申重陽， 楊光亮， 談洪波， 玄松柏， 吳桂桔， 汪健

1 中國地震局地震研究所(地震大地測量重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室)， 武漢 430071 2 中國地震局地殼應(yīng)力所武漢創(chuàng)新基地， 武漢 430071

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維西—貴陽剖面重力異常與地殼密度結(jié)構(gòu)特征

申重陽1, 2， 楊光亮1, 2， 談洪波1, 2， 玄松柏1, 2， 吳桂桔1, 2， 汪健1, 2

1 中國地震局地震研究所(地震大地測量重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室)， 武漢 430071 2 中國地震局地殼應(yīng)力所武漢創(chuàng)新基地， 武漢 430071

維西—貴陽剖面位于青藏高原東南緣，為青藏高原物質(zhì)往東南逃逸、東構(gòu)造結(jié)側(cè)向擠壓及華南地塊北西西向推擠作用的重要地段.利用剖面觀測的重力與GPS定位數(shù)據(jù)，結(jié)合區(qū)域背景重力場、地質(zhì)構(gòu)造及深部地球物理成果，反演研究剖面較為細(xì)化的地殼密度結(jié)構(gòu)特征.觀測研究表明：剖面布格重力異?？偡钭兓_(dá)190×10-5m·s-2，具“斜N”分段變化特征，從西往東呈上升(維西至攀枝花，水平梯變大)—下降(攀枝花至?xí)?，水平梯變較大)—上升(會澤至貴陽，水平梯變較小) 態(tài)勢；高程與布格重力異常比值的趨勢性轉(zhuǎn)折部位為康滇地軸核心和小江斷裂帶東側(cè)，可能與先存構(gòu)造或新生構(gòu)造發(fā)育有關(guān)；剖面地殼密度結(jié)構(gòu)可分上、中和下三層結(jié)構(gòu)，各層底界面平均埋深分別約20 km、35 km和51 km，金沙江—紅河斷裂帶和鮮水河—小江斷裂帶為地殼結(jié)構(gòu)相對簡單與復(fù)雜的過渡帶；地殼厚度西深東淺，可能是東構(gòu)造結(jié)的側(cè)向擠壓所致；下地殼厚度變化相對較大，可能對地殼增厚起主要作用；華坪—攀枝花附近的Moho面隆起和上地殼高密度體的存在暗示上地幔往上底侵作用，對青藏高原物質(zhì)向南東逃逸和東構(gòu)造結(jié)的側(cè)向擠壓均起到一定阻擋作用；中地殼下伏有限低密度薄層有利于其上物質(zhì)的南東逃逸和順時針旋轉(zhuǎn)，有利于其下物質(zhì)受喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)作用下往東向運(yùn)移.

青藏東南緣； 重力剖面； 布格重力異常； 地殼密度結(jié)構(gòu)； 動力學(xué)環(huán)境

1 引言

維西—貴陽剖面地處青藏高原東南緣的關(guān)鍵地段，緯向切割康滇黔構(gòu)造區(qū)，西端毗鄰青藏高原東構(gòu)造結(jié)，東部伸入華南地塊.青藏高原東南緣為青藏高原和揚(yáng)子地臺之間的構(gòu)造過渡帶，是印度—亞洲擠壓碰撞或會聚導(dǎo)致青藏高原物質(zhì)側(cè)向擠出向東南逃逸的場所(Tapponnier and Molnar,1976; Tapponnier et al., 1982；Peltzer and Tapponnier, 1988；許志琴等，2011).該區(qū)地質(zhì)構(gòu)造演化十分復(fù)雜、構(gòu)造發(fā)育且變形十分強(qiáng)烈，大型走滑斷裂之間夾持的地體組成巨型側(cè)向擠出地體群，剪切走滑與推覆構(gòu)造發(fā)育、塊體增生與擠出交替，同時，該區(qū)地震活動頻繁，為我國地震活動最為強(qiáng)烈地區(qū)之一(張培震，1999)，即著名“南北地震帶”南段.因此，研究該地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)對于理解印度—?dú)W亞碰撞造成陸內(nèi)變形特征以及動力學(xué)過程、地震孕育與發(fā)生規(guī)律具有重要意義.

在青藏高原東南緣地區(qū)已開展了大量地球物理的觀測研究工作, 包括人工地震剖面測深(如胡鴻翔等，1986；林中洋等，1993；熊紹柏等,1993；白志明和王椿鏞，2004；張中杰等，2005；徐濤等，2014)，天然地震的速度結(jié)構(gòu)層析成像(如丁志峰等，1999；劉建華等，2000；Wang et al., 2003；胡家富等，2003；何正勤等，2004；吳建平等，2006； Li et al., 2008；張曉曼等，2011；吳建平等，2013)，重力探測地殼密度結(jié)構(gòu)(朱思林等，1994)等等，獲得了許多有意義的成果.滇中幔隆、紅河斷裂帶兩側(cè)殼幔結(jié)構(gòu)明顯差異、殼內(nèi)低速層分布廣泛,促進(jìn)了對區(qū)域地殼與上地幔結(jié)構(gòu)及其變形、以及構(gòu)造動力學(xué)環(huán)境和強(qiáng)震機(jī)理的認(rèn)識.但上述不同方法的結(jié)果有時存在明顯差異，且對地殼內(nèi)部結(jié)構(gòu)細(xì)化研究不多、尤其地殼密度結(jié)構(gòu)的研究偏少，有必要進(jìn)一步進(jìn)行厘清.隨著國際地殼數(shù)字結(jié)構(gòu)模型CRUST5.1(Mooney et al., 1998)、CRUST2.0、CRUST1.0 (Laske et al., 2013)的相繼出現(xiàn)，區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)細(xì)化模型研究成為當(dāng)前熱點(diǎn).

2010至2013年，中國地震局重大行業(yè)專項(xiàng)“中國地震科學(xué)臺陣探測”在南北地震帶南段(I期)開展了地震、重力、地磁及大地電磁等多手段深部探測工作，旨在探測區(qū)域與地震孕育環(huán)境密切相關(guān)的深部介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)、物性結(jié)構(gòu)和力學(xué)狀態(tài).我們實(shí)施了維西—貴陽剖面重力探測工作，獲取了沿剖面的重力異常資料，本文以此為依據(jù)，結(jié)合區(qū)域已有地質(zhì)構(gòu)造和深部探測成果，探討其反映的深部構(gòu)造特征及其動力學(xué)涵義.

2 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造與重力異常背景

2.1 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景

青藏高原位于巨型的特提斯—喜馬拉雅全球性構(gòu)造域的東段,其形成與500 Ma以來東特提斯(始、古、新)三大洋盆的演化有著密切的關(guān)系，60～50 Ma新特提斯的閉合和印度大陸與亞洲大陸最后碰撞，產(chǎn)生了青藏高原、喜馬拉雅造山和物質(zhì)向東和南東的側(cè)向逃逸(許志琴等，2006). 維西—貴陽剖面(圖1，據(jù)2000年6月中國地調(diào)局信息資料處繪制的中國地質(zhì)圖1∶5000000簡編版)位于特提斯—喜馬拉雅構(gòu)造域東段與濱太平洋構(gòu)造域的過渡區(qū)，主體屬青藏高原東緣中生代增生—擠出—移置復(fù)合地體—川滇緬印支擠出地體群(許志琴等，2011).大體以金沙江—紅河斷裂帶和鮮水河—小江斷裂帶為界，維西—貴陽重力剖面橫跨滇緬(滇西塊體)、青藏(川滇塊體)和華南三個一級活動地塊(張培震等, 2003，參見圖1)，沿線發(fā)育著控制破壞性地震發(fā)生地點(diǎn)的NW向(如金沙江斷裂帶、維西—巍山斷裂帶、威寧—水城斷裂帶)、NE向(如龍潘—喬后斷裂帶、玉龍雪山東麓斷裂帶、寧會斷裂帶)和近SN向(如小江斷裂帶、安寧河斷裂帶、永勝—賓川斷裂帶)三組活動斷裂帶.

滇緬地塊位于金沙江—紅河斷裂帶以西，含滇西塊體和滇南塊體.維西—貴陽剖面西段(保和—巨甸)位于該地塊東北部，沿線地表多分布三疊(T)海相復(fù)理石及火山巖、二疊(P)岡瓦納相和元古宇(Pt)巖層.

川滇(菱形)地塊夾于金沙江—紅河斷裂帶和鮮水河—小江斷裂帶之間，有史記載以來共發(fā)生7級以上地震23次(張培震等, 2003).維西—貴陽剖面中段(石鼓鎮(zhèn)—麗江—永勝—華坪—攀枝花—會東)橫穿該地塊，沿線地表多發(fā)育二疊(P)、三疊(T)地層及上古生界并層(PZ#-2)(永勝及以西)、元古宇(Pt)巖層伴生元古宇(Y′#-2)和燕山期(Y′#-5)侵入花崗巖(華坪及以東).

華南地塊位于鮮水河—小江斷裂帶以東，屬較穩(wěn)定的揚(yáng)子地塊.維西—貴陽剖面東段(會澤—貴陽)橫貫該地塊的西部，沿線地表多發(fā)育上古生界并層(PZ#-2)(會澤—六盤水、織金—站街)、三疊(T)地層(納雍)和下古生界并層(PZ#-1)(貴陽).

鮮水河—小江斷裂帶為形成于20 Ma前后的左行韌性走滑剪切帶(許志琴等，2006)，第四紀(jì)構(gòu)造活動十分強(qiáng)烈，錯斷了一系列山脊和水系，滑動速率可達(dá)10～15 mm·a-1，控制了有歷史記載以來17次7級以上地震發(fā)生(張培震，1999).維西—貴陽剖面中段穿越小江斷裂北段.

圖1 維西—貴陽剖面沿線地質(zhì)構(gòu)造簡圖Fig.1 Geological tectonic diagram along the profile from Weixi to Guiyang

金沙江—紅河斷裂帶為川滇塊體西部走滑剪切邊界，北部金沙江斷裂以擠壓逆沖為主，南部紅河斷裂帶則以走滑剪切為主.該斷裂帶大型左旋走滑運(yùn)動大致發(fā)生在30～20 Ma(Tapponnier et al., 1990；鐘大賚和丁林，1996)，20 Ma前后形成韌性右行走滑剪切帶 (許志琴等，2006)，中新世以來有過兩期正斷剪切為主的斷裂右旋活動(向宏發(fā)等，2006)；晚第四紀(jì)滑動(右旋走滑)速率可達(dá)7～8 mm·a-1(張培震，1999)，其北段曾發(fā)生過3次7級以上地震，南段無7級以上地震記錄.維西—貴陽剖面西段穿越金沙江—紅河斷裂帶的金沙江斷裂與紅河斷裂帶的過渡轉(zhuǎn)換部位.

圖2 區(qū)域布格重力異常與地震活動Fig.2 Regional Bouguer gravity anomaly and historical earthquake activity

2.1 區(qū)域布格重力異常

圖2所示的區(qū)域布格重力異常圖(據(jù)地質(zhì)礦產(chǎn)部1988年編制出版的1∶400萬《中國布格重力異常圖》改繪)顯示中部呈“葫蘆”狀、而其周圍則為梯級帶，反映出南北地震帶南段地殼構(gòu)造長期變形、演化形成的物質(zhì)整體分布輪廓.區(qū)域布格重力異常由西北向東南負(fù)異常減弱、由東北向西南負(fù)異常增強(qiáng), 反映由于青藏高原隆升而引起地勢由西北向東南逐漸降低、東北往西南逐步升高, 地殼厚度由東南向西北逐漸增厚、西南往東北逐步減薄, 而地下巖石密度由西北向東南逐漸增大、東北往西南逐步減少的總趨勢.小金河斷裂帶及其以北，重力異常等值線(-420～-240 mGal，1毫伽=1 mGal=1×10-5m·s-2，下同)走向與斷裂帶一致，以北西向?qū)捑徧荻葞橹鳎从沉饲嗖馗咴镔|(zhì)側(cè)向擠出與“東構(gòu)造結(jié)”—阿薩姆突刺會聚的共同作用(與龍門山—大雪山—錦屏山推覆構(gòu)造帶有關(guān))；則木河斷裂帶和小江斷裂帶以東，重力異常等值線(-220～-110 mGal)呈向東弧形突起、寬緩梯級帶，走向由北部的東南向逐步轉(zhuǎn)到南部的西南向，反映了四川盆地和康滇地軸(或攀西裂谷)聯(lián)合阻擋作用下青藏高原側(cè)向東流物質(zhì)向貴州高原運(yùn)移的態(tài)勢；夾于小江斷裂帶與紅河斷裂帶之間部分(屬菱形塊體)，即西昌—攀枝花—楚雄等地，呈現(xiàn)較高的局部重力異常(-250～-210 mGal)，主要反映康滇地軸(或攀西裂谷)區(qū)的“穩(wěn)定”作用，其對青藏高原側(cè)向東流物質(zhì)具有一定的阻擋作用；研究區(qū)南部，即保山—景東—玉溪一線，重力異常等值線(-210～-140 mGal)主要呈現(xiàn)東西向，反映了青藏高原側(cè)向物質(zhì)流脫離“地軸”作用后重新會聚、逃逸之勢.維西—貴陽重力剖面跨越滇中局部重力異常區(qū)，并伸入東西兩側(cè)大型重力梯級帶內(nèi).

區(qū)域地震活動大體以小江斷裂帶為界(103°E—104°E)具西強(qiáng)東弱特征.西部曾發(fā)生歷史記載地震6.0～6.9級109次， 7.0～7.9級25次，8.0級以上1次(1833年9月6日嵩明8.0地震)；東部除小江斷裂帶附近外幾乎無6.0以上地震發(fā)生.區(qū)域6.0級及以上地震一般與活動構(gòu)造密切相關(guān)，但其中約75%的≥6.0級地震與重力異常梯級帶或異常梯級帶的拐彎或彎曲處有關(guān)，說明地殼物質(zhì)(密度)不均勻性對地震孕育發(fā)生具重要影響.

3 剖面重力異常分布特征

3.1 觀測數(shù)據(jù)

經(jīng)過前期路線踏勘，對測區(qū)地理地貌與交通進(jìn)行了全面了解.維西—貴陽剖面三次穿越金沙江，地形海拔較高、起伏較大(500～3500 m，圖3a)，沿線地貌受青藏高原推擠和側(cè)向擠出等影響.整體而言，攀枝花東西兩側(cè)，地勢逐步抬升，而水城往貴陽方向則逐步下降.測線自然地理環(huán)境呈現(xiàn)山嶺縱橫、水系交織、河谷淵深等特點(diǎn).在此基礎(chǔ)上進(jìn)行了路線選擇和測點(diǎn)設(shè)計.

2011年3月至5月對維西—貴陽剖面進(jìn)行了實(shí)際野外測量，所用儀器包括4臺CG5石英彈簧相對重力儀，2臺Trimble5700 GPS接收機(jī)和1臺FG5絕對重力儀.重力測量采取絕對/基點(diǎn)控制下的相對重力聯(lián)測，點(diǎn)位經(jīng)緯度和高程由GPS測定，每點(diǎn)不少于40 min；測點(diǎn)總數(shù)420個，包括基點(diǎn)13個，絕對點(diǎn)4個：貴陽、六盤水、攀枝花和麗江；沿剖面走向點(diǎn)距約2 km、總長度約800 km(圖3a).考慮到地形對重力觀測的影響，測點(diǎn)選擇一般在自然地表平坦、開闊處，土層或巖石盡量堅(jiān)硬處，盡量避開人為設(shè)施(如公路、采礦、建筑或構(gòu)筑物)、易損地(如崩塌)和水源(如水庫、池塘、小溪河)等.

對野外觀測重力數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理包括儀器漂移、潮汐、極移等改正，并做絕對控制下的平差計算，得到各測點(diǎn)重力值，點(diǎn)值平均精度約20×10-8m·s-2.同時，利用GPS觀測解算各測點(diǎn)坐標(biāo)(經(jīng)度、緯度和高程)，水平精度為0.15 m以內(nèi)，高程精度0.05～0.3 m.然后，按國際慣例和國家相關(guān)規(guī)范，對測點(diǎn)重力值進(jìn)行正常重力改正、高度改正(Yang et al., 2011)，獲得測點(diǎn)自由空氣異常(圖4b)；再進(jìn)行中間層改正和地形改正，得到測點(diǎn)布格重力異常(圖4c).3.2 剖面重力異常

從圖3b可看出，自由空氣重力異常的幅變范圍為-216～+46 mGal，從西往東其長波長成分稍具線性增加趨勢，其起伏與地形具有較好的對應(yīng)關(guān)系.

從圖3c可看出，布格重力異常較好地消除了地形效應(yīng)，其幅變范圍約為-345～-159 mGal，具“斜N”形分段變化特征，即從西往東呈上升(維西至攀枝花：-345～-200 mGal)—下降(攀枝花至?xí)桑?200～-273 mGal)—上升 (會澤至貴陽：-273～-159 mGal)態(tài)勢，重力水平梯度平均值差異明顯，西段最大(+1.05 mGal/km)，中段次之(-0.46 mGal/km)，東段最弱(+0.35 mGal/km).該特征與區(qū)域布格重力異常(圖2)基本一致，說明觀測結(jié)果的有效性.從剖面西端維西縣城保和鎮(zhèn)(維西—巍山斷裂)、經(jīng)拖枝、魯?shù)橹两鹕辰庸染薜殒?zhèn)，布格重力異常上升，幅變范圍約為-345～-330 mGal；巨甸沿金沙江河岸至石鼓鎮(zhèn)異常平緩上升變化，幅變范圍約為-330～-320 mGal；石鼓(-320 mGal)—麗江(-320 mGal)之間存在較大局部高異常(拉市，-288 mGal)，幅變32 mGal；麗江—永勝—六德—仁和段，重力異常變化明顯上升，幅變范圍約為-320～-232 mGal；仁和—榮將—西區(qū)(攀枝花)異常平緩上升，幅變范圍約為-232～-220 mGal；之后較快上升至高異常狀態(tài)(攀枝花西區(qū)至鹽邊紅格，-220～-200 mGal)，局部高異常位于攀枝花(-200 mGal)和鹽邊安寧(-205 mGal)；攀枝花至巧家蒙姑東重力異常持繼下降，小江斷裂帶處于最小異常值(～-258 mGal)附近.小江斷裂帶往東，經(jīng)會澤(娜姑、縣城、者海)、威寧(哲覺、黑石、六洞、金鐘)、鐘山(水城)、納雍、織金、清鎮(zhèn)站街，最后抵達(dá)貴陽白云區(qū)，布格重力異常值幾乎呈直線上升(從-258～-159 mGal)，顯示該地段為較寬緩的重力異常梯級帶.

從扣除線性趨勢后的剩余布格重力異常與地表斷裂位置(圖3d)可知，斷裂帶兩側(cè)均存在明顯重力擾動，其中永勝—賓川斷裂帶、普渡河斷裂帶最為明顯.小江斷裂帶處于布格重力異常趨勢變化“V”形轉(zhuǎn)折部位：兩側(cè)呈反向線性上升，東側(cè)線性較好、西側(cè)因多斷裂作用疊加明顯的短波變化，這種東西兩側(cè)的布格重力異常特征迥異，說明了小江斷裂帶在區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造中的重要地位.小江斷裂帶稍偏離重力異常的最低處(在其西側(cè))，可能說明其東傾性質(zhì)，并具一定寬度.斷裂帶穿越較多之處，重力異常波動越明顯，說明了斷裂活動對局域物質(zhì)遷移具有重要作用，但斷裂兩側(cè)的幅變不大可能與測點(diǎn)距不足以描述斷裂帶細(xì)節(jié)、以及斷裂以水平走滑為主和垂直差異運(yùn)動偏小有關(guān).

圖3 剖面地形(a)、自由空氣異常(b)、布格重力異常(c)和剩余重力異常(斷裂位置)(d)分布

3.3 布格重力異常與高程的空間關(guān)系

眾所周知，陸地布格重力異常與地形高程之間往往呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)，其可用艾黎均衡補(bǔ)償假說來解釋，即大地水準(zhǔn)面以上“盈余”物質(zhì)可由地球內(nèi)部相對于某一種地球模型的質(zhì)量“虧損”來補(bǔ)償.負(fù)相關(guān)越緊密，表明均衡補(bǔ)償越完善.由于不同構(gòu)造單元的物質(zhì)(包括地殼與上地幔)成分、密度結(jié)構(gòu)、構(gòu)造分層等物性與形態(tài)上存在著差異，則相應(yīng)的均衡補(bǔ)償?shù)馁|(zhì)量盈虧特點(diǎn)也不相同，致使布格重力異常值隨地形變化的相關(guān)程度就不同，相關(guān)統(tǒng)計曲線也會呈現(xiàn)差異(彭聰和閔志，1985；王謙身等，1997).同時，布格異常和高程統(tǒng)計關(guān)系的趨勢分界點(diǎn)/線可能是地殼大變形或強(qiáng)活動部位.

圖4為剖面測點(diǎn)高程與布格異常比值分布曲線，其大體可分三段：西段(維西—攀枝花會理間的紅格鎮(zhèn)或磨盤山—綠汁江斷裂帶，比值5～10)、中段(紅格—會澤威寧間的哲覺鎮(zhèn)或威寧—水城斷裂帶，比值3～10)和東段(哲覺—貴陽，比值6～11).西段和東段總體負(fù)相關(guān)(表示質(zhì)量總體虧損)，中段總體正相關(guān)(表示質(zhì)量總體過剩).西段的比值起伏較大，說明該段地殼物質(zhì)不均一、差異較大，與多斷裂的切割作用有關(guān)；中段除小江斷裂帶處突變(可能與該斷裂帶強(qiáng)烈活動，以及金沙江流域地形質(zhì)量剝蝕嚴(yán)重等有關(guān))外，比值起伏比西段明顯減弱；東段的比值起伏比中段略微減弱.上述趨勢性轉(zhuǎn)折部位說明：處在康滇地軸或攀西裂谷(袁學(xué)誠，1989)核心的近南北向磨盤山—綠汁江斷裂構(gòu)造帶為活動構(gòu)造，地質(zhì)調(diào)查顯示該斷裂晚更新世末期—全新世以左旋走滑活動為主，兼有一定正斷層分量，晚第四紀(jì)走滑速率為0.45～2.60 mm·a-1(盧海峰等，2009)，對周邊6.0左右震級地震的孕育具有重要作用；小江斷裂帶現(xiàn)今十分活躍，但這種活躍態(tài)勢將在順時針旋轉(zhuǎn)的離心力作用下逐步東移，逐步誘使威寧—水城斷裂帶等北西向構(gòu)造逐步“活化”或“新生”，這可能是小江斷裂帶東側(cè)6.0級左右地震頻發(fā)的原因之一.

圖4 剖面測點(diǎn)高程與布格異常比值曲線Fig.4 Ratio curve of elevation and Bouguer anomaly along the profile from Weixi to Guiyang

4 剖面地殼密度結(jié)構(gòu)分布特征

4.1 反演方法與流程

首先采用Parker-Oldenburg波數(shù)域重震聯(lián)合反演法(朱思林等，1994；Wang et al.,2012)獲取剖面分層基本結(jié)構(gòu)，利用該算法可快速、較好獲得地殼分層界面主要特征；在此基礎(chǔ)上，參考有關(guān)測深成果考慮一些明顯局部體(如低速/高速體)，采用基于任意空間體水平面元剖分、具有人機(jī)交互功能的選擇法(Talwani et al.，1959；Cady，1980)，對前述結(jié)果進(jìn)行修正或調(diào)整.其優(yōu)點(diǎn)是可綜合多種地質(zhì)與地球物理等諸多先驗(yàn)成果進(jìn)行模擬與反演.

4.2 Parker-Oldenburg(簡稱PO)法結(jié)果

本文借鑒區(qū)域已有的地質(zhì)與深部地球物理探測成果作為反演時約束參考.20世紀(jì)80年代以來，在剖面區(qū)域相繼開展了人工地震測深(熊紹柏等，1993；崔作舟等，1987；白志明和王椿鏞，2004；張中杰等，2005；徐濤等，2014)、遠(yuǎn)震走時成像、體波或面波成像(吳建平等，2006；Li et al.,2008；張曉曼等，2011；楊婷等，2014)等大量探測研究.這些成果表明，剖面區(qū)域地殼可分為上、中、下三層結(jié)構(gòu)，其底界埋深分別在14～20 km、30～39 km和45～55 km.為此，反演時選取剖面地殼初始模型參數(shù)如表1所示.其中波速與密度轉(zhuǎn)換時借鑒Nafe-Drake經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ凸?，具體采用朱思林等(1994)在有關(guān)區(qū)域給出的轉(zhuǎn)換公式；對熊紹柏等(1993)成果顯示的中地殼下伏低速層作正常地殼處理.

根據(jù)上述模型結(jié)果，采用Paker-Oldenberg波域快速反演算法，在給定各層密度和界面平均深度的情況下，獲取了各界面的展布結(jié)構(gòu)(圖5)，其給出的剖面密度結(jié)構(gòu)較為簡單，但其顯示了地殼密度結(jié)構(gòu)的基本特征：上地殼厚約18 km，中地殼底界深約37 km，下地殼底界(莫霍面)埋深48～60 km；地殼東薄西深，主要變化在下地殼；康滇地軸核部(攀枝花附近)存在明顯的局部幔隆.

4.3 關(guān)于中地殼低速層

與剖面幾乎重合的麗江—攀枝花—者海東西向人工地震測深剖面成果(熊紹柏等，1993)顯示，在深30 km左右處，中地殼下伏約9 km厚的水平低速層，設(shè)低速層比上下介質(zhì)波速低0.8～1.1 km·s-1.進(jìn)一步反演前，有必要討論中地殼低速層(對應(yīng)低密度層)問題.

從川滇地區(qū)已有人工地震測深成果來看，剖面沿線區(qū)域可能存在中地殼低速層現(xiàn)象，而剖面以南或以北不存在中地殼低速層現(xiàn)象.剖面以南的孟連—馬龍寬角反射剖面(北東向)、遮放—賓川地震反射/折射剖面(北東向)成果(白志明和王椿鏞，2004；張中杰等，2005)均顯示中地殼不存在整體低速層；剖面以北的川西藏東地區(qū)的巴塘至四川資中(東西向)深地震測深剖面成果(王椿鏞等，2003)顯示上地殼底部在龍門山斷裂帶以西存在約8 km厚的低速層，中下地殼則不存在低速層現(xiàn)象；位于攀西地區(qū)的長河壩—拉鲊(瀘定—渡口)南北向測線和麗江—新市鎮(zhèn)的北60°東向測線的兩條人工地震剖面成果(崔作舟等，1987)顯示，上、中地殼存在明顯被斷裂構(gòu)造切割的低速層； 西昌—渡口—牟定地帶二維地殼結(jié)構(gòu)顯示(尹周勛和熊紹柏，1992)深22～33 km處存在6～10 km的低速層.

表1 剖面地殼分層結(jié)構(gòu)模型參數(shù)與結(jié)果Table 1 Profile of the earth′s crust layered structure model parameters and results

圖5 Paker-Oldenberg波域法重力擬合與反演結(jié)果Fig.5 Gravity fitting and inversion results by Paker-Oldenberg method

圖6 選擇法重力擬合與反演結(jié)果Fig.6 Gravity fitting and inversion results by interactive modeling method

從川滇地區(qū)已有天然地震層析成像成果來看，劉建華等(2000)對攀西地區(qū)的地震層析成像顯示地殼內(nèi)部不存在低速層，但存在高、低速異常相間的似層狀條帶，呈三明治結(jié)構(gòu)；Wang等(2003)研究了川滇地區(qū)地殼上地幔P波、S波三維速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示川滇菱形塊體在地殼內(nèi)總體上為正常或正異常速度，而其邊界的深大走滑斷裂存在負(fù)速度異常，不存在明顯整體低速層現(xiàn)象；何正勤等(2004)利用基階瑞利波相速度頻散資料和面波層析成像方法得到云南地區(qū)中上地殼S波速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)在小江斷裂與紅河斷裂圍成的川滇菱形塊體內(nèi), 26～30 km 深度處的速度明顯低于周邊地區(qū)的；吳建平等(2006)對川滇地區(qū)的地殼上地幔(P、S)速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，顯示川滇菱形塊體內(nèi)部存在下地殼低速層, 而中上地殼沒有明顯低速結(jié)構(gòu)；Li等(2008)研究了云南及其鄰區(qū)的殼幔S波速度結(jié)構(gòu)，表明紅河斷裂帶西側(cè)和南華板塊北部地區(qū)臺站(如攀枝花、麗江、東川、永勝等)下方存在下地殼低速層；吳建平等(2013)對小江斷裂帶及周邊區(qū)域的殼幔三維P波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究，認(rèn)為在中上地殼小江斷裂帶內(nèi)部主要為低速異常，其東側(cè)主要為高速異常；在中下地殼小江斷裂帶中部為低速異常，北部和南部主要為高速異常，其中北部的高速異?？裳由斓降乇砀浇?，南部的高速異常可一直延伸到上地幔.綜上所述，剖面所在的川滇塊體內(nèi)部存在規(guī)模有限的中地殼低速結(jié)構(gòu)，川滇塊體外部不存在這一現(xiàn)象.

4.4 選擇法反演結(jié)果

以前述Paker-Oldenberg法結(jié)果為基礎(chǔ)，進(jìn)一步參考有關(guān)地球物理測深研究成果，其中地表附近的低密度覆蓋層情況主要利用已有的人工地震測深成果(熊紹柏等，1993；徐濤等，2014)，采用人機(jī)交互的選擇法進(jìn)行調(diào)整修改，獲得了更細(xì)致、更具實(shí)際意義的剖面密度結(jié)構(gòu)分布模型(圖6).

由圖6可以看出，剖面地殼亦顯示三層結(jié)構(gòu).上地殼包括上覆蓋層和一局部高密度體，上地殼介質(zhì)密度一般為2.72 g·cm-3，底面埋深18～22 km(平均約20 km)，從西往東略具抬升趨勢；上覆蓋層密度約2.50 g·cm-3，厚度一般不超2 km，其在攀枝花以西起伏較劇烈、攀枝花至?xí)砷g厚度較大但起伏較均勻、會澤至貴陽，厚度較大但緩慢減薄；高密度體(2.79 g·cm-3)位于華坪—攀枝花附近水平分布，寬近200 km、厚約8 km(深度6～16 km)，可能與(超)基性玄武巖有關(guān).中地殼介質(zhì)密度2.86 g·cm-3，底面埋深30～39 km(平均約35 km)，與上地殼底界面同步由西向東逐漸抬升，下地殼底界面上覆一個密度為2.83 g·cm-3的低密度薄層，其長度近330 km，較人工地震結(jié)果(熊紹柏，1993)規(guī)模小.下地殼介質(zhì)密度一般為2.94 g·cm-3，底界(Moho面)埋深46～58 km(平均約51 km)，明顯呈西深東淺特征；在攀枝花附近的Moho面上覆一個局部高密度體(密度為3.02 g·cm-3)，長約130 km(-171～-40 km),厚約6 km(45～51 km)，可能與上地幔物質(zhì)侵入或地幔柱作用等有關(guān).

從圖6還可看出，維西—貴陽剖面地殼密度結(jié)構(gòu)具分區(qū)特征.

滇緬地塊 地殼密度結(jié)構(gòu)相對簡單.地殼各界面具西深東淺的線性特征，其上、中、下地殼底界面分別約為21 km、39 km和56 km，界面起伏分別約為1 km，1.7 km和2.9 km.

川滇(菱形)地塊 地殼密度結(jié)構(gòu)相對復(fù)雜.地殼各界面具弧形向上隆起(頂點(diǎn)在攀枝花附近)特征.從西往東，其上地殼底界面由20.8 km上升至18.9 km，再下降至22 km；中地殼底界面由38 km上升至34 km，再下降至36.7 km；下地殼底界面由54.6 km上升至48.8 km，再下降至52 km.上地殼內(nèi)存在較大的高密度體；中地殼下伏低密度層；下地殼底界隆起頂部存在高密度附加層.

華南地塊 地殼密度結(jié)構(gòu)相對簡單.地殼各界面具往東逐步抬升的線性特征，上地殼底界面從22 km抬升至18 km，中地殼底界面從36.7 km抬升至30.5 km，下地殼底界面從52 km抬升至46 km.

上述特征還顯示，金沙江—紅河斷裂帶和鮮水河—小江斷裂帶為密度結(jié)構(gòu)由相對簡單到相對復(fù)雜的過渡分界帶.受到觀測數(shù)據(jù)與反演方法限制難以反映邊界斷裂帶的真實(shí)信息，需要專門進(jìn)一步研究.

5 討論與結(jié)論

5.1 構(gòu)造動力學(xué)環(huán)境

喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的北東向推擠或楔入作用和順時針旋轉(zhuǎn)或高原物質(zhì)的側(cè)向南東逃逸運(yùn)動控制了剖面區(qū)域新生代以來地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動的發(fā)育與發(fā)展.

從震源機(jī)制、斷層擦痕等資料顯示的現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場(闞榮舉等，1977；謝富仁等，1993；李鴻吉和秦建業(yè)，1994；徐紀(jì)人等，2008)來看，剖面所在的南北地震帶南段處于印度洋板塊和太平洋—菲律賓海板塊對亞歐板塊的聯(lián)合推擠作用的“特殊”過渡地帶，構(gòu)造應(yīng)力場近于水平，其中印度洋板塊對歐亞板塊(青藏高原及其周緣地區(qū))的北向推進(jìn)俯沖作用是剖面所在的西南地區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造運(yùn)動的主要力源.維西—貴陽剖面地殼密度結(jié)構(gòu)維持近水平展布特征，應(yīng)是占主導(dǎo)地位的近水平向區(qū)域應(yīng)力場長期作用的結(jié)果.

從地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動與現(xiàn)代GPS觀測成果來看，青藏高原物質(zhì)流在東部表現(xiàn)為繞東構(gòu)造結(jié)的順時針旋轉(zhuǎn)，在剖面區(qū)域主要表現(xiàn)為向南東方向的流展(該剖面切割青藏高原物質(zhì)東流的東南通道).上述板塊聯(lián)合推擠作用，使青藏高原物質(zhì)在剖面北部沿川滇地塊順時針側(cè)向擠出(為現(xiàn)代GPS成果所證實(shí))，南東—南南東向作用于剖面使之一起繼續(xù)往前運(yùn)移.維西—貴陽剖面為青藏高原物質(zhì)東流往南東向側(cè)向擠出的必經(jīng)之地，剖面西部抵近阿薩姆突刺(東構(gòu)造結(jié))，類似滇西南地區(qū)受到東構(gòu)造結(jié)的側(cè)向剪切運(yùn)動的影響，即并非受東構(gòu)造結(jié)的北北東向正面擠壓楔入, 而是通過緬甸中深源地震帶的地縫合線側(cè)面剪切運(yùn)動而進(jìn)行力的傳遞，毗鄰剖面的地縫合線呈北東向弧形展布，其對滇西的側(cè)向俯沖作用呈北東—北東東向或東向分量(李鴻吉和秦建業(yè)，1994).剖面東部主要受華南地塊的北西西主壓應(yīng)力作用，這種主壓應(yīng)力作用來源于太平洋板塊和菲律賓板塊對中國大陸南部的聯(lián)合推力.因此，維西—貴陽剖面中段(川滇塊體)地殼內(nèi)的上地殼高密度體和上隆Moho面的存在，將對川滇塊體的順時針側(cè)向擠出具有一定阻擋作用，這也可能是川滇塊體兩側(cè)存在重力異常梯級帶的重要原因之一，同時剖面中地殼的低密度帶對川滇塊體中上地殼的南東向旋轉(zhuǎn)運(yùn)動具有一定的順滑作用.

維西—貴陽剖面位于殼幔構(gòu)造南北差異過渡帶.SKS波分裂得到的上地幔各相異性結(jié)果顯示(Flesch et al.，2005；王椿鏞等，2007；常利軍等，2014)北緯26°—27°為一明顯的過渡分界帶.在此過渡帶以北的地區(qū)，SKS波的快波偏振方向以南北方向?yàn)橹?與主要斷裂走向平行)，而此過渡帶以南，快波偏振方向?yàn)闁|西向.GPS觀測結(jié)果顯示(Zhang et al.,2004)剖面區(qū)域地殼運(yùn)動水平速率呈南南東向.這表明上地殼物質(zhì)運(yùn)移方向與上地幔在剖面以北接近一致，而在剖面以南則近于垂直.前者說明殼幔變形耦合，后者說明殼幔變形解耦(王椿鏞等，2007).這可能與中地殼下伏低速層有關(guān).下伏低速層可能有利于其上部(中、上)地殼的整體運(yùn)動和剛性的增強(qiáng)，同時下伏低速層的順滑作用有利于下地殼物質(zhì)在東構(gòu)造結(jié)側(cè)向俯沖擠壓作用下往東向運(yùn)移或傳遞.這也可能是鮮水河—小江斷裂帶以東(如昭通、魯?shù)?6.0級左右地震頻發(fā)、活動構(gòu)造逐步發(fā)育的一個原因.

5.2 康滇地軸與攀西裂谷、峨眉地幔柱

維西—貴陽剖面的永勝縣城—巧家蒙姑段穿越”康滇地軸”中段、”攀西裂谷”南端(袁學(xué)誠，1989)，分布有古生代和中生代巨厚沉積.何斌等(2003,2006)認(rèn)為攀西地區(qū)二疊紀(jì)—三疊紀(jì)可能不存在古裂谷，海西期-印支期構(gòu)造巖漿熱事件是地慢柱和巖石圈相互作用的結(jié)果.圖6顯示的上地殼高密度層可能是海西期-印支期地幔巖漿涌入或噴發(fā)后的巖漿囊殘余；中地殼下伏低密度層可能是海西期-印支期巖漿熱事件時開始在水平應(yīng)力場作用下，巖漿沿中地殼底部往兩側(cè)擴(kuò)展而逐步形成的；Moho面局部隆起和附加高密度層可能是地幔(柱)垂直向上作用和重力均衡作用所引起，布格重力異常與高程的不匹配性、“地軸”核部構(gòu)造的“活化”可能與地幔柱仍然活動有關(guān).考慮到區(qū)域的總體擠壓環(huán)境、小江斷裂帶以西約80 mGal巨幅重力異常(圖3d)、川滇地塊區(qū)密度結(jié)構(gòu)(圖6)，“地幔柱說”應(yīng)比“裂谷說”更為合理.

5.3 地殼增厚與下地殼流

青藏高原的隆升過程伴隨著長期復(fù)雜的構(gòu)造變形運(yùn)動和深部動力過程.位居青藏高原中南部和東南部的古特提斯造山系是青藏高原的重要組成部分，其構(gòu)造格架( 自北而南) 包括多條縫合帶或蛇綠巖帶、條帶狀的地體群、島弧群、高壓變質(zhì)帶和增生楔系列組合.青藏高原地殼縮短、加厚和隆升一直受到世人關(guān)注，對其演化機(jī)制進(jìn)行了諸多研究(李廷棟，1995；肖序常和王軍，1998；張克信等，2013)，其主要因素可歸結(jié)為印度板塊對青藏塊體的碰撞擠壓與周緣剛性塊體的阻擋，高原內(nèi)部的熱力作用和熱效應(yīng)，以及均衡調(diào)整對高原隆升的控制作用.剖面區(qū)域的地殼增厚也受這些因素影響.滇西高原第四紀(jì)以來的隆升量和隆升峰期與同期的青藏高原相似，但隆升速率明顯低于南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)(王國芝等，1999).結(jié)合前述分析，我們認(rèn)為地殼縮短、增厚是壓應(yīng)力作用下通過不同層次物質(zhì)以不同運(yùn)動形式實(shí)現(xiàn)的，即上地殼以南東向流動時地殼縮短(表現(xiàn)為褶皺、逆沖與推覆、擠壓等)為主要增厚方式，而地表沉積、殼內(nèi)局部熔融、巖漿巖的貫入和噴出亦是重要增厚方式，如與上地殼高密度體相對應(yīng)的“攀西”地表廣泛出露的晚二疊世峨眉山玄武巖(何斌等，2006)；中地殼物質(zhì)相對均勻，可能通過塑性褶皺變形和深部韌性剪切變形使地殼縮短增厚；下地殼除塑性褶皺、韌性剪切外，下地殼與上地幔之間多層次拆離，巖體熔融與侵入而形成“殼?；旌蠈印被颉案呙芏冗^渡層”，以及地幔的垂直向上作用等.不同殼層對地殼增厚均有貢獻(xiàn)，但從剖面地殼各界面厚度變化來看，下地殼對地殼增厚起主要作用.

隨著對大陸中下地殼流變性質(zhì)認(rèn)識的深入，下地殼流動機(jī)制被引入到解釋青藏高原新生代構(gòu)造過程(張克信等，2013).一些學(xué)者采用弱的中下地殼流動模型來解釋青藏高原的抬升及地貌變遷，特別是用于解釋青藏高原向外增生過程的動力機(jī)制.Royden等(1997)認(rèn)為青藏高原東緣下地殼的增厚促使了該區(qū)高海拔地形的形成, 增厚物質(zhì)源自發(fā)育于高原中部的下地殼層流.Clark和 Royden(2000)首次用基于下地殼流動的“channel flow”模型來解釋青藏高原東緣的地貌變化，認(rèn)為至少從中新世以來，厚而弱的高原中下地殼發(fā)生向東的側(cè)向流動，使得青藏高原東緣持續(xù)抬升并向東膨脹擴(kuò)展.高精度SRTM 數(shù)字高程模型顯示的青藏高原東南緣大尺度地貌特征似不具備“channel flow”模型所要求的地形變化趨勢(劉靜等，2009).從前述重力剖面結(jié)果解譯來看，地殼近水平分層為地殼的基本構(gòu)架，“層流”可能為地殼增厚的基本方式，由于深淺結(jié)構(gòu)的差異致使不同殼層的增厚機(jī)制及其貢獻(xiàn)有所差異.如“康滇地軸”區(qū)中地殼低密度層的存在致使其上與其下物質(zhì)變形運(yùn)動存在一定“解耦”，這對東構(gòu)造結(jié)側(cè)向俯沖擠壓引起的下地殼東向流動更為有利，亦可能是下地殼增厚為主和貴州高原地殼增厚的重要原因.地殼增厚的“層流”機(jī)制的存在，并不意味著否定“channel flow”的存在，理論上兩者可以共存和相互作用.

致謝 野外作業(yè)和資料處理人員還包括孫少安、劉少明、吳云龍、王筍等，感謝他們的艱苦努力.同時，十分感謝丁志峰研究員的支持和指導(dǎo)，十分感謝匿名評委的建議.

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(本文編輯 胡素芳)

Gravity anomalies and crustal density structure characteristics of profile Weixi-Guiyang

SHEN Chong-Yang1,2， YANG Guang-Liang1,2， TAN Hong-Bo1,2， XUAN Song-Bai1,2, WU Gui-Ju1,2, WANG Jian1,2

1InstituteofSeismology,KeyLaboratoryofEarthquakeGeodesy,ChinaEarthquakeAdministration,Wuhan430071,China2WuhanBaseforInstituteofCrustalDynamics,CEA,Wuhan430071,China

Weixi-Guiyang profile is located in the key area of southeastern margin of the Tibetan Plateau. The profile cuts through the Sichuan, Yunnan and Guizhou tectonic region about 27°N; its western end is adjacent to the eastern Himalayan tectonic syntaxis, the east extends into the Southern China block. The southeastern margin of the Tibetan Plateau is the tectonic transition zone of the Tibetan Plateau and Yangtze Platform, and where the substance escapes to south-eastward, it is caused by the India-Asia continent collision or converging. The geological evolution is very complex in the area, and the tectonic deformation is very developed and strong. The terrains what clamp among large strike-slip faults form a huge lateral extrusion terrains group. Shear strike-slip and nappe tectonics are developed and block hyperplasia alternating with extrusion. At the same time, the earthquake activity is frequent in this area. It is one of the strongest earthquake activity areas in China, known as the southern South-North earthquake belt. The study on the regional crust structure of southeastern margin of the Tibetan Plateau has great significant to understand the characteristics of intracontinental deformation, dynamics caused by the India-Eurasia collision, and the regional earthquake gestation and occurrence regularity.

From west to east, the Weixi-Guiyang profile passes by Weixi, Lijiang, Yongsheng, Panzhihua, Huidong, Huize, Weining, Liupanshui, Zhijin and Guiyang. The number of observation points of the profile are 420, the average station spacing is about 2 km, and the length is about 800 km. In this research, the relative gravity surveying method and GNSS (Global Navigation Satellite System) are used, which are applied to obtain gravity observation value and the 3D coordinate(Longitude, latitude, altitude) respectively. Then we got the free air gravity anomaly, the Bouguer gravity anomaly and the ratio of the elevation and Bouguer gravity anomaly along the profile. Finally, combining with regional background gravity field, geologic survey and deep geophysical achievements, we obtained the results of density stratification structures of the profile with Paker-Oldenberg method and Human-computer interaction method of choice.

The range of Bouguer gravity anomaly is -345～-159×10-5m·s-2(mGal) on the profile, and the difference between the amplitudes is about 190 mGal. The segmentation shape of the Bouguer gravity anomaly curve looks like “oblique N” from west to east. From Weixi to Panzhihua the Bouguer gravity anomaly is rising, and the horizontal ladder is about +1.05 mGal·km-1; from Panzhihua to Huize the Bouguer gravity anomaly is decreasing, its horizontal ladder is about -0.46 mGal·km-1; from Huize to Guiyang the Bouguer gravity anomaly is rising, and its horizontal ladder is about +0.35 mGal·km-1. The trend turning parts of the ratio of the elevation and Bouguer gravity anomaly are at the core “axis”, and the eastern side of Xiaojiang fault, where may be related to the development of pre-existing or newborn structure.

The profile crustal density structure can be divided into upper, middle and lower three layers, the average bottom depth of each layer is about 20 km, 35 km and 51 km, and the average density of each layer is about 2.72 g·cm-3, 2.86 g·cm-3and 2.94 g·cm-3respectively, the density of the upper mantle is about 3.30 g·cm-3. Jinshajiang-Red River fault zone and Xianshuihe-Xiaojiang fault are the transition zone of the relatively simple and complex crustal structure. The crustal thickness is deep in west and shallow in east, it may be due to laterally squeezed of eastern tectonic syntaxis. The thickness variation of lower crust is relatively large, it may play a major role for crustal thickening. The Moho surface uplift is near to Huaping-Panzhihua, and there is a high density body in the upper crust, which plays a role in blocking for the south east escaping of Tibet Plateau substance and lateral squeeze of eastern tectonic syntaxis. The addition high density layer on the Moho surface uplift position may be associated with the bottom invasion effect of mantle plume. Between Jinshajiang-Red River fault zone and Xianshuihe-Xiaojiang fault zone there is a limited low-density thin layer in the middle crust. On the effect of the eastern tectonic syntaxis, It is beneficial to Sichuan-Yunnan block upper substance escapes to south-eastward and clockwise rotation, and also beneficial to the eastward migration of its lower substance.

Southeast margin of the Tibetan； Gravity profile; Bouguer gravity anomaly; Structure of the crustal density; Dynamics environment

10.6038/cjg20151106.

中國地震局重大行業(yè)專項(xiàng)(中國地震科學(xué)臺陣探測201008001),國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃(973)項(xiàng)目(2013CB733304)和國家自然科學(xué)基金重點(diǎn)項(xiàng)目(41431069)資助.

申重陽，男，研究員，主要從事地球重力與地殼運(yùn)動觀測研究.E-mail:scy907@163.com

10.6038/cjg20151106

P312, P631

2015-01-12，2015-07-07收修定稿

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