青藏高原过班公班公怒江构造带的电性结构特征大地电磁探测结果

青藏高原过班公班公怒江构造带的电性结构特征大地电磁探测结果

1班公—引言班公-江梁河构造带位于西藏中部，是拉萨地块和羌塘地块的共同边界。该构造带从西部到东河公湖的日土，向东经过森佐内玛和纳曲，东至江梁河。西起伏公-江梁河构造带，从东到东，几乎平行于32nm。西藏东部的构造带形成于班公-江梁河。东部的连接时间是从早侏罗世到晚侏罗世，西部的连接时间是中白垩世。作为青藏高原三个主要构造带之一，班公-江梁河带在高原形成发育机制研究中发挥着重要作用。根据以往的研究，班公-江梁河-构造带是青藏高原的一条大型地质边界。构造带两侧在地壳结构、岩石圈厚度、电性结构、异常热流、地磁场分布等方面存在差异。近年来，国内外地质学者对班公-江梁河的构造带进行了大量研究，但对其深部结构、结构和性质的理解差异。例如，以下莫霍面是否有10.20km的扰动。印度大陆的弯曲是否超过了江明地带的划分？存在统一的意见。一些科学家认为，现有的数据并不足以证明班公-江梁河-江梁河-明湖构造带是一个严格的缝合带，但只是一个古老的拱后拉张区。对班公—怒江构造带的深部结构与构造特征研究,有助于探讨冈瓦纳大陆北界的位置.青藏高原是由冈瓦纳大陆北缘和亚洲大陆南缘裂离出来的一系列自北向南逐渐变新的地体拼合而成,因而正确认识冈瓦纳大陆的北界,对研究青藏高原构造格局及其形成演化过程有重要意义.迄今为止,人们对冈瓦纳大陆的北界到底是可可西里—金沙江带、雅鲁藏布江带,还是班公—怒江带仍存在激烈的争论.虽然近年来有许多学者通过研究倾向于认为冈瓦纳大陆北界位于班公怒江带及其以南地区,但仍然缺乏足以令人信服的证据来证明这一认识.因此,有必要深入研究班公—怒江构造带的深部结构与构造.而利用现代大地电磁测深研究其电性结构,则可以提供该构造带较准确的壳幔结构、构造特征信息.20世纪80年代以来,大地电磁测深研究结果表明,班公—怒江构造带内下地壳表现为低阻异常,其两侧壳内高导体有明显错动,在班公—怒江构造带以南,普遍存在壳内双高导层,但构造带以北是否存在壳内双高导层有不同的认识.大地电磁探测结果还表明,班公—怒江构造带是贯穿岩石圈的一组超壳深断裂带,在构造带附近存在着向上地幔延伸的低阻通道,可能是壳幔热交换留下的痕迹;构造带南侧冈底斯块体与北侧羌塘块体的高导层顶面埋深存在约15km的明显阶梯.但是,所有这些认识,都是根据某一条南北向横穿班公—怒江构造带的大地电磁深探测剖面研究得出的结果,这仅仅反映出剖面所在位置班公—怒江构造带的壳-幔电性结构特征,而沿东西方向构造带的横向结构有什么样的变化规律,至今仍没有进行深入的研究.但这对于全面了解班公—怒江构造带的大陆动力学意义却十分重要.本文将根据横跨班公—怒江构造带的三条大地电磁剖面的探测结果,进行对比分析,讨论该构造带壳-幔电性结构及构造的三维特征.2地磁学数据的采集2.1坡面及剖面位置在国土资源部及国家自然科学基金委员会的资助下,中国地质大学(北京)开展了“国际喜马拉雅西藏高原深剖面探测的大地电磁研究”计划(INDEPTH-MT),在青藏高原进行了大量的大地电磁探测研究.其中,沿南北向横跨班公—怒江构造带的MT深探测剖面有三条(见图1),由西向东依次是:札达—日土剖面(0号线):剖面长度约400km,共布置了50个测站,其中宽频大地电磁测深点38个,长周期大地电磁测深点12个,平均点距约8～10km.德庆—龙尾错剖面(500线):剖面长度约380km,沿剖面布置58个测站,其中宽频大地电磁测深点32个,长周期大地电磁测深点26个,平均点距约6～7km.下察隅—昌都(1000线):剖面长280km,沿剖面布置24个宽频大地电磁测站,平均点距10km.2.2u-5和统一方法u-5,sm野外数据采集使用了美国EMI公司生产的MT-24NS、加拿大凤凰公司生产的MTU-5和LIMS三种型号的大地电磁系统.宽频大地电磁数据采集使用MT-24NS系统,系统信号的频率范围为n×102～1/2000Hz.长周期大地电磁数据采集分别使用两种仪器,即MTU-5和LIMS.其中,使用MTU-5系统的采集时间超过60h即可以获得周期长达6000s的长周期数据;而使用LIMS长周期大地电磁系统观测一周时间,则可以采集到周期长达20000s的信号.无论是宽频数据采集还是长周期数据采集均采用远参考道技术以保证数据处理质量.为了精确定位,对全部测点均使用GPS在实地测定其地理坐标,通常,点位误差均小于100m.2.3测深曲线频率响应曲线的连续性为了保证获得准确、可靠的地下电性结构信息,野外观测数据质量至关重要.对于野外观测数据,通常用数据误差并结合测深曲线(频率响应曲线)的连续性来评价MT数据质量.在本文所使用的大地电磁数据中,80%以上的测点视电阻率方差大于5%、阻抗相位误差大于5°的频点数不超过总频点数的25%;85%以上测深曲线的视电阻率和阻抗相位随频率变化的规律性明确,曲线形态清晰,连续性好,见图2.这表明我们的MT野外观测质量良好,数据采集是成功的.3对电性主轴方向的辅助测量大地电磁测深野外观测的是电磁场五个分量的时间序列,必需通过一系列复杂的数据处理才能得到用于反演的大地电磁响应参数.现代大地电磁探测技术的发展,已经形成了一些先进的MT数据处理技术和反演方法,如:大地电磁场分量时间序列的Robust处理、Rhoplus分析、复阻抗张量分解等MT数据处理技术和MT二维快速松弛反演(RRI)、MT二维Occam反演、MT二维共轭梯度反演等方法.在对这三条剖面的大地电磁测深资料进行处理和反演时,系统运用了这些先进的MT数据处理及反演方法,以保证获得到高质量的MT响应及较可靠的解释结果.根据大地电磁测深方法理论,当地下介质导电性满足二维条件时,大地电磁场只有沿着电性主轴方向才能够分解成互不相关的两组“线性偏振波”.对于二维地质构造,沿构造走向方向,地下介质的导电性可以近似认为是稳定不变的,因此,构造的“走向”和“倾向”可以看成相互正交的两个电性主轴方向.在确定区域构造走向后,把坐标系旋转到电性主轴方位;若定义构造走向为X轴,倾向为Y轴,通过MT数据处理,则可以计算出电性主轴方向上两个极化模式的视电阻率和阻抗相位的频率响应,其中,XY模式即为E极化(TE)模式,YX为H极化(TM)模式.在对这三条剖面的大地电磁数据进行处理时,用阻抗张量分解算法对MT数据进行电性主轴分析,从而判断每条剖面所控制区域的地下介质维数和区域构造走向.图1所示的三个圆形玫瑰图即为三条剖面的电性主轴分析结果,其中蓝色轴所示方位即为该区域的构造走向方位.从分析结果可以看出,0号线、500线所在区域的电性主轴方向约为南东东100°方向,而1000线附近的电性主轴方向大约为南东135°方向,结合区域地质及构造特征,说明班公—怒江构造带的西部及中部的构造走向为近100°方向,而东部1000线剖面附近则改变为近135°方向.目前大地电磁测深资料的二维反演有多种成熟的方法,但反演参数选择却对反演结果有较大影响.为了保证反演结果的可靠性及一致性,对这三条剖面的MT数据进行反演时,都采用非线性共轭梯度反演算法.反演时采用同样的初始模型,设置相同反演参数,以及相同的质量控制标准;最后即得到这三条大地电磁探测剖面的电阻率反演模型,如图3所示.图中横坐标为测点位置,纵坐标表示反演深度,单位为km;红色代表高导体,蓝色代表高阻体.一般来说,反演结果的可靠性,可以用反演模型的理论计算响应与实测数据的拟合情况来衡量.图4所示是这三条剖面MT二维反演拟合结果.比较这三条剖面的实测数据和由反演模型进行理论计算的结果可以看出,两者十分接近,这表明所获得的模型应该比较接近探测剖面地壳和上地幔介质真实的电性结构.4高原西部—班公—怒江构造带及其两侧的电性结构特征青藏高原已完成的大地电磁探测结果均表明,高原数十公里深度以下的中、下地壳是良导电性的,高原地壳中普遍存在电阻率小于10Ωm的高导层.从宏观上看,本文所讨论的0、500和1000线的壳-幔电性结构也具有同样的特征,其中、下地壳都有高导层存在,但高导层形态、规模、埋深,以及地下介质的导电性却又有明显差异.由三条剖面控制的区域,沿深度方向地下介质可大致划分为三个电性层:第一个电性层是由沿剖面方向不连续的一系列高阻块体构成的高阻层,其底面深度大约在15～30km左右,电阻率值大约在n×102～n×103Ωm,最高到10000Ωm.相比之下,位于高原西部的0号线位置高阻层的厚度最大、电阻率最高、顶面深度变化也最大;在剖面的南段,高阻体的规模、厚度及底面埋深都比北段的高阻体大.位于高原中部的500线上,高阻层的规模较0号线的小,连续性较差,底面形态复杂,深度变化较大;位于高原东部的1000线,上地壳高阻体的电阻率最低,但其厚度较稳定,底面埋深大约在15～25km.第二个电性层为高导层,电阻率小于10Ωm,其厚度从西部的0号线至东部的1000线逐渐变薄,高导体的连续性逐渐变差,顶面深度逐渐变浅.其中,0号线的高导层整体略向北倾,表现为南北埋深浅、中部埋深大的下凹形状,北部的高导层底面埋深大于南部.在南羌塘地体内,壳内高导体呈双层结构;第一层顶面深度约20km,第二层约65km;而北羌塘则为单层结构,壳内高导层顶面深度约50km.500线的高导层分布在地下20km至70km范围内,连续性较差,明显被分隔为三个块体.该高导层在34～36号测点附近向上延伸到浅表,向下则具有向上地幔延伸的趋势,其电阻率随深度增大而降低;在班公—怒江构造带南侧,即伦布拉附近的40号测点,高导体向下延伸最大.位于1000线中段的壳内高导体,顶面产状向北缓倾,但在班公—怒江构造带,高导体向上延伸到地壳表层.第三层为中-高阻电性层,电阻率值为n×10～n×102Ωm,其上界面与高导层的底界相承,因而顶面形态复杂、多变.对比分析这三条剖面的电性结构,明显看出,沿三条剖面分布的高导层都是在班公—怒江构造带及其南侧附近规模最大,而且有向上地幔延伸的趋势.但是,三条剖面的电性结构又存在差异:从高导体的规模上看,在西部的0号线上,壳内高导体最发育,规模最大,顶面最深,高导体之间的连通性较好;在500线上,壳内高导体的规模较0号线略小,但比1000线大,且明显分块,连通性较差;东部1000线处,壳内高导体集中在剖面中部,其顶、底界面的埋深及规模都最小,但高导体仍具有向上地幔延伸的趋势.5壳内高导层的形态从三条剖面的电性结构明显看出,在班公—怒江构造带及其两侧,地壳20～30km的深度范围内广泛分布了多个不连续的高阻体(图3中R-1、R-2、R-3、R-5、R-8、R-9、R-10、R-11所示).根据区域地质资料,在班公—怒江构造带南侧的拉萨—冈底斯地体和北侧的羌塘地体内岩浆活动十分活跃,广泛出露中酸性岩浆岩.由于岩浆岩的导电性差,属高阻体.因此,可以利用研究区内地壳上部的高阻异常,分析岩浆岩的空间分布特征.宏观上看,在班公—怒江构造带以南,高原内发育的岩浆岩体的厚度由东向西增厚;东部大约15～20km厚,西部约20～30km厚;最厚的部位在0号线班公—怒江构造带南侧,达50km厚.但班公—怒江构造带以北,岩浆岩体厚度的变化趋势却相反:西部薄,厚度约10km;中、东部厚,约25～50km厚.这似乎表明以班公—怒江构造带为界,南、北两区岩浆的活动规律和侵入方向有较大差别.如第4节所述,青藏高原中、下地壳普遍存在高导层,而关于高导层的成因已经有过许多讨论,各种证据从不同的角度证实了西藏存在的壳内高导层与“温度”有关.多数学者认为,在藏南印度板块与欧亚板块碰撞、俯冲过程中,大规模、剧烈的构造运动所产生的构造热足以引起高温,这导致了中、下地壳的岩层发生局部熔融现象,并析出水化的流态物质.因此可以推断,藏南的壳内高导层可能是中、下地壳局部熔融体与热流体共同作用的结果.由此可见,在班公—怒江构造带以南的区域,壳内高导层的存在可能反映了印度大陆碰撞、俯冲过程的效应与痕迹,而高导层之下的高阻块体则可能是向北俯冲、冷的、刚性的印度大陆地壳.因而,它们之间的界面应是一组大规模的构造滑脱带,印度大陆正沿着它向北俯冲.在班公—怒江构造带南侧,对拉萨—冈底斯和特提斯喜马拉雅地块的壳内高导层形态、结构和产状特征进行分析,可以看到:在高原西部(0号线)拉萨—冈底斯和特提斯喜马拉雅地块内,高导层(C-1)连续性好,形态简单,向北缓倾,到班公—怒江构造带附近转为陡倾,向上地幔延伸(图3a);高原中部(500线)拉萨—冈底斯地块的壳内高导层被R-6、R-7两个高阻体分隔成三个不连续的高导体(C-4、C-5、C-6)(图3b),形态复杂,其中C-6高导体在班公—怒江构造带附近向上地幔延伸;高原东部(1000线)拉萨—冈底斯地块的壳内高导层规模较小,但在班公—怒江构造带附近也具有向上地幔延伸的趋势.拉萨—冈底斯和特提斯喜马拉雅壳内高导层的这些形态、结构特征似乎更进一步证明了向北俯冲的印度板块前锋并没有越过班公—怒江构造带.在高原西部(0号线)拉萨—冈底斯和特提斯喜马拉雅的壳内高导层(C-1)规模大,电导率高,向北缓倾,变形不大、结构简单、连续性好,其顶面深度大.与之相比,高原中部(500线)拉萨—冈底斯地块的壳内高导层形态、结构特征看起来要复杂得多,这表明藏南中部地区地壳结构、构造比西部地区变形严重.如果我们把图3b中R-7所示高阻体向上移至所在位置的上地壳,则C-5与C-6高导层将连成一体,其特征则与高原西部拉萨—冈底斯和特提斯喜马拉雅壳内高导层相类似.这也许说明了藏南中部地区印度板块碰撞、俯冲的构造畸变效应十分剧烈.受其作用,拉萨—冈底斯地块中段发生过壳内大规模的逆冲推覆运动(图3b,R-5、R-6);而在邻近班公—怒江构造带的区段,上地壳高阻块体可能发生了“拆沉”作用(图3b,R-7),导致热物质上涌,这不仅破坏了高导层的连续性及层状特征,同时使该区域的上地壳变得破碎、薄弱,所以图3b中C-6所示高导层在500线34～36号测点附近沿上地壳的薄弱处延伸至浅层.在藏南东部(1000线)拉萨—冈底斯地块的壳内高导层规模较小,但壳内低阻带的范围却很大(图3c),也许这是藏南东部壳内高导层的“热效应”随时间逐渐耗散、扩展的反映.这些现象有可能说明一个问题,即印度大陆与欧亚大陆的碰撞、俯冲可能从东部开始,逐渐向西北推移.班公—怒江构造带以北是羌塘地体.地质研究结果表明,羌塘地体被由元古宙变质岩系构成的中央隆起带分隔为南羌塘和北羌塘.从高原西部(0号线)的壳-幔电性结构模型可以看出,以图3a中R-3所示的高阻体为界,把断面电性结构模型分隔为两个区段.羌塘地体南段,上地壳发育的高阻盖层沿南北方向的展布较稳定,但厚度薄,约15km左右;其中、上地壳高导层(C-2)的产状近于水平,顶面深度较浅.高阻体(R-3)厚度大,约50km厚,位于其北侧的壳内高导层(C-3)南倾并向C-2之下延伸,使南羌塘地体的地壳呈现出“双高导层”结构及中、下地壳区域性良导电背景的特点(图3a).由西向东到达高原中部500线所穿越的羌塘地体,其上地壳高阻盖层的厚度增大,大约达到25km;中、下地壳则发育有大规模高导层.如图3b所示,位于双湖附近、巨厚的高阻体(R-9)同样把该区中、下地壳高导层分隔为不连通的南、北两个高导层(C-7与C-8).南部的高导层产状也是近于水平,顶面埋深约30km;而北部的高导层还是向南倾,顶面最深处达50km深.在高原东部,沿1000线的壳-幔电性结构断面显示(图3c),班公—怒江构造带以北的羌塘地体内地壳上部的高阻盖层厚度大,约30km左右;其中、下地壳高导层的规模明显变小.在剖面上1047号点的位置,地壳和上地幔都表现出高阻块体的特点,以它为界,羌塘地体划分为南、北两区.总体上看,南羌塘的地壳和上地幔表现出良导电性特征,而北羌塘则表现出高阻体特点.分析羌塘地体的壳-幔导电性结构特点发现,电性结构模型特点沿东西方向的变化规律与拉萨—冈底斯及特提斯喜马拉雅地块的导电性结构模型正相反.因此,综观这三条深探测剖面壳-幔导电性结构三维特点可以推测,班公—怒江构造带以北的羌塘地体和以南的拉萨—冈底斯及特提斯喜马拉雅地块在构造演化机理上可能有很大不同.拉萨—冈底斯及特提斯喜马拉雅地块的构造演化主要受制于印度板块和欧亚板块剧烈碰撞、俯冲的过程和效应,因而壳内高导层十分发育,规模大、结构复杂、电导率高,并且地壳浅表的地质构造变形极为严重.对于羌塘地体来说,区域地质资料表明该构造区以中央隆起带为界,可划分为南、北羌塘坳陷.显然,该构造格局与羌塘地体的壳-幔电性结构特征相当吻合;根据其电性结构特点似乎可以认为羌塘地体构造演化的动力学“源泉”主要来自于高原南缘印度大陆持续不断的向北“俯冲”、“推移挤压”和班公—怒江构造带及位于高原北边的亚洲大陆的“阻挡”与向南的“对冲”.由此进一步推断,南羌塘块体的壳内高导层和区域性良导异常可能是由班公—怒江构造带对印度板块俯冲所产生的巨大推压力的阻挡作用所导致的.而北羌塘块体壳内高导层具有向南倾斜的趋势则可能表明该区的构造演化主要受亚洲大陆的“阻挡”与向南“对冲”作用的影响,因而有可能为亚洲大陆向南“对冲”的观点提供一定的证据.但是,我们也注意到由于深探测剖面的长度有限,不能完全穿过整个羌塘地体,所以,羌塘地体北部的壳-幔电性结构并不清楚,要确认亚洲大陆是否向南俯冲还需要进一步的证据.在这三条南北向跨越班公—怒江构造带的大地电磁探测剖面上,探测结果都表明,班公—怒江构造带内发育的壳内高导体的规模都比较大,并且明显以高角度向上地幔延伸.根据对班公—怒江构造带电性结构特征的分析,我们认为向北俯冲的印度板块前端由于受班公—怒江构造带的“阻挡”,可能转而向下插入上地幔软流圈,导致幔源热物质沿构造带上涌,在构造带附近构成壳、幔热物质交换通道;这即使得构造带内地层电阻率明显降低,形成规模巨大、陡立,向上地幔延伸的超壳深断裂带高导体,它可以在一定程度上反映出超壳深断裂带的深部结构和构造特征.因此,根据班公—怒江构造带内壳-幔电性结构特征,即可以证明班公—怒江构造带是一组产状陡立、巨型的超壳深断裂带.6羌塘地体构造演化机理本文通过对跨越班公—怒江构造带的三条大地电磁测深剖面结果的研究,讨论了班公—怒江构造带及其邻区的地壳电性结构特征.研究表明:(1)在剖面经过的区域,地下介质都可以大致分为三个电性层,其中第二个电性层为沿剖面所在区域广泛分布的高导层.(2)在班公—怒江构造带及其两侧,地壳20～30km的深度范围内广泛分布多个不连续的高阻体,可能反映了岩浆岩的空间分布特征.