准噶尔盆地的类型和构造演化

EarthScienceFrontiers(ChinaUniversityofGeosciences,Beijing)

地学前缘(中国地质大学,北京)

Vol17No.4Oct12000

准噶尔盆地的类型和构造演化

蔡忠贤1,陈发景2,贾振远2

(11石油大学盆地与油藏研究中心,北京102200;21中国地质大学,北京100083)

摘　要:准噶尔盆地的早二叠世属于裂谷还是前陆盆地,存在意见分歧;晚二叠世—老第三纪盆地的性质也不确定。文中通过对盆地构造几何学、沉降史、热史及火山岩的综合分析研究,对盆地类型和构造演化获得了一些新的认识:(1)准噶尔盆地在早二叠世为裂谷,晚二叠世为热冷却伸展坳陷,三叠纪—老第三纪为克拉通内盆地,新第三纪至今,由于印度板块与亚洲大陆碰撞才形成陆内前陆盆地。(2)对石炭纪—早二叠世的岩浆活动结合区域构造资料的研究表明,准噶尔地区古生代的板块运动和造山作用具软碰撞特点,早二叠世的裂谷盆地是在软碰撞背景下造山带伸展塌陷的产物。(3)地幔热对流作用可能是软碰撞造山后伸展塌陷的主要深部动力学机制。关键词:准噶尔盆地;裂谷;热冷却坳陷;克拉通盆地;软碰撞;伸展塌陷

中图分类号:P544+14;　文献标识码:A　文章编号:10052321(2000)04043110

0　引言

准噶尔盆地是新疆北部自二叠纪以来形成的大型陆内叠合盆地,目前是我国含油气前景最有希望的地区。尽管20世纪80年代以来开展了大量的地球物理和地质研究工作,但由于盆地遭受改造,在盆地类型和成因方面仍存在着诸多的分歧。中国科学院地学部①将盆地构造演化划分为4个阶段,即早二叠世断陷,晚二叠世拗陷,三叠纪—第三纪断拗和第四纪上升阶段。吴庆福[1]认为二叠纪为裂陷,三叠纪—老第三纪为拗陷,新第三纪以后为收缩上隆阶段。尤绮妹[2]的划分是:石炭纪—三叠纪为裂谷阶段,侏罗纪为中央隆升阶段,白垩纪以后为山前拗陷阶段。赵白[3]的划分是二叠纪为断陷、拗陷阶段,三叠纪为断拗阶段,侏罗纪—老第三纪为拗陷阶段,新第三纪以后为萎缩上隆阶段。肖序常[4]则认为晚石炭世—早二叠世为海相前陆盆地。杨文孝[5]也将早二叠世划为海相前陆,晚二叠世和新第三纪—第四纪划为陆相前陆,之间三叠纪—老第三纪划为振荡型陆相盆地。上述划分意见中归纳起来主要的分歧在于对盆地早二叠世的性质是张性还是压性的认识以及晚二叠纪—老第三纪拗陷盆地的性质。近来,这种分歧不仅未缩小,反而扩大。孙肇才[6]主张应该放弃早期盆地是塌陷或张性的认识,将准噶尔看作是一个在石炭纪—二叠纪前陆基础上,经过

收稿日期:20000507;修订日期:20000911

),男,博士,副教授,矿产资源普查与勘探专业,现在石油大学博士后站工作。作者简介:蔡忠贤(1963—　

①中国科学院兰州地质研究所1准噶尔盆地构造特征及形成演化[R]119851

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三叠纪—侏罗纪陆内进一步沉降,白垩纪以来,主要是新生代后期才统一起来的典型复活前

陆盆地。相反陈发景(1999)则认为准噶尔盆地早期(P)为裂陷盆地,中期(T—E)为克拉通盆地,晚期(N—Q)为压陷盆地。

本文主要通过对盆地构造几何学、沉降史、古地温和火山岩等特征来综合分析盆地的类型和演化,并结合盆地形成的板块构造运动特征及发育的火山岩特征来进一步探讨盆地形成及演化的机制。

1　准噶尔盆地的类型和演化

根据盆地的构造几何学、热史、沉降史和岩浆活动的特征,可以将叠合盆地划分为以下类型和演化阶段。111　二叠纪裂陷盆地阶段

可进一步划分为早二叠世裂谷(或称伸展断陷)和晚二叠世伸展坳陷。(1)早二叠世裂谷:该时期伸展断陷大多呈南断北超分隔性较强的不对称箕状凹陷(图1),但东部则为北断南超的反向断陷。具双模式的火山岩和非造山花岗岩发育。古地温梯度达3714～4618℃/km(表1);大地热流值也很高,大于11018J・cm-2・s-1。南北断陷充填沉积体系不同,南部断陷以一套滨海浅海相陆源碎屑碳酸盐沉积体系为主,裂谷扩展期还发育有海底浊积扇体系。东部断陷由一套滨岸沉积体系和河流体系组成,已具有向内部断陷过渡性质,至北部断陷内已完全变为陆相冲积体系和湖泊体

图1　早二叠世不对称伸展断陷

Fig11　Seismicsectionshowingasymmetricextensionalfaulted

depressionofEarlyPermian

表1　准噶尔盆地大地热流值和古地温梯度的单井模拟结果(据王捷等①修订)

Table1　Simulationresultsofpaleo2geothermalgradientfordifferentwells

时间t/Ma

Q末(0)

N末(210)E末(2416)K末(65)J3q末(144)J2x末(175)J1s末(188)J1b未(200)T3b末(213)T1b末(243)P2w末(248)P1末C末(268)

盆4井221222142518241529182616271929183416

盆参2井22122215261525172917281329133113单井古地温梯度/(℃・km-1)陆南1井西参1井呼2井191417101710191717141813

2113

1919311234193518371440104110

滴南1井23132315

2417321736113717381842174512

滴西1井24142513

26143116311331173211351035173714大地热流值/(J・cm-2・s-1)

6615～4414

11018～6615

4310(?)4618>11018

　　①王捷,查明,刘震,等1含油气盆地油气藏形成特征和分布的主要控制因素[A]1中国石油天然气总公司“九五”重

点科技攻关项目中评估报告[R].19981

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　盆地构造分析系。早二叠世末,盆地抬升、剥蚀,南部海水退出,形成区域性不整合,在玛湖坳陷、昌吉坳陷均可见P2/P1不整合发育。(2)晚二叠世伸展拗陷:该时期南北基底沉降上的不同是构造性质具南拗北断特点。陆梁以南,早二叠世断陷的分隔性局面消失,转化为统一的拗陷湖盆。北部乌伦古拗陷则发生断陷,断陷走向与早二叠世的南部断陷相同,呈北西西向,但均呈北断南超反向断陷。晚二叠世晚期,北部断陷作用逐步向拗陷沉降转化,整个盆地进入拗陷沉降时期。

盆地各构造单元古地温梯度为3517～4512℃/km,大地热流值为11018～6615J・

图2　准噶尔盆地不同构造单元基底构造沉降曲线

Fig12　SubsidencecurvesofdifferentstructuralunitsinJunggarbasin

cm-2・s-1(表1),构造沉降曲线段斜率较高(图2),表明沉降速率较大,为3714～4618m/Ma(表2)。盆地内部充填层序主体为滨湖半深湖相构成的湖泊体系,西北缘为相对

较粗的冲积体系(冲积扇和扇三角洲),南缘和东北缘以河流沉积体系为主夹有湖泊和扇三角洲体系。

该时期同期构造变形很弱,除北部乌伦古拗陷早期出现一些NWW向同生正断层及东北大井凹陷早二叠世正断层仍有微小继承性活动外,盆地内绝大部分区域断裂活动不明显。因此整个盆地体现了裂谷期后伸展拗陷的特征。

图3　盆地西北缘T/P角度不整合(SN10线)

Pt1—二叠系第1个反射波;Tt1—三叠系第1个反射坡

Fig13　T/Pangularunconformitiesdevelopedat

westernmarginofJunggarbasin

晚二叠世末,受海西运动主幕的影响,盆地发生抬升,并形成西北缘克乌断裂、车红断裂和北缘吐斯托依拉断裂等一系列重要的高角度逆冲断裂,使早二叠世伸展断陷受到改造,易

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被误为是前陆盆地。盆地边缘隆起、冲断抬升造成二叠系地层上翘并被严重剥蚀,与上覆三

叠系呈明显不整合接触(图3)。112　三叠纪—老第三纪克拉通内盆地

三叠纪—老第三纪克拉通内盆地以古地温梯度和热流值低、沉降速率小、沉积广泛超覆为特征。

(1)三叠纪弱挤压挠曲性质的克拉通内盆地:盆地古地温梯度为3416～4217℃/km,大地热流值为11018～6615J・cm-2・s-1(表1),比典型的克拉通盆地要高。沉积速率与晚二叠世相比出现了跳跃式降低,为814～4718m/Ma(表2)。构造沉降曲线也明显变缓(图2)。

表2　准噶尔盆地不同构造单元地层沉积速率表

Table2　DepositionalrateofdifferentstructuralunitsinJunggarbasin

不同构造速率之沉积速率　v/(m・Ma-1)

时代白垩纪侏罗纪三叠纪晚二叠世索索泉凹陷玛湖凹陷陆南凸起

(伦参1井)(艾参1井)(陆3井)

518731747182216443932915

281547311516715

2881418617

2403

2003

34143118

66163516

大井坳陷(彩3井)

昌吉坳陷中央坳陷克夏断阶带(检乌26井)南缘逆冲断褶带(齐8井)

　　3据地震剖面时深转换厚度计算(未经剥蚀、压实校正)。

整个三叠系构成一旋回,超覆于早二叠世海西晚期因抬升、逆冲形成的边缘隆起上。充填层序的沉积体系下三叠统主要为红色干旱条件下的冲积体系和河流体系。中三叠统为滨浅湖相组成的湖泊体系,晚三叠世早中期湖侵达到最大,晚期收缩,变为潮湿条件下的湖沼沉积。整个盆地在基底构造沉降上表现得比较稳定。仅在盆地边缘局部地区三叠系上部地层出现有挤压,特别是准西隆起,隆起边缘三叠系地层出现了明显突变式楔形收敛,顶部与侏罗系呈明显角度不整合,向盆地方向渐变为假整合(图4)。对这种现象Riba[7]和Anadon[8]称之为递进不整合(progressiveunconformities),系同沉积挤压作用造成的。这一

特征说明三叠纪的盆地属于克拉通内盆地,晚期呈现弱挤压性质。三叠纪末,印支运动引起挤压作用加强,盆地整体抬升,广大地区形成平行不整合,边缘则为角度不整合(图3,4)。

(2)早—中侏罗世早期克拉通内盆地:该时期盆地古地温梯度和大地热流值进一步降低为2616～3818℃/km和6615～4414J・cm-2・s-1(表1),接近于克拉通内盆地。整个侏罗纪沉积速率仍很低,为7317～2810m/Ma(表2)。构造沉降曲线斜率与三叠纪类似。充填层序在三叠系基础上进一

图4　西北缘三叠系发育的递进不整合(AD14线)

Pt1—二叠系第1个反射波;Tt1—三叠系第1个反射波;Jt1—侏罗系第1个反射波;Kt1—白垩系第1个反射波

Fig14　ProgressiveunconformitywithinTriassicat

westernmarginofJunggarbasin(line:AD14)

步超覆。沉积水体较三叠系更浅,主要为潮湿气候条件下的河流—洪泛平原及滨浅湖—湖沼相构成。

西山窑组沉积末,燕山早期运动造成盆地整体抬升,大范围内形成平行不整合。—434

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　盆地构造分析(3)中侏罗世晚期—晚侏罗世弱挤压挠曲性质的克拉通内盆地:尽管侏罗纪末燕山中

期运动的强烈挤压及随后的剥蚀准平原化作用使晚侏罗世目前的残留厚度不能完全准确反映该时期的构造沉降面貌,但从盆地残留地层的沉积特征看,主要由一套杂色粗粒辫状河—滨湖相沉积构成,沉积物明显比早—中侏罗世粗,砂岩矿物成熟度也反向降低,说明湖盆范围较早—中侏罗世缩小。残留地层厚度表明,在北部索索泉和南部四棵树及昌吉形成了3个明显山前沉降中心,但整个盆地的沉积速率(表2)和古地温梯度(表1)均不大,与早—中侏罗世相似。因而推测该时期属于弱挤压挠曲性质的克拉通内盆地。

晚侏罗世末,燕山中期构造运动对盆地产生强烈挤压,盆地变形收缩,形成了北北东向褶皱和断裂。它们在东部表现强烈,叠加在海西期的北西西向或近东西向构造之上;盆地内图5　俄罗斯地台Pripyat2Dnieper2Donets

裂谷坳陷盆地构造沉降曲线Fig15　SubsidencecurveofPripyat2dniper2Donets

rift2depressiononRussiaplatform

部则表现为北北东向相对宽缓的背斜和向斜。

(4)白垩纪—老第三纪克拉通内盆地:燕山中期运动在整个盆地形成了一个重要角度不整合(J/T),白垩系则是在剥蚀后准平原化基础上沉积的。

该时期总的特点表现为基底沉降均衡,沉降中心位于盆地中部,由中心向盆地边缘厚度梯度变化均匀,并超覆于老地层之上。因此从原型盆地沉积范围上看,白垩系—下第三系是整个叠合盆地演化史上分布最广的,其中下第三系范围较白垩系更广。另外在北天山山前也存在一沉降中心,可能反映了北天山在该时期已有主动隆起迹象。整个盆地几何形态呈不对称碟状坳陷,盆地沉积速率为518～2815m/Ma(表2),古地温梯度为1919～2615℃/km(表1),充填层序属于干旱气候条件下形成的杂色河流—滨浅湖相沉积体系。

总之,自早二叠世至老第三纪,整个盆地的构造沉降面貌非常类似于俄罗斯地台Pripy2at-Dnieper-Donets裂谷坳陷盆地的沉降特征[9](图5)。113　新第三纪—第四纪冲断山前坳陷盆地(或陆内前陆盆地)

渐新世末的喜山I幕构造运动,北天山及博格达强烈隆升,山体北缘开始形成叠瓦状逆冲断褶带,冲断负荷造成基底沿南缘挠曲下沉,形成前渊。北部陆梁和乌伦古地区构成前隆,沉积物由前渊向前隆迅速减薄,盆地几何形态呈典型楔形。早更新世末,喜山晚期运动使前渊沉积物变形形成规模更大的逆冲断层及相关褶皱。

该时期盆地地温梯度为17～25℃/km,前渊最大沉积厚度达6000m,沉积速度25716m/Ma。主要为冲积扇和冲积平原构成的磨拉石建造。

2　软碰撞—盆地形成的构造背景

准噶尔盆地是在新疆北部古生代板块构造运动和造山作用的基础上发育起来的大型陆内叠合盆地,具有早期伸展,中期稳定,后期缩短的性质。这种早期伸展盆地的发育是由该

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区古生代板块构造运动和造山作用的“软碰撞”方式所决定的。

“软碰撞”一词最早由Feng等[10]提出,最近任纪舜[11]对其作了较深入的研究,指出它不同于经典的阿尔卑斯和喜马拉雅式的两个巨型陆块之间的硬碰撞,而主要是指微陆块之间的碰撞。根据E(动能)=1/2mv2,硬碰撞的块体大,动能十分巨大,因而单旋回造山作用十分剧烈,有大规模的逆冲断层、推覆构造。碰撞导致海水全部退出,山脉大幅度隆升,形成巨厚磨拉石沉积和前陆盆地,碰撞后两大陆即焊为一体。而软碰撞的块体小,碰撞动能小,因此一般不产生大规模的逆冲断层和推覆构造。碰撞后虽然洋盆消失,但海水不一定退出,造山作用不剧烈,因而缺乏重要的磨拉石沉积和前陆盆地发育,形成所谓的“联而不合”现象。

准噶尔地区古生代板块运动和造山作用上所表现的软碰撞特征是:(1)缝多。即周缘发育有多条深大断裂和蛇绿岩套。其东北部自北而南有额尔齐斯深大断裂、阿尔曼太深大断[4]

裂和克拉美丽深大断裂,后两者沿断裂还发育有蛇绿岩,侵位时间分别为D3和D1。西准2噶尔达拉布特深断裂及其发育的蛇绿岩与克拉美丽深断裂是相连的。南缘则发育博罗努—阿其库都克深断裂带,沿此断裂带在巴因沟—大南湖分布的蛇绿岩侵位时间为D1C1[4],3—

形成时间可能最晚。(2)块小。这一特征造成了多年来对盆地基底是洋壳还是陆壳2种不同的看法。洋壳的主要依据是西准噶尔达拉布特、北部乌伦古河发育的石炭纪A型花岗岩,初始铅同位素比值N(207Pb)/N(204Pb)低于μ=9174和ε(Nd,t)值在+212～+617之间,前者接近地幔演化线,后者指示花岗岩源于ε(Nd,t)亏损的类似于洋壳的源区。因而推测碰撞后中酸性深成岩源自地幔、地幔大洋沉积层或洋盆火山岩,而非来源于前寒武纪基底或古老陆壳[4,10,12]。陆壳的依据是盆地中部航磁特征所表现的宽缓升高正异常,不同于四周显示的剧烈变化的线性异常;磁异常衰减剃度中部为313～415nT/km,与塔里木盆地的基底相似,而周缘海西期褶皱带则大于20nT/km①,因而盆地具有前寒武纪结晶基底和古生界变质岩和火山岩基底双层结构[13]。最近,后一种观点又得到了深源地震和大地电磁资料的支持。上述特征暗示,准噶尔块体相对较小。(3)古生代的变质岩和火山岩基底中不仅包含了许多岛弧、弧前和弧后盆地、蛇绿混杂岩等沉积,甚至还发育洋盆复理石和细粒沉积及洋壳物质[4],这是由于加里东以来,特别是海西期新疆北部各微陆块之间发生多期俯冲、小动能碰撞作用所导致的。由此产生的较宽阔的消减增生杂岩连同残存的洋壳碎片周期性的被岩浆弧焊接起来,以及造山后大量花岗岩的侵入和地幔物质的加入,代表了准噶尔地区地壳增生和固结的重要特征。韩宝福等[14]通过对碱性花岗岩的研究后证明固结、生长的主要时期为距今300Ma左右的中石炭世早期。对准噶尔陆块上述造山增生方式,Sen2gor[15],马文璞[16]也称之为阿尔泰型。(4)板块运动和碰撞过程中不同时期、不同地区发育有残留海盆地[4]。(5)缺乏大量典型的磨拉石沉积和逆冲断层、推覆构造。(6)整个古生代发育了多次俯冲、碰撞和裂离过程。(7)软碰撞后的石炭纪—早二叠世发育了大量的A型花岗岩和钙碱性系列火山岩。Coleman[17]曾指出晚古生代整个中亚地区普遍发育了A型花岗岩,其中准噶尔盆地周缘石炭纪—早二叠世的发育特征是:西准噶尔达拉布特A型花岗岩同位素年龄为(32114±617)Ma[10];乌伦古河A型花岗岩的Rb2Sr全岩等时线年龄为(300±6)Ma,通过全岩等时线确定的N(87Sr)/N(86Sr)初始比值为01702～01710,平均01706[14];东准噶尔苏吉泉A型花岗岩的年龄测定差异较大,新疆第一区调队[18]测定的6

　　①张用夏等1利用区域物探资料对西北地区沉积盆地构造研究1研究成果报告,19961

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　盆地构造分析个样品的全岩Rb2Sr等时线年龄平均为33615Ma,全岩等时线确定的N(87Sr)/N(86Sr)初

图6　准噶尔盆C—P1火山岩TAS图

Fig16　TotalalkalisversussilicadiagramforearlyPermo2CarboniferousvolcanicrocksinJunggarbasin

图7　准噶尔盆地C—P1火山岩硅碱图Fig17　Silica2alkalisdiagramforearlyPermo2CarboniferousvolcanicrocksinJunggarbasin始比值为017077,而305项目的全岩Rb2Sr等时线年龄为290Ma,这类岩体稀土元素含量高,富集HREE,并具高的负Eu异常,全岩等时线确定的N(87Sr)/N(86Sr)初始比值为017077[4],根据毕承思[19]对东准萨惹什北克A型花岗岩的全岩Rb2Sr等时线年龄测定为29215Ma,东准在石炭纪末—早二叠世初可能存在一期。另据肖序常[4]对东准野马泉一带海西中晚期花岗岩的分析,认为属于轻稀土明显富集、具弱负Eu异常的钙碱性花岗岩类。周立发①对富蕴县恰库尔特A型花岗岩的研究表明存在二期A花岗岩,分别是290～285Ma和250Ma,并同样具有稀土元素含量高,富集HREE和高的负Eu异常等特点。

除此之外,石炭纪—早二叠世盆地内部及其周缘还发育了大面积的钙碱性系列火山岩(图6,7,8),在lgσ—lgτ构造判别图解上绝大多数样品位于B区(图9),这些火山岩的分布

准噶尔盆地石炭纪—早二叠世火山岩Rittman图图8　准噶尔盆地石炭纪—早二叠世火山岩AFM图图9　

Fig18　AFMdiagranforearlyPermo2

CarboniferousvolcanicrocksinJunggarbasin

Fig19　RittmandiagramforearlyPermo2CarboniferousvolcanicrocksinJunggarbasin

并不受断陷控制,而是具有火山台地性质。根据上述特征,一些学者将它视为板块俯冲过程中同期喷发形成的弧火山岩,但近期的研究结果表明,它还可以出现在俯冲碰撞造山作用之

　　①周立发1新疆北部地区诸盆地二叠系综合评价及勘探目标选择1阶段报告,19981

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后的张性背景下,被称为“滞后型岛弧火山岩”。这类火山岩在北美西部边缘的始新世和中新世普遍发育,该区洋壳的俯冲作用在白垩纪末既已终止,与准噶尔地区不同的是其分布受张性断陷盆地的控制。这种岩浆活动的产生是由于造山带去根、地幔岩石圈减薄后,岩石圈软流圈热界面抬升引起软流圈减压熔融导致幔源岩浆侵入下地壳,使下地壳产生局

部熔融作用并与玄武岩浆发生混合作用的产物。

上述特征同时表明,软碰撞作用主要使准噶尔地块发生地壳增生,随后强烈的钙碱性系列火山岩的喷发和A型花岗岩的侵入意味着热作用过程的开始,它们是岩石圈减薄和地壳伸展作用的产物。并没有形成强烈的挤压造山和大规模的前陆盆地,因此软碰撞是准噶尔盆地早期伸展裂谷盆地形成的构造前提。

3　盆地形成及演化机制探讨

准噶尔早期伸展裂谷盆地是在上述软碰撞作用形成的造山带基础上伸展垮塌形成的。那么软碰撞造山后是如何在深部动力过程作用下实现这种构造体制转换的?目前国内外对造山后伸展垮塌盆地的形成机制主要有3种解释。一般认为硬碰撞后由于山体隆升很高,

山根很厚,因而造山带岩石圈的去根、减薄作用主要用地幔岩石圈与软流圈的密度差引起的重力不稳定造成的地幔拆沉作用来解释[22]。Dewey[23]提出的另一种机制是碰

撞后期当板块的会聚应力消失后,造山带会在其自重力作用下发生伸展垮塌,导致地壳减薄、山根消失,发生地表构造体制的转换。第三种则是Turner[24]提出的热对流模型,指出造山后为了平衡冷的、致密的地幔岩石圈取代热的软流圈而引起的热丢失,地幔岩石圈之下将会产生对流下涌导致地幔岩石圈减薄。在Turner的模型中,造山带的演化过程是由地幔岩石圈减薄引起的水平浮力与反向造山挤压作用力的大小决定的。

当二者大小相等时,造山作用停止,出现造山后A型花岗岩;当进一步减薄到超过挤压

图10　准噶尔盆地演化的地球动力学模式力的那部分浮力等于岩石圈的抗张强度时,Fig110　Geodynamicmodeloftectonic

evolutionforJunggarbasin就会出现伸展垮塌,发育非造山花岗岩。

根据准噶尔盆地晚古生代软碰撞造山造山作用的特点,我们推测构造体制转换的深部动力过程可能与热对流作用有关,主要依据为:(1)软碰撞的基本特点告诉我们,其造山程度不那么剧烈,岩石圈的增厚有限,这样拆沉作用就不可能成为软碰撞后伸展垮塌的主要深部动力机制。(2)由于块体比较小,造成块体运动的软流圈的对流运动就相对比较活跃(古生代的多期俯冲、碰撞和裂离也暗示了这一点),山根不厚又使其不可能成为对流作用迅速减缓或停止的的有效阻力,(3)软碰撞晚期或之后盆地随之所表现出的热作用过程非常强烈,—438

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　盆地构造分析且随时间表现一定的差异。由上可看出,准噶尔地区的A型花岗岩可以300Ma为界明显区分出海西中晚期和海西晚期两期A型花岗岩。其中前者与钙碱性花岗岩共生,因而属于造山晚期A型花岗岩,后者在特征上表现为稀土元素含量高、富集HREE和高的负Eu异常以及全岩等时线确定的N(87Sr)/N(86Sr)初始比值为017060～017077等特点。推测290Ma之前可能属于造山后花岗岩,而290Ma之后属于非造山花岗岩。

石炭纪—早二叠世的火山岩随时间也表现出一定差异。(1)在火山岩类型上,早二叠世

已明显表现出双模式特点(图6);(2)石炭纪火山岩发育程度和分布范围要大于早二叠世。上述火山岩和花岗岩的发育特征同时也表明,若按照Turner的造山后深部过程演化模型去划分,则石炭纪主要以热界面上升导致下地壳发生部分熔融过程为主,但地壳尚未减薄到产生的浮力足以克服挤压作用力和岩石圈的伸展强度,出现表壳伸展,后一过程是到早二叠世时才实现的。由于热对流作用主要发生于软碰撞后的海西期增生褶皱带之下,因而相应部位的岩石圈减薄也就控制了早二叠世伸展裂谷盆地的发育程度由目前的盆地中心向边缘增强的特点。晚二叠世,岩石圈之下的热对流作用明显减弱或消失,地壳的减薄作用停止,随后发生的岩石圈热冷却,导致盆地发生沉陷。该过程中可能还叠加了深部相变引起的非补偿体均衡作用的影响。三叠纪—老第三纪,盆地热冷却沉陷迅速减缓,除了盆地边缘部分地区在某一段时间内受造山带隆升或挤压作用影响产生局部的挠曲沉降外,盆地主体的沉降机制逐步转化为非热冷却沉降。对于这种克拉通盆地沉降的深部动力作用过程,尚需深入探讨。新第三纪—第四纪,受印度次大陆与亚洲大陆碰撞影响,北天山强烈隆升,地壳加厚,造山带边缘构造负荷加大,岩石圈发生挠曲变形,形成准噶尔南缘冲断山前坳陷。盆地演化的地球动力学模式如图10。参考文献:

[1]　吴庆福1准噶尔盆地构造演化与找油领域[J]1新疆地质,1986,4(3):1～91

[2]　尤绮妹1准噶尔盆地各构造阶段的大地构造单元划分及含油气性[A]1王郁明,主编1准噶尔盆地油气地质

综合研究[M]1兰州:甘肃科技出版社,1992114～221

[3]　赵白1准噶尔盆地的形成与演化[J]1新疆石油地质,1992,13(3):191～1961

[4]　肖序常,汤耀庆,冯益民,等,新疆北部及邻区大地构造[M]1北京:地质出版社,199211～1691[5]　杨文孝,况军,徐长胜1准噶尔盆地大油田形成条件和预测[J]1新疆石油地质,1995,16(3):201～2111[6]　孙肇才1中国中西部中—新生代前陆盆地及其含油气性———兼论准噶尔盆地内部结构单元划分[J]1海相油

气地质,1998,4(3):16～301

[7]　RibaO1SyntectonicunconformitiesoftheAltoCardener,SpanishPyrenees:ageneticinterpretation[J]1Sedi2

mentaryGeology,1976,15:213～2331

[8]　AnadonP,CabreraL,ColomboF,etal1Syntectonicintraformationalunconformitiesinalluvialfandeposits,eastern

EbroBasinmargin(NESpain)[A]1AllenPA,ed1ForelandBasin[M]1SpecPubAssSed,19861259～2711

[9]　LobkovsdyLI,CloetinghS,etal1ExtensionalbasinofTheformerSovietUnion—structure,basinformation

mechanismsandsubsidencehistory[J]1Tectonophysics,1996,226:251～2851

[10]　FengY,ColemanRG,TiltonG,etal1TectonicevolutionoftheWestJunggarregion,Xinjiang,China[J]1Tecton2

ics,1989,8(4):729～7521

[11]　任际舜,牛宝贵,刘志刚1软碰撞、叠覆造山和多旋回缝合作用[J]1地学前缘,1999,6(3):85～931[12]　张旗,钱青,王焰1造山带火成岩地球化学研究[J]1地学前缘,1999,6(3):113～1201[13]　彭希龄1准噶尔盆地早古生代陆壳存在的依据[J]1新疆石油地质,1994,15(4):289～2971

[14]　韩宝福,王式光,江博明,等1新疆乌伦古河碱性花岗岩Nd同位素特征及其对显生宙地壳生长的意义[J]1科

—439—

　盆地构造分析学通报,1997,42(17):1829～18321

地　学　前　缘

2000,7(4)

[15]　SengorAMC,Natal’inBS1PaleotectonicsofAsia:fragmentofasynthesis[A]1YinA,etal,eds1TheTectonic

EvolutionofAsia[M]1Cambridge:CambridgeUniversityPress,19961486～6401

[16]　马文璞1当前造山带研究中的几个重要问题[J]1地学前缘,1999,6(3):103～1111[17]　ColemanRG1ContinentalgrowthofnorthernChina[J]1Tectonics,1989,8(3):621～6351

[18]　新疆地质矿产局第一区调地质大队1新疆同位素地质年龄数据汇编[J]1新疆地质,1987,4(4):16～971[19]　何国琦,李茂松,刘德权,等1中国新疆古生代地壳演化及成矿[M]1新疆:新疆人民出版社,香港:香港文化

教育出版社,199411～4371

[20]　HooperPR,BaileyDG,MeCarleyHolderGA1Tertiarycalc2alkalinemagmatismassociatedwithlithosphereex2

tensioninPacificNorthwest[J]1JournalofGeophysicalResearch,1995,100(BT):10303～103191[21]　李伍平,路凤香1钙碱性火山岩构造背景的研究进展[J]1地质科技情报,1999,18(2):15～181

[22]　ChannelJET1PaleomagnetismandcontinentalcollisionintheAlpinebeltandtheformationoflate-tectonicex2

tensionalbasin1CowardMP,RiesAC,eds1CollisionTectonics[M]1SpecPub19GeolSocLondon,19861261

～2841

[23]　DeweyJF1Extensionalcollapseorogens[J]1Tectonics,1988,7(6):1123～11391

[24]　TurnerS1Somegeodynamicandcompositionalconstrainson“postorogenic”magmatism[J]1Geology,1992,20:

931～9341

TYPESANDTECTONICEVOLUTION

OFJUNGERBASIN

CAIZhong2xian1,　CHENFa2jing2,　JIAZhen2yuan2

(11UniversityofPetroleum,Beijing102200,China;

21ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China)

Abstract:JunggarbasinisalargecontinentalinteriorbasininwesternChina,whichhasbeen

developingsinceEarlyPermian1ControversyfocusesonthetypeofbasininEarlyPermiananditsorigin1AlsotheattributionsofthebasinfromTriassictoEarlyTertiaryisunknown1Evi2dencesaboutbasinfillarchitecture,tectonicsubsidence,geo2thermalhistories,petrologicalandgeochemicalcharacteristicsofEarlyPermo2carboniferousvolcanicrockscanprovidethefollow2ingnewrecognition1(1)ThebasinwasinitiallyriftedinEarlyPermianfollowedbythermalcoolingsubsidenceduringLatePermian,thencewentthroughthecratonicbasinstagefromTriassictoPaleogene,andfinallythroughtheforelandbasindeveloping1(2)Alargenumberofcalc2alkalinesuitevolcanicrockseruptedinearlyPermo2Carboniferousaccompaniedbytype2AgranitesintrusionsuggestthattheriftinEarlyPermianwasrelatedtopostorogenicextensioncollapse1Furthermoresoftcollisionwasatectonicbackgroundforpostorogenicextensioncol2lapseduringPaleozoicinNorthernXinjiang1(3)Thedrivingmechanismofpostorogenicexten2sioncollapsewasamantlethermalconvection1

Keywords:Junggarbasin;rift;thermal2coolingsag;cratonicbasin;softcollision;extensionalcollapse

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