南北构造带北段贺兰山的形成与演化

董云鹏,李 玮,张菲菲,孙娇鹏,何登峰

(西北大学 地质学系/大陆动力学国家重点实验室， 陕西 西安 710069)

贺兰山是中国大陆近南北向山脉,向南延伸与六盘山、龙门山、横断山相连,组成了中国大陆上一条非常重要的南北向构造带(贺兰川滇南北构造带)。该构造带是现今中国大陆上重要的分割东西不同地形地貌的梯度带,该带以西以高原(青藏高原)和山地(天山、祁连山和昆仑山脉)为主,以东则以高原和盆地为主;南北构造带也是一条重要的构造活动带,沿该带发生了多次危害巨大的地震活动(比如1920年的海原地震、2008年的汶川大地震)。由于南北构造带的活动性,现已引起国内外学者的广泛关注[1-4]。尤其是构造带的形成机制和演化过程,成为关注的焦点问题。而位于该构造带北缘的贺兰山地区,由于各时代地层发育相对完整,保存良好,交通便利,成为解译南北构造的优选目标。同时,贺兰山地区发育丰富矿产资源,贺兰山又是分割鄂尔多斯盆地和阿拉善地块的重要分界,贺兰山的形成与演化成为全面理解中国贺兰川滇南北构造带的重要窗口,为探讨华北地块与阿拉善地块的构造关系,以及研究鄂尔多斯盆地形成演化和中生代陆内变形提供了重要的依据。新生代以来,六盘山贺兰山地区成为青藏高原向东北扩展的重要边界,贺兰山新生代的隆升为研究青藏高原的东向扩展形成机制及其时限约束提供了必不可少的地质证据[2, 5-6]。本文通过近年来大陆构造学科团队对贺兰构造带的进一步研究,结合前人成果,试图解释贺兰山的形成与演化过程,为全面了解和进一步研究南北构造带的形成与演化，以及陆内构造动力学研究提供非常重要的地质证据。

1 贺兰山及邻区地质概况

贺兰山脉近南北走向绵延约200 km,宽约30 km,是中国西北地区的重要地理界线。山体东侧巍峨壮观,峰峦重叠,崖谷险峻，向东俯瞰黄河河套和鄂尔多斯高原。山体西侧地势和缓,没入阿拉善高原。贺兰山是贺兰川滇南北构造带的北带,位于华北克拉通中部,夹持于东部的鄂尔多斯地块和西部的阿拉善地块之间(见图1)。贺兰山以发育北北东向的贺兰山褶皱冲断带为特征,东临新生代银川地堑[8-12],西接中新生代巴彦浩特盆地[13-14]。贺兰山构造带因远离同时代的板块边缘,被更多学者认为是一条典型的东亚大陆中生代陆内变形带[1, 15-21]。

贺兰山西侧的阿拉善地块位于中亚造山带南缘(见图1),是华北克拉通西部陆块(阴山地块与鄂尔多斯地块合称为西部陆块)最西缘阴山地块的西延部分[22]。阿拉善地块由前寒武纪变质结晶基底岩系、古生代—中生代的岩浆岩和少量的晚古生代沉积岩组成[23]，这些岩石主要出露在阿拉善地块的中部和边缘地带。目前,除了少量露头之外,阿拉善大部分地区被腾格里沙漠和巴丹吉林沙漠所覆盖。阿拉善地块发育多个被北东向断裂分割的中新生代断陷盆地[13]。

图1 贺兰山及邻区大地构造纲要图(据文献[7]修改)Fig.1 Simplified structural framework of the Helanshan and its adjacent areas

贺兰山构造带构造上主要由一系列北北东向的褶皱和逆冲断层组成[1-2，4，24-25]。贺兰山构造带主要出露前寒武纪的变质岩(贺兰山群)、古元古代的S型花岗岩和中新元古代—中生代的沉积岩[24，26-28]。贺兰山构造带依据北部的宗别立正宜关断层和南部的三关口青铜峡断层可进一步分为贺兰山北带、中带和南带(见图2)。北带广泛出露高级变质的太古代—元古代的基底岩系和古生代的沉积盖层。相比而言,中带和南带以大量出露古生代—中生代沉积地层和少量变质岩为特征(见图2)。然而,从构造角度看,北带和南带发育一系列北北东向褶皱和逆冲断裂构造(见图2),南带则发育一系列北西西向左行走滑断裂[29]。

图2 贺兰山地区地质简图(据文献[7，24]修改)Fig.2 Simplified geological map of Helanshan

贺兰山东部发育在华北克拉通之上的鄂尔多斯盆地经历了多阶段的演化历史[30],包括早古生代的碳酸盐台地相沉积,晚古生代海相陆相的沉积，以及中生代的陆内湖盆发育阶段。盆地内部地层向西轻微倾斜,然而,鄂尔多斯盆地周缘被复杂的不同方向和不同构造样式的构造带所环绕[1,31-35]。邻近贺兰山的银川地堑介于贺兰山东麓断裂和黄河断裂之间，主要由厚达8 400 m的新生代沉积地层组成,其为形成于北西南东向伸展应力场的断陷盆地[10]。

2 前寒武纪基底的形成

贺兰山地区出露的基底岩系主要为贺兰杂岩,包括了孔兹岩系、基性麻粒岩、紫苏花岗岩和S型花岗岩,并包含有少量TTG片麻岩[36-43]。孔兹岩系包含石墨石榴夕线钾长片麻岩、长英质副片麻岩、石榴石英岩及大理岩,其原岩主体为活动大陆边缘或弧后盆地沉积环境的浅海相砂泥质沉积岩系[44-46]。年代学研究显示,贺兰山地区的孔兹岩系副变质岩沉积时代为2.0～1.95 Ga的古元古代[38, 44-45, 47],经历了1.83～1.96 Ga的麻粒岩相变质作用改造[38, 48-51]。进一步的变质岩石学研究显示,贺兰杂岩中的麻粒岩峰期变质条件为960～1 030 ℃的中(高)压超高温麻粒岩相变质,记录了近等温降压及其后等压降温的顺时针P-T演化轨迹,被认为是陆陆碰撞的产物[51-52]。同时,在贺兰山地区亦有古元古代岩浆岩的报导,包括2.03 Ga的俯冲型岩浆岩[24],及大量出露的1.85～1.95 Ga 碰撞型过铝质花岗岩[53-55]。

上述1.85～1.95Ga的麻粒岩相变质作用及碰撞型花岗岩在孔兹岩带中其他地区亦广泛发育,是北部阴山陆块与南部鄂尔多斯陆块最终拼合的地质记录,同时也是华北板块中最具代表性的、反映Columbia超大陆聚合事件的地质记录之一[22]。

3 元古代构造演化

在贺兰山地区除了发育一条古元古代近北东东向的孔兹岩带(前文已述)之外,在该地区还出露了一套古元古代的二云母花岗岩和含石榴石花岗岩,以及不整合在孔兹岩或古元古代花岗岩之上的一套长城蓟县系的沉积岩[24, 56-57]。这些元古代的地质记录共同约束了贺兰山地区元古代的构造演化。

3.1 元古代岩浆作用

贺兰山地区的元古代岩浆作用以花岗质岩浆岩为主,分布在贺兰山北段和中段,且普遍被后期的镁铁质岩墙侵入。北段的花岗岩分布在宗别立正谊关断裂以北,以岩基、岩株、岩脉的形式产出,多已发生变质变形,其与孔兹岩系一起,共同构成了贺兰山北段的早前寒武纪变质结晶基底[58]。耿元生等[58]在贺兰山北段识别出5种分布最多的花岗岩类型,包括黑云母花岗岩、片麻状变质闪长岩、片麻状黑云母花岗岩、斑状-似斑状花岗岩和石榴子石花岗岩,其中，石榴石花岗岩出露最为广泛[53]。中段岩浆岩分布在白寺口、黄旗口和小口子一带,花岗岩呈岩基状产出,近南北向展布,出露面积约90 km2[59]。

现有研究将贺兰山地区花岗质岩浆活动分为两期[44, 47, 53, 60]。早期岩浆作用主要形成于约2.05 Ga[53],以灰白色钠质花岗岩为主,典型代表包括北段的扣笨沟、巴音恩德勒和正谊关沟花岗岩以及孔兹岩内的早期混合(深熔)岩脉[61]。地球化学分析显示其为S型花岗岩,具有富集LILE(例如Rb和Ba),亏损HFSE(如Nb, Ta和Ti)和显著铕负异常等弧岩浆的特征,可能发育在与俯冲相关的弧岩浆环境[24]。在贺兰山中段的前寒武纪基底中,也获得了与北段类似的年龄数据和地球化学特征。黄旗口、小口子花岗岩形成时代约为2.0 Ga, 同为低Na高K的过铝质S型花岗岩。综合区域资料,认为这些S型花岗岩是由新生地壳物质与少量古老地壳物质部分熔融形成的,形成于2.2～2.0 Ga与俯冲相关的大陆弧环境中[24, 62]。

第2期岩浆岩主要为肉红色紫红色钾质花岗岩,以岩脉或者岩体形式侵入早期花岗岩或混合岩中[45, 63],典型例子是浩尧尔似斑状花岗岩。同位素测年结果表明其形约成于1.95 Ga[53],伴随1.95 Ga的高压麻粒岩相变质作用,该岩浆事件时间上与阴山地块和鄂尔多斯地块碰撞引起的区域高级变质和构造事件一致[45, 63-65]。

3.2 中元古代沉积特征

贺兰山地区中元古代地层包括黄旗口群(长城系)和王全口群(蓟县系),不整合于贺兰山群/古元古代花岗岩之上。黄旗口群厚300～600 m,主要由陆相和滨浅海相石英砂岩、板岩以及少量白云岩组成。在黑色板岩中可见微古植物化石:Leiominusculasp.,L.orientalisSinetLiu,Trematosphaeridiumsp.,Trachysphaeridiumsp., 以及TaeniatumcrissumSinetLiu等。上覆的王全口群厚200～600 m,为少量滨浅海相砂岩和厚层白云岩组成。该群石英砂岩中含较多海绿石,其K-Ar同位素年龄为1 289 Ma[66]。王全口群中富含叠层石,大多数为蓟县系中常见分子,如Tielingella,Jacutophyton,Conophyton和Colommella等。

黄旗口群沉积物主要沿中元古近南北向的裂陷带分布,在北祁连东部的海源、南华山一带相同层位(南华山群)主要为基性火山岩、白云岩和石英片岩组合。黄旗口群下部主要由陆相辫状河相粗砂岩组成,从颗粒和沉积相的分布可看出物源主体来自北部高地。并且在辫状河相沉积单元上部可见含铁的石英砂岩和含大量海绿石的石英砂岩,代表海侵的开始,并逐渐向上过渡为滨海硅质碎屑岩,在南部则发育滨海或海湾白云岩沉积组合。这些沉积组合很好地反映了贺兰拗拉槽的早期裂陷期的沉积过程[66]。王全口群的下部主要发育滨浅海相碎屑岩组合,底部水道相沉积发育。中上部发育巨厚的白云质灰岩或白云岩组合,顶部以叠层石白云岩或灰岩沉积为主,反映了海水有变浅之势,具有明显的上超现象,盆地范围扩大(见图3)。

中—新元古代是全球古老大陆/地块广泛发育拗拉槽的构造演化阶段,华北地台区广泛发育长城蓟县系的坳拉槽沉积地层[67-69]。贺兰拗拉槽是与古祁连海相连的一个夭折的裂谷系[66],盆地充填自下而上构成了从河流到滨浅海碎屑岩,最后到滨浅海相白云质灰岩和蒸发性海湾相白云岩的充填序列[66]。区内黄旗口群和王全口群总体构成了一个海侵序列(见图4),并由南向北、向东发展。在盆地的北部以陆相和滨浅海硅质碎屑岩为主,南部则以滨浅海或海湾型白云质灰岩和白云岩沉积为主,沉积厚度亦向南剧增。向南至北祁连地槽区则过渡为深海半深海的中基性火山岩、碳酸岩以及砂泥岩建造[66]。

4 新元古代末期—古生代构造演化

贺兰山及邻区早古生代地层建造类似于华北地台，主要出露寒武—奥陶纪的海相沉积地层,缺失志留—泥盆纪地层记录,与下伏地层为微角度不整合接触。上古生界仅保存有海陆交互相的石炭系—二叠系含煤陆源碎屑岩沉积,其与下伏下古生界为角度-平行不整合接触。

4.1 新元古代—早古生代沉积演化

中元古代裂谷演化结束后,整个华北西缘经历了大约10亿年的沉积间断。新元古代晚期沉积了厚约250余米的震旦系正目观组,分布于苏峪口及其以南局部地带。该组下部为钙质砾岩、角砾岩,上部为板岩,含有动物遗迹化石及微植物化石或藻类化石。与下伏中元古代地层为角度不整合接触,与上覆下古生界为平行不整合接触。该组主要为近岸冰碛砾岩或冲积扇相沉积,砾岩主要由黄褐色、杂色钙质砾岩、泥砾岩组成,砾石大小混杂,基质支撑,砾石成分以灰岩和白云岩为主,石英、板岩和砂岩砾石次之。从沉积特征分析,应属近岸冰川的冰碛角砾岩或冰川前缘山麓堆积。

注:DL为滨浅海海湾白云岩;SS为含铁和大量海绿石的滨海石英砂岩;FS为河流沉积砂岩、砾岩图3 贺兰山地区中—新元古代黄旗口群—王全口群沉积相剖面(据文献[66]修改)Fig.3 Meso-Neoproterozoic sedimentary facies section of Huangqikou Group and Wangquankou Group in Helan Mountain

注:SMD为滨岸潮坪叠层石白云岩组合;SBD为滨浅海-海湾白云岩组合;SDC为滨岸白云岩和陆源碎屑岩组合;SCA为滨海陆源碎屑岩组合;FLV为河流沉积组合。图4 中元古代贺兰拗拉槽盆地充填序列(据文献[66]修改)Fig.4 Middle Proterozoic filling sequence of the Helan Aulacogen Mountain area

寒武系主要为海相碳酸盐岩,构成了一期完整的海侵海退旋回,贺兰构造带及两侧的地层旋回、海平面演化趋势、沉积建造类型完全可以对比。底部发育潮间-潮上带白云岩和石英砂岩互层,砂岩顶面发育波痕;中部发育厚层灰岩,大型板状交错层理和鲕粒灰岩,指示潮间-潮下带沉积背景;顶部以泥灰岩、白云岩互层为主要特点,夹竹叶状灰岩,显示潮间带沉积组合。早期向东海侵、地层不断向北东超覆,晚期向西海退、向西退覆。沉积体系缓慢过渡,呈现出东浅西深、沉积分异微弱的浅水缓坡古地理面貌,展示被动大陆边缘盆地沉积特征。石英砂岩的碎屑锆石年代学特征指示,碎屑物质来源于东北部的伊盟隆起中前寒武纪基底[70]。结合前人关于古亚洲洋演化过程[71],认为贺兰山及邻区寒武纪位于古亚洲洋南缘、向西缓慢倾斜的被动大陆边缘(见图5)。

图5 鄂尔多斯西北部寒武纪被大陆边缘浅水碳酸盐岩缓坡模式图(据文献[70]修改)Fig.5 Model of shallow carbonate shelf on the Cambrian passive continental margin in the Northwest Ordos

奥陶纪,贺兰构造带及周缘沉积体系、物源体系及盆地类型反映从被动陆缘向活动陆缘的转变(见图6)。早奥陶—中奥陶世,延续了寒武纪向西水体缓慢加深的浅水碳酸盐岩缓坡的盆地格局,构造环境较为稳定,形成于被动大陆边缘盆地[72]。晚奥陶世(约450 Ma),发育大规模向西倾斜深水盆地相陆源碎屑沉积体系,构造强烈、沉降速率快、陆源碎屑供给通量极大。贺兰山巴彦浩特一带快速沉降、形成前渊,整体发育向上变粗的陆源碎屑复理石沉积体系,自西向东超覆趋势明显,复理石成分成熟度和结构成熟度极低。古流向和碎屑锆石U-Pb年龄中存在大量450 Ma和900 Ma年龄的事实,共同限定物源来自西部阿拉善再旋回造山带。综合分析认为,贺兰山晚奥陶世可能为与古亚洲洋向东南俯冲相关的弧后前陆盆地构造环境,形成于古亚洲洋向南东的低角度俯冲[72]。

图6 鄂尔多斯西北部奥陶纪构造转换模式图(据文献[71]修改)Fig.6 Reconstruction model of the Ordovician tectono-sedimentology evolution of the Northwestern Ordos Terrane

4.2 晚古生代沉积演化

在奥陶纪之后,贺兰山及邻区经历了约1.4亿年的沉积间断,于石炭纪开始发育陆表海相陆源碎屑沉积[73]。在纵向上,具有潮坪瀉湖障壁岛组合频繁交替演化的沉积特点;在横向上,东部以潮坪瀉湖相黑色页岩和砂岩互层沉积为主,而西部则为厚层含生物碎屑的远岸碳酸盐岩(见图7A～B)。展现出东浅西深、向东超覆的海侵层序。岩相学、古生物学、地震、钻井和测井资料证实,巴彦浩特贺兰山鄂尔多斯盆地具有完全一致的地层系统、沉积建造类型、沉积体系以及海侵海退旋回,显示为统一的古海盆,该盆地向西会延伸到阿拉善内部[73]。但是,对比贺兰构造带东西两侧石炭系地层沉积特征,明显可见两侧沉降速率相差达4倍,东部鄂尔多斯盆地具有均匀沉降、速度慢的特点,反映克拉通凹陷沉降特点;而贺兰构造带及以西石炭纪盆地与鄂尔多斯盆地内部具有明显差别,具有沉降快、地层坡角和沉降速率向西加速变大的特点,不同于克拉通凹陷沉降特征。这些沉积特征显示贺兰山及邻区石炭纪构造可能与古亚洲洋(恩格尔乌苏索伦古洋)向南东俯冲过程中俯冲洋壳回撤造成的弧后伸展有关[73]。

二叠纪,由于古亚洲洋的持续俯冲和华北北缘的增生造山作用,巴彦浩特贺兰山鄂尔多斯西北部演变为河湖相沉积(见图7C～D),自下而上依次发育下部山西组三角洲相的暗色泥页岩和块状砂岩互层、中部石盒子组河流相粗砂岩、上部石千峰组干旱湖泊相钙质泥岩。古水流和碎屑锆石U-Pb年代学示踪,揭示物源由古亚洲洋东南缘前寒武基底和古生代大陆边缘岩浆弧共同提供[73]。结合贺兰山内发现的304±3 Ma 弧后伸展环境基性岩[74],认为贺兰山构造带周缘晚古生代沉积盆地可能为受古亚洲洋向南俯冲控制的弧后伸展盆地。

图7 贺兰山及邻区石炭—二叠纪沉积演化恢复图(据文献[72]修改)Fig.7 Schematic tectonic model showing the Permo-Carboniferous tectono-sedimentary evolution of the Helanshan

5 中新生代盆地形成与演化

贺兰山地区出露大量的中生代三叠系和侏罗纪沉积,白垩系砾岩沉积仅在贺兰山两侧局部出露。三叠系与下伏二叠系呈平行不整合接触,侏罗系与下伏三叠系并行不整合接触,白垩系不整合于下伏不同时代地层之上。

5.1 中生代盆地沉积充填过程

5.1.1 三叠系沉积特征 三叠纪,由于古亚洲洋的关闭,导致巴彦浩特、贺兰山相继隆起,巴彦浩特缺失三叠系,而贺兰山中三叠统纸坊组河湖沉积体系角度不整合于上二叠统石千峰组之上,且三叠纪古流向从二叠纪南北向转为南东向,同样指示盆地西部的大规模抬升。岩相古地理恢复显示贺兰山中、晚三叠世湖相沉积向盆地边缘超覆、沉积体系向东加深,而沉积地层向西快速加厚、沉降中心位于盆地边缘(见图8),展现出典型的断陷盆地充填格架[75]。该阶段的沉积属于鄂尔多斯盆地西北缘河湖沉积体系一部分,盆地演化受控于阿拉善造山后伸展构造演化。物源分析结果表明,贺兰山中三叠世和晚三叠世早期的物源主要来自于阿拉善的古元古代基底,晚三叠世晚期大量的古生代弧岩浆物源、晚三叠世碎屑锆石出现证明源区具有大规模的岩浆活动和构造去顶[76]。

同时,在贺兰山地区广泛发育镁铁质辉绿岩墙,锆石U-Pb年代学206 Ma[77]和241.7±1.1 Ma[74],具有Nb-Ta亏损特征,主要为岩石圈地幔的部分熔融产物,形成于陆内裂谷环境,可能与古亚洲洋闭合后岩石圈伸展、造山带垮塌有关[74]。综合古亚洲洋构造演化过程[71]、贺兰山晚三叠世盆地快速沉降[25,78]、同沉积伸展构造变形[79]、基性岩墙活动[74,77]和中亚造山带南缘变质核杂岩隆升[80-83],认为贺兰山晚三叠世断陷盆地演化受控于古亚洲洋闭合后的造山后伸展垮塌(见图8)。

图8 贺兰山三叠纪断陷盆地构造-沉积模式图(据文献[75]修改)Fig.8 Tectonic-sedimentary model of Helanshan Triassic faulted basin

5.1.2 侏罗系沉积 侏罗系主要出露在贺兰山中部的汝箕沟地区和贺兰山南缘科学山一带。早侏罗世贺兰山的二道沟、大岭和鼓鼓台地区发育拉斑玄武岩,与下伏上三叠统延长组呈整合接触关系,锆石U-Pb年代学结果限定其形成年龄为191±3 Ma[74]。区域地质与地球化学特征限定该套火山岩形成于陆内伸展(裂谷)环境[84]。其上微角度不整合被中侏罗统延安组覆盖,主要由砾岩、砂岩夹煤层和泥岩组成,砾岩磨圆好,多呈叠瓦状排列,砂岩多发育槽状交错层理,显示为河流沼泽相沉积。直罗组主要由薄层状灰绿色长石石英砂岩、灰黑色粉砂质页岩和粉砂岩组成,发育水平层理,为三角洲前缘相湖相沉积。安定组主要由暗紫色紫红色砂岩和泥岩组成,局部可见泥灰岩夹层,为干旱湖泊相沉积。芬芳河组为颗粒基质支撑的块状砾岩,代表典型的山前冲积扇沉积(见图9)。总体来看,侏罗系由底部河流沼泽相沉积(延安组)向上逐渐过渡到三角洲-湖相(直罗组-安定组),再到顶部的山前冲积扇沉积,反映了贺兰构造带在侏罗纪早期继承了印支期伸展盆地,后期盆地受到区域构造挤压改造,快速萎缩的演化过程。

图9 贺兰山侏罗纪沉积特征(据文献[7]修改)Fig.9 Jurassic sedimentary characteristics of Helan Mountain

5.1.3 白垩系沉积 白垩纪,仅在贺兰山东西两侧沉积了下白垩统冲积扇沉积,角度不整合覆盖于强烈褶皱变形的前白垩纪地层之上(见图10)。下部为山前冲积扇相块状砾岩夹砂岩和泥岩透镜体,上部为中厚层状砾岩和砂岩互层,粒度相对下部变细,在砂岩与砾岩界接触界面上常常可见底部侵蚀充填构造,显示为冲积扇环境的牵引流沉积[85]。砾石成分、古流向、砾岩沉积特征、沉积相的空间展布,显示前白垩纪沉积地层为贺兰山南北两侧的白垩纪提供了物源,表明贺兰构造带早白垩世开始快速隆升[7]。

图10 白垩系庙山湖组沉积特征(据文献[7]修改)Fig.10 Sedimentary characteristics of Cretaceous Miaoshanhu Formation

5.2 中生代岩浆作用

中生代的岩浆活动以汝箕沟火山岩为代表,出露在二道沟、大岭和鼓鼓台地区。火山岩产状平缓,与下伏上三叠统延长组呈整合接触关系,其上与中侏罗统延安组以微角度不整合接触,限定岩石形成时间在晚三叠世—中侏罗世之间[59，86]。年代学结果限定其形成年龄为191±3 Ma[74]。该套火山岩为拉斑玄武岩,以富钠贫钾为特征,可能是岩石圈地幔尖晶石相向石榴子石相过渡的区域部分熔融的产物,结合区域地质与地球化学特征推测该套火山岩形成于陆内裂谷环境[84]。

在贺兰山地区广泛发育镁铁质辉绿岩墙,走向以北东向和近东西为主,少量为北北西向。岩墙规模差异大,从数米到数千米。早先研究认为其是前寒武纪和早古生代的产物[59,87-89]。而我们最新的年代学数据显示,贺兰山地区发育晚古生代—中生代岩墙,其中，宗别立地区采自不同位置的镁铁质岩墙锆石U-Pb年代学分别得到303.5±2.5 Ma[74]和206 Ma[77]的谐和年龄,侵入白寺口镁铁质岩墙锆石U-Pb定年结果为241.7±1.1 Ma[74]。宗别立和白寺口辉绿岩墙均属于高铁拉斑玄武岩系列,其中，宗别立晚石炭世辉绿岩具有亏损高场强元素和明显的Nb-Ta负异常的特征,而中生代辉绿岩则无Nb-Ta的亏损,与汝箕沟基性火山岩类似。综合区域资料,认为晚石炭世岩浆岩来源于被俯冲流体改造的富集岩石圈地幔,可能形成于晚石炭世时期古亚洲洋向南俯冲导致的贺兰山地区的弧后伸展的环境,而以白寺口辉绿岩和汝箕沟玄武岩为代表的中生代早期岩浆活动主要为岩石圈地幔的部分熔融,形成于陆内裂谷环境,代表了中三叠世—早侏罗世贺兰山内部的又一次伸展事件,其形成可能与古亚洲洋闭合后中亚造山带碰撞后的岩石圈伸展有关[74, 84]。

6 中新生代构造叠加与改造

从构造变形角度分析,现今的贺兰山主要表现为北北东走向的褶皱冲断带以及近东西向和北西向的走滑断裂带(见图2)。这些褶皱逆冲断裂带和走滑断层详细的记录了贺兰山地区后期的构造叠加和改造作用。

6.1 北北东向贺兰山褶皱逆冲带

贺兰山褶皱冲断构造(文献中也称为鄂尔多斯西缘褶皱冲断带)最早在1901年被俄罗斯学者奥布卢切夫所识别,之后被后来的学者所关注[1, 90]。贺兰山褶皱冲断带壮观的出露在贺兰山和桌子山地区,呈北北东向延伸数百公里(见图2)。

贺兰山汝箕沟剖面地层出露相对完整,通过详细的自东部汝箕沟塔尔岭构造剖面变形解析,该剖面自东向西依次出露晚古生代二叠系、中生代三叠系、侏罗系和早古生代奥陶系地层。三叠系与下部的二叠系和上部的侏罗系均以平行不整合接触,奥陶系灰岩逆冲于中生代地层之上(见图11)。该剖面自东向西主要出露5条逆冲断裂,这些断裂走向与地层一致,呈北北东向,该剖面上发育飞来峰构造。东部的4条逆冲断层倾向南东,倾角约50°,断层面平行于岩层面。断层面上的阶步以及断层带内的不对称构造显示，断层上盘自南东向北西西逆冲。然而,剖面最西端的小松山逆冲断层具有与东部逆冲断层不同的倾向,该断层倾向北西,倾角约45°,断裂上盘的奥陶系天景山组灰岩向东逆冲于三叠侏罗纪地层之上。通过断裂带构造数据进行古应力场恢复显示,所有的逆冲断层均具有相同的北西南东向主压应力,显示其具有相同的构造环境。该剖面可观测到一系列的逆冲断层以及同构造褶皱变形,这些复式向斜褶皱枢纽具有与逆冲断裂一致的走向(北北东向)。在褶皱冲断带中,我们发现卷入褶皱和逆冲断层最年轻的地层为上侏罗统安定组,这些褶皱在东段表现为轴面向东倾斜的紧闭同斜褶皱。然而,在西部却表现为近直立水平闭合开阔褶皱。构造变形剖面显示,东部变形强,西部弱。断裂和褶皱的古应力恢复显示,二者具有一致的北西南东向的近水平主压应力。

图11 贺兰山褶皱-逆冲带构造剖面(据文献[7]修改)Fig.11 Structural section of Helanshan fold-thrust belt

在桌子山地区亦发育北东向的褶皱冲断带(见图12),褶皱冲断变形主要涉及到新元古晚古生代的地层。在桌子山凤凰岭地区,可见奥陶系灰岩逆冲在二叠系砂岩和泥岩之上(见图12)。根据区域地质填图资料,在桌子山东部,白垩系不整合于该地区发生褶皱的地层之上。逆冲断层倾向北西,上盘向南东方向逆冲,在断层面上可见大量擦痕。断层应力恢复显示主压应力方向为北西南东向,显示了桌子山地区的断层及褶皱走向以及古应力方位均与贺兰山地区褶皱冲断带方向一致。桌子山地区构造格架呈现为一个以变质基底为核的背斜,在桌子山构造剖面上,最西端的太古代变质结晶基底逆冲在晚古生代砂岩和含煤层系之上,而在剖面东段,背斜褶皱的东翼被低角度的逆冲断层所切割,该断层上盘的古生代地层逆冲于侏罗白垩系之上[1]。

图12 桌子山构造剖面(据文献[7]修改)Fig.12 Zhuozishan geological cross section

根据区域地质填图资料和野外剖面分析,贺兰山和桌子山地区的白垩纪地层均未卷入到褶皱冲断带中,未发生褶皱变形,二者区别在于贺兰山地区发生褶皱的最新地层为中生代晚侏罗纪地层,而在桌子山发生变形的最新地层为二叠系上石河子组。出露在该地区的变质结晶基底岩系并未卷入到褶皱变形中,仅仅被逆冲断层所切割。

6.2 东西向走滑断裂带

宗别立走滑断裂带是贺兰山北缘太古代变质基底与古生代沉积地层的分界,断层向北陡倾,走向近东西向。在断裂带中可见大量的近水平断层擦痕,依据断裂南侧地层的拖曳褶皱和断层面上阶步判断为右行走滑断裂。在桌子山地区同样可见一近东西走向的千里沟断裂近东西向横切北东走向的逆冲褶皱带,该断裂带同样分割了北侧的变质岩和南侧的沉积岩,亦为断面西北陡倾的右行走滑断裂。二者很可能为同期的同一走滑断裂带,之后被黄河断裂所错断,Darby和Ritts解释该断裂为北北东向逆冲褶皱带的调整构造,为近同期构造变形[1]。

6.3 北西向走滑断裂

北西走向的断层主要发育在贺兰山南缘的三关口和营盘山地区,这些北西向的走滑断裂带斜切了北东向的逆冲褶皱带。北西走向的断裂带主要发育在奥陶系和白垩系地层中,为左行走滑断裂,被始新世的清水营组砂岩所覆盖,这些证据显示北西向的走滑断裂带形成于古新世早期[29]。

7 结论

贺兰山西部的阴山陆块与东部的鄂尔多斯陆块最终在1.85～1.95 Ga发生拼合,形成了贺兰山地区变质结晶基底岩系,随后经历了多阶段的演化历史。

1)中元古代贺兰拗拉槽演化阶段。贺兰山拗拉槽形成于中元古代,并由南向北、向东发展,北部以陆相和滨浅海相沉积为主,南部以滨浅海相或海湾型白云质灰岩和白云岩为主，并向南至北祁连过渡到深海半深海相的中基性火山岩、碳酸盐岩以及砂泥岩沉积建造。

2)新元古代末期中奥陶世被动大陆边缘演化阶段。新元古代末期直至中奥陶世,贺兰山及邻区位于古亚洲洋南缘，发育向西轻微倾斜的、被动大陆边缘缓坡为主的盆山格局,沉积了震旦系含冰川沉积的滨岸混积建造、寒武纪中奥陶世浅水碳酸盐岩沉积组合。

3)晚奥陶世弧后前陆盆地的形成阶段。晚奥陶世,完成从被动边缘到活动陆缘的转变,西部贺兰山巴彦浩特一带快速沉降、形成前渊,物源来自西部的阿拉善岩浆弧,东部依次发育碳酸盐岩缓坡和蒸发台地沉积。这些转换发生在约450 Ma,指示了弧后前陆盆地或者周缘前陆盆地的形成。

4)晚古生代弧后伸展盆地演化。随着中亚造山带不断向南的增生,在贺兰山地区,晚古生代沉积受古亚洲洋向南俯冲控制,形成了中亚造山带最难缘的弧后伸展盆地,并处于靠近华北克拉通一侧。石炭纪整体发育海侵序列,海侵自东向西进行,海相建造向东不断超覆。在石炭纪末期、整个鄂尔多斯盆地均被海水覆盖。二叠纪发育南北向展布的陆内河湖相沉积体系,贺兰山一带以发育河流沉积为主要特点。

5)中—新生代盆地的形成与构造改造。中生代以来,贺兰山地区经历了陆内伸展断陷发育阶段,三叠—侏罗纪沉积序列以及三叠纪火山岩和辉绿岩脉体共同记录了贺兰山三叠纪以来的陆内伸展盆地演化阶段,断陷盆地演化可能与古亚洲洋闭合后的岩石圈伸展有关。晚侏罗纪,贺兰山地区经历了强烈的北西南东向挤压,形成了贺兰山地区典型的陆内褶皱逆冲带,贺兰山首次隆起成山,成为白垩纪鄂尔多斯盆地的西部边界。