青藏高原东部牙着库河流阶地研究

青藏高原东部牙着库河流阶地研究 SE ISMOLOG Y AND GEOLO GY do i: 10. 3969 / . j issn. 0253 - 4967. 2010. 01. 005 青藏高原东部岩石圈电性结构 特征及其构造意义 )))1 , 2 1 1 , 2 刘 美 肖鹏飞 白登海 )1中国科学院地质与地球物理研究所 ,岩石圈演化国家重点 ,北京 1 00029 )2中国科学院研究生院 ,北京 100049 ( )()主要介绍青藏高原东部下察隅 —清水河 EH S3D - 3剖面的大地电磁 M T探测结果 。根 摘 要 据 2007年沿该测线观测的 M T数据 ,经过资料处理 、分析和二维反演 ,得到了研究区岩石圈的电性结 构 。结果明 : 沿剖面电阻率分布具有纵向成层 ,横向分区的特征 ; 上地壳由不同大小的高阻体构 成 ; 拉萨地块和羌塘地体中下地壳分别存在一个大范围的低阻体 ,初步认为这 2 个低阻体由深部流 体以及部分熔融所致 ,可能是高原东部环绕东构造结的 2 个物质流通道 ,同时也是高原南北两侧的 2 个主要剪切走滑带 ; 雅鲁藏布缝合带和班公 - 怒江缝合带均表现为向北逐渐加深的相对低阻带 ,可 能是俯冲板片表面低阻物质的反映 ; 金沙江断裂深部表现为强烈的低阻体异常 ,但与该区其它缝合 带的电性特征区别较大 。 大地电磁测深 EH S3D 电性结构 通道流 青藏高原东部 关键词 + ( ) 中图分类号 : P613. 3 22 文章编号 : 0253 - 4967 2010 01 - 0051 - 08 文献标识码 : A 0 引言 深部结构的探测一直是研究青藏高原动力学的重要手段 。自 20 世纪 70年代以来 ,人们在 青藏高原开展了大量的地球物理探测研究 ,对高原的壳幔结构 、隆升机制及深部动力学过程有 了一定的认识 。但这些工作主要集中在高原的中西部 ,高原东部的深部研究相对较少 。作为板 块碰撞的前缘与高原物质东移的出口 ,东喜马拉雅构造结及周围地区的深部结构和物质状态被 认为是研究青藏高原动力学机制的关键点之一 ,越来越受到人们的关注 ,相应的探测研究工作 (也相继展开 B a i et a l. , 2001; 马晓冰等 , 2001; 孙洁等 , 2003; 王椿镛等 , 2003; B a i et a l. , 2003; ) 金胜等 , 2006; Yao et a l. , 2008 ,对该区的深部构造背景及其与造山运动的关系有了一定的认 识 。但该区的研究工作相对较弱 ,地球物理探测的剖面比较短 ,局部性较强 。为了比较系统地 认识该区的区域性的构造关系 ,特别是深部物质的相互作用以及与邻区的关系 , EH S3D 项目在 ()( ) 西藏的下察隅 —宁夏的清水河之间开展了大地电磁 M T探测工作 EH S3D - 3 测线 ,本文将 介绍这次探测的初步成果 。 〔收稿日期 〕 2009 - 05 - 26收稿 , 2010 - 02 - 23改回 。 ( ) 〔基金项目 〕 国家自然科学基金重点项目 40634025 资助 。 1 数据采集与处理 ( ) EH S3D - 3剖面南起拉萨冈底斯地体内的下察隅 28165842N , 97145803 E ,向北跨过雅鲁 藏布缝 合 带 、班 公 湖 - 怒 江 缝 合 带 、金 沙 江 断 裂 带 , 终 止 于 靠 近 巴 颜 喀 拉 山 口 的 清 水 河 ( () ) 33182169N , 97113472 E。剖面全长 610 km ,沿线共布置测点 62个 图 1 。 M T数 据 采 集 工 作 于 2007 年 4 月 开 始 ,测站布置多采用 “十 ”字 布极 方 式 , 采 集时间不少于 20 h。观测仪器使用加拿大 凤凰公司的 V5 - 2000 系统 ,有效频率范围 320H z - 2000 s。为 了 保 证 资 料 质 量 , 测 点 尽量选择在远离干扰的平坦地区 。施工中 我们用 3 台仪器同时 进 行观 测 , 以便 采 用 远参考处 理技 术 。结果 表明 , 这 样做 可 以 有效提高数据处理的质量 。每个测点观测 完成后首先进行现场初 步处 理 , 发现 数 据 质量不合格的立即进行复测或改变位置重 图 1 测区断裂带简图及测点位置 测 。另外 ,由于 该区 的岩 石 圈平 均电 阻 率 F ig. 1 The ske tch of struc tu re s and the site s. 普遍偏低 ,为了保证探测深度 ,在进行宽频 圆点表示测点位置 带 观 测 的 同 时 , 我 们 还 增 加 了 超 长 周 期 () LM T观测 ,有关这方面的情况我们将另文介绍 肖鹏飞等 , 2010 。 数据处理首先采用傅氏变换对大地电磁场各分量时间序列进行频谱分析 ,然后用 Robu st () 估算求取阻抗张量元素 。Robu st估算注重未受干扰的数据 假定其为正态分布 的作用 ,降低 突变点的权重 ,使之对大地电磁张量阻抗元素估算的影响最小 。当噪音分布不满足高斯分布的 ( 假设时 , Robu st估计能够取得优于传统最小二乘法估算的结果 Egbe rt et a l. , 1986; 谭捍东等 , ) 1997 。最后根据测区的区域地质走向和电性主轴分析以及阻抗张量分解 ,在一个比较合理的 ( )固定主轴 F ixed上进行 TE和 TM 两种极化模式的分解 。 2 维度与构造走向分析 ( )二维偏离度 Skewne ss是描述地下电性结构复杂程度的参数 ,其值越小 ,地下的结构越接 近二维 ,虽然目前没有一个公认的量值指标 ,但在深部探测中 ,当二维偏离度 < 014 时二维解释 () 是可以接受的 。各测点的 Skewne ss参数随频率的分布表明 图 2 , EH S3D - 3 测线的二维偏离 度的值有随频率降低而增大的趋势 ,尤其是 70 ,330 km 和 420 ,52 km 两个区间中低频段的二 维偏离度明显增大 ,说明这 2个区段的深部结构具有较强的横向不均匀性 。其余大部分区段的 二维偏离度一般 < 014。因此 ,该剖面可以作为准二维结构对待 。 ()在二维结构情况下 , M T的阻抗张量主轴 电性主轴 方位与构造走向或倾向平行 。一般情 况下 ,地下构造往往偏离二维结构 ,电性主轴也将随周期变化 ,这将给二维解释造成困难 。解决 这一问的一种比较有效的手段是采用概率统计的寻找电性主轴的优势分布范围 ,在一个 () 与地质构造走向接近的方位范围内进行阻抗张量的分解 M cN e ice et a l. , 2001 。图 3 描述了 刘 1期 美等 : 青藏高原东部岩石圈电性结构特征及其构造意义 53 图 2 EH S3D - 3测线二维偏离度分布 F ig. 2 The skewne ss d istribu tion of line EH S3D 23. EH S3D - 3测线所有测点在有效周期内的 电性主轴统计分布 ,虽然部分主轴方位与 构造走向有偏差 ,但优势方位比较明显 ,其 (主体方位在 110 ,?290 附近? 即 N 70 W? 或 ) N110 E? , 与 当 地 的 构 造 走 向 基 本 一 致 。 二维解释中我们将在 - 60 ,? - 80 之?间进 行 固定角度的阻抗张量分解 ,并定义电场 分 量 E平行走向的为 TE模式 ,磁场 H平 行x x 走向的为 TM 模式 。 3 二维反演与岩石圈电性结构 特征 3 11 二维反演方法 目前比较常用的 M T二维反演算法主 ( ) ( 要有 快 速 松 弛 RR I反 演 Sm ith et a l. , ) ( 1991、O ccam 反演 D eGroo t2H ed lin et a l. ,( )图 3 EH S3D - 3测线电性主轴分布 0指向磁北 ) ( ) 1990 和 非 线 性 共 轭 梯 度 NLCG 反 演F ig. 3 The strike d istribu tion of line EH S3D 23 ( ) Rod i et a l. , 2001 等 方 法 。本 文 采 用( ) 0: m agne tic no rth. ( )( NLCG方法 ,为了得到比较可靠的反演结果 ,我们分别采用单极化 TE, TM 模式和双极化 TM + )TE模式进行反演 ,最后选择最能反映该剖面结构特征的反演模型作为解释剖面 。 NLCG反演算法所选取模型网格在水平方向为不均匀分布 ,一个网格内最多只能有一个测 点 ,相邻 2 个测点之间至少有 2个网格 ; 垂直方向上 ,网格间距随深度逐渐加大 。NLCG反演算 ( 法中用到的一个重要参数为光滑度系数 Tau,该参数取值越大 ,所得模型越平滑 取值范围为 3 ) ,30 。但模型的平滑是以牺牲对实测曲线的拟合程度为代价的 。经过多次试验 ,对本次数据 最后选取 tau = 25 ,反演误差要求为 015 % ,最大迭代次数设置为 200 ,实际迭代次数为 65 ,110 时一般可达到反演误差的要求 。图 4为 NLCG反演采用以上参数得到的二维模型 ,图中蓝色表 图 4 EH S3D 23测线二维电阻率剖面 F ig. 4 The 22D re sistivity p rofile of line EH S3D 23. YZS雅鲁藏布缝合带 ; BN S班公湖 - 怒江缝合带 ; JSF金沙江断裂带 ; A , B 表示 2 个低阻异常体 , C为相对高阻体 示相对高电阻率 ,红色表示相对低电阻率 。 ( ) 3 12 下察隅 —清水河 EH S 3D - 3 剖面岩石圈电性结构特征 根据图 4的反演模型 ,我们可以对 EH S3D - 3剖面的电性结构及其构造意义进行一些初步 分析 ,总的来说该剖面具有纵向分层 、横向分区的特征 。 2 3( )Ω 1 上地壳由一系列规模不等的高阻体组成 ,电阻率在 10,10?m 之间 。以班公湖 -怒江缝合带为界南北两侧的上地壳结构显著不同 : 南侧的拉萨地块的上地壳高阻层厚度由南 向北逐渐增加 ,这一特点反映了雅鲁藏布缝合带的俯冲作用 ; 北侧约 150 km 区域内上地壳高阻 层厚度也表现为由南向北逐渐增加 ,反映了沿缝合带板片俯冲的残留作用 ,该缝合带比雅鲁藏 布缝合带早 ,上地壳的改造破损比较严重 ,在远离缝合带的羌塘地体腹地上地壳高阻层趋于平 缓 ,连续性较好 。 ( )() 2 拉萨地块和羌塘地体中下地壳分别存在一个规模较大的低阻体 图 4 中的 A 和 B ,平 Ω Ω 均电阻率 10?m 左右 ,局部 < 10?m。低阻体 A 和 B 的南边界均以低阻层的形式向上地壳 延伸 ,并分别终止于雅鲁藏布缝合带和班公湖 - 怒江缝合带 。结合上述关于上地壳的结构特 (征 ,我们认为这 2 个低阻体的南界为沿 2 个缝合带俯冲岩石圈顶面的反映 图 4 中的白色实 ) 线 。由于俯冲岩石圈顶面与上覆岩层的摩擦热 、地下流体 、俯冲带入的沉积物等因素的综合作 用 ,使俯冲岩石圈顶面呈现低阻性 。对于中下地壳的低阻体 A 和 B ,如果向西追踪 ,这 2 个低阻 体与高原中西部的 2个中下地壳低阻体可能具有连续性 : A 与雅鲁藏布缝合带北侧羊八井之 () 下的低阻体对应 袁学诚等 , 1985; W enbo et a l. , 2001 , B 与羌塘地体中下地壳的低阻体对应 () W enbo et a l. , 2001; U n swo rth et a l. , 2004 。关于其成因 ,目前普遍被认为是深部流体和部分熔 ( 融综合作用的结果 ,并与地震波所反映的低速异常具有对应关系 Chen et a l. , 1996; W enbo et ) a l. , 2001; Kind et a l. , 2002; U n swo rth et a l. , 2004 。 (另外 ,与青藏高原其他地区 M T结果比较 ,如南部的吉隆 —措勤剖面 、定日 —措迈剖面 叶 (() )高峰等 , 2007 、西部的吉隆 —三个湖剖面 马晓冰 , 1997 和中部的亚东 —格尔木剖面 郭新峰 ) 等 , 1990; 吴功建等 , 1991 , EH S3D - 3剖面的中下地壳低阻体的结构特点也具有相似性 。 ( )3 关于金沙江构造带的性质目前争议较多 ,一种观点认为是一条缝合带 ,另一种观点认 为是一条断裂带 。在本次 M T剖面上 ,金沙江带周围上地壳高阻层呈隆起状态 ,中下地壳为一 1期 刘 美等 : 青藏高原东部岩石圈电性结构特征及其构造意义 55 巨厚的低阻异常体 ,没有缝合带的典型特征 。我们认为金沙江带仅仅是一条板内断裂带 ,由于 () 深部低阻热物质的上涌 ,导致上地壳减薄并发生张性破裂 图 4 中的箭头和白色虚线 。地面 显示的基性 - 超基性混杂岩带即为这种构造活动的产物 。 4 讨论与结论 如前所述 ,拉萨地块和羌塘地体中下地壳存在大规模低阻异常 ,那么引起该异常的原因是 () 什么 ? 一般认为 ,造成地壳导电率升高的因素主要包括地下导电矿体 金属矿体 、石墨等 ,地 下流体 ,熔融体 、地温增高等 。但是从高导体的规模以及埋深特征 ,我们可以排除导电矿体这一 因素 。 岩石的导电性与许多因素有关 ,如岩石成分 、结构 、温度 、压力 、孔隙率 、含水率及所含水溶 () 液的矿化度等 ,而含水率及水溶液矿化度的影响最大 李金铭 , 2005 ,其次是温度和压力的影 响 。高温高压实验表明 ,含水将大幅度降低岩石的熔点 、增强岩石的流变性 。岩石壳体内熔融 现象最初沿晶粒的边缘分布 ,当熔融的部分达到适当的体积百分数时 ,这些壳体的内部结构连 ( ) 成导电网络 ,使岩石电导率急剧增大 Robe rts et a l. , 1999 。大规模的印度板块俯冲产生的构 () 造热足可以产生高温并使中 、下地壳局部熔融 石耀霖等 , 1992 。因此 ,青藏高原中下地壳大 规模高导体的存在很可能是地下流体与部分熔融共同作用的结果 。 前面我们通过比较 ,认为羌塘地体中下地壳的低阻体向西具有连续性 ,即该低阻异常从高 原中西部一直延伸到高原东部 ,再向东和东南追踪 ,我们会发现高原东缘的川滇西部中下地壳 (也存在相 似 的 低 阻 低 速 异 常 体 B a i et a l. , 2001; 孙 洁 等 , 2003; B a i et a l. , 2003; Yao et a l. , ) 2008。如果把这些低阻异常体联系起来 ,我们会发现在青藏高原存在 2 条以东构造结为轴心 ()的弧形异常带 。一条 A 沿雅鲁藏布综合带向东 ,转过东构造结后向南与腾冲火山区相接 ; 另 ()一条 B 从高原中部向东沿金沙江断裂 、鲜水河断裂转向东南进入川滇菱形块体 。由于低阻体 具有较强的流变性 ,我们推测这 2 个低阻带可能是高原深部物质东移的流动通道 。 () 本剖面反映在班公湖 - 怒江缝合带 剖面 300 ,400 km 之间 的深部存在一个相对高阻体(( )( )) 图 4 中的 C。 Ko sa rev等 1999 和 Kind等 2002 通过地震层析成像分别捕捉到北冲的印度 ( ) 岩石圈俯冲到 羌 塘 地 体 之 下 的 证 据 , Tilm ann 等 2003 更 是 提 出 印 度 岩 石 圈 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 。因此 ,我们推测该高阻 体应该是俯冲之后拆离下沉的印度板块岩石圈的反映 。 需要指出的是 ,由于 EH S3D - 3剖面与其它用于比较的 M T剖面距离较远 ,上述所谓的连 续性追踪仅仅是一种尝试 ,关于 2 条弧形深部物质流动通道的看法也仅仅是一种初步认识 ,但 这种可能性是存在的 。其次 , M T模型的一个缺陷就是它对异常体的底界面反映不够准确 ,加之 V5 - 2000仪器频段的限制 ,低阻体 A 和 B 的向下延伸深度目前还不能准确界定 。 综合上面的讨论 ,我们可以对 EH S3D - 3 剖面得出以下初步结论 : 2( )Ω 1 上地壳由一系列不连续的相对高阻块体组成 ,电阻率 > 10?m ,其厚度在雅鲁藏布缝 合带和班公湖 - 怒江缝合带由南向北逐渐增加 。 ( )() 2 拉萨地块和羌塘地体中下地壳分别存在一个大规模的低阻异常体 图 4中的 A , B ,平 Ω 均电阻率 < 10?m ,我们初步认为是高原深部物质向东运移的通道 。其南界以低阻层的形式 向上延伸 ,分别终止于雅鲁藏布缝合带和班公湖 - 怒江缝合带 ,可能是俯冲岩石圈顶面的反映 。 ( )()3 剖面中段的深部相对高阻体 图 4 中的 C 为俯冲的印度板块岩石圈的拆离下沉提供 了可能的证据 。 ( )4 金沙江断裂带没有明显的缝合带的深部特征 ,而是由深部热物质上涌导致上地壳减薄 破裂所致 。 致谢 原浙江石油物探处的汪振兴 、徐健朗 、杨进 、张五一等同志在野外数据采集工作中提 供了帮助 ; 数据处理及最后成文都得到了中国地震局地质研究所王立凤同志的帮助与支持 ,在 此一并表示感谢 。 参考文献 郭新峰 ,张元筹 ,程庆云 ,等 . 1990. 青藏高原亚东 —格尔木地学断面岩石圈电性研究 [ J ]. 中国地质科学院院 ( ) 报 , 21: 191—202. 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