青藏高原東南緣重力場多尺度分析及其構(gòu)造含義

方 東 胡敏章 郝洪濤

1)中國地震局地震研究所， 地震大地測量重點實驗室， 武漢 430071 2)防災科技學院， 廊坊 065201

0 引言

距今45～50Ma以來， 青藏高原在歐亞大陸與印度板塊的碰撞過程中經(jīng)歷了大規(guī)模的隆升和地殼縮短增厚(Lietal.， 1986； Molnar， 1988； Molnaretal.， 1993； Chungetal.， 1998)， 形成了復雜的新生代地質(zhì)構(gòu)造， 還導致地殼物質(zhì)向E “逃逸”(Tapponnieretal.， 1982； Zhangetal.， 2004； Ganetal.， 2007； Baietal.， 2010； Dongetal.， 2016)。E向運動的高原物質(zhì)受揚子克拉通阻擋， 使青藏高原東南緣的地殼運動發(fā)生SE向偏轉(zhuǎn)， 同時形成了以龍門山、 安寧河、 鮮水河、 金沙江等大斷裂帶為邊界的活動地塊構(gòu)造， 并沿地塊邊界頻繁發(fā)生破壞性強震(Roydenetal.， 1997； 張培震等， 2003； 張永謙等， 2010)， 使其成為中國大陸地震活動最劇烈的地區(qū)之一(圖 1)。

圖 1 青藏高原東南緣的地質(zhì)構(gòu)造(1970—2020年)Fig. 1 Geological structures of the study area(1970—2020).SGB 松潘-甘孜塊體， SCB 華南塊體， QTB 羌塘塊體， CDB 川滇菱形塊體， DWB 滇西塊體， DSB 滇南塊體， LMF 龍門山斷裂， XSF 鮮水河斷裂， ANF 安寧河斷裂， JSF 金沙江斷裂。地震數(shù)據(jù)來自中國地震臺網(wǎng)中心

對青藏高原東南緣地殼內(nèi)部結(jié)構(gòu)、 大地形變機制等問題的研究有助于加深青藏高原邊界動力學過程的認識， 并有助于深入理解該區(qū)域的深部孕震機制和判定未來的強震危險性。已有眾多學者從地震學、 大地電磁、 大地測量學等角度對青藏高原東南緣的地殼構(gòu)造、 物質(zhì)運移特征及其地球動力學過程等開展了大量研究， 揭示了該區(qū)域中下地殼內(nèi)可能存在殼內(nèi)低速層(Yaoetal.， 2008； 潘素珍等， 2015)， 低阻、 高導層(金勝等， 2010； Zhaoetal.， 2010； Dongetal.， 2016； 王緒本等， 2017)或低密度異常區(qū)域(Xuanetal.， 2018； Wuetal.， 2019； 胡敏章等， 2020； Tianetal.， 2020)， 為該區(qū)域高原物質(zhì)向SE流出的機制解釋提供了約束。近年來， 許多學者將小波多尺度分析(Mallat， 1988， 1989)和功率譜分析方法(Spectoretal.， 1970)應用于地球重力場分離和場源深度估計中， 并取得了很多有意義的成果。一些學者利用該方法對中國大陸進行了重力位場分離， 揭示了中國大陸整體的地殼密度變化趨勢， 給出了中國大陸殼幔相對密度差異的空間分布， 為研究中國大陸殼幔結(jié)構(gòu)提供了新途徑(侯遵澤等， 1997， 1998； 玄松柏等， 2012)。在青藏高原地區(qū)， 楊文采等(2015)通過對重力場的小波多尺度分解， 反演獲得了該區(qū)域地殼三維密度結(jié)構(gòu)， 分析了高原地殼內(nèi)部物質(zhì)運動特征， 并認為 “下地殼流”的存在是引發(fā)高原地殼內(nèi)部密度異常的重要原因。也有學者認為高原地殼內(nèi)部低密度異常是地幔熱流上涌， 在底侵作用下導致中下地殼部分熔融的結(jié)果(畢奔騰等， 2016)。重力場多尺度分析結(jié)果不僅能夠為殼幔結(jié)構(gòu)、 物質(zhì)運動機制等研究提供佐證， 同時也能為區(qū)域地震危險性分析提供參考。根據(jù)分解得到的多尺度重力場， 絕大部分學者都認為重力異常變化率與地震的發(fā)生明顯呈正相關， 通常大地震主要發(fā)生在高重力梯級帶上， 且該梯級帶對應活動地塊的邊界(樓海等， 2005； Wuetal.， 2019； Tianetal.， 2020)。

本文首先利用 “bior3.5”小波基對重力異常正演模型進行多尺度分析， 驗證該小波基函數(shù)分離重力場的穩(wěn)定性和有效性。在此基礎上， 對青藏高原東南緣WGM2012布格重力異常數(shù)據(jù)進行多尺度分解， 并利用徑向?qū)?shù)功率譜計算各階的場源深度， 分析各尺度下重力場所體現(xiàn)的構(gòu)造含義及其與地震活動的關系， 特別是提取到的5階細節(jié)圖像反映了川滇菱形塊體的區(qū)域性負重力異常， 可能為該區(qū)域存在 “下地殼流”提供支持證據(jù)。

1 重力異常多尺度分析方法

1.1 方法原理

根據(jù)多尺度分析原理(Mallat， 1988， 1989)， 可對布格重力異常數(shù)據(jù)進行離散小波變換(Discrete Wavelet Transform， DWT)， 分解得到不同尺度上的異常子集， 借助小波函數(shù)的正交族， 一組小波基函數(shù)可表示為

(1)

其中，a表示伸縮系數(shù)，b表示平移參數(shù)。假設Δg(x)是重力信號， 通過改變a、b參量， 可以得到一組小波簇函數(shù)， 將小波簇函數(shù)代入到小波變化DWT中， 可得小波變換DWT為

(2)

將其擴展到二維重力異常， 其主要思想是： 用低通濾波器和高通濾波器對重力信息Δg(x，y)i的每行做濾波保留偶數(shù)行， 再用低通濾波器和高通濾波器對重力信息Δg(x，y)i的每列做濾波保留偶數(shù)列， 就能得到Δg(x，y)i+1和3個高頻水平、 垂直、 對角分量。然后用高通濾波器和低通濾波器對高頻和低頻系數(shù)進行重構(gòu)， 其分解和重構(gòu)過程如圖 2 所示。

圖 2 小波多尺度分解、 重構(gòu)流程圖Fig. 2 Flow chart of wavelet multi-scale decomposition and reconstruction.

將二維重力異常進行1階多尺度分解， 可得：

(3)

(4)

假設分解到5階， 則：

(5)

其中，A5G是重力場的5階小波逼近，D1G～D5G為1～5階的小波細節(jié)。

將Δg從1階分解到n階， 發(fā)現(xiàn)無論n如何變化， 其小波細節(jié)D1～Dn-1始終保持不變， 這反映的就是小波多尺度分解的優(yōu)越性， 即低階小波細節(jié)不變準則(楊文采等， 2001)， 這一準則對于重力異常分解非常有利， 我們可以根據(jù)低階小波細節(jié)的分析結(jié)果和研究區(qū)域的實際概況最后確定分解階數(shù)n。

對于重力場小波多尺度分析小波基函數(shù)的選取， 李健等(2001)已經(jīng)做了很全面的對比分析， 在前人研究基礎之上， 本文綜合考慮小波基函數(shù)的性質(zhì)和布格重力異常波形， 根據(jù)原始信號的特點及其與小波基函數(shù)的相似程度(刁博等， 2007)， 測試了 “db”系列小波基和 “bior”系列小波基， 首次將分解階次定為7階， 發(fā)現(xiàn)超過5階后出現(xiàn)了分解過度的現(xiàn)象； 另外根據(jù)功率譜計算的深度可以確定6階的深度達到了莫霍面之下， 最后確定了用 “bior3.5”小波基分解到5階最為合適。

1.2 模型測試

由于既要考慮不同深度地質(zhì)體疊加效應， 又要考慮試驗模型分解后易于觀察其分解效果， 現(xiàn)設計了1個簡單的地質(zhì)體試驗模型(圖 3)， 模型參數(shù)設置見表1， 格網(wǎng)尺寸為100km×100km， 采樣分辨率為0.8km， 其中在淺部10km深處設置了4個相對對稱的小棱柱體作為局部場， 在50km深處設置了1個大棱柱體作為區(qū)域場。

圖 3 地質(zhì)體試驗模型Fig. 3 Test model of geological masses.

表1 試驗模型參數(shù)Table1 Test model parameters

根據(jù)棱柱體重力異常的正演公式， 分別計算了局部場(淺部4個小棱柱引起)、 區(qū)域場(深部大棱柱引起)和總重力異常(淺部4個小棱柱與深部大棱柱之和)。為了更加準確地測試 “bior3.5”小波基分解布格重力異常的有效性和程序的穩(wěn)定性， 對正演后的重力異常加入均值為0mGal、 標準差為±0.55mGal的高斯隨機噪聲， 約等于最大異常值的2%， 得到如圖 4 所示結(jié)果。

圖 4 加入高斯隨機噪聲的試驗模型正演重力異常Fig. 4 The gravity anomalies of test model with Gaussian random noise.

之后， 利用 “bior3.5”小波基函數(shù)對正演計算得到的總重力異常(圖4c)進行小波多尺度分解， 分解結(jié)果如圖 5 所示。從多尺度分解結(jié)果來看， 1～2階小波細節(jié)體現(xiàn)的都是高斯隨機噪聲信息， 包括局部場和區(qū)域場的全部高斯隨機噪聲， 而3～5階小波逼近反映的區(qū)域場幾乎不再含有高斯隨機噪聲信息。3～5階小波細節(jié)顯示淺部地質(zhì)體引起的局部異常越來越明顯， 其中4階最為突出， 幾乎看不到區(qū)域異常的影響， 5階小波細節(jié)的局部異常開始減弱， 區(qū)域異常信息開始顯現(xiàn)。對比4、 5階逼近與正演區(qū)域異常(圖4b)， 發(fā)現(xiàn)4階逼近含有明顯的局部場效應， 而5階逼近可以很好地反映深部區(qū)域場。根據(jù)低階細節(jié)不變原則， 參照正演局部場和區(qū)域場， 經(jīng)過不斷地測試， 最終確定分解為5階最為合適。將1～5階小波細節(jié)相加作為經(jīng)過小波多尺度分析之后得到的局部場(DWT局部場)(圖5f)， 5階小波逼近作為經(jīng)過小波多尺度分析之后得到的區(qū)域場(DWT區(qū)域場)(圖5l)。對DWT局部場和DWT區(qū)域場進行功率譜分析， 并根據(jù)徑向?qū)?shù)功率譜的最大斜率與場源深度的關系(Xuetal.， 2017)：

圖 5 正演總重力異常多尺度分解結(jié)果Fig. 5 Results of the forward total gravity anomaly by multi-scale decomposition.

(6)

得到DWT局部場的近似深度為9.4km， DWT區(qū)域場的近似深度為56.6km， 該結(jié)果基本與設計深度一致。

綜合以上分析， 可以定性的認為 “bior3.5”小波基能夠?qū)B加異常中的區(qū)域異常和局部異常有效分離出來， 獲得較為理想的分離效果。

2 數(shù)據(jù)來源與分析

2.1 數(shù)據(jù)來源

本文研究使用的布格重力異常數(shù)據(jù)來自于國際重力局(BGI， International Gravimetric Bureau)的WGM2012(World Gravity Map 2012)模型， 是一種高分辨率地球重力場格網(wǎng)， 其空間分辨率為2′×2′。WGM2012由國際多家單位共同開發(fā)， 融合了EGM2008和DTU10重力場數(shù)據(jù)， 并根據(jù)分辨率為1′×1′的ETOPO1全球地形模型進行地形改正， 是以球諧展開式計算得到的高精度地球重力場模型(Balminoetal.， 2012)。由于本文要對布格重力異常進行小波多尺度分析， 目的就是要分離出各層引起的重力異常效應， 因此不需要考慮局部地形起伏、 地表物質(zhì)堆積等因素的影響， 不需要進行低通濾波處理。對研究區(qū)域的數(shù)據(jù)進行格網(wǎng)化插值處理， 結(jié)果如圖 6 所示。

圖 6 青藏高原東南緣布格重力異常Fig. 6 Bouguer gravity anomaly in the study area.

2.2 數(shù)據(jù)分析

圖 6 顯示了青藏高原東南緣及周邊地區(qū)布格重力異常， 其整體形態(tài)與該區(qū)域的地形起伏(海拔高度)呈負相關， 大體以負異常為主， 數(shù)值在-500～200mGal之間變化。青藏高原內(nèi)部山脈分布的高地勢地區(qū)顯示高負異常， 極值達-500mGal， 負異常的走向由EW向E轉(zhuǎn)向NE， 且數(shù)值呈遞增趨勢， 異常值為-500～-250mGal。四川盆地和滇緬地塊由于地質(zhì)構(gòu)造比較穩(wěn)定， 地殼分布有高密度地層， 異常值介于-50～50mGal之間， 變化較為平緩。在松潘—康定—麗江一帶有一條明顯的重力異常梯級帶， 該梯級帶大體在松潘-甘孜塊體和四川盆地塊體的邊界線上， 特別是在梯級帶北部龍門山斷裂帶附近， 自西向東梯度值急劇增大， 在不到50km的范圍內(nèi)重力異常從-200mGal增加到了-100mGal， 造成這種急劇變化的原因可能是由于青藏高原內(nèi)部物質(zhì)向SE流出并受到揚子克拉通阻擋， 導致大量物質(zhì)在龍門山斷裂帶附近堆積， 造成了龍門山的抬升， 這一動力學過程或許也是龍門山及其周邊地區(qū)孕育地震的重要條件。另一條重力梯級帶位于三江地區(qū)(怒江、 瀾滄江、 金沙江)， 該梯級帶從怒江的東南向沿瀾滄江一直到金沙江地區(qū)， 是滇緬的主要邊界帶， 由于青藏高原物質(zhì)側(cè)向擠出向SE逃逸， 受到滇緬地塊的NE向阻擋， 形成了該SE向重力梯級帶。

3 小波多尺度分解結(jié)果

根據(jù)試驗模型結(jié)果和小波細節(jié)不變原則對本文的原始數(shù)據(jù)進行了測試， 最后采用 “bior3.5”小波基對WGM2012重力場模型的布格重力異常進行5階多尺度分解， 提取了5個階次的小波細節(jié)信息， 如圖 7 所示。對各階細節(jié)進行功率譜分析并根據(jù)式(6)計算了各階次的近似場源深度， 計算結(jié)果見表2。其中1階細節(jié)場源的深度約為3.5km， 反映了地表物質(zhì)堆積和沉積層密度變化， 在此不做過多討論。

圖 7 小波多尺度分解得到的2～5階小波細節(jié)Fig. 7 The 2nd to 5th order details by multi-scale wavelet decomposition.

表2 1～5階小波細節(jié)近似場源深度Table2 Approximated source depths of the 1～5 order details

圖 7a 為2階小波細節(jié)， 功率譜估計的場源近似深度為12.6km， 主要反映了研究區(qū)上地殼的布格重力異常特征； 圖7b為3階小波細節(jié)， 功率譜估計的場源近似深度為19.4km， 主要反映了研究區(qū)中上地殼的布格重力異常特征； 2階和3階小波細節(jié)體現(xiàn)的都是小尺度重力異常。2階小波細節(jié)主要呈正負相間的條帶狀分布， 而3階小波細節(jié)主要以舌形狀和圈閉形態(tài)展示。與2階相比， 3階細節(jié)的尺度更大， 范圍更加清晰， 但二者的正、 負異常分布的位置區(qū)域基本上一致。這些紅藍相間的重力異常密集處為地質(zhì)構(gòu)造活動劇烈變化的區(qū)域， 反映了該階層巖石密度劇烈變化， 其中以龍門山斷裂、 安寧河斷裂和金沙江斷裂表現(xiàn)得最為劇烈， 是青藏高原物質(zhì)東流遇到揚子地臺阻擋的結(jié)果。在物質(zhì)受擠壓變形過程中， 四川盆地顯示出的是均勻的弱重力異常， 形態(tài)穩(wěn)定， 表明該盆地是剛性塊體的特征。在滇西塊體內(nèi)部也表現(xiàn)出了這種形態(tài)， 但與龍門山等復雜構(gòu)造區(qū)不同， 其內(nèi)部并沒有大的斷裂褶皺變形或破碎的痕跡， 推測可能是由于緬甸微板塊向其下俯沖導致的。在金沙江斷裂和鮮水河斷裂之間還存在2個正異常圈閉， 和周圍的弱異常形成鮮明對比， 推測可能是青藏高原物質(zhì)東移受阻后順時針旋轉(zhuǎn)所沖斷的揚子克拉通的一部分。2階和3階細節(jié)圖的布格重力異常變化與在地表觀察到的地質(zhì)構(gòu)造一致， 使該區(qū)域成為了中新生代地殼形變和地震活動最劇烈的地區(qū)之一。

圖 7c 為4階小波細節(jié)， 功率譜估計的場源近似深度為26.2km， 反映了研究區(qū)中下地殼的布格重力異常特征， 與2階和3階小波細節(jié)相比， 其重力異常特征尺度更加清晰， 體現(xiàn)了中尺度重力異常。從圖中可以看出， 在松潘-甘孜地塊東緣、 羌塘塊體西北角和騰沖地區(qū)存在3個極低布格重力異常圈閉； 相應地在緬甸微板塊東北角、 攀枝花地區(qū)、 四川盆地北部存在3個極高布格重力異常圈閉， 形成了該地區(qū)正負異常相間分布的格局。松潘-甘孜地塊東南緣作為青藏高原物質(zhì)東流受揚子地臺阻擋發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)的過渡帶， 經(jīng)歷了強烈的變形和斷裂錯動， 該地體在中地殼與巴顏喀拉克拉通相連(楊文采等， 2015)， 在其東南緣存在的這個低布格重力異常圈閉與巴顏喀拉地體地殼中存在著較厚的低速、 低阻層的觀測結(jié)果一致， 推測可能與該塊體東部下地殼溫度較高、 中下地殼部分巖體在高溫下熔融有關。在攀枝花地區(qū)存在1個高布格重力異常圈閉， 可能是由于在攀西古裂谷時期深部高密度物質(zhì)上升過程中在中下地殼的物質(zhì)殘留所致。三江地區(qū)(怒江、 瀾滄江、 金沙江)是青藏高原物質(zhì)東移的通道之一， 其低密度物質(zhì)在該區(qū)流動的過程中有部分沿著斷裂帶向上涌出， 在中下地殼堆積， 導致該地區(qū)中下地殼存在1個低布格重力異常區(qū)。

圖 7d 為5階小波細節(jié)， 功率譜估計的場源近似深度達48.8km， 反映了研究區(qū)下地殼的布格重力異常特征， 體現(xiàn)了低頻的大尺度重力異常。四川盆地顯示出高正重力異常， 體現(xiàn)了剛性塊體的特征。緬甸微板塊向SEE穿過滇西塊體依舊為高正重力異常， 反映其密度高、 剛性強， 在印度板塊向N擠壓歐亞大陸時不易發(fā)生斷裂破碎， 對喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的形成起到了關鍵作用。研究區(qū)最為明顯的低布格重力異常區(qū)出現(xiàn)在理塘—稻城—攀枝花—東川—曲靖—昆明地區(qū)， 范圍較廣且連續(xù)， 在曲靖達到最低值， 在兩端沿NE和SW逐漸增大， 但一直表現(xiàn)為負重力異常。經(jīng)多尺度分析得到的5階細節(jié)在川滇菱形塊體內(nèi)部表現(xiàn)為區(qū)域性負異常， 為 “下地殼流”的存在提供了證據(jù)支持。

4 討論

4.1 地震孕育環(huán)境

地震的發(fā)生是在構(gòu)造運動作用下地應力達到并超過斷裂帶巖石層的承受極限后突然發(fā)生變形破裂的結(jié)果(Scholz， 1990； 張培震等， 2013)。青藏高原東南緣是中國大陸地震頻繁發(fā)生的地區(qū)之一(鄧起東等， 2014)， 根據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心1970—2020年這50a間的地震目錄數(shù)據(jù)可以看出該地區(qū)震級達到5級以上的地震數(shù)量較多(圖8a)， 且大部分都屬于淺源地震， 震源深度在5～20km范圍內(nèi)， 在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近有中深部地震發(fā)生， 震源深度可達40～50km(圖8b)。

圖 8 青藏高原東南緣地震震級(a)與震源深度(b)分布(1970—2020年)Fig. 8 Distribution of seismic magnitude(a)and depth(b)in the southeastern Qinghai-Tibet Plateau(1970—2020).地震數(shù)據(jù)來自中國地震臺網(wǎng)中心

從圖 9 可知， 青藏高原東南緣的大地震大多數(shù)發(fā)生在高重力梯級帶、 板塊邊界構(gòu)造帶及其次級地塊的邊界活動帶上(鄧起東等， 2003， 2014； 張培震等， 2013)。根據(jù)2、 3階細節(jié)(圖 9)可以發(fā)現(xiàn)， 汶川地區(qū)從南至北其重力異常從負值變化為正值， 汶川地震正好發(fā)生在這種正負交替的過渡梯級帶上， 推測此時一些物質(zhì)已經(jīng)聚集在龍門山斷裂帶的中上地殼， 這與解滔等(2015)針對該地區(qū)利用連續(xù)小波變換(CWT)分析與地震有關的熱紅外高溫異常在時間尺度上的變化是對應的， 這種物質(zhì)聚集導致了該地區(qū)的應力聚集和上升， 上地殼的底部一直處于高應力的增長狀態(tài)。因此， 可以推斷龍門山斷裂帶上構(gòu)造應力的長期積累及其最終釋放導致發(fā)生了汶川地震和蘆山地震。

圖 9 2、 3階細節(jié)與5級以上地震震中位置的對比Fig. 9 Comparison between the 2ndand 3rd order detail and the epicenter locations of the erathquakes over magnitude 5.

青藏高原東南緣絕大多數(shù)地震的震源深度都在5～20km之間， 處于容易斷裂的脆性上地殼、 中上地殼內(nèi)部， 其對應的下地殼則表現(xiàn)為低布格重力異常區(qū)， 下地殼這種低密度、 低速、 可塑性的深部介質(zhì)條件可能導致了該區(qū)域在下地殼應力不易積累 “逃逸”到上地殼， 進而引發(fā)強震。這種地殼深淺部相互作用方式表明地震孕育環(huán)境不僅受控于斷裂地塊構(gòu)造， 也與深部地殼構(gòu)造有關(樓海等， 2005； 張培震等， 2013)。多尺度重力場從重力學角度為研究青藏高原東南緣地殼構(gòu)造與地震活動關系提供了有力的參考依據(jù)。

4.2 地殼密度結(jié)構(gòu)與地殼厚度

一般說來， 正布格重力異常表示高密度異常， 負布格重力異常表示低密度異常。根據(jù)小波多尺度分解得到的2～5階小波細節(jié)(圖 7)可以看出研究區(qū)域不同深度上的地殼密度結(jié)構(gòu)變化。前人的研究結(jié)果表明騰沖火山區(qū)的地殼厚度為33.5～38km(張龍等， 2015)， 莫霍面深度為38～41km(李雪壘等， 2017)， 巖石圈厚78.2～88km(張龍等， 2015)， CRUST1.0模型(圖 10)反映該地區(qū)的地殼厚度為35～40km， 而本文根據(jù)功率譜估測的平均深度為26.2～48.8km， 由于本文計算的是整個東南緣估計平均深度， 故比只計算騰沖火山小區(qū)域地殼厚度范圍更廣。在4階小波細節(jié)(圖10)中， 騰沖地區(qū)顯示出約-40mGal的極低布格重力異常表明該地區(qū)中下地殼存在著低密度物質(zhì)層， 這與利用地震層析成像和接收函數(shù)反演的騰沖火山區(qū)的P波、 S波速度結(jié)構(gòu)(王椿鏞等， 2002； 張龍等， 2015)具有很好的對應關系。但這種低密度異常一直向上延續(xù)到上地殼， 與李雪壘等(2017)反演得到的該地區(qū)上地殼為地震波高速區(qū)有所不同， 推測這一低密度區(qū)是由于處于活動狀態(tài)的熱流物質(zhì)通過熱流通道從地幔上涌至整個地殼有關， 表明該地區(qū)不同深度上的高、 低密度異常都與火山活動有關。

圖 10 研究區(qū)域4階細節(jié)與地殼厚度等值線(數(shù)據(jù)來源： CRUST1.0模型； 厚度單位： km)Fig. 10 The 4th order detail and crustal thickness contours in the study area (data are from CRUST1.0 Model， unit: km).

圖 10 反映了青藏高原東南緣的地殼厚度在EW向有明顯差異， 基本上呈現(xiàn)NW-SE向逐漸變薄的趨勢， 顯示了青藏高原物質(zhì)向E運移受阻導致物質(zhì)在該區(qū)域堆積。在羌塘地塊內(nèi)部的地殼厚度最大可約達70km， 在景洪、 南寧地區(qū)的地殼最薄， 厚約30km， 以松潘—雅安—麗江轉(zhuǎn)向NW的三江地區(qū)(怒江、 瀾滄江、 金沙江)為界， NW側(cè)的地殼厚度>50km， SE側(cè)的地殼厚度<50km。在龍門山斷裂兩側(cè)地殼厚度約有6km以上的位錯， 該斷裂是一條NNE向的地殼厚度梯級帶。從多尺度分解結(jié)果來看， 龍門山重力梯級帶表現(xiàn)出與龍門山地殼厚度梯級帶一致的主導方向， 且梯級帶兩側(cè)的重力場特征明顯不同， 這表明龍門山斷裂帶兩側(cè)的地殼物質(zhì)和結(jié)構(gòu)發(fā)生了巨大變化， 印支板塊向E對青藏高原進行擠壓， 隨后又被四川盆地的剛性塊體阻擋， 這可能是導致龍門山斷裂帶地殼縮短和隆升的主要原因。

4.3 “下地殼流”模式

目前，對于青藏高原下地殼物質(zhì)的運動方式， 大部分學者主要認同 “下地殼流”(Roydenetal.， 1997； Clarketal.， 2000； Unsworthetal.， 2005)和 “剛性塊體擠出”(Molnaretal.， 1975； Mukhopadhyayetal.， 2009)2種猜想， 關于2種運動模式的討論一直沒有定論， 從不同的地球物理參數(shù)出發(fā)， 都能為這2種模式找到依據(jù)。

從圖7d所示5階小波細節(jié)布格重力異常分布特征分析， 下地殼中存在明顯的低密度物質(zhì)， 能夠較好地吻合 “下地殼流”模式。圖 11 中紅色箭頭標出了下地殼低密度物質(zhì)運移可能的大概方向。在印度-歐亞大陸發(fā)生陸-陸碰撞過程中， 青藏高原發(fā)生了激烈的地質(zhì)構(gòu)造活動， 其東南緣下地殼管道打開， 導致下地殼低密度物質(zhì)沿金沙江斷裂帶向E運動， 這與前人所研究的結(jié)果——位于羌塘塊體和川滇菱形塊體交界的三江地區(qū)可能是青藏高原物質(zhì)向E運移的通道之一(李德威， 2010； 玄松柏等， 2012)一致， 物質(zhì)向E運移到剛性的四川盆地時被阻擋， 無法再向E運動， 繼而發(fā)生分流， 其中很少一部分物質(zhì)沿NNE方向穿過鮮水河斷裂帶運移到松潘-甘孜地塊的東南緣， 這與楊文采等(2015)根據(jù)小波多尺度分析得到的“下地殼低密度物質(zhì)側(cè)向擠出路徑之一是龍門山西秦嶺到銀川盆地”是吻合的， 這導致松潘-甘孜造山帶在下地殼呈現(xiàn)不大的負重力異常， 與青藏高原地殼反演的三維密度結(jié)構(gòu)和人工地震測深得到的速度結(jié)構(gòu)的吻合度較高(王椿鏞等， 2003a， b； 楊文采等， 2015； 胡敏章等， 2020)， 體現(xiàn)了松潘-甘孜地塊下地殼低密度、 低速、 高阻的特性。其中絕大部分物質(zhì)受阻后向SSW運移， 穿過理塘—稻城—攀枝花一帶， 隨后遇到滇南塊體的阻擋， 一支流向了攀枝花—普洱方向， 另一支流向了東川—曲靖方向， 并有著向安順—貴陽方向運動的趨勢， 大部分物質(zhì)在川滇菱形塊體內(nèi)部堆積， 其中在攀枝花—東川—曲靖—昆明地區(qū)低密度物質(zhì)堆積得最多， 這與楊文采等(2015)得到的 “下地殼流”的路徑之一是從高原南緣理塘到大理這一結(jié)論可以很好地吻合。

圖 11 5階小波細節(jié)反映的下地殼流流向(紅色箭頭)Fig. 11 Flowing direction of the lower crustal flow showed in the 5th order detailed image(red arrow).

綜上所述， 本文根據(jù)小波多尺度分析得到的5階多尺度重力場， 能夠很好地解釋 “下地殼流”的一些地殼形變特征， 為支撐 “下地殼流”模式提供間接證據(jù)。

5 結(jié)論

本文根據(jù)小波多尺度分析原理， 對全球重力場模型WGM2012數(shù)據(jù)進行了5階分解， 將分解結(jié)果應用于青藏高原東南緣的地殼結(jié)構(gòu)、 物質(zhì)運動和地震孕育研究之中， 并將這些研究分析與前人結(jié)果進行比較， 得到了以下幾點認識：

(1)根據(jù)2、 3階小尺度重力場分解結(jié)果進一步確認了青藏高原東南緣絕大多數(shù)地震發(fā)生在高重力梯度帶和塊體活動邊界帶上， 且其震中位置的下地殼表現(xiàn)為低異常區(qū)， 下地殼這一低密度、 低速、 可塑性的深部介質(zhì)條件可能導致了該區(qū)域的下地殼應力不易積累 “逃逸”到上地殼， 進而觸發(fā)了強震的發(fā)生， 這種地殼深淺部相互作用的動力學過程可能是川滇地區(qū)地震孕育的重要條件。

(2)4階中尺度重力異常結(jié)果表明， 松潘-甘孜地塊東南緣存在的低布格重力異常圈閉與巴顏喀拉地體地殼中存在著較厚低速、 低阻層的觀測結(jié)果一致， 推測可能與該塊體東部巖石圈厚度大、 下地殼溫度較高、 中下地殼部分巖體在高溫下熔融有關； 在攀枝花地區(qū)存在的高布格重力異常圈閉， 可能是由于在攀西古裂谷時期深部高密度物質(zhì)上升過程中在中下地殼的物質(zhì)殘留所致。

(3)5階大尺度重力異常能夠很好地反映 “下地殼流”的流向， 青藏高原向E擠出受到剛性四川盆地阻擋， 導致下地殼低密度物質(zhì)向S、 N 2個方向流動， 很少一部分物質(zhì)穿過鮮水河斷裂帶向N流動， 大部分物質(zhì)向S流動并受到滇南塊體阻擋， 一支流向了攀枝花—普洱方向， 另一支流向了東川—曲靖方向， 并有向安順—貴陽方向流動的趨勢， 導致低密度物質(zhì)在麗江—稻城—攀枝花—東川—昆明一帶堆積， 為青藏高原東南緣 “下地殼流”的存在提供了證據(jù)支持。

致謝審稿人對本文提出了寶貴的修改意見； 本文的WGM2012布格重力數(shù)據(jù)由國際重力局(BGI)提供； 部分地震數(shù)據(jù)由中國地震臺網(wǎng)中心提供； 文中大部分圖由GMT軟件繪制。在此一并表示感謝!