萬戰(zhàn)生

(中國地震局地質(zhì)研究所,北京 100029)

約50Ma前印度板塊與歐亞板塊開始碰撞之后,青藏高原發(fā)生了令人矚目的整體隆升,成為晚第三紀(jì)以來亞洲乃至全球最為重要的地質(zhì)事件,并使青藏高原成為大陸巖石圈變形最為強(qiáng)烈的地區(qū)之一,是全球?qū)W者研究大陸動(dòng)力學(xué)乃至地球動(dòng)力學(xué)的焦點(diǎn)和熱點(diǎn)地區(qū)。由于印度板塊與歐亞板塊的碰撞以及組成青藏高原各地塊向東和東南的擠出運(yùn)動(dòng),位于青藏高原東邊緣大涼山地塊及其附近地區(qū)具有明顯的高原和盆地之間的過渡帶特征,地殼變形嚴(yán)重,地殼厚度變化劇烈,并且是重力梯度帶和航磁異常明顯的地區(qū),也是(GPS)資料顯示的地殼運(yùn)動(dòng)方向由東向東南發(fā)生轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵地段。本區(qū)不僅蘊(yùn)藏有豐富的金屬礦等礦產(chǎn)資源,也是我國強(qiáng)烈地震最為頻繁的地區(qū)之一。

國家973科研項(xiàng)目《活動(dòng)地塊邊界帶動(dòng)力過程與強(qiáng)震預(yù)測》等以本地區(qū)為目標(biāo)區(qū),就青藏高原東邊緣帶的活動(dòng)地塊的運(yùn)動(dòng)性狀、地塊之間的接觸關(guān)系及相互作用和邊界斷裂的深淺耦合關(guān)系,以及板內(nèi)強(qiáng)震發(fā)生的原因等進(jìn)行研究。大地電磁測深法作為一種探測地球深部電性結(jié)構(gòu)有效的地球物理方法,在青藏高原東邊緣開展了剖面式探測研究,其中冕寧—宜賓剖面(MYp)是橫穿東邊緣帶大涼山地塊的東西向展布最長的剖面。本文將以冕寧—宜賓剖面為重點(diǎn),開展大地電磁(MT)研究,這也是該地區(qū)首次利用大地電磁法進(jìn)行深部結(jié)構(gòu)研究。

為了獲得該地區(qū)可靠的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu),并研究是否存在中下地殼流動(dòng)層及其地質(zhì)意義,作者采用最先進(jìn)的大地電磁數(shù)據(jù)處理分析技術(shù),對觀測資料進(jìn)行了由定性到定量的全面分析,通過二維反演得到了沿剖面的較為詳細(xì)的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)。通過把本剖面和位于其北側(cè)的石棉—樂山剖面和南側(cè)的美姑—綏江剖面等的綜合分析,再次給出了青藏高原東邊緣帶地殼流動(dòng)層(“管流層”,“channel flow layer”)的電磁探測證據(jù),并結(jié)合其他地質(zhì)和地球物理資料的分析,就有關(guān)地塊的結(jié)構(gòu)特征和接觸關(guān)系、巖石圈動(dòng)力學(xué)、地殼流動(dòng)層和地震活動(dòng)性的關(guān)系等問題進(jìn)行了研究分析。

1 大地電磁資料分析解釋技術(shù)的應(yīng)用研究

青藏高原東邊緣帶以及冕寧—宜賓剖面位于地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、地形起伏較大和斷裂(斷層)非常發(fā)育的地區(qū)。在當(dāng)前三維數(shù)據(jù)反演技術(shù)尚不成熟,主要利用二維技術(shù)進(jìn)行數(shù)據(jù)解釋的情況下,分析由于復(fù)雜的構(gòu)造和結(jié)構(gòu)等引起的畸變問題、認(rèn)識和減少畸變對數(shù)據(jù)解釋效果的影響無疑是非常有意義的。

1.1 阻抗張量分解技術(shù)及其應(yīng)用

為適應(yīng)二維大地電磁資料的觀測、處理和解釋,在20世紀(jì)60年代提出了張量阻抗技術(shù),替代原來的僅用于一維分析的標(biāo)量技術(shù)。同時(shí)也發(fā)現(xiàn)當(dāng)存在三維構(gòu)造和結(jié)構(gòu)時(shí),觀測資料受到的畸變影響,特別是在近地表存在小尺度不均勻體時(shí),觀測資料受到的局部畸變影響受到關(guān)注,并成為困擾大地電磁資料解釋的難題之一。直到20世紀(jì)80年代末期,阻抗張量分解技術(shù)的提出,為識別、克服或減少局部畸變的影響找到了一種新的思路。

本文利用Bahr和Groom&Baily提出的阻抗張量分解技術(shù)分別對冕寧—宜賓剖面的大地電磁資料進(jìn)行了分析,并與常規(guī)的Sw ift技術(shù)分析結(jié)果進(jìn)行了對比分析。結(jié)果表明,沿剖面的大多數(shù)測點(diǎn)的資料受到局部畸變的影響很小,使用Sw ift技術(shù)進(jìn)行分析是合理的。對于受到局部畸變影響的少數(shù)測點(diǎn),通過利用 Groom&Baily的阻抗張量分解技術(shù)進(jìn)行分析,獲得了反映深部區(qū)域電性結(jié)構(gòu)的主軸方向(電性走向)和有關(guān)畸變參數(shù),在資料分析和二維反演時(shí),合理地使用區(qū)域電性主軸方向和相關(guān)畸變參數(shù),則能夠得到合理的視電阻率、阻抗相位曲線,進(jìn)而反演獲得真實(shí)、可靠的電性結(jié)構(gòu)。

1.2 斷裂對觀測資料的影響分析

為了分析不同性質(zhì)斷裂(帶)對觀測資料的影響,本文利用二維模型技術(shù)計(jì)算了具有不同寬度、不同深度和不同傾向的斷裂(帶)模型對視電阻率曲線等的影響。結(jié)果表明,斷裂(帶)兩側(cè)地層的電性差異對TM極化模式的視電阻率曲線的影響大于對TE極化模式的影響,并出現(xiàn)了視電阻率曲線的跳變,而斷裂帶寬度在一定范圍內(nèi)的變化對視電阻率曲線影響不大。但是,隨著斷裂(帶)深度的增大,視電阻率受到的影響范圍也增大,斷裂(帶)傾向的變化也會(huì)引起視電阻率曲線的變化。該研究結(jié)果對于在斷裂發(fā)育區(qū)開展大地電磁的觀測有一定的幫助和指導(dǎo)作用。

1.3 地形影響的分析

為了研究地形起伏對大地電磁資料反演的影響,本文利用二維模型反演技術(shù),計(jì)算了地表為山谷和山峰情況下面存在低阻凸起的相對簡單的模型。對于 TM模式資料的反演,如果模型中不考慮地形的存在,無論對于山谷還是山峰模型,反演結(jié)果中,低阻凸起的頂界面都出現(xiàn)了向上的平移,并影響到深部巖層的電性結(jié)構(gòu),產(chǎn)生冗余的異常構(gòu)造,且數(shù)據(jù)擬合差較大。而采用帶地形的反演,不論是山谷還是山峰模型,都能較好地確定低阻凸起頂面深度及其下部地層的電性界面。這一研究為冕寧—宜賓剖面反演中,采用帶地形的反演技術(shù),獲得較可靠的電性結(jié)構(gòu),提供了一定的理論依據(jù)。

1.4 充分利用大地電磁資料的信息和二維反演中采用合理的技術(shù)措施

大地電磁觀測可獲得視電阻率、相位、二維偏離度、主軸方向和磁感應(yīng)矢量等多種信息。在進(jìn)行資料解釋時(shí),充分利用和分析這些信息,能夠更全面地對地下的電性結(jié)構(gòu)進(jìn)行約束,獲得更真實(shí)的地質(zhì)解釋結(jié)果,特別是在像冕寧—宜賓剖面所在的復(fù)雜構(gòu)造地區(qū),這種分析就更有必要。通過分析,對沿剖面的電性結(jié)構(gòu)的變化程度、分段性、分層性、曲線畸變特點(diǎn)以及電性走向等有了第一手的定性分析結(jié)果,不僅可以為反演中數(shù)據(jù)和參數(shù)的選擇提供依據(jù)和幫助,而且把它們和二維反演結(jié)果相結(jié)合,可確保關(guān)于地下電性結(jié)構(gòu)解釋結(jié)果的可靠性。

在二維反演中,分別使用 TE、TM、TE加 TM三種模式的資料進(jìn)行了反演,經(jīng)反復(fù)對比確定使用 TE模式加 TM模式資料的聯(lián)合反演。此外,對于反演模型網(wǎng)格的剖分密度、數(shù)據(jù)背景誤差的設(shè)定、模型光滑度參數(shù)的選擇等也進(jìn)行了多次對比試驗(yàn),最后選擇了合理的反演參數(shù)和模型網(wǎng)格的剖分。本文最后得到可接受的電性結(jié)構(gòu)模型,就是利用帶地形的NLCG(非線性共軛梯度法)二維反演方法,對 TE加 TM資料聯(lián)合反演得到的。

2 冕寧—宜賓剖面2D反演及電性結(jié)構(gòu)

在對冕寧—宜賓剖面大地電磁資料進(jìn)行反演時(shí),針對本剖面構(gòu)造比較復(fù)雜的特點(diǎn),我們采用分步驟逐步實(shí)施的措施,既保證反演迭代能夠穩(wěn)定地收斂,又避免陷入局部極值和產(chǎn)生冗余的結(jié)構(gòu)。例如,反演時(shí)首先選用較大的光滑度因子,獲得分辨率較低的較為光滑的反演模型,即獲得真實(shí)模型的主要輪廓。然后,以此模型為初始模型,采用較小的光滑度因子重新進(jìn)行反演,獲得進(jìn)一步的細(xì)化模型。按此原則進(jìn)一步由小至大選擇不同光滑度因子,繼續(xù)反演,直到數(shù)據(jù)擬合達(dá)到滿意的要求為止。在這個(gè)過程中,反演模型的網(wǎng)格也進(jìn)行修正,即在構(gòu)建下一步反演的初始模型時(shí),不僅將各測點(diǎn)下的電阻率信息提取出來,而且對上一步得到的各測點(diǎn)的電阻率值在更細(xì)的網(wǎng)格上進(jìn)行插值,得到新的電阻率模型作為初始模型,于是每一步反演中都包含前一步的真實(shí)模型信息,不包含可能出現(xiàn)的局部極值或冗余電性構(gòu)造的信息,經(jīng)多次修改和反演迭代,從而得到真實(shí)的地下電性結(jié)構(gòu)模型。

反演得到的冕寧—宜賓剖面的電性結(jié)構(gòu)表明,沿剖面可分成3個(gè)區(qū)段,自西向東分別對應(yīng)康滇地軸、大涼山地塊和四川盆地,它們之間的邊界分別對應(yīng)大涼山斷裂和峨邊斷裂。康滇地軸包括安寧河斷裂東西兩側(cè)附近的區(qū)域,西邊界深入到川滇地塊內(nèi)的東部,東邊界即大涼山斷裂?？档岬剌S的上地殼表現(xiàn)為高電阻率,其厚度由西向東逐漸變薄,并在與安寧河斷裂帶對應(yīng)的部位出現(xiàn)了近垂向低阻帶,上地殼高阻層之下為低阻層。大涼山地塊的上地殼也為相對高阻層,但是其電阻率小于康滇地軸上地殼的電阻率,厚度也較小,在相對高阻層之下出現(xiàn)低阻層,并與康滇地軸中下地殼的低阻層連通。四川盆地的地殼整體表現(xiàn)為高阻層,不存在地殼低阻層。低阻層沿剖面的一個(gè)明顯的特點(diǎn)是,康滇地軸和大涼山地塊的中下地殼的低阻層形態(tài)顯示為向上凸起的拱形結(jié)構(gòu),拱形結(jié)構(gòu)的頂點(diǎn)位于大涼山地塊的中部。此外,大涼山斷裂帶也顯示為具有一定寬度的近垂直的低阻帶。甘洛斷裂和西河—美姑斷裂也分別對應(yīng)低阻帶,并像安寧河斷裂和大涼山斷裂一樣,其底部尖滅于地殼低阻層的頂部。經(jīng)分析認(rèn)為,中下地殼的低阻層是由于部分熔融并可能含有流體引起的。

3 青藏高原東邊緣帶電性結(jié)構(gòu)、動(dòng)力學(xué)模型及地震活動(dòng)性分析

結(jié)合該項(xiàng)目中的其它4條剖面(康定、石棉—樂山、美姑—綏江(MGp)、巧家)的電性結(jié)構(gòu)進(jìn)行綜合分析,對青藏高原東邊緣帶有了較完整的認(rèn)識?？档岬剌S上地殼自北向南皆表現(xiàn)為電阻率大于幾千Ω·m的高阻層,厚度約30～40 km,并自西向東逐漸減薄,至大涼山斷裂處為20 km左右,反映了該區(qū)發(fā)育的上地殼古老變質(zhì)巖和火成巖等。在高阻層之下為厚度20～25 km的低阻層,它自川滇地塊向東,穿過安寧河斷裂和大涼山斷裂,與大涼山地塊殼內(nèi)的低阻層相連。低阻層之下,電阻率有所增大。

大涼山地塊相對高阻的上地殼電阻率小于康滇地軸,可能反映了該區(qū)發(fā)育較厚的古生代和中生代碳酸巖和蒸發(fā)巖。中下地殼的低阻層(高導(dǎo)層)的深度整體較小,其電阻率也是本區(qū)最小的層位,并形成上拱的形態(tài),頂面最淺部約5 km深。再向東高導(dǎo)層深度逐漸增大,并顯示向四川盆地深部傾俯的現(xiàn)象。高導(dǎo)層以下電阻率有所增大,一般為幾十至幾百Ω·m。

四川盆地電性結(jié)構(gòu)同冕寧—宜賓剖面和美姑—綏江剖面一致,總體分為3層。第一層可分為上、下2個(gè)亞層,上亞層表現(xiàn)為高、低阻體橫向相間排列的形式,下亞層為相對低阻層。第一層底界深度由西部的約8 km增加到東部約15 km左右。第二層表現(xiàn)為較厚的高阻層,其深度和厚度都顯示向東逐漸增大的趨勢,與中下地殼對應(yīng),內(nèi)部不存在高導(dǎo)層。高阻層之下,電阻率又增加,與上地幔頂部對應(yīng)。本區(qū)段的電性結(jié)構(gòu)反映了四川盆地淺部較厚的沉積巖層之下存在厚度較大、堅(jiān)硬的地殼。

安寧河斷裂帶表現(xiàn)為一垂向低阻帶,在中下地殼內(nèi)該低阻帶被高導(dǎo)層橫切成上、下兩部分,上部寬度約5 km,帶內(nèi)電阻率小于東、西兩側(cè)的電阻率,為幾百Ω·m,其底界尖滅于中地殼低阻層頂部。低阻層以下為近垂直的相對簡單的電性邊界,其東側(cè)的電阻率值高于西側(cè)。在石棉—樂山剖面(SLp),安寧河斷裂和大涼山斷裂、甘洛斷裂交匯于一處,高導(dǎo)層以上斷裂的深度比冕寧—宜賓剖面的深度小。大涼山斷裂帶同樣為近垂向的低阻帶,寬度約幾千米,斷裂帶底界與殼內(nèi)低阻層相連。峨邊斷裂對應(yīng)兩側(cè)具有較大電阻率差異的地塊邊界,深部有向東傾俯的趨勢。

基于青藏高原東邊緣帶存在管流層的假說,以及本區(qū)中下地殼高導(dǎo)層的幾何形態(tài)和 GPS速度分布,推測高導(dǎo)層的運(yùn)動(dòng)特點(diǎn)如下:青藏高原受到南側(cè)印度板塊的碰撞作用而向北運(yùn)動(dòng),在北側(cè)塔里木地塊等的阻擋下,組成青藏高原的各子地塊發(fā)生相對于華南地塊的向東運(yùn)動(dòng)。青藏高原東邊緣帶的向東、向東南流動(dòng)的地殼高導(dǎo)層由于受到東側(cè)四川盆地的阻擋,運(yùn)動(dòng)方向發(fā)生向東南的轉(zhuǎn)變,同時(shí)出現(xiàn)向四川盆地上方的仰沖和向深部的傾俯。

該區(qū)電性結(jié)構(gòu)和地震資料分析表明:地殼內(nèi)低阻層導(dǎo)電性出現(xiàn)橫向差異的地區(qū)往往對應(yīng)地震較活躍的地區(qū)。例如,安寧河斷裂帶是強(qiáng)地震分部帶,且小震密集分布。大涼山斷裂帶和峨邊斷裂帶也是地震活動(dòng)較強(qiáng)的地區(qū)。而在大涼山地塊內(nèi)部,歷史紀(jì)錄的中強(qiáng)地震少,小震活動(dòng)也比較弱。

松潘-甘孜地塊的高導(dǎo)層自地塊中部沿著地塊走向向南東東-南東方向運(yùn)動(dòng),受到龍門山斷裂帶和四川盆地的正面阻擋,形成穩(wěn)定的“T”字型結(jié)構(gòu),難以發(fā)生運(yùn)動(dòng)和變形,但卻易于積累地震應(yīng)力。因此,在汶川地震前,龍門山斷裂存在很小的滑動(dòng)速率以及很弱的地震活動(dòng)。而當(dāng)應(yīng)力積累超過了地殼巖石破裂強(qiáng)度時(shí),導(dǎo)致汶川特大地震的發(fā)生。

大地電磁;數(shù)據(jù)分析;青藏高原東邊緣帶;高導(dǎo)層;地震活動(dòng)性