2020, Vol. 63
2. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 西南科技大学环境资源学院, 四川绵阳 621010;
4. 成都理工大学, 成都 610059;
5. 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院, 北京 100083
, YU ChangQing2
, ZHANG Gang3, LI DeWei4, QU Chen2, ZHANG HuiMin2,5, TIAN ZhenYu2,5, HUANG Jian4
2. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. School of Environment and Resource, Southwest University of Science and Technology, Sichuan Mianyang 621020, China;
4. Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;
5. School of Geophysics and Information Technology, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
青藏高原东南缘滇西三江构造带，属于喜马拉雅造山带的一部分(黄汲清和陈炳蔚，1987)，从古构造格局来看，是冈瓦纳古陆块和欧亚古陆块碰撞结合带，受到印度板块和欧亚板块的共同作用(Metcalfe, 2013; Zhu et al., 2013).从大区域构造背景来看，一些学者认为由于印度板块和欧亚板块的碰撞，滇西三江地区存在青藏高原侧向挤出块体，并建立了相关的大陆动力学模型(Tapponnier et al., 1982, 1990；许志琴等, 2006, 2011).另一方面，从地壳深部结构来分析，一些学者通过地质和不同地球物理方法研究，验证，推测出了青藏高原东南缘滇西三江地区存在壳内物质流(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; Wei et al., 2001; Beaumont et al., 2004; Unsworth et al., 2005; Schoenbohm et al., 2006; Wang et al., 2007; Royden et al., 2008; 赵国泽等, 2008; 魏文博等, 2009; Bai et al., 2010; 杨文采等，2017).前人通过大量的工作研究提出的种种推测结论，说明该地区确实是一个构造活动强烈且复杂的区域，而在这一复杂的地质背景下，对区内的深部构造特征的探讨就具有非常重要的科学意义.
三江地区关于以深部探测为目的的探测计划始于20世纪80年代，学者通过应用地震勘探、重力勘探和大地电磁测深法等多种地球物理勘探方法研究该地区的地壳及上地幔结构，取得了相当重要的成果.通过利用地震反演方法研究结果可知：云南地区，包括三江地区的速度分布具有强烈的横向变化特性，与断裂构造、壳幔结构变化以及地热活动密切相关(赵永贵等，1992；黄金莉等, 2001, 2003；吴建平等，2001；何正勤等, 2004a, b；胡家富等，2005；张中杰等，2005；王苏等，2015；韩明等，2017).杨文采等(2015)，利用小波变换对滇西地区重力异常进行了多尺度密度反演，得到了该区地壳的三维密度结构，研究结果显示滇西地区中上地壳密度结构不均匀，区内地震的频发与此有一定关联；滇西下地壳密度扰动与区内莫霍面起伏也有一定关系.这些研究成果可为本区地壳结构的划分提供重要的地球物理学依据.
大地电磁测深法(MT)是一种利用天然电磁场去研究地球电阻率结构的无源电磁方法(Vozoff, 1991).大量研究成果表明，大地电磁测深法在地壳、上地幔地质构造、地热勘探以及孕震构造背景等研究方面是最有效的方法之一(孙洁等, 1989, 2003; Bai and Meju, 2003; Bai et al., 2010; 魏文博等, 2010; 白登海等, 2011; Zhao et al., 2012; 詹艳等, 2013; Wang et al., 2014; 李文军等, 2016; 张炯等, 2017; 王绪本等, 2017, 2018; Wu et al., 2018).对滇西三江地区的电性结构研究最早始于1989年，孙洁等开展了滇西地区上地幔和地壳的大地电磁初步研究工作，完成了腾冲—南华、大中甸—下关两条MT探测剖面，探讨了滇西地区深部构造特点和深部作用过程，由此拉开了对滇西地区电性结构研究的序幕.从80年代至今，有通过布设大地电磁测深剖面，研究三江地区及邻区构造单元块体的深部电性结构的(叶涛，2013；于常青等，2017)；有利用大地电磁测深法研究构造区域内岩浆岩活动、火山活动以及地热活动的.由这些研究结果可知：位于腾冲地块的热海热田和热水塘具有共同的岩浆热源(白登海等，1994)，在块体深部存在一定规模的低阻体，表明在深部应有火山岩浆囊存在(Bai et al., 2001; 姜枚等, 2012, 2016; 谭捍东等, 2013).云南是南北地震带的重要部分，对在滇西地区强烈的构造背景下频发的地震活动特征及其动力学机制的探讨也是本区热点之一.2007年中国地震局在宁洱地区布设了大地电磁剖面，结果显示思茅盆地壳内存在一埋深和厚度沿剖面变化的高导层，这种变化可能是造成宁洱MS6.4地震的原因(汪晓等，2008).李冉等(2014)、程远志等(2015)、叶涛等(2018)也通过MT探测对滇西地区的地震深部构造和孕震构造环境进行了研究.
本文所布设的福贡—巧家剖面正是位于这一地质背景复杂，构造活动强烈的区域内.作者以期通过在福贡—巧家段应用大地电磁测深法获得滇西三江地区及邻区的电性结构，并以不同的视角去分析、解释，进而获得对该区深部构造的新认识.
1 大地电磁数据采集与处理 1.1 数据采集2013年，在中国地质调查局项目“青藏高原东部及东南部地球物理探测”的支持下，项目组沿云南省怒江傈僳族自治州福贡县至昭通市巧家县分别布设了全长约410 km的大地电磁(Magnetotelluric, MT)和长周期大地电磁(Long-period Magnetotelluric, LMT)探测剖面.剖面自西向东穿越腾冲—保山地块、思茅地块、香格里拉地块、盐源—永胜构造带、康滇构造带、大凉山构造带和滇东构造带(图 1).
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图 1 研究区构造简图 RRF：为红河断裂；JSJF：为金沙江断裂；LCJ：为澜沧江断裂；NJF：为怒江断裂. Fig. 1 Geological structure map of study area (modified from Yu et al., 2017) RRF: Honghe fault; JSJF: Jinshan Jiang fault; LCJ: Lancang Jiang fault; NJF: Nujiang fault. |
沿剖面共布设41个宽频大地电磁(MT)测深点，平均测点间距约11 km；21个长周期大地电磁(LMT)测深点，平均测点间距约20 km，但在金沙江断裂带、小江断裂带附近会进行加密.野外观测采用加拿大Phoenix公司生产的V8仪器采集MT信号，采用乌克兰国家科学院LVIV空间研究中心研制的长周期大地电磁仪LEMI-417采集LMT信号.MT每个测深点观测时间不少于20 h，LMT每个测深点不少于10天.与MT测深法相比，长周期大地电磁测深法LMT采用的仪器LEMI-417使用三分量磁通门磁力仪作为磁场传感器，在接收磁场低频信号部分没有带宽的限制(可以直达0频信号)，具有较好的低频数据信号响应，有效探测深度可达几百公里.电磁波的穿透深度由波的周期及岩层的电阻率所决定，穿透深度随着周期和电阻率的增加而变化的现象叫做趋肤效应，且电磁波的频率越低，穿透深度越大.MT测深法所采用的V8多功能电法仪能记录到1~2万s周期电磁信号，但这需要长时间的观测，根据趋肤效应，V8仪器的有效探测深度一般在50 km左右.为使同一测点获得的MT数据和LMT数据具有可比性，以利于后期数据拼接处理，LMT和MT测点设置在完全重合的位置，在布置测站时两套观测系统采用同样的电极坑和电极，在选点、布站和数据采集各环节都严格按照相关技术规范执行，得到了质量较好的数据.
1.2 数据处理滇西地区地形起伏大，工业较发达，易受到强烈的电磁干扰，面对复杂的地质噪声和工业干扰，项目组进行了高质量数据处理实验.包括前期数据采集时的仪器一致性检测，降低仪器造成的误差；对于野外数据采集时存在的仪器噪声、人文噪声、游散电流、风的影响等，我们利用远参考磁场进行远参考处理，它能够有效地压制常规MT方法中的畸变.这种方法中，作为参考道的磁场与本地台站相距很远，可以认为二者受到的噪声源是不相关的，从而在使用最小二乘方法估算阻抗时可以有效压制相关噪声所造成的影响.
MT资料采用SSMT-2000和MT-editor软件进行预处理，SSMT-2000软件将数据原时间序列经过傅里叶变换由时间域转化为频率域，得到电磁场的自功率谱和互功率谱，运用Robust稳健算法(Egbert and Booker, 1986)进行计算得到初始张量阻抗，再经MT-editor软件进行时间序列处理的最后一步的精细筛选，减小了“飞点”对阻抗张量估算结果的影响.LMT观测资料采用俄罗斯科学院地球物理所地球电磁中心提供的PRC-MTMV处理软件(Varentsov et al., 2003; Smirnov, 2003)进行处理.由于测线西段LMT数据采集质量效果不太理想，因此在处理LMT数据时截掉了1~4号测点的数据.利用Robust张量阻抗估计(Chave and Thomson, 1989; Egbert, 1997)减小“飞点”对数据的影响，利用远参考法(Gamble et al., 1979)消除非相关噪声的影响，得到LMT测深曲线.利用以上方法得到MT数据处理频段为320 Hz~2941 s，LMT数据处理频段为10~16384 s.最后将两段数据进行拼接，得到320 Hz~16384 s全频段的张量阻抗数据.
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图 2 大地电磁测线测线位置 RRF：红河断裂；JSJF：金沙江断裂；LCJ：澜沧江断裂；NJF：怒江断裂. Fig. 2 Map showing location of the magnetotelluric sounding line and tectonic setting in the study area RRF: Honghe fault; JSJF: Jinshan Jiang fault; LCJ: Lancang Jiang fault; NJF: Nujiang fault. |
衡量测区电性结构特征的主要参数是维性偏离度、电性主轴等参数.根据相位张量分解得到了沿测点的相位张量椭圆分布特征以及二维偏离度(图 3)，图中显示在100 Hz和10 Hz频段大部分测点的二维偏离度都小于5°，只有在测线东段攀西构造带的少数几个测点的二维偏离度在10°~20°之间.这表明沿剖面的电性结构可以用二维模型进行反演.但在中频段100 s显示大部分测点的二维偏离度都已超过了20°，说明这些测点位置有较强的三维性.在低频段(10000 s)显示了20个LMT测点的椭圆分布特征和二维偏离度，沿测线的测点的二维偏离度均大于5°，与浅部有明显的差异特征，说明沿测线浅部构造和深部构造差异较大.
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图 3 相位张量分解得到的沿测线椭圆分布特征及二维偏离度(100 Hz、10 Hz、100 s、10000 s) Fig. 3 Elliptic characteristics and skewness along the profile calculated by phase tensor decomposition |
测点的实际观测视电阻率和阻抗相位能较真实的反映地下电性结构随深度的变化特点.通过对剖面全部测点的测深曲线进行分析，发现同一地块内部不同测点的曲线具有相似的特征，而不同地块内部的视电阻率曲线和阻抗相位曲线具有不同的形态.图 4为沿剖面典型测点测深曲线图.其中03号测点位于保山地块，视电阻率表现为高-低-高的变化趋势，在10 s左右视电阻率值开始下降，表明保山地块浅层高阻体埋深较浅；05和07号测点位于兰坪—思茅地块，整体视电阻率具有高-低-高的变化特征，07号测点下两种极化模式获得的视电阻率曲线和阻抗相位曲线有差异性，说明该兰坪—思茅地块深部存在一定各向异性特征；13、15号测点位于中甸构造带内，视电阻率整体较低，呈现典型高-低的电性结构特征，深部电阻率值相对偏低，说明该区深部有一定厚度的低阻体存在；17、19、21号测点位于盐源—永胜构造带，视电阻率表现为缓慢增高持续降低，说明该区浅层电阻率相对较高，而深部电阻率较低；23号测点位于康滇构造带内，呈现低-高-低的电阻率变化特征，整体视电阻率较高，说明该区应有大套的高阻层发育展布；32号测点位于大凉山构造带，整体滇东构造视电阻率呈现高-低-高的变化趋势，由TE模式和TM模式获得的视电阻率曲线和阻抗相位曲线差异较大，说明该区可能存在较为复杂的深部构造；38、41号测点位于滇东构造带内，电性结构表现为低-高-偏低-缓高的趋势，表明构造带内中上地壳可能具有中低阻特征.
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图 4 沿剖面经拼接后宽频+长周期大地电磁典型测点测深曲线 Fig. 4 Scatter diagrams of MT+LMT sounding curves of typical stations along the profile |
大地电磁反演就是定量求出实测资料所对应的地电断面参数，近年来，随着计算机和数值计算技术的提高，大地电磁反演技术有了较大发展.以吉洪诺夫正则化理论为基础，国内外许多学者已研究出多种反演方法.本论文采用由成都理工大学王绪本教授团队自主研发的大地电磁处理与解释系统(MTSoft2D-2.0V)进行曲线编辑、极化模式识别、静态校正处理和扇形边界条件下的非线性共轭梯度(NLCG)反演(Rodi and Mackie, 2001).TM模式数据对地表下地质体的纵向深度变化相对不敏感(Eberhart-Phillips et al., 1995)，但对地下结构的横向变化较灵敏(Berdichevsky et al., 1998; Ledo, 2005; 蔡军涛和陈小斌, 2010)，TE模式数据对三维畸形变化更敏感, 视电阻率易受影响(Wannamaker et al., 1984).基于前人的研究方法对比(蔡军涛和陈小斌，2010；向阳等，2013)，为得到最真实可靠的反演结果，本研究分别采用TM单模式以及TM+TE联合模式进行二维反演，并结合已有的地质和地球物理资料进行分析对比，结果表明两种反演模式获得的滇西地区深部电性构造特征差异不大(图 6)，都基本符合该区的地质构造特征.但所得到的反演结果TE模式拟合差可能较大，但从拟合曲线来看TM模式反演整体拟合差较小(图 4)，所以本文采用TM模式方案下深部电性结构模型来进行解释.
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图 6 不同模式反演模型 Fig. 6 Inversion models of different manners |
根据前人的经验并结合本次资料的特点，我们将TE模式视电阻率误差设置为50%，阻抗相位设置为25%；TM模式视电阻率误差设置为10%，阻抗相位设置为5%.在我们的模型反演中，采用初始模型为100 Ωm的均匀半空间，并使用多个正则化因子对数据进行大量反演计算，运用L曲线分析(Hansen, 1992)选取合适的正则化因子.根据计算结果(图 5)，当正则化因子τ等于20，反演的拟合效果最好，得到的模型光滑程度较好，最终选取τ=20作为反演结果.根据实测资料断面图以及理论拟断面图分析对比(图 7)，在TM模式下，发现大部分测点视电阻率曲线和阻抗相位拟合程度较好，表明了该二维反演的结果有较高的可靠性，最终得到TM模式下MT+LMT联合反演电性结构模型(RMS=3.26)(图 8).
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图 5 不同反演参数下的正则化因子曲线 Fig. 5 L-curve for regularization factor analysis with different inversion factors |
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图 7 实测的测深曲线与相应曲线的对比 (a1, b1, c1, d1)测量值断面图; (a2, b2, c2, d2)响应值断面图; (a1, b1, c1, d1)视电阻率断面图; (a2, b2, c2, d2)阻抗相位断面图. Fig. 7 Comparison of 2D calculated and measured responses (a1, b1, c1, d1) The pseudo-sections for measured data; (a2, b2, c2, d2) The pseudo-sections for the response value; (a1, b1, c1, d1) The pseudo-sections for apparent resistivity; (a2, b2, c2, d2) The pseudo-sections for impedance phase and respectively. |
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图 8 地质剖面与MT+LMT联合反演电性结构模型 F1：怒江断裂；F2：澜沧江断裂带；F3：石凳断裂带；F4：金沙江断裂带；F5：石鼓断裂带；F6：丽江断裂带；F7：程海断裂带；F8：金沙江—箐河断裂带；F9：攀枝花断裂带；F10：雅砻江断裂带；F11：磨盘山断裂带；F12：米易断裂带；F13：德干断裂带；F14：小江断裂带；F15：老店(盐店)断裂；Ⅰ：腾冲块体；Ⅱ：保山块体；Ⅲ：兰坪—思茅地块；Ⅳ：中甸构造带(香格里拉地块)；Ⅴ：盐源—永胜构造带；Ⅵ：康滇构造带；Ⅶ：大凉山构造带；Ⅷ：滇东构造带. Fig. 8 Geological section, 2-D crust and upper mantle resistivity electrical structure model from MT+LMT joint inversion F1: Nujiang fault zone; F2: Lancang Jiang fault zone; F3: Shideng fault zone; F4: Jinsha Jiang fault zone; F5: Shigu fault zone; F6: Lijiang fault zone; F7: Chenghai fault zone; F8: Jinhe-Qinghe fault zone; F9: Panzhi Hua fault zone; F10: Yalong Jiang fault zone; F11: Mopan Shan fault zone; F12: Miyi fault zone; F13: Degan fault zone; F14: Xiaojiang fault zone; F15: Laodian fault zone; Ⅰ: Tengchong block; Ⅱ: Baoshan block; Ⅲ: Lanping-Simao block; Ⅳ: Zhongdian tectonic belt; Ⅴ: Yanyuan-Rongsheng tectonic belt; Ⅵ: Kangdian tectonic belt; Ⅶ: Daliang Shan tectonic belt; Ⅷ: Diandong tectonic belt. |
经过反演后得到的二维电性结构显示了研究区地表至上地幔顶部的电性结构特征，沿剖面可分为腾冲—保山地块、兰坪—思茅地块、香格里拉地块、盐源—永胜地块、康滇构造带、大凉山构造带与滇东构造带(图 6).整体来看，三江地区电性结构较复杂，地表以高阻异常为主，且沿剖面高阻异常埋深和厚度都有变化，壳内低阻异常广泛发育.区内断裂带发育，如澜沧江、金沙江、小江等深大断裂.下面对各区块电性结构及特征进行详细描述和分析.
3.1 滇东构造带滇东构造带(Ⅷ)位于整条大地电磁测深剖面的东部(图 6)，在测深点38~41号之间，与其西侧的大凉山构造带以小江断裂(F14)为界.联合反演结果(图 6)显示，测点38号附近构造带浅部电阻率值相对较低，根据区域地质资料，该区地表河流发育，有金沙江流过，造成断裂带附近破碎岩层含水丰富，导致了构造带浅部地区视电阻率值偏低.在该区40号测深点附近浅表到地下约30 km左右存在一个分布连续的低阻体，呈“半椭圆形形”，电阻率值约为4~40 Ωm.构造带境内的巧家县是川滇黔铅锌矿成矿域的重要成矿点(张玙等，2018)，故推测浅部至10 km左右的低阻异常应与铅锌矿有关，或许该区段内就有铅锌矿赋存也未可知，值得进一步研究.从深部电性结构来看，滇东构造带地下深部壳幔视电阻率纵向变化起伏不大，但在壳幔过渡带附近存在相对低中的视电阻率变化趋势，与其西侧的大凉山壳幔过渡带低中低的电阻率变化趋势不同.这说明该区域内地质活动相对稳定，这与前人认为的滇东构造带位于杨子板块西南部，古生代之后基本属与较稳定的板内升降运动(朱绍兵，2004)相一致.
3.2 大凉山构造带米易断裂带(F12)以东，小江断裂带(F14)以西的地区为大凉山构造带(31~38号测深点).从电性结构剖面(图 6)上可以看出，大凉山构造带在横向上表现出明显分块特性.33号测点与34号测点之间浅层视电阻率值较低，电阻率值约为40~50 Ωm左右.根据区域地质资料，该区段出露有新近纪沉积，其岩层电阻率相对较低.在该段东侧有一个高阻体，位于德干断裂系(F13)附近，电阻率值约为1000 Ωm以上.德干断裂形成于华力西—印支期，带内分布有不同时代、不同规模的超基性、基性等岩体(夏金梧等，2015)，同时根据区域地质资料，断层两侧出露侏罗系的粉砂岩、页岩等，这些岩石电阻率相对较高，该高阻体可能与此有关.其中、上地壳，随着深度的增加，出现大片中低阻带，视电阻率值有一定的变化.从深部壳幔电性结构来看，该区10~50 km地壳中上地幔发育一规模相对较大的低阻体，呈横向“半月形”，电阻率值不满10 Ωm.结合地质资料与前人的研究成果，大凉山构造带属于川滇菱形块体(程佳等，2014)，块体内部中下地壳存在弱物质层(白登海等，2011)，这一弱物质层与目前普遍认为的青藏高原东南缘“地壳管道流”(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008; 赵国泽等, 2008; Huang et al., 2015)有关，故推测该低阻体成因应与“地壳流”有一定关联.
3.3 康滇构造带康滇地轴构造带(黄汲清，1994)位于23号测深点到31号测深点之间(图 6).金河—箐河断裂带(F8)为其西边界，米易断裂带(F12)为其东边界.由区域地质资料可知，构造带内断裂错综复杂、走向各不相同.
大地电磁测深结果显示(图 7)，在康滇构造带地下(攀西地区)深部视电阻率呈现出高阻异常，电阻率值最高达1000 Ωm以上，结合前人的研究结果，攀西地区存在重力异常(滕吉文，1988)、航磁异常(申宁华等，1986)，速度结构研究结果也表明该区中上地壳存在明显高速异常(熊绍柏等, 1986; 崔作舟等, 1987; 滕吉文, 1988; Huang et al., 2002)，故推测这一高阻柱应与地幔物质入侵上涌有关，这与李立和金国元1987年(李立和金国元, 1987)的大地电磁测深结果一致.地质资料显示该区主要发育大量基性、超基性岩体，这些岩体电阻率值高.攀西地区是全国闻名的钒钛磁铁矿区，这些大面积发育的高阻体也可能与成矿过程密切相关，值得进一步研究.这一典型的电性特征也与张刚等于2010—2012年布设的盐源—永善大地电磁测深剖面结果相对应(张刚, 2015; Zhang et al., 2015).整个构造带浅表至5km左右为低阻沉积层，这一结果与孔祥儒等(1987)研究结果相对应.
电性剖面显示在该区壳幔过渡带存在一条状高导层，直至莫霍面深处，根据本区三维速度结构结果显示，在攀西地区地下50 km深处有一速度负异常(Wang et al., 2003)，与该高导层相对应，造成这一变化的原因可能与局部熔融物质、壳幔温度、压力的变化有关.而在上地幔也发育有一高导体，埋深约为90 km.这与孔祥儒等(1987)的电性结构研究结果及熊绍柏等(1986)的爆炸地震结果显示相对应.结合Li等(2008)通过接收函数和瑞雷波联合反演得到的云南地区速度结构研究也表明在攀西壳幔深部存在低速异常，故推测这一异常可能与攀西古裂谷(从柏林，1988)演变过程有关.本文上地幔高导体埋深与前人的研究结果有差异，这可能是和以前数据采集使用的仪器精密程度以及所布设的工作量有差异的关系.从华坪到会理之间浅表电性结构呈横向分带，这一变化特征可能受由后期构造活动影响，或可作为攀西古裂谷“复苏”的证据之一(滕吉文，1988).
3.4 盐源—永胜构造带盐源—永胜构造带(16~23号测深点)位于金河—箐河断裂带以西，丽江断裂带以东(图 6).根据区域地质资料显示，该区段断裂异常发育，历史上发生过大大小小多次地震，处于复杂的地震构造环境(程万正，2002).从电性结构模型可以看出，横向变化上该构造带处于攀西高阻带与金沙江低阻带交互作用过渡带，符合孕震环境的电性特征(李冉等，2014；程远志等, 2015, 2017；叶涛等，2018)，特别是永胜地区，历史上发生过多次强烈地震.电性结构显示，在中、上地壳发育一椭圆状低阻体，低阻体埋深从东到西逐渐变深.程海断裂带(F7)两侧电性结构呈高低高分布，岩石矿物学的特征(俞维贤等，2004)以及地表断裂特征(王晋南和皇甫岗，1992；王晋南和王华林，1998)都表明程海断裂为该区重要孕震构造断裂，F7断裂特殊的电性结构特征表现应与这一原因有关.
总体来看，盐源—永胜构造带内视电阻率变化明显，在横向上表现出分块特性；地壳内主要以中低等导电性的介质为主(图 5)，这一电性结构特征与康滇构造带有明显的区别，故而推测它应该是康滇构造带与中甸构造带(香格里拉块体)的过渡带.
3.5 中甸构造带(香格里拉地块)中甸构造带(香格里拉地块)地表范围在8~16号测深点之间.其西边界为金沙江断裂带(F4)，东边界为丽江断裂带(F6)，隶属川滇菱形块体西北部，区域地况条件复杂，断裂纵横交错.大地电磁测深结果显示，该区浅表电性结构沿测线变化不大，视电阻率值约为150~700 Ωm.地下深部壳幔存在大规模低阻体，分布连续，且结构较完整，这与孙洁等(1989)、李文军等(2016)开展的大地电磁测深研究得到的探测结果一致，永胜、中甸地区地下深部发育有规模巨大且近水平产出的高导层.同时，这一高导层的分布也与地震数据研究发现的低速层相对应(苏有锦等, 1999; 王椿镛等, 2002; 徐涛等, 2014; Yao et al., 2010; Bao et al., 2015).该区的地热资源相对丰富(李其林等，2018)，推测这些大规模发育的低阻体或许与深部地热上涌以及局部熔融物质的存在有关.丽江断裂(F6)两侧电性结构不同，这符合孕震断裂的电性特征，而丽江、香格里拉地区也是地震频发区，历史上曾经发生过多次地震，结合地震研究结果(李乐等，2008；李宁等，2018)，表明F6断裂为本区重要的孕震断裂之一.
3.6 兰坪—思茅地块兰坪—思茅地块(4~8号测深点)夹于澜沧江断裂带(F2)与金沙江断裂带(F4)之间.结合电性反演结果，澜沧江断裂带附近浅表电阻率相对偏低，根据区域地质资料，兰坪—思茅盆地沉积地层主要为三叠系、白垩系、侏罗系等海相地层，这些地层相对于基底来说岩层电阻率值偏低.且该区域内断裂发育，除澜沧江断裂与金沙江断裂外，也发育有各种错综复杂的小断裂，由于断裂的错断，会造成岩层的破碎，使得岩层裂隙较发育，富含导电物质的水溶液，这也是造成区域浅部电阻率值偏低的原因之一.在6号测点至9号测点之间，横向分布有中高阻体，这一片区属于河西乡，在地理位置上河西距离兰坪县金顶铅锌矿区不到50 km，金顶矿区发育有大套的石膏层(李彬等，2012；胡古月等，2013)，故作者大胆推测该高阻异常或与金顶铅锌矿区石膏层有一定关系.根据电性特征，兰坪—思茅地块中上地壳低阻层发育，这与于常青等(2017)年的探测结果一致.
3.7 腾冲—保山地块根据地表观测资料，腾冲—保山地块位于4号测深点以西，澜沧江断裂带(F2)为其东边界(图 6).从区域大地构造来看，腾冲—保山地块位于整个西南三江构造域的西南部(Deng et al., 2014a, b; 徐容等, 2018)，是来自于冈瓦纳古大陆北缘的微陆块(Ueno, 2000).由于野外施工设计的采集范围限制，此次采集的数据只包含了整个腾冲—保山地块的部分数据信息.联合反演剖面电性结构显示，块体浅部以中高阻异常为主，电阻率值约为700~1000 Ωm，以澜沧江断裂为界，浅层电性特征与断裂东侧区域的浅部电性特征明显不一(图 5).这表明，两区段内出露的地层年代与岩石岩性有较大区别.根据区域地质资料显示，该区域内广泛出露前海西期、海西—印支期、燕山期和喜马拉雅期花岗岩类岩石(云南省地质矿产局，1990；陈福坤等，2006；董美玲，2016)，推测这些中高阻体可能与花岗岩类岩石有关.在地块中上地壳埋深约10 km处存在相对规模的低阻带，这与于常青等2013年布设的盈江—姚安MT和LMT测深剖面显示结果相对应(于常青等，2017).而这个结果可能与该地区是印度板块与欧亚板块碰撞的前缘有一定的关系(Deng et al., 2014a), 强烈的构造运动造成电性结构的纵向变化.腾冲地块与兰坪—思茅地块截然不同的深部电性特征可为腾冲地震带孕震环境研究提供相关的地球物理依据.
4 主要断裂带电性结构 4.1 小江断裂小江断裂位于川滇块体的东南缘，是川滇块体边界主断裂之一(宋方敏等，1998；张忠龙等，2017).根据以往的地质以及地震资料显示，小江断裂是一条具有较强破坏性的地震活动断裂，而且至今任然活跃(云南省地质矿产局，1990；钱晓东和秦嘉政，2008；毛燕等，2016).
根据大地电磁测深结果显示，小江断裂带两侧电性结构完全不同，处于高阻异常与低阻异常过渡带，根据地震资料研究显示，小江断裂带内小震频发，强震也偶有发生(毛燕等，2016).综上所述，表明小江断裂为该区重要的孕震构造断裂.断裂的深部电性特征表现为大规模的低阻体发育，这也与2014年李冉等的大地电磁研究结果一致(李冉等，2014).根据小江断裂带及邻区的地壳速度结构研究结果，断裂带东西两侧速度明显不同，西侧中上地壳存在大范围低速异常(Wang et al., 2009; 吴建平等, 2013)，且速度结构异常表明小江断裂可能切穿地壳(白志明和王椿镛，2003；张恩会等，2013).综合以上特征，说明小江断裂构造活动强烈，是该区一条控制区域构造的深大断裂.
4.2 金沙江断裂金沙江断裂位于川滇地块的西缘，全长约700 km(康四林，2014).大地电磁测深结果显示，断裂带15 km以浅主要表现为中高阻异常，断裂带中上地壳至莫霍面深部表现为大范围低阻异常.结合重力资料，该断裂带在重力场中显示为具有规律的异常梯度带展布(王谦身等，2004)，表明金沙江断裂是一条重要的区域深大断裂.金沙江地区多产出各类金属矿产，推测断裂两侧相对高阻异常应与深部岩浆侵入有关，这或与该断裂带区域金属矿成矿过程有密切关联.
5 结论(1) 根据数据处理的椭圆分特征和二维偏离度结果，该研究区内具有较强的三维性，相比较于二维数据采集反演，在该区段有必要进行三维数据的采集和反演.
(2) 福贡—巧家宽频大地电磁和长周期大地电磁剖面较完整的反映了研究区浅部和深部的电性结构特征.该区域壳内广泛发育低阻体，但低阻体埋深、厚度均有差异；主要的深大断裂往往是各个地质构造单元的分界线；各个主要构造单元电性特征沿剖面在横向上表现出分块特性.按照电性结构划分出深部电性结构共三个单元：金沙江壳幔低阻带、攀西壳幔高阻柱以及大凉山—滇东壳幔中低阻带(图 6).
(3) 结合研究区内区域地质资料及其他地球物理资料，对剖面所经过的各个主要地质构造单元及主要断裂带进行了综合解释，发现康滇构造带(攀西地区)中上地壳普遍存在高阻体，表明地壳中曾经有地幔物质侵入，可能与本区最重要的成矿密切相关，值得进一步研究；而该区壳幔过渡带存在一明显的高导层，初步推测为攀西裂谷后期构造运动演化的证据之一.中甸构造带(香格里拉地块)整体表现为低阻特征，这可能与局部熔融和深部地热流有一定关系.
(4) 在大凉山构造带10~50 km深部壳幔发育一呈横向“半月形”展布的低阻体，电阻率值不满10 Ωm，结合地质资料与前人的研究成果，推测该低阻体成因应与青藏高原东南缘“地壳流”有一定关联.
致谢 福贡—巧家大地电磁测深剖面是于2013年完成数据采集的.感谢在数据采集工作中付出辛勤的野外工作人员，感谢中国地质大学(北京)魏文博教授、成都理工大学王绪本教授为本文提出的建设性意见.
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