2019, Vol. 62
2. 国土资源部应用地球物理重点实验室, 长春 130026;
3. 油页岩地下原位转化与钻采技术国家地方联合工程实验室, 长春 130026;
4. 吉林大学地质资源立体探测虚拟仿真实验教学示范中心, 长春 130026
2. Key Laboratory of Applied Geophysics, Ministry of Land and Resources, Changchun 130026, China;
3. National-Local Joint Engineering Laboratory of In-situ Conversion, Drilling and Exploration Technology for Oil Shale, Changchun 130026, China;
4. Virtual Simulation Experiment Teaching Center of Stereoscopic Exploration of Geological Resource, Changchun 130026, China
近年来，位于华北克拉通与西伯利亚板块之间的中国东北以及邻近地带是研究中亚造山带的关键区域(Şengör et al., 1993；Şengör and Natal′in.，1996；Xiao et al., 2003；Wilde，2015).这一区域被关注的主要科学问题包括：(1)古亚洲洋闭合的时间与地点(Şengör et al., 1993；Şengör and Natal′in，1996；Xiao et al., 2003；Wilde, 2015)；(2)古生代期间中国东北地区微板块之间的相互作用(Wilde，2015；Xiao et al., 2003；Zhou et al., 2009)；(3)中生代蒙古—鄂霍茨克洋南向俯冲对额尔古纳地块的影响(Zorin，1999；徐备和陈斌，1997；Wu et al., 2011)；(4)中新生代以来太平洋构造域对中国东北地区应力场作用的边界(朱夏，1979；Ma et al., 2018)；(5)大兴安岭重力梯级带的形成机制及太平洋构造域对它的作用(邵济安等，2005；杨宝俊等，2005).
地球物理方法为壳幔结构研究中的构造位置、应力场、形成机制等问题提供了有力的证据和线索.在中国东北及邻近地带已开展了大量高水平的地球物理研究工作.此研究区内包括三条全球地学断面(Global Geoscience Transect：GGT)：满洲里—绥芬河地学断面(杨宝俊等，1996；张贻侠等，1998)、东乌珠穆沁旗(东乌旗)—东沟地学断面(卢造勋和夏怀宽, 1992, 1993)、响水—满都拉地学断面(马杏垣等, 1991a, b).这三条GGT为研究区壳幔结构与构造演化提供了丰富的资料.俄罗斯学者Zorin等(Zorin et al., 1995; Zorin，1999)在东西伯利亚地学断面(The East Siberia Transect)中赤塔至中俄边境(满洲里附近)段展示了西伯利亚板块与额尔古纳地块壳幔结构的差异.研究区内其他近东西向的地球物理剖面还有：中蒙边境的洪格尔—张家口广角反射地震剖面(李英康等，2014)研究了北部蒙古大陆与南部华北克拉通之间莫霍面的变化趋势；洪格尔—怀来深反射地震剖面(Zhang et al., 2014)展示了索伦山—西拉木伦河缝合带及附近地壳的精细结构；查干敖包—化德大地电磁测深(MT)剖面(韩江涛等，2019a)给出了古亚洲洋闭合的一些线索；诺门坎—齐齐哈尔广角反射地震剖面(Xiong et al., 2015)、深反射地震剖面(Hou et al., 2015)和MT剖面(Liang et al., 2015)研究了大兴安岭及两侧盆地的壳幔结构；满都拉—延川南北向广角反射地震剖面(滕吉文等，2010)更详尽地展示了响水—满都拉GGT未包括的满都拉段南向的华北克拉通及邻近区域的地壳结构.此外还有来自于天然地震层析成像的证据，如大兴安岭重力梯级带东西两侧岩石圈地幔的速度分布差异(潘佳铁等，2014)；太平洋板块俯冲前端逼近大兴安岭重力梯级带(Huang and Zhao, 2006)；蒙古—鄂霍茨克洋剪切闭合事件对大兴安岭域的作用(Zhao et al., 2011)等.由上述地球物理工作可知，这一区域内地球物理剖面大多为近东西走向，南北向地球物理信息较少，这会影响对该区域壳幔结构特征的整体认识.
本文的研究区域，大兴安岭域坐落于黑龙江板块之上、蒙古—鄂霍茨克洋缝合带和索伦山—西拉木伦河缝合带之间，包括大尺度的岩浆岩带和其两侧发育的盆地.在研究区内前人已有的地球物理剖面(多为近东西走向)的基础上，在国家自然科学基金重点项目“大兴安岭西盆地群域构造与地球物理场”支持下，又取得了两条近南北向的剖面.一条为沿中蒙边境从漠河到呼和浩特MT剖面(韩江涛等，2019b)，另一条是兴华乡—龙凤镇天然地震P波速度成像剖面，数据提取自Ma等(2018)的中国东北地区的P波速度计算结果.本文首先综合分析这些地球物理信息，给出研究区综合地球物理栅状图描述研究区壳幔结构特征；然后讨论其揭示的地壳厚度、莫霍界面深度、岩石圈-软流圈界面(Lithosphere-Asthenosphere Boundary：LAB)深度等特征及壳幔结构与应力场的关系，最后探讨大兴安岭域地质-地球物理基本特征.
1 研究区地球物理特征 1.1 构造分区大兴安岭域包括中国东北地区大兴安岭东西两侧，南邻索伦山—西拉木伦河缝合带，北邻蒙古—鄂霍次克洋缝合带，如图 1所示.研究区占据了黑龙江板块(又称兴蒙造山带)大部分(张贻侠等，1998)，包含了额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块以及辽源地体.
|
图 1 研究区构造分区与地球物理剖面位置图 Fig. 1 Tectonic subdivision and geophysical profiles in the study region |
额尔古纳地块以蒙古—鄂霍次克洋缝合带为西界，包含大兴安岭的西北部.传统认为额尔古纳地块基底由晚元古代到古生代的火山-沉积地层和花岗岩组成(黑龙江省地质矿产局，1993).最近锆石U-Pb同位素研究证实许多前寒纪片麻岩是早古生代侵入变形岩(Miao et al，2007)，但是仍有新元古代花岗岩类在地块内部局部存在.Wu等(2011)也阐述该时代花岗岩类为额尔古纳地块西北部的次要组成部分.Zhou等(2011)在该地块东北部发现了漠河杂岩带的花岗片麻岩(约828 Ma锆石种群)，被认为是该地区局部产生的.许多学者发现了更年轻的广泛分布的花岗岩，年代在大约470 Ma(Wu et al., 2011).
兴安地块北邻额尔古纳地块，南邻松嫩地块，包括了大兴安岭大部.大兴安岭被认为是由古生代花岗岩与中生代花岗岩及相关的火山岩组成，并可能覆盖前寒武纪基底(黑龙江省地质矿产局，1993；内蒙古自治区地质矿产局，1991).Wu等(2011)归纳了大兴安岭花岗岩的三个岩浆活动阶段：(1)局部的奥陶纪变形石英闪长岩和花岗岩；(2)北部二叠世-石炭纪花岗岩；(3)白垩纪花岗岩与火山岩.Zhou等(2011)认为兴华渡口杂岩带的基底在岩性序列上与额尔古纳地块类似，划入漠河杂岩带内.但后来很多学者认为其实质是由古生代而并非前寒武纪原岩形成的(Miao et al., 2007；Wilde，2015；Liu et al., 2017).
松嫩地块大部分被中新生代的松辽盆地覆盖，以索伦山—西拉木伦河缝合带为南界.钻孔数据表明松辽盆地基底主要由古生代-中生代花岗岩和古生代火山岩地层组成(Wu et al., 2001)，还有较少的中元古代花岗岩，这可能与华北克拉通的构造活动有一定关系.在大兴安岭南部，花岗岩的年龄从石炭纪到白垩纪(Wu et al., 2011).在索伦山—西拉木伦河缝合带附近，存在早古生代和二叠世沉积的增生杂岩带(Wu et al., 2007).松嫩地块南段并没有发现前寒武纪岩石(吉林省地质矿产局，1988).
辽源地体位于华北克拉通北缘，北部接壤松嫩地块.在赤峰—开原断裂与索伦山—西拉木伦河缝合带之间，包括了白乃庙弧和北部的温都尔庙俯冲-增生杂岩带(Xiao et al., 2003).该地体由早古生代南向俯冲活动增生于华北克拉通，传统上被认为由前寒武纪和古生代沉积岩与火山岩组成(吉林省地质矿产局，1988).Wu等(2011)的数据表明，以前被认为是前寒武纪的地层，实际是由变形的古生代-中生代地层组成，花岗岩类的年代测定大多数为侏罗纪与白垩纪，最早为晚二叠世.
1.2 研究区壳幔结构为了更加全面地获得研究区壳幔结构特征，本文将研究区内已有的GGT、MT剖面、天然地震速度剖面、深反射地震剖面和广角地震剖面等信息综合组构，形成了地球物理栅状图(图 2)和地球物理剖面图(图 3).在综合地球物理栅状图 2中，赤塔东—满洲里—林甸剖面是由东西伯利亚地学断面(Zorin et al., 1995)与满洲里—绥芬河GGT(杨宝俊等，1996；张贻侠等，1998)连接组合而成.其他剖面：东乌旗—北票剖面取自东乌旗—东沟GGT(卢造勋和夏怀宽, 1992, 1993)；山阴—阜城剖面取自响水—满都拉GGT(马杏垣等, 1991a, b)；取自韩江涛等(2019b)的MT资料的漠河—呼和浩特剖面；取自中国东北地区天然地震速度层析成像(Ma et al., 2018)结果的兴华乡—龙凤镇剖面.在综合地球物理剖面图 3中，诺门坎—齐齐哈尔剖面来自深反射地震(Hou et al., 2015)、广角地震(Liang et al., 2015)、MT(Xiong et al., 2015)等资料信息(图 3a)；张家口—洪格尔剖面来自深反射地震(李英康等，2014)、广角地震(Zhang et al., 2014)等资料信息(图 3b)；图 3c满都拉—延川剖面来自广角地震信息(滕吉文等，2010).
|
图 2 揭示研究区壳幔结构特征的综合地球物理栅状图 综合地球物理剖面：T1：赤塔东—满洲里—林甸(GGT)；T2：东乌旗—北票(GGT)；T3：山阴—阜城(GGT)；T4：漠河—呼和浩特MT剖面；T5：漠河东—龙凤镇天然地震P波速度成像剖面. Fig. 2 Geophysical fence diagram showing features of crust and upper mantle beneath the study region Geophysics profiles: T1: Chita-Manzhouli-Lindian Geotransect; T2: Dongwuqi-Beipiao Geotransect; T3: Shanyin-Fucheng Geotransect; T4: Mohe-Hohhot MT profile; T5: East Mohe-Longfeng cross-section of P-wave velocity tomography. |
|
图 3 综合地球物理剖面(7条)解释壳幔结构特征 (a)诺门罕—齐齐哈尔深反射地震、MT、广角地震剖面(图 1的T6，T7，T8)；(b)中蒙边境洪格尔—张家口深反射地震、广角地震、MT剖面(图 1的T11，T10，T9)；(c)满都拉—延川广角地震剖面(图 1的T12). Fig. 3 Synthesized geophysical profiles interpreting the crust and upper mantle features (locations are shown in Fig. 1) (a) Nuomenhan-Qiqihaer deep seismic reflection profile (T6), MT profile (T7), and wide-angle reflection profile (T8); (b) Hongger-Zhangjiakou deep seismic profile (T11), wide-angle reflection profile (T10), and MT profile (T9); (c) Mandula-Yanchuan wide-angle reflection profile (T12). |
综合地球物理栅状图 2给出了以下壳幔结构的特征.其中，在三条GGT地球物理剖面中，地壳特征、莫霍界面深度是由广角地震剖面解释得到的，岩石圈地幔底界(LAB)深度由MT剖面解释得到.
赤塔东—林甸剖面(T1)：莫霍界面在赤塔东附近深37.5 km，满洲里附近深约35.4 km，海拉尔附近深约36.9 km，博克图附近深约40.0 km，扎兰屯附近、甘南附近深约35.4 km和37.5 km，在剖面东段林甸深约31.3 km.整体看，莫霍界面深度以甘南附近为界，其东部变浅，西部存在3处异常表现，即博克图附近由两侧的40.0 km抬升至东侧的35.4 km；博克图以西约85 km存在一个莫霍面局部重叠带；赤塔东和满洲里之间的160 km处莫霍面深度约25 km.在地壳内部都是三分地壳特点，以满洲里附近为界，向西中部、下部地壳最薄分别至约5 km、4 km；满洲里以东至甘南，中部地壳最厚约21 km.甘南以东到林甸三分地壳比较均匀，分别约为7~10.4 km、8~16 km、4.5~10 km.此外满洲里至甘南附近的中部地壳多低速带和低阻层；赤塔东以东约75 km处，存在上部地壳的低速带，这与剖面中部满洲里至甘南形成鲜明的对比.沿整个剖面，LAB深度以甘南附近为界，以东深约80 km，以西主要深为90~110 km，仅在海拉尔以东约70 km处深约80 km.
东乌旗—北票剖面(T2)：莫霍界面在林西附近由两侧的深约50 km抬升至东侧的45.8 km，翁牛特以东深约40 km，林西以西的深度较大，约为49 km.呈三分地壳特点，西拉木伦河以西较均匀，上部、中部和下部地壳厚度分别约为16~19 km、18~19 km、12~15 km；西拉木伦河以东的上部地壳较厚，约20 km，中、下部地壳厚度分别约为11 km和9 km.西拉木伦河附近中部地壳多低速带，深约19 km，剖面东端北票附近中部地壳存在低速带，深度约为29 km.LAB在西拉木伦河以西深约94~110 km，以东深约114 km.
山阴—阜城剖面(T3)：莫霍界面在阜平附近由两侧的深约41.7 km抬升至东侧的约37.5 km，再向东至阜城深度由37.5 km变浅至30 km左右；阜平以西深约41.7~43.8 km.呈三分地壳特点，山阴附近上、中和下部地壳厚度分别约为13.3 km、8.1 km、18.4 km(下部地壳较厚)；阜平附近上、中和下部地壳厚度均匀，均约为12.5 km，而阜城附近则分别为12.5 km、10.4 km、6.3 km(下部地壳较薄).阜平附近的中下部地壳存在宽约100 km左右的低速带，阜城以西100 km处的中部地壳有低速带.整个剖面LAB西深东浅，山阴附近深约106 km，阜平附近深约98 km，阜城附近深约86 km，最浅处在阜城西100 km，深约80 km.
呼和浩特—漠河MT剖面(T4)：电阻率分布比较复杂，主要特点：(1)漠河到根河段，存在明显的高阻分布，在位置160 km附近存在着厚度约为20 km中心埋深约为19 km的高阻块体.根河到东乌旗段，存在大套低阻带并已达到浅表，表现为“地幔热柱”形态.东乌旗到苏尼特右旗段，软流圈具有约56~120 km的厚度，LAB深约110~130 km，且呈“拱桥”形状，未见软流圈底界.苏尼特右旗到呼和浩特段，Lab深约110~234 km，变化较剧烈，都未见软流圈底界.(2)以B1、B2为高低阻分界线，以上的地层呈现高阻特征，以下的地层多分布低阻带.这些低阻带包括：位置260 km深约45.8 km，位置1060 km附近三处深度分别约45.7 km、位置37.5 km处深约114 km，位置1240 km深约33.3 km，位置1500 km深约98 km，位置1800 km附近深约70 km等多处规模不同的分离低阻块体.
龙凤镇—兴华乡天然地震P波速度层析成像剖面(T5)：简称为ΔVP剖面.ΔVP剖面上的浅蓝色带为相对低速(即ΔVP为负值)带.由L1、L2、L3围起一个厚约120~250 km的低速带的具体变化：龙凤镇附近低速带厚度约155 km，位置1800 km处厚度约235 km，位置1700 km处厚度约250 km，位置1400 km处厚约186 km，位置1300 km处厚约210 km，位置700 km处厚约250 km，直到兴华乡附近厚约120 km.在这一低速带内由L2-L4、L5分别围起的两个带具有更低的波速分布.
图 3综合了7条地球物理剖面的特征，作为图 2壳幔结构特征的补充.图 3a对应图 1中的T6、T7和T8；图 3b对应图 1中的T9、T10和T11；图 3c对应图 1中的T12.图 3a、b都分别包括广角地震信息、MT信息和深反射地震信息，图 3c仅含广角地震信息.
图 3a中柴河镇附近莫霍界面由西侧的约45 km抬升至东侧的约37 km，再向东变至38~31 km，剖面西侧莫霍界面深度约38~42 km.上部地壳，剖面西部厚约16~18 km，东部厚约15~12 km；整个剖面中部地壳厚度变化较大，大致在8~12 km之间变化；下部地壳厚度西部比东部厚，分别为13~20 km和11 km.柴河镇附近及以西约150 km范围内，中、下部地壳多深反射的底垫结构，广角地震资料的波速变化比较剧烈，如柴河镇西约100 km范围内，下部地壳波速等值线表现出较大局部抬升，基本形成了一个局部高速块体.电性方面，剖面西侧的上部地壳表现为高阻层带，而东侧的上、中部地壳表现为一个较大的低速带.LAB深度，柴河镇附近约为150 km，向西较均匀抬升至约110 km，向东逐渐抬升至122 km.柴河镇以东约100 km附近，从中部地壳到岩石圈地幔存在分叉的两条高阻带.图 3a是图 2中T1剖面海拉尔至林甸段地球物理信息的补充，表达信息与其基本一致.如：莫霍界面起伏(西深东浅)、柴河镇和博克图附近莫霍界面深度由西向东剧烈抬升，柴河镇东向100 km附近壳幔结构中电阻率分布的较大变化与甘南附近中部地壳较大规模的低速带分布，等等.这些地球物理信息表明在南北方向存在的莫霍界面深度呈东西分带的特征，在甘南附近与柴河镇东约100 km附近存在黑河—贺根山缝合带，以及在海拉尔以东约200 km与在柴河镇附近壳幔地层中存在塔源—喜桂图缝合带.需要指出，海拉尔—甘南段上、中部地壳厚，下部地壳薄，而与之相应的“诺门坎—齐齐哈尔”剖面，下部地壳厚，中部地壳薄.图 3a中广角资料波速分布等值线，6.6 km·s-1、6.8 km·s-1、6.9 km·s-1、7.0 km·s-1在柴河镇附近的分布，这种波速的复杂变化反映了中部地壳和下部地壳厚度的变化.
图 3b中莫霍界面较平缓，约38~48 km，按广角地震资料，中部地壳较厚，基本在20~25 km变化，仅在二连以北的洪格尔附近中部地壳厚度减至10~18 km.壳幔中电性高阻和低阻带分布规律性强，化德以南地壳呈高阻，岩石圈地幔呈低阻，以北则反之.深反射资料显示，二连以北多下部地壳底垫震相分布.剖面中化德以北约30 km的北倾深断裂可能为西拉木伦河缝合带，考虑岩石圈地幔中的电性分布，该深断裂倾角可能要再陡些.二连附近的南倾断裂为深反射资料解释结果，考虑下部地壳的底垫带与上部地壳的低速带，原来解释的南倾断裂可能应为北倾陡深断裂，是黑河—贺根山缝合带的南端.作为图 2中T2剖面资料的补充，图 3b的LAB形态刻画比东乌旗—北票剖面更细致，如二连附近的LAB深度由约90 km向两侧深至125 km和130 km；图 3b包括的深反射信息和电性信息在西拉木伦河缝合带附近也给出了更详细的壳幔结构特征.
图 3c剖面仅有广角地震信息.莫霍界面深度基本40±1.5 km，剖面上伊金霍洛旗以南三分地壳，上部地壳厚约17 km，中部地壳厚约7~10 km，下部地壳约厚15~20 km；以北中部地壳自南至北依次存在低速带、高速层带、低速块.其中高速层带在固阳附近约80 km宽、深约20 km.另外，从榆林至白云鄂博附近的约420 km宽范围内存在下部地壳底部密集增速带，厚约1.5 km，波速由6.8 km·s-1增至7.0 km·s-1.图 2中的T3剖面与图 3c剖面所在位置都处在华北板块上，但图 3c上表现的中部地壳固阳高速层带、下部地壳底部密集增速层等地球物理特点，在T3剖面上未见到.华北板块上，有的地带可能由于早古生代地质演化影响，形成几百公里范围内的不同壳幔结构特点；另外，在固阳—白云鄂博段中、下部地壳的异常特征指出那里存在一条超壳断裂，这条断裂的南部即是阴山造山带.
表 1以黑河—贺根山缝合带、西拉木伦河缝合带为界将研究区划分为三个区，从位置界定、LAB与软流圈、三分地壳表现和莫霍界面4个方面展示了各区的主要特征.由表 1可知，莫霍界面以大兴安岭重力梯级带为界，其西部、东部深度有明显差异，以西拉木伦河缝合带为界的南北LAB深度与软流圈有明显差异，呈现出地壳东西分带、岩石圈地幔南北分块的特征.图 4表明了由大兴安岭重力梯级带划分的地壳厚度东薄西厚的分带特点，以及由西拉木伦河缝合带附近划分的LAB深度北浅南深的分块特点.图 4中的区域应力场包括东南方向的太平洋板块西向俯冲产生的挤压应力场，西北方向的蒙古—鄂霍次克洋拼合产生的挤压应力场.图 4中盆地中所的箭头指明了其内的推覆断裂.
|
表 1 大兴安岭域壳幔结构特征 Table 1 Features of the crust and upper mantle structure beneath the Da Hinggan Mountains region |
|
图 4 大兴安岭域受区域应力场作用及缝合带约束示意图 Fig. 4 Schematic diagram of the Da Hinggan Mountains region constrained by regional stress field and suture zones |
近年的宽频流动台阵的工作成果也给出了相似的研究区的壳幔结构特征.王炳瑜等(2013)、Ai等(2003)利用远震波形资料和接收函数波动方程叠后偏移成像技术，得到大兴安岭重力梯级带为界的西、东南侧地壳厚度差别(西厚东薄)的特征；所提出的地质解释(认为西太平洋板块俯冲产生的岩石圈前端扁平化形成了多种局部构造变动)也包括提及带两侧地壳在中-新生代区域构造伸展过程中经历了不同程度改造和减薄.张风雪等(2013, 2014)利用中国东北流动和固定台网宽频带地震仪记录的远震波形数据，采用层析成像方法，得到深达800 km的P波和S波速度结构.P波、S波一致地给出阿尔山下方的低速异常体，并解释为下地幔热物质上涌通道所为，这一解释与本文长MT剖面东乌旗以北的“地幔热柱”表现基本一致.
2 大兴安岭域地质演化 2.1 域内微板块的闭合黑龙江板块内额尔古纳地块与兴安地块的闭合要早于其拼接体与松辽地块的闭合(张贻侠等，1998；Zhou et al., 2015).前者在闭合时间上虽有争议，但不晚于500 Ma(Wu et al., 2005).原因在于过去有学者将德尔布干断裂认作是额尔古纳地块与兴安地块缝合的标志(黄汲清等，1977).根据满洲里—绥芬河地学断面的地质与地球物理解释，塔源—喜桂图断裂是一个缝合带(张贻侠等，1998)，年代争议从元古代(李瑞山，1991)到晚石炭世(钟辉和傅俊彧，2006).最近的地球化学证据主要来自塔河、漠河504~517 Ma(Wu et al., 2005)以及额尔古纳地块境外部分(Sorokin et al., 2004)，早古生代后造山花岗岩在额尔古纳地块中分布广泛，而德尔布干断裂是一个更年轻的走滑断层(张丽等，2013)
兴安地块与松辽地块闭合年代争议范围从晚志留纪-泥盆纪(苏养正，1996)到白垩纪(Nozaka and Liu, 2002)，跨度如此大的原因在于过去对黑河—贺根山缝合带断裂的研究中地质露头证据太少，另外学者们对于贺根山蛇绿岩的认识与古亚洲洋南支最后闭合有无关系的争论很多.根据满洲里—绥芬河地学断面(张贻侠等，1998；杨宝俊等，1996)的资料表明，该北倾断裂是一个超岩石圈缝合带；此外根据重力异常数据(张兴洲等，2012)得到缝合带位置从黑河，经嫩江、乌兰浩特到开鲁.关于闭合年代，这要对贺根山蛇绿岩的认识进行探讨.Şengör和Natal′in(1996)推测“贺根山蛇绿岩”是北部的中亚造山带与南部的黑龙江板块之间的一个主要的古板块边界；Miao等(2008)认为该缝合带形成于岛弧边缘盆地系统；Xiao等(2003)认为贺根山蛇绿岩是与南北向宽达300 km的索伦缝合带(Solonker suture zone)有关的北部增生楔中的复杂成分.另一种观点认为贺根山蛇绿岩的存在与古亚洲洋最后闭合无关，地球化学证据表明索伦缝合带是一个晚古生代缝合带(Zhou and Wilde, 2013；Miao et al., 2008)，具体论述见2.2节.
2.2 古亚洲洋的闭合黑龙江板块所包含的各个地块，在华北与西伯利亚板块聚合的背景下于早古生代末拼合以后，又与华北板块闭合，标志着古亚洲洋闭合的完成.近30年来，随着黑龙江板块研究资料的不断丰富，关于古亚洲洋闭合的时间和地点一直存有争议.研究者一般通过识别和鉴定蛇绿岩、大陆边缘的年龄序列、地球化学对岩浆岩测年等方法推测古亚洲洋闭合的时间和地点.
关于闭合时间，推测范围从晚志留纪、泥盆纪(Yue et al., 2001)到白垩纪(Nozaka and Liu, 2002).大致可以分为晚二叠至早中侏罗世(Wu，2011；Şengör et al., 1993；Şengör and Natal′in，1996；Xiao et al., 2003, 2009；王玉净和樊志勇，1997)和更早至早古生代缝合这两类主流观点(何国琦和邵济安，1983；李锦轶，1987；徐备和陈斌，1997；Xu et al., 2015).学者们对缝合过程起源于索伦山(索伦敖包)达成共识，因此“索伦山缝合带东延问题”成了研究古亚洲洋闭合问题的核心.Xiao等(2003)在前人研究的基础上，提出了在索伦山缝合带发生过连续南向俯冲与增生的构造历史，并把闭合时间与地点分别约束在晚二叠-早侏罗世和索伦山缝合带，这个模型得到了很多学者的认可.但这一模型认为西拉木伦河断裂是位于索伦山缝合带以南50 km处的一个独立断裂.如果西拉木伦河缝合带与索伦山缝合带无关，那么就难以解释索伦山缝合带是如何与西拉木伦河断裂交汇的；而且将西拉木伦河作为索伦山缝合带的东延与该模型并不冲突，西拉木伦河应为该缝合带的南界.因此，这之后的许多学者将西拉木伦河缝合带确定为索伦山缝合带的东延(Zhou and Wilde, 2013；Liu et al., 2017).Jian等(2010)在满都拉附近的索伦山缝合带进行了详细的地球化学和地质年代研究，在苏尼特右旗西西南方向大约300 km发现了系列渐进事件的证据，包括299~290 Ma的俯冲前伸展、294~280 Ma的俯冲和弧前伸展、281~273 Ma的洋脊-海沟碰撞、271~260 Ma弧前-大陆碰撞，以及在255~248 Ma的碰撞后板块破裂.他们的结果进一步印证了Xiao等(2003)的模型.深反射地震剖面也为此模型提供了地球物理证据(Zhang et al., 2014)，相关壳幔结构讨论见1.2节.
大量证据证明索伦山—西拉木伦河缝合带的存在，该缝合带沿着索伦山—西拉木伦河继续向东，标志了古亚洲洋南支闭合的地点.支持这一观点的证据包括：(1)索伦山—西拉木伦河缝合带包含了附近最年轻的蛇绿岩(Xiao et al., 2009)；(2)西拉木伦河两侧放射虫年代不一致(王玉净和樊志勇，1997)，此外附近的林西断裂北侧分布西伯利亚植物群，南侧分布华夏植物群(Wang and Liu, 1986)；(3)Zhang等(2014)通过深反射地震得到的精细地壳成像与Xiao等(2003)提出的南向逆冲模型一致；(4)中、晚二叠世海相碎屑岩存在于该地区，表明此时古亚洲洋仍处于开放状态(Li，2006).本文下一节将对古亚洲洋闭合的地球物理证据展开讨论.
3 讨论 3.1 关于地壳厚度、岩石圈厚度(莫霍与LAB界面深度)比较由对全国11条GGT的综合研究(杨宝俊等，2001)，得到位于大兴安岭重力梯度带以西的地壳厚度比东部的要大.这一认识在本研究区利用多条地球物理剖面的资料得到印证.就东北地区而言，松嫩地块的地壳厚度明显比额尔古纳—兴安微板块与华北板块的地壳厚度小，大致要薄3~5 km.
传统认为北方造山带的东部构造区比中部构造区具有较浅的LAB(东部约为60~110 km，西部约为80~116 km).本研究区所得到的结果表明，在北方造山带，由缝合带划分的不同地块范围大致表现为北部的LAB深度要小于南部.国际地球物理学界利用地震成像、MT、GGT等对软流圈层进行了研究，对其结构、成分、变化、性质都有许多论述(Anderson, 1967, 1995；Ernst and Buchan, 2003).软流圈层是全球共同存在的，因此对其论述具有一定的普遍意义.例如，许多学者都认为软流圈层组构包括熔融体，使这一圈层电性呈低阻、地震波速明显降低，以及软流圈层是热的(Anderson, 1967, 1995；Ernst and Buchan, 2003).本研究增加了万秒MT探测剖面(T4)与利用天然地震P波成像得到相对波速变化剖面(T5).图 2中，T4以L1与L2为界，把低阻带划分在剖面下部范围，T5用L3、L4和L5圈出了剖面上的主要低速带，且T4的低阻带范围与T5的低速度范围基本一致.T4中低阻带可分为上部的零星低阻块带与下部连片的低阻带，而T5仅可用L6、L7圈出最低速的带.T4下部连片的低阻带，解释为在华北板块附近LAB深度约为114~194 km、厚度约56 km.由于天然地震成像精度不够，再加上本研究区软流圈层电性表现复杂，由(ΔVP)剖面难以解释LAB深度，仅可以解释沿T5剖面的低速带(软流圈层)总体分布.由本研究区的壳幔组构特点推测深部与浅部发生了不同的动力学过程.
3.2 研究区壳幔结构与区域应力场的关系黑龙江板块由西部的额尔古纳—兴安微板块，中部的松嫩—张广才岭微板块和东部的佳木斯微板块、兴凯微板块、完达山地体组成(张贻侠等，1998).西部的额尔古纳—兴安微板块包括额尔古纳地块和兴安地块，两个地块相接于塔源—喜桂图缝合带.实际上，额尔古纳地块可外延到蒙古国和俄罗斯西伯利亚地台南部.研究区所在的额尔古纳—兴安微板块范围，我们已经由综合地球物理剖面得到岩石圈地幔厚度是南北分块，而地壳厚度是东西分带的总体特征.这一特征的形成源于研究区基底的形成、组构、演化的过程.
古生代期间，组成黑龙江板块的诸微板块之间彼此以陆间洋分开，与西伯利亚板块由较宽深的蒙古—鄂霍次克洋分隔，与中朝板块由古亚洲洋分隔(张梅生等，1998).其古生物地理区系主要属于北方(西伯利亚)生物域，北方(西伯利亚)与南方(华夏特提斯)生物域的界线就是古亚洲洋主体(王玉净和樊志勇，1997)，位于今索伦山—西拉木伦河—延吉一线(张梅生等，1998).早古生代时期，额尔古纳地块和兴安地块沿塔源—喜桂图断裂带拼合，形成一个统一且相对稳定的构造单元(张兴洲等，2011).晚古生代其他微板块互相拼合.早三叠世，黑龙江板块与中朝板块沿索伦山—西拉木伦河—延吉一线拼贴完成.上述不同地块发生拼合过程表明，研究区内额尔古纳—兴安微板块具有较稳定的岩石圈地幔结构，并且与南部的中朝板块岩石圈地幔间具有较大区别(表 1)，西拉木伦河缝合带以北的岩石圈地幔平均厚度比缝合带以南的小.岩石圈地幔的电性也表现出不同的特点.
由天然地震速度成像剖面(杨宝俊等，2006)可见，东经128°左右以西的额尔古纳地块(北延部分是俄罗斯境内的岗仁地块)与两侧的西伯利亚陆块具有接近的岩石圈厚度，表明额尔古纳地块与西伯利亚板块的岩石圈特征更为接近，这与上述的古生物域分布基本一致.考虑到西拉木伦河缝合带至索伦山缝合带东西方向一线，其北部具有相近的LAB深度，且与南部LAB深度差异较大；结合本节古生物域分布，再结合本文2.2节缝合带的论述，综合结果是存在索伦山—西拉木伦河缝合带，作为古亚洲洋南支闭合的场所.
研究区不同构造单元的地壳部分与岩石圈部分具有不同的特征，从北至南长约2000 km范围内，地壳的厚度明显存在以大兴安岭重力梯级带为界的东西分带的特点，其西部地壳厚度约为40 km，东部地壳厚度约为35 km.这个表现与岩石圈特征是不同的.本文利用形成莫霍界面的空间物质分异条件和穿过地壳与莫霍界面的地震波震相特征来论述研究区地壳特征的地质意义.地壳指莫霍界面之上的岩层，地壳厚度显然与莫霍界面形成有关.迄今为止，对莫霍界面的成因、时间、演变等科学问题，国际地学界都提出了不同的认识.莫霍界面的基本地震学特征是当地震波通过时会出现地震波速度的明显变化，大约由6.9~7.6 km·s-1变到7.9~8.3 km·s-1.地震波传播速度主要取决于所通过的物质组成与存在方式.经过对莫霍界面露头的岩性研究，可知构成莫霍界面的岩石主要为镁铁质麻粒岩与超镁铁质岩.下部地壳主要由麻粒岩相物质所组成，成分为中酸性，但下部地壳中火成岩捕掳体的成分研究显示其成分为基性.岩石圈地幔主要由榴辉岩构成(曾融生，1984).下部地壳与岩石圈地幔的物质组构使地震波通过时波速产生较大的增加，这引起了反射地震剖面中莫霍界面的稳定震相记录及广角地震剖面中莫霍界面上发生明显的折射并可计算出折射波波速.现在测得的莫霍界面是稳定地壳的底界，即约在100 Ma之后的某一地质时期，引起地壳底部变化的地质因素相对稳定，莫霍界面的主要性质与特征已经形成.地球初步形成时的物质空间分布呈分异状态，分异作用是区域性的，它使莫霍界面具有接近层状的结构.影响莫霍界面的形成、演变的区域性因素如地幔对流、构造运动等仍然起作用，即莫霍面形成后仍在发生变化，莫霍界面形态、性质只是具有相对的稳定性.宏观上莫霍界面具有全球性特征，但在不同大地构造单元不同局部地带，莫霍界面还可以表现出不同的特点，如内部的不同结构、横向断开、重叠莫霍界面、局部隆起等.本研究区内莫霍界面的东西分带特征可以沿着梯级带南延，持续数千公里.这表明莫霍界面这一南北向变化特征源于同一类应力场作用，虽然是全球意义上的局部，也表现出相当大范围的特征.该梯级带与西太平洋的贝尼奥夫带几乎平行(梯级带北部与贝尼奥夫带相距约2000 km，南部相距约1700 km).该梯级带穿越了我国东部几个性质不同的构造单元，并保持较好的连续性.种种地质地球物理事实表明，产生大兴安岭重力梯级带的过程是复杂的综合地质效应，这包括地幔的区域大尺度对流产生的太平洋板块西向俯冲、印度板块的北向运动、西伯利亚板块的南向挤压.其中，太平洋板块的作用是产生贝尼奥夫带及地壳内的挤压应力场，同时热地幔柱的上涌引起莫霍界面的隆起.这条梯级带是地壳厚度陡变带及深部密度异常带.同时这些分析也表明，沿大兴安岭重力梯级带附近莫霍界面的深度变化特征主要源于太平洋板块西向俯冲产生的挤压应力场.
3.3 大兴安岭附近地质和地球物理基本特征位于研究区内的近南北走向的大兴安岭地带具有特殊的地质-地球物理特征，这包括大兴安岭地带的岩浆岩期次、壳幔结构的地质成因、大兴安岭盆山体系的地球物理特征等.关于大兴安岭地带的岩浆岩期次前人提出多种不同认识(蒋国源和权恒，1988；王成善等，1993；林强等，1998；Wu et al., 2002；张兴洲等，2011)，包括事件期次、峰期、时间等.这里以张兴洲等(2011)研究为例加以说明.兴安地块北部具有早古生代构造-岩浆事件，锆石年龄范围450~550 Ma，峰期年龄为480~510 Ma；沿大兴安岭北东向展布的晚古生代中期构造岩浆事件，锆石年龄300~345 Ma，峰期年龄为325~330 Ma，相当于石炭世；早白垩世构造岩浆事件，锆石年龄集中分布在110~130 Ma，主要分布在大兴安岭地区.还有研究认为大兴安岭地区存在晚侏罗世期间的岩浆活动.通过地块中麻粒岩形成的温压条件和分布得到早古生代花岗岩源于古老的地壳，而中生代花岗岩的起源可能与古老的地壳没有直接关系.晚古生代花岗岩在大兴安岭地区自西向东的成因是板块碰撞前的俯冲环境与碰撞后演化.晚三叠世花岗岩是华北板块与兴蒙—吉黑板块碰撞拼合后的陆内产物.东北地区最强烈的一次岩浆活动发生在侏罗世，花岗岩在大兴安岭仅有少量分布，而主要分布在大兴安岭地区的早白垩世花岗岩形成环境为伸展体制.大兴安岭地区的火山岩包括晚石炭世-早二叠世火山岩和晚侏罗世火山岩.晚古生代的火山岩在大兴安岭地区由西北向东南迁移(变新)演化，并且北部以陆相火山岩为特点，南部则以海相火山岩为特点.只发育在大兴安岭地区的晚侏罗世火山岩具有向东时间迁移的特点.
大兴安岭地带壳幔地球物理特点与大兴安岭重力梯级带不同.一方面大兴安岭地区壳幔结构地球物理特点属于地球物理场整体表现，包括该地带的地壳特征、岩石圈地幔和软流圈特征等；另一方面，相比于重力梯级带的成因，该地带壳幔结构特征的成因需要更广泛的地质-地球物理讨论，既有岩石学方面的影响，也有区域地球动力学方面的效应.由本文2.2节所述可知，大兴安岭地带跨过两条板块缝合带(塔源—喜桂图缝合带、黑河—贺根山缝合带)，其北部基底属于额尔古纳地块、中部属于兴安地块、南部属于松嫩地块.前述大兴安岭地带岩浆岩期次与成因是该地带地壳的组构问题，基本表现为该带整体岩浆岩特点.对于该带岩石圈地幔部分，则随所在地块而具有不同的特点.北部岩石圈组构具有亲西伯利亚板块的表现，中部表现出的岩石圈地幔与北部的基本一致，但它们的岩石圈地幔基底并不相同，这是在塔源—喜桂图缝合带于早古生代的拼合之后由几百个Ma的长期壳幔物质横向均衡作用所致.大兴安岭地带的岩石圈地幔表现出LAB浅且变化较大等特征都与松嫩地块相近.该地带地岩石圈地幔深度起伏变化表明，岩石圈厚度的制约因素主要是古陆块厚度条件，再计以地幔物质的均衡作用，影响地壳厚度变化的因素较多.大兴安岭地带这一局部的南北条带特点的原因之一是太平洋板块西向俯冲产生的浅部挤压应力场作用，太平洋板块俯冲前端存在的巨厚滞留体(吴福元等，1995)对大兴安岭地带以东的壳幔物质产生热结构的改造；板块拆沉作用发生在俯冲板块的前端，拆沉作用导致的软流圈物质上涌对早期软流圈和岩石圈地幔发生新的改造.这些应力作用一直到大兴安岭地带(朱夏, 1979).因此，大兴安岭地带壳幔地球物理特点受控于板块拼合、大洋板块俯冲的中程作用以及壳幔物质的均衡效应.
关于大兴安岭附近的盆山系统前人已有一些研究，包括大兴安岭隆升(邵济安等，2005)、松辽盆地与海拉尔盆地沉积地层的物性(张兴洲等，2011)、大兴安岭附近的盆山系统的形成时间(邵济安等，2005)等.大兴安岭西的盆地群自北向南为漠河—乌舒蒙盆地(俄境内)、布列图盆地(俄境内)、拉布达林盆地、根河盆地、塔姆察格(蒙古境内)—海拉尔盆地、东戈壁盆地(蒙古境内)和二连盆地.它们共同组成大兴安岭西侧盆地群(简称为西盆地群).西盆地群以西还有北部的博雅布洛诺夫山(俄境内)与以南的肯特山(蒙古境内).由此，从更广的范围看，大兴安岭地带盆山系统只是中、俄、蒙三国交界附近的近南北向分布的大规模盆山体系的一个组成部分.这一大规模的盆山体系坐落在西伯利亚板块与黑龙江板块上，它们互相发生升降的差异运动，山系为附近的盆地群提供不同地质时期的沉积物源.盆山体系的受控因素比较复杂，既有海洋板块俯冲产生的浅部应力场作用，也有壳幔间的热量传递.这表明盆山体系是晚期产物.盆山体系的演变对地球浅表物质均衡有一定作用.可以推测，中俄蒙交界附近的盆山体系的壳幔特征较少受到盆山演变的影响，尤其是岩石圈地幔的厚度、物质脆韧性特点及其变化与浅表盆山体系无关.
4 结论本文利用3条GGT地学断面、2条新得到的南北向剖面、7条地球物理剖面资料以及大量国内外学者对研究区附近的区域构造演化的认识，详细讨论了壳幔结构特点与有关的地质-地球物理问题，得到如下初步结果：
(1) 研究区莫霍界面以大兴安岭重力梯级带为分界，西部和东部深度有明显差异；以索伦山—西拉木伦河缝合带为界的南北LAB深度、软流圈有明显差异.呈现出地壳东西分带、岩石圈地幔南北分块的特征，具体而言，地壳厚度西厚东薄，LAB深度北浅南深.
(2) 额尔古纳—兴安微板块具有较稳定的岩石圈地幔组构，与南部的中朝板块岩石圈地幔具有较大差别；额尔古纳地块与西伯利亚板块的岩石圈特征更为接近.这与由古生物地理区系划分得到的以索伦山—西拉木伦河—延吉一线为界，北方更接近西伯利亚生物域是一致的.
(3) 用地球物理资料研究壳幔结构变化可获得古缝合带位置线索.林西以南的翁牛特下方存在明显的LAB南北向抬升，这是古亚洲洋闭合在岩石圈尺度上留下的遗迹.通过岩石圈结构研究所得出的索伦山缝合带东延至西拉木伦河，从而推断在晚二叠世至早三叠世期间闭合的古亚洲洋应是在索伦山—西拉木伦河一带.该缝合带是古亚洲洋闭合的场所.
(4) 大兴安岭地带壳幔地球物理特点与大兴安岭重力梯级带不同，前者属于地球物理场整体表现，需要在更广泛的地质-地球物理意义上加以讨论.大兴安岭地带跨过两条板块缝合带，该地带北部与中部岩石圈组构特征相近，但它们的岩石圈地幔基底并不相同，这是在塔源—喜桂图缝合带于早古生代的拼合之后由几百个Ma的长期壳幔物质横向均衡作用所致.大兴安岭地带盆山系统只是中、俄、蒙三国交界附件的近南北向分布的大规模盆山体系的一个组成部分，这一大规模的盆山体系坐落在西伯利亚板块与黑龙江板块上.大兴安岭壳幔地球物理特点受控于板块拼合、大洋板块俯冲的中程作用以及壳幔物质的均衡效应.
Ai Y S, Zheng T Y, Xu W W, et al. 2003. A complex 660 km discontinuity beneath northeast China. Earth and Planetary Science Letters, 212(1-2): 63-71. DOI:10.1016/S0012-821X(03)00266-8 |
Anderson D L. 1967. Phase changes in the upper mantle. Science, 157(3793): 1165-1173. DOI:10.1126/science.157.3793.1165 |
Anderson D L. 1995. Lithosphere, asthenosphere, and perisphere. Reviews of Geophysics, 33(1): 125-149. |
Ernst E R, Buchan K L. 2003. Recognizing mantle plumes in the geological record. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 31: 469-523. DOI:10.1146/annurev.earth.31.100901.145500 |
Han J T, Kang J Q, Liu C, et al. 2019b. Characteristics of the asthenosphere structure beneath the eastern segment of the Central Asia orogenic belt inferred from a long-period magnetotelluric survey. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 62(3): 1148-1158. DOI:10.6038/cjg2019M0051 |
Han J T, Yuan T M, Liu W Y, et al. 2019a. Geoelectric structure of the collision zone between the Siberia plate and the North China Craton and discussion on the deep suture boundary. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 62(3): 1159-1171. DOI:10.6038/cjg2019M0052 |
He G Q, Shao J A. 1983. Determination of Early Paleozoic ophiolites in southeastern Nei Mongol and their geotectonic significance.//Tang K D ed. Contributions for the Project of Plate Tectonics in Northern China (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Heilongjiang Bureau of Geology and Mineral Resources. 1993. Regional Geology of Heilongjiang Province (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Hou H S, Wang H Y, Gao R, et al. 2015. Fine crustal structure and deformation beneath the Great Xing'an Ranges, CAOB:Revealed by deep seismic reflection profile. Journal of Asian Earth Sciences, 133: 491-500. |
Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 111(B9): B09305. DOI:10.1029/2005JB004066 |
Huang J Q, Ren J S, Jiang C F, et al. 1977. An outline ofthe tectonic characteristics of China. Acta Geologica Sinica (in Chinese), 57(2): 117-135. |
Inner Mongolian Bureau of Geology and Mineral Resources. 1991. Regional Geology of Inner Mongolian Autonomous Region (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Jian P, Liu D Y, Kröner A, et al. 2010. Evolution of a Permian intraoceanic arc-trench system in the Solonker suture zone, Central Asian Orogenic Belt, China and Mongolia. Lithos, 118(1-2): 169-190. DOI:10.1016/j.lithos.2010.04.014 |
Jiang G Y, Quan H. 1988. Mesozoic volcanic rocks of Genhe and Hailaer basins in Da Hinggan Ling Range.//Bull. Shenyang. Inst. Geol. Min. Res., Chinese. Acad. Geol. Sci, 17: 78.
|
Jilin Bureau of Geology and Mineral Resources. 1988. Regional Geology of Jilin Province (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Li J Y. 1987. Essential characteristics of Early Paleozoic ophiolites in the north of Xar Moron river, eastern Nei Mongol and their plate tectonic significance.//Tang K D ed. Contributions to the Project of Plate Tectonics in Northern China 2 (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Li J Y. 2006. Permian geodynamic setting of Northeast China and adjacent regions:closure of the Paleo-Asian Ocean and subduction of the Paleo-Pacific Plate. Journal of Asian Earth Sciences, 26(3-4): 207-224. DOI:10.1016/j.jseaes.2005.09.001 |
Li R S. 1991. Xinlin Ophiolite. Heilongjiang Geology (in Chinese), 2(1): 19-32. |
Li Y K, Gao R, Yao Y T, et al. 2014. Crustal velocity structure from the northern margin of the North China Craton to the southern margin of the Siberian plate. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(2): 484-497. DOI:10.6038/cjg20140214 |
Liang H D, Gao R, Hou H S, et al. 2015. Lithospheric electrical structure of the Great Xing'an Range. Journal of Asian Earth Sciences, 113: 501-507. DOI:10.1016/j.jseaes.2015.01.026 |
Lin Q, Ge W C, Sun D Y, et al. 1998. Tectonic significance of mesozoic volcanic rocks in Northeastern China. Chinese Journal of Geology (in Chinese), 33(2): 129-139. |
Liu Y J, Li W M, Feng Z Q, et al. 2017. A review of the Paleozoic tectonics in the eastern part of Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research, 43: 123-148. DOI:10.1016/j.gr.2016.03.013 |
Lu Z X, Xia H K. 1992. Instruction Book of Inner Mongolia-Donggou Geoscience Transect (1:100000000) (in Chinese). Beijing: Seismological Press.
|
Lu Z X, Xia H K. 1993. Geoscience transect from dong Ujimqinqi, Nei Mongol, to Donggou, Liaoning, China. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 36(6): 765-772. |
Ma J C, Tian Y, Liu C, et al. 2018. P-wave tomography of Northeast Asia:Constraints on the western Pacific plate subduction and mantle dynamics. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 274: 105-126. DOI:10.1016/j.pepi.2017.11.003 |
Ma X Y, Liu C S, Liu G D. 1991a. Xiangshui (Jiangsu province) to mandal (Nei Monggol) geoscience transect. Acta Geologica Sinica (in Chinese), (3): 199-215. |
Ma X Y, Liu C S, Liu G D. 1991b. Manual on the geoscience Transcct from Xiangshui, Jiangsu to Mandula, Ncimcnggu (1:1000000) (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Miao L C, Fan W M, Liu D Y, et al. 2008. Geochronology and geochemistry of the Hegenshan ophiolitic complex:implications for late-stage tectonic evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling Orogenic Belt, China. Journal of Asian Earth Sciences, 32(5-6): 348-370. DOI:10.1016/j.jseaes.2007.11.005 |
Miao L C, Liu D Y, Zhang F Q, et al. 2007. Zircon SHRIMP U-Pb ages of the "Xinghuadukou Group" in Hanjiayuanzi and Xinlin areas and the "Zhalantun Group" in Inner Mongolia, Da Hinggan mountains. Chinese Science Bulletin, 52(8): 1112-1134. DOI:10.1007/s11434-007-0131-2 |
Nozaka T, Liu Y. 2002. Petrology of the Hegenshan ophiolite and its implication for the tectonic evolution of northern China. Earth and Planetary Science Letters, 202(1): 89-104. DOI:10.1016/S0012-821X(02)00774-4 |
Pan J T, Li Y H, Wu Q J, et al. 2014. 3-D S-Wave velocity structure of crust and upper-mantle beneath the Northeast China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(7): 2077-2087. DOI:10.6038/cjg20140705 |
Şengör A M C, Natal'in B A. 1996. Paleotectonics of Asia: fragments of a synthesis.//Yin A, Harrison M Eds. The Tectonic Evolution of Asia. Cambridge: Cambridge University Press, 486-640.
|
Şengör A M C, Natal'in B A, Burtman V S. 1993. Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia. Nature, 364(6435): 299-307. DOI:10.1038/364299a0 |
Shao J A, Zhang L Q, Xiao Q H, et al. 2005. Ring of Da Hinggan Mts in Mesozoic:a possible mechanism of intracontinental orogeny. Acta Petrologica Sinica (in Chinese), 21(3): 789-794. |
Sorokin A A, Kudryashov N M, Li J Y, et al. 2004. Early Paleozoic granitoids in the Eastern Margin of the Argun Terrane, Amur area:first geochemical and geochronologic data. Petrology, 12(4): 367-376. |
Su Y Z. 1996. Paleozoic stratigraphy of Hinggan Stratigraphical province. Jilin Geology (in Chinese), 15(34): 23-34. |
Teng J W, Wang F Y, Zhao W Z, et al. 2010. Velocity structure of layered block and deep dynamic process in the lithosphere beneath the Yinshan orogenic belt and Ordos Basin. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 53(1): 67-85. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008 |
Wang B Y, Chen L, Ai Y S, et al. Crustal structure and mantle transition zone thickness beneath the northeastern area of the North China Craton and adjacent region. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(1): 60-68, doi: 10.6038/cjg20130107.
|
Wang C S, Zhao Z C, Cheng X R, et al. 1993. Volcanic rocks of marginal block type and surge tectonics of continental margin. Journal of Chengdu College of Geology (in Chinese), 20(4): 55-66. |
Wang Q, Liu X Y. 1986. Paleoplate tectonics between Cathaysia and Angaraland in Inner Mongolia of China. Tectonics, 5(7): 1073-1088. DOI:10.1029/TC005i007p01073 |
Wang Y J, Fan Z Y. 1997. Discovery of Permian radiolarians in ophiolite belt on northern side of Xar moron river, Nei Monggol and its geological significance. Acta Palaeontologica Sinica (in Chinese), 36(1): 58-69. |
Wilde S A. 2015. Final amalgamation of the Central Asian Orogenic Belt in NE China:Paleo-Asian Ocean closure versus Paleo-Pacific plate subduction-a review of the evidence. Tectonophysics, 662: 345-362. DOI:10.1016/j.tecto.2015.05.006 |
Wu F Y, Lin J Q, Wilde S A, et al. 2005. Nature and significance of the early cretaceous giant igneous event in eastern China. Earth and Planetary Science Letters, 233(1-2): 103-119. DOI:10.1016/j.epsl.2005.02.019 |
Wu F Y, Sun D Y, Ge W C, et al. 2011. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China. Journal of Asian Earth Sciences, 41(1): 1-30. DOI:10.1016/j.jseaes.2010.11.014 |
Wu F Y, Sun D Y, Li H M, et al. 2001. The nature of basement beneath the Songliao Basin in NE China:geochemical and isotopic constraints. Physics and Chemistry of the Earth, Part A:Solid Earth and Geodesy, 26(9-10): 793-803. DOI:10.1016/S1464-1895(01)00128-4 |
Wu F Y, Sun D Y, Li H M, et al. 2002. A-type granites in Northeastern China:age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology, 187(1-2): 143-173. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00018-9 |
Wu F Y, Ye M, Zhang S H. 1995. Geodynamic model of the Manzhouli-Suifenhe geoscience transect. Earth Science-Journal of China University of Geosciences (in Chinese), 20(5): 535-539. |
Wu F Y, Zhao G C, Sun D Y, et al. 2007. The Hulan Group:its role in the evolution of the Central Asian Orogenic Belt of NE China. Journal of Asian Earth Sciences, 30(3-4): 542-556. DOI:10.1016/j.jseaes.2007.01.003 |
Xiao W J, Windley B, Hao J, et al. 2003. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China:termination of the Central Asian Orogenic Belt. Tectonics, 22(6): 1069. DOI:10.1029/2002TC001484 |
Xiao W J, Windley B, Huang B C, et al. 2009. End-Permian to mid-Triassic termination of the accretionary processes of the southern Altaids:implications for the geodynamic evolution, Phanerozoic continental growth, and metallogeny of Central Asia. International Journal of Earth Sciences, 98(6): 1189-1217. DOI:10.1007/s00531-008-0407-z |
Xiong X S, Gao R, Li Y K, et al. 2015. The lithosphere structure of the Great Xing'an Range in the eastern Central Asian Orogenic Belt:constrains from the joint geophysical profiling. Journal of Asian Earth Sciences, 113: 481-490. DOI:10.1016/j.jseaes.2015.06.006 |
Xu B, Chen B. 1997. Framework and evolution of the middle Paleozoic orogenic belt between Siberian and North China Plates in northern Inner Mongolia. Science in China Series D:Earth Sciences, 40(5): 463-469. |
Xu B, Zhao P, Wang Y Y, et al. 2015. The pre-Devonian tectonic framework of Xing'an-Mongolia orogenic belt (XMOB) in north China. Journal of Asian Earth Sciences, 97: 183-196. DOI:10.1016/j.jseaes.2014.07.020 |
Yang B J, Liu C, Liu W S, et al. 2006. Seismological features of the lithospheric structure in Northeast China and dynamic controls on mineral resources. Geology in China (in Chinese), 33(4): 866-873. |
Yang B J, Liu W S, Wang X C, et al. 2005. Geophysical characteristics of Daxinganling gravitational gradient zone in the East China and its geodynamic mechanism. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 48(1): 86-97. |
Yang B J, Mu S M, Jin X, et al. 1996. Synthesized study on the geophysics of Manzhouli-Suifenhe geoscience transect, China. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 39(6): 772-782. |
Yang B J, Zhang X Z, Meng L S, et al. 2001. Fence diagram of lithosphere structure of China continent and its explanation-by using geophysical data of 10 GGTs. Journal of Changchun University of Science and Technology (in Chinese), 31(4): 385-390. |
Yue Y J, Liou J G, Graham S A. 2001. Tectonic correlation of Beishan and Inner Mongolia orogens and its implications for the palinspastic reconstruction of north China.//Hendrix M S, Davis G A Eds. Paleozoic and Mesozoic Tectonic Evolution of Central and Eastern Asia: From Continental Assembly to Intracontinental Deformation. Boulder: Geological Society of America, 194: 101-116.
|
Zeng R S. 1984. The Introduction to Solid Geophysics (in Chinese). Beijing: Science Press.
|
Zhang F X, Wu Q J, Li Y H. 2013. The traveltime tomography study by teleseismic P wave data in the Northeast China area. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 56(8): 2690-2700. DOI:10.6038/cjg20130818 |
Zhang F X, Wu Q J, Li Y H. 2014. A traveltime tomography study by teleseismic S wave data in the Northeast China area. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 57(1): 88-101. DOI:10.6038/cjg20140109 |
Zhang L, Liu Y J, Li W M, et al. 2013. Discussion on the basement properties and east boundary of the Ergun massif. Chinese Journal of Geology (in Chinese), 48(1): 227-244. |
Zhang M S, Peng X D, Sun X M. 1998. The Paleozoic tectonic geographical pattern of Northeast China. Liaoning Geology (in Chinese), 15(2): 91-96. |
Zhang S H, Gao R, Li H Y, et al. 2014. Crustal structures revealed from a deep seismic reflection profile across the Solonker suture zone of the Central Asian Orogenic Belt, northern China:an integrated interpretation. Tectonophysics, 612-613: 26-39. DOI:10.1016/j.tecto.2013.11.035 |
Zhang X Z, Qiao D W, Chi X G, et al. 2011. Late-Paleozoic tectonic evolution and oil-gas potential in northeastern China. Geological Bulletin of China (in Chinese), 30(2-3): 205-213. |
Zhang X Z, Ma Y X, Chi X G, et al. 2012. Discussion on phanerozoic tectonic evolution in northeastern China. Journal of Jilin University (Earth Science Edition) (in Chinese), 42(5): 1269-1285. |
Zhang Y X, Sun Y S, Zhang X Z, et al. 1998. Manual on the Geoscience Transect from Manzhouli to Suifenhe, China (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.
|
Zhao D P, Yu S, Ohtani E. 2011. East Asia:Seismotectonics, magmatism and mantle dynamics. Journal of Asian Earth Sciences, 40(3): 689-709. DOI:10.1016/j.jseaes.2010.11.013 |
Zhong H, Fu J Y. 2006. Petrochemistry, geochemistry and genesis of the meta-gabbro in Tayuan, Northern Daxinganling. Geology and Resources (in Chinese), 15(1): 42-47. |
Zhou J B, Han J, Zhao G C, et al. 2015. The emplacement time of the Hegenshan ophiolite:Constraints from the unconformably overlying Paleozoic strata. Tectonophysics, 662: 398-415. DOI:10.1016/j.tecto.2015.03.008 |
Zhou J B, Wilde S A. 2013. The crustal accretion history and tectonic evolution of the NE China segment of the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research, 23(4): 1365-1377. DOI:10.1016/j.gr.2012.05.012 |
Zhou J B, Wilde S A, Zhang X Z, et al. 2009. The onset of Pacific margin accretion in NE China:evidence from the Heilongjiang high pressure metamorphic belt. Tectonophysics, 478(3-4): 230-246. DOI:10.1016/j.tecto.2009.08.009 |
Zhou J B, Wilde S A, Zhang X Z, et al. 2011. Early Paleozoic metamorphic rocks of the Erguna block in the Great Xing'an Range, NE China:evidence for the timing of magmatic and metamorphic events and their tectonic implications. Tectonophysics, 499(1-4): 105-177. DOI:10.1016/j.tecto.2010.12.009 |
Zhu X. 1979. Primary discussion of formative mechanism of inner basin of east plate in China. Petroleum Experimentation Geology (in Chinese): 1-9. |
Zorin Y A. 1999. Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region (Russia) and Mongolia. Tectonophysics, 306(1): 33-56. DOI:10.1016/S0040-1951(99)00042-6 |
Zorin Y A, Belichenko V G, Turutanov E K, et al. 1995. The East Siberia transect. International Geology Review, 37(2): 154-175. DOI:10.1080/00206819509465398 |
韩江涛, 康建强, 刘财, 等. 2019b. 中亚造山带东段软流圈分布特征-基于长周期大地电磁探测的结果. 地球物理学报, 62(3): 1148-1158. DOI:10.6038/cjg2019M0051 |
韩江涛, 袁天梦, 刘文玉, 等. 2019a. 西伯利亚板块与华北克拉通碰撞带地电结构及对深部缝合边界的讨论. 地球物理学报, 62(3): 1159-1171. DOI:10.6038/cjg2019M0052 |
何国琦, 邵济安. 1983.内蒙古东南部(昭盟)西拉木伦河一带早古生代蛇绿岩建造的确认及其大地构造意义.//唐克东.中国北方板块构造文集.北京: 沈阳地质研究所, 243-250.
|
黑龙江省地质矿产局. 1993. 黑龙江省区域地质志. 北京: 地质出版社.
|
黄汲清, 任纪舜, 姜春发, 等. 1977. 中国大地构造基本轮廓. 地质学报, 51(2): 117-135. |
吉林省地质矿产局. 1988. 吉林省区域地质志. 北京: 地质出版社.
|
蒋国源, 权恒. 1988.大兴安岭根河、海拉尔盆地中生代火山岩.//中国地质科学院沈阳地质矿产研究所文集.北京: 中国地质学会, 78.
|
李锦轶. 1987.内蒙古东部西拉木伦河北侧早古生代蛇绿岩的基本特征及其构造意义.//唐克东.中国北方板块构造论文集.北京: 地质出版社.
|
李瑞山. 1991. 新林蛇绿岩. 黑龙江地质, 2(1): 19-32. |
李英康, 高锐, 姚聿涛, 等. 2014. 华北克拉通北缘-西伯利亚板块南缘的地壳速度结构特征. 地球物理学报, 57(2): 484-497. DOI:10.6038/cjg20140214 |
林强, 葛文春, 孙德有, 等. 1998. 中国东北地区中生代火山岩的大地构造意义. 地质科学, 33(2): 129-139. |
卢造勋, 夏怀宽. 1992. 内蒙古东乌珠穆沁旗至辽宁东沟地学断面1:100万说明书. 北京: 地震出版社.
|
卢造勋, 夏怀宽. 1993. 内蒙古东乌珠穆沁旗-辽宁东沟地学断面. 地球物理学报, 36(6): 765-772. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1993.06.008 |
马杏垣, 刘昌铨, 刘国栋. 1991a. 江苏响水至内蒙古满都拉地学断面. 地质学报, (3): 199-215. |
马杏垣, 刘昌铨, 刘国栋. 1991b. 江苏响水至内蒙古满都拉地学断面1:100万说明书. 北京: 地质出版社.
|
内蒙古自治区地质矿产局. 1991. 内蒙古自治区区域地质志. 北京: 地质出版社.
|
潘佳铁, 李永华, 吴庆举, 等. 2014. 中国东北地区地壳上地幔三维S波速度结构. 地球物理学报, 57(7): 2077-2087. DOI:10.6038/cjg20140705 |
邵济安, 张履桥, 肖庆辉, 等. 2005. 中生代大兴安岭的隆起-一种可能的陆内造山机制. 岩石学报, 21(3): 789-794. |
苏养正. 1996. 兴安地层区的古生代地层. 吉林地质, 15(34): 23-34. |
滕吉文, 王夫运, 赵文智, 等. 2010. 阴山造山带-鄂尔多斯盆地岩石圈层、块速度结构与深层动力过程. 地球物理学报, 53(1): 67-85. DOI:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008 |
王炳瑜, 陈凌, 艾印双, 等. 2013. 华北克拉通东北部及邻区地壳和地幔转换带厚度研究. 地球物理学报, 56(1): 60-68. DOI:10.6038/cjg20130107 |
王成善, 赵治超, 程学儒, 等. 1993. 边缘陆块型火山岩的建立与大陆边缘涌动构造. 成都地质学院学报, 20(4): 55-66. |
王玉净, 樊志勇. 1997. 内蒙古西拉木伦河北部蛇绿岩带中二叠纪放射虫的发现及其地质意义. 古生物学报, 36(1): 58-69. |
吴福元, 叶茂, 张世红. 1995. 中国满洲里-绥芬河地学断面域的地球动力学模型. 地球科学-中国地质大学学报, 20(5): 535-539. |
徐备, 陈斌. 1997. 内蒙古北部华北板块与西伯利亚板块之间中古生代造山带的结构及演化. 中国科学(D辑), 27(3): 227-232. |
杨宝俊, 刘财, 刘万崧, 等. 2006. 中国东北地区岩石圈结构的地震学特征与对矿产资源的动力控制作用. 中国地质, 33(4): 866-873. DOI:10.3969/j.issn.1000-3657.2006.04.016 |
杨宝俊, 刘万崧, 王喜臣, 等. 2005. 中国东部大兴安岭重力梯级带域地球物理场特征及其成因. 地球物理学报, 48(1): 86-97. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2005.01.014 |
杨宝俊, 穆石敏, 金旭, 等. 1996. 中国满洲里-绥芬河地学断面地球物理综合研究. 地球物理学报, 39(6): 772-782. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1996.06.007 |
杨宝俊, 张兴洲, 孟令顺, 等. 2001. 中国大陆岩石圈结构篱笆图及其说明-10条GGT地球物理资料. 长春科技大学学报, 31(4): 385-390. DOI:10.3969/j.issn.1671-5888.2001.04.017 |
曾融生. 1984. 固体地球物理学导论. 北京: 科学出版社.
|
张风雪, 吴庆举, 李永华. 2013. 中国东北地区远震P波走时层析成像研究. 地球物理学报, 56(8): 2690-2700. DOI:10.6038/cjg20130818 |
张风雪, 吴庆举, 李永华. 2014. 中国东北地区远震S波走时层析成像研究. 地球物理学报, 57(1): 88-101. DOI:10.6038/cjg20140109 |
张丽, 刘永江, 李伟民, 等. 2013. 关于额尔古纳地块基底性质和东界的讨论. 地质科学, 48(1): 227-244. DOI:10.3969/j.issn.0563-5020.2013.01.015 |
张梅生, 彭向东, 孙晓猛. 1998. 中国东北区古生代构造古地理格局. 辽宁地质, 15(2): 91-96. |
张兴洲, 马玉霞, 迟效国, 等. 2012. 东北及内蒙古东部地区显生宙构造演化的有关问题. 吉林大学学报(地球科学版), 42(5): 1269-1285. |
张兴洲, 乔德武, 迟效国, 等. 2011. 东北地区晚古生代构造演化及其石油地质意义. 地质通报, 30(2-3): 205-213. |
张贻侠, 孙运生, 张兴洲, 等. 1998. 中国满洲里-绥芬河地学断面1:1000000说明书. 北京: 地质出版社.
|
钟辉, 傅俊彧. 2006. 塔源地区变辉长岩岩石化学地球化学特征及成因. 地质与资源, 15(1): 42-47. DOI:10.3969/j.issn.1671-1947.2006.01.007 |
朱夏. 1979. 中国东部板块内部盆地形成机制的初步探讨. 石油实验地质: 1-9. DOI:10.11781/sysydz197900001 |