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1、成绩中国矿业大学2013级硕十研究生课程考试试卷考试科目高等构造地质学考试时间2014-09学生姓名全方凯学 号ZS13010048所在院系 资源与地球科学学院任课教师任波教授中国矿业大学研究生院培养管理处印制松辽盆地构造演化及对煤层气控制作用1 区域地质背景松辽地区位于我国东北部， 东临俄罗斯及朝鲜并以乌苏里江为界， 黑龙江为与俄罗斯分隔的北界线，西界为额尔古纳河，主要由黑龙江、吉林、辽宁等省及内蒙古东部地区。 松辽地区地形地貌上由三盆夹两带组成： 东部小兴安岭及张广才岭一线为分界， 东为三江 穆棱盆地， 西为松辽盆地及孙吴盆地等； 中西部大兴安岭为线， 东为海拉尔、 二连盆地等， 西为与张
2、广才岭条带所夹持的松辽等盆地。1.1 松辽地区区域背景盆地及山型条带等构造的出现反映了一定区域背景下的动力条件、板块运动、 岩浆活动等。 松辽地区位于西伯利亚板块、 华北板块及太平洋板块所夹持区域， 在不同的时代， 往往受到不同的构造域的影响。 板块运动引起区块内挤压或拉张， 俯冲带经常又伴随着剧烈德岩浆活动， 在这种复杂的板块构造背景下， 松 辽地区由散布的地块或微板块最终呈现现今的构造格局。1.2 区域构造背景1）古生代区域构造背景松辽地区位于古亚洲洋构造域及太平洋构造域叠合部位， 受到极为复杂的构造变动。上世纪80 年代以前，学者都利用多旋回褶皱理论解释松辽地区构造，认为松辽地区为西北的
3、西伯利亚板块、 华北板块及太平洋板块的互相挤压形成的褶皱增生带。 其中， 额尔古纳河至喜桂图旗一带为加里东褶皱带， 西桂图旗一带至贺根山缝合带为海西褶皱带； 东部那丹哈达地区为加里东褶皱带， 三江 穆棱地区为海西褶皱带；松辽地区中间为松辽盆地，为褶皱增生带之间的交接部分。但是，随着80 年代后，学者们开始利用微板块学说解释松辽地区构造。现今普遍认为，松辽地区由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯微板块以及兴凯地块等拼接、 贴合而成。 额尔古纳地块为西桂图旗缝合带以西区域； 兴安地块为大兴安岭地区基底， 与松嫩地块于贺根山断裂毗邻； 佳木斯微板块为依兰 伊通断裂以东、 牡丹江断裂以西地区；
4、松嫩地块最终发育中间的松辽盆地。 分离这些地块的深大断裂，都具有蛇绿岩套，是地块间的缝合带，具体地块分布如图 1所示 :2）中新生代构造背景松辽地区中生代构造背景，主要是指东侧伊泽奈崎板块沿NW NNW 方向向欧亚大陆的俯冲挤压和欧亚大陆沿SESEE 方向裂解拉伸的交替作用，以及大陆边缘内侧软流圈上涌和岩石圈拉伸减薄对上部地壳的改造所造成的构造岩浆作用。侏罗纪以后中国大陆的东部广大地域一直受环太平洋构造域的影响和控制。伊泽奈崎板块对中国板块（实际上是欧亚板块，下同）沿 NW向俯冲、挤压及 稍后的沿NNW方向的斜向俯冲、压剪造就了中国东部 NE向和NNE向左旋压剪性质的构造变形。后来，根据火山岩
5、资料证明中国东部存在陆缘增生和俯冲带 后退，提出了东北区域中生代存在着双重俯冲带的认识（刘德来等，1996）,即中国板块由于伊泽奈崎板块的俯冲引起陆缘增生。由于增生体中存在着由西向东逐渐变新的地体，谢鸣谦（2000）称之为微板块，说明俯冲带向SE方向后退， 形成前后两次俯冲带。由俯冲引起的弧后扩张伸展也具有双弧后断陷的特点。图1中国东北区域构造单元划分图（程三友，2006修改）SFi喜桂图旗缝合带SF2贺根山（黑河一二连）缝合带 SF3西拉木伦缝合带SF4牡丹江缝合带SF5那丹哈达西缘缝合带Fi得尔布干断裂 F2乌奴尔一鄂伦春断裂 F3嫩江断裂 F4索伦一林西断裂F5赤峰一开源断裂 F6逊克一
6、铁力断裂 F7依兰一伊通断裂F8敦化一密山断裂新生代后期东北大陆板块进入新阶段，这时伊泽奈崎板块已全部消亡，太平洋板块向NW方向俯冲，发展为岛弧边缘海构造格局。这时松辽盆地群以西的 广大地区处于相对上升状态。由于东北亚大陆边缘弧后扩张的底辟作用，仅在中 部条带东缘和东部条带形成佳伊、敦密、三江一虎林等几条新生代早期陆缘裂谷, 而且松辽地区中生代形成的 NE向和NNE向断裂也由左旋压剪作用转化为右旋拉剪作用。2 松辽盆地构造演化及成盆动力学机制松辽盆地在周围三大板块的共同作用下经历了裂解分离、 碰撞拼接以及后期相对稳定的拉伸挤压等过程， 三大板块、 两大构造体系在不同时期对盆地的演化起着不同的控
7、制作用。2.1 松辽盆地构造演化盆地的演化应分为基底演化及后期成盆演化， 盆地基于基底在拉伸状态下断陷或下坳， 接受沉积形成盆地。 松辽盆地整体位于松嫩基底地块之上， 成盆前的演化应为其基底 松嫩地块的演变过程。2.1.1 松嫩地块的形成与演化周建波等 （ 2012） 通过采自东北各地块的样品进行锆石 U-Pb 测年分析指出，松嫩地块北侧在寒武纪之前位于西伯利亚南缘造山带，后分裂解体，向南移动。它与松辽地区各地块的拼接时间现今并没有统一的认识。 刘永红等（ 2010） 认为松嫩地块与兴安地块属于同一地块， 在晚古生代分裂， 最后形成大兴安岭。 松嫩地块在晚古生代之前就先后与佳木斯地块及额尔古纳
8、地块完成了拼接。晚石炭世开始，松辽盆地受区域性的伸展拉张作用，形成大量拉张断裂。随着大量断陷的形成， 上地幔物质上涌， 整个地块发育陆相中性火山岩及湖相沉积。早二叠世时期， 断陷进一步发展， 断块出现中基性火山岩大量喷发。 由于海平面的进一步下降， 导致海侵的发生。 此时， 松嫩地块两侧沉积的青龙屯组和大石寨组特征基本相同， 主要为一套海相中性、 基性及中酸性火山岩为主夹凝灰砂岩和凝灰质板岩。之后的早二叠世晚期 晚二叠世中期松嫩地块主要处于浅海环境下，广泛发育浅海碎屑岩，形成典型的碳酸盐岩建造（余和中等， 2001） 。周建波等（2009）及任战利等（2010）进行的最新研究也确认了二叠世的海
9、相沉积，并且提出了石炭 二叠系地层的油气勘探前景。晚二叠世晚期开始，地块受到挤压并逐渐抬升，造成海退，在地块的东西区域也出现了沉积差异。 这个时期东部构造活动强烈， 西部稳定接受沉积。 接着至早三叠世早中期， 地块不断抬升隆起。 早三叠世末 中三叠世在强烈的印支运动作用下， 形成了不同程度的褶皱带， 同时发生了大规模的岩浆活动。 褶皱带上隆剥蚀造成地块内部分地区缺失中三叠统地层， 局部地区被晚三叠统火山岩不整合接触。早侏罗世 中侏罗世期间， 松嫩地块绝大部分处于造山期之后的上隆剥蚀夷平阶段。 但是由于区域构造活动的影响， 地块东部和西部产生了极少数盆地， 这些盆地在早燕山运动的影响下发生了强烈
10、的改造。 东南部的盆地主要经历了拉张 断陷以及断陷萎缩两个阶段， 最后形成了断陷盆地。 西部的盆地受到挤压， 在盆地的边缘和内部形成了一系列的逆冲断层和挤压褶皱。这样的构造格局的发生，可能由于在中侏罗世（210-180Ma）燕山运动期间，太平洋板块的俯冲导致佳木斯 兴凯地块最终与松嫩地块和华北板块对接， 对接时产生强大挤压作用造成的。2.1.2 松辽盆地的形成及后期演化晚侏罗世以后，松嫩地块进入了全新的构造演化阶段，这也是松辽盆地断陷 一坳陷构造格局形成的阶段。张裂型克拉通内盆地的发育过程一般都经历初始热穹张裂、裂陷、坳陷和萎 缩褶皱等阶段。马力等（ 1990）将盆地发展划分为四个阶段：热穹隆
11、张裂阶段、裂陷阶段、陆内复合坳陷阶段、萎缩和褶皱上升阶段。根据松辽盆地几何学、运 动学特征，盆地演化可划分如下五个阶段：裂陷期前火山与热隆阶段、裂陷期上 地壳伸展与裂陷阶段、裂陷期后热沉降与坳陷阶段、坳陷期后盆地反转阶段和热 沉降与萎缩阶段（图2、3）。他降与坳陪阶段伸展与裂陷防段上地慢2 松辽盆地构造演化模式图（刘德来等,1996 ，修改）1）裂陷期前火山与热隆阶段松辽盆地裂陷发生前为大规模火山喷发期，野外露头、钻井和地震剖面均揭示出该期火山岩的存在。 它们呈大面积分布于盆地基底之上、 裂陷期沉积岩层之下， 或直接下伏于坳陷地层之下并构成一个独立的构造层。 据钻井资料显示， 火山岩剖面均以安
12、山岩为主体， 在剖面上构成中 酸性喷发单旋回或多旋回。 松辽 盆地上侏罗统几乎全部为火山岩，且以安山岩居多。2）裂陷期上地壳伸展与裂陷盆地阶段大庆油田过去将坳陷期以下（基底以上）地层统称为侏罗系（即营城子组、沙河子组和火石岭组） 。实际上，以火山岩为主的上侏罗统与其上沉积（现为称下白垩统的裂谷期沉积） 是盆地发育初期不同阶段的产物， 裂陷盆地直接叠加在火山岩之上。 火山作用之后上地壳发生脆性伸展， 裂陷盆地形成。 上地壳伸展是以犁式断层的水平位移而实现空间伸展的。 断层上盘由于发生掀斜和塌陷而发育半地堑盆地。 裂陷盆地内箕状半地堑大小各异， 宽者可达 2 000 m， 深近 3 000 m，大
13、庆油田将火石岭组考虑在内解释最大深度为 5.5 km； 窄者只有几千米、 深数百米。半地堑以西断东超式为主，也有东断西超式。半地堑控坳断层倾角、伸展量变化都较大，倾角大者60。70。，小者小于30。; 伸展量大者67 km,小者几百米。伸展量越大，半地堑越发育，伸展断层倾角 越小。松辽盆地上地壳绝对伸展量并不大，据刘德来等（1996）统计，松辽盆地北部从东到西几个地震剖面累计绝对伸展量为1213 km。当然,这一数字小于实际伸展量，因为可能有30%40%的伸展量集中于小断层中而不能在地震剖面 反映出来。松辽盆地半地堑呈侧列式排列，整体呈 NNE 走向，并且大都发育于NNE 向基底断裂附近。从整
14、体延伸方向可以看出当时的区域引张方向为NWW SEE 向。3）裂陷期后热降坳陷盆地阶段裂陷期后盆地由伸展转化为坳陷， 岩石圈热体制与应力状态发生了根本性转变。 裂陷期前和裂陷期是热平衡向高热异常方向发展， 坳陷期则是由热异常向热平衡转化。 裂陷期应力表现为水平方向引张兼有垂向隆起； 坳陷期整体为水平方向应力的基本平静期，伸展消失。进入坳陷期后，盆地整体构造运动并不强烈，但由于地层沉降、压实而被拉伸， 在沉降阶段同时还发生弱拉伸作用。 这种弱拉伸作用发生在热沉降阶段的整个过程， 这也是在盆地内部晚白垩世泉头组、 青山口组、 嫩江组沉积时出现一些拉伸断层的原因， 其中泉头组沉积时期的拉伸作用最为剧
15、烈。 晚白垩世产生的拉伸断裂大部分具有前期断裂的继承性，少部分为后生断裂。松辽盆地由伸展转化为坳陷后，坳陷沉降首先在半地堑部位发生。随后沉降范围逐渐扩大， 沉积层系逐渐向外超覆， 发育成一个大范围、 缓倾斜的向形湖盆。湖盆由中央向外围逐渐变浅， 沉积相带呈环带状分布。 盆地坳陷叠加在早期裂谷之上。松辽盆地坳陷幅度远大于裂谷期盆地沉降幅度，坳陷最深超过600 m。坳 陷期沉降速率以初期为最大，随着时间发展沉降速率逐渐减小。4）坳陷期后盆地反转与萎缩阶段晚白垩世末期，盆地应力体制再次发生转变。该时期东亚陆缘地区曾发生过 一期强烈的碰撞造山事件，在日本西南地区被称为佐川事件 （韩娟等，2002）。在 这种区域构造应力作用下，松嫩地块受到 NE-SW或EW向的强烈挤压，造成 热沉降期后的构造大规模反转。这结束了盆地热冷却坳陷过程，导致松辽盆地产 生了新的构造格局，亦标志一个盆地发展旋回的结束（陈昭年等，1996;王桂梁等，1997）。根据地震剖面揭示的地层变形特征可知，盆地反转始于嫩江期末期，
