太行山—秦岭中、新生代板内变形及交接转换机制

2014-04-28程世秀李三忠许立青余珊曹现志王鹏程索艳慧刘鑫赵淑娟熊莉娟

地质论评 2014年6期

程世秀，李三忠，许立青，余珊，曹现志，王鹏程，索艳慧，刘鑫，赵淑娟，熊莉娟

1) 海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东青岛, 266100；2) 中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛, 266100

内容提要: 中—新生代，秦岭是中国大陆中轴隆升的东西向山脉，而太行山为华北地块中部隆升的南北向山脉，两者走向近垂直。为了探讨中-新生代期间同属欧亚板块内部的这两条山脉的隆升历史及其构造应力场转换过程，本文通过对其区域挤压与伸展构造的系统对比分析，结合两带中生代和新生代构造体制转换的对比，最后得出中—新生代期间这两条近垂直山脉由挤压体制转换为伸展体制的时间约为早白垩世晚期；并通过同时代应力场的转换的分析对比，揭示出其挤压变形与古老造山带形成时导致的板内岩石圈不均一性结构有关；而其伸展变形与中国东部弥散性板内裂解密切相关，因而表现出宽裂谷的特征，但其总体构造格局仍受早期基底构造格局影响。总之，板内差异构造变形受早期基底构造格局控制，同时板内不同块体多方位先存边界对板缘动力作用响应存在巨大差异；在筛除板块俯冲的远程效应外，板内自身变形机制可能与板内热—力学结构的不均匀性具有密切联系。

板内变形机制是一个尚未解决的大陆动力学关键科学问题，一直存在争议(万天丰和赵维明，2002；罗照华等，2007；张长厚，2008)。板块构造理论认为，板块内部是刚性的，变形主要发生在板缘。然而，现今大量GPS测量、活动构造观测等研究均表明板块内部不同块体之间存在平面上的差异运动；磷灰石裂变径迹研究也发现板内的垂向运动也不可忽视，而且大量变质核杂岩的发现也表明垂向上不同构造层次之间还存在相对运动。因此，大陆内部变形特性明显表现出不同于内部相对稳定的弹性大洋岩石圈板块的独特流变特性和变形行为。

为了探讨大陆内部变形机制，本文选择中—新生代处于欧亚板块内部的太行山和秦岭两山脉作为研究对象。现今它们均处于大陆中央，远离板块边缘，两者走向相互垂直；不同的是秦岭山脉垂直于西太平洋俯冲带，其中、新生代以来的隆升过程还难以用太平洋板块俯冲产生的远程效应予以简单解释。因此，这两条垂直隆升的山脉的交接转换地带(图1)是研究中、新生代板内应力场转换的理想对象，通过对比两者的隆升过程和机制可揭示板内变形的过程与机制。

前人对这两个地区的研究分别集中在太行山构造带两条主断裂带的构造特征、壳幔结构特征、岩浆岩带与变质核杂岩成因，或秦岭造山带构造格局、岩石圈结构特征及其地球动力学机制等方面。对中—新生代变形特征和隆升历史虽然也有研究，但还没有对两者进行对比分析，特别是将这两个地区的变形都归结为由板缘动力作用控制，没有注意到其中—新生代的板内环境，而探讨其板内变形机制则更是少之又少。

1 区域构造转换

太行山构造带和秦岭—大别造山带现今呈丁字形排列，位于欧亚板块的内部。其中，太行山构造带总体呈北北东方向展布，本文将其界定为界于北部的燕山造山带和南部的秦岭造山带之间，且位于渤海湾盆地以西和鄂尔多斯盆地以东的区域，由一系列相间排列的隆起带(西侧的吕梁隆起和东侧的太行山隆起)和凹陷区(中部的山西地堑系)构成，是华北地块中部一条NNE走向的重要地貌、沉积、构造与重力异常梯度带(图1)(刘占坡等，2003；周立宏等，2004；马宗晋等，2006)；同时也是一条地壳厚度变化梯度带，两侧地壳速度结构及岩石密度等有明显的差异(嘉世旭等，2005；李志伟等，2006)；也为早前寒武纪基底分划性边界，为华北克拉通的东、西部地块18.5亿年最终拼合为统一克拉通的中部带(Zhao Guochun et al., 2005)，上覆中元古代至中生代盖层也有所不同。

图1 太行山—秦岭交接转换带区域构造图(变质核杂岩位置据Liu Junlai et al., 2005, 2013; Lin Wei et al., 2008, 2012; Wang Tao et al., 2011,2012; Zhu Guang et al., 2012)Fig. 1 Regional structural map of the junction area of the Taihang —Qingling Mountains (Locations of metamorphic core complexes are after Liu Junlai et al., 2005, 2013; Lin Wei et al., 2008, 2012; Wang Tao et al., 2011,2012; Zhu Guang et al., 2012)

李三忠等(2004)、吴奇等(2012)研究表明，太行山构造带及其以东地区在燕山早期发育一系列褶皱—逆冲推覆构造，与华南地块东部的同期变形有相似的构造特征(金宠等，2009)，且向西递变变新趋势。但其现今东侧为华北平原或渤海湾盆地，西侧为鄂尔多斯盆地。渤海湾盆地中最老的区域性裂解记录，揭示现今这种地形地貌的形成始于晚白垩世早期。直至新近纪，太行山构造带中部发育了右行张扭性断层控制的总体近南北向斜列的山西地堑系，该地堑系东侧的太行山隆起发育次级构造单元——阜平变质核杂岩和赞皇变质核杂岩(图1)。太行山构造带曾被认为是构造岩浆岩带及变质核杂岩构成的伸展型造山带(牛树银等，1994)。

现今板内的太行山—华北平原这种独特的盆—山关系，是在地壳伸展环境下发展起来的，盆—山交接地带总体在两条大型断裂带控制下的一系列多米诺式正断层主导的箕状断陷格局，结构相对简单。这两条重要断裂带是东部的太行山山前断裂和西部的太行山大断裂(曹现志等，2013)。东部的太行山山前断裂是由数条NNE和近NE向断裂组成的大型上地壳拆离滑脱断裂系，平面上呈“S”形展布，它与深切地壳甚至整个岩石圈的郯庐断裂截然不同。由于新生代以来西侧的太行山隆升作用，太行山的东部发育大型渤海湾沉积盆地，为华北沉降区；油气勘探表明，渤海湾盆地内西部分布有一系列犁式正断层，这些正断层控制了渤海湾盆地西部新生界的沉积范围(马宗晋等，1999；徐杰等，2001)。太行山山前断裂的东部地壳厚度在30～35 km，而其西部比较厚，一般在40 km左右。

秦岭造山带位于华北地块南侧，总体呈NWW—近EW向展布，与太行山构造带垂直，是中国中央造山带的重要组成部分，具复杂的物质组成和结构构造，是历经长期构造演化形成的复合型造山带。在不同演化阶段主边界有所不同，其早古生代期间北部边界为古洛南-栾川断裂，晚古生代期间北部边界为商丹带，晚古生代末期-早中生代的印支期南部边界为勉略带，而现今北界为宝鸡—宜阳—鲁山—淮南断裂，南界为略阳—勉县—城口—房县—襄广断裂。现今雄伟的秦岭山脉是其在主造山期板块构造所奠定的基本构造格架基础上，经中—新生代后造山期强烈的陆内持续造山所形成(张国伟等，1996；2001；Dong Yunpeng et al., 2013)。由于中生代早期华北地块南部与扬子地块均相向向秦岭之下作巨大陆内俯冲，而秦岭造山带向外反向作逆冲推覆，构成造山带现今上地壳结构呈不对称扇形的逆冲推覆构造叠置的几何学格架(张国伟等，1996；2001)。历经强烈的南北向陆内挤压作用之后，秦岭—大别造山带两侧断陷盆地形成的最早时间为早白垩世晚期，标志着该造山带挤压体制向伸展体制转换的时间为早白垩世晚期，秦岭造山带转换为伸展构造体制，由此开始发生垮塌，至少是东段开始垮塌；实际上，秦岭造山带西段因青藏高原新生代强烈挤压隆升的叠加影响，迄今也还未进入伸展垮塌阶段。

2 太行山构造带中、新生代构造转换

2.1 中生代早期挤压逆冲构造

中生代以来，华北地块一改过去长期稳定发展的历史，进入重新活化时期，直至现今。中生代期间，华北地块东部主要遭受了两期构造变形：印支期和燕山期。印支期变形主要波及的区域在华北东部，沉积的中—下三叠统边缘相只在华北陆块东北角局部保存，说明东北部先遭受印支早期挤压(Zhai Mingguo, 2004；Yang Jinhui et al., 2008；张旗等，2008；李三忠等，2010)。随后，逐步开始形成了高原或高地，Windley et al.(2010)认为这个高度平均约1000 m。而Flament et al.(2013)通过全球动力地形计算恢复表明，中生代晚期这个高原或高地的平均高度在2000 m。其生长过程可能类似新生代晚期青藏高原的过程，即可能是从中部开始向南北生长的(张旗，2009)。早—中三叠世时期，华北地块东部主体隆起，且表现为北翘南倾，东翘西倾，所以，当时形成的盆地主要范围在现在的鄂尔多斯盆地，分布于鄂尔多斯、南华北西部及太行山一带(太行山当时没有隆起)，为开阔的内陆拗陷湖盆，岩相为北粗南细，厚度北薄南厚，沉积中心偏南，但其东侧现今没有残存任何边缘相(李三忠等，2011)。华北印支期的沉积和变形特征突出表明，太行山在早—中三叠世时期还没有隆升，不是地貌分界。

燕山期在160 Ma左右，中国东部开始了少量酸性岩浆事件，这些岩体现今表现为透入性片麻理发育，片麻理总体NE走向，岩体展布也为NE走向。其结晶年龄与太平洋板块最老的洋壳记录相差不大，宏观上中国东部这期岩浆岩带的宏观展布在方位上也与板块重建的古太平洋板块西北边界平行。至此，中国东部印支期最晚一幕近EW向变形又转变为NE走向。这幕挤压变形时间厘定在154～145 Ma左右，而120 Ma或135Ma以后转变为伸展为主。这个活化过程的早期称为“燕山运动”(Weng Wenhao，1927；Li Sanzhong et al., 2007; Kusky et al., 2007；吴冲龙，2010)，可能为“华北克拉通破坏”的早期阶段(吴福元等，2003；Xiao W et al., 2004)，且地幔转型、地壳活化。其挤压变形波及的变形范围相当广泛，越过了太行山，直到鄂尔多斯盆地东缘，总体逆冲极性指向NW(图2)，且总体逆冲推覆也具有薄皮逆冲、多重多种多层逆冲的分带、分层、分期逆冲规律(图3)。这种特征完全与华南雪峰山两侧的燕山早期逆冲变形样式相同。中侏罗世末期，这些变形可能进一步导致高原抬升，地壳急剧增厚，鄂尔多斯盆地向西缩小(图4)。可见，华北的太行山和华南的雪峰山一样，是燕山早期的一条重要分界构造带。

图2 太行山燕山期向西的逆冲推覆构造(A: N37°54′E112°15′和B: N40°03′E115°53′)Fig. 2 Yanshanian westward thrust nappe tectonics of the Taihang Mountians Tectonic Belt(A: N37°54′E112°15′and B:N40°03′E115°53′)

图3 太行山—秦岭交接转换带印支—燕山早期区域褶皱—逆冲构造样式Fig.3 Indosinian—early Yanshanian fold—thrust tectonic style of the junction area of the Taihang—Qingling Mountians

图4 华北克拉通燕山早期(早—中侏罗世)区域构造—盆地格局(据张渝昌等，1997；张泓等，2008；赵俊峰等，2008 修改)Fig. 4 Early Yanshanian (Early—Middle Jurassic) regional structural and basin framework of the North China Craton (revised from Zhang Yuchang et al., 1997; Zhang Hong et al.，2008 and Zhao Junfeng et al., 2008)

与此同时，燕山中期的挤压变形表现为NNE走向的构造分带性(图3)。鲁西一带为根部带，表现为一系列的隔槽式褶皱和逆冲断裂(李三忠等，2005)。鲁西地区1:5万区域地质调查、中生代构造特征与盆地原型等成果揭示出，中生代燕山中期构造层主体地层为上侏罗统-下白垩统，之下界面为与中—下侏罗统的不整合面，之上界面为与上白垩统的角度不整合面，所以，鲁西地块燕山中期的构造变形主体叠加在前期印支期东西向宽缓—紧闭褶皱及逆冲构造变形之上，且随后被燕山晚期NE向冲断—走滑断裂或伸展变形的叠加改造；燕山中期总体为NNE或南北走向的厢状褶皱—坡坪式逆冲系统。但是，鲁西地区燕山期的构造变形特征和原型盆地有所变化，这种变化是基底构造格局及构造变形在空间上差异叠合的结果。综合研究表明，鲁西地块及邻区燕山期构造是在西太平洋安第斯型大陆岩浆弧的挤压构造背景下，陆内壳下拆沉和壳内挤出—逃逸构造的综合动力作用下形成的(刘建忠等，2004; Honza and Fujioka, 2004)。

燕山中期，华北地块内部发生的强烈陆内NNE—NE向褶皱和逆冲变形(图3，Yang Jinhui et al., 2008；李三忠等，2010)也波及到了现今华北地块中部平原区，为燕山中期NNE走向构造分带的中部带。古构造恢复证实(周立宏等，2003；Zhao Guochun et al., 2005)，华北地块东部高原表现为一系列走向北东—北北东向的复背斜及复向斜相间排列的复式褶皱区，最西侧为冀西复背斜，其轴线大致沿今太行山东缘边界断裂一线展布。冀西复背斜东邻沧津复向斜，沧津复向斜位置大致与新生代沧县隆起位置吻合(李三忠等，2009，2011)。

向西为燕山中期NNE走向构造分带的前锋带，表现为一系列的类隔档式褶皱，主要为宽缓褶皱和断裂，在吕梁山、霍山—马头山和太行山一带形成相对紧闭的背斜带，逆冲断裂极为发育，岩体极为破碎，背斜轴线走向自南向北由NNE转为NE向；背斜之间为极为宽缓的向斜，如汾西向斜、沁水向斜、宁武—静乐向斜等，构成类隔档式褶皱(Zhai Mingguo et al., 2004)。晋南地区自西向东发育一系列NNE向背斜与向斜。背斜地区主要出露太古代结晶基底或早古生代地层，向斜核部出露的最新地层则是三叠系。在宁武—静乐盆地、太原西南水浴贯等地可见零星或成片分布的侏罗系残存，部分地区可见残留的白垩系与侏罗系呈不整合接触。根据卷入地层时代分析，这些褶皱应为燕山中期变形产物。背斜区域地层相对较陡，核部或翼部发育大量NNE向逆冲断裂，太古代结晶基底同样卷入变形；而向斜核部地层非常平缓，产状近于水平。山西南部整体构造表现为一种类隔挡式褶皱构造特征(吴奇等，2012)。在吕梁山区、霍山背斜带及太行山沿晋获断裂一带均可见燕山期岩浆岩体分布。根据这些岩体的同位素年龄及前人节理统计结果，可知该区在晚侏罗世至早白垩世于NW—SE向的挤压应力场下发生了剧烈的构造运动。

总之，华北地区及整个中国东部都表现出相似的构造特征，而古太平洋板块正朝NW向往欧亚板块下俯冲，因此，晋南地区的类隔挡式褶皱的形成也可能与太平洋板块俯冲有关(吴奇等，2012)。总体上，华北克拉通内部的盆地和岩浆响应规律是非常清楚的，T1—K2期间盆地系统逐渐向西缩小的过程(傅昭仁等，1999)，中生代岩浆作用不越过吕梁山，并随时间逐渐由南、北两个方向向渤海湾盆地迁移的过程(张旗等，2009)。这些都表明受古太平洋板块俯冲的影响。

2.2 中生代晚期—新生代伸展构造

华北克拉通东部到145～120 Ma期间，大量埃达克岩出现(张旗，2009)。同时，鲁西地块及周边的深部可能开始发生拆沉(李三忠等，2005)，导致从深部带来大量成矿物质，所以，此时也是中国东部主成矿期。爆发性的巨量岩浆事件和爆发性的大规模成矿紧密相关(李三忠等，2011)。直到晚侏罗世—早白垩世早期，华北克拉通的岩石圈丢失了超过120 km以上(Menzies et al., 1993; Zhu Rixiang et al., 2003)，残存的冷岩石圈开始破坏(范蔚茗和Menzies, 1992)，“华北克拉通破坏”进入峰期阶段。

随后，110～100 Ma左右开始出现大量碱性岩浆事件、中生代晚期箕状断陷式盆地形成，有限范围接受沉积(图5)，只是个别盆地中能见到上白垩统地层，而华北地区大量缺失上白垩统地层。同时，地势开始颠倒(刘俊来等，2006；吴福元等，2008；张旗等，2008，2009)，高原或高地垮塌，但此时，整个华北克拉通仍然处于周围板块俯冲或碰撞的总体挤压背景下，并没有发生构造体制的彻底转换，伸展变形范围有限，出现大量变质核杂岩(Liu Junlai et al., 2005, 2013; Lin Wei et al., 2008, 2012; Wang Tao et al., 2011,2012; Zhu Guang et al., 2012)。伸展是挤压大背景下的局部构造，主要位于背离挤出逃逸方向的楔形地块的尾端，如中、新生代渤海湾盆地中的辽河、渤中到济阳坳陷都是北断南超的箕状断陷，形成于向南挤出的渤鲁地块的尾端(李三忠等，2011)；跨越郯庐断裂后，伸展的胶莱盆地正好相反，总体是南断北超结构的箕状断陷，但同样也位于向北北东挤出的挤出楔的南部尾端。挤出构造的边界往往是个有一定宽度的走滑带，郯庐断裂此时为左行左阶拉分断陷，而共轭的兰(考)聊(城)—大港滩海走滑带是右行右阶的拉分断陷(李三忠等，2011)，这种状态持续到始新世早期(李理等，2008)。而鄂尔多斯盆地和合肥盆地分别处于鄂尔多斯地块和渤鲁地块挤出楔的前缘，遇到新的或老的造山带后，都表现为挤压挠曲盆地。这些盆地成因类型差别大，但动力机制上紧密相关，时间上同期，是一组盆地构成的盆地群(图5，李三忠等，2011)。

图5 华北克拉通燕山中期(晚侏罗世-早白垩世)区域构造-盆地格局(据张渝昌等，1997年；张泓等，2008；赵俊峰等，2008修改)Fig.4 Middle Yanshanian (Late Jurassic—Early Cretaceous) regional structural and basin framework of the North China Craton (revised from Zhang Yuchang et al., 1997; Zhang Hong et al.，2008 and Zhao Junfeng et al., 2008)

新生代早期构造继承了中生代构造格局。同样，以兰考—聊城—盐山—台安—大洼—法哈牛走滑断裂带和郯庐走滑断裂带为界，新生代渤海湾盆地内部可划分为结构构造明显不同的三个构造单元，即冀中伸展区、渤海湾—济阳伸展区和胶东—北黄海伸展区(李三忠等，2000)。冀中伸展区为NNE走向西断东超的箕状断陷格局，渤海湾—济阳伸展区则为NWW走向的北断南超箕状断陷格局，胶东—北黄海伸展区为NWW走向南断北超的箕状断陷格局。渤海湾盆地东、西部结构上的差异明显表现出受先存深大断裂控制的块体效应，这些深断裂还控制了新生代火山岩在地表的空间分布，是华北克拉通破坏的深部过程的响应。这种块断效应也突出表现在断裂走向的复杂性上，如果不分断裂级别，通过随机统计发现几乎什么方向的断裂都比较发育，没有优势断裂方位可言。但油田精细资料揭示，不同级别断裂控制不同级别构造单元，形成时间相同但还不一定具有派生关系，其中许多二级断裂深切盆地基底，继承了多期老断裂的多方位特征，故盆地中二级断裂走向很复杂，因而其走向不能反映区域应力场，只能反映基底断裂格局，是受基底控制的。但盆地中三级断裂则不同，只是发育在盆地沉积地层内部，且在不同的盆地次级构造单元中总体走向都为NE向，基本一致，应当是区域应力场的反映；据此，可以判断渤海湾盆地新生代晚期是在NW—SE拉张应力作用下形成的。断裂格局的复杂性不是盆地两幕不同方向伸展叠加的产物(Allen et al., 1997)。但是更小一级，如五级断裂多数是垂直直接控制它的主断裂生长的，其方位对主断裂的走向依赖性强、随机性强，是受沿断裂的垂直落差或位移等应变的不均一性所控制的。总之，新生代期间，渤海湾盆地中的主要构造形式是断裂，而断裂基本受基底—应力—应变三者制约(李三忠等，2011)。

3 秦岭造山带北缘中、新生代构造转换

秦岭造山带横亘于中国中部，分隔华北板块和华南板块，是中国南北地理—气候—生态—人文—历史格局等显著的分割性复合型造山带。在不同的构造演化阶段，造山带经历了不同的构造体制。中生代早期，华北和扬子地块均相向向秦岭作巨大陆内俯冲和秦岭反向向外作逆冲推覆；北侧的合肥盆地、周口坳陷控盆断裂是秦岭—大别造山带北部逆冲推覆构造在盆地内的前缘拓展，造山带与盆地中的逆冲推覆构造在时空上具有密切的耦合性。但中生代晚期，北侧断陷显著，南侧则继续逆冲推覆；北侧的合肥盆地、周口坳陷为在华北板块和秦岭—大别造山带两个构造单元基础上发育的中—新生代拗陷-断陷复合型盆地。

3.1 中生代早期逆冲推覆构造

根据秦岭造山带及其邻区大量地质、地球物理、地球化学及构造地貌等方面资料的分析对比研究认为，秦岭造山带在印支主造山期南、北板块碰撞拼合后，经历了J3—K1持续的以走滑和逆冲推覆构造为主要形式的陆内变形演化阶段。燕山早—中期，华北板块南缘自北向南向秦岭作巨型陆内俯冲，在中—上地壳形成与之相伴而生的逆冲推覆构造带。除中间部位被新生代盆地掩盖外，该逆冲推覆构造带自南向北大体呈连续带状分布，是现今秦岭造山带与华北地块间的地质分界线-秦岭北缘逆冲推覆带。张国伟等(2001)依据直接卷入逆掩的最新地层时代，判断该逆冲构造的主要活动时代在晚白垩世左右。

秦岭造山带北部是指商南—丹凤缝合带以北的造山带分布区。该区发育一系列NWW向展布的中生代逆冲推覆构造(图3)，秦岭向北的逆冲推覆一直持续到早白垩世，早白垩世末板内造山期，逆冲推覆由南向北扩展至洛阳、周口盆地中部及淮南一带，华北地块南缘卷入造山带变形域，形成现今造山带北缘逆冲推覆构造，以前缘薄皮式、后缘厚皮式相结合的多层次滑脱及逆冲推覆为特征。晚白垩世才转为断陷，南北向伸展；但该造山带东段的北部胶北地区则出现早白垩世的胶莱盆地，早于华北地块南缘其他地段进入伸展，但正如前文所说，这种伸展是中国东部整体挤压背景下的局部伸展。

秦岭北缘逆冲推覆带可划分为几个次级构造带：

(1)挤压变形很强的根部带，位于洛南—滦川断裂以南，从其构造变形、变质、岩浆活动与成矿作用综合地质特征判别，明显它又成为中生代秦岭造山带北缘组成部分，具有左行走滑特征，控制了一系列小型早白垩世拉分山间盆地。

(2)中部带介于洛南—栾川断裂与马超营断裂之间，总体为近东西向紧闭褶皱—向北的高角度逆冲断裂为主(宋传中等，2009)。

(3)据煤田地质钻孔揭示，前锋带(紧闭褶皱))为一系列断展式褶皱逆冲推覆为主。

可见，在秦岭印支期板块碰撞造山之后，T1-2时期秦岭全面碰撞造山阶段，在先存形成的逆冲推覆构造基础上，于T3—J3时期、J3—K1时期的陆内造山作用过程具有继承性，因此，向北的逆冲推覆带正是华北地块南部自北向南向秦岭—大别造山带之下作巨大陆内俯冲必然产物。

(1)早期同碰撞的逆冲推覆构造

早期逆冲推覆构造发育于印支晚期全面碰撞造山阶段。在秦岭西段，以自北而南的逆冲推覆为主要特征，大草滩群自北向南逆冲于泥盆纪舒家坝群以及早古生代太阳寺岩组之上，而其北侧则被李子园群等组成逆冲岩片向南逆冲掩覆，断层走向近NNW—NW，倾向NE，倾角40°～65°之间。卷入变形的地层有上三叠统。但在东段，上三叠统与中三叠统之间为角度不整合分割，意味着这种同造山逆冲推覆东早西晚，因此中生代逆冲推覆构造是在华南、华北两板块由东向西呈剪刀差式穿时碰撞、陆内俯冲断离和山脉隆升的地球动力学背景下形成的。而且，印支期逆冲推覆作用这种由东向西呈剪刀差式穿时碰撞具有东强西弱、东断西褶的构造迁移规律(李三忠等，2003；Li Sanzhong et al., 2007, 2010, 2011)。

(2) 晚期陆内逆冲推覆构造

在秦岭西段，晚期逆冲推覆构造形成于燕山期，如大草滩群内部发育有自SW向NE逆冲的断层，局部为自SSW向NNE的逆冲，推覆于北侧不同时代地层之上，但该时期形成的逆冲推覆构造被新近系陆相盆地沉积地层不整合覆盖。然而在秦岭东段，合肥盆地研究揭示早白垩世晚期就已经转换为向北断陷的伸展构造。因此，秦岭造山带北缘的晚期陆内逆冲依然存在东早西晚的特征。

3.2 中生代晚期—新生代陆内断陷

秦岭在历经燕山早—中期的陆内挤压作用后，自K2转入陆内伸展演化阶段。秦岭造山带发生了广泛的巨量岩浆活动和爆发性金属成矿作用，同时还发生了区域性隆升、走滑、拉张及沉陷等构造活动，导致一系列断陷盆地的形成。沿豫西和陕、甘交界区集中发育NNE—NE向断陷盆地(滕志宏和王晓红，1996)。合肥盆地的中、新生代构造演化可分为：盆地基底形成和盆地形成与发展两个阶段。盆地基底是在印支期强烈的陆—陆碰撞过程中形成的(孙晓猛等，2004；陈海云等，2004)，这种向北的逆冲持续到早白垩世早期。陈海云等(2004)和朱光等(2011)基于对白垩纪—古近纪合肥盆地的沉积格局、断层活动性、同火山活动正断层、岩脉展布方位、盆缘断层运动学与断层擦痕应力场反演等多方面的综合分析，揭示了合肥盆地在早白垩世晚期构造体制转变为伸展拉张，盆地内的定远—寿县断裂、肥中断裂、蜀山断裂及肥西—韩摆渡断裂均为负反转断层，是在印支期大型逆冲断层的基础上，在燕山—喜马拉雅期发展成的正断层，表现为先逆后正的负反断转层性质。同时，盆内大幅度断陷，沉积了上白垩统—古近系的近源粗碎屑岩系。地震剖面上表现为受大断裂控制的成条带箕状或楔状断陷沉积特点，开始演变为断陷型盆地。

合肥盆地基底中逆冲推覆构造与秦岭—大别造山带区域逆冲推覆构造的形成具有相同的构造演化史和动力学背景。合肥盆地伸展活动的起始时间为早白垩世中期，持续至古近纪末。前人认为，伸展活动发生在华北克拉通岩石圈减薄的背景下，与古太平洋板块高角度俯冲有关，但与其他弧后盆地伸展不同的是其伸展方向垂直古太平洋板块俯冲方向。

同时，位于华北板块南缘、大别造山带北淮阳构造带北部及郯庐断裂系西部的中—新生代大型坳陷—周口坳陷，于印支期陆—陆碰撞时，奠定了前陆变形的盆地基底构造格架，主要表现为一系列逆冲推覆构造及其伴生的宽缓褶皱。但到古近纪早期，该区卷入了强烈的伸展变形，进入了陆相断陷盆地发育阶段，起源于前陆变形期的逆冲—推覆断层系统在伸展变形的作用下，有相当部分被利用转化为张性正断层，成为区内内次级构造单元的边界断层，控制着次级凹陷内沉积物的分布，并控制断陷盆地的发展、演化(刘健等，2010)。直至上新世—第四纪时期，EW 走向的秦岭断裂系体现为左旋走滑运动(张岳桥等，1999；许立青等，2013)。

4 太行山—秦岭交接转换机制

4.1 中生代早期的交接转换机制

前人提出，华北克拉通破坏的机制是岩石圈水化，水化的主要原因是俯冲洋壳脱水导致地幔楔中富水。但是，据Huang Jinli and Zhao Dapeng (2006)和Zhao Dapeng (2009)最近对东亚及西太平洋的高精度层析成像结果揭示：华北克拉通内部的太行山重力梯度带的东侧(太行山东麓断裂为界)是深部一个重要界线，410～660 km左右的异常长轴的平面展布是NE向的(Zheng Tianyu et al., 2006)，和太平洋西缘边界平行，表明这个深度的构造是受俯冲的太平洋板块影响的(Li Sanzhong et al., 2013)。邓晋福等(2006)认为我国华北和东部新生代存在的几个地幔柱与这个俯冲过程有关，且地幔柱有向NW跃迁和年轻化的趋势，并推断与俯冲的太平洋板块平板式随时间逐渐向西向深处运移，同时俯冲板片熔融有关。但实际向西拓展的俯冲板片早就脱水，不易再熔并引发地幔柱。80～300 km左右深处的异常长轴的平面展布是南北走向的(Zheng Tianyu et al., 2006)，和青藏高原的东界完全平行，可能表明这个深度的构造是受印度板块和欧亚板块碰撞相关的(Li Sanzhong et al., 2013)。

Xu Peifen and Zhao Dapeng (2009)揭示的华北克拉通东部地块下拆沉的地质体不可能是俯冲的太平洋板块，而只能是古元古代西部地块相连的古老俯冲板片；相反，太平洋板块俯冲的深部前缘西侧的低速体表现出由西侧更深部向东侧的上升趋势，且位置正好对应中国东部的大兴安岭—武陵山重力梯度带，这可能正是重力梯度带形成的深部背景；导致中国东部岩石圈减薄、地壳破裂、岩浆活动增强、地震活跃、重力梯度带形成(周立宏等，2004；杨宝俊等，2005；Xu Yigang，2007)、大型—超大型金矿形成、盆地形成和油气富集等浅部效应(朱伟林等，2000)；它们总体都向西倾，表现出这种低速体上升与其西部俯冲板片物质注入深部地幔有关(Zhao Dapeng，2009)。为了总体物质平衡，从而导致东部物质上涌，且上升强度可能与印度板块和欧亚板块的碰撞由南向北逐渐减弱有关。这个过程得到Liu Mian et al. (2004)的数值模拟证实。由于渤海湾盆地中古近纪—新近纪玄武岩喷发较激烈，而第四纪没有什么岩浆活动，但第四纪玄武岩的分布明显受汾渭地堑制约(Zhang Hongfu, 2007)，这正好证实了随着印度和欧亚板块碰撞后减速陆内俯冲导致向东的地幔流的前缘在向西后撤有关。由此可以预测，华北克拉通破坏正在向鄂尔多斯盆地下部蔓延。

传统的板块构造理论通常将中国大陆广泛分布强烈的板内变形和造山作用解释为板块边缘汇聚力的远程效应。然而，本文提出另一种可能的解释，认为板内变形具有其自身特有的机制，那么远离同期周缘板块的秦岭造山带，中生代中—晚期的造山作用是由什么动力所致呢？以往认为，秦岭造山带岩石圈现今的“立交桥”式三维结构几何模型是双层立交桥结构。但Li Sanzhong et al. (2013)结合最新的层析成像结果(Huang Jinli and Zhao Dapeng, 2006)认为，“立交桥”式三维结构几何模型是三层立交桥结构：浅表是东西向老构造，与古生代至中生代初的主造山作用有关；中部是北北东向构造，与太平洋板块的俯冲动力有关；深部是南北向新的构造，与青藏高原东界平行并相关。秦岭现今的三维结构是两大动力学系统先后作用的结果。尤其印支期华北与华南两板块完成拼合之后，区域地质演化转化为陆内阶段。但是，由于华北、华南原系两个不同的板块，其组成、结构及深部背景均存在巨大的差异，拼合后，两者在物质、能量和深部热结构与动力学状态等多方面，远未达到均衡，所以中生代末以来，使之处于印度—澳大利亚、太平洋和西伯利亚三大构造动力系统控制下的区域三面俯冲汇聚状态和深部地幔动力过程复合调整的强烈陆内造山作用，以求释放达到均衡。华北地块南部与扬子地块均相向向秦岭作巨大陆内俯冲和浅部与之伴生的反向逆冲推覆构造，原形成于主造山期的碰撞造山格局与大陆岩石圈流变学结构，必然沿着原来流变学薄弱的构造带遭受改造，以适应新的深部动力学要求。并且，因为不同时期(太行山为古元古代，而秦岭为中生代早期)导致的现今陆内岩石圈流变学薄弱带可以互相垂直，因而，在响应周边或深部过程时，同期的陆内逆冲推覆方向(如燕山中期)可以垂直存在。

4.2 中生代晚期—新生代交接转换机制

关于太行山地区在中—新生代的演化模型，很多学者都进行过研究探讨(任纪舜等，1997；王春华等，1991；徐杰等，2001；李三忠等，2005)提出鲁西地块下部可能因为早期多向汇聚，导致鲁西地块下部岩石圈增厚。大量岩石学、地球化学研究揭示，该增厚的岩石圈随后发生了拆沉作用。这种早期稳定地块下的拆沉规模可能不同于碰撞造山带的拆沉，规模可以很大，大规模的岩石圈拆沉作用有可能导致地幔对流体制的改变，触发陆内大规模区域性，乃至多方位弥散性的伸展。区域地质研究表明，白垩纪末—古近纪初，从渤海到鄂尔多斯的华北地块还是一个完整的陆块，处于构造运动的相对宁静时期，大部分地区表现为稳定剥蚀状态。始新世初，太行山、鄂尔多斯整体隆升，山西地堑开始形成。新近纪以后，太行山以东强烈裂陷沉降形成平原，太行山继续抬升。现在太行山区的许多山峰海拔高度大于3 000 m ，与平原交界处经常出现陡峻的断层崖壁，这样强烈的地貌反差可能是地壳重力均衡作用造成的。即平原区的平均密度较大，地壳下沉(主动)，导致平均密度较小的山区隆升，在此过程中伴随着下地壳物质的迁移，相应地造成地壳厚度、重力异常的陡变梯度带(刘占坡等，2003)。总之，自中—新生代以来，由于构造演化及重力均衡作用，太行山构造带强烈隆升，东侧盆地区拉张断陷，形成了典型的板内盆山组合构造。

秦岭造山带历经陆内挤压体制后，在新生代，进入陆内伸展体制阶段。岩石圈深部地幔的最新调整与中、下地壳的最新流变过渡状态是秦岭发生新生代构造隆升的重要动力学机制。而岩石圈地幔的拆沉作用和软流圈抬升则是这一构造运动的主要动力来源。秦岭南北边界均相向作巨大陆内俯冲，造山带岩石圈必然增厚，导致岩石圈重力不稳定。当岩石圈增厚到一定限度时，就会发生岩石圈地幔拆沉作用，流变减薄，软流圈急剧抬升，幔源物质与热流流体上涌，发生强烈壳幔物质交换，中—下地壳加热部分熔融，强烈伸展流变，形成新Moho面。此过程触发造山带整体隆升和少量碱性花岗质岩石的形成。由于下地壳已经含有主造山期形成的较厚榴辉岩相镁铁质岩石，其固相线温度比一般地壳岩石高得多，因而，该段岩石圈拆沉作用诱发的软流圈上涌相对其他段落不会引发大规模的岩浆活动，如大别地区相对秦岭地区。不论如何，碰撞造山带下部的岩石圈拆沉规模相对早期稳定地块下部的岩石圈拆沉范围要小。

总之，这种深部复杂的流变性质受先存古老构造制约，因而复杂的先存构造线方向导致后期浅部伸展也具有多向伸展特点，太行山和秦岭早期就是垂直的构造带，因而晚期伸展也是垂直的，这不同于板块构造体制下的单一方向伸展。