软流圈位于岩石圈和固结圈之间，地震波的波速在这里明显下降，又称低速带.板块构造理论和大陆动力学认为：相对低温的、刚性的岩石圈板块在软流圈之上漂移，软流圈存在地幔对流运动，驱动岩石圈板块相互运动与碰撞，并制约地壳浅部的地质构造和地貌景观，因此对软流圈分布特征的研究是地球科学的重要内容之一.软流圈概念最早由美国地质学家Barrell J在1914年根据地壳均衡理论提出(Barrell，1914).1926年古登堡通过对地震波的研究，证明了软流圈的存在.1960年5月的智利大地震，提供了上地幔内的低速层可能具有全球性质的证据.近年来国内外学者利用地震层析成像、接收函数、大地电磁测深等方法进一步证实了这一观点(Rychert and Shearer, 2009；Tauzin et al.，2010；Debayle and Ricard, 2012)，并且揭示出大陆软流圈厚度薄于大洋软流圈，大陆克拉通的软流圈厚度薄，温度低，活动带地区软流圈厚度变化大，一般温度高(任建业和李思田，2000；朱介寿等，2005).软流圈具有低波速、低Q值和高电导率三大地球物理特征(顾芷娟等，2001).软流圈主要以石榴石相橄榄岩为主，岩矿石高温高压实验表明：软流圈温度约1300 ℃，压力有3万个大气压，已接近岩石的熔点，因此形成了超铁镁物质的塑性体，在压力的长期作用下，以半黏性状态缓慢流动，熔融程度在3%~10%之间.

中亚造山带位于欧亚板块中南部，是世界上最大的古生代造山带.中亚造山带东段自古生代以来，先后经历了南部的古亚洲洋闭合事件、北部的鄂霍茨克洋闭合事件和东部的太平洋板块俯冲事件，多期次的消减与碰撞事件不仅在岩石圈留下丰富的记录，同时也改变了软流圈的形态.复杂的圈层结构蕴含着大量未解之谜，使其具有独特的地质魅力，吸引着广大地质专家长期致力于它的研究.然而以往工作主要侧重于中亚造山带岩石圈的结构、构造及物质组成的研究，针对于软流圈空间分布特征的研究工作相对匮乏.从重力均衡学说到板块构造学说、再到大陆动力学理论的发展历程告诉我们，单独考虑岩石圈的结构、构造及物质组成是不科学的，作为承载和运移岩石圈、与岩石圈进行物质交换的软流圈作用是不能忽视的，尤其是在洋-陆俯冲、陆-陆碰撞整个构造运动过程中，软流圈的形态、厚度是否会随之变化？如果发生变化，会是怎样的变化？这些最为关键的科学问题亟需回答.而要解开此谜团，首要前提是查明软流圈的分布特征，本文通过长周期大地电磁测深揭示中亚造山带东段软流圈的分布特征，力求为岩石圈俯冲、碰撞的构造运动过程中软流圈相应变化的研究拉开帷幕的一角.

中亚造山带东段横亘于西伯利亚克拉通与华北克拉通之间(如图 1)，其前身是开阔的古亚洲洋(吴根耀，2014).540 Ma左右Rodinia裂解形成古亚洲洋(李三忠等，2016).进入古生代初期，随着古亚洲洋发展，在西伯利亚克拉通南侧形成沟弧盆系统，华北克拉通北侧形成大陆边缘系统.古生代末期，随着Pangea超大陆南北向聚合，古亚洲洋进入消亡期，两侧大洋板片出现俯冲消减.北方Laurussia古陆和南方Gondwana古陆从点碰撞逐渐向东剪刀式闭合古亚洲洋，局部呈突刺状闭合(Kroner and Romer, 2013；Kroner et al.，2016).至二叠纪末期西伯利亚克拉通与华北克拉通最终闭合(邓胜徽等，2009)，形成了宽达上千公里的中亚造山带，于华北克拉通北缘形成了以蛇绿岩为代表的西拉木伦河缝合带、二连—贺根山缝合带.期间，古亚洲洋板块向北俯冲产生的弧后引张，导致蒙古—鄂霍次克洋最初打开，开启了蒙古—鄂霍茨克洋板块向两侧地体的持续俯冲活动(黄始琪等，2016).侏罗纪时期，蒙古—鄂霍茨克洋自西向东闭合，在其两侧地体内形成与大洋板块俯冲相关的岩浆岩带，大洋残片至今还残留在西伯利亚克拉通之下(Van der Voo et al.，1999).中亚造山带中部的圈层结构受到叠加改造作用.

图 1

Fig. 1

图 1 中亚大地构造及MT测点位置图 Fig. 1 Map showing tectonics and MT measurement sites in Central Asia

中生代末期，中亚造山带东段从古亚洲构造域逐步转为太平洋构造域，古太平洋板块逐渐向欧亚大陆俯冲，形成了NNE向火山岩带.新生代时期，受印度板块和欧亚板块近SN向挤压、碰撞的影响，加之西伯利亚板块持续向南挤压，形成了SN向的挤压构造应力环境，促使欧亚大陆东部物质向东逃逸，太平洋俯冲板片后撤，日本海随之张开，从而再次改造了中亚造山带东段圈层结构.

大地电磁测深剖面南起呼和浩特市，途经锡林郭勒市、阿尔山市和海拉尔市，北至黑龙江省漠河县，剖面全长约1800 km，长周期大地电磁数据基本点距为50 km，共完成33个长周期大地电磁测深点(图 1).野外数据采集使用乌克兰Lemi417型长周期大地电磁测深仪，数据采集过程中采用张量测量方式布极，每个测点测量3个磁场分量(B_x，B_y，B_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.长周期大地电磁测深点采集过程中使用GPS同步观测，采集时间在120~168 h之间.

数据处理时，首先对原始时间序列数据进行快速傅里叶变换，将时间域信号转变为频率域数据，并通过“Robust”估计和功率谱挑选等处理技术，获得较高质量的阻抗张量信息.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，长周期获得10~20000 s有效数据，图 2展示了部分测点的视电阻率和相位曲线，从图中可以看出曲线连续性好，无近源干扰现象，数据质量可靠.14号点尾支存在干扰，低频数据未参与反演.

图 2

Fig. 2

图 2 部分测点视电阻率和相位曲线图 Fig. 2 Apparent resistivity and phase curves of partial measurement sites

大地电磁测深数据二维反演的前提是研究区具有二维性及明确的区域主轴方向.相位张量具有不受局部电场畸变影响的优点，因此在MT数据维性分析及区域构造走向判断方面具有独特的优点.计算剖面相位张量，分析其维性特征.图 3给出了剖面全部测点相位张量随频率变化图，可见剖面二维偏离角普遍小于5°，说明了剖面主体部分具有明确的二维特征，为本文的二维反演工作奠定了基础，同时运用阻抗张量分解技术来获得研究区域构造阻抗和走向等参数，采用G-B分解方法对研究剖面进行了不同深度的构造识别(陈小斌等，2014；Hu et al., 2015)，对研究区域3条主要断裂位置大地电磁测深点分解结果表明，西拉木伦河断裂电性主轴为EW向、二连—贺根山断裂电性主轴为北东45°、德尔布干断裂电性主轴为北东50°，与地质上的走向基本一致，见图 4.对1800 km长剖面进行分段处理，旋转阻抗得到相应模式数据(xy方向数据对应TE模式；yx方向对应TM模式).

图 3

Fig. 3

图 3 全频点相位张量应变圆拟断面图 Fig. 3 Pseudo cross section of phase tensor skew degrees shows as strain ellipses versus frequency

图 4

Fig. 4

图 4 电性主轴与区域构造走向分析 Fig. 4 Electrical main axis and regional tectonic trend

二维反演基于非线性共轭梯度(NLCG，Rodi and Mackie, 2000)二维反演算法，对不同模式的MT剖面数据在不同反演参数条件下进行反演试算，最终选取TM模式.从维性分析可知研究区深部存在一定的三维结构，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(蔡军涛和陈小斌，2010).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 et al., 2004)，因此选择拐点处对应值10作为模型的τ值.

图 5

Fig. 5

图 5 不同正则化因子反演得到的模型粗糙度与拟合差曲线 Fig. 5 Model roughness and fitting difference curve of inversion by different regularization factors

最终反演参数为：初始模型为100 Ωm均匀半空间，网格剖分90×76，选择对TM模式视电阻率和阻抗相位分别使用10%和5%的本底误差，正则化因子τ＝10，横纵光滑比为1.经过166次迭代计算，最终RMS拟合差降至1.76，从图 6可以看出实测数据与响应数据基本一致，证明了电性结构模型的可靠性.

图 6

Fig. 6

图 6 大地电磁测深实测数据与响应拟断面图 (a)实测视电阻率及相位拟断面；(b)响应视电阻率及相位拟断面. Fig. 6 Magnetotelluric measured data and pseudo section of response (a) Measured apparent resistivity and phase; (b) Response apparent resistivity and phase.

图 7

Fig. 7

图 7 大地电磁测深二维反演结果及解释图 虚线表示岩石圈内部蘑菇状低阻异常体. Fig. 7 Magnetotelluric 2D inversion results and interpretation The dashed line represents a mushroom like low resistivity anomaly within the lithosphere.

图 8

Fig. 8

图 8 中亚造山带东段软流圈分布示意图 箭头表示软流圈上涌方向. Fig. 8 Schematic diagram of the asthenosphere distribution in the eastern segment of the Central Asian orogenic belt The arrow indicates the upwelling direction of the asthenosphere.

根据反演得到的二维电性结构，中亚造山带东段岩石圈电阻率值在10²~10⁴ Ωm，华北克拉通北缘阴山地区岩石圈厚度近180 km，与前人认识结果基本一致(蔡学林等，2006；耿树方等，2012；娄辛辉等，2017)，进一步证明了华北克拉通西部没有经历岩石圈减薄事件.四子王旗新生代火山群在岩石圈50~60 km深度处，存在小范围的低阻异常，可能为未冷凝的岩浆囊.二连盆地岩石圈厚度总体呈现南厚北薄的特征，位于盆地南部的岩石圈厚度与华北北缘相当，且在西拉木伦河缝合带和二连—贺根山缝合带处分别出现两个小蘑菇状的低阻异常，电阻率40 Ωm左右，可能为古亚洲洋闭合时所留下的碰撞痕迹.二连盆地北部岩石圈厚度骤减到100 km左右，在该区域岩石圈内部50 km深度处同样分布一些小的蘑菇状低阻异常，锡林郭勒新生代火山群位于岩石圈厚度变化的陡变带附近，地表出露大量玄武岩，这一系列现象均受控于深部软流圈上涌.剖面所揭示的大兴安岭南段岩石圈厚度约200 km，而北段岩石圈厚度在160 km左右，可能与板块俯冲、碰撞事件岩石圈加厚有关.海拉尔盆地和拉布达林盆地岩石圈厚度相对较薄，在65~80 km之间，在盆地边缘的阿尔山火山群和科洛—诺敏火山群附近岩石圈厚度最薄.

中亚造山带东段电性结构中反映最明显的是深部存在电阻率值一般小于10 Ωm，厚度在100~250 km的高导层.四子王旗、锡林郭勒、阿尔山和科洛—诺敏火山群新生代喷发的玄武岩均来自软流圈地幔的部分熔融，另外，现代学术观点认为软流圈主要是由石榴石相二辉橄榄岩构成的部分熔融区，而上述玄武岩中所携带的捕掳体、捕掳晶均含有石榴石相二辉橄榄岩.野外观测与岩矿石高温、高压试验表明(汤吉等, 2006；魏文博等，2009；张乐天等，2011)：玄武岩在熔融或部分熔融时，电阻率为几Ωm到几十Ωm.同时天然地震揭示出二连盆地和海拉尔盆地岩石圈厚度约为90~100 km，华北克拉通西部和大兴安岭岩石圈厚度在160~180 km之间，这些地区岩石圈厚度与本文电性结构剖面中高导层顶界面相当.根据以上分析可知中亚造山带东段电性结构中深部高导层为软流圈.

电性结构显示出中亚造山带东段软流圈总体呈现南薄北厚、两隆起的特征.具体而言，华北克拉通北缘阴山地区软流圈厚度约150 km；二连盆地软流圈厚度在100 km左右，盆地南部缝合带区域软流圈埋深与华北克拉通北缘相当.值得一提的是在西拉木伦河缝合带和二连—贺根山缝合带对应着两处与软流圈相通的蘑菇状低阻异常.盆地北部是由C1和C2低阻异常构成的软流圈上涌区，同样存在许多蘑菇状的低阻异常，推测这些蘑菇状的低阻异常是板块拼合阶段所引起软流圈物质上涌的痕迹.

海拉尔盆地和拉布达林盆地也处在由C3和C4构成的软流圈上涌区，且软流圈厚度大于200 km，位于海拉尔盆地和拉布达林盆地东部的阿尔山火山群和科洛—诺敏火山群正位于该上涌区的顶部，反映出火山活动与深部软流圈上涌具有正相关性.大兴安岭软流圈厚度约为150 km，向北到漠河盆地逐渐变薄至100 km.

另外，中亚造山带南部二连盆地软流圈电阻率在10 Ωm左右，而北部海拉尔盆地软流圈电阻率在1 Ωm左右，由于电阻率值的高低在一定程度上反映了软流圈物质的部分熔融程度，故中亚造山带东段北部软流圈部分熔融程度要高于南部地区.下部固结圈岩石电阻率在100 Ωm左右.

综上所述，中亚造山带东段软流圈具有如下特征：(1)南薄北厚的不均一性；(2)南北部分熔融程度的不均一性.其空间形态反映出在板块运动中软流圈也会受到挤压与拉张作用的影响，而形成不均一性的原因可能与古亚洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋闭合事件有关.

二维电性结构揭示出中亚造山带东段软流圈南北向在厚度、埋深、温度和部分熔融程度等方面均存在明显差异，即中亚造山带南部软流圈厚度薄、埋深大、温度低、部分熔融百分比低，而北部软流圈厚度大、埋深浅、温度高、部分熔融百分比高.同时，层析成像研究结果表明欧亚大陆东侧软流圈厚度大于西侧(朱介寿等，2002)，说明中亚造山带东段软流圈不仅南北向具有差异性，东西向同样具有东厚西薄的厚度差异.板块之间的汇聚和离散必然会引起深部软流圈的变化，在造山带区域尤为明显.结合以往的研究成果，中亚造山带软流圈大致经历了三个阶段的构造事件影响：

第一阶段为古亚洲洋构造体系影响.早二叠纪末期之前，古亚洲洋处于俯冲期，古亚洲洋软流圈厚度约为250 km(按现今大洋软流圈推算)，而克拉通软流圈厚度相对较薄，约150 km.俯冲板片会阻止软流圈物质在水平运移，导致在俯冲带前缘软流圈物质大量堆积而上涌，软流圈厚度得以增大，上覆的岩石圈受局部张应力作用，在浅表形成弧后盆地(图 9a).随着板块俯冲和消亡，在二叠纪末期古亚洲洋闭合，华北克拉通和西伯利亚克拉通之间形成中亚造山带，中亚造山带中部虽然继承了部分大洋软流圈厚度，但陆-陆碰撞导致此区域岩石圈显著增厚，垂向挤压作用导致软流圈物质向两侧逃逸，软流圈厚度变薄，而在造山带两侧软流圈厚度承接了更多的大洋软流圈厚度.此外，由于古亚洲洋板块向固结圈继续俯冲作用的影响，导致中亚造山带的固结圈也处于挤压的构造环境，因此固结圈也可能随着古亚洲洋的闭合与岩石圈、软流圈一同收缩，但由于固结圈刚性较强，收缩量要远小于岩石圈(图 9b).经历了古亚洲洋构造体系作用，中亚造山带软流圈奠定了中间薄、两边厚的形态格架.

图 9

Fig. 9

图 9 古亚洲洋构造体系作用下软流圈改造过程示意图(Van der Voo et al., 1999) Fig. 9 Schematic diagram of asthenosphere reformation under the action of paleo Asian Ocean tectonic system(Van der Voo et al., 1999)

第二阶段为蒙古—鄂霍茨克构造体系影响.在三叠纪—白垩纪初，位于俄罗斯东北部的Kolyma-Omolon陆块与西伯利亚克拉通碰撞，西伯利亚克拉通发生了大规模的顺时针旋转，蒙古—鄂霍茨克洋自SW向NE迅速关闭，中国东北地块与西伯利亚克拉通发生碰撞，在中国北部和蒙古国形成了一个巨型高原.中亚造山带北部软流圈厚度受到强烈的叠加改造作用，进一步增厚.而中亚造山带南部地区则仅微弱受改造作用，逐渐形成新的岩石圈.由于蒙古—鄂霍茨克洋是快速闭合，说明软流圈的扰动更大，且距今时间较短，故软流圈热状态更高一些，部分熔融程度也较大.因此，这种快速闭合的方式加剧了中亚造山带南北区的厚度、温度、部分熔融程度等的差异，形成了中亚造山带东段南薄北厚的软流圈.

第三阶段为太平洋构造体系影响.白垩纪以后，随着西伯利亚板块和印度板块近南北向挤压作用，欧亚大陆软流圈物质向东部逃逸，西部软流圈物质减少，厚度变薄，岩石圈处于EW向张性环境，形成一系列伸展断陷盆地雏形，并伴随着大规模的岩浆活动.与此同时，太平洋板块也持续向欧亚板块俯冲，构造应力方向主要为EW或NW，俯冲板块阻碍了软流圈物质向东进一步运移，导致在俯冲板块西侧大量堆积，软流圈增厚、上涌，持续的拉张作用使得松辽盆地进一步发展，以及日本海扩张，从而形成了中亚造山带东厚西薄的软流圈分布特征(图 10).

图 10

Fig. 10

图 10 太平洋构造体系对软流圈分布的影响 (a)据朱介寿等，2003；(b)据钮凤林提供. Fig. 10 Effect of the Pacific tectonic system on asthenospheric structure beneath Central Asia (a) After Zhu et al., 2003; (b) After Niu Fenglin.

综上所述，中亚造山带东段软流圈的南北向差异，很可能由古亚洲洋闭合早于鄂霍茨克洋闭合的时限差异所致.东西向差异则主要受太平洋构造体系的影响.

在电性结构剖面中，中亚造山带东段岩石圈内部存在多处低阻异常，地表多对应第四纪火山群或古缝合带，表明这些低阻异常与软流圈上侵有关.软流圈呈现高导层，高导层南部略薄，电阻率在10~30 Ωm之间变化，高导层北部厚度较大，电阻率在10~0.1 Ωm之间变化，这种电性结构特征体现了中亚造山带东段软流圈南北厚度、部分熔融程度具有不均一性.而层析成像结果显示中亚造山带软流圈东西向则呈现东厚稀薄的特征.结合区域地质构造演化史，提出中亚造山带软流圈主要经历了古亚洲洋构造体系、蒙古—鄂霍茨克构造体系和太平洋构造体系三阶段的构造事件影响.中亚造山带东段软流圈的南北向差异，很可能由古亚洲洋闭合早于鄂霍茨克洋闭合的时限差异所致，东西向差异则主要受太平洋构造体系的影响.