青藏高原東緣及四川盆地的殼幔導電性結構研究

張樂天，金 勝，3＊，魏文博，3，葉高峰，3，段書新，董 浩，張 帆，謝成良

1 中國地質大學（北京）地球物理與信息技術學院，北京 100083

2 地下信息探測技術與儀器教育部重點實驗室，北京 100083

3 地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083

4 中核集團核工業北京地質研究院，北京 100092

1 引 言

始于大約55Ma前［1］的印度板塊與亞歐板塊之間的陸－陸碰撞過程造就了當今青藏高原雄偉壯觀的地表特征.這一自新生代以來持續進行的造山運動在漫長的地質歷史時期中致使印度板塊與亞歐板塊之間的距離縮短量高達1360km左右［2］.Tapponnier等［3］通過分析力學模擬實驗的結果認為這一碰撞過程主要是通過高原內部物質的側向擠出來吸收的，即在印度板塊的擠壓作用下，青藏高原東緣的物質沿著各個次級塊體之間的走滑斷裂不斷向青藏高原東南部及云南西北部地區逃逸.Clark與Royden［4］通過分析青藏高原及其周邊地區的地形高程分布情況認為，在重力差異的作用下青藏高原內部應當廣泛存在著殼內物質流，這些管流通道在高原內部物質運移及地表隆升的過程中發揮了重要作用.Clark與Royden還進一步推斷了這些物質運移通道的分布情況，認為在青藏高原東緣，由于受到剛性的四川盆地的阻擋作用，物質轉而向高原的東南緣地區逃逸.大地電磁測深方法利用具有豐富頻譜成分的天然電磁場作為場源，可以實現對地下物質的電性結構（電阻率或電導率）進行巖石圈尺度的探測［5］.天然大地電磁場信號可以輕易穿透高阻區域，并對低阻體的存在十分敏感，可以有效地反映深部流體及高溫區域的分布情況，對巖石圈內部的流變結構具有重要的約束作用.近年來在青藏高原東緣地區開展的大地電磁測深工作在中下地殼范圍內發現了分布較為廣泛的殼內低阻層［6－8］，并被認為是殼內物質流存在的電性反映，從而為上述論點提供了有力的證據.綜合以上觀點可以看出，青藏高原東緣的構造模式與高原內部的物質運移以及高原的隆升機制之間存在著密切的聯系，高原東緣在吸收印度板塊與亞歐板塊之間的陸－陸碰撞過程中發揮著重要的作用.

位于青藏高原東緣的龍門山斷裂帶標志著青藏高原與四川盆地之間的邊界.在這一區域，自西北向東南依次分布有松潘—甘孜地塊、四川盆地、川東滑脫褶皺帶等地質構造單元以及龍門山逆沖推覆斷裂帶、龍泉山斷裂、華鎣山斷裂等斷裂構造體系.由于松潘—甘孜地塊的側向擠出運動受到剛性的四川盆地的阻擋作用，導致在龍門山斷裂帶區間形成了一系列呈疊瓦狀分布的逆沖推覆構造體，并造成了非常明顯的地表高程差異.據估算，在龍門山斷裂帶區間東西寬約100km的范圍內，地表高程落差可達6000m左右［9］.這種復雜多變的地形地貌分布預示著地下深部同樣存在著極其特殊的地質構造情況，在松潘—甘孜地塊與四川盆地之間不斷積累的應力作用下，導致了該地區地震及各類地質災害頻發的現狀.發生于2008年的MS8.0級汶川大地震即為龍門山斷裂帶中的映秀—北川斷裂突發錯動的結果［10］.此外，四川盆地中部的龍泉山斷裂以及東部的華鎣山斷裂均為活動斷裂，盆地內部還有一些隱伏的盲斷層，上述這些斷裂均具有逆沖推覆或右旋斜沖推覆的性質，存在著一定的地震危害性［11］.例如發生于2009年的四川瀘州MS4.0級地震就是由盆地東部華鎣山斷裂的活動造成的.但是，前人的研究多集中于青藏高原東部及四川盆地的西部，主要是龍門山斷裂帶地區，對四川盆地東部的研究目前還較少.而且目前已有的研究對龍門山斷裂帶地區的構造模式及地表的隆升機制等問題還存有爭議［12］，需要進一步的深入研究.2011年，在國家深部探測技術與實驗研究專項SinoProbe項目［13－14］的資助下，完成了一條跨越青藏高原東緣及整個四川盆地的大地電磁長剖面［15］.該剖面自西北始于青藏高原內部的松潘—甘孜地塊，向東南延伸穿過龍門山斷裂帶、四川盆地內部及四川盆地東部的華鎣山斷裂，最終止于重慶東南的川東滑脫褶皺帶附近，旨在從電學性質的角度研究青藏高原東緣及四川盆地區域地下深部的殼幔電性結構，并由此進一步認識和探索這一區域內的殼幔構造模式及其大陸動力學意義，為尚存有爭議的科學問題從電學性質的角度提供約束與依據，以上也正是本文的研究意義所在.

2 大地電磁測深數據采集與處理

2.1 數據采集

測區點位分布如圖1所示，大地電磁測深剖面整體呈北西—南東走向，基本沿與龍門山斷裂帶地表構造走向垂直的方向布設.剖面最西北端起自阿尼瑪卿縫合帶附近，在松潘—甘孜地塊內部經過若爾蓋與松潘等地，并以近垂直的方式穿過位于北川與汶川之間的龍門山斷裂帶中段；在四川盆地內部，剖面于德陽附近穿過龍泉山斷裂北端，經遂寧并穿過華鎣山斷裂，最后經過重慶并止于川東滑脫褶皺帶以東南的地區，基本覆蓋了松潘—甘孜地塊東部、龍門山斷裂帶中段以及整個四川盆地的大部地區.

野外的數據采集工作基本于2011年年內完成，整條測線共包括68個寬頻大地電磁測深點.采集儀器使用加拿大鳳凰公司生產的MTU－5寬頻大地電磁儀，平均點距約為10km左右，平均采集時間約為20h.原始時間序列經過快速傅氏變換由時間域轉化為頻率域，并進一步通過遠參考［17］、Robust估計［18］等處理技術轉化為與頻率有關的阻抗張量信息.經過處理后得到的視電阻率與相位曲線表明數據質量普遍較好，可用頻點的平均周期范圍為0.003～2000s左右，部分數據質量較好的測點可用信號的最長周期可達5000s以上.剖面所經各個塊體內部典型測點的視電阻率與相位曲線如圖2所示，其中100號測點位于松潘—甘孜地塊內部若爾蓋附近，356號測點位于四川盆地內部遂寧附近，432號測點位于重慶以東的川東滑脫褶皺帶地區，以上測點的具體位置已在圖1中標出.由三個具代表性典型測點的視電阻率曲線可以看出，各個塊體內部的電性結構各不相同.松潘—甘孜地塊（100號測點）的電性結構由淺部到深部表現為“低阻－高阻－低阻”的分布特征；四川盆地內部（356號測點）則表現為淺部低阻、深部高阻的特點，并且TE（圖中xy）與TM（圖中yx）曲線基本重合，說明盆地內部的電性結構整體一維性較強；川東滑脫褶皺帶附近（432號測點）的電性結構由淺部到深部則表現出由高阻到低阻的變化趨勢.

2.2 維性分析

圖1 測區點位分布圖及構造情況簡圖紅色圓點為MT測點，構造信息據Styron等［16］.Fig.1 Topography map showing MT stations layout and tectonic structures in the survey areaRed dots are MT stations，tectonic structures after Styron et al［16］.

圖2 各個地質單元內部典型測點的視電阻率與相位曲線Fig.2 Apparent resistivity and phase curves for typical stations inside of each geological unit

在獲得與頻率相關的阻抗張量信息后，需要對所得數據進行維性分析，從而進一步確認適合的數據處理及反演方法（一維／二維／三維）.理想的一維情況下電性結構僅在深度方向上有變化，而在水平方向上沒有變化，即一維層狀模型；理想的二維情況是指電性結構在構造走向方向上沒有變化，即假設電性結構沿構造走向方向是無限延伸的；三維情況則是指電性結構在兩個正交的水平方向及深度方向上都有變化.可見，實際的地質情況都是三維的，只有在滿足一些特殊條件的前提下，可以近似視為二維或一維情況處理.通常的二維大地電磁測深剖面都會盡量垂直于構造走向方向布設就是為了盡可能的滿足二維性的要求.Swift［19］與 Bahr［20］各自提出了一種用以判別大地電磁測深數據是否滿足二維性要求的參數，即二維偏離度.其中，Swift二維偏離度較容易受各類畸變效應的影響，從而影響判別的準確性；相對來說Bahr二維偏離度受畸變效應影響更小一些，判別結果也更為穩定可靠.圖3中給出了這兩種二維偏離度沿剖面方向分布的擬斷面圖.一般來說，二維偏離度的值越小（藍色），大地電磁測深數據越接近二維情況，當二維偏離度為0時則表明數據符合理想的二維條件；反之二維偏離度越大（紅色），則大地電磁測深數據的三維性更強.通常認為當二維偏離度的值小于0.3時，可以近似視為二維情況.從圖3中可以看出，沿剖面大部區域基本滿足二維性假設（藍色區域），只有在剖面西北端的阿尼瑪卿縫合帶以及剖面中部的龍門山斷裂帶附近表現得具有三維性（紅色區域），這可能表明這些地區的構造情況比較復雜.松潘—甘孜地塊、四川盆地以及川東滑脫褶皺帶各個塊體內部的數據均表現出較好的二維性，特別是四川盆地內部的很多測點接近于滿足理想的二維（或一維）情況.另外，相對來說，反映淺部的高頻段測深數據比反映深部的低頻段測深數據二維性要更好，說明深部可能存在三維效應，或者是由于長周期信號受干擾影響所致.總體說來，剖面整體表現基本滿足二維性假設，適于進行二維反演.

2.3 構造走向分析

在對大地電磁測深數據進行二維反演之前，首先需要確定剖面所經地區的區域構造走向，并將MT數據旋轉至構造走向方向上.此時才能將MT數據分解為兩組相互獨立的極化模式（TE／TM）并通過二維反演獲得比較準確可靠的地下電性結構信息.本文中利用相位張量［21－22］與阻抗張量 Groom－Bailey（GB）分解［23－24］兩種方法來綜合分析并確定區域構造走向的方向.

相位張量被定義為阻抗張量實部矩陣的逆矩陣與虛部矩陣的乘積.其圖示可以用一橢圓來表示，橢圓長軸對應張量元素不變量的最大值，短軸對應張量元素不變量的最小值，橢圓長軸方向對應電性主軸方向.一般情況下，橢圓長軸與短軸越接近表明一維性越好，理想一維情況下，橢圓則退化為圓形.此外，每個相位張量橢圓還對應一二維偏離角度值β，β的角度值越大表明MT數據的三維性越強.相位張量工具在用于MT數據維性分析及區域構造走向判斷上具有不易受三維畸變效應影響的優點.圖4中給出了在0.1s、10s、100s、1000s四個周期值下相位張量的分布情況，其中每個橢圓對應的二維偏離角β的值由不同顏色示出.由圖中可以看出，沿剖面絕大部分測點的二維偏離角β均小于5°（藍色），表明剖面數據二維性較好.特別是在淺部中、高頻段（0.1s與10s），位于四川盆地及松潘—甘孜地塊內部的部分測點甚至比較接近一維情況（橢圓接近退化為圓形）.只有在龍門山斷裂帶附近出現二維偏離角β值較大的情況，說明在這一區域構造情況比較復雜，可能存在三維效應.此外β的值在較低的頻段（100s及1000s）有逐漸變大的趨勢，這說明在研究區域深部可能存在三維結構，或者是由于長周期MT數據質量相對來說較差造成的.以上由相位張量得出的維性分析結果與Swift及Bahr二維偏離度分析的結果也是基本一致的.由相位張量橢圓的長軸方向分布可以看出，剖面上絕大部分測點數據或者表現出近似一維的特性，或者電性主軸方向大體平行于龍門山斷裂帶，而只有在較低的頻段（100s及1000s），四川盆地內部的部分測點主軸方向逐漸轉變為近南北向.

在此基礎上，進一步對MT數據進行了多點、多頻段的阻抗張量GB分解［24］，并將各個頻段的統計結果以玫瑰圖的形式示于圖4中.可以看出，在高頻段（0.01～0.1s）電性主軸方向的分布比較均勻，玫瑰圖中沒有顯示出具有明顯優勢的主軸方向，這應當是由于淺部數據的一維性較好造成的.在中、低頻段（1～10s及10～100s），玫瑰圖中指示出了比較明顯的電性主軸方向，結合地表地質構造的分布情況判斷區域構造走向應當大致平行于龍門山斷裂帶的地表走向，即為北東35°左右.在低頻段（100～1000s），構造走向方向逐漸轉變為近南北的方向.以上結果與相位張量的分析結果也是一致的，從而進一步證明了構造走向分析結果的可靠性.據此，將剖面MT數據全部旋轉至區域構造走向方向上（即北東35°）并進行二維反演.

3 大地電磁測深數據反演

圖3 Swift與Bahr二維偏離度擬斷面圖Fig.3 Pseudosections of Swift and Bahr skewness along the profile

圖4 不同頻率的相位張量分布圖及對應各頻段構造走向分析結果玫瑰圖Fig.4 Phase tensor maps for 4different frequencies and rose diagrams showing strike analysis results for each corresponding frequency band

利用二維非線性共軛梯度算法（NLCG）［25］在不同反演參數條件下對不同模式的MT剖面數據（TE、TM以及TE＋TM）進行了大量的反演.在反演過程中發現TE模式的數據受三維畸變效應的影響比較嚴重，從而導致TE模式以及TE＋TM模式的二維反演結果RMS擬合差較大.TE模式的MT數據在反演過程中存在的問題主要表現在以下兩個方面：（1）長周期的TE數據無法擬合；（2）部分測點TE模式的相位數據存在超象限的問題.蔡軍濤等［26］通過正演研究發現在對三維模型生成的MT數據進行二維反演時，TE模式對模型的二維的近似程度要求遠高于TM模式；當三維結構影響較明顯時，利用TM模式數據進行二維反演比其它模式反演更合理，反演結果中的虛假異常也更少.同時，還建議對于實測數據的二維反演應優先考慮采用TM模式數據進行.一般地說，TM模式數據能夠更好地反映與二維區域構造走向方向近似平行的三維異常體［27］，并且更不容易受到由三維低阻異常體所產生的畸變效應的影響［28］，因此單獨TM模式的反演應當能夠比較準確地反映出地下介質的電性結構分布形態.綜上，最終我們選取了擬合情況最好的TM模式反演結果，如圖5a所示.反演中使用的參數設置為：TM視電阻率誤差級數10%，相位誤差級數5%，正則化因子τ＝1.反演過程中使用了0.01～10000 s共六個數量級的MT數據，初始模型為100Ωm均勻半空間，經過200次迭代，最終RMS反演擬合差為1.482，說明反演擬合情況較好.此外，在圖5中還給出了TM視電阻率與相位的實測數據（圖5b）以及模型響應數據（圖5c）的擬斷面圖.通過對比可以看出，實測數據與由反演模型生成的響應數據非常接近，更進一步說明了反演的擬合情況比較理想以及反演模型的可靠性.

4 電性結構模型分析

圖5 （a）TM模式二維反演電性結構模型及TM視電阻率與相位的（b）實測數據及（c）響應數據擬斷面圖Fig.5 （a）2DTM inversion model and pseudosections of（b）observed and（c）modeled TM data of apparent resistivity and phase

圖6 二維反演電性結構模型構造解釋圖莫霍面深度據文獻［29］［30］，并根據電性結構模型略作修改，C為高導體，R為高阻體，CL為高導層，F為斷層.Fig.6 Interpretation of the electrical structure model obtained from 2DinversionMoho depth after references［29］［30］and modified based on the electrical structure.Abbreviations are：C-Conductor，R-Resistor，CL-Conductive Layer，F-Fault.

由圖6可以看出，二維剖面的電性結構反演模型總體來說具有“橫向分塊，縱向分層”的特點.剖面所經各個構造單元內部的電性結構各不相同，各主要斷裂帶在電性結構上均表現為明顯的電性分界面或電性梯度帶.下文分別對各個構造單元內部的電性結構進行詳細描述和分析.

4.1 松潘—甘孜地塊

松潘—甘孜地塊位于北部的東昆侖—柴達木地塊與南部的羌塘地塊之間，其北部邊界為阿尼瑪卿縫合帶，南部則以金沙江縫合帶為界.松潘—甘孜地塊的西部在青藏高原內部呈狹長的條帶狀分布，而在青藏高原東緣則以龍門山斷裂帶為界，從而構成了形如倒三角形的構造單元（見圖1）.松潘—甘孜地塊最明顯的地表地質特征為廣泛分布的巨厚的三疊紀復理石雜巖沉積［2］，一般厚度至少為幾公里，局部地區厚度可達到10km以上.并且在青藏高原東緣的逆沖作用下，這一雜巖地層產生了強烈的褶皺變形.從電性結構來看，松潘甘孜地塊總體上表現為高阻的上地殼以及低阻的中下地殼.上地殼高阻層應當是三疊紀復理石雜巖的電性體現，高阻層底界面的起伏不平則反映了雜巖地層的褶皺變形作用.在中下地殼范圍內分布有高導區域（圖6中CL1及C1），反映了青藏高原內部地殼較弱的特點.MT剖面在松潘—甘孜地塊內部經過了昆侖斷裂帶的最東端以及龍日壩斷裂帶的北端.高導層CL1在受到昆侖斷裂帶左行走滑的剪切作用下呈上凸的弧形分布，其高導電性的成因應當是在剪切作用下形成的破碎帶內的流體造成的.Wang等人［31］通過在東昆侖斷裂帶開展的高精度反射地震剖面研究發現在這一地區昆侖斷裂帶表現為一殼內尺度近垂直的左行走滑斷裂，其下方被一中地殼范圍內近水平的剪切帶所截斷，剪切帶下方的下地殼與巖石圈地幔耦合并被一系列的沖斷構造所切割.從本文的電性結構模型來看，昆侖斷裂帶附近的確沒有發現穿透整個巖石圈的電性結構特征，因此很可能只是殼內尺度的.而高導層CL1則很可能表征了中地殼內受水平剪切作用所形成的滑脫面.此外，從高導層CL1的分布形態來看，其起伏變化較大且分布不是十分連續，因此可能表明這種中地殼范圍內的剪切作用只是局部的，而這也與Wang等人［31］從地震剖面上所觀測到的結果是一致的.龍日壩斷裂帶是近年來通過GPS觀測發現并經過衛星影像及野外考察證實的一條北東向右行走滑斷裂帶，屬于晚第四紀新生的活動斷裂帶［32］.在電性結構模型中，龍日壩斷裂帶表現為一延伸深度較淺的電性分界面，同時還表現出具有一定的逆沖分量.在昆侖斷裂帶左行走滑以及龍日壩斷裂帶右行走滑的共同作用下，位于這兩條斷裂帶之間的物質應當表現出整體向北東方向運移的趨勢.而位于這一區間中下地殼范圍內的大規模高導體C1則很可能為這種運動提供了深部的動力學條件.C1所在區域的電阻率值普遍不超過10Ωm，最小的電阻率值甚至不到1Ωm.這一低阻特征很可能是由局部熔融物質或含鹽水流體形成的［7］，因此就有可能在C1所在區域內形成殼內物質流動的通道，從而在地下物質發生大規模走滑運動的過程中起到引導的作用.值得一提的是，這一構造特征與Bai等人在青藏高原東南緣鮮水河—小江斷裂帶以及班公—怒江縫合帶地區發現的殼內物質流動通道［6］具有很高的相似性.在Bai等人的研究結果中所發現的兩組物質流動通道同樣表現為中下地殼范圍內的大規模高導體，與本文模型中的高導體C1相比，無論在空間的分布形態與規模上還是在電阻率的數值上都具有很高的相似性.這些中下地殼的大規模高導體普遍分布于25km深度以下的中下地殼范圍內，并可延伸至100km附近的上地幔區域；在水平方向上這些高導體的分布范圍也十分廣泛，由幾十至上百公里不等.這些高導區域的的電阻率值分布也非常相似，其核心區域的電阻率值普遍小于10Ωm.此外，這些中下地殼的大規模高導體大多都分布于一些大型走滑斷裂的附近.綜上，我們認為這些高導體都應當具有類似的成因，并且反映了青藏高原東緣在殼內物質流動與大型走滑斷裂的綜合作用下形成的復雜多變的構造變形樣式.

4.2 龍門山斷裂帶

龍門山逆沖推覆斷裂帶標志著青藏高原東部與四川盆地之間的邊界.該區地表地質特征主要是廣泛分布的前寒武變質巖帶.自東北向西南依次分布有彭灌雜巖、寶興雜巖及康定雜巖三個主要雜巖帶［12］.該斷裂帶主要由三條主干斷裂組成，自西向東分別為：汶川—茂縣斷裂、映秀—北川斷裂以及灌縣—江油斷裂［10］.這些斷裂均具逆沖推覆性質，呈疊瓦狀分布于龍門山區間，并上覆于揚子塊體西緣之上［33］.位于龍門山斷裂帶下方中下地殼范圍內的高阻體R1很好地體現了揚子地塊所應具有的較為穩定的高阻特征.同時，R1與C1之間形成了非常強烈的電性對比.R1體現了揚子地塊所具有的較“冷”、較“硬”的特征，由于殼內流體含量少，因此表現為高電阻率；而C1則代表了較“熱”、較“軟”的青藏高原內部物質，并且由于局部熔融體與含鹽水流體的存在使之形成了大規模的高導體.位于R1與C1之間的電性梯度帶則標志著這兩類電性結構之間的過渡與轉換.從R1的分布形態來看，揚子塊體的西緣應當楔入了高原內部的中下地殼，從而導致了青藏高原東緣地殼的增厚.另外，從電性結構模型來看，龍門山斷裂帶地區的三條主干斷裂應當以較緩的傾角在20km左右的深度匯聚從而形成一向西北方向延伸的高導層CL2.CL2表征著位于推覆體下方的拆離面，其高導電性的成因應當是由破碎帶內的流體造成的.CL2所代表的拆離面與該區內的地震活動具有密切的聯系.Wang等人［9］通過分析高精度測地數據發現汶川地震所引起的滑動位移主要沿一殼內滑脫面發生，震源位置也位于這一滑脫面上.該面深度約為20km，呈近水平方向展布，在龍門山下方水平方向上延伸60km左右.其分布形態與CL2具有很高的一致性，據此推斷CL2應當是這一滑脫面的電性指示.王緒本等人［34］也曾在青藏高原東緣龍門山斷裂帶地區開展過大地電磁測深研究，所得出的龍門山斷裂帶電性結構模型與本文的模型具有較好的一致性.龍門山斷裂帶在電性結構上均表現為北西傾向連續展布的殼內低阻層，其下方則是高阻的結晶基底，反映出了逆沖推覆構造的特征.Bai等人［6］研究成果中的P3剖面盡管是從龍門山斷裂帶的南端穿過，但其電性結構模型也依然反映出龍門山斷裂帶區間的電性結構由淺部的殼內低阻層以及其下的高阻基底構成，具有與本文模型相似的逆沖推覆特征.綜上，在龍門山地區以CL2為界，其上部為以逆沖推覆為主要特征的薄皮構造，而在深部則表現為楔入構造.

4.3 四川盆地

四川中－新生代前陸盆地屬揚子塊體的一部分，為較穩定的地塊.盆地內部地形平緩，平均海拔在300～500m左右，廣泛分布的沉積巖層呈近水平分布.以盆地內部的龍泉山斷裂為界，可將四川盆地進一步分為西部的成都平原以及位于龍泉山斷裂及華鎣山斷裂之間的盆中丘陵地區.四川盆地在電性結構模型上從淺部到深部表現出“低阻－高阻－低阻”的層狀分布的特點.淺部的沉積層表現為低阻層，并且具有西厚東薄的特點，這應當與青藏高原東緣的逆沖推覆作用有關.淺部低阻層下的高阻基底則具有西薄東厚的特點，且電阻率值向東不斷增大，從而在四川盆地東部的深部形成一大規模的高阻區域R2.龍泉山斷裂在電性結構上表現為一北西傾向的低阻體，推測是逆沖推覆構造的電性反映［35］.其規模與龍門山逆沖推覆體相比，在延伸深度及水平延伸距離上都要小很多.需要注意的是，由于本文中的MT剖面僅從龍泉山斷裂的北端穿過（如圖1），因此并未能反映出作為其主體的斷裂中段的電性特征.另外，從電性結構模型推斷在龍門山斷裂帶東緣的山前地區深部應存在一隱伏斷裂（圖6中F1）將龍門山逆沖推覆體下方的高阻基底R1與四川盆地的高阻基底分離開來.

4.4 華鎣山斷裂及川東滑脫褶皺帶

從地貌特征來看，位于四川盆地東緣的華鎣山是一明顯的地表地形分界線，標志著由寬緩平坦的四川盆地向川東山嶺地帶的轉換.華鎣山以東的川東滑脫褶皺帶由多條近NE—SW走向的條狀背斜山地與向斜寬谷組成.在電性結構模型上，分布于這一地區淺部的起伏不平的低阻層應當是這種滑脫褶皺構造的電性體現.在華鎣山斷裂下方存在一南東傾向的低阻體C2，延伸深度至少為30km左右，可能表明華鎣山斷裂具有向北西方向推覆的性質.同時，在華鎣山斷裂以東的滑脫褶皺帶內還存在一組類似的具推覆特點的電性結構.據此推斷川東滑脫褶皺帶的淺部構造可能具有整體向四川盆地內部推覆的特征，而這一北西向逆沖推覆構造的前緣應當就是華鎣山斷裂.川東滑脫褶皺帶的深部電性結構整體表現非常高阻（R3），符合古老、穩定的揚子克拉通基底的電性特征.與淺部具滑脫褶皺特征的低阻層結合，很好地體現了這一地區薄皮構造的特點.此外，表征華鎣山斷裂的低阻體C2很可能在深部切割了高阻的揚子基底，并構成了四川盆地的東部邊界.

5 構造涵義討論

以上詳細分析了剖面所經各個主要構造單元的電性結構.總體來看，青藏高原東緣及四川盆地地區的構造模式可以分為兩個層次：在淺部中－上地殼主要是以逆沖推覆為特征的薄皮構造；而在深部中－下地殼至上地幔范圍內則表現為剛性的揚子塊體嵌入柔性青藏塊體內部的楔入式構造.萬天豐［36］通過總結認為這種鋸齒狀的嵌入構造在陸－陸碰撞造山帶地區是一種普遍存在的構造模式.而這種構造模式的成因應當與由淺部到深部的物性變化有關.從本文的電性結構模型來看，淺部的電性變化劇烈，電性分塊表現較為破碎，反映了脆性物質的逆沖推覆過程.在推覆體下方，如青藏高原東緣及川東滑脫褶皺帶地區的中－上地殼范圍內存在著一組連續性較好的水平電性分界面（如CL2），標志著推覆體下方的滑脫界面.在這組界面以下，電性結構則轉換為大規模電性均勻分布的塊體（如C1、R1、R2及R3），標志著深部以韌性變形為主的構造特征.以滑脫界面為界，淺部的脆性物質與深部的韌性物質發生解耦，從而形成了這種構造模式.該區域的殼幔S波速度結構研究［37］也表明，在青藏高原東向擠壓與四川盆地強硬地殼阻擋的長期作用下導致松潘—甘孜地塊內部蓄積很大的應變能量以及上、下地殼在殼內低速層頂部邊界的解耦，從而在龍門山斷裂帶附近形成上地殼的鏟形逆沖推覆結構.龍門山斷裂帶地區的重力異常分布特征［38］也體現出了同樣的趨勢，由重力異常推測該區域密度分界面分為兩段，深部較陡的分界面為巖石圈塊體的邊界，淺部較緩的分界面則認為與逆沖推覆構造有關.淺部較緩的分界面由地表大地構造單元的界線往深部密度界面緩傾并與深部巖石圈塊體的邊界相連接，反映了中上地殼脆性變形層的地質體由巖石圈塊體界線沿緩傾的密度界面推覆至地表大地構造單元界線處的逆沖推覆過程.由此可見，波速結構與重力異常場的分布特征從另一個側面印證了以上電性結構模型解釋的合理性，降低了地球物理的多解性.

王緒本等人［34］通過大地電磁測深獲得的電性結構模型推斷可能存在一個西延至若爾蓋地塊的泛揚子陸塊.但是，從本文的電性結構模型來看，揚子塊體并沒有俯沖至松潘—甘孜塊體下方，而是呈楔入體插入青藏高原東部的中地殼下方.許志琴等人［39］根據地質資料與地震剖面等地球物理資料的綜合研究也得出了相似的結論，并指出是否存在揚子地塊往西運動及大陸俯沖作用尚待探究.地震P波三維速度結構研究［40］表明，在龍門山斷裂帶30km深度之下的揚子地塊具有明顯的高速特征，其前緣隨深度增加向青藏高原方向擴展，在下地殼和上地幔頂部已達到龍門山斷裂帶以西.這一特征與本文電性結構模型中的高阻體R1具有很好的一致性.此外，S波速度結構的研究［37］也同樣表明并不存在四川盆地向西側的俯沖.Zhao等人［41］根據地震S波接收函數的研究提出亞洲巖石圈俯沖于青藏巖石圈之下分三個階段進行的構造模型.這三個階段分別為：首先是青藏巖石圈的增厚，第二階段是青藏巖石圈下部的剝離，最后是整個青藏巖石圈覆蓋于亞洲巖石圈之上.從本文得出的青藏高原東緣的構造模式來看，應當處于第二階段的早期.我們認為，在揚子塊體向青藏高原中下地殼的楔入作用下，使得高原殼內物質流的東向運移受到了阻擋，這些物質在東緣的堆積導致了高原東部的地殼增厚.松潘—甘孜塊體內部中下地殼范圍內的大規模高導體C1應當就是在這種機制下形成的.龍門山斷裂帶中上地殼的P波高速異常表明介質具有相對較高的強度［40］，在青藏高原物質向東擠出過程中起到了較強的阻擋作用，有利于深部能量積累.S波速度結構研究［37］也同樣表明在龍門山斷裂帶附近地殼平均泊松比僅為0.2，顯示了堅硬地殼的特征，而松潘—甘孜地塊的地殼則相對軟弱.這些波速結構研究的結果都進一步印證了以上關于高導體C1形成機制的認識.同時，高導體C1的存在對高原東緣的物質運移、地表隆升等過程也都具有重要的意義.

本文的電性結構模型對于青藏高原東緣造山帶的隆升機制也具有一定的啟示意義.長期以來，針對青藏高原東緣的隆升機制主要存在以下兩類觀點：一種認為隆升過程是通過逆沖推覆等一系列的殼內脆性變形過程來實現的，龍門山斷裂帶區間頻發的地震活動是這種觀點的最好例證［9，42］；另一種觀點則認為隆升過程是由于高原內部中－下地殼物質流導致的地殼增厚引起的，殼內物質流的發現則是這種觀點的有力證據［6－8］.我們認為，實際上這兩種機制可能在青藏高原東緣的隆升過程中同時發揮著作用，但是每種機制占主導地位的空間分布范圍又各不相同.電性結構模型反映出的高阻脆性物質特征主要表現在淺部中－上地殼以及位于最東邊緣的龍門山斷裂帶區間.在這些地區的隆升過程中，由逆沖推覆等殼內脆性變形導致的地殼縮短起到了主要的作用.而殼內物質流導致的地殼增厚區域（圖6中C1）則集中在松潘—甘孜地塊內部的中－下地殼范圍內，并對高原內部的隆升起到了主要的推動作用.在這兩種機制的共同作用下，造成了青藏高原東部地區的整體隆升.當然，需要指出的是，本文的大地電磁測深剖面僅僅從松潘—甘孜地塊的最東北端穿過，因此電性結構模型也只能反映出這一局部地區的殼幔結構特征，要對青藏高原東緣地區整體的殼幔結構組成、物質運移形式以及地表隆升過程等問題加以全面的理解，還需要更進一步全面和深入的研究.

6 結 論

6.1 在SinoProbe項目的資助下，完成了一條跨越青藏高原東緣及整個四川盆地的大地電磁測深剖面.經過一系列常規處理流程，獲得了質量較好的數據體.維性分析結果表明剖面數據整體二維性較好.在分析得出區域構造走向后，通過二維反演方法得到了整條剖面的電性結構模型.

6.2 電性結構模型表明剖面整體具有“橫向分塊，縱向分層”的特點.沿剖面可分為三個主要的電性結構單元，分別為：淺部高阻、中下地殼存在大規模低阻體（C1）的松潘—甘孜地塊，淺部低阻、中下地殼相對高阻的四川盆地，以及華鎣山以東整體為高阻特征的揚子克拉通地塊（R3）.四川盆地西部的龍門山區間存在著一組表征南東向逆沖推覆的電性結構.其下方的低阻層（CL2）說明這一系列推覆體在深部20km左右匯聚并形成一滑脫面.在滑脫面CL2的下方是高阻的揚子塊體與低阻的青藏塊體在深部的過渡帶.四川盆地東部的華鎣山斷裂及川東滑脫褶皺帶附近同樣存在一組北西向逆沖推覆的電性結構，其下方的大規模高阻體R3則表征了古老、穩定的揚子克拉通地塊.

6.3 青藏高原東緣及四川盆地地區的整體構造模式可以分為兩個層次：在淺部中－上地殼主要是以逆沖推覆為特征的薄皮構造；而在深部中－下地殼至上地幔范圍內則表現為剛性的揚子塊體嵌入柔性青藏塊體內部的楔入式構造.這一構造模式與研究區域內殼內物質流的分布、青藏塊體與揚子塊體在深部的關系以及青藏高原東緣地區的隆升機制等問題都具有緊密的內在聯系.

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