2019, Vol. 62
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
攀枝花构造带与相邻地域古老火山岩的形成可追溯到中生代到元古代时期，它曾经历了一系列的隆升、沉降、成穹和火山作用，大型断裂发育，其周边地震频频发生，且矿产资源丰富，此乃我国川、滇地带南北构造带中最为活动的地区(滕吉文, 1994).以攀枝花为中心，以半径为200 km划一圆的范围内广泛出现二叠纪的峨眉山玄武岩溢出，故为中、外地球科学界所关注，并进行了大量的地球物理、地球化学和地质与构造研究(张云湘和刘秉光, 1985, 1987; 张云湘和袁学诚, 1988; 滕吉文, 1994).这一方面是为了如何理解它的溢出与该地域大地构造之间的关系，又具有什么样式的壳、幔结构、形态和地球物理边界场特征，另一方面则是为何地球化学研究将其划定为南北为长轴的椭圆形，又为何只有攀枝花古地幔柱以东可见到其中带和外带(Xu et al., 2001, 2007, 2010, 2014)，而其西侧却缺失呢？显然如此大范围的二叠纪峨眉山玄武岩分布恰恰亦为这一地域多金属矿产资源分布与富集相对应，特别是高钛岩浆上涌确与钛磁铁矿的成矿关切！
在20世纪80年代、90年代地质矿产部、中国科学院和有关大专院校对攀枝花与其相邻地域进行了地质构造、地球物理、地球化学等多学科的大规模的研究，并获得了中国科学院科技进步一等奖(1986)，国家“六五”攻关奖(1986)，地矿部一等奖项(1989).这是由于从20世纪80年代起，为了建立攀西古构造带的演化模式，进行矿产预测和扩展该区的矿产资源远景，加速经济建设和综合开发的任务所驱，如1981年国家科委、财政部下达了“攀西裂谷带主要地质构造特征及其对矿产的控制”研究任务，并列为国家“六五”重点科技攻关项目；1983年国家科委、地质矿产部又下达了“攀西裂谷带深部地球物理场研究”，一并作为上述国家攻关项目的一个课题.开展深部地球物理研究的主要工作为，研究攀西裂谷带地壳、上地幔结构与构造特征及其发展演化；研究攀西裂谷地带上地幔结构组分与矿产控制的关系.同时通过三条总长为1181 km的爆炸地震深部测深剖面；三条总长为1400 km，且布有24个测深点的大地电磁测深剖面观测，大量的区域重力、磁力场的综合编图和计算分析，以及地热、居里面深度、现代应力场、天然地震活动性、地壳品质因素(Q值)的计算和古地磁的测定等，构建了攀西构造带的岩石圈物理结构模型.这一系列的工作，即多元研究和探索确为当今认识古地幔柱，理解其深层动力过程，厘定新的构造理念和攀枝花古地幔柱的地球物理模型打下了坚实的基础.
基于20世纪下叶到21世纪初叶国际上对大陆裂谷，大火成岩省和地幔热点、热柱研究的兴起(滕吉文和魏斯禹, 1987; 滕吉文, 1994; Olsen, 1995; 滕吉文等, 1997; Ritter and Christensen, 2007; Yuen et al., 2007; Foulger, 2011; 王振华等, 2018).我国地球化学界更多的人对大火成岩省，峨眉山二叠纪玄武岩的研究再度兴起，并在科技部建立了973专项；“二叠纪地幔柱构造与地表系统演变的研究”，进行了大量的地球化学工作，厘定了攀枝花古地幔柱的存在，取得了一系列的新认识，并得到了国内外地球科学界的关注(Chung and Jahn, 1995; 徐义刚, 2002; He et al., 2003; 胡家富等., 2003; Ali et al., 2005; Zhang et al., 2006; 张招崇等, 2006; 马宏生等, 2007; 徐义刚等, 2007; Peate and Bryan, 2008; Wignall et al., 2009; Wu and Zhang, 2012; 胥颐等, 2013; 吴鹏等, 2014; Chen et al., 2015; Xu et al., 2015; 白帆等, 2018).
基于任何科学研究工作都有其发生与发展的过程及历史的沿革，在这里我想就攀枝花地带的构造格局做一点回眸.对于攀枝花—西昌构造带为一古地幔柱的问题早在1985年由四川地矿局的一位女地质构造工程师(姓名我记不清了)提出，并提交已撰写好的论文要求参加1985年9月9—13日在成都召开的一次国际学术会议(International Symposium on Deep Internal Processes and Continental Rifting (DIPCR))，但由于在那时未能得到她工作所在部门的认准，故未能参会，这在科学研究上不能不说是一件憾事！这便告诫人们，特别是年轻人或中年人，在进行一个科学问题的研究时必须详查与审阅前人的工作，并从中凝练新的科学问题，再言创新！否则再过30年，当有人再做攀枝花及其相邻地域的构造与动力学研究时，又完全会言其为新发现！为此遵从已有研究成果，并在前人研究的基础上质疑、深化，进而提出崭新的认识和成果确为重要！
上述一系列研究多为依据地表派生现象的分析、推断，且给出了这一古地幔柱的设想模型及其形成与分布，更为重要的是尚不能仅从近地表派生现象出发，而是要从深部壳、幔结构入手，厘定其特有的结构变异和地球物理边界场响应，且必须基于深层动力过程来厘定攀枝花古地幔柱中心部位的特异壳、幔介质速度结构和其空间结构的形态展布.为此本文将依据该区穿过攀枝花古地幔柱区四条不同方位的人工源深部地震探测剖面采集的数据，反演并刻画其壳、幔介质的精细结构，分析其区域“重、磁场”展布特征，厘定这一古地幔柱形成的深层动力过程和地球物理边界场响应，进而提出攀枝花古地幔柱的基本模型.
1 区域地质构造和动力学背景自全球各地热点的分布和效应研究提出后，得到地球科学界的广泛重视，至今已发现大大小小的热点已有40多个，且在大陆内部、大洋海域均有发现，其年龄可由十几到几十、到100多Ma(Courtillot et al., 2003).随着热点的发现，使人们对火山岩省有了进一步的理解，且在一系列的裂谷区往往有大型溢流基性、超基性岩的涌现和地幔热柱的呈现.然而至今在东亚、乃致整个亚洲尚未发现有典型的且具充分依据的地幔热柱踪迹.自80年代前后我们就注意到这一深部物质与能量交换和重新运移的构造体系，先后提出了渤海湾具有现代地幔热柱的介质和构造环境(滕吉文和魏斯禹, 1987)，对攀枝花古裂谷曾做过较详细的综合地球物理研究(滕吉文, 1994)和探索.早在1971年时曾提出了全球范围内16个地幔柱的海陆分布(Morgan, 1972)，如夏威夷地幔柱、黄石地幔柱、东非地幔柱、冰岛地幔柱等.随着探测精度的不断提高，理解的不断深化当必会发现更多的地幔热柱，这一系列的地幔热柱(古老的和现代的)，特别是大型的地幔热柱均乃来自核—幔边界即D″层.因为核—幔边界(图 1)处物质与能量进行着强烈的交换，且为超低速的热动力边界层，其厚度可达100~500 km.
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图 1 核幔边界(CMB)和D″层起伏变化与地幔热柱和介质的物理属性(Hirose, 2006) Fig. 1 Core mantle boundary (CMB), rolling change of D″ layer and physical properties of mantle plume and medium (Hirose, 2006) |
为此研究与探索我国陆内的地幔热柱属性、运移轨迹和动力学响应则必须深化研究其壳、幔精细结构和地球物理边界场响应.因为任何地表派生现象的推断和描述都不足以厘定地幔柱的属性和空间结构.早在20世纪60年代，在考查1955年9月23日在拉鮓、鱼鲊强烈地震时便充分认识到，我国西南部纵贯川、滇两省，形成了一条巨型的南北构造带，且研究证明了它是一条古裂谷带(熊绍柏等, 1986; 滕吉文和魏斯禹, 1987; Teng, 1989)，而在川、滇西南部，就在这已有古裂谷带的南端突显出二叠纪玄武岩广为溢出的地幔柱，它与其东、西两侧，南、北两端均呈并不协调的构造体制.
西昌—德昌—米易—攀枝花—永仁这一大型大地构造带在川滇地域起着重要作用，沿这一南北向构造带不仅构造活动、地震活动，而且分布有大量的多种金属矿产资源，特别是攀枝花—西昌(以下简称攀西)地带的特异构造展布和钒钛磁铁矿的发育更为令人注目.该区内自西向东分布有走向近南北的一系列断裂构造，如金河—箐河断裂带、程海断裂带、元谋—绿汁江断裂带、安宁河、小江断裂带等.安宁河断裂带位于南北构造带的轴部，北北西向的西昌—普格断裂带与南北构造带在西昌附近斜交(图 2).此外，沿北北西、北北东向还有一些次一级的断裂带(向宏发等, 2002; 乔学军等, 2004; 何宏林和池田安隆, 2007)；西侧则以北西向的走滑断层和弧形构造带为主，并常见推覆构造；中部则以南北向的逆冲断裂造山带(横断山系)为主.
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图 2 青藏高原东缘的地形、主要活动断裂(棕色线)和攀枝花古地幔柱及深部物质运移方向示意图(王苏等, 2015) F1：龙门山断裂；F2：鲜水河断裂；F3：丽江—金河断裂；F4：小江断裂；F5：金沙江—红河断裂；F6：澜沧江断裂；F7：嘉黎—怒江断裂；F8：实皆断裂；SP：松潘—甘孜地块；EHS：东喜马拉雅构造结；SY：四川—云南；红色箭头代表区域GPS速度矢量(Gan et al., 2007), 速度并不严格代表速度大小.白色宽箭头表示壳-幔物质的运移路径.插图表示青藏高原的高程分布，等高线的间隔是1000 m. Fig. 2 Map showing topography and major active faults (brown solid lines) of the eastern margin of the Tibetan plateau and adjacent regions, as well as Panzhihua ancient mantle plume and deep material migration direction Faults: F1: Longmenshan fault; F2:Xianshuihe fault; F3:Lijiang-Jinhe fault; F4:Xiaojiang fault: F5:Jinshajiang-Red River fault; F6:Lancangjiang; F7:Jiali-Nujiang fault; F8:Sagaing fault. SP:Songpan-Garze block; EHS: Eastern Himalayan Syntaxis; SY:Sichuan-Yunnan. Red arrows are selected and slightly generalized GPS velocity vector relative to the stable Eurasia(Gan et al., 2007), and their lengths are not strictly proportion to the size of velicity. Thick white arrows trace the path of crustal flow channels in SE Tibetan plateau. Inset map:Contour plot of smoothed elevations of Tibetan Plateau and surrounding regions. Contour interval is 1000 m. The inserted small map is a geographic map for the study region. |
前震旦纪的结晶杂岩系—康定变质杂岩及岩浆杂岩带沿着南北构造带的轴部呈南北方向展布，但大多分布于安宁河断裂带以西的狭长地带.二叠纪峨眉山玄武岩则主要分布在南北构造带的南部，即为以攀枝花为中心向四周辐射半径约200 km的地域，早期自西向东将其分为西、中、东三大岩区(张云湘和袁学诚, 1988)，玄武岩厚度在宾川、上仓可达5000m，而西抵贵州以西则仅为几十到几百米，近来又有人将其分为内、中、外带(Xu et al., 2001; Chen et al., 2015; 陈赟等, 2017; 岳海凤和汪洋, 2018).东区岩性较复杂，主要为高钛玄武岩，而西区则更加复杂，下部为低钛玄武岩，再下部还有高钛玄武岩和中酸性岩浆岩分布(何斌等, 2006).峨眉山玄武岩分布面积可达2.5×105 km2，厚度可达700 m，地幔柱头部顶冠直径可达800 m(徐义刚和钟孙霖, 2001)，其中心位置在云南大理—米易一带，上扬子西侧松潘—甘孜地带二叠纪海相玄武岩和云南会东—越南北部二叠纪玄武岩亦属于峨眉山大火成岩省的组成部分.
这便表明，二叠纪峨眉山玄武岩喷发后经历了印支期和燕山期的构造活动，新生代以来由于印度洋板块与欧亚板块的碰撞、挤压和东构造结的形成与向北运移、插入，且青藏高原腹地深部物质的向东、转向东南流展，故导致了川、滇地带构造和地震强烈活动，造成了当今如此复杂的构造格局(滕吉文等, 1980).为此，不仅在攀枝花古地幔地域发育了一系列走向近南北的大型断裂带，而且沿这些断裂带、并以其为通道上涌了大量的镁铁—超镁铁质层状岩体，如攀枝花、红格和白马层状岩体，岩体中赋存着几个大型钒钛磁铁矿.走向NE-SW的攀枝花岩体侵入到震旦纪灯影组白云质灰岩中，且一系列NW向断裂将岩体切割为朱家包包、兰家大山、倒马坎、贡山、纳拉箐等6个块体(Ganino et al., 2013).
显见，这样的大地构造格架和断裂与岩浆岩的展现，特别是对二叠纪玄武岩的分析，为研究与探索攀枝花古地幔柱的存在和属性提供了极为重要的浅表层过程的要素.
基于以上的阐述，人们当必会提出：
第一，为什么这一二叠纪玄武岩只在东部有内带、中带和外带，而内带以西又为何不见中带与外带呢？
第二，这一古地幔柱层序的速度、密度、电阻率分布若何？内带壳、幔介质具高地震波速度、高密度、高电阻率，还是相反.这一古地幔柱是否是以南北向为长轴的椭圆形体呢(1.5:1)？
2 攀枝花古地幔柱地域的壳、幔速度结构在攀枝花古地幔柱及其相邻地带前后布置了四条人工源深部地震探测剖面(图 3)，其中两条为近东西向，一条为北东向，另一条为南北向地震剖面(图 3).
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图 3 攀枝花与相邻地域二叠纪峨眉山玄武岩分布与人工源深地震探测剖面位置分布图 剖面Ⅰ(蓝色)：丽江—攀枝花—者海剖面，走向近EW，长360余千米；剖面Ⅱ(灰色)：丽江—攀枝花—新市镇剖面，走向NEE，长407余千米；剖面Ⅲ(棕色)：拉鮓—西昌—长河堤剖面，走向近NS，长近430 km；剖面Ⅳ(红色)：丽江—攀枝花—者海—清镇剖面，长650 km；绿色为峨眉山花岗岩. Fig. 3 The distribution of Permian Emeishan basalt of Panzhihua and adjacent and artificial deep seismic detection map Section Ⅰ (Blue): Lijiang—Panzhihua—Zhehai Section, approaching EW with a length of more than 360 km; Section Ⅱ (Grey): Lijiang—Panzhihua—Xinshizhen Section, approaching NEE with a length of more than 407 km; Section Ⅲ (Brown): Layu—Xichang—Changhedi Section, approaching NS. Section Ⅳ (red): Lijiang—Panzhihua—Zhehai—Qingzhen Section, 650 km long; Emeishan granite is green. |
人工源地震探测剖面走向EW：西起云南丽江，向东跨过金沙江，经永胜、华坪进入四川省，穿越攀枝花市、红格、会理、会东，在扭牯附近第二次跨越金沙江再次进入云南省境内，然后经会泽、者海到达大井，全长350 km，测线垂直于构造带走向.该EW向地震探测剖面穿越攀枝花地区，跨越一系列断裂带，如澜沧江断裂、红河断裂、程海断裂、元谋断裂、小江断裂、威宁—水城断裂.同时沿线地层分布复杂，剖面辖区穿过了二叠(P)，三叠(T)及上古生代地层(Pz)和元古宙与燕山期的花岗岩等，而在中部攀枝花地带则为元古宙、下古生界及燕山期和华西力期—燕山期的地层聚集，亦呈现出古地幔柱区的构造地层特征和变质岩下伏介质的二叠纪峨眉山玄武岩或基性与超基性岩(图 4).
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图 4 维西—贵阳剖面沿线地质构造简图(申重阳等, 2015) Fig. 4 Geological tectonic diagram along the profile from Weixi to Guiyang |
基于该剖面所经地带高山峡谷，地貌起伏变化异常，平均海拔在2000 m以上，局部地段可达1000 m以上.为此，测线只能沿公路布置，120个测点的平均间距为3 km，观测系统示于图 5.为了连续覆盖浅层和深层反射界面，采用了多重相遇与多重追逐的观测系统，激发地震波场的爆炸点处为坚硬的岩石或含铁的矿石，采用干井组合一次性同步起爆，组合井平均井深为18 m，每次爆炸的总装药量为19~30 t(矿山用硝铵炸药)不等.扭牯爆炸点位于金沙江水下20~30 m处，并采用分散药包组合爆炸，各单药包的炸药量为100 kg(TNT).其他各爆炸点的介质多在含水土层中的井中组合爆炸，井深20~30 m，单井装药量为100~200 kg，每次爆炸的总装药量为1~5 t(TNT)不等，共耗炸药99 t，以保证记录到来自深处壳、幔介质各界面的足够能量，最远的接收点距爆炸点310 km(表 1).为了减少人为的干扰，除了攀枝花和扭牯爆炸点在白天19点起爆以外，其余各爆炸点均在深夜零时起爆，有关东西向剖面Ⅰ的爆炸点参数详见表 1(熊绍柏等, 1986; 滕吉文和魏斯禹, 1987).
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图 5 多重相遇和多重追逐观测系统布置图 Fig. 5 Multiple meeting and multiple chasing observation system arrangement |
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表 1 丽江—攀枝花—大井爆炸点位置与参数表 Table 1 Parameter and location of shotpoint on Lijiang-Panzhihua-Dajing section |
沿丽江—攀枝花—者海剖面设置了7个爆炸点，进行了10次爆炸，7个爆炸点的间距为：60 km，50 km，50 km，80 km，40 km，60 km，20 km，其平均间距为50 km，又为利用多重相遇和追逐观测系统进行观测，不仅保证了可取得高分辨率的地震记录，和震相准确地识别和追踪距离，而且清晰地分辨出Pg, P1, P2, Pm和Pn五组震相，同时通过理论计算求得了各剖面辖区的运动学和动力学特征，并刻画了沿剖面的二维速度结构(图 6, 7).
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图 6 丽江—攀枝花—者海等速线分布(a)与上地壳结构(b) Fig. 6 Isovelocity distribution of Lijiang-Panzhihua-Zhehai (a) and upper crust structure (b) |
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图 7 攀西构造带东西向剖面(丽江—渡口—者海)地壳构造剖面图 Fig. 7 EW crustal structure section map of Panxi tectontic region (Lijiang-Dukou-Zhehai) |
沿该剖面的地壳结构主体上可分为三层，即上、中、下地壳，它们的层厚度分别为20、44和55 km.
(1) 上地壳
上地壳速度结构为利用沿剖面采集的Pg震相数据，以反演求得的沉积建造和结晶基底的速度结构.在上地壳内，华坪—攀枝花地带P波平均速度可达6.6 km·s-1，并向东、西两侧减小；东至者海为5.70 km·s-1，西至丽江降为3.50 km·s-1.局部地段因构造变异影响速度值而有些起伏.浅层速度结构的分布表明：该区存在箐河—程海、绿叶江、安宁河和甘洛—小江等断裂带，并向地壳深部延伸.华坪—红格之间下面的上地壳中存在一高速岩体，P波速度可达6.0~6.3 km·s-1，即以攀枝花为中心的地带处不论是上地壳、中地壳还是下地壳其平均速度均较中心地带低约0.2~0.4 km·s-1.显见，上地幔的速度结构不论在纵向还是横向均分布极不均匀，P波速度垂向分布呈不连续的梯度带.这些数值表明攀枝花轴部地区上地壳速度比两翼明显高，即形成了一个近地表的高速突出岩体，它是深部热物质向上运移固结后所致.正是由于深部物质向上侵入，造成上地壳与中地壳之间的界面在轴部地区被破坏乃至“缺失”(图 7).而在轴部地区地表却呈现出一系列基性、超基性岩出露并赋存攀枝花式钒钛磁铁矿.在剖面东端者海—扭牯一带，上地壳平均速度低达5.75±0.1 km·s-1，扭牯位于金沙河床内，恰为小江断裂带通过的地方.显见该断裂带对本区的构造格局是有明显的分隔作用.
(2) 中地壳与壳内部低速层
中地壳厚约20~25 km，可以分为上、下两个部分；上部P波速度一般为6.30~6.40 km·s-1，剖面东端小江断裂带以东可达6.6 km·s-1.根据走时反演和理论地震图计算的结果表明，下部应有一层9~14 km厚的低速带，顶部埋深为20~25 km，速度为5.60 km·s-1(图 7).对于壳内低速层的地质意义，不少地球物理学家作过讨论，通常该低速层可能与岩石的孔隙压力和含水性质有关，或者意味着介质由于热状态的变化而导致的部分熔融形成了地壳中的一个软弱层.中国地震局近些年来的大量研究结果表明，攀西地区天然地震震源分布主要集中在大约20~25 km深度以内，在这个深度以下很少发生地震；本区等温居里面埋深亦在23 km附近.这些数据与低速带顶部的深度如此吻合绝非偶然，故可说明该区中地壳下部的P波低速层可能是攀枝花—西昌地带构造活动驱动着古地幔柱重新活动导致的一个温度很高的软弱构造层位.
(3) 下地壳
下地壳平均厚度约15 km，P波速度为6.50~6.80 km·s-1，即为一正常地壳结构中下地壳介质的速度特征，且下地壳中普遍存在高速致密物质，可能与高温高压条件下岩石的高度变质作用和重结晶时形成闪岩相和麻粒岩相有关.有些地方(如华坪、扭牯和红格)的下地壳顶部，P波速度可高达到6.90~7.00 km·s-1，这可能是地幔物质侵入到下地壳时形成的一些壳、幔物质未被完全熔融的残留小块体.
(4) Moho界面和上地幔顶部盖层速度特征
沿剖面的Moho界面有明显的起伏，但起伏幅度不大，最大幅值可达5 km(图 7).华坪附近Moho界面隆起最高，华坪下方和会东下方的深断裂带可能延伸到上地幔顶部，红格下方的断裂带是否延伸到上地幔，从现有资料尚难确定，而在壳、幔边界之间可能存在一个数公里厚的过渡带或存在更复杂的薄层或互层结构，并呈现出一宽度达数十千米的局部隆起.沿丽江—攀枝花—者海剖面的一个最为异常的速度特征为：壳、幔边界处(Moho)地震P波速度比我国东部、西部、北美、欧洲等地的Vpn(8.0~8.2 km·s-1)要低，即攀枝花地带为7.62~7.7 km·s-1，西部永胜、华坪地带为7.8~7.9 km·s-1，而东部会东—会泽则为7.7 km·s-1.当今在全球范围内只有构造活动地区、地震活动带和高地热活动带、年轻造山带和地堑区偏低外，即7.30~7.90 km·s-1；在古老造山带、稳定克拉通地区则均明显偏高，即为8.00~8.40 km·s-1.由此看来，攀枝花地带至少是一个活动构造带，深部物质在进行着重新分异、调整的过程中，物质与能量尚在进行着交换，深部物质尚在运移.
2.2 丽江—西昌—美姑—新市镇剖面(Ⅱ)—高精度人工源地震宽角反射波场二维速度结构 2.2.1 剖面位置和观测系统该人工源地震探测剖面走向NE，大体上与南北构造带轴部呈60°角斜交.剖面西起丽江，向东经梅雨—西昌—美姑—新市镇(卢德源等, 1989)并穿过金河—箐河、安宁河断裂和小江断裂带.在西端与人工源地震丽江—永胜—攀枝花—会东—大井剖面相汇于丽江，全长400余千米.测线沿公路穿越高山峡谷，测点高差悬殊，海拔最高测点为3200 m，最低为315 m，大部分测点的高程为1700~2000 m.为了消除高程差异造成的走时偏差，对爆炸点和测点均做高程校正，并把各测点地震波到时统一到1800 m高程，因而测定了各爆炸点附近的沉积建造(或表层)速度呈不均匀分布，即为3.33~3.84 km·s-1(西昌地带)，4.16 km·s-1(梅雨地带)，4.76 km·s-1(拉鮓)，5.26 km·s-1(长河堤地带)和4.76 km·s-1(新市镇地带).沿该剖面设四个爆炸点，即丽江、梅雨、西昌、新市镇，为了兼顾浅层与深层记录，故共进行10次爆炸(八次有效爆炸)，激发地震波场(表 2)，爆炸点间距分别为110, 80和220 km，组合爆炸井的组合间距为10 km，采用多重相遇和追逐观测系统(图 8)，单次爆炸最远观测距离(爆炸点—接收点距离)为246 km(表 2)，需耗TNT炸药1.1 t，接收点距为1.5~3.0 km，个别地段可达6 km.
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表 2 丽江—梅雨—西昌—新市镇剖面爆炸点位置与参数 Table 2 Parameter and location of shotpoints along Lijiang-Meiyu-Xichang-Xinshizhen Section |
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图 8 丽江—西昌—新市镇剖面观测系统 Fig. 8 Scheme of observation system in the Lijiang-Xichang-Xinshizhen observation line |
由于爆炸点间距和接收点点距均偏大，故只能取得一个较轮廓性的结构图像.沿剖面记录清晰分辨的震相为Pg，P3，P4，P6，P7，其中P4波为地壳内部界面的反射波，通过四开和小江断裂时走时曲线有错断，同时还发现Moho界面的反射波P6(即Pm)走时曲线有时间错动(超前和滞后)，反映出深部断裂的迹象(图 8).P7为上地幔顶部Moho界面的折射波(首波).
(1) 上地壳震相Pg，它是结晶基底的折射波(或迴折波)，可追踪长度仅为40 km，视速度变化强烈，这与基底断裂有关，亦可能与基底起伏不均匀相关.
(2) 地壳内部的反射波.P3为一弱反射震相，可靠对比长度可达50~60 km，最大可达100 km(梅雨—西昌).P4是一个重要的反射波，能量强、追踪距离长80~120 km，在西昌—新市镇以东地带走时曲线有错断，地壳中有两组震相能量弱，他们可能是四开断裂和小江断裂的反映.
(3) 壳-幔边界(Moho界面).P6是该剖面记录最显著反射震相，能量强，频率低(2~5 Hz)，是来自Moho界面的反射波；且随距离衰减慢、可追踪长度大(160~180 km)，Moho震相走时曲线上有时间错断，即在其衔接处有超前与滞后，这可能是深部穿壳断裂的反映.
(4) 上地幔顶部的震相P7.P7是来自Moho界面下面的临界反射—折射波(首波)，追踪距离在170~280 km之间.通过理论地震图的计算和其实际观测对比分析表明：各震相的强弱是相符的，其所反映的壳内速度结构是逼近于实际的.
2.2.3 剖面Ⅱ各震相反演求得的地壳速度结构基于该剖面辖区地壳与上地幔结构十分复杂，起伏变化亦强烈，而通过理论地震图可见(图 9)，P3波能量强、P4波能量强，而Pm波能量最强，P7能量最弱，与实测各波震相能量基本匹配.所得地壳参数列于表 3.沿该剖面的地壳厚度变化较强烈，即在50~65 km之间.
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图 9 丽江—新市镇剖面地壳结构剖面图 1表层；2花岗岩质层；3低速层；4玄武岩质层；5壳幔过渡层；6断裂；7炮点；8层速度(km·s-1). Fig. 9 Schematic crustal structure profile in the Lijiang—Xinshi line 1 Sediments; 2 Granitic layer; 3 Low-velocity layer; 4 Basaltic layer; 5 Crust-mantle transition zone; 6 Fault; 7 Shot point; 8 Layer velocity (km·s-1). |
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表 3 丽江—梅雨—西昌—新市镇剖面速度分层结构 Table 3 Layered velocity structure along the Lijiang-Meiyu-Xichang-Xinshizhen profile |
(1) 沿剖面Ⅱ地壳和上地幔的主要结构与速度分布
本区地壳在垂向上具有层状结构，在横向上为断块结构(图 9).最上部的R1界面为结晶基底的顶界面(Pg震相)，其上是沉积盖层.R3为低速层的顶界或花岗岩层的底界面(P3震相).R4为低速层的底界或玄武岩层的顶界面(P4震相).R6为莫氏界面(P6震相).R7为壳、幔过渡带的底界面，其下为正常上地幔.
R4在全区各记录剖面中均可连续对比，是比较稳定的界面之一，同时又有较强的反射能量(表 3).
(2) 上地壳
上地壳自上而下包括沉积盖层、结晶基底、花岗岩质层和低速层.沉积盖层在横向上速度变化极大，为4.7~5.8 km·s-1.结晶基底的岩相变质程度差异较大，它们分别可为麻粒岩相、闪岩类、花岗岩或混合岩相，且已出露地表，上地壳的厚度在横向上也极不一致.小江断裂以东厚约34 km, 并向东抬升抵20~25 km.梅雨下面厚度虽然亦近34 km，但有向西倾伏至40 km的趋势.然而，在小江断裂和梅雨之间的构造带轴部，各块的厚度虽有不同，但普遍明显减薄，一般为20 km左右.十分重要的是上地壳中的地震波速值均高于6.0 km·s-1，这显然是深部热物质上涌后在近地表和在上地壳中固结的结果.
(3) 上地壳低速层
上地壳的底部存在一个低速层，层速度为5.7~5.8 km·s-1，厚度5~10 km.小江断裂以东低速层厚5~6 km，底界埋深26~29 km，倾向西.梅雨以西，低速层厚6~10 km，由东向西增厚，界面西倾，底界面深度27~42 km.梅雨至四开断裂带之间低速层明显抬升变浅，底界埋深14~18 km，厚度4~5 km，顶界面最浅处10~14 km.显然这一低速层的深度分布与丽江—攀枝花—大井剖面不同，该剖面辖区地壳低速层分布在上地壳底部，深度在20~40 km之间变化.亦恰证明西昌已属于这一古地幔柱以外的东缘地带.
(4) 下地壳
上、下地壳介质的边界速度变化较大，为6±0.1 km·s-1，表明下地壳组成物质较均一，即由玄武岩质岩石、辉长岩和麻粒岩组成.下地壳的厚度在横向上变化极大，不同的构造块体内部厚度和起伏亦不一致，其中，小江断裂以东下地壳厚度为14~16 km·s-1，底界面略西倾，埋深为42~50 km；梅雨以西厚为22~25 km，底界面亦西倾，埋深为60±5 km.构造带轴部，即梅雨至四开断裂之间与其两侧截然不同，下地壳厚度急剧增大可达36~38 km，底界面埋深60±2 km.
(5) Moho界面
本区的Moho界面在横向上不是一个连续的界面，而是被几条壳-幔深大断裂切割成几个断续的具倾角的界面.地壳的平均速度为6.18~6.34 km·s-1，即表明不同断块的物质组成亦是不均匀的.界面在不同的构造单元(或断块)内深度不一，小江断裂以东深为42~50 km，倾向西；小江断裂与四开断裂之间可深达55 km，微向东倾；安宁河断裂与四开断裂之间深58 km；安宁河断裂至金河—程海断裂间的深度为54~60 km.金河—箐河断裂以西深度为54~60 km，并向西倾.
沿剖面Moho界面在总体上呈由东向西变深，在构造带的轴部局部上隆约2~4 km.沿该面上地幔顶部P7(Pn)波速为7.6~7.7 km·s-1，即远低于正常地壳与上地幔结构辖区的8.0~8.2 km·s-1.梅雨以西地带为7.8 km·s-1，略高于中心部位，而Moho界为沿剖面的强烈变化主要是由一系列断裂切割所致，但这些断裂却构成了攀西构造区的边界.
(6) 主要断裂带特征
丽江—梅雨—西昌—美姑—新市镇剖面切过多条密集断裂带，各条断裂带所激发的波场又相互干涉，故波场特征十分复杂.
① 小江断裂带
小江断裂带是川、滇南北向构造带东缘的一条断裂带，向东倾的倾角较陡，且其东部块体的壳内低速层和Moho界面相对西侧块体相应界面有所抬升.推断其应为一高角度的逆冲断层，断距为8~9 km.
② 四开断裂带
该断裂带东部块体相对于西部块体的Moho界面和壳-幔过渡带均呈现抬升，但其低速层则由于西部块体下地壳的急剧增厚，而相对下降.由此判断它也属于陡倾的逆冲断层，其断距为6~7 km.
③ 安宁河断裂带
安宁河断裂带与前二者在形态上明显不同，其东盘相对于西盘下落，界面高差达4~5 km.该断裂为一高角度东倾的正断层，但其地表特征仍是以压性为主.
④ 金河—程海断裂带
该断裂带以较低的倾角向西倾斜，西盘相对于东盘为上冲的逆冲断层，断距6~7 km，它可能是南北构造带西侧的边缘断裂带.此外，在梅雨下方的低速层已被一壳内断层所错断.
显见，该剖面与丽江—攀枝花—大井剖面的断裂带均属壳—幔源型深大断裂带，而这一系列的断裂带则构成了二叠纪大片峨眉山玄武岩上涌后沿其流展呈SN向的通道.
2.3 拉鲊—攀枝花—西昌—石棉—泸定—长河堤剖面(Ⅲ)高精度人工源地震宽角反射波场二维速度结构 2.3.1 剖面位置和观测系统该剖面走向NS，南起永仁向北经攀枝花中心部位附近地带，而向北延伸经德昌—西昌—冕宁—石棉—泸定—长河堤，基本上为沿安宁河断裂带展布，全长约430 km(图 11)，故难以获得清晰的地震波场记录.
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图 11 丽江—清镇纵剖面二维地壳速度结构(徐涛等，2015) 主要断裂：LJ-XJHF，丽江—小金河断裂；CHF，程海断裂；YM-LZJF，元谋—绿汁江断裂；ANHF，安宁河断裂；XJF，小江断裂；WN-SCF，威宁—水城断裂. Fig. 11 Crustal velocity structure of Lijiang-Qingzhen seismic section Main fault: LJ-XJHF, Lijiang-Xiaojinhe Fault; CHF, Chenghai Fault; YM-LZJF, Yuanmou-Luzhijiang Fault; ANHF, Anninghe Fault; XJF, Xiaojiang Fault; WN-SCF, Weining-Shuicheng Fault. |
为了消除测点高差造成的走时偏差，把到时统一到海拔1800 m的平面上，且对各爆炸点和观测点的到时均做了高程校正.各爆炸点附近做了表层速度测定.测定结果表明，西昌爆炸点的速度最低达3300 m·s-1，石棉、长河坝、拉鲊较高，变化范围为4500~5200 m·s-1.考虑到构造带轴部大多数地区为古老岩石出露并受风化剥蚀，速度一般应高于沉积盆地表层的速度而低于新鲜的古老岩石，所以取校正速度V0为4760 m·s-1，做为全区的高程校正速度(卢德源等, 1989).
沿剖面共布设四个爆炸点，进行七次爆炸激发地震波场，各爆炸点间距为126 km, 160 km，120 km；平均距离为135 km.采用简单相遇和追逐观测系统记录波场(表 4).接收点距离为1.5~3.0 km共消耗炸药11 t.
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表 4 永仁—西昌—长河堤爆炸点位置与参数表 Table 4 Explosion location and parameters of Yongren-Xichang-Changhedi section |
在地震记录图上可识别出四组反射波震相，即P1、P3、P4、P6、P7和二组折射波震相Pg和Pn，Pg为初动，为结晶基底顶部的折射波(或迴折波)，追踪长度在各地不同，除在永仁—石棉相遇观测系统大当量爆炸的地段最大追踪长度可达70~110 km外，其他各震相追踪长度一般为40 km左右，且不能相遇互换.P3震相是壳内的一个弱反射波，最长可追踪170 km，P4震相能量强，频率低，追踪长度大，可达150~170 km.P6(即Pm)亦具能量强，频率低，追踪长度大的特点，它是地壳底部的反射波震相.
2.3.3 剖面Ⅲ地壳速度结构这条NS向长剖面基本上沿磨盘山—昔格达断裂和安宁河断裂展布，而该断裂系严重地干涉了沿剖面Ⅲ激发地震波场的震相特征；当必会导致地震波场记录的清晰度和可靠性(图 10).
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图 10 永仁—长河堤剖面 (a)观测系统；(b)剖面结构. 1表层；2花岗岩质层；3低速层；4玄武岩质层；5壳幔过渡层；6上地幔；7断裂；8炮点；9层速度. Fig. 10 Schematic crustal section in the Yongren-Changhedi line (a) Observation system; (b) Structure section. 1 Sediments; 2 Granitic layer; 3 Low-velocity layer; 4 Basaltic layer; 5 Asthenosphere; 6 Uper-mantle; 7 Faults; 8 Shotpoints location; 9 Layer velocity. |
(1) 上地壳底部
由Pg、P1震相所控，自上而下包括沉积层和结晶基底，上地壳相应为花岗岩质层，混合岩质层与低速层.沿剖面沉积层在横向上速度变化极大，可由4.8~5.9 km·s-1，其厚度变化也极大，一般为1~3 km，故表明组成该层的岩相极其复杂.结晶基底岩相变质程度极不一致，其中既包括麻粒岩类及闪长岩类岩石，也包括花岗岩或混合岩等，故速度变化很大，为6.02~6.34 km·s-1.在古地幔柱中心部位确为高速岩体，如攀枝花构造区下面为6.16 km·s-1，西昌附近为6.34 km·s-1，石棉附近为6.36 km·s-1，长河坝附近为6.31 km·s-1等.这些高速体埋深均比较浅，可能反映该地区结晶基底变质较深或者是一些基性—超基性岩体的呈现.上地壳的厚度沿南北构造带轴部变化较小，为27~30 km.
(2) 上地壳低速层
上地壳的底部，即由P3和P4震相所控介质的层速度为5.74~5.8 km·s-1.该层在中段(石棉—昔格达)为5.8 km·s-1，南北端分别为5.74 km·s-1(昔格达以南)和5.78 km·s-1(石棉以北).低速层埋深在北部为18 km，南部为25 km，即北浅南深，其厚度在北部为10 km，向南逐渐减薄为5 km.与本区剖面Ⅰ所得结果一致，即低速层在构造带内广泛分布，而低速层内的物质可能处于局部熔融状态.
(3) 下地壳，即P4与P5震相的特征(图 10)
下地壳与上地壳明显不同点在于无论在垂向上或横向上层速度变化都较小，一般为6.5~6.63 km·s-1，且各层呈水平状，这表明下地壳物质成分比较均一，即由玄武岩组成.下地壳的整体厚度变化不大，其顶部埋深为27~30 km，底部埋深50~56 km，厚度一般为27 km，北部略深，层面由南向北微倾.
(4) 壳幔边界(Moho)
由Pm震相所反演求得的Moho界面特征可见，在南北构造带的轴部(攀枝花—西昌地带)深度变化不大，即为50~56 km，北深南浅，略向南倾.在某些地段由于被安宁河断裂带、磨盘山—昔格达断裂带切割，而断层两盘的断距可达2~3 km，地壳的平均速度为6.20~6.26 km·s-1.
2.4 丽江—攀枝花—会泽—清镇剖面(Ⅳ)高精度人工源二维速度结构 2.4.1 剖面位置与观测系统该剖面西起丽江，向东经攀枝花—会泽—者海—清镇，全长650 km，它与前述Ⅰ、Ⅱ两剖面地理位置相重合，但较前者要向东延长近300 km.该剖面亦垂直于构造带走向，向西、向东穿过金河—程海断裂、昔格达断裂、安宁河断裂和小江断裂带(图 3剖面Ⅳ).
沿该剖面共布设6个爆炸点，一次性爆炸激发地震波的炸药量为2.4~3.9 t，共耗TNT炸药总量为17.5 t，并采用组合爆炸激发地震波场.爆炸点间距为90 km(06与05之间)，80 km(03与04之间)，170 km(04与05之间)，120 km(03与02之间)，平均爆炸点间距为115 km.这一爆炸点间距远大于剖面Ⅰ(平均间距为50 km)，小于剖面Ⅱ(平均间距为130 km).显然在准确确认震相和多重相遇与追踪观测系统制约下的运动学和动力学特征互换的利用上，剖面Ⅰ优于剖面Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ.由于沿剖面共布设323台仪器观测，接收点距为1.5~2.0 km，即较剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ要密集，剖面亦长，确为认识古地幔柱起到了极为重要的作用.
2.4.2 震相识别由于爆炸点间距大(特别是在05与04之间为170 km)，Pg震相追踪距离较短，且不能利用相遇和追逐叠置及转换，故难以给出较详细的沉积建造厚度和结晶基底埋深厚度及速度值，但却可以给出其基本轮廓.在反演过程中主要是利用P1、P2、P3三组震相，即Pc，Pm与Pn，并由其反演求得该剖面的二维速度结构(图 11)(Xu et al., 2015).
2.4.3 地壳速度结构(1) 上地壳(由地表—P1)
地震波速度由顶部5.8 km·s-1向下可达6.1 km·s-1，爆炸点04与05之间恰处于攀枝花构造区内(即上述剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ剖面辖区的高速岩体的轴部)，上地壳速度可达6.2~6.3 km·s-1.地表沉积层覆盖较浅约2~3 km，在安宁河断裂带与威宁—水城断裂带之间呈现出一沉积盆地，上地壳底界P波速度为5.9 km·s-1，且下地壳底界下凹.而在剖面Ⅰ、Ⅱ上，Pg震相追踪距离较大，又能一一互换，在追逐叠合的反演中能发现这是一低速沉积盆地.
(2) 中地壳(P1—P3)
P波速度为6.2~6.5 km·s-1(西侧)，6.5~6.6 km·s-1(攀枝花中心部位)，6.2~6.4 km·s-1(中带)，6.2~6.4 km·s-1(外带，但起伏变化强烈).这里未见地壳中的速度为5.6~6.0 km·s-1的低速层，仅在中带下方地壳中呈现出局部速度为6.1 km·s-1的相对低速区段，即与剖面Ⅰ、Ⅱ不相一致.这里低速层在攀枝花中心部位未能分辨的主要原因可能与Pg、P1追踪太短，震相在运动学与动力学上未能互换关切.
(3) 下地壳(P3)
P波速度为6.6~6.8 km·s-1，而在攀枝花中心部位速度要比东西两侧高0.2 km·s-1.
(4) 壳、幔边界(Moho)
沿该剖面下地壳顶面与Moho界面的起伏变化明显，其埋深为整体，46 km(内带)，40~42 km(中带)，28~26 km(外带)，但在整体上由近地表、上地壳一直到上地幔顶部在内带均为高速区，而其东、西两侧则相对于内带为速度值略低地带，P波速度≥7.6 km·s-1.
3 攀枝花古地幔柱中心部位及相邻地带壳、幔速度结构对比分析与厘定在攀枝花与其相邻地带地表断裂纵横交错，地形起伏强烈，前后共布设了四条高精度人工源壳幔结构的地震探测剖面，两条为近WE向，前后剖面的位置重合(一条长360 km，一条长650 km)，一条为近NE向，一条为近NS向.为了对比分析和凸显其构造轴部特点及模型的构建，故将剖面辖区壳、幔结构与特征参数列于综合表 5.
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表 5 古地幔柱中心地带(攀枝花)四条剖面辖区的壳、幔结构综合参数表 Table 5 Crust and mantle structure of four seismic sections at the heartland of ancient mantle plume (Panzhihua) |
观测系统的组构，爆炸点的间距，对是否具高精度观测；是否能采集到高分辨率的数据；能否在运动学特征和动力学特征上能多元互换和叠置追踪取得真实波场走时和震相及物理参数；这对反演求取可靠壳、幔速度结构确是十分关键的.
3.1.1 观测系统分析爆炸点密集是高分辨数据采集和震相正确识别与核定的根本所在.因为只有爆炸点间距小于或等于目标震相追踪距离才能真正发挥多重相遇和多重追逐走时观测的功能，并提高分辨率.通过多元互换和叠加追逐才能真正识别并核定所记录各震相、进而进行反演求得真实速度值和速度结构，否则只能是估计、推断和概略厘定.基于这样的理念，可对该区四条剖面的观测系统和所记录的震相及互换度给予分析.
(1) 剖面Ⅰ
剖面Ⅰ进行了8次有效的爆炸激发地震波场，平均爆炸点距为50 km.为此，只要各次激发的震相可追踪距离大于50 km，均可靠识别与核定震相，并用以求取准确的速度值和精细结构刻画.显见，该剖面所记录的震相，包括Pg波在内满足于这一边界条件，故均可可靠对比，并可识别真实震相进行成像和建立求取速度模型.
(2) 剖面Ⅱ、Ⅲ
剖面Ⅱ、Ⅲ观测系统极为简单，并仅进行6次与4次有效爆炸激发地震波场，其爆炸点平均距离长达135与137 km.由于各震相可靠追踪距离均小于140 km，则相遇和追逐观测系统均起不到互换、互检的目的.实际观测震相，除Pm(Moho反射)追踪长度为160~180 km(剖面Ⅱ)和80~170 km(剖面Ⅲ)，即可做简单观测系统互换与追逐外，其他各震相均达不到这一目标.
(3) 剖面Ⅳ
剖面Ⅳ的观测系统亦较简单，沿长达650 km的剖面仅进行6次有效的爆炸激发地震波场，但各对爆炸点间距分布很不均匀，在攀枝花中心地带可达170 km(05与04之间)；平均爆炸点间距为115 km.由于观测点距为1.5~2.0 km，故观测精度较高，然而由于Pg和P1震相的对比连接对上地壳的P1波、P2波均难以充分利用相遇和追逐观测系统的效能，只能对少数几段较长距离接收的波震相可以取得相遇和追逐观测系统所呈现的运动学和动力学特征的核定.
显见，对Pg震相而言，剖面Ⅰ最佳，对地壳与上地幔中地壳底界面与剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ中震相均可取得好和较好的结果，面对Pg—P4各震相来说，因其爆炸点距小(平均为50 km)，相遇和追踪观测系统功能得到充分发挥，故以剖面Ⅰ为佳.这便表明，各剖面所采集的数据分辨率是不一致的，可信度也是不一样的，而剖面Ⅰ在爆炸点间距小，可充分利用地震波场的运动学和动力学的互换和叠加追逐上占有很强的优势，而在剖面长度上和观测点密度上则剖面Ⅳ占有很强优势.
3.1.2 对断裂的分辨性对攀枝花及周边地域众多深、大断裂的分布能否在震相对比的时间跳跃上，波形变化上，能量强弱变异上，频谱形态与频率高低分配上呈现异常现象乃是观测和识别深、大断裂在纵向追踪和横向展布的关键所在，也表征着对震相对比与波场识别的精度.
(1) 剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ在震相识别和走时相位对比时均为采用正演模型与人工对比相结合的基点上，沿各段走时曲线均发现了时间跳跃，能量突变、减弱和频谱变宽、主频降低等现象，而且可通过相遇与追逐观测系统互换、叠置、检验与核定.因此在反演计算时加入了这一要素，故能将该区复杂的、大型的断裂在速度结构剖面中识别出来.
(2) 剖面Ⅳ对程海断裂、小江断裂、威宁—水城断裂可以识别，但对元谋—绿汁江断裂、安宁河断裂却难以表征，这显然与爆炸点间距过大和不能有效地利用多重相遇和多重追逐观测系统检验和核定震相密切相关.
3.2 各剖面地壳低速层的分辨性在四条高精度人工源地震深部探测剖面上均证实地壳低速层在该区的普遍存在.因为它关系着古地幔热柱区地壳与上地幔结构、物质的属性和深部物质与能量的交换.依四条人工源地震深部探测剖面反演求得的壳、幔结构中，地壳低速层存在的样式，其深度分布、速度分布、厚度分布有何特异点或矛盾.
(1) 剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ中攀枝花地带的轴部地壳中均存在低速层，并涉及到其相邻地域，而剖面Ⅳ的地壳中却不存在成层均匀分布的低速层，而在上地壳却出现局部低速区段.
(2) 剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ的地壳低速层分布特征：剖面Ⅰ低速层埋深为25~40 km，厚度为15 km，层速度为5.6~6.0 km·s-1(平均为5.8 km·s-1)；剖面Ⅱ地壳低速层埋深复杂，在轴部地带较浅，即10~22 km，厚度为约8 km，但在攀枝花—西昌两侧地带深度则达20~22 km和20~26 km，厚度为8 km左右，层速度为5.7~5.8 km·s-1；剖面Ⅲ地壳低速层在攀枝花地带深度为20~35 km，厚度为13 km，层速度为5.7~5.8 km·s-1.
(3) 剖面Ⅳ却与剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ不同，地壳低速层并非普遍与成层存在，仅在12~25 km深处中带呈现出一局部低速区段，厚度最深处可达14 km，宽约160 km，速度为6.0~6.2 km·s-1.由于在爆炸点04、03、02之间，其间距分别为80 km和120 km，尽管通过Pg波反演仍能给出沉积建造和结晶基底及其以浅地带的低速区，而却与剖面Ⅰ不相同.由以上分析可见，地壳低速层确普遍存在，但在深度、厚度及分布上有差异.究其原因主为这一地带恰处在近代活动的攀枝花—西昌裂谷带内，构造纵横，异常错综，再加上多期次的构造运动和岩浆运动，故导致了各剖面向在基本一致情况下亦存在局部微小差异.通过对该区四条剖面中的综合分析可见，确以剖面Ⅰ所得结果为佳.
3.3 攀枝花古地幔柱地域的天然地震与壳、幔结构 3.3.1 观测剖面位置天然地震剖面西起滇西福贡，向东经丽江、攀枝花、会理抵贵阳，全长900 km，各台站间距离为15 km，投入59套宽频带三分量数字地震台进行观测(Chen et al., 2015).利用接收函数反演求得了沿剖面辖区的壳、幔结构分布.该剖面与人工源地震探测剖面在丽江—攀枝花—会理—者海地段是重合的，故可便于对比分析.
3.3.2 地震接收函数反演的地壳结构在攀枝花古地幔柱的中心部位，即由西向东距离200~400 km之间.该区以西的三江地带和向东抵贵阳附近均显示为高速层，而在三江和攀枝花地区在深度25 km处则呈现出不连续的低速物质(兰色)，向下速度逐升抵Moho界面，而在60~70 km深度之间亦显现出局部低速块(图 12).人工源地震剖面在攀枝花地带为由地表到Moho界面却均为高速物质(除地壳中25~40 km之间的低速层外)(滕吉文, 1994; 徐涛等, 2015)，由于攀枝花为一古地幔柱的中心部位，故沿古地幔柱上涌的热物质当必围绕其周边，待冷却后在柱体中心部位呈现高速体是合理的.
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图 12 天然地震接收函数与壳、幔速度结构(Chen et al., 2015) Fig. 12 Natural earthquake receiver function and crustal-mantle velocity structure (Chen et al., 2015) |
在攀枝花古地幔柱下面Moho界面局部隆起，在其两侧加深，其幅度可达5±1 km.上地幔软流圈顶部形态与Moho界面变化相同，其深度为100~160 km (Chen et al., 2015; 陈赟等, 2017)，似乎深度略偏大一些.
3.4 地球物理边界场响应与攀枝花古地幔柱的空间位置及形态 3.4.1 重力场平面分布与攀枝花古地幔柱(1) 重力布格异常场展布特征
川、滇西南地带的重力场分布具有明显的分区性，西昌北部重力异常均呈近NS向展布；而昆明、南华以南则呈近EW向稀疏状，马边、昭通、昆明以东的高梯度异常是走向近南北的稀疏等值线分布；西部亦为呈EW向展布，稀疏度南部差异较大，以攀枝花为中心的四周则为异常呈NE、SW及近EW向交错的密集异常区.若以攀枝花为中心，以半径为200 km划一圆确构成了一个重力异常“团块”区(图 13).该团块体内为重力高梯度值区，而其边界外则均被梯度各异的等值线所围，重力异常值中在-200至-275 mGal，而攀枝花中心部位为-200 mGal，其外侧则为-300至-360 mGal，西部在整体上为-225至-125 mGal.显然攀枝花中心部位为重力高值区.这表明，攀枝花古地幔柱为以半径为200 km的“圆”区，其外围重力布格异常各异.
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图 13 三江地区攀枝花古地幔柱布格重力异常(等值线单位:mGal) Fig. 13 The distribution of Bouguer gravity anomalies in Sanjiang region |
(2) 下地壳视密度填图
视密度填图可用以划分岩性，圈定岩体边界以及分析有关地质构造等特征，并可从区域布格异常中分离出下地壳35~45 km深度处的重力异常，以作视密度填图(图 14a, b)，结果表明：
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图 14 攀枝花古地幔柱与周围地域重力布格异常(a)和视密度异常(b)分布图(石磊等, 2015) Fig. 14 Bouguer gravity anomaly (a) and apparent density anomaly (b) distribution around the region of Panzhihua ancient mantle plume(Shi et al., 2015) |
① 在攀枝花古地幔柱地区，极为明显地呈现出高密度体“团块”，其值可达60~80 mGal，而其周边仅为30±5 mGal，而其向南延伸的“尾巴”乃基性—超基性物质沿深、大断裂系的向南流展所致.
② 高密度“团块”邻域均为重力异常低值区，并由0 mGal向60 mGal过渡，故高密度“团块”这一近圆形体被四周低密度物质所围.它可能受到与该区广为出露的二叠纪玄武岩岩浆的作用及重力场的响应.
3.4.2 维西—丽江—攀枝花—会理—者海—水城—贵阳剖面重力异常与Moho界面起伏该重力观测剖面位置与图 3中剖面Ⅰ一致，但向东西向延长，故均比地震剖面Ⅰ长约400 km，其中段与剖面Ⅰ一致.
该区在大范围内区域负重力异常背景上，在攀枝花中心地带叠加以局部正重力异常值(刘元龙等, 1989).该区重力场的变化趋势是从东向西，由东南向西北方向变化呈不均匀展布.东部成都、乐山以及井平地带布格重力异常为-220±10 mGal，西部丽江、大理地带下降为-280 mGal，而在其东部则上升为-180 mGal，全区重力异常相对变化幅度可达300 mGal左右(图 15).在古地幔柱构造带中心部位(西昌—攀枝花—永仁)，即在负异常的背景上叠加以相对的正布格异常.这反映出在中心部位附近地带有基性或超基性岩侵入体的存在，即为华力西期辉绿岩、闪长岩和二叠系峨眉山玄武岩等的喷发所致.
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图 15 重力异常场拟和与密度结构反演剖面图(申重阳等，2015) (a)重力布格异常实测剖面；(b)重力反演密度结构. Fig. 15 Gravity fitting inverts by interactive modeling profile (a) Field Bouguer gravity anomaly; (b) Density structure inverted from Bouguer anomaly. |
(1) 沿剖面布格重力异常分布特征
沿地表起伏强烈(幅度为500~3500 m)地区高精度的重力剖面测量，测点数为480个，平均点距2.0 km左右(申重阳等，2015)，且构造十分复杂(石磊等，2015).利用剩余重力异常分布与地表断裂构造的相关性分辨断裂，其观测幅值变化可达-200至350 mGal.
(2) 重力反演Moho界面的深度变化
在利用Paccer-Oldenbery波域法反演的基点上(申重阳等，2015)，进一步参考人工源地震深部探测结果(熊绍柏和郑晔, 1993; 徐涛等, 2015)，并采用人机交互的选择法进行调整修改，反演刻画了该剖面辖区的精细结构.显见在攀枝花古地幔柱中心部位Moho界面局部亦上隆，而其东西两侧变化较大，但在东侧者海以东则变化平缓(图 15b).
(3) 地壳内部界面起伏变化特征
在与图 3中剖面Ⅰ相重合的地带(丽江—攀枝花—者海), 深度为30 km左右呈现出一厚度为仅3±1 km左右的水平低速层，但在剖面以东及以西地带却都未见有低速层迹象.在南北方向，即西昌—渡口—牟定地带，在深22~33 km处亦表明存在低速层(尹周勋和熊绍柏, 1992).天然地震研究在菱形块体内部深26~30 km处亦存在低速层(何正勤等., 2004; 吴建平等, 2006); 红河断裂带西侧攀枝花—丽江一带下地壳中存在低速层(Li et al., 2008).这便表明，在攀枝花古地幔柱中心地区，在地壳中确存在低速层、尽管它们在深度上可能有几千米的差异，这应与数据采集(特别是地形起伏的影响)、方法本身的精度和解释等诸多因素有关.
3.4.3 航空磁异常场ΔZ平面分布特征航磁异常分布特征与重力布格异常分布基本一致，沿圆形正磁异常圈闭的攀枝花核心部分为正磁异常区，攀枝花异常区中心部位宽约60~90 km范围内最大异常值达190~225 nT；昭觉—会东负异常带的宽度为110余千米，最大异常值为160 nT；西部康定—盐源—丽江一带为负异常带，最大异常值为-250 nT以上.攀枝花中心部位和周边地区的正异常带乃是高磁性物质的反应和埋藏于熔岩之下的前寒武纪基底的构造影响.
正如上述若以攀枝花为中心，以200 km为半径画一圈则可见；航磁异常的边界场响应十分清晰，西昌以北异常走向基本上呈NS，昆明以南地域航磁异常走向呈近EW与NE及SN相间的低值区，盐源、丽江、下关以西为低异常区，昭通、曲靖以东亦然.唯独以攀枝花为中心的周边200 km范围内被高磁异常与高梯度等值线所围(图 16)，图中高、低异常值相间乃为该区系列深、大断裂切割所致.
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图 16 宁蒗—泸州地区岩石圈的电性特征及地质解释(电阻率单位：Ωm) 1壳内低速层；2推断断层；3大地电磁测深；4上地幔低速层；5壳内低速层. Fig. 16 The electric character and geological interpretation of the lithosphere for Ninglang-Luzhou area (unit of resistivity: Ωm) 1 Low resistivity layer in the crust; 2 Inferred faults; 3 Sites of MTS; 4 Low resistivity layer in the upper mantle; 5 Low velocity layer in the crust. |
显见，北部理县、西部康定，东部成都，南部峨眉所围的高磁异常区(图 16)则有可能是攀枝花古地幔柱一侧的派生小地幔柱，或大片峨眉山玄武岩流展的局部滞留所致.
这里应当特别注意的是，在该区峨眉山玄武岩似乎以走向为SN呈条带状展布与分区，且SN向为长轴，但这并非为其本质的特征，而是由于这一地带在数条近SN向深大断裂控制下，并有一系列不同走向的小断裂系切割，它们构成了峨眉山玄武岩上涌溢出后的流动多通道所致.最为重要的则是以攀枝花为中心的岩相、构造和壳、幔结构与地球物理边界场的响应，即深、浅物质在力系作用下物质与能量的重新分异、调整与其运动的轨迹和其深层动力过程.
3.5 攀枝花古地幔柱区的壳、幔电性结构基于攀枝花古地幔柱区的介质属性和结构均受制于深部热物质的制约，故其速度结构、密度结构和电性结构应具相近的同步性.
3.5.1 宁蒗—西昌—泸州电性结构剖面该剖面的位置与图 1中人工源地震深部探测剖面Ⅱ相近，但有一定差异间距，与剖面Ⅰ在两端斜交(图 17).其壳、幔介质的电性结构为：
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图 17 兰坪—攀枝花—金泽—贵州二维反演电性结构剖面 F2：澜沧江断裂带；F3：红河断裂带；F4：龙蟠—乔后断裂带；F5：鹤庆—洱源断裂带；F6：程海断裂带；F7:元谋断裂带；F8：易门断裂带；F9：普渡河断裂带；F10：小江断裂带；F11：威宁—水城断裂带. Moho深度根据地震勘探结果(熊绍柏等, 1993)，黑色实线表示断裂，黑色的圆圈表示地震震中(测线上或测线附近在测线上的投影). Fig. 17 Electrical structure of 2D MT inversion along Lanping-Panzhihua-Jinze-Guizhou profile F2:Lancang River fault; F3:Red River Fault; F4:Longpan-Qiaohou Fault; F5;Heqing-Eryuan Fault; F6:Chenghai Fault; F7: Yuanmou fault; F8:Yimen Fault; F9: Pudu River Fault; F10;Xiaojiang Fault; F11: Weining-Shuicheng Fault. Moho depth according to the results of seismic exploration(Xiong et al., 1993), the black solid lines denote the faults. The black circles denotes the epicenter. |
(1) 地壳低阻层沿剖面辖区102°E，攀枝花古地幔柱地区高阻物质已近地表(104~105 Ωm)，壳内低阻层中部埋藏深度为15~20 km处，有一厚度约6~15 km，电性率为几至几十Ωm的壳内低阻层(图 16)，它与人工源地震所得地壳低速层埋深20~33 km相近(李立和金国元, 1987).
(2) 上地幔低阻层.沿剖面辖区上地幔低阻层埋深为80~123 km，电阻率为十几到几十Ωm，该低阻层在西昌以南与盐源之间局部上隆，在攀枝花地带存在的低阻层，埋深为82.5 km(孔祥儒等, 1987).自攀枝花向西，上地幔低阻层深度增达120 km，向东为90~100 km.可见以攀枝花为中心，向西、向东其上地幔低阻层分布是不均匀的，也是不对称的，这可能与西部受到南部印度洋板块向北运动和其向东的强烈挤压、强烈变形等一系列断裂和推覆作用关切，故西侧岩石圈电性厚度增大，而攀枝花古地幔柱中心地区上地幔顶部则抬升，并导致岩石圈减薄.
(3) 穿越攀枝花地带的电性结构剖面.沿该剖面岩石圈介质具高电阻率，这表明其与深部基性和超基性火成岩的侵入与固结相关.由于深部物质的向上运移，故在垂向力系作用下促使壳、幔边界受力破裂，并在深部拉张力系作用下，深部物质重新分异、调整，并沿断裂或破碎带运移.
3.5.2 兰坪—永胜—攀枝花—会泽—六盘山—贵阳剖面该电性结构探测剖面与图 3中剖面Ⅰ和Ⅲ，即人工源地震探测剖面相叠，但由于它向西、东有一段延伸，故剖面长达750 km(程远志等, 2015).由沿剖面辖区的电性结构(图 17)可见：
(1) 沿该剖面永胜—攀枝花—会理地带地壳中均为高电阻率层，其东、西两侧显然要比中部电阻率低.
(2) 在深度20~40 km之间存在低阻层，但沿剖面分布极不均匀，即其地壳低阻层的埋藏深度与宁蒗—西昌—泸州剖面基本相近，且分布零散.但由于探测深度不够，故沿该剖面未能分辨出上地幔的低阻层.
4 攀枝花古地幔柱地壳与上地幔结构模型基于以上穿越攀枝花古地幔柱中心部位的四条人工源地震探测剖面反演所得壳、幔速度结构和重力场、航空磁测及电性结构可见，剖面Ⅰ的壳、幔速度结构完整.它不仅具有最佳的观测系统，而且各波震相清晰.重、磁力场的平面分布非常规律，展现了该构造区的地球物理边界场响应.重、磁、电、震探测与反演介质属性和结构共同说明它是一个古地幔柱在地表的异常展布形态.
4.1 攀枝花与其东、西相邻地域的壳、幔速度结构(以人工源探测剖面为主体的依据)剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ分布在川、滇26°N—30°N，100°E—104°E地域，它们相互交错，穿过攀枝花古地幔柱中心部位及其邻域，给出了古地幔柱中心部位与其东西两侧的速度结构、密度结构、磁性结构和电性结构；包括分层厚度、地壳厚度(Moho深度)和各层介质的物理属性.
剖面Ⅰ的爆炸点点距密集，平均间距为50 km，对追踪沉积建造，结晶基底，上、下地壳内部各层和壳、幔边界等震相有保证.又由于采用了多重相遇和多重追逐观测系统，又在爆炸点小间距(50 km)前提下可以充分发挥相遇观测系统的互换(包括到时、周期、频率、能量、极性和速度)和多重追逐震相的叠合检验效能.
显然剖面Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ的爆炸点间距大，各为137 km、135 km和115 km，特别对上地壳中震相的追踪距离达不到相遇与各参量的互换.为此对剖面Ⅰ及其辖区的各震相识别，精细速度结构反演和刻画均优于前者，加之剖面Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ剖面所得结果在总体上又与剖面Ⅰ相近，故综合研究各剖面反演结果与特征分析后，厘定剖面Ⅰ可作为该区的三维典型模型.
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图 18 攀枝花地幔热柱热物质上涌导致岩石圈壳、幔物质属性变异和变形特征示意图 Fig. 18 Upwelling of hot crust and mantle material at Panzhihua mantle plume |
四条人工源地震深部探测剖面中地壳低速层的分布特征比较典型，其分布的部位和深度变化基本相近，即平均深度为20±5 km，平均厚度为15±5 km，层速度为5.8~6.0 km·s-1.但在各剖面中低速层的分布位置和层速度值及几何形态却存在局部差异，相对于古地幔柱的中心部位而言：
(1) 剖面Ⅰ(EW向)，埋深25~40 km，厚度15 km，层速度5.6~6.0 km·s-1，起伏变化不显著，且被数条断裂所切割.
(2) 剖面Ⅱ(NE向)，埋深10~20 km，厚度为10 km，层速度为5.7~5.8 km·s-1，在梅雨和小江断裂处被错断，断距可达10~15 km，即攀枝花中央部位浅，西侧深.
(3) 剖面Ⅲ(NS向)，埋深为20~32 km，厚度平均为12 km，层速度为5.7 km·s-1，向北加厚与下倾.
(4) 剖面Ⅳ(EW向)，地壳中不存在成层低速层，而仅在深度15~30 km处，在距西端300~450 km之间存在一低速地段，厚度平均为15 km，层速度为5.8~6.0 km·s-1.这一结果与上述三条人工源地震深部探测剖面是有差异的，与天然地震接收函数的反演结果亦不完全一致(Chen et al., 2015).
4.2 攀枝花古地幔柱壳、幔结构的基本模型对于攀枝花古地幔柱结构模型的建立，必须基于高分辨率的数据，而高分辨率的数据则主要取决于观测系统的合理布局、爆炸点间距和多重相遇与追逐观测系统的建立及相互制约.它们会对正确识别壳、幔介质中各震相和反演求取速度结构及可靠解释具有极为重要的作用.
4.2.1 攀枝花古地幔柱模型建立的壳、幔结构框架与依据(1) Moho界面埋深、上隆和起伏，地壳厚度和速度、密度与电性结构；
(2) 中心地带由地表直到Moho界面为高速度区，且已近凸出地表；
(3) 地壳中存在稳定的低速层
(4) 重力场和磁力场均为高值区，并在平面上呈圈闭状展布；
(5) 上地幔低速层和地壳内部低速层的埋藏深度、隆起与增厚.
4.2.2 基本模型当今印度洋板块与欧亚板块在NNE方向强烈碰撞、挤压，从北部向南形成了一个强力的阻隔，而东构造结在向北“插进”时，施加在川、滇西部的侧向压力亦不断增强，共同作用与制约着攀枝花古裂谷及其周围地域的构造格局，并驱动其运动.依据上述壳、幔特异结构和地球物理边界场响应，可对攀枝花古地幔柱的空间分布与形态提出一个概念性模型(图 8).实际上这一古地幔柱的柱颈即热尾已断离、消失，而剩下的仅为这一古地幔柱的遗迹.
基于该古地幔柱深部由于晚二叠纪大量峨眉山玄武岩喷发后，确经历了一系列的张性和压性构造运动的作用.此后，随之是长时间的平静，而攀枝花古地幔柱中心部位热物质冷却凝固并造成了其中央部位高速度物质的形成.
5 结论通过四条以不同方位穿越攀枝花古地幔柱的壳、幔结构人工源地震探测，并对所采集数据进行反演求解的速度结构，分析了其各自激发地震波场的响应及要素，即爆炸点间距、多重相遇和多重追逐观测系统和有效波震相追踪长度及多重互换和多重叠合的功能，厘定了攀枝花古地幔柱的壳、幔速度结构和深层动力过程.
(1) 穿越攀枝花四条剖面反演所得地壳与上地幔结构中，均清晰地给出了其分层结构，Moho界面起伏与古地幔中心部位的上隆和高速体贯穿整个地壳.
(2) 地壳中存在低速层或低速区段，它们的埋藏深度、厚度和速度均基本上趋于一致，而在剖面Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ与Ⅳ中心部位的空间结构却存在一些差异，这与爆炸点间距大小，特别是古地幔柱中心部位爆炸点间距过大(120~160 km)，即决不能大于各震相的追踪距离.因为若是爆炸点间距大于各震相追踪距离时，则难于发挥多重相遇和多重追逐观测系统的多元互控和多元重叠效应的结果关切.
(3) 上地幔顶部速度为7.6 km·s-1，反映出壳、幔物质尚在分异，调整和深部物质尚在进行着物质与能量的交换.
(4) 以图 3、图 4为代表的浅层和深层分层速度结构表征着攀枝花古地幔柱的基本速度结构和模型，剖面Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ从不同的侧面，在基本结构框架上给予了辅证.
(5) 依据重力布格异常场和航空磁测磁异常场展布清晰地表明，该古地幔柱的中心部位是以攀枝花为核心，以半径200 km划一圆所圈闭的准圆形展布，而不是一个以南北为长轴的椭圆体.因为峨眉山溢流玄武岩为沿向北汇聚的三条深、大断裂上涌时，而导致沿断裂带的流展响应所致.
(6) 通过壳、幔结构和地球物理场的综合研究，给出了攀枝花古地幔柱的特征示意图(图 8)，而其柱颈已断离，至今已为遗迹.
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