中生代川東褶皺帶的數值模擬：兩階段的構造演化模型

張小瓊， 單業華 倪永進， 譚志軍

（1.中國科學院 廣州地球化學研究所， 廣東 廣州 510640； 2.中國科學院大學， 北京 100049）

中生代川東褶皺帶的數值模擬：兩階段的構造演化模型

張小瓊1，2， 單業華1， 倪永進1，2， 譚志軍1，2

（1.中國科學院 廣州地球化學研究所， 廣東 廣州 510640； 2.中國科學院大學， 北京 100049）

中生代川東褶皺帶發育著兩種不同的褶皺組合型式， 以NE向齊岳山斷裂為界， 東側為隔槽褶皺， 西側為隔檔褶皺， 二者在成因上均與不同埋深的滑脫帶密切相關。本文利用FLAC6.0軟件模擬了川東褶皺帶的兩階段形成過程： 隔槽褶皺區和隔檔褶皺區依次形成。在斷坡傾角為30°的情形下， 當滑脫帶在隔檔褶皺區和隔槽褶皺區分別處于寒武系和角度不整合面向下3～4 km的基底深處時， 模擬得到的結果能很好地再現該褶皺帶的總體形態特征。只有當連接兩個褶皺區滑脫帶的斷坡具有≤30°的低傾角時， 它才能高效地將水平位移傳遞到隔檔褶皺區， 意味著地表出露的高傾角齊岳山斷裂基本上沒有參與整個褶皺帶的形成過程， 是晚期或后期形成突破地表的。斷彎褶皺的出現會造成被卷入的早期褶皺發生共軸疊加的遞進變形。這樣機械加厚的地殼在重力均衡作用下發生抬升， 并遭受風化剝蝕直至準平原化， 似乎就可以形成兩褶皺區之間近數千米的整體剝蝕厚度差。

川東褶皺帶； 總體形態； 滑脫帶； 斷坡； 數值模擬

卷（Volume）39， 期（Number）6， 總（SUM）149

頁（Pages）1022～1032， 2015， 12 （December， 2015）

0　引　言

滑脫褶皺通常發育在由軟弱的巖層組成的一個或多個滑脫帶之上， 主要出現在造山帶前陸， 如歐洲的侏羅山（Sommaruga， 1997， 1999）、伊朗的扎格雷斯山（Mcquarrie， 2004）、西班牙的比利牛斯山（Millan et al.， 1994； Munoz et al.， 1994）等， 構成特征顯著的褶皺帶或褶皺沖斷帶， 這種與滑脫有關的構造帶被稱為薄皮構造。薄皮構造多變的形態和結構可能與上覆地層巖石類型和組合型式、滑脫層的厚度和埋深、巖石力學性質、應變量、應變速率等諸多因素有關（Davis and Engelder， 1985； Marshak and Wilkerson， 1992； Goff et al.， 1996； Doglioni and Prosser， 1997； Teixell and Koyi， 2003； Koyi and Cotton， 2004）， 但滑脫層的厚度和埋深控制了褶皺帶的總體形態（Davis and Engelder， 1985）， 滑脫層的厚度影響著滑脫褶皺的對稱性和幾何形態及其相關斷裂的發育程度（Fischer and Jackson， 1999； Cotton and Koyi， 2000； Costa and Vendeville， 2002； 周建勛等， 2009）， 上覆地層的厚度決定著滑脫褶皺的波長（Mitra， 2002， 2003； Massoli et al.， 2006； 張小瓊等，2013）。

中生代川東褶皺帶位于四川盆地與雪峰山隆起帶之間， 是一個典型的滑脫褶皺帶， 形成在晚侏羅世末至早白堊世初期（胡召齊等， 2009）。大致以NE向展布的齊岳山斷裂為界， 其西側為向斜寬、背斜窄的隔檔褶皺， 東側為向斜窄、背斜寬的隔槽褶皺（圖1）。一般認為這兩個褶皺區的滑脫帶埋深不同，前者位于地臺蓋層的下寒武統、志留系或/和中、下三疊統的泥（頁）巖甚至膏鹽層中（Yan et al.， 2003； 馮常茂， 2008； Wang et al.， 2010）， 而后者處于基底內部（馮向陽等， 2003； 丁道桂和劉光祥， 2007）， 如角度不整合面之下3～4 km深處（張小瓊等， 2013）。盡管如此， 二者的相對形成時間和褶皺機制卻因缺乏有效的研究方法而認識不一， 可以概括成以下三種觀點： （1）兩者同時形成， 屬于同一型式的縱彎褶皺，只是剝蝕厚度不同（劉尚忠， 1995）； （2）二者不同時期形成， 都屬于斷彎褶皺， 但是隔槽褶皺是由隔檔褶皺演變而來的（顏丹平等， 2000； Yan et al.， 2003， 2009；馮常茂等， 2008）； （3）二者不同時期形成， 隔檔褶皺屬于縱彎褶皺， 而隔槽褶皺屬于斷展褶皺（丁道桂等，1991， 2005， 2007）。第一種觀點沒有考慮到隔檔褶皺和隔槽褶皺的出露地層新老程度相反。第二和第三種觀點認為逆沖作用控制了整個褶皺帶的形成， 但是區域上缺乏與褶皺相匹配的大型斷裂， 意味著與滑脫有關的縱彎褶皺才是主導的區域變形機制（張小瓊等， 2013）。現有的低溫熱年代學研究成果明顯趨向支持它們的共同點， 即兩個褶皺區不同時期形成， 隔槽褶皺形成早于隔檔褶皺。例如， 磷灰石裂變徑跡分析表明， 與區域褶皺有關的大規模抬升剝蝕先后發生在隔槽褶皺區和隔檔褶皺區， 分別在燕山中期（J3-K1）和燕山晚期（K2）（袁玉松等， 2010）或者在侏羅紀末和早白堊世（梅廉夫等， 2010）。

圖1　川東褶皺帶的構造位置圖（a， 修改自彭美麗等， 2011； 舒良樹， 2012）、地質簡圖（b， 修改自馬麗芳， 2002）和典型剖面圖（c， 據馮常茂等， 2008）Fig.1　Location （a）， geological map （b） and typical cross section （c） of the East Sichuan Fold Belt

然而， 已開展的數值模擬實驗（張必龍等， 2009；張小瓊等， 2013）均不能在同一個模型中再現出這種兩階段的構造變形特征。其原因很可能主要在于我們目前仍不十分清楚隔槽褶皺區與隔檔褶皺區之間的轉換機制， 所采用的模型在幾何形態的建立和參數的設置上過于簡單。類似的問題也不可避免地體現在物理模擬實驗中（劉重慶等， 2013； 解國愛等，2013）。物理模擬中， 由于滑脫帶的活動， 褶皺很早就出現在隔檔褶皺區的斷坡處， 隨后在其兩側或一側形成更年輕的褶皺（解國愛等， 2013）。這導致在最終時刻隔檔褶皺區與隔槽褶皺區雖然具有與川東褶皺帶相對應的褶皺形態特征， 但是它們的變形程度和整體抬升卻沒有明顯的差異， 與實際情況不符。

本文目的是建立有關這種兩階段構造演化的地質力學模型， 然后利用數值模擬技術求解該模型，實時再現出整個川東褶皺帶的形成演化歷程， 并分析制約或影響隔檔或隔槽褶皺的主要因素。這作為我們先前研究（張小瓊等， 2013）的延續和深入。

1　地質背景

中生代川東褶皺帶位于揚子地塊中部（圖1a），東與雪峰山以張家界-花垣斷裂為界， 西以華鎣山斷裂與川中低平構造帶分隔， 北與南大巴山弧形褶皺帶對接， 南以重慶-務川-銅仁一線為界。揚子地塊的基底最終造就于晚元古代晉寧運動， 具有明顯的雙層結構， 下部為由新太古界-古元古界康定群組成的結晶基底， 是一套經受中、深程度變質且普遍混合巖化的巖石， 而上部為由中、新元古界淺變質巖組成的褶皺基底（湖北省地質礦產局， 1990； 四川省地質礦產局， 1991）。航磁和地震資料表明， 褶皺基底在隔檔區和隔槽區有所不同， 隔檔區褶皺基底由新元古界板溪群淺變質砂巖和板巖組成（宋鴻彪和羅志立， 1995； 羅志立， 1998； 袁照令和李大明，1999； 馬永生和楊克明， 2008）， 而隔槽區褶皺基底是中元古界冷家溪群和梵凈山群變質較深的絹云母石英片巖夾基性巖類（羅志立， 1998）。基底形成后進入長期、相對穩定的地臺蓋層演化階段， 幾乎連續地沉積了震旦系、古生界、三疊系甚至侏羅系和白堊系， 由以海相沉積為主的碳酸鹽巖和碎屑巖組成，累計厚度達上萬米。蓋層中連續、厚度大的軟弱層包括寒武系下部的頁巖（厚500 m）、志留系頁巖（厚度約1500 m）和下三疊統膏鹽層（厚50～230 m）， 構成區域上主要的滑脫帶（李本亮等， 2001； Wang et al.，2010）。

與區域性褶皺相比， 區域性的斷層不發育， 最主要的是走向NE、具有逆沖性質的齊岳山斷裂。該斷裂分段出露， 斷面產狀沿走向變化顯著（吳樹仁等，1999）， 在縱向上淺部呈花狀， 向下逐漸收斂（周雁，1999）， 切割深入基底21 km（胡建平等， 2005）。

川東褶皺帶內各褶皺近等間距相間排列， 走向呈NNE-NE向， 延伸長達數十公里甚至上百公里。以齊岳山斷裂為界， 西側為向斜寬、背斜窄的隔檔褶皺， 背斜出露三疊系， 高程約為800 m， 向斜出露侏羅系， 高程約為400 m； 東側為向斜窄、背斜寬的隔槽褶皺， 背斜出露下古生界， 向斜出露上古生界，地表高程為700～1100 m， 最大的高程在齊岳山斷裂附近， 達1400～1600 m。褶皺波長在隔檔褶皺區和隔槽褶皺區分別為17～23 km和30～37 km， 向斜寬度與背斜寬度之比分別為3∶1～2∶1和1∶2（張小瓊等， 2013）， 指示由隔槽褶皺區至隔檔褶皺區褶皺變形強度趨向減弱。

2　模型設置

川東褶皺帶內的褶皺和斷裂都具有很好的北東走向趨勢， 盡管南、北兩端漸變過渡到其他方向， 例如， 北端由于大巴山弧形褶皺帶的阻擋， 褶皺軸發生順時針方向旋轉至東西向。因此， 為簡化起見， 可以由橫向的二維模型來模擬整個褶皺帶的形成和演化歷程。本文選用FLAC（Fast Lagrangian Analysis of Continua）6.0 巖土工程軟件（Itasca Consulting Group，2011b）， 所建立和設置的巖石力學模型、巖石力學參數和邊界條件基本上與張小瓊等（2013）的一致， 二者之間的主要差別有：

（1） 模型尺度： 考慮要模擬整個川東褶皺帶，這次建立的模型（圖2）比張小瓊等（2013， 圖4）的模型長一倍， 長度由200 km增加到400 km， 其中隔檔、隔槽褶皺區分別占一半， 且兩褶皺區的高度固定為15 km。

（2） 巖石力學層： 本文模型（圖2）中隔檔、隔槽褶皺區蓋層具有相同的厚度、巖性組合和巖石力學參數， 根據相同或相近的主要蓋層巖性進一步被劃分成10個巖石力學層（張小瓊等， 2013， 圖4）。如前所述， 隔檔、隔槽褶皺區的基底具有不同的巖性組成和變質程度， 因而需要分別對待。不同巖石力學層的具體參數設置見表1和表2。

（3） 滑脫帶： 根據地震反射剖面解釋（丁道桂等，2005）和數值模擬研究的結果表明（張小瓊等， 2013），滑脫帶在隔檔褶皺區主要發育在寒武系或志留系中，而在隔槽褶皺區位于基底內部， 約在角度不整合面之下3～4 km的深度。除了齊岳山斷裂分割著兩個不同褶皺區外， 目前關于這兩條滑脫帶之間的連接關系不是十分清楚。簡化起見， 我們認為它們之間的連接是由傾角未知的一斷坡實現的。FLAC軟件的界面（interface）單元是專門用來表征斷層、節理等不連續界面的， 在本文中用來模擬滑脫帶和斷坡。滑脫帶及斷坡的法向剛度Kn和剪切剛度Ks取值見表2。該參數的大小與臨近網格材料的剪切模量和體積模量相關（Itasca Consulting Group， 2011a）。

（4） 網格剖分： 數值實驗中， 滑脫帶及其斷坡附近的地層往往會積累很大的應變量， 網格容易出現畸變而導致計算無法繼續。因此， 這里采取一種網格加密的補救措施： 豎直方向上將滑脫帶及其斷坡附近的地層加密剖分， 其網格寬度由原來的500 m降低為167 m， 而水平方向上仍然維持原來的500 m網格寬度。

表1　文中模型的分層及其巖石力學參數（據Touloukian et al.， 1981； 孫巖等， 2005； 張必龍等， 2009）Table 1　Layers and their assigned mechanical properties for the models

表2　隔檔褶皺區基底和滑脫帶的巖石力學參數Table 2　Mechanical properties of the basement for the trough-like folds and of the decollement zones

圖2　初始幾何模型及其邊界和初始條件示意圖Fig.2　Initial geometry of the model with boundary and initial conditions

（5） 加載過程： 固定模型左邊界和底部邊界，在右側滑脫帶以上施加水平向左、0.4 m/時步的速度（圖2）。模型的加載過程分為兩個階段。第一階段， 只允許在隔槽褶皺區的滑脫帶活動， 直到總縮短率達到10%。該縮短率相當于約20%的隔槽褶皺區的縮短率， 大致接近實測的該區褶皺縮短率， 可以形成類似的隔槽褶皺（張小瓊等， 2013）。第二階段， 隔檔褶皺區滑脫帶和斷坡開始活動， 直到總縮短率不超過21%（相當于84 km的總縮短量）或者因網格畸變而終止計算為止。

3　結果分析

如前所述為， 隔檔褶皺區滑脫帶的埋深和斷坡的傾角是目前不確定的兩個變量。為了研究它們對褶皺帶總體形態的影響， 本文設計了以下兩組數值實驗。第一組實驗（圖3）中， 隔檔褶皺區滑脫帶位于寒武系， 斷坡的傾角分別為10°、15°、20°、30°、45°和60°， 從它們的模擬結果中找出符合川東褶皺帶總體形態的最佳斷坡傾角。在最佳斷坡傾角的情形下， 第二組實驗（圖5）中隔檔褶皺區的滑脫帶分別位于寒武系和志留系。

圖3　當隔檔褶皺區滑脫帶位于寒武系時， 斷坡傾角的大小對褶皺帶最終總體形態的影響Fig.3　Fold pattern varies with the dip angle of thrust ramp， when the decollement occurs in the Cambrian strata below the comb-like folds

圖4　當斷坡傾角為30°和隔檔褶皺區滑脫帶位于寒武系時， 不同時刻的模擬結果Fig.4　A scenario of deformation for a 30° dip angle of thrust ramp， when the decollement occurs in the Cambrian strata below the comb-like folds

圖5　在斷坡傾角為30°的情形下， 當滑脫帶在隔檔褶皺區分別位于寒武系（a）和志留系（b）時的最終模擬結果Fig.5　Final fold patterns for a 30° dip angle of thrust ramp， when the decollement takes place in the Cambrian （a）and Silurian strata （b）， respectively， below the comb-like folds

3.1斷坡角度的影響

圖3中， 隨著斷坡傾角的不斷增大， 斷彎（fault-bend）褶皺的幾何形態越發明顯， 其隆起幅度增加， 涉及的水平范圍減少， 進而導致網格畸變急劇增加， 不得不提前終止計算。當斷坡傾角為10°時， 斷彎褶皺開闊， 其隆起幅度不超過隔槽褶皺區的最大隆起幅度（圖3a）。當斷坡傾角等于或大于30°時， 斷彎褶皺明顯變得相對緊閉， 其隆起幅度超過隔槽褶皺區的最大隆起幅度（圖3d）。由此， 隨著斷坡傾角的增加， 由斷坡傳遞到隔檔褶皺區的水平位移量必然不斷減少， 從而不利于形成大范圍的隔檔褶皺束。這意味著要形成現今隔檔褶皺區的斷坡不可能擁有大（＞30°）的傾角。考慮到齊岳山斷裂附近并不存在著象圖3a～c中那樣異常寬廣的開闊背斜， 我們認為當斷坡傾角為30°時得到的模擬結果（圖3d）與實際情形（圖1c）最接近。

當斷坡傾角為30°時， 不同時刻的模擬結果見圖4。在第一階段（圖4b～e）， 基底深處的滑脫導致了上覆地層形成了幾個隔槽褶皺。這些褶皺集中出現在右側， 沒有像張小瓊等（2013， 圖5）的模擬結果那樣相對均勻地分布， 盡管施加在右端的速度是一致的。其原因在于這兩個模型在隔槽褶皺區另一端的限制不一樣： 本文中沒有限制， 允許其上的節點發生水平移動， 而張小瓊等（2013）的模型不允許節點發生水平移動。在第二階段（圖4f～i）， 沿著斷坡的滑動很快地在斷坡處形成了斷彎褶皺， 并將位移傳遞到隔檔褶皺區， 形成近等間隔的隔檔褶皺。在最后時刻（圖4i）， 褶皺波長在隔槽褶皺區和隔檔褶皺區分別為32～35 km和17～20 km， 非常接近兩區的實測值（見上； 張小瓊等， 2013）。

3.2隔檔褶皺區滑脫帶埋深的影響

當斷坡傾角為30°且隔檔褶皺區的滑脫帶位于志留系時， 得到的最終模擬結果見圖5b。將其與當隔檔褶皺區的滑脫帶位于寒武系的最終模擬結果（圖5a）比較， 我們不難發現隔檔褶皺區的褶皺波長在前者和后者分別為15～16.5 km和17～20 km， 與該區滑脫帶之上的地層總厚度之間具有某種正相關性：滑脫帶埋深越深， 上覆地層褶皺的波長就越大。考慮到隔檔褶皺區的褶皺波長實測值為17～23 km（張小瓊等， 2013）， 該區滑脫帶處于志留系或寒武系皆有可能， 只是后者的可能性更大。另一方面， 在最后時刻， 隨著隔檔褶皺區滑脫帶埋深的減小， 無論隔槽褶皺還是斷彎褶皺似乎都變得開闊起來，尤其是后者。由處于寒武系中的滑脫帶得到的斷彎褶皺明顯地具有更加復雜的幾何形態特征（圖5a）， 更為接近真實的情形（圖1b～c）。因此， 有理由認為控制現實的隔檔褶皺的滑脫帶主要發育在寒武系中。最近川東地震剖面和鉆井資料證實， 主滑脫面位于寒武系內部， 志留系并非主滑脫層（馮向陽等， 2003）。

4　討　論

前述的數值模擬結果很好地再現出川東褶皺帶的總體形態特征， 有助于深入研究該褶皺帶形成演化的動力學。以下將討論齊岳山斷裂的形成時序、褶皺機制的轉換和差異性的區域隆升。

4.1齊岳山斷裂的形成時序

根據航磁異常（張先等， 1996）、地震反射剖面（胡建平等， 2005）等資料的解釋成果， 齊岳山斷裂是一條深切入基底的高傾角斷層， 其兩側基底的巖性明顯不同， 因此有人（羅志立， 1979； 宋鴻彪和羅志立，1995）認為它是一條長期多次活動的繼承性斷裂。如前所述， 只有當斷坡擁有不大于30°的傾角時， 它才能高效地將位移傳遞到隔檔褶皺區， 從而形成大范圍的隔檔褶皺。顯然， 這樣低傾角的斷坡與高傾角的齊岳山斷裂是不匹配的。如果齊岳山斷裂曾在第一階段或者第二階段的早期活動， 那么隨著川東褶皺帶不斷向西推進， 它的淺處部分必然要被動地脫離其深處部分， 被搬運到西邊。事實上， 除了作為西界的華鎣山斷層外， 在隔檔褶皺區內并沒有出露著與齊岳山斷裂規模相當的任何斷裂（圖1b）。這表明現今川東褶皺帶地表出露的齊岳山斷裂只出現在第二階段的晚期或后期， 這條斷層可能是在變形晚期才實際切穿到達地表的。

圖6　在被卷入斷彎褶皺的過程中， 一個早期背斜（見圖4的黑短線）的兩翼傾角（a）和翼間角（b）變化Fig.6　Both the dip angles of limbs （a） and the interlimb angles （b） of a first-stage anticline vary with time when it is involved in the fault-bend fold

圖7　斷坡處褶皺的演化（θ1和θ2為翼傾角， μ為翼間角）Fig.7　Evolution of the fold near the fault ramp

4.2褶皺機制的轉換

在前述的兩階段模型中， 第一階段在模型中部斷坡附近形成的褶皺在后續的斷彎褶皺過程中被改造， 發生共軸疊加褶皺變形。圖6展示了這樣一個斷坡附近寬緩褶皺（背斜）的形成和斷彎褶皺的遞進變形過程。選取褶皺翼部地層（圖4黑色短線）記錄傾角變化（圖7）， 同時計算兩翼間角（μ）大小進而觀察褶皺的變形過程。該褶皺形成在第一階段的晚期（相當于40 km的總縮短量）， 褶皺極其寬緩， 其翼間角達163°。這種幾何形態基本上保持到第二階段早期（相當于50 km的總縮短量）， 隨即開始被卷入斷彎褶皺， 體現在前翼的傾角（θ2）變小， 且翼間角逐漸增大至172°左右， 而后翼的傾角（θ1）卻保持不變。當該褶皺樞紐移動到斷坡的頂部時（相當于60 km的總縮短量）， 褶皺兩翼開始變得緊閉， 翼間角又開始變小， 最后接近120°。在自然界中， 這樣復雜多變的整個褶皺過程很有可能會形成對應的多期變形構造，諸如節理、巖脈、縫合線、次級褶皺、順層滑線等。反過來， 這些變形構造， 如果存在， 可以成為證實兩階段模型的直接依據。

4.3差異性的區域隆升

眾所周知， 在側向擠壓下形成的地層褶皺或沖斷會導致所卷入地區的地殼在垂向上機械地增厚（圖8a）， 而這些變厚的地殼在重力均衡作用和外動力作用下發生抬升和剝蝕， 最終將地下一定深處的地層或巖石暴露于地表。圖1中， 川東褶皺帶隔檔褶皺區的狹窄背斜和隔槽褶皺區的寬闊背斜分別主要出露著三疊系和下古生界， 近似地代表著形成于白堊紀晚期至古近紀的高山頂夷平面（裴樹文， 2004；謝世友等， 2006）。于是， 考慮到蓋層中各地層單元的厚度在區域上變化不急劇和區域性斷層不發育， 我們將區域綜合地層柱上從三疊系到下古生界的累計地層厚度大致地作為兩褶皺區之間的整體剝蝕厚度差， 約2000～3000 m。磷灰石裂變徑跡分析表明， 剝蝕厚度在隔檔褶皺區的向斜約為2400 m（劉樹根等，2008； 鄧賓等， 2009）， 而在隔槽褶皺區的復背斜約為4500 m（李雙建等， 2008）， 復向斜約為4000 m（袁玉松等， 2014）。這樣得到二者之間的剝蝕厚度相差約1600～2300 m， 與前面由綜合地質分析得到的結果基本上吻合。

圖8　在隔槽褶皺區與隔檔褶皺區的背斜軸部， 地表（a和c）與現今出露的地層單元（b和d）的高程變化 （圖a， b的絕對高程以模型（圖2）底部為原點。觀測點A-D的位置見圖4說明）Fig.8　In the axial planes of a comb-like anticline and a box-like anticline， elevations of both their surfaces （a and c）and their exposed formations （b and d） vary with time

圖8d顯示出在不同時刻隔檔褶皺區背斜的三疊系和隔槽褶皺區背斜的下古生界之間的高程差。該高程差在第一階段單調遞增， 而在第二階段卻單調遞減， 最后時刻可達830 m， 比現今地表高差多280 m。與觀察點分別所在下三疊統的1000 m厚度和志留系的1500 m厚度相比較， 這多出的值是很小的。需要指出的是， 觀察點位置的確定并不準確， 具有人為的隨意性。因此， 從地層單元厚度的角度講，我們似乎可以認為所得到的高程差值接近于現今地表高差。這意味著在重力均衡作用下， 兩個褶皺區經歷了差異性的整體抬升和風化剝蝕， 最終形成過統一的高山頂夷平面。也就是說， 不需要引入其他機制， 憑借滑脫帶之上的縱彎褶皺， 加上重力均衡和準平原化， 大致上就能解釋兩褶皺區之間的整體剝蝕狀態。

5　結 論

中生代川東褶皺帶呈現出以齊岳山斷裂為界的兩種特征的褶皺組合型式， 即西邊的隔檔褶皺和東邊的隔槽褶皺。已有的研究成果（如梅廉夫等， 2010；袁玉松等， 2010； 王平等， 2012； 石紅才和施小斌，2014）表明隔檔褶皺區比隔槽褶皺區要出現得更早，遭受到更大的水平縮短率， 二者都與不同埋深的滑脫帶在成因上密切相關。在此基礎上， 本文建立起反映這種兩階段構造演化的地質力學模型， 利用FLAC6.0數值模擬軟件實時再現出整個川東褶皺帶的形成演化歷程， 取得以下的主要認識：

（1） 當連接隔檔褶皺區滑脫帶和隔槽褶皺區滑脫帶的斷坡具有低傾角（≤30°）時， 模型才能通過斷坡高效地將水平位移傳遞到隔檔褶皺區， 形成分布廣泛的隔檔褶皺。

（2） 在斷坡傾角為30°的情形下， 當滑脫帶在隔檔褶皺區和隔槽褶皺區分別處于寒武系和基底深處（角度不整合面之下3～4 km）時， 模擬得到的結果能很好地再現該褶皺帶的總體形態特征。

（3） 高傾角的齊岳山斷裂是在第二階段的晚期或后期才實際切穿地表的， 基本上沒有參與整個褶皺帶的形成和演化。

（4） 當被卷入后續的斷彎褶皺時， 第一階段在斷坡附近形成的褶皺會發生共軸疊加， 從而具有復雜的構造變形歷程。

（5） 高山頂夷平面揭示出兩褶皺區之間的整體剝蝕厚度差約為2000～3000 m， 似乎可以用滑脫帶之上的縱彎褶皺、重力均衡和準平原化來解釋。

致謝： 感謝中國地質大學（武漢）曾佐勛教授和另一位評審老師對文章的修改提出的寶貴意見和建議。

（References）：

鄧賓， 劉樹根， 劉順， 李智武， 趙建成. 2009. 四川盆地地表剝蝕量恢復及其意義. 成都理工大學學報（自然科學版）， 36（6）： 675-686.

丁道桂， 郭彤樓， 翟常博， 呂俊祥. 2005. 鄂西-渝東區膝折構造. 石油實驗地質， 27（3）： 205-210.

丁道桂， 劉光祥. 2007. 揚子板內遞進變形——南方構造問題之二. 石油實驗地質， 29（3）： 238-246.

丁道桂， 劉光祥， 呂俊祥， 潘文蕾. 2007. 揚子板塊海相中古生界盆地的遞進變形改造. 地質通報， 26（9）：1178-1188.

丁道桂， 朱櫻， 陳風良， 劉斌. 1991. 中、下揚子區古生代盆地基底拆離式改造與油氣領域. 石油與天然氣地質， 12（4）： 376-386.

馮常茂， 劉進， 宋立軍. 2008. 中上揚子地區構造變形帶成因機制及有利油氣勘探區域預測. 地球學報， 29（2）：199-204.

馮向陽， 孟憲剛， 邵兆剛， 王建平， 朱大崗. 2003. 華南及鄰區有序變形及其動力學初探. 地球學報， 24（2）：115-120.

湖北省地質礦產局. 1990. 湖北省區域地質志. 北京： 地質出版社： 7-44， 573-597.

胡建平， 趙軍龍， 汪文秉， 李娜. 2005. 三峽重慶庫區深部地球物理特征與斷裂構造. 地球科學與環境學報，27（3）： 49-54.

胡召齊， 朱光， 劉國生， 張必龍. 2009. 川東“侏羅山式”褶皺帶形成時代： 不整合面的證據. 地質論評， 55（1）：32-42.

李本亮， 孫巖， 朱文斌， 郭繼春， 溫世紅. 2001. 川東地區層滑參數系統研究. 西南石油學院學報， 23（1）： 29-33.

李雙建， 肖開華， 汪新偉， 張榮強， 沃玉進， 周雁， 蔡立國. 2008. 南方志留系碎屑礦物熱年代學分析及其地質意義. 地質學報， 82（8）： 1068-1076.

劉重慶， 周建勛， 郎建. 2013. 多層滑脫條件下褶皺-沖斷帶形成制約因素研究： 以川東-雪峰構造帶為例. 地球科學與環境學報， 35（2）： 45-55.

劉尚忠．1995．川東薄皮構造模式之我見．四川地質學報，15（4）： 264-267．

劉樹根， 孫瑋， 李智武， 鄧賓， 劉順. 2008. 四川盆地晚白堊世以來的構造隆升作用與天然氣成藏. 天然氣地球科學， 19（3）： 293-300.

羅志立. 1979. 揚子古板塊的形成及其對中國南方地殼發展的影響. 地質科學， 4（2）： 127-138.

羅志立．1998．四川盆地基底結構的新認識. 成都理工學院學報， 25（2）： 191-200.

馬麗芳. 2002. 中國地質圖集. 北京： 地質出版社：237-291.

馬永生， 楊克明. 2008. 四川盆地構造演化及天然氣成藏規律研究成果報告： 9-25.

梅廉夫， 劉昭茜， 湯濟廣， 沈傳波， 凡元芳. 2010. 湘鄂西-川東中生代陸內遞進擴展變形： 來自裂變徑跡和平衡剖面的證據. 地球科學——中國地質大學學報，35（2）： 161-174.

裴樹文. 2004. 三峽地區河流階地的成因、時代與人類活動 // 董為. 第九屆中國古脊椎動物學學術年會論文集. 北京： 海洋出版社： 263-274.

彭美麗， 易金， 姚蓉， 吳川， 朱江建， 王岳軍， 孫珍， 林舸. 2011. 華南多層推滑構造系的物理模擬實驗. 大地構造與成礦學， 35（2）： 198-206.

石紅才， 施小斌. 2014. 中、上揚子白堊紀以來的剝蝕過程及構造意義——低溫年代學數據約束. 地球物理學報，57（8）： 2608-2619.

舒良樹. 2012. 華南構造演化的基本特征. 地質通報，31（7）： 1035-1053.

四川省地質礦產局. 1991. 四川省區域地質志. 北京：地質出版社： 7-107.

宋鴻彪， 羅志立. 1995. 四川盆地基底及深部地質結構研究的進展. 地學前緣， 2（3/4）： 231-237.

孫巖， 劉德良， 朱文斌， 郭繼春， 李本亮， 郭建， 王鋒， 趙忠巖．2005．上揚子地殼區域性地層巖石物性力學參數與滑動層位關系研究．地質科學， 40（4）： 532-538．

王平， 劉少峰， 珺郜瑭， 王凱. 2012. 川東弧形帶三維構造擴展的AFT記錄. 地球物理學報， 55（5）： 1662-1673.

吳樹仁， 吳淦國， 胡道功， 石玲， 易順華， 汪華斌， 徐瑞春， 梅應堂. 1999. 鄂西清江上游NE向活動斷層束分段分形特征. 地球學報， 20（2）： 142-149.

解國愛， 賈東， 張慶龍， 吳曉俊， 沈禮， 赟呂珊， 鄒旭. 2013. 川東侏羅山式褶皺構造帶的物理模擬研究. 地質學報， 87（6）： 773-788.

謝世友， 袁道先， 王建力， 況明生. 2006. 長江三峽地區夷平面分布特征及其形成年代. 中國巖溶， 25（1）： 40-45.

顏丹平， 汪新文， 劉友元. 2000. 川鄂湘邊區褶皺構造樣式及其成因機制分析. 現代地質， 14（1）： 37-43.

袁玉松， 林娟華， 程心陽， 李雙建. 2014. 鄂西渝東地區晚燕山-喜馬拉雅期剝蝕量. 地球物理學報， 57（9）：2878-2884.

袁玉松， 孫冬勝， 周雁， 汪新偉， 李雙建， 張榮強， 沃玉進. 2010. 中上揚子地區印支期以來抬升剝蝕時限的確定. 地球物理學報， 53（2）： 362-369.

袁照令， 李大明. 1999. 油氣勘探中磁異常△T解釋問題.地質科技情報， 18（2）： 109-112.

張必龍， 朱光， JIANG Dazhi， 胡召齊， 向必偉， 張力， 陳印. 2009. 川東“侏羅山式”褶皺的數值模擬及成因探討. 地質論評， 55（5）： 701-711.

張先， 陳秀文， 趙麗， 沈京秀， 劉敏， 虎喜風. 1996. 四川盆地及其西部邊緣震區基底磁性界面與地震的研究.中國地震， 12（4）： 421-427.

張小瓊， 單業華， 聶冠軍， 倪永進. 2013. 中生代川東褶皺帶的數值模擬： 滑脫帶深度對地臺蓋層褶皺型式的影響. 大地構造與成礦學， 37（4）： 622-632.

周建勛， 郎建， 劉重慶. 2009. 韌性基底層黏度對褶皺-沖斷帶變形特征的影響： 來自物理模擬的啟示. 西北大學學報， 39（3）： 392-398.

周雁. 1999. 湘鄂邊區斷裂構造特征及其油氣地質意義.海相油氣地質， 4（4）： 31-38.

Costa E and Vendeville B C. 2002. Experimental insights on the geometry and kinematics of fold-and-thrust belts above weak， viscous evaporitic decollement. Journal of Structural Geology， 24： 1729-1739.

Cotton J T and Koyi H A. 2000. Modeling of thrust fronts above ductile and frictional detachments： Application to structures in the Salt Range and Potwar Plateau，Pakistan. GSA Bulletin， 112（3）： 351-363.

Davis D M and Engelder T. 1985. The role of salt in fold-and-thrust belts. Tectonophysics， 119： 67-88.

Doglioni C and Prosser G. 1997. Fold uplift versus regional subsidence and sedimentation rate. Marine and Petroleum Geology， 14（2）： 179-190.

Fischer M P and Jackson P B. 1999. Stratigraphic controls on deformation patterns in fault-related folds： A detachment fold example from the Sierra Madre Oriental， northeast Mexico. Journal of Structural Geology， 21： 613-633.

Goff D F， Wiltschko D V and Fletcher R C. 1996. Decollement folding as a mechanism for thrust-ramp spacing. Journal of Geophysical Research， 101（B5）： 11341-11352.

Itasca Consulting Group. 2011a. FLAC Version 7.0—Theory and Background. Itasca Consulting Group， Inc，Minneapolis， Minnesota， USA.

Itasca Consulting Group. 2011b. FLAC Version 7.0—User's Guide. Itasca Consulting Group， Inc， Minneapolis，Minnesota， USA.

Koyi H A and Cotton J. 2004. Experimental insights on the geometry and kinematics of fold-and-thrust belts above weak， viscous evaporitic décollement： A discussion. Journal of Structural Geology， 26： 2139-2143.

Marshak S and Wilkerson M S. 1992. Effect of overburden thickness on thrust belt geometry and development. Tectonics， 11（3）： 560-566.

Massoli D， Koyi H A and Barchi M R. 2006. Structural evolution of a fold and thrust belt generated by multiple decollements： Anologue models and natural examples from the northern Apennines （Italy）. Journal of Structural Geology， 28： 185-199.

McQuarrie N. 2004. Crustal scale geometry of the Zagrosfold-thrust belt， Iran. Journal of Structural Geology， 26：519-535.

Millan H， Aurell M and Melendez A. 1994. Synchronous detachment folds and coeval sedimentation in the Prepyrenean External Sierras （Spain）： A case study for a tectonic origin of sequences and system tracts. Sedimentology， 41（5）： 1001-1024.

Mitra S. 2002. Structural models of faulted detachment fold. AAPG Bulletin， 86（9）： 1673-1694.

Mitra S. 2003. A Unified kinematic model for the evolution of detachment fold. Journal of Structural Geology， 25：1659-1673.

Mu?oz J A， McClay K and Poblet J. 1994. Synchronous extension and contraction in frontal thrust sheets of the Spanish Pyrenees. Geology， 22（10）： 921-924.

Sommaruga A. 1997. Geology of the central Jura and the Molasse Basin： New insight into an evaporite-based foreland fold and thrust belt. Memoire de la Societe des Sciences naturelles de Neuchatel 12： 145.

Sommaruga A. 1999. Decollement tectonics in the Jura foreland fold-and-thrust belt. Marine and Petroleum Geology， 16： 111-134.

Teixell A and Koyi H A. 2003. Experimental and field study of the effects of lithological contrasts on thrust-related deformation. Tectonics， 22（5）： 1054-1073.

Touloukian Y S， Judd W R and Roy R F. 1981. Physical Properties of Rocks and Minerals. McGray-Hill Book Company.

Wang Z X， Zhang J， Xie G and Ma Z J. 2010. Structural analysis of the multi-layer detachment folding in eastern Sichuan province. Acta Geologica Sinica， 84（3）：479-514.

Yan D P， Zhang B， Zhou M F， Wei G Q， Song H L and Liu S F. 2009. Constraints on the depth， geometry and kinematics of blind detachment faults provided by fault-propagation folds： An example from the Mesozoic fold belt of South China. Journal of Structural Geology，31： 150-162.

Yan D P， Zhou M F， Song H L， Wang X W and John M. 2003. Origin and tectonic significance of a Mesozoic multi-layer over-thrust system within the Yangtze block（South China）. Tectonophysics， 361： 239-254.

Numerical Modeling of the Mesozoic East Sichuan Fold Belt：A Two-stage Tectonic Model

ZHANG Xiaoqiong1，2， SHAN Yehua1， NI Yongjin1，2and TAN Zhijun1，2
（1. Guangzhou Institute of Geochemistry， Chinese Academy of Sciences， Guangzhou 510640， Guangdong， China；2. University of Chinese Academy of Sciences， Beijing 100049， China）

The Mesozoic East Sichuan fold belt is divided by the northeast-trending Qiyueshan fault into two areas with different fold patterns， trough-like folds to the east and comb-like folds to the west. Both areas are genetically related to decollement at depth. This paper uses FLAC6.0 software to simulate the two-stage evolution of the East Sichuan Fold Belt， where the comb-like folds have a younger age than the trough-like folds. According to simulation results， the general characteristics of the fold belt is reproducible for a 30° dip angle of the thrust ramp connecting the decollement zones that occur at a depth of 3-4 km from the unconformity between the basement and the platform cover for the trough-like folds and in the Cambrian strata for the comb-like folds， respectively. If only the ramp has a dip angle of no more than 30°， it can efficiently transfer the horizontal displacement to the comb-like fold area. This suggests no involvement of the high-angle Qiyueshan fault and， hence， breaking through shallow strata later. The presence of the fault bend fold may cause progressive deformation. The crust mechanically thicken in the way is subsequently uplift and worn down toward a peneplane， which is probably responsible for the difference in denudation between the comb-like fold area and the trough-like fold area.

the East Sichuan fold belt； overall pattern； decollement zone； thrust ramp； numerical simulation

P542

A

1001-1552（2015）06-1022-011

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.004

2014-12-30； 改回日期： 2015-06-16

項目資助： 國家自然科學基金項目（41272228和41476035）聯合資助。

張小瓊（1987-）， 女， 博士研究生， 從事構造地質學研究。Email： zhangxiaoqiong122@163.com