地质特征与陆内克拉或坳地的成因机制

2.1　地质特征

2.1.1　陆内克拉通盆地的成因机制

基于典型的陆内克拉通盆地（密歇根盆地、伊利诺斯盆地、密执安盆地、威利顿盆地及我国华北克拉通盆地等）的成因机制探讨（DeRito et al.，1983；Quinlan，1987；Loosveld，1989；Sloss，1988、1990；Leighton，1990、1996；Hartley and Allen，1994；Burgess and Gumis，1995；Ouyang et al.，1995；McBride，1998；Root and Onasch，1999；Kaminski and Jaupart，2000；Murrell and Andriessen，2004；Parmanetal.，2004；Crosbyetal，2008；Zhang，2009；Armitage and Allen，2010），其成因机理主要表现为：地壳伸展，热衰减；欠补偿质量；克拉通边缘的构造负荷及板内应力的影响。

2.1.1.1　地壳伸展及热衰减

由于板块构造力所引起的伸展，克拉通地壳将发生细颈化并通过较致密的地幔物质置换地壳而引起沉降；在伸展导致裂谷的地方，“热裂谷”阶段伴随火山活动，因此在伸展之后低密度地壳表层经剥蚀和变薄、冷却、收缩最后发生热沉降（Nunnetal.，1984；Sleep，1971；Lindsay and Korsch，1989；匡立春和王东坡，1995；张光亚和高世霞，1995）。其中，Ziegler（1988）将陆内克拉通盆地中裂谷的形成模式进一步划分，即考虑地壳上、下层的机械性能和变形型式，保证了拉伸模式的主要地位，并假定软流圈只起被动作用；认为热可使岩石圈—软流圈界面向上移动，使地壳减薄，这样克拉通盆地就会在热控制的沉降阶段的裂陷之上发育。

在此机理基础上所构建的地壳拉伸和热隆起模型经研究表明仍存在着一些问题，即克拉通盆地的沉降时间间隔延续太长，不可能是单一冷却作用形成的（Sloss，1990）。用简单的热衰减模型不能解释周期性加速沉降或减速沉降，这种沉降只能说明热控制的沉降在陆内克拉通盆地早期历史中是一个重要因素，如果包括裂谷作用的初期阶段，则更是如此。

2.1.1.2　欠补偿质量

根据伊利诺斯等盆地中存在早期裂谷，Klein和Hsui（1987）等提出在地壳伸展阶段存在高密度岩石的侵位，即与超大陆裂解有关的非造山花岗岩的侵位，其为盆地沉降提供了潜在的驱动力，伴随着非造山花岗岩侵位到盆地之下，花岗岩热散失加快，盆地持续沉降，形成碟形的陆内克拉通盆地（Klein，1995）。盆地下坳的复活可看成是地热梯度增加或区域应力增加使岩石圈黏度周期性降低的结果。但大多数克拉通内盆地缺乏与显著正布格异常的对应关系；即使具有这种对应关系，裂谷导致的线性异常峰与沉降中心也缺乏显著的一致性。

2.1.1.3　克拉通边缘的构造负荷

Leighton（1990、1996）等将北美伊利诺斯、密执安陆内克拉通盆地的沉降及其相邻隆起、弯隆的抬升归因于北美东缘逆冲构造负荷的侵位。造山推覆体使荷载增加，使大范围内的岩石圈发生沉降。这种机制虽然有助于对造山带附近的一些克拉通盆地的沉降史进行解释，但这种机理相对于盆地沉降的主要驱动力来说可能是次要的。与此同时，一些学者（Haxby et al.，1976；Fowler and Nisbet，1985；Hamdani et al.，1991）提出相变和壳下荷载是盆地沉降的机制之一，在这种机制假定下地壳密度从低变高可使地壳发生下坳，辉长岩相变成榴辉岩，其可解释为地壳均衡补偿，以致在板内应力作用下，使相对致密的地壳发生沉降；此外，还可解释许多克拉通盆地中的重力正异常。

2.1.1.4　板内应力

在建立的克拉通盆地模型中主要强调板内应力，该应力在盆地发育过程中起重要作用，其可有效地解释陆内克拉通盆地的沉降。该机理所依据的主要事实是北美大陆边缘裂谷事件与陆内裂谷或坳拉谷开始形成具同时性，表明大陆边缘张应力可以影响到克拉通内部（Sloss，1990）；且造山带所引起的板内应力可作用的范围较广（Ziegler，1988）。根据Cloeringh等（1985）模型，板块边缘板块聚敛施加的力引起的挤压应力场可以扩展到克拉通内部，该应力可以使沉积体负荷引起的局部下坳进一步挠曲，使沉降幅度增大。DeRito等（1983）认为沉降驱动力是一种早期裂陷阶段侵位于下地壳的均衡补偿体，并得到了论证。板内应力及均衡未补偿机理可以很好地解释同一陆内克拉通中不同盆地沉降的同时性，也可以用来解释不同克拉通上盆地演化的同时性。

上述陆内克拉通盆地的成因机理表明（何登发，1996）其往往经历了这样一个序列：岩石圈伸展→断层控制的机械沉降→热沉降和收缩→缓慢热沉降和均衡补偿沉降的共同作用。因不同的陆内克拉通盆地，其控制因素不一，对应的形成机理也显得相当复杂，还有较多的问题需进一步论证、解决。基于此，我们可以尝试着从下伏地壳及地慢特征、盆地沉降史、隆起抬升史、上超及下超事件、盆地内地层层序特征去构建适用的模型，并进一步检验、校正已建立的模型。

2.1.2　陆内克拉通盆地的沉积特征

中新生代以来，我国东部地区处于拉张应力场，西部处于挤压应力场，而中部则是两种构造应力作用减弱的地区，构造活动性相对稳定，是古生代地台（具前寒武纪结晶基底）之上的大型陆相坳陷盆地发育的地区，最具代表性的盆地为鄂尔多斯盆地和四川盆地，其沉积格局具有以下4个基本特征（薛叔浩等，2002）。

2.1.2.1　长期继承性升降运动控制沉积盆地构造古地理面貌

陆内克拉通盆地是受长期继承性升降运动控制的大型沉积盆地，其中鄂尔多斯盆地与四川盆地的基底由不同变质程度的刚性块体所组成，控制着盆地的轮廓。基底起伏控制着盆地内部正负向沉积单元的分布，如鄂尔多斯盆地基底顶面构造形态总体呈东高西低、北高南低，自北而南依次为伊盟隆起、中部隆起、西部坳陷和东部隆起相间区，结晶基底的构造形态控制着古生代沉积盖层的分布。中石炭世中部隆起是一纵贯南北的剥蚀区，分隔西部海湾泻湖沉积区及东部较开阔平缓的滨浅海沉积区。晚石炭世中央隆起沉没为滨海水下隆起，并仍分隔西部海湾泻湖和东部滨浅海的东西分带。二叠纪盆地整体抬升，海平面下降，中央隆起趋于平坦，盆地整体形成北高南低的古地理面貌。

2.1.2.2　继承性的沉积体系和单一的沉积中心

陆内克拉通盆地整体开阔，周边山系和高地环绕，多水系入湖，但有主要物源区和主要水系，如鄂尔多斯盆地北部毗邻长期继承性隆起的古阴山物源区，南部毗邻古秦岭物源区，其主要物源区位于北部，形成主要沉积体系。盆内古地形长期呈北高南低的广阔缓坡态势，北部沉积体系延伸范围很广，占据盆地大部分面积，是油气主要聚集区。次要物源区位于南部，盆南坡降较大，南部沉积体系范围较小。在同一构造阶段中各时期的沉积体系以继承性发育为主。在盆地内因不产生受断裂控制的断块差异升降运动，盆地内部不出现多沉积中心。

2.1.2.3　地形平缓，沉积相带宽

克拉通内大型坳陷盆地地形开阔而平缓，沉积物分异较充分，因而反映盆地内部次级地貌单元的沉积相带较为宽广。构造状况以缓慢沉降为主，沉积物的供给与沉降处于均衡状态，湖区经常维持浅水环境，深水区位于湖盆中部。

鄂尔多斯盆地早二叠世山西期，盆地中南部广大地区为湖泊沼泽交替沉积所占据，早二叠世下石盒子期演变为滨湖和浅湖环境，晚二叠世上石盒子期水体更浅，滨浅湖区向北扩张，即二叠纪的主要湖盆为大面积的浅水沉积相带。

2.1.2.4　沉积物厚度较薄，厚度梯度和沉积速率较小

克拉通内大型坳陷盆地面积广阔，盆地整体在较低的沉降速率控制下，沉积物具有较薄的厚度和较小的厚度梯度。在盆地内部水下稳定隆起区和坳陷边缘沉降速率较低，例如早二叠世沉降速率在水下隆起区为5.9m/Ma，西部坳陷边缘为10.3m/Ma，整体沉降速率较低。

2.1.3　陆内克拉通盆地的构造演化特征

陆内克拉通盆地的演化受板缘事件的影响，表现为与显生宙早、晚巨旋回发展的主要模式相一致。因此，据板块活动方式可以划分它所影响的克拉通盆地的演化阶段：扩张阶段，始于超级古陆的解体，形成裂陷系、地堑或拗拉槽等；聚敛阶段，可有克拉通边缘前渊（前陆盆地）和陆内克拉通盆地形成碰撞阶段，碰撞诱发的应力场使克拉通盆地沉降并使相邻的基底隆起上升（其他情形也可使克拉通盆地发生断裂、褶皱或回返）；碰撞晚期和终止期，地壳缩短、增厚，克拉通盆地遭受挤压变形，上升遭受剥蚀，形成沉积间断，而在下一稳定期继续发育。

陆内克拉通盆地并不一定完全按上述4个阶段演化，也并不一定完全经历这4个阶段。但由于克拉通盆地的演化历史长，经受的板块构造作用也极其复杂；克拉通盆地层序纵向叠合也表现出多个盆地阶段发育的特点，因此，克拉通盆地往往是多旋回盆地（Kingston et al.，1983），表现为与不同层序相对应的原型盆地的叠加。