中国北方中生代逆冲推覆构造研究进展

李智超, 施 炜 , 熊小松*, 吴国炜

1)中国地质调查局中国地质科学院地球深部探测中心, 北京 100037;2)中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081

陆内变形一般发生在远离板块边缘的板块内部, 传统的板块构造理论难以解释其构造成因(Brown, 1988; Sandiford and Hand, 1998; Ziegler et al., 1998)。一般认为陆内变形的动力来自长距离传输而来的板块边缘水平应力(Sandiford and Hand,1998)。全球已有研究表明, 板内的挤压和扭压构造最远可以发生在距板块碰撞边缘1600 km处, 邻区板块碰撞带来的巨大挤压应力既可以通过地壳-岩石圈各层次流变层的差异运动实现远程传播, 传递至大陆腹地, 也可以通过碰撞应力的传播致使板内深断裂系统重新活化(Faure et al., 2009)。也有学者认为, 岩石圈地幔对流导致的地幔俯冲或重力失稳产生的垂向应力也可导致陆内变形(Raimondo et al.,2014)。目前大多数学者认为中国大陆普遍发生的较强烈板内变形的动力来源于板块间碰撞所产生的远程效应(万天丰和赵维明, 2002; 张岳桥等, 2007; 舒良树, 2021)。

侏罗纪以来, 东亚大陆周缘的鄂霍次克洋、班公湖—怒江洋两大洋逐渐闭合, 东缘的古亚洲洋也发生了俯冲消减, 导致周缘板块逐渐向东亚大陆俯冲消减和碰撞汇聚, 形成了三个特定的陆缘构造带:北部的蒙古鄂霍茨克碰撞造山带, 东部的古太平洋俯冲所形成的沟弧盆体系和西部的班公湖—怒江汇聚构造带(董树文等, 2019)。这些陆缘板块构造带向东亚大陆内部的变形传播, 导致大规模的陆内变形发育, 形成了东亚大陆特有的晚中生代多板块汇聚构造体系(董树文等, 2000, 2007, 2019)。在中、晚侏罗世, 整个东亚大陆基本处于一个多向挤压的环境之下, 地壳发生了明显缩短, 而逆冲推覆构造正是地壳缩短的重要作用方式之一(朱志澄, 1995)。中国北方距离东亚大陆各个边界距离都在数百～数千千米以上, 在晚中生代发育了诸多大型逆冲推覆构造,这些推覆构造与经典碰撞造山带中发育的推覆构造差异较大, 属于经典的陆内变形构造(郑亚东等,1990; 左国朝等, 1992; Zheng et al., 1998; 刘正宏等,1999; Dumitru and Hendrix, 2001; Darby and Ritts,2002; Zhang and Cunningham, 2012; Cunningham,2017; Zhang et al., 2021)。对这些推覆构造进行分析,可以为理解中国北方晚中生代构造演化提供重要信息。前人在中国北方的中亚造山带、燕山构造带等开展了大量的工作, 这些研究都集中于某一地区或某些方面的详细描述与分析(左国朝等, 1992; 郑亚东等, 1998; Zheng et al., 1998; 刘正宏等, 1999;Darby and Ritts, 2001; Dumitru and Hendrix, 2001;Zhang and Cunningham, 2012; Cunningham, 2017;Zhang et al., 2021), 系统总结中国北部发育的逆冲推覆构造展布及特征, 能够使得我们从宏观上理解中国北方的陆内变形及其动力学机制。基于此, 本文对发育于中国北方晚中生代的逆冲推覆构造资料进行了系统的收集, 并在此基础上对中国北方晚中生代广泛发育的逆冲推覆构造的时空分布特征、运动学特征以及动力学机制等方面进行了系统论述,进一步提出了研究区晚中生代陆内变形作用及动力学机制。

1 中国北方地区主要逆冲推覆构造

在中国北方, 主要展布的构造带有中亚造山带、阴山—燕山构造带。中亚造山带是世界上最大的显生宙增生带造山带之一, 于中生代进入陆内演化阶段(李治等, 2019); 阴山—燕山造山带是一条典型的陆内造山带, 从中生代中期开始就发育了广泛的陆内变形构造(张长厚, 1999)。本文重点选取了这两条构造带中研究程度较高的一些逆冲推覆构造进行分析, 从西到东依次有北山地区、亚干地区、阿拉善东北缘地区、大青山地区、白乃庙地区、燕山西段及北京西山地区, 漠河地区(图1)等。以下本文将按由西到东的顺序对这些地区报道的逆冲推覆构造特征进行总结。

图1 中国北方逆冲推覆构造分布(改自Shi et al., 2020)Fig. 1 Distribution of thrusts along the Sino-Mongolia border (modified from Shi et al., 2020)

1.1 北山逆冲推覆构造

北山地区位于中亚造山带中部(图 2), 主要由位于北部的哈萨克斯坦-西伯利亚板块和西部的塔里木板块、东南部的华北板块拼贴构成(左国朝等,1992; Xiao et al., 2010)。20世纪90年代左国朝等(1992)在此报道了一期大型的逆冲推覆构造, 走向近东西向, 大部分推覆体出露长度在几十km, 少部分可达到数百 km。区域内发育大量飞来峰构造(图3), 如玉石山飞来峰, 黑山梁飞来峰等, 这些飞来峰上盘地层主要为中元古代白云质灰岩, 主体自南向北推覆于不同时代地层之上, 其中卷入变形的最新地层为中、下侏罗统煤系地层, 推覆距离超过150 km(Zuo et al., 1991; 左国朝等, 1992; Zheng et al., 1996)。根据被推到最新层位时代为中侏罗世(产植物化石), 而被晚侏罗世粗碎屑岩的磨拉石不整合所覆盖, 推覆时间被约束在中侏罗世末、晚侏罗世前(左国朝等, 1992), 较精准的同位素年代学研究还有待进一步工作。近年来有学者发现了几条区域性的北西—南东向逆冲构造(张善明等, 2018; 李治等, 2019), 并进行了详细研究(图4), 认为其应是羌塘地块和拉萨地块陆-陆碰撞事件的远程反映(张善明等, 2018)。目前关于北山地区这期逆冲推覆构造的方向还存在争议(表 1), 区域内既报道了由南向北的推覆构造, 也报道了从北到南的推覆构造(左国朝等, 1992)。

图3 玉石山和黑山梁推覆构造剖面图(据左国朝等, 1992)Fig. 3 Nappe sections of Yushishan and Heishanliang(from ZUO et al., 1992)

图4 沙坡泉推覆构造剖面图(据张善明等, 2018)Fig. 4 Shapoquan nappe structure section (from ZHANG et al., 2018)

区域内同时发育由南向北的逆冲推覆构造和由北向南的逆冲推覆构造。而与北山相连的蒙古南部地区也有很多关于这期推覆事件的报道, 主要以褶皱冲断带为主。Cunningham(2017)通过遥感影像解译的方法识别了蒙古南部的一系列褶皱, 如Noyon向斜, Tost向斜等, 大部分褶皱的轴迹显示,挤压方向为近南北向。野外观察到未变形的白垩纪沉积岩覆盖在褶皱的中侏罗世地层之上, 将挤压时代限定在晚侏罗世(Cunningham, 2017)。Dumitru and Hendrix(2001)在Noyon向斜和Tost背斜等采集了样品进行磷灰石裂变径迹测试, 得到了两组冷却年龄,分别为中侏罗世和晚侏罗世, 并将其解释为与北山中、晚侏罗世向北的逆冲和相关缩短有关。Cunningham(2017)认为蒙古南部的晚中生代陆内变形与晚侏罗世末鄂霍茨克海北面 250～400 km处的终端关闭有关。

1.2 亚干推覆构造

20世纪 90年代, 郑亚东等(1990)在亚干地区报道了一期大型的逆冲推覆事件。亚干地区发育大量的飞来峰, 走向近东西向, 这些飞来峰主要由中元古界厚层状白云岩组成, 盖在寒武系—上三叠统不同时代的地层之上(图 5)。根据其底部相近的逆冲断面高程和一致的冲断方向, 判定这些飞来峰原属统一的外来系。由北向南主要的逆冲断层有雅干断层, 尼楚—查干断层, 黑石山断层和珠斯楞断层,这些断层的产状和性质基本类似。推覆距离在60～70 km, 断层面倾向北, 倾角小于 10°, 断层上盘中的叠瓦逆冲断层和倒向南的褶皱轴面劈理均倾向北, 沿断层面有几十厘米的断层泥, 主要成分为以矿物碎片和微球状颗粒出现的伊利石和高岭石, 且显示断层有过两期活动(王玉芳等, 1995)。被亚干地区飞来峰截断的最新的地层是下、中侏罗统含煤地层, 而亚干地区在这期逆冲推覆事件之后,又发育了一期变质核杂岩, 其中深成岩体的 Rb-Sr等时线年龄为(153±6.2) Ma(Zheng et al., 1990), 因此亚干推覆体的就位时代应为中、晚侏罗世(Zheng et al., 1996)。

图5 亚干推覆构造剖面(Zheng et al., 1996)Fig. 5 Yagan nappe structure section (Zheng et al., 1996)

1.3 阿拉善地块周缘逆冲推覆构造

阿拉善地块周缘逆冲推覆构造主要有狼山地区逆冲推覆构造、桌子山逆冲推覆构造、小松山逆冲推覆构造。狼山地区位于阿拉善地块东北缘, 记录了中生代以来的多期陆内变形事件(Darby and Ritts, 2007; 牛鹏飞等, 2019; Zhang et al., 2021), 张北航等(2021)在此厘定了晚中生代以来的六期构造变形事件。他们提出狼山地区晚侏罗世变形主要表现为向南东方向的逆冲, 形成一系列近平行的、主体倾向北西的逆冲断层及伴生的反冲断层, 狼山东北部布都毛道沟沟口, 二叠纪花岗岩逆冲于叠布斯格岩群之上, 主断层以 30°～60°倾角倾向北西, 在逆冲前缘则发育一条倾向南东的反冲断层。结合东亚多向汇聚的构造背景及解析所获得的北西—南东向挤压的构造应力场, 认为狼山晚侏罗世逆冲推覆构造的动力来源应该是南东侧古太平洋板块向北西低角度俯冲于华北克拉通之下(Cui et al., 2018; 张北航等, 2021; Zhang et al., 2021)。

桌子山逆冲推覆构造由数条大型逆冲断层和伴生的褶皱组成(图6)。由于东西向的挤压, 地层先发生褶皱而形成不对称的向斜和背斜, 而后在背斜的陡翼形成逆冲断层。断层以叠瓦状大致平行、近等间距向东逆冲, 走向北北西, 断面上缓下陡(杨圣彬等, 2006; 张家声等, 2008), 通过构造变形缩量计算,得出桌子山地区地壳缩短量在8 km左右(杨圣彬等,2006)。

图6 桌子山推覆构造剖面(据杨圣彬等, 2006)Fig. 6 Nappe section of Zhuozishan (from YANG et al., 2006)

小松山推覆构造属于贺兰山逆冲推覆构造体系的一部分, 小松山逆冲断层总体走向为北东向,呈弧形向东凸出, 断面西倾, 倾角较平缓, 可见奥陶纪碳酸盐岩逆掩到中侏罗世直罗组和安定组之上(图 7), 表明逆冲推覆作用发生在中侏罗世沉积之后(张岳桥等, 2007), 地表可见断层面具波状起伏(杨圣彬等, 2006), 黄喜峰等认为其推覆距离达到15 km, 是由结晶基底和沉积盖层逆冲岩席组成的复杂构造体系, 属于典型的陆内变形(黄喜峰等,2011)。桌子山和贺兰山挤压构造以发育褶皱冲断带为主, 同时在桌子山和贺兰山的北侧均发育有褶皱冲断带同期的走滑断层, 根据古水流的流向改变和中、晚侏罗世的地层均卷入褶皱, 认为区域上在中—晚侏罗世开始收缩, 并结束于晚侏罗世(Darby and Ritts, 2002)。

图7 小松山推覆构造剖面(据Zhang et al., 2021)Fig. 7 Nappe section of Xiaosongshan (from Zhang et al., 2021)

1.4 大青山逆冲推覆构造

大青山逆冲推覆构造发育在阴山构造带中段石拐中生代沉积盆地的南侧, 褶皱-逆冲系统分为东、西两段(张进江等, 2009)。西段主要由一系列东西向展布、由南向北逆冲的构造岩片相互叠置而成,推覆距离约10 km(Liu et al., 2003); 向东则逐渐过渡为北东向展布的、由南东向北西运移的大型低角度逆冲推覆构造(图 8), 推覆距离超过 35 km(郑亚东, 1998)。刘正宏等对逆冲断层中发育的石英脉和方解石脉中的流体包裹体进行了分析研究, 认为这期逆冲事件发生在晚侏罗世—早白垩世, 变形深度在 3～6 km 范围内, 以脆性变形为主(刘正宏等,2009)。有学者对该盆地中、下侏罗统煤系地层的同构造楔状沉积体和生长地层进行了研究, 结合生长地层上部火山灰的锆石 U-Pb年龄, 证实大青山陆内挤压变形发生在中、晚侏罗世(170±5 Ma) (Wang et al., 2017)。有学者认为大青山断层为典型的板内变形, 其很可能是北部上千千米外蒙古—鄂霍茨克洋闭合的陆内反映(郑亚东, 1998)。

图8 大青山推覆构造剖面图(据郑亚东, 1998)Fig. 8 Section of Daqingshan nappe structure (from ZHENG, 1998)

大青山地区东南侧的大同盆地也报道了一期侏罗纪的挤压事件(Zhang et al., 2020)。通过对盆地内部褶冲带, 火山灰和生长地层的综合分析, 得出这期挤压事件发生在中—晚侏罗世(165 Ma), 挤压方向为北西—南东向(Zhang et al., 2020)。

1.5 白乃庙地区逆冲推覆构造

白乃庙逆冲推覆构造发育于华北克拉通与其北侧的奥陶纪白乃庙岛弧带之间(叶俊林等, 1987; 周志广等, 2018), 大致沿北纬 42°线东西向延伸超过190 km。根据断裂带的同构造线理及构造伴生褶皱的枢纽方向给出的推覆方向为350°, 华北克拉通北缘中—新元古界白云鄂博变质地层向北逆冲于奥陶纪—早志留世白乃庙岛弧带及晚志留世弧后盆地相地层之上(图 9), 推覆距离大约在 15 km(李刚等,2012)。目前在推覆时代上存在一定的争议, 有学者认为白乃庙逆冲推覆构造有过两期活动(周志广等,2018), 早期的活动是古亚洲洋洋壳俯冲与微陆块碰撞的构造表现, 而李刚等通过对区域地质资料的分析得出后期活动时间在晚二叠世—中侏罗世之间(李刚等, 2012; 周志广等, 2018)。

图9 白乃庙逆冲推覆构造剖面图(据周志广等, 2018)Fig. 9 Nappe section of Bainaimiao (from ZHOU et al., 2018)

1.6 燕山逆冲推覆构造

燕山晚中生代逆冲构造集中分布于三个北东向带状区域中(张长厚和宋鸿林, 1997; 宋鸿林,1999; 刘少峰, 2004a, b; 张长厚等, 2006, 2012; 韩亚超, 2013; 林逸等, 2015; Li et al., 2016), 自南东向北西依次为北京房山—昌平—怀柔汤河口带(东带), 河北涿鹿—宣化下花园—怀来—王家楼—延庆张三营带(中带), 以及河北尚义—小蒜沟—韭菜沟带(西带)。三个带状区域的间隔约为60 km, 北东向延伸长度自东带的160 km, 经中带的约100 km,减少到西带的约80 km。大部分逆冲断层的上盘运动方向总体指向北西向(图 10, 11, 12)(和政军等,1998; 张勇, 2006; 张长厚等, 2006), 但是局部出现南东方向的逆冲断层, 有学者认为其可能为向北西逆冲的主要逆冲断层的上盘反冲断层(张长厚等,2006)。断层切穿的最早侵入岩体为上苇店闪长岩,其时代为138 Ma(Davis et al., 1998, 2001), 而将断层穿过的最新侵入岩体为薛家石梁杂岩体, 其时代为130～23 Ma(Davis et al., 1998, 2001), Davis等对十三陵逆冲断层断层泥年代学测试所获得的 140 Ma的年龄值可能记录了该期逆冲构造开始变形的时间,综上有学者认为这期逆冲推覆构造的形成时间在140～130 Ma(张长厚等, 2006)。大部分逆冲断层表现出基底卷入的厚皮构造与盖层内部的薄皮构造共存的构造属性(张长厚等, 2006, 2012)。

图10 华北克拉通北缘构造纲要图及剖面位置(Yang et al., 2020)Fig. 10 Tectonic outline of the northern margin of the North China Craton (Yang et al., 2020)

1.7 兴蒙造山带中生代推覆构造

兴蒙造山带中也发育了大量中生代推覆构造,本文选取了漠河逆冲推覆构造和艾伦达瓦变质变形带进行总结。漠河逆冲推覆构造发育在上黑龙江盆地的西北侧, 是漠河地区的主要构造样式(常立海等, 2007)。漠河逆冲推覆构造根带总体呈北东东向延伸, 以发育韧性剪切带、鞘褶皱和长英质糜棱岩为特征, 岩石变质变形较强; 中带呈北东东向展布,以韧-脆性逆冲断裂为特征; 前锋带以宽缓的 B型褶皱和脆性低角度叠瓦状逆冲断裂为特征(图13)。漠河逆冲推覆构造全长约170 km, 南北宽约40 km,由北西向南东方向推覆, 其推覆距离约为 4 km(常立海等, 2007; 刘晓佳等, 2014)。取自于漠河逆冲推覆构造根带、中带及前峰带不同构造部位的同构造石英脉测年结果显示, 漠河逆冲推覆构造形成时间为 距 今 (149.3±14.0)～(118.7±11.0) Ma(刘 晓 佳 等 ,2014); 李锦轶等(2004)在逆冲推覆构造根带获得的长英质糜棱岩中同构造变质矿物黑云母的40Ar/39Ar年龄(130～127 Ma)一致, 由此说明漠河逆冲推覆构造主要活动时代为晚侏罗世晚期—早白垩世。艾伦达瓦位于属蒙古东部蒙古鄂霍茨克碰撞带西南段的东南部(黄始琪, 2013), 整个变形带以中低角度向北西缓倾斜, 主要由变质变形绿片岩、各类片麻岩、仰冲的变质变形洋壳、俯冲的变质变形古生代岛弧建造等组成。此外, 该带内部可以见到未变形的近直立产出的伟晶岩脉, 显然属后构造阶段产物, 通过锆石 SHRIMP U-Pb年代学研究发现, 艾伦达瓦构造带的长-英质糜棱岩和混合岩的原岩年龄为180～170 Ma, 侵入其中的未变形伟晶岩脉的年龄为160 Ma(黄始琪, 2013)。

图11 下花园组推覆构造剖面图(张长厚等, 2006)Fig. 11 Nappe section of Xiahuayuan (from ZHANG et al., 2006)

图12 燕山剖面图(据张长厚等, 2004)Fig. 12 Cross-section of Yanshan (from ZHANG et al., 2004)

图13 漠河推覆构造剖面图(改自刘晓佳, 2015)Fig. 13 Sectional view of Mohe nappe structure (modified from LIU et al., 2015)

2 中国北方逆冲推覆构造总体特征

2.1 空间展布特征

从空间分布情况来看, 中国北方地区中生代逆冲推覆构造总体上成带状展布(图 1), 从西到东依次为: 北山逆冲推覆构造、亚干逆冲推覆构造、阿拉善周缘推覆构造、大青山推覆构造、白乃庙推覆构造、燕山西段推覆构造、漠河推覆构造。从构造单元划分上, 分别属于中亚构造带、阴山—燕山构造带和鄂尔多斯西缘构造带。从最西侧的北山地区逆冲推覆构造到最东侧的白乃庙逆冲推覆构造, 延伸距离达上千千米, 在这个区域内分布着非常多的中生代推覆构造, 但有着几乎相同的展布方向, 如北山地区、大青山地区、雅干地区。白乃庙晚中生代逆冲推覆构造等大多为近东西向展布, 单个逆冲断层延伸长度一般在几十千米, 部分可达数百千米;根据飞来峰推算的推覆距离一般在几十到数百千米之间, 属于大型推覆逆冲构造(白乃庙推覆构造和漠河推覆构造规模相对较小)。部分区域由于先存构造和块体边界的控制, 断层展布方向与区域上整体的逆冲方向不同。燕山地区逆冲断层的走向大概在北东—北北东之间, 具有向南东凸出的弧形形态。

2.2 变形特征

大规模的逆冲推覆构造是强烈地壳缩短的重要作用方式之一, 中国北方逆冲推覆构造总体表现出以下三点特征: (1)大多数推覆构造中都发育构造碎裂岩, 如北山地区、亚干地区推覆构造中普遍发育断层角砾岩(表1), 包括断层角砾和断层泥, 厚度一般在几十厘米～几米(郑亚东等, 1990; 左国朝等,1992); 大青山推覆构造中多处可见几十厘米厚的碎裂岩带(郑亚东, 1998; 刘正宏等, 1999, 2009; 尹艳广, 2018), 表明这些逆冲推覆构造属于浅层次脆性变形。刘正宏等对大青山逆冲推覆构造中发育的石英脉和方解石脉中的流体包裹体进行研究, 验证了变形深度大概在 3～6 km 范围内, 变形机制以脆性变形为主, 变形深度范围广泛, 持续时间长(刘正宏等, 2009)。(2)推覆构造表示出厚皮构造特征, 如北山、亚干、大青山等地区均可发现寒武系的结晶基底卷入了变形(郑亚东等, 1990; 左国朝等, 1992,2003; 郑亚东, 1998; 刘正宏等, 1999, 2009; 尹艳广,2018), 属于典型的厚皮构造。(3)基底中存在的古构造界面在板内造山作用期间活化并引起盖层构造变形, 这种先存构造的构造活化作用可能是陆内变形的重要机制之一, 在同样应力状态下, 先存构造的活动(先存断层的重新活动或沿薄弱带产生破裂)比新形成相同产状的断层要容易得多, 即先存构造优先活动(张长厚, 1999; 张长厚等, 2006; 童亨茂等,2009)。部分区域如燕山地区表现出基底卷入的厚皮构造与盖层内部的薄皮构造共存的构造属性, 可能受到基底构造或先存构造的重要影响或控制作用(张长厚等, 2006; 李三忠等, 2011)。

表1 中国北方推覆构造资料汇总表Table 1 Summary table of nappe structure data from the Sino-Mongolian border

2.3 变形期次

目前关于中国北方推覆构造的年代学数据较少, 大部分断层的形成时代主要是通过地层交切关系来约束的。通过卷入变形的最新地层为中、下侏罗统煤系地层, 确定北山地区推覆构造的形成时代在中侏罗世末—晚侏罗世, 且北山更北侧的蒙古南部地区也有与这期挤压事件相关的报道, 冷却年龄基本限定在中、晚侏罗世(Dumitru and Hendrix,2001)。亚干地区缺少推覆体的年代学数据, 但亚干地区推覆作用导致了地壳增厚, 后期形成了变质核杂岩, 获得的变质核杂岩年龄为(153±0.3) Ma(Zheng et al., 1996), 由此可以限定亚干推覆体的年龄早于(153±0.3) Ma。此外有学者对阿拉善周缘的逆冲推覆构造进行了低温热年代学测试, 结果显示冷却事件一般发生在200～160 Ma之间(Zhang et al.,2021)。王玉芳等(1995)对北山地区的断层泥进行取样分析, 结果表明黏土矿物在断层活动过程中再次经受机械破碎和强烈碾磨, 表明该断裂可能曾经发生过两期主要的推覆活动。同一时期形成的推覆构造还有大青山逆冲推覆构造, 目前大青山地区已发表的较准确的年龄是生长地层中火山灰夹层里的锆石U-Pb年龄, 约为(170±5) Ma(Wang et al., 2017),与之接近的是大同盆地生长地层中的火山灰锆石U-Pb年龄为165 Ma。而燕山地区、阿拉善周缘推覆构造的形成时代相对更早。根据卷入到狼山逆冲推覆构造中的岩浆岩及地层, 限定这期构造的形成时代为晚侏罗世(张北航等, 2021)。燕山地区目前已有的数据显示, 这期推覆构造的形成时间为140～130 Ma(Davis et al., 1998, 2001; 张长厚等,2006)。白乃庙推覆构造的形成时代存在争议, 但最晚应在中侏罗世。总的来看中国北方推覆构造的形成时间较长, 一直从中侏罗世持续到早白垩世初期。但有学者认为在160～150 Ma时整个东亚大陆存在广泛的岩浆活动, 可能代表着一个短暂的伸展环境(董树文等, 2019), 这意味着研究区的众多推覆构造应该是分阶段形成的。综合目前已有的文献资料, 笔者对中国北方推覆构造的形成时代进行了一个初步的划分。可分为早晚两期, 第一期为中侏罗世末到晚侏罗世早期, 对应的推覆构造主要为北山地区逆冲推覆构造、亚干地区推覆构造、大青山推覆构造和艾伦达瓦变质变形带; 第二期为晚侏罗世中期-早白垩初期, 对应的推覆构造为燕山和阿拉善周缘推覆构造和漠河推覆构造。

2.4 逆冲方向

中国北方逆冲推覆构造在上千千米的范围内分布极广, 但是具有很明显的规律性展布。经过笔者的初步分析, 按照推覆方向和动力学机制的差异,可分为东西两段。西段主要为北山逆冲推覆构造,亚干逆冲推覆构造和阿拉善块体周缘逆冲推覆构造,东段为大青山逆冲推覆构造、白乃庙逆冲推覆构造和燕山地区逆冲推覆构造。西段主体的逆冲方向为北东—南西向, 在北山地区可见由北东向南西方向逆冲的推覆构造和由南西向北东方向逆冲的推覆构造, 这种构造的出现可能同时受控于北侧的鄂霍次克海的闭合和南侧班公湖—怒江缝合带的碰撞。笔者团队认为在北山地区南部的逆冲推覆构造主要是由南西向北东方向逆冲, 而北山地区北部的推覆构造主要是由东北向南西方向逆冲。西段的部分地区如狼山推覆构造由于受先存构造的影响(张北航等,2021), 逆冲方向与主体逆冲方向相反, 为北西—南东方向逆冲, 而鄂尔多斯盆地西缘的小松山逆冲推覆构造和桌子山逆冲推覆构造由于受到块体的边界限制(张进等, 2004a, b), 逆冲方向基本和块体边界相垂直。而东段主体逆冲方向为北西—南东向, 部分地区如燕山地区, 大青山地区受到先存构造的影响, 存在一些局部的反转断层。

综合已发表的资料, 笔者认为中国北方推覆构造可分为东西两段, 它们有着不同的逆冲方向(图14), 可能受控于不同的远程构造应力场。

图14 推覆构造逆冲方向示意图(改自张岳桥等, 2007)Fig. 14 Schematic diagram of thrust direction of nappe structure (modified from ZHANG et al., 2007)

3 讨论

3.1 中国北方推覆构造运动学特征

从总体来看中国北方推覆构造主要成带状展布, 从最西部的北山地区到最东部漠河逆冲推覆构造, 延伸距离达上千千米。大部分推覆构造近东西向展布, 单条断层一般长度为几十千米, 推覆距离在几十千米～数百千米之间, 属于大型推覆构造。总体的推覆方向可分为东西两段, 西段的主要推覆方向为北东—南西向, 而东段的主要推覆方向为北西—南东向。局部区域受到基底构造或先存构造的影响(狼山), 发育和主体方向相反的推覆构造。大多数推覆构造属于典型浅层次脆性变形。同时大部分推覆构造中均可见结晶基底卷入变形, 表现出明显的厚皮构造特征。部分推覆构造可能为古构造界面在板内造山期间的再活化, 导致了这些地区厚皮构造和薄皮构造同时出现(燕山)。综合以上可以发现, 中国北方推覆构造具有较典型的陆内变形特征, 且东西两段的逆冲方向完全不同, 表明东部和西部应形成于不同的远程构造应力场之下。

3.2 变形期次对应构造事件

董树文等(2019)提出的侏罗纪—白垩纪发生的燕山运动划分的三个主要构造期中的强挤压期可以对应: (1)强挤压期(175～136 Ma); (2)主伸展期(135～90 Ma); (3)弱挤压变形期(～80 Ma)。强挤压期中又可以划分出早晚两期挤压事件, 早期为强挤压变形期, 对应髫髻山底部不整合事件 170～160 Ma;晚期对应张家口不整合事件 150～135 Ma。而在160～150 Ma时, 整个东亚大陆处于一个弱伸展的环境之中(董树文等, 2019)。中国北方地区晚中生代逆冲推覆构造可以与燕山运动中的强挤压变形事件对应。早期挤压事件对应中国北方推覆构造第一阶段, 晚期挤压事件对应中国北方推覆构造第二阶段(表 1)。

根据对中国北方地区发表的年代学资料进行分析, 这两期构造可能存在一定的时空联系。在西段的蒙古南部地区报道的褶皱冲断带的裂变径迹冷却年龄在180 Ma左右(Dumitru and Hendrix, 2001), 而北山、亚干地区要稍晚于这个年龄, 推测可能的原因是远程应力的传播速度较慢, 且在传播途中可能会发生明显的衰减(万天丰和赵维明, 2002)。推覆构造的第一阶段东西两段均有相关报道, 而推覆构造的第二阶段主要以东段为主, 笔者推测其原因为在150～135 Ma时, 班公—怒江缝合带已经完全闭合,而北侧的鄂尔霍茨海的西段也基本关闭, 此时中国北方推覆构造的动力来源主要为鄂尔霍茨海的东段闭合与古太平洋俯冲所产生的远程应力作用。

3.3 中国北方推覆构造形成机制

陆内变形是造山带演化历史中的重要过程。对于陆内变形, 一般有两种端元模式, 即来自板块边界的远场驱动和地幔加载, 如地幔上涌或俯冲板片的拆离(Raimondo et al., 2014)。两种模型对陆内变形的演化有不同的预测。在板块边界驱动模型中,陆内变形的板块边界在时间和空间上可以建立广泛的构造联系。由于板块边缘造山作用的远程作用,它可以重新激活和强烈地改变先存构造。然而, 在地幔加载模型中, 可以出现两种不同的变形样式,由地幔柱引起的放射状样式构造, 或由俯冲板片拆离引起的沿古缝合线产生的地表隆起和地壳增厚(Raimondo et al., 2014)。

中国北方地区距离各大板块边界均有一定的距离, 且研究区中—晚侏罗世以来的构造变形特征及古应力场特征并没有表现出地幔沉降导致的放射状样式(Raimondo et al., 2014), 说明中国北方地区晚中生代以来陆内变形的动力应该是板缘碰撞产生的远程应力。而晚中生代东亚大陆处于多向汇聚环境, 随着联合古大陆的裂解, 东亚大陆周邻 3大洋(东部古太平洋、北部蒙古鄂霍茨克洋、西南部班公湖—怒江洋)在侏罗纪时期开始向东亚大陆俯冲消减和碰撞汇聚, 形成了 3个特定的陆缘构造带: 北部的蒙古鄂霍茨克碰撞造山带、西南部的班公—怒江缝合带、东部的古太平洋俯冲带(董树文等, 2008,2019)。

北部的蒙古鄂霍茨克造山带主要的远程应力产生于碰撞环境下, 目前较主流的观点认为鄂霍茨克造山带的形成是一个自西向东“剪刀式”的闭合过程(图 15), 西部的碰撞发生在中侏罗世(Zorin.,1999), 而东部的碰撞持续到晚侏罗世或早白垩世(Daoudene et al., 2012); 而西南部的班公—怒江缝合带所产生的远程应力也是在碰撞环境下产生的,目前有观点认为班公—怒江古大洋可能也经历了呈剪刀式的东早西晚的穿时闭合过程, 班公—怒江带东段变形时代为中侏罗世, 而班公—怒江带西段在早白垩世晚期闭合(施炜等, 2017); 东部的古太平洋板块所产生的远程应力是一个多阶段的过程(图16),在中、晚侏罗世古太平洋板块主要为平板俯冲, 而在早白垩世俯冲板片发生了断裂和板片回撤, 由此产生的近北西—南东向的应力场广泛影响了整个中国东部地区(Yang et al., 2020)。

图15 奥农推覆构造剖面图(改自Zorin, 1999)Fig. 15 Sectional view of Onong nappe structure (modified from Zorin, 1999)

图16 古太平洋俯冲模式(改自Li and Li, 2007)Fig. 16 Paleo-Pacific subduction model(modified from Li and Li, 2007)

北部的鄂霍茨克碰撞造山带早期产生北东—南西向的远程应力, 而晚期碰撞转入东段, 会产生北西—南东向的远程应力(Shi et al., 2022); 同理呈北西—南东向展布的班公—怒江缝合带会产生一个方向垂直于碰撞缝合带的远程应力, 即北东—南西方向; 东南部的古太平洋低角度俯冲则会产生一个垂直于俯冲带的远程应力, 即北西—南东向(后撤过程产生的远程应力本文不涉及)。因此可以得出三大方向的远程应力几乎都在中侏罗世对整个东亚大陆产生挤压作用, 并一直持续到晚侏罗世末期, 而鄂霍茨克海碰撞由于发生了走向上的迁移, 导致源于此事件的远程应力方向发生改变。中国北方逆冲推覆构造正是在这三大构造事件产生的这种远程构造应力场中形成的(图17)。

图17 东亚大陆晚中生代应力场(改自Zhang et al., 2021)Fig. 17 Late Mesozoic stress field in East Asia (modified from Zhang et al., 2021)

而根据前文的总结归纳, 中国北方逆冲推覆构造的西段主体逆冲方向为北东—南西向, 明显不同于东南部古太平洋北西向俯冲的运动方向, 且中间还有鄂尔多斯刚性块体的阻挡, 因此西段北山地区、亚干地区、大青山等推覆构造应主要受北部鄂霍次克海西段闭合和西南部怒江—羌塘缝合带闭合的综合影响。而阿拉善和鄂尔多斯地块缘发育的逆冲构造, 大多逆冲方向与块体边界垂直(小松山地区, 桌子山地区), 可能受块体边界的影响较大, 张进(2004a)认为鄂尔多斯块体西缘构造带形成于远程应力作用下的鄂尔多斯块体和阿拉善块体的相互作用; 东段逆冲推覆构造主体逆冲方向为北西—南东向, 明显不同于西北部怒江—羌塘缝合带闭合产生的远程应力方向, 因此中国北方东段逆冲推覆构造主要受控于北部鄂霍次克海的东段闭合和东南部古太平洋板块的俯冲。

综上, 中国北方推覆构造的形成主要分早晚两期, 早期推覆事件在整个中国北方均有发育, 早期东段的总体挤压方向为北东—南西向, 主要受控于鄂霍茨克洋和班公—怒江洋闭合产生的远程应力作用; 西段早期的挤压方向为北西—南东向, 主要受控于鄂霍茨克洋和古太平洋俯冲所产生的远程应力作用。由于班公—怒江洋和鄂霍茨克洋西段的闭合,晚期中国北方推覆构造主要以东段为主, 总体的挤压方向仍为北西—南东向, 受控于鄂霍茨克洋闭合和古太平洋俯冲碰撞所产生的远程应力作用。此外在块体边界附近, 如狼山、贺兰山和小松山地区等,整体逆冲方向主要受刚性块体和先存构造控制。

4 结论

(1)中国北方地区晚中生代逆冲推覆构造沿中国北方带状展布, 属于大型逆冲推覆构造, 变形深度深, 持续时间长, 属于脆性变形。

(2)中国北方晚中生代逆冲推覆构造的推覆时代可以与燕山运动主挤压变形期的时代对应。分为早晚两期, 早期挤压变形形成了北山地区逆冲推覆构造、亚干推覆构造和大青山地区逆冲推覆构造,而燕山逆冲推覆构造、狼山地区逆冲推覆构造是在晚期挤压过程中形成的。

(3)中国北方地区晚中生代逆冲推覆构造可分为东西两段。早期东西两段均发育有推覆构造, 而晚期以东段为主。西段主体逆冲方向为北东—南西向, 主要受北部鄂霍次克海闭合和西南部怒江—羌塘缝合带闭合的远程应力影响; 东段主体逆冲方向为北西—南东向, 主要受控于北部鄂霍次克海闭合和东南部古太平洋板块的俯冲; 在板块边界发育的逆冲推覆构造其形成主要与先存构造和块体边界的影响有关。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos. 41774114,41590863 and 41574093), China Geological Survey(Nos. DD20190011, DD20179342 and DD20160083),and National Key Research and Development Program of China (No. 2016YFC0600302).