2010, Vol. 53
2. 中国地震局地震预测研究所, 北京 100036;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029;
4. 浙江油田公司地质研究所, 杭州 310013;
5. 西藏自治区地震局, 拉萨 850000
, SHEN Xu-Hui2
, YAN Yong-Li3, MA Xiao-Bing3, YUAN Guo-Ping4, YOU Hui-Chuan5, YIN Gong-Ming1, TENG Chuan-Kai3, XIE Pin5, MEI Duo5
2. Earthquake Prediction Institute, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. Geological Institute of Zhejiang Oilfield Company, Hangzhou 310013, China;
5. Xizang Earthquake Bureau, Lhasa 850000, China
青藏高原受印度板块与欧亚板块的碰撞、挤压，形成了非常复杂的地壳结构，断层、断裂带十分发育，地震活动强烈.国内外学者对青藏高原地壳结构、组成和地质构造开展了大量的探测研究工作，特别是20世纪80~90年代相继开展的中、法岩石圈结构探测合作，中、美、加INDEPTH深部综合探测合作等，对不断提高青藏高原整体的认识发挥了重要作用，并对大陆动力学发展起了积极的促进和推动作用[1~11].
拉萨地块北为班公错-怒江缝合带，南为雅鲁藏布江缝合带.地块的主体由晚古生代、中生代、新生代地层褶皱带和燕山期-喜马拉雅期花岗岩体、岩带所组成，有一系列东西走向的逆冲断裂带和近南北走向张性断裂带分布，其成因主要是早二叠世从冈瓦纳大陆分裂出来的产物逐渐向北漂移，于晚侏罗世时期与羌塘地块（构造带）拼合.拉萨盆地位于雅鲁藏布江缝合线北侧和冈底斯岩浆弧构造带上，地质构造非常复杂，断层、断裂十分发育.青藏高原的大地电磁测深（MTS）探测研究发现了主喜马拉雅逆冲断裂和70~80km深的莫霍面[12].但拉萨盆地MTS探测工作开展不多，曲水-夺底MTS剖面的研究，将有助于查明拉萨盆地深部结构特征及断裂分布状况.
大地电磁测深（MTS）法是利用天然电磁场作为激发源来研究地下介质的成份、状态及结构特征.天然电磁场具有强大的能量和很宽的频带范围，观测频段大约从104 Hz~104s，探测深度可从近地表到地下上百公里的深度范围，是观测地球深部物质结构的强有力的探测手段.利用大地电磁测深法来研究青藏高原深部岩石圈结构和活动断裂发育情况，查明地壳和岩石圈界面的不均一性（电性）背景，对于了解青藏高原的隆升机制和断层的活动性有着极其重要的意义.
2 曲水-夺底剖面地理位置及地质概况曲水-夺底剖面地处拉萨盆地，剖面南起曲水、依次经过南木、桑达、娘热、北抵夺底.测线长度大约60km，测区范围为东经：90°49'~91°10'；北纬：29°09'~29°15'，整个剖面共布设10个大地电磁测深点.从南到北依次为MT01，MT02，…，MT10.野外观测使用德国Metronix公司生产的GMS-03大地电磁测深仪，观测频段范围为256Hz~4096s，各测点的观测时间大约30~40h.MT测点采用手持GPS定位，经3次重复观测，点位误差小于30 m. MT测点的分布见图 1.
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图 1 拉萨曲水-夺底大地电磁测深剖面位置图 星号表示大地电磁观测点的位置. Fig. 1 Locations of MTS sites on Qushui-Duodi profile in Lhasa basin ☆ is the location of MTS site. |
测区主要沉积地层为中、新生界，地表广泛出露Qh和E1-2地层，K1和J1-3地层虽有出露，分布范围较小，而局部有γ6花岗岩出露.沉积地层分区十分明显，第四系沉积物Qh广泛出露于测区北部及拉萨河沿岸，下第三系地层E1-2大范围分布于测区西部，侏罗系-白垩系地层J3和K1主要分布于测区北部和东部，测区局部出露一些γ6花岗岩.
3 曲水-夺底大地电磁剖面观测结果和各向异性分析图 2给出的是曲水-夺底大地电磁测深剖面ρxy和ρyx两个方向的视电阻率断面图.从图 2可以看出，剖面南段分层性较好.从整个剖面看，在256Hz~10s的观测频段，视电阻率相对较高，大约200~4000Ωm.而观测周期超过100s的频段，视电阻率≤25Ωm.桑达附近出现明显的良导体抬升的现象，反映出深部热流物质向上侵入的构造活动.
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图 2 曲水-夺底大地电磁视电阻率断面 （a）ρxy分量；（b）ρyx分量. Fig. 2 Cross-section of MTS apparent resistivity on Qushui-Duodi profile (a) ρxy component; (b) ρyx component. |
为了利用MT观测结果研究深部断裂的分布状况，我们对曲水-夺底大地电磁剖面构建了各向异性参数断面图.各向异性参数是利用大地电磁观测获取的ρxy和ρyx的比值，研究断裂的分布情况.从电性原理上这很容易理解，因破碎物和地下水的填充，断裂带上表现为明显的良导特性，而受断裂带的影响程度不同，大地电磁测深相关频点上的ρxy和ρyx会出现较大的差异.即沿着断裂走向方向的视电阻率影响程度大，而垂直断裂走向方向的视电阻率影响程度小.从拉萨盆地区域地质图（图 1），可以直观地看出拉萨盆地的断裂走向基本上垂直大地电磁剖面，这为利用各向异性参数研究断裂分布提供了应用前提.
各向异性参数anis定义为
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(1) |
当地下介质呈水平层状分布时，各频点上各向异性参数为
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(2) |
表明整个观测频段上的ρxy和ρyx的值相同.
当地下存在断裂时，相关频段上将会出现anis >1，或anis < 1的变化.当测线沿着南北方向布设时，若断裂走向沿着测线的方向，各向异性参数表现为
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(3) |
而当断裂垂直测线的方向，则各向异性参数表现为
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(4) |
断裂的切割深度，主要反映在出现anis>1，或anis < 1的频段上，各向异性出现的频段越低，则断裂切割的越深.图 3给出的是曲水-夺底大地电磁测深剖面各向异性参数的断面图.
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图 3 曲水-夺底大地电磁测深剖面各向异性参数断面 Fig. 3 Cross-section of anisotropic parameter |
从图 3可以看出，在整个剖面上各向异性参数值anis基本上大于1，表明拉萨盆地的断裂走向主要是垂直大地电磁剖面方向的，这与图 1给出的结果完全吻合.此外，在桑达附近各向异性参数值anis远大于1，而且出现在256Hz~4096s整个观测频段上，揭示出桑达附近地下存在深大断裂.从256 Hz~4096s频段所能达到的近百公里的探测深度，推断这种深大断裂的成因主要是受控于壳幔物质对流与交换的构造活动，切割深度应达到上地幔.
4 夺底-曲水MT剖面反演结果与分析解释 4.1 一维反演MT视电阻率曲线只定性地反映出了地下岩层电阻率随深度的变化，给出的是地下岩层电阻率随频率变化的规律.MT资料解释要用到的是地下岩层电阻率随深度的变化规律.这就需要利用观测到的视电阻率资料，对地下介质电阻率的分布进行重构-反演.通常的反演做法是将随频率变化的视电阻率曲线，经Bostick转换，转换到随深度变化的电阻率曲线.其原理是，对于导电的大地，每个频率的MT电磁场有一个作用深度范围，即两条低频渐进线S、H
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(5) |
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(6) |
交点以上的深度范围.它的地质解释为：每一频率的MT电磁场具有一定的能量，当它垂直入射到导电的大地后，在传播过程中，其能量被逐渐吸收，到一定深度能量被基本耗费殆尽，也就是说，在此深度以下的地层电阻率无论如何变化，入射的电磁场已难以分辨，这个深度就是S、H渐近线交点对应的深度：
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(7) |
而深度D处的电阻率ρ（D）为
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(8) |
Bostick转换的结果能较好地反映地下介质电阻率随深度的变化趋势，但分层能力差.一维（层状）反演需要人为给定初始地电模型.Bostick转换和一维反演有机结合，可以更加合理地确定反演的初始地电模型，有效提升一维反演的地质效果.这里采用了Bostick与Marquardt联合反演模式，通过人机对话的交互方式进行反演，有效提升了反演结果的真实性与可靠性.图 4给出的是桑达以南MT05号点ρxy分量的联合反演结果.
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图 4 MT05号点联合反演结果 （a）视电阻率拟合结果；（b）相位曲线拟合结果；（c）Bostick转换和联合反演结果. Fig. 4 Inversion result of MT05 site |
图 4（a，b）给出的是视电阻率和相位曲线拟合的结果，离散曲线代表观测得到的视电阻率曲线（图 4a）和相位曲线（图 4b），连续的曲线为反演模型计算出的视电阻率曲线（图 4a）和相位曲线（图 4b）.从视电阻率曲线的对比结果可以看出，两者拟合得很好.而在相位曲线的高频段，两者存在一定的差异，但曲线形态相吻合.图 4c给出的是Bostick转换和联合反演的结果.离散曲线代表的是Bostick转换的结果，折线是联合反演的结果.从反演结果分析，地下介质被分为7层.其中顶层的厚度大约0.4km，电阻率大约为360Ωm，反映的是近地表泥土和沙石混合物的电性响应.第2~4层厚度分别大约为0.6km、1.6km和21.4km，对应的电阻率分别为1196Ωm、3602Ωm和8367Ωm，反映的是地下花岗岩体的电性响应.第5~6层的厚度分别为13km和30.8km，对应的电阻率分别为85Ωm和9Ωm，底层的电阻率为30Ωm.从分层结果分析，壳内高导层（ρ < 10Ωm）出现在大约38km的深度，高导层的厚度大约为30km.而在深度大约70km的位置，出现一个明显的电性转换界面，我们推断该界面反映的是拉萨盆地的莫霍界面.
4.2 二维反演Bostick和Marquardt联合反演法采用单点反演模式，是假定大地为水平均匀层状介质，即地下构造电性上没有各向异性的变化.这对各向异性差异不大的沉积盆地，Bostick和Marquardt联合反演能获得较为可靠的地下分层结构.但当地下构造表现出明显各向异性时，这种反演方法会产生较大的误差.从拉萨盆地的各向异性参数断面图，可以清晰直观的看出，在MT05号点以南的地段，各向异性表现不明显，而MT05号点以北的地段，表现出明显的各向异性.为了从整个剖面对地下介质电性构造进行反演，我们采用了Rodi和Machie提出的非线性共轭梯度法进行了二维反演[13~15].图 5给出的是曲水-夺底大地电磁测深剖面的二维反演结果.反演结果非常直观的揭示出在桑达附近中、上地壳中存在一个明显的高导层.该高导层中心埋深大约30km左右，厚度10~30km.十分有意义的是，这一发育在中、上地壳的高导层不是水平分布的，它基本表现为自南向北顶界面逐渐抬升的趋势.根据区域地质资料，在曲水南侧是规模宏大的具有岩石圈层次的雅鲁藏布江构造带.因此，我们从二维形态特征可以推测这一中地壳高导层可能起源于拉萨南侧（雅鲁藏布江构造带）的深部构造作用.而向北这一高导层近乎出露地表，这显然与拉萨东侧现代裂谷作用是一致的，并由此导致如羊八井等浅层高地热异常.可见，本次研究所揭示的深部地壳结构的非均一特征与区域地质、地热特征非常吻合.
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图 5 曲水-夺底大地电磁剖面二维反演结果 Fig. 5 2D inversion result of MTS on Qushui-Duodi profile |
为了从力学的角度研究拉萨盆地深部结构对浅层地震活动的影响，我们对高导层对断裂的作用进行了分析研究.根据拉萨地区1/20万地质图（图 1），可以发现，在拉萨盆地断层主要发育在中、上地壳赋存高导层的部位.从前面的分析可知，拉萨盆地的高导层与热成因密切相关，它将导致中、上地壳岩石地层的力学强度的转变.根据断裂的摩擦活动特性，当断层滑动时它的临界摩擦系数为μeff=μ·（1-P/σn），其中为P为流体空隙压力、σn为断层面上的正应力.因此，中、上地壳中熔融的高导层，将会导致脆性上地壳中断层面上的正应力增加，最终导致断层滑动所需要的摩擦系数减小，这有利于断裂的活动和浅层地震的孕育、演化和发生.由此推断，在曲水-MT05之间，中、上地壳中高导层不发育，这和区域地质上标明的该段发育有不同规模的早期侵入岩体相一致，断层的活动性不强.而在桑达附近，是高导层抬升的部位，并存在深大断裂，是浅层地震发生的潜在地区.此外，在约70km的深度上，有一个近乎水平的电性界面，这与1维反演的结果非常吻合，进一步表明拉萨盆地的Moho界面的埋深大约在70km.
5 结语通过对拉萨盆地曲水-夺底大地电磁测深剖面的研究，揭示了拉萨盆地深部地质构造特征，上地壳广泛发育花岗岩体，中、上地壳存在一个明显的高导层，高导层的顶界面埋深5~30km，厚度10~30km.从南向北，高导层的顶界面埋深呈现逐步抬升的趋势.在各向异性参数断面图上，清晰地反映出在桑达附近存在一条深大断裂，其切割深度达上地幔，推断为浅部地震的高风险区.根据综合反演得到的结果，在大约70km的深度上，存在一个明显的电性转换界面，推断拉萨盆地的Moho界面的深度大约为70km.
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