青藏高原东南缘重力场多尺度分析及其构造含义

方 东 胡敏章 郝洪涛

1)中国地震局地震研究所， 地震大地测量重点实验室， 武汉 430071 2)防灾科技学院， 廊坊 065201

0 引言

距今45～50Ma以来， 青藏高原在欧亚大陆与印度板块的碰撞过程中经历了大规模的隆升和地壳缩短增厚(Lietal.， 1986； Molnar， 1988； Molnaretal.， 1993； Chungetal.， 1998)， 形成了复杂的新生代地质构造， 还导致地壳物质向E “逃逸”(Tapponnieretal.， 1982； Zhangetal.， 2004； Ganetal.， 2007； Baietal.， 2010； Dongetal.， 2016)。E向运动的高原物质受扬子克拉通阻挡， 使青藏高原东南缘的地壳运动发生SE向偏转， 同时形成了以龙门山、 安宁河、 鲜水河、 金沙江等大断裂带为边界的活动地块构造， 并沿地块边界频繁发生破坏性强震(Roydenetal.， 1997； 张培震等， 2003； 张永谦等， 2010)， 使其成为中国大陆地震活动最剧烈的地区之一(图 1)。

图 1 青藏高原东南缘的地质构造(1970—2020年)Fig. 1 Geological structures of the study area(1970—2020).SGB 松潘-甘孜块体， SCB 华南块体， QTB 羌塘块体， CDB 川滇菱形块体， DWB 滇西块体， DSB 滇南块体， LMF 龙门山断裂， XSF 鲜水河断裂， ANF 安宁河断裂， JSF 金沙江断裂。地震数据来自中国地震台网中心

对青藏高原东南缘地壳内部结构、 大地形变机制等问题的研究有助于加深青藏高原边界动力学过程的认识， 并有助于深入理解该区域的深部孕震机制和判定未来的强震危险性。已有众多学者从地震学、 大地电磁、 大地测量学等角度对青藏高原东南缘的地壳构造、 物质运移特征及其地球动力学过程等开展了大量研究， 揭示了该区域中下地壳内可能存在壳内低速层(Yaoetal.， 2008； 潘素珍等， 2015)， 低阻、 高导层(金胜等， 2010； Zhaoetal.， 2010； Dongetal.， 2016； 王绪本等， 2017)或低密度异常区域(Xuanetal.， 2018； Wuetal.， 2019； 胡敏章等， 2020； Tianetal.， 2020)， 为该区域高原物质向SE流出的机制解释提供了约束。近年来， 许多学者将小波多尺度分析(Mallat， 1988， 1989)和功率谱分析方法(Spectoretal.， 1970)应用于地球重力场分离和场源深度估计中， 并取得了很多有意义的成果。一些学者利用该方法对中国大陆进行了重力位场分离， 揭示了中国大陆整体的地壳密度变化趋势， 给出了中国大陆壳幔相对密度差异的空间分布， 为研究中国大陆壳幔结构提供了新途径(侯遵泽等， 1997， 1998； 玄松柏等， 2012)。在青藏高原地区， 杨文采等(2015)通过对重力场的小波多尺度分解， 反演获得了该区域地壳三维密度结构， 分析了高原地壳内部物质运动特征， 并认为 “下地壳流”的存在是引发高原地壳内部密度异常的重要原因。也有学者认为高原地壳内部低密度异常是地幔热流上涌， 在底侵作用下导致中下地壳部分熔融的结果(毕奔腾等， 2016)。重力场多尺度分析结果不仅能够为壳幔结构、 物质运动机制等研究提供佐证， 同时也能为区域地震危险性分析提供参考。根据分解得到的多尺度重力场， 绝大部分学者都认为重力异常变化率与地震的发生明显呈正相关， 通常大地震主要发生在高重力梯级带上， 且该梯级带对应活动地块的边界(楼海等， 2005； Wuetal.， 2019； Tianetal.， 2020)。

本文首先利用 “bior3.5”小波基对重力异常正演模型进行多尺度分析， 验证该小波基函数分离重力场的稳定性和有效性。在此基础上， 对青藏高原东南缘WGM2012布格重力异常数据进行多尺度分解， 并利用径向对数功率谱计算各阶的场源深度， 分析各尺度下重力场所体现的构造含义及其与地震活动的关系， 特别是提取到的5阶细节图像反映了川滇菱形块体的区域性负重力异常， 可能为该区域存在 “下地壳流”提供支持证据。

1 重力异常多尺度分析方法

1.1 方法原理

根据多尺度分析原理(Mallat， 1988， 1989)， 可对布格重力异常数据进行离散小波变换(Discrete Wavelet Transform， DWT)， 分解得到不同尺度上的异常子集， 借助小波函数的正交族， 一组小波基函数可表示为

(1)

其中，a表示伸缩系数，b表示平移参数。假设Δg(x)是重力信号， 通过改变a、b参量， 可以得到一组小波簇函数， 将小波簇函数代入到小波变化DWT中， 可得小波变换DWT为

(2)

将其扩展到二维重力异常， 其主要思想是： 用低通滤波器和高通滤波器对重力信息Δg(x，y)i的每行做滤波保留偶数行， 再用低通滤波器和高通滤波器对重力信息Δg(x，y)i的每列做滤波保留偶数列， 就能得到Δg(x，y)i+1和3个高频水平、 垂直、 对角分量。然后用高通滤波器和低通滤波器对高频和低频系数进行重构， 其分解和重构过程如图 2 所示。

图 2 小波多尺度分解、 重构流程图Fig. 2 Flow chart of wavelet multi-scale decomposition and reconstruction.

将二维重力异常进行1阶多尺度分解， 可得：

(3)

(4)

假设分解到5阶， 则：

(5)

其中，A5G是重力场的5阶小波逼近，D1G～D5G为1～5阶的小波细节。

将Δg从1阶分解到n阶， 发现无论n如何变化， 其小波细节D1～Dn-1始终保持不变， 这反映的就是小波多尺度分解的优越性， 即低阶小波细节不变准则(杨文采等， 2001)， 这一准则对于重力异常分解非常有利， 我们可以根据低阶小波细节的分析结果和研究区域的实际概况最后确定分解阶数n。

对于重力场小波多尺度分析小波基函数的选取， 李健等(2001)已经做了很全面的对比分析， 在前人研究基础之上， 本文综合考虑小波基函数的性质和布格重力异常波形， 根据原始信号的特点及其与小波基函数的相似程度(刁博等， 2007)， 测试了 “db”系列小波基和 “bior”系列小波基， 首次将分解阶次定为7阶， 发现超过5阶后出现了分解过度的现象； 另外根据功率谱计算的深度可以确定6阶的深度达到了莫霍面之下， 最后确定了用 “bior3.5”小波基分解到5阶最为合适。

1.2 模型测试

由于既要考虑不同深度地质体叠加效应， 又要考虑试验模型分解后易于观察其分解效果， 现设计了1个简单的地质体试验模型(图 3)， 模型参数设置见表1， 格网尺寸为100km×100km， 采样分辨率为0.8km， 其中在浅部10km深处设置了4个相对对称的小棱柱体作为局部场， 在50km深处设置了1个大棱柱体作为区域场。

图 3 地质体试验模型Fig. 3 Test model of geological masses.

表1 试验模型参数Table1 Test model parameters

根据棱柱体重力异常的正演公式， 分别计算了局部场(浅部4个小棱柱引起)、 区域场(深部大棱柱引起)和总重力异常(浅部4个小棱柱与深部大棱柱之和)。为了更加准确地测试 “bior3.5”小波基分解布格重力异常的有效性和程序的稳定性， 对正演后的重力异常加入均值为0mGal、 标准差为±0.55mGal的高斯随机噪声， 约等于最大异常值的2%， 得到如图 4 所示结果。

图 4 加入高斯随机噪声的试验模型正演重力异常Fig. 4 The gravity anomalies of test model with Gaussian random noise.

之后， 利用 “bior3.5”小波基函数对正演计算得到的总重力异常(图4c)进行小波多尺度分解， 分解结果如图 5 所示。从多尺度分解结果来看， 1～2阶小波细节体现的都是高斯随机噪声信息， 包括局部场和区域场的全部高斯随机噪声， 而3～5阶小波逼近反映的区域场几乎不再含有高斯随机噪声信息。3～5阶小波细节显示浅部地质体引起的局部异常越来越明显， 其中4阶最为突出， 几乎看不到区域异常的影响， 5阶小波细节的局部异常开始减弱， 区域异常信息开始显现。对比4、 5阶逼近与正演区域异常(图4b)， 发现4阶逼近含有明显的局部场效应， 而5阶逼近可以很好地反映深部区域场。根据低阶细节不变原则， 参照正演局部场和区域场， 经过不断地测试， 最终确定分解为5阶最为合适。将1～5阶小波细节相加作为经过小波多尺度分析之后得到的局部场(DWT局部场)(图5f)， 5阶小波逼近作为经过小波多尺度分析之后得到的区域场(DWT区域场)(图5l)。对DWT局部场和DWT区域场进行功率谱分析， 并根据径向对数功率谱的最大斜率与场源深度的关系(Xuetal.， 2017)：

图 5 正演总重力异常多尺度分解结果Fig. 5 Results of the forward total gravity anomaly by multi-scale decomposition.

(6)

得到DWT局部场的近似深度为9.4km， DWT区域场的近似深度为56.6km， 该结果基本与设计深度一致。

综合以上分析， 可以定性的认为 “bior3.5”小波基能够将叠加异常中的区域异常和局部异常有效分离出来， 获得较为理想的分离效果。

2 数据来源与分析

2.1 数据来源

本文研究使用的布格重力异常数据来自于国际重力局(BGI， International Gravimetric Bureau)的WGM2012(World Gravity Map 2012)模型， 是一种高分辨率地球重力场格网， 其空间分辨率为2′×2′。WGM2012由国际多家单位共同开发， 融合了EGM2008和DTU10重力场数据， 并根据分辨率为1′×1′的ETOPO1全球地形模型进行地形改正， 是以球谐展开式计算得到的高精度地球重力场模型(Balminoetal.， 2012)。由于本文要对布格重力异常进行小波多尺度分析， 目的就是要分离出各层引起的重力异常效应， 因此不需要考虑局部地形起伏、 地表物质堆积等因素的影响， 不需要进行低通滤波处理。对研究区域的数据进行格网化插值处理， 结果如图 6 所示。

图 6 青藏高原东南缘布格重力异常Fig. 6 Bouguer gravity anomaly in the study area.

2.2 数据分析

图 6 显示了青藏高原东南缘及周边地区布格重力异常， 其整体形态与该区域的地形起伏(海拔高度)呈负相关， 大体以负异常为主， 数值在-500～200mGal之间变化。青藏高原内部山脉分布的高地势地区显示高负异常， 极值达-500mGal， 负异常的走向由EW向E转向NE， 且数值呈递增趋势， 异常值为-500～-250mGal。四川盆地和滇缅地块由于地质构造比较稳定， 地壳分布有高密度地层， 异常值介于-50～50mGal之间， 变化较为平缓。在松潘—康定—丽江一带有一条明显的重力异常梯级带， 该梯级带大体在松潘-甘孜块体和四川盆地块体的边界线上， 特别是在梯级带北部龙门山断裂带附近， 自西向东梯度值急剧增大， 在不到50km的范围内重力异常从-200mGal增加到了-100mGal， 造成这种急剧变化的原因可能是由于青藏高原内部物质向SE流出并受到扬子克拉通阻挡， 导致大量物质在龙门山断裂带附近堆积， 造成了龙门山的抬升， 这一动力学过程或许也是龙门山及其周边地区孕育地震的重要条件。另一条重力梯级带位于三江地区(怒江、 澜沧江、 金沙江)， 该梯级带从怒江的东南向沿澜沧江一直到金沙江地区， 是滇缅的主要边界带， 由于青藏高原物质侧向挤出向SE逃逸， 受到滇缅地块的NE向阻挡， 形成了该SE向重力梯级带。

3 小波多尺度分解结果

根据试验模型结果和小波细节不变原则对本文的原始数据进行了测试， 最后采用 “bior3.5”小波基对WGM2012重力场模型的布格重力异常进行5阶多尺度分解， 提取了5个阶次的小波细节信息， 如图 7 所示。对各阶细节进行功率谱分析并根据式(6)计算了各阶次的近似场源深度， 计算结果见表2。其中1阶细节场源的深度约为3.5km， 反映了地表物质堆积和沉积层密度变化， 在此不做过多讨论。

图 7 小波多尺度分解得到的2～5阶小波细节Fig. 7 The 2nd to 5th order details by multi-scale wavelet decomposition.

表2 1～5阶小波细节近似场源深度Table2 Approximated source depths of the 1～5 order details

图 7a 为2阶小波细节， 功率谱估计的场源近似深度为12.6km， 主要反映了研究区上地壳的布格重力异常特征； 图7b为3阶小波细节， 功率谱估计的场源近似深度为19.4km， 主要反映了研究区中上地壳的布格重力异常特征； 2阶和3阶小波细节体现的都是小尺度重力异常。2阶小波细节主要呈正负相间的条带状分布， 而3阶小波细节主要以舌形状和圈闭形态展示。与2阶相比， 3阶细节的尺度更大， 范围更加清晰， 但二者的正、 负异常分布的位置区域基本上一致。这些红蓝相间的重力异常密集处为地质构造活动剧烈变化的区域， 反映了该阶层岩石密度剧烈变化， 其中以龙门山断裂、 安宁河断裂和金沙江断裂表现得最为剧烈， 是青藏高原物质东流遇到扬子地台阻挡的结果。在物质受挤压变形过程中， 四川盆地显示出的是均匀的弱重力异常， 形态稳定， 表明该盆地是刚性块体的特征。在滇西块体内部也表现出了这种形态， 但与龙门山等复杂构造区不同， 其内部并没有大的断裂褶皱变形或破碎的痕迹， 推测可能是由于缅甸微板块向其下俯冲导致的。在金沙江断裂和鲜水河断裂之间还存在2个正异常圈闭， 和周围的弱异常形成鲜明对比， 推测可能是青藏高原物质东移受阻后顺时针旋转所冲断的扬子克拉通的一部分。2阶和3阶细节图的布格重力异常变化与在地表观察到的地质构造一致， 使该区域成为了中新生代地壳形变和地震活动最剧烈的地区之一。

图 7c 为4阶小波细节， 功率谱估计的场源近似深度为26.2km， 反映了研究区中下地壳的布格重力异常特征， 与2阶和3阶小波细节相比， 其重力异常特征尺度更加清晰， 体现了中尺度重力异常。从图中可以看出， 在松潘-甘孜地块东缘、 羌塘块体西北角和腾冲地区存在3个极低布格重力异常圈闭； 相应地在缅甸微板块东北角、 攀枝花地区、 四川盆地北部存在3个极高布格重力异常圈闭， 形成了该地区正负异常相间分布的格局。松潘-甘孜地块东南缘作为青藏高原物质东流受扬子地台阻挡发生顺时针旋转的过渡带， 经历了强烈的变形和断裂错动， 该地体在中地壳与巴颜喀拉克拉通相连(杨文采等， 2015)， 在其东南缘存在的这个低布格重力异常圈闭与巴颜喀拉地体地壳中存在着较厚的低速、 低阻层的观测结果一致， 推测可能与该块体东部下地壳温度较高、 中下地壳部分岩体在高温下熔融有关。在攀枝花地区存在1个高布格重力异常圈闭， 可能是由于在攀西古裂谷时期深部高密度物质上升过程中在中下地壳的物质残留所致。三江地区(怒江、 澜沧江、 金沙江)是青藏高原物质东移的通道之一， 其低密度物质在该区流动的过程中有部分沿着断裂带向上涌出， 在中下地壳堆积， 导致该地区中下地壳存在1个低布格重力异常区。

图 7d 为5阶小波细节， 功率谱估计的场源近似深度达48.8km， 反映了研究区下地壳的布格重力异常特征， 体现了低频的大尺度重力异常。四川盆地显示出高正重力异常， 体现了刚性块体的特征。缅甸微板块向SEE穿过滇西块体依旧为高正重力异常， 反映其密度高、 刚性强， 在印度板块向N挤压欧亚大陆时不易发生断裂破碎， 对喜马拉雅东构造结的形成起到了关键作用。研究区最为明显的低布格重力异常区出现在理塘—稻城—攀枝花—东川—曲靖—昆明地区， 范围较广且连续， 在曲靖达到最低值， 在两端沿NE和SW逐渐增大， 但一直表现为负重力异常。经多尺度分析得到的5阶细节在川滇菱形块体内部表现为区域性负异常， 为 “下地壳流”的存在提供了证据支持。

4 讨论

4.1 地震孕育环境

地震的发生是在构造运动作用下地应力达到并超过断裂带岩石层的承受极限后突然发生变形破裂的结果(Scholz， 1990； 张培震等， 2013)。青藏高原东南缘是中国大陆地震频繁发生的地区之一(邓起东等， 2014)， 根据中国地震台网中心1970—2020年这50a间的地震目录数据可以看出该地区震级达到5级以上的地震数量较多(图8a)， 且大部分都属于浅源地震， 震源深度在5～20km范围内， 在喜马拉雅东构造结附近有中深部地震发生， 震源深度可达40～50km(图8b)。

图 8 青藏高原东南缘地震震级(a)与震源深度(b)分布(1970—2020年)Fig. 8 Distribution of seismic magnitude(a)and depth(b)in the southeastern Qinghai-Tibet Plateau(1970—2020).地震数据来自中国地震台网中心

从图 9 可知， 青藏高原东南缘的大地震大多数发生在高重力梯级带、 板块边界构造带及其次级地块的边界活动带上(邓起东等， 2003， 2014； 张培震等， 2013)。根据2、 3阶细节(图 9)可以发现， 汶川地区从南至北其重力异常从负值变化为正值， 汶川地震正好发生在这种正负交替的过渡梯级带上， 推测此时一些物质已经聚集在龙门山断裂带的中上地壳， 这与解滔等(2015)针对该地区利用连续小波变换(CWT)分析与地震有关的热红外高温异常在时间尺度上的变化是对应的， 这种物质聚集导致了该地区的应力聚集和上升， 上地壳的底部一直处于高应力的增长状态。因此， 可以推断龙门山断裂带上构造应力的长期积累及其最终释放导致发生了汶川地震和芦山地震。

图 9 2、 3阶细节与5级以上地震震中位置的对比Fig. 9 Comparison between the 2ndand 3rd order detail and the epicenter locations of the erathquakes over magnitude 5.

青藏高原东南缘绝大多数地震的震源深度都在5～20km之间， 处于容易断裂的脆性上地壳、 中上地壳内部， 其对应的下地壳则表现为低布格重力异常区， 下地壳这种低密度、 低速、 可塑性的深部介质条件可能导致了该区域在下地壳应力不易积累 “逃逸”到上地壳， 进而引发强震。这种地壳深浅部相互作用方式表明地震孕育环境不仅受控于断裂地块构造， 也与深部地壳构造有关(楼海等， 2005； 张培震等， 2013)。多尺度重力场从重力学角度为研究青藏高原东南缘地壳构造与地震活动关系提供了有力的参考依据。

4.2 地壳密度结构与地壳厚度

一般说来， 正布格重力异常表示高密度异常， 负布格重力异常表示低密度异常。根据小波多尺度分解得到的2～5阶小波细节(图 7)可以看出研究区域不同深度上的地壳密度结构变化。前人的研究结果表明腾冲火山区的地壳厚度为33.5～38km(张龙等， 2015)， 莫霍面深度为38～41km(李雪垒等， 2017)， 岩石圈厚78.2～88km(张龙等， 2015)， CRUST1.0模型(图 10)反映该地区的地壳厚度为35～40km， 而本文根据功率谱估测的平均深度为26.2～48.8km， 由于本文计算的是整个东南缘估计平均深度， 故比只计算腾冲火山小区域地壳厚度范围更广。在4阶小波细节(图10)中， 腾冲地区显示出约-40mGal的极低布格重力异常表明该地区中下地壳存在着低密度物质层， 这与利用地震层析成像和接收函数反演的腾冲火山区的P波、 S波速度结构(王椿镛等， 2002； 张龙等， 2015)具有很好的对应关系。但这种低密度异常一直向上延续到上地壳， 与李雪垒等(2017)反演得到的该地区上地壳为地震波高速区有所不同， 推测这一低密度区是由于处于活动状态的热流物质通过热流通道从地幔上涌至整个地壳有关， 表明该地区不同深度上的高、 低密度异常都与火山活动有关。

图 10 研究区域4阶细节与地壳厚度等值线(数据来源： CRUST1.0模型； 厚度单位： km)Fig. 10 The 4th order detail and crustal thickness contours in the study area (data are from CRUST1.0 Model， unit: km).

图 10 反映了青藏高原东南缘的地壳厚度在EW向有明显差异， 基本上呈现NW-SE向逐渐变薄的趋势， 显示了青藏高原物质向E运移受阻导致物质在该区域堆积。在羌塘地块内部的地壳厚度最大可约达70km， 在景洪、 南宁地区的地壳最薄， 厚约30km， 以松潘—雅安—丽江转向NW的三江地区(怒江、 澜沧江、 金沙江)为界， NW侧的地壳厚度>50km， SE侧的地壳厚度<50km。在龙门山断裂两侧地壳厚度约有6km以上的位错， 该断裂是一条NNE向的地壳厚度梯级带。从多尺度分解结果来看， 龙门山重力梯级带表现出与龙门山地壳厚度梯级带一致的主导方向， 且梯级带两侧的重力场特征明显不同， 这表明龙门山断裂带两侧的地壳物质和结构发生了巨大变化， 印支板块向E对青藏高原进行挤压， 随后又被四川盆地的刚性块体阻挡， 这可能是导致龙门山断裂带地壳缩短和隆升的主要原因。

4.3 “下地壳流”模式

目前，对于青藏高原下地壳物质的运动方式， 大部分学者主要认同 “下地壳流”(Roydenetal.， 1997； Clarketal.， 2000； Unsworthetal.， 2005)和 “刚性块体挤出”(Molnaretal.， 1975； Mukhopadhyayetal.， 2009)2种猜想， 关于2种运动模式的讨论一直没有定论， 从不同的地球物理参数出发， 都能为这2种模式找到依据。

从图7d所示5阶小波细节布格重力异常分布特征分析， 下地壳中存在明显的低密度物质， 能够较好地吻合 “下地壳流”模式。图 11 中红色箭头标出了下地壳低密度物质运移可能的大概方向。在印度-欧亚大陆发生陆-陆碰撞过程中， 青藏高原发生了激烈的地质构造活动， 其东南缘下地壳管道打开， 导致下地壳低密度物质沿金沙江断裂带向E运动， 这与前人所研究的结果——位于羌塘块体和川滇菱形块体交界的三江地区可能是青藏高原物质向E运移的通道之一(李德威， 2010； 玄松柏等， 2012)一致， 物质向E运移到刚性的四川盆地时被阻挡， 无法再向E运动， 继而发生分流， 其中很少一部分物质沿NNE方向穿过鲜水河断裂带运移到松潘-甘孜地块的东南缘， 这与杨文采等(2015)根据小波多尺度分析得到的“下地壳低密度物质侧向挤出路径之一是龙门山西秦岭到银川盆地”是吻合的， 这导致松潘-甘孜造山带在下地壳呈现不大的负重力异常， 与青藏高原地壳反演的三维密度结构和人工地震测深得到的速度结构的吻合度较高(王椿镛等， 2003a， b； 杨文采等， 2015； 胡敏章等， 2020)， 体现了松潘-甘孜地块下地壳低密度、 低速、 高阻的特性。其中绝大部分物质受阻后向SSW运移， 穿过理塘—稻城—攀枝花一带， 随后遇到滇南块体的阻挡， 一支流向了攀枝花—普洱方向， 另一支流向了东川—曲靖方向， 并有着向安顺—贵阳方向运动的趋势， 大部分物质在川滇菱形块体内部堆积， 其中在攀枝花—东川—曲靖—昆明地区低密度物质堆积得最多， 这与杨文采等(2015)得到的 “下地壳流”的路径之一是从高原南缘理塘到大理这一结论可以很好地吻合。

图 11 5阶小波细节反映的下地壳流流向(红色箭头)Fig. 11 Flowing direction of the lower crustal flow showed in the 5th order detailed image(red arrow).

综上所述， 本文根据小波多尺度分析得到的5阶多尺度重力场， 能够很好地解释 “下地壳流”的一些地壳形变特征， 为支撑 “下地壳流”模式提供间接证据。

5 结论

本文根据小波多尺度分析原理， 对全球重力场模型WGM2012数据进行了5阶分解， 将分解结果应用于青藏高原东南缘的地壳结构、 物质运动和地震孕育研究之中， 并将这些研究分析与前人结果进行比较， 得到了以下几点认识：

(1)根据2、 3阶小尺度重力场分解结果进一步确认了青藏高原东南缘绝大多数地震发生在高重力梯度带和块体活动边界带上， 且其震中位置的下地壳表现为低异常区， 下地壳这一低密度、 低速、 可塑性的深部介质条件可能导致了该区域的下地壳应力不易积累 “逃逸”到上地壳， 进而触发了强震的发生， 这种地壳深浅部相互作用的动力学过程可能是川滇地区地震孕育的重要条件。

(2)4阶中尺度重力异常结果表明， 松潘-甘孜地块东南缘存在的低布格重力异常圈闭与巴颜喀拉地体地壳中存在着较厚低速、 低阻层的观测结果一致， 推测可能与该块体东部岩石圈厚度大、 下地壳温度较高、 中下地壳部分岩体在高温下熔融有关； 在攀枝花地区存在的高布格重力异常圈闭， 可能是由于在攀西古裂谷时期深部高密度物质上升过程中在中下地壳的物质残留所致。

(3)5阶大尺度重力异常能够很好地反映 “下地壳流”的流向， 青藏高原向E挤出受到刚性四川盆地阻挡， 导致下地壳低密度物质向S、 N 2个方向流动， 很少一部分物质穿过鲜水河断裂带向N流动， 大部分物质向S流动并受到滇南块体阻挡， 一支流向了攀枝花—普洱方向， 另一支流向了东川—曲靖方向， 并有向安顺—贵阳方向流动的趋势， 导致低密度物质在丽江—稻城—攀枝花—东川—昆明一带堆积， 为青藏高原东南缘 “下地壳流”的存在提供了证据支持。

致谢审稿人对本文提出了宝贵的修改意见； 本文的WGM2012布格重力数据由国际重力局(BGI)提供； 部分地震数据由中国地震台网中心提供； 文中大部分图由GMT软件绘制。在此一并表示感谢!