内蒙古中部盘羊山逆冲推覆体系的构造特征、活动时限与构造意义

王海滨, 张进江*, 古大祥, 冯 琳

内蒙古中部盘羊山逆冲推覆体系的构造特征、活动时限与构造意义

王海滨1, 2, 张进江1, 2*, 古大祥1, 2, 冯 琳1, 2

(1.造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京 100871; 2.北京大学 地球与空间科学学院, 北京 100871)

呼和浩特东北地区沿哈乐‒盘羊山‒乌兰合雅一带, 发育有近东西走向、上盘向南推覆的盘羊山逆冲推覆体系。该体系自北往南分别为: 新太古代变质侵入岩组合、新太古界色尔腾山岩群、新元古界震旦系什那干组与上石炭统拴马桩组构成的推覆体, 下二叠统大红山组和中二叠统脑包沟组构成的准原地岩系, 其中拴马桩可能为滑脱层。在该体系北部, 247～244 Ma未变形花岗岩岩基侵位到推覆体之中, 具有类似“钉合岩体”的性质, 限定了逆冲推覆时间的上限; 锆石U-Pb定年得出的原地系沉积岩中最年轻地层的最大沉积年龄约为272 Ma, 限定了推覆作用时间的下限, 从而厘定了具有争议的盘羊山逆冲断层活动时限的问题。即该逆冲体系可能是中晚二叠世古亚洲洋闭合、蒙古微陆块与华北克拉通碰撞引起的华北克拉通北缘地壳增厚的响应。

华北克拉通北缘; 盘羊山逆冲推覆构造; 钉合岩体; 中晚二叠世

0 引 言

盘羊山地区位于华北克拉通北缘内蒙古隆起中部, 向南紧邻大青山构造域, 区域内主要发育盘羊山逆冲推覆构造(图1、2)。盘羊山地区北部与兴蒙造山带相邻, 晚古生代受古亚洲洋构造体制影响强烈。古亚洲洋构造域以其复杂的演化历史和丰富的矿产资源一直保持着很高的研究热度, 但是对于古亚洲洋的闭合过程以及闭合时间一直存在诸多争议。一些学者认为古亚洲洋闭合于晚泥盆世到早石炭世(Tang, 1990; 邵济安, 1991; 徐备和陈斌, 1997); 另有学者认为闭合时间为二叠纪到早三叠世(Wang and Liu, 1986; 陈斌等, 2001; Xiao et al., 2003)。由于植被覆盖或荒漠化的影响, 华北克拉通北缘构造现象保存不完整; 另外华北克拉通北缘虽然存在大量的中生代逆冲推覆构造, 但是晚古生代逆冲推覆却不多见, 所以研究晚古生代到早中生代盘羊山逆冲断层的特征, 对于探究兴蒙造山带构造演化和动力学具有重要意义。

20世纪60年代末、70年代初1∶200000地质填图就已识别出了长约57.5 km的盘羊山逆冲断层(郑亚东等, 1998)。王建平和杨玉东(1983)认为盘羊山逆冲断层系与南侧大青山的逆冲推覆构造属于中生代盆地两侧的对冲断层; 郑亚东等(1998)根据盘羊山逆冲断层与大青山逆冲断层带的切割关系, 认为两者属于不同的构造背景。随着盘羊山地区1∶50000区域地质调查的进行, 研究人员对盘羊山逆冲断层的构造特征、演化历史进行了分析, 但是对于该断层活动时限仍未得到很好的确定。郑亚东等(1998)认为盘羊山逆冲断层活动时间为晚侏罗世到早白垩世; 陈志勇等(2002)根据新的地层划分标准, 认为逆冲断层活动时间为晚二叠世到中三叠世; 王新亮等(2002)认为逆冲推覆构造活动时间为晚二叠世到早三叠世; 谢静博等(2011)则认为盘羊山逆冲推覆构造体系形成时间为晚二叠世; Li et al. (2017)认为推覆体系活动时间与山前盆地生成时间基本一致, 都发生在早二叠世到中三叠世。

本次研究在盘羊山逆冲推覆体系北部甄别出了侵位于推覆体中未变形的大滩深成杂岩体, 该杂岩体具有类似钉合岩体的性质, 其年龄可以限定逆冲推覆构造活动时间的上限。而且通过对准原地岩系中最年轻地层的碎屑锆石研究, 获得了代表地层最大沉积时间的年龄, 限定了断层活动时间的下限, 从而确定盘羊山逆冲推覆构造的形成年代, 并分析其构造意义, 为古亚洲洋闭合时间的研究提供了证据。

1 区域地质概况

盘羊山逆冲推覆体系位于内蒙古呼和浩特市东北, 大地构造位置上属于内蒙古隆起中部, 向南与阴山‒燕山陆内造山带中部的大青山构造带相邻(图1a; 郑亚东等, 1998)。该体系由两大部分组成, 北部是新太古代变质侵入岩组合、新太古界色尔腾山岩群、新元古界震旦系什那干组与上石炭统拴马桩组构成的推覆体, 南部是下二叠统大红山组和中二叠统脑包沟组构成的准原地岩系。在其北部, 未变形的大滩岩体侵位到推覆体之中。

华北克拉通北缘长轴状的前寒武片岩、片麻岩区域最初被定义为内蒙古地轴(黄汲清, 1954)。后续研究在该构造单元南侧的阴山‒燕山一线发现了大量代表陆内变形的中侏罗世末逆冲推覆构造, 从而厘定出了阴山‒燕山陆内造山带(葛肖宏, 1989; Davis et al., 1998, 2001; 郑亚东等, 2000)

相对于阴山‒燕山陆内造山带, 盘羊山地区未发育明显代表陆内变形的侏罗纪到白垩纪褶皱和断层活动; 而且地貌上虽然以东西向山脉为主, 但是其整体海拔远低于大青山构造带。所以, 盘羊山逆冲推覆体系不属于阴山‒燕山陆内造山带, 而应该属于内蒙古隆起(张拴宏, 2004; Zhang et al., 2007)。位于盘羊山与大青山地区古老结晶基底之间的晚古生代盆地将盘羊山逆冲推覆体系与大青山构造域分隔开来。

盘羊山地区受自北向南逆冲推覆作用的影响, 岩石单元主要呈近东西向展布, 在南部靠近逆冲断层的位置还出露一条早期的韧性剪切带。研究区北部主要出露华北克拉通结晶基底的新太古代变质侵入岩组合以及具绿岩带性质的色尔腾山岩群(李景春等, 2004)。向南零星出露新元古界震旦系变质碳酸盐岩以及上石炭统拴马桩组碎屑岩, 此二者常共同作为断夹块以逆冲推覆体系叠瓦扇的形式出露。最南部是介于盘羊山与大青山间的下二叠统大红山组和中二叠统脑包沟组。另外研究区北部出露约1000 km2未变形的247～244 Ma高钾钙碱性弱过铝质中粒二云母二长花岗岩岩基(高爽等, 2017), 在与推覆体的交界位置, 呈宽度不等的脉体侵位于强烈变形的新太古代石英闪长岩岩片中。

方框c区域为图2; PST(Panyangshan thrust). 盘羊山逆冲断层; LNF(Liubuquan normal fault). 柳卜泉正断层; DST(Daqingshan thrust). 大青山逆冲断层; DSDF(Daqingshan detachment fault). 大青山拆离断层。

图2 盘羊山东部地区地质简图(据内蒙古地质调查院, 2001a; 断层名称缩写同图1)

2 盘羊山逆冲推覆体系的构造特征

2.1 逆冲断层展布状态

盘羊山逆冲断层系西起哈乐镇, 向东经干沟口子、盘羊山至新地沟, 向南一直到乌兰合雅, 整体呈近东西向展布, 在研究区内延伸约50 km(图1、2)。断层面北倾, 倾角约30°。断层东端在乌兰合雅被中侏罗统大青山组紫红色砾岩、砂砾岩覆盖, 同时被大青山逆冲断层截切(郑亚东等, 1998; 戚国伟等, 2007); 西端在哈乐附近被新生代火山岩和第四纪沉积物覆盖。

该逆冲断层系有两条主要断层, 最北边的逆冲断层将新太古界色尔腾山岩群柳树沟组岩片逆冲到新元古界震旦系什那干组之上; 南部的逆冲断层将震旦系什那干组与上石炭统拴马桩组构成的岩片推覆到准原地岩系之上。

2.2 准原地系地层单元

盘羊山逆冲推覆体系的准原地岩系包括下二叠统大红山组(P1)安山岩、英安岩夹碎屑岩, 中二叠统脑包沟组(P2)复成分砾岩。

二叠纪地层广泛出露于研究区南部至大青山前寒武纪变质岩之间, 东西向连续展布, 东部出露范围最大, 宽约10 km。中二叠统脑包沟组砾石成分复杂, 砾石主要为石英岩, 另有少量灰岩透镜体。岩层南倾, 产状约为179°∠42°, 发育有逆粒序层理、韵律层理、褶皱变形。大红山组火山岩产状不明确。在平安村, 大红山组安山岩与脑包沟组紫红色砾岩的边界发育断层破碎带, 破碎带宽约5 m, 由断层泥和断层角砾构成。

2.3 推覆体

盘羊山逆冲推覆体系的推覆体主要由四部分组成, 自南向北依次为上石炭统拴马桩组(C2)、新元古界震旦系什那干组(Z)、新太古界色尔腾山岩群柳树沟组(Ar3)和新太古代变质侵入岩组合。

上石炭统拴马桩组为夹煤线和炭质板岩的砾岩、砂岩、粉砂岩, 沿盘羊山逆冲断层断续分布, 最大出露宽度约2.5 km。岩层整体北倾, 产状约为342°∠47°, 发育明显褶皱变形, 常推覆在脑包沟组和大红山组之上(图3a、b, 4)。在柳卜泉剖面, 厚约200 m拴马桩组发生强烈的褶皱变形, 在逆冲推覆体系中充当了滑脱层的作用(图5)。

(a、b) 盘羊山逆冲断层野外剖面; (c、d) 震旦系什那干组逆冲到上石炭统拴马桩组之上; (e) 什那干组结晶灰岩内小逆冲断层; (f) 未变形花岗岩脉体侵位到强烈变形的杀牛山石英闪长岩岩片中; (g) 三叠纪未变形二长花岗岩; (h) 三叠纪二长花岗岩显微照片。地层符号: Ar3l. 新太古界柳树沟组; Zsh. 震旦系什那干组; C2sh. 上石炭统拴马桩组; P1d. 下二叠统大红山组; P2n. 中二叠统脑包沟组; Ar3s. 新太古代杀牛山石英闪长岩; Ar3m. 新太古代蒙古寺二长花岗岩。

新元古界震旦系什那干组由变质碳酸盐岩组成, 沿逆冲断层走向不连续分布, 西部厚度大于东部。在丑贵沟二号和上半沟的构造窗露头, 什那干组被拴马桩组不整合覆盖(王新亮等, 2002)。而在研究区, 什那干组与拴马桩组之间更多为断层接触关系(图3c、d, 4)。

新太古界色尔腾山岩群柳树沟组绿泥绿帘长英质糜棱岩呈带状沿逆冲断层不连续分布, 在新地沟附近出露范围陡然变大, 出露宽度约6 km。该组岩石原岩为含基性火山物质的砂岩(李景春等, 2004), 镜下可见因为基性变质矿物含量差异而引起的成分分层。岩石经历强烈糜棱岩化而生成糜棱岩、超糜棱岩, 糜棱面理产状为14°∠41°。露头可见拉长的石英条带, 镜下可见石英条带发生旋转重结晶。作为推覆体的重要组成部分, 其与拴马桩组、什那干组之间为断层接触关系(图3a、4、5)。

新太古代变质侵入岩组合由蒙古寺二长花岗岩(Ar3)、张旦沟英云闪长岩(Ar3)和杀牛山石英闪长岩(Ar3)组成, 为外来岩系的主体。变质侵入岩组合普遍发育面理, 特别是在靠近盘羊山逆冲断层的韧性剪切带内, 糜棱面理广泛发育。其中出露面积最广的蒙古寺二长花岗岩在北部远离韧性剪切带的面理产状为10°∠25°, 南部韧性剪切带内眼球状片麻岩的片麻理产状为356°∠49°。

2.4 运动学特征

运动学指示标志显示盘羊山断层为逆冲断层, 逆冲方向为大致自北向南。什那干组结晶灰岩中小的断层面产状为350°∠45°, 断层面两侧发育有拖曳褶皱, 拖曳褶皱指示了自北向南的运动学特征(图3e)。另外, 剖面中地层重复以及老盖新的接触关系等也证实了盘羊山逆冲断层自北向南的运动学特征(图3a、b、d, 4, 5)。

3 大滩岩体

大滩岩体位于研究区北部, 是大滩深成杂岩体的主要组成部分, 出露面积约1000 km2。大滩岩体为肉红色高钾钙碱性弱过铝质二云母二长花岗岩(图3g), 主要由石英、斜长石、碱性长石、黑云母、白云母、磷灰石、榍石等矿物组成(图3h)。根据矿物结构, 岩体可分为核心相和边缘相, 核心相主要为中粒结构, 斜长石、黑云母含量高, 碱性长石、石英含量低; 边缘相为似斑状结构, 矿物粒度较细, 碱性长石、石英含量高, 而斜长石、黑云母含量低。矿物学、岩石地球化学分析结果显示花岗岩具明显的结晶分异特征(Wang et al., 2021), 前人测得其成岩年龄为247～244 Ma(高爽等, 2017)。

在研究区北部, 巨大的大滩岩体侵位到盘羊山逆冲推覆体系强烈变形的推覆体之中(图3f), 但是大滩岩体本身并没有发生塑性变形, 而且没有观察到与盘羊山逆冲断层体系相匹配的断裂活动, 所以岩体的侵位时间应该晚于断层活动时间。就其构造意义而言, 相对于盘羊山逆冲体系, 大滩岩体具有类似钉合岩体的性质。

图4 干沟口子示意性剖面图(岩石组合名称缩写参照图3)

图5 柳卜泉信手剖面图(岩石组合名称缩写参照图3)

4 年代学特征

4.1 样品采集与分析方法

为了限定盘羊山逆冲断层活动时间的下限, 本次以准原地岩系中最年轻地层——脑包沟组为研究对象, 在该套地层中采集了黄绿色砾岩夹层中的细砂岩DT19-2(采样位置: 41°11′55″N, 112°7′16″E)进行碎屑锆石分析。

锆石的分选与制靶工作在河北廊坊宇能公司完成。首先对岩石样品进行了破碎, 然后通过磁选法分选出锆石, 之后在双目镜下挑选出锆石1000余颗; 随机选取200余颗锆石进行制靶, 先将锆石颗粒固定好, 用树脂制成靶, 然后进行磨蚀、抛光, 之后进行透射光、反射光以及CL图像分析, 以确定锆石内部结构(图6)。锆石CL图像在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化重点实验室拍摄。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年以及微量元素测定在河北地质大学区域地质与成矿作用重点实验室完成。LA-ICP-MS由装配Laurin Technic S155样品池和搭载GeoStaruGISTM软件的澳大利亚RESOlution-LR型高能量ArF2准分子激光剥蚀系统和美国赛默飞iCAP RQ型等离子体质谱仪共同组成。光斑直径、激光能量密度和剥蚀频率分别为29mm、3 J/cm2、8 Hz。剥蚀过程中, 首先采集10 s的空白, 然后进行40 s的剥蚀, 之后再进行20 s的吹扫。其中使用气流量为0.6 L/min高纯度的氦气为载气, 气流量为0.8 L/min的氩气为辅助气。另外, 同位素比值的校正以国际标准锆石91500为外部标样、国际标准锆石GJ_1和Plešovice为监控盲样进行; 微量元素含量的测定以国际标样NIST610为外标、Si为内标、NIST612为监控盲样进行。

4.2 锆石U-Pb年龄

对70颗碎屑锆石进行U-Pb年龄测试, 并获得54个谐和年龄点, 具体的数据如表1所示。

碎屑锆石年龄的分布范围较广, 整体在2765～ 271 Ma之间, 主要可以分为三个年龄区间(图7a、c)。第一个年龄区间为2765～2032 Ma, 峰值年龄约2526 Ma (图7c)。该年龄段的锆石都是次圆状, Th/U值基本都大于0.4, 只有一个锆石Th/U值小于0.1。根据锆石形态又可以分为两类: 一类为柱状, 粒径在117～ 144 μm之间, 部分发育核幔边结构, 大多生长有振荡环带, 主要是岩浆锆石; 另一类为等轴状, 粒径约114 μm, 主要为不分带或弱分带结构(图6)。第二个年龄区间为1909～1766 Ma, 峰值年龄为1859 Ma (图7c)。该年龄段的锆石为次圆状、等轴状, 粒径约115 μm, 主要发育不分带结构, Th/U值在0.76～5.45之间。第三个年龄区间为336～271 Ma, 具有324 Ma和281 Ma两个峰值年龄(图7d), 锆石形态上主要为柱状、次棱状到次圆状, 粒径在109～167 μm之间, 发育有振荡环带、弱分带结构, Th/U值为0.53～2.15, 主要是岩浆锆石。可以看出, 此三组碎屑锆石的年龄区间与华北克拉通北缘燕山带中石炭世到晚中生代中沉积岩碎屑锆石的年龄区间相符(Yang et al. 2006)。另外, 显生宙碎屑锆石中最年轻的年龄约271 Ma(表1), 而在2σ误差条件下的谐和图中存在着与之重叠的两个年龄, 这三颗最年轻锆石的平均年龄为272±8 Ma(图7b)。

图6 锆石阴极发光图

表1 脑包沟组细砂岩中碎屑锆石U-Pb年龄结果

续表1:

(a) 所有样品的谐和年龄图; (b) 最年轻的三个锆石的谐和年龄图; (c) 所有样品年龄直方图; (d) 显生宙锆石年龄直方图。

5 盘羊山逆冲断层活动时间

对于盘羊山逆冲推覆体系而言, 准原地岩系中年轻地层的沉积年龄是限定逆冲推覆时间下限的有力依据。而对于地层年龄而言, 在2σ误差条件下年龄有叠合的最年轻的三颗及以上的碎屑锆石的平均年龄可以代表地层的最大沉积年龄; 同时该方法也是限定地层最大沉积年龄的常用方法中最保守的, 其结果往往大于地层最年轻的沉积年龄(Dickinson and Gehrels, 2009)。所以脑包沟组细砂岩中最年轻的三颗锆石的平均年龄272±8 Ma既代表了该地层最老的沉积年龄(图7b), 也限定了盘羊山逆冲断层最早的活动时间。

另一方面, 在盘羊山地区北部的大滩二长花岗岩岩基与盘羊山推覆体交界位置, 未变形的岩体呈脉状侵位到强烈变形的杀牛山石英闪长岩中, 起到了钉合岩体的作用(图3f), 可以限定盘羊山逆冲断层活动的上限。高爽(2017)在对大滩岩体北部花岗岩的研究, 获得其锆石U-Pb年龄为247～244 Ma, 代表了花岗岩体的侵位年龄。因此, 247～244 Ma的未变形岩体的年龄限定了盘羊山逆冲断层最晚的推覆时间。

根据大滩岩体与准原地岩系年龄对逆冲推覆体系活动时间的限定, 可以断定盘羊山逆冲断层的推覆时间为中二叠世到早三叠世。

6 构造意义

中生代以前, 盘羊山地区所处的华北克拉通北缘受兴蒙造山带或古亚洲洋构造域的影响强烈(Zhang et al., 2007; 张拴宏等, 2010)。要探究该区域中晚二叠世构造背景, 需要结合兴蒙造山带南部的演化历程。

包括兴蒙造山带在内的中亚造山带是显生宙地球上最明显的地壳增生区域之一, 位于华北和西伯利亚两个克拉通的活动陆缘之间, 与古亚洲洋活动息息相关, 最终由火山弧、增生杂岩等与华北克拉通、西伯利亚克拉通活动陆缘拼贴形成(Xiao et al., 2003; 徐备等, 2014)。关于中亚造山带的演化过程, 由于对蛇绿岩的类型、年龄认识不同, 对沉积环境等地质现象的理解存在差异, 对于其演化模型, 主要存在两种观点: 一种观点根据“沟‒弧‒盆”特征, 识别出南、北造山带, 同时根据古地理格局、岩浆演化等资料, 认为中亚造山带在泥盆纪就已经形成, 晚古生代主要发生陆内伸展和闭合(Xu et al., 2013, 2015; 徐备等, 2014); 另一种观点主要根据蛇绿岩、混杂岩、高压岩石等地质现象, 将中亚造山带更精细地划分为不同的构造单元, 并提出了单一洋壳持续俯冲‒加积的构造模型, 认为直到中三叠世古亚洲洋才最终闭合, 随之中亚造山带最终形成(Xiao et al., 2003, 2015)。

Wang et al. (2021)通过对部分华北克拉通北缘二叠纪到早中三叠世花岗质岩石地球化学特征研究, 显示华北克拉通北缘花岗质岩石从早二叠世的弧岩浆逐渐演化为中三叠世的碰撞后岩浆, 证明了晚古生代该区域存在着古亚洲洋的俯冲。

关于晚古生代华北克拉通北缘对古亚洲洋俯冲的响应和古亚洲洋闭合时间等研究, 诸多岩石地球化学、古生物地层学、构造地质学等研究都证明了中晚二叠世古亚洲洋最终闭合和陆块的拼合、碰撞。在岩石地球化学方面, 部分学者对华北克拉通北缘石炭纪到二叠纪的侵入体、火山岩进行研究发现石炭纪到早或中二叠世在古亚洲洋的俯冲背景下, 华北克拉通北缘生成了具有安第斯型陆缘弧特征的活动大陆边缘(袁桂邦和王惠初, 2006; Zhang et al., 2007, 2009a, 2009b; 王挽琼, 2014; Cope, 2017)。中二叠世早期, 温都尔庙‒集宁区域的火成岩指示了同碰撞体制的启动(王挽琼, 2014), 至中晚二叠世, 华北克拉通北缘存在着碰撞构造背景, 如264 Ma北极个正长花岗岩(柳长峰, 2010)、268 Ma黑脑包黑云母花岗岩(熊光强等, 2013)、265～253 Ma大庙岩体(章永梅等, 2009)都指示了同碰撞构造背景。在古生物地层研究方面, 二叠纪晚期兴蒙造山带华夏植物群和安加拉植物群的地理分界线消失, 两植物群出现混生(Shi et al., 1995; Shi and Zhan, 1996); 造山带东南部的海相沉积最晚出现在晚二叠世, 至早三叠世开始出现河湖相沉积(和政军等, 1997), 这都说明了古亚洲洋最终闭合时间为晚二叠世; 另外对冀北‒辽西晚石炭世‒中三叠世地层沉积相和物源分析也发现, 中晚二叠世三角洲和河流沉积体系指示了该时期蒙古微陆块与华北克拉通发生碰撞, 华北克拉通北缘强烈隆升(马收先等, 2014)。在构造地质学研究方面, 华北克拉通北缘晚二叠世到早三叠世白乃庙逆冲断层同样指示了古亚洲洋最终闭合过程中的陆块拼合、碰撞过程(李刚等, 2012; 周志广等, 2018)。

在大洋闭合、陆块拼合的同碰撞阶段, 陆缘往往会产生逆冲、褶皱而隆升增厚。内蒙古隆起保存有良好的晚古生代到早中生代构造变形, 可以研究分析华北克拉通北缘在该时期同碰撞构造体制下的地壳变形。内蒙古隆起南端和北端发育近同期的南向逆冲的盘羊山逆冲体系和北向逆冲的白乃庙逆冲断层(李刚等, 2012; Li et al., 2017; 周志广等, 2018), 其中作为内蒙古隆起北边界或华北克拉通北边界的白乃庙逆冲断层, 其晚期活动时间为晚二叠世到早三叠世, 构造样式为叠瓦式逆冲推覆构造, 底板逆冲断层深度为120～800 m, 将华北北缘中‒新元古界的白云鄂博群向北推覆到下古生界白乃庙群之上, 没有卷入基底的变形(李刚等, 2012; 周志广等, 2018)。对盘羊山逆冲推覆体系而言, 根据断层对准原地岩系的切割关系以及大滩花岗岩对推覆体的侵位关系, 可以断定盘羊山逆冲推覆构造生成于272 Ma到247～244 Ma之间, 与前者晚期活动时间基本同期; 另外该断层系向南逆冲, 卷入了基底的变形。这两个逆冲方向相反的逆冲推覆体系共同代表了该时期华北克拉通北缘中部地壳的缩短增厚, 反映了中晚二叠世古亚洲洋的最终闭合以及蒙古微陆块与华北克拉通拼合、碰撞。

7 结 论

(1) 盘羊山逆冲推覆体系的推覆体由新太古代变质侵入岩组合、新太古界色尔腾山岩群柳树沟组、新元古界震旦系什那干组以及上石炭统拴马桩组构成, 准原地岩系由下二叠统大红山组、中二叠统脑包沟组构成, 运动学指示标志显示了自北向南的逆冲。

(2) 247～244 Ma未变形大滩岩体侵位到变形强烈的推覆体内, 具有类似于钉合岩体的性质, 限定了断层活动时间的上限; 准原地岩系中最年轻的地层脑包沟组的碎屑锆石年龄分析表明, 地层的最大沉积年龄为272±8 Ma, 限定了逆冲推覆时间的下限。因此, 盘羊山逆冲推覆构造的活动时间为中二叠世到早三叠世。

(3) 盘羊山逆冲体系可能是中晚二叠世古亚洲洋闭合、华北克拉通与蒙古微陆块碰撞导致的华北克拉通北缘地壳增厚的响应。

感谢中国海洋大学刘永江教授、中国地质科学院张拴宏研究员以及另外两名匿名审稿专家的宝贵意见。

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Structural Features, Active Time and Tectonic Significance of the Panyangshan Thrust-Nappe System, the Middle of Inner Mongolia

WANG Haibin1, 2, ZHANG Jinjiang1, 2*, GU Daxiang1, 2and FENG Lin1, 2

(1.Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, Ministry of Education, Beijing 100871, China; 2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China)

In the northeast of Hohhot, the Panyangshan thrust-nappe system extends along Hale-Panyangshan-Wulanheya with roughly E-W strike and top-to-south kinematics. To the south, this system is composed of following structural units: the Nappe of Neoarchean metamorphic intrusive rock association and the Seertengshan Formation, the sheet of Neoproterozoic Sinian Shinagan Formation and the Late Carboniferous Shuanmazhuang Formation, and the quasi-autochthon composed of the Early Permian Dahongshan Formation and the Middle Permian Naobaogou Formation, whereas the Shuanmazhuang Formation is possibly a decollement. The undeformed monzogranite batholith of about 247–244 Ma, which intruded the deformed Neo-Archean nappe in the north, exhibits features of “stitching pluton” and places the upper limit for the thrusting. In addition, U-Pb dating results of detrital zircon from the youngest strata of the quasi-autochthon indicate that the strata were likely deposited after272 Ma. Therefore, the controversial issue about the activity time of the Panyangshan thrust system is solved finally. This thrust-nappe system was likely formed in response to the curst thickening of the north margin of the North China Craton subsequent to the closure of the Paleo Asian Ocean and the collision between the North China Craton and Mongolia microblocks.

the north margin of the North China Craton; Panyangshan thrust-nappe structure; stitching pluton; the Middle-Late Permian

2020-07-03;

2021-05-08

“中国北方中‒古生界勘探潜力评价与区块优选”项目(8410102109)和“兴蒙造山带构造演化、成矿信息与成矿作用”项目(8201701000)联合资助。

王海滨(1994–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: whb2017@pku.edu.cn

张进江(1964–), 男, 博士生导师, 教授, 从事构造地质学研究。Email: zhjj@pku.edu.cn

P542

A

1001-1552(2021)05-0839-012

10.16539/j.ddgzyckx.2021.05.001