華北早白堊世古地貌動態演變及熱河生物群東遷*

宋雙雙 索艷慧 李三忠 丁雪松韓 續 田子晗 付新建

1 深海圈層與地球系統教育部前沿科學中心，海底科學與探測技術教育部重點實驗室，中國海洋大學海洋地球科學學院，山東青島 266100

2 嶗山實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，山東青島 266237

3 加州大學洛杉磯分校地球行星與空間科學學院，美國加州洛杉磯 CA90095

1 概述

受控于復雜的構造體制轉換，華北克拉通在中生代期間發生了強烈的破壞作用，其破壞峰值出現在早白堊世約 125Ma（朱日祥等，2011；Liuetal.，2015；Wangetal.，2018；Wuetal.，2019）。除深部地幔減薄與物理化學性質的改變之外，華北克拉通破壞還伴隨淺部的地殼伸展作用、大規模的火山活動、斷陷盆地的發育、變質雜核巖及大量金屬礦產的形成等 （陳印等；2009；李三忠等，2009；林偉等，2013；李振宏等，2014，2016；湯艷杰等，2021）。變質核雜巖集中在華北克拉通的南、北邊緣，是巖漿活動與強烈伸展作用下的共同產物 （朱光等，2008）；華北東部中、小型裂谷盆地呈面狀分布，且正斷層十分發育 （朱光等，2021），受巖漿活動的影響，盆地內普遍發育陸相火山沉積，而盆地外廣泛分布侵入巖，反映了顯著的克拉通破壞 （許歡等，2013a；朱光等，2021）；東部地塊伸展作用強烈，而西部地塊受弱伸展作用的影響，發育大型坳陷或斷—拗結合樣式的盆地，巖漿、斷層活動微弱，表現出穩定克拉通的狀態（王建超，2019；朱光等，2021）。

此外，侏羅紀—白堊紀期間，華北地區的冀北—遼西—內蒙古東南部一帶，分布著一個極其重要的生物群—熱河生物群，早期以東方葉肢介 （Eosestheria）、三尾擬蜉蝣 （Ephemeropsistrisetalis）和狼鰭魚 （Lycoptera davidi） 為典型代表 （Chenetal.，1988；雷廣臻等，2005）。熱河生物群的起源以華北北部燕遼地區為代表區域，其中冀北—遼西及內蒙古東南部地區產出了門類眾多、保存精美生物群化石 （王思恩，1990；Zhouetal.，2021）。復雜豐富的生態鏈與龐大的生態系統使其成為研究陸相生物演化的關鍵節點，尤其是早期鳥類、帶羽毛恐龍以及早期被子植物化石的發現，引起了科學界的重大關注 （張立軍，2013；徐星等，2019）。前人通過代表性化石群序列的建立、生物化石分析等方法發現，熱河生物群時期的脊椎動物 （主要以恐龍、鳥類等為代表）、無脊椎動物 （主要以葉肢介、介形蟲和昆蟲為代表）以及被子植物等均發生了輻射，尤其是火山活動最為頻繁的128—120Ma期間，是生物群輻射的主要階段 （周忠和，2006；張立軍，2013）。氣候變遷和構造活動是影響生物群演化的關鍵驅動因素，熱河生物群的繁盛期對應著華北克拉通破壞的峰值 （～125Ma）時期，華北克拉通破壞導致的地理環境和棲息環境的變化，可能是造成生物群繁盛與更替的主要影響因素之一 （Zhouetal.，2003；柳永清等，2009；Zhou and Wang，2017；Yuetal.，2021）。如：華北克拉通破壞過程中造成的構造活動導致了斷陷盆地的廣泛發育，形成了眾多相對獨立的湖泊環境 （殷藝天等，2022）；大規模的火山噴發，為植被的生長帶來了豐富的營養物質，使原有的生態系統發生迅速變化甚至瓦解，促進了生物群的更替與演化（黃迪穎，2015；朱日祥等，2020）。因此，厘清華北早白堊世的古地貌演化過程，是深入理解華北地區古地理環境、古氣候與生物群落演變之間關系的關鍵 （夏國清等，2012；Liuetal.，2015；程光鎖等，2019；Yuetal.，2021）。

然而，目前對整個華北地區早白堊世古地貌演變過程的整體認識，主要是基于構造解析（Lietal.，2012，2013；Mengetal.，2019；陳宣華等，2019；Juetal.，2021）、沉積相恢復（王禎鴻，1985；Liuetal.，2015；郭艷琴等，2019；Zhaoetal.，2020）、大陸巖石圈結構演化（張旗等，2008；Liuetal.，2019；Sunetal.，2021）等資料的定性和片段化描述。本研究則基于上述綜合研究，另辟蹊徑，從定量化、動態式重建的角度，精細模擬并刻畫華北地區早白堊世期間的古地貌動態演變過程。

為了實現這個目標，本研究采用Badlands古地貌模擬軟件，以地球系統多圈層耦合互作的理念，綜合并定量化計算華北地區多圈層因素 （如動力地形、構造運動、海平面變動、氣候變化等）對地表地形的貢獻度或影響程度，模擬了華北地區早白堊世期間 （145—100Ma）的古地貌動態演化過程。模擬結果表明，在晚侏羅世—早白堊世之交（～145Ma），華北地區東部 （現今燕山、渤海灣盆地及魯西地區）存在一個海拔高達3000m的華北古高原，該古高原于135Ma發生了垮塌破壞，華北地貌開始向 “西高東低”轉變；早白堊世期間，華北地區裂陷盆地自西向東的遷移，導致熱河生物群也具有自西向東的遷移規律。

2 區域地質概況

華北克拉通中生代期間位于古特提斯洋、古太平洋、古亞洲洋三大構造域的交匯區域，北側為中亞造山帶和陰山—燕山造山帶，南側與秦嶺—大別造山帶相接，西接賀蘭山—六盤山造山帶，東臨郯廬斷裂帶與蘇魯造山帶，是中國最大、最古老的克拉通 （公王斌等，2016；Mengetal.，2019）（圖1）。受古太平洋板塊西向俯沖作用的影響，華北克拉通經歷了強烈的破壞作用，以巖石圈減薄、地幔性質轉變、大規模巖漿活動及彌散性伸展構造（包括變質核雜巖、拆離斷層和斷陷盆地）為主要標志 （朱光等，2008；朱日祥和徐義剛，2019；湯艷杰等，2021）。具體過程如下：中生代期間，尤其是侏羅紀—白堊紀期間，受控于復雜的構造體制轉換，華北克拉通發生了垮塌破壞，地形地貌隨之發生了劇烈變化，開始向 “西高東低”轉變 （Lietal.，2015；李振宏等，2016）。早—中侏羅世期間，華北克拉通處于弱伸展階段；中—晚侏羅世期間，受燕山運動的影響，華北地區經歷了強烈擠壓—造山作用 （李三忠等，2011；Lietal.，2015）；早白堊世期間，華北克拉通由擠壓構造體制轉變為伸展構造體制，標志著華北克拉通破壞的開始和發展，受東側古太平洋板塊俯沖后撤的影響，華北地區處于統一的NW－SE向伸展構造環境，并于125Ma時達到了破壞作用峰值 （林偉等，2013；Lietal.，2015；李振宏等，2016）；晚白堊世期間，華北克拉通東西部表現為不同的應力體制，其中東部地塊在此期間經歷了多次的擠壓—伸展交替作用，而西部地塊則表現為持續的弱伸展 （王建超，2019；朱日祥和徐義剛，2019）。白堊紀晚期至新生代初期，東部地塊進入裂陷階段，渤海灣盆地開始發育。

圖1 華北地區構造格架Fig.1 Tectonic setting of North China

趙國春和孫敏 （2002）根據華北克拉通前寒武系基底將其劃分為西部地塊、中部地塊與東部地塊（圖1－c）。西部地塊主要指鄂爾多斯盆地及其周緣地區，其北緣為陰山造山帶 （狼山—色爾滕山—大青山造山帶），南緣為秦嶺—大別造山帶，東西兩側分別為呂梁山地區和賀蘭山—六盤山地區（陳印等，2017；Zhaoetal.，2020；Sunetal.，2022）。中部地塊主要指華北克拉通中央呈NNE向展布的呂梁山—太行山地區以及二者中間的山西裂谷帶 （主要包含現今的大同盆地、寧武—靜樂盆地、汾渭地塹等），其北鄰為中亞造山帶，南部以秦嶺—大別造山帶為界。東部地塊指現今華北平原一帶，主要包括現今的渤海灣盆地、燕山造山帶、膠萊盆地及魯西地區。在華北克拉通破壞期間，中—西部僅表現為克拉通的改造，現今地殼厚度仍可達到100～200 km （翟明國，2019；湯艷杰等，2021）。東部地區整體破壞作用強烈，主要發育一系列伸展盆地和變質雜核巖（陳宣華等，2019），其下部巖石圈發生了明顯的減薄，現今的巖石圈厚約60～80 km且具有易熔和同位素虧損的特征 （湯艷杰等，2021），其中渤海灣盆地是華北克拉通的垮塌中心（朱日祥和鄭天愉，2009；李三忠等，2011）。

3 古地貌模型構建

Badlands是一個綜合考慮了構造運動、海平面變動、氣候變化、流系演化以及沉積物侵蝕和堆積過程等因素，從而來約束地表過程的軟件 （Salles，2016；Sallesetal.，2018）。該軟件需要加載初始古地形或者古高程、構造運動導致的構造地形或者動力地形、海平面變化等參數，動態恢復古地貌及水系演變過程。

該軟件的模擬過程主要遵循質量守恒：

即地表高程z（m）的變化是由地表的侵蝕沉積過程 ·qs和構造隆升u（m／yr）共同決定的。其中，qs為沉積物通量，單位m2／yr。地表的侵蝕沉積是通過兩個過程實現：河流侵蝕過程和斜坡蠕動，并分別遵循如下公式：

其中qr、qd分別表示河流侵蝕與土壤蠕變通量；∈為可侵蝕性系數；A為流域面積；z為地形梯度；k表示擴散系數；m和n是表示沉積物通量及輸運能力的無量綱數，通常具有m／n＝0.5的關系 （Whipple and Tucker，1999；Tucker and Hancock，2010）。

華北克拉通在早白堊世基本已經處于穩定狀態，因此本次構造重建只涉及構造單元的垂直升降，不涉及板塊的水平運動與旋轉運動 （Torsviketal.，2012；Huangetal.，2018）。作者首先通過古土壤同位素、沉積相等數據，構建了研究區（33°N～42°N，105°E～123°E；圖1）在145Ma的初始古地形（表1）；再利用磷灰石裂變徑跡等數據，計算出各構造單元的隆升／剝蝕量（表2）；最后結合侵蝕、降雨等因素，考慮了巖石圈構造變形、地表沉積物侵蝕和堆積過程等多圈層因素對古高程變化的定量化貢獻因素，利用Badlands軟件模擬了白堊紀期間 （145—100Ma）的古地貌演化過程。

表1 華北早白堊世初始古地形參考數據Table 1 Initial paleotopographic reference data in the Early Cretaceous in North China

表2 華北早白堊世構造地形參考數據Table 2 Tectonic topographic reference data in the Early Cretaceous in North China

3.1 初始古地形構建

本研究構建的初始古地形，主要基于收集的古土壤同位素數據和古土壤風化數據（表1），利用高程—溫度梯度 （～5.5℃／km），實現古高程的定量計算，原理如下：地表溫度具有隨海拔升高而降低的特征；沉積物中蘊含著豐富的古環境信息，且沉積物材料豐富易獲得。此外，對于沒有上述二者數據覆蓋的地區，利用巖相古地理數據，進行了初始古地形的限制。

3.1.1 古土壤同位素數據

碳酸鹽團簇同位素與碳酸鹽穩定同位素（δ18O、δ13C）是近幾年興起的測溫技術。其中，碳酸鹽團簇同位素法通過測量碳酸鹽礦物同位素團簇的豐度值 （△47），來定量獲得礦物形成時的溫度 （Eiler，2006）。Quade等 （2013）通過對現代土壤樣品的分析研究，得到了△47與年平均溫度 （MAAT）間的轉換關系：MAAT（℃）＝1.2（T℃ （△47））－21.72。碳酸鹽穩定同位素 （δ18O、δ13C）法是通過計算與相鄰低海拔區域同位素豐度之差，來反應兩地區古地貌之間的差異 （Row ley and Garzione，2007；H ren and Sheldon，2012）。這2種方法現已成功應用在始新世天山造山帶、青藏高原以及白堊世遼西地區的古溫度重建中，為確定古高程提供了新的方法和思路 （Snelletal.，2014；Wangetal.，2020；Zhangetal.，2021；Xiongetal.，2022）。

在本研究模型中，通過2種古土壤同位素數據計算出的地表古溫度，并與同時期青藏高原地區古高程—古溫度進行對比，對鄂爾多斯盆地初始古高程進行了有效限制（表1）。

3.1.2 古土壤風化數據

沉積物的風化程度受其形成和保存環境影響巨大，氣候是主要的控制因素之一。在風化過程中，巖石中的礦物元素會發生不同程度的損失，因此，巖石中某元素的化學虧損比例可表示為：

化學風化指數τX＝－CDFX＝（X土壤／X基巖）×（Zr基巖／Zr土壤）－1（Rasmussenetal.，2011；秦建銘等，2020）。在基巖風化過程中，Na的虧損指數可以作為很好的陸表風化強度指標，因此，Yang等（2016）建立起了年平均溫度 （MAT）與τNa之間的轉換方程：

Gallagher和Sheldon（2013）對158組現代土壤的化學風化數據進行研究，推導出了年平均溫度與土壤風化層主要陽離子 （Na、Mg、K、Ca）相對損失的古土壤風化指數 （PWI）之間的新的古土壤古測溫關系：

其中，Na、Mg、K、Ca為4種元素陽離子的單位質量百分濃度。

以上2種方法已成功應用到古、中、新生代地表古溫度重建工作中 （Yangetal.，2016，2018，2020；Bucheretal.，2020；秦建銘等，2020；Gaoetal.，2021）。本研究以中國東部酸性巖為基巖，結合古土壤風化數據，來定量求取華北東部地區的地表古溫度。

3.1.3 沉積相數據

不同沉積環境的巖相和巖石類型可用于約束古地形和古水深 （Horton，2018）。雖然一直以來沉積相數據，被認為不適用于量化地貌單元的高程變化，但仍然可用于間接估算高程變化量。如一些陸表盆地與前三角洲海拔一般分布在－50～－200m之間，沖積平原與較低的河流系統沉積海拔在海平面以上、200m 之內等 （劉少峰和王成善，2016）。由于鄂爾多斯盆地面積較大，僅依靠古土壤同位素數據等手段難以進行精細刻畫，因此本研究還利用沉積相 （即古地理環境）對其古高程進行了有效約束（表1）。

3.2 構造地形構建

3.2.1 熱年代學研究

熱年代學手段可以通過提供巖石中特定礦物冷卻時間和速率等信息，進而揭示巖體在某個地質歷史時間內的抬升／侵蝕過程和構造熱事件 （李理和鐘大賚，2018；李理等，2018）。目前研究較為成熟的是磷灰石、鋯石裂變徑跡分析，其裂變徑跡長度可以記錄熱歷史演化的溫度信息，現已廣泛應用于構造熱史分析中 （邱楠生等，2006；賈楠等，2015；許立青等，2016）。本研究依據前人研究中得到的熱年代學信息（表2），結合相應地區的構造演化歷史，重建了其關鍵地質時期的構造地形（垂向抬升量）。

3.2.2 剝蝕厚度恢復

剝蝕厚度恢復是恢復盆地原型的重要方法之一，當前確定地層剝蝕量的方法包括磷灰石裂變徑跡法、地震層速度法、地質外推法、鏡質體反射率法、構造橫剖面法等 （紀友亮等，2004a，2004b，2006；王明健等，2012）。針對渤海灣盆地地區，本研究主要利用了剝蝕厚度恢復數據。

4 模擬結果

4.1 古地形重建

重建的古地形與地質歷史時期的巖相古地理重建結果吻合（圖2；圖3）。在侏羅紀—白堊紀之交（145Ma），華北克拉通整體呈現出 “東高西低”的特征，燕山造山帶可達3500m；太行山以東是一個巨大的高原，海拔普遍在2900m以上。這與張旗等 （2008）基于對中國東部埃達克巖和喜馬拉雅型花崗巖時空分布特征分析提出的、存留于中侏羅世—早白堊世的華北古高原結果一致。作為現今華北東、西部的過渡地帶，太行山在中侏羅世晚期曾發生過1期隆升事件，此時高程約在2350～2700m （許歡，2016；文一雄，2021）；西部地塊海拔約在2000m，鄂爾多斯盆地表現為一個巨大的湖盆，是華北地區的主要沉積區 （許歡等，2013a；林玉祥等，2015）（圖2）。

圖2 華北克拉通早白堊世初 （145Ma）古地理 （a）與模擬古高程 （b）Fig.2 Palaeogeography（a）and modeled results（b）of the North China Craton at the earliest Cretaceous（145Ma）

圖3 華北關鍵地質時期古地理與模擬古高程 （a圖據朱日祥和鄭天愉，2019；b圖據王鴻禎，1985）Fig.3 Comparison between modeled results with corresponding palaeogeography in key geological period in North China（Fig.a according to Zhu and Zheng，2019；Fig.b according to Wang，1985）

145—135Ma期間，華北西部地塊普遍表現為沉積區。同時，受燕山運動的影響，鄂爾多斯盆地表現為一個四周隆起、相對封閉的內陸盆地，盆地流域面積開始減小、湖泊逐漸萎縮（黃永波，2010；何登發等，2021；圖2－b）；盆地西側賀蘭山—六盤山地區繼承了晚侏羅世的擠壓構造背景，賀蘭山隆升至約3500m，六盤山盆地則作為沉積物匯區接受了大量的山前堆積（董云鵬等，2021）。北部燕山、大青山地區發生區域性構造活動，發育了一系列山間盆地。東部魯西地塊受到近SN向的拉伸作用，沿著印支期的先存斷裂形成了斷陷盆地，此時華北東部最大沉降速率出現在膠萊盆地，沉降量可達1790m；渤海灣盆地處于差異性沉降階段（漆家福等，2003；陳印等，2009；唐智博等，2011）。

自135Ma開始，華北東部古高原開始垮塌、地形降至2500m以下，周口、魯西南、南華北等山間盆地出現。鄂爾多斯盆地在區域應力的作用下整體發生抬升，表現為殘存的克拉通盆地 （楊鵬等，2021）。125Ma時，古太平洋板塊俯沖后撤回卷與后撤速率達到最大，華北克拉通的破壞達到峰值，華北東部陸塊發育了大量斷陷盆地，如呈NE—NNE向展布的冀中坳陷、濟陽坳陷、膠萊盆地等，并伴隨著巨量的巖漿作用 （朱日祥和徐義剛，2019；張喬等，2020）。同時，太行山、呂梁山開始隆升（圖3－b），使華北西部地塊沉積中心發生了向西的遷移 （Zhaoetal.，2020）；受巖漿侵入作用的影響，燕山造山帶內的部分巖體與遼東半島發生了隆升剝蝕，渤海灣盆地中遼東灣坳陷、渤中坳陷、濟陽坳陷等接受了來自周圍隆起剝蝕區的沉積，平均沉積厚度小于1000m （朱光等，2008；陳子健，2019；陳慧等，2022）。

早白堊世晚期 （125～100Ma），華北克拉通東部不同規模斷陷盆地廣泛發育的構造格局與西部相對穩定環境下發育的拗陷式盆地形成鮮明對比（朱光等，2021）。東部地塊處于伸展應力狀態，廣泛發育斷陷盆地，各盆地差異沉降（圖3－d）。渤海灣盆地進入裂陷沉降期，表現為沉積物的快速填充，最小沉降量約為400～500m，最大沉降量在600～1400m之間，盆地格架形成 （陳印等，2017；許威，2017；李晨等，2022）。膠萊盆地在此期間仍持續發生火山活動，在盆地內沉積了1套火山巖（朱光等，2008）；華北西部六盤山盆地在弱伸展背景下開始斷陷接受穩定沉積，鄂爾多斯盆地在擠壓作用下抬升，同時受干旱氣候影響，流域面積進一步減小、湖盆消失，白堊紀鄂爾多斯盆地總體沉降量約為600～1200m （公王斌等，2016）；太行—呂梁地區以及陰山—燕山造山帶表現為山脈區大幅度隆升至4500m以上，山間差異性沉降。與早白堊世早期相比，華北克拉通東部的強伸展活動帶發生了從克拉通南、北緣向內部遷移，表現為南、北緣地形相對隆起，斷陷盆地在現今渤海灣盆地及其鄰區集中發育 （朱光和鄭天愉，2009）。

4.2 古流域重建

古降水和海平面升降是影響地表巖石侵蝕、沉積物搬運以及流域地貌演變的重要參數 （Wattsetal.，1984；Sallesetal.，2018）。本研究使用了Badlands軟件中的降水模擬模塊及Haq等 （1987）海平面重建方案進行古流域重建，年平均降水量使用Badlands軟件默認值1000 mm／a。

古流域重建結果顯示，早白堊世早期 （約135Ma之前），受西伯利亞板塊與華北地塊碰撞隆升的影響，華北北緣逐漸形成相對華北克拉通內部的高地勢，成為克拉通內部主要的物源供給體系（李忠等，2013）。此時華北西部地形較低，是克拉通內部的主要沉積區，受東高西低地形控制，研究區發育一條NE向主水系，水流向西。寧武—靜樂盆地中生代期間古河流的流動方向整體表現為自北向南，證明其陸緣剝蝕區位于陰山、燕山隆起區（鄒雨，2017）。冀北、遼西及大青山地區的各盆地也接受了來自華北北部、東北部的碎屑沉積，主要發育自NE向SW 和自NNE向SWW 的古水流 （許歡等，2013b；渠洪杰等，2016；王永超等，2016）。鄂爾多斯盆地北緣主要物源區為北部陰山造山帶，六盤山盆地的主要物源區為北秦嶺及鄂爾多斯地塊（李忠等，2013；寧奧杰，2017）。

早白堊世中晚期，受中部山脈隆起影響，研究區NE向主水系被逐漸分割（圖3－b）。前人通過礫巖組構統計、碎屑鋯石定年、盆山系統分析等方法證明，隨著秦嶺與太行—呂梁山脈的不斷隆升，鄂爾多斯盆地南部物源區主要為北秦嶺一帶，發育N-NW 和N-NE向2條分支水系，其東部主要接收來自太行—呂梁地區的礫質山麓—沖積扇體系的沉積物 （王建強等，2011；禹江，2018；李姣莉，2022；圖3－b）。遼西地區物源供給區主要位于盆地的北西側，發育SE向古水流 （景山，2008）。東部膠萊盆地在早白堊世期間以盆地中部朱吳—海陽斷裂帶為界，其西部水流方向大致為NW 至SE向，東部水流方向則為SE 至NW 向 （彭楠等，2015；章朋等，2016；任天龍，2019；圖3－b）。直至100Ma，太行山的強烈隆升導致二者徹底被隔離，分為2條水系（圖3－d），東、西水系各自發展。

4.3 模擬結果驗證

為驗證模型結果的可靠性，本研究選取了鄂爾多斯盆地的實際地質演化剖面（圖4－a），對比了模型中相應位置的沉積演化剖面 （圖4－b），二者有很好的對應性。此外，本研究還對比了模型中渤海灣盆地早白堊世地層的沉積厚度（圖5），其中冀中坳陷、渤中坳陷與黃驊坳陷沉積厚度較小，均小于1000m，濟陽坳陷、臨清坳陷與遼東灣坳陷沉積厚度較大，約在700～1400m之間，是渤海灣盆地在白堊紀的沉積中心 （吳彥萱，2020；李晨等，2022）。模擬的盆地及部分次級坳陷的白堊紀地層沉積厚度、位置、形態等與地震資料揭示的結果吻合較好。

5 討論

5.1 古地貌變化對生物群落分布的控制作用

古環境、古氣候和構造活動影響著地球上的生物多樣性。就華北克拉通破壞引起的燕遼—熱河生物群的更替—繁盛—消亡過程而言，華北古高原逐漸垮塌而轉變為多湖盆格局、水網交錯的宜居生態環境，劇烈的火山活動促使湖泊生產力顯著提高、裂谷盆地的出現、山脈的劇烈隆升及其引起的氣候變化等綜合環境效應，是引起生物群發生輻射的重要外部驅動因素，是地球內外動力作用的綜合效應（柳永清等，2009；Yietal.，2019；殷藝天等，2022；Qinetal.，2022）。下文通過對比模擬的關鍵地質時期古地貌結果，結合熱河生物群的時空分布規律，試圖探討古地貌變化對熱河生物群遷移演化的控制作用。

5.1.1 熱河生物群發展階段

熱河生物群是生存在早白堊世極其重要的陸相生物群，其核心分布區域主要包括河北北部、遼寧西部以及內蒙古東南部，主要包括帶羽毛的恐龍、鳥類、魚類以及被子植物等，對該生物群的研究對于理解鳥類及被子植物的起源和早期進化具有重要意義 （徐星等，2019；Qinetal.，2022）?；诂F階段發現的腹足類、雙殼類、介形類等無脊椎動物群化石，可以將熱河生物群的發展大致分為早、中、晚期3個階段 （陳丕基，1988；裴軍令等，2019；圖6－a）。熱河生物群早期 （135—130Ma）的分布，主要局限于河北北部和西伯利亞的一個相對較小的區域，生物多樣性相對有限 （Zhou and Wang，2017）；中期 （130—122Ma）迅速發生生物輻射，分布范圍與生物多樣性均大幅度擴大，達到生物多樣性最高峰；晚期 （122—110Ma）達到地理分布最大，向西延伸至中國新疆地區，向東延伸至朝鮮半島和日本西南部，向南延伸至中國西南部 （Zhouetal.，2021；圖6－b）。

圖6 中國晚中生代古環境—古氣候—古生物演變 （a）和熱河生物群平面分布 （b）（修改自王大寧等，2016；Qin et al.，2022）Fig.6 Paleoenvironment－paleoclimate-paleontological evolution in the late Mesozoic（a）and distribution of the Jehol Biota（b）in China（modified from Wang et al.，2016；Qin et al.，2022）

5.1.2 熱河生物群演化對地貌變化的響應

模擬結果表明，145—135Ma時，在河北北部的燕山地區首次出現了若干孤立的山間盆地（圖7－a），熱河生物群也在此興起。前人通過古地磁研究發現，華北克拉通在侏羅紀發生了大規模由北向南的漂移，使其轉移到了亞熱帶—熱帶干旱區；早白堊世早期華北地區發生了第2期旋轉，使燕遼地區首先回到了溫暖濕潤氣候帶 （Yietal.，2019）。此時，華北古高原垮塌，西太平洋暖濕氣流可能影響到華北克拉通最早破壞的東北角，華北地區的東北部進而由干燥逐漸轉為適宜的濕暖氣候，生存條件適宜，河流的初次流入使盆地內也為生命的再次出現提供了必要條件 （許歡等，2013b）。早白堊世火山活動始于燕山西部地區，時間從145Ma持續到135Ma，這一發現也與生物群興起時間相吻合 （馬強等，2022）。135—130Ma為熱河生物群發展早期，生物分布范圍局限且多樣性不高 （裴軍令等，2019），僅存在于河北北部地區，以大北溝組與花吉營組出土的介形蟲、無尾魚類化石為代表，主要以無脊椎動物群為主，華北大部分地區仍處于干旱—半干旱氣候帶上，環境溫度尚未大幅度升高，昆蟲和無脊椎動物發育，植物稀少且以針葉林為主，被眾人所熟知的鳥類、哺乳動物等典型物種尚未出現 （萬曉樵等，2017；Qinetal.，2022）。

圖7 不同時期裂谷盆地分布情況及熱河生物群遷移軌跡Fig.7 Distribution of rift basins and inferred migration direction of Jehol Biota

130—122Ma是熱河生物群的繁榮期，此時生物的足跡已幾乎遍布了整個華北地區，相比于其生存早期，生物群分布在這一階段顯著向西、南方向延伸，以遼西、河北北部和內蒙古南部廣泛分布的被子植物、翼龍等化石為代表 （Zhou and Wang，2017）。模擬結果表明，鄂爾多斯盆地145Ma以來發育一個巨大的湖盆（圖7－a），且在盆地西南緣與西北緣沉積了多套凝灰巖，火山活動為整個生態系統帶來了豐富的營養，繁茂的植物群可以為動物提供食物和庇護所，進一步促進了熱河生物群向華北西部的遷移 （Zhouetal.，2021；何登發等，2021）。這一階段大致對應了華北克拉通的破壞峰期，在構造運動和火山活動共同作用下，形成了盆嶺相間古地理環境。伴隨著伸展斷陷作用，眾多相對獨立、不同規模的斷陷區，如冀中坳陷、濟陽坳陷、膠萊盆地、周口盆地等在華北地區廣泛發育，擴大了生物群在華北地區的分布范圍 （朱光和鄭天愉，2009；Qinetal.，2022；圖7－b，7－c）。此時的太行山脈發生了大幅度隆升（圖7－c），成為華北地區東西之間地貌—降水的天然屏障 （許歡等，2013a；康延臻，2020）。前人通過對介形蟲化石大小的分析以及植物孢粉的研究發現，熱河生物群存在時期處于早白堊世的主要增溫階段，此時華北大部分區域已處于溫暖濕潤的亞熱氣候帶上，生物生存環境適宜 （王大寧等，2016；萬曉樵等，2017；殷藝天等，2022；Qinetal.，2022）。復雜的古地理環境與溫暖潮濕的氣候有利于新物種的產生和生物多樣性的增加，熱河生物群各群類均發生了不同輻射 （張立軍，2013）。這一時期孢子植物和花粉的種類大幅增加，一大批植物新類群形成，特別是一些早期被子植物首次出現 （柳永清等，2009；張立軍，2013）；繁茂多樣的植被為昆蟲及食草動物的生存和繁衍創造了良好的條件，使鳥類、昆蟲等也呈現出了高度多樣性 （朱光等，2009；徐星等，2019；朱日祥等，2020）；植食動物的繁盛又為以恐龍為代表的肉食類提供了充足的食物來源。復雜完整的生態鏈、廣泛出現的湖泊盆地與發達的水系，使生物群的發展達到鼎盛階段（許歡等，2013a）。

模擬結果表明，122Ma之后熱河生物群發展到晚期，受古太平洋板塊俯沖后撤的影響，華北北部陰山—燕山造山帶逐漸開始活動，華北北部再次轉變為山地環境，西部鄂爾多斯地區在區域應力的作用下整體抬升，盆地逐漸消亡。與生物群生存早期相比，華北克拉通東部的強伸展活動帶發生了從克拉通南、北緣向克拉通內部遷移，裂谷盆地主要集中發育在東部渤海灣、膠萊以及遼東一帶，古地貌顯示為高山、河流、盆地并存（圖7－c，7－d）。生物群也持續向東南部繼續擴展至日本、朝鮮等地區，分布范圍達到最大。華北地區的巖漿活動也具有自西向東遷移的趨勢，且在110—105Ma左右到達遼東半島及朝鮮半島，與生物群遷移軌跡及遷移時間具有良好的對應關系 （張哲坤，2020）。早白堊世末期華北地區古氣候、古環境再次發生巨變，古氣候由溫暖潮濕的亞熱帶氣候逐漸向炎熱干旱轉變，熱河生物群走向消亡，新生物群逐漸興起（張立軍，2013；徐星等，2019）。

5.2 模型的局限性

在構建模型時，為了最大程度地將華北地區劃定在模擬區域內，在邊界地帶會小范圍的包含秦嶺造山帶、祁連造山帶等，其地形變化可能會在一定程度上影響模擬結果。此外，確定初始古地形采用的溫度—高程法，沒有考慮地形隆升以及氣候變化、降水、季節性溫差等環境因素對地表溫度的影響，這可能會在影響初始古地形的準確性。在設置侵蝕參數時，未考慮不同區域巖性的差異，設置了統一的可侵蝕性系數。未來將會通過加載更細致的巖性約束來進一步提高模型的預測和重建精度。

6 結論

本研究利用Badlands軟件模擬了華北地區白堊紀古地貌演變過程。模擬結果表明：

1）白堊紀早期，燕山地區首次出現了斷陷盆地，巖漿活動也始于燕山西部，熱河生物群首先在燕山地區興起；早白堊世早期鄂爾多斯盆地發育湖盆相，為生物繁盛提供了適宜的生存條件；早白堊世中晚期華北地區裂谷盆地具有自西向東遷移的特征。

2）早白堊世期間，熱河生物群具有中期向鄂爾多斯地區擴散、晚期自西向東遷移的演化規律。

3）華北克拉通早白堊世裂谷盆地作為一種生境，其分布與遷移可能是引起燕遼與熱河生物群消亡的重要外部驅動因素之一，在很大程度上控制著燕遼與熱河生物群的形成、繁盛和消亡。