0 引言

自1927年翁文灏^[1]提出“燕山运动”以来，中外地质学家对华北地区的地质进行了广泛而详细的研究，针对的问题主要为燕山运动“A”幕和“B”幕的时限、侏罗纪期间强烈构造变形的机制以及早、中、晚侏罗世火山-沉积盆地构造背景等问题。地质学家们经过多年的研究对华北地区侏罗纪地质状况具有了一定的资料积累，并对华北地区侏罗纪构造演化具有了清晰的认识^[2-13]。然而对于晚侏罗世盆地性质及土城子组沉积背景、时间还存在很大争议。关于晚侏罗世火山-沉积盆地的性质，主要有两种观点：一种观点认为土城子期盆地为挤压性质的盆地^{[9, 14-21]}；另一观点认为是伸展性质的盆地^[22-25]。争议存在的原因是由于现存盆地多保存不完整，残留分布，经历了复杂的板内构造变形，形成了多期构造叠加使得在复杂构造中难以识别出单一或同时期构造，从而对华北地区侏罗纪火山-沉积盆地的地层、构造研究提出了很大挑战。

盆地的沉积记录作为构造活动的响应可反映盆地的沉降过程及其构造特征^[14]，所以根据华北地区侏罗纪沉积盆地的盆地充填特征，结合盆缘构造的研究，可以揭示该时期华北地区的构造演化，对重建华北地区侏罗纪构造背景具有重要意义。本文基于对赤城—宣化晚侏罗世盆地火山-沉积地层沉积相的划分以及残余盆地边缘构造的观察描述，对地层沉积过程与盆地成因之间的关系进行了探讨。笔者对研究区土城子组做了精细、系统的地层剖面测量工作，这对了解盆地地层格架乃至大范围地层对比具有重大意义。

1 区域地质背景

研究区位于北纬40°18′—41°00′、东经114°45′—116°15′之间的广大区域。在地理上，赤诚—宣化盆地位于燕山西段，也属于太行山山脉与燕山山脉交接区域。赤城区域—宣化区域自NE向SW可划分为赤城盆地、怀来盆地、宣化—下花园盆地带(图 1)。盆地群总体呈NE向展布，各小盆之间以褶皱逆冲带相隔，其中赤城盆地又被紫金关断裂带分割成两个小盆地，即雕鹗盆地和后城盆地。

①河北省地质局区域地质测量大队.张家口幅K-50-(25)1∶20万地质图. 北京：中国地质大学(北京) ,1965.

②河北省革命委员会基本建设局地质勘测总队.龙关幅K-50-(26)1∶20万地质图.北京：中国地质大学(北京) ,1969.

③河北省革命委员会地质局第十五队.宣化幅K-50-(32)1∶20万地质图.北京：中国地质大学(北京),1971.

该区内的主要断层有2组：一是近EW向断裂，以尚义—平泉断裂和发育于宣化北部的宣化断裂为主；二是NE—NNE向断裂，以紫荆关断裂及下花园断裂为主。位于燕山冲断带走向近东西的尚义—赤城逆冲断裂带，属于“内蒙地轴”南缘边界断裂系的组成部分，它们被认为是多期形成的，晚中生代时期发生过强烈的构造运动^{[17, 26]}，宣化东南部边缘的下花园断层在平面图上呈明显的向西凸出的弧形形态。

研究区内，太古宙片麻岩、角闪岩构成了华北克拉通结晶基底，在北部大范围出露；元古宇由石英岩、灰岩、白云岩和上部的页岩组成，沿着侏罗纪盆地边缘分布；寒武系为浅海碳酸盐岩沉积，只发育于怀来北部；上石炭统—三叠系不发育；侏罗系—白垩系为陆相火山岩和碎屑岩地层，呈北东向大范围分布；白垩纪火山岩主要沿着尚义—赤城断裂两边分布。研究区侏罗纪地层既有相同之处，又有不同之处，在区域上可以进行对比(表 1)。本文涉及的主要是土城子组。

晚侏罗世髫髻山组(J₃t)主要为中基性火山岩、火山角砾岩。土城子组(J₃-K₁t)的研究历史悠久，林朝棨1942年命名土城子砾岩层，1957年长春地质学院首称土城子组，之后其曾被称作土木路组 、土井子组、后城组等名称，20世纪90年代中期河北、辽宁、内蒙古等地质矿产局将这套地层统一称为“土城子组”，一直沿用至今。主要分布于蔚县、宣化南部、下花园西部、尚义、赤城等地。以红色砾岩为主，间夹中酸性火山岩、火山碎屑岩。近年来已发 表的同位素年代学数据^[28-29]表明，土城子组时期为晚侏罗世—早白垩世^{[20, 23, 30]}。早白垩世张家口组(K₁z)流纹岩是华北克拉通东部岩石圈减薄作用、地壳伸展作用的产物^[31]，在张家口、怀来东部及赤城等中生代陆相火山-沉积盆地中多有出露。

2 土城子组充填特征

研究区土城子组主要集中分布在赤城盆地和宣化—下花园盆地中。赤城雕鹗镇和后城镇及宣化南部土城子组较发育，地层出露较完整，沉积构造较发育(图 2)。通过精细剖面测量，发现宣化—下花园盆地中土城子组可以和赤城盆地土城子组对比(图 3)，这对区域构造演化具有很好的指示意义。

2.1 雕鹗盆地土城子组充填特征

土城子组为一套紫红色陆相碎屑沉积，在雕鹗盆地较发育。雕鹗镇石头堡村西边可以看到土城子组底部与下伏髫髻山组安山岩呈整合接触，其顶部在尤庄村与上覆张家口组流纹岩呈角度不整合接触。

土城子底部为一层红色泥岩，内部含有安山岩角砾，向上为一套由紫红色细砂岩、中砂岩、粗砂岩、含砾粗砂岩、砾岩构成的旋回，厚约50 m。单个旋回厚7~12 m。其中粗砂岩、含砾粗砂岩发育槽状交错层理、斜层理、平行层理，可以确定其为辫状河冲积平原沉积体系。

土城子组中下部，沉积颗粒变细，由紫红色泥岩、粉砂岩、细砂岩、中砂岩组成，中间夹有两套火山岩和两套凝灰质细砂岩，它们在整个盆地分布普遍。细砂岩发育波纹层理、水平层理，火山岩层下部的泥岩具有明显烘烤边(图 2a)。从沉积特征看，该段表现为湖相沉积，并在湖相沉积体系下发育多层火山岩夹层，该段厚约100 m。

土城子组中部，沉积物颗粒突然变粗，发育一套由砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩组成的旋回，厚约130 m，其底部发育冲刷面。砾岩中砾石直径在2~64 mm者占80%以上，为中—细砾岩。向上每个旋回砾岩向粉砂岩、泥岩逐渐过渡，砾岩下部/泥岩上部冲刷面较发育，可见冲槽和冲坑构造。单个旋回厚度不均，在0.5~13.0 m之间。单个旋回中粉砂岩与细砂岩、粗砂岩互层，中间夹有砾岩透镜体(图 2b)，砾岩中也夹有细砂岩、粗砂岩透镜体，应属心滩沉积。粗砂岩、含砾粗砂岩中发育槽状交错层理、斜层理、平行层理，泥岩、粉砂岩具波纹层理、水平层理。根据上述沉积特征，该地区可能发生了构造抬升，盆地由湖相沉积环境转变为辫状河冲积平原沉积体系。

城子组中上部，沉积物颗粒变细，总体由粗砂岩、中砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩构成的旋回组成，总厚约70 m。夹有若干层含砾粗砂岩、砾岩层，下部具有冲刷面，应属水下河道沉积。单个旋回厚0.5~1.5 m。紫红色细砂岩与粉砂岩、泥岩互层，都发育水平层理；中砂岩、粗砂岩发育平行层理、斜层理。从沉积特征看，该段应属于湖泊浅水沉积。在该段之上发育一套较粗的碎屑沉积，厚约40 m，其沉积特征与前述辫状河沉积相似，应属辫状河沉积体系。

土城子组顶部为沉积物颗粒较大，为一套沉积砾岩，厚约480 m。颗粒较粗，分选差，为近源沉积。砾石粒径在2~60 mm范围内者占50%~70%，并含有砾径大于10 mm的砾石，总体以中—细砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩为主，夹有粉砂岩和泥岩。沉积物成层性不明显，垂向上粗细频繁交替，层间界面不明显。可以确定其为冲积扇沉积。

2.2 后城盆地土城子组充填特征

后城盆地与雕鹗盆地中间以紫荆关断裂带分割(图 1)。后城盆地基底为震旦纪雾迷山组(Z₂w)灰岩、白云质灰岩，土城子组不整合于其上。为了研究后城盆地土城子组充填特征，我们作了“河西村—后城镇土城子组剖面”(图 3d)。

在河西村附近，也即后城盆地土城子组底部，土城子组厚层灰黑色泥岩覆于雾迷山组白云质灰岩之上的灰岩角砾岩上面，该灰岩角砾岩为棱角状，大小混杂、分选差，为原地风化堆积产物(图 3d)。该段由一套泥岩、细砂岩、中砂岩组成，厚约70 m。泥岩呈薄层状，厚约20 m,呈灰黑色，发育水平层理，为浅湖—半深湖相沉积。该段的上部泥岩与粉砂岩、细砂岩互层，细砂岩中发育波状层理(图 2c)，中部发育有砾岩、含砾粗砂岩透镜体，横向尖灭(图 2f)，为水下河道沉积，属滨浅湖沉积相，厚约50 m，沉积物主要受湖下水流作用影响。根据上述沉积特征，该段总体为湖相沉积，沉积物以在纵向上由细变粗的正旋回为特征。

后城盆地土城子组中下部，沉积物颗粒总体变粗，发育由砾岩、含砾粗砂岩、中砂岩、细砂岩、泥岩构成的旋回，单个旋回厚约0.5~8.0 m，总厚约120 m。单个旋回中砾岩逐渐向泥岩过渡，砾岩中砾石直径集中在2~30 cm，属中—细砾岩。砾岩下部/泥岩上部冲刷面较发育，可见冲槽和冲坑构造。含砾粗砂岩、粗砂岩中发育大型槽状交错层理(图 2h)、斜层理(图 2i)。单个旋回中较厚的砾岩层为1~4 m，往往在横向上尖灭于细砂岩、泥岩中。砾岩层中也发育有细砂岩、粗砂岩透镜体。该段应属于辫状河冲积平原沉积体系。

后城盆地土城子组中上部，沉积物变细，总体由细砂岩、中砂岩与泥岩、粉砂质泥岩互层组成，中间夹有4层次安山岩，厚190~200 m。泥岩与砂岩互层也具有旋回性，单个旋回为0.2~2.0 m。不同于土城子组底部，该段泥岩、砂岩为紫红色。泥岩与粉砂岩发育水平层理。本段中发育若干层薄层砾岩、含砾粗砂岩，在横向上尖灭于泥岩、砂岩中，为水下河道沉积。从沉积特征看，本段为表现为湖相沉积，并在湖相沉积体系下发育多层火山岩夹层。该段上部沉积物颗粒变粗，主要以砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩、中砂岩、细砂岩、粉砂质泥岩构成的旋回组成，厚约120 m。单个旋回中砾岩向泥岩逐渐过渡，厚0.5~2.0 m。砾石分选差，磨圆差，为近源沉积。细砂岩中斜层理发育(图 2i)，泥岩中夹有砾岩、粗砂岩透镜体。从沉积特征看，该段为表现为辫状河沉积。

后城盆地土城子组顶部和雕鹗盆地一样，为一套厚层砾岩沉积，颗粒粗、分选中等，砾径在4~60 mm范围内的砾石为60%~70%。以砾岩、含砾粗砂岩中夹有粉砂岩和泥岩，沉积物成层性不明显，垂向上粗细频繁交替，层间界面不明显。可以确定其为冲积扇沉积。由于该段地层地势陡峻，无法直接量取其厚度。在谷歌地图上得到该层顶底海拔差为194 m，地层倾角为17°，根据三角公式计算(194 m×cos17°=185.5 m)得到该段砾岩厚度为185.5 m。

2.3 宣化—下花园盆地土城子组充填特征

在宣化—下花园地区，残余土城子组主要存在于宣化南部(图 1)。在里口泉村东部，下花园逆冲断层上盘的震旦系白云质灰岩逆冲于土城子组砾岩碎屑岩之上(图 1)，从而在里口泉村土城子组地层剖面中缺失了其上段一部分地层。

在宣化南部里口泉村附近，土城子组所测量的剖面不完整，是分两个地区进行测量的，分别为土城子1段(图 3a)和2段(图 3b)。

在土城子1段，土城子组底部粗砂岩整合覆盖于髫髻山组安山岩之上。其底部沉积物颗粒较细，主要由紫红色、灰绿色泥岩、粉砂岩、细砂岩组成，夹有若干层含砾粗砂岩、粗砂岩(图 2d)，厚约32 m。含砾粗砂岩、细砾岩底部具有冲刷面(图 2e)，粒径5~20 mm，磨圆好、分选好，其向上过渡为粗砂岩，粗砂岩呈灰白色。厚层泥岩与粉砂岩、细砂岩互层，泥岩和细砂岩中发育水平层理。根据上述沉积特征，该段底部应属湖相沉积。土城子组中部为一套粗碎屑沉积，主要由砾岩、含砾粗砂岩、粗砂岩、细砂岩、泥岩组成，具有旋回性，厚约65 m。土城子组上部发育一层火山岩，顶部为一层厚约6m的红色泥岩，与上覆破碎白云质灰岩呈断层接触。单个旋回厚1.5~5.0 m，砾岩逐渐向泥岩过渡，砾岩中发育砂岩、泥岩透镜体，底部具有冲刷构造，粗砂岩中含有大型槽状交错层理、斜层理，泥岩中含有砾岩、粗砂岩透镜体。根据除上述沉积特征，该段上部为辫状河沉积。

土城子2段发育于下花园逆冲断层(图 1、4)之下，顶部有缺失，底部不整合于震旦系雾迷山组白云质灰岩之上。其底部为一套较粗碎屑沉积，砾岩与砂岩、泥岩交互沉积，厚约70 m。厚层(2~8 m)砾岩中发育粗砂岩、细砂岩、泥岩透镜体，砾石砾径主要分布在2~40 mm。砾石具有定向排列，下部砾石磨圆一般、分选不好，向上砾石磨圆、分选变好。砾岩向上过渡为粗砂岩、细砂岩、泥岩，共同构成了若干旋回。粗砂岩中发育斜层理，泥岩中发育砾岩、粗砂岩透镜体，具有水平层理、波纹层理。该段应属辫状河沉积体系。该段顶部为一套厚约170 m的厚层砾岩，砾石磨圆一般，大小不一，砾石主要集中分布在4~50 cm,约为60%，大于60 mm的砾石约为15%。砾岩层间界限不明显，为近源沉积。该段应属冲积扇沉积。

2.4 地层对比

研究区内侏罗纪地层残余分布，多不完整，但可根据其沉积相特征可以进行对比(图 3)。通过野外精细地层剖面测量工作，发现冀西北赤城盆地土城子组与宣化—下花园地区土城子组具有相同的沉积层序和沉积相特征。在区域上，土城子组与下伏髫髻山组安山岩为整合接触，与元古宙碳酸盐岩呈角度不整合接触。其中其下部为一套河湖相沉积，在辫状河冲积平原沉积中，土城子组粗砂岩、中砂岩发育大型交错层理、斜层理，砾岩呈透镜体状发育于细砂岩、粉砂质泥岩中，砾岩中也发育泥岩、细砂岩、中砂岩、粗砂岩透镜体，沉积物颗粒总体较粗，为河心滩迁移沉积。湖相沉积伴随着水下河道沉积，总体以泥岩、细砂岩为主，泥岩中发育水平层理。在研究区内，土城子组上部普遍发育一套厚层冲积扇沉积，以中砾岩、细砾岩为主，其中夹有粗砂岩透镜体。通过地层对比不难看出，土城子组在不同地区具有相同的沉积层序和沉积相特征，由此可以确定研究区内土城子形成于统一构造环境中。

和政军等^[19]提出从西部的内蒙古阴山地区到冀北东部 ，现今所见的一些孤立的晚侏罗世小型盆地可能曾经是连通的。和政军等^[20]提出尚义盆地中土城子组相变明显，自北向南从粗砾质变为粉砂质沉积，具比较典型的非对称相带分布特征。赤城盆地从北到南土城子组也具有相似的非对称相带分布。

2.5 土城子组砾石成分分析

砾岩组分分析是对砾岩层中的砾石进行系统全面的测量和统计，砾岩中砾石的成分、砾径等变化是确定物源的直接证据^[32]。从砾岩组分分析中我们可以知道砾石成分、搬运方式及沉积特征，并且为揭示盆缘邻区山脉岩石隆升和侵蚀演化提供了重要证据^[15]。

砾岩成分统计在野外进行，为了达到统计学的要求，每一个砾岩统计点任意选取1 m²的统计露头，然后在1 m²的范围内随机选择80~120个砾石。

在赤城地区(图 3)，土城子组底部沉积物碎屑主要以火山岩和硅质岩为主，占了总碎屑成分的85%，另含有少量花岗岩，为近源沉积，反映了源区火山岩的暴露和剥蚀。在构造抬升和风化剥蚀作用之下，源区深部地层逐渐出露于地表并接受风化、剥蚀、搬运。土城子组中部，沉积物碎屑成分中火山岩减少，反之，花岗岩增多，反映了元古宇或古生界侵入岩的剥露。在土城子组上部，片麻岩出现于土城子组沉积物中，反映了太古宙基底变质岩的剥露。从总体看，花岗岩和片麻岩岩屑含量与火山岩含量表现出消长关系。

在宣化—下花园地区(图 3)，土城子组沉积物碎屑成分中虽然没有出现片麻岩等深部地层，但是从砾石成分统计来看，也表现出土城子组倒序沉积的特点以及其源区母岩岩石被逐渐侵蚀而暴露出地表的特点。该地区土城子组下部主要为火山岩和硅质岩，含有少量石英岩、燧石，上部主要为火山岩和白云质灰岩，为近源沉积，沉积物主要搬自于下花园逆冲断层上盘地层，在该地区基底变质岩还未被抬升剥露。因此，在里口泉村剖面中土城子组上段表现出白云质灰岩含量与火山岩含量具消长关系。

从总体上来看，赤城盆地与宣化—下花园盆地不仅具有相似的盆地相旋回，而且还具有相似岩屑岩性相旋回，反映源区具有相同或相近的顶蚀过程。从土城子组沉积记录可看出，在早期剥蚀区母岩组合以侏罗系火山喷出岩为主，至晚期则主要为中元古界—古生界碳酸盐岩等沉积岩和古元古界花岗质岩石及太古宇结晶基底等组合。土城子组沉积物岩屑类型与源区地层对比分析显示，土城子组从开始沉积至结束，随着剥蚀区的隆升和蚀顶作用加剧，较深部的岩石被逐渐侵蚀而暴露出地表，表现出与源区正常岩层序列相反的同构造沉积地层序列。

3 盆缘构造分析

在华北地区很常见近EW向和NWW向展布的收缩构造。这些以逆冲断层为代表的收缩构造造成了大规模的水平缩短和垂向地壳加厚，基底卷入的大型逆冲推覆构造是燕山和太行山一带收缩变形的重要构造样式之一。燕山—太行山中生代收缩构造变形主要变现为基底卷入的逆冲构造、基底为核的大型纵弯褶皱构造以及韧性逆冲推覆构造，侏罗纪期间的逆冲构造，走向和上盘逆冲方向并未表现出一致性^[2]。在研究区晚侏罗世盆地边缘，与逆冲作用相关的地层构造变形(图 5、6、7)较发育，对这些构造现象的观察和描述对研究晚侏罗世盆地演化史具有重要意义。

3.1 宣化—下花园盆地盆缘构造特征

宣化—下花园盆地周边以逆冲断层为控盆构造，北边控盆构造为宣化逆冲断层。下花园逆冲断层平面上的行迹表现为中部向NW方向突出的弓形 (图 5)，其总体是向NW向逆冲^[33]。沿着下花园逆冲断层，中元古代震旦系及长城系逆冲于晚侏罗世土城子组岩系之上，断层总体上表现为倾向SE,上盘向NW逆冲，上盘发育早侏罗世下花园组煤系地层及晚侏罗世髫髻山组火山角砾岩、安山岩，表现为基底与盖层岩系共同卷入变形的逆冲构造。在黄土岗村附近，断层上盘的下马岭组页岩与下盘的下花园组呈断层接触，普遍发生了强烈变形(图 6、7b、7d、7e)，形成了倒转褶皱变形(图 6、7e)，很好地指示了逆冲断层由SE向NW方向逆冲。该逆冲断层卷入的最新地层为髫髻山组。

宣化逆冲断层发育于震旦系硅质条带灰岩中，表现为在上盘硅质条带灰岩推覆体向南逆冲，上盘剥落的硅质条带灰岩在下盘原地沉积，形成的灰岩角砾岩位于下盘的灰岩之上(图 6、7g)。

3.2 构造对盆地沉积的控制作用

宣化北部刘家窑附近的土城子组下部为紫红色砂岩、泥岩沉积，上部为一套灰岩角砾沉积，其成分为硅质条带灰岩，与逆冲断层上盘成分一样，灰岩角砾大小混杂，棱角状，大者为5~80 cm，可以肯定该灰岩角砾为原地沉积。呈东—西走向的宣化逆冲断层控制了在宣化北部土城子组灰岩角砾的沉积。在宣化西南部，可见土城子组中的同构造沉积构造，里口泉逆冲断层下盘土城子组内部发育牵引褶皱，表现为靠近断层一侧土城子组地层倒转，后期沉积地层层序正常并覆盖了褶皱变形的地层。

在逆冲断层的前方(下盘)的土城子组之上可见由雾迷山组白云质灰岩组成的飞来峰，发生了强烈破碎。里口泉逆冲断层与下花园逆冲断层为叠瓦状断层，具有背驮式扩展特征(图 4)，里口泉逆冲断层发育之后，下花园逆冲断层可能不再活动。由于里口泉逆冲断层的逆冲作用，位于逆冲断层上盘的、在盆地中先期形成的土城子组具有了类似于“牵引褶皱”的变形，靠近逆冲断层的地层变陡，向东倾，远离逆冲断层的地层逐渐变缓。

4 讨论 4.1 土城子组与下伏髫髻山组及上覆张家口组地层接触关系

相邻地层之间的接触关系是构造活动的直接表现，清楚地认识土城子组与下伏髫髻山组及上覆张家口组地层接触关系对揭示晚侏罗世构造演化及盆地性质具有重大意义。

前人通过对髫髻山组火山岩地球化学特征和岩浆起源进行了研究，认为晚侏罗世髫髻山组粗安岩、粗面岩具有埃达克岩地球化学特征，起源较深，形成于陆内挤压构造背景^[34-36]。华北地区在中生代经历了强烈的挤压构造变形，使得地壳增厚^{[9, 37]}，而髫髻山组是该时期地壳增厚作用的产物^[38]。路凤香等^[39]认为燕山地区髫髻山组以加厚地壳(40~50 km)和较少的地幔组分为源区，地壳以挤压占优势。此外，沿鄂尔多斯盆地西缘发育的芬芳河组、沿燕辽构造带发育的的土城子组或后城组、沿大青山发育的大青山组，均是对中晚侏罗世地壳挤压增厚事件的沉积响应^[5]。孙立新等^[21]认为区域上土城子组与髫髻山组并不存在显著的角度不整合，它们可能为同一成盆期的产物，土城子组形成在一个挤压作用下的陆内火山-沉积盆地环境。髫髻山组及土城子组沉积时期，燕—辽地区侏罗纪造山运动进入了造山期后的调整阶段^[40]。通过野外观察与室内研究，我们发现髫髻山组与土城子组为整合关系，两者是同一构造背景下不同时期的产物。

在野外，张家口组与土城子组的接触关系有两种：一种是张家口组与土城子组之间为整合接触关系，这种现象在滦平以西的冀北地区普遍存在，在滦平地区，土城子组与张家口组为整合关系，并且二者在横向上呈指状交互关系^[41]；另一种是“张家口组”与土城子组之间为角度不整合接触。这种现象只见于承德的骆驼山(或鸡冠山)和平泉的双庙地区。在赤城的雕鹅盆地，我们同时观察到了上述两种关系。在雕鹗盆地石头堡—前孤山村剖面中，土城子组上部与张家口组之间没有明显的界限，产状协调，但是在前孤山村北东方向4 km的尤庄公路旁，张家口组火山岩呈角度不整合覆于发生褶皱变形的土城子组之上(图 7c、8)。由此可知，在张家口组火山岩喷发之前土城子组已发生挤压变形，而后期张家口组火山喷发冷凝而成的流纹岩在土城子组较平坦地层处与其呈“假整合接触”，而在土城子组地层陡峭处与其呈角度不整合接触。由此导致在相近地区观察到两种截然不同的地层接触关系。

4.2 晚侏罗世盆地性质及构造背景

研究区内中侏罗世—早白垩世的变形主要以收缩变形为主。燕山—太行山中生代收缩构造变形主要表现为基底卷入的逆冲构造、基底为核的大型纵弯褶皱构造以及韧性逆冲推覆构造^[42]。在中—晚侏罗世期间，华北地区主要以发育强烈的各向收缩变形，以及来自加厚的古下地壳的埃达克岩为主的岩石圈增厚作用为特征，这可能对晚中生代的克拉通减薄和破坏具有很大影响^[43]。该时期也是“燕山运动”的陆内造山期，时间为165~136 Ma^[12],该时期华北地区构造体制发生了重大变革，以多向挤压引起的强烈陆内造山和板内变形为特征^[5]。有学者认为该各向的缩短导致的陆壳增厚是由古太平洋板块向西俯冲于欧亚板块之下的俯冲作用所引起^[44-45]；Davis等^[9]认为从中侏罗世到早白垩世时期，对燕山—阴山构造带之燕山段而言，南北向板内缩短与太平洋板块向北或北西俯冲这两种看似相互矛盾的板块作用模式可能同时在起作用。

本研究区晚侏罗世盆地群呈NE向展布，与区域上NE向逆冲构造行迹平行。通过究区盆缘构造分析可知，土城子组沉积时期，EW向和NE向逆冲断层共同控制着盆地的沉积。土城子组沉积时期盆地格局可能形成于由蒙古—鄂霍茨克构造带在中—晚侏罗世的闭合^[46]而形成的SN向挤压作用与来自太平洋板块向NW向的俯冲作用共同形成的斜压应力体系,华北地区NW—SE向的板内变形很可能形成于该两方向力的共同作用。

5 结论

1) 赤城—宣化地区土城子组碎屑岩是与逆冲断层作用相关的同构造时期产物，为挤压构造背景、干旱气候条件下的湖泊、辫状河和冲积扇沉积。

2) 土城子组与髫髻山组为整合接触，是陆内挤压背景之下不同时期的产物。

3) 赤城盆地与宣化—下花园盆地不仅具有相似的盆地相旋回，而且还具有相似岩屑岩性相旋回，反映源区具有相同或相近的蚀顶过程。

4) 宣化—下花园北东向的逆冲断层形成于晚侏罗世，是来自东部的挤压应力与来自北部的挤压应力共同作用之下形成，东部的挤压应力有可能来自于太平洋板块向西俯冲于欧亚大陆之下的远程效应。