中国东北地区位于兴蒙造山带东段，夹持在华北板块、西伯利亚板块和太平洋板块之间，根据变质基底的不同构造属性特征，老一辈地质学家认为其主要由不同时代、不同性质的块体相互拼贴而形成的复合地块或造山带 (黄汲清和姜春发，1962；李春昱等，1980；Şengör et al., 1993；唐克东等，1995；任纪舜等，1999).近来研究认为东北地区大地构造格局自西向东主要包括额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块以及完达山增生杂岩带，但有关块体属性、拼合年代存在很大争议，因此中国东北地区的构造演化历史一直是地学界研究和争论的焦点 (李锦轶, 1998; 李锦轶等, 2009；Li，2006；Ge et al., 2007；Wu et al., 2005, 2007a, 2007b, 2011；刘永江等，2010；张兴洲等, 2011, 2012；许文良等，2013；Zhou et al., 2010, 2012；Zhou and Wilde, 2013).

松嫩地块和佳木斯地块处于东北地区中东部，是两个十分重要的地质构造单元，前者发育有著名的松辽盆地，后者出露有广泛的角闪岩相—麻粒岩相高级变质岩，二者之间的板块缝合带以黑龙江高压变质带和小兴安岭—张广才岭增生杂岩为代表 (张兴洲等，2015).其中松嫩地块东部到牡丹江断裂与佳木斯地块相邻，南部到西拉木伦—长春断裂与华北板块相邻，西部到贺根山—黑河断裂与兴安地块相邻，北部与俄罗斯境内的马门地块相连；佳木斯地块东部到跃进山断裂与那丹哈达地体相邻，南部到敦化—密山断裂与兴凯地体相邻，西到牡丹江断裂与松嫩地块相邻，北部与俄罗斯境内的布列亚地体相连.由于两个块体属于古亚洲洋构造域和太平洋构造域的相互叠加部位，是研究块体拼贴、两大构造域叠加与转换的理想地区之一，因此其地质构造意义长期受到地质学家们的关注，开展了大量地质研究并取得了很多进展 (刘永江等，2010；张兴洲等, 2011, 2012；Wu et al., 2011；Zhou et al., 2010, 2012；Zhou and Wilde, 2013).

为了研究区域深部结构和动力学机制，众多学者也开展了大量地球物理研究，如杨宝俊等 (1996)利用满洲里—绥芬河地学断面对松嫩地块和佳木斯地块基底性质、速度结构、电性结构等做了综合地球物理研究；多名学者利用重力对东北地区进行了构造单元划分和断裂带深部结构研究 (杜晓娟等，2009；张凤旭等20109；吴咏敬等，2012；索奎等，2015)；很多学者利用宽频带地震研究了东北地区深部结构 (张广成等，2013；Zhang et al., 2014；高延光和李永华，2014；潘佳铁等，2014；张风雪等，2014；Tang et al., 2014；Tao et al., 2014；强正阳和吴庆举，2015；Liu et al., 2015；Guo et al., 2015)；中国地质科学院地质研究所岩石圈中心利用大地电磁和深地震反射研究了松嫩地块西缘深部结构 (Liang et al., 2015；Hou et al., 2015)；张兴洲等 (2015)利用巴彦—桦南深地震反射剖面刻画了松嫩地块东缘和佳木斯地块西缘的壳内精细结构并揭示出两地块间存在明显的向西俯冲信息；刘国兴等 (2006)利用桦南—饶河大地电磁剖面研究了佳木斯地块东缘岩石圈电性结构特征，发现其存在壳内高导层；刘财等 (2009)利用东北亚地区五条大地电磁剖面研究了佳木斯地块与完达山地体的接触关系以及岩石圈电性结构特征.

总体来说以上地球物理研究主要集中在大区域，而缺乏局部的、分辨率比较高的地球物理观测.本研究利用横过松嫩地块东缘和佳木斯地块西缘的巴彦—桦南大地电磁测深数据开展深部电性结构研究，旨在从电性角度探测两个块体的深部壳幔结构，为两个块体的构造演化提供新的证据与约束.

在中国地质调查项目资助下，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，于2013年8月完成了海拉尔盆地—虎林盆地大地电磁长剖面，本文取自其中的巴彦—桦南段剖面.大地电磁测点位置如图 1所示，剖面近东西方向，西起松嫩地块东缘向东穿过黑龙江高压变质带直至佳木斯地块西缘.整条测线长约210 km，沿途经过巴彦、木兰、通河、依兰以及桦南等县市，共包括40个宽频大地电磁测深点.野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MTU5宽频大地电磁仪，采用张量测量方式，每个测点测量2个相互正交的水平电场分量 (E_x，E_y) 和3个相互正交的磁场分量 (H_x，H_y，H_z)，下标x、y、z分别代表南北方向、东西方向和垂直方向.全部仪器使用GPS同步观测，平均点距约5 km，平均采集时间约20 h.

图 1

Fig. 1

图 1 测区点位分布图及构造简图 (张兴洲等，2015) 红色点为MT测点，F1佳木斯—依兰断裂，F2嘉荫—牡丹江断裂. Fig. 1 Map showing location of the MT sites and tectonic setting in the survey area (Zhang et al., 2015) Red dots are MT sites. F1 Jiamusi-Yilan fault, F2 Jiayin-Mudanjiang fault.

数据处理使用凤凰公司提供的SSMT2000处理软件对原始时间序列数据进行快速傅里叶变换得到频率域数据，并通过Robust估计 (Egbert，1997)、远参考 (Gamble et al., 1979) 处理技术，获得阻抗张量信息.图 2给出了156测点以146测点作远参考点处理前后的对比图，可以看到XY曲线的中频段数据质量得到了明显改善.经过一系列处理后，最终得到剖面所有测点的视电阻率与相位曲线，部分测点可用最长周期范围约为320 Hz~2000 s.视电阻率和阻抗相位曲线可以反映地下介质的电性分布特征，如构造分区、电性分层，研究区的典型视电阻率和阻抗相位曲线如图 3所示，其中102、108、114、120、126、134测点位于松嫩地块东缘的松辽盆地和小兴安岭，140、146、152、160测点位于松嫩地块和佳木斯地块结合带，166、174测点位于佳木斯地块西缘，测点具体位置见图 1.由于测区经济发达，各种电磁噪声比较多，从曲线图也可以看到一些测点受到了比较明显的近源干扰.通过对剖面测点曲线观察和分析发现，不同构造单元具有不同的曲线特征，其中在松嫩地块和佳木斯地块拼合带附近视电阻率曲线形态发生了比较明显的变化.

图 2

Fig. 2

图 2 测点远参考前 (a)、后 (b) 对比图 Fig. 2 Comparison of (a) original data and (b) data after remote reference

图 3

Fig. 3

图 3 大地电磁剖面典型测点的视电阻率和相位曲线 Fig. 3 Apparent resistivity and phase curves for typical MT stations along the profile

在获得阻抗张量数据后，需要对数据进行维性分析，进而确定合适的反演方法 (1D/2D/3D).二维偏离度是反映地下介质电性结构维数的重要参数，本文分别采用Swift (1967)和Bahr (1991)两种二维偏离度对剖面进行维性分析，计算结果如图 4所示.一般来说，当测点的主要频段二维偏离度小于0.3时，可将地下电性结构近似为二维.从结果图可以看到剖面大部分测点中高频段的二维偏离度 < 0.3，反映剖面浅部整体呈比较好的二维性；在中低频段存在>0.3情况，可能反映深部呈一定的三维特性.总体而言，本研究剖面表现为较强的二维特征，地下电性结构可以进行二维反演解释.

图 4

Fig. 4

图 4 Swift和Bahr二维偏离度拟断面图 Fig. 4 Pseudo-cross section of the Swift and Bahr skewness along the profile

大地电磁数据在进行二维反演之前还需要确定区域构造走向，本文利用GB分解 (Groom and Bailey, 1989；Mcneice and Jones, 2001) 进行构造走向分析，图 5给出了0.1~1 s、1~10 s、10~100 s、100~1000 s四个频段全剖面测点的电性主轴方位角玫瑰花瓣图.从图中可以看出，在高频段 (0.1~1 s、1~10 s) 没有比较明显的电性主轴方向，在低频段 (10~100 s、100~1000 s) 玫瑰图指示了较明显的电性主轴方向，结合地质资料区域构造走向为北东向，可以判断测区深部的总体构造走向约为NE70°.由于野外数据采集电、磁场均为正南北和东西方向布置，所以NE70°的视电阻率和阻抗相位为平行于北东东构造走向的TE模式数据，NW20°的视电阻率和阻抗相位为垂直于构造走向的TM模式数据.

图 5

Fig. 5

图 5 各频段构造走向分析结果玫瑰图 Fig. 5 Rose diagrams showing strike analysis results for each corresponding frequency band

由以上维性分析可以看出，某些测点在深部呈一定三维性.一般来说，TM模式反演不易受三维异常体影响 (Berdichevsky，1999)，蔡军涛和陈小斌 (2010)通过数值模拟计算，也建议大地电磁反演中优先采用TM数据进行二维反演.本文采用目前通用的非线性共轭梯度算法 (NLCG)(Rodi and Mackie, 2001) 对剖面进行了TM模式反演 (结果如图 7所示).反演参数设置为：正则化因子τ=10，横纵光滑比a=1.5，视电阻率和相位的Error Floor分别为10%和5%.初始模型为100 Ωm均匀半空间，经过150次迭代计算，最终RMS反演拟合差为2.434.图 6给出了剖面所有测点TM模式视电阻率与阻抗相位的实测数据与二维模型响应数据的拟断面图，通过对比可以看出，实测数据与反演模型响应数据拟合比较良好，进一步说明了本剖面二维反演结果的可靠性.

图 6

Fig. 6

图 6 TM视电阻率与阻抗相位的 (a) 实测数据和 (b) 响应数据拟断面图 Fig. 6 Pseudo-cross sections of (a) observed and (b) modeled TM data of apparent resistivity and phase

图 7

Fig. 7

图 7 二维电性结构模型构造解释图 莫霍面根据文献 (张兴洲等, 2015)，C为高导体，R为高阻体，F1佳木斯—依兰断裂，F2嘉荫—牡丹江断裂. Fig. 7 Interpretation of the electrical structure model derived from 2D inversion of the MT data Moho depth after reference (Zhang et al., 2015), C-conductor, R-resistor, F1 Jiamusi-Yilan fault, F2 Jiayin-Mudanjiang fault.

根据反演得到的电性结构模型，考虑视电阻率和阻抗相位曲线的变化特征并结合研究区域地质情况，沿测线绘制了100 km深度电性构造解释图 (如图 7所示).图中横坐标代表测点累积距离，纵坐标代表深度；红色代表低阻，蓝色代表高阻，C1、C2、C3和C4为高导体；R1、R2、R3、R4、R5和R6为高阻体.从图 7可以看到，剖面电性结构模型整体具有“横向分块，纵向分层”的特点，沿剖面可划分为松嫩地块、佳木斯地块以及它们之间的碰撞拼合带.

其中测区松嫩地块中段存在一个明显的电性梯度带，可进一步划分为松辽盆地东缘和小兴安岭.两者地壳部分呈现比较相近的电性结构特征，第一层厚约0~3 km，电阻率值小于100 Ωm；第二层厚约10~20 km，电阻率值整体大于100 Ωm，其中高阻体R1、R2电阻率值大于300 Ωm；第三层直至莫霍面，存在高导体C1和C2，其中C1电阻率整体小于10 Ωm并且与上地幔高导相连，C2呈西倾分布，电阻率整体小于30 Ωm，向上一直延伸到碰撞拼合带中下地壳；另外小兴安岭莫霍面以下为厚约40 km的西倾高阻体R3，电阻率值大于100 Ωm，向上一直延伸到拼合带下地壳，再下方为低阻，电阻率小于30 Ωm.碰撞拼合带中上地壳存在高阻体R4，电阻率值大于300 Ωm，中地壳存在高导体，电阻率小于30 Ωm，下地壳为高阻体，高阻体底界面埋深60~80 km，其下为低阻C4，电阻率小于30 Ωm.佳木斯地块西缘为黑龙江杂岩区，其浅层为厚约3 km的高阻体R5，电阻率值大于300 Ωm，中下地壳为低阻体C3，电阻率值整体小于100 Ωm，并且在中地壳与拼合带的高导体有一定相连，下地壳与C4相连；黑龙江杂岩以东，浅层为0~5 km厚的低阻，小于100 Ωm，中上地壳为厚约20 km的高阻体R6，电阻率值大于300 Ωm，下地壳为低阻，电阻率值整体小于100 Ωm，莫霍面以下为高阻，电阻率值大于100 Ωm.

整体来看，松嫩地块东缘和佳木斯地块西缘呈不同的电性结构，代表了两个块体不同的构造属性特征.剖面地壳大致可分为三层电性结构，呈浅层低阻、中上地壳高阻、中下地壳低阻或高导特征；上地幔高阻、低阻或高导并存，而且其高导与下地壳高导相连；佳木斯—依兰断裂和嘉荫—牡丹江断裂处为比较明显的电性梯度带，根据电性结构推断它们可能都为壳内断裂；另外研究区莫霍面有一定的电性分界体现.自中新生代以来，东北地区经历了广泛的沉积过程 (张兴洲等，2012)，一般来说沉积层为层状反射和低阻特征，结合深地震反射剖面中浅部的层状反射 (张兴洲等，2015)，推断模型中松嫩地块和佳木斯地块浅部几公里厚的低阻层为中新生代沉积层.研究区域西段位于松嫩地块东缘，为我国著名的岩浆岩带，岩浆岩一般表现为高阻特征，结合地质资料推断中上地壳的高阻体R1、R2以及R4可能为岩浆岩，由于规模比较大，代表其可能经历了多期次岩浆活动.R5位于牡丹江断裂以东，属黑龙江杂岩分布区，结合深地震反射资料 (张兴洲等，2015) 推断其为黑龙江俯冲增生杂岩，是佳木斯地块和松嫩地块碰撞拼合的产物.因为佳木斯地块地表出露广泛的角闪岩相变质岩和花岗质岩石，联合深地震反射资料，推断其中上地壳的高阻体R6可能为角闪岩相变质岩和花岗质岩石.

研究区中下地壳普遍存在比较明显的高导体，对于中下地壳的高导体成因，一般解释为高度互联的石墨、含水流体及局部熔融等，但是如此大规模的石墨难以稳定存在，含水流体会与下地壳矿物发生退变质作用而被消耗 (Yang，2011)，测区虽然具有比较高的热流值 (杨宝俊等，1996)，根据温度场分布特征 (Sun et al., 2013)，中下地壳温度很高但还没有达到局部熔融温度，另外深地震反射剖面显示中下地壳存在大量的反射弧 (张兴洲等，2015) 也不支持局部熔融，因此高导体C1、C2和C3成因与局部熔融无关.从电性结构模型中可以看到C1和C3与地幔高导体C4有一定相连，根据温度场分布，C4深度已经达到熔融状态.宽频带地震资料显示松辽盆地东部泊松比值比较高，推断下地壳铁镁质组分含量比较高，可能存在幔源物质上涌 (张广成等，2013；Tao et al., 2014)，另据深地震反射剖面中莫霍面变化特征推断研究区存在着地幔隆起和壳幔相互作用 (张兴洲等，2015)，结合电性结构模型我们推断其下方可能存在地幔热物质上涌的通道.而下地壳主要由麻粒岩组成，包括斜长石以及相对富铁的单斜辉石和斜方辉石，通过高温、高压实验显示，当温度升高、铁含量增加、结构水含量增高时，都会造成电导率的增加 (Yang，2011；杨晓志，2014)，由此我们推断地幔热物质上涌，为中下地壳提供了热源和物源，造成了松嫩地块东缘和佳木斯地块西缘的中下地壳高导现象.

而对于延伸到中上地壳的西倾高导体C2则可能还与板块俯冲有关，根据岩石年代学、地球化学资料，推断佳木斯地块向松嫩地块俯冲并于晚三叠纪—早侏罗纪在牡丹江断裂发生碰撞拼合 (Zhou et al., 2010, Wu et al., 2011)，深地震反射剖面也显示佳木斯地块向西俯冲到松嫩地块之下 (张兴洲等，2015).一般来说拼合带为构造薄弱带，往往存在赋含水或其他低阻介质的破碎带，因此其中上地壳的高导可能与碰撞后期填充流体有关.由电性结构图可以看到高导体C2下方为延伸到上地幔的西倾高阻体R3，结合深地震反射资料推断R3可能为俯冲的佳木斯板块，这一电性特征可能指示了佳木斯地块向西俯冲到松嫩地块之下的痕迹.但是电性结构模型中，高阻体R3整体被高导体包围，推断其后期可能遭受了构造活动的改造.

我们注意到，研究区莫霍面相对比较平坦，展现了一个伸展的构造环境，结合前面分析推断可能与佳木斯地块和松嫩地块俯冲碰撞之后的幔源物质上涌有关.根据火山岩年代、地球化学分析，从侏罗纪到早白垩纪，由于太平洋板块转向，东北地区岩石圈由挤压环境转换为伸张环境并发生了拆沉作用 (Zhang et al., 2010)；花岗岩资料也证实自晚中生代以来，东北地区处于大规模的伸展环境，并根据其类型特征推断张广才岭地区可能发生过拆沉作用 (Wu et al., 2011).另据宽频带地震波速度结构，推断东北地区岩石圈可能遭受了破坏与减薄 (潘佳铁等，2014；张风雪等，2014；Tao et al., 2014)，此外其各向异性特征也反映东北地区岩石圈拉张变形，并在后期可能遭到了地幔热物质上涌的破坏 (强正阳和吴庆举，2015).对于高阻体R3，温度场分布显示其深度范围内为相对高温环境 (Sun et al., 2013)，重力资料显示研究区百公里深度范围内为低密度异常 (索奎等，2015)，根据前面分析并结合前人研究成果，我们推断佳木斯地块向西与松嫩地块俯冲碰撞之后可能发生了拆沉作用，其动力学机制可能是两个块体俯冲碰撞造成区域岩石圈变厚，而且自侏罗纪以来，太平洋板块持续向西俯冲导致东北地区整体岩石圈也在加厚，而加厚的岩石圈容易导致重力不稳，到早白垩纪时期，由于太平洋板块俯冲转向，东北地区整体构造环境由挤压转换为伸张，随后发生了拆沉作用并伴随着地幔物质的上涌，而幔源物质的上涌则可能也是后期伸展环境的一个动力.

在项目资助下完成了横过松嫩地块和佳木斯地块拼合带的大地电磁测深剖面，通过一系列数据处理、分析和反演，获得了剖面的二维电性结构模型.经过分析，本文主要得到以下几点结论：

(1) 剖面整体具有“横向分块-纵向分层”的特点，可划分为三个构造单元：松嫩地块东缘、碰撞拼合带和佳木斯地块西缘.

(2) 松嫩地块东缘上地壳表现为高阻特征，可能是岩浆多次喷发的结果；它与佳木斯地块西缘中下地壳的高导体可能与幔源物质上涌有关.

(3) 拼合带下方存在西倾的高导体和高阻体，推断佳木斯地块向西俯冲到松嫩地块之下.

(4) 研究区可能发生了拆沉作用，与之伴随的地幔物质上涌则可能是后期伸展作用的一个动力.

感谢中国地质科学院地质研究所岩石圈中心一直以来的支持与帮助.感谢两位匿名评审专家在本文修改过程中提出的诸多宝贵意见.