郑亚东张进江张 波

北京大学地球与空间科学学院,北京 100871

1 问题提出与 “傻球”行为的启示

长期以来传统构造地质学惯用摩尔-库伦准则和贝克尔(Becker, 1893)的应变椭球体理念分别解释小变形断裂和大变形区域变质的面理和线理。安德森(Anderson, 1951)按三个主应力轴(取压为正,σ1>σ2>σ3)方向,将断层分为正断层、逆断层和走滑断层三种类型。根据摩尔-库伦准则,共轭断裂的锐角总是面对挤压缩短方向,预测正断层的倾角应大于45°的高角度、逆断层为低角度、走滑断层近直立,共轭出现时共轭角的锐角面对σ1。

然而,20世纪70年代末—80年代初,地质观察揭示一系列的重大突破,确立了低角正断层、高角逆断层和宽V形共轭走滑断层系(Coney, 1980; Wernicke, 1981; Sibson et al., 1988; Yin and Taylor, 2011)。这类构造与安德森定律相悖,共性为共轭钝角面对σ1方向,无法用递进压扁或体积损失来解释 (Yin and Taylor, 2011)。因该钝角为初始角,且相当固定,不随递进变形而增大;另一类出乎人们预料的构造现象是走滑断层与逆冲断层平行共生,建立在连续介质力学和均匀变形基础上的应变椭球的理念无法予以解释。这两大难题都体现在1979年White发表在《构造地质学杂志》创刊号中的苏格兰莫因断层中的观察结果中:①切割糜棱面理的剪切条带的共轭钝角～110°,面对挤压缩短方向(图1a);②该钝角的分角线所代表的最大压应力轴与剪切带边界垂直(图1a—1c)。

图1 自然界常见的两类钝角(～110°和～145°)Fig.1 Common two obtuse angles, ～110° and ～145° in nature

20世纪末的变位形分解理念 (Tikoff and Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995)和21世纪的最大有效力矩准则 (Zheng et al.,2004)分别从变形角度和力矩角度分析和解释这两大谜团,成为构造地质学新的理论支柱。近年来,有学者发文提出“(迄今)无法对低角正断层力学之谜提供一简单的力学解” (Collettini,2011);新近,一篇综述挤出构造进展的论文提出:“统计发现大多数逃逸构造的共轭走滑断裂带夹角为30°～50°,明显不符合库伦-摩尔准则和最大有效力矩准则” (张宇和施炜,2018)。然而,早在10年前,Zheng et al. (2011)的《挑战滑移线》一文已系统论证最大有效力矩准则基本力学原理,并提出了解释挤出构造的新方案。

人们早已知道,不同应变速率下,材料的变形行为不同。几乎是尽人皆知,将儿童爱玩的橡皮泥(Bouncing putty)球自由落在地板上,它会到处弹跳,故美国人称之为 “傻球” (silly ball)。如用铁锤砸,橡皮泥则成碎片,断口呈贝壳状,表明材料的行为为弹—脆性,即弹性限度内发生断裂。如将橡皮泥球静置于桌面上,一小时后将平摊成烙饼状,这时材料的行为为塑性。然而,鲜为人知的是,如用橡皮锤捶打,橡皮泥面上会出现110°共轭的间隔性变形纹,钝角面对捶打方向。由于这类变形纹,几秒钟内随即消失,难以引起人们的注意。然而,却表明同种材料、同一温度和压力条件下,在不同应变速率下具有三种截然不同的变形行为。与之相似,岩石的变形行为亦然。因此,材料的力学行为,包括岩石在内,可概括为三大类:弹性、韧性(局部塑性)与(总体)塑性,对应形成的构造分别为脆性断裂、间隔性韧性剪切带和透入性面理和线理。

应变椭球理念之所以往往失灵,是因为地壳和岩石圈是非均质的,而且几乎到处都是不连续面,不能满足应变椭球的理念所要求的前提。韧性剪切带属局部化变形范畴,将均匀变形的理论用于非均匀变形,势必无效。不言而喻,局部化变形的规律必须要以非均匀变形或变形局部化为前提的理论来阐明。

2 变形局部化与最大有效力矩准则

首先分析图1a中White(1979)的观察结果显示共轭剪切条带切割苏格兰莫因断层糜棱岩的面理,共轭角～110°面对缩短方向、分角线垂直糜棱面理面。由于共轭剪切条带的形成晚于糜棱岩面理,该角应为初始角,上述几何关系摩尔-库伦准则无法解释。这并不是莫因断层独有的构造现象,类似的关系自然界相当普遍(图1b、1c)。

为解开110°之谜,根据膝折带和共轭伸展褶劈理两类构造带内都具有物质线旋转的基本特征,推断其成因为力矩作用所致(Zheng et al., 2004)。解决问题的关键是通过力学分析,获得力矩最大的方向,问题便迎刃而解。为此,可选定一有限小方块,分析其边界的应力状态,从而获得力矩关于主压应力轴方向的数学表达式与图示(图2a—2c)。结果表明,最大力矩位于主压应力轴两侧54.7°方向(图2c)。当力矩表达式中的差应力(σ1-σ3)达到材料的局部屈服强度时,沿最大力矩方向便有效形成共轭韧性剪切带,故称为最大有效力矩准则 (Zheng et al., 2004)。

该准则得到大量野外观察和实验结果的证实,从上百千米的区域性剪切带到显微镜、电子显微镜下的微观、超微领域。其中最有说服力的证据是地下约1 km采矿支柱中形成的共轭剪切带(图2d)。世界上没有一个实验室能进行米级大样、长达几十年的岩石力学实验。迄今持续最长的岩石力学实验不过20天(Park, 2004),该例表明,应变速率是控制材料变形行为的关键因数。上述分析,可解释各种挤压驱动力下形成的各种构造。然而,作为完整的力学分析,另一选择是沿最小主压应力σ3取单位长度L,获得的最大有效力矩位于σ3两侧54.7°方位。该值等同于经典塑性力学轴向拉伸滑移线理论和金属丝轴向拉伸实验颈缩段的伸展剪切性的吕德尔线方向(Hill,1950)。

这里有四个要点需注意,①所分析的是有限小方块,而不是无限小方块。有限小方块有力臂,故有力矩效应;无限小方块为一几何点,无力臂,故无力矩可言。②图中预期形成的变形带只占应力作用方块的一部分,表明该准则专属于局部化变形。③不同材料在不同温度、围压和应变速率的变形环境下具有不同的屈服强度,式中的屈服强度可因材料和变形各要素而变,但最大有效力矩方向不变,54.7°及其倍数109.4°为一材料不变量(图2c)。不仅如此,由于最大有效力矩准则所控制的是局部变形,变形带之间的地块不变形,但发生力矩作用下的旋转(图2a)。递进变形过程中,变形带数量增多或加宽,其间未变形域渐次减小,而共轭角却始终保持不变(图3)。④Sibson(1977)提出的构造层次的概念意义重大,但许多人将其绝对化,认为长英质岩石的韧脆性转化带在～15 km的深处,以上为脆性域,以下为塑性变形域。然而,野外观测和实验学证明,处于浅层次的表壳岩和断层泥中也可以发育共轭剪切带,如青藏高原班公-怒江缝合带两侧发育的宽V形共轭走滑系,钝角～110°面对缩短方向 (Zheng et al., 2006, 2011;郑亚东等,2007),表明应变速率是决定性因素。

图2 最大有效力矩准则Fig.2 Mathematical expression and graphical representation of the MEM-criterion

图3 变形局部化(110°不随递进变形而变,菱形块体内基本无应变)Fig.3 Deformation localization (Note that 110° is an invariant and that there is almost no strain in rhombic blocks or lozenges)

变形局部化构造不限于膝折带、伸展褶劈理、低角正断层、高角逆冲断层和宽V形共轭走滑断层系,还包括晶体的局部化塑性变形,如方解石、白云石的机械双晶、石英的变形纹等位错滑移相关构造,几乎涉及构造地质学的全部构造形迹和要素。号称晶体塑性的位错滑移和位错攀移,实属变形局部化的塑性行为或韧性变形范畴。而受正应力控制的扩散机制,如压溶作用、动力重结晶作用,才是真正属于均匀变形的塑性变形领域。鉴别两者间的主要标志:①间隔性面理属局部化韧性变形,透入性面理属均匀的塑性行为;②共轭者为变形局部化的韧性变形,单组平行应变椭球XY面的面理属均匀变形的塑性变形范畴;③材料实验获得应力-应变曲线显示一突出应力降者表明加载速率大于材料的松弛速率,差应力积累增大,达到材料的局部屈服强度导致变形局部化,形成韧性剪切带,因材料应变软化导致显著的应力降;缓慢应变速率下,应力升至材料屈服点后,曲线平直延伸,应力不再增大(图4),表明加载速率与材料的松弛速率相等,岩石大致均匀塑性压扁,形成平行于有限应变椭球体的XY面的片理和片麻理 (Hubert-Ferrari et al., 2003; Gómez Rivas, 2008)。

图4 变形局部化与准均匀变形的应力与应变曲线(Peltzer and Tapponnier, 1988)Fig.4 Difference in stress-strain curves in various deformation types (Peltzer and Tapponnier, 1988)

最大有效力矩准则不仅划清了脆韧性变形的界限,而且还划清变形局部化与均匀变形的界限,奠定了转型中构造地质学的主要理论基础。

3 变位形分解

3.1 圣安德烈斯走滑断裂为何主压应力与之垂直

20世纪70年代末、80年代初,大量的构造分析、震源机制解和水压致裂揭示,世界著名的圣安德烈斯走滑断层的现今主压应力方向与走滑断层近垂直 (Mount and Suppe, 1987;Bouchon, 1997; Townend and Zoback, 2004)。这大大超乎人们的预料,根据连续介质力学,作用在该断层的主压应力应在45°方向,即使采用最大有效力矩准则预测,该断层的主压应力方向也超过了55°。这种应力状态与运动学间的矛盾,即剪切带边界与主应力作用面互不相容现象(Townend and Zoback, 2004),不仅出现在圣安德烈斯断层,许多其他走滑断层情况亦然,如郯庐断层、阿尔金断层、高黎贡-实皆断层等,连续介质力学无法予以说明。这种应力状态与运动学间的不相容问题只能用不连续介质的变位形分解理念才能给出合理的解释(Tikoff and Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995)。为说明这一理念,首先需要理解变位形这一术语的内涵。

3.2 变位形基本原理

任何物体都有一定的形状和位置,称之为位形(configuration),物理学术语为构形。物体受力后通常会发生形状和位置的变化,包括变形(形变和体积变化)和变位(刚体平移和刚体转动),可用物体各点空间位置的变化(位移场)来描述。

物体位置的变化,除非需借助古地磁法或平衡剖面法,一般难以界定,在变形分析中一般不予以考虑。然而,对于非连续介质而言,沿不连续面的相对滑动,对物体内的应力和应变状态的影响不可忽视。以韧性走滑剪切带为例,根据最大有效力矩准则,剪切带形成时,最大压应力沿剪切指向以55°作用于剪切带边界,形成走滑挤压剪切带(Zheng et al., 2004)。如果剪切带为连续介质,预期沿逆剪切指向35°方向初始形成糜棱面理、褶皱或逆断层。如果沿剪切带已发育不连续面,如走滑断层,沿断层的滑动位移将或多或少地解除部分作用在剪切带边界上的剪应力组分(Teyssier et al., 1995)。剪应力的减少势必导致最大压应力以大于55°的角度作用于剪切带边界。如果沿断层的走滑侧向滑动位移将剪应力全部解除,剪切带边界便成为无剪应力作用的主应力作用面,最大主应力轴便会与之垂直(图1)。在这种应力状态下,有可能形成走向与走滑断层平行的高角逆断层或低角逆断层,视应变速率的大小或所处的构造层次而变。这样,20世纪70年代末、80年代初,大量的构造分析、震源机制解和水压致裂所揭示的圣安德烈斯走滑断层的现今主压应力方向与走滑断层近垂直、走滑断层与逆冲推覆构造平行,这一令人费解的构造关系,通过不连续介质的变位形分解理念得到了合理的解释 (Tikoff and Teyssier,1994; Teyssier et al., 1995)。

3.3 变位形分解程度的确定

板块汇聚半数以上为斜向 (Sengör, 1991)。根据两板块汇聚方向与板块边界的夹角及密切相关主压应力轴与边界的夹角,对不同角度的板块运动所形成走滑断层进行系统变位形分解(Tikoff and Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995)。一般将相互平行移动、σ1与剪切带边界成45°者称为简单剪切作用,汇聚方向或σ1以90°作用于边界者称为纯剪切作用,相应的运动学涡度分别为1和0。介于两者之间者称为一般剪切。这种剪切作用的理论分类,暗示剪切带的形成与主压应力方向无关。然而,根据最大有效力矩准则,最大主压应力轴两侧55°是自然界原生剪切带形成的优选方向,而其他方向的剪切带,绝大多数为再生或复活性剪切带 (Li and Jiang, 2011)。为便于确定走滑边界的变位形分解程度,Teyssier et al.(1995)根据板块汇聚的角度、相互施加力的方向和变形体内的应力状态,以百分数标定变位形分解程度(图5)。

图5 走滑边界变位形分解程度图解(Tikoff and Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995)Fig.5 Diagram for deformation partitioning% (Tikoff and Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995)

在图5中①号是Teyssier et al.(1995)和Tikoff and Teyssier(1994)根据太平洋板块现今与北美大陆板块汇聚角α=5°标定的圣安德列斯断层的变位形分解程度。然而,该断层始于20 Ma前的中新世,与加洛克左行走滑断层间的夹角为～109°,证明两者间的共轭关系(图6)。其钝角等分线主压应力方向σ1代表该共轭系形成时的应力状态近南北向挤压。据该角判断当时的板块汇聚角α为20°(图5中的粗线),油井水压致裂方向和新褶皱轴向分别与圣安德列斯间的交角为6°和12°,即变位形分解后的主压应力方向与断层走向几乎垂直(78°～84°),给出变位形分解为85%～92%,比原估的96%～98%略低。

图6 圣安德列斯右行走滑断层与加洛克左行走滑断层形成的大型共轭构造和应力状态Fig.6 Stress-state for the formation of the wide-open V-shaped strike-slip fault system by the San Andreas dextral strike-slip fault and Garlock sinistral strike-slip fault

Tikoff and Teyssier(1994)提出的走滑边界变位形分解是最简单的二维分解,但俯冲带的运动是三维的,而且俯冲组分一般为主。尽管如此,变位形分解的理念突破了连续介质力学的束缚,具有里程碑意义。

应特 别 注 意 的 是, Gómez Rivas(2008)、Gomez-Rivas and Griera(2012) 以层状塑料泥材料,进行平面挤压实验(图7a)。以婚礼彩色碎纸片和凡士林作为隔层形成的各向异性层理,在垂直挤压作用下形成轴向和层理法线两侧55°方向形成剪切条带。在层理与加载方向斜交的实验中,层理的倾角递减、其法线逐渐趋近加载方向(图7b)。递进变形过程的各个阶段,斜向面理的法线两侧±55°方向形成共轭剪切条带,即共轭角为110°面对层理法线,而非所施加的应力方向。证明沿各向异性面的滑动控制材料内部的应力状态(Zheng et al., 2014),进而该实验不仅证明了最大有效力矩准则的有效性,而且为变位形分解理念提供了有力实验证据。然而,各向异性未必导致变位形分解,例如,千枚岩面理与加载方向斜交的实验中,主压应力轴仍然平分共轭膝折带的钝角,表明沿千枚岩面理难以滑动。

图7 实验学所揭示的变位形分解的两个端元Fig.7 Two types of deformation partitioning by experiments

由于地壳中的不连续面几乎是随处可见的,变位形分解理念的诞生,作为新世纪构造地质学重要的理论基础,与传统构造地质学中连续介质理论构成鲜明的对比。

4 中国及邻区中、新生代构造格局的概略分析

东亚大陆位于北部西伯利亚板块、西南部特提斯域和东南部太平洋域的汇合处。主体是印支期由许多规模不等的地块拼合而成(董树文等, 2000,2008; 吴根耀,2002; Dong et al., 2018; 张岳桥和董树文, 2019)。显而易见,三向汇聚的中心位于松潘三角形地块,其南侧的丫字形三分支或三节点将中国及邻区划分为北部蒙古弧形构造域、南东的太平洋构造域和南西部的特提斯构造域(图8)。

图8 中国及邻区构造分区与格局图(白色箭头代表变质核杂岩上盘伸展运动方向;图中角度为大型共轭走滑断裂钝夹角角度;据任纪舜(1989)、潘桂棠等(2009)、杨巍然等(2012)和万天丰(2013)修编)Fig.8 Tectonic units and network of China and its adjacent regions (Adapted from Ren,1989 with referring to these works)

如图8所示,东亚的地块多呈菱形。Ramsay and Graham(1970)将近直立辫状剪切带与未变形或弱变形菱形断块所构成的菱网状构造作为大陆地壳结晶基底构造的基本特征,右行与左行韧性剪切带构成钝角面对缩短方向的共轭系(Druguet et al., 2013; Carreras et al., 2013; Ponce et al., 2013)。与基底菱网状构造的显著不同处在于地块的形态更为复杂。因盖层中的变形趋于表现为剖面的变形局部化,即共轭膝折带或褶皱,其平面投影平行造山带或垂直缩短方向,如西伯利亚地台南侧的蒙古弧、喜马拉雅造山带的青藏褶皱-冲断带,天山-阴山带、昆仑-秦岭带以及“华夏古陆”(Shu et al., 2015)以西,杨子地块及东侧的褶皱等。尽管如此,不同时代的辫网状强变形带所分割菱形或半菱形块状的弱变形地块,却具有相当稳定的钝角。

根据图8中所统计和标明的50组角度数据,可以看出大多为110°左右,少数几个大于135°。前者与最大有效力矩准则值相差无几,无疑受准则控制。后者,根据变位形分解理论和实际观察,推断是主剪切带高度变位形后,主剪切带与反向剪切条带间的夹角。100%的变位形分解时达到临界值145°(图1a)。

4.1 蒙古弧形构造域

蒙古弧是西伯利亚板块南侧的古生代造山带,弧顶位于东经105°附近,由古生界岩层具有扇状板劈理的褶皱群组合而成 (Zheng et al., 1996)。东翼褶皱轴向北东,西翼夹持诸多小地块,褶皱轴向波状起伏,总体轴向北西。两翼夹角近西伯利亚板块为115°,与西伯利亚地台南缘轮廓近平行,推测地台内存在古老的共轭韧性剪切带。古亚洲洋的最终闭合为古生代末或印支期(任纪舜,1989;Sengör et al., 1993;Ren,1996;Chikov, et al., 2012;Xiao et al., 2015)。在索伦科尔缝合带发现印支期变质核杂岩 (Davis et al.,2004),中晚三叠世发育红色陆相磨拉石建造 (Zheng et al., 1996),表明古亚洲洋业已闭合。晚侏罗世在蒙古弧顶区形成亚洲规模最大的北山-中蒙边界特大型逆冲推覆构造,南北推覆距离120 km以上(Zheng et al., 1996)。

西翼外侧哈萨克斯坦和吉尔吉斯斯坦境内的三条古生代大型右行走滑断层与蒙古弧西翼平行,而与之共轭、规模相当的阿尔金左行走滑断层的走向却与蒙古弧的东翼的褶皱轴向一致,表明中亚地区的构造从古生代末便受控于宽V形韧性共轭走滑断层系,其钝角(～110°)分角线方向近南北代表总体挤压缩短方向。这一方向似乎为新生代印度板块向北略偏东的挤入继承至今。

4.2 特提斯构造域:青藏高原及其东侧南北向剪切带

李四光先生很早对青藏高原及其东侧的构造给于特别的关注,将这一带的构造组合称之为青藏滇缅印尼“歹字形”巨型构造体系,推断是地壳南移过程中,在青藏高原北缘受阻,东侧地壳大规模南移,在青藏高原东侧形成南北向剪切带,尾部形成印尼一带的旋钮构造群(Lee,1939;李四光,1973)。50多年后,Molnar and Tapponnier(1975)、Tapponnier and Molnar (1976) 将这一带的构造作为印度板块向北挤入欧亚大陆,导致青藏地区南北向挤压,东侧形成南北向大型右行走滑剪切带。两种认识驱动力各异,形成机制却几乎完全相同。

Taylor et al.(2003)注意到青藏高原中部班公缝合带两侧中新生代互为共轭的北西向右行走滑断层与北东东左行走滑断层(图9)。统计表明,平均共轭角为115°(Zhang et al., 2012)。同时代的近南北走向的正断裂谷平分该钝角,总体缩短方向为10°～190°,恰与喜马拉雅造山带走向垂直。东西向的褶皱-冲断带与走滑断层间的锐夹角为～35°,钝夹角为～145°。宽V形共轭走滑系和东西向伸展共同调节近南北的缩短和垂向地壳增厚。

图9 青藏高原中的摩尔-库伦断裂与宽V形共轭走滑断层系及所显示的应力状态(底图据Kapp et al., 2008; 断层走向玫瑰图据Zhang et al., 2012)Fig.9 Mohr-Coulomb-type fractures and wide-open V-shaped conjugate strike-slip fault system in Tibet and the related stress state (Tectonic frame by From Kapp et al., 2008, and rose diagram of fautt strike by Zhang et al., 2012)BS-The Bangong suture belt (The northern suture belt); IYS-The Indian-Yarlung Zangbo suture belt

尽管最大有效力矩准则发表多年,人们仍无法解释共轭走滑断层钝角。Yin and Taylor(2011)提出一成对一般剪切模式(PGS),南北向挤压、地壳垂向增厚、深处部分熔融物质向东流变,进而在上地壳诱发东西向的剪切作用,形成V字形共轭走滑体系,V形共轭走滑体系的锐角分角线与渠流流变方向一致。该模式的问题有三:①渠流与围岩间为一显著的不连续面,预期会导致近100% 变位形分解,只能对两岸施加正向压力;②即使未分解,所产出的张断裂,南北两侧分别应为南东和北东45°方向,而实际为近南北向;③模式所依据的仍是库伦准则,渠道流北侧逆向剪切作用中的瑞德尔剪断裂(R-shear)相当于南侧顺时针剪切作用中的瑞德尔剪断裂,作为“共轭”难以接受,因南北侧的瑞德尔剪切有各自的共轭瑞德尔剪断裂(R′-shear),分别为南南东和北北东向。归根到底,问题出在将连续介质力学用于非连续介质的变形。

就目前所观测的构造组合而言,不难解释:南北向缩短、东西向伸展,形成东西向褶皱冲断带和南北向张断裂带;所形成的张断裂(共轭角0°),经锐角的脆性剪切断裂,到钝角的韧性断裂,是对不同应变速率的响应 (Wright et al., 2004;Zhang et al., 2007, 2012; Valli et al., 2008)。

青藏高原的北侧塔里木盆地、吉尔吉斯境内、哈萨克斯坦境内三条大型右行走滑断层与切割塔里木盆地西北缘(西天山)的北东东向断层间的夹角为～110°,而且西天山走向与阿尔金断层平行,故原为左行走滑断层,后因变位形分解转化为褶皱冲断带,后山高角度冲断,前缘形成弧形低角冲断带。据此,阿尔金左行走滑断层与塔拉斯-费尔干纳右行走滑断层代表中亚地区主要共轭走滑系。缩短一方的共轭角约为109°～110°,与青藏地区的应力状态相同。往北逐渐顺时针偏转,所反映的应力状态为总体近南北向缩短,最大主压应力方向与蒙古弧的西翼垂直。

青藏高原东侧,北起喜马拉雅东构造结,经川滇西部、南至东南半岛南端,构成一近南北向、长2000多千米右行走滑缩短构造带。北段怒江段夹持在东侧的崇山和西侧的高黎贡山南北向韧性剪切带之间,由古生界变质砂岩、变质泥岩、大理岩和和侵入其间的花岗岩类组成,宽约20 km。带内糜棱片理近直立,走向北北西,由片状矿物和条带状矿物集合体的定向排列构成。沿糜棱面理发育近水平的拉伸线理,与怒江河谷古生界变质沉积岩的片理及东侧元古界崇山岩群呈17°左右的小角度相交,构成大型的S/C组构,指示右行剪切指向(Song et al., 2007)。与露头规模的不对称碎斑所示的剪切方式相同(图10a)。显微剪切标志包括:岩石中S/C组构、条带状石英中的斜向面理、不对称长石碎斑、 “云母鱼”、不对称褶皱、标志体的剪切错断等。剪切指向与上述宏观标志一致。露头规模和显微镜下见有共轭伸展劈理,共轭钝角(～114°)等分面与糜棱片理垂直(图10b;Zhang et al., 2010)。

怒江东侧近东西向支流揭示轴向与怒江剪切带近平行的共轴叠加褶皱。早期褶皱紧闭平卧,上下两翼和轴面近水平。晚期褶皱近直立,发育轴面板劈理(图10c)。怒江断层南段变位形还分解为北东向右行走滑和北西向左行走滑分支断层,与怒江剪切带内的同向和反向伸展褶劈理的产状和运动方式一致,切割上述直立褶皱的轴面板劈理,共轭钝角等分线近东西向,与怒江韧性断层垂直。依据上述共轴叠加褶皱和宽V形共轭走滑断层判断的挤压缩短方向与怒江剪切带近垂直,表明该剪切带有近100%的变位形分解。

图10 高黎贡怒江段右行韧性剪切带不同尺度构造面理几何特征Fig.10 Various-scale structures in the Gaoligong shear zone (Nujiang section)

怒江断层在北纬24°附近转向南西,通过一右行走滑断层与缅甸境内的南北向实皆断层带呈右步雁行式相接。其产状和运动方式与怒江段相似。东侧发育大型北北东向右行走滑断层和北西向左行走滑断层。后者错断三叠纪岩体,断距超过250 km。两组断层构成一宽V形共轭走滑断层系。共轭钝角为100°～114°,其等分线近东西向,与实皆断层带近垂直(图11a)。表明该走滑挤压断层发生了近100%的变位形分解(图5中的空心星号)。

图11 中南半岛新生代区域规模走滑断裂体系空间展布Fig.11 Structure frame and major strike-slip fault systems in the Indo-China Peninsular

不难看出,中国滇西和境外印支南北向右行剪切带,经变位形分解后形成由北东向右行走滑断层和北西向左行走滑断层的宽V形共轭走滑断层系。共轭角～110° 所指示近东西向的最大主压应力方向,并不代表加载力的方向(图11b)。根据青藏高原褶皱和断裂的组合关系,主压应力方向近南北偏东10°,与印度板块的运动方向一致。该运动方向与其东侧近南北的大陆板块边界的夹角为～10°。据此计算的加载力方向为北东55°,即形成近南北向怒江-实皆右行走滑断层时的最大主压应力方向,因随后的变位形分解,该应力状态已不复存在(图11b)。

4.3 东亚西太平洋构造域

早在1939年,李四光认为东亚地区的构造主要由纬向和新华夏(北北东向)构造体系组成(Lee,1939),将东亚及西太平洋域分割为诸多菱形地块。两者在太平洋西缘带的交汇节点构成西太平洋花采状岛链的尖角(李四光,1973)。在图8中生动地体现了这一精辟论断。李四光将纬向带作为挤压面,然而,晚年却注意到纬向构造带的右行走滑特征。

4.3.1 华北板块

作为新华夏系的华北郯城-庐江断层、太行山紫荆关断层,左行走滑为其主要运动方式 (Xu et al., 1987,1993; 万天丰等, 1996;朱光等,2004, 2016)。根据纬向带与新华夏系间的夹角(～110°)、相反的走滑方式和相交处构成的联合弧(张长厚等, 2001; Zhang, et al., 2011, 2020; Faure et al., 2012; Lin et al., 2020),可将其作为共轭系,近东西向的右行走滑叠加在先存的纬向构造带上。这样,既可说明沿纬向带发育的大型逆冲推覆构造,如中蒙边界区的特大型逆冲断层、大青山大型逆冲断层和燕山带诸多高角和低角逆断层,亦可解释纬向系的右行走滑特征。根据最大有效力矩准则,该共轭系指示的最大挤压应力方向为 N33°W—S33°E,这与伊泽纳岐板块侏罗纪的运动西北方向接近。

4.3.2 华南板块

华南板块由华夏地块和扬子地块组成,中新元古代造山作用将其拼合 (Shu et al., 2006, 2015)。东部早古生造山作用导致区域性浅变质,形成透入性板劈理。一般公认,中生代发生两起主要构造事件。早期印支事件(P2—T),形成近东西向褶皱-逆冲带,一些学者主张是印支地块向北碰撞的结果 (Roger et al., 2000;Maluski et al.,2001; Lin et al., 2008; Zhang and Cai, 2009; 舒良树, 2012; Faure et al., 2014)。然而,值得注意的是,沿近东西向和沿北北东向就位的中生代花岗岩带(李建华,2013),在交接部位构成弧形,意味两者在晚侏罗世一度同时活动的共轭性。

强烈的燕山事件(J2—K2),形成宽约1300 km的北东—南西向褶皱和冲断群。面性分布的褶皱群意味着慢速率且松弛速率大于加载速率的准均匀变形,构造线沿有限应变XY面排列,最大主压应力方向与褶皱总体走向垂直。基于SinoProbe 深反射地震剖面(Li et al., 2018;张岳桥和董树文,2019)和地质地球物理编制的华南大陆地壳构造剖面显示(张国伟和郭安林,2019),雪峰山基底隆起带以西褶皱倒向北西,从鄂西的箱状褶皱到川东隔挡式褶皱,再到成都平原以东减弱为膝折型褶皱或断层扩展褶皱 (Yan et al., 2003, 2009; 梁瀚等, 2019)。雪峰山基底隆起带以东的江南造山带内褶皱紧闭、倒向向东 (Shu et al., 2015)。褶皱样式的这一变化趋势,和侏罗纪—白垩纪期间岩浆活动的时空演化 (Cao et al., 2021),支持驱动力是来自古太平洋板块(Izanagi)的俯冲作用(Li et al., 2001; Yan et al., 2003; Zhou et al., 2006; Lin et al., 2008)。

华南区除北北东向褶皱外,还发育北北东向左行走滑断层,政和-大浦断层(舒良树和周新民,2002;聂童春和朱根灵,2004;舒良树,2012)和长乐-南澳断层(Wang and Lu, 1997, 2000;邹和平等, 2000;张岳桥等,2012; Li et al., 2018)为其中的主要代表。北北东向褶皱总体上平行于北北东走向的政和-大浦、长乐-南澳等大型右行走滑断层。走滑断层与之平行的褶皱可用太平洋板块取代伊泽纳岐板块的俯冲来解释(图12)。

图12 东亚新生代构造与应力体系分析Fig.12 Tectonics and stress analysis of eastern Asia

欧亚板块沿东亚的边缘自中生代以来一直是板块汇聚边缘(Müller et al.,2016)。若干板块构造的重建模式中,至少都有伊泽纳岐板块在中生代期间俯冲到欧亚板块之下 (Maruyama et al., 1997)。因此,现代太平洋板块与伊泽纳岐板块间的洋中脊势必与欧亚板块边缘相交并俯冲。由于伊泽纳岐板块大约55～45 Ma前已消失在欧亚板块之下,其几何特征和运动方向通常依靠推测。现有的板块重建模式中,可从图12中看出其中的两端元模式,岩浆岩的时空分布和岩石成因学的研究似乎支持Muller的模式(Wu and Wu, 2019; Liu et al., 2020;Cao et al., 2021)。然而从构造的角度审视该模式,伊泽纳岐和太平洋板块的运动方向一致,以北西西的运动方向与欧亚大陆板块正向汇聚,难以解释东亚地区最突出的构造要素北北东向断层的走滑性质与走滑方式随时间的变化。而在Maruyama et al.(1997)的模式中,近东西向伊泽纳岐-太平洋板块中脊与北北东向欧亚大陆板块边缘高角度相交,伊泽纳岐板块的北北西向运动与欧亚板块以～45°汇聚,据此汇聚角与所产生的σ1与板块边界间的夹角为67°～68°(图5,图13)。当该中脊埋没在大陆板块之下后,太平洋板块以北西西运动方向与欧亚板块正向汇聚,相关的主应力方向与先形成北北东向左行走滑断层近垂直,褶皱则与之平行。这些基本事实支持Maruyama模式。但需说明的是,根据平分华北和华南共轭走滑断层钝角的σ1方向,汇聚角应为58°～59°,比Maruyama模式的汇聚角约小10°。

不难看出,华北与华南板块内中生代构造样式间的差异,华北平面变形局部化特征突出,变形局部集中在北北东向左行走滑断层和近东西向右行走滑断层带内。而华南构造则以剖面变形为主,平面上褶皱轴向为北北东—北东向,变形较为均匀。鉴于两者同处古太平洋板块俯冲带的西侧,俯冲速率和应力状态大致相同,构造样式的差异,应归结于岩石组合的不同。华北具有深变质的太古宇基底,而华南基底主体为元古界浅变质岩,两者屈服强度显著不同。

4.3.3 晚白垩世后构造体制的转换

大约135Ma前后,东亚从缩短构造期转化到伸展构造期(董树文等, 2000,2008; Wang et al., 2011, 2012; Zhu et al., 2012; Dong et al., 2013;林伟等, 2013;张岳桥和董树文, 2019;Lin and Wei, 2020)。

地壳大规模伸展主要表现为变质核杂岩及相关伸展拆离断层的形成。长英质岩石的韧脆性转化带一般位于地下深处～15 km。沿倾角～25°的低角正断层将其拉伸至地表,水平拉伸将至少超过该深度的一倍以上(Coney, 1980;Davis,1980)。自20世纪80年代末确立北京云蒙山变质核杂岩以来(Davis and Zheng, 1988),现已查明的变质核杂岩及其上叠盆地中的地堑和半地堑盆地,广泛分布于东经105°蒙古弧以东的东亚广大地区,构成大陆上最大的伸展区。伸展时代始于早白垩世,年龄趋于自西向东变新,总体伸展方向北西—南东,与同期古太平洋板块西缘的俯冲方向一致(Wang et al., 2011, 2012; 林伟等,2013;Lin and Wei, 2020)。

然而,东亚变质核杂岩的分布主要集中在华北的近东西和北北东走滑挤压构造带上,前期绝大多数都经历过逆冲推覆和地壳增厚的历史。增厚地壳导致岩石深部加温、部分熔融、密度减小而隆升 (Zheng et al., 1988; Passchier et al., 2005; Zheng and Wang, 2005;郑亚东等,2009;Charles et al., 2011)。国内的变质核杂岩年龄为早白垩世,远早于东亚边缘海的形成。北美科迪勒拉区是变质核杂岩构造的发源地,这里并无板块后撤的迹象。因此,大规模的伸展未必是俯冲板块后撤所致。

近10年来,华北克拉通破坏成为国内地质界的研究热点,主流观点是将华北克拉通晚中生代的解体归结于古太平洋板块对东亚大陆的低角俯冲效应。通过大洋板片俯冲-滞留-后撤的动力学机制,岩石圈高度拉伸减薄导致克拉通解体(朱日祥, 2012;Zhu et al.,2012; Zheng and Dai, 2018)。此前,为了解释华南中生代1300 km宽的陆内造山和造山后岩浆区,出现一种水平板块水平俯冲模式 (Li and Li, 2007)。该模式似乎解决了板内变形的难题而被广泛接受。然而,水平俯冲模式缺乏力学的论证。板块水平俯冲时,上覆大陆岩石与俯冲大洋板片间为一显著的不连续面,沿该面大规模的切向近简单剪切作用势必发生高度的变位形分解。对于近水平的剪切面而言,变位形分解后的主压应力方向几乎近于铅直(图1)。这种应力状态,难以解释褶皱和逆冲断层的形成。褶皱和逆冲断层是水平缩短的产物,需要板块间相对运动提供的侧向挤压力。水平俯冲模式似乎是将平面上的板块边缘化解为剖面上板块边缘,以便解决应力和应变远距离传播的难题。

其实,地震波的洲际以至于全球传播早已为人们熟知,但自板块理论建立后,板块作为刚体,变形似乎只能限于板块边缘理念,一直束缚人们的思维。直到20多年前, “板内造山带”在人们心目中依旧是不解之谜 (Davis et al., 1998)。挤出构造模式的提出(Molnar and Tapponnier, 1975) 引起人们的关注,体现了板内应力远程效应的认识。但所运用的是以均匀变形为前提的滑移线理论,难以解释共轭变形带间的夹角为～110°,而不是～90°。如果是后期的递进压扁所致,为何其间的地块,如塔里木等地块中观察不到压扁至该角所需的高度应变?如果总体是均匀变形,即使是平面变形,挤入速率应等于挤出速率。然而,最典型的土耳其挤出构造中,挤出速率竟大于挤入速率一倍以上(Dwivedi and Hayashi, 2010)。如果挤出构造模式中采用变形局部化的共轭最大有效力矩方向,并考虑到挤入过程中地壳的垂向增厚和侧边近简单剪切带的变位形分解,以及板块的后撤和沿深部拆离带的切向剪切及其变位形分解所导致垂向缩短,似乎可以相当圆满地解释中东亚中新生代构造的基本格局:青藏高原的地壳增厚与隆升;西北新疆地区近南北的持续挤压缩短;华北板块北东—南西向的挤压及相关郯庐断层运动方式的翻转(万天丰等,1996; 朱光等,2016);贺兰山-滇西到中南半岛地区近东西向的挤压和哀牢山-红河先左行后右行运动方式的转换等诸多问题 (Leloup,1995; Gilley et al., 2003;曹淑云等,2009;图12)。

如果印度-欧亚大陆的陆陆碰撞效应可影响数千千米之遥,深入大陆板块形成宽约1300 km的变形带则不足为奇。试看太平洋彼岸北美的科迪勒拉变形前缘为近南北向向东巨型推覆构造,西距板块边缘约1200 km,板块俯冲,先缩短后伸展,勿需借助板块平冲模式。

4.4 东亚边缘海的形成

濒西太平洋的东亚系沟-弧-盆体系典型所在地。弧后盆地的成因,一般都归结于海沟的后撤。其特征是盆地的扩展中心一般与相邻的海沟斜交,如日本海、鄂霍次克、渤海湾(Yin, 2010)和南海(周蒂等,2005)等盆地。这些盆地的扩张轴与相邻北北东向或近南北走向俯冲带间的夹角为～110°。表明这些盆地是相邻俯冲带的右行走滑运动的产物,其右行滑动导致北东东向的断裂张开而形成菱形的拉分盆地。然而,根据南北走向库页岛断层左行切割白垩系地层约300 km、延伸千余千米的郯庐断层和菲律宾断层的主要运动方式都证明沿濒太平洋西岸北北东方向总体原为一大规模左行斜向俯冲带。这与上述亚洲东缘右行走滑相反。翻转的时间可能是晚白垩世到始新世(81～36 Ma),动力来源于太平洋板块北偏西的运动转向北西西向运动 (Sharp and Clague, 2006;Torsvik et al., 2017)。但值得注意的是,燕山的右行走滑挤压和太行山的左行走滑挤压运动方式的翻转发生在约143～129 Ma(Lin et al., 2020),远早于边缘海的形成。不言而喻,这两次翻转事件之间势必至少还有一次翻转事件(万天丰等,1996)。

从上述最大有效力矩准则和变位形分解的视角,对国内中新生代构造格局的概略分析获得的主要认识包括5个方面。①三向汇聚中蒙古弧有庞大的西伯利亚地台为后盾,构成稳定的边界条件(图13a)。印度板块持续地向北挤入,在青藏高原和中亚地区形成持久的近南北向挤压,物质向东和南东挤出(图13a)。②因古太平洋(伊泽纳岐)板块侏罗纪北西向俯冲和蒙古弧东翼构成的边界条件,在东亚区形成北北东和近东西向宽V形共轭走滑系。当太平洋板块取代伊泽纳岐板块后,俯冲带变为正向俯冲,形成近华南～1300 km褶皱-冲断带和华北菱块构造体系(图13b、13c)。③早白垩世中晚期班公-怒江缝合带形成,印度板块挤出效应增强,驱赶太平洋板块后撤,导致东亚地区构造体制的转换。④东构造结的北东向最大压应力作用下,形成青藏高原东侧特大型南北向右行走滑带。因高度的变位形分解,形成中国滇西和中南半岛的近东西向的挤压缩短,导致中南半岛沿北西走向的哀牢山-红河左行走滑断层向南东方向挤出。⑤亚洲东部沟-弧-盆体系的形成可能是印度板块增强挤出与太平洋板块后撤效应的结合(图13a—13c)。

图13 东亚中、新生代构造的概略分析Fig.13 Summary analysis on tectonics in eastern Asia region

5 结论与结束语

适于变形局部化的最大有效力矩准则可解释共轭剪切带间稳定的夹角～110°;适于不连续介质的变位形分解理念则可说明走滑断层何以与俯冲带或逆冲断层平行。两者为各种尺度的构造分析提供一全新的思路,构成新世纪构造地质学两大支柱理论。

改革开放初期的80年代,北京大学王仁先生主持召开了一次地质与力学结合问题的座谈会。地震局的马宗晋院士有一段发言让我至今记忆尤新。他说:“50年代我就在北大进修力学,但始终没学好。力学分析强调材料的均匀、各向同性和连续性,可是地壳是非均质的,而且几乎到处都是断层,感到力学所学的那一套难以用上……”

如今,力学与地质结合的两大障碍开始消除。李四光先生创建地质与力学结合之路势必会越走越宽畅。值得深思的是,先生生前为何在地质力学所地下室设置一花岗岩横梁,难道先生不知道也许百年、千年,甚至万年后的人们才能看到结果?我想,先生的初衷莫非是想让后人认识到应变速率的重要性。无论材料有多硬,只要时间足够长,微不足道的力也可使之变形,暗示变形速率是控制不同构造层次岩石变形行为的决定性因数。

致谢:感谢中国科学院大学侯泉林教授和中国地质学科学院地质研究所王涛研究员对论文初稿提出了宝贵意见,感谢两位审稿专家的鼓励和提出的修改建议。