贺兰山构造带及邻区中-新生代构造事件:来自不整合面和裂变径迹的约束*

马静辉 何登发, 2**

1. 中国地质大学(北京)能源学院，北京 100083 2. 海相储层演化与油气富集机理教育部重点实验室，北京 100083

构造事件(Tectonic Event)是指构造运动过程中某一短暂时期突然发生的、规模较大的、具有重大影响的、强烈的构造变动(万天丰，2011；陆松年等，2001；侯泉林，2018)，是通过岩石、构造、地层等物质的存在和变化表现出来的，如构造变形、变位、岩浆的侵入、变质作用、不整合等(万天丰，2011)。野外地质调查是研究构造事件最重要和最基本的途径，在野外地质工作中，很多露头含有丰富的地质内涵或能反映构造事件序列。由于贺兰山山大沟深，缺乏地震测线的控制，只有在其邻区有少数几条地震测线，因此地层不整合和热年代学在该地区中新生代构造事件时间的确定中起着举足轻重的作用。

本文研究的范围是贺兰山构造带及其邻区，包括桌子山、贺兰山、牛首山、面子山、磁窑堡、石沟驿、大小罗山和青龙山等地，横亘在鄂尔多斯盆地西北缘，地理坐标介于北纬37°～40°，东经105°～107°，长约200km，总体呈SW-NE走向(图1)。这一狭长地带是华北地块上重要陆内造山带，其形成受到多个构造域影响，并经历多旋回多期次的构造活动(Liu,1998; Huangetal., 2015)，褶皱断裂发育，构造变形复杂，是中国南北向构造带的重要组成部分(赵晓辰等，2016)。该地区保存有鄂尔多斯盆地及周缘丰富的构造变形行迹，是研究鄂尔多斯西缘中新生代构造变形的关键区域，其复杂的构造演化历史一直是地质学者们关注的课题。

图1 贺兰山构造带及邻区区域地质图(a)华北克拉通(NCC)地形图(据Liu, 1998; Liu et al., 2013改编)；(b)鄂尔多斯盆地西缘构造位置图；(c)贺兰山构造带及邻区地质图，采样位置为红色五星, 绿色线条表示图1d-f剖面位置；(d)NW-SE构造剖面图(A-B、C-D、E-F、G-H)；(e)SW-NE构造剖面图(I-J)；(f)W-E构造剖面图(K-L). F1-巴彦乌拉山山前断裂；F2-贺兰山西麓断裂；F3-贺兰山东麓断裂；F4-黄河大断裂；F5-车道-阿色浪断裂；F6-宗别立-正谊关大断裂; F7-牛首山-罗山断裂Fig.1 Regional geological map of the Helanshan Tectonic Belt (HTB) and its adjacent area(a) North China Craton (NCC) topographic map (modified after Liu, 1998; Liu et al., 2013); (b) tectonic location of the western margin of the Ordos Basin; (c) geological map of the HTB and its adjacent areas: the red five-star is the sampling position; the green line indicates the position of the section in Fig.1d-f; (d) NW-SE structural section (A-B, C-D, E-F, G-H); (e) SW-NE structural section (I-J);(f)W-E structural section (K-L). F1-Bayanwula Fault; F2-Western Helanshan Fault; F3-Eastern Helanshan Fault; F4-Huanghe Fault; F5-Chedao-Aselang Fault; F6-Zongbieli-Zhengyiguan Fault; F7-Niushoushan-Luoshan Fault

长期以来，地质学者们对于贺兰山构造带的形成机制(汤锡元等，1988；杨俊杰，1990；Liu, 1998；Darby and Ritts , 2002；Xuetal., 2015；Guoetal., 2018)、构造变形特征(Liu, 1998；张进等，2004；李天斌，2006；Huangetal., 2015)、盆山耦合关系(刘池洋等，2005；王锋等，2006；陈刚等，2007a, b；白云来等，2010)和多种能源勘探开发(何自新，2003；陈刚等，2005；郭庆银，2010；徐浩，2017)等方面开展了许多工作。大量事实证明，中-新生代是贺兰山构造带及邻区构造强烈变形和构造定型的关键时期，也是该地区由建造转向后期改造的重要转换时期(陈刚等，2007a, b；Guoetal., 2018；Yang and Dong, 2018)，它对现今该地区的地质地貌、形成演化及最终定型有着重要意义及深远影响。中生代初期，华北板块与阿拉善板块碰撞造山之后，研究区进入陆内构造体制下的隆升演化阶段。晚三叠世，研究区广泛发育的区域不整合及鼓鼓台玄武岩等深成岩体的形成(宁夏回族自治区地质调查院，2017)，表明该区在这一时期发生了大规模的构造扩张事件；晚中生代，中、晚燕山运动使得研究区发生了强烈构造变形(陈刚等，2007b)；新生代以来，喜山运动又对研究区先期发生的强烈构造变形进行了大幅改造。正是由于众多复杂的构造事件叠加，使得先期构造变得模糊难辨，给研究区中新生代陆内变形的解析带来非常大的困难，尤其是对研究区关键构造事件的整体面貌，特别是变形时间缺乏深入理解。本区构造变形的起始时间到底是晚三叠世还是中侏罗世或是其他时间？什么时候构造活动最强烈？这些关键问题的回答对该地区的陆内构造变形研究至关重要。

地层不整合和生长地层能够反映构造运动的时期和构造运动的性质，是确定构造事件的重要标志(Suppeetal., 1992；Morley, 2016)。大量与逆冲-褶皱造山过程紧密联系的不整合面和生长地层清楚地记录了褶皱的发生和发展过程(Suppeetal., 1992)，因此，确定不整合和生长地层的层位、形态等特征，可以帮助确定该地区构造事件的起始时间及演化历史(何登发，2007；吕明等，2014)。笔者研究团队正是以此为切入点，对研究区代表性的露头进行了多次野外踏勘和地质调查，通过大范围露头尺度不整合面和生长地层的识别，研究其分布范围和发育特征，以期对该地区的关键构造事件有更好的了解。

图2 贺兰山构造带及邻区年代地层格架剖面Fig.2 Chronology stratigraphic section of the HTB and adjacent area

裂变径迹年代学用于造山带隆升研究已是一个较为成熟的方法(沈传波等，2007)，该方法能够对岩石的低温热历史进行有效约束(Galbraith and Laslett, 1993)，从而有效地确定地体的隆升时间、隆升过程及构造活动样式。关于贺兰山造山带乃至鄂尔多斯盆地西缘中新生代裂变径迹年代学研究工作，主要集中在桌子山(李天斌，2006；卓鱼周，2015)、贺兰山(李天斌，2006；赵红格等，2007a, b；刘建辉等，2010)、香山(陈刚等，2007b；赵晓辰等，2016)、石沟驿与甜水堡(赵红格等，2007b；高少华，2014)、六盘山与崆峒山(高峰等，2000；郑德文等，2005；Zhengetal., 2006；陈刚等，2007a；高少华，2014)以及安口(陈刚等，2007a)等地；此外，在磁窑堡与面子山(高少华，2014)、牛首山与罗山(宋立军等，2013)、炭山(赵红格等，2007b)、芦参1井(任战利等，1994)、苦参1井(Sun and Liu，1996)等地区也有一些零星成果。从已经发表的裂变径迹年代学数据来看，中-新生代研究区在不同区段存在差异抬升现象，具有非均一性。并且除香山、桌子山等地有较新的年代学数据外，大多数数据都比较早，这些零散而不全面的工作为我们厘定研究区中-新生代构造事件带来了很大困难，对其关键地质事件的整体面貌、特别是变形的时间尚缺乏深入理解。

本文对研究区的地层不整合关系进行了详尽的分析研究，并对获得的12件裂变径迹年龄数据进行了热史模拟。基于不整合面分析，结合这些新的测试数据及前人的裂变径迹年龄数据的综合分析，对研究区中-新生代构造事件进行约束。研究结果不仅有助于对该地区中-新生代以来构造抬升的理解，而且对正确认识该地区及周缘的区域构造变动及响应关系、中-新生代陆内造山变形过程、盆山耦合关系以及油气勘探提供很好的研究资料。

1 区域地质背景

贺兰山构造带及邻区位于华北克拉通(NCC)西部，横亘于鄂尔多斯盆地西缘、阿拉善地块和秦祁造山带交汇复合部位(图1a, b)，为一复杂陆内变形构造带，由一系列NNE向褶皱和逆冲断层组成，整体构造行迹呈NNE-SSW(Sun and Dong, 2019)。研究区地质简图和构造剖面图(图1c, d)展示了其复杂的构造变形与褶皱逆冲断裂系统(Huangetal., 2015；Yang and Dong, 2018)。它以贺兰山西麓隐伏断裂和牛首山-罗山断裂为西界，以贺兰山东麓大断裂、黄河大断裂和阿色浪-车道大断裂为东界，从西到东包括4个具有不同结构的次级构造单元，依次为巴彦浩特盆地、贺兰山、银川地堑和西缘逆冲推覆带(图1c-d)。其中贺兰山本部由插旗沟逆冲断层分为东西两个部分，西部是一套逆掩在开阔褶皱之上的逆冲系统，东部为一套东倾的紧闭倒转向斜(图1d)。根据这些次级构造单元的构造特征，贺兰山与两侧的地堑/盆地显示出典型的盆山结构(图1d)。平衡剖面恢复显示，研究区在东西方向至少有30%(Darby and Ritts, 2002)到35%(Huangetal., 2015)的缩短量。

研究区主要由变形变质的前寒武纪结晶基底和显生宙盖层组成(宁夏回族自治区地质调查院，2017)。沉积盖层自下而上包括中元古界长城系和蓟县系、新元古界震旦系、下古生界寒武系和奥陶系、上古生界石炭系和二叠系、中生界三叠系、侏罗系和白垩系、新生界古近系、新近系和第四系(图2)，普遍缺失志留系-泥盆系，大部分缺失青白口系、震旦系、下石炭统和上白垩统，新生界平面分布局限性大，整体显示非连续性沉积特征(宁夏回族自治区地质调查院，2017)。

研究区的形成演化经历了早古生代华北陆表海、晚古生代华北滨浅海、中生代内陆湖盆和新生代周缘断陷等多旋回演化阶段(陈刚等，2007b)。古生代时，它属于华北克拉通被动大陆边缘北段(张进等，2012)。在早古生代裂陷沉积和晚古生代中晚期上叠坳陷盆地沉积基础上，中新生代整体褶皱变形，逆冲断裂发育，多期次的构造叠加交织形成了复杂的陆内变形(Sun and Dong, 2019)。这些陆内变形构造的解析是理解阿拉善地块与鄂尔多斯盆地之间中新生代大陆动力学演化过程的关键(Liu, 1998；Darby and Ritts, 2002；陈刚等，2005；李天斌，2006；赵红格等，2007b；杨圣彬等，2008；Yang and Dong, 2018)。

值得注意的是，在阿拉善地块、贺兰山构造带和鄂尔多斯盆地中新生代沉积特征略有不同。三叠系广泛出露在贺兰山和鄂尔多斯盆地(图1c)，但阿拉善地块却缺失这套三叠纪沉积序列(王锋等，2006；赵文智等，2006；白云来等，2010)。鄂尔多斯盆地和巴彦浩特盆地均保存有巨厚下白垩统和新生代粗粒碎屑岩，而贺兰山主体缺失白垩纪地层，下白垩统庙山湖组(K1ms)仅在贺兰山西南麓出露，为一套红色砾岩，而盆地本部下白垩统宜君组(K1y)、洛河组(K1lh)和环河组(K1hh)为一套灰色磨拉石沉积建造，二者从颜色上有明显区分。

2 方法和数据

2.1 不整合分析

地层不整合是研究构造变形的重要窗口，也是划分构造事件期次、建立区域构造运动年表的重要依据，还是分析沉积盆地分层地质结构的基本依据(何登发，2018)。不整合是构造活动的直接证据，每一期不整合都可以代表一次区域性或局部构造事件(何登发，2007)。本文采取野外实地调查、地震剖面精细解析和室内分析研究相结合的方法，对研究区中新生代地层主要露头区进行实地考察；对代表性不整合接触关系绘制剖面图；对典型的不整合接触关系、生长地层为重点进行拍照；并选取银川盆地ZW0306和石沟驿02XY07两条地震剖面局部放大图进行精细刻画，识别削截、上超点。通过对野外剖面的系统观察、拍照、室内绘图分析，总结归纳不整合分布规律，以此来探讨贺兰山构造带及邻区中新生代构造事件。

2.2 裂变径迹

裂变径迹热年代学可以通过对峰值年龄和其频数分布综合分析，为盆地重要构造事件提供有效的定量年代学信息(周祖翼等，2001)。根据研究区现今格局，本次研究在重点露头区采集了12件样品，采样位置见图1。样品HX01、HX02、HC02、HX04采自贺兰山南段小口子奥陶系，样品CS40采自磁窑堡三叠系，样品SG16、SG24采自石沟驿南新白尔庄子和胡家水井子三叠系，样品MS44采自面子山白垩系，NS51、NS60采自牛首山古佛台和南部的奥陶系，LS88、LS90采自大罗山樊家三叠系和北部蜗牛山二叠系。

所有样品均采自新鲜露头。野外采用手持GPS逐样定位、标高，单机定位误差小于20m。本次样品采集重量均大于3kg，以便能够挑选出足量的磷灰石、锆石来进行测试分析。本次裂变径迹测试分析在中国科学院高能物理研究所进行。详细的实验方法见沈传波等(2007)。Zeta(ζ)标定选用IUGS推荐的国际标准样Durango磷灰石和Fish Canyon Tuff磷灰石(Hurford and Green, 1983；Hurford, 1990)完成，本文测得的磷灰石Zeta常数为410±17.6；锆石Zeta常数为90.9±2.8。根据文献(Greenetal., 1989；Reiners and Brandon, 2006)分别选定磷灰石、锆石的部分退火带为60～120℃、200～320℃。利用AUTOSCAN仪器设备，在Zeiss光学显微镜(×1000)和Fission Track Studio软件支持下，测出自发径迹密度、诱发径迹密度、水平径迹密度；径迹长度和Dpar值。

图3 贺兰山构造带及邻区主要不整合面分布范围(a) T2-3/P; (b) J2-3/An J2-3; (c) K1/AnK1; (d) E3/AnE3Fig.3 Distribution range of unconformity in the HTB and adjacent area

图4 贺兰山构造带及邻区印支末期-燕山早期不整合野外露头照片(a) J2y/T3s，夹玄武岩(βT3)；(b) T2e/P2sh；(c) T2e/P3sj；(d) Q/J2y/T3d，304国道；(e) T2e/ T1h/P2sh，磁窑堡羊圈；(f) J1f/T3s，石沟驿道班处Fig.4 Outcrop photos of the Late Indosinian-Early Yanshanian unconformity in the HTB and adjacent area(a) J2y/T3s intercalated by βT3; (b) T2e/P2sh; (c) T2e/P3sj; (d) Q/J2y/T3d, by the 304 Country road; (e) T2e/ T1h/P2sh, Ciyaobao; (f) J1f/T3s, Shigouyi

3 结果

3.1 不整合面特征

3.1.1 T/P平行不整合面

通过野外实地勘查，贺兰山中段庙前梁子、苏峪口、大水沟门、汝箕沟、石炭井等26处露头及石沟驿3处露头表现出三叠系与下伏二叠系平行不整合接触(图3a)。例如贺兰山南二马营组(T2e)与下伏上石盒子组(P2sh)平行不整合(图4b)，上下层产状分别为310°∠34°和312°∠35°。又如贺兰山南庙前梁子中三叠统二马营组(T2e)与下二叠统孙家沟组(P3sj)平行不整合，二马营组(T2e)为一套灰紫色厚层中粗粒砂岩，发育大型板状平行层理，孙家沟组(P3sj)为一套浅灰-灰白色中厚层砂砾岩、砾岩夹少量凝灰质含砾粗砂岩，上下层之间平行不整合接触(图4c)。根据野外观察和地质图分析可以看出，该期平行不整合分布范围主要分布于贺兰山中段和石沟驿忠1井南部区域，区域主要表现为垂直抬升，没有明显的褶皱运动，推测这两个地区为该时期构造事件的沉积中心。

图5 贺兰山构造带及邻区印支末期-燕山早期地层不整合接触关系特征图Fig.5 Stratigraphic unconformity contact relationship between the Late Indosinian-Early Yanshanian strata in the HTB and its adjacent area

3.1.2 J/T角度不整合

J/T不整合在贺兰山地区主要表现为角度不整合，在南部磁窑堡-石沟驿一带过渡为微角度不整合。以三关口断裂、黄河大断裂和车道-阿色浪断裂三条区域大断裂为界，可将该期不整合大致划分为四个区域，各区域不整合面展布特征明显。野外调查发现，在贺兰山地区的汝箕沟-缺台沟-古拉本、科学山、新井煤矿等22处露头观察点上均表现为中侏罗统延安组(J2y)不整合上覆在上三叠统上田组(T3s)、大风沟组(T3d)或更老地层之上(图3b)。

在贺兰山北龙墩尖子处，延安组(J2y)与下伏上三叠统大风沟组(T3d)呈高角度不整合接触(图5a)。汝箕沟煤矿实测剖面(图5b)和古拉本卫东煤矿剖面(图5c)，上覆地层延安组(J2y)为一套灰黑色页岩与灰色细粒石英砂岩不等厚互层，以角度不整合于上田组(T3s)灰黑色页岩夹深灰色中厚层长石石英砂岩之上，上下层产状为272°∠30°和297°∠65°。在汝箕沟西南处白芨芨沟剖面中(图5e)，上田组上部与延安组角度不整合，下部与大风沟组整合接触，上下两套地层倾角变缓。在鼓鼓台-二道岭上田组(T3s)顶部见有灰绿-灰褐色玄武岩(βT3)(图4a)，这套玄武岩前人做过大量研究(高山林，2003；王锋，2005；杨华等，2010)，是该时期伸展环境的重要证据。在贺兰山南麓小房子所见露头延安组(J2y)的产状为295°∠30°(图5g)

磁窑堡-石沟驿一带观察到7处不整合面露头(图3b)，大部分表现为下侏罗统延安组(J2y)与中上三叠统(T2-3)之间呈微角度不整合接触，只发现1处为角度不整合。该露头位于石沟驿煤矿道班处，可见到下侏罗统富县组(J1f)为一套砖红色中厚层中粗粒长石石英砂岩(图4f)，不整合覆于上三叠统上田组(T3s)之上，上下两层产状为294°∠27°和302°∠16°，实测剖面上也清楚展示该角度不整合(图5h)。富县组向北到磁窑堡减薄，并且可与盆地西南缘华亭、东北缘神木横向对比(宁夏回族自治区地质调查院，2017)。可以推测，在当时的古地理构造格局中，富县组(J1f)沉积超覆在上三叠统上田组(T3s)古侵蚀面之上，之后遭受正断层破坏或剥蚀，使得该套地层缺失，因此在研究区大部分区域延安组(J2y)含煤地层直接不整合于上三叠统延长组(T3y)之上(图4d、图5f)。

图6 贺兰山构造带及邻区燕山期-喜山期地层不整合接触关系特征图Fig.6 The unconformity contact diagram of the Yanshanian-Himalayan period in the HTB and its adjacent area

图7 贺兰山构造带及邻区燕山期-喜山期不整合野外露头照片(a) Q/K1l；(b) E3q/K1ms，英发沟；(c) N1z/K1ms，鹰嘴山；(d) K1y/T3y，大十字沟桥；(e) K1y砂砾岩夹砂岩薄层条带，面子山；(f) Q/K1y石沟驿国道Fig.7 Outcrop photos of the Yanshanian-Himalayan Period unconformity in HTB and adjacent area(a) Q/K1l; (b) E3q/K1ms, Yingfagou; (c) N1z/K1ms, Yingzuishan;. (d) K1y/T3y, Dashizigou Brige; (e) K1y, glutenite interspersed with thin layer sandstone; (f) Q/K1y, Shigouyi

图8 贺兰山构造带生长地层野外典型露头(a) J2y；(b) J2y, 白芨沟煤系地层；(c) K1lFig.8 Typical outcrops of growing strata in the HTB and adjacent area(a) J2y; (b) J2y, Baijigou coal strata; (c) K1l

另外，在野外还观察到贺兰山南段上侏罗统安定组(J3a)与下伏中侏罗统直罗组(J2z)呈平行不整合接触(图5i)，推测其影响范围由贺兰山腹地到磁窑堡-石沟驿一带构造运动强度逐渐减弱，由角度不整合过渡为微角度不整合、再到平行不整合。但在晚侏罗世末期，南部磁窑堡-石沟驿一带活动强度稍强于北部，可能与弧形断裂带向东北挤出有关，推测磁窑堡-石沟驿东车道-阿色浪断裂可能是该期构造事件的前缘影响边界。

3.1.3 K1/AnK1角度不整合面

通过对贺兰山南段庙前梁子-三关口-土井子-古城子17个野外观察点及磁窑堡-面子山-石沟驿-惠安堡8个野外观察点观测，这25个露头点下白垩统与下伏地层全部为高角度不整合(图3c)。该期高角度不整合是燕山运动Ⅲ幕的主要表现，显示了燕山期强烈的构造运动。

下白垩统洛河组-宜君组(K1l-y)主要出露在面子山和碎石井，为一套灰色砾岩、砂砾岩组成的山麓相沉积。在灵武下白垩统洛河组(K1l)与下伏上三叠统延长组(T3y)呈高角度不整合接触(图6c)。在面子山缸涝坝梁，下白垩统洛河组-宜君组(K1l-y)高角度不整合于中三叠统纸坊组(T2zh)(图6d)。在磁窑堡大石河子沟，宜君组(K1y)灰色砾岩，其下伏上三叠统延长组(T3y)(图7d)，上覆渐新统清水营组(E3q)(图6b)。在野外观察，该套砾岩砾石成分复杂(图7f)，磨圆度较差(图7e)，从西向东砾石粒径逐渐变小、沉积厚度逐渐变薄。该期高角度不整合面的分布范围较广，显示了燕山期区域性强烈的构造运动。

3.1.4 E3q/AnE3、N1/AnN1和Q/AnQ角度不整合面

新生界与下白垩统或更老地层不整合主要分布在贺兰山南、牛首山、罗山和磁窑堡北部等地，岩性以桔红色砂岩为主(图3d)。在上述贺兰山南英发沟剖面，可见渐新统清水营组(E3q)与下伏下白垩统庙山湖组(K1ms)不整合接触(图7b)。在鹰嘴山路边可见中新统彰恩堡组(N1z)直接不整合于下白垩统庙山湖组(K1ms)之上(图7c)。该期不整合在井下也可清楚见到。且在银川盆地由南向北的银参2井、银参3井和银参1井3口钻井来看，渐新统清水营组(E3q)砂岩、砾岩变少，岩性变细，厚度增大，表明由南向北构造活动逐渐减弱，推测与喜马拉雅运动的远程响应有关。

图9 贺兰山构造带及邻区磷灰石裂变径迹年龄图Fig.9 Apatite Fission Track age map of the HTB and adjacent area

图10 贺兰山构造带及邻区锆石裂变径迹年龄图Fig.10 Zircon Fission Track age map of the HTB and adjacent area

3.2 生长地层

生长地层记录了大量构造变形和沉积历史信息(王永超，2017;王永超等, 2017)，主要形成于逆冲-褶皱造山带生长构造翼部、顶部与褶皱构造变形同期沉积的地层(Suppeetal., 1992)，是构造运动与沉积作用同时进行的产物(Aschoff and Schmitt, 2008；吕明等，2014)。在贺兰山构造带也观察到大量生长地层，主要发育在中侏罗统延安组(J2y)和下白垩统。其中，中侏罗统延安组(J2y)煤系地层表现为多表现为上超(图8a)和退覆(图8b)，与黄草滩倒转背斜(图1d)相伴生；下白垩统被上覆新近系削截(图8c)。此外，在02XY07地震波阻识别出中侏罗统直罗组(J2z)被上覆下白垩统洛河组(K1l)所削截(图6i)；银川盆地地震剖面ZW0306渐新统清水营组(E3q)及上覆中新统彰恩堡组(N1z)直接沉积在古生界之上(图6j)，表现为上超和生长地层。

不论在野外露头和地震剖面，这些生长地层有一个共同特性就是地层倾角向上变缓，单层厚度向褶皱核部逐渐减薄，呈一种递进式形态，代表构造运动和沉积同时作用。杨帆等(2014)测得汝箕沟石英脉的ESR年龄为133.6Ma、64.6Ma和16.3Ma，表明断裂中侵入的石英脉应该形成于早白垩世，之后在晚白垩世末期到中新世期间曾多期活动，这一年龄与该地区生长地层相对应。

综上所述，这几期不整合面分别代表了研究区中新生代地质演化时期中特定的构造事件。T2-3/P平行不整合区域上主要表现为垂直抬升运动，没有明显的褶皱运动；J2底不整合、K1底部区域高角度不整合及同构造沉积生长地层，指示了该地区褶皱变形应该发生在中侏罗世以后，在白垩世时最强烈，显示了燕山期多幕次强烈的构造运动；E3q/AnE3、N1/AnN1和Q/AnQ不整合记录喜马拉雅运动构造活动过程。

3.3 裂变径迹样品测试结果

本次研究所测12件样品FT裂变径迹测试结果见表1、表2和图9、图10。所测裂变径迹年龄均小于样品所寄地层年龄，年龄范围在69～168.4Ma之间。样品可测试颗粒数在22～35之间，均达到年龄统计要求，雷达图指示样品的所有单颗粒径迹年龄均落入同一组，这说明样品形成后经历完全退火(Wagner and Van den Haute, 1992；赵晓辰等，2016)，后抬升至未退火带，其年龄为隆升过程中经过退火带时记录的年龄，代表最老的抬升年龄(赵红格等，2007a, b)。

磷灰石径迹长度为12.5～13.2μm，标准差为1.4～2.3μm，均小于原始径迹长度16.3μm，属于较短径迹长度，样品经历过较强的退火。表明样品形成后经历了漫长的冷却历史，长期处于部分退火带(PAZ)(赵晓辰等，2016)，随后通过快速冷却抬出部分退火带(Enkelmannetal., 2006)，这与后文热模拟结果相一致。

图11 贺兰山构造带及邻区样品裂变径迹年龄分布图Fig.11 Distribution of fission track ages in the HTB and adjacent area

根据文献资料，在贺兰山汝箕沟煤矿测得与裂变径迹样品相同层位的中侏罗统延安组(J2y)煤层Ro为1.35%和3.87%，上三叠统(T3d)泥岩Ro为0.93%(张建锋等，2008)。根据镜质体反射率值与其经历的最大古地温统计分析关系式lnRo=0.0078t-1.2(Barker and Goldstein, 1990；沈传波等，2007)，可算出研究区最大古地温在243～324℃之间，表明所测样品经历了完全退火，现存径迹都是在冷却事件中新产生的。因此，从裂变径迹年龄统计学意义来说，通过大量裂变径迹年龄的统计及其峰值年龄序列的综合分析，能够有效地提供盆地构造演化阶段及其重要构造事件的定量年代学信息(陈刚等，2007b)。

P(χ2)值是检验所测单颗粒年龄是否属于同一年龄组的重要指标(赵红格等，2007b)。当样品的P(χ2)值>5%时，可将裂变径迹年龄视为同组年龄 (陈刚等， 2007a；赵晓辰，2017)，即样品经历较为单一的冷却历史(Galbraith and Green, 1990；Galbraith and Laslett, 1993)，此时选用池年龄(pooled age)。本次测试有8件样品P(χ2)>5%通过了检验。当样品的P(χ2)<5%或P(χ2)=0，表示其为混合年龄，这样的混合年龄不能直接用于地质解释(Heetal., 2017)，需要对其进行分解，得出多个独立的颗粒年龄组分(Brandon, 2002)，每一个独立年龄可代表不同时期的冷却年龄(Stewart and Brandon, 2004)。本次磷灰石裂变径迹测试中有4件未通过P(χ2)检验。利用BinomFit软件对这4组混合年龄进行分解，共得出8个不同的高斯拟合峰值年龄(表3)。结合本次样品的沉积时代和构造背景，分析其相应的冷却抬升年龄及时限(高少华，2014)。

表3磷灰石裂变径迹年龄分解结果

Table 3 AFT peak-fitting data

样品号采样地点颗粒数(n)年龄范围(Ma)最年轻的峰(Ma)较老的峰(Ma)HX02贺兰山南小口子2238.7～120.466.793.1SG16石沟驿南新白尔庄子3571.5～120.15592.2SG24石沟驿南胡家水井子3571.5～100.750.698.2CS40磁窑堡3571.0～145.268.2128.3

将同组分的裂变径迹年龄及分解所得高斯拟合峰值年龄投图(图11)，可见裂变径迹所记录的年龄在贺兰山、罗山地区要比石沟驿、磁窑堡和牛首山略大，暗示贺兰山、罗山的抬升可能要早于石沟驿、磁窑堡和牛首山。

3.3.1 贺兰山

贺兰山地区通过P(χ2)检验的2件磷灰石裂变径迹样品HX01和HC02年龄为69±2Ma和102±3Ma，1件锆石裂变径迹样品HX04年龄为168.4±5Ma。未通过P(χ2)检验的1件磷灰石裂变径迹样品HX02，应用BinomFit软件，得出两个高斯拟合峰值年龄66Ma和96.1Ma。综合所得出的裂变径迹年龄，可以看出该地区在中侏罗世(168Ma)、早白垩世末期(102～96Ma)和晚白垩世末期(69～66Ma)这3个时期发生了明显的构造抬升事件。

图12 用Hefty软件反演得到的磷灰石裂变径迹反演热历史模型Fig.12 Time-temperature thermal history modeled on fission track analyses

3.3.2 磁窑堡、面子山、石沟驿

磁窑堡有1件磷灰石裂变径迹样品CS40未通过P(χ2)检验，其中值年龄为91±6Ma，得出两个高斯拟合峰值年龄68.2Ma和128.3Ma，因此样品可能经历了早白垩世中末期(128～91Ma)和晚白垩世末期(68.2Ma)这2期构造抬升事件。

面子山有1件通过P(χ2)检验的磷灰石裂变径迹样品MS44，磷灰石裂变径迹年龄为72±4Ma，表明该区可能在晚白垩世末期(72Ma)存在1期构造抬升事件。

石沟驿有2件磷灰石裂变径迹样品SG16和SG24，均未通过P(χ2)检验，得到4个高斯拟合年龄98Ma、92.2Ma、55Ma和50Ma，2个中值年龄89Ma和79±5Ma。综合所得出的裂变径迹年龄，可以看出该区在晚白垩世(98～92Ma)和始新世(55～50Ma)经历有2期构造抬升事件。

3.3.3 牛首山、罗山

牛首山有1件通过P(χ2)检验的磷灰石裂变径迹样品NS51，其年龄为72±5Ma；1件通过P(χ2)检验的锆石裂变径迹样品NS60年龄为139Ma。综合所得的裂变径迹年龄，该地区在早白垩世末期(139Ma)、晚白垩世末期(72Ma)有2期构造抬升事件。

罗山有1件通过P(χ2)检验的磷灰石裂变径迹样品LS88，年龄为72±4Ma；1件通过P(χ2)检验的锆石裂变径迹样品LS90，年龄为159±7Ma。综合所得的裂变径迹年龄，表明该区可能在晚侏罗世末期(159Ma)和晚白垩世末期(72Ma)有2期构造抬升事件。

综合上述年龄，可以看出自中生代以来，贺兰山构造带及邻区至少经历了4期构造抬升事件。第1期中侏罗世-晚侏罗世(168～159Ma)，只有贺兰山南段和大罗山北蜗牛山的锆石裂变径迹样品记录了本次构造抬升事件；第2期早白垩世末(139～92Ma)，这期构造运动也是一次区域上的构造抬升运动，从南到北的采样点也都反映该期构造运动；第3期晚白垩世末(79～66Ma)，这期构造运动涉及范围非常广，研究区大多采样点都反映了该期次的构造抬升运动；第4期始新世(59～50Ma)，石沟驿样品年龄反映出此次构造抬升运动。从裂变径迹年龄分布来看，年龄值空间分布不均匀，表明区内具有不均匀构造抬升的格局。整体上由南西向北东裂变径迹年龄值具有变小的趋势，但强烈的褶皱冲断作用在一定程度上破坏了这种规律性，导致分布规律不甚明显。

表4代表性样品磷灰石热史模拟检测GOF值统计表

Table 4 Modeling parameters of apatite fission track results of representative samples from the studied area

样品号Length GOF模拟径迹长度(μm)实测径迹长度(μm)Age GOF模拟年龄值(Ma)实测年龄值(Ma)HX010.6212.66±2.2412.6±2.10.9770.269.0±2SG160.6112.62±2.2312.6±2.00.9689.489.2±4.8SG240.5412.94±2.1812.8±2.10.9778.979.1±4.3CS400.6412.75±2.1412.67±1.991.009292.0±4.9MS490.8812.68±1.8012.36±1.900.9199.698.7±7.8LS880.5412.91±2.0212.88±1.780.9997.297.3±5.1

注: 长度GOF 是表示径迹长度与实测值的吻合程度； 年龄GOF 是模拟年龄值与测试年龄值的吻合程度； 若长度GOF、年龄GOF 检验都大于0.05，表明结果可以接受，当超过0.50 时，模拟结果是高质量的

3.4 裂变径迹年龄热模拟结果

应用HeFTy软件对获得的12个磷灰石裂变径迹样品进行热演化史模拟，判断其可能经历的构造热历史，并获得其冷却隆升剥露的时间。根据研究区的地质背景和裂变径迹参数确定模拟初始条件，反演模拟时选用的多元动力学退火模型(Ketcham, 2005)MonteCarlo模块，模型中年龄选用池年龄，原始径迹长度选为16.3μm，径迹热处理模型选取Ketcham。时间-温度历史中最大温度设为200℃,现今地表温度为20℃，最大时间设为200Ma，磷灰石的部分退火带的温度范围为120～60℃。每件样品均以模拟出100条较好的热史曲线为终止条件反演计算。热历史模拟结果见图12，将模拟所得到的年龄和径迹长度与实测的结果进行对比，其中对裂变径迹长度的模拟结果通过Length GOF值进行评价；对裂变径迹年龄的模拟结果通过Age GOF值进行评价。当Age GOF值和Length GOF值均大于0.5时，表明模拟结果较好；当二者值大于0.05时，模拟结果可以接受(高少华，2014)。

在本次模拟中，选取模拟结果最佳的6件样品进行讨论，基本覆盖整个研究区，能够较好的揭示该地区的隆升剥露历史。6件样品Length GOF值和Age GOF值均超过0.50，其中GS40和LS88的Age GOF值达到1.0和0.99，显示本次模拟结果是高质量的(图12、表4)。为了便于对比，将这6个样品的热史模拟曲线中具代表性的最佳模拟曲线集中在同一坐标轴图上(图13)。

图13 磷灰石裂变径迹反演热历史综合图Fig.13 Time-temperature thermal history modeled on fission track analyses

热历史模拟结果具体如下：

(1)贺兰山地区样品HX01：①190～160Ma的快速增温，与前人在香山170Ma(陈刚等，2007a；赵晓辰等，2016)、牛首山210Ma(赵红格等，2007b)和桌子山190Ma(卓鱼周，2015)接近，为燕山运动早期构造热事件；②160～150Ma的快速隆升，温度从140℃降至100℃，冷却速率为0.09℃/Myr；随后150～120Ma的缓慢隆升; ③120～100Ma的快速降温，速度比第二阶段稍快，到100Ma时，温度已降到88℃；④90～50Ma的缓慢降温一直持续到古近纪始新世；⑤40Ma之后又进入快速降温，温度从70℃降至40℃。

(2)石沟驿地区样品SG16和SG24：①190～150Ma的快速增温，温度从地表25℃快速增至120～140℃，增幅大于100℃，其原因在于这2个样品采自石沟驿煤矿，热演化程度较高所导致；②140～110Ma的缓慢抬升，SG24先抬升，SG16后抬升，显示构造运动的传递效应，抬升速率平均为0.21m/Myr；③110～100Ma的快速抬升，温度降至80～100℃，抬升速率为0.38m/Myr；④90～40Ma的缓慢降温，温度保持在60～80℃；⑤40Ma之后进入快速降温，温度迅速降至20℃，平均冷却速率为1.7℃/Myr。

图14 FT峰值年龄分布特征与中新生代构造事件对应关系Fig.14 Correspondence between FT peak age distribution characteristics and tectonic events in the Mesozoic and Cenozoic

(3)磁窑堡和面子山地区样品CS40和MS44：①190～150Ma的快速增温，温度从地表20℃左右快速增至150℃；②160～100Ma的快速隆升，为西缘中晚侏罗世逆冲推覆所致；③100～70Ma的缓慢隆升，说明该段时间没有发生大的构造运动；④70～60Ma的快速隆升，随后缓慢隆升持续到20Ma。

(4)罗山地区样品LS88：①190～160Ma快速增温，温度从地表20℃左右快速增至130℃；②160～90Ma的长期缓慢匀速隆升，从120Ma开始基本处于平静期，没有大的构造运动；③90～70Ma的快速隆升，温度降至80℃；④66Ma之后的快速降温，但速度较前一阶段稍慢；⑤20Ma之后快速隆升，温度从60～65℃降至20℃，这一年龄与周边地区相一致，可能在这个时期研究区整体快速隆升遭受剥蚀。

这些曲线整体形态都显示出三坡两平的形态，即从中侏罗世以来整体上经历了晚侏罗世、早白垩世、晚白垩世末-始新世3期快速隆升事件。但各样品的热史模拟曲线在这3期快速隆升的起止时间、时限长短和抬升速率有所差别，显示其隆升过程是不尽相同的，具有差异隆升的特征。

4 讨论

4.1 贺兰山构造带及邻区逆冲变形的年代学约束及地质响应

对贺兰山构造带及邻区的逆冲推覆构造的研究，前人做过许多工作，大多是通过其逆冲推覆构造的断裂、褶皱形态和产状等资料(李天斌，2006)，或通过石油地震测线分析它的几何学、运动学特征(朱昊，2015)，得出其是在加里东早期-印支期褶皱造山基础上，受燕山运动、喜马拉雅运动后期改造所形成。也有一些磷灰石裂变径迹数据(陈刚等，2007a；赵红格，2007a, b；高少华，2014；卓鱼周，2015；赵晓辰等，2016)，但相对国内其他地区，资料基础较为薄弱。

本次研究所得出的裂变径迹年龄和热史模拟表明中新生代以来，研究区共经历中侏罗世(168.4～150Ma)、早白垩世末期(139～92Ma)、晚白垩世末期-始新世(79～50Ma)3期构造事件，总体上为贺兰山构造带及邻区逆冲推覆构造的发育时限及演化提供了年代学约束。

在上述最新测得的热年代学数据的基础上，进一步系统收集了近年来的有关这一地区的锆石和磷灰石数据，从中挑选出小于地层年龄并具有指示隆升事件意义的裂变径迹年龄数据。根据矿物封闭温度理论和裂变径迹年龄的统计学内涵，对收集整理的裂变径迹年龄数据进行了统计学研究，并对裂变径迹年龄的统计分布特征与研究区地层不整合关系进行了对比分析。结果表明，研究区中新生代峰值年龄有较好的地质响应(图14)。

J/AnJ角度不整合接触关系，J2-3内部呈平行不整合或整合接触，不整合界面的时限大致与上述165Ma的峰值年龄事件相对应；K1/AnK1发育区域性角度不整合，不整合界面与140Ma峰值年龄相吻合；E3q/AnE3、N1/AnN1和Q/AnQ对应的时间为90Ma、50～40Ma和15Ma，实际上分别代表了燕山晚期-喜山期以构造逆冲推覆、隆升为主体的多期构造事件。

4.2 迁移规律

由于本次获得的裂变径迹数据主要分布在贺兰山构造带及其南部邻区，而对于整个贺兰山构造带尚且不能完全控制。因此，通过收集整理已发表的低温热年代学数据，将本次研究在内的全部裂变径迹年龄，分段投在等时剖面上，做出隆升迁移示意图(图15)。通过对比不同构造带的FT年龄，并结合热史模拟结果和区域地质背景，探讨贺兰山构造带及邻区各地质历史时期隆升迁移情况，进一步分析垂直于贺兰山构造带走向上的一系列褶皱-冲断带的构造隆升期次和时空迁移规律。

图15 贺兰山构造带及邻区各构造单元隆升迁移示意图Fig.15 Schematic diagram of uplift and migration of tectonic units in the HTB and its adjacent area

(1)南段

在最南部的香山-青龙山剖面中，可以清楚的看到隆升剥蚀自西向东发生了明显的迁移现象。第一期快速隆升在香山地区最新测得的时间为185Ma，向东迁移至大罗山约为160Ma，继续向东至青龙山约在120Ma发生快速隆升剥蚀事件。第二期快速隆升香山地区约从130Ma开始，在100Ma时迁移到大罗山，之后继续向东传递。根据罗山地区的热史模拟曲线得到最晚一期快速隆升年龄为10Ma，推测可能与周缘盆地裂解事件有关。在南段的另一剖面中，热史模拟曲线显示，牛首山-磁窑堡一线在150Ma开始陆续抬升，经历约40Ma的缓慢抬升之后，在90Ma开始第二期快速抬升。最晚一期快速抬升发在生32～22Ma，比大罗山-青龙山稍早。由于受到东北面的应力作用，有一期明显自东北向南西隆升迁移，从磁窑堡150Ma，迁移至面子山地区为115Ma。

(2)中段

靠近贺兰山西麓大断裂的小松山逆冲推覆体第1期隆升的时间约为170Ma，向东南方向迁移到汝箕沟地区为140Ma。第2期小松山裂变径迹年龄数据主要集中116～107.2Ma，自NWW-SEE过汝箕沟到贺兰山东麓断层附近，年龄依次减小，为88Ma、77Ma、73.5Ma和71.7Ma，整体显示了中段自NWW-SEE迁移的规律。

图16 贺兰山构造带及邻区中新生代主要构造事件及其演化模型(据Yang and Dong, 2018改编)(a)中-晚侏罗世；(b)早白垩世末；(c)始新世Fig.16 Tectonic evolution model of the HTB and its adjacent area (modified after Yang and Dong, 2018)(a) The Middle-Late Jurassic; (b) The Early Cretaceous; (c) Eocene

(3)北段

呼鲁斯台-桌子山剖面显示北段主要为早白垩世之后的2期隆升活动。在桌子山有一期抬升事件为140Ma，向西迁移到正谊关为100～90Ma，继续向西迁移到石炭井约为60Ma。第2期构造抬升事件主要发生在宗别立-正谊关大断裂附近，构造抬升事件时间都比较新，约在20Ma左右，推测与新生代断层活动有关。

综上所述，AFT年龄沿贺兰山造山带走向上的分布具有明显的规律性，自北西向南东呈减小的趋势。总体来看，北段以晚中生代以及晚新生代年龄为主，而中段和南段中新生代年龄从下到上完整。此外热史模拟结果南段比北段的剥露的时间要比早，且其在新生代又发生了快速隆升剥露活动。裂变径迹年龄总体表现出阶梯性递进变年轻的特点，这与西缘逆冲推覆由西向东不断扩展变形的运动学特征基本一致。但是强烈的褶皱冲断作用可能导致了这种分布规律在中段并不明显。不过需要注意的是，这里的迁移规律并不能代表每个构造带实际的构造运动学方向。

4.3 贺兰山构造带及邻区构造事件及其演化

关于贺兰山构造带的演化历史，一直存在争议，前人笼统的认为其在印支末期开始发生逆冲变形(张进等, 2012；Wangetal., 2014；雷启云等，2016, 2017)，通过本次研究认为中新生代主要构造事件始于中侏罗世之后(图16)。

4.3.1 中-晚侏罗世

中侏罗世，由于区域构造应力场发生变化，本区由印支期近南北向的挤压逐渐过渡为燕山期近东西向的挤压(董树文等，2007，2008)。贺兰山构造带在东西挤压应力作用下，形成了大型复式背向斜，并伴生有一系列由西向东推挤的叠瓦状逆冲断层。此时，该地区开始抬升，但由于不同地区抬升时间略有不同，本区在中生代经历了相当复杂的构造演化和应力场作用(汤锡元等，1988；Liu，1998；张进等，2004；李天斌，2006)。

晚侏罗世时，贺兰山构造带仍然受到了南东-北西向和南北方向的挤压应力作用(张岳桥，2007)。受其影响，该地区侏罗系与三叠系及其下伏地层形成角度不整合，在其内部为平行不整合。在小松山冲断带上，看到下古生界地层向东南方向逆冲推覆到中侏罗统之上，其上被下白垩统地层角度不整合覆盖，这表明该构造运动发生时间晚于中侏罗世(Yang and Dong, 2018)。

从构造演化看，中-晚侏罗世是南北向逆冲带主要形成时期(图16a)，逆冲断层在剖面上追踪早期裂谷的犁状正断层，形成上陡下缓、平面上呈“S”形弯曲的断裂。阿拉善地块东侧地带受力最强，银川和贺兰山当时隆起也最高，逆冲推覆作用强烈，在其东部产生一系列反冲断层。白垩系与下伏地层间的区域性不整合就是此次运动的反应，随后逆冲带又向东扩展，使得白垩纪沉降中心向东迁移到现在的天环向斜处。在侏罗纪期间，贺兰山及邻区的构造演化，归因于其西南部的特提斯构造域和东边的太平洋俯冲消减的共同影响(Liu，1998)，其逐渐向西挤压，扩张受限。燕山早期运动使侏罗系全面褶皱隆起并开始了以逆冲断裂为主的构造变形，为后来的推覆构造奠定了基础。

4.3.2 早白垩世

早白垩世，特提斯洋从西南向古欧亚板块俯冲，贺兰山受到来自西南方向的挤压后褶皱隆起(杨超，2013)，发育了许多沿贺兰山走向的北东、北北东向的正断层和张性阶梯状断层组合或掀斜断块组合(图16b)。在燕山期褶皱隆起带前缘发育一系列坳陷盆地，表现为早期挤压的前陆盆地-中晚期伸展盆地-后期挤压盆地的演化特征(宁夏回族自治区地质调查院，2017)，主要有新井、庙山湖、面子山盆地，分别沉积了庙山湖组、宜君组和环河组，主要为一套冲积扇山麓-河湖相粗碎屑岩建造。晚侏罗世至早白垩世，贺兰山地区受到东西向挤压，前期沉积的地层，在挤压应力作用下，不断隆起褶皱，并产生南北走向的逆冲断裂，形成了规模较大的逆冲推覆构造。

贺兰山下白垩统砾岩在贺兰山西南麓出露，与下覆的前白垩纪地层具有角度不整合接触关系，并由同沉积断层控制。贺兰山鼓鼓台玄武岩年代学数据说明该时期的构造环境和动力学机制为伸展环境(高山林等，2003；杨华等，2010；Yang and Dong, 2018)。早白垩世NW-SE构造在贺兰山西麓的巴彦浩特盆地也有所表现，地震剖面的地质解释表明，巴彦浩特盆地是一个断陷-沉降盆地(图1c)(刘少峰，1994)，侏罗纪和前期地层中的一系列倒置断层由以前的逆冲断层组成，重新活化为正断层(Yang and Dong, 2018)，并向贺兰山西麓推进。这一结论也得到了位于贺兰山构造带以东的鄂尔多斯盆地西缘广泛的早白垩世NNE-SSW定向伸展构造的支持(刘池洋等, 2006)，如在邻近地区内蒙古大青山早白垩世变质核杂岩的发现就是强有力的证据(Davisetal., 2002；Davis and Darby, 2010)。

4.3.3 始新世

晚白垩世末期-古新世初(65Ma)以来，印度板块北移，至始新世初(55Ma)印度板块与欧亚大陆陆陆碰撞的作用下，青藏高原向东北方向挤出隆升(张培震等，2003)。在其远程效应的影响下，贺兰山构造带及邻区遭受北北东-南南西向强烈挤压，整体仍呈隆升状态，但剪切应力使周缘发生断陷(高少华，2014)。贺兰山东麓早期的逆冲断层反转，发育银川断陷(郭庆银，2010；候旭波等，2014)。渐新统清水营组相继充填到银川盆地与巴彦浩特盆地内。受青藏高原23～20Ma持续活动影响，中新统红柳沟组、清水营组以平行不整合响应。很多学者认为银川地堑在燕山期时是隆起最高部位，银川地堑的形成与整个华北地区区域性拉张应力作用有关，且与地幔隆起，地壳厚度相应减薄也有一定关系。

宗别立-正谊关的断层的可用磷灰石裂变径迹测年结果表明，该断层在中新世(13.4Ma)重新活化(李天斌，2006)，并可能发生左旋走滑。这个时间与贺兰山构造带南部NE向定向缩短的时间一致，与晚中新世青藏高原的快速隆升有关(张培震等，2006；Shietal.，2015)。大量的低温热年代学数据揭示了青藏高原隆升在25Ma迁移到其西部的秦岭地区，使其大约在15Ma发生隆升。因此，这种NE向量收缩可以解释为青藏高原隆升和NE向生长的结果(张进等,2012；Wangetal.,2014)。

从区域构造演化角度来看，受青藏高原隆升影响，产生自南西向北东的推挤，使本区在燕山末期形成的逆冲构造带进一步演变为低角度的逆冲推覆。本区各深大断裂上盘，逆冲推覆作用明显，形成多个褶冲带和逆冲岩席(宁夏回族自治区地质调查院，2017)；深大断裂下盘的山前带则因走滑、拉张而开始沉降，形成新生代坳(断)陷盆地(图16c)。可以说贺兰山构造带从始新世开始由逆冲推覆转变为盆-岭构造演化的崭新阶段。

5 结论

(1)贺兰山构造带及其邻区中新生代地层由底到顶发育以下不整合面： 1) T2-3/P平行不整合面；2) J/AnJ角度不整合面-微角度不整合面；3) K1/AnK1高角度不整合面；4) E3q/AnE3；5) N1/AnN1；6) Q/AnQ。

(2)在J2y和K1变形前锋，可见与逆冲-褶皱造山带相关的同构造沉积生长地层，在形态上表现为超覆、削截。

(3)对12件样品进行了磷灰石、锆石裂变径迹测年，结果表明：研究区至少经历4期构造抬升事件，分别是第1期中侏罗世-晚侏罗世(168～159Ma)、第2期早白垩世末(139～91Ma)、第3期晚白垩世末(79～66Ma)、第4期始新世(59～50Ma)。这4期构造事件具有差异性隆升迁移的特征，且与野外地质特征及不整合均有很好的地质响应。

(4)热史模拟分析表明，该地区中侏罗世以来整体上经历了晚侏罗世、早白垩世末和始新世之后3期快速隆升事件。

(5)通过本次研究得出的裂变年龄及不整合分布特征，认为在该地区主体逆冲褶皱发生的时间是从中侏罗世开始，在早白垩世末构造运动最强烈，在新生代又有所活动，在时空分布上具有差异隆升的特征。

致谢感谢包洪平教授、管树巍教授及编辑对文章提出宝贵的修改意见；本文野外工作得到宁夏地质局张鹏川教授、曾建平教授、樊泰山高工等的大力支持；一同参加野外工作的有中国地质大学(北京)朱昊和傅定武同学；成文过程中与朱海军、苏力和许艳华博士的讨论受益良多；在此一并诚挚谢忱！