青藏高原东北缘合作—大井剖面地壳电性结构研究

金 胜，张乐天，金永吉，魏文博，叶高峰

1 中国地质大学（北京）地球物理与信息技术学院，北京 100083

2 地下信息探测技术与仪器教育部重点实验室，北京 100083

3 地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

4 中核集团地质矿产事业部，北京 100013

1 引 言

高原的形成和演化过程必然给高原周边块体的深部结构留下深刻的痕迹，因此研究青藏高原周缘相邻块体的壳幔结构与地质构造特征，对深入理解青藏隆升机制和演化历史具有重要意义.青藏高原东北缘与华北板块的阿拉善块体邻接，是中-新生代高原与古老地块的交接区，构造作用十分强烈；其块体运动方向和运动速率与高原内部各地块有明显差异，断裂活动性质也有别于高原北缘和东缘.这显然标志着青藏高原形成、演化过程的东北缘深部动力学响应特征.因而，探测该地区地壳、上地幔结构，将为揭示中-新生代青藏高原东北缘与阿拉善古老地块拼接的深部过程及其浅部响应提供重要的依据.

近几十年来，国内、外地球物理学家在青藏高原及其邻区进行了许多大地电磁探测（MT）工作，获得了大量有关青藏高原地壳深部电阻率分布的信息，为研究青藏高原的壳、幔电性结构及构造特征提供了依据.如20世纪80年代初的中法合作探测［1］、狮泉河—叶城大地电磁剖面探测［2-3］、国际地学断面计划中亚东—格尔木—额济纳旗剖面探测［4-6］，国际INDEPTH－MT合作计划［7-11］等.这些大地电磁探测工作都取得了很好的研究成果与科学认识，为研究青藏高原及其邻区的深部结构与构造提供了科学依据.在青藏高原的东缘及东北缘，中国地震局完成了多条大地电磁探测剖面，对高原东缘及东北缘的地壳电性结构与构造特征进行了研究，取得了许多研究成果.

赵国泽等［12］根据达日—靖边剖面的大地电磁探测结果，结合地震测深获得的速度结构进行分析，对测区内地壳分层特点、块体划分和变形特征、壳内低阻层成因进行了探讨，并对电性结构在研究构造变形和地震活动性等方面的作用进行了较深入分析.研究结果表明，在测区内较完整或变形不严重的块体，其下地壳上部存在电阻率为几十到几百欧姆米或总纵向电导为几百西门子的低阻层，这属于该区正常的地壳电性结构特征；其中的低阻区带往往与断裂或破碎带对应，地块之间的边界带与地震构造带对应性较好.该地区岩石圈厚度大约在140～160km之间，研究区内巴颜喀拉块体和边界带的岩石圈较厚，而秦祁块体和鄂尔多斯块体则较薄.Liu等［13］通过地震反射剖面研究发现该区内地壳厚度由鄂尔多斯块体内部的42km左右逐渐增厚—青藏高原内部松潘—甘孜块体下方的63km左右.在海原断裂带及西秦岭地区还发现存在着增厚的地壳，其在地震剖面上表现为低速带，并被认为是由局部熔融引起的.研究表明青藏高原东北缘的地壳主要由长英质岩石及中性基底构成，并不存在基性的下地壳.詹燕等［14-15］通过分别布设于海原震区及古浪震区的大地电磁测深剖面对海原弧形断裂带进行了研究.研究发现测区内中下地壳分布有高导层，地震震中均分布于电性梯度带上.穿过青藏高原东缘的石棉—乐山大地电磁剖面探测结果显示，高原东缘和四川地块的地壳电性结构有明显差别；总体上看，四川地块的地壳电阻率比青藏高原东缘的地壳电阻率大.而对于高原东缘壳内低阻层成因的分析认为，东缘壳内低阻层可能反映了青藏下地壳流变物质向东南挤出而形成的“管流”层［16］.万战生等［17］根据高原东缘冕宁至宜宾大地电磁探测剖面的结果，探讨了壳内物质流变性及其与青藏高原东缘的变形和地震活动性的关系.白登海等［18］通过在青藏高原东缘地区布设的四条大地电磁测深剖面发现了两组连续性较好的高导体，并推测其可能表征了壳内物质流动的通道，从而表明高原东缘的物质可能通过“地壳流”的方式向我国西南地区运移.但是关于壳内物质流在青藏高原的东北缘地区是否存在及其分布形态如何，目前的研究还存有较大的争议.董治平等［19］通过总结大量的大地电磁测深工作成果，认为西秦岭造山带的地壳、上地幔存在着电阻率为几个欧姆米的高导层，沿西秦岭北缘断裂南北两侧起伏很大.中上地壳低阻层与相同深度的低速层有较好的对应关系.唐元等［20］对祁连地块的地壳电性结构研究认为祁连地块上地壳高阻层为300～3000Ωm，是各种火成岩和花岗片麻岩类的反映；下地壳高阻一般为3000Ωm，是麻粒岩类和基性、超基性岩的反映；而中地壳高导层为2～20Ωm，埋深在20～30km，与波速Vp为5.8～6.05km／s的壳内低速层基本对应.在阿拉善地块壳幔电性结构研究中，张振法等［21］认为上地壳高阻层为1000～3000Ωm，是由元古界和太古界深变质岩层和各类火成岩体引起的；下地壳高阻层为3000～5000Ωm，是远太古代深度变质岩层和变基性超基性岩层的反映；地壳中间低速层Vp值为5.90～6.05km／s，厚约8km，地壳中间高导层（5～80Ωm）与壳内低速层基本一致.

但青藏东北缘、东缘延绵数千公里，地质构造、地壳结构和地貌地形特征极其复杂，而上述所有这些探测、研究大多集中在青藏东缘，而对东北缘的探测、研究工作不多；因此，有关青藏高原东北缘深部动力学响应特征，以及高原与华北板块的阿拉善古老地块拼接的深部过程及其浅部响应知之甚少.为此，我们在“深部探测技术与实验研究（SinoProbe）”国家 专 项［22-23］SinoProbe－02－04 课 题［24］的 支 持 下，于2009年横穿青藏高原东北缘，沿合作—大井布设一条大地电磁深探测剖面，用以探测沿剖面区域的地壳电性结构特征，并结合其它地球物理与地质资料，研究该地区的地质构造格局，北、中祁连地块，西秦岭地块和阿拉善地块的深部结构，以及青藏东北缘深部动力学响应特征.

2 大地电磁测深野外观测与数据处理

所布置的大地电磁深探测剖面南起青海省甘南藏族自治州合作市，途经临夏、永靖、兰州、景泰地区，北至内蒙古境内的腾格里沙漠南缘大井镇，剖面全长约400km，共布置超宽频带大地电磁测点70个（其中长周期大地电磁测深点18个），平均点距5km.

测线起于西秦岭地块，沿北北东向进入阿拉善地块南部，大致垂直于研究区主构造带走向（如图1所示）.

野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MTU－5超宽频带大地电磁系统.野外所完成的大地电磁测深点分为宽频测深点与长周期测深点，每隔三个宽频测点布置一个长周期测点，以保证能达到足够大的探测深度.宽频带MT测点的数据采集时间大于20h，采集MT信号的频率范围为320～1／3000Hz；长周期 MT测点的数据采集时间大于70h，采集320～1／6000Hz的大地电磁场信号.两套宽频带MT数据采集系统之间与两套长周期MT数据采集系统之间分别使用GPS进行同步采集，以保证在数据处理时能够进行互为“远参考道”处理.

MT数据处理时系统运用了Robust估计［26］、远参考处理［27］、功率谱筛选、阻抗张量分解［28-29］等MT数据处理技术.数据处理结果表明，采用远参考道处理与功率谱筛选相结合的方式进行数据处理具有较好的去噪效果，能够明显改善数据质量.

此外，采用了Bahr分解与阻抗张量分解等技术进行地下介质维数判别，求取电性主轴方位角等信息.图2是剖面上所有测点随周期变化的Bahr二维偏离度［30］示意图以及Swift二维偏离度［31］示意图.如图所示，剖面上大多数测点的二维偏离度都小于0.3，这表明地下介质的电性结构总体上表现为二维结构特征.

Groom－Bailey阻抗分解结果显示（图3），研究区域内的电性主轴方位分别为135°和45°左右，并接近于二维电性结构.根据区域地质与构造资料，该区域的主要构造总体为北西—南东向走向，因此确定研究区域构造走向为南东135°.

图1 合作—大井大地电磁剖面测点分布图（构造信息据Styron等［25］）Fig.1 MT stations along the profile form Hezuo to Dajing.（Tectonic structures after Styron et al.［25］）

图2 Bahr二维偏离度（a）与Swift二维偏离度（b）分析结果Fig.2 Analysis results of Swift and Bahr skewness along the profile

根据阻抗张量分解的结果以及区域地质构造特征分析，剖面所在区域的地质构造可以近似为二维构造，因此在对大地电磁响应资料进行反演时采用了MT二维反演方法.反演计算运用二维非线性共轭梯度反演算法（NLCG）［32］.在进行不同反演参数、不同极化模式以及全参数联合反演试验的基础上，对分别获取的剖面二维反演模型进行对比、分析，认为TM极化模式对深部电性结构的探测效果较好，由此确定了该剖面的电阻率分布模型.图4所示即是MT二维反演所获得的合作—大井剖面地壳、上地幔二维导电性结构模型，该模型所使用的反演参数为：正则化因子τ＝10，水平因子α＝1，视电阻率误差级数10%，相位误差级数5%，迭代次数100次，最终反演结果的RMS拟合差为1.7817，较接近于1的RMS拟合差表明了反演结果的可靠性.

3 青藏高原东北缘合作—大井剖面壳、幔电性结构特征

从反演获得的二维电性结构模型（见图4）可以看出，沿合作—大井剖面区段内地壳、上地幔电性结构沿南北方向整体表现为纵向分层，横向分块的特点.

图3 电性主轴分析结果玫瑰图Fig.3 Rose diagram showing analysis result of electrical principal axes

在纵向上（即深度方向）可大致分为四个电性层：第一电性层为浅表低阻层，电阻率在10～30Ωm之间，在临夏—兰州区间厚度最大，最厚达6km左右.第二电性层为高阻层，电阻率大于1000Ωm；高阻层整体呈南北厚中间薄的形态，在合作以南厚度约20km，呈水平层状分布且较连续，底面埋深在30km左右；临夏—兰州以北30km范围内高阻体为低阻体分割，呈块状结构；兰州以北至大井区域内的高阻体连续性较好、厚度由南向北逐渐变薄，底界面最深处达50km，是剖面下方规模最大的高阻体.第三电性层为一个明显的下地壳高导层.沿剖面方向其厚度、顶面埋深及分布形态变化大.在厚度上呈现为南端厚、北端薄的特点.兰州以南的高导层厚度较大，约为10～20km厚，而兰州以北的高导层相对较薄，大约10km厚.高导层的顶面深度在临夏—兰州以北30km范围内最浅，约为10km左右；临夏以南高导层的顶面埋深在25km左右；兰州以北至大井镇以南的区域，高导层埋深由南向北逐渐减小，从最深的50km减小到25km.临夏以南的壳内高导层明显呈水平状分布，顶、底面埋深及厚度都很稳定；临夏至兰州区域内的壳内高导层也呈水平状分布，但埋深较临夏以南的高导层浅，且与浅表的低阻层相连通；兰州—景泰范围内的壳内高导层呈下凹状，但以南倾为主；而景泰—大井区段内的高导层则呈明显的南倾形态.第四电性层为高阻层，电阻率在100～1000Ωm之间.高阻层沿横向分布不均匀，临夏—永靖以及景泰—大井区域内的深部高阻层比较明显，电阻率高、厚度大.

根据高阻体及高导体沿剖面方向的埋深和分布状态明显看出，研究区在横向上地壳与上地幔可以分为5个电性结构单元.第一单元为临夏以南的区段，其地壳浅表的低阻盖层厚度薄，地下30km深度范围内主要为高阻特征；30～50km深度范围内为一个明显的水平状高导层，该高导层是沿剖面区域范围内规模和厚度都最大的高导层；高导层以下的介质均表现为高阻特征.第二单元为临夏—兰州以北30km的区域，该区域内地壳浅表高导覆盖层最发育，底面最大埋深为6km；浅表高导盖层之下的高阻层比较破碎，下地壳高导层埋深较浅，呈水平状分布；而上地幔是明显的高阻层位.第三单元为兰州以北至景泰区域，该区域内浅表局部表现为低阻特征，但厚度不大；地表以下至50km深度范围内主要为高阻特征，高阻体规模大，顶面深度大，形态完整；下地壳存在一个厚度约10km的高导层，该高导层分布连续，呈明显的下凹形态.第四单元为景泰至大井区域，该区域内地下电性结构总体表现为高阻特征，在地下25～30km深度范围内存在下地壳高导层，该高导层厚度不大，电阻率值为n×10Ωm，呈南倾形态.第五单元为大井附近及其以北的区域，其地下无明显的高阻层，10～20km深度范围内存在一个电阻率低于10Ωm的高导层.

图4 合作—大井剖面壳-幔二维电性结构模型及岩石圈构造解释图F1：合作—宕昌—两当断裂带；F2：西秦岭北缘断裂带；F3：北祁连南缘断裂带；F4：海原断裂带；F5：龙首山南缘断裂带；F6：北祁连南缘隐伏断裂；F7：北祁连南缘隐伏断裂；F8：北祁连北缘隐伏断裂；F9：北祁连北缘隐伏断裂.Fig.4 Two－dimensional electrical model for the Hezuo－Dajing profile and geological interpretationF1：Hezuo－Dangchang－Liangdang fault，F2：North edge fault in West Qinling，F3：South edge fault in North Qilian，F4：Haiyuan fault，F5：South edge fault in Longshou Shan，F6：South edge fault hidden in North Qilian，F7：South edge fault hidden in North Qilian，F8：North edge fault hidden in North Qilian，F9：North edge fault hidden in North Qilian.

4 依据电性特征推断的深断裂及主要地块深部结构

研究表明，在断裂带发育的地方，岩层往往结构松散、破碎，并充填大量的低阻介质，从而形成了明显的低阻异常带.另一方面，一些大型断裂构造两侧往往是不同地质构造单元，而不同地质构造单元的电性结构特征通常存在明显差异；由于两侧电性结构的差异，使得断裂带在电性结构上表现为明显的电性梯度带或者畸变带.根据这些规律，人们可以依据电性结构模型特征并结合其他地球物理和区域地质资料进行综合分析，从而推断研究区内主要断裂的深部结构、构造，划分岩石圈地质构造单元，研究地块内部结构特征及相邻地块的深部接触关系.

4.1 合作—大井剖面穿越的主要深断裂带

如图1所示，地面地质调查圈定的合作—宕昌—两当断裂带（F1）从剖面上42号点穿过，西秦岭北缘断裂带（F2）由临夏南侧48号测点附近通过，北祁连南缘断裂带（F3）大致位于兰州以北88和90号测点之间，海原断裂带（F4）在景泰地区130号测点附近通过，而龙首山南缘断裂带（F5）则从剖面北端148号测点附近穿过；结合图4所示的合作—大井剖面壳、幔二维导电性结构模型特征进行分析，推断剖面沿线控制的上述主要断裂带深部结构特征如下：

4.1.1 合作—宕昌—两当断裂带（F1）

如图4所示，剖面南端42号测点附近，地下存在着一组宽度约10km、近于直立，由地表向下延伸到中-下地壳，并与下地壳高导层连通的低阻异常带（F1）.与区域地质资料的对比、分析显然可见，上述低阻异常带（F1）即是NW－SE转近E－W 走向的合作—宕昌—两当断裂带深部结构特征的反映.

据此推断，合作—宕昌—两当断层带为壳内深断裂带.在剖面控制的位置，该断裂带在上地壳浅部呈“y”字形结构，产状近于陡立；当断裂向深部延伸，其产状转为向南倾斜，切割深度达40余km.断面上很宽、陡立的低阻异常带表明，该断裂带是由多条次级断层集合而成，因而形成很宽的破碎带，应属于张裂、开启性断裂带.

4.1.2 西秦岭北缘断裂带（武山—天水断裂段）（F2）

在剖面上临夏以南48号测点附近，地壳中存在着一组倾向北东，倾角55°～70°左右的电性梯度带（F2）.该梯度带在地表浅部南侧为高阻地层，北侧为低阻地层；在30km深度以下为剖面南段壳内高导层的北边界，而梯度带的北侧则表现为中高阻特征（见图4所示）.通过与区域构造资料对比可以看出，剖面上该电性梯度带的位置正与西秦岭北缘断裂带（武山—天水断裂段）（F2）相吻合，电性梯度带的断面结构特征显然反映了F2断裂带的深部构造特征.由此推断，F2断裂带为向北陡倾，向下延伸超出50km深度的超壳深大断裂，这与前人相关研究的结果基本一致.前人的研究表明，F2断裂带为一个板块结合带，走向为NWW－SEE，是一个逆冲断层.董治平等［19］认为西秦岭北缘断裂带为一断面陡立，切割不同地层的超壳深大断裂.

4.1.3 北祁连南缘断裂带（F3）

在兰州以北88和90号测点之间存在着一组倾向北东，倾角80°左右的低阻异常带（F3）.这低阻异常带在上地壳深度被一组位于102号点附近、倾向南西的隐伏电性梯度带（F6）所切割，导致其下延错断、位移；其上是大规模的高阻体，下侧为高导层.隐伏电性梯度带（F6）向深度延伸近40km，把高阻的中-下地壳分割成南、北两个块体.而剖面上88号点附近，地下存在另一组南西倾向的隐伏低阻带（F7），其向下延伸与永靖—兰州之间的中地壳高导体连通（见图4）.根据有关断裂构造电性结构特征的理论研究知道，这些电性结构特点应该能反映出研究区段内断裂构造的地下结构特征.为此，我们分析、对比了甘肃区域地质资料.

结果表明，区内发育的北祁连南缘断裂带主断层正与剖面上F3低阻异常带的位置吻合；因而，推断F3即为北祁连南缘断裂带主断层空间结构的电性痕迹，由其特征进而推断北祁连南缘断裂带主断层向北东陡倾，切割深度大于50km.在F3南、北两侧，即88～102号测点之间，地表均为新生界掩盖，断层的地质构造痕迹并不明显.而根据研究区电性结构特点可以看到，虽然区内地壳浅表都为低阻地层所覆盖，也没发现反映断裂构造的电性异常，但地壳深部的电性结构特征却清楚地展现了F6和F7两组反映断裂结构特征的电性异常带.由此推断，F6和F7为该区两组隐伏断裂，它们与F3共同构成北祁连南缘断裂带.其中，F6和F7倾向均为南西方向，切割深度在30～40km之间；而F6切割了F3断裂，为后期发育的次级断裂.

4.1.4 北祁连北缘断裂带（海原断裂带）（F4）

在景泰及其南、北两侧118、124和130号测点附近，发现地壳中存在三组规模不等、产状各异的电性梯度带（F4、F8、F9）.由于景泰地区中、上地壳为高阻块体，因而这三组电性梯度带在地下大约5到20km深度范围内地层电性沿剖面方向急剧变化的特征并不明显，但在20km深度以下，其南侧为明显的低阻异常，而北侧则为高阻特征.在这三组电性梯度带中F4规模最大，向南西方向倾斜，下延深度超过50km，为主要电性梯度带；而F8向北东方向倾斜，F9近于陡立，两者均向地下深处延伸，切割高电阻率的中地壳，汇聚于F4，呈“y”字形结构（见图4）.

结合区域地质构造资料（见图1）进行分析可见，海原断裂带的主断裂位置正落在剖面上F4的地方，这表明F4即是海原断裂带主断裂的反映，F8、F9即为其次级断裂，它们共同构成了向南西倾斜、“y”形结构的海原断裂带；显然，海原断裂带为超壳深大断裂.这进一步证实了区域地质调查的结论，海原断裂带作为北祁连褶皱带与河西走廊过渡带的分界断裂，沿祁连山北缘断续出露长达数百公里，走向总体呈NW－SE，呈波状弯曲，断面南倾，由一系列逆掩推覆断层组成.

4.1.5 龙首山南缘断裂带（F5）

区域地质与构造资料表明，在剖面北端148号测点北侧，发育有龙首山南缘断裂带.从构造与地理位置上分析，该断裂带处于河西走廊盆地北缘、龙首山南缘，呈北西西向延伸，具有明显的新构造活动性，其位置正与剖面上F5电性梯度带一致.因此，推断F5即是龙首山南缘断裂带的电性异常显示.

如图4所示，F5电性梯度带的倾向为北东方向，其南侧为高阻体，而北侧为明显的低阻异常体，断裂构造的电性异常特征十分明显；梯度带的下延深度大于50km，切穿该区地壳.这表明，龙首山南缘断裂带是一组向北东倾斜，规模宏大的超壳深断裂带.

4.2 研究区主要地块的深部结构

研究表明，区域性的深大断裂带大多是地质构造单元的分界线，不同地质构造单元的电性结构往往存在明显差异.根据所获得的剖面电性结构的横向分布特征以及推断的断裂构造，划分了研究区内五个主要地块，由南至北分别为：西秦岭地块、中祁连地块、北祁连地块、河西走廊过渡带和阿拉善地块.在与区域地质资料分析、对比时发现，在地面上由剖面电性结构所划分的主要地块的界线与区域构造单元界线基本吻合，但在地壳深部则有较大差别；此外，各地块内部结构也较为复杂.

4.2.1 西秦岭地块

在地表，西秦岭地块北界大致位于剖面上48号测点附近，以西秦岭北缘断裂带（F2）为限.F2沿北东方向下延，切穿地壳达50km深度，因而在地壳深部其北界则拓展到58号测点附近（见图4所示）.

西秦岭地块内，地下浅表展布的地层以具有中、高电阻率的地层为主，明显与相邻的中祁连地块不同；这表明，两区块出露地层的年代、岩性可能有较大差别.在这里，中、上地壳介质的导电性以高阻为主，结构完整；除了38号点到44号点之间存在的陡立、向下延伸到下地壳高导层的低阻异常带（F1）之外，并没发现高阻的中、上地壳中还存在有明显的电性梯度带或异常带；这似乎可以说明，西秦岭地块内地壳尺度的断裂构造并不十分发育.

但在区内格外引人注目的是这里的下地壳高导层，其厚度稳定、产状水平，电阻率小于10Ωm；与研究区其它地块发现的下地壳高导层比较，这里发现的下地壳高导层电阻率最低、规模最大、最厚.

关于西秦岭地块的构造变形及运动特征许多学者做过大量研究.高锐等［33］认为西秦岭造山带是在板块挤压构造体系下形成的俯冲和逆冲推覆构造；冯益民等［34］认为西秦岭及其邻区从志留纪开始先后进入俯冲-碰撞造山阶段，通过碰撞造山作用使西秦岭与周围邻区的地块拼接在一起；此外，GPS观测数据则显示，西秦岭地块正在向东缓慢移动，地壳厚度自西向东逐渐加厚［35］.所有这些结果的动力学机制解释，也许都有赖于对西秦岭地块下地壳高导层成因的认识.

4.2.2 中祁连地块

根据地表资料，中祁连地块的范围在临夏南侧的48号点到兰州北侧的96号点之间，西秦岭北缘断裂带（F2）和北祁连山南缘断裂带（F3）分别为其南、北边界；而F3的倾向同样为北东方向，因而在地壳深部地块北缘则向北拓展到106号点附近.总体上看，地块的南、北边界由地壳浅表到深部具有向北平移的趋势.相对而言，地块南缘断裂带（F2）的结构较简单；而地块北缘断裂带则是由F3、F6和F7所构成的边界断裂系，它由于受后期构造运动的改造，结构复杂.

地块内地壳浅表数公里深度范围内地层导电性以低阻特征为主，与剖面控制区域其它区段的浅层电性结构有明显差异.地质构造资料表明，中祁连地块范围内有大面积低电阻率的第四纪盖层，地块南、北缘发育着临夏、兰州新生代盆地.临夏盆地沉积着巨厚的新生代地层，而且地表出露良好，地层产状近似于水平.有资料显示，该盆地的沉积厚度自南向北逐渐变薄，与浅部的低阻体分布特征一致.而地块北缘的兰州盆地同样沉积了一套较厚的新生代地层，兰州附近地表浅层的低阻体也是沉积地层的电性显示.

如图4所示，地壳浅表的低阻盖层之下即是高电阻率的中、上地壳.剖面电性结构模型显示，中祁连地块内部存在多组规模不等的电性梯度带，它们反映了地块内部中、上地壳断裂构造的分布；这些断裂把高阻的中、上地壳分割成5个块体，构成中祁连地块的次级构造单元.其中，位于地块中部（即66号测点—82号测点之间）的3个高阻块体向上隆起.在这上隆的高阻块体下方发现有壳内高导层存在，但规模比西秦岭造山带的壳内高导层小，其顶面埋深较浅，呈隆起状态.由此可见，中祁连地块的地壳最破碎、结构最复杂，它似乎主要受后期构造运动的挤压作用而变形，这进一步证明了早期有关中祁连地块构造变形的研究结果.

早期的研究结果表明，祁连地块、河西走廊过渡带、阿拉善地块南缘地区在新生代构造活动时期都发生过强烈的构造隆升、褶皱变形、逆冲断裂作用［36］.关于祁连地块的隆升运动，吴功建等［37］指出祁连山的隆升作用以双向水平挤压运动为主，并提出来自华北板块的北部作用力要大于来自印度板块的南部作用力.中祁连地块在构造活动中一直处于较稳定的隆升状态，逐步形成现今的中祁连隆起带.这可能即是中祁连地块电性结构成因的地质解释.

4.2.3 北祁连地块

在地壳浅表，北祁连地块的范围在88号测点—130号测点之间，其南部以北祁连南缘断裂带（F3）为界，北部则以海原断裂带（F4、F8、F9）为界.因而，地块空间分布由地壳浅部到深部呈上宽、下窄的“倒梯”形结构（见图4）.

北祁连地块内，浅表地层的导电性以低阻特征为主；而中、上地壳则存在大规模的高阻体，其结构完整；南侧的高阻体底面深度达50km，北侧高阻体的底面埋深较浅，约20～25km；这似乎也证明了北祁连地块壳内断裂构造并不发育，变形特征不如中祁连地块明显.

中、上地壳高阻体之下是一个分布连续、呈“下弦月状”的高导层，该高导北侧产状南倾，南侧产状北倾，呈现北浅南深形态.与西秦岭地块及中祁连地块的壳内高导层比较，北祁连地块内发现的壳内高导层的电阻率明显偏高，约为10～n×10Ωm.

根据北祁连的地貌特征分析，这里发现的下地壳高导层的分布与祁连山地形呈“镜像”关系，其成因似乎与北祁连的隆起有关.

4.2.4 河西走廊过渡带

河西走廊过渡带的浅表范围位于130号测点至148号测点之间，其南部以向南倾斜的海原断裂带（F4）为界，北部则以北倾的龙首山南缘断裂带（F5）为界.因而，过渡带在地下的空间分布由浅部到深部呈上窄、下宽的“梯”形结构.

如图4所示，河西走廊过渡带内浅表地层同样属于低阻地层，而地壳整体和上地幔盖层则主要由高电阻率的介质构成，其电阻率值大于1000Ωm.但在20～30km深度范围内仍发现存在一组高导层，其规模较小、顶面深度与中祁连境内的壳内高导层相近，产状向南缓倾.显然，这一地质构造单元的地壳结构与上述西秦岭、中祁连和北祁连地块的地壳结构都有明显区别，因而认为它应该是秦岭—祁连构造域与华北板块的过渡带.

4.2.5 阿拉善地块

在剖面的北端148号测点即地面上龙首山南缘断裂带（F5）的位置，向北即进入腾格里沙漠，属阿拉善地块南部边区.区内，地壳以中等导电性的介质为主，其电阻率约50～200Ωm.在地下10～20km深度范围内也发现存在高导层（见图4）.

但由于剖面长度所限，不可能对阿拉善地块的结构有更多、更深入的认识.

通过上述讨论可以看出，以几条深大断裂为界划分的不同地质构造单元，地下介质的电性结构存在明显差异.不同地质构造单元内的高阻体规模与分布范围明显不同，壳内高导层的形态、导电性、规模同样存在明显差异.这种不同地质构造单元的电性结构差异，是与各个地质构造单元的构造差异以及所经历的动力学过程不同相联系的.

5 研究区壳内高导层成因探讨

大量的研究表明，地球的中下地壳普遍存在高导层，在稳定构造区中下地壳的电阻率一般在30～100Ωm之间.在青藏高原完成的众多大地电磁探测成果均表明，在高原地区的中、下地壳普遍存在着低速高导层，高导层的电阻率大多低于10Ωm.目前对壳内高导层的成因有许多不同的看法，有的以构造或流变性质为出发点，认为壳内高导层是由韧性剪切作用、流体等因素引起的，有的认为是由含盐流体或者岩石发生部分熔融引起的.对于青藏高原的壳内高导层，多数学者认为可能是部分熔融与水流体共同作用的结果.许多学者对秦岭地区的壳内高导层进行了探讨，赵志丹等［38］认为秦岭地区的高导层是由于矿物脱水相变和由它诱发的部分熔融引起的.施锦等［39］提出在西秦岭北缘地区存在一条贯穿整个岩石圈的流体通道，它是由于软流圈中的流体沿构造破碎带向上辟进而产生的，认为是壳内高导层的成因.涂毅敏等［40］统计了秦岭褶皱系和祁连褶皱系的地壳温度特征，指出祁连、秦岭褶皱系的下地壳的温度都达到或超过550℃.所以在它们的下地壳可能产生了局部熔融.李清河等［41］综合大地热流实测结果和深部岩石物性等特征，建立了下地壳部分熔融的韧性模型，提出北祁连褶皱带热流值偏高，局部熔融程度达1.5%～2%，河西走廊过渡带热流值较低，局部熔融程度为0.5%～1%.赵国泽等认为该地区下地壳上部的高导层主要由含盐流体引起的.

从本剖面范围内存在的壳内高导层特征分析，以临夏附近的西秦岭北缘断裂带为界，其南北两侧的壳内高导层存在明显差异.临夏以南西秦岭造山带内的壳内高导层形态完整，规模较大，特别是其导电性明显优于剖面其它位置的壳内高导层，电阻率低于10Ωm.比较发现，西秦岭造山带内的壳内高导层与青藏高原地区的壳内高导层在规模以及导电性方面具有相似性.结合学者对青藏高原高导层成因的讨论，以及赵志丹、施锦、涂毅敏等人的研究成果，推断西秦岭造山带的壳内高导层可能是岩石部分熔融与水流体共同作用的结果.导致高导特征的水流体可能是局部熔融层在冷却的过程中产生的，或者是岩矿石发生了脱水熔融，从而使自由水从饱和的熔融物质中分离出来，在浮力作用的促使下使它们聚集在逐渐冷却的熔融层上方.而导致岩石发生部分熔融的原因可能是由于构造运动产生的热能.临夏以北的壳内高导层无论是规模还是导电性都不如西秦岭造山带的壳内高导层.中祁连地块内的壳内高导层埋深较浅，导电性略高于北祁连及河西走廊过渡带的壳内高导层，大约在10Ωm左右.由于中祁连的壳内高导层与地表浅层的高导体相连通，可能是由于地下水的渗透作用，使得中祁连的壳内高导层导电性提高，因此推断中祁连地块的壳内高导层是由于含盐水流体导致的.

研究区内最值得推敲的高导层位于北祁连和河西走廊过渡带内.该区域内的高导层厚度不大，成层性明显，呈明显的南倾形态，导电性在20～40Ωm之间，接近于稳定大陆区的中下地壳导电性.该高导层的成因可能有两种可能，从构造学角度分析，如果如本文前述，在龙首山南缘断裂附近发生了地块的俯冲及仰冲运动，那么该区的壳内高导层可能反映了华北地块和祁连造山带仰冲及俯冲的效应与痕迹，高导层的形成与构造滑脱带有关.但如果从高导体的规模和导电性分析，由于该高导层的导电性并不是很好，规模也较小，可能是由于地下的含盐水流体作用导致的低阻.北祁连地块内的高导层的下凹形态，可能是水流体沿北祁连南缘断裂带与海原断裂带这两个破碎带上涌的结果.从剖面所经过的北祁连地块的壳内高导层分布及性质推断，可能没有出现李清河等提出的大规模的部分熔融现象.由于本文的讨论只是基于一条大地电磁剖面探测的结果，无法得到确切的高导层成因解释，对该区域的高导层成因还需要结合其它地质、地球物理资料进行综合研究.

6 结论与讨论

（1）青藏高原东北缘合作—大井剖面的电性结构探测研究表明，该区域的电性结构呈明显的纵向分层、横向分块的特点，中下地壳普遍存在高导层.电性结构的分布特征与区域构造密切相关，西秦岭北缘断裂带、北祁连南缘断裂带、海原断裂带及龙首山南缘断裂带等区域性断裂带在电性结构模型中均表现为电性梯度带或低阻异常带.以这些主要断裂带为界，电性结构的横向分区与构造上的板块划分有明显的一致性，各个板块的电性结构存在明显差异.

（2）根据电性结构模型推断，研究区内的西秦岭北缘断裂带作是一个大型的板块边界，但板块结合带附近没有明显逆冲或俯冲痕迹，可能主要以左旋走滑为主.中祁连地块的中上地壳比较破碎，可能与中祁连地块经历的南北向挤压有关.北祁连与河西走廊过渡带的壳内高导层呈明显的南倾形态，可能是北祁连地块向北仰冲与阿拉善地块向南俯冲的电性痕迹，但板块发生仰冲及俯冲的边界可能不是海原断裂带，而是龙首山南缘断裂带.

（3）研究区内的壳内高导层在不同的地块内有明显区别，可能反应了高导层的成因差异.其中西秦岭造山带内的壳内高导层与青藏高原内部存在的高导层具有可对比性，可能是由于部分熔融与含盐水流体共同作用的结果.中祁连地块内的高导层可能是含盐水流体引起的.而北祁连与河西走廊过渡带内的高导层则可能有两种成因，一种可能是板块俯冲或仰冲的构造运动痕迹，另一种可能也是由含盐水流体引起的.

由于剖面的北端没有完全进入到阿拉善地块腹地，没能获得完整的阿拉善地块的电性结构与构造特征.如果将剖面向北延长，在获得阿拉善地块可靠的电性结构与构造特征后，可以进一步讨论祁连地块与阿拉善地块的板块接触关系.

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