中亚造山带(CAOB)是世界上规模宏伟的造山带，先后经历了古亚洲洋俯冲闭合、陆陆汇聚以及碰撞后伸展等地质过程，系统的保存了欧亚大陆形成与演化的信息，是全球显生宙以来陆壳增生和改造作用最为强烈的地区(Sengör et al.，1993；Xiao et al.，2003，2009; Jahn et al.，2004; Windley et al.，2007; Li et al.，2013).兴蒙造山带是中亚造山带在中国境内的部分，位于西伯利亚板块和华北板块之间.中国东北地区位于兴蒙造山带东段，主要由额尔古纳、兴安、松嫩和佳木斯等地块拼贴而成(张兴洲等，2011)，但关于板块拼贴的位置和时间还存在很多争议，因此其构造演化历史一直是地学界研究和争论的焦点(李锦轶等，2009；张兴洲等，2012；高峰等，2013；Zhou and Wilde，2013).大兴安岭与其两侧的海拉尔盆地和松辽盆地位于兴蒙造山带东部，组成中生代典型的盆-岭构造体系，由于其经历和记录了不同时期和不同构造域的地质影响，因此是研究和解决东北亚乃至中亚造山带地质演化问题的重要区域.另外大兴安岭与其两侧盆地也是我国非常重要的成矿带和油气带(邵济安等，2010)，因此是我国深部资源勘查的重要地区.由于大兴安岭地区原始森林覆盖，探测条件恶劣，因此地球物理观测资料比较少，亟需深部地球物理观测提供证据和约束.

2013年8月，中国地质科学院地质研究所岩石圈中心和吉林大学地质调查研究院完成了海拉尔盆地—大兴安岭—松辽盆地—小兴安岭—方正断陷—虎林盆地1500 km大地电磁长剖面.本文截取大兴安岭段剖面资料，旨在从电性角度研究大兴安岭地区盆-岭深部壳幔结构.经过严格的数据处理、分析和反演获得了电性结构模型，为研究大兴安岭地区盆-岭构造演化以及深部资源勘察远景提供新的依据与信息.

大兴安岭地处中国东北地区，以北北东走向横跨在兴蒙造山带之上，海拉尔盆地是中-新生代断陷盆地，松辽盆地是大型的中-新生代断陷-坳陷闭合式盆地(邵济安等，2005).中生代以来，大兴安岭地区构造及岩浆活动强烈，分布广泛的岩浆岩.最新研究认为这些岩浆岩主要形成于晚侏罗至早白垩时期(Wu et al.，2011).有关岩浆岩成因，目前主要存在以下三种观点：(1)板内作用或地幔柱(邵济安等，2005；葛文春等，1999；Deng et al.，2004)；(2)与北部蒙古—鄂霍茨克洋的闭合有关(Fan et al.，2003；Meng，2003；Ying et al.，2010)；(3)与东部古太平洋俯冲有关(蒋国源等，1988；Wu et al.，2005；Wang et al，2006；Zhang et al，2010).

由于探测条件恶劣，大兴安岭地区深部地球物理探测资料总体比较少.在满洲里—绥芬河地学断面中，金旭和杨宝俊等(1994)通过大地电磁发现大兴安岭壳内存在高导层，但其重点放在全中国大陆和全球构造，所以点距比较大，分辨率相对比较低.汤吉等(2005)利用大地电磁研究了阿尔山火山区地壳和上地幔电性结构；刘殿密等(2007)和刘财等(2011)利用大地电磁研究了松辽盆地西边界深部电性结构，总体来说他们主要研究了大兴安岭地区的局部电性结构.李英康等(2014)利用深地震测深研究了大兴安岭及其两侧盆地的深部速度结构. Hou等(2015)利用深地震反射揭示了大兴安岭地区精细壳内结构.另外中国地震局地球物理研究所利用宽频带地震研究了中国东北地区深部结构(张广成等，2013；Zhang et al.，2014；高延光和李永华，2014；潘佳铁等，2014；张风雪等，2013，2014).

剖面大地电磁测点分布如图 1所示，西起海拉尔盆地东缘向东延伸穿过中段大兴安岭直至松辽盆地西缘，沿途经过诺门汗、伊尔施镇、天池镇、柴河镇、蘑菇气镇、碾子山、龙江县以及齐齐哈尔.由于大兴安岭人烟稀少、森林覆盖密集、交通不便，所以剖面并不是一条直线.整条测线共包括98个宽频大地电磁测深点，长约400 km.野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MTU-5宽频大地电磁仪，以张量方式布极，测量两个相互正交的水平电场分量(E_x，E_y)和三个相互正交的磁场分量(H_x，H_y，H_z)，平均点距约为5 km，平均采集时间约为20 h.利用凤凰公司提供的SSMT2000软件对原始时间序列进行快速傅里叶变换，并通过远参考(Gamble et al.，1979)、Robust估计(Egbert，1997)等处理技术，获得阻抗张量信息.经过严格数据处理后得到的视电阻率与相位曲线质量普遍较高，测点可用周期约为0.003~2500 s(Liang et al.，2015).通过对剖面测点的视电阻率和相位曲线分析发现，不同地质单元具有不同的曲线形态特征.各个地质单元的典型视电阻率和相位曲线如图 2所示，其中XL006位于海拉尔盆地东侧，XL012位于海拉尔盆地与大兴安岭结合带，XL082和XL130位于大兴安岭中部，XL170位于松辽盆地与大兴安岭结合带，XL182位于松辽盆地西侧(测点具体位置见图 1).通过视电阻率曲线可以看出海拉尔盆地和松辽盆地呈低阻特征，大兴安岭地区整体呈高阻特征，在盆岭结合带电阻率曲线发生比较明显变化.

图 1

Fig. 1

图 1 测区点位分布图及构造简图(李英康等，2014) 红色点为MT测点 Fig. 1 Location of MT sites and tectonic structures in the survey area (Li et al.,2014) Red dots are MT stations

图 2

Fig. 2

图 2 大地电磁剖面典型测点的视电阻率和相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and phase curves for typical MT stations along the MT profile

MT在反演之前需要对数据做维性和构造走向分析.其中二维偏离度是反应地下介质电性结构维数的重要参数，当剖面大部分测点的主要频段二维偏离度小于0.3时，可将地下电性结构近似为二维(张乐天等，2012；李冉等，2014). 本文采用Bahr二维偏离度(Bahr，1991)进行维性分析.图 3为二维偏离度拟断面图，从图中可以看到剖面大部分测点的二维偏离度都在0.3以下，只有少数测点低频段的二维偏离度值大于0.3，说明此处的深部电性结构较复杂，具有三维特征.另外根据相位张量分析(Liang et al.，2015)剖面整体具有二维特性.总体而言，本剖面表现为较强的二维特征，可以进行二维反演解释.

图 3

Fig. 3

图 3 二维偏离度拟断面图(Bahr张量分解) Fig. 3 The cross-section of the Skewness (Bahr-impedance tensor decomposition)

本文利用GB分解(Groom and Bailey，1989)进行构造走向分析，图 4给出了0.01~0.1 s、1~10 s、10~100 s、100~1000 s四个频段全剖面测点的电性主轴方位角统计图.从图中可以看出，在高频段(0.01~0.1 s)没有比较明显的电性主轴方向，在低频段(1~10 s、10~100 s、100~1000 s)玫瑰图指示了较明显的电性主轴方向，结合相关地质资料可以判断测区的总体构造走向约为北东向20°.

图 4

Fig. 4

图 4 各频段构造走向分析结果玫瑰图 Fig. 4 Rose diagrams showing strike analysis results for each corresponding frequency band

由剖面二维偏离度可以看出，某些测点在较低频率呈一定三维性.一般来说，TM模式反演不易受三维异常体影响，蔡军涛和陈小斌(2010)通过数值模拟计算也建议优先采用TM数据进行二维反演.本文采用非线性共轭梯度算法(NLCG)(Rodi and Mackie，2001)对剖面进行了TM模式反演(结果如图 6所示).反演参数为：正则化因子τ=10，横纵光滑比a=1，视电阻率误差级数10%，相位误差级数5％.初始模型为100 Ωm均匀半空间，经过200次迭代计算，最终RMS反演拟合差为1.872.图 5给出了剖面所有测点TM视电阻率与相位的实测数据以及二维模型响应数据的拟断面图，通过对比可以看出，实测数据与反演模型响应数据拟合良好，进一步说明了本剖面二维反演结果的可靠性.

图 5

Fig. 5

图 5 TM视电阻率与相位的(a)实测数据和(b)响应数据拟断面图 Fig. 5 Pseudosection maps of (a) observed and (b) modeled TM data of apparent resistivity and phase

根据反演得到的电性结构，结合地质情况绘制了电性构造解释图(如图 6所示).图中红色代表低阻，蓝色代表高阻；C1，C2，C3为高导体；R1，R2，R3，R4为高阻体.由图 6可以看出，剖面电性结构模型整体具有“横向分块，纵向分层”的特点，海拉尔盆地、大兴安岭以及松辽盆地具有不同的电性结构特征，海拉尔盆地和松辽盆地浅部呈低阻特征，但松辽盆地深部电性结构比较复杂；大兴安岭整体呈高阻特征，其上地壳基本呈明显高阻特征.在反射剖面中，大兴安岭中上地壳存在大量短的、强的不连续反射弧且没有倾向，推断为地下岩浆岩的反射体现(Hou et al.，2015).由于大兴安岭地区分布大面积的岩浆岩，而岩浆岩一般呈高阻特征，结合反射资料推断其上地壳高阻层可能为多次叠置的岩浆岩，说明大兴安岭经历了多期次岩浆活动；而高阻层底界面的起伏不平则反映了岩浆岩地层的褶皱变形或是下地壳生长变形作用；中下地壳发育不连续的低阻体，反射剖面中也存在一些弱反射，可能反映了大兴安岭内部地壳非刚性的特点；岩石圈地幔呈高阻特征，并且存在两个比较大的高阻体.同时整体来看，海拉尔盆地东缘和大兴安岭莫霍面有一定的电性分界体现.另外根据岩石圈电阻率分界面，我们推断海拉尔盆地东缘岩石圈厚度约为110 km，大兴安岭约为110~150 km，与S波接收函数结果：额尔古纳和兴安地块140~160 km(Zhang et al.，2014)和三维S波速度结构结果：大兴安岭100~110 km(潘佳铁等，2014)有一定差异.通过电性结构图我们可以看到，海拉尔盆地和大兴安岭结合带岩石圈并没有发生明显减薄，可能与它们同属兴安地块有关；松辽盆地和大兴安岭结合带岩石圈发生明显减薄，可能与它们分属不同块体有关.下面分几个地段讨论大兴安岭及盆山结合带深部电性结构特征.

图 6

Fig. 6

图 6 二维电性结构模型构造解释图 莫霍面根据文献(Hou et al., 2015)并基于电性结构模型略做修改，C为高导体，R为高阻体，LAB为岩石圈底界面. Fig. 6 Interpretation of the electrical structure model derived from 2D inversion of the MT data Moho depth after reference (Hou et al., 2015) and modified based on the electrical structure, C-Conductor，R-Resistor，LAB-lithosphere-asthenosphere boundary.

诺门罕至伊尔施段(横坐标0~75 km)：图中显示海拉尔盆地东缘浅层呈明显低阻特征，应该为沉积层的电性反映；中地壳存在高导体，可能与断裂带填充流体有关.横向30~40 km段浅部存在一个呈西厚东薄特征的低阻层，平均电阻率约40 Ωm，可能是由海拉尔盆地上地壳向大兴安岭延伸引起的.另外海拉尔盆地东缘与大兴安岭西缘具有相近的下地壳和上地幔电性结构，可能与它们同属兴安地块有关.横向40~75 km段在电性结构模型上从浅部到深部表现为“高阻-低阻-相对高阻-低阻”层状分布的特点，其中第一层高阻为上地壳，第二层低阻为中下地壳，第三层相对高阻为岩石圈地幔，第四层低阻可能为软流圈.

伊尔施至蘑菇气段(横坐标75~260 km)：其中伊尔施到天池这一带大致为阿尔山火山群的位置，该区自新生代以来曾发生过多次的玄武岩喷发(汤吉等，2005).从图中可以看到，此段电性结构由浅到深可分为三层“高阻-相对高阻-低阻”.第一层为上地壳，厚约18~22 km呈下凹形态，电阻率整体大于4000 Ωm；第二层为下地壳和岩石圈地幔，二者没有明显的电性分界面，厚约110 km，电阻率一般为150~550 Ωm；第三层可能为软流圈，顶界面深约130 km.根据前人研究，此段下地壳存在明显高速体(李英康等，2014)，一般来说地下高速体对应高阻体，所以推断其下地壳高阻体可能是已经固结的岩浆通道.而天池到蘑菇气段(横坐标105~260 km)电性结构纵向分层不明显.天池一带浅部存在一些低阻体，可能与温泉和地下水分布有关.此段上层整体为高阻，电阻率一般大于10000 Ωm，高阻层底界面起伏不平、凸凹相间，反映了这一段岩浆岩地层的变形作用或活动的中下地壳对上部的改造作用.中下地壳表现为横向上高低阻相间分布的特点，其中有四个比较明显的低阻体，电阻率一般为100 Ωm左右，可能为火山喷发后的残留热物质或者与火山喷发相关的地壳岩浆囊残留体(汤吉等，2005).此段深部存在一个巨大的高阻体R1，埋深约25~95 km，东西跨度约110 km，平均电阻率1000~1400 Ωm，并且R1形态与其上面高阻层的凹凸底界面有一定的耦合性.大兴安岭自早中生代以来发生大规模底侵作用(邵济安等，2005)，反射剖面中也显示大兴安岭Moho面出现多次错断并发育增厚的下地壳，代表该区曾发生多期地壳加厚事件(Hou et al.，2015)，地壳加厚可能会形成榴辉岩或者发生麻粒岩相变作用使得密度变大，进而引起重力不稳，结合岩石学(Zhang et al.，2010)，我们推断R1可能是由下地壳拆沉引起的(Liang et al.，2015).此外在蘑菇气下方存在一个埋深约30~90 km，东西跨度约50 km的高阻体R2，平均电阻率约为1000~1700 Ωm，并且与地壳中的高阻覆盖层连为一体，由此推断R2可能是一个冷却的岩浆房.

蘑菇气至齐齐哈尔段(横坐标260~400 km)：此段包含大兴安岭东缘、松辽盆地西缘以及它们之间的结合带.从电性结构图可以看到，此段电性结构整体比较杂乱，地壳内不再有大范围的连续高阻层，而是高阻体和低阻体以及高导体的堆积，反射剖面中也表现为比较强烈的构造变形区(Hou et al.，2015)，说明大兴安岭和松辽盆地的接触关系比较复杂.此段电性结构主要包含高导体C1、C2、C3，高阻体R3、R4以及C2和C3下方的西倾低阻带.根据资料，兴安地块和松嫩地块可能是由岛弧发展形成的(Wu et al.，2011)，它们沿黑河—嫩江一线于晚石炭纪完成碰撞拼合(高峰等，2013)，但考虑到地体并不大，拼合应以软碰撞形式为主(任纪舜等，1999)，因此兴安和松嫩地块在拼合之后可能很长时期内处于"联而不合"的状态，中间伴有地表海或残留海盆地(李世超，2012).根据电性结构图推断兴安和松嫩地块在龙江一带碰撞拼合，而且这种“联而不合”界限可能一直延续到蘑菇气.蘑菇气至碾子山段为碾子山断陷，浅层存在火山岩碎屑沉积(李世超，2012)，从图中可见此段浅部为低阻薄层，与沉积层相对应，而高导体C1可能与断裂带填充流体有关.岩石学显示兴安地块和松嫩地块拼合中发生火山活动，因此我们推断高阻体R3可能为凝固的岩浆通道，R4可能为岩浆岩，结合电性结构推断它们可能与兴安和松嫩地块拼合后形成.高导体C2、C3可能与松嫩地块和兴安地块的碰撞拼合引起过渡带破碎填充流体有关，后期又被嫩江断裂切割(刘财等，2011)；它们下方有一个深达岩石圈地幔尺度的西倾低阻带，是重要的构造转换带(张兴洲等，2011)，结合深地震反射在此处的残存地幔反射(Hou et al.，2015)，推断此低阻带可能为松嫩地块向兴安地块俯冲时形成的残余汇聚带.反射剖面还显示大兴安岭东缘发育向东倾的反射结构，展示出中生代以来大兴安岭强烈伸展的构造环境.汇聚带一般是构造薄弱带，其低阻特征可能与后期走滑伸张环境有关.

在项目资助下完成了横跨大兴安岭与两侧盆地结合带的大地电磁深剖面，通过一系列处理获得了剖面的二维电性结构模型.经过分析本文得到以下几点结论：

(1)剖面整体具有横向分块—纵向分层的特点，可划分为三个构造单元：海拉尔盆地、大兴安岭和松辽盆地.海拉尔盆地东缘和松辽盆地西缘浅部呈低阻特征，但松辽盆地西缘深部电性结构比较复杂，大兴安岭整体呈高阻特征.海拉尔盆地东缘与大兴安岭西缘具有相近的下地壳和上地幔电性结构，可能属兴安块体；松辽盆地西缘与大兴安岭接触关系比较复杂.

(2)根据电性分界面推断海拉尔盆地西缘岩石圈厚度约为110 km，大兴安岭岩石圈厚度约为110~150 km.

(3)大兴安岭上地壳整体表现为高阻特征，可能是岩浆多次喷发叠置的结果；中下地壳的低阻体则反映了大兴安岭内部地壳较弱，可能依旧处于活动状态；岩石圈地幔存在明显高阻体，暗示大兴安岭下地壳可能发生过拆沉作用.

(4)大兴安岭和松辽盆地之间存在一个岩石圈尺度的西倾构造转换带，推断松嫩地块向兴安地块俯冲并以软碰撞形式发生拼合.