以鲜水河断裂和昆仑山断裂为南北界，青藏内部块体与四川盆地所夹的三角形状的松潘地块，以及以鲜水河—小江断裂系为东部边界，以金沙江—红河断裂系为西部边界的川滇菱形地块两大几何块体构成的青藏高原东缘(图 1)，是研究青藏高原地壳物质向东侧向挤出的焦点地区(Tapponnier et al., 1982).根据青藏高原壳-幔结构层析成像结果(Wang et al., 2007；吴建平等，2009；王有学, 2005；张乐天等，2012)及区域中、下地壳半溶融性低速高导层的地球物理探测发现(孙洁等，2003；徐果明等，2007；赵国泽等，2008；王绪本, 2009, 2013, 2014)，Royden(2008)、Bai(2010)提出的下地壳层流(channel flow)模型，为解释青藏高原东缘地区快速隆升运动提供了动力学依据.深部地球物理探测成果认为：在青藏高原东缘地区地壳及上地幔结构相较于周边的四川盆地和华南板块有明显的不同，莫霍面深度、地壳电阻率及地震波波速在青藏高原与周边板块的交界区域都具备较陡的梯度变化.地壳物质分布存在不均匀性.在松潘地块和川滇块体内部，许多区域下地壳广泛分布有低速高导黏性流动层，其物质结构相较于上地壳脆性层有明显不同；在鲜水河断裂带以北的龙门山一带，低速高导黏性流动层受到刚性较强的四川盆地地壳的阻挡，在中下地壳囤积并导致地壳急剧增厚和地表强烈隆升，形成高耸的龙门山脉；高原物质运移通道受到了刚性的四川盆地的阻挡，从而使高原物质逃逸方向发生改变，其物质的流动方向与青藏东缘活跃的构造有重要的关系；在鲜水河断裂带以南地区，由于地壳的强度相对较弱，中下地壳的物质流动的通道宽阔.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东缘区构造概略图 Fig. 1 Schematic diagram of the geotectonics of the Tibet Plateau′s eastern margin

显然，深部地球物理探测结果为下地壳物质的软流体物质流动提供了重要的证据.但在青藏高原东部，许多基础理论问题上的认识却仍然存在不足.例如青藏高原东部地区深部结构性质和运动特征、青藏高原东缘龙门山构造及东南缘川滇构造隆升机制差异、区域断裂带的活动特征等诸多与深部岩石圈结构及动力学机制相关的科学问题，在认识上仍还存在争议.2008年汶川地震以后，在青藏高原东缘地区开展了大量天然地震台站观测和大地电磁测深深部探测工作，这些工作都取得了卓越的成果和认识.但相对于广袤的青藏高原东缘地区和复杂的地质地貌，有限的天然地震台站分布、分散而单一的探测方法和测深剖面，在研究复杂的青藏高原深部结构及隆升动力学机制方面仍有其局限性.

本文试图利用研究区卫星测高重力异常，获取其布格重力异常，对其异常进行岩石圈多尺度的视密度结构成像.并通过中国地震科学台阵探测——南北地震带南段共计634个台的观测数据，获得青藏高原东缘三维P波速度结构.同时，选取了跨龙门山构造带、跨攀西构造带两条长周期大地电磁岩石圈探测剖面，从密度、速度、电性等物性结构及异常分布特征描述青藏高原东缘深部地质结构，综合分析其深部结构差异及其地质构造涵义.

随着卫星技术的发展，快速高精度测量全球重力场成为可能.由于地形复杂，区域广袤，青藏高原东缘地面重力点位分布不均，在很多地区其反映的异常信息远不如卫星重力(杨金玉等，2012).本文卫星重力异常数据(图 2a)是从美国加利福尼亚大学斯克里普斯海洋研究获取，数据网度为1′×1′，坐标系统为WGS84.该数据库在全球范围内重力异常总精度可达到3.03 mGal，局部地区达到1.8 mGal(Sandwell et al., 2009).

图 2

Fig. 2

图 2 自由空间重力异常(a)和布格重力异常(b)(单位：mGal) Fig. 2 (a) Free-space gravity anomaly and(b) Bouguer gravity anomaly

布格重力异常反映了真实地球偏离参考椭球所有物质密度差.因此布格重力异常必然也能反映壳幔物质的剩余密度的分布，这为深部地质构造的解释提供了物质基础.考虑到本文研究尺度较大，用水平大地水准面作为布格改正应考虑球面曲率的影响，本文采用Mikuska等(2006)提出的球坐标系下基于扇形柱体模型改正公式，利用加利福尼亚大学斯克里普斯海洋研究所提供的30″高分辨率地形网格数据，获取布格重力异常(图 2b).这种球面地形改正直接使用带有经纬度位置的高程数据，同时又充分考虑了地面的曲率，与平面改正方法比较，计算速度和地形改正精度更高(LaFeh 1991；Li et al., 2006).

本文视密度结构数据获取采用的是在徐世浙(2006, 2007)、杨金玉、余海龙(2008, 2009)的研究基础上, 研发的一套基于多尺度重力异常分离与视密度快速成像技术.其主体思路：1) 采用不同切割半径对布格重力异常进行插值切割法的异常分离，获取不同半径尺度的剩余重力异常；2) 将分离的各尺度剩余异常采用迭代法向下延拓(徐世浙，2006)到某一深度，定义该深度为剩余异常源的顶界面，从而可保证向下延拓时重力异常调和连续，获取该空间更“靠近”场源的高分辨异常；3) 在各尺度异常源的顶界面进行视密度反演：顶界面视为多个小棱柱体的顶界面组合，将其产生的重力异常的频谱进行叠加，得到顶界面产生的重力异常的频谱(式(1))；对频率域的视密度(式(2))进行反傅里叶变换，得到该深度层顶面剩余密度值(式(3)).

(1)

令,

(2)

对上式进行傅里叶反变换，即可得到该深度层顶面各点(x, y)的剩余密度值：

(3)

式中u，v分别代表x，y的波数，G为万有引力常数，，空间域重力异常g(x, y)的频谱(u, v)，棱柱体的底面边长分别为a、b棱柱体顶面埋深为h，高度为dh.

显然，当延拓深度恰好是场源的顶界面，反演的就是异常源的真实的剩余密度.而延拓深度没到达真实场源深度或超过场源真实深度，其重力场值相对场源顶界面就会存在偏小或偏大，从而反演的剩余密度也就偏小或偏大.因此，这种视密度异常可能反映了其本身的剩余密度的大小，也可能反映了同一密度界面的起伏.视密度这一物理含义对于研究深部结构及区域构造特征，提供了很好的物性依据.

本文另外收集了四川、云南等区域数字地震台网的固定地震台站和“中国地震科学台阵探测——南北地震带南段”(“喜马拉雅”项目一期)流动地震台阵观测数据(图 3).由于未加入中国地震局地质所研究川西台阵的数据(26°N —32°N，100°E—105°E)，在四川盆地和松潘—甘孜地块的数据相对于川南和云南地区较少.但根据检测板测试和地震射线密度分布等方面对P波结果的可靠性评价结果来看，检测板分辨率测试结果显示出研究区不同深度层的扰动幅度恢复较好(李大虎，2016).研究区内绝大部分区域射线密度大于6000条，其中，在龙门山构造带、攀西构造带以及红河断裂及其附近区域的射线覆盖密度相对密集，量值普遍高达6000~8000.本文采用了Zhao(1992、1994)、丁志峰等(2000)提出的走时层析成像方法，应用近震和远震联合反演得到研究区三维P波速度结构，用近似弯曲算法计算P波走时，获取青藏高原东缘三维P波速度结构.

图 3

Fig. 3

图 3 研究区内观测台站分布与大地电磁剖面位置图 黑色三角形表示地震观测台站，红色线表示长周期大地电磁测深观测剖面. Fig. 3 Distribution of observation stations in the study area and magnetotelluric sectional map The black triangles indicate seismological observatories, and the red lines indicate long-period MT sounding profiles.

大地电磁资料来源于扬子地台西缘深部地质结构与油气赋存背景研究项目资助下的两条剖面(图 3)，即跨龙门山构造带的甘肃碌曲—四川龙门山—重庆合川的长周期大地电磁测深剖面、跨攀西构造带的盐源—西昌—永善的大地电磁测深剖面.考虑到采用MT仪器(V8) 采集的信号频带(1/320-2000 s)有限，对该地区岩石圈壳幔电性结构认识不足，本文使用的电性资料采集分别在同测点使用大地电磁测深(MT)和长周期大地电磁测深(LMT)观测.对两者数据进行合并及数据处理反演(王绪本，2013; Zhang, 2015)，获取剖面的深部电性结构.

对布格重力异常以10 km递增的切割半径进行异常分离，获取多尺度空间的剩余重力异常(图 4).并对其采用迭代法向下延拓，解析延拓界面的视密度反演，得到青藏高原东缘岩石圈10~100 km的剩余视密度分布(图 5).从图中可看出研究区密度分布20 km以下中下地壳密度结构很好地反映了该区北东向的岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山断裂构造带、北西向的鲜水河断裂构造带、以及南北向的安宁河断裂构造带三大构造带的“X”型格架.随着深度增加，在30~50 km下地壳，北东向的岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线形成明显的密度与速度(图 6)梯级带，扬子地块与松潘—甘孜地块表现出明显的密度与速度差异的“二元”结构，扬子地块具有明显的高密度高速度特征，而松潘—甘孜地块则表现出较低的密度和速度结构.跨龙门山构造带的长周期大地电磁结构显示这一密度速度梯级带同时也是一明显的电性过渡带(图 7)，在梯级带的西侧中下地壳表现出明显的层状低阻特征，而东侧扬子克拉通则表现出西倾高阻的岩石圈增厚结构.

图 4

Fig. 4

图 4 0~100 km多尺度剩余重力异常(单位：mGal) Fig. 4 The map of Bouguer gravity anomaly at the depth of 0~100 km

图 5

Fig. 5

图 5 10~100 km深度视密度分布图 Fig. 5 Apparent density distribution at 10~100 km depths

图 6

Fig. 6

图 6 P波速度异常水平切片图 Fig. 6 The horizontal slice of the P-wave velocity anomaly

图 7

Fig. 7

图 7 大地电磁(LMT1 (a)和LMT2 (b))二维电阻率成像图(HCL：高导体；HRB：高阻体；红三角：测点) Fig. 7 Resistivity model (LMT1 (a) and LMT2 (b)) derived by two-dimensional inversion of the merged MT-LMT data. HCL: high-conductivity layer; HRB: a high-resistivity body; Red triangle: Measuring station

由盐源—丽江断裂、安宁河断裂以及红河断裂所夹持的滇中次级地块的攀西构造带，中上地壳表现出明显的高密度、高速度以及高电阻率结构，但在80 km的上地幔结构表现出低速特征.横跨攀西构造的电性结构(图 7)显示，攀西构造带在50~80 km处存在一高导层，与东西两侧高导层连通.剩余重力异常及密度成像结构也表现出该正异常相对中上地壳结构异常减小，剩余重力异常(图 4)从30 km深的中上地壳的3~5 mGal降低到70~80 km上地幔不到2 mGal，但仍表现为0.01 g·cm^-3左右为正密度异常.根据90~100 km深的视密度异常高度的相似性，本文认为该异常可能为远深于100 km的岩石圈高密度物质引起，速度结构(图 6)揭示该异常可能深达150 km.正是这一高密度物质冲抵了50~80 km的低密度差异，且仍表现出一定的正密度异常盈余.速度异常和大地电磁异常揭示在80 km以下具有高速高阻特征.这一结构特点从侧面反映滇中次级地块的低速体异常厚度可能有限.孔祥儒等(1987)通过大地电磁测深揭示攀西构造带这一薄的高导低速体只存在上地幔80~90 km处，比本文反映的略深.

攀西构造西侧中下地壳上地幔表现出明显的低密度、低速度以及高导电性结构.这与胡家富等(2003)、李永华等(2009)、Wang等(2003)、吴建平等(2009)、Lei和Zhao(2009)地震成像结果吻合.在攀西构造小江断裂东侧，低密度、低速度以及高导电性结构向下延伸到100 km深处，地震成像结果表明在120~150 km该低速异常消失.四川盆地高速异常与攀西构造高速异常连通，其速度梯级带则远越过东北向的岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线，向西延伸.

青藏高原东部新生代隆升机制有两类主要的观点.第一种为板块挤压模型，认为青藏高原东部的地壳隆升过程主要是由于逆冲推覆作用造成的壳内脆性物质发生变形导致的(Tapponnier, 1986, 2001).第二种模型为下地壳“管流”模型，认为青藏高原东部的下地壳存在低黏度软流层，在板块作用下向东滑移，与四川盆地的阻挡下，下地壳低速高导物质在扬子刚性体前积聚抬升，即地壳隆升过程主要是由于青藏高原内部中、下地壳的物质流产生堆积引起(Royden et al., 1977; Clark and royden, 2000).

结合本文得到的深部物性结构特征，认为高原东部中下地壳存在广泛的低密度、低速度、高导韧性物质，可能与地壳的部分熔融有关.这种熔融物质可能是青藏高原东缘挤出的物质基础.在印度板块和华北板块作用下，南北挤压为物质东向运动提供了动力学基础：中下地壳低密度、低速、高导特征的岩石强度低、蠕变速率高且易变形，东向运动过程中调整了地壳厚度.地震资料(高锐等，2009)与本文布格重力异常进行界面反演(Parker, 1972)获得的地壳厚度(图 8)，均表明松潘地块、川滇地块均存在明显的地壳增厚的趋势.而在川滇地块地表存在的系列北西南东向左旋走滑的弧形活动断层构造，可能与深部熔融物质形成的“管流”有关，因为很难想象用这种弧形构造来解释青藏高原东缘物质为整体刚性挤出.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原东缘莫霍面等深图(单位：km) Fig. 8 Isobaths of Moho surface in the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau

广泛存在的青藏高原东缘中下地壳低密度、低速、高导流体物质在板块作用力的驱动下，向东运移到岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线，受阻于高密度高阻特性的扬子地块岩石圈，在阻挡前沿聚集囤积，形成明显的北东向密度梯级带.在重力均衡作用下，中下地壳流体主要表现为垂向抬升、向下俯冲或水平伸展作用(图 9).

图 9

Fig. 9

图 9 青藏高原东缘岩石圈结构及隆升机制概念图 (a)岷山—龙门构造带；(b)锦屏山—玉龙雪山构造带. Fig. 9 Conceptual map of the lithospheric structure and uplift mechanism of the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau (a) Minshan-Longmentectonic belt; (b) Jinping-Yulong jokultectonic belt.

一方面，自第四纪以来，其地貌抬升速率高达3 mm·a^-1左右，垂向抬升造成龙门山构造过渡区与四川盆地间地貌垂直高差逾3000多米，川滇地块隆升量亦达到1180 m(张岳桥，2004)，并在岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山一线形成大量高角度逆冲推覆构造；另一方面，松潘地块的北东-北北东向伸展, 使龙门山构造带出现龙门山断裂带具有右旋走滑的特点.2008年汶川8.0级地震后，龙门山中央断裂地表破裂既有垂直抬升、逆冲运动, 又有向北东方向走滑运动, 其最大右旋水平幅度位移分别为6.2 m和4.9 m, 沿整个破裂带的平均错距可达2~3 m(徐锡伟和李峰, 2009).而在川滇地块，中下地壳塑性物质呈大范围的南东、南南西展布.

另外，左旋挤出的鲜水河断裂在东部发生明显的转向，与南北向的安宁河、大凉山断裂呈钝角相连.因此，鲜水河左旋走滑运动应被近南北向的断裂所分解和吸收，必定会造成东西挤压地壳缩短.但在地表考察后认为近南北向断裂并不具有很大的逆冲缩短分量, 而是与鲜水河断裂一样以左旋走滑剪切方式调节青藏高原地壳物质向东的运动(张培震等，2008).这种调节因攀西构造深部特殊的物性结构而变得可能：攀西构造带上地幔(50~80 km深处)相对低速、高导和低密度特征为流体南东向伸展提供了开阔通道(图 6、7b、9b).

根据松潘地块周缘出露的地层和区域构造演化推断，对其三叠纪盆地的基底性质认识存在不同观点(杨逢清等，1994；万天丰，2006；任纪舜和肖黎薇，2004；张国伟，2004；罗志立等(2006)；许志琴等，2006)，大多数研究者倾向于其有一稳定基底，但关键问题是这一稳定基底与四川盆地的扬子基底是否存在关系，扬子基底的西边界存在于何处？近年王绪本(2009)、金胜等(2012)、郭晓玉等(2014)基于深部地球物理探测成果，对扬子西边界做出了不同的解读.

四川盆地基底大多在10~15 km深，对比松潘地块与四川盆地10~20 km深密度、速度结构，无论从异常的大小还是分布形态来看，两者均存在较大的差异.以岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线以东的扬子地块，整个岩石圈地壳结构表现出明显的刚冷的高速、高阻、高密度连续物性分布特点，反映了扬子克拉通稳定结构.而该线西侧的松潘地块、川西次级地块则表现为相对的低速、高导、低密度物性结构特点.随着深度增加，在中下地壳和上地幔，这种差异则更明显：沿岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线形成明显的密度、速度梯级带，电性结构也显示东西呈明显的二元结构.赵国泽等(2008)、孙洁等(2003)在不同的大地电磁剖面也发现在龙门山—锦屏山西侧存在一切穿岩石圈的高导带，推断其为一深大隐伏断裂带，并认为这一深大断裂带是青藏高原东缘松潘—甘孜地块向扬子地块俯冲的深部动力学模式.

在150 km的P波速度东侧的刚冷物性结构进一步向西延伸(图 6)，北部远远跨过了龙门山构造、南部则到达川西次级块地.王二七和孟庆任(2008)认为北东走向的盐源—丽江台缘凹陷，与扬子地块一样具有寒武纪结晶基底.因此，从岩石圈壳幔结构来看(50~80 km)，刚冷的中上扬子板块的西边界，应该在岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线的密度、速度梯级带上.而从深部岩石圈(150 km)速度结构来看，中上扬子刚冷结构在北部远远跨过了岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山构造带一线，嵌入到了松潘地块东部；南部则远远跨过攀西构造西侧的滇中块体，到达川西次级块体.

中上扬子这两个深度边界的变化可能是造就岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山造山带的深部物质作用和动力学原因，其东西两侧的二元物性结构及内部存在物性差异与深部物质作用密切相关：北部龙门山造山带的北东—北北东陡变地貌缘由东部扬子地块刚硬而稳定的岩石圈物质的阻挡作用形成；南部相对较缓的锦屏山—玉龙雪山地貌和近南北-南西的造山构造带，则与攀西构造刚硬的地壳物性结构阻挡和相对韧性的上地幔南东向伸展有关.

本文利用重力异常资料获取青藏高原东缘深部壳幔结构的密度结构，利用天然台站资料获得了P波速度结构，利用长周期大地电磁测深资料获取其电性结构，根据物性分布特点，对青藏高原东缘的隆升机制、中上扬子西部边界进行了分析和讨论，形成以下认识：

(1) 青藏东缘岩石圈物性结构存在明显的二元结构：即松潘地块和川滇地块中下地壳、上地幔存在广泛的低密度、低速、高导韧性物质，四川盆地下方的扬子地块由高密度、高速、高阻刚硬物质构成，其稳定向下延伸至少可达150 km.

(2) 青藏高原东缘横向和垂向的物性结构差异，与其隆升机制有密切关系：北部岷山—龙门构造带造山机制与松潘中下地壳韧性物质东进过程中，受阻于东部刚硬扬子地块，阻挡作用使得西部韧性物质垂向抬升和北东-北北东向伸展；南部锦屏山—玉龙雪山构造带造山机制与川西次级地块中下地壳韧性物质东进过程中，受阻于滇中—攀西构造刚硬物质阻挡，使得韧性物质垂直抬升和南西向伸展.上地幔流体则得益于滇中—攀西构造50~80 km深处韧性物性结构，使得韧性物质跨过攀西构造南东向伸展.

(3) 岩石圈地壳结构中，沿岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山一线存在明显的密度、速度梯级带，是一个明显的物性分界带，结合80~150 km的P波速度异常特征，本文认为中上扬子地块的西边界至少在岷山—龙门山—锦屏山—玉龙雪山一线.

感谢审稿人对本文提出的宝贵意见，同时也感谢成都理工大学蔡学林教授对本文的指导建议及夏时斌博士对绘图的帮助.