王謙身，滕吉文,2，張永謙,3，陳石，文武，皮嬌龍,，馬學英

1 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 1000292 吉林大學地球探測科學與技術學院，長春 1300263 中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037 4 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

?

陜渝黔桂1800 km超長探測剖面重力異常場特征及深部地殼結構探榷

王謙身1，滕吉文1,2，張永謙1,3，陳石4，文武1，皮嬌龍1,4，馬學英1

1 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 1000292 吉林大學地球探測科學與技術學院，長春 1300263 中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所，北京 100037 4 中國地震局地球物理研究所，北京 100081

通過對跨越華北克拉通、秦嶺造山帶、揚子克拉通幾大地質(zhì)構造單元的，北起陜西榆林經(jīng)秦嶺過重慶魚泉、貴州貴陽并向南到廣西憑祥全長1810 km超長重力探測剖面的數(shù)據(jù)進行處理分析和解釋，構建了沿剖面的二維地殼密度結構模型，并詳細分析了沿剖面殼內(nèi)各界面與Moho界面展布的深部結構和構造特征、構劃出了該剖面的深部斷裂分布，探討了剖面轄區(qū)跨越的克拉通、造山帶、接觸帶或耦合帶等一系列的區(qū)域構造的差異，同時對其可能的地質(zhì)構造含義進行初步了解釋，以期能對深化認識該剖面跨越地區(qū)的地殼結構、構造單元劃分及動力學等研究，提供相關重力場的依據(jù).

陜—渝—黔—桂；重力異常場；地殼密度結構

1 引言

鄂爾多斯盆地位于中國大陸的中部，是構成華北克拉通西部的主體，是一處典型的板內(nèi)構造單元，發(fā)育了古生代以來不同時期的穩(wěn)定沉積建造.在鄂爾多斯塊體的南部邊緣是中國大陸中央造山帶中部的秦嶺—大巴造山帶.秦嶺—大巴是一個典型的復合型陸內(nèi)造山帶，在不同地質(zhì)史期發(fā)展階段以不同的構造體制演化，并構成了獨特而復雜的深層動力學過程.

在秦嶺—大巴造山帶的北側與南側分別是華北克拉通西部的鄂爾多斯塊體和揚子克拉通西部的四川盆地塊體.這兩大古老的克拉通型塊體在擠壓作用下驅(qū)使秦嶺—大巴微塊體的抬升和秦嶺—大巴造山帶的形成.

通過多種地球物理學探測手段對鄂爾多斯盆地—秦嶺—大巴造山帶—四川盆地這一復雜構造地區(qū)的各個構造塊體的深部地殼結構、構造形態(tài)以及物性特征進行研究，這對深入理解與認識華北克拉通與揚子克拉通的接觸耦合關系、秦嶺—大巴造山帶隆起的動力學機制均有著重要意義.

在黔桂地區(qū)，揚子克拉通西南部與華夏塊體之間存在一個多機制、多期次構造演化的華南復合陸內(nèi)造山區(qū)，又稱新元古代江南造山帶，(張國偉等，2013；He et al.,2013)，但其地質(zhì)結構、構造形態(tài)、物性特征、分布區(qū)域、與兩側的塊體的接觸界帶及耦合關系等方面尚存在許多有待探討的問題.這便需要通過地球物理學探測以其所提供的數(shù)據(jù)資料對這些問題進行相應的研究，以達對其進行深入了解和認識.

幾十年來，許多地質(zhì)學家與地球物理學家針對鄂爾多斯盆地(滕吉文等，2008,2010；王謙身等，2010；張永謙，2013)、渭河盆地(韓恒悅等2002,任雋等，2012；王謙身等，2013；王謙身等，2015)、秦嶺造山帶(胡健民等，2011；Dong et al.,2013；滕吉文等,2014；王謙身等，2013a,b；袁學誠，1994；張國偉等，1995a,b,1996,1997a,b；張先康等，2008；張永謙，2013；王謙身等，2015)、四川盆地(江為為等，2001；汪澤成等，2006)、黔桂山地(張國偉等，2013；胡肇榮，2013；He et al.,2013；Chen etal.,2015)及周緣地域的深部地殼結構從各自不同的研究領域進行了探測、研究與探討.

為了獲得鄂爾多斯盆地、秦嶺造山帶及四川盆地東北部地域的地殼深部的精細結構特征，探索該區(qū)復雜的構造表征及其間的相互關系，在自然科學基金重點項目《秦嶺造山帶與南鄂爾多斯盆地地殼精細結構與動力學響應》的資助下，于2011年開始，首次實施了一條北起陜西榆林，南抵重慶魚泉全長1010 km的綜合地球物理探測剖面.它是完整、連續(xù)穿越“盆-山-盆”構造體系的、包含重力、地磁、人工源地震和天然地震多種方法的綜合地球物理探測長剖面，這是前人曾計劃而未能實現(xiàn)的.并據(jù)此諸多新的地球物理信息，開展了對中秦嶺地帶及其與鄂爾多斯盆地和四川盆地耦合關系的深部地球物理研究(滕吉文等,2010；滕吉文等,2014；王謙身等，2013a,b；王謙身等，2015).

在黔桂地區(qū)，由于該深部探測剖面的魚泉—憑祥區(qū)段尚無最近實測的重力數(shù)據(jù)，故確定以天然地震接收臺點的位置設為重力點，共選用36個重力點，重力剖面全長800 km.并根據(jù)國際地球重力模型2008(EGM-2008) 和國家測繪總局頒布的重力測量成果表(1972)的重力數(shù)據(jù)進行采集和處理，給出各重力點的布格重力異常值.

2 重力信息的探測和采集、數(shù)據(jù)處理和分析

為了獲得鄂爾多斯盆地與秦嶺造山帶地域的地殼深部精細結構，探索該區(qū)復雜的構造現(xiàn)象及其間的相互關系，實施了一條近南北走向的綜合地球物理探測剖面，該剖面北起陜西榆林，向南經(jīng)過咸陽，四川達州，抵達重慶魚泉鎮(zhèn)，全長1010 km.沿該剖面共計采集到有效重力數(shù)據(jù)1116個，平均測點距為900 m(圖1).測線自北向南相繼穿越了鄂爾多斯盆地、渭河凹陷盆地、秦嶺造山帶中部、大巴山弧形構造系西邊緣、四川盆地東北部等大地構造單元.

圖1 憑祥—楡林綜合地球物理探測剖面地理位置與地形圖Fig.1 Geographic location of Pingxiang-Yulin geophysical profile on the topographic map

2.1 重力信息的探測、數(shù)據(jù)采集和處理

在整條探測剖面中，重力信息的探測、采集分為榆林—魚泉(重慶)區(qū)段和魚泉(重慶)—憑祥區(qū)段兩個部分完成的.

在榆林—魚泉(重慶)測段的研究工作中所使用的重力數(shù)據(jù)均為在野外實測得到的第一手資料.重力測量所用的儀器為Lacoste-G型重力儀(No.596，No.1149)，兩臺儀器在使用前進行了靜態(tài)試驗，掉格均小于20 μGal，滿足靜態(tài)精度要求.同時在北京高崖口國家重力基線場進行了動態(tài)格值標定，標定結果表明，兩臺儀器的動態(tài)精度均在30 μGal以內(nèi)，其互比值僅為1.00032，說明一致性屬正常，符合國家區(qū)域重力調(diào)查數(shù)據(jù)質(zhì)量要求.相應的測地工作與野外重力測量同步進行，采用TopoCon高精度GPS進行野外現(xiàn)場靜態(tài)觀測，取得測點的位置與高程數(shù)據(jù)，其水平測量誤差小于0.1 m，垂直測量誤差在平原約為0.5 m，在山區(qū)小于1 m，測量精度滿足需要.

為在野外測量工作中進行測點數(shù)據(jù)的零漂改正與基點網(wǎng)歸算，以國家重力基點網(wǎng)(2000網(wǎng))的重慶江北機場國家基本點、咸陽機場國家基本點和榆林機場國家基本點為基準點，沿測線共聯(lián)測了25處重力基點引點，聯(lián)測標準差為0.037 mGal.

榆林—魚泉段重力測量主要沿道路進行，剖面測量誤差為0.02 mGal.在對野外采集的各測點重力觀測數(shù)據(jù)進行零漂改正、固體潮改正、正常場改正、高度改正、中間層改正和地形改正(0～166.7 km范圍)后，得到沿剖面各測點的布格重力異常值，并繪制出全剖面的布格重力異常分布特征曲線，如圖2所示.

魚泉(重慶)—憑祥區(qū)段的重力剖面全長800 km.由于此區(qū)段無最近實測重力數(shù)據(jù)，為了能與從魚泉到憑祥地區(qū)的天然地震接收臺鏈做到“同點同步采樣取值”，確定以天然地震接收臺點的位置設為重力點.據(jù)此，由重慶魚泉、經(jīng)貴州遵義、貴陽、廣西巴馬、百色、到達地震臺鏈南端的憑祥，共選用36個重力點.重力點之間的平均點距為22.4 km.各重力點的布格重力異常值是由國家測繪總局測繪并頒布的重力測量成果表(重力異常成果表，1972) 經(jīng)內(nèi)插采集得到的.同時，為了對重力數(shù)據(jù)盡可能采用更新一些的數(shù)值，又依國際地球重力模型2008(Earth Gravitational Model-EGM-2008) 采集和處理得到各重力點的布格重力異常值.通過這兩種來源的數(shù)據(jù)對比，顯示出兩者起伏變化、分布趨勢基本上同步、但在幅值上有近似的系統(tǒng)差值.這表明70年代的重力數(shù)據(jù)與2000年代的數(shù)據(jù)的變化不大，也就是盡管時間相差30年，此區(qū)段的重力值在大趨勢上無明顯變化，在局部存在差異.至于幅差的同步變化原因是在1972年的重力異常成果表上的布格重力異常值按波茨坦系統(tǒng)歸算的.而EGM 2008是按修正后的國際重力系統(tǒng)歸算的.因此，將前者數(shù)值修正后，兩者的系統(tǒng)差值基本消除掉.除少數(shù)點外，兩者從幅值上和分布趨勢上基本一致，差異值<±1～2 mGal.考慮到應用最近的成果數(shù)據(jù)，并且EGM 2008的布格重力異常值的精度能夠滿足我們研究深部地殼構造的要求，為此，確定選取它作為魚泉—憑祥區(qū)段的布格重力異常值.待今后有新的、更精準的實測重力數(shù)據(jù)，再用其對布格重力異常場做相應的調(diào)整與修正.

2.2 研究區(qū)的布格重力場展布特征

對采集到的重力數(shù)據(jù)進行各項處理與改正之后，得到了各測點的布格重力異常值并可構繪出榆林—咸陽—涪陵(魚泉)—貴陽—憑祥剖面的布格重力異常分布曲線(圖2).

由圖2可見，整個剖面各段的布格重力異常變化劇烈程度不同，從剖面最北端榆林附近的-155 mGal向南在鄂爾多斯高原盆地中南部37°N—34.7°N范圍內(nèi)呈較低頻的緩慢變化上升到-130～-140 mGal之間；至渭河地塹盆地咸陽—戶縣附近，布格重力異常值迅速地下降，在34.1°N處，降到-195 mGal，其后，在不足10 km的范圍內(nèi)由-195 mGal陡直升至-145 mGal，升幅達到50 mGal，重力水平變化梯度達到5 mGal/km，這也是整個榆林—憑祥長達1810 km重力探測剖面中的最低布格異常值.隨后向南進入中秦嶺造山帶(34°N—33°N)的山地，又迅速升至-120 mGal左右.在四川盆地東北緣山地丘陵帶(32.8°N—31.0°N)的石泉—萬源—達州之間地域，布格重力異常呈現(xiàn)出漏斗狀下凹的特征，由32.6°N 處的-110 mGal，迅速降至31.7°N附近的-150 mGal，后又迅速抬升至達州南的-120 mGal.在達州以南至魚泉地域(31.0°N—29.1°N)，布格重力異常變化較為平緩，呈小幅度變化.此測段的平均布格重力異常值為-120 mGal，到魚泉附近上升到-118 mGal.進入貴州北部與中部山地(29.0°N—27.0°N)，重力異常變化表現(xiàn)為平緩地下降到-128 mGal左右.此后，轉(zhuǎn)為陡然下降，在貴陽北已降到近-145 mGal.隨后，呈波狀起伏形態(tài)、以大梯度值的總趨勢一路攀升，到剖面最南端憑祥附近(26.7°N—22.05°N)布格重力異常值竟然達到-55 mGal，上升了近90 mGal!這一特征與26.7°N以北測段的布格重力異常分布形成十分明顯的差異.如此巨大的、區(qū)域性的布格重力異常差異變化，很可能是地殼深部層序中存在不同屬性的地質(zhì)構造單元的表征.根據(jù)以上本剖面的布格重力異常場分布變化特征表明，在本剖面經(jīng)過的不同構造單元、不同構造部位，如鄂爾多斯高原中南部(屬華北克拉通西部)，渭河地塹(斷陷)盆地，中秦嶺造山帶，四川盆地東北緣山地丘陵帶與貴州中部山地(屬揚子克拉通西部)，廣西西部丘陵盆地(屬華南復合陸內(nèi)造山區(qū)西部)，其布格重力異常分布揭示出各自獨特變異的形態(tài)與顯著的相互差異特征.

3 沿剖面地殼密度結構構建

通過對“榆林—中秦嶺—魚泉(重慶)—貴陽—憑祥”重力剖面的數(shù)據(jù)進行分析處理和解釋，構建了沿剖面的二維地殼密度結構.

3.1 地殼密度結構模型構建

在本研究工作中，采用中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心所開發(fā)的二維重磁異常人機交互式正反演軟件GM2DINVERSE，同時結合其他地質(zhì)、地球物理資料并將其作為約束條件，進行地殼密度模型的構建與重力異常擬合.

由于在榆林—魚泉測段，重力測線與人工源地震測線是完全重合的，故以由榆林—魚泉人工源寬角反射/折射地震探測所得到的二維地殼速度結構模型(滕吉文等，2014)作為地殼密度結構建模的初始依據(jù)，利用目前國際上較為流行的P波速度與介質(zhì)密度之間的經(jīng)驗關系式(Ludwig et al.,1970;Christensen et al.,1995;Brocher et al.,2005)，并參考華北地區(qū)的波速-密度關系(馮銳等，1986)，轉(zhuǎn)化為該剖面地殼與上地幔的二維密度結構初始模型.同時參考了研究區(qū)內(nèi)已有區(qū)域構造展布與地層特征等地質(zhì)資料，并對由速度模型直接轉(zhuǎn)化而來的密度模型在形態(tài)與初始密度值等參數(shù)進行適當?shù)恼{(diào)整，提出初始地殼密度結構模型.

在此基礎上，對所構建的密度模型進行人機交互、不斷反復調(diào)整修改模型，并計算其所產(chǎn)生的理論重力異常，經(jīng)過多次重復計算擬合，直到計算的理論重力異常與實測重力異常的擬合誤差小于剖面布格重力異常精度時為止，建立最終的密度模型(王謙身等，2015).

在魚泉—憑祥區(qū)段，按前述確定選取的布格重力異常值與榆林—魚泉測段布格重力異常值較好地銜接，構建成榆林—魚泉—憑祥長剖面統(tǒng)一的布格重力異常場，同樣參考已有的區(qū)域構造格局與地層特征等地質(zhì)資料和天然地震臺站的接收函數(shù)值反演結果(He et al.,2013；司薌，2015；Chen et al.,2015)作為約束條件，與榆林—魚泉測段構建延續(xù)的地殼密度模型，并延續(xù)同樣的正反演計算過程和進行了適當?shù)慕y(tǒng)一調(diào)整，建立了最終的榆林—魚泉—憑祥整條剖面的密度模型，見圖3.

由圖3可見，經(jīng)過多次擬合所得到的最終二維密度模型，經(jīng)正演計算后求得的布格重力異常(圖3a中的藍線)與沿該剖面實測所得到的布格重力異常(圖3a中的點線)二者在總體上吻合程度較高.如在剖面南段32°N以南(即萬源以南，四川盆地東部)地域與剖面北段的鄂爾多斯盆地(35°N以北)地域，其布格重力異常的計算值與實測值幾乎完全重合；但在一些局部地段，由于地殼淺部的密度結構較為復雜，從而導致了實測的布格重力異常值在該地段(區(qū))存在高頻起伏變化.特別是中秦嶺造山帶地區(qū)的地殼深部和淺部的密度結構都比較復雜，其布格重力異常的計算值與實測值之間雖然在整體趨勢上仍然一致，但也存在一定的偏差、即不完全吻合.由于本密度結構模型的網(wǎng)格尺度較大，對局部近地表未能精細地反映其密度結構的橫向變化，因此導致了不完全吻合.但對于深部密度結構的反映仍然是較為可靠的(張永謙，2013).

3.2 剖面轄區(qū)地殼密度結構特征

由圖3b可見，榆林—魚泉—憑祥剖面轄區(qū)的地殼與上地幔介質(zhì)存在著復雜且特異的二維密度結構.在縱向上，密度值隨著深度的增加而增加，但在剖面沿線不同位置處其密度增加的梯度卻有所差異，在剖面同一構造位置的不同深度，其密度隨深度增加的梯度亦不完全相同(如圖4).

由榆林—魚泉—憑祥剖面上(18處)不同位置處1-D密度結構(圖4)可見，沿整個剖面地殼淺部的密度值均較小，即在2.45 g·cm-3范圍內(nèi)變化，而在渭河盆地及一些局部地區(qū)的淺表層處則僅為2.2～ 2.35 g·cm-3之間.這應是由于在地殼較淺處的沉積建造及其巖層尚未完全固結壓實等多種因素而導致巖石的密度相對較小.在結晶地殼中，地殼巖石的平均密度隨著深度的增加而增加，較明顯地可劃分為密度各異的上、中、下的地殼層，呈現(xiàn)出密度間斷面的特征.抵地殼底部，密度增至2.95 g·cm-3左右.地殼底部的Moho界面形成了密度值突變帶，并呈現(xiàn)出密度間斷面的特征.在Moho界面兩側的密度值則由2.95 g·cm-3左右突躍至3.2，密度差達0.25 g·cm-3.

3.3 地殼內(nèi)部界面劃分與起伏展布特征

本剖面自南向北跨越了華南復合陸內(nèi)造山區(qū)的黔桂山地、揚子克拉通的四川盆地，秦嶺—大巴造山帶，渭河斷陷盆地，以及華北克拉通西部的鄂爾多斯盆地.在漫長的地質(zhì)歷史時期內(nèi)，這些地區(qū)中，最為突出的特異構造為秦嶺—大巴造山帶，它經(jīng)歷了多期次的擠壓與伸展作用，并受控于深部與淺部復雜的力系作用過程，導致其地殼內(nèi)部的界面形態(tài)和構造格局產(chǎn)生了強烈變形，形成了現(xiàn)今的結構與構造形態(tài)；華南復合陸內(nèi)造山區(qū)也同樣是自中新元古代以來，經(jīng)歷多期次的、復雜的地質(zhì)構造力系作用綜合反復造山運動所構建成的、其地殼內(nèi)部界面，特別是Moho形態(tài)和構造格局呈現(xiàn)出不同于北側揚子地塊，呈現(xiàn)為一個獨立的地質(zhì)構造單元.

3.3.1 殼內(nèi)界面的劃分

對于本研究中所得到的地殼密度結構模型，可根據(jù)其密度在垂直方向上的變化特征(圖4)，將地殼宏觀地分為沉積建造(結晶基底以上部分)，上地殼、中地殼與下地殼四部分.

由于結晶地殼內(nèi)的密度值一般高于2.6 g·cm-3，故以2.6 g·cm-3為界，將其上部密度值小于2.6 g·cm-3的部分劃為是沉積建造部分，其下部密度值高于2.6 g·cm-3的部分，則認為是結晶地殼部分，以此可勾畫出結晶基底的展布形態(tài)如圖4中黑色虛線所示.

通常認為上地殼的介質(zhì)主要以脆性變形為主，其物性特征在垂向上的變化較為明顯，而中、下地殼的介質(zhì)變形則偏柔性特征.因此，在本剖面南段揚子克拉通地域，即四川盆地東北部和貴州中部為確定上、中、下地殼的分界面的依據(jù).主要是根據(jù)四川盆地所求得該區(qū)的地殼密度結構模型在垂向的梯度特征，結合該區(qū)已有的地質(zhì)與地球物理研究成果，特別是結合在該區(qū)所開展的最新人工源寬角反射/折射地震探測研究成果 (滕吉文等，2013、2014；Chen et al.,2015)，在深度為15～20 km和25～30 km的密度差為0.05 g·cm-3的地層界面則應為上、中、下地殼的分界面( 圖4中綠色和藍色虛線所示).而在華北克拉通西部的鄂爾多斯盆地，與揚子克拉通的四川盆地都有所差異.在地殼分界面的分布上，以在深度23～27 km處有較明顯的密度差異(圖4中藍色線所示).

在整個榆林—魚泉—憑祥剖面上，Moho界面作為地殼與上地幔之間的一級間斷面，其兩側的介質(zhì)密度存在明顯的差異，是一個密度突變界帶(圖4中紅色實線所示).

3.3.2 結晶基底的起伏特征

由代表結晶基底的黑色虛線(圖4)的形態(tài)可見，在剖面沿線不同構造單元的沉積建造厚度差異明顯，在廣西西部、貴州中部山地，沉積厚度在0.5～2 km 之間(百色地區(qū)最厚)，四川盆地東北部地域，沉積厚度約有2～3 km，其結晶基底形態(tài)略有起伏，但總體上較為平緩；向北進入秦嶺—大巴造山帶地區(qū)，其結晶基底逐漸抬升，在最淺處僅為1 km左右；渭河盆地是本研究剖面轄區(qū)沉積建造最厚的部分，其結晶基底自南側秦嶺山區(qū)最淺處的1 km左右逐步加深，并在渭河盆地的中心地帶達到本剖面轄區(qū)結晶基底最深處(近8 km)，之后沉積建造的厚度又逐漸減薄，并在渭河盆地北緣與鄂爾多斯塊體接觸地域抬升至4 km左右，該地域巨厚的低密度物質(zhì)沉積也導致了在地表觀測到的明顯的低布格重力異常特征；在本剖面北段的鄂爾多斯盆地地域，結晶基底的埋藏深度約在4～6 km之間起伏變化，呈現(xiàn)出比較穩(wěn)定的沉積特征.

3.3.3 上、中、下地殼的密度分界面

由圖4中，在整個剖面轄區(qū)的上地殼、中地殼與下地殼之間存在明顯的界面(Chen,2015；滕吉文等，2013；王謙身等，2014)，在剖面南段的廣西西部、貴州中部山地和四川盆地地域，其上、中、下地殼界面的埋藏深度由南端憑祥的13 km與23 km左右往北逐漸緩緩變深，從紅水河到貴陽南部一帶(可能的華南復合陸內(nèi)造山區(qū)與揚子塊體的接觸過渡帶)轉(zhuǎn)為較大的梯度下降到16～17 km與27 km的深度，隨后又緩緩變化，到重慶魚泉處，僅為17 km與27～28 km之間.從重慶魚泉往北，各分界面仍保持緩慢下降，在達州附近達到18 km與29 km左右，基本保持近似平行狀態(tài).之后繼續(xù)保持穩(wěn)定，向北直至萬源與石泉之間的大巴山弧形構造區(qū)的西緣，其間僅存在小幅度的起伏.再向北，進入中秦嶺造山帶地域，即石泉與戶縣之間的區(qū)域，各分界面的埋藏深度發(fā)生復雜的起伏變化，在該地段的北側較南側有所抬升(受Moho上隆控制).在戶縣南側，上、中地殼厚度約為25～26 km ；在渭河盆地地域，由于各界面起伏升降，上地殼加中地殼的厚度在24 km左右變化.進入鄂爾多斯盆地之后，則與剖面南段的地域不同，上、中地殼分界不甚明顯，但與下地殼則保持密度值差異顯著.該分界面的起伏較為平緩，形態(tài)保持穩(wěn)定，埋藏深度在24～26 km之間呈現(xiàn)出低頻緩慢起伏的特征(王謙身 等，2015).總之，在本剖面的南段和北段，在各地殼分界面的兩側的密度值差異顯著，分布形態(tài)都基本穩(wěn)定.中秦嶺造山帶與渭河盆地地域，其界面的展布呈現(xiàn)較為復雜的起伏變化，這應與該地帶作為華北克拉通與揚子克拉通之間的接觸耦合地帶所經(jīng)歷的特異的多期次復雜變形過程相關.

3.3.4 殼-幔邊界—Moho界面

Moho界面作為地殼與巖石圈之間的一級間斷面，其性質(zhì)、形態(tài)、以及兩側的物性特征均是大陸地殼演化歷史和動力學過程在結構與形態(tài)上的體現(xiàn).因此，通過構建研究區(qū)的二維地殼密度結構模型，則可從重力場與密度結構組成的角度對Moho界面的形態(tài)與性質(zhì)給以探討.

由圖4中代表Moho界面的紅色實線可見，沿本剖面各地段的Moho界面起伏變化程度不同.在剖面南段地域，Moho界面的埋藏深度由剖面南端廣西憑祥的32 km左右，向北(屬華南復合陸內(nèi)造山區(qū)內(nèi)的黔桂西山地)緩緩下降，到紅水河一帶后，降速變大，直到貴陽南附近，降至約41 km深度(可能屬華南復合陸內(nèi)造山區(qū)與揚子塊體的接觸過渡帶)，此后，降速變緩，到四川達州附近降為44 km左右.這個下降過程并非均一，而是呈現(xiàn)出波狀起伏地下降特征.在萬源以北至戶縣以南地段，亦即構造單元上的秦嶺—大巴造山帶地域，Moho界面呈現(xiàn)出明顯增厚的特征，增厚幅度為3～4 km之間，到石泉一帶，Moho界面深達48～49 km .再向北延伸，Moho界面抬升較快，在戶縣南可升至40 km左右.

據(jù)已有的地球物理研究成果(袁學誠，1994；張先康等，2008)，在整體秦嶺造山帶，其東段與西段構造差異明顯，東段無山根存在，而西段則有山根；從本文研究所得中秦嶺地域的Moho界面展布特征可見，在中秦嶺地域的Moho界面下凹、即意味著在該地域有山根的存在跡象，但其幅度不大，說明中秦嶺地域的山根特征應介于東秦嶺與西秦嶺之間，也體現(xiàn)出本剖面穿過的秦嶺中部地區(qū)，具有與東、西秦嶺各異的過渡銜接特征.

再往北，在渭河盆地地域，即戶縣以北與咸陽以北的測段內(nèi)，Moho界面呈現(xiàn)出明顯的上隆特征，并在咸陽南部達到本剖面轄區(qū)的最淺Moho界面深度(37 km左右).相對于其兩側地域，Moho界面的上隆幅度可達近10 km，該地域的Moho界面上隆與地表的地形降低呈現(xiàn)出“鏡像”相關的關系.同時亦為前陸盆地，即渭河盆地的性質(zhì)給出了深層作用的解釋.在鄂爾多斯盆地地域，Moho界面的埋藏深度保持在44～46 km之間，并呈現(xiàn)出較為低緩的起伏特征，這反應了鄂爾多斯塊體相對穩(wěn)定的古老的演化特征(王謙身等，2015).

4 幾點分析與認識

基于最新的高精度重力觀測數(shù)據(jù)和反演求得的剖面轄區(qū)的密度結構，可得出以下幾點認識：

4.1 鄂爾多斯盆地、中秦嶺—大巴造山帶、四川盆地、貴州山地及廣西丘陵地區(qū)深部存在的斷裂構造

基于重力學理論(王謙身等，2003)，重力異常場中的重力異常梯度帶是地下斷裂構造帶的反映，它對應著地下物質(zhì)體的密度變化帶.根據(jù)對本剖面的重力異常場分布、密度結構剖面、以及相關的區(qū)域地質(zhì)構造和地球物理資料對本剖面榆林—魚泉段內(nèi)的斷裂構造的特性、規(guī)模、分布已有較詳?shù)募煞治?王謙身等，2013a,b；滕吉文等，2014；王謙身等，2015).在此，將全剖面已知的、規(guī)模較大的斷裂構造(帶)的位置與其相對應地標示于重力異常分布曲線圖5上.

沿榆林—魚泉—憑祥剖面沿線的地殼深部斷裂帶分布與布格重力異常分布之間有較好的對應關系(圖5).由于斷裂構造帶兩側形成了密度的差異，這種差異表現(xiàn)為布格重力異常的突然變化和呈現(xiàn)出梯度帶的變化特征.而深大斷裂的存在，都定會分隔不同構造單元或構造塊體.如圖5中兩個規(guī)模較大的斷裂QB(秦嶺北側斷裂) 與AK(安康斷裂)之間為中秦嶺造山帶塊體.由于本剖面的重力測線恰恰在大巴山弧終端的西側經(jīng)過，故它們分別也是中秦嶺造山帶在本重力測線上與華北克拉通和揚子克拉通的接觸斷裂帶(王謙身等，2013a,b).GK(關山—口鎮(zhèn)斷裂)與QB(秦嶺北側斷裂) 之間為渭河盆地-盆山耦合帶，亦即秦嶺—大巴造山帶北緣的前陸盆地.NS(寧陜斷裂)在本測線經(jīng)過地段亦呈現(xiàn)為一較有規(guī)模的斷裂構造.在測線南段經(jīng)過的貴州中部山地有NK(納雍—開陽斷裂)，LM(龍里—麻江斷裂)，廣西西部丘陵地帶有ZLH(紫云—羅甸—紅水河斷裂)、BH(百色—合浦斷裂) 、JX(靖西—崇左斷裂)等規(guī)模相對較小些的斷裂構造.

通過分析可對榆林—魚泉—憑祥剖面的斷裂構造(帶)的分布深化認識，即它們具有分段性特征.亦即反映出其殼、幔物質(zhì)的分異和差異；在盆地、造山帶、盆山耦合地域各不相同；如中秦嶺造山帶地域，規(guī)模較大的斷裂帶較多也較集中；在廣西西部丘陵地帶、貴州中部山地、四川盆地東北緣、鄂爾多斯盆地地域，斷裂構造的規(guī)模則相對較小也較分散；而在盆山耦合帶的渭河盆地內(nèi)，其斷裂構造仍屬于規(guī)模小的類型.

由此可知，本剖面除在地球物理重力場、深部密度結構特征上，各個構造單元都有其不同之處外，在區(qū)域地質(zhì)斷裂構造的分布上，亦均存在顯著的不同.

4.2 本剖面轄區(qū)的復合型“盆-山-盆”塊體耦合體系

根據(jù)對本剖面的重力異常場分布、密度結構剖面、以及相關的區(qū)域地質(zhì)構造及地球物理場資料進行了綜合分析.沿剖面揭示出在總體分層與分區(qū)上，可分為：廣西丘陵—貴州山地—四川盆地—秦嶺造山帶與前陸盆地(渭河盆地)—鄂爾多斯盆地五個構造單元，并組成“盆-山-盆”型耦合構造體系.

在本剖面研究區(qū)的南段，從南往北，為廣西西部丘陵地帶、貴州中南部山地(苗嶺)，在大地構造單元上屬揚子克拉通的華南復合陸內(nèi)造山區(qū)，四川盆地東北部丘陵山地，在大地構造單元上應屬揚子克拉通西部邊緣，也是與秦嶺—大巴造山帶的接觸地帶.秦嶺—大巴造山帶這一構造單元，在本剖面轄區(qū)為綿延千里的秦嶺造山帶中間地段(108°E—109°E之間)，在此稱為中秦嶺造山帶.在大地構造上，它的南側與揚子克拉通的東北邊緣相連，北與盆山耦合過渡帶的前陸盆地，即渭河盆地銜接.前陸渭河盆地位于穩(wěn)定的克拉通—鄂爾多斯盆地的南緣與活動的造山帶—中秦嶺造山帶之間的盆山耦合地域.鄂爾多斯盆地在大地構造單元上，應是華北克拉通西南部的高原盆地，表征著它作為古老的克拉通的“堅硬”、“剛性”的特征.因此，通過對本剖面各大構造單元的研究結果表明：在地球物理重力場、深部密度結構特征、區(qū)域地質(zhì)斷裂構造分布上，各大構造單元不論在縱向與橫向都存在各自的特別之處.

4.3 剖面研究區(qū)南段大地構造單元探榷

本剖面南段從魚泉到貴陽南(29.2°N至26.5°N)認為是在揚子克拉通的西南部.再往南，一直到本剖面南端的憑祥一段(26.5°N—22.05°N)，就是華南大陸兩大構造單元——揚子克拉通與華夏塊體之間與兩塊體的接觸耦合地帶，即為華南復合陸內(nèi)造山區(qū)，亦稱新元古代江南造山帶(張國偉等，2013；He et al.,2013).顯然這一地區(qū)(帶)具有獨特的、多期次的、復雜的地質(zhì)構造運動與演化史和形成機制.現(xiàn)今，特別是在其西南部亦即本剖面經(jīng)過的部分，在兩側邊界劃分上、接觸耦合關系與性質(zhì)上、甚至在命名上仍都有不同的認識.在本剖面的研究中，根據(jù)地球物理的重力場、地震波場的理論方法和數(shù)據(jù)資料的研究結果提出幾點新認識：

(1) 布格重力異常場特征：從貴陽以南(26.5°N左右)起，到剖面最南端憑祥附近(22.05°N)止，布格重力異常呈現(xiàn)出波狀起伏與總體上升形態(tài)、以大梯度值的總趨勢一路攀升，由-145 mGal達到-55 mGal，上升了近90 mGal，其平均梯度為2.0 mGal/10 km.這一特征與26.5°N以北區(qū)段的布格重力異常分布呈現(xiàn)非常明顯的差異.這種巨大的、區(qū)域性的布格重力異常差異變化，很可能是地殼深部存在著不同性質(zhì)、不同巖相、不同結構的地質(zhì)構造體系的表征.

(2) 地殼密度結構變異：從貴陽以南到剖面最南端憑祥區(qū)段(26.5°N—22.05°N)，在貴陽南附近其地殼底部Moho界面埋藏深度為41 km左右(Chen et al.,2015).這一區(qū)段可能屬于揚子塊體與華南復合陸內(nèi)造山區(qū)的接觸過渡地帶.由此向南，Moho界面抬升較快，到紅水河一帶達到35～36 km；再往南，Moho界面呈上升變緩，到剖面南端廣西憑祥一帶，在32 km左右.(此黔桂西山地區(qū)段似應屬華南復合陸內(nèi)造山區(qū)內(nèi)).依據(jù)Moho界面的分布變化特征，自中、新元古代以來，曾經(jīng)歷過多期次的、復雜的地質(zhì)構造運動與力系作用和反復的造山過程所形成的華南復合陸內(nèi)造山區(qū)，故呈現(xiàn)為不同于其北側揚子地塊的性質(zhì)的特異地質(zhì)構造單元、

(3) 天然地震的接收函數(shù)研究：應用天然地震數(shù)據(jù)所提取的接收函數(shù)反演與研究(He et al.,2013)給出的結果：沿本剖面經(jīng)過的貴陽南到憑祥段(26.5°N—22.05°N)的江南造山帶地區(qū)(即華南復合陸內(nèi)造山區(qū))地殼厚度較薄是32～35 km；在本剖面經(jīng)過的揚子塊體地殼厚度則是38～42 km的較厚地殼.

由以上三方面研究表明，在本剖面經(jīng)過的華南復合陸內(nèi)造山區(qū)(即江南造山帶地區(qū))與揚子塊體“本體”在地球物理場(重力場、地震波場)特征上、巖石物理性質(zhì)(密度、波速)上、巖層結構與地質(zhì)構造(界面、形態(tài)等)上存在有明顯差異；它們兩者之間可能存在著比較復雜形式的過渡接觸帶，而不是像某些地質(zhì)構造單元之間那樣認為僅是一條深大斷裂帶.

5 結語

本項研究為根據(jù)憑祥—魚泉—咸陽—榆林長達1800 km剖面的最新實測重力異常場數(shù)據(jù)，并通過反演、分析與研究，構建了地殼深部的密度結構模型.本文的研究結果厘定了形成“華南復合陸內(nèi)造山區(qū)—揚子克拉通—中秦嶺—華北克拉通”特異類型的“山-盆-山-盆”構造體系及其演化結果的現(xiàn)代特征.呈現(xiàn)出揚子克拉通和華北克拉通的廣西丘陵、貴州山地、四川盆地、秦嶺造山帶、渭河盆地、鄂爾多斯盆地等構造單元各自在漫長的地質(zhì)歷史時期發(fā)生了和經(jīng)歷了復雜的、多級與多期次的生成、發(fā)展和變形的地殼演化與深層動力過程.

Brocher T M.2005.Empirical relations between elastic wavespeeds and density in the Earth′s crust.Bulletin of Seismological Society of America,95(6):2081-2092.

Chen Y,Xu Y G,Xu T,et al.2015.Magmatic underplating and crustal growth in the Emeishan Large Igneous Province,SW China,revealed by a passive seismic experiment.Earth and Planetary Sciences Letters,432:103-114.

Christensen N I,Mooney W D.1995.Seismic velocity structure and composition of the continental crust:A global view.Journal of Geophysical Research,100(B7):9761-9788.

Dong S W,Guo R,Yin A,et al.2013.What drove continued continent-continent convergence after ocean closure? Insights from high-resolution seismic-reflection profiling across the Daba Shan in central China.Geology,41(6):671-674.

Feng R,Yan H F,Zhang R S.1986.The rapid inversion of 3-D potential field and program design.Acta Geologica Sinica (in Chinese),60(4):390-403.

Han H Y,Zhang Y,Yuan Z X.2002.The evolution of Weihe down-faulted basin and the movement of the fault blocks.Journal of Seismological Research (in Chinese),25(4):362-368.

He C S,Dong S W,Santosh M,et al.2012.Seismic evidence for a geosuture between the Yangtze and Cathaysia blocks,South China.Scientific Reports,3:2200,doi:10.1038/srep02200.

Hu J M,Meng Q R,Chen H,et al.2011.Tectonic evolution and implication of Ningshan fault in the central part of Qinling orogen.Acta Petrologica Sinica (in Chinese),27(3):657-671.

Hu Z R.2010.Study on Yangtze and Cathaysian block connect age.Journal of East China Institute of Technology (in Chinese),33(2):139-142.

Jiang W W,Liu Y K,Hao T Y,et al.2001.Comprehensive study of geology and geophysics of Sichuan Basin.Progress in Geophysics (in Chinese),16(1):11-23,doi:10.3969/j.issn.1004-2903.2001.01.002.

Ludwig W J,Nafe J E,Drake C L.1970.Seismic Refraction.∥Maxwell A E ed.The Sea.Vol.4.New York:Wiley-Interscience,53-84.

Ren J,Peng J B,Wang F Y,et al.2012.The research of deep structural features of Weihe basin and adjacent areas.Chinese J.Geophys.(in Chinese),55(9):2939-2947,doi:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.013.

Si X.2015.The velocity structures and dynamics in crust and upper mantle of the Qinling orogenic and the region on its north and south margins from teleseismic receiver function [Ph.D.thesis] (in Chinese).Beijing:Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences.State Bureau of Geodesy and Cartography 1972.The Achievement Table of Gravity Anomalies (in Chinese).

Teng J W,Wang F Y,Zhao W Z,et al.2008.Velocity distribution of upper crust,undulation of sedimentary formation and crystalline basement beneath the Ordos basin in North China.Chinese J.Geophys.(in Chinese),51(6):1753-1766.

Teng J W,Wang F Y,Zhao W Z,et al.2010.Velocity structure of layered block and deep dynamic process in the lithosphere beneath the Yinshan orogenic belt and Ordos basin.Chinese J.Geophys.(in Chinese),53(1):67-85,doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008.

Teng J W,Li S L,Zhang Y Q,et al.2014.Fine velocity structures and deep processes in crust and mantle of the Qinling orogenic belt and the adjacent North China carton and Yangtze craton.Chinese J.Geophys.(in Chinese),57(10):3154-3175,doi:10.6038/cjg20141006.

Wang Q S,An Y L,Zhang C J,et al.2003.Gravity (in Chinese).Beijing:Seismological Press.

Wang Q S,Teng J W,An Y L,et al.2010.Gravity field and deep crustal structures of the Yinshan orogen and the northern Ordos basin.Progress in Geophysics (in Chinese),25(5):1590-1598,doi:10.3969/j.issn.1004-2903.2010.05.009.

Wang Q S,Teng J W,Zhang Y Q,et al.2013a.Discussion on the special gravity field across the north part of Middle Qinling Mt.Chinese J.Geophys.(in Chinese),56(3):792-798,doi:10.6038/cjg20130308.

Wang Q S,Teng J W,Zhang Y Q,et al.2013b.Discussion on gravity anomalies and crustal structure of the Middle Qinling Mountains.Chinese J.Geophys.(in Chinese),56(12):3999-4008,doi:10.6038/cjg20131206.

Wang Q S,Teng J W,Zhang Y Q,et al.2015.Gravity anomalies and deep crustal structure of the Ordos basin-Middle Qinling orogen-eastern Sichuan basin.Chinese J.Geophys.(in Chinese),58(2):532-541,doi:10.6038/cjg20150216.

Wang Z C,Zhao W Z,Xu A N,et al.2006.Structure styles and their deformation mechanisms of Dabashan foreland thrust belt in the north of Sichuan basin.Geoscience (in Chinese),20(3):429-435.

Yuan X C.1994.The Deep Structure and Tectonic Evolution of Qinling Orogeny.∥Ye L J,ed.Xi′an:Northwest University Press,174-187.

Zhang G W,Meng Q R,Lai S C.1995a.Tectonics and structure of Qinling orogenic belt.Science in China (Scienctia Sinica) Series B,38(11):1379-1394.

Zhang G W,Zhang Z Q,Dong Y P.1995b.Nature of main Tectono-lithostratigraphic units of the Qinling orogen:Implications for the tectonic evolution.Acta Petrologica Sinica (in Chinese),11(2):101-114.

Zhang G W,Guo A L,Liu F T,et al.1996.The 3D structure of Qinling orogenic belt and its dynamics.Science in China (Series D) (in Chinese),26(S1):1-6.

Zhang G W,Dong Y P,Yao A P.1997a.The crustal compositions,structures and tectonic evolution of the Qinling orogenic belt.Geology of Shaanxi (in Chinese),15(2):1-14.

Zhang G W,Meng Q R,Liu S F,et al.1997b.Huge intracontinental subduction zone at south margin of North China Block and present 3-D lithospheric framework of Qinling orogenic belt.Geological Journal of China Universities (in Chinese),3(2):129-143.

Zhang G W,Guo A L,Wang Y J,et al.2013.Tectonics of south China continent and its implications.Science in China Earth Sciences,56(11):1804-1828.

Zhang X K,Jia S X,Zhao J R,et al.2008.Crustal structures beneath West Qinling-East Kunlun orogen and its adjacent area——Results of wide-angle seismic reflection and refraction experiment.Chinese J.Geophys.(in Chinese),51(2):439-450.

Zhang Y Q.2013.The crustal structure beneath the Ordos basin and its southern and northern orogens[Post Ph.D.thesis].Beijing:Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences.

附中文參考文獻

馮銳,嚴惠芬,張若水.1986.三維位場的快速反演方法及程序設計.地質(zhì)學報,60(4):390-403.

韓恒悅,張逸,袁志祥.2002.渭河斷陷盆地帶的形成演化及斷塊運動.地震研究,25(4):362-368.

胡健民,孟慶任,陳虹等.2011.秦嶺造山帶內(nèi)寧陜斷裂帶構造演化及其意義.巖石學報,27(3):657-671.

胡肇榮.2010.揚子與華夏地塊拼接時代的再研究.東華理工大學學報(自然科學版),33(2):139-142.

江為為,劉伊克,郝天珧等.2001.四川盆地綜合地質(zhì)、地球物理研究.地球物理學進展,16(1):11-23,doi:10.3969/j.issn.1004-2903.2001.01.002.

任雋,彭建兵,王夫運等.2012.渭河盆地及鄰區(qū)地殼深部結構特征研究.地球物理學報,55(9):2939-2947,doi:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.09.013.

司薌.2015.秦嶺造山帶與南北相鄰地帶遠震接收函數(shù)與殼幔結構和動力學[博士論文].北京:中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所.國家測繪總局.1972.重力異常成果表.

滕吉文,王夫運,趙文智等.2008.鄂爾多斯盆地上地殼速度分布與沉積建造和結晶基底起伏的構造研究.地球物理學報,51(6):1753-1766.

滕吉文,王夫運,趙文智等.2010.陰山造山帶——鄂爾多斯盆地巖石圈層、塊速度結構與深層動力過程.地球物理學報,53(1):67-85,doi:10.3969/j.issn.0001-5733.2010.01.008.

滕吉文,李松嶺,張永謙等.2014.秦嶺造山帶與鄰域華北克拉通和揚子克拉通的殼、幔精細速度結構與深層過程.地球物理學報,57(10):3154-3175,doi:10.6038/cjg20141006.

王謙身,安玉林,張赤軍等.2003.重力學.北京:地震出版社.

王謙身,滕吉文,安玉林等.2010.陰山山系與鄂爾多斯盆地北部的重力場與深部構造.地球物理學進展,25(5):1590-1598,doi:10.3969/j.issn.1004-2903.2010.05.009.

王謙身,滕吉文,張永謙等.2013a.中秦嶺北側特異重力場及其探榷.地球物理學報,56(3):792-798,doi:10.6038/cjg20130308.

王謙身,滕吉文,張永謙等.2013b.中秦嶺地帶重力異常特征及地殼結構的探榷.地球物理學報,56(12):3999-4008,doi:10.6038/cjg20131206.

王謙身,滕吉文,張永謙等.2015.鄂爾多斯—中秦嶺—四川東部的重力異常場與深部地殼結構.地球物理學報,58(2):532-541,doi:10.6038/cjg20150216.

汪澤成,趙文智,徐安娜等.2006.四川盆地北部大巴山山前帶構造樣式與變形機制.現(xiàn)代地質(zhì),20(3):429-435.

袁學誠.1994.秦嶺造山帶的深部構造與構造演化.∥葉連俊.秦嶺造山帶學術討論會論文選集.西安:西北大學出版社,174-187.

張國偉,孟慶任,賴紹聰.1995a.秦嶺造山帶的結構構造.中國科學(B輯),25(9):994-1003.

張國偉,張宗清,董云鵬.1995b.秦嶺造山帶主要構造巖石地層單元的構造性質(zhì)及其大地構造意義.巖石學報,11(2):101-114.

張國偉,郭安林,劉福田等.1996.秦嶺造山帶三維結構及其動力學分析.中國科學(D輯),26(S1):1-6.

張國偉,董云鵬,姚安平.1997a.秦嶺造山帶基本組成與結構及其構造演化.陜西地質(zhì),15(2):1-14.

張國偉,孟慶任,劉少峰等.1997b.華北地塊南部巨型陸內(nèi)俯沖帶與秦嶺造山帶巖石圈現(xiàn)今三維結構.高校地質(zhì)學報,3(2):129-143.

張國偉,郭安林,王岳軍等.2013.中國華南大陸構造與問題.中國科學:地球科學,43(10):1553-1582.

張先康,嘉世旭,趙金仁等.2008.西秦嶺—東昆侖及鄰近地區(qū)地殼結構—深地震寬角反射/折射剖面結果.地球物理學報,51(2):439-450.

張永謙.2013.鄂爾多斯與其南北緣造山帶地域的深部地殼結構[博士后論文].北京:中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所.

(本文編輯 汪海英)

Discussion on the gravity anomaly and deep crustal structure of an 1800 km long profile crossing Shaanxi,Chongqing,Guizhou and Guangxi

WANG Qian-Shen1,TENG Ji-Wen1,2,ZHANG Yong-Qian1,3,CHEN Shi4,WEN Wu1,PI Jiao-Long1,4,MA Xue-Ying1

1 Institute of Geology and Geophysics,Chinese Academy of Sciences,Beijing 100029,China2 College of Geo-exploration Science and Technology,Jilin University,Changchun 130026,China3 Institute of Mineral Resources,Chinese Academy of Geological Sciences,Beijing 100037,China 4 Institute of Geophysics,China Earthquake Administration,Beijing 100081,China

An 1800 km long gravity profile was conducted from Yulin city in Shaanxi province to Pingxiang city in Guangxi province and crossed North China Craton,Qinling Orogen,and Yangtze Craton.By processing and analyzing the data,we constructed the 2D crustal density model and discussed the deep structure,tectonics and faults along the profile.In addition,we discussed the differences between craton,orogen and their coupling belt and interpreted the geological implications of the deep structure along this profile.Our research results can provide evidences in the viewpoint of gravity field to the further study of the crustal structure,tectonic units and geodynamics in this region.

Shaanxi-Chongqing-Guizhou-Guangxi；Gravity anomaly field；Crustal density structure

王謙身，滕吉文，張永謙等.2016.陜渝黔桂1800 km超長探測剖面重力異常場特征及深部地殼結構探榷.地球物理學報，59(11):4139-4152,

10.6038/cjg20161117.

Wang Q S,Teng J W,Zhang Y Q,et al.2016.Discussion on the gravity anomaly and deep crustal structure of an 1800 km long profile crossing Shaanxi,Chongqing,Guizhou and Guangxi.Chinese J.Geophys.(in Chinese),59(11):4139-4152,doi:10.6038/cjg20161117.

揚子克拉通殼幔結構與深層動力過程(41674102)資助.

王謙身，男，1933年生，研究員，長期從事固體地球物理重力學研究.E-mail：qswang@mail.iggcas.ac.cn

10.6038/cjg20161117

P315

2016-08-04，2016-08-23收修定稿