王芃 張忠杰 張晰 韓顏顏2, 王敏玲2, 侯爵2, 徐濤

1. 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣州 5106402. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 1000493. 中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

1 引言

印度與歐亞板塊的碰撞持續(xù)了約45Ma，導(dǎo)致青藏高原的地殼縮短了至少1500km (Molnar and Tapponnier, 1975)。盡管學(xué)者對(duì)高原地殼縮短增厚的方式存在“地殼增厚”(Allégre, 1984)、“剝蝕”(Mengetal., 2006)和“巖石圈拆離”(Molnar, 1988)等爭(zhēng)議，但一般都認(rèn)為南北向的持續(xù)會(huì)聚導(dǎo)致了高原地殼物質(zhì)的側(cè)向擴(kuò)展。在青藏高原東緣，向外生長(zhǎng)的高原遭受到堅(jiān)硬的四川克拉通盆地阻擋，導(dǎo)致了高原地殼向東南和東北的逃逸，并產(chǎn)生了沿北東-南西走向的龍門山(Chenetal., 2013a; Zhang, 2013)。龍門山是青藏高原東部與四川盆地間強(qiáng)烈相互作用的主要地區(qū)與標(biāo)志之一(Zhangetal., 2010b)。作為我國(guó)東、西部構(gòu)造和地貌分界線的重要組成部分，在大地構(gòu)造上，龍門山代表了特提斯與太平洋構(gòu)造域的分界；在地貌上，龍門山是青藏高原與四川盆地的分界(Wang and Meng, 2008)。布格重力異常顯示龍門山是劃分中國(guó)東西部重力異常場(chǎng)的重力梯度帶的組成部分(殷秀華等, 1980)。地震深部探測(cè)結(jié)果則顯示龍門山下方莫霍面存在10～15km的錯(cuò)斷(Zhangetal., 2009, 2010b；Jiaetal., 2014)。

對(duì)龍門山造山帶的研究一直是國(guó)內(nèi)外學(xué)者關(guān)注的重點(diǎn)，特別是2008年汶川大地震以來，學(xué)者在龍門山地區(qū)開展了大量的地球物理深部探測(cè)研究，包括：P波速度結(jié)構(gòu)(郭飚等，2009; 吳建平等，2009)、S波速度結(jié)構(gòu)(劉啟元等, 2009; Wangetal., 2010) 、橫波分裂(Chenetal., 2013b)、電性結(jié)構(gòu)(王緒本等, 2013; 趙國(guó)澤等, 2009)和密度結(jié)構(gòu)等(Wangetal., 2007; Louetal., 2008; Zhangetal., 2010a; 唐新功等, 2012; Zhangetal., 2013)。在此基礎(chǔ)上，學(xué)者對(duì)該區(qū)的構(gòu)造活動(dòng)特征，特別是2008汶川地震發(fā)生的動(dòng)力學(xué)過程進(jìn)行了探討(滕吉文等, 2008; Wang and Meng, 2008; Burchfieletal., 2008; Hubbard and Shaw, 2009; Chenetal., 2013a)。但對(duì)龍門山的形成機(jī)制與演化過程目前仍然存在很大的爭(zhēng)議，主要的模式包括：“地殼縮短”(Tapponnieretal., 2001; Hubbard and Shaw, 2009)、“巖石圈拆沉”(Chenetal., 2014)、“地殼固有厚度差異”(Chenetal., 2013a)、“剝蝕-均衡回彈”(Fuetal., 2011)和下地殼流(Roydenetal., 1997; Clark and Royden, 2000)等。龍門山兩側(cè)地殼-上地幔在結(jié)構(gòu)和物性上的顯著差異可能是導(dǎo)致龍門山形成的深部原因。最近，嘉世旭等發(fā)表了一條橫穿龍門山中部的寬角地震剖面，該剖面提供了龍門山下方地殼的精細(xì)速度結(jié)構(gòu)信息(Jiaetal., 2014)。為了更好地理解龍門山下方的物性特征，我們以該寬角地震剖面的速度結(jié)構(gòu)為基礎(chǔ)，利用EGM2008模型的重力異常數(shù)據(jù)構(gòu)建了剖面下方的地殼密度結(jié)構(gòu)。在此基礎(chǔ)之上，我們結(jié)合研究區(qū)已有的地球物理深部探測(cè)成果，探討了密度結(jié)構(gòu)對(duì)龍門山地區(qū)地球動(dòng)力學(xué)的啟示。

2 數(shù)據(jù)與方法

中國(guó)地震局地球物理勘探中心于2010年5至6月完成了由四川盆地中部向西北方向、近垂直穿越龍門山中段5.12汶川特大地震極震區(qū)和川西北高原的深地震寬角反/折射測(cè)深野外工作(圖1)。該測(cè)線為北西-南東走向，北起阿壩縣，南至遂寧，長(zhǎng)約500km，自北至南跨越松潘-甘孜塊體、松潘-甘孜褶皺帶、龍門山造山帶與四川盆地。松潘-甘孜塊體地表主要為三疊系；松潘-甘孜褶皺帶出露志留系到三疊系；龍門山地區(qū)有太古界、元古界和變質(zhì)雜巖出露；四川盆地靠近龍門山地區(qū)有少量第四系出露，其他地區(qū)為侏羅系、白堊系覆蓋(Jiaetal., 2014)。

圖1 跨龍門山地區(qū)重力剖面(紅色虛線)與阿壩-遂寧深地震測(cè)深剖面位置黃色五角星代表人工源炮點(diǎn)，藍(lán)色三角形代表接收器.F1-龍日壩斷裂;F2-東門溝斷裂;F3-茂汶斷裂;F4-北川-映秀斷裂;F5-江油-都江堰斷裂Fig.1 Position of gravity profile (red dashed line) and Aba-Suining deep seismic sounding profile crossing LongmenshanThe yellow stars represent the shot points; the blue triangles represent the receivers. F1-Longriba Fault; F2-Dongmengou Fault; F3-Maowen Fault; F4-Beichuan-Yingxiu Fault; F5-Jiangyou-Dujiangyan Fault

圖2 龍門山中段阿壩-遂寧人工源地震剖面的速度結(jié)構(gòu)(據(jù)Jia et al., 2014)Fig.2 Velocity structure of Aba-Suining deep seismic sounding profile crossing central Longmenshan (after Jia et al., 2014)

通過地震波走時(shí)擬合(Cerveny, 2001; 徐濤等, 2004; Xuetal., 2006, 2010, 2014; 李飛等, 2013)獲得剖面的P波速度結(jié)構(gòu)(圖2)，結(jié)果顯示四川盆地地殼內(nèi)部界面及介質(zhì)速度橫向均勻、速度隨深度穩(wěn)定增加，地殼厚約41～43km，結(jié)晶地殼平均速度約6.45km/s，上地幔頂部速度8.1～8.2km/s，為典型克拉通性質(zhì)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)特征。川西北高原松潘-甘孜塊體殼內(nèi)界面及介質(zhì)速度橫向較為均勻，地殼厚約53～57km，結(jié)晶地殼平均速度約6.23km/s，上地幔頂部速度約7.90km/s。相對(duì)于四川盆地，川西北高原上、中、下地殼界面增多、介質(zhì)速度分別降低了1%～2%，2%～4%和6%～10%，揭示了高原地殼由上向下巖性性質(zhì)改變，特別是高原下部地殼(深約30～55km)介質(zhì)速度大幅降低及巖性的塑性流變性質(zhì)(Jiaetal., 2014)。

EGM2008重力模型是美國(guó)國(guó)家地理空間情報(bào)局2008年4月發(fā)布的全球超高階地球重力場(chǎng)模型。模型的建立采用了GRACE衛(wèi)星跟蹤數(shù)據(jù)、衛(wèi)星測(cè)高數(shù)據(jù)和地面區(qū)域平均重力數(shù)據(jù)等多種來源重力數(shù)據(jù)以及高分辨率的全球地形數(shù)據(jù)。該模型比之前廣泛應(yīng)用的EGM96等地球重力模型精度顯著提高，可以滿足小比例尺重力勘測(cè)的要求(楊金玉等, 2012)。模型的自由空氣異常與川西地區(qū)實(shí)測(cè)異常相比差值較小且基本為一常數(shù)(付廣裕等, 2013)。在此基礎(chǔ)上，美國(guó)國(guó)家地理空間情報(bào)局使用1′分辨率的高程數(shù)據(jù)對(duì)其進(jìn)行了地形改正(Hermannetal., 2012)，得到了2.5′分辨率的布格異常數(shù)據(jù)，并發(fā)布在國(guó)際重力局(BGI)網(wǎng)站上。本文采用這一數(shù)據(jù)作為布格異常來源。

圖3為深地震測(cè)線對(duì)應(yīng)的布格重力異常及地形起伏。從圖中可以看出，以龍門山造山帶為界，其西北的松潘-甘孜地區(qū)和東南的四川盆地在布格異常與高程兩方面都有顯著的差別。測(cè)線高程西北高而東南低，松潘-甘孜塊體地區(qū)平均高程最高，在3600m以上，自西北向東南由3400m上升至3900m，在接近松潘-甘孜褶皺帶的地區(qū)出現(xiàn)明顯上升；松潘-甘孜褶皺帶的平均高程在2800m左右，地形崎嶇，高程從西北向東南呈下降趨勢(shì)，但在接近龍門山處突然上升；龍門山造山帶具有極大的地形梯度，在50km的距離內(nèi)高程從3700m陡降至600m；四川盆地的平均高程約500m，地形平緩，最大高差不足300m。

圖3 測(cè)線的布格異常曲線(上圖)與高程曲線(下圖)Fig.3 Bouguer anomaly (upper plot) and elevation (lower plot)of the profile

測(cè)線的布格異常在-470到-120mGal之間，布格異常曲線與高程曲線大體呈鏡像關(guān)系，松潘-甘孜塊體的布格異常最低，在-460到-390mGal之間，從西北向東南逐漸上升；松潘-甘孜褶皺帶的布格異常從-390到-170mGal有較大的變化；龍門山造山帶的布格異常較高，在-190到-170mGal之間，自西北向東南呈高-低-高的分布規(guī)律；四川盆地的布格異常最高，自西北端的-160mGal至東南端的-120mGal逐漸增加。

我們基于剖面的速度模型來構(gòu)建剖面下方的地殼密度結(jié)構(gòu)的初始模型。對(duì)于地殼部分，Christensen和Mooney給出了不同深度下大陸地殼巖石速度和密度線性關(guān)系式：ρ=a+b·Vp(式1)，其中a的單位為kg/m3，b的單位為kg·s/km·m3，Vp的單位為km/s，ρ的單位為kg/m3，在不同深度下，a、b的數(shù)值分別如下(Christensen and Mooney, 1995)：

(1)

對(duì)于地幔部分，我們使用使用Nafe-Drake 曲線(Brocher, 2005)。

使用上述關(guān)系式沿剖面將地殼P波速度轉(zhuǎn)為密度，得到初始密度模型后，我們采用基于Matlab平臺(tái)的二維復(fù)雜地質(zhì)模型多邊形網(wǎng)格建模及重力異常正演計(jì)算方法(王芃等，2014)，來構(gòu)建和調(diào)整密度模型，使其產(chǎn)生的理論布格異常曲線逼近觀測(cè)的布格異常曲線，并得到最終的密度結(jié)構(gòu)(圖4)。模型計(jì)算的布格異常與實(shí)際布格異常間的平均誤差為3.3mGal。

圖4 阿壩-遂寧剖面的密度結(jié)構(gòu)上圖：根據(jù)密度結(jié)構(gòu)計(jì)算的布格異常曲線與EGM2008數(shù)據(jù)曲線的對(duì)比；中圖：測(cè)線地表巖石出露與構(gòu)造分區(qū)情況，據(jù)Jia et al.(2014)，F(xiàn)1-F5見圖1，F(xiàn)6-巴中-龍泉山斷裂；下圖：剖面的密度結(jié)構(gòu)，各色塊中的數(shù)字代表相應(yīng)密度，單位為g/cm3Fig.4 Density structure of Aba-Suining profileUpper plot: comparison of calculated Bouguer anomaly and Bouguer anomaly from EGM2008; Middle plot: strata along the profile and tectonic frame of the profile (Jia et al., 2014), F1-F5 are referred in Fig. 1, F6-Bazhong-Longquanshan Fault; Lower plot: density structure of the profile, values in each colored block represent its density (g/cm3)

3 密度模型

由密度結(jié)構(gòu)(圖4)可見，剖面的上地殼密度在2.34～2.79g/cm3之間，在0～6km深度范圍內(nèi)，四川盆地的平均密度為2.34g/cm3，松潘-甘孜地區(qū)(松潘-甘孜塊體和松潘-甘孜褶皺帶)的平均密度較高，達(dá)到2.46g/cm3，龍門山造山帶的平均密度最高，為2.67g/cm3。在6km以下的上地殼中，松潘-甘孜地區(qū)平均密度為2.59g/cm3，四川盆地的平均密度2.61g/cm3。在中地殼中，松潘-甘孜地區(qū)在20km深度處存在低密度層，平均密度2.55g/cm3，如果不考慮此低密度層，松潘-甘孜地區(qū)中地殼的平均密度為2.71g/cm3，小于四川盆地的平均密度(2.75g/cm3)，而龍門山造山帶仍然具有最高的平均密度(2.79g/cm3)。在下地殼中，四川盆地的平均密度(2.89g/cm3)仍然大于松潘-甘孜地區(qū)的平均密度(2.82g/cm3)，且差距進(jìn)一步增加。龍門山造山帶不再具有最高的平均密度，而與松潘-甘孜地區(qū)的平均密度接近。在剖面的上地幔部分，四川盆地的平均密度為3.3g/cm3，其他地區(qū)的為3.25g/cm3。

遠(yuǎn)震P波層析成像結(jié)果表明，在100km深度內(nèi)，四川盆地與龍門山地區(qū)的P波速度大于松潘-甘孜地區(qū)(郭飚等, 2009)，而地殼尺度的P波與S波層析成像結(jié)果表明，在20km深度內(nèi)，龍門山地區(qū)速度最高，松潘-甘孜地區(qū)速度略大于四川盆地；而在此深度以下，四川盆地速度增加較快，逐漸超過松潘-甘孜地區(qū)，且高速特征隨深度向西北擴(kuò)展，松潘-甘孜地區(qū)則具有低速的下地殼(吳建平等, 2009; 劉啟元等, 2009)。本文的密度結(jié)構(gòu)與前人的層析成像結(jié)果有良好的一致性，即在上地殼與中地殼內(nèi)，四川盆地與松潘-甘孜地區(qū)密度相差不大，二者由龍門山地區(qū)的高密度體分離。自中地殼向下，四川盆地密度隨深度快速增加，逐漸超過松潘-甘孜地區(qū)，在下地殼中二者的差異尤為明顯，且四川盆地高密度體的邊界隨深度增加逐漸向西北移動(dòng)；而龍門山高密度體與兩側(cè)地殼的密度差距逐漸減小，最終消失于下地殼(圖4)。

從阿壩-遂寧剖面的密度結(jié)構(gòu)(圖4)可以看出，剖面中界面的起伏變形在龍門山造山帶附近最強(qiáng)，遠(yuǎn)離龍門山造山帶，起伏逐漸減弱，可能說明了變形程度的不同。自西向東，各塊體的密度結(jié)構(gòu)特征如下：

3.1 松潘-甘孜塊體

該區(qū)位于青藏高原東北部，由于遠(yuǎn)離變形強(qiáng)烈的龍門山造山帶，該區(qū)各密度界面相對(duì)平緩，上地殼厚17km，各密度層厚度穩(wěn)定；中地殼厚14km，其中的密度界面略有突起，但幅度較小，在20km深度處存在低密度層；下地殼厚23km，變形相對(duì)較強(qiáng)，密度界面的深度從剖面西北端到龍日壩斷裂有2.5km的變化；莫霍面在剖面西北較深，向東南逐漸變淺，抬升約2km。

3.2 松潘-甘孜褶皺帶

該區(qū)以茂汶斷裂與龍門山造山帶相鄰，其變形程度也隨與龍門山造山帶距離的減小而增強(qiáng)。該區(qū)的布格異常變化很大(圖3)，說明該區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)存在巨大的橫向差異，可以以剖面200km處為界分為兩段。第一段(140～200km)變形較弱，密度層界面穩(wěn)定，各層面的厚度與密度與松潘-甘孜塊體相似。第二段(200～280km)變形較強(qiáng)，各密度層界面變化較大。上地殼厚17km，向東南減薄至14km，東南部密度明顯增加，可能代表了沿茂汶斷裂上升的深部物質(zhì)。中地殼厚14km，其底界向東南上升2.5km，在20km深度處存在低密度層，西北部密度較低，而東南部密度明顯升高，可能分別代表了中地殼物質(zhì)與上升的下地殼物質(zhì)。下地殼的厚度變化較大，從西北端的23km減薄至東南端的18km，但是密度變化較小。

3.3 龍門山造山帶

該區(qū)由茂汶斷裂、北川-映秀斷裂和江油-都江堰斷裂三條主干斷裂與其所夾持的推覆體組成，變形最為強(qiáng)烈。在該區(qū)西北部，深部物質(zhì)沿北川-映秀斷裂上升，淺層物質(zhì)遭受剝蝕，自晚中新世以來剝蝕量可達(dá)8～10km (Kirbyetal., 2002)。如此大規(guī)模的剝蝕導(dǎo)致地表出露結(jié)晶基底、變質(zhì)雜巖和侵入巖，因此該區(qū)東北部淺層密度大，布格異常高，而該區(qū)東南部的深部物質(zhì)上升幅度較小，還有淺層物質(zhì)的殘留，因此密度較低。深部物質(zhì)的上升也導(dǎo)致了該區(qū)上地殼底界上凸，使其厚度降至12km(圖4)。中地殼的密度分布與上地殼相似，西北部密度高，接近松潘-甘孜褶皺帶下地殼的密度，東南部密度較低。在下地殼中，密度分布發(fā)生了改變，西北部密度較低，而東南端較高，可能反映了龍門山造山帶與四川盆地在深部的分界。上地幔的密度分布與下地殼相似，莫霍面的深度從西北端的46km升高到東南端的42km(圖4)。

圖5 龍門山兩側(cè)密度柱狀對(duì)比左圖：本文的密度結(jié)構(gòu)；右圖：Zhang et al. (2013)提出的密度結(jié)構(gòu).1-沉積層；2-上地殼；3-中地殼；4-下地殼；5-上地幔；SP-松潘；SN-遂寧.各塊中的數(shù)字代表相應(yīng)密度，單位為g/cm3Fig.5 Columnar comparison of densities on two sides of LongmenshanLeft plot: density structure in this paper; Right plot: density structure proposed by Zhang et al. (2013). 1-sedimentary layer; 2-upper crust; 3-middle crust; 4-lower crust; 5-upper mantle; SP-Songpan; SN-Suining. values in each block represent its density (g/cm3)

3.4 四川盆地

以巴中-龍泉山斷裂為界，該區(qū)可分為變形較強(qiáng)的西北段與變形較弱的東南段。西北段緊鄰龍門山造山帶，各密度界面均有抬升；東南段隨著與龍門山造山帶距離的增加，密度界面趨于平緩。該區(qū)具有約5km厚的沉積蓋層，因此其淺層密度最低。沉積蓋層之下的上地殼厚約14km。中地殼較薄，在西北部厚12km，向東南減薄至8km。下地殼厚約16km，其界面在西北部略有隆起，向東南趨于平緩。莫霍面平均深度約42km。該區(qū)具有巨厚的沉積蓋層，地殼與上地幔中的界面平緩，整體密度較高，說明作為揚(yáng)子克拉通的一部分，四川盆地長(zhǎng)期處于穩(wěn)定狀態(tài)。

Zhangetal. (2013)給出了該地區(qū)松潘-武勝剖面的密度結(jié)構(gòu)，其剖面位置與本文接近，但偏向東南。我們選擇了松潘(約200km樁號(hào))與遂寧兩地的地層密度柱進(jìn)行了對(duì)比，發(fā)現(xiàn)兩條剖面的密度結(jié)構(gòu)有一定的相似性。如圖5所示，在中上地殼中，兩條剖面的密度較為接近，在下地殼和上地幔中，兩條剖面密度差異有所增大，可能是由于使用的速度密度關(guān)系式不同，但同一深度的密度橫向差異都很明顯。兩條剖面最主要的區(qū)別在于莫霍面的深度的變化，本文中龍門山兩側(cè)莫霍面深度相差約10km，而Zhangetal.的密度結(jié)構(gòu)中相差近20km，這是建立初始模型時(shí)所用的速度結(jié)構(gòu)不同導(dǎo)致的。

4 地殼密度結(jié)構(gòu)的地球動(dòng)力學(xué)啟示

GPS觀測(cè)表明龍門山地區(qū)地表的運(yùn)動(dòng)速率很低，約為1～3mm/a (Chenetal., 2000; Zhangetal., 2004)。龍門山地區(qū)具有很高的地形梯度，在30km的距離內(nèi)高差可達(dá)到4000m以上。龍門山地區(qū)的風(fēng)化作用十分強(qiáng)烈，而能保持如此大的地形梯度，說明其具有持續(xù)的內(nèi)動(dòng)力作用(Wang and Meng, 2008)。物理模擬實(shí)驗(yàn)表明，在地殼較厚或較熱的地區(qū)，中、下地殼可能存在軟弱的韌性區(qū)域，將強(qiáng)硬的脆性上地殼與強(qiáng)流變性的韌性上地幔分離(Kirby, 1983)。包含軟弱層的地殼會(huì)強(qiáng)烈改變地表變形方式。深部地殼中的軟弱層無法垂直傳遞應(yīng)力，導(dǎo)致地殼變形與地?；顒?dòng)解耦。當(dāng)下地殼足夠軟弱時(shí)，可能會(huì)在壓力差或密度差的驅(qū)動(dòng)下以通道流的方式發(fā)生變形(Clarketal., 2005)。數(shù)值模擬的結(jié)果說明，下地殼流可以形成龍門山地區(qū)的陡峭地形(Clark and Royden, 2000; Wang and He, 2012)。龍門山地區(qū)的層析成像、天然地震、人工地震和大地電磁觀測(cè)的結(jié)果均表明，龍門山西北的青藏高原存在低速低阻的下地殼(郭飚等, 2009; 吳建平等, 2009; 劉啟元等, 2009; Wangetal., 2007, 2010; Zhaoetal., 2012; 王緒本等, 2013)，可能代表了青藏高原東部下地殼中含有流體或發(fā)生了部分熔融(Keller, 1989)而較為軟弱。

根據(jù)本文研究得到的地殼密度結(jié)構(gòu)，我們對(duì)該區(qū)的地球動(dòng)力學(xué)過程討論如下：

4.1 松潘-甘孜地區(qū)與四川盆地下地殼差異

從密度結(jié)構(gòu)(圖4)及橫向?qū)Ρ?圖5)可以看出，與四川盆地的下地殼相比，松潘-甘孜地區(qū)下地殼的密度明顯較低(平均密度差0.07g/cm3)，而厚度較大，說明松潘-甘孜地區(qū)下地殼較為軟弱，易于發(fā)生運(yùn)移，而四川盆地的下地殼較為堅(jiān)硬，可對(duì)向東運(yùn)移的松潘-甘孜地區(qū)地殼物質(zhì)產(chǎn)生阻擋(Louetal., 2008)。這與前人對(duì)龍門山地區(qū)的地震和大地電磁觀測(cè)的結(jié)果一致(Wangetal., 2007, 2010; Zhaoetal., 2012; 王緒本等, 2013)。

4.2 龍門山地區(qū)中上地殼的密度異常

在中上地殼密度的橫向?qū)Ρ戎?，龍門山造山帶與松潘-甘孜褶皺帶的東南部的密度最高，其上地殼密度與其他地區(qū)中地殼密度相似，其中地殼密度與松潘-甘孜地區(qū)的下地殼密度相似，而龍門山造山帶上地殼中密度界面上凸，這些現(xiàn)象可能表明堅(jiān)硬的四川盆地阻擋了向東南運(yùn)動(dòng)的松潘-甘孜下地殼物質(zhì)，迫使其向上運(yùn)動(dòng)(Mengetal., 2006; 滕吉文等, 2008)。三條切穿至下地殼的龍門山主干斷裂可能是物質(zhì)向上運(yùn)移的通道(圖2)。下地殼物質(zhì)的上升導(dǎo)致了龍門山地區(qū)發(fā)生強(qiáng)烈的剝蝕(Kirbyetal., 2002)，也造成了龍門山地區(qū)與松潘-甘孜地區(qū)中上地殼較大的密度差，這一密度差在布格異常上有很好的反映。

根據(jù)本文所得到的地殼密度結(jié)構(gòu)模型，我們認(rèn)為龍門山的隆升主要受印度洋板塊與歐亞大陸板塊的陸-陸碰撞作用影響，強(qiáng)烈的擠壓作用導(dǎo)致相對(duì)軟弱的青藏高原物質(zhì)向東運(yùn)移，東移物質(zhì)在青藏高原東緣龍門山地區(qū)受到堅(jiān)硬的四川盆地阻擋而向上運(yùn)移，造成了龍門山的隆升。在龍門山西北的松潘-甘孜地區(qū)(即青藏高原東北緣地區(qū))存在低密度的下地殼，其在龍門山地區(qū)向上延伸，這可能是由于松潘-甘孜地區(qū)下地殼比較軟弱，而高密度的四川盆地較為堅(jiān)硬，阻擋了松潘-甘孜地區(qū)下地殼向東南的運(yùn)動(dòng)，迫使其向上運(yùn)動(dòng)的結(jié)果。

5 結(jié)論

我們利用EGM2008模型的重力異常數(shù)據(jù)，以最新的深地震測(cè)深速度模型為基礎(chǔ)，構(gòu)建了龍門山中段及鄰區(qū)精細(xì)的地殼密度結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明，松潘-甘孜地區(qū)與四川盆地中上地殼密度比較接近，被龍門山下方高密度的中上地殼物質(zhì)分隔；松潘-甘孜地區(qū)下地殼的密度明顯小于四川盆地，表明位于青藏高原東北緣地域的松潘-甘孜地區(qū)下地殼相對(duì)軟弱，而四川盆地的下地殼較為堅(jiān)硬，可以對(duì)向東南運(yùn)動(dòng)的松潘-甘孜地殼物質(zhì)產(chǎn)生阻擋，從而促使地殼物質(zhì)在此處被迫向上運(yùn)移，并因此造成了龍門山的隆升。

致謝感謝中國(guó)地震局地球物理勘探中心嘉世旭研究員提供的深地震測(cè)深剖面的速度模型；感謝中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所王謙身研究員的指導(dǎo)和幫助，在論文寫作過程中與中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所陳林副研究員和吳晶副研究員、中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所張永謙助理研究員進(jìn)行了有益的討論，一并表示感謝。

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