2016, Vol. 59
2. 吉林大学地球探测科学与技术学院, 长春 130026;
3. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;
4. 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081
, TENG Ji-Wen1,2, ZHANG Yong-Qian1,3, CHEN Shi4, WEN Wu1, PI Jiao-Long1,4, MA Xue-Ying1
2. College of Geo-exploration Science and Technology, Jilin University, Changchun 130026, China;
3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, Beijing 100081, China
鄂尔多斯盆地位于中国大陆的中部，是构成华北克拉通西部的主体，是一处典型的板内构造单元，发育了古生代以来不同时期的稳定沉积建造.在鄂尔多斯块体的南部边缘是中国大陆中央造山带中部的秦岭—大巴造山带.秦岭—大巴是一个典型的复合型陆内造山带，在不同地质史期发展阶段以不同的构造体制演化，并构成了独特而复杂的深层动力学过程.
在秦岭—大巴造山带的北侧与南侧分别是华北克拉通西部的鄂尔多斯块体和扬子克拉通西部的四川盆地块体.这两大古老的克拉通型块体在挤压作用下驱使秦岭—大巴微块体的抬升和秦岭—大巴造山带的形成.
通过多种地球物理学探测手段对鄂尔多斯盆地—秦岭—大巴造山带—四川盆地这一复杂构造地区的各个构造块体的深部地壳结构、构造形态以及物性特征进行研究，这对深入理解与认识华北克拉通与扬子克拉通的接触耦合关系、秦岭—大巴造山带隆起的动力学机制均有着重要意义.
在黔桂地区，扬子克拉通西南部与华夏块体之间存在一个多机制、多期次构造演化的华南复合陆内造山区，又称新元古代江南造山带，(张国伟等，2013； He et al.，2013)，但其地质结构、构造形态、物性特征、分布区域、与两侧的块体的接触界带及耦合关系等方面尚存在许多有待探讨的问题.这便需要通过地球物理学探测以其所提供的数据资料对这些问题进行相应的研究，以达对其进行深入了解和认识.
几十年来，许多地质学家与地球物理学家针对鄂尔多斯盆地(滕吉文等，2008，2010；王谦身等，2010；张永谦，2013)、渭河盆地(韩恒悦等2002，任隽等，2012；王谦身等，2013；王谦身等，2015)、秦岭造山带(胡健民等，2011； Dong et al.，2013；滕吉文等，2014；王谦身等，2013a，b；袁学诚，1994；张国伟等，1995a，b，1996，1997a，b；张先康等，2008；张永谦，2013；王谦身等，2015)、四川盆地(江为为等，2001；汪泽成等，2006)、黔桂山地(张国伟等，2013；胡肇荣，2010； He et al.，2013； Chen et al.，2015)及周缘地域的深部地壳结构从各自不同的研究领域进行了探测、研究与探讨.
为了获得鄂尔多斯盆地、秦岭造山带及四川盆地东北部地域的地壳深部的精细结构特征，探索该区复杂的构造表征及其间的相互关系，在自然科学基金重点项目《秦岭造山带与南鄂尔多斯盆地地壳精细结构与动力学响应》的资助下，于2011年开始，首次实施了一条北起陕西榆林，南抵重庆鱼泉全长1010 km的综合地球物理探测剖面.它是完整、连续穿越“盆-山-盆”构造体系的、包含重力、地磁、人工源地震和天然地震多种方法的综合地球物理探测长剖面，这是前人曾计划而未能实现的.并据此诸多新的地球物理信息，开展了对中秦岭地带及其与鄂尔多斯盆地和四川盆地耦合关系的深部地球物理研究(滕吉文等，2010；滕吉文等，2014；王谦身等，2013a，b；王谦身等，2015).
在黔桂地区，由于该深部探测剖面的鱼泉—凭祥区段尚无最近实测的重力数据，故确定以天然地震接收台点的位置设为重力点，共选用36个重力点，重力剖面全长800 km.并根据国际地球重力模型2008(EGM-2008)和国家测绘总局颁布的重力测量成果表(1972)的重力数据进行采集和处理，给出各重力点的布格重力异常值.
2 重力信息的探测和采集、数据处理和分析为了获得鄂尔多斯盆地与秦岭造山带地域的地壳深部精细结构，探索该区复杂的构造现象及其间的相互关系，实施了一条近南北走向的综合地球物理探测剖面，该剖面北起陕西榆林，向南经过咸阳，四川达州，抵达重庆鱼泉镇，全长1010 km.沿该剖面共计采集到有效重力数据1116个，平均测点距为900 m(图 1).测线自北向南相继穿越了鄂尔多斯盆地、渭河凹陷盆地、秦岭造山带中部、大巴山弧形构造系西边缘、四川盆地东北部等大地构造单元.
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图 1 凭祥—楡林综合地球物理探测剖面地理位置与地形图 Fig. 1 Geographic location of Pingxiang-Yulin geophysical profile on the topographic map |
在整条探测剖面中，重力信息的探测、采集分为榆林—鱼泉(重庆)区段和鱼泉(重庆)—凭祥区段两个部分完成的.
在榆林—鱼泉(重庆)测段的研究工作中所使用的重力数据均为在野外实测得到的第一手资料.重力测量所用的仪器为Lacoste-G型重力仪(No.596，No.1149)，两台仪器在使用前进行了静态试验，掉格均小于20 μGal，满足静态精度要求.同时在北京高崖口国家重力基线场进行了动态格值标定，标定结果表明，两台仪器的动态精度均在30 μGal以内，其互比值仅为1.00032，说明一致性属正常，符合国家区域重力调查数据质量要求.相应的测地工作与野外重力测量同步进行，采用TopoCon高精度GPS进行野外现场静态观测，取得测点的位置与高程数据，其水平测量误差小于0.1 m，垂直测量误差在平原约为0.5 m，在山区小于1 m，测量精度满足需要.
为在野外测量工作中进行测点数据的零漂改正与基点网归算，以国家重力基点网(2000网)的重庆江北机场国家基本点、咸阳机场国家基本点和榆林机场国家基本点为基准点，沿测线共联测了25处重力基点引点，联测标准差为0.037 mGal.
榆林—鱼泉段重力测量主要沿道路进行，剖面测量误差为0.02 mGal.在对野外采集的各测点重力观测数据进行零漂改正、固体潮改正、正常场改正、高度改正、中间层改正和地形改正(0～166.7 km范围)后，得到沿剖面各测点的布格重力异常值，并绘制出全剖面的布格重力异常分布特征曲线，如图 2所示.
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图 2 剖面沿线的地形高程与布格重力异常分布特征 （a）剖面沿线的地形高程分布特征；（b）剖面沿线的布格重力异常分布特征 Fig. 2 Distribution map of the topographic relief and Bouguer gravity anomalies along the profile (a)Topographic relief; (b)Bouguer gravity anomalies. |
鱼泉(重庆)—凭祥区段的重力剖面全长800 km.由于此区段无最近实测重力数据，为了能与从鱼泉到凭祥地区的天然地震接收台链做到“同点同步采样取值”，确定以天然地震接收台点的位置设为重力点.据此，由重庆鱼泉、经贵州遵义、贵阳、广西巴马、百色、到达地震台链南端的凭祥，共选用36个重力点.重力点之间的平均点距为22.4 km.各重力点的布格重力异常值是由国家测绘总局测绘并颁布的重力测量成果表(重力异常成果表，1972)经内插采集得到的.同时，为了对重力数据尽可能采用更新一些的数值，又依国际地球重力模型2008(Earth Gravitational Model-EGM-2008)采集和处理得到各重力点的布格重力异常值.通过这两种来源的数据对比，显示出两者起伏变化、分布趋势基本上同步、但在幅值上有近似的系统差值.这表明70年代的重力数据与2000年代的数据的变化不大，也就是尽管时间相差30年，此区段的重力值在大趋势上无明显变化，在局部存在差异.至于幅差的同步变化原因是在1972年的重力异常成果表上的布格重力异常值按波茨坦系统归算的.而EGM 2008是按修正后的国际重力系统归算的.因此，将前者数值修正后，两者的系统差值基本消除掉.除少数点外，两者从幅值上和分布趋势上基本一致，差异值＜±1～2 mGal.考虑到应用最近的成果数据，并且EGM 2008的布格重力异常值的精度能够满足我们研究深部地壳构造的要求，为此，确定选取它作为鱼泉—凭祥区段的布格重力异常值.待今后有新的、更精准的实测重力数据，再用其对布格重力异常场做相应的调整与修正.
2.2 研究区的布格重力场展布特征对采集到的重力数据进行各项处理与改正之后，得到了各测点的布格重力异常值并可构绘出榆林—咸阳—涪陵(鱼泉)—贵阳—凭祥剖面的布格重力异常分布曲线(图 2).
由图 2可见，整个剖面各段的布格重力异常变化剧烈程度不同，从剖面最北端榆林附近的-155 mGal向南在鄂尔多斯高原盆地中南部37°N—34.7°N范围内呈较低频的缓慢变化上升到-130～-140 mGal之间；至渭河地堑盆地咸阳—户县附近，布格重力异常值迅速地下降，在34.1°N处，降到-195 mGal，其后，在不足10 km的范围内由-195 mGal陡直升至-145 mGal，升幅达到50 mGal，重力水平变化梯度达到5 mGal/km，这也是整个榆林—凭祥长达1810 km重力探测剖面中的最低布格异常值.随后向南进入中秦岭造山带(34°N—33°N)的山地，又迅速升至-120 mGal左右.在四川盆地东北缘山地丘陵带(32.8°N—31.0°N)的石泉—万源—达州之间地域，布格重力异常呈现出漏斗状下凹的特征，由32.6°N 处的-110 mGal，迅速降至31.7°N附近的-150 mGal，后又迅速抬升至达州南的-120 mGal.在达州以南至鱼泉地域(31.0°N—29.1°N)，布格重力异常变化较为平缓，呈小幅度变化.此测段的平均布格重力异常值为-120 mGal，到鱼泉附近上升到-118 mGal.进入贵州北部与中部山地(29.0°N—27.0°N)，重力异常变化表现为平缓地下降到-128 mGal左右.此后，转为陡然下降，在贵阳北已降到近-145 mGal.随后，呈波状起伏形态、以大梯度值的总趋势一路攀升，到剖面最南端凭祥附近(26.7°N—22.05°N)布格重力异常值竟然达到-55 mGal，上升了近90 mGal!这一特征与26.7°N以北测段的布格重力异常分布形成十分明显的差异.如此巨大的、区域性的布格重力异常差异变化，很可能是地壳深部层序中存在不同属性的地质构造单元的表征.根据以上本剖面的布格重力异常场分布变化特征表明，在本剖面经过的不同构造单元、不同构造部位，如鄂尔多斯高原中南部(属华北克拉通西部)，渭河地堑(断陷)盆地，中秦岭造山带，四川盆地东北缘山地丘陵带与贵州中部山地(属扬子克拉通西部)，广西西部丘陵盆地(属华南复合陆内造山区西部)，其布格重力异常分布揭示出各自独特变异的形态与显著的相互差异特征.
3 沿剖面地壳密度结构构建通过对“榆林—中秦岭—鱼泉(重庆)—贵阳—凭祥”重力剖面的数据进行分析处理和解释，构建了沿剖面的二维地壳密度结构.
3.1 地壳密度结构模型构建在本研究工作中，采用中国地质调查局发展研究中心所开发的二维重磁异常人机交互式正反演软件GM2DINVERSE，同时结合其他地质、地球物理资料并将其作为约束条件，进行地壳密度模型的构建与重力异常拟合.
由于在榆林—鱼泉测段，重力测线与人工源地震测线是完全重合的，故以由榆林—鱼泉人工源宽角反射/折射地震探测所得到的二维地壳速度结构模型(滕吉文等，2014)作为地壳密度结构建模的初始依据，利用目前国际上较为流行的P波速度与介质密度之间的经验关系式(Ludwig et al.，1970; Christensen et al.，1995;Brocher et al.，2005)，并参考华北地区的波速-密度关系(冯锐等，1986)，转化为该剖面地壳与上地幔的二维密度结构初始模型.同时参考了研究区内已有区域构造展布与地层特征等地质资料，并对由速度模型直接转化而来的密度模型在形态与初始密度值等参数进行适当的调整，提出初始地壳密度结构模型.
在此基础上，对所构建的密度模型进行人机交互、不断反复调整修改模型，并计算其所产生的理论重力异常，经过多次重复计算拟合，直到计算的理论重力异常与实测重力异常的拟合误差小于剖面布格重力异常精度时为止，建立最终的密度模型(王谦身等，2015).
在鱼泉—凭祥区段，按前述确定选取的布格重力异常值与榆林—鱼泉测段布格重力异常值较好地衔接，构建成榆林—鱼泉—凭祥长剖面统一的布格重力异常场，同样参考已有的区域构造格局与地层特征等地质资料和天然地震台站的接收函数值反演结果(He et al.，2013；司芗，2015； Chen et al.，2015)作为约束条件，与榆林—鱼泉测段构建延续的地壳密度模型，并延续同样的正反演计算过程和进行了适当的统一调整，建立了最终的榆林—鱼泉—凭祥整条剖面的密度模型，见图 3.
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图 3 榆林-鱼泉-凭祥地学剖面的地壳密度结构 （模型中所标数值代表各不同层序和块体的平均密度值（单位g·cm-3）；M-Moho；黑色圆点为接收函数提供的Moho界面深度值） Fig. 3 Crustal density model along the Yulin-Yuquan-Pingxiang profile （The numbers in the model are average density values of different layers and blocks in unit of g·cm-3;M-Moho;the black points are the values of Moho from receiver function） |
由图 3可见，经过多次拟合所得到的最终二维密度模型，经正演计算后求得的布格重力异常(图 3a中的蓝线)与沿该剖面实测所得到的布格重力异常(图 3a中的点线)二者在总体上吻合程度较高.如在剖面南段32°N以南(即万源以南，四川盆地东部)地域与剖面北段的鄂尔多斯盆地(35°N以北)地域，其布格重力异常的计算值与实测值几乎完全重合；但在一些局部地段，由于地壳浅部的密度结构较为复杂，从而导致了实测的布格重力异常值在该地段(区)存在高频起伏变化.特别是中秦岭造山带地区的地壳深部和浅部的密度结构都比较复杂，其布格重力异常的计算值与实测值之间虽然在整体趋势上仍然一致，但也存在一定的偏差、即不完全吻合.由于本密度结构模型的网格尺度较大，对局部近地表未能精细地反映其密度结构的横向变化，因此导致了不完全吻合.但对于深部密度结构的反映仍然是较为可靠的(张永谦，2013).
3.2 剖面辖区地壳密度结构特征由图 3b可见，榆林—鱼泉—凭祥剖面辖区的地壳与上地幔介质存在着复杂且特异的二维密度结构.在纵向上，密度值随着深度的增加而增加，但在剖面沿线不同位置处其密度增加的梯度却有所差异，在剖面同一构造位置的不同深度，其密度随深度增加的梯度亦不完全相同(如图 4).
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图 4 榆林-鱼泉-凭祥重力剖面地壳内部界面的展布特征（按纬度1°分幅） （纵轴表示深度值，横轴表示密度值（单位：g·cm-3），图上方数值代表采样点的纬度位置） Fig. 4 Undulation characteristics of the crustal interior interfaces along the Yulin-Yuquan-Pingxiang profile (with latitude interval of 1°between each two plots) (In figure:the ordinate-depth; the abscissa-density(g·cm-3);the values on upper part-the latitude of sampling position) |
由榆林—鱼泉—凭祥剖面上(18处)不同位置处1-D密度结构(图 4)可见，沿整个剖面地壳浅部的密度值均较小，即在2.45 g·cm-3范围内变化，而在渭河盆地及一些局部地区的浅表层处则仅为2.2～ 2.35 g·cm-3之间.这应是由于在地壳较浅处的沉积建造及其岩层尚未完全固结压实等多种因素而导致岩石的密度相对较小.在结晶地壳中，地壳岩石的平均密度随着深度的增加而增加，较明显地可划分为密度各异的上、中、下的地壳层，呈现出密度间断面的特征.抵地壳底部，密度增至2.95 g·cm-3左右.地壳底部的Moho界面形成了密度值突变带，并呈现出密度间断面的特征.在Moho界面两侧的密度值则由2.95 g·cm-3左右突跃至3.2，密度差达0.25 g·cm-3.
3.3 地壳内部界面划分与起伏展布特征本剖面自南向北跨越了华南复合陆内造山区的黔桂山地、扬子克拉通的四川盆地，秦岭—大巴造山带，渭河断陷盆地，以及华北克拉通西部的鄂尔多斯盆地.在漫长的地质历史时期内，这些地区中，最为突出的特异构造为秦岭—大巴造山带，它经历了多期次的挤压与伸展作用，并受控于深部与浅部复杂的力系作用过程，导致其地壳内部的界面形态和构造格局产生了强烈变形，形成了现今的结构与构造形态；华南复合陆内造山区也同样是自中新元古代以来，经历多期次的、复杂的地质构造力系作用综合反复造山运动所构建成的、其地壳内部界面，特别是Moho形态和构造格局呈现出不同于北侧扬子地块，呈现为一个独立的地质构造单元.
3.3.1 壳内界面的划分对于本研究中所得到的地壳密度结构模型，可根据其密度在垂直方向上的变化特征(图 4)，将地壳宏观地分为沉积建造(结晶基底以上部分)，上地壳、中地壳与下地壳四部分.
由于结晶地壳内的密度值一般高于2.6 g·cm-3，故以2.6 g·cm-3为界，将其上部密度值小于2.6 g·cm-3的部分划为是沉积建造部分，其下部密度值高于2.6 g·cm-3的部分，则认为是结晶地壳部分，以此可勾画出结晶基底的展布形态如图 4中黑色虚线所示.
通常认为上地壳的介质主要以脆性变形为主，其物性特征在垂向上的变化较为明显，而中、下地壳的介质变形则偏柔性特征.因此，在本剖面南段扬子克拉通地域，即四川盆地东北部和贵州中部为确定上、中、下地壳的分界面的依据.主要是根据四川盆地所求得该区的地壳密度结构模型在垂向的梯度特征，结合该区已有的地质与地球物理研究成果，特别是结合在该区所开展的最新人工源宽角反射/折射地震探测研究成果(滕吉文等，2014、2014； Chen et al.，2015)，在深度为15～20 km和25～30 km的密度差为0.05 g·cm-3的地层界面则应为上、中、下地壳的分界面(图 4中绿色和蓝色虚线所示).而在华北克拉通西部的鄂尔多斯盆地，与扬子克拉通的四川盆地都有所差异.在地壳分界面的分布上，以在深度23～27 km处有较明显的密度差异(图 4中蓝色线所示).
在整个榆林—鱼泉—凭祥剖面上，Moho界面作为地壳与上地幔之间的一级间断面，其两侧的介质密度存在明显的差异，是一个密度突变界带(图 4中红色实线所示).
3.3.2 结晶基底的起伏特征由代表结晶基底的黑色虚线(图 4)的形态可见，在剖面沿线不同构造单元的沉积建造厚度差异明显，在广西西部、贵州中部山地，沉积厚度在0.5～2 km之间(百色地区最厚)，四川盆地东北部地域，沉积厚度约有2～3 km，其结晶基底形态略有起伏，但总体上较为平缓；向北进入秦岭—大巴造山带地区，其结晶基底逐渐抬升，在最浅处仅为1 km左右；渭河盆地是本研究剖面辖区沉积建造最厚的部分，其结晶基底自南侧秦岭山区最浅处的1 km左右逐步加深，并在渭河盆地的中心地带达到本剖面辖区结晶基底最深处(近8 km)，之后沉积建造的厚度又逐渐减薄，并在渭河盆地北缘与鄂尔多斯块体接触地域抬升至4 km左右，该地域巨厚的低密度物质沉积也导致了在地表观测到的明显的低布格重力异常特征；在本剖面北段的鄂尔多斯盆地地域，结晶基底的埋藏深度约在4～6 km之间起伏变化，呈现出比较稳定的沉积特征.
3.3.3 上、中、下地壳的密度分界面由图 4中，在整个剖面辖区的上地壳、中地壳与下地壳之间存在明显的界面(Chen，2015；滕吉文等，2014；王谦身等，2015)，在剖面南段的广西西部、贵州中部山地和四川盆地地域，其上、中、下地壳界面的埋藏深度由南端凭祥的13 km与23 km左右往北逐渐缓缓变深，从红水河到贵阳南部一带(可能的华南复合陆内造山区与扬子块体的接触过渡带)转为较大的梯度下降到16～17 km与27 km的深度，随后又缓缓变化，到重庆鱼泉处，仅为17 km与27～28 km之间.从重庆鱼泉往北，各分界面仍保持缓慢下降，在达州附近达到18 km与29 km左右，基本保持近似平行状态.之后继续保持稳定，向北直至万源与石泉之间的大巴山弧形构造区的西缘，其间仅存在小幅度的起伏.再向北，进入中秦岭造山带地域，即石泉与户县之间的区域，各分界面的埋藏深度发生复杂的起伏变化，在该地段的北侧较南侧有所抬升(受Moho上隆控制).在户县南侧，上、中地壳厚度约为25～26 km ；在渭河盆地地域，由于各界面起伏升降，上地壳加中地壳的厚度在24 km左右变化.进入鄂尔多斯盆地之后，则与剖面南段的地域不同，上、中地壳分界不甚明显，但与下地壳则保持密度值差异显著.该分界面的起伏较为平缓，形态保持稳定，埋藏深度在24~26 km之间呈现出低频缓慢起伏的特征(王谦身等，2015).总之，在本剖面的南段和北段，在各地壳分界面的两侧的密度值差异显著，分布形态都基本稳定.中秦岭造山带与渭河盆地地域，其界面的展布呈现较为复杂的起伏变化，这应与该地带作为华北克拉通与扬子克拉通之间的接触耦合地带所经历的特异的多期次复杂变形过程相关.
3.3.4 壳-幔边界—Moho界面Moho界面作为地壳与岩石圈之间的一级间断面，其性质、形态、以及两侧的物性特征均是大陆地壳演化历史和动力学过程在结构与形态上的体现.因此，通过构建研究区的二维地壳密度结构模型，则可从重力场与密度结构组成的角度对Moho界面的形态与性质给以探讨.
由图 4中代表Moho界面的红色实线可见，沿本剖面各地段的Moho界面起伏变化程度不同.在剖面南段地域，Moho界面的埋藏深度由剖面南端广西凭祥的32 km左右，向北(属华南复合陆内造山区内的黔桂西山地)缓缓下降，到红水河一带后，降速变大，直到贵阳南附近，降至约41 km深度(可能属华南复合陆内造山区与扬子块体的接触过渡带)，此后，降速变缓，到四川达州附近降为44 km左右.这个下降过程并非均一，而是呈现出波状起伏地下降特征.在万源以北至户县以南地段，亦即构造单元上的秦岭—大巴造山带地域，Moho界面呈现出明显增厚的特征，增厚幅度为3～4 km之间，到石泉一带，Moho界面深达48~49 km .再向北延伸，Moho界面抬升较快，在户县南可升至40 km左右.
据已有的地球物理研究成果(袁学诚，1994；张先康等，2008)，在整体秦岭造山带，其东段与西段构造差异明显，东段无山根存在，而西段则有山根；从本文研究所得中秦岭地域的Moho界面展布特征可见，在中秦岭地域的Moho界面下凹、即意味着在该地域有山根的存在迹象，但其幅度不大，说明中秦岭地域的山根特征应介于东秦岭与西秦岭之间，也体现出本剖面穿过的秦岭中部地区，具有与东、西秦岭各异的过渡衔接特征.
再往北，在渭河盆地地域，即户县以北与咸阳以北的测段内，Moho界面呈现出明显的上隆特征，并在咸阳南部达到本剖面辖区的最浅Moho界面深度(37 km左右).相对于其两侧地域，Moho界面的上隆幅度可达近10 km，该地域的Moho界面上隆与地表的地形降低呈现出“镜像”相关的关系.同时亦为前陆盆地，即渭河盆地的性质给出了深层作用的解释.在鄂尔多斯盆地地域，Moho界面的埋藏深度保持在44～46 km之间，并呈现出较为低缓的起伏特征，这反应了鄂尔多斯块体相对稳定的古老的演化特征(王谦身等，2015).
4 几点分析与认识基于最新的高精度重力观测数据和反演求得的剖面辖区的密度结构，可得出以下几点认识：
4.1 鄂尔多斯盆地、中秦岭—大巴造山带、四川盆地、贵州山地及广西丘陵地区深部存在的断裂构造基于重力学理论(王谦身等，2003)，重力异常场中的重力异常梯度带是地下断裂构造带的反映，它对应着地下物质体的密度变化带.根据对本剖面的重力异常场分布、密度结构剖面、以及相关的区域地质构造和地球物理资料对本剖面榆林—鱼泉段内的断裂构造的特性、规模、分布已有较详的集成分析(王谦身等，2013a，b；滕吉文等，2014；王谦身等，2015).在此，将全剖面已知的、规模较大的断裂构造(带)的位置与其相对应地标示于重力异常分布曲线图 5上.
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图 5 鱼泉-咸阳-榆林剖面布格重力异常特征与断裂分布图 断裂名称：JX:靖西一崇左断裂；BH:百色一合浦断裂；ZLH:紫云一罗甸一红水河断裂；LM:龙里一麻江断裂；NK:如内雍一开阳断裂；DX:达县断裂；TX:铁溪断裂；YD:鱼波断裂；ZB:镇巴断裂；CK:城口断裂；AK:安康断裂；NS:宁陕断裂；QB:秦岭北侧断裂；WH:渭河断裂；GK:关山一口镇断裂；TC:铜川断裂；FY:富县一延长断裂；AQ:安塞一清涧断裂.黑色线段表示断裂规模较大，蓝色线段表示断裂规模相对中等，绿色线段表示断裂规模相对较小. Fig. 5 Bouguer gravity anomalies and distribution of faults along the Yuquan-Xianyang- Yulin profile Faults: JX-Jingxi-Chongzuo fault ; BH-Baise-Hepu fault; LM-Longli-Majiang fault; ZYH-Ziyun-Luodian-Hongshuihe fault; NK : Narong-Kaiyang fault; DX-Daxian fault ; TX-Tiexi fault; YD-Yudu fault; ZB-Zhenba fault ; CK-Chengkou fault; AK-Ankang fault; NS-Ningshan fault; QB-North Qinling fault; WH-Weihe fault; GK-Guanshan-Kouzhen fault; TC-Tongchuan fault ; FY-Fuxian-Yanchang fault; AQ-Ansai-Qingjian fault. In figure; Black column-large scale fault; Blue column-middle scale fault ;Green column-relative small fault. |
沿榆林—鱼泉—凭祥剖面沿线的地壳深部断裂带分布与布格重力异常分布之间有较好的对应关系(图 5).由于断裂构造带两侧形成了密度的差异，这种差异表现为布格重力异常的突然变化和呈现出梯度带的变化特征.而深大断裂的存在，都定会分隔不同构造单元或构造块体.如图 5中两个规模较大的断裂QB(秦岭北侧断裂)与AK(安康断裂)之间为中秦岭造山带块体.由于本剖面的重力测线恰恰在大巴山弧终端的西侧经过，故它们分别也是中秦岭造山带在本重力测线上与华北克拉通和扬子克拉通的接触断裂带(王谦身等，2013a，b).GK(关山—口镇断裂)与QB(秦岭北侧断裂)之间为渭河盆地-盆山耦合带，亦即秦岭—大巴造山带北缘的前陆盆地.NS(宁陕断裂)在本测线经过地段亦呈现为一较有规模的断裂构造.在测线南段经过的贵州中部山地有NK(纳雍—开阳断裂)，LM(龙里—麻江断裂)，广西西部丘陵地带有ZLH(紫云—罗甸—红水河断裂)、BH(百色—合浦断裂)、JX(靖西—崇左断裂)等规模相对较小些的断裂构造.
通过分析可对榆林—鱼泉—凭祥剖面的断裂构造(带)的分布深化认识，即它们具有分段性特征.亦即反映出其壳、幔物质的分异和差异；在盆地、造山带、盆山耦合地域各不相同；如中秦岭造山带地域，规模较大的断裂带较多也较集中；在广西西部丘陵地带、贵州中部山地、四川盆地东北缘、鄂尔多斯盆地地域，断裂构造的规模则相对较小也较分散；而在盆山耦合带的渭河盆地内，其断裂构造仍属于规模小的类型.
由此可知，本剖面除在地球物理重力场、深部密度结构特征上，各个构造单元都有其不同之处外，在区域地质断裂构造的分布上，亦均存在显著的不同.
4.2 本剖面辖区的复合型“盆-山-盆”块体耦合体系根据对本剖面的重力异常场分布、密度结构剖面、以及相关的区域地质构造及地球物理场资料进行了综合分析.沿剖面揭示出在总体分层与分区上，可分为：广西丘陵—贵州山地—四川盆地—秦岭造山带与前陆盆地(渭河盆地)—鄂尔多斯盆地五个构造单元，并组成“盆-山-盆”型耦合构造体系.
在本剖面研究区的南段，从南往北，为广西西部丘陵地带、贵州中南部山地(苗岭)，在大地构造单元上属扬子克拉通的华南复合陆内造山区，四川盆地东北部丘陵山地，在大地构造单元上应属扬子克拉通西部边缘，也是与秦岭—大巴造山带的接触地带.秦岭—大巴造山带这一构造单元，在本剖面辖区为绵延千里的秦岭造山带中间地段(108°E—109°E之间)，在此称为中秦岭造山带.在大地构造上，它的南侧与扬子克拉通的东北边缘相连，北与盆山耦合过渡带的前陆盆地，即渭河盆地衔接.前陆渭河盆地位于稳定的克拉通—鄂尔多斯盆地的南缘与活动的造山带—中秦岭造山带之间的盆山耦合地域.鄂尔多斯盆地在大地构造单元上，应是华北克拉通西南部的高原盆地，表征着它作为古老的克拉通的“坚硬”、“刚性”的特征.因此，通过对本剖面各大构造单元的研究结果表明：在地球物理重力场、深部密度结构特征、区域地质断裂构造分布上，各大构造单元不论在纵向与横向都存在各自的特别之处.
4.3 剖面研究区南段大地构造单元探榷本剖面南段从鱼泉到贵阳南(29.2°N至26.5°N)认为是在扬子克拉通的西南部.再往南，一直到本剖面南端的凭祥一段(26.5°N—22.05°N)，就是华南大陆两大构造单元——扬子克拉通与华夏块体之间与两块体的接触耦合地带，即为华南复合陆内造山区，亦称新元古代江南造山带(张国伟等，2013； He et al.，2013).显然这一地区(带)具有独特的、多期次的、复杂的地质构造运动与演化史和形成机制.现今，特别是在其西南部亦即本剖面经过的部分，在两侧边界划分上、接触耦合关系与性质上、甚至在命名上仍都有不同的认识.在本剖面的研究中，根据地球物理的重力场、地震波场的理论方法和数据资料的研究结果提出几点新认识：
(1) 布格重力异常场特征：从贵阳以南(26.5°N左右)起，到剖面最南端凭祥附近(22.05°N)止，布格重力异常呈现出波状起伏与总体上升形态、以大梯度值的总趋势一路攀升，由-145 mGal达到-55 mGal，上升了近90 mGal，其平均梯度为2.0 mGal/10 km.这一特征与26.5°N以北区段的布格重力异常分布呈现非常明显的差异.这种巨大的、区域性的布格重力异常差异变化，很可能是地壳深部存在着不同性质、不同岩相、不同结构的地质构造体系的表征.
(2) 地壳密度结构变异：从贵阳以南到剖面最南端凭祥区段(26.5°N—22.05°N)，在贵阳南附近其地壳底部Moho界面埋藏深度为41 km左右(Chen et al.，2015).这一区段可能属于扬子块体与华南复合陆内造山区的接触过渡地带.由此向南，Moho界面抬升较快，到红水河一带达到35～36 km；再往南，Moho界面呈上升变缓，到剖面南端广西凭祥一带，在32 km左右.(此黔桂西山地区段似应属华南复合陆内造山区内).依据Moho界面的分布变化特征，自中、新元古代以来，曾经历过多期次的、复杂的地质构造运动与力系作用和反复的造山过程所形成的华南复合陆内造山区，故呈现为不同于其北侧扬子地块的性质的特异地质构造单元、
(3) 天然地震的接收函数研究：应用天然地震数据所提取的接收函数反演与研究(He et al.，2012)给出的结果：沿本剖面经过的贵阳南到凭祥段(26.5°N—22.05°N)的江南造山带地区(即华南复合陆内造山区)地壳厚度较薄是32～35 km；在本剖面经过的扬子块体地壳厚度则是38～42 km的较厚地壳.
由以上三方面研究表明，在本剖面经过的华南复合陆内造山区(即江南造山带地区)与扬子块体“本体”在地球物理场(重力场、地震波场)特征上、岩石物理性质(密度、波速)上、岩层结构与地质构造(界面、形态等)上存在有明显差异；它们两者之间可能存在着比较复杂形式的过渡接触带，而不是像某些地质构造单元之间那样认为仅是一条深大断裂带.
5 结语本项研究为根据凭祥—鱼泉—咸阳—榆林长达1800 km剖面的最新实测重力异常场数据，并通过反演、分析与研究，构建了地壳深部的密度结构模型.本文的研究结果厘定了形成“华南复合陆内造山区—扬子克拉通—中秦岭—华北克拉通”特异类型的“山-盆-山-盆”构造体系及其演化结果的现代特征.呈现出扬子克拉通和华北克拉通的广西丘陵、贵州山地、四川盆地、秦岭造山带、渭河盆地、鄂尔多斯盆地等构造单元各自在漫长的地质历史时期发生了和经历了复杂的、多级与多期次的生成、发展和变形的地壳演化与深层动力过程.
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