华北早白垩世古地貌动态演变及热河生物群东迁*

宋双双 索艳慧 李三忠 丁雪松韩 续 田子晗 付新建

1 深海圈层与地球系统教育部前沿科学中心，海底科学与探测技术教育部重点实验室，中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 266100

2 崂山实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，山东青岛 266237

3 加州大学洛杉矶分校地球行星与空间科学学院，美国加州洛杉矶 CA90095

1 概述

受控于复杂的构造体制转换，华北克拉通在中生代期间发生了强烈的破坏作用，其破坏峰值出现在早白垩世约 125Ma（朱日祥等，2011；Liuetal.，2015；Wangetal.，2018；Wuetal.，2019）。除深部地幔减薄与物理化学性质的改变之外，华北克拉通破坏还伴随浅部的地壳伸展作用、大规模的火山活动、断陷盆地的发育、变质杂核岩及大量金属矿产的形成等 （陈印等；2009；李三忠等，2009；林伟等，2013；李振宏等，2014，2016；汤艳杰等，2021）。变质核杂岩集中在华北克拉通的南、北边缘，是岩浆活动与强烈伸展作用下的共同产物 （朱光等，2008）；华北东部中、小型裂谷盆地呈面状分布，且正断层十分发育 （朱光等，2021），受岩浆活动的影响，盆地内普遍发育陆相火山沉积，而盆地外广泛分布侵入岩，反映了显著的克拉通破坏 （许欢等，2013a；朱光等，2021）；东部地块伸展作用强烈，而西部地块受弱伸展作用的影响，发育大型坳陷或断—拗结合样式的盆地，岩浆、断层活动微弱，表现出稳定克拉通的状态（王建超，2019；朱光等，2021）。

此外，侏罗纪—白垩纪期间，华北地区的冀北—辽西—内蒙古东南部一带，分布着一个极其重要的生物群—热河生物群，早期以东方叶肢介 （Eosestheria）、三尾拟蜉蝣 （Ephemeropsistrisetalis）和狼鳍鱼 （Lycoptera davidi） 为典型代表 （Chenetal.，1988；雷广臻等，2005）。热河生物群的起源以华北北部燕辽地区为代表区域，其中冀北—辽西及内蒙古东南部地区产出了门类众多、保存精美生物群化石 （王思恩，1990；Zhouetal.，2021）。复杂丰富的生态链与庞大的生态系统使其成为研究陆相生物演化的关键节点，尤其是早期鸟类、带羽毛恐龙以及早期被子植物化石的发现，引起了科学界的重大关注 （张立军，2013；徐星等，2019）。前人通过代表性化石群序列的建立、生物化石分析等方法发现，热河生物群时期的脊椎动物 （主要以恐龙、鸟类等为代表）、无脊椎动物 （主要以叶肢介、介形虫和昆虫为代表）以及被子植物等均发生了辐射，尤其是火山活动最为频繁的128—120Ma期间，是生物群辐射的主要阶段 （周忠和，2006；张立军，2013）。气候变迁和构造活动是影响生物群演化的关键驱动因素，热河生物群的繁盛期对应着华北克拉通破坏的峰值 （～125Ma）时期，华北克拉通破坏导致的地理环境和栖息环境的变化，可能是造成生物群繁盛与更替的主要影响因素之一 （Zhouetal.，2003；柳永清等，2009；Zhou and Wang，2017；Yuetal.，2021）。如：华北克拉通破坏过程中造成的构造活动导致了断陷盆地的广泛发育，形成了众多相对独立的湖泊环境 （殷艺天等，2022）；大规模的火山喷发，为植被的生长带来了丰富的营养物质，使原有的生态系统发生迅速变化甚至瓦解，促进了生物群的更替与演化（黄迪颖，2015；朱日祥等，2020）。因此，厘清华北早白垩世的古地貌演化过程，是深入理解华北地区古地理环境、古气候与生物群落演变之间关系的关键 （夏国清等，2012；Liuetal.，2015；程光锁等，2019；Yuetal.，2021）。

然而，目前对整个华北地区早白垩世古地貌演变过程的整体认识，主要是基于构造解析（Lietal.，2012，2013；Mengetal.，2019；陈宣华等，2019；Juetal.，2021）、沉积相恢复（王祯鸿，1985；Liuetal.，2015；郭艳琴等，2019；Zhaoetal.，2020）、大陆岩石圈结构演化（张旗等，2008；Liuetal.，2019；Sunetal.，2021）等资料的定性和片段化描述。本研究则基于上述综合研究，另辟蹊径，从定量化、动态式重建的角度，精细模拟并刻画华北地区早白垩世期间的古地貌动态演变过程。

为了实现这个目标，本研究采用Badlands古地貌模拟软件，以地球系统多圈层耦合互作的理念，综合并定量化计算华北地区多圈层因素 （如动力地形、构造运动、海平面变动、气候变化等）对地表地形的贡献度或影响程度，模拟了华北地区早白垩世期间 （145—100Ma）的古地貌动态演化过程。模拟结果表明，在晚侏罗世—早白垩世之交（～145Ma），华北地区东部 （现今燕山、渤海湾盆地及鲁西地区）存在一个海拔高达3000m的华北古高原，该古高原于135Ma发生了垮塌破坏，华北地貌开始向 “西高东低”转变；早白垩世期间，华北地区裂陷盆地自西向东的迁移，导致热河生物群也具有自西向东的迁移规律。

2 区域地质概况

华北克拉通中生代期间位于古特提斯洋、古太平洋、古亚洲洋三大构造域的交汇区域，北侧为中亚造山带和阴山—燕山造山带，南侧与秦岭—大别造山带相接，西接贺兰山—六盘山造山带，东临郯庐断裂带与苏鲁造山带，是中国最大、最古老的克拉通 （公王斌等，2016；Mengetal.，2019）（图1）。受古太平洋板块西向俯冲作用的影响，华北克拉通经历了强烈的破坏作用，以岩石圈减薄、地幔性质转变、大规模岩浆活动及弥散性伸展构造（包括变质核杂岩、拆离断层和断陷盆地）为主要标志 （朱光等，2008；朱日祥和徐义刚，2019；汤艳杰等，2021）。具体过程如下：中生代期间，尤其是侏罗纪—白垩纪期间，受控于复杂的构造体制转换，华北克拉通发生了垮塌破坏，地形地貌随之发生了剧烈变化，开始向 “西高东低”转变 （Lietal.，2015；李振宏等，2016）。早—中侏罗世期间，华北克拉通处于弱伸展阶段；中—晚侏罗世期间，受燕山运动的影响，华北地区经历了强烈挤压—造山作用 （李三忠等，2011；Lietal.，2015）；早白垩世期间，华北克拉通由挤压构造体制转变为伸展构造体制，标志着华北克拉通破坏的开始和发展，受东侧古太平洋板块俯冲后撤的影响，华北地区处于统一的NW－SE向伸展构造环境，并于125Ma时达到了破坏作用峰值 （林伟等，2013；Lietal.，2015；李振宏等，2016）；晚白垩世期间，华北克拉通东西部表现为不同的应力体制，其中东部地块在此期间经历了多次的挤压—伸展交替作用，而西部地块则表现为持续的弱伸展 （王建超，2019；朱日祥和徐义刚，2019）。白垩纪晚期至新生代初期，东部地块进入裂陷阶段，渤海湾盆地开始发育。

图1 华北地区构造格架Fig.1 Tectonic setting of North China

赵国春和孙敏 （2002）根据华北克拉通前寒武系基底将其划分为西部地块、中部地块与东部地块（图1－c）。西部地块主要指鄂尔多斯盆地及其周缘地区，其北缘为阴山造山带 （狼山—色尔滕山—大青山造山带），南缘为秦岭—大别造山带，东西两侧分别为吕梁山地区和贺兰山—六盘山地区（陈印等，2017；Zhaoetal.，2020；Sunetal.，2022）。中部地块主要指华北克拉通中央呈NNE向展布的吕梁山—太行山地区以及二者中间的山西裂谷带 （主要包含现今的大同盆地、宁武—静乐盆地、汾渭地堑等），其北邻为中亚造山带，南部以秦岭—大别造山带为界。东部地块指现今华北平原一带，主要包括现今的渤海湾盆地、燕山造山带、胶莱盆地及鲁西地区。在华北克拉通破坏期间，中—西部仅表现为克拉通的改造，现今地壳厚度仍可达到100～200 km （翟明国，2019；汤艳杰等，2021）。东部地区整体破坏作用强烈，主要发育一系列伸展盆地和变质杂核岩（陈宣华等，2019），其下部岩石圈发生了明显的减薄，现今的岩石圈厚约60～80 km且具有易熔和同位素亏损的特征 （汤艳杰等，2021），其中渤海湾盆地是华北克拉通的垮塌中心（朱日祥和郑天愉，2009；李三忠等，2011）。

3 古地貌模型构建

Badlands是一个综合考虑了构造运动、海平面变动、气候变化、流系演化以及沉积物侵蚀和堆积过程等因素，从而来约束地表过程的软件 （Salles，2016；Sallesetal.，2018）。该软件需要加载初始古地形或者古高程、构造运动导致的构造地形或者动力地形、海平面变化等参数，动态恢复古地貌及水系演变过程。

该软件的模拟过程主要遵循质量守恒：

即地表高程z（m）的变化是由地表的侵蚀沉积过程 ·qs和构造隆升u（m／yr）共同决定的。其中，qs为沉积物通量，单位m2／yr。地表的侵蚀沉积是通过两个过程实现：河流侵蚀过程和斜坡蠕动，并分别遵循如下公式：

其中qr、qd分别表示河流侵蚀与土壤蠕变通量；∈为可侵蚀性系数；A为流域面积；z为地形梯度；k表示扩散系数；m和n是表示沉积物通量及输运能力的无量纲数，通常具有m／n＝0.5的关系 （Whipple and Tucker，1999；Tucker and Hancock，2010）。

华北克拉通在早白垩世基本已经处于稳定状态，因此本次构造重建只涉及构造单元的垂直升降，不涉及板块的水平运动与旋转运动 （Torsviketal.，2012；Huangetal.，2018）。作者首先通过古土壤同位素、沉积相等数据，构建了研究区（33°N～42°N，105°E～123°E；图1）在145Ma的初始古地形（表1）；再利用磷灰石裂变径迹等数据，计算出各构造单元的隆升／剥蚀量（表2）；最后结合侵蚀、降雨等因素，考虑了岩石圈构造变形、地表沉积物侵蚀和堆积过程等多圈层因素对古高程变化的定量化贡献因素，利用Badlands软件模拟了白垩纪期间 （145—100Ma）的古地貌演化过程。

表1 华北早白垩世初始古地形参考数据Table 1 Initial paleotopographic reference data in the Early Cretaceous in North China

表2 华北早白垩世构造地形参考数据Table 2 Tectonic topographic reference data in the Early Cretaceous in North China

3.1 初始古地形构建

本研究构建的初始古地形，主要基于收集的古土壤同位素数据和古土壤风化数据（表1），利用高程—温度梯度 （～5.5℃／km），实现古高程的定量计算，原理如下：地表温度具有随海拔升高而降低的特征；沉积物中蕴含着丰富的古环境信息，且沉积物材料丰富易获得。此外，对于没有上述二者数据覆盖的地区，利用岩相古地理数据，进行了初始古地形的限制。

3.1.1 古土壤同位素数据

碳酸盐团簇同位素与碳酸盐稳定同位素（δ18O、δ13C）是近几年兴起的测温技术。其中，碳酸盐团簇同位素法通过测量碳酸盐矿物同位素团簇的丰度值 （△47），来定量获得矿物形成时的温度 （Eiler，2006）。Quade等 （2013）通过对现代土壤样品的分析研究，得到了△47与年平均温度 （MAAT）间的转换关系：MAAT（℃）＝1.2（T℃ （△47））－21.72。碳酸盐稳定同位素 （δ18O、δ13C）法是通过计算与相邻低海拔区域同位素丰度之差，来反应两地区古地貌之间的差异 （Row ley and Garzione，2007；H ren and Sheldon，2012）。这2种方法现已成功应用在始新世天山造山带、青藏高原以及白垩世辽西地区的古温度重建中，为确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，通过2种古土壤同位素数据计算出的地表古温度，并与同时期青藏高原地区古高程—古温度进行对比，对鄂尔多斯盆地初始古高程进行了有效限制（表1）。

3.1.2 古土壤风化数据

沉积物的风化程度受其形成和保存环境影响巨大，气候是主要的控制因素之一。在风化过程中，岩石中的矿物元素会发生不同程度的损失，因此，岩石中某元素的化学亏损比例可表示为：

化学风化指数τX＝－CDFX＝（X土壤／X基岩）×（Zr基岩／Zr土壤）－1（Rasmussenetal.，2011；秦建铭等，2020）。在基岩风化过程中，Na的亏损指数可以作为很好的陆表风化强度指标，因此，Yang等（2016）建立起了年平均温度 （MAT）与τNa之间的转换方程：

Gallagher和Sheldon（2013）对158组现代土壤的化学风化数据进行研究，推导出了年平均温度与土壤风化层主要阳离子 （Na、Mg、K、Ca）相对损失的古土壤风化指数 （PWI）之间的新的古土壤古测温关系：

其中，Na、Mg、K、Ca为4种元素阳离子的单位质量百分浓度。

以上2种方法已成功应用到古、中、新生代地表古温度重建工作中 （Yangetal.，2016，2018，2020；Bucheretal.，2020；秦建铭等，2020；Gaoetal.，2021）。本研究以中国东部酸性岩为基岩，结合古土壤风化数据，来定量求取华北东部地区的地表古温度。

3.1.3 沉积相数据

不同沉积环境的岩相和岩石类型可用于约束古地形和古水深 （Horton，2018）。虽然一直以来沉积相数据，被认为不适用于量化地貌单元的高程变化，但仍然可用于间接估算高程变化量。如一些陆表盆地与前三角洲海拔一般分布在－50～－200m之间，冲积平原与较低的河流系统沉积海拔在海平面以上、200m 之内等 （刘少峰和王成善，2016）。由于鄂尔多斯盆地面积较大，仅依靠古土壤同位素数据等手段难以进行精细刻画，因此本研究还利用沉积相 （即古地理环境）对其古高程进行了有效约束（表1）。

3.2 构造地形构建

3.2.1 热年代学研究

热年代学手段可以通过提供岩石中特定矿物冷却时间和速率等信息，进而揭示岩体在某个地质历史时间内的抬升／侵蚀过程和构造热事件 （李理和钟大赉，2018；李理等，2018）。目前研究较为成熟的是磷灰石、锆石裂变径迹分析，其裂变径迹长度可以记录热历史演化的温度信息，现已广泛应用于构造热史分析中 （邱楠生等，2006；贾楠等，2015；许立青等，2016）。本研究依据前人研究中得到的热年代学信息（表2），结合相应地区的构造演化历史，重建了其关键地质时期的构造地形（垂向抬升量）。

3.2.2 剥蚀厚度恢复

剥蚀厚度恢复是恢复盆地原型的重要方法之一，当前确定地层剥蚀量的方法包括磷灰石裂变径迹法、地震层速度法、地质外推法、镜质体反射率法、构造横剖面法等 （纪友亮等，2004a，2004b，2006；王明健等，2012）。针对渤海湾盆地地区，本研究主要利用了剥蚀厚度恢复数据。

4 模拟结果

4.1 古地形重建

重建的古地形与地质历史时期的岩相古地理重建结果吻合（图2；图3）。在侏罗纪—白垩纪之交（145Ma），华北克拉通整体呈现出 “东高西低”的特征，燕山造山带可达3500m；太行山以东是一个巨大的高原，海拔普遍在2900m以上。这与张旗等 （2008）基于对中国东部埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩时空分布特征分析提出的、存留于中侏罗世—早白垩世的华北古高原结果一致。作为现今华北东、西部的过渡地带，太行山在中侏罗世晚期曾发生过1期隆升事件，此时高程约在2350～2700m （许欢，2016；文一雄，2021）；西部地块海拔约在2000m，鄂尔多斯盆地表现为一个巨大的湖盆，是华北地区的主要沉积区 （许欢等，2013a；林玉祥等，2015）（图2）。

图2 华北克拉通早白垩世初 （145Ma）古地理 （a）与模拟古高程 （b）Fig.2 Palaeogeography（a）and modeled results（b）of the North China Craton at the earliest Cretaceous（145Ma）

图3 华北关键地质时期古地理与模拟古高程 （a图据朱日祥和郑天愉，2019；b图据王鸿祯，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期间，华北西部地块普遍表现为沉积区。同时，受燕山运动的影响，鄂尔多斯盆地表现为一个四周隆起、相对封闭的内陆盆地，盆地流域面积开始减小、湖泊逐渐萎缩（黄永波，2010；何登发等，2021；图2－b）；盆地西侧贺兰山—六盘山地区继承了晚侏罗世的挤压构造背景，贺兰山隆升至约3500m，六盘山盆地则作为沉积物汇区接受了大量的山前堆积（董云鹏等，2021）。北部燕山、大青山地区发生区域性构造活动，发育了一系列山间盆地。东部鲁西地块受到近SN向的拉伸作用，沿着印支期的先存断裂形成了断陷盆地，此时华北东部最大沉降速率出现在胶莱盆地，沉降量可达1790m；渤海湾盆地处于差异性沉降阶段（漆家福等，2003；陈印等，2009；唐智博等，2011）。

自135Ma开始，华北东部古高原开始垮塌、地形降至2500m以下，周口、鲁西南、南华北等山间盆地出现。鄂尔多斯盆地在区域应力的作用下整体发生抬升，表现为残存的克拉通盆地 （杨鹏等，2021）。125Ma时，古太平洋板块俯冲后撤回卷与后撤速率达到最大，华北克拉通的破坏达到峰值，华北东部陆块发育了大量断陷盆地，如呈NE—NNE向展布的冀中坳陷、济阳坳陷、胶莱盆地等，并伴随着巨量的岩浆作用 （朱日祥和徐义刚，2019；张乔等，2020）。同时，太行山、吕梁山开始隆升（图3－b），使华北西部地块沉积中心发生了向西的迁移 （Zhaoetal.，2020）；受岩浆侵入作用的影响，燕山造山带内的部分岩体与辽东半岛发生了隆升剥蚀，渤海湾盆地中辽东湾坳陷、渤中坳陷、济阳坳陷等接受了来自周围隆起剥蚀区的沉积，平均沉积厚度小于1000m （朱光等，2008；陈子健，2019；陈慧等，2022）。

早白垩世晚期 （125～100Ma），华北克拉通东部不同规模断陷盆地广泛发育的构造格局与西部相对稳定环境下发育的拗陷式盆地形成鲜明对比（朱光等，2021）。东部地块处于伸展应力状态，广泛发育断陷盆地，各盆地差异沉降（图3－d）。渤海湾盆地进入裂陷沉降期，表现为沉积物的快速填充，最小沉降量约为400～500m，最大沉降量在600～1400m之间，盆地格架形成 （陈印等，2017；许威，2017；李晨等，2022）。胶莱盆地在此期间仍持续发生火山活动，在盆地内沉积了1套火山岩（朱光等，2008）；华北西部六盘山盆地在弱伸展背景下开始断陷接受稳定沉积，鄂尔多斯盆地在挤压作用下抬升，同时受干旱气候影响，流域面积进一步减小、湖盆消失，白垩纪鄂尔多斯盆地总体沉降量约为600～1200m （公王斌等，2016）；太行—吕梁地区以及阴山—燕山造山带表现为山脉区大幅度隆升至4500m以上，山间差异性沉降。与早白垩世早期相比，华北克拉通东部的强伸展活动带发生了从克拉通南、北缘向内部迁移，表现为南、北缘地形相对隆起，断陷盆地在现今渤海湾盆地及其邻区集中发育 （朱光和郑天愉，2009）。

4.2 古流域重建

古降水和海平面升降是影响地表岩石侵蚀、沉积物搬运以及流域地貌演变的重要参数 （Wattsetal.，1984；Sallesetal.，2018）。本研究使用了Badlands软件中的降水模拟模块及Haq等 （1987）海平面重建方案进行古流域重建，年平均降水量使用Badlands软件默认值1000 mm／a。

古流域重建结果显示，早白垩世早期 （约135Ma之前），受西伯利亚板块与华北地块碰撞隆升的影响，华北北缘逐渐形成相对华北克拉通内部的高地势，成为克拉通内部主要的物源供给体系（李忠等，2013）。此时华北西部地形较低，是克拉通内部的主要沉积区，受东高西低地形控制，研究区发育一条NE向主水系，水流向西。宁武—静乐盆地中生代期间古河流的流动方向整体表现为自北向南，证明其陆缘剥蚀区位于阴山、燕山隆起区（邹雨，2017）。冀北、辽西及大青山地区的各盆地也接受了来自华北北部、东北部的碎屑沉积，主要发育自NE向SW 和自NNE向SWW 的古水流 （许欢等，2013b；渠洪杰等，2016；王永超等，2016）。鄂尔多斯盆地北缘主要物源区为北部阴山造山带，六盘山盆地的主要物源区为北秦岭及鄂尔多斯地块（李忠等，2013；宁奥杰，2017）。

早白垩世中晚期，受中部山脉隆起影响，研究区NE向主水系被逐渐分割（图3－b）。前人通过砾岩组构统计、碎屑锆石定年、盆山系统分析等方法证明，随着秦岭与太行—吕梁山脉的不断隆升，鄂尔多斯盆地南部物源区主要为北秦岭一带，发育N-NW 和N-NE向2条分支水系，其东部主要接收来自太行—吕梁地区的砾质山麓—冲积扇体系的沉积物 （王建强等，2011；禹江，2018；李姣莉，2022；图3－b）。辽西地区物源供给区主要位于盆地的北西侧，发育SE向古水流 （景山，2008）。东部胶莱盆地在早白垩世期间以盆地中部朱吴—海阳断裂带为界，其西部水流方向大致为NW 至SE向，东部水流方向则为SE 至NW 向 （彭楠等，2015；章朋等，2016；任天龙，2019；图3－b）。直至100Ma，太行山的强烈隆升导致二者彻底被隔离，分为2条水系（图3－d），东、西水系各自发展。

4.3 模拟结果验证

为验证模型结果的可靠性，本研究选取了鄂尔多斯盆地的实际地质演化剖面（图4－a），对比了模型中相应位置的沉积演化剖面 （图4－b），二者有很好的对应性。此外，本研究还对比了模型中渤海湾盆地早白垩世地层的沉积厚度（图5），其中冀中坳陷、渤中坳陷与黄骅坳陷沉积厚度较小，均小于1000m，济阳坳陷、临清坳陷与辽东湾坳陷沉积厚度较大，约在700～1400m之间，是渤海湾盆地在白垩纪的沉积中心 （吴彦萱，2020；李晨等，2022）。模拟的盆地及部分次级坳陷的白垩纪地层沉积厚度、位置、形态等与地震资料揭示的结果吻合较好。

5 讨论

5.1 古地貌变化对生物群落分布的控制作用

古环境、古气候和构造活动影响着地球上的生物多样性。就华北克拉通破坏引起的燕辽—热河生物群的更替—繁盛—消亡过程而言，华北古高原逐渐垮塌而转变为多湖盆格局、水网交错的宜居生态环境，剧烈的火山活动促使湖泊生产力显著提高、裂谷盆地的出现、山脉的剧烈隆升及其引起的气候变化等综合环境效应，是引起生物群发生辐射的重要外部驱动因素，是地球内外动力作用的综合效应（柳永清等，2009；Yietal.，2019；殷艺天等，2022；Qinetal.，2022）。下文通过对比模拟的关键地质时期古地貌结果，结合热河生物群的时空分布规律，试图探讨古地貌变化对热河生物群迁移演化的控制作用。

5.1.1 热河生物群发展阶段

热河生物群是生存在早白垩世极其重要的陆相生物群，其核心分布区域主要包括河北北部、辽宁西部以及内蒙古东南部，主要包括带羽毛的恐龙、鸟类、鱼类以及被子植物等，对该生物群的研究对于理解鸟类及被子植物的起源和早期进化具有重要意义 （徐星等，2019；Qinetal.，2022）。基于现阶段发现的腹足类、双壳类、介形类等无脊椎动物群化石，可以将热河生物群的发展大致分为早、中、晚期3个阶段 （陈丕基，1988；裴军令等，2019；图6－a）。热河生物群早期 （135—130Ma）的分布，主要局限于河北北部和西伯利亚的一个相对较小的区域，生物多样性相对有限 （Zhou and Wang，2017）；中期 （130—122Ma）迅速发生生物辐射，分布范围与生物多样性均大幅度扩大，达到生物多样性最高峰；晚期 （122—110Ma）达到地理分布最大，向西延伸至中国新疆地区，向东延伸至朝鲜半岛和日本西南部，向南延伸至中国西南部 （Zhouetal.，2021；图6－b）。

图6 中国晚中生代古环境—古气候—古生物演变 （a）和热河生物群平面分布 （b）（修改自王大宁等，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 热河生物群演化对地貌变化的响应

模拟结果表明，145—135Ma时，在河北北部的燕山地区首次出现了若干孤立的山间盆地（图7－a），热河生物群也在此兴起。前人通过古地磁研究发现，华北克拉通在侏罗纪发生了大规模由北向南的漂移，使其转移到了亚热带—热带干旱区；早白垩世早期华北地区发生了第2期旋转，使燕辽地区首先回到了温暖湿润气候带 （Yietal.，2019）。此时，华北古高原垮塌，西太平洋暖湿气流可能影响到华北克拉通最早破坏的东北角，华北地区的东北部进而由干燥逐渐转为适宜的湿暖气候，生存条件适宜，河流的初次流入使盆地内也为生命的再次出现提供了必要条件 （许欢等，2013b）。早白垩世火山活动始于燕山西部地区，时间从145Ma持续到135Ma，这一发现也与生物群兴起时间相吻合 （马强等，2022）。135—130Ma为热河生物群发展早期，生物分布范围局限且多样性不高 （裴军令等，2019），仅存在于河北北部地区，以大北沟组与花吉营组出土的介形虫、无尾鱼类化石为代表，主要以无脊椎动物群为主，华北大部分地区仍处于干旱—半干旱气候带上，环境温度尚未大幅度升高，昆虫和无脊椎动物发育，植物稀少且以针叶林为主，被众人所熟知的鸟类、哺乳动物等典型物种尚未出现 （万晓樵等，2017；Qinetal.，2022）。

图7 不同时期裂谷盆地分布情况及热河生物群迁移轨迹Fig.7 Distribution of rift basins and inferred migration direction of Jehol Biota

130—122Ma是热河生物群的繁荣期，此时生物的足迹已几乎遍布了整个华北地区，相比于其生存早期，生物群分布在这一阶段显著向西、南方向延伸，以辽西、河北北部和内蒙古南部广泛分布的被子植物、翼龙等化石为代表 （Zhou and Wang，2017）。模拟结果表明，鄂尔多斯盆地145Ma以来发育一个巨大的湖盆（图7－a），且在盆地西南缘与西北缘沉积了多套凝灰岩，火山活动为整个生态系统带来了丰富的营养，繁茂的植物群可以为动物提供食物和庇护所，进一步促进了热河生物群向华北西部的迁移 （Zhouetal.，2021；何登发等，2021）。这一阶段大致对应了华北克拉通的破坏峰期，在构造运动和火山活动共同作用下，形成了盆岭相间古地理环境。伴随着伸展断陷作用，众多相对独立、不同规模的断陷区，如冀中坳陷、济阳坳陷、胶莱盆地、周口盆地等在华北地区广泛发育，扩大了生物群在华北地区的分布范围 （朱光和郑天愉，2009；Qinetal.，2022；图7－b，7－c）。此时的太行山脉发生了大幅度隆升（图7－c），成为华北地区东西之间地貌—降水的天然屏障 （许欢等，2013a；康延臻，2020）。前人通过对介形虫化石大小的分析以及植物孢粉的研究发现，热河生物群存在时期处于早白垩世的主要增温阶段，此时华北大部分区域已处于温暖湿润的亚热气候带上，生物生存环境适宜 （王大宁等，2016；万晓樵等，2017；殷艺天等，2022；Qinetal.，2022）。复杂的古地理环境与温暖潮湿的气候有利于新物种的产生和生物多样性的增加，热河生物群各群类均发生了不同辐射 （张立军，2013）。这一时期孢子植物和花粉的种类大幅增加，一大批植物新类群形成，特别是一些早期被子植物首次出现 （柳永清等，2009；张立军，2013）；繁茂多样的植被为昆虫及食草动物的生存和繁衍创造了良好的条件，使鸟类、昆虫等也呈现出了高度多样性 （朱光等，2009；徐星等，2019；朱日祥等，2020）；植食动物的繁盛又为以恐龙为代表的肉食类提供了充足的食物来源。复杂完整的生态链、广泛出现的湖泊盆地与发达的水系，使生物群的发展达到鼎盛阶段（许欢等，2013a）。

模拟结果表明，122Ma之后热河生物群发展到晚期，受古太平洋板块俯冲后撤的影响，华北北部阴山—燕山造山带逐渐开始活动，华北北部再次转变为山地环境，西部鄂尔多斯地区在区域应力的作用下整体抬升，盆地逐渐消亡。与生物群生存早期相比，华北克拉通东部的强伸展活动带发生了从克拉通南、北缘向克拉通内部迁移，裂谷盆地主要集中发育在东部渤海湾、胶莱以及辽东一带，古地貌显示为高山、河流、盆地并存（图7－c，7－d）。生物群也持续向东南部继续扩展至日本、朝鲜等地区，分布范围达到最大。华北地区的岩浆活动也具有自西向东迁移的趋势，且在110—105Ma左右到达辽东半岛及朝鲜半岛，与生物群迁移轨迹及迁移时间具有良好的对应关系 （张哲坤，2020）。早白垩世末期华北地区古气候、古环境再次发生巨变，古气候由温暖潮湿的亚热带气候逐渐向炎热干旱转变，热河生物群走向消亡，新生物群逐渐兴起（张立军，2013；徐星等，2019）。

5.2 模型的局限性

在构建模型时，为了最大程度地将华北地区划定在模拟区域内，在边界地带会小范围的包含秦岭造山带、祁连造山带等，其地形变化可能会在一定程度上影响模拟结果。此外，确定初始古地形采用的温度—高程法，没有考虑地形隆升以及气候变化、降水、季节性温差等环境因素对地表温度的影响，这可能会在影响初始古地形的准确性。在设置侵蚀参数时，未考虑不同区域岩性的差异，设置了统一的可侵蚀性系数。未来将会通过加载更细致的岩性约束来进一步提高模型的预测和重建精度。

6 结论

本研究利用Badlands软件模拟了华北地区白垩纪古地貌演变过程。模拟结果表明：

1）白垩纪早期，燕山地区首次出现了断陷盆地，岩浆活动也始于燕山西部，热河生物群首先在燕山地区兴起；早白垩世早期鄂尔多斯盆地发育湖盆相，为生物繁盛提供了适宜的生存条件；早白垩世中晚期华北地区裂谷盆地具有自西向东迁移的特征。

2）早白垩世期间，热河生物群具有中期向鄂尔多斯地区扩散、晚期自西向东迁移的演化规律。

3）华北克拉通早白垩世裂谷盆地作为一种生境，其分布与迁移可能是引起燕辽与热河生物群消亡的重要外部驱动因素之一，在很大程度上控制着燕辽与热河生物群的形成、繁盛和消亡。