班公湖—怒江缝合带中段深部电性结构及其构造意义

薛 帅, 卢占武, 梁宏达, 李文辉, 王海燕

1)自然资源部深地动力学实验室, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;2)中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所, 河北 廊坊 065000

新生代印度-欧亚大陆的碰撞汇聚, 形成了规模宏大的青藏高原, 它南起喜马拉雅山脉南缘, 北至阿尔金和祁连山北缘, 西临帕米尔高原和喀喇昆仑山脉, 东接四川盆地(Yin and Harrison, 2000;Tapponnier et al., 2001; Zhu et al., 2013; 许志琴等,2013; 吴福元等, 2020; 侯增谦等, 2021; 朱日祥等,2022)。青藏高原自南向北依次可分为喜马拉雅地块、拉萨地块、羌塘地块、松潘—甘孜地块、昆仑—柴达木地块和祁连地块, 分别以雅鲁藏布江缝合带、班公湖—怒江缝合带(BNS)、金沙江缝合带和多个大型断裂为界(Yin and Harrison, 2000; Tapponnier et al., 2001; Zhu et al., 2013; 曾庆高等, 2020)。其中, 班公湖—怒江缝合带位于青藏高原中部, 作为青藏高原羌塘地块和拉萨地块拼接的板块缝合带,它西起班公湖, 向东沿改则、班戈和安多, 然后在丁青向南转向怒江, 全长超过 2000 km, 普遍研究认为是中生代中晚期新特提斯洋北支消减闭合的遗迹(Armijo et al., 1989; Yin and Harrison, 2000; 潘桂棠等, 2004, 2006; Guynn et al., 2006; Zhu et al., 2013,2016; 唐跃等, 2019; 曹勇等, 2019; 曾庆高等, 2020;吴福元等, 2020; 朱日祥等, 2022)。对班公湖—怒江缝合带开展了较多研究, 但对于班公湖—怒江洋(班怒洋)成因、时代和演化模式等方面还存在较大争议(吴福元等, 2020; 徐向珍等, 2021; 朱日祥等,2022), 尤其对于俯冲极性, 一些学者研究认为班怒洋一直向北俯冲至羌塘地块之下(Yin and Harrison,2000; Kapp et al., 2003; Guynn et al., 2006), 部分学者认为班公湖—怒江洋南向俯冲至拉萨地块之下(Shi et al., 2004; 潘桂棠等, 2004, 2006; 朱弟成等,2006), 还有部分学者认为它是向南向北双向俯冲(Zhu et al., 2011, 2016; 王伟等, 2020)。同时, 在班公湖—怒江缝合带北部存在另一条龙木错—双湖缝合带, 分割了北侧的北羌塘和南侧的南羌塘地块,研究认为其记录了古特提斯洋俯冲闭合的证据(李才等, 2006; 李才, 2008; 翟庆国等, 2009; Zhai et al.,2011; 许志琴等, 2013)。

自中新世以来, 青藏高原构造机制发生转变,由南北向挤压向东西向伸展转变, 发育不同方向和规模的伸展构造, 形成一系列裂谷、走滑断裂和正断层(Armijo et al., 1989; Yin and Harrison, 2000; Yin,2000; 吴珍汉等, 2002; 丁林等, 2006; Xue et al.,2021; 侯增谦等, 2021)。其中, 位于高原中部的共轭走滑断层在运动学上与N-S向裂谷相连, 被认为是高原内部最年轻的构造变形, 共同吸收并调节了高原中部晚新生代以来的南北向挤压和东西向伸展作用(Yin, 2000; Taylor et al., 2003; 丁林等, 2006;Kapp et al., 2008)。目前, 在青藏高原中部开展了较多的地球物理观测工作, 天然地震数据和深反射地震剖面显示, 北拉萨地壳厚度为～68～75 km, 羌塘地块为～58～69 km, 两个块体在班公湖—怒江缝合带附近存在～5～10 km 的 Moho错断(Owens and Zandt, 1997; 王椿镛等, 2008; 徐强等, 2010; Gao et al., 2013; Lu et al., 2013)。同时, 宽频带地震数据和大地电磁结果显示拉萨地块和羌塘地块中下地壳存在S波低速异常、地壳高波速比和低阻异常(Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2004, 2005; Solon et al.,2005; 王椿镛等, 2008; Rippe and Unsworth, 2010;徐强等, 2010; Zeng et al., 2015; Liang et al., 2018;金胜等, 2019; 严江勇等, 2019; Dong et al., 2020;Xue et al., 2021; 牛潇等, 2021; 薛帅等, 2022)。

大地电磁法作为重要的深部地球物理探测方法, 对深部流体(含盐流体、部分熔融等)比较敏感,在青藏高原及其周缘的深部探测研究中取得了大量成果(Wei et al., 2001; Unsworth et al., 2004, 2005;Bai et al., 2010; Zeng et al., 2015; Liang et al., 2018;金胜等, 2019; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帅等, 2022)。因此, 为了研究班公湖—怒江缝合带深部结构特征, 本文在缝合带中段开展了大地电磁深部探测工作, 通过处理和分析大地电磁测深曲线和相位张量以及开展三维大地电磁反演计算, 获得班公湖—怒江缝合带两侧的深部电性结构, 结合相关的地质资料, 讨论了研究区深部电性结构的构造意义。

1 区域地质概况

本文研究区位于青藏高原中部的班公湖—怒江缝合带中段, 大地电磁测线自色林错东侧起, 穿过班公湖—怒江缝合带, 至双湖县内(图1)。班公湖—怒江缝合带作为南部拉萨地块和北部羌塘地块的重要分界线, 主要由蛇绿岩、复理石沉积和俯冲杂岩组成, 且沿线及两侧广泛分布白垩纪岩浆岩, 记录了班公湖—怒江特提斯洋俯冲至闭合以及拉萨地块和羌塘地块碰撞过程(Yin and Harrison, 2000; Zhu et al., 2013, 2016; 吴福元等, 2020; 唐跃等, 2019;刘飞等, 2020; 曾庆高等, 2020; 王伟等, 2021)。其中, 班公湖—怒江缝合带中段的构造演化最为复杂,也称藏北湖区, 是整条缝合带内最宽广, 也是蛇绿岩出露范围最广的地区(图 1), 自南向北呈面状分布不同的分支缝合带(如东巧—安多、北拉—拉弄和永珠—纳木错), 代表了该区域不同分支洋盆和小洋盆闭合的遗迹(Zhu et al., 2011, 2013; 唐跃等,2019; 刘飞等, 2020; 曾庆高等, 2020)。

图1 青藏高原中部地质构造简图和大地电磁测点位置Fig. 1 Topographic and tectonic map of Tibetan Plateau,and the locations of MT stations in this study

班公湖—怒江缝合带以南的拉萨地块是一条巨型构造-岩浆岩带, 广泛分布着中生代岩浆岩, 内部东西向断裂和次一级地质构造明显发育(Yin and Harrison, 2000; 潘桂棠等, 2006; 赵志丹等, 2006;莫宣学等, 2006; 朱弟成等, 2006, 2008; 纪伟强等,2009; Zhu et al., 2013; 莫宣学, 2020)。Zhu et al.(2011)以狮泉河—纳木错混杂岩带(SNMZ)和洛巴堆—米拉山断裂(LMF)为界, 将拉萨地块划分为北冈底斯带(或北拉萨地块)、中冈底斯带和南冈底斯带。夹持在传统的班公湖—怒江带和南侧的狮泉河—纳木错带之间的北冈底斯带(北拉萨地块), 是一套由俯冲增生杂岩和不同规模弧相关岩浆岩及磨拉石建造构成的增生块体, 显示出明显新生的特征(朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2011; 莫宣学, 2020; 唐跃等, 2021)。

班公湖—怒江缝合带以北的羌塘地块, 内部大致以龙木错—双湖缝合带为界, 形成“两坳夹一隆”的构造格架, 即南羌塘坳陷(或南羌塘地块)、中央隆起带和北羌塘坳陷。研究发现, 南、北羌塘地层沉积建造和古生物组合差别较大, 北羌塘地块主要发育泥盆—二叠纪的砂岩、页岩和灰岩, 其中石炭—二叠纪地层含温水型华夏植物群, 而南羌塘地块主要由寒武—志留纪浅变质的灰岩、砂岩和板岩以及石炭—二叠纪沉积岩夹基性火山岩等两套地层构成,其重要特征是发育冰川沉积, 并见早二叠世冷水生物群, 南北羌塘碰撞拼合以后, 晚三叠世—新生代沉积岩覆盖在南北羌塘之上构成盖层(潘桂棠等,2004; 李才等, 2006; 李才, 2008; 翟庆国等, 2009;Zhai et al., 2011; 许志琴等, 2013; 张以春等, 2019;赵珍等, 2019; 曹勇等, 2019; 吴福元等, 2020)。

2 大地电磁数据采集、处理与反演

2.1 数据采集与处理

本文沿一条近南北向测线收集整理和采集了15个宽频带大地电磁测点数据(图 1), 测线南端起始于北拉萨地块的色林错东侧, 穿过班公湖—怒江缝合带(BNS)和尼玛—多玛左旋走滑断裂(NDF),北端进入南羌塘地块, 总长约140 km, 平均点距约10 km。野外大地电磁数据分别于2015年和2021年采集完成, 使用加拿大凤凰公司生产的 V5-2000系列大地电磁仪器, 每个测点的观测时间不小于20 h。

本文采用SSMT2000和MT-Editor软件对大地电磁数据进行时频转换、Robust估算(Egbert, 1997)和功率谱挑选等处理, 获得了大地电磁全阻抗张量响应数据(Zxx, Zxy, Zyx, Zyy), 频带范围为～320 Hz～2000 s。由于本文研究区主要位于藏北湖区, 人文和工业电磁干扰相对较少, 所以大部分测点大地电磁数据质量较好, 图 2为四个典型测点的大地电磁响应曲线。测线南端的测点 S071位于北拉萨地块, 视电阻率曲线整体表现为随着周期的增大而逐步减小, 但当周期≥～10 s时, yx模式视电阻率先明显增大然后变小, 该测点响应曲线特征说明测点下方为低阻结构, 但可能中间夹持高阻体。测线北端的测点SS08位于南羌塘地块, xy模式视电阻率随着周期的增大, 先增大然后减小, 而yx模式视电阻率曲线波动较小, 预示高阻结构下可能分布低阻异常。测线中部的测点SS03和SS05位于班公湖—怒江缝合带和尼玛—多玛断裂附近, 其中测点SS05靠近多玛地热区(图 1), 与其他测点相比(如测点 S071和 SS08), 视电阻率曲线波动相对较大,随着周期的增大, xy模式视电阻率曲线先下降然后抬升再下降, yx模式视电阻率曲线则先缓慢抬升然后再下降, 这种曲线特征可能是由于块体间缝合带和断裂带引起的结果。

图2 典型测点大地电磁测深曲线(S071、SS03、SS05和SS08, 测点位置见图1)Fig. 2 Typical MT sounding curves along the profile (locations of sites S071, SS03, SS05, and SS08 are illustrated in Fig. 1)

2.2 相位张量分析

大地电磁相位张量分析方法(Caldwell et al.,2004)自被提出后, 由于其不需要事先对地下电性结构维性作出任何前提假设等优点, 被广泛地应用于地下维性和深部电导率变化等分析中(Liang et al.,2018; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帅等,2022)。大地电磁相位张量常以一系列椭圆来表示,椭圆的长轴或短轴可用于指示地下电性结构的横向变化, 椭圆的填充色代表相位张量偏离度β, 当|β|值较大时(如|β|＞3°), 说明深部电性结构表现为三维性(Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帅等, 2022),图3展示了研究区域不同周期(～1.0 s、10 s、100 s和1000 s)的大地电磁相位张量。当周期为～1.0 s和10 s时(图3a和b), 除班公湖—怒江缝合带附近部分测点, 大部分测点相位张量|β|值较小, 且椭圆长轴或短轴方向显示为近东西向, 说明地下较浅部为相对简单的一维或二维电性结构。当周期增大为～100 s时(图 3c), 一些测点相位张量|β|值有所增加。当周期为～1000 s时(图3d), 虽然较多测点的相位张量|β|值仍较小, 但较多测点相位张量椭圆长轴或短轴方向显示比较杂乱, 尤其班公湖—怒江缝合带区域测点相位张量, 可能说明深部存在区域性三维性电性结构。因此, 为了获得有效可靠的深部电性结构, 本文开展了大地电磁三维反演计算研究。

图3 研究区域不同周期大地电磁相位张量(1.0 s、10 s、100 s和 1000 s)Fig. 3 The MT phase tensors in the study area(1.0 s, 10 s, 100 s, and 1000 s)

2.3 三维大地电磁反演

本文采用大地电磁三维反演程序包 ModEM(Egbert and Kelbert, 2012)用于大地电磁数据的三维反演计算, 该算法广泛应用于造山带大地电磁正反演研究中(Xu et al., 2020; Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帅等, 2022)。在本文三维大地电磁反演中, 每个测点有 22个频点全阻抗张量响应数据参与, 等对数间隔的分布在周期为0.01～2000 s范围内,反演数据误差限设为|Zxy*Zyx|1/2×5%。三维反演网格模型由长方体组成, 剖分方式上, 纵向(z)网格首层厚度设为30 m, 往下各层厚度按照1.2倍数递增,直至深度500 km。横向上(x, y), 在反演模型的中心区域, 按5 km×5 km网格等间距剖分, 在中心区域外, 则按照 1.5倍的比例系数向外扩展 10个网格,共获得 52(x)×38(y)×51(z)网格。本文的反演初始模型为100 Ω·m均匀半空间, 三个方向的圆滑参数均取0.3, 初始正则化因子λ设为100, 并以10的倍数递减。经过82次反演迭代, 获得了三维大地电磁反演结果, 反演数据拟合误差RMS从14.81降至1.43,大部分测点拟合误差 nRMSpreferred_model均表现较小(图 4), 且三维反演结果较好的拟合了大地电磁测深曲线(图2, 红色和蓝色实线)。

图4 不同测点的三维反演拟合误差nRMSpreferred_model以及不同深度灵敏度测试的测点拟合误差分布nRMSfixed_below_10/20/35/50 km (分别替换10 km、20 km、35 km和50 km深度以下电阻率时的拟合误差)Fig. 4 Fitting errors of inversion data at different observation sites (nRMSpreferred_model), and fitting errors when replacing resistivity below 10, 20, 35, and 50 km with 100 Ω·m (nRMSfixed_below_10/20/35/50 km)

一般, 大地电磁法可有效约束地下低阻层或高导层顶部, 但对于高导层的深部延伸则不敏感(Unsworth et al., 2004; Dong et al., 2020; Xue et al.,2021)。为了验证本文反演结果的可靠性, 我们对反演结果进行深度灵敏度测试, 即将反演结果中10 km、20 km、35 km、50 km深度以下的电阻率替换为初始模型电阻率 100 Ω·m, 然后计算不同替换深度下沿测线分布(不同测点)的拟合误差nRMSfixed_below_10/20/35/50km。灵敏度测试结果(图4)显示,当替换10 km和20 km以下电阻率为100 Ω·m时,大部分大地电磁测点表现为明显增高的拟合误差nRMSfixed_below_10/20km, 说明本文大地电磁数据可有效约束高导体(C1和C2)顶界面。当替换35 km深度以下电阻率时, 大地电磁测点拟合误差nRMSfixed_below_35km显著降低, 但大多测点的拟合误差仍大于nRMSpreferred_model。而当替换深度为50 km时, 大部分测点的拟合误差nRMSfixed_below_50km基本和反演结果一致。因此, 本文大地电磁数据有效约束深度应≤50 km, 即无法有效穿透高导异常体(C1和 C2)。

3 三维反演电阻率模型

通过上述大地电磁数据处理、分析和三维反演计算, 获得了可靠的班公湖—怒江缝合带中段两侧区域的大地电磁三维反演电阻率模型, 图 5展示了浅表至下地壳的沿南北向测线大地电磁结果。在三维大地电磁反演结果(图 5)中, 最显著的电性结构特征是中下地壳存在显著连续的低阻高导异常C1+C2。大致以班公湖—怒江缝合带为界, 中下地壳高导异常可分为两部分, 北拉萨地块的高导异常C1顶界埋深～15 km, 近水平展布, 而缝合带北侧的南羌塘地块高导异常C2则以明显较陡的角度(约30°)北倾, 并在测线北端逐渐消失。在高导异常(C1和C2)之上, 分布明显的高阻结构(R1和R2), 高阻结构底部伴随高导异常(C1和C2)变化而变化, 两者在班公湖—怒江缝合带附近区域被低阻异常LR所隔断, 低阻异常LR自地表向下延伸, 并与低阻异常C1和C2相连。同时, 在北拉萨地块地表浅部还分布低阻异常层, 有可能与低阻异常LR相连。

图5 南北向大地电磁测线三维反演结果Fig. 5 N-S cross-section from the preferred 3D inversion result

4 讨论

4.1 深部电性结构特征

本文三维大地电磁反演结果(图 5)基本符合研究区的大地电磁测深曲线特征(图 2), 如在北拉萨地块, 浅部存在低阻异常层, 深部发育中下地壳高导异常层 C1, 中间分布高阻结构 R1, 与该区域的大地电磁响应曲线变化特征(如S071, 图2a)基本一致。在班公湖—怒江缝合带附近区域, 北拉萨地块下方近水平展布的高导异常 C1逐渐向南羌塘地块下方北倾的高导异常 C2过渡, 并与浅部发育中-低阻异常区LR相连, 隔断了两个块体的上地壳高阻结构(R1和R2), 这种相对复杂的电性结构可能说明拉萨地块和羌塘地块之间比较复杂的碰撞拼合过程。

前期在班公湖—怒江缝合带区域已开展了多个大地电磁研究工作(如INDEPTH-500线, Wei et al.,2001; Unsworth et al., 2004; Solon et al., 2005; Rippe and Unsworth, 2010; Zeng et al., 2015; 金胜等,2019), 大地电磁二维反演结果均显示, 在班公湖—怒江缝合带区域深部存在低阻异常, 但低阻异常的形态、延伸和电阻率值等方面存在一些差异, Wei et al.(2001)揭示班公湖—怒江缝合带下方电性结构比较简单, 大致可分为上部高阻层和下部低阻层,Solon et al.(2005)显示班公湖—怒江缝合带下方存在一近直立低阻异常体, 而金胜等(2019)则发现在班公湖—怒江缝合带南北两侧分别发育较陡立的低阻异常, 这些与本文三维大地电磁反演结果中低阻异常形态的差异性, 可能与大地电磁二维和三维反演算法有关。地壳深部低阻异常在青藏高原地壳和雅鲁藏布江缝合带附近大量被揭示研究(Unsworth et al., 2004, 2005; Liang et al., 2018; Chen et al., 2018;Dong et al., 2020; Xue et al., 2021; 薛帅等, 2022),普遍研究认为其可能主要由地壳部分熔融和含盐流体所致, 并可能形成了向四周流动的青藏高原中下地壳流(Unsworth et al., 2005; Bai et al., 2010)。同时,研究区开展的宽频带地震数据研究显示, 拉萨地块和羌塘地块中下地壳表现为S波低速异常和地壳高波速比以及块体间复杂的莫霍过渡带, 也支持该区域存在热和软弱地壳物质(Owens and Zandt, 1997;潘桂棠等, 2004; 王椿镛等, 2008; 徐强等, 2010; 严江勇等, 2019; 牛潇等, 2021)。

班公湖—怒江缝合带南北两侧大地热流差异明显, 大地电磁测线南段东侧的伦坡拉盆地(HF1,图1), 大地热流值可达140 m·W/m2, 在测线中部的班公湖—怒江缝合带和尼玛—多玛断裂附近发育有多玛地热(图 1), 而在大地电磁测线北端和更北部,大地热流值明显减小至42.7 m·W/m2和58.3 m·W/m2(HF2和 HF3, 图 1) (潘桂棠等, 2004; 金春爽等,2019)。我们分析认为, 班公湖—怒江缝合带以南的高导地壳部分熔融层(C1)可能通过加热上覆地层,导致了伦坡拉盆地的高大地热流值, 而缝合带附近的多玛地热, 很可能是深部热物质(C1和C2, 图5)沿古缝合带和断裂等软弱破碎带上升, 从而发育了浅部低阻异常 LR和形成了多玛地热。同时, 班公湖—怒江缝合带以北显著降低的大地热流值, 则很可能与三维大地电磁反演结果中向北逐渐消失的中下地壳高导异常相关, 也可能对应了向北变薄的地壳厚度(Owens and Zandt, 1997; 王椿镛等, 2008;徐强等, 2010; Gao et al., 2013)。因此, 班公湖—怒江缝合带两侧的大地热流值变化, 可以较好地吻合本文的三维大地电磁反演结果。

另外, 在高导异常体(C1和C2)之上, 分布两个明显的高阻结构(R1和R2, 图5), 分别位于北拉萨地块和南羌塘地块, 其中南羌塘地块高阻结构 R2明显厚于北拉萨地块高阻结构 R1, 这种高阻结构应该与上地壳地层沉积建造和构造活动强烈等相关。如章节 1所述, 北拉萨地块由一套俯冲增生杂岩和不同规模弧相关岩浆岩及磨拉石建造构成的增生块体, 具有明显新生的特征(朱弟成等, 2008;Zhu et al., 2011; 莫宣学, 2020; 唐跃等, 2021), 而南羌塘地块主要由寒武—志留纪浅变质的灰岩、砂岩和板岩以及石炭—二叠纪沉积岩夹基性火山岩等两套地层构成(潘桂棠等, 2004; Zhai et al., 2011; 赵珍等, 2019; 曹勇等, 2019; 吴福元等, 2020)。所以,我们分析认为高阻结构(R1和 R2)分别暗示了两个块体的不同地质构造活动特征, 较薄的高阻结构R1可能指示北拉萨地块地壳已广泛被新生地壳所取代, 而较厚的南羌塘地块高阻结构 R2则说明南羌塘地块仍大量保留未被破坏的古老地壳, 这也与向北显著降低的大地热流值(HF2和HF3, 图1)相吻合。

4.2 深部地壳高导异常构造意义

如章节 1所述, 大量地质资料显示, 拉萨地块和南羌塘块体之间在中生代存在一个大洋, 即班公湖—怒江洋(班怒洋), 属于新特提斯洋北支(Yin and Harrison, 2000; 吴福元等, 2020; 朱日祥等, 2022),可能形成于二叠纪(Zhu et al., 2016; 张以春等,2019), 并于白垩纪俯冲闭合(Kapp et al., 2008; 唐跃等, 2019; 曹勇等, 2019), 导致了拉萨地块和羌塘地块的碰撞拼合。但对于班怒洋的俯冲极性仍存在较大争议, 如一部分学者认为班怒洋持续向北俯冲至羌塘地块之下(Yin and Harrison, 2000; Kapp et al.,2003; Guynn et al., 2006), 另一些学者则认为班怒洋是向南北双向俯冲(Zhu et al., 2011, 2016), 导致了拉萨地块和羌塘地块的弧-弧“软”碰撞, 且南向的俯冲板块可能发生了破裂和断离(Zhu et al., 2016)。同时, 班公湖—怒江缝合带中段比较复杂, 分布多条蛇绿岩亚带(图1)和微陆块, 包括东巧—安多、北拉—拉弄和永珠—纳木错蛇绿岩亚带以及安多微陆块, 可能存在多期次不同分支洋盆或小洋盆俯冲闭合的过程(Guynn et al., 2006; Wang et al., 2016; Zhu et al., 2016; 唐跃等, 2019; 刘飞等, 2020)。

前期大地电磁研究结果显示深部电性结构可以指示古老板块俯冲信息(Unsworth et al., 2005;Evans et al., 2011; Liang et al., 2018; 金胜等, 2019;Xu et al., 2020; 薛帅等, 2022)。金胜等(2019)利用横穿班公湖—怒江缝合带的两条大地电磁测线数据,通过 TM模式的二维反演获得深部电性结构, 研究认为深部地壳低阻异常指示了班怒洋的俯冲痕迹,支持班怒洋存在双向俯冲。班怒洋的俯冲闭合引起了大量岩浆作用和随后的陆陆碰撞(Zhu et al., 2011,2013), 可类比于其南侧的新特提斯洋沿雅鲁藏布江缝合带的俯冲闭合和随后的陆陆碰撞过程(Yin and Harrison, 2000)。早期研究显示, 北向俯冲的印度大陆岩石圈导致了拉萨地块低速高导中下地壳层的广泛发育, 而弱中下地壳层大都终止于南北向裂谷北端(如XDR, 图1) (Dong et al., 2020; Xue et al.,2021), 未向北继续延伸。所以, 本文三维大地电磁结果中班公湖—怒江缝合带区域的低阻高导异常(C1和C2, 图5)应该与新生代印度-欧亚大陆的碰撞汇聚不相关, 而倾向于认为其与班怒洋的俯冲闭合相关, 其可能指示了班怒洋的俯冲痕迹, 其中低阻高导异常(C2)的北倾形态支持班怒洋向北俯冲至羌塘地块之下。虽然本文中下地壳高导异常沿测线表现为连续性, 但考虑到班公湖—怒江缝合带中段复杂的构造演化史(Guynn et al., 2006; Zeng et al.,2015; Wang et al., 2016; Zhu et al., 2016; 唐跃等,2019; 刘飞等, 2020)、班公湖—怒江缝合带两侧中下地壳异常的不同形态和北拉萨地块新生地壳特征(朱弟成等, 2008; Zhu et al., 2013), 我们倾向于认为班公湖—怒江缝合带以南的中下地壳高导异常 C1是不同动力学过程的结果, 可能与该区域中生代分布的新特提斯洋分支洋盆或小洋盆低角度俯冲闭合相关。但由于本文大地电磁测线较短且较稀疏, 无法有效追踪高导异常 C1的南部边界以及高分辨率识别两个高导体C1和C2之间的关系, 限制了对该区域的进一步研究工作。

5 结论

班公湖—怒江缝合带作为拉萨地块和羌塘地块的重要分界线, 其中段具有比较复杂的构造演化史, 但深部结构特征和大洋俯冲极性仍存在较大争议。本文利用横穿班公湖—怒江缝合带中段的近南北向大地电磁测线, 处理和分析大地电磁测深曲线特征和相位张量, 然后通过三维大地电磁反演获得班公湖—怒江缝合带中段深部电性结构。三维大地电磁反演结果显示, 北拉萨地块、班公湖—怒江缝合带和南羌塘地块表现为不同的电性结构特征, 北拉萨地块分布浅部低阻和深部近水平分布高导异常层, 中间夹持高阻层, 南羌塘地块则在高阻结构之下发育北倾的高导异常, 且深部高导异常向北逐渐消失, 而两块体间班公湖—怒江缝合带自浅部至深部分布低阻高导异常。分析认为中下地壳高导异常很可能是地壳部分熔融所致, 且深部电性结构变化与沿测线的大地热流值和地热分布相符合。

同时, 本文研究认为三维大地电磁反演结果中显著中下地壳高导异常, 可能指示了中生代班公湖—怒江洋的俯冲信息。结合前期的地质资料, 我们认为班公湖—怒江缝合带以北的北倾高导异常支持班公湖—怒江洋向北俯冲至羌塘地块之下, 而缝合带以南的近水平中下地壳高导异常, 可能是小洋盆低角度俯冲的部分残余。

Acknowledgements:

This study was supported by the Second Tibetan Plateau Scientific Expedition and Research Program(STEP) (No. 2019QZKK0701), National Natural Science Foundation of China (Nos. 42174094, 41704099 and 42174124), China Geological Survey (No.DD20221647), and Basic Scientific Research Fund of the Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences (No. J2015).