始于大约55Ma前^[1]的印度板块与亚欧板块之间的陆-陆碰撞过程造就了当今青藏高原雄伟壮观的地表特征.这一自新生代以来持续进行的造山运动在漫长的地质历史时期中致使印度板块与亚欧板块之间的距离缩短量高达1360 km 左右^[2].Tapponnier等^[3]通过分析力学模拟实验的结果认为这一碰撞过程主要是通过高原内部物质的侧向挤出来吸收的，即在印度板块的挤压作用下，青藏高原东缘的物质沿着各个次级块体之间的走滑断裂不断向青藏高原东南部及云南西北部地区逃逸.Clark与Royden^[4]通过分析青藏高原及其周边地区的地形高程分布情况认为，在重力差异的作用下青藏高原内部应当广泛存在着壳内物质流，这些管流通道在高原内部物质运移及地表隆升的过程中发挥了重要作用.Clark与Royden还进一步推断了这些物质运移通道的分布情况，认为在青藏高原东缘，由于受到刚性的四川盆地的阻挡作用，物质转而向高原的东南缘地区逃逸.大地电磁测深方法利用具有丰富频谱成分的天然电磁场作为场源，可以实现对地下物质的电性结构(电阻率或电导率)进行岩石圈尺度的探测^[5].天然大地电磁场信号可以轻易穿透高阻区域，并对低阻体的存在十分敏感，可以有效地反映深部流体及高温区域的分布情况，对岩石圈内部的流变结构具有重要的约束作用.近年来在青藏高原东缘地区开展的大地电磁测深工作在中下地壳范围内发现了分布较为广泛的壳内低阻层^[6-8]，并被认为是壳内物质流存在的电性反映，从而为上述论点提供了有力的证据.综合以上观点可以看出，青藏高原东缘的构造模式与高原内部的物质运移以及高原的隆升机制之间存在着密切的联系，高原东缘在吸收印度板块与亚欧板块之间的陆-陆碰撞过程中发挥着重要的作用.

位于青藏高原东缘的龙门山断裂带标志着青藏高原与四川盆地之间的边界.在这一区域，自西北向东南依次分布有松潘—甘孜地块､四川盆地､川东滑脱褶皱带等地质构造单元以及龙门山逆冲推覆断裂带､龙泉山断裂､华蓥山断裂等断裂构造体系.由于松潘—甘孜地块的侧向挤出运动受到刚性的四川盆地的阻挡作用，导致在龙门山断裂带区间形成了一系列呈叠瓦状分布的逆冲推覆构造体，并造成了非常明显的地表高程差异.据估算，在龙门山断裂带区间东西宽约100km 的范围内，地表高程落差可达6000m 左右^[9].这种复杂多变的地形地貌分布预示着地下深部同样存在着极其特殊的地质构造情况，在松潘—甘孜地块与四川盆地之间不断积累的应力作用下，导致了该地区地震及各类地质灾害频发的现状.发生于2008 年的M_S8.0 级汶川大地震即为龙门山断裂带中的映秀—北川断裂突发错动的结果^[10].此外，四川盆地中部的龙泉山断裂以及东部的华蓥山断裂均为活动断裂，盆地内部还有一些隐伏的盲断层，上述这些断裂均具有逆冲推覆或右旋斜冲推覆的性质，存在着一定的地震危害性^[11].例如发生于2009年的四川泸州M_S4.0级地震就是由盆地东部华蓥山断裂的活动造成的.但是，前人的研究多集中于青藏高原东部及四川盆地的西部，主要是龙门山断裂带地区，对四川盆地东部的研究目前还较少.而且目前已有的研究对龙门山断裂带地区的构造模式及地表的隆升机制等问题还存有争议^[12]，需要进一步的深入研究.2011年，在国家深部探测技术与实验研究专项SinoProbe项目^[13-14]的资助下，完成了一条跨越青藏高原东缘及整个四川盆地的大地电磁长剖面^[15].该剖面自西北始于青藏高原内部的松潘—甘孜地块，向东南延伸穿过龙门山断裂带､四川盆地内部及四川盆地东部的华蓥山断裂，最终止于重庆东南的川东滑脱褶皱带附近，旨在从电学性质的角度研究青藏高原东缘及四川盆地区域地下深部的壳幔电性结构，并由此进一步认识和探索这一区域内的壳幔构造模式及其大陆动力学意义，为尚存有争议的科学问题从电学性质的角度提供约束与依据，以上也正是本文的研究意义所在.

测区点位分布如图 1所示，大地电磁测深剖面整体呈北西—南东走向，基本沿与龙门山断裂带地表构造走向垂直的方向布设.剖面最西北端起自阿尼玛卿缝合带附近，在松潘—甘孜地块内部经过若尔盖与松潘等地，并以近垂直的方式穿过位于北川与汶川之间的龙门山断裂带中段;在四川盆地内部，剖面于德阳附近穿过龙泉山断裂北端，经遂宁并穿过华蓥山断裂，最后经过重庆并止于川东滑脱褶皱带以东南的地区，基本覆盖了松潘—甘孜地块东部､龙门山断裂带中段以及整个四川盆地的大部地区.

图 1

Fig. 1

图 1 测区点位分布图及构造情况简图 红色圆点为测点，构造信息据Styron等[16]. Fig. 1 Topography map showing MT stations layout and tectonic structures in the survey area Red dots are MT stations,tectonic structures after Styron et al[16].

野外的数据采集工作基本于2011年年内完成，整条测线共包括68个宽频大地电磁测深点.采集仪器使用加拿大凤凰公司生产的MTU-5宽频大地电磁仪，平均点距约为10km 左右，平均采集时间约为20h.原始时间序列经过快速傅氏变换由时间域转化为频率域，并进一步通过远参考^[17]､Robust估计^[18]等处理技术转化为与频率有关的阻抗张量信息.经过处理后得到的视电阻率与相位曲线表明数据质量普遍较好，可用频点的平均周期范围为0.003~2000s左右，部分数据质量较好的测点可用信号的最长周期可达5000s以上.剖面所经各个块体内部典型测点的视电阻率与相位曲线如图 2 所示，其中100号测点位于松潘—甘孜地块内部若尔盖附近，356号测点位于四川盆地内部遂宁附近，432号测点位于重庆以东的川东滑脱褶皱带地区，以上测点的具体位置已在图 1 中标出.由三个具代表性典型测点的视电阻率曲线可以看出，各个块体内部的电性结构各不相同.松潘—甘孜地块(100 号测点)的电性结构由浅部到深部表现为“低阻-高阻-低阻"的分布特征;四川盆地内部(356 号测点)则表现为浅部低阻､深部高阻的特点，并且TE(图中xy)与TM(图中yx)曲线基本重合，说明盆地内部的电性结构整体一维性较强;川东滑脱褶皱带附近(432 号测点)的电性结构由浅部到深部则表现出由高阻到低阻的变化趋势.

图 2

Fig. 2

图 2 各个地质单元内部典型测点的视电阻率与相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and phase curves for typical stations inside of each geological unit

在获得与频率相关的阻抗张量信息后，需要对所得数据进行维性分析，从而进一步确认适合的数据处理及反演方法(一维/二维/三维).理想的一维情况下电性结构仅在深度方向上有变化，而在水平方向上没有变化，即一维层状模型;理想的二维情况是指电性结构在构造走向方向上没有变化，即假设电性结构沿构造走向方向是无限延伸的;三维情况则是指电性结构在两个正交的水平方向及深度方向上都有变化.可见，实际的地质情况都是三维的，只有在满足一些特殊条件的前提下，可以近似视为二维或一维情况处理.通常的二维大地电磁测深剖面都会尽量垂直于构造走向方向布设就是为了尽可能的满足二维性的要求.Swift^[19]与Bahr^[20]各自提出了一种用以判别大地电磁测深数据是否满足二维性要求的参数，即二维偏离度.其中，Swift二维偏离度较容易受各类畸变效应的影响，从而影响判别的准确性;相对来说Bahr二维偏离度受畸变效应影响更小一些，判别结果也更为稳定可靠.图 3中给出了这两种二维偏离度沿剖面方向分布的拟断面图.一般来说，二维偏离度的值越小(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(红色)，则大地电磁测深数据的三维性更强.通常认为当二维偏离度的值小于0.3 时，可以近似视为二维情况.从图 3中可以看出，沿剖面大部区域基本满足二维性假设(蓝色区域)，只有在剖面西北端的阿尼玛卿缝合带以及剖面中部的龙门山断裂带附近表现得具有三维性(红色区域)，这可能表明这些地区的构造情况比较复杂.松潘—甘孜地块､四川盆地以及川东滑脱褶皱带各个块体内部的数据均表现出较好的二维性，特别是四川盆地内部的很多测点接近于满足理想的二维(或一维)情况.另外，相对来说，反映浅部的高频段测深数据比反映深部的低频段测深数据二维性要更好，说明深部可能存在三维效应，或者是由于长周期信号受干扰影响所致.总体说来，剖面整体表现基本满足二维性假设，适于进行二维反演.

图 3

Fig. 3

图 3 Swift与Bahr二维偏离度拟断面图 Fig. 3 Pseudosections of Switt and Bahr skewness along the profile

在对大地电磁测深数据进行二维反演之前，首先需要确定剖面所经地区的区域构造走向，并将MT 数据旋转至构造走向方向上.此时才能将MT数据分解为两组相互独立的极化模式(TE/TM)并通过二维反演获得比较准确可靠的地下电性结构信息.本文中利用相位张量^[21-22]与阻抗张量Groom-Bailey(GB)分解^[23-24]两种方法来综合分析并确定区域构造走向的方向.

相位张量被定义为阻抗张量实部矩阵的逆矩阵与虚部矩阵的乘积.其图示可以用一椭圆来表示，椭圆长轴对应张量元素不变量的最大值，短轴对应张量元素不变量的最小值，椭圆长轴方向对应电性主轴方向.一般情况下，椭圆长轴与短轴越接近表明一维性越好，理想一维情况下，椭圆则退化为圆形.此外，每个相位张量椭圆还对应一二维偏离角度值β，β 的角度值越大表明MT 数据的三维性越强.相位张量工具在用于MT 数据维性分析及区域构造走向判断上具有不易受三维畸变效应影响的优点.图 4中给出了在0.1s､10s､100s､1000s四个周期值下相位张量的分布情况，其中每个椭圆对应的二维偏离角β 的值由不同颜色示出.由图中可以看出，沿剖面绝大部分测点的二维偏离角β 均小于5°(蓝色)，表明剖面数据二维性较好.特别是在浅部中､高频段(0.1s与10s)，位于四川盆地及松潘—甘孜地块内部的部分测点甚至比较接近一维情况(椭圆接近退化为圆形).只有在龙门山断裂带附近出现二维偏离角β 值较大的情况，说明在这一区域构造情况比较复杂，可能存在三维效应.此外β 的值在较低的频段(100s及1000s)有逐渐变大的趋势，这说明在研究区域深部可能存在三维结构，或者是由于长周期MT 数据质量相对来说较差造成的.以上由相位张量得出的维性分析结果与Swift及Bahr二维偏离度分析的结果也是基本一致的.由相位张量椭圆的长轴方向分布可以看出，剖面上绝大部分测点数据或者表现出近似一维的特性，或者电性主轴方向大体平行于龙门山断裂带，而只有在较低的频段(100s及1000s)，四川盆地内部的部分测点主轴方向逐渐转变为近南北向.

图 4

Fig. 4

图 4 不同频率的相位张量分布图及对应各频段构造走向分析结果玫瑰图 Fig. 4 Phase tensor maps for 4 different frequencies and rose diagrams showing strike analysis results for each corresponding frequency band

在此基础上，进一步对MT 数据进行了多点､多频段的阻抗张量GB 分解^[24]，并将各个频段的统计结果以玫瑰图的形式示于图 4中.可以看出，在高频段(0.01~0.1s)电性主轴方向的分布比较均匀，玫瑰图中没有显示出具有明显优势的主轴方向，这应当是由于浅部数据的一维性较好造成的.在中､低频段(1~10s及10~100s)，玫瑰图中指示出了比较明显的电性主轴方向，结合地表地质构造的分布情况判断区域构造走向应当大致平行于龙门山断裂带的地表走向，即为北东35°左右.在低频段(100~1000s)，构造走向方向逐渐转变为近南北的方向.以上结果与相位张量的分析结果也是一致的，从而进一步证明了构造走向分析结果的可靠性.据此，将剖面MT 数据全部旋转至区域构造走向方向上(即北东35°)并进行二维反演.

利用二维非线性共轭梯度算法(NLCG)^[25]在不同反演参数条件下对不同模式的MT 剖面数据(TE､TM 以及TE+TM)进行了大量的反演.在反演过程中发现TE 模式的数据受三维畸变效应的影响比较严重，从而导致TE 模式以及TE+TM 模式的二维反演结果RMS拟合差较大.TE 模式的MT数据在反演过程中存在的问题主要表现在以下两个方面:(1)长周期的TE 数据无法拟合;(2)部分测点TE模式的相位数据存在超象限的问题.蔡军涛等^[26]通过正演研究发现在对三维模型生成的MT 数据进行二维反演时，TE 模式对模型的二维的近似程度要求远高于TM 模式;当三维结构影响较明显时，利用TM 模式数据进行二维反演比其它模式反演更合理，反演结果中的虚假异常也更少.同时，还建议对于实测数据的二维反演应优先考虑采用TM模式数据进行.一般地说，TM 模式数据能够更好地反映与二维区域构造走向方向近似平行的三维异常体^[27]，并且更不容易受到由三维低阻异常体所产生的畸变效应的影响^[28]，因此单独TM 模式的反演应当能够比较准确地反映出地下介质的电性结构分布形态.综上，最终我们选取了拟合情况最好的TM模式反演结果，如图 5a所示.反演中使用的参数设置为:TM 视电阻率误差级数10%，相位误差级数5%，正则化因子τ=1.反演过程中使用了0.01~10000s共六个数量级的MT数据，初始模型为100Ωm 均匀半空间，经过200次迭代，最终RMS反演拟合差为1.482，说明反演拟合情况较好.此外，在图 5中还给出了TM 视电阻率与相位的实测数据(图 5b)以及模型响应数据(图 5c)的拟断面图.通过对比可以看出，实测数据与由反演模型生成的响应数据非常接近，更进一步说明了反演的拟合情况比较理想以及反演模型的可靠性.

图 5

Fig. 5

图 5 (a)TM 模式二维反演电性结构模型及TM 视电阻率与相位的(b)实测数据及(c)响应数据拟断面图 Fig. 5 （a）2D TM inversion model pseudosections （b）observed and (c) modeled TM date of apparent resistivitu and phase

由图 6可以看出，二维剖面的电性结构反演模型总体来说具有“横向分块，纵向分层"的特点.剖面所经各个构造单元内部的电性结构各不相同，各主要断裂带在电性结构上均表现为明显的电性分界面或电性梯度带.下文分别对各个构造单元内部的电性结构进行详细描述和分析.

图 6

Fig. 6

图 6 二维反演电性结构模型构造解释图 莫霍面深度据文献 [29][30],并根据电性结构模型略作修改,C为高导体,R 为高阻体,CL为高导层,F为断层. Fig. 6 Interpretation of the electtical structure model obtained from 2D inversion Moho depth after references [29][30] and modified based on the electncal structure . Abbreviations are :C-Conductor, R-Resistor ,CL-Conductive Layer , F-Fault.

松潘—甘孜地块位于北部的东昆仑—柴达木地块与南部的羌塘地块之间，其北部边界为阿尼玛卿缝合带，南部则以金沙江缝合带为界.松潘—甘孜地块的西部在青藏高原内部呈狭长的条带状分布，而在青藏高原东缘则以龙门山断裂带为界，从而构成了形如倒三角形的构造单元(见图 1).松潘—甘孜地块最明显的地表地质特征为广泛分布的巨厚的三叠纪复理石杂岩沉积^[2]，一般厚度至少为几公里，局部地区厚度可达到10km 以上.并且在青藏高原东缘的逆冲作用下，这一杂岩地层产生了强烈的褶皱变形.从电性结构来看，松潘甘孜地块总体上表现为高阻的上地壳以及低阻的中下地壳.上地壳高阻层应当是三叠纪复理石杂岩的电性体现，高阻层底界面的起伏不平则反映了杂岩地层的褶皱变形作用.在中下地壳范围内分布有高导区域(图 6中CL1及C1)，反映了青藏高原内部地壳较弱的特点.MT 剖面在松潘—甘孜地块内部经过了昆仑断裂带的最东端以及龙日坝断裂带的北端.高导层CL1在受到昆仑断裂带左行走滑的剪切作用下呈上凸的弧形分布，其高导电性的成因应当是在剪切作用下形成的破碎带内的流体造成的.Wang等人^[31]通过在东昆仑断裂带开展的高精度反射地震剖面研究发现在这一地区昆仑断裂带表现为一壳内尺度近垂直的左行走滑断裂，其下方被一中地壳范围内近水平的剪切带所截断，剪切带下方的下地壳与岩石圈地幔耦合并被一系列的冲断构造所切割.从本文的电性结构模型来看，昆仑断裂带附近的确没有发现穿透整个岩石圈的电性结构特征，因此很可能只是壳内尺度的.而高导层CL1则很可能表征了中地壳内受水平剪切作用所形成的滑脱面.此外，从高导层CL1 的分布形态来看，其起伏变化较大且分布不是十分连续，因此可能表明这种中地壳范围内的剪切作用只是局部的，而这也与Wang等人^[31]从地震剖面上所观测到的结果是一致的.龙日坝断裂带是近年来通过GPS观测发现并经过卫星影像及野外考察证实的一条北东向右行走滑断裂带，属于晚第四纪新生的活动断裂带^[32].在电性结构模型中，龙日坝断裂带表现为一延伸深度较浅的电性分界面，同时还表现出具有一定的逆冲分量.在昆仑断裂带左行走滑以及龙日坝断裂带右行走滑的共同作用下，位于这两条断裂带之间的物质应当表现出整体向北东方向运移的趋势.而位于这一区间中下地壳范围内的大规模高导体C1则很可能为这种运动提供了深部的动力学条件.C1 所在区域的电阻率值普遍不超过10Ωm，最小的电阻率值甚至不到1Ωm.这一低阻特征很可能是由局部熔融物质或含盐水流体形成的^[7]，因此就有可能在C1 所在区域内形成壳内物质流动的通道，从而在地下物质发生大规模走滑运动的过程中起到引导的作用.值得一提的是，这一构造特征与Bai等人在青藏高原东南缘鲜水河—小江断裂带以及班公—怒江缝合带地区发现的壳内物质流动通道^[6]具有很高的相似性.在Bai等人的研究结果中所发现的两组物质流动通道同样表现为中下地壳范围内的大规模高导体，与本文模型中的高导体C1相比，无论在空间的分布形态与规模上还是在电阻率的数值上都具有很高的相似性.这些中下地壳的大规模高导体普遍分布于25km 深度以下的中下地壳范围内，并可延伸至100km 附近的上地幔区域;在水平方向上这些高导体的分布范围也十分广泛，由几十至上百公里不等.这些高导区域的的电阻率值分布也非常相似，其核心区域的电阻率值普遍小于10Ωm.此外，这些中下地壳的大规模高导体大多都分布于一些大型走滑断裂的附近.综上，我们认为这些高导体都应当具有类似的成因，并且反映了青藏高原东缘在壳内物质流动与大型走滑断裂的综合作用下形成的复杂多变的构造变形样式.

龙门山逆冲推覆断裂带标志着青藏高原东部与四川盆地之间的边界.该区地表地质特征主要是广泛分布的前寒武变质岩带.自东北向西南依次分布有彭灌杂岩､宝兴杂岩及康定杂岩三个主要杂岩带^[12].该断裂带主要由三条主干断裂组成，自西向东分别为:汶川—茂县断裂､映秀—北川断裂以及灌县—江油断裂^[10].这些断裂均具逆冲推覆性质，呈叠瓦状分布于龙门山区间，并上覆于扬子块体西缘之上^[33].位于龙门山断裂带下方中下地壳范围内的高阻体R1很好地体现了扬子地块所应具有的较为稳定的高阻特征.同时，R1 与C1 之间形成了非常强烈的电性对比.R1 体现了扬子地块所具有的较“冷"､较“硬"的特征，由于壳内流体含量少，因此表现为高电阻率;而C1则代表了较“热"､较“软"的青藏高原内部物质，并且由于局部熔融体与含盐水流体的存在使之形成了大规模的高导体.位于R1 与C1之间的电性梯度带则标志着这两类电性结构之间的过渡与转换.从R1的分布形态来看，扬子块体的西缘应当楔入了高原内部的中下地壳，从而导致了青藏高原东缘地壳的增厚.另外，从电性结构模型来看，龙门山断裂带地区的三条主干断裂应当以较缓的倾角在20km 左右的深度汇聚从而形成一向西北方向延伸的高导层CL2.CL2 表征着位于推覆体下方的拆离面，其高导电性的成因应当是由破碎带内的流体造成的.CL2 所代表的拆离面与该区内的地震活动具有密切的联系.Wang 等人^[9]通过分析高精度测地数据发现汶川地震所引起的滑动位移主要沿一壳内滑脱面发生，震源位置也位于这一滑脱面上.该面深度约为20km，呈近水平方向展布，在龙门山下方水平方向上延伸60km 左右.其分布形态与CL2具有很高的一致性，据此推断CL2应当是这一滑脱面的电性指示.王绪本等人^[34]也曾在青藏高原东缘龙门山断裂带地区开展过大地电磁测深研究，所得出的龙门山断裂带电性结构模型与本文的模型具有较好的一致性.龙门山断裂带在电性结构上均表现为北西倾向连续展布的壳内低阻层，其下方则是高阻的结晶基底，反映出了逆冲推覆构造的特征.Bai等人^[6]研究成果中的P3剖面尽管是从龙门山断裂带的南端穿过，但其电性结构模型也依然反映出龙门山断裂带区间的电性结构由浅部的壳内低阻层以及其下的高阻基底构成，具有与本文模型相似的逆冲推覆特征.综上，在龙门山地区以CL2为界，其上部为以逆冲推覆为主要特征的薄皮构造，而在深部则表现为楔入构造.

四川中-新生代前陆盆地属扬子块体的一部分，为较稳定的地块.盆地内部地形平缓，平均海拔在300~500m 左右，广泛分布的沉积岩层呈近水平分布.以盆地内部的龙泉山断裂为界，可将四川盆地进一步分为西部的成都平原以及位于龙泉山断裂及华蓥山断裂之间的盆中丘陵地区.四川盆地在电性结构模型上从浅部到深部表现出“低阻-高阻-低阻"的层状分布的特点.浅部的沉积层表现为低阻层，并且具有西厚东薄的特点，这应当与青藏高原东缘的逆冲推覆作用有关.浅部低阻层下的高阻基底则具有西薄东厚的特点，且电阻率值向东不断增大，从而在四川盆地东部的深部形成一大规模的高阻区域R2.龙泉山断裂在电性结构上表现为一北西倾向的低阻体，推测是逆冲推覆构造的电性反映^[35].其规模与龙门山逆冲推覆体相比，在延伸深度及水平延伸距离上都要小很多.需要注意的是，由于本文中的MT剖面仅从龙泉山断裂的北端穿过(如图 1)，因此并未能反映出作为其主体的断裂中段的电性特征.另外，从电性结构模型推断在龙门山断裂带东缘的山前地区深部应存在一隐伏断裂(图 6 中F1)将龙门山逆冲推覆体下方的高阻基底R1与四川盆地的高阻基底分离开来.

从地貌特征来看，位于四川盆地东缘的华蓥山是一明显的地表地形分界线，标志着由宽缓平坦的四川盆地向川东山岭地带的转换.华蓥山以东的川东滑脱褶皱带由多条近NE—SW 走向的条状背斜山地与向斜宽谷组成.在电性结构模型上，分布于这一地区浅部的起伏不平的低阻层应当是这种滑脱褶皱构造的电性体现.在华蓥山断裂下方存在一南东倾向的低阻体C2，延伸深度至少为30km 左右，可能表明华蓥山断裂具有向北西方向推覆的性质.同时，在华蓥山断裂以东的滑脱褶皱带内还存在一组类似的具推覆特点的电性结构.据此推断川东滑脱褶皱带的浅部构造可能具有整体向四川盆地内部推覆的特征，而这一北西向逆冲推覆构造的前缘应当就是华蓥山断裂.川东滑脱褶皱带的深部电性结构整体表现非常高阻(R3)，符合古老､稳定的扬子克拉通基底的电性特征.与浅部具滑脱褶皱特征的低阻层结合，很好地体现了这一地区薄皮构造的特点.此外，表征华蓥山断裂的低阻体C2 很可能在深部切割了高阻的扬子基底，并构成了四川盆地的东部边界.

以上详细分析了剖面所经各个主要构造单元的电性结构.总体来看，青藏高原东缘及四川盆地地区的构造模式可以分为两个层次:在浅部中-上地壳主要是以逆冲推覆为特征的薄皮构造;而在深部中-下地壳至上地幔范围内则表现为刚性的扬子块体嵌入柔性青藏块体内部的楔入式构造.万天丰^[36]通过总结认为这种锯齿状的嵌入构造在陆-陆碰撞造山带地区是一种普遍存在的构造模式.而这种构造模式的成因应当与由浅部到深部的物性变化有关.从本文的电性结构模型来看，浅部的电性变化剧烈，电性分块表现较为破碎，反映了脆性物质的逆冲推覆过程.在推覆体下方，如青藏高原东缘及川东滑脱褶皱带地区的中-上地壳范围内存在着一组连续性较好的水平电性分界面(如CL2)，标志着推覆体下方的滑脱界面.在这组界面以下，电性结构则转换为大规模电性均匀分布的块体(如C1､R1､R2及R3)，标志着深部以韧性变形为主的构造特征.以滑脱界面为界，浅部的脆性物质与深部的韧性物质发生解耦，从而形成了这种构造模式.该区域的壳幔S波速度结构研究^[37]也表明，在青藏高原东向挤压与四川盆地强硬地壳阻挡的长期作用下导致松潘—甘孜地块内部蓄积很大的应变能量以及上､下地壳在壳内低速层顶部边界的解耦，从而在龙门山断裂带附近形成上地壳的铲形逆冲推覆结构.龙门山断裂带地区的重力异常分布特征^[38]也体现出了同样的趋势，由重力异常推测该区域密度分界面分为两段，深部较陡的分界面为岩石圈块体的边界，浅部较缓的分界面则认为与逆冲推覆构造有关.浅部较缓的分界面由地表大地构造单元的界线往深部密度界面缓倾并与深部岩石圈块体的边界相连接，反映了中上地壳脆性变形层的地质体由岩石圈块体界线沿缓倾的密度界面推覆至地表大地构造单元界线处的逆冲推覆过程.由此可见，波速结构与重力异常场的分布特征从另一个侧面印证了以上电性结构模型解释的合理性，降低了地球物理的多解性.

王绪本等人^[34]通过大地电磁测深获得的电性结构模型推断可能存在一个西延至若尔盖地块的泛扬子陆块.但是，从本文的电性结构模型来看，扬子块体并没有俯冲至松潘—甘孜块体下方，而是呈楔入体插入青藏高原东部的中地壳下方.许志琴等人^[39]根据地质资料与地震剖面等地球物理资料的综合研究也得出了相似的结论，并指出是否存在扬子地块往西运动及大陆俯冲作用尚待探究.地震P波三维速度结构研究^[40]表明，在龙门山断裂带30km 深度之下的扬子地块具有明显的高速特征，其前缘随深度增加向青藏高原方向扩展，在下地壳和上地幔顶部已达到龙门山断裂带以西.这一特征与本文电性结构模型中的高阻体R1具有很好的一致性.此外，S 波速度结构的研究^[37]也同样表明并不存在四川盆地向西侧的俯冲.Zhao 等人^[41]根据地震S波接收函数的研究提出亚洲岩石圈俯冲于青藏岩石圈之下分三个阶段进行的构造模型.这三个阶段分别为:首先是青藏岩石圈的增厚，第二阶段是青藏岩石圈下部的剥离，最后是整个青藏岩石圈覆盖于亚洲岩石圈之上.从本文得出的青藏高原东缘的构造模式来看，应当处于第二阶段的早期.我们认为，在扬子块体向青藏高原中下地壳的楔入作用下，使得高原壳内物质流的东向运移受到了阻挡，这些物质在东缘的堆积导致了高原东部的地壳增厚.松潘—甘孜块体内部中下地壳范围内的大规模高导体C1应当就是在这种机制下形成的.龙门山断裂带中上地壳的P 波高速异常表明介质具有相对较高的强度^[40]，在青藏高原物质向东挤出过程中起到了较强的阻挡作用，有利于深部能量积累.S波速度结构研究^[37]也同样表明在龙门山断裂带附近地壳平均泊松比仅为0.2，显示了坚硬地壳的特征，而松潘—甘孜地块的地壳则相对软弱.这些波速结构研究的结果都进一步印证了以上关于高导体C1形成机制的认识.同时，高导体C1的存在对高原东缘的物质运移､地表隆升等过程也都具有重要的意义.

本文的电性结构模型对于青藏高原东缘造山带的隆升机制也具有一定的启示意义.长期以来，针对青藏高原东缘的隆升机制主要存在以下两类观点:一种认为隆升过程是通过逆冲推覆等一系列的壳内脆性变形过程来实现的，龙门山断裂带区间频发的地震活动是这种观点的最好例证^{[9, 42]};另一种观点则认为隆升过程是由于高原内部中-下地壳物质流导致的地壳增厚引起的，壳内物质流的发现则是这种观点的有力证据^[6-8].我们认为，实际上这两种机制可能在青藏高原东缘的隆升过程中同时发挥着作用，但是每种机制占主导地位的空间分布范围又各不相同.电性结构模型反映出的高阻脆性物质特征主要表现在浅部中-上地壳以及位于最东边缘的龙门山断裂带区间.在这些地区的隆升过程中，由逆冲推覆等壳内脆性变形导致的地壳缩短起到了主要的作用.而壳内物质流导致的地壳增厚区域(图 6 中C1)则集中在松潘—甘孜地块内部的中-下地壳范围内，并对高原内部的隆升起到了主要的推动作用.在这两种机制的共同作用下，造成了青藏高原东部地区的整体隆升.当然，需要指出的是，本文的大地电磁测深剖面仅仅从松潘—甘孜地块的最东北端穿过，因此电性结构模型也只能反映出这一局部地区的壳幔结构特征，要对青藏高原东缘地区整体的壳幔结构组成､物质运移形式以及地表隆升过程等问题加以全面的理解，还需要更进一步全面和深入的研究.

在SinoProbe项目的资助下，完成了一条跨越青藏高原东缘及整个四川盆地的大地电磁测深剖面.经过一系列常规处理流程，获得了质量较好的数据体.维性分析结果表明剖面数据整体二维性较好.在分析得出区域构造走向后，通过二维反演方法得到了整条剖面的电性结构模型.

电性结构模型表明剖面整体具有“横向分块，纵向分层"的特点.沿剖面可分为三个主要的电性结构单元，分别为:浅部高阻､中下地壳存在大规模低阻体(C1)的松潘—甘孜地块，浅部低阻､中下地壳相对高阻的四川盆地，以及华蓥山以东整体为高阻特征的扬子克拉通地块(R3).四川盆地西部的龙门山区间存在着一组表征南东向逆冲推覆的电性结构.其下方的低阻层(CL2)说明这一系列推覆体在深部20km 左右汇聚并形成一滑脱面.在滑脱面CL2的下方是高阻的扬子块体与低阻的青藏块体在深部的过渡带.四川盆地东部的华蓥山断裂及川东滑脱褶皱带附近同样存在一组北西向逆冲推覆的电性结构，其下方的大规模高阻体R3 则表征了古老､稳定的扬子克拉通地块.

青藏高原东缘及四川盆地地区的整体构造模式可以分为两个层次:在浅部中-上地壳主要是以逆冲推覆为特征的薄皮构造;而在深部中-下地壳至上地幔范围内则表现为刚性的扬子块体嵌入柔性青藏块体内部的楔入式构造.这一构造模式与研究区域内壳内物质流的分布､青藏块体与扬子块体在深部的关系以及青藏高原东缘地区的隆升机制等问题都具有紧密的内在联系.

各位评审专家在本文的修改过程中提出了诸多宝贵意见，在此致以诚挚的谢意.