印度板块与欧亚板块自45~50Ma开始的碰撞是近年来在亚洲乃至世界上都极为壮观的地质事件.这两大陆-陆板块的碰撞和挤压及其复杂的深层动力过程不仅导致了高原深部物质的重新分异、调整和运移，也导致了青藏高原地壳的整体短缩、增厚，且在地表造成了十分错综复杂的构造格局，并且伴随着强烈地震的频频发生^[1].

川西藏东地区位于青藏高原与扬子地台的耦合地带，是青藏高原物质向东流展、转而向东南运移的重要通道，该区以强烈的地壳变形和断裂作用以及特异的构造和频繁的地震活动特征成为地球科学工作者最感兴趣的研究区域之一.近30年来，国内外许多学者从自己不同的专业视角出发，采用不同的方法和探测手段对青藏高原进行了探测和研究，并取得了大量有意义的成果^[1~9]，特别是2008年5月12日汶川M_s8.0大地震发生后，人们对该区的深层结构和构造及壳幔物质的分异、调整和运移等深层动力学过程的研究给予了特别关注.

本文基于Airy地壳均衡模型理论，由地形变化数据给出了相应均衡状态下该区应有的理论均衡地壳厚度^[10]，并与已有研究成果中利用天然地震接收函数方法^[8]和人工源宽角反射/折射地震方法^{[7, 9]}计算得到的地壳厚度进行对比，从而厘定了剖面沿线各构造区块的均衡状态差异.在区域研究的基础上，分析了重力均衡状态与地震分布之间的关系，并对大地震的“孕育”、发生和发展的深部介质和构造环境也进行了探讨，为今后的地震预防规划提供一些重力均衡方面的深部要素.

根据Airy地壳均衡模型理论，从地下某一深度起，相同截面柱体所承载的质量应趋于相等，地表大面积的地形起伏必然在地下以山根或反山根的形式进行补偿^[10].若设地壳平均密度为σ₀，岩浆平均密度为σ₁，地形海拔高度为H，山根厚度为t，那么在该地形处的均衡条件表达式为：

(1)

将上式变形后可以得到“山根”厚度的表达式：

(2)

因此，由地形数据资料，依据Airy均衡理论可以确定不同高程时的理论山根t.若以T表示研究区的标准地壳厚度，则该处的理论均衡地壳厚度D可由T+t来表示^[10].将由地球物理场实测资料计算得到的地壳厚度M与由Airy均衡理论计算得到的均衡地壳厚度D二者进行对比可以得到二者的差值，即（D-M）.当某处二者的差异小或接近等于零时，即表明该处已处于大陆均衡的状态（条件）；如差异较大，则表明该处处于不均衡的状态（条件）.二者相差越大，则表明该区介质处于越不均衡的状态.当D＞M时，即理论大陆均衡地壳厚度大于实际地壳厚度时，根据大陆均衡原理，该地区应该“下降”，使地形高度H减小，即亦使D减小，才能达到均衡^[10].例如珠穆朗玛峰地区的地形高程为8843m，理论均衡地壳厚度应该为70km.实际上该地区地壳厚度仅为57km左右，正均衡异常值为120mGal^[11].因此该区大小地震很频繁.反之，当D＜M时，即实际地壳厚度已超过理论大陆均衡地壳厚度，地壳亦不均衡，则该区应处于“上升”状态，以逐渐达到均衡^[10].总之，通过这一理论均衡地壳厚度与实际地壳厚度的比较，可以给出某一地区（地带）是否达到大陆均衡的状态（条件），从而对其深层过程作进一步的分析和深化认识.

近几十年来，国内外许多研究者基于青藏高原地域的重力数据进行了多方面的研究^[11~18]，并通过反演得到了青藏高原及其周边地域面积性的地壳厚度^{[12, 13]}和地壳均衡程度^[14~16].认为在青藏高原中部的大部分地域其地壳的均衡补偿程度较高（即处于相对比较均衡的状态），而在青藏高原的周缘则均衡补偿程度较差（即处于过补偿或欠补偿状态）^[14~16].

本研究区位于川西藏东地区，所选剖面基本上沿30°N展布，自西向东由94°E左右延伸到106°E左右（图 1）.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区的构造格局及剖面位置 Fig. 1 Location map of the profile

在构造上，该剖面横跨青藏高原东缘与扬子地台西部，自西向东跨越了拉萨地块、羌塘地块、巴颜喀拉地块以及扬子地块，并贯穿了嘉黎断裂带、班公-怒江缝合带、金沙江缝合带、甘孜-理塘断裂带、鲜水河断裂带和龙门山断裂系等主要的构造活动带，构造特征极为复杂，地震活动十分强烈（图 1）.

在地形上，该剖面自西向东高程变化剧烈，呈现高原-山地-平原三级分段的变化特征，高程变化可达5000m，特别是在盆山耦合地域（103°E附近），地形由4000±500m陡降至500m以下，反映了两大构造域截然不同的特征.由于川西藏东地区地形变化极为剧烈，为削弱地形高程的小区域极端变化，这里对高程数据在垂直测线方向取2′为窗口进行了平均（图 2）.

图 2

Fig. 2

图 2 剖面沿线的高程起伏变化特征 (a、b、c)分别为剖面及附近的29°58′N, 30°0′N, 30°2′N线的高程变化, (d)中高程为(a、b、c)三者的平均值. Fig. 2 Amplitude along the profile and its adjacent area (a, b, c) are the amplitude distribution along the latitude 29°58′N, 30°0′N, 30°2′N, respectively, and (d) is the average value of the three above.

由1:400万中国大陆布格重力异常图 1）进行了重力数据的采集，在进行采集时，对于等值线较稀疏（即每度范围内等值线数目少于4条）的地区，采用4个采样点每度的采样率（即采样点距为25km左右）进行数据采集，对于等值线较密集（即每度等值线数大于4条）的区域，则按实际等值线数目进行数据采集（即只采集图上重力异常等值线上的数据值）.由采集到的数据编绘出了本剖面的布格重力异常分布曲线（图 3a）.可以看到，在剖面西段的高原和山地等高海拔地区（图 3b），布格异常最低可以达到-510mGal；在剖面中段的盆山耦合地域，随着地形海拔的迅速下降，布格重力异常也逐渐升高；到了剖面东段的四川盆地地域，布格重力异常值则升至-90mGal左右并趋于稳定（图 3a）.显见沿剖面的布格重力异常变化与地形高程变化基本上呈现镜像关系，表明在该地域确有“山根”或“反山根”的存在，恰适于以此来研究川西和藏东地域的高原、山地和盆地三大构造单元地域深部均衡补偿效应，并根据该剖面沿线不同地段的理论均衡地壳厚度D和实际地壳厚度M的差异来探讨川西藏东地域不同构造单元的大陆重力均衡状态.

图 3

Fig. 3

图 3 剖面的布格重力异常、地形和地壳厚度分布 (a)布格重力异常; (b)地形高程(剖面附近的平均值, 即为图 2 d); (c)由天然地震接收函数方法(黑色粗线Mrf, 其中竖线棒表示误差)与人工源地震测深(浅灰色线犕Mdss)分别求取的地壳厚度. Fig. 3 Distribution of Bouguer anomalies, amplitude and Moho depth along the profile (a) Bouguer gravity anomalies; (b) Amplitude (average value); (c) The Moho depth distribution obtained from both reviver function method (black line, the sticks are errors) and deep seismic soundingCgray line).

为了对比分析D与M的差异情况，首先则需进行剖面沿线Moho界面起伏变化的研究，以确定实际的地壳厚度M^{[17, 18]}.这里我们利用已有研究成果中根据天然地震S波接收函数方法^[8]和人工源地震宽角反射/折射方法^{[7, 9]}得到的地壳厚度作为本剖面沿线的实际地壳厚度M（图 3c）.由图 3c可见，本剖面沿线的地壳厚度M自西向东起伏剧烈，在整体上呈现出西厚东薄的特征，且在97±2°E（波密-理塘附近）和102°E（康定）附近呈现出明显的下凹特征.

为了对比分析D与M的差异情况，在已确定了实际地壳厚度M的基础上，还需根据Airy地壳均衡模型理论来确定其理论均衡厚度D^[10]，从而对本研究区不同构造单元的地壳构造进行均衡状态的研究.

设地壳平均密度σ₀=2.67 g/cm³，地幔平均密度σ₁=3.27 g/cm³，代入公式（2），则得

(3)

其中地形高度H单位为km.

根据Airy地壳均衡模型理论，在地壳处于均衡状态的地区，其D与M应是一致的.因此，在进行地壳标准均衡厚度T的确定时，应以均衡（稳定）地区的实际地壳厚度M为依据，从而确定该区的地壳标准均衡厚度T^{[10, 17, 18]}.在本研究中，则可以已有的地震探测资料为依据.以四川盆地中部的遂宁地区为例，其地形高程为320m左右，地震地壳深部探测值H_s为40.5km^[8]，按Airy的大陆均衡原理，t=4.45H，则t=1.43km；相应地在H=0的地区，则可近似地确定T值为39km.为此，在本研究区，宜选取T=39km作为标准的符合均衡条件的地壳厚度值.

在确定了T值和t=4.45 H关系式后，则可以根据剖面沿线的地形高程数据（取自全球地形模型Etop02）计算给出各条测线的相应理论均衡地壳厚度D=T+t^[10]，见图 4.需要指出的是，由于川西藏东地区地形变化极为剧烈，为削弱地形高程的小区域极端变化，这里对高程数据在垂直测线方向取2′为窗口进行了平均.

图 4

Fig. 4

图 4 沿剖面理论均衡地壳厚度D的分布曲线 Fig. 4 The theoretic depth of isostatic crust (D) along the profile

将剖面沿线的理论均衡地壳厚度D与实际地壳厚度M进行对比可以看到两者之间的差异大小，并示于图 5.由图 5可见，在剖面东段的扬子克拉通西北部的四川盆地内部（雅安以东地区），D与M两者十分接近，表明在四川盆地地域的地壳处于相对比较均衡的状态；在剖面中部偏东的地段（102°E，即康定附近），D与M值的差异约为7~8km左右，这表明在该地域的地壳即处于较不均衡状态；在剖面中西段地带（95°E~100°E附近，即波密到理塘地段），D与M的差异值极大，其差值最大处甚至可以高达13km，表明在该地域的地壳处于极为不均衡的状态，且由图可以清晰地看出这一均衡异常地域的延伸宽度极大，标志着该地域无论在程度上还是在范围上都表现出极为强烈且广泛的不均衡特征.

图 5

Fig. 5

图 5 理论均衡地壳厚度D与实际地壳厚度M的对比（其中D为计算得到的理论均衡地壳厚度；Mdss为由人工源地震所得到的地壳厚度; Mrf为由接收函数方法得到的地壳厚度，其中竖线棒表示其误差） Fig. 5 The comparison between D and M(D; theoretical isostatic crustal thickness; Mdss; crustal thickness inversed from the deep seismic sounding data; Mrf; crustal thickness including errors inversed from the receiver function method)

大陆地壳在漫长的演化发展过程中不停地进行着水平和垂直方向上的运移和调整，并逐渐趋于均衡的稳定状态.而事实上，作为地球演化史中短暂的一幕，现阶段的大陆地壳中并非所有构造单元都达到了稳定状态（条件）.

根据Airy地壳均衡模型理论^[10]，当某研究区域的理论均衡地壳厚度D与实际地壳厚度M相差很小或接近于零时，即表明该处已处于或已近于大陆均衡的状态，地下深处的物质和能量一般不再需要进行特别强烈的交换、运移和调整，构造活动相对比较稳定.当D与M差异较大时，则意味着该区的大陆地壳处于不均衡状态，差异值越大则表明其不均衡状态越强烈，相应地地下深处介质的物质与能量交换和运移与调整也应更为强烈.

当D＞M时，根据大陆均衡原理，该区应该“下降”，使地形高度H减小，从而亦使D减小以趋于均衡；当D＜M时，在一定驱动力系的作用下，为了使大陆地壳达到均衡而进行的物质与能量交换、运移和调整将会造成地壳隆升减薄，地形高程亦随之增高，并导致理论均衡地壳厚度D的增大，从而使D与M的差值逐渐减小并在漫长的地质演化过程中趋于接近，亦即使大陆地壳趋于均衡状态.如本研究剖面辖区呈现的两处不均衡区即均属于后一种情况.

在地壳逐渐趋于均衡而进行的隆升减薄、地形升高的过程中，必然伴随着强烈的构造活动，并以地震的形式表征.通过剖面沿线附近历史强震分布与不均衡程度的对比（图 6）可以看出，在剖面沿线的两大均衡异常区域（位于102°E附近的康定地区和位于95°E~100°E附近的波密-理塘地带，即图 6中黄色和粉色阴影区域）强烈地震活动频繁，5级以上的强烈地震分布较多，而在其他相对均衡的地段则强烈地震分布较少，仅有个别零星的强震和一些中小型地震发生.

图 6

Fig. 6

图 6 剖面均衡异常分布与地震分布的对应关系 (a)剖面均衡异常分布区(其中D为计算得到的理论均衡地壳厚度；Mdss为由人工源地震所得到的地壳厚度；Mrf为由接收函数方法得到的地壳厚度，其中竖线棒表示其误差); (b)剖面附近地震(Ms≥5.0)分布情况. Fig. 6 The relationship between the distribution of earthquakes larger than Ms5.0 and of the unisostatic area along the profile (a) Distribution of the nonisostatic area along the profile (D; theoretical isostatic crustal thickness; Mdss; crustal thickness inversed from the deep seismic sounding data; Mrf; crustal thickness including errors inversed from the receiver function method); (b) Distribution of the earthquakes larger than Ms≥5.0 along the profile.

具体来看，在102°E附近地区（即康定地区，图中右侧黄色阴影区）为一个不均衡程度突显的地区，地震分布比较集中.该地区亦为龙门山断裂系、鲜水河断裂带与安宁河断裂带所构成的“Y”形构造的交汇部位，表明该地域即为地震预防需给予关注的地域.

值得注意的是，在95°E~100°E附近（即波密-理塘地带）这一分布广泛，且不均衡程度强烈的均衡异常区，其强震的分布又可细分为三段，即位于中间部分的均衡异常中央区（波密东-芒康，图 6中黄色阴影区域）和位于两侧的均衡异常梯度带（波密附近和芒康-理塘一带，图中粉色阴影区域）.在这一大型均衡异常区内，虽然强烈地震分布均比较广泛，但亦呈现出不均匀的分布特征，更多的强震则主要分布在该均衡异常区东西两端的均衡异常梯度带内，而均衡异常中央区的强震分布则相对均衡异常梯度带内而言要少.汶川M_s8.0地震也恰恰位于类似于此的均衡异常高梯度带内^[16~18].表明均衡异常区域即为地震预防需给以强烈关注的地域，而均衡异常梯度带区域则应为关注的重中之重.

（1）基于在川西藏东地区沿30°N附近进行的大陆地壳均衡异常分析研究可以看出，作为青藏高原与四川盆地的交界地域及青藏高原物质东流转而向东南运移的通道地带，该区的地壳处于明显的不均衡状态之下，这也是该区强烈地震频繁发生的因素之一.这些均充分反映出其深部物质与能量的强烈交换和其特异的深层动力过程.

（2）将应用Airy均衡模型理论给出的川西藏东地区在均衡状态下的地壳厚度D和依据天然地震S波接收函数及人工源宽角反射/折射地震资料所求取的实际地壳厚度M进行对比，以研究和探讨研究区各构造单元的均衡状态，确是一种可行的方法，同时也为进一步探讨和研究该区深层物质和能量的交换、运移和调整等深层过程有着重要的参考意义.

（3）本文给出的对比研究结果表明，四川盆地地域的地壳深部处于相对比较均衡的稳定状态；在四川盆地西侧的102°E（康定）附近，亦即龙门山断裂系、鲜水河断裂带与安宁河断裂带所构成的“Y”形构造的交汇部位，其深部地壳处于较不均衡状态，且理论均衡地壳厚度D与实际地壳厚度M的差异值可达7~8km左右；在95°E~100°E（即波密-理塘地带）附近，即青藏高原东部地域，亦即高原物质向东南运移的通道地域，其D与M的差值最大可达13km左右，其深部地壳处于强烈的不均衡状态.这两大均衡异常区的D均小于M，也就是说应处于“上升”状态以趋于均衡，故需给予特别重视.

（4）在地壳已达均衡状态的地域，构造相对稳定，地震活动较少；在均衡异常区，由于其在趋于均衡的过程中必然伴随着地壳运动，因此构造活动强烈，表现为地震活动与中强地震的频频发生.显见，在地壳处于均衡异常状态（即不均衡状态）的地区即为地震预防需强烈关注的地域.而且在均衡异常梯度带上，地震的发生频度要明显高于均衡异常中央区.因此地壳均衡异常梯度带地域应为地震预防的重中之重.