川西高原重磁異常特征與構(gòu)造背景分析

高玲舉， 張健*， 董淼

1 中國科學(xué)院計算地球動力學(xué)重點實驗室， 北京 100049 2 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049

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川西高原重磁異常特征與構(gòu)造背景分析

高玲舉1,2， 張健1,2*， 董淼1,2

1 中國科學(xué)院計算地球動力學(xué)重點實驗室， 北京 100049 2 中國科學(xué)院大學(xué)， 北京 100049

川西高原位于青藏高原東緣，是我國大陸地殼構(gòu)造變形及地震活動最強烈的區(qū)域.利用最新重力、航磁資料，通過異常分析和反演計算，研究了該區(qū)鮮水河斷裂、理塘斷裂、金沙江斷裂的重磁異常特征、莫霍面特征、居里面特征，分析得出了這些斷裂的深部地質(zhì)結(jié)構(gòu)與構(gòu)造背景.計算表明：川西高原莫霍面東南淺、西北深，地殼厚度在43～63 km之間.居里面特征表現(xiàn)為條帶狀，深度在17～23 km之間.其中，鮮水河斷裂帶對應(yīng)莫霍面深度梯度帶，居里面為高低起伏圈閉.理塘斷裂帶北段莫霍面局部隆坳相間，南段莫霍面逐漸抬升，居里面呈現(xiàn)由西向東加深的梯度帶.金沙江斷裂帶，居里面形成局部抬升，深部可能存在高溫地?zé)岙惓Ｔ?綜合分析認為，川西高原地殼結(jié)構(gòu)主要特點為：增厚的下地殼，熱-塑性變形的中地殼，脆性變形的上地殼.

川西高原； 川滇菱形塊體； 地殼結(jié)構(gòu)； 重磁反演

1 引言

川西高原地處川滇活動塊體北部，是我國新構(gòu)造運動最活躍、現(xiàn)代地震最密集的地區(qū).川西高原的主體是川西北活動塊體，是川滇菱形塊體的重要組成部分(徐錫偉等，2003；張燕等，2013；喬學(xué)軍等，2004；吳建平等，2006；徐錫偉等，2005).川西北活動塊體內(nèi)部，發(fā)育有一系列近南北向弧形活動斷裂帶.這些活動斷裂帶規(guī)模不等、力學(xué)性質(zhì)不同，對歷史、現(xiàn)今和未來破壞性地震具有明顯的空間限制作用，比如，2014年11月22日的康定地震，就發(fā)生在鮮水河斷裂帶上.

川西高原的地震活動與斷裂帶密切相關(guān)，而斷裂帶的性質(zhì)、規(guī)模、活動方式受深部地質(zhì)結(jié)構(gòu)與構(gòu)造條件控制.前人依據(jù)川滇塊體及鄰近地區(qū)大量觀測數(shù)據(jù)和理論研究(張培震，2008；王椿墉等，2003；王閻昭等，2008；王慶良等，2008；黃金莉等，2001；李飛等，2011；崔仲雄和裴順平，2009；韓渭賓和蔣國芳，2004；程佳等，2009；聞學(xué)澤，2000；羅鈞等，2014；徐朝繁等，2008；丁志峰等，1999；李本亮等，2011；樓海和王椿鏞，2005；周榮軍等，2005；劉援朝等，2010；劉蓓莉，1993；吳建平等，2006；唐文清等，2005)，對該區(qū)構(gòu)造樣式、活動構(gòu)造基本特征、主要斷裂現(xiàn)今活動速率、構(gòu)造變形與應(yīng)變、地殼垂直運動、強震活動分布特征與構(gòu)造背景、震群發(fā)震構(gòu)造及動力來源、震源機制和應(yīng)力場特征、地震破裂特征等開展了大量研究，特別在川滇活動構(gòu)造區(qū)地震層析成像、地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)、Pn波速度結(jié)構(gòu)和各向異性、大地電磁觀測地殼物質(zhì)流、重力異常小波分解研究地殼深部構(gòu)造等方面開展了大量卓有成效研究.

上述研究，依據(jù)地震活動特點和規(guī)律，在塊體邊界、塊體相互關(guān)系、運動學(xué)特征方面等獲得了豐富的認識.但由于塊體內(nèi)部變形較小，地震活性相對較弱，資料缺乏，塊體內(nèi)部深部結(jié)構(gòu)的研究往往被忽視.本文利用最新重磁資料(本文的重力資料來自于加州大學(xué)圣迭戈分校斯克里普斯海洋研究所(http:∥topex.ucsd.edu/)，數(shù)據(jù)精度為1′×1′，重力模型基于V23.1；航磁資料來源于中國國土資源部航空物探遙感中心，數(shù)據(jù)的網(wǎng)度為2 km×2 km)，開展聯(lián)合反演分析，不但研究塊體邊界斷層，而且針對活動塊體內(nèi)部地殼結(jié)構(gòu)，開展計算分析.在重磁反演基礎(chǔ)上，分析川滇菱形塊體內(nèi)部的川西北次級塊體的綜合地質(zhì)、地球物理特征，重點探討地殼結(jié)構(gòu)背景與活動斷裂帶構(gòu)造關(guān)系，以及塊體內(nèi)部地質(zhì)結(jié)構(gòu).

2 新生代構(gòu)造活動特點及地球物理特征

川西高原位于青藏高原東緣，具有獨特的構(gòu)造變形特征.青藏高原東緣自第四紀以來的大規(guī)模水平剪切變形和強烈隆升，導(dǎo)致川西高原地區(qū)被一系列南北向、北西向活動斷裂分割(圖1a).

川西高原地處龍門山、茶坪山、夾金山、貢嘎山、錦屏山以西，平均海撥3000～4000 m(圖1b)，屬青藏高原東延部分.研究區(qū)內(nèi)，各種體系的構(gòu)造和斷裂，互相重合、交接、穿插，并有多期巖漿巖侵入，是我國著名的地震活動區(qū).川西高原內(nèi)的川西北塊體，四周被北西向甘孜—玉樹斷裂帶、鮮水河斷裂帶、北東向麗江—小金河斷裂帶、金沙江斷裂帶和德欽—中甸—大具斷裂等圍限.甘孜—玉樹斷裂帶自青海玉樹向東南至四川甘孜，長約270 km，沿線斷錯地貌顯示強烈左旋走滑運動.鮮水河斷裂帶也是左旋走滑型斷裂，走向N40°W，傾角近直立，略呈向北東凸出的弧形彎曲.起自四川甘孜，與甘孜—玉樹斷裂帶左階羽列，在階列區(qū)形成寬22～35 km的甘孜拉分區(qū)，向南經(jīng)爐霍、道孚，錯斷一系列山脊水系和地質(zhì)體，過康定后沿大渡河谷延伸，全長約400 km，300年來沿該斷裂發(fā)生過4次7級以上強震.近期地震活動十分活躍，如2014年11月22日康定地震(圖1a中紅色五角星標注).麗江—小金河斷裂帶是在中新生代龍門山—錦屏山—玉龍雪山推覆構(gòu)造帶南西段基礎(chǔ)上形成的一條北東向活動斷裂帶，自南西劍川盆地，向北東經(jīng)麗江、木里等地，止于安寧河的冕寧以北，由多條斜列次級斷層組成.北東段左旋拉張、中段左旋走滑、南西段擠壓逆沖.整體走向N45—50°E，傾向北西，傾角60°～80°.以左旋走滑為主，兼有垂(逆)向抬升，北西(上)盤相對東南(下)盤抬升，是逆傾左滑型斷裂.金沙江斷裂帶和德欽—中甸—大具斷裂現(xiàn)今活動性很弱，是一組斷續(xù)、分散、滑動速率較低的右旋走滑斷裂(徐錫偉等，2003；張燕等，2013；喬學(xué)軍等，2004；吳建平等，2006；徐錫偉等，2005).

川西北塊體的內(nèi)部還發(fā)育理塘斷裂、巴塘斷裂、玉農(nóng)希斷裂等次級活動斷裂.其中，理塘斷裂是一條與鮮水河斷裂近于平行的左旋走滑活動斷裂，北西起自金沙江畔，向東南延伸，經(jīng)毛埡壩、理塘、甲洼、德巫，至木里以北消失，全長約385 km.斷裂走向N40—50°W，總體傾向NE，傾角較陡，控制毛埡壩、理塘、甲洼、德巫等盆地的發(fā)展，并使古近紀—第四紀地層普遍遭受褶皺或斷錯作用.理塘盆地以東主要是由3條50～65 km長、具明顯活動性的次級斷層(即理塘斷裂、擦忠斷裂和木拉斷裂)斜列而成.巴塘斷裂是一條右旋走滑活動斷裂，北東起自莫西附近，向南西延伸，經(jīng)巴塘、過金沙江、穿莽嶺、至瀾滄江邊消失，全長約200 km.斷裂走向約N30°E，總體傾向NW，傾角較陡，右旋走滑斜切金沙江構(gòu)造帶，系陸內(nèi)變形作用的產(chǎn)物，生成時間稍晚于金沙江構(gòu)造帶.玉農(nóng)希斷裂是一條與麗江—小金河斷裂帶北東段近于平行的逆傾右滑型斷裂，北東起自鮮水河斷裂上的康定，向東南延伸，至理塘斷裂附近消失.玉農(nóng)希斷裂是貢嘎山第四紀強烈斷塊隆起的西邊界，具有較強的活動性，貢嘎山及其周邊地區(qū)存在整體抬升的趨勢，來自北西側(cè)地殼物質(zhì)向南東方向的運動在貢嘎山地區(qū)受到阻擋，造成玉農(nóng)希斷裂的擠壓及其附近地殼的縮短，引起貢嘎山的隆升(周榮軍等，2005；劉援朝等，2010；劉蓓莉，1993；吳建平等，2006；唐文清等，2005).

上述活動斷裂按運動學(xué)性質(zhì)各不相同，例如，塊體東界的鮮水河斷裂帶為正走滑型斷裂，塊體內(nèi)部的理塘斷裂帶為正傾滑型斷裂，塊體西界的金沙江斷裂帶為逆傾滑型斷裂.不僅運動學(xué)性質(zhì)不同，地球物理場特征也有明顯區(qū)別.

重磁資料表明，布格異?；咎卣魇俏鞅钡?、東南高，多為串珠狀的異常(圖1c).總體上，川西次級塊體造山帶密度相對較低.川西北次級塊體出露的地層幾乎全是三疊系，沉積厚度巨大.大部分地區(qū)缺失侏羅系和白堊系地層，第三系直接覆蓋于三疊系之上，構(gòu)成密度差值達0.31～0.8 g·cm-3的明顯界面.三疊系上統(tǒng)內(nèi)的界面密度差值在0.11 g·cm-3左右.二疊系上統(tǒng)與下統(tǒng)之間界面密度差值為0.13 g·cm-3(劉蓓莉，1993).鮮水河斷裂帶處于密度平穩(wěn)地區(qū)，斷裂帶兩側(cè)密度差異不明顯，沿斷裂帶也沒有強度較高的小局部異常存在，表明沿鮮水河斷裂帶沒有發(fā)生過大規(guī)模的深部巖漿上涌活動.沿金沙江斷裂分布著一系列局部高低密度異常，表明沿斷裂有不同密度的物質(zhì)分布，有深部高密度物質(zhì)侵入中上地殼中.從航磁異常圖上可以看出(圖1d)，本區(qū)的磁場特征從西向東具有明顯分帶的特征，大致以甘孜—理塘和魯通—灣壩一線為界可劃分白玉—德欽劇烈變化磁場區(qū)、雅江—九龍平緩磁場區(qū)和瀘定—冕寧強磁場區(qū).整體上看，該區(qū)具一定規(guī)模的北西向構(gòu)造，在一定深度上被超過磁性基底的東西向斷裂構(gòu)造切割.

圖1 川西高原區(qū)域地質(zhì)—地球物理圖(a) 區(qū)域地質(zhì)背景圖； (b) 地形圖； (c) 布格重力異常圖； (d) 航磁ΔT化極圖.Fig.1 Western Sichuan Plateau regional geological and geophysical maps(a) Regional geological background map； (b) Topographic map； (c) Bouguer gravity anomaly map； (d) Aeromagnetic polarization map.

二維地殼速度結(jié)構(gòu)表明(王椿墉等，2003)，川西地殼15～30 km深度之間，存在厚度8～10 km的低速層，P波速度為5.8 km·s-1.該低速層對應(yīng)電阻率在幾十到上百歐姆米的高導(dǎo)層.殼內(nèi)低速層通常認為與巖石的孔隙壓力和含水性質(zhì)有關(guān)，也可能是由于介質(zhì)熱狀態(tài)變化或特殊礦物成分所引起的.殼內(nèi)高導(dǎo)層則被認為是由部分熔融物質(zhì)所組成.因此，川西上地殼內(nèi)的低速、高導(dǎo)層可能與介質(zhì)熱狀態(tài)有關(guān).川西地震震源深度集中在上地殼上部0～15 km范圍.中地殼15～30 km深度范圍內(nèi)，普遍存在厚約5 km的缺震層.下地殼30～55 km深度范圍，地震活動重新出現(xiàn).此外，理塘斷裂帶表現(xiàn)為向西傾斜的鏟形高、低速分界帶，向深部歸并到上地殼低速—高導(dǎo)層內(nèi)，即低速—高導(dǎo)層為上述2條逆斷裂帶的推覆滑脫體.

上述地球物理場特征表明，川西北塊體5～15 km的上地殼是地殼脆性孕震層位，5～30 km的中地殼內(nèi)存在低速高導(dǎo)層，可能存在溫度相對較高的局部熔融體或糜棱巖化的韌性變形體(層)，下地殼增厚并與上地幔形成明顯的熱聯(lián)系.這種深部熱過程驅(qū)動、中部塑性流變、淺部脆性地殼內(nèi)應(yīng)力積累的構(gòu)造格架，是川西斷裂構(gòu)造活動、地震多發(fā)的原因.

3 計算方法與結(jié)果討論

3.1 計算方法

3.1.1 計算居里面的功率譜法

功率譜法是目前計算居里面深度的常用方法，由于功率譜法估算磁性體深度不需要物性資料就能

完成，減少了對先驗資料的要求，所以該方法具有方便、快捷的優(yōu)點，在國內(nèi)外得到了廣泛的發(fā)展和應(yīng)用(Bhattacharyya，1966；Spector and Grant，1970；Bhattacharyya and Leu，1975；Blakely，1988；Tanaka et al.，1999；郝書儉等，1982；申寧華，1985；侯重初和李保國，1985b；趙百民和郝天珧，2006).

計算居里面深度的功率譜方法：將計算窗口內(nèi)地下深處的磁性體視為矩形棱柱體，則其磁異常頻譜F(u,v)為

(1)

式中，Ip為磁化強度，l、m、n為地磁場強度的方向余弦，L、M、N為總磁化強度的方向余弦，2a、2b分別為長和寬，x0，y0為磁性體中心水平坐標，u與v分別為沿x軸與y軸方向的圓頻率.

令h1=h2-t=h2-αΔh，其中t為棱柱體的延深，α為大于1的正數(shù)，則有

(2)

在a、b很小的時候，且在低頻區(qū)可以得到關(guān)于徑向頻率s的方程：

LnH(s)-4Lns=A-2sh2.

(3)

本文采用重磁數(shù)據(jù)處理解釋軟件(RGIS)中的功率譜法反演居里面的深度.反演參數(shù)：窗口寬度為8，滑動距離為4，低頻數(shù)為0.1，高頻數(shù)為0.5.

3.1.2 計算莫霍面的Parker方法

R.L.Parker提出了一種快速、精確的重磁界面正反演算法.因為它能計算物性橫向變化的連續(xù)界面，速度快，在國內(nèi)得到了廣泛的發(fā)展和應(yīng)用(Parker，1973；Oldenburg，1974；申寧華，1990；王萬銀和潘作樞，1993).

設(shè)有地下物質(zhì)界面s，其上的剩余密度ρ為零，其下的剩余密度ρ不為零，平均深度為D，其在地面產(chǎn)生的重力異常為

(4)

(5)

所以有

(6)

本文采用重磁數(shù)據(jù)處理解釋軟件(RGIS)，反演密度界面.反演參數(shù)：平均深度為55km，剩余密度為0.3g·m-3(考慮到下地殼與上地幔頂部的密度差).3.2 結(jié)果討論

3.2.1 鮮水河斷裂帶

鮮水河斷裂帶計算結(jié)果如圖2所示.其中，圖2a是沿斷裂分布的布格重力異常圖，圖2b是沿斷裂分布的航磁化極異常圖，圖2c是反演計算的莫霍面深度圖，圖2d是反演計算的居里面深度圖.

在布格重力圖上(圖2a)，鮮水河斷裂帶對應(yīng)一系列串珠狀重力異常.其西北端，道孚縣境內(nèi)斷層沿鮮水河延伸.中段，道孚至康定，斷裂帶走向向弧形改變，串珠狀重力異常的軸線也明顯隨斷層走向改變而變化.東南端，康定至石棉，斷裂帶沿大渡河延伸，重力異常受東部盆地影響，較為雜亂，近似梯級變化，斷裂帶以東為梯度變化較大的高值異常區(qū)，斷裂帶以西為梯度變化較平緩的低值異常區(qū).航磁ΔT化極圖上(圖2b)，鮮水河斷裂帶構(gòu)成磁場分界線.道孚以南，康定以北，斷裂帶為正負磁場分界線，

圖2 鮮水河斷裂帶計算結(jié)果(a) 布格重力異常圖； (b) 航磁ΔT化極異常圖； (c) 莫霍面深度圖； (d) 居里面深度圖.Fig.2 The results in Xianshui River maps(a) Bouguer gravity anomaly map； (b) Aeromagnetic polarization map； (c) The depth of Moho surface map； (d) The depth of Curie isothermal surface map.

圖3 理塘斷裂帶計算結(jié)果(a) 布格重力異常圖； (b) 航磁ΔT化極異常圖； (c) 莫霍面深度圖； (d) 居里面深度圖.Fig.3 The results in Litang maps(a) Bouguer gravity anomaly map； (b) Aeromagnetic polarization map； (c) The depth of Moho surface map； (d) The depth of Curie isothermal surface map.

西側(cè)為平靜磁場，東側(cè)為雜亂串珠狀磁異常.康定以南，磁場明顯增強，在瀘定形成強磁區(qū)，并被鮮水河斷裂帶分為東北高值強磁區(qū)，西南低值強磁區(qū).

反演得到的莫霍面深度圖中(2c)，鮮水河斷裂帶對應(yīng)莫霍面深度梯度帶.莫霍面深度梯度帶的梯度方向與斷裂帶走向一致，深度由西北向東南逐漸降低，在道孚約53 km，在康定約48 km，在石棉約45 km.反演得到的居里面深度圖中(2d)，鮮水河斷裂帶對應(yīng)一系列居里面高低起伏圈閉，表明地下19 km深度地溫沿鮮水河斷裂帶起伏變化明顯.總體上，沿鮮水河斷裂帶，居里面深度由西北向東南在19 km上下起伏，在道孚略微隆起，在康定以北略微隆起、在瀘定明顯隆起、在石棉明顯凹陷.

區(qū)域地質(zhì)資料表明(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991；裴錫瑜等，1985)，鮮水河具有長期活動的歷史.鮮水河斷裂帶在早二疊世開始活動，形成海槽.晚二疊世至晚三疊世早-中期，形成兩套玄武巖建造并夾有復(fù)理石沉積.晚三疊中-晚期，由張裂轉(zhuǎn)為擠壓，兩側(cè)形成北西-北北西向褶皺帶.晚第三紀，鮮水河斷裂帶性質(zhì)發(fā)生轉(zhuǎn)變，形成北西-北北西向左行走滑斷層，水平錯距達15～76 km，控制了晚第三紀晚期至第四紀地震活動.現(xiàn)代階段，沿斷裂帶有頻繁的破壞性地震發(fā)生，1973年在爐霍發(fā)生地震的震級達7.9級，以及2014年11月22日發(fā)生康定地震，說明斷裂至今仍在活動.

3.2.2 理塘斷裂帶

理塘斷裂帶屬川西北次級塊體的內(nèi)部斷裂，呈近南北向延伸.理塘斷裂帶計算結(jié)果如圖3所示.其中，圖3a是沿斷裂分布的布格重力異常圖，圖3b是沿斷裂分布的航磁化極異常圖，圖3c是反演計算的莫霍面深度圖，圖3d是反演計算的居里面深度圖.

布格重力異常圖上(圖3a)，理塘斷裂帶以理塘縣為界，南北差異明顯.北段沿斷裂走向重力異常分布凌亂，規(guī)律性不強，只是在新龍縣，出現(xiàn)小的串珠狀重力異常沿斷裂走向分布.南段沿雅礱江延伸，在孟底溝鄉(xiāng)一帶，斷裂帶兩側(cè)重力高、中間重力低，形成沿斷裂帶走向的明顯重力“凹槽”.航磁ΔT化極圖上(圖3b)，理塘斷裂帶也是一條明顯的磁場分界線.理塘縣以北，斷裂帶西側(cè)為強磁異常條帶區(qū)，斷裂帶東側(cè)為低緩磁場區(qū)，局地甚至無磁異常顯示.理塘縣以南，磁異常帶逐漸變寬，顯示出斷裂分叉特征，且斷裂帶西側(cè)的強磁異常條帶順斷層走向明顯加強，斷裂帶東側(cè)低緩磁場仍然較為平靜.

反演得到的莫霍面深度圖中(圖3c)，理塘斷裂帶南段孟底溝鄉(xiāng)一帶，斷裂帶與莫霍面深度等值線接近垂直相交，由木拉區(qū)南到孟底溝鄉(xiāng)南，莫霍面深度逐漸由52 km上升到45 km.理塘斷裂帶北段由理塘縣到新龍縣一帶，莫霍面形成局部微小的隆坳，在理塘縣深度約為55 km，新龍縣深度約為56 km.反演得到的居里面深度圖中(圖3d)，總體上，沿理塘斷裂帶，居里面深度由西北向東南逐漸變深，西北端約18.5 km，東南端約19.5 km.但具體變化細節(jié)，理塘斷裂帶南、北兩端特點仍然差別明顯.理塘縣以北，斷裂帶對應(yīng)居里面東深西淺的梯度帶，理塘縣以南，在木拉區(qū)，斷裂帶穿過上下起伏的居里面，在孟底溝鄉(xiāng)，斷裂帶則對應(yīng)居里面明顯下凹的“凹槽”.反演結(jié)果表明，理塘縣南北附近，居里面高低起伏較明顯，表明理塘斷裂帶在理塘縣附近深部地溫有較大起伏變化.

區(qū)域地質(zhì)資料表明(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991；裴錫瑜等，1985)，理塘斷裂帶對應(yīng)甘孜—理塘縫合帶.沿理塘斷裂帶，蛇綠巖、蛇綠混雜巖、以及混雜堆積等十分發(fā)育.板塊構(gòu)造研究認為，理塘斷裂帶西側(cè)發(fā)育弧-盆體系，甘孜—理塘洋向西俯沖消減形成甘孜—理塘縫合帶.沿該斷裂帶分布的重磁異常，清楚地反應(yīng)了蛇綠巖、蛇綠混雜巖(基性—超基性巖)的巖漿弧特征.

3.2.3 金沙江斷裂帶

金沙江斷裂帶是川西高原重要的西邊界，呈近NS向分布.金沙江斷裂帶計算結(jié)果如圖4所示.其中，圖4a是沿斷裂分布的布格重力異常圖，圖4b是沿斷裂分布的航磁化極異常圖，圖4c是反演計算的莫霍面深度圖，圖4d是反演計算的居里面深度圖.

布格重力圖上(圖4a)，金沙江斷裂帶對應(yīng)重力高、低異常區(qū)轉(zhuǎn)換帶.其中，巴塘縣以北，斷裂帶兩側(cè)為高值區(qū)，斷裂帶對應(yīng)重力低值條帶，這一特征在霍熱拉喀鄉(xiāng)一帶尤其明顯.巴塘縣以南，斷裂帶東側(cè)為一系列沿斷裂帶分布的串珠狀高值異常圈閉，斷裂帶西側(cè)為一系列沿斷裂帶分布的串珠狀低值異常圈閉，斷裂帶上則是高、低異常的過渡區(qū)，這一特征在竹巴龍區(qū)以南尤其明顯.航磁ΔT化極圖上(圖4b)，金沙江斷裂帶是一條不太明顯的磁場分界線.斷裂帶西側(cè)以大面積團塊狀正磁異常為主，東側(cè)以平緩的負磁場為主，零星分布一些橢圓狀、不規(guī)則狀局部磁異常.

反演得到的莫霍面深度圖中(4c)，金沙江斷裂帶北段，巴塘縣至白玉縣莫霍面局部隆坳相間，在55～57 km之間上下起伏.金沙江斷裂帶南段，巴塘縣至得榮縣，莫霍面逐漸抬升，由55 km上升至51 km，最后在得榮縣附近形成高臺圈閉.反演得到的居里面深度圖中(4d)，總體上，金沙江斷裂帶穿過居里面由西向東加深的梯度帶上，斷裂帶東側(cè)居里面深度大多為18.5 km，西側(cè)居里面深度大多為19 km.沿金沙江斷裂帶，在巴塘縣南側(cè)的竹巴龍區(qū)、北側(cè)的霍熱拉喀鄉(xiāng)，居里面形成局部的抬升高地，表明此處地溫出現(xiàn)高異常區(qū).

圖4 金沙江斷裂帶計算結(jié)果(a) 布格重力異常圖； (b) 航磁ΔT化極異常圖； (c) 莫霍面深度圖； (d) 居里面深度圖.Fig.4 The results in Jinsha River maps(a) Bouguer gravity anomaly map； (b) Aeromagnetic polarization map； (c) The depth of Moho surface map； (d) The depth of Curie isothermal surface map.

金沙江是長江上游干流，在川西流經(jīng)石渠、德格、白玉、巴塘、得榮五縣，為四川與西藏的界河.金沙江斷裂帶由一系列南北向斷裂組成，在重力、磁力異常圖和反演結(jié)果圖上，著名的金沙江蛇綠混雜巖群基本沒有顯示.說明該蛇綠混雜巖可能僅是一些小型推覆體，現(xiàn)有航磁和重力資料精度還難以反映這種小規(guī)模的構(gòu)造.而在巴塘縣附近，斜切金沙江構(gòu)造帶主體的巴塘斷裂在航磁和重力資料上反映卻十分清楚，說明該斷裂切割較深，影響較大.巴塘斷裂是一條走向約N30°E，傾向NW，傾角較陡的北東向斷裂；它起于莫多附近，向SW延伸經(jīng)巴塘、斜穿金沙江后繼續(xù)延伸至瀾滄江邊消失；巴塘斷裂生成時間晚于金沙江構(gòu)造帶，晚第四紀以來具有明顯的活動性，曾發(fā)生過1870年巴塘7級地震，該地震的地表破裂在一些地段上現(xiàn)今仍依稀可辨.

3.2.4 巴塘—康定剖面

以川西藏東地區(qū)的地殼P波速度結(jié)構(gòu)剖面(王椿墉等，2003)為參照依據(jù)，我們沿北緯30°線，與人工地震探測二維剖面重合，計算了一條重磁聯(lián)合反演剖面，結(jié)果如圖5所示.

該剖面始于金沙江附近的巴塘，向東經(jīng)理塘、雅江、康定至瀘定，全長320 km.反演結(jié)果如圖5所示.其中，圖5a是重力布格異常與反演擬合結(jié)果，圖5b是航磁異常與反演結(jié)果.圖5c是反演計算的剖面地質(zhì)結(jié)構(gòu)，包括淺層巖性結(jié)構(gòu)、居里面和莫霍面.圖5d和圖5e是二維人工地震結(jié)果(王椿墉等，2003)，是重磁反演的初始模型.

巴塘—康定剖面跨越了金沙江斷裂，理塘斷裂和鮮水河斷裂.反演的密度和磁化強度按照實測物性資料給出(劉蓓莉，1993；四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991；裴錫瑜等，1985)，片麻巖的密度為2.69 g·cm-3，磁化率為45×10-5SI，花崗巖的密度也為2.69 g·cm-3，磁化率為42×10-5SI，粉砂巖的密度為2.2 g·cm-3，磁化率為9×10-5SI，砂巖的密度為2.4 g·cm-3，磁化率為6×10-5SI，二疊系的平均密度為2.5 g·cm-3，平均磁化率28×10-5SI，三疊系的平均密度為2.45 g·cm-3，平均磁化率12×10-5SI.居里面與莫霍面之間的平均密度為2.90 g·cm-3，上地幔的平均密度為3.2 g·cm-3.反演的初始模型根據(jù)地震資料確定的上地殼結(jié)構(gòu)特征進行設(shè)計(王椿墉等，2003).

圖5 典型剖面的反演解釋圖(a) 布格重力異常剖面圖； (b) 航磁異常剖面圖； (c) 地層結(jié)構(gòu)反演圖； (d) 地層結(jié)構(gòu)； (e) 地殼人工地震剖面速度結(jié)構(gòu)(王椿墉等，2003)，圖中數(shù)字單位為km·s-1.Fig.5 Inversion and interpretation of a typical profile maps(a) Bouguer gravity anomaly profile； (b) Aeromagnetic anomaly profile； (c) Strata structure inversion map； (d) Strata structure map； (e) Crustal artificial seismic velocity structure profile map(Wang Ch Y, 2003).

反演結(jié)果表明(圖5c)，剖面上，地殼厚度大致在60 km至49 km之間，莫霍面在巴塘以東和雅江以東呈上隆狀，兩地最淺埋深分別為50 km、49 km.而在理塘附近莫霍面達到最深，為60 km.這些與地震資料解釋結(jié)果(王椿墉等，2003)相近.反演計算的居里面起伏變化不大，大致由西向東逐漸抬升，由巴塘之下的22 km，到瀘定之下的17 km.地震資料解釋結(jié)果(王椿墉等，2003)為川西高原居里面在13～30 km深度之間，存在厚度8～10 km的低速層，速度5.8 km·s-1.低速層與居里面反演深度相符.地表淺層的巖性分布，以淺變質(zhì)的古生界及中生界三疊系地層為主，其下為二疊系片麻巖、砂巖.地層中有花崗巖體，分布在巴塘、理塘之間，以及康定附近.與地震資料(王椿墉等，2003)給出的初始模型(圖5d)形態(tài)一致，但深度和厚度略大.3.2.5 區(qū)域地質(zhì)背景

利用Parker算法反演莫霍面深度、功率譜法反演居里面深度，是研究區(qū)域地質(zhì)背景的重要方法.我們的反演結(jié)果如圖6所示.其中，圖6a是莫霍面深度圖，圖6b是居里面深度圖.

從莫霍面深度分布中(圖6a)可以看出，川西高原具有造山帶型地殼結(jié)構(gòu)，地殼厚度介于43～63 km之間，莫霍面平均深度為55 km.從莫霍面等值線圖(圖6a)中可以看出，莫霍面基本特征表現(xiàn)為東南淺、西北深，反應(yīng)了該區(qū)地殼厚度逐漸加厚的趨勢.根據(jù)莫霍面的特征，可以將該區(qū)分為三個臺階，在丹巴—九龍以東，莫霍面深度較淺，為地殼厚度正常區(qū).道孚—雅江—稻城一帶，由東南至西北，莫霍面深度由淺變深，地殼厚度處于逐漸加厚的過渡區(qū).新龍—理塘—芒康以西，莫霍面深度進一步變深，為地殼厚度增厚區(qū).

從居里面深度分布(圖6b)中可以看出，川西居里面深度介于17～23 km之間，平均深度為20 km，與前人(袁學(xué)誠，1996；張昌達，2003)對該地區(qū)的反演結(jié)果相近.居里面分布具有明顯的條帶狀特征，沿著丹巴—瀘定—冕寧以東，居里面深度較淺.雅礱江東西兩側(cè)，居里面深度特征截然不同，雅礱江以東至貢嘎山之間，居里面深度較大.雅礱江以西，居里面的深度變淺.金沙江南北兩段，居里面深度特征也截然不同.金沙江北段，巴塘至白玉之間，東側(cè)居里面深度較小，西側(cè)居里面深度較大.金沙江南段，巴塘至得榮之間，東側(cè)居里面深度較大，西側(cè)居里面深度較小.

利用本文反演結(jié)果，結(jié)合前人研究成果(裴錫瑜等，1985；熊熊和滕吉文，2002；盧占武等，2006)，本文給出川西高原區(qū)域地質(zhì)背景(圖7).該圖以莫霍面、居里面反演結(jié)果為依據(jù)，利用莫霍面的物質(zhì)成分屬性、居里面的物理溫度屬性，構(gòu)造深部地質(zhì)背景.莫霍面是因為物質(zhì)成分組成的差別形成的速度不連續(xù)面，居里面是因為介質(zhì)磁性隨溫度變化而與磁效應(yīng)相關(guān)的等溫面.這兩個互不相干的面，卻都與深部地質(zhì)背景密切相關(guān).圖7中，莫霍面構(gòu)成了川西高原的地幔與地殼的深部形態(tài)，居里面則給出了地殼一定深度的可能溫度分布.居里面的確定主要依據(jù)兩個數(shù)據(jù)，即磁鐵礦的居里溫度580 ℃、地殼地溫梯度25～30 ℃·km-1.由于川西高原地殼內(nèi)的這兩個數(shù)值并不容易確定，所以我們以400～600 ℃確定居里面的分布范圍，如圖7中所示.

從圖7可知，川西高原莫霍面深度在43～63 km之間，居里面深度在17～23 km之間，與前人研究的地殼結(jié)構(gòu)特征相符.前人資料表明(裴錫瑜等，1985；熊熊和滕吉文，2002；盧占武等，2006)，川西高原地殼在20±5 km深度范圍內(nèi)普遍存在低速高導(dǎo)層，速度一般為5.6～5.8 km·s-1，電阻率約為1～10 Ωm，厚度一般為5～10 km.雖然低速層與高導(dǎo)層位置不完全重合，但深度和厚度變化趨勢一致.居里面給出的結(jié)果表明殼內(nèi)低速高導(dǎo)層可能成因是地殼內(nèi)部分熔融.圖7中，川西高原西界的金沙江一線，與居里面相關(guān)的深部溫度出現(xiàn)兩個異常增大區(qū).這既可能導(dǎo)致沿金沙江斷裂帶的地震活動，也會導(dǎo)致巖漿活動和地?zé)釡厝c的廣泛分布.此外，地殼內(nèi)的弱物質(zhì)將沿邊界斷層發(fā)生塑性擠出，從而形成川西高原現(xiàn)今的構(gòu)造格局.

圖6 川西高原地區(qū)重磁數(shù)據(jù)反演結(jié)果圖(a) 莫霍面深度分布； (b) 居里面深度分布.Fig.6 Western Sichuan Plateau gravity and magnetic datum inversion images(a) The distribution of the Moho depth； (b) The distribution of the Curie depth.

圖7 地質(zhì)模型(圖中數(shù)字為溫度，單位℃)Fig.7 Geological model

整體上，川西高原發(fā)生的絕大多數(shù)地震震源深度在5～15 km之間，居里面深度層與地震活動特征相符.居里面之上，為脆性地殼，屬于脆性介質(zhì)的上地殼范圍內(nèi).斷裂帶上的地震應(yīng)力在脆性地殼內(nèi)集中，這是強地震發(fā)生的深部介質(zhì)條件.上地殼低速、低阻層，與居里面推斷的高溫深層韌性剪切帶一致.逆沖斷裂帶使堅硬揚子塊體與軟弱的川西塊體相撞，產(chǎn)生強烈變形，使得下地殼相對增厚，并在地表形成不同性質(zhì)的斷裂帶.圖7的結(jié)果表明，川西高原的地殼結(jié)構(gòu)特征主要表現(xiàn)在下地殼的增厚、中地殼高溫弱物質(zhì)流的塑性變形、上地殼的塊體走滑變形.

4 結(jié)論

川西高原是中國大陸的主要地震活動區(qū)之一.巴塘地震區(qū)、理塘地震區(qū)和康定地震區(qū)分別與金沙江斷裂帶、理塘斷裂帶和鮮水河斷裂帶相聯(lián)系.川西高原發(fā)生的絕大多數(shù)地震震源深度在上地殼內(nèi)，中深部地殼結(jié)構(gòu)明顯與居里面起伏反映的熱異常過程相關(guān).通過對川西重磁異常分析研究，主要結(jié)論如下：

(1)川西高原布格重力異常特征是西北低、東南高，多為串珠狀異常.磁場特征表現(xiàn)為明顯的分帶性，從西向東以甘孜—理塘為界，可劃分為白玉—德欽劇烈變化磁場區(qū)、雅江—九龍平緩磁場區(qū)、瀘定—冕寧強磁場區(qū).

(2)重力反演結(jié)果表明，該區(qū)莫霍面東南淺、西北深，反映川西高原地殼厚度由東南向西北逐漸加厚，地殼厚度在43～63 km之間，平均厚度55 km.莫霍面變化具有階梯式變化的特點，從西南向東北依次加深.

(3)居里面結(jié)果表明，該區(qū)居里面特征表現(xiàn)為條帶狀，深度在17～23 km之間，平均深度為20 km.丹巴—瀘定—冕寧以東，居里面深度較淺.雅礱江東側(cè)居里面加深、西側(cè)居里面變淺.金沙江南段，東側(cè)居里面深度較大，西側(cè)居里面深度較小.金沙江北段，東側(cè)居里面深度較小，西側(cè)居里面深度較大.

(4)巴塘—瀘定剖面的二維反演結(jié)果表明，不同構(gòu)造單元地殼結(jié)構(gòu)縱向分布特征不同.巴塘以東50 km處，莫霍面上隆，地殼最淺處只有50 km.理塘之下，莫霍面下凹，地殼最深處為60 km.居里面起伏變化不大，大致由西向東逐漸抬升，由巴塘之下的22 km，到瀘定之下的17 km.

(5)總體上，川西高原居里面呈NS向條帶狀分布特征，與該地區(qū)斷裂的走向特征一致，斷裂兩側(cè)的居里面起伏相間.居里面位于莫霍面之上，莫霍面的深度從東向西逐漸加深，但是居里面深度變化不大.

(6)川西高原深部呈現(xiàn)下地殼以增厚為主，中地殼以熱塑性變形為主，上地殼以塊體走滑變形為主的地殼結(jié)構(gòu)特點.

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(本文編輯 胡素芳)

The study of gravity-magnetic anomaly and tectonic background in Sichuan west region

GAO Ling-Ju1,2, ZHANG Jian1,2*, DONG Miao1,2

1KeyLaboratoryofComputationalGeodynamics,ChineseAcademyofScience,Beijing100049,China2UniversityofChineseAcademyofScience,Beijing100049,China

The Western Sichuan Plateau, the eastern margin of the Tibetan Plateau, is the important part of the Sichuan-Yunnan rhombus block and the most intense tectonic deformation of the continental crust and high-seismicity region. The Batang earthquake zone, the Litang earthquake zone and the Kangding earthquake zone are related to the Jinsha River fault, the Litang fault and the Xianshui River fault respectively. Most of focal depth distributed in the upper crust of the Western Sichuan Plateau. The middle and deep crustal structure obviously related to the thermal abnormal process which revealed from the Curie isothermal surface undulation.The characteristics of gravity and magnetic anomalies, the Moho depth and the Curie isothermal depth in the Xianshui River fault, the Litang fault and the Jinsha River fault were studied. The analytical and inversion methods were used to the latest gravity and aeromagnetic data in the paper. The characteristic of Bouguer gravity anomalies of the Western Sichuan Plateau are higher in the southeast than in the northwest, showing a beads shaped. The band shaped magnetic field can be divided into three districts from west to east with Ganzi-Litang boundary: the strong changing district in Baiyu-Deqin, the quiet district in Ya River-Jiulong, the strong district in Luding-Mianning. The Moho depth is shallower in the southeast and characterized with chair-step shape from the gravity inversion results. The crust thickness in the Western Sichuan Plateau varies from 43 to 63 km and the average thickness is 55 km. The Curie isothermal surface depth ranges from 17 km to 23 km and with an average of 20 km. Xianshui River fault corresponding to the Moho surface gradient zone and the amplitude of the Curie isothermal surface trap. The Moho surface characterized with uplift and depression in the northern of Litang River fault, and uplift gradually in the southern. The Curie isothermal surface deepens from east to west. Along Jinsha River fault, the Curie isothermal surface shows local uplift, where the heat geothermal anomalies source maybe existing under this area. The two-dimensional inversion results of the Batang-Luding profile indicate the vertical crustal structure variant among different tectonic units. The Moho surface shows uplift and the minimum crust thickness is only 50 km in the 50 km to the east of Batang. The Moho depth below Litang is 60 km with a concave trend. The Curie isothermal surface shows weak variation and uplift gradually from west to east between 22 km under Batang and 17 km under Luding. In general, the Curie isothermal surface in the Western Sichuan Plateau is in zoning distribution from north to south, which in accordance with the fault strike. The Curie isothermal surface shows ups and downs on either side of the fracture. The Moho depth gradually deepens from west to east, but the Curie isothermal surface above the Moho surface shows weak variation. We concluded that the Western Sichuan Plateau can be characterized with lower crust thickening, mid-crust thermal deforming and upper crust brittle deforming from comprehensive analytical approach.

The Western Sichuan Plateau； The Sichuan-Yunnan rhombus block；Crustal structure； Gravity and magnetic inversion

國家自然科學(xué)基金項目(41574074,41174085，41430319)，中國科學(xué)院創(chuàng)新團隊項目(KZZD-EW-TZ-19)，中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(XDA1103010102)聯(lián)合資助；中國地調(diào)局項目(12120113101400)資助.

高玲舉，1988年生，女，博士生，地球物理專業(yè).E-mail:gaolingju88@126.com

*通訊作者張健，1963年生，男，教授，博士生導(dǎo)師，地球物理專業(yè).E-mail:zhangjian@ucas.ac.cn

10.6038/cjg20150831.Gao L J, Zhang J, Dong M. 2015. The study of gravity-magnetic anomaly and tectonic background in Sichuan west region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(8):2996-3008,doi:10.6038/cjg20150831.

10.6038/cjg20150831

P631

2015-01-19，2015-06-17收修定稿

高玲舉， 張健， 董淼.2015.川西高原重磁異常特征與構(gòu)造背景分析.地球物理學(xué)報，58(8):2996-3008,