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位于中亚造山带东段的兴安地块和松辽锡林浩特地块被贺根山-黑河缝合带分开（图1）。长期以来，贺根山-黑河构造带最终拼合的位置及时限存在众多不同的认识（王五力等，2014；Liu Yongjiang et al.，2017; 许文良等，2019，李锦轶等，2019），严重制约了重建兴蒙造山带的构造演化历史。该缝合带北部地区发育有多宝山岛弧，南部地区发育有贺根山蛇绿岩，均是重要且明显的古缝合带标志。该缝合带位置争议的原因是大兴安岭中段地区缺失能够代表古缝合带存在的蛇绿岩或蓝片岩等。很多学者认为贺根山-黑河构造带作为兴安地块与松嫩地块间的缝合线（Wu Fuyuan et al.，2011; Liu Yongjiang et al.，2017）。然而徐备等（2014）与Xu Bei et al.（2015）将黑河-嫩江-乌兰浩特-锡林浩特-艾力格庙构造带作为两个地块间的缝合线。Li Yu et al.（2018） 将缝合线确定在早古生代火成岩的东侧，即黑河—嫩江—乌兰浩特—锡林浩特南一线。尽管兴安地块和松嫩地块拼合时间存在多种观点，但是多数学者支持板块拼合发生在晚古生代（Liu Yongjiang et al.，2017；许文良等，2019）。
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在贺根山-黑河缝合带南段开展了大量深部地球物理探测工作。白登海等（1993）通过赤峰—东乌旗大地电磁二维数值模拟方法未反映出贺根山蛇绿岩体有很深的“根”或明显的岩浆补给通道。然而，徐学新等（2011）通过锡林浩特—东乌旗剖面二维大地电磁反演认为贺根山缝合带为两条岩石圈断裂控制的连通上地幔的低阻带，宽度约为15 km。邵济安等（2020）认为贺根山地块贯穿地壳，且附近存在超壳断裂。贺根山缝合带具有明显的根部，推测板块拼合可能是通过深部幔源物质侵入而成的，而非板块俯冲碰撞的结果。谭晓淼等（2021）通过奈曼旗—东乌珠穆沁旗深地震反射剖面认为西拉木伦缝合带和贺根山缝合带是亚洲洋消亡双缝合带，后者下方古亚洲洋以向北消亡为主，前者下方古亚洲洋以向南消亡为主。谢樊等（2021）使用初至波地震层析成像方法提出紧邻贺根山缝合带西北向存在低速异常的弧前盆地（最深约3 km），古亚洲洋俯冲应对大陆边缘浅地表具有影响。
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图1 中国东北地区大地构造纲要简图（据钱程等，2018修改）
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Fig.1 The simplified tectonic framework of Northeast China (modified after Qian Cheng et al., 2018)
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F1—塔源-喜桂图构造带；F2—贺根山-黑河构造带；F3—锡林浩特-牦牛海构造带；F4—西拉木伦构造带；F5—赤峰-开源构造带；F6—嘉荫-牡丹江构造带；F7—德尔布干断裂；F8—嫩江-八里罕断裂；F9—依兰-伊通断裂；F10—敦化-密山断裂；扎兰屯右上角蓝色线段代表重磁电同剖面位置
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F1—Tayuan-Xiguitu tectonic belt; F2—Hegenshan-Heihe tectonic belt; F3—Xilinhaote-Maoniuhai tectonic belt; F4—Xilamulun tectonic belt; F5—Chifeng-Kaiyuan tectonic belt; F6—Jiayin-Mudanjiang tectonic belt; F7—Deerbugan fault; F8—Nenjiang-Balihan fault; F9—Yilan-Yitong fault; F10—Dunhua-Mishan fault; the blue line in the upper right corner of Zhalantun represents the coindicent gravity, magnetic and MT profile
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在贺根山-黑河缝合带北段也已开展了大量深部地球物理探测工作。Fu Wei et al.（2021）通过多宝山地震剖面和齐齐哈尔-柴河地震剖面得出：在地壳内，松嫩地块西部俯冲边缘具有一套西倾的反射界面，推断贺根山-黑河缝合带最后俯冲残留从齐齐哈尔延伸到孙吴。Meng Fanwei et al.（2022）通过三维大地电磁反演认为低电阻率异常C2是西倾的断层（贺根山-黑河缝合带沿此断层分布），把多宝山岛弧与松嫩地块分开。
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除贺根山-黑河缝合带外，在大兴安岭东缘还存在着嫩江-八里罕断裂（图1）。该断裂带传统认识上被认为是一条NNE向的大型正断层或拆离断层（陈洪州等，2004）。韩国卿等（2009，2012，2014）对嫩江—八里罕中段岭下地区、尼尔基地区和南段楼子店区的韧性剪切带进行研究，证实了这三地区同为左行走滑韧性剪切带，并具有相同的早期走滑时限（~130 Ma）。
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在嫩江-八里罕断裂中北段开展了大量深部地球物理探测工作。杨宝俊等（1996）研究了嫩江断裂分开的大兴安岭与松辽盆地的基底分布，深部结构与构造关系。扎兰屯—林甸的大地电磁、重力、磁力和地震数据（刘财等，2011；刘殿秘，2017）佐证了兴安地块与松嫩地块的拼接场所，是嫩江断裂与黑河-贺根山缝合带两个断裂复杂叠合位置。嫩江断裂为SE倾斜的左行走滑断裂。晚古生代贺根山-黑河断裂属于西倾的拼合带。李英康等（2014）通过大庆的林甸县—内蒙古贝尔苏木的地震剖面认为大兴安岭造山带的基底深度为7.0~7.5 km。从齐齐哈尔到呼伦贝尔的诺门罕大地电磁（Liang Hongda et al.，2015）和地震剖面（Hou Hesheng et al.，2015）探测结果标明大兴安岭地壳向东侵入到松辽地块之上，而松辽地块的地幔岩石圈向西俯冲到兴安地块下（Xiong Xiaosong et al.，2015）。熊小松等（2016）认为嫩江断裂呈花状构造，是超壳断裂，控制大兴安岭物质东移和松辽盆地的中生代沉积。韩江涛等（2018）通过穿越兴安地块与松嫩地块的大地电磁研究得出：大兴安岭岩石圈厚度约160 km，松嫩地块厚度小于其100多千米。而且，两板块的分界是黑河-贺根山缝合带与嫩江-八里罕断裂重合地带。
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杜晓娟等（2009）利用重力数据识别了嫩江断裂，该断裂从黑河，经齐齐哈尔进入吉林白城。于清水等（2015）利用重磁数据厘定出黑河-齐齐哈尔-白城断裂位置。沈阳地质调查中心（2021）❶处理布格重力异常数据识别出嫩江-白城断裂。仅利用重力数据，嫩江断裂从北向南只能识别到吉林省白城地区。由此向南，地质上依据很稀少，因为地表被第四系沉积物所覆盖。
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嫩江-八里罕断裂中南段开展了大量深部地球物理探测工作。张鹏辉等（2015，2020）、Zhang Penghui et al.（2022）通过突泉—阿鲁科尔沁旗地区大地电磁二维反演认为东倾的切壳低阻异常（L3）为嫩江-八里罕断裂。
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从地质与地球物理方面，我们阐述了黑河-贺根山缝合带与嫩江-八里罕断裂的研究现状。然而，这两个构造带在嫩江、甘南到龙江一带拼接叠加在一起（刘财等，2011）。在大兴安岭中段东缘，对这两个构造带的地球物理研究是相当有限的，而且已采集的大地电磁剖面点距5 km（Liang Hongda et al.，2015）是比较大的。研究这两个构造带对微板块构造、区域地质演化具有重要意义。因此，我们在该段布设北西西向的高精度同剖面重力、磁力、大地电磁测量剖面（图2）。该剖面从内蒙古扎兰屯开始，经阿荣旗，最后在黑龙江省甘南县兴隆乡内终结。其目的是研究大兴安岭中段东缘重要构造断裂，利用物探异常划分构造单元、研究结晶基底起伏变化。通过处理重磁电剖面数据、1∶20万布格重力异常平面数据，对研究区地质构造、基底深度进行推断。并且通过1∶25万阿荣旗幅地质填图数据佐证物探数据的推断结果，增加物探解释的可靠性。
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1 地质背景
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研究区位于内蒙古自治区东部扎兰屯至阿荣旗地区，大地构造位置位于兴蒙造山带贺根山-黑河缝合带中段，是兴安地块与松辽地块的重要拼贴部位（图1）。研究区构造演化先后经历了古亚洲洋构造域、蒙古鄂霍茨克构造域、太平洋构造域复合叠加作用的影响，其构造演化可以明显区分出前中生代板块构造和中新生代陆内构造演化阶段。前中生代形成区内北西西—东西向韧性变形叠加北东向韧性变形的构造格架。中生代受蒙古鄂霍茨克洋及太平洋构造域叠加的控制，形成的新生代断裂构造及基底断裂的继承性活动奠定了测区以北东、北西、近南北向断裂为主体的构造格局。
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研究区地层以早古生代浅变质岩系为主，少量的晚古生代地层，其次为中生界陆相中酸性火山岩，新生界为少量的松散堆积物（图2）。寒武系有董家沟岩组 （Є2-3d）、永利岩组（Є2-3y）、大黑山岩组（Є2-3dh）。大黑山组岩石类型包括千枚岩、千枚状板岩、硅化粉砂质板岩、板岩、变酸性熔岩、变质泥岩、变质细砂岩、千糜岩、变层状凝灰岩。永利岩组包括千枚岩、千枚状板岩、硅化粉砂质板岩、板岩、变酸性熔岩、变质泥岩、变质细砂岩、千糜岩、变层状凝灰岩。董家沟岩组以变英安质岩屑晶屑凝灰岩为主，其次为变砂岩、变粉砂岩、千枚岩，含少量的安山岩及玄武岩（沈阳地质调查中心，2022❷）。
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石炭系到白垩系包括下石炭统巨宝屯火山岩（C1jb）、下三叠统老龙头组（T1l）、下白垩统龙江组（K1l）、光华组（K1gn）和甘河组（K1g）。巨宝屯火山岩主要以熔岩为主，少量碎屑岩。龙江组以溢流相的安山岩、英安岩为主。光华组岩石类型主要有流纹岩、流纹质火山碎屑岩以及爆发沉积相的碎屑岩等。甘河组岩石类型主要包含以气孔杏仁状安山岩、气孔状安山岩、安山质晶屑凝灰岩、玄武安山岩、玄武质角砾岩、玄武岩等。甘河组不整合于光华组之上，未见顶。研究区内侵入岩主要形成在石炭纪和白垩纪。白垩纪侵入岩主要分布在研究区中北部，少量分布在中南部。石炭纪侵入岩以NEE向条带状分布在研究区中部，少量分布在西南角和东南角。研究区内脉岩较发育，展布方向严格受区域性构造裂隙控制，其方向以北东、北北东和北西向为主。
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2 区域重力场特征
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对已采集的布特哈旗幅和阿荣旗幅两幅1∶20万重力布格异常数据进行重新处理。图3显示布特哈旗幅与阿荣旗幅两幅1∶20万布格重力异常图。该区域明显被北东向梯度构造带分为东西两部分。与东北地区重力趋势一致：西部重力低，东部重力高。对该数据进行了重力场区域和剩余异常分离方法试验：向上延拓，插值切割，滑动窗口滤波法和小波变换法。然后进行了增强重力异常特征的处理：方向导数，水平梯度模和垂向二阶导数。通过多种方法处理推断的断裂在图3中显示。
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图2 内蒙古扎兰屯-阿荣旗工区同剖面重力、磁力、大地电磁测线叠加地质图
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Fig.2 Simplified geological map of Zhalantun-Arongqi area, Inner Mongolia, overlapped with the gravity-magnetic-magnetotelluric profile
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底图地质图据中国地质调查局沈阳地质调中心（ 2002）❷，同时参考黑龙江省地质调查研究总院（ 2005）❸。于大地电磁点距 1 km，重力点距 100 m，磁力点距 20 m，所以只用一条虚线段表示这条剖面；大地电磁实际测点用红点表示；1—第四系沉积物；2—下白垩统甘河组；3—下白垩统光华组；4—下白垩统龙江组；5—下三叠统老龙头组；6—下石炭统巨宝屯火山岩；7—寒武系苗岭统大黑山岩组；8—寒武系苗岭统永利岩组；9一寒武系苗岭统董家沟岩组； 10 —早白垩世二长花岗； 11 —早白垩世花岗闪长岩；12—早白垩世石英闪长岩； 13 —早白垩世闪长岩； 14 —晚三叠世黑云母二长花岗岩； 15 —早石炭世花岗闪长岩； 16 —早石炭世正长花岗岩； 17 —早石炭世二长花岗岩； 18 —早石炭世辉长岩；19—黑云母二长花岗岩； 20 —晚石炭世二长花岗岩； 21 —中志留世花岗闪长岩； 22 —中奥陶世花岗闪长岩； 23 —石英二长岩脉； 24 —花岗细晶岩； 25 —流纹斑岩； 26 —花岗斑岩； 27 —二长斑岩脉； 28 —石英二长岩脉； 29 —正长斑岩脉； 30 —闪长玢岩； 31-MT测点; 32—重磁电剖面
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The geological map is based on regional investigation performed by Shenyang Center of China Geological Survey (2022) ❷, and referring to the regional investigation performed by Heilonging Geological Survey and Research Institute ( 2005) ❸; the station spacings for MT, gravity and magnetic measurements are1000 m, 100 m, 20 m, respectively; therefore, they are plotted on the dashed line; 1-Quartary sediments; 2-Lower-Cretaceous Ganhe Formation; 3-Lower-Cretaceous Guanghua Formation; 4-Lower-Cretaceous Longjiang Formation; 5-Lower-Triassic Laolongtou Formation; 6-Lower-Carboniferous Jubaotun volcanic rocks; 7-Cambrian Daheishan Formation; 8-Cambrian Yongli Formation; 9-Cambrian Dongjiagou Formation; 10-Early-Cretaceous monzogranite; 11-Early-Cretaceous granodiorite; 12-EarlyCretaceous quartz diorite; 13-Early-Cretaceous diorite; 14-Late-Triassic biotite monzogranite; 15-Early-Carboniferous granodiorite; 16-Early-Carboniferous syenogranite; 17-Early-Carboniferous monzogranite, 18-Early-Carboniferous gabbro; 19-biotite monzogranite; 20-Late-Carboniferous monzogranite; 21-Middle-Silurian granodiorite; 22-middle-ordovician granodiorite; 23-quartz monzonite dike; 24-granite aplite; 25-rhyolite porphyry; 26-granite porphyry; 27-monzophorphyry; 28-quartz monzonitic dike; 29-syenite porphyry dike; 30-diorite porphyry; 31-MT station; 32-gravity, magnetic and electromagnetic profile
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图3 布特哈旗—阿荣旗地区布格重力异常图与推断断裂分布图
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Fig.3 Buguer gravity anomaly and the inferred fault distribution for Butehaqi and Arongqi regions
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大地电磁测点在下方显示。黑色虚线代表推断的断裂；D1—敖宝山-宝山乡断裂；D2—大岗屯-西大泉眼-六合屯；D3—南木林业局-查巴奇断裂；D4—阿木牛林场-乌色奇山断裂
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The MT stations are marked in the lower part; the dashed lines signify the inferred faults: D1—Aobaoshan-Baoshanxiang fault; D2—Dagangtun-Xidaquanyan-Liuhetun fault; D3—Nanmulinyeju-Chabaqi fault; D4—Amuniulinchang-Wuseqishan fault
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北东向D3断裂是该区域重要的断裂，是大兴安岭主脊断裂的一段，称为南木林业局-查巴奇断裂（山西省地质调查院，2012❹）。由于中生代火山岩的覆盖，该断裂地表遗迹很少。然而该断裂两侧地层存在差异。其南东侧缺失下中泥盆统；北西侧缺失石炭系；晚二叠世—早三叠世，北西侧无沉积，而南东侧局部为陆相盆地内沉积的碎屑岩夹中酸性火山岩建造为主；晚三叠世，南、北两侧沉积建造已趋于统一，沿该断裂带侵入了大量酸性“S”型花岗岩。该断裂晚古生代对两侧的地质发展历史起了明显的控制作用，切割的最新地层单元为上侏罗统满克头鄂博组（内蒙古自治区地质调查院，2006❺）。由此，该断裂带构造是一条形成于晚古生代中晚期，控制三叠纪花岗闪长岩的分布，又具有多期次、继承性活动特征的断裂构造。此外，D4断裂也是北东向，称为阿木牛林场-乌色奇山断裂。该断裂南东侧主要出露下奥陶统，北西侧主要出露侏罗系和古生代、中生代侵入岩。
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图3东南存在一条北东走向的断裂（D1），在布格重力异常上显示为重力梯级带。其为（甘南县兴隆乡）敖宝山-宝山乡断裂。在图13中，它是宝山乡-尼尔基镇断裂的南段。该断裂位于重力梯级带上，断裂周围为新近系所覆盖，为隐伏断裂，表现为甘河期玄武岩与第四系沉积物的分界线。
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在敖宝山-宝山乡断裂西侧也存在一条NE向断裂（D2），称为（甘南县兴隆乡）大岗村-西大泉眼-六合屯（阿荣旗兴安镇）断裂。其为图13中nF3-3断裂的南段。该断裂基本平行于敖宝山-宝山乡断裂，是兴安地块与松辽地块过渡带的重要构造带。
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大地电磁剖面被三条断裂D56、D51与D53所截断，交点在A124、A172和A208测点处。在后续的大地电磁结果中可以看出，正好分别对应大地电磁推断的音河断裂、椅子山前断裂和阿伦河断裂。
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3 大地电磁数据采集与处理
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3.1 大地电磁数据采集
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大地电磁测深使用加拿大凤凰地球物理公司生产的V8-R6主机。剖面设计点距为1 km，剖面长度为60 km（N82.30°W）。2019年，采集Ex、Ey、Hx、Hy和Hz五分量数据共61个。正Ex方向为磁北；正Ey方向为磁东。电场测量采用不极化氯化铅电极罐。数据采集的频率范围为0.001~320 Hz，每个测点采集时长约为10 h。电极与磁棒布设采用森林罗盘定向。野外采集的数据经过加拿大凤凰公司软件SSMT200与MTEditor处理，导出EDI格式数据文件。
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利用MTPY软件包（Krieger and Peacock，2014），使用相位张量法（Caldwell et al.，2004）和相位张量旋转不变量方法（Martí et al.，2009）对MT数据进行维数分析和地电走向统计。把所有测点所有频率进行统计，地电方向统计玫瑰图在图4显示。左图是相位张量旋转不变量法，右图是相位张量法。旋转不变量法统计的主地电走向是85°，而相位张量法统计的主地电走向是90°。考虑到研究区地质构造主要是北东向为主，探测目标是深部构造，而且考虑到相位张量有90°的不确定性，所以将阻抗张量旋转25°后，XY数据则变为TE模式，YX数据则变为TM模式。
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图4 大地电磁地电走向的统计玫瑰图
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Fig.4 Statistical rose diagrams of geoelectric strikes for all MT sites with the full frequency range
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（a）—使用阻抗张量旋转不变量法;（b）—使用相位张量法；Ng指向磁北
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(a) —with rotation-invariants of impedance tensor approach; (b) —with impedance phase tensor approach; Ng is actually magnetic-north
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为了解测线所有频率的地电走向，显示相位张量椭圆拟断面图是非常有必要的（图5）。该图有利于对地层深度电性分布的定性了解，特别是对地质构造有指示性作用。整体上可以分为二个频带。小于0.1 Hz的频带，椭圆排列连续，排列模式有规则，相位倾角基本小于3°。大于0.1 Hz，椭圆排列出现间断，排列模式不规则渐多，相位倾角大于3°。特别是测点A204~A206，小于0.01 Hz都被删除了。因此整体看，测线深部倾向于三维地电结构，浅部倾向于二维结构。从另一方面，观察测点A128，其椭圆颜色和排列方式明显与紧邻左右侧测点不同，指示该处是构造变化带。该点位于扎兰屯与阿荣旗的界河（音河）。后面的MT反演结果也证实是音河断裂。再观察测点A170~A172，在100~1000 Hz，椭圆是北北西走向，测点A174~A178在该频段椭圆东西走向。而且小于100 Hz，A170~A172 与A174~178明显椭圆走向不同。可以推断A172附近存在地质构造。
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大地电磁视电阻率和相位曲线，是地下介质电阻率的响应。分析实测曲线能够了解实测曲线质量及地层电阻率变化规律。图6a~d是未经过旋转的四个典型岩性的视电阻率和阻抗相位曲线。MT测点A114在龙江组上（图6a）；测点A152在永利岩组上（图6b）；测点A182在石炭纪二长花岗山上（图6c）。这三点都在高电阻率稳定的兴安地块上，视电阻率最高达20 kΩ·m，然而从A114、A152~A182测点，最高视电阻率逐渐降低。A220测点最低视电阻率达到380 Ω·m左右，位于兴安地块与松辽地块的过渡带（甘南县兴隆乡境内），地表为第四系沉积物。
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3.2 大地电磁二维反演
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大地电磁反演采用带地形的二维非线性共轭梯度法（NLCG）法（Rodi and Mackie，2001）。TE模式数据容易受到三维畸变数据影响。在三维结构特征明显时，TM模式反演比TE模式或TM+TE模式联合反演更加合理（蔡军涛与陈小斌，2010）。而且对TM、TE、TE+TM与TE+TM+Tipper四种数据组合的反演结果进行了比较，最后选择TM模式反演。
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在反演前，测点所投影的剖面离散化成长方形网格。每一个网格单元分配一个电阻率值。通过设置10 Ω·m、100 Ω·m、500 Ω·m、1000 Ω·m、5000 Ω·m 和10000 Ω·m 的均匀半空间模型，计算迭代一次的均方根误差得出，1000 Ω·m均匀半空间的模型均方根误差最小，作为二维反演的初始模型。
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为试验网格对反演结果的影响，对四种网格66×388、65×374、62×324、61×298的初始模型进行二维反演试验。网格62×324表示水平方向62个网格，垂直方向324个网格。水平划分按照相邻测点之间2~4个网格，网格垂向宽度以1.2幂指数增长。二维反演结果（图7）表明：网格剖分太细，反演不稳定，容易出现假异常。网格划分比较粗，反演结果分辨率相对低一些。所以网格62×324作为后续反演的选择。
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图5 大地电磁相位张量椭圆拟断面图
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Fig.5 MT impedance phase tensor ellipse pseudo-section
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为试验正则化参数（Tau）对反演模型的影响，我们设置一系列参数（Tau=0.5开始），进行二维反演试验，得到均方差误差与模型粗糙度的关系（图8）。在正则化参数取4时，L型曲线从剧烈变化到平缓变化，所以4是一个很好的选择。经验上来说，正则化因子越大，模型的均方根误差就越大，模型变得越光滑。但是，当正则化因子增大到一定程度，反演结果很不稳定，迭代一定次数就停止。
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为了解底板误差（error floor）对二维反演结果的影响，进行一系列反演试验，其结果在图9中显示。随着底板误差增大，反演均方差变小，但是底板误差为5例外。随着底板误差增大，模型变得越来越模糊，分辨率降低。最后选择TM视电阻率和相位的误差底板分别为5%与10%。
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图6 典型地质条件下大地电磁视电阻率和阻抗相位曲线
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Fig.6 Typical apparent resistivity and impedance phase curves on different geological conditions
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（a）—白垩系龙江组上大地电磁A114测点; （b）—寒武系永利岩组上大地电磁A152测点；（c）—石炭纪二长花岗岩上大地电磁A182测点;（d）—第四系沉积物上大地电磁A220测点
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(a) —MT site A114 on Cretaceous Longjiang Formation; (b) —MT site A152 on Cambrian Yongli Formation; (c) —MT site A182 on Carboniferous monzogranite; (d) —MT site A220 on Quaternary sediments
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二维非线性共轭梯度反演的电阻率模型不是唯一的，因此需要对电阻率模型进行评价。特别是对模型中重要异常进行评价，判断电阻率模型中是否存在这个异常。首先，用系统的正演模拟（Nolasco et al.，1998），就是一个异常的电阻率变化，其他模型单元的电阻率不变，其正演的均方误差是异常电阻率的函数。在反演模型中，图10中的虚线框内的C2低电阻率异常推断是贺根山-黑河缝合带，因此作为模型评价的目标。改变该虚线框内的电阻率，并进行正演计算，得到的均方根误差和异常电阻率的函数在图10b中显示。模型的均方根误差对异常的电阻率是敏感的。当虚线框内异常电阻率为101 Ω·m时，正演模型的均方根误差最小。因此该异常的整体平均电阻率在101 Ω·m附近。从另一方面，异常的电阻率为11585 Ω·m时（图10c），使用与图10a相同的反演参数，进行反演后得到的电阻率模型在图10d显示。反演均方根误差达到2.101，略微小于图10a的2.16。图10d中的二次反演模型中的异常恢复了图10a中的异常模样。因此C2低阻异常应该存在于反演模型中。
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4 重磁剖面数据采集与处理
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重力测量设计点距100 m，磁力测量设计点距20 m，重磁电同剖面长度60 km。重力测量采用两台CG-5重力仪，严格按照重力调查规范要求进行野外数据采集，并经过固体潮改正、零点漂移改正、布格改正、正常场改正和地形改正，得到相对布格重力异常（曾华霖，2005）。磁测工作采用加拿大GEM公司生产的GSM-19 Overhauser 型质子磁力仪2台。野外采集数据严格按照地面高精度磁测技术规范（李仁豪等，1993）要求。最后，磁力测量数据经磁力仪导入到计算机后，进行日变改正、正常场改正、高度改正和化极计算（管志宁，2005）。
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图7 四种网格模型（66×388，a; 65×374，b; 62×324，c; 61×298，d）的二维反演结果
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Fig.72 D inversion results from four meshes ( 66×388, a; 65×374, b; 62×324, c; 61×298, d)
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每种网格都在二维反演上方给出，而且给出了迭代 50 次的均方根误差（RMS）; 62×324 网格选为最后的初始模型的网格划分
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Each mesh is displayed on the top of its inversion model with root mean square (RMS) misfit; the mesh 62×324 is selected as the initial resistivity model mesh
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图8 TM模式二维反演的均方根误差（RMS misfit）与模型粗糙度的曲线图
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Fig.8 Root mean square misfit of two-dimensional inversion on TM-mode MT data (the horizontal axis is model roughness, while the vertical axis is root mean square misfit)
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5 重磁电剖面综合解释
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5.1 重力布格异常特征
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布格重力异常是从上地幔到地表各种地质因素产生异常的总和。决定布格重力异常的主要因素：① 地壳厚度的变化；② 结晶基岩内部成分、构造和基底顶面的起伏；③ 沉积岩的成分和构造；④ 金属矿及其他矿产的赋存。
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莫霍面是一个密度分界面，其起伏对重力异常的基本轮廓产生决定性的影响。当地壳增厚时，相当于莫霍面下高密度的上地幔埋深增大，故显示重力低。从布格重力异常曲线（图11c）中长波长的重力异常形态可推测，剖面基底形如背斜，中央隆升。
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根据布格重力异常曲线变化特征把曲线分为几段描述。
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（1）从测线西北端点起到距离4.2 km处。该段重力异常逐渐降低，在距离2.5 km处，测点达到极小值7.95×10-5 m/s2，然后快速上升达到平台期。地表露头从大黑山岩组过渡到龙江组，中间经过第四系沉积物和花岗斑岩。因花岗斑岩密度低，布格重力异常达到极小值。
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（2）距离测线西北端点4.2~9.5 km段。该段特征曲线整体平缓，反映出地下密度分布均匀。地表上对应是龙江组，距离测线西北端点9.5 km处是龙江组和光华组的分界线。
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（3）距离测线西北端点9.5~12.7 km段。该段重力异常上升段。在此区间，重力异常逐渐升高，梯度较大，反映出密度变化较大。地表上，测点经过光华组（密度低）向寒武系变质岩（密度高）过渡，测点北部与南部被寒武系岩石所包围。
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（4）距离测线西北端点12.7~18.0 km段。该段重力变化很小，但是在14.5 km附近出现极小值，对应音河河谷。地表岩性为永利岩组、音河河谷和大黑山岩组。该段北部的白垩纪侵入花岗岩越来越逼近测点。
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（5）距离测线西北端点18.0~33.0 km段。该段重力异常呈现出宽缓的局部重力低，反映地下深部存在局部质量亏损。地表岩性从大黑山组过渡到永利岩组，其间被第四系沉积物隔断。当距离33 km 时落在紧邻永利岩组的石炭纪二长花岗岩。
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（6）距离测线西北端点33.0~38.5 km段。该段曲线同样为局部重力低，但波长较短，说明浅部有低密度体存在。开始重力缓慢下降，在距离36.50 km处达到极小值12.61×10-5 m/s2，然后快速上升到峰值。结合地形和地质资料，推测该段重力低与断裂构造有关。
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（7）距离测线西北端点38.5~46.3 km段。该段曲线变化很小，基本处于平台期，说明地下构造稳定，密度分布均匀。但个别测点如距离测线西北端点45.5 km处于极小值。地表岩性主要是早白垩纪二长花岗岩。
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（8）距离测线西北端点46.3~60.1 km段。该段曲线整体处于下降阶段。在此区间地下密度逐渐降低。地表岩性是光华组和龙江组。
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距离测线西北端点46.3 km处是重要的分界线。其西为大兴安岭构造带，其东属于向松辽盆地过渡带。结晶基底逐渐向东凹陷，形成盆地边缘。上覆沉积岩逐步增厚，低密度体逐渐增生，从而形成缓降的布格重力异常。
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5.2 磁测ΔT磁异常曲线特征
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磁性异常特征与磁性体的形态、产状等相关联。一般来说，磁异常的特征主要取决于磁性体的形状、走向、埋深、磁化强度等因素。单一磁性体引起的磁异常只有一个异常峰值，多个磁性体叠加引起的磁异常可能有多个异常峰值。当磁性体出露地表或埋深较小时，磁异常曲线表现为尖、陡、不规则、呈剧烈跳跃的特征。不均匀且跳跃剧烈的磁异常通常与基性喷出岩和变质岩相对应，而平缓磁异常通常与沉积地层相关。
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区域地质调查上，磁法测量主要目的是识别区域的构造属性。磁测能圈定断裂带、破碎带，是因为断裂破坏了岩石的磁性，或者改变地层的产状，或者沿断裂带有后期或同期岩浆活动，或者沿断裂两侧具有不同的构造特点。
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图9 使用不同底板误差（EF error floor）的TM模式反演结果比较
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Fig.9 Comparison of different EF (error floor) on the effects of 2-D inversion models
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（a~d）中EF值分别为 2、5、10、20; 反演网格是 62×324; 反演迭代次数是 100 次; EF=2、EF=5、EF=10 和 EF=20 的 RMS 误差分别为 3.68、2.16、3.2 和 0.96
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EF in (a~d) is 2, 5, 10 and 20, respectively; the model mesh is 62×324; the iteration number is 100; the RMS misfits for error floors 2, 5, 10 and 20 are3.68, 2.16, 3.2 and 0.96, respectively
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图10 大地电磁TM模式二维反演电阻率模型图（a）; 在虚线多边形（a）内的电阻率用不同的恒定电阻率替代，得到正演模型的均方根误差（b）; 把（a）中虚线多边形内的电阻率值用11585 Ω·m替代后的模型（c）; 把（c）中的电阻率模型作为初始模型，使用与（a）中相同的反演参数进行二维反演，得到的电阻率模型（d）
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Fig.10 The MT2-D inverted resistivity model (a) ; the resistivities in the dashed polygon were replaced by a series of constant resistivities; the root mean square errors derived from the2-D inversion of these models are displayed in (b) ; the cells in dashed polygon were replaced with 11585 Ω·m (c) ; the model in (c) is taken as the initial model, the resistivity model (d) was derived by 2-D inversion with the same inversion parameters as those in (a)
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图11 重磁电剖面经过的地质平面图（a）、剖面重磁测点高程（b）、布格重力异常曲线（c）及ΔT化极磁异常曲线（d）
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Fig.11 The geological map covered by MT measurement stations (a) , gravity and magnetic measurement station elevation curve (b) , Buguer gravity anomaly curve (c) , reduction-to-pole ΔT magnetic anomaly curve (d)
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（a）中红色圆点代表大地电磁实际测量点位
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Red solid circles in (a) denote MT measurement stations
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扎兰屯—阿荣旗剖面ΔT化极磁异常曲线在图11d中显示。从磁异常曲线变化特征上把整条曲线划分为六段描述:
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（1）从测线西北端点开始到2.89 km处。这段磁异常跳跃，具有局部高值，峰值达到1400 nT左右。地表岩性主要是大黑山岩组、第四系沉积物和花岗斑岩。
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（2）距离测线西北端点2.89~10.00 km段。这段为强磁异常区。磁异常波长较长，伴随着高频跳跃。结合地质图，说明该段构造活动剧烈，磁源深度较深且磁性较强。地表岩性对应着花岗斑岩和龙江组。
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（3）距离测线西北端点10.00~33.00 km段，这段磁异常曲线基本在400 nT附近上下振荡，属于弱磁异常区。反映出该区域地质构造稳定，磁性较均匀。地表岩性依次为光华组、永利岩组、大黑山岩组、永利岩组。其间，在距离15.00 km处，经过音河河谷。
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（4）距离测线西北端点33.00~38.50 km段。这段磁异常振荡异常剧烈，强度达到1500 nT左右，可能由断裂构造引起。地表岩性经过永利岩组、早石炭纪二长花岗岩和光华组。在距离测线西北端34.34 km处，紧邻东边是甘河组玄武岩引起的磁场极高。
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（5）距离测线西北端点38.50~47.26 km段。这段磁异常曲线整体缓慢上升，在距离45.12 km处达到最高峰，然后缓慢下降。由于磁异常波长较长，形成了局部高磁异常区。推测与隐伏的侵入岩有关。地表出露岩性为早白垩纪二长花岗岩。
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（6）距离测线西北端点47.26~61 km段。这段曲线变化复杂，在磁异常逐渐下降的过程中伴随着高频振荡，说明该区域构造活动剧烈，导致磁性结晶基底逐渐下降，往东形成盆地边缘。在距离测线西北端48~53 km内，该段地表地质主要是光华组，零星分布龙江组和甘河组。距离测线西北端大于53 km段，推测由于隐伏的磁性基底逐渐加深，导致磁异常逐渐减弱。
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5.3 大地电磁、重力、磁力综合解释
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断裂带通常是在边缘具有明显电阻率梯级带特征，内部普遍具有低电阻率特征。世界著名的重要断裂带：美国加利福尼亚州的大西洋—北美陆板块间的圣安第斯断裂（Ritter et al.，2005）、非洲板块和阿拉伯板块分界的死海转换断层（Meqbel et al.，2016）、智利北部的西断裂（Hoffmann-Rothe et al.，2004）、大兴安岭中南段嫩江-八里罕断裂（Zhang et al.，2022）等都显示低电阻率特征。
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依据断裂带电阻率、重力布格异常、化极磁异常及地表地质特征，自西向东划分了7条断裂带（图12d），分别是巴图断裂（Fa1、音河断裂（Fa2）、车辋沟断裂（Fa3）、椅子山前断裂（Fa4）、庞家街断裂（Fa5）、红星断裂（Fa6）与阿伦河断裂（Fa7）。
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巴图断裂（Fa1）显示为低电阻率带，磁场强度陡变带，重力变化平缓带。地表被大面积的NNE向龙江组所覆盖，为隐伏断裂带。该断裂向西倾，为地壳内深大断裂。该断裂走向为NNE向，与龙江组总体走向一致。
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音河断裂（Fa2）带显示低阻体，两边为高阻体。磁场显示局部高值，重力处于局部高值区，然后向东南下降。音河断裂在1∶25万扎兰屯市幅区域地质调查报告中记载：北北西向延伸，地貌上表现为音河河谷，形成时代是早白垩世之后，为张性断裂。黑龙江省地质调查研究总院（2005）❸称音河断裂为音河-谢尼奇山断裂，走向为北北东，倾角近直立。音河为扎兰屯市与阿荣旗的界河，走向是变化的，因此上述两报告中音河断裂走向有偏差。此外，本次推断音河断裂带不在音河河谷，而在东岸上。音河河谷西岸为永利岩组，东岸为大黑山岩组。
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车辋沟（Fa3）断裂带在MT测点154与测点156附近，该断裂带呈现低电阻率，两边高电阻率特征。磁力呈急速下降阶段，且没有高频跳跃。重力呈现爬坡上升特征。MT测点154~156之间为第四系覆盖的沟谷。其两侧为永利岩组。
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椅子山前断裂（Fa4）在MT测点168~170号附近，地理上位于阿荣旗椅子山前村附近，其北东向有椅子山火山口存在。MT测点168与测点170之间为第四系沟谷，其西北为早石炭纪正长花岗岩，其东南为光华组。该断裂带磁场强度剧变，自西缓慢变小后，迅速在断裂附近降至最低，然后迅速抬升。因为断裂带右侧存在白垩纪中基性侵入岩，所以磁场强度迅速增强。该断裂带在电阻率模型上反映近乎直立，倾向不易判断。其走向在图3中显示为NNE向。从地质图上可看出，白垩系整体上呈NNE走向。该断裂走向为北东向，长度为3 km，控制断裂地点为椅子山火山口（黑龙江省地质调查研究总院，2005❸）。它切割光华组及光华组以前地质体。
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Fa5与Fa6分别为庞家街断裂和红星断裂，位于兴亚屯附近。这两断裂在大地电磁上特征相当明显，电阻率梯度变化大，该断裂切地壳最深，明显向西倾斜。该断裂带两侧磁场强度变化差别很大。庞家街断裂和红星断裂之间浅地表存在一个高阻体R6，推测为白垩纪侵入岩，对应高波速磁异常。
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图12 物探综合剖面穿越的平面地质图（a）、布格重力异常曲线（b）、化极ΔT磁异常曲线（c）与大地电磁二维反演电阻率模型（d）
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Fig.12 The geological map covered by MT measurement stations (a) , Buguer gravity anomaly curve (b) , reduction-to-pole ΔT magnetic anomaly curve (c) , and MT2-D inverted resistivity model (d)
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（a）中红色圆点代表大地电磁实际测量点位; R1到R8代表高阻体；C1和C2代表低阻体；黑色虚线Fa1~Fa7代表推断的断层
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Red solid circles in (a) denotes MT measurement stations; R1 to R8 represent high-resistivity blocks; C1 and C2 denote low-resistivity blocks; Fa1~Fa7 (black dashed line) represent inferred faults
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阿伦河断裂带（Fa7）明显具有低电阻率特征，而且低电阻率的边界梯度变化明显。磁场曲线变化剧烈，从高值向低值跳跃变化。重力处于陡峭下降带。该处地表高程平缓，被第四系所覆盖。该断裂带在阿伦河河谷上。从图3推测走向为NW向，从大地电磁上推断为向东倾斜。该断裂是深大断裂，至少切割至中地壳（约20 km）。其沿着阿伦河河谷分布，河谷两侧地质不对称（山西省地质调查院，2012❹），为活性断裂。它早期控制大杨树火山断陷盆地基底（刘志宏等，2008），晚期对大杨树盆地起破坏作用。
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自大地电磁A184测点向西，电阻率总体呈现高阻状态。其间被低阻断裂带所间隔。从地表到7.5 km左右深度，大量高阻异常存在于大兴安岭东缘。这与地震探测（李英康等，2014）的大兴安岭造山带的基底深度为7.0~7.5 km（刘殿秘等，2007；刘财等，2011）相一致。从图12d中，存在R1至R8共8个高阻异常体。从地表地质推断，R1高阻可能是白垩系，R2到R4可能是寒武系变质岩。R5可能是白垩系或早石炭纪侵入岩，或者是它们混合体。R6可能是白垩纪（高磁）侵入岩。R7可能是龙江组、光华组、甘河组。R8可能是白垩系低磁低密度地层。
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除高阻体之外，在深度范围约9~18 km（接近中地壳）电阻率模型中，存在电阻率数十Ω·m的两个低阻带C1和C2。该低阻带的成因解释是一个挑战。
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中地壳的低阻层成因是复杂的。除了受中地壳的外部环境（温度和压力等）影响外，内部环境影响也至关重要，像岩石中的流体、溶体和碳。流体导电性质与电解质有关，受外界温度影响大。含溶体的岩石电阻率受溶体的含量有关，与溶体中水有关。含碳岩石与碳含量有关，与岩石颗粒边缘是否连通有关。此外，Selway（2014）提出在断裂剪切带等特定区域，岩石颗粒粒径小于1 mm，粒径大小会对岩石电阻率产生重要的影响。
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张荣华等（2010）阐述中地壳大致位于10 km（或15 km）到25 km 深度范围。尽管各地中地壳厚度不同，但是中地壳低电阻率-低速层的深度范围类似。中地壳顶界温度处于300℃，底界大约为450℃，压力高达200 MPa以上。实验表明300~400℃下的强烈水岩相互作用促进了岩石破坏，并有可能影响岩层的地球物理性质，如低阻层出现。另外，实验和理论研究表明处于300~400℃流体具有低电阻率特征。这些水岩相互作用会使中地壳出现低阻-低速层。陈进宇与杨晓松（2017）阐述在地壳隆起带、克拉通底部存在低阻带（20~30 km深度），并且这些低阻层在水平方向不连续，其各向异性系数能达到约3~20以上。
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C1低阻带对应的地表露头是寒武系大黑山岩组与永利岩组变质岩组合，但是紧邻测线北部是中生代侵入岩。该低阻层顶界约在9 km深，应在脆性-韧性过渡带之上。另一方面，在该低阻带上方，重力布格异常下降，反映深部存在质量亏损。与East Anatolian Fault System（Turkoglu et al.，2015）结构类似，该低阻带可能是由于区域构造流体产生的低阻异常，流体使断裂Fa2和Fa3在中地壳汇聚拓宽。流体可能来源于中下地壳。
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与C1低阻带不同，C2低阻带向上延伸到浅地表，向下延伸可能超过20 km。横向上，C2在中地壳最宽达到16 km左右，被两条深断裂Fa5和Fa6控制。与徐学新等（2011）推断的南段黑河-贺根山缝合带非常相似：被两条断裂带控制，从浅地表延伸到下地壳。徐学新等推断的缝合带宽度10多千米。海拉尔-齐齐哈尔的大地电磁（Liang Hongda et al.，2015）和深部地震（Hou Hesheng et al.，2015）及大地电磁与地震综合解释（Xiong et al.，2015）显示在地壳尺度内兴安地块侵入到松辽地块之上。Fu Wei et al.（2021） 认为贺根山-黑河缝合带被大兴安岭东倾的断裂和松辽盆地西倾的断裂所控制，同时也处理了蘑菇气-齐齐哈尔剖面认为缝合带西侧被大兴安岭东倾的断裂控制，缝合带西侧地壳深处存在西倾的俯冲残留。多宝山地区大地电磁三维反演电阻率模型中低阻异常C2为贺根山-黑河缝合带（Meng et al.，2022）。该缝合带从浅地表一直延伸到地幔，呈现西倾的特征。额尔古纳板块与兴安板块之间的缝合带是新林-喜桂图断裂（Liang Hongda et al.，2020），该断裂带具有西倾的穿过地壳的低阻特征。综合上述大兴安岭地区缝合带的地球物理特征，我们大胆推测西倾的C2低阻带很可能是大兴安岭中段的贺根山-黑河缝合带，地表对应大地电磁测点A178~A198段，地理上对应阿荣旗椅子山村到兴亚屯。
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由于地表未见蛇绿岩带和俯冲增生构造杂岩，所以贺根山-黑河缝合带的确定变得相当困难。因此弧岩浆岩空间分布信息对限定贺根山-黑河缝合带具有重要意义。早石炭纪扎兰屯处于安第斯弧演化阶段，形成大量火山岩与同期的侵入岩，并伴生强烈挤压变形，形成两条北东向挤压变形带，使早期弧岩浆岩（巨宝屯火山岩、早石炭纪侵入岩）及周边的地质体卷入构造带。晚石炭纪扎兰屯地区完成了洋陆转换，全面结束了挤压构造体制而进入伸展构造体制，形成同期的A型花岗岩、双峰式火山岩及宝力高庙组陆相火山-沉积岩。在研究区内，贺根山-黑河缝合带对应地表岩性为早石炭纪二长花岗岩，岩体呈北东向展布，为弧岩浆岩，是嫩江洋俯冲碰撞的残留。
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为了解本次物探综合剖面所推断的地质构造与松辽盆地西缘构造带的位置关系，图13中给出1∶25万阿荣旗幅地质图。图中左下角黑实线表示该物探综合剖面，其东北端在黑龙江省甘南县兴隆乡境内。从构造上看，本剖面穿越大兴安岭东缘，进入过渡带，但未穿过嫩江断裂带。大多数学者已取得共识：嫩江断裂带是东倾的切壳深大断裂带，主要在中新生代发展演化。在阿荣旗地区，嫩江断裂带表现为多条NNE—NE向平行的不同时代、不同期次的断裂组合（黑龙江省地质调查研究总院，2005❸）。
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nF4-1与nF4-2分别代表宝山乡-尼尔基镇断裂和嫩江河谷断裂。nF3-3是隐伏的大岗屯-西大泉眼-六合屯-前兴隆村断裂，控制着甘河期火山岩的分布，为大杨树火山断陷盆地边缘断裂。nF3-2断裂是NE向阿荣旗-亚东-库如奇断裂（黑龙江省地质调查研究总院，2005❸）。从图中位置推断可能对应着图12中红星断裂（Fa6）。断裂nF3-1就是我们识别的音河断裂。NNE向F10断裂是本次识别的椅子山前断裂。NW向F26断裂就是本次识别的阿伦河断裂。重磁电剖面的东端点在nF3-3断裂的西侧，阿伦河断裂（F26）的东侧。总之，通过1∶25万地质填图数据不但佐证了推断的断裂，而且还指示重磁电剖面处于大兴安岭东缘，进入过渡带，未穿越嫩江断裂。
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图13 阿荣旗区域地质构造纲要图（修改自黑龙江省地质调查研究总院，2005❸）
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Fig.13 Sketch map of geological structures in Arongqi area (after Heilongjiang Geological Survey and Research Institute, 2005❸)
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1—第四系沉积物；2—孤山镇组；3—甘河组；4—光华组；5—林西组；6—泥鳅河组；7—倭勒根岩群；8—早白垩世马河石英二长斑岩；9—早白垩世椅子山角闪辉长岩；10—早白垩世闪长玢岩脉；11—早侏罗世二长闪长岩-碱长花岗岩组合；12—二叠纪二长-正长-碱长花岗岩；13—晚石炭世白云母二长花岗岩；14—早石炭世角闪辉长岩-碱长花岗岩；15—破碎带；16—遥感解译断层；17—物探解译断层及隐伏断裂；18—糜棱岩带；19—张性断裂或盆缘断裂；20—物探解译活动深大断裂；21—背斜褶皱；22—向斜褶皱；23—片理化；24—实测火山口；25—碎裂岩带；26—逆断层及挤压断层；27—断层
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1—Quaternary sediments; 2—Gushanzhen Formation; 3—Ganhe Formation; 4—Guanghua Formation; 5—Linxi Formation; 6—Niqiuhe Formation; 7—Wolegen Group; 8—Early-Cretaceous monzonite porphyry; 9—Early-Cretaceous amphibole gabbro; 10—Early-Cretaceous diorite-porphyry vein; 11—Early-Jurassic monzodiorite and alkalic feldspar granite; 12—Permian monzonitic alkalic feldspar granite and syenogranite; 13—Late-Carboniferous muscovite monzonitic granite; 14—Early-Carboniferous amphibole gabbro and alkalic feldspar granite; 15—damaged zone; 16—faults interpreted by the remote sensing data; 17—faults and concealed faults by geophysical data; 18—mylonite belt; 19—extensional faults or basin-margin faults; 20—deep active faults based on geophysical data; 21—anticline; 22—syncline; 23—schistosity; 24—volcanic craters measured; 25—cataclasite belt; 26—thrust and compressional faults; 27—faults
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6 结论
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在大兴安岭中段东缘采集处理了高精度扎兰屯—阿荣旗地区同剖面重磁电数据，而且重新处理扎兰屯—阿荣旗两幅1∶20万区域重力数据。通过物探数据融合，我们得出以下结论：
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（1）通过分析同剖面重力、磁力、大地电磁高精度剖面，推断7条断裂，其中庞家街断裂和红星断裂是控制贺根山-黑河缝合带的深大断裂。阿伦河深大断裂至少切割至中地壳。与1∶20万区域重力面积数据融合，音河断裂、椅子山前断裂与阿伦河断裂推断一致，推断它们走向依次为NNE、NNE和NNW向。
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（2）贺根山-黑河缝合带对应大地电磁测点A178~A198段。该缝合带地表露头为早石炭世二长花岗岩，是嫩江洋俯冲碰撞的残留。本次大地电磁剖面只能探测到中地壳程度，下地壳至岩石圈的特征需要进一步探测。因为缝合带切穿地壳可能是板块俯冲碰撞的依据。
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（3）大地电磁测点A184测点以西，大兴安岭结晶基底深度约在7.5 km左右，大块高阻特征反映大兴安岭属于稳定地块。这些高阻异常可能是岩浆活动的产物。
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（4）参考1∶25区域地质调查数据佐证地球物理数据处理结果，增加地球物理解释可信度。然而，重磁电剖面处于大兴安岭东缘，进入过渡带，未穿越嫩江断裂，更没有延伸到松辽盆地内部。
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致谢：在地质构造解释时，与张立东、汪岩、钱程和马永非等同事进行了讨论，在此表示感谢。
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注释
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❶ 中国地质调查局沈阳地质调查中心.2021. 松辽盆地西缘地球物理调查成果报告.
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❷ 中国地质调查局沈阳地质调查中心.2022. 中华人民共和国哈拉苏、布特哈旗幅、前第四村幅、九三站幅、阿荣旗幅1∶5万区域地质调查报告.
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❸ 黑龙江省地质调查研究总院.2005. 中华人民共和国1∶25万阿荣旗幅区域地质调查报告.
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❹ 山西省地质调查院.2012. 内蒙古1∶20万阿荣旗、布特哈旗、卓尔、塔尔其幅区域重力调查成果报告.
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❺ 内蒙古自治区地质调查院.2006. 中华人民共和国1∶25万扎兰屯市幅区域地质调查报告.
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摘要
位于中亚造山带东段的兴安地块和松辽锡林浩特地块被晚古生代贺根山-黑河缝合带分开。随后，大兴安岭与松辽盆地被中新生代嫩江-八里罕断裂分开。在大兴安岭中段，这两构造带的位置及板块拼合时间尚不明确。为研究大兴安岭中段东缘重要构造断裂、构造单元及结晶基底属性特征，在扎兰屯-阿荣旗地区采集处理一条长60 km的重力、磁法和大地电磁数据，重新处理了1∶20万扎兰屯幅、阿荣旗幅区域布格重力异常数据。通过多种地球物理数据融合，解译了7条重要断裂，其中庞家街断裂和红星断裂是控制贺根山-黑河缝合带的深大断裂。北西向阿伦河断裂为深大断裂，至少切割到中地壳。发现了两个中地壳低阻带，其中C2异常解释为贺根山-黑河缝合带。通过1∶25万阿荣旗幅地质填图资料，证实了地球物理数据融合的推断结果，为大兴安岭中段东缘构造带演化研究提供了重要支撑。
Abstract
Located at the east segment of Central Asian orogenic belt, the Xing'an block and the Songliao-Xilinhaote block were separated by the Hegenshan-Heihe suture. Likewise, Xingan block and Songliao block were separated by the Nenjiang fault subsequently. In the central segment of the Great Kinghan Range, these two structures overlap and are hardly to be distinguished. To investigate the structures of the Great Kinghan Range, we have acquired a 60-km-length gravity, magnetic and magnetotelluric coincident profile in Zhalantun-Arongqi area, Inner Mongolia, China. The 1∶20000 Buguer gravity data in Zhanlan-Arongqi area were reprocessed. Through multiple geophysical fusions, seven important faults were inferred. Among them, the Pangjiajie fault, the Hongxing fault, and the Alunhe fault are deep faults, at least penetrating up to middle crust. In addition, two low-resistivity belts in the middle curst were revealed, among which, C2 anomaly is interpreted as Hegenshan-Heihe suture. By correlating with 1∶25000 geological mapping data, the geophysical interpretation results were proven. The research outcomes are helpful to geological studies of crustal structures at the central-east Great Kinghan Range margin.
Keywords
Hegenshan-Heihe suture ； Nenjiang fault ； Xing'an block ； Songnen block ； magnetotelluric ； gravity ； magnetic ； data fusion
