2015, Vol. 58
We apply the method called the multi-scale analysis for delineation of density disturbances of the crust at different depths. The method of regional gravity data processing have been developed by our group, combining theories based on multi-scale wavelet analysis, spectral analysis of potential fields and geophysical inversion. The multi-scale analysis contains three modules, which are spectral analysis for division of density layers, decomposition of the field by using wavelet transformation and multi-scale analysis, depth estimation and density inversion of decomposed gravity anomalies. The wavelet analysis produces wavelet details that correspond to some equivalent layers, the spectral analysis computes the depths the equivalent layers, and the inversion produces density disturbance maps on planes of different depths.
Applying this method to the West Yunnan region, we obtain 4 density disturbance maps corresponding to depths 4.5 km, 7.8 km, 24.2 km and 48.6 km. The map of the upper crust shows that low density anomalies correlate with magmatic thumbs and depressions in sedimentary basins, which belong to the target-areas for sylvinite ore exploration. Three low-density zones of trending north-south occur in the lower and middle crust, corresponding to the 3 stages of terrane collisions between the Yangtze, Indu-Sino, West Burma, and India cratons. The map of the lower crust indicates that the latitude line of 26°N is a density separation line in the lower crust, as low-density area appears on its north and high-density area appears on its south. The crustal thickening and shortening caused by collision between Eurasian and India plates decrease from north to south, and turn to eliminate in the south to the line of 26°N latitude. On the density disturbance maps, the main slide-shear fault zones, including the Gaoligong, the Lancang River and Red River, are delineated by sharp density-variation zones, proving they are cut into the middle crust and probably extend down to the lower crust.
The method of multi-scale analysis is a new method of regional gravity data processing and demonstrates its potential power for delineation of crustal structure and division of secondary tectonic units in the West Yunnan region, providing some new evidence for understanding the deep structure in the study area.
印度—亚欧板块碰撞以来，印度次大陆岩石圈向东深俯冲到缅甸弧和滇西之下，形成缅甸弧形构造带和三江地区的多条大型走滑断裂，如高黎贡—澜沧江和红河走滑剪切带等.印度岩石圈板块向东俯冲到缅甸弧之下深度达500 km，位于俯冲板片上盘的滇西生成地震带和腾冲火山群.研究滇西地区的呈挤压转换带特征的地壳构造对大陆动力学有重要意义.
利用区域重力资料反演地壳的密度分布是近年来固体地球物理学的重要进展之一.根据布格重力异常确定地下密度结构，归纳起来主要包括两大步骤：(一)进行异常分解，即从布格重力异常中划分出对应于不问埋藏深度密度体岩的的异常；(二)得到分解的重力异常集后，确定引起它的地质体的几何参数和密度分布.因此，对重力资料反演或解释的过程，主要是分解出研究对象的异常成分，进而进行反演计算，并赋予一定的地质含义.自从1995年引入重力异常小波多尺度分解以来(侯遵泽等，1995；Yang et al.，1996；侯遵泽等，1997；侯遵泽等，1998)，重力场区域场源的三维密度结构的反演方法日趋完善，显示了其在区域地球物理研究中应用的诸多优点(杨文采等，1997，2001，2005；侯遵泽等，2011，2014；高德章等，2000).在研究重力场的二维离散小波变换多尺度分析方法及其应用的基础上，又结合功率谱分析和广义线性密度反演，将这三项方法集成，形成了多尺度密度反演方法，用以描述区域地壳的三维密度结构(杨文采等，1997，2001，2005，2015a；侯遵泽等，2011，2012，2014).在进行大区域的研究之后(杨文采等，2015b，2015c，2015d)，本文又选取南北地震带南段的滇西地区进行研究，试验多尺度密度反演小区域精细的効果研究.根据滇西地区的地面布格重力异常，利用多尺度密度反演方法取得了对应多个深度上的密度扰动图像，并通过分析对比，对密度扰动反演结果的地壳构造含义进行初步解释.
2 区域地质构造概况滇西地区位于中国扬子克拉通和印度克拉通之间，大地构造上属于中新生代古特提斯洋和特提斯洋封闭形成的大陆碰撞带(马丽芳等，2006；雷永良等，2010)(杨文采等，2010，2014a，2014b)，包含了与印支和缅马地块有密切亲缘关系的多个小地体(图 1).区域东部为扬子克拉通，其西界为金沙江—红河断裂带，西邻兰坪—思茅盆地.兰坪—思茅盆地为侏罗—白垩纪陆相沉积盆地，原先是羌塘—昌都地块的东南段，在三叠纪古特提斯洋封闭时拼合到扬子克拉通.盆地与南部之印支地体相连接，西界为澜沧江断裂带，西邻保山地块和昌宁—耿马—勐海接合带.此接合带属于西缅地体之北端，内含燕山期洋陆转换带复杂的沟弧构造体系.区域最西部为怒江断裂带以西的高黎贡—腾冲地块，属于西缅地体，位于喜山期印度次大陆向亚欧大陆俯冲带上盘，现代火山活动频繁.红河断裂带、澜沧江断裂带和怒江断裂带都属于大型走滑断层，伴随印支期以来大陆碰撞和地体拼合作用多期活动.本区构造主要为中生代以来羌塘—昌都地体、印支地体和印度次大陆与亚欧大陆碰撞作用的产物，经历了多期地壳缩短和地体走滑旋转，岩石圈结构构造复杂多样，研究本区的地壳三维密度结构，对了解大陆碰撞和地体拼合作用的细节及该区的地质演化都有重要意义.
 | 图 1 滇西区域地质构造略图(引自马丽芳等，2006) N-高黎贡走滑剪切带,L-澜沧江走滑剪切带,R-红河走滑剪切带.Fig. 1 Simplified tectonic map of WestYunnan Notations: N-Gaoligunslide-shear zone, L-Lanchuang River slide-shear zone,R-Red River slide-shear zone. |
在喜马拉雅项目之前，滇西的岩石圈探测比较零星.总的看来，这里地壳厚度为45~60 km，地温梯度较高，岩石圈属于热而且刚性差的类型(Wang et al.，2007，2010; Teng et al.，2014).当前，与岩石圈属性有关的科学问题主要有两个：一是本区是否存在从西藏挤出的下地壳管道流(赵国泽等．2008)？另一是岩石圈属性在26°N线的两边有明显差别，其性质是什么(Wang et al.，2007，2009，2010)？地壳三维密度结构的研究是否可为有关科学问题提供线索？此外，本区地震频发，矿产资源丰富，地壳三维密度结构的研究也可为社会可持续发展提供基础资料.
3 区域地壳三维密度结构反演原理地壳的三维密度结构分以下三步进行： 1)区域重力异常小波多尺度分解； 2)区域重力异常功率谱分析； 3)小波细节对应的密度扰动广义线性反演.以下分述之.
3.1 区域重力异常小波多尺度分解区域重力场研究面对的问题是如把重力场按场源深度分解，取得对应不同埋藏深度场源等效层的重力异常子集.在1985年以后，数学家发明的小波变换多尺度分解方法逐渐成熟(Mallat，1989；Daubechies，1990；李世雄等，1994；Cianciara et al.，1975).1995年侯遵泽等针对重力异常小波多尺度分解设计了小波基(侯遵泽等，1995；Yang et al.，1996；侯遵泽等，1997；侯遵泽等，2012)，并应用和完善了研究重力场的二维离散方法(杨文采等，2005；侯遵泽等，2011；侯遵泽等，2014；高德章等，2000).二维重力异常小波多尺度分解方法如下：
设重力异常
(2)式可继续分解为
重力异常多尺度分解的结果取得了1-P阶小波细节和P阶小波逼近，其中P为最高小波阶次.取决于区域的面积大小和测网的密度，P一般取在4～8之间.1阶小波细节对应尺度最小的重力异常组分，它们为浅层密度扰动源形成.P阶小波逼近对应尺度最大的重力异常组分，它们为最深层密度扰动源形成，对地面布格重力异常最深层密度扰动源为地壳底部莫霍面起伏.
3.2 区域重力异常功率谱分析为估算密度扰动源的深度，对区域重力异常和它的1-P阶小波细节和P阶小波逼近要用Fourier变换进行功率谱分析，具体方法见文献(Sybery，1972；Bhimasankakam et al.，1977；杨文采等，1978；杨文采，1979a，1979b;杨文采，1985，1986；杨文采，1987；).由位场的频谱理论可知，重力场对数功率谱曲线的斜率正比于场源的埋藏深度，而场源的埋藏深度越大，其异常场的空间分布尺度越大.因此，首先要对区域重力异常进行功率谱分析，根据功率谱的梯度变化判定异常可分解为几个尺度，原则是一个对数功率谱梯度稳定的波数段对应一个稳定的尺度.功率谱梯度稳定的波数段数目一般小于最高小波阶次P，因此，有的小波细节要进行合并.要根据小波变阶时尺度呈2的方次增加的规律进行小波细节合并.例如，假定1阶小波细节的尺度为2 km，2阶小波细节的尺度增大为4 km，3阶小波细节的尺度增大为8 km，4阶小波细节的尺度增大为16 km，等等.因此，1阶小波细节(D1)和2阶小波(D2)的尺度相差较小，一般都要合合为D1+2；而5阶小波细节(D5)和6阶小波(D6)的尺度相差很大，一般都不要合并.小波细节合并后要对它们重新进行功率谱分析，才能准确估算合并后的小波细节密度扰动源的深度.
3.3 多层小波细节扰动源密度反演在完成重力异常小波变换多尺度分解和估算小波细节密度扰动源的平均深度之后，运用广义线性反演方法求取目的层的密度扰动分布(杨文采，1997；杨文采，1987)，求每一层密度的横向变化.设合并后的某阶小波细节为v(x，y)，由于
等效层的密度扰动指广义线性反演求得平面上变化的密度(场源)与等效层平均密度的差.因此，除小波多尺度分析后的异常子集数据外，广义线性反演还要求输入各等效层的平均密度.各等效层的平均密度主要根据岩石物理性质测定结果给出.如最浅上地壳盆地平均密度取为2.60 g·cm-3，上地壳中部浅等效层密度取为2.67 g·cm-3，上地壳底部中等效层2.81 g·cm-3；中地壳底部深等效层2.95 g·cm-3；上地幔顶部最深等效层3.20 g·cm-3.反演出的各等效层的横向相对密度扰动图外观与小波细节合并之后得到各等效层的异常图差别一般很小，但边缘更加清晰.
4 滇西数据处理及反演结果4.1 滇西数据在国土资源部等有关单位的大力协助下，我们汇编了滇西高精度重力测量数据集. 测量是在不同时间、不同仪器和不同精度要求下进行的，根据《重力测量规范》的要求，对全区1/25万比例尺编图取得的重力数据进行了整理.布格重力异常数据改算执行《区域重力调查规范》DZ／T0082-2006.研究区为云南省西部，东经98°06′—102°24′；北纬21°09′—28°18′.采用等角割圆锥投影，中央经线为100°，第一标准纬线为23°，第二标准纬线为27°.在保持与原有数据一致的情况下，等角圆锥投影后网格化间距为2.5 km×2.5 km，数据量为180×319.布格重力异常示于图 2.
 | 图 2 滇西区域布格重力异常平面图Fig. 2 Bouguer gravity anomalies of WestYunnan |
根据试验取小波数高阶次P=5，取得了1～5阶小波细节D1，D2，D3，D4，D5；和5阶逼近S5.小波细节重构取得的结果与布格重力异常数据几乎完全相同，证明小波变换计算的高精度.
4.3 Fourier变换与功率谱分析根据功率谱的梯度变化判定异常可分解为4个尺度，因此，有的小波细节要进行合并.根据小波变阶时尺度呈2的方次增加的规律进行小波细节合并，组合D1+D2、D3+D4，连同D5、S5分成4个层次再进行频谱分析，求取的密度扰动等效层中心深度见表 1.GfK和GfL分别为纵向或横向小波谱斜率.
 | 表 1 最深层S5求深度的结果 Table 1 List of source depth determination for S5 |
| | 表 2 深层D5求深度的结果 Table 2 List of source depth determination for D5 |
| | 表 3 中层D3+D4求深度的结果 Table 3 List of source depth determination for D3+D4 |
| | 表 4 浅层D1+D2求深度的结果 Table 4 List of source depth determination for D1+D2 |
利用D1+D2数据和频谱分析方法求得的平均深度4.461 km；取该层平均密度取为2.60 g·cm-3，反演出上地壳浅层横向密度扰动(图 3).为了作图方便，文件中的数据乘了1000，数值量纲为：10-3×g·cm-3(下同).
 | 图 3 滇西上地壳浅层密度扰动平面图Fig. 3 The density disturbance of western Yunnan at depth 4.46 km |
利用D3+D4数据和频谱分析方法求得的平均深度7.760 km；该层平均密度取为2.67 g·cm-3，反演出上地壳结晶基底横向密度扰动(图 4).
 | 图 4 滇西上地壳下层密度扰动平面图Fig. 4 The density disturbance of western Yunnan at depth 7.76 km |
利用D5数据和频谱分析方法求得的平均深度24.154 km；该层平均密度取为2.80 g·cm-3，反演出中地壳横向密度扰动(图 5).
 | 图 5 滇西中地壳密度扰动平面图Fig. 5 The density disturbance of western Yunnan at depth 24.16 km |
利用5阶小波细节S5数据和频谱分析方法求得的平均深度48.625 km；该层平均密度取为3.10 g·cm-3，反演出下地壳底层横向密度扰动及莫霍面起伏(图 6).
 | 图 6 滇西下地壳底层密度扰动平面图(a)及其位置示意图(b)Fig. 6 The density disturbance of western Yunnan at depth 48.6 km (a) and with position indication (b) |
通过等效层密度反演图 3可见，滇西区域上地壳浅层揭示的是关于中新生代大陆碰撞带基岩和沉积盆地的密度扰动信息，与地形及地表地质有一定的相关性.浅层的密度扰动在横向有明显的变化，变化最大幅度为-0.12～+ 0.13 g·cm-3，低密度异常主要反映中生代山间沉积坳陷带、现代裂谷带和沿碰撞带展布的花岗岩体，如兰坪—思茅盆地中的坳陷带，西昌裂谷带和高黎贡—腾冲一带隐伏的岩浆房.高密度扰动出现在扬子克拉通内部和西缘，以及澜沧江断裂带西缘，后者对应昌宁—勐连蛇绿混杂岩带及岛弧岩浆岩带.最高密度带沿扬子克拉通西缘凸出部鹤庆一带展布，呈半圆弧形向西凸出.由此可见，大陆碰撞作用与碰撞带几何形状密切相关，块体凸出部和凹入部作用后果差别很大.只有高密度和坚硬的凸出克拉通地壳，才不会在剧烈的大陆碰撞作用碎裂或磨平.向西凸出半圆弧形东边为金沙江断裂封闭，它对应于强烈的低密度带，也应该是同期大陆碰撞的产物.
中国是农业大国，也是钾肥资源贫乏的国家，而滇西的兰坪—思茅盆地是钾盐矿床的重要远景区(程裕祺，1994).兰坪—思茅盆地的地层柱状图示如图 7，已知钾盐矿床对应的地层是白垩纪顶部的勐野井组.目前，根据古气候变化规律推测，侏罗纪的和平乡组也是钾盐矿产勘探目的层.图 3中低密度异常(黄色)主要反映山间沉积和盆地中的坳陷带，坳陷带指示钾盐矿产勘探目的层较厚的区段，它们也是天然气储存的有利区段.
 | 图 7 兰坪—思茅盆地地层柱状图(小旗标注钾盐矿产勘探目的层)Fig. 7 Strata column of Lianping-Simou Basin (flags show the target layers for sylvinite ore exploration) |
图 4为滇西上地壳结晶基底密度扰动平面图，密度变化最大幅度为-0.06-+0.07 g·cm-3.和图 3相比，高密度扰动的趋势大致相似，低密度扰动的趋势有明显区别.由图 4可见，上地壳结晶基底出现三条主要的低密度扰动带，在图中分别以I带、II带和III带标明.I带沿扬子克拉通西外缘和红河断裂带展布(程裕祺，1994；滕吉文等，2004)，反映了扬子克拉通与印支地块碰撞带地壳的碎裂，导致上地壳结晶基底密度的降低.II带沿昌宁—耿马—勐海接合带展布，反映了燕山期洋陆转换带的复杂沟弧盆构造的残留，导致上地壳结晶基底密度的降低.III带沿恩梅开江—腾冲一带展布，反映了喜山期印度次大陆向亚欧大陆俯冲及其伴生的岩浆活动，导致上地壳结晶基底密度的降低.三条主要的低密度扰动带与三期大陆碰撞带的吻合，这三期是：印支期扬子克拉通与印支地体的拼合碰撞，燕山期印支地体与西缅地体的拼合碰撞，以及喜山期印支—西缅地体与印度板块的拼合碰撞(滕吉文等，2004；杨文采，2010).表明多尺度三维密度反演对重建区域岩石圈构造演化具有重要意义.
5.3 滇西中地壳密度扰动图 5为滇西中地壳密度扰动平面图，对应深度为24.5 km，密度变化最大幅度为-0.02～+0.02 g·cm-3.和上地壳结晶基底图 4相比，密度扰动的趋势大致相似，上地壳结晶基底出现三条主要的低密度扰动带，在图 5中仍然延续到中地壳，位置变化也不大，但密度变化幅度降低.由于上中地壳三条主要的低密度扰动带与三期大陆地体拼合碰撞带的吻合，图 5也表明大陆地体拼合碰撞造成的地壳变形深度至少到达中地壳，但是在中地壳脆性断裂尺度加大而数目减少.
滇西是中国南北地震带的南端，这里密度的不均匀性与频发的地震有什么联系呢？图 8a显示上地壳结晶基底的密度扰动与6级以上地震震中位置的对比图，其中地震震中位置引自邓起东的中国活动断裂图(邓起东等，2014).由图 8a可见，在滇西上地壳结晶基底，多数6级以上地震分布在低密度异常区或它们的边缘，也有分布在古裂谷带等高密度异常区.如西昌—元谋古裂谷发育在扬子克拉通内部，而克拉通属于高密度的结晶基底，所以古裂谷带地震可分布在高密度异常区.相反，分布在低密度异常区的地震大都与中新生代地壳活动有关.图 8b显示滇西中地壳的密度扰动与6级以上地震震中位置的对比图，24.5 km的深度与大多数板内地震的深度相近.由图 8b可见，在中地壳，6级以上地震主要分布在密度较低异常区或它们的边缘，与中新生代地壳活动区吻合，只有在古裂谷带(西昌—元谋)才分布在高密度异常区.在中地壳低密度异常区，说明上地壳的破裂与中下地壳的物质蠕动可能有关联.下地壳低密度异常如果与流变物质蠕动有关联，那么下地壳的物质运动可能会诱发大陆地震，中下地壳的密度扰动图像上物质流变蠕动上方应该对应地震带.由此可见，6级以上地震震中都位于下地壳低密度的的中新生代活动带，也可能与下地壳管道流位置吻合.
 | 图 8 (a)上地壳结晶基底的密度扰动与6级以上震中位置的对比图；(b)中地壳结晶基底的密度扰动与 6级以上震中位置的对比图；震中位置引自(邓起东等，2014)Fig. 8 (a) Comparison of the density disturbance of upper-crust crystalline basement and earthquake locations of magnitude above 6 degree； (b) Comparison of the density disturbance of middle crust rocks and earthquake locations of magnitude above 6 degree (Deng et al., 2014) |
地壳低密度异常的发生原因可能有多种，如岩性变化、温度压力变化及流体物质增加等.温度及流体物质增加对应岩石密度降低，温度及流体物质增加也会刺激地壳物质蠕动，因此地壳低密度异常与物质蠕动可能有关联.如果地壳低密度异常区反映中新生代地壳物质蠕动有关的区段，那么这里也应该是地壳低电阻率的异常区，因为物质蠕动多发生在流体或熔体活跃区段，结晶岩含流体时电阻率明显降低.图 9显示滇西中部的一条大地电磁法电阻率剖面(a)与上地壳结晶基底(7.8 km)的密度扰动平面图(b)的对比图，大地电磁法电阻率剖面是作者最近项目实测取得的，大地电磁法参见赵国泽等(2008)文献.电阻率剖面(图 9a)中的箭头表示印度板块东侧向滇西俯冲引起的脱水熔岩向上涌进的路径，它上涌在7.8 km的深度出现强低阻异常正好与密度较低异常带II和III吻合，这里也正好是强烈的地震带.中新生代地壳活动带分布在上中地壳低密度异常区并与低电阻率带和地震带位置吻合，说明上中地壳受到强烈地应力作用而去刚性化，其原因可能与下方物质运动有关.
 | 图 9 (a) 滇西中部的一条大地电磁法电阻率剖面，箭头表示印度板块东侧向滇西俯冲引起的脱水熔岩向上涌进的路径；(b) 与剖面以南深度7.8 km的密度扰动平面图的对比Fig. 9 (a) A electrical resistivity profileacross the studied area from west to east obtained by MT investigation, arrows show the upwelling of magma from the subduction Indian Plate at west; (b) Comparison with the density disturbance of depth 7.8 km by the south of the MT profile |
在滇西区域地质构造略图(图 1)上标明了研究区三条主要的走滑剪切断裂带，它们是高黎贡走滑剪切带(字母N标记)，澜沧江走滑剪切带(字母L标记)，红河走滑剪切带(字母R标记).在滇西中地壳密度扰动平面图中(图 5)，这三条断裂带都位于低密度带和高密度区之间，表现为密度急变的梯度带.因此，本项研究结果表明，这三条主要的走滑剪切断裂带都穿过中地壳并可能延深到下地壳.
5.4 滇西下地壳底层密度扰动及莫霍面起伏图 6(a，b)为滇西下地壳底层密度扰动平面图，对应深度为48.6 km，密度变化最大幅度为-0.08～+0.05 g·cm-3.下地壳底层密度扰动，由于没有扣除地壳厚度变化的影响，除反映密度变化外，也反映莫霍面深度变化的影响.密度扰动的趋势大致为由南向北密度扰动由正到负逐渐降低，与莫霍面深度即地壳厚度由南向北增加的趋势有关.由图 6可见26°线是下地壳密度分界线，在26°N线以南为高密度区，以北为低密度区.因此，26°N线的属性是下地壳密度差异分界线，这种差异在上中地壳密度扰动图 4—5中也隐约可见，但不如图 6下地壳底部清晰.由图 6可见，滇西由北向南地壳加厚缩短的程度是逐渐变弱的，在26°N线以南，南北向的地壳加厚缩短就不明显了.
有的学者对喜山期印度次大陆向亚欧大陆的碰撞提出了“下地壳流”的假说(Nelson et al.，1996；Royden et al.，1997；Law et al.，2006；Wang at al.，2007)，认为在这次碰撞中青藏高原的物质在受挤压后，会沿流变的下地壳向云贵方向挤出.如果下地壳流存在，则会导致云贵地区下地壳局部密度条带状的降低.由图 6a可见，滇西低密度扰动有一个向南凸起的支流(见图 6中箭头)，或可作为本区存在下地壳流的旁证.不过，这个支流向南延伸长度有限，对26°N线以南的总体高密度影响不大.此外，由于研究区西部有印度板块向东侧俯冲引起的岩浆活动和腾冲火山群，它上涌在7.8 km的深度出现正好与低密度带(见图 4的III带)吻合，滇西下地壳低密度扰动区也可能与这一俯冲作用关系密切.
6 结论1)用小波变换多尺度分析和密度反演方法分析了滇西布格重力异常，取得区域地壳多个深度上的密度扰动图像.
2)滇西上地壳高密度扰动出现在扬子克拉通内部和西缘，以及澜沧江断裂带西缘，后者对应昌宁—勐连蛇绿混杂岩带及岛弧岩浆岩带.上地壳低密度异常主要反映西昌裂谷带和高黎贡—腾冲一带的岩浆房，和兰坪—思茅盆地中的坳陷带，指示钾盐等沉积矿产目的层较厚的区段.
3)滇西上中地壳出现三条低密度扰动带，与三期大陆碰撞带的吻合.大部分6级以上地震分布在低密度异常区或它们的边缘，只有在西昌—元古谋裂带才分布在高密度异常区.克拉通内部古裂谷带地震可分布在高密度异常区.
4)在26°N线以南下地壳为高密度区，以北为低密度区.因此，26°N线的一个属性是下地壳密度差异分界线，这种差异在上中地壳密度扰动图中也隐约可见，但不如在下地壳底部清晰.
5)滇西由北向南地壳缩短的程度是逐渐变弱的，在25—26°N线以南，南北向的地壳缩短就不明显了.滇西下地壳低密度扰动有一个向南凸起的支流，有可能反映尺度不大的下地壳流.
6)高黎贡走滑剪切带，澜沧江走滑剪切带，红河走滑剪切带在滇西中地壳密度扰动平面图中表现为密度急变的梯度带.表明这三条主要的走滑剪切断裂带都穿过中地壳并可能延深到下地壳.
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