川西高原重磁异常特征与构造背景分析

高玲举， 张健*， 董淼

1 中国科学院计算地球动力学重点实验室， 北京 100049 2 中国科学院大学， 北京 100049



川西高原重磁异常特征与构造背景分析

高玲举1,2， 张健1,2*， 董淼1,2

1 中国科学院计算地球动力学重点实验室， 北京 100049 2 中国科学院大学， 北京 100049

川西高原位于青藏高原东缘，是我国大陆地壳构造变形及地震活动最强烈的区域.利用最新重力、航磁资料，通过异常分析和反演计算，研究了该区鲜水河断裂、理塘断裂、金沙江断裂的重磁异常特征、莫霍面特征、居里面特征，分析得出了这些断裂的深部地质结构与构造背景.计算表明：川西高原莫霍面东南浅、西北深，地壳厚度在43～63 km之间.居里面特征表现为条带状，深度在17～23 km之间.其中，鲜水河断裂带对应莫霍面深度梯度带，居里面为高低起伏圈闭.理塘断裂带北段莫霍面局部隆坳相间，南段莫霍面逐渐抬升，居里面呈现由西向东加深的梯度带.金沙江断裂带，居里面形成局部抬升，深部可能存在高温地热异常源.综合分析认为，川西高原地壳结构主要特点为：增厚的下地壳，热-塑性变形的中地壳，脆性变形的上地壳.

川西高原； 川滇菱形块体； 地壳结构； 重磁反演

1 引言

川西高原地处川滇活动块体北部，是我国新构造运动最活跃、现代地震最密集的地区.川西高原的主体是川西北活动块体，是川滇菱形块体的重要组成部分(徐锡伟等，2003；张燕等，2013；乔学军等，2004；吴建平等，2006；徐锡伟等，2005).川西北活动块体内部，发育有一系列近南北向弧形活动断裂带.这些活动断裂带规模不等、力学性质不同，对历史、现今和未来破坏性地震具有明显的空间限制作用，比如，2014年11月22日的康定地震，就发生在鲜水河断裂带上.

川西高原的地震活动与断裂带密切相关，而断裂带的性质、规模、活动方式受深部地质结构与构造条件控制.前人依据川滇块体及邻近地区大量观测数据和理论研究(张培震，2008；王椿墉等，2003；王阎昭等，2008；王庆良等，2008；黄金莉等，2001；李飞等，2011；崔仲雄和裴顺平，2009；韩渭宾和蒋国芳，2004；程佳等，2009；闻学泽，2000；罗钧等，2014；徐朝繁等，2008；丁志峰等，1999；李本亮等，2011；楼海和王椿镛，2005；周荣军等，2005；刘援朝等，2010；刘蓓莉，1993；吴建平等，2006；唐文清等，2005)，对该区构造样式、活动构造基本特征、主要断裂现今活动速率、构造变形与应变、地壳垂直运动、强震活动分布特征与构造背景、震群发震构造及动力来源、震源机制和应力场特征、地震破裂特征等开展了大量研究，特别在川滇活动构造区地震层析成像、地壳上地幔三维速度结构、Pn波速度结构和各向异性、大地电磁观测地壳物质流、重力异常小波分解研究地壳深部构造等方面开展了大量卓有成效研究.

上述研究，依据地震活动特点和规律，在块体边界、块体相互关系、运动学特征方面等获得了丰富的认识.但由于块体内部变形较小，地震活性相对较弱，资料缺乏，块体内部深部结构的研究往往被忽视.本文利用最新重磁资料(本文的重力资料来自于加州大学圣迭戈分校斯克里普斯海洋研究所(http:∥topex.ucsd.edu/)，数据精度为1′×1′，重力模型基于V23.1；航磁资料来源于中国国土资源部航空物探遥感中心，数据的网度为2 km×2 km)，开展联合反演分析，不但研究块体边界断层，而且针对活动块体内部地壳结构，开展计算分析.在重磁反演基础上，分析川滇菱形块体内部的川西北次级块体的综合地质、地球物理特征，重点探讨地壳结构背景与活动断裂带构造关系，以及块体内部地质结构.

2 新生代构造活动特点及地球物理特征

川西高原位于青藏高原东缘，具有独特的构造变形特征.青藏高原东缘自第四纪以来的大规模水平剪切变形和强烈隆升，导致川西高原地区被一系列南北向、北西向活动断裂分割(图1a).

川西高原地处龙门山、茶坪山、夹金山、贡嘎山、锦屏山以西，平均海拨3000～4000 m(图1b)，属青藏高原东延部分.研究区内，各种体系的构造和断裂，互相重合、交接、穿插，并有多期岩浆岩侵入，是我国著名的地震活动区.川西高原内的川西北块体，四周被北西向甘孜—玉树断裂带、鲜水河断裂带、北东向丽江—小金河断裂带、金沙江断裂带和德钦—中甸—大具断裂等围限.甘孜—玉树断裂带自青海玉树向东南至四川甘孜，长约270 km，沿线断错地貌显示强烈左旋走滑运动.鲜水河断裂带也是左旋走滑型断裂，走向N40°W，倾角近直立，略呈向北东凸出的弧形弯曲.起自四川甘孜，与甘孜—玉树断裂带左阶羽列，在阶列区形成宽22～35 km的甘孜拉分区，向南经炉霍、道孚，错断一系列山脊水系和地质体，过康定后沿大渡河谷延伸，全长约400 km，300年来沿该断裂发生过4次7级以上强震.近期地震活动十分活跃，如2014年11月22日康定地震(图1a中红色五角星标注).丽江—小金河断裂带是在中新生代龙门山—锦屏山—玉龙雪山推覆构造带南西段基础上形成的一条北东向活动断裂带，自南西剑川盆地，向北东经丽江、木里等地，止于安宁河的冕宁以北，由多条斜列次级断层组成.北东段左旋拉张、中段左旋走滑、南西段挤压逆冲.整体走向N45—50°E，倾向北西，倾角60°～80°.以左旋走滑为主，兼有垂(逆)向抬升，北西(上)盘相对东南(下)盘抬升，是逆倾左滑型断裂.金沙江断裂带和德钦—中甸—大具断裂现今活动性很弱，是一组断续、分散、滑动速率较低的右旋走滑断裂(徐锡伟等，2003；张燕等，2013；乔学军等，2004；吴建平等，2006；徐锡伟等，2005).

川西北块体的内部还发育理塘断裂、巴塘断裂、玉农希断裂等次级活动断裂.其中，理塘断裂是一条与鲜水河断裂近于平行的左旋走滑活动断裂，北西起自金沙江畔，向东南延伸，经毛垭坝、理塘、甲洼、德巫，至木里以北消失，全长约385 km.断裂走向N40—50°W，总体倾向NE，倾角较陡，控制毛垭坝、理塘、甲洼、德巫等盆地的发展，并使古近纪—第四纪地层普遍遭受褶皱或断错作用.理塘盆地以东主要是由3条50～65 km长、具明显活动性的次级断层(即理塘断裂、擦忠断裂和木拉断裂)斜列而成.巴塘断裂是一条右旋走滑活动断裂，北东起自莫西附近，向南西延伸，经巴塘、过金沙江、穿莽岭、至澜沧江边消失，全长约200 km.断裂走向约N30°E，总体倾向NW，倾角较陡，右旋走滑斜切金沙江构造带，系陆内变形作用的产物，生成时间稍晚于金沙江构造带.玉农希断裂是一条与丽江—小金河断裂带北东段近于平行的逆倾右滑型断裂，北东起自鲜水河断裂上的康定，向东南延伸，至理塘断裂附近消失.玉农希断裂是贡嘎山第四纪强烈断块隆起的西边界，具有较强的活动性，贡嘎山及其周边地区存在整体抬升的趋势，来自北西侧地壳物质向南东方向的运动在贡嘎山地区受到阻挡，造成玉农希断裂的挤压及其附近地壳的缩短，引起贡嘎山的隆升(周荣军等，2005；刘援朝等，2010；刘蓓莉，1993；吴建平等，2006；唐文清等，2005).

上述活动断裂按运动学性质各不相同，例如，块体东界的鲜水河断裂带为正走滑型断裂，块体内部的理塘断裂带为正倾滑型断裂，块体西界的金沙江断裂带为逆倾滑型断裂.不仅运动学性质不同，地球物理场特征也有明显区别.

重磁资料表明，布格异常基本特征是西北低、东南高，多为串珠状的异常(图1c).总体上，川西次级块体造山带密度相对较低.川西北次级块体出露的地层几乎全是三叠系，沉积厚度巨大.大部分地区缺失侏罗系和白垩系地层，第三系直接覆盖于三叠系之上，构成密度差值达0.31～0.8 g·cm-3的明显界面.三叠系上统内的界面密度差值在0.11 g·cm-3左右.二叠系上统与下统之间界面密度差值为0.13 g·cm-3(刘蓓莉，1993).鲜水河断裂带处于密度平稳地区，断裂带两侧密度差异不明显，沿断裂带也没有强度较高的小局部异常存在，表明沿鲜水河断裂带没有发生过大规模的深部岩浆上涌活动.沿金沙江断裂分布着一系列局部高低密度异常，表明沿断裂有不同密度的物质分布，有深部高密度物质侵入中上地壳中.从航磁异常图上可以看出(图1d)，本区的磁场特征从西向东具有明显分带的特征，大致以甘孜—理塘和鲁通—湾坝一线为界可划分白玉—德钦剧烈变化磁场区、雅江—九龙平缓磁场区和泸定—冕宁强磁场区.整体上看，该区具一定规模的北西向构造，在一定深度上被超过磁性基底的东西向断裂构造切割.

图1 川西高原区域地质—地球物理图(a) 区域地质背景图； (b) 地形图； (c) 布格重力异常图； (d) 航磁ΔT化极图.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.

二维地壳速度结构表明(王椿墉等，2003)，川西地壳15～30 km深度之间，存在厚度8～10 km的低速层，P波速度为5.8 km·s-1.该低速层对应电阻率在几十到上百欧姆米的高导层.壳内低速层通常认为与岩石的孔隙压力和含水性质有关，也可能是由于介质热状态变化或特殊矿物成分所引起的.壳内高导层则被认为是由部分熔融物质所组成.因此，川西上地壳内的低速、高导层可能与介质热状态有关.川西地震震源深度集中在上地壳上部0～15 km范围.中地壳15～30 km深度范围内，普遍存在厚约5 km的缺震层.下地壳30～55 km深度范围，地震活动重新出现.此外，理塘断裂带表现为向西倾斜的铲形高、低速分界带，向深部归并到上地壳低速—高导层内，即低速—高导层为上述2条逆断裂带的推覆滑脱体.

上述地球物理场特征表明，川西北块体5～15 km的上地壳是地壳脆性孕震层位，5～30 km的中地壳内存在低速高导层，可能存在温度相对较高的局部熔融体或糜棱岩化的韧性变形体(层)，下地壳增厚并与上地幔形成明显的热联系.这种深部热过程驱动、中部塑性流变、浅部脆性地壳内应力积累的构造格架，是川西断裂构造活动、地震多发的原因.

3 计算方法与结果讨论

3.1 计算方法

3.1.1 计算居里面的功率谱法

功率谱法是目前计算居里面深度的常用方法，由于功率谱法估算磁性体深度不需要物性资料就能

完成，减少了对先验资料的要求，所以该方法具有方便、快捷的优点，在国内外得到了广泛的发展和应用(Bhattacharyya，1966；Spector and Grant，1970；Bhattacharyya and Leu，1975；Blakely，1988；Tanaka et al.，1999；郝书俭等，1982；申宁华，1985；侯重初和李保国，1985b；赵百民和郝天珧，2006).

计算居里面深度的功率谱方法：将计算窗口内地下深处的磁性体视为矩形棱柱体，则其磁异常频谱F(u,v)为

(1)

式中，Ip为磁化强度，l、m、n为地磁场强度的方向余弦，L、M、N为总磁化强度的方向余弦，2a、2b分别为长和宽，x0，y0为磁性体中心水平坐标，u与v分别为沿x轴与y轴方向的圆频率.

令h1=h2-t=h2-αΔh，其中t为棱柱体的延深，α为大于1的正数，则有

(2)

在a、b很小的时候，且在低频区可以得到关于径向频率s的方程：

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

(3)

本文采用重磁数据处理解释软件(RGIS)中的功率谱法反演居里面的深度.反演参数：窗口宽度为8，滑动距离为4，低频数为0.1，高频数为0.5.

3.1.2 计算莫霍面的Parker方法

R.L.Parker提出了一种快速、精确的重磁界面正反演算法.因为它能计算物性横向变化的连续界面，速度快，在国内得到了广泛的发展和应用(Parker，1973；Oldenburg，1974；申宁华，1990；王万银和潘作枢，1993).

设有地下物质界面s，其上的剩余密度ρ为零，其下的剩余密度ρ不为零，平均深度为D，其在地面产生的重力异常为

(4)

(5)

所以有

(6)

本文采用重磁数据处理解释软件(RGIS)，反演密度界面.反演参数：平均深度为55km，剩余密度为0.3g·m-3(考虑到下地壳与上地幔顶部的密度差).3.2 结果讨论

3.2.1 鲜水河断裂带

鲜水河断裂带计算结果如图2所示.其中，图2a是沿断裂分布的布格重力异常图，图2b是沿断裂分布的航磁化极异常图，图2c是反演计算的莫霍面深度图，图2d是反演计算的居里面深度图.

在布格重力图上(图2a)，鲜水河断裂带对应一系列串珠状重力异常.其西北端，道孚县境内断层沿鲜水河延伸.中段，道孚至康定，断裂带走向向弧形改变，串珠状重力异常的轴线也明显随断层走向改变而变化.东南端，康定至石棉，断裂带沿大渡河延伸，重力异常受东部盆地影响，较为杂乱，近似梯级变化，断裂带以东为梯度变化较大的高值异常区，断裂带以西为梯度变化较平缓的低值异常区.航磁ΔT化极图上(图2b)，鲜水河断裂带构成磁场分界线.道孚以南，康定以北，断裂带为正负磁场分界线，

图2 鲜水河断裂带计算结果(a) 布格重力异常图； (b) 航磁ΔT化极异常图； (c) 莫霍面深度图； (d) 居里面深度图.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.

图3 理塘断裂带计算结果(a) 布格重力异常图； (b) 航磁ΔT化极异常图； (c) 莫霍面深度图； (d) 居里面深度图.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.

西侧为平静磁场，东侧为杂乱串珠状磁异常.康定以南，磁场明显增强，在泸定形成强磁区，并被鲜水河断裂带分为东北高值强磁区，西南低值强磁区.

反演得到的莫霍面深度图中(2c)，鲜水河断裂带对应莫霍面深度梯度带.莫霍面深度梯度带的梯度方向与断裂带走向一致，深度由西北向东南逐渐降低，在道孚约53 km，在康定约48 km，在石棉约45 km.反演得到的居里面深度图中(2d)，鲜水河断裂带对应一系列居里面高低起伏圈闭，表明地下19 km深度地温沿鲜水河断裂带起伏变化明显.总体上，沿鲜水河断裂带，居里面深度由西北向东南在19 km上下起伏，在道孚略微隆起，在康定以北略微隆起、在泸定明显隆起、在石棉明显凹陷.

区域地质资料表明(四川省地质矿产局，1991；裴锡瑜等，1985)，鲜水河具有长期活动的历史.鲜水河断裂带在早二叠世开始活动，形成海槽.晚二叠世至晚三叠世早-中期，形成两套玄武岩建造并夹有复理石沉积.晚三叠中-晚期，由张裂转为挤压，两侧形成北西-北北西向褶皱带.晚第三纪，鲜水河断裂带性质发生转变，形成北西-北北西向左行走滑断层，水平错距达15～76 km，控制了晚第三纪晚期至第四纪地震活动.现代阶段，沿断裂带有频繁的破坏性地震发生，1973年在炉霍发生地震的震级达7.9级，以及2014年11月22日发生康定地震，说明断裂至今仍在活动.

3.2.2 理塘断裂带

理塘断裂带属川西北次级块体的内部断裂，呈近南北向延伸.理塘断裂带计算结果如图3所示.其中，图3a是沿断裂分布的布格重力异常图，图3b是沿断裂分布的航磁化极异常图，图3c是反演计算的莫霍面深度图，图3d是反演计算的居里面深度图.

布格重力异常图上(图3a)，理塘断裂带以理塘县为界，南北差异明显.北段沿断裂走向重力异常分布凌乱，规律性不强，只是在新龙县，出现小的串珠状重力异常沿断裂走向分布.南段沿雅砻江延伸，在孟底沟乡一带，断裂带两侧重力高、中间重力低，形成沿断裂带走向的明显重力“凹槽”.航磁ΔT化极图上(图3b)，理塘断裂带也是一条明显的磁场分界线.理塘县以北，断裂带西侧为强磁异常条带区，断裂带东侧为低缓磁场区，局地甚至无磁异常显示.理塘县以南，磁异常带逐渐变宽，显示出断裂分叉特征，且断裂带西侧的强磁异常条带顺断层走向明显加强，断裂带东侧低缓磁场仍然较为平静.

反演得到的莫霍面深度图中(图3c)，理塘断裂带南段孟底沟乡一带，断裂带与莫霍面深度等值线接近垂直相交，由木拉区南到孟底沟乡南，莫霍面深度逐渐由52 km上升到45 km.理塘断裂带北段由理塘县到新龙县一带，莫霍面形成局部微小的隆坳，在理塘县深度约为55 km，新龙县深度约为56 km.反演得到的居里面深度图中(图3d)，总体上，沿理塘断裂带，居里面深度由西北向东南逐渐变深，西北端约18.5 km，东南端约19.5 km.但具体变化细节，理塘断裂带南、北两端特点仍然差别明显.理塘县以北，断裂带对应居里面东深西浅的梯度带，理塘县以南，在木拉区，断裂带穿过上下起伏的居里面，在孟底沟乡，断裂带则对应居里面明显下凹的“凹槽”.反演结果表明，理塘县南北附近，居里面高低起伏较明显，表明理塘断裂带在理塘县附近深部地温有较大起伏变化.

区域地质资料表明(四川省地质矿产局，1991；裴锡瑜等，1985)，理塘断裂带对应甘孜—理塘缝合带.沿理塘断裂带，蛇绿岩、蛇绿混杂岩、以及混杂堆积等十分发育.板块构造研究认为，理塘断裂带西侧发育弧-盆体系，甘孜—理塘洋向西俯冲消减形成甘孜—理塘缝合带.沿该断裂带分布的重磁异常，清楚地反应了蛇绿岩、蛇绿混杂岩(基性—超基性岩)的岩浆弧特征.

3.2.3 金沙江断裂带

金沙江断裂带是川西高原重要的西边界，呈近NS向分布.金沙江断裂带计算结果如图4所示.其中，图4a是沿断裂分布的布格重力异常图，图4b是沿断裂分布的航磁化极异常图，图4c是反演计算的莫霍面深度图，图4d是反演计算的居里面深度图.

布格重力图上(图4a)，金沙江断裂带对应重力高、低异常区转换带.其中，巴塘县以北，断裂带两侧为高值区，断裂带对应重力低值条带，这一特征在霍热拉喀乡一带尤其明显.巴塘县以南，断裂带东侧为一系列沿断裂带分布的串珠状高值异常圈闭，断裂带西侧为一系列沿断裂带分布的串珠状低值异常圈闭，断裂带上则是高、低异常的过渡区，这一特征在竹巴龙区以南尤其明显.航磁ΔT化极图上(图4b)，金沙江断裂带是一条不太明显的磁场分界线.断裂带西侧以大面积团块状正磁异常为主，东侧以平缓的负磁场为主，零星分布一些椭圆状、不规则状局部磁异常.

反演得到的莫霍面深度图中(4c)，金沙江断裂带北段，巴塘县至白玉县莫霍面局部隆坳相间，在55～57 km之间上下起伏.金沙江断裂带南段，巴塘县至得荣县，莫霍面逐渐抬升，由55 km上升至51 km，最后在得荣县附近形成高台圈闭.反演得到的居里面深度图中(4d)，总体上，金沙江断裂带穿过居里面由西向东加深的梯度带上，断裂带东侧居里面深度大多为18.5 km，西侧居里面深度大多为19 km.沿金沙江断裂带，在巴塘县南侧的竹巴龙区、北侧的霍热拉喀乡，居里面形成局部的抬升高地，表明此处地温出现高异常区.

图4 金沙江断裂带计算结果(a) 布格重力异常图； (b) 航磁ΔT化极异常图； (c) 莫霍面深度图； (d) 居里面深度图.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.

金沙江是长江上游干流，在川西流经石渠、德格、白玉、巴塘、得荣五县，为四川与西藏的界河.金沙江断裂带由一系列南北向断裂组成，在重力、磁力异常图和反演结果图上，著名的金沙江蛇绿混杂岩群基本没有显示.说明该蛇绿混杂岩可能仅是一些小型推覆体，现有航磁和重力资料精度还难以反映这种小规模的构造.而在巴塘县附近，斜切金沙江构造带主体的巴塘断裂在航磁和重力资料上反映却十分清楚，说明该断裂切割较深，影响较大.巴塘断裂是一条走向约N30°E，倾向NW，倾角较陡的北东向断裂；它起于莫多附近，向SW延伸经巴塘、斜穿金沙江后继续延伸至澜沧江边消失；巴塘断裂生成时间晚于金沙江构造带，晚第四纪以来具有明显的活动性，曾发生过1870年巴塘7级地震，该地震的地表破裂在一些地段上现今仍依稀可辨.

3.2.4 巴塘—康定剖面

以川西藏东地区的地壳P波速度结构剖面(王椿墉等，2003)为参照依据，我们沿北纬30°线，与人工地震探测二维剖面重合，计算了一条重磁联合反演剖面，结果如图5所示.

该剖面始于金沙江附近的巴塘，向东经理塘、雅江、康定至泸定，全长320 km.反演结果如图5所示.其中，图5a是重力布格异常与反演拟合结果，图5b是航磁异常与反演结果.图5c是反演计算的剖面地质结构，包括浅层岩性结构、居里面和莫霍面.图5d和图5e是二维人工地震结果(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断裂，理塘断裂和鲜水河断裂.反演的密度和磁化强度按照实测物性资料给出(刘蓓莉，1993；四川省地质矿产局，1991；裴锡瑜等，1985)，片麻岩的密度为2.69 g·cm-3，磁化率为45×10-5SI，花岗岩的密度也为2.69 g·cm-3，磁化率为42×10-5SI，粉砂岩的密度为2.2 g·cm-3，磁化率为9×10-5SI，砂岩的密度为2.4 g·cm-3，磁化率为6×10-5SI，二叠系的平均密度为2.5 g·cm-3，平均磁化率28×10-5SI，三叠系的平均密度为2.45 g·cm-3，平均磁化率12×10-5SI.居里面与莫霍面之间的平均密度为2.90 g·cm-3，上地幔的平均密度为3.2 g·cm-3.反演的初始模型根据地震资料确定的上地壳结构特征进行设计(王椿墉等，2003).

图5 典型剖面的反演解释图(a) 布格重力异常剖面图； (b) 航磁异常剖面图； (c) 地层结构反演图； (d) 地层结构； (e) 地壳人工地震剖面速度结构(王椿墉等，2003)，图中数字单位为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).

反演结果表明(图5c)，剖面上，地壳厚度大致在60 km至49 km之间，莫霍面在巴塘以东和雅江以东呈上隆状，两地最浅埋深分别为50 km、49 km.而在理塘附近莫霍面达到最深，为60 km.这些与地震资料解释结果(王椿墉等，2003)相近.反演计算的居里面起伏变化不大，大致由西向东逐渐抬升，由巴塘之下的22 km，到泸定之下的17 km.地震资料解释结果(王椿墉等，2003)为川西高原居里面在13～30 km深度之间，存在厚度8～10 km的低速层，速度5.8 km·s-1.低速层与居里面反演深度相符.地表浅层的岩性分布，以浅变质的古生界及中生界三叠系地层为主，其下为二叠系片麻岩、砂岩.地层中有花岗岩体，分布在巴塘、理塘之间，以及康定附近.与地震资料(王椿墉等，2003)给出的初始模型(图5d)形态一致，但深度和厚度略大.3.2.5 区域地质背景

利用Parker算法反演莫霍面深度、功率谱法反演居里面深度，是研究区域地质背景的重要方法.我们的反演结果如图6所示.其中，图6a是莫霍面深度图，图6b是居里面深度图.

从莫霍面深度分布中(图6a)可以看出，川西高原具有造山带型地壳结构，地壳厚度介于43～63 km之间，莫霍面平均深度为55 km.从莫霍面等值线图(图6a)中可以看出，莫霍面基本特征表现为东南浅、西北深，反应了该区地壳厚度逐渐加厚的趋势.根据莫霍面的特征，可以将该区分为三个台阶，在丹巴—九龙以东，莫霍面深度较浅，为地壳厚度正常区.道孚—雅江—稻城一带，由东南至西北，莫霍面深度由浅变深，地壳厚度处于逐渐加厚的过渡区.新龙—理塘—芒康以西，莫霍面深度进一步变深，为地壳厚度增厚区.

从居里面深度分布(图6b)中可以看出，川西居里面深度介于17～23 km之间，平均深度为20 km，与前人(袁学诚，1996；张昌达，2003)对该地区的反演结果相近.居里面分布具有明显的条带状特征，沿着丹巴—泸定—冕宁以东，居里面深度较浅.雅砻江东西两侧，居里面深度特征截然不同，雅砻江以东至贡嘎山之间，居里面深度较大.雅砻江以西，居里面的深度变浅.金沙江南北两段，居里面深度特征也截然不同.金沙江北段，巴塘至白玉之间，东侧居里面深度较小，西侧居里面深度较大.金沙江南段，巴塘至得荣之间，东侧居里面深度较大，西侧居里面深度较小.

利用本文反演结果，结合前人研究成果(裴锡瑜等，1985；熊熊和滕吉文，2002；卢占武等，2006)，本文给出川西高原区域地质背景(图7).该图以莫霍面、居里面反演结果为依据，利用莫霍面的物质成分属性、居里面的物理温度属性，构造深部地质背景.莫霍面是因为物质成分组成的差别形成的速度不连续面，居里面是因为介质磁性随温度变化而与磁效应相关的等温面.这两个互不相干的面，却都与深部地质背景密切相关.图7中，莫霍面构成了川西高原的地幔与地壳的深部形态，居里面则给出了地壳一定深度的可能温度分布.居里面的确定主要依据两个数据，即磁铁矿的居里温度580 ℃、地壳地温梯度25～30 ℃·km-1.由于川西高原地壳内的这两个数值并不容易确定，所以我们以400～600 ℃确定居里面的分布范围，如图7中所示.

从图7可知，川西高原莫霍面深度在43～63 km之间，居里面深度在17～23 km之间，与前人研究的地壳结构特征相符.前人资料表明(裴锡瑜等，1985；熊熊和滕吉文，2002；卢占武等，2006)，川西高原地壳在20±5 km深度范围内普遍存在低速高导层，速度一般为5.6～5.8 km·s-1，电阻率约为1～10 Ωm，厚度一般为5～10 km.虽然低速层与高导层位置不完全重合，但深度和厚度变化趋势一致.居里面给出的结果表明壳内低速高导层可能成因是地壳内部分熔融.图7中，川西高原西界的金沙江一线，与居里面相关的深部温度出现两个异常增大区.这既可能导致沿金沙江断裂带的地震活动，也会导致岩浆活动和地热温泉点的广泛分布.此外，地壳内的弱物质将沿边界断层发生塑性挤出，从而形成川西高原现今的构造格局.

图6 川西高原地区重磁数据反演结果图(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.

图7 地质模型(图中数字为温度，单位℃)Fig.7 Geological model

整体上，川西高原发生的绝大多数地震震源深度在5～15 km之间，居里面深度层与地震活动特征相符.居里面之上，为脆性地壳，属于脆性介质的上地壳范围内.断裂带上的地震应力在脆性地壳内集中，这是强地震发生的深部介质条件.上地壳低速、低阻层，与居里面推断的高温深层韧性剪切带一致.逆冲断裂带使坚硬扬子块体与软弱的川西块体相撞，产生强烈变形，使得下地壳相对增厚，并在地表形成不同性质的断裂带.图7的结果表明，川西高原的地壳结构特征主要表现在下地壳的增厚、中地壳高温弱物质流的塑性变形、上地壳的块体走滑变形.

4 结论

川西高原是中国大陆的主要地震活动区之一.巴塘地震区、理塘地震区和康定地震区分别与金沙江断裂带、理塘断裂带和鲜水河断裂带相联系.川西高原发生的绝大多数地震震源深度在上地壳内，中深部地壳结构明显与居里面起伏反映的热异常过程相关.通过对川西重磁异常分析研究，主要结论如下：

(1)川西高原布格重力异常特征是西北低、东南高，多为串珠状异常.磁场特征表现为明显的分带性，从西向东以甘孜—理塘为界，可划分为白玉—德钦剧烈变化磁场区、雅江—九龙平缓磁场区、泸定—冕宁强磁场区.

(2)重力反演结果表明，该区莫霍面东南浅、西北深，反映川西高原地壳厚度由东南向西北逐渐加厚，地壳厚度在43～63 km之间，平均厚度55 km.莫霍面变化具有阶梯式变化的特点，从西南向东北依次加深.

(3)居里面结果表明，该区居里面特征表现为条带状，深度在17～23 km之间，平均深度为20 km.丹巴—泸定—冕宁以东，居里面深度较浅.雅砻江东侧居里面加深、西侧居里面变浅.金沙江南段，东侧居里面深度较大，西侧居里面深度较小.金沙江北段，东侧居里面深度较小，西侧居里面深度较大.

(4)巴塘—泸定剖面的二维反演结果表明，不同构造单元地壳结构纵向分布特征不同.巴塘以东50 km处，莫霍面上隆，地壳最浅处只有50 km.理塘之下，莫霍面下凹，地壳最深处为60 km.居里面起伏变化不大，大致由西向东逐渐抬升，由巴塘之下的22 km，到泸定之下的17 km.

(5)总体上，川西高原居里面呈NS向条带状分布特征，与该地区断裂的走向特征一致，断裂两侧的居里面起伏相间.居里面位于莫霍面之上，莫霍面的深度从东向西逐渐加深，但是居里面深度变化不大.

(6)川西高原深部呈现下地壳以增厚为主，中地壳以热塑性变形为主，上地壳以块体走滑变形为主的地壳结构特点.

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(本文编辑 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

国家自然科学基金项目(41574074,41174085，41430319)，中国科学院创新团队项目(KZZD-EW-TZ-19)，中国科学院战略性先导科技专项(XDA1103010102)联合资助；中国地调局项目(12120113101400)资助.

高玲举，1988年生，女，博士生，地球物理专业.E-mail:gaolingju88@126.com

*通讯作者张健，1963年生，男，教授，博士生导师，地球物理专业.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

高玲举， 张健， 董淼.2015.川西高原重磁异常特征与构造背景分析.地球物理学报，58(8):2996-3008,