中国东部华北克拉通南缘至华夏地块深部电性结构研究

郝泽江， 胡祥云,2*， 徐珊,3， 周文龙

1 中国地质大学(武汉)地球物理与空间信息学院， 武汉 430074 2 地质过程与矿产资源国家重点实验室(中国地质大学)， 武汉 430074 3 中国地质大学(武汉)地理与信息工程学院， 武汉 430074

0 引言

中国中东部地区主要由华北克拉通、华南地块以及大别—苏鲁造山带组成(Zheng et al.，2013)．华北克拉通在早中生代之前一直保持相对稳定，且保留巨厚的太古宙岩石圈根(朱日祥等，2011)．最近的研究表明，自中生代晚期以来，华北克拉通发生大规模的构造-岩浆活动，岩石圈显著减薄，成为古老克拉通遭受破坏的最典型地区(朱日祥等，2011；Zhang，2012; Zheng et al.，2017；Ma et al.，2022)．一直以来，华北克拉通岩石圈减薄及克拉通破坏机制存在很大争议，对此前人提出多种概念模型，主要有岩石圈去根模型(邓晋福等，1994)、热-机械侵蚀作用(Xu，2001)、地幔置换作用(Zheng，2009)等．

华南地块在新元古代由西北的扬子地块以及东南的华夏地块拼合而成(张国伟等，2013；Li et al.，2006)，其中扬子地块是一个具有太古代-古元古代结晶基底的稳定克拉通，华夏地块则是由几个具有前寒武纪基底的微地块组成(Zhang et al.，2021)．近NEE走向的江南造山带位于华南中部，被认为是新元古代扬子克拉通与华夏地块汇聚碰撞的产物，广泛发育新元古代火山岩、沉积岩及各类侵入岩体，是研究华南地块构造演化的理想场所(张继彪等，2020)．受西太平洋板块俯冲作用影响，华南地区经历长期、多期次构造-岩浆活动事件，地质构造演化十分复杂(舒良树，2012；Zhang and Zheng，2013)．华夏地块与扬子克拉通分界线的北东段大致沿江山—绍兴断裂带展布，而南西段分界线的位置则存在较大争议(饶家荣等，2012)．华南地块中、新元古代构造格局与演化和早前寒武纪基本构造格局问题仍存在争议，尚待进一步的研究(张国伟等，2013)

大别—苏鲁造山带是华北克拉通与扬子克拉通间的陆-陆碰撞造山带，是东亚地区最重要的造山带之一(Zhang et al.，1996；Zheng，2012)．在中生代，NNE走向的郯庐断裂带发生大规模的左旋走滑运动，将大别造山带与苏鲁造山带左旋错开约530 km(Li，1994)．大别-苏鲁地区出露的超高压变质岩已成为世界上形成温压条件最高、规模最大的超高压变质带(Ernst，2001；Zhang and Liou，2003)，有关其构造演化及地球动力学问题是国际地学研究的热点．

在中国东部开展深部壳幔结构研究，对深入理解欧亚大陆形成、构造演化及相关地球动力学过程都具有重要意义．本文研究区位于大别造山带及其邻区(图1)，以大别造山带为中心，包括华北克拉通南缘、大别造山带、扬子克拉通东部以及华夏地块东北缘．前人利用多种地球物理方法对大别造山带及其邻区的深部壳幔结构进行了研究．例如，Yang等(2019)利用横波分裂研究中国东部地震各向异性，认为中国大陆中部和东部上地幔变形具有相似的机制；Huang等(2015)利用接收函数探测该区莫霍面构造，推断中国东南部的V型地壳变薄带是由俯冲欧亚板块后侧的地幔角流造成；罗松等(2019)利用背景噪声成像获得了长江中下游及其邻区三维横波速度结构，推测成矿带地壳高速隆起与燕山期古太平洋板块俯冲有关；张昌榕等(2018)通过远震层析成像获得了下扬子及周边地区三维S波和P波速度结构，认为长江中下游成矿带地幔过渡带内滞留古太平洋俯冲板块．

大地电磁测深法具有探测深度大、对低阻体灵敏且不受高阻层屏蔽等优点，对地下构造的热状态和流变学有较强的约束作用，是研究地壳及上地幔深部结构的有效方法(石应骏等，1985；陈乐寿和王光锷，1990；Yang et al.，2021)．在大别造山带及其邻区，近年来取得了一些大地电磁探测成果．肖骑彬等(2007)通过一条横贯大别造山带东部的大地电磁剖面，分析大别山地区壳幔结构，并推断了大别山超高压变质岩的出露模式．王显莹等(2015)利用长江中下游成矿带中部的两条大地电磁剖面成果，详细分析了研究区的壳幔结构与深部动力学过程．Xu等(2016)通过大别造山带一条近NW-SE向的大地电磁剖面，明确了该地区岩石圈地幔性质，构建了与大别造山带垮塌有关的岩石圈结构模型．韩松等(2016)通过景德镇—温州大地电磁剖面，获得了该区岩石圈电性结构模型．崔腾发等(2020)通过安徽霍山地震区三维大地电磁反演结果，探讨了霍山地震区内电性结构与地震分布特征之间的关系、区内孕震环境以及发震构造．

研究区内以往的大地电磁探测尺度多集中于单个或跨两个地质构造单元，对中国东部多个地块之间整体的接触关系的研究还存在不足，华北与华南地块之间缺少大地电磁长剖面的约束．本文旨在通过横跨研究区内多个地块的大地电磁长剖面，构建该区地壳及岩石圈上地幔电性结构，从电性结构角度来探讨各个地块之间的接触关系与深部构造，研究中国东部深部动力学的响应特征．

1 大地电磁数据采集与处理分析

1.1 数据采集

大地电磁实际测点位置如图1所示，包含两条SSE向测线．测线L1起始于华北克拉通南部的河淮盆地，向SSE方向依次经过大别造山带、扬子克拉通东部终止于江山—绍兴断裂附近，全长约610 km，共计17个大地电磁测深点．测线L2平行于L1，位于L1东侧，起始于河淮盆地，向SSE方向经过扬子克拉通东部终止于华夏地块东北缘，全长约700 km，共计完成16个大地电磁测深点．在野外使用加拿大凤凰公司生产的MTU-5A大地电磁仪采集数据，数据采集时采用张量观测的方式，每个大地电磁测深点同时观测两个水平互相正交的电场分量(Ex,Ey)和三个磁场分量(Hx,Hy,Hz，x,y,z分别表示南北方向、东西方向和垂直方向)．采集的数据频率范围为0.00041～320 Hz，每个测点的观测时间大于20 h．

野外采集得到的原始数据为时间域的信号，使用加拿大凤凰公司提供的SSMT2000软件通过傅里叶变换将时间域的信号转换到频率域，利用Robust估计(Egbert and Booker，1986)和远参考处理技术(Gamble et al.，1979)获得了大地电磁阻抗张量数据．然后在MTeditor软件中仔细编辑视电阻率和阻抗相位曲线，剔除飞点和质量较差的功率谱，最后得到质量较好的视电阻率和阻抗相位曲线．研究区大地电磁测点间距较大，在布设测点时，可选范围较大，因此，测点严重受电磁干扰的情况极少，得到的数据质量较好.

1.2 构造维性与电性主轴方向分析

维性分析是为了确定对采集的大地电磁测深数据作二维反演是否合理．相位张量不受局部不均匀体的电场畸变影响，直接由大地电磁阻抗张量计算得到，可用于评估地下电阻率结构的维数(Caldwell et al.，2004)．由相位张量分解可得到二维偏离角参数β，在一维或二维情况下β=0°．在实际应用中，当|β|小于5°时，可将地下介质近似为二维结构(Xu et al.，2019；Zhang et al.，2015)．图2给出了两条测线上所有测点沿剖面全频点的相位张量分解结果．如图2所示，L1剖面大部分测点绝大多数频点的二维偏离角的绝对值都小于5°，表明数据整体的二维性较好；107号测点0.1～10 Hz频段范围内的二维偏离角的绝对值偏大，指示了该频段范围内的数据三维性较强；江山-绍兴断裂带附近的117号测点在中低频的二维偏离角值偏大，可能是因为断裂带附近地质构造较为复杂，深部介质为三维构造．L2剖面扬子克拉通部分测点(205、207、208)在死频带以及低频的二维偏离角的绝对值偏大，指示了深部介质的三维性较强，而其他测点大部分频点的二维偏离角的绝对值都小于5°，表明数据的二维性较好．总体而言，对L1和L2剖面的大地电磁测深数据作二维反演是合理的．

图2 L1和L2剖面相位张量偏离角图Fig.2 Pseudo-sections of phase tensor skew angles along the L1 and L2 profiles

在进行MT二维反演之前，确定电性主轴是数据处理与分析的一个关键步骤(陈小斌等，2014)．

McNeice和Jones的多测点和多频率张量分解方法(McNeice and Jones，2001)是Groom和Bailey方法(Groom and Bailey，1989)的扩展．该方法即使在存在噪声和适度的电流畸变情况下也能够准确和高效地确定地下构造走向(Jones，2012)．图3利用多测点和多频率阻抗张量分解方法计算了所有测点全频段的电性主轴方位，并分测线、分区段统计电性主轴方位．L1剖面途径多个地质构造单元，且不同地块之间的边界断裂走向有较大差异．因此，将L1剖面分成三段(对应华北克拉通南缘、大别造山带、扬子克拉通东部)来统计区域电性主轴方位．由分区段电性主轴玫瑰图可知，华北克拉通内的测点101—105优势电性主轴方位大致为NNE向或SEE向(具有90°不确定性)，而华北克拉通与大别造山带的边界断裂走向大致为SE向，最终我们判断101—105测点的区域电性主轴方位是S60°E．106—110测点位于大别造山带内，大别造山带与扬子克拉通的边界断裂主要有两个，分别是SE向的襄樊—广济断裂及NE向的郯庐断裂，鉴于大别造山带的两条边界断裂为SE向且该区段测点离郯庐断裂带相对较远，因此，从106—110测点的玫瑰统计图中判断出该地段的区域电性主轴为S30°E．测点111—117地处扬子克拉通东部，所经过的主干断裂大致为NE向，由该区段的电性主轴玫瑰图可知，测点111—117的区域电性主轴方位为N30°E．L2剖面虽然经过多个地质构造单元，但剖面所经过的边界断裂走向相差不大，大致为NE向，所以L2剖面整体统计电性主轴方位．由L2剖面的电性主轴玫瑰图可知，该剖面的区域电性主轴方位为N45°E．最终，将101—105号测点的阻抗数据旋转120°，106—110号测点的阻抗数据旋转150°，111—117号测点的阻抗数据旋转30°，L2测线所有测点的阻抗数据旋转45°，然后重新计算视电阻率和阻抗相位，得到两种极化模式数据(TE极化模式，TM极化模式)．

图2 L1和L2剖面相位张量偏离角图Fig.2 Pseudo-sections of phase tensor skew angles along the L1 and L2 profiles

1.3 测深曲线分析

视电阻率和阻抗相位曲线可以定性地分析地下电性结构随深度的变化特征．图4为经过阻抗张量旋转后所有测点的视电阻率与阻抗相位曲线，华北克拉通南缘、大别造山带、扬子克拉通东部、华夏地块东北缘之间视电阻率与阻抗相位曲线形态、数值明显不同．

华北克拉通南缘测点(L1-101—L1-105，L2-201—L2-204)视电阻率与阻抗相位曲线较为相似，大部分测点视电阻率值在全频段表现为不超过100 Ωm的低阻特征，可能指示了华北克拉通南缘的河淮盆地存在巨厚的低阻层．L2-201和L2-202测点自2.5 Hz开始，其电阻率值随频率的降低快速增大到200 Ωm，这与周围测点的幅值变化明显不同，表明该处的电阻率结构可能与周围存在差异.

大别造山带内测点(L1-106—L1-110)视电阻率曲线由高频到低频表现为升高-下降的变化特征，视电阻率值整体较高，极大值接近或大于10000 Ωm．L1-106、L1-107号测点在高于1 Hz的频段范围内，其电阻率值大于1000 Ωm；L1-108—L1-110号测点在高于0.1 Hz的频段范围内，其电阻率值大于1000 Ωm，表明了大别山地区地壳整体的高阻特征．

扬子克拉通东部测点(L1-111—L1-117，L2-205—L2-212)曲线类型变化复杂，即使是同一条剖面的相邻测点(L1-115、L1-116)，其曲线形态也有较大差异，表明了扬子克拉通电性结构的不均匀性．测点L1-115视电阻率曲线变化平缓，TE模式视电阻率值在100～0.01 Hz之间保持在600 Ωm左右，TM模式视电阻率在320～0.15 Hz之间从150 Ωm升高到3000 Ωm，随后出现一个平缓的下降趋势，曲线形态相对简单平缓的变化表明L1-115测点地下电性结构相对简单．测点L1-116视电阻率曲线从首支便开始分离，TE极化模式视电阻率为“D”型曲线，TM极化模式视电阻率为“G”型曲线，表明L1-116测点地下电性结构可能比较复杂．L2-209全频段视电阻率值大于100 Ωm，TE极化与TM极化模式视电阻率分别在10 Hz与20 Hz出现极大值10000 Ωm，表明该测点附近地壳的高阻特征．

华夏地块东北缘测点(L2-213—L2-216)曲线形态相似，视电阻率曲线为“K”型曲线，中高频视电阻率值整体较高，表明华夏地块东北缘地壳电阻率值整体较高．测点L2-213的视电阻率在0.001 Hz左右出现约100 Ωm的极小值，指示了深部介质电阻率比浅部低．

图4 L1和L2测线所有测点的视电阻率和相位曲线其中红色实心点为TE分量，蓝色实心点为TM分量.Fig.4 Apparent resitivity and phase curves of all MT sites in profiles L1 and L2Red solid circles：TE components；Blue solid circles： TM components.

1.4 趋肤深度估计

对观测数据进行趋肤深度估算，是为了认识实测数据的有效观测深度，估算二维反演结果的有效深度范围．本文采用Niblett-Bostick方法(Niblett and Sayn-Wittgenstein，1960)估算所有测点TE极化及TM极化模式下所有频点的趋肤深度(图5)．两条测线上大多数测点至少有一种极化模式数据的趋肤深度大于100 km，且半数测点的趋肤深度大于150 km．图5b有三个测点的趋肤深度较浅，其原因为这三个测点的低频信号严重受到电磁干扰，在计算趋肤深度时，截掉了低频部分．总体来说，两条剖面二维反演结果的最大深度取100 km是可行的．

图5 剖面各测点TE极化及TM极化模式的趋肤深度(a)、(b)分别是L1、L2剖面的趋肤深度.Fig.5 The skin depth of TE polarization and TM polarization mode at each site of two profiles(a) and (b) are the skin depth of profile L1 and L2 respectively.

2 大地电磁二维反演

2.1 二维反演

本文采用非线性共轭梯度(Rodi and Mackie，2001)方法对大地电磁测深数据进行了二维反演，反演过程在WinGLink软件中实现．

前人研究表明，TE极化模式数据对沿地电走向导体灵敏，TM极化模式数据对高阻体和浅部结构灵敏(Berdichevsky et al.，1998)．在对大地电磁数据做二维反演时，TE极化模式数据易受地下三维结构的影响，一般不单独采用TE极化模式数据进行反演(蔡军涛和陈小斌，2010)，所以本文选用TE&TM联合反演．大地电磁实测数据经常受到静态效应的影响，会使视电阻率曲线上下平移，但不会改变视电阻率曲线的形态，此外阻抗相位是不受静位移的影响(李金铭，2005)．在进行二维反演时，视电阻率数据设置较高的误差级数可以有效降低静位移的影响(Ogawa，2002)．考虑上述因素，本文二维反演误差级数设置：TE极化模式数据的视电阻率与相位误差级数分别设置为40%与20%(=11.4°)；TM极化模式数据的视电阻率与相位误差级数分别设置为15%与5%(=2.85°)．采用L曲线法(Hansen，1992；Hansen and O′Leary，1993)确定L1和L2剖面的最佳正则化参数τ(图6)．经过多次测试发现L1与L2剖面的最佳正则化参数相同，即τ=5时，权衡了数据的拟合与模型粗糙度，为最佳正则化参数．

图6 数据拟合与模型粗糙度关系图Fig.6 Trade-off curves between RMS misfit and mode roughness for L1 and L2 profiles

NLCG反演算法比较依赖初始模型的选择，如果选择不合适，反演效果会比较差(周汝峰等，2016)．选取电阻率分别为10、100、1000 Ωm的均匀半空间为初始模型，对两条剖面进行一系列的二维反演．测试结果表明，改变初始模型，反演结果没有发生明显改变，最终选择电阻率为100 Ωm的均匀半空间为初始模型．经过150次迭代，L1剖面总体拟合差为1.94，L2剖面总体拟合差为2.15，图7为两条剖面所有测点的拟合差分布，每条剖面仅有一个或两个测点的拟合差大于3．图8为L1和L2测线所有测点的原始数据与二维反演模型响应数据的拟合图，可以看出，大部分测点TE极化和TM极化模式的原始视电阻率、阻抗相位与模型响应视电阻率、阻抗相位拟合较好，仅115、116、207号测点TE极化模式数据拟合稍差，表明了反演模型的有效性．图9b、d为最终得到的二维电性结构模型．

图7 L1和L2剖面各测点RMS分布图(断裂名称同图1)Fig.7 RMS distribution along the L1 and L2 profiles (The solid black lines indicate faults)

图8 L1和L2测线二维反演的模型响应与原始视电阻率和相位曲线对比其中散点为原始数据，实线为模型响应；红色为TE模式数据，蓝色为TM模式数据.Fig.8 Comparison of observed apparent resistivity and phase curves with 2D model responses at selected sites in profiles L1 and L2The scattered symbols show the observed data， while the solid lines show the responses．Red circles and lines：TE component；Blue circles and lines：TM component．

2.2 灵敏度测试

由二维电性结构模型(图9b、d)可知，电性结构沿剖面具有高低阻异常体相间分布的特征．将两条剖面中几个主要的低阻体标记为C1—C7，将主要的高阻体标记为R1—R10．低阻体C1、C2延伸超过了30 km，C5在整个剖面深度范围内都可见．大地电磁数据主要对低阻体顶部灵敏，对低阻体底部不灵敏(Haghighi et al.，2018)，即不能很好地确定低阻体底界面深度．通过将高阻性基底顶部移动到较浅的深度，直到数据拟合差明显增大，我们就可以找到对数据灵敏的低阻体的最浅底界面(Li et al.，2003)．为了更好地限制低阻体C1、C2、C5的底界面深度，将这3个低阻体下方的电性结构修改为围岩基底(电阻率为200 Ωm)，设定L1剖面基底顶界面深度为60 km、40 km、20 km、10 km，L2剖面基底顶界面深度为80 km、60 km、50 km、40 km，然后将修改后的模型进行正演，观察数据拟合差的变化．图10为灵敏度测试结果，由图可知，随着基底顶界面不断变浅，低阻体C1、C2、C5上方测点的RMS值整体趋势是逐渐变大，此外数据整体拟合差也是逐渐增大．在L1剖面中，当基底顶界面浅于20 km时，C1上方测点的RMS值明显增大，当基底顶界面为10 km时，C2上方测点的RMS值明显增大；在L2剖面中，当基底顶界面浅于60 km时，C5上方测点的RMS值明显增大．这些测试结果表明，数据对低阻体C1、C2、C5是灵敏的，且C1至少延伸至20 km，C2至少延伸至10 km，C5至少延伸至60 km．

图9 L1和L2剖面二维电性结构模型及构造解译图(a)、(b) 分别为L1剖面的高程及二维电性结构模型; (c)、(d) 分别为L2剖面的高程及二维电性结构模型(莫霍面据Li et al.，2014).Fig.9 Two-dimensional electrical models and geological interpretation of the L1 and L2 profiles(a) and (b) are elevation and two-dimensional electrical structure model of L1 section, respectively； (c) and (d) are elevation and two-dimensional electrical structure model of L2 section, respectively.

图10 L1剖面(左列)和L2剖面(右列)灵敏度测试图(a)、(g) 沿剖面各测点拟合差； (b)、(h) 原始二维电性结构模型； (c)、(d)、(e)、(f) 分别表示L1剖面基底顶界面为60 km，40 km，20 km，10 km的正演模型；(i)、(j)、(k)、(l)分别表示L2剖面基底顶界面为80 km，60 km，50 km，40 km的正演模型.Fig.10 Sensitivity test of L1 (left column) and L2 (right column) profiles(a)，(g) RMS distribution along the profiles; (b)，(h) The original 2D inversion models; (c)，(d)，(e)，(f) are forward models with the extending depth of conductor C1 and C2 constrained at the depth of 60 km, 40 km, 20 km, 10 km; (i)，(j)，(k)，(l) are forward models with the extending depth of conductor C5 constrained at the depth of 80 km, 60 km, 50 km, 40 km.

3 电性结构分析及解释

3.1 华北克拉通南缘

本文两条剖面北段经过华北克拉通南缘(主体为河淮盆地)，根据地表资料，L1剖面101—105测点位于华北克拉通南缘，在L2剖面中，华北克拉通南缘SE边界为郯庐断裂带．

二维电性结构模型显示，L1剖面华北克拉通南缘壳幔整体表现为中低阻特征，L2剖面华北克拉通南缘大部分壳幔表现为低阻特征，只有201、202测点处的地壳表现为高阻特征，明显与相邻的大别造山带以及扬子克拉通不同，这表明华北克拉通南缘出露地层的岩性、年代与相邻地块可能存在较大差异．华北地区存在数公里厚的新生界沉积物，造成该区大面积的低值重力异常(蒋福珍，1998)．新生代以来，华北地区在裂陷作用下发育了大量的断裂系统(王椿镛等，2017)，在断裂系统作用下，河淮盆地与合肥盆地沉积盖层可能富含流体，造成该区大部分地区自地表至数公里深度以内的低阻异常，形成低阻沉积盖层．

L1剖面地壳中存在两个显著的低阻体C1、C2(小于100 Ωm)，上述灵敏度测试研究表明C1至少延伸至中地壳20 km深度处，C2至少延伸至上地壳10 km处．在L2剖面中，华北克拉通南缘存在一个岩石圈尺度的大型低阻构造C5，上述灵敏度测试结果表明C5至少延伸至上地幔60 km深度处，其电阻率值不超过100 Ωm．图1b紫色测线D、E为大别构造区三维电性结构(崔腾发，2019)垂直切片位置，其北段经过华北克拉通南缘，该区段内主要电性结构特征与本研究基本一致，在地壳及上地幔顶部表现为大规模的低阻异常．

中生代以来，华北东部地区发生大规模克拉通破坏与岩石圈减薄，并伴随广泛的岩浆活动，严重影响该地区上地幔温度，60～150 km深度范围内，河淮盆地上地幔温度最高，100 km左右深度处温度已经超过了1300 ℃(杨嵩等，2013)．根据体波接收函数、热学岩石圈厚度和面波层析成像的研究结果，华北克拉通中东部地区的岩石圈平均厚度估计值为(80±5)km(王椿镛等，2017)．新生代以来，华北克拉通构造活动强烈，近期则呈现频繁的地震活动特征(王椿镛等，2017)．现今河淮盆地大地热流较高，测线覆盖区热流值大于70 mW·m-2(Jiang et al.，2019)．在高地热异常状态下，地层可能具有可塑性，变成软弱层，局部岩层可能发生部分熔融，形成C1、C5两个低阻体．根据背景噪声成像结果，河淮盆地地壳乃至上地幔顶部范围内存在大范围低速层(顾勤平等，2020)，与该地区的低阻异常相对应；Pn波速度成像结果(Lü，2019)表明，河淮盆地南部以及合肥盆地均为低速异常．远震P波层析成像揭示，合肥盆地上地幔整体为低速特征(郑洪伟和李廷栋，2013)．低阻体C2位置处存在边界断裂带(XSF)，断裂带处岩石破碎，可能形成水或其他流体的通道，导致该区形成低阻异常．研究表明，河淮盆地及合肥盆地的介质品质因子Q0较低，是显著的高衰区(Pei et al.，2006)，三维密度结构揭示该区地壳及上地幔顶部为低密度异常(Li and Yang，2011)．

测点201、202下方存在两个高阻体(R5、R6)，电阻率约为1000 Ωm，几乎贯穿整个地壳，地质资料表明这两个测点附近出露前寒武纪基底(Wang et al.，2005)，推断高阻体R5、R6是前寒武纪基底的电性反映．

3.2 大别造山带

L1剖面经过大别造山带东部，壳幔电性结构分异明显，该段地壳显著的电性结构表现为大于1000 Ωm的高阻特征，局部地区高达5000～10000 Ωm(灰色虚线圈出)．靠近南北边界断裂带时，地壳电阻率值逐渐由高阻过渡到低阻．上地幔顶部电性结构在横向上有明显的分块特性，其电阻率相较于地壳有所降低．大别北段上地幔电阻率值为400～1000 Ωm，与地壳共同构成巨型高阻体R1；大别中段上地幔顶部电阻率值约为300 Ωm；大别南段上地幔顶部电阻率值增大，与长江中下游成矿带上地幔顶部构成高阻体R4，其电阻率值为400～800 Ωm．

根据大别构造带地质资料(Xu and Zhang，2017)，剖面经过大别山高压、超高压变质带，沿剖面出露的岩性大多为变质混杂岩和中生代花岗岩，导致剖面处的大别山地壳整体表现为高阻特征．电性结构模型中用灰色虚线圈出两处高阻电性结构，与地表出露的中生代花岗岩有很好的对应关系，推断为中生代花岗侵入岩．环境噪声层析成像结果(Luo et al.，2012)表明，测线位置处大别山地壳剪切波表现为高速，且该研究认为北大别杂岩带地壳高速体与火成岩的侵入有关．东大别其他MT探测(图1b紫色测线A)结果表明，剖面位置的中上地壳为高阻层，下地壳为相对高导层(肖骑彬等，2007)，而本文MT测线位置处的下地壳不存在高导层．在下地壳产生这种电性结构差异的原因可能为：大别造山带内地质构造运动复杂，沿不同走向的电导率结构存在差异；或因本文大地电磁测点间距较大，分辨率稍低．本研究与大别构造区地壳三维电性结构(崔腾发，2019)(图1b紫色测线D、E)对比发现，测线位置处地壳电性结构具有较好的一致性，整体表现为高阻特征．

大别构造区在早白垩世发生山根坍塌，导致上地幔上涌和中下地壳部分熔融，产生了基性岩浆和花岗岩(Li et al.，2013)．远震P波层析成像研究(张昌榕等，2018)揭示，北大别上地幔顶部速度高于南大别，与该区北段上地幔顶部电阻率值高于中南段相对应．据此推测，大别北段上地幔顶部高阻介质可能是基性岩浆残余冷却形成的岩浆岩．

3.3 扬子克拉通东部

郯庐断裂带和江山—绍兴断裂带分别构成扬子克拉通东部的北、南边界．阳新—常州断裂以北为长江中下游成矿带，该断裂以南为江南造山带．

L1剖面电性结构模型揭示：长江中下游成矿带地壳整体表现为高导性质(低阻体C3)，电阻率值小于100 Ωm，在岩石圈上地幔中存在一个约500 Ωm的高阻体R4；江南造山带地壳中最显著的电性结构为大于800 Ωm的高阻体R2、R3．与电阻性地壳不同，江南造山带岩石圈上地幔中存在小于100 Ωm的高导体C4．高阻体R2、R3之间存在一个宽约20 km的中低阻通道，与岩石圈地幔高导体C4连通，景德镇—温州大地电磁剖面(韩松等，2016)(图1b紫色测线C)在该段壳幔揭示了相似的电性结构．通过与长江中下游中段岩石圈电性结构(王显莹等，2015)(图1b紫色测线B)对比发现，L1剖面相应区段内电性结构特征与王显莹等(2015)的研究结果基本一致．

三维P波速度结构显示，长江中下游成矿带L1测线处，地壳存在低速隆起，在壳幔过渡带观测到高速隆起(Chen et al.，2020)，低速隆起与低阻区对应，高速隆起与高阻区对应．长江中下游成矿带地表热流变化范围为50～70 mW·m-2(袁玉松等，2006)，壳内高导体C3不大可能是熔融状态．王显莹等(2015)认为长江中下游在挤压构造背景下，地壳发生强烈变形与破碎，隐伏的长江断裂带及浅部脆性断裂为流体向地壳深部运移提供了通道，致使长江下方形成全壳尺度的高导异常．壳内高导异常体C3可能受郯庐断裂带及隐伏的长江断裂带的共同控制，两大断裂系的存在为长江水系向深部运移提供了条件．长江中下游成矿带在燕山期发生玄武岩浆上涌，导致下地壳发生底侵作用(吕庆田等，2004)，罗松等(2019)认为该区壳幔过渡带的高速体为燕山期下地壳岩浆底侵．由此推测，该区岩石圈地幔中的高阻体R4可能为玄武岩浆冷却形成的岩浆房．

印支—燕山期，江南造山带东段形成了一系列北倒南倾的逆冲推覆构造系统(刘博等，2018)．叶卓等(2020)在江南造山带东段中下地壳观测到逆冲推覆状的震相结构，将其解释为隐伏的元古代江南造山带．L1剖面壳内高阻体R2、R3在形状上具有北倒南倾的逆冲推覆特性，三维横波速度结构(罗松等，2019)揭示该处壳内整体为高速，由此推测壳内高阻体R2、R3可能为隐伏的元古代江南造山带的电性结构反映．接收函数与瑞雷波相速度联合反演(Li et al.，2018)揭示，该区域岩石圈地幔存在低速体，与上地幔顶部的高导体C4相对应．该区域的大地热流值高达80～90 mW·m2，是高地热异常区(袁玉松等，2006)，推测高导体C4可能因软流圈上涌而形成局部熔融．

L2剖面电性结构模型揭示：长江中下游成矿带中上地壳的两个高阻体(R7、R8)被中间的高导体分隔，在岩石圈地幔中，除郯庐断裂带附近存在低阻体C6，其他位置表现为中阻特征；江南造山带存在电阻性地壳(R9)，电阻率值大于1000 Ωm，其岩石圈地幔表现为300～800 Ωm的中阻特征．地质资料表明，高阻体R7地表出露花岗岩，R8位于皖南花岗岩群(Zhang et al.，2019)．郯庐断裂带属岩石圈尺度的深大断裂，促进软流圈的上升流动及岩浆侵入(Huang et al.，2015)，由此推测，深部岩浆通过郯庐断裂带侵入至中上地壳冷却形成R7．高阻体R7、R8之间的壳内高导区则受郯庐断裂带及隐伏的长江断裂带的共同控制．背景噪声层析成像(顾勤平等，2020)表明，高阻体R9位置处的中上地壳表现为高速，下地壳至上地幔顶部为弱高速，与该处壳幔电性结构有较好的对应关系．地质资料表明，高阻体R9地表出露大规模的元古界地层并伴有侵入的花岗岩(Zhang et al.，2019)．据此认为，该区大规模的前寒武纪基底及侵入的花岗岩是形成高阻体R9的主要原因．对比L1和L2剖面江南造山带电性结构，发现该段岩石圈地幔电性结构在横向上存在较大差异，可能反映了该段上地幔顶部遭受改造的程度不同．

3.4 华夏地块东北缘

研究区地质构造简图(图1b)显示，L1剖面止于江山—绍兴断裂带附近，L2剖面SE端经过华夏地块东北缘．L2剖面电性结构模型揭示：该区地壳整体表现为大于1000 Ωm的高阻特征，江绍断裂附近的地壳表现为100～300 Ωm的中低阻特征，测点212—214之间的下地壳表现为100～300 Ωm中低阻特征．测点214—216之间的中上地壳电阻率值高达5000～10000 Ωm，其下方的岩石圈上地幔电性结构表现为600～1000 Ωm的中高阻特征，与电阻性地壳连通构成高阻体R10．测点212—214之间的岩石圈地幔存在约100 Ωm的高导体(C7)，通过江山—绍兴断裂带与地壳连通，与该地块SE部分电阻性岩石圈上地幔存在明显差异．景德镇—温州大地电磁剖面(韩松等，2016)(图1b紫色测线C)在该地块的壳幔电性结构与本研究基本一致．

华南在晚中生代经历了大规模的岩浆活动，形成大范围的火山岩及侵入岩，地质资料表明，华夏地块L2剖面位置处覆盖巨厚的白垩纪火山岩并伴有花岗侵入岩(Wang and Shu，2012)．华南三维P波速度结构揭示(王晓冉，2018)，江绍断裂带附近区域全壳尺度及上地幔顶部表现为低速特征，华夏地块测线附近的地壳及上地幔顶部则表现为高速特征，与该地块壳幔电性结构特征相对应．据此推测该区高阻地壳是晚中生代构造岩浆活动的反映，测点214—216之间的中上地壳高阻区可能与花岗岩侵入有关．早白垩世初期，华夏地块东南部处于弧后伸展环境，地幔橄榄岩发生部分熔融产生玄武岩浆底侵作用(Wang and Shu，2012)．测点214—216之间的中高阻岩石圈地幔靠近华南陆缘，可能与该时期的玄武岩浆活动有关．华南地区历经聚合—裂解—再聚合的构造演化过程，南华纪期间，扬子—华夏联合古陆发生裂解，裂解位置或沿江绍断裂带或沿新生张裂带(舒良树，2012)．研究表明，华南陆缘为高热流异常区，壳幔热结构为“冷壳热幔”型(张健等，2018)．受南华纪裂解事件及晚中生代岩石圈伸展作用影响，江绍断裂带深部地幔物质及热量可能发生上涌，导致形成高导体C7．

4 讨论与结论

受西太平洋板块俯冲作用影响，晚中生代华北克拉通东部固有的稳定性遭受破坏，其表现形式为大规模的岩浆活动，构造变形以及岩石圈减薄(朱日祥和徐义刚，2019)．现代地球物理资料以及新生代玄武岩搬运的橄榄岩包体的地球化学特征表明，现今华北克拉通东部存在一个热而薄的岩石圈(Wu et al.，2019)．早白垩世华北处于伸展构造背景，克拉通破坏达到峰期(Wu et al.，2005)．在伸展构造背景下，软流圈中热物质及热量更易向减薄的岩石圈侵入，导致河淮盆地及合肥盆地岩石圈部分熔融或形成软弱层，使该区大部分中下地壳及上地幔顶部表现为低阻异常．电性结构模型(图9)揭示，东部岩石圈地幔电阻率比西部更低，可能反映了华北克拉通由东到西的破坏作用逐渐减弱．

在全球Rodinia超大陆聚合与裂解的构造动力学背景下，中、新元古代华南地区历经聚合、裂解的构造演化过程(张国伟等，2013)．受新元古代裂解事件影响，华南地区深部地幔岩浆上涌，在江绍断裂带产生基性岩墙群(舒良树，2012)．钦杭结合带存在与晚中生代岩石圈伸展构造相关的岩浆活动记录(毛建仁等，2014)．江绍断裂带深部低阻区C7成因可能与南华纪裂解事件及晚中生代岩石圈伸展作用相关：深部地幔岩浆上涌，江绍断裂带为深部热物质侵入岩石圈地幔提供了通道，造成该区大范围的低阻异常．受古太平洋板块向东亚陆块俯冲作用影响，华夏地块晚中生代经历了板内岩浆作用、大陆边缘弧岩浆作用以及拉斑玄武岩火山作用(Zhou et al.，2006)，广泛的构造—岩浆活动导致华夏地块地壳中冷却了大量的岩浆岩，从而使该区地壳表现为高阻特征．

二维电性结构模型揭示，华北克拉通南缘及长江中下游成矿带存在大范围的壳内高导区．中下地壳的高导体一般被不同程度地解释为石墨薄膜、含水流体或局部熔融(Selway，2014)．石墨薄膜会降低电阻率但不会降低地震速度(Xu et al.，2019)，且大范围的石墨薄膜难以稳定存在(Yang，2011)，而研究区内两大壳内高导区均表现为低速异常(顾勤平等，2020；Chen et al.，2020)．华北克拉通南缘缺少深大断裂，难以为含水流体运移提供通道．鉴于华北克拉通南缘较高的热流值(Jiang et al.，2019)，在高热状态下，该区中下地壳及上地幔顶部岩层可能具有可塑性，部分地区发生熔融．长江中下游成矿带地表热流值不高(袁玉松等，2006)，壳内高导区发生部分熔融的可能性极低．长江中下游成矿带北边界为郯庐断裂带，且该区发育隐伏的长江断裂．两大断裂系的存在为流体向深部运移提供了高渗透率的通道，长江中下游成矿带壳内高导区可能富含流体．

通过对华北克拉通南缘至华夏地块大地电磁探测结果的研究与分析，获得了东大别构造域及其邻区深部二维电性结构．结合研究区地质及地球物理资料，获得以下几点认识．

(1)中国东部不同地块之间的电性结构特征具有明显差异，江山—绍兴断裂带深部低阻异常与南华纪裂解事件及晚中生代岩石圈伸展作用密切相关，可能是深部热物质上涌造成的．

(2)华北克拉通南缘大部分地区不仅均存在壳内高导区，其上地幔顶部也表现为大范围的低阻异常．上地壳低阻成因可能是富含流体，中下地壳及上地幔顶部可能形成软弱层或局部熔融导致低阻异常．长江中下游成矿带壳内高导体是长江水系沿断裂通道向下运移造成的．

(3)华夏地块晚中生代强烈的构造-岩浆活动导致该区地壳冷却大量的岩浆岩，从而使该区地壳表现为高阻特征，上地幔顶部的高阻异常可能与深部玄武岩浆活动有关．古太平洋板块的西向俯冲是华夏地块晚中生代岩浆活动的动力学背景．

致谢作者感谢审者提出的修改意见和建议．