楊文采， 孫艷云， 于常青

1 大地構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037 2 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球物理與信息技術(shù)學(xué)院, 北京 100083

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青藏高原地殼密度變形帶及構(gòu)造分區(qū)

楊文采1， 孫艷云2*， 于常青1

1 大地構(gòu)造與動力學(xué)國家重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037 2 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球物理與信息技術(shù)學(xué)院, 北京 100083

將區(qū)域重力場多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地殼變形帶的信息，可了解高原內(nèi)地殼變形帶從淺到深的變化和平面分布特征，并對青藏高原主要地體的空間分布定位，為巖石圈研究提供地表地質(zhì)難以取得的新信息.多尺度脊形化系數(shù)的圖像刻劃不同深度平面上的地殼變形帶.青藏高原地殼變形帶從上到下由細(xì)密逐漸變?yōu)榇窒⌒停壹?xì)密型變形區(qū)分布的范圍逐漸縮小，到下地殼完全消失.從這種情況可以推測，以垂直地面方向上看，地殼變形帶應(yīng)該是樹形的，下地殼粗稀型的變形帶為樹的主干，而中地殼粗稀型的變形帶為樹的分枝，上地殼的變形帶為樹枝的小枝杈.上地殼細(xì)密型變形分布區(qū)反映了與中新生代地殼縮短變形區(qū)的范圍，下地殼清晰連續(xù)的變形帶反映了青藏高原的構(gòu)造骨架.多尺度邊界刻痕系數(shù)的圖像刻畫不同深度平面上的地體邊界，下地殼的刻痕邊界系數(shù)與密度劇烈變化帶位置吻合；因此，由多尺度刻痕分析劃分地體時同時取得地體密度信息.青藏高原內(nèi)密度較高的地體包括喜馬拉雅地體、克什米亞地體、察隅河地體、柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體和羌塘地體.柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體和羌塘地體是青藏高原中有殼根的核，而密度最高的克什米亞和察隅河地體在大陸碰撞時不易碎裂，對東西兩個構(gòu)造結(jié)的形成起了關(guān)鍵作用.

青藏高原; 多尺度刻痕分析; 地殼變形帶; 地殼縮短; 下地殼地體劃分; 構(gòu)造結(jié)

1 引言

舉世矚目的青藏高原巖石圈是50 Ma之前印度與歐亞板塊的大陸碰撞的產(chǎn)物，研究其巖石圈構(gòu)造和動力學(xué)作用對人類社會可持續(xù)發(fā)展有重要意義.這項研究已經(jīng)取得了豐富的資料(Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；Xu, et al., 2010).不過，目前取得的地質(zhì)資料基本上是地表觀測的結(jié)果，而地球物理資料僅有若干條區(qū)域性剖面，不足以對地殼進(jìn)行精細(xì)的三維成像.雖然地震層析成像可以取得地震波速度擾動的三維圖像，但近期內(nèi)空間分辨率難以達(dá)到10 km級次.青藏高原的上、中、下地殼地質(zhì)構(gòu)造有什么不同特點？歐亞板塊和印度大陸碰撞在地殼中留下那些變形痕跡？這些變形痕跡與什么地質(zhì)作用相關(guān)聯(lián)？揭示青藏高原地殼三維結(jié)構(gòu)構(gòu)造的突破，要依靠區(qū)域地球物理場的研究，而在青藏高原空間分辨率達(dá)到5 km的地面重力觀測資料已經(jīng)由中國地質(zhì)調(diào)查局取得.由于區(qū)域重力場觀測網(wǎng)度均勻，定位準(zhǔn)確，地面重力場信息來自各種深度的場源，可以根據(jù)物理學(xué)定律推算出地殼三維密度結(jié)構(gòu)與變形帶等構(gòu)造.

多年來，在國家自然科學(xué)基金委員會和中國地質(zhì)調(diào)查局的支持下，筆者先后研究出位場頻率域解釋理論和方法、區(qū)域重力場小波多尺度分析方法、區(qū)域重力場密度擾動反演方法以及表面刻痕分析方法.把它們有機(jī)地結(jié)合起來，形成了應(yīng)用區(qū)域重力場刻劃地殼三維密度結(jié)構(gòu)和變形帶構(gòu)造的數(shù)據(jù)處理、反演解釋和信息提取的方法系列，稱為區(qū)域重力場多尺度刻痕分析方法 (Hou et al., 1997, 1998, 2011, 2012;楊文采等, 2001, 2014; 孫艷云等, 2014).在上兩篇論文中介紹了多尺度刻痕分析的原理和方法技術(shù)(Sun et al.，2015；楊文采等,2015a,2015b).本文將首先簡介刻痕分析方法的原理，以及它直接(單尺度)用于提取青藏區(qū)地殼變形帶的情況.然后將多尺度刻痕分析用于提取青藏區(qū)地殼變形帶的空間分布特征，并用計算結(jié)果對青藏區(qū)主要地體的分布與定位，并對這些新成果的地球動力學(xué)含義進(jìn)行分析.

2 多尺度刻痕分析

多尺度刻痕分析方法由區(qū)域重力場按場源深度分解、小波變換多尺度分析、場源分層深度及密度擾動反演、分層刻痕分析和構(gòu)造邊界定位四個子系統(tǒng)組成(楊文采等,2014, 2015a).在最理想的情況下，希望把重力場分解為對應(yīng)上、中、下地殼和上地幔頂部起伏的四個重力異常子集.先前已經(jīng)詳細(xì)介紹過用頻譜分析方法確定區(qū)域重力場場源等效層埋藏深度、小波變換多尺度分析取得對應(yīng)不同的重力異常子集、場源分層深度及密度擾動反演等方法技術(shù)(侯遵澤等，2011, 2012)，本文只簡介刻痕分析方法和構(gòu)造邊界定位(孫艷云等，2014；楊文采等，2014).

地殼變形帶是動力地質(zhì)作用在地殼中的刻痕，它造成地殼巖石的密度在局部呈條帶狀變化.因此，不同強(qiáng)度的地殼變形帶是巖石圈地質(zhì)作用對應(yīng)地殼中長條形的密度異常帶，它們又在重力場中造成“刻痕”.這種刻痕的特征參數(shù)包括：重力異常梯度急劇變化，異常在平面上各向異性較強(qiáng)，各向異性長軸走向比較穩(wěn)定，等等.把隱含在區(qū)域重力場中有關(guān)刻痕的所有特征參數(shù)都提取出來，可在綜合分析的基礎(chǔ)上識別不同時期形成的地殼變形帶.重力場刻痕分析是提取地殼變形刻痕特征有用的數(shù)學(xué)工具.

區(qū)域位場函數(shù)是一個二維連續(xù)可微函數(shù)，可視為表面函數(shù)的一種特殊類型.把區(qū)域重力場網(wǎng)格化成一個個表面元，每個表面元的信息可用表面元的譜矩表征(Longust-Higgins,1962；黃逸云，1984,1985；楊叔子等，2007).最簡單的譜矩為二階對稱譜矩，它的三個元分別表示位場表面X和Y方向的斜率的方差和協(xié)方差.由對稱譜矩的三個元可計算表面刻痕的強(qiáng)度和各向異性(孫艷云等，2014；楊文采等，2014).局部結(jié)構(gòu)為脊索形的地殼變形帶主要與重力場表面元的各向異性有關(guān)，用脊形化參數(shù)表征.脊形化系數(shù)Λ反映的是面元內(nèi)場源密度的各向異性度的變化，Λ=0表明面元內(nèi)場源密度各向同性，Λ=1表明面元內(nèi)場源密度呈線形高度各向異性，為地殼變形帶的典型特征.提取區(qū)域地殼變形帶信息就是計算重力場的脊形化系數(shù)Λ.

在提取區(qū)域位場函數(shù)的刻痕信息之后，我們還可以進(jìn)一步提取密度擾動的刻痕邊界信息，它們也是大陸構(gòu)造單元的邊界.同一構(gòu)造單元內(nèi)脊形化系數(shù)Λ常常變化不大，在提取構(gòu)造單元邊界信息時，為了準(zhǔn)確地對構(gòu)造單元邊界定位，要再用Λ的空間梯度定義一個新參數(shù)，這個參數(shù)稱為邊界刻痕系數(shù)MΛ，它對應(yīng)脊形化系數(shù)Λ變化不大區(qū)域的邊界，可以從Λ作邊界增強(qiáng)處理計算得出(Longust-Higgins,1962；Sun and Yang, 2014; 黃逸云，1984,1985；楊叔子等，2007;孫艷云等，2014).邊界刻痕系數(shù)MΛ提取連續(xù)性好的脊形化系數(shù)分布區(qū)段，并將它的邊界銳化定位.試驗表明，在結(jié)晶巖分布區(qū)，脊形化系數(shù)Λ圖像反映顯生宙地殼變形帶，邊界刻痕系數(shù)圖像反映構(gòu)造單元邊界位置(孫艷云等，2014；楊文采等，2015a).

在1990年代國土資源部已經(jīng)完成了1∶400萬中國地面重力調(diào)查，得到中國西部區(qū)域布格重力場數(shù)據(jù)集，示如圖1a.數(shù)據(jù)經(jīng)網(wǎng)絡(luò)化和圓滑后取得，網(wǎng)格大小為0.25°×0.25°.計算刻痕的脊形化系數(shù)Λ時，將重力異常表面網(wǎng)格插值，采用1.5°滑動窗口半徑(相當(dāng)于8個像元).圖1b顯示中國大陸重力異常表面刻痕的脊形化系數(shù)Λ分布.脊形化系數(shù)映像中沿走向延長尺度小而且方向多變的地殼刻痕基本上出現(xiàn)在較古老的克拉通地塊，如塔里木、柴達(dá)木、羌塘地塊.沿走向延長尺度大而總體方向穩(wěn)定的地殼刻痕，它們反映了大陸的主要地殼變形帶.把沿走向延長尺度小而且方向多變的刻痕在圖1b中涂抹掉之后得到反映中國大陸主要地殼變形帶分布圖(圖2)，再把剩余的長刻痕參考大地構(gòu)造學(xué)名稱分類編號(楊文采等，2009；楊文采等，2012)，標(biāo)到圖上.由圖2可見，地殼變形帶①對應(yīng)古亞洲洋主縫合帶；其鄰近的○1a對應(yīng)阿爾泰碰撞造山帶，○1b對應(yīng)柴北緣碰撞帶，○1c對應(yīng)賀蘭山；它們都是古生代的陸島碰撞帶.地殼變形帶②對應(yīng)古特提斯洋主縫合帶；其西端的○2c對應(yīng)阿爾金走滑斷裂帶.地殼變形帶③對應(yīng)班公—怒江上游—瀾滄江縫合帶；其北部分支○3a對應(yīng)龍木錯—雙湖斷裂帶.地殼變形帶④對應(yīng)雅魯藏布縫合帶，它是現(xiàn)今亞歐板塊與印澳板塊的分界線.地殼變形帶⑤對應(yīng)環(huán)鄂爾多斯拉張裂谷帶，它可能是印度和亞歐板塊碰撞遠(yuǎn)程效應(yīng)的產(chǎn)物.地殼變形帶⑥對應(yīng)揚(yáng)子克拉通北緣及西緣斷裂帶，形成主要與印支期揚(yáng)子克拉通與華北及印支地塊碰撞有關(guān).總結(jié)以上的對比可以認(rèn)為，第四紀(jì)以前已定形的板塊縫合帶、地塊碰撞帶、地殼拆離斷裂帶和大型走滑斷裂帶大都反映為深刻(脊形化系數(shù)大于0.5)的地殼刻痕.例如，中國北部的古亞洲洋主縫合帶天山及其分支阿爾泰造山帶和柴北緣造山帶; 昆侖山—秦嶺古特提斯洋主縫合帶；雅魯藏布縫合帶等都反映為深刻的地殼刻痕.但是，中新世以后發(fā)育的地殼活動斷裂帶和陸-陸俯沖拆離帶不一定能反映為深刻(脊形化系數(shù)大于0.5)的地殼刻痕，而多反映為可識別(脊形化系數(shù)0.25～0.5)的淺地殼刻痕；典型例為龍門山逆沖變形帶.由此可見，由重力場刻痕分析計算出的延長尺度大而總體方向穩(wěn)定的刻痕主要揭示顯生宙已定形的板塊縫合帶、地塊碰撞帶、地殼拆離斷裂帶和大型走滑斷裂帶.要指出的是，由于布格重力場計算出的大陸地殼刻痕反映的是結(jié)晶基底以下的地殼內(nèi)部變形帶，和地表地應(yīng)力觀測等方法取得的地表變形帶可能會有差別.

圖1 (a)中國西部布格重力場; (b) 由布格重力場直接計算取得的脊形化系數(shù)Λ映像Fig.1 (a) The Bouger gravity anomalies in West China; (b) The ridge coefficient Λ calculated from Fig.1(a)

圖2 由中國西部布格重力場計算取得的脊形化系數(shù)Λ映像的解釋

3 青藏區(qū)地殼的三維密度結(jié)構(gòu)和變形帶

上面由布格重力場計算取得的脊形化系數(shù)Λ映像雖然能反映地殼變形帶，但是不能區(qū)分上、中、下地殼的變形帶，因此還要先把布格重力場作小波多尺度分解，然后再作分層刻痕分析.經(jīng)過多年研究，我們把小波多尺度分析、表面刻痕分析以及位場頻率域解釋理論和密度擾動反演方法有機(jī)地結(jié)合，形成區(qū)域重力場多尺度刻痕分析方法.系統(tǒng)分為區(qū)域重力場按場源分層、小波變換多尺度分析、場源分層深度及密度擾動反演、分層刻痕分析和構(gòu)造邊界定位四個子系統(tǒng)，詳見圖3.

圖3 青藏高原區(qū)域重力場多尺度刻痕分析方法框圖Fig.3 The flow-chart of the multi-scale scratch analysis for regional gravity data processing in Qinghai-Tibet Plateau

多尺度刻痕分析屬于精細(xì)的信號提取技術(shù)，適用于比例尺較大的區(qū)域重力數(shù)據(jù)集，1∶400萬區(qū)域重力數(shù)據(jù)對此便很稀疏了.在本世紀(jì)初國土資源部已經(jīng)完成了青藏高原1∶100萬區(qū)域地面重力調(diào)查，把地面布格重力場數(shù)據(jù)與周邊地區(qū)衛(wèi)星重力場作融合，取得研究青藏高原的區(qū)域布格重力場數(shù)據(jù)集.研究區(qū)域范圍為北緯15°～50°，東經(jīng)70°～110°；數(shù)據(jù)內(nèi)插到10 km×10 km網(wǎng)格.在上一篇論文(楊文采等，2015b)中已經(jīng)討論了青藏區(qū)域重力場按場源深度分解、小波變換多尺度分析和場源分層深度及密度擾動反演.重力場對數(shù)功率譜不同頻段呈現(xiàn)有可分辨的6個不同斜率的線段，把區(qū)域重力場按場源深度分解為6個等效層.應(yīng)用小波變換多尺度分析方法取得對應(yīng)不同埋藏深度場源等效層的重力異常子集.由功率譜斜率計算出異常子集對應(yīng)的等效層平均埋藏深度，其中青藏區(qū)最淺等效層異常(D1+D2)為3.03 km, 淺等效層異常(D3+D4)為12.83 km, 中等效層異常(D5+D6)為19.56 km; 深等效層異常D7為35.4 km；極深等效層異常D8為52 km.最深等效層異常S8為74.8 km.最淺等效層、淺等效層和中等效層位于青藏區(qū)上地殼頂部、中部和底部；中深等效層位于青藏區(qū)中地殼；深等效層位于青藏區(qū)下地殼；最深等效層位于青藏區(qū)上地幔頂部，可能主要反映莫霍面起伏.在完成重力場小波變換多尺度分解之后，小波細(xì)節(jié)合并為(D1+D2)、(D3+D4)、(D5+D6)、D7、D8和S86個異常子集，然后用廣義線性反演方法求取各等效層的密度擾動(楊文采，1989,1997,2014).小波多尺度分解和細(xì)節(jié)合并之后，圖4a、圖5a分別示出上地殼等效層(D1+D2)、(D3+D4)分解的異常, 圖6a示出(D5+D6)等效層的密度擾動圖.

提取區(qū)域位場函數(shù)刻痕信息就是計算等效層密度擾動的脊形化系數(shù)Λ.先前已將這種方法應(yīng)用于中國大陸重力場刻痕信息識別，還對比了不同類型的重力場刻痕與已知的地殼變形帶的對應(yīng)關(guān)系(圖1b).而此時是用區(qū)域重力場多尺度分解和反演之后取得的多個等效層密度擾動數(shù)據(jù)作為刻痕信息識別的輸入數(shù)據(jù)，稱為多尺度刻痕分析.以青藏區(qū)為例，把圖6a中等效層密度擾動作為輸入，求得的脊形化系數(shù)Λ(見圖6b).把中、下地殼等效層D7和D8的密度擾動作為的輸入(圖見楊文采等，2015b)，求得的脊形化系數(shù)Λ分別見圖7(a，b).

圖4 (a) 最淺等效層(D1+D2)重力異常圖(等效層深度3.03 km); (b) 最淺等效層脊形化系數(shù)圖Fig.4 (a) Sub-anomaly (D1+D2) of the shallowest equivalent layer (depth 3.03 km); (b) The ridge coefficient map of (D1+D2) shown in (a)

圖5 (a) 淺等效層(D3+D4)重力異常圖，等效層深度h=12.83 km; (b) 淺等效層脊形化系數(shù)圖Fig.5 (a) Sub-anomaly (D3+D4) of the shallow equivalent layer (depth 12.83 km); (b) The ridge coefficient map of (D3+D4) shown in (a)

圖6 (a) 中等效層(D5+D6)密度擾動圖(等效層深度h=19.52 km); (b)中等效層脊形化系數(shù)圖Fig.6 (a) Sub-anomaly (D5+D6) of the middle equivalent layer (depth 19.52 km); (b) The ridge coefficient map of (D5+D6) shown in (a)

圖7 (a) 深等效層D7脊形化系數(shù)圖(等效層深度h=35.3 km); (b) 極深等效層D8脊形化系數(shù)圖(等效層深度h=52 km.編號代表地殼變形帶)地殼變形帶編號名稱：A1準(zhǔn)噶爾—阿拉善地塊北緣變形帶，A2南天山變形帶，A3阿爾金山—祁連山變形帶，A4羌塘和隴中地體北緣變形帶，A5岡底斯地體北緣變形帶，A6印度—亞歐板塊碰撞縫合帶，A7喜馬拉雅碰撞造山帶南緣變形帶，B1南北地震帶主變形帶，B2滇西—薩爾溫江變形帶，B3察隅河西緣—伊洛瓦底江變形帶.Fig.7 (a) The ridge coefficient map of the deep equivalent layer D7(depth 35.3 km); (b) The ridge coefficient map of the deepest equivalent layer D8(depth 52 km); numbers label the deformation belts

在計算等效層密度擾動的脊形化系數(shù)Λ之后，我們還可以進(jìn)一步提取密度擾動的刻痕邊界信息，因為它們對應(yīng)大陸構(gòu)造單元的邊界.以青藏區(qū)為例，把圖7中脊形化系數(shù)Λ作為輸入，求得的中深和極深等效層刻痕邊緣系數(shù)分別見圖8(a,b).提取等效層密度擾動邊界刻痕系數(shù)MΛ之后，不僅可以取得自動劃分的等效層構(gòu)造單元邊界位置，還可以通過對比取得等效層構(gòu)造單元的密度擾動屬性.例如，對比密度擾動圖后，圖8中用字母“L”標(biāo)明等效層低密度擾動中心位置；用“H”標(biāo)明等效層高密度擾動中心位置，由此可知等效層構(gòu)造單元屬于高密度地塊還是低密度地塊.

4 青藏區(qū)地殼縮短與變形帶的空間分布特征

上、中、下地殼的行為和屬性都有明顯的差別，上地殼巖石呈現(xiàn)脆性，容易斷裂；下地殼巖石黏滯系數(shù)低，呈現(xiàn)韌性，容易蠕動流變；中地殼水溶作用強(qiáng)，巖石容易水平拆離(Kirby and Kronenbegr，1987；James，1989；Meissner and Mooney，1998；Jolivet和Hataf，2001；Rogers，2004；楊文采等，2009).因此，上地殼構(gòu)造復(fù)雜；中、下地殼的構(gòu)造相對簡明清晰.有了多尺度刻痕分析之后，大地構(gòu)造研究便可遵循由簡到繁的原則，從下向上層層分析.

從中下地殼的高密度地塊圖像可知，在青藏高原內(nèi)有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉三個高密度克拉通地體，在下地殼有它們的根.在青藏高原南邊有克什米爾、高喜馬拉雅和察隅河三個克拉通地體；它們屬于印-澳板塊北沿的構(gòu)造單元.昆侖山、阿爾金山、祁連山和岡底斯地塊都屬于低密度的中新生代構(gòu)造活動單元.拉薩地塊也是低密度地塊，在中下地殼它與岡底斯地塊相連，應(yīng)歸屬于中新生代構(gòu)造活動單元.在青藏高原下地殼內(nèi)密度變化有以下三個規(guī)律： 1)從上地殼到下地殼，平面分布上低密度區(qū)的分布范圍逐漸擴(kuò)大；在下地殼只有剛性克拉通地體才顯示高密度； 2)從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動區(qū)的尺度逐漸擴(kuò)大；到下地殼高或低的密度區(qū)不僅數(shù)量大為減少，而且邊界更加清晰，對地殼構(gòu)造分區(qū)很有利； 3)從上地殼到下地殼，青藏高原南部的低密度帶不斷向北移動，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.

從地殼的等效層密度擾動的脊形化系數(shù)圖像可知(圖4b—6b,圖7)，在青藏高原地殼變形帶從上到下也有一定的規(guī)律性.首先，區(qū)域地殼變形可分為細(xì)密和粗稀兩大類型，其中細(xì)密型變形區(qū)主要集中在青藏高原內(nèi)部，粗稀型變形區(qū)主要分布在青藏高原周緣的克拉通地體和下地殼.其次，從上地殼到下地殼，細(xì)密型變形區(qū)分布的范圍(圖4b—6b中玫瑰紅線圈閉區(qū)域)逐漸縮??；到下地殼完全消失；這是因為隨溫度升高地殼巖石由脆性轉(zhuǎn)變?yōu)轫g性，脆性破裂不斷減少的緣故.第三，從上地殼到下地殼，粗稀型變形帶連續(xù)性增強(qiáng)，在數(shù)量減少的同時變得越來越清晰(圖7).這種情況的出現(xiàn)使人推測，在從垂直地面方向上看，地殼變形帶應(yīng)該是樹形的，下地殼粗稀型的變形帶為樹的主干，而中地殼粗稀型的變形帶為樹的分枝，上地殼的變形帶為樹枝的小枝杈.

青藏高原地殼變形帶的突出特點是上地殼出現(xiàn)大面積的細(xì)密型變形區(qū)，它是如何形成的？由于印度次大陸塊向歐亞大陸的向北俯沖和碰撞，使青藏高原地殼縮短了1000～2000 km，同時產(chǎn)生近東西向的地殼變形(Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；楊文采和于長青，2014a,b).在長期強(qiáng)大擠壓應(yīng)力作用下，脆性上地殼破裂并出現(xiàn)大面積的細(xì)密型變形與地殼縮短增厚同時進(jìn)行.從深度3 km等效層的變形區(qū)分布看(圖4b)，細(xì)密型變形單支走向近東西方向，分布于整個青藏高原(圖4b中標(biāo)為I區(qū))，以及天山和康滇(圖4b中標(biāo)為Ia和Ic).這個區(qū)域也與現(xiàn)代大陸地震分布區(qū)重合，因此可認(rèn)為細(xì)密型變形分布區(qū)反映了與中新生代地殼縮短變形區(qū)的范圍.圖4b中細(xì)密型變形還分布于研究區(qū)東北部蒙古國一帶(圖4b中標(biāo)為III區(qū))，這里是蒙古—鄂霍次克洋封閉和中亞碰撞造山帶，也是中生代地殼縮短變形區(qū)(楊文采和于常青，2014b).

多尺度刻痕分析的優(yōu)點就在于提供了地殼變形帶隨深度變化的圖像.再從深度12.8 km等效層的變形區(qū)分布看(圖5b)，細(xì)密型變形的分布與3 km等效層的變形區(qū)分布大致相同，但范圍有所縮小.到深度19.6 km等效層(圖6b)，青藏高原細(xì)密型變形I區(qū)的分布范圍大為縮小.但是，它向北東擴(kuò)展到河西和阿拉善(圖6b 中標(biāo)為II區(qū))，并且把青藏高原細(xì)密型變形I區(qū)和蒙古—鄂霍次克細(xì)密型變形區(qū)III連接了起來.到深度19.6 km，細(xì)密型變形區(qū)在分支Ia(天山)和Ic(康滇)已經(jīng)不明顯了，反而在河西(圖5b的Ib)和阿拉善(圖6b的II區(qū))突現(xiàn)，說明地殼縮短變形的主應(yīng)力方向是NNE，即是印度次大陸塊向歐亞大陸的俯沖方向，而天山和康滇分支的細(xì)密型變形可能只是下地殼管道流物質(zhì)蠕動的效應(yīng)(Clark and Royden,2000;Grujic, 2006; Harris, 2007; Wang, 2007;侯遵澤等，2015).河西和阿拉善在地表上看屬于克拉通性質(zhì)的地塊，比較堅硬；但由于正處于地殼縮短變形的主應(yīng)力方向和青藏高原、蒙古—鄂霍次克兩大中新生代活動帶之間，在結(jié)晶基底下面發(fā)生強(qiáng)烈的地殼縮短變形，地表不易被發(fā)現(xiàn)，但可通過多尺度刻痕分析被揭示出來.

由上所述，從上地殼到下地殼變形帶連續(xù)性增強(qiáng)，數(shù)量減少 (圖7).這種情況的出現(xiàn)使人可以對下地殼的變形帶(對應(yīng)地殼變形帶主干)進(jìn)行重新編號和定位.圖7b中對青藏高原下地殼的變形帶進(jìn)行編號和定位，其中編號“A*”者為近東西向的變形帶，編號“B*”者為近南北向的變形帶.東西向的變形帶A1位于研究區(qū)最北部準(zhǔn)噶爾盆地和阿拉善地塊北緣，推測與晚古生代古亞洲洋地體的碰撞拼合引起的地殼變形有關(guān).變形帶A2位于塔里木盆地北緣的南天山山脈，推測與晚古生代塔里木地體與亞歐板塊碰撞引起的地殼變形有關(guān).變形帶A3位于阿爾金山—祁連山脈，推測與晚古生代以后青藏高原地體向北方亞歐板塊俯沖碰撞引起的地殼變形有關(guān).變形帶A4位于羌塘地體和隴中地體北緣，推測與印支期古特提斯洋封閉引起的地殼變形有關(guān).變形帶A5位于羌塘地體和岡底斯地體之間，推測與中生代特提斯洋俯沖引起的地殼變形有關(guān).變形帶A6反映印度—亞歐板塊碰撞縫合帶.變形帶A7位于喜馬拉雅碰撞造山帶南緣，推測與特提斯洋封閉后印度向亞歐板塊陸陸俯沖引起的地殼變形有關(guān)(楊文采和于常青，2014a).

南北向的變形帶B1是長達(dá)2000 km的雙S形主變形帶，從北向南始于河套和銀川盆地，過六盤山西秦嶺到龍門山，向南最后抵達(dá)怒江一線.下地殼變形帶B1位置與現(xiàn)今南北地震帶主軸吻合，推測與亞歐板塊與印澳板塊的碰撞引起的地殼變形有關(guān).變形帶B2向西雅魯藏布江大拐彎處向南最后抵達(dá)璐西一線與B1交匯，最后插入緬北薩爾溫江，推測與特提斯洋殼向東俯沖造成的下地殼變形有關(guān).變形帶B3向西與下地殼變形帶A7連接于雅魯藏布江大拐彎處，沿察隅河克拉通地體西緣向南穿插，最后插入緬甸伊洛瓦底江，與印澳板塊向東陸-陸俯沖造成的下地殼變形有關(guān)(侯遵澤等，2015).

下面要把多尺度刻痕分析計算出的下地殼變形帶(圖7)和由區(qū)域重力場計算出單尺度大陸地殼刻痕(圖3)作比較.圖3中古亞洲洋主縫合帶(1a和1b)在下地殼變形帶圖7分解為A1和A2；古特提斯洋主縫合帶和阿爾金(2和2c)對應(yīng)A2、 A3和A4.圖3中班公—怒江縫合帶和龍木錯—雙湖(3和3a)在下地殼變形帶圖7中對應(yīng)岡底斯地體北緣A5；雅魯藏布縫合帶(4)對應(yīng)圖7中A6印度—亞歐板塊碰撞縫合帶.揚(yáng)子克拉通西緣帶(6)對應(yīng)南北地震帶主變形帶B1等等.由此可見，多尺度刻痕分析計算出的下地殼變形帶和由區(qū)域重力場計算出單尺度大陸地殼刻痕分布大致吻合，但后者比較粗略，多尺度刻痕分析能給出更加詳細(xì)準(zhǔn)確的結(jié)果.

5 青藏區(qū)的地體分布與構(gòu)造分區(qū)

由于上、中、下地殼的行為和屬性有明顯的差別，下地殼的構(gòu)造相對簡明清晰；大地構(gòu)造單元的劃分要從下向上層層分析.目前，大陸大地構(gòu)造單元的名稱不夠統(tǒng)一，我們根據(jù)板塊構(gòu)造的原則，把大陸巖石圈構(gòu)造單元分為板塊、地體和地塊三級，詳見表1.大陸板塊的邊界為板塊俯沖帶或者碰撞縫合線；地體的邊界為下地殼變形區(qū)的邊界，而地塊的邊界為切過上中地殼的斷裂帶(James， 1989；Jolivet and Hataf， 2001；Rogers， 2004；楊文采等， 2009).由于垂直方向上看下地殼變形帶是樹形的主干，上地殼的變形帶為樹的枝杈，地體的構(gòu)造級別高于地塊，地體的數(shù)量少于地塊.

表1 大陸巖石圈構(gòu)造單元劃分簡表Table 1 The division of continental lithospheric structural units

圖8 密度擾動邊界刻痕系數(shù)圖像

由于地體的邊界為下地殼變形區(qū)的邊界，它對應(yīng)脊形化系數(shù)Λ變化不大區(qū)域的邊界.在計算等效層密度擾動的脊形化系數(shù)Λ之后，進(jìn)一步提取邊界刻痕系數(shù)MΛ的圖像便指示了地體邊界，求得的中下地殼的刻痕邊界系數(shù)分別見圖8(a,b).對比下地殼密度擾動圖像和MΛ的圖像證明，中下地殼的刻痕邊界系數(shù)與密度劇烈變化帶位置完全吻合；因此，由劃分的地體的密度屬性信息也可同時取得.

在圖8b中標(biāo)出了由刻痕邊界圖像劃分的地體名稱，低密度地體名稱用黑色字母標(biāo)出，高密度地體名稱用紅色字母標(biāo)出.密度較高的地體包括喜馬拉雅地體(屬印澳板塊)、克什米亞地體(屬印澳板塊)、察隅河地體(屬印澳板塊)、柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體、羌塘地體、塔里木地體、揚(yáng)子地體(四川)和阿拉善地體.密度較低的地體包括天山地體、西昆侖—阿爾金—祁連山地體、岡底斯—拉薩地體和青藏高原東緣的南北地震帶.南北地震帶屬于自侏羅紀(jì)以來地殼運(yùn)動的分界線，其東側(cè)不發(fā)生地殼縮短，而西側(cè)由于印度板塊向北俯沖地殼發(fā)生了約2000 km的縮短(楊文采和于常青，2014a).

對比多尺度刻痕分析下地殼構(gòu)造分區(qū)圖9a與青藏高原區(qū)域地質(zhì)圖，可以加深對青藏高原巖石圈的了解.對比表明，兩個圖件的構(gòu)造格架十分相似，只是地質(zhì)圖上細(xì)節(jié)豐富，而多尺度刻痕分析下地殼構(gòu)造分區(qū)圖簡明粗略.下地殼構(gòu)造分區(qū)圖最主要的信息在于，柴達(dá)木地體、巴顏喀地體拉和羌塘地體是青藏高原中有殼根的核，而它們周圍的地塊應(yīng)屬于地殼縮短和洋陸轉(zhuǎn)換造成的“增生楔”(楊文采和宋海斌，2014).

印度板塊向亞歐大陸俯沖和碰撞分別產(chǎn)生東西兩個構(gòu)造結(jié)(楊文采和于常青，2014a).下地殼構(gòu)造分區(qū)圖提供的信息還在于，東構(gòu)造結(jié)位于察隅河地體北沿，西構(gòu)造結(jié)位于克什米亞地體北沿，這兩個地體都是高密度的.東西兩個構(gòu)造結(jié)的形成與這兩個地體的屬性有關(guān).地體高密度反映了它們剛性強(qiáng)，密度最高剛性最強(qiáng)的是克什米亞和察隅河地體在大陸碰撞時不易碎裂，對東西兩個構(gòu)造結(jié)的形成起了關(guān)鍵作用.

6 結(jié)論

將區(qū)域重力場多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地殼變形帶的信息，可了解高原內(nèi)地殼變形帶從淺到深的變化和平面分布特征，并對青藏高原主要地體的空間分布定位，為巖石圈研究提供地表地質(zhì)難以取得的新信息.

多尺度脊形化系數(shù)的圖像刻劃不同深度平面上的地殼變形帶.青藏高原地殼變形帶從上到下由細(xì)密逐漸變?yōu)榇窒⌒?，而且?xì)密型變形區(qū)分布的范圍逐漸縮小，到下地殼完全消失.從這種情況可以推測，以垂直地面方向上看，地殼變形帶應(yīng)該是樹形的，下地殼粗稀型的變形帶為樹的主干，而中地殼粗稀型的變形帶為樹的分枝，上地殼的變形帶為樹枝的小枝杈.上地殼細(xì)密型變形分布區(qū)反映了與中新生代地殼縮短變形區(qū)的范圍，下地殼清晰連續(xù)的變形帶反映了青藏高原的構(gòu)造骨架.

多尺度邊界刻痕系數(shù)的圖像刻劃不同深度平面上的地體邊界，下地殼的刻痕邊界系數(shù)與密度劇烈變化帶位置完全吻合；因此，由多尺度刻痕分析劃分地體時同時取得地體密度信息.青藏高原內(nèi)密度較高的地體包括喜馬拉雅地體、克什米亞地體、察隅河地體、柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體和羌塘地體.柴達(dá)木地體、巴顏喀地體拉和羌塘地體是青藏高原中有殼根的核，而密度最高的克什米亞和察隅河地體在大陸碰撞時不易碎裂，對東西兩個構(gòu)造結(jié)的形成起了關(guān)鍵作用.

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(本文編輯 汪海英)

Crustal density deformation zones of Qinghai-Tibet Plateau and their geological implications

YANG Wen-Cai1, SUN Yan-Yun2*, YU Chang-Qing1

1StateKeyLab.ofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China2SchoolofGeophysicsandInformationTechnology,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China

The Crust of Qinghai-Tibet Plateau is the product of collision between the Eurasia and India plates. Though some geophysical profiles have been performed to reveal the lithospheric structures, but very few work on deep plane mapping of whole plateau have been done. We study 3D crustal density disturbance of the plateau and present corresponding deformation belt maps for the upper, middle and lower crust respectively.

We apply a method called the multi-scale scratch analysis to Qinghai-Tibet Plateau for delineation of deformation belts and division of continental tectonic units. The method of regional gravity data processing have been developed by our group, combining theories based on multi-scale wavelet analysis, spectral analysis of potential fields, geophysical inversion, and surface scratch analysis. The multi-scale wavelet analysis, spectral analysis of potential fields and inversion produce density disturbance maps on planes of different depth, which are used as input for scratch analysis to compute the ridge coefficient images. The ridge coefficient images for each equivalent layer indicate the crustal deformation belts at certain depth in the crust. The sharp edges in the ridge-coefficient images reflect the boundaries between different secondary structural units.

The ridge coefficient images show the variation of the deformation belts in Qinghai-Tibet Plateau from the upper crust to the lower, as well as the geometry of main crustal terrans exist in the plateau. The deformation belts are very dense and thin in the upper crust, but become coarse and thick in the lower crust, demonstrating the vertical variation modes of the deformation belt similar to a tree that has a coarse and thick trunk in its lower part and dense and thin branches in its top. The dense and thin deformation areas in the upper correspond to crustal shortening areas in the plateau. The thick and continuous deformation belts in the lower crust indicate structural framework of the plateau. The ridge-edge coefficient images show terrane boundaries at different depth in the crust and coincide with sharp varying zones of the density disturbance, therefore presenting the tectonic division of lower-crust units. The divided high-density terrans in the plateau include Himalaya, Kashmir, Chayuhe, Qiangtang, Qaidam and Baryanhar. Among them the Qiangtang, Qaidam and Baryanhar terrans have the crust roots of high density in the lower crust. As Kashmir and Chayuhe terrans are solid and of very high density, they were not easy to be crashed during the collision between the India and Eurasia Plates, playing the special effect in formation of the western and eastern structural knots, respectively.

The method of multi-scale scratch analysis has been successfully applied to Qinghai-Tibet Plateau for delineation of crustal deformation belts and division of secondary tectonic units, providing some new evidences for understanding the deep structures in the plateau.

Qinghai-Tibet plateau; Multi-scale scratch analysis; Crustal deformation belts; Crust shortening; Division of lower-crust units; Structural knot

10.6038/cjg20151119.

中國地質(zhì)調(diào)查項目(#12120113093800)資助.

楊文采，男，1942年生,研究員,博士生導(dǎo)師,中國科學(xué)院院士，主要從事地球物理學(xué)研究,1964年畢業(yè)于北京地質(zhì)學(xué)院地球物理系，1984年在加拿大McGill大學(xué)取得博士學(xué)位. E-mail: yangwencai@cashq.ac.cn

*通訊作者 孫艷云，女，1990年生，博士，主要從事地球物理信息提取方法研究. E-mail: sunyanyun1989@126.com

10.6038/cjg20151119

P631

2014-10-19，2015-09-23收修定稿

楊文采， 孫艷云， 于常青. 2015. 青藏高原地殼密度變形帶及構(gòu)造分區(qū).地球物理學(xué)報，58(11):4115-4128,

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