沉积盆地形成演化并非是一个持续接受沉积充填的过程，期间常会发生一次或多次全盆地的沉积间断(Busby and Perez, 2012; Allen and Allen, 2013; Morley, 2016)，这种现象在小型盆地较为普遍，在大中型盆地也并不鲜见。我国沉积盆地深部作用活跃、构造活动性强，在盆地演化过程中沉积间断现象尤为常见，如我国东部渤海湾、苏北、江汉等大量新生代断陷盆地，在古近纪断陷向新近纪坳陷转换过程中，不仅出现了沉积间断及古近纪地层的整体抬升，而且遭受了强度不均的变形和剥蚀(吴智平和韩文功, 2000；刘池洋等, 2016)；而中西部鄂尔多斯盆地、四川盆地、塔里木盆地、准噶尔盆地等，在古、中生代演化过程中，更是出现过多期沉积间断、构造变形和剥蚀改造(何登发, 2007, 2018；郭维华等, 2006; 高春云和周立发, 2019; 马静辉和何登发, 2019)。这些盆地内，沉积间断面上、下地层之间大多表现为平行(假)不整合或局部角度不整合接触关系(Thompson and Turk, 1998)，但它们沉积间断的时间有长有短，期间的构造变动和改造可强可弱，改造形式或单一或复杂，在地域上改造的形式和强度可大同小异或差别较大(刘池洋等, 2016)。目前，研究者对沉积间断的关注多与油气运移-成藏相关或仅将其作为盆地演化阶段划分的标志(潘钟祥, 1983; 张克银等, 1996; 牟中海, 2005; 王艳忠等, 2006; 何登发, 2007)，但对其区域构造动力学意义常重视不够，或鲜有深究。

事实上，这种常见的、貌似简单的地质现象，却有复杂的地质内涵，它们往往与构造运动、海/湖平面变化或气候变化等诸多复杂地质事件相联，在地壳发育历史、地壳变形机制研究中具有重要意义(Dunbar and Rodgers, 1957; 陈发景等, 2004; Willett et al., 2006)。发生在大型沉积盆地中较明显的全盆地沉积间断，本身就是盆地演化和区域构造环境演变重大事件的表现和纪录，是进行盆山耦合研究与盆山响应对比的重要依据和时限标尺，具有重要的盆地动力学和区域构造动力学意义(Willett et al., 2006; Morley, 2016; Matija et al., 2017; Horton, 2018)，同时也有重要的沉积矿产成矿效应。

大量地质调查与勘探实践揭示，鄂尔多斯盆地在三叠纪末期经历了中生代成盆以来首次较长时间的沉积间断和抬升剥蚀，显著改造了中晚三叠世延长期盆地面貌，并控制着侏罗纪早期沉积格局和油藏分布，对盆地演化及矿产资源分布产生了重要影响，曾被形象的比喻为“楚汉之界”(杨俊杰, 2002)。本文拟以该期沉积间断为研究对象，依据地质及钻井资料重点解剖改造强烈的盆地西南部，探讨其抬升剥蚀及改造强度的时空变化，并通过盆地及邻区磷灰石裂变径迹年代学厘定该沉积间断面发育的时限与过程，进而结合区域构造演化探讨其发育的动力学环境。

鄂尔多斯盆地发育于大华北克拉通盆地残延收缩的背景之下，为一遭受多期次剥蚀改造的中生代残留盆地(刘池洋等, 2006)。盆地主体位于华北克拉通西部，周边为新生代断陷盆地群并被山体所环绕，其西南与秦岭-祁连褶皱带隔渭河、六盘山盆地相邻(图 1)。鄂尔多斯盆地的演化改造与华北和扬子板块的汇聚拼合、其间秦岭碰撞造山过程关系密切(张国伟, 2001; 刘池洋等, 2006)，经历了印支期、燕山期多期构造变动，新生代以来该区又受到青藏高原隆升及其向北东的挤压逃逸影响(George et al., 2001; Shi et al., 2015), 构造位置独特。

图 1

Fig. 1

图 1 研究区区域构造图(a)和鄂尔多斯盆地西南部地质略图及样品分布位置(b) Fig. 1 Regional tectonic map of study area (a) and sketch geological map of southwestern Ordos Basin and sample location (b)

中生代盆地经历了中晚三叠世延长期、早中侏罗世富县-延安期、直罗-安定期及早白垩世四个演化阶段，于早白垩世末盆地消亡，晚白垩世以来为后期改造阶段(刘池洋等, 2006)。在盆地发育的鼎盛时期，其沉积范围为现今残留盆地面积的二倍之多, 原始沉积边界东可跨晋、豫、冀、皖, 南越秦岭北缘, 北界和西界远逾中生界的残留边界，为一南深北浅、呈北西-南东向展布的大型不对称坳陷盆地(刘池洋等, 2006；赵文智等, 2006)。

延长期为盆地发育的最鼎盛时期，延长组也是目前石油勘探的主力层段，研究程度高，自下而上，可划分为10个层段(长10段~长1段)，总体经历了大型坳陷湖盆形成、扩张、鼎盛、萎缩和消亡的全过程(喻建等, 2010; 付金华等，2012)，以河流-三角洲-湖泊相沉积为主，沉积厚度普遍大于1300m。早侏罗世富县组不整合覆盖于延长组之上，素有“粗富县”和“细富县”之分，分别代表了冲积扇、古河道沉积的粗碎屑和河漫滩、洪泛平原沉积的细碎屑，地层岩性、厚度(0~195m)变化较大(赵俊兴等, 1999; 赵俊兴和陈洪德, 2006)；中侏罗世延安组在全盆地发育较为稳定，自下而上亦可划分为10段(延10段~延1段)，为一套河流-湖泊三角洲沉积的碎屑含煤建造(王双明和张玉平, 1999; 张泓等, 1995)。

大量地质调查及油气勘探实践表明，鄂尔多斯盆地在三叠系与侏罗系之间，存在区域性沉积间断面，下伏前三叠纪地层遭受强烈剥蚀，发育一种沟谷纵横、山岭起伏的地貌形态；地形起伏达300余米, 剥蚀深度可至上三叠统延长组主要生油层段(长7段)(黄第藩和石国世, 1980; 黄第藩等, 1981; 杨俊杰等, 1984; 杨俊杰, 2002)；上覆侏罗纪富县组及延安组早期(延10期~延9期)以填平补齐式沉积为主，其中富县期和延10期为盆内甘陕古河的主要发育时期，延9期后演化为三角洲体系，古河发育结束(赵俊兴和陈洪德，2006)。以该沉积间断面为界，上、下地层在沉积环境、岩性组合及能源矿产赋存与分布方面均存在巨大差异，曾被形象的比喻为“楚汉之界”(杨俊杰, 2002)。该界面是鄂尔多斯盆地中生代成盆以来首次较大规模的剥蚀改造界面，暗示着三叠纪末经历了明显的构造事件。

围绕这一界面，前人重点对前侏罗纪古地貌形态及其对侏罗系下部油藏控制作用等开展了很多工作，并取得了较好的成果(黄第藩和石国世, 1980; 黄第藩等, 1981；孙国凡, 1981；杨俊杰等, 1984; 张抗, 1989; 郭正权等, 2001, 2008; 赵俊兴等, 2001; 杨俊杰, 2002；赵俊兴和陈洪德, 2006; 赵敏等, 2010; 蒋代琴等, 2018)，但该间断面所造成的剥蚀特征及其抬升时限与过程等研究至今仍较薄弱，这在一定程度上制约了对中生代鄂尔多斯盆地发育演化过程的认识，也影响着鄂尔多斯盆地及周边区域油气的进一步勘探。

为了更清晰、全面的揭示三叠系与侏罗系之间沉积间断面的地质特征和剥蚀特点，本次研究利用近年来完成的、覆盖全盆地的300余口探井资料，基于其精细的地层对比划分(延长组、延安组均按10个层段划分)，刻画沉积间断面下伏残存地层及上覆沉积地层地质时代与展布特点，从其上、下2个地质界面进行约束，分析三叠纪末期-侏罗世早期盆地抬升剥蚀的时空变化；同时采用上覆地层约束及同期地层小层对比等方法，定量估算了其剥蚀厚度。

盆地演化特征表明延长期湖盆范围广阔，地层层序发育齐全且分布广泛。本次研究依据300余口探井的分层资料编绘了盆地上三叠统残留地层分布图(图 2)，该图代表了延长组沉积之后所遭受改造的综合结果，而延长组之上仍被早-中侏罗世地层所覆盖的区域(即侏罗系残存边界线以内)，则保存了侏罗系沉积之前的古地质特征。从残存地层分布特征看(图 2)，前侏罗纪盆地中北部、东部区域普遍有延长组长1段地层保存，向西、北边部在较窄范围内依次出露长2段至长4+5段地层，表明盆地边部较腹部遭受了更明显剥蚀；在惠安堡、吴旗、华池、合水等西南部大范围地区，尤其是平凉、灵台之西南长3段~长6段，甚或长7段地层直接出露，延长组长1段~长2段仅局部保存，说明盆地西南部较东北部剥蚀更强；西南-北东向联井剖面(图 3)，显示西南部延长组上部地层缺失明显，残留地层厚度较盆地中东部变薄。上述地质特征显示了盆地周边强中间弱，西南最强、中北较弱的差异剥蚀特征。

图 2

Fig. 2

图 2 鄂尔多斯盆地上三叠统残留地层分布图 Fig. 2 Distribution map of Upper Triassic residual strata in Ordos Basin

图 3

Fig. 3

图 3 鄂尔多斯盆地中上三叠统-中下侏罗统西南-北东向地层连井剖面(以延长组顶为界拉平, 剖面位置见图 2) Fig. 3 The southwest-northeast strata connection wells profile of Middle-Upper Triassic to Middle-Lower Jurassic in Ordos Basin (with the top of Yanchang Formation as the boundary, the profile location is shown in Fig. 2)

对盆地西南部进一步分析，可以看到不同层段地层残存呈条带状或块状分布特点(图 2)，结合盆地侏罗纪沉积前古地貌特征(赵俊兴和陈洪德, 2006)，条带状或块状分布特点与侏罗纪沉积前古河道或古高地的分布具较好的一致性；如环县-吴旗间长1段块状出露区对应姬源古高地，镇原及其北侧长2段块状出露区为镇原古高地，合水东侧长1段分布区则为子午岭古高地，其间长3段带状分布区则分别为近东西向的甘陕古河道和南北向的庆西古河道发育区。相对于高地，古河道区遭受了更为强烈的侵蚀。若仅从古高地处地层残留特征看，西南侧镇原古高地较北侧高地剥蚀更明显，表明前侏罗纪时期古地貌具西南高北东低的特点，这与西南平凉-灵台地区延长组遭受更强剥蚀的特征相吻合。此外，平凉-灵台地区残存地层(图 2)及剖面图形态(图 3)特征，显示延长组发育轴面呈近东西向或北西-南东向背向斜形态特征，暗示着该区在前侏罗纪经历了南北向或北东-南西向的挤压。安口-策底地区三叠系延长组复式褶皱发育(陕西省地质局区域地质测量大队, 1967^①)，侏罗系呈角度不整合覆盖其上(图 1)，也同样证明了该挤压构造的存在。

① 陕西省地质局区域地质测量大队. 1967.陇县幅1：20万地质图及说明书

沉积间断面上覆地层为侏罗纪富县组和延安组。盆地后三叠纪地质图(即侏罗系底面地质图)(图 4)及联井剖面图(图 3)，揭示了侏罗纪早期地层的沉积特点。从图中可以看到，富县组在盆地中部定边-吴旗-延安地区连片分布，而在盆地西南部环县、庆阳、合水地区呈带状展布，总体显示出周边高、中间低的古地貌形态；盆地南部富县组带状分布区，与前述甘陕古河、庆西古河展布范围一致，指示了古河道对侏罗纪早期地层的控制作用，具填平补齐的沉积特点(赵俊兴和陈洪德，2006)。延安组初延10期，盆地沉积范围明显扩大，在中北部大面积广覆沉积，但盆地南部仍比较局限，仅在庆阳-灵台地区发育南北向带状展布沉积，可能仍受南北向庆西古河道控制，表现出南高北低的古地貌形态，南部大部区域仍未接受沉积；直至延9期盆地西南部陇县、镇原一带才开始接受沉积，东南局部地区可持续至延8期。联井剖面则表现出向盆地南、西南延安组早期具超覆沉积的特点，同时地层厚度明显较东北部薄(图 3)。上述特征，一方面揭示了下伏侵蚀古地貌对侏罗纪早期沉积地层明显的控制作用，另一方面也间接表明了盆地西南、南部地区在侏罗纪早期仍处于隆升状态，其下伏地层遭受了更长时间的剥蚀，可一直延续至延安组延9期。

图 4

Fig. 4

图 4 鄂尔多斯盆地后三叠纪沉积地质图 Fig. 4 Sedimentary geological map at the beginning of Jurassic in Ordos Basin

钻探已证实，盆地内部侏罗纪富县组-延安组与延长组之间总体呈平行不整合接触关系(杨俊杰，2002)；盆地西南部露头及钻井资料，则揭示出侏罗系与下伏不同时代地层的角度不整合接触关系(汤锡元等, 1992; 高春云和周立发, 2019)(图 1)。如西南麟游水川沟、华亭安口地区延安组与下覆三叠系延长组微角度不整合接触关系明显；而在盆地西部侏罗系与前中生代地层角度不整合普遍，延长组地层缺失，如彭阳地区大量煤田钻井揭示在青龙山-平凉断裂之西侏罗系角度不整合覆盖于奥陶系及石炭系之上，断裂之东则角度不整合于延长组之上；在固原炭山侏罗系角度不整合于元古界石英砂岩之上，环14井亦揭示出侏罗系覆盖于二叠系之上。总体表现为在盆地西南部、西部侏罗系与下伏不同时代地层角度不整合接触关系，向盆地内部逐渐转为平行不整合接触的特点。

利用上覆地层约束法、延长组小层(段)对比及地层厚度变化趋势，对盆地西南部三叠纪末地层剥蚀厚度进行了估算。从图 5可以看到，三叠纪末地层剥蚀厚度等值线总体呈北西-南东走向，剥蚀量向西南、南逐渐增大，在正宁-洛川区域剥蚀厚度为小于150m，向西南迅速增加，到彬县-灵台一带剥蚀厚度可达550~600m，永寿之西南最大可达1000余米，显示出西南强、北东弱的剥蚀特点，与上述延长组顶部剥蚀特点相一致。上述估算结果与陈瑞银等(2006)估算的三叠纪末期剥蚀厚度相当，但本次估算的范围较陈瑞银等(2006)更往南。需要说明的是，盆地南部延长组现今未被侏罗纪覆盖的区域(即侏罗系残存边界之南)，可能后期仍遭受了剥蚀改造，对此我们主要根据邻井能被上覆地层约束的延长组地层残存及剥蚀情况，同时亦考虑区域上该区地层的后期剥蚀特点(王建强等，2011)，进行推断。

图 5

Fig. 5

图 5 鄂尔多斯盆地南部三叠纪末地层剥蚀厚度等值线图 Fig. 5 Isogram map of strata denudation thickness at the end of Triassic in the southern Ordos Basin

鄂尔多斯盆地延长组顶部剥蚀改造特征、后三叠纪沉积地质特征，西南部地层接触关系及剥蚀厚度恢复，一致表明在三叠纪末期-早侏罗世盆地出现了西南强、中北弱的差异抬升剥蚀，致使延长组顶部沉积地层残缺不全，前侏罗纪盆地面貌发生了较大改观，古地貌呈西南高、北东低的特征，且西南部经历了明显的构造挤压；盆地西南、南部沉积间断时间较盆地中东部更长，可延续至延安组延9期，最大剥蚀量可达1000余米。

依据地层缺失、剥蚀厚度及古构造地貌特征对鄂尔多斯盆地西南部三叠世末的抬升改造特点进行了分析，但对其具体抬升时限依然缺乏定量的年代学约束。近年来，低温热年代学方法得到了快速发展，以裂变径迹定年方法为代表，在造山带和沉积盆地的构造热事件、隆升剥露过程等领域广泛应用(Gallagher et al., 1998；Jolivet et al., 2001; Gleadow et al., 2002; Enkelmann et al., 2006; Jain et al., 2009；Fitzgerald et al., 1995; Malusa and Fitzgerald, 2019)。裂变径迹定年主要是通过测定岩石矿物(如磷灰石、锆石等)内放射性元素(如²³⁸U等)自发裂变形成径迹(子体)和利用外探测器方法或LA-ICP-MS方法获得矿物²³⁸U含量(母体)，再通过矫正、计算获得年龄(Hurford and Green, 1983; Hurford, 1990)。因裂变径迹长度和径迹密度随温度(埋藏深度)而发生变化或消失，据此可依据获得年龄和径迹长度，利用HeFTy等软件开展热史反演，间接揭示岩石埋藏或抬升的时限与过程(Ketcham, 2005)。不同矿物具有不同的退火模型和封闭温度，其中磷灰石裂变径迹部分退火温度范围介于60~120℃，可有效揭示浅地表约1~3km的抬升剥蚀过程(Gleadow et al., 2002)。本次对盆地西南部开展了3件样品的磷灰石裂变径迹年代学测试。

样品主要采自盆地西南部华亭、策底坡一带的中晚三叠世延长组地层(样品时代约230~240Ma)，岩性均为砂岩(图 1、表 1)。样品测试分析在意大利帕多瓦大学裂变径迹年代学实验室完成，采用外探测器方法(Fleischer et al., 1975)，测试流程详见Zattin et al.(2014)，结果见表 2。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹样品信息表(样品位置见图 1) Table 1 Sample information of AFT dating in the southwestern Ordos Basin (sample location is shown in Fig. 1) 样品号 岩性 地层 东经 北纬 高程(m) XY1 黄绿色细砂岩 35°13′46.08″ 106°41′8.79″ 1413 XY2 灰绿色中砂岩 三叠纪延长组 35°17′45.73″ 106°47′36.2″ 1377 XY3 灰白色粗砂岩 35°18′45.69″ 106°36′30.98″ 1542

表 1 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹样品信息表(样品位置见图 1) Table 1 Sample information of AFT dating in the southwestern Ordos Basin (sample location is shown in Fig. 1)

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹测试结果 Table 2 The results of AFT dating in the southwestern Ordos Basin 样品号 颗粒数 径迹密度(×105cm-2) U (×106) P(χ2) 中值年龄±1 σ(Ma) Dpar(μm) N L (μm) ±1 σ ρd (Nd) ρs (Ns) ρi (Ni) mean σ XY1 21 9.47(2295) 11.80(775) 11.80(775) 14.4 18.76 158.5±12.1 2.81 0.46 110 12.84 0.14 XY2 25 9.36(4541) 14.23(1819) 14.22(1818) 20.0 71.03 161.9±5.2 2.53 0.37 96 12.57 0.18 XY3 20 9.55(4631) 14.46(1440) 13.71(1365) 16.7 94.48 168.7±10.4 2.67 0.48 53 12.24 0.16 注: Zeta(ζ)=339.34±15.69; Nd-中子注量监测器标准铀玻璃的诱发径迹数; ρd-标准铀玻璃上诱发径迹密度; Ns-自发径迹数; ρs-自发径迹密度; Ni-诱发径迹数; ρi-诱发径迹密度; P(χ2)-χ2检验值; N-统计围限径迹条数; L-实测径迹长度及误差

表 2 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹测试结果 Table 2 The results of AFT dating in the southwestern Ordos Basin

3件样品的磷灰石裂变径迹中值年龄介于158.5±12.1Ma~168.7±10.4Ma之间，远小于其赋存地层的沉积时代；年龄雷达图(图 6a1-a3)进一步显示样品单颗粒年龄小于地层沉积时代，上述特征表明3件样品均经历了完全退火过程(Wagner and Van den Haute, 1992)。Dpar值介于2.53±0.37μm~2.81±0.46μm，误差范围内较为接近，在一定程度上指示了样品具有类似的化学退火动力学行为；Dpar值与单颗粒年龄相关性不明显，表明矿物化学成分对年龄影响不大(图 6b)。3件样品年龄均通过χ²检验(P(χ²)>5%)，这些参数特征显示各样品磷灰石矿物年龄代表了类似的年龄组分。样品围限径迹长度介于12.24±0.16μm~12.84±0.14μm，远小于磷灰石矿物初始径迹长度(~16.3μm)，属于较短径迹范畴，径迹频率分布显示出单峰特征，长度变化范围较宽(图 6a)，说明样品经历了较缓慢的冷却过程或在部分退火带区间(PAZ)停留较长时间，因而裂变径迹表观年龄无直接地质含义，不能有效的约束样品发生冷却的时限，需结合热史反演模拟进一步分析(Gallagher et al., 1998)。

图 6

Fig. 6

图 6 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹单颗粒年龄雷达图及径迹长度频率分布图(a1-3)及单颗粒年龄与Dpar值关系图(b) Fig. 6 Radial plots and confined track length distribution histograms(a1-a3) and Dpar vs. single-grain age graph(b)of AFT samples in the southwestern Ordos Basin

利用HeFTy软件对本次测试样品进行了热史模拟，退火模型统一参考Ketcham et al. (2007)，径迹初始长度设为16.3μm，古今地表温度设为20±5℃，并依据样品最大单颗粒年龄，设置起始约束条件，其它不给予约束。结果显示(图 7)，模拟获得的年龄、径迹长度与实测值相当，GOF值均大于0.7，表明模拟结果可信度较高，其中绿色区域为可接受演化路径，红色区域为好的演化路径，白色曲线代表最佳拟合路径，黄色范围为磷灰石裂变径迹部分退火带区间(APAZ)。

图 7

Fig. 7

图 7 鄂尔多斯盆地西南部磷灰石裂变径迹热史模拟图 Fig. 7 Thermal history models of AFT dating samples in the southwestern Ordos Basin

最佳拟合演化路径(图 7)，显示样品沉积后，均经历了快速升温，并达到完全退火，大致在三叠世末期-侏罗纪初出现冷却过程。其中样品XY1在198~163Ma间，冷却速率约为1.14℃/Myr，此后较长时间处于部分退火带之中，冷却速率仅0.24℃/Myr，并于80Ma左右退出部分退火带区间；XY2样品在190~158Ma间，冷却速率为1.03℃/Myr，此后与XY1经历了相似的冷却过程；XY3在205~195Ma间冷却速率达3.3℃/Myr，在195~40Ma冷却速率仅为0.08℃/Myr，约40Ma以来冷却速率开始加快，为1.35℃/Myr，直到30Ma左右退出部分退火带。

上述分析表明，3件样品共同记录了三叠纪末-早侏罗世(约205~190Ma)退出完全退火带并发生相对快速冷却过程，其中XY1，XY2样品可持续至约~160Ma(图 7)。该时间段内，研究区未曾有岩体侵入等热事件的纪录，由此，推断此次相对快速冷却事件是该区构造抬升的结果，这与盆地西南部三叠纪末期强烈剥蚀特征相印证。若按晚三叠纪古地温梯度3℃/100m估算，样品XY1抬升了约1330m，XY2约为1098m，XY3为1100m。样品XY3快速冷却启动时间早于样品XY1和XY2，且冷却速率更快(新生代以来亦是如此)，认为XY3样品在位置上更靠近盆地西缘大断裂(图 1)，推测其异常快速冷却速率可能与断裂活动有关。样品XY1和XY2在约80Ma开始退出部分退火带区间，然热史模拟曲线在30~25Ma左右均出现了相对快速冷却，速率约1.33~1.6℃/Myr，与样品XY3在40Ma左右出现相对快速冷却特征较为一致，可能共同记录了新生代以来经历的相对快速冷却事件，本文对此暂不做进一步讨论。

前文从盆地地质特征及热年代学方面，分别论述了鄂尔多斯盆地西南部三叠纪末期沉积间断的剥蚀改造特征及隆升时限，表明三叠纪末期-早侏罗世鄂尔多斯盆地总体经历了西南强、北东弱的差异剥蚀改造，盆地西南部大范围内延长组遭受剥蚀，地层残缺不全，剥蚀量最大可达1000余米，并存在构造挤压现象，盆地面貌发生了较大改观；后三叠纪地质沉积时代，进一步约束了侏罗系沉积前盆地古地貌总体呈西南高、北东低的特点，盆地西南部沉积间断可持续至中侏罗世延安组延9期。磷灰石裂变径迹年代学及热史模拟，较一致的记录了盆地西南部起始于约205~190Ma，可持续至160Ma的抬升冷却过程。上述研究有力的论证了鄂尔多斯盆地西南部三叠纪末期的抬升剥蚀事件。

大型沉积盆地在演化过程中大范围的抬升和长时间的剥蚀改造，往往是盆地演化和区域构造环境演变重大事件的表现和纪录(刘池洋等，2016)。研究区区域构造研究表明，中晚三叠世以来鄂尔多斯盆地与秦岭造山带构造位置相邻，大型鄂尔多斯盆地形成演化与秦岭造山带在时空演化、物质交换等方面密切关联(刘池洋等, 2006; 王建强等, 2015)，中晚三叠世是中国南北两大陆的汇聚碰撞与其间秦岭造山的主要时期(张国伟, 2001; Dong et al., 2016a)。三叠纪末，秦岭碰撞造山基本结束，花岗质岩浆活动变弱到停止，整体开始进入板内构造演化阶段(张成立等, 2005, 2008; 王晓霞等, 2011, 2015；Dong et al., 2016b)；早侏罗世，在持续挤压的背景下，秦岭造山带沿主要断裂发育走滑转换构造，局部发育花状构造和拉分盆地(Dong et al., 2016b)，表明在三叠纪末期-早侏罗世秦岭造山带区域构造环境发生了重大转变。与之相应，秦岭造山带上三叠统-早侏罗统整体缺失，中侏罗统以角度不整合覆盖于下三叠统或之前的地层之上(Li et al., 2013；Dong et al., 2016b)，表明晚三叠世以来秦岭地区长期处于隆升状态。东秦岭曹坪和沙河湾岩体以及西秦岭老君山和秦岭梁岩体角闪石、黑云母和钾长石⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄测定和多重扩散域模拟研究，表明约在204~207Ma到197Ma期间，东西秦岭同时出现了快速冷却事件，冷却速率约达26℃/Ma(王非等, 2004)，记录了秦岭地区晚三叠世末至早侏罗世区域性的抬升事件。

区域上，祁连褶皱带东部与西秦岭褶皱带和鄂尔多斯盆地西南部紧密相连，因新生代广泛覆盖，其中生代构造演化研究一直较为薄弱。近来，对静宁地区侏罗系碎屑岩及海西期岩体的年代学研究(彭恒等, 2018)，认为侏罗系碎屑磷灰石裂变径迹年龄记录了其物源区(祁连山东部)约215Ma隆升事件，海西岩体样品(HSZ1，HSZ2)的裂变径迹热史模拟曲线则纪录了约220~180Ma快速冷却抬升事件(图 8)。此外，鄂尔多斯盆地之西的香山-卫宁地区，在晚三叠世-早侏罗世约213~194Ma(陈刚等，2007)及204.0~183.3Ma (赵晓辰等, 2016)存在构造事件；今盆地南缘淳化口镇二叠系(WB5、WB6)磷灰石裂变径迹定年及热史模拟(图 8)，亦表明在晚三叠世-早侏罗世(205~185Ma)发生了构造抬升事件(Zhang et al., 2018)。

图 8

Fig. 8

图 8 鄂尔多斯盆地西南部及邻区磷灰石裂变径迹热史模拟最佳路径(样品位置见图 1) Fig. 8 Best-fit thermal history models of AFT samples in the southwestern and adjacent area of Ordos Basin (sample location is shown in Fig. 1)

上述分析表明，三叠纪末-早侏罗世，秦岭褶皱带、祁连褶皱带东部、鄂尔多斯盆地西南及邻区的广大区域均有构造抬升事件的发生，在隆升时限上较为一致(图 8)，总体显示了三叠纪末-早侏罗世的构造隆升事件具广泛的区域性，且与鄂尔多斯盆地西南强、北东弱的抬升剥蚀特征具有良好的时空耦合关系。由此，笔者认为，鄂尔多斯盆地西南部三叠纪末-早侏罗世构造抬升事件应是对秦岭造山带区域构造环境转变的响应和纪录。

需要进一步强调是，三叠纪末-早侏罗世，鄂尔多斯盆地延长期沉积作用结束和盆地整体抬升、沉积间断，与秦岭陆内造山阶段的开始和花岗岩浆活动停止，在时间上几乎同时，这不可能是偶然的巧合，应有着更为广阔、关联密切、相对统一的地球动力学环境和深刻的内在成因联系，对其形成动力机理探讨和揭示，必将具有重要的区域大地构造环境演变和大陆动力学意义。

(1) 鄂尔多斯盆地三叠纪末-早侏罗世的抬升剥蚀事件是中生代成盆以来首次较大规模的改造。盆地主体经历了西南强、北东弱的差异抬升剥蚀，西南部大范围内延长组地层残缺不全，剥蚀量最大可达1000余米；前侏罗纪沉积古地貌总体呈西南高、北东低的特点，西南部沉积间断可持续至中侏罗世延安组早期；

(2) 磷灰石裂变径迹年代学及热史模拟，表明从205~190Ma开始，盆地西南部发生了冷却事件，冷却速率大于1.0℃/Myr, 可持续至约160Ma，记录并约束了此次抬升剥蚀事件的时限与过程；

(3) 综合区域构造演化，认为鄂尔多斯盆地西南部三叠纪末-早侏罗世的抬升剥蚀事件是对秦岭造山带同期区域构造环境转变的响应和纪录，两者具有良好的时空耦合关系。

致谢      本文撰写过程与段亮、梁文天、杨钊的多次讨论使作者受益匪浅，两位评审人提出了建设性的修改意见, 在此一并致谢。