滇西三江地区(怒江—澜沧江—金沙江)处于冈瓦纳古陆块与欧亚古陆块这两个全球超级构造的汇聚带, 是检验扬子板块与印度板块碰撞效应的重要地区.大陆逃逸观点(Tapponnier and Molnar, 1976; Tapponnier et al., 1990)及青藏高原周缘陆内俯冲模式(许志琴等, 1999, 2006)都认为在三江地区存在块体挤出, 印支地块沿着大型走滑断裂的逃逸运动吸收了印度大陆对欧亚大陆挤压过程的变形(Molna and Tapponnier, 1975; Tapponnier et al., 2001).挤出块体印支地块浅部的东边界一般认为是红河—哀牢山断裂(Tapponnier and Molnar, 1976; 季建清等, 2000; 嵇少丞等, 2008), 而三江地区历史上经历了陆块裂解、拼合和增生过程(Tapponnier et al., 1990; 徐锡伟等, 2003; 管烨, 2005); 那么, 三江地区这种多次构造演化是否导致了深浅部构造的不一致性？例如, 同样是青藏高原周缘地区的龙门山构造带, 扬子地块西缘边界深浅部就表现出强烈的不一致性(王绪本等, 2013; Wang et al., 2014).大地电磁法是探测活动构造深部地质构造的有效手段之一(詹艳等, 2014a), 为此, 本文试图利用大地电磁测深方法来得到三江地区的壳幔电性结构, 以获得该区深部构造新认识, 进而探讨三江地区深部边界问题, 上述研究对块体的挤出范围、挤出物质的几何形态以及块体内部以及块体之间运动学问题, 都有重要的科学意义.

三江地区及邻区电性结构研究始于上世纪80年代, 南华—腾冲剖面一维反演结果表明(孙洁等, 1989), 该区上部地壳内普遍存在低阻层, 上地幔高导层存在明显的两个隆起区, 一个隆起区以剑川—鹤庆为中心呈北北西向展布, 另一个是以腾冲—潞西为轴呈南北向展布, 剑川—大理地震带和腾冲—龙陵地震带频繁的地震活动可能是由上地幔物质的上涌而引起；孟连—罗平剖面大地电磁探测结果发现耿马—澜沧强震区、思茅—普洱强震区和通海强震区都广泛发育壳内低阻层(汤吉等, 2012; 李冉等, 2014), 这些低阻层表明该区正进行着强烈的构造活动；Bai等(2010)认为在地下20~40 km处, 存在两条电性结构特征显示为高导率的管道流, 这两条管道流总计超过800 km, 从青藏高原水平延伸至中国西南地区, 保山地块地下存在的大规模低阻区就是其证据之一.对腾冲火山区的探测, 一维和二维电性结构探测结果均表明腾冲地区深部存在火山岩浆囊(孙洁等, 1989; 白登海等, 1994；Bai et al., 2001; 姜枚等, 2012; 谭捍东等, 2013).

2011年和2012年, 在中国地质调查局“青藏高原东部及东南部地球物理探测”项目的支持下, 项目组沿云南德宏傣族景颇族自治州盈江县至楚雄彝族自治州姚安县分别布设了全长约350 km的大地电磁(Magnetotelluric, MT)和长周期大地电磁(Long-period Magnetotelluric, LMT)探测剖面, 剖面始于腾冲地块, 横跨保山地块、临沧地块、兰坪—思茅地块, 止于滇中地块.沿剖面共布设53个宽频大地电磁(MT)测点, 平均点距约6.6 km；26个长周期大地电磁(LMT)测点, 平均点距约13 km, 并在重点地区进行加密处理(图 1).野外数据采集时, 为了综合磁棒对高频, 以及磁通门磁力仪对低频数据具有良好响应的优势(叶高峰等, 2013), 分别使用两套仪器以获得准确的高低频数据：MT观测仪器采用的是加拿大凤凰公司生产的MTU-5A, LMT选用LEMI-417采集低频段数据, 在进行工区野外数据采集前和所有数据采集完成后, 进行了仪器一致性实验, 相同型号的仪器一致性较好, 误差在5%以内.为了利用远参考以提升测深曲线质量, 利用2台MTU-5A仪器和7台LEMI-417仪器进行数据观测.在需要进行长周期大地电磁采集的测点上使用上述两套仪器在同一点进行观测, 为了使两套测深曲线拼接良好, 两套仪器使用相同电极距、同一电极坑进行数据采集, 野外工作严格按照相关行业技术规程执行, 获得了质量可靠的数据.

图 1

Fig. 1

图 1 大地电磁和长周期大地电磁测深点位置图 NJf：怒江断裂带, LCJf：澜沧江断裂带, JSJf：金沙江断裂带, RRf：红河断裂带；断层数据来源于Deng等(2003), 并参考1:500000中国地质图. Fig. 1 Locations of the LMT and MT sounding sites NJf: Nujiang fault, LCJf: Lancangjiang fault, JSJf:Jinshajiang fault. The faults taken from Deng et al.(2003), and reference 1:500000 geological map database of the People's Republic of China.

为了得到高质量的大地电磁测深数据, 保证资料的可靠性, 除了在野外观测中注意避开高压线、铁路、河流等噪声以外, 在数据处理时, MT数据利用SSMT-2000软件将原始5道时间序列经傅里叶变换, 得到多组自功率谱和互功率谱, 利用Robust稳健估计方法(Egbert and Booker et al., 1986)得到初始张量阻抗, 再经MT-Editor软件挑选每个频点受噪声干扰的功率谱, 剔除初始张量阻抗中的“飞点”, 最终得到编辑之后的MT测深曲线.LMT使用目前国内大部分科研单位引进的PRC_MTMV软件(Smirnov, 2003; Varentsov et al., 2003)进行数据处理, 并利用重复中位数估计Robust算法(Smirnov, 2003)进行张量阻抗优化, 得到较平滑的LMT测深曲线.

在做数据预处理时, 一般来说, 不同测点受磁场噪声干扰程度不一, 而磁场信号在一定范围内较稳定(陈清礼等, 2002; 张刚, 2015).由于在野外数据采集过程中, 相邻测点在同一时间段采集五分量时间序列, 因此在进行张量阻抗计算时, 除了可以利用常规单点处理和远参考处理(Gamble et al., 1979)之外, 还可以利用本地电场+参考点磁场来对本地阻抗张量进行估算, 这样针对每个测点就有三种阻抗估算结果, 由于参考站的磁场信噪比不确定, 远参考、本地电场+参考点磁场这两种估算结果质量不能预估, 所以在上述三种阻抗估算结果中挑选最连续的测深曲线为最终结果.利用上述方法得到的MT频段为320 Hz~2941 s, LMT频段为10~16384 s, 两个频段有一定的重复, 通过大量的数据处理试验对比, 发现LMT在100 s以上的高频部分视电阻率曲线有下陷趋势, 而MT在100 s及更长周期测深曲线质量普遍不高, 所以在进行后续张量阻抗数据拼接时, 一般将拼接频点选择100 s, 这样就可以得到320 Hz~16384 s整个频段的张量阻抗.

要取得与地电断面有确定关系的数值必须沿构造的电性主轴方向进行观测, 区域电性构造走向的确定是利用最佳主轴方位角的变化和研究区域已知的构造及地质资料来判断.用GB分解(Groom et al., 1989)计算沿剖面各测点各频点的电性主轴方向, 并利用玫瑰花图统计各测点的主轴方位角, 结果显示大部分测点的主轴方位角优势方向与区域地质构造走向一致(图 2), 将阻抗张量旋转至主轴方向后的视电阻率和阻抗相位剖面图如图 6上图所示.二维偏离度(Skewness)揭示了地下介质接近二维的程度(陈乐寿和刘国栋, 1984), 利用二维偏离度对数据进行维性分析(图 3), 结果表明在周期为100 s及其高频, 沿剖面的二维偏离度普遍较小, 说明研究区域地表二维性较强, 低频部分个别测点的二维偏离度较大, 表明这些地区深部构造具有三维性、构造较复杂的特点, 但总的说来, 大部分测点频点的二维偏离度都小于0.3, 说明沿剖面可以进行二维反演.

图 2

Fig. 2

图 2 典型测点的主轴方位角 Fig. 2 The rose diagram showing the electrical strike by G-B decomposition

图 3

Fig. 3

图 3 沿测线的二维偏离度 Fig. 3 Two-dimensional skewness of impedance tensor along the profile

实测视电阻率和阻抗相位曲线既反应了测点地下电性随深度的变化, 又反应了测点以及附近电性结构的不均匀性.通过对剖面全部测点的测深曲线进行分类, 发现不同地块中的测深曲线具有不同的曲线形态, 而同一地块测点曲线具有相似特征.

图 4为沿测线的全部经拼接后的宽频+长周期大地电磁测深曲线.其中C1、C4、C8位于保山地块, 视电阻率和阻抗相位曲线具有相似形态, 其中视电阻率曲线随着周期的增大出现增大—减小—增大的趋势, 表明浅表层可能是一高阻层, 而地下某一深处有一定厚度的低阻层, 该地块内部可能具有较强的活动性, 往深部又具有高阻结构；C13、C14位于腾冲地块, 视电阻率曲线具有高-低的两层电性结构, 表明地表可能是一高阻层, 而地下深部可能是具有低阻特征；C18和C19位于临沧地块, 整体视电阻率较高, 体现出该地块具有高阻特性；C20-C26位于兰坪—思茅地块, 视电阻率整体具有高-低-高的变化趋势, 且视电阻率由高变低的周期出现在约10s附近, 说明地表浅层的高阻层埋深较浅, 而由低变高的周期出现在约1000s附近, 表明经过一定埋深的低阻层之后, 深部电阻率特性又变为高阻结构；C28-C35测点位于滇中地块, 从测试曲线类型来说, C28、C29、C30和C31的视电阻率曲线由浅(高频)至深(低频)变化趋势是低-高的特点, 而C32、C33和C35整体具有低-高-低的特点, 表明在地下深处电阻率较低, 说明该区可能存在较强烈的构造运动.

图 4

Fig. 4

图 4 沿剖面经拼接后的宽频+长周期大地电磁测深曲线 Fig. 4 Scatter diagrams of MT+LMT sounding curves along the profile

使用Winglink软件所含非线性共轭梯度(NLCG)(Rodi and Mackie, 2001)模块进行二维反演, 由于利用TM模式数据进行二维反演比利用TE模式或利用TE+TM模式联合反演都更合理, 反演结果中的虚假结构明显减少(蔡军涛和陈小斌, 2010), 所以本文采用TM模式反演得到剖面的最终电性结构模型, 设置初始模型为100 Ωm的均匀半空间, 设置视电阻率的本底误差为10%、阻抗相位的本底误差为5%, 并使用多个正则化因子进行多次反演计算, 得到在不同正则化因子下的模型粗糙度和拟合误差的L曲线图(Hansen, 1992)(图 5), 从图 5可以看出, 在正则化因子等于30时, L曲线图出现拐点(詹艳等, 2014b), 由此选择正则化因子τ=30作为最终反演结果.图 6为测深曲线测量值与响应值的对比图, A图为视电阻率, B图为阻抗相位断面图, (a1, b1) 为实际资料测量值, (a2, b2) 为响应值, 发现除了个别测点阻抗相位曲线拟合程度较低以外, 大部分数据拟合较好, MT的反演误差RMS为3.28, LMT反演误差RMS为2.15.最终, 得到了沿剖面的地壳电性结构模型(图 7b)和壳幔电性结构模型(图 7c).

图 5

Fig. 5

图 5 不同正则化因子得到的模型粗糙度、拟合误差曲线图 Fig. 5 L-curve chart of RMS and Roughness when tau is changed

图 6

Fig. 6

图 6 实测的测深曲线与响应曲线的对比 (a1, b1) 测量值断面图; (a2, b2) 响应值断面图; (a1, a2) 视电阻率断面图; (b1, b2) 阻抗相位断面图 Fig. 6 Fitness of the 2D calculated and measured responses (a1, b1) shows the pseudo-sections for measured data, and (a2, b2) shows the response of the 2D inversion model.(a1, a2), (b1, b2) show the pseudo-sections for apparent resistivity and impedance phase, respectively.

图 7

Fig. 7

图 7 大理—腾冲剖面电性结构 (a)盈江—姚安地质剖面图; (b)盈江—姚安宽频大地电磁反演结果; (c)长周期大地电磁反演结果. 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. F1：盈江断裂带, F2：新城断裂带, F3：梁河—腾冲断裂带, F4：上营断裂带, F5：怒江断裂带, F6：蒲缥—施甸断裂带, F7：沙坝断裂带, F8：瓦渡断裂带, F9：昌宁—孟连断裂带, F10：澜沧江断裂带, F11：水泄断裂带, F12：鸡街断裂带, F13：马鞍山断裂带, F14：庙街断裂带, F15：哀牢山断裂带, F16：红河断裂带, F17：程海—滨川断裂带, F18：三街断裂带, F19：马龙河断裂带, F20：盈江壳幔韧性剪切带, F21：保山壳幔韧性剪切带, F22：弥渡壳幔韧性剪切带. Fig. 7 Crust and upper mantle resistivity model derived from two-dimensional inversion (a):Geological section map of Yingjiang-yaoan profile; (b) Crust resistivity model derived from broadband MT; (c) Upper mantle resistivity model derived from LMT. Ⅰ:Tengchong block, Ⅱ:Baoshan block, Ⅲ:Lincang block, Ⅳ:Lanping-Simao block, Ⅴ:Dianzhong block. F1: Yingjiang fault, F2: Xincheng fault, F3: Lianghe-Tengchong fault, F4: Shangying fault, F5: Nujiang fault, F6: Pupiao-Shidian fault, F7: Shaba fault, F8: Wadu fault, F9: Cangning-Menglian fault, F10:Lancangjiang fault, F11: Shuixie fault, F12: Jijie fault, F13: Maanshan fault, F14: Miaojie fault, F15: Ailaoshan fault, F16: Red River fault, F17:Chenghai-Binchuan fault, F18:Sanjie fault, F19:Malonghe fault, F20:Yingjiang crust-mantle ductile shear zone, F21: Baoshan crust-mantle ductile shear zone, F22: Midu crust-mantle ductile shear zone.

大量的研究表明, 区域性的深大断裂往往是大多构造单元的划分界线, 不同的构造单元往往具有不同的电性结构特征(谢成良等, 2012; 王绪本等, 2013; 李冉等, 2014; 詹艳等, 2014b; Wang et al., 2014).盈江—姚安剖面由西向东穿越了印支地块和扬子地块, 沿测线印支地块又可以分为腾冲地块、保山地块、临沧地块和兰坪—思茅地块, 而扬子地块主要包含了滇中地块(云南省地质矿产局, 1990).从电性结构模型来看, 三江地区电性结构不均匀性比较强烈, 沿剖面方向即东西方向壳内低阻层广泛发育, 但埋深和厚度不一, 表明不同地质构造单元内部结构较为复杂；深部电性结构特征显示, 沿剖面电性结构横向不均匀性明显, 自西向东分别具有高-低-高-低的电性属性, 据此可以划分出四大电性结构单元.根据剖面电性模型以及断裂带, 将研究区域划分为若干块体：下文将对剖面所穿过的主要地块电性结构属性进行详细描述.

腾冲地块东以怒江断裂带为界, 东接保山地块, 属印度板块与欧亚板块碰撞强变形带(徐锡伟等, 2003), 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(云南省地质矿产局, 1990).剖面电性结构特征显示腾冲地块浅表层以高阻特征为主, 中下地壳发育低阻层, 低阻层厚度不一, 西浅东深, 上地幔由西至卡场以东约30 km主要是中高阻特征, 而腾冲上地幔主要以低阻为主.卡场镇附近的壳内低阻层埋深约10 km, 往东变浅至盈江附近穿出地表, 该低阻层可能是盈江断裂带的深部表现形式(F₁).在腾冲火山区地下存在厚约10~17 km的壳内低阻层, 该低阻层西侧上顶界面深度约13 km, 东测较深约20 km, 东西向宽约30 km, 从新街镇(7号点)延伸至芒棒镇(10号点)附近, 下底界面深约30 km.根据电性结构推测, 新城断裂带和梁河—腾冲断裂带往深部沿壳内低阻层和表层高阻体的分界面向东倾斜, 两断裂带最终汇聚于壳内低阻层内.速度结构与电性结构特征有较强一致性：腾冲地区深度低于20 km的上地壳存在较大范围的低速层, 下地壳速度线性增加(王椿镛等, 2002)；本次对该区低阻层的埋深及位置探测与已有大地电磁探测结果较一致(姜枚等, 2012；谭捍东等, 2013), 结合地表地质以及其他地球物理资料, 认为该低阻层可能是该区岩浆囊的反映.根据宽频和长周期大地电磁探测结果显示, 该区中上地壳和上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.

保山地块西以怒江断裂带为界, 东以澜沧江断裂带为界, 分别与腾冲地块与思茅地块相接.中下地壳和上地幔存在规模较大的低阻带, 该低阻带纵向上顶界面深度约15 km, 往深部略向西倾, 横向上西起蒲缥镇, 向东止于瓦渡乡, 宽约60~70 km.与本测线大致平行的南部一条大地电磁探测结果也发现了这一壳幔低阻带(Bai et al., 2010).根据电性结构特征, 推测区内蒲缥断裂带沿高低阻分界面深部向西倾, 并与西边界怒江断裂带在壳内低阻层发生汇聚, 保山断裂带向深部西倾并消失在壳内低阻带, 而瓦渡断裂带主要表现为深部东倾, 并和东边界昌宁—孟连断裂带在深部具有汇聚趋势；腾冲火山区强震和中小地震震源机制解结果表明, 火山区地震构造应力场主要为北北东-北东-北东东向, 接近水平的压应力场(王绍晋等, 2000).在印度板块对亚欧板块的碰撞、挤压剪切的过程中, 这种挤压剪切产生的应力在高阻率刚性块体与低电阻率塑性块体之间传递和转换, 应力容易在两者的分界面上积聚, 当应力积聚到岩石破裂阈值时, 会发生猛烈破裂和应力急速释放, 从而发生地震.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.该区地表主要出露震旦系-寒武系公养群、三叠系杂多组.

临沧地块分别与保山地块和兰坪—思茅地块相邻, 自西向东分别以昌宁—孟连断裂和澜沧江深大断裂为界, 临沧地块在早石炭世至早二叠世具有亲冈瓦纳性质, 晚二叠世前增生到兰坪思茅地块西缘, 地表出露大量花岗岩.宽频大地电磁探测结果显示地下约15 km以浅主要表现为高阻特征, 长周期大地电磁探测结果表明约40 km以下为高阻块体, 两高阻块体之间为壳内低阻层, 推测区内昌宁—孟连断裂带和澜沧江带汇聚于壳内低阻层.与本测线平行(Bai et al., 2010)以及靠南部的大地电测测线(汤吉等, 2012；李冉等, 2014)都表明临沧地块具有“高-低-高”的电性结构特征.根据电性结构特征推测临沧地块与保山地块深部存在一条切割莫霍面的保山壳幔韧性剪切带(F₂₁), 该韧性剪切带向上消失在壳内低阻层, 向下延伸到上地幔高导层中.

兰坪—思茅地块西接临沧地块, 东邻滇中地块, 夹持于北西向的澜沧江断裂带与红河断裂带之间, 区内的兰坪—思茅盆地是滇西著名的大型裂陷盆地.东边界红河断裂带为一大规模的走滑断裂(Tapponnier et al., 1990), 断裂带附近有大量变质岩出露.根据电性结构特征, 中上地壳低阻层发育, 鸡街附近有低阻体出露, 其两翼的低阻体埋深逐渐增加, 在约40 km处低阻体分别与保山地块和滇中地块的低阻层相接.兰坪—思茅地块下地壳上地幔未发现明显的低阻异常, 电阻率最高达到上千欧姆米, 为兰坪—思茅壳幔高阻块体.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.兰坪—思茅地块在经历了三叠纪末澜沧江洋封闭、侏罗纪整体裂陷、白垩纪末燕山运动以及第三纪末印度与欧亚古壳体的汇聚运动之后(胡斌等, 2005), 区内构造复杂, 导致电性结构相对其他块体复杂.

滇中地块和兰坪—思茅地块以红河断裂带为界.马街以西地壳上地幔主要发育中高阻块体, 并与兰坪—思茅壳幔高阻块体相接, 马街以东的中下地壳和上地幔低阻带异常明显, 产状几近直立, 电阻率最低达到1 Ωm以下, 由于剖面长度限制, 未能探明低阻带的东边界.剖面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.根据电性结构推测深部可能存在弥渡壳幔韧性剪切带(F₂₂).

怒江断裂带是云南最西部的南北向断裂, 北起贡山东侧, 向南经六库西侧, 折向南南西方向, 经潞西东继续向缅甸境内延伸(郑庆鳌等, 2006), 总体沿怒江流域展布, 沿断裂带新生代盆地发育.一般来说, 电阻率急剧变化的地方, 往往是不同电性介质间界面或断裂带的反映(谢成良等, 2012).电性结构显示怒江断裂带上地壳发育规模较大的高阻块体, 电阻率高达数千欧姆, 高阻体在地表断裂带附近被阻断, 断裂带上盘有分布连续的低阻层, 电阻率约几欧姆至几十欧姆, 断裂带上盘的高阻块体在地表有减薄趋势, 而下盘的高阻块体产状较陡近乎直立, 断裂带深部可能延伸至壳内低阻层, 从电性结构特征来看怒江断裂是一条向西倾斜的深大断裂, 是腾冲地块和保山地块的分界.怒江断裂带在北段那曲附近表现为挤压特征, 波密附近为右旋走滑为主, 而在察隅附近表现为右旋挤压特征(唐方头等, 2010), 在研究区又表现为右旋走滑(唐方头等, 2010; 李京昌, 1998).

澜沧江断裂带南起景洪西侧, 向北经云县、碧落雪山及梅里雪山东坡, 再向北经芒康以西之竹卡、类乌齐附近与班公湖—丁青断裂带相接, 自南向北呈北北西-北西-近东西向延伸, 是临沧地块和兰坪—思茅地块的分界.总的说来, 澜沧江断裂带中地壳发育低阻层, 地下15 km以浅是一高阻体, 该高阻体在断裂带附近被西倾的低阻层穿过, 推测澜沧江断裂带与邻近的瓦渡断裂带、昌宁—孟连断裂带汇聚在上地壳低阻层汇聚, 往深部与水泄断裂带和鸡街断裂带在中地壳低阻层汇聚, 向深部与保山壳幔韧性剪切带(F₂₁)相连.沿断裂带岩浆活动较强, 碎裂岩、糜棱岩-千糜岩发育, 变质程度加深(云南省地质矿产局, 1990), 结合电性结构特征, 认为澜沧江断裂带是一深大断裂带.

红河断裂带是一大规模走滑断裂, 最大走滑断距达500 km (Tapponnier et al., 1990), 其总体走向北西, 略向南西凸出, 呈弧形.该断裂带北起青藏高原, 穿越云南及越南北部, 向东南延伸入南海, 在中国境内长约600 km (王夫运等, 2014).从电性结构特征来看, 红河断裂带30 km以浅主要表现为高阻特点, 在深部与东侧的程海—滨川断裂带、三街断裂带和马龙河断裂带交汇, 并延伸至地壳上地幔边界, 速度结构表明红河断裂带中上地壳为高速异常(胥颐等, 2003; 王椿镛等, 2002), 这可能与块体挤出过程中变质岩快速抬升和冷却有关.

约55 Ma前扬子板块与印度板块之间发生的强烈碰撞(Tapponnier and Molnar, 1976；Tapponnier et al., 1990; 许志琴等, 1999, 2006, 2011), 导致了印支地块沿大型走滑断裂侧向挤出(嵇少丞等, 2008), 研究表明, 印支地块被侧向挤出的西边界前期是高黎贡断裂带, 而目前位于缅甸境内的Sagaing断裂带(嵇少丞等, 2008)；根据地表地质构造, 一般将红河—哀牢山断裂作为印支地块侧向挤出的东部边界(Tapponnier and Molnar, 1976；许志琴等, 1999, 2006), 但对其深部边界研究较少.

哀牢山断裂带(F₁₅)两侧壳幔结构存在明显差异：以西浅表层以低阻为主, 以东主要发育高阻块体, 无壳内低阻层, 速度结构表明, 哀牢山断裂西侧明显的低速层, 而东侧为高速异常(王夫运等, 2014), 因此, 综合从电性结构结合速度结构来看, 将哀牢山断裂带作为印支地块侧向挤出的浅部边界是合理的.研究表明, 大陆岩石圈存在既有密切联系又有显著差异的两套断裂系统:一套是以地壳表层脆性剪切带为主的浅部断裂系统；另一套是以切割莫霍界面或壳幔过渡带的韧性剪切带为主的壳幔韧性剪切带或岩石圈韧性剪切带(蔡学林等, 2008).根据长周期大地电磁探测结果(图 7c), 临沧地块深部存在一明显的电性结构分界面：东侧下地壳上地幔为一规模巨大的高阻块体(兰坪—思茅壳幔高阻块体), 而西侧中下地壳和上地幔为一电阻率较低的岩石圈低阻带(保山壳幔低阻带).前人已完成的与盈江—姚安平行的另外一条大地电磁剖面结果也显示该区存在一电性结构分界面(Bai et al., 2010), 速度结构也有类似特征(胥颐等, 2003; 王椿镛等, 2002), 根据电性结构推测, 该电性结构分界面可能是保山壳幔韧性剪切带(蔡学林等, 2008)在深部的反映.根据深部地球物理资料推测, 保山壳幔韧性剪切带可能是印支地块侧向挤出的东部边界.

(1) 盈江—姚安宽频和长周期大地电磁剖面较完整的反映了该区浅部和深部的电性结构特征：沿剖面存在大量的壳内低阻层, 但是不同地块低阻层的横向规模不同, 纵向埋深不一；深部电性结构可以分为四个单元：盈江壳幔中高阻块体、保山壳幔低阻带、兰坪—思茅壳幔高阻块体和滇中壳幔低阻带.

(2) 腾冲地块地下埋深13~20 km, 厚10~17 km的壳内低阻层可能是深部岩浆囊的反映.

(3) 根据电性结构特征, 保山壳幔韧性剪切带是深部电性结构的分界面, 结合速度结构, 初步认为保山壳幔韧性剪切带可能是印支地块侧向挤出的深部东边界, 红河断裂带为浅部东边界.