东北地区中生代大地构造背景

东北地区大地构造背景~

（一）东北地区中、新生代板块动力学环境
晚古生代至中生代早三叠世欧亚大陆全面拼接形成了统一的欧亚板块，自此以南北挤压为主的板块体制解体，板块作用来自于那丹哈达地体向西拼贴、太平洋板块向西北方向俯冲挤压和印度板块向北碰撞挤压。东北地区开始了新的大地构造演化阶段，进入环太平洋构造域发展阶段（图1-1）。

图1-1 中国周边地区主要大地构造单元

（据王涛等，1997）
由于欧亚大陆板块相对稳定，周围其他板块，如伊佐奈奇板块、太平洋—菲律宾海板块、印度－澳大利亚板块等的活动特性，成为控制中国东部板块内部主应力方向与变形强度的主导因素。周邻板块的运动与均衡补偿作用是控制中国东部中、新生代板内变形与应力场主应力方向变化的主要动力机制（万天丰，1993）。
中国东部中、新生代盆地热体制明显受中国东部地球动力学背景的控制，是印度板块和太平洋板块联合作用的结果。从晚三叠世开始，可以划分为4个演化阶段（谯汉生，方朝亮等，2003）。
第一阶段（晚三叠世—侏罗纪）：该时期特提斯域的汇聚、扬子地块和中朝地块的碰撞，太平洋板块对扬子地块的斜滑碰撞使整个中国东部处于挤压收缩状态。该时期热活动不发育，整个地壳处于较冷状态。
第二阶段（晚侏罗世晚期—早白垩世）：该时期特提斯域碰撞增强，太平洋板块斜滑碰撞减弱。整个东部形成右旋伸展环境，在先存的褶皱基底上形成断陷盆地群。此阶段主要以地壳的脆性伸展和深部突发性热上涌为特征。大多数盆地基底发育有火山岩，盆地的形成演化受构造作用和热作用的双重控制，但以构造作用为主。
第三阶段（晚白垩世—古近纪）：该阶段太平洋板块由东向西俯冲，整个东部形成伸展环境。在伸展背景下盆地形成演化经历了脆性变形阶段的断陷期和塑性变形阶段的坳陷期。地壳深部热活动频繁，由脆性变形阶段局部热上涌过渡为塑性变形阶段软流圈的明显上隆。
第四阶段（新近纪—第四纪）：主要受太平洋板块由东向西俯冲的影响，整个东部仍处于伸展环境。
在上述中、新生代板块动力学环境下，东北地区发育两期构造。前中生代属于古亚洲洋生成、发展、消亡及不同期次造山带形成的构造演化阶段，称之为古亚洲构造域；中、新生代则是一个全新的构造阶段，西太平洋板块与亚洲大陆东部大陆边缘的相互作用成为控制东北地区大地构造演化的主要因素，称之为环太平洋构造域。在这两期大地构造背景控制下，分别形成两期不同性质的断裂系统，即古亚洲构造域断裂系统和环太平洋构造域断裂系统。
古亚洲构造域断裂系统作为洋壳俯冲消减的产物，多以构造破碎带的形式出现，与大量出露的蛇绿岩套或混杂堆积相伴产出，一般深切地壳乃至软流圈，成为重要的基底构造分界线，多呈弧形展布。主要断裂有赤峰—开原断裂、德尔布干断裂、贺根山断裂、西拉木伦断裂、兴华—塔源断裂、逊河铁力断裂、牡丹江断裂等。
环太平洋构造域断裂系统则与西太平洋板块以不同方向、不同角度多次向亚洲大陆东部俯冲有关，控制中、新生代盆地的构造演化，一般属中、上地壳脆性变形范畴，以NE—NNE走向为主。主要断裂有嫩江断裂、大兴安岭西断裂、孙吴—双辽断裂、四平—哈尔滨断裂、依兰—伊通断裂、敦化—密山断裂、大和镇断裂，鸭绿江断裂等。
古亚洲构造域断裂系统在中、新生代环太平洋构造域影响下，具有不同程度的重新活动，也成为影响盆地发育的直接因素。
（二）东北地区中、新生代盆地形成分布规律
东北地区主要发育晚侏罗世晚期至早白垩世、晚白垩世，古近新近纪三个中、新生代成盆期。从晚侏罗世开始，古太平洋板块的俯冲—碰撞作用对中国东北部构造演化产生了重要的控制作用（李娟等，2002；赵海玲等，1996,1998；殷长建等，2000）。古太平洋从晚三叠世开始向亚洲东部俯冲，俯冲高峰是在晚侏罗世—白垩世，其产物为钙碱性系列的中、酸性火山—侵入杂岩带和弧后盆地群，发育在晚古生代乃至更老的近东西向陆壳基底之上。低角度、大速率的俯冲，可以使大洋岩石圈下插到很远的大陆之下。因此，大洋朝北西方向低角度快速率的俯冲，是东亚陆缘形成北东向宽阔的火山岩带及弧后盆地区的重要动力学原因。由于大陆边缘总体上呈南北向，145～85Ma洋壳朝北东向的运动属斜向俯冲，故东亚陆缘中的断裂及岩浆岩带展布多呈北东方向，同时形成与俯冲带平行的左旋走滑断层。100～90Ma东亚陆缘地区曾发生过强烈的碰撞造山事件，发生这期事件的原因是洋壳上的古陆块朝东亚陆缘的拼贴增生，导致形成若干变质带、蛇绿混杂岩带、推覆—走滑韧性剪切带（李娟等，2002）。
这期碰撞事件之后，东北地区发生了晚白垩世—古近纪伸展减薄裂解活动，其动力学原因与俯冲带倾角变陡、弧后区微型扩张及其壳幔作用有关，属转换拉张应力背景。主要地质标志是弧区和弧后区晚白垩世—古近纪裂陷盆地群的形成，伴有少量碱性岩浆活动（刘德来等，1994；李娟等，2002）。
根据中、新生代盆地的形成、演化、大地构造位置及其沉积特征，可将东北地区的中、新生代盆地群分为以三江、勃利、鸡西、虎林等盆地为代表的东带盆地群，以松辽盆地为代表的中带盆地群和以海拉尔盆地、二连盆地为代表的西带盆地群（谯汉生、方朝亮等，2003）。
综观三带盆地群可以看出，盆地分带性明显，多数追踪基底断裂网络发育，以北东向为主，北西向次之，形成了东西成带、南北分块的总体构造格局。其次，盆地在基底断裂的影响下分段性强，它制约了盆地区地壳的成熟度。第三，同生断陷盆地群占绝对多数，中、西带中的中生代断陷盆地埋藏较深且保存较好或较完整；东带中的中生代断陷盆地埋藏较浅而且后期改造也强烈，现今呈残留盆地群。
结合东北地区中生代沉积盆地地质特征、区域地层分布及火山发育旋回，中生代盆地期可以分为晚侏罗世—早白垩世断陷盆地期和晚白垩世裂陷—坳陷盆地期。断陷盆地期形成了NNE向展布的盆—岭体系，以断裂和岩浆活动剧烈为特征。盆地是在断裂控制下下降沉积的。西部断陷带似乎较中部断陷带发育要早，或下部伸展过程长。
晚白垩世裂陷—坳陷盆地期，盆地发育的总体趋势东移。西带坳陷层较薄，而中带松辽盆地众多小型断陷连为一体，形成巨大坳陷型盆地。东部盆地群仍普遍隆起遭受剥蚀，也有新发育起来的小型断陷—坳陷型盆地，如延吉盆地。不论是断陷还是坳陷，此阶段构造岩浆活动显著减弱。
自西向东盆地形成不仅具有随时间东移的时序规律，同时盆地纵向演化规律也有显著的不同。西带仅发育早期断陷盆地，仅有较薄的坳陷层。中带松辽盆地具有断陷—坳陷构造反转的三段式演化模式。东带同江—鸡西断裂以西为断陷—坳陷型盆地，以东为坳陷型盆地。盆地形成时序演变、空间位置上演化模式的不同，预示了深部壳幔相互作用的差异和区域构造背景的不同。

松辽盆地是一个大型的白垩纪大陆内裂谷-坳陷型盆地，其形成演化受控于中生代以来东北地区区域构造背景。
东北地区中生代盆地基底是由众多板块、占地块和褶皱带经过元古宙至中生代漫长时间逐渐拼接发展起来的，其主要构造单元分布如图2—1所示：太古宙—元古宙古地块分布于东北地区东西两侧，分别为佳木斯地块（M1）和额尔古纳地块（M2）；加里东期地槽褶皱带呈L形沿佳木斯西缘和中朝板块北缘分布，分别叫伊春延寿加里东地槽褶皱带（C1）、温都尔庙翁牛特旗加里东地槽褶皱带（C2）；早华力西褶皱带包括喜桂图旗早华力西褶皱带（V1）和东乌珠穆沁旗-罕达气早华力西褶皱带（V2），拼接在额尔古纳地块东缘；位于本区中部的是索伦-林西晚华力西-印支褶皱带（Ⅵ1）、吉林-延边晚华力西-印支褶皱带（Ⅵ2）和小兴安岭-松辽晚华力西-印支褶皱带（Ⅵ3）；而最后拼接在东北块体上的是那丹哈达燕山褶皱带（Y1）。
在此复杂基底中还发育了复杂的断裂体系（图2—1）。这些深断裂总体可分为近东西向、北东-北北东向、近南北向和北西向4组，横向延伸一般均在500km以上，断裂带宽度10km左右，断达深度为几十公里，它们不仅是各地质构造单元的分界线，而且其活动还控制了中生代盆地的形成发展。

图2—1　东北地区主要构造单元分布图（据汪新文，1997）

M1—佳木斯地块；M2—额尔古纳地块；C1—伊春-延寿加里东地槽褶皱带；C2—温都尔庙-翁牛特旗加里东地槽褶皱带；V1—喜桂图旗早华力西褶皱带；V2—东乌珠穆沁旗罕达气早华力西褶皱带；Ⅵ1—索伦-林西晚华力西-印支褶皱带；Ⅵ2—吉林延边晚华力西-印支褶皱带；Ⅵ3—小兴安岭-松辽晚华力西-印支褶皱带；Y1—那丹哈达燕山褶皱带
关于中生代大地构造环境，陈发景、赵海玲（1996）通过火山岩时空分布、岩石系列、岩石组合、地球化学特征及构造判别图的分析，认为晚侏罗世时东北地区处于亚洲大陆边缘，伊泽奈崎（Izanagi）板块沿北西方向向亚洲大陆俯冲，那丹哈达岭-锡霍特·阿林洋逐渐消减，使东北地区挤压造山。晚侏罗—早白垩世火山岩呈现出与俯冲作用有关的组成极性特征，根据此特征东部表现明显而西部则较弱的现象和俯冲深度计算（表2—1），推测本区俯冲为犁式俯冲，东部俯冲角较陡，日本岛-延吉一带约31°，向西变缓，到延吉-松辽盆地段为14°，而松辽盆地-镶黄旗一带仅4°。在挤压作用下，东北地区中生代经历了地壳加厚过程。表2—1列出了由火山岩组成极性（SiO2=60wB%时的K2O含量）推算出的各地区地壳厚度C，可见，由东（大陆边缘）至西（大陆内部）地壳均因挤压而加厚了十余公里（一般大陆边缘厚15～30km，大陆型地壳30～50km）。这种加厚了的地壳造成了重力不稳定，必然诱发岩石圈根的拆沉作用。因此，东北地区中生代的造山作用是大洋俯冲与岩石圈的拆沉联合作用结果。在晚侏罗世时主要为挤压造山，早白垩世时由于造山带的崩塌产生拉伸，这就是中生代裂谷盆地群形成之动力学背景。

表2—1　K60，俯冲带深度（SZ），地壳厚度（C）

（据赵海玲等，1995）

构造分析表明（谯汉生、方朝亮等，2003），东北地区经历了以下构造演化过程：

（一）南北夹挤

早古生代时，在西伯利亚与华北地块之间，由存在东北地体群的古亚洲洋盆隔开。到晚二叠世，西伯利亚与华北地块南北夹挤，与其间东北地体群拼贴、消减，并连为一体，组成新的东北地块，构成了亚洲大陆的一部分。此时，古亚洲洋消失，它的古洋岩石圈板块俯冲下沉集中，成为冷地幔柱下沉。地震层析成像分析（Maruyam a,1994）认为，亚洲大陆下600～1700km 及2600～2900km 两个深度上，存在长4000km、厚1000km的P波高速异常带，它们分别相当于横跨670km的不连续面与幔核交界面上。冷地幔柱下沉首先聚在670km 附近不连续面上，受阻而向水平延伸，造成重力塌陷，可沉至核幔交界处。

（二）东西俯冲

晚侏罗世—晚白垩世，古太平洋板块向东北地块俯冲：①早期，晚侏罗世—早白垩世，缝合线在晖春一带，俯冲角小，俯冲速度快，俯冲岩浆分布范围大，可达大兴安岭附近，火山岩钾含量高，酸度大，为活动陆缘型；②晚期，中白垩世以后，缝合线移至日本列岛的东侧深海沟处，俯冲角大，俯冲速度小，俯冲岩浆分布范围小，仅见于岛弧及相近的沿海附近，火山岩钾含量低，酸度小，为岛弧型。

李式显及Coney等（1999）在研究太平洋板块向亚洲大陆板块西向俯冲时指出，其俯冲角先后不同：早期小，10°左右；晚期大，80°左右。此与笔者的结论是一致的。俯冲角的变化，在环太平洋地区是不罕见的。Coney等在（1999）研究太平洋东岸陆缘科迪勒拉认为，在晚中生代—早新生代时，太平洋板块向东部的美洲大陆俯冲方向虽不变，但俯冲角从早期到晚期由大变小。它与太平洋西岸不同，太平洋板块向西部亚洲大陆俯冲的俯冲角，从早期到晚期由小变大。

（三）幔隆壳薄

冷地幔柱聚集成巨石下沉到670km 不连续面及核幔交界处，必然引起地幔热柱结构的变化扰动（Maruyama,1994），为了质量平衡的补偿，必然有地幔物质从下地幔上升为热地幔柱。因此，三叠纪时冷地幔柱塌陷与热地幔柱上涌是成对出现的。在晚侏罗世—早白垩世时，地幔热柱上升，松辽地区莫霍面上隆。地幔热柱温度高，密度低，不相容元素富集，易于隆起。在松辽地区，地幔热柱呈北北东向的椭圆形隆起。在大庆地区以大安为中心（莫霍面深约28.5km），成三叉放射状，长叉方向为北北东向（深约29～30km），与乾安—大安 大庆的方向一致；短叉方向为东西向（深约30～31km），与大安—哈尔滨的连线方向近似。

虽然现在确定的地幔热柱顶面是新生代的形态，但从莫霍面隆起带与中生代火山盆地及青山口组底面坳陷形态呈镜像对应关系来看，可以认为，中生代与新生代地幔隆起形态有相似之处。而且，地幔隆起不仅控制了中、新生代沉积盆地的形态、深度，也与中生代火山喷发的范围、成分密切相关。

由于地幔隆起、底蚀与熔融大陆底部，使俯冲、挤压形成造山带的根部地壳拆沉、脱落，也使造山带上部拉张、断陷。总之，使大陆壳减薄，也使地幔柱更易于上升，地壳也更为变薄，从而造成目前莫霍面深度仅28.5km的裂谷型地幔深度。

由于地幔隆起、俯冲洋壳及大洋沉积物混入地幔，地壳减薄，使地幔中挥发分、不相容元素，尤其是碱，钾更易于富集，形成富集型地幔，而且使地幔熔融程度降低，更易形成幔源玄武岩浆。由于地幔的不断上升，熔融程度不断变大，使玄武岩浆从碱性逐渐向亚碱性变化。玄武岩浆的形成、上升、底侵，进入莫霍面及地壳之中，使地壳熔融又形成大量酸性岩浆。而玄武岩浆与酸性岩浆的混合、与地壳的混染及分离结晶，即AFC模型，又使玄武岩浆演化为中性岩浆。

原来俯冲挤压形成的造山带、活动陆缘环境，由于地幔隆升，地壳减薄，又变为近似板内的抬升、拉张、断陷、坳陷环境。在构造上，是由压变张，由合到开的变化过程（谯汉生、方朝亮等，2003）。

（四）开合交替

东北地区既有中生代时消减、俯冲的挤压作用，也有中、新生代两次幔隆、壳薄的拉张作用；还有俯冲角从小变大的过程，使原为活动陆缘、岛弧的挤压区，又变为幔隆、壳薄的弧后盆地及近似裂谷的拉张区。此外，在区域冲、挤压活动之后，常伴有松弛、拉张活动。总之，开合是交替的，开时拉张，近似板内，常产生较深的张性断裂及断陷盆地，引起碱度较大、酸度较小的火山活动；合时挤压，近似火山弧，常形成压性的褶皱变质，引起较浅的碱度较小、酸度较大的火山侵入活动。开合的变化，反映了区域构造环境及岩浆成分的变化。一个区域开合构造常是多旋回叠加的，因此，火山岩的碱度、酸度也是多旋回叠加的。所以，火山岩成分的变化是构造环境变化的有效“探针”。以大庆火山岩主要微量元素、稀土元素的资料及个别火山碎屑沉积岩主要元素的研究，均说明火山岩形成于俯冲、裂谷、幔隆的复杂构造叠加环境，体现了构造环境是南北夹挤、东西俯冲、幔隆壳薄、开合交替的综合结果，形成了开合交替对应、成分不同的火山岩及火山碎屑沉积岩（谯汉生、方朝亮等，2003）。

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