0 引言

嫩江—八里罕断裂横跨河北、内蒙古、吉林和黑龙江等地区，地理位置上位于大兴安岭东缘，其北段大地构造位置上位于兴安地块与松嫩地块的接壤处，中段沿大兴安岭重力梯度带向南延伸，在区域构造、盆山演化等方面具有重要意义。许多学者利用不同手段和方法探讨了该断裂带的位置、产状、性质和发育演化史^[1-10]。由于嫩江—八里罕断裂中、北段被第四系覆盖，早期主要基于区域重力、磁力、遥感等资料研究其空间位置和构造特征，认为其是东倾的断阶式正断层^{[2, 10-11]}。满洲里—绥芬河地学断面显示相似的倾向和断层性质，但产状在深部较平缓^[1]。部分学者根据综合地球物理资料或深部莫霍面展布特征，认为该断裂是松辽盆地拆离断裂或西缘控盆断裂，断层切割深度近20 km，底部倾角较小^[1]；而深反射地震和大地电磁测深结果显示该断裂是一条超壳断裂，浅部呈花状构造特征^{[3, 12]}。近年来，对嫩江—八里罕断裂沿线的岭下、尼尔基、小城子等地区具有韧性变形特征的构造岩开展研究，提出该断裂具有左行走滑性质，并利用年代学约束了断裂构造演化史^[4-9]。这些工作极大地提升了嫩江—八里罕断裂构造演化的认识；但由于第四纪沉积物的覆盖和露头规模的限制，早期形成演化特征的研究程度依然较低，同时对断裂深部结构、构造应力环境等一些问题还存在较大争议。深部结构的探测不仅有助于该断裂深部构造特征的认识，同时也为区域盆山演化、板块构造等研究提供深部依据。本文主要基于部署在松辽盆地西缘的1条大地电磁测深(MT)剖面和1条反射地震剖面，探讨嫩江—八里罕断裂的深部构造特征。

1 地质背景

东北地区位于中亚造山带东段，历经古亚洲洋、鄂霍茨克洋、滨太平洋等构造域的叠加和改造，区域构造背景复杂^[13-16]。自20世纪80年代引入板块学说以来，学者对东北地区的大地构造格架开展了系列研究，提出了“多微板块、多条缝合带”的认识(图 1)^[17-20]。晚古生代以前，区域以微地块拼贴作用为主要构造特征，松嫩、佳木斯、兴安、额尔古纳等微地块发生碰撞拼贴，形成统一的联合古陆^[17-20]或佳蒙地块^[21]。石炭纪或二叠纪末，联合古陆沿西拉木伦河—长春—延吉一线与华北板块发生碰撞^[21-24]，区域进入陆内演化阶段。中生代早期，区域受强烈底侵或造山挤压作用，地表隆升遭受剥蚀，该时期地层仅局部发育^[25]。早中生代后期，区域受滨太平洋构造域影响，主体处于NW—SE向伸展环境，发育系列北北东向展布的断裂、沉积盆地等。

黑河—贺根山缝合带被认为是松嫩地块与兴安地块的拼合缝合线，其过扎兰屯以南是向白城还是二连—贺根山一线延伸尚存争议^{[16, 18, 26]}。沿白城—齐齐哈尔一线发育的基性、超基性岩带和俯冲杂岩指示该段是一处规模较大的构造薄弱带，可能与兴安地块和松嫩地块的拼贴碰撞有关^[26]。嫩江—八里罕断裂基本沿着该条薄弱带展布，其形成发育的应力环境与黑河—嫩江构造带具相似性。前人研究表明兴安地块与松嫩地块在早石炭世末期发生弱碰撞^[26]，该时期主体处于近东西向(现代磁方位为准)挤压环境^[27]。印支期，先后受古亚洲洋自西向东剪刀式闭合、扬子板块与华北板块碰撞等影响，主体可能处于近南北向的挤压环境，形成系列近东西向展布的构造带及派生的近南北向横张断层或走滑断层带^[21-24]。燕山运动早中期，受Izanagi板块北西西向欧亚大陆俯冲影响，发育系列北西向张性断裂、岩墙群和近南北向褶皱等，同时可能发生了地壳尺度的逆时针旋转，导致中晚侏罗世盆地长轴走向和岩墙产状从北东逐渐过渡至北北东向，该时期可能处于最大主压应力为北西西向左旋剪切应力场^{[25, 27]}。燕山运动中晚期，区域可能受古太平洋板块后撤或印度板块快速北移的影响，区域处于北西—南东向伸展和近南北向挤压环境，东北地区可见轴向北西西向褶皱^[27-28]。进入早白垩世早期，Izanagi板块西向欧亚大陆俯冲角度的变化可能导致北东或北北东向断裂再次发生左旋走滑。早白垩世后期至今，区域受滨太平洋板块俯冲作用影响，整体处于拉张伸展背景^[5]。区域内构造应力场最大主压应力方向从晚古生代至今发生了多次剧烈的转变，甚至可能导致地壳尺度的旋转，嫩江—八里罕断裂所处的构造薄弱带受多次构造运动的影响，具有较复杂的形成演化史。

2 数据采集与处理 2.1 数据采集

为控制嫩江—八里罕断裂(中段)的空间展布，在松辽盆地西缘高力板地区部署了1条长150 km、点距1 km的MT测线(图 2中N1测线)。野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MT-2000大地电磁仪，所有测点采用张量观测方式布极，每个测点测量3个相互正交的磁场分量(H_x、H_y、H_z)和2个相互正交的水平电场分量(E_x、E_y)，其中x、y、z分别代表南北、东西、垂直等方向，在数据采集过程中使用GPS同步观测。电极距一般为100 m，有效观测记录频带为0.000 5~320 Hz。为保证数据质量，每个测点采集时间不低于20 h，另外在电磁噪声较大的区域，运用远磁道参考技术。数据预处理采用凤凰公司自带的SSMT2000软件，基于傅里叶变换将时间域信号变换成频率域数据，通过功率谱挑选、远参考、“Robust”估计等处理技术，获得所有测点的视电阻率与相位曲线。

此外，在MT测线北侧约25 km处已有1条长47 km的二维反射地震测线(图 2中DZ_01线)。该地震数据采用单井激发参数为井深16 m、药量12 kg；无法成井区采用双井组合，井深10 m，药量6 kg。观测系统为道间距20 m、炮间距60 m、接收道数720道、满覆盖次数120次。本文为探讨嫩江—八里罕断裂的构造特征，从该剖面中选择横跨该断裂的部分成像结果进行讨论。

2.2 MT数据处理及反演

图 3是研究区典型视电阻率和阻抗相位曲线，能够直观反映地下介质的电性特征。其中144号点位于大兴安岭东缘，234号测点位于嫩江—八里罕断裂带附近，380号测点位于松辽盆地西部斜坡区。不同构造单元的电性结构具有一定差异，大兴安岭东缘火成岩发育导致视电阻率整体较高(图 3a)，松辽盆地西部斜坡区高频部分具有较强的一维性且视电阻率较低(图 3e)。相位曲线连续性较好，反映野外观测数据可靠(图 3b、d、f)。

MT数据二维反演的前提是区域结构具有二维性特征^[29]，可通过Bahr张量阻抗分解技术开展二维偏离度计算进行维性特征分析。N1测线全部测点的Bahr二维偏离度随频率变化见图 4。可看出研究区二维偏离度整体小于0.3，仅有低频带局部二维偏离度值大于0.3，反映剖面整体具有二维特征。

研究区断裂系统发育，地质结构复杂，测线与区域地电走向不一定完美垂直；为获得接近真实的地下电性特征，在进行二维反演前需将观测坐标系旋转至电性主轴方向。本文以共轭阻抗法(CCZ)^[30]为基础，采用阻抗张量分解的多测点-多频点统计成像分析技术确定剖面下方的最佳电性主轴方向^[31]。图 5是N1测线典型测点和全测点-全频点电性主轴方向统计玫瑰图，但测点电性主轴方位自西向东发生顺时针旋转，在嫩江—八里罕断裂带附近变化最为明显(测点280—312)。利用多测点-多频点统计获得区域电性主轴方位为北西西和北东东两个方向；考虑到区域构造线以北东向和北东东向为主，判断研究区整体电性主轴为北东东向，方位角为41°。

将原始曲线按41°方位角旋转至电性主轴后可判断极化模式，此时ρ_xy和φ_xy为TE极化模式数据，ρ_yx和φ_yx为TM极化模式数据。研究区深部局部区域具有三维结构特征，鉴于TE模式视电阻率数据易受三维畸变效应影响^[30]，本文主要采用TM模式的视电阻率数据进行二维反演。反演方法采用非线性共轭梯度法(NLCG)^[32]，该方法仅需利用一阶导数信息，克服了最速下降法收敛慢的缺点，具有所需存储量小、收敛快、稳定性高和无需任何外来参数等优点。反演初始模型为100 Ω·m均匀半空间，采用测点中心网格法剖分，网格密度327×132，视电阻率和阻抗相位分别均使用10%本底误差，迭代51次，最终拟合误差(RMS)为2.27。

3 剖面电性结构

反演获得的电性结构如图 6所示，剖面具有明显的“横向分块”特点，以明显的“八”字型低阻条带为界可划分为3个电性区，自西向东分别与大兴安岭东缘、高力板断陷、松辽盆地西斜坡3个构造单元对应。大兴安岭东缘整体以高电阻率为特征，视电阻率值达10⁴ Ω·m以上，是晚古生代至早中生代多期岩浆活动形成的侵入岩体的电性响应^[33]。自西向东高阻块体规模和数量逐渐减小，反映中上地壳物质组成存在差异。

“八”字型低阻条带组合主要分布于高力板断陷带或凹陷带之下，L₁、L₂、L₃ 3个低阻层(条带)产状具有明显差异：L₃低阻条带顶部埋深3~6 km，未贯通地表，浅部产状近直立，20 km以下产状逐渐变缓，东向倾斜且切割Moho面；L₁与L₃反向倾斜(西倾)，顶部埋深约8 km，规模较L₃低阻条带小；L₂低阻层横向上连续，展布于断陷范围内，埋深为6~8 km且从断陷内部到边缘逐渐变浅。

位于高力板断陷内的高D1井于2 740 m处钻遇林西组，而林西地区官地剖面显示林西组视厚度大于3 000 m，且未见顶底^[34]，因此L₂低阻层埋深范围基本与上二叠统埋深范围相近。已有研究表明林西组泥岩层具有低电阻率特征^[35]，岩石物性测试显示林西组浅变质板岩电阻率较低，而砂岩则具有相对高阻的特征(表 1)，下二叠统寿山沟组也显示中—低电阻率特征。因此，推测L₂低阻层是上古生界沉积地层的电性响应。横跨龙江盆地的MT探测结果发现的西倾低阻条带与本文L₁低阻条带的产状、埋深、规模等基本相似^{[12, 36]}，但未发现近直立的L₃低阻条带，可能与测点点距较大(5~8 km)有关。

4 嫩江—八里罕断裂构造特征 4.1 深部构造特征

L₁、L₃两条反向倾斜的低阻条带在自北向南的7条电性剖面中均具有相似的特征^①，指示其在空间分布上具有线性展布特征。那么，L₁、L₃两条低阻条带中哪一条是嫩江—八里罕断裂的电性响应？

① 钟清.松辽外围中新生代盆地群页岩气地质远景调查成果报告.廊坊：中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所，2015.

两条低阻条带的倾向相反是最明显的差异，可参考已有的地球物理、地质等倾向资料进行判断。区域重力、磁力异常揭示嫩江—八里罕断裂为向东倾斜的断阶式断裂^[10-11]；满洲里—绥芬河地学断面显示嫩江断裂为一条东倾的低角度正断层^{[1, 37]}，部署在龙江北部深地震反射结果也支持东倾的认识^[3]。上述研究表明嫩江—八里罕断裂东向倾斜基本是一个共识，因此，推断L₃低阻条带反映嫩江—八里罕断裂，具有东倾、产状上部近直立和下部逐渐变缓的构造特征。研究区Moho面深度约35 km^[38]，电性结构显示该断裂深部达到40 km，表明该断裂是一条隐伏的超壳断裂。

西向倾斜的L₁低阻条带在区域内也广泛发育，北部扎兰屯等地区的电性结构剖面中也发现了类似的西倾低阻条带^{[12, 29, 36]}，且认为可能与地块拼贴过程中形成的破碎带中充填流体有关。目前，区域地质研究在嫩江—八里罕断裂沿线发现系列指示松嫩地块西向兴安地块发生俯冲碰撞的地质证据，如北东向展布、具有从俯冲到碰撞后连续演化特点的石炭纪岩浆弧^[26]和超基性岩、大理岩的发现等^[16]；Moho面埋深和速度等值线形态具有明显向西插入的特征也为地块拼贴提供了佐证^[39]。L₁低阻条带临近松嫩地块与兴安地块的拼贴位置，且产状与俯冲方向一致，可能反映了早石炭世末期地块拼贴时增生楔内部的逆冲断层系，低阻成因可能与断层面富含炭质物质^[35]或者后期伸展环境下充填流体有关^[29]。

4.2 浅部构造特征

在红山镇以北，嫩江—八里罕断裂地表覆盖厚层第四系，重磁等区域地球物理场不能反映其浅部构造样式；同时，已有横跨该断裂的地学断面或MT剖面主要关注壳内或岩石圈深部结构等，点距往往比较大^{[12, 37]}。此外，嫩江—八里罕断裂在中上地壳尺度内产状较陡，深反射地震剖面对陡倾的走滑断裂反映不敏感。因此，关于浅部构造特征的文献报道较少。本文尝试综合利用小点距MT和地震剖面开展陡倾断裂的结构研究。

图 7a是N1测线上162—282号测点浅部电性结构模型，纵向上具有明显的分层特征，沿测线自西向东分别有高D1井、蒙科D1井和向3井等3口钻井，其中前两者均钻遇了上二叠统，为浅部电性模型解释提供了约束。区域地层和岩石地球物理性质研究表明，中上侏罗统主要为火山-沉积相，含有厚层凝灰岩、安山岩等中酸性火山岩，岩石露头物性测试和电阻率测井结果均表明其主要呈高电阻率特征^[35]；中下侏罗统红旗组、万宝组由于富含厚层炭质泥岩使其电阻率较低。上二叠统林西组自上而下分别具有陆相、海陆过渡相、海相等沉积特征^{[21, 26]}，该套地层未见大面积发育的火山岩，以厚层砂岩、泥岩互层为特征，电性上表现为高阻-低阻相间、整体电阻率较低的特征。中二叠统大石寨组沉积时期火山活动剧烈，发育一套海相-火山沉积^{[21, 26]}，电性结构整体表现高阻特征，下伏寿山沟组则以低阻为主要特征。基于上述的岩石物性特征和钻井结果，对浅部电性结构模型进行地质解译。

MT浅部电性结构模型横向上具有分块特征，高阻体被倾斜低阻条带分隔，这些低阻条带可能反映了断裂的发育，其内部往往充填松散物质以及水等流体物质而呈低阻异常。在深部电性结构确定的嫩江—八里罕断裂范围内(测点200—260之间)，发育多条不同倾向、反映断裂的低阻条带，包括2条东倾的反“Y”字型断裂(F₁、F₂)和1条西倾断裂(F₃)，这些断裂浅部产状较陡，向深部趋于平缓且具有向一个断面归并的趋势，整体上显示花状构造特征(图 7a)。北侧反射地震偏移时间剖面中也有类似的特征(图 7b)，地震剖面上火山岩层(1.4 s)以下可见丰富的反射波组，能有效追踪多组较连续的反射同相轴。依据波组特征分析，在CDP 6000下部4.0 s位置东西两侧具有不同的地震反射特征：西侧4.0~4.5 s范围可见连续发育、产状平缓、高频的强反射同相轴，与松辽盆地内上古生界底界的反射特征相似^[40]，而东侧则该双程走时范围内主要发育杂乱发射或不连续的弱反射，3.0 s附近发育相对连续、产状西倾的中等强度反射波同相轴；推测该界线(CDP 6000)是嫩江—八里罕断裂在深部(4.5 s)的位置。沿该界线向上，浅部横向上可见具有不同地震反射波组特征的4个部分，这些不同地震相的相接位置局部可见同相轴扭曲、错断的特征，可识别出3条次级断裂，组成正花状结构，向深部交汇在一起；这一特征在北部龙江地区、横跨该断裂的地震剖面上也有显示^[3]，表明嫩江—八里罕断裂中段和北段具有类似的构造特征。本次研究还在东侧识别出了一条西倾的次级断裂(F₃)。

断裂带内部和外部的地层发育特征具有较大的差异，如位于断裂西侧的高D1井钻遇了近2 400 m厚的中上侏罗统，在2 740 m钻遇了林西组^[41-42]；而东侧相距较近(13 km)的蒙科D1井未见中上侏罗统，在340和840 m分别钻遇了三叠系和二叠系林西组^[42]。推测这种地层横向发育不协调是断裂在早白垩世左行走滑作用环境下形成的^[4-6]。断裂带内部二叠系林西组顶界埋深向浅部突变可能指示断裂带内发育逆冲构造，浅部电性结构模型和地震剖面上均显示正花状构造样式，深反射地震剖面显示断裂上盘的Moho面位置明显高于下盘^[3]，这些特征指示嫩江—八里罕断裂深部可能曾处于挤压构造应力环境。

嫩江—八里罕断裂一般被认为是一条正断层或左行走滑断层，形成于与早白垩世早期Izanagi板块西向欧亚板块俯冲有关的拉张伸展环境^[5]，并受俯冲角度的变化发生左旋剪切。本次地球物理资料揭示嫩江—八里罕断裂深部曾处于挤压环境，结合区域构造应力场的演变，推测该断裂在燕山运动早期就已经发育形成；可能受北部鄂霍茨克洋闭合和东部Izanagi板块北西西向欧亚大陆俯冲的影响，该时期嫩江—八里罕断裂处于强烈的挤压构造环境。白垩纪时期拉张、走滑等构造作用的叠加和改造使断裂带附近遭受多期变形变质事件，致使早期的构造痕迹并不明显。因此，对该断裂的形成时间和动力机制有待进一步的研究。

5 结论

1) 区域内电性结构横向上以L₁、L₂、L₃ 3条“八”字型低阻条带(层)为界，与地质构造单元有较好的对应关系；推断L₁低阻条带代表早石炭世末期地块拼贴时增生楔内部的逆冲断层系，L₂低阻层是古生界沉积地层的电性响应，L₃低阻条带反映隐伏的嫩江—八里罕断裂。

2) 嫩江—八里罕断裂是一条东倾的超壳断裂，浅部产状较陡、向深部逐渐趋缓。在上地壳内主要由2条反“Y”字型断裂和1条西倾的断裂组成，在深部趋于归并为一条断裂，整体构成了正花状构造样式，指示断裂曾历经强烈的挤压应力环境。