黑龙江佳木斯地块南端及邻区深部三维电性结构及其构造意义

杨振, 梁宏达, 高锐,3,4, 毕昊, 周建波, 辛中华， 鲁安然

1 中山大学地球科学与工程学院, 广东珠海 519082 2 中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所, 河北廊坊 065000 3 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海), 广东珠海 519000 4 中国地质科学院地质研究所自然资源部深地动力学重点实验室, 北京 100037 5 吉林大学地球科学学院, 长春 130061 6 吉林大学地球探测科学与技术学院, 长春 130026

0 引言

中国东北地区位于西伯利亚板块、太平洋板块和华北板块的交汇处,同时也处于中亚造山带的东端.以塔河—喜桂图断裂、嫩江—贺根山断裂、牡丹江断裂和跃进山断裂为界(Wu et al., 2011),研究区是由多个古老的增生楔和微陆块(额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块和完达山地体)碰撞、拼贴而成的统一陆块(张兴洲等, 2015).该区域构造演化历史复杂多变,先后经历了古亚洲洋构造域、蒙古—鄂霍茨克构造域和古太平洋构造域多期次洋、陆构造演化过程(Liu et al., 2017).晚古生代之前研究区已经完成首次拼贴并形成了统一的佳-蒙地块.在中泥盆世到晚石炭世期间,蒙古鄂霍茨克洋向欧亚大陆之下俯冲.在早二叠世期间,古亚洲洋板块向北俯冲到佳-蒙地块南缘之下,中生代以来研究区又受到太平洋板块活动的强烈改造.因此该地区成为探索块体拼贴、演化等动力学过程的理想场所(Wu et al., 2011; 张兴洲等, 2015).佳木斯地块及其周缘位于中国东北地区的最东端,是研究块体拼贴、三大构造域转换的理想地区之一.

松嫩地块是我国东北地区十分重要的地质构造单元.其主要由西部的松辽盆地、东南部的张广才岭和东北部的小兴安岭组成,松辽盆地和张广才岭二者之间为郯庐断裂的北延断裂——依兰—伊通断裂.依兰—伊通断裂在地表的地貌特征表现为依兰—伊通地堑,依兰—伊通地堑的形成与太平洋板块俯冲时期广泛的岩浆作用、相关的成矿作用、伸展构造和裂谷盆地相关(Xu et al., 2017).地质学家认为松辽盆地和张广才岭具有相同的基底,基底主要以古生代和中生代花岗岩为主(Wu et al., 2011).北北东走向的松辽盆地是一个巨大的、非海相的沉积盆地,其主要以侏罗纪和白垩纪沉积序列为主(Wu et al., 2011).张广才岭地表主要以大量的花岗岩为主,可能与佳木斯地块和松嫩地块之间的碰撞、拼贴有关.而东北部的小兴安岭岩基由阿穆尔群变质岩组成.原岩形成于晚元古代至早古生代，原岩在古生代发生变质作用(Sorokin et al., 2011).该区发育大量晚古生代、中生代花岗岩和火山岩.该区古生代地层较少,大部分以小兴安岭花岗岩带为主.

佳木斯地块位于黑龙江省东部,其主要构造框架由东北部的完达山地体、北部俄罗斯境内的布列亚地块、西部的松嫩地块、东南部兴凯地块构成,这些地块之间主要以断层作为构造边界,其东西两侧分别为跃进山断裂(F3)、牡丹江断裂(F2),南东侧为敦化—密山断裂(F4)(图1).佳木斯地块北端地貌以三江盆地为主,本文研究区域的佳木斯地块南端地貌以山地为主.佳木斯地块南端地表岩石成分主要为高级变质的麻山杂岩、黑龙江杂岩和沉积岩,同时产出有大量的古-中生代花岗岩(Wu et al., 2007).其中,黑龙江杂岩被普遍认为是佳木斯地块与松嫩地块碰撞、拼合过程中形成的蛇绿构造混杂岩(Li et al., 2009).佳木斯地块的变质结晶基底主要由早古生代花岗岩和麻山杂岩组成(李伟民等, 2020).在早白垩世期间,由于古太平洋板块不断地俯冲-增生,从而导致佳木斯地块东缘玄武岩活动频繁(刘国兴等, 2006).

完达山地体位于佳木斯地块的东部和兴凯地块的北部.完达山地体地表岩石组成主要为中生代的蛇绿岩、饶河增生杂岩和晚古生代石灰岩(Xu et al., 2017).敦化—密山断裂位于完达山地体南部,其作为郯庐断裂的北延断裂不仅是块体间的构造边界而且表现为岩石圈尺度的深大断裂(Xu et al., 2017).完达山地体的增生作用主要发生在古太平洋板块俯冲期间(Wang et al., 2015).该地体所处的独特、复杂的构造位置,使其成为研究古亚洲洋构造域向太平洋构造域转换的天然实验室.

已有的大量地球物理研究工作为整个东北地区构造演化动力学问题提供了重要的信息.如满洲里—绥芬河地学大断面首次全面地阐述了中国东北地区的构造体系与深部地球物理性质(杨宝俊等, 1996).近些年,多名学者利用天然地震成像方法讨论了东北地区块体的构造分布和基底归属等问题(张广成等, 2013; 张风雪等, 2014),强正阳和吴庆举(2015)通过分析地震各向异性推测佳木斯地块发生过岩石圈的拆沉及存在地幔岩浆上升的活动.一些学者也在该区开展了重力研究工作(索奎等, 2015).另外,前人也利用深地震反射方法精细地刻画了地壳内部的结构及块体间俯冲极性等问题(张兴洲等, 2015; Hou et al., 2015; Xu et al., 2017).

作为一种重要的地球物理研究方法,大地电磁方法利用天然电磁场作为场源可以对地下岩石圈尺度的电性结构成像,也可以约束地下的热状态和变形特征.前人在研究区曾开展了多项大地电磁研究工作.杨宝俊等(1996)通过横跨满洲里—绥芬河的电磁剖面结果指出佳木斯地块内部存在稳定的高阻块体；刘国兴等(2006)探测结果显示佳木斯地块具有稳定的高阻特征,同时,他们发现佳木斯地块东部存在明显的电性梯度带,推测该电性梯度带可能是佳木斯地块的东界；刘财等(2009)通过横跨佳木斯地块及完达山地体的电磁剖面探测结果揭示了佳木斯地块中部存在巨厚的“高阻核”,完达山地体深部表现为大范围的高导异常；Kaplun等(2013)通过部署在中国和俄罗斯边境附近的大地电磁结果指出佳木斯地块具有巨厚的高阻体(约80～85 km),并且敦化—密山断裂为岩石圈尺度的断裂带；梁宏达等(2017)电磁结果表明佳木斯地块俯冲到松嫩地块之下并且该区存在软流圈物质上涌；韩江涛等(2018)利用松嫩地块与佳木斯地块交汇区的电磁剖面结果推测板块交汇区存在软流圈物质上涌以及上地幔存在高阻的拆沉岩石圈；牛璞等(2021)基于大地电磁探测的结果认为松辽盆地内部的高地热场可能与地幔热物质上升有关；Xin等(2021)通过三维大地电磁反演研究指出佳木斯地块北端的三江盆地由于受到古太平洋板块的影响,其地幔表现为高导异常并且佳木斯地块南、北两端可能具有不同的结构特征；Wang等(2022)利用三维大地电磁反演的结果认为松辽盆地内部的高导物质与古太平洋板块俯冲所引起的地幔流体和熔融物质上涌有关.

这些研究为东北地区深部结构的划分提供了重要的依据.然而,已有的大地电磁测深剖面多为南北向布设且测点少、测点间距较大,这种方式难以获得东西向块体间的深部动力学特征.因此,为深入探讨佳木斯地块南端的深部结构及与松嫩地块东北缘、完达山地体间的接触关系,我们利用东西向大地电磁探测剖面对佳木斯地块南端及其周缘进行了深部电性结构研究，为区域构造演化和深部动力学机制提供了新的证据与约束.

1 大地电磁数据采集、处理和分析

1.1 数据采集与处理

2013年中国地质科学院地质研究所岩石圈中心与吉林大学地质调查研究院合作完成了宽频带大地电磁探测.图1中红色圆圈表示大地电磁测点位置.大地电磁剖面西端起始于松嫩地块东北缘,该剖面布设方向近东-西向,经过小兴安岭、黑龙江高压变质带,横跨佳木斯地块南端并且东端止于完达山地体东缘.剖面经过的主要断裂自西向东分别为依兰—伊通断裂(F1)、牡丹江断裂(F2)、跃进山断裂(F3)和敦化—密山断裂(F4).我们沿剖面共布设80个宽频带MT测深点,测点间距～5 km,测线全长约400 km.野外数据采集使用了加拿大Phoenix公司生产的MTU-5A宽频大地电磁仪器.测点布设方式采用“十”字型五分量观测方式,仪器记录参数为三个磁场分量(Hx、Hy和Hz)和两个电场分量(Ex和Ey).为了有效抑制噪声干扰和提升数据的信噪比,我们布设仪器时确保MT的每个测点记录时间均在20 h以上,我们最终获得MT测点低频数据超过2000 s.此外野外数据采集使用GPS同步记录数据.

图1 研究区地形、构造和大地电磁测点分布图(断裂的位置引自张兴洲等, 2015) 测线上黑色圆圈表示各个地块上的典型测点.红色实线为前人MT测量剖面(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).

我们在资料处理过程中使用了SSMT-2000和MT-editor软件,将原始时间序列的数据经过快速傅里叶变换转换为频率域,从而得到了电磁场的自功率谱和互功率谱.我们也利用“Robust”估算技术(Egbert and Booker, 1986)获得张量阻抗.我们通过功率谱的挑选、剔除明显的“飞点”、提高了MT数据的质量,采用相位张量分析了研究区域地下构造维性.由于部分地区电网等干扰较大,这使得部分测点的数据质量不高,但是大部分测点的观测曲线连续性较好，可以很好地反映深部电性特征.

1.2 典型测点测深曲线定性分析

图2给出了沿剖面不同构造单元内8个典型测点的视电阻率(ρXY和ρYX)和阻抗相位(φXY和φYX)曲线形态和数值(测点详细位置见图1中黑色圆圈).从形态上看,视电阻率和相位曲线连贯性较好.小兴安岭内各测点(112、120)的视电阻率曲线从高频到低频呈现出低-高-次高的变化特点,但是整体视电阻率较大.碰撞带内各测点(144、150)视电阻率曲线形态差异较大,这表明碰撞带东、西向的不均一性.佳木斯地块南端内各测点(180、205)视电阻率曲线形态较为相似,从高频到低频整体数值较高,这表明佳木斯地块南端自浅部到一定深度均为高阻特征.完达山地体内各测点(266、270)视电阻率曲线从高频到低频显示为先增大后减小的趋势,在10 s左右电阻率表现为极大值,其中270号测点整体视电阻率较小,表明完达山地体东侧以低阻为主.综上所述,不同地块具有不同的视电阻率和相位形态特征.

1.3 相位张量分析

在进行反演之前,有必要对数据的维数进行分析,以确定研究区地下结构的特征.由于相位张量受近地表非均匀性所产生的电流畸变效应影响较小,所以成为了分析区域维性的主要方法(Caldwell et al., 2004).大地电磁相位张量方法可以图形化地表示为一个由最大相位(φmax)、最小相位(φmin)和相位张量偏离度(β)三个元素组成的一系列椭圆.φmax和φmin分别对应椭圆的长轴和短轴，它们的方向表示正交的电主轴,因此它们指示了地下电性结构的横向变化.相位张量偏离度(β)所代表的颜色可以用于评价地下结构的维数.一般情况下,当β<3°时,表明地下结构特征以一维(1D)或二维(2D)特征为主,一维条件下φmax和φmin相等,相位张量椭圆为圆形; 当β>3°时,对应三维的地下结构(Booker, 2014).图3展示了佳木斯地块南端及邻区所有台站不同周期的大地电磁相位张量分解结果,在0.01～0.1 s 周期范围内,大部分测点的相位张量值较小,这表明研究区域浅层沉积结构为近一维.当周期为1 s时,块体之间的测点相位张量值明显变大.在1～2000 s周期范围内,大部分测点的相位张量值大于5,考虑到比较杂乱的椭圆长轴(或短轴)方向和大地电磁测深曲线特征(图2),我们认为研究区域深部具有复杂的三维电性结构.因此,为了得到可靠的深部电性结构,需要进行大地电磁三维反演研究.

图2 大地电磁剖面典型测点(左侧数字)的视电阻率和相位曲线Fig.2 Apparent resistivity and phase curves for typical MT stations along the profile

图3 研究区域大地电磁相位张量(β/°)Fig.3 Phase tensor skew angle (β/°) in the survey area

2 三维反演

大地电磁三维反演采用: 基于非线性共轭梯度方法(NLCG)的反演程序包ModEM(Egbert and Kelbert, 2012).在本文三维大地电磁反演中,共有80个测点参与三维反演.每个测点输入共25个频点全阻抗张量(Z)响应数据,使它们等对数间隔地分布在周期为0.01～3000 s范围内.三维反演参数选取为：反演数据误差门限设置为主对角元素为10%；副对角元素为5%.对于三维反演网格模型剖分方式,核心区域X(北-南)、Y(东-西)方向上按照3 km×3 km网格等间距剖分.核心区域以外的网格剖分则按照1.5倍的比例系数向外扩展网格.在Z方向上(垂直向下)我们共分割50层,在模型中设置网格初始厚度为30 m并逐层垂直向下按照1.15倍递增厚度,最终一直延伸到总深度～1000 km.这种网格剖分的结果在X、Y和Z方向上分别产生了36×156×50个网格.我们设置均匀半空间为100 Ωm的电阻率作为反演初始模型,三个方向(X、Y和Z)的圆滑参数均设置为0.3.初始正则化因子(λ)为100,并以10 的倍数递减.最后,经过138次迭代反演,反演模型的拟合误差(RMS)为2.84,该结果表明模型拟合MT数据效果较好,进一步说明反演模型(图4)具有一定的可靠性.

3 电性结构模型特征

我们经过三维反演后得到的结果显示了研究区地表至上地幔顶部100 km的电性结构特征.图4为松嫩地块东北缘、碰撞带、佳木斯地块南端和完达山地体的电性结构模型图及其地质构造解释.整体来看,松嫩地块东北缘的小兴安岭和佳木斯地块的地壳和上地幔以高阻异常为主,并且沿剖面高阻异常的埋深和厚度都有变化.碰撞带和完达山地体的下地壳和上地幔顶部低阻异常发育.研究区内断裂带发育，例如：牡丹江断裂、跃进山断裂和敦化—密山断裂.下面对各区块电性结构及特征进行详细描述和分析.

松嫩地块东北缘的小兴安岭位于剖面的西部,其深部电性结构从地表至上地幔顶部整体以高电阻为主.并且高阻体的埋深表现为西深、东浅的结构样式,高阻体(R1)电阻率大于1000 Ωm.上地幔电性特征整体以次高电阻为主,其电阻率约为几百Ωm.由于剖面经过小兴安岭岩浆岩,并且该区地表出露大量的晚古生代和中生代的花岗岩和火山岩.小兴安岭岩基由阿穆尔群变质岩组成.原岩形成于晚元古代至早古生代，原岩在古生代发生变质作用(Sorokin et al., 2011).在晚石炭世-早三叠世期间,佳木斯地块与松嫩地块发生裂解并进入伸展环境(李伟民等, 2020),导致了小兴安岭发生广泛的岩浆作用.随后,在白垩纪时期,由于古太平洋板块俯冲后撤,导致研究区整体的构造环境由挤压变为伸展,加剧了小兴安岭地区的岩浆作用(Zhang et al., 2012b).此外，也有学者认为小兴安岭白垩纪火成岩形成于伸展环境(Liu et al., 2020).综上所述,因为岩浆岩通常表现为高阻特征,所以我们推断小兴安岭地区巨厚的高阻体可能与多期次岩浆作用以及下伏变质基底有关.

图4 三维反演电性结构模型 F1：依兰—伊通断裂； F2：牡丹江断裂； F3: 跃进山断裂; F4: 敦化—密山断裂; Moho深度引自(张兴洲等, 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).

碰撞带位于依兰—伊通断裂带和牡丹江断裂带之间.从电性结构剖面上可以看出,碰撞带地壳内部电性结构表现为若干形状不规则、彼此不相连的“碎块状”高阻块体和低阻条带(C1和C2)相间分布的特征.碰撞带整体具有非刚性的特点,这可能是由于佳木斯地块南端和松嫩地块之间的碰撞、拼贴导致该区域深部电性结构横向不均匀性严重.根据区域地质资料,该区域地表广泛出露晚古生代花岗岩,因此我们推断该高阻体可能与晚古生代花岗岩有关.高阻体(R2)之下广泛存在高导异常,该高导异常横向范围横跨整个碰撞带.上地幔电性特征也表现为高导异常,上地幔的高导异常向上延伸与壳内高导体相连.该低阻异常可能指示了软流圈上涌的样式,上涌的软流圈也可能促使地壳结构及物质组成的不均匀性.依兰—伊通断裂带(F1)作为郯庐断裂的北延断裂,其电性结构显示为一组倾向相反的电性梯度带,该组断裂带向下延伸约15 km最终收敛于壳内低阻体内部.牡丹江断裂带(F2)在地壳内部的电性结构显示为西倾的电性梯度带,其向下延伸直至～25 km.

佳木斯地块南端位于牡丹江断裂与跃进山断裂之间.佳木斯地块南端的电性结构整体以稳定的高阻块体(R3)为主.然而,在佳木斯地块的东部,地壳和上地幔存在明显的高导异常(C3),该高导异常具有显著地向地表楔入的趋势.我们推断佳木斯地块南端东、西部地壳电性结构的差异,可能与块体之间的碰撞、拼贴而导致的横向不均匀有关.该高导异常(C3)在空间上和地表密山火山的位置相吻合,因此我们推测高导异常从电性的角度验证了密山火山之下壳内存在岩浆房残留体或火山喷发后的残留热物质.从地壳到上地幔顶部约80 km深度范围内,佳木斯地块南端的电性结构表现为完整的高阻块体.高阻块体的电阻率大于1000 Ωm.佳木斯地块南端具有稳定的、巨厚的岩石圈.锆石测年和同位素研究揭示了佳木斯地块的成因与冈瓦纳大陆有关(Wu et al., 2007).然而,其他学者认为佳木斯地块可能是塔里木克拉通的一部分(Luan et al., 2017).古地磁资料研究表明在早寒武世之前佳木斯地块位于赤道,并且与塔里木克拉通的古纬度相一致(Bretshtein and Klimova, 2007).因此,我们推测佳木斯地块南端完整的高阻块体可能与冈瓦纳大陆或塔里木克拉通的原始古结晶基底有关.跃进山断裂作为佳木斯地块的东部边界(李伟民等, 2020),其电性结构表现为西倾的电性梯度带,该断裂向下延伸可能达到～30 km.

完达山地体位于剖面的最东段.地壳电性结构以高阻块体(R4)和低阻条带(C4)相间分布为主,高阻块体电阻率值大于1000 Ωm.根据区域地质资料,该区地表主要出露抚远—密山增生杂岩、饶河增生杂岩(李伟民等, 2020),我们推断该高阻体代表了增生杂岩.随着深度的增加，上地幔出现高导异常,该高导异常在横向上连续性较好,反映了完达山地体内部非刚性的特点.该高导异常向上延伸与壳内低阻条带相连.根据前人研究,佳木斯地块东缘处于太平洋俯冲带的弧后地带并且火山活动广泛发育(张广成等, 2013),我们推测这些高导异常可能与太平洋板块俯冲脱水以及俯冲所引起的软流圈物质上涌有关.综上所述,我们认为完达山地体的形成原因主要与俯冲增生和俯冲所引起的软流圈物质上涌有关.敦化—密山断裂(F4)作为郯庐断裂的北延断裂其深部电性结构表现为西倾的电性梯度带.电性结构显示该断裂自地表向下延伸直到～28 km.

4 讨论

电性结构中一个显著的特点是下地壳存在的高导异常,其形成原因可能的物理解释主要有：颗粒界面的碳膜(石墨)、导电矿物、部分熔融、软流圈物质上涌.在研究区域附近尚缺乏普遍发育金属矿物或石墨的证据.近百公里的碳膜也难以长时间稳定保存,因此难以解释高导层的成因.温度场分布的研究显示(Sun et al., 2013b)地壳内部温度很高但没有达到局部熔融的温度,另一方面,我们考虑到深地震反射剖面中、下地壳弧形的反射(张兴洲等, 2015),所以也难以用部分熔融解释中、下地壳的高导层.接收函数研究结果指出松嫩地块东部泊松比较高以及地壳内部铁、镁元素比重增加,表明该区发生过地幔热物质的上涌作用(张广成等, 2013).同样,研究区地震波层析成像研究结果也表明存在热地幔物质上涌(张风雪等, 2014； Wang et al ., 2017).在早白垩世期间,由于古太平洋板块不断的俯冲-增生并发生持续脱水作用(李世文等, 2020),这种现象导致上地幔熔融高导物质(玄武岩)上涌并且该物质沿着断裂带或者构造软弱的位置进入地壳内部.最后,结合我们的电性模型结果认为上地幔高导异常具有明显的向上延伸并与下地壳高导异常相连接.我们推测下地壳高导异常可能由于上地幔物质上涌导致.

断裂带(F1、F2、F3、F4)均表现为明显的电性梯度带.其中,牡丹江断裂(F2)、跃进山断裂(F3)和敦化—密山断裂(F4)规模较大,结合与本文同测线的深地震反射剖面(未发表),我们推测它们可能为地壳尺度断裂.依兰—伊通断裂和敦化—密山断裂作为郯庐断裂的北延断裂,它们的深部电性结构具有不同的特点.依兰—伊通断裂表现为一组倾向相反的电性梯度带并且其向下延伸至～15 km,其最终收敛于壳内高导异常之中,该电性特征与地表依兰—伊通地堑相一致.有学者认为依兰—伊通断裂两侧的松辽盆地和张广才岭具有相同的基底(Xu et al., 2017),结合我们的电磁结果,我们推测依兰—伊通断裂并非块体间的边界断裂.相反,敦化—密山断裂表现为西倾的、陡立的电性梯度带并且延深深度可达～28 km.其他学者们的研究也表明敦化—密山断裂为岩石圈尺度的深大断裂带(Kaplun et al., 2013; Xu et al., 2017).我们推测敦化—密山断裂可能为完达山地体的南部边界断裂.牡丹江断裂和跃进山断裂作为古老的佳木斯地块的边界断裂均表现为明显的电性梯度带, 二者的延深深度均可达到莫霍面.其中, 西倾的牡丹江断裂可能与佳木斯地块和松嫩地块之间古缝合带的位置重合.

随着佳木斯地块南、北两端研究工作的不断深入, 前人们对该研究区域的浅部和深部结构的划分提供了宝贵的依据.Ranasinghe等(2015)在佳木斯地块北端和南端的Lg波研究，表明南端衰减因子值较高, 北端衰减因子值较低, 该结果表明佳木斯地块北端结构活跃而南端结构稳定；Xin等(2021)在佳木斯地块北端的三江盆地的三维大地电磁反演研究表明三江盆地整体表现为高导异常并且佳木斯地块南、北两端可能具有不同的深部结构； Zhang等(2012a)在佳木斯地块北端三江盆地的地震反射和测井结果表明三江盆地在侏罗纪-白垩纪期间经历了强烈的破坏；Ma 等(2019)基于各向异性的结果认为俯冲的太平洋板块在深部表现出撕裂行为从而导致熔融物质复杂的三维流动.此外,从地形、地貌的角度来看,佳木斯地块南端以山地地貌为主,北端地貌以盆地为主.最后,结合佳木斯地块南、北两端的三维电性结构模型对比图(图5),我们认为古太平洋板块向西俯冲对佳木斯地块南、北两端的构造演化起着重要的作用.二者深部电性结构的差异可能为: 在早侏罗世时期,由于古太平洋板块西向俯冲、撕裂,北端的三江盆地受太平洋构造域的影响更为强烈,这导致了三江盆地的岩石圈减薄、破碎,形成了一个更活跃的构造带,具体在电性结构上表现为大面积的高导异常.随后,在白垩世期间,三江盆地经历了快速沉降,由裂谷发育为断陷盆地(He et al., 2009).然而,佳木斯地块南端由于受太平洋构造域的响应不剧烈,南端还保留着古老、完整的结晶基底,有限的上地幔熔融物质只是沿着断裂带或者构造软弱的位置进入佳木斯地块南端.因此,在电性结构上表现为大面积的高阻体.

我们将根据大地电磁结果和地质、地球物理研究探讨该区域的构造演化过程.地质学家普遍认为黑龙江杂岩是佳木斯地块与松嫩地块俯冲、碰撞而产生的类似蛇绿岩套的构造混杂岩.岩石学的证据表明两地块在中志留世完成首次碰撞拼贴(李伟民等, 2020).在晚石炭世-早三叠世期间,佳木斯地块与松嫩地块发生裂解并进入伸展环境(李伟民等, 2020),它们裂解后形成牡丹江洋.在早侏罗世时期,由于古太平洋板块西向俯冲并且该俯冲驱动着牡丹江洋西向俯冲(Wu et al., 2007).随后,佳木斯地块也俯冲到松嫩地块之下并完成了两块体的拼合(Ge et al., 2017).结合我们的电性结果,我们推测西倾的牡丹江断裂可能为两块体的边界断裂,佳木斯地块南端可能以软碰撞的形式俯冲到松嫩地块东缘之下.在白垩纪时期,由于古太平洋板块俯冲后撤,这导致研究区整体的构造环境由挤压变为伸展,同时伴随着牡丹江洋壳的断离-拆沉.岩石学的证据也表明松嫩地块东缘存在双峰式的岩浆岩,其成因可能与伸展的构造环境有关，而且可能发生过拆沉作用(Wu et al., 2011).深反射地震结果也表明松嫩地块东缘具有平坦的莫霍面反射,指示了伸展的构造环境(Hou et al., 2015).洋壳的断离-拆沉作用可能造成地壳减薄并进一步造成软流圈地幔物质上涌(李伟民等, 2020),这种结果表现为电性模型中上涌的高导异常体(C2、C3和C4).

图5 佳木斯地块南、北两端三维电性结构模型对比图 佳木斯地块北端三维电性模型引自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).

综合上述结果我们认为,研究区动力学机制可能是由于在晚石炭世-早二叠世期间,佳木斯地块与松嫩地块发生裂解并进入伸展环境,这导致了小兴安岭发生广泛的岩浆作用.随后,在早二叠世时期,古太平洋板块西向俯冲，由于古太平洋板块存在撕裂现象，造成佳木斯地块北端构造运动强烈,南端构造运动微弱.在晚三叠世-早侏罗世期间,古太平洋板块西向俯冲驱动着牡丹江洋西向俯冲.在早-中侏罗世期间,佳木斯地块向松嫩地块之下俯冲.在晚侏罗世-早白垩世期间,由于古太平洋板块俯冲后撤,这导致地壳减薄、牡丹江洋壳断离，而断离-拆沉的洋壳进一步造成软流圈物质的上涌.同时,上涌的软流圈也可能是后期伸展环境的动力.

5 结论

本文介绍的大地电磁剖面较完整地反映了松嫩地块东北缘的小兴安岭、佳木斯地块南端和完达山地体深部的电性结构特征.大地电磁三维反演得到的电性结构图像揭示了断裂带的深部延展情况以及各构造单元内部的电性构造特征.并结合地表地质、地球物理等资料,我们对研究区电性结构之间的关系和特点、动力学背景等进行了初步的讨论,本文大地电磁探测结果表明：

(1)松嫩地块东北缘的小兴安岭是一个多期次形成的花岗岩为主的高电阻率构造单元;(2)碰撞带和完达山地体壳内高导异常,其形成原因可能与软流圈物质上涌有关;(3)主要断裂带均表现为明显的电性梯度带,其中牡丹江断裂、跃进山断裂和敦化—密山断裂可能为地壳尺度的断裂带.我们认为依兰—伊通断裂不是微板块的边界.相反,牡丹江断裂、跃进山断裂和敦化—密山断裂是微板块的边界;(4)佳木斯地块南、北两端结构的差异可能与古太平洋板块俯冲、撕裂有关,佳木斯地块南端受到古太平洋板块俯冲影响较小,以稳定、古老的 “高阻核”为特征；相反，北端受到古太平洋板块俯冲影响较大,以活动的、高导异常为特征.