謝成良，葉高峰＊，魏文博，3，金 勝

1 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球物理與信息技術(shù)學(xué)院，北京 100083

2 地下信息探測技術(shù)與儀器教育部重點實驗室，北京 100083

3 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083

1 引 言

近20年來，大地電磁測深法對青藏高原巖石圈導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征的研究取得了一些重要研究成果.研究區(qū)域由最初的藏南地區(qū)延伸到了青藏高原的中北部，科學(xué)目標(biāo)也由最初的證明印度板塊的俯沖、確定印度板塊開始俯沖的位置，演變?yōu)檠芯坑《劝鍓K俯沖的距離、深度、進(jìn)程以及亞歐板塊在青藏高原隆升過程中所起的作用.

“國際喜馬拉雅西藏高原深剖面探測的大地電磁研究（INDEPTH－MT）”計劃在青藏高原南部發(fā)現(xiàn)了普遍存在于中下地殼的高導(dǎo)層，推測高原南部地殼中存在部分熔融體和熱流體［1-5］.同時，研究人員在青藏高原東部開展了大量的大地電磁測深工作，對高原東部的電性結(jié)構(gòu)特征取得了豐富的認(rèn)識［6-8］，提出高原東緣“管流”層的存在［9］.此外，對青藏高原中北部導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)的研究，發(fā)現(xiàn)高原中北部地殼存在規(guī)模較大的高導(dǎo)體，并對高導(dǎo)體的成因及中北部主要斷裂構(gòu)造電性特征進(jìn)行了討論，為青藏高原 形 成 演 化 研 究 提 供 了 新 依 據(jù)［10-13］.Florian等［14］的大地電磁測深各向異性反演結(jié)果揭示，高原北部地殼中的局部熔融穿過昆侖斷裂，侵入昆侖-柴達(dá)木地塊中，并由此推測熔融體的侵入可能是高原北緣隆升的原因.需要指出，上述關(guān)于高原北緣的電性結(jié)構(gòu)研究中，大地電磁測深剖面最北端止于格爾木，因此缺少對高原北緣柴達(dá)木盆地的討論.Xiao等［15］深入討論了高原北部邊界阿爾金斷裂帶及祁連山脈的電性結(jié)構(gòu)特征，但其剖面南端位于大柴旦以北，南部柴達(dá)木盆地的電性特征仍有待研究.作為“INDEPTH－IV”計劃中的重要組成部分，地震勘探方法在高原北緣殼、幔結(jié)構(gòu)特征的研究中取得了一系列重要成果［16-18］.地震剖面穿過松潘甘孜地塊、南昆侖斷裂帶，北昆侖斷裂帶，東昆侖山脈，向北進(jìn)入柴達(dá)木盆地，研究表明，在昆侖-柴達(dá)木地體南部邊界以北約45km處，地殼厚度由松潘甘孜地塊下的70km“跳躍”為柴達(dá)木盆地下的50km，同時研究人員推測西藏高原地殼可能插入柴達(dá)木地殼以下，并由此引起高原北部的隆升［19-20］.綜上，前人研究多集中于柴達(dá)木盆地南部的昆侖斷裂帶，及北部的阿爾金斷裂帶，而東昆侖—柴達(dá)木地塊內(nèi)的電性結(jié)構(gòu)特征仍有待討論.因此，研究一條穿過松潘—甘孜及東昆侖—柴達(dá)木地塊的大地電磁測深剖面，對高原北部殼、幔電性結(jié)構(gòu)、熱狀態(tài)特征，以及斷裂構(gòu)造格架和深部動力學(xué)環(huán)境等問題，具有重要意義.

本文將針對五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面所獲得的導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)模型，討論青藏高原北部松潘—甘孜及東昆侖—柴達(dá)木地塊內(nèi)主要斷裂構(gòu)造的電性特征，以期為青藏高原形成演化研究提供新的證據(jù).

2 野外實驗

1999年，中美國際合作INDEPTH－MT計劃完成了600線（那曲—格爾木）的數(shù)據(jù)采集，沿青藏公路共布置了43個測點.由于該項目主要關(guān)注羌塘地塊的殼-幔結(jié)構(gòu)，因此在昆侖斷裂帶范圍內(nèi)點距較大.但近幾年的研究成果［11-12，14，19-23］越來越顯示出昆侖斷裂帶在青藏高原形成演化過程中的重要地位.為此，在中國地質(zhì)調(diào)查局“青藏高原深部結(jié)構(gòu)探測與地殼活動特征”項目的資助下，于2005年又完成了格爾木—綠草山測線（即2100線）的大地電磁深探測，并在原600線北端納赤臺—格爾木之間昆侖斷裂帶范圍內(nèi)加密測點，總共布置了40個超寬頻帶大地電磁測點.同時，把2100線與原600線五道梁—格爾木區(qū)段的資料相結(jié)合，構(gòu)成五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面，用以探測青藏高原北部松潘—甘孜及東昆侖—柴達(dá)木地塊的地殼和上地幔導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)，研究其斷裂構(gòu)造格架.

2.1 測線布置

五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面的位置如圖1所示.剖面上五道梁南側(cè)至格爾木區(qū)段（長約280km）與INDEPTH－MT所完成的600線（那曲—格爾木）相同區(qū)段重合，因而在資料處理、解釋時仍借用600線628號—690號點，共27個點的數(shù)據(jù)；只是在昆侖山口、西大灘和格爾木水泥廠附近原600線所布置的測點較稀，因而加密了7個測點（即：660、663、671、672、677、680和689號點），測點總數(shù)達(dá)到34個，使剖面上該區(qū)段的點距大體控制在10km左右；但由于地形、干擾、交通條件等因素的影響，剖面上的MT測點不可能嚴(yán)格按等距離布置.

圖1 青藏高原五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面位置圖Fig.1 Location of the Wudaoliang－Lvcaoshan MT profile

而在格爾木北側(cè)，剖面線沿北北東向延伸，穿越柴達(dá)木盆地到達(dá)柴達(dá)木盆地北緣的綠草山，即格爾木—綠草山區(qū)段（2100線），為了使測線盡可能垂直于構(gòu)造走向，其北段稍向東偏折.2100線長約135km，共布設(shè)33個測站，平均點距約5km.即，五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面總共布設(shè)了67個MT測點.其中，包括11個超寬頻帶MT測點，其采集信號的頻率范圍為0.004～20000s；其余為寬頻帶MT測點，頻率范圍為0.004～2000s.

2.2 數(shù)據(jù)采集、處理

在野外布設(shè)測站時，對全部測點均使用手持GPS在實地測定其地理坐標(biāo)；通常水平方向定位誤差為20m，而高程誤差小于100m，這對于所確定的點距及工作性質(zhì)而言，精度已足夠.

數(shù)據(jù)采集期間使用兩套美國EMI公司生產(chǎn)的MT－24局域網(wǎng)絡(luò)型大地電磁測深系統(tǒng)，用以采集0.004～2000s的寬頻帶MT數(shù)據(jù)，采集時間通常不少于20h；使用LIMS大地電磁系統(tǒng)采集10～20000s的超長周期MT數(shù)據(jù)，采集時間通常不少于15天.每個測站都采用GPS同步，以保證所采集的資料能夠相互進(jìn)行遠(yuǎn)參考處理；觀測Ex、Ey兩個正交電場水平分量和Hx、Hy、Hz三個磁場分量，以便處理得到全張量阻抗信息和傾子信息.

野外資料處理采用Robust阻抗張量估計和遠(yuǎn)參考道技術(shù)相結(jié)合的做法.采用相鄰點的磁道信號作為遠(yuǎn)參考道，用相關(guān)分析的方法去除本地噪聲，對所有測點都采用Robust估計.對同一測點的寬頻及長周期數(shù)據(jù)進(jìn)行拼接，得到超寬頻帶大地電磁測深視電阻率、相位數(shù)據(jù).如圖2為600線628號測點的超寬頻帶大地電磁測深視電阻率、相位曲線，可以看出，寬頻與長周期數(shù)據(jù)拼接的較好.

圖2 600線628號測點超寬頻帶大地電磁測深曲線（MT－24＋LIMS）（a）視電阻率；（b）相位.Fig.2 Super wide band MT sounding curves（MT－24＋LIMS）of site 628on line 600

在用Robust阻抗張量估計和遠(yuǎn)參考道技術(shù)獲得每個測點的阻抗張量信息后，采用阻抗張量分解技術(shù)，分析沿測線大地電磁測深數(shù)據(jù)的電流畸變特征，同時確定地下電性構(gòu)造主軸方向.本文采用多站點、多頻點阻抗張量分解算法［24-25］進(jìn)行分析.一般來講，扭曲角及剪切角反映了電流畸變的程度，當(dāng)二者分別大于60°和45°時，說明測深點受很強的畸變影響［13，24］.張量分解計算結(jié)果表明，沿測線大多數(shù)測深點扭曲角及剪切角小于10°，說明受電流畸變影響較弱.而在昆侖山及錫鐵山附近，部分測點的剪切角超過30°，表現(xiàn)出明顯的電流畸變影響，分析認(rèn)為，由于地形因素，這些測點大多布設(shè)于山谷中，受山谷淺部高導(dǎo)覆蓋層的影響，電場數(shù)據(jù)沿山谷方向產(chǎn)生較強的極化現(xiàn)象，因而導(dǎo)致數(shù)據(jù)受較強電流畸變的影響.需要指出，除昆侖山和錫鐵山附近的少數(shù)測點外，阻抗張量分解模型與觀測數(shù)據(jù)的響應(yīng)模型擬合度很好.

采用統(tǒng)計學(xué)方法分別繪制各測點不同頻段和全頻段的電性主軸方位“玫瑰圖”（即分別反映該測點下不同深度段和探測深度范圍內(nèi)電性主軸方向的統(tǒng)計結(jié)果）.當(dāng)?shù)叵陆橘|(zhì)可近似為二維導(dǎo)電性介質(zhì)時，一般可認(rèn)為兩個電性主軸方向與地質(zhì)構(gòu)造走向和傾向大體一致.因此，“玫瑰圖”上，長軸方向即表示該測點下不同深度段或探測深度范圍內(nèi)構(gòu)造的總體走向.分解結(jié)果如圖3所示，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料［26］，認(rèn)為沿五道梁—綠草山剖面所穿越的地區(qū)，總體構(gòu)造走向大約為SE110°.

圖3 五道梁—綠草山MT深探測剖面所有測點不同頻段電性主軸Fig.3 The electrical strike for each band of all sites from Wudaoliang－Lvcaoshan MT deep sounding profile

2.3 反演

近些年來，非線性共軛梯度反演（NonLinear Conjugate Gradients，簡稱NLCG）是國際上最為流行的大地電磁二維反演方法.NLCG反演雖然每次迭代對模型的改變量較小，導(dǎo)致收斂較慢，但是NLCG反演每次迭代所需要的時間很少，對數(shù)據(jù)的擬合也比快速松弛（Rapid Release Inversion，簡稱RRI）、Occam、數(shù)值域Occam等算法好；最重要的優(yōu)點是NLCG支持很大數(shù)據(jù)集的反演.在綜合考慮了幾種常規(guī)反演方法的利弊后，結(jié)合該地區(qū)以往的反演工作經(jīng)驗，選用了NLCG反演.同時，由于TE模式的數(shù)據(jù)對淺部、局部三維異常體更為敏感，但對深部反映較差，而TM模式對深部反映較好，且觀測數(shù)據(jù)較易擬合［13，27-28］，故本文采用 TM 模式的數(shù)據(jù)進(jìn)行反演.對比多組反演參數(shù)的模型后，選定光滑因子τ為10，水平圓滑因子α為3的反演結(jié)果.

圖4（a—d）分別是五道梁—綠草山MT深探測剖面的實測視電阻率擬斷面圖、理論模型的視電阻率響應(yīng)擬斷面圖、實測相位擬斷面圖和理論模型的相位響應(yīng)擬斷面圖.分別比較實測和理論計算的視電阻率和相位擬斷面圖，可以看出無論是視電阻率或者相位的實測數(shù)據(jù)都和理論計算結(jié)果十分接近.進(jìn)一步考察沿測線的擬斷面上擬合剩余誤差的分布和測線上各測點反演的均方根擬合差分布發(fā)現(xiàn)，在五道梁—綠草山測線上對于所有測點的全部頻點來說，視電阻率和阻抗相位的最大誤差都小于4，經(jīng)200次迭代后全部測點的總擬合差小于1.8.這表明，五道梁—綠草山MT深探測剖面的二維反演模型響應(yīng)與實測資料擬合得相當(dāng)好，反演獲得的地殼和上地幔電性結(jié)構(gòu)模型有較高的可信度.

圖4 五道梁—綠草山大地電磁測深剖面TM模式數(shù)據(jù)擬合情況（a）、（b）分別為實測數(shù)據(jù)、模型響應(yīng)數(shù)據(jù)的視電阻率擬斷面圖；（c）、（d）為相位擬斷面圖.Fig.4 The fits of TM mode data from Wudaoliang-Lvcaoshan MT sounding profile（a），（b）is the resistivity pseudosection map of observational data and model response；（c），（d）is the phase pseudosection map

3 電性結(jié)構(gòu)

圖5是對TM模式數(shù)據(jù)應(yīng)用非線性共軛梯度法反演獲得的五道梁—綠草山剖面二維反演電性結(jié)構(gòu)模型.它給出的是深度和導(dǎo)電性的定量關(guān)系.圖上橫坐標(biāo)軸表示剖面線，縱坐標(biāo)軸表示反演得到的深度；斷面上充填顏色的等值線表示地殼和上地幔介質(zhì)電阻率的常用對數(shù)值，紅色反映低電阻率，藍(lán)色反映高電阻率，過渡色表示中間電阻率，具體的電阻率值可由色標(biāo)棒判讀.一般來說，電阻率等值線的密集、扭曲或發(fā)生畸變的地方，即電性急劇變化的地方，這往往是不同電性介質(zhì)間界面或斷裂帶的反映.等值線稀疏、平穩(wěn)說明電性層較穩(wěn)定；而等值線沿剖面方向的起伏則反映電性層的斷面構(gòu)造形跡，等值線數(shù)值的分布規(guī)律可以指示出電性斷面的結(jié)構(gòu)特征.因此，沿測線斷面上電阻率等值線的圖像可以反映沿剖面地下半空間介質(zhì)電阻率的分布規(guī)律，即剖面斷面的電性結(jié)構(gòu)模型.

如圖5所示，在五道梁—綠草山剖面斷面上，地下15～35km深處存在一組縱向電性梯度帶，它沿剖面方向呈起伏狀態(tài).在五道梁地區(qū)（628—655號點），該電性梯度帶凸起；而在昆侖山地區(qū)（655—688號測點之間），電性梯度帶下凹深達(dá)40km；但在柴達(dá)木盆地（688—2138號點），電性梯度帶又凸起到20km左右.在50～60km深度，發(fā)現(xiàn)有第二組沿剖面展布、起伏較小、構(gòu)造形態(tài)與第一組相近的縱向電性梯度帶.

這兩組電性梯度帶沿剖面方向把五道梁—綠草山剖面斷面100km深度以上劃分為上、中、下三個電性層（即：依次為第一至第三電性層）；第一個電性層反映了上地殼的導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征，第二個電性層即反映中、下地殼的導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)，而第三個電性層則是上地幔頂部導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征的反映.

4 主要斷裂帶電性特征

地塊是具有區(qū)域延展性的地質(zhì)實體，按照這一個概念劃分青藏高原基本構(gòu)造單元將有助于恢復(fù)和再造陸塊原型，進(jìn)而研究青藏高原的形成與演化機制.一般來說，在地塊內(nèi)部不同區(qū)段的沉積、構(gòu)造、火成和變質(zhì)作用都具有可以相類比的特征.而不同地塊之間則是以斷裂（或縫合帶，或結(jié)合帶）相鄰接.所以，準(zhǔn)確圈定區(qū)域斷裂構(gòu)造便成了合理劃分地塊單元的首要條件.

從物性分析的角度考慮，當(dāng)?shù)叵聰嗔褬?gòu)造發(fā)育，斷裂帶上結(jié)構(gòu)松散、破碎，往往填充大量地下水溶液或其它低阻介質(zhì)，形成與周圍地層有明顯電性差異的低阻異常帶.另一方面，斷裂發(fā)育，也往往使正常的地層層序破壞，地層結(jié)構(gòu)發(fā)生異常變化；而由于各種地層都有各自的電性特征，地層結(jié)構(gòu)的變化將引起地電結(jié)構(gòu)產(chǎn)生相應(yīng)的畸變.所以，在斷裂帶發(fā)育的地方，必然存在明顯的電性梯度帶（或畸變帶）.通常，電阻率斷面等值線密集的梯度帶（或等值線扭曲的畸變帶）的延伸方向，即指示斷裂帶總體的傾向；其下延深度即斷裂帶切割深度.

五道梁—綠草山大地電磁剖面南起金沙江縫合帶附近的五道梁，北至南祁連地塊的綠草山，穿越的構(gòu)造單元有：松潘—甘孜—可可西里地塊和東昆侖—柴達(dá)木地塊；穿越的地塊邊界有：昆侖斷裂帶和柴達(dá)木北緣縫合帶.

圖6是五道梁—綠草山觀測剖面的電阻率斷面等值線及主要斷裂構(gòu)造推斷圖，圖中以“F”表示斷裂帶中的主斷裂，以“f”表示其他次級斷裂.在與青藏高原及其鄰區(qū)區(qū)域地質(zhì)資料進(jìn)行對比分析后，不難看出，這些深斷裂基本與青藏北部松潘—甘孜及東昆侖—柴達(dá)木地塊一系列重要的深斷裂帶相吻合.

（1）茍魯山克錯—囊謙斷裂帶（F1）：

如圖6所示，在剖面上629和631號點之間，由斷面的電性結(jié)構(gòu)特征可以看出，這里存在一組橫向的電阻率梯度帶，把高阻的上地殼分隔成南、北兩個塊體；這電性梯度帶向南傾斜，下延深度超過20km.根據(jù)這里的電性結(jié)構(gòu)，結(jié)合地下巖石的導(dǎo)電性特征分析、推斷，這電性梯度帶是殼內(nèi)深斷裂的反映，即F1斷裂帶.

通過與區(qū)域地質(zhì)、區(qū)域剩余布格重力異常（見圖8）和區(qū)域航磁（見圖9）資料的對比分析認(rèn)定，F(xiàn)1即茍魯山克錯—囊謙斷裂帶在五道梁—綠草山MT深探測剖面上的痕跡.

該斷裂帶在青海省境內(nèi)西起茍魯山克錯，向東經(jīng)曲柔朶卡，至囊謙.產(chǎn)狀向南陡傾，切穿了整個地殼達(dá)上地幔，為巖石圈尺度的深斷裂帶.

圖5 五道梁—綠草山大地電磁測深剖面二維NLCG反演電性結(jié)構(gòu)模型Fig.5 Resistivity model of Wudaoliang－Lvcaoshan MT sounding profile from 2DNLCG inversion

圖6 青藏高原五道梁—綠草山剖面電阻率等值線及主要斷裂構(gòu)造推斷圖Fig.6 Resistivity contours and inferred major faults of Wudaoliang－Lvcaoshan MT profile

圖7 藏北地區(qū)1∶500萬布格重力異常圖Fig.7 Bouguer gravity anomaly map of northern Tibet（1∶5million）

（2）烏蘭烏拉湖—玉樹斷裂帶（F9）：

烏蘭烏拉湖—玉樹斷裂帶由數(shù)條密集的北西向斷裂組成，西起青海境內(nèi)的烏蘭烏拉湖，向東途經(jīng)茍魯山克錯、冬布里山、當(dāng)江，到玉樹.該斷裂帶在631和632號點之間穿越五道梁—綠草山MT深探測剖面線，分析剖面上電阻率等值線的分布（見圖6），地殼內(nèi)存在一組電性梯度帶向北傾斜、延伸到五道梁與不凍泉之間，深度達(dá)40km，這即烏蘭烏拉湖—玉樹斷裂帶（F9）在剖面上的反映.它與茍魯山克錯—囊謙斷裂帶（F1）共同構(gòu)成金沙江縫合帶的北界，是松潘—甘孜—可可西里地塊與羌塘—唐古拉地塊的分界線.其北側(cè)分布的上三疊統(tǒng)柯南群，以含蟲跡化石較多為特點，并含有眾多產(chǎn)二疊紀(jì)化石的巖塊和礫石；經(jīng)受較強烈區(qū)域動力變質(zhì)，巖石可達(dá)片巖變質(zhì)相；火山巖以拉斑玄武巖為主.南側(cè)出露的上三疊統(tǒng)巴塘群以含底棲生物腕足、瓣鰓、珊瑚為主，地層中不含產(chǎn)二疊紀(jì)化石的巖塊和礫石；巖石變質(zhì)淺，僅達(dá)千枚巖相；火山巖以堿性系列為特征［29-30］.

圖8 藏北地區(qū)1∶500萬剩余布格重力異常圖Fig.8 Residual Bouguer gravity anomaly map of northern Tibet（1∶5million）

圖9 藏北地區(qū)1∶500萬ΔT航磁異常圖Fig.9 ΔTaeromagnetic anomaly maps of northern Tibet（1∶5million）

青海省區(qū)域地質(zhì)志認(rèn)為［30］，該斷裂傾向北東，傾角40°～70°.而許志琴等［31］根據(jù)天然地震資料，推斷該斷裂是巖石圈深度斷裂，傾向向北.根據(jù)五道梁—綠草山剖面的電性結(jié)構(gòu)特征分析，我們認(rèn)為該斷裂帶主體構(gòu)造的產(chǎn)狀向北緩傾，但切割深度只局限在地殼范圍內(nèi)，應(yīng)屬于殼內(nèi)深斷裂.此外，與區(qū)域重力和航磁資料對比也發(fā)現(xiàn)，在該斷裂帶通過的地方并沒有反映巖石圈深斷裂帶的重、磁場特征（見圖7—9）.這也可以在某種程度上證實我們的推斷.

（3）飲馬湖—稱多斷裂帶（F3，F(xiàn)2）：

在五道梁—綠草山MT深探測剖面上五道梁南邊643號點的位置，地下見有一組向南陡傾的橫向電性梯度帶，即F3.從導(dǎo)電性看（圖5），梯度帶F3為低阻異常帶；其兩側(cè)上地殼都是中高阻體，而向下延伸把中、下地殼高導(dǎo)層分割成南、北兩組高導(dǎo)體，電阻率小于4Ωm；位于梯度帶南側(cè)的高導(dǎo)體頂面較深，而北側(cè)的高導(dǎo)體頂面較淺；該電性梯度帶尖滅于下地殼，深度約60km.在此下地殼底面和上地幔頂部為中高阻體，電阻率約100～300Ωm，向南緩傾（見圖5、6）.根據(jù)殼、幔電性特征推斷，這里發(fā)育一組地殼深斷裂帶，產(chǎn)狀向南陡傾，切割深度超出60km，為巖石圈深斷裂帶.此外，在640號點位置，又發(fā)現(xiàn)另一組向南緩傾的橫向電性畸變帶，即F2（見圖6），其下延深度約15km.推斷為殼內(nèi)大斷裂，是F3的次級斷裂帶.

通過與青藏北部區(qū)域地質(zhì)資料的對比，以及與區(qū)域重力（圖7、8）和航磁（圖9）資料的綜合分析，可以認(rèn)定該斷裂帶為飲馬湖—稱多斷裂帶；西起飲馬湖，向東經(jīng)五道梁、曲麻萊，到稱多、石渠，F(xiàn)3為其主斷裂帶.

（4）博卡雷克塔格—阿尼瑪卿斷裂帶（F4，f1，f3，f4）：

如圖6所示，在五道梁—綠草山MT深探測剖面上不凍泉與納赤臺之間，661—663號點的位置，地下存在一組向南陡傾的橫向電性梯度帶，即F4，其切割深度大約35km，下部與下地殼高導(dǎo)體連通.

電性梯度帶（F4）兩側(cè)地殼電阻率特征明顯不同（圖5）.南側(cè)的松潘—甘孜—可可西里地塊上地殼為中高阻體，電阻率值小于1000Ωm，而厚度較小，約20km；其中下地殼存在高導(dǎo)體，核部電阻率小于4Ωm.北側(cè)的昆侖-柴達(dá)木地塊，上地殼也為中高阻體，但厚度較大，約有40km；在這里下地殼也存在高導(dǎo)體，但厚度小，電阻率值略高，在10Ωm左右.

位于該電性梯度帶（F4）的南、北兩側(cè)分別伴隨兩組北傾的f3、f4和一組南傾的f1橫向電性畸變帶，它們的延深都小于10km.

由青藏北部區(qū)域地質(zhì)資料表明，剖面上F4的位置正是博卡雷克塔格—阿尼瑪卿斷裂帶通過的地方，F(xiàn)4反映了該斷裂帶主斷裂的電性結(jié)構(gòu)特征.結(jié)合區(qū)域重力（圖7、8）和航磁資料（圖9）分析，可以推斷博卡雷克塔格—阿尼瑪卿斷裂為殼內(nèi)深斷裂，產(chǎn)狀向南陡傾，向下延伸達(dá)35km深.

該斷裂帶西起昆侖山的博卡雷克塔格北側(cè)，向東經(jīng)阿拉克湖，至阿尼瑪卿山的瑪沁；它由一系列北西—北西西或東西—北西向斷層組成，可見與F4相伴隨的f1、f3和f4為斷裂帶內(nèi)次級斷裂.

此斷裂帶是分隔青藏高原南、北兩大地貌單元的分界線：斷裂帶以北以高山夾持大型盆地為特色，水系為封閉內(nèi)陸型；以南則為大幅度整體上升形成的南青藏高原，水系屬黃河、長江外流型.其主斷裂即阿尼瑪卿深斷裂帶，是南部松潘—甘孜—可可西里地體和北部北昆侖-柴達(dá)木地體的分界線.

（5）布喀達(dá)坂峰—久治斷裂帶（F10，f5）：

由圖6所示的電性結(jié)構(gòu)模型可以看出，在不凍泉北側(cè)658號點附近，剖面斷面上存在一組北傾的電性梯度帶和畸變帶（F10），向下延伸到格爾木地下約80km深處.從地殼表層到上地幔蓋層范圍內(nèi)，F(xiàn)10通過的地方介質(zhì)的導(dǎo)電性較差，電阻率在300～1000Ωm之間；在大約45～60km深處，F(xiàn)10切割下地殼和上地幔向南緩傾的中高阻地層，將其分隔為南、北兩個中高阻體，電阻率值略大于100Ωm；南邊的高阻體厚度大（圖5）.此外，在剖面上664和665號點之間，地殼淺層也見有一組規(guī)模不大、向北傾斜的電性梯度帶f5，其切割深度小于10km.

根據(jù)斷裂構(gòu)造導(dǎo)電性特征的分析結(jié)果，推斷F10為巖石圈尺度的深斷裂，在剖面斷面上產(chǎn)狀北傾，延深達(dá)80km；而f5為其次級斷裂.

通過與區(qū)域地質(zhì)資料的對比發(fā)現(xiàn)，F(xiàn)10正與地面地質(zhì)圈定的布喀達(dá)坂峰—久治斷裂帶吻合.該斷裂帶在青海境內(nèi)西起昆侖山的布喀達(dá)坂峰，向東延伸經(jīng)昆侖山口、昌馬河，到達(dá)久治.它與博卡雷克塔格—阿尼瑪卿斷裂帶共同構(gòu)成昆侖山南緣斷裂帶.

（6）昆中斷裂帶（F11，f2）：

阿尼瑪卿—昆侖—木孜塔格縫合帶構(gòu)成東昆侖—柴達(dá)木地體的南部邊界［13，32］.昆中斷裂帶是指昆侖山中央斷裂帶，它沿東昆侖山主脊兩側(cè)向近東西向延伸；西起昆侖山的博卡雷克塔格北坡，向東延伸經(jīng)清水泉、清根河至鄂拉山，被鄂拉山斷裂切割后，呈隱伏狀態(tài)繼續(xù)東延；此斷裂地表傾向北［30］.

如圖6所示，沿著五道梁—綠草山剖面的位置，在670號點發(fā)現(xiàn)中、上地殼存在一組向北陡傾的橫向電性梯度帶（即F11），其下延切割了下地殼和上地幔向南緩傾的中高阻地層，在大約65km深處趨于F10.而在668號點，地殼淺部存在一組向南陡傾、規(guī)模不大，延深小于10km的電性梯度帶（f2）.在f2與F11之間為近于直立的低阻帶，其上部把電阻率大于1000Ωm的上地殼高阻層分為南、北兩塊體，下部與位于納赤臺之下的上地殼高導(dǎo)體連通（見圖5）.

根據(jù)剖面導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征的分析，推斷F11為巖石圈尺度的深斷裂，在剖面斷面上產(chǎn)狀向北陡傾，深部與F10匯聚；而f2為其次級斷裂.結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料分析可以確定，F(xiàn)11與f2即為昆中斷裂帶在該電性結(jié)構(gòu)斷面上的反映.

鄂拉山以西，昆中斷裂帶北側(cè)結(jié)晶基底為古元古界中、深變質(zhì)巖系；南側(cè)晚古元界淺變質(zhì)巖系厚度巨大，且含有大量基性火山巖，構(gòu)成整個青藏高原中南部的結(jié)晶基底.顯然，昆中斷裂帶是分隔青藏高原，甚至中國南北陸殼不同基底的分界線；其北部為中朝地臺基底，南部為揚子準(zhǔn)地臺基底［30］.因而，該斷裂帶的重、磁場特征在區(qū)域重力（圖7、8）和航磁（圖9）圖上表現(xiàn)為青藏高原中、北部主要的重力梯度帶和磁力梯度帶.

（7）昆侖山北緣斷裂帶（柴達(dá)木南緣斷裂帶）（F12）：

在五道梁—綠草山MT深探測剖面上，格爾木到錫鐵山之間為柴達(dá)木盆地范圍，其地殼上部地層的電阻率很低，小于3Ωm；在盆地南邊，外圍地層是高阻體，電阻率大于1000Ωm（見圖5）.盆地南部邊界位于676號點北側(cè)，從電性特征上看是一組北傾的電性梯度帶（F12）（如圖6所示），這與地面地質(zhì)圈定的昆侖山北緣斷裂帶（或稱柴達(dá)木南緣斷裂帶）相吻合.

據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料可知，該斷裂帶由一組東西向斷裂組成，主斷裂有兩條，即格爾木隱伏斷裂和那陵郭勒河斷裂.但在剖面穿越位置，那陵郭勒河斷裂已與格爾木隱伏斷裂匯合在一起.青海省區(qū)域地質(zhì)志認(rèn)為該斷裂產(chǎn)狀向南傾斜，但根據(jù)電性結(jié)構(gòu)特征推斷，其產(chǎn)狀應(yīng)該是向北傾.格爾木隱伏斷裂通常也稱為柴達(dá)木盆地南緣斷裂，地表未見出露，根據(jù)地球物理和鉆探資料推測，斷裂西起祁漫塔格西南，東經(jīng)格爾木北、香日德，交于柴北緣斷裂西南端，呈北西西-東西向展布，為北昆侖大陸邊緣碎塊和柴達(dá)木大陸碎塊這兩個二級地塊的分界線［30］.

根據(jù)探測剖面上斷面電阻率等值線的分布規(guī)律推測，柴達(dá)木盆地南緣的電性梯度帶與位于盆地中、下地殼和上地幔的電性梯度帶、畸變帶及低阻帶共同構(gòu)成昆侖山北緣斷裂帶（F12）的電性構(gòu)造痕跡.它表明，昆侖山北緣斷裂帶（F12）的深部結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜，切割了多組深部高阻和低阻電性體；其向下延深達(dá)100km（見圖6）.在區(qū)域重力（圖7、8）和航磁（圖9）圖上均與青藏高原中、北部的重力梯度帶和磁力梯度帶相吻合，反映出巖石圈深斷裂的重、磁場特征.

（8）柴北斷裂帶（北霍魯遜河隱伏斷裂帶）（F5）：

如前所述，在柴達(dá)木盆地內(nèi)由南到北，地殼上部地層為電阻率小于3Ωm的高導(dǎo)體，結(jié)晶基底為電阻率大于1000Ωm的高阻體；但在MT深探測剖面上2114—2126號點之間卻發(fā)現(xiàn)高阻基底為一組電阻率小于3Ωm的大規(guī)模高導(dǎo)體所分隔，這高導(dǎo)體向南傾斜，下延達(dá)50km深處，轉(zhuǎn)而折向北傾與這里上地幔存在的、向南傾斜的幔內(nèi)高導(dǎo)體連通（圖5）.可以從柴達(dá)木盆地剖面上電阻率斷面等值線的分布看到，在2126號點地下，一組電性梯度帶（F5）由地殼上部南傾沿中、下地殼高導(dǎo)體的北側(cè)向上地幔延伸（見圖6）.

結(jié)合區(qū)域重力（圖7、8）和航磁（圖9）資料分析，在MT深探測剖面上F5通過的地方，基本與柴達(dá)木腹地重力梯度帶和磁力梯度帶的分布一致；這表明，F(xiàn)5反映了一組巖石圈深斷裂帶的導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征.但是，柴達(dá)木腹地在區(qū)域地質(zhì)圖上標(biāo)示的是中、新生代陸相盆地區(qū)，地表為大面積第四紀(jì)覆蓋，見不到大規(guī)模斷裂構(gòu)造的痕跡.因此，推斷F5是發(fā)育于柴達(dá)木腹地的一組隱伏深斷裂，即柴北斷裂帶（北霍魯遜河隱伏斷裂帶）；其產(chǎn)狀向南傾，切割深度達(dá)上地幔.

（9）柴北緣斷裂帶（錫鐵山南緣斷裂帶）（F6，F(xiàn)13，F(xiàn)14，F(xiàn)15，F(xiàn)16）：

據(jù)青海省區(qū)域地質(zhì)志描述，柴達(dá)木盆地北緣斷裂帶沿一系列山麓出露，部分地方隱伏，呈現(xiàn)一些規(guī)模不等的中生代以前的地層與新生界之間的斷層接觸；走向為北西西向，傾向為北北東向，傾角陡緩不一，為巖石圈斷裂［30］.陳炳蔚等［33］認(rèn)為，它是柴達(dá)木大陸碎塊與歐龍布魯克大陸碎塊之間的分界斷裂；而格爾木-額濟納旗地學(xué)大斷面的重力工作認(rèn)為該斷裂傾向向南，斷距不大.

從五道梁—綠草山MT深探測剖面的電性結(jié)構(gòu)模型上看（圖5），柴達(dá)木盆地的北界位于錫鐵山前（即2138號點），這里存在一組上窄下寬、向南陡傾，與發(fā)育在中下地殼的高導(dǎo)體相連通的低阻帶；中下地殼高導(dǎo)體的頂面深度40km，向北緩傾，它與柴北斷裂帶的殼內(nèi)高導(dǎo)體構(gòu)成“八”字形斷面結(jié)構(gòu)；受其控制，中、上地殼的高阻體也呈“八”字形斷面結(jié)構(gòu).因此，這使得地殼和上地幔的電阻率斷面等值線呈現(xiàn)多組“人”字形分布的電性梯度帶.它們由淺及深，與2138號點地下發(fā)育、延深達(dá)上地幔的南傾電性梯度帶（F6）成“雁”形排列；其中，F(xiàn)13—F16的產(chǎn)狀向北傾斜（圖6）.根據(jù)與區(qū)域地質(zhì)資料的比對發(fā)現(xiàn)，F(xiàn)6正與柴北緣斷裂帶主構(gòu)造錫鐵山南緣斷裂在剖面上的位置吻合；這一系列結(jié)構(gòu)特征顯然表明F6反映了錫鐵山南緣斷裂的電性結(jié)構(gòu)特點.當(dāng)結(jié)合區(qū)域重力（圖7、8）和航磁（圖9）資料進(jìn)行綜合分析時，可以看到F6與柴北緣重力梯度帶和磁場梯度帶的分布一致，這證明了錫鐵山南緣斷裂屬于巖石圈深斷裂.

如前所述，F(xiàn)13—F16是伴隨F6，傾向與之相背的一系列北傾的巖石圈電性梯度帶（圖6），這表明柴北緣殘山間的元古界以逆斷層于山前推覆在中、新生代地層之上.可見，柴北緣斷裂帶（錫鐵山南緣斷裂帶）是由南傾的巖石圈深斷裂F6和一系列產(chǎn)狀相背、北傾的逆沖斷裂所構(gòu)成的.

（10）青藏北部巖石圈滑脫帶（F7，F(xiàn)8）：

由圖4所示的五道梁—綠草山剖面電性結(jié)構(gòu)模型可以看到，從剖面北邊的錫鐵山前（2138號點）到剖面南端，由淺到深，巖石圈導(dǎo)電性具有明顯的分層結(jié)構(gòu).上地殼大體上為高阻層，中地殼和部分下地殼基本上為高導(dǎo)層；下地殼底部和上地幔的導(dǎo)電性較復(fù)雜，由北向南，介質(zhì)的電阻率以高、低相間的格局展布；因此，在巖石圈中必然存在縱向的電性梯度帶.一般來說，這些縱向電性梯度帶所描繪的電性界面輪廓既可能是反映巖石圈的層狀構(gòu)造特征，又有可能反映巖石圈內(nèi)產(chǎn)狀平緩、隱伏的滑脫構(gòu)造形跡.

縱觀五道梁—綠草山剖面的電性結(jié)構(gòu)模型，對模型斷面的電阻率等值線分布做較深入的分析不難發(fā)現(xiàn)，從剖面北端的2138號點（錫鐵山前）到剖面南端的631號點之間，巖石圈內(nèi)存在二組深度不同，由北向南產(chǎn)狀緩傾的縱向電性梯度帶F7和F8（見圖6）.其中，F(xiàn)7的北端在錫鐵山前，界面深度約5km；向南延伸到格爾木位置，界面深度增大到30km；到納赤臺時，界面深度為40km；到不凍泉，界面深度為55km；當(dāng)?shù)竭_(dá)五道梁時，界面深度反而變淺，為50km；到達(dá)631號點時，F(xiàn)7產(chǎn)狀變陡，界面深度急劇增大.

而F8位于F7之下，與F7近于平行展布；其北端自2126號點起，界面深度約30km；當(dāng)向南延伸到格爾木位置時，界面深度增大到50km；到納赤臺時，界面深度為65km；而到達(dá)到不凍泉時，其產(chǎn)狀變陡，界面深度急劇增大，為80km；到五道梁時，F(xiàn)8的界面深度已超出100km.

如圖6所示，F(xiàn)7和F8之間夾持的是一組電阻率為100～500Ωm的中高阻體，它以低角度由北向南延伸.在昆侖—柴達(dá)木地塊范圍內(nèi)，這向南緩傾的中高阻體厚度穩(wěn)定；而在松潘—甘孜地塊內(nèi)，中高阻體的厚度具有向南增厚的趨勢.它的頂、底面都伴隨有殼內(nèi)和上地幔高導(dǎo)體；但在中昆侖和柴達(dá)木范圍內(nèi)，似乎這中高阻體把原本電阻率很高的巖石圈分割為上、下兩塊高阻體.從探測剖面的斷面導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)特征分析，似乎能給我們這樣的啟示：F7和F8是青藏高原北部巖石圈中二組由北向南緩傾的隱伏滑脫帶，它們夾持的中高阻體很可能是來自于青藏高原北邊的古亞洲大陸巖石圈；它在柴北緣與昆侖—柴達(dá)木地塊匯聚、碰撞，沿著F7和F8之間向南俯沖、變形，到達(dá)松潘—甘孜地塊之下.

5 結(jié) 語

通過對五道梁—綠草山大地電磁深探測剖面二維反演獲得的電性結(jié)構(gòu)模型中電阻率等值線梯度帶和畸變帶的研究，結(jié)合區(qū)域重力、航磁數(shù)據(jù)以及區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造，可以推斷研究區(qū)域主要斷裂構(gòu)造的傾向和走向，有助于厘定青藏高原北部主要地塊之間的界限及深部接觸關(guān)系，并由此討論青藏高原形成演化過程中亞歐板塊所起的作用.

（References）

［1］Chen L，Booker J R，Jones A G，et al.Electrically conductive crust in Southern Tibet from INDEPTH magnetotelluric surveying.Science，1996，274（5293）：1694－1696.

［2］魏文博，陳樂壽，譚捍東等.西藏高原大地電磁深探測—亞東—巴木措沿線地區(qū)殼幔電性結(jié)構(gòu).現(xiàn)代地質(zhì)，1997，11（3）：366－374.Wei W B，Chen L S，Tan H D，et al.MT sounding on Tibetan plateau－Electrical structure of crust and mantle along profile of YaDong Bamucuo.Geoscience－Journal of Graduate School，China University of Geosciences（in Chinese），1997，11（3）：366－374.

［3］魏文博，陳樂壽，譚捍東等.關(guān)于印度板塊俯沖的探討—據(jù)INDEPTH－MT研究結(jié)果.現(xiàn)代地質(zhì)，1997，11（3）：379－386.Wei W B，Chen L S，Tan H D，et al.An approach on subduction of Indian Plate from INDEPTH－MT Results.Geoscience－Journal of Graduate School，China University of Geosciences（in Chinese），1997，11（3）：379－386.

［4］魏文博，陳樂壽，譚捍東等.西藏中、南部殼內(nèi)高導(dǎo)體與熱結(jié)構(gòu)特點—INDEPTH－MT提供的證據(jù).現(xiàn)代地質(zhì)，1997，11（3）：387－392.Wei W B，Chen L S，Tan H D，et al.Features of thermal structure and highly conductive bodies in middle crust beneath central and southern Tibet：according to INDEPTH－MT results.Geoscience－Journal of Graduate School，China University of Geosciences （in Chinese），1997，11（3）：387－392.

［5］魏文博，金勝，葉高峰等.藏南巖石圈導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)與流變性—超寬頻帶大地電磁測深研究成果.中國科學(xué)D輯（地球科學(xué)），2009，39（11）：1591－1606.Wei W B，Jin S，Ye G F，et al.Electrical structure and rheology of South Tibet lithosphere－results from super－wide band magnetotelluric sounding.Science in China （in Chinese），2009，39（11）：1591－1606.

［6］Zhao G，Wang L，Chen X，et al.The active fault belts in eastern Tibet margin inferred using magnetotellurics.Geologica Acta，2010，8（1）：103－114.

［7］萬戰(zhàn)生，趙國澤，湯吉等.青藏高原東邊緣冕寧—宜賓剖面電性結(jié)構(gòu)及其構(gòu)造意義.地球物理學(xué)報，2010，53（3）：585－594.Wan Z S，Zhao G Z，Tang J，et al.The electrical structure of the crust along Mianning－Yibin profile in the eastern edge of Tibetan plateau and its tectonic implications.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2010，53（3）：585－594.

［8］湯吉，詹艷，趙國澤等.青藏高原東北緣瑪沁—蘭州—靖邊剖面地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)研究.地球物理學(xué)報，2005，48（5）：1205－1206.Tang J，Zhan Y，Zhao G Z，et al.Electrical conductivity structure of the crust and upper mantle in the northeastern margin of the QinghaiTibet plateau along the profile Maqin－Lanzhou－Jingbian.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2005，48（5）：1205－1216.

［9］趙國澤，陳小斌，王立鳳等.青藏高原東邊緣地殼“管流”層的電磁探測證據(jù).科學(xué)通報，2008，53（3）：345－350.Zhao G Z，Chen X B，Wang L F，et al.The proof of“channel flow”under east Qinghai－Tibetan Plateau crust from magnetotelluric sounding.Chinese Science Bulletin （in Chinese），2008，53（3）：345－350.

［10］Wei W B， Martyn U，Jones A，et al.Detection of widespread fluids in the Tibetan crust by magnetotelluric studies.Science，2001，292（5517）：716－718.

［11］魏文博，金勝，葉高峰等.藏北高原地殼及上地幔導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)——超寬頻帶大地電磁測深研究結(jié)果.地球物理學(xué)報，2006，49（4）：1215－1225.Wei W B，Jin S，Ye G F，et al.Conductivity structure of crust and upper mantle beneath the northern Tibetan Plateau：Results of super－wideband magnetotelluric sounding.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（4）：1215－1225.

［12］魏文博，金勝，葉高峰等.西藏高原中北部斷裂構(gòu)造特征：INDEPTH（III）－MT觀測提供的依據(jù).地球科學(xué)，2006，31（2）：257－265.Wei W B，Jin S，Ye G F，et al.Features of the faults in center and North Tibetan Plateau：based on results of INDEPTH （III）－MT. Earth Science－Journal of China University of Geosciences.（in Chinese），2006，31（2）：257－265.

［13］Martyn U，Wei W B，Alan G J，et al.Crustal and upper structure of northern Tibet imaged with magnetotelluric data.Journal of Geophysical Research，2004，109：B02403.

［14］Florian L P，Alan G J，Jan V，et al.Penetration of crustal melt beyond the Kunlun Fault into northern Tibet.Nature Geoscience，2012，5（5）：330－335.

［15］Xiao Q B，Zhao G Z，Dong Z Y.Electrical resistivity structure at the northern margin of the Tibetan Plateau and tectonic implications.Journal of Geophysical Research，2011，116（B12）：B12401.

［16］Zhao W J，Nelson K D，Che J，et al.Deep seismic reflection evidence for continental underthrusting beneath southern Tibet.Nature，1993，366（6455）：557－559.

［17］Nelson K D，Zhao W，Brown L D，et al.Partially molten middle crust beneath southern Tibet：Synthesis of Project INDEPTH Results.Science，1996，274（5293）：1684－1688.

［18］Zhao W J，Kumar P， Mechie J，et al.Tibetan plate overriding the Asian plate in central and northern Tibet.Nature Geoscience，2011，4（12）：870－873.

［19］Karplus M S，Zhao W J，Klemperer S L，et al.Injection of Tibetan crust beneath the south Qaidam Basin：Evidence from INDEPTH IV wide－angle seismic data.Journal of Geophysical Research，2011，116：B07301.

［20］Mechie J，Zhao W J，Karplus M S，et al.Crustal shear（S）velocity and Poisson’s ratio structure along the INDEPTH IV profile in northeast Tibet as derived from wide－angle seismic data.Geophys.J.Int.，2012，191（2）：369－384.

［21］尹安.喜馬拉雅-青藏高原造山帶地質(zhì)演化—顯生宙亞洲大陸生長.地球?qū)W報，2001，22（3）：193－230.Yin A.Geological evolution of Himalayan－Qinghai－Tibet plateau－Phanerozoic growth of the Asian continent.Acta Geoscientia Sinica （in Chinese），2001，22（3）：193－230.

［22］許志琴，楊經(jīng)綏，李海兵等.青藏高原與大陸動力學(xué)—地體拼合、碰撞造山及高原隆升的深部驅(qū)動力.中國地質(zhì)，2006，33（2）：221－238.Xu Z Q，Yang J S，Li H B，et al.The Qinghai－Tibet plateau and continental dynamics：A review on terrain tectonics，collisional orogenesis，and processes and mechanisms for the rise of the plateau.Geology in China（in Chinese），2006，33（2）：221－238.

［23］盧占武，高銳，李秋生等.中國青藏高原深部地球物理探測與地球動力學(xué)研究（1958—2004）.地球物理學(xué)報，2006，49（3）：753－770.Lu Z W，Gao R，Li Q S，et al.Deep geophysical probe and geodynamic study on the Qinghai－Tibet Plateau （1958—2004）.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（3）：753－770.

［24］Groom R W，Bailey R C.Decomposition of magnetotelluric impedance tensor in the presence of local three－dimensional galvanic distortion.J.Geophys.Res.，1989，94（B2）：1913－1925.

［25］McNeice G W，Alan G J.Multisite，multifrequency tensor decomposition of magnetotelluric data.Geophysics，2001，66（1）：158－173.

［26］張有學(xué)，尹安.地球的結(jié)構(gòu)、演化和動力學(xué).北京：高等教育出版社，2002.Zhang Y X，Yin A.Structure Evolution and Dynamics of the Earth（in Chinese）.Beijing：Higher Education Press，2002.

［27］Ledo J， Queralt P， Marti A，et al. Two－dimensional interpretation of three－dimensional magnetotelluric data：An example of limitations and resolution.Geophys.J.Int.，2002，150（1）：127－139.

［28］Wannamaker P E，Hohmann G W，Ward S.Magnetotelluric responses of three－dimensional bodies in layered earths.Geophysics，1984，49（9）：1517－1533.

［29］西藏自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局.西藏自治區(qū)區(qū)域地質(zhì)志.北京：地質(zhì)出版社，1993.Tibetan Bureau of Geology and Mineral Resources.Annals of Regional Geology of Tibet（in Chinese）.Beijing：Geology Press，1993.

［30］青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局.青海省區(qū)域地質(zhì)志.北京：地質(zhì)出版社，1991.Qinghai Bureau of Geology and Mineral Resources.Annals of Regional Geology of Qinghai Province（in Chinese）.Beijing：Geology Press，1991.

［31］許志琴，楊經(jīng)綏，姜枚.青藏高原北部的碰撞造山及深部動力學(xué)—中法地學(xué)合作研究新進(jìn)展.地球?qū)W報，2001，22（1）：5－10.Xu Z Q，Yang J S，Jiang M.Collision－orogeny of the northern Qinghai－tibet plateau and its deep dynamics.Acta Geoscientia Sinica.（in Chinese），2001，22（1）：5－10.

［32］Yin A，Harrison T M.Geologic evolution of the Himalayan Tibetan Orogen.Annu.Rev.Earth Planet Sci.，2000，28（1）：211－280.

［33］陳炳蔚，姚培毅，郭憲璞等.青藏高原北部地體構(gòu)造與演化—格爾木-額濟納旗地學(xué)斷面走廊域地質(zhì)構(gòu)造與演化研究.北京：地質(zhì)出版社，1996.Chen B Y，Yao P Y，Guo X P，et al.Structure and Evolution of the Northern Qinghai－Tibet Plateau Terrane（in Chinese）.Beijing：Geology Press，1996.

［34］趙志丹，莫宣學(xué)，羅照華等.印度—亞洲俯沖帶結(jié)構(gòu)—巖漿作用證據(jù).地學(xué)前緣，2003，10（3）：149－157.Zhao Z D，Mo X X，Luo Z H，et al.Subduction of India beneath Tibet：Magmatism evidence.Earth Science Frontiers（in Chinese），2003，10（3）：149－157.

［35］周華偉，Michael A，林清良等.西藏及其周圍地區(qū)地殼、地幔地震層析成像—印度板塊大規(guī)模俯沖于西藏高原之下的證據(jù).地學(xué)前緣，2002，9（4）：285－292.Zhou H W，Michael A，Lin Q L，et al.Tomographic imaging of the Tibet and Surrounding region：Evidence for whole sale under thrusting of Indian slab beneath the Tibetan Plateau.Earth Science Frontiers（in Chinese），2002，9（4）：285－292.

［36］Egbert G D，Booker J R.Robust estimation of geomagnetic transfer functions.Geophys.Roy.Ast.Soc.，1986，87：175－194.

［37］Weidelt P，Kaikkonen P.Local 1Dinterpretation of magnetotelluric B－polarization impedence.Geophys.J.Int.，1994，117（3）：733－748.

［38］Degroot－Hedlin C，Constable S C.Occam′s inversion to generate smooth，two－dimensional models from magnetotelluric data.Geophysics，1990，55（12）：1613－1624.

［39］Constable S C，Parker R L，Constable C G.Occam′s inversion：apractical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data.Geophysics，1987，52（3）：289－300.

［40］William R，Randall L M.Nonlinear conjugate gradients algorithm for 2－D magnetotelluric inversion.Geophysics，2001，66（1）：174－187.

［41］Willett S D，Beaumont C.Subduction of Asian lithospheric mantle beneath Tibet inferred from models of continental collision.Nature，1994，369（6482）：642－645.

［42］Owens T J，Zandt G.Implications of crustal property variations for models of Tibetan Plateau evolution.Nature，1997，387（6628）：37－43.

［43］金勝，葉高峰，魏文博等.青藏高原東南部地殼導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)與斷裂構(gòu)造特征—下察隅—昌都剖面大地電磁探測結(jié)果.地學(xué)前緣，2006，13（5）：408－415.Jin S，Ye G F，Wei W B，et al.The electrical structure and fault feature of crust of south－eastern Tibetan plateau－the result of magnetotelluric prospecting on profile from Xiachayu－Changdu.Earth Science Frontiers （in Chinese），2006，13（5）：408－415.