黑龍江佳木斯地塊南端及鄰區(qū)深部三維電性結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義

楊振, 梁宏達, 高銳,3,4, 畢昊, 周建波, 辛中華， 魯安然

1 中山大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東珠海 519082 2 中國地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所, 河北廊坊 065000 3 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(珠海), 廣東珠海 519000 4 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室, 北京 100037 5 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院, 長春 130061 6 吉林大學(xué)地球探測科學(xué)與技術(shù)學(xué)院, 長春 130026

0 引言

中國東北地區(qū)位于西伯利亞板塊、太平洋板塊和華北板塊的交匯處,同時也處于中亞造山帶的東端.以塔河—喜桂圖斷裂、嫩江—賀根山斷裂、牡丹江斷裂和躍進山斷裂為界(Wu et al., 2011),研究區(qū)是由多個古老的增生楔和微陸塊(額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、佳木斯地塊和完達山地體)碰撞、拼貼而成的統(tǒng)一陸塊(張興洲等, 2015).該區(qū)域構(gòu)造演化歷史復(fù)雜多變,先后經(jīng)歷了古亞洲洋構(gòu)造域、蒙古—鄂霍茨克構(gòu)造域和古太平洋構(gòu)造域多期次洋、陸構(gòu)造演化過程(Liu et al., 2017).晚古生代之前研究區(qū)已經(jīng)完成首次拼貼并形成了統(tǒng)一的佳-蒙地塊.在中泥盆世到晚石炭世期間,蒙古鄂霍茨克洋向歐亞大陸之下俯沖.在早二疊世期間,古亞洲洋板塊向北俯沖到佳-蒙地塊南緣之下,中生代以來研究區(qū)又受到太平洋板塊活動的強烈改造.因此該地區(qū)成為探索塊體拼貼、演化等動力學(xué)過程的理想場所(Wu et al., 2011; 張興洲等, 2015).佳木斯地塊及其周緣位于中國東北地區(qū)的最東端,是研究塊體拼貼、三大構(gòu)造域轉(zhuǎn)換的理想地區(qū)之一.

松嫩地塊是我國東北地區(qū)十分重要的地質(zhì)構(gòu)造單元.其主要由西部的松遼盆地、東南部的張廣才嶺和東北部的小興安嶺組成,松遼盆地和張廣才嶺二者之間為郯廬斷裂的北延斷裂——依蘭—伊通斷裂.依蘭—伊通斷裂在地表的地貌特征表現(xiàn)為依蘭—伊通地塹,依蘭—伊通地塹的形成與太平洋板塊俯沖時期廣泛的巖漿作用、相關(guān)的成礦作用、伸展構(gòu)造和裂谷盆地相關(guān)(Xu et al., 2017).地質(zhì)學(xué)家認為松遼盆地和張廣才嶺具有相同的基底,基底主要以古生代和中生代花崗巖為主(Wu et al., 2011).北北東走向的松遼盆地是一個巨大的、非海相的沉積盆地,其主要以侏羅紀和白堊紀沉積序列為主(Wu et al., 2011).張廣才嶺地表主要以大量的花崗巖為主,可能與佳木斯地塊和松嫩地塊之間的碰撞、拼貼有關(guān).而東北部的小興安嶺巖基由阿穆爾群變質(zhì)巖組成.原巖形成于晚元古代至早古生代，原巖在古生代發(fā)生變質(zhì)作用(Sorokin et al., 2011).該區(qū)發(fā)育大量晚古生代、中生代花崗巖和火山巖.該區(qū)古生代地層較少,大部分以小興安嶺花崗巖帶為主.

佳木斯地塊位于黑龍江省東部,其主要構(gòu)造框架由東北部的完達山地體、北部俄羅斯境內(nèi)的布列亞地塊、西部的松嫩地塊、東南部興凱地塊構(gòu)成,這些地塊之間主要以斷層作為構(gòu)造邊界,其東西兩側(cè)分別為躍進山斷裂(F3)、牡丹江斷裂(F2),南東側(cè)為敦化—密山斷裂(F4)(圖1).佳木斯地塊北端地貌以三江盆地為主,本文研究區(qū)域的佳木斯地塊南端地貌以山地為主.佳木斯地塊南端地表巖石成分主要為高級變質(zhì)的麻山雜巖、黑龍江雜巖和沉積巖,同時產(chǎn)出有大量的古-中生代花崗巖(Wu et al., 2007).其中,黑龍江雜巖被普遍認為是佳木斯地塊與松嫩地塊碰撞、拼合過程中形成的蛇綠構(gòu)造混雜巖(Li et al., 2009).佳木斯地塊的變質(zhì)結(jié)晶基底主要由早古生代花崗巖和麻山雜巖組成(李偉民等, 2020).在早白堊世期間,由于古太平洋板塊不斷地俯沖-增生,從而導(dǎo)致佳木斯地塊東緣玄武巖活動頻繁(劉國興等, 2006).

完達山地體位于佳木斯地塊的東部和興凱地塊的北部.完達山地體地表巖石組成主要為中生代的蛇綠巖、饒河增生雜巖和晚古生代石灰?guī)r(Xu et al., 2017).敦化—密山斷裂位于完達山地體南部,其作為郯廬斷裂的北延斷裂不僅是塊體間的構(gòu)造邊界而且表現(xiàn)為巖石圈尺度的深大斷裂(Xu et al., 2017).完達山地體的增生作用主要發(fā)生在古太平洋板塊俯沖期間(Wang et al., 2015).該地體所處的獨特、復(fù)雜的構(gòu)造位置,使其成為研究古亞洲洋構(gòu)造域向太平洋構(gòu)造域轉(zhuǎn)換的天然實驗室.

已有的大量地球物理研究工作為整個東北地區(qū)構(gòu)造演化動力學(xué)問題提供了重要的信息.如滿洲里—綏芬河地學(xué)大斷面首次全面地闡述了中國東北地區(qū)的構(gòu)造體系與深部地球物理性質(zhì)(楊寶俊等, 1996).近些年,多名學(xué)者利用天然地震成像方法討論了東北地區(qū)塊體的構(gòu)造分布和基底歸屬等問題(張廣成等, 2013; 張風雪等, 2014),強正陽和吳慶舉(2015)通過分析地震各向異性推測佳木斯地塊發(fā)生過巖石圈的拆沉及存在地幔巖漿上升的活動.一些學(xué)者也在該區(qū)開展了重力研究工作(索奎等, 2015).另外,前人也利用深地震反射方法精細地刻畫了地殼內(nèi)部的結(jié)構(gòu)及塊體間俯沖極性等問題(張興洲等, 2015; Hou et al., 2015; Xu et al., 2017).

作為一種重要的地球物理研究方法,大地電磁方法利用天然電磁場作為場源可以對地下巖石圈尺度的電性結(jié)構(gòu)成像,也可以約束地下的熱狀態(tài)和變形特征.前人在研究區(qū)曾開展了多項大地電磁研究工作.楊寶俊等(1996)通過橫跨滿洲里—綏芬河的電磁剖面結(jié)果指出佳木斯地塊內(nèi)部存在穩(wěn)定的高阻塊體；劉國興等(2006)探測結(jié)果顯示佳木斯地塊具有穩(wěn)定的高阻特征,同時,他們發(fā)現(xiàn)佳木斯地塊東部存在明顯的電性梯度帶,推測該電性梯度帶可能是佳木斯地塊的東界；劉財?shù)?2009)通過橫跨佳木斯地塊及完達山地體的電磁剖面探測結(jié)果揭示了佳木斯地塊中部存在巨厚的“高阻核”,完達山地體深部表現(xiàn)為大范圍的高導(dǎo)異常；Kaplun等(2013)通過部署在中國和俄羅斯邊境附近的大地電磁結(jié)果指出佳木斯地塊具有巨厚的高阻體(約80～85 km),并且敦化—密山斷裂為巖石圈尺度的斷裂帶；梁宏達等(2017)電磁結(jié)果表明佳木斯地塊俯沖到松嫩地塊之下并且該區(qū)存在軟流圈物質(zhì)上涌；韓江濤等(2018)利用松嫩地塊與佳木斯地塊交匯區(qū)的電磁剖面結(jié)果推測板塊交匯區(qū)存在軟流圈物質(zhì)上涌以及上地幔存在高阻的拆沉巖石圈；牛璞等(2021)基于大地電磁探測的結(jié)果認為松遼盆地內(nèi)部的高地熱場可能與地幔熱物質(zhì)上升有關(guān)；Xin等(2021)通過三維大地電磁反演研究指出佳木斯地塊北端的三江盆地由于受到古太平洋板塊的影響,其地幔表現(xiàn)為高導(dǎo)異常并且佳木斯地塊南、北兩端可能具有不同的結(jié)構(gòu)特征；Wang等(2022)利用三維大地電磁反演的結(jié)果認為松遼盆地內(nèi)部的高導(dǎo)物質(zhì)與古太平洋板塊俯沖所引起的地幔流體和熔融物質(zhì)上涌有關(guān).

這些研究為東北地區(qū)深部結(jié)構(gòu)的劃分提供了重要的依據(jù).然而,已有的大地電磁測深剖面多為南北向布設(shè)且測點少、測點間距較大,這種方式難以獲得東西向塊體間的深部動力學(xué)特征.因此,為深入探討佳木斯地塊南端的深部結(jié)構(gòu)及與松嫩地塊東北緣、完達山地體間的接觸關(guān)系,我們利用東西向大地電磁探測剖面對佳木斯地塊南端及其周緣進行了深部電性結(jié)構(gòu)研究，為區(qū)域構(gòu)造演化和深部動力學(xué)機制提供了新的證據(jù)與約束.

1 大地電磁數(shù)據(jù)采集、處理和分析

1.1 數(shù)據(jù)采集與處理

2013年中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所巖石圈中心與吉林大學(xué)地質(zhì)調(diào)查研究院合作完成了寬頻帶大地電磁探測.圖1中紅色圓圈表示大地電磁測點位置.大地電磁剖面西端起始于松嫩地塊東北緣,該剖面布設(shè)方向近東-西向,經(jīng)過小興安嶺、黑龍江高壓變質(zhì)帶,橫跨佳木斯地塊南端并且東端止于完達山地體東緣.剖面經(jīng)過的主要斷裂自西向東分別為依蘭—伊通斷裂(F1)、牡丹江斷裂(F2)、躍進山斷裂(F3)和敦化—密山斷裂(F4).我們沿剖面共布設(shè)80個寬頻帶MT測深點,測點間距～5 km,測線全長約400 km.野外數(shù)據(jù)采集使用了加拿大Phoenix公司生產(chǎn)的MTU-5A寬頻大地電磁儀器.測點布設(shè)方式采用“十”字型五分量觀測方式,儀器記錄參數(shù)為三個磁場分量(Hx、Hy和Hz)和兩個電場分量(Ex和Ey).為了有效抑制噪聲干擾和提升數(shù)據(jù)的信噪比,我們布設(shè)儀器時確保MT的每個測點記錄時間均在20 h以上,我們最終獲得MT測點低頻數(shù)據(jù)超過2000 s.此外野外數(shù)據(jù)采集使用GPS同步記錄數(shù)據(jù).

圖1 研究區(qū)地形、構(gòu)造和大地電磁測點分布圖(斷裂的位置引自張興洲等, 2015) 測線上黑色圓圈表示各個地塊上的典型測點.紅色實線為前人MT測量剖面(Xin et al., 2021) .Fig.1 The tectonic setting and MT sites distribution and major tectonic structures in the survey area (the location of faults modified after Zhang et al., 2015) Black circle represent the typical stations of different blocks. The red solid line is previous MT survey profile(Xin et al., 2021).

我們在資料處理過程中使用了SSMT-2000和MT-editor軟件,將原始時間序列的數(shù)據(jù)經(jīng)過快速傅里葉變換轉(zhuǎn)換為頻率域,從而得到了電磁場的自功率譜和互功率譜.我們也利用“Robust”估算技術(shù)(Egbert and Booker, 1986)獲得張量阻抗.我們通過功率譜的挑選、剔除明顯的“飛點”、提高了MT數(shù)據(jù)的質(zhì)量,采用相位張量分析了研究區(qū)域地下構(gòu)造維性.由于部分地區(qū)電網(wǎng)等干擾較大,這使得部分測點的數(shù)據(jù)質(zhì)量不高,但是大部分測點的觀測曲線連續(xù)性較好，可以很好地反映深部電性特征.

1.2 典型測點測深曲線定性分析

圖2給出了沿剖面不同構(gòu)造單元內(nèi)8個典型測點的視電阻率(ρXY和ρYX)和阻抗相位(φXY和φYX)曲線形態(tài)和數(shù)值(測點詳細位置見圖1中黑色圓圈).從形態(tài)上看,視電阻率和相位曲線連貫性較好.小興安嶺內(nèi)各測點(112、120)的視電阻率曲線從高頻到低頻呈現(xiàn)出低-高-次高的變化特點,但是整體視電阻率較大.碰撞帶內(nèi)各測點(144、150)視電阻率曲線形態(tài)差異較大,這表明碰撞帶東、西向的不均一性.佳木斯地塊南端內(nèi)各測點(180、205)視電阻率曲線形態(tài)較為相似,從高頻到低頻整體數(shù)值較高,這表明佳木斯地塊南端自淺部到一定深度均為高阻特征.完達山地體內(nèi)各測點(266、270)視電阻率曲線從高頻到低頻顯示為先增大后減小的趨勢,在10 s左右電阻率表現(xiàn)為極大值,其中270號測點整體視電阻率較小,表明完達山地體東側(cè)以低阻為主.綜上所述,不同地塊具有不同的視電阻率和相位形態(tài)特征.

1.3 相位張量分析

在進行反演之前,有必要對數(shù)據(jù)的維數(shù)進行分析,以確定研究區(qū)地下結(jié)構(gòu)的特征.由于相位張量受近地表非均勻性所產(chǎn)生的電流畸變效應(yīng)影響較小,所以成為了分析區(qū)域維性的主要方法(Caldwell et al., 2004).大地電磁相位張量方法可以圖形化地表示為一個由最大相位(φmax)、最小相位(φmin)和相位張量偏離度(β)三個元素組成的一系列橢圓.φmax和φmin分別對應(yīng)橢圓的長軸和短軸，它們的方向表示正交的電主軸,因此它們指示了地下電性結(jié)構(gòu)的橫向變化.相位張量偏離度(β)所代表的顏色可以用于評價地下結(jié)構(gòu)的維數(shù).一般情況下,當β<3°時,表明地下結(jié)構(gòu)特征以一維(1D)或二維(2D)特征為主,一維條件下φmax和φmin相等,相位張量橢圓為圓形; 當β>3°時,對應(yīng)三維的地下結(jié)構(gòu)(Booker, 2014).圖3展示了佳木斯地塊南端及鄰區(qū)所有臺站不同周期的大地電磁相位張量分解結(jié)果,在0.01～0.1 s 周期范圍內(nèi),大部分測點的相位張量值較小,這表明研究區(qū)域淺層沉積結(jié)構(gòu)為近一維.當周期為1 s時,塊體之間的測點相位張量值明顯變大.在1～2000 s周期范圍內(nèi),大部分測點的相位張量值大于5,考慮到比較雜亂的橢圓長軸(或短軸)方向和大地電磁測深曲線特征(圖2),我們認為研究區(qū)域深部具有復(fù)雜的三維電性結(jié)構(gòu).因此,為了得到可靠的深部電性結(jié)構(gòu),需要進行大地電磁三維反演研究.

圖2 大地電磁剖面典型測點(左側(cè)數(shù)字)的視電阻率和相位曲線Fig.2 Apparent resistivity and phase curves for typical MT stations along the profile

圖3 研究區(qū)域大地電磁相位張量(β/°)Fig.3 Phase tensor skew angle (β/°) in the survey area

2 三維反演

大地電磁三維反演采用: 基于非線性共軛梯度方法(NLCG)的反演程序包ModEM(Egbert and Kelbert, 2012).在本文三維大地電磁反演中,共有80個測點參與三維反演.每個測點輸入共25個頻點全阻抗張量(Z)響應(yīng)數(shù)據(jù),使它們等對數(shù)間隔地分布在周期為0.01～3000 s范圍內(nèi).三維反演參數(shù)選取為：反演數(shù)據(jù)誤差門限設(shè)置為主對角元素為10%；副對角元素為5%.對于三維反演網(wǎng)格模型剖分方式,核心區(qū)域X(北-南)、Y(東-西)方向上按照3 km×3 km網(wǎng)格等間距剖分.核心區(qū)域以外的網(wǎng)格剖分則按照1.5倍的比例系數(shù)向外擴展網(wǎng)格.在Z方向上(垂直向下)我們共分割50層,在模型中設(shè)置網(wǎng)格初始厚度為30 m并逐層垂直向下按照1.15倍遞增厚度,最終一直延伸到總深度～1000 km.這種網(wǎng)格剖分的結(jié)果在X、Y和Z方向上分別產(chǎn)生了36×156×50個網(wǎng)格.我們設(shè)置均勻半空間為100 Ωm的電阻率作為反演初始模型,三個方向(X、Y和Z)的圓滑參數(shù)均設(shè)置為0.3.初始正則化因子(λ)為100,并以10 的倍數(shù)遞減.最后,經(jīng)過138次迭代反演,反演模型的擬合誤差(RMS)為2.84,該結(jié)果表明模型擬合MT數(shù)據(jù)效果較好,進一步說明反演模型(圖4)具有一定的可靠性.

3 電性結(jié)構(gòu)模型特征

我們經(jīng)過三維反演后得到的結(jié)果顯示了研究區(qū)地表至上地幔頂部100 km的電性結(jié)構(gòu)特征.圖4為松嫩地塊東北緣、碰撞帶、佳木斯地塊南端和完達山地體的電性結(jié)構(gòu)模型圖及其地質(zhì)構(gòu)造解釋.整體來看,松嫩地塊東北緣的小興安嶺和佳木斯地塊的地殼和上地幔以高阻異常為主,并且沿剖面高阻異常的埋深和厚度都有變化.碰撞帶和完達山地體的下地殼和上地幔頂部低阻異常發(fā)育.研究區(qū)內(nèi)斷裂帶發(fā)育，例如：牡丹江斷裂、躍進山斷裂和敦化—密山斷裂.下面對各區(qū)塊電性結(jié)構(gòu)及特征進行詳細描述和分析.

松嫩地塊東北緣的小興安嶺位于剖面的西部,其深部電性結(jié)構(gòu)從地表至上地幔頂部整體以高電阻為主.并且高阻體的埋深表現(xiàn)為西深、東淺的結(jié)構(gòu)樣式,高阻體(R1)電阻率大于1000 Ωm.上地幔電性特征整體以次高電阻為主,其電阻率約為幾百Ωm.由于剖面經(jīng)過小興安嶺巖漿巖,并且該區(qū)地表出露大量的晚古生代和中生代的花崗巖和火山巖.小興安嶺巖基由阿穆爾群變質(zhì)巖組成.原巖形成于晚元古代至早古生代，原巖在古生代發(fā)生變質(zhì)作用(Sorokin et al., 2011).在晚石炭世-早三疊世期間,佳木斯地塊與松嫩地塊發(fā)生裂解并進入伸展環(huán)境(李偉民等, 2020),導(dǎo)致了小興安嶺發(fā)生廣泛的巖漿作用.隨后,在白堊紀時期,由于古太平洋板塊俯沖后撤,導(dǎo)致研究區(qū)整體的構(gòu)造環(huán)境由擠壓變?yōu)樯煺?加劇了小興安嶺地區(qū)的巖漿作用(Zhang et al., 2012b).此外，也有學(xué)者認為小興安嶺白堊紀火成巖形成于伸展環(huán)境(Liu et al., 2020).綜上所述,因為巖漿巖通常表現(xiàn)為高阻特征,所以我們推斷小興安嶺地區(qū)巨厚的高阻體可能與多期次巖漿作用以及下伏變質(zhì)基底有關(guān).

圖4 三維反演電性結(jié)構(gòu)模型 F1：依蘭—伊通斷裂； F2：牡丹江斷裂； F3: 躍進山斷裂; F4: 敦化—密山斷裂; Moho深度引自(張興洲等, 2015).Fig.4 The 3-D electrical structure model F1: Yilan-Yitong Fault; F2: Mudanjiang Fault; F3: Yuejinshan Fault; F4: Dunhua-Mishan Fault; Moho depth derived from(Zhang et al., 2015).

碰撞帶位于依蘭—伊通斷裂帶和牡丹江斷裂帶之間.從電性結(jié)構(gòu)剖面上可以看出,碰撞帶地殼內(nèi)部電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為若干形狀不規(guī)則、彼此不相連的“碎塊狀”高阻塊體和低阻條帶(C1和C2)相間分布的特征.碰撞帶整體具有非剛性的特點,這可能是由于佳木斯地塊南端和松嫩地塊之間的碰撞、拼貼導(dǎo)致該區(qū)域深部電性結(jié)構(gòu)橫向不均勻性嚴重.根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料,該區(qū)域地表廣泛出露晚古生代花崗巖,因此我們推斷該高阻體可能與晚古生代花崗巖有關(guān).高阻體(R2)之下廣泛存在高導(dǎo)異常,該高導(dǎo)異常橫向范圍橫跨整個碰撞帶.上地幔電性特征也表現(xiàn)為高導(dǎo)異常,上地幔的高導(dǎo)異常向上延伸與殼內(nèi)高導(dǎo)體相連.該低阻異常可能指示了軟流圈上涌的樣式,上涌的軟流圈也可能促使地殼結(jié)構(gòu)及物質(zhì)組成的不均勻性.依蘭—伊通斷裂帶(F1)作為郯廬斷裂的北延斷裂,其電性結(jié)構(gòu)顯示為一組傾向相反的電性梯度帶,該組斷裂帶向下延伸約15 km最終收斂于殼內(nèi)低阻體內(nèi)部.牡丹江斷裂帶(F2)在地殼內(nèi)部的電性結(jié)構(gòu)顯示為西傾的電性梯度帶,其向下延伸直至～25 km.

佳木斯地塊南端位于牡丹江斷裂與躍進山斷裂之間.佳木斯地塊南端的電性結(jié)構(gòu)整體以穩(wěn)定的高阻塊體(R3)為主.然而,在佳木斯地塊的東部,地殼和上地幔存在明顯的高導(dǎo)異常(C3),該高導(dǎo)異常具有顯著地向地表楔入的趨勢.我們推斷佳木斯地塊南端東、西部地殼電性結(jié)構(gòu)的差異,可能與塊體之間的碰撞、拼貼而導(dǎo)致的橫向不均勻有關(guān).該高導(dǎo)異常(C3)在空間上和地表密山火山的位置相吻合,因此我們推測高導(dǎo)異常從電性的角度驗證了密山火山之下殼內(nèi)存在巖漿房殘留體或火山噴發(fā)后的殘留熱物質(zhì).從地殼到上地幔頂部約80 km深度范圍內(nèi),佳木斯地塊南端的電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為完整的高阻塊體.高阻塊體的電阻率大于1000 Ωm.佳木斯地塊南端具有穩(wěn)定的、巨厚的巖石圈.鋯石測年和同位素研究揭示了佳木斯地塊的成因與岡瓦納大陸有關(guān)(Wu et al., 2007).然而,其他學(xué)者認為佳木斯地塊可能是塔里木克拉通的一部分(Luan et al., 2017).古地磁資料研究表明在早寒武世之前佳木斯地塊位于赤道,并且與塔里木克拉通的古緯度相一致(Bretshtein and Klimova, 2007).因此,我們推測佳木斯地塊南端完整的高阻塊體可能與岡瓦納大陸或塔里木克拉通的原始古結(jié)晶基底有關(guān).躍進山斷裂作為佳木斯地塊的東部邊界(李偉民等, 2020),其電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為西傾的電性梯度帶,該斷裂向下延伸可能達到～30 km.

完達山地體位于剖面的最東段.地殼電性結(jié)構(gòu)以高阻塊體(R4)和低阻條帶(C4)相間分布為主,高阻塊體電阻率值大于1000 Ωm.根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料,該區(qū)地表主要出露撫遠—密山增生雜巖、饒河增生雜巖(李偉民等, 2020),我們推斷該高阻體代表了增生雜巖.隨著深度的增加，上地幔出現(xiàn)高導(dǎo)異常,該高導(dǎo)異常在橫向上連續(xù)性較好,反映了完達山地體內(nèi)部非剛性的特點.該高導(dǎo)異常向上延伸與殼內(nèi)低阻條帶相連.根據(jù)前人研究,佳木斯地塊東緣處于太平洋俯沖帶的弧后地帶并且火山活動廣泛發(fā)育(張廣成等, 2013),我們推測這些高導(dǎo)異?？赡芘c太平洋板塊俯沖脫水以及俯沖所引起的軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān).綜上所述,我們認為完達山地體的形成原因主要與俯沖增生和俯沖所引起的軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān).敦化—密山斷裂(F4)作為郯廬斷裂的北延斷裂其深部電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為西傾的電性梯度帶.電性結(jié)構(gòu)顯示該斷裂自地表向下延伸直到～28 km.

4 討論

電性結(jié)構(gòu)中一個顯著的特點是下地殼存在的高導(dǎo)異常,其形成原因可能的物理解釋主要有：顆粒界面的碳膜(石墨)、導(dǎo)電礦物、部分熔融、軟流圈物質(zhì)上涌.在研究區(qū)域附近尚缺乏普遍發(fā)育金屬礦物或石墨的證據(jù).近百公里的碳膜也難以長時間穩(wěn)定保存,因此難以解釋高導(dǎo)層的成因.溫度場分布的研究顯示(Sun et al., 2013b)地殼內(nèi)部溫度很高但沒有達到局部熔融的溫度,另一方面,我們考慮到深地震反射剖面中、下地殼弧形的反射(張興洲等, 2015),所以也難以用部分熔融解釋中、下地殼的高導(dǎo)層.接收函數(shù)研究結(jié)果指出松嫩地塊東部泊松比較高以及地殼內(nèi)部鐵、鎂元素比重增加,表明該區(qū)發(fā)生過地幔熱物質(zhì)的上涌作用(張廣成等, 2013).同樣,研究區(qū)地震波層析成像研究結(jié)果也表明存在熱地幔物質(zhì)上涌(張風雪等, 2014； Wang et al ., 2017).在早白堊世期間,由于古太平洋板塊不斷的俯沖-增生并發(fā)生持續(xù)脫水作用(李世文等, 2020),這種現(xiàn)象導(dǎo)致上地幔熔融高導(dǎo)物質(zhì)(玄武巖)上涌并且該物質(zhì)沿著斷裂帶或者構(gòu)造軟弱的位置進入地殼內(nèi)部.最后,結(jié)合我們的電性模型結(jié)果認為上地幔高導(dǎo)異常具有明顯的向上延伸并與下地殼高導(dǎo)異常相連接.我們推測下地殼高導(dǎo)異常可能由于上地幔物質(zhì)上涌導(dǎo)致.

斷裂帶(F1、F2、F3、F4)均表現(xiàn)為明顯的電性梯度帶.其中,牡丹江斷裂(F2)、躍進山斷裂(F3)和敦化—密山斷裂(F4)規(guī)模較大,結(jié)合與本文同測線的深地震反射剖面(未發(fā)表),我們推測它們可能為地殼尺度斷裂.依蘭—伊通斷裂和敦化—密山斷裂作為郯廬斷裂的北延斷裂,它們的深部電性結(jié)構(gòu)具有不同的特點.依蘭—伊通斷裂表現(xiàn)為一組傾向相反的電性梯度帶并且其向下延伸至～15 km,其最終收斂于殼內(nèi)高導(dǎo)異常之中,該電性特征與地表依蘭—伊通地塹相一致.有學(xué)者認為依蘭—伊通斷裂兩側(cè)的松遼盆地和張廣才嶺具有相同的基底(Xu et al., 2017),結(jié)合我們的電磁結(jié)果,我們推測依蘭—伊通斷裂并非塊體間的邊界斷裂.相反,敦化—密山斷裂表現(xiàn)為西傾的、陡立的電性梯度帶并且延深深度可達～28 km.其他學(xué)者們的研究也表明敦化—密山斷裂為巖石圈尺度的深大斷裂帶(Kaplun et al., 2013; Xu et al., 2017).我們推測敦化—密山斷裂可能為完達山地體的南部邊界斷裂.牡丹江斷裂和躍進山斷裂作為古老的佳木斯地塊的邊界斷裂均表現(xiàn)為明顯的電性梯度帶, 二者的延深深度均可達到莫霍面.其中, 西傾的牡丹江斷裂可能與佳木斯地塊和松嫩地塊之間古縫合帶的位置重合.

隨著佳木斯地塊南、北兩端研究工作的不斷深入, 前人們對該研究區(qū)域的淺部和深部結(jié)構(gòu)的劃分提供了寶貴的依據(jù).Ranasinghe等(2015)在佳木斯地塊北端和南端的Lg波研究，表明南端衰減因子值較高, 北端衰減因子值較低, 該結(jié)果表明佳木斯地塊北端結(jié)構(gòu)活躍而南端結(jié)構(gòu)穩(wěn)定；Xin等(2021)在佳木斯地塊北端的三江盆地的三維大地電磁反演研究表明三江盆地整體表現(xiàn)為高導(dǎo)異常并且佳木斯地塊南、北兩端可能具有不同的深部結(jié)構(gòu)； Zhang等(2012a)在佳木斯地塊北端三江盆地的地震反射和測井結(jié)果表明三江盆地在侏羅紀-白堊紀期間經(jīng)歷了強烈的破壞；Ma 等(2019)基于各向異性的結(jié)果認為俯沖的太平洋板塊在深部表現(xiàn)出撕裂行為從而導(dǎo)致熔融物質(zhì)復(fù)雜的三維流動.此外,從地形、地貌的角度來看,佳木斯地塊南端以山地地貌為主,北端地貌以盆地為主.最后,結(jié)合佳木斯地塊南、北兩端的三維電性結(jié)構(gòu)模型對比圖(圖5),我們認為古太平洋板塊向西俯沖對佳木斯地塊南、北兩端的構(gòu)造演化起著重要的作用.二者深部電性結(jié)構(gòu)的差異可能為: 在早侏羅世時期,由于古太平洋板塊西向俯沖、撕裂,北端的三江盆地受太平洋構(gòu)造域的影響更為強烈,這導(dǎo)致了三江盆地的巖石圈減薄、破碎,形成了一個更活躍的構(gòu)造帶,具體在電性結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為大面積的高導(dǎo)異常.隨后,在白堊世期間,三江盆地經(jīng)歷了快速沉降,由裂谷發(fā)育為斷陷盆地(He et al., 2009).然而,佳木斯地塊南端由于受太平洋構(gòu)造域的響應(yīng)不劇烈,南端還保留著古老、完整的結(jié)晶基底,有限的上地幔熔融物質(zhì)只是沿著斷裂帶或者構(gòu)造軟弱的位置進入佳木斯地塊南端.因此,在電性結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為大面積的高阻體.

我們將根據(jù)大地電磁結(jié)果和地質(zhì)、地球物理研究探討該區(qū)域的構(gòu)造演化過程.地質(zhì)學(xué)家普遍認為黑龍江雜巖是佳木斯地塊與松嫩地塊俯沖、碰撞而產(chǎn)生的類似蛇綠巖套的構(gòu)造混雜巖.巖石學(xué)的證據(jù)表明兩地塊在中志留世完成首次碰撞拼貼(李偉民等, 2020).在晚石炭世-早三疊世期間,佳木斯地塊與松嫩地塊發(fā)生裂解并進入伸展環(huán)境(李偉民等, 2020),它們裂解后形成牡丹江洋.在早侏羅世時期,由于古太平洋板塊西向俯沖并且該俯沖驅(qū)動著牡丹江洋西向俯沖(Wu et al., 2007).隨后,佳木斯地塊也俯沖到松嫩地塊之下并完成了兩塊體的拼合(Ge et al., 2017).結(jié)合我們的電性結(jié)果,我們推測西傾的牡丹江斷裂可能為兩塊體的邊界斷裂,佳木斯地塊南端可能以軟碰撞的形式俯沖到松嫩地塊東緣之下.在白堊紀時期,由于古太平洋板塊俯沖后撤,這導(dǎo)致研究區(qū)整體的構(gòu)造環(huán)境由擠壓變?yōu)樯煺?同時伴隨著牡丹江洋殼的斷離-拆沉.巖石學(xué)的證據(jù)也表明松嫩地塊東緣存在雙峰式的巖漿巖,其成因可能與伸展的構(gòu)造環(huán)境有關(guān)，而且可能發(fā)生過拆沉作用(Wu et al., 2011).深反射地震結(jié)果也表明松嫩地塊東緣具有平坦的莫霍面反射,指示了伸展的構(gòu)造環(huán)境(Hou et al., 2015).洋殼的斷離-拆沉作用可能造成地殼減薄并進一步造成軟流圈地幔物質(zhì)上涌(李偉民等, 2020),這種結(jié)果表現(xiàn)為電性模型中上涌的高導(dǎo)異常體(C2、C3和C4).

圖5 佳木斯地塊南、北兩端三維電性結(jié)構(gòu)模型對比圖 佳木斯地塊北端三維電性模型引自Xin等(2021).Fig.5 Comparison of the 3D inverse electrical structure models at the south and north ends of the Jiamusi massif Three-dimensional electrical model of the northern end of the Jiamusi massif cited in Xin et al.(2021).

綜合上述結(jié)果我們認為,研究區(qū)動力學(xué)機制可能是由于在晚石炭世-早二疊世期間,佳木斯地塊與松嫩地塊發(fā)生裂解并進入伸展環(huán)境,這導(dǎo)致了小興安嶺發(fā)生廣泛的巖漿作用.隨后,在早二疊世時期,古太平洋板塊西向俯沖，由于古太平洋板塊存在撕裂現(xiàn)象，造成佳木斯地塊北端構(gòu)造運動強烈,南端構(gòu)造運動微弱.在晚三疊世-早侏羅世期間,古太平洋板塊西向俯沖驅(qū)動著牡丹江洋西向俯沖.在早-中侏羅世期間,佳木斯地塊向松嫩地塊之下俯沖.在晚侏羅世-早白堊世期間,由于古太平洋板塊俯沖后撤,這導(dǎo)致地殼減薄、牡丹江洋殼斷離，而斷離-拆沉的洋殼進一步造成軟流圈物質(zhì)的上涌.同時,上涌的軟流圈也可能是后期伸展環(huán)境的動力.

5 結(jié)論

本文介紹的大地電磁剖面較完整地反映了松嫩地塊東北緣的小興安嶺、佳木斯地塊南端和完達山地體深部的電性結(jié)構(gòu)特征.大地電磁三維反演得到的電性結(jié)構(gòu)圖像揭示了斷裂帶的深部延展情況以及各構(gòu)造單元內(nèi)部的電性構(gòu)造特征.并結(jié)合地表地質(zhì)、地球物理等資料,我們對研究區(qū)電性結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系和特點、動力學(xué)背景等進行了初步的討論,本文大地電磁探測結(jié)果表明：

(1)松嫩地塊東北緣的小興安嶺是一個多期次形成的花崗巖為主的高電阻率構(gòu)造單元;(2)碰撞帶和完達山地體殼內(nèi)高導(dǎo)異常,其形成原因可能與軟流圈物質(zhì)上涌有關(guān);(3)主要斷裂帶均表現(xiàn)為明顯的電性梯度帶,其中牡丹江斷裂、躍進山斷裂和敦化—密山斷裂可能為地殼尺度的斷裂帶.我們認為依蘭—伊通斷裂不是微板塊的邊界.相反,牡丹江斷裂、躍進山斷裂和敦化—密山斷裂是微板塊的邊界;(4)佳木斯地塊南、北兩端結(jié)構(gòu)的差異可能與古太平洋板塊俯沖、撕裂有關(guān),佳木斯地塊南端受到古太平洋板塊俯沖影響較小,以穩(wěn)定、古老的 “高阻核”為特征；相反，北端受到古太平洋板塊俯沖影響較大,以活動的、高導(dǎo)異常為特征.