班公湖—怒江縫合帶中段深部電性結構及其構造意義

薛 帥, 盧占武, 梁宏達, 李文輝, 王海燕

1)自然資源部深地動力學實驗室, 中國地質科學院地質研究所, 北京 100037;2)中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所, 河北 廊坊 065000

新生代印度-歐亞大陸的碰撞匯聚, 形成了規模宏大的青藏高原, 它南起喜馬拉雅山脈南緣, 北至阿爾金和祁連山北緣, 西臨帕米爾高原和喀喇昆侖山脈, 東接四川盆地(Yin and Harrison, 2000;Tapponnier et al., 2001; Zhu et al., 2013; 許志琴等,2013; 吳福元等, 2020; 侯增謙等, 2021; 朱日祥等,2022)。青藏高原自南向北依次可分為喜馬拉雅地塊、拉薩地塊、羌塘地塊、松潘—甘孜地塊、昆侖—柴達木地塊和祁連地塊, 分別以雅魯藏布江縫合帶、班公湖—怒江縫合帶(BNS)、金沙江縫合帶和多個大型斷裂為界(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; Zhu et al., 2013; 曾慶高等, 2020)。其中, 班公湖—怒江縫合帶位于青藏高原中部, 作為青藏高原羌塘地塊和拉薩地塊拼接的板塊縫合帶,它西起班公湖, 向東沿改則、班戈和安多, 然后在丁青向南轉向怒江, 全長超過 2000 km, 普遍研究認為是中生代中晚期新特提斯洋北支消減閉合的遺跡(Armijo et al., 1989; Yin and Harrison, 2000; 潘桂棠等, 2004, 2006; Guynn et al., 2006; Zhu et al., 2013,2016; 唐躍等, 2019; 曹勇等, 2019; 曾慶高等, 2020;吳福元等, 2020; 朱日祥等, 2022)。對班公湖—怒江縫合帶開展了較多研究, 但對于班公湖—怒江洋(班怒洋)成因、時代和演化模式等方面還存在較大爭議(吳福元等, 2020; 徐向珍等, 2021; 朱日祥等,2022), 尤其對于俯沖極性, 一些學者研究認為班怒洋一直向北俯沖至羌塘地塊之下(Yin and Harrison,2000; Kapp et al., 2003; Guynn et al., 2006), 部分學者認為班公湖—怒江洋南向俯沖至拉薩地塊之下(Shi et al., 2004; 潘桂棠等, 2004, 2006; 朱弟成等,2006), 還有部分學者認為它是向南向北雙向俯沖(Zhu et al., 2011, 2016; 王偉等, 2020)。同時, 在班公湖—怒江縫合帶北部存在另一條龍木錯—雙湖縫合帶, 分割了北側的北羌塘和南側的南羌塘地塊,研究認為其記錄了古特提斯洋俯沖閉合的證據(李才等, 2006; 李才, 2008; 翟慶國等, 2009; Zhai et al.,2011; 許志琴等, 2013)。

自中新世以來, 青藏高原構造機制發生轉變,由南北向擠壓向東西向伸展轉變, 發育不同方向和規模的伸展構造, 形成一系列裂谷、走滑斷裂和正斷層(Armijo et al., 1989; Yin and Harrison, 2000; Yin,2000; 吳珍漢等, 2002; 丁林等, 2006; Xue et al.,2021; 侯增謙等, 2021)。其中, 位于高原中部的共軛走滑斷層在運動學上與N-S向裂谷相連, 被認為是高原內部最年輕的構造變形, 共同吸收并調節了高原中部晚新生代以來的南北向擠壓和東西向伸展作用(Yin, 2000; Taylor et al., 2003; 丁林等, 2006;Kapp et al., 2008)。目前, 在青藏高原中部開展了較多的地球物理觀測工作, 天然地震數據和深反射地震剖面顯示, 北拉薩地殼厚度為～68～75 km, 羌塘地塊為～58～69 km, 兩個塊體在班公湖—怒江縫合帶附近存在～5～10 km 的 Moho錯斷(Owens and Zandt, 1997; 王椿鏞等, 2008; 徐強等, 2010; Gao et al., 2013; Lu et al., 2013)。同時, 寬頻帶地震數據和大地電磁結果顯示拉薩地塊和羌塘地塊中下地殼存在S波低速異常、地殼高波速比和低阻異常(Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2004, 2005; Solon et al.,2005; 王椿鏞等, 2008; Rippe and Unsworth, 2010;徐強等, 2010; Zeng et al., 2015; Liang et al., 2018;金勝等, 2019; 嚴江勇等, 2019; Dong et al., 2020;Xue et al., 2021; 牛瀟等, 2021; 薛帥等, 2022)。

大地電磁法作為重要的深部地球物理探測方法, 對深部流體(含鹽流體、部分熔融等)比較敏感,在青藏高原及其周緣的深部探測研究中取得了大量成果(Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2004, 2005;Bai et al., 2010; Zeng et al., 2015; Liang et al., 2018;金勝等, 2019; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帥等, 2022)。因此, 為了研究班公湖—怒江縫合帶深部結構特征, 本文在縫合帶中段開展了大地電磁深部探測工作, 通過處理和分析大地電磁測深曲線和相位張量以及開展三維大地電磁反演計算, 獲得班公湖—怒江縫合帶兩側的深部電性結構, 結合相關的地質資料, 討論了研究區深部電性結構的構造意義。

1 區域地質概況

本文研究區位于青藏高原中部的班公湖—怒江縫合帶中段, 大地電磁測線自色林錯東側起, 穿過班公湖—怒江縫合帶, 至雙湖縣內(圖1)。班公湖—怒江縫合帶作為南部拉薩地塊和北部羌塘地塊的重要分界線, 主要由蛇綠巖、復理石沉積和俯沖雜巖組成, 且沿線及兩側廣泛分布白堊紀巖漿巖, 記錄了班公湖—怒江特提斯洋俯沖至閉合以及拉薩地塊和羌塘地塊碰撞過程(Yin and Harrison, 2000; Zhu et al., 2013, 2016; 吳福元等, 2020; 唐躍等, 2019;劉飛等, 2020; 曾慶高等, 2020; 王偉等, 2021)。其中, 班公湖—怒江縫合帶中段的構造演化最為復雜,也稱藏北湖區, 是整條縫合帶內最寬廣, 也是蛇綠巖出露范圍最廣的地區(圖 1), 自南向北呈面狀分布不同的分支縫合帶(如東巧—安多、北拉—拉弄和永珠—納木錯), 代表了該區域不同分支洋盆和小洋盆閉合的遺跡(Zhu et al., 2011, 2013; 唐躍等,2019; 劉飛等, 2020; 曾慶高等, 2020)。

圖1 青藏高原中部地質構造簡圖和大地電磁測點位置Fig. 1 Topographic and tectonic map of Tibetan Plateau,and the locations of MT stations in this study

班公湖—怒江縫合帶以南的拉薩地塊是一條巨型構造-巖漿巖帶, 廣泛分布著中生代巖漿巖, 內部東西向斷裂和次一級地質構造明顯發育(Yin and Harrison, 2000; 潘桂棠等, 2006; 趙志丹等, 2006;莫宣學等, 2006; 朱弟成等, 2006, 2008; 紀偉強等,2009; Zhu et al., 2013; 莫宣學, 2020)。Zhu et al.(2011)以獅泉河—納木錯混雜巖帶(SNMZ)和洛巴堆—米拉山斷裂(LMF)為界, 將拉薩地塊劃分為北岡底斯帶(或北拉薩地塊)、中岡底斯帶和南岡底斯帶。夾持在傳統的班公湖—怒江帶和南側的獅泉河—納木錯帶之間的北岡底斯帶(北拉薩地塊), 是一套由俯沖增生雜巖和不同規模弧相關巖漿巖及磨拉石建造構成的增生塊體, 顯示出明顯新生的特征(朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2011; 莫宣學, 2020; 唐躍等, 2021)。

班公湖—怒江縫合帶以北的羌塘地塊, 內部大致以龍木錯—雙湖縫合帶為界, 形成“兩坳夾一隆”的構造格架, 即南羌塘坳陷(或南羌塘地塊)、中央隆起帶和北羌塘坳陷。研究發現, 南、北羌塘地層沉積建造和古生物組合差別較大, 北羌塘地塊主要發育泥盆—二疊紀的砂巖、頁巖和灰巖, 其中石炭—二疊紀地層含溫水型華夏植物群, 而南羌塘地塊主要由寒武—志留紀淺變質的灰巖、砂巖和板巖以及石炭—二疊紀沉積巖夾基性火山巖等兩套地層構成,其重要特征是發育冰川沉積, 并見早二疊世冷水生物群, 南北羌塘碰撞拼合以后, 晚三疊世—新生代沉積巖覆蓋在南北羌塘之上構成蓋層(潘桂棠等,2004; 李才等, 2006; 李才, 2008; 翟慶國等, 2009;Zhai et al., 2011; 許志琴等, 2013; 張以春等, 2019;趙珍等, 2019; 曹勇等, 2019; 吳福元等, 2020)。

2 大地電磁數據采集、處理與反演

2.1 數據采集與處理

本文沿一條近南北向測線收集整理和采集了15個寬頻帶大地電磁測點數據(圖 1), 測線南端起始于北拉薩地塊的色林錯東側, 穿過班公湖—怒江縫合帶(BNS)和尼瑪—多瑪左旋走滑斷裂(NDF),北端進入南羌塘地塊, 總長約140 km, 平均點距約10 km。野外大地電磁數據分別于2015年和2021年采集完成, 使用加拿大鳳凰公司生產的 V5-2000系列大地電磁儀器, 每個測點的觀測時間不小于20 h。

本文采用SSMT2000和MT-Editor軟件對大地電磁數據進行時頻轉換、Robust估算(Egbert, 1997)和功率譜挑選等處理, 獲得了大地電磁全阻抗張量響應數據(Zxx, Zxy, Zyx, Zyy), 頻帶范圍為～320 Hz～2000 s。由于本文研究區主要位于藏北湖區, 人文和工業電磁干擾相對較少, 所以大部分測點大地電磁數據質量較好, 圖 2為四個典型測點的大地電磁響應曲線。測線南端的測點 S071位于北拉薩地塊, 視電阻率曲線整體表現為隨著周期的增大而逐步減小, 但當周期≥～10 s時, yx模式視電阻率先明顯增大然后變小, 該測點響應曲線特征說明測點下方為低阻結構, 但可能中間夾持高阻體。測線北端的測點SS08位于南羌塘地塊, xy模式視電阻率隨著周期的增大, 先增大然后減小, 而yx模式視電阻率曲線波動較小, 預示高阻結構下可能分布低阻異常。測線中部的測點SS03和SS05位于班公湖—怒江縫合帶和尼瑪—多瑪斷裂附近, 其中測點SS05靠近多瑪地熱區(圖 1), 與其他測點相比(如測點 S071和 SS08), 視電阻率曲線波動相對較大,隨著周期的增大, xy模式視電阻率曲線先下降然后抬升再下降, yx模式視電阻率曲線則先緩慢抬升然后再下降, 這種曲線特征可能是由于塊體間縫合帶和斷裂帶引起的結果。

圖2 典型測點大地電磁測深曲線(S071、SS03、SS05和SS08, 測點位置見圖1)Fig. 2 Typical MT sounding curves along the profile (locations of sites S071, SS03, SS05, and SS08 are illustrated in Fig. 1)

2.2 相位張量分析

大地電磁相位張量分析方法(Caldwell et al.,2004)自被提出后, 由于其不需要事先對地下電性結構維性作出任何前提假設等優點, 被廣泛地應用于地下維性和深部電導率變化等分析中(Liang et al.,2018; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帥等,2022)。大地電磁相位張量常以一系列橢圓來表示,橢圓的長軸或短軸可用于指示地下電性結構的橫向變化, 橢圓的填充色代表相位張量偏離度β, 當|β|值較大時(如|β|＞3°), 說明深部電性結構表現為三維性(Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帥等, 2022),圖3展示了研究區域不同周期(～1.0 s、10 s、100 s和1000 s)的大地電磁相位張量。當周期為～1.0 s和10 s時(圖3a和b), 除班公湖—怒江縫合帶附近部分測點, 大部分測點相位張量|β|值較小, 且橢圓長軸或短軸方向顯示為近東西向, 說明地下較淺部為相對簡單的一維或二維電性結構。當周期增大為～100 s時(圖 3c), 一些測點相位張量|β|值有所增加。當周期為～1000 s時(圖3d), 雖然較多測點的相位張量|β|值仍較小, 但較多測點相位張量橢圓長軸或短軸方向顯示比較雜亂, 尤其班公湖—怒江縫合帶區域測點相位張量, 可能說明深部存在區域性三維性電性結構。因此, 為了獲得有效可靠的深部電性結構, 本文開展了大地電磁三維反演計算研究。

圖3 研究區域不同周期大地電磁相位張量(1.0 s、10 s、100 s和 1000 s)Fig. 3 The MT phase tensors in the study area(1.0 s, 10 s, 100 s, and 1000 s)

2.3 三維大地電磁反演

本文采用大地電磁三維反演程序包 ModEM(Egbert and Kelbert, 2012)用于大地電磁數據的三維反演計算, 該算法廣泛應用于造山帶大地電磁正反演研究中(Xu et al., 2020; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帥等, 2022)。在本文三維大地電磁反演中, 每個測點有 22個頻點全阻抗張量響應數據參與, 等對數間隔的分布在周期為0.01～2000 s范圍內,反演數據誤差限設為|Zxy*Zyx|1/2×5%。三維反演網格模型由長方體組成, 剖分方式上, 縱向(z)網格首層厚度設為30 m, 往下各層厚度按照1.2倍數遞增,直至深度500 km。橫向上(x, y), 在反演模型的中心區域, 按5 km×5 km網格等間距剖分, 在中心區域外, 則按照 1.5倍的比例系數向外擴展 10個網格,共獲得 52(x)×38(y)×51(z)網格。本文的反演初始模型為100 Ω·m均勻半空間, 三個方向的圓滑參數均取0.3, 初始正則化因子λ設為100, 并以10的倍數遞減。經過82次反演迭代, 獲得了三維大地電磁反演結果, 反演數據擬合誤差RMS從14.81降至1.43,大部分測點擬合誤差 nRMSpreferred_model均表現較小(圖 4), 且三維反演結果較好的擬合了大地電磁測深曲線(圖2, 紅色和藍色實線)。

圖4 不同測點的三維反演擬合誤差nRMSpreferred_model以及不同深度靈敏度測試的測點擬合誤差分布nRMSfixed_below_10/20/35/50 km (分別替換10 km、20 km、35 km和50 km深度以下電阻率時的擬合誤差)Fig. 4 Fitting errors of inversion data at different observation sites (nRMSpreferred_model), and fitting errors when replacing resistivity below 10, 20, 35, and 50 km with 100 Ω·m (nRMSfixed_below_10/20/35/50 km)

一般, 大地電磁法可有效約束地下低阻層或高導層頂部, 但對于高導層的深部延伸則不敏感(Unsworth et al., 2004; Dong et al., 2020; Xue et al.,2021)。為了驗證本文反演結果的可靠性, 我們對反演結果進行深度靈敏度測試, 即將反演結果中10 km、20 km、35 km、50 km深度以下的電阻率替換為初始模型電阻率 100 Ω·m, 然后計算不同替換深度下沿測線分布(不同測點)的擬合誤差nRMSfixed_below_10/20/35/50km。靈敏度測試結果(圖4)顯示,當替換10 km和20 km以下電阻率為100 Ω·m時,大部分大地電磁測點表現為明顯增高的擬合誤差nRMSfixed_below_10/20km, 說明本文大地電磁數據可有效約束高導體(C1和C2)頂界面。當替換35 km深度以下電阻率時, 大地電磁測點擬合誤差nRMSfixed_below_35km顯著降低, 但大多測點的擬合誤差仍大于nRMSpreferred_model。而當替換深度為50 km時, 大部分測點的擬合誤差nRMSfixed_below_50km基本和反演結果一致。因此, 本文大地電磁數據有效約束深度應≤50 km, 即無法有效穿透高導異常體(C1和 C2)。

3 三維反演電阻率模型

通過上述大地電磁數據處理、分析和三維反演計算, 獲得了可靠的班公湖—怒江縫合帶中段兩側區域的大地電磁三維反演電阻率模型, 圖 5展示了淺表至下地殼的沿南北向測線大地電磁結果。在三維大地電磁反演結果(圖 5)中, 最顯著的電性結構特征是中下地殼存在顯著連續的低阻高導異常C1+C2。大致以班公湖—怒江縫合帶為界, 中下地殼高導異常可分為兩部分, 北拉薩地塊的高導異常C1頂界埋深～15 km, 近水平展布, 而縫合帶北側的南羌塘地塊高導異常C2則以明顯較陡的角度(約30°)北傾, 并在測線北端逐漸消失。在高導異常(C1和C2)之上, 分布明顯的高阻結構(R1和R2), 高阻結構底部伴隨高導異常(C1和C2)變化而變化, 兩者在班公湖—怒江縫合帶附近區域被低阻異常LR所隔斷, 低阻異常LR自地表向下延伸, 并與低阻異常C1和C2相連。同時, 在北拉薩地塊地表淺部還分布低阻異常層, 有可能與低阻異常LR相連。

圖5 南北向大地電磁測線三維反演結果Fig. 5 N-S cross-section from the preferred 3D inversion result

4 討論

4.1 深部電性結構特征

本文三維大地電磁反演結果(圖 5)基本符合研究區的大地電磁測深曲線特征(圖 2), 如在北拉薩地塊, 淺部存在低阻異常層, 深部發育中下地殼高導異常層 C1, 中間分布高阻結構 R1, 與該區域的大地電磁響應曲線變化特征(如S071, 圖2a)基本一致。在班公湖—怒江縫合帶附近區域, 北拉薩地塊下方近水平展布的高導異常 C1逐漸向南羌塘地塊下方北傾的高導異常 C2過渡, 并與淺部發育中-低阻異常區LR相連, 隔斷了兩個塊體的上地殼高阻結構(R1和R2), 這種相對復雜的電性結構可能說明拉薩地塊和羌塘地塊之間比較復雜的碰撞拼合過程。

前期在班公湖—怒江縫合帶區域已開展了多個大地電磁研究工作(如INDEPTH-500線, Wei et al.,2001; Unsworth et al., 2004; Solon et al., 2005; Rippe and Unsworth, 2010; Zeng et al., 2015; 金勝等,2019), 大地電磁二維反演結果均顯示, 在班公湖—怒江縫合帶區域深部存在低阻異常, 但低阻異常的形態、延伸和電阻率值等方面存在一些差異, Wei et al.(2001)揭示班公湖—怒江縫合帶下方電性結構比較簡單, 大致可分為上部高阻層和下部低阻層,Solon et al.(2005)顯示班公湖—怒江縫合帶下方存在一近直立低阻異常體, 而金勝等(2019)則發現在班公湖—怒江縫合帶南北兩側分別發育較陡立的低阻異常, 這些與本文三維大地電磁反演結果中低阻異常形態的差異性, 可能與大地電磁二維和三維反演算法有關。地殼深部低阻異常在青藏高原地殼和雅魯藏布江縫合帶附近大量被揭示研究(Unsworth et al., 2004, 2005; Liang et al., 2018; Chen et al., 2018;Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帥等, 2022),普遍研究認為其可能主要由地殼部分熔融和含鹽流體所致, 并可能形成了向四周流動的青藏高原中下地殼流(Unsworth et al., 2005; Bai et al., 2010)。同時,研究區開展的寬頻帶地震數據研究顯示, 拉薩地塊和羌塘地塊中下地殼表現為S波低速異常和地殼高波速比以及塊體間復雜的莫霍過渡帶, 也支持該區域存在熱和軟弱地殼物質(Owens and Zandt, 1997;潘桂棠等, 2004; 王椿鏞等, 2008; 徐強等, 2010; 嚴江勇等, 2019; 牛瀟等, 2021)。

班公湖—怒江縫合帶南北兩側大地熱流差異明顯, 大地電磁測線南段東側的倫坡拉盆地(HF1,圖1), 大地熱流值可達140 m·W/m2, 在測線中部的班公湖—怒江縫合帶和尼瑪—多瑪斷裂附近發育有多瑪地熱(圖 1), 而在大地電磁測線北端和更北部,大地熱流值明顯減小至42.7 m·W/m2和58.3 m·W/m2(HF2和 HF3, 圖 1) (潘桂棠等, 2004; 金春爽等,2019)。我們分析認為, 班公湖—怒江縫合帶以南的高導地殼部分熔融層(C1)可能通過加熱上覆地層,導致了倫坡拉盆地的高大地熱流值, 而縫合帶附近的多瑪地熱, 很可能是深部熱物質(C1和C2, 圖5)沿古縫合帶和斷裂等軟弱破碎帶上升, 從而發育了淺部低阻異常 LR和形成了多瑪地熱。同時, 班公湖—怒江縫合帶以北顯著降低的大地熱流值, 則很可能與三維大地電磁反演結果中向北逐漸消失的中下地殼高導異常相關, 也可能對應了向北變薄的地殼厚度(Owens and Zandt, 1997; 王椿鏞等, 2008;徐強等, 2010; Gao et al., 2013)。因此, 班公湖—怒江縫合帶兩側的大地熱流值變化, 可以較好地吻合本文的三維大地電磁反演結果。

另外, 在高導異常體(C1和C2)之上, 分布兩個明顯的高阻結構(R1和R2, 圖5), 分別位于北拉薩地塊和南羌塘地塊, 其中南羌塘地塊高阻結構 R2明顯厚于北拉薩地塊高阻結構 R1, 這種高阻結構應該與上地殼地層沉積建造和構造活動強烈等相關。如章節 1所述, 北拉薩地塊由一套俯沖增生雜巖和不同規模弧相關巖漿巖及磨拉石建造構成的增生塊體, 具有明顯新生的特征(朱弟成等, 2008;Zhu et al., 2011; 莫宣學, 2020; 唐躍等, 2021), 而南羌塘地塊主要由寒武—志留紀淺變質的灰巖、砂巖和板巖以及石炭—二疊紀沉積巖夾基性火山巖等兩套地層構成(潘桂棠等, 2004; Zhai et al., 2011; 趙珍等, 2019; 曹勇等, 2019; 吳福元等, 2020)。所以,我們分析認為高阻結構(R1和 R2)分別暗示了兩個塊體的不同地質構造活動特征, 較薄的高阻結構R1可能指示北拉薩地塊地殼已廣泛被新生地殼所取代, 而較厚的南羌塘地塊高阻結構 R2則說明南羌塘地塊仍大量保留未被破壞的古老地殼, 這也與向北顯著降低的大地熱流值(HF2和HF3, 圖1)相吻合。

4.2 深部地殼高導異常構造意義

如章節 1所述, 大量地質資料顯示, 拉薩地塊和南羌塘塊體之間在中生代存在一個大洋, 即班公湖—怒江洋(班怒洋), 屬于新特提斯洋北支(Yin and Harrison, 2000; 吳福元等, 2020; 朱日祥等, 2022),可能形成于二疊紀(Zhu et al., 2016; 張以春等,2019), 并于白堊紀俯沖閉合(Kapp et al., 2008; 唐躍等, 2019; 曹勇等, 2019), 導致了拉薩地塊和羌塘地塊的碰撞拼合。但對于班怒洋的俯沖極性仍存在較大爭議, 如一部分學者認為班怒洋持續向北俯沖至羌塘地塊之下(Yin and Harrison, 2000; Kapp et al.,2003; Guynn et al., 2006), 另一些學者則認為班怒洋是向南北雙向俯沖(Zhu et al., 2011, 2016), 導致了拉薩地塊和羌塘地塊的弧-弧“軟”碰撞, 且南向的俯沖板塊可能發生了破裂和斷離(Zhu et al., 2016)。同時, 班公湖—怒江縫合帶中段比較復雜, 分布多條蛇綠巖亞帶(圖1)和微陸塊, 包括東巧—安多、北拉—拉弄和永珠—納木錯蛇綠巖亞帶以及安多微陸塊, 可能存在多期次不同分支洋盆或小洋盆俯沖閉合的過程(Guynn et al., 2006; Wang et al., 2016; Zhu et al., 2016; 唐躍等, 2019; 劉飛等, 2020)。

前期大地電磁研究結果顯示深部電性結構可以指示古老板塊俯沖信息(Unsworth et al., 2005;Evans et al., 2011; Liang et al., 2018; 金勝等, 2019;Xu et al., 2020; 薛帥等, 2022)。金勝等(2019)利用橫穿班公湖—怒江縫合帶的兩條大地電磁測線數據,通過 TM模式的二維反演獲得深部電性結構, 研究認為深部地殼低阻異常指示了班怒洋的俯沖痕跡,支持班怒洋存在雙向俯沖。班怒洋的俯沖閉合引起了大量巖漿作用和隨后的陸陸碰撞(Zhu et al., 2011,2013), 可類比于其南側的新特提斯洋沿雅魯藏布江縫合帶的俯沖閉合和隨后的陸陸碰撞過程(Yin and Harrison, 2000)。早期研究顯示, 北向俯沖的印度大陸巖石圈導致了拉薩地塊低速高導中下地殼層的廣泛發育, 而弱中下地殼層大都終止于南北向裂谷北端(如XDR, 圖1) (Dong et al., 2020; Xue et al.,2021), 未向北繼續延伸。所以, 本文三維大地電磁結果中班公湖—怒江縫合帶區域的低阻高導異常(C1和C2, 圖5)應該與新生代印度-歐亞大陸的碰撞匯聚不相關, 而傾向于認為其與班怒洋的俯沖閉合相關, 其可能指示了班怒洋的俯沖痕跡, 其中低阻高導異常(C2)的北傾形態支持班怒洋向北俯沖至羌塘地塊之下。雖然本文中下地殼高導異常沿測線表現為連續性, 但考慮到班公湖—怒江縫合帶中段復雜的構造演化史(Guynn et al., 2006; Zeng et al.,2015; Wang et al., 2016; Zhu et al., 2016; 唐躍等,2019; 劉飛等, 2020)、班公湖—怒江縫合帶兩側中下地殼異常的不同形態和北拉薩地塊新生地殼特征(朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2013), 我們傾向于認為班公湖—怒江縫合帶以南的中下地殼高導異常 C1是不同動力學過程的結果, 可能與該區域中生代分布的新特提斯洋分支洋盆或小洋盆低角度俯沖閉合相關。但由于本文大地電磁測線較短且較稀疏, 無法有效追蹤高導異常 C1的南部邊界以及高分辨率識別兩個高導體C1和C2之間的關系, 限制了對該區域的進一步研究工作。

5 結論

班公湖—怒江縫合帶作為拉薩地塊和羌塘地塊的重要分界線, 其中段具有比較復雜的構造演化史, 但深部結構特征和大洋俯沖極性仍存在較大爭議。本文利用橫穿班公湖—怒江縫合帶中段的近南北向大地電磁測線, 處理和分析大地電磁測深曲線特征和相位張量, 然后通過三維大地電磁反演獲得班公湖—怒江縫合帶中段深部電性結構。三維大地電磁反演結果顯示, 北拉薩地塊、班公湖—怒江縫合帶和南羌塘地塊表現為不同的電性結構特征, 北拉薩地塊分布淺部低阻和深部近水平分布高導異常層, 中間夾持高阻層, 南羌塘地塊則在高阻結構之下發育北傾的高導異常, 且深部高導異常向北逐漸消失, 而兩塊體間班公湖—怒江縫合帶自淺部至深部分布低阻高導異常。分析認為中下地殼高導異常很可能是地殼部分熔融所致, 且深部電性結構變化與沿測線的大地熱流值和地熱分布相符合。

同時, 本文研究認為三維大地電磁反演結果中顯著中下地殼高導異常, 可能指示了中生代班公湖—怒江洋的俯沖信息。結合前期的地質資料, 我們認為班公湖—怒江縫合帶以北的北傾高導異常支持班公湖—怒江洋向北俯沖至羌塘地塊之下, 而縫合帶以南的近水平中下地殼高導異常, 可能是小洋盆低角度俯沖的部分殘余。

Acknowledgements:

This study was supported by the Second Tibetan Plateau Scientific Expedition and Research Program(STEP) (No. 2019QZKK0701), National Natural Science Foundation of China (Nos. 42174094, 41704099 and 42174124), China Geological Survey (No.DD20221647), and Basic Scientific Research Fund of the Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences (No. J2015).