三峽地區(qū)殼幔深部界面重力反演

汪 健 申重陽 李 輝 孫少安 邢樂林

（中國武漢430071中國地震局地震研究所地震大地測量重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室）

引言

重力界面的反演研究是地球物理反演的重要組成部分，對了解和認(rèn)識區(qū)域深部地質(zhì)構(gòu)造、地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)、地震孕育環(huán)境等方面具有十分重要的意義.重力界面反演方法具有橫向分辨率較高（于鵬等，2006）及適合大尺度區(qū)域的優(yōu)點(diǎn)，并可利用多學(xué)科資料約束或聯(lián)合反演，以達(dá)到各種資料的綜合運(yùn)用和獲得較為合理的結(jié)果.

長江三峽地區(qū)是我國特大水利樞紐工程三峽大壩所在區(qū)域，該區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)和地殼穩(wěn)定性研究一直為人們所關(guān)注（袁登維，1996；孫少安等，2002，2006；申重陽等，2004）.王石任等（1992）利用1∶50萬布格重力異常數(shù)據(jù)和人工測深資料對三峽地區(qū)的地殼分層結(jié)構(gòu)進(jìn)行了反演研究.本文在王石任等（1992）研究基礎(chǔ)上，補(bǔ)充1∶20萬布格重力資料和新的地震深部探測結(jié)果，進(jìn)行更深入精細(xì)研究，并探索深部殼幔結(jié)構(gòu)與區(qū)域地震活動的關(guān)系.

本文研究的基本思路是：利用三峽地區(qū)1∶20萬和1∶50萬拼接后的布格重力異常，采用Parker-Oldenburg位場迭代反演方法（馮銳等，1986；王石任等，1992），借助該地區(qū)已有重力剖面測深和層析成像結(jié)果作為控制，對三峽地區(qū)（29°20′—32°20′N，109°30′—112°30′E）的殼幔深部界面（上、中、下地殼分界面）進(jìn)行研究，并結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造背景和地震活動對反演結(jié)果進(jìn)行分析與討論.

1 反演方法與原理

1.1 Parker-Oldenburg位場迭代法基本原理

Parker算法正演重力異常計(jì)算公式為（Parker，1972）

式中，F(xiàn)為傅氏變換算子；r0為觀測點(diǎn)的空間坐標(biāo)矢量；ρ（r）為物質(zhì)層的二維密度分布；k為波數(shù)值.

把式（1）級數(shù)展開后提出第一項(xiàng)，化為迭代形式（Oldenburg，1974）如下：

將兩式交替使用，可以進(jìn)行單個密度界面的快速反演迭代計(jì)算.

整個反演計(jì)算包括兩重迭代過程：在第一重循環(huán)時要逐次平移反演層的下界面，正演新模型的重力貢獻(xiàn)；在第二重循環(huán)時將式（2）對h（r）的直接計(jì)算改為反演上界面的修正量Δh（r）.下界面平移量Hkm可由上界面的平均值求得，如果記Δgkcal為按第k次模型正演計(jì)算的重力異常，那么它與觀測布格重力異常Δgobs之差便對應(yīng)著模型的改正量，即

式中，上角標(biāo)k，k－1為迭代次數(shù)序號，首次迭代以重力異常觀測值相對于均值的差值賦給模型的第一次改正量.

1.2 反演過程中的正則化

由于重力反演迭代公式（2）中含有向下延拓因子ekz0，會使得重力異常中高頻成分影響大大增強(qiáng)而影響迭代的穩(wěn)定性，為此引入正則化因子壓制下延中的振蕩.在式（2）右端第一項(xiàng)乘以正則化因子

這樣式（2）變?yōu)?/p>

正則化因子的引入最終效果相當(dāng)于低通濾波器，在反演過程中高頻成分被不同程度地濾掉，在保證反演收斂的同時，也將影響反演結(jié)果的精度，因此需要合理調(diào)整正則化參數(shù)α，使其既保障反演過程收斂，又使反演結(jié)果滿足一定的精度.

1.3 反演過程中的加權(quán)交替迭代

由式（5）出發(fā)，對界面改正量進(jìn)行迭代反演并參照式（3），有

設(shè)ρh＝w，則

由于密度ρ和界面深度h對重力譜影響量不同，迭代反演中得到的改正量Δw須在Δρ和Δh上進(jìn)行分配，相應(yīng)權(quán)因子通過實(shí)算確定.區(qū)分密度和界面變化對重力異常的影響，長期以來是重力反演中的難點(diǎn).馮銳等（1986）研究表明，密度和界面對重力場的不同影響在重力譜上有所表現(xiàn)，以高頻成分為主，屬于2階效應(yīng).密度變化對重力譜的影響在高頻部分更?。ㄗ钚榻缑嬗绊懼耄?，低頻部分兩者效應(yīng)相等.

本文采用加權(quán)交替迭代的辦法來處理密度與界面對重力譜不同影響的問題.首次迭代對界面進(jìn)行修正，計(jì)算界面的改正量Δh；第二次迭代在界面修正的基礎(chǔ)上，正演計(jì)算新模型引起的重力異常量g（hi，ρnew），通過式（3）得到模型改正量，根據(jù)模型改正量迭代反演計(jì)算改正值Δw.此次迭代對密度進(jìn)行修正，得到密度改正值Δρ，依此類推直到滿足反演精度要求或迭代次數(shù)達(dá)到上限為止，對應(yīng)的流程圖如圖1所示.

1.4 多層密度界面的反演

多層密度界面的反演，建立在單密度界面反演基礎(chǔ)上.由單層密度界面反演到多層密度界面反演的實(shí)現(xiàn)，核心問題便是重力異常分離的問題（郭良輝等，2008）.目前重力異常分離方法眾多，常用的有平均場法（曾華霖，2005）、匹配濾波法（管志寧，2005）、切割法（徐世浙等，2006）、小波分析法（楊文采等，2001）等.

本文借助于位場的可疊加性，采用自下而上剝皮法逐次計(jì)算地殼各界面的起伏.剝皮法的核心思想是將多層結(jié)構(gòu)化成多個單層的疊加，而每個單層又可分解為平板層和相對起伏層，各個單層引起的重力異常疊加在一起構(gòu)成實(shí)測重力異常.反演計(jì)算時，首先從莫霍面起，通過設(shè)置參考深度H，調(diào)整正則化參數(shù)α，使反演結(jié)果與人工地震測深或?qū)游龀上窠Y(jié)果最為吻合，即認(rèn)定此為莫霍面引起的重力異常；然后從重力異常中扣除該界面的重力效應(yīng)，繼而反演上一層界面.以此類推，由此可得到地殼各主要界面的整體展布情況（朱思林等，1994）.

圖1 加權(quán)交替迭代反演流程圖Fig.1 Flow chart of weighted alternating iterative inversion

評價分層效果的好壞，主要取決于由結(jié)果模型計(jì)算出的理論異常與觀測異常的擬合程度和實(shí)際地質(zhì)構(gòu)造體的符合程度.由于地震測深結(jié)果的精度和分辨率較好，且地震波速與密度具有一定物理關(guān)系，重力反演結(jié)果與地震測深結(jié)果的符合程度可近似等效于其與實(shí)際地質(zhì)構(gòu)造體的符合程度.

2 資料處理和計(jì)算

2.1 資料準(zhǔn)備

三峽地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造研究已積累了大量資料.例如，長江三峽工程壩區(qū)及外圍深部構(gòu)造特征研究（陳學(xué)波，1994），長江三峽地區(qū)壩區(qū)及外圍地殼穩(wěn)定性研究（袁登維，1996），鄂西三峽區(qū)域重力場特征及其地震構(gòu)造意義（李安然等，1987），三峽地區(qū)P波速度層析成像研究（廖武林等，2007）等.這些資料對本次反演研究提供了良好的理論基礎(chǔ)和數(shù)據(jù)支持.

三峽地區(qū)重力反演研究的準(zhǔn)備資料主要由兩部分組成：重力觀測資料和約束資料.重力觀測資料包含三峽地區(qū)（29°20′—32°20′N，109°30′—112°30′E）1∶50萬布格重力異常圖（朱思林等，1990）和三峽壩區(qū)（30°40′—31°20′N，110°—112°E）1∶20萬布格重力異常圖①湖北省地質(zhì)調(diào)查院，巴東幅（2001），宜昌幅（2000）.兩部分；約束資料主要包括以往對三峽地區(qū)進(jìn)行的部分人工地震測深和層析成像結(jié)果（Zou et al，2011）.由于人工地震測深與地震層析成像結(jié)果相比重力反演結(jié)果精度較高，本文選取了本區(qū)域內(nèi)人工地震測深和層析成像結(jié)果為重力反演結(jié)果提供約束條件.其中各剖面位置如圖2所示.反演中加入約束能在很大程度上改善解的非唯一性，為此應(yīng)盡量利用先驗(yàn)信息確定某些點(diǎn)的界面深度，利用這些已知深度作為約束進(jìn)行迭代.根據(jù)地震測深結(jié)果，本文采用以往研究獲得的該地區(qū)地殼平均波速分層結(jié)構(gòu)模型（王石任等，1992）.

圖2 三峽地區(qū)完全布格重力異常圖及人工地震測深剖面位置圖（a）三峽地區(qū)1∶50萬布格重力異常圖；（b）拼接后三峽地區(qū)布格重力異常圖① 奉節(jié)—觀音垱測深剖面；② 漁陽關(guān)—古夫測深剖面；③ 麥倉口—五峰測深剖面；④ 南潭河—袁碼頭測深剖面；⑤ 層析成像剖面Fig.2 Complete Bouguer gravity anomalies and five deep seismic sounding profiles（a）Map of Bouguer gravity anomaly in Three Gorges area（1∶500000）；（b）Spliced map of Bouguer gravity anomaly in Three Gorges area Deep seismic sounding profiles：① Fengjie－－Guanyindang；② Yuyangguan－－Gufu；③ Maicangkou－－Wufeng；④ Nantanhe－－Yuanmatou；⑤ Tomography profile

利用適合該區(qū)域的縱波波速v與介質(zhì)密度ρ的轉(zhuǎn)換經(jīng)驗(yàn)公式（8）（馮銳等，1986），可將地震縱波波速v轉(zhuǎn)換為介質(zhì)的密度值ρ，各密度界面的參考深度可參照地殼分層模型選取，沿剖面的測深結(jié)果可作為調(diào)整α值的依據(jù).

反演過程中，層間密度差與界面修正量之間呈負(fù)相關(guān)，合理的ρ-v轉(zhuǎn)換公式求得的密度值ρ對反演結(jié)果有重要影響.相比于密度對反演結(jié)果的影響，參考深度H對反演結(jié)果的影響更大，因此盡量利用以往地震測深結(jié)果等先驗(yàn)信息，確定合理的地殼分層模型和ρ－v轉(zhuǎn)換公式對提高反演結(jié)果的可靠性極為重要.

2.2 資料處理及計(jì)算

為了壓制邊界效應(yīng)，往往對原始數(shù)據(jù)采用對稱沿拓和插值沿拓相結(jié)合的方法將研究區(qū)重力異常圖向四周擴(kuò)展，使之形成一個較大區(qū)域，反演計(jì)算在該區(qū)域上進(jìn)行，這些沿拓方法實(shí)際上是不得已人為制造了一些較合理的數(shù)據(jù)作為區(qū)域背景進(jìn)行反演.對于三峽地區(qū)內(nèi)部，由于三峽地區(qū)1∶50萬布格重力異常圖與三峽壩區(qū)1∶20萬布格重力異常圖精度不同，所以存在圖幅如何拼接的問題；對于三峽地區(qū)外部，由于缺少三峽地區(qū)以外的重力觀測資料，我們?nèi)圆坏貌徊捎脤ΨQ沿拓和插值沿拓相結(jié)合的方法來降低邊界效應(yīng)的影響.

在處理不同比例尺圖幅拼接問題時，從本文的計(jì)算目的出發(fā)，首先對兩幅重力異常圖均采用1.43′×1.43′尺度進(jìn)行網(wǎng)格化，各網(wǎng)格點(diǎn)處的重力異常值由內(nèi)插所得.三峽壩區(qū)范圍內(nèi)重力異常值采用精度更高的1∶20萬布格重力異常圖值，三峽壩區(qū)以外線性插值10列數(shù)據(jù)，將這些數(shù)據(jù)替代三峽地區(qū)重力異常圖中相應(yīng)區(qū)域的重力異常值，其它區(qū)域采用1∶50萬布格重力異常值圖值，最終得到了合理的拼接圖，如圖2b所示.對比原有1∶50萬布格重力異常圖（圖2a）可知，兩幅圖件拼接位置重力異常等值線連接較好，沒有出現(xiàn)較大的突跳，拼接后的圖件與原始圖件在相關(guān)區(qū)域形態(tài)一致，它同時包含了地殼深部和淺部的重力異常分量.

3 反演結(jié)果及地殼界面特征

3.1 反演收斂情況及精度

在上述基礎(chǔ)上，本文對三峽地區(qū)下、中、上地殼的3個分界面（B1，B2和B3）進(jìn)行了反演計(jì)算.計(jì)算過程中規(guī)定迭代次數(shù)上限為15，各界面反演過程中的收斂情況如圖3所示.其中縱坐標(biāo)表示前后兩次迭代反演過程中界面改進(jìn)量中誤差.

由圖3可見各界面收斂速度較快，其中莫霍面B1的收斂速度最快，中地殼界面B2和上地殼界面B3的收斂速度次之，表明隨著反演深度的減小，迭代收斂會越來越慢.

圖3 反演收斂曲線（縱坐標(biāo)表示界面改進(jìn)量中誤差）Fig.3 Convergence curves of inversion layer by layer from bottom to top

正則化參數(shù)α的最終選取依賴于重力反演結(jié)果與人工地震測深、層析成像結(jié)果的比較.考慮到結(jié)果間因測算方式不同而帶來分辨率上的差異，且本身都存在誤差，本文選定當(dāng)兩者間差值的均方根小于2.0km時，視反演結(jié)果達(dá)到了有限精度的要求.圖4顯示了界面模型與奉節(jié)—觀音垱剖面測深結(jié)果的對比情況.其中B1面差值的均方根是1.301km，B2面為1.578km，B3面為1.807 km.隨著反演深度的變淺，界面差值的均方根越來越大.產(chǎn)生此現(xiàn)象的原因可能是：由于反演中引入了正則化方法來保證收斂，一部分高頻信號被濾掉，且隨著自下而上逐層反演的進(jìn)行，高頻信號被濾掉累積量增多，這些高頻信號除了包含外界噪聲干擾信息外還包括了一部分淺層地質(zhì)體信息，致使淺層界面反演結(jié)果偏差較大.

圖4 奉節(jié)—觀音垱剖面測深結(jié)果與重力反演結(jié)果對比圖Fig.4 Comparison between the crustal interfaces obtained by inverse result and the deep seismic sounding results along the Fengjie－－Guanyindang profile

反演結(jié)果的可靠性是反演方法的“生命”，其重要指標(biāo)之一就是模型計(jì)算出的理論異常與觀測異常的擬合程度.圖5給出了反演各界面模型后重力異常殘差的分布情況.由該圖可知，隨著自下而上反演的進(jìn)行，重力異常的殘差不斷減小，直至最上層B1面反演完成后，大部分地區(qū)重力異常殘差值為（－10—0）×10－5m／s2，反演模型的重力異常正演值與實(shí)測值較為吻合，反演結(jié)果準(zhǔn)確可靠.

圖5 重力殘差分布圖（a）反演B1面后重力異常殘差值；（b）反演B2面后重力異常殘差值；（c）反演B3面后重力異常殘差值Fig.5 Map of gravity anomaly residuals（a）Gravity anomaly residuals after inversing Moho interface；（b）Gravity anomaly residuals after inversing bottom interface of middle crust；（c）Gravity anomaly residuals after inversing bottom interface of upper crust

重力反演結(jié)果依賴于式（6）中Δρ，α及z0等參數(shù)的選取，這導(dǎo)致了反演解非唯一性問題.通過對上述參數(shù)予以約束可使非唯一性問題得到較好的抑制，高精度的人工地震測深結(jié)果為此提供了約束資料.約束資料的引入減小了影響參數(shù)的值域，使得反演結(jié)果最大程度地趨向于唯一.

3.2 B1面分布特征

B1面為莫霍面，它反映了三峽地區(qū)的地殼厚度分布特征.由圖6a可見，B1面深度由東向西從33km逐漸增至43km，這與人工地震測深結(jié)果（陳學(xué)波，1994）相一致.B1面整體形態(tài)變化特征表現(xiàn)出中波長界面起伏為主，短波長界面起伏為輔的基本特征.在111°E附近，36—39km等深線束構(gòu)成一條走向NNE的莫霍面B1深度變異帶，其位置對應(yīng)于中國東部重力梯級帶.在該帶以東的江漢洞庭盆地，B1面起伏平緩，深度33—36km；該帶以西的鄂西山區(qū)，深度38—43km.三峽地區(qū)B1面存在多處明顯的起伏，形成相對的“幔隆”和“幔陷”，如巴東、鶴峰等地存在大于40km的“幔陷”；石首、公安附近存在34km左右的“幔隆”；神農(nóng)架附近出現(xiàn)深度小于39km的相對“幔隆”，此處是三峽地區(qū)最高地形區(qū)，海拔在3km以上，若滿足局部補(bǔ)償，則該部位應(yīng)是莫霍面埋深最大的地方，然而從重力反演結(jié)果來看，該處莫霍面卻比海拔2km的巴東地區(qū)淺，該局部幔隆的存在，表明此處地殼處于非均衡狀態(tài).區(qū)內(nèi)111°E南段，等深線相對密集，深度變化梯度較大；而北段等深線相對發(fā)散，在鎮(zhèn)坪—神農(nóng)架—保康一帶，等深線束向NNW向偏轉(zhuǎn)，而南漳—宜城一帶等深線卻向NE向扭曲.

圖6 B1面（a）和B2面（b）深度分布（圖中等值線單位：km）Fig.6 Depth distribution of the interfaces B1（a）and B2（b）in Three Gorges region

3.3 B2面分布特征

B2面是中地殼底面，三峽地區(qū)的B2面形態(tài)分布如圖6b所示.B2面變化平緩，多處出現(xiàn)局部隆起和下陷，深度21—28km，與人工地震測深結(jié)果21—29km（陳學(xué)波，1994）較為接近，界面總體形態(tài)特征與王石任等（1992）反演結(jié)果相一致.三峽地區(qū)B2面總體仍呈現(xiàn)出東淺西深的特征，沿111°E方向，等深線走向近SN向，并出現(xiàn)一個界面總體深度由24km向26km過渡的平緩斜坡.其東面界面起伏較平坦，西面界面局部起伏明顯.大致沿32°N方向，等深線主體形態(tài)呈近EW向展布，自北向南界面深度由23km增至25km以上，這表明該處可能存在一條走向近EW的界面深度變異帶.圖6b還顯示了保康—遠(yuǎn)安一帶處于23—25km的NNW向界面下陷區(qū)，秭歸盆地、鶴峰處于界面下陷區(qū).

3.4 B3面分布特征

B3面是上地殼界面，三峽地區(qū)B3界面的起伏變化情況如圖7所示.由圖7可知，三峽地區(qū)B3面深度為8—16km，在111°E附近等深線走向仍為近SN向.其東部界面變化較西部平緩，西部界面變化復(fù)雜，出現(xiàn)一系列局部下陷和隆起：北部的鎮(zhèn)坪—房縣—襄樊一帶，存在近EW向下陷區(qū)，與B2面起伏相比，保康—遠(yuǎn)安一帶的NNW向等深線形態(tài)更為明顯；在宜昌以西、以東分別存在一個界面隆起區(qū)，而宜昌以北卻存在一個界面深度大于13km的下陷區(qū)；宜昌以東的王店、宜都附近出現(xiàn)凹陷區(qū)，凹陷中心深度為12—13km，揭示出江漢盆地西部基底層構(gòu)造情況；在神農(nóng)架以北存在一深度小于14km的界面隆起區(qū).

圖7 B3面深度分布（圖中等值線單位：km）Fig.7 Depth distribution of the interface B3in Three Gorges region

綜合三峽地區(qū)B1，B2和B3面的界面變化情況可見，本區(qū)上地殼總體呈現(xiàn)出由東向西厚度增加的趨勢，但總體變化較小，東部厚約12km，西部厚約13km，巴東、秭歸等局部地區(qū)達(dá)到了15km；中地殼厚度盡管有些局部變化，但總體變化不大，普遍厚約12km，三斗坪地區(qū)厚度為9km，為中地殼最薄處；下地殼厚度變化明顯，東部厚度一般為10km左右，西部最大厚度達(dá)15km以上.顯然，本區(qū)地殼厚度呈現(xiàn)東部薄、西部厚的變化，主要貢獻(xiàn)為下地殼，上地殼次之.

4 深部構(gòu)造與地震活動的關(guān)系

本區(qū)斷裂發(fā)育的主要構(gòu)造帶有：鄂西北構(gòu)造帶、鄂西南褶皺帶及鄂中地塊（李安然等，1987）.本區(qū)的地震活動主要分布在鄂西北構(gòu)造帶和鄂中地塊.其中鄂西北構(gòu)造帶的構(gòu)造線主要呈WNW向，這與B2，B3面上沿北緯32°附近呈EW走向的深度變異帶基本對應(yīng)；鄂西南褶皺帶由一系列NE轉(zhuǎn)ENE向復(fù)式褶皺和同向斷裂組成，它與B2，B3面相應(yīng)處等深線的走向相一致，該處界面的起伏可能與其復(fù)式褶皺和斷裂的形成有關(guān)；鄂中地塊的斷裂走向?yàn)镹W轉(zhuǎn)NNW，這也與B2，B3面上的等深線走向相吻合，這說明本區(qū)主要構(gòu)造帶與深部界面的展布有著一定的聯(lián)系.

圖8a為三峽地區(qū)31°N處EW向垂向剖面圖.它穿越了本地區(qū)黃陵背斜、秭歸盆地、當(dāng)陽盆地等幾大構(gòu)造區(qū)域，揭示了這些區(qū)域的深部界面結(jié)構(gòu)特征.由圖8a可知，從奉節(jié)—秭歸一帶的B1面是整個剖面埋藏最深的地方，形成相對的“幔陷”，最深處達(dá)43km，從秭歸往東莫霍面深度減小，變化也較?。籅2面有一定中短波長的起伏，在秭歸—巴東同樣存在“凹陷區(qū)”，深度約為27km，秭歸以東界面深度在23—24km之間；B3面在奉節(jié)—巴東同樣出現(xiàn)“凹陷區(qū)”，其東以短波長起伏為主，此區(qū)域內(nèi)最大埋深15km，最小埋深10km，秭歸—巴東一帶，界面起伏變化不大，均值為14km左右，多數(shù)地震發(fā)生于此，在遠(yuǎn)安斷裂帶附近界面由深變淺，此區(qū)域地震構(gòu)造活動較活躍，表明此區(qū)域殼內(nèi)介質(zhì)欠穩(wěn)定.

圖8 三峽地區(qū)垂直剖面圖（a）31°N處EW向垂直剖面及其地震震源分布圖；（b）111°E處NS向垂直剖面及其地震震源分布圖；（c）三峽地區(qū)軸線NE向垂直剖面圖Fig.8 Vertical profiles of Three Gorges region（a）EW vertical profile along 31°N and epicentral distribution；（b）NS vertical profile along 111°E and epicentral distribution；（c）NE－－SW vertical profile from （30°38′N，110°22′E）to（31°17′N，112°30′E）

圖8b為三峽地區(qū)111°E處NS向垂向剖面圖.該剖面穿越黃陵背斜核部及其周圍區(qū)域，主要揭示了黃陵背斜的深部結(jié)構(gòu)特征.由該圖可知，整個剖面的B1，B2面變化較平緩，無劇烈局部變化，整體呈現(xiàn)由南向北界面埋深逐漸增加的趨勢，埋深最大最小值相差4km左右，B2面變化最平緩；B3面長陽至霧渡河段變化較明顯，其中三峽大壩壩址三斗坪地處“凹陷區(qū)”，深度為13km左右，為整個界面最深處.

圖8c為三峽地區(qū)軸線（30°38′N，110°22′E）—（31°17′N，112°30′E）處的 NE向垂向剖面圖.該剖面與黃陵背斜核部軸向重合并穿越遠(yuǎn)安斷裂帶、霧渡河斷裂帶及其它構(gòu)造區(qū)域，主要反映了黃陵背斜的深部結(jié)構(gòu)特征.由該圖可知，3個界面的起伏不均，其中B1，B2面變化較平緩，與圖8a相同，由東往西界面深度呈現(xiàn)逐漸增大的趨勢，在秭歸盆地周圍達(dá)到各自深度最大值；B3面存在一些小的局部變化，當(dāng)陽—荊門界面埋深較周圍區(qū)域深1km左右，宜昌和遠(yuǎn)安出現(xiàn)局部界面隆起，遠(yuǎn)安界面深為10km，是整個剖面深度最淺處.

以上3個剖面是三峽地區(qū)最具代表性的區(qū)域，它們穿越了三峽地區(qū)的一些主要構(gòu)造帶，反映了三峽地區(qū)B1，B2，B3面的主要形態(tài)特征.

圖9 三峽地區(qū)1960—2010年MS≥3.0地震震中分布圖Fig.9 Epicentral distribution of MS≥3.0earthquakes in Three Georges region during 1960to 2010

圖8 a，b分別顯示了本區(qū)31°N和111°E處地震震源分布剖面圖，剖面寬度為20km，它記錄了1980年至今剖面范圍內(nèi)MS≥2.0的地震深度分布，此處剖面是跨越三峽地區(qū)的兩條主要震源深度剖面.由圖可知，大部分中小地震發(fā)生在上地殼5—15km范圍內(nèi)，大多數(shù)4級以上地震發(fā)生在12—16km之間.

圖9為三峽地區(qū)1960—2010年MS≥3.0地震震中分布圖.由該圖可知，三峽地區(qū)天然地震主要沿黃陵隆起周緣的一組NNW向斷裂和NNE向斷裂分布.這些斷裂均為基底斷裂，深部規(guī)模較小，且受NW－－NNW向構(gòu)造控制，延長規(guī)模也有限.本區(qū)地震地質(zhì)、地殼形變及震源機(jī)制研究表明，本區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造活動以引張應(yīng)力場為主，斷裂活動也以張性或張扭性活動為主（高士鈞，1992）.因此，本區(qū)的地震活動頻度低且強(qiáng)度弱.

值得注意的是，1979年5月22日秭歸龍會觀MS5.1地震是本地區(qū)震級最大的地震，震中區(qū)一組NE向斷裂為發(fā)震的構(gòu)造部位（韓曉光等，1994）.在重力場上，發(fā)震區(qū)位于中國東部重力異常梯級帶的西緣，同時也是地殼深部界面變異較大的部位.該地區(qū)B1面深度為43km，B2面深度為28km，發(fā)震區(qū)位于深度由淺變深的變化帶上；B3面深度為14km，位于14—16km界面凹陷區(qū)的邊緣，且此處14km等值線呈NE向，與發(fā)震斷裂帶走向一致，表明此處NE向的斷裂帶已深至上地殼底面，此推論由秭歸MS5.1地震震源深度為16km所驗(yàn)證.

對比本區(qū)地震震中分布與上述深部界面起伏可見，一些較大地震大都發(fā)生在由界面隆起向界面凹陷過渡的斜坡處.此類斜坡處大都具有疏密不等的梯度帶，地表對應(yīng)的往往是較大斷裂帶，殼內(nèi)介質(zhì)相對欠穩(wěn)定，從而導(dǎo)致的應(yīng)力差可能是觸發(fā)地震的因素之一.由此推斷，該區(qū)深部界面形態(tài)和地殼物質(zhì)分布對地震活動具有一定的影響.

5 結(jié)論

本文反演結(jié)果與王石任等（1992）所得結(jié)果相比總體形態(tài)特征一致，但在三峽壩區(qū)及其周邊區(qū)域存在一些差異，主要表現(xiàn)為：B1面幔坡帶以西巴東—秭歸B1面埋深有所增加，由39km左右增至42km左右；B2面深度分布范圍擴(kuò)大，由24—27km增至21—28km，此結(jié)果與陳學(xué)波（1994）人工地震測深結(jié)果21—29km更為接近，其差異主要存在于江漢平原及周邊地區(qū)，普遍比王石任等（1992）的結(jié)果淺2km左右；B3面起伏在三峽壩區(qū)更為精細(xì)、復(fù)雜，大壩周邊幾個相對隆起區(qū)域顯示更為明顯.產(chǎn)生這些差異的原因有：由于拼接融合了精度和分辨率更高的三峽壩區(qū)1∶20萬布格重力異常圖的信息，致使研究區(qū)重力異常波譜信息更加豐富，三峽地區(qū)（尤其壩區(qū)）的界面起伏特征得以更為精細(xì)地展布；波譜信息豐富的同時，卻影響了正則化因子的選取，高頻信息被不同程度濾掉，直接影響了整個區(qū)域的反演結(jié)果.

三峽大壩所在地三斗坪地區(qū)B1面，深度為37km，處于一條NNE走向的深度變異帶上；B2和B3面埋深均比周圍區(qū)域深一些，處在凹陷區(qū)內(nèi)，且此處是三峽地區(qū)中地殼厚度最薄處，僅為9km，周邊區(qū)域中地殼厚度為12km.而三斗坪地區(qū)上地殼厚度為13km，卻比周邊地區(qū)普遍深約2km，此結(jié)果可能與黃陵背斜中部存在的較大低密度區(qū)域有關(guān).此處恰好是三峽大壩所在地，低密度區(qū)域的存在加上其周圍包裹巖體致使該區(qū)上地殼厚度增加，相應(yīng)地積壓了中地殼空間，致使中地殼厚度較小.

對比殼幔深部界面總體形態(tài)與地表地質(zhì)構(gòu)造走向，發(fā)現(xiàn)兩者之間呈立交橋式結(jié)構(gòu).特別是鄂西北地區(qū)NNE向異常地幔隆起帶與近EW向秦嶺印支造山帶呈高角度相交，且兩者間的夾角由北往南逐漸減小.

三峽地區(qū)的地震活動與地殼深部構(gòu)造有著密切的聯(lián)系，主要分布在黃陵隆起周緣一組NNW向斷裂（遠(yuǎn)安地塹斷裂帶、仙女山斷裂等）和NNE向斷裂（新華斷裂、?？跀嗔眩?地震多發(fā)生在本區(qū)上地殼內(nèi)，且多為MS2.0—4.0中小地震.一些較大地震發(fā)生在由界面隆起向界面凹陷過渡的斜坡處，主要活動斷裂同時也分布于此，深部作用對區(qū)域構(gòu)造地震活動具有重要影響.

本文層析成像結(jié)果由中國地震局地震研究所廖武林提供，在此予以感謝.同時特別感謝劉鎖旺先生在文章撰寫過程中給予的幫助.

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