白垩纪松辽盆地:从火山裂谷到陆内拗陷的动力学环境
发布时间：2022-03-28
摘 要：基于科探井等新成果，从全球构造-盆地分类和松辽盆地成因类型综述入手，通过区域构造背景和盆地构造-充填特征分析，研究松辽盆地类型、构造演化和地球动力学。松辽盆地位于蒙古—华北板块 东 北 部边缘带，其北部通过蒙古—鄂霍茨克缝合带与西伯利亚板块相连，东部通过锡霍特—阿林构造带与太平洋板块相连。其形成演化受这两个活动陆缘带的影响。营城组和嫩江组顶部的2个区域性不整合面把松辽盆地分成3个构造层：断陷层(火石 岭 组—营 城 组)、拗 陷 层(登 娄 库 组—嫩 江 组)和 反 转 层(四 方 台 组—依 安 组)。前者属火山裂谷盆地，后两者为陆内拗陷盆地。断陷期150～110 Ma，在北部与东部两个活动陆缘带共同作用下，板块重组导致区域性伸展和大规模裂陷，形成同裂谷期火山-沉 积 序 列。后 裂 谷 期110～79.1 Ma沉积，是火山期后热沉降与区域走滑拉分沉降叠加的结果，其沉降速率高沉积厚度大，因此形成大规模烃源岩沉积。挤压反转期79.1～40Ma，表现为沉积沉降中心向西北迁移和盆地逐渐萎缩消亡，是白垩纪中期至中始新世太平洋板块向欧亚大陆边缘近于正向俯冲、区域挤压的结果。
关键词：晚中生代松辽盆地;火山裂谷陆内拗陷;华北西伯利亚太平洋板块;西拉木 伦 河—蒙 古—鄂 霍 茨 克— 锡霍特—阿林缝合带
1 构造与盆地分类
松辽盆地构造属性及其盆地类型研究已经有几十年的历史，但至今尚未取得为业内广为接受的趋于客观的认识。究其原因主要有三点：首先，松辽盆地发育历史长、构造属性复杂。其次，不同学者对同一盆地类型有不同的认识，即，存在同名异义和异名同义的问题。最后，也许是最重要的，客观认知盆地的前提就是全面掌握其三维构造-充填特征。但对盆地的揭示和认识过程是逐渐的和漫长的。可喜的是，长期的油气勘探开发，尤其是近年松辽盆地大陆科学钻探[1]，获得了大量新资料，使得松辽盆地的三维地质结构逐渐明晰。
本文基 于 这 些 新 资 料 和 相 关 认 识，从 全 球 构造-盆地 分 类 入 手，以松辽盆地构造 - 盆 地 类 型研究成果回顾为 切 入 点，在 下 伏 地 壳、区 域 地 质 背景、盆地构造样式 和 充 填 特 征 分 析 基 础 上，探 讨 松辽盆地构造属性和盆地类型，进 而 提 出 三 阶 段 盆地演化模式：同 裂 谷 期 (火 石 岭 组—营 城 组 期，断陷层)、后 裂 谷 期(登 娄 库 组—嫩 江 组 期，拗 陷 层)和构造反 转 期 (四 方 台 组—依 安 组)。其 中，同 裂谷期属于 火 山 裂 谷 型 盆 地 充 填，受 北 部 的 蒙 古— 鄂霍茨克缝合带 和 东 部 锡 霍 特—阿 林 构 造 带 两 个活动陆缘演化的 共 同 影 响。后 两 期 属 于 陆 内 拗 陷型盆地 充 填，主 要 受 太 平 洋 构 造 域 影 响。在 此 作者尝试把松辽盆地 放 在 全 球 构 造-盆 地 类 型 的 体系中加以认知。
1.1 全球构造-盆地分类
在地貌上，沉积盆地就是指沉积物能够聚集到相当规模和厚度并保存较长一段地质时期的地球表面区域[2]。在构造上，沉积盆地是地史上地 壳 或 岩石圈较长时间相对沉降、沉积物在其中不断充填过程中的一种负向地壳构造[3]。除盆地外，地 球 表 面还有长期剥蚀区和无沉积区(沉积与剥蚀相抵)。平面上，沉积盆地形态各异，多为不规则状。有些盆地在地形上并不呈凹陷状，比如冲积平原。按沉积物及其保存程度，盆地可分为活动沉积盆地(仍在接受沉积，如现 代 江 河 湖 海)、未 变 形 盆 地(不 再 接 受 沉积，但原始形态和沉积充填格架基本保存，如拗陷期的松辽盆地)和改造盆地(变形较强，先期盆地保存不很完全，如断陷期的松辽盆地)。
区域上地球某表面是接受沉积，还是无沉积或遭受剥蚀，主要是受构造运动控制的。因此，沉积盆地分类多着眼于全球或区域构造。然而，值得指出的是，沉积 过 程 和 岩 相 还 受 控 于 古 地 理(属 盆 缘 地形、古气候、岩石类型和构造活动的综合反映)、沉积环境、沉积物产率和生物演化等因素。从这个意义上讲，盆地 构 造 动 力 学 研 究 是 有 其 自 身 弱 点 的[4]。尽管如此，成盆构造作用仍是沉积物聚集的先决条件，因此基于板块构造的全球构造-盆地分类，仍然是认知松辽盆地的基础。
盆地分类一直是地学研究的重要内容，陆克政等[5]对国内外学者的盆地分类方案进行了较详细的总结。陆克政[6]基于地球动力学将盆地分为拉张、挤压、扭动和沉降型盆地等4类。刘和甫[7]从 动力学系统将盆地分为裂陷、压陷和走滑3大类。张一伟等[8]在中国中—新生代沉积盆地地球动力学分类方案中分出伸展、缩短挠曲、走滑和克拉通等4类盆地体系。陈发景等[9]按照地球动力学背景，将 中国中—新生代盆地划分成伸展、缩短挠曲和走滑3种。Einsele[2]提出较为简明清晰的全球构造 -盆 地 分类表。本文 在 此 基 础 上，综 合 整 理 盆 地 演 化 与 沉积充填等相关论 述，补 充 了 典 型 实 例 等 相 关 内 容，结果列于表1，作为本文讨论盆 地 类 型 的 出 发 点 和落脚点。
1.2 松辽盆地构造-盆地分类回顾
陆相生油理论是由以潘钟祥、谢家荣和黄汲清等为代表的老一代科学家早期提出[11]，经新中国石油科技工作者在勘探开发实践过程中持续总结、提炼和丰富、发展而成的。松辽盆地作为中国陆相生油理论产生的温床，长期以来一直为研究者所关注。构造沉积特征及其动力学背景，一直是人们孜孜以求的探索内容。尤其是20世纪70年代以来，杨继良、李德生和高瑞祺等在松辽盆地成因、构造-沉积及其与油气关系方面进行了开拓性研究。表2是作者对各个时期不同学者对松辽盆地构造类型的阐述所作的简要归纳。作者在研究松辽盆地的过程中感受到，许多“内部文献”其实更能够代表各个时期对松辽盆地研究和认识的最新成果。但由于这些资料查询难度大无法系统使用，读者也难以进行资料追踪，因此没有列在表2中。
从表2可以总结出以下几点。首先，1970年代以来人们认知松辽盆地构造属性的主要依据，始终围绕区域构造背景、地壳结构、断裂体系、盆地充填、不整合面和 构 造 层 序、火 山 作 用、沉降特征和热史等，一直都准确抓住了问题的核心。第二，在按构造层序划分盆地演化阶段方面，各时期研究者是殊途归一的，即在断陷、拗陷、反转3期的划分上趋于一致。差别主要表现为界面放在哪个位置，构造层内再细分与否，主充填期上下(火石岭组之前、依 安 组 之后)如何处理等细节问题上。第三，松辽盆地形成演化的板块与深部驱动力主要包括，蒙古—鄂霍茨克洋关闭、太平洋板块俯冲、区域热沉降，以及印度—欧亚大陆碰撞的远程效应。差别主要表现为区域/深部驱动，与盆地构造-盆地充填的时空匹配关系，即，哪期构造层受哪个区域或深部动力主要驱动?
造成上述认识差别的主要原因可归纳为以下几方面。首先，资料精度可能是其中的重要原因。例如，组段界面刻画精度和各个组段的时代归属问题。1999年以前的测录井等勘探资料，将营城组及其以下地层统 称 为“侏 罗 系”。这与目前的认识差别很大。第二，对地下地质信息的揭示与掌握程度问题。2000年以前，重 点 勘 探 登 娄 库 组 以 上 地 层，有 关 断陷层的钻井和地震资料较少。这就严重限制了对相关地质特征的揭示和掌握。第三，周缘板块和构造/缝合带的研究也在与时俱进，其结果影响到松辽盆地在区域背景上时空响应关系的相关解译。
本文基于松 辽 盆 地 大 陆 科 学 钻 探[42]等 新资 料和中国满洲里—绥芬河地学断面[43]、蒙古—鄂霍茨克缝合带[44]和锡霍特—阿林构造带[45]等相关成果，集中讨论三板块(蒙古—华北、西伯利亚、太平洋)、三缝合带(西拉木伦河、蒙古—鄂霍茨克、锡 霍 特— 阿林)、三构造层(松辽盆地断陷、拗陷、反转)，探讨它们的构造属性及其时空演化的相互关系，进而阐述松辽盆地构造-沉积演化与地球动力学。
2 区域构造背景
与松辽盆地构造-盆地充填相关的区域构造背景主要涉及与其毗邻的条、块和下伏地壳之三维空间特点。条是指线型构造，包括板块缝合带和控盆/控陷断裂的性质及其与盆地充填的关系。块是指面状单元，包括相关板块、边界属性及其相互关系。下伏地壳指盆 地 基 底 顶 面 至 软 流 圈 顶 界 的 岩 石 圈 厚度、组成和地质属性。这三方面是从全球构造-盆地类型的角度表征松辽盆地的基本要素。
2.1 相关板块及其关系
松辽盆地位于蒙古—华北、西伯利亚和太平洋三大板块交汇区，是发育在蒙古—华北板块之上的以白垩系为主、含侏罗系和新生界的富油气盆地(图1)。其基底主要为石炭—二叠纪碎屑岩、火山碎屑岩和中酸性侵入岩，局部见灰岩，多经历板岩-千枚岩浅变质作用[48]，是前中生代古亚洲洋构造域众多微板块、地体拼贴形成的复合陆块[49]。盆地北部通过蒙古—鄂霍茨克缝合带与西伯利亚板块(陆壳)相连。盆地东部于白垩纪时期通过锡霍特—阿林构造带与太平洋板块(洋壳)相连[45]，当时日本海尚未形成。
2.2 板块边界或缝合带级别断裂系统
(1)西拉木伦河缝合带。此带构成松辽盆地南边界，奠定了松辽盆地基底。它是沿西拉木伦河— 长春—延吉近东西向分布的宽度可达数十 km 的构造拼接带，表现为带状分布的(前)二叠系蛇绿混杂岩、蓝片岩高压变质带、深海浊积岩和放射虫硅质岩。其属性在古生代属于俯冲消减带，中生代早期以挤压、压扭为主，白垩纪以来以张性活动为主，新生代以张性、张扭性为主。根据放射虫和碰撞期花岗岩时代，其洋壳闭合时间为晚二叠世[50-51]。这里需要强调的是，华北板块与西伯利亚板块间的拼接带，涉及从西拉木伦河缝合带到蒙古—鄂霍茨克缝合带北缘近千km宽的广大范围，是一个包含大量古老微陆壳的构造带，其中存在不同时代的蛇绿岩和岩浆岩带，表明具有较长的发育时限和微板块拼合历史[52]。从这个意义上讲，蒙古—鄂霍茨克缝合带是蒙古—华北板块与西伯利亚板块的最终拼接带，而西拉木伦河缝合带属于蒙古—华北板块内部的板内缝合带，是古生代黑龙江微板块—蒙古微板块(亦统称为佳蒙地块[53])与华北板块北缘于晚二叠世的对接带[43]。
(2)蒙古—鄂霍茨克缝合带。此带是位 于 松 辽盆地西北边 界 以 北400～500km 的 晚古 生 代—中生代巨型 构 造 - 岩 浆 岩 带，为 西 伯 利 亚 板 块 与 蒙古—华北板块的最终缝合带，其晚中生代的缝合作用可能对松辽盆地断陷期的构造-盆地充填产生了显著影响。西部从蒙古的杭爱山脉(N48°)向 NEE方向蜿蜒延伸到东部 鄂霍茨克海 (N54°)，长 度 超 过3000km，宽200～300km。其北部为西伯利亚 地台及其增生边缘，南部为蒙古—华北板块及其以北的造山带。其构造特征主要表现为南北向逆冲推覆和近东西向走滑作用。在西伯利亚地台南缘，该带由弧前盆地和早中生代活动大陆边缘堆积体组成。西段弧前盆地为上三叠统—下侏罗统沉积岩系，东段充填有上三叠统—侏罗系的沉积岩，造山带由中古生代—早中生代褶皱海相地层组成，发育与造山带演化有 关 的 岩 浆 带[47]。蒙 古—鄂霍 茨 克 洋 自 西向东呈剪刀差式关闭，其西部和中部的主体闭合时间为三叠纪—侏罗纪，但碰撞后的块体旋转作用一直持续到早白垩世晚期[44，54]。在其东部的鄂霍茨克海地区，闭合和增生作用一直持续到晚白垩世[55-56]。
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(3)锡霍特—阿林构造带。此带位于松 辽 盆 地东缘以东500～600km 的欧亚大陆边缘带，由平行于欧亚大陆边缘呈北北东向展布的锡霍特—阿林造山带和东 锡 霍 特—阿林火山岩带共同构成[52]。前者为晚 中 生 代 (晚 燕 山 期)造 山 带，后 者 以 晚 白 垩世—古近纪弧型中酸性火山岩为主、新近纪高原玄武岩为辅。造山带与火山带之间为一系列左旋走滑断裂带[57]。古地磁数据显示，该带东侧的西萨哈林(库页岛)盆地从早白垩世赤道附近逐渐向北漂移、于晚白垩世至北纬40°左右，漂移速率 约10cm/a，平行于陆缘边界的运移发生在早白垩世至 Cenoma-nian期，晚白垩世发生持续的约50°顺时针旋转[45]。另外，从牡丹江断裂至锡霍特—阿林带西缘，包括佳木斯地块、那丹哈达地体和兴凯地块等，主要为中生代俯 冲 增 生 杂 岩 带[58-59]和碰撞期后伸展岩浆岩带[60]。这些均说明，该带中生代以来一直是欧亚与太平洋板块边界的活动陆缘带。
2.3 控盆或控陷断裂系统
(1)佳木斯—伊通断裂。它属于松辽盆 地 东 界控盆断裂系统，表现为边界为主断层控制的不对称堑垒构造带，走向北东，倾向多变。断裂带中发育有张性、大型逆冲和走滑韧性剪切等不同性质的断裂。沿断裂带的橄榄玄武岩具幔源岩浆性质，指示断裂的切割深度65～70km[61]，属岩石圈断裂。该断裂系主要经历5期构造演化阶段[62]：①左旋走滑阶段(J3—K1)，与松辽盆地断陷期对应，标志着板块重组背景下一个新生陆缘断裂系统的形成。②区域伸展阶段(K1 晚 期—K2 早 期)，持 续进 行 的 左 旋 走 滑 导致区域张扭-伸展，表现为松辽盆地初始拗陷沉积越过佳伊断裂向东部扩展，在佳伊断裂带附近沉积了登娄库组—泉头组。持续的张扭-深切割作用在青山口组达到高峰，于青山口组晚期出现板内玄武岩喷发。③挤压逆冲阶段(K2—Pg)，表现为松辽盆地嫩江组末期的区域抬升剥蚀事件，使本区普遍缺失上白垩统和古新统，使始新统与下白垩统呈角度不整合接触。④右旋走滑-断陷阶段(始新世—渐新世)，在 地 堑 中 沉 积 了 厚 的 新 安 村 组—宝 泉 岭 组(奢岭组—齐家组);表现出与松辽盆地的显著差异，与之相当的依安组仅在松辽盆地西北部少量发育，标志着松 辽 盆 地 演 化 已 经 结 束。⑤ 挤 压 反 转 阶 段(渐新世末期)，表现为古生代地层或海西期花岗岩逆冲于新近系之上，同时古近系发生褶皱;在松辽盆地表现为东南隆起区的进一步抬升。
(2)嫩江—八里罕断裂。它属于松辽盆 地 西 界的控盆断裂系统，表现为具有一定宽度的断裂带，其主线是从呼玛—嫩江(金星)—甘南—龙江—扎赉特旗—镇西—八里罕一线通过。它是中生代形成的断裂，该断裂从嫩江至龙江一带与古生代黑河—贺根山板块拼接带(蒙古—华北板块内部的缝合带)叠加在一起，在地壳的中浅层以韧性剪切为主，在浅表层(盆地盖层)表现为脆性断裂[63]。叠加于黑河—贺根山拼接带上的嫩江断裂，继承和改造了黑河—贺根山断裂，从而形成了向东倾斜且上陡下缓的断裂。其形成时代晚于西拉木伦河拼接带，在早白垩世早期断裂开始活动，早白垩世晚期—晚白垩世，嫩江—八里罕断裂两侧发生差异性隆升-沉降，断裂以东地区热沉降形成松辽拗陷盆地，以西地区隆升形成古大兴安岭。在断裂北端还分布有第四系更新统玄武岩[64]，表明该断裂自早白垩世至新生代一直处于构造活动状态，并控制了松辽盆地西边界的形成与演化。
(3)松辽盆地中央断裂带。此带走向以北北东向为主亦有北西向，主要包括孙吴—双辽、四平—哈尔滨及其相邻的断裂系统，是松辽盆地中部重要的地质界线，在拗陷早期的登娄库组—青山口组以陆上或水下隆起的形式控制沉积相展布，后期仍对油气分布和成藏特征有控制(如大庆长垣)。现今松辽地区的地震活动也主要沿该断裂系分布(如松原地区2013年11月间的5级以上地震)。这些新构造运动可能会引起油气再次运聚，同时也表明中央断裂带的长期活动性。它属于 NNE向展布的壳断裂，表现为断裂两侧重磁异常特征差异和莫霍面特征差异[65]。该断裂带形成于晚中生代，大致可分为5个活动期：早白垩世早期、登娄库组一二段时期、泉头组三四段至青山口组沉积时期、嫩江组末期、明水组末期。该断裂带在松辽盆地断陷-拗陷形成演化过程中，以伸展为主，但也伴随主伸展期后的挤压反转[66]。
2.4 下伏地壳
松辽盆地下伏地壳中生代以来一直属于减薄陆壳。杨宝俊等[67]根 据地 学 断 面 和 深 反 射 地 震 及 区域重磁资料，系统总结了松辽盆地及邻区岩石圈结构特征。本区地壳厚度为30～40km，中 部盆 地 区的地壳薄，最薄处大致位于哈尔滨附近为30km，最厚40km 位 于大 兴 安 岭 西 侧。中 部 盆 地 区 岩 石 圈厚度亦比周边山区薄，为60～70km，大兴安岭及西侧山区厚约120km。东北地区的岩石圈厚度南部比北部变化范围大，为60～100km。岩石圈内存在多组超壳断裂如郯庐断裂北延断裂系(佳伊断裂和敦密断裂)、嫩江断裂、牡丹江断裂、大兴安岭—太行山断 裂。在 额 尔 古 纳 地 区、滨 北 地 区、饶 河 宝 清 地区，地壳上 部 存 在 多 组 逆 冲 断 裂①。松 辽盆 地 下 伏Moho面与盆地底部呈非对称式双斜镜像关系，即，盆地下面有两个盆底凹陷和两个莫霍面隆起，但二者不呈双双对应的镜像关系(图2)。盆底凹陷分别在大庆和哈尔滨，而相应的莫霍面隆起分别在齐齐哈尔(较盆底偏西)和宾县帽儿山(较盆底偏东)[68]。西部的莫霍面隆起规模较小，对应的盆地底部规则，与拗陷期盆地相吻合。东部的莫霍面隆起不仅规模较大，而且对应的盆地底部也不规则，可能反映的是经过改造的断陷期盆底特征[36]。——论文作者：王璞珺1， 赵然磊1， 蒙启安2， 瞿雪姣1， 朱德丰2， 高有峰3
