华北克拉通是地球上最古老的克拉通之一 (Liu et al., 1992)，它地处古亚洲，滨太平洋和特提斯—喜马拉雅三大构造域的交叠部位 (黄汲清等，1977)，由西部陆块和东部陆块在古元古代末期沿中部的造山带最终碰撞拼贴到一起而形成 (Zhao et al., 2012).但是，自中生代晚期开始，华北克拉通东、西部发生了分异的构造演化，东部出现了大规模的岩石圈减薄，而西部 (鄂尔多斯地块) 则保留了近200 km的“厚岩石圈”(朱日祥等，2011).鄂尔多斯地块在晚中生代时接受了稳定的地层沉积，随着晚白垩纪时开始的大面积持续隆升，周缘逐渐发育剪切拉张带，形成一系列断陷盆地，其中包括北部的河套地堑 (邓起东等，1999)，河套地堑北侧为华北克拉通北缘的阴山造山带.在这样一个稳定克拉通和活动造山带共存的区域，深部结构和物质状态是如何分布的，这对于研究青藏高原东北缘与华北克拉通之间的构造关系和相互作用具有重要的意义.

20世纪80、90年代以来，地质学家和地球物理学家对于该区地壳、上地幔结构的研究开展了不少工作.多数结果显示，鄂尔多斯地块结构简单，稳定均一，波速较高，具有较厚的岩石圈根 (约200 km)(李松林等，2002；郭飚等，2004；李多等，2012).然而，也有部分结果揭示出，鄂尔多斯地块内部并不是简单均一的，鄂尔多斯地块、河套地堑、阴山造山带具有各异的壳幔结构.地震研究结果显示，鄂尔多斯岩石圈厚度从南部的约160 km变化到北部的80 km (陈凌等，2010)，在鄂尔多斯北部下地壳-上地幔存在低速低阻层，尤其在鄂尔多斯北端与河套地堑接触地带存在大规模的上地幔低速体和低阻体 (Tian et al., 2011；Dong et al., 2014).剪切波分裂结果显示鄂尔多斯内部变形复杂，各向异性以38°N为界南北两侧存在明显差异 (常利军等，2011).但相对来说，多年来对华北克拉通的研究大多集中于中东部地区，对西部的研究较少，对上述结果反应出的相互矛盾的问题还缺少系统深入的认识.为了对鄂尔多斯地块到阴山造山带区间的深部结构有一个完整的认识，本文采用大地电磁方法 (Magnetotelluric，MT)，探测穿过整个鄂尔多斯地块、河套地堑和阴山造山带的深部壳幔结构，为研究该区的地球动力学背景及深部变形机制提供电性依据.大地电磁方法是研究岩石圈深部结构的重要手段 (Jones，1999)，该方法的特点是对地下低阻体非常敏感，尤其在探测地下流体及高温区域的分布方面具有特殊的优势 (Bai et al., 2010；Dong et al., 2014).

本文的研究区域位于103°E—114°E，33°N—43°N范围内，MT测线及测点分布如图 1所示.测线整体呈南北向，最南端起于鄂尔多斯地块南部的渭北隆起，向北穿过整个鄂尔多斯地块、河套地堑，最北端止于阴山造山带，全长约850 km.沿测线共布设宽频带大地电磁 (Broadband MT，BMT) 测点54个，平均点距约15 km；长周期大地电磁 (Long-period MT，LMT) 测点17个，平均点距约50 km.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地形及大地电磁测点位置图 (活动断裂据Deng et al., 2003) ① 鄂尔多斯北缘断裂; ② 大青山山前断裂; ③ 乌拉山山前断裂; ④ 包头断裂; ⑤ 色尔腾山山前断裂; ⑥ 狼山山前断裂; ⑦ 巴彦乌拉山断裂; ⑧ 磴口—本井断裂; ⑨ 香山—天景山断裂; ⑩ 海原断裂; ⑪ 六盘山断裂; ⑫ 陇县—宝鸡断裂带; ⑬ 秦岭北麓断裂; ⑭ 离石断裂；红色圆点表示宽频带大地电磁测点，黄色方框表示长周期大地电磁测点.虚线表示华北克拉通与中亚造山带的边界. Fig. 1 Regional topography and location of MT sites (Active faults according to Deng et al., 2003) ① Fault in the north margin of Ordos Block; ② Fault in front of Daqingshan mountain; ③ Fault in front of ULshan mountain; ④ Baotou fault; ⑤ Fault in front of Seertengshan mountain; ⑥ Fault in front of Langshan mountain; ⑦ Bayanwulashan fault; ⑧ Dengkou-Benjing fault; ⑨ Xiangshan-Tianjing shan fault; ⑩ Haiyuan fault; ⑪ Liupanshan fault; ⑫ Longxian-Baoji fault zone; ⑬ Fault on the north of Qinling; ⑭ Lishi fault. Red dots are BMT stations, yellow squares are LMT stations. The dashed line shows the boundary between the North China Craton and the Central Asian Orogenic Belt.

野外数据采集于2015年完成，宽频带观测采用加拿大凤凰公司生产的V5-2000大地电磁仪，每个测点采集时间不少于20h；长周期观测采用乌克兰国家科学院及空间研究中心研发的Lemi-417M，每个测点采集时间不少于7天.每个测点都使用GPS进行同步，以保证各测点可以相互间进行远参考处理.在野外观测时取磁南北方向为X轴，东西方向为Y轴，观测参数包括两个电场分量 (E_x和E_y) 和三个磁场分量 (H_x、H_y和H_z).

资料处理采用SSMT-2000软件，将原始时间序列经过傅里叶变换，得到电磁场自、互功率谱，并进一步通过远参考处理 (Gamble et al., 1979) 及Robust估算技术 (Egbert and Booker, 1986)，得到较高质量的阻抗张量信息，进而再对各频率的功率谱进行仔细挑选，剔除由于噪音干扰引起的飞点数据.最后得到各测点的视电阻率、阻抗相位、主轴方位角和二维偏离度等资料.

经处理后得到的视电阻率和相位曲线表明数据质量普遍较好，宽频测点有效频率范围可到320 Hz~2000 s，长周期有效周期范围可到20000 s，宽频带与长周期衔接良好 (见图 2).需要说明的是，图 2中宽频曲线和长周期曲线是经过主轴旋转到构造走向后得到的.图 2给出了鄂尔多斯地块 (001—041)、河套地堑 (042—046) 和阴山造山带 (047—054) 三个主要构造单元上典型测点的视电阻率和相位曲线，它们与相应地块都有较好的对应关系，反映了不同构造单元的电性结构特征.由图 2可看出，同一构造单元内部的视电阻率和相位曲线具有相似性，而不同构造单元之间曲线形态具有明显差异.

图 2

Fig. 2

图 2 沿测线各构造单元典型视电阻率和相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and phase curves of typical MT stations in each geological unit

其中013和033号测点位于鄂尔多斯地块内部，视电阻率曲线在6~7 s左右达到极小值，说明沉积盖层较厚.但是二者在深部存在一些差异，013号测点位于鄂尔多斯南部，视电阻率曲线在10 s以后逐步上升，TE分量在300 s左右达到极大，TM分量极大值位于1000 s左右，说明岩石圈较厚 (深部呈高阻)；033号测点位于鄂尔多斯北部，视电阻率曲线在出现极小值后增大，在80s左右TE和TM两个分量均达到极大值，然后又逐渐减小，说明岩石圈较薄，深部存在低阻层.045号测点位于河套地堑内，TE和TM两个极化方向上的视电阻率在全频段整体偏小，视电阻率曲线从高频端开始持续减小，在100 s附近达到极小值，然后又逐渐增大，说明河套地堑在中浅部 (地壳范围) 整体表现为低阻，深部 (地壳以下) 为高阻.054号测点位于阴山造山带内，TE和TM分量都在1 s之前趋于最小，然后快速增大，在700 s左右达到极大，在低频端又趋于减小，反应了阴山造山带沉积盖层较薄、岩石圈厚度中等、深部存在低阻物质.

本文采用Bahr阻抗张量分解法对所有MT测点数据进行了维性分析 (Bahr，1991)，以了解地下介质电性结构的复杂程度.二维偏离度越小，说明地下介质越趋于二维结构，一般认为二维偏离度skew < 0.3时地下介质可视为近似二维情况.图 3给出了整条测线的Bahr skew分布的拟断面图，从图中可看出，研究区内大部分测点的二维偏离度小于0.3，特别在鄂尔多斯地块内部，多数测点二维偏离度小于0.1，表明沿剖面大部区域基本满足二维性假设 (蓝色区域)，但在鄂尔多斯南端以及鄂尔多斯北缘到阴山造山带之间部分测点中低频段二维偏离度大于0.5，显示出比较明显的三维性，说明这些地方的中深部结构比较复杂.总体来说，整条测线基本满足二维性假设，可以用于二维反演.

图 3

Fig. 3

图 3 Bahr二维偏离度拟断面图 Fig. 3 Pseudosection of Bahr skewness along the profile

MT二维反演要求两个条件，一个是地下介质为二维或近似二维结构，这种情况下，大地电磁场沿构造方向可分解为两个相互独立的线性偏振模式TE和TM，电场分量平行于走向的为TE模式，电场分量垂直于走向的为TM模式 (陈乐寿和王光锷，1990).另一个条件是要求测线垂直于构造走向.通常情况下，观测的两个正交方向并不是按照走向布设的，而是根据地形或者磁北确定方位.所以在二维反演之前，需要根据电磁场的极化方向推测地下结构的走向，然后将两个水平坐标轴旋转到构造走向和倾向方向，若定义X轴平行于走向、Y轴垂直于走向，则XY分量为TE模式，YX分量为TM模式.

由于相位张量受局部电场畸变的影响较小，而且无需提供地下介质维性假设 (Caldwell et al., 2004)，可对地下结构的走向做出比较好的推测.图 4给出了测线上所有测点相位张量在0.1 s、10 s、100 s以及1000 s四个周期的分布情况.相位张量椭圆主轴方向指示了感应电流的流动方向 (即构造走向或倾向).另外，每一相位张量椭圆还对应一个二维偏离度角β(skew angle)，β角度值越大，表明大地电磁数据受三维影响越强.图 4中左侧各测点的椭圆表示该点在给定频率的相位张量椭圆，填充颜色代表了二维偏离度β值.由图中可看出，大部分测点β值在中高频段小于5°(图 4a, 4b中椭圆颜色以蓝色为主)，随着周期的增大β值显示出增大的趋势，特别在1000 s左右鄂尔多斯北部多数测点β值大于10(图 4d椭圆颜色趋向红色)，说明沿测线中浅部结构一维和二维性较强，深部 (特别是鄂尔多斯北部) 则表现出较强的三维性，这与由Bahr分解的二维偏离度得出的维性特征相一致 (图 3).由相位张量椭圆长轴分布情况可看出，阴山造山带和河套地堑电性主轴方位呈近东西向或北东方向；在鄂尔多斯地块内部，以38° N为界，鄂尔多斯地块南部多表现为一维性或北西方向，北部则多表现为近东西方向.

图 4

Fig. 4

图 4 不同频率相位张量分布图及不同频段构造走向分析统计玫瑰图 Fig. 4 Phase tensor maps and rose diagrams showing strike analysis for 4 different frequency bands

更进一步，我们对所有测点的数据进行了多点多频段GB分析 (Groom and Bailey, 1989；McNeice and Jones, 2001)，将统计结果绘制成构造走向玫瑰图 (图 4中右侧的圆内).由图 4可看出，在高频段 (0.01~0.1 s) 玫瑰图中电性主轴方位较分散，这是由于浅部沉积层比较均匀，构造走向不明显；在中低频段 (1~10 s和10~100 s) 电性主轴方位稍有不同：1~10 s频段表现出明显的东西方向，10~100 s频段则表现为北偏东80°左右；在低频段 (100~1000 s) 电性主轴又恢复为近东西方向.结合区域构造分布情况，我们将MT数据旋转到北偏东80°方向进行二维反演.

二维反演采用非线性共轭梯度反演算法 (NLCG)(Rodi and Mackie, 2001)，二维反演算法作为一种比较成熟的算法，已被广泛地应用于大地电磁反演计算中 (魏文博等，2006；肖骑彬等，2007).为了得到稳定可靠的地下电性结构，我们进行了不同反演参数和不同数据组合 (TE模式、TM模式和TE+TM联合模式) 的反演试算，对比分析了大量的反演结果，选择了TE+TM联合模式下的反演结果，认为该结果能够最大程度上反映真实的深部电性结构特征.但是考虑到TE模式数据受三维畸变效应的影响比较严重，因此把TE模式的视电阻率和相位的门槛误差放大，以减小TE模式数据在整体反演中的权重.最终反演模型中使用的参数设置为：初始模型为100 Ω·m的均匀半空间，反演周期为320 Hz~10000 s，最大频点数为32，TE视电阻率和相位误差级数为20%，TM视电阻率和相位误差级数为5%，正则化因子τ等于5，最终拟合误差RMS为1.90.图 5给出了沿测线的视电阻率和阻抗相位观测结果与反演结果的拟断面对比，由图可看出，除剖面北段阴山造山带外，总体拟合情况较好.阴山造山带地形起伏较大，深部结构复杂，观测曲线变化剧烈，拟合程度相对差一些.

图 5

Fig. 5

图 5 沿测线TE+TM模式观测与二维正演计算的视电阻率和相位拟断面对比 Fig. 5 Pseudosections of observed and calculated apparent resistivity and phase from the 2-D model

为了检测二维反演结果的可靠性，我们对测线数据进行了三维反演.对于二维剖面的三维反演有两个显著的优势：(1) 不用考虑区域构造走向；(2) 全阻抗张量反演不仅可以反映剖面下的电阻率结构，而且可以有效地约束旁侧的结构信息 (Siripunvaraporn et al., 2005).

在本文中我们使用了ModEM算法 (Egbert and Kelbert, 2012)，为了得到尽可能多的测线旁侧电性结构信息，进行了全阻抗张量反演.初始模型选为100 Ω·m的均匀半空间，反演频段为0.001~10000 s，最大频点数为26，网格划分为110×26×52(南北×东西×垂直)，误差门槛设为对角线元素5%，非对角元素10%，最终经过164次迭代后RMS为3.31.图 6给出了二维和三维模型对比的情况，总体来说，剖面下部电性结构稳健，低阻体 (C1、C2、C3、C4和C5) 的形态、规模和空间位置比较一致，由此证明了二维反演结果是可靠的，在本文后续的模型解释中我们将主要以二维反演结果为基础.

图 6

Fig. 6

图 6 二维和三维反演模型对比 (a) 二维反演模型；(b) 三维反演模型；C1、C2、C3、C4、C5为低阻体，R1、R2、R3为高阻体. Fig. 6 Comparison of 2D and 3D inversion model (a) 2D MT inversion model; (b) 3D MT inversion model. C1、C2、C3、C4、C5-Conductors, R1、R2、R3-Resistors.

图 7所示为以二维反演结果为基础的一个可能的构造解释，整体来看，沿剖面电性结构与该区域地质结构有较好的对应关系，不同构造单元电性结构则明显不同，并且不同构造单元的边界对应明显的电性分界面或电性梯度带.下边对几个主要构造单元的电性特征分别予以分析.

图 7

Fig. 7

图 7 电性结构模型的构造解释图 (a) 沿测线剖面地形图；(b) 二维电性结构模型；C1、C2、C3、C4、C5为低阻体，R1、R2、R3为高阻体. Fig. 7 Interpretation of the electric structure model (a) The topography along the profile; (b) 2D MT inversion model. C1、C2、C3、C4、C5-Conductors, R1、R2、R3-Resistors.

鄂尔多斯地块内部电阻率整体成层分布，上部近地表表现为低阻，电阻率在几—十几欧姆·米之间，这与鄂尔多斯地块在中生代晚期平稳下沉，连续接受一套滨海相到陆相沉积有关 (江为为等，2000)；下部则为相对高阻 (R1)，电阻率为几百甚至上千欧姆·米，这与鄂尔多斯地块广泛发育太古代—元古代结晶基底相对应 (Zhai et al., 2005).鄂尔多斯地块岩石圈最明显的特点表现在：以38° N为界，南北两侧下地壳至上地幔的电性结构表现出显著的差异.南部岩石圈整体呈现相对高阻，电阻率> 100 Ω·m，岩石圈底界埋深可达到150 km，这说明鄂尔多斯地块南部继承了古老、稳定的克拉通的性质，具有深的岩石圈根 (朱日祥等，2011).但是，在鄂尔多斯地块北部到河套地堑约200 km范围内，中下地壳出现相对低阻体 (C2 & C3)，这与接收函数得到的鄂尔多斯地块北部下地壳存在低速层的结果一致 (Tian et al., 2011).特别是低阻体C1向下延伸至上地幔，平均电阻率在10 Ω·m左右，局部电阻率 < 10 Ω·m，这也与接收函数得到的鄂尔多斯地块北部到阴山造山带之间上地幔低速体的结果一致 (Tian et al., 2011).另外，地震P波成像显示在鄂尔多斯北部至河套地堑约200 km范围内存在一个南倾的低速层，埋深约100 km (陈兆辉等，2014)，与该处低阻体C1比较接近，但二者的倾向正好相反 (P波成像的低速层南倾，本文的低阻体C1北倾).

河套地堑上地壳表现为相对低阻 (图 7中C5)，电阻率在几欧姆·米左右，呈北深南浅的断陷盆地形态，北部最深处可达二十多千米，南部最浅处仅有几千米，这可能与河套地堑新生代以来长期接受不对称沉积有关 (邓起东等，1999).河套地堑南端与鄂尔多斯接壤，沉降速度慢，接受沉积层相对较薄；北段与阴山造山带接壤，沉降速度快，接受了较厚的沉积层.另外，河套地堑和阴山造山带晚中生代以来活动比较强烈，造成上地壳破碎比较严重，空隙流体也是造成河套地堑上地壳低阻性的一个重要原因.有意思的是，河套地堑深部 (中地壳以下) 不像一般的活动构造带那样表现为低阻，而是以高阻为特征 (图 7中的R2)，我们推测R2可能是原始克拉通的残留体.

剖面穿过阴山造山带西部的色尔腾山山脉，该区电性结构较为复杂.上地壳主要呈现高阻，电阻率值达到1000 Ω·m，这与该区广泛出露的早前寒武纪变质结晶基底岩系有关，岩性主要为高阻的花岗岩及花岗片麻岩 (张永谦等，2011).中下地壳存在小规模的低阻体，电阻率值在十几欧姆·米左右.地震资料也显示在阴山造山带中地壳21~32 km处存在低速层，与该处的低阻层相对应 (刘昌铨等，1991).低阻层之下电阻率随深度逐渐增高 (R3)，与河套地堑深部类似.阴山造山带与河套地堑之间以相对低阻的高角度断裂接触 (图 7中的C4).

如上所述，鄂尔多斯地块表现出以38° N为界南北分异的电性结构特征，鄂尔多斯北部中下地壳存在低阻异常 (C2，C3)，特别在河套地堑与鄂尔多斯地块接触带深部低阻体甚至延伸至上地幔 (C1)，那么如此大规模的低阻异常是什么原因引起的呢？一般认为，造成地壳电导率升高的因素包括地下导电矿体 (如金属矿体、石墨等)，含盐流体，地温增高或部分熔融等，在鄂尔多斯地块内部，尚缺乏大规模发育金属矿体或石墨的证据，因此我们排除导电矿体的可能性.

高温高压实验研究表明，含水率和水溶液的矿化度对岩石的导电性影响极大，其次是温度和压力 (李金铭，2005).在深部地壳中，一些地球物理-化学作用以及变质作用均需流体的参与 (Wickham and Taylor, 1987)，而含水可大幅度降低岩石的熔点，增强岩石的流变性，当岩石壳体受高温影响出现部分熔融并达到一定的体积百分数时，这些壳体内部结构将连接成导电网络，从而使岩石的导电率急剧上升 (Roberts and Tyburczy, 1999).赵国泽等 (2010)认为鄂尔多斯地块中下地壳低阻层可能是由含盐流体所致，稳定的鄂尔多斯地块为该低阻层提供了一层不透水的高阻的“帽”(或称“岩石盖层”)，从而使流体在地壳中得以长期存在.地热学证据表明，鄂尔多斯地块在中生代晚期早白垩世经历了一次热流高峰，地温梯度达到4.0 ℃/100 m (任战利等，2007)，热流值为73~78 mW·m^-2，此后热流值逐渐降低至现今的61.8 mW·m^-2(焦亚先等，2013).中生代末期的构造热事件足可以使中、下地壳产生部分熔融.因此，该剖面下部大规模低阻体的存在很可能是含盐流体与部分熔融共同作用的结果.

前寒武纪地质研究表明，~1.95 Ga阴山造山带和鄂尔多斯地块沿孔兹岩带碰撞拼合，~1.92 Ga后碰撞扩张过程中，由于幔源岩浆的底侵和侵入引发了缝合带内的超高温变质作用 (Zhao et al., 2012)，此元古代碰撞可能造成了太古代岩石圈块体的破坏，或至少在一定程度上影响了岩石圈的整体性.鄂尔多斯北部到河套地堑范围内低阻体区域与古元古代高温变质孔兹岩带位置基本一致，因此，我们有理由认为，低阻体C1有可能是元古代碰撞事件的遗迹，代表了破坏的或正在破坏的岩石圈区域.前人已有研究表明，早期的大陆碰撞区域或缝合带内低阻特征可长期存在 (Camfield and Gough, 1977；Jones et al., 2005).

低阻体C1可能继承了元古代碰撞的特性，相对于高阻性质的稳定克拉通其力学性质较薄弱，更易受到后期热-构造事件的影响 (Chen et al., 2010).中生代晚期时，太平洋板块西向俯冲使华北克拉通东部的地幔对流系统失稳 (朱日祥等，2011)，诱发河套断陷盆地下方热的软流圈物质沿先前存在的构造薄弱环节上涌，从而造成该区域下地壳和上地幔岩石发生熔融或软化，出现地震S波低速异常 (Zhao et al., 2009；Tian et al., 2011).中新世晚期以来，太平洋板块向亚洲板块俯冲的远程效应对鄂尔多斯的作用逐渐减弱，青藏高原快速隆升并向东的构造挤出逐渐主导了鄂尔多斯周缘地带的演化和发展 (张岳桥等，2006)，与此同时，鄂尔多斯地块还存在自身逆时针的旋转 (陈小斌等，2005)，造成北部的剪切拉张，更加促进了深部软流圈的上涌 (Liu et al., 2004).危自根等 (2015)认为印度-欧亚板块碰撞所形成的拉伸背景可能是导致河套裂陷区相对减薄的地壳和较高的泊松比，以及偏低的接收函数振幅的直接原因，使得该处地壳受到强烈的后期改造，且存在流体或地幔物质的底侵 (Ren et al., 2002).华北克拉通西部岩石圈电性结构的非均一性特征在全球其他克拉通地区也存在，比如印度南部的Dharwar craton (Abdul Azeez et al., 2015) 和美国西北部的Wyoming craton (Meqbel et al., 2014).相比于周围高阻的克拉通环境，低阻异常成为岩石圈中潜在的构造薄弱环节，这些构造薄弱带在构造演化过程中更易诱导热和应变的集中以及化学性质改变等事件的发生 (Vauchez et al., 1997；Tommasi et al., 2001).因此在古老缝合带中的低阻体可能是由于薄弱节点在构造演化进程中受到多期次再活化所致.鄂尔多斯北部到河套地堑之间大尺度的地幔低阻体 (C1) 位于古元古代鄂尔多斯地块与阴山造山带碰撞拼合的位置，因此，C1可能代表了古老薄弱带在后期热-构造事件中被重新激活，然而，这些效应仅局限于岩石圈底部，极少表现于地表，说明坚硬的克拉通深根对活动构造的破坏起到了一定程度的抵制作用 (Chen et al., 2014).

需要指出的是，地球物理探测结果反映的是现今的构造情况，低阻体C1是否代表了古生代碰撞缝合带是存疑的.我们认为，除了上述因素之外，青藏高原的隆升对于鄂尔多斯现今的构造活动具有重要的甚至是主要的影响.在空间上，鄂尔多斯处于华北克拉通的西部，太平洋构造的影响减弱，青藏高原构造的影响增强；在时间上，青藏高原的隆升是新生代以后发生的且正在进行的新构造事件，其东北缘下地壳-上地幔北东方向热物质的侧向挤出 (Clark and Royden, 2000) 可能是导致该处深部低阻体 (C1) 的主要原因，壳内低阻体 (C2, C3, C4) 则可能是深部热物质上涌或者流体活动所致.不论何种原因，比较肯定的一点就是，低阻异常的存在说明鄂尔多斯地块不是一个整体的刚性块体，其北部岩石圈底部正在经历较强的构造活动过程 (活化或者破坏作用).

本文基于大地电磁方法对鄂尔多斯地块—河套地堑—阴山造山带岩石圈电性结构进行了较深入研究，对该区域大地电磁数据进行了认真的二维分析，并用三维反演进行了对照验证，最终得到一个较稳健的电性结构模型.该模型显示，在鄂尔多斯地块内部以38°N为界存在明显分异的电性结构.38° N以南，鄂尔多斯深部整体表现为高阻，具有至少150 km的深岩石圈根，表明鄂尔多斯南部依然保留有古老克拉通块体的性质；38°N以北到河套地堑之间存在中下地壳到上地幔的低阻异常体，显示出岩石圈内部存在薄弱节点，可能是由于后期构造活动对于先前存在的薄弱带的活化或改造，说明鄂尔多斯地块北部岩石圈底部正在经历较强的构造活动 (活化或者破坏).

感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.同时，感谢中国地震局地质研究所陈小斌老师在数据处理中给予的帮助，以及野外观测队伍汪振兴、徐建朗、张五一等同志在数据采集工作中所付出的努力和艰辛.