中國的地殼厚度及其分布

  根據重力和人工、天然地震等資料，并通過(guò)重力反演獲得了中國地殼厚度圖（馮銳，1985：
 
  和亞洲地殼厚度圖（王謙身等，1982；任紀舜，1985），使用人工地震及天然地震探測資料，倍雋了華北、柴達木盆地、西藏、湖北、甘肅景泰等地區的地殼厚度（滕吉文，1958, 1960, 1970：
 
  1981；曾融生，1979,鄢家全，1982, 1985）。目前已發(fā)表的地殼厚度多為根據l?！羖。重力在格異常圖由二維反演計算的結果；馮銳將地震與重力異常資料進(jìn)行了三維重力反演，得出了一幅中國地殼分布圖。雖然方法不同但已編制出的幾張地殼厚度圖的基本規律大體上是近佗的。這里討論中國地殼厚度的分布特征主要是依據王謙身、馮銳及有關(guān)臺灣地區的地殼厚度及其分布特征的資料（劉珠卿、嚴滄波，1975）。
 
  30k    中國地殼厚度分布的基本規律是自中國東部向西部地殼逐漸增厚，東南沿海一帶平均為30km，而西部的青藏高原則增至70km以上。西半部由北部的50km向南呈波狀增厚，至南部萑藏高原厚度最大。根據地殼厚度圖表明：中國有3條規模巨大的地殼厚度陡變帶，它們把中國分為4塊地殼厚度緩變區，現分述于后。
 
  （一）中國地殼厚度陡變帶。
 
  1．  興安嶺一太行山一武陵山一桂西山區地殼厚度陡變帶。走向北北東，全長(cháng)約4000km寬約lOOkm，地殼厚度變化在4-5km之間，它是中國東部平原（盆地）與山區的界線(xiàn)，也是東部與中部的分界線(xiàn)，并與控制沉積建造及區域地質(zhì)構造帶及巖漿活動(dòng)帶吻合。因而，在此帶2S~側的地質(zhì)構造活動(dòng)性及現代構造運動(dòng)、地震活動(dòng)有著(zhù)很大的差異，在南部差異較大，而北部則較小。
 
  2．  中國中部地殼厚度陡變帶。此帶北起六盤(pán)山向南沿龍門(mén)山經(jīng)成都西灌縣附近，后至雅安繼續向南到烏蒙山一帶，呈近南北向，地殼厚度在4-5km之間變化。此帶與一系列的近南北、北東向深大斷裂帶相一致，中國中部的南北地震帶亦與此帶相吻合。本帶以東區域地質(zhì)構造方向主要為北北東及北東向；而此帶以西區域地質(zhì)構造方向為東西及北西西向。，由此帶將中國分為兩個(gè)不同構造方向的塊體。由此可見(jiàn)，中國中部地殼厚度陡變帶在中國深部地質(zhì)構造的發(fā)展及其對區域地質(zhì)構造的影響上都有著(zhù)重要的作用。
 
  3．  昆侖山一祁連山一橫斷山一大雪山地殼陡變帶。它位于中國西半部，此帶之西段為東西方向延伸，至四川西北部岷山開(kāi)始的東段向南轉折，沿大雪山、橫斷山而至中國的西南部呈弧形，寬約200km，全長(cháng)約3500km，地殼厚度變化在l0-15km之間。在四川灌縣附近也同中國中部地殼厚度陡變帶相會(huì )合。此帶把中國西部分為兩部分，帶之北為準噶爾盆地和塔里木盆地，其間為天山地殼厚度遞變帶；此帶之南為青藏高原，在其南側為印度板塊和歐亞板塊的碰撞帶——喜馬拉雅地殼厚度陡變帶，該帶在250km的寬度內，地殼厚度變化達25km，從北向南地殼厚度急驟減薄。地殼厚度等值線(xiàn)為近東西向或北西向，其南側為印巴斷塊區。
 
  在昆侖山一祁連山一大雪山地殼厚度陡變帶的200km寬度范圍內地殼由北向南增厚lOkm。
 
  除上述地殼厚度陡變帶，尚有東南沿海地殼厚度陡變帶、長(cháng)白山地殼厚度陡變帶及臺灣東部地殼厚度陡變帶，但在有的地殼厚度圖上，上述陡變帶不是表現不明顯，就是缺乏地殼厚度的資料，但根據王謙身等及臺灣有關(guān)資料，上述地殼陡變帶無(wú)疑是存在的。臺灣島的地殼厚度J37-27km，其東部為33-27km(10．A．I-laBnOB、M．M．ChlreB1975；劉珠卿、顏滄波，1975)；形成一條明顯的地殼陡變帶，此帶恰與板塊構造碰撞帶相吻合，呈北北東向與花蓮縱谷平行，且帶內構造活動(dòng)強烈，活斷層發(fā)育，是一條明顯的地震帶。
 
  （二）中國地殼厚度緩變區。
 
  在地殼厚度陡變帶之間為地殼厚度緩變區。
 
  1.  中國東部地殼厚度緩變區。位于興安嶺一太行山一武陵山一桂西山地等地區地殼陡變帶與東南沿海地殼陡變帶之間，地殼厚度由東向西自32km增至36km。此區包括松遼、華北、蘇北、洞庭、郁陽(yáng)諸盆地及華南地區，面積約300萬(wàn)kmz。地殼等厚線(xiàn)呈北東和北北東向，華北地區元氏一濟南地震測深剖面和江西永平爆破獲得的湖北地殼速度剖面反E映的地殼深度分別為35km及32km左右。松遼盆地及渤海地區地殼厚度相對較薄，可認為是地啦曼上隆形成的裂谷構造的具體體現。
 
  2．  中國中部地殼厚度緩變區。包括內蒙、鄂爾多斯盆地、四川盆地及其以南的滇、黔等地區。本區地殼厚度由東部的38km向西增至44km，包括了山西地塹及四川盆地地殼厚度相對變薄區。區內地殼變化比較均勻，反映地區的深部地殼結構和區域地質(zhì)構造比較穩定，現代構造活動(dòng)也較微弱。
 
  3.  中國西半部的北部為準噶爾盆地，塔里木盆地，吐魯番一哈密盆地以及河西走廊地區地殼厚度緩變區。區內地殼厚度變化&50-52km左右，在盆地內以50km等厚線(xiàn)圈閉，其兩倆沿凍西方向延伸，變化平緩。區域地質(zhì)構造穩定，構造方向為東西。其地殼厚度為51.km左右，并在30km以下有一厚度為3.2km的高速層，μ-7. 5-8.Okm/s。這與地殼厚度圖是一致的。
 
  4．  中國西半部的南部為青藏高原地殼厚度緩變區。地殼厚度變化于66-70km之間。由亞?wèn)|向北穿過(guò)雅魯藏布江至納木湖的水下爆破所獲得的地殼與上地幔結構和速度分布剖面，具體反映了由喜馬拉雅向北至納木湖的地殼變化情況，同時(shí)亦證明雅魯藏布江是一條斷到上地幔的巨大斷裂帶，其破碎帶的寬度可達30-50km。證明青藏高原與其鄰近地區是一個(gè)一直延伸到上地幔的巨大的地質(zhì)體，地殼中構造運動(dòng)強烈；在地殼的下部有-lOkm厚的低速層，其v= 5.64km/s左右。它在雅魯藏布江的兩側深度不同，北側為42-46km；南側為45-29km，其上下反射界面清晰。天然地震的研究表明，地殼中存在著(zhù)物質(zhì)熔融或部分熔融體。由此可以認為，這里地下可能有埋藏較淺的巖漿形成的巖漿囊，從而導致r羊八井等高溫地熱區的形成。馮銳認為(1985)，青藏高原上地幔物質(zhì)密度較低并在兩板塊的相互作用下，地幔物質(zhì)上拱，地殼縮短，使青藏高原強烈隆起，成為目前的狀態(tài)。、在青藏高原的東北側為柴達木盆地地殼相對減薄區，地殼厚度變化平緩-并為50km等厚線(xiàn)圈閉，兩側為昆侖山一禰連山和昆侖山一唐古拉山兩個(gè)地殼陡變帶所環(huán)繞。滕古文等(1969)在盆地中所進(jìn)行的地震工作所得出的地殼速度結果表明，在地殼中19-25km有一高速層，其速度v-7.5-8.5km/s，與甘肅景泰地區類(lèi)似。
 
  （三）從中國深部地殼結構研究中得到的幾點(diǎn)認識。
 
  通過(guò)對上述中國重力異常分布、深部地殼結構及其特征的分析研究，可以得到如下幾點(diǎn)認識：
 
  1)  中國境內的幾條巨大的重力異常梯度帶與地殼厚度陡變帶的分布、走向，范圍基本一致，與區域地形和地質(zhì)構造大體吻合；局部地區出現的差異可由淺部因素的干擾來(lái)解釋?zhuān)偟囊幝墒窍嗷ヒ栏降?。這些巨大的條帶都可能是斷到上地幔的巨大斷裂的反映。
 
  2)  這些規模巨大的深大斷裂把中國劃分為由東向西，而后又由北向南的6大塊。這6大塊都由大小不等的斷塊及斷褶帶所構成。其地質(zhì)構造及其活動(dòng)性是由東向西和由南向北逐漸減弱，反映了中國各斷塊區的大地構造基本特征。
 
  3)  上地幔高導層的埋深在中國北部華北盆地為80-lOOkm，東南沿海為100-120km,湖南地區為240km，’四川盆地為150km(趙國澤等，1985)’而在西藏地區卻在地殼中的44-46km深處就存在一層lOkm左右厚的低阻高導層(中國科學(xué)院地球物理研究所，1980)。高導層的分布反映了深部地質(zhì)結構的特點(diǎn)；與區域地熱特征有著(zhù)密切的關(guān)系，它表明在華北、東南沿海及西藏、云南西部地區具有較高地溫的深部地質(zhì)背景。
 
  4)  中國重力異常反映了深部地殼結構的性質(zhì)和區域地質(zhì)構造的特征，同時(shí)也反映了中國區域地溫分布的規律；重力異常梯度帶和地殼厚度陡變帶所劃分的區域地質(zhì)構造情況與區域地溫分布的基本特征是大致吻合的。這表明區域大地構造特征及深部地殼結構是研究地溫分布的基礎，而地溫研究又可促進(jìn)對區域大地構造和深部地殼結構認識wJ進(jìn)__步深化e5)從深部地殼結構的研究中發(fā)現，地殼厚度較薄，區域構造活動(dòng)較強烈的地區，地溫一般較高；地殼厚度大，構造活動(dòng)強烈且在些壺選韭毫堡翌高導層存在的地區，如青藏高原，按其地溫狀況亦為高溫分布區；所有重力異常梯度帶和地薨鬲麥g希_—繭子都處于深大斷裂的構造部位和山區與平原或盆地變接的地帶，在多種因素的干擾下，地溫展布的方同及彤態(tài)與其是一致的。