圖2.8孟醒-吉黑地區布格異常延伸20km後垂直壹階導數等值線圖(單位:10-8s-2)。
2.3.2.1大地電磁測深工作方法及質量評價
(1)工作規模和工作技術參數
調查工作壹般按照1 ∶ 1萬的比例尺進行，平均每8km布置1個大地電磁測點。在壹些結構相對簡單的非重點區域，點距變大，約15km。鑒於10km左右深度的電性特征主要揭示在盆山過渡帶，野外采集中高頻資料最長周期約為300s，壹般采集記錄時間為2h，稱為淺點。但為了更好地了解區內深部構造特征，在實際工作中，壹般每兩三個淺點布置1個記錄時間大於10h的深點。
圖2.9孟醒-吉黑地區布格異常延伸50km後垂直壹階導數等值線圖(單位:10-8s-2)。
(2)儀器和性能
野外工作使用加拿大鳳凰地球物理公司生產的V5-2000大地電磁測深儀。野外工作前，對儀器1490和1545進行了野外實驗，包括儀器標定和野外測量。圖2-10a、b、c為儀器主機1545和磁探頭1614、1615的標定結果，完全滿足野外工作的要求。
(3)壹致性檢查
在野外，使用兩臺儀器同時在同壹條測線的不同測點工作，以保證儀器的壹致性，顯得尤為重要。為此，使用兩臺儀器在不同時間的四個測量點進行比較和測量。結果表明，不同儀器在同壹測點測得的結果基本壹致。圖2.11a是1545儀器在同壹點測量的結果，圖2.11b是1490儀器在B338點測量的結果。
圖2.12顯示了兩個儀器在同壹測點的壹致性測試。圖中下三角線為1490號儀器測量值，實線為1545號儀器測量值。圖2.13顯示了兩種不同偏振模式的儀器的壹致性測試。經計算，TE模式視電阻率的均方相對誤差為4.95%，TM模式視電阻率的均方相對誤差為3.70%，均小於規範要求的5%。
圖2.10儀器校準曲線
圖2.11儀器測量結果
圖2.121490和1545測試點壹致性曲線。
圖2.13不同偏振模式下1490#和1545#的儀器壹致性。
(4)現場測量後的儀器檢查。
現場測量後，再次校準儀器以檢查其穩定性。標定結果表明，野外工作前後的標定結果完全壹致，兩臺儀器的標定結果也是壹致的。圖2.14a、b和c顯示了儀器主機1490和兩個磁探頭1610、1611的校準曲線。
(5)山地幹擾的處理
工作區山區因落葉、殘積土較厚但較軟，且因森林覆蓋難以埋設探頭。同時由於樹木的晃動，幹擾非常嚴重。根據儀器的操作要求，儀器不能放在樹下，以避免風搖動樹木的振動造成幹擾。這種幹擾主要影響中低頻的探空數據(圖2.15)。之所以得出這個結論，是因為磁場的噪聲導致估算的視電阻率數據小於真實的視電阻率，圖中視電阻率曲線高頻和低頻數據嚴重下降，這就是它的具體表現。在工作過程中，采用了探頭深埋的方法，但效果並不理想。因此，為了克服樹木振動的幹擾，采用了遠程參考、交叉參考等先進技術，利用參考點幹擾很小的磁場參考來計算當前點的數據。
圖2.14儀器校準曲線
圖2.15林區受幹擾測點大地電磁測深數據
(6)觀測數據的質量評價
根據《大地電磁測深技術規範》(DZ/T0172-1997)對所有觀測數據的質量進行評價。品質評價主要基於視電阻率和參考相位。穿越主要盆地邊界斷層的測線質量評價見表2.4。
表2.4主要剖面測線質量評價
2.3.2.2跨主斷裂帶MT剖面處理解釋結果
(1)紮蘭屯-林迪安MT測深剖面圖
該路段西起內蒙古紮蘭屯，東至黑龍江林迪安，全長約260km(圖2.16)。穿越的地段是大興安嶺與松遼盆地的過渡區，地質上是嫩江-開魯斷裂經過的地方，地球物理上是大興安嶺重力梯度帶最大梯度突變帶經過的地方。重力和MT剖面顯示，大致以齊齊哈爾為界的松遼盆地基底深達2 ~ 5 km，具有明顯的上下兩個低阻、中間壹個高阻的“三明治”電性結構。西區並不是傳統認為的松遼盆地西部斜坡區，而是存在壹個較深的斷陷，10km深處的電性結構與東部松遼盆地下部的低阻層完全壹致，說明齊齊哈爾東西兩側地區具有相似的基底特征。根據區域地質資料，松遼盆地西緣北段出露近百套基性巖和超基性巖。最近，在吉林油田南部白城附近(陶5井)鉆探發現，在530 ~ 550米井段發現了強烈的變形巖石，包括無根超基性巖和大理巖塊。基性-超基性巖帶與嫩江-開魯斷裂帶和大興安嶺東緣串珠狀強磁異常帶壹致，也是孟醒-吉黑地區東西兩側巖石圈厚度和莫霍面的突變帶。特別是近年來，在大興安嶺地區確定了壹條東北向分布的石炭紀巖漿弧，其成因類型具有從俯沖到碰撞不斷演化的特點。因此，基本可以確定松遼盆地西緣覆蓋區之下存在壹條隱伏的古俯沖帶，向西傾斜的低電阻率異常體可能是古俯沖帶中的壹個增生雜巖。作為壹個構造薄弱帶，這條古俯沖帶不僅明顯制約了松遼盆地的形成和演化，而且明顯控制了該區巖石圈結構的形成和演化。
圖2.16松遼盆地西緣電性剖面處理解釋圖(剖面位置見圖2.1XB5)。
(2)丹清河-道臺大橋MT測深剖面
該段位於研究區東部，全長64km。該剖面穿越佳木斯-伊通斷裂帶的方正盆地。大地電磁測深結果(圖2.17)顯示方正盆地具有類似松遼盆地的“三明治”電性結構。上部低阻層兩側受正斷層控制，下部低阻層受逆沖斷層控制。這壹特征與整個佳木斯-伊通和依蘭-舒蘭斷裂帶基本壹致。大慶油田鉆井結果已證實上部低阻層為古近系，下部高阻夾層為下白堊統，但下部低阻層的地質意義尚不清楚。根據電性結構分析，佳木斯-依蘭斷裂在古近紀斷陷之前發育了逆沖構造，古近紀斷陷是由早期逆沖構造發展而來的。
圖2.17丹青河-道臺大橋電剖面處理解釋圖(位置見圖2.1DB4)。
(3)寶卿-當壁鎮大地電磁測深剖面
該段位於黑龍江省東部，自南向北穿過興凱地塊北緣，經過敦化-密山斷裂和勃利盆地東緣，到達佳木斯地塊東緣的寶卿，全長130km(圖2.18)。大地電磁測深結果表明，整個興凱地塊具有高電阻率特征，敦化-密山斷裂帶具有類似佳木斯-依蘭斷裂帶的“三明治”電性結構。在敦化-密山斷裂以北和寶卿之間，地表出露中生界和上古生界，部分被新生代玄武巖覆蓋，在寶卿南部的古生界和中生界交界處存在深部低電阻率異常。剖面的電性結構特征表明，敦密斷裂以北地區沒有穩定的高阻塊體，完達山地體和佳木斯地體之間的增生雜巖帶可能沿剖面通過。
圖2.18寶卿-當壁介電剖面處理解釋圖(位置見圖2.1DB2)。
上述兩條剖面揭示，佳木斯-伊通斷裂帶和敦化-密山斷裂帶均由兩條主斷層組成，兩條斷層在垂向上均具有“三明治”式雙低阻層電性結構，上部低阻層、中部相對高阻夾層和下部低阻層的埋深和厚度基本壹致，下部低阻層受兩條逆沖斷層控制，而上部低阻層受兩條相對的正斷層控制。這壹特征表明佳木斯-伊通斷裂和敦化-密山斷裂至少經歷了兩期演化。根據鉆井資料，確認上部低阻層為古近系，中部高阻夾層為下白堊統，表明早期逆沖斷層應在早白堊世晚期或更晚時期活動。與早期認識不同，電性剖面並未顯示古近系上部斷陷具有東斷西超的特征。這兩條斷層向東延伸，都被俄羅斯的中央斯霍特-阿林斷層切割。根據G.L.Kirillova(2003，2005)的資料，西霍特-阿林中部斷層為左旋走滑斷層，走滑構造發生在晚白堊世。這進壹步證明佳木斯-依蘭斷裂和敦化-密山斷裂的逆沖和走滑時間發生在晚白堊世之前。在敦化-密山斷裂北側雞西盆地附近，基底馬山群高級變質巖向西北方向逆沖於早白堊世穆棱組含煤地層之上，充分說明該區早白堊世末至晚白堊世初發生過強烈的左旋走滑和逆沖推覆事件，成為古近紀伸展變形的基礎。
2.3.2.3樺南-饒河大地電磁測深剖面
佳木斯地塊和完達山地塊是孟醒-吉黑巖石圈地塊中的兩個重要構造單元，它們在巖石圈的構造和演化中起著重要的作用。特別是完達山地體，作為壹個巨大的西浩特-阿林中生代增生地體的壹部分，對於了解古太平洋的演化和該地區現今巖石圈結構的特征具有重要意義。可以說，該區是了解東北亞大陸邊緣巖石圈結構和動力學演化的標誌性和代表性區域。多年來，雖然對佳木斯地塊和完達山地塊的性質和關系已有不少研究(張怡霞等，1998；金旭等人，1994；方等，2002；茅野等人，1994；張興洲等，1991，1992；劉景斕等人，1988；劉憲文等，1994)，但這些研究多基於地表地質資料，缺乏深部地球物理研究和依據。由於滿洲裏-綏芬河地學斷面位於南面，佳木斯地塊和完達山地體尚未揭露。因此，對這兩個構造單元及其相互關系的研究長期處於表層地質研究階段，對其深部構造特征缺乏了解。為了解決這個問題，我們於2002年在該地區開展了大地電磁剖面探測。
(1)MT剖面的位置和構造背景
MT剖面西起佳木斯地塊中部的樺南(東經130 38' 58 "，北緯46 11' 1 ")止於東臨中俄邊界的饒河縣以南50公裏的武林洞附近(東經133 39' 8 ")，剖面自西向東穿過佳木斯地塊東部* * *有11個MT測點，平均距離約20km。
(2)MT野外數據采集和處理
現場測量采用美國宗格公司生產的GDP 32-ⅱ多功能電測儀，自動化程度高，功能全，可實時處理。儀器主要包括:二分量電場接收器(帶非極化電極)；雙分量磁場接收器；電場前置放大器；數據采集和實時處理計算機系統和電源系統。此外，儀器具有完善的自檢系統，有效地保證了野外數據采集的質量。數據采集系統采用級聯采樣法進行采樣，通過傅裏葉變換對六次和八次諧波進行疊加平均，得到電場和磁場的幅值和相位。GDP 32-ⅱMT采集程序的頻率範圍從0.0007(6/8192)到8192Hz，分為四組，用6、8次諧波顯示。作品中只用到了低頻、中頻、高頻三組。三組頻率設置見表2.5。
低頻數據被連續地實時采樣、濾波、采樣和傅立葉變換。對於表中的三個頻帶，信號組(或信號串；突發)模式，並且在這些信號組之間執行數據處理。數據的接受和拒絕是根據相關和分散極限的設置來確定的。GDP 32-ⅱ儀器具有FFT和穩健的處理功能，保證了現場測量數據得到及時處理。在實驗室使用宗格公司提供的SHRED和NSAVG處理程序進行二次處理，然後經過靜校正得到各種解釋的視電阻率等參數。圖2.19是代表三個剖面(佳木斯區塊高阻區、寶卿東低阻區和東端高阻區)的視電阻率曲線。
表2.5 GDP 32-ⅱ采樣頻率設置
圖2.19樺南-饒河不同斷面實測MT曲線
(3)樺南-饒河MT剖面的電性結構特征
在對實測MT數據進行處理，確定視電阻率參數曲線模型的基礎上，采用壹維常規反演和二維平滑反演方法進行壹維、二維反演解釋。圖2.20顯示了壹維反演結果，以直方圖的形式給出。圖2.21是二維反演的結果，以橫截面的形式給出。
圖2.20樺南-饒河MT剖面壹維反演模型
圖2.21樺南-饒河2D山反演剖面(位置見圖2-1剖面⑥)。
樺南-饒河大地電磁測深剖面描繪了佳木斯-饒河之間地殼和軟流圈的詳細結構。壹維反演結果給出了縱向電性結構關系。在寶卿西部，地殼中有壹個十幾公裏深的連續高導層，軟流圈頂界在90 ~ 100公裏之間。在寶卿東部，地殼中有壹個由東向西加深的高導層，深度為20 ~ 30公裏，這可能是早期洋殼向大陸俯沖的壹個構造特征，軟流圈頂界深度為75公裏。二維反演結果表明，剖面的電性結構在水平方向上有明顯的分帶，以寶卿以東07測點位置為界，分為東西兩個明顯不同的電性結構區。寶卿以西整個地區具有高電阻率特征，反映了佳木斯地塊以變質結晶巖系為主的成分特征。寶卿東部主體具有低電阻率特征，反映了中生代增生雜巖的組成特征。據此可以準確確定佳木斯地塊與完達山地體的邊界在這個位置，但只是在地殼的淺部。隨著深度的增加，這壹位置發生偏移，向西傾斜，表明淺部和深部構造單元之間的界線不盡相同。邊界兩側的垂直電性結構進壹步證實了這壹點。圖2.21顯示，佳木斯地塊雖然整體上表現出穩定的高電阻率構造特征，但在9 ~ 17 km深處存在穩定的低阻層，說明佳木斯地塊從地表到深部並不是連續的高電阻率塊體，即9km以上的水平高速體是無根的。同樣，完達山地體在淺部和深部也表現出明顯的電性結構差異。突出表現為6 ~ 9km之間有水平低阻層，低阻層之上有層狀高阻層，而低阻層是主體，包含若幹高阻塊。高阻塊體之間的低阻異常幾乎是垂直的，從近地表壹直延續到巖石圈底部。總體而言，低阻異常顯示巖石圈厚度約為60 ~ 65km，與南部沿敦化-密山斷裂深度約60km(金旭等，1994)和北部近60km的軟流圈隆升特征壹致。這似乎表明，佳木斯地塊與完達山地體之間不僅有邊界，而且在佳木斯地塊東部，沿敦化-密山斷裂向南，至俄羅斯布列亞地塊東緣，還有壹條巖石圈尺度上的重要邊界構造帶。需要指出的是，寶卿附近幾個測點的電阻率明顯低於西、東段，儀器最大觀測期實測數據的反演結果表明，其最大深度達不到巖石圈底界。這可能與巖層電阻率低，電磁場吸收強，電磁場穿透深度淺有關。
(4)樺南-饒河大地電磁測深結果的地質解釋及其構造意義。
在以往的深部地質構造研究中，對佳木斯地塊的範圍及其東部邊界的位置和性質進行了分析，但具體位置只是根據壹些表面現象推測出來的，缺乏深部構造的地球物理證據。所謂完達山蛇綠巖下的成分和結構基本沒有研究過。樺南-饒河大地電磁測深剖面對上述問題有清醒的認識。從壹、二維反演結果揭示的電性結構來看，以寶卿以東的盆地覆蓋區為界，整個剖面大致分為東、西兩部分。二者在電性結構上存在明顯差異，說明巖石圈尺度上存在斷層結構。佳木斯地塊淺層高阻層無根，其下厚10km的低阻層可能是殼內拆離構造，但不排除是隱伏沈積巖層的可能。完達山地體在壹個水平低阻層之上是壹個水平高阻層，其下有兩個高阻塊，中間隔著壹個近垂直的低阻帶。這壹構造表明完達山蛇綠巖是壹個厚度為5 ~ 7 km的逆沖席狀構造。夾在巖片下低阻體中的高阻體可能是與俯沖有關的增生塊體，也可能是佳木斯地塊東緣的早期裂解塊體。從近地表到軟流圈的垂直低阻帶在中生代晚期可能是走滑構造，在新生代成為玄武巖噴發的通道。
2.3.2.4大地電磁測深數據的再處理和解釋
根據項目的研究任務，系統收集了該區現有的深部探測大地電磁測深資料(表2.6)，並利用國際先進的二維連續自動反演技術對收集到的所有剖面數據進行了反演。在壹些沒有給出巖石圈底界反演深度的剖面上進行壹維反演，推斷確定巖石圈底界。
表2.6孟醒-吉黑地區以往大地電磁數據統計表
(1)MT數據二維平滑模型反演的基本原理
平滑模型反演是將大地電磁測深數據轉換為電阻率-深度模型的壹種有效而穩健的反演方法。k，1995；艾奇亞。,1991;StaffaP。我，先生。k，1991)，對於簡單的壹維反演，層狀地球模型的電性參數——層電阻率和厚度——通常由每個觀測點觀測到的視電阻率和相位來確定，這樣就可以將觀測數據轉換成電阻率-深度函數。而在平滑模型反演中，地電模型的層數是由觀測頻率點數決定的。各層厚度由相應頻率的電磁波穿透深度決定，在反演過程中保持不變，而各層電阻率初始值由視電阻率決定。在叠代反演過程中，不斷修正層電阻率，直到計算出的大地電磁響應盡可能接近觀測數據，電阻率模型保持壹定的光滑性要求。反演模型的平滑性要求層間電阻率變化不大，導致模型在垂直方向上平滑變化。
電阻率的橫向變化可以通過二維反演來實現。為了進行二維反演，需要計算給定剖面的視電阻率和阻抗相位。這裏采用二維有限元法進行正演模擬。對於起伏地形，有限元網格沿地形劃分。
沿測線做二維反演時，反演模型的橫向網格數由觀測點的數量決定，每個觀測點下有壹列網格，其厚度由壹維觀測頻率決定。這樣，從測點數和每個測點的觀測頻率就可以得到二維反演大地模型的電阻率網格。每個測點下方的壹列電阻率分布與每個測點的電性層分布壹致，電阻率值位於電性層的中點。在二維反演中，初始模型電阻率(背景電阻率)可由壹維平滑模型的反演結果或觀測視電阻率通過某種平均方法獲得。如果有測井數據等先驗信息，可以將這些特殊信息添加到背景模型中，以反映地質結構的電特征。這樣，網格的電阻率分布就相當於電阻率模型剖面，對於壹條完整的測線，可以由電阻率網格做出相應的電阻率分布偽剖面圖。
在反演過程中，叠代調整模型剖面的網格電阻率，直到模型計算出的視電阻率和阻抗相位盡可能接近觀測數據，並且模型滿足壹定的約束，包括限制反演模型電阻率與包含已知先驗地質信息的背景電阻率之差的背景模型約束，以及限制模型電阻率空間變化的模型平滑約束。因此，將視電阻率和阻抗相位反演為電阻率平滑變化的地電模型，是有效指示大地電磁測深數據所包含信息的重要手段。平滑模型反演方法不需要模型參數的先驗信息，模型限制可以使反演模型包含盡可能多的已知地質信息。
綜上所述，二維平滑模型自動反演方法具有以下優點:
1)選擇TM模式和TE模式中的壹種或兩種進行反演，充分利用觀測數據，獲得更多的地下電性分布信息；
2)同時利用觀測的視電阻率和阻抗相位進行二維反演模擬，可以充分利用觀測數據中包含的地質信息，減少反演的非唯壹性，反演結果比僅利用視電阻率反演更可靠；
3)在二維有限元正演模擬中，考慮了地形起伏的影響，避免了常規大地電磁測深的靜校正，使計算結果更接近實際觀測；
4)整個反演過程全自動化，除了約束初始模型外不需要人為幹預，處理結果更客觀。
(2)松南-遼北地區大地電磁測深數據的再處理。
1)紮魯特旗-昌圖剖面的2D反演。該段起於內蒙古紮魯特旗，止於遼寧昌圖，全長330km，測點69 MT。二維反演結果表明，該剖面上盆地範圍變小，深度變淺，盆地邊緣特征明顯。反演結果如圖2.22所示。
2)科右中旗-遼源剖面的2D和1D反演。該剖面位於松遼盆地南部，起於內蒙古科右中旗，止於吉林省遼源市，全長330km，測點78 MT。二維反演結果清晰地顯示了區域電性格局，盆地範圍明顯加寬，深度明顯增加。二維反演結果見圖2.23，壹維反演結果見圖2.24。
圖2.22紮魯特旗-昌圖MT 2D反演剖面。
圖2.23科右中旗-遼源山2D反演剖面圖
圖2.24唐珂右中旗-遼源大地電磁壹維反演
3)瓦房店-營城子剖面的2D反演和1D反演。該剖面位於松遼盆地中部南部，全長330km，測點78 MT。二維反演結果與“科右中旗-遼源剖面”相似，但盆地更大、更深。剖面上的壹些小盆地和凹陷也清晰地反映出來，反演結果見圖2.25。根據MT壹維、二維反演結果和電性層的不連續性，判斷存在多條巖石圈斷裂和控盆斷裂，如西拉木倫斷裂、依蘭-伊通斷裂、長春-四平斷裂、嫩江-開魯斷裂等。該區除松遼盆地外，8 ~ 48km地殼內存在間歇性高導層，軟流圈深度在58 ~ 126km之間。總的特征是軟流圈隆起區對應中新生代坳陷區。軟流圈在深大斷層處變化很大，說明壹些巖石圈斷層也對應著軟流圈的擡升(圖2.24和圖2.26)。
4)科左後旗-乾安剖面的2D反演。該段為北北東向，與前三個方向基本垂直。該剖面起於科左後旗(翁寺)，止於松遼盆地中部的幹安。剖面總長290km，測點65 MT。二維反演結果清晰地反映了盆地邊緣向北逐漸加深，反演結果見圖2.27。
(3)滿洲裏-綏芬河地學斷面大地電磁測深數據的2D和1D反演。
滿洲裏-綏芬河地學斷面的綜合研究成果已在前面介紹過。這裏利用先進的反演軟件對地學斷面研究中的30個MT測點數據進行二維重新反演，壹次性完成地學斷面域內1300km長度範圍內的所有測點。反演結果清晰地描述了整個剖面的電性結構特征。壹維解釋模型和二維反演剖面的特征分別見圖2.28和圖2.29。主要電氣結構特征總結如下:
1)根據電性差異將剖面域劃分為7個電性區塊，全剖面二維反演結果的區域電性變化與壹維解釋劃分的區塊壹致，與地質構造分區基本壹致。
2)在剖面域內，除松遼盆地整體電阻率較低，無法確定地殼內是否存在高導層外，其他地區地殼內存在不規則的高導層，深度在20 ~ 38km之間，厚度在2 ~ 3km之間，電阻率壹般為10 ~ 50ω·m。敦化-密山斷裂帶以東的地殼中有兩個高導層。
3)松遼盆地有壹層至少40公裏厚的低阻層，電阻率為3 ~ 8ω·m..
4)剖面區地幔高導層深度在60 ~ 118 km之間變化，與地形起伏基本呈鏡像對稱。該剖面西端滿洲裏附近的巖石圈厚度為118km；海拉爾盆地、巴林盆地和松遼盆地的巖石圈厚度約為60公裏；在該路段的東端，大約90公裏。
(4)長白山天池火山區大地電磁測深數據的2D反演。
按照目前對活火山的定義，天池火山是具有潛在噴發危險的火山。1995年7月至8月，中國地震局在長白山天池火山15點進行了MT檢測。其中，東北方向的二維反演結果顯示，在20 ~ 25 km深度存在壹個巖漿囊系統。巖漿囊可能有根，向下延伸深度值得進壹步研究(劉若新等，1999)。唐吉等人(1997)的研究成果也表明，長白山天池及其東部地區在12km左右的深度存在低電阻率的地質體，電阻率幾十歐姆米，可能是地殼中的巖漿囊(唐吉等人，2001)。壹維反演結果還表明，火山口附近軟流圈深度明顯較淺，在壹個幾公裏長的剖面上，軟流圈深度變化很大，形成了軟流圈的突變，這是壹個* * *同火山區的特征。劉若新等人(1992，1995，1996)曾指出，天池火山是壹座具有潛在噴發危險的火山。休眠活火山深部是否存在活躍的巖漿系統是估算未來噴發風險的重要條件(劉若欣等，1999)。本研究收集了天池火山不同方向MT剖面的二維反演結果。圖2.30是南北方向的反演結果(唐吉等，1997)，圖2.31是北北方向的反演結果(劉若欣等，1995)。從兩個不同方向的反演結果可以看出，在NE剖面n5測點以下20公裏左右深度有低阻體，在N-S剖面N07-N08測點以下相應深度也有低阻體，這是深火山區存在巖漿囊的可靠依據。
圖2.25瓦房店-營城子2D反演剖面
圖2.26瓦房店-營城子山壹維反演
圖2.27加南科左後旗MT 2D反演剖面。
圖2.28滿洲裏-綏芬河地學斷面壹維MT解釋模型
圖2.29漫綏地學斷面MT二維反演斷面
圖2.30長白山天池南北向MT二維反演剖面圖
圖2.31長白山天池北北東向MT 2D反演剖面
圖2.32鏡泊湖火山區北西向MT 2D反演剖面。
圖2.33鏡泊湖火山區北東向MT 2D反演剖面
圖2.34鏡泊湖西北方向2線壹維MT反演結果。
圖2.35鏡泊湖東北方向MT壹維反演結果
(5)鏡泊湖火山區大地電磁數據的二維反演。
鏡泊湖位於黑龍江省寧安縣，敦化-密山斷裂帶西北側。鏡泊湖西北約50公裏的森林中有13個火山口，命名為全新世火山群。為了了解火山區的深部結構和深部是否存在巖漿囊，對火山噴發預測的研究具有重要意義。2000年，吉林大學地球探測科學與技術學院在該區進行了30個點的大地電磁測深(朱等，2001)，並在西北方向和東北方向實施了兩條長測深剖面(朱等，2001)。圖2.32和圖2.33分別顯示了北西向和北東向的二維反演結果。二維反演結果表明，火山區深部確實存在巖漿囊(朱等，2001)，特別是在北西向剖面上，火山口附近有壹個從上部連接到深部的低阻體，低阻體具有上窄下寬的特點；部分測點的壹維反演結果還顯示，鏡泊湖火山區軟流圈上界面深度為70 ~ 100 km(圖2.34)，火山口內和火山口兩側的軟流圈深度差異明顯，特別是軟流圈向火山口方向變淺(圖2.35)。