中國東部華北克拉通南緣至華夏地塊深部電性結(jié)構(gòu)研究

郝澤江， 胡祥云,2*， 徐珊,3， 周文龍

1 中國地質(zhì)大學(武漢)地球物理與空間信息學院， 武漢 430074 2 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室(中國地質(zhì)大學)， 武漢 430074 3 中國地質(zhì)大學(武漢)地理與信息工程學院， 武漢 430074

0 引言

中國中東部地區(qū)主要由華北克拉通、華南地塊以及大別—蘇魯造山帶組成(Zheng et al.，2013)．華北克拉通在早中生代之前一直保持相對穩(wěn)定，且保留巨厚的太古宙巖石圈根(朱日祥等，2011)．最近的研究表明，自中生代晚期以來，華北克拉通發(fā)生大規(guī)模的構(gòu)造-巖漿活動，巖石圈顯著減薄，成為古老克拉通遭受破壞的最典型地區(qū)(朱日祥等，2011；Zhang，2012; Zheng et al.，2017；Ma et al.，2022)．一直以來，華北克拉通巖石圈減薄及克拉通破壞機制存在很大爭議，對此前人提出多種概念模型，主要有巖石圈去根模型(鄧晉福等，1994)、熱-機械侵蝕作用(Xu，2001)、地幔置換作用(Zheng，2009)等．

華南地塊在新元古代由西北的揚子地塊以及東南的華夏地塊拼合而成(張國偉等，2013；Li et al.，2006)，其中揚子地塊是一個具有太古代-古元古代結(jié)晶基底的穩(wěn)定克拉通，華夏地塊則是由幾個具有前寒武紀基底的微地塊組成(Zhang et al.，2021)．近NEE走向的江南造山帶位于華南中部，被認為是新元古代揚子克拉通與華夏地塊匯聚碰撞的產(chǎn)物，廣泛發(fā)育新元古代火山巖、沉積巖及各類侵入巖體，是研究華南地塊構(gòu)造演化的理想場所(張繼彪等，2020)．受西太平洋板塊俯沖作用影響，華南地區(qū)經(jīng)歷長期、多期次構(gòu)造-巖漿活動事件，地質(zhì)構(gòu)造演化十分復(fù)雜(舒良樹，2012；Zhang and Zheng，2013)．華夏地塊與揚子克拉通分界線的北東段大致沿江山—紹興斷裂帶展布，而南西段分界線的位置則存在較大爭議(饒家榮等，2012)．華南地塊中、新元古代構(gòu)造格局與演化和早前寒武紀基本構(gòu)造格局問題仍存在爭議，尚待進一步的研究(張國偉等，2013)

大別—蘇魯造山帶是華北克拉通與揚子克拉通間的陸-陸碰撞造山帶，是東亞地區(qū)最重要的造山帶之一(Zhang et al.，1996；Zheng，2012)．在中生代，NNE走向的郯廬斷裂帶發(fā)生大規(guī)模的左旋走滑運動，將大別造山帶與蘇魯造山帶左旋錯開約530 km(Li，1994)．大別-蘇魯?shù)貐^(qū)出露的超高壓變質(zhì)巖已成為世界上形成溫壓條件最高、規(guī)模最大的超高壓變質(zhì)帶(Ernst，2001；Zhang and Liou，2003)，有關(guān)其構(gòu)造演化及地球動力學問題是國際地學研究的熱點．

在中國東部開展深部殼幔結(jié)構(gòu)研究，對深入理解歐亞大陸形成、構(gòu)造演化及相關(guān)地球動力學過程都具有重要意義．本文研究區(qū)位于大別造山帶及其鄰區(qū)(圖1)，以大別造山帶為中心，包括華北克拉通南緣、大別造山帶、揚子克拉通東部以及華夏地塊東北緣．前人利用多種地球物理方法對大別造山帶及其鄰區(qū)的深部殼幔結(jié)構(gòu)進行了研究．例如，Yang等(2019)利用橫波分裂研究中國東部地震各向異性，認為中國大陸中部和東部上地幔變形具有相似的機制；Huang等(2015)利用接收函數(shù)探測該區(qū)莫霍面構(gòu)造，推斷中國東南部的V型地殼變薄帶是由俯沖歐亞板塊后側(cè)的地幔角流造成；羅松等(2019)利用背景噪聲成像獲得了長江中下游及其鄰區(qū)三維橫波速度結(jié)構(gòu)，推測成礦帶地殼高速隆起與燕山期古太平洋板塊俯沖有關(guān)；張昌榕等(2018)通過遠震層析成像獲得了下?lián)P子及周邊地區(qū)三維S波和P波速度結(jié)構(gòu)，認為長江中下游成礦帶地幔過渡帶內(nèi)滯留古太平洋俯沖板塊．

大地電磁測深法具有探測深度大、對低阻體靈敏且不受高阻層屏蔽等優(yōu)點，對地下構(gòu)造的熱狀態(tài)和流變學有較強的約束作用，是研究地殼及上地幔深部結(jié)構(gòu)的有效方法(石應(yīng)駿等，1985；陳樂壽和王光鍔，1990；Yang et al.，2021)．在大別造山帶及其鄰區(qū)，近年來取得了一些大地電磁探測成果．肖騎彬等(2007)通過一條橫貫大別造山帶東部的大地電磁剖面，分析大別山地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)，并推斷了大別山超高壓變質(zhì)巖的出露模式．王顯瑩等(2015)利用長江中下游成礦帶中部的兩條大地電磁剖面成果，詳細分析了研究區(qū)的殼幔結(jié)構(gòu)與深部動力學過程．Xu等(2016)通過大別造山帶一條近NW-SE向的大地電磁剖面，明確了該地區(qū)巖石圈地幔性質(zhì)，構(gòu)建了與大別造山帶垮塌有關(guān)的巖石圈結(jié)構(gòu)模型．韓松等(2016)通過景德鎮(zhèn)—溫州大地電磁剖面，獲得了該區(qū)巖石圈電性結(jié)構(gòu)模型．崔騰發(fā)等(2020)通過安徽霍山地震區(qū)三維大地電磁反演結(jié)果，探討了霍山地震區(qū)內(nèi)電性結(jié)構(gòu)與地震分布特征之間的關(guān)系、區(qū)內(nèi)孕震環(huán)境以及發(fā)震構(gòu)造．

研究區(qū)內(nèi)以往的大地電磁探測尺度多集中于單個或跨兩個地質(zhì)構(gòu)造單元，對中國東部多個地塊之間整體的接觸關(guān)系的研究還存在不足，華北與華南地塊之間缺少大地電磁長剖面的約束．本文旨在通過橫跨研究區(qū)內(nèi)多個地塊的大地電磁長剖面，構(gòu)建該區(qū)地殼及巖石圈上地幔電性結(jié)構(gòu)，從電性結(jié)構(gòu)角度來探討各個地塊之間的接觸關(guān)系與深部構(gòu)造，研究中國東部深部動力學的響應(yīng)特征．

1 大地電磁數(shù)據(jù)采集與處理分析

1.1 數(shù)據(jù)采集

大地電磁實際測點位置如圖1所示，包含兩條SSE向測線．測線L1起始于華北克拉通南部的河淮盆地，向SSE方向依次經(jīng)過大別造山帶、揚子克拉通東部終止于江山—紹興斷裂附近，全長約610 km，共計17個大地電磁測深點．測線L2平行于L1，位于L1東側(cè)，起始于河淮盆地，向SSE方向經(jīng)過揚子克拉通東部終止于華夏地塊東北緣，全長約700 km，共計完成16個大地電磁測深點．在野外使用加拿大鳳凰公司生產(chǎn)的MTU-5A大地電磁儀采集數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)采集時采用張量觀測的方式，每個大地電磁測深點同時觀測兩個水平互相正交的電場分量(Ex,Ey)和三個磁場分量(Hx,Hy,Hz，x,y,z分別表示南北方向、東西方向和垂直方向)．采集的數(shù)據(jù)頻率范圍為0.00041～320 Hz，每個測點的觀測時間大于20 h．

野外采集得到的原始數(shù)據(jù)為時間域的信號，使用加拿大鳳凰公司提供的SSMT2000軟件通過傅里葉變換將時間域的信號轉(zhuǎn)換到頻率域，利用Robust估計(Egbert and Booker，1986)和遠參考處理技術(shù)(Gamble et al.，1979)獲得了大地電磁阻抗張量數(shù)據(jù)．然后在MTeditor軟件中仔細編輯視電阻率和阻抗相位曲線，剔除飛點和質(zhì)量較差的功率譜，最后得到質(zhì)量較好的視電阻率和阻抗相位曲線．研究區(qū)大地電磁測點間距較大，在布設(shè)測點時，可選范圍較大，因此，測點嚴重受電磁干擾的情況極少，得到的數(shù)據(jù)質(zhì)量較好.

1.2 構(gòu)造維性與電性主軸方向分析

維性分析是為了確定對采集的大地電磁測深數(shù)據(jù)作二維反演是否合理．相位張量不受局部不均勻體的電場畸變影響，直接由大地電磁阻抗張量計算得到，可用于評估地下電阻率結(jié)構(gòu)的維數(shù)(Caldwell et al.，2004)．由相位張量分解可得到二維偏離角參數(shù)β，在一維或二維情況下β=0°．在實際應(yīng)用中，當|β|小于5°時，可將地下介質(zhì)近似為二維結(jié)構(gòu)(Xu et al.，2019；Zhang et al.，2015)．圖2給出了兩條測線上所有測點沿剖面全頻點的相位張量分解結(jié)果．如圖2所示，L1剖面大部分測點絕大多數(shù)頻點的二維偏離角的絕對值都小于5°，表明數(shù)據(jù)整體的二維性較好；107號測點0.1～10 Hz頻段范圍內(nèi)的二維偏離角的絕對值偏大，指示了該頻段范圍內(nèi)的數(shù)據(jù)三維性較強；江山-紹興斷裂帶附近的117號測點在中低頻的二維偏離角值偏大，可能是因為斷裂帶附近地質(zhì)構(gòu)造較為復(fù)雜，深部介質(zhì)為三維構(gòu)造．L2剖面揚子克拉通部分測點(205、207、208)在死頻帶以及低頻的二維偏離角的絕對值偏大，指示了深部介質(zhì)的三維性較強，而其他測點大部分頻點的二維偏離角的絕對值都小于5°，表明數(shù)據(jù)的二維性較好．總體而言，對L1和L2剖面的大地電磁測深數(shù)據(jù)作二維反演是合理的．

圖2 L1和L2剖面相位張量偏離角圖Fig.2 Pseudo-sections of phase tensor skew angles along the L1 and L2 profiles

在進行MT二維反演之前，確定電性主軸是數(shù)據(jù)處理與分析的一個關(guān)鍵步驟(陳小斌等，2014)．

McNeice和Jones的多測點和多頻率張量分解方法(McNeice and Jones，2001)是Groom和Bailey方法(Groom and Bailey，1989)的擴展．該方法即使在存在噪聲和適度的電流畸變情況下也能夠準確和高效地確定地下構(gòu)造走向(Jones，2012)．圖3利用多測點和多頻率阻抗張量分解方法計算了所有測點全頻段的電性主軸方位，并分測線、分區(qū)段統(tǒng)計電性主軸方位．L1剖面途徑多個地質(zhì)構(gòu)造單元，且不同地塊之間的邊界斷裂走向有較大差異．因此，將L1剖面分成三段(對應(yīng)華北克拉通南緣、大別造山帶、揚子克拉通東部)來統(tǒng)計區(qū)域電性主軸方位．由分區(qū)段電性主軸玫瑰圖可知，華北克拉通內(nèi)的測點101—105優(yōu)勢電性主軸方位大致為NNE向或SEE向(具有90°不確定性)，而華北克拉通與大別造山帶的邊界斷裂走向大致為SE向，最終我們判斷101—105測點的區(qū)域電性主軸方位是S60°E．106—110測點位于大別造山帶內(nèi)，大別造山帶與揚子克拉通的邊界斷裂主要有兩個，分別是SE向的襄樊—廣濟斷裂及NE向的郯廬斷裂，鑒于大別造山帶的兩條邊界斷裂為SE向且該區(qū)段測點離郯廬斷裂帶相對較遠，因此，從106—110測點的玫瑰統(tǒng)計圖中判斷出該地段的區(qū)域電性主軸為S30°E．測點111—117地處揚子克拉通東部，所經(jīng)過的主干斷裂大致為NE向，由該區(qū)段的電性主軸玫瑰圖可知，測點111—117的區(qū)域電性主軸方位為N30°E．L2剖面雖然經(jīng)過多個地質(zhì)構(gòu)造單元，但剖面所經(jīng)過的邊界斷裂走向相差不大，大致為NE向，所以L2剖面整體統(tǒng)計電性主軸方位．由L2剖面的電性主軸玫瑰圖可知，該剖面的區(qū)域電性主軸方位為N45°E．最終，將101—105號測點的阻抗數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)120°，106—110號測點的阻抗數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)150°，111—117號測點的阻抗數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)30°，L2測線所有測點的阻抗數(shù)據(jù)旋轉(zhuǎn)45°，然后重新計算視電阻率和阻抗相位，得到兩種極化模式數(shù)據(jù)(TE極化模式，TM極化模式)．

圖2 L1和L2剖面相位張量偏離角圖Fig.2 Pseudo-sections of phase tensor skew angles along the L1 and L2 profiles

1.3 測深曲線分析

視電阻率和阻抗相位曲線可以定性地分析地下電性結(jié)構(gòu)隨深度的變化特征．圖4為經(jīng)過阻抗張量旋轉(zhuǎn)后所有測點的視電阻率與阻抗相位曲線，華北克拉通南緣、大別造山帶、揚子克拉通東部、華夏地塊東北緣之間視電阻率與阻抗相位曲線形態(tài)、數(shù)值明顯不同．

華北克拉通南緣測點(L1-101—L1-105，L2-201—L2-204)視電阻率與阻抗相位曲線較為相似，大部分測點視電阻率值在全頻段表現(xiàn)為不超過100 Ωm的低阻特征，可能指示了華北克拉通南緣的河淮盆地存在巨厚的低阻層．L2-201和L2-202測點自2.5 Hz開始，其電阻率值隨頻率的降低快速增大到200 Ωm，這與周圍測點的幅值變化明顯不同，表明該處的電阻率結(jié)構(gòu)可能與周圍存在差異.

大別造山帶內(nèi)測點(L1-106—L1-110)視電阻率曲線由高頻到低頻表現(xiàn)為升高-下降的變化特征，視電阻率值整體較高，極大值接近或大于10000 Ωm．L1-106、L1-107號測點在高于1 Hz的頻段范圍內(nèi)，其電阻率值大于1000 Ωm；L1-108—L1-110號測點在高于0.1 Hz的頻段范圍內(nèi)，其電阻率值大于1000 Ωm，表明了大別山地區(qū)地殼整體的高阻特征．

揚子克拉通東部測點(L1-111—L1-117，L2-205—L2-212)曲線類型變化復(fù)雜，即使是同一條剖面的相鄰測點(L1-115、L1-116)，其曲線形態(tài)也有較大差異，表明了揚子克拉通電性結(jié)構(gòu)的不均勻性．測點L1-115視電阻率曲線變化平緩，TE模式視電阻率值在100～0.01 Hz之間保持在600 Ωm左右，TM模式視電阻率在320～0.15 Hz之間從150 Ωm升高到3000 Ωm，隨后出現(xiàn)一個平緩的下降趨勢，曲線形態(tài)相對簡單平緩的變化表明L1-115測點地下電性結(jié)構(gòu)相對簡單．測點L1-116視電阻率曲線從首支便開始分離，TE極化模式視電阻率為“D”型曲線，TM極化模式視電阻率為“G”型曲線，表明L1-116測點地下電性結(jié)構(gòu)可能比較復(fù)雜．L2-209全頻段視電阻率值大于100 Ωm，TE極化與TM極化模式視電阻率分別在10 Hz與20 Hz出現(xiàn)極大值10000 Ωm，表明該測點附近地殼的高阻特征．

華夏地塊東北緣測點(L2-213—L2-216)曲線形態(tài)相似，視電阻率曲線為“K”型曲線，中高頻視電阻率值整體較高，表明華夏地塊東北緣地殼電阻率值整體較高．測點L2-213的視電阻率在0.001 Hz左右出現(xiàn)約100 Ωm的極小值，指示了深部介質(zhì)電阻率比淺部低．

圖4 L1和L2測線所有測點的視電阻率和相位曲線其中紅色實心點為TE分量，藍色實心點為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 趨膚深度估計

對觀測數(shù)據(jù)進行趨膚深度估算，是為了認識實測數(shù)據(jù)的有效觀測深度，估算二維反演結(jié)果的有效深度范圍．本文采用Niblett-Bostick方法(Niblett and Sayn-Wittgenstein，1960)估算所有測點TE極化及TM極化模式下所有頻點的趨膚深度(圖5)．兩條測線上大多數(shù)測點至少有一種極化模式數(shù)據(jù)的趨膚深度大于100 km，且半數(shù)測點的趨膚深度大于150 km．圖5b有三個測點的趨膚深度較淺，其原因為這三個測點的低頻信號嚴重受到電磁干擾，在計算趨膚深度時，截掉了低頻部分．總體來說，兩條剖面二維反演結(jié)果的最大深度取100 km是可行的．

圖5 剖面各測點TE極化及TM極化模式的趨膚深度(a)、(b)分別是L1、L2剖面的趨膚深度.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 大地電磁二維反演

2.1 二維反演

本文采用非線性共軛梯度(Rodi and Mackie，2001)方法對大地電磁測深數(shù)據(jù)進行了二維反演，反演過程在WinGLink軟件中實現(xiàn)．

前人研究表明，TE極化模式數(shù)據(jù)對沿地電走向?qū)w靈敏，TM極化模式數(shù)據(jù)對高阻體和淺部結(jié)構(gòu)靈敏(Berdichevsky et al.，1998)．在對大地電磁數(shù)據(jù)做二維反演時，TE極化模式數(shù)據(jù)易受地下三維結(jié)構(gòu)的影響，一般不單獨采用TE極化模式數(shù)據(jù)進行反演(蔡軍濤和陳小斌，2010)，所以本文選用TE&TM聯(lián)合反演．大地電磁實測數(shù)據(jù)經(jīng)常受到靜態(tài)效應(yīng)的影響，會使視電阻率曲線上下平移，但不會改變視電阻率曲線的形態(tài)，此外阻抗相位是不受靜位移的影響(李金銘，2005)．在進行二維反演時，視電阻率數(shù)據(jù)設(shè)置較高的誤差級數(shù)可以有效降低靜位移的影響(Ogawa，2002)．考慮上述因素，本文二維反演誤差級數(shù)設(shè)置：TE極化模式數(shù)據(jù)的視電阻率與相位誤差級數(shù)分別設(shè)置為40%與20%(=11.4°)；TM極化模式數(shù)據(jù)的視電阻率與相位誤差級數(shù)分別設(shè)置為15%與5%(=2.85°)．采用L曲線法(Hansen，1992；Hansen and O′Leary，1993)確定L1和L2剖面的最佳正則化參數(shù)τ(圖6)．經(jīng)過多次測試發(fā)現(xiàn)L1與L2剖面的最佳正則化參數(shù)相同，即τ=5時，權(quán)衡了數(shù)據(jù)的擬合與模型粗糙度，為最佳正則化參數(shù)．

圖6 數(shù)據(jù)擬合與模型粗糙度關(guān)系圖Fig.6 Trade-off curves between RMS misfit and mode roughness for L1 and L2 profiles

NLCG反演算法比較依賴初始模型的選擇，如果選擇不合適，反演效果會比較差(周汝峰等，2016)．選取電阻率分別為10、100、1000 Ωm的均勻半空間為初始模型，對兩條剖面進行一系列的二維反演．測試結(jié)果表明，改變初始模型，反演結(jié)果沒有發(fā)生明顯改變，最終選擇電阻率為100 Ωm的均勻半空間為初始模型．經(jīng)過150次迭代，L1剖面總體擬合差為1.94，L2剖面總體擬合差為2.15，圖7為兩條剖面所有測點的擬合差分布，每條剖面僅有一個或兩個測點的擬合差大于3．圖8為L1和L2測線所有測點的原始數(shù)據(jù)與二維反演模型響應(yīng)數(shù)據(jù)的擬合圖，可以看出，大部分測點TE極化和TM極化模式的原始視電阻率、阻抗相位與模型響應(yīng)視電阻率、阻抗相位擬合較好，僅115、116、207號測點TE極化模式數(shù)據(jù)擬合稍差，表明了反演模型的有效性．圖9b、d為最終得到的二維電性結(jié)構(gòu)模型．

圖7 L1和L2剖面各測點RMS分布圖(斷裂名稱同圖1)Fig.7 RMS distribution along the L1 and L2 profiles (The solid black lines indicate faults)

圖8 L1和L2測線二維反演的模型響應(yīng)與原始視電阻率和相位曲線對比其中散點為原始數(shù)據(jù)，實線為模型響應(yīng)；紅色為TE模式數(shù)據(jù)，藍色為TM模式數(shù)據(jù).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 靈敏度測試

由二維電性結(jié)構(gòu)模型(圖9b、d)可知，電性結(jié)構(gòu)沿剖面具有高低阻異常體相間分布的特征．將兩條剖面中幾個主要的低阻體標記為C1—C7，將主要的高阻體標記為R1—R10．低阻體C1、C2延伸超過了30 km，C5在整個剖面深度范圍內(nèi)都可見．大地電磁數(shù)據(jù)主要對低阻體頂部靈敏，對低阻體底部不靈敏(Haghighi et al.，2018)，即不能很好地確定低阻體底界面深度．通過將高阻性基底頂部移動到較淺的深度，直到數(shù)據(jù)擬合差明顯增大，我們就可以找到對數(shù)據(jù)靈敏的低阻體的最淺底界面(Li et al.，2003)．為了更好地限制低阻體C1、C2、C5的底界面深度，將這3個低阻體下方的電性結(jié)構(gòu)修改為圍巖基底(電阻率為200 Ωm)，設(shè)定L1剖面基底頂界面深度為60 km、40 km、20 km、10 km，L2剖面基底頂界面深度為80 km、60 km、50 km、40 km，然后將修改后的模型進行正演，觀察數(shù)據(jù)擬合差的變化．圖10為靈敏度測試結(jié)果，由圖可知，隨著基底頂界面不斷變淺，低阻體C1、C2、C5上方測點的RMS值整體趨勢是逐漸變大，此外數(shù)據(jù)整體擬合差也是逐漸增大．在L1剖面中，當基底頂界面淺于20 km時，C1上方測點的RMS值明顯增大，當基底頂界面為10 km時，C2上方測點的RMS值明顯增大；在L2剖面中，當基底頂界面淺于60 km時，C5上方測點的RMS值明顯增大．這些測試結(jié)果表明，數(shù)據(jù)對低阻體C1、C2、C5是靈敏的，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．

圖9 L1和L2剖面二維電性結(jié)構(gòu)模型及構(gòu)造解譯圖(a)、(b) 分別為L1剖面的高程及二維電性結(jié)構(gòu)模型; (c)、(d) 分別為L2剖面的高程及二維電性結(jié)構(gòu)模型(莫霍面據(jù)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.

圖10 L1剖面(左列)和L2剖面(右列)靈敏度測試圖(a)、(g) 沿剖面各測點擬合差； (b)、(h) 原始二維電性結(jié)構(gòu)模型； (c)、(d)、(e)、(f) 分別表示L1剖面基底頂界面為60 km，40 km，20 km，10 km的正演模型；(i)、(j)、(k)、(l)分別表示L2剖面基底頂界面為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 電性結(jié)構(gòu)分析及解釋

3.1 華北克拉通南緣

本文兩條剖面北段經(jīng)過華北克拉通南緣(主體為河淮盆地)，根據(jù)地表資料，L1剖面101—105測點位于華北克拉通南緣，在L2剖面中，華北克拉通南緣SE邊界為郯廬斷裂帶．

二維電性結(jié)構(gòu)模型顯示，L1剖面華北克拉通南緣殼幔整體表現(xiàn)為中低阻特征，L2剖面華北克拉通南緣大部分殼幔表現(xiàn)為低阻特征，只有201、202測點處的地殼表現(xiàn)為高阻特征，明顯與相鄰的大別造山帶以及揚子克拉通不同，這表明華北克拉通南緣出露地層的巖性、年代與相鄰地塊可能存在較大差異．華北地區(qū)存在數(shù)公里厚的新生界沉積物，造成該區(qū)大面積的低值重力異常(蔣福珍，1998)．新生代以來，華北地區(qū)在裂陷作用下發(fā)育了大量的斷裂系統(tǒng)(王椿鏞等，2017)，在斷裂系統(tǒng)作用下，河淮盆地與合肥盆地沉積蓋層可能富含流體，造成該區(qū)大部分地區(qū)自地表至數(shù)公里深度以內(nèi)的低阻異常，形成低阻沉積蓋層．

L1剖面地殼中存在兩個顯著的低阻體C1、C2(小于100 Ωm)，上述靈敏度測試研究表明C1至少延伸至中地殼20 km深度處，C2至少延伸至上地殼10 km處．在L2剖面中，華北克拉通南緣存在一個巖石圈尺度的大型低阻構(gòu)造C5，上述靈敏度測試結(jié)果表明C5至少延伸至上地幔60 km深度處，其電阻率值不超過100 Ωm．圖1b紫色測線D、E為大別構(gòu)造區(qū)三維電性結(jié)構(gòu)(崔騰發(fā)，2019)垂直切片位置，其北段經(jīng)過華北克拉通南緣，該區(qū)段內(nèi)主要電性結(jié)構(gòu)特征與本研究基本一致，在地殼及上地幔頂部表現(xiàn)為大規(guī)模的低阻異常．

中生代以來，華北東部地區(qū)發(fā)生大規(guī)?？死ㄆ茐呐c巖石圈減薄，并伴隨廣泛的巖漿活動，嚴重影響該地區(qū)上地幔溫度，60～150 km深度范圍內(nèi)，河淮盆地上地幔溫度最高，100 km左右深度處溫度已經(jīng)超過了1300 ℃(楊嵩等，2013)．根據(jù)體波接收函數(shù)、熱學巖石圈厚度和面波層析成像的研究結(jié)果，華北克拉通中東部地區(qū)的巖石圈平均厚度估計值為(80±5)km(王椿鏞等，2017)．新生代以來，華北克拉通構(gòu)造活動強烈，近期則呈現(xiàn)頻繁的地震活動特征(王椿鏞等，2017)．現(xiàn)今河淮盆地大地熱流較高，測線覆蓋區(qū)熱流值大于70 mW·m-2(Jiang et al.，2019)．在高地熱異常狀態(tài)下，地層可能具有可塑性，變成軟弱層，局部巖層可能發(fā)生部分熔融，形成C1、C5兩個低阻體．根據(jù)背景噪聲成像結(jié)果，河淮盆地地殼乃至上地幔頂部范圍內(nèi)存在大范圍低速層(顧勤平等，2020)，與該地區(qū)的低阻異常相對應(yīng)；Pn波速度成像結(jié)果(Lü，2019)表明，河淮盆地南部以及合肥盆地均為低速異常．遠震P波層析成像揭示，合肥盆地上地幔整體為低速特征(鄭洪偉和李廷棟，2013)．低阻體C2位置處存在邊界斷裂帶(XSF)，斷裂帶處巖石破碎，可能形成水或其他流體的通道，導(dǎo)致該區(qū)形成低阻異常．研究表明，河淮盆地及合肥盆地的介質(zhì)品質(zhì)因子Q0較低，是顯著的高衰區(qū)(Pei et al.，2006)，三維密度結(jié)構(gòu)揭示該區(qū)地殼及上地幔頂部為低密度異常(Li and Yang，2011)．

測點201、202下方存在兩個高阻體(R5、R6)，電阻率約為1000 Ωm，幾乎貫穿整個地殼，地質(zhì)資料表明這兩個測點附近出露前寒武紀基底(Wang et al.，2005)，推斷高阻體R5、R6是前寒武紀基底的電性反映．

3.2 大別造山帶

L1剖面經(jīng)過大別造山帶東部，殼幔電性結(jié)構(gòu)分異明顯，該段地殼顯著的電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為大于1000 Ωm的高阻特征，局部地區(qū)高達5000～10000 Ωm(灰色虛線圈出)．靠近南北邊界斷裂帶時，地殼電阻率值逐漸由高阻過渡到低阻．上地幔頂部電性結(jié)構(gòu)在橫向上有明顯的分塊特性，其電阻率相較于地殼有所降低．大別北段上地幔電阻率值為400～1000 Ωm，與地殼共同構(gòu)成巨型高阻體R1；大別中段上地幔頂部電阻率值約為300 Ωm；大別南段上地幔頂部電阻率值增大，與長江中下游成礦帶上地幔頂部構(gòu)成高阻體R4，其電阻率值為400～800 Ωm．

根據(jù)大別構(gòu)造帶地質(zhì)資料(Xu and Zhang，2017)，剖面經(jīng)過大別山高壓、超高壓變質(zhì)帶，沿剖面出露的巖性大多為變質(zhì)混雜巖和中生代花崗巖，導(dǎo)致剖面處的大別山地殼整體表現(xiàn)為高阻特征．電性結(jié)構(gòu)模型中用灰色虛線圈出兩處高阻電性結(jié)構(gòu)，與地表出露的中生代花崗巖有很好的對應(yīng)關(guān)系，推斷為中生代花崗侵入巖．環(huán)境噪聲層析成像結(jié)果(Luo et al.，2012)表明，測線位置處大別山地殼剪切波表現(xiàn)為高速，且該研究認為北大別雜巖帶地殼高速體與火成巖的侵入有關(guān)．東大別其他MT探測(圖1b紫色測線A)結(jié)果表明，剖面位置的中上地殼為高阻層，下地殼為相對高導(dǎo)層(肖騎彬等，2007)，而本文MT測線位置處的下地殼不存在高導(dǎo)層．在下地殼產(chǎn)生這種電性結(jié)構(gòu)差異的原因可能為：大別造山帶內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造運動復(fù)雜，沿不同走向的電導(dǎo)率結(jié)構(gòu)存在差異；或因本文大地電磁測點間距較大，分辨率稍低．本研究與大別構(gòu)造區(qū)地殼三維電性結(jié)構(gòu)(崔騰發(fā)，2019)(圖1b紫色測線D、E)對比發(fā)現(xiàn)，測線位置處地殼電性結(jié)構(gòu)具有較好的一致性，整體表現(xiàn)為高阻特征．

大別構(gòu)造區(qū)在早白堊世發(fā)生山根坍塌，導(dǎo)致上地幔上涌和中下地殼部分熔融，產(chǎn)生了基性巖漿和花崗巖(Li et al.，2013)．遠震P波層析成像研究(張昌榕等，2018)揭示，北大別上地幔頂部速度高于南大別，與該區(qū)北段上地幔頂部電阻率值高于中南段相對應(yīng)．據(jù)此推測，大別北段上地幔頂部高阻介質(zhì)可能是基性巖漿殘余冷卻形成的巖漿巖．

3.3 揚子克拉通東部

郯廬斷裂帶和江山—紹興斷裂帶分別構(gòu)成揚子克拉通東部的北、南邊界．陽新—常州斷裂以北為長江中下游成礦帶，該斷裂以南為江南造山帶．

L1剖面電性結(jié)構(gòu)模型揭示：長江中下游成礦帶地殼整體表現(xiàn)為高導(dǎo)性質(zhì)(低阻體C3)，電阻率值小于100 Ωm，在巖石圈上地幔中存在一個約500 Ωm的高阻體R4；江南造山帶地殼中最顯著的電性結(jié)構(gòu)為大于800 Ωm的高阻體R2、R3．與電阻性地殼不同，江南造山帶巖石圈上地幔中存在小于100 Ωm的高導(dǎo)體C4．高阻體R2、R3之間存在一個寬約20 km的中低阻通道，與巖石圈地幔高導(dǎo)體C4連通，景德鎮(zhèn)—溫州大地電磁剖面(韓松等，2016)(圖1b紫色測線C)在該段殼幔揭示了相似的電性結(jié)構(gòu)．通過與長江中下游中段巖石圈電性結(jié)構(gòu)(王顯瑩等，2015)(圖1b紫色測線B)對比發(fā)現(xiàn)，L1剖面相應(yīng)區(qū)段內(nèi)電性結(jié)構(gòu)特征與王顯瑩等(2015)的研究結(jié)果基本一致．

三維P波速度結(jié)構(gòu)顯示，長江中下游成礦帶L1測線處，地殼存在低速隆起，在殼幔過渡帶觀測到高速隆起(Chen et al.，2020)，低速隆起與低阻區(qū)對應(yīng)，高速隆起與高阻區(qū)對應(yīng)．長江中下游成礦帶地表熱流變化范圍為50～70 mW·m-2(袁玉松等，2006)，殼內(nèi)高導(dǎo)體C3不大可能是熔融狀態(tài)．王顯瑩等(2015)認為長江中下游在擠壓構(gòu)造背景下，地殼發(fā)生強烈變形與破碎，隱伏的長江斷裂帶及淺部脆性斷裂為流體向地殼深部運移提供了通道，致使長江下方形成全殼尺度的高導(dǎo)異常．殼內(nèi)高導(dǎo)異常體C3可能受郯廬斷裂帶及隱伏的長江斷裂帶的共同控制，兩大斷裂系的存在為長江水系向深部運移提供了條件．長江中下游成礦帶在燕山期發(fā)生玄武巖漿上涌，導(dǎo)致下地殼發(fā)生底侵作用(呂慶田等，2004)，羅松等(2019)認為該區(qū)殼幔過渡帶的高速體為燕山期下地殼巖漿底侵．由此推測，該區(qū)巖石圈地幔中的高阻體R4可能為玄武巖漿冷卻形成的巖漿房．

印支—燕山期，江南造山帶東段形成了一系列北倒南傾的逆沖推覆構(gòu)造系統(tǒng)(劉博等，2018)．葉卓等(2020)在江南造山帶東段中下地殼觀測到逆沖推覆狀的震相結(jié)構(gòu)，將其解釋為隱伏的元古代江南造山帶．L1剖面殼內(nèi)高阻體R2、R3在形狀上具有北倒南傾的逆沖推覆特性，三維橫波速度結(jié)構(gòu)(羅松等，2019)揭示該處殼內(nèi)整體為高速，由此推測殼內(nèi)高阻體R2、R3可能為隱伏的元古代江南造山帶的電性結(jié)構(gòu)反映．接收函數(shù)與瑞雷波相速度聯(lián)合反演(Li et al.，2018)揭示，該區(qū)域巖石圈地幔存在低速體，與上地幔頂部的高導(dǎo)體C4相對應(yīng)．該區(qū)域的大地熱流值高達80～90 mW·m2，是高地熱異常區(qū)(袁玉松等，2006)，推測高導(dǎo)體C4可能因軟流圈上涌而形成局部熔融．

L2剖面電性結(jié)構(gòu)模型揭示：長江中下游成礦帶中上地殼的兩個高阻體(R7、R8)被中間的高導(dǎo)體分隔，在巖石圈地幔中，除郯廬斷裂帶附近存在低阻體C6，其他位置表現(xiàn)為中阻特征；江南造山帶存在電阻性地殼(R9)，電阻率值大于1000 Ωm，其巖石圈地幔表現(xiàn)為300～800 Ωm的中阻特征．地質(zhì)資料表明，高阻體R7地表出露花崗巖，R8位于皖南花崗巖群(Zhang et al.，2019)．郯廬斷裂帶屬巖石圈尺度的深大斷裂，促進軟流圈的上升流動及巖漿侵入(Huang et al.，2015)，由此推測，深部巖漿通過郯廬斷裂帶侵入至中上地殼冷卻形成R7．高阻體R7、R8之間的殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)則受郯廬斷裂帶及隱伏的長江斷裂帶的共同控制．背景噪聲層析成像(顧勤平等，2020)表明，高阻體R9位置處的中上地殼表現(xiàn)為高速，下地殼至上地幔頂部為弱高速，與該處殼幔電性結(jié)構(gòu)有較好的對應(yīng)關(guān)系．地質(zhì)資料表明，高阻體R9地表出露大規(guī)模的元古界地層并伴有侵入的花崗巖(Zhang et al.，2019)．據(jù)此認為，該區(qū)大規(guī)模的前寒武紀基底及侵入的花崗巖是形成高阻體R9的主要原因．對比L1和L2剖面江南造山帶電性結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)該段巖石圈地幔電性結(jié)構(gòu)在橫向上存在較大差異，可能反映了該段上地幔頂部遭受改造的程度不同．

3.4 華夏地塊東北緣

研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造簡圖(圖1b)顯示，L1剖面止于江山—紹興斷裂帶附近，L2剖面SE端經(jīng)過華夏地塊東北緣．L2剖面電性結(jié)構(gòu)模型揭示：該區(qū)地殼整體表現(xiàn)為大于1000 Ωm的高阻特征，江紹斷裂附近的地殼表現(xiàn)為100～300 Ωm的中低阻特征，測點212—214之間的下地殼表現(xiàn)為100～300 Ωm中低阻特征．測點214—216之間的中上地殼電阻率值高達5000～10000 Ωm，其下方的巖石圈上地幔電性結(jié)構(gòu)表現(xiàn)為600～1000 Ωm的中高阻特征，與電阻性地殼連通構(gòu)成高阻體R10．測點212—214之間的巖石圈地幔存在約100 Ωm的高導(dǎo)體(C7)，通過江山—紹興斷裂帶與地殼連通，與該地塊SE部分電阻性巖石圈上地幔存在明顯差異．景德鎮(zhèn)—溫州大地電磁剖面(韓松等，2016)(圖1b紫色測線C)在該地塊的殼幔電性結(jié)構(gòu)與本研究基本一致．

華南在晚中生代經(jīng)歷了大規(guī)模的巖漿活動，形成大范圍的火山巖及侵入巖，地質(zhì)資料表明，華夏地塊L2剖面位置處覆蓋巨厚的白堊紀火山巖并伴有花崗侵入巖(Wang and Shu，2012)．華南三維P波速度結(jié)構(gòu)揭示(王曉冉，2018)，江紹斷裂帶附近區(qū)域全殼尺度及上地幔頂部表現(xiàn)為低速特征，華夏地塊測線附近的地殼及上地幔頂部則表現(xiàn)為高速特征，與該地塊殼幔電性結(jié)構(gòu)特征相對應(yīng)．據(jù)此推測該區(qū)高阻地殼是晚中生代構(gòu)造巖漿活動的反映，測點214—216之間的中上地殼高阻區(qū)可能與花崗巖侵入有關(guān)．早白堊世初期，華夏地塊東南部處于弧后伸展環(huán)境，地幔橄欖巖發(fā)生部分熔融產(chǎn)生玄武巖漿底侵作用(Wang and Shu，2012)．測點214—216之間的中高阻巖石圈地?？拷A南陸緣，可能與該時期的玄武巖漿活動有關(guān)．華南地區(qū)歷經(jīng)聚合—裂解—再聚合的構(gòu)造演化過程，南華紀期間，揚子—華夏聯(lián)合古陸發(fā)生裂解，裂解位置或沿江紹斷裂帶或沿新生張裂帶(舒良樹，2012)．研究表明，華南陸緣為高熱流異常區(qū)，殼幔熱結(jié)構(gòu)為“冷殼熱?！毙?張健等，2018)．受南華紀裂解事件及晚中生代巖石圈伸展作用影響，江紹斷裂帶深部地幔物質(zhì)及熱量可能發(fā)生上涌，導(dǎo)致形成高導(dǎo)體C7．

4 討論與結(jié)論

受西太平洋板塊俯沖作用影響，晚中生代華北克拉通東部固有的穩(wěn)定性遭受破壞，其表現(xiàn)形式為大規(guī)模的巖漿活動，構(gòu)造變形以及巖石圈減薄(朱日祥和徐義剛，2019)．現(xiàn)代地球物理資料以及新生代玄武巖搬運的橄欖巖包體的地球化學特征表明，現(xiàn)今華北克拉通東部存在一個熱而薄的巖石圈(Wu et al.，2019)．早白堊世華北處于伸展構(gòu)造背景，克拉通破壞達到峰期(Wu et al.，2005)．在伸展構(gòu)造背景下，軟流圈中熱物質(zhì)及熱量更易向減薄的巖石圈侵入，導(dǎo)致河淮盆地及合肥盆地巖石圈部分熔融或形成軟弱層，使該區(qū)大部分中下地殼及上地幔頂部表現(xiàn)為低阻異常．電性結(jié)構(gòu)模型(圖9)揭示，東部巖石圈地幔電阻率比西部更低，可能反映了華北克拉通由東到西的破壞作用逐漸減弱．

在全球Rodinia超大陸聚合與裂解的構(gòu)造動力學背景下，中、新元古代華南地區(qū)歷經(jīng)聚合、裂解的構(gòu)造演化過程(張國偉等，2013)．受新元古代裂解事件影響，華南地區(qū)深部地幔巖漿上涌，在江紹斷裂帶產(chǎn)生基性巖墻群(舒良樹，2012)．欽杭結(jié)合帶存在與晚中生代巖石圈伸展構(gòu)造相關(guān)的巖漿活動記錄(毛建仁等，2014)．江紹斷裂帶深部低阻區(qū)C7成因可能與南華紀裂解事件及晚中生代巖石圈伸展作用相關(guān)：深部地幔巖漿上涌，江紹斷裂帶為深部熱物質(zhì)侵入巖石圈地幔提供了通道，造成該區(qū)大范圍的低阻異常．受古太平洋板塊向東亞陸塊俯沖作用影響，華夏地塊晚中生代經(jīng)歷了板內(nèi)巖漿作用、大陸邊緣弧巖漿作用以及拉斑玄武巖火山作用(Zhou et al.，2006)，廣泛的構(gòu)造—巖漿活動導(dǎo)致華夏地塊地殼中冷卻了大量的巖漿巖，從而使該區(qū)地殼表現(xiàn)為高阻特征．

二維電性結(jié)構(gòu)模型揭示，華北克拉通南緣及長江中下游成礦帶存在大范圍的殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)．中下地殼的高導(dǎo)體一般被不同程度地解釋為石墨薄膜、含水流體或局部熔融(Selway，2014)．石墨薄膜會降低電阻率但不會降低地震速度(Xu et al.，2019)，且大范圍的石墨薄膜難以穩(wěn)定存在(Yang，2011)，而研究區(qū)內(nèi)兩大殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)均表現(xiàn)為低速異常(顧勤平等，2020；Chen et al.，2020)．華北克拉通南緣缺少深大斷裂，難以為含水流體運移提供通道．鑒于華北克拉通南緣較高的熱流值(Jiang et al.，2019)，在高熱狀態(tài)下，該區(qū)中下地殼及上地幔頂部巖層可能具有可塑性，部分地區(qū)發(fā)生熔融．長江中下游成礦帶地表熱流值不高(袁玉松等，2006)，殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)發(fā)生部分熔融的可能性極低．長江中下游成礦帶北邊界為郯廬斷裂帶，且該區(qū)發(fā)育隱伏的長江斷裂．兩大斷裂系的存在為流體向深部運移提供了高滲透率的通道，長江中下游成礦帶殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)可能富含流體．

通過對華北克拉通南緣至華夏地塊大地電磁探測結(jié)果的研究與分析，獲得了東大別構(gòu)造域及其鄰區(qū)深部二維電性結(jié)構(gòu)．結(jié)合研究區(qū)地質(zhì)及地球物理資料，獲得以下幾點認識．

(1)中國東部不同地塊之間的電性結(jié)構(gòu)特征具有明顯差異，江山—紹興斷裂帶深部低阻異常與南華紀裂解事件及晚中生代巖石圈伸展作用密切相關(guān)，可能是深部熱物質(zhì)上涌造成的．

(2)華北克拉通南緣大部分地區(qū)不僅均存在殼內(nèi)高導(dǎo)區(qū)，其上地幔頂部也表現(xiàn)為大范圍的低阻異常．上地殼低阻成因可能是富含流體，中下地殼及上地幔頂部可能形成軟弱層或局部熔融導(dǎo)致低阻異常．長江中下游成礦帶殼內(nèi)高導(dǎo)體是長江水系沿斷裂通道向下運移造成的．

(3)華夏地塊晚中生代強烈的構(gòu)造-巖漿活動導(dǎo)致該區(qū)地殼冷卻大量的巖漿巖，從而使該區(qū)地殼表現(xiàn)為高阻特征，上地幔頂部的高阻異?？赡芘c深部玄武巖漿活動有關(guān)．古太平洋板塊的西向俯沖是華夏地塊晚中生代巖漿活動的動力學背景．

致謝作者感謝審者提出的修改意見和建議．