2010, Vol. 53
2. 中国地震局地质研究所, 北京 100029
2. Institute of Geology, China Earthquake Administration, Beijing 100029, China
鄂尔多斯盆地西缘构造带处于秦祁加里东褶皱带和华北克拉通两个性质截然不同的构造单元相交接的部位, 是我国东西部重要的南北向构造分界线, 也是地球物理场和地壳厚度的急速变化带以及强烈地震活动带, 其形成与演化对了解我国东部与西部的构造转换和板块内部的变形作用有一定的启发意义, 也是研究青藏高原向东扩展的有利地区, 该构造带也具有油气和煤炭开发前景, 因此该带很早就引起了较为广泛的关注[1~8].对鄂尔多斯西缘构造带的形成机理、演化、分段特征等方面开展了大量研究[9, 10].张进(2004)将鄂尔多斯西缘构造带划分为南、北两大段, 即贺兰山南段、马家滩段和沙井子段划归西缘构造带南段; 将贺兰山北段、桌子山段和横山堡段划归北段.研究认为鄂尔多斯西缘构造带南段与北段的形成机理是不同的, 南段主要是祁连山-北秦岭造山带向北东方向挤压形成前陆盆地, 而北段是由于旋转的盆地与发生构造挤出的阿拉善块体相互作用的结果而形成的断陷盆地[11].
近年来在青藏高原东北缘和东缘的地震活动区开展的大地电磁方法探测研究, 从电性结构角度很好揭示出活动地块边界带和断裂带深部延展状况、地块内部的电性结构等[12~21], 特别是在鄂尔多斯西缘构造带南段的海原弧形构造区开展的多条电磁探测剖面[14~17]以及深部地震[22~24]探测结果, 揭示该区在平面上表现为东西分带、南北分块、北西撒开、南东收缩的"扫帚状"分布形态, 在垂向上自西南至东北电性基底深度逐渐变浅, 呈现西南深东北浅的"簸箕状"起伏的前陆盆地形态.相比而言在北段较细致的深部结构探测研究较少.本文将介绍横跨鄂尔多斯盆地西缘构造带北段的一条近东西方向布置的大地电磁剖面探测结果, 从电性结构角度来揭示鄂尔多斯盆地西缘构造带北段的深部电性结构特征、断裂带的深部延展样式等, 为研究鄂尔多斯盆地西缘构造带北段结构提供深部资料.
2 大地电磁剖面位置和区域构造本剖面位于青藏高原东北缘地区的阿拉善地块和鄂尔多斯地块交接区, 即鄂尔多斯西缘构造带北段(图 1).剖面近东西向布置, 西起阿拉善地块内的查干池, 向东穿过贺兰山, 东止鄂尔多斯盆地内的五湖洞, 剖面全长约200km, 共布置了67个大地电磁测点, 测点间距除在鄂尔多斯地块内间距较大外, 平均点距可以达到2km, 同时在贺兰山褶皱带两侧间距加密.根据1: 100万地质图[25], 绘制了沿剖面一定区域的地质构造图以及测点分布图, 见图 6 a (为了与深部电性结构图对比与之放在一起).剖面从西到东横跨阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地和鄂尔多斯地块等构造单元.沿剖面仅在贺兰山地区出露泥盆系和石炭系地层, 其余地区为第三系和第四系地层所覆盖.在地表出露的断裂主要有贺兰山东缘断裂带和黄河断裂带[25], 这两条断裂带分别是贺兰山褶皱带和银川断陷盆地、银川断陷盆地和鄂尔多斯地块的分界带, 贺兰山褶皱带西界由于地表第四系的覆盖, 目前尚不清楚, 推测在深部存在隐伏断裂带, 称查汉断裂带[6].贺兰山东缘断裂带、黄河断裂带基本是近南北向或者是北北东向延展, 本剖面布置方位为近东西, 剖面基本垂直北北东构造走向.
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图 1 青藏高原东北缘构造区和MT测线位置示意图 Fig. 1 Sketch of the northeastern edge of the Qinghti-Tibet Plateau and the location of MT sounding profile |
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图 6 地质构造图（a)和二维电性结构图（b) Fig. 6 Structural geology map (a) and 2-D geo-electrical structure model obtained by the NLCG along the profile (b) |
高质量的野外数据是得到高置信度反演结果的必要条件, 野外资料的质量将直接影响到地下结构探测的精度.野外资料采集使用加拿大Phoenix公司的V5-2000仪器, 使用远参考技术和"Robust"技术处理资料, 处理得到的大部分测点资料有效周期范围是0. 003~1000s, 各个测点的视电阻率和相位曲线都比较光滑, 误差棒较小, 电磁数据具有很高的信噪比, 数据质量可靠.
3.1 二维偏离度和最佳主轴走向分析运用可视化大地电磁资料处理和解释集成系统[26]对资料进行处理计算, 得到视电阻率、阻抗相位、二维偏离度、最佳主轴方向角、磁感应矢量等参数并绘制了相应图件. 图 2 a展示了全部测点Swift二维偏离度(Skewness)随频率变化的等值线图, 图中可见12~13测点、32~34测点和49~51测点附近除在频率大于0. 01Hz的频段二维偏离度较大以外, 其余测点和频段的二维偏离度都小于0.3, 表明沿剖面的地下电性结构可以用二维模型近似[27].电性构造走向的判别可以结合最佳主轴方位角指向和研究区已知的地质构造资料来分析判断[27]. 图 2 b给出了16Hz、1Hz、0.6Hz和0.004Hz4个频率全部测点的最佳主轴方位角指向, 图中可见从高频到低频各测点的主轴方位角指向是沿北北东-北东方向变化, 与北北东向构造走向基本一致, 说明东西向布置的剖面是基本垂直构造走向.
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图 2 (a) Switt二维偏离度随频率变化等值线图；（b)频率16 Hz, 1 Hz, 0.6 Hz和0.004 Hz的最佳主轴方位角 Fig. 2 Switt skewness (a) and Optimal principal-axis azimuths for the frequency 16 Hz, 1 Hz, 0.6 Hz and 0.004 Hz (b) along the profile |
本剖面每个测点都采集得到了较好的垂直磁场分量数据.由于垂直磁场资料受局部电流畸变影响小、结果稳定.因此通过分析磁实感应矢量的指向和幅度, 可以用于判断沿剖面地下介质电性差异.采用S c hmu c k e r的定义[28], 即实磁感应矢量指向低电阻率区域, 计算和绘制了各测点磁实感应矢量曲线图(图 3) [29].
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图 3 实磁感应矢量图 Fig. 3 The real induction vectors for all sites |
图中可见在测点20、40和59附近的实磁感应矢量的幅度和指向都具有较大变化, 说明这3个位置附近是明显的电性差异分界带, 40和59号测点附近的电性差异带分别与贺兰山东缘断裂带和黄河断裂带对应.在20号测点附近的电性差异带应对应于隐伏的查汗断裂带.以这3个断裂带为边界, 沿剖面的阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地和鄂尔多斯地块4个构造单元内各个测点的磁实感应矢量随着频率的变化, 其指向和幅度具有明显不同特征, 表明4个构造单元各自具有不同的深部电性特征.阿拉善地块内1~9号测点之间的实磁感应矢量幅度在频率1Hz以上较小, 1 Hz以下到几百秒幅度较大, 且指向西, 说明浅层电性结构简单, 在地下一定深度在剖面西端以西的地域存在较低电阻体.测点10~20之间的实磁感应矢量幅度在频率1Hz以上较大, 在1Hz以下到几百秒幅度较小, 说明浅层电性结构较深部要复杂. 21~39测点之间是贺兰山褶皱带, 实磁感应矢量在频率1Hz以上幅度较大且指向东, 在1Hz以下幅度较小, 说明浅部电性复杂、较深部电性结构稳定. 40~57测点之间是银川断陷盆地, 自高频到低频磁感应矢量幅度较小, 且两侧测点的实磁感应矢量都指向银川盆地, 说明银川盆地电性较两侧地块低, 且较稳定. 58~63测点间是鄂尔多斯西缘带内较高频, 幅度小; 频率1Hz以下幅度较大, 并指向银川断陷盆地或鄂尔多斯地块内, 说明鄂尔多斯西缘带深部电阻率值较两侧地块高. 64~67测点的鄂尔多斯地块自高频到低频磁感应矢量幅度小, 说明鄂尔多斯地块内部的深部电性结构较稳定.
3.3 视电阻率和相位曲线特征对各剖面的Swift二维偏离度、最佳主轴方位角和测区地质构造走向分析表明, 本剖面东西布置, 剖面方位基本垂直地质构造走向.本剖面每个测点野外测量都是正南北、东西布设, 因而测量的南北方向视电阻率和相位即为TE模式, 测量的东西方向视电阻率和相位即为TM模式.观察67个测点两个极化方向的视电阻率、阻抗相位曲线形态和数值, 在测点20和21、39和40、58和59、63和64的曲线类型、形态和数值大小都具有较明显的差异, 说明这些测点附近是电性差异带, 依次与查汗断裂带、贺兰山东麓断裂带和黄河断裂带对应, 与磁实感应矢量分析的特征一致.以这三个断裂带为界的阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地、鄂尔多斯地块4个主要构造单元内各测点视电阻率曲线类型、形态和数值大小基本一致. 图 4给出了位于4个构造单元内10个典型测点视电阻率和阻抗相位曲线.
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图 4 10个典型测点实测和二维反演得到的视电阻率、阻抗相位曲线图红色：TE模式；黑色：TM模式. Fig. 4 Typical curves of apparent resistivity, impedance phase for 10 sites along the profile Red empty circle (TE model) and Black solid circle (TM model): measured values Red Line (TE mode) and Black Line (TM mode): calculated values from 2-D theoretical respons |
阿拉善地块(1~21测点):根据视电阻率曲线的细节变化分成西、东两段, 西段1 -8测点之间(测点3)两个极化方向的视电阻率曲线高频端基本重合, 数值约为十几欧姆米, 随着周期增大两个极化方向的视电阻率曲线分离, 且TE模式的视电阻率大于TM模式, 极大值在10s以后左右出现, 这表明该区段的表层沉积较浅, 深部为高阻特性.东段9~21测点之间(测点12)视电阻率曲线形态与前一段最大的区别是在周期0. 1 s左右TE模式的视电阻率曲线上明显出现低阻异常, 表明该区段表层以下到一定深度存在一明显的低阻层.
贺兰山褶皱带(22~39测点):也可分成2段, 22~30测点之间(测点26)两个极化方向的视电阻率曲线高频端也基本重合, 数值约为十几欧姆米, 极大值在10s以后左右出现, 说明表层沉积较厚, 深部为高阻特性. 30~31测点之间(测点36)两个极化方向的视电阻率曲线高频端基本重合, 数值约为几十欧姆米, 随着周期增大两个极化方向的的视电阻率曲线分离, 且TM模式视电阻率大于TE模式, TE模式视电阻率在周期1s左右为极小值, 而后电阻率增大, 表明该段浅层电阻率较大, 在地下一定深度有一低阻体, 较深部为高阻.
银川断陷盆地(40~57测点) :见测点43、48和52, 各测点两个极化方向的视电阻率曲线从高频到较低频都重合.视电阻率曲线高频端的数值基本为几十欧姆米, 随着周期的增大电阻率减小到约1Ωm, 出现极小值的周期在盆地中心测点最低, 达到了100s, 在盆地两侧为1s左右, 在极小值随着周期的增大电阻率又增大, 说明银川盆地在一定深度范围内都为低阻.
鄂尔多斯地块 (58~67测点) :可分成两段, 59~63测点之间(测点58和63)鄂尔多斯西缘视电阻率曲线高频端的数值基本为十几欧姆米, 随着周期的增大很快就增大到上千欧姆米, 表明在鄂尔多斯西缘带低阻盖层较薄, 而盖层下面为一高电阻体, 鄂尔多斯西缘带整体为高阻特性. 64~67测点之间(测点65)的鄂尔多斯地块内部各测点的视电阻率曲线形态基本稳定, 其左支渐近线的数值约在十几欧姆米, 周期在1s左右出现极小值而后增大, 在100s后又减小, 表明该区段的沉积基底较厚, 存在深部低阻层, 深部电性结构较稳定.
4 二维深部电性结构特征对磁实感应矢量和视电阻率曲线进行分析, 对沿剖面各地块的电性结构特征有了一定的了解, 但要得到定量化的深部电性结构图像还需要进行反演.对二维偏离度、最佳主轴方位角以及测区地质构造走向分析表明, 沿剖面的电性结构基本表现为二维构造特征, 并且东西向布置的剖面方位基本垂直电性走向, 这样垂直于测线方向的视电阻率和阻抗相位为TE模式, 平行于测线方向的视电阻率和阻抗相位为TM模式. 67个测点的视电阻率曲线没有出现静位移现象.在进行反演时使用原始数据误差, 采用电阻率为100Ωm的均匀半空间作为初始模型.使用NLCG[30]二维反演方法对TE和TM两种模式观测数据进行了联合反演, 反演过程在"MTdatabase"可视化软件系统下进行[31].
图 5给出了沿剖面NLCG反演得到的和实测的视电阻率和阻抗相位等值线拟合图, 在图 4中给出的10个典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线图上也绘制了二维反演得到理论响应曲线.对比图 5和图 4中的实测数据和二维理论响应值, 可见实测的视电阻率和阻抗相位曲线被理论响应曲线很好地拟合, 拟合误差值Rms=1. 32.沿剖面进行二维反演得到的深部电性结构可以较好地揭示地下真实的结构. 图 6 b是反演得到二维电性结构图.结合地面地质、断裂出露情况, 把主要断裂带构绘在二维电性结构图 6中.深部电性结构呈现出沿剖面主要断裂带的深部展布特征, 以及沿剖面阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地、鄂尔多斯地块4个构造单元明显不同的电性结构特征.
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图 5 沿剖面观测的TE (a)和TM (b)极化视电阻率和阻抗相位与-D模型理论响应值的比较(1)观测的视电阻率；（2)计算的视电阻率；（3)观测的阻抗相位；（4)计算的阻抗相位.（b)图中的说明与（a)相同 Fig. 5 Comparison of TE (a) and TM (b) apparent resistivity and impedance phase of measured values and calculated values from 2-D theoretical response along the profile (a1) Measured ρ; (a2) Calculated ρ; (a3) Measured φ; (a4) Calculated φ. The description of (b) and (a) is the same. |
图 6显示在测点20、40和57号测点附近自浅到深部两侧地块电性差异大, 说明这3处是明显的电性边界带, 分别对应于查汗断裂带(F 2)、贺兰山东簏断裂带(F 4)和黄河断裂带(F 5).查汗断裂带(F 4)隐伏在第四系地层下, 电性结构显示该断裂带深部可延伸到地下50km左右, 向西倾.贺兰山东簏断裂带(F 4)是银川断陷盆地的西界, 浅部倾角大、倾向西, 深部变陡可以延伸到地下约40km.黄河断裂(F 5)为银川断陷盆地的东界, 浅部断裂倾向东, 深部变陡可以延伸到地下约30km, 为银川断陷盆地与鄂尔多斯地块的分界断裂.除上述3条较大断裂带以外, 二维电性结构特征也指示在测点9附近存在电性边界F 1, 隐伏在第四系地层下, 向西倾.在31测点附近的三关口断裂带(F 3), 断裂倾向西, 深部延伸不大.在63测点附近还存在电性边界F 6, 为鄂尔多斯西缘带和鄂尔多斯盆地的边界, 深部延伸不大.
二维电性结构图像显示阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地和鄂尔多斯地块具有明显不同的深部电性特征:
阿拉善地块(1~21测点):总体在表层为低阻, 在低阻层之下直至深度50km都为上千欧姆米的高电阻层, 但是在10号测点附近地表之下有一明显的电性边界(F1), F1到F2之间区域深度约3km左右高电阻率层下有一电阻率为几十欧姆米、厚约1.5km左右的低阻层, 推断该层为石炭系地层1).
1)地矿部第一综合物探大队.胜利油田宁夏中卫地区电法(MT)勘探成果报告. 2004
贺兰山褶皱带(22~39测点):在自浅表到深度1km左右电性差异大, 高、低阻相间, 这是由于该带在地表出露泥盆系、石炭系和奥陶系地层, 而下古生界在贺兰山南段碎屑岩偏多, 断裂构造发育, 地层破碎从而造成电阻率降低.三关口断裂带(F 3)以东的35~40号点之间, 寒武系下伏有一电阻率为几十欧姆米、厚约1km相对低阻层, 推测为石炭系, 其下伏为古生界地层.在1km下部到深度约35km, 电阻率为上千欧姆米的高阻层, 之下电阻率降低到几十欧姆米.
银川断陷盆地(40~57测点):整体呈西浅东深低电阻断陷盆地的样式.自浅表到深度约10km分成两段, 40~52测点之间自地表到深度约3km左右为电阻率几欧姆米的低阻层, 在该低阻层下电阻率升高到十几欧姆米, 在深度约5km以下电阻率又降低到几欧姆米.在52~57测点之间自地表到深度约6km左右为电阻率几欧姆米的低阻层, 在该低阻层下电阻率升高到十几欧姆米, 该段没有出现第二层低阻.银川断陷盆地附近的钻孔资料揭露该区新生界沉积厚达6000m, 且暗色泥岩含量达60%以上, 银川断陷盆地巨厚的低阻层对应为新生界地层, 电性上表现为低阻特性. 40~52测点之间深度约5km左右出现的低阻层推测为石炭系地层1).
鄂尔多斯地块(58~67测点): 58~63测点为鄂尔多斯西缘带, 浅层约1km深度电阻率较低, 1km深度以下电阻率呈高阻, 且自地表起就为高阻特性, 这与该区出露前寒武纪地层和寒武、奥陶纪地层[5]有关. 64~67测点之间鄂尔多斯盆地内电性成层性好, 自上地壳到中下地壳为低-高-低三层结构样式.上地壳厚度20km左右, 可分为上、下两个部份.上地壳上部为低阻特性, 电阻率值为几十欧姆米, 这与鄂尔多斯地块在晚石炭纪到白垩纪期间平稳下沉, 连续接受一套以滨海相到陆相沉积有关[9].上地壳下部为相对高阻层, 电阻率数值为几百欧姆米.中下地壳为低电阻率层, 在低电阻层以下界面由于低阻屏蔽效应, 探测深度不祥.
5 讨论和结论本文介绍的大地电磁剖面横跨鄂尔多斯西缘构造带北段, 67个测点的Sw i f t二维偏离度数值、最佳主轴方位角指向和测区地质构造走向指示该区走向为北北东方向, 与该区断裂走向基本一直, 剖面的方位基本上垂直于电性构造的走向.沿剖面进行二维反演得到的深部电性结构可以基本反映地下真实信息.各测点的磁实感应矢量、视电阻率曲线形态和数值、二维电性结构图像较清楚地展现了沿剖面的主要断裂带深部位置、延伸状况和主要构造单元深部电性结构特征.
沿剖面隐伏查汗断裂带(F 2)、贺兰山东麓断裂带(F 4)、黄河断裂带(F 5)是3个大型超壳断裂带.电性结构确定了查汗断裂带在20号测点附近, 隐伏于地表之下, 倾向西, 延伸大.贺兰山东麓断裂带浅部向东倾斜、深部较陡立, 为银川断陷盆地的西边界.黄河断裂浅部向西倾斜、深部较陡立, 为银川断陷盆地的东边界.在贺兰山褶皱带内发育三关口断裂(F 3), 倾向西, 深部延深不大.
沿剖面阿拉善地块、贺兰山褶皱带、银川断陷盆地和鄂尔多斯地块具有明显不同的电性结构特征.阿拉善地块内部除浅表电阻率较低外, 以下到深度50km左右都表现为高电阻特性.贺兰山褶皱带在浅部电性结构复杂, 电阻率高低相间, 表现出褶皱带的复杂程度高.银川盆地具有上宽下窄、最深达约8km低阻层, 对应断陷盆地内的巨厚新生代沉积, 具有断陷盆地特征.鄂尔多斯地块的西缘地段整体呈高电阻体, 鄂尔多斯盆地内部深部具有明显低-高-低3层电性特征, 成层性较明显.
比较位于鄂尔多斯西缘构造带北段的本剖面结果和南段横跨海原弧形构造区的大地电磁探测剖面的结果[14, 17].西缘北段的深部电性结构揭示的主要断裂带倾角较陡、倾向多样, 银川断陷盆地呈上宽下窄的断陷盆地样式, 说明北段是由于阿拉善块体和鄂尔多斯地块相互作用的结果; 而南段海原弧形构造区内的断裂带则表现为倾角缓、多倾向西的样式, 其内部的海原盆地、中卫-清水河和中宁-红寺堡3个带状盆地自西南至东北电性基底深度逐渐变浅、规模逐渐变小, 呈现西南深东北浅的"簸箕状"起伏盆地形态, 说明西缘南段主要存在于青藏高原东北缘地区的祁连山-北秦岭造山带向北东方向挤压环境.
本剖面西、东两端分别延伸到了阿拉善地块和鄂尔多斯地块内部.本剖面西段深部电性结构揭示阿拉善地块除浅表电阻率较低, 其深部一直到深度约50km均为明显的高阻特征, 地壳内不发育明显的壳内低阻层, 而位于甘肃武威以北的阿拉善地块西北区域的白马岗地区大地电磁探测剖面揭示其深部电性结构具有很好的成层性, 且发育稳定连续的壳内低阻层[32].这两条大地电磁探测得到的深部电性结构的不同说明在沙漠覆盖的阿拉善地块特别是其东边界还需进一步开展地球物理探测工作, 予以确认其内部的深部特征和东边界深部位置.本剖面东段深部电性结构揭示鄂尔多斯地块具有明显的低-高-低三层结构, 在中下地壳明显存在低阻层, 位于西缘南段跨过鄂尔多斯地块的电磁探测结果[15, 16]也揭示了同样的深部电性结构特征, 说明鄂尔多斯地块在南部和北部具有相同的深部结构特征.
致谢浙江石油勘探处黄哲、王富坤等参加了野外数据采集工作，在此谨致谢意！感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.
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