楊文采, 侯遵澤, 于常青

大地構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037

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青藏高原地殼的三維密度結(jié)構(gòu)和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)

楊文采, 侯遵澤, 于常青

大地構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所， 北京 100037

應(yīng)用區(qū)域重力場(chǎng)小波多尺度分析和反演于青藏區(qū)后，得到6個(gè)地殼等效層密度擾動(dòng)圖件，刻劃了地殼三維密度結(jié)構(gòu)，為研究地殼構(gòu)造和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)提供了重要佐證.研究表明在青藏高原地殼內(nèi)密度變化有以下三個(gè)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有顯示高密度.2)從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動(dòng)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.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(dòng)，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.青藏高原下地殼密度高的克拉通地體有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉三個(gè)；而昆侖山、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(dòng)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(dòng)單元.松潘甘孜地塊在下地殼為低密度，但在上中地殼逐步變?yōu)楦呙芏?，并與巴顏喀拉克拉通地體連接.這種情況可能反映巴顏喀拉地體的上地殼隨印澳板塊俯沖向東南方向擠出.青藏高原低密度的物質(zhì)也由下地殼向上擠出，在中上地殼體積迅速減小.由于下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出，中地殼密度高的克拉通地體會(huì)相應(yīng)發(fā)生裂解，使克拉通地塊的數(shù)目增加.高原北緣的下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出的枝杈有三支；其中一支從西昆侖到天山，另一支從龍門山西秦嶺到銀川盆地.第三支從高原南緣理塘到大理.它們可能反映下地殼管道流，寬度約180～300 km.7級(jí)以上地震震中都位于下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出枝杈周圍，可能與下地殼管道流位置吻合.關(guān)鍵詞 青藏高原; 小波多尺度分析; 密度擾動(dòng); 地殼構(gòu)造; 物質(zhì)運(yùn)動(dòng); 管道流; 地震

1 引言

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，研究其巖石圈結(jié)構(gòu)造和動(dòng)力學(xué)作用對(duì)人類社會(huì)可持續(xù)發(fā)展有重要意義.這項(xiàng)研究已經(jīng)取得了豐富的資料(James,1989；Rogers and Santosh,2004；Molnar,1988；Meissner and Mooney,1998；肖序常等，2007；許志琴等，2011；楊文采等，2014a).不過，目前取得的地質(zhì)資料基本上是地表觀測(cè)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(duì)地殼進(jìn)行精細(xì)的三維成像.青藏高原的上、中、下地殼地質(zhì)構(gòu)造有什么不同特點(diǎn)？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(chǎng)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(cè)資料已經(jīng)由中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局取得.由于區(qū)域重力場(chǎng)觀測(cè)網(wǎng)度均勻，定位準(zhǔn)確，地面重力場(chǎng)信息來自各種深度的場(chǎng)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)與構(gòu)造.

多年來，在國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)和中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局的支持下，我們把小波多尺度分析、表面刻痕分析以及位場(chǎng)頻率域解釋理論和密度擾動(dòng)反演方法有機(jī)地結(jié)合起來，形成了應(yīng)用區(qū)域重力場(chǎng)刻劃地殼三維密度結(jié)構(gòu)構(gòu)造的數(shù)據(jù)處理、反演解釋和信息提取的方法系統(tǒng)，這一方法系統(tǒng)簡(jiǎn)稱為區(qū)域重力場(chǎng)多尺度刻痕分析方法(侯遵澤等，1997，1998；楊文采等，2001；孫艷云和楊文采，2014;楊文采等，2014a,2014b).在上一篇論文中，我們以青藏高原區(qū)域重力場(chǎng)為例，介紹了多尺度刻痕分析的原理和方法技術(shù)(楊文采等，2015a).本文將在扼要介紹區(qū)域重力場(chǎng)多尺度刻痕分析方法之后，先討論青藏區(qū)中下地殼的三維密度結(jié)構(gòu)和構(gòu)造分區(qū)，并對(duì)這些新成果的地球動(dòng)力學(xué)含義進(jìn)行分析.有關(guān)刻痕分析和地殼變形帶的研究結(jié)果也有部分論文發(fā)表(楊文采等，2015b,2015c).

2 青藏高原區(qū)域重力場(chǎng)多尺度分解

利用區(qū)域重力場(chǎng)的信息，揭示區(qū)域地殼三維密度結(jié)構(gòu)與構(gòu)造，成為現(xiàn)今區(qū)域地球物理學(xué)研究的主攻方向之一.在本世紀(jì)初國(guó)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(chǎng)數(shù)據(jù)與周邊地區(qū)衛(wèi)星重力場(chǎng)作融合，得到青藏高原區(qū)域布格重力場(chǎng)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)格后顯示如見圖1a.

多尺度刻痕分析方法由區(qū)域重力場(chǎng)按場(chǎng)源深度分解、小波變換多尺度分析、場(chǎng)源分層深度及密度擾動(dòng)反演、分層刻痕分析和構(gòu)造邊界定位四個(gè)子系統(tǒng)組成.首先用頻譜分析方法確定區(qū)域重力場(chǎng)能否按場(chǎng)源深度分解，取得對(duì)應(yīng)不同埋藏深度場(chǎng)源等效層的重力異常子集(楊文采等，1979；楊文采，1985；Bhimasankakam,1977).在最理想的情況下，我們希望分解為對(duì)應(yīng)上、中、下地殼和上地幔頂部起伏的四個(gè)重力異常子集.圖1b給出了青藏區(qū)的區(qū)域重力場(chǎng)對(duì)數(shù)功率譜，由圖可見，重力場(chǎng)對(duì)數(shù)功率譜不同頻段呈現(xiàn)有可分辨的6個(gè)不同斜率的線段，把區(qū)域重力場(chǎng)按場(chǎng)源深度分解為6個(gè)等效層.

我們應(yīng)用Mallat塔式算法構(gòu)造出專門用于重力異常分解的小波基，用小波變換多尺度分析方法取得對(duì)應(yīng)不同埋藏深度場(chǎng)源等效層的重力異常子集(侯遵澤等，1997，1998；Mallat, 1989；侯遵澤等，2011),計(jì)算出小波細(xì)節(jié)D1—D8和8階小波逼近S8.作為例子，區(qū)域重力場(chǎng)二階小波細(xì)節(jié)呈現(xiàn)于圖2b.接下來合并為(D1+D2)、(D3+D4)、(D5+D6)、D7、D8和S86個(gè)異常子集，其中青藏區(qū)等效層的布格重力異常場(chǎng)(D3+D4)和(D5+D6)分別示如圖3及圖4.

小波細(xì)節(jié)合并之后得到了6個(gè)異常子集，可以由功率譜斜率計(jì)算出異常子集對(duì)應(yīng)的等效層平均埋藏深度(楊文采等，1979；楊文采，1985；Bhimasankakam,1977).功率譜斜率計(jì)算是逐線進(jìn)行的，最后作平均求得等效層平均埋藏深度；表1—2給出對(duì)D8和D7等效層進(jìn)行深度確定的例子，其中K和L為兩個(gè)正交方向上頻譜曲線梯度最大切點(diǎn)波數(shù)，GfK和GfL為兩個(gè)正交方向上頻譜曲線最大梯度.計(jì)算的青藏區(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(Teng et al., 2014).

在完成重力場(chǎng)小波變換多尺度分解之后，為研究地殼三維密度結(jié)構(gòu)，要用廣義線性反演方法求取各等效層的密度擾動(dòng)(楊文采，1986； 1997).等效層的密度擾動(dòng)指廣義線性反演求得平面上變化的密度(場(chǎng)源)與等效層平均密度的差.假定青藏區(qū)淺等效層平均密度取為2.60 g·cm-3，上地殼中部淺等效層密度取為2.67 g·cm-3，上地殼底部中等效層2.81 g·cm-3；中地殼深等效層2.91 g·cm-3；下地殼深等效層2.97 g·cm-3；上地幔頂部最深等效層3.22 g·cm-3.反演出的各等效層的橫向相對(duì)密度擾動(dòng)圖外觀與重力異常小波細(xì)節(jié)合并之后得到各等效層的異常圖差別不大.圖5和圖6分別示出中地殼等效層D7和下地殼深等效層D8的密度擾動(dòng)圖.取得了上中下地殼的密度擾動(dòng)圖之后，便取得了青藏區(qū)三維密度結(jié)構(gòu)的完整數(shù)據(jù)集.

表1 深層異常D8求深度的結(jié)果Table 1 Fixing the source depth for waveletD8

平均深度： 51.9850391387939 km

表2 深層異常D7求深度的結(jié)果Table 2 Fixing the source depth for waveletD7

平均深度： 35.3922622680664 km

3 青藏區(qū)地殼密度結(jié)構(gòu)的變化

上述提取地殼的三維密度結(jié)構(gòu)的方法應(yīng)用到青藏區(qū)后，取得5個(gè)等效層密度擾動(dòng)圖件，其中最重要的是關(guān)于上地殼結(jié)晶基底和中下地殼的圖件.我們知道，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(dòng)流變；中地殼水溶作用強(qiáng)，巖石容易水平拆離(Jolivet and Hataf,2001；Kirby and Kronenbeg,1987；楊文采等,2009).因此，上地殼構(gòu)造復(fù)雜；中、下地殼密度擾動(dòng)和反映的構(gòu)造與地表地質(zhì)資料的相關(guān)性不一定密切.

圖1 青藏高原區(qū)域布格重力場(chǎng)(a)及其功率譜(b)Fig.1 The regional Bouger gravity anomalies in Qinghai-Tibet Plateau (a) and (b) Logarithmic power spectra of the regional gravity anomalies in Qinghai-Tibet Plateau

圖2 區(qū)域重力場(chǎng)二階小波細(xì)節(jié)背景構(gòu)造圖中文字為對(duì)應(yīng)地體或斷裂英文名稱簡(jiǎn)稱(D2,等效層深度3～6 km)Fig.2 The second-order detail of the regional gravity anomalies

首先從上地殼重力異常擾動(dòng)圖件(圖2—4)入手研究它們反映的構(gòu)造.圖2為小波細(xì)節(jié)D2, 反映等效層深度3～6 km的密度擾動(dòng)，極性藍(lán)高紅低，藍(lán)紅點(diǎn)密集處為巖石密度劇烈變化的區(qū)段，反映巖性劇烈變化的構(gòu)造活動(dòng)帶.圖中背景圖為構(gòu)造圖，標(biāo)出了青藏高原構(gòu)造單元和斷裂的英文縮寫名稱(許志琴， 2011) .在圖2中異常劇烈變化的區(qū)段主要發(fā)生在克什米亞西構(gòu)造結(jié)、高喜馬拉雅、察隅河北東構(gòu)造結(jié)、龍門山和小江斷裂帶、東西昆侖山、阿爾金山和祁連山一帶.克什米亞和察隅河北構(gòu)造結(jié)是中新生代全球地殼變形最劇烈的地區(qū)，必定反映為上地殼巖石密度劇烈變化.高喜馬拉雅是25 Ma以來印度陸塊向歐亞大陸俯沖的地區(qū)，也必定反映為地殼劇烈變形和上地殼巖石密度劇烈變化.龍門山和小江斷裂帶、東西昆侖山、阿爾金山和祁連山一帶，都是印度陸塊與歐亞大陸碰撞誘發(fā)的地殼劇烈變形區(qū)段(James,1989；Rogers and Santosh,2004；Molnar,1988；Meissner and Mooney,1998；肖序常等，2010；許志琴等，2011；楊文采等，2010, 2014a,2014b；Royden et al.,1997).圖3為小波細(xì)節(jié)(D3+D4), 反映等效層平均深度12.8 km的密度擾動(dòng)，對(duì)應(yīng)上地殼結(jié)晶基底.對(duì)比圖2和圖3可見，圖3中異常劇烈變化的區(qū)段和圖2基本相同，反映中新生代上地殼變形最劇烈的地區(qū).在圖2和圖3中，印度陸塊、塔里木、柴達(dá)木和阿拉善陸塊都是巖石密度異常變化平緩的地塊，羌塘和巴顏喀拉地塊上地殼變形也不那么劇烈.從圖2和圖3看，上地殼巖石密度變化與變形與地表觀察的地質(zhì)構(gòu)造是一致的.

圖3 淺等效層(D3+D4)重力異常圖(等效層深度為12.83 km)Fig.3 Sub-anomaly (D3+D4) of the shallow equivalent layer (depth 12.83 km)

圖4 中等效層(D5+D6)重力異常圖(等效層深度為19.52 km)Fig.4 Sub-anomaly (D5+D6) of the middle equivalent layer (depth 19.52 km)

圖4為小波細(xì)節(jié)(D5+D6), 反映等效層深度19.5 km的密度擾動(dòng)，反映上地殼底部的密度變化.色標(biāo)極性仍然是藍(lán)高紅低，但是藍(lán)片區(qū)面積較小，而紅片區(qū)面積較大，說明上地殼底部的密度降低區(qū)段面積加大，其原因一方面為巖石水熔作用加劇使流體成份增加，另一方面可能與花崗巖基體積增加有關(guān)，因?yàn)榛◢弾r的密度較低.在圖中低密度劇烈變化的區(qū)段主要發(fā)生在克什米亞、雅魯藏布縫合帶兩側(cè)、察隅河北東構(gòu)造結(jié)、龍門山和小江斷裂帶、東西昆侖山、阿爾金山和祁連山一帶，它們都是中新生代造山帶或活動(dòng)斷裂帶，即巖性劇烈變化的中新生代構(gòu)造活動(dòng)帶.在圖4，印度陸塊、察隅河、塔里木、柴達(dá)木、羌塘、巴顏喀拉和阿拉善陸塊都是巖石密度較高與變化平緩的地塊，說明它們的屬性與克拉通地體類似.對(duì)比圖2圖3和圖4可見，高喜馬拉雅、察隅河北東上地殼淺部巖石密度劇變帶到上地殼底部北移到雅魯藏布縫合帶兩側(cè)和察隅河北東構(gòu)造結(jié)北部，反映了印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.同時(shí)，龍門山淺部巖石密度劇變帶到上地殼底部西移離開龍門山脈，反映了龍門山活動(dòng)斷裂帶的向西南逆沖仰沖的屬性.

對(duì)比圖3和圖4可見，上地殼淺部巖石密度劇烈的擾動(dòng)帶主要出現(xiàn)在青藏高原的內(nèi)緣，青藏高原的外延區(qū)和內(nèi)部巖石密度擾動(dòng)還沒有那么劇烈.這種現(xiàn)象表明，青藏高原的內(nèi)緣是新生代上地殼縮短變形最劇烈處，反映了印度陸塊向歐亞大陸的碰撞俯沖使其內(nèi)緣劇烈斷裂褶皺.

圖5為由小波細(xì)節(jié)D7反演取得的密度擾動(dòng)映像,反映等效層平均深度35.4 km，反映青藏高原中地殼的密度變化.圖5有一個(gè)鮮明的特點(diǎn)，這就是低密度區(qū)段圍繞幾個(gè)高密度區(qū)塊連成若干個(gè)條帶.青藏高原內(nèi)藍(lán)綠色標(biāo)的高密度區(qū)塊有三個(gè)：柴達(dá)木、羌塘和巴顏喀拉，高密度說明它們的屬性與克拉通地體類似.青藏高原外藍(lán)綠色標(biāo)的高密度區(qū)有印度陸塊、察隅河、塔里木、阿拉善陸塊，以及克什米爾和四川，它們都是年代古老的克拉通地體.圖5中標(biāo)出了青藏區(qū)中地殼對(duì)應(yīng)密度擾動(dòng)的地體(英文)名稱.克什米亞和察隅河地塊的高密度，反映了它們剛性強(qiáng)，在大陸碰撞時(shí)不易碎裂，對(duì)東西兩個(gè)構(gòu)造結(jié)的形成起了關(guān)鍵作用.在圖5中低密度條帶主要發(fā)生在克什米亞北沿和東緣、雅魯藏布縫合帶北側(cè)岡底斯—拉薩地體、察隅河北東構(gòu)造結(jié)北沿、龍門山和小江斷裂帶、西昆侖山、阿爾金山、祁連山和天山一帶，它們不僅環(huán)繞了青藏高原四周，而且從高原甩出幾個(gè)低密度條帶，后者也是巖性劇烈變化的中新生代構(gòu)造活動(dòng)帶.對(duì)比圖5和圖4可見，雅魯藏布縫合帶兩側(cè)上地殼底部巖石低密度帶到中地殼北移到岡底斯—拉薩地體，反映了印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.

由小波細(xì)節(jié)D8反演取得的下地殼密度擾動(dòng)映像見圖6, 等效層平均深度52 km，反映青藏高原下地殼的密度變化.圖6整體格局與圖5相似，但是青藏高原下地殼的低密度區(qū)范圍明顯擴(kuò)大，以致柴達(dá)木、羌塘和巴顏喀拉三個(gè)區(qū)塊密度都有所降低，使青藏高原的下地殼具體性整體低密度的特征.青藏高原內(nèi)下地殼低密度說明它們的下地殼含有較多的熔體或者俯沖穿插下來的上中地殼成份.青藏高原外藍(lán)綠色標(biāo)的高密度區(qū)與中地殼相同，還是印度陸塊、察隅河、塔里木、阿拉善陸塊，以及克什米爾和四川，其中密度最高剛性最強(qiáng)的是克什米亞和察隅河地塊，以及塔里木和四川.這四個(gè)剛性最強(qiáng)的地塊之間則是等效層密度最低的密度擾動(dòng)區(qū)段，也是由大陸碰撞造成中下地殼變形劇烈的地方.

圖5 深等效層D7密度擾動(dòng)圖(等效層深度為35.3 km，文字為對(duì)應(yīng)地體英文名稱全稱)Fig.5 The density perturbation of the deep equivalent layer D7(depth 35.3 km)

圖6 極深等效層D8密度擾動(dòng)圖(等效層深度為52 km)文字為對(duì)應(yīng)地體名稱，箭頭等符號(hào)見文中說明.Fig.6 The density perturbation of the deepest equivalent layer D8(depth 52 km)

根據(jù)巖石密度測(cè)定和全球?qū)Ρ冉y(tǒng)計(jì)可知，在埋藏深度大致相同的情況下，大陸內(nèi)部克拉通中下地殼的巖石密度最高，而造山帶的巖石密度較低.克拉通構(gòu)造單元密度高，延深大，因此強(qiáng)度大，具剛性和長(zhǎng)期穩(wěn)定性.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3個(gè)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3個(gè)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(dòng)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(dòng)單元.松潘甘孜地塊在下地殼低密度，但在上中地殼逐步變?yōu)楦呙芏?，并與巴顏喀拉克拉通地體連接.如果巴顏喀拉克拉通地體的中地殼發(fā)育近水平的拆離，使它的上地殼隨印澳板塊俯沖向東南方向擠出，便可產(chǎn)生松潘甘孜地殼密度上高下低的情況.

對(duì)比圖2到圖6可見，在青藏高原下地殼內(nèi)密度變化有以下三個(gè)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有顯示高密度.2)從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動(dòng)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(duì)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(dòng)，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.此外，上地殼淺部巖石密度劇烈的擾動(dòng)帶主要出現(xiàn)在青藏高原的內(nèi)緣，中下地殼青藏高原的密度劇烈的擾動(dòng)帶外延到周邊地區(qū)和內(nèi)部.這種現(xiàn)象表明，青藏高原內(nèi)緣劇烈斷裂褶皺的同時(shí)，中下地殼發(fā)生物質(zhì)向周邊地區(qū)和內(nèi)部的流變運(yùn)動(dòng).

4 青藏區(qū)中下地殼的物質(zhì)流變運(yùn)動(dòng)

從上節(jié)知道，在埋藏深度大致相同的情況下，克拉通構(gòu)造單元密度高，延深大，因此強(qiáng)度大，具剛性和長(zhǎng)期穩(wěn)定性.在中新生代青藏高原處于擠壓環(huán)境之下，內(nèi)部克拉通因具剛性中下地殼的運(yùn)動(dòng)方式以整體隆升翹曲、上地殼褶皺斷裂為主.由于中新生代活動(dòng)帶下地殼密度和黏滯系數(shù)較低的巖石可流變?nèi)鋭?dòng)，中下地殼可發(fā)生“管道流”或與向上擠出(底辟)形式的運(yùn)動(dòng)(Law et al., 2006；Clark and Royden, 2000；Unsworth et al.,2005；Grujic, 2006；Schoenbohm et al.,2006； Harris, 2007；許志琴， 2007；趙國(guó)澤等，2008；Wang et al.，2007).三維密度結(jié)構(gòu)的研究結(jié)果，可以為研究下地殼“管道流”或與物質(zhì)向上擠出提供間接證據(jù).

對(duì)比上中下地殼3個(gè)深度上的密度結(jié)構(gòu)可知，下地殼低密度的中新生代活動(dòng)帶分布范圍寬厚連接(圖6)，到中地殼后變得狹窄(圖5).到上地殼后更變成星點(diǎn)串珠狀沿線展布(圖2—4)，但3個(gè)深度上低密度體在水平面上位移不大.這種情況表明了低密度的物質(zhì)由下地殼向上擠出，在中上地殼體積迅速減小.作為例子，圖7對(duì)比了青藏高原中東部上、中、下地殼的密度擾動(dòng)圖像，低密度區(qū)向上銳減很可能反映低密度的物質(zhì)由下地殼向上擠出，即有下地殼底辟作用發(fā)生.由于下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出，中地殼密度高的克拉通地體會(huì)相應(yīng)發(fā)生裂解，因此，中上地殼高密度地塊的數(shù)目會(huì)有所增加.青藏高原中下地殼密度高的克拉通地體只有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉3個(gè).中上地殼密度高的地塊有5個(gè)，它們分別為羌塘、巴顏喀拉、柴達(dá)木、青海東南和甘南.由此可知，青藏高原下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出的位置可能發(fā)生在這5個(gè)地塊之間，它們是羌塘地塊和巴顏喀拉地塊之間的可可西里山—沱沱河一帶、柴達(dá)木地塊和巴顏喀拉地塊之間的東昆侖山、柴達(dá)木盆地東緣和阿尼瑪卿山脈.

地殼低密度異常的發(fā)生原因可能有多種，如巖性變化、溫度壓力變化及流體物質(zhì)增加等.溫度及流體物質(zhì)增加對(duì)應(yīng)巖石密度降低，溫度及流體物質(zhì)增加也會(huì)刺激地殼物質(zhì)蠕動(dòng)，因此地殼低密度異常與物質(zhì)蠕動(dòng)有關(guān)聯(lián).如果地殼低密度異常區(qū)反映中新生代地殼物質(zhì)蠕動(dòng)有關(guān)的區(qū)段，那么這里也應(yīng)該是地殼低電阻率的異常區(qū)，因?yàn)槲镔|(zhì)蠕動(dòng)多發(fā)生在流體或熔體活躍區(qū)段，結(jié)晶巖含流體時(shí)電阻率明顯降低.圖7顯示穿過青藏高原中部的一條大地電磁法電阻率剖面(b)與中下地殼的密度擾動(dòng)平面圖(a,c)的對(duì)比，大地電磁法電阻率剖面是中國(guó)地質(zhì)大學(xué)實(shí)測(cè)取得的(見金勝等，2010).電阻率剖面(圖7b)中標(biāo)明密度擾動(dòng)平面圖(圖7a,c)對(duì)應(yīng)的平均深度，對(duì)應(yīng)深度上低電阻率帶和低密度帶位置基本吻合，進(jìn)一步說明中下地殼低密度異常與可能與含流體物質(zhì)蠕動(dòng)有關(guān)聯(lián).

根據(jù)地質(zhì)情況，國(guó)外學(xué)者提出了青藏高原下地殼“管道流”的假說(Grujic, 2006；Schoenbohm et al.,2006； Harris, 2007)，也得到了不少國(guó)內(nèi)學(xué)者的正面響應(yīng)(許志琴， 2011；趙國(guó)澤等，2008；Wang et al.，2007).但是，青藏高原下地殼管道流都分布在那里？是什么幾何尺寸？與現(xiàn)代地震有什么聯(lián)系？這些問題都還沒有明確的答案.如果青藏高原下地殼管道流存在，在密度結(jié)構(gòu)上應(yīng)該有所表現(xiàn).由于中下地殼低密度異常與可能含流體物質(zhì)蠕動(dòng)有關(guān)聯(lián)，中下地殼的密度擾動(dòng)圖像上管道流應(yīng)該表現(xiàn)為從低密度的源區(qū)側(cè)向擠出的枝杈.從圖6可清楚看到低密度的源區(qū)和側(cè)向擠出的枝杈，為管道流地質(zhì)含義作了標(biāo)記.中新生代活動(dòng)下地殼低密度帶的展布限定了管道流的可能分布范圍.青藏高原南緣和北緣都是下地殼低密度的中新生代活動(dòng)帶，其中岡底斯—拉薩地體下地殼低密度帶寬度大、密度低，應(yīng)該是由于地殼縮短側(cè)向擠出物質(zhì)的源頭，圖6中用圓圈串線表示青藏高原管道流源區(qū).青藏高原北緣的下地殼低密度活動(dòng)帶沿阿爾金山和祁連山展布，寬度也較大，也應(yīng)該是低密度地殼縮短側(cè)向擠出物質(zhì)的干支.從密度擾動(dòng)圖上看，高原北緣的下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的枝杈有兩支；其中一支從西昆侖到天山，其中一支從龍門山西秦嶺到銀川盆地.高原南緣的下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的一支枝杈從西理塘到大理，向南直至緬甸薩爾溫江上游.圖6用箭頭符號(hào)標(biāo)志了青藏高原外圍下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出的路徑和位置，由圖還可以量出可能的管道流的寬度.西昆侖到天山下地殼低密度管道流的寬度約300 km; 其他兩個(gè)下地殼低密度管道流的寬度約180 km.

圖7 中下地殼密度擾動(dòng)與大地電磁法電阻率剖面對(duì)比

圖8 下地殼極深等效層密度擾動(dòng)與中國(guó)境內(nèi)7級(jí)以上地震震中位置對(duì)比(D8，h=52 km)Fig.8 Comparison between the density perturbations of the deepest equivalent layer in lower crust and the epicenter locations of the earthquake over 7 scales of magnitude in China

下地殼低密度異常如果與含流體物質(zhì)蠕動(dòng)有關(guān)聯(lián)，那么下地殼的物質(zhì)流變運(yùn)動(dòng)一定會(huì)誘發(fā)大陸地震，中下地殼的密度擾動(dòng)圖像上管道流上方應(yīng)該對(duì)應(yīng)地震帶.圖8對(duì)比了青藏高原下地殼深等效層密度擾動(dòng)與中國(guó)境內(nèi)7級(jí)以上地震震中位置(鄧起東等，2014).由此可見，7級(jí)以上地震震中都位于下地殼低密度的的中新生代活動(dòng)帶，也與下地殼管道流位置吻合，表明下地殼低密度帶限定可能的物質(zhì)蠕動(dòng)范圍，而下地殼物質(zhì)蠕動(dòng)又會(huì)觸發(fā)大陸地震.

5 結(jié)論

區(qū)域重力場(chǎng)小波多尺度分析和反演應(yīng)用于刻劃地殼分層的三維密度結(jié)構(gòu).應(yīng)用到青藏區(qū)后，取得的主要結(jié)果包括6個(gè)等效層密度擾動(dòng)圖件，為研究地殼構(gòu)造和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)提供了重要佐證.

研究表明在青藏高原地殼內(nèi)密度變化有以下三個(gè)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有顯示高密度.2)從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動(dòng)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.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(dòng)，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.青藏高原下地殼密度高的克拉通地體有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉；而昆侖山、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(dòng)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(dòng)單元.松潘—甘孜地塊在下地殼低密度，但在上中地殼逐步變?yōu)楦呙芏?，并與巴顏喀拉克拉通地體連接.這種情況可能反映巴顏喀拉地體的上地殼隨印澳板塊俯沖向東南方向擠出.青藏高原低密度的物質(zhì)也由下地殼向上擠出，在中上地殼體積迅速減小.由于下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出，中地殼密度高的克拉通地體會(huì)相應(yīng)發(fā)生裂解，使克拉通地塊的數(shù)目增加.高原北緣的下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出的枝杈有三支；其中一支從西昆侖到天山，另一支從龍門山西秦嶺到銀川盆地.第三支從高原南緣理塘到大理.它們可能反映下地殼管道流，寬度約180～300 km.7級(jí)以上地震震中都位于下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出枝杈周圍，可能與下地殼管道流位置吻合.

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(本文編輯 汪海英)

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Three-dimensional density structure of the Tibetan plateau and crustal mass movement

YANG Wen-Cai, HOU Zun-Ze, YU Chang-Qing

StateKeyLabofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China

The crust of the Tibetan plateau is the product of collision between the Eurasia and India plates. Though some geophysical profiles have been performed to reveal the lithospheric structure, but very few work on deep mapping of the whole plateau have been done. We study the density disturbance images of the plateau for the upper, middle and lower crust, respectively.

This paper uses the method of multi-scale wavelet analysis for regional gravity data processing with its application to the Tibetan plateau for the 3D crustal density structure. The method has been developed by our group, combining the multi-scale wavelet analysis, spectral analysis of potential fields and geophysical inversion of potential fields, producing density disturbance maps on planes of different depths.

The method produces six maps of density disturbance corresponding to different depths in the crust, providing important evidence for study of crustal structure and mass movement. The research results show three characteristics of the density disturbance in the study area as follows. (a) The distribution area of low-density expands gradually from the upper crust to lower crust, only rigid craton terranes in the lower crust are of high-density. (b) On the planes of fixed depths, the scale of density disturbances increases gradually from the upper crust to the lower crust, so the number of the high-or-low density anomalies decrease from the upper to the lower crust. (c) The southern low-density zone of the plateau moves gradually from the south to the north as depth increases, indicating the northward subduction of the India plate beneath Eurasia. In the Tibetan plateau, low-density mass squeezes upward from the lower crust like diapirs, resulting in terrane splitting in the upper crust. Low-density mass in the lower crust also squeezes laterally out in different directions, mainly containing three branches: one from Kunlunshan to Tianshan, another from Longmenshan to Yinchuan Basin, and the third in the southeast from Litang to Dali. They have widths about 180～300 km and may be corresponding to the so-called channel flows. Comparison between the possible channel flows and earthquakes shows that the Low-density branches coincide with earthquakes, meaning that the low-density zones in the lower crustal indicates areas of mass rheological motion, which may cause earthquakes.

The method of multi-scale wavelet analysis has been successfully applied to the Tibetan plateau, providing some new evidence for understanding the deep structure in the plateau.

Qinghai-Tibet Plateau; Wavelet multi-scale analysis; Density disturbance; Crustal structures; Mass movement; Channel flow; Earthquake

10.6038/cjg20151128.

中國(guó)地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(12120113093800)資助.

楊文采，男，1942年生,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.研究員,博士生導(dǎo)師,中國(guó)科學(xué)院院士，主要從事地球物理學(xué)研究.E-mail: yangwencai@cashq.ac.cn，wencai_yang@126.com

10.6038/cjg20151128

P315

2014-10-19，2015-10-16收修定稿

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