苏北地区前陆变形特征与形成机制

胡红雷,朱 光

(合肥工业大学 资源与环境工程学院,安徽 合肥 230009)

苏北地区位于长江以北、郯庐断裂带以东的扬子板块上,主体为苏北盆地所覆盖。该区在华北与扬子板块沿苏鲁造山带碰撞中成为前陆变形区。前人大量研究表明(董树文等,1994;李三忠等,2009;张青等,2008;朱光等,1998,1999),苏北地区扬子板块震旦系至中三叠统海相盖层的前陆变形发生在中三叠世末的印支期。然而,由于苏北盆地的大面积覆盖,关于该区前陆变形构造的空间变化规律与形成机制长期存在着认识上的局限性与分歧。早期有学者(Xu et al.,1987)认为苏北地区原始印支期前陆变形构造为近东西走向,后被晚期北北东向郯庐断裂带及其旁侧同方位、同性质左行平移断层牵引弯曲成北东至北东东向。依据苏北盆地周边海相盖层露头构造及部分大型断裂在苏北盆地内古生界的延伸状况,近年来也有学者(朱光等,2004;Zhu et al.,2009)认为苏北地区前陆构造在走向上自西向东应为北北东至北东东向的弧形变化,呈现为总体向南东逆冲的褶断构造,是印支期郯庐断裂带左行平移影响的结果。这两种截然不同的认识涉及到对华北与扬子板块汇聚过程及郯庐断裂带起源的正确理解。苏北盆地之下前陆变形构造的实际特征显然是验证上述认识的关键。关于苏北地区前陆变形强度的空间变化规律,一方面受到露头的限制而没有明确的认识,另一方面也没有引起足够的重视。

由上述可见,对苏北盆地下前陆构造的正确理解不仅对认识区内大地构造演化及华北与扬子板块的汇聚过程具有重要意义,而且对其中的海相油气勘探也具有现实意义。本文应用江苏油田在苏北盆地长期积累的地震勘探资料与成果,结合其周边露头构造特征,对苏北地区前陆变形特征与形成机制进行综合分析,为认识华北与扬子板块的汇聚方式提供重要的信息。

1 区域地质概况

苏北地区是指江苏省长江以北地区,本文限定其为长江以北的扬子板块。其北部为华北与扬子板块印支期碰撞形成的苏鲁造山带,两者边界为北东东走向的嘉山-响水断裂(图1)。其西界为北北东向的郯庐断裂带。苏北地区向南过渡为扬子板块上的江南陆内褶断带(图1)。江南陆内褶断带以向北西逆冲的褶断构造为特征,走向上自西向东也呈现为北东至北东东的弧形变化,变形的根带为江南陆内造山带(朱光等,1998,1999;朱光和刘国生,2000;姚柏平等,1999;梅廉夫等,2008)。

下扬子地区扬子板块上前震旦纪变质岩出露在南部的江南隆起(也称为江南陆内造山带)及西北缘的郯庐断裂带张八岭隆起段上。扬子板块上震旦纪至中三叠世为海相盖层发育阶段,沉积了厚达万米的海相碳酸盐岩与碎屑岩(陈安定,2006;梅廉夫等,2008)。中三叠世末华北与扬子板块沿大别-苏鲁造山带发生陆-陆碰撞,使得苏北地区海相盖层发生强烈的前陆变形(朱光等,1998,1999,2004;梅廉夫等,2008;李三忠等,2009;Zhu et al.,2009)。已有的研究表明(Yin and Nie,1993;Li,1994;朱光等,2004;Zhu et al.,2009),郯庐断裂带起源于中三叠世末,将大别与苏鲁造山带大规模左行错开。下扬子地区在晚三叠世至中侏罗世发育了沿江前陆盆地(朱光等,1998,1999;Zhu et al.,2009),沉积了黄马青群(T3H)和青龙群(J1-2Q)陆相碎屑岩。晚侏罗世期间,郯庐断裂带再次发生了左行平移(Zhu et al.,2010a),旁侧伴生了一系列北北东向左行平移断层,在苏北地区局部也出现了一些这一方位的左行平移断层。

图1 苏北地区印支期角度不整合面地质图(据江苏油田内部资料修改)Fig.1 Geological map showing the Indosinian angular unconformity in the Subei region

白垩纪至古近纪期间,下扬子地区转入强烈的伸展活动(陈安定,2006;Zhu et al.,2010b,2012)。继早白垩世广泛的中酸性岩浆喷发与侵入之后,晚白垩世至古近纪发育了一系列断陷盆地,长江以北形成了大型陆相苏北盆地。苏北盆地自下而上充填了浦口组(K2p),赤山组(K2c),泰州组(K2t),阜宁组(E1f),戴州组(E2d)及三垛组(E2s),总厚可达一万米。新近纪苏北盆地转变为热沉降背景下的拗陷式盆地,沉积了盐城组(Ny)碎屑岩。该盆地顶部为东台组(Qd)松散沉积物所覆盖。

2 盆地区前陆变形构造特征

2.1 前陆变形带划分

陆相的苏北盆地下伏震旦系至中三叠统海相盖层,其间为区域性印支期角度不整合面。由于受前陆变形及不均匀隆升与剥蚀影响,不整合面上海相盖层的时代随空间而变化(图1),反映了不同的剥蚀程度。在紧邻苏鲁造山带与张八岭隆起处,最老的海相盖层——震旦系呈条带状分布,平行于造山带与张八岭隆起。其东南侧主要为下古生界分布区。进一步向东南则以上古生界分布为主。在上古生界为主的分布区,也局部出现下古生界,应为局部受较大型逆冲构造影响的结果。区内大型逆冲断层上盘的海相盖层时代普遍老于下盘。苏北地区印支期角度不整合面上海相盖层的出露情况除了受逆冲断层与褶皱影响外,总体上显示随着接近苏鲁造山带与郯庐断裂带而时代变老的趋势。

依据江苏油田一系列地震解释剖面及钻孔资料,并结合露头区构造,可以对苏北地区及其周边的前陆变形带进行区带划分(图2)。下扬子地区大致以南京-镇江-海安为界可划分为北部的苏北前陆变形带和南部的江南陆内褶断带。苏北前陆变形带北界为嘉山-响水断裂,西界为郯庐断裂带所在的张八岭隆起,南界为沿江断裂和泰州断层(图2)。该前陆变形带以发育向南东的逆冲构造为特征。江南陆内褶断带则以向北西的逆冲构造为特征,其根带为江南陆内造山带(朱光等,1998,1999;朱光和刘国生,2000;梅廉夫等,2008),向北依次出现中带与锋带。苏北前陆变形带与江南陆内褶断带各自的锋带在南京-镇江-海安一带相遇,形成了对冲锋带(图2)。

图2 苏北地区前陆变形带划分图Fig.2 Map showing the division of the foreland deformation belt in the Subei region

本次工作中一系列地震剖面解释与野外露头观察表明,苏北前陆变形带内构造样式与变形强度随着远离苏鲁造山带和郯庐断裂带而呈现有规律的变化。据此可以将苏北前陆变形带自西北向东南划分为根带、中带和锋带(图2),总体上皆为北东向延伸。根带紧邻苏鲁造山带和郯庐断裂带出现,东北宽而西南窄。其东南边界为向北西倾的大型逆冲断层,自西南向东北分别为滁河断层、杨村断层与阜①断层。中带出现在根带的南东侧,同样为东北宽而西南窄,东南边界分别为沿江断层和泰州断层。由此边界断层向南即为锋带。苏北前陆变形带与江南陆内褶断带的锋带叠加区构成了对冲锋带(图2)。

2.2 逆冲断层特征

2.2.1 平面特征

苏北地区震旦纪至中三叠世海相盖层内断层十分发育,以北东-北东东向为主,其次为北西向(图1),而北北东向断层仅零星出现。一系列地震剖面揭示,海相盖层内这些北东-北东东向断层皆为逆冲断层。

北西向断层在区内局部出现,产状较陡,时而左行,时而右行,多为撕裂断层,少数小型者为横切褶皱的正断层(图1)。区内局部出现的北北东向断层可能与晚侏罗世郯庐断裂带第二次左行平移活动同期,为左行平移断层。

苏北地区海相盖层内的逆冲断层在走向上具有明显的变化规律。接近郯庐断裂带附近主要为北北东至北东走向,而远离者成为平行苏鲁造山带的北东东向,空间上呈现为弧形弯曲(图1)。这些逆冲断层的密度呈现为随着接近苏鲁造山带与郯庐断裂带而增大的现象,而向东南方向密度变小。在切割关系方面,区内北东-北东东向逆冲断层显示被北西向断层错开,而盆地区北北东向断层多被限制在逆冲断层之间。

2.2.2 剖面特征

江苏油田多年来完成了一系列北西-南东向的地震剖面,包括 8条横切整个苏北盆地的主干大剖面及一系列短剖面。本次工作中重点是对这8条横切前陆变形带的主干大剖面进行了解释(图3),同时还选择了其间反射较好的短剖面进行了解释。这些地震剖面揭示了苏北盆地下海相盖层内前陆变形构造的详细特征,为认识前陆逆冲断层剖面特征提供了丰富的信息。

地震剖面揭示(图3),苏北盆地白垩纪-古近纪为陆相断陷盆地发育期,出现了一系列正断层。而新近纪断层活动微弱,以拗陷盆地为特征。断陷盆地期间的大型正断层常利用下伏海相地层内的逆冲断层而发育(图3),同时造成海相地层产状在一定程度上被改造。海相盖层内发育了大量的北东-北东东向逆冲断层,多向北西倾,局部向南东倾的逆断层属于反冲断层。区内大型的逆冲断层向下皆收敛于震旦系底面,指示盖层与基底之间为区域性滑脱面,反映了典型的前陆薄皮构造特征。前人曾主张区内志留系可能也是一重要的滑脱面。然而,本次一系列地震剖面显示,区内大型逆冲断层在志留系之下仍继续延伸,下古生界与上古生界一同发生紧闭褶皱。苏北盆地周边所出露的下古生界也是显示紧闭褶皱,与周边出露的上古生界在褶皱样式上没有明显差异(详见后文)。这一系列现象不支持苏北地区志留系为重要的滑脱面。

在苏北前陆变形带的根带,北界为向南东倾的嘉山-响水断裂。该断裂在海相盖层内为向北西逆冲的断裂,与苏鲁造山带内部折返期所形成的一系列上盘向北西逆冲(许志琴等,2003)的构造一致。该断裂南东侧的根带内,发育了密集的、向南东逆冲的断层。这些叠瓦状的逆冲断层将海相盖层切割成一系列断夹块,构成了叠瓦扇构造。根带的强烈逆冲抬升,造成上古生界基本缺失。显然,根带是逆冲断层最为发育且活动强烈的地带。

苏北前陆变形带的中带,以出现若干个北东向推覆体为特征,被北西向断层所分割(图2)。每个推覆体由一个向北西倾、大型的逆冲断层所控制,其上盘还发育有一系列中、小型同向逆冲断层及局部的反冲断层(图3)。这种大型逆冲断层呈现为上陡下缓的铲形,向下收敛于盖层底部的滑脱面上(图3)。这些大型逆冲断层的前锋常与同向次级逆断层构成帚状或叠瓦状断层组合,其中部(平缓段上盘)也常出现次级叠瓦状逆断层。局部出现的反冲逆断层还会造成构造三角带、对冲断层或冲起构造。沿江断裂与泰州断层南侧为苏北前陆变形带的锋带,出现向南东的逆冲构造。由于南部陆内褶断带锋带(向北西逆冲)的叠加,出现了对冲锋带,以对冲断层的出现为特征(图3)。在此对冲锋带内,一系列相对运动的逆冲断层构成了对冲构造,常见对冲逆断层之间所形成的构造三角带。

2.3 褶皱特征

2.3.1 平面特征

根据江苏油田一系列地震剖面解释和大量的钻孔资料,特别是印支期角度不整合面地质图(图1),苏北地区海相盖层印支期大、中型褶皱空间展布状况如图4所示。这些前陆褶皱多密集出现,延伸较长,显示为线状褶皱特征。它们的一个显著特征是走向上的有规律变化。靠近郯庐断裂带,这些褶皱走向为北北东向,两者近于平行。随着远离郯庐断裂带,褶皱走向逐渐转变为北东至北东东向,平行于苏鲁造山带的延伸方向。对比图1可见,前陆褶皱轴的走向变化与逆冲断层的走向变化是一致的。这种同步的变化规律指示苏北前陆变形带上的褶皱和逆冲断层是相伴生的,两者相互平行,属于典型的前陆褶断带构造。

2.3.2 剖面特征

地震剖面揭示,苏北前陆变形带的不同部位,由于逆冲断层发育情况不同,伴生褶皱的特点也不相同(图3)。根带上叠瓦状逆冲断层使得海相盖层内广泛发育断错褶皱(break-thrust fold),逆冲断层上盘呈现为牵引背斜,而下盘为牵引向斜,两者被断层错断(图3)。这些褶皱的轴面倾向与逆冲断面倾向一致,属于紧闭斜歪至倒转褶皱。叠瓦扇内海相地层产状较陡,倾向与两侧逆冲断层一致,多以断片形式存在,很少存在完整的褶皱。

中带的褶皱样式在各个推覆体内部皆有变化(图3)。推覆体边界断层的下盘往往是前一个推覆体的后缘,常出现相对宽缓褶皱或下盘牵引向斜。推覆体中部褶皱强度要大于后缘带,褶皱样式多样,常见紧闭断错褶皱、“侏罗山式”滑脱褶皱、构造三角带向斜等。推覆体前缘为边界断层的上盘,褶皱作用变强,地层陡立乃至倒转,多呈现为紧闭斜歪甚至倒转背斜。中带的褶皱强度一方面在推覆体内由后缘向前锋而增强,另一方面在大空间上随着接近苏鲁造山带与郯庐断裂带而增强。

大致以镇江为界,苏北前陆变形带南缘的对冲锋带可分为东部对冲锋带和西部对冲锋带。东部对冲锋带内的褶皱较为宽缓,主要为宽缓的断弯褶皱或断错褶皱,变形程度明显弱于西部锋带。特别是东部对冲锋带内的构造三角带,褶皱更加宽缓,呈较大型向斜或复向斜形式。即使在东部锋带的叠瓦状逆冲断层内部,也主要为宽缓的断错褶皱。西部对冲锋带内,海相盖层褶皱明显变强,褶皱的类型与样式多变,常见紧闭断错褶皱或断弯褶皱、冲起背斜、构造三角带向斜等,发育有倒转褶皱。

3 露头区前陆变形构造特征

苏北盆地南侧、郯庐断裂带以东的沿江地带断续出露了震旦系至中三叠统海相地层。郯庐断裂带所在的张八岭隆起上出露变质基底,其东侧为震旦系至下古生界出露区,再向东至镇江一带下古生界与上古生界交替出现,而再向东至江阴、南通一带则主要出露上古生界,反映所出露地层向东变年轻的趋势。这些出露的海相地层在南京以西的郯庐断裂带旁侧显示北北东向褶皱,而南京及其以东显示为北东东向褶皱(图1),褶皱走向的空间变化规律与北部苏北盆地区相似。前人的研究表明(董树文等,1994;朱光等,1998,1999;李三忠等,2009),这些海相盖层与上覆的上三叠统黄马青群为区域性角度不整合接触,指示海相盖层的褶皱变形发生在中三叠世末的印支期,属于大别-苏鲁造山带的前陆变形。为了深入认识这些海相地层的前陆变形特征及其空间变化规律,本次工作中进行了系统的野外观察。

全椒东大洼至刘吉一带处于张八岭隆起东侧,出露震旦系-奥陶系海相盖层。这些海相盖层走向北北东,呈现为北北东向线型紧闭褶皱(图5a)。地层产状普遍向北西陡倾,指示多为紧闭倒转褶皱。其中发育了多条北北东向逆冲断层,呈叠瓦状组合,向南东逆冲,与褶皱向南东倒伏相吻合(图5a)。向南至巢湖北部山区,海相盖层仍然呈现为紧闭褶皱(图5b),并没有显示出因较远离苏鲁造山带而前陆变形减弱。该处北北东向的滁河断裂使震旦系-寒武系向东南逆冲在志留系之上。东部志留系至下古生界呈现为北北东向的紧闭褶皱,较完整地保留了平顶山向斜、凤凰山背斜与俞府大村向斜。其中发育了一系列北北东向逆冲断层,呈叠瓦状组合,多向北西倾,局部可见向南东倾的反冲断层,指示总体上为向南东逆冲的构造(图5b)。

南京北部的幕府山出露了下古生界至下三叠统海相地层,呈现为北东向的紧闭褶皱(图5c)。其中的纵向断层多向北西倾,仅局部见反向逆断层(图5c),总体上为向南东逆冲的构造。向东至镇江一带,主要出露北东东走向的志留系至上古生界。这一带海相地层呈现为中等紧闭褶皱(图5d),变形强度要弱于西侧的幕府山地区。再向东至江阴一带,出露了志留系至中三叠统海相地层,呈北东东向褶皱(图5e)。该处褶皱较为宽缓,出现向北逆冲的纵向逆断层(图5e)。至东端的南通一带,所出露的海相地层为志留系-泥盆系,较为平缓(图5f),呈现为穹状短轴褶皱,其长轴呈近东西向。显然,南通一带的海相盖层呈现为弱变形现象。

由上述苏北盆地南侧海相地层露头构造可见,一方面褶皱轴呈现为自西向东由北北东向转变为北东东向的弧形变化,另一方面前陆变形强度自西向东减弱。在郯庐断裂带东侧海相地层皆显示为强变形,并没有出现远离苏鲁造山带减弱的现象。在苏北盆地东南侧的南通一带,由于远离苏鲁造山带与郯庐断裂带而出现最弱的前陆变形。因而,这些海相地层露头所显示的前陆变形方位与强度的变化规律与苏北盆地区是一致的。

4 前陆变形规律与形成机制

苏北盆地的勘探资料及其南侧的海相地层露头,较完整地揭示了苏北地区的前陆变形构造特征。前陆变形使得苏北地区成为前陆变形带,海相盖层内发育了一系列逆冲断层与褶皱,基底与盖层之间成为区域性滑脱面,呈现为典型的前陆薄皮构造。苏北地区海相盖层内逆冲断层普遍与褶皱轴平行,两者的走向一致显示自西向东由北北东向转变为北东东向的弧形变化(图1、4)。这种走向上的变化是连续的,并非是多条后期北北东向左行平移断层牵引弯曲所致(Xu et al.,1987),而应是郯庐断裂带同期左行平移影响的结果。

由前文可见,苏北地区海相盖层的前陆变形程度一方面随着接近苏鲁造山带而增强,另一方面随着接近郯庐断裂带也增强,从而整体上呈现出向北西增强、向南东减弱的趋势。这表现在苏鲁造山带与郯庐断裂带旁侧出现前陆变形根带,而向南东方向依次变化为中带与锋带(图2)。在根带逆冲构造呈现为最强的叠瓦扇构造,以紧闭的倒转褶皱为特征。而由根带向中带至锋带,逆冲断层密度降低,褶皱紧闭程度减小(图3)。在海相地层保存状况方面,随着接近苏鲁造山带与郯庐断裂带,因强烈的逆冲造成显著的隆升与剥蚀,从而出露较老的海相地层;远离则因逆冲与剥蚀程度减弱而出露较年轻的海相地层(图1)。因而,这些前陆变形现象显示同时受到苏鲁造山带及郯庐断裂带的控制与影响。

图5 苏北盆地南缘海相地层露头构造剖面图Fig.5 Cross-sections for the structures in the marine cover along the southern margin of the Subei Basin

苏北盆地南侧海相地层露头显示,陆相上三叠统(黄马青群)与下伏海相中三叠统(周冲村/南陵湖组)之间为区域性角度不整合。这一角度不整合代表了印支运动,指示前陆变形发生在中三叠世末(常印佛等,1991;董树文等,1994;朱光等,1998,1999;李三忠等,2009)。前人研究表明(Li et al.,1993,2000;李曙光等,1997;Hacker et al.,1998,2000,2006;刘福来等,2003;许志琴等,2003),大别-苏鲁造山带的碰撞造山(深俯冲)发生在中三叠世末(约240 Ma)。因而,苏北地区的前陆变形发生时间与苏鲁造山带陆壳深俯冲时间一致。远离郯庐断裂带的苏北地区,海相地层内的印支期逆冲断裂和褶皱轴走向平行于北侧的苏鲁造山带,呈现出向南东的逆冲与褶皱倒伏方向,皆指示其变形动力来自苏鲁造山带的碰撞造山。在扬子板块与华北板块沿苏鲁造山带发生陆-陆碰撞中,扬子陆壳向北西俯冲在华北板块之下,碰撞的阻力使得扬子板块北部受到强烈的、向南东方向的推挤,形成了一系褶皱与逆冲断层,从而成为前陆变形带。总之,苏鲁造山带的碰撞造山是苏北地区海相地层印支期前陆变形的动力来源。另外,本文关于苏北地区前陆变形构造逆冲方向及其形成时间的限定,还表明深俯冲阶段扬子板块在苏鲁造山带是向北西俯冲。而苏鲁造山带内部的折返方向是上盘向北西运动(许志琴等,2003),与早期的深俯冲方向平行,表明苏鲁造山带从早阶段的深俯冲到晚阶段的折返在总体运动方向上没有发生明显的变化。

苏北地区前陆变形构造走向上的弧形变化(图1、4),明显指示了郯庐断裂带左行平移的牵引影响。前陆变形强度及海相盖层隆升与剥蚀强度随着接近郯庐断裂带而增强的现象显示,该断裂带与前陆变形同期活动,而非后期平移仅牵引弯曲前陆构造走向。详细的构造与年代学研究表明(李曙光等,1993;张青等,2008;Zhang et al.,2007;Zhu et al.,2009;朱光等,2009),郯庐断裂带张八岭隆起段在238～236 Ma时发生了左行平移,与大别-苏鲁造山带的深俯冲时间一致,也与苏北地区的前陆变形同时。由此可见,苏北地区前陆变形构造特征与郯庐断裂带内部的研究成果相互验证,表明郯庐断裂带造山期的左行平移发生在前陆变形阶段,从而影响了前陆变形构造走向与强度的空间变化。关于郯庐断裂带印支期的起源方式,前人曾提出过不同的模式(Hsu et al.,1987;Watson et al.,1987;Xu et al.,1987;Zhang et al.,1984;Lin and Fuller,1990;Okay and Sengor 1992;Yin and Nie,1993;Li,1994;Chang,1996;万天丰和朱鸿,1996;Zhang,1997;王小凤等,1998;Chung,1999;Gilder et al.,1999;肖文交等,2000;Zhu et al.,2009)。苏北地区的前陆变形构造特征与郯庐断裂带的内部构造,皆表明该断裂带印支期为左行平移断层,从而支持陆内转换断层模式(Hsu et al.,1987;Okay and Sengor,1992;Watson et al.,1987;Xu et al.,1987;Zhang et al.,1984;王小凤等,1998;万天丰和朱鸿,1996;Zhu et al.,2009)或嵌入碰撞边界模式(Yin and Nie,1993)。其具体的形成机制还需更多方面的综合研究来限定。

5 结 论

(1) 苏北地区海相盖层在中三叠世末印支期普遍遭受了前陆变形,形成了一系列褶皱与平行的逆冲断层。盖层与基底之间为区域性滑脱面,属于典型的前陆薄皮构造。该前陆变形区自西北向东南可划分为根带、中带与锋带。

(2) 前陆变形在海相盖层内所产生的逆冲断层与褶皱走向自西向东呈现为由北北东向转变为北东东向的弧形变化,远离郯庐断裂带者平行于苏鲁造山带,而在该断裂带旁侧偏转为与断裂带近平行,显示了郯庐断裂带左行平移牵引的影响。

(3) 苏北地区前陆变形程度受苏鲁造山带和郯庐断裂带共同控制,随着接近这两个构造带而增强,远离则减弱,构造样式与海相盖层剥蚀程度也发生相应的变化。

(4) 苏北地区海相盖层变形构造的特征及变化规律,指示其变形动力来自北部苏鲁造山带的碰撞造山,前陆变形发生在造山带陆壳深俯冲阶段。前陆变形构造走向上的弧形变化及强度的向西增强,是郯庐断裂带在前陆变形阶段左行平移的影响结果,并非后期平移改造所致。因而,苏鲁造山带与郯庐断裂带共同控制了苏北地区的前陆变形构造。

致谢:感谢中国科学院广州地球化学研究所王岳军研究员、中国海洋大学李三忠教授在百忙之中对该论文给予的细致审阅及提出的宝贵修改意见。

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