湘鄂西-川華山中生代陸內(nèi)構(gòu)造變形的大跨度穿時(shí)遞進(jìn)擴(kuò)展

湘鄂西-川華山中生代陸內(nèi)構(gòu)造變形的大跨度穿時(shí)遞進(jìn)擴(kuò)展

從雪峰山（或江南海拔西側(cè)）到湖北、湖南、貴州邊境自四川、華山以北400公里，向內(nèi)陸延伸至中上揚(yáng)子區(qū)。主體由逆沖褶皺組合（雪峰山-湘鄂西-東川構(gòu)造帶，是中國南方非常獨(dú)特的構(gòu)造帶。長期以來，該構(gòu)造帶包括江南海拔或雪峰山的起源和屬性（黃福清，1954；郭志志等，1984；朱霞等，1983；徐敬華，1987；舒泰亞等，1988；李繼亮等，1989；陳海蒙等，1993；范光明，1993；chujaval.，1996；shuandcharv，1996；邱元喜等，1998；馮正武等，1996；蔡國富等，1997；劉鶴福等，2000；馮向陽等，2001、2003；吳根耀，2002），湖南、湖北西部的構(gòu)造發(fā)展和相關(guān)模型（黃鶴慶，1996；蔡國富等，1997；劉鶴福等，1997；杜陽等，2001；胡立耀，2002）。湖南、湖北西部到東部的構(gòu)造發(fā)展和相關(guān)模型（黃鶴慶，1996；蔡國富等，1997；樂光玉，1998；童崇光，2000；嚴(yán)丹平等，2000；2003；丁道貴等，2007）以及四川盆地東部至鄂西自新水油氣勘探（丁道貴等，1991；范小林，1996；郭正武等，1996；蔡國富等，1997；童崇光，2000；趙宗舉等，2001；胡曉峰等，2002；徐艷港等，2003）等重要問題引起了地學(xué)界的關(guān)注。早先許靖華(1987)提出揚(yáng)子地體與華南地體的碰撞型造山帶,并認(rèn)為揚(yáng)子塊體上的構(gòu)造,特別是湘鄂西-川東構(gòu)造帶形成的“發(fā)動(dòng)機(jī)”在福建海岸之外,可能是在臺(tái)灣,也可能在日本(許靖華,1989).這個(gè)推論可以說誘發(fā)了國內(nèi)持續(xù)近20年關(guān)于揚(yáng)子板塊與華南板塊的相互作用以及兩板塊間江南-雪峰隆起的形成、演化和屬性的熱烈討論.隨著大陸動(dòng)力學(xué)理論、地球物質(zhì)的垂向運(yùn)動(dòng)和地幔柱理論的研究深入,一些研究越來越趨向于將形成湘鄂西-川東構(gòu)造帶的“發(fā)動(dòng)機(jī)”鎖定在江南隆起(含雪峰山隆起或構(gòu)造帶)中生代以來的陸內(nèi)造山作用上(劉和甫等,2000;顏丹平等,2000;馮向陽等,2001,2003;Yanetal.,2003;楊奎鋒等,2004).很長時(shí)間以來,湘鄂西-川東構(gòu)造帶就用薄皮和厚皮構(gòu)造模式來解釋(許靖華,1987;郭正吾等,1996;蔡立國和劉和甫,1997;顏丹平等,2000;Yanetal.,2003),同時(shí)與阿巴拉契亞逆沖推覆構(gòu)造進(jìn)行對(duì)比分析(許靖華,1987);層滑模式、遞進(jìn)運(yùn)移擴(kuò)展、推移擴(kuò)展以及遞進(jìn)(衰減)變形和有序變形等觀點(diǎn)亦已用于川東構(gòu)造帶形成機(jī)制的解釋(樂光禹,1998;李本亮等,1998;劉麗華等,1999;黃繼鈞,2000;馮向陽等,2003;丁道桂等,2005,2007).在解釋青藏高原的隆升機(jī)制時(shí),近年也有研究者用遞進(jìn)式隆升模式來說明(馬潤勇等,2004).阿爾卑斯、阿巴拉契亞等典型的逆沖-推覆帶的發(fā)展模式過去也提出過,很多類似于遞進(jìn)推置(BaudinandMarquer,1993)、遞進(jìn)發(fā)展(Mitra,2003)等模式.由于對(duì)褶皺卷入地層和構(gòu)造作用理解上的不同,長期以來眾多的研究者雖然將湘鄂西-川東構(gòu)造帶作為一個(gè)整體來考慮,但從齊岳山斷層分開的湘鄂西構(gòu)造帶和川東構(gòu)造帶的整體和分段形成時(shí)間(甚至川東斷褶帶同一構(gòu)造帶的形成時(shí)間)均有燕山期和喜馬拉雅期認(rèn)識(shí)上的極大差異(蔡學(xué)林等,1993;劉樹根等,1993;郭正吾等,1996;蔡立國和劉和甫,1997;胡光燦和謝姚祥,1997;陳明是和張樹淮,1998;樂光禹,1998;童崇光,2000;顏丹平等,2000;Yokoyamaetal.,2001;李忠權(quán)等,2002;Yanetal.,2003).我們看到在時(shí)間和空間發(fā)展模式上,湘鄂西-川東構(gòu)造帶的形成仍然沒有被清晰地勾繪出來.系統(tǒng)地將湘鄂西構(gòu)造帶和川東構(gòu)造帶作為整體來考慮陸內(nèi)變形時(shí)間和模式顯然是一個(gè)非常迫切的問題.此外,通過湘鄂西-川東構(gòu)造帶形成時(shí)間和變形模式的解決來推導(dǎo)江南-雪峰隆起(雪峰山構(gòu)造帶)在中、新生代,特別是中生代的演化和屬性具有顯而易見的大地構(gòu)造意義,也可以據(jù)此來探討湘鄂西構(gòu)造帶和川東構(gòu)造帶在海相油氣成藏改造上的差異,用以評(píng)價(jià)和討論湘鄂西構(gòu)造帶和川東構(gòu)造帶海相油氣勘探前景和選區(qū).1大巴山分形對(duì)突湘鄂西-川東構(gòu)造帶南東與江南-雪峰隆起以石門-慈利-保靖斷裂為界,北西以華鎣山斷裂與川中隆起分隔,北與大巴山弧形構(gòu)造對(duì)突.從南東到北西為走向NEE-NE-NNE向的線形-弧形斷褶帶,由一系列被斷層切割的復(fù)背斜和復(fù)向斜相間組成.齊岳山斷裂將湘鄂西-川東構(gòu)造帶分為湘鄂西斷褶帶和川東斷褶帶兩個(gè)不同的構(gòu)造區(qū),其中湘鄂西斷褶帶以厚皮“隔槽式”結(jié)構(gòu)為主,川東斷褶帶主要為薄皮“隔擋式”結(jié)構(gòu)(圖1,圖2).1.1建筑面積(1)桑植-石炭紀(jì)斷褶帶結(jié)構(gòu)該斷褶帶指自江南-雪峰隆起西北側(cè)石門-慈利-保靖斷裂至鄂西渝東區(qū)齊岳山斷裂之間走向NEE-NE向、向NW方向突出呈弧形展布、寬約220km的構(gòu)造區(qū).從南東向北西由桑植-石門復(fù)向斜、宜都-鶴峰復(fù)背斜、花果坪復(fù)向斜、恩施復(fù)背斜和利川復(fù)向斜等構(gòu)造帶組成.斷褶帶內(nèi)背斜呈寬闊的箱狀,核部主要出露寒武系-奧陶系,基底新元古界部分卷入;向斜狹窄、不對(duì)稱至倒轉(zhuǎn)、呈線狀,核部主要由上古生界及中生界組成.背、向斜相間組成“隔槽式”結(jié)構(gòu).由東南向西北褶皺的強(qiáng)度由大變小,隆升幅度由高變低,核部出露地層由老變新.由于基底卷入蓋層程度較深,湘鄂西斷褶帶具厚皮結(jié)構(gòu)特征.該斷褶帶部分逆斷層在燕山晚期發(fā)生負(fù)反轉(zhuǎn)成為正斷層.(2)形貌上的收斂雙弧構(gòu)造該斷褶帶西起華鎣山斷裂,東至齊岳山斷裂,寬約170km,分南東和北西兩段.川東褶皺帶南東段從齊岳山到七里峽南為川東弧形構(gòu)造,北東近東西向展布,“搭”入齊岳山背斜北西翼,呈右行雁列式排列,與北部的大巴山弧形構(gòu)造對(duì)突,形成“八”字型向西開口的收斂雙弧構(gòu)造(樂光禹,1998);該段從南東向北西由石柱復(fù)向斜、方斗山復(fù)背斜和萬縣復(fù)向斜組成.川東褶皺帶北西段從七里峽到華鎣山為川東斷褶帶獨(dú)立向北西擴(kuò)展的一支,也稱開江褶皺帶,其北東直接正交于北部的南大巴山弧形構(gòu)造.斷褶帶出露地層以中生界三疊系、侏羅系及下白堊統(tǒng)為主,從南東向北西變新.斷褶帶內(nèi)褶皺大多呈線狀,背斜通常窄、地層陡傾且緊閉,兩翼常不對(duì)稱,其中一翼陡傾甚至倒轉(zhuǎn),核部伴逆斷層,不同構(gòu)造層內(nèi)部結(jié)構(gòu)復(fù)雜并解體;向斜通常軸部寬闊,地層相對(duì)平緩,呈屜狀,內(nèi)部構(gòu)造相對(duì)簡單.緊閉的背斜與開闊平緩的向斜相間排列,以志留系等主要滑脫層組成“隔擋式”結(jié)構(gòu),基底多未卷入蓋層構(gòu)造中.1.2斷褶構(gòu)造與構(gòu)造石門-慈利-保靖斷裂:該斷裂為江南-雪峰隆起與湘鄂西斷褶帶的分界斷裂,由一系列斷裂復(fù)合而成,走向NEE-NE,斷面傾向南東.斷裂北西側(cè)為北東向的重力梯度帶,而斷層南東側(cè)為孤立的短軸或穹隆狀重力異常.斷裂北西側(cè)和南東側(cè)構(gòu)造具有明顯的差異,北西側(cè)構(gòu)造走向NE,局部NEE向和EW向,除基底構(gòu)造外,蓋層褶皺構(gòu)造大多表現(xiàn)為簡單、寬緩;斷裂東南側(cè)構(gòu)造NE-NEE走向,發(fā)育具有復(fù)雜結(jié)構(gòu)的擠壓逆沖構(gòu)造.齊岳山斷裂:該斷裂位于鄂西渝東區(qū)齊岳山一帶,向北延至巫山附近,為上、中揚(yáng)子傳統(tǒng)分界斷層.斷層走向NE,斷面向南東傾斜.在重力上處于梯度異常帶,磁力上位于不同的磁異常分界線上,在地震速度上斷層兩側(cè)亦存在突變性的差異.斷層北西為川東“隔擋式”斷褶帶,東南則為湘鄂西隔槽式斷褶帶.該斷層同時(shí)還是燕山晚期負(fù)反轉(zhuǎn)正斷層發(fā)育的分界,東南側(cè)湘鄂西斷褶帶發(fā)育負(fù)反轉(zhuǎn)正斷層,而北西側(cè)川東斷褶帶則不發(fā)育.華鎣山斷裂:該斷裂北起萬源,經(jīng)達(dá)縣南到宜賓全長逾400km,為川中隆起與川東斷褶帶的分界斷層.斷層走向NE,斷面傾向SE.斷層?xùn)|南側(cè)為隔擋式褶皺帶,背斜陡傾、向斜平緩;北西側(cè)為低緩的穹隆和平緩褶皺帶.1.3逆沖-褶皺組合構(gòu)造體系湘鄂西-川東構(gòu)造帶自南東至北西構(gòu)造卷入程度逐漸減弱和變淺,由厚皮構(gòu)造過渡到薄皮構(gòu)造,發(fā)育基底卷入型和蓋層滑脫型兩類基本的構(gòu)造樣式.基底卷入型構(gòu)造樣式包括基底逆沖-褶皺組合和張性斷塊,主要發(fā)育于湘鄂西斷褶帶.湘鄂西斷褶帶基底逆沖-褶皺組合以印支-燕山早期自南東向北西的擠壓作用于基底構(gòu)造層及蓋層,在蓋層中表現(xiàn)為一系列逆沖-褶皺組合和壓性斷塊,在基底構(gòu)造層中形成隱沖構(gòu)造,向下收斂于中、上地殼中.基底卷入型張性斷塊僅發(fā)育于湘鄂西斷褶帶,形成于燕山晚期的伸展作用,以中、高角度正斷層組成斷塊為主要特征.蓋層滑脫型構(gòu)造樣式以滑脫型逆沖褶皺組合為特征,主要發(fā)育于川東斷褶帶.在該斷褶帶,古生界至中生界發(fā)育多個(gè)區(qū)域性滑脫層(如寒武系底、志留系底和下三疊統(tǒng)嘉陵江組等),構(gòu)造為沿滑脫面自南東向北西形成的斷裂和斷裂相關(guān)的褶皺組合(圖2).1.4逆沖褶皺作用的認(rèn)識(shí)湘鄂西斷褶帶靠近江南-雪峰隆起印支面主要表現(xiàn)為中下侏羅統(tǒng)與下伏地層(中、下三疊統(tǒng))間的微角度不整合(圖3a).該構(gòu)造面南東向北西至華鎣山前逐漸過渡為平行不整合或整合接觸關(guān)系,反映印支運(yùn)動(dòng)的主體水平褶皺運(yùn)動(dòng)發(fā)育于湘鄂西斷褶帶邊界石門-慈利-保靖斷裂一帶、南東側(cè)的江南-雪峰隆起區(qū),邊界區(qū)為印支褶皺運(yùn)動(dòng)的波及區(qū),其他區(qū)域主要表現(xiàn)為垂直運(yùn)動(dòng).湘鄂西斷褶帶燕山面主要表現(xiàn)為上白堊統(tǒng)-古近系(K2-E)與下伏地層間的高角度不整合(湘鄂西斷褶帶缺失下白堊統(tǒng)),上白堊統(tǒng)-古近系以零星分布的小型斷陷盆地的結(jié)構(gòu)形式出現(xiàn)在石門新關(guān)盆地(圖3b)、龍山盆地(圖3c)、恩施盆地(圖3d)和忠路溪盆地(圖3e)等地區(qū).上述印支面和燕山面的地層記錄將湘鄂西斷褶帶的主體逆沖褶皺作用的時(shí)間限定在中、上侏羅統(tǒng)沉積之后、上白堊統(tǒng)沉積之前,即中、晚侏羅世末-早白堊世經(jīng)歷的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)造成了基底及中、古生界強(qiáng)烈的褶皺變形,而一系列小型斷陷盆地的發(fā)育又指示了湘鄂西斷褶帶在晚白堊世燕山晚期經(jīng)歷了伸展作用.川東斷褶帶南東段從齊岳山到七里峽南的川東弧形構(gòu)造段卷入褶皺的最新地層為上侏羅統(tǒng),顯示褶皺作用的最早時(shí)間為晚侏羅世末及之后;北西段開江褶皺帶卷入褶皺的最新地層為下白堊統(tǒng),下白堊統(tǒng)與上侏羅統(tǒng)之間為平行不整合(圖3f),顯示該段的褶皺變形發(fā)生在早白堊世末或之后.上述地層接觸關(guān)系的輪廓可以限制湘鄂西斷褶帶的褶皺作用在晚印支與早白堊世之間,而川東斷褶帶南東段的褶皺作用在晚侏羅世末之后,川東斷褶帶北西段的褶皺作用在早白堊世末及之后,大致揭示了從湘鄂西斷褶帶到川東斷褶帶發(fā)生褶皺作用的時(shí)間有從印支晚期末(雛形,晚三疊世)、燕山早期(晚侏羅世)、燕山中期(早白堊世)或到燕山晚期(晚白堊世)變新的趨勢(shì).胡召齊等(2009)通過地層記錄綜合分析將川東-湘鄂西北部的“侏羅山式”褶皺帶的褶皺變形時(shí)間限定在晚侏羅世末至早白堊世初.2根據(jù)結(jié)構(gòu)發(fā)展過程中存在的變形路徑軌跡的證據(jù)2.1不同裂變徑跡特征本文獲取自研究區(qū)南東桑植石門復(fù)向斜向北西到付家山背斜(華鎣山構(gòu)造北東段)共7個(gè)磷灰石裂變徑跡測(cè)試結(jié)果,其中湘鄂西地區(qū)3個(gè)、川東地區(qū)4個(gè)(圖1、表1).7個(gè)樣品的磷灰石裂變徑跡長度為11.2～13.2μm,標(biāo)準(zhǔn)差為0.4～2.4μm,磷灰石裂變徑跡長度都小于原始徑跡長度(16.3±0.9μm),表明樣品經(jīng)歷過較強(qiáng)的退火.徑跡長度分布直方圖(圖4)顯示分布形態(tài)多具單峰特征,雙峰并不明顯,表明樣品達(dá)到最大埋藏之后可能一直處于冷卻的過程中.7個(gè)樣品裂變徑跡年齡為47.8～154.1Ma,標(biāo)準(zhǔn)差為5.1～10.2Ma.各樣品裂變徑跡測(cè)試年齡值均遠(yuǎn)小于地層沉積年齡,反映現(xiàn)今處于地表低溫環(huán)境的這些樣品形成后均遭受了不同程度的地層剝蝕.裂變徑跡分析中單顆粒年齡的χ2檢驗(yàn)值P(χ2)均大于或遠(yuǎn)大于5%,說明各樣品單顆粒年齡的差別屬于統(tǒng)計(jì)誤差,具有單一的年齡平均值,屬于同組年齡.2.2不同地質(zhì)特征樣品的模擬結(jié)果7個(gè)樣品的裂變徑跡平均封閉徑跡長度都較短,并且各樣品的平均封閉徑跡長度在誤差范圍內(nèi)基本一致,表明這些樣品發(fā)生了嚴(yán)重的退火,對(duì)其進(jìn)行熱演化歷史模擬可以進(jìn)一步獲得樣品快速冷卻、隆升剝露的時(shí)間.本文應(yīng)用多元?jiǎng)恿W(xué)退火模型(Ketchametal.,1999)和蒙特卡羅(MonteCarlo)逼近法以及AFTSolveVersion1.4.1模擬軟件(Ketcham,2005),基于裂變徑跡長度數(shù)據(jù)和單顆粒年齡數(shù)據(jù)等參數(shù)模擬獲得6個(gè)磷灰石樣品的時(shí)間-溫度熱歷史的反演模擬結(jié)果(其中HC-38樣品熱歷史反演模擬引自李雙建等2008年的結(jié)果)(圖5).Ketcham(2005)將熱史模擬結(jié)果一般分為三部分:可以接受的熱史曲線范圍、高質(zhì)量的熱史曲線范圍和最佳熱史擬合曲線,并通過模擬的K-S檢驗(yàn)和年齡GOF表示.K-S檢驗(yàn)表示徑跡長度模擬值與實(shí)測(cè)值的吻合程度,年齡GOF表示模擬年齡值與測(cè)試年齡值的吻合程度.當(dāng)年齡GOF、K-S檢驗(yàn)都大于0.05時(shí),表明模擬結(jié)果“可以接受”,介于0.05～0.5之間表示模擬結(jié)果是“好的”,當(dāng)它們超過0.5時(shí),表示模擬結(jié)果是“高質(zhì)量的”.在輸入徑跡長度和單顆粒年齡等數(shù)據(jù)后,還應(yīng)根據(jù)研究區(qū)的構(gòu)造演化過程或規(guī)律、樣品的地質(zhì)背景等,設(shè)置若干限定的時(shí)間-溫度區(qū)間,以使模擬結(jié)果更加符合地質(zhì)過程.熱歷史模擬結(jié)果(圖5)表明,所有樣品的K-S檢驗(yàn)和年齡GOF都大于0.5,說明這些樣品的模擬結(jié)果都是高質(zhì)量的,可以用來反映湘鄂西-川東地區(qū)中新生代隆升、剝露作用過程.湘鄂西-川東地區(qū)自南東向北西方向裂變徑跡熱歷史模擬結(jié)果顯示(圖5,表1):(1)桑植石門復(fù)向斜HC-38樣品在印支末期約200Ma左右達(dá)到最大埋深,200Ma之后開始處于緩慢隆升或平靜階段,到約165Ma開始強(qiáng)烈隆升剝蝕階段;(2)花果坪復(fù)向斜Esh-21樣品測(cè)試年齡為154.1±10.2Ma,說明該樣品在154Ma或之前開始退火,其最初隆升剝蝕時(shí)間應(yīng)近似于或早于154Ma;(3)利川復(fù)向斜X5樣品在約145Ma達(dá)到最大埋深,之后迅速抬升,早白堊世開始處于持續(xù)隆升剝蝕階段,晚白堊世中期抬升速率減小,緩慢隆升,到喜山期再次迅速隆升直至地表;(4)石柱復(fù)向斜中JL-1樣品在白堊世早期136Ma左右達(dá)到最大埋深,之后迅速隆升剝蝕,到早白堊世末期約105Ma之后進(jìn)入平穩(wěn)階段,喜山晚期約20Ma再次快速隆升至地表;(5)方斗山復(fù)背斜SJ-2樣品在早白堊世中期約120Ma達(dá)到最大埋深,之后進(jìn)入快速隆升階段,在晚白堊世80Ma左右處于相對(duì)穩(wěn)定的階段,喜山晚期再次迅速抬升直到暴露地表;(6)萬縣復(fù)向斜上WE-8樣品在早白堊世末期約115Ma達(dá)到最大埋深,之后整個(gè)晚白堊世都處于隆升階段,約67Ma之后抬升速率減小,處于相對(duì)穩(wěn)定的緩慢隆升階段,喜山晚期再次迅速隆升剝蝕直到暴露地表;(7)華鎣山背斜WD-44樣品在早、晚白堊世之交約95Ma開始強(qiáng)烈隆升直到晚白堊世結(jié)束,早喜山期進(jìn)入相對(duì)平穩(wěn)階段,晚喜山期約10Ma再次迅速隆升至地表.熱史模擬清楚顯示出自湘鄂西斷褶帶的桑植石門復(fù)向斜直到川東斷褶帶的華鎣山背斜,開始強(qiáng)烈隆升作用的時(shí)間拐點(diǎn)分布從中侏羅世末的165Ma直到早、晚白堊世之交的95Ma,具有逐漸變新的趨勢(shì).在湘鄂西斷褶帶為侏羅紀(jì)晚期的燕山早期,川東斷褶帶南東段為早白堊世早、中時(shí)期的燕山中期,川東斷褶帶西北段為早白堊世末(或早、晚白堊世之交)的燕山中期末.3啟動(dòng)時(shí)延擴(kuò)展變形平衡剖面3.1華山背斜帶北西翼nw-se向剖面位置的確定平衡剖面選取與區(qū)域構(gòu)造運(yùn)動(dòng)方向近于一致、垂直于NE向構(gòu)造、從江南-雪峰隆起帶北西邊界石門-慈利-保靖斷裂到華鎣山背斜帶北西翼的NW-SE向剖面.以華鎣山背斜與川中隆起分界位置為固定線.湘鄂西斷褶帶在燕山晚期經(jīng)歷了NW-SE向的伸展作用,使原NE向的逆斷層反轉(zhuǎn)為正斷層.由于同為垂直構(gòu)造走向的構(gòu)造反轉(zhuǎn),可選用面積守恒原理進(jìn)行剖面平衡恢復(fù).現(xiàn)今剖面總長度為391.4km(圖1,圖2).3.2地殼擠壓收縮變形特征以志留系頂界面作為標(biāo)志線進(jìn)行平衡計(jì)算,總剖面原始長度為464.4km(表2,圖2),其中南東邊界斷裂(石門-慈利-保靖斷裂)-齊岳山為湘鄂西斷褶帶,齊岳山-七里峽為川東弧形構(gòu)造帶,七里峽-華鎣山為開江褶皺帶.總剖面實(shí)際變形量為73km,其中燕山晚期以前的擠壓作用導(dǎo)致的縮短量為78.2km,燕山晚期伸展作用導(dǎo)致的拉張量為5.2km.侏羅紀(jì)時(shí)期剖面擠壓收縮變形主要集中在湘鄂西斷褶帶,從剖面南東邊界斷裂到齊岳山變形前原始剖面長度為258.3km,變形后剖面長度為223.1km,縮短量為35.2km,縮短率為13.6%.該時(shí)期齊岳山到華鎣山尚未變形.到早白堊世中期剖面變形向北西推進(jìn)到七里峽,川東斷褶帶的南東段從齊岳山到七里峽發(fā)生收縮變形,變形前原始剖面長度為153.9km,變形后剖面長度為121.3km,縮短量為32.6km,縮短率為21.2%.該時(shí)期七里峽到華鎣山尚未變形.到早白堊世末剖面變形繼續(xù)向北西推進(jìn)到華鎣山,川東斷褶帶的北西段從七里峽到華鎣山發(fā)生收縮變形,變形前原始剖面長度為52.2km,變形后剖面長度為41.8km,縮短量為10.4km,縮短率為19.9%.至此,湘鄂西-川東的SE向NW的擠壓收縮變形全部完成.晚白堊世-古近紀(jì)湘鄂西斷褶帶受中國東部整體伸展環(huán)境的影響發(fā)生伸展變形,原來的部分逆斷層反轉(zhuǎn)成正斷層,反轉(zhuǎn)前剖面長度為223.1km,反轉(zhuǎn)后剖面長度為228.3km,伸展量為5.2km,伸展率為2.3%.該反轉(zhuǎn)作用向北西只影響到齊岳山斷裂帶,川東斷褶帶沒有受到伸展作用的影響.3.3構(gòu)造變形速率基于磷灰石裂變徑跡熱歷史模擬數(shù)據(jù)所限定的基本變形時(shí)間點(diǎn)(強(qiáng)烈隆升的時(shí)間起點(diǎn))約束的范圍和構(gòu)造旋回的時(shí)間范圍以及不同時(shí)期構(gòu)造變形量,可以計(jì)算出構(gòu)造變形的速率.到晚侏羅世末,湘鄂西斷褶帶在侏羅紀(jì)中晚期縮短量為35.2km,縮短速率為1.76mm/a;早白堊世早中期,川東斷褶帶南東段縮短量為32.6km,縮短速率為1.09mm/a;早白堊世晚期,川東斷褶帶北西段縮短量為10.4km,縮短速率為0.52mm/a(表3).4湘鄂西-東北部斷褶帶(1)作為對(duì)構(gòu)造熱事件發(fā)生時(shí)間的記錄,磷灰石裂變徑跡記錄的隆升年齡從湘鄂西地區(qū)向川東地區(qū)具有整體逐漸年輕的趨勢(shì),顯示湘鄂西斷褶帶南東邊緣在印支晚期具構(gòu)造雛形.主體構(gòu)造發(fā)育在中、晚侏羅世的燕山早期,川東斷褶帶南東段為早白堊世早中時(shí)期的燕山中期前段,川東斷褶帶西北段為早白堊世晚期的燕山中期后段;且從中、晚侏羅世到早白堊世川東斷褶帶是一個(gè)相對(duì)較連續(xù)的變形過程.該構(gòu)造變形過程的重建和限制也得到了地層接觸關(guān)系和卷入褶皺地層的時(shí)代以及與鄰區(qū)大巴山弧形構(gòu)造帶交接關(guān)系的支持.從湘鄂西到川東構(gòu)造發(fā)育具有從南東向北西逐步遞進(jìn)擴(kuò)展的發(fā)育過程,與前展式擴(kuò)展模式(Butler,1987)進(jìn)行比對(duì),仍然屬于擠壓褶皺的范疇.其基底卷入程度的差異和湘鄂西厚皮斷褶帶以及川東“侏羅山式”的滑脫型薄皮斷褶帶的發(fā)育,是江南-雪峰中生代陸內(nèi)變形向北西陸內(nèi)進(jìn)一步擴(kuò)展時(shí)與推置力減弱以及不同滑脫層的參與程度等密切相關(guān).類似的例子有阿爾卑斯侏羅山、扎格羅斯褶皺帶、中阿巴拉契亞褶皺帶、龍門山?jīng)_斷帶等(Laubscher,1977;BaudinandMarquer,1993;劉和甫等,1994;Hindleetal.,2000;Mitra,2003),但湘鄂西-川東如此寬闊的陸內(nèi)擠壓褶皺帶顯然有其自身的分異性變形、不同層次的滑脫層以及中深層基底物質(zhì)差異等原因,其在大陸動(dòng)力學(xué)中的響應(yīng)應(yīng)是其中的關(guān)鍵,值得進(jìn)一步探討(張國偉等,2002;李德威和莊育勛,2006;張國偉和郭安林,2007).(2)從湘鄂西到川東構(gòu)造,由于靠近推擠力源、基底卷入程度和不同級(jí)別的蓋層滑脫層的不同,可能導(dǎo)致縮短量、縮短率和縮短速率的不同.湘鄂西斷褶帶由于基底卷入程度高,縮短率較低;隨著構(gòu)造向北西遷移,基底的卷入程度越來越低,蓋層滑脫程度越來越高,縮短率變大.這也反映了陸內(nèi)厚皮和薄皮構(gòu)造在構(gòu)造擴(kuò)展上的不同(Leturmyetal.,2000).到侏羅紀(jì)末,湘鄂西斷褶帶的縮短速率為1.76mm/a;在早白堊世早中時(shí)期,川東斷褶帶東南段的縮短速率為1.09mm/a;到早白堊世晚期,川東斷褶帶北西段的縮短速率為0.52mm/a.上述縮短速率的不同明顯地揭示出從侏羅紀(jì)到早白堊世縮短速率是逐漸減小的.越靠近江南-雪峰隆起推擠力源的構(gòu)造帶,其構(gòu)造縮短速率越大,反之則越小.說明推擠力源的強(qiáng)度大小是控制縮短速率的主要原因,顯