基于断层滑动矢量应力反演的燕山中段中侏罗世–早白垩世构造应力场序列

林 逸, 张长厚,, 李程明, 史小龙

(1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083; 2.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083)

基于断层滑动矢量应力反演的燕山中段中侏罗世–早白垩世构造应力场序列

林 逸1, 张长厚1,2, 李程明1, 史小龙1

(1.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083; 2.中国地质大学 地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083)

燕山板内造山带中段承德一带地层记录齐全且构造变形复杂。该区域主要构造形迹及其运动学特征已经得到了比较系统的研究, 但有关形成这些构造形迹的古构造应力场及其演变过程的研究鲜有报道。本文根据断层滑动矢量应力反演理论和方法, 通过露头与区域尺度断层运动学数据的搜集与处理, 结合研究区域构造层划分特征及主要岩石地层单位的年代学资料, 对研究区中侏罗世–早白垩世的构造应力场演变过程进行了研究。经过对擦痕数据进行应力反演并综合分析, 共划分出3期5阶段应力场: 中侏罗世下花园组沉积之后–髫髻山组火山活动之前的NNW向挤压(D1)(约173～165 Ma);晚侏罗世土城子组沉积中–晚期N-S向挤压(D2-1)(约152～139 Ma); 早白垩世初土城子组沉积期末NNE-NE向挤压(D2-2)(约139～135 Ma); 以及早白垩世张家口组火山喷发之后垂向挤压主导的多向伸展(D3-1)和NW-NNW向弱挤压(D3-2)(约125 Ma之后)。其中, 中–晚侏罗世至早白垩世初以挤压为主, 最大主压应力方向发生了大约60°的顺时针旋转,且土城子组沉积作用发生于此挤压作用为主的构造背景之下。早白垩世以伸展为主, 并有弱挤压作用出现。同时, 研究区内未发现与中侏罗世以来古太平洋板块或伊佐奈岐(Izanagi)板块俯冲作用相关的近W-E向或NW-SE向挤压应力场的存在, 可能与克拉通内部变形不均匀有关。

燕山中段; 中生代; 擦痕; 应力反演; 构造应力场

古构造应力场研究是在构造几何学与运动学研究基础上, 探索构造动力学机制和构造演变过程的重要方面。根据库伦剪切破裂准则和安德森断层形成力学模型(Anderson, 1951), 利用断层滑动矢量(断层面和擦痕产状、断层两盘相对运动方向)数据, 进行古构造应力场反演, 是古构造应力场研究的重要方法之一。根据断层滑动矢量数据进行古构造应力反演的方法主要包括: 直接反演法(Direct Inverse Method)(Angelier, 1984)、多重反演法(Multiple Inverse Method)(Yamaji, 2000)、PBT法(PBT-axes Method) (Marrett and Allmendinger, 1990; Allmendinger et al., 2012)、直角二面法(Right Dihedron Method)(Angelier and Mechler, 1977; Delvaux and Sperner, 2003)和旋转优化法(Rotational Optimization Method)(Delvaux and Sperner, 2003)等。近年来, 国内外研究者运用这些方法在不同区域古构造应力场研究方面, 取得了一系列研究成果(张仲培等, 2003; 张岳桥等, 2006;任凤楼等, 2007; 荆振杰等, 2008; 查显锋等, 2010;王令占等, 2012; 乔彦波等, 2012; 施炜等, 2013; 陈虹等, 2013; 黄兴富等, 2013; Delvaux and Barth, 2010; Delvaux et al., 2012; Lacombe, 2012; Glorie et al., 2012; Van Noten et al., 2013)。这些研究成果, 在合理解释了区域性或局部构造变形的动力学成因的同时,也为探索区域性构造产生的大地构造背景与地球动力学环境, 奠定了重要基础。

燕山板内造山带地处华北克拉通北部(图1a),侏罗纪–白垩纪期间的强烈构造变形、大规模火山活动和沉积相变剧烈的沉积作用, 都是在远离当时任何一个活动板块边缘的板块内部环境下产生的(Davis et al., 1998, 2001; 郑亚东等, 2000; 张长厚和吴正文, 2002), 因此成为探索板内构造变形与相关地质作用及其动力学问题的关键性区域之一。燕山板内造山带中段承德南部和东南部一带, 因各种地质记录相对完整而成为许多研究者关注和研究的重点区域。在构造变形模型、构造年代学格架与构造演化(Davis et al., 1998, 2001; 张长厚等, 2004, 2011, 2012; 赵越等, 2004; 胡健民等, 2005)、盆地沉积与构造演化(Cope, 2003; 刘少峰等, 2004; 李忠等, 2003; 和政军和牛宝贵, 2004; 渠洪杰和张英利, 2005; 刘健等, 2007)、关键地层单位的形成时代与年代学框架(Davis et al., 1998, 2001; Cope, 2003; 牛宝贵等, 2003; 赵越等, 2004; 刘健等, 2006; 张长厚等, 2012; Meng et al., 2014)等方面, 取得了一系列重要成果。但是, 有关形成该区复杂构造变形的应力场的研究, 前人仅根据部分断裂性质和褶皱构造位态特征进行过粗略的定性研究(杨农等, 1996; 陈正乐等, 1996), 且研究结果难以对该区复杂构造形迹的形成过程作出比较系统和全面的解释。另外, 关于具体构造演化结果的构造动力学背景, 也仍然存在明显的认识分歧。例如, 有研究者认为土城子组沉积时期处于挤压背景之下, 具有类似前陆盆地特征(和政军等, 1998, 1999, 2007; Cope, 2003; 刘少峰等, 2004; Cope et al., 2007), 但另有研究者认为土城子组沉积时期处于伸展状态(邵济安等, 2003)。这些问题的探索和解决, 将有助于揭示有关燕山板内造山带形成与演化的大地构造背景与动力学原因。为此, 本文在已有区域构造变形研究基础上, 通过区域规模和露头尺度断层滑动矢量资料的搜集与处理,结合地层接触关系与构造层划分及最新年代学研究成果, 对燕山中段承德一带中侏罗世以来的构造应力场演变过程进行探索性研究。

图1 承德–下板城地区地质简图及擦痕数据观测位置Fig.1 Geologic sketch map showing the main faults and folds as well as observation sites of fault-striaes in the Chengde-Xiabancheng area

1 区域地质背景

燕山中段承德市东部和东南部地区(图1b), 以一系列近WE向和NE向逆冲断层和褶皱构造的发育为主要特征, 亦可见到散在分布的NW向褶皱与断裂构造。其中收缩构造变形更为常见, 如双庙逆冲断层(SM-T)、积余庆逆冲断层(JYQ-T)、古北口逆冲断层(GB K-T)以及承德向斜(CD-S)、下板城复向斜(XB-S)、乌龙矶向斜(WL-S)、桑园背斜(SY-A)等, 反映了燕山板内造山带经历了强烈的挤压构造变形。此外, 局部控制了早白垩世张家口组火山岩分布的区域性正断层, 如承德南部的大贵口–唐家湾断层(DT-F)和承德县西部的桲椤树东山–北台断层(BB-F),表明该区域也曾经历明显的伸展变形。

研究区内地层记录齐全, 从太古宇至中新元古界、古生界以及中生界均有出露(图1b)。按照地层之间的接触关系并结合最新的年代学研究结果, 可以将研究区划分为克拉通基底构造层(Ar)、克拉通盖层构造层(Ch-P), 克拉通活化早期构造层(T2-J2xh)、克拉通活化中期构造层(J2-3t-J3-K1tch)和克拉通活化晚期构造层(K1z)(表1)。

最新研究表明, 研究区原划归早–中三叠世的地层, 碎屑锆石测年结果显示其主体应属晚三叠世,可能部分属于早侏罗世(Meng et al., 2014), 而且其与上覆下侏罗统杏石口组(刘健等, 2007)为连续过渡关系(Meng et al., 2014)。夹含多层基性火山岩的下花园组(J2xh)含煤岩系, 与下伏杏石口组(J1x)之间,存在显著的沉积相和沉积环境差异。它们之间似为角度不整合接触, 但由于下花园组分布极其有限且不尽连续, 尚缺少相关确切的接触关系直接证据。

表1 燕山中段构造层划分Table 1 Division of the structural levels in the middle part of the Yanshan belt

区内中生代地层系统中, 存在两个重要的角度不整合, 分别位于髫髻山组火山岩(约165～156 Ma) (赵越等, 2004; 刘健等, 2006; 张宏等, 2008a)与下伏岩系之间, 以及张家口组火山岩(135～125 Ma)(牛宝贵等, 2003; 赵越等, 2004; 张宏等, 2005a, b, c, 2006)与土城子组(约152～139 Ma)(Davis, 2005; 孙立新等, 2007; Cope et al., 2007; 张宏等, 2008b; 张长厚等, 2012)及下伏地层之间。髫髻山组火山岩下伏最新地层为下花园组, 其中碎屑岩锆石测年显示最新年龄峰值为173 Ma(个人与Cope通讯), 因此研究区中生代时期的第一个角度不整合的形成时代大致可以限定为约173～165 Ma期间。承德盆地南部土城子组沉积物成分研究表明, 土城子组的砾岩成分绝大多数来源于下伏的髫髻山组火山岩(刘少峰等, 2004; 和政军等, 2007), 表明在土城子组沉积时期, 下伏髫髻山组已经作为物源供应区存在。

上述地层接触关系和构造变形差异所揭示出的主要构造演化阶段, 为本文进行构造应力场的分期,提供了重要的参照系。

2 基于擦痕数据的应力反演

2.1 擦痕数据的采集

在研究区不同岩性地层单位中均发育了大量的小型断层, 且常见擦痕线理、阶步以及由方解石或石英构成的滑抹晶体等(图2)。这为重建区域构造应力场创造了条件。

野外研究中, 观测点布置在区内不同构造层中。除了在断层滑动资料相对比较丰富的主要断裂及其附近区域, 进行了较多的观测和数据收集之外,还沿着下板城(承德县县城)–孟家院–三榆树一线,开展了贯穿承德盆地的近N-S向剖面观测, 该剖面涉及了除基底构造层之外的所有构造层(图1)。本次研究共获得50个有效观测点的断层滑动矢量数据。每个点位所测得的断层及擦痕数据一般多于10组,并在有多组擦痕的观测点适当增加了实测数据量。观测过程中, 根据断层或破裂面上的阶步、张裂口以及滑抹晶体等, 对断层两盘相对运动方向作出判断。如果观测点上存在不同性质、不同方向的擦痕,则根据擦痕之间的叠加改造关系, 区分其形成的先后顺序, 并对数据进行分别处理。如果没有直接证据表明不同擦痕和破裂面形成的先后顺序, 则在野外尽可能采集较多的观测数据, 留待室内进行数据反演分析时通过试算进行应力状态分期。

图2 野外断层擦痕照片Fig.2 Photos showing the fault-striae with slickenfibres and steps

2.2 断层滑动矢量数据的应力反演

2.2.1 古应力方向反演的基本假设

擦痕是断层两盘相对运动过程中主要因磨擦而在断层面上留下的线状痕迹。根据库伦剪切破裂准则和安德森断层形成力学模型, 三轴应力状态中的中间主应力轴位于新生断层面上并垂直于擦痕; 而最大和最小主应力轴位于擦痕与断层面法线构成的运动面上, 它们的具体方位与岩石剪切破裂内摩擦角有关(Marshak and Mitra, 1988)。如果内摩擦角为30°, 则最大主应力方向与断层面之间的夹角为30°,最小主应力方向与断层面夹角为60°, 夹角位置取决于断层两盘相对运动方向。因此, 在已知新生断层面产状和擦痕线理产状及断层两盘相对运动方向的情形下, 即可反演获得产生这一断层并进而导致其两盘发生相对运动的一点的应力状态。这是根据断层滑动矢量进行一点的应力状态反演的理论基础。如果断层两盘的相对运动是已有断层或破裂面的活化或者再次活动, 则导致断层滑动的主应力方位可以出现在稍大的变化范围(Célérier, 1988; 童亨茂等, 2011), 此时则需要更多不同方向破裂面上的断层滑动矢量数据对主应力方向进行限制, 以获取更准确的反演结果。根据断层滑动矢量数据进行应力反演有多种具体方法, 其应用前提与基本假设(Bott, 1959; Gapais et al., 2000; Lacombe, 2012)大致相同, 即:

(1) 应力场在一定的时间和空间上是均匀的;

(2) 断层滑动相互独立, 不改变应力场的均匀性;

(3) 断层的滑动方向和性质与断层面上最大剪切应力的方向和性质是一致的, 即断层两盘沿着断层面上最大剪切应力方向滑动。

2.2.2 古应力方向反演的基本原理和方法

本文断层滑动矢量数据的古应力反演, 主要应用了Delvaux编写的Win-Tensor应力反演软件(Delvaux, 1993; Delvaux and Sperner, 2003), 并综合使用直角二面法(Angelier and Mechler, 1977; Delvaux and Sperner, 2003)和旋转优化法(Delvaux and Sperner, 2003)两种方法。Win-Tensor应力反演软件古应力反演的基本原理, 是通过测试一系列应力张量(包括σ1、σ2和σ3的空间方位及其相对大小), 寻求一个使得总体偏差角(Misfit Angle: 在给定应力状态下, 断层面上的最大分解剪应力方向与实测擦痕方向之间的夹角, 图3)最小的最优解。具体步骤如下(原理详见Delvaux and Sperner, 2003):

图3 偏差角示意图(据Sippel, 2009)Fig.3 Sketch map showing the misfit angle

(1) 使用直角二面法求出最初的应力张量。

(2) 使用旋转优化法对步骤(1)中得到的反演结果进行优化。

(3) 数据的旋转: 仅对断层及擦痕形成后又随着地层发生过旋转的数据进行该项操作, 目的是恢复断层形成之初的原始应力状态。

(4) 如果在上述反演过程中被剔除的数据足够多, 则这些被剔除的数据组成新的一组, 再进行反演得到第二个应力张量, 一个观测点的数据最多只能反演出3个应力张量。一般情况下, 在多组断层及擦痕发育的情况下, 尽可能在野外进行断层形成期次与先后顺序的判断; 只有在缺少分期的野外直接证据时, 才通过收集较多的数据, 通过此程序的试算, 区分观测点可能存在的多期构造活动与应力状态。

(5) 反演结果的表达与评价: 经过上述反演步骤后Win-Tensor直接给出了对断层滑动矢量数据的应力反演结果。同时, 它还给出了几个评价反演结果的参数: QRw、QRt、F5值和偏差角(软件中的Slip Deviation alpha)等。其中QRw和QRt是综合考虑断层滑动矢量数据的数量、质量(断层两盘相对运动方向判断的可信度)、方向多样性等方面作出的评价,它们能对存在活化或再次活动现象的断层滑动矢量数据反演结果给出较为全面的评价, 但对于断层面和擦痕方向性变化较小的新生断层来说则会给出不恰当的较低评价等级; F5值是Win-Tensor软件的程序返回值, 与偏差角具有一定的相关性, 但其本身并无实际地质意义。本次研究中, 由于获取的多为新生断层的滑动矢量数据, 野外少见破裂面存在复活的迹象, 因此主要选用偏差角的分布对反演结果的质量进行评估。通常认为, 偏差角在30°以内都是可接受的, 偏差角越小, 反演质量越高。

2.2.3 应力反演结果

对所采集的断层擦痕数据进行以上应力反演操作后, 共获得68个有效应力张量(表2)。其中对区域断层主断面上测得的擦痕数据进行了单独反演, 以突出与区域断层活动相关的应力场。反演中数据的偏差角全部(881组)控制在30°以内, 其中93.4%的数据(823组)偏差角小于20°, 反演结果总体质量较好。

表2 承德地区擦痕数据应力反演结果Table 2 Result of stress inversion for the fault-striae in the Chengde area

续表2:

3 古构造应力场分期

3.1 古构造应力场分期的基本假设与原则

到目前为止, 无论是在理论上还是在方法上, 尚难以做到赋予古构造应力场以准确的时代含义。古构造应力场的分期及其时代, 需要结合相关地质体及构造形迹之间的相互关系分析予以限定。本文的研究中, 各观测点应力状态的分期、时代归属及区域构造应力场分期和配套, 主要基于以下几方面的假设与基本原则:

(1) 褶皱检验原则: 如果观测点实测断层滑动矢量数据反演所获得的三轴主应力状态, 不符合安德森断层形成力学模型(三个主应力轴中无一近于竖直或水平), 则根据观测点地层产状进行复原地层水平状态的旋转操作, 尝试获得符合安德森断层力学模型的应力状态, 即推测该断层形成于地层发生褶皱或掀斜之前。此外, 如果发现擦痕线理平行于断层面与地层面的交线, 则认为这种擦痕线理形成于地层近水平时,并在后期变形中与断层及两盘地层共同发生旋转, 因此, 在对具备该特征的断层滑动矢量数据进行古应力场反演时, 即使直接反演结果符合安德森断层力学模型亦对其进行旋转操作。

(2) 局部应力场剔除原则: 对于旋转前后均不能给出合理应力主轴方位的数据组, 则需考虑它们是否为区域尺度的褶皱变形或断裂活动时诱发的局部应力场作用的产物。如果基本确认它们属于局部应力场的产物, 则予以剔除, 不再纳入区域应力场构建和分期配套当中。

(3) 构造演变模型从简与应力场筛分剥离原则:在未经旋转操作的观测点应力状态反演结果当中,如果在多个构造层当中均存在大致相同的应力状态,则认为它们形成于最新构造层形成期间或之后。据此由新及老, 逐步将晚期应力状态数据筛分和剥离,再对剩余反演数据结果进行分期和配套。

(4) 最大主应力方向优先原则: 由于局部应力场的变化以及先存构造薄弱面的存在, 不同观测点上逆冲和走滑性质的断层滑动矢量数据, 可能在最大主应力近水平的同一区域应力场作用下形成。而分别通过这些不同性质的擦痕反演所得到的三轴应力方位是不同的(逆冲时σ3近直立; 走滑时σ2近直立), 若直接将其划分为不同期次, 则可能违背地质事实。因此, 本文采用最大主应力轴(σ1)方向作为应力场确立和分期配套的第一判别标准, σ2和σ3方向作为次要划分依据。

(5) 综合分析评判原则: 小型断层和破裂面及擦痕等, 尽管是浅层次构造变形中记录和反映古构造应力场的重要构造形迹, 但是, 必须将依据它们重建的古构造应力场及应力期次, 与观测点所在地层、构造位置, 及大区域尺度构造变形的定性分析结合起来, 进行综合分析和判断。

3.2 古构造应力场分期

基于前述假设和基本原则, 对观测数据应力状态反演结果进行了应力场分期和配套研究, 将研究区中侏罗世至早白垩世的应力场划分为3个主要期次, 并分别将D2和D3期进一步细分为2个阶段。各期应力场特征分述如下。

3.2.1 下花园组沉积之后–髫髻山组火山活动之前NNW向挤压(D1)(约173～165 Ma)

确立该期应力场的主要依据, 是在中三叠世–中侏罗世下花园组构造层(T2-J2xh)及更老构造层中获取了5个经过旋转操作的NNW向挤压应力张量(图4)。在承德县东部上谷乡以西的Y13460[6]点(“[ ]”内的数字与图1和表2序号相对应, 具体位置参见图1和表2, 下同), 下板城复向斜北翼三叠系紫红色砂岩、含砾砂岩和砾岩中, 见有一条指示斜向逆冲的小型断层, 擦痕线理与层面和断层面的交线相互平行(图5)。对断层滑动数据直接进行反演未能获取合理的应力状态数据, 而根据地层产状进行水平复原旋转操作后, 得到图4(Y13460[6])所示的三轴应力状态。因此, 反演及复原结果显示, 该条断层是在地层近于水平时, 在NW-SE向的挤压作用下形成的左行走滑断层, 而且, 该断层的产生可以与NEE-NE向展布的下板城复向斜的形成相匹配。此外, 在上谷乡北部长城系高于庄组含燧石团块白云岩(Y13471[8])、甲山镇西北高于庄组厚层白云岩(Y13532[32]和Y13533[33])及下板城南部承德县逆冲断层上盘奥陶系厚层灰岩(Y13459[40])中, 亦获取了经过地层水平复原旋转操作后的NNW向挤压应力张量, 反映了所在地层近于水平时的应力场状态。

图4 前髫髻山期中侏罗世NNW向挤压应力张量Fig.4 NNW compressional stress tensors during the pre-Tiaojishan Stage of the Middle Jurassic

图5 承德县上谷乡西部三叠系红色砂岩、砂砾岩中的断层及擦痕(擦痕恰好与断层面与层面的交线平行)Fig.5 Fault-striae observed in the Triassic sandstone and sandy conglomerate, west of Shanggu, Chengde county(the fault-striae are parallel to the intersecting line of fault plane and bedding)

由于这一组经过旋转恢复操作的应力反演结果,未见于更新的构造层当中, 且从区域上看, 从长城系(Ch)到下花园组(J2xh)的各个地层之间均不存在明显角度不整合, 因此推测这一期应力场, 总体上反映了下花园组(J2xh)沉积后、髫髻山组(J2-3t)火山活动之前本区所经历的古构造应力场。研究区内一系列区域规模的NEE-NE向褶皱构造, 如下板城复向斜、宋家营向斜、承德向斜、平泉背斜和桑园背斜等, 亦应视作本期应力场作用下的产物。在宋家营向斜的NW翼及下板城向斜N翼, 均可见它们被髫髻山组(J2-3t)火山岩不整合覆盖的情形, 亦表明该期古构造应力场时限应该限定在髫髻山组(J2-3t)之前。

3.2.2 晚侏罗世土城子组沉积中–晚期N-S向挤压(D2-1)(约152～139 Ma)

该期应力场由17组断层滑动矢量应力反演结果确定(图6)。从观测数据分布的构造层和地层单位来看, 位于土城子组和髫髻山组各4组, 3组来自承德县逆冲断层带, 4组来自长城系团山子组、高于庄组及蓟县系雾迷山组的直接反演, 另外2组分别为测自长城系高于庄组和奥陶系并经地层水平复原的结果。从构造位置上看, 其中13组数据采集自研究区主要断裂构造附近, 2组采集自承德盆地中, 还有2组直接采集自主要断层面上。在承德县逆冲断层主断面上(Y13557^3[44]和Y13560^3[47])及主断层下盘次级断层(Y13560^1[47])上获得的应力反演结果, 与野外可以观测到的奥陶系灰岩以低角度逆冲断层掩覆于三叠系之上(图7)的事实吻合良好。由于在晚于土城子组的地层中, 未见反映该组应力状态的数据, 因此将其时代推定为土城子组(J3-K1tch)时期。此外, 在双庙逆冲断层附近(Y13500-1^2[13], Y13503-2^2[16]和Y13518-1^1[21])和古北口逆冲断层附近(Y13485-2[11], Y13542[37], Y13581[48]和Y13588^1[50])(表2, 图6)观测点实测反演结果, 与这些断层表现出的运动学性质亦吻合良好, 表明它们的形成与这些主要逆冲断层密切相关。而这些主要断层显示出的下盘土城子组被中元古界所掩覆,亦证明了这期应力场的时代应为土城子组形成期间或者之后。

本文研究中, 在承德市东南部, 大石庙镇三榆树村南(Y13518-1[21]点)双庙逆冲断层下盘的土城子组(J3-K1tch)中发现的逆冲断层作用相关的生长地层(Growth strata)(Suppe et al., 1992), 表明区域性挤压作用在土城子组沉积期间已经开始。生长地层见于邻近双庙逆冲断层附近宽约近100 m的土城子组浅紫色中细粒砾岩中, 其中地层产状剧烈变化, 不同产状的三套岩层之间存在两个局部的“角度不整合”(图8)。而向北在远离双庙逆冲断层的土城子组中, 这些岩层之间为整合接触关系。这种地层产状变化和地层之间、地层与逆冲断层之间的相互关系表明, 在土城子组沉积期间, 双庙逆冲断层已经处于活动状态。较早期形成的地层随即卷入逆冲变形,并在递进变形过程中发生倒转。而形成越晚的地层,因断层运动引起的产状变化越小。两个局部“角度不整合”的出现, 反映了断层活动的阶段性特征, 而并非均匀连续的递进变形。这一现象表明, 至少部分土城子组沉积具有同构造沉积(张长厚等, 2004)的特征, 同时也表明, 前述N-S向挤压为主的应力场, 自土城子组沉积期间已然启动。

图6 晚侏罗世土城子组沉积中–晚期N-S向挤压应力张量Fig.6 N-S compressional stress tensors during the middle-late Tuchengzi Stage of the Late Jurassic

图7 承德县上谷西南部奥陶系马家沟组灰岩(O2m)沿承德县逆冲断层(CDC-T)逆冲于三叠系(T)红色砂岩、含砾砂岩之上, 蓝色箭头表示地层面向Fig.7 The limestone of the Majiagou Formation (O2m) thrusts over the Triassic (T) sandstone and pebbled sandstone along Chengde thrust fault (CDC-T), southwest of Shanggu, Chengde county

图8 承德市东南部双庙逆冲断层下盘土城子组砂砾岩中的生长地层Fig.8 Growth strata in the Tuchengzi Formation, footwall of the Shuangmiao thrust fault, southeast of Chengde city

除上述主要逆冲断层之外, 研究区规模最大的承德向斜, 亦形成于此期应力场作用。

3.2.3 早白垩世初土城子组沉积期末NNE-NE向挤压(D2-2)(约139 ～135 Ma)

土城子(J3-K1tch)期末NNE向挤压构造应力场,由10组观测数据所确定。其中, 5组来自土城子组, 2组来自髫髻山组, 另外3组分别测自蓟县系雾迷山组、奥陶系和三叠系。这些观测数据大致可以分为2类, 一类表现为近南北向(NNW-NS-NNE)向右行走滑, 另一类为NEE–近W-E向左行走滑。因此, 大致上呈现出共轭剪切破裂系统的特征。断层滑动矢量应力反演结果表明, 最大主应力方向为NNE-NE向(图9)。由于观测数据采集最新地层层位为土城子组, 且在更老地层中的观测数据, 未经旋转即获得合理的该组应力状态数据, 因此推定其形成时代应为土城子组形成期间或之后。之所以将其置于前述近N-S向挤压应力场之后, 主要基于两方面的证据: (1)在双庙逆冲断层附近Y13503-2[16]点的土城子组(J3-K1tch)含砾粗砂岩中, 曾观测到可以区分形成先后顺序的两组擦痕数据, 较早一组应力反演指示了近N-S向挤压, 而较晚一组显示出了NNE向的挤压作用; (2)更为重要的证据是, 近N-S向挤压形成的区域性断层和褶皱构造, 都显示出曾经遭受到NW-NNW向展布的宽缓褶皱构造改造的面貌(图1)。如六沟西部双庙逆冲断层东段发生了明显的弯曲变形, 承德向斜枢纽及南翼地层形成宽缓的褶皱弯曲,都反映了这样一期应力场的存在, 并晚于近N-S向的挤压作用。此外, 更早期的下板城复向斜的枢纽亦发生了类似的褶皱弯曲。

3.2.4 早白垩世张家口期垂向挤压主导的多向伸展(D3-1)与NW-NNW向弱挤压(D3-2)(约125 Ma之后)

图9 早白垩世初土城子组沉积期末NNE-NE向挤压应力张量Fig.9 NNE-NE compressional stress tensors during the end of the Tuchengzi Stage of the Early Cretaceous

在张家口组(K1z)火山岩和与之时代相当的南沟脑岩体(前人称作小寺沟岩体, 锆石U-Pb年龄125± 2 Ma; 刘健, 2006)中, 发现存在NW-NNW向拉伸(4组: Y13517-1[18], Y13517-3[20], Y13523^1[23], Y13525-1[25]; 另有1组数据Y13450^1[4]采集自复活断层面上, 表现为N-S向拉伸; 表2, 图10)(下伏构造层中部分拉伸方向与之差异较大, 图11)和NW-NNW向挤压(4组: Y13450^2[4], Y13517-2[19], Y13523^2[23], Y13524[24]; 靠近大贵口–唐家湾断层的1组数据显示存在N-S向挤压Y13501-2[15];表2, 图12)。这些观测数据表明, 张家口组火山岩喷发之后, 研究区曾经历过挤压和拉伸应力作用;但是, 二者之间的先后顺序, 缺乏地层接触关系和区域尺度构造叠加改造特征的限定。前人在更大范围的研究表明, 张家口组火山活动时期处于区域伸展构造背景, 之后曾发生挤压反转(Zhang et al., 2003, 2011), 因此本文将此阶段两种应力场初步确定为拉伸作用在先, 挤压作用在后。

张家口组火山岩喷发之后的伸展变形在华北东部和东北地区乃至东亚地区广泛存在, 已经被比较多的研究所证实。本次研究中, 除了在张家口组火山岩中获取的NW-NNW向拉伸应力张量外, 在南沟脑岩体和张家口组下伏构造层中发现有11组近似同方向拉伸的应力状态数据(表2, 图10)。而在相对较老的构造层中反演获得的应力状态数据, 主要拉伸方向也并不严格呈现为NW-NNW向, 而是有部分表现为近N-S向拉伸(Y13519^2[22], Y13529^1 [29], Y13549^2[40]; 图10), 或NEE-WE向拉伸(图11)。根据本文前述应力场分期的“最大主应力优先原则”, 这些局部表现为不同方向拉伸的应力状态,最大主应力轴多表现为陡倾和近直立, 因此本文将它们归为同一期应力场。

图10 早白垩世张家口期NW-NNW向伸展应力张量Fig.10 NW-NNW extensional stress tensors during the Zhangjiakou Stage of the Early Cretaceous

图11 早白垩世张家口期NEE-WE向伸展应力张量Fig.11 NEE-WE extensional stress tensors during the Zhangjiakou Stage of the Early Cretaceous

在这一期应力场作用下, 研究区内形成的最显著构造为大贵口–唐家湾正断层, 该断层向南陡倾并构成了承德盆地张家口组火山岩系的北界。在承德县城西部近东西向展布的桲椤树东山–北台断层,构成北台盆地的北界并控制了张家口组的目前分布范围, 亦是此期应力场作用的产物。

更晚期的挤压作用在构造表现上不甚显著, 但在研究区承德盆地张家口组火山岩中发育的NEE向宽缓褶皱, 表明了此期NW-NNW向挤压作用的存在, 只是变形强度相对较弱。观测数据反演结果显示, 在下伏构造层中, 还存在9组无需地层水平复原操作, 即可获得的与本期应力场相匹配的应力状态数据(表2, 图12)。因此, 此期应力场作用的影响范围仍然是比较广泛的。此外, Zhang et al. (2003, 2011)在对郯庐断裂中段断陷盆地及鄂尔多斯盆地的研究中发现, 早白垩世广泛伸展作用之后, 各盆地发生了构造反转, 且将其时代定为晚白垩世时期; Dong et al. (2008)也指出早白垩世末至晚白垩世中期, 华北地区以NW-SE向挤压为主, 并使早期形成的伸展断陷盆地发生不同程度的构造反转。本文研究中的本期挤压应力场可能可以与之相对比。

4 讨 论

本文主要基于断层滑动矢量数据的应力状态反演结果, 将燕山中段的承德地区中侏罗世至早白垩世(J2-K1)的构造应力场初步厘定为3期5阶段, 据此重塑了研究区域在该时段的应力场演变过程(图13)。总体上看, 应力状态反演及分期结果与研究区已有构造变形研究结果对应性良好, 而且这种研究可以刻画出更详细的应力场演变过程, 尤其是宏观构造变形表现并不十分显著的应力场作用, 也得到良好揭示。但是, 在研究中也发现, 基于大区域地质构造研究所厘定的构造动力学背景, 并不一定能在有限的研究区域内得到相应的古构造应力场状况的响应与支持。

图12 早白垩世张家口期NW-NNW向挤压应力张量Fig.12 NW-NNW compressional stress tensors during the Zhangjiakou Stage of the Early Cretaceous

图13 承德地区应力场对比分期图Fig.13 Division of the stress field stages in the Chengde area

研究发现, 在中侏罗世至早白垩世初期, 研究区应力场以挤压为主, 并且最大主压应力方向发生由NNW-SSE、经近N-S向、到NNE-SSW向的顺时针旋转, 旋转角度约60°(图13)。其中, 标志着强烈构造活动性的髫髻山组(J2-3t)火山活动期间, 构造应力作用表现却相对较弱; 而随后土城子组(J3-K1tch)沉积中、晚期的近N-S向挤压作用持续加强, 在土城子组沉积期间形成了具逆冲构造变形相关生长地层特征的地层接触关系, 土城子期末在区域上形成了大量的逆冲断层和褶皱构造。以上地质事实表明,土城子组沉积期间的构造体制应该是挤压背景, 而非伸展背景。这可能表明在此期间, 华北克拉通与兴蒙造山带之间仍处于南北向汇聚当中, 而且可能是华北克拉通与北部造山带或板块之间非规则板块边界间的持续汇聚作用, 或碰撞作用向东的侧向迁移(Enkin et al., 1992; Courtillot et al., 1994; Zorin, 1999), 导致了此期间最大主应力方向的顺时针旋转。早白垩世早期之后, 区域构造应力场表现为以伸展为主。从大区域看, NW-SE向的伸展作用在该时期广泛存在(Darby et al., 2004; Wang T et al., 2011; Lin et al., 2013a, b; Liu et al., 2013)。但在本文研究区内所获取的这一期应力场, 在陡倾–近直立的最大主应力作用下, 应力张量伸展方向变化范围较大,主要为NW-NNW, 亦有部分为近N-S向, 而在张家口组下伏更老构造层中还获取到部分NEE-WE向伸展的应力张量。之所以在较老的构造层当中, 这一期应力状态反演显示出不同方向的拉伸, 一种可能是与先存断裂的构造活化有关; 另外一种可能是,类似于主动裂谷作用模型的垂向最大主应力作用,在这一期的构造应力场演化过程中起着主导作用。此外, 值得一提的是, 白垩纪以来研究区域并非持续处于拉伸作用之下, 在125 Ma之后仍存在过挤压作用(D3-2), 但应力作用相对较弱, 可能与蒙古–鄂霍茨克洋最终关闭作用的远程效应(Halim et al., 1998)有关。

此外, 一个比较出乎意料的结果是, 在该区域未发现可能与中侏罗世以来古太平洋板块或伊佐奈岐(Izanagi)板块沿NW方向向欧亚大陆岩石圈板块之下俯冲作用(Maruyama et al., 1997; Takahashi, 1999; 万天丰, 2004)有关的近W-E向或NW-SE向挤压应力场的存在。但是, 区域构造变形定性分析显示, 在燕山东段的辽西地区(杨庚等, 2001; 王根厚等, 2001; 张长厚等, 2002)、燕山西段和太行山北部一带(张长厚等, 2006, 2011; Wang et al., 2011), 确有可归为古西太平洋俯冲带俯冲作用影响的古构造应力场存在。在本研究区域有限的范围内出现缺少相应应力状态的情形, 可能是具有强硬结晶基底的克拉通内(或板内)呈现为非均匀变形的结果。

5 结 论

(1) 燕山中段承德地区在中生代的中、晚期经历了3期5阶段的古构造应力场演化过程。第一期(D1)发生于下花园组之后、髫髻山组火山活动之前(约173～165 Ma)的中侏罗世, 表现为NNW-SSE向挤压。第二期发生在晚侏罗世–早白垩世早期的土城子组沉积期间及之后、早白垩世张家口组火山活动之前, 其中包含两个阶段: 第一阶段(D2-1)为土城子组沉积中、晚期期间的近N-S向挤压(约152～139 Ma); 第二个阶段(D2-2)为土城子组沉积之后、张家口组火山活动开始(约135 Ma)之前的NNE-NE向挤压。第三期为张家口组火山喷发之后(约125 Ma之后), 其中早期阶段(D3-1)表现为垂向挤压控制下较为广泛的多向伸展; 晚期阶段(D3-2)表现为短暂的NW-NNW向弱挤压。

(2) 研究区在中侏罗世至早白垩世初期的古构造应力场, 表现出最大主压应力方向发生了由NNW- SSE、经近N-S向、到NNE-SSW向的顺时针旋转, 旋转角度约60°。土城子组沉积作用即发生于此挤压作用为主的构造背景下。表明此期间华北克拉通与兴蒙造山带之间仍处于总体近南北向的汇聚当中。

(3) 在研究区域未发现可能与中侏罗世以来古太平洋板块或伊佐奈岐(Izanagi)板块沿NW方向向欧亚大陆岩石圈板块之下俯冲作用有关的近W-E向或NW-SE向挤压应力场的存在, 这可能是具有强硬结晶基底的克拉通内非均匀变形的结果。

致谢: 中国地质科学院地质力学研究所胡健民研究员和张岳桥研究员在论文修改过程中提出了宝贵的建设性意见和建议, 在此表示衷心感谢。

陈虹, 胡健民, 公王斌, 李利波. 2013. 青藏高原东北缘牛首山–罗山断裂带新生代构造变形与演化. 地学前缘, 20(4): 18–35.

陈正乐, 杨农, 陈宣华. 1996. 燕山地区印支期构造应力场的计算分析. 地质力学学报, 2(1): 77–82.

河北省地质局第二区域地质测量大队. 1975. 承德幅 1：20 万区域地质调查报告.

河北省地质局第二区域地质测量大队. 1976. 平泉幅 1：20 万区域地质调查报告.

和政军, 李锦轶, 牛宝贵, 任纪舜. 1998. 燕山–阴山地区晚侏罗世强烈推覆–隆升事件及沉积响应. 地质论评, 44(4): 407–418.

和政军, 牛宝贵. 2004. “承德逆冲岩片”之商榷——来自燕山地区中元古代长城系的沉积地质证据. 地质论评, 50(5): 464–470.

和政军, 牛宝贵, 张新元. 2007. 晚侏罗世承德盆地砾岩碎屑源区分析及构造意义. 岩石学报, 23(3): 655–666.

和政军, 王宗起, 任纪舜. 1999. 华北北部侏罗纪大型推覆构造带前缘盆地沉积特征和成因机制初探. 地质科学, 34(2): 61–70.

胡健民, 刘晓文, 徐刚, 吴海, 刘健, 张拴宏. 2005. 冀北承德地区张营子–六沟走滑断层及其构造意义. 地质论评, 51(6): 621–632.

黄兴富, 施炜, 李恒强, 陈龙, 岑敏. 2013. 银川盆地新生代构造演化: 来自银川盆地主边界断裂运动学的约束. 地学前缘, 20(4): 199–210.

荆振杰, 杜义, 谢富仁. 2008. 昆明周边地区活动断层滑动与现代构造应力场. 地震学报, 30(3): 230–239.

李忠, 刘少峰, 张金芳, 王清晨. 2003. 燕山典型盆地充填序列及迁移特征: 对中生代构造转折的响应. 中国科学(D辑), 33(10): 931–940.

刘健. 2006. 燕山褶断带东段承德盆地及邻区燕山期构造演化. 北京: 中国地质科学院博士论文.

刘健, 赵越, 柳小明. 2006. 冀北承德盆地髫髻山组火山岩的时代. 岩石学报, 22(11): 2617–2630.

刘健, 赵越, 柳小明, 刘晓文. 2007. 燕山褶断带下板城盆地杏石口组沉积特征及其构造意义. 岩石学报, 23(3): 639–654.

刘少峰, 张金芳, 李忠, 王清晨. 2004. 燕山承德地区晚侏罗世盆地充填记录及对盆缘构造作用的指示. 地学前缘, 11(3): 145–154.

牛宝贵, 和政军, 宋彪, 任纪舜. 2003. 张家口组火山岩SHRIMP定年及其重大意义. 地质通报, 22(2): 140–141.

彭澎, 刘富, 翟明国, 郭敬辉. 2011. 密云岩墙群的时代及其对长城系底界年龄的制约. 科学通报, 56(35):2975–2980.

乔彦波, 单业华, 田野, 聂冠军, 孙蓓. 2012. 鄂西远安白垩纪盆地的宏观构造变形机制. 大地构造与成矿学, 36(1): 44–55.

渠洪杰, 张英利. 2005. 承德地区土城子组沉积特征及其构造意义. 大地构造与成矿学, 29(4): 465–474.

任凤楼, 张岳桥, 邱连贵, 柳忠泉, 王大华. 2007. 胶莱盆地白垩纪构造应力场与转换机制. 大地构造与成矿学, 31(2): 157–167.

邵济安, 孟庆任, 魏海泉, 张履桥, 王佩瑛. 2003. 冀西北晚侏罗世火山–沉积盆地的性质及构造环境. 地质通报, 22(10): 751–761.

施炜, 刘源, 刘洋, 陈鹏, 陈龙, 岑敏, 黄兴富, 李恒强. 2013. 青藏高原东北缘海原断裂带新生代构造演化.地学前缘, 20(4): 1–17.

孙立新, 赵凤清, 王惠初, 谷永昌, 冀世平. 2007. 燕山地区土城子组划分、时代与盆地性质探讨. 地质学报, 81(4): 445–453.

童亨茂, 蔡东升, 吴永平, 李晓光, 李绪深, 孟令箭. 2011.非均匀变形域中先存构造活动性的判定. 中国科学(D辑), 41(2): 158–168.

万天丰. 2004. 侏罗纪地壳转动与中国东部岩石圈转型.地质通报, 23(9–10): 966–972.

王根厚, 张长厚, 王果胜, 吴正文. 2001. 辽西地区中生代构造格局及其形成演化. 现代地质, 15(1): 1–7.

王令占, 田洋, 涂兵, 曾波夫, 谢国刚. 2012. 鄂西利川齐岳山高陡背斜带的古应力分析. 大地构造与成矿学, 36(4): 490–503.

杨庚, 柴育成, 吴正文. 2001. 燕山造山带东段——辽西地区薄皮逆冲推覆构造. 地质学报, 75(3): 322–332.

杨农, 陈正乐, 雷伟志, 张辉旭. 1996. 冀北燕山地区印支期构造特征研究. 北京: 地质出版社: 1–70.

查显锋, 董云鹏, 李玮, 杨钊, 万斌, 杨晨. 2010. 南秦岭佛坪隆起的成因探讨——构造解析的证据. 大地构造与成矿学, 34(3): 331–339.

张长厚, 邓洪菱, 李程明, 刘孜, 邓洪旦, 滕飞. 2012. 燕山板内造山带中部“承德逆冲构造”的褶皱相关断裂构造模型. 地学前缘, 19(5): 27–40.

张长厚, 李程明, 邓洪菱, 刘阳, 刘磊, 魏波, 李寒滨, 刘孜. 2011. 燕山–太行山北段中生代收缩变形与华北克拉通破坏. 中国科学(D辑), 41(5): 593–617.

张长厚, 王根厚, 王果胜, 吴正文, 张路锁, 孙卫华. 2002.辽西地区燕山板内造山带东段中生代逆冲推覆构造.地质学报, 76(1): 64–76.

张长厚, 吴淦国, 徐德斌, 王根厚, 孙卫华. 2004. 燕山板内造山带中段中生代构造格局与构造演化. 地质通报, 23(9–10): 864–875.

张长厚, 吴正文. 2002. 造山带构造研究中几个重要学术概念问题的讨论. 地质论评, 48(4): 337–344.

张长厚, 张勇, 李海龙, 吴淦国, 王根厚, 徐德斌, 肖伟峰, 戴凛. 2006. 燕山西段及北京西山晚中生代逆冲构造格局及其地质意义. 地学前缘, 13(2): 165–183.

张宏, 柳小明, 高山, 张立君, 李之彤, 杨芳林, 王献策. 2005a. 辽西凌源地区张家口组的重新厘定及其意义——来自激光 ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄的制约. 地质通报, 24(2): 110–117.

张宏, 柳小明, 袁洪林, 胡兆初, 第五春荣. 2006. 辽西凌源地区义县组下部层位的 U-Pb 测年及意义. 地质论评, 52(1): 63–71.

张宏, 柳小明, 张晔卿, 袁洪林, 胡兆初. 2005b. 冀北滦平–辽西凌源地区张家口组火山岩顶、底的单颗粒锆石 U-Pb 测年及意义. 地球科学——中国地质大学学报, 30(4): 387–401.

张宏, 王明新, 柳小明. 2008a. LA-ICP-MS 测年对辽西–冀北地区髫髻山组火山岩上限年龄的限定. 科学通报, 53(15): 1815–1824.

张宏, 韦忠良, 柳小明, 李栋. 2008b. 冀北–辽西地区土城子组的 LA-ICP-MS 测年. 中国科学(D辑), 38(8): 960–970.

张宏, 袁洪林, 胡兆初, 柳小明, 第五春荣. 2005c. 冀北滦平地区中生代火山岩地层锆石 U-Pb 测年及启示.地球科学——中国地质大学学报, 30(6): 707–720.

张岳桥, 施炜, 廖昌珍, 胡博. 2006. 鄂尔多斯盆地周边断裂运动学分析与晚中生代构造应力体制转换. 地质学报, 80(5): 639–647.

张仲培, 林伟, 王清晨. 2003. 库车坳陷克拉苏–依奇克里克构造带的构造演化. 大地构造与成矿学, 27(4): 327–336.

赵越, 宋彪, 张拴宏, 刘健. 2006. 北京西山侏罗纪南大岭组玄武岩的继承锆石年代学及其含义. 地学前缘, 13(2): 184–190.

赵越, 张拴宏, 徐刚, 杨振宇, 胡健民. 2004. 燕山板内变形带侏罗纪主要构造事件. 地质通报, 23(9-10): 854–863.

郑亚东, Davis G A, 王琮, Darby B J, 张长厚. 2000. 燕山带中生代主要构造事件与板块构造背景问题. 地质学报, 74(4): 289–302.

Allmendinger R W, Cardozo N and Fisher D M. 2012. Structural Geology Algorithms: Vectors and Tensors. Cambridge University Press: 1–289.

Anderson E M. 1951. The Dinamics of Faulting (2nd Edition). Oliver and Boyd, Edinburgh.

Angelier J. 1984. Tectonic analysis of fault slip data sets.

Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 89(B7): 5835–5848.

Angelier J and Mechler P. 1977. Sur une methode graphique de recherche des contraintes principales egalement utilisables en tectonique et en seismologie : La methode des diedres droits. Bulletin de la Société Géologique de France, S7-XIX(6): 1309–1318.

Bott M H P. 1959. The mechanics of oblique slip faulting. Geological Magazine, 96(2): 109–117.

Célérier B. 1988. How much does slip on a reactivated fault plane constrain the stress tensor? Tectonics, 7(6): 1257–1278.

Cope T D. 2003. Sedimentary Evolution of the Yanshan Fold-thrust Belt, Northeast China. Stanford University, PhD dissertation.

Cope T D, Shultz M R and Graham S A. 2007. Detrital record of Mesozoic shortening in the Yanshan belt, NE China: Testing structural interpretations with basin analysis. Basin Research, 19(2): 253–272.

Courtillot V, Enkin R, Yang Z Y, Chen Y, Bazhenov M, Besse J, Cogné J P, Coe R, Zhao X X and Gilder S. 1994. Reply to“Comment on ‘Paleomagnetic constraints on the geodynamic history of the major blocks of China from the Permian to the Present’ by R J Enkin et al.”. Journal of Geophysical Research, 99(B9): 18043–18048.

Darby B J, Davis G A, Zhang X H, Wu F Y, Yang J H and Wilde S. 2004. The newly discovered Waziyu metamorphic core complex, Yiwulu Shan, western Liaoning province, North China. Earth Science Frontiers, 11(3): 145-156.

Davis G A. 2005. The Late Jurassic “Tuchengzi/Houcheng”Formation of the Yanshan fold-thrust belt: An analysis. Earth Science Frontiers, 12(4): 331–345.

Davis G A, Wang C, Zheng Y D, Zhang J J, Zhang C H and Gehrels G E. 1998. The enigmatic Yinshan fold-andthrust belt of northern China: New views on its intraplate contractional styles. Geology, 26(1): 43–46.

Davis G A, Zheng Y D, Wang C, Darby B J, Zhang C H and Gehrels G. 2001. Mesozoic tectonic evolution of the Yanshan fold and thrust belt, with emphasis on Hebei and Liaoning provinces, northern China. Geological Society of America Memoirs, 194: 171–197.

Delvaux D. 1993. The TENSOR program for paleostress reconstruction: Examples from the east African and the Baikal rift zones. Terra Nova, 5(1): 216.

Delvaux D and Barth A. 2010. African stress pattern from formal inversion of focal mechanism data. Tectonophysics, 482(1): 105–128.

Delvaux D, Kervyn F, Macheyeki A S and Temu E B. 2012. Geodynamic significance of the TRM segment in the East African Rift (W-Tanzania): Active tectonics and paleostress in the Ufipa plateau and Rukwa basin. Journal of Structural Geology, 37: 161–180.

Delvaux D and Sperner B. 2003. New aspects of tectonic stress inversion with reference to the TENSOR program. Geological Society, London, Special Publications, 212: 75–100.

Dong S W, Zhang Y Q, Long C X, Yang Z Y, Ji Q, Wang T, Hu J M and Chen X H. 2008. Jurassic tectonic revolution in China and reinterpretation of the “Yanshan movement”. Acta Geologica Sinica, 82(8): 334–1347.

Enkin R J, Yang Z Y, Chen Y and Courtillot V. 1992. Paleomagnetic constraints on the geodynamic history of the major blocks of China from the Permian to the present. Journal of Geophysical Research, 97(B10): 13953–13989.

Gapais D, Cobbold P R, Bourgeois O, Rouby D and de Urreiztieta M. 2000. Tectonic significance of fault-slip data. Journal of Structural Geology, 22(7): 881–888.

Glorie S, De Grave J, Delvaux D, Buslov M M, Zhimulev F I, Vanhaecke F, Elburg M A and Van den haute P. 2012. Tectonic history of the Irtysh shear zone (NE Kazakhstan): New constraints from zircon U/Pb dating, apatite fission track dating and palaeostress analysis. Journal of Asian Earth Sciences, 45: 138–149.

Halim N, Kravchinsky V, Gilder S, Cogné J P, Alexyutin M, Sorokin A, Courtillot V and Chen Y. 1998. A palaeomagnetic study from the Mongol-Okhotsk region: Rotated Early Cretaceous volcanics and remagnetized Mesozoic sediments. Earth and Planetary Science Letters, 159(3): 133–145.

Lacombe O. 2012. Do fault slip data inversions actually yield “paleostresses” that can be compared with contemporary stresses? A critical discussion. Comptes Rendus Geoscience, 344(3–4): 159–173.

Lin W, Charles N, Chen Y, Chen K, Faure M, Wu L, Wang F, Li Q L, Wang J and Wang Q C. 2013a. Late Mesozoic compressional to extensional tectonics in the Yiwulüshan massif, NE China and their bearing on the Yinshan-Yanshan orogenic belt: Part II: Anisotropy of magnetic susceptibility and gravity modeling. Gondwana Research, 23(1): 78–94.

Lin W, Faure M, Chen Y, Ji W B, Wang F, Wu L, Charles N, Wang J and Wang Q C. 2013b. Late Mesozoic compressional to extensional tectonics in the Yiwulüshan massif, NE China and its bearing on the evolution of the Yinshan-Yanshan orogenic belt: Part I: Structural analyses and geochronological constraints. Gondwana Research, 23(1): 54–77.

Liu J L, Shen L, Ji M, Guan H M, Zhang Z C and Zhao Z D. 2013. The Liaonan/Wanfu metamorphic core complexes in the Liaodong Peninsula: Two stages of exhumation and constraints on the destruction of the North China Craton. Tectonics, 32(5): 1121–1141.

Marrett R A and Allmendinger R W. 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology, 12(8): 973–986.

Marshak S and Mitra G. 1988. Basic Methods of Structural Geology. Prentice Hall, New Jersey: 1–446.

Maruyama S, Isozaki Y, Kimura G and Terabayashi M. 1997. Paleogeographic maps of the Japanese Islands: Plate tectonic synthesis from 750 Ma to the present. The Island Arc, 6(1): 121–142.

Meng Q R, Wei H H, Wu G L and Duan L. 2014. Early Mesozoic tectonic settings of the northern North China craton. Tectonophysics, 611: 155–166.

Sippel J. 2009. The Paleostress History of the Central European Basin System. Freie Universität Berlin, PhD dissertation.

Suppe J, Chou G T and Hook S C. 1992. Rates of folding and faulting determined from growth strata // McClay K R. Thrust Tectonics. Springer Netherlands: 105–121.

Takahashi O. 1999. Polyphase accretionary tectonics in the Jurassic to Cretaceous accretionary belts of central Japan. The Island Arc, 8(3): 349–358.

Van Noten K, Claes H, Soete J, Foubert A, Özkul M and Swennen R. 2013. Fracture networks and strike–slip deformation along reactivated normal faults in Quaternary travertine deposits, Denizli Basin, western Turkey. Tectonophysics, 588: 154–170.

Wang T, Zheng Y D, Zhang J J, Zeng L S, Donskaya T, Guo L and Li J B. 2011. Pattern and kinematic polarity of late Mesozoic extension in continental NE Asia: Perspectives from metamorphic core complexes. Tectonics, 30(6): TC6007.

Wang Y, Zhou L Y and Li J Y. 2011. Intracontinental superimposed tectonics—A case study in the Western Hills of Beijing, eastern China. Geological Society of America Bulletin, 123(5-6): 1033–1055.

Yamaji A. 2000. The multiple inverse method: a new technique to separate stresses from heterogeneous fault-slip data. Journal of Structural Geology, 22(4): 441–452.

Zhang Y Q, Dong S W and Shi W. 2003. Cretaceous deformation history of the middle Tan-Lu fault zone in Shandong Province, eastern China. Tectonophysics, 363(3–4): 243–258.

Zhang Y Q, Shi W and Dong S W. 2011. Changes in Late Mesozoic tectonic regimes around the Ordos Basin (North China) and their geodynamic implications. Acta Geologica Sinica, 85(6): 1254–1276.

Zorin Y A. 1999. Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region (Russia) and Mongolia. Tectonophysics, 306(1): 33–56.

Paleotectonic Stress Field and its Evolution in Central Part of the Intraplate Yanshan Orogenic Belt during Middle Jurassic and Early Cretaceous: Constrains of Stress Inversion of Fault Slip Vectors

LIN Yi1, ZHANG Changhou1,2, LI Chengming1and SHI Xiaolong1
(1. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China; 2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China)

The Mesozoic structural deformation and sedimentation as well as the volcanism in the Chengde area, central part of intraplate Yanshan orogenic belt, have been systematically investigated in the last two decades. The paleostress fields leading to these complicated tectonic deformations remain unrevealed. Paleostress inversion of fault slip vectors, combining with the newly defined structural levels and the latest age dating results on the key lithostratigraphic units, is employed to establish the paleostress fields in the Chengde area during Middle Jurassic and Early Cretaceous. Three generations including five phases of paleostress fields have been identified in this study. The first generation is believed to be the Middle Jurassic NNW compression (D1) after the sedimentation of the Xiahuayuan Formation and previous to that of the Tiaojishan Formation volcanism (～173 Ma–165 Ma); The second generation includes two phases, the Late Jurassic and earliest Cretaceous N-S compression (D2-1) during and after the sedimentation of the Tuchengzi Formation(～152 Ma–139 Ma) followed by the NNE compression (D2-2) post to the Tuchengzi Formation and predate the Zhangjiakou Formation (～139 Ma–135 Ma). The third generation of paleostress field is inferred to be later than 125 Ma and characterized by a widespread multidirectional extension (D3-1) induced from vertical compression, followed by a leading and weak NW-NNW compression (D3-2). It is inferred that the contraction regime dominated in the Chengde area during the Middle Jurassic and the early Early Cretaceous, with the maximum principal stress axes (σ1) rotated ca 60° clockwise from NNW to NNE, and the sedimentation of the Tuchengzi Formation occurred in this compressive tectonic setting. Extension regime characterized the Early Cretaceous in the central Yanshan belt, even a weak compression once occurred during this period. There is no nearly W-E or NW-SE compressional stress field previously inferred as far-field response to the suspected subduction of paleo-Pacific Plate or Izanagi Plate have been identified in this area, which is likely resulted from intracratonic heterogeneous deformation or strain.

middle Yanshan belt; Mesozoic; fault-striae; stress inversion; paleostress field

P542

A

1001-1552(2015)02-0187-021

2014-06-18; 改回日期: 2015-01-12

项目资助: 中国地质调查局地质调查工作项目(编号: 121201112073, 12120113059700)和国家自然科学基金(批准号: 90814002, 40672150, 40739906)资助。

林逸(1989–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: linyi_cugb@qq.com

张长厚(1964–), 男, 教授, 构造地质学专业, 主要从事构造地质学和区域大地构造学教学和科学研究工作。Email: changhou@cugb.edu.cn