中生代川东褶皱带的数值模拟：两阶段的构造演化模型

张小琼， 单业华 倪永进， 谭志军

（1.中国科学院 广州地球化学研究所， 广东 广州 510640； 2.中国科学院大学， 北京 100049）

中生代川东褶皱带的数值模拟：两阶段的构造演化模型

张小琼1，2， 单业华1， 倪永进1，2， 谭志军1，2

（1.中国科学院 广州地球化学研究所， 广东 广州 510640； 2.中国科学院大学， 北京 100049）

中生代川东褶皱带发育着两种不同的褶皱组合型式， 以NE向齐岳山断裂为界， 东侧为隔槽褶皱， 西侧为隔档褶皱， 二者在成因上均与不同埋深的滑脱带密切相关。本文利用FLAC6.0软件模拟了川东褶皱带的两阶段形成过程： 隔槽褶皱区和隔档褶皱区依次形成。在断坡倾角为30°的情形下， 当滑脱带在隔档褶皱区和隔槽褶皱区分别处于寒武系和角度不整合面向下3～4 km的基底深处时， 模拟得到的结果能很好地再现该褶皱带的总体形态特征。只有当连接两个褶皱区滑脱带的断坡具有≤30°的低倾角时， 它才能高效地将水平位移传递到隔档褶皱区， 意味着地表出露的高倾角齐岳山断裂基本上没有参与整个褶皱带的形成过程， 是晚期或后期形成突破地表的。断弯褶皱的出现会造成被卷入的早期褶皱发生共轴叠加的递进变形。这样机械加厚的地壳在重力均衡作用下发生抬升， 并遭受风化剥蚀直至准平原化， 似乎就可以形成两褶皱区之间近数千米的整体剥蚀厚度差。

川东褶皱带； 总体形态； 滑脱带； 断坡； 数值模拟

卷（Volume）39， 期（Number）6， 总（SUM）149

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

0　引　言

滑脱褶皱通常发育在由软弱的岩层组成的一个或多个滑脱带之上， 主要出现在造山带前陆， 如欧洲的侏罗山（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， 构成特征显著的褶皱带或褶皱冲断带， 这种与滑脱有关的构造带被称为薄皮构造。薄皮构造多变的形态和结构可能与上覆地层岩石类型和组合型式、滑脱层的厚度和埋深、岩石力学性质、应变量、应变速率等诸多因素有关（Davis and Engelder， 1985； Marshak and Wilkerson， 1992； Goff et al.， 1996； Doglioni and Prosser， 1997； Teixell and Koyi， 2003； Koyi and Cotton， 2004）， 但滑脱层的厚度和埋深控制了褶皱带的总体形态（Davis and Engelder， 1985）， 滑脱层的厚度影响着滑脱褶皱的对称性和几何形态及其相关断裂的发育程度（Fischer and Jackson， 1999； Cotton and Koyi， 2000； Costa and Vendeville， 2002； 周建勋等， 2009）， 上覆地层的厚度决定着滑脱褶皱的波长（Mitra， 2002， 2003； Massoli et al.， 2006； 张小琼等，2013）。

中生代川东褶皱带位于四川盆地与雪峰山隆起带之间， 是一个典型的滑脱褶皱带， 形成在晚侏罗世末至早白垩世初期（胡召齐等， 2009）。大致以NE向展布的齐岳山断裂为界， 其西侧为向斜宽、背斜窄的隔档褶皱， 东侧为向斜窄、背斜宽的隔槽褶皱（图1）。一般认为这两个褶皱区的滑脱带埋深不同，前者位于地台盖层的下寒武统、志留系或/和中、下三叠统的泥（页）岩甚至膏盐层中（Yan et al.， 2003； 冯常茂， 2008； Wang et al.， 2010）， 而后者处于基底内部（冯向阳等， 2003； 丁道桂和刘光祥， 2007）， 如角度不整合面之下3～4 km深处（张小琼等， 2013）。尽管如此， 二者的相对形成时间和褶皱机制却因缺乏有效的研究方法而认识不一， 可以概括成以下三种观点： （1）两者同时形成， 属于同一型式的纵弯褶皱，只是剥蚀厚度不同（刘尚忠， 1995）； （2）二者不同时期形成， 都属于断弯褶皱， 但是隔槽褶皱是由隔档褶皱演变而来的（颜丹平等， 2000； Yan et al.， 2003， 2009；冯常茂等， 2008）； （3）二者不同时期形成， 隔档褶皱属于纵弯褶皱， 而隔槽褶皱属于断展褶皱（丁道桂等，1991， 2005， 2007）。第一种观点没有考虑到隔档褶皱和隔槽褶皱的出露地层新老程度相反。第二和第三种观点认为逆冲作用控制了整个褶皱带的形成， 但是区域上缺乏与褶皱相匹配的大型断裂， 意味着与滑脱有关的纵弯褶皱才是主导的区域变形机制（张小琼等， 2013）。现有的低温热年代学研究成果明显趋向支持它们的共同点， 即两个褶皱区不同时期形成， 隔槽褶皱形成早于隔档褶皱。例如， 磷灰石裂变径迹分析表明， 与区域褶皱有关的大规模抬升剥蚀先后发生在隔槽褶皱区和隔档褶皱区， 分别在燕山中期（J3-K1）和燕山晚期（K2）（袁玉松等， 2010）或者在侏罗纪末和早白垩世（梅廉夫等， 2010）。

图1　川东褶皱带的构造位置图（a， 修改自彭美丽等， 2011； 舒良树， 2012）、地质简图（b， 修改自马丽芳， 2002）和典型剖面图（c， 据冯常茂等， 2008）Fig.1　Location （a）， geological map （b） and typical cross section （c） of the East Sichuan Fold Belt

然而， 已开展的数值模拟实验（张必龙等， 2009；张小琼等， 2013）均不能在同一个模型中再现出这种两阶段的构造变形特征。其原因很可能主要在于我们目前仍不十分清楚隔槽褶皱区与隔档褶皱区之间的转换机制， 所采用的模型在几何形态的建立和参数的设置上过于简单。类似的问题也不可避免地体现在物理模拟实验中（刘重庆等， 2013； 解国爱等，2013）。物理模拟中， 由于滑脱带的活动， 褶皱很早就出现在隔档褶皱区的断坡处， 随后在其两侧或一侧形成更年轻的褶皱（解国爱等， 2013）。这导致在最终时刻隔档褶皱区与隔槽褶皱区虽然具有与川东褶皱带相对应的褶皱形态特征， 但是它们的变形程度和整体抬升却没有明显的差异， 与实际情况不符。

本文目的是建立有关这种两阶段构造演化的地质力学模型， 然后利用数值模拟技术求解该模型，实时再现出整个川东褶皱带的形成演化历程， 并分析制约或影响隔档或隔槽褶皱的主要因素。这作为我们先前研究（张小琼等， 2013）的延续和深入。

1　地质背景

中生代川东褶皱带位于扬子地块中部（图1a），东与雪峰山以张家界-花垣断裂为界， 西以华蓥山断裂与川中低平构造带分隔， 北与南大巴山弧形褶皱带对接， 南以重庆-务川-铜仁一线为界。扬子地块的基底最终造就于晚元古代晋宁运动， 具有明显的双层结构， 下部为由新太古界-古元古界康定群组成的结晶基底， 是一套经受中、深程度变质且普遍混合岩化的岩石， 而上部为由中、新元古界浅变质岩组成的褶皱基底（湖北省地质矿产局， 1990； 四川省地质矿产局， 1991）。航磁和地震资料表明， 褶皱基底在隔档区和隔槽区有所不同， 隔档区褶皱基底由新元古界板溪群浅变质砂岩和板岩组成（宋鸿彪和罗志立， 1995； 罗志立， 1998； 袁照令和李大明，1999； 马永生和杨克明， 2008）， 而隔槽区褶皱基底是中元古界冷家溪群和梵净山群变质较深的绢云母石英片岩夹基性岩类（罗志立， 1998）。基底形成后进入长期、相对稳定的地台盖层演化阶段， 几乎连续地沉积了震旦系、古生界、三叠系甚至侏罗系和白垩系， 由以海相沉积为主的碳酸盐岩和碎屑岩组成，累计厚度达上万米。盖层中连续、厚度大的软弱层包括寒武系下部的页岩（厚500 m）、志留系页岩（厚度约1500 m）和下三叠统膏盐层（厚50～230 m）， 构成区域上主要的滑脱带（李本亮等， 2001； Wang et al.，2010）。

与区域性褶皱相比， 区域性的断层不发育， 最主要的是走向NE、具有逆冲性质的齐岳山断裂。该断裂分段出露， 断面产状沿走向变化显著（吴树仁等，1999）， 在纵向上浅部呈花状， 向下逐渐收敛（周雁，1999）， 切割深入基底21 km（胡建平等， 2005）。

川东褶皱带内各褶皱近等间距相间排列， 走向呈NNE-NE向， 延伸长达数十公里甚至上百公里。以齐岳山断裂为界， 西侧为向斜宽、背斜窄的隔档褶皱， 背斜出露三叠系， 高程约为800 m， 向斜出露侏罗系， 高程约为400 m； 东侧为向斜窄、背斜宽的隔槽褶皱， 背斜出露下古生界， 向斜出露上古生界，地表高程为700～1100 m， 最大的高程在齐岳山断裂附近， 达1400～1600 m。褶皱波长在隔档褶皱区和隔槽褶皱区分别为17～23 km和30～37 km， 向斜宽度与背斜宽度之比分别为3∶1～2∶1和1∶2（张小琼等， 2013）， 指示由隔槽褶皱区至隔档褶皱区褶皱变形强度趋向减弱。

2　模型设置

川东褶皱带内的褶皱和断裂都具有很好的北东走向趋势， 尽管南、北两端渐变过渡到其他方向， 例如， 北端由于大巴山弧形褶皱带的阻挡， 褶皱轴发生顺时针方向旋转至东西向。因此， 为简化起见， 可以由横向的二维模型来模拟整个褶皱带的形成和演化历程。本文选用FLAC（Fast Lagrangian Analysis of Continua）6.0 岩土工程软件（Itasca Consulting Group，2011b）， 所建立和设置的岩石力学模型、岩石力学参数和边界条件基本上与张小琼等（2013）的一致， 二者之间的主要差别有：

（1） 模型尺度： 考虑要模拟整个川东褶皱带，这次建立的模型（图2）比张小琼等（2013， 图4）的模型长一倍， 长度由200 km增加到400 km， 其中隔档、隔槽褶皱区分别占一半， 且两褶皱区的高度固定为15 km。

（2） 岩石力学层： 本文模型（图2）中隔档、隔槽褶皱区盖层具有相同的厚度、岩性组合和岩石力学参数， 根据相同或相近的主要盖层岩性进一步被划分成10个岩石力学层（张小琼等， 2013， 图4）。如前所述， 隔档、隔槽褶皱区的基底具有不同的岩性组成和变质程度， 因而需要分别对待。不同岩石力学层的具体参数设置见表1和表2。

（3） 滑脱带： 根据地震反射剖面解释（丁道桂等，2005）和数值模拟研究的结果表明（张小琼等， 2013），滑脱带在隔档褶皱区主要发育在寒武系或志留系中，而在隔槽褶皱区位于基底内部， 约在角度不整合面之下3～4 km的深度。除了齐岳山断裂分割着两个不同褶皱区外， 目前关于这两条滑脱带之间的连接关系不是十分清楚。简化起见， 我们认为它们之间的连接是由倾角未知的一断坡实现的。FLAC软件的界面（interface）单元是专门用来表征断层、节理等不连续界面的， 在本文中用来模拟滑脱带和断坡。滑脱带及断坡的法向刚度Kn和剪切刚度Ks取值见表2。该参数的大小与临近网格材料的剪切模量和体积模量相关（Itasca Consulting Group， 2011a）。

（4） 网格剖分： 数值实验中， 滑脱带及其断坡附近的地层往往会积累很大的应变量， 网格容易出现畸变而导致计算无法继续。因此， 这里采取一种网格加密的补救措施： 竖直方向上将滑脱带及其断坡附近的地层加密剖分， 其网格宽度由原来的500 m降低为167 m， 而水平方向上仍然维持原来的500 m网格宽度。

表1　文中模型的分层及其岩石力学参数（据Touloukian et al.， 1981； 孙岩等， 2005； 张必龙等， 2009）Table 1　Layers and their assigned mechanical properties for the models

表2　隔档褶皱区基底和滑脱带的岩石力学参数Table 2　Mechanical properties of the basement for the trough-like folds and of the decollement zones

图2　初始几何模型及其边界和初始条件示意图Fig.2　Initial geometry of the model with boundary and initial conditions

（5） 加载过程： 固定模型左边界和底部边界，在右侧滑脱带以上施加水平向左、0.4 m/时步的速度（图2）。模型的加载过程分为两个阶段。第一阶段， 只允许在隔槽褶皱区的滑脱带活动， 直到总缩短率达到10%。该缩短率相当于约20%的隔槽褶皱区的缩短率， 大致接近实测的该区褶皱缩短率， 可以形成类似的隔槽褶皱（张小琼等， 2013）。第二阶段， 隔档褶皱区滑脱带和断坡开始活动， 直到总缩短率不超过21%（相当于84 km的总缩短量）或者因网格畸变而终止计算为止。

3　结果分析

如前所述为， 隔档褶皱区滑脱带的埋深和断坡的倾角是目前不确定的两个变量。为了研究它们对褶皱带总体形态的影响， 本文设计了以下两组数值实验。第一组实验（图3）中， 隔档褶皱区滑脱带位于寒武系， 断坡的倾角分别为10°、15°、20°、30°、45°和60°， 从它们的模拟结果中找出符合川东褶皱带总体形态的最佳断坡倾角。在最佳断坡倾角的情形下， 第二组实验（图5）中隔档褶皱区的滑脱带分别位于寒武系和志留系。

图3　当隔档褶皱区滑脱带位于寒武系时， 断坡倾角的大小对褶皱带最终总体形态的影响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

图4　当断坡倾角为30°和隔档褶皱区滑脱带位于寒武系时， 不同时刻的模拟结果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

图5　在断坡倾角为30°的情形下， 当滑脱带在隔档褶皱区分别位于寒武系（a）和志留系（b）时的最终模拟结果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断坡角度的影响

图3中， 随着断坡倾角的不断增大， 断弯（fault-bend）褶皱的几何形态越发明显， 其隆起幅度增加， 涉及的水平范围减少， 进而导致网格畸变急剧增加， 不得不提前终止计算。当断坡倾角为10°时， 断弯褶皱开阔， 其隆起幅度不超过隔槽褶皱区的最大隆起幅度（图3a）。当断坡倾角等于或大于30°时， 断弯褶皱明显变得相对紧闭， 其隆起幅度超过隔槽褶皱区的最大隆起幅度（图3d）。由此， 随着断坡倾角的增加， 由断坡传递到隔档褶皱区的水平位移量必然不断减少， 从而不利于形成大范围的隔档褶皱束。这意味着要形成现今隔档褶皱区的断坡不可能拥有大（＞30°）的倾角。考虑到齐岳山断裂附近并不存在着象图3a～c中那样异常宽广的开阔背斜， 我们认为当断坡倾角为30°时得到的模拟结果（图3d）与实际情形（图1c）最接近。

当断坡倾角为30°时， 不同时刻的模拟结果见图4。在第一阶段（图4b～e）， 基底深处的滑脱导致了上覆地层形成了几个隔槽褶皱。这些褶皱集中出现在右侧， 没有像张小琼等（2013， 图5）的模拟结果那样相对均匀地分布， 尽管施加在右端的速度是一致的。其原因在于这两个模型在隔槽褶皱区另一端的限制不一样： 本文中没有限制， 允许其上的节点发生水平移动， 而张小琼等（2013）的模型不允许节点发生水平移动。在第二阶段（图4f～i）， 沿着断坡的滑动很快地在断坡处形成了断弯褶皱， 并将位移传递到隔档褶皱区， 形成近等间隔的隔档褶皱。在最后时刻（图4i）， 褶皱波长在隔槽褶皱区和隔档褶皱区分别为32～35 km和17～20 km， 非常接近两区的实测值（见上； 张小琼等， 2013）。

3.2隔档褶皱区滑脱带埋深的影响

当断坡倾角为30°且隔档褶皱区的滑脱带位于志留系时， 得到的最终模拟结果见图5b。将其与当隔档褶皱区的滑脱带位于寒武系的最终模拟结果（图5a）比较， 我们不难发现隔档褶皱区的褶皱波长在前者和后者分别为15～16.5 km和17～20 km， 与该区滑脱带之上的地层总厚度之间具有某种正相关性：滑脱带埋深越深， 上覆地层褶皱的波长就越大。考虑到隔档褶皱区的褶皱波长实测值为17～23 km（张小琼等， 2013）， 该区滑脱带处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， 在最后时刻， 随着隔档褶皱区滑脱带埋深的减小， 无论隔槽褶皱还是断弯褶皱似乎都变得开阔起来，尤其是后者。由处于寒武系中的滑脱带得到的断弯褶皱明显地具有更加复杂的几何形态特征（图5a）， 更为接近真实的情形（图1b～c）。因此， 有理由认为控制现实的隔档褶皱的滑脱带主要发育在寒武系中。最近川东地震剖面和钻井资料证实， 主滑脱面位于寒武系内部， 志留系并非主滑脱层（冯向阳等， 2003）。

4　讨　论

前述的数值模拟结果很好地再现出川东褶皱带的总体形态特征， 有助于深入研究该褶皱带形成演化的动力学。以下将讨论齐岳山断裂的形成时序、褶皱机制的转换和差异性的区域隆升。

4.1齐岳山断裂的形成时序

根据航磁异常（张先等， 1996）、地震反射剖面（胡建平等， 2005）等资料的解释成果， 齐岳山断裂是一条深切入基底的高倾角断层， 其两侧基底的岩性明显不同， 因此有人（罗志立， 1979； 宋鸿彪和罗志立，1995）认为它是一条长期多次活动的继承性断裂。如前所述， 只有当断坡拥有不大于30°的倾角时， 它才能高效地将位移传递到隔档褶皱区， 从而形成大范围的隔档褶皱。显然， 这样低倾角的断坡与高倾角的齐岳山断裂是不匹配的。如果齐岳山断裂曾在第一阶段或者第二阶段的早期活动， 那么随着川东褶皱带不断向西推进， 它的浅处部分必然要被动地脱离其深处部分， 被搬运到西边。事实上， 除了作为西界的华蓥山断层外， 在隔档褶皱区内并没有出露着与齐岳山断裂规模相当的任何断裂（图1b）。这表明现今川东褶皱带地表出露的齐岳山断裂只出现在第二阶段的晚期或后期， 这条断层可能是在变形晚期才实际切穿到达地表的。

图6　在被卷入断弯褶皱的过程中， 一个早期背斜（见图4的黑短线）的两翼倾角（a）和翼间角（b）变化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

图7　断坡处褶皱的演化（θ1和θ2为翼倾角， μ为翼间角）Fig.7　Evolution of the fold near the fault ramp

4.2褶皱机制的转换

在前述的两阶段模型中， 第一阶段在模型中部断坡附近形成的褶皱在后续的断弯褶皱过程中被改造， 发生共轴叠加褶皱变形。图6展示了这样一个断坡附近宽缓褶皱（背斜）的形成和断弯褶皱的递进变形过程。选取褶皱翼部地层（图4黑色短线）记录倾角变化（图7）， 同时计算两翼间角（μ）大小进而观察褶皱的变形过程。该褶皱形成在第一阶段的晚期（相当于40 km的总缩短量）， 褶皱极其宽缓， 其翼间角达163°。这种几何形态基本上保持到第二阶段早期（相当于50 km的总缩短量）， 随即开始被卷入断弯褶皱， 体现在前翼的倾角（θ2）变小， 且翼间角逐渐增大至172°左右， 而后翼的倾角（θ1）却保持不变。当该褶皱枢纽移动到断坡的顶部时（相当于60 km的总缩短量）， 褶皱两翼开始变得紧闭， 翼间角又开始变小， 最后接近120°。在自然界中， 这样复杂多变的整个褶皱过程很有可能会形成对应的多期变形构造，诸如节理、岩脉、缝合线、次级褶皱、顺层滑线等。反过来， 这些变形构造， 如果存在， 可以成为证实两阶段模型的直接依据。

4.3差异性的区域隆升

众所周知， 在侧向挤压下形成的地层褶皱或冲断会导致所卷入地区的地壳在垂向上机械地增厚（图8a）， 而这些变厚的地壳在重力均衡作用和外动力作用下发生抬升和剥蚀， 最终将地下一定深处的地层或岩石暴露于地表。图1中， 川东褶皱带隔档褶皱区的狭窄背斜和隔槽褶皱区的宽阔背斜分别主要出露着三叠系和下古生界， 近似地代表着形成于白垩纪晚期至古近纪的高山顶夷平面（裴树文， 2004；谢世友等， 2006）。于是， 考虑到盖层中各地层单元的厚度在区域上变化不急剧和区域性断层不发育， 我们将区域综合地层柱上从三叠系到下古生界的累计地层厚度大致地作为两褶皱区之间的整体剥蚀厚度差， 约2000～3000 m。磷灰石裂变径迹分析表明， 剥蚀厚度在隔档褶皱区的向斜约为2400 m（刘树根等，2008； 邓宾等， 2009）， 而在隔槽褶皱区的复背斜约为4500 m（李双建等， 2008）， 复向斜约为4000 m（袁玉松等， 2014）。这样得到二者之间的剥蚀厚度相差约1600～2300 m， 与前面由综合地质分析得到的结果基本上吻合。

图8　在隔槽褶皱区与隔档褶皱区的背斜轴部， 地表（a和c）与现今出露的地层单元（b和d）的高程变化 （图a， b的绝对高程以模型（图2）底部为原点。观测点A-D的位置见图4说明）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

图8d显示出在不同时刻隔档褶皱区背斜的三叠系和隔槽褶皱区背斜的下古生界之间的高程差。该高程差在第一阶段单调递增， 而在第二阶段却单调递减， 最后时刻可达830 m， 比现今地表高差多280 m。与观察点分别所在下三叠统的1000 m厚度和志留系的1500 m厚度相比较， 这多出的值是很小的。需要指出的是， 观察点位置的确定并不准确， 具有人为的随意性。因此， 从地层单元厚度的角度讲，我们似乎可以认为所得到的高程差值接近于现今地表高差。这意味着在重力均衡作用下， 两个褶皱区经历了差异性的整体抬升和风化剥蚀， 最终形成过统一的高山顶夷平面。也就是说， 不需要引入其他机制， 凭借滑脱带之上的纵弯褶皱， 加上重力均衡和准平原化， 大致上就能解释两褶皱区之间的整体剥蚀状态。

5　结 论

中生代川东褶皱带呈现出以齐岳山断裂为界的两种特征的褶皱组合型式， 即西边的隔档褶皱和东边的隔槽褶皱。已有的研究成果（如梅廉夫等， 2010；袁玉松等， 2010； 王平等， 2012； 石红才和施小斌，2014）表明隔档褶皱区比隔槽褶皱区要出现得更早，遭受到更大的水平缩短率， 二者都与不同埋深的滑脱带在成因上密切相关。在此基础上， 本文建立起反映这种两阶段构造演化的地质力学模型， 利用FLAC6.0数值模拟软件实时再现出整个川东褶皱带的形成演化历程， 取得以下的主要认识：

（1） 当连接隔档褶皱区滑脱带和隔槽褶皱区滑脱带的断坡具有低倾角（≤30°）时， 模型才能通过断坡高效地将水平位移传递到隔档褶皱区， 形成分布广泛的隔档褶皱。

（2） 在断坡倾角为30°的情形下， 当滑脱带在隔档褶皱区和隔槽褶皱区分别处于寒武系和基底深处（角度不整合面之下3～4 km）时， 模拟得到的结果能很好地再现该褶皱带的总体形态特征。

（3） 高倾角的齐岳山断裂是在第二阶段的晚期或后期才实际切穿地表的， 基本上没有参与整个褶皱带的形成和演化。

（4） 当被卷入后续的断弯褶皱时， 第一阶段在断坡附近形成的褶皱会发生共轴叠加， 从而具有复杂的构造变形历程。

（5） 高山顶夷平面揭示出两褶皱区之间的整体剥蚀厚度差约为2000～3000 m， 似乎可以用滑脱带之上的纵弯褶皱、重力均衡和准平原化来解释。

致谢： 感谢中国地质大学（武汉）曾佐勋教授和另一位评审老师对文章的修改提出的宝贵意见和建议。

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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

项目资助： 国家自然科学基金项目（41272228和41476035）联合资助。

张小琼（1987-）， 女， 博士研究生， 从事构造地质学研究。Email： zhangxiaoqiong122@163.com