張興洲, 曾振, 高銳, 侯賀晟*, 郭冶, 蒲建彬, 付秋林

1 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院， 長(zhǎng)春 1300612 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所， 國(guó)土資源部深部探測(cè)與地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100037

?

佳木斯地塊與松嫩地塊俯沖碰撞的深反射地震剖面證據(jù)

張興洲1, 曾振1, 高銳2, 侯賀晟2*, 郭冶1, 蒲建彬1, 付秋林1

1 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院， 長(zhǎng)春 1300612 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所， 國(guó)土資源部深部探測(cè)與地球動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100037

佳木斯地塊和松嫩地塊是東北地區(qū)兩個(gè)十分重要的地質(zhì)構(gòu)造單元,由于二者之間發(fā)育一套含有藍(lán)片巖的俯沖增生雜巖-黑龍江雜巖（原稱黑龍江群）， 其地質(zhì)構(gòu)造意義長(zhǎng)期為人們所關(guān)注.巴彥—樺南深反射地震剖面揭示，佳木斯地塊與松嫩地塊之間存在明顯向西俯沖的深反射信息，以殼內(nèi)和幔內(nèi)向西傾伏的楔狀反射區(qū)為特征.殼內(nèi)楔狀反射區(qū)東與淺表層出露的黑龍江雜巖相連，向西傾伏延深至莫霍面，是俯沖增生雜巖在地殼深部的反映；幔內(nèi)楔狀反射區(qū)東起小興安嶺之下的莫霍面，向西傾伏延深至松遼盆地東緣，尖滅深度約78 km，與多種方法得出的該區(qū)現(xiàn)今的巖石圈厚度（75～80 km）基本一致.這一證據(jù)充分說(shuō)明佳木斯地塊的巖石圈地幔向西俯沖到松嫩地塊巖石圈地幔之下.

深反射地震剖面; 佳木斯地塊; 松嫩地塊; 俯沖碰撞；黑龍江雜巖

1 引言

佳木斯地塊和松嫩地塊是東北地區(qū)兩個(gè)十分重要的地質(zhì)構(gòu)造單元.前者以廣泛出露有角閃巖相-麻粒巖相高級(jí)變質(zhì)巖系為特征，后者以發(fā)育有著名的松遼盆地為特點(diǎn)，特別是二者之間發(fā)育了一套南北向展布并含有藍(lán)片巖的變質(zhì)-變形巖系，其地質(zhì)構(gòu)造意義長(zhǎng)期為人們所關(guān)注.傳統(tǒng)的研究認(rèn)為，佳木斯地塊是卷入到華力西期地槽褶皺帶（黃汲清等，1977）或中亞造山帶（Sengor）中的前寒武紀(jì)地塊，而將之間的變質(zhì)-變形巖系作為佳木斯地塊中一套正常的前寒武紀(jì)變質(zhì)地層單元，稱之為黑龍江群（黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993）.上世紀(jì)90年代，曹熹等（1992）依據(jù)地體觀點(diǎn)，黑龍江群與佳木斯地塊中的高級(jí)變質(zhì)巖系是一個(gè)復(fù)合地體，在早古生代與松嫩地塊碰撞拼合.張興洲和張?jiān)瘢?991）, 張興洲（1992）提出，所謂的“黑龍江群”不是一套正常的變質(zhì)地層單元，而是一套含有殘余藍(lán)片巖和解體蛇綠巖殘塊的構(gòu)造混雜巖，是佳木斯地塊與松嫩地塊碰撞拼合的標(biāo)志.同時(shí)為了區(qū)別于地層“群”的概念，將其稱為“黑龍江雜巖”.目前，對(duì)佳木斯地塊和松嫩地塊曾是兩個(gè)獨(dú)立演化的微板塊，黑龍江雜巖是兩微板塊碰撞拼合過(guò)程中形成的俯沖增生雜巖的認(rèn)識(shí)已基本取得共識(shí)（張興洲，1992；王瑩，1992；李錦軼，1995,1998；唐克東等，1995；張貽俠等，1998；Wu et al.,2007;劉建峰等，2008）；但對(duì)這套雜巖的深部構(gòu)造特點(diǎn)及其俯沖極性等問(wèn)題尚處于地質(zhì)推測(cè)階段.

2013年，國(guó)家深部探測(cè)項(xiàng)目（SinoProbe-02）在黑龍江省東部實(shí)施并完成了綏化—虎林深反射地震剖面，其中，巴彥—樺南段深反射地震剖面測(cè)線長(zhǎng)度約190 km，由西向東連續(xù)經(jīng)過(guò)了松嫩地塊東部，方正斷陷、牡丹江斷裂、黑龍江雜巖和佳木斯地塊西部等重要地質(zhì)構(gòu)造單元（圖1），為揭示這一復(fù)雜構(gòu)造區(qū)的深部構(gòu)造特點(diǎn), 進(jìn)而從巖石圈尺度上認(rèn)識(shí)佳木斯地塊與松嫩地塊的構(gòu)造演化關(guān)系提供了可能.本文以巴彥—樺南段深反射地震剖面揭示的深部信息為基礎(chǔ)，并結(jié)合以往的地質(zhì)研究成果，重點(diǎn)對(duì)佳木斯地塊和松嫩地塊的巖石圈結(jié)構(gòu)及其與黑龍江雜巖的深部構(gòu)造關(guān)系進(jìn)行了分析，對(duì)深反射信息所代表的地質(zhì)構(gòu)造意義提出了可能的解釋.

2 地質(zhì)背景

黑龍江雜巖主要分布在佳木斯地塊西部的牡丹江—穆棱、依蘭—樺南和蘿北—嘉蔭地區(qū)，總體上呈南北向展布，西界受牡丹江斷裂控制（圖1）.這套雜巖由強(qiáng)烈片理化的基質(zhì)和變質(zhì)-變形程度各異的巖塊及巖片組成.變形基質(zhì)主要由長(zhǎng)英質(zhì)糜棱巖（濁積巖）及部分基性糜棱巖（變玄武巖）組成；巖塊及巖片主要由一套類似蛇綠巖組合的蛇紋石化橄欖巖、變輝長(zhǎng)巖、變枕狀玄武巖、大理巖及變硅質(zhì)巖等組成.雖然這套雜巖總體上呈南北向展布于佳木斯地塊和松嫩地塊之間，但雜巖內(nèi)部的片理構(gòu)造及所含巖塊的長(zhǎng)軸均呈北東向展布，與區(qū)域上著名的佳—依斷裂和敦—密斷裂走向基本一致.巴彥—樺南深反射地震剖面所經(jīng)過(guò)的依蘭地區(qū)，黑龍江雜巖分布在佳—依斷裂東側(cè)，并平行其展布，雜巖以強(qiáng)烈片理化的基質(zhì)為主體，其中不但含有蛇紋石化橄欖巖、變輝長(zhǎng)巖、變枕狀玄武巖、變硅質(zhì)巖及大理巖等巖塊及巖片，還保存有大量規(guī)模不等的藍(lán)閃石片巖巖塊.部分規(guī)模較大的藍(lán)閃石片巖巖塊出露面積達(dá)近百平方米，其邊部明顯遭受了北東向片理構(gòu)造的改造.巖相學(xué)證據(jù)顯示，巖塊主要由非定向生長(zhǎng)的藍(lán)閃石、鈉長(zhǎng)石及斜黝簾石等礦物組成，而邊部變形部分礦物定向明顯，主要由青鋁閃石、凍藍(lán)閃石、鈉長(zhǎng)石及多硅白云母等礦物組成，以不含藍(lán)閃石為特征（趙亮亮和張興洲，2011）.顯然，前者代表了一種早期的高壓變質(zhì)礦物組合，與佳木斯地塊和松嫩地塊的碰撞拼合有關(guān)，而后者是早期高壓組合在后期構(gòu)造抬升減壓過(guò)程中形成的一套晚期變質(zhì)-變形巖組合.根據(jù)生物地層學(xué)和同位素年代學(xué)證據(jù)，佳木斯地塊與松嫩地塊的碰撞拼合時(shí)代發(fā)生在泥盆紀(jì)之前，因?yàn)樵诤邶埥s巖兩側(cè)的變質(zhì)結(jié)晶基底之上均發(fā)育有泥盆紀(jì)淺海相蓋層沉積，其生物組合及物源區(qū)特征類似（黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Meng et al., 2010）；而雜巖中與北東向片理構(gòu)造緊密共生的云母及閃石的Ar-Ar年齡均介于184～160 Ma之間（Wu et al.,2007;黃映聰?shù)龋?008；Li et al.,2009;李旭平等，2010；趙亮亮和張興洲，2011），表明俯沖雜巖的構(gòu)造抬升時(shí)代發(fā)生在早-中侏羅世，與東北東部地區(qū)強(qiáng)烈的北東向走滑擠壓構(gòu)造有關(guān).因此，通過(guò)深反射地震剖面信息揭示黑龍江雜巖的深部構(gòu)造特點(diǎn)，對(duì)于了解雜巖的俯沖極性及早-中侏羅世之前佳木斯地塊與松嫩地塊的構(gòu)造演化關(guān)系具有十分重要的意義.

圖1 黑龍江省東部地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖

3 方法

3.1 地震資料的數(shù)據(jù)采集

經(jīng)過(guò)公開(kāi)招標(biāo)，深地震反射剖面的采集任務(wù)由中石化河南石油勘探局地質(zhì)調(diào)查處2235隊(duì)承擔(dān).野外數(shù)據(jù)采集時(shí)間為2009年10月至2010年1月，測(cè)線西起松遼盆地東部的綏化，東至虎林盆地北部，總長(zhǎng)度約600 km.采用深井激發(fā)的大炮（500 kg）、中炮（100 kg）和小炮（25 kg）三種藥量爆破震源，大炮井深50 m, 1口井組合爆破.中炮在平原區(qū)井深45 m，2口井組合爆破，山地井深25 m，4口井組合爆破.小炮井深18 m, 單井爆破.確保了高速層7 m以下激發(fā).共實(shí)施2439炮，其中大炮12炮，中炮596炮，小炮1790炮.炮間距為小炮250 m、中炮1000 m、大炮50000 m.使用428XL地震儀，采用1串12個(gè)SM24超級(jí)檢波器組合接收，接收道距50 m，60次覆蓋.中、小炮采樣間隔2 ms，記錄長(zhǎng)度50 s，大炮4 ms采樣，記錄長(zhǎng)度60 s.野外數(shù)據(jù)采集的大部分單炮記錄中，Moho反射清晰可見(jiàn).大炮和中炮記錄的地幔反射較為清晰，出現(xiàn)在雙程走時(shí)20 s附近.巴彥—樺南深反射地震剖面是綏化—虎林深反射地震剖面中測(cè)線較為平直的一段，長(zhǎng)度為190 km（圖1）.

3.2 地震資料的處理

使用CGG、ProMAX和自主研發(fā)的軟件包對(duì)地震數(shù)據(jù)進(jìn)行了多次處理.處理中采用了以下主要關(guān)鍵技術(shù)：

（1） 根據(jù)中心點(diǎn)位置合理定義彎線處理CMP 線，確保覆蓋次數(shù)均勻并正確反映地下反射實(shí)際位置.

（2） 采用組合靜校正方法解決中、長(zhǎng)波長(zhǎng)和短波長(zhǎng)靜校正問(wèn)題，速度分析和剩余靜校正交替進(jìn)行以達(dá)到最佳效果.

（3） 采用多種方法壓制面波和其它高能量隨機(jī)干擾，加強(qiáng)去噪，突出有效反射信號(hào)；性，提高分辨率.

（4） 考慮地層傾角的影響，使用了DMO疊加技術(shù)和疊后時(shí)間偏移技術(shù)來(lái)解決復(fù)雜構(gòu)造偏移成像問(wèn)題.最終疊加剖面有效波組成像清晰，信噪比較高，層位同相軸連續(xù)性好.中深層反射密集，莫霍界面反射強(qiáng)、可連續(xù)追蹤.

3.3 重要反射界面深度的估算

大陸巖石圈由于構(gòu)造背景不同，地殼結(jié)構(gòu)也不同，其速度結(jié)構(gòu)也明顯不同（Condie,1989），即使在相同構(gòu)造單元的不同位置，其速度值往往也不是唯一的.如滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面廣角地震測(cè)深資料顯示，松嫩地塊的地殼內(nèi)平均速度為6.18 km·s-1，而佳木斯地塊的地殼平均速度為6.41 km·s-1，同時(shí)獲得的該區(qū)上地幔頂部視速度介于8.2～8.49 km·s-1之間（徐新忠等，1994；張貽俠等，1998）.國(guó)內(nèi)外開(kāi)展的深反射地震剖面常用地殼平均速度6.00 km·s-1和地幔平均速度8.00 km·s-1作為估算反射界面深度的參考值，并獲得了有影響的解釋成果（Zhao et al.,1993;Wang et al., 2011; Gao et al., 2013, 2014;王海燕等，2014； Wang et al., 2014）.但鑒于巴彥—樺南反射地震剖面直接涉及到松嫩地塊和佳木斯地塊，為便于對(duì)比，本文分別采用滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面廣角地震測(cè)深獲得的松嫩地塊地殼平均速度（6.18 km·s-1）和佳木斯地塊地殼平均速度（6.41 km·s-1）及該區(qū)的地幔平均速度（8.4 km·s-1）為估算反射界面深度的參考值.具體估算方法是，地殼內(nèi)部反射界面的深度采用地殼平均速度乘以雙程走時(shí)時(shí)間的1/2直接進(jìn)行估算；幔內(nèi)反射界面的深度采用地幔平均速度乘以幔內(nèi)雙程走時(shí)時(shí)間（總走時(shí)時(shí)間-莫霍面對(duì)應(yīng)的走時(shí)時(shí)間）的1/2單獨(dú)估算后，與之上垂直對(duì)應(yīng)點(diǎn)莫霍面位置所反映的地殼厚度進(jìn)行累計(jì)得出.

4 重要深反射地震信息的地質(zhì)意義

雖然目前尚不能對(duì)深反射地震剖面獲得的大量深部信息做出系統(tǒng)的解釋（圖2），但剖面所揭示的一些十分清晰的深部反射地震信息與依據(jù)地表地質(zhì)證據(jù)推測(cè)的一些深部構(gòu)造關(guān)系有著較好的吻合性，這無(wú)疑為探索佳木斯地塊與松嫩地塊在巖石圈尺度上的構(gòu)造演化關(guān)系提供了重要佐證（圖3）.

4.1 莫霍面及殼內(nèi)反射特征

地質(zhì)上，普遍將南北向展布的牡丹江斷裂或其東側(cè)的黑龍江雜巖作為佳木斯地塊與松嫩地塊間的構(gòu)造界線.但深反射地震剖面信息顯示，它們只是地殼淺表層的構(gòu)造形跡，兩地塊在地殼尺度上的深部構(gòu)造界線明顯向西擴(kuò)展，以清晰而基本連續(xù)的西傾楔狀反射為特征.西傾反射體（圖3H）東起淺表層的黑龍江雜巖分布區(qū)，向西深度逐漸增大，在小興安嶺之下止于一透鏡狀異常莫霍面疊置區(qū)（圖3CM）之上.異常莫霍面疊置區(qū)東西長(zhǎng)約30 km，最大厚度達(dá)6 km.這一特點(diǎn)與滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面在大興安嶺之下發(fā)現(xiàn)的厚度達(dá)5～12 km的異常莫霍面特點(diǎn)極為類似.大量的地質(zhì)和地球物理研究成果已經(jīng)證實(shí)，大興安嶺東側(cè)的黑河—嫩江—開(kāi)魯斷裂是一條早石炭世向西俯沖形成的碰撞縫合帶（張貽俠等，1998；張興洲等，2011a，2011b；Hou et al., 2015）.鑒于小興安嶺和大興安嶺之下均存在厚度較大的異常莫霍面，所對(duì)應(yīng)的也是東北地區(qū)兩個(gè)地殼厚度最大的區(qū)域，分別為40 km 和41 km，且二者東側(cè)都緊鄰一向西俯沖的碰撞縫合帶，這似乎說(shuō)明，俯沖的巖石圈板塊上盤(pán)不但是重要的地殼增厚區(qū)，同時(shí)也是極易發(fā)生殼幔相互作用或產(chǎn)生異常莫霍面疊置的構(gòu)造區(qū)域.

根據(jù)殼內(nèi)反射及莫霍面深度與形態(tài)變化特點(diǎn)，剖面域大致以佳—依斷裂和牡丹江斷裂為界分為西段、中段和東段三個(gè)不同的地殼結(jié)構(gòu)單元，地質(zhì)上分別對(duì)應(yīng)松嫩地塊、碰撞拼合帶和佳木斯地塊.

（1） 西段：位于松嫩地塊東部，包括的主要地質(zhì)單元為松遼盆地東緣和小興安嶺花崗巖及晚古生代地層出露區(qū).整體上，該段地殼的垂向分層結(jié)構(gòu)明顯，淺表層以近水平的連續(xù)反射層為特點(diǎn)（S1），厚度約0～3 km，與松遼盆地東緣的中-新生代沉積層相對(duì)應(yīng)；中-新生代沉積層之下為相對(duì)均勻的反射層（S2），厚度約7～9 km，推測(cè)其主要為晚古生代沉積巖及早中生代花崗巖；S2反射層之下一直到莫霍面之間的區(qū)域以一系列連續(xù)的東傾反射界面和局部不連續(xù)的弧形反射為特征（S3），推測(cè)其為晚古生代之前的變質(zhì)結(jié)晶基底，東傾反射界面可能是早期的逆沖斷層.前人的相關(guān)研究成果也曾指出，中下地殼出現(xiàn)短而不連續(xù)的弧形反射可能是復(fù)雜褶皺的變質(zhì)巖系，緩傾斜的連續(xù)反射可能是大的低角度斷層（Condie,1989）.關(guān)于S2反射層的地質(zhì)意義是目前東北地區(qū)基礎(chǔ)地質(zhì)研究和油氣勘探新層系研究中的重大科學(xué)問(wèn)題，為廣大地質(zhì)和石油地質(zhì)工作者所高度關(guān)注.近年來(lái)的研究表明，松遼盆地周邊地區(qū)廣泛出露有晚石炭世-二疊紀(jì)火山-沉積地層，實(shí)測(cè)地層剖面揭示，這套地層的厚度達(dá)11 km（任收麥等，2011），在松遼盆地內(nèi)部已有多口鉆井在中-新生界之下鉆遇到有確切化石和同位素年齡依據(jù)的二疊紀(jì)地層和早中生代花崗巖1）吉林油田分公司，松遼盆地上古生界石油地質(zhì)特征及戰(zhàn)略選區(qū)報(bào)告（2009—2012）..地震剖面所經(jīng)過(guò)的小興安嶺地區(qū)也廣泛出露有確切化石和同位素年代學(xué)依據(jù)的晚古生代地層及早中生代花崗巖，由此推測(cè)S2可能主要由晚古生代沉積巖及早中生代花崗巖構(gòu)成.該段的另一重要特征是地殼厚度由東向西逐漸減薄.在東端的小興安嶺之下，莫霍面最大埋深達(dá)40 km，向西到松遼盆地東緣的巴彥附近，莫霍面埋深只有28 km，這是東北地區(qū)目前獲得的地殼厚度最薄的地區(qū).結(jié)合滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面研究成果（張貽俠等，1998），剖面域內(nèi)地殼最薄的區(qū)域出現(xiàn)在哈爾濱附近，地殼厚度為29 km.這表明在松遼盆地東緣的哈爾濱—巴彥一線存在一北東向展布的地幔隆起帶，該隆起帶與松遼盆地沉降中心并不呈鏡像關(guān)系，而是明顯偏于盆地東側(cè).

（2） 中段：位于佳—依斷裂（圖3 F2）與牡丹江斷裂（圖3 F1）之間，是佳木斯地塊與松嫩地塊碰撞拼合的復(fù)合地殼結(jié)構(gòu)區(qū)，以西傾的層狀反射為特征.淺表層以連續(xù)的層狀反射為特點(diǎn)，對(duì)應(yīng)以方正斷陷為代表的中-新生代沉積層，厚度約0～6 km（S1）.雖然方正盆地兩口鉆井在2300～2500 m深度鉆穿古近系后鉆遇下白堊統(tǒng)，并發(fā)現(xiàn)工業(yè)油流，但并未鉆穿下白堊統(tǒng).因此，不能排除之下存在上古生界（S2）的可能；方正斷陷之下為一向西傾覆并逐漸尖滅的楔狀反射區(qū)（圖3H），其反射特征向東可延至牡丹江斷裂東側(cè)地表出露的黑龍江雜巖，鑒于方正盆地以北的湯原盆地在中生界之下已直接鉆遇黑龍江雜巖，因此推測(cè)西傾的楔狀反射區(qū)（圖3 H）可能是俯沖到松嫩地塊之下的黑龍江雜巖；黑龍江雜巖之下的反射層特征與東側(cè)佳木斯地塊的下部地殼反射特征一致（圖3J2），推測(cè)其是俯沖到增生雜巖之下的佳木斯地塊.由此可見(jiàn)，中段碰撞拼合帶的地殼主要由新生代斷陷沉積、部分松嫩地塊的上部地殼、俯沖增生雜巖和俯沖帶下盤(pán)的佳木斯地塊的下部地殼復(fù)合而成.由于方正斷陷的最大沉降區(qū)與之下寬緩的莫霍面隆起呈鏡像關(guān)系，說(shuō)明新生代斷陷的形成與地幔隆起有關(guān).

（3） 東段：位于牡丹江斷裂以東，與地表廣泛出露角閃巖相-麻粒巖相變質(zhì)巖和花崗巖的佳木斯地塊相對(duì)應(yīng).整體上，佳木斯地塊的地殼結(jié)構(gòu)以反射特征簡(jiǎn)單，莫霍面形態(tài)及深度穩(wěn)定為特點(diǎn)，地殼厚度穩(wěn)定在39 km.這是首次獲得有關(guān)佳木斯地塊地殼厚度的直接證據(jù).在13～22 km深度之間存在一略向西緩傾斜的反射界面，將佳木斯地塊的地殼分為上、下兩部分.上部地殼以短而不連續(xù)的弧形反射為特征（圖3J1），與剖面域廣泛出露的角閃巖相變質(zhì)巖和花崗質(zhì)巖石相對(duì)應(yīng)；下部地殼以相對(duì)均勻的反射為特點(diǎn)（圖3J2），推測(cè)主要為麻粒巖相變質(zhì)巖和花崗巖，因?yàn)樗鼈冊(cè)诩涯舅沟貕K中廣泛出露.值得注意的是，該段東端的勃利盆地之下存在深度較大的近水平反射層，深度大于10 km（圖3B），雖然目前尚不能確定它們究竟是隱伏的沉積地層還是巖片疊置層，但其地質(zhì)意義值得關(guān)注.

4.2 地幔內(nèi)反射特征

剖面域最為顯著的地幔內(nèi)反射特征是，在小興安嶺之下的異常莫霍面疊置區(qū)（圖3CM）之下存在一上寬下窄，向西傾伏加深并逐漸尖滅的楔狀反射體（圖3LM），其下盤(pán)發(fā)育有一系列羽狀反射界面，可能反映了下盤(pán)巖石圈地幔向西消減的運(yùn)動(dòng)學(xué)特點(diǎn).幔內(nèi)楔狀西傾反射體在松遼盆地東緣的巴彥附近尖滅消失，消失深度約78 km.這一重要信息為進(jìn)一步確定該區(qū)的巖石圈厚度提供了新的依據(jù).以往根據(jù)新生代玄武巖及其幔源包裹體地球化學(xué)確定的該區(qū)巖石圈厚度約80 km左右（張貽俠等，1998）,依據(jù)天然地震（Vp）速度結(jié)構(gòu)確定的巖石圈厚度介于70～80 km之間（張興洲等，2011b）.鑒于幔內(nèi)西傾反射體出現(xiàn)在異常莫霍面疊置區(qū)（圖3CM）之下，之上緊鄰西傾的殼內(nèi)俯沖增生雜巖（圖3H）），推測(cè)它是佳木斯地塊的巖石圈地幔（圖3J3）向西俯沖到松嫩地塊巖石圈地幔（圖3S4）之下的重要標(biāo)志.楔狀反射體可能是俯沖巖石圈地幔上、下盤(pán)之間形成的構(gòu)造加積體，由破碎的地幔或洋殼物質(zhì)及卷入其中的俯沖雜巖所構(gòu)成.與楔狀反射體底界面呈銳角相交的一系列羽狀反射界面指示了佳木斯地塊的巖石圈地幔向西俯沖的運(yùn)動(dòng)學(xué)特點(diǎn)，而楔狀反射體的尖滅消失深度（78 km）可能更為直接地反映了該區(qū)現(xiàn)今的巖石圈厚度.最近，強(qiáng)正陽(yáng)等（2015）的研究結(jié)果顯示，東北北部地區(qū)的上地幔各向異性方位明顯不同，牡丹江斷裂（黑龍江雜巖）之下近南北走向，以西為北西走向，以東為近南北-南南東走向.這一證據(jù)進(jìn)一步表明黑龍江雜巖在深部是一個(gè)近南北走向，分割東西兩大構(gòu)造單元的重要界線.

5 討論與結(jié)論

（1） 黑龍江雜巖是佳木斯地塊向西俯沖與松嫩地塊碰撞過(guò)程中形成的俯沖增生雜巖，其主體隱伏在牡丹江斷裂以西的松嫩地塊之下.巴彥—樺南深地震反射剖面發(fā)現(xiàn)西傾的上地幔反射構(gòu)造，且該區(qū)域深部地幔呈現(xiàn)出明顯地各向異性特征（強(qiáng)正陽(yáng)和吳慶舉，2015），應(yīng)該是殘存的俯沖帶的反映，結(jié)合該區(qū)域地表廣泛分布的黑龍江雜巖，這一深部構(gòu)造可能揭示了松嫩地塊和佳木斯地塊之間消失的古大洋板塊.

（2） 佳木斯地塊的巖石圈地幔向西俯沖到松嫩地塊的巖石圈地幔之下.鑒于幔內(nèi)反射體的消失深度（78 km）與前人應(yīng)用其它地球物理和地球化學(xué)方法獲得的東北地區(qū)東部的巖石圈厚度（75～80 km）基本一致，推測(cè)其可能更直接地反映了該區(qū)現(xiàn)今的巖石圈厚度.

（3） 佳木斯地塊、松嫩地塊和二者之間的碰撞拼合帶的地殼結(jié)構(gòu)明顯不同.佳木斯地塊的地殼結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，地殼厚度為39 km；松嫩地塊東緣的小興安嶺地殼厚度達(dá)40 km，向西逐漸減薄，到松遼盆地東緣的巴彥附近地殼厚度只有28 km，說(shuō)明松遼盆地之下的地幔隆起與最大沉降區(qū)不呈鏡像關(guān)系；碰撞拼合帶之下的地殼由佳木斯地塊的下部地殼、松嫩地塊的上部地殼和之間的俯沖增生雜巖復(fù)合而成.碰撞帶淺表層的斷陷盆地與之下的莫霍面隆起呈鏡像關(guān)系，表明新生代斷陷的形成與地幔隆起有關(guān).

（4） 殼-幔邊界處的異常莫霍面疊置區(qū)（圖3CM）位于向西俯沖的佳木斯地塊巖石圈地幔（圖3J3）和幔內(nèi)俯沖加積楔（圖3LM）之上，與剖面域地殼厚度最大的區(qū)域（小興安嶺）相對(duì)應(yīng).推測(cè)異常莫霍面疊置區(qū)可能是緊鄰俯沖巖石圈地幔上盤(pán)形成的殘余古洋殼或破碎的巖石圈地幔的構(gòu)造疊置體.因此，小興安嶺地區(qū)的地殼增厚不僅與巖石圈地幔俯沖導(dǎo)致的橫向陸-陸碰撞作用有關(guān)，而且殼-幔邊界處發(fā)生的垂向構(gòu)造疊置作用對(duì)地殼增厚也具有一定的貢獻(xiàn).

（5） 松嫩地塊中的S2反射層主體為殘余的上古生界，它們是松遼盆地中-新生界之下前景巨大的深部油氣勘探新層系，也是盆地北部到目前為止沒(méi)有在中-新生界之下鉆遇到結(jié)晶基底的重要原因.

致謝 本文感謝國(guó)家深部探測(cè)專項(xiàng)、中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局、國(guó)家自然科學(xué)基金和科技部的資助.特別感謝審稿專家對(duì)本文提出的修改意見(jiàn)和建議，使這一地質(zhì)與地球物理綜合研究成果漸趨完善.

Bureau of Geology and Mineral Resources of Heilongjiang Province（BGMRH）. 1993. Regional Geology of Heilongjiang Province （in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House, 50-98.

Cao X, Dang Z X, Zhang X Z. 1992. The Composite Jiamusi Terrane （in Chinese）. Changchun: Jilin Publishing House of Science and Technology, 45-126.

Condie K C. 1989. Plate Tectonics and Crustal Evolution. 3rd ed. New York: Pergamon Press, 74-94.

Gao R, Hou H S, Cai X Y, et al. 2013. Fine crustal structure beneath the junction of the southwest Tian Shan and Tarim Basin, NW China.Lithosphere, 5（4）: 382-392.

Gao R, Wang H Y, Zeng H S, et al. 2014. The crust structures and the connection of the Songpan block and West Qinling orogen revealed by the Hezuo-Tangke deep seismic reflection profiling.Tectonophysics, 634: 227-236.

Hou H S, Wang H Y, Gao R, et al. 2015. Fine crustal structure and deformation beneath the Great Xing′an Ranges, CAOB: Revealed by deep seismic reflection profile.JournalofAsianEarthSciences, 113: 491-500.

Huang J Q, Ren J S, Jiang C F, et al. 1977. An outline of the tectonic characteristics of China.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, （2）: 117-135.

Huang Y C, Ren D H, Zhang X Z, et al. 2008. Zircon U-Pb dating of the Meizuo granite and geological significance in the Huanan Uplift, East Heilongjiang Province.JournalofJilinUniversity（EarthScienceEdition） （in Chinese）, 38（4）: 631-638.

Li J Y. 1995. Framework of Burean-Jiamusi Paleoplate and Its Tectonic Evolution.GeoscienceResearch（in Chinese）, 28: 96-98.

Li J Y. 1998. Some new ideas on tectonics of NE China and its neighboring areas.GeologicalReview（in Chinese）, 44（4）: 339-347.

Li W M, Takasu A, Liu Y J, et al. 2009.40Ar-39Ar ages of the high-P/T metamorphic rocks of the Heilongjiang Complex in the Jiamusi Massif, northeastern China.JournalofMineralogicalandPetrologicalSciences, 104（2）: 110-116.

Li X P, Jiao L X, Zheng Q D. 2009. U-Pb zircon dating of the Heilongjiang complex at Huanan, Heilongjiang Province.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 25（8）: 1909-1916.

Li X P, Kong F M, Zheng Q D, et al. 2010. Geochronological study on the Heilongjiang complex at Luobei area, Heilongjiang Province.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 26（7）: 2015-2024.

Liu J F, Chi X G, Dong C Y, et al. 2008. Discovery of early Paleozoic granites in the eastern Xiao Hinggan Mountains, Northeastern China and their tectonic significance.GeologicalBulletinofChina（in Chinese）, 27（4）: 534-544.

Meng E, Xu W L, Pei F P, et al. 2010. Detrital-zircon geochronology of Late Paleozoic sedimentary rocks in eastern Heilongjiang Province, NE China: Implications for the tectonic evolution of the eastern segment of the Central Asian Orogenic Belt.Tectonophysics, 485（1-4）: 42-51.

Qiang Z Y，Wu Q J. 2015．Upper mantle anisotropy beneath the northof northeast China and its dynamic significance.ChineseJGeophys.（in Chinese）,58（10）：3540-3552, doi:10.6038/cjg20151010.

Ren S M, Qiao D W, Zhang X Z, et al. 2011. The present situation of oil and gas resources exploration and strategic selection of potential area in the Upper Paleozoic of Songliao Basin and surrounding area, NE China.GeologicalBulletinofChina（in Chinese）, 30（2-3）: 197-204.

Tang K D, Wang Y, He G Q, et al. 1995. Continental-margin structure of northeast china and its adjacent areas.ActaGeologicaSinica（in Chinese）, 69（1）: 16-30.

Wang C S, Gao R, Yin A, et al. 2011. A mid-crustal strain-transfer model for continental deformation: A new perspective from high-resolution deep seismic-reflection profiling across NE Tibet.EarthandPlanetaryScienceLetters, 306（3-4）: 279-288.

Wang H Y, Gao R, Li Q S, et al. 2014. Deep seismic reflection profiling in the Songpan-west Qinling-Linxia basin of the Qinghai-Tibet plateau: data acquisition, data processing and preliminary interpretations.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）, 57（5）: 1451-1461, doi: 10.6038/cjg20140510.

Wang H Y, Gao R, Zeng L S, et al. 2014. Crustal structure and Moho geometry of the northeastern Tibetan plateau as revealed by SinoProbe-02 deep seismic-reflection profiling.Tectonophysics, 636: 32-39.

Wang Y. 1992. Discussion on Heilongjiang complex. Heilongjiang Geology （in Chinese）, 3（3）: 1-8.

Wang Y, Zhang X Z, Xiong X S, et al. 2009. The metamorphic and deformed characteristics of the Heilongjiang Melange in Mudanjiang Area.JournalofJilinUniversity（EarthScienceEdition） （in Chinese）, 39（6）: 1066-1072.

Wu F Y, Yang J H, Lo C H, et al. 2007. The Heilongjiang Group: A Jurassic accretionary complex in the Jiamusi Massif at the Western Pacific Margin of Northeastern China.TheIslandArc, 16（1）: 156-172.

Xu X Z, Lei J G, Yang C C, et al. 1994. Study Crustal Tectonic in Lindian-Suifenhe Section of M-S GT Using Wide-angle Seismic Sounding.∥ Jin X, Yang B J eds. Study on Geophysical Field and Tectonic Characteristics in Depth of the Manzhouli-Suifenhe Geoscience Transect of China （in Chinese）. Beijing: Seismological Press, 86-99.

Zhang X Z, Zhang Y H. 1991. Coexistence of blueschist and greenschist-new evidence for tectonic evolution of the Longjiang suites.JournalofChangchunUniversityofEarthScience（in Chinese）, 21（3）: 277-282.

Zhang X Z. 1992. Heilongjiang melange: The evidence of Caledonian suture zone of the Jiamusi Massif [Doctor′s thesis] （in Chinese）. Changchun: Jilin University.

Zhang X Z, Qiao D W, Chi X G, et al. 2011a. Late-paleozoic tectonic evolution and oil-gas potential in northeastern China.GeologicalBulletinofChina（in Chinese）, 30（2-3）: 205-213.

Zhang X Z, Yang B J, Wu F Y, et al. 2011b. The Three-Dimensional Structure of Lithosphere and its Evolution in the Northeast Part of China （in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House.

Zhang X Z, Zhou J B, Chi X G, et al. 2008. Late Paleozoic tectonic-sedimentation and petroleum resources in Northeastern China.JournalofJilinUniversity（EarthScienceEdition） （in Chinese）, 38（5）: 719-725.

Zhang Y X, Sun Y S, Zhang X Z, et al. 1998. Instruction Book of Geoscience Transect （1/1000000） of Suifenhe, Manzhouli, China （in Chinese）. Beijing: Geological Publishing House, 1-53.

Zhao L L, Zhang X Z. 2011. Petrological and geochronological evidences of tectonic exhumation of Heilongjiang Complex, in the eastern part of Heilongjiang Province, China.ActaPetrologicaSinica（in Chinese）, 27（4）: 1227-1234.

Zhao W J, Nelson K D, Che J, et al. 1993. Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet.Nature, 366（6455）: 557-559.

附中文參考文獻(xiàn)

曹熹, 黨增欣, 張興洲. 1992. 佳木斯復(fù)合地體. 長(zhǎng)春: 吉林科學(xué)技術(shù)出版社, 45-126.

黃汲清, 任紀(jì)舜, 姜春發(fā)等. 1977. 中國(guó)大地構(gòu)造基本輪廓. 地質(zhì)學(xué)報(bào), （2）: 117-135.

黃映聰, 任東輝, 張興洲等. 2008. 黑龍江省東部樺南隆起美作花崗巖的鋯石U-Pb定年及其地質(zhì)意義. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版）, 38（4）: 631-638.

黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1993. 黑龍江省區(qū)域地質(zhì)志. 北京: 地質(zhì)出版社, 50-98.

李錦軼. 1995. 布列亞—佳木斯古板塊再造及其構(gòu)造演化. 地學(xué)研究, 28: 96-98.

李錦軼. 1998. 中國(guó)東北及鄰區(qū)若干地質(zhì)構(gòu)造問(wèn)題的新認(rèn)識(shí). 地質(zhì)評(píng)論, 44（4）: 339-347.

李旭平, 焦麗香, 鄭慶道等. 2009. 黑龍江樺南地區(qū)黑龍江雜巖鋯石U-Pb定年. 巖石學(xué)報(bào), 25（8）: 1909-1916.

李旭平, 孔凡梅, 鄭慶道等. 2010. 黑龍江蘿北地區(qū)黑龍江雜巖年代學(xué)研究. 巖石學(xué)報(bào), 26（7）: 2015-2024.

劉建峰, 遲效國(guó), 董春艷等. 2008. 小興安嶺東部早古生代花崗巖的發(fā)現(xiàn)及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)通報(bào), 27（4）: 534-544. 強(qiáng)正陽(yáng)，吳慶舉．2015．中國(guó)東北地區(qū)北部上地幔各向異性及其動(dòng)力學(xué)意義．地球物理學(xué)報(bào)，58（10）：3540-3552,doi: 10.6038/cjg20151010.任收麥, 喬德武, 張興洲等. 2011. 松遼盆地及外圍上古生界油氣資源戰(zhàn)略選區(qū)研究進(jìn)展. 地質(zhì)通報(bào), 30（2-3）: 197-204.

唐克東, 王瑩, 何國(guó)琦等. 1995. 中國(guó)東北及鄰區(qū)大陸邊緣構(gòu)造. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 69（1）: 16-30.

王海燕, 高銳, 李秋生等. 2014. 青藏高原松潘—西秦嶺—臨夏盆地深地震反射剖面-采集、處理與初步解釋. 地球物理學(xué)報(bào), 57（5）: 1451-1461, doi: 10.6038/cjg20140510.

王瑩. 1992. 論黑龍江雜巖. 黑龍江地質(zhì), 3（3）: 1-8.

王躍, 張興洲, 熊小松等. 2009. 牡丹江地區(qū)黑龍江雜巖的變質(zhì)變形特征. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版）, 39（6）: 1066-1072.

徐新忠, 雷江鎖, 楊長(zhǎng)春等. 1994. 用廣角地震測(cè)深方法研究林甸—綏芬河段地殼結(jié)構(gòu).∥ 金旭, 楊寶俊主編. 中國(guó)滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面地球物理場(chǎng)及深部構(gòu)造特征研究. 北京: 地震出版社, 86-99.

張興洲, 張?jiān)? 1991. 藍(lán)片巖與綠片巖共存: 龍江巖系構(gòu)造演化的新證據(jù). 長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院學(xué)報(bào), 21（3）: 277-282.

張興洲. 1992. 佳木斯地體的早期碰撞史-黑龍江巖系的構(gòu)造-巖石學(xué)證據(jù)[博士論文]. 長(zhǎng)春: 吉林大學(xué).

張興洲, 喬德武, 遲效國(guó)等. 2011a. 東北地區(qū)晚古生代構(gòu)造演化及其石油地質(zhì)意義. 地質(zhì)通報(bào), 30（2-3）: 205-213.

張興洲, 楊寶俊, 吳福元等. 2011b. 中國(guó)興蒙—吉黑地區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)及演化. 北京: 地質(zhì)出版社.

張興洲, 周建波, 遲效國(guó)等. 2008. 東北地區(qū)晚古生代構(gòu)造-沉積特征與油氣資源. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版）, 38（5）: 719-725.

張貽俠, 孫運(yùn)生, 張興洲等. 1998. 中國(guó)滿洲里—綏芬河地學(xué)斷面1∶1000000說(shuō)明書(shū). 北京: 地質(zhì)出版社, 1-53.

趙亮亮, 張興洲. 2011. 黑龍江雜巖構(gòu)造折返的巖石學(xué)與年代學(xué)證據(jù). 巖石學(xué)報(bào), 27（4）: 1227-1234.

（本文編輯 劉少華）

The evidence from the deep seismicreflection profile on the subduction and collision of the Jiamusi and Songnen Massifs in the northeastern China

ZHANG Xing-Zhou1, ZENG Zhen1, GAO Rui2, HOU He-Sheng2*, GUO Ye1, PU Jian-Bin1, FU Qiu-Lin1

1CollegeofEarthScience,JilinUniversity,Changchun130061,China2StateKeyLaboratoryofContinentalTectonicsandDynamics,KeyLaboratoryofEarthprobeandGeodynamics,MLR,InstituteofGeology,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100037,China

The Jiamusi and Songnen massifs are two major tectonic units in the east part of the northeastern China. The blueschist-containing Heilongjiang complex as a subducted accretional complex is distributed between the two massifs in a NS-trending. The Bayan-Huanan deep seismic reflection profile provides strong evidence that the Jiamusi massif had been westwards subducted beneath the Songnen massif in lithosphere scale, characterized by the west-dipping wedge-shaped reflectors in the crust and mantle respectively. The intracrustal reflector can be eastwards traced to the Heilongjiang complex exposed at the surface, and westwards deepens to the Moho beneath the Xiao-Xinganling mountains, which is inferred to be an hidden subducted accretional complex. The intramantle reflector appears under the Moho beneath the Xiao-Xinganling mountains, and westwards deepens and wedges out at a depth of about 78 km beneath the east margin of the Songliao basin, indicating the mantle of the Jiamusi massif had been subducted westwards beneath that of the Songnen massif. The depth of 78 km maybe represents the present lithosphere thickness of the area. An overlapped Moho anomaly area appears in the crust-mantle boundary beneath the Xiao-Xinganling mountains and separates the intra-crust and -mantle reflectors, where the largest crustal thickness up to 39km is preserved in the profile. The intracrustal reflectors can devide the profile into three types of the crustal structures: the Songnen massif in west , subducted accretional complex in middle and the Jiamusi massif in east. The Songnen massif is characterized by the layered reflectors: the upper layer with horizontal reflector is about 0～6 km in thick, corresponding to the Mesozoic-Cenozoic sedimentary rocks of the Songliao basin; the middle layer is 7～9 km in thick and composed mostly of the Upper Paleozoic sedimentary rocks and the early Mesozoic granites; the lower layer is characterized by a series of eastward gentle-dipping and some short, discontinuous arcuate reflections,which is inferred to be the metamorphosed crystalline basement.The thinnest crust occurs in the Bayan area in the east margin of the Songliao basin, where the Moho is buried at only 28 km, indicating the Moho uplift does not show a mirror-image relation with the Songliao basin.The subducted accretional complex is situated between the Jiayi and Mudanjiang faults and is characterized by the west-dipping layered reflectors. The upper layer is about 0～6 km in thick, correspongding to the Cenozoic faulted-basin; the middle layer is marked by the west-dipping wedge-shaped reflector with a thickness about 13～18 km, maybe representing the subducted Heilongjiang complex; the lower layer is the westwards subducted lower crust of the Jiamusi massif. The Jiamusi massif is characterized by relative simple reflectors and stable crustal thickness of 36km. A gentle west-dipping intracrustal reflection in the depth about 18～20 km divides the crust of the Jiamusi massif into the upper and lower parts. The upper part consists mainly of amphibolite-facies metamorphic rocks, and the lower part is composed mostly of the granulite-facies metamorphic rocks, which are the predominant rock types in the massif and widely exposed along the profile.

Deep seismic reflection profile; Jiamusi massif; Songnen massif; Subduction and Collision; Heilongjiang complex

國(guó)家深部探測(cè)專項(xiàng)項(xiàng)目（SinoProbe-02-01）、中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局工作項(xiàng)目（1212011120973、1212011220754）、國(guó)家自然基金項(xiàng)目（41474081,41430213）和科技部公益性行業(yè)科技專項(xiàng)（201311018-02）聯(lián)合資助.

張興洲，男，1954年生，教授，1978年畢業(yè)于長(zhǎng)春地質(zhì)學(xué)院地質(zhì)系，長(zhǎng)期在東北地區(qū)從事深部構(gòu)造與巖石學(xué)研究,E-mail:365122258@qq.com

10.6038/cjg20151207.

10.6038/cjg20151207

P541,P315

2015-02-11，2015-06-11收修定稿

*通訊作者 侯賀晟，男，1980年生，2002年畢業(yè)于吉林大學(xué)，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所副研究員，從事深地震反射剖面探測(cè)研究.

張興洲, 曾振, 高銳等. 2015. 佳木斯地塊與松嫩地塊俯沖碰撞的深反射地震剖面證據(jù).地球物理學(xué)報(bào)，58（12）:4415-4424,

Zhang X Z, Zeng Z, Gao R, et al. 2015. The evidence from the deep seismicreflection profile on the subduction and collision of the Jiamusi and Songnen Massifs in the northeastern China.ChineseJ.Geophys. （in Chinese）,58（12）:4415-4424,doi:10.6038/cjg20151207.