中国东北地区位于中亚造山带东段，夹持在西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块之间，是解决东亚大陆构造演化的关键区域，根据变质基底的不同构造属性特征，老一辈地质学家认为其主要是由不同时代、不同性质的块体相互拼贴而形成的复合地块或造山带(黄汲清和姜春发，1962；李春昱，1980；Şengör et al., 1993；唐克东等，1995；任纪舜等，1999).根据板块构造理论，其先后经历了古生代古亚洲洋构造域、中生代蒙古-鄂霍茨克构造域以及中新生代太平洋构造域的叠加，近来研究认为东北地区大地构造格局自西向东主要包括额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块以及完达山增生杂岩带，但有关块体属性、拼合年代等存在很大争议，因此中国东北地区的构造演化历史一直是地学界研究和争论的焦点(李锦轶, 1998; 李锦轶等, 2009；Li，2006；Ge et al., 2007；Wu et al., 2005, 2007a, 2007b, 2011；王成文等，2008；刘永江等，2010；张兴洲等, 2011, 2012；许文良等，2013；Zhou et al., 2010, 2012；Zhou and Wilde, 2013；Liu et al., 2016).

额尔古纳地块和兴安地块位于东北地区西部，是两个十分重要的地质构造单元，前者发育有著名的海拉尔盆地，后者有大兴安岭，是我国非常重要的油气带和成矿带(邵济安等，2010).额尔古纳地块主体位于蒙古和俄罗斯，在我国主要分布于内蒙古东北部，向南与中蒙古地块相连，向北与俄罗斯境内的岗仁地块相连；兴安地块东部到贺根山-黑河断裂与松嫩地块为邻，向南延伸到内蒙古中部，向北也与俄罗斯境内的岗仁地块相连(张兴洲等，2006).然而有关两地块之间界线问题一直存在争议，有学者将德尔布干断裂作为额尔古纳地块的东界，分割了额尔古纳地块和兴安地块(李春昱，1980；任纪舜等，1999)；但也有一些学者认为塔河-喜桂图断裂作为额尔古纳地块的东界(叶慧文等，1994；葛文春等，2005；张兴洲等，2006；Wu et al., 2011；张丽等，2013).由于两个块体属于古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克构造域以及太平洋构造域的相互叠加部位，是研究块体拼贴、三大构造域叠加与转换的理想地区之一，因此其地质构造意义长期受到地质学家们的关注，研究者在该地区开展了大量地质研究并取得了很多进展(刘永江等，2010；张兴洲等, 2011, 2012；Wu et al., 2011；Zhou et al., 2010, 2012；Gou et al., 2013a, 2013b；Sun et al., 2013a；Zhou and Wilde, 2013；Wilde and Zhou, 2015；Liu et al., 2016).

为了研究区域深部结构和动力学机制，众多学者也开展了大量地球物理研究，如杨宝俊等(1996)利用满洲里-绥芬河地学断面对额尔古纳地块和兴安地块基底性质、速度结构、电性结构等做了综合地球物理研究；多名学者利用重力对东北地区进行了构造单元划分和断裂带深部结构等研究(杜晓娟等，2009；张凤旭等2010；吴咏敬等，2012；索奎等，2015)；很多学者利用宽频带地震研究了东北地区深部结构(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，2014；Tang et al., 2014；Tao et al., 2014；强正阳和吴庆举，2015；Liu et al., 2015；Guo et al., 2015)；刘财等(2011)利用大地电磁研究了海拉尔、根河、漠河中新生代盆地群基底电性结构特征；孙晓猛等(2011)通过重磁电震剖面综合研究了德尔布干断裂地球物理特征与构造属性；周锡明等(2013)利用重磁电剖面研究了海拉尔盆地深部结构特征；刘志龙等(2015)利用大地电磁研究了海拉尔盆地中上地壳电性结构；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；李英康等(2014)通过深地震测深剖面研究了海拉尔盆地及大兴安岭地壳速度结构；中国地质科学院地质研究所岩石圈中心利用大地电磁和深地震反射研究了大兴安岭深部结构特征(Liang et al., 2015；Hou et al., 2015).

总体来说以上地球物理研究，对额尔古纳地块和兴安地块结合带深部缺乏分辨率比较高的地球物理观测，本研究利用横过额尔古纳地块东缘和兴安地块西缘的新巴尔虎右旗-阿尔山段大地电磁测深数据开展深部电性结构研究，旨在从电性角度探测两个块体的深部壳幔结构，为两个块体的构造演化提供新的证据与约束，也为深部资源勘察远景提供新的依据与信息.

2013年8月，中国地质科学院地质研究所岩石圈中心与吉林大学地质调查研究院合作完成了新巴尔虎右旗-阿尔山段剖面.大地电磁测点具体位置如图 1所示，剖面北西-南东方向，西起额尔古纳地块东缘直至兴安地块西缘.整条测线长约300 km，沿途经过新巴尔虎右旗、新巴尔虎左旗、阿尔山等县市，共包括63个宽频大地电磁测深点.野外数据采集使用加拿大凤凰公司生产的MTU5宽频大地电磁仪，张量测量方式布极，每个测点测量3个相互正交的磁场分量(H_x，H_y，H_z)和2个相互正交的水平电场分量(E_x，E_y)，下标x、y、z分别代表南北方向、东西方向和垂直方向.采集过程中使用GPS同步观测，采集时间约20 h，平均测点间距约5 km.

图 1

Fig. 1

图 1 测区点位分布图及构造简图(Liu et al., 2016)红色点为MT测点，F1-德尔布干断裂，F2-新林-喜桂图断裂. Fig. 1 Location of the MT stations layout and tectonic structures in the survey area (Liu et al., 2016) Red dots are MT stations, F1-Derbugan Fault, F2-Xinlin-Xiguitu Fault.

数据处理使用凤凰公司提供的SSMT2000处理软件对原始时间序列数据进行快速傅里叶变换得到频率域数据，并通过Robust估计(Egbert，1997)、功率谱编辑等处理技术，获得阻抗张量信息.经过一系列处理后，最终得到剖面所有测点的视电阻率与相位曲线，测点可用最长周期范围约为320 Hz~2000 s.视电阻率和阻抗相位曲线可以反映地下介质的电性分布特征，如构造分区、电性分层等，研究区的典型视电阻率和阻抗相位曲线如图 2所示，其中04、12、24、34、46、54位于额尔古纳地块东缘，64、74、84、94位于额尔古纳和兴安地块拼合带，104、114位于兴安地块西缘(测点具体位置见图 1).由于测区基本位于草原，噪声干扰很少，从曲线图也可以看到数据质量比较高.通过对剖面测点曲线观察和分析发现，不同构造单元具有不同的曲线特征，其中在额尔古纳地块和兴安地块拼合带附近视电阻率曲线形态发生了比较明显的变化，而且电阻率非常低.

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 profile

获得阻抗张量数据后，需要进行维性分析，以便选择合适的反演方法(1D/2D/3D).二维偏离度是反映地下介质电性结构维数的重要参数，本文分别采用Swift (1967)和Bahr (1991)二维偏离度对剖面做维性分析，结果如图 3所示.一般来说，当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.从计算结果可以看到剖面大部分测点中高频段的二维偏离度 < 0.3，反映剖面浅部整体呈比较好的二维性；在中低频段存在>0.3情况，可能反映深部呈一定的三维特性.总体而言，本研究剖面表现为较强的二维特征，地下电性结构可以进行二维反演与解释.

图 3

Fig. 3

图 3 Swift和Bahr二维偏离度拟断面图 Fig. 3 The cross-section of the Swift and Bahr skewness along the profile

大地电磁数据在进行二维反演之前还需要确定区域构造走向，本文利用GB分解(Groom and Bailey, 1989；Mcneice and Jones，2001)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玫瑰花瓣图.从图中可以看出，在高频段(0.01~0.1 s、1~10 s)没有明显的电性主轴方向，在低频段(10~100 s、100~1000 s)指示了较明显的电性主轴方向，结合地质资料区域构造走向为北东向，可以判断测区深部的总体构造走向约为NE30°.由于野外数据采集电、磁场均为正南北和东西方向布置，所以NE30°的视电阻率和阻抗相位为平行于北东构造走向的TE模式数据，NW60°的视电阻率和阻抗相位为垂直于构造走向的TM模式数据.

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

本文反演使用目前较为成熟的基于非线性共轭梯度算法(NLCG)(Rodi and Mackie, 2001)的WinGlink软件，对不同模式的MT剖面数据在不同反演参数条件下进行了大量的反演，最终选取TE+TM模式.从前面维性分析可知研究区深部存在一定三维结构，蔡军涛和陈小斌(2010)数值模拟结果显示TE模式的视电阻率数据容易受到三维畸变效应影响，因此本文对剖面反演时，通过提高TE模式视电阻率的Error Floor (即降低TE模式视电阻率在反演过程中的权重，主要依靠TE模式阻抗相位和TM模式视电阻率、阻抗相位进行二维反演)，这样可以减小TE模式数据对整体反演结果的影响.另外选用不同的正则化因子τ值进行反演，以各个模型的粗糙度(Roughness)为横轴，均方根误差(RMS)为纵轴做L曲线图(如图 5所示)，处于曲线拐点处对应的τ值，既兼顾了模型的光滑程度，又与原始数据有很好的拟合关系(Farquharson and Oldenburg, 2004)，因此选择拐点处对应值3作为模型的τ值.最终反演参数为：初始模型为100 Ωm均匀半空间，网格剖分86×252，TE模式(视电阻率和相位的Error Floor分别为40%和10%)，TM模式(视电阻率和相位的Error Floor分别为10%和5%)，正则化因子τ=3，横纵光滑比a=1.经过200次迭代计算，最终RMS反演拟合差2.6178，反演结果如图 7所示(经正演计算后取100 km可靠深度).图 6给出了剖面所有测点TE和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，可以看出，实测数据与反演模型响应数据拟合良好，更进一步说明了二维反演结果的可靠性.

图 5

Fig. 5

图 5 剖面不同正则化因子反演得到的模型粗糙度与拟合误差曲线 Fig. 5 L-curve of roughness and RMS values for profile when τ is changed

图 6

Fig. 6

图 6 TE和TM视电阻率与阻抗相位的(a)实测数据和(b)响应数据拟断面图 Fig. 6 Pseudosection maps of (a) observed and (b) modeled TE and TM data of apparent resistivity and phase

图 7

Fig. 7

图 7 二维电性结构模型构造解释图莫霍面根据文献(Zhang et al., 2014)，C为高导体，R为高阻体，F1-德尔布干断裂，F2-新林-喜桂图断裂. Fig. 7 Interpretation of the electrical structure model derived from 2D inversion of the MT data Moho depth after reference (Zhang et al., 2014), C-Conductor, R-Resistor, F1-Derbugan Fault, F2-Xinlin-Xiguitu Fault.

根据反演得到的电性结构模型，考虑视电阻率和阻抗相位曲线的变化特征并结合研究区域地质情况，沿测线绘制了电性构造解释图(如图 7所示).图中纵坐标代表深度，横坐标代表测点累积距离；红色代表低阻，蓝色代表高阻，C1、C2和C3为高导体；R1、R2、R3、R4和R5为高阻体.从图 7可以看到，剖面电性结构模型整体具有“横向分块，纵向分层”的特点，沿剖面可划分为额尔古纳地块、兴安地块以及它们之间的拼合带.

额尔古纳地块大致可分为三层电性结构，第一层为高阻层，厚约10~30 km，电阻率值整体大于300 Ωm，其中在剖面西部存在一个比较明显的电性梯度带把高阻层分为高阻体R1、R3；第二层为高导层，纵向延伸大体至莫霍面，主要位于电性梯度带以东，高导层C1厚约5~20 km，电阻率值整体小于30 Ωm并且与上地幔高导相连；第三层为高阻，R2电阻率值整体大于100 Ωm，而且向东呈减薄趋势.碰撞拼合带可分为两层电性结构，第一层为高阻层，厚约5~10 km，电阻率值整体大于100 Ωm，其中R4电阻率值大于300 Ωm；第二层为高导，C2电阻率值整体小于10 Ωm并且整体向下延伸与上地幔高导相连，呈扇形扩大趋势.兴安地块大致可分为两层电性结构，第一层为高阻层，厚约15~40 km，电阻率值整体大于300 Ωm，其中R5电阻率值大于300 Ωm；第二层为相对高阻，电阻率值整体小于300 Ωm，其中存在高导体C3，电阻率值小于30 Ωm并且与上地幔高导有一定相连.

花岗岩Hf同位素特征表明，额尔古纳地块和兴安地块具有不同的演化历史(张丽等，2013)，从电性结构模型整体来看，额尔古纳地块东缘和兴安地块西缘呈不同的电性结构，代表了两个块体不同的构造属性特征.剖面地壳大致可分为两层电性结构，中上地壳高阻、中下地壳高导特征；额尔古纳地块和兴安地块上地幔呈高阻，二者结合带上地幔高导与其中下地壳高导相连；德尔布干断裂和新林-喜桂图断裂处为比较明显的电性梯度带，其中电性梯度带F1分割高阻体R1和R3，可能为德尔布干断裂的电性体现，推断其可能为切割至下地壳的断裂；另外研究区莫霍面有一定的电性分界体现.

研究区位于中亚造山带东段，发育广泛的岩浆岩(邵济安等，2010；孙德有等，2011；Wu et al., 2011)，研究区有大量岩浆岩体出露，而岩浆岩一般呈高阻特征(傅承义等，1985)，由此推断中上地壳高阻层R1、R2、R4和R5可能为多次叠置的岩浆岩，说明研究区经历了大规模岩浆活动；高阻区域的形态反映了岩基的形状与分布，其底界面的起伏不平则可能反映了岩浆岩地层的褶皱变形或是下地壳生长变形作用；本剖面中下地壳发育高导层或高导体，其他MT资料也反映研究区及周边地区中下地壳存在高导电相(汤吉等，2005；周锡明等，2013；刘志龙等，2015)，而地热资料显示研究区具有比较高的热流值(Hu et al., 2000)，这可能反映了研究区内部地壳非刚性的特点，依旧处于活动状态.

电性结构模型中一个最显著的特征是拼合带下方存在大范围高导体C2，其向下一直延伸到上地幔，而且与额尔古纳地块和兴安地块中下地壳的高导体C1和C3有一定相连.对于中下地壳的高导体成因，一般解释为高度互联的石墨、含水流体及局部熔融等，但是如此大规模的石墨难以稳定存在，含水流体会与下地壳矿物发生退变质作用而被消耗(杨晓志，2014)，测区虽然具有比较高的热流值，根据温度场分布特征(Sun et al., 2013b)，中下地壳温度很高但还没有达到局部熔温度，因此中下地壳高导体成因可能与局部熔融无关，而根据温度场分布，拼合带下方上地幔深度可能已经达到熔融状态.宽频带地震资料显示拼合带附近具有比较高的泊松比值，可能存在熔融介质(张广成等，2013；Tao et al., 2014)，重力资料显示为明显的低密度异常(索奎等，2015)，另据深地震反射剖面，拼合带附近莫霍面有一定隆起(未发表)，结合电性结构模型中延伸至上地幔的大规模高导体，我们推断其中下地壳物质是热的、软弱的，可能存在着地幔热物质上涌.而大陆下地壳主要由麻粒岩组成，包括斜长石以及相对富铁的单斜辉石和斜方辉石，通过高温、高压实验显示，当温度升高、铁含量增加、结构水含量增高等时，都会造成电导率的增加(杨晓志，2014).高的泊松比一般与下地壳铁镁质组分含量增加有关(嵇少丞等，2009)，结合高温、高压实验结果以及文中模型，我们推断拼合带下方可能存在幔源物质上升的通道，地幔热物质的上涌为中下地壳提供了热源和物源(比如铁)，造成了额尔古纳地块和兴安地块以及它们之间的结合带中下地壳及上地幔高导现象.另外，拼合带附近发育有海拉尔盆地，且具有很高的热流值，结合电性结构模型，推断其形成可能与热隆作用有关，中下地壳的高导层可能控制着油气的分布.

根据前面分析，下面我们初步探讨下研究区深部地球动力学过程.宽频带地震与深地震反射都显示研究区及邻区莫霍面相对比较平坦(Zhang et al., 2014；Hou et al., 2015)，展现了一个伸展的构造环境；岩石学资料也显示研究区和邻区自晚侏罗至早白垩纪处于伸张环境(郑常青等，2009；Ying et al., 2010；Zhang et al., 2010；Gou et al., 2013b；Sun et al., 2013a)，其中根据花岗岩类型特征推断额尔古纳地区可能发生过拆沉作用(Wu et al., 2011).另据地震波速度结构，推断东北地区岩石圈可能遭受了破坏与减薄(潘佳铁等，2014；张风雪等，2014；Tao et al., 2014)，各向异性特征也反映研究区存在岩石圈拉张变形(强正阳和吴庆举，2015).综合前人地质与地球物理研究成果，结合电性结构模型中额尔古纳地块和兴安地块中下地壳存在着连续的高导层或高导体并与拼合带下方延伸到上地幔的高导体相连，我们推断这些高导层或高导体可能形成于后期伸展环境，并且拼合带下方可能发生了拆沉作用，其动力学机制可能是早古生代额尔古纳和兴安两个块体俯冲碰撞造成区域岩石圈变厚，而自晚古生代以来，蒙古-鄂霍茨克洋持续向南俯冲导致岩石圈也在加厚，到晚侏罗至早白垩时期，蒙古-鄂霍茨克洋逐渐关闭，而加厚的岩石圈容易导致重力不稳，随着造山后的重力坍塌使得研究区整体构造环境由挤压转换为伸张，而后发生了拆沉作用并伴随着地幔热物质的上涌，由于拼合带为构造薄弱带，因此在拼合带下方形成了热物质上升的通道，而幔源物质的上涌则可能也是后期伸展环境的一个动力.

在项目资助下完成了横过额尔古纳地块和兴安地块拼合带的大地电磁测深剖面，通过一系列数据处理、分析和反演，获得了剖面的二维电性结构模型.结合地质与其他地球物理资料，经过分析和讨论，本文主要得到以下结论：

(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：额尔古纳地块、兴安地块以及它们之间的拼合带.

(2)额尔古纳地块东缘和兴安地块西缘中上地壳表现为高阻特征，可能是岩浆多次喷发的结果.

(3)研究区中下地壳的高导体反映其地壳非刚性的特点，可能形成于板块碰撞后的伸展环境，与幔源物质的上涌有关.

(4)额尔古纳地块与兴安地块拼合带下方可能存在地幔物质上升的通道，反映出地幔物质的上升作用是后期构造伸展的重要动力.

感谢两位匿名评审专家在本文修改过程中提出的诸多宝贵修改意见.感谢中国地质科学院地质研究所岩石圈中心长期以来给予的支持和帮助.