关于松辽盆地的构造特征和构造演化一直存在着争论。多数学者认为松辽盆地自白垩纪以来主要经历了断陷(150~105Ma)、坳陷(105~79.1Ma)和反转(79.1~64Ma)三个构造演化阶段(高瑞祺和蔡希源，1997；云金表等，2003；葛荣峰等，2010；孙永和等，2013；王璞珺等，2015；Wang et al., 2016)。部分学者提出了不同看法，刘德来等(1996)认为松辽盆地演化可以划分为四个阶段：裂谷前期火山作用阶段、裂谷期上地壳伸展阶段、裂谷期后坳陷阶段和坳陷期后盆地反转阶段；李娟和舒良树(2002)认为松辽盆地经历了晚侏罗世的地幔穹隆、陆壳坳陷，早白垩世岩浆上涌、引张裂陷，早白垩世嫩江期末到晚白垩世明水期末盆地挤压、构造反转和新生代较小幅度伸展断陷等四个阶段的构造演化；杨明达(2005)认为松辽盆地自晚侏罗世至古近纪末期经历了多期伸展与挤压改造过程：如在伸展体制下主要包括火石岭组-营城组和登娄库组-嫩江组两个主要的伸展阶段，在挤压体制下主要包括明水组末期和古近纪末期等挤压隆升阶段；胡望水等(2005)认为松辽盆地自晚侏罗世以来的构造演化经历了十个阶段，形成了“下断中坳上隆顶平”的盆地四元结构。

尽管不同学者对松辽盆地的构造特征、构造演化有不同的见解，但其共同点是认为松辽盆地在绝大多数时间是处于伸展作用之中，挤压作用是短暂的，并且主要发生在晚白垩世(张功成等，1996；李娟和舒良树，2002；杨明达，2005；孙永和等，2013；张美华等，2019)。本文在对松辽盆地南部部分构造单元地震剖面进行地质解释的基础上，对松辽盆地南部挤压构造特征、变形时间、构造对沉积作用的控制进行研究，同时还探讨了松辽盆地的性质。

松辽盆地位于欧亚板块东部，毗邻太平洋板块，是叠置于华北板块和西伯利亚板块之间的晚古生代碰撞造山带之上规模最大的中-新生代陆相含油气盆地，具有断、坳双重结构。盆地的主体主要位于黑龙江及吉林两省境内，呈北北东向展布，长约750km，宽约350km，总面积约260000km²(Wang et al., 2018)。本文聚焦的研究区跨越了松辽盆地南部中央凹陷区和东南隆起区2个一级构造单元(图 1)，由于受后期变形的影响，基底和断陷时期的地层在东南隆起区埋深较中央坳陷区小。盆地的基底主要为古生界浅变质岩系，并有大面积显生宙花岗岩侵入(胡望水等，2005)。沉积盖层主要为中-新生代陆源碎屑岩和火山岩，最大累计厚度达万米，自下而上发育火石岭组、沙河子组、营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组、嫩江组、四方台组、明水组和依安组(表 1)。断陷型构造层形成于早白垩世火石岭组-营城组沉积早期(150~110Ma)，在这一时期暗色泥岩发育，夹少量煤、煤线及火山岩，近源粗碎屑沉积丰富，与早白垩世中后期形成的坳陷型构造层内的储层、盖层组合匹配良好。自营城组沉积期晚期开始松辽盆地由早期的断陷型盆地向坳陷型盆地转化(刘志宏等，2015)，在晚白垩世为坳陷型盆地的鼎盛时期，沉积物呈下粗上细的正旋回特征。晚白垩世末期-古近纪构造反转作用(李娟和舒良树，2002；侯贵廷等，2004；孙永和等，2013)使松辽盆地发生大幅度隆升，并且在明水组沉积末期反转抬升之后长期处于隆起状态，导致松辽盆地坳陷构造层部分受到剥蚀(俞凯等，2000；张青林等，2005)，这次变形作用对油气的运移、聚集和分布具有重要影响。

图 1

Fig. 1

图 1 松辽盆地南部构造单元划分(据刘志宏等，2015修改) Fig. 1 Structural unit map of the southern Songliao Basin(modified after Liu et al., 2015)

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 松辽盆地地层、构造事件、盆地性质简表 Table 1 Summary of stratigraphy, tectonic events and basin properties in Songliao Basin

表 1 松辽盆地地层、构造事件、盆地性质简表 Table 1 Summary of stratigraphy, tectonic events and basin properties in Songliao Basin

近年来，构造地质学家通过实验、数值模拟和含油气盆地中各种挤压构造地震剖面反射特征的深入研究，已建立并完善了挤压断层相关褶皱的几何学、运动学模型，特别是应用断层相关褶皱理论，在构造建模和构造解析中，给出了一种合理的、可行的方法。生长断层相关褶皱模型的提出，使厘定构造变形时间成为可能(Suppe et al., 1992, 1997; Shaw et al., 1994, Shaw and Suppe, 1996; Liu et al., 2009; 刘志宏等, 2000; Mahon and Wallace, 2020)。

松辽盆地南部具有断、坳双重结构，不仅发育伸展构造，而且发育挤压构造(刘志宏等，2015)。由于晚期挤压作用叠加于前期伸展构造之上，所以早期的伸展断陷对之后发生的挤压变形的几何学特征产生了重要影响。本文在对研究区大量二维、三维地震剖面解释的基础上，选取3条有代表性的地震剖面，阐述挤压构造的特征和变形时间。

研究区经历的第一期挤压作用发生在下白垩统营城组上部碎屑岩段-上白垩统泉头组(T_4c-T₂)沉积时期，这期挤压作用使早期形成的NE向正断层、近NS向走滑正断层控制的箕状断陷发生反转作用(Mitra, 1993; Allard et al., 2020)，其中NE向构造的反转作用强度较大，同时在研究区还新形成了一系列NE向断层相关褶皱(Suppe et al., 1992; Shaw et al., 1994; Hughes and Shaw, 2014; 刘志宏等，2015)，反映了这期挤压作用的方向为NW-SE向。

该剖面位于松辽盆地东南隆起区的德惠断陷(图 1)。由地震剖面(图 2a)可知，营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)在全区都有沉积，但地层的厚度在空间上变化较大。剖面东南部早期控陷正断层F_d1的下盘形成NE向逆冲断层F_d01(表 2)和断层转折褶皱(Suppe, 1983)，剖面中仅出露了褶皱的前翼和上盘断坡部分。营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)在断层转折褶皱背斜前翼向斜部位地层的沉积厚度最大，向背斜的构造高部位地层的沉积厚度逐渐减小(图 2、图 3、图 4)，反映了这套地层是伴随着上述挤压构造的形成沉积的一套生长地层(Suppe et al., 1992, 1997; Shaw et al., 1994; Corredor et al., 2005; Mahon and Wallace, 2020)。剖面中部的早期控陷正断层F_d2、F_d3受到挤压作用转化为逆冲断层(表 2)，形成反转构造(Mitra, 1993; Allard et al., 2020)，由于断层在深部的位移量较大、在浅部的位移量较小，深部的逆冲滑移在浅部受阻而使断层上盘发生旋转式隆升(刘志宏等，2011)，控陷断层F_d2、F_d3所夹持的断块构成了一个突发构造(pop up)，营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)在突发构造的构造高部位(PT1)的沉积厚度较小，向两侧的构造低部位地层的沉积厚度逐渐增大(图 2、图 3、图 4)，反映了这套地层是伴随着突发构造的隆升沉积的生长地层(Allard et al., 2020)。由生长地层的厚度在剖面上的变化可以看出，在营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)沉积时期，这个突发构造的隆升高度远小于由逆冲断层F_d01控制的断层转折褶皱背斜前翼的隆升高度。控陷正断层F_d4受到挤压作用时的表现与控陷正断层F_d2、F_d3类似(表 2)，由于深部的逆冲滑移在浅部受阻而使断层上盘发生旋转式隆升(刘志宏等，2011)，营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)在上盘背斜较高部位的沉积厚度较小，在向斜部位沉积厚度较大，向西北部褶皱翼部隆升高度逐渐增大，地层的沉积厚度逐渐减小。在断层F_d4下盘形成NE向逆冲断层F_d02(表 2)及其上部的断层传播褶皱(Suppe and Medwedeff, 1990；Mitra, 1990)，背斜顶部的营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)的沉积厚度较小，向背斜两侧的向斜部位地层的地层厚度逐渐增大，在这一时期该褶皱的隆升高度远大于由控陷断层F_d2、F_d3反转作用形成的突发构造的高度(图 2、图 3、图 4)。

图 2

Fig. 2

图 2 松辽盆地南部A-A′地震剖面解释图(a)和生长地层沉积特征(b) ON-上超；TR-削截；CGS-与挤压作用相伴沉积的生长地层；PT1、PT2-先前的背斜高点；Fd1、Fd2、Fd3、Fd4、Fd5、Fd01、Fd02为断层编号；地震反射界面的地质含义见表 1；剖面位置见图 1 Fig. 2 Geological interpretation of Seismic profile A-A′ in the southern Songliao Basin (a) and sedimentary characteristics of growth strata (b) ON-onlap; TR-truncation; CGS-growth strata associated with compression; PT1, PT2-previous top of anticline; Fd1, Fd2, Fd3, Fd4, Fd5, Fd01, Fd02 are the fault number; the geological meaning of the seismic reflection interface is shown in Table 1; the position of the profile is shown in Fig. 1

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 研究区主要断层要素统计表 Table 2 Statistics of main fault elements in the research area 断层编号 断层性质 最大断距(m) 延伸长度(km) 走向 倾向 Fd1 正断层 1600 10 NE SE Fd2 早期正断层、晚期逆断层 500 ＞30 NE、NS NW、W Fd3 早期正断层、晚期逆断层 1250 ＞26 NE SE Fd4 早期正断层、晚期逆断层 2600 ＞26 NE、NEE NW、NNW Fd5 正断层 1550 15 NE NW Fd01 逆断层 ＞1000 9 NE SE Fd02 逆断层 1050 12 NE NW Ff1 早期正断层、晚期逆断层 4000 ＞31 NE、NS NW、W Ff1-1 早期正断层、晚期逆断层 1200 9 NE NW Ff1-2 逆断层 ＞4000 ＞31 NS W Ff2 正断层 1800 18 NS、NW、NE W、SW、NW Ff3 逆断层 260 9 NE NW

表 2 研究区主要断层要素统计表 Table 2 Statistics of main fault elements in the research area

图 3

Fig. 3

图 3 松辽盆地南部A-A′剖面构造演化图 地震反射界面的地质含义、剖面位置同图 2 Fig. 3 Structural evolution map of profile A-A′ in the south of Songliao Basin The geological meaning of the seismic reflection interface and the position of the profile are the same as Fig. 2

图 4

Fig. 4

图 4 松辽盆地南部B-B′地震剖面解释图 Ff1、Ff2、Ff3、Ff4为断层编号；地震反射界面的地质含义见表 1；其他符号见图 2；剖面位置见图 1 Fig. 4 Geological interpretation of seismic profile B-B′ in the southern Songliao Basin Ff1, Ff2, Ff3, Ff4 are the fault number; the geological meaning of the seismic reflection interfaces are shown in Table 1; other codes are shown in Fig. 2; the position of the profile is shown in Fig. 1

泉头组(T₃-T₂)的分布基本继承了营城组上部碎屑岩段-登娄库组的特征，地层的厚度在空间上变化很大。在泉头组沉积时期，剖面中的控陷正断层F_d1、F_d3、F_d4、F_d5和逆冲断层F_d01、F_d02活动强度很弱或基本处于不活动状态；泉头组一段沉积早期在断层F_d2上盘形成了由断层F_d03控制的小型断层转折褶皱，并能见到同沉积地层向该背斜的构造高部位的上超现象；在泉头组沉积时期断层F_d2发生逆冲作用，特别是自泉头组一段沉积中晚期开始断层F_d2发生强烈逆冲作用，位于营城组下部火山岩段中的断层端线基本处于停滞状态，深部的逆冲滑移在浅部受阻而发生旋转式隆升，早期受断层F_d2、F_d3反转作用共同控制的突发构造被改造为只受逆冲断层F_d2控制的NE向大型断层传播褶皱背斜(万金塔背斜)，构造高点由PT1迁移到PT2附近，并且构造高点PT2也伴随着断层传播褶皱背斜后翼的旋转式隆升逐渐向NW迁移(图 2b、图 3、图 4)。在泉头组沉积早期，背斜顶部构造的隆升速率大于沉积速率，地震剖面中可以看到早期沉积的部分营城组碎屑岩段和登娄库组被大面积剥蚀，出现明显的削截现象，泉头组由背斜两侧的构造低部位逐渐向构造高部位上超，最终在背斜的构造高部位不整合于登娄库组之上。泉头组在背斜两侧的构造低部位为连续沉积，而在背斜构造高部位(PT2)缺失了下伏登娄库组上部-泉头组下部地层(图 2、图 3、图 4)。在泉头组沉积过程中，由逆冲断层F_d2控制的大型断层传播褶皱背斜(万金塔背斜)始终处于隆升状态，除了在泉头组沉积早期背斜的隆升速率大于沉积速率被剥蚀，其他绝大多数时期背斜的隆升速率都小于沉积速率，接受沉积，但在背斜构造高部位地层的沉积厚度较小，在背斜两侧的构造低部位地层的沉积厚度较大，且背斜前翼较后翼的沉积厚度大，泉头组为一套与断层传播褶皱的隆升相伴沉积的生长地层(Liu et al., 2009; Song et al., 2019)。青山口组(T₂之上)沉积早期，在大型断层传播褶皱背斜(万金塔背斜)上部形成多个由近NS向陡倾正断层控制的小型断陷，断层穿切了地震反射层T₂，控制了青山口组下部地层的沉积(图 2、图 3、图 4)，其形成可能与青山口组沉积时期近NS向离散型走滑作用有关。

该剖面位于松辽盆地东南隆起区的伏龙泉断陷(图 1)。由地震剖面(图 4)可知，营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)在早期控陷正断层F_f1(表 2)上盘的向斜部位沉积厚度较大、靠近断层F_f1方向沉积厚度逐渐减小，并呈现上超的沉积特征(图 4)，说明断层F_f1上盘在沉积过程中处于隆升状态，此时断层F_f1转变为逆冲断层，由其控制的伸展断陷发生反转作用。由于断层F_f1上盘的隆升速率小于沉积速率，营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)连续沉积，为一套与挤压作用相伴沉积的生长地层，由断陷较深部位逐渐向边部较浅部位超覆于断层F_f1之上。此外，由于断层F_f1的逆冲作用，在其上盘靠近断层的部位还形成了呈NE向展布的小型背斜和向斜构造，组成向斜的营城组上部碎屑岩段(T_4c-T₄)也表现为靠近断层F_f1方向地层的厚度逐渐减小；登娄库组(T₄-T₃)在向斜中的厚度最大，向北西侧的背斜和南东侧的断层F_f1方向地层厚度逐渐减小，并呈现出向两侧逐渐上超的沉积特征，说明上述背斜和向斜形成于登娄库组沉积时期，其形成可能与早期控陷正断层F_f1在反转作用过程中深部的逆冲滑移在浅部受阻而发生的旋转式隆升有关(刘志宏等，2011)。

剖面中还发育由逆冲断层F_f3(表 2)和与之相关的断层传播褶皱(图 4)。在褶皱顶部的较高部位营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)的厚度最小，向背斜两翼的较低部位地层厚度逐渐增大，在背斜前、后翼的向斜部位地层厚度最大；另外在断层传播褶皱顶部的登娄库组上部地层中还发现削截不整合现象，说明在登娄库组沉积的中晚期曾经出现该背斜的隆升速率大于沉积速率，下伏地层被剥蚀。可见营城组上部碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)是与该背斜的形成相伴沉积的生长地层，反映了该断层传播褶皱在上述地层沉积过程中一直处于隆升状态。

在剖面东南部断层F_f1下盘发育NE向逆冲断层F_f4和与之相关的断层转折褶皱，断层F_f4上盘的火石岭组-营城组(T₅-T₄)厚度相等且被褶皱，其上部的登娄库组(T₄-T₃)在背斜顶部的沉积厚度较小，向两侧逐渐增大，登娄库组之上(T₃之上)的地层在背斜各个部位的沉积厚度相等，说明该褶皱形成于登娄库组沉积时期。

在剖面中还发育多个近NS向陡倾正断层，穿切了地震反射层T₂，其形成可能与泉头组沉积之后的走滑作用有关。

该剖面较长，跨越了松辽盆地东南隆起区和中央坳陷区两个一级构造单元(图 1)。

营城组碎屑岩段-泉头组(T_4c-T₂)在全区都有分布，地层厚度的变化主要受早期NE向伸展断陷(以断层F_f1、F_f1-1(表 2)等控制的伸展断陷为代表)在挤压作用过程中形成的反转背斜和NE向断层传播褶皱所控制(图 5)。由于研究区构造的隆升速率始终小于沉积速率，剖面中的营城组碎屑岩段-泉头组(T_4c-T₂)是连续沉积，在构造隆升较高的背斜顶部地层的沉积厚度较小，向背斜两侧构造低部位地层的沉积厚度逐渐增大，反映了这套地层是与NW-SE向挤压作用相伴沉积的一套生长地层。其中，营城组碎屑岩段-登娄库组(T_4c-T₃)的厚度在空间上变化较大，其沉积作用受反转背斜和逆冲断层F_f5、F_f7、F_f8及与之相关的断层传播褶皱共同控制；泉头组(T₃-T₂)的厚度在空间上变化较小，主要受泉头组沉积过程中处于活动状态的逆冲断层F_f5-F_f8和与之相关的断层传播褶皱控制(图 5)。

图 5

Fig. 5

图 5 松辽盆地南部C-C'地震剖面解释图 Ff1、Ff1-1、Ff1-2、Ff5-Ff8为断层编号; 地震反射界面的地质含义见表 1; 其他符号见图 2; 剖面位置见图 1 Fig. 5 Geological interpretation of seismic profile C-C' in the southern Songliao Basin Ff1, Ff1-1, Ff1-2, Ff5-Ff8 are the fault number; the geological meaning of the seismic reflection interfaces are shown in Table 1; other codes are shown in Fig 2; the position of the profile is shown in Fig. 1

在青山口组-嫩江组(T₂-T₀₃)及下伏地层中还发育一系列由近NS向陡倾正断层控制的小型断陷，有的断层在剖面上还构成负花状构造(图 5)，其形成可能与近NS向离散型走滑作用有关(刘志宏等，2015)。由于上述控陷断层规模较小、对同构造沉积作用的影响也很小，仅在靠近控陷断层的上盘部位青山口组-嫩江组的厚度略有增加，反映了上述走滑构造主要形成于青山口组-嫩江组(T₂-T₀₃)沉积时期。青山口组-嫩江组(T₂-T₀₃)的厚度整体上比较稳定，这一时期的沉积作用可能受更高级别的构造活动所控制。

松辽盆地东南隆起区在第二期挤压作用过程中发生强烈隆升，记录构造形成时间的生长地层大部分被剥蚀，只在中央坳陷中有所保留。中央坳陷区的四方台组-明水组较好地记录了第二期挤压作用的变形过程。

研究区东部发育一轴向近NS的背斜构造(伏龙泉背斜)(图 4)，其形成主要受近NS向逆冲断层F_f1-2和NE向反转逆冲断层F_f1、F_f1-1共同控制(表 2)，为一大型断层传播褶皱(刘志宏等，2015)。在图 3、图 4中可以发现伏龙泉背斜的转折端较窄，前翼(东翼)较短，后翼(西翼)较长(60余千米)，在后翼(西翼)上还发育一宽达12.5km的平台，从构造变形的几何学特征可以推断背斜下伏近NS向逆冲断层F_f1-2对伏龙泉背斜的形成与隆升起到关键性作用，背斜西翼和转折端几何形态的变化主要与逆冲断层F_f1-2深部产状变化有关。嫩江组-古近系(T₁之上)在背斜转折端被剥蚀殆尽，主要分布于断层传播褶皱后翼的中央坳陷区，并且四方台组、明水组分布的分布范围更加局限。在靠近伏龙泉背斜的区域四方台组-古近系的沉积厚度较小、远离伏龙泉背斜向中央坳陷区地层的沉积厚度逐渐增大，说明这套地层为与伏龙泉背斜的隆升作用相伴沉积的一套生长地层。由于在明水组沉积晚期伏龙泉背斜构造高部位的隆升速率远大于该区域的沉积速率，使早期沉积于伏龙泉背斜上部的大部分嫩江组、四方台组、明水组被剥蚀，仅在背斜西翼的中央坳陷区部分地层得以保留，此时明水组的沉积范围向西萎缩到中央坳陷区的核心区域(相当于伏龙泉断层传播褶皱后翼向斜部位)。古近系在绝大部分区域与四方台组和明水组为角度不整合接触，在剖面C-C′最西侧的中央坳陷区与明水组为整合-平行不整合接触，并且古近系也呈现向靠近伏龙泉背斜构造高方向地层的沉积厚度较小、被剥蚀或没沉积，向远离伏龙泉背斜构造高方向地层的沉积厚度逐渐增大，说明古近系也是与伏龙泉背斜隆升相伴沉积的一套生长地层，只不过在这一时期伏龙泉背斜的大部分区域隆升速率小于地层沉积速率，仅在伏龙泉背斜的顶部区域隆升速率大于沉积速率，盆地接受沉积的范围显著大于明水组沉积晚期，但随着伏龙泉背斜的隆升，盆地接受沉积的范围又开始向西萎缩。由此可见，松辽盆地南部区域在四方台组-古近系沉积时期主要受到近E-W向挤压作用，形成了以NS向伏龙泉背斜为代表的大型断层相关褶皱，并且使剖面西北部早期形成的负花状构造受到改造呈现正花状构造的部分特征(图 4)。由伏龙泉背斜上部的四方台组-古近系这套生长地层的沉积特征可以判断自四方台组沉积时期开始变形强度由弱逐渐增强，在明水组二段沉积时期变形强度最大，在古近系沉积时期变形强度有所减弱。上述研究表明，松辽盆地南部自白垩纪以来经历了两期较长时间的挤压作用(表 1)：

第一期挤压作用发生在下白垩统营城组碎屑岩段-上白垩统泉头组(T_4c-T₂)沉积时期，主要受NW-SE向挤压作用。根据前人的研究，下白垩统营城组碎屑岩段之下的火山岩段顶界的同位素年龄为110Ma(贾军涛等，2008)，上白垩统泉头组顶界的同位素年龄为92Ma(Wang et al., 2016)，挤压作用持续了18Myr。这期挤压作用不仅使研究区形成于下白垩统火石岭组-营城组火山岩段(T₅-T_4c)沉积时期形成的NE向、近NS控陷正断层发生反转作用，而且在研究区形成了多个NE向逆冲断层和断层相关褶皱，控制了下白垩统营城组碎屑岩段-上白垩统泉头组(T_4c-T₂)的沉积作用。东南隆起区德惠断陷的变形强度较西部伏龙泉断陷和中央坳陷区大得多，特别是在上白垩统泉头组沉积时期，德惠断陷中呈NE向展布的万金塔背斜出现强烈隆升，泉头组沉积早期该背斜的隆升速率曾一度大于背斜上部地层的沉积速率，导致万金塔背斜上部的部分营城组碎屑岩段和登娄库组被剥蚀，在研究区较大范围内形成了上覆泉头组与下伏登娄库组的不整合接触。

第二期挤压作用发生在上白垩统四方台组-古近系沉积时期，主要受近E-W向挤压作用。根据前人的研究，上白垩统四方台组底界的同位素年龄为79.1Ma(Wang et al., 2016)，古近系依安组顶界的同位素年龄为40Ma(王璞珺等，2015)，挤压作用至少持续了39.1Myr。这期挤压作用不仅使研究区早期形成的控陷正断层再次发生反转作用，而且在研究区形成了近NS向大型逆冲断层F_f1-2和伏龙泉断层传播褶皱背斜，由于该背斜的强烈隆升，背斜较高部位的上白垩统青山口组-明水组被剥蚀或从未沉积，记录伏龙泉断层传播褶皱变形过程的四方台组-古近系仅分布于背斜西翼的中央坳陷区。根据生长地层四方台组-明水组的沉积厚度变化、分布特征以及与上覆地层的接触关系在空间上的变化，可以确定这期挤压作用开始于四方台组沉积时期，在明水组沉积晚期变形强度最大，在古近系沉积时期变形强度又有所减弱。

在两期挤压作用中，松辽盆地东部发育的逆冲断层的规模和断层相关褶皱的隆升幅度都显著大于中央坳陷区，东部构造的隆升速率有时大于沉积速率而被剥蚀，特别是自四方台组沉积时期开始，盆地东南隆起区的变形强度显著大于中央坳陷区，伏龙泉背斜构造高部位的隆升速率远远大于沉积速率，背斜构造高部位出现大面积剥蚀而成为物源区，由于伏龙泉背斜的持续隆升，松辽盆地接受沉积的区域持续向西萎缩，在明水组沉积末期松辽盆地接受沉积的区域萎缩到最小，仅位于中央坳陷区的核心区域。在古近系沉积时期，尽管伏龙泉背斜仍然处于隆升状态，但背斜上部的大部分区域的隆升速率都小于沉积速率而接受沉积，松辽盆地接受沉积的范围明显增大，形成了古近系与下伏四方台组-明水组的不整合接触，此时供给物源的剥蚀区向东明显萎缩，仅限于伏龙泉背斜隆起最高的顶部区域。盆地的中央坳陷区在挤压作用过程中形成了多个逆冲断层和断层相关褶皱，由于断层规模小、断层相关褶皱的隆升速率小于同构造沉积速率，始终接受沉积，盆地的沉积范围随着盆地东部构造隆升速率与沉积速率比值的变化而变化。

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，但至今尚未取得业内广为接受的趋于客观的认识(王璞珺等，2015)，有关松辽盆地构造特征、构造演化的认识更是各抒己见(陈发景等，1996；李娟和舒良树，2002；胡望水等，2005；杨明达，2005；葛荣峰等，2010；康永尚等，2012；刘志宏等，2015)，主要原因是对盆地的变形特征、变形过程的认识存在问题。

松辽盆地在早白垩世火石岭期-营城期为与区域性伸展作用有关的断陷盆地，在早白垩世登娄库期-晚白垩世嫩江期为陆内坳陷盆地演化阶段，上述观点得到了大多数地质学家的认同，关于其成因则有不同看法(陈发景等，1996；张岳桥等，2004；王璞珺等，2015)，特别是有关坳陷盆地的成因更是众说纷纭。陈发景等(1996)认为登娄库期-嫩江期松辽盆地地壳伸展作用弱，主要由于岩石圈热冷却转化为稳定大陆内坳陷。刘德来等(1996)认为太平洋板块俯冲引起热流上升，热沉降使早期断陷转化为坳陷；云金表等(2003)认为早期的热幔隆“冷却”下沉形成了具有统一沉降格局的坳陷盆地；王璞珺等(2015)提出坳陷沉降机制主要为火石岭组-营城组和青山口组火山作用导致的火山期后热挠曲沉降。上述有关坳陷盆地的沉降机制的认识主要与“热”有关，但到底是否是“热”的变化引起坳陷盆地的形成都缺乏有利的证据，只是一种推断。本次研究发现自下白垩统营城组上部碎屑岩段沉积时期开始松辽盆地就受到NW-SE向挤压作用，并且一直持续到上白垩统泉头组沉积末期。这期挤压作用不仅使松辽盆地东南部形成于下白垩统火石岭组-营城组下部火山岩段(T₅-T_4c)沉积时期的NE向、近NS向伸展断陷发生反转作用，而且在研究区形成了以万金塔背斜为代表的NE向反转构造和断层相关褶皱，导致松辽盆地东南隆起区的强烈抬升和中央坳陷区的整体下降，松辽盆地呈现了NE向坳陷盆地的特征。由此可见，松辽盆地不是前人认为的自登娄库组沉积时期开始进入坳陷盆地演化阶段，而是自下白垩统营城组上部碎屑岩段沉积时期开始就进入坳陷盆地演化阶段；结束坳陷盆地演化的时间也不是上白垩统嫩江组沉积时期，而是上白垩统泉头组沉积末期。尽管上述挤压构造的形成时间不完全相同，但多数在这一地质时期的隆升速率都小于沉积速率，研究区内大部分区域都连续接受沉积，盆地中出现了多个沉降中心，不同时期地层的沉积厚度也随着挤压构造的形成和构造高点在空间上的迁移而变化。松辽盆地的这一演化阶段处于活动大陆边缘的陆内区域，盆地的性质应属于陆内挤压坳陷盆地。

前人对上白垩统四方台组-古近系沉积时期盆地性质的认识也存在差异，但多数学者都倾向于在这一地质时期盆地的演化主要受到挤压构造体制控制，盆地进入了反转构造演化阶段(高瑞祺和蔡希源，1997；云金表等，2003；葛荣峰等，2010；孙永和等，2013；王璞珺等，2015；Wang et al., 2016)。部分学者认为挤压作用往往是短暂的，提出松辽盆地在上白垩统四方台组-古近系沉积时期的反转作用主要集中在明水组沉积末期和古近系沉积末期。本次研究发现自上白垩统四方台组沉积开始松辽盆地进入近E-W向挤压作用阶段，一直持续到古近系沉积时期或更晚。这期挤压作用不仅使松辽盆地南部早期形成的部分伸展断陷再次发生反转作用，而且在研究区形成了轴向近NS的伏龙泉大型断层传播褶皱背斜，由于该背斜及其以东区域的强烈隆升，西部中央坳陷区则相对下降，盆地也呈现了坳陷盆地的特征。与早期坳陷盆地对比，这期坳陷盆地的展布方向由NE向转化为近NS向。由于研究区东部始终处于隆升状态，盆地的沉降中心始终由东向西迁移，迁移的速率与东部构造的隆升速率有关。在上白垩统四方台组-古近系沉积时期，松辽盆地的构造演化特征及所处的大地构造背景与第一期挤压作用十分相似，盆地性质也应属于陆内挤压坳陷盆地。

(1) 松辽盆地南部自白垩纪以来经历主要经历两期较长时间的挤压作用：第一期为NW-SE向挤压作用，发生在下白垩统营城组碎屑岩段-上白垩统泉头组(T_4c-T₂)沉积时期，不仅使部分形成于下白垩统火石岭组-营城组火山岩段(T₅-T_4c)沉积时期的NE向、近NS向伸展断陷发生反转作用，而且在研究区形成了以万金塔背斜为代表的多个NE向断层相关褶皱；第二期为近E-W向挤压作用，发生在四方台组-古近系沉积时期，不仅使早期形成的伸展断陷再次发生反转作用，而且还形成了近NS向展布的伏龙泉大型断层传播褶皱背斜。两期挤压作用都表现出东强西部弱的特点，第二期挤压作用的变形强度远大于第一期，并且在明水组沉积晚期变形强度最大，这期变形作用奠定了松辽盆地现今的构造格局。

(2) 松辽盆地南部下白垩统营城组碎屑岩段-上白垩统泉头组(T_4c-T₂)和四方台组-古近系的沉积作用分别记录了第一期、第二期挤压作用形成的反转构造和断层相关褶皱的变形过程，上述构造在不同时期隆升速率与沉积速率之间的关系，控制了盆地接受沉积的范围、沉积地层的厚度和接触关系在空间上的变化。

(3) 在下白垩统营城组碎屑岩段-上白垩统泉头组、上白垩统四方台组-古近系沉积时期，松辽盆地南部分别受到NW-SE向、近E-W向挤压作用，盆地东南部、东部区域由于反转构造和断层相关褶皱的形成而发生强烈隆升，盆地西南部、西部的中央坳陷区出现整体下降，分别呈现NE向、近NS向坳陷型盆地的特征。松辽盆地在上述两个构造演化阶段都处于活动大陆边缘的陆内区域，盆地性质都应属于陆内挤压坳陷盆地。

致谢      感谢两位审稿专家认真审阅本文并提出了许多宝贵的修改建议！

在本文第一作者导师杨振升教授90寿辰之际，谨以此文对多年来给予指导与帮助的先生表示诚挚的感谢，衷心祝愿先生健康长寿！