扬子克拉通北部沉积盆地序列

扬子克拉通北部是指城口－房县断裂和襄樊－广济断裂以南，川中－鄂中隆起（主要为水下隆起）以北部分。该区沉积盆地的形成演化和充填结构主要受其北缘东秦岭－大别造山带转化着的地球动力学背景控制，仅在某些时期（O3—S、D—C）还受到扬子克拉通东南部挤压或拉张作用的影响。该地区与东秦岭造山带虽然处于古板块不同的构造部位，在盆地类型和充填物诸方面有明显的差异，但显示出几乎同步的演化特征。

扬子北部及南秦岭地区地层对比见表2－1－3～表2－1－5。

2．1．6．1 青白口纪地堑型断陷盆地

青白口纪扬子北缘处于裂陷环境，南秦岭郧西群碱性双峰式火山岩最初沿东西向巨型断裂往上喷发，在西峡和淅川一带可厚达2000～5000m。

由于青白口纪扬子陆块的稳定性并不高，受北缘裂陷作用影响，在扬子陆块北部沿大巴断裂南侧出现若干地堑型断陷盆地。它们分布于扬子北部宁强、镇巴、神农架和大洪山地区，代表性地层为马槽园群、花山群、西乡群、铁船山组和刘家坪组，与上、下地层均为不整合接触。共同特征是盆地中充填了厚度巨大、分布不稳定、快速堆积的成熟度很低的磨拉石组合。早期以冲积扇与河流相为主，晚期出现开阔台地和滨海相，沉积环境由活动逐渐向稳定发展。火山岩以偏碱性为主，具大陆火山岩特点。

分布于神农架林区的马槽园群总厚2600m，由轻微变质的砾岩、砂岩、粉砂岩和白云岩组成。砾石成分早期以白云岩为主，晚期混有火山岩和伟晶岩等碎屑。由粗砾岩→中砾岩→细砾岩→粉砂岩组成多个旋回。砾石磨圆度差，多呈棱角—次棱角状，平均粒径0．3～2．0cm，个别巨砾达数米。胶结物以碳酸盐为主，少量火山灰。早期为冲积扇和滨岸环境，具磨拉石组合，晚期为开阔台地。

表2－1－5 扬子北部及南秦岭青白口纪至志留纪地层对比表

花山群出露于鄂北大洪山地区，岩性、岩相和厚度在盆地中变化很大，大致有三种组合形式：①以砾岩、砂岩和板岩为主夹玻屑凝灰岩，砂岩具粒序层理、菱状波痕，见泥裂构造；②下部由碎屑岩组成韵律，上部为钙质砂岩、泥质灰岩和硅泥质板岩，中部为变玄武岩、玄武质凝灰角砾岩和角砾凝灰岩；③除底部少量砾岩外全由酸性火山岩组成。花山群基性火山岩具大陆拉斑玄武岩的特点。

分布于陕南、川北的铁船山组以中酸性火山岩为主，夹中酸性火山角砾岩和凝灰岩，少量玄武岩和凝灰质砂砾岩，厚380～2331m，具大陆碱性玄武岩特点，以陆相喷发为主兼有海相喷发。刘家坪组以中酸性火山岩和相应的火山碎屑岩为主，出露厚度大于3000m。喷发旋回为基性火山碎屑岩为主→酸性熔岩为主，形成环境与铁船山组类似。西乡群主体为中基性、酸性火山岩和相应的火山碎屑岩，并以熔岩为主。下部岩性以流纹岩、流纹英安岩为主，夹安山玄武岩、英安质沉凝灰岩和火山角砾岩。上部由玄武岩、安山岩、流纹岩、粗安岩和粗面岩组成，夹火山角砾岩和凝灰岩，厚度大于2000m，具明显陆相喷发特征。

2．1．6．2 震旦纪克拉通内坳陷和晚震旦世克拉通周边坳陷

南秦岭裂谷盆地震旦纪可以明显分为两个阶段，南华纪耀岭河群碱性双峰式火山岩和两郧地区火山碎屑类复理石，代表仍处于强烈拉张阶段，是青白口纪裂陷作用的持续。晚震旦世南秦岭出现短暂的稳定沉降，上统在全区有极大的相似性，为炭硅质－碳酸盐岩组合或泥碎屑岩－碳酸盐岩组合，但局部地区仍有火山活动和碳酸盐岩滑塌堆积。

受南秦岭裂陷作用［强（Z1）—弱（Z2）］的影响，扬子克拉通北部也出现相应的变化。南华纪由于差异沉降造成沉积物堆积厚度有较大变化，这一阶段主要是填平补齐。震旦世在碎屑岩填平的基础上发育初始碳酸盐岩台地，沉积物厚度较小，分布稳定，属于稳定沉降背景下的均衡补偿沉积，沉降作用是由沉积物负载引起的。

1．克拉通内坳陷盆地

盆地西界位于巫溪—恩施一线，东界至房县—宜昌一线，呈南北向展布。南华纪该盆地两侧分别为川中和鄂中古陆剥蚀区，两侧隆起于震旦纪才开始接受浅水碳酸盐岩沉积。下统以陆源碎屑岩为主，火山碎屑物质仅限于莲沱组上部；上统以碳酸盐岩为主，充填物厚度比相邻台地要大。在构造沉降和海平面变化联合作用下，盆地中至少发育九个Ⅲ级层序。南华纪莲沱期以河口湾和滨岸相为主，湖北宜昌剖面底部具板状交错层理的石英质细砾岩，属于河道滞留沉积；下部以中细粒砂岩为主夹粗砂岩，见大型交错层理和平行层理，为河口湾沉积。上部具沙纹层理的凝灰质细砂岩夹泥岩，代表潮坪沉积。莲沱组在该区出露厚度可达60余米。古城组和大塘坡组在坳陷内分布不均匀，宜昌以北普遍缺失。古城组为含细砾杂砂岩，厚0～10m；大塘坡组由碳质粉砂质页岩夹白云质泥岩组成，厚0～20m。实际上古城组和大塘坡组分别代表一个Ⅲ级层序的低水位域和海侵域沉积。

南华纪南沱期该坳陷中普遍堆积了与大陆冰川和冰海相沉积有关的砂泥质杂砾岩和砾质砂泥岩。长阳古城南沱组由块状冰碛含砾泥岩组成，厚62m，属于陆相冰川，峡东地区厚60m。在坳陷的边缘围绕古陆发育陆相冰碛岩，至坳陷内部过渡为冰川滨岸沉积。在南沱组冰碛岩中已识别出2～3个冰进冰退旋回。

震旦世冰川融化，坳陷及两侧隆起普遍接受海侵，川中和鄂中隆起成为水下隆起，发育碳酸盐潮坪沉积，坳陷中堆积了台缘斜坡至盆地相微晶白云岩、含碳泥质微晶白云岩、白云质硅质岩、页岩，有时夹硅质岩。水平层理发育，见莓状和粉尘状黄铁矿。湖北宜昌莲沱组—陡山沱组中发育由砂砾屑白云岩构成的风暴沉积（夏文杰等，1994），实际上已处于台缘下斜坡。陡山沱组厚60～310m，向南厚度逐渐减小，硅质岩夹层增多，表明水体加深。灯影组与下伏地层普遍为平行不整合接触，属硅质碳酸盐建造，夹薄层状或透镜状硅质岩和碳质板岩，厚121～246m，向南厚度减薄，且硅质岩夹层增多。

2．克拉通周边坳陷盆地（Z2）

位于宁强、巫溪和钟祥一线以北成狭长带状分布，与城口－房县断裂走向平行。由于南秦岭的裂陷作用使扬子北部克拉通周边地壳发生被动沉降，该沉降带中的充填物既不同于扬子台地，也不同于南秦岭裂谷盆地中的充填物，属于它们之间的过渡类型。主要特征是普遍含火山碎屑物质，堆积厚度大，虽然受城口－房县断裂后期的改造破坏，该坳陷带已残缺不全，但仍能判别出该坳陷向北倾斜并由若干相带组成。

该坳陷盆地南华纪尚不显著，比较确切的形成时间是震旦纪，沿走向沉积相分布不均匀。据现有资料，沉积中心在城口、万源一带。下统明月组为凝灰岩、凝灰质砂泥岩夹页岩和泥灰岩，最厚可达3000～4000m，属浅海陆棚沉积。向西至镇巴厚度为300～600m，西乡司上地区厚度大于800m，砂砾岩含量增多，表明水体变浅。至汉南一带完全由河流相的紫红色含砾砂岩和粉砂岩组成，含火山物质，厚度为180～500m。向东南至巫溪，下统厚度减至400m，岩性为灰绿色钙质砂岩夹页岩、块状含凝灰质砾岩，神农架地区下统由粗碎屑组成夹火山物质，砂岩中普遍见斜层理和交错层理并含微古植物化石，厚130～230m，属于陆相沉积。大洪山地区莲沱组厚550m，砾石成分复杂，属于冲积扇－河流相；南沱组厚0～19m，出现冰川滨岸相和冰川陆棚相。

震旦纪，该坳陷带中的岩相与台地区形成明显分异。陡山沱期普遍发育含碳、磷－硅质页岩、硅质岩组合，略阳地区含磷很丰富的硅泥质岩表明该坳陷可能向西延伸。灯影期白云岩中硅质和砂泥质成分增高，且局部地区出现厚度很大的碳酸盐滑塌堆积。该坳陷总的趋势向东砂、泥质、硅质成分增多，磷质成分渐趋富集，水体加深。

陡山沱组自大洪山向西经神农架北坡、谷城、巫溪和城口，由黑色页岩、碳质页岩、含磷硅质岩、硅质页岩和少量白云岩组成，含磷、锰，神农架以东厚20～160m，以西至巫溪、城口厚26～360m，具东薄西厚的特点。向北至襄樊－广济断裂南侧仅厚10～20m，由黏土质板岩和硅质板岩组成，总的沉积环境为陆棚边缘盆地相。向西至西乡－镇巴陡山沱组由砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩、白云岩和少量泥灰岩、石英砂岩组成，厚290～800m，为陆棚环境。

灯影组在坳陷带的东段（神农架以东），由硅质结核白云岩、白云质磷块岩、泥白云岩及硅质岩、角砾状白云岩组成，厚220～865m，京山一带发育碳酸盐滑塌堆积，厚1317m。东段总的环境为碳酸盐斜坡，局部出现台缘浅滩。向西至巫溪灯影组厚40～800m，镇巴一带为白云岩、砂质白云岩夹石英砂岩和钙质页岩，厚19～100m。

2．1．6．3 寒武纪至中奥陶世克拉通周边坳陷

该坳陷盆地实际上是震旦纪克拉通周边坳陷的持续。寒武纪初随着扬子板块的漂移，南秦岭出现垒堑式被动边缘（∈—O2）。边缘断裂的活动控制了阶状断陷盆地的形成和发展，在断陷中心为欠补偿较深水－深水碳硅质岩、泥页岩、灰岩、钙质类复理石和火山岩，断陷斜坡部位发育规模较大的碎屑流和块体流。受这一背景影响扬子克拉通处于拉张沉降环境，最大特点是台地碳酸盐岩沉积空前发育和频繁的海平面波动。中奥陶世的海平面上升，在台地上形成特征的胶缩纹灰岩。

寒武纪至中奥陶世周边坳陷带总体处于陆棚斜坡－外陆棚环境，由于水体较深的缘故，没有碳酸盐岩缓坡明显向海加积和推进特征，与台地区碳酸盐岩沉积形成鲜明对比（蒲心纯， 1993）。城口、巫溪一带原先认为寒武系底部普遍夹薄煤层，实质上为含油沥青。另外镇巴一带下寒武统硅质岩中很可能存在放射虫。

早寒武世早期由于普遍海侵，该坳陷带中沉积黑色页岩、碳质页岩、钙质砂、页岩，代表深水陆棚相沉积。晚期开始海退，出现碎屑岩和白云岩。南郑一带为石英砂岩、砾岩、页岩→块状白云质灰岩夹竹叶状灰岩；城口、巫溪由砂岩、粉砂岩、砂质页岩变成厚层白云岩和灰岩，具鲕状结构。保康、南漳一带情况大致类似。

中晚寒武世于城口一带为灰白色白云岩与灰绿色白云质泥岩、泥白云岩互层，深灰色白云岩夹角砾状白云岩和灰岩。大洪山一带岩性为泥质粉砂质白云岩夹白云岩、角砾状白云岩，含硅质结核、硅质条带，属于陆棚斜坡环境。

早奥陶世起持续海平面上升，使扬子克拉通内碳酸盐台地达到鼎盛时期。周边坳陷带水深较台地明显要大，下奥陶统于宁强赵家坝为深灰色泥岩、页岩、致密灰岩、粉砂岩和瘤状灰岩，厚110m。南郑一带为粉砂质泥岩夹薄层灰岩和粉砂岩，厚76m。镇巴一带为钙质泥岩、粉砂质泥岩夹生物屑灰岩和石英砂岩，顶部发育泥质条带灰岩，总厚21m。在城口、巫溪下奥陶统顶部出现瘤状灰岩和泥质条带灰岩。向东至大洪山一带为瘤状灰岩夹页岩。据现有资料，汉中一带下奥陶统西梁寺组泥页岩中所夹生物碎屑条带属于突发性的、短暂的具有事件性质的异地沉积物（周名魁，1993）。因此，该区下奥陶统主要沉积于浪基面之下的外陆棚低能环境，向南逐渐过渡到扬子克拉通内的碳酸盐台地沉积。由此可见该条带状坳陷早奥陶世主要处于浪基面之下的低能环境。

中奥陶世随着海平面上升达到顶峰，该坳陷带中水体明显加深，出现大量的碳质页岩、页岩和瘤状灰岩，页岩中水平纹层发育，局部显示出闭塞和滞流环境特征。这一时期该坳陷的沉积特征与“江南古陆”北部类似，属于稳定型沉积与活动型沉积之间的过渡带。这一沉积特征一直可以延至下扬子区。

中统于宁强、镇巴一带由大田坝组和宝塔组构成。大田坝组在宁强为钙质、砂质页岩、钙质粉砂岩和灰岩，厚6．8～20m；镇巴一带岩性为泥岩、泥质条带灰岩和页岩，厚3．1～5．5m，含头足类、笔石和三叶虫。宝塔组在两地均由胶缩纹灰岩和瘤状灰岩组成，厚7～27m，含丰富的头足类和三叶虫。向东至城口、巫溪中统含较多黑色碳质页岩。至神农架、保康一带大田坝组为瘤状灰岩夹少许页岩；大洪山地区庙坡组由黑色页岩和灰绿色页岩组成，厚2～3m。神农架、保康、大洪山一带的宝塔组岩相稳定，与坳陷带西部（城口以西）岩性相似。

2．1．6．4 晚奥陶世至志留纪克拉通内大型坳陷

晚奥陶世起随着扬子板块向华北板块的俯冲，南秦岭被动边缘转入收缩充填阶段。同时华南、江南海域自东南向西北不断褶皱成陆，使扬子克拉通处于挤压环境。主要在扬子东南缘的推挤作用下，扬子克拉通地壳发生挠曲被迫沉降，实际上已具板内挠曲盆地性质，形成大型克拉通内坳陷。这一阶段的最大特点是原先在克拉通内鼎盛的碳酸盐岩台地转化为碎屑陆棚，志留纪由于华南加里东褶皱带强烈的推挤，扬子型沉积迅速向北退缩。同时由于挠曲作用加强导致沉降加剧，志留系充填物厚度比奥陶系大得多。

晚奥陶世开始出现海退，由于海水循环差和缺氧，该坳陷盆地中普遍发育黑色碳硅质岩和页岩，为陆棚内深盆环境，黑色页岩具毫米级纹层，页理极发育。生物以笔石为主，其次为放射虫、硅质海绵骨针和薄壳腕足。该盆地底面凹凸不平，但总体向北硅质岩增多水体变深。

龙门山地区缺失晚奥陶统下段，上段为硅质岩与页岩互层，厚9m。旺苍、南江地区上统为瘤状灰岩、细砂岩、黑色硅质岩和碳质页岩，含钴、锰，厚8～14m。汉中一带由黄绿色页岩、碳质页岩和薄层硅质岩组成，含笔石和三叶虫，厚3．9m。西乡为灰紫色泥岩与硅质岩互层夹砂岩，厚3．7m。向东至城口、巫溪为黑色薄层硅质岩与硅质页岩互层，厚13～32m。黄陵、大洪山为水云母黏土岩夹薄层硅质岩、瘤状泥质灰岩和页岩，盛产笔石，厚8m左右。

志留纪该坳陷盆地的沉积格局较晚奥陶世有很大改观，总体处于隆升背景，呈现出西高东低、西薄东厚的特点。下统为笔石相，中、上统为介壳相。早志留世由于华夏古陆和川中古陆的扩大，海域面积大大缩小，地壳沉降的加剧（挠曲作用所致）使盆地中堆积了大面积的陆棚相黑色页岩。以达县—宜昌为界，界线以北以页岩为主并夹碳质页岩和硅质岩，界线以南出现较多粉砂质页岩或粉砂岩，说明北面水体比南面稍深。

中志留世海水开始变浅，由于基底变形造成沉积相的明显分异，川中古陆进一步扩大，古陆边缘普遍出现海陆过渡相三角洲和滨岸沉积。巫溪—万县以西属于混积陆架；宁强一带为页岩、粉砂岩夹砂岩、薄层瘤状灰岩、生物灰岩和礁灰岩，厚106～556m；西乡以砂岩、粉砂岩为主，灰岩夹层减少，厚107～476m，含丰富的珊瑚、腕足、头足类、笔石和三叶虫。城口、巫溪为钙质粉砂岩和黄绿色页岩夹灰岩扁豆体，厚45m。巫溪—万县以东属于碎屑陆架，黄陵—大洪山一带由黄绿色砂岩、粉砂岩及砂质页岩组成，厚180～720m。晚志留世扬子北部普遍缺失沉积。

2．1．6．5 泥盆纪至石炭纪坳陷盆地

志留纪末随着扬子和华北两大板块陆陆碰撞，北秦岭洋消失，南秦岭结束被动边缘发育历史，在北秦岭褶皱带和扬子克拉通之间形成前陆盆地。由于碰撞造山和古特提斯东南段拉张的联合作用，扬子北部形成整体隆起背景下的局部坳陷。

泥盆纪在扬子克拉通南部有三次可在全球范围内对比的海侵，造成生物礁繁盛、大面积黑色页岩和层状硅质岩的出现。石炭纪由于全球性冰川－海平面效应，形成四次大规模的海侵—海退，它们对扬子克拉通北部的沉积起了重要作用，并在地层内部造成多次假整合。

该坳陷西邻上扬子古陆、北与南秦岭前陆盆地之间为广阔的低山剥蚀区，坳陷内沉积物厚度小，无明显断裂和火山活动，沉积相分异不明显。早泥盆世扬子北部除广元以南有沉积外，其余地区均为古陆剥蚀区。中泥盆世晚期海侵向北扩大越过江南古陆到达湘西北，该坳陷盆地通过桃源海峡与湘、桂浅海相连。晚泥盆世继续向北东扩大并到达下扬子巢湖和宁镇地区。差异沉降主要在中泥盆世—早石炭世，但沉降幅度不大，一般300～500m，研究区内沉积中心在江汉一带。

湘西北石门一带中、上泥盆统可厚达200～1400m，川东、鄂西仅厚50～100m，南厚北薄。中泥盆世晚期在川东、鄂西一带为砂岩、石英细砂岩夹杂色页岩、泥质粉砂岩，含植物化石和孢子，长阳一带厚30～66m，秭归、兴山一带厚40～80m，南漳、京山一带厚1～23m，沉积环境为前滨－近滨。晚泥盆世早期宜都、长阳、五峰、巴东、秭归沉积紫红色杂色页岩、石英砂岩、粉砂岩夹鲕状赤铁矿，具交错层理和斜层理，仍然属于前滨至近滨环境，湘西北为浅海陆棚。晚泥盆世晚期上述地区出现中厚层灰岩、泥灰岩和碳质页岩，富含腕足、珊瑚，为混积陆棚。神农架、钟祥、京山一带属于滨岸环境，孝感一带为扇三角洲沉积环境。

龙门山地区出露泥盆系中、上统，平行不整合于志留系之上，研究区内出露厚度200m，主要为滨岸相和台地相碎屑岩、碳酸盐岩。

石炭系原先与华南海相连的通道关闭，该坳陷呈东西向展布的条状，海水由当时的古太平洋沿下扬子侵入本区。江南古陆和鄂北古陆成为该坳陷的物源区。坳陷内石炭系厚度较薄，岩相稳定，以极浅陆表海相沉积为主。

早石炭世坳陷内部为滨岸潮坪，以长阳、松滋为例发育粉砂岩、页岩和灰黑色中厚层状粗晶灰岩，含珊瑚和腕足，厚47m。边缘为三角洲平原、河口湾等海陆过渡相和陆相沉积。

此外，在龙门山和南大巴山亦有下石炭统出露。龙门山为灰岩、细砂岩夹泥质、燧石质白云岩，厚9～266m，属滨岸－浅海沉积。在南大巴地区，石炭系局限于西乡高川—镇巴兴隆场，岩关组岩性为厚层灰岩与泥岩或粉砂岩的韵律性互层，厚45～236m，属潮坪环境，向南逐渐变薄。大塘组为灰岩、石英砂岩夹煤层，属滨岸平原和潮坪。它们是南秦岭前陆盆地南缘沉积。

晚石炭世坳陷向西延伸，海水入侵至达县、广元、剑阁与龙门山相连。该坳陷与华南海也相连通。晚石炭世早期，鄂西一带为局限台地相白云质灰岩夹灰岩，含、腕足、有孔虫和珊瑚，京山一带最厚，达86～118m；保康、南漳、荆门厚2～30m；秭归、巴东厚11～67m。川东地区为角砾状白云岩、灰岩夹鲕状灰岩、砂岩，厚43m，石膏层、鸟眼构造、干裂等浅水标志丰富，属潮坪环境。龙门山区为灰白色厚层－块状致密灰岩、生物碎屑灰岩和泥灰岩，厚19～131m，为浅海环境。西乡高川—镇巴兴隆场为浅灰色厚层灰岩、白云岩、白云质灰岩，局部夹泥岩和粉砂岩薄层，厚20～156m，属开阔台地相沉积。

晚石炭世晚期海退，鄂西地区成为相对闭塞、盐度偏高的浅水环境，出现大量球粒灰岩和生物碎屑灰岩，表现出浅滩化趋势，厚0．8～2．6m。川东一带出现潮坪和泻湖环境。龙门山区为灰白色厚层灰岩夹白云岩，偶具豆状或鲕状结构，厚17～40m，为浅水陆棚，局部出现浅滩。西乡高川—镇巴兴隆场为灰色中厚层灰岩夹薄层粉砂岩、泥岩，含腕足，厚50～113m，属浅水台地相沉积。

2．1．6．6 二叠纪至中三叠世断－坳盆地

由于古特提斯的扩张，南秦岭再次裂陷下沉，发育陆内拗拉槽。扬子西缘（川西、滇西）出现北西走向的张裂大陆边缘，东南缘早三叠世出现北东向展布的浊积盆地群（朱宏发，1991），代表特提斯扩张的加强。在整体沉降背景下，扬子克拉通北部发育断坳盆地。栖霞初期扬子北部处于滨海潮坪或冲积平原近海三角洲环境。发育含煤碎屑岩夹灰岩，厚度变化不稳定。龙门山为黑灰色页岩夹泥灰岩透镜体和煤线，厚0．2～15m。宁强—镇巴为细碎屑岩含煤沉积，厚5～30m。保康—巫溪见灰黑色页岩、砂岩、粉砂岩夹煤层，厚0．5～30m。栖霞晚期随海水侵入，加之气候温暖潮湿，生物繁盛。形成厚度稳定的浅水碳酸盐台地。龙门山北段和大巴山地区发育浅灰白色块状灰岩夹白云岩、白云质灰岩。局部含燧石，厚200m。川东、鄂西一带岩性为含沥青质、燧石结核灰岩，夹含碳钙质泥岩。厚100～250m，属较深水碳酸盐台地。

早二叠世晚期至晚二叠世，扬子北部出现两个较深水硅质岩断陷盆地：一是位于城口－广济断裂南侧，从广元、南江、万源、巫溪、神农架北部、京山延至下扬子区；二是位于川东—鄂西、秭归、巴东、恩施等地，呈北东向展布并与北部断陷带相联接。断陷盆地与浅海台地之间或以断层为界或以硅质岩和灰岩相变带作为过渡，如川东北旺苍、万源一线以北为断陷盆地相硅质岩，旺苍、万源一线与绵竹、达县一线之间即为硅质岩与灰岩相变带。断陷盆地中以硅质岩、硅质页岩和泥岩为主，含放射虫、菊石及海绵骨针。

茅口期，断陷盆地西段广元、万源、巫溪以北茅口组从下至上岩性为深灰色富泥质泥晶灰岩夹黑色钙质页岩、薄层硅质岩－厚层块状生物屑灰岩、含燧石结核泥晶灰岩－薄层硅质岩、硅质页岩夹泥晶灰岩透镜体。中下部风暴岩较发育，上部硅质岩厚度仅数米，产菊石Altudo－ceras等，与下扬子孤峰组岩性特征相似。高川地区为薄层硅质岩、硅质泥岩，产菊石，厚59m。东段京山东部—大冶北部为深水陆棚相硅质岩。鄂西断陷盆地中秭归、巴东一带为含燧石结核灰岩和硅质岩。北部断陷与南秦岭拗拉槽之间的局部地段分布一些浅水碳酸盐块体，如汉中—西乡地区，并一直延续至中三叠世。

晚二叠世吴家坪早期出现海退。广元、旺苍一带出现碳质页岩、铝土岩、黏土岩夹煤线，厚3～8m；城口、巫溪一带见灰白色铝土质页岩、含硅质结核夹煤线、铝土矿，厚0．3～10m。宁强、镇巴出现2m厚的杂色铝土质页岩，含植物化石。向东至保康、京山以东、武汉一带为碳质页岩、粉砂岩、黏土岩夹煤线、硅质细砾岩、薄层硅质岩和灰岩透镜体，厚10～30m。吴家坪晚期重又海侵，断陷盆地西段（巫溪以西）为泥晶灰岩夹碳硅质页岩、硅质岩，广元一带厚数十米，城口、巫溪厚72～242m。东段南漳北部、保康、京山为薄层状硅质岩、硅质页岩夹泥灰岩透镜体。

在吴家坪晚期海侵的基础上，长兴期海侵有所扩大，断陷盆地中几乎都沉积黑色硅质岩、硅质页岩夹碳质页岩，产放射虫、海绵骨针和菊石，属深水陆棚，南漳、京山一带厚度小于5m。宁强、镇巴和万源、城口，硅质岩减少，以黑色页岩为主夹薄层硅质岩。五峰、恩施一带岩性与南漳、京山一致，以大隆组硅质岩为主。在断陷盆地与川中开阔台地之间的过渡带上，长兴期发育大量生物礁，研究区内于巫溪至云阳见生物礁，南江一带有生物滩发育。

早、中三叠世南秦岭拗拉槽西段继续扩张，扬子东南缘二叠纪断陷盆地沉积了早三叠世浊积岩。早三叠世扬子克拉通具西浅东深的特点，中三叠世由于江南古陆隆起转为西深东浅。早、中三叠世的沉降使扬子克拉通北部台内断陷盆地转化为坳陷盆地，沉积陆棚相钙泥质岩。如以台地边缘浅滩为界，该坳陷盆地早三叠世范围在西乡、万源、恩施、鹤丰以东，江南古陆以北。早三叠世坳陷盆地中沉积大冶组中厚层状灰岩夹泥页岩和钙质泥岩，含菊石，具微水平层理，鄂西一带厚306m，至镇巴一带含较多白云岩，并见海绿石碎屑颗粒，厚41m，同样含菊石和双壳类。大冶组之上为嘉陵江组，岩性主要包括泥质灰岩、灰岩、泥质白云岩、白云岩夹膏溶角砾岩，鄂西一带厚579～1257m，镇巴一带厚430～820m。早三叠世坳陷盆地总体处于陆棚缓坡环境。川中台地上由于强烈的蒸发作用，形成蒸发岩泻湖，发育萨布哈沉积。

中三叠世由于江南古陆隆升，盆地开始收缩充填，早期盆地西界和南界略有北移，盆地中堆积紫红色粉砂岩、粉砂质泥岩、页岩和灰岩、泥灰岩、白云质灰岩。江南古陆北缘出现潮控三角洲，宁强、广元一带发育碳酸盐岩台地，川中台地内部沉积石盐、硬石膏。晚期江南古陆继续扩大，盆地进一步收缩，陆棚相仅局限于川东—鄂西，由红色碎屑岩、泥质岩组成的滨岸相不断扩展，充填于鄂中及下扬子区，川中台地发育盐湖沉积，石盐、钾盐、硬石膏和白云岩普遍见及。晚三叠世扬子北部盆地构造和岩相古地理面貌发生了根本性变化。

2．1．6．7 晚三叠世至中侏罗世迁移前陆盆地

晚三叠世时，源于古特提斯洋——秦巴拗拉槽关闭和扬子克拉通陆内俯冲作用，秦巴、龙门山逆冲系形成并分别向扬子克拉通推掩，在逆冲系前缘由于地壳挠曲下沉发育一系列迁移前陆盆地。龙门山前陆盆地已为大家所熟知，不再赘述，本文着重讨论大巴山－大洪山前陆盆地。

晚三叠世至早侏罗世秦巴逆冲前陆盆地沉降带位于汉中、镇巴、岚皋、保康和京山一线南侧。米仓山—大巴山见晚三叠世河湖相含煤岩系平行不整合于下伏地层之上，底部常见砾岩或含砾砂岩。镇巴响洞子厚287m。恩施—巴东、南漳、京山为一套河流－三角洲和滨湖相砂岩、粉砂岩夹碳质页岩、泥页岩、砂砾岩和煤层，底部常见不稳定砾岩与下伏地层平行不整合接触，北部小漳河厚419m，向南至秭归沙溪镇厚138．6m，具北厚南薄的特征。据现有资料，晚三叠世于两地形成的河流－湖泊相盆地彼此相通，向东可以延伸至南京（吴应林等，1994）。晚三叠世逆冲前陆盆地沉积中心位于米仓山—大巴山前，厚度超过600m。早侏罗世沉积中心仍位于前一位置，厚度超过500m。沉积相带呈环形展布，靠近山前为冲积扇相砾岩夹砂岩透镜体，逐渐过渡为河湖相含煤页岩、泥岩夹砂岩或砾岩层，与下伏须家河组为平行不整合或角度不整合接触。该湖盆向东直接与湖北秭归、当阳、荆门一带湖盆相联通，该区沉积环境以河沼－滨湖相为主。中侏罗世前陆盆地沉降带向南迁移至大巴断裂以南，沉降中心位于大巴山前，沉积中心迁至南充—达县一带。沉积中心最大厚度可超过2300m。米仓山—大巴山前为河流相砂泥岩韵律沉积，常见大型交错层理、平行层理和板状层理。

晚侏罗世中国东部大陆在滑线场挤出作用下以走滑为特征，这种作用使龙门山褶皱冲断带得到加强，早－中侏罗世位于大巴山前的前陆盆地沉降中心迁移至龙门山前，并逐步向西南迁移（K2—E）。秦巴逆冲系中呈近东西向的推覆断层转变为走滑断层，襄樊－广济断裂的右旋走滑伴随拉张形成白垩纪至新近纪以来的拉张断陷盆地（江汉盆地），其间由于短暂的挤压，盆地出现反转。

从上述资料可见，扬子克拉通北部发育四个世代盆地的并列和叠加（表2－1－6），主要受控于秦岭－大别造山带的形成演化，在某些时期（O3—S、D—C）还受到东南缘挤压或拉张作用的影响。①新元古代至早古生代沉积盆地类型和演化受控于扬子北缘裂解和被动边缘的形成，与新元古代（青白口纪）初始拉张相对应，扬子北部形成陆内断陷盆地。晚震旦世至中奥陶世发育的克拉通周边坳陷与扬子北缘强烈移离有关。克拉通周边坳陷是位于台地与被动边缘之间的沉降带，常发育过渡类型沉积，以泥质条带灰岩、瘤状灰岩、钙质泥岩为主的陆棚斜坡沉积和以硅质岩、页岩、泥岩组成的深水陆棚沉积常见于该坳陷带中。②扬子北缘的陆－陆碰撞和古特提斯东南段拉张联合作用，扬子克拉通北部形成局部坳陷（D—C），晚石炭世向西扩展与龙门山坳陷相通，以浅陆表海为主，差异沉降幅度不大。③与古特提斯扩张引起的南秦岭拗拉槽相对应，扬子北部形成断坳型盆地（P—T2），二叠纪断陷盆地中普遍沉积深水相放射虫硅质岩和硅泥质岩，早中三叠世转化为坳陷。④晚三叠世至中侏罗世的陆内俯冲在大巴山山前形成呈东西向的向南迁移的前陆盆地，沉积中心位于大巴山—米仓山山前，晚侏罗世起迁移至龙门山前。

表2－1－6 扬子北部和南秦岭沉积盆地演化

由于扬子克拉通属于“核小肉厚”的小型克拉通，与世界上标准克拉通相比活动性比较大，与周缘大陆边缘的活动具明显的相关性。因此表现为坳陷和隆起呈条状分布，沉积物从边缘向台地频繁超覆，这就决定了扬子克拉通北部沉积盆地的类型和演化具鲜明的特色。