0 引言

印度—欧亚板块自新生代以来的陆-陆碰撞形成了规模巨大的青藏高原（侯增谦等，2003，2006； Yin，2006），其中伸展构造作用在陆陆碰撞变形中起着重要的作用，青藏高原内部的伸展构造主要可分为北喜马拉雅穹隆带、北喜马拉雅及藏南地区南北向正断层、东西走向的北喜马拉雅藏南拆离系 （STDS）（张进江，2007）。大陆伸展构造的动力学背景主要为地幔柱上涌，其表现形式通常为地表裂谷 （张进江和黄天立，2019）。这种形式在藏南地区尤其明显，在班公—怒江缝合带以南地区形成了 7 条间隔距离较均匀、延伸距离较长的南北向裂谷（哈广浩等，2018；张佳伟等，2020）（图1）。对这些南北向裂谷的研究有助于认识青藏高原陆内造山过程和变形机制，对岩浆活动、成矿成藏的探讨也具有重要的意义（Armijo et al.，1989；Yin，2006；张进江， 2007）。

深反射地震采用大当量震源激发，能够产生足够强的面波，面波具有频散特征，而且面波能量衰减速度慢，能够携带大量的地下介质信息，为地下结构探测提供依据。近年来，基于多道面波反演方法在深反射地震中被广泛应用。该方法通过提取出深反射道集数据中的面波频散曲线反演获得地下高精度的近地表二维 S 波速度结构，有效反演深度可达 2 km 左右（Chen et al.，2022；陈淼等，2022； Wang et al.，2022a，2023）。

本文基于深反射地震数据，采用多道面波成像方法，获得了申扎裂谷浅层S波速度结构，探讨了速度结构与申扎裂谷地区的第四系沉积、矿集区分布和高温热泉分布的关系，研究结果可为区域的浅层勘探与资源应用提供有利支撑。

1 地质背景

申扎裂谷发育在班公—怒江缝合带和雅江缝合带之间，是申扎—定结裂谷的北段，大致位于申扎县—谢通门县区间（图2）。伴随着特提斯阶段南北板块缝合带的裂开、闭合，主要经历了晚古生代 —中生代的特提斯多岛弧—盆系构造演化和新生代的陆内汇聚两个构造发展阶段，而后发生大规模伸展作用，形成一系列垂直于碰撞造山带的裂谷盆地，产生了沟-弧-盆体系（欧阳渊，2020），在申扎裂谷周围出现众多构造单元，如雅江缝合带、格仁错断裂、普强断裂、空金下嘎断裂、娘热藏布断裂等。裂谷穿过冈底斯成矿带，周围发育热泉以及多种矿床（侯增谦等，2006；王汝成等，2017；黎心远等， 2018；徐泰然，2018；徐泰然等，2018；刘子龙等， 2019；林家国，2020；夏祥标等，2022；张志等， 2022）。

申扎裂谷呈近南北走向，自申扎县城以南的甲岗雪山（30.8°N，88.7°E）向南延伸约 110 km 至青都、谢通门到雅鲁藏布江缝合带。这条裂谷贯穿了冈底斯山脉，最大宽度达15 km。平面上表现为“Z” 字型，由一系列北东、北西两组断裂构成的追踪张性断裂形式，裂谷中间发育由南向北的一系列地堑。西侧断裂带特征尤为显著，北东与北西两组线性断裂相交，西侧的南北向甲岗山脉的东部边缘呈巨大齿状形态（吴章明等，1992）。该断裂活动性很强，表现为西侧甲岗山脉的快速隆升和东侧地堑相对下降，在遥感图像上可以观察到 3 个不同时代的洪积扇互相叠置，而且早期的扇体位置最高，被后期扇体破坏和覆盖，最新的扇体，规模大，位置最低。据地形资料和遥感解译早期扇体扇根在 5200 m 左右，而最新扇体在 4950 m 左右，相差达 250 m （吴珍汉等，2001）。除扇体变化外，两组（北西、北东）断裂明显切割扇体，体现了甲岗山脉快速和脉动性隆升特点（常梦瑶等，2017；李应栩等，2018；向波等，2021）。

申扎裂谷北侧被格仁错北西向断裂所截，东侧为高原丘陵地区，西侧为甲岗山脉，平均海拔近 6000 m。裂谷中间南北向分布的查藏错、越恰错、木地达拉玉错、统勒湖、洛波错和格仁错等大小不等湖泊，历史上可能是一个连通的古湖（李才等， 2005）。区内地热活动数量较多且密集，形成温泉、沸喷泉等现象，南北向正断层和东西向拆离带控制了地堑内湖泊河流的展布和温泉的分布。裂谷周围分布有 5 处地热温泉区，都有近乎相同的构造背景，分别为打个隆弄巴温泉区、新沟温泉区、洛康温泉区、德达勒温泉区和罗贾温泉区，地热泉区的集中有规律的分布，是构造活动的直接显示（程立人和李才，2005^①）。

2 数据采集和处理

2.1 深地震反射数据采集参数

本文采用的深地震反射剖面（图2），横穿申扎裂谷、平行于青都—娘热矿集区，总长度约为 81 km。共采集单炮 310炮，道间距 50 m，采样率 2 ms，经过筛选过后选取 306 炮作为有效炮，进行数据处理。具体采集参数如下表（表1）。

矿点区（①—青都矿山；②—加多普勒铁矿床；③—斯弄多铅锌矿床；④—纳如松多铅锌矿床；⑤—恰功铁矿床；⑥—江嘎铁矿床）；4个炮点 （①—No.10785点，代表冲洪积物处；②—No.11060点，代表申扎裂谷区；③—No.11443点，代表青都—娘热矿集区；④—No.11479点，代表热泉处）；温泉区（①—打个隆弄巴；②—新沟；③—洛康；④—德达勒；⑤—罗贾）

2.2 数据预处理

本次研究的剖面长度约 81 km，覆盖岩性变化较大，不同区域的面波特征也有所区别。从频谱图 （图3）中可以看出，面波能量主要集中在 5～20 Hz 范围内。在申扎裂谷和冲洪积物附近的单炮 No.11060 与 No.10785，能谱明显较弱，分析原因主要是由于这些炮点位于断层、裂谷附近，岩层破碎严重并且伴有大量冲洪积等第四系沉积物，导致能量衰减较快，对于热泉附近的单炮（No.11479）能谱较弱的原因是水和沉积物会吸收面波的能量。而青都—娘热矿集区附近的单炮（No.11443），能谱相对较强，主要是因为该区域岩体完整性较好，并且存在密度较高的花岗闪长岩和二云母花岗岩，能量衰减较慢。在申扎裂谷附近的单炮（No.11060）频谱上，振幅随着频率变化较大，出现多个峰值，这可能是因为裂谷地质结构复杂，构造断裂发育，岩性种类较多所致（图3）。

2.3 面波频散分析

深反射地震野外采集采用长排列接收，大当量震源激发，可获得更多深层的面波信号（卢占武等，2010）。传统的深反射资料数据处理多数将面波作为干扰信号进行切除和压制。但面波能量衰减慢，具有频散特征，携带了大量宝贵的地下介质信息。本次研究中采用双边接收的深地震反射数据做面波频散提取。频散数据反映的是检波点下方的一维横波速度结构，由于地层岩性变化较大，若直接利用深反射单炮数据中的 720 道地震记录，无法有效约束地质体的范围，难以准确评估地下速度结构。但接收道数较少时，又会影响到频散能量的成图质量，不利于频散曲线的提取。已有研究显示在喜马拉雅地体里采用双边 60 道排列提取频散曲线是合适的（Wang et al.，2022a，2022b，2023）。参考上述经验值，本文进行了双边 60 道、双边 40 道、单边30道、单边20道的基阶面波能量对比。图4展示了 No.11060 点（申扎裂谷处）的单炮数据在截取双边 60道、双边 40道、单边 30道、单边 20道情况下的频散能量对比。图中可见（图4），双边 60道与双边 40道和单边 30道相比，具有更多的高频信号，与单边20道相比有更多的低频信号。因此，本文中选用双边 60 道（道间距为 50 m）的采集方式进行频散成像。

No.11443—青都—娘热矿集区；No.11060—申扎裂谷区；No.10785 —冲洪积物处；No.11479—热泉处

2.4 面波频散曲线提取

采用相移法对单炮记录进行频散分析，拾取基阶频散曲线。除去信噪比较差的数据，最后保留了 306条频散曲线，图5为4个特殊位置的频谱图与拾取的频散曲线。

2.5 初始模型建立及反演

合理的初始模型可以为反演提供更好的约束。由于深地震反射剖面穿过了多个地质单元，区域速度变化较大，一维速度模型很难准确地为整条测线提供反演约束。因此需要根据不同的点，建立不同的初始模型（Chen et al.，2022；Wang et al.，2022a，2023）。基阶瑞雷面波相速度对于其 1/3 波长深度处最为敏感，在均匀半空间泊松介质中，相速度c与 S波速度Vs满足近似关系式c=0.92Vs。通过该经验公式可以得到一个合适的初始模型，即测量到的瑞雷波相速度除以 0.92即得到 S波速度，深度取其波长的1/3作为每层的厚度，然后通过S波速度与P波及密度的耦合关系获得初始模型（王旭等，2019；章晨望，2019； Wang et al.，2023）。

从反演结果可以看出，按照不同点位建立的不同初始模型进行反演，且观测曲线与反演曲线拟合较好，拟合误差较小，其结果可以较好地反映出实际地层变化特征（图6）。

3 讨论

3.1 第四系分布特征

研究区内以洪积物组成的巨大扇体为主，并多次叠加，厚度巨大，主要分布在各大山川、低地、高山间沟谷、山口前平地及现代河流的两岸等广大地域。由砂、砂砾、砂土等混积而成，略显成层性和韵律性（程立人和李才，2005^①）。对于沉积层，如图7 所示，认为主要分为300～800 m/s 速度层（图7中蓝色层），800～1500 m/s 速度层（图7中绿色层）。

对于800～1500 m/s 速度层（图7中绿色层），在 0～40 km 范围内，根据实地踏勘，认为是古近系林子宗群帕那组的灰白色和灰红色含角砾流纹质熔岩夹安山岩、玄武岩及火山角砾岩（图8a）。根据 S 波速度特征显示其厚度在 600～700 m。在 40～65 km 范围内，绿色层出露为早白垩世花岗闪长岩，推测厚度为800～1000 m。在65～80 km范围内，绿色层出露为二云母花岗岩，推测厚度为500 m。

对于 300～800 m/s 速度层（图7 中蓝色层），在 0～40 km 范围内，出露为第四系冰渍物和洪冲积物，最深处为 1000 m，其沉积原因可能是由于伸展构造作用形成申扎裂谷后，在该区域形成漏斗状沉积。根据第四系沉积深度进一步推测裂谷深度至少为 1000 m。在 40～50 km 范围内，高山右侧沉积与左侧相同，为第四系的冰渍物和冲洪积物，但在 60 km处的低速，可能是由于此处的罗贾温泉所致：水和沉积物都会影响面波的传播导致低速，深度大约为100 m。

a—双边60道；b—双边40道；c—单边30道；d—单边20道

3.2 岩浆活动与成矿约束

（1）岩浆活动

花岗岩是地壳的重要组成部分，伴随着大陆的整个生长和演化过程，对矿床的形成也有着重要的意义，故花岗岩被广泛用来研究大陆岩石圈的结构、构造和演化。已有研究表明，拉萨地体中东部广泛出露大量侏罗纪—白垩纪火山岩与侵入岩以及新生代林子宗群火山岩（图8a，Zhang et al.， 2012）。根据获得 S 波速度剖面高速体解释图（图8b），在测线下方存在不连续的高速异常区，这些高速异常可能代表了不同时期侵入的花岗岩体。

在 0～40 km 范围内的测线位于晚白垩世—始新世岗在—青都中酸性花岗岩带的后碰撞阶段的始新世青都—那郎木布花岗岩亚带，第一次侵入形成青都岩体，侵入周围林子宗群火山岩。故推测 0～40 km 范围内的高速体是古近纪的正长花岗岩 （E₂ξγ）。在 40～80 km 范围的高速体，已有研究表明有出露的黑云母花岗岩（K₂γβ）和二云母花岗岩 （K₂γ）（程立人和李才，2005^①），故推测40～80 km范围的高速体为晚白垩世的花岗岩类（图8b）。

根据速度结构和已有地质调查的成果，推测距离 40～80 km 范围的高、低速体形成是晚白垩世花岗岩侵入早白垩世花岗岩，且在 65 km 后上部的绿色低速体是风化后的二云母花岗岩类。

a—No.10785冲洪积物处；b—No.11060申扎裂谷处；c—No.11443青都—娘热矿集区处；d—No.11479温泉处

（2）成矿约束

冈底斯成矿带是一个复式构造-火成单元，历经多次火山岩浆上涌侵入地表，又经过多次构造活动，形成了较好的成矿成藏条件。部分岩浆在大陆演化过程中变成了在特定构造背景下经成矿作用形成的特殊地质体，由不同碰撞时期和多种岩石类型构成。冈底斯花岗岩基上面附着多期矿床，是碰撞造山过程中形成的最重要的成矿带。整个成矿带孕育多种金属矿产、稀有矿产以及有色金属矿产 （唐菊兴等，2014；李茂田等，2019；徐泰然等， 2019）。

本文所指青都—娘热矿集区位于冈底斯成矿带东段，是一个集多个矿床为一体的区域集合，标定在本测线30～80 km范围处。该范围是南北向裂谷以及派生出的次级构造破碎带和构造裂隙，具有导矿、容矿的功能，是有利的赋矿部位（吴志山等， 2021）。这与地表可见的各类金属矿床位置相符。从横波速度结构可以看出，速度分布大致按照自浅至深逐步增加的规律分布。60～80 km范围内出露相同的铅锌矿（图8b），推测由下方的高速体所致，而30 km处的青都矿山也可能是下方的正长花岗岩作为高速体所致（Zhang et al.，2021；侯爵等，2022； 张云鹏等，2023）。从矿点的位置来看，在高速体附近出露，推测为地下岩浆热液上涌至地表冷凝成矿，但在0～30 km范围处并没有太多关于矿区的发现，推测是广泛分布的林子宗群火山岩将下方可能与成矿有关的高速异常体阻隔（图8a）。所以在0～30 km范围内下方1000 m以下连续大范围分布的高速体可能有成矿潜力。

a—No.11060申扎裂谷处；b—No.11443青都—娘热矿集区处

a—林子宗火山岩分布与深地震反射剖面位置图，据（Liu et al.，2018修改）；b—S波速度结构与矿产、温泉位置关系图

3.3 地热分布

由于欧亚板块持续强烈的活动，造就了下地壳深融型岩浆源区和中地壳局部低速熔融，并且在上地壳的一定深度内还存在浅成侵位的岩浆囊和不同深度的局部带状熔融体，构成了青藏高原及其周缘地区特有的壳幔热结构及构造热演化机制（王贵玲和蔺文静，2020）。申扎裂谷切割深度大、破碎带宽，断裂发育丰富，它们相互切割交汇的区域均赋存有中高温地热系统，这些区域既是良好的导热、导水通道，又是优质的储水构造。这些条件造就了申扎地区高的地热特征，并且对于成矿也具有一定的优势，成矿流体主要沿构造破碎带运移到更远处，成矿物质以充填方式沉淀成矿，形成热液脉型铅锌多金属矿化等多种矿化类矿床（李厚民等， 2023）。

对于申扎地区的一系列南北向分布热泉来说，已有研究认为其形成的主要原因是深熔的岩浆向上侵位加热了中上地壳温度，当大气降水和冰雪融水沿断裂带向下渗透时，经埋藏在地下局部熔融的地壳物质（或热流体）加热后，开始沿裂隙向上运动 （王贵玲和蔺文静，2020）。在 S 波速度剖面 60 km 处，正位于罗贾温泉处，且温泉下方为低速。可能是由于在下方的构造断裂形成低速通道连接了深部热源，热辐射量增强，提高了浅表流体的温度，当高温流体出露时形成热泉。

4 结论

根据获得的 S 波速度剖面，对申扎区域沉积层厚度、高速异常特征、成矿及地热资源进行了讨论，得到以下几点认识：

（1）申扎裂谷的第四系沉积层最大厚度在 1000 m左右，下方可能是早白垩世花岗闪长岩。

（2）申扎裂谷地区沿深地震反射剖面存在不连续的高速异常区，可能代表不同时期侵入的花岗岩。靠近申扎裂谷附近的高速体可能为古近系正长花岗岩，侵位于林子宗群火山岩。

（3）根据青都—娘热矿集区即 30～80 km 范围内下方的高速体出露特征，推测 0～30 km 范围内 1000 m以下有成矿潜力。

（4）根据 S 波速度剖面发现测线经过的温泉深度约为 100 m。热泉的存在印证了高温岩体的存在，为热液成矿提供了证据。

注释

① 程立人，李才.2005. 西藏1∶25万申扎幅（H45C002004）区域地质调查报告[R]. 长春：吉林大学地质调查院.

参考文献