华南大陆位于欧亚板块的东南，处在全球现今3大重要板块的汇聚拼合部位，是中国大陆及全球构造的重要组成部分。其经历了长期、多期次的构造变动，不同的演化阶段经历了不同性质与规模的构造运动的复合叠加，呈现出复杂多样的特点(张国伟等，2013)。华南大陆主要由华夏与扬子两大块体所构成，两者被江绍—钦防构造带分隔，存在突出的构造属性差异。华夏地块是一个以新元古代泥砂质岩和火成岩为主体的前南华纪基底，不是稳定的克拉通古陆，经历了聚合—裂解—再聚合的复杂构造演化(舒良树，2012)，而扬子地块位于江绍—钦防构造带以西，是具有不同基底但有着统一盖层的陆块，包括西侧相对稳定的准克拉通与东侧经历多期次构造运动复合叠加的陆内造山区(舒良树，2012；张国伟等，2013)。华南大陆东部所经历的物质结构改造、复合再造与重组重建决定了其地下复杂的构造面貌，其既具有中国大陆的共性，更具有明显的特性(张国伟等，2001，2006，2011，2013)。华南大陆的深部结构探测、构造演化研究可以为其地质—地球化学—地球物理多维动力学模型奠定基础，为解决大陆构造及大陆动力学的重要问题提供依据。然而，华南大陆的构造与动力学问题仍然存在分歧与争议，其深部结构与状态研究仍然不够。

大地电磁测深(MT)是探测地球内部导电性结构，研究地壳及上地幔构造特征，间接了解其热结构、物质成分和状态，以及流变学特征的重要途径(董树文等，2012)。利用大地电磁手段对深部结构进行精细探测，获取岩石圈尺度地电结构，可为基础研究、资源开发等提供支撑(金胜等，2010)。早期在华南地区所进行的大地电磁探测(石应骏等，1989；邓前辉等，1990；孔祥儒等，1991；蒋洪堪等，1992；孙洁等，2001)多以一维反演与解释手段为主，虽然近期进行的大地电磁探测(单春玲，2010；韩江涛，2012；韩凯等，2012；刘国兴等，2012；Zhao et al.，2012；刘营等，2013；Wang et al.，2014；Zhang et al.，2015)利用二维反演及解释技术获得了华南壳幔电性结构新的认识，但跨越江南造山带东部的大地电磁剖面较少。在国家专项“深部探测技术实验与集成”(SinoProbe-02)的支持下，在华南东部布设了多条宽频长周期大地电磁联合探测剖面，本文介绍景德镇—温州剖面的探测结果。

1.1 剖面位置及野外观测

景德镇—温州剖面东起鄱阳湖畔，经景德镇、乐平、德兴、玉山、江山、丽水，西至东南沿海的温州境内，剖面全长约为400 km，自西向东跨越扬子地块东段江南造山带和华夏地块。剖面采用宽频与长周期联合探测的方式进行野外观测，宽频大地电磁测深点的平均点距约为10.8 km，长周期大地电磁测深点的平均点距约为57 km。共获取37个大地电磁测深点数据，其中宽频、长周期共同观测的点有5个。宽频数据采集仪器为加拿大凤凰地球物理公司的V5-2000型大地电磁测深仪，有效频率范围为0.000 5～320 Hz，测点的采集时间约为20 h，采集系统之间通过GPS同步。长周期数据采集仪器为乌克兰国家科学院研制的Lemi-417型大地电磁测深仪，有效频率范围为0.1×10^-5～2.5×10^-5 Hz，测点的采集时间约为5～7天，观测最低频率可达5×10^-5 Hz。

图 1(Fig.1)

图 1 测线分布及主要构造图 ①.江南断裂带;②.万载-南昌-景德镇-歙县断裂;③.赣东北断裂;④.江绍断裂;⑤.上虞-政和-大浦断裂;数字地形图基于GeoMapApp软件绘制,主边界断裂据徐先兵等(2015) Fig.1 Distribution of MT stations and major tectonic structures in the study regio

宽频数据处理采用SSMT2000及MT-editor软件，长周期数据处理采用PRC-MTMV软件。处理时，综合采用了Robust估计、远参考处理、功率谱挑选等手段。在宽频与长周期同时观测的测点，我们将宽频的阻抗数据与长周期的阻抗数据合并，得到超长周期的阻抗张量数据，图 2为代表性的原始拼接曲线。长周期曲线不仅延展了大地电磁的低频频带，还对宽频大地电磁尾支走势进行了限定。

图 2(Fig.2)

图 2 宽频与长周期典型拼接曲线 Fig.2 Apparent resistivity and phase curves of typical stations combined broadband and long-period MT data

阻抗二维偏离度是描述地下介质维度的重要指标，图 3为剖面全部测点的二维偏离度随频率变化的影像图，可知剖面的中高频段二维偏离度基本都小于0.3，而低频部分局部阻抗偏离度较大，呈现三维结构特征。在进行二维反演解释的时候需要注意深部三维结构所产生的畸变，根据数据特征选取合适的处理手段来重建三维模型。

图 3(Fig.3)

图 3 二维偏离度影像图 Fig.3 The image of 2D skewess

在二维假设情形下，大地电磁数据可分为TE与TM两种极化模式，分别为平行与垂直于构造走向。为了确定数据的极化模式，需要先进行构造走向分析。本文采用G-B阻抗张量分解技术(Groom and Bailey，1989)对剖面实测数据进行区域构造走向判断。G-B阻抗张量分解的结果在图 4中分6个频段给出： 360～10 Hz，10～1 Hz，1～0.1 Hz三频段有着明显的约30°优势构造走向，而0.1～0.01 Hz，0.01～0.001 Hz频段除上述优势构造走向外，出现0°优势方向，直至0.001～0.000 05 Hz频段，0°构造走向成为主构造走向。由此发现，由浅至深0°构造走向均占据主体地位，深部可能存在构造变异。需要提及的是，阻抗张量分解的结果具有90°的模糊性，而区域主要断裂及造山带的走向为北北东—南南西，则研究区主体构造走向应为北东向。通过对不同频段的阻抗张量分解结果及全频全测点的统计结果，最终确定区域构造走向为北东33°。据此将阻抗数据旋转到主轴方向，并识别出TE、TM两种模式的视电阻率及相位曲线。

图 4(Fig.4)

图 4 构造主轴分频统计玫瑰图 Fig.4 Rose diagrams showing strike analysis results for the specfic corresponding frequency band

在进行剖面数据的二维反演之前需要进行极化模式的识别与选取，极化模式的识别已经在构造主轴确定后完成，而选取何种极化模式仍需判断。大地电磁二维反演的TE、TM和TE+TM联合3种模式各有特点。实践中多采用TM或TE+TM联合模式进行二维反演，而单独TM模式数据的反演可以更好地消除三维畸变重构地下模型(蔡军涛等，2010)，故选取TM模式数据参与反演。

应用非线性共轭梯度(NLCG)反演算法(Rodi and Mackie，2001)对TM模式视电阻率及相位曲线进行带地形的二维反演，初始模型选取背景电阻率为100 Ω·m的均匀半空间，改变正则化因子进行多次反演参数试算： 采用L曲线法(Hansen，1992；Hansen and O'Leary，1993)对正则化因子的选取进行评估，根据不同正则化因子反演所获得的拟合差(RMS)与粗糙度绘制L曲线，处于曲线拐点处的正则化因子所对应反演模型综合考虑了模型拟合程度与光滑程度。由图 5可见正则化因子(τ)为15时，模型粗糙度与拟合差处于L曲线的拐点，故选取最终反演的τ为15。反演的其他参数为： TM模式视电阻率误差级数为10％，相位误差级数为5％，横纵光滑比α为1。经过172次迭代，最终反演的拟合差RMS为2.07，拟合状况良好，表明所获得的二维电阻率结构具有较高可信度。图 6给出实测视电阻率相位与反演模型理论响应的对比影像图，可知两者一致性较好。图 7所示为反演获得的二维反演电性结构图及参与反演测点的单点拟合差。

图 5(Fig.5)

图 5 不同正则化因子的模型粗糙度与拟合误差值曲线图 Fig.5 L-curve of RMS and roughness for different τ value

图 6(Fig.6)

图 6 剖面实测与反演模型响应对比影像图 a. 观测TM视电阻率；b. 计算TM视电阻率；c. 观测TM阻抗相位；d. 计算TM阻抗相位 Fig.6 TM data of measured apparent resistivity and phase and the 2D model responses in pseudosections

图 7(Fig.7)

图 7 单点RMS沿剖面分布图(a)与TM模式二维NLCG反演电性结构图(b) C1，C2，C3，C4为高导体；R1，R2，R3，R4，R5为高阻体；F1为景德镇—歙县断裂，F2为德兴—东乡断裂， F3、F4为江山—绍兴断裂，F5为上虞—政和—大浦断裂 Fig.7 The site-by-site RMS distributions of 2D inversion model(a) and 2D electrical structure model obtained with NLCG code using TM impedance data(b)

剖面以江山—绍兴断裂(F₃、F₄)为界，分为扬子与华夏两大地块。断裂以东为华夏地块，剖面上华夏地块以上虞—政和—大浦断裂(F₅)为界分为华夏褶皱带与东南沿海岩浆岩带；断裂以西为扬子地块东部新元古代江南造山带。

华夏地块地壳及上地幔整体以高阻特征为主，地壳上部高阻层均较厚，底界埋深约为19～32 km，电阻率多在10 000 Ω·m以上，分别在22号点及31～32号点(图 7)下方减薄，该层为上地壳的主体电性；地壳下层整体呈现中高阻过渡特征，电阻率在几百至几千Ω·m；上地幔呈现南东向两高夹一低的特征，华夏褶皱带与东南沿海岩浆岩带的高阻地幔被一低阻条带分隔，低阻条带的电阻率约为几十至几百Ω·m，而两侧高阻地幔的电阻率在1 000 Ω·m以上。

江绍断裂带以西为扬子地块新元古代江南造山带，其电性结构与华夏地块存在着明显差异。江南造山带地壳上部仍呈现高阻特征，1～12号点(图 7)高阻层自北西向南东增厚，厚度由10 km增厚至20 km，而12～16号测点段高阻层局部缺失。扬子地块江南造山带区地壳下部出现近水平的高导层，电阻率小于10 Ω·m，明显有别于华夏地块。壳内高导层被F₁、F₂所夹的高阻体分成两段，该高阻体倾向北西并延伸至上地幔。江南造山带上地幔以中低阻特征为主，1～10号测点段存在上地幔高导层C₃，C₃顶面埋深约为110 km，C₃之上可见两条深部低阻通道，分别连接高导层C₁、C₃与C₂、C₃。华夏地块与扬子地块的边界电性结构呈上窄下宽喇叭状，电阻率上高下低，出现高导体C₄，该特殊的电性结构为F₃与F₄所夹持。

如前述电性结构分析，地块划分与地表地质相一致，下面将对电性结构所反映的地质信息进行探讨。依据地震探测的结果(熊绍柏等，2000；熊小松，2009)，研究剖面的莫霍面自北西向南东抬升，莫霍面深度介于27～36 km，其中在衢州盆地附近莫霍面隆起，最浅处达27 km，据此将本区莫霍面的大致位置标注于图 7。

江绍断裂F₄南东侧为华夏地块，华夏地块地壳由一系列规模不等的高阻体组成，表征了花岗岩体及深部基性超基性岩体的侵入特征，各高阻块体为不同规模的构造所分隔，控制区域的岩体分布。结合本区莫霍面深度的分布特征，研究表明华夏地块的构造多为壳内构造，而上虞—政和—大浦断裂可能为岩石圈尺度的构造。上虞—政和—大浦断裂北东向延伸，倾向南东，剖面电性结构显示断裂可能为一超壳断裂，该断裂不仅是壳内明显的分界线，也具有显著的深部背景。断裂分隔了高阻的东南沿海岩浆岩带与华夏褶皱带，其东南侧为东南沿海岩浆岩带，为晚中生代强烈的岩浆岩活动区，其花岗岩地球化学指标类型指示为活动大陆边缘背景(Zhou and Li，2000)，其西北侧为华夏褶皱带，为前泥盆纪基底隆起区且受到古太平洋动力学体系的改造(舒良树等，2002)。该断裂延展至上地幔的低阻界带表征了断裂受控于深部动力学机制，或与深部软流圈沿断裂薄弱带的上涌有关。同时，研究发现上地幔高阻体R₄、R₅及两者之间的低阻带均倾向南东，可能为太平洋板块俯冲倾角的变化所产生的弧后反向逆冲作用在岩石圈深部的反映(Zhou and Li，2000；徐鸣洁等，2001；舒良树，2012)。

江绍断裂F₃北西一侧属于扬子地块东部新元古代江南造山带，景德镇—歙县断裂与德兴—东乡断裂为研究区内的主要断裂。依据区域地质构造的研究(华仁民等，2000；邓国辉等，2002，2005)，德兴—东乡断裂带为高阻的九岭地体与怀玉地体的碰撞拼贴缝合带，电性特征表现为高阻块体之间具有一定宽度的相对低阻带。该低阻带由南东向北西逆冲，随着深度的增加，断裂带电阻率值减小而宽度加大，可能与晚期走滑剪切及深部高导层C₂沿断裂上侵改造有关，可能代表断裂深部处于伸展拉张状态。德兴—东乡断裂带是一条分隔次级构造单元的边界型壳内的构造带。与德兴—东乡断裂相似，景德镇—歙县断裂也呈现南东向北西逆冲形态，是九岭褶皱变形区和郭公山构造混杂岩带的边界断裂，推测其构造特征也受到高导层C₁的影响。虽然依据区域地质构造的结果推测两断裂均为壳内断裂带，所控制的构造单元也局限于壳内，但电性结构同样揭示了断裂对应区段深部低阻通道。与华夏地块不同，江南造山带上地幔的电阻率结构模型高低组相间，推测为高阻地幔受到后期软流圈改造的结果。上地幔第一高导层C₃推测为软流圈，其顶面埋深约为110 km，C₃分别通过各自通道与下地壳高导层C₁、C₂相连通，可能是因为软流圈地幔在应力松弛的拉张环境下沿着薄弱地带上涌，对上覆岩石圈进行改造。软流圈地幔通过两通道对上覆岩石圈的改造存在差异，C₂、C₃通道更明显。高导体C₂北西一侧之上为德兴斑岩型铜矿矿床所在，对于斑岩铜矿成矿环境及斑岩源区的分析表明德兴斑岩铜矿是板块汇聚时期局部拉张条件下的产物(芮宗瑶等，2004)，而德兴斑岩型铜矿床的成矿模型也揭示了是在活动大陆边缘岩浆弧后伸展带由地幔底侵的结果(毛景文等，2010)，这与电性结构所反应的深部地幔特征及浅部断裂特征相一致。对比江南造山带深浅异常形态发现，浅部两次级断裂均倾向南东，而深部高阻体R₁、R₂、低阻通道C₁—C₃、C₂—C₃均倾向北西，表明江南造山带现存深浅构造体制的差异。

江绍断裂带是本区最明显的构造分界，F₃倾向北西而F₄倾向南东，两者共同组成江绍断裂，这与地震结果所揭示的断裂特征相一致，F₃与F₄之间浅表宽度较小而深部控制范围增大，是其西北侧的扬子块体和东南侧的华夏块体地壳和上地幔结构的明显界带(熊绍柏等，2000)，其两侧基底形态与盖层性质均存在明显差异： 北西部多出露为低阻的古生界沉积地层，东南侧大部分被中生代中—酸性火山岩所覆盖，呈现高阻特征；地壳在断裂两侧也具有不同的变化趋势，南东侧地壳基本为高阻特征而北西侧高阻层减薄甚至局部缺失；在上地幔人工地震测深时发现的Pn波速度的明显差异与电性结构所反映的电性差异相对应。推测F₃与F₄所围限的高导体C₄具有深部背景，在深部地幔的驱动下，C₄以热量及物质的上侵的方式作用于F₃与F₄所围限区域，导致华夏地块与扬子地块的分离，而后期扬子地块与华夏地块的汇聚使得两者重新拼合，从而形成了上窄下宽的结构。在电性结构模型中，C₄之下并未发现明显的软流圈的踪迹，可能代表驱动C₄作用的深部动因已经不存在。综合对于江绍断裂电性结构及地质意义的分析，江绍断裂带应是一条岩石圈断裂(杨明桂等，2009)，断裂所分隔的区块在不同深度上的电性特征表明了断裂发展的多期次与深浅运动发展机制的差异。

在扬子与华夏地块的接触带处，电性结构模型并未发现古板块俯冲的痕迹，而江绍断裂两侧深部电性异常体的结构特征反映了华夏与扬子地块的汇聚。上述地块结构分析已经发现，西侧扬子地块深部高阻体R₁、R₂、低阻通道C₁—C₃、C₂—C₃均倾向北西，而东侧华夏地块深部高阻体R₄、R₅及两者之间的低阻带均倾向南东，这一差异可能代表了受控于不同动力学机制的扬子与华夏地块的汇聚。而且，在扬子地块东缘江绍断裂带所在的低阻区域自地表而下也有近似倾向南东的痕迹，而且高阻体R₃也倾向南东，推测华夏地块在上地幔挤入扬子地块，深部接触边界可能越过江绍断裂带。

(1)剖面以江绍断裂为界分为华夏地块与扬子地块东段江南造山带。强烈的岩浆活动及稳定的前寒武基底使得华夏地块整体呈现高阻特征，上虞—政和—大浦断裂将华夏地块分为华夏褶皱带与东南沿海岩浆岩带，该断裂可能具有深部岩石圈背景；扬子地块东部新元古代江南造山带整体电阻率较低，结构更为破碎，受到深部改造明显，岩石圈的底界约为110 km。

(2)剖面发现3处从深部上升的低阻带通道： C₁—C₃之间、C₂—C₃之间及R₄—R₅之间，可能与软流圈上涌相关，反映了深部构造对于浅部地质过程的控制及改造。

(3)江绍断裂呈喇叭状向深部张开，揭示了华夏地块与扬子地块裂解拼合的深部动力学成因。华夏地块与扬子地块的接触状态呈现为双向汇聚，华夏地块在上地幔挤入扬子地块，深部接触边界可能越过江绍断裂带。