鲜水河断裂带地处青藏高原东缘，北起甘孜东谷附近，经炉霍、道孚、康定延伸至泸定的磨西以南部分，呈NW-SE向展布，全长约400 km(邓天岗等, 1986, 1989；李玶，1993).鲜水河断裂带为青藏高原东缘重要的走滑断裂，也是中国大陆内部活动最强烈的断裂带之一，具有规模大、活动性强、地震频度高的特点，一直受到地学界的关注.

鲜水河断裂带附近强震一直频频发生，如1967年炉霍侏倭M_S6.8地震、1973年炉霍M_S7.9地震、1981年道孚M_S6.9地震等等(唐荣昌和韩渭宾，1993)，2014年康定发生了6.3级地震(图 2)，给当地人们的生活造成了很大影响.自50年代以来，我国许多单位和相关学者在该地区开展了地质工作，研究内容主要涉及鲜水河断裂带的地质、地震和地壳形变监测等方面(熊探宇等，2010).许志琴等(1999, 2011)从青藏板块的构造活动方面开展过很多研究，认为在印度板块强大的压应力作用下，鲜水河断裂带作为板块缝合线的深大断裂带之一，现在仍具有强大的活动性.闻学泽等(2008)、徐锡伟等(2005)研究了鲜水河断裂带的震源机制、运动方式等，王椿镛等(2002, 2003)、马宏生等(2008)对川滇地区的地壳及上地幔速度结构做了许多研究工作，获得了该区的地壳及上地幔速度结构，发现川滇块体周缘活动断裂带附近的中下地壳内普遍存在低速层.赵国泽等(2008)、王绪本等(2009)、白登海等(2011)通过大地电磁测深方法，在青藏高原东缘地区获得了深部电性结构，发现中下地壳局部发育高导层.

鲜水河断裂带地处青藏高原东缘，受地形环境及工作条件等限制，深部地球物理资料相对较少，缺乏对鲜水河断裂带深部地质结构的认识，不能对鲜水河断裂带深部驱动机制、现代构造运动的成因模式及其对强震的控制作用提供有效依据.近年，鲜水河及邻近断裂带强震频发，尤其在5.12汶川地震和11.22康定地震之后，引起了人们的极大关注.本文依托“汶川地震地质灾害调查评价”项目，通过新都桥—小金地球物理剖面实测资料成果，围绕鲜水河断裂带深部地质结构问题，结合前人在鲜水河断裂带空间展布、活动特征及深部地球物理的研究成果，研究活动带深部结构特征和物质状态，分析深浅层之间分层结构及耦合关系，探讨深部驱动机制及其对强震的控制作用，为强震预测提供地球物理依据.

印度板块向北东方向漂移，与欧亚板块斜向碰撞，使得青藏板块快速隆升，地壳厚度增大.印度板块向北挤压过程中，受到欧亚板块和太平洋板块的阻挡，板块之间产生了向北挤压应力和向东旋扭分量.因此在青藏高原东缘形成了断裂带和褶皱山系，走向以东西向转为南北向的弧形，青藏高原的深部物质沿着深大断裂构造方向逃逸，侧向挤出地体群受大规模走滑断裂系控制(肖序常等，1990；许志琴等，2011).作为巴颜喀拉地块与川滇地块的边界断裂的鲜水河断裂，以左旋走滑运动为主，发育了深大断裂，如图 1所示.

图 1

Fig. 1

图 1 鲜水河断裂带及邻区主要构造分布图(据殷跃平等, 2013) Fig. 1 Xianshuihe and its adjacent main structure fault area map(according to Yin et al., 2013)

由于地块边界条件和受力方式不同，在区域构造应力作用下，造成地块边界和内部构造形变又具有差异，其中以川滇地块构造活动最为强烈，其次是巴颜喀拉地块，而扬子地块较为稳定.巴颜喀拉地块向南东滑动与川滇地块发生碰撞，由于受到东侧相对稳定的扬子地块的阻挡，作为边界的鲜水河断裂顺时针旋转运动，断裂具有左旋走滑断裂兼有挤压特征.GPS监测结果显示鲜水河断裂的运动速率为6.31 mm·a^-1，运动方向为南偏西7.7°，表明鲜水河断裂现今活动性较大(唐四林，2014).

地球物理资料显示鲜水河断裂带及邻区岩石圈存在独特的电性结构特征，在不同区段又存在明显差异.中国地震局在鲜水河断裂带附近地区先后完成了稻城—道孚北、新都桥—金川、巴塘—资中三条大地电磁测深剖面，获得了该地区岩石圈电性结构，发现青藏高原东缘的地壳内存在物质侧向流变的痕迹(孙洁等，2003).王绪本等(2009)通过对若尔盖—中江大地电磁剖面电性结构研究，发现四川盆地为二元电性结构，即盆地上部为巨厚的低阻沉积盖层，而下部为连续稳定的高阻基底.松潘—甘孜地块电性特征则表现为反向二元结构，即上部为褶皱带高阻体，下部为低阻异常带.赵国泽等(2008)对青藏高原东边缘带存在的高导层进行了研究，认为是青藏高原东边缘带向东南方向挤出作用下形成的“管流”层，它促使了上地壳和下地壳发生解耦.白登海等(2011)对东喜马拉雅构造及周围5条大地电磁测深剖面的深部电性结构研究，发现在青藏高原东部存在两条中下地壳低阻异常带，认为是两条中下地壳的弱物质流.

2012年笔者等人在鲜水河断裂带附近开展了深部球物理测量工作，剖面西南起新都桥北，向东北经八美、丹巴，到达小金县东，全长约140 km.大地电磁测深测量根据观测频率大小分宽频和超宽频两种测量工作，宽频大地电磁测深工作采用凤凰公司生产的MTU-5P大地电磁测深仪，观测频段320~1/2000 Hz，测量点距为5000 m，共完成大地电磁测点33个，如图 2所示；超宽频大地电磁测深工作采用乌克兰生产的LEMI-417M大地电磁测深仪，观测频段1/100~1/20000 Hz，测量点距为20 km，共完成超宽频大地电磁测深点9个.沿测线还同步完成了地面高精度重力和磁力剖面测量，测量点距为1000 m，局部进行了加密测量，测量点数各175个.

图 2

Fig. 2

图 2 新都桥—小金深部地球物理探测剖面位置示意图 Fig. 2 Xinduqiao-Xiaojin geophysical sectional position schematic diagram

大地电磁仪器采集到天然电磁场的数据后，利用Robust统计方法以压制噪声影响，经过傅里叶变换将大地电磁分量时间系列转换成频谱，可以得到每个频点观测分量的功率谱.根据大地电磁电场分量和磁场分量的基本关系，构建以阻抗张量为自变量的线性方程组，解线性方程组即可求得相应的阻抗张量元素(陈乐寿和王光锷，1990；江钊等，1993).在同一测点上使用MTU-5P和LEMI-417两套仪器进行观测，将高频段和低频段数据拼接后得到超宽频大地电磁资料，其有效频段覆盖范围为320 Hz~10⁵ s，宽频大地电磁资料的有效探测深度可达到150 km以上.

从新都桥—小金剖面中选取了4个大地电磁测点曲线分析(图 3).从视电阻率与相位曲线看出测点140、180号位于鲜水河断裂带附近，其视电阻率曲线由高频至低频，视电阻率值由高到低范围从100~0.1 Ωm，视电阻率值在低频段偏小，表明浅部沉积层厚和深部存在低阻异常，断裂构造发育.测点280号位于丹巴附近，其视电阻率值相对偏大，由高频至低频，视电阻率值由低到高范围从1~10³ Ωm，表明在280号测点范围存在高阻异常，可能为结晶基底地层隆起所引起.测点380号位于小金附近，其视电阻率曲线由高频至低频，视电阻率值由高到低，范围从100~0.5 Ωm.说明小金构造带中部存在低阻异常，可能为断裂发育所引起.

图 3

Fig. 3

图 3 新都桥—小金剖面4个测点视电阻率与相位曲线 Fig. 3 Xinduqiao-Xiaojin profile graph of resistivity and phase curves of four MT points

地下介质都存在各向异性，研究最佳主轴方位角的变化和已知的区域构造及地质资料，可以综合判断区域地质构造走向，利用大地电磁阻抗数据计算了各测点100 s的最佳主轴方位角，如图 4所示.从计算结果可知，电性极化主轴图中测点100~240号点电性主轴方向呈北北西走向，走向与鲜水河断裂构造走向一致.测点250~300号点电性主轴开始往北偏东旋转变化，测点310~420号点电性主轴旋转到北东方向，走向与上地壳浅部北北西构造走向不太一致.最佳主轴方位角计算结果表明川滇地块—丹巴构造带深部构造走向主要以北西向为主，与鲜水河断裂带方向一致，而小金构造带方向发生了变化，以北东向为主，与龙门山逆冲断裂构造走向相一致.

图 4

Fig. 4

图 4 新都桥—小金剖面电性最佳(100 s)主轴方位角图 Fig. 4 Xinduqiao-Xiaojin profile of 100 s best spindle azimuth diagram

大地电磁数据使用带地形的非线性共轭梯度法(NLCG)进行二维反演，对比分析了TE、TM与TE & TM反演的结果，结合地质资料，TM模式更好地反映了构造带的电性特征，该剖面的视电阻率拟合情况和二维反演结果分别如图 5、6所示.从图 5可知，反演拟合结果与实测基本一致，反演结果能反映出地下电性介质的真实情况.

图 5

Fig. 5

图 5 反演结果拟合情况 (a、b)实测视电阻率、阻抗相位；(c、d)响应视电阻率、阻抗相位. Fig. 5 Fittness of the inversion results (a, b) Measured apparent resistivity and impedance phase; (c, d) Responsed results.

图 6

Fig. 6

图 6 新都桥—小金剖面电性反演结果 Fig. 6 Xinduqiao-Xiaojin profile inversion result of the electrical

根据剖面二维电性反演结果(图 6)，新都桥—小金剖面的二维电性结构整体上表现出纵向分层、横向分块特征.纵向上，上地壳整体表现为高阻异常，中下地壳及莫霍面下方以低阻异常为主，但横向变化不均匀，上地幔岩石圈以高阻异常为主.根据中下地壳及上地幔岩石圈的横向不均匀性，横向上可进一步划分为雅江构造带、鲜水河构造带、丹巴构造带和小金滑脱构造带.

雅江构造带(100~130号点)地表主要出露三叠系地层，该区电性以纵向分层特征为主，地壳电性以高阻体为特征，厚度约60 km.深部的低阻层与鲜水河断裂带的深部壳幔断裂有关，倾向为南西向，因测线长度有限，对鲜水河深部的壳幔断裂边界及范围还不能清楚认识.

鲜水河断裂带(130~200号点)地表主要出露三叠系地层，局部分布折多山花岗岩，对应浅地表电阻率低，局部电阻率高.在上地壳2~15 km范围，电阻率几至几百Ωm，电阻率高低异常相隔排列，近似直立分布，反映了鲜水河断裂倾角较陡.断裂带上地壳高阻层厚度约15 km，厚度比断裂带两侧的川滇地块雅江构造带和巴颜喀拉地块薄10~20 km.中下地壳发育壳内高导层，厚度约40 km.人工地震显示断裂带的下地壳和上地慢顶部也存在低速层(王椿镛等，2003)，在深度上大体一致.依据电性结构推断，鲜水河断裂由多条断裂构成一组断裂带，既有倾角陡立并且切穿地壳的深大断裂，也有倾角稍缓汇聚于深大断裂的小断裂，如图 7所示.断裂带构造表现出花状构造，即剖面上走滑断裂自下而上成花状撒开，以逆断层组成的背冲构造，断层下陡上缓，花状构造说明走滑断裂还处于在压扭性应力状态中.根据鲜水河断裂带深部的高导层电性特征，可以推断深部断裂倾向南西向，深度已到达上地幔边界.

图 7

Fig. 7

图 7 新都桥—小金剖面地球物理综合解释图 Fig. 7 Xinduqiao-Xiaojin comprehensive geophysical interpretation map

丹巴构造带(200~330号点)位于扬子板块、川滇地块和巴颜喀拉地块形成的穹状构造中，地表主要出露古生代志留系和泥盆系地层，以滨海相变质碎屑岩及碳酸盐岩为主.地电模型的电性特征主要以上地壳电阻率相对高，中下地壳低电阻率异常为特征.上地壳电阻率相对均匀，6 km以浅的间断分布条带状低阻异常，厚2~4 km，推断存在逆冲断裂，倾向以北东向为主.中下地壳存在30~50 km厚的壳内高导层，电阻率小于20 Ωm，横向宽约60 km，深度约30~80 km，深度到达上地幔.丹巴构造带及鲜水河断裂带中下地壳广泛发育壳内高导层，丹巴构造带高导层发育深度约30~60 km，鲜水河断裂带高导层发育深度稍浅，约20~70 km，丹巴构造带和鲜水河断裂带的中下地壳高导层并没有相连通，中间还存在一条以中阻体为特征的阻隔带，其分布具有不均匀性.前人的研究表明(金胜等，2010；白登海等，2011)，在青藏高原东部川滇地块包括鲜水河断裂带，中下地壳大范围存在低阻异常带，且与壳内低速层深度大体一致，通常认为是部分熔融的塑性物质，但对于高导层、低速层的形成机制、物质成分、地壳运动中所起作用，还没有准确的定论，存在有多种观点，尚在科学探讨之中.通常认为部分熔融物质是青藏高原物质东流的反映，青藏高原东南部的几条大断裂起运移输送作用(白登海等，2011).从本次测量结果来看，中下地壳的高导层分布具有不均匀性特征，但主要分布在断裂带附近，倾向南西向与断裂带倾向一致，说明高导层分布与断裂带构造活动有关.

小金构造带(330~420号点)地表主要分布三叠系地层，岩性以砂板岩为主.地电模型的电性特征为上地壳20 km以上高低阻异常间隔排列，倾角较陡，倾向北东，呈叠瓦状，深度最深达20 km.推测地壳浅部存在一系列的推覆构造，在北东向挤压力作用下，上地壳的地层沿断裂逆冲，发育滑脱构造与前人研究的小金滑脱构造带相一致.在深部下地壳与上地幔岩石圈的电性特征为高阻异常体，高导层不发育，表明了该区与剖面西部的构造带不同，中下地壳不存在塑性物质，以刚性结构为主.根据深部的高低阻异常界线，推断存在壳幔韧性剪切带.有学者对扬子板块西缘边界提出新观点，郭晓玉等(2014)基于重力势能数据和深地震反射数据的处理和分析，结合盆地结晶基底性质，提出扬子板块西边界以不连续分布，西边界的北东段延伸至龙日坝断裂带附近，西南段与龙门山断裂带的延伸一致.本次的大地电磁测量结果显示，在丹巴弧构造带往东高导层并不发育，存在深达上地幔岩石圈高阻异常的电性特征，高阻异常体是否为扬子板块的西缘，是否刚性的扬子板块阻挡了高导体向东扩展，这些问题还有待研究.

总体上，鲜水河断裂带及邻区上地壳以中高阻体为主，发育逆冲断裂和剪切断裂，切割上地壳脆性地层；深部以低阻异常为特征，发育三条错断莫霍面和岩石圈的深部断裂，产状一致向西南倾.深大断裂切割了脆性地壳，到达中下地壳的塑性层中，发育为深部壳幔断裂.上地壳浅部断裂产状以北东向为主，与深部壳幔断裂产状的倾向不太一致，说明地壳深浅发育不同了的断裂系统.下地壳和上地幔之间存在高导层，推测含有塑性物质，在不同应力驱动下，上、下地壳以及下地壳和上地幔之间必然会发生解耦，作用地壳上的力不能互相传递，造成深浅断裂构造表现不一致.地壳以及上地幔之间的力学解耦关系和深浅两套断裂系统的存在是塑性物质发育地壳结构的一种表现形式，即所谓的“增厚型地壳(Molnar，1988)”模型.新都桥—小金构造带浅部以地壳脆性剪切带为主的断裂系统，深部以走滑型壳幔韧性剪切带为主的断裂系统，两套断裂系统两者既有不一致性，又有密切相关性.

折多山花岗岩北起丹巴白土坎，南至马鞍山，长180 km，宽7~20 km(图 2).李海龙等(2016)通过野外调查及岩石标本测试认为，折多山花岗岩沿着鲜水河断裂带31~20 Ma发生了混合岩化作用.徐天德(2009)分析折多山花岗岩样品时，发现样品的微量稀土元素Th/Yb与Ta/Yb的投点落入橄榄玄粗岩系列，推测本区花岗岩类侵入岩很可能为下地壳深源岩浆岩的组分.也有学者提出不同观点，王宗秀等(1997)利用同位素和地球化学方法研究分析，认为折多山花岗岩为鲜水河大型韧性左行平移的地壳熔融产物，类型为S型花岗岩，侵位时间约12.8±1.4 Ma，以不连续方式侵位，南部岩体侵位最早.刘树文等(2006)利用锆石U-Pb测定和地球化学分析，发现部分折多山花岗岩的物质组成继承了元古代大陆边缘的某些地球化学特性，认为折多山花岗岩物质可能来源于元古代地壳物质的部分熔融.牟业龙等(2015)通过对康定县大雪山超单元的地球化学数据分析，也认为该套花岗岩体是上地壳物质熔融而形成.

在本次的测量剖面上，折多山花岗岩的空间位置对应于剖面40~55 km处，测量结果表明折多山花岗岩带表现出高阻、弱磁和低重力异常的特征(图 8).在物性反演的密度模型上，折多山花岗岩体密度为2.55 g·cm^-3.岩石物性研究表明，这样低密度的花岗岩应属于显生宙岩石或前寒武变质岩系花岗岩化的产物(多尔特曼，1985)，折多山花岗岩应是上地壳变质岩局部重熔的结果，而与地壳深部物质上涌的强磁性、高密度岩浆岩不同.因此，在鲜水河断裂带的走滑剪切作用下，上地壳物质发生重熔产生花岗岩浆是折多山花岗岩形成的主要机制.

图 8

Fig. 8

图 8 新都桥—小金剖面重磁异常曲线与重力模型图(图中数字单位：g·cm-3) Fig. 8 The gravity & magnetic anomaly curve and gravity model figure of Xinduqiao-Xiaojin profile

鲜水河断裂带是板块边界的深大断裂带之一，在印度板块与欧亚板块相推挤作用下，构成了断裂带所处地区的复杂应力场.断裂带附近地震活动具有明显的重复性、分段性和迁移规律(徐锡伟等，2005).直至现在仍具有强烈的活动性，历史地震地表破裂特征与2010年玉树地震地表破裂特征一致，这些强震的震源机制表明，鲜水河断裂带的强震大多都是在东西向主压应力作用下，断层做左旋平推运动所致(阚荣举等，1977).

笔者利用中国地震台网中心公布的数据，把历史震源位置投影在电性剖面上，研究两者的空间关系.所用数据为中国地震台网中心公布的数据，数据区域在测线剖面附近北纬30°—31.2°，东经101.3°—102.5°，数据时间范围为1970-01-01—2014-12-31，地震目录数据主要包括发震时间、震中经度、震中纬度、震源深度、震级(M_S大于等于3.5) 等，沿鲜水河断裂构造方向投影到剖面上，结果如图 9所示.发现震中位置多数集中在鲜水河断裂带附近高阻体内和高阻体与高导体的接触边界上，说明该区域是地应力的集中区，中下地壳高导层无震源，说明塑性体内无地震震源所需的应力积累条件.结合地应力及地电模型分析，在东西向主压应力作用下，断裂左旋走滑错动，中下地壳低速低阻塑性体受到高原地壳物质的扩展作用，在鲜水河断裂带附近堆积，使断裂带附近产生强烈变形.在断裂做左旋走滑运动中，通过低速低阻塑性体拖拽或力传导作用使得应力区集中于鲜水河断裂带附近的高阻脆性介质内部靠近断层一侧，由于断裂带的破碎性与高阻介质的脆性特征使得该地区的地震频繁发生.

图 9

Fig. 9

图 9 新都桥—小金剖面电性剖面解释与历史地震投影图 Fig. 9 Xinduqiao-Xiaojin electrical profile and historical earthquake

通过对新都桥—小金综合地球物理资料的处理与解释研究，结合前人的研究资料，概括有以下几点认识：

(1) 鲜水河断裂带深浅表现形式不同，存在既有显著差异又有密切联系的两套断裂系统，浅层以地壳表层脆性剪切带为主的断裂系统和深部以走滑型壳幔韧性剪切带为主的断裂系统.浅层断裂呈花状，深部断裂到达上地幔.下地壳及岩石圈低强度层的存在使上地壳与地幔介质运动状态出现解耦，或许是导致产生这种两套断裂系统显著差异的原因.

(2) 在丹巴构造带和鲜水河断裂带中下地壳广泛发育壳内高导层，而在小金构造带高导层不发育，表明了高导层分布具有不均匀性，且与断裂带构造活动有关.上地壳发育高阻异常，中下地壳至莫霍面以下一定深度内发育低阻异常，岩石圈底部上方发育横向较为连续的高阻层，形成上下两层相对较薄的高阻层，中间夹一较厚但不均匀的低阻层，这样“三明治”结构是典型的青藏高原增厚型地壳特征.

(3) 鲜水河断裂带附近的高阻体具有较低的密度特征，表明折多山花岗岩体为上地壳变质岩系局部重熔的产物，而非深部岩浆侵入结果，显示鲜水河断裂一直处于挤压走滑状态.在鲜水河断裂带的走滑剪切作用下，上地壳物质发生重熔产生花岗岩浆是折多山花岗岩形成的主要机制.

(4) 鲜水河断裂带中下地壳存在塑性(熔融)物质，造成上地壳与下地壳发生解耦，鲜水河断裂带以左旋走滑的变形运动中，通过塑性物质拖拽或力传导作用，应力区集中在高阻体脆性介质内部靠近断层一侧，导致应变在不同的断裂上积累和释放，使得岩石破碎而发生地震.

在资料解释过程中，得到了成都理工大学蔡学林教授和姜磊博士的指导帮助，在此表示衷心的感谢.