2. 国土资源部应用地球物理重点实验室, 长春 130026;
3. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
2. Key Laboratory of Applied Geophysics, Changchun 130026, China;
3. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Science, Beijing 100037, China
大陆岩石圈减薄是东亚活动大陆边缘地区重要的地质现象(王涛等,2007;翟明国,2008;吴福元等,2008;朱日祥和郑天愉,2009;周新华, 2009a, 2009b),是影响岩石圈-软流圈系统的一种非常重要的地球动力学过程(许志琴等,2010;朱日祥等,2012).大陆岩石圈减薄既有与壳-幔相互作用、岩石圈-软流圈相互作用有关的深部作用过程,也有浅表尺度上发生的岩石圈地壳构造变形、地壳表面的隆升和沉降等表现(张长厚,2009).因此,深部和浅部过程相互关系问题成为大陆岩石圈减薄动力学过程研究的重要方面.中国东北地区松辽盆地作为东亚西太平洋巨型裂谷体系的一部分(蔡学林等,2002),是研究大陆岩石圈减薄深部动力学过程的理想场所.20世纪90年代,中国部署了“东沟—东乌珠穆沁旗”和“满洲里—绥芬河”两条地学断面,基本刻画了东北地区的岩石圈结构(杨宝俊等,1996).进入21世纪以来,在运用天然地震成像、大地电磁测深和重力三维反演等地球物理新方法、新技术的基础之上,刻画了东北地区的壳幔结构,发现松辽盆地比周边山岭岩石圈厚度薄近百公里,依此提出了该区域岩石圈具有不连续性的特点,并认为松辽盆地是软流圈上涌的区域,盆地的空间分布、形成时代与软流圈上隆幅度存在密切联系(汤吉等,2005;刘国兴等,2006;蔡学林等,2007;张广成等,2013;张风雪等,2013;潘佳铁等,2014;李英康等,2014;He and Santosh, 2016).与此同时,根据地壳和岩石圈地幔年龄示踪原理,利用Nd同位素模式年龄和橄榄岩包体的Os同位素测试结果,进一步揭示了东北地区岩石圈垂向化学结构,发现地壳呈现明显的上老下新的年龄结构(翟明国和樊祺城,2002;吴福元等,2003;李廷栋等,2010),并进一步推断东北地区中、新生代时期曾发生过壳幔解耦事件(许文良等,2000;张兴洲等,2006).
前人取得丰硕研究成果的同时,也为我们提出了许多悬而未决的科学问题,如松辽盆地岩石圈减薄事件的动力学过程如何?岩石圈减薄事件与盆山耦合有何必然联系?减薄的岩石圈又去了哪里?本文在总结前人工作基础之上,从大地电磁测深揭示的地电结构出发,对上述科学问题做进一步的研究和探讨.
1 区域地质背景研究区位于齐齐哈尔—绥化一线,属于兴蒙造山带的兴安地块和松嫩地块,自西向东过大兴安岭、松辽盆地、小兴安岭和张广才岭等地理单元.沿二连—贺根山—嫩江—黑河一带发育巨型造山后A型花岗岩带,锆石年龄292~260 Ma,被认为是兴安地块与松嫩地块的缝合带(王五力等,2014),而在齐齐哈尔地区,该带与嫩江—八里罕断裂带重合,因此它是具有古缝合带和控盆断裂带双重意义的构造活动带(刘财等,2011).构造活动带东西两侧基底单元性质明显不同:西部兴安陆块主要由前古生界变质岩系和古生界盖层组成,古生界沉积厚度巨大,且由西向东岩相分带明显,构造活动性逐渐增强.东部松嫩陆块大面积被松辽盆地覆盖,但大量的钻孔资料证实,其基底组成与周边小兴安岭和张广才岭基岩出露区基本一致,最明显的特征是大面积分布上古生界和印支—燕山期花岗岩(张兴洲等,2006).构造活动带东西两侧的岩石圈结构也有显著差异,西部岩石圈与地壳厚度分别为100~150 km和38~41 km,而东部分别减薄至60~80 km和36~29 km(张兴洲等,2015).岩石圈这种不连续性对盆地结构与类型有着明显的制约作用,西部兴安地块之上的盆地以断陷为主,东部松嫩地块之上的盆地为断陷-坳陷双层结构.构造活动带两侧岩石圈不连续性以及盆地结构与类型差异性形成,与深部动力学过程有着密切关系.
区域大地构造上,研究区位于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块等所夹持地带,是由蒙古—鄂霍茨克缝合带、西拉木伦河—长春—延吉缝合带、牡丹江缝合带所组成的“三角形”构造脆弱地域(真允庆等,2012),也是由多个块体拼合而形成的构造堆叠区,主要由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块和佳木斯—兴凯地块组成的联合板块,各微地块之间发育有缝合带或俯冲带(张兴洲等,2006).构造环境经历了古生代时期的古亚洲构造域和滨太平洋构造域(周建波等,2011).晚古生代西伯利亚板块与华北板块碰撞,形成西拉沐沦河缝合带(刘永江等,2010;王五力等,2014),并形成了EW向断裂体系.在晚侏罗世华北地块、蒙古地块与西伯利亚地块碰撞,引发大规模火山岩浆活动,并形成了蒙古—鄂霍茨克缝合带(王五力等, 2014),在中国境内北部以原生NE向断裂构造体系为主,而南部以继承性为主,至锡林郭勒市附近断裂构造方向已经转变为近EW向.白垩世,中国东北地区转入滨太平洋构造域,在太平洋板块的俯冲及前期继承性作用下,区域整体处于拉张环境中,岩石圈发生壳幔解耦事件(张彦龙,2008),形成盆岭相间(自西向东为海拉尔盆地、大兴安岭、松辽盆地和小兴安岭等)的宏伟地貌景观.与此同时也发生了大规模岩浆-构造活动,形成了一系列NNE向左旋走滑岩石圈断裂体系,如嫩江—八里罕断裂带、依兰—伊通断裂带、敦化—密山断裂带、鸭绿江断裂带等.新生代中国东北地区属于西太平洋俯冲板块弧后边缘区,表现为西部挤压东部拉张的构造环境(范桃园等,2012),并在以松辽盆地为中心的周边构造薄弱带发生大规模火山喷发活动.总之,多期构造运动不仅造就了东北地区盆岭相间的构造格局,也形成了自东向西逐渐年轻的花岗岩分布规律(吴福元等,2007),而这些壳幔结构与成分的变化都与岩石圈减薄事件关系密切.
2 研究方法 2.1 数据采集与处理大地电磁剖面跨过了兴安地块与松嫩地块两大地质单元,自西向东经过大兴安岭、松辽盆地和张广才岭,沿途经过齐齐哈尔市、大庆市和绥化市,剖面长度510 km,宽频数据平均点距约为5 km,长周期数据平均点距约为20 km,共完成106个宽频大地电磁测深点和30个长周期大地电磁测深点(图 2).野外资料采集都使用了加拿大Phoenix公司的V5-2000型大地电磁仪和乌克兰Lemi417型大地电磁测深仪,数据采集过程中采用张量测量方式布极,每个测点测量3个相互正交的磁场分量(Hx,Hy,Hz)和2个相互正交的水平电场分量(Ex,Ey),下标x、y、z分别代表南北方向、东西方向和垂直方向.采集过程中使用GPS同步观测,宽频大地电磁测深点采集时间约20 h,长周期大地电磁测深点采集时间约160 h.
对原始时间序列数据进行快速傅里叶变换,将时间域信号转变为频率域数据,并通过远参考技术(Gmable et al., 1979)、“Robust”估计(Egbert,1997)和功率谱挑选等处理技术,获得较高质量的阻抗张量信息.经过一系列处理后,最终得到剖面所有测点的视电阻率与相位曲线,宽频探测320~0.0005 Hz有效数据,长周期获得20~20000 s有效数据.
视电阻率和阻抗相位曲线可以反映地下介质的电性分布特征,如构造分区、电性分层等,研究区的典型视电阻率和阻抗相位曲线如图 3所示,其中26号点位于大兴安岭东缘,40位于兴安地块与松嫩地块拼合带,108、118和136位于松辽盆地内部,158号点位于张广才岭与松辽盆地之间的盆岭过渡带.从各个构造单元内部曲线可以看出,不同构造单元的电性结构具有明显的差异,大兴安岭地区视电阻率最高,张广才岭次之,松辽盆地视电阻率最低.
大地电磁测深数据基于二维反演的前提是研究区具有二维性及明确的区域主轴方向.研究区主干断裂主要为北东向构造展布,整体上具备二维特征.运用基于Bahr张量阻抗分解技术(Bahr, 1991),计算剖面二维偏离度,分析其维性特征.图 4给出了剖面全部测点Bahr二维偏离度随频率变化图,可见剖面二维偏离度普遍小于0.3,在局部位置低频段二维偏离度大于0.3.说明了剖面主体部分具有明确的二维特征,该特征为本文的二维反演工作奠定了基础.
确定区域构造走向是大地电磁测深数据进行二维反演的前提(蔡军涛等,2010;陈小斌和郭春玲,2017),本文利用GB分解方法(Groom and Bailey, 1989;Mcneice and Jones, 2001)进行构造走向分析,图 5给出了剖面在不同地质构造单元上的相位张量分解确定的电性主轴玫瑰图,从图中可以看出,300 Hz频点的电性主轴为40°和120°左右,1.03 Hz频点的电性主轴为45°和135°左右,0.004 Hz频点的电性主轴为指示电性主轴方向为70°和160°,由于区域构造走向为近NE向,可以判断测区深部的总体电性主轴为45°.野外数据采集电、磁场均为SN和EW方向布置,所以将原始曲线旋转45°后,视电阻率ρxy和阻抗相位
二维反演基于大地电磁测深商业化反演软件WinGlink进行.该软件基于非线性共轭梯度(NLCG, Rodi and Mackie, 2001)二维反演算法,对TE+TM模式进行反演.从维性分析可知研究区深部存在一定的三维结构,数值模拟结果显示TE模式的视电阻率数据容易受到三维畸变效应影响(蔡军涛和陈小斌,2010),因此本文对剖面反演时,增大TE模式视电阻率的本底误差,以减小TE模式数据对整体反演结果的影响(梁宏达等,2017;许林斌等,2017).
另外选用不同的正则化因子τ值进行反演,以各个模型的粗糙度(Roughness)为横轴,均方根误差(RMS)为纵轴做L曲线图(如图 6所示),处于曲线拐点处对应的τ值,既兼顾了模型的光滑程度,又与原始数据有很好的拟合关系(Farquharson and Oldenburg, 2004),因此选择拐点处对应值10作为模型的τ值.
最终反演参数为:初始模型为100 Ωm均匀半空间,网格剖分200×100,选择对TM模式视电阻率和阻抗相位分别使用10%和5%的本底误差,而TE模式的视电阻率和阻抗相位分别使用30%和5%的本底误差,正则化因子τ=10,横纵光滑比为1.经过300次迭代计算,最终RMS演拟合差为2.19.
3 松辽盆地壳幔结构 3.1 断裂构造如图 7所示,剖面电性结构横向分区十分明显,自西向东分别为大兴安岭、松辽盆地和张广才岭,大兴安岭与松辽盆地之间的构造边界为嫩江断裂带(该段与二连—贺根山缝合带重合),松辽盆地与张广才岭以哈尔滨—四平断裂带为构造边界.各区块具有不同的电性结构.
嫩江—八里罕断裂带是松辽盆地西缘与大兴安岭东缘的边界断裂带,通过布格重力异常、航磁异常、深反射地震研究确定了该断裂带为NNE向大型正断层(陈洪洲等,2004),通过对岭下地区韧性剪切带详细的野外调查、构造要素测量、显微构造研究、同构造变形岩石的有限应变分析、石英EBSD组构分析以及白云母40Ar/39Ar年代学研究表明,松嫩—八里罕断裂带中侏罗至晚白垩发生两期左行走滑、一期伸展的演化阶段(韩国卿等, 2012, 2014),并认为该左行走滑断裂的成因与侏罗纪西太平洋板块向欧亚大陆下快速的斜向俯冲有关.在二维电性剖面上,断裂带两侧表现为明显的电性分区带,即西侧为大面积高阻异常区,东侧为低阻异常区,充分体现了该断裂带是兴安地块与松嫩地块两大地质单元的分界线.
长春—哈尔滨断裂带是依兰—伊通断裂的分支,同属松辽盆地的边界断裂体系,在二维电性结构上,该断裂带以梯度带的形式呈现,倾向向西,断裂带西侧表现为低-高-低的三层电性结构特征,而东侧地壳内部表现为高低相间的异常带,岩石圈地幔表现为大块中、高阻异常,这进一步证实了长春—哈尔滨断裂带是松辽盆地东部控盆的岩石圈断裂带.
孙吴—双辽断裂带为松辽盆地内部大型基底断裂带,是中央凹陷与东南隆起的次级地质单元分界线,断裂带西侧表现为明显的低阻异常区,而东侧则表现为低-高-低的三层电性结构特征.
控盆断裂带和基底断裂带极大地降低了松辽盆地岩石圈的稳定性,为软流圈物质上侵提供必备的运移通道,也是岩石圈拆沉-减薄作用的基础.
3.2 岩石圈电性结构大兴安岭地区具有双层电性结构.上层,浅地表为厚度小于1.5 km的低阻异常层,电阻率值小于100 Ωm,为上地壳沉积盖层及第四纪风化物.中部为“两高夹一低”的电性结构,两侧高阻体电阻率值可达10000 Ωm以上,中间低阻体电阻率值在0.1~50 Ωm范围内变化.大兴安岭广泛发育岩浆岩,研究区有大量岩体出露,而岩浆岩一般呈高阻特征(傅承义等,1985),若花岗岩被断裂构造所破坏,断裂带内部就会充填松散物质以及水等流体物质,会使断裂带附近表现为带状的低阻异常,由此推断大兴安岭中地壳花岗质岩石被断裂带所切割,从而形成“两高夹一低”的电性格局.下部表现为中等电阻率异常,通常认为是具有韧性作用的下地壳硅镁质岩石的反映,其电阻率值为1000 Ωm左右.临近松辽盆地一侧壳幔边界出现“鳄鱼嘴”状电性异常,可能为古缝合带或壳幔分离事件所留痕迹.下层,为中、高阻层,该层厚度变化很大,自西向东从160 km陡变为80 km左右,电阻率值在1000~3500 Ωm之间变化,为岩石圈地幔,从电阻率值变化范围小、连续性好的特点,可知大兴安岭地区岩石圈地幔结构较为稳定.
松辽盆地地区岩石圈结构较为复杂,地壳大致可划分为三层电性结构,第一层为低阻异常区,电阻率值小于50 Ωm.厚度呈现中间厚、两边薄的特征,在中央凹陷带内厚度最大,达到10 km左右,西部斜坡区厚度最薄,在基底断裂控制下向西迅速减薄,直至基底出露.东南隆起的厚度变化较为平稳,厚度逐渐减薄至7 km左右,盆地边缘地带受基底断裂控制,厚度骤减.本层低阻异常厚度变化,反映了松辽盆地内沉积盖层厚度的变化特征.第二层为不连续的高阻层,即西部斜坡与东南隆起均呈现高阻,电阻率值在1000 Ωm左右,推测本层为花岗岩分布的表现.中央凹陷呈现低阻异常,电阻率值在10 Ωm左右,反映了花岗质岩石的缺失或相变.第三层为壳内高导层,电阻率值在5 Ωm左右,厚度在7~10 km,该层连续性较好,在中央凹陷带埋藏最浅,埋深在18 km左右,与低速层有较好的对应关系(张广成等,2013).岩石圈地幔表现为低阻异常区,厚度较两侧山岭薄很多,约20 km,薄的岩石圈地幔表明松辽盆地曾经可能历过壳幔分离事件.从电性结构看,松辽盆地内沉积盖层厚度变化受基底断裂控制十分明显,而基底的隆升受壳内高导体的制约.杨文采等利用人工深反射地震发现松辽盆地岩石圈内部存在大量弥漫型多重拱弧地震构造,并认为是盆地多次扩张伴随着玄武岩浆的侵位,形成的反射体(杨文采和陈志德,2005).大量钻探(如芳深9井、徐深8井、徐深10井、长深2井等)揭示出松辽盆地深部含有丰富的CO2气藏,天然气化学指标分析表明高含量的无机成因CO2皆来自于上地幔的岩浆脱气(杨玉峰等,2000;杨会东等,2008;付晓飞等,2010).五大连池作为松辽盆地北部新生代火山群,天然气中所含CO2同样为幔源成因(戴金星等,1992;杜建国等,1999).进一步研究表明,壳内低速、高导层是幔源无机成因天然气向中浅部疏导运移的中转站,上涌地幔是幔源CO2的本源(刘德良等,2003).受深部地幔对流影响,松辽盆地为高热地区,平均大地热流值为70.9±14.4 mW·m-2(姜光政等,2016).根据以上信息,推测松辽盆地壳内高导体为熔融层或热流体的反映,且与软流圈物质上涌关系密切.
张广才岭地区与大兴安岭岩石圈结构基本相同,电性结构可划分两层结构,但上层结构较大兴安岭更为复杂,横向上呈高-低相间分布,相应的电阻值变化范围较大,高阻值达到1000 Ωm以上,这种壳内高-低相间的电性结构,同样是壳内断裂切割壳内花岗质和硅镁质岩石而形成的电性特征.下层为中、高电阻率异常区,电阻率值变化较大(500~5000 Ωm),反映出张广才岭地区岩石圈地幔结构稳定性较差.
3.3 软流圈电性结构软流圈整体表现为中、低阻异常,电阻率值在30 Ωm左右,形态呈西倾约30°的蘑菇状异常,指示了软流圈物质上涌的形态.其内部最为显著的特征是存在三个不对称的“哑铃”状异常(M1、M2、M3),M1“哑铃”状异常中部最薄,厚度约20 km,东侧最厚,约55 km.而且M1“哑铃”状异常西侧埋深大,底界面在250 km,向东底界面逐渐抬升,至松辽盆地西缘,底界面埋深为200 km,呈45°展布在大兴安岭及松辽盆地西缘软流圈内,电阻率值接近100 Ωm.M2不对称“哑铃”状异常的形状与规模,与M1异常相当,西高、东低,近水平展布在松辽盆地软流圈顶部,顶界面深度约50 km,底部界面深度在80~100 m之间.但该异常表现为低阻异常,为幔内高导层,电阻率值小于1 Ωm.M3不对称“哑铃”状异常西侧厚度大,约20 km,东侧厚度较小,约10 km,中间厚度最薄,为7 km.M3异常靠近松辽盆地一侧埋深浅,约80 km,向东埋深逐渐增大,至剖面边缘已达170 km.已有研究证明,拆沉后的古老岩石圈地幔可以在软流圈中长时间滞留(许志琴等,2004),又因松辽地区发生过壳幔解耦事件(张彦龙,2008;张旗等,2009),故推测两个高阻异常为拆沉的岩石圈地幔,而低阻异常为岩石圈地幔拆沉后软流圈物质填充区.
岩石圈厚度呈现两边厚,中间薄的特征,西侧大兴安岭地区岩石圈最厚,达到160 km,松辽盆地岩石圈厚度最薄,约为45 km.小兴安岭岩石圈厚度变化较大,靠近松辽盆地一侧最薄,约60 km,向东逐渐增厚到120 km,松辽盆地及周边岩石圈厚度变化与前人研究成果基本一致(卢造勋等,2005;杨宝俊等,2006).
4 松辽盆地及邻区岩石圈减薄深部动力学过程中国东北地区晚中生代发生大规模的岩石圈减薄问题已经引起地学界的广泛关注(吴福元和孙德有,1999;徐义刚,2004;周新华, 2009a, b;于宋月等,2007;徐岩等,2010).经过地质、地球物理学家的多年研究,已经有多方面证据表明东北地区晚中生代经历了强烈的区域伸展构造和岩石圈减薄(许文良等,2000),并诱发了众多的区域地质事件,包括中生代伸展盆地的形成、变质核杂岩、大规模中酸性岩浆活动等(张晓东等,2000).电性结构表明,松辽盆地裂谷坳陷幅度最大的部位对应着软流圈的上涌区,也指示了松辽盆地岩石圈曾经发生过岩石圈的减薄事件.与大兴安岭岩石圈厚度相比,松辽盆地岩石圈厚度减薄了近100 km,与张广才岭相比减薄了70 km,而与中生代华北地台100 km的岩石圈厚度(许文良等,1999)相比,减薄了近50 km.结合前人研究成果,本文提出东北地区岩石圈减薄的动力学过程(如图 8):
中生代早期(T-J3),受西伯利亚板块与印度板块南北向挤压,在软流圈物质向东流的背景下(杨文采和于常青,2011),中国东部大陆岩石圈总体处于东西拉张的应力场环境中,受近水平纯剪切力作用,以松辽盆地为中心的大陆岩石圈伸展减薄,引起软流圈物质被动上涌极可能发生的部分熔融,并诱发区域性地壳范围内的一系列岩浆、变质等地质作用(云金表等,2003).热隆作用形成的东北高原台地上,嫩江—八里罕断裂与哈尔滨—长春断裂等控盆断裂开始活动,形成断陷期松辽盆地的雏形.
4.2 岩石圈的裂解期中生代中期(J3-K1),晚侏罗世-早白垩世早期鄂霍茨克海湾发生闭合(王五力等, 2014),古亚洲构造体制与滨太平洋构造体制相互叠加时期(杨宝俊等,2003).东北地区处于左旋应力场作用下,促使嫩江—八里罕断裂带、郯庐断裂带发生左行走滑运动,向岩石圈底部延伸,岩石圈进一步弱化、裂解.岩石圈因西伯利亚板块与印度板块南北向挤压,软流圈物质东流过程中又受到俯冲的西太平洋板片的阻挡而上升(耿树芳等,2012),以及西太平洋板片在向亚欧大陆俯冲的过程中,携带或产生了大量水等低密度物质,这些低密度物质在软流圈热环境内,被加热后,迅速折返(Zhao and Ohtani, 2009),形成了大规模上涌热物质流(葛肖虹和马文璞,2007).上涌的热物质流沿着嫩江—八里罕断裂带自东向西逐渐上侵至壳幔边界,侧向流动,迫使岩石圈地幔向下发生弯曲.在减压、升温环境下,丰富的热流体自东向西逐步引发壳内大规模的岩浆-构造活动,形成了这一时期东老西新的岩浆-构造格局,松辽盆地逐渐进入断陷沉积峰值期,接受大量的火山岩沉积.
4.3 岩石圈的拆沉期中生代晚期(K1-K2),早白垩世中期,长时期的构造应力作用、构造应力方向的转换以及上涌热物质的存在,在形成和改造断裂带的同时,也促使贺根山—黑河古缝合带的活化,为岩石圈拆沉埋下伏笔.上涌热物质流在松辽盆地壳-幔过渡带处,发生溶体抽离等复杂的理-化作用,硅镁质岩浆形成新生地壳,剩余铁质岩浆成为高密度下降流,持续作用于老的岩石圈地幔,使其弯曲下沉幅度进一步增加,并在二连—贺根山古缝合带部位,古老的岩石圈地幔逐渐撕裂,最终,在早白垩纪晚期古老的岩石圈地幔发生拆沉,即为壳幔解耦事件.经熔体抽离后的残留体,在拆沉区形成新生岩石圈地幔.伴随着大规模的岩浆-构造活动,松辽盆地处于断陷沉积峰值期,沉积了巨量的火山岩(张兴洲等,2015).
早白垩世晚期至晚白垩世早期,软流圈地幔上涌作用减弱,在地壳底部发生岩浆底侵事件.岩石圈强烈破碎及岩浆喷发作用,引起上涌的软流圈热量的大量散失(王金臣,2016),致使营城期以后岩石圈冷却,引发松辽盆地大规模坳陷.上涌的软流圈物质在经历快速玄武质岩浆的抽离出后,剩余物质携带断掉的古老岩石圈地幔,向两侧山岭处运移.一方面断掉下来的古老岩石圈地幔下插到两侧山岭岩石圈底部,促使大兴安岭和张广才岭在松辽盆地经历快速沉降的同时,发生快速隆升事件.另一方面损耗大量热量、硅镁成份及流体成份的剩余物质,形成冷的下降流,其密度要比上升流密度大,因此下降流浮力增大,所以冷的、高密度下降流向两侧山岭的注入、堆积,也是大兴安岭和张广才岭快速隆升的原因之一.另外,滞留在大兴安岭和张广才岭软流圈内的古老岩石圈地幔在大兴安岭和张广才岭软流圈内滞留,对造山带岩石圈起到了一定的保护作用,使其免受上升流的大规模破坏.
4.4 岩石圈的增长期晚白垩世晚期至第三纪初,太平洋板块的运动方向由NNW转变为NW,俯冲板片的俯冲角度逐渐变化,甚至可能发生后撤(石耀林和张建,2004).浅层构造发生变形,大兴安岭、张广才岭进一步隆升和扩大,在挤压应力的作用下,大部分地区褶皱隆起,坳陷中心变小,开始向西转移.松辽盆地深部地壳的调整趋于平衡,岩石圈演化为一增生过程.古近纪以后,东部太平洋板块的俯冲挤压造山作用增强,沉积范围仅限盆地北部.渐新世以后,新生代时期的等温下降、岩浆活动源区逐渐加深.松辽盆地第三纪岩石圈出现小幅减薄(葛肖虹和马文璞,2007),但仅局限于岩石圈地幔,而第四纪岩石圈略有增厚(许文良等,2000).此时期拆沉下来的块体,在高温、高压环境中,逐渐遭受软流圈物质的“蚕食”,物质成份及物理化学性质发生改变,电导率增大,导致现今观测结果明显高于岩石圈电导率.
5 结论(1) 大兴安岭地区岩石圈厚度在约160 km,松辽盆地岩石圈厚度为45 km,小兴安岭岩石圈厚度在70~100 km之间,莫霍面与岩石圈底界面不呈镜像关系.软流圈整体表现为中、低阻异常,电阻率值在30 Ωm左右,其形态呈西倾约30°的蘑菇状异常,指示了软流圈物质上涌的形态,有别于软流圈垂直上涌的传统认识.
(2) 松辽盆地深部存在双层高导异常(电阻率小于5 Ωm),上层为壳内高导层,呈“蛇状”,为岩浆底侵区,下层为幔内高导层,呈“哑铃状”,为软流圈上涌区.软流圈内存在两个“哑铃状”中、高阻异常,为拆沉的岩石圈地幔.冷的、高密度下降物质流体的堆积以及拆沉块体下插到两侧山岭是促使大兴安岭与张广才岭在中生代伸展环境中快速隆升的重要原因.
(3) 松辽盆地深部经历过岩石圈减薄事件,与大兴安岭岩石圈厚度相比,松辽盆地岩石圈厚度减薄了近100 km,与张广才岭相比减薄了70 km,而与中生代华北地台100 km的岩石圈厚度相比,减薄了近50 km,其经历了岩石圈伸展期、裂解期、拆沉期和增长期的动力学过程.
致谢真诚感谢两位审稿专家、主编提出的宝贵意见!同时也感谢李卓阳同学提供的图文编辑与整理工作!
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