新疆阿尔泰造山带构造活动的磷灰石裂变径迹证据

本节在新疆阿尔泰造山带西部获得一批较为系统的磷灰石裂变径迹分析结果。32个磷灰石裂变径迹年龄为（1630±64）～（469±72）Ma，平均径迹长度为（145±01）～（113±04）μm，长度标准差为（14～27）μm。区内具有三阶段热历史：约110Ma之前处于约100～120℃较高温稳定阶段，然后在约110～40Ma期间发生快速冷却与隆升事件，从约40Ma开始发生另一较为缓慢的冷却事件。总体上自北而南，剥蚀速率和冷却速率均逐渐变小。本书裂变径迹资料表明，阿尔泰山西段主要断裂带现在向南倾斜，区内构造演化亦主要受Tesbahan、Kulti和Basei三条断裂带逆冲热事件的控制。

我国新疆北部阿尔泰山脉位于西伯利亚板块南缘，属于西伯利亚板块与哈萨克斯坦准噶尔板块的结合带，走向NW，是加里东-海西期增生于西伯利亚板块南缘的陆缘增生造山带。早古生代哈萨克斯坦-准噶尔板块沿额尔齐斯深大断裂带开始俯冲，导致由北东向南西逐渐发展和加强的陆缘岩浆活动核褶皱造山作用（陈哲夫等，1997；王元龙等，2001）。阿尔泰山南缘为泥盆纪火山岩，中部为变质核岩浆岩带，北部边缘为逆冲推覆带。从海西期末至新生代，总体上处于隆升和向南推覆（王广瑞，1996；董永观，2000）。我们在阿尔泰西部地区采集了系列样品，试图探讨阿尔泰造山带中生代以来构造活化的时间以及过早活化的时空制约。

一、地质特征

印度大陆与亚洲大陆碰撞导致印度大陆向亚洲大陆的逐渐缩短汇聚以及新生代变形向北部中亚地区扩散。这种缩短作用的影响，在西藏和喜马拉雅，乃至中国西北地区和蒙古，均清晰可见。早古生代哈萨克斯坦-准噶尔古板块沿额尔齐斯-玛因尼伯断裂带俯冲，引发陆缘岩浆活动和褶皱造山作用，其强度从NE向SW逐渐增大，进而分别形成山区加里东构造岩浆带、山前海西构造岩浆带和额尔齐斯海西构造岩浆带。因此，阿尔泰山区断裂、褶皱和强烈的岩浆活动相当发育（图 1-4-8）。岩浆活动向南西变新（董永观，2000）。褶皱作用和逆冲断裂活动亦与构造岩浆作用相一致。区域断裂带以多期次形成和活动为特征。区内主要断裂带呈NW-SE向，这些断裂带长大于100km，宽几百米至几公里。晚石炭纪之后，推覆断层发育，并形成一系列NW走向的逆断层。同时，发育了大陆沉积和伸展盆地（王广瑞，1996）。作为造山带深部作用的影响，这些断裂带主要形成于海西期。大面积花岗岩主要产出于加里东期和海西期（图1-4-8），它们由于造山作用的影响而呈现片麻状结构。不过，也发现印支-燕山期的岩浆岩（董永观，2000；李志纯，1996；张前锋，1994），其时代向南渐小。

图1-4-8 阿尔泰地区地质图

黑色圆点及旁侧数字代表采样位置及其编号F1、F2、F3、F4、F5和F6分别为额尔齐斯（Ertix）断裂、特斯巴汗（Tesbahan）断裂、库尔提（Kulti）断裂、红山咀断裂、可可托海（Cocotohai）断裂和巴寨（Basei）断裂

例如，额尔齐斯断裂带是一个右行走滑逆冲断裂带，对区域地质演化具有重要作用，它由5条从东向西伸展约650km。额尔齐斯断裂带两侧的岩浆作用、变质作用和成矿作用，均有明显差异。它整体上走向300°，倾向北东，倾角60°～70°，上盘抬升，垂直断距约7km（Zari Muhtar，1994）。它是西伯利亚板块和萨克斯坦板块的缝合带（陈哲夫等，1997；He G，1995）俯冲作用发生于早泥盆世、中泥盆世和早白垩世（秦元喜等，1994）。不过，更新世以来仍有活动（柏美祥，1996）。Kokotakay-Ertai断裂带走向北—北西，向东倾，延长190km，形成于海西期（董永观，2000），Late Epileistocene以来属于右行倒转走滑断裂带，致使额尔齐斯河流和Ulungur 河流排水系统紊乱（柏美祥等，1996）。

二、试验方法

所采集的样品经粉碎研磨后，应用常规重液分离法和磁选法分选出磷灰石单矿物。将磷灰石颗粒置于玻璃片上，用环氧树脂滴固，然后进行研磨和抛光，使得矿物内表面露出。在25℃下用7% HNO3蚀刻30 s揭示自发径迹，将低铀白云母外探测器与矿物一并入反应堆辐照，之后在25℃下40% HF蚀刻20 s揭示诱发径迹，中子注量利用CN5铀玻璃标定（Bellemans F，1994）。利用从澳洲进口的AUTOSCAN自动测量装置，选择平行c轴的柱面测出自发径迹和诱发径迹密度，水平封闭径迹长度（Gleadow AJW，et al，1986）依造Green（1986）建议的程序测定。根据IUGS推荐的ξ常数法和标准裂变径迹年龄方程（Hurford AJ，1982）计算年龄值。

磷灰石裂变径迹的部分退火带（Partial Annealing Zone）温度通常为60～110℃（Fitzgerald PG，1995）。温度高于退火带，不仅没有新的径迹形成，而且已有径迹亦将全部退火消失，裂变径迹年龄为零；当温度低于退火带时，则新径迹不断形成；在退火带内，径迹既有生成又有消失，当温度增加时将使得裂变径迹逐渐减少，从而裂变径迹年龄变小（Bellemans F，1994），反之亦然。由于新径迹的不断形成，磷灰石的裂变径迹年龄和径迹长度分布特征可以反映其主岩的综合热历史（Green PF等，1989）。裂变径迹年龄是过去热事件复杂历史的记录。为了研究岩石经历的地质热历史，可将封闭径迹长度分布形式与裂变径迹年龄相结合，并应用各种程序进行模拟。应用Green等（1989）描述的磷灰石退火特性，可较好地解释测出的磷灰石裂变径迹资料。基于经反演模拟获得的退火特征的定量表征，解释地质热历史（Ketcham，RA，1999）。

三、磷灰石裂变径迹分析结果

系列研究样品主要取自我国阿尔泰山区的西部（图1-4-8）地表露头，样品岩性主要包括中酸性岩浆岩、砂岩和少量片麻岩，取样高程变化较大（表1-4-2），其中已经获得磷灰石裂变径迹测试数据的样品32个。这些样品的磷灰石裂变径迹中心年龄为（1630±64）～（469±72）Ma，多数介于（1004±57）和（469±72）Ma之间（表1-42，图1-4-9），只两个样品例外，其年龄分别为（1605±83）Ma和（1339±60）Ma，它们采自阿尔泰造山带南缘的额尔齐斯断裂带附近。所有样品的平均长度为（145±01）～（113±04）μm，标准差为14～27μm。取自元古界—二叠系的所有样品，磷灰石裂变径迹年龄均小于其沉积年龄和侵位年龄，表明这些岩石沉积和结晶之后经历的热事件使得裂变径迹退火而年龄变小。

表1-4-2 阿尔泰磷灰石裂变径迹分析结果

续表

注：ρs和ρi分别是自发径迹密度和诱发径迹密度，标准径迹密度和径迹数分别为104×106/cm和2607，Ns和Ni分别是自发径迹数和诱发径迹数，P（χ2）是χ2检验概率（Galbraith，1981）。

裂变径迹年龄与样品高程之间具有较好的线性相关趋势（图1-4-9），指示区内比较规律的构造历史或冷却历史，即从100Ma到60Ma呈现快速隆升，此前高程变化不大。图1-4-10表示平均径迹长度与其长度标准差之间的密切相关关系，即平均长度愈长，长度标准差愈小。具有较高长度标准差的岩石，比标准差较低的岩石有着更为复杂的构造热历史。由图1-4-11可知，年轻样品的裂变径迹年龄与平均径迹长度正相关（两个年龄较大的样品例外），这主要受控于从～90Ma至～60Ma的退火作用或加热事件。样品高程与径迹长度亦有一定相关关系，据图1-4-12可区分出3个分布趋势，分别代表南部（菱形符号）、中部（方形）和北部（三角形），它们均呈正相关，但其变化率不同，其中中部地区变化最大，反映了较为复杂的热历史。典型的长度分布直方图（图1-4-13）呈现3个特点：①不同样品的径迹平均长度变化较小，主体为126～136μm，有2个样品例外，一是TS88为145μm，另一个TS79为113μm，可能与统计的径迹数较少有关；②长度分布直方图较窄，长度标准差主体变化于14～23μm，并且绝大多数变化于14～19μm间。个别样品可能因长度数较少导致长度标准差较大。③长度分布直方图具有单峰特征，小于10μm或大于14μm的径迹很少。小于10μm和大于14μm的径迹，分别来自较年轻颗粒和较老的颗粒。因此，具有类似长度分布特征的样品，它们所经历的地质热历史或冷却史亦类似。

图1-4-9 磷灰石裂变径迹年龄与样品高程关系图

总体上呈负相关，其中年龄较大部分高程变化不明显，约从100Ma至40Ma高程变化较大

图1-4-10 磷灰石裂变径迹平均长度与长度标准差呈现负相关关系

图1-4-11 磷灰石裂变径迹年龄对平均长度关系图

年龄较大部分平均径迹长度变化不大，而年龄小于100Ma部分则平均径迹长度变化较大，并呈正相关

图1-4-12 样品高程对平均径迹长度图

阿尔泰造山带南部（菱形点）、中部（方形点）和北部（三角形点）地区，虽其均呈正相关变化趋势，但变化程度不同；3个区的高程变化幅度相近，而平均径迹长度变化有别，其中以中部地区白花花最大

四、热历史模拟

基于Ketcham等（1999）的退火模型，并应用蒙特卡罗（Monte Carlo）逼近法模拟。根据获得的裂变径迹参数和样品所处的地质背景与条件，确定反演模拟的初始条件。模拟温度从高于裂变径迹退火带的～130℃到现今地表温度，模拟时间从三叠纪到现今。模拟结果见图1-4-14，每个样均获得了最佳的热历史路径（见图中粗线），虚线区代表反演模拟的较好拟合区。每个图左上角标出样品代号、实测径迹长度和模拟径迹长度，实测Pooled年龄和模拟Pooled年龄，以及K-S检验和GOF年龄拟合参数。当K-S值和GOF值均大于05时，一般认为模拟结果较好。

图1-4-13 磷灰石封闭径迹长度分布直方图

横坐标为长度/μm，纵坐标为频数/条

如果考虑模拟曲线的整体特征，则所有样品呈现类似的3阶段冷却历史。首先，从早三叠世至早白垩世（约120Ma），处于磷灰石裂变径迹退火带底部，温度为（105-130）～（90-120）℃，属于较高温稳定阶段；然后在120～60Ma期间，发生快速冷却与隆升事件，使得岩石较快地进入退火带的顶部状态，温度为（90-120）～（20-65）℃；第3 阶段，大约从白垩纪末（60Ma）开始，发生另一较为缓慢的冷却事件（图1-4-14）。不过，有的样品在第三阶段出现一个较稳定的温度阶段，有的样品在晚第三系以来出现快速冷却。另一特点是，从北向南，开始快速隆升的时间逐渐变早。

图1-4-14 典型样品经磷灰石裂变径迹反演模拟得到的时间-温度变化历史图

虚线区代表反演模拟的较好拟合区，实线代表最好拟合结果。每个图左上角标出样品代号、实测径迹长度和模拟径迹长度，实测Pooled年龄和模拟Pooled年龄，以及K-S检验和GOF年龄拟合参数；当K-S值和GOF值均大于05时，一般认为模拟结果较好

五、地质意义

（一）隆升作用

依据磷灰石裂变径迹资料分析，区内在约110～40Ma经历了一次快速隆升作用，持续时间达～70Ma；快速隆升之前为平稳期，持续时间不小于50Ma，即在大于或等于160～110Ma，这从裂变径迹年龄与样品高程关系图（图1-4-9）、裂变径迹年龄对平均径迹长度图（图1-4-11）以及反演模拟结果（图1-4-14），均得到体现。在80～116Ma之前，阿尔泰地区各构造带均处于磷灰石裂变径迹退火带底部部位（约120℃或36km的深部），然后总体上等速隆升至地表。

第2阶段60～90Ma期间，隆升速率（833～1077）m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及获得（804～919）Ma的裂变径迹年龄，证实燕山晚期发生过新的陆内挤压造山活动。

（二）冷却速率与剥蚀速率

根据反演模拟的最佳热历史计算，从开始快速隆升冷却至现今，各地块的平均冷却速率和剥蚀速率如下。

北部：库尔特断裂带北部地区剥蚀程度为605m/Ma，冷却速率为118℃/Ma 或358m/Ma。

中部：库尔特断裂带与特斯巴汗断裂带之间地区，其剥蚀速率和冷却速率分别为（208～230）m/Ma和（078～100）℃/Ma（236～303m/Ma）。

南部：特斯巴汗断裂带南部剥蚀速率和冷却速率分别为66m/Ma和074℃/Ma（224m/Ma）。

总体上自北而南，剥蚀速率和冷却速率均逐渐变小。

自北向南，开始隆升的时间渐早，即从北部的80Ma到南部的110Ma，这可能与隆升剥蚀主要受西伯利亚板块向南西挤压作用控制有关。

第2阶段60～90Ma期间，冷却速率为25～323℃/Ma，相当于抬升速率833～1077m/Ma。60～120Ma的快速隆升作用以及804～919Ma的裂变径迹年龄，证实燕山晚期发生过新的陆内挤压造山活动。

断裂带对区域构造演化的控制影响如下。

阿尔泰造山带被NW向数条断裂带分割为相应的地块（图1-4-8）。此次工作的研究样品取自西部NNE向剖面线上，少数样品取自中部地带（图1-4-8）。将磷灰石裂变径迹年龄对样品在NNE向的分布距离作图（图1-4-15），样品点有规律分布。由北向南，裂变径迹年龄总体上在变大。如果分别考虑以F1额尔齐斯（Ertix）断裂，F2特斯巴汗（Tesbahan）断裂，F3库尔提（Kulti）断裂和F6巴寨（Basei）断裂为界的3个地块，则从北向南年龄变大的趋势更为明显，并且变化幅度（或趋势线斜率）相同（图1-4-15）。

图1-4-15 磷灰石裂变径迹年龄、样品垂直区域断裂带距离、主要断裂带之间的关系

F1—额尔齐斯（Ertix）断裂，F2—特斯巴汗（Tesbahan）断裂，F3—库尔提（Kulti）断裂，F6—巴寨（Basei）断裂

这种北部年龄较小、南部年龄较大的事实，表明最近热事件的热源位于北部，从而导致远离热源的南部样品，较快较早地降温而脱离退火带，最终记录了较大的裂变径迹年龄；相反，北部样品年龄较小，是因为它们接近热源，脱离退火带的时间较晚。那么，这种热源的分布状况又是如何形成的呢？我们认为，F6巴寨（Basei）断裂，F3库尔提（Kulti）断裂和F2特斯巴汗（Tesbahan）断裂，发生的逆冲构造热事件是产生热源的具体载体和形式。鉴于样品年龄在断裂南侧最小、继之向南变大的特点，证实这些断裂的断面向南倾，即样品愈靠近断裂带，其距断裂面愈近，受热影响愈强，年龄变愈小，反之亦然。沿各条断裂带同时发生的逆冲活动，源动力是西伯利亚板块相对向南（向哈萨克斯坦-准噶尔板块）发生的陆内碰撞俯冲作用，这也是大陆缩短、陆内造山的根本原因。

由此可见，阿尔泰山西段的构造演化主要受Tesbahan、Kulti和Basei三条断裂带逆冲热事件的控制。尤其是Basei断裂带的作用，可与Kulti和Tesbahan断裂相比，而以往重视不够，以为仅是局部断裂而已。同时，这些断裂带进入陆内造山之后，断层面均向南倾，而不是通常认为的向北倾。主要依据是以这3条断裂带为界，其南部样品的裂变径迹年龄逐渐增大，证实向南远离断裂带的样品，受断裂带构造热事件影响较小或者受影响时间滞后（图1-4-15）。事实上，在野外亦可多处见到断裂面向北倾的露头。

参考文献

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（袁万明，董金泉，保增宽）

就如一个刚步入不惑之年的人，奋斗与沧桑、成熟与成就，镌刻在她的额头。四十年，弹指一挥间，可对石脑中学来说，有说不完的风风雨雨，有数不完的辈出英才，有道不完的动人故事。四十年育人路，深深浅浅的脚印，让人记忆犹新，窗前摇曳的灯光，召集还清晰可见。石脑中学是求学于此的学子心中的一盏明灯。

四十年来，石脑中学以教书育人为天职，以为国育才为己任。建校以来，石脑中学向各级各类高等学府输送了1000余名优秀学生，在全市农村中学中名列第一。这些优秀的学生有的就读清华、北大、北师大、北京工大、西北工大，南开大学、天津大学。有的考取硕士研究生、博士研究生，甚至博士后。远的有博士后伍祥林，虞志源、博士王耀德，杨柱才；近的有博士罗小娟、李志纯，硕士郑新亮、张爱萍、陈素华、肖子军、黄红刚等。谢建波同学曾获全国物理竞赛三等然，罗彩华同学曾获全省生物竞赛二等奖。一批又一批品学兼优的学子走出校门，走上了更长远的奋斗之路，他们中有的学术成果卓著，著述颇丰；有的勤奋为政，倾心为民；有的甘为人梯，吐丝不已；有的学成回来，为国出力；他们的业迹在石脑中学的教育史上熠熠生辉。这些英才，不论身在何地，时时牵挂着母校的发展。

3141 概述

卡拉先格尔断裂带是新疆北端重要的断裂带之一，该断裂带是1931年8月11日新疆富蕴8级地震的发震断裂，地表地震断裂带长达176km，是控制阿尔泰地区晚古生代Cu-Pb-Zn多金属矿成矿盆地的东侧边界断裂（董连慧等，2009）。前人对卡拉先格尔断裂的产状、分布、形成与运动特征进行了较为系统的研究。1931年富蕴地震发生后，苏联地质学家奥勃鲁切夫最早报道了富蕴地震的有关资料。1934年李善邦发表了《新疆地震》一文，对富蕴地震做了专门论述，确定富蕴地震的发震断裂为卡拉先格尔断裂带。20世纪70年代，针对富蕴地震开展了区域性的地震地质调查工作。1980年，杨章等对富蕴地震从烈度、地震活动特点、区域地质背景、发震构造条件等进行了较全面的总结，并发表了初步研究成果。近年来地质学家在研究阿尔泰造山带构造演化与成矿过程中，进一步关注该断裂的变性特征。例如，秦元喜等（1994）认为由于强烈的由北向南的推覆构造造成阿尔泰山南缘部分矿产被推覆改造而掩埋于深部成为地下隐伏矿床；李志纯等（2002）认为阿尔泰山构造成矿域的范围与阿尔泰造山带基本吻合；Xiao等（2009）认为卡拉先格尔断裂可能是晚古生代就已形成并影响研究区域构造格局的断裂；董连慧等（2009）注意到阿尔泰地区晚古生代Cu-Pb-Zn多金属成矿火山盆地向东不经过卡拉先格尔断裂的特征。然而，卡拉先格尔断裂的深部结构及其控岩控矿机制仍不清楚。

鉴于卡拉先格尔断裂重要的构造和成矿位置，在青河科克地区开展了深部找矿的项目研究过程中，沿卡拉先格尔隐伏断裂带开展了MT测量，并获得了高质量的观测数据，进而确定了卡拉先格尔断裂的深部结构，这对于探讨阿尔泰地区成矿构造背景具有重要意义。

3142 区域地质背景与地表地质特征

研究区处于阿尔泰山脉东段南缘，位于西伯利亚板块西南边缘、准噶尔板块的东北边缘，是西伯利亚板块和准噶尔板块斜向碰撞对接的构造部位（图322），地质构造非常复杂。与相邻的哈腊苏斑岩铜矿处于NW向额尔齐斯构造带与NNW向可可托海-二台构造带之交汇部位，具备叠加成矿的重要地质条件（赵战锋等，2009a，2009b）。

区域上的3条大断裂（图322），分别是玛因鄂博断裂（F1）、卡拉先格尔-克孜勒他乌剪切带（F3）和卡拉先格尔-二台大断裂（F2）。区域构造受板块间推覆挤压作用的影响，形成一系列NW走向的构造体系。其中玛因鄂博断裂是西伯利亚板块与准噶尔板块的边界断裂；卡拉先格尔-二台大断裂为NNW向的多期活动断裂，具明显的右旋走滑平推性质，所经之处斜切北北西向构造，一般由碎裂岩、碎斑岩、糜棱岩系组成。

研究区位于NW向阿尔泰褶皱带南缘，岩浆侵入体沿着NW向区域构造分布。火山从早泥盆世至石炭纪都有活动，主要是以酸性的花岗岩类和闪长岩、闪长玢岩、安山玢岩为主。卡拉先格尔-二台断裂多处切割了呈北西向分布的燕山期花岗岩体，因此形成时期应在花岗岩体侵入之后。断裂带北部发育红色黏土薄层，而南部局部发育晚更新世以来的沉积物，断裂带形成比北部更晚一些。卡拉先格尔-二台断裂是一条年轻的断裂，形成于新生代晚期。第四纪以来，除伴随区域性的山区断块隆升外，更为突出地表现为右旋走滑运动（石鉴邦等，1989）。

卡拉先格尔断裂带长约9km，宽4km，为富蕴地震断裂带中最宽、地表破坏最严重的地段。断裂带总体走向为342°，倾向E，倾角70°左右。沿地震断层带断层三角面与断层陡坎构造发育（图323a）。断层带伴生的构造形态多样，并显示多期活动的特征，形成透镜体斜列构造（图323b）；中晚期为右旋走滑断层，伴生次级断裂，也以右旋剪切为特征（图323c）。

图322 新疆青C河地区区域地质图

图323 准噶尔北缘卡拉先格尔断裂带野外照片

3143 大地电磁测深观测方法与数据采集

大地电磁测深法是利用天然电磁场源（不需人工场源）进行的，野外施工非常简便；此外具有探测深度大、不受高阻层屏蔽影响、对低阻层有较高的分辨能力等优点，这使大地电磁测深法迅速发展成为一种重要的勘探手段（刘国栋，1984；陈乐寿等，1990；魏文博，2002；赵国泽等，2007；施俊法等，2009）。近20年来地质科学的进展，使人们愈来愈重视地壳与上地幔的研究。近地表的地质现象都与地球的深部构造和物质状态密切联系，很多地质问题的解决，比如矿产的分布远景预测等，都有赖于深部地质研究的成果（严加永等，2008）。

此次观测采用GMS-06大地电磁测深系统，该系统是德国Metronix公司积近30年在设计和生产电磁法仪器方面的经验研制而成的多道、网络地球物理电磁测量系统。电磁感应器MFS-06频率范围为10000s至10000Hz，其信噪比高达10～100倍，具有突出的低噪音特性，非常适合观测天然电磁场变化（刘国栋，1984）。

研究区地势开阔，为戈壁覆盖区，适合MT数据的采集和高精度磁测工作的开展。此次测量一共布置了5条MT剖面L1、L2、L3、L4和L5，总共有28个有效测点（表33），测点编号1～28，各测点有GPS进行同步测量。测线大致为NE向，垂直于主构造带方向，测点距约为800m，测线长为4～5km。

表33 卡拉先格尔断裂MT测点坐标

续表

野外总共使用5套GMS-06，其中有两套五分量大地电磁测深仪，其余3套为两分量大地电磁测深仪。观测具体包括3个磁场分量：Hx（SN向）、Hy（EW向）、Hz（垂直地面）和两个电场分量：Ex（SN向）、Ey（EW向），资料记录周期为1/（8000～3000）s。工作区被大面积的火山岩所覆盖，为保证测量电极和岩石间具有良好的接触，资料采集过程中使用不极化电极，以保障获得高质量的数据。

3144 大地电磁测深数据处理方法

采用Metronix公司提供的大地电磁测深数据预处理软件（MAPROSOF）对观测数据进行处理。处理过程中，选取互参考道方法（Gamble等，1979；Egbert，1997；张翔等，2000；于鹏等，2006）对数据进行预处理，可以有效地压制噪音信号，提高信噪比（图324）。图324中23号测点为两分量ADU，图324 a为参考相邻19号五分量测点的磁道预处理后的电阻率和相位拟合曲线，噪音较大，频点数据质量不高，误差大；图324 b为参考22号五分量测点的磁道数据预处理后的电阻率和相位拟合曲线，噪音较小，频点数据连续，质量较高。

图324 卡拉先格尔断裂带不同参考距处理结果对比

大地电磁测深阻抗的二维偏离度（S）是反映地下介质电性结构维数特征的参数（石应俊，1985；陈乐寿等，1990）。根据二维偏离度的大小可以定性地判断地下介质电性结构偏离二维的程度。理论上，对于一维和理想二维构造，二维偏离度为0。一般情况下，S值越小，说明地下介质越趋于二维。当S值小于03时，可近似认为地下结构具有二维特征。6号、12号和19号测点（图325a）部分频段二维偏离度大于03，其余测点的二维偏离度基本小于03。图325b为相位灵敏的二维偏离度，1～5号测点深部偏离度大于03，其余测点基本小于03。采用Swift提出的二维偏离度（图325a）计算结果与相位灵敏的二维偏离度（图325b）相近，表明测区的地下介质电性结构整体表现为二维特征，支持了上述的高频段资料接近二维、受局部三维体影响小的结论，说明地下电性结构可以近似用二维模型模拟。

图325 卡拉先格尔断裂带所有测点二维偏离度及相位灵敏的二维偏离度图像对比

大地电磁测深的阻抗张量最佳旋转角是表明地下介质电性构造走向特征的参数（石应俊，1985；陈乐寿等，1990）。由于高频段资料主要反映的是浅层信息，它接近二维性质，因此在对阻抗张量的极化模式进行判别时，出露的地质信息是至关重要的。图322中显示卡拉先格尔造山带的走向呈NNW向，地表显示（图324）卡拉先格尔断裂带方向也呈NNW向，据此判定测区区域地质构造走向方位为NNW向，而实际布设的测线走向为NEE向，各条测线基本与构造带垂直。根据每条测线方向，将各测点实测的ρxy和ρyx阻抗张量顺时针旋转至测线方向，得到ρx′y′（此时x′代表平行测线方向电场，y′代表垂直测线方向磁场）和ρy′x′（y′代表垂直测线方向电场，x′代表平行测线方向磁场）方向的阻抗张量，即旋转得到的ρx′y′相当于TM极化模式下的阻抗张量，而ρy′x′相当于TE极化模式下的阻抗张量。同样对阻抗相位进行旋转得到φx′y′和φy′x′。

静位移是由于近地表水平方向的电阻率梯度引起观测的视电阻率曲线整体发生静态移动的现象（Jones，1988；Berdichevsky等，1998）。目前国内外学者提出了众多的静校正方法，归纳起来主要有正演计算法、空间滤波法和相位积分法（孙必俊等，1985；Sternberg等，1988；Beamish等，1992；王家映，1992）。常用的方法有：①依赖于外来信息或手段，例如关键层的厚度和电阻率、同一点高频部分的瞬变电磁或直流电法测量结果等；②依赖于数据本身，如采用首枝重合法进行曲线整体平移（石应俊，1985）。在实际处理时采用了曲线平移的方式，由于相位主要反映纵向电性的变化，所以不易受静位移的影响，基本保持原来形态不变。TE模式曲线在幅值变化上沿测线相对稳定，因此参考TE高频测点视电阻率对TM模式下的视电阻率进行曲线平移，与TE模式高频部分重合。对比28个测点，其中4个测点的静态位移较大，分别对13号、21号、24号和27号测点进行静态校正（图326）。图326显示，相位不容易受静位移影响（白登海等，1993）。

图326 卡拉先格尔断裂带视电阻率曲线的静校正

3145 二维反演与电性结构模型

对于TE和TM模式前人做过很深入和详细的讨论（Wannamaker等，1984；Berdichevsk等，1998；Ledo，2005），对于二维模型，一般TE极化模式下的二维反演对深部结构反映更精确，TM极化模式对浅层地质结构更敏感。在对三维模型进行二维近似时，TE极化模式的数据往往很难拟合，得到的结构有时也与实际模型相差较大，TM极化模式数据容易拟合，但在TE及TM模式数据都能得到较好拟合时，采用TE和TM联合模式进行二维反演能够最大程度地反映地下电性结构。

数据反演中选择了非线性共轭梯度法反演方法，该方法的优点在于通过确定模型搜索方向达到快速稳定收敛的效果（Smith等，1991；Mackie等，1993；Rodi等，2001；杨长福等，2005）。反演中初始电阻率和相位误差水平分别为005Ω·m和0025°。采用TE+TM联合模式的视电阻率和相位数据作为反演的初始输入数据，选用的初始模型均为100Ω·m的均匀半空间，经过多次迭代后，模型的变化量基本趋于0，表明模型达到稳定。测线的拟合RMS在50以下，说明所获电性结构模型能反映视电阻率和相位曲线所代表的信息。

研究区内28个测点的视电阻率曲线、阻抗相位曲线和二维模型理论响应曲线见图327。曲线图中有少数测点的部分频点的视电阻率或相位拟合差较大，但是理论响应与实测值曲线形态变化较为一致，具有很好的对应关系。图327中高频部分的数据质量一般都较差，在频点选取时去掉资料中受噪音污染的频点，尤其是工业和人类活动频段数据，频点选取参考一维反演结果进行取舍。

图327 卡拉先格尔断裂带二维模型观测数据与拟合曲线对比

图327为5条剖面28个MT测点视电阻率和相位曲线，由上往下，1～6号测点为L1剖面测点；7～11号为L2剖面测点；12～17号为L3剖面测点；18～23号为L4剖面测点；24～28号为L5剖面测点。这些剖面的电阻率曲线大都呈现出低阻—高阻—低阻的K型地电剖面特征。整体上L2—L5 4条电性剖面电阻率分布结构相似（图328），横向电阻率变化较大并以发育带状低阻体为特征。

L1电阻率剖面结构整体上表现为垂向分层并叠加有陡倾带状低阻带特征（图328a）。1～5号测点地表中低电阻层厚度不一，2号、3号和4号测点电阻层较厚，最深约有1km。高阻体似一柱体存在于1～5号测点500m以下位置，底部界限由1号测点深部4km延伸至5号测点深部1km。1号和2号测点5km以下存在10Ω·m的椭球低阻圈闭，横向有2km，纵向长约5km。中低阻带由5号和6号测点以下南西向延伸至深部10km，倾向SW，倾角约为80°，电阻率梯度变化较大，浅部电阻率较低，仅有10Ω·m，深部2km以下电阻率变大。

图328 卡拉先格尔断裂带MT电阻率剖面图

L2剖面9～11测点的高阻体与7号和8号测点深部的高阻体呈“八”字形状夹持着中部的中低阻体（图328b）。该中低阻带在7号和8号测点浅部最窄，约有500m左右，深部范围扩大。其纵向产状不同，500m～4km区间呈NE向，倾角约70°左右，4km以下近垂直成带状分布可延伸至10km。10～11号测点2km以下存在电阻率约为100～500Ω·m的陡立低阻体。

L3剖面的电阻率纵向和横向变化都较大。剖面西端12号测点深部500m至10km之间为窄条中高阻体。13～17号之间测点500m以下存在一楔形高阻体，西窄东宽，其底部界限由17号测点深部4km延伸至14号测点以下1km，倾角约有60°，最深至17号点以下4km。12号测点以下中阻体与13～17号测点以下的高阻体之间存在一中低阻带，浅部NE倾向，倾角约为70°，深部呈近垂直带状展布（图328c）。

L4剖面电阻率纵向分带特征明显（图328d）。18～21号测点500m以下存在一楔形高阻体，其底界面倾向SE，角度约有70°，深度由18号测点的6km递减为21号测点的1km。21～23号测点存在SW倾向的低阻带，倾角约为70°，该低阻带分布宽，浅部约有1km，深部约有2km，相同深度范围的电阻率比其他剖面低。

L5剖面电阻率整体分布与L4剖面类似。24～26号测点500m以下存在一不规则楔形高阻体，其东侧为低阻体带。低阻带倾向SW，倾角约有80°，可延伸至深部10km（图328e）。整个剖面深部7～10km电阻率较低，约有100～500Ω·m，低阻带在2～4km深度范围内电阻率略高于浅部及深部电阻率。

3146 讨论

综合5条剖面结果（图328）可以看出，研究区电性结构以发育纵向低阻带为特征。L1、L4和L5剖面低阻带特征相似，均为SW倾向，倾角一致，L2和L3剖面中低阻带特征相似，均为NE倾向，倾角变化一致。根据L1、L4和L5剖面的位置及相互关系，结合该地区磁异常结果（图329），推测3条剖面中的低阻带为同一低阻带，而L2和L3中的低阻带推测为另一条低阻带。电阻率剖面中的电阻率密集梯度带反映存在断层或断裂带（陈乐寿等，1990）。因此可以推测5条MT剖面中的低阻带为断裂带。根据5条剖面的低阻带的空间对应关系划分出两条断裂带，即L1、L4和L5剖面中的断裂带F2，L2和L3中的断裂带F4。其中向SW陡倾的F2断裂在地表为卡拉先格尔断裂通过的位置，也就是说L1、L4和L5剖面中所揭示的低阻带及其显示的断裂结构正是卡拉先格尔断裂的深部几何结构特征，即L1、L4和L5剖面中的断裂带F2为卡拉先格尔断裂。由此还可以看出，卡拉先格尔断裂在测区范围内平面走向是变化的，在L1剖面与L4剖面之间为NW向，L4剖面与L5剖面间为近SN向（图329）。而NE陡倾走向NW的断裂带F4为一条新发现的隐伏断裂带（图329），其可能为卡拉先格尔断裂带的次级断裂。

MT测量所限定的卡拉先格尔断裂F2的平面位置与研究区磁异常梯度带较为一致（图329）。新厘定的卡拉先格尔向SW陡倾的产状可以较好地解释阿尔泰地区现今的构造格局。如前所述，阿尔泰地区NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带向东不过卡拉先格尔断裂，在老山口一带断裂东北侧的山区强烈拉开与剥蚀，出露大面积花岗岩与中基性岩株，并在山前形成含铁矿的冲积扇。据此，我们认为，卡拉先格尔断裂（F2）不仅是走滑断裂，而且是斜滑断裂，其正断活动的结果造成卡拉先格尔断裂东侧的地质体拉开与剥蚀、两侧地质体沉降与沉积。NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带不过该断裂可能是由于该断裂正断滑动所产生的差异隆升与剥蚀的结果，也可能在盆地形成之初就受断裂活动的控制。

研究区内卡拉先格尔山体以南即F2以南为基性和超基性岩风化所形成的冲洪积扇。该区域地表砂铁含量较高，据实验室检测砂铁含量可达2567kg/m3，因此F2以南地表磁性矿物含量较大，导致断裂带F2和F4之间的区域磁异常明显增高，从而导致断裂带F2和F4的磁异常带区别较小，可能是高精度磁测未能区分断裂带F2和F4的原因之一。

3147 结论

大地电磁测深方法在该区的探测表明，卡拉先格尔断裂带F2产状较陡，深部延伸较大。观测结果还发现相邻的另一条隐伏断裂带F4，两条断裂带产状都较陡，深部没有明显切割关系。总体上5条大地电磁剖面和磁异常图基本确定了两条断裂带的空间位置、产状和深部电性结构，为研究卡拉先格尔断裂乃至卡拉先格尔地区上地壳电性结构提供了新的地球物理依据和认识：

图329 卡拉先格尔断裂带磁异常与断裂分布

1）卡拉先格尔断裂带在MT测量二维反演电性结构剖面中表现为向SW陡倾的低阻带，即卡拉先格尔断裂带为向SW陡倾的断裂带。卡拉先格尔断裂带平面走向与磁异常梯度带基本一致，研究区内南部走向近SN，北部呈NNW向展布。

2）在卡拉先格尔断裂带西南侧存在NW向隐伏断裂（F4），其呈NW走向、NE倾向产出，可能为卡拉先格尔断裂带的次级断裂。

3）结合研究区的地质特征，作者认为NW向晚古生代Cu-Fe多金属矿带不过卡拉先格尔断裂可能是由于该断裂正断滑动所产生的差异隆升与剥蚀的结果，也可能在盆地形成之初就受断裂活动的控制。

1清华大学土木水利学院，建设管理系120100管理科学与工程方向01建设项目管理02房地产经济与管理03建筑施工技术

2同济大学经济与管理学院，建设管理与房地产系120100管理科学与工程研究方向:01管理科学

02管理理论与工业工程03现代物流与供应链管理04信息管{[ http://dkuakaocom/tk_item_list_226_429_431__1html 理与信息系统05建设工程管理

3重庆大学建设管理与房地产学院◆081420★土木水利施工10人01施工管理02基建优化　03施工质量、安全控制