地处阿拉善地块以南，鄂尔多斯块体以西的青藏高原东北缘是印度—欧亚板块碰撞作用由近南北方向向东和北东方向转换的重要场所(王椿镛等, 2016).地质调查和GPS观测的研究结果表明，该区正在遭受强烈的北东向地壳变形、缩短与左旋剪切(Meyer et al., 1998; Zhang et al., 2004; 张培震等, 2006)，是中国地震活动最强烈的地区之一(国家地震局地质研究所, 1990).地球物理资料显示，该区同时位于围绕青藏高原东北部的重力梯度带和地壳厚度突变带上(Zhang et al., 2011; 王椿镛等, 2016).青藏高原东北缘所处的特殊大地构造位置和复杂的深部构造环境，使其成为研究青藏高原隆升与侧向扩展的过程与机制，地壳和岩石圈变形响应，以及大陆内部强震孕育环境等重大科学问题(国家地震局地质研究所, 1990; Burchfiel et al., 1990; 汤锡元等, 1992; Meyer et al., 1998; 李清河等, 1999; 赵国泽等, 2004; 张培震等, 2006; 詹艳，2008；詹艳等, 2017; 金胜等, 2012; 孟小红等, 2012; 王伟涛等, 2014; 王椿镛等, 2016; 韩松等, 2016; Gao et al., 2013; Cheng et al., 2014; 叶卓等, 2016; 郭晓玉等, 2017; Shen et al., 2017; Wang et al., 2017)的热点地区之一.

大地电磁深探测方法作为研究地球壳幔电性结构的主要地球物理方法，在解决活动断层与地震震源区深部结构(Becken et al., 2011; Bufford et al., 2012; Zhao et al., 2014; Mohan et al., 2015)、地壳和上地幔高导层分布(Wannamaker et al., 2002; Wei et al., 2001; Bai et al., 2010)、地壳和岩石圈结构(Ledo et al., 2004; Wang et al., 2014; Yang et al., 2015; Murphy and Egbert, 2017)等与大陆动力学相关的问题上发挥着重要的作用.在青藏高原东北缘，近年来开展了大量的大地电磁探测工作，达日—靖边剖面(赵国泽等, 2004)的探测结果显示，秦祁地块和鄂尔多斯地块具有大陆内部变形不严重或较完整地块的正常地壳电性分层特征，海原区块电性成层性遭受破坏，结构较复杂.詹艳(2008)利用青藏高原、鄂尔多斯地块和阿拉善地块交接区关键地段的13条大地电磁剖面的探测结果，总结和分析了该区各地块和主要断裂带的深部电性结构特征，同时从电性结构的角度对1920年海原8.6级地震和1927年古浪8.0级地震震源区的深部环境进行了对比分析.合作—大井剖面(金胜等, 2012)的探测结果揭示了西秦岭造山带、祁连造山带之下的壳幔电性结构，并对分布在不同构造单元的壳内高导层成因进行了分析.韩松等(2016)通过横跨六盘山构造带的大地电磁剖面探测结果推测祁连造山带东段可能残存沟弧盆体系的构造格架，六盘山构造带壳幔结构复杂，鄂尔多斯地块电性成层性较好，但局部经历了与地幔上涌相关的物质与结构再造.这些研究成果为深入认识青藏高原东北缘地区与深部结构有关的地球科学问题提供了重要的依据.然而，青藏高原与阿拉善地块接触部位的壳幔电性细结构及其所反映的动力学特征缺乏深入的研究.为此，我们在青藏高东北缘布设了一条南起于祁连山造山带东段，北止于阿拉善地块南缘的大地电磁剖面，采用二维反演计算获得了沿剖面的壳幔电性结构模型，结合区域地质和地球物理资料进行了综合研究，对青藏高原东北缘电性结构分布、强震震源区壳幔电性结构特征以及阿拉善地块与青藏高原之间的深部接触关系进行了分析和探讨.

研究区位于青藏高原与阿拉善地块和鄂尔多斯地块结合的部位(图 1)，以龙首山—查汗—三关口—青铜峡—固原断裂带(F₉)为界，研究区的北部和东部分别是阿拉善地块(Ⅲ)和鄂尔多斯地块(Ⅳ)，夹持在海原断裂带(F₅)和查汗断裂带(F₉)之间为走廊过渡带(Ⅱ)，海原断裂带西南侧为祁连山造山带(Ⅰ)(任纪舜等，1980；国家地震局地质研究所, 1990).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区构造略图与大地电磁剖面位置 Ⅰ:祁连山造山带；Ⅱ:走廊过渡带；Ⅲ:阿拉善地块；Ⅳ:鄂尔多斯地块. F1:会宁—义岗断裂带；F2:翟家所断裂带；F3:新塬—兴坪断裂带；F4:崛吴山—月亮山断裂带；F5:海原断裂带；F6:大庙—兴仁断裂带；F7:天景山断裂带；F8:大井断裂带；F9:查汗断裂带(历史地震震中据国家地震局地质研究所, 1990; Xu et al., 2000; Ekstrmöet al., 2012; Cheng et al., 2014; 震源机制解据Xu et al., 2000; Ekstrmöet al., 2012). Fig. 1 Topography map showing major tectonic structures of survey area and location of magnetotelluric profile Ⅰ: Qilian orogenic belt; Ⅱ: Corridor transition belt; Ⅲ: Alxa block; Ⅳ: Erdos block. F1:Huining-Yigang fault; F2:Zhaijiasuo fault; F3:Xinyuan-Xingping fault; F4:Juewushan-Yueliangshan fault; F5:Haiyuan fault; F6:Damiao-Xingren fault; F7:Tianjingshan fault; F8:Dajing fault; F9:Chahan fault.(Historical Earthquake epicenter data derived from Institute of Geology, State Seismological Bureau. 1990; Xu et al., 2000; Ekstrmöet al., 2012), 2012; Cheng et al., 2014; the focal mechanisms data derived from Xu et al., 2000; Ekstrmöet al., 2012).

大地电磁剖面南北向布置，剖面南起于甘肃省通渭县北、往北经过会宁、黄峤、宁夏兴仁、中卫、内蒙古乱井，止于阿拉善左旗西南，全长372 km，共布置64个大地电磁测点，其中宽频大地电磁测点50个，平均点距6 km，长周期大地电磁测点14个，点距20~30 km左右.剖面南始于祁连山造山带东段，往北横跨走廊过渡带，止于阿拉善地块东南部，大致垂直于区域构造走向，剖面跨过的主要断裂带自南向北分别有会宁—义岗断裂带(F₁)、崛吴山—月亮山断裂带(F₄)、海原断裂带(F₅)、天景山断裂带(F₇)和查汗断裂带(F₉)等(图 1).

野外数据采集测点布极方式统一为正南北正东西，电极距为80 m，采集了五分量(E_x，E_y，H_x，H_y，H_z)的时间序列.其中，宽频大地电磁数据使用V5-2000大地电磁测深仪观测，采集频段为1/320~2941 s，采集时间20 h.利用SSMT2000数据处理软件对原始时间序列做傅里叶变换，获得电磁场的自、互功率谱，采用Robust稳健估算方法(Egbert and Booker, 1986)计算出各测点的阻抗张量，经功率谱挑选，最后计算出各测点的视电阻率和阻抗相位数据.长周期大地电磁数据采集使用LEMI-417系统，采集频段为10~16000 s，采集时间为15天.数据处理采用PRC_MTMV软件(Smirnov, 2003; Varentsov et al., 2003)，利用重复中位数Robust估计算法(Smirnov, 2003)计算出各测点的阻抗张量，进一步获得长周期大地电磁的视电阻率和阻抗相位数据.为保证长周期与宽频大地电磁测点的视电阻率和阻抗相位曲线能够较好地拼接，在长周期大地电磁测点上，使用同一套电极采集了宽频大地电磁数据，然后将长周期与宽频大地电磁曲线在100 s处进行拼接，最终获得了有效频段为1/320~16000 s的视电阻率和阻抗相位曲线.

每个测点的视电阻率和阻抗相位曲线直观地反映了该点地下电性结构随深度变化的特征.采用相邻测点曲线形态和数值对比分析方法，可筛选出发生畸变的数据点进行分析和较正，并可以初步了解地下电性结构特征.与宽频大地电磁数据拼接后的14个长周期大地电磁测点的视电阻率和阻抗相位曲线如图 2所示，其中，04、06、10、14和19号测点位于祁连山造山带内，各测点之间曲线形态较为一致，视电阻率曲线整体表现为HKH型，高频段电阻率为几欧姆米至十几欧姆米，与该区地表浅层的黄土盖层有关，出现在10 s左右的极大值为上地壳高阻结晶基底的反映，随着频率降低，在100 s左右出现的局部极小值预示着该区地壳中存在低阻层，随后电阻率逐渐增大，表明该区上地幔顶部呈高阻特征.23号测点位于海原断裂带附近，视电阻率曲线形态为KHK型，在低频段电阻率降低，体现了地下电性结构过渡特征.30、35、40、45、48和53号测点位于走廊过渡带内，该段测点曲线类型变化极为复杂，反映出该区复杂多变的深部结构.59和64号测点位于阿拉善地块内部，视电阻率曲线为HK性，曲线尾支渐近线随频率降低而逐渐减小，表明该区上地幔顶部呈低阻特征，两种极化模式曲线尾支由分离到重合的过渡，表明阿拉善地块深部结构较为完整.

图 2

Fig. 2

图 2 长周期大地电磁测点视电阻率和相位曲线 Fig. 2 Curves of apparent resistivity and phase of long-period magnetotelluric sites

根据维性分析的结果，大地电磁数据可按一维、二维或者三维情况来解释(蔡军涛等，2010).对实测数据进行了相位张量分解(Caldwell et al., 2004)，获得了反映地下介质维性特征的二维偏离角和电性走向的最佳电性主轴等参数.其中，二维偏离角的计算公式为：Φ为相位张量.

全部测点的二维偏角拟断面图(图 3)显示，大部分测深数据的二维偏角均小于5°，较大的二维偏离角主要集中在10 s左右的“死频带”附近和低频部分.其中，10 s左右较大的二维偏离角是由于该频段数据误差所导致的，而低频部分较大的二维偏离角可能是深部电性结构趋于三维性或低频数据误差导致的.纵观整个剖面的二维偏离角结果，整体上呈现二维特征，可对该剖面进行二维反演解释.

图 3

Fig. 3

图 3 相位张量二维偏角拟断面图 Fig. 3 Pseudo section of 2D skewness from phase tensor decomposition

对全部测点的电性主轴方位进行了统计，由于电性主轴方位角具有90°模糊性，结合区域构造方向分析，给出了部分长周期大地电磁测点的电性主轴玫瑰图(图 4)，从图中可以看出，电性主轴方向大致与区域构造走向一致.30号测点以南的测点电性主轴方位大致为NW35°左右，30号测点以北的测点电性主轴方位角大致为东西向.全部测点野外布极均采用正南北、正东西的方式，根据电性构造方位角统计的结果，将01—30号从测量方位向西旋转35°，识别出电场(E_x)方向平行于NW35°方向的视电阻率和阻抗相位数据为TE模式，电场(E_x)方向垂直于NW35°方向的视电阻率和阻抗相位为TM模式.31—64号测点的电场方向平行于构造走向(东西向)的视电阻率和阻抗相位为TE模式，电场方向垂直于构造走向的视电阻率和阻抗相位为TM模式.

图 4

Fig. 4

图 4 部分长周期测点电性主轴玫瑰统计图 Fig. 4 Rose diagram of impedance tensor electrical strikes of typical long period magnetotelluric sites

在进行二维反演之前，对反演输入数据进行静位移校正和“飞点”删除.首先，对分布在同一出露地层内各测点的高频段视电阻率数值进行统计分析和比较，辨别发生静位移的测点并进行校正(詹艳等，2014).理论上TE模式几乎不存在静位移畸变，而TM较易存在静态效应(Berdichevsky, 1998)，因此，在进行静位移校正时，以测点的TE视电阻率曲线的高频部分的视电阻率值为参考，将对应的TM视电阻率曲线进行平移.其次，删除由于噪声干扰引起的“飞点”数据，以减小其在反演计算中的影响.

二维反演采用NLCG(Rodi and Mackie, 2001)反演算法.在反演数据极化模式选择问题上，蔡军涛和陈小斌(2010)的研究结果表明，对于实测数据的二维反演，TM模式数据的反演结果要优于TE模式或者TE+TM模式联合反演的结果.以背景值为100 Ωm均匀半空间作为初始模型，选择TE、TM和TE+TM三种极化模式数据进行反演试算，以位于本剖面附近或与本剖面交叉的大地电磁剖面探测结果(赵国泽等，2004；詹艳，2008; 詹艳等，2017；王鑫等，2010；金胜等，2012；Dong et al., 2014；韩松等，2016)作为参考，对不同模式的反演结果进行对比评估，最终选择TM模式数据作为反演的输入数据(为便于同行研究参考，TE+Tipper模式和TE+TM模式的二维反演结果见图 7和图 8).正则化因子τ是一个调节模型粗糙度(Roughness)和拟合误差(RMS)权重的重要参数，选择合理的正则化因子能够使反演结果既能够满足一定的拟合误差又不至于带入过多的冗余构造.L曲线分析(Hansen, 1992)是一种确定最佳τ值的有效方法，通过选择不同的τ值(1，5，10，30，50，100，300)进行反演，获得了反映模型粗糙度(Roughness)和拟合误差(RMS)的L曲线(图 5).从图中可以看出，τ=10位于曲线拐点处，因此选择正则化因子τ=10的反演结果作为最终电性结构模型.反演计算中视电阻率和阻抗相位数据误差分别为10%和5%，反演迭代次数为50次，拟合误差为1.74.实测与反演模型理论响应的视电阻率和阻抗相位对比图(图 6)显示，二者拟合较好，表明二维反演获得的壳幔电性结构模型(图 9)具有较高的可信度.

图 5

Fig. 5

图 5 不同正则化因子反演的拟合误差与模型粗糙度L曲线图 Fig. 5 L-curve of RMS and roughness for different τ values

图 6

Fig. 6

图 6 实测与二维模型理论计算的TM视电阻率和阻抗相位对比图 (a1)实测TM视电阻率; (a2)实测TM阻抗相位; (b1)理论计算TM视电阻率; (b2)理论计算TM阻抗相位. Fig. 6 Comparison of measured TM apparent resistivity and impedance phase and 2D model response (a1) Measured TM apparent resistivity; (b1) TM apparent resistivity of model response; (a2) Measured TM impedance phase; (b2) TM impedance phase of model response.

图 7

Fig. 7

图 7 TE+Tipper模式二维壳幔电性结构模型 Fig. 7 TE+Tipper two dimension crustal and uppermost mantle electrical structure model

图 8

Fig. 8

图 8 TE+TM模式二维壳幔电性结构模型 Fig. 8 TE+TM two dimension crustal and uppermost mantle electrical structure model

图 9

Fig. 9

图 9 青藏高原东北缘会宁—巴润别立剖面TM模式二维壳幔电性结构模型 Fig. 9 TM two dimension crustal and uppermost mantle electrical structure model of Huining-Barunbieli profile in northeastern margin of Tibet Plateau

根据反演计算获得的青藏高原东北缘会宁—巴润别立剖面二维壳幔电性结构模型(图 9)，结合研究区地质和深部地球物理资料，对剖面的电性结构模型进行了地质构造解释(图 10).从图中可以看出，剖面经过的主要断裂带深部表现为明显的低阻异常带或电性梯度带，各地块的电性结构横向变化与地质构造格局有较好的对应.

图 10

Fig. 10

图 10 青藏高原东北缘会宁—巴润别立剖面壳幔电性结构模型及其构造解析图 F1:会宁—义岗断裂带；F2:翟家所断裂带；F3:新塬—兴坪断裂带；F4:崛吴山—月亮山断裂带；F5:海原断裂带；F6:大庙—兴仁断裂带；F7:天景山断裂带；F8:大井断裂带；F9:查汗断裂带；Fa:西华山北缘壳幔韧性剪切带；Fb:阿拉善南缘壳幔韧性剪切带；HNEQ:1352年会宁7.0级地震；HYEQ:1920年海原8.6级地震；ZWEQ:1709年中卫7.5级地震(其中，震源深度据Cheng et al., 2014；国家地震局地质研究所，1990；莫霍面深度据李松林等，2001；晚新生代基性玄武岩据李清河等，1999). Fig. 10 Two-dimensional curst and uppermost mantle electrical structure model of the Huining-Bareunbieli profile and its geological interpretation in northeastern margin of Tibet Plateau F1:Huining-Yigang fault; F2:Zhaijiasuo fault; F3:Xinyuan-Xingping fault; F4:Juewushan-Yueliangshan fault; F5:Haiyuan fault; F6:Damiao-Xingren fault; F7:Tianjingshan fault; F8:Dajing fault; F9:Chahan fault; Fa: Crust-mantle ductile shear zone in the northern margin of Xihua Mountain; Fb: Crust-mantle ductile shear zone in the southern margin of Alax block; HNEQ:1352 Huining earthquake (M7.0); HYEQ: 1920 Haiyuan earthquake (M8.6); ZWEQ: 1709 Zhongwei earthquake (M7.5)(Focal depth derived from Cheng et al., 2014; Institute of Geology, State Seismological Bureau, 1990; Depth of Moho derived from Li et al., 2001; Late Cenozoic basic basalt derived from Li et al., 1999).

会宁—义岗断裂带(F₁)是祁连山造山带东段的一条重要活动断层，走向北西约35°左右.该断裂带形成于海西期，经历了数个正逆性质变换的过程，第四纪中，断层活动是以东盘向西逆冲为主，兼有水平滑动(吕太乙等，1994).会宁—义岗断裂带(F₁)(位于剖面上3号测点之下)在电性结构上呈北倾的低阻异常，深部延伸至15 km左右的F₂上.在7号和8号测点之间存在一向南倾斜的低阻异常带，该低阻异常带向南延伸至20 km左右的壳内低阻层(C1)中，推测此处存在一南倾的隐伏断裂带—翟家所断裂带(F₂).1352年4月26日，在距离会宁—义岗断裂带10 km左右发生了7.0级地震(吕太乙等，1994)，依据地震定位的结果(Cheng et al., 2014)，地震震源投影位于翟家所断裂带(F₂)上，据此推断会宁7.0级地震的发震断层可能为翟家所断裂带(F₂).

在剖面16号测点附近，存在一条明显的低阻异常带，其南北两侧为结构完整的高阻块体(R2)和(R3).该低阻异常带呈南倾、产状陡立，深部延伸至下地壳低阻层(C2)之中.该区地表为黄土盖层覆盖，未见断层出露，推测此低阻异常带为一条切过中上地壳的隐伏断裂带—新塬—兴坪断裂带(F₃).

崛吴山—月亮山断裂带(F₄)(位于剖面上20号测点附近)，电性结构呈一北倾的低阻异常带，延伸至20 km深度.其南侧为高阻块体(R3)，北侧呈高阻特征，结构较为破碎，这可能与该段位于活动构造带上有关.区域地质调查显示，崛吴山—月亮山断裂带可能为南华山—西华山深断裂带(即海原断裂带)的次级断层(汤锡元等，1992).

海原断裂带(F₅)是青藏高原东北缘一条重要的活动断裂带，该断裂带由多条倾向不同的次级断层及其间的拉分盆地或构造挤压脊组成(国家地震局地质研究所，1990).GPS观测数据与晚第四纪活动构造研究表明海原断裂带现今的运动方式以左旋走滑为主兼有逆冲分量(国家地震局地质研究所, 1990; Burchfiel et al., 1990; 王伟涛等, 2014)，是中国西部地震活动最为频繁而强烈的地震带之一(Burchfiel et al., 1990)，1920年12月16日在该断裂带上发生了一次8.6级地震，震源深度18 km(国家地震局地质研究所，1990).在布格重力异常图上，该断裂带反映为延伸很长的断续展布的重力异常梯级带(孟小红等，2012).本次剖面跨过海原断裂带的位置(28号测点)位于南、西华山北麓断层和黄家洼山南麓断层的交接部位(干盐池盆地)，距离海原8.6级地震宏观震中约9 km.海原断裂带(F₅)在电性结构上表现为南侧高阻(R4)、北侧低阻(C3)、向南倾斜的电性梯度带，呈上陡下缓分布，深部消失于20 km以下的壳内低阻层中.早期的研究认为海原断裂带是切穿莫霍面的超壳断裂带(国家地震局地质研究所，1990；樊计昌等，2004)，但是近年来横跨海原断裂带的大地电磁(詹艳，2008；詹艳等，2017)、深地震反射剖面(Gao et al., 2013)以及多尺度重力异常分离(孟小红等，2012)的结果均表明，海原断裂带并不是直接错断莫霍面的超壳断裂，本次剖面的结果也证实了海原断裂带并没有切过莫霍面，属于壳内深断裂.1920年海原8.6级地震发生在高低阻块体(R4)与低阻带(C3)交界部位，靠近高阻块体(R4)一侧，可能位于海原断裂带深部延伸的端点上.

天景山断裂带(F₇)是青藏高原东北缘一系列弧形断裂带中的一条，走向北西，倾向西南，是香山—天景山逆冲推覆构造带的主滑脱断裂(李天斌等，2005)，为逆冲兼左旋走滑的全新世活动断裂带(张维岐等，1988).1709年10月14日在该断裂带上发生了一次7.5级地震(聂政和林伟凡, 1993).在剖面上40号测点位置，天景山断裂带(F₇)表现为南北两侧为高阻块体、向南倾斜的低阻异常带，浅部产状陡立，在15~20 km深度，以较为平缓的形态延伸至低阻异常带C3中，推测这一平缓的低阻层可能是香山—天景山逆冲推覆构造带的主滑脱面.中卫7.5级地震震源位于位于天景山断裂带(F₇)北侧靠近高阻块体(R5)的部位.

在45号测点之下存在自地壳表层沿伸至莫霍面以下的电性梯度带，其南侧为高阻块体(R5)，北侧为横向宽度较大，深部延伸至上地幔顶部的低阻带(C4)，推测该电性梯度带可能为大井断裂带(F₈)在电性结构上的反映.

查汗断裂带(F₉)呈东西向横过腾格里沙漠区，长逾200 km，属龙首山一青铜峡—固原断裂的一部分，是北侧阿拉善地块和南侧走廊过渡带的边界断裂(任纪舜等，1980).本次剖面穿过查汗断裂带(F₉)的位置位于56号测点附近，电性结构表现为南侧低阻、北侧高阻的电性梯度带.结合地震剖面研究结果(汤锡元等，1990)分析，该断裂带向南倾斜，呈上陡下缓形态，深部向南可能延伸至C4与R8之间的电性梯度带(F_b).

根据电性结构特征与地块的对应关系，沿剖面自南向北划分出3种壳幔电性结构，即东祁连壳幔高-低-高阻似层状电性结构、河西走廊壳幔低阻带状电性结构和阿拉善南缘壳幔高-低-高阻层状电性结构.

祁连山造山带 本次剖面经过的位置位于祁连山造山带东段，北侧以海原断裂带(F₅)为界.该段壳幔电性结构整体呈现高-低-高阻似层状结构.地表浅层几百米至1 km左右的低阻层为该区域新生界盖层的反映.其下的中、上地壳整体表现为高阻特征，被其间的断裂带分割为多个形状不规则、彼此不相连的“碎块状”高阻块体(R1、R2、R3和R4)，其中R2和R3结构相对较为完整，往深部延伸至30 km左右.根据区域地质调查(宁夏回族自治区地质矿产勘查开发局，2004)结果，推断高阻块体R1可能为中元古界兴隆山群古老地层及侵入其间的晚古生代花岗岩的反映.高阻块体R2和R3地表被新生界沉积地层所覆盖，缺乏由出露基岩所提供的直接证据，结合北祁连造山带的构造演化(冯益民和吴汉泉，1992；夏林圻等，1995)和相邻区域的岩石学研究结果(李莹等，2009；秦海鹏，2012)综合分析，推断高阻块体R2和R3可能包含了中元古界海原岩群中的变质岩系和早古生代深成火山侵入岩.R4可能是该区出露的阴沟群变质岩系及侵入其中的早古生代花岗闪长岩(王金荣等，2006)等古老岩体的反映.下地壳分布着中间深两端浅的低阻层(C2)，最深处位于高阻块体(R2)之下，该低阻层往南与C1连通，往北延伸至海原断裂带(F₅)之下，并且电阻率值随埋深的减小逐渐增加.该低阻层在埋深和规模上与祁连山造山带东段及邻区的大地电磁探测(赵国泽等，2004；金胜等，2012；韩松等，2016；赵凌强等，2015；詹艳等，2017)结果一致，表明在祁连山造山带东段下地壳普遍存在着壳内低阻层.P波层析成像结果显示，该区下地壳广泛存在低速层(Cheng et al., 2014)，且表现为高泊松比(Wang et al., 2017)特征，推测可能为高温物质所致的部分熔融和流体所致(赵国泽等, 2004; Cheng et al., 2014; Wang et al., 2017).上地幔顶部呈中高阻特征，结构上呈中间深两端浅的似层状特征(R7)，根据中国西部岩石圈物质结构模型(蔡学林等，2008b)，推测R7可能为二辉橄榄岩层.

走廊过渡带 位于海原断裂带(F₅)与查汗断裂带(F₉)之间，该区段壳幔电性结构表现为整体低阻，局部高阻的特征.地壳电性结构横向上呈现分段特征，在海原断裂带(F₅)至35号测点之间的地壳整体表现为低阻特征，在中下地壳存在一上宽下窄、整体北倾的低阻带(C3)，往深部延伸至上地幔顶部.35号测点至天景山断裂带(F₇)之间，F₇深部滑脱面以上的高阻层为该区早古生代奥陶系地层(李天斌等，2005)的反映.天景山断裂带(F₇)至大井断裂带(F₈)之间的整个地壳呈高阻块体(R5)，深部向南楔入，结合区域构造演化分析，推测R5可能是早古生代时期洋盆中存在的岛链式古隆起或是水下古隆起的反映.大井断裂带(F₈)至乱井之间的整个地壳为一南倾的低阻异常带(C4)，深部延伸至上地幔顶部.上地幔顶部整体呈中低阻特征，电阻率随深度的增加逐渐降低.

阿拉善地块 剖面上查汗断裂带(F₉)以北的部分属于阿拉善地块，电性结构整体表现为高-低-高的层状结构，为稳定地块的电性结构特征.地表至20 km深度左右为电阻率上千欧姆米的高阻块体(R6)，为阿拉善地块前寒武纪变质基底(杨振宇等，2014)的反映.R6之下至莫霍面之间，存在电阻率为十几欧姆米的低阻层(C5)，整体形态呈南浅北深，在阿拉善地块内部开展的大地电磁探测(詹艳等，2008；王鑫等，2010)中也反映出阿拉善地块存在壳内低阻层.在C5下方延伸至120 km深度范围内，存在电阻率在1000欧姆米左右的高阻块体(R8)，呈向南楔入到走廊过渡带之下的形态，R8可能代表了阿拉善地块岩石圈地幔的组成部分.120 km之下的地幔部分电阻率逐渐降低，与南侧走廊过渡带之下呈中低阻特征的上地幔顶部相连通.

青藏高原东北缘是青藏高原向北东扩展的前缘部位，晚新生代构造变形和地震活动十分强烈，自公元876年以来，共发生过50多次中、强地震，其中7级以上的强烈地震就有8次(国家地震局地质研究所，1990)，是南北地震带的重要组成部分.本次剖面从1352年会宁7.0级地震、1709年中卫7.5级地震和1920年海原8.6级地震的宏观震中穿过，地震震源主要位于高阻块体与低阻带的结合部位，并靠高阻块体一侧(图 10)，这一特征与该区先期大地电磁探测结果一致(詹艳，2008).根据上述3次强烈地震震源与电性结构之间的关系，对比近年来在强烈地震区及其周缘开展的大地电磁探测成果，结合区域构造背景、运动学和动力学分析，我们认为青藏高原东北缘强震频繁发生的背景主要有以下几个方面：

第一，强震是在区域构造作用下，应力在变形非连续地段的不断积累并达到极限状态后而突发失稳破裂的结果(张培震等，2003)，由若干形状不规则、彼此不相连的“碎块状”极高阻块体(指电阻率大于1000 Ωm)R1，R2，R3、R4和R5组成的中上地壳形成了应变非连续地段，最有利于应力的高度积累而孕育大地震.大地电磁探测结果显示(詹艳等，2008；王鑫等，2010；赵国泽等，2010；Dong et al., 2014; 李晨晶等，2017)，阿拉地块和鄂尔多斯地块的中上地壳同样具备高阻块体特征，但是在结构上较为完整，不具备上述“碎块状”结构特征，这可能是阿拉善地块和鄂尔多斯地块内部没有中强地震发生(张培震等，2013)，而本区中强地震频发的背景之一.

第二，由若干不规则的层状/点状极低阻区(电阻率小于10 Ωm)C1，C2构成的中下地壳“似层状”壳内低阻层为强烈破坏性地震构造应力的传递提供了运动学边界条件.这种不规则的“似层状”低阻层容易导致构造应力的传递产生闭塞.反之，如果壳内低阻层在结构上较规则或近水平，构造应力的传递就相对流畅.以在构造格局和深部结构与该区可类比的青藏高原东缘为例，多条大地电磁剖面的探测结果(Bai et al., 2010；张乐天等，2012；王绪本等，2013；Wang et al., 2014；Zhao et al., 2014)均显示，位于龙门山断裂带北西侧的若尔盖地块20 km之下存在近水平层状的壳内低阻层，但是在若尔盖地块内部却几乎没有中强地震发生(张培震等，2013)，而在本区，具有“似层状”壳内低阻层分布的祁连山造山带东段却有像1352年会宁7.5级大地震(吕太乙等，1994)的发生.

第三，基于以上两点，我们总结出该区强烈破坏性地震震源区最佳的电性结构组合之一，即由若干形状不规则、彼此不相连的“碎块状”极高阻块体组成的中上地壳与“似层状”的中下地壳低阻层共同构成的地壳电性结构.在该组合的结合部位，靠近极高阻块体一侧的断裂端点或隐蔽的断裂端点(拐点)是构造应力高度聚集和释放的区域，即震源区.

第四，地处现今南北地震带北段上的构造位置，构成了本区强烈破坏性地震发生的区域活动构造背景.

第五，印度板块向欧亚板块俯冲碰撞楔入，引起青藏高原块体向北东方向运移与阿拉善地块向南俯冲碰撞楔入(见后文)，为该区强烈破坏性地震的发生提供了动力来源，是本区最基本的动力学条件.

由此表明，对青藏高原东北缘强震活动带震源区壳幔电性结构背景研究将有助于深入理解和认识大陆内部强烈地震孕育的过程和机制.

青藏高原东北缘会宁—巴润别立电性结构剖面显示，剖面所经过的主要断裂带在电性结构上表现为低阻异常带或电性梯度带，这些断裂带往深部的延伸多止于中、上地壳或消失于下地壳低阻层中.除上述以若干脆韧性剪切带为主的中上地壳断裂系统以外，在下地壳至上地幔顶部还存在两条异常明显的电性梯度带，结合壳幔韧性剪切带的识别标志(蔡学林等，2008a)，推断这两条电性梯度带可能为两条切割莫霍面的壳幔韧性剪切带，即西华山北缘壳幔韧性剪切带(F_a)和阿拉善南缘壳幔韧性剪切带(F_b)(图 10).

西华山北缘壳幔韧性剪切带(F_a)位于祁连山造山带与走廊过渡带之间的下地壳至上地幔顶部，呈中高阻特征的R7与低阻异常带C3之间形成一条北倾的电性梯度带.该壳幔韧性剪切带向上扩展至海原断裂带之下的下地壳，向下消失于走廊过渡带的上地幔顶部，与海原断裂带(F₅)、天景山断裂带(F₇)及它们之间的高阻块体(R5)共同构成向南的碰撞挤压楔入型(蔡学林等，2007)动力学型式(图 8).在本次剖面以西，横跨海原断裂带的深地震反射剖面探测结果(Gao et al., 2013)也证实了该壳幔韧性剪切带的存在.海原断裂带之下莫霍面存在错断和叠置(Gao et al., 2013; 叶卓等，2016; Shen et al., 2017)可能是西华山北缘壳幔韧性剪切带调节青藏高原与华北板块之间的相互作用而引起的.另外，随着震源区深部结构研究的深入，发现某些地震活动带的发震构造并不完全是地表活动断裂带向深部延伸扩展的结果，而是切割莫霍界面或壳幔过渡带的壳幔韧性剪切带或隐伏深层断裂带向上地壳扩展、应力集中与快速释放破裂引起的(蔡学林等，2008a).例如，1966年邢台7.2级地震(王椿镛等，1993；邓前辉等，1998)和1769年三河—平谷8.0级地震(张先康等，2002).结合上述地震震源区深部结构，对比西华山北缘壳幔韧性剪切带(F_a)与1920年海原8.6级地震震源的空间关系，我们推断西华山北缘壳幔韧性剪切带由地壳下部向地壳中、上部扩展，也可能是1920年海原8.6级地震发生的深部背景之一.

阿拉善南缘壳幔韧性剪切带(F_b)位于走廊过渡带与阿拉善地块结合部位的下地壳至上地幔顶部，由自地表延伸至上地幔顶部的低阻带C4与高阻块体R8之间形成一条南倾的电性梯度带.该壳幔韧性剪切带向下消失于走廊过渡带上地幔顶部的低阻带中，向上可能与查汗断裂带(F₉)相贯通，构成挤压型(蔡学林等，2008a)壳幔韧性剪切带.该壳幔韧性剪切带可能是该区域燕山晚期(刘勇等，2010)和喜山期(李清河等，1999)幔源岩浆上升到地壳浅部或喷出到地表的通道，从而为在该区域寻找晚中生代至新生代含矿隐伏岩体提供了深部电性结构依据.

受印度—欧亚板块碰撞的影响，地处阿拉善地块以南，鄂尔多斯块体以西的青藏高原东北缘地区正在遭受强烈的北东向变形和缩短(Meyer et al., 1998; Zhang et al., 2004; 张培震等, 2006).位于青藏高原向阿拉善地块过渡的走廊过渡带上，F₇与F₈之间的高阻块体(R5)，整体表现为挤压特征，深部向南楔入.远震P波层析成像(高翔等，2018)和大地电磁探测(詹艳，2008)结果也显示，位于青藏高原与阿拉善地块之间的走廊过渡带地壳存在由阿拉善地块向南楔入的高速高阻块体.另外，横跨青藏高原与鄂尔多斯地地块的反射地震剖面(蔡学林等，2007; 郭晓玉等，2017)也揭示存在由鄂尔多斯地块向青藏高原楔入的结构特征.上述这种由坚硬的华北板块(阿拉善地块和鄂尔多斯地块)向相对软弱的青藏高原一侧楔入的结构特征表明，华北板块对青藏高原向北东的侧向生长所起的作用不是被动的阻挡，而是存在向青藏高原一侧主动的楔入，前述两套岩石圈断裂系统为这种楔入构造过程提供了重要的动力学边界条件.地球物理方法所获的深部信息是地球物质经历多期大地构造作用遗留下来的痕迹(杨文采，2014)，这种由华北板块指向青藏高原的楔入构造可能是受亚洲岩石圈地幔向青藏高原俯冲(Tapponnier et al., 2001；Zhao et al., 2010; 叶卓，2016)作用的影响，华北板块与青藏高原东北缘之间经历俯冲-碰撞-楔入的动力学过程而保留下来的构造痕迹.这一结果为丰富对青藏高原与周缘克拉通地块之间的深部接触过程的认识提供了重要的证据.

根据布设在青藏高原东北缘祁连山造山带至阿拉善地块的大地电磁剖面所获得的沿剖面的壳幔电性结构，结合区域地质和地球物理资料开展综合分析，获得以下几点认识：

(1) 剖面自南向北所经过的祁连山造山带、走廊过渡带和阿拉善地块对应3种壳幔电性结构模型：东祁连壳幔高-低-高阻似层状电性结构、河西走廊壳幔低阻带状电性结构和阿拉善南缘壳幔高-低-高阻层状电性结构.

(2) 剖面所经过的主要断裂带在电性结构上表现为低阻异常带或电性梯度带，并且止于中上地壳或消失于下地壳低阻层中.除这些分布于中上地壳断裂系统以外，在下地壳至上地幔顶部还存在两条切割莫霍面的壳幔韧性剪切带：西华山北缘壳幔韧性剪切带和阿拉善南缘壳幔韧性剪切带.其中，西华山北缘壳幔韧性剪切带可能是1920年海原8.6级地震发生的深部背景之一；而阿拉善南缘壳幔剪切带可能是卫宁北山燕山晚期和喜山期幔源岩浆上升到地壳浅部或喷出到地表的通道，为在该区域寻找晚中生代至新生代含矿隐伏岩体提供了深部电性结构依据.

(3) 由若干形状不规则、彼此不相连的“碎块状”极高阻块体组成的中上地壳与“似层状”的中下地壳低阻层共同构成的地壳电性结构，是引起青藏高原东北缘强烈破坏性地震最佳的地壳电性结构组合之一.印度板块向欧亚板块俯冲碰撞楔入，引起青藏高原块体向北东方向运移与阿拉善地块向南的俯冲碰撞楔入，是青藏高原东北缘强震活动带产生的动力学背景.