2017, Vol. 60
2. 重庆大学电气工程学院, 重庆 400044
2. School of Electrical Engineering, Chongqin University, Chongqing 400044, China
青藏高原东缘位于阿尔卑斯—印支特提斯构造域东段与太平洋构造域的交汇部位, 是由劳亚与冈瓦纳大陆之间诸多地体或陆块不断破碎、裂解、又相互拼接、镶嵌构成的复杂造山带, 东部受太平洋板块俯冲、消减的影响, 西部受印度板块与欧亚板块碰撞后构造效应的作用, 现代地壳运动同时受板块构造学说两种最具代表性的边界约束, 既具全球构造意义, 又富独特的区域演化特征(Royden et al., 1997；丁志峰等, 1999；Chen et al., 2000), 在全球地球动力学与大陆动力学研究中具有特殊的重要地位(熊熊和滕吉文, 2002).
宽频大地电磁(MT)和长周期大地电磁(LMT)探测技术是研究地球深部电性结构与构造的主要地球物理方法, 具有探测成本较低、探测深度较大、构造反映明显等特点.因此, 大地电磁测深技术在深部地球物理研究中得到日益广泛的应用, 成为地球深部探测以及获得地壳及上地幔结构的主要方法之一(魏文博等, 2003；赵国泽等, 2008).
为全面反映青藏高原东缘电性结构研究工作成果, 我们广泛收集了自1980年以来发表的国内外文献, 总结了青藏高原东缘地壳上地幔大地电磁探测工作成果, 概括描述了研究区主要构造的电性结构特征, 根据研究区壳幔电性结构特征的构造解析和实例分析, 总结了青藏高原东缘六种壳幔电性结构类型, 进而讨论了青藏高原东缘与扬子西缘的接触关系, 并分析了汶川地震和芦山地震的电性孕震环境, 探讨了青藏高原东缘存在下地壳物质流的证据.本文所涉及的范围为：经度95.5°E—108.5°E, 纬度21°N—37°N (图 1).
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图 1 青藏高原东缘构造纲要 Fig. 1 Tectonic outline map of the eastern margin of the Tibetan plateau |
青藏高原东缘自新生代以来一直受到印度洋板块与欧亚板块碰撞与挤压的强烈作用, 受青藏高原的抬升和构造运动的制约, 新构造活动比较强烈.研究区的新构造活动受到深部地壳结构影响明显、且为其深层过程强烈变化的分界带.由于构造运动受到中、新生代、特别是第四纪活动断裂构造的影响, 故与相邻板块构造运动在成因上有着密切的内在联系(滕吉文等, 2008).
研究区断裂极其发育, 组合形态复杂, 主要受NE向、NW向和近NS向断裂控制(张岳桥等, 2008).区域主要有三条重要的走滑断裂：北部的玛沁—玛曲断裂、中部的鲜水河断裂以及南部的红河断裂.其中, 鲜水河断裂带是第四纪活动的左旋走滑断裂带(Allen et al., 1991), 红河断裂在第四纪期间可能存在右旋走滑(Allen et al., 1984), 推断红河断裂带是一条第三纪的塑性走滑剪切带(Tapponnier et al., 1990).因此, 可将青藏高原东缘划分为三部分进行研究, 分别为北部龙门山构造带、南部三江构造带以及中部的川滇构造带(图 1).
龙门山构造带研究以NE—SW走向的龙门山断裂带为主, 龙门山断裂带是一条重要的构造分界断裂, 运动以逆冲为主、兼有走滑分量(周荣军等, 2006), 其西侧为松潘—甘孜地块的一套浅变质的古生界及浅变质的中生界三叠系地层, 逆冲或推覆到扬子地台的古生界及中生界稳定地台型浅海相沉积和陆相沉积地层之上(王椿镛等, 2002).扬子地台自晚古生代以来沉积环境一直比较稳定, 具有较厚未变质的沉积盖层, 燕山运动和喜马拉雅运动期间才出现程度不同的褶皱运动(任纪舜等, 1980).红河断裂以南的滇西南地区为三江构造带(三江褶皱系), 主要包括金沙江、澜沧江和怒江(横断山脉)云南段, 地质年代和变形程度使其成为中下地壳内大规模的高温、走滑剪切研究的理想区域(Leloup et al., 1995).川滇构造带介于龙门山构造带和三江构造带之间, 主体为川滇南北地块, 由东部的安宁河断裂、小江断裂, 西部的金沙江断裂、红河断裂, 以及北部的鲜水河断裂所包围(图 1).
3 青藏高原东缘壳幔电性结构特征研究青藏高原东缘最引人注意的构造是NE—SW向的龙门山构造带、NW—SE向的鲜水河构造带和SN向的康滇构造带等构成的“Y”字型构造, 众多地质学家和地球物理学家从地质学、地球化学、航空遥感地质和地球物理学等方面进行了较深入的研究.大地电磁测深研究始于20世纪80年代, 21世纪以来, 特别是汶川和芦山地震发生后, 陆续在穿越龙门山两大震中位置及邻区完成了大量的MT和LMT测深剖面.本文收集了围绕“Y”型构造区域开展的大地电磁测深主要成果, 分别针对龙门山构造带、川滇构造带和三江构造带三个构造单元进行电性构造特征分析阐述.
3.1 龙门山构造带电性结构龙门山构造带西以茂县—汶川断裂为界, 与松潘—甘孜地块相依；东以灌县—江油断裂为界, 与扬子地块西缘相邻.开展龙门山构造带壳幔电性结构研究可为龙门山逆冲构造及深部动力机制研究提供可信的深部地球物理资料支持, 研究工作对有关龙门山形成演化机制、深部结构特征等问题的认识, 以及对汶川地震和芦山地震的地震成因、动力学机制等的分析都具有重要科学意义和实际价值.
3.1.1 龙门山构造带电性结构研究程度自20世纪80年代以来, 针对龙门山构造带开展了大量大地电磁探测工作, 其中具有代表性的有以下工作(图 2).
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图 2 龙门山构造带地质构造及大地电磁剖面分布图 测线及编号：① 芦山—小金；⑪ 龙日坝—资阳(詹艳等, 2013)；② 望鱼乡—天全；③ 双江村—中岗村；④ 名山—宝兴；⑤ 龙店—小金；⑥ 浦江—大川；⑦ 浦江—邓家山(詹艳等, 2013；王立凤等, 2014)；⑧ 雅安—小金；⑬ 龙日坝—简阳；⑱ 若尔盖—三台(Zhao et al., 2012)；⑨ 阿坝—泸州(李立和金国元, 1987)；⑩ 玛曲—高粱, 王绪本等, 2013；⑫ 龙日坝—简阳；⑮ 黑水—三台(张洪荣, 1990)；⑭ 茂县—绵竹(彭淼等, 2015)；⑯ 若尔盖—重庆(张乐天等, 2012)；⑰ 碌曲—中江—合川(王绪本等, 2009；Wang et al., 2014; Yu et al., 2014)；⑲ 甘肃通渭—四川茶店；⑳ 广元—灵台(詹艳等, 2014)；㉖ 名山—广元(覃庆炎, 2011). Fig. 2 Geological structure of the Longmenshan tectonic zone and locations of MT profiles Survey line and number: ① Lnshan—Xiaojin; ⑪ Longriba—Ziyang (Zhan et al., 2013); ② Wangyu—Tianquan; ③ Shuangjing—Zhonggang; ④ Mingshan—Baoshan; ⑤ Longdian—Xiaojin; ⑥ Pujiang—Dachuan; ⑦ Pujiang—Dengjiashan (Zhan et al., 2013, Wang et al., 2014); ⑧ Yaan—Xiaojin; ⑬ Longriba—Jianyang; ⑱ Ruoergai—Santai (Zhao et al., 2012); ⑨ Aba—Luzhou (Li and Jin, 1987); ⑩ Maqu—Gaoliang (Wang et al., 2013); ⑫ Longriba—Jianyang; ⑮ Heishui—Santai (Zhang H R, 1990); ⑭ Maoxian—Mianzhu (Peng M et al., 2015); ⑯ Ruoergai—Chongqin (Zhang et al., 2012); ⑰ Luqu—Zhongjiang—Hechuan (Wang et al., 2009, 2013; Yu et al., 2014); ⑲ Tongwei—Chadian; ⑳ Guangyuan—Lingtai (Zhan et al., 2014); ㉖ Mingshan—Guangyuan (Qin Q Y, 2011). |
(1) 龙门山构造带中段
1984—1985年, 李立和金国元(1987)开展了阿坝—泸州MT剖面探测研究, 为第一条横跨龙门山断裂带的剖面, 在龙门山主构造带上发现了深部高阻异常, 与重磁异常有明显的对应关系；张洪荣(1990)对华南大断面龙日坝—简阳段MT剖面进行了编绘, 对沿剖面地壳上地幔结构、区域构造及其变形机制进行了研究；王绪本等(2008, 2009)和Yu等(2014)对汶川地震前观测的碌曲—中江MT剖面进行了处理解释, 提供了龙门山自NW向SE逆冲推覆的MT测深证据, 在此基础上, 王绪本等(2013)完成了碌曲—中江—合川的LMT剖面探测工作, 并首次对扇形边界条件下MT资料处理进行研究, 揭示了岩石圈深部的若尔盖壳幔高阻块体、松潘壳幔低阻带、龙门山壳幔高阻块体和川中壳幔高阻块体的电性结构特征；在SinoProbe项目(魏文博等, 2010；董树文等, 2012)中, 张乐天等(2012)完成了跨越青藏高原东缘及整个四川盆地的MT剖面, 剖面自西北始于松潘—甘孜地块, 穿过龙门山断裂带、四川盆地及华蓥山断裂, 止于重庆东南的川东滑脱褶皱带附近；Zhao等(2012)在在横跨龙门山构造带汶川主震区及其附近实施了NW—SE向3条MT剖面, 对龙门山构造带及汶川主震区电性结构特征进行了探讨研究.
(2) 龙门山构造带南段
2013年芦山地震后, 中国地震局在横跨龙门山构造带西南段主震区及其附近实施了NW—SE向6条MT剖面(Zhan et al., 2013；詹艳等, 2013；王立凤等, 2014), 并综合在汶川地震区及其邻区的研究资料(Zhao et al., 2012), 开展了三维电磁反演, 获得了跨过龙门山构造带以及芦山和汶川地震区的垂向切片深部电性结构特征；王绪本等(2013)在龙门山断裂带中南段沿玛曲—高粱镇开展了MT和LMT探测, 剖面始于松潘—甘孜地块, 经龙门山断裂带, 止于四川盆地, 同时沿小金—乐山也开展了LMT探测研究, 划分出了小金—丹巴壳幔低阻带、龙门山南段壳幔楔形高阻块体、川西坳陷壳幔中低阻带和川中壳幔高阻体四个电性结构特征区, 并对芦山7.0级地震机理进行了探讨.
(3) 龙门山构造带北段
为研究西秦岭与南北地震构造带交汇区深部电性结构特征, 詹艳等(2014)在龙门山北段布设了两条MT剖面；在“汶川地震断裂带科学钻探(WFSD)”项目支持下, 彭淼等(2015)在龙门山中北段布设了茂县—绵竹MT剖面, 通过与同位置的反射地震资料对比进行综合解释, 刻画出了龙门山断裂带上地壳整体逆冲推覆于扬子地块的刚性基底上的地壳结构.
3.1.2 龙门山构造带及相邻地块主要电性结构特征综合分析上述龙门山构造带大地电磁剖面, 特别是NW—SE向横跨龙门山构造带的数条MT剖面, 剖面多数经过松潘—甘孜地块、龙门山构造带和四川盆地, 总结得出龙门山构造带及邻区地块的壳幔接触关系在电性结构上表现明显的二分性和三分性特征(王绪本等, 2009)和“横向分块, 纵向分层”的特点(张乐天等, 2012), 龙门山构造带两侧电性结构差异明显, 与相邻的松潘—甘孜地块和四川盆地电性结构整体表现为以龙门山为走向的二维结构, 局部存在差异.因此分析龙门山构造带及其与松潘—甘孜地块和扬子地块西缘的深部电性结构特征具有一定的实用价值.
(1) 龙门山构造带
龙门山构造带标志着青藏高原东部与四川盆地之间的边界.浅部表现为中高阻块体特征, 地质上对应为一系列产状低缓, 从NW向SE依次叠置的铲状断层.在10~20 km深处存在一条向深部、向NW延伸较长的倾斜低阻带, 推测为茂县—汶川断裂、北川—映秀断裂以及灌县—江油断裂构成的龙门山逆冲断裂体系(张培震等, 2008)的深部分布状态, 北川—映秀断裂及灌县—江油断裂带在深部有合并趋势, 可能延伸进入壳内高导层.在龙门山断裂带下方, 滑脱面至上地幔存在龙门山壳幔高阻体(图 5)(Zhao et al., 2012), 结合地震和重力资料(楼海等, 2008), 该块体表现出高阻、高密度和高速的“三高”特征, 这可能是汶川MS8.0特大地震最基本的深部结构背景之一(蔡学林等, 2008, 2010).龙门山壳幔高阻块体由SE向NW逐渐变窄变尖, 消失在松潘—甘孜地块的壳内低阻层和松潘壳幔低阻带结合部位, 形如楔入青藏高原东缘的“楔头”(李立和金国元, 1987；王绪本等, 2009, 2013；张乐天等, 2012；Zhao et al., 2012；詹艳等, 2014；彭淼等, 2015).
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图 5 龙门山构造带西南段MT测线布置和二维电性结构(Zhao et al., 2012) Fig. 5 MT profiles in southwest section of the Longmenshan tectonic zone and the electrical structure model from 2D inversion (Zhao et al., 2012) |
(2) 松潘—甘孜地块
松潘—甘孜地块位于北部东昆仑—柴达木地块与南部羌塘地块之间, 北部边界为阿尼玛卿缝合带, 南部以金沙江缝合带为界, 东则以龙门山断裂带为界, 构成了形如倒三角形的构造单元, 以龙日坝断裂带为界可划分为若尔盖地块和松潘构造带两个二级构造单元(图 1).
从电性结构来看, 松潘—甘孜地块除了较薄地表低阻层外, 总体表现为高阻的上地壳以及低阻的中下地壳.对上地壳高阻层的岩性认识, 一种观点为三叠纪西康群浊积岩系及其基底变质岩系的电性反映(图 3)(王绪本等, 2009, 2013), 另一种观点为三叠系复理石杂岩的电性体现(图 4)(张乐天等, 2012)；高阻层底界面的起伏不平反映了青藏高原逆冲作用下产生的强烈褶皱变形.中下地壳范围内分布有高导区域, 高导层顶面埋深约为20 km, 往南逐渐变浅, 靠近鲜水河断裂埋深约为10 km, 反映了青藏高原内部地壳较弱的特点.中下地壳的低阻层可能是由局部熔融物质或含盐水流体或构造滑脱形成的, 可能为壳内物质流动的通道, 其与白登海等人的研究发现的两组物质流动通道具有很高的相似性(Bai et al., 2010), 壳内低阻层的发育为青藏高原东缘龙门山碰撞造山带的强烈构造变形提供了重要的动力学条件之一(王绪本等, 2009, 2013；张乐天等, 2012；Zhao et al., 2012；詹艳等, 2013).
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图 3 碌曲—合川LMT剖面二维反演电性结构模型构造解释(王绪本等, 2013) Fig. 3 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of Luqu—Hechuan LMT profile (Wang et al., 2013) |
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图 4 青藏高原东缘及四川盆地MT剖面二维反演电性结构模型构造解释(张乐天等, 2012) Fig. 4 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of the eastern margin of the Tibetan plateau and Sichuan basin (Zhang et al., 2012) |
LMT壳幔电性结构研究表明, 松潘壳内低阻层中间部位下方存在一个宽约100 km深达上地幔顶部的松潘壳幔低阻带, 其电阻率约为数十欧姆米, 该壳幔低阻带向东向下延伸至龙门山构造带上地幔底部.松潘壳幔低阻带北西侧是西厚东薄的若尔盖高阻块体, 该块体有从青藏高原向南东往深部俯冲的态势(图 3)(王绪本等, 2013).
(3) 扬子地块西缘
扬子地块西缘是四川中—新生代前陆盆地, 为较稳定的地块.总体表现为低—高—低三元电性结构；浅部低阻西厚东薄, 推测为显生界沉积层的电性反映, 应与青藏高原东缘的逆冲推覆作用有关；而川中岩石圈巨厚高阻块体为前震旦系结晶基底中深变质岩系的反映, 由四川盆地向龙门山逐渐变窄, 和龙门山壳幔高阻块体相接, 呈现相反的西薄东厚的特点, 且电阻率值向东不断增大, 在四川盆地东部的深部形成一大规模的高阻区域, 推测其中发育了合川壳幔韧性剪切带和龙泉山壳幔韧性剪切带.扬子地块西缘与龙门山断裂带的接触关系是长期关注的热点, 在龙门山深部整体上形成范围较宽的低阻滑脱面, 呈叠瓦状分布于龙门山构造带, 逆冲推覆于扬子地块西缘之上(Burchfiel et al., 1995).龙门山壳幔高阻块体横向范围自灌县—江油断裂向西到汶川—茂县断裂以西约20 km, 深部向东南与四川盆地的高阻基底相连接(王绪本等, 2009, 2013；张乐天等, 2012；Zhao et al., 2012；詹艳等, 2014；彭淼等, 2015).
3.2 川滇构造带电性结构川滇构造带位于扬子地台、松潘—甘孜地块、三江褶皱系及华南褶皱系交汇地区, 是欧亚板块和印度板块相互作用的边缘地带.川滇构造带在地球科学界颇具盛名, 且名称颇多, 如攀西构造带、康滇地轴, 南北构造带, 南北地震带, 川滇特提斯构造域等(滕吉文, 2009).川滇构造带是软弱物质运移的关键位置, 软弱物质运动方向由SSE向S转换的地区.其大地构造环境独特, 不同走向、规模和活动强度的断裂纵横交错, 强震活动频繁, 地震灾害严重, 是中国大陆内部地震活动最强的地区之一(徐锡伟等, 2003).滕吉文(2009)基于该区壳幔结构和地球物理场特征认为川滇构造带是一个被动活化的古裂谷.本次研究主要讨论鲜水河断裂东南段、康滇构造带中北段及邻区壳幔电性结构(图 6).
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图 6 川滇构造带地质构造及大地电磁剖面分布 测线及编号：① 乡城—俄日；② 新都桥—金川；③ 巴塘—资中(孙洁等, 2003)；④ 石棉—乐山(赵国泽等, 2008)；⑤ 冕宁—宜宾(万战生等, 2010)；⑥ 宁蒗—泸州(李立和金国元, 1987)；⑦ 盐源—永善(Zhang et al., 2015)；⑧ 丽江—巧家(孔祥儒等, 1987)；⑨ 兰坪—贵阳(程远志等, 2015). Fig. 6 Geological structure of Sichuan—Yunnan tectonic belt and the locations of MT profiles Survey line and number: ① Xiangcheng—Eri; ② Xinduqiao—Jinchuan; ③ Batang—Zizhong (Sun et al., 2003); ④ Shimian—Leshan (Zhao et al., 2008); ⑤ Mianning—Yibin (Wan et al., 2010); ⑥ Ninglang—Luzhou (Li and Jin, 1987); ⑦ Yanyuan—YongShan (Zhang et al., 2015); ⑧ Lijiang—Qiaojia (Kong et al., 1987); ⑨ Lanping—Guiyang (Chen et al., 2015). |
李立和金国元(1987)在开展龙门山构造研究的同时, 在攀西地区布设了宁蒗—泸州MT剖面, 结果显示在攀西裂谷主构造带上岩石圈的电性结构与其两侧截然不同；孔祥儒等(1987)在攀西地区沿丽江—巧家布设了一条MT剖面, 将研究区划分丽江—华坪、华坪—会理和会理—巧家三个条带的电性结构差异明显, 反映攀西地区构造的复杂性；孙洁等(2003)在川滇北部地区布设了3条MT剖面, 分别为巴塘—资中剖面(EW向), 乡城—俄日剖面(SSW—NNE向)和新都桥—金川剖面(SSW—NNE向), 得出了川滇北部地区的电性结构特征, 显示鲜水河断裂带中上地壳均为高阻层, 中下地壳至100 km左右广泛存在低阻带；赵国泽等(2008)通过对川滇构造带及其附近地区石棉—乐山MT剖面资料的研究发现, 青藏高原东缘和四川地块的电性结构差异明显(图 7)；白登海等在青藏高原东缘布设了4条MT剖面, 其中EHS3D-2和CZMT-WE两条剖面位于川滇过渡带研究区内(Bai et al., 2010)(图 8)；万战生等(2010)沿冕宁—宜宾进行了MT探测研究, 剖面西起康滇地轴, 经大凉山地块, 止于四川盆地, 对研究区壳内可流动层的存在及其与青藏高原东缘的变形和地震活动性的关系进行了探讨；张刚、王绪本等沿盐源—永善布设了LMT剖面, 探测结果显示攀西岩石圈高阻带电性结构与邻近构造带电性结构差异明显(Zhang et al., 2015)(图 9).
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图 7 石棉—乐山MT剖面二维反演电性结构模型构造解释(赵国泽等, 2008) Fig. 7 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of Shimian—Leshan profile (Zhao et al., 2008) |
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图 8 青藏高原东缘MT测线布置和二维电性结构(Bai et al., 2010) Fig. 8 MT profiles in the eastern margin of the Tibetan plateau and interpretation of the electrical structure model from 2D inversion (Bai et al., 2010) |
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图 9 盐源—永善LMT二维反演电性结构模型构造解释(Zhang et al., 2015) Fig. 9 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of Yanyuan—Yongshan LMT profile (Zhang et al., 2015) |
综合分析上述川滇构造带数条大地电磁剖面, 总结川滇构造带及邻区主要电性结构特征如下.
(1) 甘孜地块
金沙江断裂带以东, 鲜水河断裂带以西的甘孜地块上地壳为相对中电阻带, 可能为三叠纪浅变质岩的反映, 中下地壳存在规模较大的壳内低阻层, 最厚达20~30 km, 向东约45°角度向下延伸, 可能为向东侧的流变挤压的电性反映, 并存在向东俯冲的态势(孙洁等, 2003), 地震资料也显示该区深处存在向东俯冲的态势(王椿镛等, 2003)；白登海等认为该中下地壳低阻带为青藏高原弱物质流的组成部分(Bai et al., 2010), 其下至上地幔电性特征为中高阻带, 显示壳幔具有三层结构, 与若尔盖地块壳幔结构较相似(图 8).
(2) 鲜水河断裂东南段
鲜水河断裂带是一条规模巨大的岩石圈断裂, 表现为高—低两层电性结构, 25~30 km以上的中上地壳为高阻层, 高阻层在两侧略有变浅, 中下地壳至上地幔100 km范围均为低阻带.其东南段下地壳存在一组密集的约45°角向东倾斜的高阻梯度带, 向下延伸, 楔入松潘、扬子地块下, 是川滇活动块体东部主边界断裂(孙洁等, 2003), 到上地幔变为低阻梯度带, 由此显示, 存在向东陡倾的壳幔韧性剪切带.
(3) 康滇构造带中北段
汉源断裂带和大凉山隐伏壳幔韧性剪切带以西为康滇壳幔高阻块体, 最大厚度约30 km, 地壳电性结构由三层组成, 上地壳为高阻层, 可能由前震旦系变质岩系和花岗岩构成, 电阻率由几百到几千欧姆米以上, 厚度由西向东逐渐减小, 高阻层以下为壳内低阻层, 由西向东从20 km减小到10 km, 可能反映了该区上地壳古老变质岩以及火成岩的高阻特征, 低阻层以下的中下地壳至上地幔电阻率逐渐加大到100 Ωm以上(图 7)(赵国泽等, 2008；万战生等, 2010).康滇地轴和大凉山地块地壳中存在向上拱起的高导层, 厚度大约15~25 km；轴部西昌地区(攀西构造带)地壳上部表现为巨厚的高阻块体, 该高阻体纵向上从地表至中下地壳, 地表地质研究表明该高阻体可能是基性、超基性岩浆杂岩和深变质的麻粒岩的反映；在约55 km深度以下为上地幔普遍发育的高阻块体(Zhang et al., 2015)(图 9).
3.3 三江构造带电性结构三江构造带主要包括金沙江、澜沧江和怒江(横断山脉)云南段, 不仅具有极其复杂的地形地貌特征和极其复杂的地质构造, 以及极其丰富的矿产资源外, 还分布有将劳亚大陆和冈瓦纳大陆分割的昌宁—孟连古特提斯主缝合带, 是研究青藏高原物质东流和深入理解青藏高原动力学过程的重要“窗口”(熊熊等, 2003), 因而受到地质学家、地球化学家和地球物理学家的高度重视和研究(图 10).
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图 10 三江构造带地质构造及大地电磁剖面分布 测线及编号：① 兰坪—贵阳(程远志等, 2015)；② 大中甸—下关(孙洁等, 1989)；③ 腾冲—南华(孙洁等, 1989)；④ 盈江—师宗(白登海等, 2011)；⑤ 曲石乡—马站乡(谭捍东等, 2013)；⑥ 腾冲热海—热水塘(白登海等, 1994；Bai et al., 2001)；⑦ 猴桥镇—勐混镇；⑧ 芒章乡—中山乡；⑨ 昔马镇—勐卯镇(叶涛, 2013)；⑩ 孟连—罗平(李冉等, 2014)；⑪ 盈江—姚安(于常青等, 2017). Fig. 10 Geological structure of the Sanjiang tectonic zone and locations of MT profiles Line location and Number: ① Lanping—Guiyang (Chen et al., 2015); ② Dazhongdian—Xiaguan (Sun et al., 1989); ③ Tengchong—Nanhua (Sun et al., 1989); ④ Yinjiang—Shizong (Bai et al., 2011); ⑤ Quma—Mazhan (Tan et al., 2013); ⑥ Tengchong hot sea—Hot water pond (Bai et al., 1994, 2001); ⑦ Houqiao—Menghun; ⑧ Mangzhang—Zhaongshan; ⑨ Xima—Menmo (Ye, 2013); ⑩ Menglian—Luoping (Li et al., 2014); ⑪ Yingjiang—Yaoan (Yu et al., 2017). |
三江构造带电性结构研究始于20世纪80年代, 孙洁等(1989)在滇西地区完成了腾冲—南华和大中甸—下关两条MT测深剖面, 对深部导电率在纵、横向上的变化特征进行了研究；白登海等根据腾冲热海—热水塘MT探测结构证实了热海热田和热水塘具有共同岩浆热源(白登海等, 1994；Bai et al., 2001)；宁洱MS6.4级地震后, 汪晓等(2008)在宁洱南部同心一带进行了MT探测和地壳电性结构反演研究；白登海等在青藏高原东缘布设的4条MT剖面中EHS3D-1剖面位于三江构造带研究区内(Bai et al., 2010)；2012年, 余年等(2017)分别沿大瑞铁路高黎贡山隧道线位和垂直线位方向各布置了一条MT测深剖面, 对深部电性结构与铁路选线的关系进行了探讨；2013年, 于常青等(2017)布设了盈江—姚安MT和LMT剖面, 对盈江、保山、兰坪—思茅和滇中等块体和构造电性结构进行研究；为配合腾冲火山地热构造区科学钻探的选址工作, 谭捍东等(2013)在腾冲火山地热构造区进行了大比例尺的MT剖面探测；2012—2013年中国地震局地质研究所在滇西南实施了三条NW向MT测深剖面, 剖面跨越腾冲地块和保山地块等NE向构造(叶涛, 2013)；李冉等(2014)在三江南部地区布设了孟连—罗平MT剖面, 对深部电性结构和孕震环境进行了探测研究；程远志等(2015)对穿过兰坪—思茅地块、川滇菱形地块进入扬子地块的云南兰坪—贵州贵阳MT剖面展开了深部电性结构研究, 确定了壳内低阻层的分布位置, 探讨了区域动力学和孕震构造环境.
3.3.2 三江构造带主要电性结构特征综合分析上述三江构造带数条大地电磁剖面, 总结三江构造带的腾冲地块、保山地块、兰坪—思茅地块和滇中地块南段主要电性结构特征.
(1) 腾冲地块
腾冲地块以怒江断裂带为界, 东接保山地块, 是晚古生代时期从冈瓦纳古陆北缘裂离出来的微陆块, 结晶基底为中元古界中深变质岩系组成；上石炭统共同发育和冈瓦纳古陆有着亲缘关系的一套冰碛、冰水沉积地层, 并伴有冈瓦纳区系的冷水生物群分子(云南省区域地质志, 1990).腾冲地块浅表层以高阻特征为主, 厚度不一, 西浅东深；以下为壳内低阻层, 腾冲火山区主要地壳范围内总体表现为低—高—低的分层电性特征(谭捍东等, 2013), 有多处岩浆囊的电性反映, 中下地壳至上地幔顶端为壳幔高阻层, 在70~80 km上地幔顶部出现上地幔高导层, 可能是软流圈顶界面的反映, 其埋深由西至东逐渐加深(孙洁等, 1989；白登海等, 1994；Bai et al., 2001；于常青等, 2017).根据LMT探测结果显示, 该区中上地壳和地幔主要发育高阻块体, 中下地壳发育低阻层, 这种“三明治”电性结构对该区的构造演化具有明显的控制作用(于常青等, 2017)(图 11).
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图 11 云南盈江—姚安壳幔电性结构及其初步构造解析成果(于常青等, 2017) Ⅰ:腾冲地块；Ⅱ:保山地块；Ⅲ:临沧地块；Ⅳ:兰坪—思茅地块；Ⅴ:滇中地块. Fig. 11 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of Yingjiang—Yaoan LMT profile (Yu et al., 2017) Ⅰ:Tengchong Block; Ⅱ: Baoshan Block; Ⅲ: Linchuan Block; Ⅳ:Lanping-Simao Block; Ⅴ:Dianzhong Block. |
(2) 保山地块
怒江断裂带与澜沧江断裂带间为保山地块, 分别与腾冲地块与思茅地块相接.5~10 km的上地壳为高阻层, 以下为低阻层, 厚约10 km, 下地壳存在一规模较大的低阻带, 上顶界面深度约15 km, 且在深部具有向西倾斜的趋势, 该低阻带与腾冲地幔高阻块体将腾冲地块和保山地块分开, 预示着腾冲地块与保山地块具有明显不同的物性结构(孙洁等, 1989；李冉等, 2014).腾冲地块与保山地块深部截然不同的电性结构是腾冲—龙陵地震带的最基本的构造特征之一(于常青等, 2017).
(3) 兰坪—思茅地块
兰坪—思茅地块西接保山地块, 东邻滇中地块, 夹持于澜沧江断裂带与红河断裂带之间.模型结构显示, 地块内部电性结构相对简单、电性分层比较明显, 地壳表层为高阻层, 以下为中上地壳低阻层, 厚约7 km, 中下地壳至上地幔顶部为壳幔高阻层, 电阻率最高达到上千欧姆米, 称为兰坪—思茅壳幔高阻块体, 以下为上地幔顶部高导层, 埋深在90 km左右, 中下地壳的低阻层可能与青藏高原物质的东南逃逸有关(图 12)(孙洁等, 1989；程远志等, 2015).兰坪—思茅地块与其西侧的保山地块具有明显不同的电性结构特征, 两地块之间为保山壳幔韧性剪切带(于常青等, 2017).
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图 12 兰坪—贵阳MT剖面二维反演电性结构模型构造解释(程远志等, 2015) Fig. 12 Interpretation of the electrical structure model from 2D inversion of Lanping—Guiyang profile (Chen et al., 2015) |
(4) 滇中地块南段
哀牢山断裂带和红河断裂带以东为滇中地块, 层状电性结构较好, 地壳表层低阻层为中生带陆相沉积层的反映；地壳上部高阻层厚约18~21 km；壳内高导层顶界面埋深20~22 km；壳幔高阻层厚约80~90 km；上地幔顶部高导层埋深约120 km, 但在漾濞深处与兰坪—思茅地块软流圈埋深相差20 km (孙洁等, 1989), 它可能是切割岩石圈的断层或壳幔韧性剪切带.电性结构特征显示红河断裂带处于高阻块体内部, 反映出韧性剪切后变质岩带抬升和快速冷却的特征, 速度结构与电性结构较一致：在上地壳和中地壳深度内, 哀牢山—红河断裂带为高速异常, 下地壳和面附近为低速异常(胥颐等, 2003), 意味着壳—幔边界仍然处于相对活动的状态.
4 青藏高原东缘壳幔电性结构研究取得的主要成果 4.1 青藏高原东缘壳幔电性结构类型探讨根据大地电磁剖面壳幔电性结构特征的构造解析和综合分析研究, 本文归纳总结建立了青藏高原东缘六种壳幔电性结构类型：即壳幔高阻块状电性结构、壳幔高阻柱状电性结构、壳幔高阻楔状电性结构、壳幔高—低—高阻层状电性结构和壳幔高—低—中高(中低)阻层状电性结构和壳幔低阻带(柱)状电性结构.壳幔电性结构类型的归纳总结对进一步研究岩石圈三维结构一定的实用意义.
(1) 壳幔高阻块状电性结构
以川中地块为代表, 地壳表层6~10 km为低阻层, 为显生宙沉积岩层的电性反映, 6~10 km以下至上地幔顶部140~150 km之间, 均为高阻块体, 不存在壳内低阻高导层(赵国泽等, 2008；Bai et al., 2010；蔡军涛等, 2013).以石棉—乐山剖面二维电性结构为例, 峨眉山壳幔韧性剪切带以东为川中壳幔高阻块体, 10 km以下中下地壳至上地幔顶部为块状高阻反映, 电阻率多在1000 Ωm以上, 向下有减小的趋势(图 7)(赵国泽等, 2008).
(2) 壳幔高阻柱状电性结构
青藏高原东缘壳幔高阻柱状电性结构主要以泸定壳幔高阻柱状电性结构和攀西壳幔高阻蘑菇状电性结构为代表.
① 泸定壳幔高阻柱状电性结构
泸定壳幔高阻柱状电性结构位于“Y”字型构造结合部康定—雅安间, 即鲜水河左行走滑断裂带与龙门山断裂带之间, 东西长约85 km, 南北长约100 km, 柱体近直立向下延伸(孙洁等, 2003；Bai et al., 2010).以巴塘—资中剖面(孙洁等, 2003)二维电性结构为例, 壳幔高阻柱在地表至上地幔100~130 km之间发育, 主要以高电阻率为主, 从地表到深部有逐渐减小的趋势.
② 攀西壳幔高阻蘑菇状电性结构
攀西构造带位于盐源构造带与大凉山构造带之间, 壳幔电性结构特征显示, 约在45 km以上, 攀西构造带地壳上部表现为巨厚的高阻块体(Zhang et al., 2015), 该高阻体纵向上从地表至中下地壳, 横向上从金河—箐河断裂带向东一直延伸至则木河断裂带附近, 根据地表地质研究, 该高阻体可能是基性、超基性岩浆杂岩和深变质的麻粒岩的反映.
(3) 壳幔高阻楔状电性结构
以龙门山构造带中南段为代表, 从地表到40~50 km之间, 剖面构成一高阻楔状体或纺锤体, 其下为壳幔过渡带相对低阻层, 其下50~60 km到150 km为高阻块体, 并有加大的态势(Zhao et al., 2012；王绪本等, 2013；詹艳等, 2013).
(4) 壳幔高—低—高阻层状电性结构
青藏高原东缘壳幔高—低—高阻层状电性结构是较为普遍的电性特征, 主要以若尔盖地块、甘孜—理塘地块和川西前陆坳陷带为代表.
① 若尔盖壳幔高—低—高阻层状电性结构
分析穿过若尔盖地块的主要电性剖面(图 3、4、5)结构特征可知, 中上地壳或上地壳为高阻层或相对高阻层, 中下地壳或壳幔过渡带为低阻层, 岩石圈上地幔为高阻层或相对高阻层(Bai et al., 2010；Zhao et al., 2012；王绪本等, 2013；詹艳等, 2013, 2014).
② 甘孜—理塘壳幔高—低—高阻层状电性结构
甘孜—理塘地块中上地壳15~20 km以上为高阻层, 15~40 km深的中下地壳为高导层或低阻层, 之下的岩石圈上地幔为高阻层或相对高阻层(孙洁等, 2003；Bai et al., 2010；蔡军涛等, 2013).
③ 川西前陆坳陷带壳幔高—低—高阻层状电性结构
川西前陆坳陷带地壳以高阻为主, 上地幔顶部以低阻为主, 其下电阻率又有升高的趋势(赵国泽等, 2008；王绪本等, 2009, 2013；Zhao et al., 2012).
(5) 壳幔高—低—中高(中低)阻层状电性结构
青藏高原东缘壳幔高—低—中高(中低)阻层状电性结构主要以鲜水河东南段和康滇构造带中北段为代表.
① 鲜水河东南段壳幔高—低—中低阻层状电性结构
鲜水河左行走滑断裂带20~30 km以上的中上地壳为高阻层, 中间低阻层厚度较大, 以下至上地幔顶部70~80 km之间为低阻层或高导层, 70~80 km以下为中低阻层, 由此构成了壳幔高—低—中低阻层状电性结构(孙洁等, 1989；Bai et al., 2010).
② 康滇构造带中北段壳幔高—中低—中高阻层状电性结构
康滇构造带中北段25~35 km以上为高阻, 25~50 km之间为中低层, 局部为壳内低阻层, 50 km以下为中高阻层(赵国泽等, 2008；李冉等, 2014；Zhang et al., 2015).
(6) 壳幔低阻带(柱)状电性结构
保山地块深部存在壳幔低阻带(柱)状电性结构, 仅在上地壳存在部分高阻层, 从上地壳至上地幔150 km深度均为低阻带(Wang et al., 2014).地震层析成像亦证实上地幔到400 km深处均为低速带(刘福田等, 2000).
4.2 青藏高原东缘与扬子西缘接触关系在印度板块北向挤压的青藏高原地壳增厚隆升和向东扩展的作用下, 青藏高原东部各地块的地壳向E或SE方向的运动.电性结果显示松潘—甘孜地块中下地壳存在规模较大的壳内低阻层, 实验模拟认为这些低阻低速层可能是岩石含水或地壳增温所致, 它构成了极佳的滑脱层(Unsworth et al., 2005；朱介寿, 2008).地壳内易流动的高导层被挤出, 它或者通过对上地壳的拖曳作用使上地壳发生运动(Tapponnier et al., 2001), 或者通过解耦作用使上地壳和下地壳发生拆离(Wang et al., 2007), 这些运动与先存的或新生的逆冲断裂和走滑断裂的共同作用, 使上地壳由西向东逐渐减薄, 地表抬升.
同时, 地壳内的易流动层在向E或SE方向的运动中, 受到东侧稳定、坚硬的四川盆地的阻挡, 一方面转向S或SSE方向运动, 另一方面向四川盆地下方发生倾俯.阻挡产生塑性变形, 并将压力传递给上部脆性地壳, 使之产生一系列收敛于壳内低阻层的断裂, 地壳产生断裂以后, 压力继续作用, 并使被深大断裂切割的变质褶皱岩系脆性断块沿着壳内塑性的低阻层滑动, 在龙门山地区产生一系列的逆冲推覆构造, 也促使地壳厚度发生剧变.根据地壳表层地质构造研究与GPS同震位移数据分析, 松潘—甘孜地块与上扬子地块存在相向运动, 形成地壳水平强烈缩短(国家重大科学工程“中国地壳运动观测网络”项目组, 2008).U-Pb法对红河剪切带左行走滑运动进行了精细年代学分析, 并提出在太平洋板块加速俯冲的作用下, 南海作为主动盆地发生的扩张活动, 引起华南板块在35—20 Ma, 期间发生由SE向NW方向运动(张连生和钟大赉, 1996).
在上述动力学背景下, 结合研究区剖面电性结构特征, 区域构造模式可以分为深浅两个层次.扬子地块西缘和青藏高原东缘岩石圈碰撞—楔入过程中, 相应引起青藏高原东缘地壳表层岩块和物质沿壳内低阻高导层向龙门山造山带仰冲推覆(罗志立, 1984; Tapponnier et al., 2001), 浅部中上地壳主要表现为逆冲推覆特征的薄皮构造；与此同时, 发生高原东部地壳中下部及上地幔顶部向龙门山造山带和上扬子地块西缘岩石圈深部俯冲(蔡学林等, 2008), 深部呈现刚性的上扬子地块西缘高阻楔形体插入柔性青藏块体的楔形构造(图 13).
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图 13 青藏高原东缘与扬子西缘接触关系及其动力学模式(Wang et al., 2014, 有修改) Fig. 13 Contact relationship between the eastern margin of the Tibetan plateau and the western margin of the Yangtze block and its dynamic model (modified from Wang et al., 2014) |
位于青藏高原东缘的四川省、云南省属于我国境内的地震带, 均为地震和构造十分活动的地带(滕吉文等, 2008), 龙门山断裂带中段和西南段, 先后发生了汶川MS8.0大地震和芦山MS7.0地震, 虽然普遍研究认为两次地震是龙门山推覆构造带中段和南段两个独立的地震破裂事件(杜方等, 2013；徐锡伟等, 2013), 但两次地震孕震的主要因素均是西侧松潘—甘孜地块向东南的运动, 和龙门山高阻体以及四川盆地阻挡的联合作用(詹艳等, 2013).松潘—甘孜地块中下地壳广泛存在的低阻层提供了青藏高原东缘物质流通道的证据, 并且该低阻层深度向东南变浅(赵国泽等, 2008；王绪本等, 2009, 2013), 表明青藏高原东缘地区的物质正在向东南的龙门山构造带推挤, 受到龙门山的阻挡, 导致应力在这些接触带逐渐积累, 松潘—甘孜地块和龙门山构造带的相互作用是该区诱发地震的主要因素.
将震源位置投影到大地电磁剖面上(张乐天等, 2012；Zhao et al., 2012；王绪本等, 2013；詹艳等, 2014), 可以发现汶川地震和芦山地震的震源位于剖面下方的高阻块体与低阻体之间靠近高阻体的一侧.青藏高原东缘发生的大地震与特大地震统计结果显示, 多数地震震源位于高阻与低阻转换带之间并靠近高阻体一侧, 这种电性介质的非均匀搭配关系有利于地震的孕育.这是因为低阻体在力学性质上是以软弱介质为特征的, 在低阻软弱层内不利于应力的传递, 易发生蠕变, 形成能量的吸收, 若低阻体含有大量的流体时, 还会降低裂隙的破裂度；而相邻的高阻岩体则与之相反, 其刚性强, 易于应力的传递, 同时也易于发生脆性破裂.在应力的作用下, 由于各个岩体的形变量不一致, 造成在低阻(软弱带)与高阻坚硬岩体接触带的应力的集中, 当应力的积累超过岩石破裂强度的临界点, 破裂产生强烈破坏性的大地震.
地球物理探测表明龙门山构造带岩石圈中有厚度较大的高阻体, P波高速特征(吴建平等, 2009)和低泊松比(刘启元等, 2009), 表明龙门山断裂带下方存在强度较高的刚性体, 在青藏高原物质向东挤出过程中, 有利于深部能量的积累.上述高阻块体通常还表现出高速、高密度特征, 显示为刚性较强的脆性体, 为低应变率下的高强度应力积累创造了必要条件；而低阻带, 特别是松潘—甘孜地块中下地壳广泛的低阻带, 显示出明显的易于流动变形的塑性特征, 这种介质运动差异性的存在, 使能量易于在塑性刚性体接触带积累, 一旦达到能量释放的阈值, 积聚的能量在瞬间爆发出来, 发生地震破裂.所以强震总是“亲近”高阻块体发生.
4.4 青藏高原东缘存在物质流的大地电磁证据青藏高原的形成演化过程存在高原物质向北推移、挤压隆升和向东挤出三个运动分量, 它们分别在不同的变形历史阶段起主导作用.高原物质的东流是青藏高原动力学研究中的关键问题之一(滕吉文, 1994).在印度板块和欧亚大陆碰撞过程中, 青藏高原发生了千公里级的地壳缩短和垂向增厚, 高原隆升所消耗的物质量不到高原缩短所产生的物质量的一半, 关于剩余物质的合理去向问题, 提出了“块体挤出”(Peltzer et al., 1989；Tapponnier et al., 2001)、“连续流变”(England and Molnar, 1997；Zhang et al., 2004)和“下地壳流”(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000；Beaumont et al., 2001；Bai et al., 2010)等多种运动学机制和模式.
多数观点都认为青藏高原的物质东移是高原在隆升过程中保持重力均衡的主要原因, 但在物质移动的方式上存在不同看法(于晟和马晓冰, 2010；白登海等, 2011).大量的GPS和深部地球物理研究(张培震等, 2002；Unsworth et al., 2005；王椿镛等, 2008；赵国泽等, 2008；张中杰等, 2009；Bai et al., 2010)表明青藏高原存在中下地壳物质流动带.大地热流研究结果表明三江地区岩石圈温度较高, 而四川盆地温度较低；在岩石层强度分布上, 四川盆地为高强度区, 三江地区为低强度区；三江地区构成了一条青藏高原物质东流的低强度通道(熊熊等, 2001).
青藏高原东缘特别是川滇和三江地区的大地电磁剖面均对东缘物质流动及其通道有较好的反映.INDEPTH项目在藏南的MT探测发现了15~20 km深度的低阻层, 推测为淡色花岗岩的部分熔融层, 具有较低黏滞度的可流动层, 称为地壳内的“管流”(channel flow)层(Unsworth et al., 2005)；赵国泽等(2008)根据石棉—乐山MT探测研究认为, 青藏高原东缘电性结构可分为三层, 其中中地壳为厚约10~15 km的低阻层, 与藏南发现的部分熔融层相同, 是高原东缘向东南方向挤出作用下形成的“管流”层；白登海等(2010) 根据东喜马拉雅构造结及周围地区多条MT剖面获得的青藏高原东部岩石圈电性结构结果, 提出以中下地壳流模型(crustal flow)为基础的研究成果, 认为存在两条大规模的两条弱物质流带, 一条从羌塘地块沿金沙江断裂带、鲜水河断裂带向东延伸, 在四川盆地西缘向南转折, 最后通过小江断裂和红河断裂之间的川滇菱形块体；另一条则是从拉萨地块向东延伸沿着雅鲁藏布缝合带, 环绕喜马拉雅东构造结向南转折, 最后通过腾冲火山(Bai et al., 2010)(图 8).
此外, 盈江—龙陵地区的三条MT剖面的深部电性结构中腾冲板块中下地壳中存在的高导层可能为青藏高原东缘两条软弱物质流中绕喜马拉雅东构造结而南转流向腾冲滇西地区的一支(Bai et al., 2010)的西南向延伸(叶涛, 2013).孟连—罗平MT测深结果显示, 川滇菱形块体地下5~50 km的地壳上地幔低阻体规模较大, 结合区域地质构造和板块划分, 发现该低阻体与羌塘地块中下地壳的管道流(Wei et al., 2001；Unsworth et al., 2004; 叶高峰等, 2007；Bai et al., 2010), 以及川滇菱形块体中下地壳的弱物质流相对应(Bai et al., 2010), 认为这是青藏高原地壳低阻管流通道的西南出口(李冉等, 2014).云南兰坪—贵州贵阳MT剖面横跨小江断裂带的南端, 与川滇菱形块体玉溪地区下方发现的中下地壳低阻体的结构特征具有相似性(李冉等, 2014), 推测其与青藏高原物质东南逃逸的下地壳流和局部管道流有关(程远志等, 2015).
5 今后可能的研究方向(1) 新方法技术研究
虽然大地电磁探测已成为岩石圈深部结构探测的主要方法之一, 但还有很多技术问题需要进一步研究与解决.如进行长剖面、大深度的深部岩石圈电性结构探测时, 场源平面波的假设不再适用, 地球曲率的影响也会随着剖面长度和探测深度的增加逐渐显现, 仅采用平面波模式和水平介质模型可能会导致深部探测结果可靠性降低(王绪本等, 2013).因此, 有必要开展大地电磁场源效应与考虑地球曲率的二三维正反演研究.
地磁测深法(GDS)可以观测低频三分量磁场, 信号稳定, 探测深度范围可达中下地幔, 在地球深部电性结构探测中应用广泛(汤吉和赵国泽, 2005；Kelbert et al., 2009；Semenov et al., 2012；徐文耀, 2014).因此, 开展大地电磁和地磁测深联合研究, 可发挥MT和GDS在岩石圈探测中深浅互补优势, 支撑建立由地壳至中下地幔的地球电性结构较精确模型.
青藏高原东缘由于地质构造异常复杂, 单一探测方法存在局限, 电磁资料可以联合重磁震等其他地球物理资料, 开展多参数的联合反演研究(于鹏等, 2003；陈洁等, 2007；金胜等, 2010).此外, 还可以利用已知地质和地球物理资料, 建立先验约束初始模型, 增强反演计算的稳定性和可靠性, 提高反演算法的计算精度来提高方法的分辨率(魏文博, 2002；杨长福和徐世浙, 2005).
(2) 壳幔三维电性结构研究
在中国, 大陆岩石圈电性结构研究虽然取得了一系列重要成果, 但也仅限于对其基本格局有一定认识, 远远满足不了大陆动力学问题研究的需要(魏文博等, 2010), 青藏高原东缘电性结构研究也是如此.为研究大陆的动力学机制和运动方式, 首先应确定岩石圈三维构造模型, 岩石圈壳幔三维电性结构研究是其中的重要研究内容.
近年来, 随着计算机技术的迅速发展, 大地电磁三维正、反演技术也开始慢慢成熟, 基于积分方程、有限元或有限差分的三维正演、使用OCCAM (Constable et al., 1987；Siripunvaraporn and Egbert, 2000)、非线性共轭梯度(NLCG)(Newman and Alumbaugh, 2000；Rodi and Mackie, 2001)或有限内存拟牛顿法(LBFGS)(Avdeeva, 2008；阮帅, 2015)的三维反演技术已实用化, 取得了巨大进展.
但在三维壳幔电性结构研究方面, 真正进行三维反演研究的并不多, 多数研究还是将二维反演结果进行三维网格化, 从而得到三维电性结构.在三维壳幔电性结构研究方面, “深部探测技术与实验研究专项(SinProbe)”构建了华北和青藏地区壳、幔电磁参数三维结构标准模型“格架”, 通过基于NLCG算法的三维反演获得了青藏高原和华北岩石圈三维电性结构模型, 为最终建立中国大陆岩石圈三维导电性结构标准模型奠定基础(魏文博等, 2010, 2014；董浩等, 2014)；仇根根等(2014)采用REBOCC三维反演进行大地电磁资料处理获得了长江中下游地区岩石圈三维电性结构模型.
目前针对青藏高原东缘电性结构开展的研究基本上是基于二维反演得到的, 已发表的文献中仅见詹艳等(2014)围绕芦山和汶川地震区的117个测点进行了三维反演研究.为得到青藏高原东缘三维构造模型, 后期应收集整理已有大地电磁资料, 采用成熟的三维反演技术对资料进行反演研究, 得出研究区的三维壳幔电性结构模型, 为研究岩石圈结构和动力学机制等地质问题提供三维电性基础资料.
(3) 地幔动力学与地幔通道流研究
青藏高原是被围限在塔里木、鄂尔多斯、扬子及印度几个克拉通块体之间的, 面对印度地块的挤压和北部及东部稳定地块的阻挡, 青藏高原壳幔各圈层必定要作出调整, 对于中上地壳和下地壳物质的流动, 多数人都是接受的, 尽管细节上有分歧(莫宣学等, 2009).4.4节中已对东缘中下地壳尺度存在物质流动的大地电磁证据进行了论述, 但对于是否存在地幔尺度的物质流动, 则未达成共识.莫宣学等(2009)认为地幔层次的软流圈物质受西、北、南三个方向强大的挤压或阻挡, 向东流动的可能性最大, 并认为存在滇西“三江”和甘肃西秦岭两个深部物质流通道.
前期在青藏高原东缘开展的电性研究工作, 多数采用的是MT方法, 最大深度一般只能达到数十公里, 仅能在地壳尺度对电性结构进行讨论；随着大地电磁仪器与技术的发展, LMT和GDS方法技术已趋于成熟, 其反演深度可达到数百公里以上, 因此, 可以比较容易地进行地幔动力学与地幔通道流研究, 应采用LMT和MT、GDS联合探测模式.
6 结论经过数十年来的努力, 青藏高原东缘地壳上地幔电性结构研究工作累计完成工作量已超过20000 km, 取得了一系列重要的研究成果, 这些成果对研究青藏高原东缘地壳上地幔结构、其与扬子西缘的接触关系、汶川地震和芦山地震的地震机制和弱物质流通道等方面提供了有力的电性结构依据, 取得主要的认识和新进展如下：
(1) 根据研究区壳幔电性结构特征的构造解析和综合分析研究, 初步建立起青藏高原东缘六类壳幔电性结构模型：壳幔高阻块状电性结构、壳幔高阻柱状电性结构、壳幔高阻楔状电性结构、壳幔高—低—高阻层状电性结构和壳幔高—低—中高(中低)阻层状电性结构和壳幔低阻带(柱)状电性结构.
(2) 青藏高原东缘和扬子西缘构造模式可以分为深浅两个层次, 浅部青藏高原东缘地壳表层岩块和物质沿壳内低阻高导层向龙门山造山带仰冲推覆, 表现为逆冲推覆特征的薄皮构造；深部呈现刚性的上扬子地块西缘高阻楔形体插入柔性青藏块体的楔形构造.
(3) 汶川地震和芦山地震的震源在其下方的高阻块体与低阻体之间靠近高阻体的一侧, 龙门山构造带岩石圈表现出高阻、高密度和高速的“三高”特征, 表明龙门山断裂带下方存在强度较高的刚性体, 这种电性结构的非均匀性有助于地震孕育与发生.
(4) 川滇和三江地区的多条MT剖面探测结果表明, 在青藏高原东缘中下地壳存在下地壳流和局部管道流, 大地电磁结果对其空间分布形态、位置及大小进行了较好的刻画, 今后可采用LMT和GDS探测来增大探测深度, 进而在地幔尺度进行青藏高原东缘地幔动力学与地幔通道流研究.
虽然很多学者对青藏高原东缘电性结构研究做出了巨大贡献, 但我们对其认识还不够全面, 对很多重大科学问题认识还不够透彻, 还需要我们坚持不懈的努力.
致谢感谢李秋生研究员和金胜教授对论文编写的支持.论文采用了许多专家多年的成果和资料, 也一并表示感谢.
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