引言

青藏高原的隆升机制和地球动力学研究始终是国际地学界的研究热点，其由南向北分布了四条缝合带（雅鲁藏布江缝合带、班公湖—怒江缝合带、金沙江缝合带和阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带）和五大地块（喜马拉雅地块、拉萨—冈底斯地块、羌塘地块、松潘—甘孜—可可西里地体、东昆仑—柴达木地块）（潘裕生，孔祥儒，1998），具体分布可参考青藏高原及邻区构造背景图（图1）。其中雅鲁藏布江缝合带是青藏高原形成最晚、保存最完好、规模最大的缝合带，代表着燕山期末至喜山早期新特提斯洋的闭合消亡（黄汲清，陈炳蔚，1987；许志琴等，2011）。

图  1  青藏高原及邻区构造背景

MBT：主边界逆冲断层；IYS：雅鲁藏布缝合带；BNS：班公—怒江缝合带；JS：金沙江缝合带；AKMS：阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带；SQS：南祁连缝合带；NQS：北祁连缝合带；HB：喜马拉雅地块；LB：拉萨地块；QB：羌塘地块；SB：松潘—甘孜地块；KB：昆仑—柴达木地块

Figure  1.  The tectonic background of the Qinghai−Tibet Plateau

MBT：Main boundary thrust；IYS：Indus-Yarlung suture；BNS：Bangong-Nujiang suture；JS：Jinshajiang suture；AKMS：Anyimaqen-Kunlun-Mutztagh suture；SQS：South Qilian suture；NQS：North Qilian suture；HB：Himalayan block； LB：Lhasa block；QB：Qiangtang block；SB：Songpan-Garze block；KB：Kunlun-Qaidam block

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近几十年来，国内外地球物理学家在青藏高原及其邻区开展了很多大地电磁测深（magnetotelluric sounding method，缩写为MT）工作，获得了大量青藏高原深部电阻率分布的信息（郭新峰等，1990；吴功建等，1991；朱仁学，胡祥云，1995；赵文津等，2002；谭捍东等，2004，Unsworth et al，2005；卢占武等，2006；魏文博等，2006；金胜等，2007；叶高峰等，2007；金胜，2009；Zhang et al，2011），以研究造山带地质演化为主，覆盖雅鲁藏布江缝合带区域的测点少、点距大、大地电磁资料频带不够宽，观测仪器精度及资料处理技术相对落后，这些因素影响了获取的缝合带深部结构信息的可靠性，难以精细地刻画壳幔结构。随着现代科技的发展，高精度、多功能、可视化等的新型仪器不断更新换代，观测技术、资料处理及解释技术也日新月异。本课题拟依托西藏地震局“日喀则市活动断层探测与危险性评价”项目，采用稳定性较高的MTU5-A系列仪器，获取采集时间达18—24 h的48个大地电磁测深点的观测资料，利用多参数约束建模反演技术，处理跨雅鲁藏布江缝合带藏南拉洛—春哲段108 km的宽频大地电磁剖面，以期获取200 km深度较精细的壳幔电性结构模型，为研究缝合带板块俯冲机制和深部孕震环境提供较翔实的基础地球物理资料。

1.   观测环境及野外观测

广义的雅鲁藏布江缝合带是由扎达—拉孜—邛多江断裂带、达吉岭—昂仁—仁布断裂带和达机翁—彭错林—朗县断裂带组成的。其中，扎达—拉孜—邛多江断裂带的规模最大，缝合带的主体以日喀则蛇绿岩带及相伴产出的高压低温变质带和混杂堆积带为典型标志。从地理位置上看，研究区缝合带的地表位置在雅鲁藏布江以南地区。主缝合带航磁异常以南、北两条线性异常带构成，且以北带为主；重力异常显示缝合带为一个重力异常梯度带；深反射地震反映出一条横越缝合带的强反射带，深度在20 km上下，将缝合带南北的构造单元联系起来；电性结构上表现为一组延伸为40—50 km的纵向电性梯度带，附近发育大规模的高阻冈底斯花岗岩体，延伸最深达30 km以上（熊盛青等，2001；赵文津等，2004）。

野外采集采用具有GPS同步功能的MTU5-A型大地电磁测深仪，观测频率为320—0.005 49 Hz，采用“＋”字形布极，四分量张量观测。大致沿查荣—吉定—达那普一线布设48个测点（图2），剖面长度为108 km，点距为2—5 km，单点有效观测时间为18—24 h，优级率为92%。

图  2  实测点位（红色圆圈）部署图

Figure  2.  Deployment diagram of the actual location

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2.   资料采集处理

2.1   资料处理

大地电磁测深资料的处理流程主要包括预处理、定性分析、定量反演3个步骤。通过对野外观测数据的编辑处理、定性分析和反演计算（Egbert，Booker，1986；Groom，Bailey，1995）可以获取地下介质电阻率随深度的变化特征，进而为分析沿剖面的地下介质及其构造变化规律提供依据。

2.2   极化模式判别

由于地下介质的各向异性，使得不同方向的实测视电阻率存在差异。在二维电性条件下，采用张量旋转方法把电阻率变换到电性主轴，分解为TM和TE两个方向的电阻率，其中：TM为极化垂直构造走向，受电性横向不均匀性影响较强，畸变也相应很强，反映电性分界很清楚；TE为极化平行构造走向，受电性横向不均匀性影响较弱，畸变小，剖面曲线形态连续性好，可以较好地反映纵向电性特征。

2.3   静态识别与校正

根据TM和TE两支曲线的首支对应性、电阻率断面等值线陡变、相邻测点连续性等特征，采用空间滤波与曲线平移相结合的静校正方法，通过设计合理的校正系数，进行静态校正（图3）。

图  3  静态校正前后频率－视电阻率和频率－相位断面图

（a） 校正前TE频率－电阻率断面图； （b） 校正前TE频率－相位断面图；（c） 校正后TM频率－电阻率断面图； （d） 校正后TM频率－相位断面图

Figure  3.  Frequency-apparent resistivity profiles and frequency-phase profiles before and after static correction

（a） TE frequency-apparent resistivity profile before correction；（b） TE frequency-phase profile before correction； （c） TM frequency-apparent resistivity profile before correction； （d）TM frequency-phase proile before correction

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视电阻率和相位校正前，前者表现为挂面条状，受地表局部电性不均匀影响，静态效应较明显，校正后，横向连贯性较好，可反映深浅部地下介质的连续性和可类比性。

2.4   二维反演成像

反演建模采用了二维非线性共轭梯度TM和TE联合反演模式。反演参数的视电阻率误差级数为10%，相位误差级数为5%，使用扩展频段0.001—10 000 s共7个数量级的MT数据，初始模型网格剖分为146×156，均匀半空间背景电阻率为100 Ω·m，正则化因子τ＝10，反演迭代次数为176次，单测点均方根（root mean square，缩写为RMS）值控制在1.5—3.5之间。得到的反演拟合总误差为1.32，拟合残差绝大部分位于0值附近，模型拟合效果较好。图4为电阻率和相位模型响应数据与实测数据拟合结果，拟合模型中除4个测点的拟合误差超过2.3 以外，其它测点均比较稳定，相位模型的拟合误差相对略高，但实测数据与反演模型生成的响应数据非常接近，表明反演模型较为真实可靠。

图  4  模型响应与实测数据拟合误差

（a） 电阻率拟合误差 ；（b） 相位拟合误差

Figure  4.  Fitting errors between model response data and measured data

（a） Fitting error of resistivity；（b） Fitting error of phase

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3.   剖面分析

3.1   定性分析

3.1.1   构造及维数分析

在对实测数据进行二维反演之前，首先用阻抗张量GB分解法对每个测点的所有频点进行分解，得到每个频点对应的电性主轴角，再综合区域地质资料确定出剖面的主轴方位角为90度，即构造走向为东西向。

一般来说，二维偏离度的值越小（图5蓝色），大地电磁测深数据越接近二维情况，当二维偏离度为0时则表明数据符合理想的二维条件；反之二维偏离度越大（图5红色），则大地电磁测深数据的三维性更强。Swift二维偏离度分布（图5）表明，尽管在各构造单元边界测深数据在低频部分表现出一定的三维性，但沿本次工作剖面的大部分区域基本满足二维性假设（蓝色区域），剖面电性结构满足二维性假设的前提，采用二维反演可行。

图  5  Swift二维偏离度分布图

Figure  5.  Two-dimensional deviation distribution of Swift

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3.1.2   曲线类型

南部喜马拉雅地块的视电阻率曲线类型总体为“H”型（图6）。曲线首支高阻部分较短，浅表高阻层很薄；低阻部分变化平稳缓慢，说明中下地壳可能没有大的低阻层发育；中频曲线上升且幅度较大，说明深部为高阻，比较稳定。

图  6  主要构造单元视电阻率典型曲线

Figure  6.  Typical curves of apparent resistivity for the main structural units

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雅鲁藏布江缝合带北侧和南侧的视电阻率曲线基本上可划分为“KH”型。“K”型曲线首支说明浅表低阻层很薄，高值部分为雅鲁藏布江缝合带两侧岩体的反映，北侧为冈底斯花岗岩体，南侧高阻为日喀则蛇绿岩带（卢占武等，2006）。“H”型曲线的低值部分反映的是中下地壳低阻层，高值部分为深部高阻的反映。雅鲁藏布江附近“K”型曲线首支低值部分相对较长，表明雅鲁藏布江附近浅表低阻层相对于南北两侧要厚。缝合带两侧TE模式的曲线变化较小，TM模式曲线变化较大，集中体现在“K”型曲线高值部分的幅值自南向北逐渐变低，说明北侧上地壳高阻层的规模要大于南侧，北侧“H”型曲线的低值部分相对于南侧要长，说明北侧中下地壳低阻层发育规模更大。TM和TE两支曲线的形态自南向北差异逐渐变大，说明北侧地质构造背景的复杂程度大于南侧，整体上表明了雅鲁藏布江缝合带是印度板块向欧亚板块俯冲的边界。

北部的拉萨—冈底斯地块视电阻率曲线类型基本为“K”型，首支低阻部分较短，说明浅表低阻层位很薄，中频幅值较大，深部低值为上地幔低阻体。

3.1.3   总纵向电导

总纵向电导是反映电流沿层面流过电性层时的电流导通能力，与岩层厚度成正比，与岩层电阻率成反比。从图7中可以看出，剖面南部的电导率要明显高于北侧，连续凸起状的峰值说明地下有可能出现连续的低阻体。剖面45 km处的纵向电导高值为雅鲁藏布江缝合带的位置，其中下地壳可能发育有高导体。在剖面距离45 km左右峰值两侧电导率均出现下“凹”，电导率值很低，说明该位置附近的地下存在巨大的高阻块体，应为雅鲁藏布江缝合带两侧蛇绿岩带以及冈底斯花岗岩体的电性反映，并且北侧高阻的规模可能要大于南侧，电导率值有逐渐北升的趋势，说明剖面北部进入拉萨—冈底斯地块后，除了受到冈底斯花岗岩高阻的影响，还受到板块运动造成地下物质相对低阻的影响。剖面距离20 km左右出现的连续纵向电导高值很可能是喜马拉雅地块与雅鲁藏布江缝合带南部区域的交界处，因为板块运动造成高导体大面积出现，中下地壳可能发育有高导体。

图  7  剖面总纵向电导率

Figure  7.  Overall longitudinal conductivity of the profile

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3.1.4   视电阻率及相位断面图

视电阻率和相位断面图是对剖面地质进行定性解释的重要图件，其为根据剖面上不同测深点和不同极距的视电阻率及相位值所绘制的等值线断面图，它能较明显地反映断面纵横向的电性特征。从视电阻率拟断面图（图3a，c）可以看出，剖面中高频以31号点为界，南边以低阻为主，北边以高阻为主；剖面中低频部分以低阻为主，尤其27号点以北出现大面积低值，说明南部中下地壳乃至上地幔均有低阻体存在的可能，而南侧深部为高值部分，推断深部没有低阻体存在。剖面20—25号测点的低阻部分为雅鲁藏布江缝合带的反映。剖面南部的低阻埋深相对于北部要浅，推断南部中下地壳的低阻体埋深比北侧的低阻体浅。沿剖面出现多处等值线陡立的电性梯度带（图3a，c），推测其为断裂所在位置。相位断面图（图3b，d）同样反映出几个电性梯度的分界线以及高低值的分界，高低值块体上下间断出现，表明深部构造复杂，整个相位断面图与视电阻率断面呈现负相关的关系。

3.2   剖面电性层结构特征

电性结构模型（图8）显示，在深度10—20 km之间有一条明显的电性界面，沿剖面北部高低阻界面埋深整体大于南部，其上表现为局部高阻与低阻块体相间分布的电性特征，界面整体呈现南北埋深浅、中部埋深大的特点，在雅鲁藏布江及其南侧附近底界面埋深接近20 km。从电阻率上来看，32—48号测点所处的吉定镇南至茶荣乡浅部存在一层薄薄的中高阻层，其下连续分布多个埋深自南向北逐渐变大的低阻块体，埋深最大为18 km，最小为8 km，视电阻率一般为20 Ω·m，甚至更低；1—32号测点处浅部上地壳以高阻为主，且分布不连续，底部埋深大致相同。雅鲁藏布江以南高阻体近似直立或南倾，以北高阻体基本北倾，中间夹杂多个小规模的低阻异常体。其中14—20号测点以及24—32号测点下方的上地壳高阻体规模和幅值都较为庞大，并向下延伸直至中下地壳，视电阻率值在几千 Ω·m以上。

图  8  剖面电阻率二维反演及壳幔地电结构模型

Figure  8.  Two-dimensional resistivity inversion and crust-mantle geoelectric structure model

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沿剖面中下地壳均发育大规模近北倾的低阻体，其中28—43号测点下方中下地壳低阻体顶部埋深为25 km，底部埋深在海拔−70 km左右，低阻体宽度为15 km左右，电阻率值在20 Ω·m以下；15—26号测点中下地壳发育的低阻体向北倾，顶部埋深为35 km，底部埋深为65 km，低阻体宽度亦在15 km左右，电阻率值在10 Ω·m以下；7—15号测点深部中下地壳也存在大规模低阻异常通道，这些大规模低阻体底部横向相连，形成一个向剖面两侧延伸的低阻层位，低阻体展布角度从倾向直立逐渐至北倾，低阻层位埋深呈现南深北浅的特点。沿剖面吉定镇南、雅鲁藏布江、冈底斯岩体北附近中下地壳发育的低阻体与其浅部的低阻形成了三条壳幔相连的低阻通道。

在海拔−70—−80 km之间存在明显的电性界面，剖面两端为上部高阻、下部低阻，剖面中部为中下地壳大规模低阻体形成的低阻层与下部中高阻之间的界面，在雅江主缝合带附近存在一定的梯度变化，南深北浅；在海拔−120—−150 km深度附近的横向电性界面推测为岩石圈的底界面，其下部存在近似横向连续的低阻层位，推测其为上地幔低阻层。沿剖面壳幔厚度的变化规律反映了板块俯冲导致的壳幔增厚与减薄。

3.3   重点地块电性结构

剖面自南向北依次经过喜马拉雅地块、雅鲁藏布江缝合带和拉萨—冈底斯地块。剖面中44—48号测点位于喜马拉雅地块内部，浅表以低阻为主，20 km深度范围内的沉积盖层中发育多个不连续低阻体，低阻体埋深由浅至深逐渐切入到雅鲁藏布江缝合带南侧地下深部。中下地壳以高阻为主。

剖面25—44号测点位于雅鲁藏布江缝合带南侧，从电性结构上看，25—31号测点所在位置的中下地壳发育大范围的高阻体为日喀则蛇绿岩带；31—44号测点所在位置的沉积盖层以及中下地壳的巨大低阻体与喜马拉雅地块表现出明显的差异，而与雅鲁藏布江主缝合带电性特征类似，该段为仲巴—郎杰学陆缘移置混杂地体，为早期板块俯冲致使岩石部分熔融和脱水所形成。

剖面20—25号测点所在处的低阻通道为通常所说的雅鲁藏布江缝合带，从电性结构上看缝合带内从浅表至中下地壳广泛发育低阻体，电性梯度带较陡立，两侧表现为巨厚的高阻块体，上地幔盖层也存在较明显的纵向梯度界限。

剖面14—20号测点所在位置的高阻体为冈底斯花岗岩体（Nelson et al，1996；赵文津等，1997）。整个雅鲁藏布江缝合带及其南北两侧的电性结构呈现出两个高阻异常体中间夹杂一个条带状陡立的壳幔物质运移的低阻通道，这个电性模型与缝合带航磁异常特征亦非常吻合。

剖面1—14号测点在构造单元上隶属拉萨—冈底斯地块，盖层以高阻为主，产状北倾，中下地壳发育低阻体。

3.4   断裂的推断认识

依据电性资料特征判定了5条与区域地质资料对应的深大壳断裂，且断裂两侧的电阻率值在近地表多有差异。

3.4.1   拉孜—邛多江断裂 （F₁）

该断裂大致在剖面43—45测点处，倾向偏北，近陡立，走向近东西，切割深度大于30 km，断距15 km以上，切穿上地壳，断裂浅表两侧电阻率有差异。浅部覆盖三叠系地层，电阻率值较低，在20 Ω·m以下；断裂北侧被一系列块状低阻体覆盖，电阻率值在10 Ω·m以下，这些低阻体的形成以及埋深形态与断裂深部发育的中下地壳低阻体关系密切，低阻体均为北倾，并且沿着断裂周围形成一个低阻通道，断裂控制了这些低阻体的倾向和位置；断裂南侧则以高阻为主，电阻率值在500 Ω·m以上，拉孜—邛多江断裂一般认为是广义雅鲁藏布江缝合带与喜马拉雅地块分界线的最南端，其断裂深部倾向指示着喜马拉雅地块深部不断下倾直至缝合带南侧区域内部。

3.4.2   昂仁—仁布断裂 （F₂）

该断裂大致在剖面31—33测点处，浅部南倾深部北倾。该断裂控制了南侧低阻体的展布，构造走向近东西，切割深度大于30 km，断距10 km左右。浅表为白垩系蛇绿岩所覆盖，电阻率值为几百 Ω·m；断裂北侧以高阻为主，电阻率值在500 Ω·m以上；南侧以低阻为主，电阻率值在50 Ω·m以下。F₂断裂与F₁断裂共同控制了低阻体的倾向与位置，且F₂断裂北侧以高阻为主，电阻率值在500 Ω·m以上，断裂深部为中下地壳两个大规模低阻体的隔断部位，究其原因可能与浅部断裂北侧大规模高阻体的阻挡作用有关。昂仁—仁布断裂与拉孜—邛多江断裂共同构成了雅鲁藏布江缝合带南部边界，这两条断裂之间夹杂的上地壳低阻异常以及中下地壳中存在的巨大低阻体均为喜马拉雅地块和雅鲁藏布江缝合带这两个不同构造单元相互作用的结果。昂仁—仁布断裂不仅是一条构造单元边界断裂，更从地层上将雅鲁藏布江缝合带南侧划分为两个不同地质块体，即仲巴—郎杰学陆缘移置混杂地体和日喀则弧前蛇绿岩地体。

3.4.3   拉堆—乃东断裂 （F₃）

该断裂大致在剖面上21—23测点处，倾向南，深部近陡立，地表出露在雅鲁藏布江以南区域。浅表覆盖白垩系日喀则蛇绿岩，电阻率值在1 000 Ω·m以上，断裂北侧浅部为高阻体，深部为低阻体，断裂南侧浅部有一小规模低阻体，深部以高阻为主。断裂将其两侧的高阻体明显错断开来，北侧高阻体电阻率值在1 000 Ω·m以上，南侧高阻体电阻率值相对较低，在几百 Ω·m左右。断裂深部发育着延伸至中下地壳的低阻体，低阻体的倾向、埋深与断裂北侧低阻体有着紧密的联系，倾向北，并自浅至深形成一个低阻通道，断裂控制了低阻通道的位置和倾向，断裂切割深度在40 km以上。拉堆—乃东断裂为雅鲁藏布江缝合带内部与其南侧区域的边界，从电性结构上看，断裂南侧从浅表至上地壳广泛发育高阻体，这些高阻体为日喀则蛇绿岩带以及板块运动造成的岩浆侵入后花岗岩，断裂北侧自浅表直到中下地壳发育有大规模的低阻体，推测其为板块运动后造成的物质局部熔融和含水流体。

3.4.4   拉堆—乃东同源断裂 （F₄）

该断裂大致在剖面19—21测点处，总体展布形态与F₃断裂类似，地表出露位置在雅鲁藏布江以北区域，切割深度在30 km以上，断距5 km左右。浅表被白垩系冈底斯花岗岩所覆盖，电阻率值为几百 Ω·m；断裂北侧为巨厚的高阻体，电阻率值为几千 Ω·m；南侧为相对低阻，电阻率值在50 Ω·m以下。断裂深部发育的中下地壳低阻体在倾向上由直立逐渐变为北倾，且宽度逐渐变窄。从断裂的形态以及断裂两侧的电阻率来看，它与F₃拉堆—乃东断裂为同源断裂，并共同控制了雅鲁藏布江缝合带的形态位置，将缝合带内部与其北侧区域区分开来。断裂北侧巨大的高阻体为冈底斯花岗岩，推测其为板块俯冲后深部热物质（包括岩浆）沿断裂系运移上涌形成。南侧的低阻异常为F₃和F₄两条断裂共同控制的“低阻通道”，与板块运动所造成的局部熔融和物质流动有关。

3.4.5   谢通门—南木林断裂 （F₅）

谢通门—南木林断裂大致在剖面13—15测点处，为一条划分边界的深大壳断裂，断裂倾向北，浅表倾角为60º 左右，深部产状陡立，倾角在75º 以上，切割深度在30 km以上，断距为20 km，构造走向为近东西向。浅表被第四系冈底斯花岗岩所覆盖，断裂北侧为中低阻，电阻率值在100 Ω·m左右。南侧为高阻，电阻率值在1 000 Ω·m以上。断裂深部发育的低阻体从形态来看出现了一定的弯折、北倾、变薄，与浅部断裂北侧形成的向北倾的中低阻有着紧密的联系。一般认为谢通门—南木林断裂是雅鲁藏布江缝合带北部冈底斯岩体与拉萨—冈底斯地块的分界，断裂深部电阻率等值线有明显上扬的趋势，说明雅鲁藏布江缝合带北部与拉萨—冈底斯地块之间存在明显的动力学作用，断裂所在位置指示着低阻体上涌的倾向以及位置。

4.   讨论与结论

对获取的跨雅鲁藏布江的48个宽频大地电磁测深测点进行二维反演处理，得到了沿剖面200 km深度范围内的壳幔电性结构，揭示该区域存在两处巨型的低阻高导体，是缝合带多期次俯冲的证据，也是深部活动的热源通道。

喜马拉雅地块浅表以近南倾的低阻为主，深部表现为高阻；雅鲁藏布江主缝合带及其两侧的日喀则蛇绿岩、冈底斯花岗岩体以及南部的仲巴—郎杰学陆缘移置混杂地体共同构成广义的雅鲁藏布江缝合带，其中主缝合带及南部的仲巴—郎杰学陆缘移置混杂地体均表现为浅部南倾深部北倾的规模巨大的低阻体组合，存在明显的壳幔物质连通运移通道；拉萨—冈底斯地块总体以高阻为主，地壳和上地幔存在局部的低阻体。

拉孜—邛多江断裂（F₁）为喜马拉雅地块的分界断裂，与昂仁—仁布断裂（F₂）共同控制了中下地壳低阻体的倾向和位置；拉堆—乃东断裂（F₃）及其同源断裂F₄共同控制了雅鲁藏布江缝合带的位置，并将缝合带与其两侧的块体间隔开，控制壳幔物质运移的低阻通道；谢通门—南木林断裂（F₅）是雅鲁藏布江缝合带北部与拉萨—冈底斯地块的边界断裂。上述断裂深部均北倾，切割深度在50 km以上，表现出印度板块向欧亚板块俯冲的痕迹。