鄂尔多斯地块位于华北克拉通西部，四周均被断陷盆地围限，东部为山西断陷盆地，西部为银川断陷盆地，南部为渭河断陷盆地，北部为河套断陷盆地(邓起东等，1999).鄂尔多斯地块在前期构造的基础上，于中生代时期开始沉降成为一个大型内陆坳陷盆地，新生代开始隆起，同时在它的周缘开始形成剪切拉张型断陷盆地；地块内部构造相对比较简单，基底是太古代和元古代结晶岩和变质岩系，上覆古生代、中生代和新生代沉积地层(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988).

侏罗纪末期，河套地区由于遭受了强烈的南北向挤压作用，地表形成了一系列近东西向的逆冲断层和褶皱；白垩纪，河套地区经历了早期的沉降到末期的隆起过程；始新世之后，受喜马拉雅运动的影响，河套地区在前期奠定的构造背景上，断陷沉降形成了一个东西向的剪切拉张盆地，平均海拔为1000 m左右，沉降中心位于西部的临河盆地，新生界和第四纪沉积厚度最大可达12000 m和2400 m (国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；邓起东等，1999).

阴山造山带为典型的板内造山带，在板内造山变形过程中，经历了多期次挤压和伸展变形作用，普遍发育逆冲推覆构造，且伴有岩浆活动，结晶基底受到挤压而褶皱变形，使得上覆沉积盖层受到基底控制也发生相同的变形(杜菊民等，2009).

本文的研究区域位于青藏高原与华北平原之间，包括鄂尔多斯地块北部、河套断陷盆地和阴山造山带(107°E-112°E，37°N-42°N)(图 1).20世纪八九十年代以来，不同研究人员针对该区域展开了大量的地质和地球物理研究工作，取得了一系列丰硕的研究成果(国家地震局《鄂尔多斯周缘活动断裂系》课题组，1988；江钊等，1990；朱绅玉和杨继贤，1998；邓起东等，1999；刘正宏等，2002；王光杰等，2004；杜菊民等，2009；滕吉文等，2010；王谦身等，2010；Tian et al., 2011；张永谦等，2011；Dong et al., 2014)，研究结果表明，鄂尔多斯地块-阴山造山带耦合地带的壳幔结构复杂，鄂尔多斯地块、河套断陷盆地和阴山造山带各个构造单元深部结构和构造差异明显.本文利用在鄂尔多斯地块北部至阴山造山带采集的大地电磁数据，通过二维反演获得深部电性结构，从电性角度分析和研究了该区地下的地质结构与构造.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地形及大地电磁测点位置图 黑色线表示断裂；F1：狼山山前断裂；F2：色尔腾山断裂；F3：鄂尔多斯北侧断裂；F4：乌拉尔山北侧断裂；F5：乌拉尔山山前断裂；F6：包头断裂；F7：达拉特旗断裂；F8：大青山山前断裂；F9：和林格尔断裂(引自：张永谦等，2013). OB：鄂尔多斯地块；HG：河套断陷盆地；SG:山西断陷盆地；WG：渭河断陷盆地；YG：银川断陷盆地.蓝色和红色圆点为大地电磁测点，其中蓝色圆点代表Dong等(2014)中使用的测点，红色方框表示研究区域. Fig. 1 Locations of MT stations and tectonic background of survey area The black lines are faults; F1:fault in front of Lang mountain; F2:Seerteng mountain fault; F3:fault on the north margin of the Ordos block; F4:fault on the north margin of Wulaer mountain; F5:fault in front of the Wulaer mountain; F6:Baotou fault; F7:Dalateqi fault; F8:fault in front of the Daqingshan mountain; F9:Helingeer fault (Zhang et al., 2013). OB:Ordos block; HG:Hetao Graben; SG:Shanxi Graben; WG:Weihe Graben; YG:Yinchuan Graben. Red and blue dots are MT stations, blue dots represent MT stations used in Dong et al., (2014), the red box outlines the study area.

本文从SinoProbe-01-02课题采集的大地电磁数据中选取了28个测点(图 1)，蓝色圆点代表Dong等(2014)中使用的测点，红色圆点为加密的测点，其中104、111、118和125号为宽频-长周期联合测点，剩余的24个为宽频测点.剖面沿110°E经线呈南北向展布，南起陕西省榆林市绥德县附近(37.55°N，109.98°E)，北至内蒙古自治区包头市达尔罕茂明安联合旗西河乡附近(41.45°N，110°E)，长约440 km，点距为10~20 km.

野外数据采集于2009年完成，宽频数据采集仪器使用加拿大Phoenix公司生产的MTU-5宽频大地电磁仪，采集时间约为20 h，长周期数据采集仪器使用乌克兰生产的Lemi-417，采集时间为15 d左右.每个测点上均采集了E_x、E_y、H_x、H_y、H_z五个正交的电场和磁场分量(x代表磁南北方向，y代表磁东西方向，z代表垂直方向).原始时间序列经过快速傅氏变换转化为与频率有关的信息，再经过远参考技术(Gamble et al., 1979)、Robust估计(Egbert and Booker, 1986)和人工挑选功率谱等去噪处理过程之后，获得了质量较高的数据.

如图 2所示，从各个构造单元内部典型宽频测点的视电阻率和相位曲线可以看出，宽频数据可用频点的周期范围约为0.003~2000 s，不同构造单元的电性结构具有明显的差异.鄂尔多斯地块内测点(113号)的视电阻率值从高频到低频表现为低-高-低的特征，ρ_xy和ρ_yx曲线基本重合，变化趋势一致，这说明鄂尔多斯地块层状明显，结构简单.河套断陷盆地内测点(121号)的ρ_xy和ρ_yx曲线在中高频段差异很小，但是在低频段(>30 s)，随着周期的增大，二者的变化趋势却截然相反，ρ_xy曲线呈下降趋势，而ρ_yx曲线呈上升趋势，反映出河套断陷盆地结构复杂，深部存在低阻体.阴山造山带内测点(123号)的ρ_yx曲线总体表现为“低阻-高阻-低阻”的分布特征；而ρ_xy曲线在中高频段内的视电阻率为200 Ωm左右，低频段(>10 s)，随着周期的增大，视电阻率逐渐下降，这反映出阴山造山带浅部有一个较厚的高阻层，深部则可能存在低阻体.

图 2

Fig. 2

图 2 剖面上各个构造单元内部典型宽频测点的视电阻率和相位曲线 Fig. 2 Broadband MT apparent resistivity and phase curves of typical stations in each geological unit

长周期数据可用频点的周期范围约为3~20000 s，将相同位置采集的的宽频数据和长周期数据于100 s处拼接即得到如图 3所示的视电阻率和相位曲线，从图中可以看出，四个测点的宽频曲线和长周期曲线在100 s处均能够较光滑地衔接起来，拼接后获得的超宽频带大地电磁测深曲线的周期范围约为0.003~20000 s.

图 3

Fig. 3

图 3 长周期与宽频数据拼接之后的视电阻率和相位曲线 Fig. 3 Combined apparent resistivity and phase curves of broadband and long-period MT data

为了选择合适的反演方法(二维/三维)，我们需要分析剖面的维性特征，图 4给出了全部28个测点的二维偏离度拟断面图，分别为swift二维偏离度(Swift，1967)和Bahr二维偏离度(Bahr，1991).由于swift二维偏离度较容易受各类畸变效应的影响，相对来说Bahr二维偏离度受畸变效应影响小一些，分析结果也较为可靠(张乐天等，2012).一般情况下，二维偏离度的值越小，表明地下构造越接近二维情况，通常认为当二维偏离度的值小于0.3时，可以近似为二维情况.从图 4中可以看出，鄂尔多斯地块内绝大多数的测点接近于满足二维或一维情况，只有在河套断陷盆地和阴山造山带内有些测点的低频段具有三维性，说明深部可能存在三维效应.此外，高频段比低频段数据二维性更好.总体来说，剖面基本满足二维性假设，适合做二维反演.

图 4

Fig. 4

图 4 Swift和Bahr二维偏离度拟断面图 Fig. 4 Pseudo sections of Swift and Bahr skewness along the profile

在对数据进行维性分析之后，又对MT数据进行了构造走向分析，采用多点、多频段的阻抗张量(GB)(Groom and Bailey, 1989；McNeice and Jones, 2001)分解方法，并将各个频段的统计结果以玫瑰图的形式示于图 5中.

图 5

Fig. 5

图 5 不同频段构造走向分析结果玫瑰图 Fig. 5 Strike analysis of different frequency bands shown with rose diagrams

由于研究区域的浅部多表现为一维性，为了避免其影响电性主轴统计的可靠性，绘制了剖面10~100 s和100~1000 s频段的玫瑰图.两个频段的电性主轴方位略有差异，10~100 s频段的统计结果显示，电性主轴方向角为NE100°左右，而100~1000 s频段的电性主轴方向角为NE80°左右，这表明，测线控制区域内的地下地质构造可以近似为二维构造，其构造走向大约为NE90°.在确定区域构造走向后，将剖面上的MT数据旋转至主轴方位，分解为两组相互独立的TE和TM极化模式.

二维反演采用非线性共轭梯度法(NLCG)(Rodi and Mackie, 2001).蔡军涛和陈小斌(2010)对大地电磁二、三维结构的理论反演结果对比研究认为TE模式的视电阻率数据比较容易受到三维畸变的影响，其对模型的二维性要求比TM模式的高.由于河套断陷盆地和阴山造山带内有些测点的低频段具有三维性，所以本文加大了TE模式视电阻率数据的本底误差，主要依靠TE模式阻抗相位与TM模式视电阻率和阻抗相位进行二维反演.通过不同参数反演结果的对比，结合模型的拟合误差和粗糙度，我们最终选择不带地形的TE+TM反演.反演参数为：Error Floor (TE Rho=50%，TE Phase=10%，TM Rho=10%，TM Phase=5%)；正则化因子τ=3；初始模型半空间电阻率为100 Ωm；反演频段为0.01~10000 s.反演迭代200次，最终的拟合误差RMS为1.18.图 6为TE+TM模式的实测与模型响应数据拟断面图，通过对比可以看出，实测数据与模型响应数据拟合良好.

图 6

Fig. 6

图 6 剖面实测与模型理论计算的TE和TM极化模式的视电阻率和阻抗相位拟断面图 (a) TE实测值；(b) TE模型响应值；(c) TM实测值；(d) TM模型响应值. Fig. 6 Comparison of measured and calculated responses (a) Observed TE apparent resistivity and phase; (b) Calculated TE apparent resistivity and phase; (c) Observed TM apparent resistivity and phase; (d) Calculated TM apparent resistivity and phase.

如图 7所示，剖面电性结构总体具有“横向分块，纵向分层”的特点，自南向北分别为鄂尔多斯地块、河套断陷盆地和阴山造山带，它们之间的边界分别为鄂尔多斯北缘断裂(F₃)和大青山山前断裂(F₈)，各个构造单元存在不同的电性结构特征.

图 7

Fig. 7

图 7 二维电性结构图 F3-鄂尔多斯北缘断裂，F8-大青山山前断裂，F10-阴山造山带隐伏断裂，F11-阴山造山带隐伏断裂，虚线为莫霍面(莫霍面深度引自：滕吉文等，2010). Fig. 7 Electrical models obtained from 2D inversion of the MT data along the profile F3-fault on the northern margin of the Ordos block, F8-fault in front of the Daqingshan mountain, F10-fault hidden in Yinshan orogenic belt, F11-fault hidden in Yinshan orogenic belt, the dotted line denotes the Moho (Teng et al., 2010).

鄂尔多斯地块：电性结构相对简单、成层性较好，从浅部到深部呈低阻-高阻-低阻的层状分布特征.鄂尔多斯地块是一个多旋回叠合型盆地，经历了古生代浅海盆地沉积及滨海平原环境的海陆交替沉积和中生代大型内陆盆地的河湖相沉积等发展阶段(江为为等，2000)，地块内部浅表厚约4 km的低阻层与沉积岩相对应.近地表低阻层之下为连续的高阻层，该层在榆林以南区域厚约25 km，而在榆林以北区域相对较薄，厚度为15 km左右.鄂尔多斯地块北部结晶基底之下主要是元古代-太古代麻粒岩相、角闪岩相和绿片岩相岩石(杨俊杰，2002)，结晶岩或变质岩一般孔隙度和含水度较小，电阻率较大，因此推测上地壳高阻层应当是结晶基底变质岩系.高阻层之下为低阻层，电阻率值约几欧姆米至几十欧姆米，该层广泛分布于榆林以北区域的下地壳以及上地幔顶部，而在榆林以南区域，主要存在于下地壳.

河套断陷盆地：新生代-中生代砂岩、粉砂岩夹泥岩层在电性结构图中表现为低阻层，北厚南薄，最厚的地方大约7 km.浅表沉积盖层下方为厚度有一定变化的高阻层，由南向北逐渐减薄.上地壳底部存在一个高导体，电阻率为几欧姆米至几十欧姆米，该高导体可能与断裂附近的孔隙流体有关.河套断陷盆地北部的下地壳为高阻，而南部下地壳的电阻率相对较低.上地幔顶部整体表现为低阻特征.

鄂尔多斯北缘断裂(F₃)和大青山山前断裂(F₈)在电性结构图中均是明显的电性梯度带.F₈断裂是阴山造山带的山前断裂之一，控制着河套断陷盆地的形成和发展，而F₃断裂是不对称断陷盆地带在形成过程中产生的次生断裂(邓起东等，1999).F₃断裂规模较小，尚未切穿基底，由南向北倾斜，断裂北侧为低阻、南侧为高阻.F₈断裂深部延伸达到25 km，是一条切穿基底的深大断裂，浅部较直立，深部倾角逐渐变缓，由北向南倾斜，断裂北侧为高阻、南侧为低阻.

阴山造山带：固阳以南的阴山造山带地壳总体表现为高阻特征，电阻率值为三四千欧姆米及以上.这与阴山造山带的结晶基底埋藏深度很浅有关，部分地段的结晶基底直接出露于地表，岩性主要为高阻的花岗岩及花岗片麻岩等(张永谦等，2011).固阳以北的阴山造山带上地壳中部含有小规模的低阻体，上地壳底部存在一个规模相对较大的高导体，电阻率仅为几欧姆米，该高导体向南延伸至上地幔顶部，形成了一个南倾的低阻带.电性结构图中可见，阴山造山带内存在一条陡立的低阻带和一条北低南高的电性梯度带，推测它们是阴山造山带内的两条隐伏断裂(F₁₀和F₁₁)，F₁₀隐伏断裂规模较大，下延深度达到25 km左右.

如图 7所示，电性结构模型图中的一个显著特征为壳幔内存在大范围的高导体.其中鄂尔多斯地块北缘、河套断陷盆地以及阴山造山带下方的壳幔高导体整体呈“V”型结构，电阻率值为几欧姆米至几十欧姆米，其空间位置与Pei等(2007)、滕吉文等(2010)和Jiang等(2013)在该区域探测到的壳幔低速体基本一致.根据不同地区具体情况，壳内高导体的介质属性有多种解释，主要的原因有：导电的金属矿体、相互连接的石墨化薄层、部分熔融和含盐水流体等(金胜等，2010).一些学者已对该区高导体的成因进行了探讨，江钊等(1990)认为其主要起因于中、下地壳含结晶水矿物的脱水，而Dong等(2014)则推测可能是由深部软流圈物质上涌携带的高导硫化物造成的.

河套断陷盆地和阴山造山带岩石圈厚度小于100 km，发生了岩石圈改造和减薄(Chen et al., 2009；Huang et al., 2009；张洪双等，2009)；鄂尔多斯地块北缘杭锦旗一带发育燕山期火山岩，河套断陷盆地发育晚中新世火山岩，阴山造山带岩浆活动更为频繁，印支期、燕山期以及喜马拉雅期的侵入岩和火山岩等均分布广泛，这些侵入岩或火山岩的岩浆起源于上地幔附近或是更深区域，说明该区在早白垩世甚至更早时期就已经发生了地幔上涌(邹和平等, 2008, 2010；李明和高建荣，2010；许绚等，2005；荆旭等，2010).河套断陷盆地及其相邻区域泊松比较高，约为0.28~0.305(Wang et al., 2014)，一般认为大陆岩石泊松比超过0.3是发生了部分熔融现象(Zandt and Ammon, 1995).根据前面所述，结合河套断陷盆地区域较高的大地热流值背景(邢集善等，2002)，推断鄂尔多斯地块北缘、河套断陷盆地以及阴山造山带区域呈“V”型结构的壳幔高导体可能是硫化物和部分熔融作用的结果.含高导硫化物的软流圈物质沿着鄂尔多斯地块与阴山造山带之间的薄弱缝合带上涌，造成了河套断陷盆地和阴山造山带岩石圈的破坏和减薄，壳幔的局部区域发生熔融.河套断陷盆地和阴山造山带内电性结构比较复杂，发育壳幔高导体和断裂，反映出构造活动比较强烈，深大断裂(F₈和F₁₀)的存在也为该区岩浆的侵入和喷出提供了重要通道.

对于鄂尔多斯地块北部，下地壳和上地幔顶部存在大规模的高导层.一些学者在鄂尔多斯地块开展的大地电磁探测研究也得到了相同的深部电性结构特征(王鑫等，2010；赵国泽等，2010；Dong et al., 2014).鄂尔多斯地块是一个较稳定的块体，内部变形微弱(邓起东等，1999)，地壳结构相对简单，壳内不存在低速体(滕吉文等，2010).P波和S波接收函数研究显示，鄂尔多斯地块岩石圈呈高速特征，厚度约为200 km (Chen et al., 2009).这样一个高速和稳定的地块内部存在的壳幔高导层，其成因可能与鄂尔多斯地块北缘至阴山造山带区域不同.

鄂尔多斯地块现今大地平均热流值为61.78 mW·m^-2，属于中温型盆地(任战利等，2007)，难以在壳内引起局部熔融.研究区域地壳内缺乏发育大面积相互连接的石墨化薄层的证据.赵国泽等(2010)用含盐流体解释鄂尔多斯地块下地壳的高导层，相对稳定的的中地壳高阻层使得含盐流体在地壳中能够长期存在.Dong等(2014)则认为鄂尔多斯地块北部壳幔高导体是由硫化物造成的.除了传统意义上人们习惯使用的熔体/流体(第三方介质)模型来解释壳幔内的电导率异常，壳幔本身的岩相组合、矿物组合以及成分(Fe/Na/K/F)等对很多地区的电导率结构可能同样有显著影响.高温高压实验表明，在下地壳温压条件下，麻粒岩的主要组成矿物(斜长石、单斜方石和斜方辉石)的电导率可以达到0.01~0.1 s·m^-1；在上地幔温压条件下，金云母的电导率可以达到0.01~1 s·m^-1(Yang et al., 2011, 2012；Li et al., 2016).因此，如果鄂尔多斯地块内部下地壳内存在大量富Na的斜长石或富Fe的单斜方石和斜方辉石，上地幔存在大量富K和F的金云母，那么就能够产生高导异常.由于鄂尔多斯地块内部的岩浆活动较为缺乏，缺少对该区壳幔捕掳体的研究，所以上述的解释大都只限于推理和假说，还需要今后进一步的实验论证.

剖面经过的三个构造单元垂直活动差异明显，鄂尔多斯地块四周发育有与断陷盆地带平行的长条隆起带，在河套断陷带以南的东胜-杭锦旗一带有海拔高度为1500 m左右的弱隆起带，河套断陷盆地现代下降速率为2~3 mm·a^-1，北部的阴山造山带相对隆升(邓起东等，1999).形成本区隆起与盆地毗邻、隆起上升和盆地沉降相随的深部动力机制是什么样的呢？

区域伸展构造环境条件下，河套地区拉张断陷形成了断陷盆地，在此过程中，可能是由于河套断陷盆地下方软流圈上隆、莫霍面向上隆起3~4 km (滕吉文等，2010；王谦身等，2010)和上地壳刚硬层的断陷挤压，使得具有一定塑性特征的“V”型壳幔高导软弱物质从垂向压力较大的翘降端侧向迁移至鄂尔多斯地块北缘和阴山造山带，造成了阴山造山带的地势抬升和鄂尔多斯地块北缘东胜-杭锦旗一带的隆起.

本文基于一条沿着110°E经线跨越鄂尔多斯地块北部、河套断陷盆地和阴山造山带的大地电磁测深剖面，通过详细的数据处理分析和NLCG二维反演获得了该区深部电性结构模型.

鄂尔多斯地块北部由浅至深电性结构相对比较简单，成层性良好，断裂不发育，大体可分为低阻沉积盖层-高阻上地壳-低阻下地壳和上地幔顶部三层.河套断陷盆地和阴山造山带电性结构相对复杂，电阻率高低相间，发育壳幔高导体和断裂，构造活动强烈.各个构造单元之间均以断裂相隔，单元边界在电性结构模型中表现为电性梯度带.

鄂尔多斯地块北缘、河套断陷盆地以及阴山造山带区域呈“V”型结构的壳幔高导体可能与硫化物和部分熔融作用有关，而鄂尔多斯地块内部大规模的壳幔高导层可能是由高导矿物引起的.河套断陷盆地的沉降、阴山造山带的地势抬升和鄂尔多斯地块北缘东胜-杭锦旗一带的隆起之间有着紧密的关系，它们可能是由于区域伸展构造环境条件下的软流圈物质上涌造成的.

感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.此外，董浩、张乐天、尹耀田、郭泽秋博士以及王刚博士对论文的修改提供了很多帮助，在此一并致谢！