冈底斯带位于东特提斯构造域中段，青藏高原的南部，在构造上夹持于北部的班公湖—怒江缝合带和南部的雅鲁藏布江缝合带之间，是东西长约2500 km，南北宽约150~300 km，面积达45万km²的巨型构造-岩浆带(潘桂棠等，2006).朱弟成等(2008a)将冈底斯带由南向北划分为南冈底斯、冈底斯弧背断隆带、中冈底斯和北冈底斯(图 1)，分别以沙莫勒—麦拉—洛巴堆—米拉山断裂(SMLMF)、噶尔—隆格尔—扎日南木错—措麦断裂带(GLZCF)和狮泉河—拉果错—永珠—纳木错—嘉黎蛇绿混杂岩带(SLYNJOMZ)为界.

图 1

Figure 1

图 1 冈底斯带构造-岩浆岩图(据朱弟成等，2008a；莫宣学等，2013修改) Figure 1 Tectono-magmatic rock map of the Gangdise belt(modified after Zhu et al., 2008a; Mo et al., 2013)

冈底斯带岩浆岩出露面积占西藏岩浆岩总面积的80%以上(莫宣学，2011)，通过研究冈底斯岩浆作用的分布特点及年代学特征，并利用地球化学数据分析岩浆作用的性质，可以建立研究区岩浆岩的时空格架，进而研究其地球动力学背景.目前关于冈底斯带地区岩浆作用的地球动力学背景还存在不同的争议(Harris et al., 1990；莫宣学等，2005；潘桂棠等，2006；朱弟成等, 2006, 2008a, b；Kapp et al., 2007；Leier et al., 2007；许荣科等，2007；曲晓明等，2009；管琪等，2010；康志强等，2010；杜德道等，2011；刘飞等，2013；胡隽等，2014；冉皞等，2015)，冈底斯带中北部地区岩浆活动与班公湖—怒江洋壳向南俯冲还是向北俯冲的模式有关？亦或是双向俯冲？新特提斯洋壳和班公湖—怒江洋壳与冈底斯陆块的俯冲和碰撞过程存在怎样的特点？许多学者基于岩石学等资料对上述问题进行了研究，主要为以下几种模式：潘桂棠等(2006)通过对不同构造单元时空结构的剖析和相关火山岩浆作用记录的分析，认为冈底斯带的构造演化很可能是受到班公湖—怒江特提斯洋向南、雅鲁藏布江洋向北俯冲的制约；许荣科等(2007)在班公湖—怒江缝合带中部的东巧蛇绿岩带北侧发现一套晚侏罗世具有岛弧性质的火山岩—尕苍见(组)火山岩，认为班公湖—怒江洋晚期也曾存在向北的俯冲作用；朱弟成等(2008b)据编制的冈底斯中生代岩浆岩分布图和中生代花岗岩类的岩浆作用的性质，进一步认为冈底斯带中生代岩浆活动受到班公湖—怒江洋向南、新特提斯洋向北的剪刀式俯冲作用；曲晓明等(2009)在班公湖—怒江缝合带内的日土和狮泉河—改则两条蛇绿岩带的北侧分别发现有两期岛弧型岩浆岩发育，且形成时间严格对应，认为班公湖—怒江洋壳应该是在中侏罗世晚期沿日土和狮泉河两条俯冲带同时向北俯冲；杜德道等(2011)根据班公湖—怒江缝合带西段狮泉河—改则—洞错蛇绿岩带北侧和拉果错蛇绿岩带南侧都存在的花岗岩岩基的岛弧型性质，认为班公湖—怒江洋壳是双向俯冲的模式，向北俯冲发生在晚侏罗世，向南的俯冲发生在早白垩世.

除利用岩浆岩的地球化学性质和年代学特征来研究地球深部动力过程外，深部地球物理探测是另一个重要手段(滕吉文等, 1980, 1983, 1999；Zhao et al., 1993；高锐和吴功建，1995；吕庆田等，1996；孔祥儒等，1999；张中杰等，2002；卢占武等, 2006, 2016；Wei et al., 2006；Guo et al., 2017；李国辉等，2018).吴功建等(1991)基于亚东—格尔木地学断面的地球物理研究成果，认为青藏高原是一个拼合的增生大陆，是俯冲加逆冲叠覆的复杂类型造山带，在晚侏罗世到早白垩世冈底斯地体和羌塘地体拼合，在晚白垩世到古新世，喜马拉雅地体与冈底斯地体拼合；滕吉文等(1999)基于地震Rayleigh波三维速度结构和深地震反射探测，揭示了雅鲁藏布江南北两侧深部构造显著差异，提出了印度板块地壳和上地幔物质向北“挺进”，分别在不同挡体阻隔作用下而终止与不同部位的双层楔板模式；Kosarev等(1999)通过地震层析成像的研究认为，向北俯冲的印度岩石圈地幔在雅鲁藏布江缝合带以北50 km处开始发生与地壳的拆离，拆离后的印度岩石圈地幔继续向北俯冲，一直到班公湖—怒江缝合带以北50~100 km处，在200~250 km深度范围内与亚洲岩石圈地幔相遇，向地幔下沉，在410 km边界处发生物质转换；Tilmann等(2003)通过地震层析成像认为，印度岩石圈地幔前缘在羌塘下100 km拆离下沉，造成大规模软流圈物质的上涌，完成壳幔物质的交换；郑洪伟等(2010)利用匹配滤波的方法处理了青藏高原布格重力异常数据，推测在羌塘地体中的低密度体可能是由于印度岩石圈地幔前缘俯冲进入软流圈深处，引起地幔热扰动，造成深部软流圈地幔的热物质向上扩散；杨文采等(2015)将小波多尺度分析和反演应用于卫星重力场，认为从上地壳到下地壳，青藏高原南部的低密度带不断向北移动，反映印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.综上，利用地球物理资料研究青藏高原冈底斯带岩石圈深部结构已经获得了大量的成果，本文将进一步利用区域重磁资料反演成果和已有的岩浆岩资料来研究地球深部动力学过程.据研究区物性资料统计，岩浆岩是引起研究区剩余重力异常和磁异常的重要地质因素，因此，本文利用地质和其他地球物理成果等条件约束下的重磁三维反演结果及岩浆岩物性特征，可以揭示冈底斯带岩浆岩三维分布.根据岩浆岩的分布情况可以推断其形成时的地球动力学背景：蛇绿岩是确定古板块边界的重要证据，Ⅰ型花岗岩的形成与洋壳的俯冲环境有关，S型花岗岩的形成与大陆的碰撞环境有关(朱弟成等，2008b)；结合地表调查的岩浆岩时空分布资料，推断解释研究区岩浆岩的时空分布性质，可以进一步研究新特提斯洋壳和班公湖—怒江洋壳与冈底斯陆块的俯冲、碰撞的特点.

由于重磁三维反演存在多解性和垂向分辨率低等问题，所以通常的解决方法是在反演过程中尽可能地加入地质-地球物理等先验信息进行约束.加入先验信息的方式多种多样，以下是其中的两种.第一种，在人机交互式反演中，可以人为设置地质模型的物性和几何参数，即，初始模型充分的施加了解释者对先验信息的理解(周子阳等，2016；Chen and Zhang, 2018)；第二种，在目标函数最优化的反演方法中，将先验信息转化为地球物理参考模型，使其参与到最优化迭代过程的计算中(Williams，2008).两种方式都具有各自的优点，第一种人机交互的方式使得结果模型更具备地质意义，第二种最优化的反演方式获得了与参考模型接近、符合观测场的最优解，因此，在实际反演计算中，综合利用上述两种加入先验信息的方式是一个不错的思路.

基于地质先验信息的重磁反演及建模技术已有大量的成果报导.祁光等(2012)、Lü等(2013)、兰学毅等(2015)在长江中下游成矿带矿集区应用基于先验地质信息约束的重磁三维反演建模技术研究地下构造、岩体、地层和断裂的空间形态，较好地实现对深部矿体的定位预测.该类技术在利用先验信息进行三维地质体建模中，通常有两种手段来构建三维模型，一是利用2.5维地质模型作为剖面约束进行三维地质建模，二是将2.5维反演结果模型按照线距进行拼接，并修改局部模型物性和几何参数来拟合重磁平面异常.上述两种手段在实际结果中都存在一定的不足，第一种结果模型的重磁响应和实测场可能会存在很大的偏差，第二种结果模型在各条剖面拼接处是突变的.

为了改善上述方法中结果的不足，又能充分利用先验信息，本文首先进行地质-地球物理约束下的重磁2.5维交互式反演，然后将获得的结果作为参考模型加入到目标函数最优化的反演方法中进行三维反演计算，这一过程先后利用上述两种加入先验信息的办法，所以获得的三维密度和磁化率结构更加可靠，也更易结合地质信息做进一步解译，且模型在剖面连接处不会突变.本文最后根据冈底斯带岩浆岩的密度和磁化率物性特点，综合分析三维密度和磁化率结果模型，对岩浆岩做进一步区分，并结合前人关于岩浆岩的地球化学成果及结论，综合判断冈底斯带岩浆岩分布特征并分析其地球动力学背景.

本文研究区为青藏高原冈底斯带及其周边构造单元，重磁数据区域范围为84°E—96.5°E，28°N—33.5°N，约1200 km×620 km，数据来源于中国地质调查局发展研究中心(全国地质资料馆)和国土资源航空物探遥感中心，数据质量可靠.利用重磁异常研究区域岩浆岩分布特征，需要对异常进行分离提取，去除莫霍面、居里面起伏等深部构造引起的区域重磁异常，获取主要由于岩浆岩密度、磁化率差异而引起的剩余重磁异常信息.由于研究区面积大，位于中低纬度区域，研究区磁异常受到不同强度和方向的斜磁化影响，本文对磁异常ΔT进行了全倾角化磁极处理，根据本文的研究目标，为了获得反映地下约35 km深度到地表的密度不均匀体和磁性异常体产生的重磁异常场，首先利用方域滑动平均法计算了区域重磁场，然后从总异常场中减去区域场得到剩余布格重力异常和剩余化磁极异常.方域滑动平均法的计算公式为

(1)

式中：f_i为布格重力异常或化极磁异常；n为窗口内的计算点数.

剩余场计算公式为

(2)

窗口内计算点数n的取值参考布格重力异常垂向二阶导数和化磁极异常垂向一阶导数计算结果，根据导数计算结果显示的浅部异常体特征，最终选取160 km(网格间距为8 km，n=21)的窗口大小计算剩余布格重力异常和剩余化磁极异常(图 2和图 3)，作为本文三维反演的输入数据.

图 2

Figure 2

图 2 研究区剩余布格重力异常等值线图 Figure 2 Contours of residual Bouguer gravity anomalies in the study area

图 3

Figure 3

图 3 研究区剩余化磁极航磁异常等值线图 Figure 3 Contours of residual reduced to the pole aeromagnetic anomalies in the study area

岩、矿石的物理性质差异是地球物理勘探的前提，充分了解研究区内各类岩、矿石及地层的物性参数是反演、解释和推断地球物理异常场的前提条件.本文利用青藏高原中西部航磁调查成果(熊盛青，2001)、青藏高原区域重力调查成果(张明华，2015)和冈底斯成矿带成矿规律研究成果(李伟林，2014)的物性统计资料，结合地震波速转换而得深部地质体密度值(吴功建等，1991)，对该区内岩浆岩、沉积地层、结晶基底和中下地壳物质的物性参考值进行统计.根据地质体空间展布特征，将物性参数相近或物性差异较小的地质体划分为一个物性参数单元(如密度单元、磁化率单元)；然后依据不同物性参数单元对应地质特定类型地质体，确定反演地质单元.综合区内密度、磁性平面与深部分布特征与变化规律，将研究地区划分为以下8个具有明显磁化率或密度差异的地质单元：中、酸性侵入岩(低密度、磁性变化范围大)，基性、超基性侵入岩(高密度、高磁性)，沉积地层(较低密度、无磁性)，沉积凹陷(低密度、无磁性)，火山岩地层(较低密度、较高磁性)，结晶基底(高密度、无磁性(去除了区域磁场，不考虑结晶基底的磁化率))，低密度层(低密度、无磁性)和中地壳(背景密度、无磁性)，统计结果如表 1所示.

表 1 Table 1

表 1 研究区地质单元物性参考表 Table 1 Physical property parameters of geological units in the study area 地质单元 密度范围 /(g·cm-3) 磁化率范围 /(×10-5SI) 密度 特征 磁化率 特征 沉积地层 2.62 0 较低 无 结晶基底 2.79 0 高 无 低密度层 2.60 0 低 无 中地壳 2.67 0 背景 无 中、酸性侵入岩 2.55~2.65 100~1600 低 弱~较高 基性、超基性侵入岩 2.70~2.81 500~6700 高 高 沉积凹陷 2.55 0 低 无 火山岩地层 2.62 200~1200 较低 较高

表 1 研究区地质单元物性参考表 Table 1 Physical property parameters of geological units in the study area

重磁三维反演存在着多解性问题，为了获得可靠的解模型，需要利用大量地质和其他地球物理等资料作为先验信息进行约束，结合合理的反演流程可以取得较好的效果.在2.5维人机交互式反演中，可以根据先验信息人为设置地质模型的物性和几何参数；在目标函数最优化的反演方法中，将先验信息转化为地球物理参考模型参与最优化计算；在反演中如何充分合理地利用以上手段是本文反演流程的关键.本文首先对剩余重磁异常的剖面数据进行重磁2.5维交互式反演，反演过程中根据地质-地球物理先验信息手动设置模型参数进行拟合，然后采用重磁三维反演方法(Li and Oldenburg, 2003)对剩余重磁异常平面数据进行反演计算，反演参考模型由2.5维结果模型按照剖面位置和距离进行拼合而成，因此反演结果将不仅具备先验信息的地质属性，也拟合了研究区的平面重磁异常，具体反演流程如图 4所示，主要分为以下四个步骤：

图 4

Figure 4

图 4 基于先验信息的重磁反演流程图 Figure 4 Flow chart of gravity and magnetic inversion based on prior information

(1) 资料分析与物性统计：分析已收集的地质与地球物理资料，统计物性特征，划分反演地质单元，为2.5维交互式反演提供信息基础.

(2) 重磁2.5维交互式反演：利用已有地震结果将地下2.5维模型分为四层作为初始模型，从上至下分别为沉积层、结晶基底、低密度层和中下地壳，各层密度值参考地震波转换确定；局部重磁异常的拟合是以物性统计为基础，并参考地质先验信息和重磁数据处理成果，使反演模型既有地质意义且拟合过程又更加易于实现.

(3) 重磁三维反演计算：将一系列2.5维结果模型按照剖面空间位置整合为三维模型，将这个模型作为三维约束反演的参考模型，建立反演目标函数，迭代求解目标函数最小值，获得可靠的解模型.

(4) 推断目标地质体与可视化：根据目标地质体的物性特征，将地球物理模型转化为地质模型；将所建模型导入到三维可视化平台(如：Encom PA)，深入分析地质体空间结构，提取空间地质信息.

先验信息的合理使用是反演结果可靠信的重要条件，重磁2.5维交互式反演过程能够人为地充分利用先验信息.在剖面拟合的过程中，初始模型的建立主要参考了吴功建等(1991)“亚东—格尔木地学断面”研究成果：青藏高原岩石层具有明显的层状结构，横向变化亦十分明显，地壳上部主要为中生界至古生界的沉积盖层，新生界地层仅在局部保存较厚，地壳上层的底部普遍存在一低速层，即本文的低密度层，顶部深度为15~25 km.

本次剖面反演利用了剩余布格重力异常和剩余化极磁异常网格数据，对网格数据进行点距为5 km，线距为48 km的剖面数据提取，研究区大地构造和重磁异常均为近正东西走向，故二维剖面方向取南北向，如图 1虚线所示，共建立了24条人机交互反演剖面，从西往东线号依次为845、850、…、960.

使用Modelvision软件对研究区24条剖面进行反演拟合计算，模型的倾角设为0°，走向90°，模型走向方向的长度为200 km，背景密度设为2.67 g·cm^-3，背景磁化率为0 SI，反演深度为地下35 km，为了消除模型的边界影响，将模型体往南北两端分别延长100 km，获得了该区2.5维的反演结果，图 5展示了845剖面2.5维反演的立体结果展示，图 6展示了865和955剖面的拟合结果，黑线分别代表了重、磁剩余场曲线，蓝线代表重力场拟合曲线，红线代表磁场拟合曲线.

图 5

Figure 5

图 5 845剖面2.5维反演结果立体展示 Figure 5 Stereo display of 2.5-dimensional inversion results of 845 profile

图 6

Figure 6

图 6 865、955剖面重磁2.5维反演结果 Figure 6 2.5-dimensional inversion results of 865 and 955 profiles

为了构建研究区三维地球物理模型，并能够充分利用上述2.5维交互式反演结果，接下来进行基于先验信息约束下的重磁三维反演计算.重磁三维反演是通过最小化目标函数来获得最优解模型，为了获得最优的结果模型，目标函数不仅需要包含模型目标函数和数据拟合差函数，而且需要在最优化计算过程中，可以充分考虑到先验信息的约束.据重磁三维反演方法理论(Li and Oldenburg, 1996，1998，2003)，将地下模型剖分为一系列三维棱柱体，构建目标函数为

(3)

式中右端第一项为数据拟合项，第二项为模型拟合项，第三项为对数界限函数项.W_d=diag(1/σ_i)控制各观测点在反演时所占的权重，σ_i为第i个数据的标准差；m₀是参考物性模型，使用W_m控制参考模型的各类权重，a_j是模型第j个块体的物性下限，b_j为第j个块体的物性上限，μ和λ控制着三项函数各自的权重.反演过程即是在迭代求解目标函数为最小时的解模型m.

为了说明本次反演参考模型的设定情况，给出了(3)式中的第二项展开式，即：

(4)

式中，w_r为距离加权函数，用来改善重磁反演解模型的上漂现象；w_s用来给参考模型的各个棱柱体单元分配不同的权重，w_x、w_y和w_z分别用来控制在x、y和z方向每相邻的两个棱柱体的物性变化程度；α_s、α_x、α_y和α_z用来控制模型整体在三个方向的光滑度.

反演中网格剖分、参考模型、参考模型权重和物性上下限等参数的选取都很重要(Williams，2008)，本文根据Williams(2008)对重磁三维反演各个参数选取方法的探讨，结合本文数据和反演目标的特点，经过多次试验，最终选择了本文的各反演参数.将地下网格依次按照x、y和z方向进行剖分，单个元胞尺寸为10000 m×10540 m×500 m，元胞总数为124×63×70个.将以上24条2.5维结果模型按照剖面空间位置和间隔整合为三维模型，将这个模型作为三维约束反演的参考模型(图 7a、b，三维模型图像垂向放大6倍，后同).由于2.5维交互式反演在剖面处的可靠性更大，本次重磁参考模型权重w_s在剖面位置处和按距离远离剖面位置处模型权重按照5:3:2:1的权重因子进行设置(图 7c)，由于参考模型是由2.5维模型按照剖面位置和距离进行拼合而成，在拼合处物性突变，为了产生光滑的解模型，将物性突变方向(x方向)位置处的光滑权重系数设为100，其他设为1(图 7d).

图 7

Figure 7

图 7 参考模型及权重设置 (a)密度参考模型；(b)磁化率参考模型；(c)模型权重；(d) αx系数. Figure 7 Reference models and weight assumed (a) Reference model of density; (b) Reference model of susceptibility; (c) Weight of model; (d) Coefficient αx.

最后，还需要确定(3)式中的正则化因子μ，其对反演结果起着关键作用.μ的选取与观测数据的误差水平有关，当误差水平较低时应该选择较小的μ值，反之则应选用较大的μ值，本次使用广义交叉验证(GCV)方法(Li and Oldenburg, 2003)来估计观测数据误差并确定μ值.最终的反演物性结果如图 8和图 9所示，图 8a为地下三维密度结构的正演重力异常，图 8b为密度结构分布的切片图，图 9a为地下三维磁化率结构的正演磁异常，图 9b为磁化率结构中磁化率大于0.004 SI(高磁化地质体)的分布图.从剩余重力异常的反演结果可以看出：研究区密度结构具有横向的非均匀和纵向的分层特性，密度横向变化主要表现为沉积层凹陷、结晶基底的起伏和岩浆岩的侵入等作用，纵向变化由浅到深主要表现为沉积层低密度-结晶基底高密度-低密度层-中下地壳背景密度的分层特征；从磁异常的反演结果可以看出：磁性体在南冈底斯广泛连续分布，是新特提斯洋俯冲和印度—亚洲大陆碰撞与后碰撞过程的区域构造-岩浆活动的结果特征，研究区北部高磁化率物质零散分布，位于稳定的羌塘地体，岩浆活动较弱.

图 8

Figure 8

图 8 密度结构图 Figure 8 3D view of density structure

图 9

Figure 9

图 9 磁化率结构图 Figure 9 3D view of susceptibility structure

三维密度和磁化率结构包含了丰富的地球物理信息，根据物性与岩性的逻辑关系，可以将物性模型与岩性模型联系起来(付光明等，2017).通过分析冈底斯带岩浆岩的物性特点，可以对冈底斯带岩浆岩做进一步区分.结合前人分析的岩浆岩的地球化学资料及结论，能够综合分析冈底斯带岩浆岩分布特征及其地球动力学背景.

根据花岗岩类的岩石类型和地球化学特征可以获得一些构造环境方面的重要信息(朱弟成等，2008b).熊盛青(2001)在青藏高原中西部航磁调查成果中解释了青藏高原内部(主要位于冈底斯带)广泛分布的中酸性侵入岩的航磁异常差别甚大的原因：由于以壳源沉积物为源岩，经部分熔融、结晶而产生的与大陆碰撞环境有关的S型花岗岩磁性较弱，而与俯冲环境有关，具有壳源岩浆与幔源岩浆混合作用的Ⅰ型花岗岩磁性较强.因此根据花岗岩的磁性这种特点，本文将根据反演的密度和磁化率结果将冈底斯带花岗岩类进一步进行判别.

引起研究区磁异常的主要地质因素来自于岩浆岩，综合上述研究区岩浆岩的密度和磁性特性，将研究区岩浆岩与物性连接：基性、超基性岩为高密度、高磁化特征(密度大于2.72 g·cm^-3，磁化率大于0.005 SI)，强磁性花岗岩为低密度、高磁化特征(密度小于2.65 g·cm^-3，磁化率大于0.005 SI)，弱磁性花岗岩为低密度、低磁化特征(密度小于2.6 g·cm^-3，磁化率小于0.005 SI).按照上述岩浆岩物性，对研究区密度、磁化率结构进行判别计算，推断了研究区基性侵入岩(以下将基性、超基性侵入岩统称为基性岩)、Ⅰ型花岗岩和S型花岗岩的三维分布结果见图 10b.朱弟成等(2008b)总结分析了冈底斯带中生代岩浆岩的时空分布规律，认为冈底斯弧背断隆带和中冈底斯在空间上同时存在碰撞型过铝质S型花岗岩和俯冲型Ⅰ型花岗岩，布久、宁中和松木果等岩体的地球化学性质均表现为S型花岗岩的特征，金达、聂荣和文部等岩体为Ⅰ型花岗岩，南冈底斯和北冈底斯主要以岛弧型花岗岩类为主，具有强磁的特性，其根据岩石的地球化学特征划分的花岗岩类与本文推断的结果基本一致.

图 10

Figure 10

图 10 冈底斯带岩体三维分布图 (a)地表岩浆岩时空分布图(莫宣学，2013)；(b)基性岩与花岗岩三维分布图. Figure 10 3D distribution of pluton in the Gangdise belt (a) Outcrops of spatial and temporal distribution of magmatic rocks; (b) 3D distribution of basic rock and granite.

从判别结果可以进一步看出，研究区岩浆岩主要分布在冈底斯带，班公湖—怒江缝合带以北零散分布，与地表地质调查的岩浆岩分布(图 10a)大致相符.基性侵入岩主要分布在雅鲁藏布江缝合带和班公湖—怒江缝合带附近，与蛇绿混杂岩带的分布相关，由于本文反演的尺度较大，不能精细刻画蛇绿岩带的分布，因此将高磁高密度的地质体解释为基性岩体.从南北地体分带上看：在雅鲁藏布江缝合带与喜马拉雅之间，定日—浪卡子—隆子一带，剩余重力异常上明显存在一个东西向串珠状的低异常带，磁异常显示为平静区，反演结果显示下方存在大面积隐伏的低密度、低磁的S型花岗岩，推测可能是印度板块下插到喜马拉雅山下方并在深部折返导致地壳局部熔融上涌所致地壳重熔型花岗岩；南冈底斯广泛分布Ⅰ型花岗岩和基性岩，零散穿插分布S型花岗岩；冈底斯弧背断隆带同时分布有Ⅰ型花岗岩和S型花岗岩；中冈底斯分布大量的基性岩和S型花岗岩，Ⅰ型花岗岩零散分布；北冈底斯及那曲弧前盆地岩体分布较少，班公湖—怒江缝合带主要为基性岩和Ⅰ型花岗岩，狮泉河—拉果错—永珠—纳木错—嘉黎蛇绿岩混杂带上各种岩类均广泛分布，羌塘地体侵入岩体分布较少，西部以基性为主，东部以Ⅰ型和S型花岗岩为主.另一方面，由于早期Ⅰ型花岗岩可能会受到后期构造作用而被改造，随着物质成分的交代置换而导致铁磁性矿物的大量流失而失去原有的磁性，本文结果显示的冈底斯带某些新生代S型花岗岩在中生代可能具有Ⅰ型花岗岩的地球化学特征.

地球物理反演结果可以提供丰富的深部地质构造信息，但是不能给出时间信息，为了进一步研究冈底斯带岩浆活动的地球动力学过程，需要引入更多岩石学资料的约束.根据研究区出露岩浆岩的时空分布特性(图 1)，研究区碰撞型花岗岩的形成时间从中生代到新生代都有广泛出露，本文进一步结合图 10b判别结果的S型花岗岩与其对应地表出露的岩浆岩性质进行判别，将深部花岗岩形成时期与地表结果看成一致，分析得到研究区岩浆岩的时空分布见图 11.

图 11

Figure 11

图 11 冈底斯带岩体水平位置分布图 Figure 11 Horizontal distribution of pluton in the Gangdise belt

如引言所述，许多学者对冈底斯带地区中生代岩浆活动的地球动力学背景做了深入研究，主要认为：中、北冈底斯带地区岩浆活动与班公湖—怒江洋壳向南俯冲有关，南冈底斯和冈底斯弧背断隆带岩浆活动与新特提斯洋向北俯冲有关.朱弟成等(2008b)在分析了冈底斯带中生代岩浆岩的时空分布规律后对这种南北两侧板片相向俯冲的地球动力学过程做了进一步的修正，认为至少在早侏罗世时，冈底斯带受到两侧板片双向俯冲的影响，中东部地区因南北两侧俯冲板片距离较近，很可能引起冈底斯内部陆块(冈底斯弧背断隆带)和岛弧(中冈底斯)发生陆-弧碰撞，同时形成早侏罗世碰撞型和俯冲型花岗岩.随后，很可能因冈底斯东部地区受到自东向西的双向剪刀式俯冲作用的影响，碰撞作用在东部继续发生的同时向西扩展到松木果一带，随着双向剪刀式俯冲作用的持续进行，碰撞作用向西逐步扩展，到晚白垩世冈底斯带中北部地区的俯冲活动已基本停止，冈底斯带此时仅受到雅鲁藏布洋壳向北单向俯冲的影响，这种单向的新特提斯洋壳俯冲作用一直持续到晚白垩世最晚期.

根据本文的岩浆岩分布推断结果(图 11)，与中生代碰撞作用有关的S型花岗岩主要分布在冈底斯东带和冈底斯弧背断隆带以北，且据朱弟成等(2008b)结果，越往西中生代S型花岗岩年龄小，说明两侧板片与陆块的碰撞作用首先发生在冈底斯东带，随后班公湖—怒江洋壳与冈底斯陆块的碰撞逐步往西扩展；在北冈底斯的西部几乎没有发现隐伏侵入岩的存在，地表的岩浆岩调查也显示了只在班公湖—怒江缝合带和狮泉河—拉过错—永珠—纳木错—嘉黎蛇绿混杂岩带附近发现蛇绿(混杂)岩，而在其南侧和北侧，反演结果发现大量的隐伏基性岩和与俯冲作用有关零散分布的Ⅰ型花岗岩，这种结果倾向于表明班公湖—怒江洋壳在该范围内(84°E—88°E)于不同时间存在向南和向北的双向俯冲过程；与俯冲作用有关的中生代Ⅰ型花岗岩在南冈底斯和冈底斯弧背断隆带广泛分布，说明在中生代新特提斯洋壳主要是俯冲作用；到新生代出现大量的S型花岗岩，表明新生代以来新特提斯洋壳的俯冲作用消失，进入了碰撞期.

上述推断为朱弟成等(2008b)的关于冈底斯中生代岩浆岩活动是班公湖—怒江洋壳和新特提斯洋壳的双向剪刀式俯冲的结果提供了新的重磁证据，且可以进一步认为班公湖—怒江洋壳在北冈底斯的西部，约84°E—88°E的范围内存在向北和向南双向俯冲的可能，北向羌塘地体下俯冲，南向冈底斯地体下俯冲.根据该区的岛弧型岩浆岩位置和年龄，杜德道等(2011)认为班公湖—怒江洋向北俯冲发生在晚侏罗世，向南俯冲发生在早白垩世，两者相差8 Ma.

本文利用合理的反演流程对冈底斯带重磁数据进行三维约束反演计算，获得了研究区下密度和磁化率结构模型，综合反演结果、物性统计和岩浆岩资料，推断了研究区岩浆岩三维时空分布，并对其地球动力学背景做了相关讨论.

(1) 将地质-地球物理约束下的重磁2.5维交互式反演结果作为参考模型加入到目标函数最优化的三维反演中进行计算，能够获得合理的三维密度和磁化率结构，结合地质体的密度和磁化率特征，可以推断出与先验信息较为统一的地质模型.

(2) 从重磁三维反演结果来看：研究区密度结构具有横向的非均匀和纵向的分层特性，局部剩余密度主要来自于沉积层凹陷、结晶基底的起伏和岩浆岩的侵入等作用引起；强磁性体在南冈底斯区域广泛连续分布，研究区北部羌塘地体零散分布，具有南北分带的特点.

(3) 利用岩浆岩密度、磁化率特性，结合该区不同时代的岩浆岩出露情况，分析反演结果模型，获得了研究区岩浆岩三维时空分布信息：与中生代碰撞作用有关的S型花岗岩主要分布在冈底斯东带和冈底斯弧背断隆带以北；在北冈底斯的西部几乎没有隐伏侵入岩的存在，而在其南侧和北侧，反演结果发现大量的隐伏基性岩和与俯冲作用有关零散分布的Ⅰ型花岗岩；与俯冲作用有关的中生代Ⅰ型花岗岩在南冈底斯和冈底斯弧背断隆带广泛分布，且发现有大量的新生代S型花岗岩.

(4) 冈底斯中生代岩浆岩活动是班公湖—怒江洋壳和新特提斯洋壳的双向剪刀式俯冲的结果，本文解释的岩浆岩分布为该观点提供了重要的佐证；且进一步认为班公湖—怒江洋壳在北冈底斯的西部，约84°E—88°E的范围内存在双向俯冲的可能.