王學(xué)天，邵龍義，Kenneth A. Erikssonc，胡修棉，劉欽甫，魯靜

1.中國礦業(yè)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與測繪工程學(xué)院，北京 100083

2.煤炭資源與安全開采國家重點實驗室，北京 100083

3.Department of Geosciences， Virginia Tech， Blacksburg， Blacksburg， VA 24061， USA

4.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，南京 210023

0 引言

古地勢（古高程）是物源區(qū)古地理重建的關(guān)鍵組成部分，對理解區(qū)域大地構(gòu)造活動、古氣候變化、地表過程演化、生物群落變遷、周緣盆地沉積供給及其相互作用等方面具有重要作用[1￣3]。深時尺度中古高程的定量重建較為困難，物源區(qū)古流域常經(jīng)歷后期構(gòu)造運動影響而破壞，或遭受長期風(fēng)化剝蝕作用而難以保存下來，且沉積區(qū)的地層記錄往往經(jīng)歷成巖作用或受到地質(zhì)流體的影響。這些制約條件使得穩(wěn)定同位素法[4￣6]、古植物法[7]等在第四紀(jì)尺度廣為應(yīng)用的定量古高程重建方法難以應(yīng)用于深時尺度。氣孔玄武巖高度計[8￣9]適用的年代尺度可從新生代擴(kuò)展至中生代，但其應(yīng)用受限于氣孔玄武巖的空間分布與噴發(fā)時期。由于地殼厚度與地表地勢具有均衡補(bǔ)償?shù)年P(guān)系，因此基于鋯石銪異常[10]或不同花崗巖類型[11]獲得地殼厚度后，可進(jìn)一步分析古地勢的時空變化，但該法僅能獲得半定量的深時古高程?；谫|(zhì)量平衡原則，根據(jù)沉積物源及一定分配方案，將盆地內(nèi)一定時期內(nèi)的沉積物回剝至相應(yīng)隆升剝蝕區(qū)，經(jīng)過地殼均衡校正后，能夠獲得該時期內(nèi)物源區(qū)的高程增量，在已知古高程的起算點時（通常為現(xiàn)代地勢高度），能夠獲得各時段的古高程[1,12]。該方法的一個重要前提是物源區(qū)累計高程變化應(yīng)與沉積區(qū)碎屑沉積總質(zhì)量成正比，這使得其僅能應(yīng)用于未發(fā)生強(qiáng)烈構(gòu)造隆升的地區(qū)[12]，此外該方法中古高程的起算點在深時研究中通常難以獲得。

近年來在源—匯系統(tǒng)研究中倍受關(guān)注的BQART沉積通量模型為古高程重建提供了新的思路[13￣15]。BQART模型反映沉積通量與地質(zhì)背景、水流量、流域面積、最大地勢高度和年均溫度這些一級指標(biāo)之間具有顯著的統(tǒng)計學(xué)關(guān)系[13]，該模型中沉積通量對流域面積及流域地勢高度最為敏感[15]。當(dāng)沉積通量與其他參數(shù)可通過沉積學(xué)或相關(guān)方法獲得時，即可計算得到流域最大地勢高度?；贐QART模型的古高程重建方法首先在北美晚白堊世Laramide深水源—匯系統(tǒng)的內(nèi)陸古地勢重建中得到應(yīng)用[16]，隨后被用來重建挪威南部晚侏羅世至古近紀(jì)剝蝕物源區(qū)的古地貌特征[17]。

峨眉山大火成巖省（ELIP）內(nèi)帶的古地勢變化對于理解峨眉山地幔柱的活動機(jī)制具有重要意義，前期研究多集中于噴發(fā)前—噴發(fā)期的古地勢特征[18￣20]，但對噴發(fā)后晚二疊世期間ELIP內(nèi)帶隆升區(qū)的古地勢演化及構(gòu)造抬升特征仍所知甚少。為此本文在整合巖相古地理學(xué)、旋回地層學(xué)、古水文學(xué)和古地貌學(xué)等方法的基礎(chǔ)上，提出基于BQART模型的深時古高程重建方法體系，并據(jù)此恢復(fù)晚二疊世ELIP內(nèi)帶的古地勢和構(gòu)造隆升特征。

1 BQART沉積通量模型

Syvitskiet al.[13]基于現(xiàn)今不同氣候及構(gòu)造背景下全球488條河流約30年間的觀測數(shù)據(jù)，通過多元回歸分析建立了BQART沉積通量模型，認(rèn)為河流沉積通量與環(huán)境因素、水流量、流域面積、最大地勢高度和年平均溫度之間存在顯著的關(guān)系，基于這5個參數(shù)能夠解釋現(xiàn)代全球流域沉積通量96%的變化。BQART模型的表達(dá)公式為[13]：

式中：Qs為河口處沉積通量（Mt/yr），ω為常數(shù)（Qs單位為Mt/yr時為0.000 6），B為代表基底巖性、冰川作用和人類活動的環(huán)境參數(shù)，Q為水流量（km3/yr），A為流域面積（km2），R為流域最大地勢高度（km），T為流域年平均溫度（℃）。環(huán)境參數(shù)B計算公式為：

式中：I為冰川侵蝕參數(shù)，Ag為流域冰川覆蓋面積百分比，無冰川覆蓋時I取值為1。L為流域基巖特征參數(shù)，反映風(fēng)化剝蝕的難易程度，根據(jù)巖性組合特征進(jìn)行賦值：1）堅硬的酸性深成巖或深變質(zhì)巖時，L=0.5；2）堅硬的混合巖或地盾基巖時，L=0.75；3）火山噴出巖、碳酸鹽巖或者硬度適中的混合巖性時，L=1；4）以較軟巖性為主、局部巖性較硬時，L=1.5；5）碎屑沉積巖、未固結(jié)沉積物或沖積沉積時，L=2；6）破碎巖屑或黃土沉積時，L=3。TE為人工水庫攔沙率，Eh為人類影響的土壤侵蝕系數(shù)，在深時系統(tǒng)中均不產(chǎn)生影響，取值分別為0和1。

2 基于BQART模型的古地勢重建方法

基于BQART模型可由沉積通量、地質(zhì)背景參數(shù)、水流量、流域面積、年均溫度計算得到流域最大地勢高度R（當(dāng)年均溫度大于2 ℃時）[13,16￣17]：

式中：沉積通量Qs、古流量Q、流域面積A、流域古溫度T等參數(shù)在深時尺度中可通過多種方法獲得，包括層序地層分析、旋回地層分析、定量巖相古地理、古地貌比例關(guān)系、古水文比例關(guān)系和沉積體積回填等方法[21]（圖1）。

圖1 基于BQART沉積通量模型重建深時物源區(qū)古地勢及構(gòu)造抬升特征的工作流程Fig.1 Workflow for paleo￣relief reconstruction and tectonic uplift estimation with BQART model and sediment volume backfilling

2.1 沉積通量Qs估算

沉積通量Qs可通過對等時地層格架下古地理單元的沉積質(zhì)量進(jìn)行年代約束獲得[22￣23]。對于不同古地理單元的沉積質(zhì)量，需考慮不同沉積環(huán)境下不同巖石類型陸源碎屑含量差異。等時地層單元的陸源碎屑質(zhì)量（M，Mt）及沉積通量（Qs，Mt/yr）可基于以下公式計算[21]：式中：V為沉積體積（km3），n為地層單元中巖石類型個數(shù)，Psi為第i種巖石類型的百分比，ρi為第i種巖石類型的密度，Pti為第i種巖石類型中陸源碎屑的百分比，t為地層單元的沉積時間（Myr）。當(dāng)現(xiàn)有數(shù)據(jù)難以覆蓋全部盆地或盆地完整性受到破壞時，盆地總沉積通量可基于已知沉積區(qū)的沉積通量并結(jié)合現(xiàn)代類似盆地的沉積物分配關(guān)系進(jìn)行估算。

2.1.1 建立年代約束的等時地層格架

高分辨率層序地層格架能夠為巖相古地理重建提供等時地層單元，可基于露頭剖面、巖心編錄及測井曲線中識別出的關(guān)鍵層序界面和等時標(biāo)志層建立[24￣25]。能夠用來進(jìn)行等時約束及劃分層序的關(guān)鍵層序界面包括區(qū)域暴露不整合面、下切谷侵蝕基底、河間地古土壤、沉積相轉(zhuǎn)換面、可區(qū)域大范圍對比的煤層與灰?guī)r等[26￣27]。通過旋回地層學(xué)方法可從自然伽馬測井及高分辨率古氣候指標(biāo)中識別米蘭科維奇天文周期[28]。通過天文調(diào)諧建立浮動天文年代標(biāo)尺，利用火山灰鋯石U-Pb測年等高精度年代數(shù)據(jù)進(jìn)行錨定，可建立年代地層標(biāo)尺，對等時層序地層格架進(jìn)行年代約束[29￣30]。

2.1.2 重建定量巖相古地理

定量巖相古地理能夠為沉積通量計算提供古地理單元沉積體積，為利用地貌比例關(guān)系恢復(fù)物源區(qū)流域面積提供古河道的分布位置?；诳死锝鸱?、反距離權(quán)重法等插值方法得到等時地層單元下的巖相參數(shù)單因素等值線圖，本研究中利用的巖相參數(shù)包括礫巖、砂巖、泥巖、灰?guī)r、煤厚百分比、砂泥比等。根據(jù)單因素等值線圖的變化趨勢及幾何形態(tài)，在沉積相模式的基礎(chǔ)上劃分巖相古地理單元[31￣32]。在地理信息系統(tǒng)（GIS）平臺中人工清繪古地理圖[33￣34]，得到各巖相古地理單元的面積與體積[35]。

2.2 流域面積A估算

完整流域的面積包括物源區(qū)流域面積與搬運區(qū)流域面積。搬運區(qū)一般包括山前沖積平原與河流沖積平原，可通過地層尖滅范圍或山前斷裂帶與濱岸線位置約束，其面積可通過定量巖相古地理重建獲得。物源區(qū)流域面積可通過線狀山脈地貌比例關(guān)系推測[36￣37]：

式中：S（km）為流域出口間距，即兩條相鄰河道之間的距離；W（km）為山脈半寬，即線狀山脈主分水嶺到山麓流域出口的距離。因此，通過古地理重建得到古河道空間分布位置之后，物源區(qū)山地流域面積Am可由山脈半寬S與流域出口間距W相乘得到的矩形面積估計[36]：

式中：p為實際流域面積與該矩形面積之比，其范圍一般為0.75~1。

2.3 古流量Q估算

古水文參數(shù)間的比例關(guān)系可作為恢復(fù)地質(zhì)時期古河流系統(tǒng)的重要工具，包括河道砂體的厚度與寬度、滿岸流量、流域面積、沉積粒徑和河床坡度等[38￣41]。當(dāng)已知流域面積A（km2）時，水流量Q（m3/s）可由滿岸流量與流域面積之間的冪函數(shù)關(guān)系進(jìn)行估計[42]：

式中：常數(shù)a和指數(shù)b可由類似氣候及構(gòu)造背景下的現(xiàn)代及古代案例進(jìn)行回歸分析獲取。此外，流域古流量還可通過河道砂體的橫截面尺寸與沉積粒徑進(jìn)行估計[39]。

2.4 流域古溫度T估算

陸地古溫度T一般可通過孢粉、宏觀植物形態(tài)[43￣44]及化學(xué)蝕變指數(shù)[45]等參數(shù)估計，也可根據(jù)深時尺度古氣候劃分方案直接獲得[46]。當(dāng)可信的陸地溫度難以獲得時，可利用基于地球化學(xué)和古生物指標(biāo)獲取的表層海水溫度進(jìn)行類比[47]。

3 沉積物體積回填法恢復(fù)構(gòu)造抬升特征

通過計算年代約束的沉積體積及其對應(yīng)剝蝕體積，并將該剝蝕體積回填至推測物源區(qū)，能夠重建物源區(qū)的古地貌以及構(gòu)造活動特征（圖1），該方法在物源區(qū)普遍遭受剝蝕的深時研究中具有重要意義[22,48]。當(dāng)物源區(qū)中的沉積作用可忽略不計時，物源區(qū)侵蝕物質(zhì)量M物源區(qū)等于搬運區(qū)沉積物M搬運區(qū)與盆地內(nèi)沉積物質(zhì)量M沉積區(qū)之和：

對M物源區(qū)進(jìn)行時間約束即可獲得物源區(qū)流域出口處沉積通量Qs物源區(qū)（Mt/yr）：

式中：t為對應(yīng)地層單元的沉積時間（Myr）。物源區(qū)侵蝕速率可通過產(chǎn)沙量（sediment yield）Ys（t/km2/yr）反映[13]：

結(jié)合產(chǎn)沙量Ys與基巖密度ρ基巖（g/cm3）可得到剝蝕速率Dr（m/Myr）和剝蝕厚度Dt（m）：

當(dāng)一定沉積時期t內(nèi)物源區(qū)地貌演化、地表剝蝕特征和全球海平面變化已知時，物源區(qū)構(gòu)造抬升幅度U（m）和構(gòu)造抬升速率Ur（m/Myr）可通過以下公式獲得，該公式考慮了海平面變化對古地勢的影響[49]：

式中：Le和Lb分別為該時期結(jié)束及起始時全球海平面高度（m）[50]，Re和Rb分別為該時期結(jié)束及起始時的流域最大地勢（m）。

4 實例—峨眉山大火成巖省內(nèi)帶古地勢研究

4.1 ELIP內(nèi)帶—上揚子克拉通源—匯系統(tǒng)

ELIP指分布于上揚子克拉通西緣云、貴、川三省境內(nèi)的玄武巖，出露面積約2.5×105km2，空間上呈南北向菱形，西南以哀牢山—紅河走滑斷裂為界、西北以龍門山褶皺沖斷帶為界，此外在越南、桂西、松潘—甘孜地區(qū)亦有少量分布[51￣52]。ELIP由玄武巖、苦橄巖及相關(guān)火山碎屑巖組成，還包括同期基性—超基性侵入巖與深成巖體[53￣54]。ELIP厚度整體上自西向東變薄，賓川地區(qū)最厚達(dá)5 km，在滇東黔西地區(qū)尖滅，厚度極大值主要分布于大理—賓川、攀枝花—米易、小江斷裂帶三處條帶[51]。峨眉山玄武巖下伏茅口組灰?guī)r厚度自ELIP外圍向中心逐漸減薄，反映噴發(fā)前存在區(qū)域性穹狀隆升，根據(jù)灰?guī)r厚度的空間差異可將ELIP劃分為內(nèi)帶、中帶和外帶[18]。

晚二疊世ELIP內(nèi)帶抬升為康滇高地并遭受風(fēng)化剝蝕，成為上揚子克拉通盆地的物源區(qū)[19,55￣58]（圖2a）。ELIP內(nèi)帶東側(cè)風(fēng)化產(chǎn)物向東—東南方向搬運至上揚子內(nèi)克拉通盆地與右江深水盆地，盆地內(nèi)自西向東依次發(fā)育山前沖積平原、河流沖積平原、濱海平原、局限臺地和開闊臺地沉積環(huán)境[56,59￣60]（圖2b）。此上揚子克拉通盆地位于古赤道附近，溫暖濕潤的熱帶氣候下泥炭地廣泛發(fā)育，形成了樂平統(tǒng)含煤巖系，包括陸相宣威組、海陸過渡相龍?zhí)督M與汪家寨組、海相吳家坪組、長興組與大隆組[21,61￣62]。

圖2 （a）峨眉山玄武巖分布范圍、厚度等值線[51]及基性巖墻群[55]；（b）吳家坪期沉積環(huán)境[56]Fig.2 (a) Distribution and thickness contours of Emeishan basalt[51], radiating mafic dyke swarm[55];(b) sedimentary environments of the Wuchiapingian[56]

4.2 年代約束的樂平統(tǒng)層序地層格架

樂平統(tǒng)含煤巖系根據(jù)識別出的區(qū)域暴露不整合面、下切谷侵蝕基底、河間地古土壤、沉積相轉(zhuǎn)換面和煤層可識別出4個三級層序界面，自下而上依次為SB1、SB2、SB3、SB4。SB1為區(qū)域暴露不整合面，由ELIP噴發(fā)前穹狀隆起[18,20]及卡匹敦階末期全球海退所引起[63]。SB2和SB3包括下切谷底部侵蝕面、河間地古土壤及沉積相轉(zhuǎn)換面。SB4為二疊系—三疊系界線，巖性特征及古生物特征的顯著差異反映了古氣候、古環(huán)境的劇烈變化[35,62]。根據(jù)云貴川地區(qū)廣泛分布且對比良好的海相標(biāo)志層（海相石灰?guī)r與含海相化石泥巖）可劃分出17個四級層序，四級層序數(shù)量自黔西斷陷向滇東地區(qū)物源方向及黔北川南隆起帶逐漸減小，表明樂平統(tǒng)含煤巖系受基底地貌與海侵方向的影響[59,62,64]，自東南向西北方向依次開始發(fā)育（圖3）。這些四級層序可組合成為三級層序，自下向上為CSI、CSII及CSIII，對應(yīng)于4個三級層序界面。其中CSIII包括7個四級層序，CSII包括5個四級層序，而CSI由于樂平統(tǒng)底面穿時性在陸相沉積區(qū)不發(fā)育，在黔西過渡相沉積區(qū)最多發(fā)育5個四級層序[21,35]（圖3）。

樂平統(tǒng)含煤巖系記錄了顯著的天文軌道周期信號，以405 kyr長偏心率周期最為顯著，其對應(yīng)的沉積旋回在河流影響較弱的潮坪及碳酸鹽臺地中最為明顯[21,67]?；?于405 kyr周 期 建 立 宣 威SH301、水 城FE1004和畢節(jié)CH1702三處鉆孔樂平統(tǒng)自然伽馬（GR）曲線的浮動天文年代標(biāo)尺，得到其樂平統(tǒng)的沉積時間分別為6.3 Myr、6.54 Myr和6.76 Myr[21]（圖3）。當(dāng)浮動天文年代標(biāo)尺以P/T界線年代251.9 Ma錨定[68]，則CH301、FE1004和CH1702樂平統(tǒng)開始沉積的時間分別為258.2 Ma、258.44 Ma和258.66 Ma[21,35]，晚于ELIP中—晚二疊紀(jì)界線259.1±0.5 Ma[69]與普安地區(qū)龍?zhí)督M底部黏土巖的鋯石測年數(shù)據(jù)259.69±0.72 Ma[70]。

長偏心率周期沉積旋回與四級層序存在良好的對應(yīng)關(guān)系（圖3）。對比405 kyr周期GR濾波曲線與海相標(biāo)志層反映的四級層序最大海泛面，可得到時間約束的區(qū)域?qū)有虻貙痈窦芎秃Ｆ矫孀兓€，進(jìn)而得到CSI、CSII和CSIII的沉積時間為2.06 Myr、1.96 Myr和2.74 Myr，符合三級層序1~10 Ma[71]的時間范圍。

圖3 滇東黔西樂平統(tǒng)年代約束的層序地層格架（a）GR測井序列多窗譜頻譜分析[21]；（b）GR測井405 kyr調(diào)諧及濾波曲線[21]；（c）區(qū)域海平面變化[65]；（d）層序地層劃分方案[65]；（e）全球海平面變化曲線[66]；（f）華南表層海水溫度[47]Fig.3 Time￣constrained sequence stratigraphic framework of the Lopingian in eastern Yunnan and western Guizhou(a) multi￣taper method (MTM) spectral analysis of GR series; (b) 405 kyr tuned and filtered GR log[21]; (c) regional sea￣level change[65]; (d) sequence stratigraphic subdivi￣sion[65]; (e) global sea￣level change[66]; and (f) surface sea￣water temperature in the South China[47]

4.3 沉積區(qū)巖相古地理

晚二疊世受峨眉山地幔柱影響的上揚子克拉通盆地演化可分為三個階段，分別對應(yīng)于三級層序CSI、CSII和CSIII[35,59,62]，以山前沖積平原、河流沖積平原、濱海平原、局限臺地與開闊臺地作為古地理成圖單元，其中山前沖積平原對應(yīng)于沖積扇沉積體系，濱海平原對應(yīng)扇三角洲—辮狀河三角洲沉積體系、三角洲沉積體系和障壁—潮坪—潟湖沉積體系[35,59]。

CSI地層厚度總體自西向東、自北向南逐漸變厚。灰?guī)r百分比分布特征表明海侵來自東南方向。礫巖分布范圍顯示5處古河道。砂泥比高值區(qū)位于富源、羅平—師宗及六枝地區(qū)，其中富源與羅平為辮狀河三角洲沉積體系，六枝以東為障壁體系。砂泥比低值區(qū)包括大方—織金，普安南部，宣威—威寧和彝良—鎮(zhèn)雄，前兩者為潟湖沉積，后兩者為河流沖積平原岸后泛濫平原沉積。煤厚百分比高值區(qū)指示泥炭沼澤主要沿富源—盤縣—發(fā)耳—織金一線分布（圖4）。

CSII地層厚度變化幅度相對較小，總體自西北向東南方向逐漸變厚，最厚處位于黔西斷陷之中?；?guī)r百分比分布趨勢與CSI類似，但數(shù)值降低，表明發(fā)生大范圍海退。砂泥比高值區(qū)位于水城—普安—六枝—織金地區(qū)、赫章及富源—羅平地區(qū)，分別發(fā)育水城三角洲和盤縣三角洲。砂泥比低值區(qū)包括畢節(jié)—大方、盤縣和宣威—威寧地區(qū)，分別對應(yīng)潮坪、三角洲分流間灣和泛濫平原環(huán)境。煤厚百分比高值區(qū)指示泥炭沼澤沿師宗—盤縣—六枝一線分布（圖5）。

圖5 三級層序CSII巖相古地理（a）地層厚度與石灰?guī)r百分比等值線；（b）砂泥比與煤厚百分比等值線；（c）巖相古地理Fig.5 Lithofacies paleogeographic map of 3rd￣order sequence CSII(a) contour maps of strata thickness and carbonate thickness; (b) contour maps of coarse￣to￣fine ratio and coal percentage; and (c) lithofacies paleogeography

CSIII地層厚度變化幅度較大，反映盆地各同沉積構(gòu)造單元沉降幅度的顯著差異。總體上自西向東南方向逐漸變厚，最厚處位于黔西斷陷東側(cè)與羅平斷陷之中。灰?guī)r百分比自西南和北東方向往西逐漸降低，數(shù)值較CSII顯著增高，反映區(qū)域大幅海侵。砂泥比高值區(qū)位于發(fā)耳—水城—織金—鎮(zhèn)雄和富源—興義地區(qū)、分別對應(yīng)大幅退積的水城三角洲和扇體北遷的盤縣三角洲。砂泥比低值區(qū)包括威信—畢節(jié)—大方、晴隆—興義和威寧地區(qū)，前兩者對應(yīng)碳酸鹽臺地環(huán)境，后兩者分別對應(yīng)于三角洲分流間灣和泛濫平原沉積環(huán)境。煤厚百分比高值區(qū)指示泥炭沼澤沿盤縣—發(fā)耳—水城—納雍—大方一線分布（圖6）。

圖6 三級層序CSIII巖相古地理（a）地層厚度與石灰?guī)r百分比等值線；（b）砂泥比與煤厚百分比等值線；（c）巖相古地理Fig.6 Lithofacies paleogeographic map of 3rd￣order sequence CSIII(a) contour maps of strata thickness and carbonate thickness; (b) contour maps of coarse￣to￣fine ratio and coal percentage; and (c) lithofacies paleogeography

4.4 ELIP內(nèi)帶物源區(qū)古地勢重建

4.4.1 流域樣式及流域范圍

根據(jù)宣威組底礫巖、河道砂體的空間分布、地層厚度、砂泥比等值線（圖4~6）及凝灰?guī)r與鋁土巖厚度所反映的基底古地貌與同沉積構(gòu)造特征，識別出5條東西方向展布的沉積路徑系統(tǒng)，對應(yīng)的5個古流域根據(jù)其出山口位置自南向北依次命名為尋甸河、會澤河、巧家河、昭通河與美姑河[56]（圖7）。這些古流域近似平行，出山口間隔大致相同，古水流為東—東南方向，該流域樣式晚二疊世期間穩(wěn)定，持續(xù)至早三疊世[51]。ELIP內(nèi)帶晚二疊世期間地形類似于線狀山脈，證據(jù)包括：1）ELIP內(nèi)帶橢圓狀剝蝕區(qū)為南北走向；2）一系列古老斷裂及同沉積斷裂為南北走向平行分布[56]；3）ELIP內(nèi)帶玄武巖厚度極大值沿南北方向線狀展布[51]；4）三維地幔柱數(shù)字模型亦證實在古特提斯洋俯沖系統(tǒng)遠(yuǎn)場應(yīng)力影響下，地幔柱活動可在地表形成線狀山脈地貌[72]。

圖4 三級層序CSI巖相古地理（a）地層厚度與石灰?guī)r百分比等值線及礫巖分布；（b）砂泥比與煤厚百分比等值線；（c）巖相古地理Fig.4 Lithofacies paleogeographic map of 3rd￣order sequence CSI(a) contour maps of strata thickness, carbonate thickness and distribution of basal conglomerate; (b) contour maps of coarse￣to￣fine ratio and coal percentage; and (c) lithofa￣cies paleogeography

研究區(qū)5個流域南北向總寬為325 km，平均流域出口間距S為65 km，根據(jù)公式（8）得到ELIP內(nèi)帶山脈半寬W約為140 km（圖7）。將小江斷裂帶作為山前斷裂帶并將其向西平移140 km得到物源區(qū)主山脈（主分水嶺）的位置，即物源區(qū)的西部邊界，位于楚雄—永仁—攀枝花一線。根據(jù)公式（9）得到ELIP內(nèi)帶東側(cè)物源區(qū)流域面積為6 804~9 072 km2。完整流域包括物源區(qū)流域與搬運區(qū)流域中的山前沖積平原與河流沖積平原，其面積可通過基于GIS的定量巖相古地理重建獲得（表1）。

物源區(qū)西側(cè)邊界與橢圓形ELIP內(nèi)帶南北向長軸所重合，可代表ELIP內(nèi)帶線狀山脈的中央山脊。推測中央山脈跨過根據(jù)茅口組灰?guī)r厚度空間差異所推測的ELIP隆升中心[18]，以及根據(jù)輻射狀基性巖墻群匯聚中心所推測的地幔柱軸部位置[55,73]（圖2a、圖7）。

圖7 ELIP東側(cè)古流域樣式、劃分及范圍[21]Fig.7 Pattern, watershed division, and aerial range of paleo￣drainage in the eastern Emeishan Large Igneous Province (ELIP)[21]

4.4.2 古流量估算

根據(jù)的K?ppen氣候分類方案[74]，溫暖潮濕的熱帶氣候氣溫大于18 ℃，徑流量大于1 m/yr。M&S92+河流數(shù)據(jù)庫中有34條河流符合這一標(biāo)準(zhǔn)[13]，基于公式（10）對這34個流域的水流量與流域面積進(jìn)行冪函數(shù)回歸分析，得到赤道熱帶季風(fēng)氣候下的古水文比例關(guān)系：

利用公式（18）得到平均流域的水流量在CSI、CSII和CSIII 分別為939~1 063 m3/s、1 069~1 192 m3/s與868~993 m3/s（30~34 km3/yr，34~38 km3/yr，27~31 km3/yr）。

4.4.3 沉積通量估算

內(nèi)克拉通盆地陸源沉積質(zhì)量的計算需要考慮多種因素，包括古地理單元的沉積體積（V，km3）（表1）、灰?guī)r百分比（P石灰?guī)r）、煤層百分比（P煤）、煤層灰分（P灰分）、碎屑巖密度（ρ碎屑巖）和煤巖密度（ρ煤碎屑巖）等（圖4~6）。當(dāng)假定煤中灰分密度約等于ρ碎屑巖且薄層火山層忽略不計時，根據(jù)公式（6）克拉通盆地內(nèi)各古地理單元沉積質(zhì)量M（Mt）可由以下公式計算得到（表2）[21]：

表1 五流域及平均流域中各三級層序古地理單元的面積與沉積體積Table 1 Area and sediment volumes of palaeogeographic units for the five drainages and average drainage of each 3rd?order sequence

表2 平均流域沉積區(qū)各三級層序古地理單元的沉積質(zhì)量及沉積通量Table 2 Sediment masses and fluxes of paleogeographic units for the average drainage sink during each 3rd?order sequence

結(jié)合煤田地質(zhì)報告、煤厚百分比、灰?guī)r厚度百分比和巖相古地理圖[35,56]（圖4~6），得到局限臺地中碳酸鹽巖百分比P碳酸鹽巖約為35%；樂平統(tǒng)煤層百分比P煤層約為8%；煤層灰分P灰分為7%~38%，取眾數(shù)P灰分=18%；含煤巖系碎屑巖密度為2.31~3.33 g/cm3，取眾數(shù)ρ碎屑巖=2.8 g/cm3；煤層密度為1.29~1.84 g/cm3，取眾數(shù)1.47 g/cm3。

由于右江深水盆地受其西南部越南板塊俯沖作用的影響而遭受后期構(gòu)造破壞[75]，且華南板塊西南緣島弧火山可能向盆地供給陸源碎屑[58,76]，故難以直接計算右江深水盆地中來自ELIP的陸源碎屑沉積。此外，煤田勘探資料僅覆蓋了濱海平原、局限臺地和河流沖積平原，因此需通過類似盆地中的沉積收支關(guān)系估計輸送到開闊臺地及深水盆地的陸源碎屑。

現(xiàn)代巴布新幾內(nèi)亞弗萊河—巴布灣沉積系統(tǒng)與晚二疊世上揚子內(nèi)克拉通盆地在地理位置（赤道地區(qū)）、氣候（熱帶季風(fēng)氣候）、沉積環(huán)境（潮控三角洲、寬緩淺水陸架、潮汐影響的紅樹林沼澤）、沉積類型（陸源碎屑與碳酸鹽巖混合沉積）與流域樣式（單邊緣多流域）等諸多方面可進(jìn)行類比[77￣81]。巴布灣中陸源碎屑約75%堆積在陸架、三角洲平原及紅樹林沼澤中（對應(yīng)上揚子地區(qū)濱海平原與局限臺地），20%堆積在斜坡中（對應(yīng)上揚子地區(qū)開闊臺地），少于5%輸送到陸坡及陸坡之外（對應(yīng)上揚子地區(qū)深水盆地）[80]。因此，上揚子克拉通盆地內(nèi)總沉積量M沉積區(qū)可通過如下公式表達(dá)：

式中：M濱海平原為濱海平原沉積體積，M局限臺地為局限臺地沉積體積。利用公式（7）（19）（20）可得CSI、CSII和CSIII平均流域沉積通量分別為0.92 Mt/yr、1.24 Mt/yr和1.13 Mt/yr（表2）。

4.4.4 晚二疊世古溫度

晚二疊世全球氣候經(jīng)歷由冰室氣候向熱室氣候的轉(zhuǎn)換[82]，牙形石氧同位素記錄表明華南地區(qū)晚二疊世表層海水溫度主要在23 ℃~33 ℃范圍內(nèi)變化[47]，中晚二疊世之交峨眉山大火成巖省事件引發(fā)的火山冬天使古溫度劇烈波動[57]，隨后在約5.5 Ma的聚煤期間緩慢下降約10 ℃，至二疊紀(jì)末西伯利亞大火成巖噴發(fā)及相關(guān)環(huán)境變化使溫度急劇增高。將晚二疊世華南地區(qū)海水表層溫度變化曲線對齊至樂平統(tǒng)年代標(biāo)尺，得到年平均溫度范圍在CSI、CSII和CSIII期間分別為27 ℃~31 ℃、26 ℃~30 ℃與25 ℃~29 ℃（圖3）。

4.4.5 ELIP內(nèi)帶古地勢演化

利用古地勢重建公式（5）可得到平均流域的最大古地勢在CSI、CSII及CSIII期間分別為122~155 m，154~194 m及171~222 m（表3）。

表3 晚二疊世ELIP內(nèi)帶最大地勢及BQART模型參數(shù)Table 3 BQART model parameters and estimated maximum relief of the ELIP inner zone during the Late Permian

目前對于玄武巖噴發(fā)前及噴發(fā)期間的ELIP內(nèi)帶古地勢仍存在多種不同的觀點，一些觀點認(rèn)為噴發(fā)前最大出現(xiàn)千米級別的穹狀隆升，并對ELIP不同區(qū)域的隆升高度進(jìn)行約束[18￣20]；另外一些觀點則提出玄武巖噴發(fā)時位于海平面附近[83￣85]，這兩種對立的觀點分別對應(yīng)于對稱地幔柱模型[86]和非對稱地幔柱模型[72,87]。根據(jù)前人研究，假設(shè)中—晚二疊世之交時ELIP內(nèi)帶最大地勢可能存在3種情形，在情形1中為0 m[83￣85]，在 情形2中為500 m[20]，在 情 形3中 為1 000 m[18]，通過非線性擬合獲得這3種情形下平均流域最大地勢高度的變化曲線，進(jìn)而可得到不同情形下層序界線處對應(yīng)的平均流域最大地勢高度（表4、圖8）。晚二疊世早期ELIP內(nèi)帶古地勢在情形1中為上升狀態(tài)，在情形2和情形3中為下降狀態(tài)，至吳家坪晚期和長興期ELIP內(nèi)帶地勢進(jìn)入緩慢上升的穩(wěn)定狀態(tài)（圖8）。

圖8 晚二疊世ELIP內(nèi)帶在三種可能情形下的地表演化特征（a）古地勢；（b）累計抬升幅度；（c）構(gòu)造抬升速率。晚二疊世初ELIP內(nèi)帶古地勢在情形1位于海平面附近，情形2中為500 m，情形3中為1 000 mFig.8 Surface evolution features of the central ELIP in the Late Permian for three potential scenarios(a) relief; (b) cumulative uplift amplitude; and (c) tectonic uplift rates. The relief of central ELIP at the initial Late Permian was assumed as 0 m in scenario 1, 500 m in scenario 2, and 1 000 m in scenario 3

表4 三種不同情形下晚二疊世ELIP內(nèi)帶最大地勢高度（m）Table 4 Maximum relief of the ELIP inner zone during the Late Permian under three different scenarios (m)

4.5 ELIP內(nèi)帶構(gòu)造抬升特征

地球物理研究表明ELIP內(nèi)帶淺層玄武巖密度范圍為2.784~2.729 g/cm3[88]，ρ玄武巖取平均值2.757 g/cm3。根據(jù)公式（11~15）可得到CSI、CSII及CSIII中產(chǎn)沙量分 別 為139~185 t/km2/yr、219~292 t/km2/yr和157~210 t/km2/yr，侵 蝕 速 率 分 別 為50~67 m/Myr、79~106 m/Myr和57~76 m/Myr，剝蝕厚度分別為104~138 m、156~208 m和157~209 m（表5、圖8）。全球三級海平面在CSI、CSII和CSIII初期及CSIII末期分別為-35 m、-70 m、-32 m和-22 m（圖3）。根據(jù)公式（16~17）可得ELIP內(nèi)帶構(gòu)造抬升幅度與速率（表6，7）。

表5 晚二疊世平均流域三級層序地表剝蝕及侵蝕作用參數(shù)Table 5 Surface erosion and denudation parameters of the source area for average drainage in 3rd?order sequences of the Late Permian

情形1中，ELIP內(nèi)帶持續(xù)抬升，抬升速率在吳家坪早期升高，隨后逐漸降低，總抬升幅度范圍為564~744 m。情形2和情形3中，ELIP內(nèi)帶在層序CSI早期沉降，沉降速率急劇降低，隨后轉(zhuǎn)為持續(xù)緩慢抬升，抬升速率先升高后降低（表6，7、圖8）。三種不同情形下抬升速率的差異主要在層序CSI期間，情形1中最高為83~112 m/Myr，情形3中最低為-325~-269 m/Ma（表7、圖8）。

表6 三種不同情形下晚二疊世各三級層序平均流域構(gòu)造抬升幅度Table 6 Tectonic uplift (m) for each sequence and cumulative uplift of the source area of the average drainage in 3rd?order sequences under different scenarios

表7 三種不同情形下晚二疊世各三級層序平均流域構(gòu)造抬升速率Table 7 Average uplift rates of the average drainage source area for 3rd?order sequences for three different scenarios

對于情形2和情形3，玄武巖主噴發(fā)期后ELIP內(nèi)帶構(gòu)造沉降可通過對稱地幔柱模型中地幔柱冷卻所導(dǎo)致的熱沉降作用解釋[18,86]，但該模型無法解釋隨后的構(gòu)造抬升（圖8）。此外，如果溢流玄武巖在經(jīng)歷過千米尺度構(gòu)造抬升后立即噴發(fā)[18]，此時地勢和溫度較之后吳家坪期更高[47,57]，根據(jù)BQART模型ELIP內(nèi)帶應(yīng)形成大量沉積物。但是，除山前地帶少量重力流沉積，盆地內(nèi)茅口組之上以暴露風(fēng)化產(chǎn)物為主，缺乏相應(yīng)的陸源碎屑沉積物。

對于情形1，晚二疊世期間ELIP內(nèi)帶自海平面附近持續(xù)上升，相對穩(wěn)定的抬升速率在CSII最高（圖8）。晚二疊世ELIP內(nèi)帶的持續(xù)上升得到了剩余重力異常分析的支持[89]，符合非對稱地幔柱模型[72,83￣84,87]，與黃石熱點深成巖體及德干大火成巖省的地表過程亦可進(jìn)行類比[90￣91]。ELIP內(nèi)帶抬升史與其他大火成巖省案例及理論模型的差異在于相對較低的抬升速率，這或許是由于地幔柱軸部向西相對遷移所導(dǎo)致的[87,92￣93]。

5 基于BQART模型重建古地勢的誤差分析

基于BQART模型重建深時古地勢的可靠性受限于：1）經(jīng)驗?zāi)Ｐ偷木窒扌裕?）BQART模型在深時尺度的適用性；3）由深時地質(zhì)記錄獲取BQART模型參數(shù)的準(zhǔn)確性與誤差范圍。

5.1 經(jīng)驗?zāi)Ｐ偷木窒扌?/h3>

由于BQART模型是基于現(xiàn)代全球30年間水文觀測資料進(jìn)行回歸分析所建立的，未充分考慮低頻、高強(qiáng)度流量事件（discharge events）及河床底部推移、躍移作用的影響，其中火山噴發(fā)、地震和山體滑坡等幕式地質(zhì)作用所形成的大量沉積物顯著提高了長期沉積速率[14￣15,94]。陸架寬度較窄的小型短—陡—深系統(tǒng)中缺乏緩沖極端流量事件的能力[95]，BQART模型的不確定性最強(qiáng)；但在被動大陸邊緣與內(nèi)克拉通盆地等寬—淺系統(tǒng)中，較長的沉積路徑系統(tǒng)能夠削弱緩沖短期高強(qiáng)度的沉積信號，不確定性相對較小[96￣98]。

山脈半寬與流域出口間距之間的線性關(guān)系在經(jīng)歷構(gòu)造抬升—剝蝕過程的線狀造山帶中最為顯著，小型斷塊山流域中該比例關(guān)系在構(gòu)造穩(wěn)定階段更為顯著。山脈半寬與流域出口間距的比值W/S的范圍一般是1.9~2.23，平均為2.07[36]。在顯著抬升的造山帶、古老造山帶和具非線狀造山帶中W/S比值相對較低，此外大型流域相對小型流域的W/S比值更低[99]。此外，非造山帶中長度小于30 km且構(gòu)造活躍的小型流域中，山脈半寬大致等于流域出口間距（S=0.96W）[37]。

在水流量Q與流域面積A之間的冪函數(shù)關(guān)系中，常數(shù)a和指數(shù)b在不同流域類型[14]及不同氣候背景[100]下是存在差異的。干旱氣候系統(tǒng)下，水流量變化幅度很大，下游滲流損失使得水流量受流域面積的影響減弱[100]，此時需謹(jǐn)慎應(yīng)用流域面積與水流量之間的比例關(guān)系。為了更好地考慮水文條件受氣候條件的影響，近期研究提出利用地表徑流替換BQART模型中的水流量參數(shù)[14]，以便通過古氣候模型進(jìn)行更準(zhǔn)確地約束[101]。

5.2 BQART模型的深時適用性

均變論（uniformitarianism）是地質(zhì)學(xué)研究中的經(jīng)典思想，“將今論古”為其對應(yīng)方法論，隨后該思想發(fā)展成為現(xiàn)實主義原理[102]。據(jù)此認(rèn)為現(xiàn)代源—匯系統(tǒng)中沉積通量與地貌要素、古水流參數(shù)、氣候條件之間的關(guān)系在一定程度上能夠擴(kuò)展到深時尺度，這使得我們能夠根據(jù)保存下來的地層記錄重建地質(zhì)時期的古流域面貌特征，在一些古老源—匯系統(tǒng)中這些關(guān)系已得到驗證[14￣16,100,103￣104]。即便如此，現(xiàn)代研究受限于較短的時間窗口（小時—千年），尚難以完全反映深時尺度復(fù)雜多樣且“昔非今比”的地質(zhì)環(huán)境，包括長時間尺度的構(gòu)造活動、氣候變化、生物演化和災(zāi)變性重大地質(zhì)事件。因此，在深時尺度中應(yīng)用基于BQART模型重建古地勢方法時，需要考慮研究案例的氣候背景及構(gòu)造背景能否與現(xiàn)代尺度進(jìn)行類比。近期研究認(rèn)為深時尺度下BQART模型能夠應(yīng)用于寒冷（<2 ℃）或溫暖（>8 ℃）氣候下大型（>10 000 km2）的區(qū)域或大陸外流源—匯系統(tǒng)，尤其是在構(gòu)造相對不活躍的大型沉積系統(tǒng)中應(yīng)用效果較好，如前陸盆地和被動大陸邊緣[14]。由于中大型能源盆地形成煤與富有機(jī)質(zhì)沉積巖的時期，一般均滿足以上條件，從而使得基于BQART模型的古地勢重建方法能夠獲得較為可靠的結(jié)果。晚二疊世與現(xiàn)今同屬冰室—溫室過渡期，且揚子克拉通西緣的氣候背景、沉積環(huán)境、沉積類型在現(xiàn)代及第四紀(jì)尺度中均具有可類比的研究案例，這些因素是能夠順利重建ELIP內(nèi)帶晚二疊世古地勢的重要前提。

5.3 BQART模型參數(shù)的估算誤差

基于BQART模型參數(shù)受限于獲取方法、計算模型、原始記錄的完善性與準(zhǔn)確性而存在一定的誤差。反映基巖特征的地質(zhì)背景B一般直接賦值，古溫度誤差受到古生物與地球化學(xué)方法可靠性的影響，沉積通量Qs、水流量Q和流域面積A的誤差受到巖相古地理單元劃分、等時地層劃分對比及年代約束、陸源碎屑質(zhì)量計算、水流量估計等分析誤差的綜合影響。

5.3.1 古地理重建的誤差

古地理重建的誤差與數(shù)據(jù)類型、采樣描述分辨率和空間分布密度有關(guān)。本研究中煤田勘探鉆孔分布密度具有顯著的空間差異，在滇東—黔西—川南地區(qū)的濱海環(huán)境中最為豐富[56]，在山前沖積平原及碳酸鹽臺地中資料則相對欠缺。結(jié)合鉆孔分布密度及瓦爾特相律，認(rèn)為古地理單元邊界的平面誤差最大為25 km，這些誤差影響了流域面積、沉積通量和水流量的準(zhǔn)確性。

5.3.2 等時地層劃分對比及年代約束的誤差

樂平統(tǒng)含煤巖系地層對比的標(biāo)志層包括火山灰蝕變層（Tonstein）、灰?guī)r和煤層。目前僅二疊系—三疊系界線處Tonstein層具有高精度年代約束，含煤巖系內(nèi)部Tonstein層多基于礦物組成和化學(xué)成分進(jìn)行對比[105]。層序界面識別及層序劃分存在一定的多解性[27]，且煤層和灰?guī)r的發(fā)育具有一定穿時性，通過對比滇東黔西3個鉆孔中層序地層與旋回地層劃分方案，推測等時地層的穿時性一般不超過200 kyr，這些誤差影響了沉積通量計算的準(zhǔn)確性。

5.3.3 陸源碎屑質(zhì)量估算的誤差

濱淺海泥炭沼澤發(fā)育區(qū)的陸源碎屑質(zhì)量基于豐富的煤田勘探資料能夠較好地約束誤差。但進(jìn)入開闊臺地、深水盆地及遠(yuǎn)洋地區(qū)的沉積物僅能基于類似盆地的沉積物分配關(guān)系進(jìn)行推測。本研究參考的現(xiàn)代及第四紀(jì)巴布灣—弗萊河源—匯系統(tǒng)，該時期沉積物分配規(guī)律在長時間尺度下可能略有不同[106]。參考第四紀(jì)墨西哥灣陸架沉積物質(zhì)量在高海平面與低海平面時期的差異[106]，以及不同地貌特征下沉積物分配比例的差異[96]，推測碎屑沉積質(zhì)量的估算誤差最大為±20%。

5.3.4 古流量估算的誤差

利用古水文比例關(guān)系估算古流量時未考慮河道類型、沉積粒徑和植被覆蓋程度等因素的影響[40,107]。而晚二疊世聚煤期古氣候、成煤環(huán)境與河流類型均隨時間發(fā)生了一定變化[60,108￣109]。此外，水流量的誤差還會受流域面積估算誤差的影響。另一方面，基于氣候類型能夠?qū)λ髁康恼`差上限進(jìn)行約束[46]，綜合分析認(rèn)為通過面積—流量關(guān)系估算古流量的誤差范圍最大為±30%。

5.4 BQART模型重建古地勢的蒙特卡洛模擬

通過蒙特卡洛模擬能夠?qū)贐QART模型方法重建古地勢的可靠性進(jìn)行分析，包括BQART模型參數(shù)誤差影響下古地勢重建結(jié)果的概率分布，以及BQART模型中各參數(shù)對古地勢重建結(jié)果的影響程度。假設(shè)參數(shù)誤差符合正態(tài)分布，以表3中水流量、流域面積與古氣溫的參數(shù)范圍作為90%置信區(qū)間，沉積通量誤差取±20%作為90%置信區(qū)間，進(jìn)行10 000次迭代計算，得到CSI、CSII和CSIII期間ELIP最大古地勢概率分布曲線，以及這些模型參數(shù)誤差對古地勢誤差的貢獻(xiàn)（圖9）。分析結(jié)果表明CSI、CSII和CSIII期間ELIP內(nèi)帶最大古地勢在90%置信區(qū)間下分別為138±38 m、174±48 m和196±55 m，對應(yīng)最大相對誤差分別為27.5%、27.6%和28.1%（圖9a~c）。敏感性分析表明古地勢重建誤差受沉積通量估算誤差的影響最為顯著（84.2%~87.8%），其次為古溫度（-9.3%~-12%），受流域面積和徑流通量的影響相對較?。?1%~-2.6%，-0.7%~1.2%）。因此未來研究中如要獲得更精確的ELIP內(nèi)帶古地勢，則需要對陸源碎屑沉積通量進(jìn)行更準(zhǔn)確的估算，鑒于已建立高精度年代地層標(biāo)尺，故需要對陸源碎屑沉積質(zhì)量進(jìn)行更精確的約束。

圖9 ELIP內(nèi)帶古地勢概率分布（a）CSI；（b）CSII；（c）CSIII；（d）基于蒙特卡洛模擬的BQART模型重建古地勢的敏感性分析Fig.9 Probability distribution of reconstructed paleo￣relief of inner zone of the ELIP(a) CSI; (b) CSII;, (c) CSIII; (d) sensitivity analysis based on Monte Carlo simulation of the paleo￣relief reconstruction calculated by the BQART model

6 結(jié)論

（1） 通過BQART沉積通量模型，結(jié)合定量古地理重建，能夠在深時尺度中重建剝蝕物源區(qū)的古地勢高程，有效地提供物源區(qū)構(gòu)造活動的特征。所需模型參數(shù)包括沉積通量、水流量、流域面積和古溫度，可通過巖相古地理學(xué)、旋回地層學(xué)、古水文比例關(guān)系、古地貌比例關(guān)系等方法獲得。

（2） 晚二疊世期間ELIP內(nèi)帶持續(xù)構(gòu)造抬升，古地勢從吳家坪早期的122~155 m抬升晚二疊世末的178~232 m，總構(gòu)造抬升幅度約為500~750 m，該結(jié)果反映峨眉山地幔柱的地表過程響應(yīng)符合非對稱地幔柱模型，可與黃石熱點及德干大火成巖省地表過程進(jìn)行類比。

（3） “將今論古”是在深時尺度中應(yīng)用BQART沉積通量模型重建古地勢的重要依據(jù)，該方法的不確定性來自于各種經(jīng)驗?zāi)Ｐ偷木窒扌?，各種“昔非今比”的地質(zhì)因素以及由地質(zhì)記錄獲取模型參數(shù)的準(zhǔn)確程度。蒙特卡洛模擬表明ELIP內(nèi)帶古地勢重建的可靠性主要受沉積通量或沉積質(zhì)量計算誤差的影響。

（4） 基于定量古地理的BQART模型深時古地勢重建方法在氣候溫暖濕潤、構(gòu)造活動不強(qiáng)烈的中大型外流源—匯系統(tǒng)中的適用性最好，能夠有效恢復(fù)中大型能源盆地物源區(qū)古地理，對能源礦產(chǎn)的勘探開發(fā)具有重要意義。

致謝 感謝兩位審稿專家提出的寶貴意見與建議！