平补齐。上扬子东侧五探1 井所在的开江古陆[75⁃77]随海侵上超进行强烈填平补齐。利1井地区沉积厚度（950 m）显著大于五探1井（300 m），并且在晚期形成台地边缘高能丘滩相带。中扬子宜地4井所在台地内凹陷带也发生填平补齐，沉积早期发育深水泥岩及泥质灰岩，晚期发育浅水高能砂屑白云岩进积沉积序列。白果坪—杨家坪—庙河地区所在缓坡带则以泥质白云岩和砂屑白云岩沉积为主。

桐湾运动Ⅰ幕区域抬升后，灯影组三段沉积时期，断陷沉降构造活动再次发育。研究区发生快速海侵，上扬子以利1井地区发育浅水陆棚相泥页岩为主，断陷盆地内鄂参1井地区则以深水陆棚碳质页岩沉积为主，中扬子白果坪地区沉积浅水混积陆棚内页理发育的薄层泥质白云岩，杨家坪地区则发育泥质白云岩。庙河—宜探2井区域以潮坪相泥质灰岩、白云岩和砂屑白云岩为主。

灯影组四段沉积时期，随着拉张断陷沉降活动趋于平缓，沉积环境发生了变化，在鄂参1井所在深水陆棚沉积区发育白云岩，上扬子和中扬子均以碳酸盐岩台地沉积为主。利1井所在上扬子台地边缘区则形成厚层加积型台地边缘，发育高能微生物丘滩白云岩，且形成厚层加积型台地边缘；白果坪和杨家坪所在的中扬子台地边缘则分别发育磷质砂屑滩和微生物澡屑滩，具有从杨家坪台地边缘向白果坪斜坡进积特征。庙河—宜探2井区域以高能砂屑台内滩和滩间白云岩沉积为主。

4资源意义

4.1油气资源

克拉通内裂陷盆地的发育和沉积充填过程，不仅控制了优质烃源岩和优质储集岩的时空分布，而且为优质烃储组合的形成和油气成藏效应及规模的提高创造了条件，使得环裂陷盆地地区形成克拉通盆地内油气分布最富集的地区[78]。中上扬子结合带克拉通内裂陷盆地的发育和充填过程，控制油气地质条件的空间配置，对该地区下一步油气勘探思路具有重要的指导作用。

陡山沱组是中国南方地区重要的烃源岩层系之一[35]。前人研究表明，宜昌秭归青林口、九龙湾剖面和芝麻坪陡山沱组等地发育的黑色泥岩TOC含量平均超过2%，甚至超过7%，且处于过成熟热演化阶段，达到优质烃源岩的评价标准，展现出较高的生烃潜力[79⁃80]。此外，同沉积断裂是热液活动的有利通道，热液带来的营养元素促进了生产力的提高，利于形成富含有机质的优质烃源岩[81⁃82]。陡山沱组优质的烃源岩也是页岩气勘探的重要层系，鄂西地区鄂阳页1井陡山沱组获得日产气量高达5 464 m³/d的页岩气，证实了该区陡山沱组巨大潜力[70]。结合本研究揭示的充填特征，靠近拉张断陷沉积沉降中心深水沉积应具有良好的烃源岩条件，同时应该具有更大的页岩气勘探潜力。

灯影组上扬子东侧受断裂控制的加积型台地边缘和中扬子缓坡带进积型台地边缘高能丘滩是油气储层发育的优质沉积相带，前述野外及室内镜下均显示了良好的孔隙发育特征。该套储层在控烃裂陷两侧的广泛发育，尤其是西侧的控盆断裂，促进了上扬子东侧台地边缘和裂陷盆地内烃源岩的近源烃储配置，为油气藏的形成提供了良好的油气要素配置关系，是油气勘探应重视的新领域。

4.2沉积型矿产资源

断裂控制的热液活动，伴随海底喷流和喷气作用，促成了多种金属经济类矿床的生成，包括铁、锌、铅以及镍钼硫化物矿床等。此外，此类热液活动也为多种沉积型非金属矿产，诸如重晶石和磷等提供成矿物质来源[83⁃84]。襄阳式（荆襄式）磷矿是我国著名的沉积型磷矿，主要分布在位于研究区中扬子地块西侧的鄂西聚磷区。此次以该地区沉积型磷矿为例，阐述构造—沉积充填过程与沉积型矿产资源的耦合关系。

鄂西聚磷区含矿层系包括灯影组第二段底部和陡山沱组一至四段，但工业矿体含矿层系仅为陡山沱组第二段的底部和第一段[17，85]。该区磷矿成矿模式研究显示磷矿富集的有利因素包括上升洋流磷源供给、有利于磷质聚沉的半开阔台地潟湖和优质磷矿富集的高能滩环境[10，86]。同时，也有学者认为该地区磷物质主要与温暖湿润条件下玄武岩的风化作用有关[87]。此次，白果坪剖面灯影组四段的磷质砂屑白云岩的发现，也指示了该地区灯影组有望成为磷矿的勘查新层系。

宜昌磷矿成矿带多与热液活动相关[84]，控盆同沉积断裂也为地下含磷热液进入海水提供通道。研究区西断东倾断陷盆地结构为深海富磷上升洋流沿斜坡带进入鄂西浅水沉积区的提供了有利通道[88]。同时，富磷上升洋流为浅水区域聚磷生物提供了营养物质。因此，中上扬子结合带震旦纪克拉通内断陷盆地的发育，为沉积型磷矿的富集提供了物质来源、物质运聚和富集成矿的有利构造—沉积环境条件。

5结论

（1） 中上扬子过渡带在震旦纪时期受裂陷活动控制的张扭性作用影响，形成了半地堑式的断陷盆地，在裂陷内部发育了深水陆棚和裂陷边缘斜坡丰富的碳酸盐质重力流沉积，裂陷边缘发育高能丘滩沉积相带，显示出类似川中绵阳—长宁地区的构造—沉积分异作用。

（2） 震旦纪构造—沉积充填过程受到沉积时间、断陷构造活动和碳酸盐工厂的共同控制。陡山沱期和灯影期分别发育了沉降中心与沉积中心重叠的补偿型沉积，以及浅水碳酸盐沉积增厚和深水欠补偿沉积的构造—沉积充填特征。

（3） 陡山沱组沉积时期的深水沉积中心具有良好的生烃条件和页岩气勘探潜力；灯影组沉积时期上扬子东侧加积型台地边缘和中扬子西侧缓坡带进积型台地边缘的高能丘滩是油气储层发育的优势相带，并且与裂陷盆地内的烃源岩形成了近源的有利烃储配置，为油气勘探提供了新的领域。

（4） 同沉积断裂活动为含磷热液上涌提供了通道，同时为深海富磷上升洋流沿盆地斜坡带进入鄂西浅水沉积区聚集提供了有利的沉积地貌条件。裂陷盆地的形成及充填演化过程，为沉积型磷矿的富集提供了物质来源、物质运聚和富集成矿的有利构造—沉积环境条件。