2012, Vol. 55
2. 中国石油天然气管道工程有限公司, 廊坊 065000
2. China Petroleum Pipeline Engineering Corporations, Hebei Langfang 065000, China
东北亚洲包括南西伯利亚、中国东北、日本海一带广大范围，从古生代至新生代经历了远程、近程叠置的区域构造应力作用，形成了复杂的深部浅部地质构造系统，例如贝加尔裂谷带、南西伯利亚褶皱带、黑龙江微板块群、日本海裂谷带、西太平洋Benioff地震带等，以及大兴安岭、小兴安岭-张广才岭岩浆岩带，广阔的松辽平原，多期次复合形成的矿产资源区带.这些混为一体的地质应力表征具有深部的统一的构造成因，包括陆地板块如西伯利亚板块、印度板块和大洋板块如西太平洋板块的水平运动，水平面、海平面升降的垂向运动的共同作用.对东北亚洲的壳幔结构与构造已经进行了一系列地质、地球物理、地球化学等学科方面的研究，取得了极为宝贵的认识.从贝加尔湖至满洲里东1000km长范围里，虽然地表地质条件差异很大，但都有厚10~30km 变化的前寒武和早前寒武基底，自北向南分别带有镁铁质、英闪质和岩浆岩质成分[1-2].兴安微板块、松嫩-张广才岭微板块的基底基本是古生代变质、浅变质岩，大兴安岭中上部地壳还多有古生代、中生代火成岩岩体[3].佳木斯微板块和兴凯微板块的地壳主体部分由上太古-下元古界麻山群、伊曼群组成[3].断面上绥芬河以西100km 附近是于早侏罗世拼贴的那丹哈达地体，其中包括岩石圈残片[4].日本海和日本岛弧具有前寒武纪变质基底，这些玄武岩质层由麻粒岩、辉长岩和角闪岩等变质核杂岩组成，在基底内的侵入岩中花岗岩居多[5].自俄罗斯贝加尔湖至日本仙台断面约4000km 长范围的地球物理研究也已得到一些重要结果.其中最主要的研究结果来自中俄学者合作工作[6-7]和俄日学者合作工作[8-9].本文即是以这些基本结果为基础[1， 10-12]，进一步进行重新解释，得到东北亚洲地带速度结构，然后从构造地质学、区域地质学进行综合分析，探讨断面范围内裂谷带特征及其形成动力过程、西太平洋岛弧带稳定性等问题.
2 资料组构与处理俄罗斯贝加尔湖-日本仙台断面(为叙述方便简写为BS 断面，B、S 分别取自Baikal Lake 和Sendai两地名字头)地理与区域大地构造位置见图 1.BS断面位于欧亚板块上，自西至东为西伯利亚板块、黑龙江板块、欧亚板块东部陆缘带，再经过西太平洋海沟跨进太平洋板块.该断面位于东北亚洲，跨过西伯利亚平原、大兴安岭、松辽平原、小兴安岭、三江平原、日本海，全长4000余公里.东北亚洲处在太平洋板块、西伯利亚板块、中朝板块挟持部位，从古生代到新生代经受了复杂的构造运动作用，现今的深部浅部构造变动是探讨东北亚区域地球动力学过程以及矿产资源分布的重要条件.为了从整体上更清楚地展现东北亚地域地壳结构特征、从纵横向两方面区分地壳不同表现，进一步分析东北亚诸多地质问题，本文组构了BS断面；其中西部、中部(乌斯契-乌达-绥芬河断面)主要取材于中俄合作成果，赤塔至满洲里之间引用了Zorin (1989，1993，1995)[10， 2， 13]研究成果，满洲里-绥芬河断面还参考了中国学者近年的研究成果[3， 7， 14-15]，包括地震波速结构和其它地质、地球物理资料.东部(绥芬河-仙台断面)主要取材于俄日合作成果[8-9]，包括地震波速柱状结构图等资料.
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图 1 俄罗斯贝加尔湖-日本仙台断面(BS)地理与区域大地构造位置 注:(1)BS断面经过的三个主要盆地(贝加尔湖裂谷带、松辽盆地、日本海盆地)是成因不同的裂谷盆地，用阴影标志([1， 2， 3， 5， 8]).(2)断面位于欧亚板块(西伯利亚板块、华北板块和黑龙江板块)上，东端接壤太平洋板块([1， 2， 3， 5， 8]).(3)黑龙江板块和华北板块的缝合发生在二叠纪末，蒙古-鄂霍茨克缝合带自西部的二叠纪至东部的早白垩世呈剪刀叉状闭合([14， 2， 16]).(4)两个大规模的岩浆岩带(大兴安岭岩浆岩带、小兴安岭-张广才岭岩浆岩带)都分布在黑龙江板块上；松辽盆地断陷期发育早白垩火成岩岩体([2， 14， 23]).鄂霍茨克褶皱带发育古生代、中生代、火成岩岩体([1， 2， 16]). Fig. 1 Geographical location and regional tectonic setting of Russian Baikal Lake-Japanese Sendai transect (BS) |
对于取材的资料，作了如下处理:(1)以6.4km/s和6.8km/s为主要数据，进行全断面连接.其中2400km 至2650km 之间的兴凯微板块缺少资料，依两侧波速分布用虚线进行衔接.基本保持了所取材的波速分布，在西伯利亚地台和鄂霍茨克带的剖面上，把波速异常变化剧烈部位进行了异常块带分离处理，一方面未失去原数据实质，另一方面合理地突出了异常分布.(2)为了进一步讨论断面上不同裂谷带成因，保留了断面西部贝加尔裂谷带下方岩石圈地幔中的低速异常体.(3)断面中部2150km 至2330km 之间的佳木斯微板块由F4 和F6 界定，之间的F5(跃进山断裂，也称大河镇断裂)是其东侧拼贴的完达山地体与佳木斯微板块的缝合带[3].(4)关于Moho界面的界定，2200km 以西(佳木斯微板块以西)大致取为8.0~8.15km/s；以东至太平洋海沟取为7.6~8.0km/s；在东端的太平洋板块则取作8.3km/s.(5)断面域构造单元划分的说明.欧亚板块东部陆缘带西界取在日本海盆西缘，为与兴凯微板块这一比较稳定地块相区别，由额尔古纳-兴安微板块、松嫩-张广才岭微板块、佳木斯微板块和兴凯微板块组构成的构造单元命名为黑龙江板块，其面积大于100 万km2[3].西伯利亚板块东缘即西伯利亚地台以东地带，称之为鄂霍茨克褶皱带[14-16].日本国国土位于西太平洋岛弧带上，东邻西太平洋海沟.最后得到的BS断面地震波速结构见图 2.
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图 2 BS断面地震波速分布 注:⑴BS断面地震波速数值取自:[6](贝加尔湖一绥芬河)；[3， 7， 15](满洲里一缓芬河)；[10-13](乌斯契一乌达一满洲里)；[5， 8， 9， 17](日本海盆地一日本仙台).(2) BS断面构造单元划分与断裂分布由[3， 6， 8， 9， 5， 10， 11， 12， 15， 7， 17， 18， 20， 28， 31]综合解释而成.(3)F1鄂霍茨克洋北向俯冲断裂；F2额尔古纳一兴安微板块一松嫩一张广才岭微板块拼贴俯冲断裂；F3松辽盆地西边界断裂；F4松嫩一张广才岭微板块一佳木斯微板块拼贴俯冲断裂；F5佳木斯微板块一完达山地体拼贴俯冲断裂；F6完达山地体一兴凯微板块拼贴俯冲断裂 Fig. 2 The distribution of seismic wave velocity of BS transect |
整个BS断面的地震波速结构(图 2)表现出比较明显的特征，即板块和陆缘带的波速区别.板块区带波速变化较剧烈，陆缘带的波速变化比较平缓.在板块区带里，上部地壳波速比下部地壳波速变化大.
(1) Moho界面附近波速特点.西部、中部的板块区带Moho界面下部波速高于板块陆缘带的，板块区带里Moho界面深度在30~43km 之间变化，而陆缘带Moho 界面最浅15km 深，最深也不过32km.另外，在板块区带里，贝加尔裂谷带、鄂霍茨克带、海拉尔盆地东侧的大兴安岭等处，Moho界面之下波速表现出不同程度的异常，或者为低速异常，或者为高、低速折叠变化等形态.相反，陆缘带除了波速低，其变化也较小.上述Moho界面波速表现的特点与板块、板块边缘活动性呈现不同的关系，即通常陆缘带活动性较强，板块内部活动性较小；而相应的Moho界面波速变化，陆缘带比较稳定.断面东端的西太平洋海沟和太平洋板块，Moho界面波速很高，Moho界面起伏变化也较大.位于佳木斯、兴凯微板块之间的完达山地体(即F5、F6 之间部分)，其Moho界面波速为7.8~8.0km/s, 与陆缘带的相近，表明该地体更近于日本海盆的地壳物性.
(2) 地壳的可分性.BS断面地壳波速结构，按复杂程度分，黑龙江板块的地壳最复杂，西伯利亚板块居次，东部陆缘带最简单，其中岛弧带要比海盆复杂.根据地壳波速曲线分布特点，可以看出，板块区带里的地壳波速结构可以分为上部、中部、下部地壳；欧亚板块东部陆缘带的地壳基本是两分的.板块区带里的地壳纵波速等值线6.4km/s和6.8km/s把地壳划分为三个部分.其中下部地壳波速变化比较平缓，中部地壳，在贝加尔裂谷带、海拉尔盆地、松辽盆地区里其波速变化大，包括纵向、横向都有较大变化.西伯利亚板块的鄂霍茨克带，中、下部地壳波速变化都很小.佳木斯、兴凯微板块作为稳定地块[3]，其中、下部地壳波速变化小.对于东部陆缘带，其中的西太平洋岛弧带具有特殊的地壳波速结构，上部地壳(以6.4km/s分界)具有一个厚约为10余公里、长约230km 的大块匀速体，为下述方便称之为“仙台等速块".在该等速块东西两侧具有相近表现，波速变化较小；该等速块顶底层波速变化较大.等速块的波速6.0km/s与花岗岩层相当[5， 17].
(3) 裂谷带地壳波速变化.主要比较贝加尔裂谷带和裂谷盆地松辽盆地的地壳波速分布.两个裂谷盆地上部地壳(即小于6.4km/s)波速分布都比较复杂，贝加尔裂谷带存在大块高速体外，还存在局部低速区带，松辽盆地上部地壳纵横双向变化都比较复杂.贝加尔裂谷带中部地壳波速变化缓慢，而松辽盆地中部地壳具有大块高速带.两个裂谷带下部地壳波速变化都较小.贝加尔裂谷带下部地壳厚约5km, 松辽盆地下部地壳厚约12km, 贝加尔裂谷带上部地壳厚约15km, 松辽盆地仅为6km, 中部地壳厚度，松辽盆地的是在4~15km 之间变化.从三分地壳厚度变化分析，两个裂谷带差别较大.松辽盆地的Moho界面上拱，Moho界面波速8.0km/s.贝加尔裂谷带Moho界面较平缓，裂谷带两侧Moho界面波速8.1~8.15km/s, 而在裂谷带位置，Moho界面之下存在大块低速体，其波速为7.7~7.8km/s.以下为叙述方便，把这个大块低速体称之为“BLV带".
3.2 讨论BS断面跨越的地质构造单元及其区域大地构造背景表明，断面地壳波速分布有可能反映构造方面一些特征，同时也可能对解释断面域构造问题提供地球物理方面的证据.断面域构造地质问题很多，本文讨论其中两个问题，即断面域裂谷带形成机制，以及西太平洋岛弧带稳定性.
3.2.1 贝加尔裂谷带(BR)与松辽盆地(SB)形成机制的比较西伯利亚地台上的贝加尔裂谷带和松嫩-张广才岭微板块上的松辽盆地是欧亚板块上两个为国际地学界所瞩目的裂谷带.对于它们的形成演化已有许多研究结果.关于贝加尔裂谷带的形成主要可分为四种认识.第一种，地幔上隆为主，引起周边断裂系统，进而形成裂谷带；并在印度板块和欧亚板块碰撞的远程效应作用下发育[18].第二种，地壳内的高热流值引起裂谷带内发生拗陷，上升的地幔物质引起新断层和已有断层的再活动，并加速裂谷演化[11-12].第三种，西伯利亚板块的向南运动在西伯利亚地台上表现出不均衡应力效应，结合裂谷带上部地壳的物质属性，共同形成裂谷系统[19].第四种，贝加尔裂谷系并非单纯的被动裂谷或主动裂谷，而是由于断裂作用所致[20].总结上述几种认识，基本点包括两部分，一是断裂引起裂谷，二是板块运动的不均衡应力效应.对松辽盆地这一中生代裂谷盆地的形成认识，包括从盆地基底性质出发，将盆地成因归入克拉通内的复合盆地[21]，根据基底火山岩组合将盆地归入弧后或双弧后裂谷盆地[22]，根据盆地沉积特征提出夭折大陆裂谷[23]，由区域构造和沉积特点认为是克拉通内裂谷盆地[24]，以及近活动陆缘混合型陆内裂谷盆地[14]和被动式裂谷盆地[3]，等等.上述认为松辽盆地是裂谷盆地成因的认识，基本出发点不完全相同；据裂谷基本概念分析，可以概括为板块俯冲作为动力源，以及基底控制作用.
通过BS断面上地震波速分布分析比较贝加尔裂谷带和松辽盆地成因，既包括上面对裂谷性质、成因的判断，还有具体地球物理资料的佐证.区域大地构造背景:BR 受到西伯利亚板块运动引起板内不均衡应力作用[25]；其东部的鄂霍茨克洋的西向俯冲挤压作用[16]；软流圈热物质上涌引起的地热不平衡作用等[26].SB 受到西伯利亚板块南向运动的挤压作用，包括鄂霍茨克洋的南向挤压[16]；西太平洋板块俯冲引起的上部地壳推覆拉张作用[14-15]，以及大洋板块俯冲形成的地幔热柱，其热物质上涌形成的地热不平衡作用等[14， 3].相比之下，SB 受到大洋板块作用更大，但其距离达到1700km 左右，BR 受到海洋板块作用比较小，但距离较近，约为600km.地球物理资料表现与分析:BR 的地壳具有高热流值，约71mW/m2 [12]；上部、中部地壳波速变化较大，下部地壳波速变化平缓，但其厚度很薄；与Moho界面相连的BLV 带，一方面可以引起BR 地壳结构变化，另一方面也可引起地壳物性改变.SB 的地壳也具有高热流值，约为70mW/m2，邻近的山区地壳热流值仅为30~50mW/m2[15， 7]；上、中部地壳波速变化较大，下部地壳波速变化小，但厚度很大；SB 基底存在一个厚度大于35km 的低阻块带(电阻率小于15Ωm)[7]，Moho 界面上拱，最薄处仅29km厚[7].这些地球物理数据表明，BR 受到侧向应力作用比较小，而来自垂向的热扰动作用更大；SB 受到侧向挤压作用和垂向热不平衡作用都比较大.结合前人的认识，本文综合分析认为，贝加尔裂谷带属于主动式裂谷，而松辽裂谷盆地属混合型裂谷；贝加尔裂谷带形成动力主要来自地球构造圈B″层物质上涌形成的地幔热柱的垂向运动，松辽盆地形成动力主要来自大洋板块斜向俯冲的中远程效应.
3.2.2 西太平洋岛弧带的稳定性BS断面域东端经过了西太平洋岛弧带，该带处于全球两大天然地震带之一的环太平洋地震带上.对于环太平洋地震带的地震分布、形成机制不在本文研究范围内.位于BS断面上的西太平洋岛弧带，其天然地震分布和形成机制也已有大量研究结果.为了与本文提出的研究岛弧稳定性、地震形成机制的方案进行比较，这里亦罗列已有的相关研究认识.大多学者认为岛弧带的地震与西太平洋Benioff带地震同源，即西太平洋板块俯冲形成的地壳断裂，诱发浅源地震[25-28]；岛弧带上的大量近垂向断层，具有极大的不稳定性，在外源应力作用下将诱发浅源地震[29-33]；地壳中分布的流体，一方面改变了地球介质性质，另一方面增加了地壳的不稳定性[34-37]；上部地壳存在的推覆断裂，改变了地壳里结构方向性，使地壳增加了不稳定性[31-32， 36-37]；等等.上述对西太平洋岛弧带稳定性、天然地震成因机制的认识，其基本点包括板块俯冲产生的浅部效应、断裂与流体的直接作用.这些因素本文基本都接受.就地壳中地震波速分布而言，已有的工作仅讨论了Vp、Vs、Vp/Vs 等物理量的复杂变化与流体作用相似[38-42].实际上，日本岛弧所存在的“仙台等速块"是日本国土不稳定与频繁发生地震的一个基本因素.我们先撇开断层、流体、结构方向、板块俯冲的浅部效应，而专论仙台等速块的作用.仙台等速块是低速带，它西接日本海盆，东邻西太平洋海沟；周围的应力作用沿纵向或横向传到该等速块上时，由于它又厚又宽，使应力场性质发生突然改变，有如同“急刹车"的作用.例如，垂向应力传递，由波速变化反映的介质性质影响，将是由大于每公里0.5 km/s 的速度增量变到接近0km/s的增量，这使应力场发生可能的不连续或接近不连续状态，之后经过十几公里的传递又遇到速度增量增大到大于每公里0.5km/s的性质变化，这一增(减)-减(增)的介质性质突变，是应力场不稳定的主要因素.上述的基本不稳定因素是大范围全岛弧性的；若考虑流体、断层等因素，该岛弧带可看成是地震多发带.日本仙台9 级地震属于西太平洋Benioff带的成因机制，它诱发的日本国土浅源地震不完全是余震；没有仙台9级地震，在日本国土上也可能多发地震.参见图 2，位于西太平洋海沟的Benioff带以约26°倾角伸进日本岛下方.日本仙台9级地震正位于该带上.该带再加深至30~40km, 将与前述的“仙台等速块"位置上、下相对应，这将是日本东海岸可能的大级次地震发生的地质条件，需要引起关注.
4 结论俄罗斯贝加尔湖-日本仙台断面利用多种地球物理资料组构，由地震波速分布，可得到一系列反映地壳不同构造单元特征的区域性大尺度认识.
(1) 在BS断面上，(西伯利亚和黑龙江)板块区带波速变化较大，(欧亚板块东部)陆缘带波速变化比较小；板块区带的地壳波速结构可分为上、中、下部地壳，欧亚板块东部陆缘带基本两分.贝加尔裂谷带下部地壳厚度比松辽盆地薄约7km, 而上部地壳则相反，贝加尔裂谷带的上部地壳厚度比松辽盆地的厚约9km；两个裂谷带在Moho界面之下的波速分布差异也较大.
(2) 结合前人的认识，综合分析认为，贝加尔裂谷带属于主动式裂谷，松辽盆地属混合型裂谷.贝加尔裂谷形成动力主要来自地球构造圈B″层物质上涌所形成的地幔热柱的垂向作用，松辽盆地形成动力主要来自太平洋板块斜向俯冲的中远程效应.
(3) 日本国所位于的西太平洋岛弧带是多地震带，除了太平洋板块俯冲产生的浅部效应、断裂与流体的直接作用等因素，本文指出仙台等速块的物性条件是岛弧带的主要不稳定因素.同时指出需要关注日本东海岸深约30~40km 的大级次地震的发生.
沿BS断面还有更多的地球物理资料[43-44]，如西伯利亚板块地壳物质的Vp/Vs 分布，西太平洋岛弧带Vp/Vs 分布[39].设想沿BS 断面把地震波速与这些地球物理资料相结合进行更细致的分析，将可以得到有关裂谷形成、地震成因机制的更完整的认识.另外，由BS断面波速分布可描述表征的更多地质科学问题也待进一步工作，包括全断面Moho界面形态变化的地质意义、微板块拼合带地壳结构的异同、断面域岩浆岩带的地球物理特征、断面域地壳结构与矿产资源分布关系以及东北亚地区壳幔结构基本特征及其地质成因等.东北亚洲陆缘活动性较强，但从图 2的速度结构看，反而比较均匀.我们需要进一步收集和比较其它地质-地球物理资料，对结构与活动性的这一对应关系提出解释.
致谢在BS断面的组构、分析与综合研究中，始终得到高锐研究员、张中杰研究员、吕庆田研究员的直接指导与帮助.作者特致谢意.
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