松遼盆地裂谷坳陷盆地單向環(huán)流特征及成因

松遼盆地裂谷坳陷盆地單向環(huán)流特征及成因

1裂谷-坳陷盆地深部動力學機制的初步建立關于弧后裂谷盆地形成的深部動力學機制有很多討論（ka侖，1973；spep等人，1973；hyndman，1972；紳士等人，1972；coey，1973；molgar等人，1978；dewi，1980；jarrard，1986；uvada，1991），總結了五種模式。（tamaki，1991）：1.巖石波產生的熱流上游模式；熱柱上升模式；弧后板塊的返回模式。海溝滾壓通過軟件輸出的返回模式。軟流圈的下降軌跡是不穩(wěn)定的海溝滾動輸出模式。但總的來說,這是個未解的問題,至今還是一個謎。松遼盆地是晚中生代(J3—K)在活動大陸邊緣上發(fā)育起來的裂谷-坳陷盆地,其形成、發(fā)展與古太平洋板塊向亞洲大陸下俯沖有直接關系(劉德來等,1996)。由于松遼盆地沒有發(fā)育成邊緣海盆地,至今還保留著裂谷盆地的構造特征,而且在東北地區(qū)廣泛發(fā)育裂谷期前火山巖,從某種程度上說,它們記錄了弧后裂谷盆地深部動力學機制的某些特征。本文試想通過松遼盆地形成、發(fā)展以及裂谷期前火山巖的某些特征,討論弧后伸展區(qū)軟流圈對流模式。2中侏羅世末—區(qū)域構造背景與盆地形成、發(fā)展的動力學過程松遼盆地位于蒙古板地塊(Enkinetal.,1992;Chenetal.,1993)東部。蒙古地塊以南是華北板塊,以北為西伯利亞板塊。以東為那丹哈達-錫霍特阿林陸緣增生帶,現已成為蒙古地塊的一部分(圖1)。早中生代(三疊紀—中侏羅世)東亞大陸東部屬于轉換大陸邊緣(劉德來等,1997)。中侏羅世末,古太平洋板塊開始向亞洲大陸下俯沖,東亞大陸東部轉化為活動大陸邊緣(趙越等,1994;劉德來等,1997)。由于古太平洋板塊向大陸下俯沖引起熱流上升,導致裂谷期前晚侏羅世的大規(guī)?；鹕阶饔煤蜌は聨r石圈的機械與熱減薄(劉德來等,1994,1996)。進入早白堊世早期(貝利亞斯期→巴列姆期),火山活動趨于減弱,上地殼伸展發(fā)育裂谷盆地(劉德來等,1996)。進入早白堊世晚期(阿普第期),由于陸緣地體拼貼,俯沖帶長距離后退,巖石圈伸展的熱動力消失,處于熱異常的巖石圈開始向熱平衡轉化,盆地發(fā)展進入后裂谷期,發(fā)育成大型坳陷盆地。松遼盆地呈北北東向展布,南北長約750km,東西寬約350km,現今地質圖上的松遼盆地屬于坳陷盆地范圍,裂谷盆地深埋在坳陷地層之下。3東、中、西帶火山巖中國東北地區(qū)(包括內蒙古東部)大規(guī)模發(fā)育晚侏羅世火山巖,且山區(qū)地表出露廣泛。在松遼盆地,較深的鉆井也揭示了這期火山巖的存在,它們深埋在白堊系地層之下。莊深1井在白堊系之下鉆遇867m、齊深1井624m的火山巖,而且均未見底,說明火山巖垂向厚度超過了這一數字。東北地區(qū)火山巖可以劃分為3個帶:西帶(大興安嶺火山巖帶)、中帶(松遼盆地火山巖帶)、東帶(松遼盆地以東火山巖帶)。3條火山巖帶中,西帶火山巖分布面積最大,厚度也最大。大興安嶺幾乎為火山巖所覆蓋,到東帶火山巖分布面積已大為減少;大興安嶺火山巖最大厚度可達6500m,到東帶火山巖厚度僅1000余米(羅志立等,1992)。鉆井證實在松遼盆地中生代沉積巖層之下存在火山巖,但更多鉆井揭示大部分沉積巖直接覆蓋在變質基底之上,推測火山巖厚度、分布面積都會小于西部火山巖帶。盡管火山巖分布的面積和厚度可能受后期剝蝕影響,但總體來說,這一特征反映了晚侏羅世3條帶上的不同噴發(fā)強度。研究也證實,從東向西火山巖堿度具有逐漸增高的特點(劉德來等,1994),這一特點也反映在東、中、西帶火山巖巖石組合上。東帶發(fā)育玄武安山巖、安山巖、流紋巖,以安山巖、流紋巖為主(吉林省地礦局,1988;黑龍江省地礦局,1993);中帶火山巖組合是玄武安山巖、安山巖、英安巖、流紋巖,以安山巖和流紋巖為主(劉德來等,1996),同時也較多地發(fā)育粗安巖和粗面巖(劉德來等,1994;趙海玲等,1996);西帶火山巖不同時期、不同部位略有不同,總體為玄武安山巖、安山巖、粗安巖、粗面巖、英安巖、流紋巖,并大量發(fā)育粗安巖、粗面巖(內蒙古地礦局,1991)。從東向西粗安巖、粗面巖增多,也說明堿度逐漸增高。4巖石圈的伸展特征4.1拉伸斷層和半地塹現在的松遼盆地表現為3層結構,即火山巖構造層(裂谷期前構造層)、上地殼脆性伸展形成的半地塹構造層(裂谷期構造層)和坳陷構造層(裂谷期后構造層)?；鹕綆r構造層是火山作用的產物,并不代表盆地的存在(劉德來等,1998),真正的上地殼伸展發(fā)生在裂谷期,以產生伸展斷層和半地塹為特征。以找油為目的的人工地震剖面已揭示了伸展斷層和半地塹的存在。根據最新解釋的伸展斷層和半地塹成果,沿伸展方向累計最大伸展量為12.4km,向盆地北部累計伸展量逐漸變小(表1)。表1解釋的結果可能小于實際伸展量。原因是①向盆地東或西兩端仍可能有小型半地塹而無地震測線通過和②按Walsh等(1991)的觀點,在地震剖面上可能有30%—40%的伸展量分布于小斷層中而不能被表現出來。松遼盆地發(fā)育的半地塹基本是西斷東超式(或者說伸展控凹斷層基本上是東傾的),很少有東斷西超式(而且僅發(fā)育在規(guī)模非常小的半地塹中)。圖1展示的是松遼盆地北部半地塹,在松遼盆地南部,最為發(fā)育的半地塹,象梨樹、德惠半地塹也都是西斷東超式的(劉志芳,1992)。半地塹整體走向為北北東向,與中生代活動大陸邊緣走向基本一致,代表裂谷期上地殼伸展方向是北西西-南東東向。4.2裂谷期后的巖石圈相組織的熱效應松遼盆地存在殼下巖石圈伸展,最直接的反映是裂谷期后的地殼沉降。裂谷期前和裂谷期巖石圈伸展減薄,軟流圈頂面抬高,巖石圈出現熱異常。裂谷期后的坳陷起因于抬高的軟流圈頂面和處于熱異常的巖石圈開始向熱平衡轉化(Mckenzie,1978),而且軟流圈頂面抬高幅度控制著裂谷期后盆地熱沉降幅度(Ziegler,1992a)。松遼盆地裂谷期后發(fā)生大規(guī)模沉降,最大厚度達6000余米,如此大規(guī)模沉降完全證實了殼下巖石圈的伸展和減薄。松遼盆地殼下巖石圈伸展不僅發(fā)生在裂谷期,也發(fā)生在裂谷期前的火山作用期(劉德來等,1996)。Ziegler(1992a)指出裂谷期前的火山作用可以使殼下巖石圈發(fā)生熱減薄,與機械伸展作用相結合可以使殼下巖石圈伸展遠大于上地殼伸展。松遼盆地種種跡象也表明,殼下巖石圈伸展量大于上地殼(劉德來等,1996)。地球物理測量也證實殼下巖石圈伸展的存在。根據滿洲里-綏汾河地球物理大剖面的研究成果,松遼盆地幔內高導層深度僅為60km,而向兩側山區(qū)埋深逐漸增加(楊寶俊等,1994;劉財等,1994;程振森等,1994)。而據馬杏垣(1987)的研究成果,現在的松遼盆地巖石圈厚度僅80km左右。4.3上地殼下巖石圈拉伸運動學模式關于裂谷盆地的巖石圈伸展模式(也稱運動學模式)主要有兩種:純剪切模式(Mckenzin,1978)和簡單剪切模式(Wernicke,1981,1985)。純剪切是指在變形過程中主應變軸方位無改變,如果方位發(fā)生變化,則這個剪切稱簡單剪切(帕克,1983)。就從變形特征考慮,圖2左上可理解為純剪切變形,右上可理解為簡單剪切變形(Reston,1990)。按這樣的概念,在上地殼脆性域內除彈性變形范圍內不存在純剪切變形。但是Jackson(1987)的概念更具實用性。如圖2所示,簡單剪切經旋轉變?yōu)榧兗羟?盡管每一個局部變形屬于簡單剪切,但宏觀上具有純剪切效應。因此,從宏觀變形考慮,巖石圈伸展的運動學模式有兩種端元類型(兩種之間可以有過渡類型):純剪切模式和簡單剪切模式(圖3)。純剪切模式表示上地殼伸展位置與殼下巖石圈伸展位置上下重疊,巖石圈發(fā)生均勻“細頸化”作用,上地殼以脆性伸展方式伸展減薄,殼下巖石圈以韌性流變方式伸展減薄。簡單剪切模式表示上地殼伸展位置與殼下巖石圈伸展位置(軟流圈隆起位置)在垂向上是移位的,兩者之間存在一條切穿整個巖石圈的、緩傾斜的剪切帶,伸展位移就沿此剪切帶發(fā)生。在發(fā)生了裂谷期后坳陷的盆地,識別巖石圈伸展模式更容易,因為軟流圈隆起位置控制了盆地后期坳陷位置。裂谷盆地之上直接疊加了坳陷盆地的則屬于純剪切模式,裂谷盆地與裂谷期后坳陷盆地不重疊者則屬于簡單剪切模式(Ziegler,1992a)。在松遼盆地,裂谷期后坳陷是垂向疊置在裂谷盆地之上的。因此,松遼盆地裂谷期巖石圈伸展屬純剪切變形,盡管脆性上地殼巖石圈的伸展是產生一系列東傾正斷層。5松遼盆地的巖石圈變形模式前面筆者充分展示了松遼裂谷盆地發(fā)育的區(qū)域構造位置,火山巖分布及巖石圈伸展特征。其中有3個突出的特點:一是裂谷期前火山巖在松遼盆地西部的大興安嶺分布面積大、厚度大,而盆地東部靠近俯沖帶火山巖分布的厚度、面積反而小,松遼盆地深部火山巖厚度不詳,但現階段還沒有證據說明厚度、分布面積大于大興安嶺地區(qū),因為在松遼盆地也有很多深鉆井沒有鉆遇火山巖。裂谷期前火山作用和裂谷盆地的發(fā)育有著直接聯系,因此它在某種程度上反映了深部軟流圈活動特征。二是松遼盆地主要控凹斷層基本都是東傾斷層,這在一定程度上說明存在單一的受力機制。三是巖石圈伸展屬于純剪切變形,表明上地殼伸展位置與殼下巖石圈伸展位置垂向疊置。根據以上3個特點可以產生3個推論:(1)火山巖分布面積大、厚度大說明火山作用強烈。松遼盆地裂谷期前的火山作用是古太平洋板塊向亞洲大陸下俯沖的直接結果(劉德來等,1996;趙海玲等,1996),按照這樣的觀點推測,洋殼板塊俯沖產生的大量熔融物質是在松遼盆地以西的大興安嶺一帶底辟上升的,而不是發(fā)生在巖石圈減薄最大的裂谷盆地發(fā)育位置。(2)如圖4所示,在糜棱巖帶中,硬礦物內發(fā)育的一組脆性剪切破裂面可以指示糜棱巖帶剪切方向(Simpsonetal.,1983;轉引自鄭亞東,1985)。如果將這一微觀尺度的變形特征用于宏觀的上地殼變形,松遼盆地脆性伸展斷層的單一傾向也可以用來推導剪應力方向。在裂谷盆地,上地殼以脆性伸展為主,殼下巖石圈則表現為韌性伸展(Mckenzie,1978)。松遼盆地主要伸展斷層單一東傾指示下部韌性變形層內有一向東的剪應力作用于脆性變形層底面,而在地表相當于存在一個反向剪應力,兩者構成力偶。(3)使巖石圈伸展的動力直接作用于上地殼發(fā)生脆性伸展的殼下巖石圈,即松遼盆地的殼下巖石圈。根據以上3個推論,可以得出這樣的認識:軟流圈中的熔融物質沿盆地以西的大興安嶺一帶上升,然后逐漸轉入近平流沿巖石圈底面向東運動,并對巖石圈施加單向剪切牽引作用。再結合巖石圈的俯沖作用,筆者總結巖石圈對流模式(圖5)如下:晚侏羅世,古太平洋板塊開始向亞洲大陸下俯沖,當洋殼板片向下俯沖插入軟流圈時,俯沖板片對其上軟流圈物質施加剪切牽引力,促使其與板片同向運動。由于板片附近軟流圈物質順板片向下運動時,在板片上傾方向的軟流圈內部形成虧損低壓區(qū),促使巖石圈底部附近軟流圈物質向這一方向運動。這樣在板片持續(xù)俯沖作用下,在俯沖板片之上楔形區(qū)自然形成一個單向環(huán)流。由于俯沖板片與軟流圈物質之間的磨擦作用和水分的加入使軟流圈物質發(fā)生熔融,熔融輕物質在密度作用下向上運動,但在不能克服上覆物質的阻力時,它們主要是在下插板片的牽引作用下,伴隨軟流圈做單項環(huán)流運動。用單向環(huán)流模式,可以對松遼盆地的形成發(fā)展做如下解釋:單向環(huán)流形成后,其對巖石圈施加兩種作用,一是熔融物質底辟上升,在地表形成火山作用;二是單向環(huán)流的頂層流對巖石圈底面施加剪切牽引力,使巖石圈發(fā)生減薄和伸展?；鹕阶饔弥饕l(fā)生在裂谷期前(晚侏羅世)。隨著單向環(huán)流的形成和熔融物質的上升,位于巖石圈底部的部分熔融物質底辟上升在地表形成火山作用。如圖5所示,晚侏羅世東北地區(qū)的大興安嶺相當于單向環(huán)流的上升流區(qū),由于熔融物質規(guī)模大、溫度高、粘度低,底劈作用強,在地表形成強烈的火山作用。松遼盆地以東地區(qū)相當于單向環(huán)流的下降流位置,熔融物質底辟作用強度降低。而且由于部分高溫低密度的熔融物質已經底辟上升,轉入近平流或下降流的熔融物質粘度可能已經增加、溫度已經降低,也導致火山作用強度降低。由此可以看出,單向環(huán)流模式比較理想地解釋了遠離俯沖帶的大興安嶺一帶火山活動最強,向東靠近俯沖邊緣火山活動反而變弱的特點。單向環(huán)流在大興安嶺一帶上升,然后向東轉入近平流,其對松遼盆地巖石圈施加單向剪切牽引作用。單向環(huán)流在運動過程中對周邊都存在剪切牽引作用,但上升流和下降流與巖石圈直交或斜交,對巖石圈伸展無明顯作用。只有在近平流段,其作用力方向與巖石圈平行或近平行,才能使巖石圈發(fā)生減薄和伸展。對流在巖石圈底面施加的剪切牽引力是最主要的裂谷驅動力(Ziegler,1992b)。但單向環(huán)流自板塊俯沖開始形成,其規(guī)模有一個由小到大的過程。在單向環(huán)流形成初期,對流在巖石圈底面施加的剪切牽引力還不足以使巖石圈發(fā)生側向伸展運動,但可以使殼下巖石圈發(fā)生機械和熱減薄(劉德來等,1996)。用一個形象的比喻,其如同在原地快速旋轉的汽車輪子,汽車輪子對地面的剪切作用使地面產生凹槽。這一階段相當于裂谷期前的火山作用期,上地殼沒有發(fā)生伸展,因此無裂谷盆地形成。但隨著單向環(huán)流規(guī)模逐漸增加,對巖石圈底面施加的剪切牽引力也逐漸增強。同時由于熔融物質的大規(guī)模上升使巖石圈加熱和剪切作用使巖石圈逐漸減薄,從而導致巖石圈抗張、抗剪強度逐漸降低。隨著剪切牽引力逐漸增強和巖石圈抗張強度的降低,最終導致兩者之間達到平衡,巖石圈發(fā)生側向伸展運動(劉德來等,1998)。由于施加的是單向剪切牽引作用,在地表相當于存在一個反向牽引力,兩者共同作用于巖石圈,使其產生一系列東傾伸展控坳斷層。這一階段相當于裂谷期,上地殼開始伸展,裂谷盆地形成,。由于巖石圈發(fā)生側向伸展運動,熔融物質注入巖石圈離散所形成的空間,火山作用減弱(劉德來等,1998)。6關于單向環(huán)流很多地質學家提出大陸相對于海溝的分離運動或海溝向大洋一側的退離(Hyndman,1972;Wilsonetal.,1972;Coney,