松辽盆地成因演化与软流圈对流模式

1999年7月SC IEN T I A GEOLO G I CA S I N I CA34(3):365—374松辽盆地成因演化与软流圈对流模式马　莉(中国石油天然气集团公司石油经济信息研究中心　北京　100011)刘德来(中国石油天然气集团公司油气勘探部　北京　100724)摘　要　松辽盆地位于中国东北,是晚中生代在活动大陆边缘上发育的裂谷-坳陷盆地。

松辽盆地有两个特点:一是裂谷期前火山岩分布以盆地西部的大兴安岭厚度大、面积大,盆地东部靠近俯冲边缘火山岩分布厚度、面积变小;二是裂谷期主要发育东倾控坳断层。

由此推测在板块俯冲牵引作用下,在楔形区产生单向环流。

单向环流在大兴安岭一带上升,在地表形成强烈的火山作用,然后沿岩石圈底部向东运动,并逐渐转变为下降流,火山作用也逐渐减弱。

单向环流由上升流逐渐转入近平流后,对岩石圈底面施加单向剪切牵引作用,岩石圈伸展在脆性上地壳形成主要东倾控坳断层。

单向环流可以源源不断地从深部将热能和动能带到浅部,满足岩石圈减薄和伸展的需要。

而且用单向环流解释活动大陆边缘和弧后区火山岩的成分极性可能更趋于实际。

关键词　松辽盆地　弧后裂谷　岩石圈伸展　软流圈对流模式1　引言关于弧后裂谷盆地形成的深部动力学机制已有了很多论述(Karing,1971;Sleep et al.,1971;H yndm an,1972;W ilson et al.,1972;Coney,1973;M o lnar et al.,1978;D ew ey,1980;Jarrard,1986;U yeda,1991),概括起来有5种模式(T am ak i,1991):①俯冲板片引起热流上涌的模式;②热柱上升模式;③弧后板块后退模式;④软流圈对流引起的海沟滚动后退模式;⑤软流圈下降流不稳定引起的海沟滚动后退模式。

但总的来说,这是个未解的问题,至今还是一个谜。

松辽盆地是晚中生代(J3—K)在活动大陆边缘上发育起来的裂谷-坳陷盆地,其形成、发展与古太平洋板块向亚洲大陆下俯冲有直接关系(刘德来等,1996)。

由于松辽盆地没有发育成边缘海盆地,至今还保留着裂谷盆地的构造特征,而且在东北地区广泛发育裂谷期前火山岩,从某种程度上说,它们记录了弧后裂谷盆地深部动力学机制的某些特征。

本文试想通过松辽盆地形成、发展以及裂谷期前火山岩的某些特征,讨论弧后伸展区软流圈对流模式。

马莉,女,1958年4月生,讲师,石油地质专业。

1999-02-10收稿,1999-05-10改回,王桂凤编辑。

2　区域构造背景与盆地形成、发展的动力学过程松辽盆地位于蒙古板地块(Enk in et al .,1992;Chen et al .,1993)东部。

蒙古地块以南是华北板块,以北为西伯利亚板块。

以东为那丹哈达-锡霍特阿林陆缘增生带,现已成为蒙古地块的一部分(图1)。

图1　松辽盆地区域构造背景和盆地北部半地堑分布(粗线条表示控凹断层)1.蒙古地块;2.西伯利亚板块;3.华北板块;4.晚中生代陆缘增生带;5.松辽盆地;6.半地堑;7.城市;8.地震测线;9.晚侏罗世火山岩F ig .1　Tectonic settings of the Songliao basin and the distributi onof half 2grabens in its no rthern part 早中生代(三叠纪—中侏罗世)东亚大陆东部属于转换大陆边缘(刘德来等,1997)。

中侏罗世末,古太平洋板块开始向亚洲大陆下俯冲,东亚大陆东部转化为活动大陆边缘(赵越等,1994;刘德来等,1997)。

由于古太平洋板块向大陆下俯冲引起热流上升,导致裂谷期前晚侏罗世的大规模火山作用和壳下岩石圈的机械与热减薄(刘德来等,1994,1996)。

进入早白垩世早期(贝利亚斯期→巴列姆期),火山活动趋于减弱,上地壳伸展发育裂谷盆地(刘德来等,1996)。

进入早白垩世晚期(阿普第期),由于陆缘地体拼贴,俯冲带长距离后退,岩石圈伸展的热动力消失,处于热异常的岩石圈开始向热平衡转化,盆地发展进入后裂谷期,发育成大型坳陷盆地。

663地　质　科　学1999年盆地属于坳陷盆地范围,裂谷盆地深埋在坳陷地层之下。

3　区域火山岩分布与成分极性特征中国东北地区(包括内蒙古东部)大规模发育晚侏罗世火山岩,且山区地表出露广泛。

在松辽盆地,较深的钻井也揭示了这期火山岩的存在,它们深埋在白垩系地层之下。

庄深1井在白垩系之下钻遇867m 、齐深1井624m 的火山岩,而且均未见底,说明火山岩垂向厚度超过了这一数字。

东北地区火山岩可以划分为3个带:西带(大兴安岭火山岩带)、中带(松辽盆地火山岩带)、东带(松辽盆地以东火山岩带)。

3条火山岩带中,西带火山岩分布面积最大,厚度也最大。

大兴安岭几乎为火山岩所覆盖,到东带火山岩分布面积已大为减少;大兴安岭火山岩最大厚度可达6500m ,到东带火山岩厚度仅1000余米(罗志立等,1992)。

钻井证实在松辽盆地中生代沉积岩层之下存在火山岩,但更多钻井揭示大部分沉积岩直接覆盖在变质基底之上,推测火山岩厚度、分布面积都会小于西部火山岩带。

尽管火山岩分布的面积和厚度可能受后期剥蚀影响,但总体来说,这一特征反映了晚侏罗世3条带上的不同喷发强度。

研究也证实,从东向西火山岩碱度具有逐渐增高的特点(刘德来等,1994),这一特点也反映在东、中、西带火山岩岩石组合上。

东带发育玄武安山岩、安山岩、流纹岩,以安山岩、流纹岩为主(吉林省地矿局,1988;黑龙江省地矿局,1993);中带火山岩组合是玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩,以安山岩和流纹岩为主(刘德来等,1996),同时也较多地发育粗安岩和粗面岩(刘德来等,1994;赵海玲等,1996);西带火山岩不同时期、不同部位略有不同,总体为玄武安山岩、安山岩、粗安岩、粗面岩、英安岩、流纹岩,并大量发育粗安岩、粗面岩(内蒙古地矿局,1991)。

从东向西粗安岩、粗面岩增多,也说明碱度逐渐增高。

4　裂谷期岩石圈伸展特征411　上地壳脆性伸展特征现在的松辽盆地表现为3层结构,即火山岩构造层(裂谷期前构造层)、上地壳脆性伸展形成的半地堑构造层(裂谷期构造层)和坳陷构造层(裂谷期后构造层)。

火山岩构造层是火山作用的产物,并不代表盆地的存在(刘德来等,1998),真正的上地壳伸展发生在裂谷期,以产生伸展断层和半地堑为特征。

以找油为目的的人工地震剖面已揭示了伸展断层和半地堑的存在。

根据最新解释的伸展断层和半地堑成果,沿伸展方向累计最大伸展量为1214km ,向盆地北部累计伸展量逐渐变小(表1)。

表1解释的结果可能小于实际伸展量。

原因是①向盆地东或西两端仍可能有小型半地堑而无地震测线通过和②按W alsh 等(1991)的观点,在地震剖面上可能有30%—40%的伸展量分布于小断层中而不能被表现出来。

松辽盆地发育的半地堑基本是西断东超式(或者说伸展控凹断层基本上是东倾的),很少有东断西超式(而且仅发育在规模非常小的半地堑中)。

图1展示的是松辽盆地北部半地堑,在松辽盆地南部,最为发育的半地堑,象梨树、德惠半地堑也都是西断东超式的(刘志芳,1992)。

半地堑整体走向为北北东向,与中生代活动大陆边缘走向基本一致,代表763　3期马　莉等:松辽盆地成因演化与软流圈对流模式863地　质　科　学1999年裂谷期上地壳伸展方向是北西西-南东东向。

表1　松辽盆地北部累计上地壳伸展量Table1　The upper crustal extensi onal rate fo r no rthern part of Songliao basin剖面A-A′B-B′C-C′测线78.0+78.2+78.0+55.0111.0+87.0148.0+146.45+148.0伸展量 km12.411.38.6 注:A-A′,B-B′,C-C′位置见图1。

412　壳下岩石圈韧性伸展特征松辽盆地存在壳下岩石圈伸展,最直接的反映是裂谷期后的地壳沉降。

裂谷期前和裂谷期岩石圈伸展减薄,软流圈顶面抬高,岩石圈出现热异常。

裂谷期后的坳陷起因于抬高的软流圈顶面和处于热异常的岩石圈开始向热平衡转化(M ckenzie,1978),而且软流圈顶面抬高幅度控制着裂谷期后盆地热沉降幅度(Ziegler,1992a)。

松辽盆地裂谷期后发生大规模沉降,最大厚度达6000余米,如此大规模沉降完全证实了壳下岩石圈的伸展和减薄。

松辽盆地壳下岩石圈伸展不仅发生在裂谷期,也发生在裂谷期前的火山作用期(刘德来等,1996)。

Ziegler(1992a)指出裂谷期前的火山作用可以使壳下岩石圈发生热减薄,与机械伸展作用相结合可以使壳下岩石圈伸展远大于上地壳伸展。

松辽盆地种种迹象也表明,壳下岩石圈伸展量大于上地壳(刘德来等,1996)。

地球物理测量也证实壳下岩石圈伸展的存在。

根据满洲里-绥汾河地球物理大剖面的研究成果,松辽盆地幔内高导层深度仅为60km,而向两侧山区埋深逐渐增加(杨宝俊等,1994;刘财等,1994;程振森等,1994)。

而据马杏垣(1987)的研究成果,现在的松辽盆地岩石圈厚度仅80km左右。

413　松辽盆地裂谷期岩石圈伸展模式关于裂谷盆地的岩石圈伸展模式(也称运动学模式)主要有两种:纯剪切模式(M ckenzin,1978)和简单剪切模式(W ern icke,1981,1985)。

纯剪切是指在变形过程中主应变轴方位无改变,如果方位发生变化,则这个剪切称简单剪切(帕克,1983)。

就从变形特征考虑,图2左上可理解为纯剪切变形,右上可理解为简单剪切变形(R eston,1990)。

按这样的概念,在上地壳脆性域内除弹性变形范围内不存在纯剪切变形。

但是Jack son(1987)的概念更具实用性。

如图2所示,简单剪切经旋转变为纯剪切,尽管每一个局部变形属于简单剪切,但宏观上具有纯剪切效应。

因此,从宏观变形考虑,岩石圈伸展的运动学模式有两种端元类型(两种之间可以有过渡类型):纯剪切模式和简单剪切模式(图3)。

纯剪切模式表示上地壳伸展位置与壳下岩石圈伸展位置上下重叠,岩石圈发生均匀“细颈化”作用,上地壳以脆性伸展方式伸展减薄,壳下岩石圈以韧性流变方式伸展减薄。

简单剪切模式表示上地壳伸展位置与壳下岩石圈伸展位置(软流圈隆起位置)在垂向上是移位的,两者之间存在一条切穿整个岩石圈的、缓倾斜的剪切带,伸展位移就沿此剪切带发生。

在发生了裂谷期后坳陷的盆地,识别岩石圈伸展模式更容易,因为软流圈隆起位置控制了盆地后期坳陷位置。

裂谷盆地之上直接叠加了坳陷盆地的则图2　纯剪切与简单剪切变形左上为纯剪切变形;右上为简单剪切变形(据R eston ,1990);下为简单剪切变形经旋转变为纯剪切变形(据Jack son ,1987)F ig .2　Extensi onal defo rm ati on w ith pure and si m p le shear属于纯剪切模式,裂谷盆地与裂谷期后坳陷盆地不重叠者则属于简单剪切模式(Ziegler ,1992a )。