克拉通內裂陷構造—沉積充填過程及其資源效應

關鍵詞 中上揚子；震旦紀；裂陷盆地；充填過程

第一作者簡介 郭露，女，2001年出生，碩士研究生，碳酸鹽巖沉積學，E-mail： 1602054440@qq.com

通信作者 鐘怡江，男，副教授，碳酸鹽巖沉積學，E-mail： zhongyijiang2012@cdut.edu.cn

中圖分類號 P512.2 文獻標志碼 A

0引言

中上揚子是中國最古老的克拉通之一[1]，形成了中國南方大陸的核心和華南陸群之中最穩定的構造單元[2]，有著與世界海相油氣類似的地質背景，是全球主要的油氣富集帶之一[3]，也是我國重要的沉積型金屬礦產成礦富集區[4]。2012年，伴隨著“興凱地裂運動”的影響，綿陽—長寧拉張槽理論的提出[5?6]，拉張槽東側安岳特大型氣田也隨之被發現[7]，進一步肯定了四川疊合盆地深層古老碳酸鹽巖層系構造—沉積分異及其對油氣地質條件控制作用[8]的同時，顯著推動了四川盆地下組合油氣成藏機制的深入研究[5，9]。此外，富集成礦對沉積環境有強烈選擇性的沉積型磷礦資源也受沉積格局的強烈控制[10]。

早在20世紀80—90年代，研究人員就發現地處中、上揚子交界區域的中上揚子過渡帶在震旦紀—早寒武世發育“鄂西海槽”深水沉積[11?13]，指出鄂西—渝東地區下組合臺地邊緣是有利的油氣勘探區，近幾年的油氣勘探成果也證實了這一看法[14?16]。湖北省宜昌磷礦區屬于著名的荊襄型沉積磷礦，其成因與古構造、巖相古地理關系甚為密切，并且明顯受一定的沉積相帶制約[17]。在綿陽—長寧拉張槽發育相同地質背景下，中上揚子過渡帶發育的“鄂西海槽”能否具有類似于該拉張槽的構造—沉積分異特征？其沉積體系發育特征、沉積充填過程等基礎地質等問題亟需得到解決。近年來，部分研究者開始關注中上揚子過渡帶構造—沉積分異問題，并進行了裂陷存在證據、沉積體系和古地理等內容的相關研究，也進一步明確揭示了其重要的油氣勘探意義[18?21]。

中上揚子過渡帶震旦系的廣泛出露（圖1）[22]為野外研究工作提供了良好的地質條件。本研究基于對該區域野外露頭和鉆井資料的綜合分析，旨在從沉積體系的特征以及構造—沉積充填過程的角度，對中上揚子過渡帶震旦紀克拉通內的裂陷構造—沉積充填過程及其資源效應進行詳細研究，以期對該區域的油氣及沉積型礦產資源勘探工作起到一定的指導作用。

1區域地質背景

中上揚子過渡帶位于重慶市、湖北省和湖南省的交匯處，構造上主要包括四川盆地東緣及外緣的部分地區，自西向東包括方斗山復背斜、石柱復向斜、齊岳山復背斜和利川復向斜四個構造單元[23?25]，其板塊基底形成于中元古代的晉寧運動時期[26]（圖1）。伴隨著羅迪尼亞大陸的裂解（825～600 Ma）和岡瓦納大陸的聚合（600～400 Ma）[19，27]，揚子板塊從羅迪尼亞大陸解體并向東特提斯拼合。震旦紀時期，揚子板塊經歷了從伸展到聚斂的過渡階段[19]，伴隨著板塊的逆時針旋轉，導致了張扭性的伸展構造活動[28]。這種張扭性構造環境可能導致了上揚子臺地東部邊緣北北東向的右旋走滑斷裂的發育，進而控制了揚子臺地東南部邊緣和東側持續的拉張沉降深水環境[29]。

中上揚子過渡帶震旦系自下而上可劃分為陡山沱組和燈影組。陡山沱組沉積時限為84 Ma（635～551 Ma）[30?32]，下部與南華系南沱組冰磧巖呈不整合接觸，地層巖性主要為白云巖、黑色泥頁巖及粉砂巖等[32]。該組地層表現出碳質頁巖、含砂泥質成分的白云巖和白云巖互層的旋回結構特點。陡山沱組自下而上可分為四段：陡一段發育灰色白云巖，稱“蓋帽白云巖”；陡二段主要為黑色頁巖，同時發育泥頁巖夾灰色泥質白云巖和白云巖；陡三段發育灰色白云巖、白云質灰巖及條帶狀灰巖；陡四段發育黑色頁巖夾少量泥灰巖和灰巖。燈影組沉積時限為13 Ma（551～538 Ma）[33]，上揚子地區是一套白云巖為主的地層，可分為四段，即燈一段以泥粉晶白云巖為主；燈二段以發育微生物白云巖為主要特征，且具有特征的葡萄花邊構造；燈三段為灰色泥巖和泥質粉砂巖為特征的陸碎屑沉積，整體厚度只有幾米至二十多米；燈四段也發育微生物白云巖，但發育大量硅質條帶和燧石團塊層段[34]。在中揚子地區燈影組自下而上可分為蛤蟆井段、石板灘段和白馬沱段，分別以白云巖、灰巖和白云巖沉積為主要特征[30]（圖2）。

2 沉積體系特征

克拉通內裂陷是區域拉張作用下克拉通盆地內部發育的局部斷陷結構，具有規模小、早斷晚坳、火山活動不明顯的特征[35]。受拉張背景下同沉積斷裂活動導致的差異沉降影響，區域淺水沉積背景下發育裂陷內深水陸棚和裂陷邊緣斜坡沉積的沉積分異作用。同時，裂陷控制了淺水臺地發育時期臺地邊緣高能沉積相帶的展布。

2.1深水陸棚

深水陸棚主要發育黑色頁巖沉積，具有顏色深、富含有機質和黃鐵礦，并常發育水平層理的特征。在南華紀末期冰川消融和拉張裂陷作用的共同影響下，早震旦世陡山沱組沉積時期發生快速海侵。在研究區裂陷盆地內，半開闊貧氧—缺氧的安靜水體沉積環境中，穩定發育了連續的黑色頁巖沉積。其中陡山沱組二段發育厚度比較穩定，一般厚50～90 m，而陡山沱組四段常含泥質白云巖[36?37]，該套黑色巖系并被認為與盆地斷陷、地殼拉張減薄并造成地幔流體上涌作用有關。該套沉積以鶴峰白果坪、長陽黃家坪、秭歸廟河和青林口剖面為典型代表。鄂參1井區域燈影組沉積時期發育的沉積厚度僅92.5 m的薄層泥晶云巖、灰巖也為典型的深水陸棚沉積[21]。

2.2斜坡

在裂陷作用下發育的斜坡區域，主要表現為淺水至深水過渡的沉積相帶，典型沉積特征為沉積物失穩形成的重力流。缺乏來自盆地邊緣淺水區域的持續碎屑物質供給是碳酸鹽質硅質碎屑巖斜坡沉積的顯著區別。因此，碳酸鹽質斜坡的沉積物質通常經歷了啟動、搬運和沉積三個階段的演化過程，在斜坡失穩解體后，沉積物以海底巖崩、巖屑崩坍、滑坡、滑塌、碎屑流和濁流等塊體搬運沉積為特征[38]。斜坡塊體搬運沉積受斜坡地貌、觸發機制、海平面變化、碳酸鹽生產率和構造活動等因素變化控制[39?41]，其中發育的斜坡重力流類型多樣，并且不同類型之間通常發生轉化，形成多種類型重力流組合。由于碳酸鹽沉積物更容易發生膠結作用加強其穩定性，阻礙了沉積物質發生失穩及長距離搬運，碳酸鹽巖重力流通常具有發育規模小[42]，搬運距離短的特點[43]。同時，碳酸鹽重力流沉積顆粒來自臺地邊緣、臺地內部和斜坡上部，形成成分復雜的混合沉積[44]，具有更易形成角礫的特點[45]。

2.2.1滑塌沉積

滑塌沉積是在同生或準同生階段，斜坡上的半固結沉積物在重力作用下沿破裂面（剪切面）向下短距離順坡滑動形成的變形構造和內部具有滾動、揉褶、破碎等特征的塊體沉積[46-48]。滑塌作用的觸發機制通常與地震、火山噴發和潮汐等陣發性自然現象有關，或者是由于沉積物失穩而引發[49]。滑塌構造沿海底斜坡滑行距離的長短通常可以通過褶皺變形規模和巖石破碎強度來判斷。當滑塌作用強烈時，可以使巖石破碎，導致不同巖性、不同礫徑的巖塊混雜在一起，形成含有較大巖塊的碎屑流沉積，此時可等同為滑塌堆積[38，50]。

研究區滑塌沉積主要發育在燈影組沉積時期裂陷東側的湖北宜昌下谷坪和九龍灣地區。該滑塌沉積現象尤為顯著，沉積物巖性主要為泥晶白云巖及泥巖，滑塌層系單層厚10～20 cm，褶皺規模10～30 cm（圖3）。隨著水體深度的增加和滑塌作用的加劇，滑塌巖體的巖性經歷了從灰白色泥晶白云巖到深灰色泥晶白云巖以及泥質沉積物的互層或混雜堆積的轉變（圖3a～f）。展示了單次滑塌沉積特征，其中滑塌褶皺轉折端夾角變小，并未發生層內錯斷和角礫化現象（圖3a～b）。相比之下，顯示相近沉積時間內多次滑塌沉積（圖3c～f）。同時，隨著滑塌作用增強，滑塌沉積具有單層厚度降低，褶皺轉折端軸面向深水倒伏程度增加，滑塌角礫化現象加劇的特征。滑塌作用隨水深加大而增強的特征可能與深水高含水性和塑性更強的泥質沉積物增加，弱固結的碳酸鹽沉積物更容易沿泥質夾層發生滑動形成滑塌沉積作用有關。

2.2.2碎屑流沉積

碎屑流沉積是一種在重力驅動下，由水—泥基質支撐的碎屑物質搬運形成的沉積物重力流，其流動特性表現為層流狀態和塑性流性質，通常具有一定的屈服強度和黏性。沉積物的支撐機制主要為基質強度、碎屑顆粒之間的摩擦強度和浮力[46，51?52]。碎屑流沉積搬運能力強大，可以攜帶巨大的礫石或巖塊，但侵蝕能力較弱，以發育“漂浮狀”的礫石和泥質撕裂屑為典型特征。沉積物通常呈層狀或透鏡狀，碎屑大小混雜，一般不具內部結構和構造[46，53?54]。根據碎屑流所含礫屑大小，進一步分為礫質碎屑流、砂質碎屑流和泥質碎屑流三類[55]。此外，根據支撐機制可分為富基質和貧基質兩類，前者基質含量高，基質支撐，碎屑互不接觸，呈“漂浮狀”，相當于狹義的泥石流；后者基質含量低，碎屑呈顆粒支撐。同時，根據碎屑來源又可分為內源（斜坡內）、外源（臺內和臺地邊緣）、陸源（已成巖的碳酸鹽巖風化剝蝕產物）和混源四種成因類型[46]。

碎屑流在研究區的燈影組和陡山沱組均有發育，主要發育裂陷槽東側的湖北宜昌芭蕉溪、秭歸廟河和湖南石門楊家坪地區。礫質和砂質碎屑流具有單次獨立或多次相互轉化發育的特征，整體呈塊狀構造。礫質碎屑流中隨礫石粒徑向上變小，基質支撐強度降低，磨圓和分選變好，碎屑顆粒間摩擦強度增大，逐漸向砂質碎屑轉化。

宜昌巴蕉溪剖面燈影組基質支撐礫質碎屑流（黃色虛線下方）向臺地邊緣高能砂屑灘（黃色虛線上方）演化的向上變淺沉積序列（圖4a）。礫質碎屑主要為淺灰色砂屑白云巖呈“漂浮狀”雜亂堆積狀態，顯示臺地邊緣礫質碎屑近距離搬運堆積至斜坡頂部特征。

秭歸廟河剖面陡山沱組三套碎屑流沉積轉化特征（圖4b）。底部為灰黑色呈泥質撕裂狀碎屑大小混雜堆積于灰色基質；中部為發育平行層理的砂質碎屑流（中上部發育黑色硅質結核）；上部為正粒序向逆粒序轉化的礫質碎屑流，底部發育向前期砂質碎屑頂部的沖刷構造。

秭歸廟河剖面陡山沱組灰色白云巖和黑色含硅質白云巖的混雜堆積特征（圖4c～f）。礫石具有一定的磨圓，但是分選較差，礫石呈順層排列，底部不發育明顯的底沖刷，顯示搬運能力強而侵蝕能力弱的特點。

石門楊家坪剖面陡山沱組兩期碎屑流沉積特征（圖4g）。第一期發育細長條狀白色和灰色混雜堆積的礫石，頂部向砂質碎屑流轉化（圖4h）；第二期發育下部礫質碎屑流和上部砂質碎屑流（圖4i）。下部礫質碎屑具有一定磨圓，但分選較差，呈基質支撐，底部發育弱沖刷，上部與砂質碎屑流呈突變狀態。上部砂質碎屑流中灰白色砂質碎屑和少量磨圓礫石混雜堆積于灰黑色基質。薄片下礫質（圖4j）和砂質（圖4k）碎屑流均顯示磨圓和分選差，且成分復雜的礫屑和砂屑的混雜沉積特征。上部能量轉弱后的砂質碎屑流薄片下呈現出少量分選較好的次圓狀砂屑呈漂浮狀分布在碳酸鹽巖基質中的特征（圖4l）。

2.2.3濁流沉積

濁流沉積是富含懸浮固體顆粒并攜帶大量泥沙的高密度牛頓流體，沉積物主要由流體湍流向上的分力支撐[56]，對下伏地層產生侵蝕作用，當流速減慢時在重力分異作用下形成的粒序層理（鮑馬序列）是識別濁流沉積的主要標志。

研究區濁流沉積主要發育于裂陷東側秭歸廟河和石門楊家坪的陡山沱組沉積時期。秭歸廟河剖面灰黑色頁巖發育兩套10～15 cm厚的塊狀砂質灰巖（圖5a），具有明顯的鮑馬序列沉積特征，主要發育A段粒序層理和B段平行層理砂質灰巖，見D段黑灰色薄層狀的泥巖（圖5b），表明深水陸棚環境中發育的多期濁流疊置沉積。

2.3臺地邊緣

南沱組冰期之后，隨著全球氣溫的回升以及燈影期微生物碳酸鹽工廠繁盛，上揚子地臺發育大規模碳酸鹽巖臺地構造[57]。埃迪卡拉紀的生物群落主要發育了缺乏礦化外殼和骨骼的軟軀體生物[58]，這些生物不適應高能臺地邊緣環境，且無法形成抗浪的格架結構。因此，具有抗浪結構的微生物柱狀體形成的疊層石—凝塊石礁[29，59]對于在臺地邊緣構建抗波框架起至關重要的作用[60?61]。大量高能破碎形成的砂級和礫級碳酸鹽沉積物及鮞粒也構成了碳酸鹽巖臺地邊緣的建隆，與顯生宙臺地相似[22，62]。

利1井燈影組發育大套微生物（骨架）礁白云巖、凝塊石格架白云巖、疊層石白云巖、砂礫屑和砂屑白云巖[35]。重慶石柱張飛阡剖面燈影組發育厚層塊狀具楔形交錯層理和平行層理的砂礫屑白云巖（圖6d～h）。以上高能礁灘組合沉積均顯示上揚子東部邊緣具有典型的高能臺地邊緣特征。

中揚子地區，過宜參1井的地震剖面揭示了受同沉積斷裂控制的臺地邊緣地震相特征[35]。宜昌巴蕉溪燈影組剖面發育厚層塊狀，具平行層理的砂屑白云巖（圖6a），并可見針狀溶孔（圖6b），微觀顯示粒內溶孔發育（圖6g）。鶴峰白果坪剖面燈影組上部發育厚層塊狀具有平行層理和低角度交錯層理的砂屑灰巖（圖6c），鏡下具有亮晶膠結磷質砂屑灰巖特征（圖6e～f）。上述野外剖面均揭示臺地邊緣的高能灘沉積特征。

3 構造—沉積充填過程

3.1構造—沉積分異特征

Rodinia超大陸于新元古代早期（850～650 Ma）裂解[63]，古中國地臺裂陷期的主幕則發生在700 Ma[5]。揚子地塊是在Marinoa冰期（645～635 Ma）[64]后進入裂谷演化的后期階段[65?66]。這一時期構造活動持續活躍，伴隨廣泛的熱液和火山活動[8，67?68]，揚子地塊的東部，從湖北利川延伸至東南部的貴州翁安一線，繼承的裂谷期張性斷裂重新激活，展現出右旋走滑拉張斷裂的特征[22]。同沉積斷裂活動使得揚子東南邊緣發育斷面南東傾、西斷東斜的伸展性單側斷陷盆地[69]，出現上揚子地臺東部淺水陸棚或臺地向斜坡帶和深水盆地快速相變的構造—沉積分異。

3.2裂陷沉積—充填過程

3.2.1陡山沱期

由于冰期之后氣溫的迅速升高導致冰川融化，造成海平面的上升[70]，陡山沱期沉積了南沱冰期之后的第一套快速海侵層系。研究區斷陷活動導致的單斷基底差異沉降控制了沉積物質充填類型和厚度的變化。在陡山沱期約84 Ma[32]的沉積過程中，即使沉積速率相對較低的泥質懸浮沉積也能有效充填由斷陷持續活動產生的可容納空間，使得深水盆地沉積厚度（600 m以上）顯著大于淺水相區（大約100 m），造成盆地沉降中心和沉積中心近乎一致（圖7）。在遠離斷陷活動區域，沉積作用以淺水碳酸鹽沉積為主。重力流是淺水與深水轉換帶（斜坡）構造活動的重要沉積響應。

同時，斷陷活動的強度變化對于沉積相帶的縱向變化以及其進退充填過程具有決定性影響。活動強烈期，基底沉降強度和區域范圍均加大，深水沉積相帶擴大，淺水碳酸鹽沉積以退積作用為主。反之，活動平息或減弱期，基底沉降強度和區域范圍均減小，深水沉積相帶縮小，淺水碳酸鹽沉積以進積作用為主。

陡山沱組一段沉積期，受古海水條件急劇變化（甲烷滲漏、分層海洋上升流和雪球地球等假說）[71?72]影響，沉積了一套主要由白云石組成的碳酸鹽巖。該套巖石在全區穩定分布，呈現出相對均質的薄層狀結構，俗稱“蓋帽白云巖”。蓋帽白云巖主要是淺水陸架環境的沉積產物[73]，由恩施白果坪地區發育的該套蓋帽白云巖可推斷陡一段沉積時期同沉積斷裂應該未開始活動并未形成深水沉積環境。

陡山沱組二段沉積期，由于控盆斷裂急劇活動導致的快速海侵，使得斷陷盆地內為缺氧環境[74]，主要充填黑色碳質頁巖。同時，構造斷陷導致沉積坡度增大，白果坪和楊家坪等地均發育沉積物失穩形成的斜坡重力流沉積序列。宜探2井所在淺水臺地相區，主要沉積一套泥質白云巖夾泥巖，沉積厚度小于100 m。神農架樟樹坪地區普遍發育一套淺水臺地相含磷礦層和白云巖的互層沉積[20]。

陡山沱組三段沉積期，同沉積斷裂活動的減弱導致了斷陷盆地基底沉降速率的減緩，碳酸鹽工廠從淺水沉積相區開始向斷陷盆地沉降中心進積，前期斜坡—盆地相的鄂陽頁1井—秭歸廟河—宜地4井一帶相變為淺水臺地相。沉積增厚區域向斷裂活動區域收縮，發育淺水沉積物（碳酸鹽巖）向深水區域進積的沉積序列。靠近斷陷活動中心的恩施白果坪地區仍然發育深水盆地碳質頁巖和偶夾泥質白云巖沉積，而楊家坪地區則發育向上由斜坡相含碳泥質灰巖和重力流沉積轉變為臺地邊緣顆粒灰巖進積的沉積序列。廟河和楊家坪地區陡三沱組三段下部以及白果坪中下部均發育的斜坡重力流沉積響應，可能與碳酸鹽快速沉積導致緩坡和盆地高差變大、斜坡沉積地貌變陡有關。

陡山沱組四段沉積期，同沉積斷裂活動性減弱，但并未完全停止，再次發生海侵，裂陷盆地內仍為沉積中心，沉積地層厚度依然高于相對淺水地區。全區沉積了黑色頁巖夾少量泥灰巖和白云巖。深水陸棚沉積范圍和陡山沱組三段基本一致，但是斜坡沉積范圍擴大到宜探2井區。樟樹坪淺水臺地相區以白云巖為主。

3.2.2燈影期

燈影組沉積時期，控盆斷裂仍然活動，斷裂位置由鄂參1井東側向西遷移至利1井和鄂參1井之間。受沉積時限（13 Ma）相對較短影響，泥質懸浮沉積未能完全填補斷陷沉降區域的可容納空間，導致深水欠補償沉積的形成。上揚子及中揚子的淺水沉積區域，微生物碳酸鹽工廠控制了淺水臺地沉積，成為該時期的主要沉積中心。斷裂控制的上揚子東部邊緣形成碳酸鹽巖臺地—陡坡型臺地邊緣灘—陡坡型斜坡—深水陸棚構造—沉積分異特征（圖8）。受斷陷向東翹傾端影響，中揚子西側則形成緩坡型臺地—緩坡沉積—深水陸棚的構造—沉積分異特征。隨著斷陷活動加劇和淺水碳酸鹽沉積增厚，淺水和深水沉積地貌差異逐漸增大。

燈影組一段至二段沉積時期，斷陷沉降構造活動相對較弱，在鄂參1井所在的深水盆地內，沉積了欠補償的深灰色泥質白云巖和灰質白云巖。與此同時，淺水碳酸鹽沉積區則主要進行對前期隆坳地貌的填平補齊。上揚子東側五探1 井所在的開江古陸[75?77]隨海侵上超進行強烈填平補齊。利1井地區沉積厚度（950 m）顯著大于五探1井（300 m），并且在晚期形成臺地邊緣高能丘灘相帶。中揚子宜地4井所在臺地內凹陷帶也發生填平補齊，沉積早期發育深水泥巖及泥質灰巖，晚期發育淺水高能砂屑白云巖進積沉積序列。白果坪—楊家坪—廟河地區所在緩坡帶則以泥質白云巖和砂屑白云巖沉積為主。

桐灣運動Ⅰ幕區域抬升后，燈影組三段沉積時期，斷陷沉降構造活動再次發育。研究區發生快速海侵，上揚子以利1井地區發育淺水陸棚相泥頁巖為主，斷陷盆地內鄂參1井地區則以深水陸棚碳質頁巖沉積為主，中揚子白果坪地區沉積淺水混積陸棚內頁理發育的薄層泥質白云巖，楊家坪地區則發育泥質白云巖。廟河—宜探2井區域以潮坪相泥質灰巖、白云巖和砂屑白云巖為主。

燈影組四段沉積時期，隨著拉張斷陷沉降活動趨于平緩，沉積環境發生了變化，在鄂參1井所在深水陸棚沉積區發育白云巖，上揚子和中揚子均以碳酸鹽巖臺地沉積為主。利1井所在上揚子臺地邊緣區則形成厚層加積型臺地邊緣，發育高能微生物丘灘白云巖，且形成厚層加積型臺地邊緣；白果坪和楊家坪所在的中揚子臺地邊緣則分別發育磷質砂屑灘和微生物澡屑灘，具有從楊家坪臺地邊緣向白果坪斜坡進積特征。廟河—宜探2井區域以高能砂屑臺內灘和灘間白云巖沉積為主。

4資源意義

4.1油氣資源

克拉通內裂陷盆地的發育和沉積充填過程，不僅控制了優質烴源巖和優質儲集巖的時空分布，而且為優質烴儲組合的形成和油氣成藏效應及規模的提高創造了條件，使得環裂陷盆地地區形成克拉通盆地內油氣分布最富集的地區[78]。中上揚子結合帶克拉通內裂陷盆地的發育和充填過程，控制油氣地質條件的空間配置，對該地區下一步油氣勘探思路具有重要的指導作用。

陡山沱組是中國南方地區重要的烴源巖層系之一[35]。前人研究表明，宜昌秭歸青林口、九龍灣剖面和芝麻坪陡山沱組等地發育的黑色泥巖TOC含量平均超過2%，甚至超過7%，且處于過成熟熱演化階段，達到優質烴源巖的評價標準，展現出較高的生烴潛力[79?80]。此外，同沉積斷裂是熱液活動的有利通道，熱液帶來的營養元素促進了生產力的提高，利于形成富含有機質的優質烴源巖[81?82]。陡山沱組優質的烴源巖也是頁巖氣勘探的重要層系，鄂西地區鄂陽頁1井陡山沱組獲得日產氣量高達5 464 m³/d的頁巖氣，證實了該區陡山沱組巨大潛力[70]。結合本研究揭示的充填特征，靠近拉張斷陷沉積沉降中心深水沉積應具有良好的烴源巖條件，同時應該具有更大的頁巖氣勘探潛力。

燈影組上揚子東側受斷裂控制的加積型臺地邊緣和中揚子緩坡帶進積型臺地邊緣高能丘灘是油氣儲層發育的優質沉積相帶，前述野外及室內鏡下均顯示了良好的孔隙發育特征。該套儲層在控烴裂陷兩側的廣泛發育，尤其是西側的控盆斷裂，促進了上揚子東側臺地邊緣和裂陷盆地內烴源巖的近源烴儲配置，為油氣藏的形成提供了良好的油氣要素配置關系，是油氣勘探應重視的新領域。

4.2沉積型礦產資源

斷裂控制的熱液活動，伴隨海底噴流和噴氣作用，促成了多種金屬經濟類礦床的生成，包括鐵、鋅、鉛以及鎳鉬硫化物礦床等。此外，此類熱液活動也為多種沉積型非金屬礦產，諸如重晶石和磷等提供成礦物質來源[83?84]。襄陽式（荊襄式）磷礦是我國著名的沉積型磷礦，主要分布在位于研究區中揚子地塊西側的鄂西聚磷區。此次以該地區沉積型磷礦為例，闡述構造—沉積充填過程與沉積型礦產資源的耦合關系。

鄂西聚磷區含礦層系包括燈影組第二段底部和陡山沱組一至四段，但工業礦體含礦層系僅為陡山沱組第二段的底部和第一段[17，85]。該區磷礦成礦模式研究顯示磷礦富集的有利因素包括上升洋流磷源供給、有利于磷質聚沉的半開闊臺地潟湖和優質磷礦富集的高能灘環境[10，86]。同時，也有學者認為該地區磷物質主要與溫暖濕潤條件下玄武巖的風化作用有關[87]。此次，白果坪剖面燈影組四段的磷質砂屑白云巖的發現，也指示了該地區燈影組有望成為磷礦的勘查新層系。

宜昌磷礦成礦帶多與熱液活動相關[84]，控盆同沉積斷裂也為地下含磷熱液進入海水提供通道。研究區西斷東傾斷陷盆地結構為深海富磷上升洋流沿斜坡帶進入鄂西淺水沉積區的提供了有利通道[88]。同時，富磷上升洋流為淺水區域聚磷生物提供了營養物質。因此，中上揚子結合帶震旦紀克拉通內斷陷盆地的發育，為沉積型磷礦的富集提供了物質來源、物質運聚和富集成礦的有利構造—沉積環境條件。

5結論

（1） 中上揚子過渡帶在震旦紀時期受裂陷活動控制的張扭性作用影響，形成了半地塹式的斷陷盆地，在裂陷內部發育了深水陸棚和裂陷邊緣斜坡豐富的碳酸鹽質重力流沉積，裂陷邊緣發育高能丘灘沉積相帶，顯示出類似川中綿陽—長寧地區的構造—沉積分異作用。

（2） 震旦紀構造—沉積充填過程受到沉積時間、斷陷構造活動和碳酸鹽工廠的共同控制。陡山沱期和燈影期分別發育了沉降中心與沉積中心重疊的補償型沉積，以及淺水碳酸鹽沉積增厚和深水欠補償沉積的構造—沉積充填特征。

（3） 陡山沱組沉積時期的深水沉積中心具有良好的生烴條件和頁巖氣勘探潛力；燈影組沉積時期上揚子東側加積型臺地邊緣和中揚子西側緩坡帶進積型臺地邊緣的高能丘灘是油氣儲層發育的優勢相帶，并且與裂陷盆地內的烴源巖形成了近源的有利烴儲配置，為油氣勘探提供了新的領域。

（4） 同沉積斷裂活動為含磷熱液上涌提供了通道，同時為深海富磷上升洋流沿盆地斜坡帶進入鄂西淺水沉積區聚集提供了有利的沉積地貌條件。裂陷盆地的形成及充填演化過程，為沉積型磷礦的富集提供了物質來源、物質運聚和富集成礦的有利構造—沉積環境條件。