楊文采, 侯遵澤, 于常青

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

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滇西地殼三維密度結(jié)構(gòu)及其大地構(gòu)造含義

楊文采, 侯遵澤, 于常青

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

重力異常揭示地殼三維密度結(jié)構(gòu)是地球物理的重要目標和任務(wù)，其關(guān)鍵技術(shù)是密度反演.本文對滇西地區(qū)重力異常進行了多尺度密度反演，首先利用小波變換對重力異常進行多尺度分解，接著利用功率譜分析方法估算各層場源的平均深度，然后利用廣義密度反演方法進行各層密度反演，取得區(qū)域地殼多個深度上的密度擾動圖像.滇西上地殼高密度擾動出現(xiàn)在揚子克拉通內(nèi)部和西緣，以及瀾滄江斷裂帶西緣，后者對應(yīng)昌寧—勐連蛇綠混雜巖帶及島弧巖漿巖帶.上地殼低密度異常主要反映西昌裂谷帶和高黎貢—騰沖一帶的巖漿房，和蘭坪—思茅盆地中的坳陷帶指示鉀鹽等沉積礦產(chǎn)目的層較厚的區(qū)段.滇西上地殼和中地殼出現(xiàn)三條低密度擾動帶，與三期大陸碰撞帶的吻合.大部分6級以上地震分布在低密度異常區(qū)或它們的邊緣，只有在西昌—元古謀裂帶才分布在高密度異常區(qū).克拉通內(nèi)部古裂谷帶地震可分布在高密度異常區(qū).在26°N線以南下地殼為高密度區(qū)，以北為低密度區(qū).因此，26°N線的一個屬性是下地殼密度差異分界線.滇西由北向南地殼加厚縮短的程度是逐漸變?nèi)醯模?6°N線以南，南北向的地殼加厚縮短就不明顯了.高黎貢走滑剪切帶、瀾滄江走滑剪切帶、紅河走滑剪切帶在滇西中地殼密度擾動平面圖中表現(xiàn)為密度急變的梯度帶.表明這三條主要的走滑剪切斷裂帶都穿過中地殼并可能延深到下地殼.關(guān)鍵詞 區(qū)域重力場; 小波多尺度分解; 密度反演; 地殼密度結(jié)構(gòu); 中國滇西

1 引言

印度—亞歐板塊碰撞以來，印度次大陸巖石圈向東深俯沖到緬甸弧和滇西之下，形成緬甸弧形構(gòu)造帶和三江地區(qū)的多條大型走滑斷裂，如高黎貢—瀾滄江和紅河走滑剪切帶等.印度巖石圈板塊向東俯沖到緬甸弧之下深度達500 km，位于俯沖板片上盤的滇西生成地震帶和騰沖火山群.研究滇西地區(qū)的呈擠壓轉(zhuǎn)換帶特征的地殼構(gòu)造對大陸動力學(xué)有重要意義.

利用區(qū)域重力資料反演地殼的密度分布是近年來固體地球物理學(xué)的重要進展之一.根據(jù)布格重力異常確定地下密度結(jié)構(gòu)，歸納起來主要包括兩大步驟：(一)進行異常分解，即從布格重力異常中劃分出對應(yīng)于不問埋藏深度密度體巖的的異常；(二)得到分解的重力異常集后，確定引起它的地質(zhì)體的幾何參數(shù)和密度分布.因此，對重力資料反演或解釋的過程，主要是分解出研究對象的異常成分，進而進行反演計算，并賦予一定的地質(zhì)含義.自從1995年引入重力異常小波多尺度分解以來(侯遵澤等，1995；Yang et al.,1996；侯遵澤等，1997；侯遵澤等，1998)，重力場區(qū)域場源的三維密度結(jié)構(gòu)的反演方法日趨完善，顯示了其在區(qū)域地球物理研究中應(yīng)用的諸多優(yōu)點(楊文采等，1997，2001，2005；侯遵澤等，2011，2014；高德章等，2000).在研究重力場的二維離散小波變換多尺度分析方法及其應(yīng)用的基礎(chǔ)上，又結(jié)合功率譜分析和廣義線性密度反演，將這三項方法集成，形成了多尺度密度反演方法，用以描述區(qū)域地殼的三維密度結(jié)構(gòu)(楊文采等，1997，2001，2005，2015a；侯遵澤等，2011，2012，2014).在進行大區(qū)域的研究之后(楊文采等，2015b，2015c,2015d)，本文又選取南北地震帶南段的滇西地區(qū)進行研究，試驗多尺度密度反演小區(qū)域精細的効果研究.根據(jù)滇西地區(qū)的地面布格重力異常，利用多尺度密度反演方法取得了對應(yīng)多個深度上的密度擾動圖像，并通過分析對比，對密度擾動反演結(jié)果的地殼構(gòu)造含義進行初步解釋.

2 區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造概況

滇西地區(qū)位于中國揚子克拉通和印度克拉通之間，大地構(gòu)造上屬于中新生代古特提斯洋和特提斯洋封閉形成的大陸碰撞帶(馬麗芳等，2006；雷永良等，2010)(楊文采等，2010, 2014a,2014b)，包含了與印支和緬馬地塊有密切親緣關(guān)系的多個小地體(圖1).區(qū)域東部為揚子克拉通，其西界為金沙江—紅河斷裂帶，西鄰蘭坪—思茅盆地.蘭坪—思茅盆地為侏羅—白堊紀陸相沉積盆地，原先是羌塘—昌都地塊的東南段，在三疊紀古特提斯洋封閉時拼合到揚子克拉通.盆地與南部之印支地體相連接，西界為瀾滄江斷裂帶，西鄰保山地塊和昌寧—耿馬—勐海接合帶.此接合帶屬于西緬地體之北端，內(nèi)含燕山期洋陸轉(zhuǎn)換帶復(fù)雜的溝弧構(gòu)造體系.區(qū)域最西部為怒江斷裂帶以西的高黎貢—騰沖地塊，屬于西緬地體，位于喜山期印度次大陸向亞歐大陸俯沖帶上盤，現(xiàn)代火山活動頻繁.紅河斷裂帶、瀾滄江斷裂帶和怒江斷裂帶都屬于大型走滑斷層，伴隨印支期以來大陸碰撞和地體拼合作用多期活動.本區(qū)構(gòu)造主要為中生代以來羌塘—昌都地體、印支地體和印度次大陸與亞歐大陸碰撞作用的產(chǎn)物，經(jīng)歷了多期地殼縮短和地體走滑旋轉(zhuǎn)，巖石圈結(jié)構(gòu)構(gòu)造復(fù)雜多樣，研究本區(qū)的地殼三維密度結(jié)構(gòu),對了解大陸碰撞和地體拼合作用的細節(jié)及該區(qū)的地質(zhì)演化都有重要意義.

圖1 滇西區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造略圖(引自馬麗芳等，2006)

在喜馬拉雅項目之前，滇西的巖石圈探測比較零星.總的看來，這里地殼厚度為45～60 km，地溫梯度較高，巖石圈屬于熱而且剛性差的類型(Wang et al., 2007, 2010; Teng et al., 2014).當(dāng)前，與巖石圈屬性有關(guān)的科學(xué)問題主要有兩個：一是本區(qū)是否存在從西藏擠出的下地殼管道流(趙國澤等．2008)？另一是巖石圈屬性在26°N線的兩邊有明顯差別，其性質(zhì)是什么(Wang et al.,2007,2009,2010)？地殼三維密度結(jié)構(gòu)的研究是否可為有關(guān)科學(xué)問題提供線索？此外，本區(qū)地震頻發(fā)，礦產(chǎn)資源豐富，地殼三維密度結(jié)構(gòu)的研究也可為社會可持續(xù)發(fā)展提供基礎(chǔ)資料.

3 區(qū)域地殼三維密度結(jié)構(gòu)反演原理

地殼的三維密度結(jié)構(gòu)分以下三步進行： 1)區(qū)域重力異常小波多尺度分解； 2) 區(qū)域重力異常功率譜分析； 3) 小波細節(jié)對應(yīng)的密度擾動廣義線性反演.以下分述之.

3.1 區(qū)域重力異常小波多尺度分解

區(qū)域重力場研究面對的問題是如把重力場按場源深度分解，取得對應(yīng)不同埋藏深度場源等效層的重力異常子集.在1985年以后，數(shù)學(xué)家發(fā)明的小波變換多尺度分解方法逐漸成熟(Mallat,1989；Daubechies,1990；李世雄等，1994；Cianciara et al.,1975).1995年侯遵澤等針對重力異常小波多尺度分解設(shè)計了小波基(侯遵澤等，1995；Yang et al.,1996；侯遵澤等，1997；侯遵澤等，2012)，并應(yīng)用和完善了研究重力場的二維離散方法(楊文采等，2005；侯遵澤等，2011；侯遵澤等，2014；高德章等，2000).二維重力異常小波多尺度分解方法如下：

設(shè)重力異常

根據(jù)小波多尺度分析原理，可以有以下分解：

(1)

這里，

(2)

(3)

Φ(x,y)=φ(x)φ(y),

(4)

小波函數(shù)為

ψ1(x,y)=φ(x)φ(y),

(5)

ψ2(x,y)=φ(x)φ(y),

(6)

ψ3(x,y)=φ(x)φ(y).

(7)

(8)

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

(2)式可繼續(xù)分解為

最終(1)式可寫成

(14)

這里，p是正整數(shù)，

(15)

(16)

(j=1,2,…,p; ε=1,2,3).

重力異常多尺度分解的結(jié)果取得了1-P階小波細節(jié)和P階小波逼近，其中P為最高小波階次.取決于區(qū)域的面積大小和測網(wǎng)的密度，P一般取在4～8之間.1階小波細節(jié)對應(yīng)尺度最小的重力異常組分，它們?yōu)闇\層密度擾動源形成.P階小波逼近對應(yīng)尺度最大的重力異常組分，它們?yōu)樽钌顚用芏葦_動源形成，對地面布格重力異常最深層密度擾動源為地殼底部莫霍面起伏.

3.2 區(qū)域重力異常功率譜分析

為估算密度擾動源的深度，對區(qū)域重力異常和它的1-P階小波細節(jié)和P階小波逼近要用Fourier變換進行功率譜分析，具體方法見文獻(Sybery,1972；Bhimasankakam et al.,1977；楊文采等，1978；楊文采，1979a,1979b;楊文采，1985,1986；楊文采，1987；).由位場的頻譜理論可知，重力場對數(shù)功率譜曲線的斜率正比于場源的埋藏深度，而場源的埋藏深度越大，其異常場的空間分布尺度越大.因此，首先要對區(qū)域重力異常進行功率譜分析，根據(jù)功率譜的梯度變化判定異?？煞纸鉃閹讉€尺度，原則是一個對數(shù)功率譜梯度穩(wěn)定的波數(shù)段對應(yīng)一個穩(wěn)定的尺度.功率譜梯度穩(wěn)定的波數(shù)段數(shù)目一般小于最高小波階次P,因此，有的小波細節(jié)要進行合并.要根據(jù)小波變階時尺度呈2的方次增加的規(guī)律進行小波細節(jié)合并.例如，假定1階小波細節(jié)的尺度為2 km,2階小波細節(jié)的尺度增大為4 km,3階小波細節(jié)的尺度增大為8 km,4階小波細節(jié)的尺度增大為16 km,等等.因此，1階小波細節(jié)(D1)和2階小波(D2)的尺度相差較小，一般都要合合為D1+2；而5階小波細節(jié)(D5)和6階小波(D6)的尺度相差很大，一般都不要合并.小波細節(jié)合并后要對它們重新進行功率譜分析，才能準確估算合并后的小波細節(jié)密度擾動源的深度.

3.3 多層小波細節(jié)擾動源密度反演

在完成重力異常小波變換多尺度分解和估算小波細節(jié)密度擾動源的平均深度之后，運用廣義線性反演方法求取目的層的密度擾動分布(楊文采，1997；楊文采，1987)，求每一層密度的橫向變化.設(shè)合并后的某階小波細節(jié)為v(x,y)，由于

v(x,y)=

(17)

其中z′為由功率譜分析估算的密度擾動源平均深度，反演問題就是由(17)式求對應(yīng)階次的等效層體密度ρ(x,y,z′).對所有階次的小波細節(jié)進行反演就得到地殼三維密度結(jié)構(gòu).(17)式是第一類Fredholm積分方程，一般而言求解算法很不穩(wěn)定，但因為通過頻譜分析已經(jīng)求出了各層的平均埋藏深度，再求目的層的密度擾動就比較容易了.這正是多尺度密度反演的優(yōu)點所在.

等效層的密度擾動指廣義線性反演求得平面上變化的密度(場源)與等效層平均密度的差.因此，除小波多尺度分析后的異常子集數(shù)據(jù)外，廣義線性反演還要求輸入各等效層的平均密度.各等效層的平均密度主要根據(jù)巖石物理性質(zhì)測定結(jié)果給出.如最淺上地殼盆地平均密度取為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；中地殼底部深等效層2.95 g·cm-3；上地幔頂部最深等效層3.20 g·cm-3.反演出的各等效層的橫向相對密度擾動圖外觀與小波細節(jié)合并之后得到各等效層的異常圖差別一般很小，但邊緣更加清晰.

4 滇西數(shù)據(jù)處理及反演結(jié)果

4.1 滇西數(shù)據(jù)

在國土資源部等有關(guān)單位的大力協(xié)助下，我們匯編了滇西高精度重力測量數(shù)據(jù)集. 測量是在不同時間、不同儀器和不同精度要求下進行的，根據(jù)《重力測量規(guī)范》的要求，對全區(qū)1/25萬比例尺編圖取得的重力數(shù)據(jù)進行了整理.布格重力異常數(shù)據(jù)改算執(zhí)行《區(qū)域重力調(diào)查規(guī)范》DZ/T0082-2006.研究區(qū)為云南省西部，東經(jīng)98°06′—102°24′；北緯21°09′—28°18′.采用等角割圓錐投影，中央經(jīng)線為100°，第一標準緯線為23°，第二標準緯線為27°.在保持與原有數(shù)據(jù)一致的情況下，等角圓錐投影后網(wǎng)格化間距為2.5 km×2.5 km，數(shù)據(jù)量為180×319.布格重力異常示于圖2.

圖2 滇西區(qū)域布格重力異常平面圖Fig.2 Bouguer gravity anomalies of WestYunnan

4.2 小波變換多尺度分析

根據(jù)試驗取小波數(shù)高階次P=5，取得了1～5階小波細節(jié)D1，D2，D3，D4，D5；和5階逼近S5.小波細節(jié)重構(gòu)取得的結(jié)果與布格重力異常數(shù)據(jù)幾乎完全相同，證明小波變換計算的高精度.

4.3 Fourier變換與功率譜分析

根據(jù)功率譜的梯度變化判定異?？煞纸鉃?個尺度，因此，有的小波細節(jié)要進行合并.根據(jù)小波變階時尺度呈2的方次增加的規(guī)律進行小波細節(jié)合并，組合D1+D2、D3+D4，連同D5、S5分成4個層次再進行頻譜分析，求取的密度擾動等效層中心深度見表1.GfK和GfL分別為縱向或橫向小波譜斜率.

4.4 擾動源密度反演

利用D1+D2數(shù)據(jù)和頻譜分析方法求得的平均深度4.461 km；取該層平均密度取為2.60 g·cm-3，反演出上地殼淺層橫向密度擾動(圖3).為了作圖方便，文件中的數(shù)據(jù)乘了1000，數(shù)值量綱為：10-3×g·cm-3(下同).

表1 最深層S5求深度的結(jié)果Table 1 List of source depth determination forS5

表3 中層D3+D4求深度的結(jié)果Table 3 List of source depth determination forD3+D4

表2 深層D5求深度的結(jié)果Table 2 List of source depth determination forD5

表4 淺層D1+D2求深度的結(jié)果Table 4 List of source depth determination forD1+D2

圖3 滇西上地殼淺層密度擾動平面圖Fig.3 The density disturbance of western Yunnan at depth 4.46 km

圖4 滇西上地殼下層密度擾動平面圖Fig.4 The density disturbance of western Yunnan at depth 7.76 km

圖5 滇西中地殼密度擾動平面圖Fig.5 The density disturbance of western Yunnan at depth 24.16 km

圖6 滇西下地殼底層密度擾動平面圖(a)及其位置示意圖(b)Fig.6 The density disturbance of western Yunnan at depth 48.6 km (a) and with position indication (b)

利用D3+D4數(shù)據(jù)和頻譜分析方法求得的平均深度7.760 km；該層平均密度取為2.67 g·cm-3，反演出上地殼結(jié)晶基底橫向密度擾動(圖4).

利用D5數(shù)據(jù)和頻譜分析方法求得的平均深度24.154 km；該層平均密度取為2.80 g·cm-3，反演出中地殼橫向密度擾動(圖5).

利用5階小波細節(jié)S5數(shù)據(jù)和頻譜分析方法求得的平均深度48.625 km；該層平均密度取為3.10 g·cm-3，反演出下地殼底層橫向密度擾動及莫霍面起伏(圖6).

5 滇西地殼三維密度結(jié)構(gòu)與地殼構(gòu)造

5.1 滇西上地殼淺層密度擾動

通過等效層密度反演圖3可見，滇西區(qū)域上地殼淺層揭示的是關(guān)于中新生代大陸碰撞帶基巖和沉積盆地的密度擾動信息，與地形及地表地質(zhì)有一定的相關(guān)性.淺層的密度擾動在橫向有明顯的變化，變化最大幅度為-0.12～+ 0.13 g·cm-3，低密度異常主要反映中生代山間沉積坳陷帶、現(xiàn)代裂谷帶和沿碰撞帶展布的花崗巖體,如蘭坪—思茅盆地中的坳陷帶，西昌裂谷帶和高黎貢—騰沖一帶隱伏的巖漿房.高密度擾動出現(xiàn)在揚子克拉通內(nèi)部和西緣，以及瀾滄江斷裂帶西緣，后者對應(yīng)昌寧—勐連蛇綠混雜巖帶及島弧巖漿巖帶.最高密度帶沿揚子克拉通西緣凸出部鶴慶一帶展布，呈半圓弧形向西凸出.由此可見，大陸碰撞作用與碰撞帶幾何形狀密切相關(guān)，塊體凸出部和凹入部作用后果差別很大.只有高密度和堅硬的凸出克拉通地殼，才不會在劇烈的大陸碰撞作用碎裂或磨平.向西凸出半圓弧形東邊為金沙江斷裂封閉，它對應(yīng)于強烈的低密度帶，也應(yīng)該是同期大陸碰撞的產(chǎn)物.

中國是農(nóng)業(yè)大國，也是鉀肥資源貧乏的國家，而滇西的蘭坪—思茅盆地是鉀鹽礦床的重要遠景區(qū)(程裕祺，1994).蘭坪—思茅盆地的地層柱狀圖示如圖7，已知鉀鹽礦床對應(yīng)的地層是白堊紀頂部的勐野井組.目前，根據(jù)古氣候變化規(guī)律推測，侏羅紀的和平鄉(xiāng)組也是鉀鹽礦產(chǎn)勘探目的層.圖3中低密度異常(黃色)主要反映山間沉積和盆地中的坳陷帶，坳陷帶指示鉀鹽礦產(chǎn)勘探目的層較厚的區(qū)段，它們也是天然氣儲存的有利區(qū)段.

5.2 滇西上地殼結(jié)晶基底密度擾動

圖4為滇西上地殼結(jié)晶基底密度擾動平面圖, 密度變化最大幅度為-0.06-+0.07 g·cm-3.和圖3相比，高密度擾動的趨勢大致相似，低密度擾動的趨勢有明顯區(qū)別.由圖4可見，上地殼結(jié)晶基底出現(xiàn)三條主要的低密度擾動帶，在圖中分別以I帶、II帶和III帶標明.I帶沿揚子克拉通西外緣和紅河斷裂帶展布(程裕祺，1994；滕吉文等，2004)，反映了揚子克拉通與印支地塊碰撞帶地殼的碎裂，導(dǎo)致上地殼結(jié)晶基底密度的降低.II帶沿昌寧—耿馬—勐海接合帶展布，反映了燕山期洋陸轉(zhuǎn)換帶的復(fù)雜溝弧盆構(gòu)造的殘留，導(dǎo)致上地殼結(jié)晶基底密度的降低.III帶沿恩梅開江—騰沖一帶展布，反映了喜山期印度次大陸向亞歐大陸俯沖及其伴生的巖漿活動，導(dǎo)致上地殼結(jié)晶基底密度的降低.三條主要的低密度擾動帶與三期大陸碰撞帶的吻合，這三期是：印支期揚子克拉通與印支地體的拼合碰撞，燕山期印支地體與西緬地體的拼合碰撞，以及喜山期印支—西緬地體與印度板塊的拼合碰撞(滕吉文等，2004；楊文采，2010).表明多尺度三維密度反演對重建區(qū)域巖石圈構(gòu)造演化具有重要意義.

5.3 滇西中地殼密度擾動

圖5為滇西中地殼密度擾動平面圖, 對應(yīng)深度為24.5 km，密度變化最大幅度為-0.02～+0.02 g·cm-3.和上地殼結(jié)晶基底圖4相比，密度擾動的趨勢大致相似，上地殼結(jié)晶基底出現(xiàn)三條主要的低密度擾動帶，在圖5中仍然延續(xù)到中地殼，位置變化也不大，但密度變化幅度降低.由于上中地殼三條主要的低密度擾動帶與三期大陸地體拼合碰撞帶的吻合，圖5也表明大陸地體拼合碰撞造成的地殼變形深度至少到達中地殼，但是在中地殼脆性斷裂尺度加大而數(shù)目減少.

圖7 蘭坪—思茅盆地地層柱狀圖(小旗標注鉀鹽礦產(chǎn)勘探目的層)Fig.7 Strata column of Lianping-Simou Basin (flags show the target layers for sylvinite ore exploration)

滇西是中國南北地震帶的南端,這里密度的不均勻性與頻發(fā)的地震有什么聯(lián)系呢？圖8a顯示上地殼結(jié)晶基底的密度擾動與6級以上地震震中位置的對比圖，其中地震震中位置引自鄧起東的中國活動斷裂圖(鄧起東等，2014).由圖8a可見，在滇西上地殼結(jié)晶基底，多數(shù)6級以上地震分布在低密度異常區(qū)或它們的邊緣，也有分布在古裂谷帶等高密度異常區(qū).如西昌—元謀古裂谷發(fā)育在揚子克拉通內(nèi)部，而克拉通屬于高密度的結(jié)晶基底，所以古裂谷帶地震可分布在高密度異常區(qū).相反，分布在低密度異常區(qū)的地震大都與中新生代地殼活動有關(guān).圖8b顯示滇西中地殼的密度擾動與6級以上地震震中位置的對比圖， 24.5 km的深度與大多數(shù)板內(nèi)地震的深度相近.由圖8b可見，在中地殼，6級以上地震主要分布在密度較低異常區(qū)或它們的邊緣，與中新生代地殼活動區(qū)吻合，只有在古裂谷帶(西昌—元謀)才分布在高密度異常區(qū).在中地殼低密度異常區(qū)，說明上地殼的破裂與中下地殼的物質(zhì)蠕動可能有關(guān)聯(lián).下地殼低密度異常如果與流變物質(zhì)蠕動有關(guān)聯(lián)，那么下地殼的物質(zhì)運動可能會誘發(fā)大陸地震，中下地殼的密度擾動圖像上物質(zhì)流變?nèi)鋭由戏綉?yīng)該對應(yīng)地震帶.由此可見，6級以上地震震中都位于下地殼低密度的的中新生代活動帶，也可能與下地殼管道流位置吻合.

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)增加對應(yīng)巖石密度降低，溫度及流體物質(zhì)增加也會刺激地殼物質(zhì)蠕動，因此地殼低密度異常與物質(zhì)蠕動可能有關(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)，因為物質(zhì)蠕動多發(fā)生在流體或熔體活躍區(qū)段，結(jié)晶巖含流體時電阻率明顯降低.圖9顯示滇西中部的一條大地電磁法電阻率剖面(a)與上地殼結(jié)晶基底(7.8 km)的密度擾動平面圖(b)的對比圖，大地電磁法電阻率剖面是作者最近項目實測取得的，大地電磁法參見趙國澤等(2008)文獻.電阻率剖面(圖9a)中的箭頭表示印度板塊東側(cè)向滇西俯沖引起的脫水熔巖向上涌進的路

徑，它上涌在7.8 km的深度出現(xiàn)強低阻異常正好與密度較低異常帶II和III吻合，這里也正好是強烈的地震帶.中新生代地殼活動帶分布在上中地殼低密度異常區(qū)并與低電阻率帶和地震帶位置吻合，說明上中地殼受到強烈地應(yīng)力作用而去剛性化，其原因可能與下方物質(zhì)運動有關(guān).

在滇西區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造略圖(圖1)上標明了研究區(qū)三條主要的走滑剪切斷裂帶，它們是高黎貢走滑剪切帶(字母N標記),瀾滄江走滑剪切帶(字母L標記),紅河走滑剪切帶(字母R標記).在滇西中地殼密度擾動平面圖中(圖5),這三條斷裂帶都位于低密度帶和高密度區(qū)之間，表現(xiàn)為密度急變的梯度帶.因此，本項研究結(jié)果表明，這三條主要的走滑剪切斷裂帶都穿過中地殼并可能延深到下地殼.

5.4 滇西下地殼底層密度擾動及莫霍面起伏

圖6(a，b)為滇西下地殼底層密度擾動平面圖, 對應(yīng)深度為48.6 km，密度變化最大幅度為-0.08～+0.05 g·cm-3.下地殼底層密度擾動，由于沒有扣除地殼厚度變化的影響，除反映密度變化外，也反映莫霍面深度變化的影響.密度擾動的趨勢大致為由南向北密度擾動由正到負逐漸降低，與莫霍面深度即地殼厚度由南向北增加的趨勢有關(guān).由圖6可見26°線是下地殼密度分界線，在26°N線以南為高密度區(qū)，以北為低密度區(qū).因此，26°N線的屬性是下地殼密度差異分界線，這種差異在上中地殼密度擾動圖4—5中也隱約可見，但不如圖6下地殼底部清晰.由圖6可見，滇西由北向南地殼加厚縮短的程度是逐漸變?nèi)醯?，?6°N線以南，南北向的地殼加厚縮短就不明顯了.

有的學(xué)者對喜山期印度次大陸向亞歐大陸的碰撞提出了“下地殼流”的假說(Nelson et al.,1996；Royden et al.,1997；Law et al.,2006；Wang at al.，2007)，認為在這次碰撞中青藏高原的物質(zhì)在受擠壓后，會沿流變的下地殼向云貴方向擠出.如果下地殼流存在，則會導(dǎo)致云貴地區(qū)下地殼局部密度條帶狀的降低.由圖6a可見，滇西低密度擾動有一個向南凸起的支流(見圖6中箭頭)，或可作為本區(qū)存在下地殼流的旁證.不過，這個支流向南延伸長度有限，對26°N線以南的總體高密度影響不大.此外，由于研究區(qū)西部有印度板塊向東側(cè)俯沖引起的巖漿活動和騰沖火山群，它上涌在7.8 km的深度出現(xiàn)正好與低密度帶(見圖4的III帶)吻合，滇西下地殼低密度擾動區(qū)也可能與這一俯沖作用關(guān)系密切.

圖9 (a) 滇西中部的一條大地電磁法電阻率剖面，箭頭表示印度板塊東側(cè)向滇西俯沖引起的脫水熔巖向上涌進的路徑；(b) 與剖面以南深度7.8 km的密度擾動平面圖的對比Fig.9 (a) A electrical resistivity profileacross the studied area from west to east obtained by MT investigation, arrows show the upwelling of magma from the subduction Indian Plate at west; (b) Comparison with the density disturbance of depth 7.8 km by the south of the MT profile

6 結(jié)論

1) 用小波變換多尺度分析和密度反演方法分析了滇西布格重力異常，取得區(qū)域地殼多個深度上的密度擾動圖像.

2) 滇西上地殼高密度擾動出現(xiàn)在揚子克拉通內(nèi)部和西緣，以及瀾滄江斷裂帶西緣，后者對應(yīng)昌寧—勐連蛇綠混雜巖帶及島弧巖漿巖帶.上地殼低密度異常主要反映西昌裂谷帶和高黎貢—騰沖一帶的巖漿房，和蘭坪—思茅盆地中的坳陷帶，指示鉀鹽等沉積礦產(chǎn)目的層較厚的區(qū)段.

3) 滇西上中地殼出現(xiàn)三條低密度擾動帶，與三期大陸碰撞帶的吻合.大部分6級以上地震分布在低密度異常區(qū)或它們的邊緣，只有在西昌—元古謀裂帶才分布在高密度異常區(qū).克拉通內(nèi)部古裂谷帶地震可分布在高密度異常區(qū).

4) 在26°N線以南下地殼為高密度區(qū)，以北為低密度區(qū).因此，26°N線的一個屬性是下地殼密度差異分界線，這種差異在上中地殼密度擾動圖中也隱約可見，但不如在下地殼底部清晰.

5) 滇西由北向南地殼縮短的程度是逐漸變?nèi)醯?，?5—26°N線以南，南北向的地殼縮短就不明顯了.滇西下地殼低密度擾動有一個向南凸起的支流，有可能反映尺度不大的下地殼流.

6) 高黎貢走滑剪切帶,瀾滄江走滑剪切帶,紅河走滑剪切帶在滇西中地殼密度擾動平面圖中表現(xiàn)為密度急變的梯度帶.表明這三條主要的走滑剪切斷裂帶都穿過中地殼并可能延深到下地殼.

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(本文編輯 汪海英)

3D crustal density structure of West Yunnan and its tectonic implications

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

StateKeyLabofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China

The crustal structure of West Yunnan is associated with the 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 this area have been done. We study 3D crustal density disturbance of this area and present corresponding maps for the upper, middle and lower crust respectively.

We apply the method called the multi-scale analysis for delineation of density disturbances of the crust at different depths. 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 and geophysical inversion. The multi-scale analysis contains three modules, which are spectral analysis for division of density layers, decomposition of the field by using wavelet transformation and multi-scale analysis, depth estimation and density inversion of decomposed gravity anomalies. The wavelet analysis produces wavelet details that correspond to some equivalent layers, the spectral analysis computes the depths the equivalent layers, and the inversion produces density disturbance maps on planes of different depths.

Applying this method to the West Yunnan region, we obtain 4 density disturbance maps corresponding to depths 4.5 km, 7.8 km, 24.2 km and 48.6 km. The map of the upper crust shows that low density anomalies correlate with magmatic thumbs and depressions in sedimentary basins, which belong to the target-areas for sylvinite ore exploration. Three low-density zones of trending north-south occur in the lower and middle crust, corresponding to the 3 stages of terrane collisions between the Yangtze, Indu-Sino, West Burma, and India cratons. The map of the lower crust indicates that the latitude line of 26°N is a density separation line in the lower crust, as low-density area appears on its north and high-density area appears on its south. The crustal thickening and shortening caused by collision between Eurasian and India plates decrease from north to south, and turn to eliminate in the south to the line of 26°N latitude. On the density disturbance maps, the main slide-shear fault zones, including the Gaoligong, the Lancang River and Red River, are delineated by sharp density-variation zones, proving they are cut into the middle crust and probably extend down to the lower crust.

The method of multi-scale analysis is a new method of regional gravity data processing and demonstrates its potential power for delineation of crustal structure and division of secondary tectonic units in the West Yunnan region, providing some new evidence for understanding the deep structure in the study area.

Rregional gravity field; Wavelet transformation; Multi-scale analysis; Density inversion; Crustal density structure; West Yunnan

10.6038/cjg20151102.

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

楊文采，男，1942年生,1964年畢業(yè)于北京地質(zhì)學(xué)院物探系，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,中國科學(xué)院院士，主要從事固體地球物理學(xué)研究.E-mail: yangwencai@cashq.ac.cn

10.6038/cjg20151102

P514

2014-10-19，2015-11-03收修定稿

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