長江中下游南京(寧)-蕪湖(蕪)段深部殼幔電性結構
——寬頻大地電磁測深研究*

張昆 嚴加永 呂慶田 魏文博 邵陸森 王華峰 楊振威

1. 中國地質科學院礦產資源研究所，國土資源部成礦作用和資源評價重點實驗室，北京 1000372. 中國地質大學地球物理與信息技術學院，北京 1000833. 中國地質科學院, 北京 1000374. 山東省地球物理地球化學勘查院,濟南 2500135. 河南理工大學資源環境學院，焦作 454003

1 引言

經過印支-早燕山期的華北和揚子兩大塊體碰撞對接，形成了中國古大陸，而燕山期強烈的構造-巖漿-成礦活動，使長江中下游成礦帶(寧蕪研究項目編寫小組, 1978；董樹文等，2007)形成于揚子塊體的北緣、華北和揚子塊體的邊界處。成礦帶包含的寧鎮、寧蕪、銅陵、廬樅、安慶-貴池、九瑞、鄂東南7個礦集區具有相似的地質構造背景，根據礦集區區域構造、地層和巖漿的關系，可將其分為坳陷、隆坳過渡帶(翟裕生等，1992；蔣其勝等，2008)和斷塊隆起(常印佛和劉學圭, 1983; 常印佛等，1991；凌其聰等，1998)三大類。然而各個礦集區的成礦作用和成礦時代迥異，隆起地區的巖漿活動和成礦作用早于坳陷地區(趙文津，2008)，并且含礦層位以及巖漿活動也不相同，只有從深部入手(董樹文等，2010)，才能了解這些差異，解決巖石圈形變特征、應變狀態、熱結構、板塊(或地體)運動和殼、幔物質狀態等重要科學問題。

陳滬生和張永鴻(1999)在下揚子及鄰區做了較全面的勘探工作，揭示了下揚子地區巖石圈結構、構造，討論了巖石圈熱結構，發現下揚子地區內部出現下地殼-上地幔深度的低速、低阻異常體，Moho面的深度在28～32km左右。呂慶田等(2004)通過反射地震資料發現成礦帶地區下地殼為層狀強反射，認為是上地幔物質對下地殼的侵入。王良書等(1995)、馬振東和單光祥(1997)分別討論了下揚子地區和長江中下游地區的地殼熱結構，認為中生代構造熱事件伴隨的熱異常已不明顯，而與新生代的巖石層伸展和巖漿噴發關系密切。但是以往工作的討論區域很大，雖然能夠把握區域性的關鍵問題，但是對于礦集區等范圍相對較小的區域來說，較難討論細節問題。

以往的大地電磁勘探工作成果認為長江中下游地區表層電阻率分布與宏觀地層出露一致、與地質構造密切相關；深部存在殼內高導層，位于莫霍面以上、上地殼深變質巖以下，是巖石在高溫高壓條件下破碎含高濃度礦化水或中-基性巖漿或局部熔融所致；上地幔巖石圈主要由高阻超基性巖石組成，但夾有高導層(陳滬生和張永鴻，1999)。

寧-蕪火山巖盆地位于我國環太平洋大陸內部長江中下游一帶，為受左行平移拉張斷裂控制的斷陷盆地(翁世劼和黃海，1983)。為了較為細致的了解寧-蕪盆地及鄰區的深部地殼結構，我們在寧-蕪礦集區及鄰區進行了大地電磁測深實驗。本文在前人工作基礎上，通過大地電磁測深資料獲得了測區地下電性結構(深度65km)，揭示了該地區地下深部結構的電性分布，分析了測區巖石圈電性結構分別沿北西和北東向的變化規律以及深部物質狀態，為正確認識寧-蕪盆地及鄰區的地質結構和構造演化過程以及成礦規律提供了重要的物性參數。

2 構造背景

寧-蕪盆地位于揚子克拉通東北緣的長江中下游坳陷，介于張八嶺隆起、淮陽隆起和江南隆起之間，東迄方山-小丹陽斷裂，西鄰長江斷裂帶，南至蕪湖斷裂，北以南京-湖熟斷裂為界(寧蕪研究項目編寫小組，1978)。長江中下游地區下古生代以碎屑巖沉積為主，泥盆紀受地殼上升運動影響，導致地層缺失；海西期仍以沉積建造為主，但期間強烈的地殼升降運動形成了多個不整合面；中生代末期受印支運動影響，發生了強烈的褶皺運動，同時深部斷裂運動也十分活躍。因此，區域存在三個主要斷裂系統：北東-北北東向斷裂、近北西向斷裂和近東西向斷裂。斷裂系統不僅形成了斷陷盆地，而且與巖漿活動以及侵入巖體的分布有密切的聯系。

3 寬頻大地電磁工作

3.1 測線布置

測區晚元古代-晚中生代地層受印支期構造運動影響，在南北向擠壓應力的作用下產生順層剪切斷裂和近東西向褶皺，而在印支晚期-燕山早期階段，受北西-南東向扭動作用，褶皺軸心方向轉變為北東-南西向，屬于兩期構造運動疊加的結果，導致了地殼導電性北西和北東方向表現出較強的各向異性。因此，為了全方位研究斷裂帶的構造特征和不同方向地殼結構的變化，我們布置了四條北西-南東向探測剖面和兩條北東-南西向探測剖面。

如圖1和表1所示，在寧-蕪盆地中部由北西向東南布置全椒-祿口剖面線(1線)，橫跨全椒縣、石楊鎮、江寧鎮南部，直至祿口以北；由南西向北東布置石橋鎮剖面線(2線)，位于石橋鎮西側(使用時測點有刪減)；由北西向東南布置試刀山-石臼湖剖面線(3線)，橫跨巢湖市北部試刀山、長江以及當涂縣南部，直至石臼湖南(使用時測點有刪減)；由北西向東南布置三山-許鎮剖面線(4線)，橫跨蕪湖市南部地區(使用時測點有刪減)；由北西向東南布置向陽鎮-烏溪鎮剖面線(5線)，橫跨蕪湖市北部地區(使用時測點有刪減)；由北東向南西布置鳳凰山-石橋鎮剖面線(6線)，縱穿銅陵市西側鳳凰山、茗山山區和繁昌縣，延伸至石橋鎮西(使用時測點有刪減)。

由于地形及噪聲干擾源等條件的限制，使剖面上的MT測點不能等距且直線布置，但為了滿足規范要求，反映剖面線的地下電性結構，測點與設計測線的垂直距離基本小于一倍點距。

圖1 區域地質圖(據中國地質調查局,2000*中國地質調查局.2000. 中國1:50萬地質圖數據庫修改)

Fig.1 Regional geological map

表1各測線信息列表

Table 1 The basic information of every exploration line

線號剖面長度(km)點數(個)點距(km)110212約為522314約為0 5310370約為0 543034約為0 554952約為0 569164約為0 5

3.2 儀器設備

對于東部地區莫霍面相對較淺的實際情況開展大地電磁探測(MT)，一般情況下觀測信號的最低頻率在0.001Hz，就可以滿足地殼范圍內的研究需要。但是，長江中下游地區特殊的構造演化史造就了十分復雜的中淺層構造環境，并且地區開發度很高，電磁干擾十分嚴重。為了壓制淺層局部構造和電性非均勻體的畸變作用需要采集高達數百(甚至上千)赫茲的信號；為了壓制噪聲，需要長時間采集大地電磁場信號，以便挑選信噪比較高的時間段進行數據處理。因此，在寧-蕪地區的大地電磁深探測研究中，使用了6套加拿大鳳凰公司的MTU寬頻大地電磁系統，進行20h以上長時觀測，最低頻率達到0.0003Hz，并且信噪比較高的時間段可以達到5h以上，此時最低頻率小于0.001Hz。

在野外數據采集時，儀器同時觀測Ex、Ey兩個電場水平分量和Hx、Hy、Hz共3個磁場分量的時間序列，在數據采集時嚴格執行相關技術規程，并且利用GPS與不同測站進行同步采集，從而實現MT互參考道測量技術，以提高數據采集質量。

3.3 數據質量

衡量MT數據質量的標準有兩條，即數據誤差和測深曲線的連續性。按照此標準挑選實際使用數據，視電阻率方差和阻抗相位方差小于20%的 (頻點) 數據， 同時視電阻率和阻抗相位隨頻率變化的規律性明確，曲線形態清晰(魏文博等，2009)的(測點)數據予以使用。圖2所示視電阻率和阻抗相位曲線為本次使用的原始數據(未經去噪和靜校正等處理)示例(如圖2a所示)，雖然低頻出現個別飛點，并且兩種模式的視電阻率曲線出現微弱的分離現象，但曲線整體上較為平滑，屬于較高質量的數據，通過去噪(擬合去噪)和靜位移校正(首支重合與空間濾波聯合校正)處理一并消除飛點和靜位移現象(如圖2b所示)。

圖2 5線77號點寬頻大地電磁測深曲線Fig.2 Magnetotelluric sounding of site 77 in line 5

3.4 數據處理與反演

當地下介質的電性滿足二維條件時，大地電磁場才可能分解成互不相關的兩組“線性偏振波”，這時構造的“走向”和“傾向”可以看成相互正交的二個電性主軸方向(魏文博等，2009)。而在寧-蕪南部、繁昌地區，通常認為區域地質構造方向以北東-南西、北西-南東和東西向為主，地殼電性分布基本與構造方向和測線垂直方向一致。因此，基本沿構造方向(北東-南西向)以及垂直構造方向的深探測剖面均以構造方向為X測量軸，測線方向為Y測量軸，處理MT資料和進行二維反演時也都把XY模式定義為TE極化模式(電場平行走向極化模式，包含Ex和Hy分量，Y為測線方向)，而把YX模式定為TM極化模式(磁場平行走向極化模式，包含Ey和Hx分量)。為了突出該方向構造，處理資料時把所有測點的實測坐標系的X方向旋轉至垂直測線方向，這樣，所獲得的深探測剖面的二維導電性結構模型主要突出構造沿北西-南東方向以及北東-南西向的變化特征。

現代大地電磁法已經發展出較精細的MT數據處理技術和多種反演方法，如：大地電磁場分量時間序列的Robust處理(Egbert and Booker，1986)、Rhoplus分析(Weidelt and Kaikkonen，1994)、張量阻抗分解(Gary and Alan，2001)、擬合去噪(張昆，2012*張昆. 2012. 大地電磁場目標函數擬合去噪軟件. 中華人民共和國知識產權局, 2012SR109144)和首支重合與空間濾波聯合校正(張昆和嚴加永，2012*張昆, 嚴加永. 2012. 大地電測深二維視電阻率靜位移校正軟件. 中華人民共和國知識產權局, 2012SR109156)等MT數據處理技術和MT二維快速松弛(RRI) (Smith and Booker，1996)、二維奧克姆(OCCAM)(DeGroot-Hedlin and Constable，1990)、二維數據域奧克姆(REBOCC)(Siripunvaraporn and Egbert，2000)和二維非線性共軛梯度(NLCG)(Rodi and Mackie，2001)等反演方法。對所獲取的寧-蕪及鄰區大地電磁測深資料進行處理和反演時，系統運用了這些MT數據處理技術及反演方法，以保證得到較精確的MT響應及可靠的解釋結果。

結合先驗信息對TE、TM及TE和TM聯合等3種方式多次反演獲取的導電性結構模型進行對比、分析，認為TM模式的二維NLCG反演模型與先驗信息的吻合程度較高，更為合理。圖3a-f為1-6線的MT(剖面深度65km)測深剖面的二維反演模型，反映了寧-蕪及繁昌地區地殼-上地幔導電性結構。從測線的電性結構模型(圖3)可以清楚地看到，寧-蕪南部和繁昌地區巖石圈導電性結構存在一定的橫向非均勻性。

圖3 寧-蕪及鄰區殼-幔導電性反演結果模型(a)-(f)：1-6線反演結果電阻率模型Fig.3 The inversion model of crust-mantle conductivity structure of Ning-Wu and surrounding areas(a)-(f): The resistivity inversion model of line 1-6

圖4為3線TM模式實測數據與非線性共軛梯度二維反演模型響應的擬合結果對比?？梢?，反演模型響應與實測數據基本一致，單個數據擬合最大均方根誤差(擬合差，RMS)小于±4，全部測點的平均RMS小于3。但反演響應與數據仍存在一定的差異，視電阻率剖面中距起點約40～60km出的反演響應表現出低頻高阻異常，約為300～400Ω·m(實測數據相對低，約為100～200Ω·m)，并且相位也有相似的反映(數值異常與視電阻率相反)，該區域測點以及參與計算的測點數據量(頻點)較少，而反演計算中正則化因子取值較大，模型著重平滑是造成這種結果的主要原因。其他測線的單點最大反演擬合差均小于±4。

圖4 3線數據與TM模式反演模型響應對比(a)-實測數據視電阻率斷面；(b)-實測數據阻抗相位斷面；(c)-反演模型響應視電阻率斷面；(d)-反演模型響應阻抗相位斷面Fig.4 The comparison of data and TM mode inversion sounding of line 3(a)-the apparent resistivity section of measured data; (b)-the impedance phase section of measured data; (c)-the apparent resistivity section of inversion sounding; (d)-the impedance phase section of inversion sounding

圖5和圖6是根據阻抗張量分解得到的測區地下導電介質電性主軸方向分布，主軸方向包括相互垂直的兩個共軛方向。由電性主軸方向判斷，測區淺部構造走向較為復雜，但主要以北東-南西向和東西向為主；而深部地層的電性主軸方向表現出更為強烈的復雜性和三維性，并且由西向東深部主軸方向與淺部的差異愈發明顯，由此判斷，雖然深部構造走向主體上仍然表現為東西至北東-南西向變化， 但深部北西-南東-南北向的不確定性也有所增強。因此，測區的主要構造很可能存在由淺至深的走向和傾向變化。

圖5 測區高頻(100～1Hz)電性主軸方向 Fig.5 Principal axis direction of high frequency (100～1Hz) data

圖6 測區低頻(1～0.01Hz)電性主軸方向Fig.6 Principal axis direction of low frequency (1～0.01Hz) data

表2下揚子地區殼-幔電性層及電性特征表(據陳滬生和張永鴻，1999)

Table 2 Lower Yangtze crust-mantle electrical layers and electrical characteristics (after Chen and Zhang, 1999)

地層巖性電阻率(Ω·m)第四系?上第三系陸相碎屑巖6～40下第三系?上白堊統浦口組砂泥巖5～10下白堊統至上侏羅統火山噴發巖70～100中下侏羅統?中三疊統黃馬青組陸相砂頁巖10～100中三疊統周沖村組?石炭系海陸交互相灰巖、白云巖250～350上泥盆統五通組?上奧陶統五峰組石英砂巖、砂頁巖10～100上奧陶統湯頭組?上震旦統陡山沱組海相灰巖250～350侵入巖中、酸、基性或超基性>1000

4 區域巖石電阻率性質

寧-蕪礦集區位于長江中下游下揚子板塊西側，其地層電阻率性質如表2所示。碎屑巖、砂巖、頁巖以及次生石英巖等地層電阻率值較低；火山巖、灰巖電阻率值較高，但是受破碎構造影響，其變化范圍較大；侵入巖處于強壓環境，內部致密，因此電阻率較高。

5 寧-蕪及鄰區巖石圈導電性結構及地質意義

5.1 剖面電性結構特征

5.1.1 全椒-祿口剖面(1線)

圖3a是全椒-祿口MT非線性共軛梯度二維反演模型，它反映了寧-蕪中部地區及長江以西巢湖沖褶體(劉文燦等，2001；唐永成等，1998；約在測區石揚、功橋、老橋范圍內)北部地下深度65km以淺地殼及上地幔的導電性結構。

地殼內部以及上地幔主要由三個高阻異常區、兩個低阻異常區和一個淺表低阻層組成，其電阻率分別在250～1000Ω·m、1000～10000Ω·m(高阻)和10～40Ω·m(低阻)之間。全椒發現的高阻異常體頂界深度約3～5km，傾向北西，深部約延伸至20km，電阻率大于400Ω·m；石揚發現的高阻異常體的頂界深度約4km，傾向南東，深部約延伸至45km，電阻率大于500Ω·m；江寧-祿口發現的高阻異常體的頂界深度約為0～2km，電阻率約為220～1000Ω·m，向深部約延伸至10km，但很可能與東測祿口深部高阻體連接；祿口發現的深部高阻異常體與石揚相似，但延伸深度較其更大。

剖面普遍存在地表低阻層，底界深度約0～4.5km，電阻率約為10Ω·m；全椒發現的低阻異常體的頂界深度約7km，電阻率約為10～40Ω·m，與淺層地表低阻層連接，并可能延伸至地幔深部；江寧-祿口發現的深部低阻異常體的頂界深度約10～15km，電阻率約為10～40Ω·m，在石揚與淺層地表低阻層連接，深部與西側全椒深部低阻異常體相連。

從宏觀上看，1線深部的兩個低阻體頂深和厚度相當，位于地表-上地幔深度，有向地幔延伸的趨勢。巖石圈導電性呈現出沿深度分層(淺層成層性較深部明顯)，沿北西-南東分塊的特點。剖面內，深部低阻體位于造山帶、長江以及寧蕪盆地范圍內。

5.1.2 試刀山-石臼湖剖面(3線)

圖3c是試刀山-石臼湖MT非線性共軛梯度二維反演模型，它反映了寧-蕪南部山區及中部平原地下深度65km以淺地殼及上地幔的導電性結構。

地殼內部以及上地幔主要由三個高阻異常區和四個低阻異常區組成，其電阻率分別在250～6000Ω·m和3～10Ω·m之間。夏閣至清溪發現的高阻異常體的頂界深度約3km，傾向北西，深部約延伸至20km，電阻率約為300Ω·m；功橋發現的高阻異常體的頂界深度約10km，電阻率約為1000Ω·m，向深部約延伸至30km，但很可能與深部地幔高阻體連接；當涂-石臼湖發現的高阻異常區域包括頂界面約3km的三個高阻異常體，底界深度分別約為22km、7km和20km，電阻率約為6000Ω·m，由異常體形狀和深度判斷，該異常區域為被斷裂切割的同源高阻塊體，并且與1線石揚-祿口的高阻異常體相似。

夏閣-清溪發現的深部低阻異常體的頂界深度約30km，電阻率約為10Ω·m，與淺層上地殼低阻異常體連接，并有可能延伸至地幔深部；老橋-石臼湖發現的深部低阻異常體的頂界深度約30km，電阻率約為10Ω·m，在老橋和護河分別與淺層上地殼低阻異常體連接；清溪-老橋發現的淺層地殼低阻異常區域底界面約為5km，電阻率約為3～10Ω·m，底界深度向當涂方向逐漸變淺，并且與清溪和老橋深部低阻異常體連接；護河發現的上地殼低阻異常體呈環形包圍一個高阻異常體，底界深度約為15km，電阻率約為10Ω·m，與護河深部低阻異常體連接。此外，清溪和護河深部的低阻體與1線全椒和江寧深部低阻體十分相似。

從宏觀上看，3線深部的兩個低阻層頂深和厚度相當，位于下地殼-上地幔深度；試刀山-長江-大青山-石臼湖南，低阻層主體位于下地殼-上地幔，中心呈凹陷形態，邊界呈隆起形態，西北部下凹起點具有向地幔延伸的趨勢。而在清溪、老橋、當涂和護河上地殼，四個基本垂直的電性梯度帶把高阻層分割為多個不連續的高阻塊體，呈現出“斷塊”結構特征?？傮w上3線電性結構與1線相似，但深部低阻體范圍相對較大，頂界面較深。

試刀山-大青山區段，巖石圈導電性呈現出沿深度分層，沿北西-南東分塊的特點。剖面內，下地殼-上地幔低阻層主體位于造山帶、長江以及石臼湖范圍內，頂面深度大，厚度也大。

5.1.3 向陽鎮-烏溪鎮剖面(5線)

圖3e是向陽鎮-烏溪鎮MT非線性共軛梯度二維反演模型，它反映了寧-蕪南部巢湖、蕪湖、高淳地下深度65km以淺地殼及上地幔的導電性結構。

地殼內部以及上地幔主要由一個高阻異常區和三個低阻異常區組成，其電阻率分別在6000Ω·m和3～10Ω·m之間。沈巷-烏溪發現的高阻異常體的頂界深度是3km，傾向由北西轉變為南東，烏溪以西深部約延伸至20km，電阻率約為6000Ω·m，烏溪以東深部延伸至30km以下，電阻率約為800Ω·m，由異常體形狀和深度判斷，沈巷-烏溪以西的高阻異常區域為被斷裂切割的同源高阻塊體，并且和3線當涂-石臼湖的高阻體相似。

剖面中普遍存在地殼淺表低阻覆蓋層，與3線覆蓋層相似，電阻率約為3～10Ω·m，并且在烏溪發現上地殼低阻異常體的頂界深度約5km，電阻率約為10Ω·m；烏溪發現的淺層地殼低阻異常區域底界面約為5km，電阻率約為10Ω·m，底界約為12km，與3線護河地區上地殼低阻體相似；沈巷-烏溪發現的下地殼-上地幔低阻異常體切斷上地殼高阻體，主體頂界深度約為30km，電阻率約為10Ω·m，以大橋為頂點呈隆起形態，底界面向烏溪延伸至60km以下，與3線老橋-石臼湖的地殼-上地幔低阻體相似。

從宏觀上看，5線深部的高阻層位于上地殼深度，低阻層位于下地殼-上地幔深度；沈巷-烏溪的高阻層和低阻層與3線當涂-護河-石臼湖區域的地下電性結構相似，但是呈隆起形態。

向陽鎮-烏溪鎮區段，巖石圈導電性與3線相似，呈現出沿深度分層，沿北西-南東分塊的特點。剖面內，下地殼-上地幔低阻層主體位于長江周邊以及西側造山帶的東部范圍內，頂面深度大，厚度也大。

5.1.4 三山-許鎮剖面(4線)

圖3d是三山-許鎮MT非線性共軛梯度二維反演模型，它反映了繁昌地區東北部蕪湖市西南部地下深度65km以淺地殼及上地幔的導電性結構。

地殼內部以及上地幔主要由一個高阻異常區和兩個低阻異常區組成，其電阻率分別在3000Ω·m和3～40Ω·m之間。三山-許鎮發現的高阻異常體的頂界深度是4km，傾向由北西轉變為南東，電阻率約為1000～3000Ω·m，由異常體形狀和深度判斷，三山-許鎮以西的高阻異常區域被斷裂切割同源高阻塊體，并且和3線當涂-石臼湖區域以及5線沈巷-烏溪以西區域的高阻體相似。

剖面中普遍存在地殼淺表低阻覆蓋層，與3線和5線覆蓋層相似，電阻率約為3～10Ω·m，在老橋和護河分別與淺層上地殼低阻異常體連接；三山-許鎮發現的下地殼-上地幔低阻異常體切斷上地殼高阻體，主體頂界深度約為30km，電阻率約為10～30Ω·m，以火龍崗為頂點呈隆起形態，底界面向烏溪延伸至60km以下，與3線老橋-石臼湖和5線沈巷-烏溪下地殼-上地幔低阻體相似。

從宏觀上看，4線深部的高阻層位于上地殼深度，低阻層位于下地殼-上地幔深度；三山-許鎮的高阻層和低阻層與3線當涂-護河-石臼湖區域以及5線沈巷-烏溪區域的地下電性結構相似，但4線與5線的殼幔低阻體呈現隆起形態，4線殼幔低阻體電阻率較高。

三山-許鎮區段，巖石圈導電性與3線和5線相似，呈現出沿深度分層，沿北西-南東分塊的特點。剖面內，下地殼-上地幔低阻層主體位于長江周邊以及繁昌造山帶東北范圍內，頂面深度大，厚度也大。

5.1.5 鳳凰山-石橋鎮剖面(6線)

圖3f是鳳凰山-石橋鎮MT非線性共軛梯度二維反演模型，它反映了繁昌地區東北部地下深度65km以淺地殼及上地幔的導電性結構。

地殼內部以及上地幔主要由兩個高阻異常區和兩個低阻異常區組成，其電阻率分別在1000～4000Ω·m和3～40Ω·m之間。6線與5線于烏溪以西正交，與4線于三山-火龍崗中間正交，三條測線交界處的電性結構一致。清水-火龍崗發現的高阻異常體的頂界深度是4km，中心頂界下凹，電阻率約為1000～4000Ω·m；繁昌-鳳凰山發現的高阻異常體頂界面由10km上升至2km，底界面深度約為30km，電阻率約為1000Ω·m。

剖面中普遍存在地殼淺表低阻覆蓋層，與3線、4線、5線覆蓋層相似，電阻率約為3～10Ω·m，在繁昌和鳳凰山西南分別有向深部下地殼-上地幔低阻異常體延伸的趨勢；鳳凰山-石橋鎮發現的下地殼-上地幔低阻異常體切斷上地殼高阻體，主體頂界深度約為35km以下，電阻率約為10～20Ω·m，以三山和鳳凰山為頂點呈隆起、凹陷形態，底界面延伸至65km以下，與3線老橋-石臼湖、5線沈巷-烏溪以及4線三山-許鎮下地殼-上地幔低阻體相似。一系列北東傾向和南西傾向的電性梯度帶交錯一起，把地殼淺表高阻層分割成多個不連續的高阻塊體，呈現出“斷塊”結構特征。

圖7 電性結構與大地熱流、地幔熱流和居里面深度疊合圖Fig.7 Congruency map of electrical structure and heat flow, mantel heat flow and the Curie depth

從宏觀上看，6線深部的高阻層位于地殼深度，低阻層位于下地殼-上地幔深度；鳳凰山-三山區域的高阻層和低阻層與3線當涂-護河-石臼湖區域、5線沈巷-烏溪區域以及4線三山-許鎮的地下電性結構相似，僅在部分地區的電阻率和形態上稍有不同。

鳳凰山-石橋鎮區段，呈現出沿深度分層，沿北西-南東分塊的特點。剖面內，下地殼-上地幔低阻層在整條剖面都有體現，頂面深度大，厚度也大。

5.2 寧-蕪及鄰區的殼幔高導體—殼幔邊界上的“液體”

由1線和3線電阻率斷面可見，長江東西電性結構差異較大，長江以西主要反映巢湖沖褶體的電性結構，而長江以東主要反映寧-蕪火山巖盆地和繁昌地區電性結構，屬于兩個不同的電性單元。

寧-蕪及鄰區大地電磁深探測主要的發現是下地殼-上地幔存在規模較大的連續的低阻層/體(圖3、圖7所示橫向范圍：1線和3線的西部和中部以及4-6線整條測線；縱向范圍：頂深15～30km以下延伸至剖面底界)，并且在1線全椒和3線清溪地區存在一個相對孤立的殼-幔低阻層/體。深部低阻層位于巢湖沖褶體兩側，邊界處界面陡立，淺部傾向基本為南東。3線、4線、5線的深部低阻層頂界與地震以及地質資料推斷的Moho面深度(28～32km)(唐永成等，1998)基本一致。并且該低阻層普遍存在于探測區域，可能向北延伸到寧-蕪火山巖盆地及其北側鄰區，向南延伸至銅陵南部造山帶。

關于深部低阻層的本質目前還存在爭論，但是，可能的解釋是部分熔融或含水熱流體以及Moho面的水平剪切斷裂。含水流體的存在可以降低地層的熔融點，并且寧-蕪及鄰區屬地表高熱流值和熱流梯度區域(如圖7所示)，熱流值普遍高于區域背景值60mW·m-2，同時屬于地幔高熱流值和熱流梯度區域(如圖7所示)，熱流值普遍大于35mW·m-2(馬振東和單光祥，1997；陳滬生和張永鴻，1999)。此外，該區位于居里溫度面深度30～35km變化帶內(如圖7所示)，而該區的淺表3km深度地溫低于區域背景值85℃，淺表地溫梯度低于區域背景值25℃·km-1(陳滬生和張永鴻，1999)。因此，該區下地殼-上地幔對大地熱流的貢獻較大，并且熱流值較高。由此判斷，該區下地殼-上地幔存在高導熱和高熱流物質的可能性較大，說明在Moho面的深度上的物質狀態可能是高熱、軟弱的，而且這種狀態很可能與深部含水流體有關。并且在巢湖沖褶體及西部地區，深部下地殼-上地幔低阻體的熱流性質與寧-蕪盆地類似，因此推斷1線和3線西北部(石揚以西、功橋以西)下地殼-上地幔的物質狀態也是高熱、軟弱的。

綜合大地電磁和地熱資料，我們認識到：寧-蕪、繁昌下地殼-上地?？赡艽嬖谂c含水流體有關的局部“熔融層”或“含水的剪切帶”，因而表現出低電阻率的電性特征，主體包括兩個部分，分別位于長江以西、巢湖以東的銀屏山、方山、元山等造山帶(圖1)以及北部全椒縣地區和長江以東的寧-蕪火山巖盆地以及繁昌盆地。

5.3 上地幔隆起

根據寧蕪地區前人的工作成果(唐永成等，1998；陳滬生和張永鴻，1999)，巢湖至馬鞍山地區莫霍面呈波狀，深度由32km變為30km再變為32km，馬鞍山至銅陵地區莫霍面呈波狀，深度由32km變為32.8km。由圖3a, c-e)和圖8中電阻率模型可見，區域深部低阻層電性界面呈波狀起伏，測區中部電性界面深度范圍與上述資料較為一致，但北部電性界面較淺，南部和東部電性界面相對較深。根據電阻率模型判斷，區域內出現上地幔隆起區，位于F1和F8之間，莫霍面深度小于30km。圖8c為上地幔隆起過程以及隆起區、隆起周邊區域殼幔邊界物質狀態以及應力狀態推斷圖，以1線(圖8b)和3線(圖8d)電阻率模型為基礎，推測中生代燕山期構造運動期間上地幔隆起位置與巢湖沖褶體對應，沖褶體區域為上地幔隆起區(應力方向向上)，兩側殼幔邊界(應力方向向兩側)電阻率值較低，很可能聚集著較強的能量，在沖褶體形成及后期有較強的活動性，并且是長江以西及以東地區的斷裂帶發育和坳陷作用發展的控制因素之一。

圖8 寧-蕪及鄰區斷裂帶推斷示意圖Fig.8 The inferred faults of Ning-Wu and surrounding areas

5.4 “長江深大斷裂帶”

地質部航磁902隊(1957*地質部航磁902 隊.1957.長江中下游地區航空磁測報告)根據武漢至鎮江段的長江中下游航磁異常提出長江區域性斷裂(或破裂帶)。江蘇省地質局(1965*江蘇省地質局.1965.南京幅(I-50)大地構造圖說明書)基于以往資料，提出由安慶經蕪湖、南京至鎮江，沿長江存在斷裂，并稱之為長江破碎帶(或下揚子破碎帶)。但關于長江斷裂帶的定義、性質一直存在著爭議。秦大正(1983)和劉湘培等(1988)認為長江斷裂帶，由九江、安慶經蕪湖、南京東延至鎮江后，并未終止，而是繼續向東延伸。而李起彤(1984)等則認為長江斷裂帶到鎮江即終止，不再往東延伸。唐永成等(1998)等利用懷寧-全椒斷裂、東流-馬鞍山斷裂、桐城-廬江斷裂的部分追蹤確定了長江斷裂的大概位置，認為前兩條斷裂形成較早，是造山期產物。董樹文等(2010)根據廬-樅地區的地震資料指出該區域并未發現重大斷裂的反射特征，沿長江及其兩側也未見莫霍面錯斷，但廬-樅盆地的東南界發現長江北岸之下一系列弧狀強反射軸，南東側明顯抬升，可能存在一個不穿過火山巖的三疊紀的沖斷層，該斷層影響到20km 深度，但沒有切穿莫霍面。

由圖3a, b可見，寧-蕪中南部地區出現了多處近垂直的低阻體，主要分為近北西和南東傾向的近南北走向的深大主異常帶(延伸至上地幔)和北東-南西走向的次級異常帶(上地殼范圍)。不論下地殼-上地幔物質是“局部熔融”還是剪切斷裂，說明該區物質較容易受構造應力的影響而發生構造運動，因此，在前人工作成果(唐永成等，1998；陳滬生等，1999)的基礎上，根據大地電磁測深電阻率模型推測圖8中F1～F14是區域構造運動背景下的斷裂帶，在地質圖中推測了斷裂的延伸范圍，并且發現斷裂帶的形成與當時殼幔物質的狀態可能有很大聯系。

由圖8可知，F1～F14為大地電磁剖面反映出的測區主要斷裂帶，其中北東走向斷裂帶F2、F3、F4、F5、F9、F10的深度范圍相對較小，主要分布于上地殼和淺部地層；北東走向斷裂帶F11～F14的深度范圍相對較大，有延伸到上地幔的趨勢；近南北走向隱伏斷裂帶F1和F8的埋深(>10km)和深度范圍均較大，很可能切穿莫霍面，延伸至上地幔。F1和F8位于長江西側，與該區莫霍面隆起帶對應，頂部埋深相對較大，推測為該區早期與上地幔隆起有關的構造運動產生的深斷裂，為后期的構造運動提供了幔源通道，是后期淺表構造發育的產生條件之一， F3和F5的形成與F1和F8有關。F4、F10、F13推測為與F11和F14有關的一條上地殼斷裂帶，而F11和F14為一條深斷裂帶。此外，推測F9為與F12有關的淺斷裂帶，F12為深斷裂帶，F9和F12很可能延伸至寧-蕪火山巖盆地東北部。

因此，我們認為存在長江深大斷裂帶，但它不是一條固定構造方向的斷裂帶，而是多條深(延伸至上地幔)淺(延伸至上地殼)斷裂帶的組合，包括F4、F9～F14，并且其成因與F1和F8有關。推測F1、F8為早期構造斷裂帶，F11、F12、F14為中期構造斷裂帶，F2、F3、F5為后期構造斷裂帶。

其中F9和F12很可能沿北東向穿過寧-蕪火山巖盆地，是盆地火山巖和侵入巖的控制構造和巖漿通道，此外，推測F9～F10和F12受后期近北西向構造運動改造，被2線斷裂(護河深部近垂直低阻帶)切斷，斷裂南部相對北部坳陷，因此，推測F9和F10為下地殼-上地幔深源斷裂帶(F11)在上地殼的兩個分支；F6與F9很可能是被F1切斷的長江深斷裂的江東分支，而F3為長江深斷裂的江西分支。而且長江斷裂帶很可能與上地幔隆起有關，并且影響著沿江地區火山巖盆地的形成。

圖9 斷裂分布及構造應力推斷圖Fig.9 The faults distribution inferred tectonic stress

5.5 巢湖沖褶體與寧-蕪火山巖盆地的聯系

研究區主要分為兩部分，巢湖沖褶體和寧-蕪火山巖盆地，而二者的成因和先后順序存在某種聯系或關系。由圖8和圖9中MT結果推測，1線和3線中西部主要反映巢湖沖褶體(I區)的電性結構，1線和3線東部、4線和5線主要反映寧-蕪火山巖盆地南部地區(II區)的電性結構。劉文燦等(2001)指出推覆構造最早在三疊晚期開始，可延續到早燕山期，而早燕山期形成北北東向左旋平移斷層、近南北向壓剪性逆沖斷裂，同時還控制了侏羅紀沉積盆地(拗陷) 的發育。圖9可見I區高阻體的縱向范圍約10～30km，II區和III區高阻體縱向范圍約3～22km，而I區邊界的F1和F8斷裂外側高阻體明顯上覆于I區高阻體，說明I區高阻體為東西向擠壓應力環境下形成的逆沖推覆構造坳陷，F1和F8斷裂為推覆體的滑脫構造，淺部低阻層為坳陷盆地，構造發育時間早于II區和III區斷裂帶，大約在晚三疊紀-晚侏羅紀，基本不會在白堊紀發育。II區斷裂構造將高阻體分割為多個塊體，而高阻塊體整體表現出西高東低的特點，說明II區斷裂構造的發育時間晚于推覆構造，大約在侏羅紀或/和白堊紀，III區淺部構造是I區構造活動的延續，發生于I區活動晚期，可能略早于II區構造活動。在晚侏羅紀-白堊紀，由于太平洋板塊向歐亞板塊的俯沖，中國東部地殼處于伸展狀態(唐永成等，1998；劉文燦等，2001；李三忠等，2009, 2010；董樹文等，2011；王鵬程等，2012)，說明II區和III區斷裂構造可能是這一時期地殼運動的產物，也可能與早期逆沖推覆構造有關，形成于擠壓應力背景下，而在拉張應力背景時繼續發育，后者的可能性更大，并且在此期間，原本近南北向的地層和斷裂構造轉變為北東南西走向，同時拉張應力使得I區兩側新地層滑脫，而老地層抬升出露，因此才會有現在F2和F8之間的老地層出露于中央的現象。

但是，在晚三疊紀-晚侏羅紀的擠壓應力作用下，為什么會在I區產生方向相反的兩組逆沖推覆構造，而擁有同一個支點？唐永成等(1998)指出中三疊世-中侏羅世為該區陸內變形階段早期，沉積盆地收縮，海盆關閉，進入陸相盆地沉積時期，如此深陷的陸相沉積盆地不僅由擠壓褶皺作用形成，而且與其基底斷裂的活動有關，也可能與區內中生代時期已經存在或正在發育、形成的地幔隆起作用有密切聯系。由圖9中大地電磁電阻率模型中的電性界面以及Moho面深度可知，I區Moho面和電性界面的深度相對最淺，說明該區很可能對應上地幔隆起的區域，而該區的上地幔隆起很可能在晚三疊紀已經開始，從而使I區兩側的構造應力達到平衡，成為該區域兩組逆沖推覆構造的應力支撐點。

而在后期拉張應力背景下，上地幔隆起對推覆構造的滑脫面以及東部斷裂帶發育成為地殼深度的深大斷裂有一定的影響，并且為后期巖漿活動提供了巖漿來源和動力。但是上地幔隆起區域(I區)的淺部巖漿活動很少，而在東部II區巖漿活動十分強烈，產生多期次巖漿噴發和侵入活動，說明殼幔邊界的活動性和“流動性”較強，殼幔邊界的低阻層與巖漿活動的關系十分密切。

因此，我們認為一個較為合理的構造運動過程是：晚三疊紀以前的沉積地層在擠壓應力作用下產生大規模褶皺構造；在晚三疊紀-晚侏羅紀，構造應力在巢湖沖褶體達到平衡，于是出現了一個平衡的擠壓支撐點(如圖9b所示)，而在這一區域下地殼底部和上地幔內的強烈擠壓作用下，在地殼深部生成一些高壓、超高壓礦物，隨著物質上侵進入地殼(趙文津，2008)，此時上地幔已經開始向上隆起，隨即產生局部熔融(與深部地下水有關)；在白堊紀太平洋板塊向揚子板塊俯沖過程中，從深部上來的基性巖漿儲集在研究區的殼幔邊界處，與地殼物質作用形成高鉀鈣堿性巖漿和含礦溶液(趙文津，2008)，并且隨著I區上地幔繼續隆起，殼幔邊界很可能存在水平剪切斷裂，巖漿和含礦溶液的“流通性”較好，以本期發育或發展形成的II區深大斷裂帶(受控于板塊運動產生的拉張應力和上地幔隆起)為通道，進入地殼上層，與圍巖發生作用而成礦(如圖9c所示)。

6 結論

通過寧-蕪及鄰區的寬頻大地電磁探測研究，并結合該區區域地溫資料獲得了如下結論：

(1)發現寧-蕪南部、繁昌地區沿東西方向超出50km、南北方向超出100km范圍(1、3線東部及4、5、6線全部)，較普遍存在下地殼-上地幔低阻層，該低阻層較為連續，頂界面沿測線和長江方向略有起伏，在巢湖沖褶體斷開。

(2)以長江為界，該區域東、西的下地殼-上地幔低阻層分布與北東向深斷裂和地幔隆起有關，兩者的成因有相同之處。

(3)結合區域地溫、地溫梯度、大地熱流和地幔熱流結果，討論了寧-蕪、繁昌地區巖石圈的物質狀態，認為下地殼-上地幔具有良導電性，證明此處存在“熔融體”或“含水剪切斷裂”，雖然不一定具有“流變”性，但是很可能是熱的、軟弱的。

(4)寧-蕪南部以及繁昌地區為上地幔隆起區域，上地幔隆起位于巢湖沖褶體附近，莫霍面深度相對最淺。

(5)推測了長江深斷裂帶的分布范圍，認為該斷裂由江東和江西兩個分支組成，江東斷裂受后期構造運動影響，被F1切斷，并且在上地殼轉變為兩個次級斷裂帶。

(6)巢湖逆沖推覆構造的發育早于東部斷裂構造，形成時間大約為晚三疊紀-晚侏羅紀，而東部斷裂帶的形成時間約為侏羅紀，并且與推覆構造有關。區內斷裂構造經歷了兩個構造時期，一是晚侏羅紀以前擠壓應力背景下的形成期；二是晚侏羅紀以后的拉張應力背景下的發展期，斷裂構造在上地幔隆起和拉張應力的雙重條件下發展成為地殼深度的深大斷裂。此外，上地幔隆起早在晚三疊紀已經開始，并成為兩組反向逆沖推覆構造的存在原因和應力平衡因素之一，殼幔邊界的“流體”不斷擴張。因此早白堊紀的巖漿活動與上地幔隆起、殼幔邊界的“流體”(電阻率模型中的殼幔邊界低阻層)擴張以及II區深大斷裂等因素有關，而這三個因素彼此也存在相關關系。

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