华南板块位于太平洋西缘，西以龙门山断裂与特提斯构造域青藏高原接触，北隔秦岭—大别山造山带和华北板块相望，南西侧以昌宁—马江断裂与印支板块相连，南东侧为西太平洋构造区域(舒良树，2012).在华南板块中部，有一条走向近北东东的前寒武纪地质单元，将华南板块一分为二，其南东侧为华夏地块，北西侧为扬子地块(张国伟等, 2013).该前寒武纪地质单元由中新元古代浅变质岩系及新元古代花岗岩和少量镁铁质岩组成，现在的研究者一般称其为江南造山带(舒良树, 2012).扬子地块地表出露了华南最古老的陆核岩石，时代可以追溯到28亿年前的新太古代；而华夏板块主体是一个元古代的基底构造，主要由三部分组成，分别是北武夷山古元古代的花岗岩以及角闪岩、古元古代的沉积岩以及大面积的新元古代泥质碎屑岩夹岩浆岩，后经变质作用，形成了一个变质变形岩石——花岗岩复杂体系(周金城等, 2009).板块构造理论引入国内后，郭令智等(1984)认为该区域为一套元古代“沟-弧-盆”体系，并称之为“江南古岛弧”，从而引发了对华南大地构造性质和演化历史认识的根本性变化.此后的研究在蛇绿岩套、岛弧火山岩、高压变质岩、造山带岩浆岩等方面取得了不少新的认识，扬子地块东南缘存在一个中-新元古代的江南造山带这一认识也被广泛接受(张国伟等, 2013).由于该造山带内控制着大规模的岩浆岩, 这种现象有着重要的地质研究意义，前人对江南造山带进行了大量的地质和地球物理勘探工作(严加永等, 2019; 张国伟等, 2013; 罗凡等, 2019; 胡祥云等, 2017; 舒良树, 2012; 韩松等, 2016a, b).但由于植被覆盖、地表出露的岩石较少等原因，以往的研究工作主要集中在江南造山带中段和北段，南段的研究程度较低.为了研究江南造山带南段及邻区的深部电性结构，推断其边界构造线的位置，本文在江南造山带南段布设了一条长约840 km、起始于贵州的黔东南州并向南东方向经过广西和广东两个省份的大地电磁测深剖面(如图 1黑色实线所示).从地质构造上而言，该剖面始于扬子地块、依次穿越了江南造山带南段和华夏地块.通过对该大地电磁测深剖面的研究，可以从导电性的角度讨论两个重要的地质问题：

图 1

Fig. 1

图 1 黔西南—茂名大地电磁测深剖面点位布置及研究区构造分区图 (a) 华南地区构造分区图(改自：Cawood et al., 2018, 黑线为MT剖面); (b) MT测点及主要断裂图，红色圆点为MT测点. SCB：华南板块，MSPF：弥勒—师宗—普安—水城—赫章断裂，KPF：开远—平塘断裂，PCF：萍乡—茶陵断裂，GNF：桂林—南宁断裂，CLF：郴州—临武断裂. Fig. 1 The location of the stations of the Qianxinan-Maoming MT profile and geological division map of the research area (a) Geological division map of the South China Plate modified from Cawood et al., 2018, black line represents the MT profile; (b) The location of MT stations and main faults in the research area, red circles are MT stations. SCB: South China Plate, MSPF: Mile-Shizong-Pu′an-Shuicheng-Hezhang fault, KPF: Kaiyuan-Pingtang fault, PCF: Pingxiang-Chalin fault, GNF: Guilin-Nanning fault, and CLF: Chenzhou-Linwu fault.

(1) 江南造山带南段边界问题.江南造山带由古华南洋闭合形成，相对于其西侧稳定的克拉通地块——扬子地块和东侧的华夏地块而言，是否能够探测到洋壳闭合残留物引起的低电阻率异常？

(2) 华夏地块和扬子地块的深部接触关系.究竟是华夏地块俯冲到扬子地块下方，还是反之？或者没有明显的俯冲关系？

通常认为在中元古代末期，扬子地块和华夏地块之间仍相隔华南洋，从中元古代末期—新元古代早期开始，华南洋洋壳开始向西北方向的扬子地块下方俯冲，由于两个板块摩擦升温，导致地幔物质发生分熔，进而由岛弧岩浆作用形成火山岛弧(周金城等, 2009; 王孝磊等, 2017).随后弧后盆地发生大陆边缘海相沉积作用，形成造山带基底地层中的沉积岩，扬子地块和华夏地块正式拼合形成早期钦杭结合带的时间约为835~820 Ma，之后进入后造山伸展阶段，岩石圈拆沉，软流圈物质上涌，进而引发大规模的岩浆喷发，形成对应于丹州群镁铁-超镁铁岩(周金城等, 2005).拼合后的华南板块在成冰纪再度开裂，华夏地块更是裂成3个小的地块，直至志留系构造热事件才再度拼合(毛景文等, 2011; 舒良树, 2006).

舒良树(2012)根据地球化学资料，认为江南造山带发生过至少4期区域规模的地球动力学事件：新元古代早-中期的板块俯冲-聚合和裂解事件、早中生代晚期的陆内造山与花岗岩浆事件、早中生代的陆内再造事件与晚中生代构造体制转换、以及太平洋俯冲背景下的构造伸展——巨量岩浆活动事件.Wang等(2013b)提出了一种目前广受认可的华南印支期(晚三叠纪至二叠纪，257~205 Ma)构造演化模型：印支期早期，古特提斯洋俯冲消减，使得基梅里(Cimmerian)大陆(如苏缅—马苏地块)向北迁移(258~243 Ma)，苏缅—马苏地块与印支地块发生碰撞在越南—海南带形成二叠纪-三叠纪花岗岩(Nagy et al., 2001)，并进一步向华南板块汇集.与此同时，华南板块向华北地块深俯冲，形成秦岭—大别—苏鲁造山带，这期强烈的陆-陆碰撞造山作用导致江南隆起以南的整个华夏地块发生挤压增厚, 地壳增厚诱发的深熔作用导致了华南地区独特的印支期过铝质花岗岩的发育(Wang et al., 2007).印支期后期，苏缅—马苏地块连同印支地块一起碰撞增生到华南板块.之后，在早侏罗世岩石圈发生伸展，部分熔融，陆内裂谷作用，沿南岭形成了东西向基性-超基性、双峰式火山岩和A型花岗岩(Chen et al., 2008; Ye et al., 2013).

从175Ma开始，华南进入了以太平洋板块俯冲为主的构造体系(Wang et al., 2013a).175~158(±10 Ma)，在古太平洋斜向俯冲的远程影响下，华南与华北之间，华夏和扬子地块之间，华南与印支陆块之间出现微陆块群之间的相互运动，引发陆块间的强烈挤压，在华南发生陆内优选韧性剪切运动，在钦杭结合带东端地壳挤压增厚的背景下形成了埃达克质岩石(Shi et al., 2013)，在江南古陆两侧及长江中下游发生强烈的近东西及北东向推覆构造、韧性剪切变形和深部叠瓦状构造(宋传中等, 2010; 王鹏程等, 2012)；150~123 Ma，该阶段古太平洋板块俯冲方向发生旋转，华南各陆块间从深部到浅部的动力学不平衡，地壳伸展导致深断裂活化，在华南地区形成了多种酸性-中酸性火山侵入岩(毛建仁等, 2014)；120~83 Ma，在120 Ma左右，太平洋板块转为正向俯冲，该阶段正向俯冲挤压事件导致下白垩统地层翘倾，形成长乐—南澳大型左旋走滑韧性剪切带，使得下火山岩系及其伴生的花岗岩类遭受强烈的韧性剪切而形成片理化火山岩和片麻状花岗岩.

从20世纪80年代开始，关于华夏和扬子地块结合带的研究一直持续至今.综合来看，对北段边界多条断裂、蛇绿岩套、变质岩和花岗岩岩石学特征、成岩环境分析，构造演化以及北段的边界位置都有较全面的研究(张国伟等, 2013; 舒良树, 2012)；对中段结晶基底、岩石圈构造、古火山岛弧环境、岩石圈俯冲带和结合带的边界位置等也都有较为全面的研究分析(张国伟等, 2013; 舒良树, 2012).但是对于南段的研究目前仍然停留在对于某一地区某一矿体的矿物成分、年龄测定、岩石学特征以及成岩环境的局部性分析上，没有发现较为全面的综合性的关于南段区域性的不同阶段的构造演化、后续叠加运动对于之前的构造影响分析、边界厘定、古地理环境分析以及成矿特征等的研究.

前人利用地球物理方法对华南板块进行了研究.Zhou等(2012)反演了华南地区0~150 km深度范围内的三维S波速度结构，得出华南地区的速度结构存在明显的横向不均匀性的结论，并认为扬子地块的地壳厚度大于35 km，而华夏板块和江南造山带的地壳厚度约为30 km；不同地块的厚度不同，可能与华夏板块俯冲导致扬子地块以及江南造山带的岩石圈遭到侵蚀有关.Guo和Gao(2018)通过处理WGM 2012(Balmino et al., 2012)重力数据，获得了中国南方的布格重力异常，对截止波长为100~800 km的布格重力异常进行了低通滤波，抑制Moho界面等深源产生的区域重力异常以及浅层高频噪声，获得主要与地壳内部密度结构和构造相对应的剩余重力异常.根据重力和磁数据的综合分析，Guo和Gao(2018)认为江南造山带的西北部边界为石台—九江—大龙—铜仁—河池—百色市一线，而东南部边界为绍兴—江山—萍乡—祁东—永州—贵港—南宁一线，这可能代表一个新元古代扬子和华夏古陆块之间的缝合带.

电性结构方面，大地电磁测深剖面获得的华南地区二维岩石圈电性结构模型表明，华南地区的电性结构以大范围的高阻为特征，这主要是由于古老且稳定的扬子克拉通块体以及华夏地块广泛分布的花岗岩引起的，华夏板块地壳中的存在高电导率层，但扬子地块的地壳中的高电导率层不发育(Zhang et al., 2015).在江南构造带两侧的边界位置中、下地壳存在电阻率较小的低阻异常体，且该低阻异常体向深部延伸较深，在上地幔区域表现为中、低阻异常，西部边界的中、低阻异常具有北西方向的倾向，东部边界的中、低阻异常具有南东方向的倾向，可能与江南构造带地区在陆-陆碰撞拼合过程中强烈的构造活动有关(Zhang et al., 2015).韩松等(2016a, b)根据景德镇—温州和进贤—柘荣大地电磁测深剖面，研究了华南板块东部的岩石圈电性结构，认为江绍断裂为江南造山带中段和华夏地块的边界，华夏地块与扬子地块为双向汇聚且华夏地块在上地幔挤入扬子地块，其前缘可能超过了江绍断裂，岩石圈中的低阻异常解释为软流圈上涌对岩石圈进行了不均匀的改造.胡祥云等(2017)根据吉安—福州大地电磁测深剖面，认为华南东南沿海的壳内高导体为软流圈上涌或玄武岩浆底侵作用共同导致的下地壳局部熔融，而武夷山隆起带的壳内高导体则为早期挤压作用下的地壳重熔和后期伸展环境下深部持续供热引起.但这些工作都集中江南造山带中段以东，即华南板块东部区域(胡祥云等, 2017; 韩松等, 2016a, b).

目前关于江南造山带南段的争议点主要有两点.一个争论点为构造边界问题：在中国的许多地质图上，扬子与华夏地块之间的界线仅仅是一条NE向断裂，称为江山—绍兴断裂；这条断裂构造代表着江南造山带东北边界，但其西南延伸是有争议的，董云鹏等(2002)认为它沿着师坪—尼勒—罗店断裂延伸到云南省的西南部; 王懋基(王懋基, 1994)认为扬子与华夏地块西南分界线沿着萍乡—茶陵断裂进入广西；洪大卫等(洪大卫et al., 2002)提出郴州—临武断裂是其西南分界线，这是比较主流的观点.另一个争论点为其构造演化问题，颜丹平等(颜丹平et al., 2002)等大部分学者认为江南造山带南段出露的一系列岩体与板块俯冲作用具有成因联系；但葛文春等(葛文春et al., 2001)部分学者通过对新远古代过铝花岗岩的地球化学研究认为其主要与导致Rodinia超大陆裂解的地幔柱上升诱发岩石圈伸展的张性构造有成因联系.本文对穿越江南造山带南段的黔西南—茂名大地电磁测深剖面的研究，获得研究区岩石圈二维电阻率模型，从导电性角度探讨江南造山带南段的边界、扬子和华夏地块的俯冲关系等重要科学问题.

本文所用大地电磁测深剖面北西起E104.5°、N25.5°，南东至E111.5°、N21.5°(图 1)，剖面西北端位于扬子地块内，向南东方向穿越江南造山带至华夏地块.经过的主要断裂有弥勒—师宗—普安—水城—赫章断裂(王亮等, 2019)、开远—平塘断裂(王尚彦, 2016)、萍乡—茶陵断裂(王懋基, 1994)、桂林—南宁断裂(邢集善等, 2007)、郴州—临武断裂(洪大卫等, 2002).剖面总长约840 km，共布设宽频大地电磁测深点85个，平均点距约10 km.测点编号从P1开始以1为步长向南东方向递增，东南端点的最后一个测点号为P62.第一次野外工作结束后，发现剖面西北端的低阻异常区域未封闭，进行了第二次野外工作，向北西方向对剖面进行了延长，起始测点编号为PY1，与P1相邻，测点编号以1为步长向北西方向增大，北西侧端点为PY23.

野外工作中，在尽量保证测点位置偏差小的基础上，以设计测点位置为中心，在方圆2 km范围内选择条件最好的位置布置仪器，进行数据观测.测点定位采用手持GPS，横向误差约为10 m，高程误差小于100 m.另外，仪器自带的GPS记录该测点的经纬度坐标，其定位精度与手持GPS相当.测站布置时，采用真北方向为X轴正方向，东方向为Y轴正方向.宽频大地电磁测深点的数据采集均采用了加拿大凤凰公司生产的MTU-5A仪器系统，所有测点都采集五个电磁场分量，包括两个“十”字式布置、相互正交的电场分量E_x和E_y，以及三个两两正交的磁场分量H_x、H_y和H_z.采用森林罗盘确定方位，角度误差为1°；采用皮尺确定距离，误差小于10 cm.为了获得尽量大的电道输入信号，用以记录电场信号的电极对通常相距100 m，在受地形、干扰等情况制约时，电极距会有一定减小，但最小不小于70 m，同一电极对之间的高差小于电极距的5%.为了减小地表温度变化引起的温漂，电极都深埋入土，埋深不小于40 cm.磁场传感器采用森林罗盘确定方位，水平尺确保水平，通常水平磁场传感器深埋入土40 cm以上，垂直磁场传感器整根垂直深埋入土.为了提高数据采集质量，每个宽频测点的采集时间通常大于40 h，但不长于72 h.

数据处理使用凤凰公司的处理软件SSMT2000.

由于野外共有4套MTU-5A仪器投入使用，进行数据处理时，对某一测点先用本地磁道作为参考道，处理得到功率谱密度文件；然后分别用其他3个同步采集的测点的磁道作为远参考道(Gamble et al., 1979)，处理得到3组功率谱密度文件；对这4个本地参考道、远参考道的处理结果进行视电阻率、相位曲线质量对比，再对处理效果最好的功率谱密度文件进行功率谱挑选，删除干扰时段信噪比较低的功率谱，进一步提高处理质量，并最终对分时段功率谱密度进行叠加，获得张量阻抗文件.

由于研究区地处人口稠密的经济发达区域，人文、工业等干扰较为严重，数据质量总体而言较为一般.选取了3个分别位于扬子地块(PY17)、江南造山带(PY3)和华夏地块(P39)内的典型测点绘制了大地电磁测深视电阻率和相位响应曲线(图 2所示)，定性分析三个主要构造单元间的电性差异.扬子地块代表点PY17的视电阻率曲线自高频到低频表现为先低后高，最后再次变低的形态，从周期0.1 s开始ρ_xy和ρ_yx曲线分开，在1~10 s范围内达到最高值，然后曲线开始下降，表明扬子地块浅部覆盖层简单稳定，中下地壳可能为高阻异常体.江南造山带代表点PY3的视电阻率曲线自高频到低频表现为低—高—低—高的形态，该曲线视电阻率的最大值明显低于其他两条曲线，说明江南造山带电阻率相对较低.华夏板块代表点P39的视电阻率曲线ρ_xy和ρ_yx一直分开、变化平缓的特征说明华夏地块不具备一维特性，且电阻率较高.

图 2

Fig. 2

图 2 黔西南—茂名大地电磁测深剖面典型测点SE105°坐标系下视电阻率和相位曲线(测点位置见图 1) Fig. 2 Typical apparent resistivity and phase sounding curves of three stations of the Qianxinan-Maoming MT profile in the SE105° coordinate frame (The location of the MT stations shown in Fig. 1)

处理完实测数据后，在对数据进行反演前，需要进行维性、电性主轴分析等工作.维性分析的目的是确定地下介质是一维、二维还是三维，之后选择与之相适应的反演手段.但如果维性分析结果表明地下介质可以被近似看做二维，则需要进一步进行张量阻抗分解或相位张量分析，确定一个可以应用于整套数据的构造走向角，与之相垂直构建剖面线.对大地电磁阻抗张量实施分解可以消除大地电磁响应中往往会存在的局部畸变影响，并且可以获得区域构造阻抗和走向参数.目前阻抗张量分解有三种方法，分别为Bahr分解、Swift分解以及G-B分解(Groom and Bailey, 1989).前两种方法极易受到误差的影响，得出错误的结论.而G-B分解是一种比较可靠分析方法，可以用G-B分解处理地表局部非均匀体引起的电流畸变张量.该方法的原理是将采集得到的阻抗张量分解为区域二维阻抗张量和畸变张量，从而得到未畸变的区域二维阻抗张量.最后需要指出的是上述原理是以三维局部异常体叠加在二维地质体之上为前提的.

将所有测点按照构造单元(扬子地块、江南造山带和华夏地块)划分为三组，然后分别对0.1~1 s、1~10 s、10~100 s和100~1000 s四个频段进行阻抗张量的分解工作，并绘制了统计玫瑰图，如图 3所示.统计玫瑰图上比较长的瓣表明落在此角度范围内的角度较多，为主要的电性主轴方向.另外G-B分解获得的电性主轴角有90°的不确定性，反映在玫瑰图上表现为两组90°对称的瓣(图 3中黑色和灰色的玫瑰花瓣)，这种不确定性只能通过磁感应矢量、地表地质填图等额外的信息解决.结合当地的断裂构造等多方面地质资料，认为玫瑰图中黑色瓣是电性主轴方向.0.1~1 s频段表示地表浅层部分，统计玫瑰图上没有明显的构造走向，推测这是因为研究区浅部局部异常体多，没有明显的构造走向，或浅部沉积地层没有明显的构造走向导致的.1~10 s频段的统计结果与上一频段相比，构造走向较为明显，且与研究区主要的断裂构造走向基本一致.10~100 s频段研究区构造走向也不明显，但与断裂构造有一定相关，其中郴州—临武断裂附近走向趋于0°，而研究区西北侧的弥勒—师宗—普安—水城—赫章断裂在这一频段电性主轴的统计结果上表现为北偏东15°.100~1000 s频段郴州—临武断裂仍表现为明显的接近0°，说明华夏地块的主干断裂系统延伸深度大，这可能与华南地区的岩石圈破坏和改造活动有关.结合研究区各构造单元、主要断裂的走向信息和测线布置，确定剖面走向为SE105°.

图 3

Fig. 3

图 3 黔西南—茂名大地电磁测深剖面各组测点张量阻抗G-B分解结果图 Fig. 3 Results of impedance tensor decomposition of the Qianxinan-Maoming MT profile with Groom-Bailey algorism at four period bands with stations grouped

根据电性主轴分析的结果，综合地表地质给出的研究区主构造走向，把实测的张量阻抗旋转到了NE15°的坐标系下，即构造走向方向NE15°为x轴正方向，SE105°为y轴正方向.旋转后，xy模式即为TE模式，yx模式即为TM模式.随后，自西北向东南以SE105°方位角构建了二维剖面，把测点都投影到了剖面线上进行二维反演.大地电磁测深二维反演模型往往受模型网格剖分的直接影响，过密的剖分会出现求解超大欠定方程组问题，导致多解性.因此，在水平方向上，网格宽度基本为10 km，大致等于平均点距(10 km)，在剖面范围以外，两侧再各剖分3个10 km宽度网格；为了迅速达到无穷远的边界条件，以1.5倍的步长在剖面两侧各增加10个网格.在垂直方向上，根据最高频率(320 Hz)和最小视电阻率(~10 Ωm)，确定首层厚度为10 m，并根据频散效应，以1.08倍为步长向深度方向剖分，直至剖分深度达到最大趋肤深度(由最低频率对应的最大视电阻率求得)的10倍.

反演采用WinGLink集成的二维非线性共轭梯度算法(Rodi and Mackie, 2001)，为了尽可能减少反演的多解性，采用TE+TM模式的数据进行二维反演.两种模式的相位的误差基数都设置为5%，TM模式的视电阻率误差基数设置为20%，但由于TE模式的视电阻率容易受静位移的影响，把其误差基数设置为100%.反演中另一个重要的参数是正则化因子τ，设置一个较大的τ值，会得到一个光滑的模型，但衡量拟合好坏的实测数据和模型响应之间的均方根误差会较大；反之，会得到一个粗糙的病态模型，但均方根误差会较小.换而言之，均方根误差和正则化因子τ是一对互相矛盾的参数，需要平衡.本文设置了一系列的τ值来进行反演，最终绘制反映模型粗糙度和均方根误差关系的L曲线(如图 4所示).由L曲线可见，τ=10为曲线的拐点，最好地平衡了模型粗糙度和均方根误差之间的矛盾，因此，该τ值对应的模型被选为最终模型进行接下来的解释工作.反演的初始模型设为电阻率值为100 Ωm的均匀半空间，经过90次迭代后，最终的均方根误差为2.52.

图 4

Fig. 4

图 4 黔西南—茂名大地电磁测深剖面二维反演测试L曲线图 Fig. 4 L-curve of the Qianxinan-Maoming MT profile mapped with a series of τ values

图 5所示即为TE、TM模式的实测视电阻率、相位拟断面图，以及相应的模型响应.由于研究区工业干扰大，部分频点数据质量较差，不能很好的被拟合，在反演前对这些频点进行了删除.图 5中的空白部分即表示对应的频点被删除.从图中可以看出，实测数据和模型响应之间一致性良好，这也证明反演拟合情况良好.此外，从拟断面图中可以看出，剖面上150~550 km之间，TE和TM模式的实测数据在中、低频率都表现为低阻且高相位，这表明该区域有大量低阻体存在.反演得到的电阻率模型也在对应区域出现了大范围的低阻区域(如图 6所示)，该区域的埋深约为5~10 km，但在200 km深度范围内未见其明显底界，这是由于同频率的电磁波信号在低阻体内的传播距离小，最低频率的电磁波信号未能穿透该低阻体导致的.因此，对反演获得的电阻率模型中的低电阻率区域进行了灵敏度测试.具体的做法是，对反演得到的电阻率模型进行编辑，把剖面上150~550 km之间的某一深度以下低电阻率替换为高电阻率，然后进行模型正演，计算正演响应和实测数据之间的均方根误差，并与反演的均方根误差进行对比，若误差明显增大，则表明至少该深度以上的低阻区域是真实的.分别对-20 km、-30 km、-40 km、-50 km和-60 km深度进行了这种编辑、正演和对比均方根误差的工作(如图 6所示)，结果表明，当-40 km以下深度的低阻区域被替换为高阻后，模型响应和实测数据之间的均方根误差相对反演均方根误差并未发生明显变化，证明40 km深度以下剖面上150~550 km之间的低阻区域可信度较低.但-20 km和-30 km深度以下被替换为高阻后，均方根误差明显变大，这表明40 km深度以上的低阻区域较为可靠.

图 5

Fig. 5

图 5 黔西南—茂名大地电磁测深剖面二维反演拟合情况图 (a) TM实测视电阻率; (b) TM计算视电阻率; (c) TM实测相位; (d) TM计算相位; (e) TE实测视电阻率; (f) TE计算视电阻率; (g) TE实测相位; (h) TE计算相位. Fig. 5 Fitting of the apparent resistivity and phase soundings of two-dimensional inversion of the Qianxinan-Maoming MT profile (a) TM measured app. res.; (b) TM calculated app. res.; (c) TM measured phase; (d) TM calculated phase; (e) TE measured app. res.; (f) TE calculated app. res.; (g) TE measured phase; (h) TE calculated phase.

图 6

Fig. 6

图 6 黔西南—茂名大地电磁测深剖面二维反演模型验证 Fig. 6 Sensitivity investigation of the resistivity model of the Qianxinan-Maoming MT profile

不同岩石的电阻率差异是解释电阻率模型的基础，一般情况下火成岩和变质岩的电阻率值较高，沉积岩的电阻率值一般较低.三大岩类的电阻率的变化固然主要取决于其矿物成分和结构，但在很大程度上还取决于它们的湿度、孔隙度或裂隙度.在地球浅部，一般的电阻率低的岩石往往含水量会比较大，电阻率比较高的岩石往往含水量比较小；而当地的水文地质条件以及岩石本身的孔隙度往往是决定岩石含水量大小的重要因素.

当岩石所处的外界温度和压力发生改变，其电阻率值也发生相应的变化，即温度、压力升高，岩石电阻率值降低.常温常压条件下，温度和压力的变化对岩石电阻率的影响不大，但当在地球深部环境下，岩石尤其岩浆岩的导电性则会发生显著的变化.通常情况下，岩浆岩电阻率值随着温度升高，出现了几何倍数的下降.

另外，在解释电阻率模型时，往往要将其与研究区内区域性大断裂的分布相结合.断裂就是指岩层被切割或发生裂开，其空间延伸可达数百米甚至上千米，向下切穿硅镁层，甚至切割可达地壳或岩石圈(李忠权和刘顺, 2010).断裂的研究对解释地下岩石电性结构以及岩石圈演化有着重要的指导意义.断裂本身是一条地球物理异常带，是区域性地球物理场的分界线，也是不同的区域构造单元以及地质构造的分界线.而且岩浆往往在断裂等多方面的影响下形成，且热液运移往往也是沿着断裂进行的.因此，长期活动的断裂带也常常是多期次岩浆活动带，其中切割深度浅的断裂成为酸性岩的岩浆活动带，切割较深的则常形成基性岩的岩浆活动带.因此，断裂构造在电阻率模型上通常表现为高电阻率和低电阻率的分界线，或表现为高电阻率内部的低电阻率条带.

地震和区域重力资料显示华南板块的莫霍面在不同地区的深度不尽相同，整体分布在30~40 km之间，这与中生代时期的板块俯冲以及华南造山带的岩石圈遭到侵蚀有关(Zhou et al., 2012; 罗凡等, 2019).地壳和地幔之间的界面莫霍面，通常没有明显的电阻率变化，但剧烈的构造运动对岩石圈的改造，可能在莫霍面附近形成电阻率梯度带(Jones, 2013).因此，根据电阻率模型，结合地震资料认为的莫霍面的大体深度，对黔西南—茂名大地电磁测深剖面电阻率模型的莫霍面进行了推断，如图 7中黑色虚线所示.

图 7

Fig. 7

图 7 黔西南—茂名大地电磁测深剖面二维反演电阻率模型及解释图 MSPF：弥勒—师宗—普安—水城—赫章断裂；KPF：开远—平塘断裂；PCF：萍乡—茶陵断裂；GNF：桂林—南宁断裂；CLF：郴州—临武断裂；YB：扬子地块；JOB：江南造山带；CB：华夏板块. Fig. 7 Two-dimensional resistivity model and its interpretation of the Qianxinan-Maoming MT profile MSPF: Mile-Shizong-Pu′an-Shuicheng-Hezhang fault, KPF: Kaiyuan-Pingtang fault, PCF: Pingxiang-Chalin fault, GNF: Guilin-Nanning fault, and CLF: Chenzhou-Linwu fault. YB: Yangtze Block, JOB: Jiangnan Orogenic Belt, and CB: Cathaysia Block.

黔西南—茂名大地电磁测深剖面二维反演电阻率模型在横向上具有明显的差异(图 7).研究区电性剖面在地壳深度可以分成明显的三块.以开远—平塘断裂和萍乡—茶陵断裂为界，整个模型两侧的电性结构特征具有十分明显的高电阻率特征，中部具有低电阻率特征.其中西北侧PY21-PY7号点在0~20 km深度范围内表现为一个长度约为150 km的高阻异常体R1，电阻率范围在300~1000 Ωm；开远—平塘断裂附近测点PY7直至P12之间的5~20 km深度范围表现为一个长度约为220 km的低阻异常层C1，电阻率范围在1~10 Ωm；萍乡—茶陵断裂、南侧在上地壳部分整体表现为大规模的高阻特征，只在桂林—南宁、郴州—临武断裂的对应位置出现一些低阻区域.

R1和C1主要位于右江地震带，该地震带包括贵州西南部、广西西部以及云南一小部分(王尚彦，2017).新生代以来，右江地震带处于相对隆起状态，以断裂活动为主，断裂构造大多为北西向，极少数的断裂在第四纪仍有活动.右江地震带与东部华南沿海地震带和西部鲜水河—滇东地震带相比，地震活动相对较弱，主要为5级左右中强地震，且频度较低(张忠利, 2015).地震带的主体构造为北西向和北东向的褶皱和断层，覆盖有少量南北向和东西向的褶皱和断层，右江地震带内的岩浆岩，主要以二叠纪的峨眉山玄武岩为主，少量出露辉绿岩、云橄辉岩.该地震带在北西向裂陷槽与鲜水河—滇东地震带(威宁县中部)、北东向的开远—平塘断裂，还有北东向弥勒—师宗—普安断裂(MSPF)交汇区域的三个区域地震的强度和频度都相对较大.弥勒—师宗—普安断裂附近存在一个北西向裂陷槽，南西以水城—望谟断裂为界，北东以垭都—紫云断裂为界，推测其可能受古断裂和同沉积断裂控制(戴传固等, 2013).高阻体R1的形成可能与该裂陷槽沉积结晶形成的变质岩层和各类火成岩体有关.右江地震带处于地壳变形强烈的地区，有与之对应的断裂或能量释放通道，这些均表现出该区域位于中强地震区，推测低阻体C1低阻异常与强地震有直接关系，也可能是浅层造山作用、地震以及沉积覆盖等多重影响.

相对于地壳的部分区域高低阻相混杂而言，上地幔的电性结构相对简单，研究区在上地幔深度的电阻率值表现高-低-高的特征，其中开远—平塘断裂西北侧在50~120 km深度范围表现为一个电阻率值逐渐向内环升高的环状高阻体R2；中部开远—平塘断裂和萍乡—茶陵断裂之间的区域，整体表现为低阻特征，其电阻率范围在1 ~30 Ωm之间；而萍乡—茶陵断裂(PCF)东南侧表现为现为大规模高阻特征(R3和R4)，电阻率值基本大于300 Ωm.高阻体R2中心的电阻率约为500 Ωm，重力资料显示R2分布区域剩余重力异常为低值(Guo and Gao, 2018)，因此推测R2与硅质岩浆岩的中间层增厚有关.华夏地块高阻体R3的底界深度为120 km，而R4的底界深度更大.地质资料和古地貌重建方案上显示华南沿海区域为华南安第斯型陆缘由挤压转换为弧后伸展构造背景，白垩纪期间海岸山脉的垮塌、构造上表现为粤西北和东海地区的逆冲推覆构造反转为拆离断层(Suo et al., 2019).因此推断高阻体R3、R4的形成可能与沿海地区的拆沉作用有直接关系，也有可能反映了岩浆冷却后脱水的岩石圈.

断裂构造通常因为破碎带内含水或为深部物质的上涌通道等，一般表现为低阻或者高阻和低阻的边界.研究区主要的断裂在电阻率模型上都有反映，但由于本次研究所用MT测点的平均点距为~10 km，很难精细反映断裂的位置和几何形态.研究区主要断裂电性特征如下.

弥勒—师宗—普安—水城—赫章断裂.该断裂西起云南弥勒，地质资料显示(王亮等, 2019)，断裂位于古特提斯—喜马拉雅大型构造区域，形成于印支期—燕山期，处于中国地形图上三大台阶的位置，位于贵州屋脊，呈现出梯级带中央带，北盘地表以古生界玄武岩为主，南盘则以三叠系侵入岩为主，沿断裂可见古生界的大量基性侵入体逆冲覆盖在三叠系的各种层位之上.该断裂在剖面上位于测点PY23、PY22之间，电阻率模型上可见一条倾向北西、电阻率值约为20 Ωm的低阻条带.其北侧出现1000 Ωm的高电阻率岩体，而南侧相邻岩体的电阻率值主要集中在100~300 Ωm之间，可能反映了不同结构的分界线.

开远—平塘断裂.整体趋近NE向，长度约200 km，位于剖面上PY8号点附近.王尚彦(2016)收集了断裂附近的地震数据，认为开远—平塘断裂位于中强地震多发区.在电阻率模型上，该断裂位于西北侧的高阻和东南侧的低阻区域之间，为一电性过渡带.

萍乡—茶陵断裂.位于剖面上测点P24附近.有研究认为该断裂带附近存在造山带(王懋基, 1994)，断裂所在区域为双层基底，其上层为浅变质褶皱基底，下层为深变质结晶基底，埋深为8~12 km.在电阻率模型上，该断裂也为明显的低阻至高阻的过渡带，其西北侧为大范围低阻区域，而东南侧则为高阻区域.

桂林—南宁断裂.地热资料显示(邢集善等, 2007)该断裂地表附近大地热流值为60~70 mW·m^-2, 位于高等与中等热异常区之间，ΔTa航磁异常以及布格重力异常均表现为以南宁、横县为中心向四周递减趋势，莫霍面也向柱体中心凸起.邢集善等(2007)通过对比南宁附近南北向剖面和东西向剖面地震层析结果，认为该断裂主要以新生代断陷盆地为主，在全新世总体抬升的背景下出现了大规模的沉降运动.从电阻率模型上看，该断裂位于P34号测点附近，断裂下方可见宽度约为30 km、深度约为20 km的低阻异常区域，电阻率值约为20~50 Ωm，且被高阻背景所包围，体现了断陷盆地的电性结构特征.

郴州—临武断裂.该断裂被许多前人研究认为是华夏地块与扬子地块的边界断裂.洪大卫等(2002)收集了断裂附近出露地表的岩石数据，认为该断裂在印支期经历了复杂的地质构造运动，是中生代火山活动的重要通道，周缘玄武岩广泛分布.该断裂在剖面上位于P43号点附近，从电性结构来看，在该断裂下方可发现一个电阻率值(~200 Ωm)略低于R3和R4高阻体的、倾向南东的低阻区域，可能为其在电阻率上的反映.

大规模的低阻体C2横向上分布于开远—平塘断裂和萍乡—茶陵断裂之间，深度方向上至少延伸到了-30 km，电阻率值约为3 Ωm.对于该低阻体的成因来源存在较大的分歧.Li和Li(2007)认为高导体物质来源于古华南洋盆地的后撤沉积物.Guo和Gao(2018)通过分析造山带内的高重力异常认为高导体物质是厚层沉积盖层下方的基底隆起以及可能存在的镁铁质岩浆岩造成的.段瑞春(2011)根据古太平洋的平俯冲模式认为高导体主要来源于燕山期地幔岩浆物质的板底衬托作用所导致沿构造通道向上迁移的高溶解度成矿流体.

Li和Li(2007)认为，二叠纪前期，华南大部分地区均被浅海碳酸盐岩覆盖；二叠纪中期，华南—华北大陆碰撞的开始可能触发了东南沿海活动边缘的开始以及古华南洋盆的后撤，在侏罗纪中期，古华南洋后撤才基本停止.江南造山带南段的岩浆岩以及沉积岩的锆石数据也表明地表主要出露中生代以前的岩石(杨江海, 2012).此外，本文大地电磁测深剖面获得的电阻率模型表明，剖面中部开远—平塘断裂和萍乡—茶陵断裂之间的低阻区域，范围巨大，横向延展近300 km，虽然由于趋肤深度的限制未能探测到该低阻层的底界面，但其厚度至少为30 km.如此大范围的低阻异常区域，很难用含水来解释.因此，推断电阻率模型中大范围的低阻体主要为残留的古华南洋的低阻碳酸盐类岩石.该区域没有地表热流值观测数据(Sun et al., 2013)，且由于探测深度的限制(低阻区域＜30 km)，深部电性结构未知，若在更大深度如果再出现明显的低阻，则可能为局部熔融.

由于华南板块由华夏地块和扬子地块沿江南造山带拼合形成之后，又经历了多期次的构造、岩浆活动，对于江南造山带的边界的认识，不同学者有不一样的看法.水涛(1987)认为绍兴—江山—鹰潭—萍乡—郴州—北海断裂带为西北界线，浙江上虞—遂昌隆起至武夷—云开隆起一线前寒武系分布区的西缘为东南界线.杨明桂等(2009)认为东南边界为绍兴—江山—鹰潭—萍乡—彬州—北海断裂带，西北界线则为浏阳—宜丰—景德镇—苏州断裂带及其延伸部分.严加永等(2019)通过重磁等综合地球物理认为江南造山带东南边界为认为钦杭结合带是江南造山带的南界，其南界为宁波—金华—上饶南—赣州北—郴州—临武—梧州—玉林东—北海东；北界为苏州—湖州—杭州北—景德镇南—鹰潭—临川—新余—萍乡—衡阳—耒阳—永州—桂林—梧州西—玉林—钦州.江南造山带北界大致沿宣州—黄山—九江—咸宁—益阳—常德—吉首—同仁—凯里一线分布.饶家荣等(2012)通过对武陵期构造-岩相、结晶基底地壳构造性质、华夏陆块早元古代-太古代变质结晶基底岩石学年龄数据以及不同地块结晶基底隆起地球物理地球化学资料的综合分析认为，其北西边界东段从安徽歙县—江西景德镇一线开始，大致经南昌、万载，进入湖南大围山—沩山接桃江—城步断裂带，再到广西河池一线，这是扬子大陆板块东南江南古岛弧与中间华南多岛洋古火山锥型海岛、海岭的碰撞对接带；其南东边界东段大致从江(山)—绍(兴)断裂开始，经弋阳—新余—萍乡，进入湖南衡东—水口山—双牌—都庞岭，再到广西桂林—柳州一线.然而由于钦杭结合带南段基本上被南华纪以来的沉积盖层所覆盖，蛇绿混杂岩出露极少加上之后区域构造变形复杂，基底岩石出露稀少不完整等因素，导致对于南段的位置认识分歧较大.

从图 7电性结构模型图上可以看出开远—平塘断裂以北是一个电阻率为100~1000 Ωm的高阻块体，萍乡—茶陵断裂以南是一个电阻率为300~1000 Ωm的高阻块体，扬子地块和华夏地块整体上表现为高阻特征，这与目前已知华南北段电性结构模型中的高阻特征基本一致(Zhang et al., 2015).二者之间夹杂着一个电阻率值为1~10 Ωm的低阻块体，推断是板块俯冲碰撞熔融或者板块后撤残留的盆地沉积导致的.通常情况下造山带往往有强烈的中酸性岩浆活动，并且有广泛的热参与(马昌前等, 2006)，在电性模型上的反映往往表现出大规模低阻的特征，以此为判断依据，我们认为江南造山带南段的西界为开远—平塘一线，东界位于萍乡—茶陵一线.

扬子地块位于华南板块内部的西南侧，与江南造山带相连.为了更好的理解江南造山带的形成演化过程，需先厘清扬子地块与江南造山带接触演化过程.王孝磊等(2017)对江南造山带的形成和演化作出了如下归纳: 江南造山带是新元古代时期发生在扬子地块东南缘的以岛弧地体拼接为主的增生型造山带，主要经历了早期(ca.970~880 Ma)的洋-洋之间俯冲过程；然后又经历了中期(ca.880~860 Ma)弧-陆之间的碰撞过程；接着是晚期(ca.860~825 Ma)洋-陆之间的俯冲以及弧后盆地沉积下沉的过程；最终导致弧后盆地的关闭，使得双桥山群等地层发生褶皱.造山作用结束于825~810 Ma期间，随后板内伸展(裂谷)是这一阶段造山带所特有的特征，这时的板内岩浆岩主要为双峰式特征(图 8).同时Zhao和Cawood(1999)也认为华南在新元古代时期有造山运动存在，他们以往对麻源群变质岩的温压研究与王孝磊等(2017)的论点一致.

图 8

Fig. 8

图 8 江南造山带与扬子地块接触示意图 (a) 黑色虚线代表江南造山带与扬子地块的接触边界(改自王孝磊等，2017); (b) 红色色虚线代表二维电性结构模型中江南造山带与扬子地块的接触边界.KPF：开远—平塘断裂；PCF：萍乡—茶陵断裂. Fig. 8 Schematic diagram of the contact between the Jiangnan Orogenic Belt and the Yangtze Block (a) The dashed black line represents the contact boundary between the Jiangnan Orogenic Belt and the Yangtze Block (modified from Wang et al., 2017); (b) The dashed red line represents the possible boundary between the Jiangnan Orogenic Belt and the Yangtze Block in the resistivity model. KPF: Kaiyuan-Pingtang fault, PCF: Pingxiang-Chalin fault.

从图 8中可以看出在江南造山带和扬子地块之间存在一条倾向南东的高阻和低阻的边界(图 8b红色虚线)，与王孝磊等(2017)给出的江南造山带的演化阶段拉张痕迹(图 8a黑色虚线)相似.一般情况下，新远古代的构造运动很难会有明显的电阻率差异能保留到现今，而华南板块在形成后，还经历了多期次的构造运动和岩浆活动，更不太可能有如此古老的构造存留.有可能的情况是，这条电性边界是江南造山带在810 Ma造山完成后发生后撤拉张的大致位置，并在后期的多期次构造运动中，作为薄弱部位，为深部的物质交换等提供了通道，因此仍能被探测到.

华夏地块位于江南造山带南缘，关于二者接触关系的形成过程存在较大分歧.舒良树(2012)认为二者之间的接触关系主要是早中生代晚期的陆内造山与花岗岩浆事件导致的；杨江海(2012)认为二者之间的接触关系是印支期的碰撞挤压形成的；Li and Li(2007)根据地球化学资料认为江南造山带南段在印支期位于右江盆地内部.为了更好分析江南造山带与华夏板块接触关系，还需要先弄清右江盆地的地质历史发展演化.江南造山带内出露的晚二叠世碎屑沉积物主要来源于右江盆地高Ti玄武岩的剥蚀，在早三叠世，江南造山带碎屑供应不足，以泥岩和泥灰岩沉积为主，这些特征在一定程度上反映，晚二叠世—早三叠世的江南造山带与右江盆地构成一个构造系统，一些二叠世的玄武质岩浆岩分布在百色次级盆地和那坡次级盆地内，晚二叠世沉积记录显示右江盆地内高Ti玄武岩来源为主的浊流沉积岩大规模分布于江南造山带南段附近，表明这一时期江南造山带应与右江盆地同属一个大的构造背景之下(杨江海, 2012).

此时，洋盆的消减俯冲作用使位于萍乡—茶陵断裂西北部的火山弧逐渐向华夏地块靠拢.在晚二叠世至早三叠世，华夏地块与该火山岩已经相当邻近，这导致华夏地块大部地区被来自该火山弧带喷发的凝灰质物质覆盖，特别是在与江南造山带的接触带内形成多层夹层.随后，在早三叠世晚期华夏地块与该火山弧发生碰撞，使得地壳增厚熔融，生成沿萍乡—茶陵断裂展布的一个同碰撞型的岩浆火山活动带.当碰撞造山作用发生时，华夏地块也随之抬升.最后在造山作用的影响下，江南造山带内部的深部高压变质岩、岩浆岩开始出露于地表之上.

从图 9b中可以看出在江南造山带和华夏地块之间存在一条倾向明显南东向倾斜的低电阻率至高电阻率过渡带(图 9b黑色实线)，与杨江海(2012)给出的江南造山带的演化阶段接触碰撞痕迹(图 9a红色实线)相似，推断为早三叠纪右江盆地持续下沉导致华夏地块相对抬升的电性证据.

图 9

Fig. 9

图 9 江南造山带与华夏板块接触示意图 (a) 红色实线和箭头表示华夏地块的运动方向(改自杨江海，2012); (b) 黑色实线和箭头表示二维电性结构模型中华夏地块与江南造山带的俯冲碰撞关系.①泥盆—中三叠世，②寒武纪—早泥盆世，③晚中元古代—早新元古代，④萍乡—茶陵断裂.KPF：开远—平塘断裂，PCF：萍乡—茶陵断裂. Fig. 9 Schematic diagram of the contact between the Jiangnan Orogenic Belt and the Cathaysia Block (a) Solid red line with arrow represents the movement of the Cathaysia Block, (b) Solid black line with arrow represents the possible movement of the Cathaysia Block interpreted from the resistivity model. ① Devonian-Middle Triassic, ② Cambrian-Early Devonian, on behalf of the Cambrian-early devonian, ③ Late Mesoproterozoic-Early Neoproterozoic, and ④ Pingxiang-Chaling fault. KPF: Kaiyuan-Pingtang fault, PCF: Pingxiang-Chalin fault.

本文进行了江南造山带南段以及邻区的大地电磁法剖面探测工作，采用了非线性共轭梯度法二维反演得到了长840 km，深200 km的电性结构模型，结合研究区地质、地震、重力数据进行了综合解释，取得以下结论：

(1) 研究区电性结构相对简单，电性结构模型整体在横向上分块明显，华夏地块表现出大规模的高阻特征，江南造山带表现为一条低阻带，而扬子地块在浅地表带表现为高阻—低阻成层性特征，深部表现为高阻；

(2) 根据电性结构模型，本文认为江南造山带南段西界为开远—平塘断裂，东界为萍乡—茶陵断裂；

(3) 二维反演模型中江南造山带的大范围低阻特征认为是二叠纪沉积岩的电性反映；华夏板块高阻区域明显向南东方向倾斜，解释为早三叠纪右江盆地持续下沉导致江南造山带俯冲到华夏地块之下的电性反映；江南造山带与扬子地块之间存在一条倾向南东的高低阻变化梯度带，推断是江南造山带在新元古代造山完成后进入后撤拉张阶段及后期构造活动叠加在此之上的电性反映.