密山-敦化地堑系

对地震震中的影响~

强中纬力作用于地壳，可以表现在地震震中的分布上。
图5-31反映了美国大陆的地震震中分布情况。马宗晋等在进行全球大陆地震分区时，已经认识到了大陆地区存在着沿一定方向排列，并具有一定定向迁移规律的地震密集带；在比较了美国大陆和中国大陆的地震震中分布图后还指出了它们都存在着北东向地震线和北西向地震线，尚存在部分南北向地震线和近东西向地震线。
图5-32是我国大陆地震震中分布图，图面上的地震分布走向（北西向和北东向），较美国大陆地震震中分布图中的情况明显。
针对地震震中分布所表现出来的规律性，马宗晋等归结为地球自转的原因，这实际上还是没有突破地质力学的束缚。地质力学以地球自转为核心，以纬向构造和经向构造为拳头纵论全球地质，这是无法解释地球的北东向和北西向构造体系真正原因的。只有建立了地球的自转与公转这样一个复合的运动系统，才能得以正确解释。

图5-25　中国主要活动断裂示意图（据高庆华等，1996）（引用资料时去掉了推测断裂及断裂性质）


图5-26　中国断裂基本走向与强中纬力作用网格匹配关系示意图

1—经纬度网格；2—强中纬力作用网格；3—断裂基本走向

图5-27　强中纬力作用带内中国部分含油气盆地与北太平洋部分岛屿分布形态示意图


图5-28　中国不同类型山脊及其走向分布示意图（据中国大百科全书，地理学，1990，改编）

1—平顶山脊；2—平顶－尖顶山脊；3—圆顶山脊；4—尖顶山脊；5—尖顶－圆顶山脊

图5-29　东北地区火山分布图（据孙文昌资料）

1—察哈彦火山；2—古罗亚火山群；3—干河火山群；4—诺敏河火山群；5—辉河火山群；6—伊敏河—莫克河火山群；7—阿尔山火山群；8—五义沟火山群；9—阿尔善保力格火山群；10—阿巴嘎火山群；11—达来诺尔火山群；12—赤峰火山群；13—七星山火山群；14—石岭火山群；15—富峰山火山群；16—阁山火山群；17—二克山火山群；18—南尖山火山群；19—莲花山火山；20—五大连池火山群；21—北尖山火山；22—科洛火山群；23—门鲁河火山群；24—嘎丛火山群；25—四季屯火山；26—库尔滨火山群；27—津街口南山火山；28—二龙山火山；29—小孤山火山；30—佳木斯火山群；31—疙瘩山火山；32—高丽山火山群；33—缸窑火山群；34—伊通火山群；35—辽源火山群；36—鸡冠山火山群；37—马鞍山火山；38—团山子火山群；39—镜泊湖火山群；40—三家子火山群；41—敦化火山群；42—龙岗火山群；43—长白山火山群；44—宽甸火山群。Ⅰ—德干布尔干断裂带；Ⅱ—索仁－二连断裂带；Ⅲ—嫩江断裂带；Ⅳ—讷莫尔河断裂带；Ⅴ—孙吴地堑；Ⅵ—南北河断裂；Ⅶ—绥化－营口断裂带；Ⅷ—佳木斯－伊通断裂带；Ⅸ—密山－敦化断裂带；Ⅹ—鸭绿江断裂带

　　中国地质构造的基本格局
　　关于中国地质构造的基本格局，李四光（1939、1973）、黄汲清等（1977）、任纪舜（1990、1997）、程裕淇等（1994），分别从构造体系和构造域两个方面进行过概括和客观描述。借鉴前人成果，结合此次编图所取得的资料，认为中国的地质构造格局主要是板块间相互作用与陆内构造活动的综合反映，而板块活动与陆内块体再活动总是有一定的方向、方式和涉及一定地域，从而形成一定的构造体系域。这与构造体系和构造域的原义和范畴已不尽相同。强调板块相互作用与板内构造活动都具有重要意义。现从构造形变的综合形态、主体构造带展向、复合关系及其动力体系角度，将全国划分为古亚洲、特提斯、华夏—滨西太平洋、贺兰—康滇等4个主要的构造体系域，它们东西横亘、南北纵贯，东西约略对称，并以上扬子地块为中心构造结，构成了一幅大中华构造格架。
　　我国地质构造的一个显著特点是断裂构造十分发育，所编1:250万地质图上最主要的区域断裂（表5-1）计89条（图5-2），有45条属发生过6级以上地震的活动性断裂，他们分属于不同的构造体系域，其中包括6条板块结合带和6条重要的微板块结合带和10条地壳拼接带，多数有蛇绿岩带、构造混杂岩带发育。不少伴有规模较大的韧性剪切带，其中有16条已发现有蓝片岩带。而含柯石英榴辉岩的超高压变质带主要在中央造山系发现。由于绝大部分具有较长的发育历史和复杂的力学转变过程，地质图未能区分其属性。
　　古亚洲构造体系域
　　该域包括任纪舜（1997）所划分的古亚洲构造域，但范围、时限更为广泛，主要是还考虑了板块拼合后的陆内造山作用。以李四光（1973）所划分的3条巨型纬向带为主体，还包括其间所镶嵌的东西向排列的陆块或地块。这些构造形体总体循近东西向展布，中部约略向南弯曲或形成规模不等向南凸出的弧形弯滑构造，如淮阳弧、广西弧等，并相伴有NEE、NWW向一对X型剪切构造。
　　该体系域主要发育于我国中北部，包括发育于晚元古代以来，定型于华力西期的天山—兴蒙造山系和定型于印支期的中央造山带以及其间的塔里木、华北陆块。形成于燕山期发育于特提斯与华夏构造域之上的南岭构造带也是该域的新成员，以隆起—花岗岩带为特征，是陆内造山的产物。除此尚有一些规模较小的构造带。
　　特提斯构造体系域
　　特提斯构造体系域为华力西、印支、燕山、喜马拉雅期，特提斯洋迭次关闭，冈底斯—印度板块多次相对向N或NNE方向聚合、碰撞造山形成的一个主体为NW向、中段为近EW向、东南段约略向南东撒开的反S状弧形挤压地带，是总体为EW向的特提斯造山系在特定边界条件下发生的构造畸变。其地域主要在中央造山带之南，扬子陆块以西的青藏高原地区，NW向的右江造山带也属该域组成部分。主体由一系列造山带间夹羌北—昌都、羌南、冈底斯等长条状弧形微陆块组成，其中有一系列巨大的断裂带，亦呈反S状，长达1 000～3 000 km余，多数伴有蛇绿岩带、外来混杂岩块或蓝片岩带，他们一般具有拉张、逆冲挤压等复性特征。东段兼有左行走滑和旋转，南段显示右行，其间的块体有向SE挤出的趋势。多数断裂活动性较大，为地震多发带。
　　金沙江－红河断裂带全长3 000 km以上，北西段呈NWW向分为两支：一支为羊湖—金沙江断裂，发育西金乌金蛇绿岩带，并有榴辉岩分布，在蛇形沟新发现有早二叠世深海放射虫硅质岩；另一支为郭扎错—若拉岗日断裂，在藏北青南沿带发育二叠—三叠系复理石、硅质岩、基性火山岩及二叠系灰岩外来岩块，且有蛇绿岩残块及蓝片岩。中段折向NNW至SN向，由金沙江蛇绿岩及含志留系—二叠系灰岩外来岩块的泥砾混杂岩组成宽达30～40 km的强变形带，以逆冲兼有右行剪切为特征。南段经哀劳山延出国境，与越南黑水河消减带相连，以逆冲兼有左行剪切为主，是一条对接于印支期的微板块结合带。甘孜－理塘断裂带为金沙江－红河断裂带的NNW向分支，北段为逆冲左行剪切，南段以右行剪切为主，带内有理塘蛇绿混杂岩和蓝片岩、志留系二叠系灰岩的外来岩块。
　　龙木错—澜沧江断裂带：西起龙木错，过青海后转沿澜沧江南下，出境后与泰国清莱—马来西亚结合带连接。境内长2 800 km。西段于藏北加错见蛇绿岩；双湖地区也有蓝片岩带发育，南段有昌宁—孟连二叠纪蛇绿岩带。可能是一条二叠纪晚世微板块结合带。
　　班公错—怒江断裂带：前已述及，该断裂带西起班公错，经改则、丁青转怒江南下出境，中国境内长2 500 km。北西段分布有班公错、改则、丁青、碧土、滇西三台山等三叠纪—白垩纪蛇绿岩带和改则蓝片岩带；南段与澜沧江之间的昌宁—孟连二叠纪蛇绿混杂岩带，现归于澜沧江带，但与怒江带有何联系，还值得研究。除此，伴有木嘎岗日群（J）含放射虫硅质岩—复理石，显示洋壳自北而南俯冲，冈底斯向北仰冲。结合带最终对接于侏罗纪至早白垩世初。该断裂带南侧此次新厘定的噶尔—纳木错断裂带，沿带有6处蛇绿混杂岩和放射虫硅质岩—复理石分布（K1），还可能与波密地区迫龙藏布蛇绿岩带相连。小洋盆闭合于早白垩世末，断裂带显示自南向北俯冲。
　　雅鲁藏布江断裂带：沿印度河—雅鲁藏布江河谷展布。自萨嘎以西分为南北两支。东端在墨脱形成大拐弯出境，中国境内长1 700 km，宽几至几十千米。其北为冈底斯白垩纪—始新世火山弧，以南发育弧前盆地复理石楔。有雅鲁藏布江蛇绿岩带、放射虫硅质岩、泥砾混杂岩和蓝片岩分布。最近在林芝玉门有三叠纪蛇绿岩带发现，说明洋盆在三叠纪已经出现，对接于白垩纪未。断裂带为自南向北俯冲。
　　道孚—康定、紫云—南丹、右江等NW向断裂以挤压兼有左行走滑为特征。道孚－康定断裂带也称鲜水河断裂带，自二叠纪以来长期活动，中新世后左行走滑总距达80～100 km（许志琴，1997），南延有可能与小江断裂带相接，是一条地震活动频发带。
　　在喜马拉雅造山带有定日—洛扎断裂、喜马拉雅主中央断裂和主边界断裂，为一组向南凸出的逆冲推覆断裂系。喜马拉雅主中央断裂向北缓倾，倾角30°左右。主边界断裂带北侧的古老地层向南逆冲于山前的西瓦里克群（N＋Q）之上，显然是印度陆块向北俯冲的产物，其形成时代为10 Ma～22 Ma（潘桂棠面告）。同时伴有强烈的伸展作用：高低喜马拉雅之间的藏南拆离带，大规模向NE滑脱，向东至墨脱与雅鲁藏布江断裂带叠接，形成时代为12 Ma～21 Ma（潘桂棠面告）。沿北喜马拉雅构造带由拉轨岗日群组成一条穹隆群，最近区调证实是伸展环境下发展起来的一串变质核杂岩构造。在冈底斯地区垂直造山带有多条近于等距的SN向地堑或张裂带，最近区调发现，其中当穷错—许如错地堑有中新碱性世火山岩、侵入岩（26.1 Ma），申扎打个隆弄巴沟口SN向断裂，为一强地震活动带，它们也与印度陆块的嵌入、高原隆升背景下的陆内伸展有关。
　　华夏—滨西太平洋构造体系域
　　任纪舜等将中国东部划归由在太平洋—太平洋动力体系形成的环太平洋构造域。程裕淇等则分为由扬子、华夏两个古板块相互作用形成的古华夏构造域和燕山期以来由欧亚板块和太平洋板块相互作用形成的滨西太平洋构造域。根据1∶250万地质图编图资料，对古太平洋构造所知尚少，故在前人划分基础上称为华夏—滨西太平洋构造体系域。华夏构造域地域限于中国东南部地区，滨西太平洋构造域则扩及整个东亚地区。华夏古板块与扬子古板块的相互作用，主要由南向北和由东向西以及由南东向北西的挤压碰撞，自四堡运动至加里东运动完成拼合。印支、燕山运动时期两个古板块又发生强烈的陆内挤压嵌合作用。加里东造山运动时期华南造山带先自南向北不均一仰冲推覆，后自东向西仰冲拼贴，奠定了该区构造轮廓。形成了总体为NE向、中段为EW向的反S状的江南地块和反S状钦—杭结合带以及反S状罗霄—北武夷—会稽山加里东期前缘褶冲带，也可能是EW向构造带在特定条件下的一个变种。除此，还发育有稍晚的近南北向叠加褶皱和一些更晚的NE向的褶皱带、断裂带。该构造体系域的NE向反S构造带与特提斯构造域的NW向反S构造带在中国南部围绕四川盆地，约略呈犄角之势，只是前者规模略小，不完全对称。
　　燕山运动以来，由于陆内收缩和欧亚板块与古太平洋板块相互作用，形成了东亚滨西太平洋构造体系域，主要包括辽阔的中国东部陆缘活化带、完达山造山带和台湾造山带以及东南海域，在东部陆区叠加改造中国东部的华夏构造体系域与古亚洲构造体系域，形成了一系列NNE向的隆起—岩浆带和松辽、华北等大型盆地，其间发育一系列的NNE向巨大的断裂带，包括大兴安岭—太行山、嫩江—青龙河、济宁—团风、镇江—广州、丽水—海丰、长乐—南澳、台东纵谷、台湾中央山脉、台西山麓等断裂带，也卷入了狼山、弥勒—师宗、抚州—遂川等NE向断裂，重要的有30条，不少断裂的一些段落并不连续，呈左行侧列排列，其性质以逆冲兼有左行走滑为主，且以自SE向NW仰冲居多。他们在晚白垩世时大部分转化为正断层，局部发生位移不大的右行走滑，其中以汾渭断裂带控制的“之”字状地堑系最为特征。台湾的一束NNE向断裂在新近纪以来作叠瓦式向西逆冲，至今仍有活动。
　　该域著名的郯庐断裂系纵贯中国东部，它是中生代以来在一些古断裂的基础上发展起来的，以郯庐断裂带为主干，南北均有一些分支，形成一个具有成生联系的断裂系统。居于中段的郯庐断裂带由一束平直的走滑断裂组成，断面向E陡倾，在其两侧变形特点有明显不同。东盘以长距离牵引拖曳为主，断续出露的青白口纪张八岭群、南华—震旦系及古生代地层，在庐江、张八岭一带呈NNE走向，向北逐渐向东偏转，至苏北宿迁—泗洪、响水—淮阴一带转为NE、NNE向。总体呈NE—NNE向大型弧形构造，其间可能有一些规模较小的拉断现象，显然具牵引弧特点。至于肥东地区出露于郯庐带中的阚集岩群、肥东岩群等中深变质构造岩片，这些古老硬脆的块体，很可能是走滑错断的碎片。还需要说明的是在郯庐断裂带的南部广济、宿松等地断裂两侧的震旦纪及早古生代地层大致呈由NWW向转为NE向的弧形，平移错动不显著，说明郯庐断裂带南部是在一个向南凸出的弧形构造基础上发展起来的，最大走滑拖曳部位在郯城、庐江一带，向南逐渐减弱消失。郯庐断裂带的西盘构造带与构造线主要为NWW至EW向，与走滑断裂带直交，不具拖曳特点，出现巨大断距。郯庐断裂带南端达长江北岸，与扬子陆块北缘逆冲断裂带以及大别推覆体前缘断裂带同时终止广济附近，即他们具有共同终点。由此不难设想郯庐断裂带西侧的深层俯冲和大推覆与郯庐断裂带的大平移有密切的成生联系。平移作用导致和加强了西侧华北陆块的深层俯冲和大别块体向南挤出与推覆效应。而推覆与俯冲是以郯庐断裂带为边界条件，并使走滑断裂带随推覆同步发展延伸。这种走滑与推覆的联动现象在中国东南部已有多处见到。郯庐断裂系南延部分的庐江—怀宁断裂，平移距离很小，该断裂在湖口与赣江断裂带相接后，因九岭叠瓦式逆冲推覆带沿其西侧向SSW方向推移，使其平移特征得到显著加强，以后形迹断续零星，至粤西地区主要是迁就利用了较古老的四会—吴川断裂带，又有所加强。郯庐断裂系北段为舒兰—依兰断裂带和敦化—密山断裂带，断裂走向也向NE偏转，左行走滑作用明显减弱，敦化－密山断裂后期右行走滑则比较明显。根据地质依据和大量定年数据，郯庐断裂带启动于三叠纪末（2088Ma～245 Ma）（王小风等，2000），强烈走滑于侏罗纪—早白垩世（100 Ma～208 Ma），晚白垩世至古近世为伸展期，新近纪又有一些挤压或右行走滑。断裂带西侧大约也在印支期发生了华北陆块向南俯冲，处于中下地壳的大别山“山根”受到挤压深层发生超高压变质，开始挤出，在中部层次形成低温高压蓝片岩带。于侏罗纪时岩块大规模向南逆冲推覆，在白垩纪时大别山体开始隆升，周边断陷。东南沿海的长乐—南澳断裂带走滑剪切的时限集中于100 Ma～120 Ma（舒良树，2000）。所以中国大陆东部的NNE向走滑作用启动时间有所不同，但均结束于100 Ma前后。
　　除此，在东南陆缘还发育一组NW向张裂带，断裂形迹断断续续，向陆内逐渐闭合，沿带发育中新生代火山、断陷盆地和成串的火山机构及小型侵入体，沿九江－宁德、会昌－云霄断裂带有中酸性同熔型斑岩、次火山岩或晶洞花岗岩分布，具深张断裂特点。沿海的晶洞花岗岩沿九江－宁德断裂带达赣东北的灵山。
　　贺兰—康滇构造体系域
　　该域主体纵贯我国中部，包括贺兰山、康滇、黔中一带的褶皱带和断裂带，以及近SN向的鄂尔多斯盆地，松潘—甘孜造山带东部以及四川盆地。该体系域居我国地质构造的中轴，而上扬子古陆块（现四川盆地），则是多体系聚合施压的稳定核心，构成中国的中心构造结。其西面是“北、西双向”挤压而成倒三角形的松潘—甘孜褶皱区（许志琴，1997），北、东、南三面为大巴山、江南、川南等弧形褶皱带所围绕。从深部构造看我国地壳西厚东薄，西南特厚、东南特薄，而该域地壳厚度为38～45 km，大致代表我国地壳的平均厚度，恰为“中性”的过渡带（程裕淇，1994）。
　　该域有7条重要的断裂带，均为地震活动的敏感地带。北端的鄂尔多斯断裂带，走向SN，向西陡倾，晚侏罗世—早白垩世时向E逆冲，东部相对下降，最大降幅可达800 m。中南段有著名的龙门山、箐河和小金河逆冲推覆断裂带，属松潘—甘孜造山带的前陆逆冲推覆系统。南段于康滇地块发育3条近SN向断裂带，长度均为500～600 km。自西向东依次为绿汁江、安宁河以及小江断裂带，同为左行逆冲推覆断裂带，都是二叠纪玄武岩的喷溢通道，地震活动由西而东依次减弱。
　　上述格局说明该构造体系域主要是陆内近东西向挤压和特提斯构造动力体系与华夏—滨西太平洋构造动力体系复合联合作用的结果，同时还受到了古亚洲构造动力体系的复合影响。
　　以上四大构造体系域各具特点，同时又互相迁就、互相改造、互相干涉、互相叠加，形成我国复杂而有规律的构造面貌。
　　除此，近期限的一些调查资料表明千山带内部先后的褶皱变形可以平行造山带发生叠加，但也可以近乎直交。如江南地区四堡期限第1期褶皱带为近SN向，第2期即主体褶皱为近EW向；赣中武功山区加里东期第1期褶皱带为近EW向，第2期即主体褶皱为近SN向；汤家富也报导了（2003）安徽滁州、和县、巢湖一带印支期限早期褶皱为NWW向，后期为NE向，均近直交。这也可从板内构造活动和板块碰撞两种作用得到期解释，是否如此，值得进一步研究。


　　漂移的大陆（2）(图)


　　扩张的海底和活跃的板块
　　30年后，随着人类认识大陆向大洋挺进，地质学在洋底资料方面获得了前所未有的巨大进展。大陆漂移学说也从中获得了强大的生命力，以新的姿态焕发青春，终于战胜了固定论，成为现代地质学的理论支柱。
　　50年代以来，科学家采用先进的科学技术对海底地貌进行了广泛而精确的测量，发现大洋底并不像以前所想象的是平坦的，而是在存在着贯穿洋底的巨大海底山脉即洋中脊，它绵延各大洋达几万公里。在洋中脊的顶部为一连续的破裂带。此外还发现了深海沟、断措带、海底平顶山及其分布特征：深海沟与洋中脊大致平行，断措带垂直切割洋中脊，海底平顶山则按年代在垂直洋中脊的方向上排列成行。
　　面对这些新发现的科学事实，美国地质学家赫斯和迪茨分别于1961年和1962年借用地幔对流理论提出了海底扩张学说，认为地幔物质从洋中脊的破裂带上涌冷却形成了洋中脊。由于地幔对流，牵引着大洋地壳从破裂带两侧向相反的方向运动、扩张，当遇到大陆地壳时就插入大陆地壳底下重又形成地幔物质，参加下一个循环的运动。当大洋地壳与大陆地壳碰撞下插时，使大洋地壳消减而形成深海沟，使大陆前缘受挤压抬升而形成山脉或岛屿。据推测，大洋地壳全部更新一次约需1.5亿年时间。所以海洋不是永存的，大陆也并非固定不动。比如，大西洋就是形成于联合古陆内部的新生大洋，扩张着的洋底推动邻接大陆向两侧漂移，大西洋便不断展宽。而太平洋原来是联合古陆以外的古老大洋，岩石圈一边在脊顶生长，一边在海沟俯冲潜没，不断的更新。古老的太平洋具有年青的洋底。联合古陆的的分裂与大陆四散漂移，实际上是大西洋、印度洋新生和扩张的结果。大陆不是独立地沿着洋底漂移，洋底与大陆一样也在移动。海底扩张是大陆漂移的新形式。
　　对于这种学说，洋底广泛发育的条带状磁异常现象提供了重要的证据。对古地磁的研究，是五十年代后期兴起的一门新学科。它是从在亿万年前形成的岩石中保存下来的剩余磁性，分析出大量有价值的地球运动资料。因为磁性有稳定的方向性和强度，对它的研究可以推断出远古时地块的位置。1963年，科学家瓦因和马修斯在海底扩张说的基础上提出解释海底条带状磁异常的新模式。他们认为在地幔物质沿着脊轴上涌，冷凝成新洋底的过程中，新生岩石圈会沿当时地球磁场的方向被磁化。大量调查表明，洋底正、负磁异常条带的宽度与地磁场转向年表中正极向、反极向期的时间间隔成正比关系，从而证实了海底扩张学说与他们自身提出的模式的正确性。
　　海底扩张说的提出，不仅使大陆漂移学说以新的形式重新活跃起来，而且引起了科学界的广泛兴趣。它为大陆漂移提供了动力的解释。海底扩张说的提出以及深海沟的事实向人们提示，地球表面的岩石圈即地壳并不是完整的连续体，而被分隔成若干块体。1965年，加拿大科学家威尔逊建立了“转换断层”概念，并首先指出，连绵不绝的活动带网络将地球表层划分为若干块刚性的板块。1967年到1968年期间，法国地质学家勒皮维和美国的摩根、麦肯齐及帕克将转换断层概念外延到球面上，定量的论述了板块运动，确立了板块构造说的基本原理。1968年，美国的艾萨克斯、奥利弗和塞克斯进一步阐述了地震与板块活动之间的联系，并将这一新兴理论称作“新全球构造”。按照这种学说具体说来，板块是指由地震带所分割的内部地震活动较弱的岩石圈单元。由于板块的横向尺度比厚度大的多，因此而得名。狭长而连续的地震带勾划了板块的轮廓，它是划分板块的首要标志。全球地壳共分为六大板块：欧亚板块、美洲板块(有人将它进一步划分为北美板块和南美板块)、非洲板块、印度板块(或称为印度洋板块、澳大利亚板块)、太平洋板块和南极洲板块。同时，根据地震带的分布及其它标志，人们还继续划分了纳斯卡板块、科科斯板块、加勒比板块和菲律宾海板块等次一级板块。板块的划分并不遵循海陆界线，也不一定与大陆地壳、大洋地壳之间的分界有关。大多数板块都包括大陆和洋底两部分。太平洋板块是唯一基本上由洋底岩石圈构成的大板块。
　　板块学说较为成熟的解释了一些原先大陆漂移学说面临的难题。板块底下是处于半熔融状态的上地幔物质，称为“软流层”，“软流层”的对流为板块运动提供了动力。当两个板块相遇碰撞时就挤压隆起形成山脉，如喜马拉雅山就是古印度洋板块与欧亚板块碰撞隆起而形成的。板块之间的相互作用就是全球地壳构造运动的基本原因。板块构造理论认为，不同的板块可以结合为一体，同一板块也可以分裂向不同方向移动，中间形成新的大洋，例如大西洋就是这样形成的，而且人们预测，红海、东非裂谷和加利福尼亚湾都在不断分裂，正孕育着新的大洋，而太平洋则正在缩小。
　　实质上，板块构造理论就是大陆漂移理论在新的历史条件下的新的表现形式，它为经典大陆漂移学说提供了新的理论根据。它从大陆和大洋的全球规模来研究地球历史，将人们传统上加以割裂的大陆和海洋研究统一起来，不再是单一的以大陆的研究来推测海洋的发展，克服了经典理论的局限性。板块构造理论能够很好的解释一些地质现象，不仅在说明地球基本面貌的形成和发展中取得了极大的成功，而且为人们建立新的地球史观开辟了广阔的前景，最终确定了人们地球史观的活动论，彻底摧跨了固定论的束缚，成为现代地质学和地球史观的理论基础。
　　有力的证据
　　大陆漂移学说、海洋扩张学说和板块学说事实上是辨证统一的学说。作为本世纪最重要的学说之一，它们从问世至今虽然在全球范围内得到肯定，但仍受到少数人的质疑。然而有许多的发现可以为它们提供强而有力的证据。
　　首先是这一学说较好的解释了地震的成因，即岩石圈板块之间的相互运动造成了地震。地震活动也似乎支持这种观点。科学家们认为，太平洋板块向周围大陆板块的俯冲，印度和阿拉伯板块与欧亚大陆板块的碰撞，形成了环太平洋地震带和喜玛拉雅——地中海地震带。事实上，全球发生的大地震百分之九十五以上都来自于这两大地震带。
　　其次，这一学说还可以用来解说其它地质现象。如本世纪日本和菲律宾的火山爆发，科学家们就说都是由地壳板块运动引起的。大洋板块同大陆板块在太平洋的边缘部分发生碰撞，大洋板块被推向地壳下面，而大洋板块里的固体物质被地幔里的高温熔化或煮沸而变轻，再被推向上面以灰尘、烟雾和熔岩喷发到大气里。还有，科学家们通过测定发现了一些数据。比如，科学家们发现，大陆板块每年都以一定的速度在移动着，并且这一速度可以达到每年20厘米；还有我国和日本应用发自宇宙的电波进行的联合研究揭示，日本茨城县鹿岛町与中国上海市的距离，由于地壳变动每年缩短2.9厘米；而科学家们发现欧亚大陆板块在与邻近板块互相碰撞、挤压作用下，每年平均上升约0·2——0·5厘米。据此可以推测，台湾海峡约在1.5万年后变为陆地，祖国的宝岛台湾将与祖国大陆在地理上合为一体!
　　世纪末的1999年，我国科学家在“世界屋脊”青藏高原上首次发现了一种环境敏感度极强的甲壳动物--新型介形虫活体。介形虫具有不迁移性，特定的介形虫只适合在特定的环境中生存。而这些被称为“马氏唐古拉介”的小虫被发现的位置，正好位于青藏高原的第二缝合带——班公错-怒江缝合带上，这条缝合带是大约在1亿多年前的大陆碰撞、小洋盆地消亡后形成的，横亘在西藏中部。因此，新型介形虫的发现，很可能是大陆碰撞的“活证据”。也就是说，1亿多年前，这些现存介形虫的“祖先”就随着印度板块从非洲大陆分离并来到这里“定居”。
　　如此种种，不胜枚举。
　　大陆漂移理论从其经典形式到海底扩张说，再发展成为板块构造理论，经过几代人不懈的努力，走过了大半个世纪，完成了它理论发展的三部曲，终于实现了地质学和地球史观的伟大变革。它在探讨山脉和海洋的成因、地震活动、矿带分布、古气候状况、生物演化等各个领域都发挥着巨大的指导作用。然而历史是不可逆转的，人类在其短暂的历史中无法亲历地球上动辄上亿年形成的地质现象。站在青藏高原这一世界屋脊上，我们感慨曾经波涛汹涌、一望无际的大海在地壳剧烈运动中一去不复返，只能通过一块块海洋生物化石，一群群断裂扭曲的山脉和一堆堆大大小小的鹅卵石，来领略昔日大海的风采。
　　面对沧海桑田的变迁，人类不能不为大自然的力量所折服。大自然用它的巨笔不停的在地球上作出了一幅幅令人叹为观止的画卷，无时不刻的改变着地球的容颜。谁能知道，明天的地球将会是怎样的呢？

(一)区域地质与构造演化特征

1.区域地质特征

新生代密山-敦化地堑系是在密山-敦化深断裂带的基础上发展起来的,总体呈北东向斜贯辽、吉、黑三省,南起沈阳以南的下辽河盆地,经辽宁的抚顺、吉林省的梅河口、辉南、桦甸、敦化和黑龙江省的鸡西、密山、虎林北部进入俄罗斯远东境内。断裂带总体由两条相互平行的高角度正断层或逆断层组成,呈地堑式或“逆地堑式”结构,宽一般10km~20km。断裂在吉林省南段断续出露,北段由于新生代玄武岩掩盖难以见到踪;迹黑龙江段地貌上表现为开阔的谷地。除主断层外,沿断层两侧平行主断层的次级断层发育。

密山—敦化断裂带中生代强烈活动,切割了中生代以前的所有地质体,控制了晚中生代断陷盆地展布、沉积建造和燕山期酸、碱性侵入岩的分布。受断裂控制的盆地呈北东方向与断裂相伴延展,各地宽窄不一。如较窄处的海龙县山城镇一带宽仅5km,较宽处的辉南一带为18km。断裂控制的较老地层为晚侏罗世沉积及火山岩和火山碎屑岩,吉林省境内主要分布在辉南至敦化带,向西南于辽宁省清源一带亦有沉积,在黑龙江省境内于断裂的北西侧沉积了龙爪沟群海陆交互相的含煤碎屑岩系。白垩系在吉林境内中生代盆地中主要为一套内陆湖沼相含煤地层,由砂质页岩、页岩夹煤层以及凝灰质砂岩、集块岩及砾岩夹层组成;在黑龙江境内白垩系沿断裂西侧为含煤、油页岩的内陆碎屑岩建造,断裂东侧少见发育。早第三纪发展成为现今的地堑(或半地堑)系,其中发育半固结或松散的含煤碎屑沉积。

2.构造演化概况

关于密山—敦化断裂带的形成时代目前看法尚不统一。区域地质资料表明,该断裂带对两侧中生代以前的地层及岩体几乎没有控制作用或不明显。沿断裂带可明显见到石炭—二叠纪的地层分布被断裂带所切错,三叠纪地层沿断裂带的分布少见。断裂带控制的最老地层为侏罗纪的沉积岩、火山岩和火山碎屑岩,据此可认为该断裂的形成时代不应早于三叠纪。通过对东北地区印支期构造作用及区域地球动力学的分析,认为该断裂带可能主要形成于晚印支期。局部地段如浑河—辉发河段可能形成较早,沿线有元古代末期基性、超基性岩分布;但整体断裂带的形成则较晚,断裂带产生时可能利用了早先存在的破裂或局部断裂构造。

该断裂带中生代的演化可能由左行剪切开始,后转化为张裂,后期又发生了挤压推覆作用。晚三叠世末至中侏罗世末或晚侏罗世早期,该断裂带活动以左行剪切为主,其间可能伴有压剪性和张剪性不同性质的交替,造成了不同性质的变形。断裂带左行错动了中生代以前不同时代的构造单元,如错动了中朝地台北界达150km;在桦甸附近错开下古生界呼兰群和海西期花岗岩达150km;辉发河两岸的鞍山群被错开导致北西盘东丰县和平铁矿相对于南东盘桦甸老牛沟铁矿向西南平移约150km;张广才岭南段的新元古界黄松群及晚印支期花岗岩南延部分错至现今的太平岭一带,位移达240km;此外断裂带亦明显错开了那丹哈达中生代褶皱带及佳木斯—兴凯地块。

断裂带在晚侏罗世至早白垩世转化为以拉张作用为主,沿断裂带及其两发育了一系列该时期的断陷盆地,如龙爪沟、鸡西、宁安、清源、柳河盆地等,其中堆积了火山岩与火山-沉积岩建造、海陆交互相与含煤碎屑岩建造。早白垩世末至晚白垩世,断裂带遭受了构造反转作用,断陷盆地普遍受到挤压变形与断裂改造。晚白垩世全区抬升遭受剥蚀,局部地区有火山活动。进入新生代,该断裂带再度发生伸展裂陷,发展成现今地堑(或半地堑)系。

(二)古近纪—新近纪盆地构造样式

该地堑系的盆地构造样式主要包括早期的伸展构造系统和盆地反转作用形成的挤压-走滑反转构造系统。大致以牡丹江断裂为界,地堑系北段和南段的构造样式的发育特征具有明显的差异。

1.地堑系北段构造样式

地堑系北段以伸展构造系统为主,反转期构造发育较弱。在地堑系北段的狭长负地形中,主要根据地堑控制的古近系永庆组(虎林组)的发育程度可进一步划分出断陷区和断隆区。古近系比较发育的属断陷区;发育较差或无发育的则为断隆区。由东北到西南可划分为:七虎林断隆区、兴凯断陷区、密山断隆区、鸡东断陷区、下城子断隆区和宁安-镜泊湖断陷区。

多年来,以找煤为目的的大量钻探剖面揭示了不同地段该断裂带及断陷盆地的结构。在断隆区(如七虎林、下城子断隆区)该断裂带虽未控制古近纪盆地,但常可见到其对早—中侏罗世盆地的改造作用及晚中生代(晚侏罗世—早白垩世)盆地及地层发育的控制作用(图5-15,图5-16);在断陷区该断裂带则一般表现为古近纪断陷盆地的边界控盆断层(图5-17,图5-18)。

图5-15 七虎林断隆区地质剖面图

图5-16 下城子断隆区火烧桥5线地质剖面图

图5-17 兴凯断陷区地质剖面图

图5-18 鸡东断陷区地质剖面图

图5-19 抚顺—桦甸区段盆地构造剖面图(据莽东鸿等,1994)

从不同地段的构造剖面可以看到,该断裂带是一组断裂,其中主要由两条大体平行的主干断裂组成,这两条断裂走向北东50°~60°,均为向北西倾斜的高角度正断层,组成阶梯状断层组合。由于断裂带的断陷作用,在断裂带北西侧下降盘形成了狭长的阶梯状断陷带。该断裂带控制的古近纪盆地总体呈半地堑箕状断陷盆地,其沉降中心偏于东南侧的主干断层附近,沉积厚度一般数百米到1000m以上,如鸡东断陷永庆区20线地质剖面上87~82孔深1000.5m尚未穿过古近系。断陷内古近系永庆组(虎林组)地层倾角一般3°~10°,其赋存状态严格受断裂带和基底地貌控制;而新近系平阳镇组地层倾角一般小于3°,基本保持水平原始沉积状态,与下伏古近系角度不整合接触,为坳陷型沉积。

2.地堑系南段构造样式

地堑系南段的伸展构造系统常遭受强烈改造,挤压-走滑反转期构造十分发育。

在抚顺一桦甸段发育一系列的古近纪煤盆地。从这些煤盆地的构造剖面上可以看到,盆地的发育与反转、改造均受密山-敦化断裂带控制(图5-19)。该断裂带也是由一组断裂组成,产状主要为向北西倾,走向50°~60°,主干断裂带近于直立。经反转作用改造后的早期的伸展构造系统一般表现为两种样式:①正断层的反转作用较弱,较好地保存了早期的半地堑式伸展构造形态,如桦甸盆地西北侧断陷(图5-19①)、梅河盆地西北侧次级断陷等(图5-19③北西侧);②正断层遭受了较强的挤压-走滑反转作用,但剖面上正断层性质尚未完全反转为逆断层,断层面一般改造为陡倾或近于直立,如梅河盆地东南侧的主干断层(图5-19③)。挤压-走滑反转构造系统也主要有两种构造样式:①逆冲-走滑断裂,一般是强烈改造早期的主干伸展断裂形成的,断层面陡倾或近直立,剖面上已完全反转为逆冲断层,如梅河盆地主断陷西侧的主干断裂(图5-19③、④和⑤);②逆冲断层及逆冲-褶皱构造,如在该盆地带的西侧发育一系列的逆冲断层及逆冲-褶皱构造,逆冲断层可导致太古界逆冲于白垩系或古近系之上,其中抚顺盆地总体为一近东西的不对称向斜,北翼陡、南翼缓,西北侧发育主逆冲断层,太古界、白垩系逆冲于古近系煤系之上(图5-19⑥)。

地堑系南段向西南延伸到下辽河盆地可大致与其中的东部凹陷北段相连。下辽河东部凹陷在盆地发育早期实际上亦受伸展构造系统控制,古近纪末开始发育的走滑构造系统强烈地改造了早期的伸展构造系统,并影响了伸展构造系统的进一步发育。从东部凹陷中充填的古近系沉积盖层的厚度变化趋势及凹陷基底面总体倾斜方向上依然可以看出凹陷具有东断西翘半地堑的总体结构(图5-20)。但是早期伸展构造系统中的主干断层及其相应的构造组合现象已被晚期(渐新世及以后时期)的走滑构造系统所复合、改造和取代。

图5-20 下辽河盆地东部凹陷北段联合剖面图(据漆家福等,1995)

综上所述,东北地区东部古近纪—新近纪的依兰-伊通地堑系和密山-敦化地堑系具有典型的伸展裂谷型盆地的构造特征,它们沿深断裂带呈东北向狭长分布,盆地原型为伸展半地堑、地堑(或不对称地堑)。其中,依兰-伊通地堑系北段的汤原断陷具有半地堑或复式半地堑特征,断陷边界主断层位于南东侧;方正断陷为不对称地堑,断陷边界主断层以南东侧为主;南段的伊通断陷也为不对称地堑,而断陷边界主断层转变为以北西侧为主;至下辽河盆地大民屯断陷则又表现为半地堑或复式半地堑特征,断陷边界主断层又转变为南东侧。在密山-敦化地堑系,不同地段一般均表现为半地堑或复式半堑特征,边界主断层位于南东侧。从伸展强度和断陷幅度来看,依兰-伊通地堑系要明显高于密山-敦化地堑系,前者中一些主要断陷的断陷幅度均达3000m以上,而后者一般在1000m以内。两地堑系在盆地反转时期的构造变形也具有类似特征,即变形均主要集中于南段,向北迅速减弱,主要表现为压剪性的挤压-走滑构造特征,使南段的断陷盆地原型改造强烈,这反映主动力来自于南部,向北衰减,主压应力以近南北向或北北西向为主。

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