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克拉通内裂陷作用
晚古生代的克拉通内裂陷作用是在加里东期“大隆大坳”背景下受基底大断裂控制而形成的。拉张裂陷作用初发期应为泥盆纪，主要发生在盆地边缘；到二叠纪拉张活动加剧[即峨眉地裂活动（罗志立，1985）]，并已延伸到盆地内部；到晚三叠世早期为高峰期，以大规模峨眉山玄武岩喷发为标志。早三叠世早期，拉张活动仍存在，但明显减弱，总体上以坳陷下沉、填平补齐作用为主。
一、盆地西北缘拉张断陷构造特征
盆地西北侧的龙门山地区，泥盆系发育齐全，厚度较大，最厚达6000m。泥盆纪沉积古地理格局明显受基底断裂张性活动控制，具有同沉积特征（图3-2）。龙门山北段主要表现为块断式基底的沉降与沉积物快速堆积平衡发展的关系，从而形成了巨厚的下、中泥盆统沉积地层。晚泥盆世茅坝期至早二叠世早期为盆地的稳定充填过程。据区域构造活动的阶段性及沉积物充填特征，泥盆纪沉积盆地的演化可以分为四期。
（1）构造强烈活动期
图3-1 上扬子板块北部边缘及邻区构造演化剖面（据袁学诚，1989；周国潘，1989；张二朋，1993等资料综合简化）
①石门－卢氏断裂；②洛南－栾川断裂；③北秦岭主中断裂；④唐藏－丹凤断裂；⑤山阳断裂；⑥凤县－镇安断裂；⑦白河－十堰断裂；⑧安康－竹山断裂；⑨红椿坝－岚皋断裂；⑩城口－房县断裂
相当于早泥盆世平驿铺期至甘溪早期，此时彭灌地区和轿子顶等地强烈上升遭受剥蚀，龙门山北段地区持续沉降，接受自西向东的古特提斯洋海侵。来自古（半）岛上的大量陆屑物质堆积在沉降区，形成了北西—南东向分带、北东向展布、北西厚而南东薄的平驿铺组及甘溪组下部的陆屑滨岸—陆棚相砂、泥岩（图3-2）。
图3-2 龙门山北段泥盆纪沉积演化示意图（郑荣和，1993，简化）
（2）构造间歇活动期
相当于早泥盆世甘溪晚期至中泥盆世观雾山早期。此时，垂直大陆边缘的北西向断裂（古半岛与盆地间的断裂）活动性减弱且呈间歇性，从而导致形成甘溪组至观雾山组下段陆源硅质碎屑和碳酸盐在剖面上的相间沉积及结构上的混合沉积。环境上即形成碎屑陆棚、混积型陆棚和同斜缓坡型碳酸盐台地的相互演化。即在基底断裂短暂活动期发育碎屑陆棚，平静期则形成缓坡型碳酸盐台地，相互过渡期就形成了混积型陆棚。
（3）海盆扩展期
相当于中泥盆世观雾山晚期至晚泥盆世沙窝子早期。由于盆地基底沉降速度小于海平面上升速度，加上古（半）岛已趋于剥蚀夷平，形成了向古陆（岛）方向的海侵超覆沉积。位于盆地南部彭灌古半岛上的什邡和绵竹等地，在超覆上来的观雾山组内或沙窝子组底发育有风化残积磷矿，这样，古半岛不再提供碎屑物质，因而盆地内以广泛发育清水型碳酸盐沉积为主。
（4）盆地收缩期
相当于晚泥盆世沙窝子末期至茅坝期，形成若干向上变浅沉积旋回。之后，盆地西南部隆升，超覆在古（半）岛上的观雾山组和沙窝子组地层遭受剥蚀。盆地内碳酸盐台地面积缩小，海水向西退出，大部地区浅滩化，沉积了数百米厚的颗粒灰岩。
石炭纪—二叠纪，龙门山地区仍处于拉张背景，沉积了厚达600余m的石炭系以及厚达1000余m的二叠系。拉张活动在晚二叠世晚期最强烈，以大隆组普遍发育放射虫为标志（金若谷，1989年）。
二、盆地腹部晚古生代裂陷作用特征
图3-3 中晚石炭世四川盆地原型图（据张渝昌等，1997，简化）
上扬子陆块内部，从晚泥盆世到晚石炭世，发育近东西向的拉张断陷盆地。海水自东向西侵进，其滨、浅海相碎屑岩和灰泥坪相白云岩、灰岩沉积不足200m（图3-3）。晚石炭世又发生区域性上升。经短暂间断后，使二叠纪早期的全球性海侵，淹没了整个扬子陆块，中国南方又成了统一的碳酸盐岩台地。上扬子地块上由西向东的沉积环境，为滨海潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩，经斜坡带到克拉通边缘浅水坳陷。沉积物厚150～1200m（图3-4），为深灰、灰黑色泥晶灰岩、粒屑灰岩、燧石灰岩、亮晶灰岩和生物灰岩及泥灰岩硅质岩等，属于欠饱和的台内坳陷盆地。
图3-4 早二叠世四川盆地及邻区盆地原型示意图（据张渝昌等，1997，简化）
早二叠世晚期（茅口期），台地上拉张活动加剧[即峨眉地裂活动（罗志立，1985）]，发育NWW向和NE向的断陷盆地（地槽），并相互交叉，因而台地上发生沉积分异。
在上扬子区主要有巴东－万源－广元北西向台槽，贵阳－遵义、咸丰－巴东北东向台槽等，台槽中以硅质灰岩、放射虫硅质岩沉积为主。这类断陷盆地，自中晚石炭世—晚二叠世具有一定的断承性。拉张断裂活动在晚二叠世早期为高峰期，盐源—会理地区有峨眉山玄武岩喷发，沉积厚度逾3200m，并不断扩大。在重庆、达县地区也有辉绿岩和玄武岩发现。玄武岩的喷发，改变了上扬子地区的沉积格局，自康滇隆起向东，由海陆交替的含煤岩系渐变为碳酸盐岩台地。由于台地上的断陷活动，台内裂陷槽扩大，在其两侧肩部发育众多的礁、滩相沉积，成为后期油气运移聚集的有利地带。
早三叠世早期，继承了晚二叠世的沉积格局，咸丰－巴东台槽向南扩展，与黔南、桂北海盆相连，并演化为浅水—半深水盆地，向西过渡为台地边缘浅滩和开阔台地。由于边缘浅滩逐渐扩展形成弧形滩堤，使其东西两侧的沉积环境发生了重大差异，西侧由局部台地变成了潟湖区（吴应林，1989）。
早三叠世晚期（嘉陵江期），弧形滩堤上进一步上叠了若干鲕粒滩，形成障壁岛，分布于台地边缘的贵阳、万县、宜昌、万源、镇巴一线。海水尚可频繁进退往复于台地上，有三次较大海进，而康滇隆起已被剥蚀夷平，陆源碎屑物极少。由于广泛沉积浅水灰岩，故而有白云岩、膏盐、灰岩的频繁互层和多次萨布哈沉积。
中三叠世，江南水下隆起成陆。上扬子台地内泸州－开江水下隆起也逐渐形成，改变了整个上扬子地区的沉积格局。与此同时，地台南的紫云—望漠一线边缘堤礁，也阻隔了南侧广海水体与台地内海水的正常交替。在此沉积构造背景下，上扬子台地内发生强烈的蒸发作用，使局限台地和潟湖的水平面不断下降，海底凹地成为干化盐湖盆地，而江南陆的大量陆源碎屑物快速（0.016～0.33mm/a）沉积于其西侧滨岸区，成为一个沉积厚2000m的凹陷盆地。这套陆源碎屑物一般不越过泸州－开江隆起带，说明江南陆块快速隆升时，泸州－开江隆起也在缓慢上隆，所以中三叠世盐盆主要发育在隆起以西，如大型的南充盐盆等（图3-5）。这样，在上扬子地区形成了两个台内坳陷盆地。另外中三叠世也曾有两次重要的海进期灰岩、泥灰岩广泛分布。
图3-5 中三叠世雷口坡组沉积时古地理图（据赵献文，1993，修改）
综观晚古生代—中三叠世的沉积构造演化，晚石炭世—二叠纪是沉积构造格局发生重大变化时期，扬子陆块在二叠纪时，台地内有隆坳分异。上扬子北部从泥盆纪开始到三叠纪由泥盆纪—石炭纪的拉张断陷，演化为二叠纪台内裂陷以及早三叠世台内坳陷。中三叠世在挤压构造背景下，形成江南隆起前陆坳陷和四川中部的蒸发岩盆地，继承在碳酸盐岩台内坳陷盆地之上。在四川西部的松潘－甘孜海盆是由志留纪开始的拉张裂谷盆地，逐渐演化成被动大陆边缘盆地的，并延续至晚三叠世早、中期。
石炭纪—中三叠世为克拉通内坳陷盆地演化阶段
上扬子地块石炭纪大体继承了泥盆纪的沉积格局。晚二叠世，上扬子板块西缘成了拉张裂陷海槽，其西侧仍为深海盆地或深海平原，沉积有灰岩、硅质岩、千枚岩、玄武岩及凝灰岩等，厚数百米至3000m不等。海槽后期被早、中三叠世约5000m的陆源碎屑复理石所充填。它们在后来的大陆挤压中反转成龙门山褶皱带。
北秦岭加里东褶皱带以南、山阳断裂带以北，中石炭世以后再次拉张为陆间裂陷盆地，盆地是迭加在早泥盆世中、晚期-中泥盆世碰撞前渊之上，有来自北秦岭加里东褶皱带的大量碎屑物快速堆积，滨浅海相沉积物厚达2000～8000m。当时，上扬子板块北缘石炭系皆为滨浅海相碎屑岩和台地相碳酸盐岩沉积。二叠纪、三叠纪拉张活动进一步加剧，向西与西秦岭和阿尼玛卿海槽相连，以硅质灰岩为主，总厚度达2000～8000m(图2.4)。沉积向南与上扬子海域连成一体，大巴山隆起已不复存在，成了古特提斯海的组成部分。
上扬子陆块内部，石炭纪发育近EW向的拉张断陷盆地(图4.3)。海水自东向西侵进，其滨、浅海相碎屑岩和灰泥坪相白云岩、灰岩沉积不足200m。晚石炭世又一次区域上升。经短暂间断后，早二叠世早期的全球性海侵，淹没了整个扬子陆块，中国南方又成了统一的碳酸盐岩台地。上扬子地块由西向东沉积环境为滨海潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘浅滩，经斜坡带到克拉通边缘浅水坳陷，沉积厚度为150～1200m(图4.4)，为深灰、灰黑色泥晶灰岩、粒屑灰岩、燧石灰岩、亮晶灰岩和生物碎屑灰岩及泥灰岩、硅质岩等，属于欠饱和的台内拗陷盆地。
图4.3 中、晚石炭世盆地原型和沉积相分区图
(图例见图4.1)
图4.4 早三叠世盆地原型和沉积相分区图
(图例见图4.1)
早二叠世晚期(茅口期)，台地上拉张活动加剧，即峨眉地裂活动(罗志立，1985)，发育NWW向和NE向的断陷盆地(台槽)，并相互交叉，因而台地上发生沉积分异。在上扬子区主要有巴东-万源-广元NW向台槽；贵阳-遵义、咸丰-巴东NE向台槽等，台槽中以硅质灰岩、放射虫硅质岩沉积为主。这类断陷盆地，自中晚石炭世-晚二叠世具有一定的继承性。拉张断裂活动在晚二叠世早期为高峰期，盐源-会理地区有峨眉山玄武岩喷发，沉积厚度逾3200m，并不断扩大。在重庆、达县地区也有辉绿岩和玄武岩发现。玄武岩的喷发，改变了上扬子地区的沉积格局，自康滇隆起向东，由海陆交互相的含煤岩系渐变为碳酸盐岩台地。由于台地上的断陷活动，台槽扩大，在其两侧肩部发育众多的礁、滩相沉积，成为后期油气运移聚集的有利地带。
早三叠世早期，继承了晚二叠世的沉积格局，咸丰-巴东台槽向南扩展，与黔南、桂北海盆相连，并演化为浅水-半深水盆地，向西过渡为台地边缘浅滩和开阔台地。由于边缘浅滩逐渐扩展形成弧形滩堤，使其东西两侧的沉积环境发生了重大差异，西侧由局限台地变为潟湖区(吴应林，1989)。
早三叠世晚期(嘉陵江期)，弧形滩堤上进一步上叠了若干鲕粒滩，形成障壁岛，分布于台地边缘的贵阳、万县、宜昌、万源、镇巴一线。海水尚可频繁进退往复于台地上，有3次较大的海进，而康滇隆起已被剥蚀夷平，陆源碎屑物极少。由于广泛地沉积浅水灰岩，故而有白云岩、膏盐、灰岩的频繁互层和多次萨布哈沉积。
中三叠世，江南水下隆起成陆。上扬子台地内泸州-开江水下隆起也逐渐形成，改变了整个上扬子地区的沉积格局。与此同时，地台南部的紫云-望漠一线边缘堤礁，也阻隔了南侧广海水体与台地内海水的正常交替。在此沉积构造背景下，上扬子台地内发生强烈的蒸发作用，使局限台地和潟湖的水平面不断下降，海底凹地成为干化盐湖盆地，而江南古陆的大量陆源碎屑物快速(0.016～0.33mm/a)沉积于其西侧滨岸区，成为一个沉积厚2000m的凹陷盆地。这套陆源碎屑物一般不越过泸州-开江隆起带，说明江南陆块快速隆升时，泸州-开江隆起也在缓慢上隆，所以中三叠世盐盆主要发育在隆起以西，如大型的南充盐盆等。这样，在上扬子地区形成了两个台地拗陷盆地(图4.5)。另外中三叠世也曾有两次重要的海进期灰岩、泥灰岩广泛分布。
图4.5 中三叠世雷口坡组(巴东期)沉积相分区图
(图例见图4.1)
上扬子地区在早、中三叠世之间，还有一次重要的火山活动，即广泛分布的绿豆岩沉积。它是由火山喷出后，经空气搬运的火山灰降落沉积的，沉积环境有台地边缘古高地、浅水环境和含放射虫的深水盆地。绿豆岩由岩屑(熔结凝灰岩)、晶屑(石英为主)和玻屑等组成，含有高丰度的SiO2和K2O，而与中、基性火山岩和沉积黏土岩相区别，更接近酸性火成岩而归入酸性喷出岩。绿豆岩沉积后，经风蚀脱硅黏土化作用而成为富硅质层的黏土层、黏土质硅质岩、凝灰质黏土岩和含放射虫的黏土质凝灰岩等。其沉积厚度为2～17cm，最厚4～7m，一层或多层，都具有多次喷发沉积特征(吴应林，1989)。从分布规律看，火山活动还是受NE向和NW向拉张断裂所控制。
中三叠世末的印支早幕，秦岭裂谷盆地和边缘断陷盆地反转，华南地区也褶皱上升。上扬子地区结束了中国南方海相沉积的历史。
综观晚古生代-中三叠世的沉积构造演化，晚石炭世-二叠纪是沉积构造格局发生重大变化的时期。扬子陆块在二叠纪时，台地内有隆-拗分异。上扬子陆块北部从泥盆纪开始到三叠纪由泥盆纪-石炭纪拉张断陷，演化为二叠纪、三叠纪台内拗陷，中三叠世在挤压构造背景下，形成江南隆起前缘拗陷和四川中部的蒸发岩盆地，继承在碳酸盐岩台内拗陷盆地之上。在四川西部松潘-甘孜海盆是由志留纪开始拉张裂谷盆地，逐渐演化为被动大陆边缘盆地，并延续至晚三叠世早、中期。整个区域原型盆地区划如图4.6所示。
图4.6 晚古生代上扬子地块及周边沉积盆地分类略图
①—陆内断陷盆地(C2)；②—台内拗陷盆地；③—边缘拗陷盆地；④—边缘断陷盆地 ⑤—北秦岭陆间拉张裂谷盆地；⑥—华南陆间拉张裂谷盆地；⑦—松潘-甘孜被动大陆边缘盆地；⑧—黔桂被动大陆边缘盆地
这些盆地在后期演化中随着陆-陆会聚使陆间裂谷盆地、被动大陆边缘盆地往往成为强烈的褶皱带，如秦岭造山带、松潘-甘孜造山带等。但同时期的台内断陷盆地或拗陷盆地之上，则迭加了挤压性前渊盆地。
贵阳火车站怎么去紫云庵
驾车路线：全程约1756.9公里
起点：贵阳火车站
1.贵阳市内驾车方案
1) 从起点向东北方向出发，沿遵义路行驶1.8公里，过左侧的生资大楼约90米后，左转进入中华南路
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3) 沿都司高架路行驶1.0公里，朝东二环/汤粑关立交/乌当/观山湖区方向，稍向右转进入都司高架路
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17.台州市内驾车方案
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15) 行驶270米，右转
16) 行驶860米，左转
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终点：紫云庵
从紫云到百里杜鹃有多少公里?
驾车路线：全程约1005.6公里
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1.贺州市内驾车方案
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5) 沿清毕路行驶610米，左前方转弯进入清华路
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贵州有哪些非遗文化？
贵州最出名的就是酒了，仡佬族酿酒技艺就是贵州的非物质文化遗产，有两千多年的历史。现在雄正酱香酒就是由这个技艺的非遗传承人张再彬亲酿调制的，酱香醇正，是酱香酒本来的味道。
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