2012, Vol. 55
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
2. Key Laboratory of Geo-detection of Ministry of Education, Beijing 100083, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Beijing 100083, China
近20年来，大地电磁测深法对青藏高原岩石圈导电性结构特征的研究取得了一些重要研究成果.研究区域由最初的藏南地区延伸到了青藏高原的中北部，科学目标也由最初的证明印度板块的俯冲、确定印度板块开始俯冲的位置，演变为研究印度板块俯冲的距离、深度、进程以及亚欧板块在青藏高原隆升过程中所起的作用.
“国际喜马拉雅西藏高原深剖面探测的大地电磁研究(INDEPTH-MT)"计划在青藏高原南部发现了普遍存在于中下地壳的高导层，推测高原南部地壳中存在部分熔融体和热流体[1-5].同时，研究人员在青藏高原东部开展了大量的大地电磁测深工作，对高原东部的电性结构特征取得了丰富的认识[6-8]，提出高原东缘“管流"层的存在[9].此外，对青藏高原中北部导电性结构的研究，发现高原中北部地壳存在规模较大的高导体，并对高导体的成因及中北部主要断裂构造电性特征进行了讨论，为青藏高原形成演化研究提供了新依据[10-13].Florian等[14]的大地电磁测深各向异性反演结果揭示，高原北部地壳中的局部熔融穿过昆仑断裂，侵入昆仑-柴达木地块中，并由此推测熔融体的侵入可能是高原北缘隆升的原因.需要指出，上述关于高原北缘的电性结构研究中，大地电磁测深剖面最北端止于格尔木，因此缺少对高原北缘柴达木盆地的讨论.Xiao等[15]深入讨论了高原北部边界阿尔金断裂带及祁连山脉的电性结构特征，但其剖面南端位于大柴旦以北，南部柴达木盆地的电性特征仍有待研究.作为“INDEPTH-IV"计划中的重要组成部分，地震勘探方法在高原北缘壳、幔结构特征的研究中取得了一系列重要成果[16-18].地震剖面穿过松潘甘孜地块、南昆仑断裂带，北昆仑断裂带，东昆仑山脉，向北进入柴达木盆地，研究表明，在昆仑-柴达木地体南部边界以北约45km 处，地壳厚度由松潘甘孜地块下的70km“跳跃"为柴达木盆地下的50km,同时研究人员推测西藏高原地壳可能插入柴达木地壳以下，并由此引起高原北部的隆升[19-20].综上，前人研究多集中于柴达木盆地南部的昆仑断裂带，及北部的阿尔金断裂带，而东昆仑-柴达木地块内的电性结构特征仍有待讨论.因此，研究一条穿过松潘-甘孜及东昆仑-柴达木地块的大地电磁测深剖面，对高原北部壳、幔电性结构、热状态特征，以及断裂构造格架和深部动力学环境等问题，具有重要意义.
本文将针对五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面所获得的导电性结构模型，讨论青藏高原北部松潘-甘孜及东昆仑-柴达木地块内主要断裂构造的电性特征，以期为青藏高原形成演化研究提供新的证据.
2 野外实验1999年，中美国际合作INDEPTH-MT 计划完成了600线(那曲-格尔木)的数据采集，沿青藏公路共布置了43个测点.由于该项目主要关注羌塘地块的壳-幔结构，因此在昆仑断裂带范围内点距较大.但近几年的研究成果[11-12, 14, 19-23]越来越显示出昆仑断裂带在青藏高原形成演化过程中的重要地位.
为此，在中国地质调查局“青藏高原深部结构探测与地壳活动特征"项目的资助下，于2005 年又完成了格尔木-绿草山测线(即2100线)的大地电磁深探测，并在原600线北端纳赤台-格尔木之间昆仑断裂带范围内加密测点，总共布置了40个超宽频带大地电磁测点.同时，把2100线与原600 线五道梁-格尔木区段的资料相结合，构成五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面，用以探测青藏高原北部松潘-甘孜及东昆仑-柴达木地块的地壳和上地幔导电性结构，研究其断裂构造格架.
2.1 测线布置五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面的位置如图 1所示.剖面上五道梁南侧至格尔木区段(长约280km)与INDEPTH-MT 所完成的600 线(那曲-格尔木)相同区段重合，因而在资料处理、解释时仍借用600线628号-690号点，共27个点的数据；只是在昆仑山口、西大滩和格尔木水泥厂附近原600线所布置的测点较稀，因而加密了7 个测点(即:660、663、671、672、677、680和689号点)，测点总数达到34个，使剖面上该区段的点距大体控制在10km 左右；但由于地形、干扰、交通条件等因素的影响，剖面上的MT测点不可能严格按等距离布置.
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图 1 青藏高原五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面位置图 Fig. 1 Location of the Wudaoliang-Lvcaoshan MT profile |
而在格尔木北侧，剖面线沿北北东向延伸，穿越柴达木盆地到达柴达木盆地北缘的绿草山，即格尔木-绿草山区段(2100线)，为了使测线尽可能垂直于构造走向，其北段稍向东偏折.2100线长约135km,共布设33个测站，平均点距约5km.即，五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面总共布设了67 个MT测点.其中，包括11 个超宽频带MT 测点，其采集信号的频率范围为0.004~20000s；其余为宽频带MT 测点，频率范围为0.004~2000s.
2.2 数据采集、处理在野外布设测站时，对全部测点均使用手持GPS在实地测定其地理坐标；通常水平方向定位误差为20m,而高程误差小于100 m,这对于所确定的点距及工作性质而言，精度已足够.
数据采集期间使用两套美国EMI公司生产的MT-24 局域网络型大地电磁测深系统，用以采集0.004~2000s的宽频带MT 数据，采集时间通常不少于20h；使用LIMS 大地电磁系统采集10~20000s的超长周期MT 数据，采集时间通常不少于15天.每个测站都采用GPS同步，以保证所采集的资料能够相互进行远参考处理；观测 E x 、 E y 两个正交电场水平分量和 H x 、 H y 、 H z 三个磁场分量，以便处理得到全张量阻抗信息和倾子信息.
野外资料处理采用Robust阻抗张量估计和远参考道技术相结合的做法.采用相邻点的磁道信号作为远参考道，用相关分析的方法去除本地噪声，对所有测点都采用Robust估计.对同一测点的宽频及长周期数据进行拼接，得到超宽频带大地电磁测深视电阻率、相位数据.如图 2为600线628号测点的超宽频带大地电磁测深视电阻率、相位曲线，可以看出，宽频与长周期数据拼接的较好.
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图 2 600线628号测点超宽频带大地电磁测深曲线(MT-24+LIMS)(a)视电阻率；(b)相位 Fig. 2 Super wide band MT sounding curves (MT-24 +LIMS) of site 628 on line 600 |
在用Robust阻抗张量估计和远参考道技术获得每个测点的阻抗张量信息后，采用阻抗张量分解技术，分析沿测线大地电磁测深数据的电流畸变特征，同时确定地下电性构造主轴方向.本文采用多站点、多频点阻抗张量分解算法[24-25]进行分析.一般来讲，扭曲角及剪切角反映了电流畸变的程度，当二者分别大于60°和45°时，说明测深点受很强的畸变影响[13, 24].张量分解计算结果表明，沿测线大多数测深点扭曲角及剪切角小于10°，说明受电流畸变影响较弱.而在昆仑山及锡铁山附近，部分测点的剪切角超过30°，表现出明显的电流畸变影响，分析认为，由于地形因素，这些测点大多布设于山谷中，受山谷浅部高导覆盖层的影响，电场数据沿山谷方向产生较强的极化现象，因而导致数据受较强电流畸变的影响.需要指出，除昆仑山和锡铁山附近的少数测点外，阻抗张量分解模型与观测数据的响应模型拟合度很好.
采用统计学方法分别绘制各测点不同频段和全频段的电性主轴方位“玫瑰图"(即分别反映该测点下不同深度段和探测深度范围内电性主轴方向的统计结果).当地下介质可近似为二维导电性介质时，一般可认为两个电性主轴方向与地质构造走向和倾向大体一致.因此，“玫瑰图"上，长轴方向即表示该测点下不同深度段或探测深度范围内构造的总体走向.分解结果如图 3所示，结合区域地质资料[26]，认为沿五道梁-绿草山剖面所穿越的地区，总体构造走向大约为SE110°.
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图 3 五道梁-绿草山MT 深探测剖面所有测点不同频段电性主轴 Fig. 3 The electrical strike for each band of all sites from Wudaoliang-Lvcaoshan MT deep sounding profile |
近些年来，非线性共轭梯度反演(NonLinearConjugateGradients,简称NLCG)是国际上最为流行的大地电磁二维反演方法.NLCG 反演虽然每次迭代对模型的改变量较小，导致收敛较慢，但是NLCG 反演每次迭代所需要的时间很少，对数据的拟合也比快速松弛(RapidReleaseInversion,简称RRI)、Occam、数值域Occam 等算法好；最重要的优点是NLCG 支持很大数据集的反演.在综合考虑了几种常规反演方法的利弊后，结合该地区以往的反演工作经验，选用了NLCG 反演.同时，由于TE 模式的数据对浅部、局部三维异常体更为敏感，但对深部反映较差，而TM 模式对深部反映较好，且观测数据较易拟合[13, 27-28]，故本文采用TM 模式的数据进行反演.对比多组反演参数的模型后，选定光滑因子τ 为10，水平圆滑因子α 为3的反演结果.
图 4(a-d)分别是五道梁-绿草山MT 深探测剖面的实测视电阻率拟断面图、理论模型的视电阻率响应拟断面图、实测相位拟断面图和理论模型的相位响应拟断面图.分别比较实测和理论计算的视电阻率和相位拟断面图，可以看出无论是视电阻率或者相位的实测数据都和理论计算结果十分接近.进一步考察沿测线的拟断面上拟合剩余误差的分布和测线上各测点反演的均方根拟合差分布发现，在五道梁-绿草山测线上对于所有测点的全部频点来说，视电阻率和阻抗相位的最大误差都小于4，经200次迭代后全部测点的总拟合差小于1.8.这表明，五道梁-绿草山MT 深探测剖面的二维反演模型响应与实测资料拟合得相当好，反演获得的地壳和上地幔电性结构模型有较高的可信度.
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图 4 五道梁-绿草山大地电磁测深剖面TM 模式数据拟合情况 (a)、(b)分别为实测数据、模型响应数据的视电阻率拟断面图；(c)、(d)为相位拟断面图. Fig. 4 The fits of TM mode data from Wudaoliang-Lvcaoshan MT sounding profile (a)，（b) is the resistivity pseudosection map of observational data and model response； (c)，（d) is the phase pseudosection map |
图 5是对TM 模式数据应用非线性共轭梯度法反演获得的五道梁-绿草山剖面二维反演电性结构模型.它给出的是深度和导电性的定量关系.图上横坐标轴表示剖面线，纵坐标轴表示反演得到的深度；断面上充填颜色的等值线表示地壳和上地幔介质电阻率的常用对数值，红色反映低电阻率，蓝色反映高电阻率，过渡色表示中间电阻率，具体的电阻率值可由色标棒判读.一般来说，电阻率等值线的密集、扭曲或发生畸变的地方，即电性急剧变化的地方，这往往是不同电性介质间界面或断裂带的反映.等值线稀疏、平稳说明电性层较稳定；而等值线沿剖面方向的起伏则反映电性层的断面构造形迹，等值线数值的分布规律可以指示出电性断面的结构特征.因此，沿测线断面上电阻率等值线的图像可以反映沿剖面地下半空间介质电阻率的分布规律，即剖面断面的电性结构模型.
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图 5 五道梁-绿草山大地电磁测深剖面二维NLCG 反演电性结构模型 Fig. 5 Resistivity model of Wudaoliang-Lvcaoshan MT sounding profile from 2D NLCG inversion |
如图 5所示，在五道梁-绿草山剖面断面上，地下15~35km 深处存在一组纵向电性梯度带，它沿剖面方向呈起伏状态.在五道梁地区(628-655号点)，该电性梯度带凸起；而在昆仑山地区(655-688号测点之间)，电性梯度带下凹深达40km；但在柴达木盆地(688-2138号点)，电性梯度带又凸起到20km 左右.在50~60km 深度，发现有第二组沿剖面展布、起伏较小、构造形态与第一组相近的纵向电性梯度带.
这两组电性梯度带沿剖面方向把五道梁-绿草山剖面断面100km 深度以上划分为上、中、下三个电性层(即:依次为第一至第三电性层)；第一个电性层反映了上地壳的导电性结构特征，第二个电性层即反映中、下地壳的导电性结构，而第三个电性层则是上地幔顶部导电性结构特征的反映.
4 主要断裂带电性特征地块是具有区域延展性的地质实体，按照这一个概念划分青藏高原基本构造单元将有助于恢复和再造陆块原型，进而研究青藏高原的形成与演化机制.一般来说，在地块内部不同区段的沉积、构造、火成和变质作用都具有可以相类比的特征.而不同地块之间则是以断裂(或缝合带，或结合带)相邻接.所以，准确圈定区域断裂构造便成了合理划分地块单元的首要条件.
从物性分析的角度考虑，当地下断裂构造发育，断裂带上结构松散、破碎，往往填充大量地下水溶液或其它低阻介质，形成与周围地层有明显电性差异的低阻异常带.另一方面，断裂发育，也往往使正常的地层层序破坏，地层结构发生异常变化；而由于各种地层都有各自的电性特征，地层结构的变化将引起地电结构产生相应的畸变.所以，在断裂带发育的地方，必然存在明显的电性梯度带(或畸变带).通常，电阻率断面等值线密集的梯度带(或等值线扭曲的畸变带)的延伸方向，即指示断裂带总体的倾向；其下延深度即断裂带切割深度.
五道梁-绿草山大地电磁剖面南起金沙江缝合带附近的五道梁，北至南祁连地块的绿草山，穿越的构造单元有:松潘-甘孜-可可西里地块和东昆仑-柴达木地块；穿越的地块边界有:昆仑断裂带和柴达木北缘缝合带.
图 6是五道梁-绿草山观测剖面的电阻率断面等值线及主要断裂构造推断图，图中以“F"表示断裂带中的主断裂，以“f"表示其他次级断裂.在与青藏高原及其邻区区域地质资料进行对比分析后，不难看出，这些深断裂基本与青藏北部松潘-甘孜及东昆仑-柴达木地块一系列重要的深断裂带相吻合.
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图 6 青藏高原五道梁-绿草山剖面电阻率等值线及主要断裂构造推断图 Fig. 6 Resistivity contours and inferred major faults of Wudaoliang-Lvcaoshan MT profile |
(1)苟鲁山克错-囊谦断裂带(F1): 如图 6所示，在剖面上629和631号点之间，由断面的电性结构特征可以看出，这里存在一组横向的电阻率梯度带，把高阻的上地壳分隔成南、北两个块体；这电性梯度带向南倾斜，下延深度超过20km.根据这里的电性结构，结合地下岩石的导电性特征分析、推断，这电性梯度带是壳内深断裂的反映，即F1断裂带.
通过与区域地质、区域剩余布格重力异常(见图 8)和区域航磁(见图 9)资料的对比分析认定，F1即苟鲁山克错-囊谦断裂带在五道梁-绿草山MT深探测剖面上的痕迹.
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图 8 藏北地区1∶500万剩余布格重力异常图 Fig. 8 Residual Bouguer gravity anomaly map of northern Tibet(1 :5 million) |
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图 9 藏北地区1∶500万Δ T 航磁异常图 Fig. 9 AT aeromagnetic anomaly maps of northern Tibet(1 ：5 million) |
该断裂带在青海省境内西起苟鲁山克错，向东经曲柔!卡，至囊谦.产状向南陡倾，切穿了整个地壳达上地幔，为岩石圈尺度的深断裂带.
(2)乌兰乌拉湖-玉树断裂带(F9): 乌兰乌拉湖-玉树断裂带由数条密集的北西向断裂组成，西起青海境内的乌兰乌拉湖，向东途经苟鲁山克错、冬布里山、当江，到玉树.该断裂带在631和632号点之间穿越五道梁-绿草山MT 深探测剖面线，分析剖面上电阻率等值线的分布(见图 6)，地壳内存在一组电性梯度带向北倾斜、延伸到五道梁与不冻泉之间，深度达40km,这即乌兰乌拉湖-玉树断裂带(F9)在剖面上的反映.它与苟鲁山克错-囊谦断裂带(F1)共同构成金沙江缝合带的北界，是松潘-甘孜-可可西里地块与羌塘-唐古拉地块的分界线.其北侧分布的上三叠统柯南群，以含虫迹化石较多为特点，并含有众多产二叠纪化石的岩块和砾石；经受较强烈区域动力变质，岩石可达片岩变质相；火山岩以拉斑玄武岩为主.南侧出露的上三叠统巴塘群以含底栖生物腕足、瓣鳃、珊瑚为主，地层中不含产二叠纪化石的岩块和砾石；岩石变质浅，仅达千枚岩相；火山岩以碱性系列为特征[29-30].
青海省区域地质志认为[30]，该断裂倾向北东，倾角40°~70°.而许志琴等[31]根据天然地震资料，推断该断裂是岩石圈深度断裂，倾向向北.根据五道梁-绿草山剖面的电性结构特征分析，我们认为该断裂带主体构造的产状向北缓倾，但切割深度只局限在地壳范围内，应属于壳内深断裂.此外，与区域重力和航磁资料对比也发现，在该断裂带通过的地方并没有反映岩石圈深断裂带的重、磁场特征(见图 7-9).这也可以在某种程度上证实我们的推断.
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图 7 藏北地区1∶500万布格重力异常图 Fig. 7 Bouguer gravity anomaly map of northern Tibet(1 : 5 million) |
(3) 饮马湖-称多断裂带(F3，F2): 在五道梁-绿草山MT 深探测剖面上五道梁南边643号点的位置，地下见有一组向南陡倾的横向电性梯度带，即F3.从导电性看(图 5)，梯度带F3为低阻异常带；其两侧上地壳都是中高阻体，而向下延伸把中、下地壳高导层分割成南、北两组高导体，电阻率小于4Ωm；位于梯度带南侧的高导体顶面较深，而北侧的高导体顶面较浅；该电性梯度带尖灭于下地壳，深度约60km.在此下地壳底面和上地幔顶部为中高阻体，电阻率约100~300 Ωm,向南缓倾(见图 5、6).根据壳、幔电性特征推断，这里发育一组地壳深断裂带，产状向南陡倾，切割深度超出60km,为岩石圈深断裂带.此外，在640号点位置，又发现另一组向南缓倾的横向电性畸变带，即F2(见图 6)，其下延深度约15km.推断为壳内大断裂，是F3的次级断裂带.
通过与青藏北部区域地质资料的对比，以及与区域重力(图 7、8)和航磁(图 9)资料的综合分析，可以认定该断裂带为饮马湖-称多断裂带；西起饮马湖，向东经五道梁、曲麻莱，到称多、石渠，F3为其主断裂带.
(4)博卡雷克塔格-阿尼玛卿断裂带(F4，f1，f3，f4): 如图 6所示，在五道梁-绿草山MT 深探测剖面上不冻泉与纳赤台之间，661-663 号点的位置，地下存在一组向南陡倾的横向电性梯度带，即F4，其切割深度大约35km,下部与下地壳高导体连通.电性梯度带(F4)两侧地壳电阻率特征明显不同(图 5).南侧的松潘-甘孜-可可西里地块上地壳为中高阻体，电阻率值小于1000 Ωm,而厚度较小，约20km；其中下地壳存在高导体，核部电阻率小于4Ωm.北侧的昆仑-柴达木地块，上地壳也为中高阻体，但厚度较大，约有40km；在这里下地壳也存在高导体，但厚度小，电阻率值略高，在10Ωm左右.
位于该电性梯度带(F4)的南、北两侧分别伴随两组北倾的f3、f4 和一组南倾的f1 横向电性畸变带，它们的延深都小于10km.
由青藏北部区域地质资料表明，剖面上F4 的位置正是博卡雷克塔格-阿尼玛卿断裂带通过的地方，F4反映了该断裂带主断裂的电性结构特征.结合区域重力(图 7、8)和航磁资料(图 9)分析，可以推断博卡雷克塔格-阿尼玛卿断裂为壳内深断裂，产状向南陡倾，向下延伸达35km 深.
该断裂带西起昆仑山的博卡雷克塔格北侧，向东经阿拉克湖，至阿尼玛卿山的玛沁；它由一系列北西-北西西或东西-北西向断层组成，可见与F4相伴随的f1、f3和f4为断裂带内次级断裂.
此断裂带是分隔青藏高原南、北两大地貌单元的分界线:断裂带以北以高山夹持大型盆地为特色，水系为封闭内陆型；以南则为大幅度整体上升形成的南青藏高原，水系属黄河、长江外流型.其主断裂即阿尼玛卿深断裂带，是南部松潘-甘孜-可可西里地体和北部北昆仑-柴达木地体的分界线.
(5)布喀达坂峰-久治断裂带(F10，f5): 由图 6所示的电性结构模型可以看出，在不冻泉北侧658号点附近，剖面断面上存在一组北倾的电性梯度带和畸变带(F10)，向下延伸到格尔木地下约80km 深处.从地壳表层到上地幔盖层范围内，F10通过的地方介质的导电性较差，电阻率在300~1000Ωm 之间；在大约45~60km 深处，F10切割下地壳和上地幔向南缓倾的中高阻地层，将其分隔为南、北两个中高阻体，电阻率值略大于100Ωm；南边的高阻体厚度大(图 5).此外，在剖面上664和665号点之间，地壳浅层也见有一组规模不大、向北倾斜的电性梯度带f5，其切割深度小于10km.
根据断裂构造导电性特征的分析结果，推断F10为岩石圈尺度的深断裂，在剖面断面上产状北倾，延深达80km；而f5为其次级断裂.
通过与区域地质资料的对比发现，F10 正与地面地质圈定的布喀达坂峰-久治断裂带吻合.该断裂带在青海境内西起昆仑山的布喀达坂峰，向东延伸经昆仑山口、昌马河，到达久治.它与博卡雷克塔格-阿尼玛卿断裂带共同构成昆仑山南缘断裂带.
(6)昆中断裂带(F11，f2): 阿尼玛卿-昆仑-木孜塔格缝合带构成东昆仑-柴达木地体的南部边界[13, 32].昆中断裂带是指昆仑山中央断裂带，它沿东昆仑山主脊两侧向近东西向延伸；西起昆仑山的博卡雷克塔格北坡，向东延伸经清水泉、清根河至鄂拉山，被鄂拉山断裂切割后，呈隐伏状态继续东延；此断裂地表倾向北[30].如图 6所示，沿着五道梁-绿草山剖面的位置，在670号点发现中、上地壳存在一组向北陡倾的横向电性梯度带(即F11)，其下延切割了下地壳和上地幔向南缓倾的中高阻地层，在大约65km 深处趋于F10.而在668 号点，地壳浅部存在一组向南陡倾、规模不大，延深小于10km 的电性梯度带(f2).在f2与F11之间为近于直立的低阻带，其上部把电阻率大于1000Ωm 的上地壳高阻层分为南、北两块体，下部与位于纳赤台之下的上地壳高导体连通(见图 5).
根据剖面导电性结构特征的分析，推断F11为岩石圈尺度的深断裂，在剖面断面上产状向北陡倾，深部与F10汇聚；而f2为其次级断裂.结合区域地质资料分析可以确定，F11与f2即为昆中断裂带在该电性结构断面上的反映.
鄂拉山以西，昆中断裂带北侧结晶基底为古元古界中、深变质岩系；南侧晚古元界浅变质岩系厚度巨大，且含有大量基性火山岩，构成整个青藏高原中南部的结晶基底.显然，昆中断裂带是分隔青藏高原，甚至中国南北陆壳不同基底的分界线；其北部为中朝地台基底，南部为扬子准地台基底[30].因而，该断裂带的重、磁场特征在区域重力(图 7、8)和航磁(图 9)图上表现为青藏高原中、北部主要的重力梯度带和磁力梯度带.
(7) 昆仑山北缘断裂带(柴达木南缘断裂带)(F12): 在五道梁-绿草山MT 深探测剖面上，格尔木到锡铁山之间为柴达木盆地范围，其地壳上部地层的电阻率很低，小于3Ωm；在盆地南边，外围地层是高阻体，电阻率大于1000Ωm(见图 5).盆地南部边界位于676号点北侧，从电性特征上看是一组北倾的电性梯度带(F12)(如图 6 所示)，这与地面地质圈定的昆仑山北缘断裂带(或称柴达木南缘断裂带)相吻合.
据区域地质资料可知，该断裂带由一组东西向断裂组成，主断裂有两条，即格尔木隐伏断裂和那陵郭勒河断裂.但在剖面穿越位置，那陵郭勒河断裂已与格尔木隐伏断裂汇合在一起.青海省区域地质志认为该断裂产状向南倾斜，但根据电性结构特征推断，其产状应该是向北倾.格尔木隐伏断裂通常也称为柴达木盆地南缘断裂，地表未见出露，根据地球物理和钻探资料推测，断裂西起祁漫塔格西南，东经格尔木北、香日德，交于柴北缘断裂西南端，呈北西西-东西向展布，为北昆仑大陆边缘碎块和柴达木大陆碎块这两个二级地块的分界线[30].
根据探测剖面上断面电阻率等值线的分布规律推测，柴达木盆地南缘的电性梯度带与位于盆地中、下地壳和上地幔的电性梯度带、畸变带及低阻带共同构成昆仑山北缘断裂带(F12)的电性构造痕迹.它表明，昆仑山北缘断裂带(F12)的深部结构十分复杂，切割了多组深部高阻和低阻电性体；其向下延深达100km(见图 6).在区域重力(图 7、8)和航磁(图 9)图上均与青藏高原中、北部的重力梯度带和磁力梯度带相吻合，反映出岩石圈深断裂的重、磁场特征.
(8)柴北断裂带(北霍鲁逊河隐伏断裂带)(F5): 如前所述，在柴达木盆地内由南到北，地壳上部地层为电阻率小于3Ωm 的高导体，结晶基底为电阻率大于1000Ωm 的高阻体；但在MT 深探测剖面上2114-2126号点之间却发现高阻基底为一组电阻率小于3Ωm 的大规模高导体所分隔，这高导体向南倾斜，下延达50km 深处，转而折向北倾与这里上地幔存在的、向南倾斜的幔内高导体连通(图 5).可以从柴达木盆地剖面上电阻率断面等值线的分布看到，在2126号点地下，一组电性梯度带(F5)由地壳上部南倾沿中、下地壳高导体的北侧向上地幔延伸(见图 6).
结合区域重力(图 7、8)和航磁(图 9)资料分析，在MT 深探测剖面上F5 通过的地方，基本与柴达木腹地重力梯度带和磁力梯度带的分布一致；这表明，F5反映了一组岩石圈深断裂带的导电性结构特征.但是，柴达木腹地在区域地质图上标示的是中、新生代陆相盆地区，地表为大面积第四纪覆盖，见不到大规模断裂构造的痕迹.因此，推断F5是发育于柴达木腹地的一组隐伏深断裂，即柴北断裂带(北霍鲁逊河隐伏断裂带)；其产状向南倾，切割深度达上地幔.
(9)柴北缘断裂带(锡铁山南缘断裂带)(F6，F13，F14，F15，F16): 据青海省区域地质志描述，柴达木盆地北缘断裂带沿一系列山麓出露，部分地方隐伏，呈现一些规模不等的中生代以前的地层与新生界之间的断层接触；走向为北西西向，倾向为北北东向，倾角陡缓不一，为岩石圈断裂[30].陈炳蔚等[33]认为，它是柴达木大陆碎块与欧龙布鲁克大陆碎块之间的分界断裂；而格尔木-额济纳旗地学大断面的重力工作认为该断裂倾向向南，断距不大.
从五道梁-绿草山MT 深探测剖面的电性结构模型上看(图 5)，柴达木盆地的北界位于锡铁山前(即2138号点)，这里存在一组上窄下宽、向南陡倾，与发育在中下地壳的高导体相连通的低阻带；中下地壳高导体的顶面深度40km,向北缓倾，它与柴北断裂带的壳内高导体构成“八"字形断面结构；受其控制，中、上地壳的高阻体也呈“八"字形断面结构.因此，这使得地壳和上地幔的电阻率断面等值线呈现多组“人"字形分布的电性梯度带.它们由浅及深，与2138号点地下发育、延深达上地幔的南倾电性梯度带(F6)成“雁"形排列；其中，F13-F16的产状向北倾斜(图 6).根据与区域地质资料的比对发现，F6正与柴北缘断裂带主构造锡铁山南缘断裂在剖面上的位置吻合；这一系列结构特征显然表明F6反映了锡铁山南缘断裂的电性结构特点.当结合区域重力(图 7、8)和航磁(图 9)资料进行综合分析时，可以看到F6与柴北缘重力梯度带和磁场梯度带的分布一致，这证明了锡铁山南缘断裂属于岩石圈深断裂.
如前所述，F13-F16是伴随F6，倾向与之相背的一系列北倾的岩石圈电性梯度带(图 6)，这表明柴北缘残山间的元古界以逆断层于山前推覆在中、新生代地层之上.可见，柴北缘断裂带(锡铁山南缘断裂带)是由南倾的岩石圈深断裂F6 和一系列产状相背、北倾的逆冲断裂所构成的.
(10)青藏北部岩石圈滑脱带(F7，F8): 由图 4所示的五道梁-绿草山剖面电性结构模型可以看到，从剖面北边的锡铁山前(2138号点)到剖面南端，由浅到深，岩石圈导电性具有明显的分层结构.上地壳大体上为高阻层，中地壳和部分下地壳基本上为高导层；下地壳底部和上地幔的导电性较复杂，由北向南，介质的电阻率以高、低相间的格局展布；因此，在岩石圈中必然存在纵向的电性梯度带.一般来说，这些纵向电性梯度带所描绘的电性界面轮廓既可能是反映岩石圈的层状构造特征，又有可能反映岩石圈内产状平缓、隐伏的滑脱构造形迹.
纵观五道梁-绿草山剖面的电性结构模型，对模型断面的电阻率等值线分布做较深入的分析不难发现，从剖面北端的2138号点(锡铁山前)到剖面南端的631号点之间，岩石圈内存在二组深度不同，由北向南产状缓倾的纵向电性梯度带F7 和F8(见图 6).其中，F7的北端在锡铁山前，界面深度约5km；向南延伸到格尔木位置，界面深度增大到30km；到纳赤台时，界面深度为40km；到不冻泉，界面深度为55km；当到达五道梁时，界面深度反而变浅，为50km；到达631号点时，F7 产状变陡，界面深度急剧增大.
而F8位于F7之下，与F7近于平行展布；其北端自2126号点起，界面深度约30km；当向南延伸到格尔木位置时，界面深度增大到50km；到纳赤台时，界面深度为65km；而到达到不冻泉时，其产状变陡，界面深度急剧增大，为80km；到五道梁时，F8的界面深度已超出100km.
如图6所示，F7和F8之间夹持的是一组电阻率为100~500Ωm的中高阻体，它以低角度由北向南延伸.在昆仑-柴达木地块范围内，这向南缓倾的中高阻体厚度稳定；而在松潘-甘孜地块内，中高阻体的厚度具有向南增厚的趋势.它的顶、底面都伴随有壳内和上地幔高导体；但在中昆仑和柴达木范围内，似乎这中高阻体把原本电阻率很高的岩石圈分割为上、下两块高阻体.从探测剖面的断面导电性结构特征分析，似乎能给我们这样的启示:F7和F8是青藏高原北部岩石圈中二组由北向南缓倾的隐伏滑脱带，它们夹持的中高阻体很可能是来自于青藏高原北边的古亚洲大陆岩石圈；它在柴北缘与昆仑-柴达木地块汇聚、碰撞，沿着F7和F8之间向南俯冲、变形，到达松潘-甘孜地块之下.
5 结语通过对五道梁-绿草山大地电磁深探测剖面二维反演获得的电性结构模型中电阻率等值线梯度带和畸变带的研究，结合区域重力、航磁数据以及区域地质构造，可以推断研究区域主要断裂构造的倾向和走向，有助于厘定青藏高原北部主要地块之间的界限及深部接触关系，并由此讨论青藏高原形成演化过程中亚欧板块所起的作用.
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