中國北方中生代逆沖推覆構造研究進展

李智超, 施 煒 , 熊小松*, 吳國煒

1)中國地質調查局中國地質科學院地球深部探測中心, 北京 100037;2)中國地質科學院地質力學研究所, 北京 100081

陸內變形一般發生在遠離板塊邊緣的板塊內部, 傳統的板塊構造理論難以解釋其構造成因(Brown, 1988; Sandiford and Hand, 1998; Ziegler et al., 1998)。一般認為陸內變形的動力來自長距離傳輸而來的板塊邊緣水平應力(Sandiford and Hand,1998)。全球已有研究表明, 板內的擠壓和扭壓構造最遠可以發生在距板塊碰撞邊緣1600 km處, 鄰區板塊碰撞帶來的巨大擠壓應力既可以通過地殼-巖石圈各層次流變層的差異運動實現遠程傳播, 傳遞至大陸腹地, 也可以通過碰撞應力的傳播致使板內深斷裂系統重新活化(Faure et al., 2009)。也有學者認為, 巖石圈地幔對流導致的地幔俯沖或重力失穩產生的垂向應力也可導致陸內變形(Raimondo et al.,2014)。目前大多數學者認為中國大陸普遍發生的較強烈板內變形的動力來源于板塊間碰撞所產生的遠程效應(萬天豐和趙維明, 2002; 張岳橋等, 2007; 舒良樹, 2021)。

侏羅紀以來, 東亞大陸周緣的鄂霍次克洋、班公湖—怒江洋兩大洋逐漸閉合, 東緣的古亞洲洋也發生了俯沖消減, 導致周緣板塊逐漸向東亞大陸俯沖消減和碰撞匯聚, 形成了三個特定的陸緣構造帶:北部的蒙古鄂霍茨克碰撞造山帶, 東部的古太平洋俯沖所形成的溝弧盆體系和西部的班公湖—怒江匯聚構造帶(董樹文等, 2019)。這些陸緣板塊構造帶向東亞大陸內部的變形傳播, 導致大規模的陸內變形發育, 形成了東亞大陸特有的晚中生代多板塊匯聚構造體系(董樹文等, 2000, 2007, 2019)。在中、晚侏羅世, 整個東亞大陸基本處于一個多向擠壓的環境之下, 地殼發生了明顯縮短, 而逆沖推覆構造正是地殼縮短的重要作用方式之一(朱志澄, 1995)。中國北方距離東亞大陸各個邊界距離都在數百～數千千米以上, 在晚中生代發育了諸多大型逆沖推覆構造,這些推覆構造與經典碰撞造山帶中發育的推覆構造差異較大, 屬于經典的陸內變形構造(鄭亞東等,1990; 左國朝等, 1992; Zheng et al., 1998; 劉正宏等,1999; Dumitru and Hendrix, 2001; Darby and Ritts,2002; Zhang and Cunningham, 2012; Cunningham,2017; Zhang et al., 2021)。對這些推覆構造進行分析,可以為理解中國北方晚中生代構造演化提供重要信息。前人在中國北方的中亞造山帶、燕山構造帶等開展了大量的工作, 這些研究都集中于某一地區或某些方面的詳細描述與分析(左國朝等, 1992; 鄭亞東等, 1998; Zheng et al., 1998; 劉正宏等, 1999;Darby and Ritts, 2001; Dumitru and Hendrix, 2001;Zhang and Cunningham, 2012; Cunningham, 2017;Zhang et al., 2021), 系統總結中國北部發育的逆沖推覆構造展布及特征, 能夠使得我們從宏觀上理解中國北方的陸內變形及其動力學機制。基于此, 本文對發育于中國北方晚中生代的逆沖推覆構造資料進行了系統的收集, 并在此基礎上對中國北方晚中生代廣泛發育的逆沖推覆構造的時空分布特征、運動學特征以及動力學機制等方面進行了系統論述,進一步提出了研究區晚中生代陸內變形作用及動力學機制。

1 中國北方地區主要逆沖推覆構造

在中國北方, 主要展布的構造帶有中亞造山帶、陰山—燕山構造帶。中亞造山帶是世界上最大的顯生宙增生帶造山帶之一, 于中生代進入陸內演化階段(李治等, 2019); 陰山—燕山造山帶是一條典型的陸內造山帶, 從中生代中期開始就發育了廣泛的陸內變形構造(張長厚, 1999)。本文重點選取了這兩條構造帶中研究程度較高的一些逆沖推覆構造進行分析, 從西到東依次有北山地區、亞干地區、阿拉善東北緣地區、大青山地區、白乃廟地區、燕山西段及北京西山地區, 漠河地區(圖1)等。以下本文將按由西到東的順序對這些地區報道的逆沖推覆構造特征進行總結。

圖1 中國北方逆沖推覆構造分布(改自Shi et al., 2020)Fig. 1 Distribution of thrusts along the Sino-Mongolia border (modified from Shi et al., 2020)

1.1 北山逆沖推覆構造

北山地區位于中亞造山帶中部(圖 2), 主要由位于北部的哈薩克斯坦-西伯利亞板塊和西部的塔里木板塊、東南部的華北板塊拼貼構成(左國朝等,1992; Xiao et al., 2010)。20世紀90年代左國朝等(1992)在此報道了一期大型的逆沖推覆構造, 走向近東西向, 大部分推覆體出露長度在幾十km, 少部分可達到數百 km。區域內發育大量飛來峰構造(圖3), 如玉石山飛來峰, 黑山梁飛來峰等, 這些飛來峰上盤地層主要為中元古代白云質灰巖, 主體自南向北推覆于不同時代地層之上, 其中卷入變形的最新地層為中、下侏羅統煤系地層, 推覆距離超過150 km(Zuo et al., 1991; 左國朝等, 1992; Zheng et al., 1996)。根據被推到最新層位時代為中侏羅世(產植物化石), 而被晚侏羅世粗碎屑巖的磨拉石不整合所覆蓋, 推覆時間被約束在中侏羅世末、晚侏羅世前(左國朝等, 1992), 較精準的同位素年代學研究還有待進一步工作。近年來有學者發現了幾條區域性的北西—南東向逆沖構造(張善明等, 2018; 李治等, 2019), 并進行了詳細研究(圖4), 認為其應是羌塘地塊和拉薩地塊陸-陸碰撞事件的遠程反映(張善明等, 2018)。目前關于北山地區這期逆沖推覆構造的方向還存在爭議(表 1), 區域內既報道了由南向北的推覆構造, 也報道了從北到南的推覆構造(左國朝等, 1992)。

圖3 玉石山和黑山梁推覆構造剖面圖(據左國朝等, 1992)Fig. 3 Nappe sections of Yushishan and Heishanliang(from ZUO et al., 1992)

圖4 沙坡泉推覆構造剖面圖(據張善明等, 2018)Fig. 4 Shapoquan nappe structure section (from ZHANG et al., 2018)

區域內同時發育由南向北的逆沖推覆構造和由北向南的逆沖推覆構造。而與北山相連的蒙古南部地區也有很多關于這期推覆事件的報道, 主要以褶皺沖斷帶為主。Cunningham(2017)通過遙感影像解譯的方法識別了蒙古南部的一系列褶皺, 如Noyon向斜, Tost向斜等, 大部分褶皺的軸跡顯示,擠壓方向為近南北向。野外觀察到未變形的白堊紀沉積巖覆蓋在褶皺的中侏羅世地層之上, 將擠壓時代限定在晚侏羅世(Cunningham, 2017)。Dumitru and Hendrix(2001)在Noyon向斜和Tost背斜等采集了樣品進行磷灰石裂變徑跡測試, 得到了兩組冷卻年齡,分別為中侏羅世和晚侏羅世, 并將其解釋為與北山中、晚侏羅世向北的逆沖和相關縮短有關。Cunningham(2017)認為蒙古南部的晚中生代陸內變形與晚侏羅世末鄂霍茨克海北面 250～400 km處的終端關閉有關。

1.2 亞干推覆構造

20世紀 90年代, 鄭亞東等(1990)在亞干地區報道了一期大型的逆沖推覆事件。亞干地區發育大量的飛來峰, 走向近東西向, 這些飛來峰主要由中元古界厚層狀白云巖組成, 蓋在寒武系—上三疊統不同時代的地層之上(圖 5)。根據其底部相近的逆沖斷面高程和一致的沖斷方向, 判定這些飛來峰原屬統一的外來系。由北向南主要的逆沖斷層有雅干斷層, 尼楚—查干斷層, 黑石山斷層和珠斯楞斷層,這些斷層的產狀和性質基本類似。推覆距離在60～70 km, 斷層面傾向北, 傾角小于 10°, 斷層上盤中的疊瓦逆沖斷層和倒向南的褶皺軸面劈理均傾向北, 沿斷層面有幾十厘米的斷層泥, 主要成分為以礦物碎片和微球狀顆粒出現的伊利石和高嶺石, 且顯示斷層有過兩期活動(王玉芳等, 1995)。被亞干地區飛來峰截斷的最新的地層是下、中侏羅統含煤地層, 而亞干地區在這期逆沖推覆事件之后,又發育了一期變質核雜巖, 其中深成巖體的 Rb-Sr等時線年齡為(153±6.2) Ma(Zheng et al., 1990), 因此亞干推覆體的就位時代應為中、晚侏羅世(Zheng et al., 1996)。

圖5 亞干推覆構造剖面(Zheng et al., 1996)Fig. 5 Yagan nappe structure section (Zheng et al., 1996)

1.3 阿拉善地塊周緣逆沖推覆構造

阿拉善地塊周緣逆沖推覆構造主要有狼山地區逆沖推覆構造、桌子山逆沖推覆構造、小松山逆沖推覆構造。狼山地區位于阿拉善地塊東北緣, 記錄了中生代以來的多期陸內變形事件(Darby and Ritts, 2007; 牛鵬飛等, 2019; Zhang et al., 2021), 張北航等(2021)在此厘定了晚中生代以來的六期構造變形事件。他們提出狼山地區晚侏羅世變形主要表現為向南東方向的逆沖, 形成一系列近平行的、主體傾向北西的逆沖斷層及伴生的反沖斷層, 狼山東北部布都毛道溝溝口, 二疊紀花崗巖逆沖于疊布斯格巖群之上, 主斷層以 30°～60°傾角傾向北西, 在逆沖前緣則發育一條傾向南東的反沖斷層。結合東亞多向匯聚的構造背景及解析所獲得的北西—南東向擠壓的構造應力場, 認為狼山晚侏羅世逆沖推覆構造的動力來源應該是南東側古太平洋板塊向北西低角度俯沖于華北克拉通之下(Cui et al., 2018; 張北航等, 2021; Zhang et al., 2021)。

桌子山逆沖推覆構造由數條大型逆沖斷層和伴生的褶皺組成(圖6)。由于東西向的擠壓, 地層先發生褶皺而形成不對稱的向斜和背斜, 而后在背斜的陡翼形成逆沖斷層。斷層以疊瓦狀大致平行、近等間距向東逆沖, 走向北北西, 斷面上緩下陡(楊圣彬等, 2006; 張家聲等, 2008), 通過構造變形縮量計算,得出桌子山地區地殼縮短量在8 km左右(楊圣彬等,2006)。

圖6 桌子山推覆構造剖面(據楊圣彬等, 2006)Fig. 6 Nappe section of Zhuozishan (from YANG et al., 2006)

小松山推覆構造屬于賀蘭山逆沖推覆構造體系的一部分, 小松山逆沖斷層總體走向為北東向,呈弧形向東凸出, 斷面西傾, 傾角較平緩, 可見奧陶紀碳酸鹽巖逆掩到中侏羅世直羅組和安定組之上(圖 7), 表明逆沖推覆作用發生在中侏羅世沉積之后(張岳橋等, 2007), 地表可見斷層面具波狀起伏(楊圣彬等, 2006), 黃喜峰等認為其推覆距離達到15 km, 是由結晶基底和沉積蓋層逆沖巖席組成的復雜構造體系, 屬于典型的陸內變形(黃喜峰等,2011)。桌子山和賀蘭山擠壓構造以發育褶皺沖斷帶為主, 同時在桌子山和賀蘭山的北側均發育有褶皺沖斷帶同期的走滑斷層, 根據古水流的流向改變和中、晚侏羅世的地層均卷入褶皺, 認為區域上在中—晚侏羅世開始收縮, 并結束于晚侏羅世(Darby and Ritts, 2002)。

圖7 小松山推覆構造剖面(據Zhang et al., 2021)Fig. 7 Nappe section of Xiaosongshan (from Zhang et al., 2021)

1.4 大青山逆沖推覆構造

大青山逆沖推覆構造發育在陰山構造帶中段石拐中生代沉積盆地的南側, 褶皺-逆沖系統分為東、西兩段(張進江等, 2009)。西段主要由一系列東西向展布、由南向北逆沖的構造巖片相互疊置而成,推覆距離約10 km(Liu et al., 2003); 向東則逐漸過渡為北東向展布的、由南東向北西運移的大型低角度逆沖推覆構造(圖 8), 推覆距離超過 35 km(鄭亞東, 1998)。劉正宏等對逆沖斷層中發育的石英脈和方解石脈中的流體包裹體進行了分析研究, 認為這期逆沖事件發生在晚侏羅世—早白堊世, 變形深度在 3～6 km 范圍內, 以脆性變形為主(劉正宏等,2009)。有學者對該盆地中、下侏羅統煤系地層的同構造楔狀沉積體和生長地層進行了研究, 結合生長地層上部火山灰的鋯石 U-Pb年齡, 證實大青山陸內擠壓變形發生在中、晚侏羅世(170±5 Ma) (Wang et al., 2017)。有學者認為大青山斷層為典型的板內變形, 其很可能是北部上千千米外蒙古—鄂霍茨克洋閉合的陸內反映(鄭亞東, 1998)。

圖8 大青山推覆構造剖面圖(據鄭亞東, 1998)Fig. 8 Section of Daqingshan nappe structure (from ZHENG, 1998)

大青山地區東南側的大同盆地也報道了一期侏羅紀的擠壓事件(Zhang et al., 2020)。通過對盆地內部褶沖帶, 火山灰和生長地層的綜合分析, 得出這期擠壓事件發生在中—晚侏羅世(165 Ma), 擠壓方向為北西—南東向(Zhang et al., 2020)。

1.5 白乃廟地區逆沖推覆構造

白乃廟逆沖推覆構造發育于華北克拉通與其北側的奧陶紀白乃廟島弧帶之間(葉俊林等, 1987; 周志廣等, 2018), 大致沿北緯 42°線東西向延伸超過190 km。根據斷裂帶的同構造線理及構造伴生褶皺的樞紐方向給出的推覆方向為350°, 華北克拉通北緣中—新元古界白云鄂博變質地層向北逆沖于奧陶紀—早志留世白乃廟島弧帶及晚志留世弧后盆地相地層之上(圖 9), 推覆距離大約在 15 km(李剛等,2012)。目前在推覆時代上存在一定的爭議, 有學者認為白乃廟逆沖推覆構造有過兩期活動(周志廣等,2018), 早期的活動是古亞洲洋洋殼俯沖與微陸塊碰撞的構造表現, 而李剛等通過對區域地質資料的分析得出后期活動時間在晚二疊世—中侏羅世之間(李剛等, 2012; 周志廣等, 2018)。

圖9 白乃廟逆沖推覆構造剖面圖(據周志廣等, 2018)Fig. 9 Nappe section of Bainaimiao (from ZHOU et al., 2018)

1.6 燕山逆沖推覆構造

燕山晚中生代逆沖構造集中分布于三個北東向帶狀區域中(張長厚和宋鴻林, 1997; 宋鴻林,1999; 劉少峰, 2004a, b; 張長厚等, 2006, 2012; 韓亞超, 2013; 林逸等, 2015; Li et al., 2016), 自南東向北西依次為北京房山—昌平—懷柔湯河口帶(東帶), 河北涿鹿—宣化下花園—懷來—王家樓—延慶張三營帶(中帶), 以及河北尚義—小蒜溝—韭菜溝帶(西帶)。三個帶狀區域的間隔約為60 km, 北東向延伸長度自東帶的160 km, 經中帶的約100 km,減少到西帶的約80 km。大部分逆沖斷層的上盤運動方向總體指向北西向(圖 10, 11, 12)(和政軍等,1998; 張勇, 2006; 張長厚等, 2006), 但是局部出現南東方向的逆沖斷層, 有學者認為其可能為向北西逆沖的主要逆沖斷層的上盤反沖斷層(張長厚等,2006)。斷層切穿的最早侵入巖體為上葦店閃長巖,其時代為138 Ma(Davis et al., 1998, 2001), 而將斷層穿過的最新侵入巖體為薛家石梁雜巖體, 其時代為130～23 Ma(Davis et al., 1998, 2001), Davis等對十三陵逆沖斷層斷層泥年代學測試所獲得的 140 Ma的年齡值可能記錄了該期逆沖構造開始變形的時間,綜上有學者認為這期逆沖推覆構造的形成時間在140～130 Ma(張長厚等, 2006)。大部分逆沖斷層表現出基底卷入的厚皮構造與蓋層內部的薄皮構造共存的構造屬性(張長厚等, 2006, 2012)。

圖10 華北克拉通北緣構造綱要圖及剖面位置(Yang et al., 2020)Fig. 10 Tectonic outline of the northern margin of the North China Craton (Yang et al., 2020)

1.7 興蒙造山帶中生代推覆構造

興蒙造山帶中也發育了大量中生代推覆構造,本文選取了漠河逆沖推覆構造和艾倫達瓦變質變形帶進行總結。漠河逆沖推覆構造發育在上黑龍江盆地的西北側, 是漠河地區的主要構造樣式(常立海等, 2007)。漠河逆沖推覆構造根帶總體呈北東東向延伸, 以發育韌性剪切帶、鞘褶皺和長英質糜棱巖為特征, 巖石變質變形較強; 中帶呈北東東向展布,以韌-脆性逆沖斷裂為特征; 前鋒帶以寬緩的 B型褶皺和脆性低角度疊瓦狀逆沖斷裂為特征(圖13)。漠河逆沖推覆構造全長約170 km, 南北寬約40 km,由北西向南東方向推覆, 其推覆距離約為 4 km(常立海等, 2007; 劉曉佳等, 2014)。取自于漠河逆沖推覆構造根帶、中帶及前峰帶不同構造部位的同構造石英脈測年結果顯示, 漠河逆沖推覆構造形成時間為 距 今 (149.3±14.0)～(118.7±11.0) Ma(劉 曉 佳 等 ,2014); 李錦軼等(2004)在逆沖推覆構造根帶獲得的長英質糜棱巖中同構造變質礦物黑云母的40Ar/39Ar年齡(130～127 Ma)一致, 由此說明漠河逆沖推覆構造主要活動時代為晚侏羅世晚期—早白堊世。艾倫達瓦位于屬蒙古東部蒙古鄂霍茨克碰撞帶西南段的東南部(黃始琪, 2013), 整個變形帶以中低角度向北西緩傾斜, 主要由變質變形綠片巖、各類片麻巖、仰沖的變質變形洋殼、俯沖的變質變形古生代島弧建造等組成。此外, 該帶內部可以見到未變形的近直立產出的偉晶巖脈, 顯然屬后構造階段產物, 通過鋯石 SHRIMP U-Pb年代學研究發現, 艾倫達瓦構造帶的長-英質糜棱巖和混合巖的原巖年齡為180～170 Ma, 侵入其中的未變形偉晶巖脈的年齡為160 Ma(黃始琪, 2013)。

圖11 下花園組推覆構造剖面圖(張長厚等, 2006)Fig. 11 Nappe section of Xiahuayuan (from ZHANG et al., 2006)

圖12 燕山剖面圖(據張長厚等, 2004)Fig. 12 Cross-section of Yanshan (from ZHANG et al., 2004)

圖13 漠河推覆構造剖面圖(改自劉曉佳, 2015)Fig. 13 Sectional view of Mohe nappe structure (modified from LIU et al., 2015)

2 中國北方逆沖推覆構造總體特征

2.1 空間展布特征

從空間分布情況來看, 中國北方地區中生代逆沖推覆構造總體上成帶狀展布(圖 1), 從西到東依次為: 北山逆沖推覆構造、亞干逆沖推覆構造、阿拉善周緣推覆構造、大青山推覆構造、白乃廟推覆構造、燕山西段推覆構造、漠河推覆構造。從構造單元劃分上, 分別屬于中亞構造帶、陰山—燕山構造帶和鄂爾多斯西緣構造帶。從最西側的北山地區逆沖推覆構造到最東側的白乃廟逆沖推覆構造, 延伸距離達上千千米, 在這個區域內分布著非常多的中生代推覆構造, 但有著幾乎相同的展布方向, 如北山地區、大青山地區、雅干地區。白乃廟晚中生代逆沖推覆構造等大多為近東西向展布, 單個逆沖斷層延伸長度一般在幾十千米, 部分可達數百千米;根據飛來峰推算的推覆距離一般在幾十到數百千米之間, 屬于大型推覆逆沖構造(白乃廟推覆構造和漠河推覆構造規模相對較小)。部分區域由于先存構造和塊體邊界的控制, 斷層展布方向與區域上整體的逆沖方向不同。燕山地區逆沖斷層的走向大概在北東—北北東之間, 具有向南東凸出的弧形形態。

2.2 變形特征

大規模的逆沖推覆構造是強烈地殼縮短的重要作用方式之一, 中國北方逆沖推覆構造總體表現出以下三點特征: (1)大多數推覆構造中都發育構造碎裂巖, 如北山地區、亞干地區推覆構造中普遍發育斷層角礫巖(表1), 包括斷層角礫和斷層泥, 厚度一般在幾十厘米～幾米(鄭亞東等, 1990; 左國朝等,1992); 大青山推覆構造中多處可見幾十厘米厚的碎裂巖帶(鄭亞東, 1998; 劉正宏等, 1999, 2009; 尹艷廣, 2018), 表明這些逆沖推覆構造屬于淺層次脆性變形。劉正宏等對大青山逆沖推覆構造中發育的石英脈和方解石脈中的流體包裹體進行研究, 驗證了變形深度大概在 3～6 km 范圍內, 變形機制以脆性變形為主, 變形深度范圍廣泛, 持續時間長(劉正宏等, 2009)。(2)推覆構造表示出厚皮構造特征, 如北山、亞干、大青山等地區均可發現寒武系的結晶基底卷入了變形(鄭亞東等, 1990; 左國朝等, 1992,2003; 鄭亞東, 1998; 劉正宏等, 1999, 2009; 尹艷廣,2018), 屬于典型的厚皮構造。(3)基底中存在的古構造界面在板內造山作用期間活化并引起蓋層構造變形, 這種先存構造的構造活化作用可能是陸內變形的重要機制之一, 在同樣應力狀態下, 先存構造的活動(先存斷層的重新活動或沿薄弱帶產生破裂)比新形成相同產狀的斷層要容易得多, 即先存構造優先活動(張長厚, 1999; 張長厚等, 2006; 童亨茂等,2009)。部分區域如燕山地區表現出基底卷入的厚皮構造與蓋層內部的薄皮構造共存的構造屬性, 可能受到基底構造或先存構造的重要影響或控制作用(張長厚等, 2006; 李三忠等, 2011)。

表1 中國北方推覆構造資料匯總表Table 1 Summary table of nappe structure data from the Sino-Mongolian border

2.3 變形期次

目前關于中國北方推覆構造的年代學數據較少, 大部分斷層的形成時代主要是通過地層交切關系來約束的。通過卷入變形的最新地層為中、下侏羅統煤系地層, 確定北山地區推覆構造的形成時代在中侏羅世末—晚侏羅世, 且北山更北側的蒙古南部地區也有與這期擠壓事件相關的報道, 冷卻年齡基本限定在中、晚侏羅世(Dumitru and Hendrix,2001)。亞干地區缺少推覆體的年代學數據, 但亞干地區推覆作用導致了地殼增厚, 后期形成了變質核雜巖, 獲得的變質核雜巖年齡為(153±0.3) Ma(Zheng et al., 1996), 由此可以限定亞干推覆體的年齡早于(153±0.3) Ma。此外有學者對阿拉善周緣的逆沖推覆構造進行了低溫熱年代學測試, 結果顯示冷卻事件一般發生在200～160 Ma之間(Zhang et al.,2021)。王玉芳等(1995)對北山地區的斷層泥進行取樣分析, 結果表明黏土礦物在斷層活動過程中再次經受機械破碎和強烈碾磨, 表明該斷裂可能曾經發生過兩期主要的推覆活動。同一時期形成的推覆構造還有大青山逆沖推覆構造, 目前大青山地區已發表的較準確的年齡是生長地層中火山灰夾層里的鋯石U-Pb年齡, 約為(170±5) Ma(Wang et al., 2017),與之接近的是大同盆地生長地層中的火山灰鋯石U-Pb年齡為165 Ma。而燕山地區、阿拉善周緣推覆構造的形成時代相對更早。根據卷入到狼山逆沖推覆構造中的巖漿巖及地層, 限定這期構造的形成時代為晚侏羅世(張北航等, 2021)。燕山地區目前已有的數據顯示, 這期推覆構造的形成時間為140～130 Ma(Davis et al., 1998, 2001; 張長厚等,2006)。白乃廟推覆構造的形成時代存在爭議, 但最晚應在中侏羅世。總的來看中國北方推覆構造的形成時間較長, 一直從中侏羅世持續到早白堊世初期。但有學者認為在160～150 Ma時整個東亞大陸存在廣泛的巖漿活動, 可能代表著一個短暫的伸展環境(董樹文等, 2019), 這意味著研究區的眾多推覆構造應該是分階段形成的。綜合目前已有的文獻資料, 筆者對中國北方推覆構造的形成時代進行了一個初步的劃分。可分為早晚兩期, 第一期為中侏羅世末到晚侏羅世早期, 對應的推覆構造主要為北山地區逆沖推覆構造、亞干地區推覆構造、大青山推覆構造和艾倫達瓦變質變形帶; 第二期為晚侏羅世中期-早白堊初期, 對應的推覆構造為燕山和阿拉善周緣推覆構造和漠河推覆構造。

2.4 逆沖方向

中國北方逆沖推覆構造在上千千米的范圍內分布極廣, 但是具有很明顯的規律性展布。經過筆者的初步分析, 按照推覆方向和動力學機制的差異,可分為東西兩段。西段主要為北山逆沖推覆構造,亞干逆沖推覆構造和阿拉善塊體周緣逆沖推覆構造,東段為大青山逆沖推覆構造、白乃廟逆沖推覆構造和燕山地區逆沖推覆構造。西段主體的逆沖方向為北東—南西向, 在北山地區可見由北東向南西方向逆沖的推覆構造和由南西向北東方向逆沖的推覆構造, 這種構造的出現可能同時受控于北側的鄂霍次克海的閉合和南側班公湖—怒江縫合帶的碰撞。筆者團隊認為在北山地區南部的逆沖推覆構造主要是由南西向北東方向逆沖, 而北山地區北部的推覆構造主要是由東北向南西方向逆沖。西段的部分地區如狼山推覆構造由于受先存構造的影響(張北航等,2021), 逆沖方向與主體逆沖方向相反, 為北西—南東方向逆沖, 而鄂爾多斯盆地西緣的小松山逆沖推覆構造和桌子山逆沖推覆構造由于受到塊體的邊界限制(張進等, 2004a, b), 逆沖方向基本和塊體邊界相垂直。而東段主體逆沖方向為北西—南東向, 部分地區如燕山地區, 大青山地區受到先存構造的影響, 存在一些局部的反轉斷層。

綜合已發表的資料, 筆者認為中國北方推覆構造可分為東西兩段, 它們有著不同的逆沖方向(圖14), 可能受控于不同的遠程構造應力場。

圖14 推覆構造逆沖方向示意圖(改自張岳橋等, 2007)Fig. 14 Schematic diagram of thrust direction of nappe structure (modified from ZHANG et al., 2007)

3 討論

3.1 中國北方推覆構造運動學特征

從總體來看中國北方推覆構造主要成帶狀展布, 從最西部的北山地區到最東部漠河逆沖推覆構造, 延伸距離達上千千米。大部分推覆構造近東西向展布, 單條斷層一般長度為幾十千米, 推覆距離在幾十千米～數百千米之間, 屬于大型推覆構造。總體的推覆方向可分為東西兩段, 西段的主要推覆方向為北東—南西向, 而東段的主要推覆方向為北西—南東向。局部區域受到基底構造或先存構造的影響(狼山), 發育和主體方向相反的推覆構造。大多數推覆構造屬于典型淺層次脆性變形。同時大部分推覆構造中均可見結晶基底卷入變形, 表現出明顯的厚皮構造特征。部分推覆構造可能為古構造界面在板內造山期間的再活化, 導致了這些地區厚皮構造和薄皮構造同時出現(燕山)。綜合以上可以發現, 中國北方推覆構造具有較典型的陸內變形特征, 且東西兩段的逆沖方向完全不同, 表明東部和西部應形成于不同的遠程構造應力場之下。

3.2 變形期次對應構造事件

董樹文等(2019)提出的侏羅紀—白堊紀發生的燕山運動劃分的三個主要構造期中的強擠壓期可以對應: (1)強擠壓期(175～136 Ma); (2)主伸展期(135～90 Ma); (3)弱擠壓變形期(～80 Ma)。強擠壓期中又可以劃分出早晚兩期擠壓事件, 早期為強擠壓變形期, 對應髫髻山底部不整合事件 170～160 Ma;晚期對應張家口不整合事件 150～135 Ma。而在160～150 Ma時, 整個東亞大陸處于一個弱伸展的環境之中(董樹文等, 2019)。中國北方地區晚中生代逆沖推覆構造可以與燕山運動中的強擠壓變形事件對應。早期擠壓事件對應中國北方推覆構造第一階段, 晚期擠壓事件對應中國北方推覆構造第二階段(表 1)。

根據對中國北方地區發表的年代學資料進行分析, 這兩期構造可能存在一定的時空聯系。在西段的蒙古南部地區報道的褶皺沖斷帶的裂變徑跡冷卻年齡在180 Ma左右(Dumitru and Hendrix, 2001), 而北山、亞干地區要稍晚于這個年齡, 推測可能的原因是遠程應力的傳播速度較慢, 且在傳播途中可能會發生明顯的衰減(萬天豐和趙維明, 2002)。推覆構造的第一階段東西兩段均有相關報道, 而推覆構造的第二階段主要以東段為主, 筆者推測其原因為在150～135 Ma時, 班公—怒江縫合帶已經完全閉合,而北側的鄂爾霍茨海的西段也基本關閉, 此時中國北方推覆構造的動力來源主要為鄂爾霍茨海的東段閉合與古太平洋俯沖所產生的遠程應力作用。

3.3 中國北方推覆構造形成機制

陸內變形是造山帶演化歷史中的重要過程。對于陸內變形, 一般有兩種端元模式, 即來自板塊邊界的遠場驅動和地幔加載, 如地幔上涌或俯沖板片的拆離(Raimondo et al., 2014)。兩種模型對陸內變形的演化有不同的預測。在板塊邊界驅動模型中,陸內變形的板塊邊界在時間和空間上可以建立廣泛的構造聯系。由于板塊邊緣造山作用的遠程作用,它可以重新激活和強烈地改變先存構造。然而, 在地幔加載模型中, 可以出現兩種不同的變形樣式,由地幔柱引起的放射狀樣式構造, 或由俯沖板片拆離引起的沿古縫合線產生的地表隆起和地殼增厚(Raimondo et al., 2014)。

中國北方地區距離各大板塊邊界均有一定的距離, 且研究區中—晚侏羅世以來的構造變形特征及古應力場特征并沒有表現出地幔沉降導致的放射狀樣式(Raimondo et al., 2014), 說明中國北方地區晚中生代以來陸內變形的動力應該是板緣碰撞產生的遠程應力。而晚中生代東亞大陸處于多向匯聚環境, 隨著聯合古大陸的裂解, 東亞大陸周鄰 3大洋(東部古太平洋、北部蒙古鄂霍茨克洋、西南部班公湖—怒江洋)在侏羅紀時期開始向東亞大陸俯沖消減和碰撞匯聚, 形成了 3個特定的陸緣構造帶: 北部的蒙古鄂霍茨克碰撞造山帶、西南部的班公—怒江縫合帶、東部的古太平洋俯沖帶(董樹文等, 2008,2019)。

北部的蒙古鄂霍茨克造山帶主要的遠程應力產生于碰撞環境下, 目前較主流的觀點認為鄂霍茨克造山帶的形成是一個自西向東“剪刀式”的閉合過程(圖 15), 西部的碰撞發生在中侏羅世(Zorin.,1999), 而東部的碰撞持續到晚侏羅世或早白堊世(Daoudene et al., 2012); 而西南部的班公—怒江縫合帶所產生的遠程應力也是在碰撞環境下產生的,目前有觀點認為班公—怒江古大洋可能也經歷了呈剪刀式的東早西晚的穿時閉合過程, 班公—怒江帶東段變形時代為中侏羅世, 而班公—怒江帶西段在早白堊世晚期閉合(施煒等, 2017); 東部的古太平洋板塊所產生的遠程應力是一個多階段的過程(圖16),在中、晚侏羅世古太平洋板塊主要為平板俯沖, 而在早白堊世俯沖板片發生了斷裂和板片回撤, 由此產生的近北西—南東向的應力場廣泛影響了整個中國東部地區(Yang et al., 2020)。

圖15 奧農推覆構造剖面圖(改自Zorin, 1999)Fig. 15 Sectional view of Onong nappe structure (modified from Zorin, 1999)

圖16 古太平洋俯沖模式(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帶早期產生北東—南西向的遠程應力, 而晚期碰撞轉入東段, 會產生北西—南東向的遠程應力(Shi et al., 2022); 同理呈北西—南東向展布的班公—怒江縫合帶會產生一個方向垂直于碰撞縫合帶的遠程應力, 即北東—南西方向; 東南部的古太平洋低角度俯沖則會產生一個垂直于俯沖帶的遠程應力, 即北西—南東向(后撤過程產生的遠程應力本文不涉及)。因此可以得出三大方向的遠程應力幾乎都在中侏羅世對整個東亞大陸產生擠壓作用, 并一直持續到晚侏羅世末期, 而鄂霍茨克海碰撞由于發生了走向上的遷移, 導致源于此事件的遠程應力方向發生改變。中國北方逆沖推覆構造正是在這三大構造事件產生的這種遠程構造應力場中形成的(圖17)。

圖17 東亞大陸晚中生代應力場(改自Zhang et al., 2021)Fig. 17 Late Mesozoic stress field in East Asia (modified from Zhang et al., 2021)

而根據前文的總結歸納, 中國北方逆沖推覆構造的西段主體逆沖方向為北東—南西向, 明顯不同于東南部古太平洋北西向俯沖的運動方向, 且中間還有鄂爾多斯剛性塊體的阻擋, 因此西段北山地區、亞干地區、大青山等推覆構造應主要受北部鄂霍次克海西段閉合和西南部怒江—羌塘縫合帶閉合的綜合影響。而阿拉善和鄂爾多斯地塊緣發育的逆沖構造, 大多逆沖方向與塊體邊界垂直(小松山地區, 桌子山地區), 可能受塊體邊界的影響較大, 張進(2004a)認為鄂爾多斯塊體西緣構造帶形成于遠程應力作用下的鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體的相互作用; 東段逆沖推覆構造主體逆沖方向為北西—南東向, 明顯不同于西北部怒江—羌塘縫合帶閉合產生的遠程應力方向, 因此中國北方東段逆沖推覆構造主要受控于北部鄂霍次克海的東段閉合和東南部古太平洋板塊的俯沖。

綜上, 中國北方推覆構造的形成主要分早晚兩期, 早期推覆事件在整個中國北方均有發育, 早期東段的總體擠壓方向為北東—南西向, 主要受控于鄂霍茨克洋和班公—怒江洋閉合產生的遠程應力作用; 西段早期的擠壓方向為北西—南東向, 主要受控于鄂霍茨克洋和古太平洋俯沖所產生的遠程應力作用。由于班公—怒江洋和鄂霍茨克洋西段的閉合,晚期中國北方推覆構造主要以東段為主, 總體的擠壓方向仍為北西—南東向, 受控于鄂霍茨克洋閉合和古太平洋俯沖碰撞所產生的遠程應力作用。此外在塊體邊界附近, 如狼山、賀蘭山和小松山地區等,整體逆沖方向主要受剛性塊體和先存構造控制。

4 結論

(1)中國北方地區晚中生代逆沖推覆構造沿中國北方帶狀展布, 屬于大型逆沖推覆構造, 變形深度深, 持續時間長, 屬于脆性變形。

(2)中國北方晚中生代逆沖推覆構造的推覆時代可以與燕山運動主擠壓變形期的時代對應。分為早晚兩期, 早期擠壓變形形成了北山地區逆沖推覆構造、亞干推覆構造和大青山地區逆沖推覆構造,而燕山逆沖推覆構造、狼山地區逆沖推覆構造是在晚期擠壓過程中形成的。

(3)中國北方地區晚中生代逆沖推覆構造可分為東西兩段。早期東西兩段均發育有推覆構造, 而晚期以東段為主。西段主體逆沖方向為北東—南西向, 主要受北部鄂霍次克海閉合和西南部怒江—羌塘縫合帶閉合的遠程應力影響; 東段主體逆沖方向為北西—南東向, 主要受控于北部鄂霍次克海閉合和東南部古太平洋板塊的俯沖; 在板塊邊界發育的逆沖推覆構造其形成主要與先存構造和塊體邊界的影響有關。

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).