青藏高原东北缘至鄂尔多斯地块壳幔电性结构及构造变形研究

韩松，韩江涛,2*，刘国兴,2，王海燕，梁宏达

1 吉林大学 地球探测科学与技术学院，长春 1300262 国土资源部应用地球物理重点实验室，长春 1300263 中国地质科学院地质研究所，国土资源部深部探测与地球动力学重点实验室，北京 100037 4 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院，北京 100083



青藏高原东北缘至鄂尔多斯地块壳幔电性结构及构造变形研究

韩松1，韩江涛1,2*，刘国兴1,2，王海燕3，梁宏达4

1 吉林大学 地球探测科学与技术学院，长春 1300262 国土资源部应用地球物理重点实验室，长春 1300263 中国地质科学院地质研究所，国土资源部深部探测与地球动力学重点实验室，北京 100037 4 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院，北京 100083

为了获取青藏高原东北缘至鄂尔多斯地块的壳幔电性结构，研究祁连造山带、鄂尔多斯地块及六盘山构造带的构造变形，布设一条甘肃陇西至陕西黄陵的近东西向大地电磁测深剖面，获取了91个大地电磁测深点的响应.经过对全剖面观测资料的数据处理、分析及二维反演，获得了剖面壳幔电性结构模型.研究结果表明：剖面横向可划分为三个区块，分别对应祁连造山带、六盘山构造带与鄂尔多斯地块；祁连造山带东段可能残存沟弧盆体系的构造格架，青藏高原北东向生长可能是在这一先存格架上的叠加与改造；六盘山构造带壳幔结构复杂，以中地壳拆离断层为界，上地壳发育拆离断层系统而下地壳挤压缩短增厚；鄂尔多斯地块成层性较好，地块总体较为稳定，但局部经历了与地幔上涌相关的物质与结构再造.

青藏高原东北缘;鄂尔多斯地块;六盘山构造带;大地电磁测深;壳幔电性结构;构造变形

1 引言

青藏高原的形成及演化深刻地影响着周缘板块.对青藏高原及相邻块体壳幔结构、构造变形及深部动力学的研究，是剖析青藏高原形成演化机制的重要组成部分.青藏高原东北缘与鄂尔多斯地块的边界带以特殊的弧形构造和构造转换区为特点，同时为我国构造格局和地势东西分异的重要界限(汤吉等，2005;李洪强等，2013)，其壳幔结构、变形特征及深部动力学机制备受关注.在该区开展壳幔结构的深部探测对于揭示块体之间的边界、接触关系及深部动力学过程有重要意义.

大地电磁测深法(Magnetotelluric，简称MT)以天然电磁场作为场源，穿透深度较大，是深部探测的有效手段.由于其对低阻反应灵敏且不受高阻层屏蔽，因而能有效地反映深部构造形态及高导层分布(Jones，1999，2013).近年来，为研究青藏高原东北缘的壳幔结构，众多的研究人员在该区开展了大地电磁探测工作.涂毅敏等(2000)建立了南北地震带北段下地壳部分熔融几何形状和分布的模型，对下地壳中的速度特征与电性特性进行了联合数值模拟；赵国泽等(2004)、汤吉等(2005)分别依据玛沁—兰州—靖边剖面的大地电磁资料对青藏高原东北缘地块变形和壳幔电性结构进行了研究，探讨了巴颜喀拉地块、秦祁地块、海原震区及鄂尔多斯地块内部的电性结构特征并对地块变形进行了分析；詹艳等(2005，2008，2014)综合利用多条大地电磁剖面数据对青藏高原东北缘的深部结构进行研究，揭示了青藏高原东北缘特别是块体交汇复杂结构区的深部电性特征，探讨了深部结构与发震构造样式的关系；王鑫等(2010)依据查甘池—银川—五湖洞大地电磁测深剖面的探测结果揭示了鄂尔多斯盆地西缘构造带北段深部电性结构，探讨了阿拉善地块与鄂尔多斯地块的结构差异；金胜等(2012)依据合作—大井大地电磁剖面的资料获取了祁连造山带至阿拉善地块的电性结构，探讨了区内高导层不同的成因机制.

然而，研究区域以往的大地电磁测深剖面多数点距较大且剖面长度均较短，而且对处于弧形构造带尾端的六盘山中南段探测程度不够.为了深入研究青藏高原东北缘壳幔电性结构及深部动力学过程，进一步揭示青藏高原与鄂尔多斯块体的变形机制，在国家专项“深部探测技术与实验研究”(Sinoprobe02)课题的支持下，布设了起始于祁连造山带，跨越六盘山止于鄂尔多斯地块的大地电磁测深剖面.依据剖面所获得的电性结构，结合地震剖面的速度结构等相关资料开展综合分析，探讨祁连造山带、青藏高原东北缘与六盘山构造带及鄂尔多斯南部的深部结构、构造变形等问题，为活动地块的划分及活动地块之间的相互作用机制提供电性依据.

2 大地电磁数据采集与资料处理

2.1 剖面位置及野外观测

陇西—黄陵剖面L-L′西起陇西县首阳镇，经通渭、庄浪、华亭、崇信、泾川、宁县、黄陵，东至陕西省洛川县土基镇，剖面全长约486 km，剖面西端自青藏高原东北缘向东跨越六盘山并深入鄂尔多斯地块.对测线所采集的原始数据进行评估后，筛选出可供分析处理的宽频带大地电磁测点91个，平均点距约5.3km.剖面位置及测点分布见图1.

图1 (a)研究区域构造背景图;(b)研究剖面L-L＇测点分布及区域构造图数字地形图是基于GeoMapApp软件绘制而成，(a)图中NCB为华北地块，QL为祁连造山带，WQ为西秦岭造山带，QD为秦岭—大别造山带，SPGZ为松潘甘孜地块，SCB为华南地块.图中青藏高原东北缘构造为基于张泓等(2003)，徐学义等(2008)及Cheng et al.(2014)绘制，研究区域出露的主要岩体依据裴先治等(2004)，Zhang et al.(2006)绘制.其中，剖面跨过的城市有陇西(LX)，通渭(TW)，庄浪(ZL)，华亭(HT)，崇信(CX)，泾川(JC)，宁县(NX)和黄陵(HL).图中出现的构造名称如下：① 商丹缝合带;② 天水—宝鸡断裂;③ 北祁连南缘断裂;④ 陇山断裂;⑤ 六盘山西麓断裂;⑥ 海原—六盘山断裂;⑦ 青铜峡—固原断裂;⑧ 韦州—安国断裂;⑨ 青龙山—平凉断裂;⑩ 沙井子—摆宴井断裂;○11 庆阳—佳县断裂;○12 永寿—柳林断裂.Fig.1 (a) Topography map showing the tectonic background of the study region;(b) Topography map showing major tectonic structures and distribution of MT stations of profile L-L＇The digital topographic map and the profile were obtained by using GeoMapApp software available at http:∥www.geomapapp.org/.In figure (a),NCB represents the North China Block,QL represents the Qilian Orogenic Belt,QD represents the Qinling-Dabie Orogenic Belt,WQ represents the West Qinling Orogenic Belt,SPGZ represents the Songpan-Ganzi Block and SCB represents the South China Block.The profile goes across Longxi county (LX),Tongwei county (TW),Zhuanglang county (ZL),Huating county (HT),Chongxin county (CX),Jingchuan county (JC),Ning county (NX) and Huangling county (HL).The structures shown in the map follow that of Zhang et al.(2003),Xu et al.(2008) and Cheng et al.(2014).The outcrops in the study region are after Pei et al.(2004) and Zhang et al.(2006).The names of the structures are as follows:① Shangdan Suture Zone;② Tianshui-baoji Fault;③ Southern Margin Fault of the Northern Qilian Block;④ Longshan Fault;⑤ West Liupanshan Fault;⑥ Haiyuan-liupanshan Fault;⑦ Qingtongxia-guyuan Fault;⑧ Weizhou-anguo Fault;⑨ Qinglongshan-pingliang Fault;⑩ Shajingzi-baiyanjing Fault;○11 Qingyang-jiaxian Fault;○12 Yongshou-liulin Fault.

图2 各地质单元内部典型测点的视电阻率和相位曲线Fig.2 Observed apparent resistivity and phase curves of typical stations located in each geological unit.Site 09 is located in the Qilian Block，Site 27～Site 48 are located in the boundary zone and Site 58～Site 87 are located in the Ordos Block

野外观测采用加拿大凤凰地球物理公司V5-2000大地电磁测深仪进行宽频带数据采集，采用五分量方式(Ex,Ey,Hx,Hy,Hz)进行观测，测站布设中电极距小于100 m，测点采集时间平均为20 h，获取数据资料的有效频率范围为320 Hz-5×10-4Hz，数据采集系统之间通过GPS同步.在数据处理过程中，使用SSMT2000软件系统对原始时间序列进行处理，原始时间序列经傅里叶变换获得电磁场的自功率谱或互功率谱，基于五分量的电磁场谱数据进一步估算阻抗张量，从而获得视电阻率、阻抗相位等数据.处理过程中，综合采用了Robust估计、远参考处理、功率谱挑选等处理手段，保证了原始资料的可信度.

2.2 数据质量及分析

全剖面视电阻率及相位曲线的单点分析是进行数据分析及校正的基础，每个测点均是该测点及其附近地下电性结构的直观反映，沿剖面对曲线数据质量、类型、走势进行分析，可以筛选出异常数据点进行分析校正并可初步了解地下的电性结构.剖面代表性原始曲线(含误差)如图2所示，曲线整体较为圆滑、误差棒较小，其中测点09与测点87中间频段受到干扰导致相位下掉趋向于-180°，应用Rhoplus分析并参考旁测点曲线走势判断曲线畸变程度并进行校正.测点09视电阻率曲线走势呈现HKH型，其中在10-2Hz左右出现极小值，在电阻率结构上可以预见高导层的存在.测点27、测点34与测点48分别属于祁连造山带、六盘山与鄂尔多斯地块西南缘，各自幅值、趋势不尽相同，表征了青藏高原东北缘强烈作用区的构造复杂性.测点58与测点87曲线类型尤其是深部走势不同，预示了鄂尔多斯地块内部所存在的深部结构差异.

2.3 区域维性分析及构造走向

本文采用Swift二维偏离度(Swift，1967)对区域电性结构的维性特征进行分析.阻抗二维偏离度是描述地下介质维度的重要指标.一般认为,其值小于0.3即可将地电断面可视作二维的,并可由二维反演进行定量解释.从图3可以看出剖面的中高频段阻抗偏离度基本都小于0.3，可视为二维结构，而低频部分局部阻抗偏离度较大，一方面是由于深部的三维性增强，另一方面可能为两处矿区个别测点、个别频点受到干扰所致.总的来看，剖面整体基本呈现二维特征，故可以对本剖面进行二维反演和分析.

在对大地电磁测深数据进行二维反演之前，需要进行构造走向分析，以确定剖面的区域构造走向.运用GB分解张量阻抗分析技术(Groom and Bailey,1989)对剖面实测数据进行区域构造走向判断.图4给出了全频、10～0.0005 Hz、1～0.0005 Hz、0.1～0.0005 Hz、0.01～0.0005 Hz五个频段全测点主轴方位统计.由图可知，全频全测点的综合统计显示各个方向较为平均，主轴显著性不强，而随着高频数据的剔除，主轴方向越发集中.由于阻抗张量分解所确定的主轴方向具有90°的模糊性，在GB张量阻抗分解的基础上，考虑到六盘山构造带的构造走向为北西向,综合判定研究剖面的构造走向为北西34°.据此将阻抗数据旋转到该主轴方向，并识别出TE、TM两种模式的视电阻率及相位曲线.

2.4 极化模式选择及二维反演

大地电磁二维反演有三种模式，分别为TE、TM和TE+TM联合模式，在进行二维反演解释之前需要进行极化模式的选择.实践表明单独TM模式的数据进行二维反演的拟合程度往往比单独TE模式要好，而且采用TM模式进行二维反演可以较好地重建三维模型而较少地带入冗余构造.尤其是对三维高导模型的反映上，TM模式甚至还优于TE+TM联合反演的结果(蔡军涛等，2010).经过二维反演试算，在综合考虑TE、TM与TE+TM数据反演拟合差、剖面构造格架及地质先验资料的情况下，最终选择TM模式数据进行二维反演.

反演方法选择非线性共轭梯度(NLCG)反演算法(Rodi and Mackie,2001).在反演之前采用L曲线法(Hansen，1992；Hansen and O′Leary,1993)对正则化因子的选取进行评估，根据不同正则化因子反演所获得的拟合差RMS与粗糙度Roughness绘制L曲线.由图5可见τ=10时模型粗糙度与拟合差处于L曲线的拐点，故选取最终反演的正则化因子为τ=10.反演的其他参数为视电阻率误差10%，相位误差2.9°,横纵光滑比α=1.反演初始模型为背景电阻率为100 Ωm的均匀半空间，经过200次迭代，最终反演拟合差RMS为2.20，表明反演拟合状况良好，反演所获得的二维电阻率结构具有较高可信度.图6给出实测视电阻率和相位与反演模型理论响应的对比影像图.由图可知，二者一致性较好.图7为参与反演测点的单点拟合差分布情况.

图3 二维偏离度影像图Fig.3 Image of 2D skewness

图4 构造主轴分频统计玫瑰图Fig.4 Rose diagrams showing strike analysis results for each corresponding frequency band

图5 不同正则化因子的模型粗糙度与拟合误差曲线图Fig.5 L-curve of RMS and roughness for different τ values

3 壳幔电性结构分析及对比

研究剖面整体上呈现“横向分块、纵向分层”的特征.横向上分为三大区块，沿剖面自西向东0～157 km范围内为祁连造山带，157～236 km范围内为六盘山构造带，236～486 km范围内为鄂尔多斯地块.祁连造山带与鄂尔多斯地块均存在壳内高导层，成层性较好，而处于二者之间的六盘山构造带结构较为破碎，区域构造复杂.下面分区块讨论剖面的电性结构(如图8(a)).

3.1 祁连造山带

祁连造山带为青藏高原东北缘的前缘地带，在剖面上的位置为陇西、通渭、庄浪一线(测点1～28).祁连造山带的深部电性结构存在明显的横向差异，大致以通渭为界分为东西两段.西段主要以低阻特征为主而东段呈现高阻特征.西段电性结构显示上地壳分为两层：第一层为低阻层，电阻率为十几至几十Ωm，厚度约2.5～5 km，该层位自西向东逐渐变薄，区域地质资料显示地表为第三纪、第四纪地层所覆盖；第二层为上地壳，电阻率较高，约为几十至几百Ωm，厚度约8～13 km，呈现自西向东的抬升趋势.下地壳相对复杂，呈现横向分区特征，存在壳内高导层C1、直立高阻体R1以及东倾高导体C2.壳内高导层C1电阻率小于10 Ωm，横向延伸约50 km，厚度约8～10 km，自西向东抬升.高阻体R1位于高导体C1之下，延伸至上地幔，电阻率为几百Ωm.低阻体C2位于C1东侧，电阻率约为10～50 Ωm，低阻体向东倾并延伸入上地幔，但由于最低频率的限制观测资料不能很好地限定C2的底界.东段电性结构较为简单，浅部低阻沉积层较薄，层厚约1.7～3 km，电阻率约为几十Ωm，深部均为高阻特征.壳内存在高阻体R2，电阻率大于1000 Ωm，经过渡地带与上地幔高阻体R3相接，高阻体R3的电阻率相对R2较低，约为几百Ωm，R3与两侧异常体之间存在着较宽的电性过渡边界.在通渭附近存在隐伏断裂F1，推测该隐伏断裂为北祁连南缘断裂，F1分隔了东西两段，表现为明显的电性梯度带.根据对1980—2008年87个地震台站所记录的2666次地震事件震源分布的统计(Cheng et al.,2014)，通渭附近为一处地震事件多发区域，在该处地震事件震源深度小于40 km，推测F1应为壳内隐伏断裂.

图6 实测与反演模型响应对比影像图(a) 实测TM模式视电阻率；(b) 计算TM模式视电阻率；(c) 实测TM模式阻抗相位；(d) 计算TM模式阻抗相位.Fig.6 Pseudosection maps of the observed and modeled TM data of apparent resistivity and phase(a) Observed TM-mode apparent resistivity;(b) Calculated TM-mode apparent resistivity;(c) Observed TM-mode phase;(d) Calculated TM-mode phase.

图7 测点 RMS误差沿剖面分布图Fig.7 Site-by-site RMS distribution of 2D inversion model

图8 (a) 二维NLCG反演电性结构图;(b) 壳幔结构解释推断图;康氏面及Moho面据宽角反射与折射地震资料所绘(李英康等，2014；Wang et al.，2014)，图(b)中标注的色阶为不同层位相对电阻率高低Fig.8 (a) Image of the 2D electrical structure model obtained by NLCG code using TM impedance data (b) Image of the interpreted crust and upper mantle structure along the profile.The Conrad discontinuity and Moho is based on the deep seismic sounding profile (Li et al.,2014;Wang et al.,2014).The colour scale in (b) is based on the relative value of the resistivity.

3.2 六盘山构造带

六盘山构造带为祁连造山带与鄂尔多斯地块的拼合过渡区域，在剖面上的位置处于庄浪与崇信之间(测点28～44).二维电性结构表明：过渡带第一电性层为低阻层，电阻率约为十几至几十Ωm，东段(测点41-44)较厚(约为6 km),而西段较薄(厚度约1～3 km).该段地表主要为中新生代地层所覆盖，可能为沉积地层的反映.第二层为高阻层，位于地壳中上部，该层位厚度约为18～33 km，西薄东厚，并且被断裂六盘山西麓断裂(F3)、韦州—安国断裂(F4)分割为三个规模不等的高阻体R4、R5、R6，电阻率均在1000 Ωm以上，高阻体的底界面自东向西抬升；第三层为下地壳，呈低阻特征，存在一规模较大的高导体C3，其电阻率小于10 Ωm，横向跨度约30 km，形态表现为中间厚两边薄.六盘山构造带下地壳显著增厚(Tong et al.,2007；李英康等，2014；Wang et al.,2014；Guo et al.，2015)，电阻率等值线下凹，下地壳底部150 Ωm等值线与莫霍面走势基本一致.上地幔的电性结构表现为明显的拼合过渡特征，即自西侧祁连造山带R3较高的电阻率(约1000 Ωm)逐渐过渡至鄂尔多斯地块上地幔的较低电阻率(约100 Ωm)，由于下地壳高导体C4的屏蔽作用，六盘山上地幔的分辨率较低，两大地块相互作用的确切形态尚存在疑问.

本区在地质上查明的重要活动断裂主要有陇山断裂(F2)、六盘山西麓断裂(F3)、海原—六盘山断裂、韦州—安国断裂(F4)和青龙山平凉断裂(F5)，均为逆冲断裂.除海原—六盘山断裂外，断裂赋存区域在电性结构上均表现为明显的低阻异常带，活动断裂的密集出现及较宽的低阻破碎带表征了过渡带地壳结构破碎的特征，与断裂控制区域地震多发性相符.六盘山构造带所显示的壳幔结构异常与海原地区所反映的结构破碎、莫霍面起伏的特征的相一致(李松林等，2002；陈九辉等，2005)，而海原—六盘山断裂的地表延伸位置在电性结构上并无明显差异，可能表征了断裂活动性较弱、闭锁程度较高(张晓亮等，2011；李强等，2013).

3.3 鄂尔多斯地块

鄂尔多斯地块在剖面上的位置位于崇信以东区域(测点44～91)，二维电性结构显示鄂尔多斯地块成层性较好，纵向大致可分为四层：第一层为沉积地层的反映，电阻率较低为几～几十Ωm，厚度约3～9 km，西厚东薄；第二层为高阻层厚度约6～21 km，电阻率为几十～上千Ωm，第二层出现两处明显加厚区域分别为鄂尔多斯西缘与子午岭地区(测点73～82段)，这两层共同组成了上地壳；第三层为相对低阻层，上部存在壳内高导层，电阻率小于10 Ωm，连续性较好，横向延续可达160 km，高导层分为西段、中段和东段，分别为C4、C5、C6，东西两段高导层埋深较浅，埋深8～12 km不等，其顶面大致与康氏面一致，中段(测点73～82)顶面埋深可达25 km且厚度较大.一般认为，下地壳较为连续的高导层的存在表征了地块长期稳定的特性(Jones，1992)，而鄂尔多斯高导层顶面存在明显起伏，赋存深度存在差异，可能与深部的构造变形相关；第四层为相对高阻层，应为上地幔的反映，该层位局部赋存相对高阻的异常体，可能为其深部结构不均一性的反映.鄂尔多斯地块层状结构清晰，长期稳定存在，其内部活动断裂不发育，地震活动性较弱.穿过剖面的深大断裂主要有庆阳—佳县断裂与永寿—柳林断裂，两者均为北东向展布的古老断裂，一般认为显生宙以来活动微弱(张泓等，2003).永寿—柳林断裂在电性结构上有着较为明显的显示，西倾高导层C5-C6可能为该断裂的反映.

4 地质意义及变形分析

祁连造山带、六盘山构造带与鄂尔多斯地块的壳幔电性结构存在较明显差异，上下地壳及地幔的构造变形样式各不相同，下面将基于电性结构的认识对其地质意义及地块变形特征进行分析，剖面壳幔结构解释推断如图8(b).

4.1 祁连造山带壳幔结构及意义探讨

祁连造山带是典型的早古生代大陆造山带，经历了大洋扩张与俯冲，中西段出露有典型的俯冲-增生杂岩带，发育完整的沟弧盆体系(许志琴等，1994；张建新等，1995；宋述光等，2009)，而祁连造山带东段由于新生界覆盖的影响总体研究程度较低.秦祁结合部已有的研究(胡波等，2005；Zhang et al.,2006；何世平等，2007a；何世平等，2007b；裴先治等，2007；徐学义等，2008；李王晔，2008；丁仨平，2008)在区域地质构造特征及演化过程上尚未形成统一认识，但这些研究均从不同角度确认了早古生代及中生代与俯冲相关的构造岩浆活动，为沟弧盆体系的存在提供了佐证.然而，新生界的覆盖使得这一俯冲构造体系缺乏蛇绿岩套等可靠证据的支持，俯冲位置及形态尚缺乏深部结构的证据.大地电磁探测将通过地下电性结构的构建为这一问题的认识提供一个新的视角.

壳内高阻体R2大致以康氏面为界，其上下两部分的反射结构存在差异.康氏面之上为密集反射区，而康氏面以下部分为反射透明区(Guo et al.,2015)，反射结构的差异表明R2的物质组成存在差异，结合区域构造背景推断R2上部为陇山岩群片麻质基底(何艳红等，2005；何世平等，2006)，下部为岛弧岩浆活动的反映(Guo et al.,2015).红土堡变基性火山岩的元素地球化学特征(胡波等，2005；何世平等，2007a；何世平等，2007b；李王晔，2008)表明其原始岩浆受到古老地壳物质的混染，而变基性火山岩中辉绿岩墙捕获锆石的年龄区间与陇山岩群时代大致相当，可能的情况是：在原始岩浆上升侵位过程中，与上部古老的陇山杂岩发生物质交换，原始岩浆遭受了不同程度的混染(何世平等，2007a)，这佐证了对于R2物质组成的推断.实际上岛弧岩浆活动不仅限于R2，结合祁连造山带东端的高阻特征及地震反射透明区(Guo et al.,2015)绘制岛弧岩浆活动区域如图8(b).

元素及同位素地球化学的特征显示红土堡变基性火山岩的岩浆来源于地幔，与俯冲消减有关(胡波等，2005；何世平等，2007b；丁仨平，2008；李王晔，2008)，这意味着高阻体R3可能为基性火山岩原始岩浆固结的产物.构造环境的判别研究也表明R2附近地表出露的火山岩(红土堡变基性火山岩、陈家河群中酸性火山岩、闫家店闪长岩)形成于岛弧或弧后裂陷-小洋盆的构造背景(胡波等，2005；Zhang et al.,2006；何世平等，2007a；何世平等，2007b；徐学义等，2008；李王晔，2008；丁仨平，2008).考虑到北祁连造山带的构造演化史及低阻体C2东倾形态，推测C2为俯冲带及俯冲-增生杂岩的反映，俯冲前缘为北祁连南缘断裂F1.通渭附近地震多发及地表温泉的发现表明北祁连南缘断裂F1现今仍在活动，与俯冲薄弱带的深部特征相符.另外，形成于岛弧或弧后裂陷-小洋盆构造环境的岩体呈北西向延伸，这与现今北祁连南缘断裂的展布、早古生代洋壳的北向俯冲极性一致.至此，深部电性结构的空间线索将地质、地球物理、地球化学的资料联系起来，俯冲增生杂岩C2、俯冲带前缘F1、高阻的岛弧岩浆活动区以及地表出露的火山岩共同形成较为完整的俯冲构造体系的空间框架.

综合上述，我们认为祁连造山带东段仍然残存沟弧盆体系的构造格架，俯冲消减带的前缘位于北祁连南缘断裂处.青藏高原的北东向生长是在这一构造格架的基础上的叠加改造.

4.2 六盘山构造带变形特征及构造意义

六盘山地壳结构破碎，稳定且清晰的层状结构不复存在，取而代之的是规模不等的上地壳高阻体，高阻体在反射结构上表现为密集反射区(Guo et al.，2015).结合区域构造背景(何艳红等，2005；何世平等，2006)推测高阻体为受到后期改造的陇山岩群片麻质基底.高阻基底(R4、R5、R6)被多条壳内低阻逆冲断裂(F2、F3、F4、F5)所分隔且具有显著的西倾反射样式(Guo et al.,2015)，表征了上地壳以逆冲推覆为主的变形特征.中地壳存在东倾的电阻率的分界面，P波速度结构显示界面处呈低速特征(李文辉，2013)，结合地壳反射样式及结构特征的研究(Guo et al.,2015)推断该界面为拆离断层面，与Burchfiel et al.(1989)提供的构造证据相吻合，沿滑脱面发育的碎屑岩系可能为电阻率及波速异常的原因.拆离断层与逆冲断层系共同构成了六盘山上地壳的拆离断层系统，反映了上下地壳对于青藏高原侧向生长的响应差异.下地壳高导体C3在P波速度结构上显示为速度逆转层，具有较低的P波波速(李文辉，2013)，考虑到研究区较低的大地热流背景(汪洋等，2001)，推测高导特征为流体作用所致.而流体的存在表明下地壳的机械强度可能较弱，容易在外力作用下发生变形，这与电阻率等值线、地壳反射结构(Guo et al.,2015)、接收函数(Wei et al.,2011；Wang et al.，2014)所反映的Moho面下凹的的结论一致，据此推断六盘山下地壳呈塑性，在青藏高原的作用下经历了缩短增厚.青藏高原东北缘在新生代强烈向外扩张，祁连造山带下地壳缩短增厚并向鄂尔多斯地块生长，鄂尔多斯地块的阻挡使得处于两者之间的六盘山构造带发生强烈变形.由于中地壳拆离断层的存在，上下地壳形成了不同的变形样式，上地壳在先期构造的基础上发育逆冲断裂形成拆离断层系统而下地壳挤压缩短增厚.随着青藏高原的不断扩张，下地壳的缩短增厚量不断累积，在此背景下六盘山于8Ma左右快速隆起.六盘山上地幔处于祁连造山带高阻上地幔与鄂尔多斯相对低阻上地幔之间，从西向东存在由高到低的电阻率变化，考虑六盘山隆起的构造背景，这一电性结构特征可能为祁连造山带与鄂尔多斯地块在六盘山上地幔汇聚的反映，但更为准确的结构特征需要长周期探测的结果进一步界定.

4.3 鄂尔多斯地块高导层分布及构造意义

鄂尔多斯地块成层性较好，中下地壳出现高导层，总体较为连续，这一点与鄂尔多斯地块以往的大地电磁探测一致(赵国泽等，2004；汤吉等，2005；赵国泽等，2010；王鑫等，2010)，表征了鄂尔多斯地块长期稳定的特征.然而，剖面反演结果显示高导层的埋深具有明显的横向差异.根据分布位置的不同可将鄂尔多斯地块高导异常分为三部分，分别为C4、C5、C6.其中C4、C6位于中地壳，与接收函数(Wang et al.,2014)在中地壳揭示的负极性震相相吻合，表明该处中地壳结构横向不连续.C5位于下地壳下部，向深部延展跨越Moho面.C5-C6相互贯通呈西倾形态，与剪切波西倾低速区(Zhu et al.,2009)一致，可能为古元古代俯冲的痕迹(Zhu et al.,2009)，因此C5-C6应为构造薄弱区.鄂尔多斯航磁异常的研究(王涛等，2007)发现C5-C6(测点73～86段)处于北东向航磁负异常带内，与两侧明显高值正异常存在明显差异.然而，航磁异常带所处基底岩系——太华岩群以片麻岩为主，为高磁化率岩性(邸领军，2003)，推测航磁负异常的出现与深部构造活动有关.考虑到C5向上地幔延展的特征及鄂尔多斯地块中生代晚期构造热事件(任战利等，2007)，推断现今观测到的高导低速低磁的特征与该期构造热事件相关，中生代晚期鄂尔多斯盆地岩石圈深部的热活动增强，上地幔热物质局部上涌，下地壳发生熔融和壳幔物质交换，来自上地幔的镁铁质成分的添加使得鄂尔多斯南部区域泊松比偏高(任枭等，2012；Wang et al.,2014；司芗等，2015)、Moho面及下地壳P波速度界面上隆(Wang et al.,2014；滕吉文，2014).同时上地幔的热活动可能以古俯冲带为通道进行物质交换与热流传导，导致基底物质及结构经历热及化学再造，使得C5-C6呈现低速高导低磁特征.综合上述，鄂尔多斯地块总体稳定，局部经历了与地幔上涌相关的物质与结构再造.

5 结论与建议

本文研究得出如下结论：1)研究剖面横向可划分为三个区块，分别对应祁连造山带、六盘山构造带与鄂尔多斯地块.祁连造山带以低阻俯冲带为界分为西侧层状结构区与东侧高阻区；六盘山构造带上地壳呈高阻，结构破碎，下地壳存在高导层，上地幔表现为祁连造山带与鄂尔多斯地块在六盘山之下的汇聚，呈中高电阻率的过渡特征；鄂尔多斯地块内部纵向成层且中下地壳高导层普遍存在,上地幔存在电阻率的横向差异；2)祁连造山带东段可能残存沟弧盆体系的构造格架，俯冲消减带的前缘位于北祁连南缘断裂处，青藏高原的北东向生长是在这一先存构造上的叠加与改造；3)六盘山构造带以中地壳拆离断层为界，上地壳发育拆离断层系统而下地壳挤压缩短增厚；4)鄂尔多斯地块成层性较好，地块总体稳定而局部经历了与地幔上涌相关的物质与结构再造.

致谢 感谢国家专项“深部探测技术实验与集成”(SinoProbe-02)与国家自然科学基金项目(41504076)给予的支持，感谢张兴洲教授在论文修改过程中给予的帮助，与西北大学程斌老师及中国地质大学张乐天老师的交流扩展了作者的思路，在此一并感谢，同时感谢匿名审稿人提出的宝贵建议.

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(本文编辑 刘少华)

Crust and upper mantle electrical structure and tectonic deformation of the northeastern margin of the Tibetan Plateau and the adjacent Ordos Block

HAN Song1,HAN Jiang-Tao1,2*,LIU Guo-Xing1,2,WANG Hai-Yan3,LIANG Hong-Da4

1 Geo-exploration Science and Technology Institute,Jilin University,Changchun 130026,China2 Key Laboratory of Applied Geophysics,Ministry of Land and Resources,Changchun 130026,China3 Lithosphere Research Center,Institute of Geology,CAGS,Key laboratory of Earthprobe and Geodynamics, CAGS,Beijing 100037,China 4 School of Geophysics and Information Technology,China University of Geosciences,Beijing 100083,China

In order to obtain the crust and upper mantle electrical structure of the northeastern margin of the Tibetan Plateau and the adjacent Ordos Block and to further study the tectonic style and deformation of the survey area,a magnetotelluric (MT) sounding profile has been completed.The profile contains 91 sites and goes approximately east-westward from Longxi county,Gansu to Huangling county,Shanxi.Dimensionality analysis demonstrated that the MT data can be interpreted using two-dimensional (2D) approaches.2D inversions were carried out after data processing,qualitative analysis and strike analysis.The final resistivity model derived from the inversions revealed the crust and upper mantle electrical structures along the profile.According to the electrical structures,the profile can be divided into three tectonic units:the North Qilian Orogenic Belt,the Liupanshan Belt and the Ordos Block,which is consistent with the regional geology settings.The electrical structure of North Qilian Orogenic Belt reveals that the growth of the Tibetan Plateau is a tectonic superimposing and reforming process on the existing Trench-Arc-Basin system.The structure of the crust and upper mantle of Liupanshan Belt is complicated;The Ordos Block is characterized by the four-layer electrical structures with resistive upper crust and high conductive layer(HCL).The interior of the Ordos Block is stable while the southern part experienced distinct material and structural reconstruction associated with the upwelling of the upper mantle.

Northeastern margin of the Tibetan Plateau;Ordos Block;Liupanshan Belt;Magnetotelluric;Crust and upper mantle electrical structure;Tectonic deformation

韩松，韩江涛，刘国兴等.2016.青藏高原东北缘至鄂尔多斯地块壳幔电性结构及构造变形研究.地球物理学报，59(11):4126-4138,

10.6038/cjg20161116.

Han S,Han J T,Liu G X,et al.2016.Crust and upper mantle electrical structure and tectonic deformation of the northeastern margin of the Tibetan Plateau and the adjacent Ordos Block.Chinese J.Geophys.(in Chinese),59(11):4126-4138,doi:10.6038/cjg20161116.

国家专项项目“深部探测技术实验与集成”(SinoProbe-02)和国家自然科学基金项目(41504076)资助．

韩松，男，1989年生，博士研究生，主要从事大地电磁处理与解释方面的研究.E-mail：hansong13@mails.jlu.edu.cn

*通讯作者 韩江涛，男，1982年生，副教授，从事电法勘探教学与应用研究.E-mail：hanjt@jlu.edu.cn

10.6038/cjg20161116

P542

2016-06-27，2016-09-27收修定稿