第78卷 第5期
地2004年10月
质 学 报 ACTAGEOLOGICASINICA Oct.
Vol.78 No.5
2004
鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带构造特征及其
南北差异的形成机制
张 进 马宗晋 任文军
1)
1)
2)
1)北京大学地球与空间科学学院,100871; 2)东方物探公司长庆物探处,银川,750006
内容提要 研究表明鄂尔多斯西缘构造带经历了多次的逆冲推覆作用,广义上该构造带是一个大型的双冲构造系统,由下古生界和中生界两套变形组成。同时明确了狭义的鄂尔多斯西缘构造带南北两分的构造特征以及南北两部分的形成机制,南北两部分具有各自相对独立的形成机制与过程。北段主要包括桌子山段、贺兰山中、北部、银川地堑地区和横山堡段;南段主要包括贺兰山南部、马家滩段以及沙井子段。确认了在鄂尔多斯西缘构造带南北两部分之间存在着一个较大的侧断坡。它的存在导致了鄂尔多斯西缘构造带南北两部分之间的分化;该构造带在平面上的凹凸展布也反映了这种分化。而且在中生代狭义的鄂尔多斯西缘构造带南北两部分形成时间以及持续时间也不同。北段活动时间短,主要形成于晚侏罗世;而南段活动时间长,在晚三叠世就已经开始活动。
关键词 鄂尔多斯西缘构造带 侧断坡 分段 薄皮构造 厚皮构造
鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带是连接中国北方西部与东部不同大地构造单元的枢纽地区,是中国北方构造、地貌以及各种地球物理场的分界带。该构造带是中朝古板块西部呈南北向的一狭长构造带,是中生代发育起来的中国内部极其重要的推覆逆冲构造带;构造带北起内蒙古桌子山经贺兰山,南抵陕西宝鸡附近,西界分别以贺兰山西麓的磴口—阿拉善左旗断裂和三关口—青铜峡—固原断裂与阿拉善地块和北祁连加里东褶皱带相毗邻,东面是鄂尔多斯盆地。构造带南北长约600km,东西宽30～100km(图1),范围10000～15000km。它的形成与演化对了解中国东部与西部之间的构造转换和板块内部的变形作用有着重要意义。多年来,该地区以其明显的地貌特征、陡变的地球物理场、强烈的地震活动性、特殊的构造样式、“多旋回”式的构造活动以及丰富的资源而受到了许多中外学者的注意(汤锡元等,1988;张抗,1989;杨俊杰等,1990;赵重远,1990;刘和甫等,1990;王玉新,1991;张泓等,1995;Lietal.,1995;刘少峰等,1997;Liu,1998;)。
迄今为止,各个部门在鄂尔多斯西缘进行了比较细致的研究,积累了丰富的资料和成果,但这些研究主要集中于中生代的演化上,很少注意到下古生界的变形和演化,因而该构造带内部的分段划分也
注:本文为国家重点自然科学基金项目(编号4983402)资助的成果。收稿日期:2003-10-24;改回日期:2004-05-16;责任编辑:章雨旭。
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是根据中生界的特征而定。再者有关该构造带成因机制的研究大多数也比较笼统,争议较多,尤其是在解释该构造带南北的差异性以及古生界变形等问题上的研究很少。此外,长期以来多数学者都将该构造带视为一个具有统一成因的逆冲褶皱带(汤锡元等,1988;杨俊杰等,1990;赵重远,1990;Yinetal.,1996),而没有认识到这个构造带内南北两部分之间的重大差别可能暗示了不同的形成机制。这些都直接影响到对鄂尔多斯盆地演化的正确认识。本文将从下古生界开始依次讨论该构造带的变形特征、形成机制以及南北两部分的相互关系。
1 鄂尔多斯西缘下古生界构造特征
由于鄂尔多斯西缘构造带地处中朝古板块的西缘,而早古生代位于中朝古板块西南侧的北祁连构造带强烈造山(冯益民等,1996;Yinetal.,1996),因此鄂尔多斯西缘下古生界的变形与其西侧走廊过渡带东部的变形有着密切的联系。
早古生代鄂尔多斯西缘处于中朝古板块的西部,其西南侧就是北祁连东部走廊过渡带,两者之间是固原—青铜峡断裂带。走廊过渡带作为北祁连岛弧的弧后盆地(夏林圻等,1995;Yinetal.,1996)靠近大陆的一侧,在早古生代沉积了巨厚的深海—半
作者简介:张进,男,1973年生。博士后。主要从事构造地质研究。通讯地址:100029,北京市德胜门外祁家豁子,国家地震局地质研究所;电话
第5期张 进等:鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带构造特征及其南北差异的形成机制601深海相复理石建造(米钵山组);而东部的鄂尔多斯
地区为典型的“地台型”沉积,且厚度很小。北祁连造
山运动(加里东运动)造成了走廊过渡带弧后盆地的
关闭,盆地沉积物变形并向前陆方向逆冲推覆,同时
发生一定程度的低级区域变质作用,鄂尔多斯西缘
正处于前陆地区。走廊过渡带的逆冲变形特征在牛
首山地区非常明显(张进,2002),这些变形和变质特
征与鄂尔多斯西缘中生界的特征有很大差别,说明
二者是不同期构造运动的产物。在西侧逆冲推覆作
用的影响下,鄂尔多斯西缘下古生界也经历了变形作用,这在以往并没有得到足够的重视。实际上西缘的下古生界在加里东运动期间也发生了比较明显的变形。例如在乌巴公路乌拉沟沟口见到寒武系、奥陶系与下伏基岩之间的滑脱面,滑脱面上见炭化现象;桌子山东侧侏罗系煤田的勘探也证明在下古生界与下伏基岩之间存在着滑脱面。更值得注意的是与长庆气田紧密相关的盖层中(中石炭统本溪组)也有明显的层间滑动的现象,甚至见到了通常在基底变质岩中才显现的无根褶皱现象。另外在马家沟组第五段中的泥岩、膏盐层中也都见到了层间滑动现象。
此外,任文军等(2000)在鄂尔多斯内部及其周缘的下古生界中也发现了断层相关褶皱。因此以往认为鄂尔多斯下古生界的变形很少或没有变形是不正确
的。在穿过西缘地区的地震剖面上也识别出了一些发育于下古生界的逆冲断层(图2)(张进,2002),这
些构造多发育于鄂尔多斯盆地中央古隆起的西部和
顶部,褶皱均由地层由西向东水平运动而形成,说明
造成变形的力源来自西部,而向东部逐渐衰减,这与
鄂尔多斯西缘早古生代北祁连弧后前陆盆地的关闭
有着直接的关系(张进,2002)。此外,分布在鄂尔多
斯中央古隆起两侧的几口岩心(陕190、陕52和陕5
井)中都发现了异常显著的反映逆冲性质的断层擦
痕面和直立的压性劈理带,擦痕面有炭化现象(张
进,2002)。这也说明中央古隆起及其周围地区下古
生界中侧向水平挤压应力的存在。岩心中逆冲断层
擦痕面的存在揭示了西缘下古生界中存在着挤压构
造并暗示着中央古隆起侧向的挤压成因。这些构造
主要形成于早古生代并被后期中生代的逆冲构造所
改造和利用(吴紫电,1990)。这些逆冲断层向下归并
于中元古界底部的泥岩和页岩中,一部分归并于寒
武系底部(T12)红色泥灰岩、页岩中(汤锡元等,
图1 鄂尔多斯西缘构造纲要及分段图
(据刘和甫等,1990修改)
Fig.1 TheschematictectonicmapofwesternOrdos
basin(modifiedfromLiuHefuetal.,1990)
1—正谊关断裂;o—青铜峡—固原断裂;?—烟筒山断裂;
?—香山—天景山断裂;?—海原断裂;?—韦州断裂;?—青
龙山—平凉断裂;à—沙井子断裂;1—西缘构造带北段;2—西
缘构造带南段;3—逆断层;4—褶皱轴;5—正断层
1—Zhengyiguanfault;o—Qingtongxia—Guyuanfault;?—
Yantongshanfault;?—Xiangshan—Tianjingshanfault;?—
Haiyuanfault;?—Weizhoufault;?—Qinglongshan—
Pingliangfault;à—Shajingzifault;1—northsegmentof
thrust—foldbeltofwesternOrdos;2—southsegmentof
thrust—foldbeltofwesternOrdos;3—reversefault;4—fold;a
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1988),T9反射层(石炭系顶部煤系)被明显错断,整个下古生界呈现逆冲叠瓦的变形特征,而这种结构在以后的中生代逆冲变形中演化成为双冲构造系统,底板断层依然沿中元古界底部发育,而T9反射层则演变成为顶板断层(图3)
。
露头也很少。另外在走廊过渡带出露了一系列的古生界(牛首山、大小罗山),它们具有典型的前陆逆冲带变形特征,变形主要发生在加里东期,是早古生代晚期,北祁连弧后盆地变形的直接结果,而且其变形的作用力基本上为近东西向,这与鄂尔多斯盆地西部下古生界变形所反映出的东西向挤压是一致的,因此鄂尔多斯西缘下古生界的变形与走廊过渡带下古生界的变形是密切相关的,是一套变形系统(张进,2002)。
2 鄂尔多斯西缘中生界南北构造变形
特征
2.1 鄂尔多斯西缘中生界构造特征
与古生界变形的研究相反,近几十年来的勘探和研究对鄂尔多斯西缘中生界的构造特征已经有了很详细的了解(杨俊杰等,1990;王玉新,1991)。目前对西缘构造带内部划分也基本都是以中生界的变形为根据的。由于该构造带不同段落内发育有不同的构造样式,基本上将该构造带分为4段(图1)。每段的构造特征简述如下(从北向南):
(1)桌子山段,北起噔口,南至铁克苏庙;构造线走向北北西,东西宽度较小,段内的千里山、岗德尔山和桌子山均是由老地层组成(主要为前寒武系和寒武、奥陶系)。主冲断层走向北北西,倾向西,倾角很陡,冲断块向东逆冲。该段是西缘抬起最高的部分,部分地区出露太古宙地层;地面所见到的逆冲断裂多沿石炭系—二叠系煤层发育;而根据重力延拓
图2 惠绥剖面中的断层相关褶皱图
Fig.2 ThefaultrelatedfoldsintheHuisuiprofile
T12—寒武系底部;T9—石炭系顶部(煤系)
T12—BottomofCambrian;T9—topofCarboniferous(coalbed)
资料,表明深部还存在着另外的滑脱层。
(2)贺兰山—横山堡段,北起铁克苏庙,南到磁窑堡;构造线走向为北北东,并分为两个带:东部构造带和西部构造带。东部构造带(即横山堡段)在鄂尔多斯西缘构造带中有很鲜明的特点,该段主冲断层走向北北东,大致呈等间距平行排列着五条冲断层。与整个西缘逆冲褶皱带冲断层西倾、冲断块向东逆冲的总趋势相反,该段的冲断层断面东倾,倾角约60°左右,冲断块向西逆冲,各冲断块高度向东依次降落,形成台阶状。西部构造带主要发育在贺兰山地区(图4),由大型的对冲断层系统构成,地层变形强烈。贺兰山—横山堡段区别于其他各段的一个明显特征就是在该段的东西两个构造带中均发育着涉及到基底的逆冲断层,构成厚皮构造。由对冲特征可见贺兰山的形成是鄂尔多斯盆地与阿拉善地块相互挤压的结果。
,图3是根据鄂尔多斯西缘构造带东西向地震剖面简化综合而成,可以看出鄂尔多斯西缘的下古生界已经被切割成一系列的断块。逆断层的断距都不大,但已经明显错断了寒武系底部和奥陶系顶部的不整合面,这些逆断层发育于中元古界的非能干层中。根据以上的描述可以认为鄂尔多斯西缘的地层中至少发育了两套逆冲推覆构造系统,下层为下古生界内的推覆构造,上层为中生界内的推覆构造;下层的推覆构造在中生代为上层的推覆构造所改造和利用。因此,广义上的鄂尔多斯西缘构造带(古生界和中生界)是一个大型的双冲推覆构造系统。古生界的逆冲变形没有得到应有的重视,主要是因为该套
第5期张 进等:鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带构造特征及其南北差异的形成机制603
图3 鄂尔多斯西缘下古生界变形剖面(a)与下古生界和中生界双冲构造(84801测线)(b)Fig.3 TheprofileofthedeformedlowerPaleozoic(a)andduplexesinlowerPaleozoic
andMesozoicinwesternOrdosbasin(b)
K—白垩系;J—侏罗系;T—三叠系;1—灰岩;2—砂岩
K—Cretaceous;J—Jurassic;T—Triassic;1—limestone;2—sandstone
构造线走向为北北西。该段具有压扭的性质(杨俊杰等,1990),主冲断层走向北偏西,冲断面西倾,断面上陡下缓,深部近于水平,并沿石炭系—二叠系煤系地层滑脱,冲断块向东掩冲,平面上主冲断层呈雁行排列,这些断层从西向东水平推覆距离逐渐增大;根据平衡剖面分析,该段中生界倾向方向上的缩短量大于40km。地震剖面上所反映出该段东西两部分的构造面貌并不相同,西部以倾向挤压为主,而东部的走滑分量加大,在主冲断层旁侧和终止端发育着一系列的扭动褶皱和水平牵引褶皱,成排成带分布,主要是断层相关褶皱。逆冲断层的活动为前展式,在该带的前缘,发育着很多反冲断层,构成三角带。该
段构造样式上另一个明显的特征就是浅部发育有众多的后冲断层,它们都是主逆冲断层的派生断层,从
而形成了许多的冲起构造。
(4)沙井子段,北起的甜水堡,南到的陇县地区。主要构造线走向为近南北向。主冲断层走向近南北,断面较陡;断面西倾,冲断块向东掩冲。该段的逆冲推覆作用较鄂尔多斯西缘前三段要弱的多,但这些断层的压扭性质更加明显(汤锡元等,1988;杨俊杰等,1990);而马家滩段逆掩推覆作用强烈,推覆距离很大,滑脱面清楚,地表也常常见到飞来峰等构造。这些都是弧形推覆构造带中非常常见的特征(Macedoetal.,1999)。
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图4 贺兰山东西向构造剖面(据王玉新,1991)
Fig.4 Theeast—weststructuralprofileofHelanMountain(afterWangYuxin,1991)
N—Q—新近系—第四系;J3—上侏罗统;J1-2—下—中侏罗统;T3y—上三叠统延长组;T1-2—下—中三叠统;
P—二叠系;C—石炭系;O1t—下奥陶统天景山组;∈—O—寒武系—奥陶系
N—Q—Neogene—Quaternary;J3—UpperJurassic;J1-2—Lower—MiddleJurassic;T3y—YanchangFormationofUpperTriassic;
T1-2—Lower—MiddleTriassic;P—Permain;C—Carboniferous;O1t—TianjingshanFormation
ofUpperOrdovician;∈—O—CambrianandOrdovician
2.2 鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带的前渊坳陷(天环向
斜) 中生代鄂尔多斯西缘由于逆冲挤压的作用,发育了较窄的前渊坳陷。该坳陷在中生代各个时期的沉降中心依次向盆地方向(向东)移动,反映了盆缘逆冲褶皱带向盆地方向的逆冲活动(汤锡元等,1988)。以往学者均认为前渊坳陷的沉降中心在各个时期均从南到北贯穿盆地整个西缘(汤锡元等,1988;杨俊杰等,1990)。但从盆地西缘的构造和沉积发展来看并非如此,晚三叠世盆地的西北部是以拉张为主(刘少峰等,1997;Liu,1998),而南部和西南部同期由于发育逆冲推覆构造,形成真正意义上的前渊坳陷。到了晚侏罗世一个贯穿盆地西缘南北的真正意义上的前渊坳陷可能才形成,而到了白垩纪,坳陷主要位于南部(马家滩以南),即现在天环坳陷的范围,该坳陷是由于鄂尔多斯西缘南段逆冲活动而形成的;而北段(桌子山段—横山堡段—贺兰山)并没有明显的同期前渊沉积特征,下白垩统反射层明显地不整合在前白垩系的逆冲断块上,白垩系也向西部的贺兰山冲断带超覆(吴紫电,1990;王玉新,1991),说明北部贺兰山逆冲作用在白垩纪时已经明显降低。因此以往将天环坳陷作为一个贯穿盆地西缘南北的二级构造单元是不妥当的。盆地西缘中生代前渊的发育和分布从一个侧面体现了该构造带南可以从上述的西缘下古生界和中生界的变形特征中看出鄂尔多斯西缘的逆冲推覆构造经历了漫长而复杂的演化,早古生代形成了第一期逆冲推覆构造,并为中生代的推覆构造奠定了基础;至中生代,第二期推覆构造利用了下古生界的一些断裂等构造,使得下古生界进一步缩短,因此中生界的变形在很大程度上是受下古生界构造控制的。
3 鄂尔多斯西缘构造带(狭义)南北两
部分的相互关系
3.1 鄂尔多斯西缘褶皱逆冲构造带(狭义)的南北
差异性 鄂尔多斯西缘构造带有非常明显的分段性,目前对该构造带中生界结构的划分有多种方式。杨俊杰等(1990)划分为四个部分,从北向南依次为桌子山段、横山堡段、马家滩段、沙井子段;张泓等(1995)划分为三部分,从南向北依次为贺兰山褶断带、桌子山—横山堡褶断带、青龙山—云雾山褶断带;刘和甫等(1990)将该构造带划分为贺兰山冲断—褶皱带和六盘山冲断—褶皱带两段;此外还有一些别的划分方案(赵重远,1990;吴紫电,1990)。构造带划分方式的不同体现了不同学者对该构造带认识不同。杨俊杰等(1990)仅考虑了鄂尔多斯盆地范围内的构造带,而将贺兰山地区排除在外;而张泓等(1995)将贺
第5期张 进等:鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带构造特征及其南北差异的形成机制605
的讨论中可以看出这几种划分都有不足。
目前已有学者注意到该构造带南、北两段在演化上存在着明显的差异,刘少峰等(1997)、Liu(1998)指出西缘构造带在晚三叠世时,南北两部分的构造形成机制存在着差异,但没有强调在晚侏罗世至早白垩世南北两部分在演化上也存在着差异;赵重远(1990)虽将西缘构造带划分为两段,但忽视了所强调的两部分形成时间并不相同。刘和甫等(1990)认识到西缘南北之间存在不同,但没有考虑贺兰山南段与中、北段之间的关系,而将南段定名为六盘山冲断—褶皱带容易引起误解,实际上西缘构造带南段很大一部分是位于鄂尔多斯盆地内,而不属于现今的六盘山构造带。
狭义的西缘构造带北部(桌子山段,横山堡段)最大的特点是基底已经卷入了变形,断层倾角较陡,倾向多样,出露地层较老。一些地方(如岗德尔山地区)前震旦系变质杂岩及部分下古生界灰岩已经逆冲在二叠系之上。该段东西宽度较小。横山堡段逆冲方向与其他各段相反,其南端较为复杂,但可以肯定其与南部构造段是分离的。因此该段成为相对独立的断裂带,中生界缩短量为15km左右(杨俊杰等,1990),总体表现为阶状的冲断席。然而若将贺兰山中、北部的逆冲推覆构造带也划归西缘构造带[贺兰山中、北段划归西缘构造带原因是该地区逆冲推覆构造的形成和变形方式与西缘构造带北部相同,都是厚皮构造(杨俊杰等,1990;张鸿等,1995)],则整个中、北部西缘构造带的中生界缩短量将明显增加。此外从地表出露看,整个北部(包括贺兰山中、北部)构造带宽度明显较南部大,因此可能西缘北段的缩短量较南部相差并不大。但目前对贺兰山地区的变形研究还较少,根据粗略的平衡剖面计算,贺兰山地区的三叠系缩短至少在10km以上(图4),而银川地区的缩短量由于后期改造而不确定,因此加上横山堡地区的缩短量,西缘构造带北段的缩短量至少在25km以上。
西缘构造带南段的特点为盖层滑脱,基底未参与变形。平面上主冲断层呈雁行排列,断层倾角在浅部较陡,倾向大多向西,断层向下倾角变缓并归并到石炭、二叠系的煤层中。中生界缩短量可达40km(郭忠铭等,1990;张泓等,1995),在一些地段(马家滩地区)甚至可达60km以上(吴紫电,1990)。沿主断层兼有走向分量,向南更加明显。该段总体表现为叠瓦状冲断席。
缘构造带划分为两大段,即将贺兰山南段、马家滩段和沙井子段划归鄂尔多斯西缘逆冲褶皱带的南段;贺兰山中、北段、桌子山段、银川地堑地区和横山堡段划归北段。
3.2 鄂尔多斯西缘构造带(狭义)南段形成机制
关于鄂尔多斯西缘构造带南段的形成机制目前已经得到比较一致的共识,即主要是由北祁连—北秦岭造山带向东挤压的结果(汤锡元等,1988;杨俊杰等,1990;赵重远,1990;刘和甫等,1990;刘少峰等,1997;Liu,1998;张进,2002),在此不再赘述。由于鄂尔多斯盆地与造山带之间地壳(甚至岩石圈)性质的差别,形成了向一侧运动的推覆构造;而西缘构造带的北部,情况则相反。
3.3 鄂尔多斯西缘构造带北段形成机制
鄂尔多斯西南部在燕山运动中受到了来自西南方向的挤压,而其余三个边界均是限制性边界:南北两边缘处于向盆地内的挤压状态中,发育逆冲推覆构造(李江涛,1996;和政军等,1999);而东部华北地区除了受到上述两种作用以外,太平洋板块俯冲作用的影响加大,华北地区隆起,并有可能成为高原(Yinetal.,1996),华北%
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