羌塘盆地中部中上地壳三维密度和磁性结构及构造意义

索奎， 张贵宾， 贾正元*

1 华北水利水电大学地球科学与工程学院， 郑州 450046 2 中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院， 北京 100083

0 引言

羌塘盆地位于青藏高原中部，夹持于班公湖—怒江缝合带和可可西里—金沙江缝合带之间(图1)，是中生代海相含油气盆地，经历了复杂的构造演化过程，主要分为北羌塘坳陷、南羌塘坳陷和中央隆起带三个构造单元，有较好的油气前景，也是研究青藏高原隆升机制的重要窗口.针对构造格架到演化历史等诸多问题，前人做了大量工作，对青藏高原的认识不断深入(曾庆高等，2020；杨文采等，2020；瞿辰等，2020；Li et al.，2018，2019；Royden et al.，2008).但限于区域自然条件，获取高质量数据较为困难，工作程度相对较低.

羌塘盆地经历了多期次地质运动作用，构造复杂，引人瞩目的是区域内构造变形复杂的中央隆起带，其对区域沉积有重要的控制作用，人们对中央隆起带的认识不尽相同.赵文津等(2006)、熊胜青等(2013)认为双湖东部的中央隆起带不存在；曾昭发等(2016)基于重磁异常和大地电磁剖面，论证了龙木错—双湖—澜沧江缝合带的存在，可能是冈瓦纳大陆的北界，与李才(2006，2007)的观点一致；潘桂棠等(2004)基于地质、地球物理、古地磁等多种证据认为班公湖—怒江缝合带为冈瓦纳大陆北界；曾思红等(2017)研究了盆地中部南北向断裂的伸展构造特征，认为双湖断裂向下延伸至地幔，是幔源岩浆的上升通道，可能是印度板块拆沉作用导致的；赵珍等(2019)基于热年代学约束，研究了中央隆起带晚三叠世至今的冷却抬升演化史，认为中央隆起带主要经历了四期冷却事件；熊胜青等(2020)基于高精度航空重磁数据讨论了中央隆起带的深部构造格架，以中央隆起带为界，南北羌塘盆地基底差异明显，以双湖为界，中央隆起带东西段差异显著.

北羌塘的大片出露的岩浆岩与青藏高原的演化过程密切相关，是研究青藏高原的良好窗口.Chi (2005)认为藏南内俯冲作用和高原边界构造带的脉动滑移效应是形成钾质火山活动和高原隆升的主要原因；刘国成等(2013)认为印度板块持续北向俯冲作用使得亚洲岩石圈前缘发生断离，造成藏北高原发生了钾质和高钾质的火山喷发和快速隆升.重磁异常与岩浆岩具有良好的对应关系，是研究隐伏岩浆岩赋存状态的手段之一，本文将基于三维反演结果展开讨论.

区域内在不同阶段开展过各类地球物理探测工作，包括重力、磁力、大地电磁、深反射地震和天然地震探测等，取得丰富的成果，前人基于各类成果提出了不同的认识.在重磁方法研究方面，主要利用不同比例尺的重力资料和航磁资料对区域进行了研究(熊胜青等，2020；李红蕾等，2017；张燕等，2013；郑洪伟等，2010)，尚缺乏高分辨率三维反演成果.本文收集了羌塘盆地中部区域1∶20万重力和磁力网格数据，在地质信息的约束下，基于三维物性反演计算，获得区域中上地壳三维密度和磁性结构，探讨区域主要构造的密度和磁性特征，为青藏高原羌塘盆地构造格架和演化历史的进一步研究提供地球物理证据.

1 数据与方法

1.1 数据范围与来源

本次研究范围为86.5—92°E，北纬31.8—35.2°N，包含了羌塘盆地中部及邻域部分区域，总面积约20.3万km2(图1蓝色虚线框).重力数据大部分为1∶20万网格化数据，网格间距2000 m，在部分边缘空白区域填充了1∶100万重力数据，布格异常值范围为-472.842 mGal至-573.919 mGal，精度±0.157 mGal，如图2a所示；磁力数据为1∶20万网格化数据，网格间距2000 m，在东北部边缘填充了1∶50万航磁数据，磁异常值范围为-326.6 nT至328.2 nT，精度±1.28 nT，如图2b所示.

图1 研究区及邻域地质图(据中国地质调查局发展中心1∶50万数字地质图改编)1 雪被区； 2 古近系； 3 侏罗系； 4 前震旦系； 5 第四系； 6 新近系； 7 三叠系； 8 侏罗-白垩系； 9 泥盆-石炭系； 10 中生代超基性岩； 11 中生代花岗岩； 12 中生代花岗闪长岩； 13 断裂； HJS可可西里—金沙江缝合带； LSS 龙木错—双湖缝合带； BNS 班公湖—怒江缝合带.L1-L5为剖面.Fig.1 Geological map of the study area and neighboring areas (adapted from the 1∶500000 digital geological map of China Geological Survey)1 Snow covered area; 2 Paleogene; 3 Jurassic; 4 Pre-Sinian; 5 Quaternary; 6 Neogene; 7 Triassic; 8 Jurassic-Cretaceous; 9 Devonian-Carboniferous; 10 Mesozoic ultrabasic rocks; 11 Mesozoic granite; 12 Mesozoic granodiorite; 13 Fault; HJS Hoh Xil-Jinsha River suture zone; LSS Longmucuo-Shuanghu suture zone; BNS Bangong Lake-Nujiang suture zone.

图2 研究区重磁异常等值线图(a) 布格重力异常等值线图(单位mGal)； (b) ΔT磁异常等值线图(单位nT).Fig.2 Contour map of gravity and magnetic anomalies in the central part of the Qiangtang Basin(a) Bouguer gravity anomaly contour map (mGal)； (b) ΔT magnetic anomaly contour map (nT).

羌塘盆地相对周围区域显示为重力低值区，位于班公湖—怒江缝合带和可可西里金沙江缝合带两条近东西向重力异常带之间，盆地中部有一个近东西走向的巨大、宽缓、封闭的重力低的异常区，该异常区又分为3个面积较小的重力低值异常区域，盆地中部双湖以西的中央隆起带重力特征较为显著且连续.低重力特征反映了莫霍面以凹陷为主，说明地下可能有较大的地壳低密度物质存在，且厚度巨大.局部异常以重力低为主，可能是沉积盆地引起的.

羌塘盆地磁场总体较为平静，以负异常为背景，叠加分布着部分北西向和东西向的串珠状、条带状局部异常，在双湖以西到玛依岗日一带，存在着两条近似平行的东西走向正磁异常带，强度约20～250 nT.在格拉丹东附近也存在着两个规模较大的正异常带.除此之外，在盆地边界处也存在部分磁异常陡变带，与盆地边界有较好的对应关系.

物性资料主要来源于1994—1996年、2004—2006年采集测试的岩石物性标本数据，统计结果如表1.结果显示随着年代的变老，地层密度大致呈现逐渐增大的趋势；区域内有中基性、中酸性岩浆岩，具有强磁性特征.

表1 研究区物性分层统计表Table 1 Summary of densities and magnetic susceptibility measured from samples in the central part of the Qiangtang Basin

1.2 重磁三维反演基本原理

本文使用基于空间导数约束的重磁物性三维反演方法(Li and Oldenburg，1996，1998a)，该方法对目标区域进行三维网格剖分，假定每个网格单元物性均匀，通过求解最小化目标函数φ(式(1))获得最佳解模型m，允许加入多种先验信息作为约束条件，如可将地表岩性转换为物性信息作为参考模型对反演结果形成约束，通过小波压缩实现大数据量快速反演.

(1)

式中μ是正则化因子；αs是模型长度系数；wr是距离加权函数；m0是参考模型；αx、αy和αz是三个方向的模型光滑系数；Wd为各剖分单元的权重；G是核函数矩阵；dobs为实际观测数据；λ为界限参数；aj、bj分别为j单元的物性下限和上限；mj为j单元的解模型.

1.3 数据预处理

本文收集的重磁数据为网格化数据，为避免引入插值计算误差，本文未对数据再进行网格化处理，最大程度保留有效信息.

布格重力异常是地下所有密度不均匀体的综合反映，需要提取反映目标深度范围内的异常信息，本文使用三维反演法提取了浅源布格重力异常(Li and Oldenburg，1998b)，去除浅源场平均值后如图3a所示.考虑到居里面深度与本次反演目标深度基本一致，本文未对磁场进行分离.

图3 重力剩余异常和反演地表密度参考模型(a) 剩余重力异常(单位mGal)； (b) 重力反演地表密度参考模型.Fig.3 Residual gravity anomaly and ground density reference model in gravity inversion(a) Residual gravity anomaly (mGal)； (b) Ground density reference model in gravity inversion.

重磁异常受浅地表密度和磁性不均匀体影响较大，考虑到本次研究的数据分辨率和研究目标尺度，理论上反演结果分辨率不会高于网格尺度(2000 m)，本文将重磁浅源异常向上延拓半个网格(1000 m)，以减少短波长的噪声和异常对反演结果的影响.

反演中使用的高程数据为SRTM DEM(Shuttle Radar Topography Mission Digital Elevation Model)数据，由于获取的重磁数据为网格化数据，本文使用的高程数据未包含原始测点高程，对反演结果的精度有一定的影响，反演计算时各个测点高程增加1000 m，以对应向上延拓高度.

1.4 反演参数

研究区范围为520 km×390 km，磁反演需要考虑区域居里面深度，确定目标深度为39 km，综合考虑多种因素，将核心区网格水平方向分辨率确定为2 km×2 km，在四个边部进行了扩边处理以减小边缘效应的影响，垂向网格厚度为1.5 km，共20层，最下4 层网格厚度为4 km，反演网格东西向为268个，南北向为203个，垂向为24个，共1305696个网格单元.该网格在核心区域保证了分辨率，同时保证每个网格都能有多个测量数据的存在，在边缘控制了边缘效应，垂向上越浅分辨率越高，兼顾了计算效率，因而是较为适合本次反演目标的.

重磁三维反演的多解性较强，添加各种约束条件是改善反演结果的有效途径，因此获取区域各类先验信息并转换为合理的约束条件非常重要.

参考模型对反演结果有重要影响，本文利用1∶50万地质图，基于羌塘盆地物性统计结果(表1)，在重力数据覆盖范围(图1蓝色虚线框范围)建立了地表密度参考模型，如图3b；其余网格不设置参考模型，通过增加约束条件改善反演结果.考虑到本次反演数据范围较大，同类岩石磁性变化范围较大，未设置磁化率参考模型.

网格单元的权重分为有参考模型区域和无参考模型区域两种，基于经验，本文设置前者权重设置为5，后者为1.

基于物性统计结果设置解模型密度变化范围为-0.5～0.5 g·cm-3，磁化率变化范围为0～0.07 SI，该约束为“硬约束”，是通过式(1)中的对数界限强制实现的，反演结果中靠近该范围边界的数据少，表明参数选取较为合理.

设置合适的噪声水平能够改善反演结果，本文根据实测数据的精度对噪声进行估计，在反演计算种采用广义交叉验证方法估算正则化因子μ并进行了试算调整，最终获得与先验信息拟合最佳的反演结果.

2 反演密度和磁化率分布特征

2.1 反演密度扰动特征

重力反演获得的密度扰动结果如图4，展示了2～36 km等8个深度的结果，图中黑色实线为图1中的主要构造线，白色实线为综合本次重磁反演结果划定的主要缝合带边界，叠加在不同深度的反演结果图上.

图4 研究区不同深度密度扰动(a) 2 km； (b) 6 km； (c) 10 km； (d) 15 km； (e) 20 km； (f) 25 km； (g) 30 km； (h) 36 km.Fig.4 Density disturbance of different depths in the study area

图5展示了5条剖面的密度扰动结果，剖面图上的三角符号分别表示图1和本文推断的主要构造边界位置，剖面位置如图1中的蓝色虚线所示，L1至L5对应的经度分别为87.04°E、88.09°E、88.62°E、90.19°E和91.77°E.需要注意的是反演获得的是相对于本层平均密度的密度扰动变化，图件均采用相同色标数值范围.

图5 研究区剖面密度扰动L1 87.04°E； L2 88.09°E； L3 88.62°E； L4 90.19°E； L5 91.77°E.Fig.5 Density disturbance of differentprofiles in the study area

图4和图5主要揭示了以下特征：不同深度的密度扰动横向变化幅度不同，随深度增加变化幅度有小幅增加，横向密度扰动异常区有更显著的集中趋势，表明不同构造单元在深部仍具有较强的差异性，暗示了区内多期次活动造成的复杂构造，浅部构造受到的影响更大且分辨率较高；研究区的密度变化与构造格架有较好的相关性，盆地边缘缝合带和盆地内部的主要断裂显示出密度不均匀特征，密度不均匀特征随深度增加变得显著或灭失.

2.2 反演磁化率分布特征

磁反演获得不同深度的磁化率分布如图6所示，与图4深度相同，叠加的构造边界与图4一致.5条剖面磁化率分布如图7所示，剖面图上的三角符号与图5位置一致，剖面位置与图5一致，图件色标数值范围保持一致.

图6 研究区不同深度磁化率分布(a) 2 km； (b) 6 km； (c) 10 km； (d) 15 km； (e) 20 km； (f) 25 km； (g) 30 km； (h) 36 km.Fig.6 Magnetic susceptibility distribution of different depths in the study area

图7 研究区不同剖面磁化率分布L1 87.04°E； L2 88.09°E； L3 88.62°E； L4 90.19°E； L5 91.77°EFig.7 Magnetic susceptibility distribution of different profiles in the study area

从图6和图7中可以看出：区域内磁异常体分布较为集中，主要存在于双湖以西，研究区东北部，班公湖—怒江缝合带一线，东部格拉丹东附近等区域，暗示了区域磁异常场总体特征的形成可能是均匀的基底磁性分布和部分区域火成岩、高磁性变质岩集中分布的综合反映；双湖以西磁化率异常带向下延伸至30 km，且在36 km处仍有部分存在；东部唐古拉山的高磁异常条带延伸至，在30 km仍有零星显示；部分盆地边界有显著的磁异常显示，其中班公湖—怒江缝合带的磁异常向下延伸深度不大.

3 讨论

3.1 主要构造单元特征

依据目前的地质、地球物理及古生物等各类证据，主流观点认为羌塘盆地分为北羌塘坳陷、中央隆起带和南羌塘坳陷三个主要构造单元，杨辉等(2002)、王进军(2015)基于基底构造和深大断裂将雁石坪西北的区域单独划分为沱沱河隆起.对羌塘盆地东北部边界的位置，也有学者提出了不同看法，熊胜青等(2013)基于重磁数据处理成果，划定边界比赵政璋等划定的边界向西南偏移，在红土山—雪莲湖—格拉丹东一线.

研究区重力场(图2a)总体上为南北方向分带，暗示了研究区主要密度界面随南北方向变化，重要分界线两侧有显著差异，与地质图(图1)有良好的对应关系；从磁场(图2b)来看，主要构造边界磁异常明显，呈条带分布，南北羌塘区域均为平静磁场，与构造单元关系紧密，磁反演结果揭示了相同的特征.重磁三维反演结果显示(图4—图7)：羌塘盆地的南北边界两条主要的缝合带存在较为明显的高磁性异常和高、低密度异常，特别是25 km以浅部分的高磁性异常体较为集中，暗示了中酸性岩浆岩和基性超基性岩浆岩随深度变化的展布特征；北羌塘坳陷下方有低密度异常体分布，部分区域为高磁性异常；南羌塘坳陷下方也以低密度异常为主，除尼玛北部分布的中生代花岗岩体造成的高磁异常外，其他区域未见显著的高磁性异常体；二者中间存在着一条东西走向的具有高密度、高磁性特征的变形变质杂岩带，但此异常带从西部延伸到双湖附近停止，在格拉丹东附近继续出现低密度、高磁性异常体(15 km以浅)，这与前人划分的南北羌塘界线基本一致，但双湖至唐古拉山之间未有显著的异常界线显示.

从重磁场特征和浅部反演结果来看，沱沱河区域单独划分为二级构造单元有一定的合理性，该区域的重力场特征与羌塘盆地北部的低值区有较为显著的差异，形成了重力梯度带，15 km以浅的反演结果也显示该区域有磁异常体存在，但幅值相对较低且分布范围较广；从深部反演结果看则与羌塘盆地具有一致的特征.据此本文认为沱沱河区域属于羌塘盆地的一部分，可能由于后期受到浅部各类构造运动的改造，形成了重磁场差异，但与中央隆起带的规模和向下延伸的程度相比，本文倾向于沱沱河隆起不划分为单独的二级构造单元.

对于研究区的基底性质，前人也获得了许多认识，羌塘地区电性层主要分为上中下三层，中层为连续低阻层，平均厚度20 km，北羌塘的中层连续性好于南羌塘区域；地震剖面反映出羌塘盆地南北挤压变形特征(李秋生等，2020).本文反演结果揭示了相似的特点(图8)：北羌塘基底埋深较南羌塘更浅，下伏高密度层，连续性较好；南羌塘基底起伏更大，下伏地层与北羌塘有差异，同时受到中央隆起带的部分影响，但在91.77°E剖面南北羌塘基底埋深几乎一致，表明羌塘盆地东部边缘深部构造与西部可能有较大差异.羌塘盆地重力异常呈现南北分带特征，且东西也有较明显差异，南羌塘重力高于北羌塘；北羌塘的成层性好于南羌塘，但中上地壳低密度体的分布仍不足以解释巨大的重力低值区，更多来源于下地壳和上地幔的密度界面起伏的贡献，这也得到了层析成像和接收函数研究结果的支持.

图8 研究区剖面推断解释结果L1 87.04°E； L2 88.09°E； L3 88.62°E； L4 90.19°E； L5 91.77°E.Fig.8 Inference results of fault location and basement of different profiles in the study area

综上，本文认为南北羌塘盆地的分界线是龙木错—双湖缝合带至唐古拉山一线，以该线为界，重力场北低南高；羌塘盆地基底界面最深处为北羌塘重力低值区，基底界面南深北浅.

3.2 主要缝合带特征

羌塘盆地的主要构造单元受班公湖—怒江缝合带(Bangong Lake-Nujiang suture zone，BNS)、可可西里—金沙江缝合带(Hoh Xil-Jinsha River suture zone，HJS)和龙木错—双湖(Longmucuo-Shuanghu suture zone，LSS)缝合带控制，研究其特征对羌塘盆地和青藏高原演化的进一步认识有重要意义.这三条缝合带在重磁异常和反演结果上也有明显揭示，其与反演结果的叠加如图4、图6所示，图中黑色实线是图1中的缝合带构造线，白色实线为本文综合重磁反演结果推断的缝合带.图5和图7分别为5条南北剖面的反演结果，图8是本文根据反演结果对主要构造线位置和部分区域基底起伏的推断.

宏观上看缝合带下方以高磁性体为主，同时存在条带状高密度体和低密度体(图8)；由于构造的复杂性，不同深度的密度扰动和磁性异常特征不尽相同.根据物性统计结果，基性、超基性火成岩具有高密度高磁化率特征，中酸性火成岩具有低密度高磁化率特征，这些具有高磁化率特征的火成岩与缝合带的关系密切，刻画缝合带中酸性火成岩和基性-超基性火成岩的分布范围和地下赋存状态，是研究缝合带演化的窗口之一.

班公湖—怒江缝合带(BNS)位于研究区南部，为一条规模巨大的东西向展布构造混杂岩带，本文划分的BNS范围如图4、图6中的白线所示，东西宽中间窄.莫霍面以此为界两侧形态变化较大，电性结构显示其是一组产状陡立、延伸至上地幔的高导体(金胜等，2009)，是羌塘盆地和拉萨地块的分界线，带内残存古、新特提斯(洋)的遗迹，是古、新特提斯的转换所在(曾庆高等，2020).该区域中上地壳厚度约为39 km，显著重力正异常特征更多来源于下地壳和地幔等深部构造的贡献.缝合带内的个别区域有酸性火成岩产生的负异常在一定程度上抵消了重力正异常，此类影响范围较小，埋深相对较浅，在局部研究时应予注意.

BNS磁异常为条带分布的不连续的串珠异常，从东至西异常幅值从大到小，变化剧烈，正负异常相间，从图6和图7中可以看出磁异常体向下延伸至15 km，深部几乎无高磁性岩体存在，且在90.2°E以东磁异常埋深小于10 km，幅值低、规模小，91.77°E剖面BNS南侧的高磁性高密度异常是安多南部的花岗岩和变质岩引起的.这表明异常可能主要是中浅部的岩浆岩引起的，虽然该缝合带规模和深度巨大，由于该缝合带经历了多期次复杂的地质活动，高磁性岩浆岩可能并非从浅至深连续存在，也有可能由于区域下方的地温梯度较高，导致居里面埋深较浅.BNS两侧重力场南高北低，为梯度陡变带，东西向高重力异常特征连续，是青藏高原的重力最高值区，地表分布变质岩、中基性火山岩和基性-超基性侵入岩等高密度岩体，图4和图5显示条带状高密度岩体存在且向下延伸且超过39 km，主要以高密度异常为主，个别层位存在低密度扰动，暗示了缝合带复杂构造特征.从西到东的密度和磁化率剖面，展示了BNS从西到东南北两侧的密度和磁化率变化，BNS南侧的低密度体较北侧更多，是南侧冈底斯地块和缝合带的反映，冈底斯地块的北俯冲导致了班公湖—怒江洋的闭合，并未形成增生杂岩(曾庆高等，2020)，从图8中BNS南侧界线也可以看出拉萨地体深部北向俯冲造成浅部北倾的部分痕迹.

可可西里—金沙江缝合带(HJS)位于研究区北部，是一条近东西向延伸穿过研究区的构造混杂岩带，分隔了羌塘盆地和巴颜喀拉地块.重磁异常为近东西向展布，中间有多处截断，可能是地层和岩体断块的反映.磁异常为连续的串珠状高磁异常条带，幅值略低，该缝合带岩浆活动较弱，露头较少(王进军，2015).磁反演结果也证明了这一点，以若拉岗日为界，东部磁异常体向下延伸至30 km；西部在15～25 km的分布多于浅部，在25 km以下几乎无磁性体存在.HJS两侧重力异常北高南低，反映了盆地边缘的密度界面起伏情况，西部重力异常为高值，其余区域为低值，经过的若拉岗日地区为显著低密异常区(L3剖面北侧)，重力低值可能是HJS坳陷的反映.从重力反演结果看，以低密度特征为主，高密度体伴生存在，呈平行条带状分布，在各深度上均具有较好的横向连续性，浅部的连续性好于深部，若拉岗日区域的低密度特征向下具有较好的延续性，延伸至36 km仍有显示；以89.6°E附近为界，西部低密度区延伸深度较东部更深；部分剖面下方低密度体向南方偏移，地质图划分的HJS位置可能有一定的偏差.结合上述特点，本文认为HJS向下切割较深，引起磁异常的岩浆岩大量存在于中地壳，后期受到复杂的地质改造和岩石变质作用，形成了大量的断块.

龙木错—双湖缝合带(LSS)是位于羌塘盆地中部的杂岩带，是分隔南北羌塘的重要地质界线，控制了羌塘盆地的中新生代沉积过程，可能是印度和欧亚板块的前缘在深部汇聚的反映，有人称为“中央隆起带”.当前对中央隆起带的讨论仍是青藏高原研究的热点之一，直接影响了人们对青藏高原演化的认识，各方学者持多种观点，主要有：冈瓦纳北界的位置是中央隆起带还是班公湖—怒江缝合带(有少数学者持其他观点)，中央隆起带是否延伸至双湖以东.

李才等(2006，2007)命名了龙木错—双湖—澜沧江板块缝合带，并认为其是冈瓦纳板块北界；Liang(2020)认为龙木错—双湖缝合带是古特提斯洋向北俯冲于北羌塘地块之下的羌塘中央变质杂岩带；曾昭发等(2016)基于电性结构差异、莫霍面差异和重力异常等认为龙木错—双湖—澜沧江板块缝合带为冈瓦纳板块北界，双湖以东存在中央隆起带，提出磁性异常不连续可能是因为无磁性岩石盖层较厚、基底古生代地层磁性弱造成的；熊胜青等(2020)基于最新的航空重磁数据处理结果，认为中央隆起带存在.潘桂棠等(2004)从多组地质证据、地球物理证据和古生物证据等论证班公湖怒江缝合带是冈瓦纳板块北界；张燕等(2013)基于重力、电性、速度结构等方面的证据，持相同观点.

从磁异常图上看，双湖以西和东部格拉丹东、唐古拉山附近的条带状磁异常幅值较高，是研究区内的磁异常最高区域，正负异常伴生，前者为东西走向，后者为北西西走向，主要对应了岩浆岩分布区域，暗示了可能该区域可能经历了较为剧烈的岩浆活动，二者之间的区域则为磁场背景区.重力异常图上揭示双湖以西为条带状重力异常高值区，可能是隆起基底和一系列变质岩、岩浆岩共同作用的结果，东西走向，分割了南北羌塘的重力低值区，东部格拉丹东则为研究区内的重力最低值区，两个区域在重磁特征上表现不同：双湖以西为高重力异常和高磁性异常条带，结合地质图分析，有可能是中基性的岩浆岩、变形变质杂岩带，北部的低重力高磁性与地表的花岗岩出露对应；格拉丹东、唐古拉山附近为高磁异常条带和重力低值区圈闭，地表也有中酸性岩浆岩出露，能够引起局部重力异常；双湖至唐古拉山之间则没有显著的磁异常和重力异常.

重磁三维反演结果和剖面图显示：双湖以西的带状磁异常体从西向东，向下延伸的深度逐渐变浅，从30 km以深逐渐减小至88.6°E附近的20 km，并很快消失，考虑到反演算法中平滑因子会造成一定的平滑效果，此处可以称为 “戛然而止”；高低密度体为伴生状态，南部以高密度体为主，中部则以低密度体为主，向下延伸至36 km，具有较好的延续性.格拉丹东附近的磁性体从浅到深呈现“弱-强-弱”的特征，延伸至20 km，下方无显示，唐古拉山下方的磁性体则延伸至30 km深度仍有显示，与地质图划分的缝合带位置有较好的吻合度；格拉丹东下部的低密度体持续存在，南侧的条带状高密度带也有较好的继承性.但是双湖和唐古拉山之间几乎无磁性体显示，从剖面图看密度扰动分布无明显规律且不同深度的延续性不明确.

基于本文三维反演结果，结合重磁异常特征，本文认为并不存在完全贯穿羌塘盆地的中央隆起带，即龙木错—双湖缝合带存在，双湖至唐古拉山之间存在显著的“隆起带”尚缺乏足够的证据.主要因为双湖以西的密度和磁性特征与双湖以东大相径庭，且与唐古拉山附近的特征也有区别.从更大的尺度来看，双湖以东中央隆起带的地球物理特征尤其是重磁场幅值和规模，与羌塘盆地南北侧的HJS和BNS相比，并非特别明显，如果龙木错—双湖—澜沧江缝合带为冈瓦纳北界，双湖至唐古拉山之间的地球物理特征不连续尚需合理的解释.当然也可能由于其他原因导致的重磁场特征不显著，但本文认为重磁场异常同时较低的可能性不大，特别是板块汇聚区域的消减、碰撞等复杂的地质过程一般会导致缝合带范围存在大量的岩浆岩，从而引起显著的磁异常条带，这从双湖以西的区域可以看出.因此即使存在贯穿羌塘盆地的中央隆起带，其在双湖至格拉丹东之间产生的“平静区”，需要更多的地质及地球物理证据.

3.3 北羌塘岩浆岩分布区

本次研究区域的重力最低值区域在北羌塘，低值异常除了主要来源于莫霍面的起伏外，与北羌塘火山岩分布范围较为吻合，该区域广泛分布了新生代钾质、超钾质火成岩，不受北部可可西里—金沙江缝合带的影响，被认为是研究新生代以来青藏高原岩石圈物质组成、壳幔作用以及高原隆升机制的重要窗口(刘国成，2013).对该区域的火成岩的来源也有较大争论，基于火山岩研究、MT、地震层析成像和地球化学结果等各类证据，部分学者认为其完全来源于地幔，也有学者认为其来源于下地壳，还有人认为地壳源和地幔源都有.

从局部异常的角度看，北羌塘的重力低异常与普若岗日花岗岩有关，区域内的磁异常较为低缓说明浅部的磁异常较弱，深部的磁性体无显著变化(苑守成等，2007)；从大区域角度看，藏北钾质火山集中分布的区域均衡重力异常较高，剩余均衡重力异常则显示了该区域的低值异常，表明下部地壳和岩石圈地幔整体上呈物质亏损状态，物质亏损来源于地幔和下地壳物质，重力亏损从地幔延伸至地表，这可能是强烈的壳幔活动改造及相互作用导致的结果，与亚洲岩石圈地幔前缘断离作用有关，可能由于印度岩石圈地幔前缘俯冲进入软流圈深处，深部软流圈地幔的热物质向上扩散深部地幔物质上涌，造成了火山岩体的大面积出露(郑洪伟等，2010；刘国成等，2013)，层析成像的结果支持上述观点(邹长桥等，2012).

布格重力异常显示该区域主要有三个低重力异常圈闭，分别位于普若岗日、格拉丹东及普若岗日东北部，剩余重力异常(图3a)中仍可以看出这三个圈闭，但范围缩小了很多，表明大范围重力负异常的贡献来源于下地壳和地幔.该区域下方分别存在着三个明显的低密度异常体(图4)，低密度特征向下具有延续性(图5、图8)，其中普若岗日和格拉丹东区域的低密度异常区域和幅值变化范围更大、向下的延伸连续性更好，由于下地壳和上地幔贡献了更多的重力负异常，有更多的低密度异常体存在于下地壳和地幔，可能是岩石圈地幔与软流圈在热作用下导致的低密度化，也可能是地表火山岩的物质来源，尚需更多的证据.磁异常显示研究区内北羌塘东部有部分高磁异常显示，中部为大片的平静区，中东部以普若岗日为中心有一条北西走向的条带状磁异常，长度超过120 km，东部的磁异常分布更广泛且分散，以格拉丹东附近区域最大，反演结果显示这些磁性体从地表向下延伸至15 km，至20 km仍有零星显示(图6、图7)，印证了有大规模的火山喷发活动形成的火成岩，双湖缝合带有可能是岩浆上涌通道之一(曾思红等，2017)，其来源则为更深处的下地壳和地幔.

羌塘盆地的演化经历了多期次的构造作用，形成了现今复杂的构造现象.羌塘盆地低值重力异常的主要源区深度大于39 km，即位于下地壳和地幔.本文认为上地壳和地表广泛存在的大量岩浆岩是引起局部重力低、磁力高的主要原因，存在于下地壳和地幔的低密度岩浆岩则是引起大范围重力低异常的主要原因，同时上地幔具有低波速特征，基于此推断羌塘盆地下方可能是受到印度板块俯冲前缘的影响.

4 结论

本文利用重磁异常数据反演了羌塘盆地中部区域中上地壳三维密度和磁性结构，基于反演结果得到了几个认识：基于主要构造单元的密度和磁化率分布特征，认为沱沱河隆起属于北羌塘坳陷的一部分，与羌中凹陷区别显著，龙木错—双湖缝合带至唐古拉山一线是南北羌塘的分界线；以双湖为界，东西部密度和磁性结构大相径庭，双湖至格拉丹东一线没有显著异常，从重磁角度看双湖至格拉丹东之间的“中央隆起带”不存在；羌塘北部广泛分布的火山岩主要存在于上地壳，来源可能是下地壳和地幔，羌塘盆地下方可能受到印度板块俯冲前缘的影响.

本文的观点是在前人认识的基础上，根据重磁三维反演结果进行推断获得的.羌塘盆地数据采集难度大，本文收集的数据为网格化数据，先验信息的缺乏和算法的限制，在一定程度上影响了反演结果的精度，在宏观尺度的变化趋势和基本规律是可信的.在获取更高分辨率、更高质量的数据和更多可靠先验信息的约束下，可以反演获得更精细的地下结构，刻画出更多的细节特征，为进一步揭示青藏高原演化过程提供地球物理证据支持.

致谢本文得到了中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心尹航的帮助；两位审稿专家和编辑同志提出了建设性意见，提升了本文质量，在此表示感谢.同时感谢国家自然科学基金项目的支持.