5.4.1.1速度结构与构造单元的关系
如前述，兴蒙－吉黑岩石圈块体具有一个十分稳定的低速层底界面，深度约240km。在这一底界面之上存在两条明显的横向速度不连续带，是一个复杂的横向速度结构过渡带。一条出现在北北东向展布的大兴安岭东缘，这里也是明显的重力梯度陡变带;另一条速度不连续带出现在兴蒙－吉黑岩石圈块体与华北岩石圈块体之间，大致沿北纬42°线从温都尔庙向东到敦－密断裂附近转为沿敦断裂呈北东向展布，这里也存在一重力梯度带。大兴安岭东缘之下的速度不连续总体结构特征是，向西与岩石圈结构稳定，厚度大于150km的岩石圈地幔的速度层连续过渡，向东与出现双低速层结构，岩石圈厚度小于80km的复杂速度层藕断丝连。近东西向的速度不连续带主要出现在大兴安岭－太行山速度不连续带以东地区，整体以发育双低速层和岩石圈厚度小于80km为特征。在速度不连续带与双低速层的过渡区域及双低速层之间多残留有水平状产出的薄层高速体。三维结构分析表明，这些薄层高速体似乎多呈厚约10km，直径达数百公里的饼状产出，具有受多方向侵蚀改造的特点。在东部靠近日本海海域和华北东部存在厚度巨大的低速圈层，低速圈层底界面深度与区域上一致，约240km，但向上直达80km厚的岩石圈底部，局部可直达Moho。剖面速度结构显示，日本海之下的巨厚低速圈层与华北东部之下的巨厚低速圈层在160～240km深度之间是相通的。
垂向速度结构显示，该区岩石圈在垂向上分层明显，总体表现为地壳范围以北东向速度结构为主;岩石圈地幔尺度上的速度结构变化主要出现在东部地区，即幔内发育双低速层结构的区域。主要表现是，由上部低速层所界定的80km厚的岩石圈地幔并不是均匀分布的，而是呈现出两个近南北向展布的高速体，二者的宽度(约300km)和厚度(约40km)基本一致，长度均达上千千米，彼此一西一东分布。西部高速体北北西向展布，北界止于海拉尔盆地北缘，东部高速体近南北向展布，北界止于绥芬河以北的敦化－密山断裂带附近。二者之间为一向北敞开的低速区，这一低速区在地表的对应位置是松辽盆地的主体。两高速体之下的低速圈层的速度等值线展布方向发生明显变化，低速圈层上部的速度等值线近东西向展布，而下部的速度等值线多呈中心为低速的环状结构;240～400km深度为稳定的速度递增圈层，但在靠近日本海一侧的速度递增圈层内出现不规则状的高块体，深度在300km之下。这些特征说明，构成该区岩石圈结构的各圈层明显是不耦合的。横向上，大兴安岭－太行山脉是重要的岩石圈单元界限，它明显将我国东部分为包括了构造地貌、地壳、岩石圈和软流圈结构变化的两个单元。西部单元包括了额尔古纳－兴安地块和与之相邻的华北板块西部及西伯利亚板块南缘，该单元具有相对稳定的岩石圈结构，岩石圈厚度150～160km;东部单元包括松嫩地块、佳木斯地块和完达山地体，该单元岩石圈结构复杂，突出特征是发育双低速层结构，上部低速层反映的岩石圈厚度小于80km。
5.4.1.2速度结构与动力学背景的关系
根据邵济安等(2000)的地震层析成像资料(图1.7)，在大兴安岭之下500～1000km深度间存在高速块体，块体表现为由东向西倾伏，并在600～700km深度发生断离;珲春地区的高速块体也出现在500km深度之下，也在600～700km深度之间发生断离。根据我们所做的三维地震速度资料处理结果，上述两个地区的高速块体均从350km深度就开始出现。如果我们将现代太平洋板块的俯冲特点与深部高速块体联系起来的话，那么，大兴安岭之下的高速块体与珲春地区之下的高速块体显然在形成时间上是不同的。基于火山活动、地壳伸展与岩石圈减薄常有成因联系的认识，兴蒙－吉黑地区火山活动开始于晚侏罗世，大规模的火山活动发生在早白垩世，这一时期也是该区断陷盆地形成的主要时期。根据火山岩演化从时间和空间上都具有由西向东演化的趋势，以及岩石圈减薄主要发生在大兴安岭以东地区的特点，说明东部的岩石圈减薄主要发生在早白垩世。根据Ma-ruyamaetal.(1986)的资料，145～135Ma的晚侏罗世－早白垩世初，大洋板块向东亚大陆作缓慢的正向俯冲，135～119Ma的早白垩世，大洋板块对该区产生快速斜向俯冲作用(图5.17)。由此可见，早白垩世初期是东亚大陆板块与大洋板块相互作用方式发生重大调整的时期。晚侏罗世，大洋板块对该区的缓慢正向俯冲，一方面维系了西部高原的持续，同时在大兴安岭之下发生俯冲板片的拆沉。大兴安岭地区晚侏罗世火山岩的形成可能与这一拆沉事件有关。早白垩世，大洋板块的运动方式和速率发生重大调整，对该区产生快速的斜向俯冲，使该区已经处于不稳定状态的侏罗纪高原整体转为伸展构造背景，形成了一系列伴有强烈火山活动的断陷盆地。鉴于这一伸展域的西界与嫩江－开鲁断裂带(古缝合带)的位置一致，说明古俯冲带作为一条较为薄弱的构造带对伸展构造发生区域仍具有明显的控制作用。因此，我们可以得出结论，大兴安岭东缘之下存在的横向速度不连续与古俯冲带及早白垩世伸展事件的双重因素有关。珲春地区之下的高速体与现代太平洋板块的关系更为清晰地反映了上述关系。现代西太平洋俯冲板块从日本海沟到我国珲春地区的直线距离约1200km，珲春地区之下的高速块体从350km之下一直延续到大于1000km。但根据区域资料，太平洋板块从74Ma开始就已对该区产生了正向俯冲作用(Maruyamaetal.，1986)，而日本海的快速扩展时代发生在新近纪，因此，日本海扩张前的俯冲带位置应在锡霍特山脉以东距珲春约450km的位置。根据KirillovaG(2003，2005)的资料，晚白垩世早期(100～85Ma)，锡霍特－阿林中央断裂带形成，晚白垩世晚期(74Ma)太平洋板块对该区正向俯冲，大陆边缘火山岩带形成。这说明珲春地区700km之下的高速块体可能是日本海扩张前俯冲板片的残余，这意味着该区东部在日本海快速扩张前已经处于伸展构造背景，该区东部以佳－伊和敦－密地堑为代表的一系列古近纪断陷盆地的形成可能是这一引张作用的直接结果。珲春地区700km深度之上的高速块体虽然在300km左右的深度上与太平洋俯冲板块断开，但总体上反映了现代太平洋板块俯冲的角度及形态。由于深源地震只发生在珲春地区700km之上的高速块体内，这也从另一个角度说明700km之下的高速块体是早期俯冲板块的拆离残块。根据深源地震发生的位置分析，700km之上的高速块体更具有刚性特点。因此，深部刚性块体的存在和太平洋俯冲板块对这些刚性块体的直接作用是导致该区深源地震发生的直接原因。大兴安岭之下虽也存在高速块体，但并未有深源地震发生，其原因是现代太平洋俯冲板块的俯冲作用并未直接波及这些高速块体。根据东部地区岩石圈地幔内普遍发育双低速层结构，上部低速层的形态特点反映其具有向北西方向演化的趋势，但延伸的距离不规则，远者可达松辽盆地西缘，近者止于敦－密断裂。鉴于上部低速层向南东方向与日本海及华北东部之下的巨厚低速圈层相连，反映出上部低速层具有从南东向北西方向侵蚀演化的特点，说明上部低速层的形成时间较晚，可能与日本海的扩张有关。因此，兴蒙－吉黑地区在侏罗纪高原形成后经历了两次重大的岩石圈结构调整事件。一次发生在晚侏罗世末－早白垩世，当时的动力学背景为大洋板块由缓慢的正向俯冲转为快速的斜向俯冲，主伸展期为早白垩世;第二次发生在晚白垩世末－新近纪早期，当时的动力学背景是太平洋板块由缓慢的正向俯冲转为较快速俯冲，并导致俯冲带的向后退却，这是造成上部低速层产生的主要原因，低速层向大陆内部的侵蚀时代主要发生在新近纪早期。
图5.17东亚大陆东部大洋板块的运动特征(据Maruyama等，1986)箭头示运动方向，上面数字为年代(Ma)，下面数字为速率(cm/a)