长江中下游南京(宁)-芜湖(芜)段深部壳幔电性结构——宽频大地电磁测深研究*

张昆 严加永 吕庆田 魏文博 邵陆森 王华峰 杨振威

1. 中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用和资源评价重点实验室，北京 1000372. 中国地质大学地球物理与信息技术学院，北京 1000833. 中国地质科学院, 北京 1000374. 山东省地球物理地球化学勘查院,济南 2500135. 河南理工大学资源环境学院，焦作 454003

1 引言

经过印支-早燕山期的华北和扬子两大块体碰撞对接，形成了中国古大陆，而燕山期强烈的构造-岩浆-成矿活动，使长江中下游成矿带(宁芜研究项目编写小组, 1978；董树文等，2007)形成于扬子块体的北缘、华北和扬子块体的边界处。成矿带包含的宁镇、宁芜、铜陵、庐枞、安庆-贵池、九瑞、鄂东南7个矿集区具有相似的地质构造背景，根据矿集区区域构造、地层和岩浆的关系，可将其分为坳陷、隆坳过渡带(翟裕生等，1992；蒋其胜等，2008)和断块隆起(常印佛和刘学圭, 1983; 常印佛等，1991；凌其聪等，1998)三大类。然而各个矿集区的成矿作用和成矿时代迥异，隆起地区的岩浆活动和成矿作用早于坳陷地区(赵文津，2008)，并且含矿层位以及岩浆活动也不相同，只有从深部入手(董树文等，2010)，才能了解这些差异，解决岩石圈形变特征、应变状态、热结构、板块(或地体)运动和壳、幔物质状态等重要科学问题。

陈沪生和张永鸿(1999)在下扬子及邻区做了较全面的勘探工作，揭示了下扬子地区岩石圈结构、构造，讨论了岩石圈热结构，发现下扬子地区内部出现下地壳-上地幔深度的低速、低阻异常体，Moho面的深度在28～32km左右。吕庆田等(2004)通过反射地震资料发现成矿带地区下地壳为层状强反射，认为是上地幔物质对下地壳的侵入。王良书等(1995)、马振东和单光祥(1997)分别讨论了下扬子地区和长江中下游地区的地壳热结构，认为中生代构造热事件伴随的热异常已不明显，而与新生代的岩石层伸展和岩浆喷发关系密切。但是以往工作的讨论区域很大，虽然能够把握区域性的关键问题，但是对于矿集区等范围相对较小的区域来说，较难讨论细节问题。

以往的大地电磁勘探工作成果认为长江中下游地区表层电阻率分布与宏观地层出露一致、与地质构造密切相关；深部存在壳内高导层，位于莫霍面以上、上地壳深变质岩以下，是岩石在高温高压条件下破碎含高浓度矿化水或中-基性岩浆或局部熔融所致；上地幔岩石圈主要由高阻超基性岩石组成，但夹有高导层(陈沪生和张永鸿，1999)。

宁-芜火山岩盆地位于我国环太平洋大陆内部长江中下游一带，为受左行平移拉张断裂控制的断陷盆地(翁世劼和黄海，1983)。为了较为细致的了解宁-芜盆地及邻区的深部地壳结构，我们在宁-芜矿集区及邻区进行了大地电磁测深实验。本文在前人工作基础上，通过大地电磁测深资料获得了测区地下电性结构(深度65km)，揭示了该地区地下深部结构的电性分布，分析了测区岩石圈电性结构分别沿北西和北东向的变化规律以及深部物质状态，为正确认识宁-芜盆地及邻区的地质结构和构造演化过程以及成矿规律提供了重要的物性参数。

2 构造背景

宁-芜盆地位于扬子克拉通东北缘的长江中下游坳陷，介于张八岭隆起、淮阳隆起和江南隆起之间，东迄方山-小丹阳断裂，西邻长江断裂带，南至芜湖断裂，北以南京-湖熟断裂为界(宁芜研究项目编写小组，1978)。长江中下游地区下古生代以碎屑岩沉积为主，泥盆纪受地壳上升运动影响，导致地层缺失；海西期仍以沉积建造为主，但期间强烈的地壳升降运动形成了多个不整合面；中生代末期受印支运动影响，发生了强烈的褶皱运动，同时深部断裂运动也十分活跃。因此，区域存在三个主要断裂系统：北东-北北东向断裂、近北西向断裂和近东西向断裂。断裂系统不仅形成了断陷盆地，而且与岩浆活动以及侵入岩体的分布有密切的联系。

3 宽频大地电磁工作

3.1 测线布置

测区晚元古代-晚中生代地层受印支期构造运动影响，在南北向挤压应力的作用下产生顺层剪切断裂和近东西向褶皱，而在印支晚期-燕山早期阶段，受北西-南东向扭动作用，褶皱轴心方向转变为北东-南西向，属于两期构造运动叠加的结果，导致了地壳导电性北西和北东方向表现出较强的各向异性。因此，为了全方位研究断裂带的构造特征和不同方向地壳结构的变化，我们布置了四条北西-南东向探测剖面和两条北东-南西向探测剖面。

如图1和表1所示，在宁-芜盆地中部由北西向东南布置全椒-禄口剖面线(1线)，横跨全椒县、石杨镇、江宁镇南部，直至禄口以北；由南西向北东布置石桥镇剖面线(2线)，位于石桥镇西侧(使用时测点有删减)；由北西向东南布置试刀山-石臼湖剖面线(3线)，横跨巢湖市北部试刀山、长江以及当涂县南部，直至石臼湖南(使用时测点有删减)；由北西向东南布置三山-许镇剖面线(4线)，横跨芜湖市南部地区(使用时测点有删减)；由北西向东南布置向阳镇-乌溪镇剖面线(5线)，横跨芜湖市北部地区(使用时测点有删减)；由北东向南西布置凤凰山-石桥镇剖面线(6线)，纵穿铜陵市西侧凤凰山、茗山山区和繁昌县，延伸至石桥镇西(使用时测点有删减)。

由于地形及噪声干扰源等条件的限制，使剖面上的MT测点不能等距且直线布置，但为了满足规范要求，反映剖面线的地下电性结构，测点与设计测线的垂直距离基本小于一倍点距。

图1 区域地质图(据中国地质调查局,2000*中国地质调查局.2000. 中国1:50万地质图数据库修改)

Fig.1 Regional geological map

表1各测线信息列表

Table 1 The basic information of every exploration line

线号剖面长度(km)点数(个)点距(km)110212约为522314约为0 5310370约为0 543034约为0 554952约为0 569164约为0 5

3.2 仪器设备

对于东部地区莫霍面相对较浅的实际情况开展大地电磁探测(MT)，一般情况下观测信号的最低频率在0.001Hz，就可以满足地壳范围内的研究需要。但是，长江中下游地区特殊的构造演化史造就了十分复杂的中浅层构造环境，并且地区开发度很高，电磁干扰十分严重。为了压制浅层局部构造和电性非均匀体的畸变作用需要采集高达数百(甚至上千)赫兹的信号；为了压制噪声，需要长时间采集大地电磁场信号，以便挑选信噪比较高的时间段进行数据处理。因此，在宁-芜地区的大地电磁深探测研究中，使用了6套加拿大凤凰公司的MTU宽频大地电磁系统，进行20h以上长时观测，最低频率达到0.0003Hz，并且信噪比较高的时间段可以达到5h以上，此时最低频率小于0.001Hz。

在野外数据采集时，仪器同时观测Ex、Ey两个电场水平分量和Hx、Hy、Hz共3个磁场分量的时间序列，在数据采集时严格执行相关技术规程，并且利用GPS与不同测站进行同步采集，从而实现MT互参考道测量技术，以提高数据采集质量。

3.3 数据质量

衡量MT数据质量的标准有两条，即数据误差和测深曲线的连续性。按照此标准挑选实际使用数据，视电阻率方差和阻抗相位方差小于20%的 (频点) 数据， 同时视电阻率和阻抗相位随频率变化的规律性明确，曲线形态清晰(魏文博等，2009)的(测点)数据予以使用。图2所示视电阻率和阻抗相位曲线为本次使用的原始数据(未经去噪和静校正等处理)示例(如图2a所示)，虽然低频出现个别飞点，并且两种模式的视电阻率曲线出现微弱的分离现象，但曲线整体上较为平滑，属于较高质量的数据，通过去噪(拟合去噪)和静位移校正(首支重合与空间滤波联合校正)处理一并消除飞点和静位移现象(如图2b所示)。

图2 5线77号点宽频大地电磁测深曲线Fig.2 Magnetotelluric sounding of site 77 in line 5

3.4 数据处理与反演

当地下介质的电性满足二维条件时，大地电磁场才可能分解成互不相关的两组“线性偏振波”，这时构造的“走向”和“倾向”可以看成相互正交的二个电性主轴方向(魏文博等，2009)。而在宁-芜南部、繁昌地区，通常认为区域地质构造方向以北东-南西、北西-南东和东西向为主，地壳电性分布基本与构造方向和测线垂直方向一致。因此，基本沿构造方向(北东-南西向)以及垂直构造方向的深探测剖面均以构造方向为X测量轴，测线方向为Y测量轴，处理MT资料和进行二维反演时也都把XY模式定义为TE极化模式(电场平行走向极化模式，包含Ex和Hy分量，Y为测线方向)，而把YX模式定为TM极化模式(磁场平行走向极化模式，包含Ey和Hx分量)。为了突出该方向构造，处理资料时把所有测点的实测坐标系的X方向旋转至垂直测线方向，这样，所获得的深探测剖面的二维导电性结构模型主要突出构造沿北西-南东方向以及北东-南西向的变化特征。

现代大地电磁法已经发展出较精细的MT数据处理技术和多种反演方法，如：大地电磁场分量时间序列的Robust处理(Egbert and Booker，1986)、Rhoplus分析(Weidelt and Kaikkonen，1994)、张量阻抗分解(Gary and Alan，2001)、拟合去噪(张昆，2012*张昆. 2012. 大地电磁场目标函数拟合去噪软件. 中华人民共和国知识产权局, 2012SR109144)和首支重合与空间滤波联合校正(张昆和严加永，2012*张昆, 严加永. 2012. 大地电测深二维视电阻率静位移校正软件. 中华人民共和国知识产权局, 2012SR109156)等MT数据处理技术和MT二维快速松弛(RRI) (Smith and Booker，1996)、二维奥克姆(OCCAM)(DeGroot-Hedlin and Constable，1990)、二维数据域奥克姆(REBOCC)(Siripunvaraporn and Egbert，2000)和二维非线性共轭梯度(NLCG)(Rodi and Mackie，2001)等反演方法。对所获取的宁-芜及邻区大地电磁测深资料进行处理和反演时，系统运用了这些MT数据处理技术及反演方法，以保证得到较精确的MT响应及可靠的解释结果。

结合先验信息对TE、TM及TE和TM联合等3种方式多次反演获取的导电性结构模型进行对比、分析，认为TM模式的二维NLCG反演模型与先验信息的吻合程度较高，更为合理。图3a-f为1-6线的MT(剖面深度65km)测深剖面的二维反演模型，反映了宁-芜及繁昌地区地壳-上地幔导电性结构。从测线的电性结构模型(图3)可以清楚地看到，宁-芜南部和繁昌地区岩石圈导电性结构存在一定的横向非均匀性。

图3 宁-芜及邻区壳-幔导电性反演结果模型(a)-(f)：1-6线反演结果电阻率模型Fig.3 The inversion model of crust-mantle conductivity structure of Ning-Wu and surrounding areas(a)-(f): The resistivity inversion model of line 1-6

图4为3线TM模式实测数据与非线性共轭梯度二维反演模型响应的拟合结果对比。可见，反演模型响应与实测数据基本一致，单个数据拟合最大均方根误差(拟合差，RMS)小于±4，全部测点的平均RMS小于3。但反演响应与数据仍存在一定的差异，视电阻率剖面中距起点约40～60km出的反演响应表现出低频高阻异常，约为300～400Ω·m(实测数据相对低，约为100～200Ω·m)，并且相位也有相似的反映(数值异常与视电阻率相反)，该区域测点以及参与计算的测点数据量(频点)较少，而反演计算中正则化因子取值较大，模型着重平滑是造成这种结果的主要原因。其他测线的单点最大反演拟合差均小于±4。

图4 3线数据与TM模式反演模型响应对比(a)-实测数据视电阻率断面；(b)-实测数据阻抗相位断面；(c)-反演模型响应视电阻率断面；(d)-反演模型响应阻抗相位断面Fig.4 The comparison of data and TM mode inversion sounding of line 3(a)-the apparent resistivity section of measured data; (b)-the impedance phase section of measured data; (c)-the apparent resistivity section of inversion sounding; (d)-the impedance phase section of inversion sounding

图5和图6是根据阻抗张量分解得到的测区地下导电介质电性主轴方向分布，主轴方向包括相互垂直的两个共轭方向。由电性主轴方向判断，测区浅部构造走向较为复杂，但主要以北东-南西向和东西向为主；而深部地层的电性主轴方向表现出更为强烈的复杂性和三维性，并且由西向东深部主轴方向与浅部的差异愈发明显，由此判断，虽然深部构造走向主体上仍然表现为东西至北东-南西向变化， 但深部北西-南东-南北向的不确定性也有所增强。因此，测区的主要构造很可能存在由浅至深的走向和倾向变化。

图5 测区高频(100～1Hz)电性主轴方向 Fig.5 Principal axis direction of high frequency (100～1Hz) data

图6 测区低频(1～0.01Hz)电性主轴方向Fig.6 Principal axis direction of low frequency (1～0.01Hz) data

表2下扬子地区壳-幔电性层及电性特征表(据陈沪生和张永鸿，1999)

Table 2 Lower Yangtze crust-mantle electrical layers and electrical characteristics (after Chen and Zhang, 1999)

地层岩性电阻率(Ω·m)第四系⁃上第三系陆相碎屑岩6～40下第三系⁃上白垩统浦口组砂泥岩5～10下白垩统至上侏罗统火山喷发岩70～100中下侏罗统⁃中三叠统黄马青组陆相砂页岩10～100中三叠统周冲村组⁃石炭系海陆交互相灰岩、白云岩250～350上泥盆统五通组⁃上奥陶统五峰组石英砂岩、砂页岩10～100上奥陶统汤头组⁃上震旦统陡山沱组海相灰岩250～350侵入岩中、酸、基性或超基性>1000

4 区域岩石电阻率性质

宁-芜矿集区位于长江中下游下扬子板块西侧，其地层电阻率性质如表2所示。碎屑岩、砂岩、页岩以及次生石英岩等地层电阻率值较低；火山岩、灰岩电阻率值较高，但是受破碎构造影响，其变化范围较大；侵入岩处于强压环境，内部致密，因此电阻率较高。

5 宁-芜及邻区岩石圈导电性结构及地质意义

5.1 剖面电性结构特征

5.1.1 全椒-禄口剖面(1线)

图3a是全椒-禄口MT非线性共轭梯度二维反演模型，它反映了宁-芜中部地区及长江以西巢湖冲褶体(刘文灿等，2001；唐永成等，1998；约在测区石扬、功桥、老桥范围内)北部地下深度65km以浅地壳及上地幔的导电性结构。

地壳内部以及上地幔主要由三个高阻异常区、两个低阻异常区和一个浅表低阻层组成，其电阻率分别在250～1000Ω·m、1000～10000Ω·m(高阻)和10～40Ω·m(低阻)之间。全椒发现的高阻异常体顶界深度约3～5km，倾向北西，深部约延伸至20km，电阻率大于400Ω·m；石扬发现的高阻异常体的顶界深度约4km，倾向南东，深部约延伸至45km，电阻率大于500Ω·m；江宁-禄口发现的高阻异常体的顶界深度约为0～2km，电阻率约为220～1000Ω·m，向深部约延伸至10km，但很可能与东测禄口深部高阻体连接；禄口发现的深部高阻异常体与石扬相似，但延伸深度较其更大。

剖面普遍存在地表低阻层，底界深度约0～4.5km，电阻率约为10Ω·m；全椒发现的低阻异常体的顶界深度约7km，电阻率约为10～40Ω·m，与浅层地表低阻层连接，并可能延伸至地幔深部；江宁-禄口发现的深部低阻异常体的顶界深度约10～15km，电阻率约为10～40Ω·m，在石扬与浅层地表低阻层连接，深部与西侧全椒深部低阻异常体相连。

从宏观上看，1线深部的两个低阻体顶深和厚度相当，位于地表-上地幔深度，有向地幔延伸的趋势。岩石圈导电性呈现出沿深度分层(浅层成层性较深部明显)，沿北西-南东分块的特点。剖面内，深部低阻体位于造山带、长江以及宁芜盆地范围内。

5.1.2 试刀山-石臼湖剖面(3线)

图3c是试刀山-石臼湖MT非线性共轭梯度二维反演模型，它反映了宁-芜南部山区及中部平原地下深度65km以浅地壳及上地幔的导电性结构。

地壳内部以及上地幔主要由三个高阻异常区和四个低阻异常区组成，其电阻率分别在250～6000Ω·m和3～10Ω·m之间。夏阁至清溪发现的高阻异常体的顶界深度约3km，倾向北西，深部约延伸至20km，电阻率约为300Ω·m；功桥发现的高阻异常体的顶界深度约10km，电阻率约为1000Ω·m，向深部约延伸至30km，但很可能与深部地幔高阻体连接；当涂-石臼湖发现的高阻异常区域包括顶界面约3km的三个高阻异常体，底界深度分别约为22km、7km和20km，电阻率约为6000Ω·m，由异常体形状和深度判断，该异常区域为被断裂切割的同源高阻块体，并且与1线石扬-禄口的高阻异常体相似。

夏阁-清溪发现的深部低阻异常体的顶界深度约30km，电阻率约为10Ω·m，与浅层上地壳低阻异常体连接，并有可能延伸至地幔深部；老桥-石臼湖发现的深部低阻异常体的顶界深度约30km，电阻率约为10Ω·m，在老桥和护河分别与浅层上地壳低阻异常体连接；清溪-老桥发现的浅层地壳低阻异常区域底界面约为5km，电阻率约为3～10Ω·m，底界深度向当涂方向逐渐变浅，并且与清溪和老桥深部低阻异常体连接；护河发现的上地壳低阻异常体呈环形包围一个高阻异常体，底界深度约为15km，电阻率约为10Ω·m，与护河深部低阻异常体连接。此外，清溪和护河深部的低阻体与1线全椒和江宁深部低阻体十分相似。

从宏观上看，3线深部的两个低阻层顶深和厚度相当，位于下地壳-上地幔深度；试刀山-长江-大青山-石臼湖南，低阻层主体位于下地壳-上地幔，中心呈凹陷形态，边界呈隆起形态，西北部下凹起点具有向地幔延伸的趋势。而在清溪、老桥、当涂和护河上地壳，四个基本垂直的电性梯度带把高阻层分割为多个不连续的高阻块体，呈现出“断块”结构特征。总体上3线电性结构与1线相似，但深部低阻体范围相对较大，顶界面较深。

试刀山-大青山区段，岩石圈导电性呈现出沿深度分层，沿北西-南东分块的特点。剖面内，下地壳-上地幔低阻层主体位于造山带、长江以及石臼湖范围内，顶面深度大，厚度也大。

5.1.3 向阳镇-乌溪镇剖面(5线)

图3e是向阳镇-乌溪镇MT非线性共轭梯度二维反演模型，它反映了宁-芜南部巢湖、芜湖、高淳地下深度65km以浅地壳及上地幔的导电性结构。

地壳内部以及上地幔主要由一个高阻异常区和三个低阻异常区组成，其电阻率分别在6000Ω·m和3～10Ω·m之间。沈巷-乌溪发现的高阻异常体的顶界深度是3km，倾向由北西转变为南东，乌溪以西深部约延伸至20km，电阻率约为6000Ω·m，乌溪以东深部延伸至30km以下，电阻率约为800Ω·m，由异常体形状和深度判断，沈巷-乌溪以西的高阻异常区域为被断裂切割的同源高阻块体，并且和3线当涂-石臼湖的高阻体相似。

剖面中普遍存在地壳浅表低阻覆盖层，与3线覆盖层相似，电阻率约为3～10Ω·m，并且在乌溪发现上地壳低阻异常体的顶界深度约5km，电阻率约为10Ω·m；乌溪发现的浅层地壳低阻异常区域底界面约为5km，电阻率约为10Ω·m，底界约为12km，与3线护河地区上地壳低阻体相似；沈巷-乌溪发现的下地壳-上地幔低阻异常体切断上地壳高阻体，主体顶界深度约为30km，电阻率约为10Ω·m，以大桥为顶点呈隆起形态，底界面向乌溪延伸至60km以下，与3线老桥-石臼湖的地壳-上地幔低阻体相似。

从宏观上看，5线深部的高阻层位于上地壳深度，低阻层位于下地壳-上地幔深度；沈巷-乌溪的高阻层和低阻层与3线当涂-护河-石臼湖区域的地下电性结构相似，但是呈隆起形态。

向阳镇-乌溪镇区段，岩石圈导电性与3线相似，呈现出沿深度分层，沿北西-南东分块的特点。剖面内，下地壳-上地幔低阻层主体位于长江周边以及西侧造山带的东部范围内，顶面深度大，厚度也大。

5.1.4 三山-许镇剖面(4线)

图3d是三山-许镇MT非线性共轭梯度二维反演模型，它反映了繁昌地区东北部芜湖市西南部地下深度65km以浅地壳及上地幔的导电性结构。

地壳内部以及上地幔主要由一个高阻异常区和两个低阻异常区组成，其电阻率分别在3000Ω·m和3～40Ω·m之间。三山-许镇发现的高阻异常体的顶界深度是4km，倾向由北西转变为南东，电阻率约为1000～3000Ω·m，由异常体形状和深度判断，三山-许镇以西的高阻异常区域被断裂切割同源高阻块体，并且和3线当涂-石臼湖区域以及5线沈巷-乌溪以西区域的高阻体相似。

剖面中普遍存在地壳浅表低阻覆盖层，与3线和5线覆盖层相似，电阻率约为3～10Ω·m，在老桥和护河分别与浅层上地壳低阻异常体连接；三山-许镇发现的下地壳-上地幔低阻异常体切断上地壳高阻体，主体顶界深度约为30km，电阻率约为10～30Ω·m，以火龙岗为顶点呈隆起形态，底界面向乌溪延伸至60km以下，与3线老桥-石臼湖和5线沈巷-乌溪下地壳-上地幔低阻体相似。

从宏观上看，4线深部的高阻层位于上地壳深度，低阻层位于下地壳-上地幔深度；三山-许镇的高阻层和低阻层与3线当涂-护河-石臼湖区域以及5线沈巷-乌溪区域的地下电性结构相似，但4线与5线的壳幔低阻体呈现隆起形态，4线壳幔低阻体电阻率较高。

三山-许镇区段，岩石圈导电性与3线和5线相似，呈现出沿深度分层，沿北西-南东分块的特点。剖面内，下地壳-上地幔低阻层主体位于长江周边以及繁昌造山带东北范围内，顶面深度大，厚度也大。

5.1.5 凤凰山-石桥镇剖面(6线)

图3f是凤凰山-石桥镇MT非线性共轭梯度二维反演模型，它反映了繁昌地区东北部地下深度65km以浅地壳及上地幔的导电性结构。

地壳内部以及上地幔主要由两个高阻异常区和两个低阻异常区组成，其电阻率分别在1000～4000Ω·m和3～40Ω·m之间。6线与5线于乌溪以西正交，与4线于三山-火龙岗中间正交，三条测线交界处的电性结构一致。清水-火龙岗发现的高阻异常体的顶界深度是4km，中心顶界下凹，电阻率约为1000～4000Ω·m；繁昌-凤凰山发现的高阻异常体顶界面由10km上升至2km，底界面深度约为30km，电阻率约为1000Ω·m。

剖面中普遍存在地壳浅表低阻覆盖层，与3线、4线、5线覆盖层相似，电阻率约为3～10Ω·m，在繁昌和凤凰山西南分别有向深部下地壳-上地幔低阻异常体延伸的趋势；凤凰山-石桥镇发现的下地壳-上地幔低阻异常体切断上地壳高阻体，主体顶界深度约为35km以下，电阻率约为10～20Ω·m，以三山和凤凰山为顶点呈隆起、凹陷形态，底界面延伸至65km以下，与3线老桥-石臼湖、5线沈巷-乌溪以及4线三山-许镇下地壳-上地幔低阻体相似。一系列北东倾向和南西倾向的电性梯度带交错一起，把地壳浅表高阻层分割成多个不连续的高阻块体，呈现出“断块”结构特征。

图7 电性结构与大地热流、地幔热流和居里面深度叠合图Fig.7 Congruency map of electrical structure and heat flow, mantel heat flow and the Curie depth

从宏观上看，6线深部的高阻层位于地壳深度，低阻层位于下地壳-上地幔深度；凤凰山-三山区域的高阻层和低阻层与3线当涂-护河-石臼湖区域、5线沈巷-乌溪区域以及4线三山-许镇的地下电性结构相似，仅在部分地区的电阻率和形态上稍有不同。

凤凰山-石桥镇区段，呈现出沿深度分层，沿北西-南东分块的特点。剖面内，下地壳-上地幔低阻层在整条剖面都有体现，顶面深度大，厚度也大。

5.2 宁-芜及邻区的壳幔高导体—壳幔边界上的“液体”

由1线和3线电阻率断面可见，长江东西电性结构差异较大，长江以西主要反映巢湖冲褶体的电性结构，而长江以东主要反映宁-芜火山岩盆地和繁昌地区电性结构，属于两个不同的电性单元。

宁-芜及邻区大地电磁深探测主要的发现是下地壳-上地幔存在规模较大的连续的低阻层/体(图3、图7所示横向范围：1线和3线的西部和中部以及4-6线整条测线；纵向范围：顶深15～30km以下延伸至剖面底界)，并且在1线全椒和3线清溪地区存在一个相对孤立的壳-幔低阻层/体。深部低阻层位于巢湖冲褶体两侧，边界处界面陡立，浅部倾向基本为南东。3线、4线、5线的深部低阻层顶界与地震以及地质资料推断的Moho面深度(28～32km)(唐永成等，1998)基本一致。并且该低阻层普遍存在于探测区域，可能向北延伸到宁-芜火山岩盆地及其北侧邻区，向南延伸至铜陵南部造山带。

关于深部低阻层的本质目前还存在争论，但是，可能的解释是部分熔融或含水热流体以及Moho面的水平剪切断裂。含水流体的存在可以降低地层的熔融点，并且宁-芜及邻区属地表高热流值和热流梯度区域(如图7所示)，热流值普遍高于区域背景值60mW·m-2，同时属于地幔高热流值和热流梯度区域(如图7所示)，热流值普遍大于35mW·m-2(马振东和单光祥，1997；陈沪生和张永鸿，1999)。此外，该区位于居里温度面深度30～35km变化带内(如图7所示)，而该区的浅表3km深度地温低于区域背景值85℃，浅表地温梯度低于区域背景值25℃·km-1(陈沪生和张永鸿，1999)。因此，该区下地壳-上地幔对大地热流的贡献较大，并且热流值较高。由此判断，该区下地壳-上地幔存在高导热和高热流物质的可能性较大，说明在Moho面的深度上的物质状态可能是高热、软弱的，而且这种状态很可能与深部含水流体有关。并且在巢湖冲褶体及西部地区，深部下地壳-上地幔低阻体的热流性质与宁-芜盆地类似，因此推断1线和3线西北部(石扬以西、功桥以西)下地壳-上地幔的物质状态也是高热、软弱的。

综合大地电磁和地热资料，我们认识到：宁-芜、繁昌下地壳-上地幔可能存在与含水流体有关的局部“熔融层”或“含水的剪切带”，因而表现出低电阻率的电性特征，主体包括两个部分，分别位于长江以西、巢湖以东的银屏山、方山、元山等造山带(图1)以及北部全椒县地区和长江以东的宁-芜火山岩盆地以及繁昌盆地。

5.3 上地幔隆起

根据宁芜地区前人的工作成果(唐永成等，1998；陈沪生和张永鸿，1999)，巢湖至马鞍山地区莫霍面呈波状，深度由32km变为30km再变为32km，马鞍山至铜陵地区莫霍面呈波状，深度由32km变为32.8km。由图3a, c-e)和图8中电阻率模型可见，区域深部低阻层电性界面呈波状起伏，测区中部电性界面深度范围与上述资料较为一致，但北部电性界面较浅，南部和东部电性界面相对较深。根据电阻率模型判断，区域内出现上地幔隆起区，位于F1和F8之间，莫霍面深度小于30km。图8c为上地幔隆起过程以及隆起区、隆起周边区域壳幔边界物质状态以及应力状态推断图，以1线(图8b)和3线(图8d)电阻率模型为基础，推测中生代燕山期构造运动期间上地幔隆起位置与巢湖冲褶体对应，冲褶体区域为上地幔隆起区(应力方向向上)，两侧壳幔边界(应力方向向两侧)电阻率值较低，很可能聚集着较强的能量，在冲褶体形成及后期有较强的活动性，并且是长江以西及以东地区的断裂带发育和坳陷作用发展的控制因素之一。

图8 宁-芜及邻区断裂带推断示意图Fig.8 The inferred faults of Ning-Wu and surrounding areas

5.4 “长江深大断裂带”

地质部航磁902队(1957*地质部航磁902 队.1957.长江中下游地区航空磁测报告)根据武汉至镇江段的长江中下游航磁异常提出长江区域性断裂(或破裂带)。江苏省地质局(1965*江苏省地质局.1965.南京幅(I-50)大地构造图说明书)基于以往资料，提出由安庆经芜湖、南京至镇江，沿长江存在断裂，并称之为长江破碎带(或下扬子破碎带)。但关于长江断裂带的定义、性质一直存在着争议。秦大正(1983)和刘湘培等(1988)认为长江断裂带，由九江、安庆经芜湖、南京东延至镇江后，并未终止，而是继续向东延伸。而李起彤(1984)等则认为长江断裂带到镇江即终止，不再往东延伸。唐永成等(1998)等利用怀宁-全椒断裂、东流-马鞍山断裂、桐城-庐江断裂的部分追踪确定了长江断裂的大概位置，认为前两条断裂形成较早，是造山期产物。董树文等(2010)根据庐-枞地区的地震资料指出该区域并未发现重大断裂的反射特征，沿长江及其两侧也未见莫霍面错断，但庐-枞盆地的东南界发现长江北岸之下一系列弧状强反射轴，南东侧明显抬升，可能存在一个不穿过火山岩的三叠纪的冲断层，该断层影响到20km 深度，但没有切穿莫霍面。

由图3a, b可见，宁-芜中南部地区出现了多处近垂直的低阻体，主要分为近北西和南东倾向的近南北走向的深大主异常带(延伸至上地幔)和北东-南西走向的次级异常带(上地壳范围)。不论下地壳-上地幔物质是“局部熔融”还是剪切断裂，说明该区物质较容易受构造应力的影响而发生构造运动，因此，在前人工作成果(唐永成等，1998；陈沪生等，1999)的基础上，根据大地电磁测深电阻率模型推测图8中F1～F14是区域构造运动背景下的断裂带，在地质图中推测了断裂的延伸范围，并且发现断裂带的形成与当时壳幔物质的状态可能有很大联系。

由图8可知，F1～F14为大地电磁剖面反映出的测区主要断裂带，其中北东走向断裂带F2、F3、F4、F5、F9、F10的深度范围相对较小，主要分布于上地壳和浅部地层；北东走向断裂带F11～F14的深度范围相对较大，有延伸到上地幔的趋势；近南北走向隐伏断裂带F1和F8的埋深(>10km)和深度范围均较大，很可能切穿莫霍面，延伸至上地幔。F1和F8位于长江西侧，与该区莫霍面隆起带对应，顶部埋深相对较大，推测为该区早期与上地幔隆起有关的构造运动产生的深断裂，为后期的构造运动提供了幔源通道，是后期浅表构造发育的产生条件之一， F3和F5的形成与F1和F8有关。F4、F10、F13推测为与F11和F14有关的一条上地壳断裂带，而F11和F14为一条深断裂带。此外，推测F9为与F12有关的浅断裂带，F12为深断裂带，F9和F12很可能延伸至宁-芜火山岩盆地东北部。

因此，我们认为存在长江深大断裂带，但它不是一条固定构造方向的断裂带，而是多条深(延伸至上地幔)浅(延伸至上地壳)断裂带的组合，包括F4、F9～F14，并且其成因与F1和F8有关。推测F1、F8为早期构造断裂带，F11、F12、F14为中期构造断裂带，F2、F3、F5为后期构造断裂带。

其中F9和F12很可能沿北东向穿过宁-芜火山岩盆地，是盆地火山岩和侵入岩的控制构造和岩浆通道，此外，推测F9～F10和F12受后期近北西向构造运动改造，被2线断裂(护河深部近垂直低阻带)切断，断裂南部相对北部坳陷，因此，推测F9和F10为下地壳-上地幔深源断裂带(F11)在上地壳的两个分支；F6与F9很可能是被F1切断的长江深断裂的江东分支，而F3为长江深断裂的江西分支。而且长江断裂带很可能与上地幔隆起有关，并且影响着沿江地区火山岩盆地的形成。

图9 断裂分布及构造应力推断图Fig.9 The faults distribution inferred tectonic stress

5.5 巢湖冲褶体与宁-芜火山岩盆地的联系

研究区主要分为两部分，巢湖冲褶体和宁-芜火山岩盆地，而二者的成因和先后顺序存在某种联系或关系。由图8和图9中MT结果推测，1线和3线中西部主要反映巢湖冲褶体(I区)的电性结构，1线和3线东部、4线和5线主要反映宁-芜火山岩盆地南部地区(II区)的电性结构。刘文灿等(2001)指出推覆构造最早在三叠晚期开始，可延续到早燕山期，而早燕山期形成北北东向左旋平移断层、近南北向压剪性逆冲断裂，同时还控制了侏罗纪沉积盆地(拗陷) 的发育。图9可见I区高阻体的纵向范围约10～30km，II区和III区高阻体纵向范围约3～22km，而I区边界的F1和F8断裂外侧高阻体明显上覆于I区高阻体，说明I区高阻体为东西向挤压应力环境下形成的逆冲推覆构造坳陷，F1和F8断裂为推覆体的滑脱构造，浅部低阻层为坳陷盆地，构造发育时间早于II区和III区断裂带，大约在晚三叠纪-晚侏罗纪，基本不会在白垩纪发育。II区断裂构造将高阻体分割为多个块体，而高阻块体整体表现出西高东低的特点，说明II区断裂构造的发育时间晚于推覆构造，大约在侏罗纪或/和白垩纪，III区浅部构造是I区构造活动的延续，发生于I区活动晚期，可能略早于II区构造活动。在晚侏罗纪-白垩纪，由于太平洋板块向欧亚板块的俯冲，中国东部地壳处于伸展状态(唐永成等，1998；刘文灿等，2001；李三忠等，2009, 2010；董树文等，2011；王鹏程等，2012)，说明II区和III区断裂构造可能是这一时期地壳运动的产物，也可能与早期逆冲推覆构造有关，形成于挤压应力背景下，而在拉张应力背景时继续发育，后者的可能性更大，并且在此期间，原本近南北向的地层和断裂构造转变为北东南西走向，同时拉张应力使得I区两侧新地层滑脱，而老地层抬升出露，因此才会有现在F2和F8之间的老地层出露于中央的现象。

但是，在晚三叠纪-晚侏罗纪的挤压应力作用下，为什么会在I区产生方向相反的两组逆冲推覆构造，而拥有同一个支点？唐永成等(1998)指出中三叠世-中侏罗世为该区陆内变形阶段早期，沉积盆地收缩，海盆关闭，进入陆相盆地沉积时期，如此深陷的陆相沉积盆地不仅由挤压褶皱作用形成，而且与其基底断裂的活动有关，也可能与区内中生代时期已经存在或正在发育、形成的地幔隆起作用有密切联系。由图9中大地电磁电阻率模型中的电性界面以及Moho面深度可知，I区Moho面和电性界面的深度相对最浅，说明该区很可能对应上地幔隆起的区域，而该区的上地幔隆起很可能在晚三叠纪已经开始，从而使I区两侧的构造应力达到平衡，成为该区域两组逆冲推覆构造的应力支撑点。

而在后期拉张应力背景下，上地幔隆起对推覆构造的滑脱面以及东部断裂带发育成为地壳深度的深大断裂有一定的影响，并且为后期岩浆活动提供了岩浆来源和动力。但是上地幔隆起区域(I区)的浅部岩浆活动很少，而在东部II区岩浆活动十分强烈，产生多期次岩浆喷发和侵入活动，说明壳幔边界的活动性和“流动性”较强，壳幔边界的低阻层与岩浆活动的关系十分密切。

因此，我们认为一个较为合理的构造运动过程是：晚三叠纪以前的沉积地层在挤压应力作用下产生大规模褶皱构造；在晚三叠纪-晚侏罗纪，构造应力在巢湖冲褶体达到平衡，于是出现了一个平衡的挤压支撑点(如图9b所示)，而在这一区域下地壳底部和上地幔内的强烈挤压作用下，在地壳深部生成一些高压、超高压矿物，随着物质上侵进入地壳(赵文津，2008)，此时上地幔已经开始向上隆起，随即产生局部熔融(与深部地下水有关)；在白垩纪太平洋板块向扬子板块俯冲过程中，从深部上来的基性岩浆储集在研究区的壳幔边界处，与地壳物质作用形成高钾钙碱性岩浆和含矿溶液(赵文津，2008)，并且随着I区上地幔继续隆起，壳幔边界很可能存在水平剪切断裂，岩浆和含矿溶液的“流通性”较好，以本期发育或发展形成的II区深大断裂带(受控于板块运动产生的拉张应力和上地幔隆起)为通道，进入地壳上层，与围岩发生作用而成矿(如图9c所示)。

6 结论

通过宁-芜及邻区的宽频大地电磁探测研究，并结合该区区域地温资料获得了如下结论：

(1)发现宁-芜南部、繁昌地区沿东西方向超出50km、南北方向超出100km范围(1、3线东部及4、5、6线全部)，较普遍存在下地壳-上地幔低阻层，该低阻层较为连续，顶界面沿测线和长江方向略有起伏，在巢湖冲褶体断开。

(2)以长江为界，该区域东、西的下地壳-上地幔低阻层分布与北东向深断裂和地幔隆起有关，两者的成因有相同之处。

(3)结合区域地温、地温梯度、大地热流和地幔热流结果，讨论了宁-芜、繁昌地区岩石圈的物质状态，认为下地壳-上地幔具有良导电性，证明此处存在“熔融体”或“含水剪切断裂”，虽然不一定具有“流变”性，但是很可能是热的、软弱的。

(4)宁-芜南部以及繁昌地区为上地幔隆起区域，上地幔隆起位于巢湖冲褶体附近，莫霍面深度相对最浅。

(5)推测了长江深断裂带的分布范围，认为该断裂由江东和江西两个分支组成，江东断裂受后期构造运动影响，被F1切断，并且在上地壳转变为两个次级断裂带。

(6)巢湖逆冲推覆构造的发育早于东部断裂构造，形成时间大约为晚三叠纪-晚侏罗纪，而东部断裂带的形成时间约为侏罗纪，并且与推覆构造有关。区内断裂构造经历了两个构造时期，一是晚侏罗纪以前挤压应力背景下的形成期；二是晚侏罗纪以后的拉张应力背景下的发展期，断裂构造在上地幔隆起和拉张应力的双重条件下发展成为地壳深度的深大断裂。此外，上地幔隆起早在晚三叠纪已经开始，并成为两组反向逆冲推覆构造的存在原因和应力平衡因素之一，壳幔边界的“流体”不断扩张。因此早白垩纪的岩浆活动与上地幔隆起、壳幔边界的“流体”(电阻率模型中的壳幔边界低阻层)扩张以及II区深大断裂等因素有关，而这三个因素彼此也存在相关关系。

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