蘇北地區(qū)前陸變形特征與形成機制

胡紅雷,朱 光

(合肥工業(yè)大學 資源與環(huán)境工程學院,安徽 合肥 230009)

蘇北地區(qū)位于長江以北、郯廬斷裂帶以東的揚子板塊上,主體為蘇北盆地所覆蓋。該區(qū)在華北與揚子板塊沿蘇魯造山帶碰撞中成為前陸變形區(qū)。前人大量研究表明(董樹文等,1994;李三忠等,2009;張青等,2008;朱光等,1998,1999),蘇北地區(qū)揚子板塊震旦系至中三疊統(tǒng)海相蓋層的前陸變形發(fā)生在中三疊世末的印支期。然而,由于蘇北盆地的大面積覆蓋,關于該區(qū)前陸變形構造的空間變化規(guī)律與形成機制長期存在著認識上的局限性與分歧。早期有學者(Xu et al.,1987)認為蘇北地區(qū)原始印支期前陸變形構造為近東西走向,后被晚期北北東向郯廬斷裂帶及其旁側同方位、同性質左行平移斷層牽引彎曲成北東至北東東向。依據(jù)蘇北盆地周邊海相蓋層露頭構造及部分大型斷裂在蘇北盆地內古生界的延伸狀況,近年來也有學者(朱光等,2004;Zhu et al.,2009)認為蘇北地區(qū)前陸構造在走向上自西向東應為北北東至北東東向的弧形變化,呈現(xiàn)為總體向南東逆沖的褶斷構造,是印支期郯廬斷裂帶左行平移影響的結果。這兩種截然不同的認識涉及到對華北與揚子板塊匯聚過程及郯廬斷裂帶起源的正確理解。蘇北盆地之下前陸變形構造的實際特征顯然是驗證上述認識的關鍵。關于蘇北地區(qū)前陸變形強度的空間變化規(guī)律,一方面受到露頭的限制而沒有明確的認識,另一方面也沒有引起足夠的重視。

由上述可見,對蘇北盆地下前陸構造的正確理解不僅對認識區(qū)內大地構造演化及華北與揚子板塊的匯聚過程具有重要意義,而且對其中的海相油氣勘探也具有現(xiàn)實意義。本文應用江蘇油田在蘇北盆地長期積累的地震勘探資料與成果,結合其周邊露頭構造特征,對蘇北地區(qū)前陸變形特征與形成機制進行綜合分析,為認識華北與揚子板塊的匯聚方式提供重要的信息。

1 區(qū)域地質概況

蘇北地區(qū)是指江蘇省長江以北地區(qū),本文限定其為長江以北的揚子板塊。其北部為華北與揚子板塊印支期碰撞形成的蘇魯造山帶,兩者邊界為北東東走向的嘉山-響水斷裂(圖1)。其西界為北北東向的郯廬斷裂帶。蘇北地區(qū)向南過渡為揚子板塊上的江南陸內褶斷帶(圖1)。江南陸內褶斷帶以向北西逆沖的褶斷構造為特征,走向上自西向東也呈現(xiàn)為北東至北東東的弧形變化,變形的根帶為江南陸內造山帶(朱光等,1998,1999;朱光和劉國生,2000;姚柏平等,1999;梅廉夫等,2008)。

下?lián)P子地區(qū)揚子板塊上前震旦紀變質巖出露在南部的江南隆起(也稱為江南陸內造山帶)及西北緣的郯廬斷裂帶張八嶺隆起段上。揚子板塊上震旦紀至中三疊世為海相蓋層發(fā)育階段,沉積了厚達萬米的海相碳酸鹽巖與碎屑巖(陳安定,2006;梅廉夫等,2008)。中三疊世末華北與揚子板塊沿大別-蘇魯造山帶發(fā)生陸-陸碰撞,使得蘇北地區(qū)海相蓋層發(fā)生強烈的前陸變形(朱光等,1998,1999,2004;梅廉夫等,2008;李三忠等,2009;Zhu et al.,2009)。已有的研究表明(Yin and Nie,1993;Li,1994;朱光等,2004;Zhu et al.,2009),郯廬斷裂帶起源于中三疊世末,將大別與蘇魯造山帶大規(guī)模左行錯開。下?lián)P子地區(qū)在晚三疊世至中侏羅世發(fā)育了沿江前陸盆地(朱光等,1998,1999;Zhu et al.,2009),沉積了黃馬青群(T3H)和青龍群(J1-2Q)陸相碎屑巖。晚侏羅世期間,郯廬斷裂帶再次發(fā)生了左行平移(Zhu et al.,2010a),旁側伴生了一系列北北東向左行平移斷層,在蘇北地區(qū)局部也出現(xiàn)了一些這一方位的左行平移斷層。

圖1 蘇北地區(qū)印支期角度不整合面地質圖(據(jù)江蘇油田內部資料修改)Fig.1 Geological map showing the Indosinian angular unconformity in the Subei region

白堊紀至古近紀期間,下?lián)P子地區(qū)轉入強烈的伸展活動(陳安定,2006;Zhu et al.,2010b,2012)。繼早白堊世廣泛的中酸性巖漿噴發(fā)與侵入之后,晚白堊世至古近紀發(fā)育了一系列斷陷盆地,長江以北形成了大型陸相蘇北盆地。蘇北盆地自下而上充填了浦口組(K2p),赤山組(K2c),泰州組(K2t),阜寧組(E1f),戴州組(E2d)及三垛組(E2s),總厚可達一萬米。新近紀蘇北盆地轉變?yōu)闊岢两当尘跋碌霓窒菔脚璧?沉積了鹽城組(Ny)碎屑巖。該盆地頂部為東臺組(Qd)松散沉積物所覆蓋。

2 盆地區(qū)前陸變形構造特征

2.1 前陸變形帶劃分

陸相的蘇北盆地下伏震旦系至中三疊統(tǒng)海相蓋層,其間為區(qū)域性印支期角度不整合面。由于受前陸變形及不均勻隆升與剝蝕影響,不整合面上海相蓋層的時代隨空間而變化(圖1),反映了不同的剝蝕程度。在緊鄰蘇魯造山帶與張八嶺隆起處,最老的海相蓋層——震旦系呈條帶狀分布,平行于造山帶與張八嶺隆起。其東南側主要為下古生界分布區(qū)。進一步向東南則以上古生界分布為主。在上古生界為主的分布區(qū),也局部出現(xiàn)下古生界,應為局部受較大型逆沖構造影響的結果。區(qū)內大型逆沖斷層上盤的海相蓋層時代普遍老于下盤。蘇北地區(qū)印支期角度不整合面上海相蓋層的出露情況除了受逆沖斷層與褶皺影響外,總體上顯示隨著接近蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶而時代變老的趨勢。

依據(jù)江蘇油田一系列地震解釋剖面及鉆孔資料,并結合露頭區(qū)構造,可以對蘇北地區(qū)及其周邊的前陸變形帶進行區(qū)帶劃分(圖2)。下?lián)P子地區(qū)大致以南京-鎮(zhèn)江-海安為界可劃分為北部的蘇北前陸變形帶和南部的江南陸內褶斷帶。蘇北前陸變形帶北界為嘉山-響水斷裂,西界為郯廬斷裂帶所在的張八嶺隆起,南界為沿江斷裂和泰州斷層(圖2)。該前陸變形帶以發(fā)育向南東的逆沖構造為特征。江南陸內褶斷帶則以向北西的逆沖構造為特征,其根帶為江南陸內造山帶(朱光等,1998,1999;朱光和劉國生,2000;梅廉夫等,2008),向北依次出現(xiàn)中帶與鋒帶。蘇北前陸變形帶與江南陸內褶斷帶各自的鋒帶在南京-鎮(zhèn)江-海安一帶相遇,形成了對沖鋒帶(圖2)。

圖2 蘇北地區(qū)前陸變形帶劃分圖Fig.2 Map showing the division of the foreland deformation belt in the Subei region

本次工作中一系列地震剖面解釋與野外露頭觀察表明,蘇北前陸變形帶內構造樣式與變形強度隨著遠離蘇魯造山帶和郯廬斷裂帶而呈現(xiàn)有規(guī)律的變化。據(jù)此可以將蘇北前陸變形帶自西北向東南劃分為根帶、中帶和鋒帶(圖2),總體上皆為北東向延伸。根帶緊鄰蘇魯造山帶和郯廬斷裂帶出現(xiàn),東北寬而西南窄。其東南邊界為向北西傾的大型逆沖斷層,自西南向東北分別為滁河斷層、楊村斷層與阜①斷層。中帶出現(xiàn)在根帶的南東側,同樣為東北寬而西南窄,東南邊界分別為沿江斷層和泰州斷層。由此邊界斷層向南即為鋒帶。蘇北前陸變形帶與江南陸內褶斷帶的鋒帶疊加區(qū)構成了對沖鋒帶(圖2)。

2.2 逆沖斷層特征

2.2.1 平面特征

蘇北地區(qū)震旦紀至中三疊世海相蓋層內斷層十分發(fā)育,以北東-北東東向為主,其次為北西向(圖1),而北北東向斷層僅零星出現(xiàn)。一系列地震剖面揭示,海相蓋層內這些北東-北東東向斷層皆為逆沖斷層。

北西向斷層在區(qū)內局部出現(xiàn),產(chǎn)狀較陡,時而左行,時而右行,多為撕裂斷層,少數(shù)小型者為橫切褶皺的正斷層(圖1)。區(qū)內局部出現(xiàn)的北北東向斷層可能與晚侏羅世郯廬斷裂帶第二次左行平移活動同期,為左行平移斷層。

蘇北地區(qū)海相蓋層內的逆沖斷層在走向上具有明顯的變化規(guī)律。接近郯廬斷裂帶附近主要為北北東至北東走向,而遠離者成為平行蘇魯造山帶的北東東向,空間上呈現(xiàn)為弧形彎曲(圖1)。這些逆沖斷層的密度呈現(xiàn)為隨著接近蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶而增大的現(xiàn)象,而向東南方向密度變小。在切割關系方面,區(qū)內北東-北東東向逆沖斷層顯示被北西向斷層錯開,而盆地區(qū)北北東向斷層多被限制在逆沖斷層之間。

2.2.2 剖面特征

江蘇油田多年來完成了一系列北西-南東向的地震剖面,包括 8條橫切整個蘇北盆地的主干大剖面及一系列短剖面。本次工作中重點是對這8條橫切前陸變形帶的主干大剖面進行了解釋(圖3),同時還選擇了其間反射較好的短剖面進行了解釋。這些地震剖面揭示了蘇北盆地下海相蓋層內前陸變形構造的詳細特征,為認識前陸逆沖斷層剖面特征提供了豐富的信息。

地震剖面揭示(圖3),蘇北盆地白堊紀-古近紀為陸相斷陷盆地發(fā)育期,出現(xiàn)了一系列正斷層。而新近紀斷層活動微弱,以拗陷盆地為特征。斷陷盆地期間的大型正斷層常利用下伏海相地層內的逆沖斷層而發(fā)育(圖3),同時造成海相地層產(chǎn)狀在一定程度上被改造。海相蓋層內發(fā)育了大量的北東-北東東向逆沖斷層,多向北西傾,局部向南東傾的逆斷層屬于反沖斷層。區(qū)內大型的逆沖斷層向下皆收斂于震旦系底面,指示蓋層與基底之間為區(qū)域性滑脫面,反映了典型的前陸薄皮構造特征。前人曾主張區(qū)內志留系可能也是一重要的滑脫面。然而,本次一系列地震剖面顯示,區(qū)內大型逆沖斷層在志留系之下仍繼續(xù)延伸,下古生界與上古生界一同發(fā)生緊閉褶皺。蘇北盆地周邊所出露的下古生界也是顯示緊閉褶皺,與周邊出露的上古生界在褶皺樣式上沒有明顯差異(詳見后文)。這一系列現(xiàn)象不支持蘇北地區(qū)志留系為重要的滑脫面。

在蘇北前陸變形帶的根帶,北界為向南東傾的嘉山-響水斷裂。該斷裂在海相蓋層內為向北西逆沖的斷裂,與蘇魯造山帶內部折返期所形成的一系列上盤向北西逆沖(許志琴等,2003)的構造一致。該斷裂南東側的根帶內,發(fā)育了密集的、向南東逆沖的斷層。這些疊瓦狀的逆沖斷層將海相蓋層切割成一系列斷夾塊,構成了疊瓦扇構造。根帶的強烈逆沖抬升,造成上古生界基本缺失。顯然,根帶是逆沖斷層最為發(fā)育且活動強烈的地帶。

蘇北前陸變形帶的中帶,以出現(xiàn)若干個北東向推覆體為特征,被北西向斷層所分割(圖2)。每個推覆體由一個向北西傾、大型的逆沖斷層所控制,其上盤還發(fā)育有一系列中、小型同向逆沖斷層及局部的反沖斷層(圖3)。這種大型逆沖斷層呈現(xiàn)為上陡下緩的鏟形,向下收斂于蓋層底部的滑脫面上(圖3)。這些大型逆沖斷層的前鋒常與同向次級逆斷層構成帚狀或疊瓦狀斷層組合,其中部(平緩段上盤)也常出現(xiàn)次級疊瓦狀逆斷層。局部出現(xiàn)的反沖逆斷層還會造成構造三角帶、對沖斷層或沖起構造。沿江斷裂與泰州斷層南側為蘇北前陸變形帶的鋒帶,出現(xiàn)向南東的逆沖構造。由于南部陸內褶斷帶鋒帶(向北西逆沖)的疊加,出現(xiàn)了對沖鋒帶,以對沖斷層的出現(xiàn)為特征(圖3)。在此對沖鋒帶內,一系列相對運動的逆沖斷層構成了對沖構造,常見對沖逆斷層之間所形成的構造三角帶。

2.3 褶皺特征

2.3.1 平面特征

根據(jù)江蘇油田一系列地震剖面解釋和大量的鉆孔資料,特別是印支期角度不整合面地質圖(圖1),蘇北地區(qū)海相蓋層印支期大、中型褶皺空間展布狀況如圖4所示。這些前陸褶皺多密集出現(xiàn),延伸較長,顯示為線狀褶皺特征。它們的一個顯著特征是走向上的有規(guī)律變化。靠近郯廬斷裂帶,這些褶皺走向為北北東向,兩者近于平行。隨著遠離郯廬斷裂帶,褶皺走向逐漸轉變?yōu)楸睎|至北東東向,平行于蘇魯造山帶的延伸方向。對比圖1可見,前陸褶皺軸的走向變化與逆沖斷層的走向變化是一致的。這種同步的變化規(guī)律指示蘇北前陸變形帶上的褶皺和逆沖斷層是相伴生的,兩者相互平行,屬于典型的前陸褶斷帶構造。

2.3.2 剖面特征

地震剖面揭示,蘇北前陸變形帶的不同部位,由于逆沖斷層發(fā)育情況不同,伴生褶皺的特點也不相同(圖3)。根帶上疊瓦狀逆沖斷層使得海相蓋層內廣泛發(fā)育斷錯褶皺(break-thrust fold),逆沖斷層上盤呈現(xiàn)為牽引背斜,而下盤為牽引向斜,兩者被斷層錯斷(圖3)。這些褶皺的軸面傾向與逆沖斷面傾向一致,屬于緊閉斜歪至倒轉褶皺。疊瓦扇內海相地層產(chǎn)狀較陡,傾向與兩側逆沖斷層一致,多以斷片形式存在,很少存在完整的褶皺。

中帶的褶皺樣式在各個推覆體內部皆有變化(圖3)。推覆體邊界斷層的下盤往往是前一個推覆體的后緣,常出現(xiàn)相對寬緩褶皺或下盤牽引向斜。推覆體中部褶皺強度要大于后緣帶,褶皺樣式多樣,常見緊閉斷錯褶皺、“侏羅山式”滑脫褶皺、構造三角帶向斜等。推覆體前緣為邊界斷層的上盤,褶皺作用變強,地層陡立乃至倒轉,多呈現(xiàn)為緊閉斜歪甚至倒轉背斜。中帶的褶皺強度一方面在推覆體內由后緣向前鋒而增強,另一方面在大空間上隨著接近蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶而增強。

大致以鎮(zhèn)江為界,蘇北前陸變形帶南緣的對沖鋒帶可分為東部對沖鋒帶和西部對沖鋒帶。東部對沖鋒帶內的褶皺較為寬緩,主要為寬緩的斷彎褶皺或斷錯褶皺,變形程度明顯弱于西部鋒帶。特別是東部對沖鋒帶內的構造三角帶,褶皺更加寬緩,呈較大型向斜或復向斜形式。即使在東部鋒帶的疊瓦狀逆沖斷層內部,也主要為寬緩的斷錯褶皺。西部對沖鋒帶內,海相蓋層褶皺明顯變強,褶皺的類型與樣式多變,常見緊閉斷錯褶皺或斷彎褶皺、沖起背斜、構造三角帶向斜等,發(fā)育有倒轉褶皺。

3 露頭區(qū)前陸變形構造特征

蘇北盆地南側、郯廬斷裂帶以東的沿江地帶斷續(xù)出露了震旦系至中三疊統(tǒng)海相地層。郯廬斷裂帶所在的張八嶺隆起上出露變質基底,其東側為震旦系至下古生界出露區(qū),再向東至鎮(zhèn)江一帶下古生界與上古生界交替出現(xiàn),而再向東至江陰、南通一帶則主要出露上古生界,反映所出露地層向東變年輕的趨勢。這些出露的海相地層在南京以西的郯廬斷裂帶旁側顯示北北東向褶皺,而南京及其以東顯示為北東東向褶皺(圖1),褶皺走向的空間變化規(guī)律與北部蘇北盆地區(qū)相似。前人的研究表明(董樹文等,1994;朱光等,1998,1999;李三忠等,2009),這些海相蓋層與上覆的上三疊統(tǒng)黃馬青群為區(qū)域性角度不整合接觸,指示海相蓋層的褶皺變形發(fā)生在中三疊世末的印支期,屬于大別-蘇魯造山帶的前陸變形。為了深入認識這些海相地層的前陸變形特征及其空間變化規(guī)律,本次工作中進行了系統(tǒng)的野外觀察。

全椒東大洼至劉吉一帶處于張八嶺隆起東側,出露震旦系-奧陶系海相蓋層。這些海相蓋層走向北北東,呈現(xiàn)為北北東向線型緊閉褶皺(圖5a)。地層產(chǎn)狀普遍向北西陡傾,指示多為緊閉倒轉褶皺。其中發(fā)育了多條北北東向逆沖斷層,呈疊瓦狀組合,向南東逆沖,與褶皺向南東倒伏相吻合(圖5a)。向南至巢湖北部山區(qū),海相蓋層仍然呈現(xiàn)為緊閉褶皺(圖5b),并沒有顯示出因較遠離蘇魯造山帶而前陸變形減弱。該處北北東向的滁河斷裂使震旦系-寒武系向東南逆沖在志留系之上。東部志留系至下古生界呈現(xiàn)為北北東向的緊閉褶皺,較完整地保留了平頂山向斜、鳳凰山背斜與俞府大村向斜。其中發(fā)育了一系列北北東向逆沖斷層,呈疊瓦狀組合,多向北西傾,局部可見向南東傾的反沖斷層,指示總體上為向南東逆沖的構造(圖5b)。

南京北部的幕府山出露了下古生界至下三疊統(tǒng)海相地層,呈現(xiàn)為北東向的緊閉褶皺(圖5c)。其中的縱向斷層多向北西傾,僅局部見反向逆斷層(圖5c),總體上為向南東逆沖的構造。向東至鎮(zhèn)江一帶,主要出露北東東走向的志留系至上古生界。這一帶海相地層呈現(xiàn)為中等緊閉褶皺(圖5d),變形強度要弱于西側的幕府山地區(qū)。再向東至江陰一帶,出露了志留系至中三疊統(tǒng)海相地層,呈北東東向褶皺(圖5e)。該處褶皺較為寬緩,出現(xiàn)向北逆沖的縱向逆斷層(圖5e)。至東端的南通一帶,所出露的海相地層為志留系-泥盆系,較為平緩(圖5f),呈現(xiàn)為穹狀短軸褶皺,其長軸呈近東西向。顯然,南通一帶的海相蓋層呈現(xiàn)為弱變形現(xiàn)象。

由上述蘇北盆地南側海相地層露頭構造可見,一方面褶皺軸呈現(xiàn)為自西向東由北北東向轉變?yōu)楸睎|東向的弧形變化,另一方面前陸變形強度自西向東減弱。在郯廬斷裂帶東側海相地層皆顯示為強變形,并沒有出現(xiàn)遠離蘇魯造山帶減弱的現(xiàn)象。在蘇北盆地東南側的南通一帶,由于遠離蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶而出現(xiàn)最弱的前陸變形。因而,這些海相地層露頭所顯示的前陸變形方位與強度的變化規(guī)律與蘇北盆地區(qū)是一致的。

4 前陸變形規(guī)律與形成機制

蘇北盆地的勘探資料及其南側的海相地層露頭,較完整地揭示了蘇北地區(qū)的前陸變形構造特征。前陸變形使得蘇北地區(qū)成為前陸變形帶,海相蓋層內發(fā)育了一系列逆沖斷層與褶皺,基底與蓋層之間成為區(qū)域性滑脫面,呈現(xiàn)為典型的前陸薄皮構造。蘇北地區(qū)海相蓋層內逆沖斷層普遍與褶皺軸平行,兩者的走向一致顯示自西向東由北北東向轉變?yōu)楸睎|東向的弧形變化(圖1、4)。這種走向上的變化是連續(xù)的,并非是多條后期北北東向左行平移斷層牽引彎曲所致(Xu et al.,1987),而應是郯廬斷裂帶同期左行平移影響的結果。

由前文可見,蘇北地區(qū)海相蓋層的前陸變形程度一方面隨著接近蘇魯造山帶而增強,另一方面隨著接近郯廬斷裂帶也增強,從而整體上呈現(xiàn)出向北西增強、向南東減弱的趨勢。這表現(xiàn)在蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶旁側出現(xiàn)前陸變形根帶,而向南東方向依次變化為中帶與鋒帶(圖2)。在根帶逆沖構造呈現(xiàn)為最強的疊瓦扇構造,以緊閉的倒轉褶皺為特征。而由根帶向中帶至鋒帶,逆沖斷層密度降低,褶皺緊閉程度減小(圖3)。在海相地層保存狀況方面,隨著接近蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶,因強烈的逆沖造成顯著的隆升與剝蝕,從而出露較老的海相地層;遠離則因逆沖與剝蝕程度減弱而出露較年輕的海相地層(圖1)。因而,這些前陸變形現(xiàn)象顯示同時受到蘇魯造山帶及郯廬斷裂帶的控制與影響。

圖5 蘇北盆地南緣海相地層露頭構造剖面圖Fig.5 Cross-sections for the structures in the marine cover along the southern margin of the Subei Basin

蘇北盆地南側海相地層露頭顯示,陸相上三疊統(tǒng)(黃馬青群)與下伏海相中三疊統(tǒng)(周沖村/南陵湖組)之間為區(qū)域性角度不整合。這一角度不整合代表了印支運動,指示前陸變形發(fā)生在中三疊世末(常印佛等,1991;董樹文等,1994;朱光等,1998,1999;李三忠等,2009)。前人研究表明(Li et al.,1993,2000;李曙光等,1997;Hacker et al.,1998,2000,2006;劉福來等,2003;許志琴等,2003),大別-蘇魯造山帶的碰撞造山(深俯沖)發(fā)生在中三疊世末(約240 Ma)。因而,蘇北地區(qū)的前陸變形發(fā)生時間與蘇魯造山帶陸殼深俯沖時間一致。遠離郯廬斷裂帶的蘇北地區(qū),海相地層內的印支期逆沖斷裂和褶皺軸走向平行于北側的蘇魯造山帶,呈現(xiàn)出向南東的逆沖與褶皺倒伏方向,皆指示其變形動力來自蘇魯造山帶的碰撞造山。在揚子板塊與華北板塊沿蘇魯造山帶發(fā)生陸-陸碰撞中,揚子陸殼向北西俯沖在華北板塊之下,碰撞的阻力使得揚子板塊北部受到強烈的、向南東方向的推擠,形成了一系褶皺與逆沖斷層,從而成為前陸變形帶。總之,蘇魯造山帶的碰撞造山是蘇北地區(qū)海相地層印支期前陸變形的動力來源。另外,本文關于蘇北地區(qū)前陸變形構造逆沖方向及其形成時間的限定,還表明深俯沖階段揚子板塊在蘇魯造山帶是向北西俯沖。而蘇魯造山帶內部的折返方向是上盤向北西運動(許志琴等,2003),與早期的深俯沖方向平行,表明蘇魯造山帶從早階段的深俯沖到晚階段的折返在總體運動方向上沒有發(fā)生明顯的變化。

蘇北地區(qū)前陸變形構造走向上的弧形變化(圖1、4),明顯指示了郯廬斷裂帶左行平移的牽引影響。前陸變形強度及海相蓋層隆升與剝蝕強度隨著接近郯廬斷裂帶而增強的現(xiàn)象顯示,該斷裂帶與前陸變形同期活動,而非后期平移僅牽引彎曲前陸構造走向。詳細的構造與年代學研究表明(李曙光等,1993;張青等,2008;Zhang et al.,2007;Zhu et al.,2009;朱光等,2009),郯廬斷裂帶張八嶺隆起段在238～236 Ma時發(fā)生了左行平移,與大別-蘇魯造山帶的深俯沖時間一致,也與蘇北地區(qū)的前陸變形同時。由此可見,蘇北地區(qū)前陸變形構造特征與郯廬斷裂帶內部的研究成果相互驗證,表明郯廬斷裂帶造山期的左行平移發(fā)生在前陸變形階段,從而影響了前陸變形構造走向與強度的空間變化。關于郯廬斷裂帶印支期的起源方式,前人曾提出過不同的模式(Hsu et al.,1987;Watson et al.,1987;Xu et al.,1987;Zhang et al.,1984;Lin and Fuller,1990;Okay and Sengor 1992;Yin and Nie,1993;Li,1994;Chang,1996;萬天豐和朱鴻,1996;Zhang,1997;王小鳳等,1998;Chung,1999;Gilder et al.,1999;肖文交等,2000;Zhu et al.,2009)。蘇北地區(qū)的前陸變形構造特征與郯廬斷裂帶的內部構造,皆表明該斷裂帶印支期為左行平移斷層,從而支持陸內轉換斷層模式(Hsu et al.,1987;Okay and Sengor,1992;Watson et al.,1987;Xu et al.,1987;Zhang et al.,1984;王小鳳等,1998;萬天豐和朱鴻,1996;Zhu et al.,2009)或嵌入碰撞邊界模式(Yin and Nie,1993)。其具體的形成機制還需更多方面的綜合研究來限定。

5 結 論

(1) 蘇北地區(qū)海相蓋層在中三疊世末印支期普遍遭受了前陸變形,形成了一系列褶皺與平行的逆沖斷層。蓋層與基底之間為區(qū)域性滑脫面,屬于典型的前陸薄皮構造。該前陸變形區(qū)自西北向東南可劃分為根帶、中帶與鋒帶。

(2) 前陸變形在海相蓋層內所產(chǎn)生的逆沖斷層與褶皺走向自西向東呈現(xiàn)為由北北東向轉變?yōu)楸睎|東向的弧形變化,遠離郯廬斷裂帶者平行于蘇魯造山帶,而在該斷裂帶旁側偏轉為與斷裂帶近平行,顯示了郯廬斷裂帶左行平移牽引的影響。

(3) 蘇北地區(qū)前陸變形程度受蘇魯造山帶和郯廬斷裂帶共同控制,隨著接近這兩個構造帶而增強,遠離則減弱,構造樣式與海相蓋層剝蝕程度也發(fā)生相應的變化。

(4) 蘇北地區(qū)海相蓋層變形構造的特征及變化規(guī)律,指示其變形動力來自北部蘇魯造山帶的碰撞造山,前陸變形發(fā)生在造山帶陸殼深俯沖階段。前陸變形構造走向上的弧形變化及強度的向西增強,是郯廬斷裂帶在前陸變形階段左行平移的影響結果,并非后期平移改造所致。因而,蘇魯造山帶與郯廬斷裂帶共同控制了蘇北地區(qū)的前陸變形構造。

致謝:感謝中國科學院廣州地球化學研究所王岳軍研究員、中國海洋大學李三忠教授在百忙之中對該論文給予的細致審閱及提出的寶貴修改意見。

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