Fountain和Salisbury(1981)通过总结20世纪60~70年代出露的陆壳剖面结构与岩相特征, 建立了陆壳结构划分的变质相模式, 其后又对上述模式进行了进一步的综合(Fountain, 1989).他们提出上部陆壳为绿片岩相, 中部陆壳为角闪岩相, 下部陆壳为麻粒岩相的陆壳三分变质方案.如果强调陆壳岩石在不同物理状态下的变形行为, 则将陆壳分为脆性的上地壳和塑性的下地壳(Sibson, 1977, 1982, 1986; Meissner et al., 1991; Rutter and Brodie, 1992).根据地壳不同深度出现的地震波反射特征可划分出透明的上地壳和反射性的下地壳(Allmendinger et al., 1987; Fountain, 1989; Nelson, 1991; Mooney and Meissner, 1992; Meissner et al., 1991; Sadowiak et al., 1991).Christensen和Mooney(1995)和Rudnick和Fountain(1995)通过对全球资料的分析和室内高温高压实验资料的对比所提出的地壳三分方案, 是当前地壳划分方面的权威性研究结果.根据上述对陆壳划分的认识, 我国地学断面(GGT)和其他地球物理剖面都由地震波速差异、地震波震相的不同特征进行了陆壳纵向划分研究, 并得到大部分地带是三分的(杨宝俊等, 2016).稳定陆块和活动陆缘带的地壳一般都是三分结构(杨宝俊等, 2001b; Christensen and Mooney, 1995; Rudnick and Fountain, 1995).由岩石圈地幔以下发生的岩浆上涌可能形成地壳中不同部位的岩浆房以及下部地壳的底垫, 一方面增厚了地壳, 使地壳的物质组构发生变化; 另一方面对地壳顶部的沉积物质有加热的作用, 对烃源岩而言可以促进油气性的提高.我国的大陆地壳, 从塔里木地块、青藏高原、秦岭大别山造山带, 到中朝板块, 基本都是三分地壳结构.经过对全国GGT地学断面的研究工作(杨宝俊等, 2003c, 2005, 2009), 发现地壳结构具有不均匀性, 同样的三分地壳, 不同的地质单元其特征也不相同, 地壳厚度的趋势性变化与莫霍界面起伏的状况相符.经过对地壳的速度分布特征分析, 认为鄂尔多斯、四川稳定基底具有两分地壳性质.由满洲里—绥芬河地学断面(GGT)以及松辽盆地内的深反射地震(Songliao Drep)资料(杨宝俊等, 1996, 1999, 2001a, 2003a), 可知松嫩地块上的地壳也具有三分性质, 即自西向东变薄的下部地壳, 变厚的中地壳和比较稳定厚度的上部地壳.上、中部地壳多滑脱面结构.莫霍界面的凸起部位与松辽盆地底界面难以表现出“镜像”关系, 最浅处29 km位于哈尔滨以东约60 km处.由Songliao Drep研究得到的莫霍界面内部结构变化包括厚度、分层、横向不均匀性以及震相的合并分叉、断开等特征.这与意大利莫霍界面地表露头的岩性特征是相符的(Jarchow and Thompson, 1989; Wenzel et al., 1987; Jarchow et al., 1993).吴庆举和他的研究团队利用布设在中国东北地区的固定台站和流动台站地震记录资料, 采用多种高精度算法, 包括不同震相的成像、背景噪声成像、接收函数与横波分裂、接收函数与叠加计算等, 对东北地区的地壳上地幔结构、性质等进行了详细的研究(张广成等, 2013a, b; 潘佳铁等, 2014a, b; 孙莲等, 2012; 何静等, 2017).他们的主要成果归纳为：中国东北地区下方地壳厚度存在明显的东西横向差异, 松辽盆地北侧、东侧和南侧地壳厚度较薄, 为29~34 km; 东北地区地壳介质各向异性快波方向表现为北西向, 与主压应力方向近乎垂直, 反映了该区的主张应力方向, 并且主要各向异性来源于中下部地壳; 东北地区及周边地区地壳介质品质因子Q₀平均值约为323, 松辽盆地呈现为低Q₀值; 中、下部地壳S波速度分布表现为大兴安岭重力梯级带以东呈现大范围高速; 东北地区地壳上地幔S波速度结构存在横向非均匀性, 如山区显示为高速而沉积盆地则显示为低速.此外, 陈永顺和他的团队、钮凤林和他的团队也对中国东北地区的地壳横波速度结构进行了研究(朱健和陈永顺, 2003; 李国良等, 2015).

层圈结构为主的壳幔组构与地球形成演化有关(曾融生, 1984; 傅承义等, 1991; Jarchow and Thompson, 1989).地壳的成层性受到侧向地质应力作用, 发生褶皱、断裂、叠置等变动.但是总体的成层特征是保留的.至少在区域上具有一定的成层状态.盆地与造山带的地壳性质, 由于均衡作用, 可能发生一些变化, 但是其几分性基本不变.松辽盆地与大兴安岭都是三分地壳特征, 大兴安岭一带的三分地壳明显比松辽盆地稳定.秦岭—大别山地区的三分地壳比其北部的华北盆地地壳简单, 青藏高原的地壳比塔里木盆地的地壳简单.就松辽盆地而言, 其地壳结构在盆内和在盆地边界域是否有变化？它们的特征怎样？与不同地质时代的沉积有什么关系？莫霍界面发生什么变化？为此, 在松辽盆地东边界附近实施了约150 km长的深反射地震剖面, 期望回答上述科学问题.

松辽盆地及其东缘域位于松嫩—张广才岭微板块上(张贻侠等, 1998; 张兴洲等, 2011a, b; 张凤旭等, 2011; 杨宝俊等, 1996).该微板块与其西部的额尔古纳—兴安微板块和东部的佳木斯微板块之间经历了古生代期间多次碰撞、拼贴, 最后焊合成一整体.它们之间的互相作用表现为陆间深俯冲、海水退出、陆陆碰撞的形式, 其特点是软碰撞、弱造山、多期次(张贻侠等, 1998).松辽盆地自中生代早白垩纪开始发育, 经历了断陷、断坳转换、坳陷、萎缩等四个阶段(Wang et al., 2002, 2006, 2007), 其各个阶段的发育情况受到太平洋板块西向俯冲的不同阶段的不同作用所控制(Maruyama, 1994, 1997; Maruyama and Send, 1986; Maruyama et al., 1984; 杨宝俊等, 2003c); 同时也受到垂向的岩浆活动的作用.距离达到700 km以上的西部至北部的蒙古—鄂霍茨克洋, 从二叠纪开始自西向北再向东, 到早白垩纪的剪刀叉式拼合, 也对松辽盆地域的早期沉积与构造起一定的控制作用(Zhou et al., 2009, 2011a, b).比如, 松辽盆地滨北地区的上部基底的推覆断裂系统(单玄龙等, 2009).

松辽盆地域也处在古亚洲洋南支北部, 其周围沉积了不同厚度的C-P地层(周建波等, 2009, 2012; Wang et al., 2009).古亚洲洋南支关闭后, 进入陆内构造演化阶段, 即三叠纪至侏罗纪的隆升期, 之后进入白垩纪不同形式的沉积.C-P地层的保存程度直接影响海相生烃甚至生油生气的条件.松辽盆地东缘域包括尚志及以西的南北向窄隆起带、以东的汤原—伊通地堑带.南北向窄隆起带为受到太平洋板块向西俯冲产生的挤压作用所致, 同时隆起带的抬升过程也为汤原—伊通地堑带提供部分物源.松辽盆地东缘域一方面具有松辽盆地的地壳性质, 也可能表现出盆地边缘外的地壳性质变化; 另一方面, 可以辨识松辽盆地东边界所在, 为松辽盆地完整演化提供部分构造条件; 第三方面, 为该域附近的海相地层表现提供资料.

西拉木伦河缝合带产生的北向挤压作用(杨宝俊等, 2003c), 对松辽盆地域演化也有一定的控制, 包括古生代地层分布、中生代早期的隆升等.松辽盆地东缘域与西拉木伦河带几成高角度分布关系, 因此, 位于哈尔滨附近的范围受到该缝合带作用不够明显.

总之, 松辽盆地及其东缘域受到周围复杂的区域应力场作用(见图 1), 作为西太平洋西向俯冲的弧后裂谷盆地、蒙古—鄂霍茨克洋闭合的中—近程应力作用带以及古亚洲洋南支封闭对其北部产生的挤压作用域, 在不同地质时代不同方向上承受着不同方式的挤压作用(张贻侠等, 1998; Zhou et al., 2009, 2011a, b; 任纪舜等, 1990; 程裕淇, 1994; 邓晋福等, 1996), 表现出东北亚特定的复杂构造变动(张贻侠等, 1998; 万天丰, 1993; 郑亚东等, 1990, 1998; 和政军等, 1998; Wu et al., 2000, 2002), 为研究东北亚构造演化、地球动力学过程提供了重要的素材, 同时也将为完善大陆边缘带构造演化理论做出一定的补充.

图 1

Fig. 1

图 1 中国东北地区区域构造背景 Fig. 1 Regional tectonic setting of Northeast China

该松深Ⅱ—E深反射地震剖面(简称Ⅱ—E剖面)位于松辽盆地东边界域, 自哈尔滨以西约14 km向东经过玉泉镇、帽儿山、尚志市, 全长约152 km.从玉泉镇向东基本是山地和丘陵.采用井中炸药爆炸激发, 井深15~30 m不等, 山地多组合井震源, 共实施2410炮.单炮240道接收, 道距40 m, 60次覆盖, 记录长度15 s; 采样间隔2 ms, SEG-D格式, 最小偏移距80 m; 中点放炮.

使用CGG地震处理软件进行Ⅱ—E剖面的地震资料处理.处理中采用细致的预处理步骤, 经过不同处理组分别尝试不同的处理环节和参数, 最终确定统一的处理流程.处理的关键技术：(1)叠加处理前不进行反褶积处理.经过消噪处理, 通过反褶积可以提高分辨率; 由于地表条件、近地表地质条件、消噪效果等环节的影响, 使提高分辨率的共反射点道信息难以“对齐”达到叠加目标.这项技术有普遍意义; (2)叠加处理前后滤波参数选取.叠加处理后, 有效频带变窄变低, 在降低分辨率的同时提高了信噪比.叠前、后滤波参数选取的目的仍然是提高信噪比.就随机噪声而言, 它的频带也发生降低.滤波参数中的低截由叠前的5 Hz变为叠后的2 Hz; (3)考虑地层倾角的变化, 使用DMO叠加技术和叠后偏移技术解决复杂构造成像问题.最终叠加偏移剖面信噪比较高、有效波组图像清晰, 保持了有效层位同相轴连续性以及有效构造信息的可追踪效果, 如大型推覆断裂、莫霍界面、中深层密集反射带.

Ⅱ—E剖面原始叠偏时间剖面见图 2, 对该时间剖面的结构特征解释见图 3.下面的剖面特征解释都参见图 3.

图 2

Fig. 2

图 2 Ⅱ—E剖面原始叠偏时间剖面 Fig. 2 Ⅱ—E original stacked migration time section

图 3

Fig. 3

图 3 Ⅱ—E剖面原始叠偏时间剖面解释 Fig. 3 Interpretation of Ⅱ—E original stacked migration time section

剖面上玉泉镇以西约70 km范围, 地壳结构类似于松辽盆地, 即表现为三分地壳(Klemperer et al., 1985; Brown et al., 1983; Allmendinger et al., 1987).上部地壳与全球上部地壳相近, 反射层震相少, 即所谓的透明的上地壳(Fountain, 1989; Fountain and Salisbury, 1981; Nelson, 1991; Mooney and Meissner, 1992; Meissner et al., 1991; Sadowiak et al., 1991; Christensen and Mooney, 1995; Rudnick and Fountain, 1995).本剖面上部地壳上多推覆断裂, 规模一般; 岩浆岩带较发育.中部、下部地壳多反射层震相.中部地壳由西侧的约2 s厚(4.6~6.7 s)向东渐薄, 减至玉泉镇附近的0.5 s; 中部地壳的顶界大致为向东微抬的平直震相, 底界向东抬起.在较连续的反射层震相中, 多弯曲震相轴, 如哈尔滨西8~17 km宽、4.9~6.2 s厚的①号特征处(图 4a), 表现为“鳄鱼构造”(Meissner et al., 1991; Rudnick, 1995; Meissner and Weaver, 1992), ②号特征处位于25~28 km、5.6~6.6 s, 与①号同类型, 但范围小(图 4b), ③、④号特征处分别位于37~39 km、4.1~5.0 s与40~42 km、4.3~5.3 s, 都具有明显的弯曲震相(图 4c和图 4d), ⑤号特征处与西侧震相特征不同, 表现为分叉合并特征(图 4e), 它位于46~47 km、4.6~5.5 s.再向东到约57~58 km、4.3~5.3 s的⑥号特征处, 震相弯曲程度明显减小, 接近连续的平直震相特征(图 4f).在玉泉镇以西的66~67 km、4.1~5.3 s(⑦号特征处), 震相属于平直特征(图 4g).从玉泉镇附近向东的剖面, 剖面几乎不存在中部地壳, 剖面上部(大致以6 s为界)多岩浆岩带、多推覆断裂, 其下部是下部地壳.大约在帽儿山以东10 km(108~109 km、4.3~5 s)的特征处⑨号, 出现了剖面西部的弯曲震相, 但该局部震相横向延伸仅几千米, 纵向上极薄, 即范围很小(图 4i).

图 4

Fig. 4

图 4 剖面地壳精细结构震相特征 Fig. 4 Seismic phase features revealing crustal fine structures in profile

剖面的西部与东部(以玉泉镇为界)下部地壳特征是类似的.如西部的⑧号特征处与东部⑩号特征处(分别位于12~17 km、7.3~8.5 s和101~104 km、7.6~8.6 s), 震相特征表现为较好的连续性, 不同的是⑧号特征处弯曲较明显、视频率较高(约20 Hz)(图 4h), ⑩号特征处视频率约16 Hz, 近似平行相位(图 4j).本剖面的下部地壳具有大套多相位反射层.东部剖面的下部地壳受到岩浆活动“噪声化”影响强过西部剖面.

总之, 剖面大约以玉泉镇为界, 西部地壳三分, 东部地壳基本二分.玉泉镇以西剖面的中部地壳表现出的韧性结构特征在玉泉镇以东剖面上几乎没有, 即上部地壳脆性结构与下部地壳塑性结构直接相连.在满洲里—绥芬河地学断面(GGT)地球物理研究中(杨宝俊等, 1996), 得到松辽盆地基底的大套低阻体, 可能源于地壳中含水所至.地壳含水可能导致地壳增加韧性程度.这表明, 由深反射地震资料得出玉泉镇西侧地壳划分的变化, 可能说明玉泉镇一带是该盆地基底低阻带的东界.

此外, 由全国GGT地学断面研究(杨宝俊等, 2001b)可知, 鄂尔多斯和四川盆地稳定基底具有两分地壳性质.由本文研究的松辽盆地东部地壳缺少韧性性质的中部地壳, 使得当地具有二分地壳性质.一方面表明盆地边缘域由于区域构造作用在具有局部构造特征的地层上, 发生韧性地层的减薄甚至消失, 拓展了全国两分地壳地带的范围; 另一方面, 结合地壳电性性质, 综合表征了盆地边缘域地球物理性质的变化, 为进一步探讨松辽盆地基底结构组构提供了地球物理信息支撑.

剖面上莫霍界面自西向东呈现总体抬升形态：剖面西端(哈尔滨西侧14.5 km)莫霍界面顶面深约10.07 s, 向东到哈尔滨, 顶面深约9.75 s, 抬升了0.32 s; 在40 km处, 顶面约8.85 s, 60 km处为8.65 s, 经过莫霍界面的大型断开带(即玉泉镇—小岭断开带), 莫霍界面略有加深, 在90 km处深约8.9 s, 110 km处深约8.6 s, 130 km处深约8.6 s.向东是莫霍界面的尚志断开带, 在约146 km处莫霍界面顶面深约10.1 s, 再向东呈现抬升形态, 剖面东端深约9.95 s.总体看来, 最深处位于剖面的西端(10.07 s), 最浅处位于120 km处的8.5 s.按地壳平均波速约6.19 km·s^-1计算(杨宝俊等, 2001a), 该剖面西端最深处约为31.2 km, 尚志市以西山地的120 km处深约26.3 km.

莫霍界面有三处断开带, 即哈尔滨东断开带(约16 km处至29 km处)、玉泉镇—小岭断开带(约67 km处至86 km处)、尚志断开带(约131 km处至145 km处), 分别简称为西断开带、中断开带和东断开带.莫霍界面西断开带：带内有西向与东向的双向剪切断裂, 其中东倾剪切带更为强势.该断开带断点深约9.9 s, 东断点深约9.5 s, 断开带落差(按8 km·s^-1计算)约大于1.6 km.中断开带：西断点深约8.85 s, 东断点深约8.8 s, 大致表现为平断开特点.带内的双向剪切带以西倾剪切带更发育.该断开带宽约19 km, 为莫霍界面下方的向上岩浆活动产生了条件, 岩浆上涌在下部地壳发生了底垫堆积.在断开带上方深约7.3 s位于55 km处、96 km处的范围内即表现为该断开带的底垫带, 同时该断开带也为地壳上部岩浆房形成准备了通道.该断开带上方地壳也是由三分变为二分的分界带.断开带发生的上涌岩浆活动也成为地壳组构发生变化的动因之一, 如下部地壳连续性震相的截断、地壳变二分的地层特征变化等.东断开带：西断点深约8.6 s, 东断点深约10.1 s, 断开带落差约为6 km.该断开带上方是大范围的岩浆房(东西宽约大于20 km, 深自2.8 s至8.5 s, 厚约17.6 km), 东邻佳伊地堑.穿过东断开带的双向剪切带以向东倾斜的剪切更为发育.

该剖面的莫霍界面具有比较复杂的内部结构.自西向东, 标注序号1至10的10处为莫霍界面内部结构特征处, 分别位于约3 km处、13 km处、30 km处、44 km处、61 km处、90 km处、104 km处、119 km处、129 km和145 km处.这10处的莫霍界面特征与地壳结构特征无关, 即在三分地壳下出现的莫霍界面特征在二分地壳带的莫霍界面也可能存在.该剖面上的莫霍界面基本都是多相位特征(4~7个相位)(杨宝俊, 1999).不同特征表现：序号1(No.1)处的莫霍界面内部断续震相(图 5a), 厚约1.2 km(9.9~10.2 s); No.2处, 内部有斜交震相(图 5b), 厚约1.3 km(9.8~10.13 s); No.3处, 内部震相强弱差别大(图 5c), 厚约1.2 km(9.4~9.7 s); No.4处, 内部相位基本平行, 能量差别较大(图 5d), 厚约1.7 km(8.73~9.15 s); No.5处, 莫霍界面厚约2.2 km(8.7~9.25 s), 其中上部的1 km厚(8.7~8.95 s)呈现弱弯曲震相(图 5e); No.6处, 内部相位有弯曲且不平行, 但未相交, 强弱有变化, 视频率变化较大(图 5f), 最高20 Hz, 最低约12.5 Hz, 厚约1.5 km(9~9.37 s); No.7处, 内部有斜相位, 能量差别大, 顶底相位基本平行(图 5g), 厚约1.4 km(8.82~9.17 s); No.8处, 该处莫霍界面厚, 约3.2 km(8.4~9.2 s), 内部能量弱(图 5h); No.9处, 顶底震相基本平行, 内部震相杂乱且能量弱(图 5i), 厚约2.8 km(8.55~9.25s); No.10处, 震相有弯曲, 能量一般(图 5j), 厚约1.12 km(10.12~10.4 s).综上所述, 该剖面莫霍界面最薄处位于剖面的两端, 约略大于1 km厚, 最厚3.2 km, 位于约119 km处.10处莫霍界面内部所具有的特征, 其中No.1、3、4、7、8、9、10等七处特征在松辽盆地下方莫霍界面特征出现过(杨宝俊, 1999), 而No.2、5、6等三处特征是新特征.这三处的特征基本表现为莫霍界面内部结构复杂, 包括相位斜交、弯曲、相位不平行不相交、视频率变化大.表明松辽盆地东边界域莫霍界面具有更为复杂的内部结构.

图 5

Fig. 5

图 5 沿剖面莫霍界面震相特征 Fig. 5 Seismic phase features of Moho interface in the profile

剖面上从松辽盆地区到东部山地区多上部地壳的推覆断裂, 其中从近盆地边界到尚志西侧是1号推覆断裂(简记为1^#)规模最大, 其次是尚志附近的2^#推覆断裂, 这两条推覆断裂带倾向相反(见图 3).

1^#推覆断裂：该断裂倾向向东, 先陡后缓.所处位置大约在43 km处至119 km处, 长约76 km.43~65 km段该断裂震相到时由0.7 s增至3.7 s, 斜度约为0.14 s·km^-1; 从65 km到119 km段, 到时由3.7 s增至6.2 s, 斜度约为0.05 s·km^-1.从断裂震相特征看, 53~60 km段(约2.4~3.4 s到时)有连续多相位的局部错开, 68~81 km段断裂震相连续性差, 90~98 km段呈现多相位震相, 105~119 km段断裂震相是断续特征.1^#推覆断裂在玉泉镇西的约66 km处跨越地壳由三分变为二分的交界带.上覆的推覆地层表现：70 km处以西多沉积反射震相, 70~80 km段也有沉积反射震相, 但多被岩浆岩掺杂.80~85 km段多反射震相, 93~100 km段有较多反射震相.其余推覆地层多为岩浆岩优势地层.另外, 在108~109 km的4.5 s上下有上部地壳的弯曲轴震相(即3.1节中所述的⑨号特征处); 在111 km处莫霍界面反射到时大约8.6 s, 约26.6 km深.

2^#推覆断裂：该断裂向西倾, 顶部位于尚志市东约1 km的约139 km处(反射到时0.7 s), 经过多相位断续震相的延伸, 在134 km处、2.1 s到时分为上、下两分支, 上支延至约127 km、3.5 s, 下支延至约118 km、4.5 s.经过计算, 该断裂分成两支前的斜度约为0.28 s·km^-1, 分成两支的上支斜度约为0.2 s·km^-1, 下支斜度约为0.15 s·km^-1, 即下支比上支缓, 延伸更长.由2^#推覆断裂向上推覆的地质体可分为三个部分, 即Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ块.这三块推覆体基本为沉积地层, 这些被推覆的地层具有较好的连续地震震相, 多相位, 视主频约为22~28 Hz.三块推覆体的西界自上而下渐深渐宽.最上部Ⅰ号推覆体在横向上穿过推覆断裂东延.在2#推覆断裂的下支约(124 km、4.4 s)附近存在一套东西向沉积地层, 延伸约10 km、1.5 s厚, 简记为Ⅳ带.分析推覆体Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ块和Ⅳ带的空间关系, 被推覆的三块可能源自Ⅳ带.Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ四个地层带可能组构了尚志西侧上部地壳中的部分“古”沉积; 联系1^#推覆断裂上覆的多处沉积反射带, 可以推测该剖面玉泉镇以东部分的二分地壳带的上部可能存在较大范围的“古”沉积地层, 比如C-P系海相地层.

(1)Ⅱ—E地震剖面上地壳结构以玉泉镇为界, 西部约70 km范围属于三分地壳, 东部约80 km属于二分地壳.由对全国的陆地10条GGT地球物理资料编制的中国岩石圈篱笆图可知(杨宝俊等, 2001b), 根据地壳不同部位特征与复杂程度, 中国陆壳包括三分与二分结构, 其中二分地壳的范围很小, 基本分布在四川盆地和鄂尔多斯盆地相应的稳定地块.松辽盆地地壳结构经过了详细的研究, 属于三分地壳.松辽盆地地壳的中部地壳略薄于下部地壳, 但比上部地壳稍厚.该剖面的西部松辽盆地部分地壳与哈尔滨以西的整个松辽盆地地壳结构特征相近(杨宝俊等, 1996, 2003a; 杨宝俊, 1999).在玉泉镇附近, 其西部三分地壳的中部地壳部分逐渐减薄, 震相也由部分弯曲特征组构所表现出一定比例的韧性或塑性特征转变为线性震相, 反映出上部地壳偏脆性的特征(Sibson, 1977, 1982, 1986).直到尚志附近, 这一线性震相基本保持着, 但被大量的岩浆岩震相所混染.虽然在剖面东部局部地带出现了极小范围的中部地壳震相, 由震相表现的地壳特征还是证明了该剖面上盆地东部地带所具有的二分地壳特征.

松辽盆地域基底是松嫩—张广才岭微板块(张贻侠等, 1998), 它和其他几个微板块共同拼贴焊合成黑龙江板块(张贻侠等, 1998; 任纪舜等, 1990).松嫩—张广才岭微板块经过了中新生代复杂的改造, 现在测得的松辽盆地东边界域地壳结构既有微板块被构造改造的结果, 也有微板块自身地壳的结构属性, 其中, Ⅱ—E剖面东部的二分地壳特征即是非稳定地块地带地壳结构的新特征.

(2) 松辽盆地东边界域约150 km范围内, 莫霍界面的深度向东部逐渐总体上变浅, 最浅位于尚志市以西约18 km(自剖面西端位置算起的120 km附近), 双程走时8.5 s, 按松辽盆地范围地壳平均波速6.19 km·s^-1计算(杨宝俊等, 2001a; 曾融生, 1984), 该处莫霍界面深度仅约26 km.在Songliao Drep研究中已经指出松辽盆地范围莫霍界面隆起带与盆地底部起伏不成“镜像关系”(杨宝俊等, 1999).虽然不满足镜像关系, 但是在整个盆地内, 莫霍界面深度还是有相对隆起趋势.而在Ⅱ—E剖面的松辽盆地东边界域, 莫霍界面深度向东基本上逐渐变浅.该剖面上莫霍界面存在多处断开带, 尤其前文所述的中断开带和东断开带, 中断开带断开约19 km, 为平断开特点, 东断开带的两侧落差约6 km, 其上方发育了大规模的岩浆房.这样的规模几乎可以和松辽盆地内部的对青山镇莫霍界面断开带的规模相比(杨宝俊等, 2003b).同时也说明莫霍界面断开特征与中新生代盆地范围无关.松辽盆地东边界域整体莫霍界面深度变浅是一个复杂的地质问题, 本文做如下初步讨论.从地壳均衡角度出发(曾融生, 1984; 傅承义等, 1991), Ⅱ—E剖面上的下部地壳性质在东西方向上基本不变, 对均衡有相近的影响.在剖面西部的三分地壳地带, 中部地壳的韧性或塑性性质, 它可以易于形变地调整重力均衡效应; Ⅱ—E剖面东部地壳二分, 没有中部地壳的调整作用, 而且上部地壳混有岩浆岩的古沉积岩层密度较低, 引起地壳重力不均衡, 只有莫霍界面深度变浅, 增加剖面同深度的密度, 从而使剖面侧向地壳附近保持重力均衡.

(3) 大型推覆断裂的成因与油气意义.与松辽盆地内部安达地区的上部地壳推覆断裂和松辽盆地滨北地区的推覆断裂相比(单玄龙等, 2009), 无论从延伸范围、推覆强烈程度比较, Ⅱ—E剖面东部上部地壳的推覆断裂都要更大些.剖面上1^#推覆断裂方向自东向西推覆, 2^#推覆断裂自西向东推覆, 通过安达推覆断裂成因分析(杨宝俊, 1999; 杨宝俊等, 1996; Yang et al., 1997), 可以推测1^#推覆断裂主要源自西太平洋板块向西俯冲产生的中程挤压应力场.而2^#推覆断裂可以与滨北地区双向推覆断裂的西倾断裂相比(单玄龙等, 2009), 即受到蒙古—鄂霍茨克洋闭合产生的向东、向南挤压应力场作用所致.另外, 本剖面2^#推覆断裂表现的西侧分支东侧合二为一变陡的特点, 可能是蒙古—鄂霍茨克洋闭合过程中, 自西向东的剪刀叉变方向闭合(Zhou et al., 2009, 2011a, b)变化对Ⅱ—E剖面东部位置上部地壳产生了复杂挤压作用, 即先是非正向挤压, 之后正向挤压形成了先分支后变陡的推覆结果.由此看来, 蒙古—鄂霍茨克洋关闭位置变化的应力场效应与西太平洋变向俯冲(Maruyama, 1994; Maruyama and Seno, 1986; Maruyama et al., 1989)产生的应力场有类似的作用, 即海洋板块变向俯冲作用可以类似于另一大洋的变位置闭合带作用.本剖面1^#、2^#推覆断裂的被推覆体基本相同, 可能都是古亚洲洋C-P海相沉积层(周建波等, 2009, 2012; Wang et al., 2009), 只是1^#推覆断裂的被推覆体被岩浆岩混染程度更高.上述的推覆断裂形成于上部地壳; 松辽盆地中部的推覆断裂形成于上中部地壳(杨宝俊, 1999).这两种推覆断裂虽然形成于地壳的不同部位, 但其形成动力机制却都是区域挤压应力场的作用结果; 它们只是可能存在有岩浆的混合, 而不是上涌的热物质作用所形成.松辽盆地边缘域可能存在的上古生界海相地层形成于古亚洲洋时期; 本断面解释的推覆断裂, 不论是向东南倾斜还是向北西倾斜, 它们形成的最早时代是早白垩.这说明晚形成的推覆断裂对早形成的海相地层有可能存在一定的破坏作用; 即使海相地层存在于古盆地里, 后形成的推覆断裂也一定对古盆地有一定的改造作用.如果那里的海相地层具有生烃能力, 则后形成的断裂会产生较强的破坏影响.可以预测, 在松辽盆地东边界域还有类似的沉积岩层与它们不同的构造变动.