松辽盆地位于我国的东北部，跨黑、吉、辽及内蒙古三省一区，是世界上典型的陆相沉积盆地之一.早期的研究主要是围绕盆地内的石油勘探进行的，主要包括油气田的分布、地层的划分、沉积体系和储集层特征的研究(王衡鉴和曹文富，1981；程学儒，1982；李德生，1983；杜博民等，1984; 崔同翠, 1988)，其研究成果实践并丰富了陆相盆地成油理论(Pan，1941；Huang et al., 1947；杨万里，1986)，之后的研究逐渐开始关注盆地基底(王成文等，2009；庞庆山等，2002；王五力等，2014；Liu et al., 2017；周建波等，2016)和松辽盆地的形成演化与地球动力学过程(关德范，1981；杨万里等，1982；刘光鼎等，1989；刘德来等，1996；云金表等，2008；刘和甫等，2000；杨宝俊等，2002；Wang et al., 2016；胡望水等，2005；周建波等，2009)，对盆地内能源资源勘探的研究也逐渐转向深部(任收麦等，2011；张兴洲等，2008；冯志强等，2011；Dai，2017).近年来，随着地球科学的发展，学者们越来越认识到深部地球动力学过程与地表-近地表地质过程之间紧密关系的重要性(董树文，2014)，因此对松辽盆地的研究需要着眼于深部，并结合区域大地构造环境来进行.

地球物理是剖析地球内部结构的利器，满洲里—绥芬河地学断面利用重力、磁力、大地电磁(MT)、地震等地球物理方法研究了松辽盆地基底构造、与东西边缘的构造关系、莫霍面特征以及岩石圈结构等(杨宝俊等，1996；傅维洲等，1998；金旭和杨宝俊，1994).盆地内部开展的大地电磁以及区域重磁场的研究也对松辽盆地的深部基底特征和盆地边界特征进行了探讨(刘殿秘，2008；李成立等，2011；刘财等，2011).深地震反射技术已被国际地学界公认为揭示岩石圈精细结构的有效手段.1996年到1999年，大庆油田在松辽盆地内部布设了6条深地震反射剖面，为研究盆地内部地壳细结构、基底构造对盆地形成演化的控制作用、盆地深层油气资源的构造条件以及莫霍面特征等提供可靠的资料(杨宝俊等，2001).众多学者基于此对松辽盆地深部的地震反射样式、莫霍面(Moho)特征进行了研究，对松辽盆地深部的构造特征、盆地形成的动力学因素进行了探讨(杨光等，2001；云金表等，2003；陈志德等，2003；高君等，2002).但是，受资料品质(60次覆盖)和接收时间(TWT，15 s接收)的限制，前人并未对松辽盆地岩石圈上地幔反射特征及结构做出详细描述与解释.

近年来实施的松辽盆地大陆科学钻探工程为研究盆地盖层和基底结构提供了标尺，其中“松科二井” (王璞珺等，2017；Sun et al., 2016)位于北部徐家围子断陷区，完钻井深7018 m, 本文利用过“松科二井”的南北向深地震反射剖面资料(图 1)，进行了深部反射特征描述与构造解释，为探讨松辽盆地形成原因、构造背景及动力学因素提供新视野.

图 1

Figure 1

图 1 过松科二井深地震反射剖面位置图(据Liu等(2017)、王璞珺等(2017)、杨宝俊等(2001)修改) F1—德尔布干断裂；F2—嫩江—八里罕断裂；F3—松辽盆地中央断裂；F4—佳木斯—依兰断裂；F5—敦化—密山断裂；F6—跃进山断裂；F7—赤峰—开元断裂；S1—新林—喜贵图缝合带；S2—黑河—贺根山缝合带；S3—索伦—西拉木伦—长春—延吉缝合带；S4—牡丹江—延吉缝合带. Figure 1 Location of the deep seismic reflection profile across the SK2 (after Liu et al., 2017, Wang et al., 2017, Yang et al., 2001) F1—Derbugan fault; F2—Nenjiang-Balihan fault; F3—Songliao Basin Central fault; F4—Jiamusi-Yilan fault; F5—Dunhua-Mishan fault; F6—Yuejinshan fault; F7—Chifeng-Kaiyuan fault; S1—Xinlin-Xiguitu suture; S2—Heihe-Hegenshan suture; S3—Solonker-Xar Moron-Changchun-Yanji suture; S4—Mudanjiang-Yanji suture.

松辽盆地坐落于中亚造山带的东段(Sengör and Natal′in，1996)，处于古亚洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋和古太平洋三大构造域叠合区域，盆地基底松嫩地块的演化过程对松辽盆地的形成具有重要的控制作用.随着古生代古亚洲洋的闭合，松嫩地块与周边的微陆块拼合，并最终于二叠纪末期到早三叠世沿索伦—西拉木伦—长春缝合带与华北克拉通相接(吴福元等，1995；Hou et al., 2015; Liu et al., 2017; 张兴洲等，2015; Zhou et al., 2018).有学者认为松嫩地块并非一个整体，而是古生代造山建造与寒武纪建造拼合的复合基底(彭玉鲸和王占福，1996；章凤奇等，2008；梁爽等，2009).松辽盆地内及周边发育完整的上古生界沉积体系(余和中，2001；王成文等，2009), 表明这一时期松嫩地块的构造环境相对稳定，沉积时期以石炭—二叠系为主，既有海相、海陆交互相又有陆相沉积.三叠纪及侏罗纪早期，北方蒙古—鄂霍茨克洋呈东西剪刀差式闭合(Yang et al., 2015; Wang et al., 2015)，同时古亚洲洋闭合进入后期造山垮塌阶段，区域内火山活动频繁，松科二井岩心记录到大规模三叠纪火山岩(侯贺晟等，2018).侏罗纪晚期(165±5 Ma)，东亚地区呈现以中朝地块为中心，来自北东、南西不同板块向东亚大陆“多向汇聚”的构造体系，并紧随着早白垩世剧烈的大陆岩石圈伸展和火山岩浆活动(董树文等，2007)，松嫩地块便在这样的构造背景之下进入盆地演化阶段.

盆地演化早期(同裂谷期，150—110 Ma, Wang et al., 2016)，在区域张应力作用下，深部地幔上隆引发地壳张裂，主要发育北北东向断裂体系(迟元林等，2002)，盆地基底断块相应地产生了北西—南东向的拆离和差异沉降(胡望水等，2005)，形成一系列分割的断陷盆地群.中、晚期的盆地演化则主要受古太平洋构造域影响(后裂谷期，110—79.1 Ma)，盆地发育拗陷沉积层序，呈逐层上超状披盖在下伏断陷群和基底之上，其沉降机制是火山期后热挠曲沉降、早期岩浆房的垮塌与区域走滑拉分沉降的叠加；之后进入构造反转期(79.1—40 Ma)，古太平洋板块向欧亚大陆边缘近于正向俯冲产生区域挤压应力，盆地沉积沉降中心向西北方向迁移并快速萎缩消亡，这一时期地层表现出强烈的同生变形作用.

本文所展示的深地震反射剖面由南向北依次穿过徐家围子断陷区、任民—永安断隆、中和断陷以及明水阶地.其中，松科二井所在的徐家围子断陷位于松辽盆地东南断陷区，断陷范围内发育有完整的白垩纪沉积序列，断陷整体呈NNW向展布(图 1)，东侧与尚家—朝阳沟隆起带呈斜坡过渡，西侧与古中央隆起带以断层相隔，以徐西断裂为控陷断裂呈西断东超复式箕状，在南北方向具有“凹隆相间、南北分块、东西分带的特征”(陈俊安等，2014).徐家围子断陷以北约30 km为中和断陷，总体展布呈东西向，其构造线仍为NNE向(迟元林等，2002)，对其深层结构的研究尚有不足.

深地震反射剖面数据野外采集工作完成于2016年11月，采用直线施工，满覆盖全长100 km，北起黑龙江省青冈县，经安达市南至肇东县，南端经过松辽盆地大陆科学钻探“松科二井”(图 1).正常炮间距200 m，重点区域适当增加炮点数，以提高覆盖次数(图 2).为兼顾地壳上、中、下层数据成像，采用三种药量进行激发：正常小炮(20 kg)、中炮(72 kg)、大炮(480 kg)，共采集651炮，其中小炮采集523炮，中炮采集123炮，大炮采集5炮.小炮采用单井激发，中炮和大炮采用多井组合激发，小炮井深为25 m，中炮和大炮单井组合井深30 m.采用长排列接收，小炮和中炮双边800道接收，道距50 m，在松科2井邻近区域加密接收(道间距25 m)，大炮单边不少于1000道.具体采集参数如表 1所示.

图 2

Figure 2

图 2 徐家围子断陷典型单炮处理效果对比图 (a)原始单炮记录; (b)少量处理的单炮记录(带通滤波：8-10-40-50；固定振幅增益显示); (c)精细处理后的单炮记录(处理包括：顶切、静校正、去噪、反褶积及振幅补偿). Figure 2 Typical shot beneath Xujiaweizi Fault Depression and result after data processing (a) Original shot; (b) Shot after a little data processing (bandpass filter: 8-10-40-50, display with fixed amplitude gain); (c) The record after precise data processing (data processing including: top mute, statics correction, denoising, deconvolution and amplitude compensation).

表 1 Table 1

表 1 深地震反射采集参数 Table 1 Acquisition parameters of deep seismic reflection data 内容 主要参数 仪器型号 428XL 前放增益 12 dB 低截滤波 不加滤波 高截滤波 250 Hz 记录道数 小炮、中炮(双边800) 大炮(单边不低于1000) 检波器型号 20-DX(固有频率10 Hz) 检波器组合 单串(12个)线性组合 记录格式 SEG-D 记录长度 50 s 采样率 2 ms 道间距 50 m、25 m (松科二井邻域) 炮间距 小炮200 m、中炮1000 m、大炮25 km 最小偏移距 25 m 最大偏移距 68975 m 排列方式 19975-25-50-25-19975(小炮、中炮) 叠加次数 100次、>200次(加密段) 激发类型 炸药 正常炮井深 25 m 中、大炮井深 30 m×3(3井组合)、30 m×12(12井组合) 药量 小炮20 kg、中炮72 kg、大炮480 kg

表 1 深地震反射采集参数 Table 1 Acquisition parameters of deep seismic reflection data

数据处理过程以“突出深部反射，兼顾浅、中层有效反射”为目标，根据资料特点，采用高保真、高保幅的处理流程并选取合理参数：采用组合静校正方法解决了测线静校正问题；采用叠前多域组合去噪技术进行噪声压制，同时应用预测反褶积技术削除多次波；采用球面发散补偿、几何扩散补偿有效补偿了深层和大偏移距能量；采用地表一致性振幅补偿和振幅一致性反褶积解决了振幅、频率一致性问题.在此基础上，通过高精度速度分析和剩余静校正的多次迭代解决剩余静校正问题，利用多聚焦成像技术提高了资料的品质，应用各向异性叠前时间偏移技术获得精确的偏移成像速度，并对复杂构造进行精确成像归位.结合松科二井测井数据进行了高精度的井震标定和时深转换，获得精确的深度域剖面.具体处理流程和参数如表 2所示，典型单炮的处理效果如图 2所示.

表 2 Table 2

表 2 深地震反射数据处理流程及参数 Table 2 Basic processing steps of deep seismic reflection data 输入SEG-D数据并输出SEG-Y数据 定义二维观测系统，面元大小为25 m 道编辑，重采样为4 ms 带通滤波，6-10-44-50(浅层)、2-4-24-30(深层) 全偏移距初至波拾取 层析静校正，替换速度为2000 km·s-1，基准面高程为1000 m 球面扩散补偿、几何扩散补偿和地表一致性振幅校正 叠前多域(f-x域和f-k)噪声衰减 地表一致性预测反褶积，算子长度200 ms 速度分析，间隔40 CMP 剩余静校正, 大校正量剩余静校正、自动剩余静校正 高阶NMO校正，手工切除 多聚焦成像 叠前时间偏移，克希霍夫偏移，偏移孔径10000、偏移角度45° 叠加和叠后滤波 结合测井数据的时深转换和井震标定

表 2 深地震反射数据处理流程及参数 Table 2 Basic processing steps of deep seismic reflection data

精细处理后的深地震反射剖面(图 3)和深度域剖面(图 5)揭示了松辽盆地北部的深部构造特征.其上中下地壳反射波组强，莫霍面反射形态特征清晰，岩石圈上地幔反射明显，本文逐一进行详细描述与解释(图 4)，以提高对松辽盆地深部构造和演化特征以及松辽盆地油气成因的认识.

图 3

Figure 3

图 3 过“松科二井”近南北向深地震反射剖面(CDP点距为25 m) Figure 3 Deep seismic reflection profile across the SK-2 trending north to south (with CDP distance 25 m)

图 4

Figure 4

图 4 过“松科二井”近南北向深地震反射剖面解释图 SK-2—松科2井；T2—泉头组顶界面；T4—营城子组顶界面；T42—沙河子组底界面. Figure 4 Interpretation of deep seismic reflection profile across the SK-2 SK-2—Well SK-2; T2—Top of Quantou Formation; T4—Top of Yingchengzi Formation; T42—Bottom of Shahezi Formation.

图 5

Figure 5

图 5 松科二井周围加密测线段深度域成像剖面 Figure 5 Deep seismic profile in depth domain around Well SK-2 with high stacking fold

测线范围内沉积盖层的厚度约为3000~6500 m，营城子组顶部为区域不整合面(T₄)，明显区分上覆拗陷层(登娄库组—嫩江组)与下伏断陷层(火石岭组—营城组)，呈现“下断上拗”的构造格局(Wang et al., 2016).拗陷层范围为0~2 s，对应深度大约3000 m，表现为近水平层状强反射同相轴，横向连续性好，厚度变化小，南部徐家围子断陷地区厚度稍大于北部地区.其中，泉头组顶部(T₂)为横向连续性较好的强反射同相轴，在“松科二井”声波测井曲线上表现为明显的速度间断面，波阻抗差异明显，因而产生较强的反射，在本测线的井震标定工作中将其作为标志层进行标定.而登娄库组顶界面(T₃)反射同相轴能量则相对较弱，波形不稳定，且横向连续性较差.

T₄反射轴之下呈现隆凹相间的构造格局，断陷层厚度变化大，单个凹陷单元横向延续仅有十公里左右，表现为强烈断陷期小型湖盆沉积反射特征(蔡全升等, 2017).测线范围内，南部两个凹陷为徐家围子断陷内的凹陷单元，北部的凹陷则属于中和断陷(图 1).声波测井曲线显示营城子组地层波速度相比上层登娄库组和下层沙河子组沉积地层高，在地震剖面上表现为连续强反射(T₄和T₄¹).沙河子组沉积地层主要为砂泥岩薄互层，波阻抗差异不明显，因此内部反射较弱，横向连续性差.底部为较强的席状强反射(T₄²)，单侧连续性较好，结合测井曲线分析其形成强反射的原因主要是底部的砂砾岩与上部砂泥岩和下部火石岭组火山岩存在明显的速度差异.沙河子组沉积地层之下为火石岭组火山岩，其与下伏基底波阻抗差异不明显，呈“蚯蚓”状杂乱反射，振幅较弱，其底界面(T₅)很难通过反射同相轴追踪.

传统认为松辽盆地的沉积盖层为晚侏罗世以来以白垩系地层为主的沉积层，而断陷层T₅反射轴之下为盆地基底.近年来，有人认为，松辽盆地广泛发育有石炭—二叠纪沉积地层和中生代花岗岩，且晚古生界地层不是松辽盆地的变质结晶基底，而是具有准盖层性质的陆相-海相沉积盖层(张兴洲等，2008；周建波等，2009).深反射地震剖面显示T₅不整合面之下主要为杂乱弱反射，零星分布层状反射结构，推断其可能为上古生界地层.这样的层状强反射主要有两处，一处位于徐家围子断陷下方，CDP号2000~2200，双程走时3.5~4.2 s范围内，成层性明显，横向延续达数公里，并表现出一定弯曲褶皱，同相轴的展布与上部沙河子组底部同相轴的形态相接近，呈近平行分布，表明该地层的构造特征与断陷期构造活动存在联系.而另一处明显的层状强反射分布在测线中部断隆区，CDP号3700~4500，双程走时3~4 s范围内，其水平特征保存相对较好，且横向延续更长.由此可见，测线范围内白垩纪沉积盖层之下存在明显的层状地层，但其在后期断陷活动中遭受强烈的改造，具体的地层性质、分布特征仍有待进一步揭示.

研究区上地壳底界面在5~6 s，对应深度15~18 km，上地壳整体在地震剖面上表现为明显的纵向分层性和横向不连续性，同相轴多呈平行、亚平行展布，有时被斜反射切割或被弱反射分隔，振幅强弱多变.近平行断续强反射是区分于下伏地壳的主要反射特征，也是本文划分上地壳底界面的主要依据.上地壳底部的强反射断续界面可能对应上地壳和中地壳之间的构造拆离带.值得一提的是，前人认为松嫩地块是在前寒武纪变质结晶基底上发育起来的，但其并不像通常稳定克拉通地块可以大面积存在，而是与多期古生代—中生代岩浆体并置共存(章凤奇等，2008)，这可能与上地壳下部断续层状反射存在一定联系.

受到地幔上隆的影响，松辽盆地内部中、下地壳减薄，与上地壳厚度相当，本文将其作为统一进行描述.与上地壳不同的是，中、下地壳反射整体呈现杂乱弱反射，下部可观察到一系列向北倾斜的近平行反射(图 6)，走时范围为7~10 s，倾向一致向北，并被深部莫霍面反射所截切，可能反映了下地壳韧性剪切特征，其倾向代表了构造应力方向.剖面局部呈近水平强反射(CDP号5000~5500)，具有高强振幅，横向延续数公里，单个反射呈透镜状展布，并在深度上表现出明显的重复性，表明这些强反射的成因具有一定的联系，推测这种反射特征可能与深部物质上涌形成的热流底辟体(迟元林等，2002)有关.

图 6

Figure 6

图 6 下地壳倾斜反射 Figure 6 Oblique reflection of the lower crust

深地震反射剖面揭示的研究区莫霍面深度大约在11 s左右，CDP点号3000以北方向莫霍面反射同相轴近乎水平且连续性好、振幅强，并截切上覆地壳倾斜反射.反射莫霍面的成因至今仍然存在争议(Mooney and Brocher, 1987；Cook et al., 2010), 结合区域岩石圈大规模伸展的构造背景，本文更倾向于认为，研究区莫霍面是软流圈上涌过程中，早期地壳在高温条件下剥离出熔点较低的轻质岩石成分，留下与地幔物质相近的成分而重新形成的壳-幔分界面.莫霍面的强反射同相轴通常包含2~3个波组，具有带状特征，前人称其为壳幔转换带(Hale and Thompson, 1982；吴福元和张世红，1994)，我们将层状反射的底界面作为下地壳的底界面.“松科二井”所在的徐家围子断陷之下存在一个明显的莫霍面弱反射区，而瞬时振幅属性显示中和断陷之下则对应异常高振幅的莫霍面反射(图 7).若按6 km·s^-1的地壳平均速度来计算，测线范围内的莫霍面深度在32~34 km左右.

图 7

Figure 7

图 7 莫霍面附近(9~13 s)瞬时振幅属性(红色代表强振幅，蓝色为弱振幅) Figure 7 Instantaneous amplitude around the Moho (9~13 s, red represents the strong amplitude and blue the weak amplitude)

深地震反射剖面上可观察到明显的岩石圈地幔反射，在单炮数据上就表现出明显的反射特征(图 2)，Steer等(1998)将莫霍面下的地幔反射分为4类：Ⅰ起源于下地壳并可延伸至上地幔的倾斜反射，通常认为其与俯冲过程有关；Ⅱ广泛分布于各个深度，连续性较差，横向延伸只有几公里的近水平反射，其形成原因还有待探讨；Ⅲ连续性好且延伸长达数十公里的近水平反射，可能对应上地幔中的局部剪切作用；Ⅳ与岩石圈底界有关的超深反射.本文总结了3种地幔反射：1是对应Ⅰ类地幔反射，一处位于徐家围子断陷深部(CDP点号2000~3000，11~14 s)的倾斜反射(M1-1，图 2b，图 4)，可能为古亚洲闭合时期南北向俯冲构造事件的残留物；另一处是位于测线最北端的一组近平行倾斜反射(M1-2)，向下延伸可达20 s，其反射较为清晰，延续性好，且呈现明显的块体特征，形成时间应比前者更晚，推断为蒙古—鄂霍茨克洋东部关闭阶段某个块体的俯冲残留物；2是位于莫霍面下方1~2 s的近水平反射(M2)，其延续长度十公里左右，在大别苏鲁地区也出现了层状地幔反射体(杨文采，2003)，推断其为早先增厚地壳的底界面；3是出现在大约20 s的超深地幔反射(M3)，呈近水平分布，横向延续超过十公里，若将11 s之前的地壳取平均速度6 km·s^-1，11~20 s之间的地幔取平均速度8 km·s^-1，此处对应的深度大约为69 km，这与前人估计的现今松辽盆地安达附近的岩石圈厚度相当(王清海和许文良，2003；Guo et al., 2014)，因此推断M3反射代表岩石圈的底界面，对应第Ⅳ类地幔反射.

松辽盆地深部广泛分布着早中生代火山岩和岩浆侵入岩，其地壳深部曾经必然存在大量的岩浆活动通道.剖面北部中和断陷之下，存在一系列近平行强反射同相轴，并向下延伸至地幔中，形成周边反射弱，内部反射特征明显的“蘑菇云”，将其解释为热流底辟体(迟元林等，2002).热流底辟体从莫霍面延伸至基底，其温压条件变化很大且经历多期热分异作用，故成分不可能是单一的，容易在其内部形成这种近水平分布的强反射同相轴.与此同时，热流底辟体之下也存在一系列近平行的地幔反射，在空间位置和反射特征与地壳中透镜状平行反射似乎具有一定的联系，本文认为这种热流底辟体是由于早期的地壳物质因在后期软流圈物质上涌过程中被加热产生分异作用而形成的，较轻的物质在地壳伸展过程中上涌，留下较重残留物逐渐演化成地幔，形成这样上下近平行且具有一定延续性的强反射.因此热流底辟体是伸展构造环境中形成产物，后期的冷却与垮塌也应当是形成断陷的重要原因之一.

徐家围子断陷与北部中和断陷深部反射特征存在明显差别(图 3)，从单炮数据也可以明显观察出来(图 8)，主要表现为以下三点：一是中下地壳反射存在差异：徐家围子断陷几乎表现为透明的反射特征，而中和断陷中下地壳存在多个近水平透镜状强反射；二是莫霍面反射特征存在明显差异：徐家围子断陷莫霍面反射较弱，之前在此区域采集的多个不同方位的深地震反射剖面(杨宝俊等，2001)也表现出同样的特征，而中和断陷表现为异常高强振幅的莫霍面反射(图 7、图 8)；三是徐家围子断陷深部地幔反射为较弱的北倾斜反射，而中和断陷深部地幔中则存在丰富的近水平强反射和南倾斜反射(图 3).以上反射特征的差异代表着不同的构造遗迹，其似乎表明着，徐家围子断陷与中和断陷的形成对应着不同的深部构造演化过程，这应当与松辽盆地断陷期及之前复杂的动力学环境相关.

图 8

Figure 8

图 8 徐家围子断陷与中和断陷典型单炮对比 Figure 8 Comparison of records beneath Xujiaweizi Fault Depression and Zhonghe Fault Depression

前文描述的地幔反射体(图 4)对揭示松辽盆地深部动力学过程具有重要意义.松嫩地块在演化历史上经历了两个不同的演化阶段，前期松嫩地块处于古亚洲洋构造域中，华北板块与西伯利亚板块在南北方向上挤压拼贴，古亚洲洋消亡.在这一演化阶段中，松嫩地块可能经受了多个地体碎片的拼合过程，形成前寒武纪建造与古生代造山建造拼合的复合基底，倾斜的地幔反射体M1-1可能正是这一过程的构造遗迹.之后松嫩地块的演化逐渐由古亚洲洋构造域转换为蒙古—鄂霍茨克构造域和古太平洋构造域叠合区域，在北部鄂霍茨克洋的俯冲作用力下，某个地块俯冲至松嫩地块之下，形成M1-2反射体.同时持续挤压过程导致了地壳增厚，M3反射体可能代表了增厚地壳的底界面.后期发生了岩石圈减薄，伴随着软流圈上涌，早期地壳底部逐渐转化成地幔成分，一些较轻的组分被熔融，并在拉伸环境中向上运移，留下与地幔成分相接近的残留物，形成M2反射界面.松辽盆地大规模火山活动之后，其深部岩石圈厚度又逐渐增加，并到达我们今天所观测到的M3反射界面的位置，介于M2反射和M3反射之间短小的近水平反射可能正是岩石圈减薄再增厚过程的产物.因此，这些地幔反射正是松嫩地块演化动力转换的标志，对其进一步研究还需结合更多地质、地球化学的研究来展开.

本文对过“松科二井”近南北向的深地震反射剖面进行分析，主要得出以下结论：

(1) 松辽盆地白垩纪沉积盖层之下，存在残存的层状反射，受后期构造及岩浆活动改造较大，在深部呈零星、断续分布，本测线识别出两处明显的层状反射，可能为松辽盆地上古生界地层.

(2) 徐家围子断陷与中和断陷深部反射特征存在明显差异，前者中下地壳、莫霍面及地幔反射较弱，而后者深部存在一个包含若干水平透镜状强反射的热流底辟体，并以强莫霍反射为特征.

(3) 深地震反射剖面揭示出明显的地幔反射，可能是松嫩地块经历古亚洲洋构造域、蒙古—鄂霍茨克构造域与古太平洋构造域转变的构造遗迹，而20 s左右对应的地幔反射代表着现今岩石圈的底界面.