东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系.docx

1、东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系现 代 地 质第11卷 第4期1997年12月GEOSCIENCE Journal of Graduate School,China Universi ty of Geosciences Vol 11 No 4 Dec.1997东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系收稿日期:1997 06 10 第一作者简介:汪新文,男,1961年出生,副教授,构造地质学专业。汪新文(地矿系 北京 100083刘友元(石油勘探开发科学研究院 北京 100083摘 要 东北地区前中生代构造演化可大致分为如下阶段:(1中、新元古代阶段;(2早古生代

2、加里东阶段;(3泥盆纪 早石炭世早华力西阶段;(4晚石炭世 三叠纪晚华力西 印支阶段。多旋回构造演化使该区形成由多期褶皱带和多中间或边缘地块组成的 镶嵌构造区 ,并为晚中生代大型含油气盆地的发育奠定了基础。关键词 东北地区 构造演化 镶嵌构造区 中生代盆地分类号 P5481 区域构造概况东北地区目前保存的最古老的岩石记录是晚太古代的麻山群1,仅发育于佳木斯地块内,反映出陆核的特征。古元古代岩石记录相对较丰富,多表现为陆核边缘或陆核间坳陷建造的性质。要根据这些记录恢复本区地壳早期历史是困难的。本区中、新元古代以来的岩石记录发育较齐全,为探讨区内构造演化提供了一定的条件。该区在长期的构造演化过程中

3、形成了众多的深大断裂,它们往往是不同时期构造演化的重要地质边界。根据这些断裂的演化历史、形成背景和构造线方向可将其分为古亚洲构造域深断裂和滨太平洋构造域深断裂两个系列,前者主要形成和活动于印支期前,与古亚洲构造演化有关;后者主要形成和活动于印支期后,与滨太平洋大陆边缘的构造演化有关(图1。在地域广阔的东北构造活动区内,多旋回的构造演化形成了较复杂的镶嵌和叠加构造区带。从构造演化和构造变形的角度,以构造区带主褶皱回返期、地层组成、构造线方向、重要深断裂等特征为依据,对区内主要构造单元进行了概略划分(图1:(1地块,主要包括佳木斯地块和额尔古纳地块,其主要特征是发育前寒武纪固结的基底,后期盖层演化

4、具较强的整体性和稳定性;(2伊春 延寿和温都尔庙 翁牛特旗加里东褶皱带;(3喜桂图旗和东乌珠穆沁旗 罕达气早华力西褶皱带;(4晚华力西 印支褶皱带或断褶带,主要包括索伦 林西晚华力西褶皱带、吉林 延边晚华力西 印支褶皱带和小兴安岭 松辽晚华力西 印支断褶带。推测小兴安岭 松辽地区前期可能为发育前寒武系的地块,晚华力西 印支期该地块强烈活化并发生断褶变形,故称为断褶带;(5那丹哈达燕山褶皱带。 图1 东北地区主要深断裂与构造单元分布图F ig 1 Distribution o f major deep faults and structur al units in Nor theastern C

5、hina1 地块:M 1 佳木斯,M2 额尔古纳;2 加里东褶皱带:C1 伊春 延寿,C2 温都尔庙 翁牛特旗;3 早华力西褶皱带:V1 喜桂图旗,V2 东乌珠穆沁旗 罕达气;4 晚华力西 印支褶皱带或断褶带:VI1 索伦 林西,VI2 吉林 延边,VI3 小兴安岭 松辽;5 燕山褶皱带:Y1 那丹哈达。古亚洲构造域深断裂:F 1 赤峰 开源,F 2 温都尔庙 西拉木伦河,F 3 林西,F 4 二连 贺根山,F 5 乌奴尔 鄂伦春,F6 得尔布干,F7 牡丹江,F8 逊河 铁力;滨太平洋构造域深断裂:F9 大和镇,F 10 敦化 密山,F 11 依兰 依通,F 12 嫩江2 印支期前构造演化2

6、 1 中、新元古代阶段中、新元古代时期,东北地区可能存在一个夹持于西伯利亚板块、中朝板块及佳木斯微板块之间的广阔海域。该海域可能由一系列的裂陷槽、洋盆及中间微地块组成,洋壳物质大多被消减,现今保留较多的是该时期裂陷槽的产物。例如在中朝板块北部边缘发育有以白云鄂博群、化德群、色洛河群为代表的一系列边缘裂陷槽24,在佳木斯微板块西、南部边缘发育有以黑龙江群、张广才岭群、黄松群为代表的一系列裂陷槽洋盆,在额尔古纳地块东南侧发育有以零点群、落马湖群为代表的裂陷槽,在古大兴安岭中间微地块与古伊春中间微地块之间发育有以风水沟河群、一面坡群为代表的裂陷槽洋盆等1。大致在中元古代晚期 新元古代,上述古海域沿不

7、同的板块或微地块边缘相继发生俯冲消减和增生作用,在中朝板块北缘,可能沿赤峰 开源深断裂向北增生。西部的白云鄂博边缘裂陷槽于中元古代晚期开始逐渐回返,增生于中朝板块之上,并形成构造混杂岩带4;中部及东部的化德群、色洛河群大致在新元古代相继褶皱回返,并在局部地区形435第4期 汪新文等:东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系436现代地质 中国地质大学研究生院学报 1997年成蛇绿岩套。在佳木斯微板块西侧,上述古海域可能沿牡丹江深断裂向西增生,先是在新元古代早期造成了黑龙江群的变形、变质并增生于佳木斯微板块的西部边缘,形成了蛇绿混杂岩带和高压蓝片岩带,黑龙江群变质岩U Pb年龄值为9

8、22M a;而后在新元代晚期造成了更靠西南侧的张广才岭群及黄山群的褶皱增生,张广才岭群含微古植物(700 900M a,同构造期花岗闪长岩Rb Sr等时线年龄为672Ma。在额尔古纳地块东南侧边缘,上述古海域可能沿德尔布干深断裂向南东方向增生,同时形成了以加疙瘩群为代表的岛弧型建造,造成地块边缘的酸性(634M a,614M a及基性(601M a岩浆活动,沿深断裂带发生蛇绿岩构造侵位,其东南侧的零点群、落马湖群增生于地块之上1,5。至新元古代末期,上述海域逐渐缩小,洋盆逐渐关闭,裂陷槽褶皱回返,中间微地块、边缘古地块、褶皱带相互拼合,最后形成了统一的 古东北克拉通 ,并使西伯利亚板块、中朝板

9、块及佳木斯微板块连接在一起。作为 古东北克拉通 存在的一个反证,本区发育的加里东期洋盆与裂陷槽均具有陆壳上再生的性质,并不存在元古代的继承性洋盆,加里东期海域中的一些元古界中间微地块具有明显的解体并分离出来的特征6。2 2 早古生代加里东阶段自寒武纪开始,区域伸展作用使 古东北克拉通 逐渐发生裂解和沉降。寒武纪的裂解漂移作用可能主要发生于中朝板块北侧,即赤峰 开源深断裂以北地区,并逐渐向大洋方向发展,发育以温都尔庙群为代表的深海蛇绿岩建造69;而在其北侧的佳木斯、伊春、大兴安岭、额尔古纳等地区伸展作用较弱,主要表现为沉降,发育稳定性沉积,如佳木斯地块上兴凯湖一带的下寒武统金银库组、伊春一带的西

10、林群、大兴安岭北部 额尔古纳地块一带的兴隆群、额尔古纳群等均为泥质碳酸盐建造,反映了早寒武世的海侵历史1。北部的佳木斯、伊春、额尔古纳等地区下寒武统之上均缺失中 上寒武统,表明北部地区中 晚寒武世存在整体上升作用。过去曾认为该区早中寒武世之间发生了强烈的兴凯运动,形成佳木斯、额尔古纳等褶皱系10。近年的研究表明,在命名地的俄远东兴凯地区并无 兴凯运动 的表现11,佳木斯地块和额尔古纳地块也不是该期运动形成的褶皱系,因此可以认为本区并不存在具有造山意义的 兴凯运动 。该区中 晚寒武世的隆升作用笔者暂称之为 黑龙江上升 ,推测其与南侧大洋的裂解漂移作用加剧造成向北的推挤作用有关。寒武纪末至早奥陶世

11、,伸展裂陷与裂解漂移作用扩展到北部地区。在佳木斯地块西侧逐渐形成伊春 延寿裂陷槽,在额尔古纳地块东南侧则逐渐形成了喜桂图旗 大兴安岭裂陷槽洋盆(其中可能存在北大兴安岭中间微地块1,12,而在中部的小兴安岭 松辽一带可能为相对隆起的中间地块,它可能与西南部的锡林浩特中间微地块大致相连(图2。奥陶纪,南侧的中朝板块北缘洋盆可能开始向南发生强烈俯冲,俯冲作用主要沿温都尔庙 西拉木伦河深断裂进行,导致在中朝板块北缘形成沟弧盆体系。海沟可能位于温都尔庙西拉木伦河深断裂附近,这里发育了该时期的蛇绿岩套、混杂岩,蛇绿岩套中玄武岩的稀土配分曲线型式比较平坦,轻稀土富集不明显,有些还略显亏损,显示了明显的大洋玄

12、武岩特征;此外,沿该带还发育了形成于海沟附近的高压蓝片岩,其中蓝闪石的40Ar/39Ar年龄为445489M a6。位于深断裂南侧的是包尔汗图 白乃庙岛弧带,以包尔汗图群和白乃庙群岛弧火山岩建造为代表13,其岩性主要是一套钙碱性火山岩,具有玄武岩安山岩英安岩的火山岩岩石组合,在该套地层中含有奥陶纪的笔石化石。在岛弧与华北地台边缘之间为不成熟的弧后盆地。至晚志留世,该洋盆俯冲消减完毕,中朝板块与锡林浩特中微地块 图2 东北地区奥陶纪构造古地理轮廓F ig 2 Sketch map o f O rdovician tectono -paleo geog raphy in Nor theastern

13、 China1 古地块或剥蚀区;2 沉积区;3 古火山岛弧带;4 断裂;5 古俯冲带拼合在一起,形成温都尔庙 翁牛特旗加里东褶皱带。在该带东延的吉林南部四平 桦甸一带,板块俯冲形成长达500km 的加里东期岛弧型花岗岩带,它们侵入于下古生界呼兰群中14。至晚志留世末期,该区中朝板块与北侧的佳木斯地块拼合连接在一起。在佳木斯地块西侧的伊春 延寿加里东裂陷槽内,目前确定的地层仅为中 下奥陶统,缺乏典型的深水沉积与洋壳证据,推测其发育程度不高,可能主要为过渡壳或局部洋壳。大致在晚奥陶世该裂陷槽开始逐渐聚敛、闭合,可能以挤压褶皱回返、A 型或B 型俯冲的混合方式进行,其中西侧边缘的铁力 尚志深断裂和东

14、侧的牡丹江深断裂可能是重要的俯冲及碰合带。在该裂陷槽闭合的同时,俯冲及挤压作用产生了广泛的岩浆活动,形成了加里东岩浆岩带,其中主要包括混染型花岗岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等类型。如小西岭混染型花岗岩体、鸡岭花岗闪长岩体、大丰二长花岗岩体等(全岩Rb Sr 等时线年龄分别为451380M a 、445Ma 和456M a。这些岩浆活动可能有壳内重熔型和壳幔同熔型两类,前者稀土总量偏高,具明显的铕异常;后者稀土总量偏低,不具明显的铕异常。推测前者主要与壳内热作用有关,后者则主要与俯冲作用有关1,15。至志留纪该裂陷槽褶皱闭合后,佳木斯地块与中部的小兴安岭 松辽中间地块又重新拼合。在西北部额尔古纳地

15、块东南侧,喜桂图旗地区在早奥陶世主要表现为裂陷槽性质,中 晚奥陶世受南东侧大兴安岭岛弧带的影响,发展成为不成熟的弧后盆地,晚奥陶世末 志留纪受区域挤压、聚敛作用影响而发生隆升、缺失沉积,但并未发生褶皱回返。位于东南侧的罕达气 东乌珠穆沁旗地区伸展作用较强,至中奥陶世可能已出现一定规模的洋437第4期 汪新文等:东北地区前中生代构造演化及其与晚中生代盆地发育的关系盆,并在区域挤压作用影响下开始向北西侧的大兴安岭中间微地块之下俯冲,形成岛弧型火山岩建造和弧前盆地12,16。志留纪,该区海水变浅,显示回返趋势。总体上看,加里东旋回后本区南、东部的海域与地块可能均发生了褶皱与拼合,并转化为大陆克拉通;

16、而西北部地区尚未回返,罕达气 东乌珠穆沁旗一带可能残存有海域。2 3 泥盆纪 早石炭世早华力西阶段加里东旋回后,本区在泥盆纪又进入一个新的伸展、扩张阶段。该时期的洋壳与洋盆可能主要发育于西北部;在南部及东部新生的加里东褶皱带及古地块区,该期主要表现为不同程度的伸展坳陷与裂陷,在沉降区遭受海侵(图3 。图3 东北地区泥盆纪构造古地理轮廓F ig 3 Sketch map of Devonian tectono -palaeogeography in N ortheastern China1 剥蚀区;2 沉积区;3 古火山岛弧带;4 断裂;5 古俯冲带在本区西北部的喜桂图旗、大兴安岭、罕达气 东乌

17、珠穆沁旗地区,泥盆纪时期可能发育沟弧盆体系。罕达气 东乌珠穆沁旗一带可能继承了加里东期的残留洋盆并继续发展,经过早泥盆世的强烈扩张期后,于中泥盆世开始沿二连 贺根山深断裂带附近向N NW 向俯冲消减,这一作用可能持续到晚泥盆世 早石炭世,洋盆最终关闭。在这一过程中,沿二连 贺根山一线形成了丰富的蛇绿岩构造侵位和蛇绿混杂岩带,记录了古洋盆的消失历史。在贺根山地区,蛇绿岩套层序较齐全,代表了较完整的古洋壳剖面,其中的辉绿岩墙群具大洋拉斑玄武岩的地球化学特征,与典型席状岩墙群完全可以对比。关于该蛇绿岩的形成时代,前人在放射虫硅质岩中发现了中 晚泥盆世的腔肠动物与放射虫化石,并在基性 超基性岩中测得同

18、位素年龄为346380Ma,因此认为其形成时代主要为中、晚泥盆世 早石炭世9,17。438现代地质 中国地质大学研究生院学报 1997年北大兴安岭 东乌珠穆沁旗北部一带,在加里东期曾形成火山岩浆弧雏形。早华力西期,随着南东侧洋壳向本带之下的剧烈俯冲,该火山岩浆弧得到了进一步发育。该区中 上泥盆统的类复理石火山岩建造,反映了明显的岛弧及其边缘的沉积环境。在区域上,该火山弧带进一步向西延伸,在蒙古境内戈壁强尚至托托尚山一线存在着中 上泥盆统巨厚的钙碱性海相火山岩系,进一步证明了火山岛弧带的存在9。沿该带还发生了较广泛的岩浆侵入活动。如在大兴安岭北部,早华力西期侵入体包括闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗

19、岩和碱长花岗岩,它们均为钙碱性中 酸性岩,属I型或I S型,为壳幔同熔型花岗岩类,其稀土配分曲线型式基本相同,稀土总量中等偏低,配分曲线为轻稀土富集型,一般为铕亏损较小的平缓曲线。显然,这些侵入活动也与俯冲和碰撞作用有关1,15。岛弧西北侧的喜桂图旗地区,加里东期为不成熟的弧后盆地,后来逐渐衰退。早华力西期该区又强烈活动,弧后盆地进一步继承性发展,中泥盆世以后逐渐扩张成为具洋壳的弧后边缘海,其中发育浅海相碳酸盐建造、浅海 深海相的类复理石建造、火山岩建造、含放射虫硅质岩建造。至早石炭世末期,受区域聚敛作用的影响,边缘海逐渐关闭,并褶皱隆升为陆。在边缘海关闭的过程中,可能主要沿乌努尔 鄂伦春深断

20、裂和德尔布干深断裂发生俯冲与会聚作用。蛇绿岩套、混杂岩带主要分布乌努尔 鄂伦春深断裂两侧,同时在该深断裂两侧也发育早华力西期石英闪长岩和花岗闪长岩,并伴有低压高温变质作用。在德尔布干深断裂北西侧的额尔古纳地块边缘,则主要表现为大面积的花岗岩侵入活动1,2。该时期在南部及东部的加里东褶皱带及古地块区,主体为陆上剥蚀环境,但在一些构造相对薄弱地带发生了不同程度的伸展坳陷或裂陷,并遭受海侵。这些地区主要包括中朝地台北缘的赤峰 吉林 延边、伊春 延寿加里东褶皱带西部边缘和佳木斯地块东部的宝清地区,其中发育的泥盆系及上石炭统主要为海陆交互相、浅海相碎屑岩夹火山岩建造和碳酸盐岩建造。综上所述,经过早华力西

21、旋回之后,东北地区的古亚洲域洋壳基本全部消失,中朝增生板块与西伯利亚增生板块及两者间的一些微地块全部拼合在一起。2 4 晚石炭世 三叠纪晚华力西 印支阶段早华力西旋回后东北地区演化为陆内环境,晚石炭世 三叠纪该区在陆壳的基础上又经历了一个从区域伸展、裂陷到挤压褶皱、闭合的发展阶段(图4。伸展、裂陷作用发生于本区中、东及南部的广大地区,包括沿早先的俯冲带及缝合带等构造软弱带的再活动、褶皱带与古地块的活化等;而西北部新生的早华力西褶皱带主要表现为隆起遭受剥蚀。在西南部的索伦 林西地区,该时期的伸展坳陷裂陷发育于加里东期和早华力西期俯冲带或缝合带及加里东褶皱带基础之上,主体位于二连 贺根山深断裂与温

22、都尔庙 西拉木伦河深断裂之间及邻区。在晚石炭 早二叠世,该区普遍发育滨浅海 海陆交互相沉积,尤其在深断裂附近的坳陷带中发育了厚达万米的补偿型沉积,许多地区还出现了具双模式火山活动特征的裂陷带,如在林西 大石寨一带早二叠世具广泛的碱性及双模式火山活动,火山岩地球化学分析表明其主要为大陆拉斑玄武岩与碱性、钙碱性玄武岩系列,反映出明显的拉张裂陷活动9。早二叠世末 晚二叠世本区进入挤压收缩与造山作用时期,其中西部地区上二叠统分布零星,与下二叠统为角度不整合接触(如苏尼特左旗下二叠统哲斯组与上二叠统林西组的角度不整合;向东、东北至林西 乌兰浩特地区,上二叠统分布广泛,与下二叠统一般为平行不整合 连续沉积

23、,其上缺失三叠系。说明晚华力西期造山运动在本区西部发生于早二叠世末期,在东部则发生于晚二叠世末期,具有向东迁移变新趋势。在晚华力 图4 东北地区早二叠世构造古地理轮廓Fig 4 Sketch map of Early Permian tectono-palaeogeography in N ortheastern China1 剥蚀区;2 沉积区;3 断裂西运动使本区褶皱隆升的同时,还使前期蛇绿岩残片呈构造底劈形式侵位到本期地层中。中部的小兴安岭 松辽地区,在加里东及早华力西期可能表现为隆起地块区,具前寒武系基底,其上缺失寒武系 下石炭统。晚石炭世开始,受区域伸展裂陷作用影响,地块活化、裂陷,

24、发育了陆相中酸性火山岩及湖相沉积。接着,在早二叠世断陷进一步发育,出现中基性火山喷发、海水侵入,下二叠 上二叠统发育浅海碎屑岩碳酸盐建造。晚二叠世末至早三叠世地壳抬升,伴有断裂和中酸性火山活动,海水退出,早三叠世发育陆相湖盆杂色碎屑岩。早三叠世末 中三叠世强烈的印支运动使该区在活化地块基础上形成断褶带,同时发生大规模岩浆活动。区内缺失中三叠统,局部不整合覆盖晚三叠世火山岩1。在本区东南部的吉林 延边地区,主要在早先的加里东缝合带及褶皱带基础上发生了较强烈的伸展裂陷作用,其开始时间可能相对较早(早石炭世,伸展程度相对较高,其中在东部的延边地区可能出现洋盆。在吉林地区,早石炭世发育滨 浅海相夹陆相

25、的陆源碎屑岩建造、细碧角斑岩建造和碳酸盐岩建造,为裂陷早期沉积,火山活动一度较强;晚石炭世为浅海相碳酸盐岩建造和陆源碎屑岩建造,反映裂陷作用平稳发展;早二叠世为浅 滨海相陆源碎屑岩夹中酸性火山岩建造、类复理石建造,反映裂陷作用再度强化;晚二叠世发育陆相夹海相的陆源碎屑岩和火山岩、火山碎屑岩,反映海退和裂陷作用衰退;早三叠世为一套陆相磨拉石建造,说明已进入回返阶段;早三叠世末 中三叠世强烈的印支运动使上述地层普遍褶皱并遭受低绿片岩相变质,同时发生强烈的岩浆侵入活动3。在延边地区,最近的研究表明,该区的石炭 二叠系组成比较完整的活动大陆边缘建造,其中包括弧前环境的大陆边缘增生混杂堆积,组成岛弧的钙

26、碱性火山岩、火山碎屑岩系,以及弧后前陆盆地中堆积的磨拉石建造,其主要活动时期为早二叠世晚期 晚二叠世,向北东侧的佳木斯 兴凯地块俯冲增生18。晚二叠世末洋盆闭合,进一步的碰撞作用可能持续到印支期。在佳木斯地块东部的宝清地区,晚石炭世 三叠纪发育海陆交互相沉积火山岩建造,为由稳定地块区向东侧深海活动区转变的过渡带。以东的那丹哈达地区,该期伸展作用使陆壳逐渐裂离。根据混杂岩带中包含有上石炭统 下二叠统灰岩,说明该区在晚石炭世 早二叠世时可能为浅海陆棚环境;至中 晚三叠世,该区主要发育放射虫硅质岩、泥质岩和蛇绿岩建造,反映具深海环境,并发育洋壳。该洋盆可能持续到早燕山期封闭19,20。由上可见,本区

27、在该阶段早期的晚石炭 早二叠世伸展裂陷作用广泛且强烈,遭受大面积海侵,其中东南部延边地区出现洋盆。早二叠末 三叠纪转为挤压聚合时期,强烈的华力西晚期运动和印支运动使裂陷槽(及洋盆闭合回返,并具西早东晚特征。至此,东北地区结束了古亚洲构造域的海侵历史,取而代之的是滨太平洋大陆边缘构造作用逐渐强化,在东北隅的那丹哈达地区三叠纪逐渐演化为边缘洋盆。3 前中生代构造与晚中生代盆地发育的关系印支运动后,东北地区的主体演变为大陆环境。该区中生代晚期在区域伸展作用下发育了大型裂陷坳陷盆地 松辽盆地、二连盆地和海拉尔盆地等,其中松辽盆地是我国目前最主要的油气工业基地,二连盆地和海拉尔盆地也显示有较好的石油勘探

28、前景。目前对这些盆地形成的控制因素与成因机制尚未获得一致认识。通过对该区前中生代构造演化的分析,认为这些盆地的发育除了与东侧的大洋俯冲作用、俯冲带滚动后退产生的伸展作用有关外,还与构成盆地基底的古构造演化及构造特征具有紧密联系。前人曾将该区的大地构造属性归入造山带,划分为内蒙古 大兴安岭褶皱系和吉黑褶皱系10。但是,在该区造山带上能否发育像松辽盆地这样大型且较稳定的盆地,令人怀疑。笔者认为,该区并非典型或单纯的造山带,而是经多个构造旋回形成的、由多个规模大小不等的中间或边缘地块与多期褶皱带(或造山带组成的复杂构造区,可称之为 镶嵌构造区 。其主要特点是:总体呈面状而并非呈线状或带状分布;夹持有

29、规模较大的中间或边缘地块;具多期褶皱带叠加现象,且一些褶皱带不连续,走向常发生交叉或相互垂直;发育多条不同时期、不同方向的蛇绿岩带、缝合带或深断裂带,这些构造结合带或薄弱带的走向也常发生交叉或相互垂直。70年代初期,俄罗斯地质学者在研究中亚褶皱区时也曾提出 镶嵌构造区 概念,其某些特征与本区有相似之处,并认为该区是裂解的微陆块被移置到古亚洲洋边缘、并依次向大陆增生形成的21。本区是在新元古代末的 古东北克拉通 基础上经多期 开合 演化形成的。因此,可将它们分别称为 增生型镶嵌构造区 和 开合型镶嵌构造区 。可见,本区既不同于活动的造山带,也不同于稳定的克拉通区,而是介于两者之间的、具 准稳定性

30、 或 准活动性 的 镶嵌构造区 。因而,在后期晚中生代的区域伸展作用体制下,本区便能以相对稳定的中间地块为中心或以相对薄弱的多条、多方向构造结合带为中心,形成大型的或带状分布的断陷坳陷盆地。3 1 松辽盆地过去部分学者认为松辽盆地不存在前寒武纪中间地块,盆地的基底是由盆地周边褶皱带向盆内的延伸,即由大兴安岭海西早期褶皱带、内蒙古海西晚期褶皱带和小兴安岭 张广才岭海西晚期褶皱带延伸拼合而成。通过对区域构造特征及构造演化的重新认识,可以肯定松辽盆地的主体之下具前寒武纪基底,其形成于新元古代末,是 古东北克拉通 的一部分;加里东期开始裂解为小兴安岭 松辽中间地块,晚华力西 印支期该地块发生裂陷与活化

31、,发育了上古生界及三叠系 准活动性 盖层,并最后形成断褶带。松辽盆地正是在活化的小兴安岭 松辽地块基础上发展起来的。最近,汪筱林等22在研究满洲里 绥芬河地学断面域中、新生代盆地基底结构时,认为松辽盆地基底结构与东部小兴安岭 张广才岭相似,具明显的双重结构:下部由前寒武纪深变质岩组成;上部由古生代浅变质岩组成。该看法与本文认识有相似之处。正因为前寒武系基底的存在,使松辽盆地在后期构造反转过程中褶皱程度轻微。松辽盆地的总体构造轮廓也深受盆地基底的构造控制。该盆地的控盆断裂主要有西侧的嫩江深断裂、中部的孙吴 双辽深断裂和东侧的四平 哈尔滨深断裂,这些断裂可能是继承了晚华力西 印支期的断裂雏形而重新

32、活动的,沿断裂分布晚华力西 印支期岩浆活动及对该期的地层和变形有控制作用可说明其发育历史,其中嫩江深断裂带北段可能在早华力西期就是重要的古俯冲带与缝合带。这些断裂在晚中生代的NWW SEE向区域伸展作用下,由于其延伸方向与区域伸展方向近于垂直,因而发生再次活动并进一步发展,控制了盆地整体呈NNE展布。在盆地南缘,具长期活动历史的赤峰 开源深断裂和西拉木伦河深断裂对盆地的形成发展也有一定的控制作用。3 2 二连盆地该盆地的形成主要受相隔较近且方向斜交的几条古缝合带或古俯冲带控制,盆地基底主要为加里东期、早华力西期和晚华力西期褶皱带及小型中间微地块。其中,盆地南部主要受近EW向的温都尔庙 西拉木伦河古俯冲带和索伦 林西古缝合带控制,形成总体近EW向展布的腾格尔坳陷及川井坳陷,但坳陷中的次级凹陷则显示出新生的NE向或NNE 向特征;盆地北部主要受NE向的二连 贺根山古缝合带控制,形成NE向的规模较大的马尼特坳陷及乌兰察布坳陷;盆地中部则主要是在锡林浩特中间微地块基础上形成的