松辽盆地裂谷坳陷盆地单向环流特征及成因

松辽盆地裂谷坳陷盆地单向环流特征及成因

1裂谷-坳陷盆地深部动力学机制的初步建立关于弧后裂谷盆地形成的深部动力学机制有很多讨论（ka仑，1973；spep等人，1973；hyndman，1972；绅士等人，1972；coey，1973；molgar等人，1978；dewi，1980；jarrard，1986；uvada，1991），总结了五种模式。（tamaki，1991）：1.岩石波产生的热流上游模式；热柱上升模式；弧后板块的返回模式。海沟滚压通过软件输出的返回模式。软流圈的下降轨迹是不稳定的海沟滚动输出模式。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。2中侏罗世末—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(Enkinetal.,1992;Chenetal.,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)。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。松辽盆地呈北北东向展布,南北长约750km,东西宽约350km,现今地质图上的松辽盆地属于坳陷盆地范围,裂谷盆地深埋在坳陷地层之下。3东、中、西带火山岩中国东北地区(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岩石圈的伸展特征4.1拉伸断层和半地堑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12.4km,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Walsh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,代表裂谷期上地壳伸展方向是北西西-南东东向。4.2裂谷期后的岩石圈相组织的热效应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(Mckenzie,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。4.3上地壳下岩石圈拉伸运动学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(Mckenzin,1978)和简单剪切模式(Wernicke,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(Reston,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Jackson(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)。在松辽盆地,裂谷期后坳陷是垂向叠置在裂谷盆地之上的。因此,松辽盆地裂谷期岩石圈伸展属纯剪切变形,尽管脆性上地壳岩石圈的伸展是产生一系列东倾正断层。5松辽盆地的岩石圈变形模式前面笔者充分展示了松辽裂谷盆地发育的区域构造位置,火山岩分布及岩石圈伸展特征。其中有3个突出的特点:一是裂谷期前火山岩在松辽盆地西部的大兴安岭分布面积大、厚度大,而盆地东部靠近俯冲带火山岩分布的厚度、面积反而小,松辽盆地深部火山岩厚度不详,但现阶段还没有证据说明厚度、分布面积大于大兴安岭地区,因为在松辽盆地也有很多深钻井没有钻遇火山岩。裂谷期前火山作用和裂谷盆地的发育有着直接联系,因此它在某种程度上反映了深部软流圈活动特征。二是松辽盆地主要控凹断层基本都是东倾断层,这在一定程度上说明存在单一的受力机制。三是岩石圈伸展属于纯剪切变形,表明上地壳伸展位置与壳下岩石圈伸展位置垂向叠置。根据以上3个特点可以产生3个推论:(1)火山岩分布面积大、厚度大说明火山作用强烈。松辽盆地裂谷期前的火山作用是古太平洋板块向亚洲大陆下俯冲的直接结果(刘德来等,1996;赵海玲等,1996),按照这样的观点推测,洋壳板块俯冲产生的大量熔融物质是在松辽盆地以西的大兴安岭一带底辟上升的,而不是发生在岩石圈减薄最大的裂谷盆地发育位置。(2)如图4所示,在糜棱岩带中,硬矿物内发育的一组脆性剪切破裂面可以指示糜棱岩带剪切方向(Simpsonetal.,1983;转引自郑亚东,1985)。如果将这一微观尺度的变形特征用于宏观的上地壳变形,松辽盆地脆性伸展断层的单一倾向也可以用来推导剪应力方向。在裂谷盆地,上地壳以脆性伸展为主,壳下岩石圈则表现为韧性伸展(Mckenzie,1978)。松辽盆地主要伸展断层单一东倾指示下部韧性变形层内有一向东的剪应力作用于脆性变形层底面,而在地表相当于存在一个反向剪应力,两者构成力偶。(3)使岩石圈伸展的动力直接作用于上地壳发生脆性伸展的壳下岩石圈,即松辽盆地的壳下岩石圈。根据以上3个推论,可以得出这样的认识:软流圈中的熔融物质沿盆地以西的大兴安岭一带上升,然后逐渐转入近平流沿岩石圈底面向东运动,并对岩石圈施加单向剪切牵引作用。再结合岩石圈的俯冲作用,笔者总结岩石圈对流模式(图5)如下:晚侏罗世,古太平洋板块开始向亚洲大陆下俯冲,当洋壳板片向下俯冲插入软流圈时,俯冲板片对其上软流圈物质施加剪切牵引力,促使其与板片同向运动。由于板片附近软流圈物质顺板片向下运动时,在板片上倾方向的软流圈内部形成亏损低压区,促使岩石圈底部附近软流圈物质向这一方向运动。这样在板片持续俯冲作用下,在俯冲板片之上楔形区自然形成一个单向环流。由于俯冲板片与软流圈物质之间的磨擦作用和水分的加入使软流圈物质发生熔融,熔融轻物质在密度作用下向上运动,但在不能克服上覆物质的阻力时,它们主要是在下插板片的牵引作用下,伴随软流圈做单项环流运动。用单向环流模式,可以对松辽盆地的形成发展做如下解释:单向环流形成后,其对岩石圈施加两种作用,一是熔融物质底辟上升,在地表形成火山作用;二是单向环流的顶层流对岩石圈底面施加剪切牵引力,使岩石圈发生减薄和伸展。火山作用主要发生在裂谷期前(晚侏罗世)。随着单向环流的形成和熔融物质的上升,位于岩石圈底部的部分熔融物质底辟上升在地表形成火山作用。如图5所示,晚侏罗世东北地区的大兴安岭相当于单向环流的上升流区,由于熔融物质规模大、温度高、粘度低,底劈作用强,在地表形成强烈的火山作用。松辽盆地以东地区相当于单向环流的下降流位置,熔融物质底辟作用强度降低。而且由于部分高温低密度的熔融物质已经底辟上升,转入近平流或下降流的熔融物质粘度可能已经增加、温度已经降低,也导致火山作用强度降低。由此可以看出,单向环流模式比较理想地解释了远离俯冲带的大兴安岭一带火山活动最强,向东靠近俯冲边缘火山活动反而变弱的特点。单向环流在大兴安岭一带上升,然后向东转入近平流,其对松辽盆地岩石圈施加单向剪切牵引作用。单向环流在运动过程中对周边都存在剪切牵引作用,但上升流和下降流与岩石圈直交或斜交,对岩石圈伸展无明显作用。只有在近平流段,其作用力方向与岩石圈平行或近平行,才能使岩石圈发生减薄和伸展。对流在岩石圈底面施加的剪切牵引力是最主要的裂谷驱动力(Ziegler,1992b)。但单向环流自板块俯冲开始形成,其规模有一个由小到大的过程。在单向环流形成初期,对流在岩石圈底面施加的剪切牵引力还不足以使岩石圈发生侧向伸展运动,但可以使壳下岩石圈发生机械和热减薄(刘德来等,1996)。用一个形象的比喻,其如同在原地快速旋转的汽车轮子,汽车轮子对地面的剪切作用使地面产生凹槽。这一阶段相当于裂谷期前的火山作用期,上地壳没有发生伸展,因此无裂谷盆地形成。但随着单向环流规模逐渐增加,对岩石圈底面施加的剪切牵引力也逐渐增强。同时由于熔融物质的大规模上升使岩石圈加热和剪切作用使岩石圈逐渐减薄,从而导致岩石圈抗张、抗剪强度逐渐降低。随着剪切牵引力逐渐增强和岩石圈抗张强度的降低,最终导致两者之间达到平衡,岩石圈发生侧向伸展运动(刘德来等,1998)。由于施加的是单向剪切牵引作用,在地表相当于存在一个反向牵引力,两者共同作用于岩石圈,使其产生一系列东倾伸展控坳断层。这一阶段相当于裂谷期,上地壳开始伸展,裂谷盆地形成,。由于岩石圈发生侧向伸展运动,熔融物质注入岩石圈离散所形成的空间,火山作用减弱(刘德来等,1998)。6关于单向环流很多地质学家提出大陆相对于海沟的分离运动或海沟向大洋一侧的退离(Hyndman,1972;Wilsonetal.,1972;Coney,