地球物理学报  2015, Vol. 58 Issue (11): 3952-3964   PDF    
维西-贵阳剖面重力异常与地壳密度结构特征
申重阳1,2, 杨光亮1,2, 谈洪波1,2, 玄松柏1,2, 吴桂桔1,2, 汪健1,2    
1. 中国地震局地震研究所(地震大地测量重点实验室), 武汉 430071;
2. 中国地震局地壳应力所武汉创新基地, 武汉 430071
摘要: 维西-贵阳剖面位于青藏高原东南缘,为青藏高原物质往东南逃逸、东构造结侧向挤压及华南地块北西西向推挤作用的重要地段.利用剖面观测的重力与GPS定位数据,结合区域背景重力场、地质构造及深部地球物理成果,反演研究剖面较为细化的地壳密度结构特征.观测研究表明:剖面布格重力异常总幅差变化达190×10-5m·s-2,具"斜N"分段变化特征,从西往东呈上升(维西至攀枝花,水平梯变大)-下降(攀枝花至会泽,水平梯变较大)-上升(会泽至贵阳,水平梯变较小) 态势;高程与布格重力异常比值的趋势性转折部位为康滇地轴核心和小江断裂带东侧,可能与先存构造或新生构造发育有关;剖面地壳密度结构可分上、中和下三层结构,各层底界面平均埋深分别约20 km、35 km和51 km,金沙江-红河断裂带和鲜水河-小江断裂带为地壳结构相对简单与复杂的过渡带;地壳厚度西深东浅,可能是东构造结的侧向挤压所致;下地壳厚度变化相对较大,可能对地壳增厚起主要作用;华坪-攀枝花附近的Moho面隆起和上地壳高密度体的存在暗示上地幔往上底侵作用,对青藏高原物质向南东逃逸和东构造结的侧向挤压均起到一定阻挡作用;中地壳下伏有限低密度薄层有利于其上物质的南东逃逸和顺时针旋转,有利于其下物质受喜马拉雅东构造结作用下往东向运移.
关键词: 青藏东南缘     重力剖面     布格重力异常     地壳密度结构     动力学环境    
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    
1. Institute of Seismology, Key Laboratory of Earthquake Geodesy, China Earthquake Administration, Wuhan 430071, China;
2. Wuhan Base for Institute of Crustal Dynamics, CEA, Wuhan 430071, China
Abstract: 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-3 and 2.94 g·cm-3 respectively, 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.
Key words: Southeast margin of the Tibetan     Gravity profile     Bouguer gravity anomaly     Structure of the crustal density     Dynamics environment    
1 引言

维西—贵阳剖面地处青藏高原东南缘的关键地段,纬向切割康滇黔构造区,西端毗邻青藏高原东构造结,东部伸入华南地块.青藏高原东南缘为青藏高原和扬子地台之间的构造过渡带,是印度—亚洲挤压碰撞或会聚导致青藏高原物质侧向挤出向东南逃逸的场所(Tapponnier and Molnar,1976; Tapponnier et al.,1982Peltzer and Tapponnier,1988许志琴等,2011).该区地质构造演化十分复杂、构造发育且变形十分强烈,大型走滑断裂之间夹持的地体组成巨型侧向挤出地体群,剪切走滑与推覆构造发育、块体增生与挤出交替,同时,该区地震活动频繁,为我国地震活动最为强烈地区之一(张培震,1999),即著名“南北地震带”南段.因此,研究该地区地壳结构对于理解印度—欧亚碰撞造成陆内变形特征以及动力学过程、地震孕育与发生规律具有重要意义.

在青藏高原东南缘地区已开展了大量地球物理的观测研究工作,包括人工地震剖面测深(如胡鸿翔等,1986林中洋等,1993熊绍柏等,1993白志明和王椿镛,2004张中杰等,2005徐涛等,2014),天然地震的速度结构层析成像(如丁志峰等,1999刘建华等,2000Wang et al.,2003胡家富等,2003何正勤等,2004吴建平等,2006Li et al.,2008张晓曼等,2011吴建平等,2013),重力探测地壳密度结构(朱思林等,1994)等等,获得了许多有意义的成果.滇中幔隆、红河断裂带两侧壳幔结构明显差异、壳内低速层分布广泛,促进了对区域地壳与上地幔结构及其变形、以及构造动力学环境和强震机理的认识.但上述不同方法的结果有时存在明显差异,且对地壳内部结构细化研究不多、尤其地壳密度结构的研究偏少,有必要进一步进行厘清.随着国际地壳数字结构模型CRUST5.1(Mooney et al.,1998)、CRUST2.0、CRUST1.0(Laske et al.,2013)的相继出现,区域地壳结构细化模型研究成为当前热点.

2010至2013年,中国地震局重大行业专项“中国地震科学台阵探测”在南北地震带南段(I期)开展了地震、重力、地磁及大地电磁等多手段深部探测工作,旨在探测区域与地震孕育环境密切相关的深部介质的速度结构、物性结构和力学状态.我们实施了维西—贵阳剖面重力探测工作,获取了沿剖面的重力异常资料,本文以此为依据,结合区域已有地质构造和深部探测成果,探讨其反映的深部构造特征及其动力学涵义.

2 区域地质构造与重力异常背景2.1 区域地质构造背景

青藏高原位于巨型的特提斯—喜马拉雅全球性构造域的东段,其形成与500 Ma以来东特提斯(始、古、新)三大洋盆的演化有着密切的关系,60~50 Ma新特提斯的闭合和印度大陆与亚洲大陆最后碰撞,产生了青藏高原、喜马拉雅造山和物质向东和南东的侧向逃逸(许志琴等,2006). 维西—贵阳剖面(图 1,据2000年6月中国地调局信息资料处绘制的中国地质图 1∶5000000简编版)位于特提斯—喜马拉雅构造域东段与滨太平洋构造域的过渡区,主体属青藏高原东缘中生代增生—挤出—移置复合地体—川滇缅印支挤出地体群(许志琴等,2011).大体以金沙江—红河断裂带和鲜水河—小江断裂带为界,维西—贵阳重力剖面横跨滇缅(滇西块体)、青藏(川滇块体)和华南三个一级活动地块(张培震等,2003参见图 1),沿线发育着控制破坏性地震发生地点的NW向(如金沙江断裂带、维西—巍山断裂带、威宁—水城断裂带)、NE向(如龙潘—乔后断裂带、玉龙雪山东麓断裂带、宁会断裂带)和近SN向(如小江断裂带、安宁河断裂带、永胜—宾川断裂带)三组活动断裂带.

图 1 维西—贵阳剖面沿线地质构造简图Fig. 1 Geological tectonic diagram along the profile from Weixi to Guiyang

滇缅地块位于金沙江—红河断裂带以西,含滇西块体和滇南块体.维西—贵阳剖面西段(保和—巨甸)位于该地块东北部,沿线地表多分布三叠(T)海相复理石及火山岩、二叠(P)冈瓦纳相和元古宇(Pt)岩层.

川滇(菱形)地块夹于金沙江—红河断裂带和鲜水河—小江断裂带之间,有史记载以来共发生7级以上地震23次(张培震等,2003).维西—贵阳剖面中段(石鼓镇—丽江—永胜—华坪—攀枝花—会东)横穿该地块,沿线地表多发育二叠(P)、三叠(T)地层及上古生界并层(PZ#-2)(永胜及以西)、元古宇(Pt)岩层伴生元古宇(Y′#-2)和燕山期(Y′#-5)侵入花岗岩(华坪及以东).

华南地块位于鲜水河—小江断裂带以东,属较稳定的扬子地块.维西—贵阳剖面东段(会泽—贵阳)横贯该地块的西部,沿线地表多发育上古生界并层(PZ#-2)(会泽—六盘水、织金—站街)、三叠(T)地层(纳雍)和下古生界并层(PZ#-1)(贵阳).

鲜水河—小江断裂带为形成于20 Ma前后的左行韧性走滑剪切带(许志琴等,2006),第四纪构造活动十分强烈,错断了一系列山脊和水系,滑动速率可达10~15 mm·a-1,控制了有历史记载以来17次7级以上地震发生(张培震,1999).维西—贵阳剖面中段穿越小江断裂北段.

金沙江—红河断裂带为川滇块体西部走滑剪切边界,北部金沙江断裂以挤压逆冲为主,南部红河断裂带则以走滑剪切为主.该断裂带大型左旋走滑运动大致发生在30~20 Ma(Tapponnier et al.,1990钟大赉和丁林,1996),20 Ma前后形成韧性右行走滑剪切带(许志琴等,2006),中新世以来有过两期正断剪切为主的断裂右旋活动(向宏发等,2006);晚第四纪滑动(右旋走滑)速率可达7~8 mm·a-1(张培震,1999),其北段曾发生过3次7级以上地震,南段无7级以上地震记录.维西—贵阳剖面西段穿越金沙江—红河断裂带的金沙江断裂与红河断裂带的过渡转换部位.

2.2 区域布格重力异常

图 2所示的区域布格重力异常图(据地质矿产部1988年编制出版的1∶400万《中国布格重力异常图》改绘)显示中部呈“葫芦”状、而其周围则为梯级带,反映出南北地震带南段地壳构造长期变形、演化形成的物质整体分布轮廓.区域布格重力异常由西北向东南负异常减弱、由东北向西南负异常增强,反映由于青藏高原隆升而引起地势由西北向东南逐渐降低、东北往西南逐步升高,地壳厚度由东南向西北逐渐增厚、西南往东北逐步减薄,而地下岩石密度由西北向东南逐渐增大、东北往西南逐步减少的总趋势.小金河断裂带及其以北,重力异常等值线(-420~-240 mGal,1毫伽=1 mGal=1×10-5 m·s-2,下同)走向与断裂带一致,以北西向宽缓梯度带为主,反映了青藏高原物质侧向挤出与“东构造结”—阿萨姆突刺会聚的共同作用(与龙门山—大雪山—锦屏山推覆构造带有关);则木河断裂带和小江断裂带以东,重力异常等值线(-220~-110 mGal)呈向东弧形突起、宽缓梯级带,走向由北部的东南向逐步转到南部的西南向,反映了四川盆地和康滇地轴(或攀西裂谷)联合阻挡作用下青藏高原侧向东流物质向贵州高原运移的态势;夹于小江断裂带与红河断裂带之间部分(属菱形块体),即西昌—攀枝花—楚雄等地,呈现较高的局部重力异常(-250~-210 mGal),主要反映康滇地轴(或攀西裂谷)区的“稳定”作用,其对青藏高原侧向东流物质具有一定的阻挡作用;研究区南部,即保山—景东—玉溪一线,重力异常等值线(-210~-140 mGal)主要呈现东西向,反映了青藏高原侧向物质流脱离“地轴”作用后重新会聚、逃逸之势.维西—贵阳重力剖面跨越滇中局部重力异常区,并伸入东西两侧大型重力梯级带内.

图 2 区域布格重力异常与地震活动Fig. 2 Regional Bouguer gravity anomaly and historical earthquake activity

区域地震活动大体以小江断裂带为界(103°E—104°E)具西强东弱特征.西部曾发生历史记载地震6.0~6.9级109次,7.0~7.9级25次,8.0级以上1次(1833年9月6日嵩明8.0地震);东部除小江断裂带附近外几乎无6.0以上地震发生.区域6.0级及以上地震一般与活动构造密切相关,但其中约75%的≥6.0级地震与重力异常梯级带或异常梯级带的拐弯或弯曲处有关,说明地壳物质(密度)不均匀性对地震孕育发生具重要影响.

3 剖面重力异常分布特征3.1 观测数据

经过前期路线踏勘,对测区地理地貌与交通进行了全面了解.维西—贵阳剖面三次穿越金沙江,地形海拔较高、起伏较大(500~3500 m,图 3a),沿线地貌受青藏高原推挤和侧向挤出等影响.整体而言,攀枝花东西两侧,地势逐步抬升,而水城往贵阳方向则逐步下降.测线自然地理环境呈现山岭纵横、水系交织、河谷渊深等特点.在此基础上进行了路线选择和测点设计.

图 3 剖面地形(a)、自由空气异常(b)、布格重力异常(c)和剩余重力异常(断裂位置)(d)分布 F1 维西—巍山断裂, F2 金沙江西断裂, F3 龙潘—乔后断裂, F4 玉龙雪山东麓断裂, F5 鹤庆—洱源断裂, F6 永胜—宾川断裂,F7 李明久断裂, F8 磨盘山—绿汁江断裂, F9 安宁河断裂, F10 普渡河断裂, F11 小江断裂, F12 威宁—水城断裂. Fig. 3 Distribution of topographic, free air anomaly, Bouguer gravity anomaly and residual gravity anomaly (fault location) along the profile from Weixi to Guiyang F1:Weixi-Weishan Fault, F2: West Jinshajiang Fault, F3:Longpan-Qiaohou Fault, F4:Yulong Snow Mountain East Fault, F5:Heqing-Er′yuan Fault, F6:Yongsheng-Binchuan Fault, F7:Limingjiu Fault, F8:Mopanshan-Lüzhijiang Fault, F9:Anninghe Fault, F10:Puduhe Fault, F11:Xiaojiang Fault, F12:Weining-Shuicheng Fault.

2011年3月至5月对维西—贵阳剖面进行了实际野外测量,所用仪器包括4台CG5石英弹簧相对重力仪,2台Trimble5700 GPS接收机和1台FG5绝对重力仪.重力测量采取绝对/基点控制下的相对重力联测,点位经纬度和高程由GPS测定,每点不少于40 min;测点总数420个,包括基点13个,绝对点4个:贵阳、六盘水、攀枝花和丽江;沿剖面走向点距约2 km、总长度约800 km(图 3a).考虑到地形对重力观测的影响,测点选择一般在自然地表平坦、开阔处,土层或岩石尽量坚硬处,尽量避开人为设施(如公路、采矿、建筑或构筑物)、易损地(如崩塌)和水源(如水库、池塘、小溪河)等.

对野外观测重力数据进行预处理包括仪器漂移、潮汐、极移等改正,并做绝对控制下的平差计算,得到各测点重力值,点值平均精度约20×10-8 m·s-2.同时,利用GPS观测解算各测点坐标(经度、纬度和高程),水平精度为0.15 m以内,高程精度0.05~0.3 m.然后,按国际惯例和国家相关规范,对测点重力值进行正常重力改正、高度改正(Yang et al.,2011),获得测点自由空气异常(图 4b);再进行中间层改正和地形改正,得到测点布格重力异常(图 4c).

图 4 剖面测点高程与布格异常比值曲线Fig. 4 Ratio curve of elevation and Bouguer anomaly along the profile from Weixi to Guiyang
3.2 剖面重力异常

图 3b可看出,自由空气重力异常的幅变范围为-216~+46 mGal,从西往东其长波长成分稍具线性增加趋势,其起伏与地形具有较好的对应关系.

图 3c可看出,布格重力异常较好地消除了地形效应,其幅变范围约为-345~-159 mGal,具“斜N”形分段变化特征,即从西往东呈上升(维西至攀枝花:-345~-200 mGal)—下降(攀枝花至会泽:-200~-273 mGal)—上升(会泽至贵阳:-273~-159 mGal)态势,重力水平梯度平均值差异明显,西段最大(+1.05 mGal/km),中段次之(-0.46 mGal/km),东段最弱(+0.35 mGal/km).该特征与区域布格重力异常(图 2)基本一致,说明观测结果的有效性.从剖面西端维西县城保和镇(维西—巍山断裂)、经拖枝、鲁甸至金沙江河谷巨甸镇,布格重力异常上升,幅变范围约为-345~-330 mGal;巨甸沿金沙江河岸至石鼓镇异常平缓上升变化,幅变范围约为-330~-320 mGal;石鼓(-320 mGal)—丽江(-320 mGal)之间存在较大局部高异常(拉市,-288 mGal),幅变32 mGal;丽江—永胜—六德—仁和段,重力异常变化明显上升,幅变范围约为-320~-232 mGal;仁和—荣将—西区(攀枝花)异常平缓上升,幅变范围约为-232~-220 mGal;之后较快上升至高异常状态(攀枝花西区至盐边红格,-220~-200 mGal),局部高异常位于攀枝花(-200 mGal)和盐边安宁(-205 mGal);攀枝花至巧家蒙姑东重力异常持继下降,小江断裂带处于最小异常值(~-258 mGal)附近.小江断裂带往东,经会泽(娜姑、县城、者海)、威宁(哲觉、黑石、六洞、金钟)、钟山(水城)、纳雍、织金、清镇站街,最后抵达贵阳白云区,布格重力异常值几乎呈直线上升(从-258~-159 mGal),显示该地段为较宽缓的重力异常梯级带.

从扣除线性趋势后的剩余布格重力异常与地表断裂位置(图 3d)可知,断裂带两侧均存在明显重力扰动,其中永胜—宾川断裂带、普渡河断裂带最为明显.小江断裂带处于布格重力异常趋势变化“V”形转折部位:两侧呈反向线性上升,东侧线性较好、西侧因多断裂作用叠加明显的短波变化,这种东西两侧的布格重力异常特征迥异,说明了小江断裂带在区域地质构造中的重要地位.小江断裂带稍偏离重力异常的最低处(在其西侧),可能说明其东倾性质,并具一定宽度.断裂带穿越较多之处,重力异常波动越明显,说明了断裂活动对局域物质迁移具有重要作用,但断裂两侧的幅变不大可能与测点距不足以描述断裂带细节、以及断裂以水平走滑为主和垂直差异运动偏小有关.

3.3 布格重力异常与高程的空间关系

众所周知,陆地布格重力异常与地形高程之间往往呈现负相关,其可用艾黎均衡补偿假说来解释,即大地水准面以上“盈余”物质可由地球内部相对于某一种地球模型的质量“亏损”来补偿.负相关越紧密,表明均衡补偿越完善.由于不同构造单元的物质(包括地壳与上地幔)成分、密度结构、构造分层等物性与形态上存在着差异,则相应的均衡补偿的质量盈亏特点也不相同,致使布格重力异常值随地形变化的相关程度就不同,相关统计曲线也会呈现差异(彭聪和闵志,1985王谦身等,1997).同时,布格异常和高程统计关系的趋势分界点/线可能是地壳大变形或强活动部位.

图 4为剖面测点高程与布格异常比值分布曲线,其大体可分三段:西段(维西—攀枝花会理间的红格镇或磨盘山—绿汁江断裂带,比值5~10)、中段(红格—会泽威宁间的哲觉镇或威宁—水城断裂带,比值3~10)和东段(哲觉—贵阳,比值6~11).西段和东段总体负相关(表示质量总体亏损),中段总体正相关(表示质量总体过剩).西段的比值起伏较大,说明该段地壳物质不均一、差异较大,与多断裂的切割作用有关;中段除小江断裂带处突变(可能与该断裂带强烈活动,以及金沙江流域地形质量剥蚀严重等有关)外,比值起伏比西段明显减弱;东段的比值起伏比中段略微减弱.上述趋势性转折部位说明:处在康滇地轴或攀西裂谷(袁学诚,1989)核心的近南北向磨盘山—绿汁江断裂构造带为活动构造,地质调查显示该断裂晚更新世末期—全新世以左旋走滑活动为主,兼有一定正断层分量,晚第四纪走滑速率为0.45~2.60 mm·a-1(卢海峰等,2009),对周边6.0左右震级地震的孕育具有重要作用;小江断裂带现今十分活跃,但这种活跃态势将在顺时针旋转的离心力作用下逐步东移,逐步诱使威宁—水城断裂带等北西向构造逐步“活化”或“新生”,这可能是小江断裂带东侧6.0级左右地震频发的原因之一.

4 剖面地壳密度结构分布特征4.1 反演方法与流程

首先采用Parker-Oldenburg波数域重震联合反演法(朱思林等,1994Wang et al.,2012)获取剖面分层基本结构,利用该算法可快速、较好获得地壳分层界面主要特征;在此基础上,参考有关测深成果考虑一些明显局部体(如低速/高速体),采用基于任意空间体水平面元剖分、具有人机交互功能的选择法(Talwani et al.,1959Cady,1980),对前述结果进行修正或调整.其优点是可综合多种地质与地球物理等诸多先验成果进行模拟与反演.

4.2 Parker-Oldenburg(简称PO)法结果

本文借鉴区域已有的地质与深部地球物理探测成果作为反演时约束参考.20世纪80年代以来,在剖面区域相继开展了人工地震测深(熊绍柏等,1993崔作舟等,1987白志明和王椿镛,2004张中杰等,2005徐涛等,2014)、远震走时成像、体波或面波成像(吴建平等,2006Li et al.,2008张晓曼等,2011杨婷等,2014)等大量探测研究.这些成果表明,剖面区域地壳可分为上、中、下三层结构,其底界埋深分别在14~20 km、30~39 km和45~55 km.为此,反演时选取剖面地壳初始模型参数如表 1所示.其中波速与密度转换时借鉴Nafe-Drake经验模型公式,具体采用朱思林等(1994)在有关区域给出的转换公式;对熊绍柏等(1993)成果显示的中地壳下伏低速层作正常地壳处理.

表 1 剖面地壳分层结构模型参数与结果 Table 1 Profile of the earth′s crust layered structure model parameters and results

根据上述模型结果,采用Paker-Oldenberg波域快速反演算法,在给定各层密度和界面平均深度的情况下,获取了各界面的展布结构(图 5),其给出的剖面密度结构较为简单,但其显示了地壳密度结构的基本特征:上地壳厚约18 km,中地壳底界深约37 km,下地壳底界(莫霍面)埋深48~60 km;地壳东薄西深,主要变化在下地壳;康滇地轴核部(攀枝花附近)存在明显的局部幔隆.

图 5 Paker-Oldenberg波域法重力拟合与反演结果Fig. 5 Gravity fitting and inversion results by Paker-Oldenberg method
4.3 关于中地壳低速层

与剖面几乎重合的丽江—攀枝花—者海东西向人工地震测深剖面成果(熊绍柏等,1993)显示,在深30 km左右处,中地壳下伏约9 km厚的水平低速层,设低速层比上下介质波速低0.8~1.1 km·s-1.进一步反演前,有必要讨论中地壳低速层(对应低密度层)问题.

从川滇地区已有人工地震测深成果来看,剖面沿线区域可能存在中地壳低速层现象,而剖面以南或以北不存在中地壳低速层现象.剖面以南的孟连—马龙宽角反射剖面(北东向)、遮放—宾川地震反射/折射剖面(北东向)成果(白志明和王椿镛,2004张中杰等,2005)均显示中地壳不存在整体低速层;剖面以北的川西藏东地区的巴塘至四川资中(东西向)深地震测深剖面成果(王椿镛等,2003)显示上地壳底部在龙门山断裂带以西存在约8 km厚的低速层,中下地壳则不存在低速层现象;位于攀西地区的长河坝—拉鲊(泸定—渡口)南北向测线和丽江—新市镇的北60°东向测线的两条人工地震剖面成果(崔作舟等,1987)显示,上、中地壳存在明显被断裂构造切割的低速层; 西昌—渡口—牟定地带二维地壳结构显示(尹周勋和熊绍柏,1992)深22~33 km处存在6~10 km的低速层.

从川滇地区已有天然地震层析成像成果来看,刘建华等(2000)对攀西地区的地震层析成像显示地壳内部不存在低速层,但存在高、低速异常相间的似层状条带,呈三明治结构;Wang等(2003)研究了川滇地区地壳上地幔P波、S波三维速度结构,结果显示川滇菱形块体在地壳内总体上为正常或正异常速度,而其边界的深大走滑断裂存在负速度异常,不存在明显整体低速层现象;何正勤等(2004)利用基阶瑞利波相速度频散资料和面波层析成像方法得到云南地区中上地壳S波速度结构,发现在小江断裂与红河断裂围成的川滇菱形块体内,26~30 km 深度处的速度明显低于周边地区的;吴建平等(2006)对川滇地区的地壳上地幔(P、S)速度结构进行了研究,显示川滇菱形块体内部存在下地壳低速层,而中上地壳没有明显低速结构;Li等(2008)研究了云南及其邻区的壳幔S波速度结构,表明红河断裂带西侧和南华板块北部地区台站(如攀枝花、丽江、东川、永胜等)下方存在下地壳低速层;吴建平等(2013)对小江断裂带及周边区域的壳幔三维P波速度结构进行了研究,认为在中上地壳小江断裂带内部主要为低速异常,其东侧主要为高速异常;在中下地壳小江断裂带中部为低速异常,北部和南部主要为高速异常,其中北部的高速异常可延伸到地表附近,南部的高速异常可一直延伸到上地幔.综上所述,剖面所在的川滇块体内部存在规模有限的中地壳低速结构,川滇块体外部不存在这一现象.

4.4 选择法反演结果

以前述Paker-Oldenberg法结果为基础,进一步参考有关地球物理测深研究成果,其中地表附近的低密度覆盖层情况主要利用已有的人工地震测深成果(熊绍柏等,1993徐涛等,2014),采用人机交互的选择法进行调整修改,获得了更细致、更具实际意义的剖面密度结构分布模型(图 6).由图 6可以看出,剖面地壳亦显示三层结构.上地壳包括上覆盖层和一局部高密度体,上地壳介质密度一般为2.72 g·cm-3,底面埋深18~22 km(平均约20 km),从西往东略具抬升趋势;上覆盖层密度约2.50 g·cm-3,厚度一般不超2 km,其在攀枝花以西起伏较剧烈、攀枝花至会泽间厚度较大但起伏较均匀、会泽至贵阳,厚度较大但缓慢减薄;高密度体(2.79 g·cm-3)位于华坪—攀枝花附近水平分布,宽近200 km、厚约8 km(深度6~16 km),可能与(超)基性玄武岩有关.中地壳介质密度2.86 g·cm-3,底面埋深30~39 km(平均约35 km),与上地壳底界面同步由西向东逐渐抬升,下地壳底界面上覆一个密度为2.83 g·cm-3的低密度薄层,其长度近330 km,较人工地震结果(熊绍柏,1993)规模小.下地壳介质密度一般为2.94 g·cm-3,底界(Moho面)埋深46~58 km(平均约51 km),明显呈西深东浅特征;在攀枝花附近的Moho面上覆一个局部高密度体(密度为3.02 g·cm-3),长约130 km(-171~-40 km),厚约6 km(45~51 km),可能与上地幔物质侵入或地幔柱作用等有关.

图 6 选择法重力拟合与反演结果Fig. 6 Gravity fitting and inversion results by interactive modeling method

图 6还可看出,维西—贵阳剖面地壳密度结构具分区特征.

滇缅地块    地壳密度结构相对简单.地壳各界面具西深东浅的线性特征,其上、中、下地壳底界面 分别约为21 km、39 km和56 km,界面起伏分别约为1 km,1.7 km和2.9 km.

川滇(菱形)地块    地壳密度结构相对复杂.地壳各界面具弧形向上隆起(顶点在攀枝花附近)特征.从西往东,其上地壳底界面由20.8 km上升至18.9 km,再下降至22 km;中地壳底界面由38 km上升至34 km,再下降至36.7 km;下地壳底界面由54.6 km上升至48.8 km,再下降至52 km.上地壳内存在较大的高密度体;中地壳下伏低密度层;下地壳底界隆起顶部存在高密度附加层.

华南地块    地壳密度结构相对简单.地壳各界面具往东逐步抬升的线性特征,上地壳底界面从22 km抬升至18 km,中地壳底界面从36.7 km抬升至30.5 km,下地壳底界面从52 km抬升至46 km.

上述特征还显示,金沙江—红河断裂带和鲜水河—小江断裂带为密度结构由相对简单到相对复杂的过渡分界带.受到观测数据与反演方法限制难以反映边界断裂带的真实信息,需要专门进一步研究.

5 讨论与结论5.1 构造动力学环境

喜马拉雅东构造结的北东向推挤或楔入作用和顺时针旋转或高原物质的侧向南东逃逸运动控制了剖面区域新生代以来地质构造运动的发育与发展.

从震源机制、断层擦痕等资料显示的现代构造应力场(阚荣举等,1977谢富仁等,1993李鸿吉和秦建业,1994徐纪人等,2008)来看,剖面所在的南北地震带南段处于印度洋板块和太平洋—菲律宾海板块对亚欧板块的联合推挤作用的“特殊”过渡地带,构造应力场近于水平,其中印度洋板块对欧亚板块(青藏高原及其周缘地区)的北向推进俯冲作用是剖面所在的西南地区现代构造运动的主要力源.维西—贵阳剖面地壳密度结构维持近水平展布特征,应是占主导地位的近水平向区域应力场长期作用的结果.

从地质构造运动与现代GPS观测成果来看,青藏高原物质流在东部表现为绕东构造结的顺时针旋转,在剖面区域主要表现为向南东方向的流展(该剖面切割青藏高原物质东流的东南通道).上述板块联合推挤作用,使青藏高原物质在剖面北部沿川滇地块顺时针侧向挤出(为现代GPS成果所证实),南东—南南东向作用于剖面使之一起继续往前运移.维西—贵阳剖面为青藏高原物质东流往南东向侧向挤出的必经之地,剖面西部抵近阿萨姆突刺(东构造结),类似滇西南地区受到东构造结的侧向剪切运动的影响,即并非受东构造结的北北东向正面挤压楔入,而是通过缅甸中深源地震带的地缝合线侧面剪切运动而进行力的传递,毗邻剖面的地缝合线呈北东向弧形展布,其对滇西的侧向俯冲作用呈北东—北东东向或东向分量(李鸿吉和秦建业,1994).剖面东部主要受华南地块的北西西主压应力作用,这种主压应力作用来源于太平洋板块和菲律宾板块对中国大陆南部的联合推力.因此,维西—贵阳剖面中段(川滇块体)地壳内的上地壳高密度体和上隆Moho面的存在,将对川滇块体的顺时针侧向挤出具有一定阻挡作用,这也可能是川滇块体两侧存在重力异常梯级带的重要原因之一,同时剖面中地壳的低密度带对川滇块体中上地壳的南东向旋转运动具有一定的顺滑作用.

维西—贵阳剖面位于壳幔构造南北差异过渡带.SKS波分裂得到的上地幔各相异性结果显示(Flesch et al.,2005王椿镛等,2007;常利军等,2014)北纬26°—27°为一明显的过渡分界带.在此过渡带以北的地区,SKS波的快波偏振方向以南北方向为主(与主要断裂走向平行),而此过渡带以南,快波偏振方向为东西向.GPS观测结果显示(Zhang et al.,2004)剖面区域地壳运动水平速率呈南南东向.这表明上地壳物质运移方向与上地幔在剖面以北接近一致,而在剖面以南则近于垂直.前者说明壳幔变形耦合,后者说明壳幔变形解耦(王椿镛等,2007).这可能与中地壳下伏低速层有关.下伏低速层可能有利于其上部(中、上)地壳的整体运动和刚性的增强,同时下伏低速层的顺滑作用有利于下地壳物质在东构造结侧向俯冲挤压作用下往东向运移或传递.这也可能是鲜水河—小江断裂带以东(如昭通、鲁甸)6.0级左右地震频发、活动构造逐步发育的一个原因.

5.2 康滇地轴与攀西裂谷、峨眉地幔柱

维西—贵阳剖面的永胜县城—巧家蒙姑段穿越”康滇地轴”中段、”攀西裂谷”南端(袁学诚,1989),分布有古生代和中生代巨厚沉积.何斌等(20032006)认为攀西地区二叠纪—三叠纪可能不存在古裂谷,海西期-印支期构造岩浆热事件是地慢柱和岩石圈相互作用的结果.图 6显示的上地壳高密度层可能是海西期-印支期地幔岩浆涌入或喷发后的岩浆囊残余;中地壳下伏低密度层可能是海西期-印支期岩浆热事件时开始在水平应力场作用下,岩浆沿中地壳底部往两侧扩展而逐步形成的;Moho面局部隆起和附加高密度层可能是地幔(柱)垂直向上作用和重力均衡作用所引起,布格重力异常与高程的不匹配性、“地轴”核部构造的“活化”可能与地幔柱仍然活动有关.考虑到区域的总体挤压环境、小江断裂带以西约80 mGal巨幅重力异常(图 3d)、川滇地块区密度结构(图 6),“地幔柱说”应比“裂谷说”更为合理.

5.3 地壳增厚与下地壳流

青藏高原的隆升过程伴随着长期复杂的构造变形运动和深部动力过程.位居青藏高原中南部和东南部的古特提斯造山系是青藏高原的重要组成部分,其构造格架(自北而南)包括多条缝合带或蛇绿岩带、条带状的地体群、岛弧群、高压变质带和增生楔系列组合.青藏高原地壳缩短、加厚和隆升一直受到世人关注,对其演化机制进行了诸多研究(李廷栋,1995肖序常和王军,1998张克信等,2013),其主要因素可归结为印度板块对青藏块体的碰撞挤压与周缘刚性块体的阻挡,高原内部的热力作用和热效应,以及均衡调整对高原隆升的控制作用.剖面区域的地壳增厚也受这些因素影响.滇西高原第四纪以来的隆升量和隆升峰期与同期的青藏高原相似,但隆升速率明显低于南迦巴瓦构造结(王国芝等,1999).结合前述分析,我们认为地壳缩短、增厚是压应力作用下通过不同层次物质以不同运动形式实现的,即上地壳以南东向流动时地壳缩短(表现为褶皱、逆冲与推覆、挤压等)为主要增厚方式,而地表沉积、壳内局部熔融、岩浆岩的贯入和喷出亦是重要增厚方式,如与上地壳高密度体相对应的“攀西”地表广泛出露的晚二叠世峨眉山玄武岩(何斌等,2006);中地壳物质相对均匀,可能通过塑性褶皱变形和深部韧性剪切变形使地壳缩短增厚;下地壳除塑性褶皱、韧性剪切外,下地壳与上地幔之间多层次拆离,岩体熔融与侵入而形成“壳幔混合层”或“高密度过渡层”,以及地幔的垂直向上作用等.不同壳层对地壳增厚均有贡献,但从剖面地壳各界面厚度变化来看,下地壳对地壳增厚起主要作用.

随着对大陆中下地壳流变性质认识的深入,下地壳流动机制被引入到解释青藏高原新生代构造过程(张克信等,2013).一些学者采用弱的中下地壳流动模型来解释青藏高原的抬升及地貌变迁,特别是用于解释青藏高原向外增生过程的动力机制.Royden等(1997)认为青藏高原东缘下地壳的增厚促使了该区高海拔地形的形成,增厚物质源自发育于高原中部的下地壳层流.Clark和Royden(2000)首次用基于下地壳流动的“channel flow”模型来解释青藏高原东缘的地貌变化,认为至少从中新世以来,厚而弱的高原中下地壳发生向东的侧向流动,使得青藏高原东缘持续抬升并向东膨胀扩展.高精度SRTM 数字高程模型显示的青藏高原东南缘大尺度地貌特征似不具备“channel flow”模型所要求的地形变化趋势(刘静等,2009).从前述重力剖面结果解译来看,地壳近水平分层为地壳的基本构架,“层流”可能为地壳增厚的基本方式,由于深浅结构的差异致使不同壳层的增厚机制及其贡献有所差异.如“康滇地轴”区中地壳低密度层的存在致使其上与其下物质变形运动存在一定“解耦”,这对东构造结侧向俯冲挤压引起的下地壳东向流动更为有利,亦可能是下地壳增厚为主和贵州高原地壳增厚的重要原因.地壳增厚的“层流”机制的存在,并不意味着否定“channel flow”的存在,理论上两者可以共存和相互作用.

致谢    野外作业和资料处理人员还包括孙少安、刘少明、吴云龙、王笋等,感谢他们的艰苦努力.同时,十分感谢丁志峰研究员的支持和指导,十分感谢匿名评委的建议.

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