华南东部地处欧亚大陆东南缘，濒临西太平洋，自古元古代以来，该区经历了华夏古陆的形成与裂解、扬子与华夏陆块的碰撞拼合、华南华北地台的拼接、太平洋板块与欧亚大陆板块的相互作用，不同阶段的构造活动造就了多期的岩浆活动(舒良树，2012).其中早古生代加里东期和中生代印支-燕山期岩浆岩分布最为广泛，特别是燕山运动以压倒一切的优势对早期构造进行了改造和叠加，隐蔽了前期构造变形形迹(张岳桥等，2012).岩浆岩在华南地区的分布具有明显的分带性(图 1)：中生代花岗岩分布自内陆到沿海年龄逐渐年轻；武夷隆起带及以西的广大地区花岗岩分布以S型花岗岩为主，伴随少量A性、Ⅰ性花岗岩，主要源岩类型是壳源重熔，仅有少量地幔物质参与成岩(Zhou and Li, 2000；Chen and Xing, 2013)；而政和—大浦断裂以东则分布大量Ⅰ型、A型花岗岩以及钙碱性火山岩，主要源岩类型是壳幔混合型(孙涛，2006；Meng et al., 2012).这充分代表了华南东部地区不同构造单元之间地幔与地壳的作用力度的显著差异.特殊的构造位置、区域动力学背景与深层岩浆活动过程造就了该区特有的岩浆岩分布格局.

图 1

Fig. 1

图 1 (a)研究区大地构造背景图；(b)研究区地质构造及大地电磁测深剖面点位图，岩浆岩及断裂分布(据Li and Li, 2007) Fig. 1 (a) The study region tectonic map; (b) The location of MT sites. The distribution of magmatic rock is after (Li and Li, 2007)

对于华南地区岩浆岩形成的构造背景，前人提出了多种模式(图 2)，主要有太平洋平板俯冲模式(Li and Li, 2007)、太平洋变角度俯冲模式(Zhou and Li, 2000)、地幔柱模式(赵海玲等，2004)、下地壳拆沉模式(Lustrino，2005；张旗等，2006)等.上述动力学模式虽在太平洋板块俯冲形式上有争议，但在时间上，华南板块经历了以挤压缩短为主的陆内造山构造体制和以伸展扩张为主的大陆裂谷构造体制.而空间上，华南板块不同区域所处的构造环境并不均衡，由东向西具有明显的分带性，而深部不同圈层的结构则更为复杂.而基于这些不同的地球动力学模式的构造响应都会在现今的深部岩石圈结构留下变形形迹，这也是我们利用地球物理手段探测岩石圈电性结构并合理解释地质现象的基础.

图 2

Fig. 2

图 2 华南地区中新生代动力学模式图 Fig. 2 The dynamic model illustrating Meso-Cenozoic evolution in South China

大地电磁测深法作为研究地球深部结构的有效手段，为揭示华南地区的岩石圈结构、地球动力学等方面提供了重要信息：华夏板块西部地壳由于碰撞汇聚作用变厚，东部地壳由于太平洋板块的俯冲作用剧烈减薄(刘国兴等，2012)；岩石圈也并不是简单的东薄西厚，而是显示出南北两侧上抬、中部下凹、东部受不均匀改造的趋势(刘营等，2013).对于华南地区岩石圈内的高导层，大地电磁测深也具有很好的识别性.研究表明，华南东部壳内确实存在着高导层(蒋洪堪等，1992；李立，1996；徐克定，2000；朱介寿等，2005)，高导层不仅控制着板内的构造活动(徐克定，2000)、岩浆活动(孙洁等，2001)，而且还控制着扬子地块与华夏地块的接触关系(Zhang et al., 2015)，其成因与上地幔的活动过程密切相关，壳内低阻隆起区一般对应于上地慢低阻层隆起区和莫霍面隆起区(李立，1996).此外，深地震反射剖面和天然源地震探测研究获得了研究区的岩石圈速度结构、泊松比分布等基本信息(Zhang et al., 2005；Ai et al., 2007；邓阳凡等，2011；叶卓等，2013)；重磁方面也为地块的划分、断裂带的识别与横向延伸以及基底的属性提供了依据(Zeng et al., 1997；张季生，2000；滕吉文和闫雅芬，2004；丁燕云和李占奎，2009).

本文在前人研究的基础上，根据跨越罗霄褶皱带东缘、武夷隆起带和东南沿海褶皱带地域，即沿吉安—福州大地电磁测深剖面数据，通过对该探测剖面的数据进行分析处理，反演得到了沿剖面的二维岩石圈电性结构模型，并对其可能的地质含义进行解释，以期能够深化认识该区岩石圈结构、构造及其岩浆活动的动力学背景.

大地电磁测深剖面位置如图 1所示，剖面起始于江西吉安(114.97°E，27.25°N)，止于福建福州(119.00°E，25.99°N)，全长约430 km，共38个测点，平均点距约11 km.测区NE向断裂带发育，测线从西向东近乎垂直穿过赣江断裂带、河源—邵武断裂带、政和—大浦断裂带，以及若干次级断裂.野外数据采集使用的是加拿大凤凰公司的MTU-5大地电磁系统，采集信号的频率范围为0.00041~360 Hz，仪器同时观测E_x、E_y两个电场水平分量和H_x、H_y、H_z 3个磁场分量.在按照规范采集了时间序列原始数据，经过远参考技术、Robust估计、挑选功率谱等处理后得到了高质量的阻抗张量信息.

在进行大地电磁剖面数据二维反演之前，首先利用数据进行地下介质的维性分析是十分必要的.根据维性分析，可以将研究区地下结构按照不同维度情况进行数据处理及参数选择，并对不同情况进行更加合理的解释.本文采用Bahr相位偏离法(Bahr，1991)，该方法可以有效避免局部畸变效应的影响，从而获得区域构造的维性(蔡军涛等, 2010a, b).图 2给出了沿剖面所有测点随频率变化的二维偏离度(S)示意图.当S=0时，地下介质为理想的二维构造，但实际上地下介质都会或多或少呈现三维特征，即S>0；一般情况下，当S < 0.3时，可以近似于二维情况.如图所示，在0.1 Hz以上，剖面上大多数测点二维偏离度都小于0.3，说明中浅层具有较好的二维特性.而在0.1 Hz以下，二维偏离度开始增大，特别是邵武—河源断裂以东的区域，三维性较为明显，显示出深部复杂的构造情况.总之，研究区剖面多数测点大部分频率反映了电性结构的二维性(蓝色)，整体上可以用二维模型近似，满足二维反演的前提.

由于大地电磁野外实际测量时，每个测点所得到的阻抗方向与地下介质的构造走向存在一定的偏角，将MT阻抗数据旋转到电性主轴方位上，即沿构造走向和倾向分解为两组线性无关的极化模式(TE及TM)，这样获得的二维电性结构可以更加突出地质构造分别沿走向和倾向的变化特征.

本文利用了基于Groom-Bailey分解的单点多频段阻抗张量分解算法(McNeice and Jones, 2001)计算0.1~10 s、10~1000 s频段的电性主轴方位角.由图 3可知，中浅层(0.1~10 s)构造走向为NE向，这与地质上结果一致；局部虽有角度变化，但都在很小的范围之内，通过玫瑰图统计得大部分测点的电性主轴都落在了NE45°左右.而在深部(10~1000 s)，各测点的构造走向变化很大，可能由于深部构造复杂，三维性较强；统计表明，大多数测点的电性主轴方位落在0°~20°之间，即NNE向.结合区域地质资料，将剖面所经过的地区的电性主轴方位确定为NE45°.

图 3

Fig. 3

图 3 二维偏离度随频率变化立体示意图 Fig. 3 The sketch showing 2D skew changing with frequency

图 4

Fig. 4

图 4 测点分频段电性走向分布及剖面区域构造走向统计图 Fig. 4 Electrical strike of MT sites at period ranges of 0.1~10 s and 10~1000 s; and the rose diagram of the regional structure strike angle

将MT阻抗数据旋转-45°至区域二维构造的坐标系中，此时，ρ_xy、φ_xy曲线对应TE模式，ρ_yx、φ_yx曲线对应TM模式.目前大地电磁的二维反演主要有奥克姆(Occam)(DeGroot Hedlin et al., 1990)、简化基奥克姆(ReBocc)(Siripunvaraporn et al., 2000)、快速松弛(RRI)(Simith et al., 1991)、非线性共轭梯度(NLCG)(Rodi and Mackie, 2001)等方法.由于NLCG反演快速、稳定、模型的分辨率高等特点，是目前最为流行的二维MT反演方法.本文采用基于NLCG反演算法的WingLink软件平台进行反演.其中对可能存在静位移影响的测点进行校正，选定100 Ωm均匀半空间作为初始模型，视电阻率和阻抗相位的误差下限取10%，正则化因子τ=10既保证了光滑度，又使数据达到很好的拟合.通过依次反演TE、TM、TE&TM模式，得到的TM模型与TE和TE&TM模型有明显差别.由于TE模式的二维反演相对TM更易受到三维性的干扰从而产生虚假异常(蔡军涛等, 2010a, b；张乐天等，2012)，剖面的二维偏离度表明在低频部分出现一定的三维性，说明反演模型的显著差异来源于TE模式对三维异常体的错误响应，因此选择TM模式反演可以得到更为合理可信的模型，其迭代45次就已达到很好的拟合效果，最终拟合误差RMS=1.63.各测点的RMS如图 5所示，大部分测点的RMS都小于3.图 6给出了剖面所有测点的实测与TM模式反演响应的视电阻率和阻抗相位数据对比图，可以看到实测数据与模型响应结果相差无几.由此可见，反演模型满足实测数据要求，能够用于解释.

图 5

Fig. 5

图 5 剖面各测点RMS分布图 Fig. 5 RMS distribution along the profile

在稳定构造地区(金胜等，2010)，大陆地壳表层的导电性主要取决于沉积岩层的电阻率.由于孔隙发育往往呈现低电阻特征，电阻率在100 Ωm以下；其次上地壳主要成分为火成岩和变质岩，呈现出高阻特征，电阻率在2000~5000 Ωm，局部花岗岩侵入地区电阻率会更高，达到10000 Ωm以上；而下地壳多为玄武岩或变质玄武岩组份，由于导电性物质的存在电阻率较低，一般在30~100 Ωm.而上地幔盖层则基本是由纯橄榄岩和橄榄岩组成，电阻率一般在100~500 Ωm左右.大陆岩石圈的导电性除了与它的物质成分有关以外，还取决于岩石圈内部的构造、温度等.在处于不同的构造环境以及演化阶段，岩石圈的异常电性结构会对这种构造变动做出响应(魏文博等，2003).

基于以上认识，对二维反演的电性结构进行电性异常带划分.总体上来看，该区电性结构表现为明显的分层性，低阻层与高阻层交替出现.横向上，可以分为三个电性区：罗霄褶皱带(1~3号点)、武夷隆起带(4~22号点)、东南沿海褶皱带(23~37号点).

罗霄褶皱带：剖面仅穿过罗霄褶皱带的西缘吉安盆地.该区上地壳电阻率在500~2000 Ωm，最上层中新生代低阻沉积盖层，电阻率在100 Ωm左右，自西向东逐渐减薄，显示出盆地与山脉的过渡关系.中下地壳为一高导层，亦是自西向东减薄，由于只有两个测点控制，其整体形态及成因尚不明确.

F1断裂：3、4号点为电性梯度带，推测为赣江断裂带.电性模型显示赣江断裂带东西两段的电性结构差异十分明显，断裂呈陡立状，略向西北倾，深部角度变大延伸到高导层中.这种上陡下缓的正断活动可能控制了吉安盆地的形成.研究表明，赣江断裂带不仅是罗霄褶皱带与武夷隆起带的分界线，更是中国东南晚中生代火山岩与沉积岩的分界线(舒良树等，2004)，太平洋板块拆沉伸展作用仅向东影响到武夷隆起带西缘.

图 6

Fig. 6

图 6 TM极化模式的视电阻率、阻抗相位拟合效果 (a1)、(a2) 分别为实测数据、模型响应数据的视电阻率拟断面图；(b1)、(b2) 分别为实测数据、模型响应数据的相位拟断面图. Fig. 6 The fitting effect of TM apparent resistivity and impedance phase (a1)、(a2) is respective the apparent resistivity pseudo-section map of the observed and calculated data; (b1)、(b2) is respective the impedance phase pseudo-section map of the observed and calculated data.

图 7

Fig. 7

图 7 吉安—福州剖面岩石圈二维电性结构模型及构造解释图 Fig. 7 The lithosphere two-dimensional electrical structure model and geological interpretation along the Ji′an-Fuzhou profile

武夷隆起带：从电性结构模型上来看，上地壳高阻层两端厚中间薄，最厚处20 km，最薄处10 km左右.上地壳中大于10000 Ωm的高阻体可能指示了花岗岩的分布.下地壳电阻率则明显小得多，如图所示，中下地壳之间出现不连续的高导层，厚度在2~7 km不等.岩石圈上地幔在横向上表现出明显的电性不均匀，高阻地幔间的低阻区可能与深部软流圈连接，但是受限于探测深度的影响，并未在剖面上直接反映.而整体上高阻体范围与电阻率值由西向东都逐渐减小，可能指示武夷隆起带东部较西部岩石圈地幔受到深部的破坏更为强烈.

F2、F3、F4、F5断裂：在武夷隆起的上地壳分布有一系列的逆冲断裂，它们大都在浅部以高角度深入，随深度增加倾角逐渐变大，最终平缓地延伸于高导层的顶面.这些逆冲断裂为深部岩浆以及成矿热液的运移提供了通道，控制着该区的岩浆演化以及成矿作用(Yu et al., 2012).

F6断裂：政和—大浦断裂带，为华南加里东褶皱带与东南沿海大陆边缘活动带的界限(舒良树和周新民，2002)，断裂西北侧分布着众多晚侏罗纪强过铝质花岗岩类，而东侧则广泛分布钙碱性的火山-侵人杂岩(Zhou and Li, 2000).电性结构显示政和—大浦断裂两侧的岩石圈结构差异显著，整体上东南沿海褶皱带的电阻率要小于武夷隆起带.

东南沿海褶皱带：东南沿海褶皱带是指政和—大浦以东的块体，上地壳高阻层很薄，约10 km左右，高阻层之下有一厚高导层，平均厚约15 km，呈蘑菇状，中部向上隆起，体现了伸展的构造形迹.显示了高导层的形成与深部地幔有关.深部岩石圈地幔依然表现出不连续的弱高阻，与西部相比电阻率明显低了很多，表明其物质更为软弱.而上地幔中的低阻带也比西部更为明显，可能说明了该区的热扰动更为剧烈.软流圈顶界面在武夷隆起带显示不明显，推测埋深要大于100 km，而东南沿海褶皱带软流圈明显存在上隆的痕迹，软流圈顶面埋深在60~70 km，与地震接收函数所得到的结果一致(Rychert and Shearer, 2009；叶卓等，2014)，华南东部的岩石圈厚度自内陆向沿海并不是逐渐减薄，而是呈阶段性幕式减薄.

壳内高导层一直被认为在地壳动力学中发挥着重要作用，是揭示岩浆活动、板内地震作用的“窗口”.很多学者通过实测数据、实验结果和计算模拟等对壳内高导层的成因提出了不同说法，包括部分熔融(Hermance，1979；Unsworth et al., 2005)、韧性剪切带(Leloup et al., 1999)、岩石(矿物)脱水形成卤水层(Gough，1986)、颗粒界面的碳膜形成石墨层(Frost et al., 1989)等.由于壳内高导层无论是在结构还是分布上都复杂多样，这些假说也只有在特定的构造环境下才成立，并适用于全球所有的构造单元.比如：部分熔融说在高热流区能够成立，然而许多稳定克拉通地区也同样发现壳内高导层，在这种低热流地区解释存在一定难度；而韧性剪切带多与深大断裂相关，许多高导层也并不是都有断裂与之对应；而卤水层如何圈闭不流失也无法解释；石墨层无法引起地震波速的降低，事实上，实测的高导层大都与地震低速层相吻合.因此，由于高导层成因的多样性以及地球物理反演结果的多解性，需要综合多方面地质、地球物理事实，才能取得更为可信的结果.

研究表明，华夏地块普遍发育壳内高导层(朱介寿等，2005).本文的电性剖面显示武夷隆起带和东南沿海褶皱带都发育有壳内高导层，高导层的形态、规模、电阻率和深部环境等方面都存在显著差异，指示了二者的成因也可能不同.

华南板块大地热流分区明显，华夏板块为岩石圈活跃的“热”区，东南沿海地区可达到200 mW·m^-2(图 8)，显示了深部的高热状态，地壳深部可能存在部分熔融.根据小波变换得到约40 km深度上地幔布格重力异常结果(图 9)可以看出，政和—大浦断裂带以东呈负异常，说明东南沿海褶皱带地幔物质成分密度较低，可能为太平洋板块俯冲后伸展作用下岩石减压的结果，压力的释放会导致温度的升高进而会显著提升熔体比例.而地壳厚度分布(图 10)表明，东南沿海地区地壳厚度急剧减薄，可能受岩石圈地幔上隆的影响.根据磁异常的三维解析信号振幅(图 11)可以看出：东南沿海呈现高磁异常特征，表明地壳内幔源铁镁质成分的增加，说明了玄武岩底侵作用的存在.种种迹象证实，东南沿海褶皱带的壳内高导层可能成因是软流圈上涌与玄武岩底侵共同作用引起下地壳物质部分熔融所导致的.当软流圈上涌至60~80 km深度时，带来的地幔热量使下地壳物质发生部分熔融；同时地幔橄榄岩也会接近于熔融状态，玄武质岩浆底侵与地壳熔融物混合，不仅形成大量的侵入岩(以壳幔混合型中酸性岩为主、以壳源型酸性岩为次)，而且喷发出大规模的火山岩(肖庆辉等，2007).

图 8

Fig. 8

图 8 华南地区大地热流图(据袁玉松等，2006) Fig. 8 Heat flow map of South China (Yuan, et al, 2006)

图 9

Fig. 9

图 9 布格重力异常4阶小波变换细节图 Fig. 9 The 4th order detailed images of Bouguer gravity anomaly from multi-scale wavelet analysis

图 10

Fig. 10

图 10 研究区地壳厚度分布 Fig. 10 Variation of the crustal thickness

图 11

Fig. 11

图 11 磁异常三维解析信号振幅 Fig. 11 The three-dimensional analytical signal amplitude of the magnetic anomaly

武夷隆起带大地热流值在70~80 mW·m^-2之间，虽然略高，但不足以达到大规模岩石物质熔融的程度.受限于MT探测深度，无法对100 km以下的岩石圈结构成像，但是80 km以下电阻率有逐渐减小的趋势，局部电阻率更小，可能指示了深部热物质上隆.杨明桂等(2009)对华南地区岩石圈构造进行划分，相比于东南沿海，武夷隆起带属于岩石圈厚度弱减薄区，约厚80~120 km.武夷隆起带地壳厚度在32~33 km，相对于周缘，其下方存在山根，可能与早期各种复杂构造运动过程中地壳挤压增厚有关.武夷隆起带区内遍布花岗岩，并无明显高磁异常现象，说明该区花岗岩性主要以长英质为主，地幔物质成分熔入不明显.由于花岗岩是壳内部分熔融的结果，武夷隆起带壳内高导层可能是岩浆活动中岩浆房未完全冷凝所致，代表了花岗岩的源区.在印支-燕山早期，区域构造挤压应力的影响，板内地壳收缩加厚，形成区域性的褶皱并发育大型逆冲推覆构造.在逆冲断裂附近，局部应变能积累，脆性上地壳和韧性下地壳解耦，上部剪切滑移产生热能，使得局部的地壳岩石发生重熔，并且沿断裂带向上侵位，形成壳源花岗岩.另一方面，该区磁异常走向多以NE向为主，与大型断裂带伴生，说明了NE走向的断裂为深部物质侵入提供了通道.燕山晚期(侏罗纪)，太平洋俯冲板块发生拆沉，然后在重力拉拽作用下后撤，武夷隆起带构造环境由挤压转换成伸展作用，地幔拉张破裂，深部热流沿深大断裂上侵，地壳中冷凝的岩浆房再次熔融，并加入了部分地幔物质成分，因而花岗岩类型主要为壳幔混合型，并且在地表形成一系列NNE-NE向(火山)断陷盆地(舒良树等，2004).与东南沿海褶皱带相比，武夷隆起带岩石圈既保存有印支-燕山早期的陆内挤压造山的构造形迹，也有晚中生代伸展作用痕迹，软流圈热物质向上侵蚀古老岩石圈，在以往结构上进行一定程度上的叠加与改造.

通过对华南东部吉安—福州大地电磁测深剖面的二维电性结构研究，取得以下认识：

(1) 华南东部地区岩石圈电性结构存在明显的分区性，以政和—大浦断裂为界，东西两侧地区的岩石圈结构差异显著.西部武夷隆起带岩石圈电阻率整体较高，电性结构相对稳定，相对应地，本区发育有一系列逆冲断裂控制了该区的岩浆演化；东部东南沿海褶皱带深部热活动性强，岩石圈结构及物质组份受到中新生代软流圈上涌的强烈改造.

(2) 华南东部地区普遍发育有不连续、规模不等的壳内高导层，高导体的规模和埋深与深部构造环境以及断裂分布密切相关.分析认为东南沿海的壳内高导层是软流圈上涌与玄武岩底侵共同作用部分熔融了下地壳物质所致；而武夷隆起带则是早期挤压构造环境下，地壳物质重熔，后期伸展体制下深部热流持续供热所致.武夷隆起带和东南沿海褶皱带不同成因的壳内高导层，决定了该区不同构造-岩浆作用的成岩环境，因而形成特有的岩浆岩分布格局.