Lüliangshan: A Mesozoic Basement Involved Fold System in the Central North China Craton
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摘要: 位于华北克拉通中部的吕梁山的形成代表了华北克拉通在晚侏罗世-早白垩世的挤压变形事件，为了更好地理解该期变形的样式、时代、机制和背景，对吕梁山地区开展了详细的野外调查，同时搜集了前人的低温热年代学工作.结果表明，吕梁山是一个中生代期间形成的发育有典型单褶（monocline）构造的陆内基底卷入型大型褶皱系统.早前寒武纪造山作用在基底中形成早期面理（片麻理、片理、劈理以及节理），这些面理在后期近东西向挤压作用下再次活动形成了基底断裂，并导致了上覆沉积地层褶皱变形，吕梁山不同地区褶皱的古应力场方向总体为SE（122°）~NW（302°）.吕梁山单褶构造的构造样式、形成机制以及分布，与北美西部的Laramide造山带中的厚皮构造相似，形成的构造环境也类似.吕梁山褶皱及其单褶构造总体形成于晚侏罗世期间古太平洋板块向西低角度俯冲的环境中，该期俯冲也导致了华北克拉通同期陆内挤压变形.Abstract: The formation of the Lüliangshan located in the central North China Craton (NCC) is the result of the contraction event in the Late Jurassic-Early Cretaceous. In order to better understand the style, mechanism, background, and time of this deformation, a detailed field survey has been carried out in Lüliangshan area. The previous work of low temperature thermochronology has been collected. The results show that the Lüliangshan is a large basement involved fold system with typical monocline formed in Mesozoic in NCC. The existing foliations (i.e., gneissosity, schistosity, cleavage and joint) in the basement of the Precambrian orogenic belt in the central NCC reactivated to cause the folding of the overlying sedimentary layers during the later east-west shortening. The direction of shortening which resulted in the basement involved folds in the Lüliangshan is uniform across the entire mountain range, i.e., SE (122°)-NW (302°) compression. The mechanism, styles and distributions of monoclines in the Lüliangshan are similar to monoclines in the Laramide orogenic belt in the western North America. The folds including most monoclines in the Lüliangshan were formed in the Late Jurassic and caused by lower-angle subduction of the Paleo-Pacific Plate westwards, which also resulted in the intraplate contraction deformation of the NCC.
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Key words:
- Lü liangshan /
- Laramide /
- thick-shinned structure /
- North China Craton /
- Mesozoic /
- monocline /
- tectonics
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0. 引言
基底卷入型构造是指基底参与到盖层褶皱变形过程中的一种构造，属于厚皮构造，由于其特殊的变形方式、无规律性的分布以及多解的动力学背景等因素，与盖层变形存在明显的不同，一直是构造地质研究的重要领域之一（Davis，1978；Brown，1988；Yin，1994；Mitra and Mount, 1998；Yonkee and Weil, 2015）. 尤其是板块构造理论出现后，如何解释距离板缘上千公里的板内基底卷入型构造的形成，成为丰富板块构造理论的重要内容之一（English and Johnston, 2004）.
典型基底卷入型褶皱的研究主要集中在北美西部的Laramide造山带和Central Andes造山带（Davis，1978；Brown，1988；Schmidt et al., 1993；Stone，1993；Yin，1994；Tindall and Davis, 1999；Yeck et al., 2014）. 虽然目前多认为水平挤压是导致Laramide厚皮构造形成的主要因素（Yin，1994），但在变形机制以及构造背景上还存在很多争论（Bird，1988；English and Johnston, 2004），如：基底卷入型褶皱形成过程中，基底与盖层的变形是否一致（Mitra and Mount, 1998）；基底早期结构（甚至地壳结构）对后期变形有无控制作用以及如何控制（Davis，1978；Yin，1994；Yonkee and Weil, 2015）；变形是一次形成还是多次形成（Wise and Obi, 1992）等.
中国大陆以多阶段的构造事件叠加而著称，尤其是中、新生代以来，陆内构造变形异常丰富，其中，与“华北克拉通破坏”相关的研究成为近年来不同领域关注和研究的热点之一（朱日祥等，2012；Wu et al., 2019）.华北克拉通在早白垩世经历了强烈的伸展（Wang et al., 2011），但在此之前还发生过明显的构造缩短作用，最为明显的就是华北克拉通周缘的贺兰山-狼山（Darby and Ritts, 2002；Zhang et al., 2014）、阴山-燕山的逆冲推覆（Davis et al., 1998）；而位于华北克拉通中部的吕梁山-太行山地区，在中生代同样经历了明显的构造挤压作用（刘光勋等，1985；张岳桥等，2007；Clinkscales and Kapp, 2019），但目前对其变形时代、机制和背景还有不同的认识（刘光勋，1985；张岳桥等，2007；张兆琪等，2011）. 本文针对吕梁山地区中生代逆冲构造，开展了详细的野外调查、露头观测、几何学分析以及古应力反演等工作，厘定了吕梁山地区广为发育的一种特殊构造，同时结合前人的低温热年代学工作，讨论了该构造的变形样式、变形机制和构造环境.
1. 地理-地质背景
吕梁山位于山西西部，是整个山西西部山脉的总称，没有具体范围划分（图 1）.吕梁山自北而南包括管涔山、芦芽山、云中山、关帝山、紫荆山、龙门山等，向西南延伸入陕西境内. 有观点认为北部的口泉山也属于吕梁山，并可能继续向北东方向延伸. 吕梁山整体呈北北东走向，南北延伸约560 km，东西宽80~120 km，北高南低，海拔1 500~2 800 m，北段一般海拔大于2 000 m，南段海拔1 000~1 500 m之间.本文定义的吕梁山北段为黄河以东、大同盆地以西的山地，中段包括芦芽山、管涔山、云中山以及关帝山，南段则为传统的离石断裂以、汾渭地堑以西的山地（图 1、图 2）.
吕梁山是华北中部古元古代中部造山带的一部分. 该造山带位于华北克拉通中部，呈南北向展布，长1 500 km，宽100~300 km，主体位于太行山以西、黄河以东，华北北缘多伦-建平以南、秦岭以北（Zhao et al., 1998）. 该造山带将华北克拉通分为东部陆块和西部陆块两个陆块，是一条典型的陆陆碰撞造山带，在约1.85 Ga时，西部陆块和东部陆块沿该造山带发生俯冲碰撞，最终形成统一的华北克拉通基底（Zhao et al., 2005；魏春景，2018）.
构造上，吕梁山东与新生代山西地堑系相邻，西隔离石断裂与鄂尔多斯盆地相接. 吕梁山总体上是一个近南北向的背斜（图 2），构成背斜基底的为古元古代变质表壳岩野鸡山群、古元古代的吕梁山群、界河口群以及晚太古代到早元古代花岗岩（耿元生等，2000），主要出露于吕梁山的中段. 吕梁山地区的盖层为中元古界长城系汉高山群以及台地相的寒武系、奥陶系灰岩夹碎屑岩、滨海相的石炭系与二叠系碎屑岩夹灰岩，在背斜临近的盆地中还发育陆相的三叠系和侏罗系，主要分布在吕梁山北段宁武-静乐盆地和西侧的鄂尔多斯盆地之中. 石炭-二叠系主要分布在吕梁山南段，背斜两翼为寒武-奥陶系碎屑岩-碳酸盐岩，而古元古代变质表壳岩和寒武-奥陶系主要分布在山体的北段（图 1a）.
吕梁山东部断裂由多个断裂组成，自北而南依次是口泉断裂、西马坊-春景洼断裂、娄烦-交城断裂、罗云山断裂等（图 1a），为一系列的逆冲断层（刘光勋，1985；李树屏和郑仲科，1986；山西省地质矿产局，1989）.口泉断裂走向北东－南西，断裂由南东向北西逆冲，新生代为正断层切割，成为大同断陷盆地西界. 西马坊断裂北东走向，向南东逆冲. 南段为罗云山逆冲断裂，该逆冲断层为新生代的正断层切割，成为临汾断陷的西界. 吕梁山西侧边界为离石断裂，主体出露在吕梁山南段西侧，近南北向延伸（图 1），长约270 km，宽1~10 km（山西省地质矿产局，1989）. 早前的调查认为离石断裂带在离石以北由4条NNE向断裂组成，断裂上盘向南东逆冲，倾角60°~80°，断裂多发育于前寒武纪变质岩之内（白玉宝和孙冬胜，1996）.
2. 构造特征
2.1 monocline与homocline
山西地区中生代期间伴随着基底的变形，盖层形成一系列的褶皱，其中最为特征的构造就是一系列面向一个方向的褶皱，这种褶皱的变形集中在很窄的范围内，盖层在陡倾斜的变形带之外，很快恢复为区域性的平缓产状，表现为monocline样式.此外，这类褶皱的地层层面上普遍见到与褶皱枢纽垂直或大角度相交的擦痕，以及不对称层间褶皱、小剪切断层和反冲断层. 在本文的描述中暂将此类构造命名为单褶. 但是，目前有关这种特殊褶皱构造的中文翻译和使用，略显混乱，因此先简单梳理一下相关内容.
在构造术语上曾出现过monocline与homocline两个术语，含义接近，容易造成一定的误解. 在中文中，这两个术语基本上都翻译为“单斜”，并经常混用. 然而这两个术语存在着明显的不同. Monocline可能由Rogers and Rogers（1843）最先提出，表示倾斜方向上的一致性（转引自Dennis，1967）. 而随后的Powell以及Van Hise等学者将其定义为uniclinal flexure（Powell，1873）或monoclinal fold（Monoclinal fold，Van Hise，1896），并认为整个山体内所有褶曲的轴面可能都向同一方向倾斜，这样的褶皱称为monocline. 到了上世纪初，Daly（1916）提出用homocline来表示Rogers and Rogers（1843）的单斜定义. 但是也有不同的学者还是坚持早前的认识，认为monocline是一种处处均匀地倾斜或水平的岩系局部变陡（Hills，1953），Kelley（1955）通过在北美西部Laramide变形的研究，进一步对monocline做出了定义，即构造中各翼或各部分倾向相同，且整个区域倾角平缓，而陡翼倾角较大，同时陡翼狭窄，长度较大，长与宽的比值大（图 3b）.
综上可见，monocline和homocline虽然早期可能具有相同的含义，但是目前多数观点倾向于将两者区分. 总之，monocline代表了一个完整的褶皱（Yin，1994），而homocline仅仅代表了具有统一倾向和倾角的地层，该组地层可能是褶皱的一部分，也可能不是（图 3）.需要说明的是，monocline不仅仅形成于挤压逆冲环境，在伸展构造中，在正断层的上盘往往也能形成monocline（Willsey et al., 2002），因此monocline并不能指示具体的形成环境.
在我国，monocline和homocline也有不同的中文翻译. monocline一般翻译成“单斜”，但是homocline有时也翻译成“单斜”或者“同斜”. 除了“单斜”外，monocline还被翻译成“单斜挠/褶曲”，还有一些学者将monocline翻译成“挠褶”（张兆琪等，2011；孙思磊和张兆琪，2019）.由于monocline与homocline存在明显不同的含义，因此本文并不建议将两者都翻译成“单斜”，而“同斜”往往指一种两翼平行的褶皱，因此homocline也不宜翻译成“同斜”，而以“单斜”最为恰当. 关于“挠褶”或“独斜挠曲”，由于这两个术语并不形象，而且术语中存在形成机制的暗示，因此最好也不要使用. 由于组成monocline的地层多具有相同的倾向（尽管具有不同的倾角），因此使用“单斜/向褶曲”或“单褶”可能更加贴切，而且也仅仅是描述性的语言，没有形成机制的含义，因此本文倾向于将monocline翻译成“单褶”.
2.2 吕梁山单褶构造
吕梁山总体上为一个近南北向延伸的褶皱，这个大型的褶皱由不同的次级褶皱或小褶皱以及断层组成（图 1、图 2）.吕梁山北段为一个主要出露下古生界厚层灰岩的较为平整的台地地貌，地层平缓，在边缘以及内部则出现不同走向的单褶；中段为新太古代-古元古代各种高级变质岩出露区，为中生代大型背斜的核部地区（图 2中b-b'），同样在其东西两侧边界出现单褶；南段山体变窄，褶皱核部主要出露晚古生代-中生代沉积岩，边缘为下古生界以及古元古代变质岩组成的褶皱（图 2中a-a'），其中即包括典型的单褶构造. 下文从北向南，介绍吕梁山地区几个比较大型的单褶构造.
2.2.1 口泉单褶
口泉单褶位于大同市西侧，其边界断裂：口泉断裂，为大同盆地西侧边缘. 口泉单褶及其伴生的口泉断裂总体呈330°~340°方向延伸，北起大同市夏庄，向南经青磁窑、口泉后继续延伸至朔州以北地区，长约120 km，构造带影响宽度1~6 km.
口泉断裂走向40°~50°，倾角60°~70°，目前为一条倾向南东的活动正断层. 在中生代，该断裂是一条上盘指向北西的逆冲断层，断层上盘为已经剥蚀殆尽的古元古代花岗片麻岩（图 4a），北部下盘缺失石炭-二叠系而发育寒武系馒头组、张夏组和早、中侏罗世永定庄组、大同组和云岗组一、二段含煤地层. 在古元古代花岗片麻岩基底之中发育一系列的向南东陡倾的逆冲断层（图 5a），而在更东侧的区域可以发现片麻岩中发育两组优势节理面（图 5c），其中一组转化为后期的逆冲断层，断层密集发育，单条断层逆冲量不大，应变被分配到密集分布的断层之上，致使基底变形看起来并不明显. 而盖层变形与基底不同，在断层出露处，下盘地层普遍直立甚至倒转（图 4a），但向西地层很快转为近水平，在下盘地层的层面上发育大量倾向擦痕以及上盘指向南东的小逆冲断层（图 4b），这些都说明这些地层发生了弯滑褶皱作用.
图 4 大同云冈剖面单褶a.观音寺剖面及单褶陡倾地层；b.单褶西翼小断裂.Fig. 4. Monocline developed in Yungang profile in Datong
图 5 大同云冈剖面中的基底变形a.花岗岩基底断层露头；b.花岗岩基底断层面；c.花岗岩基底中的节理及节理再活动形成断层的断层面解；d.花岗岩基底中的断层面及断层面解；断层面解中黑色实线代表断层面，红点代表T轴，蓝点代表P轴，下文相同；赤平投影为下半球投影，蓝点和红点分别代表断层面和节理面极点Fig. 5. Basement deformation of Yungang profile in Datong这些盖层和基底的变形特征指示大同地区的中生代变形属于基底卷入型褶皱（图 4a），该背斜的东南翼已经遭到破坏，成为大同新生代盆地的基底. 该地区花岗片麻岩内发育大量节理（图 5c），基底中的断层往往平行一组节理（图 5c），因此早期节理面控制着大同地区基底卷入型褶皱的形成，但这些节理的形成时代目前不清楚. 在大同剖面的基底之中，发现多期活动的断层，断层控制地貌形成沟谷，断层面平直（图 5b），其上见两期明显的擦痕，早期为逆冲，晚期为具有走滑分量的左行斜冲断层（图 5d），逆冲断层的主压应力场为北西-南东向（图 5d）.
口泉断层南段鹅毛口地区，发育有非常显著的逆冲推覆构造（图 6）（李树屏和郑仲科，1986；山西省地质矿产局，1989），主体为上盘指向北西的逆冲断层，同时也见到向北西倾的低角度逆冲断层. 鹅毛口逆冲推覆构造上盘为平卧的中下寒武统厚层灰岩（图 6b），下盘为早古生代寒武系-奥陶系中层灰岩以及石炭-二叠系. 在东侧发育两条高角度断层，这些断层被解释为向西逆冲的断层，但是其中一条断层面上显示明显的左行走滑擦痕（图 7a），而且切割整个推覆构造（图 6a、图 7），这条断层属于后期活动所致.
图 6 口泉断裂鹅毛口剖面及可能的演化模型a. 鹅毛口露头；b. 鹅毛口剖面；c. 鹅毛口断裂上盘背斜（单褶）发育模式；d. 鹅毛口背斜（单褶）模拟Fig. 6. Kouquan fault in E'maokou profile and the possible evolution model
图 7 鹅毛口地区口泉断裂不同断层a.后期左行走滑断层及褶皱枢纽（赤平投影为下半球投影，红点代表褶皱枢纽）；b.后期左行走滑断层切割早期逆冲断层Fig. 7. Different faults of the Kouquan fault in E'maokou profile鹅毛口逆冲推覆构造的结构显示出该构造可能是一个大型的箱状褶皱的西翼（图 6c），一系列的逆冲断层是限制该箱状背斜变形地层的边界断层，类似三角剪切（图 6d；Erslev，1991），该背斜的进一步变形致使受限于这两条断层之间的地层进一步倒转，并使得早古生代地层与晚古生代地层直接接触. 该背斜的核部尚保留零星新太古代片麻岩，并逆冲于寒武纪灰岩之上（图 6）.
2.2.2 朔州单褶
朔州单褶位于朔州以西的新生代盆地边缘，近南北向延伸，长约60 km，宽1~3 km（孙思磊和张兆琪，2019）. 该褶皱整体表现为一个向东倒的单褶，地貌上呈现出明显的台阶状（图 8）.被褶皱的地层为寒武-奥陶纪灰岩和石炭-二叠纪含煤地层（图 8）. 奥陶纪马家沟组灰岩产状在很窄的区域内发生剧烈的变化，离开变形带马上恢复为与区域一致的平缓产状. 控制该单褶的断层没有出露，但是发育有伴随单褶形成时因重力原因形成的派生正断层，其走向平行于单褶的轴向（图 8）.
2.2.3 宁武-静乐单褶
宁武-静乐构造带包括了宁武-静乐单褶、静乐-宁武断裂以及宁武-静乐向斜3个部分. 整个构造带的走向由北段的北东向向南逐渐转变为北北东向. 宁武-静乐向斜是一个走向北东-南西的不对称向斜，北西翼陡，南东翼缓，长约160 km，宽约20 km. 卷入变形的最年轻地层为中侏罗统大同组，其他地层包括寒武纪-奥陶纪灰岩、石炭-二叠纪以及三叠纪碎屑岩. 向斜南段西侧主体为古元古代滹沱群碎屑岩，北段则出现古元古代花岗岩，上覆地层为下古生代的海相碎屑岩与碳酸盐岩. 宁武-静乐构造带的北段和南段分别发育有典型的单褶构造（图 9）.
图 9 宁武-静乐盆地北东方向恒山隆起北西侧逆冲断层a.单褶剖面；b.单褶露头；c.单褶北翼平缓地层Fig. 9. Thrust faults of the north-western Hengshan located at the north-eastern Ningwu-Jingle Basin宁武-静乐单褶北段位于新生代朔州盆地东南部边缘，处于盆地与东南侧古生界基岩山区的过渡地带，总体走向北东向，长度约10~15 km，宽约1~5 km. 单褶表现为向北西倒的褶皱（图 9、图 10）.卷入单褶的地层为寒武-奥陶系灰岩-石炭-二叠系含煤地层（图 10）. 沿着这些单褶，早期的逆冲断层多反转成后期的正断层（图 9），并可能控制了北侧朔州盆地的形成.
图 10 宁武-静乐构造带北段单褶构造剖面根据孙思磊和张兆琪（2019）修改Fig. 10. Monocline developed in the north part of the Ningwu-Jingle tectonic zone宁武-静乐单褶的南段发育有吕梁山地区出露最好、最为典型的单褶构造. 控制该单褶的断层是向东逆冲的西马坊断裂（图 1a），该断裂切割基底的前寒武纪变质岩和沉积岩.该断裂南段出露良好，主要以宽度较大的断层角砾岩形式出现；但是向北侧该断裂并没有出露，相反在寒武纪-石炭纪盖层中发育了向西逆冲的春景洼断裂，前人赋予该断裂重要的意义（Wang，1925；山西省地质矿产局，1989），但是该断裂并不是宁武-静乐单褶的控制性构造，而是该单褶的伴生构造.
在宁武-静乐单褶南段北部的东寨地区，出露的基底岩性为古元古代花岗片麻岩，盖层为寒武纪-奥陶纪的厚层砂岩和灰岩. 基底和盖层的变形清晰地显示了单褶形成过程中不同岩石的变形特征（图 11、图 12）.在远离单褶构造的西侧，花岗片麻岩成块状（图 11i），变形很弱，仅有一些节理；但向东，靠近单褶构造发育地段，花岗片麻岩的变形越来越强，发育不同规模的断层，均为向东的逆冲断层，这些断层多是在早前花岗片麻岩中片麻理的基础上形成的（图 12）；继续向东，在单褶发育的地段，花岗片麻岩变形强烈，发育一系列的密集的小断层（图 11d、图 11e、图 11g）.作为盖层的寒武纪-奥陶纪厚层砂岩和灰岩整体向东缓倾，而在断层带密集发育地区，产状陡倾，呈单褶样式出露. 同时在盖层中也发育一些小的逆冲断层（图 11j）.
图 11 东寨单褶基底变形特征分布a.东寨单褶剖面素描；b.单褶西翼下方花岗片麻岩基底节理；c.单褶下方花岗片麻岩内的断层；d~e，g.单褶东翼下方花岗片麻岩内密集节理与小断层；f.单褶下部基底花岗片麻岩内不同面状构造赤平投影（下半球投影，蓝点、黑点、红点分别代表面理、节理、断层面极点）；h.单褶东翼东部弱变形花岗片麻岩；i.单褶西侧弱变形的粗粒花岗岩；j.单褶东翼寒武系灰岩内小型逆冲断层及其上部张性破裂Fig. 11. Characteristics of the basement deformation of Dongzhai monocline
图 12 东寨基底卷入褶皱前缘基底变形特征a.东寨单褶基底花岗片麻岩内早期片麻理再活动形成的双冲构造素描（赤平投影为下半球投影，大圆为变质成因面理，红点代表其极点）；b.双冲构造照片；c基底花岗片麻岩内密集节理和切割节理的断层（平行片麻理）；d.基底内切割节理的逆冲断层素描（赤平投影为下半球投影，红点、黑点、黄点分别代表节理、面理、断层面极点）Fig. 12. Characteristics of the basement deformation at the front of the basement-involved fold in Dongzhai宁武-静乐单褶南段的南部地区（榆湾以及芦草沟-新堡；），卷入变形的地层包括中元古代滹沱群、早古生代寒武纪厚层砂岩、灰岩以及晚古生代（石炭-二叠纪）含煤碎屑岩以及三叠纪淡红色的厚层砂岩（图 13）. 古生代-中生代地层角度不整合地覆盖在滹沱群变质砂岩之上，两套地层之间未见断裂. 滹沱群以及花岗岩内发育一组共轭节理，节理倾角较大，走向近南北，其中倾向西的一组发育成后期的逆冲断层（图 13e、图 13f），可以推测控制这一地区基底卷入型褶皱形成的基底变形，是受控于早期的节理面. 新堡剖面中，作为盖层的古生界-中生界产状变化明显，自西向东，地层产状发生近于平缓-陡倾-平缓的变化（图 13）.
图 13 芦草沟-新堡剖面a.单褶西翼缓倾的寒武系厚层砂岩；b.单褶向东变陡的寒武-奥陶系灰岩；c.单褶东翼陡倾的石炭-二叠系含煤碎屑岩；d.芦草沟-新堡剖面；e.单褶西翼下方前寒武纪滹沱群变质砂岩内的两组节理及赤平投影（赤平投影为下半球投影，大圆为节理面，红点代表节理面极点）；f.两组节理中的一组节理再活动形成的逆冲断层；g.单褶东翼近于平缓的三叠纪厚层砂岩Fig. 13. Profile of Lucaogou-Xinpu2.2.4 吕梁山西缘单褶
吕梁山南段西缘为著名的离石断裂发育位置，断层走向近南北，断面向东陡倾，倾角70°~80°，破碎带宽30~300 m，构造角砾岩、构造透镜体、断层泥、劈理带等发育，是典型的挤压破碎带. 该段由密集的逆冲断裂和破碎带组成. 单褶主要发育于吕梁山西缘，与离石断裂平行.该段断层东倾，倾角在45°~70°之间. 作为该地区基底的混合片麻岩中发育一系列密集陡倾的节理（图 14e），而靠近褶皱枢纽地区的节理面上发现很多倾向擦痕，形成密集的断层带，发育一系列逆冲断层（图 14），构造角砾岩发育. 断层两侧地层产状多近直立，甚至出现倒转. 下盘奥陶纪灰岩形成一个倒转的向斜，向斜枢纽走向近南北（图 14），远离断层带，向东西两侧，地层产状迅速恢复为平缓产状. 该地区逆冲断层的上盘形成了典型的基底卷入型褶皱，基底中逆冲断层与片麻岩中节理面的再活动有关，同时逆冲断层并没有明显突破基底之上的寒武系-奥陶系地层（图 14）.
图 14 隰县黄土吕梁山西缘单褶a. 黄土吕梁山西缘单褶剖面（赤平投影为下半球投影，大圆为节理面）；b.单褶西部近于倒转的寒武-奥陶系灰岩；c.单褶上部近于水平的寒武系厚层砂岩；d.单褶枢纽（下半球投影，大圆为褶皱两翼，红点代表褶皱枢纽）；e.单褶下方基底片麻岩中的节理；f.平行节理再活动的逆冲断层及断层面解Fig. 14. Monocline developed in the west margin of the Lüliangshan in Huangtu Town, Xi County临汾市河底乡靳家川一带离石断裂出露，断层带宽约为300 m，断层角砾岩发育（图 15）. 该断裂早期由东向西逆冲，发育一系列双冲构造（图 15c），而东盘由奥陶系灰岩形成单褶构造（图 15a）.早期的自东向西的逆冲致使奥陶系灰岩逆冲于石炭系灰岩之上（图 15），华北地区奥陶系之上即为平行不整合覆盖的石炭系碎屑岩（本溪组）和灰岩（太原组），构造落差不超过500 m. 可以确定这个断裂的逆冲断距不大.
图 15 靳家川离石断裂及单褶a.露头素描；b.逆冲断层及断层面解；c.断层带内的早期双冲构造（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）Fig. 15. Lishi fault and monocline in Jinjiachuan蒲县峡村处离石断裂出露较好，该破碎带长约220 m，断层带较宽，角砾岩发育，总体表现为自东向西的逆冲（图 16）.卷入的地层包括二叠系砂岩、页岩和奥陶系灰岩，破碎带附近的二叠系砂岩产状为285°∠46°，奥陶系灰岩产状为275°∠42°，且越靠近断裂，二叠系产状越陡，甚至倒转（图 16），向东西两侧，地层产状恢复为区域性的向东缓倾，形成一个单褶构造（图 16a）.
图 16 蒲县峡村离石断裂及单褶a.离石断裂及单褶剖面露头素描；b.离石断裂素描；c.离石断裂露头及断裂赤平投影（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；d.离石断裂露头次级断裂Fig. 16. Lishi fault and monocline in Xiacun Town, Pu County在吕梁山中段核部弓阳地区主要出露花岗片麻岩，这些片麻岩经历了明显的变形，发育一系列近南北向高角度逆冲断层（图 17a），与褶皱的枢纽近于平行，断层面上发育明显的擦痕（图 17d），最大主压应力方向为北西西-南东东向（图 17b）. 中段地区出露的基底断层大多数为上盘指向东的逆冲断层，主断层之间分布大量双冲构造（图 17c）.其上覆的寒武系-奥陶系中层灰岩则主要为褶皱（图 17a）.
图 17 中阳县弓阳镇基底花岗片麻岩内断层a. 弓阳剖面素描；b.褶皱核部基底花岗岩内密集节理（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；c.节理再活动形成的双冲构造；d.双冲构造断层面上的逆冲擦痕Fig. 17. Thrust faults in granitic gneiss in Gongyang Town, Zhongyang County在吕梁山中部中阳县枝柯地区，基底断层出露地表，切割角度不整合于吕梁山群片岩之上的寒武系中厚层红色砂岩和灰岩（图 18a）.而这些断层向下均进入片岩，其产状与片理面平行（图 18a~18c），因此可以看出中部吕梁山背斜的形成与基底片理面再次活动有关. 该处断层面解指示近东西向的主压应力（图 18a）.
图 18 中阳枝柯基底断层a. 枝柯基底断层剖面（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面和变质面理，红点和黑点分别代表其极点）；b. 枝柯基底露头，发育明显的片理；c. 枝柯基底断层露头Fig. 18. Thrust fault in basement in Zhike Town, Zhongyang County2.2.5 吕梁山南缘单褶
本区主要位于地理上的吕梁山南端，也就是近东西向的新生代运城盆地的北侧山地. 在吕梁山地区发育的单褶构造中，其南端的构造方向为近东西向. 这个构造带向北略微凸出呈弧形，展布在河津以北的西磑口和固镇北侧山前. 主断层为由南向北逆冲的断层，其北侧发育次级逆冲断层，断层地表出露长度约6 km，断层破碎带宽5~100 m，该逆冲断层在新生代被控制运城盆地的南倾正断层所切割.
西磑口北侧断层在固镇北侧出露断裂带厚度可达40 m，在断裂带内，发育一系列上盘指向北的逆冲断层（图 19a、图 19e）以及反冲断层，断层下盘为寒武纪馒头组页岩和张夏组灰岩（图 19b、图 19d），上盘为古元古代花岗片麻岩，花岗片麻岩内部经历了强烈的剪切，其剪切面与断层面平行（图 19h）.断层下盘灰岩靠近断层处近于直立（图 19i），部分地区甚至倒转，向北很快变平，形成一个向斜（图 19e）. 考虑到寒武系与花岗片麻岩之间为不整合关系，因此西磑口逆冲断层的逆冲规模并不大，前人研究认为其逆冲断距大于100 m（杜晋锋等，2011）. 断层上擦痕表示近南北向的主压应力（图 19c、图 19f）.基底片麻岩和盖层的变形特征表明吕梁山南端是一个基底卷入型的单褶（图 19g），褶皱的核部是西磑口花岗片麻岩，目前其主体由于第四纪的正断层破坏而埋藏在运城盆地之下，导致单褶形成的是上盘指向北的逆冲断层. 需要指出的是，这个单褶被认为形成于晚侏罗世（杜晋锋等，2011），但最近的研究认为可能形成于晚白垩世（未发表资料）.
图 19 吕梁山南端基底卷入型褶皱a.固镇剖面素描；b.固镇单褶陡倾寒武系；c.固镇断层面解；d. 固镇北侧单褶下部逆冲断层；e.西磑口剖面素描；f.西磑口断层面解；g.西磑口单褶模型；h.西磑口单褶基底强变形花岗片麻岩（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；i.西磑口单褶陡倾寒武系灰岩Fig. 19. Basement-involved fold in southern margin of the Lüliangshan2.2.6 狐偃山单褶
狐偃山位于吕梁山中段的东侧，近南北向延伸，长约65 km，该地区发育有一系列逆冲断层和褶皱，卷入构造的地层包括寒武-奥陶系以灰岩为主的海相沉积以及石炭-二叠系含煤碎屑岩沉积. 狐偃山地区的近南北向逆冲断层向北经娄烦与静乐-宁武盆地东缘边界断层相连，交城以南为新生代汾渭地堑所覆盖. 北段的断裂西盘为古元古代混合岩化片麻岩，并构成单褶的核部基底（图 20），东盘为早古生代中厚层灰岩（寒武纪）和晚古生代的含煤地层. 在单褶发育地区，片麻岩内部发育很多次级逆冲断层，这些断层均向西倾，向东逆冲，断层面普遍发育倾向擦痕（图 21d），其断层面解显示最大主压应力为北西-南东向（图 21d）.相反盖层主体倾向东，产状平缓，在断层出露地区地层陡倾. 该构造带总体表现为一个向东倒的单褶构造（图 20），在单褶的不同位置也发育很多次级构造或晚期构造，如寒武-奥陶系灰岩与石炭-二叠系含煤地层之间正断层（图 21a）、走滑断层（图 21b）以及很多小型紧闭同斜褶皱. 图 21a显示的正断层并没有明显切割地层，可能是吕梁山东麓基底卷入型褶皱在形成过程中，盖层内部由于地层旋转至陡倾角，从而在重力作用下形成的正断层.
图 21 狐偃山单褶盖层（a，b）与基底（c，d）中的断层及断层面解赤平投影为下半球等面积投影，大圆为断层面Fig. 21. Faults in overlying sedimentary cover (a, b) and basement (c, d) of the Huyanshan monocline, and their fault plane solution2.2.7 其他单褶
除了上述吕梁山周围的单褶外，在吕梁山内部和西北部也发育有一些单褶（图 22），比较大的有北北东向清水河单褶、北西向榆树湾-阳湾单褶（孙思磊和张兆琪，2019），而在吕梁山北段的内部也发育有一些北西向的小型单褶构造（图 22；孙思磊和张兆琪，2019）. 涉及地层有张夏组鲕粒灰岩、馒头组、三山子组、马家沟组、太原组、山西组和石盒子组、太原组和山西组，单褶发育处，地层高陡近于90°，向两侧迅速恢复到区域性平缓产状（孙思磊和张兆琪，2019）. 与上述吕梁山东西缘的单褶不同的是，在吕梁山北段内部发育了一些走向北西的单褶构造（图 22），沿着这些单褶发育有同走向的逆冲断裂. 但由于缺少资料，我们还不清楚这些断层的具体运动学特征，有可能是斜向逆冲的断层，这些还需要进一步的工作. 此外，在运城盆地南侧的中条山也发育有单褶构造（图 22），其形成与吕梁山南端的近东西向单褶（西磑口单褶）可能类似，因为超出了吕梁山范围，本文就不详细论述.
图 22 吕梁山monocline分布与基底构造面关系赤平投影为下半球等面积投影；橙色大圆和黑色大圆分别代表面理和节理；a. 古应力场方向；b. 平均古应力场方向玫瑰花图Fig. 22. The relationship between the distribution of the monoclines and the structural plane in basement in the Lüliangshan3. 讨论
3.1 形成机制与古应力场方向
近二十年来的调查发现，除了上述吕梁山地区的单褶构造外，山西境内其他地区也广泛发育中生代基底卷入型的褶皱，从北侧的大同口泉山至南侧的中条山，从西部的吕梁山到中部的霍山以及系舟山均有发育（张岳桥等，2007；张长厚等，2011；Clinkscales and Kapp, 2019；图 22）.这些基底卷入型褶皱具体的形成机制研究较少. 目前基底卷入型构造的研究主要集中在北美西部，这些构造的盖层变形往往是以褶皱（单褶）为主，在剖面上多数褶皱前翼较为陡立，甚至倒转，而褶皱核部盖层的变形不显著，多表现为比较宽缓的背斜. 相反，基底的变形则复杂多样，基底的变形主要集中在一个断层（带）上（Mitra and Mount, 1998）或者相互平行的多个断层上（Spang and Evans, 1988），这些断层在顶端一般形成变形集中的三角区域，即Trishear模型.当然由于基底中存在前期的面状构造（片理或片麻理），在合适的产状和应力条件下，基底会发生类似盖层的弯滑作用（Davis，1978；Schmidt et al., 1993）. 虽然厚皮构造中基底的变形主要以断层为主，但是对断层的活动也有不同的认识，不同的学者就北美西部的Laramide型基底卷入型褶皱提出了至少5种基底断层活动形式：（1）Drape fold（Spang and Evans, 1988）；（2）Upthrust fault（Stearns et al., 1978）；（3）Thrust uplift（Berg，1962）；（4）Fold thrust（Stone，1993）；（5）Wrench uplift（Tindall and Davis, 1999）. 其中（1）和（2）主要倾向于认为基底发生垂向运动，后3种观点认为构造是由基底水平运动造成的，这也得到近来的地球物理勘探的证实（Brown，1988；Stone，1993）. 因而，水平应力造成Laramide厚皮构造的形成成为主要的共识（Yin，1994；Yonkee and Weil, 2015）.
吕梁山的基底卷入型褶皱控制因素较多，野外观察表明，该地区中生代单褶构造，有的受早期节理控制，如口泉断裂以及吕梁山南段地区的单褶构造（图 4、图 13、图 14、图 22），有的受基底片麻理或片理控制，如吕梁山中段（图 18、图 21、图 22）、南端西磑口（图 19、图 22）、芦芽山-管涔山等地区发育的单褶构造（图 11、图 12、图 22）.这些均表明，基底中的早期面状构造是控制吕梁山（甚至整个山西地区）中生代挤压变形的重要因素.
吕梁山地区是华北克拉通古元古代或新太古代碰撞造山带的一部分，这期造山导致了吕梁山以及太行山等地区古生代-中生代盖层之下的变质岩基底发生了强烈的变质和变形作用，形成了近南北向的优势构造面，如大量的片麻理、片理、劈理、断层和节理等，这些面状构造成为控制山西地区中生代，甚至新生代构造的基础. 基底中同时还发育一些小褶皱，但它们的产状和构造样式与目前地表发育的中生代的褶皱不同，可能是更早期华北中部造山期间的产物. 后期沿基底中早期面状构造的再次活动导致了应变弥散性分布在基底岩石之中，而除了控制褶皱边界的主要断层外，多数断层没有切割上覆的盖层. 由于盖层中存在诸如页岩、泥岩以及膏盐等非能干层，因此在盖层中会产生一些顺层活动的断层，这些断层往往是基底断层向上扩展的结果（Mitra and Mount, 1998），也可能是反冲断层，如宁武-静乐地区发育的向西逆冲的春景洼薄皮逆冲断层，吕梁山南段东缘向西逆冲的万圣寺逆冲断层（刘光勋，1985）可能也属于此类.
吕梁山地区的单褶构造有不同规模和方向，主体为近南北向，吕梁山北段的单褶主体为北东向，同时也发育有近东西向和北西向的小型单褶，而吕梁山南端的单褶则转为近东西向（图 22）.吕梁山南端近东西向的西磑口单褶，由于其形成时代可能与其他近南北向或北东向单褶不同，在此不列为本文的讨论范围（详见Zhang et al., 2020），我们对上述绝大多数单褶的基底主控断层都进行了测量，并反演得到各自的古应力场方向（详见Zhang et al., 2020），总的结果简化为图 22所示，可以看出，虽然吕梁山地区单褶的产状变化较大，但是反演出的古应力场却基本一致（图 22a），都指示了北西西-南东东向的挤压，主压应力场的方位统计显示出122°~302°的优势方向（图 22b）. 这个方向与前人根据野外以及模拟得出华北克拉通晚侏罗世应力场方向一致（张岳桥等，2007）.
3.2 形成时代
大多数已有的研究表明，山西地区中生代褶皱（吕梁山、霍山、中条山、系舟山等等）发育于晚侏罗世-早白垩世（山西省地质矿产局，1989；赵重远，1990；张岳桥等，2007；Clinkscales and Kapp, 2019）.部分学者认为这些褶皱与三叠纪末期华北克拉通和扬子克拉通碰撞有关（Zhang，2012），也有学者根据低温热年代学认为这些褶皱主体形成于新生代（李建星等，2015；赵俊峰等，2015）. 由于吕梁山地区卷入到这些近南北向褶皱的最新地层是中侏罗统，因此这些褶皱形成于晚侏罗世或之后（除了吕梁山南端近东西向西磑口单褶）.
近几年来，华北中部地区陆续开展了一系列的低温热年代学工作（图 23及其所引文献），然而并没有得到确信的中生代中晚期的时代，却测到了大量新生代的年龄（李建星等，2015；任星民等，2015；赵俊峰等，2015；冯乾乾等，2018），例如，磷灰石裂变径迹年龄表明吕梁山脉的抬升剥露集中在中生代末期和新生代，吕梁山北段基底变质岩大范围出露的地区记录到了40 Ma和晚白垩世的热事件（任星民等，2015）. 这些研究结果致使一些学者认为控制这些构造的断裂是新生代期间活动的（赵俊峰等，2015）.新生代期间华北克拉通上开始发育大型的裂谷盆地，华北中部新生代早期的热事件可能并不代表挤压体制下的褶皱隆升，相反可能与华北东部的伸展有关. 近来的研究也表明，在东亚东部包括华南地区也存在新生代早期的热事件，该期热事件被解释成与太平洋板块俯冲速度和方向的变化有关（Richardson et al., 2008；Wang et al., 2018）.
图 23 吕梁山地区低温热年代学数据分布Fig. 23. Location of the low-temperature thermochronological data in the Lüliangshan为了进一步分析已有的低温热年代学资料，找寻早期构造事件的可能，本文收集了吕梁山地区所有磷灰石裂变径迹数据. 根据前人所采集的磷灰石裂变径迹样品位置将吕梁山划分为南段、中段和北段3部分（图 23、图 24）.吕梁山地区的磷灰石裂变径迹数据虽然较多，但分布不均，绝大多数集中在中段（图 23）.该段裂变径迹年龄和高程的关系可以明显划分为两个部分（图 24b），其年龄范围分别为~20~70 Ma和~40~140 Ma. 在年龄-高程图上，~40 Ma呈现明显的拐点，表明该段山体在~40 Ma之后经历了快速剥露阶段，这与前人的研究基本一致（任星民等，2015）. 拐点对应的海拔高程为~1 200 m，代表了古部分退火带的底部边界.在中段还存在另外一部分样品（~20~70 Ma），它们的年龄-高程关系显示在~20 Ma时发生了剥蚀速率的突变（图 24b）. 这些年龄出现的原因，一方面，可能是所统计的自发径迹数偏少，致使样品的磷灰石裂变径迹年龄偏小；另一方面，这部分数据可能真实反映了吕梁山新生代晚期的构造变动，已有的数据表明，吕梁山东侧的宁武-静乐盆地（黄志刚和杨振宇，2017；黄志刚等，2018）及其北侧的大同盆地（刘武生等，2008）、东南侧的沁水盆地（任战利，2005）和西侧的鄂尔多斯盆地（Zhao et al., 1996）、东侧的太行山（Wu et al., 2020）都有这期事件的记录，代表了一次区域性抬升事件（任战利，2005）.可以看出，吕梁山的这两期构造热事件主要发生在新生代，并没有明显的中生代事件的年龄记录. 吕梁山南段的数据很少（图 23、图 24a），同样也没有中生代构造事件的表现.
图 24 吕梁山不同段磷灰石裂变径迹年龄与样品海拔高度关系（a~c）以及与径迹平均长度的关系（d）不同段的位置见图 23dFig. 24. Fission track ages-altitude plots (a-c) and fission track ages-mean track length plots (d) of the samples from different parts of the Lüliangshan本文对比了已有的吕梁山地区磷灰石裂变径迹年龄和样品的平均径迹长度的关系（图 24d）.一般而言，磷灰石裂变径迹年龄与平均径迹长度的关系可以反映地质体的冷却趋势，通常两者会呈现“U”字形状，较老和较新样品的平均围限径迹长度较长，反映区域上经历了较为快速的冷却作用（Green et al., 1989）. 然而吕梁山地区的样品没有显示出典型的“U”字型分布特征，但是所有样品的年龄可划分为两个阶段，即~80~20 Ma和~140~100 Ma，对于较老裂变径迹年龄组而言（~140~100 Ma），这些样品经历了不同程度退火作用，推测吕梁山的初始隆升时限应该在~140 Ma之前.近来的研究发现吕梁山以及东部的沁水盆地等地区普遍遭受了早白垩世岩浆事件的热作用影响（任战利等，2005），这次热作用可能导致了磷灰石经历了不同程度的退火，径迹长度发生不同程度缩短. 另外一组较为年轻的年龄组则显示了不完整的“U”字形，吕梁山在~80~60 Ma对应了较短的平均径迹长度（~12 μm），代表了区域上稳定的阶段；自~50~40 Ma以来，对应的平均径迹长度增长（~13~14 μm），暗示了山体的快速剥露阶段，这与上述年龄-高程图上~40 Ma的拐点指示的事件是一致的（图 24b、图 24c）.
3.3 构造背景
包括北美西部Laramide造山带在内的多数厚皮构造往往发育在陆内或板内，造成这些变形的动力来自何处成为一个关键的问题. 就北美西部而言存在以下几种不同的认识：（1）随着海洋板块向东的俯冲，沿Cordillera逆冲褶皱带形成的背冲构造（Price，1981）；（2）Laramide造山带的变形通过地壳中的一个区域性的滑脱层与板块边缘相连，与地体碰撞有关（Oldow et al., 1990）；（3）海洋板块沿着上覆板块的底边界进行低角度俯冲，致使在上覆板块中形成水平压力（Bird，1988；Yonkee and Weil, 2015）；（4）北美西部一系列的外来地体向北拼贴，并与北美板块发生碰撞，导致了Laramide造山带的形成（Maxson and Tikoff, 1996）；（5）由于Laramide西侧Sevier造山带的垮塌，造成了东侧Laramide地区的挤压（Livaccari，1991）. 虽然存在不同的认识，但这些不同认识的均认为Laramide的变形主要还是与板块俯冲或碰撞有关，也就是发育于板块边缘的作用力. 而且随着研究的深入，越来越多的研究倾向于主要作用力来自海洋板块向东的平板俯冲或低角度俯冲（Yonkee and Weil, 2015）.
晚侏罗世是东亚地区著名的“燕山运动”的开始时期（Dong et al., 2015），华北克拉通在晚侏罗世遭受了明显的构造改造，不仅造成了燕山山脉的大规模逆冲推覆（Davis et al., 1998），而且在鄂尔多斯盆地周缘形成了一系列的逆冲推覆构造，而近东西向挤压是吕梁山形成的主要原因（张岳桥等，2007；Dong et al., 2015；Clinkscales and Kapp, 2019；Zhang et al., 2020），这不能用同期发生在北侧的蒙古-鄂霍茨克大洋的关闭来解释（Zorin，1999）. 晚侏罗世，古太平洋板块向西低角度俯冲于欧亚板块之下（Zhu et al., 2017），Faure et al.（2012）认为华北克拉通西缘的鄂尔多斯西缘构造带中生代变形的主要动力即来自东部古太平洋板块的俯冲，如果认为晚侏罗世的古太平洋俯冲的位置在我国东北那丹哈达近南北向一线，则古太平洋的俯冲在东西方向上的影响范围，向西到鄂尔多斯西缘约2 200 km，而到吕梁山西侧则为1 800 km，而美国典型的Laramid造山带的影响范围在1 500~2 000 km左右. 虽然有学者认为导致吕梁山以及贺兰山形成的原因，可能与华北克拉通和扬子克拉通自晚三叠世以来的旋转碰撞有关（Zhang，2012），但是考虑到吕梁山以及贺兰山的逆冲推覆主要形成于晚侏罗世，时代上并不匹配. 此外，华北克拉通内的这些近南北向的构造与欧亚板块东缘的俯冲带是近于平行的，因此我们还是认为导致华北克拉通内部中生代近南北向的挤压构造的动力来自欧亚板块东缘的板块相互作用. 大洋板块的俯冲导致克拉通内部远达近2 000 km的显著变形，最为合理的解释就是，大洋板块发生低角度俯冲，这主要是来自于北美西部的一系列研究（Bird，1988；Yonkee and Weil, 2015）. 晚侏罗世古太平洋板块的低角度俯冲，将应力传递至华北克拉通内部，在东西向挤压作用下，基底早期的构造面再次活动，形成了一系列走向近南北向的基底卷入型褶皱.
3.4 与北美Laramide构造的对比
北美西部晚白垩世-古新世之间经历了一期构造事件，导致了因发育基底卷入型褶皱而独具特色的Laramide造山运动. 这些厚皮构造中存在大量单褶构造，该地区也成为此类构造研究的重要地区（Davis，1978；Yin，1994）. 华北克拉通中部吕梁山地区的中生代变形同样也表现出类似北美西部Laramide构造的变形特征.北美西部Laramide构造中褶皱方向多变，有近南北向、北西-南东向甚至近东西向（图 25a），而且也存在多个方向的逆冲（图 25a、图 26b）；吕梁山地区中生代的基底卷入型构造的方向也并不集中，主要有近南北向、北东-南西向以及少量的北西-南东向和近东西向（图 25b），也存在多个方向的逆冲（图 25b）. 与北美Laramide构造类似，虽然这些褶皱/构造的方向多变，但是应力场方向却在大范围内保持统一，科罗拉多高原地区的厚皮构造形成于北东-南西向的挤压（即，65°~245°方向挤压；Yin，1994），而吕梁山地区的同类构造则受北西-南东向挤压（即，122°~302°方向挤压）的控制，而且北美西部（Yin，1994）和吕梁山地区的厚皮构造均主要受控于基底中早期面状构造，它们在合适的应力场环境中重新活动形成了上述各种方向的厚皮构造.
图 25 北美西部Laramide构造（a）与吕梁山厚皮构造的对比（b）北美西部构造图修改自Dickinson et al.（1988）Fig. 25. Comparison between the Laramide tectonic belt in western America (a) and the thick-skinned structures in Lüliangshan (b)北美西部的Laramide构造与华北克拉通中部的挤压构造均发育于板块内部，虽然早期的研究倾向于认为是垂直运动造成了北美西部的构造（Stearns，1978），但越来越多的研究则揭示主要的构造应力来自板块边缘，大洋板块低角度的俯冲，可以将应力传递到板块内部，从而导致了板块内部的变形（Bird，1988；Yonkee and Weil, 2015），这表明板块边缘的作用会通过一定的方式影响到板块内部的变形. 同样已有的研究表明，晚侏罗世期间，古太平洋板块向西呈低角度俯冲于欧亚板块之下（Zhu et al., 2017；Wu et al., 2019），这与华北克拉通内部的挤压变形时间一致，说明华北克拉通内部晚侏罗世的逆冲构造非常可能与古太平洋板块的低角度的俯冲有关（Faure et al., 2012；图 26）.
图 26 华北克拉通中部与北美西部Laramide构造带厚皮构造对比a. 华北克拉通中部北西-南东向地质-地球物理剖面（地形资料根据SRTM-90 DEM；地壳结构根据唐有彩等，2010）；b. 北美西部剖面（据Brown，1988修改）；c. 晚侏罗世华北克拉通中部变形构造背景Fig. 26. Comparison of thick-shinned structure between the central North China Craton and the Laramide structures in western North America关于造成北美西部厚皮构造的逆冲断层的产状，早期研究认为倾角很大，甚至直立（Stearns，1978），然而后来的地球物理资料表明这些地表高陡的逆冲断层向下至20~30 km深度就变成近水平的（Brown，1988）. 最近在华北克拉通中部的地球物理探测也表明在地壳中下部的20~30 km处可能存在近于水平的断层带（图 26a）.
虽然与北美西部的Laramide构造存在非常多的相似性，但是吕梁山地区的同类构造也表现出一定的差异. 例如，在北美西部发育有很多与厚皮构造同期的沉积盆地，其中不少盆地规模比较大，这些盆地内主要堆积了来自厚皮构造剥蚀的产物（图 25a）.虽然吕梁山地区也有与厚皮构造形成同期的沉积盆地，但是这些盆地数量很少，而且规模较小，现在确定的盆地主要为宁武-静乐盆地、大同盆地、浑源盆地以及霍山盆地（图 25b），但有研究认为这几个盆地的形成机制与北侧燕山地区近南北向的地壳缩短有关，而很少注意到近东西向挤压缩短的因素（Li and Song, 2010；Li et al., 2016），这是为什么？是地壳缩短量不大？最近的研究表明，晚侏罗世时期，整个山西的上地壳近东西向缩短量约为11 km（Clinkscales and Kapp, 2019），可见吕梁山地区的上地壳缩短量一定小于11 km，这可能导致形成不了有效的构造负载，致使无法形成与中生代厚皮构造同期的前陆盆地，相关的盆地研究还需要进一步的工作.
4. 结论
华北克拉通晚侏罗世-早白垩世的挤压变形事件，是“燕山运动”的一部分，也是华北克拉通破坏过程的一部分. 这期陆内变形以发育基底卷入型褶皱为主要特征，属于典型的厚皮构造. 位于华北克拉通中部的吕梁山即形成于这期陆内挤压变形事件中. 通过对吕梁山地区这一时期逆冲构造变形特征的研究，加上前人所做的年代学工作，我们取得了以下认识：
（1）吕梁山不同地区均发育有典型的单褶构造，形成规模较大的褶皱系统.
（2）早期造山事件在基底中形成的面状构造的再活动成为控制吕梁山单褶构造形成的主要因素. 基底变形主要以断裂活动为主，而盖层变形则以褶皱变形为主，主要滑脱层均位于地壳的20~30 km范围内. 导致吕梁山不同地区褶皱变形的古应力场方向总体一致，为SE（122°）~NW（302°）.
（3）吕梁山地区厚皮构造的变形样式、形成机制以及分布，与北美西部Laramide造山带中的厚皮构造相似.
（4）古太平洋板块晚侏罗世向西的低角度俯冲是华北克拉通中生代褶皱变形的主要动力来源，华北克拉通的变形表明，克拉通不仅能够发生内部的变形，而且这些变形的动力主要源自板块边缘.
致谢: 感谢审稿专家提出的建设性意见；关于单褶的问题，曾与尹安教授讨论，获益良多，在此特别感谢；南京大学张庆龙教授一并参与了早期的野外工作并与其进行了富有建设性的讨论，兰州乐途汽车租赁有限公司张新义在野外给予热心帮助，在此表示感谢. 本文为中国地质科学院基本科研业务费（No.YYMF201604）资助的成果. -
图 4 大同云冈剖面单褶
a.观音寺剖面及单褶陡倾地层；b.单褶西翼小断裂.
Fig. 4. Monocline developed in Yungang profile in Datong
图 5 大同云冈剖面中的基底变形
a.花岗岩基底断层露头；b.花岗岩基底断层面；c.花岗岩基底中的节理及节理再活动形成断层的断层面解；d.花岗岩基底中的断层面及断层面解；断层面解中黑色实线代表断层面，红点代表T轴，蓝点代表P轴，下文相同；赤平投影为下半球投影，蓝点和红点分别代表断层面和节理面极点
Fig. 5. Basement deformation of Yungang profile in Datong
图 6 口泉断裂鹅毛口剖面及可能的演化模型
a. 鹅毛口露头；b. 鹅毛口剖面；c. 鹅毛口断裂上盘背斜（单褶）发育模式；d. 鹅毛口背斜（单褶）模拟
Fig. 6. Kouquan fault in E'maokou profile and the possible evolution model
图 7 鹅毛口地区口泉断裂不同断层
a.后期左行走滑断层及褶皱枢纽（赤平投影为下半球投影，红点代表褶皱枢纽）；b.后期左行走滑断层切割早期逆冲断层
Fig. 7. Different faults of the Kouquan fault in E'maokou profile
图 9 宁武-静乐盆地北东方向恒山隆起北西侧逆冲断层
a.单褶剖面；b.单褶露头；c.单褶北翼平缓地层
Fig. 9. Thrust faults of the north-western Hengshan located at the north-eastern Ningwu-Jingle Basin
图 10 宁武-静乐构造带北段单褶构造
剖面根据孙思磊和张兆琪（2019）修改
Fig. 10. Monocline developed in the north part of the Ningwu-Jingle tectonic zone
图 11 东寨单褶基底变形特征分布
a.东寨单褶剖面素描；b.单褶西翼下方花岗片麻岩基底节理；c.单褶下方花岗片麻岩内的断层；d~e，g.单褶东翼下方花岗片麻岩内密集节理与小断层；f.单褶下部基底花岗片麻岩内不同面状构造赤平投影（下半球投影，蓝点、黑点、红点分别代表面理、节理、断层面极点）；h.单褶东翼东部弱变形花岗片麻岩；i.单褶西侧弱变形的粗粒花岗岩；j.单褶东翼寒武系灰岩内小型逆冲断层及其上部张性破裂
Fig. 11. Characteristics of the basement deformation of Dongzhai monocline
图 12 东寨基底卷入褶皱前缘基底变形特征
a.东寨单褶基底花岗片麻岩内早期片麻理再活动形成的双冲构造素描（赤平投影为下半球投影，大圆为变质成因面理，红点代表其极点）；b.双冲构造照片；c基底花岗片麻岩内密集节理和切割节理的断层（平行片麻理）；d.基底内切割节理的逆冲断层素描（赤平投影为下半球投影，红点、黑点、黄点分别代表节理、面理、断层面极点）
Fig. 12. Characteristics of the basement deformation at the front of the basement-involved fold in Dongzhai
图 13 芦草沟-新堡剖面
a.单褶西翼缓倾的寒武系厚层砂岩；b.单褶向东变陡的寒武-奥陶系灰岩；c.单褶东翼陡倾的石炭-二叠系含煤碎屑岩；d.芦草沟-新堡剖面；e.单褶西翼下方前寒武纪滹沱群变质砂岩内的两组节理及赤平投影（赤平投影为下半球投影，大圆为节理面，红点代表节理面极点）；f.两组节理中的一组节理再活动形成的逆冲断层；g.单褶东翼近于平缓的三叠纪厚层砂岩
Fig. 13. Profile of Lucaogou-Xinpu
图 14 隰县黄土吕梁山西缘单褶
a. 黄土吕梁山西缘单褶剖面（赤平投影为下半球投影，大圆为节理面）；b.单褶西部近于倒转的寒武-奥陶系灰岩；c.单褶上部近于水平的寒武系厚层砂岩；d.单褶枢纽（下半球投影，大圆为褶皱两翼，红点代表褶皱枢纽）；e.单褶下方基底片麻岩中的节理；f.平行节理再活动的逆冲断层及断层面解
Fig. 14. Monocline developed in the west margin of the Lüliangshan in Huangtu Town, Xi County
图 15 靳家川离石断裂及单褶
a.露头素描；b.逆冲断层及断层面解；c.断层带内的早期双冲构造（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）
Fig. 15. Lishi fault and monocline in Jinjiachuan
图 16 蒲县峡村离石断裂及单褶
a.离石断裂及单褶剖面露头素描；b.离石断裂素描；c.离石断裂露头及断裂赤平投影（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；d.离石断裂露头次级断裂
Fig. 16. Lishi fault and monocline in Xiacun Town, Pu County
图 17 中阳县弓阳镇基底花岗片麻岩内断层
a. 弓阳剖面素描；b.褶皱核部基底花岗岩内密集节理（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；c.节理再活动形成的双冲构造；d.双冲构造断层面上的逆冲擦痕
Fig. 17. Thrust faults in granitic gneiss in Gongyang Town, Zhongyang County
图 18 中阳枝柯基底断层
a. 枝柯基底断层剖面（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面和变质面理，红点和黑点分别代表其极点）；b. 枝柯基底露头，发育明显的片理；c. 枝柯基底断层露头
Fig. 18. Thrust fault in basement in Zhike Town, Zhongyang County
图 19 吕梁山南端基底卷入型褶皱
a.固镇剖面素描；b.固镇单褶陡倾寒武系；c.固镇断层面解；d. 固镇北侧单褶下部逆冲断层；e.西磑口剖面素描；f.西磑口断层面解；g.西磑口单褶模型；h.西磑口单褶基底强变形花岗片麻岩（赤平投影为下半球投影，大圆为断层面）；i.西磑口单褶陡倾寒武系灰岩
Fig. 19. Basement-involved fold in southern margin of the Lüliangshan
图 21 狐偃山单褶盖层（a，b）与基底（c，d）中的断层及断层面解
赤平投影为下半球等面积投影，大圆为断层面
Fig. 21. Faults in overlying sedimentary cover (a, b) and basement (c, d) of the Huyanshan monocline, and their fault plane solution
图 22 吕梁山monocline分布与基底构造面关系
赤平投影为下半球等面积投影；橙色大圆和黑色大圆分别代表面理和节理；a. 古应力场方向；b. 平均古应力场方向玫瑰花图
Fig. 22. The relationship between the distribution of the monoclines and the structural plane in basement in the Lüliangshan
图 23 吕梁山地区低温热年代学数据分布
Fig. 23. Location of the low-temperature thermochronological data in the Lüliangshan
图 24 吕梁山不同段磷灰石裂变径迹年龄与样品海拔高度关系（a~c）以及与径迹平均长度的关系（d）
不同段的位置见图 23d
Fig. 24. Fission track ages-altitude plots (a-c) and fission track ages-mean track length plots (d) of the samples from different parts of the Lüliangshan
图 25 北美西部Laramide构造（a）与吕梁山厚皮构造的对比（b）
北美西部构造图修改自Dickinson et al.（1988）
Fig. 25. Comparison between the Laramide tectonic belt in western America (a) and the thick-skinned structures in Lüliangshan (b)
图 26 华北克拉通中部与北美西部Laramide构造带厚皮构造对比
a. 华北克拉通中部北西-南东向地质-地球物理剖面（地形资料根据SRTM-90 DEM；地壳结构根据唐有彩等，2010）；b. 北美西部剖面（据Brown，1988修改）；c. 晚侏罗世华北克拉通中部变形构造背景
Fig. 26. Comparison of thick-shinned structure between the central North China Craton and the Laramide structures in western North America
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