青藏高原东缘位于青藏高原、华南地块、印支地块、掸泰地块和西缅甸地块五大构造单元交汇处，是一个构造极其复杂的造山带，受太平洋板块、印度洋板块和欧亚板块的共同影响(Metcalfe，2013).青藏高原东缘经历了从右旋压扭、大规模的走滑挤压到左旋张扭等多个不同构造变形阶段(吴中海等，2015)，在印度板块和欧亚板块之间持续碰撞的动力学背景下，该区地壳活动十分活跃，构造变形结构复杂(Deng et al., 2003；张培震等，2003；徐锡伟等，2003)，地震活动频繁(张培震等，2003)以及还伴随强烈的岩浆活动(莫宣学等，1993).对该区域进行地震活动性分析(邓起东等，2014)、GPS观测(Wang et al., 2001；Gan et al., 2007)和新构造活动(Wang and Burchfiel, 1997；张培震，2008)等研究表明：青藏高原东南缘构造特征主要为地块围绕喜马拉雅东构造结的顺时针旋转，并伴随着高黎贡剪切带和哀牢山—红河剪切带之间相关地块向东南方向的挤出/逃逸.顺时针旋转运动调节青藏高原地区物质向东挤出，或者调节印度板块与华南地块之间强烈右旋剪切.因此喜马拉雅东构造结区域是研究板块斜向汇聚而引发陆内变形的关键(Zhang et al., 2011).

为揭示青藏高原的隆升和地壳缩短的机制以及川滇地区的构造变形模式，不同的学者提出了多种模型.Molnar和Tapponnier(1975)分析东亚的构造特征并结合构造模拟实验，提出滑线场理论，认为刚性的印度板块向北推挤，楔入了欧亚板块内部，引起青藏高原物质向东大规模逃逸，大型走滑断裂带在调节地块运动中起主导作用，地块内部的变形较微弱或可以忽略；England和Molnar(1990)提出断块顺时针旋转模式，此模式强调青藏高原内部地块的挤出只是有限挤出或可能并不存在，地块的挤出运动大部分已被断块的旋转作用吸收而未进一步向东传递，提出用青藏地块和华南地块之间的右旋剪切作用来解释青藏高原东部断块的顺时针旋转运动；Wang和Burchfiel(1997)提出自上新世以来，川滇地区的构造变形以围绕喜马拉雅东构造结的顺时针旋转为主要特征；Socquet和Pubellier(2005)提出实皆断裂带的右旋走滑拖曳作用可能导致川滇地区的西南部次级断块的顺时针旋转，以及近SN向与NE向弧形断裂的左旋走滑活动；Royden等(1997)根据青藏高原东部的构造变形特征并结合数值模拟分析，提出由于印度板块向北的推挤导致青藏高原下地壳软弱物质向东流动来解释川滇地区的构造变形特征和动力学机制；Copley(2008)进一步提出下地壳物质流的动力来自于青藏高原与周边地块的重力势能差，同时由于下地壳物质流向的转变或分散化，导致地块不同部位出现方向不同的拉张变形.

大地电磁测深(MT)是研究地壳和上地幔结构的主要方法之一，根据地下电阻率的变化来分析深部物质的结构、组分以及赋存状态，从而刻画断裂带、基性岩体以及局部熔融等特殊结构.自20世纪七八十年代以来，在青藏高原及其周缘地区开展了大量的地球物理研究工作，尤其青藏高原东缘区域.沿若干大地电磁剖面进行的壳幔电性结构探测，为研究青藏高原及其邻区的深部构造、形变机制和运动特征提供了重要依据.Wei等(2001, 2010)、金胜等(2010)的研究表明，在青藏高原中下地壳普遍存在低阻层，其形成原因可能是由于地壳岩石的部分熔融或者部分熔融与含盐流体共同作用的结果；孙洁等(2003)在川滇菱形北部地块发现大规模的低阻体，推测与青藏高原侧向挤出的物质，受到刚性地块阻挡有关；Unsworth等(2005)在对青藏高原南缘喜马拉雅深部电性结构研究中推断存在大规模的“地壳流”；Zhao等(2008)根据青藏高原东缘的石棉—乐山MT剖面探测获得的壳幔电性结构模型推断：壳内低阻层是青藏高原东缘向东南方向挤出作用下形成的“管流”层；万战生等(2010)根据冕宁—宜宾MT剖面的结果，探讨了壳内可流动层的存在及其与青藏高原东缘变形和地震活动性的关系；Bai等(2010)研究揭示在青藏高原东缘区域20~40 km深度内，围绕喜马拉雅东构造结分布两条连续性较好，呈“管道”状的中下地壳低阻带，从而表明青藏高原东缘中下地壳普遍存在易发生塑性变形或者能够流动的软弱物质；Xiao等(2013)在青藏高原东北缘也发现一系列的壳内低阻层，但这些低阻层是由地块之间的俯冲作用造成的，其力学性质并不足以形成“地壳流”；Zeng等(2015)发现存在显著的背斜形的高导层将羌塘地块分成南北两部分，这个高导层与金沙江缝合带的向南俯冲有关.虽然青藏高原及其周缘区域壳内低阻层的成因存在不同的解释，但地壳中的低阻层主要与地下介质出现局部熔融、塑性、流变强度等介质状态的改变有密切关系，而地下介质状态的改变，则与上地幔热源物质侵入和印度板块的俯冲-拆沉深部动力学过程密切相关.

川滇构造区由滇西地块、川滇菱形地块和华南地块汇聚而成，地壳运动十分活跃，发育众多规模、类型和活动性不尽相同的断裂带，是研究青藏高原及其东构造结的变形特征和动力学机制的关键场所.贡山—绥江MT剖面西起喜马拉雅东构造结，东至四川盆地边缘，横跨川滇构造区，本文获得沿剖面的地壳电性结构模型，其结果可以与青藏高原及其周缘的电性结构进行对比.根据所获得的地壳电性结构模型，结合其他地球物理与地质资料，对研究区域内各地块的地壳分层特点、地块划分和低阻层的成因，以及构造变形机制进行了探讨，为研究青藏高原东缘的深部动力学响应特征提供电性结构方面依据.

剖面西起云南省贡山县，东至四川省绥江县，横跨喜马拉雅东构造结、川滇菱形地块和华南地块，采集有效的MT测点43个，其频率范围320 Hz~2000 s(图 1).野外采集使用MTU-5A大地电磁仪，观测两个正交的电场分量(E_x、E_y)和三个正交的磁场分量(H_x，H_y，H_z)(x代表南北方向，y表示东西方向，z代表垂直方向).同时收集MT测点32个，其频率范围为320 Hz~1000 s，也是MTU大地电磁仪采集的，保障其精度与实测MT测点一致.剖面共计75个测点，约530 km.由于地形起伏较大，海拔较高，交通极其不便，致使MT测点无法等间距布设，剖面上的最大点距约为30 km，重点构造和关键区域作加密观测.采用远参考道观测技术，观测时间约为40 h，以获得尽可能长的周期数据，增加高频数据的功率谱的叠加次数，以压制干扰噪声，提高数据质量.

数据处理采用远参考(Gamble et al., 1979)和Robust阻抗估计(Egbert，1997)技术计算各个测点的大地电磁阻抗张量信息，前者则可以有效地消除信号中的相关噪声的干扰，而后者能最大程度地减小随机噪声的干扰，最终得到质量较好的视电阻率和相位曲线.为消除局部三维异常体对视电阻率和相位造成的畸变，采用GB张量分解(Groom and Bailey, 1989)，分别对所有测点进行处理和分析.利用可视化大地电磁资料处理和解释集成系统MTPioneer对资料进行处理计算(陈小斌等，2004)，得到二维偏离度、电性主轴方位角以及倾子等参数数据.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东南缘活动构造、大地电磁测线分布和地震震中分布图 其中活动构造引自Deng等(2003)，地震震中引自中国地震台网中心自1970年至今的数据，黑色实线表示断裂带，红色圆点表示已有MT测点，蓝色圆点为实测MT测点，Ⅰ：滇西地块；Ⅱ：川滇地块；Ⅲ：大凉山地块；F1：澜沧江断裂带；F2：金沙江断裂带；F3：理塘断裂带；F4：小金河断裂带；F5：安宁河断裂带；F6：大凉山断裂带；F7：马边断裂带. Fig. 1 Map showing active tectonics, earthquake epicenters and MT sites in the survey area Green circles denote epicenters. Red circles denote existing MT points. Blue circles denote newly measured MT points. Black solid lines denote faults. Ⅰ: West Yunnan block; Ⅱ:Sichuan-Yunnan block; Ⅲ:Daliangshan block; F1:Lancang River fault; F2:Jinsha River fault;F3:Litang fault; F4:Xiaojin River fault; F5:Anning River fault; F6:Daliangshan fault; F7:Mabian fault.

利用获得的阻抗张量数据，采用相位灵敏度二维偏离度(η)(Bahr，1991)对剖面的电性维性特征进行分析.理想的二维电性结构，η=0；当η＞0.3时，表明主要是三维构造；当η＜0.3时，可以近似认为地下为二维电性结构.

灵敏度偏离度(图 2)结果显示：大部分测点(周期小于100 s)的值小于0.3，其中位于东构造结附近测点的低频值大于0.3，这可能由于深部结构的三维效应；安宁河断裂带和大凉山断裂带附近测点的中频(0.01~100 s)值大于0.3，这是由于断裂带结构较为复杂，为三维构造特征.总体上，研究区域内浅部是相对简单的构造，而断裂带和深部为比较复杂的构造，剖面的电性结构可以近似用二维模型模拟.

图 2

Fig. 2

图 2 测线相位灵敏度偏离度(η) Fig. 2 Skewness (η) of all sites along the survey line

对于二维电性介质，沿构造走向方向，其导电性是稳定不变的，故构造的走向和倾向可以看作相互正交的两个电性主轴.因此，进行二维反演之前，须先确定测线所经区域的构造走向，并将X轴旋转至构造走向方向.GB阻抗张量分解结果显示(图 3)，研究区域内的电性主轴优势方位角约为0°和90°.根据区域地质与构造资料，该区域的主要构造走向为近南北向，因此确定电性主轴方位角为0°.在二维反演时，选择XY曲线为TE极化模式，则YX曲线为相应的TM极化模式.

图 3

Fig. 3

图 3 部分MT测点电性主轴方位玫瑰统计图 Fig. 3 Rose diagram of impedance tensor electrical strikes of typical MT sites

感应矢量在圈定低阻体和分析构造特征中起到重要的指示作用，其大小反映了大地电导率的横向变化梯度.感应矢量分为实感应矢量和虚感应矢量，实感应矢量的方向指向低阻区域或者电流汇聚方向(Parkinson，1959).如果地下电阻率仅随深度变化而无侧向变化(一维介质)，磁感应矢量为零.

根据不同频率的感应矢量分布情况(图 4)，可以确定地下不均匀体的大致位置、分布范围和与围岩的电性差异.在0.0011 Hz中，安宁河和大凉山断裂带附近测点的实感应矢量方向为南或南西向，与测线几乎垂直，表明该区域可能存在复杂的三维低阻构造地质体；在0.0088 Hz和0.0176 Hz中，川滇菱形地块的西边界的测点的实感应矢量指向地块内部，与测线方向几乎平行，表明川滇菱形地块内部可能存在低阻体；而测线东部美姑附近测点的实感应矢量则指向东部马边断裂带附近，推测马边断裂带附近可能存在低阻体；在0.07 Hz和1.13 Hz中，美姑附近部分测点的实感应矢量指向南，与测线近乎垂直，表明该区域的地质构造比较复杂；而中甸附近测点的实感应矢量则指向川滇菱形地块内部，与测线几乎平行，推测地块内部存在低阻体；120 Hz实感应矢量比较杂乱，无明显规律性，表明浅部地质结构比较杂乱.

图 4

Fig. 4

图 4 MT测点的实感应矢量分布图 Fig. 4 Distribution of real induction vectors of MT sites

视电阻率和相位曲线可以定性地反映地下介质的分布特征，如电性分层、构造分区、相对埋深和各层电阻率的相对变化情况.剖面自西向东横穿三个构造单元：东构造结、川滇菱形地块和华南地块，沿剖面的曲线形态变化与地块分布具有很好的对应关系.测点01~12位于东构造结、测点13~50位于川滇地块、测点51~75位于华南地块.图 5展示了由西至东分布在三个不同区块上的典型测点的视电阻率和阻抗相位曲线.

图 5

Fig. 5

图 5 典型MT测点的视电阻率和相位曲线 Fig. 5 Curves of apparent resistivity and impedance phase of typical sites

测点1位于怒江断裂带西侧，视电阻率曲线呈“低-高-低”特性，在10~1 Hz区间，视电阻率值相对较高，约1000 Ωm；XY模式的相位出现超象限特征，表明怒江断裂带附近电阻率相对比较复杂.测点4位于澜沧江断裂带附近，视电阻率曲线为“KH”型，在0.1~0.01 Hz，视电阻率值相对较低，约100 Ωm.测点6位于乔西—维后断裂带附近，视电阻率曲线特征呈“低-高-低-高”形态，其中最小值约100 Ωm；测点11位于川滇菱形地块西边界，视电阻率曲线出现部分重合，其为“K”曲线；在0.001 Hz处，视电阻率出现极小值，约20 Ωm，表明地壳内部存在低阻层.高频视电阻率反映沉积盖层的电性特征；10~1 Hz区间的视电阻率极大值与浅部高阻基底相关；低频段的相对低值可能与中下地壳内的低阻层有关系.

川滇地块内的测点曲线类型变化比较复杂，在地块边界处尤为明显，测点44位于地块边界多条断裂带交汇处，视电阻率值明显低于其他测点，反映出该地区地质构造运动和变形的复杂性.川滇菱形地块的视电阻率曲线多呈“Q”型，在0.01 Hz处，测点28的值约1 Ωm，与中下地壳内的低阻层有关.

测点51位于大凉山断裂带东侧，即地块边界地带，视电阻率形态相对复杂，其特征为“低-高-低-高”，极小值出现在1~0.1 Hz，约100 Ωm.测点73位于马边—盐津断裂带，视电阻率曲线为“Q”型，视电阻率整体值较低，极小值约为8 Ωm.

在进行二维反演之前，用Rhoplus(Parker and Booker, 1996)一维拟合程序，对部分测点的资料合理性进行分析，剔除某些测点低频数据中的“飞点”.TE极化模式的二维反演对深部结构垂向的变化较敏感，但TE模式的视电阻率曲线易受到三维畸变影响，TM模式对表层结构的横向变化较灵敏，受三维低阻异常体影响较小(Berdichevsky et al., 1998；Ledo，2005；蔡军涛和陈小斌，2010).

选择目前广泛使用的非线性共轭梯度(NLCG)反演方法(Rodi and Mackie, 2001)，分别进行了TE、TM单模式反演和联合模式反演；同时结合地质与其他地球物理资料，对3种反演模式获取的电性结构模型进行分析对比.结果表明：TM模式的反演模型相对较为合理.在反演中，TM模式的视电阻率和相位误差门限均为5%，反演的初始模型选用100 Ωm的均匀半空间.光滑因子τ用来调节数据拟合目标函数和模型约束目标函数的反演拟合权重，使最终的反演模型既能较好地拟合观测数据，又具有较好的分辨力.选用多个光滑因子对数据进行了大量的反演，结果发现τ=30比较合理.经过100余次的迭代计算，模型的相对变化趋于0，获得最终的二维电性结构模型(图 6d)，其拟合均方差(RMS)为2.82.图 7给出了视电阻率和相位的实测数据和模型响应数据的拟断面对比，可以看出，实测数据与模型响应数据拟合较好，表明电性结构模型的置信度较高.

图 6

Fig. 6

图 6 地质构造图(a)、RMS值(b)、高程(c)和二维电性结构模型图(d) F1：澜沧江断裂带；F3：理塘断裂带；F4：小金河断裂带；F5：安宁河断裂带；F6：大凉山断裂带；F7：马边断裂带.白色实线表示Moho面(Li et al., 2014). Fig. 6 Geological map (a), RMS values (b), elevation (c) and model of 2D electric structure (d) F1:Lancang River fault; F3:Litang fault; F4:Xiaojin River fault; F5:Anning River fault;F6:Daliangshan fault; F7:Mabian fault. White line is Moho interface (Li et al., 2014).

图 7

Fig. 7

图 7 实测TM模式视电阻率和相位与二维模型响应值对比 (a)观测TM视电阻率；(b)观测TM相位；(c)模型TM视电阻率；(d)模型TM相位. Fig. 7 Comparison of measured TM apparent resistivity and phase and 2D model response (a) Measured TM apparent resistivity; (b) Measured TM phase;(c) Calculated TM apparent resistivity; (d) Calculated TM phase.

为分析低阻层的埋深，本文进行了灵敏度测试，将固定区域的电阻率分别设为100 Ωm和1000 Ωm，改变固定电阻率的深度，进行正演模拟，结果如图 8所示.这些模型的整体RMS值均大于图 6d模型的RMS值，表明图 6d为最佳拟合模型.同时计算了给定模型与图 6d模型的RMS值偏差.当固定深度为20.2 km时，大部分MT测点的偏差较大；当深度为31 km时，图 8f和图 8p中，测点2~30的偏差几乎为零，表明这些测点的反演有效深度约为30 km，与低阻层的屏蔽作用和部分测点的低频数据质量较差有关；当深度为63.6 km时，图 8j和图 8t中，测点34~48的偏差仍较大，表明这些测点的反演有效深度较大.

图 8

Fig. 8

图 8 灵敏度测试模型及其RMS偏差值 Fig. 8 Model of sensitivity test and RMS deviation values

依据二维反演得到的深部电性结构模型同时考虑视电阻率曲线和相位曲线的变化特征，以及结合地表断裂出露和活动地块划分，给出了沿测线80 km深度范围内的剖面的电性构造模型解释图(图 6d).在断裂带发育的地方，往往存在破碎带并赋含水或其他流体，从而形成典型的低阻异常带或电性梯度带；不同的构造地质单元的电性结构通常存在明显的差异，导致电性结构在断裂带处发生急剧的变化(汤吉等，2005；张乐天等，2012).依据电性结构模型并结合其他地学资料可用来研究地块内部结构特征及其与相邻地块的深部接触关系.一般地，电性急剧变化的地方通常是电性介质分界面或者断裂带的反映；稳定电性层的横向变化可以反映构造形迹.

图 6d显示，该区域上地壳的电性结构比较复杂，高低阻交替出现，中下地壳存在横向不连续的低阻层，而上地幔的电性介质差异相对较小.电性结构特征与地表地质构造格局相对应，研究区域内分布的主要大型断裂带为澜沧江断裂带(F₁)、理塘断裂带(F₃)、小金河断裂带(F₄)、安宁河断裂带(F₅)、大凉山断裂带(F₆)和马边断裂带(F₇)，研究区域可分为滇西地块、川滇菱形地块和大凉山地块，各地块在电性结构上存在不同程度的差异，各个主要断裂带在电性结构上均表现为明显的电性分界面或者电性梯度带.

澜沧江断裂带是兰坪—思茅褶皱逆冲带与保山地块的边界断裂(钟大赉等，2000)，总体走向为北北西—近南北向.本研究区域内主要是澜沧江断裂带的北段，总体上呈近南北向延伸，该断裂带具有走滑-逆冲推覆的特性，呈右旋走滑特征，表现为北北西展布的串珠状和线性磁异常带以及弧形重力异常高值带(熊盛青等，2014)，与兰坪—思茅地块整体向南东逃逸相适宜(Zhang et al., 2009).在剖面4号测点附近，存在一组微向西倾的电性梯度带，该梯度带即为澜沧江断裂(F₁)，在上地壳(＜10 km)产状陡立，中下地壳明显向西缓倾，可能与中下地壳层的岩石强度受温压条件升高而向软弱转变有关.其浅部东侧为高阻地层(电阻率约1000 Ωm)，主要由糜棱岩化片麻岩和糜棱岩花岗岩构成的高级片麻岩带和由糜棱岩化变质沉积岩构成的低级片岩带组成(Zhang et al., 2009)，在10 km深部以下存在壳内低阻体C1.西侧地层电阻率值相对较低(约为30 Ωm)，延伸至地下30 km深度处.

理塘断裂带是川滇地块内部一条重要的活动断裂带，以左旋走滑为主，伴有不同程度的倾滑分量(Xu et al., 2005).测点25和26处的电性梯度带，对应的是理塘断裂带的东西两支.25号测点西侧电阻率值相对较高，约为500 Ωm，其电性分界面微向西倾，25号测点与26号测点之间的电阻率值较低，小于10 Ωm，与地表破碎带相对应；中地壳存在低阻体C4，埋深在15~45 km.25号测点和30号测点之间区域的浅部低阻层，可能与破碎带充水相关，这一地区构造发育，地震活动性较强，地下岩层较破碎，岩石裂隙和孔隙度较大，雅砻江和理塘河沿断裂带流过，导致破裂岩层含水丰富，致使从地表至3 km埋深处的电阻率值较低.

小金河断裂带是滇西北地区一条重要的北东向活动断裂，断面高角度倾向北西的逆左旋走滑活动断裂(向宏发等，2002).32号测点和33号测点之间的电性梯度带对应的是小金河断裂带，该电性梯度带的宽度在15 km以上，该带东侧的电阻率值总体在700 Ωm以上，该带西侧的电阻率值在1~100 Ωm，产状陡立，略向西倾，可能切穿Moho面；在中下地壳该电性梯度带东侧存在低阻体C5，电阻率值约为10 Ωm，其西侧电阻率值约为100 Ωm.小金河断裂带同时是Moho面陡变带(Bao et al., 2015)和布格重力异常梯度带(江为为等，2014)，与电性梯度带的特征相符.

安宁河断裂带的主要运动特征为左旋走滑，走向近南北向(张培震，2008).38号测点附近的电性分界面对应安宁河断裂带，该电性分界面东侧电阻率值相对较低，约为40 Ωm；西侧为高阻地层，电阻率值约为1000 Ωm.基性和超基性幔源物质侵入地壳，形成该区域典型的攀西杂岩带，构成了该地区明显的近地表高阻岩体.该电性分界面的底界尖灭于中地壳内的低阻层顶部，低阻层以下为近垂直的电性边界，且东侧电阻率值高于西侧.

大凉山断裂带为一条宽约15 km的构造带，总体表现为右阶雁列展布的特征，晚第四纪构造变形以左旋走滑为主(He et al., 2008).51号测点附近存在电性梯度带，测点50~61之间区域地下5 km处存在一低阻层，厚度约为5 km，西厚东薄，产状微向西倾，东段埋深较浅，电阻率值约为1~10 Ωm.该电性梯度带切穿埋深10 km处的高阻层，汇聚于中地壳低阻层顶部，因此推测大凉山断裂是一条壳内断裂带.

马边断裂带位于青藏高原东缘，西接四川盆地，由一系列断裂组成的宽30 km的NW向逆冲断裂带(韩竹军等，2009).测点70~75之间的电性分界面对应的是马边断裂带，产状向西倾，深部略变缓.该电性分界面西侧为舌状低阻体C6，电阻率值1~10 Ωm，其东侧电阻值较高，大于500 Ωm，符合古老、稳定的扬子克拉通基底的电性特征(王绪本等，2009；张乐天等，2012).断裂带浅部为低阻层，埋深较浅，小于5 km，推测与地表破碎带以及四川盆地的沉积盖层有关.

从电性结构模型可以清楚地看出，不同地质构造单元其电性结构特征一般存在比较明显的差异，根据二维电性结构的横向分布特征并结合地质资料，将研究区域自西向东划分为滇西地块、川滇菱形地块和大凉山地块三个主要构造单元.

滇西地块位于喜马拉雅东构造结东侧的一个活动断块，北北西—北西和北东向断裂带活动共同反映地块向南和南东运动(Deng et al., 2003)，该地块位于金沙江断裂带以西区域(测点01~08).地块内构造活跃，发育一系列大型的近南北向断裂带，导致地质结构比较复杂.

二维电性结构显示，地块内电性结构相对比较复杂，纵向呈分层特征.测点4~8区域，自地表至6 km深度的上地壳，电性显示为高阻性质(高阻层R1)，电阻率值为500~1000 Ωm.测点11~12区域内，高阻层的埋深约为9 km.区域地质资料显示，该区域主要由高黎贡剪切带和澜沧江剪切带构成，剪切带内的片麻岩、花岗岩和变质沉积岩受糜棱岩化改造，形成糜棱岩和局部狭窄带内的超糜棱岩(Zhang et al., 2009)，这可能是造成高阻层的原因；随深度的进一步增加，电阻率减小，并出现低阻层C1，其深度范围为8~20 km，电阻率值为1~20 Ωm.根据地震层析成像的研究结果(Bao et al., 2015)，剖面附近下方6~21 km范围内存在地壳低速层；人工地震研究揭示(Zhang and Wang, 2009)，中甸地区存在的强反射同相轴是低速异常区底部的强反射，该低速异常区可能是深部上涌的岩浆囊.该地块现代构造活动较强烈，为构造活化区，大地热流平均值为80 mW·m^-2(徐青等，1992)；地球化学研究表明该区域曾经有过火山活动，高黎贡花岗岩岩浆来源于中下地壳前寒武纪变质岩的深熔作用(杨启军等，2006).因此，该处的低阻层可能处于高热状态.泊松比的研究表明(Hu et al., 2005)：该区域的地壳物质组分主要为中基性岩石，推测与下地壳铁镁质物质成分增加有关，可能富含铁镁质的地幔物质发生底侵，造成中上地壳物质部分熔融.8号测点下方14 km埋深处存在陡立状高阻体(R2)，电阻值约为500~1000 Ωm；面波与接收函数联合反演(Bao et al., 2015)显示该处为高速.地球化学研究(钟大赉等，1999)表明，兰坪—思茅地块边缘的变质火山岩为消减带火山岩的特征，形成于活动大陆边缘的构造环境.兰坪—思茅地块曾是扬子地块的大陆边缘的组成部分，伴随古特提斯裂解成的单独陆块(陈跃昆等，2009).因此推测高阻体R2可能是扬子古地块的残留部分.

金沙江断裂带和安宁河断裂带分别构成川滇菱形地块(测点9~39) 的东、西边界.该区域地质构造比较复杂，川滇菱形地块东西两缘发育一系列的近南北向断裂带，视电阻率和阻抗相位曲线也呈多样性.

二维电性模型揭示，川滇菱形地块深部普遍存在壳内低阻层.测点9~18，自地表至4 km深度处为高阻层，电阻率值约500~1000 Ωm；测点15~18，在4~8 km深度内存在低阻层，电阻率值约1~10 Ωm；测点8~15，在8~40 km范围内存在中上地壳低阻层C2，电阻率值为1~20 Ωm；测点17~23，在4~28 km深度内存在中上地壳低阻层C3，其呈“U”型分布；测点24~26，在10~46 km深度内存在中下地壳低阻层C4，倾角约为60°，向西倾，电阻率值为4~20 Ωm.该区域内的热流值为84.6 mW·m^-2，Moho温度超过980 ℃，地壳和地幔热流值近于相等(周真恒等，1995)，为高地热异常区，岩层可能发生部分熔融，导致电阻率降低，形成低阻层.地震接收函数研究揭示(Li et al., 2008b)，中甸台站下方存在中下地壳低速层，与低阻层的深度相对应；Rayleigh相速度成像结果(李昱等，2010)表明：川滇地块呈现明显的低速异常，低速体的顶部边界位于大约19 km深度；面波与接收函数联合成像(Bao et al., 2015)揭示，在金沙江断裂和理塘断裂带之间，在15 km深度存在约20 km厚度的低速层；远震P波成像(郭飚等，2009)结果：川滇地块岩石圈速度较低；横波Q值成像结果(裴顺平等，2010)显示：该区域是显著的高衰减区.

测点31~39，小金河断裂带与安宁河断裂带之间区域，自地表至28 km深度存在高阻体，电阻率值约500~1000 Ωm；随深度的进一步增加，电阻率减小，出现低阻层C5，电阻率值8~20 Ωm.速度结构显示，该区域0~30 km深度范围内存在高速层(Yao et al., 2008；Chen et al., 2014)；在晚古生代该区域发生了与地幔柱活动有关的大规模的峨眉山玄武岩喷发，此次活动导致大量的基性和超基性幔源物质侵入地壳，形成该区域典型的杂岩带(Lo et al., 2002；Xu et al., 2004；张培震，2008)，从而形成典型的高阻岩体.在30~50 km深度范围内存在下地壳低阻层(C5)，与低速层相对应(Yao et al., 2008；Chen et al., 2014)，推测起初是地壳内部的一些原生或者重熔的岩浆房，随着碰撞造山运动，因为其力学强度较低，易产生形变，在挤压构造应力作用下形成软弱层，促使上部岩层的运动.同时岩层的运动使软弱层的剪切形变加剧，摩擦产生热能引起温度升高，致使岩层发生部分熔融，形成低阻层.

大凉山地块(测点40~75) 位于安宁河断裂带和马边断裂之间，是青藏高原向华南地块的过渡带，以挤压和NNW向左旋走滑为主要活动特征(He et al., 2008；Wen et al., 2011).

二维反演结果揭示，测点40~60之间区域，电性结构呈“低-高-低”典型的“三明治”电性结构特征；自地表至6 km深度范围为低阻层，电阻率值约为1~20 Ωm，低阻层的极小值位于53号测点下方，推测可能与地表破碎带和低阻沉积层相关.6~26 km深度范围内，存在高阻层，电阻率值约为400~1000 Ωm，东部厚度大于西部厚度，大凉山断裂带切穿高阻层，致使电性结构不连续；人工地震结果(Wang et al., 2008b)发现相对高速层；大凉山断裂带曾是峨眉山玄武岩浆喷溢的通道，玄武岩体在断裂带地表较大范围分布，推测高阻层可能是古生代晚期作为岩浆喷发通道，现今被冷凝的玄武岩充填的结果.测点43~53存在低阻层，电阻率值约8~20 Ωm，其与38号测点的低阻体相连，推测其可能由幔源物质的侵入所致.

测点61~70之间，6~40 km深度范围存在舌状低阻体C6，倾角约60 ℃，电阻率值1~10 Ωm；接收函数研究(杨海燕等，2009)表明，川西南地区的中地壳存在厚度为8~22 km的低速层；人工地震研究(Wang et al., 2008b)发现，在马边断裂带附近存在向西倾斜的舌状低速带；同时马边断裂带为中低泊松比地区，地壳组分以中酸性岩为主，可能不存在大规模的下地壳流(王椿镛等，2010)；川西南地区的平均大地热流值约为65 mW·m^-2(徐明等，2011)，接近中国大陆的平均热流值；大凉山地块的侧向挤出作用受到刚性四川盆地的阻挡作用，导致在马边断裂形成一系列叠瓦状分布的逆冲推覆构造体，C6位于推覆体下方的拆离面，其低阻电性的成因可能是由强烈的压扭作用使破碎带变宽与破碎带内的流体共同造成的，与该区内的地震活动具有密切的联系.

测点71~75之间的电性结构相对简单，可以分为0~8 km的低阻层和深部的高阻层，是典型的四川盆地的电性特征(王绪本等，2009；张乐天等，2012).浅部的低阻层为巨厚的陆相中新生界碎屑岩构成；深部的高阻层则为盆地基底，由中下地壳结晶基底和花岗岩层组成.

印度板块从94°E开始俯冲，缝合于实皆断裂带，俯冲深度约为150 km(胡家富等，2008)，在靠近喜马拉雅东构造结附近，俯冲角度约为60°(Li et al., 2008a).缅甸弧俯冲带一方面受到印度板块东向的俯冲，呈逆冲特性；另一方面受南北向走滑断裂的影响，具有走滑的性质(Maurin et al., 2010).印度板块的地幔岩石圈的温度为600~800 ℃，欧亚板块的地幔岩石圈的温度为1100~1300 ℃(Kosarev et al., 1999)，当两者碰撞时，冷的下沉，热的上浮，可能因下沉过快导致俯冲板片发生断裂；此外，由于缅甸弧俯冲带兼具逆冲和走滑的特性，俯冲角度和俯冲方向存在系统差异(Li et al., 2008a；Wei et al., 2013；Zhang et al., 2013)，可能导致俯冲板片撕裂(Chen et al., 2015)，甚至整个俯冲板片发生断裂，导致在实皆断裂附近形成了地幔上涌体，其宽度为150~200 km(胡家富等，2008).地震学研究证实(Liu et al., 2000；胡家富等，2008；Li et al., 2008a；Wei et al., 2013)，98°E—100°E下方100 km处存在低速地幔上涌体.幔源物质的侧向流动改变了岩石圈的热结构，导致缅甸地块和滇西地块的中下地壳出现部分重融，聚集形成岩浆囊，岩浆活动可能通过下地壳的传输通道与上地幔的岩浆源区相连，与印缅块体向东俯冲引起的地幔热扰动有关.故滇西地块的低阻体主要与印度板块向东俯冲所导致的地幔上涌有关，推测C1为岩浆囊.

青藏高原东南缘地区的XKS快波方向表现出绕喜马拉雅东构造结顺时针旋转的变化特征，喜马拉雅东构造结及其周边区域的快波方向为NE—SW方向，东侧的滇西地区则转为近N—S向，至东南部的滇西南地区则转为EW—NWW方向，大致以26°N为界，北侧的快波的方向与地表速度场、主要断裂的构造走向和构造应力场等较为一致，但26°N以南区域的上地幔各向异性的快波方向与最小主压应力方向相一致，与地表GPS运动场方向几乎垂直(Flesch et al., 2005；Lev et al., 2006；Sol et al., 2007；Wang et al., 2007, 2008a；Chang et al., 2015).川滇地块西侧的高阻体(R2) 为扬子古地块的残留体，具有较强的刚性，根据GPS计算发现高阻分布区域的应变率较小(Wang et al., 2015)，不易发生形变，高阻体向南延伸至26°N (程远志等，2015)，恰为地幔各向异性的突变带.高阻体的垂向延伸至岩石圈地幔深度，使壳幔运动和形变难以解耦，故上地幔各向异性的快波方向与地表速度场一致，而26°N以南区域，高阻体的电阻率值要低于北端，力学强度相对较低，块体顺时针旋转产生的构造应力未被传输至上地幔，壳幔可能发生一定程度的解耦，导致上地幔各向异性的快波方向与GPS速度场方向出现偏差.

通过对青藏高原东缘云南贡山—四川绥江大地电磁探测结果的分析与研究，获得了关于青藏高原东构造结及其邻区的深部二维电性结构，该结构体现了实测曲线表现出的电性分区特征，结合区域地质和其他地球物理资料，得到以下几点认识：

(1) 剖面经过的测区，深部构造块体及其边界在电性特征上表现的十分显著，与区域构造有着良好的对应性.电性结构揭示出澜沧江断裂带和小金河断裂带均为岩石圈断裂带，控制着测区的深部结构特征和变形机制.

(2) 沿剖面，在滇西地块、川滇地块和大凉山地块均存在低阻层，滇西地块下的低阻层可能为高热状态的岩浆囊，主要由缅甸弧向东俯冲运动引起的，中上地壳的高热状态使块体的活动性增强；川滇地块内部的壳内低阻层的成因为：理塘断裂带和小金河断裂带之间的地表低阻层由破碎带充水所致，而金沙江断裂带和理塘断裂带之间的壳内低阻层可能是由局部熔融物质或含盐流体导致的，其为壳内物质运移的通道.从而在地下物质发生大规模走滑运动的过程中起到引导作用；川滇地块东部和大凉山地块西部的壳内低阻层与地幔物质的上涌有关；马边断裂带附近的低阻体则与破碎带变宽和破碎带内的流体有关.

(3) 澜沧江断裂带和金沙江断裂带之间的高阻体(R2)，可能是扬子古地块的残留部分；小金河断裂带和安宁河断裂带之间的高阻体(R1)，则是峨眉山玄武岩喷发形成的攀西杂岩带.

剖面西端仅仅穿过怒江断裂一个测点，对怒江断裂带的构造特征反映不是很明显，进一步研究青藏高原东构造结的特征，需要对测线向西进行延长，并进行更长时间的观测，取得更长周期的资料和对更深层结构进行解释.

感谢中国地震局地球物理研究所李永华研究员提供的地壳厚度数据和两位审稿专家对本文提出的宝贵修改意见.