云南魯?shù)镸S6.5地震震區(qū)地殼密度結(jié)構(gòu)特征

楊光亮申重陽談洪波王嘉沛吳桂桔

1）中國科學院計算地球動力學重點實驗室，北京 100049

2）中國地震局地殼應力研究所武漢科技創(chuàng)新基地，武漢 430071

3）地震大地測量重點實驗室，武漢 430071

云南魯?shù)镸S6.5地震震區(qū)地殼密度結(jié)構(gòu)特征

楊光亮1，2，3）申重陽2，3）*談洪波2，3）王嘉沛2，3）吳桂桔2，3）

1）中國科學院計算地球動力學重點實驗室，北京 100049

2）中國地震局地殼應力研究所武漢科技創(chuàng)新基地，武漢 430071

3）地震大地測量重點實驗室，武漢 430071

基于云南魯?shù)镸S6.5地震震區(qū)的3條“工”字形剖面的重力與GPS觀測數(shù)據(jù)，獲得了沿剖面的布格重力異常、剩余密度相關(guān)成像和地殼密度分層結(jié)構(gòu)。研究表明，會理—魯?shù)椤淹?、攀枝花—蒙姑—大井、舍塊—湯丹—會澤剖面布格重力變化范圍分別為-278～-197×10-5ms-2、-273～-200×10-5ms-2、-280～-254×10-5ms-2，均呈“鞍”形分布，其局部低值均位于小江斷裂帶附近，且幅度差自北向南逐漸減小。小江斷裂帶內(nèi)物質(zhì)密度低于兩側(cè)，低密度體擴展至中下地殼，且其東側(cè)物質(zhì)密度低于西側(cè)，密度異常體呈正負交迭，地殼穩(wěn)定性低，魯?shù)檎饏^(qū)處于該區(qū)域內(nèi)。地殼分層結(jié)構(gòu)顯示莫霍面以小江斷裂帶為中心向上抬升，莫霍面最大深度自北向南從50km抬升至41km，反映了小江斷裂帶在區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造中的地位——川滇塊體與華南塊體的分界線。

魯?shù)榈卣?重力剖面 布格異常 地殼結(jié)構(gòu)

0 引言

據(jù)中國地震臺網(wǎng)測定，2014年8月3日在云南省昭通市魯?shù)榭h發(fā)生了MS6.5地震，震中位置為27.1°N，103.3°E（圖1），震源深度13km（張廣偉等，2014）。該地震發(fā)生在南北地震帶中南段，青藏高原東南緣鮮水河-小江斷裂系以東，NE向昭通-蓮峰斷裂帶西段，北臨NNW至近NS向大涼山斷裂和馬邊-鹽津斷裂，發(fā)震斷層為NW向包谷垴-小河斷裂，屬大涼山斷裂南端部組成部分（徐錫偉，2014）。震源機制顯示該地震為左旋走滑型，斷層破裂面以NW向為主，近乎垂直于地面（張勇等，2014）。近10年來，該區(qū)域一直處于活躍狀態(tài)，2003年以來發(fā)生7次5級以上地震（房立華等，2014；徐濤等，2014），但6級以上地震多發(fā)生在巴顏喀拉塊體周邊，還未有發(fā)生于川滇菱形塊體邊緣（張廣偉等，2014），引發(fā)了人們對該區(qū)未來地震形勢的擔憂。該區(qū)地殼構(gòu)造活動對魯?shù)榈卣鸬脑杏靶纬捎泻斡绊?，震區(qū)地殼密度結(jié)構(gòu)特點如何，對地震孕育發(fā)展有何作用等，仍是亟待回答的科學問題。

則木河-小江斷裂系是川滇地塊和華南地塊的分界，既是一級塊體分界也是二級塊體的分界（張培震等，2003；徐錫偉等，2003），歷來是地震研究的重點關(guān)注區(qū)域。而要弄清這兩大塊體邊界帶地殼深部結(jié)構(gòu)及其形成演化過程，需從與地震孕育環(huán)境密切相關(guān)的深部介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)、物性結(jié)構(gòu)和力學狀態(tài)著手開展研究。對魯?shù)榈卣饏^(qū)域地殼構(gòu)造的重力與密度屬性的研究有助于深化對活動斷層相互作用的認識。在魯?shù)檎饏^(qū)，以近正交方式跨越小江斷裂帶設(shè)置了3條重力探測剖面，其中1條基本穿越魯?shù)檎鹪磪^(qū)。文中以此為依據(jù)分析研究剖面的布格重力異常、剩余密度相關(guān)成像及地殼分層結(jié)構(gòu)，分析小江斷裂帶兩側(cè)和震源區(qū)深淺密度分布的橫向差異，研究川滇地塊與華南地塊邊界過渡帶的深淺物性差異特征，探討其對魯?shù)榈卣鹫鹪丛杏l(fā)展的影響，為孕震環(huán)境和地震機理研究提供理論基礎(chǔ)。

圖1 魯?shù)镸S6.5地震區(qū)構(gòu)造與重力剖面Fig.1 Tectonics and gravity profile of the Ludian MS6.5 earthquake region.紅色圓圈表示魯?shù)榈卣鹚谖恢?，藍色三角形表示重力／GPS測點位置，剖面附近藍色線條為金沙江，黑色細線為該區(qū)主要斷裂（鄧起東，2007），黑色粗線為剖面投影線，L1表示會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭?，L2表示攀枝花—蒙姑—大井剖面，L3表示舍塊—湯丹—會澤剖面

1 數(shù)據(jù)

1.1 數(shù)據(jù)采集

采用的觀測數(shù)據(jù)主要源于中國地震局行業(yè)專項“中國地震科學臺陣探測——南北地震帶南段”。魯?shù)檎饏^(qū)重力剖面共275個測點，分布如圖1，剖面測點大體以小江斷裂帶為中心，呈“工”字形分布，并3次穿越小江斷裂帶。數(shù)據(jù)采集利用高精度Scintrex CG-5型自動重力儀和Trimble SPS882全球?qū)Ш叫l(wèi)星接收機，同址觀測測點重力值和3維地理坐標。考慮到地殼密度結(jié)構(gòu)研究需要，數(shù)據(jù)分析時對上述測點組合成3條較長剖面（圖1），分別為會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭妫↙1）、攀枝花—蒙姑—大井剖面（L2）和舍塊—湯丹—會澤剖面（L3），以便強化深部約束。

會理—魯?shù)椤淹ㄆ蔔E—SW向分布，點距500m至2km，在小江斷裂帶附近時點距較小（500m），遠離斷裂帶則點距較大（2km），共采集107個測點的重力／GPS同址觀測結(jié)果，該剖面經(jīng)過會理、巧家、魯?shù)椤⒄淹?，與攀枝花-大井剖面在巧家西部附近相接，在昭通-魯?shù)閿嗔迅浇拭鏈y點分布與該斷裂帶平行。該剖面穿過安寧河斷裂帶、普渡河斷裂帶、小江斷裂帶、昭通-魯?shù)閿嗔鸭棒數(shù)榈卣鹫鹬懈浇鼌^(qū)域。攀枝花—蒙姑—大井剖面（L2）近EW向，地形起伏大，測點平均間距2～3km，共采集126個測點的重力／GPS同址觀測結(jié)果，該剖面橫跨磨盤山-綠汁江、安寧河、普渡河、小江等多個斷裂帶，在娜姑—蒙姑—松坪一帶穿越小江斷裂帶。舍塊—湯丹—會澤剖面（L3），點距500m至2km，共采集42個測點的重力／GPS同址觀測結(jié)果，該剖面在東川北湯丹鎮(zhèn)附近穿過小江斷裂帶，該處小江斷裂帶由多條次級斷裂組成。

1.2 布格重力異常

布格重力異常計算沿用目前國際慣例，以WGS84高程坐標系統(tǒng)為基準。首先對重力觀測數(shù)據(jù)進行儀器漂移和儀器高、潮汐等改正和平差處理，再進行正常重力、大氣、高度、地形、中間層等多種改正計算，得到3條剖面的完全布格異常分布（圖2），其中地形改正采用ASTER GDEM數(shù)字地形模型V2版（NASA，2011）。數(shù)據(jù)處理過程在作者其他文獻中已作了詳細介紹。

會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭妫↙1）走向線方向長度約為190km，布格重力異常變化范圍為-278～-197×10-5ms-2（圖2a），變化幅度約81×10-5ms-2。會理關(guān)河鄉(xiāng)附近布格異常最大約-197×10-5ms-2，往東近直線下降，直至南閣鄉(xiāng)附近的安寧河斷裂帶變緩約-245×10-5ms-2，關(guān)河鄉(xiāng)至南閣鄉(xiāng)的安寧河斷裂重力梯度變化為1.5×10-5ms-2／km；至巧家縣的普渡河、小江斷裂帶出現(xiàn)最低值（-278×10-5ms-2），剖面在該處穿越金沙江，往東至昭通-魯?shù)閿嗔眩几癞惓Ｖ饾u增加，至包谷垴-小河斷裂（震中）出現(xiàn)重力異常轉(zhuǎn)折，由平緩轉(zhuǎn)向上升，再往東布格異常繼續(xù)增加至-244×10-5ms-2。該剖面跨越的主要斷裂帶附近均能看到布格重力異常的梯度變化，其中普渡河斷裂和小江斷裂帶處重力變化梯度較大，小江斷裂帶西側(cè)重力梯度變化為重力異常變化，梯度達到0.8×10-5ms-2／km，曲線較平滑，東部緩慢遞增，變化梯度達到0.3× 10-5ms-2／km，變化曲線存在局部“抖動”現(xiàn)象。包谷垴-小河斷裂兩側(cè)重力變化梯度達到0.15～0.2×10-5ms-2／km，明顯小于小江斷裂帶區(qū)域。

攀枝花—蒙姑—大井剖面（圖2b）走向線方向長度約為230km。布格重力異常變化范圍為-273～-200×10-5ms-2，從西往東呈下降趨勢，經(jīng)過斷裂帶時均出現(xiàn)局部低重力異常值。李明久斷裂附近由-200×10-5ms-2降至-209×10-5ms-2，至綠汁江斷裂時下降為-227×10-5ms-2，至安寧河斷裂降至-237×10-5ms-2后局部略增加，至巧家附近進一步降至-257×10-5ms-2（普渡河斷裂帶）、-263×10-5ms-2（小江斷裂帶），至會澤附近達到最低值-273×10-5ms-2后，逐漸增加至-249×10-5ms-2。

舍塊—湯丹—會澤剖面是一條短剖面，剖面走向線方向長度約為47km，僅穿過小江斷裂帶。小江斷裂帶在本剖面測線上分為東西兩支及小的次級斷裂，西支斷裂由多條次級剪切斷層組成，分別被幾個較大的拉分盆地分開，東支斷裂也分為許多次級小段。其布格重力異常變化范圍為-281～-254×10-5ms-2（圖2b），變化幅度為26×10-5ms-2。在小江斷裂帶過渡區(qū)域出現(xiàn)局部低值（-280×10-5ms-2），兩側(cè)存在梯度變化，東川西測變化梯度（1.2×10-5ms-2／km）大于東側(cè)變化梯度（0.7×10-5ms-2／km）。

圖2 剖面重力異常分布Fig.2 Gravity anomaly distribution along the three profiles.a會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭娌几裰亓Ξ惓?；b攀枝花—蒙姑—大井剖面布格重力異常分布；c舍塊—湯丹—會澤剖面布格重力異常分布

2 地殼密度結(jié)構(gòu)

2.1 密度差異分布特征

通過計算剩余密度相關(guān)成像可得到剖面的密度差異的“等效”分布，以下簡稱密度差異。剩余密度相關(guān)成像方法是將地下空間剖分成2維規(guī)則網(wǎng)格，計算每一網(wǎng)格結(jié)點單位剩余物性差所產(chǎn)生的異常與實測異常在一定窗口范圍內(nèi)的歸一化互相關(guān)系數(shù)（或稱場源發(fā)生的概率），根據(jù)網(wǎng)格結(jié)點上場源出現(xiàn)的概率勾畫出以介于-1和+1之間的等效物性參數(shù)表示的場源分布（郭良輝等，2009）。對川滇塊體東邊界中段3條重力剖面作剩余密度相關(guān)成像（圖3，4，5），可大體反映出各剖面密度差異分布特征。

圖3 會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭媸Ｓ嗝芏认嚓P(guān)成像Fig.3 Residual density correlation imaging of Huili-Ludian-Zhaotong profile.

會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭娲┰桨矊幒印⑵斩珊?、小江、昭?魯?shù)榈葦嗔褞c則木河交會。從剩余密度相關(guān)成像來看（圖3），相關(guān)系數(shù)值較小說明密度差異不大，除關(guān)河鄉(xiāng)以西顯示較強正的密度差異外，其余部位整體差異不大，正、負剩余密度體交迭呈現(xiàn)，主要有安寧河斷裂區(qū)負的密度體（南閣鄉(xiāng)為中心）、南閣鄉(xiāng)與巧家之間正的密度體、巧家附近的普渡河斷裂區(qū)和小江斷裂區(qū)負的密度體、巧家與包谷垴之間正的密度體、包谷垴與魯?shù)橹g負的密度體、魯?shù)榕c昭通之間正的密度體。從負密度相關(guān)系數(shù)大小，可推測普渡河和小江斷裂帶物質(zhì)虧損均大于安寧河斷裂、昭通-魯?shù)閿嗔选?/p>

從攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相關(guān)成像（圖4）來看，在主要斷裂帶分布區(qū)域均有局部的密度差異，總體幅度不大；普渡河、小江斷裂帶以西以正的密度體為主；小江斷裂帶及其東部區(qū)域由淺至深出現(xiàn)大范圍的負密度異常體，主要斷裂帶處于密度體中心，可能說明這些斷裂帶控制了剩余密度體的發(fā)育。對比主要斷裂帶附近的剩余密度相關(guān)系數(shù)發(fā)現(xiàn)，密度差異從大至小，依次為小江斷裂帶、普渡河斷裂帶、安寧河斷裂帶，李明久斷裂、綠汁江斷裂密度差異更小。由此可見，普渡河、小江斷裂帶以西地殼密度較為完整，以東則密度結(jié)構(gòu)較為破碎；密度異常體與斷裂帶密切相關(guān)，其中普渡河、小江斷裂帶比其西部的李明久斷裂、綠汁江斷裂、安寧河斷裂引起的密度異常更顯著。

舍塊—湯丹—會澤剖面較短，僅穿過小江斷裂帶，該斷裂帶分為相互平行的3段次級斷裂。從剩余密度相關(guān)成像可見（圖5），小江斷裂帶東西部密度差異以東川區(qū)為界，分界明顯，總體差異也不大。次級斷裂帶內(nèi)部密度明顯低于其西部和東部區(qū)域，呈現(xiàn)成片的負密度異常體。

圖4 攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相關(guān)成像Fig.4 Residual density correlation imaging of Panzhihua-Menggu-Dajing profile.

2.2 地殼分層結(jié)構(gòu)

為對上述3條重力剖面反演地殼密度分層結(jié)構(gòu)，收集了區(qū)域地質(zhì)和深部探測成果（主要為波速）作為反演約束。該區(qū)歷來是地球物理研究的重點區(qū)域，相繼開展了大量遠震走時成像、體波成像等研究。地震層析成像等研究結(jié)果表明（李永華等，2009），南北地震帶地殼厚度具有南薄北厚，東薄西厚的特點，莫霍界面深度40～50km；地殼和上地幔存在顯著的橫向不均與性，板塊邊界清晰（何正勤等，2004）；東南部地區(qū)莫霍界面分層明顯（吳建平，2001）。小江斷裂帶西盤（川滇塊體）的主動向南對曲江-石屏斷裂帶具有長期強烈的作用（聞學澤，2011）。麗江—攀枝花—清鎮(zhèn)人工源深地震測深研究表明，結(jié)晶基底的厚度約2km，淺層低速物質(zhì)一直延伸到地下5～6km（徐濤等，2014）；熊紹柏（1993）在該區(qū)做了者?！惤拭嫒斯さ卣饻y深，結(jié)果顯示，上地殼厚15～17km、中地殼底界深32～38km、地殼厚度40～55km?；谏鲜鲅芯砍晒捎肨alwani（Talwani et al.，1959）選擇法反演方法等構(gòu)建殼幔密度結(jié)構(gòu)，反演結(jié)果見圖6～8。

圖5 舍塊—湯丹—會澤剖面剩余密度相關(guān)成像Fig.5 Residual density correlation imaging of Shekuai-Tangdan-Huize profile.

圖6 會理—魯?shù)椤淹ǖ貧し謱咏Y(jié)構(gòu)（選擇法）Fig.6 Crustal stratification structure of Huili-Ludian-Zhaotong profile（Selection method）.圖中數(shù)值為密度分布，密度單位g／cm3

圖7 攀枝花—蒙姑—大井地殼分層結(jié)構(gòu)（選擇法）Fig.7 Crustal stratification structure of Panzhihua-Menggu-Dajing profile（Selection method）；Digital represents density in g／cm3.

圖8 舍塊—湯丹—會澤地殼分層結(jié)構(gòu)（選擇法）Fig.8 Crustal stratification structure of Shekuai-Tangdan-Huize profile（Selection method）；Digital represents density in g／cm3.

會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭娴貧し謱咏Y(jié)構(gòu)（圖6）顯示，上地殼底面埋深：平均18km，范圍是15.1～20km，淺層密度分布2.39～2.58g／cm3；深部為2.68～2.72g／cm3；中地殼底面埋深：平均32km，范圍是29～34.5km，密度為2.85～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均49km，范圍是42～ 50km，起伏不大，密度為3.30g／cm3，在安寧河以西莫霍面稍有隆起，在小江斷裂帶略凹陷，其他位置起伏不大，莫霍深度與3維反演結(jié)果（陳石，2014）基本一致。地殼淺層的安寧河斷裂帶以西的會理附近，存在局部高密度（2.58g／cm3），推測為超基性巖的出露引起；在巧家附近的小江斷裂帶附近存在局部低密度（2.39g／cm3），在魯?shù)楦浇恼淹?魯?shù)閿嗔汛嬖诰植康兔芏龋?.41g／cm3）。小江斷裂帶附近，地殼密度低于其兩側(cè)，中下地殼橫向密度變化以其為界，西部略大，東部偏小?？傮w而言，地殼密度存在橫向分布不均勻，其地殼淺層橫向差異更明顯，橫向差異主要集中在上地殼，中下地殼存在差異，但差異不大。在魯?shù)榈卣鹚诘陌熔?小河斷裂帶與昭通-魯?shù)閿嗔呀粫帲谏喜康貧ご嬖诰植康兔芏润w外，中下地殼未見明顯橫向密度變化。

攀枝花—蒙姑—大井地殼分層結(jié)構(gòu)（圖7）顯示，上地殼底面埋深：平均18km，范圍是15.8～20km，淺層密度變化范圍為2.39～2.47g／cm3，深部為2.68～2.72g／cm3；中地殼底面埋深：平均33km，范圍是30.5～36.5km，密度變化范圍為2.85～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均47km，范圍是40～50km，起伏較大，密度為3.3g／cm3。地殼淺層密度橫向分布較為復雜，在攀枝花附近出現(xiàn)局部高密度體（2.61g／cm3），在東川附近的小江斷裂帶出現(xiàn)低密度體（2.39g／cm3），其他位置密度差異不大，但高低密度交迭。中下地殼也顯示，小江斷裂帶西部密度略高于東部區(qū)域。在攀枝花附近地殼構(gòu)造運動劇烈，上地慢頂部存在一高密度附加層，厚3～4km，為幔源物質(zhì)侵入造成。莫霍面南淺北深、西深東淺，“攀西裂谷”均衡上隆?！芭饰髁压取眳^(qū)地幔隆起可能對該區(qū)地質(zhì)形成起重要作用，可能反映垂向上浮推擠與水平向伸展流變作用。

舍塊—湯丹—會澤地殼分層結(jié)構(gòu)（圖8）顯示，上地殼底面埋深：平均14km，范圍是12.2～16km，淺層密度變化范圍為2.37～2.47g／cm3，深部變化范圍為2.66～2.73g／cm3；中地殼底面埋深：平均29.5km，范圍是27～31.5km，密度變化范圍為2.83～2.87g／cm3；莫霍面埋深：平均41km，范圍是38～43km，起伏不大，在小江斷裂帶區(qū)域略向下彎曲，密度2.93～2.94g／cm3。橫向密度差異主要出現(xiàn)在小江斷裂帶附近，該處密度在中上地殼位置均低于其兩側(cè)。

3 討論與結(jié)論

魯?shù)榈卣鹚诘陌熔?小河斷裂是小江斷裂帶（系）的次級斷裂，該區(qū)域是晚第四紀以來構(gòu)造活動十分強烈的地區(qū)，其歷史地震強度大，頻度高，是地震研究關(guān)注的熱點區(qū)域之一。文中依據(jù)上述3條穿越小江斷裂帶中北段和魯?shù)檎鹪磪^(qū)的重力剖面研究，主要從該區(qū)域深淺構(gòu)造特征和孕震構(gòu)造環(huán)境的角度開展分析，并對小江斷裂帶和包谷垴-小河斷裂的孕震特征進行對比。

3.1 分段差異性

上述3條剖面穿越小江斷裂帶中北段不同部位，并具有不同的特征：巧家附近寬度較窄，鮮水河-小江斷裂系在此處轉(zhuǎn)折；蒙姑附近呈NNW向線性展布；湯丹附近結(jié)構(gòu)較復雜，呈紡錘狀展布（何宏林等，2008；圖1）。從布格異常來看（表1），小江斷裂帶東西兩側(cè)布格異常變化幅差自北向南分別為81、73和26×10-5ms-2，反映自北向南小江斷裂帶兩側(cè)地殼差異在逐漸減小，物質(zhì)分布趨于一致。

對比3條剖面的剩余密度相關(guān)成像結(jié)果，可見小江斷裂帶內(nèi)部均存在不同程度的質(zhì)量虧損，自北向南其所在位置負的密度體范圍逐漸擴大，呈向南逐漸發(fā)散的特征。因此，認為小江斷裂帶表現(xiàn)為走滑、拉張運動特征，向南逐漸擴大，與該區(qū)GPS速度場反映的地殼運動特征一致。

剩余密度相關(guān)成像結(jié)果與地殼分層結(jié)構(gòu)（圖6～8）具有一定相似性，在小江斷裂帶等主要斷裂位置均有質(zhì)量虧損或低密度物質(zhì)，重力反演存在不適定性問題，其2類方法的對比可知，該反演結(jié)果是可靠的。從圖中可見，自北向南基底深度逐漸增加；小江斷裂帶自上而下，密度稍低于其兩側(cè)，且莫霍面深度也低于其兩側(cè)，自北向南最深位置從50km抬升至41km。而小江斷裂帶兩側(cè)物質(zhì)密度差異不大，推測川滇塊體東側(cè)的華南塊體自北向南阻擋作用逐漸減弱，使青藏高原東緣物質(zhì)呈發(fā)散狀向南部遷移，在地殼均衡作用下，莫霍面逐漸抬升。邊界帶東部阻擋作用減弱和均衡作用下的莫霍面抬升共同作用導致了該區(qū)又表現(xiàn)為拉張?zhí)卣?，使小江斷裂中段形成多條NE和NNE向斷裂，呈梭形、菱形和條形斷塊的復雜網(wǎng)狀斷裂帶。

表1 小江斷裂帶兩側(cè)布格重力異常值比較Table 1 Comparison of Bouguer gravity anomaly values between the two sides of Xiaojiang Fault zone

3.2 跨斷裂帶（EW向）差異性

對比3條剖面的布格重力異常，在小江斷裂帶附近均呈“鞍”形分布。從表1可見，其局部低值均在小江斷裂帶附近，在小江斷裂帶兩側(cè)則逐漸增加，金沙江也正好從此處穿過，河流沖蝕、剝蝕也起到一定作用，但作用有限，更多的應該還是構(gòu)造引起，說明了小江斷裂帶在區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造中的地位：川滇塊體與華南塊體的分界線。

小江斷裂帶兩側(cè)的川滇塊體與華南塊體差異性較明顯。會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭骘@示，以小江斷裂帶為界，兩側(cè)布格重力變化趨勢特征迥異，西側(cè)布格重力值階梯式遞減，變化梯度達到0.8×10-5ms-2／km，曲線較平滑；東側(cè)緩慢遞增，變化梯度為0.3×10-5ms-2／km，變化曲線存在局部“抖動”現(xiàn)象。表明普渡河、小江斷裂帶東側(cè)區(qū)域物質(zhì)密度分布較為破碎。剩余密度相關(guān)成像也顯示同樣的特征，安寧河、普渡河、小江和昭通-魯?shù)閿嗔阉谖恢镁憩F(xiàn)為負密度異常體。攀枝花—蒙姑—大井剖面剩余密度相關(guān)成像（圖4）和地殼分層結(jié)構(gòu)（圖7）在小江斷裂帶東側(cè)顯示較多的正負密度異常體交迭現(xiàn)象，也反映了小江斷裂帶東部為“脆”性，反映該區(qū)地殼活動較為劇烈，導致地殼結(jié)構(gòu)破碎，引起密度復雜變化。舍塊—湯丹—會澤剖面較短，更多地反映小江斷裂帶內(nèi)部信息，在此處特征不明顯。

3.3 魯?shù)檎饏^(qū)地殼結(jié)構(gòu)

魯?shù)榈卣鹚诘陌熔?小河斷裂與會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭嬖隰數(shù)楦浇粫?，從布格異常圖（圖2b）可見，其處在布格異常由平緩轉(zhuǎn)向上升的轉(zhuǎn)折位置，斷裂兩盤存在密度差異。從地殼分層結(jié)構(gòu)（圖6）可見，密度差異限于中上地殼；包谷垴-小河斷裂兩側(cè)重力變化梯度達到0.15～0.2×10-5ms-2／km，明顯小于小江斷裂帶區(qū)域（0.3～0.8×10-5ms-2／km），因此，包谷垴-小河斷裂誘發(fā)地震能力低于小江斷裂帶。

會理—魯?shù)椤淹ㄆ拭婧团手ā晒谩缶拭嫠趨^(qū)域是小江斷裂帶及其次級斷裂出現(xiàn)向南拐曲位置，是應變?nèi)菀桌鄯e區(qū)域，在舍塊—湯丹—會澤剖面位置，小江斷裂帶已分為3條次級斷裂構(gòu)成的復雜網(wǎng)狀斷裂結(jié)構(gòu)，應變相比其北部不易積累。1999—2007年的GPS速度場顯示，小江斷裂帶北段應變積累明顯高于斷裂帶其他部分，處于相對閉鎖狀態(tài)（魏文薪，2012）。因此，小江斷裂帶北段地震危險性較大，考慮到其東側(cè)地殼結(jié)構(gòu)更為破碎，如若發(fā)生地震，震中位于小江斷裂帶東側(cè)區(qū)域的幾率更大。

致謝 石磊博士在剩余密度相關(guān)成像方面提供了幫助，郭良輝提供了剩余密度相關(guān)成像軟件系統(tǒng)及云南省地震局在野外觀測時提供了幫助，在此一并致謝。

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CRUSTAL DENSITY STRUCTURE OF YUNNAN LUDIAN MS6.5 EARTHQUAKE AREA

YANG Guang-liang1，2，3）SHEN Chong-yang2，3）TAN Hong-bo2，3）WANG Jia-pei2，3）WU Gui-ju2，3）

1）Key Laboratory of Computational Geodynam ics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China
2）Key Laboratory of Earthquake Geodesy，Institute of Seismology，CEA，Wuhan 430071，China
3）Wuhan Base of Institute of Crustal Dynamics，China Earthquake Adm inistration，Wuhan 430071，China

In this paper，based on three gravity profiles in Yunnan Ludian MS6.5 earthquake and adjacent area，we obtained Bouguer gravity anomaly，residual density correlation image and crustal stratification structure along the profiles.The study shows a saddle-shaped distribution of Bouguer gravity anomalies along the Huili-Ludian-Zhaotong，Panzhihua-Menggu-Dajing and Shekuai-Tangdan-Huize profile，with the values ranging-278～-197×10～5ms-2，-273～-200×10～5ms-2，-280～-254×10～5ms-2，respectively；the local low values locate in the Xiaojiang fault zone，the amplitude difference decreases gradually from the north to the south；the density in the Xiaojiang fault zone is lower than that of the sides，the low density zone extends to the m iddle and lower crust，and the material density in the east is lower than that in the west；positive and negative density anomalies overlap，indicating a poor stability of the lower crust.The Ludian earthquake occurred in this region.Layered crustal structure shows the undulation of Moho surface，with uplift beneath the Xiaojiang fault zone as the center and change of the maximum depth of Moho from 50km up to 41km from north to south.This reflects the position of Xiaojiang Fault in the regional geological structure as block boundary of Sichuan-Yunnan block and South China block.

Ludian earthquake，gravity profile，Bouguer anomaly，crustal structure

P315.72+6

A

0253-4967（2014）04-1145-12

楊光亮，男，1980年生，中國科學院大學博士后、湖北省地震局副研究員，主要從事重力與地球動力學研究，E-mail：vforyang＠gmail.com。

10.3969／j.issn.0253-4967.2014.04.017

2014-11-02收稿，2014-12-01改回。

國家自然科學基金（41204014，41274141）、國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展規(guī)劃計劃（2013CB733304）、中國地震局行業(yè)重大專項（201308011）和中國地震局“云南魯?shù)?.5級地震專題研究”項目共同資助。

*通訊作者：申重陽，研究員，主要從事重力與地球動力學研究，E-mail：scy907＠163.com。