从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构.docx
- 文档编号:30019345
- 上传时间:2023-08-04
- 格式:DOCX
- 页数:18
- 大小:2.44MB
从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构.docx
《从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构.docx》由会员分享,可在线阅读,更多相关《从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构.docx(18页珍藏版)》请在冰豆网上搜索。
从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构
庆祝中国地质科学院建院六十周年
从卫星重力资料看中国及邻区地壳密度结构
杨文采1),陈召曦2),侯遵泽1),孟小红2)
1)“大地构造与动力学”国家重点实验室、中国地质科学院地质研究所,北京,100037
2)中国地质大学(北京)地球物理与信息技术学院,北京,100083
联系方式:
陈召曦,中国地质大学(北京),zxchen@
●国家自然科学基金(41574111、41304101)资助。
-----------------------------------------------------------------------------------------
摘要本文应用小波多尺度分析等信息提取新方法,从地球重力场模型(EGM2008)经各项校正得到的中国及邻区卫星布格重力异常中提取和反演了中国及邻区上、中、下地壳的密度信息,揭示了区域地壳三维密度结构。
下地壳低密度扰动主要出现在青藏高原和华南沿海到对马海峡一带,其它地区多现较高密度扰动。
所有克拉通地体密度在中下地壳都是高密度的。
中下地壳低密度扰动带可分成四类:
(1)出现在板块边界的低密度扰动条带,
(2)出现在中国西部挤压构造有关的山脉下方,(3)与拉张走滑构造有关的构造带,(4)和与大陆内部板内造山有关的构造带。
上地壳岩层结晶基底的低密度扰动可出现在显生宙造山带和未充分发育的大陆裂谷。
碰撞俯冲造山带以地壳低密度大厚度为特征,但是板内造山带不同,以地壳局部高密度中厚度为特征,局部高密度反映了中基性结晶岩的存在,莫霍面上拱反映了中基性岩浆侵入。
板内拉张裂谷带上地壳基底密度局部低、中地壳低速带发育反映拉张区的流体活动,而下地壳反射体发育、莫霍面变厚成层反映拉张区的玄武岩浆底侵。
由于卫星重力测量资料分辨率毕竟有限,对中国东部地区还未能给出关于中地壳密度扰动的细节,还必须开展地面重力测量资料的小波多尺度分析。
关键词:
中国及邻区地壳构造卫星重力场小波多尺度分析三维密度密度扰动图像
1.引言
地球物理探测是地壳调查的重要组成部分。
地球物理学的发展不断为地质研究提供更多、更全面的信息,充分提取和利用这些信息来揭示地壳的三维结构和各种构造单元的空间分布与规模,可为开展动力学作用机制的研究提供深层地质科学的证据。
大地构造学从“槽台论”发展为板块构造学,关键的因素是随着探测技术的发展,人们看到了地壳上地幔的整体结构,克服了由地表观察推测深部结构的不准确性。
于是,早先基于地表观察推测的大地构造学对大陆构造单元的槽台划分,便为基于岩石圈探测的板块构造学和大陆地体研究所替代(DottandBatten,1989;James,1989;Anderson,1994;TaylorandMclennan,1995)。
新一代地球物理信息提取的理论和方法,包括地震层析成像、多尺度位场反演、三维大地电磁资料反演和地球物理场信息识别,可结合地质资料反演地壳物性结构和变形带图像(杨文采等,2015)。
地壳物性包括地震波速、密度、电阻率,相关图件建立了岩石圈地震波速及电导率结构模型、三维密度结构和地壳变形带模型。
2008年,根据卫星重力测量数据建立了地球重力场模型EGM2008(Earthgravitationalmodel)。
地球的重力场由地球的引力场和地球自转产生的离心力场两部分组成,而地球外部空间的引力场可以通过人造卫星轨道参数的变化来确定。
假定地球为旋转椭球体,则从理论上可以计算这个假想地球所产生的重力场,称为为正常重力场。
卫星重力测量地球重力场与正常重力场的差值,称为地球的自由空气重力异常,在此基础上进行地形、中间层校正,还可计算布格重力异常(孟小红等,2014)。
根据地球的重力异常场可以研究地球的形状、确定大地水准面的高度和垂线偏差,研究地壳上地幔结构。
目前,地球重力异常场模型的空间分辨率已达到10km左右。
区域布格重力异常由不同深度和不同尺度的密度异常源体产生,必需进行适当的分解,才能定量地反演出区域场源的三维密度结构。
随着信息技术的更新换代,地壳上地幔的精细结构被不断揭示出来,对大陆构造认识也不断更新(DottandBatten,1989;James,1989;Anderson,1994;TaylorandMclennan;1995)。
中国大陆的大地构造具有与世界其它地区不同的特征(黄汲清,1954,1987;程裕祺,1994;任纪舜,1994,1998),为了更加精准地认识中国大陆岩石圈精细结构,本文应用小波多尺度分析等区域重力场信息提取新方法,揭示中国大陆三维密度结构,重点探讨中国大陆中、下地壳介质密度的变化特征,并用板块运动的大陆动力学机制解释这些特征的产生原因。
2.方法技术与资料来源
第一个问题是如何用区域重力场反演地壳三维密度扰动。
我们经过多年研究,把小波多尺度分析、位场频率域解释理论和密度扰动反演方法有机地结合起来,形成了应用区域重力场刻划地壳三维密度结构构造的数据处理、反演解释和信息提取的方法系统(侯遵泽等,1997,1998,2011;杨文采等,2001,2015;孙艳云和杨文采,2014),分为区域重力场按场源分层、小波变换多尺度分析、场源分层深度反演及密度扰动反演四个子系统,详见图1a。
区域重力场小波多尺度分析方法的理论依据之一,乃是布格重力异常场的尺度与场源埋藏深度呈现同步增大关联。
换言之,场源埋藏深度越大,观测平面上布格重力异常场的水平尺度就越大,二者之间近似呈正比例。
当多个源体产生的重力异常叠加时,叠加异常便不再具有特征尺度。
小波多尺度分析方法利用小波基的特征尺度,把地面叠加重力异常场按尺度分解,使产生的异常集重新恢复了特征尺度。
因此,小波多尺度分析方法便可用于刻划地壳三维密度结构。
设均匀方格网重力异常场数据的网眼间距为⊿,进行小波多尺度分析时,小波细节的尺度呈2的整数幂递增。
记小波细节阶次为n,重力异常源体埋深h与小波细节阶次n的关系式为
,n=1,2,3...
此式称为重力场小波变换的尺度-源深度转换律,系数α为0.5-0.8之间的实数。
图1(a)用区域重力场反演地壳三维密度扰动方法框图,(b)中国及邻区布格重力异常二维功率谱曲线;不同斜率段对应不同场源等效层和小波细节组合
Figure1.(a)TheFlow-chartofthemulti-ScaleinversionofdensitydisturbancefromtheRegionalGravityField.(b)ThePowerspectralcurvesoftheBouguergravityanomaliesinthestudiedarea;thecombinationsofwaveletdetailsarecorrespondingtodifferentgradientsegmentsinthecurves.
小波多尺度分析之后,区域重力场分解为n个小波细节{Dj,j=1...n},对应多个深度场源等效层的密度扰动。
等效层的平均埋藏深度要通过小波细节的功率谱斜率来计算,图1(b)显示中国及邻区布格重力异常小波细节组合的二维功率谱曲线;不同斜率段对应不同场源等效层,等效层埋藏深度与其对应斜率呈反比(杨文采等,1978)。
然后用小波细节和分层的深度反演各个场源分层的密度扰动(杨文采等,1987,1989,2015,2016),最终得到地壳多个深度等效层的密度扰动平面图。
图2.(a)中国及邻区卫星观测自由空气重力异常图;(b)经过改正之后的布格重力异常图,色标单位为毫伽
Figure2.(a)TheBourgergravityanomaliesinChinaandadjacentareas;(b)TheBougueranmomalymapfafterthecorrections(unit:
mGal)
2005年以来,在全球卫星重力测量数据归一化的基础上(AdlanandSafari,2005),建立了地球重力场模型(EGM2008)。
卫星测高重力异常数据来自美国教授DavidT.Sandwell(加利福尼亚大学斯克里普斯海洋协会)和WalterH.F.Smith(美国国家海洋与大气局卫星测高实验室)共同维护的全球卫星重力异常数据库,数据网度为1′×1′,总精度可以达到3.03mGal。
研究区东经70度—135度,北纬15度—55度,卫星重力异常场见图2a。
孟小红等(2014)又经中间层、地形等改正,形成布格重力异常网格化数据,取得的研究区卫星布格重力异常场数据集见图2b。
本文中中国大陆重力场数据来自此卫星布格重力异常场数据集,测网间距为0.25°×0.25°。
由于重力异常功率谱不同斜率段对应不同场源浅等效层的埋深(杨文采等,1978),由布格重力异常场计算出它的功率谱(图1b)可知,场源可分解为4层,即浅等效层异常(D1+D2),中等效层异常(D3+D4),深等效层异常(D5+D6),最深等效层异常(D7+D8),其中D1…为1阶到8阶小波细节。
由上述小波细节组合用它们的频谱反演各个场源分层的深度,然后反演取得的极大值、极小值和均值进行统计分析。
浅等效层(D1+D2)反映地表中心深度为2.7km岩层密度扰动,反演出等效层的密度扰动见图3,反映上地壳浅部岩石密度扰动。
中等效层(D3+D4)场源分层的中心深度为13km,反映上地壳结晶基底岩层密度扰动,示如图4。
(D5+D6)等效层场源分层的深度为38km,主要对应中下地壳岩层密度扰动(示如图5),即东部为下地壳,青藏高原为中地壳。
深等效层异常(D7+D8)场源分层的深度为70km,反映最上地幔内岩层密度扰动,反演出等效层的密度扰动示如图6。
4.地壳密度扰动的构造特征
上述反演出的地壳密度扰动图像揭示了中国大陆地壳的构造特征。
先看深等效层异常(D7+D8)反映下地壳岩层密度扰动。
由图6可见,图中高密度区面积大,海洋处密度最高,是因为洋壳较薄,图中深蓝色的高密度扰动实际反映了海洋的岩石圈地幔。
低密度扰动主要出现在青藏高原和华南沿海到对马海峡一带,其它地区多现较高密度扰动。
所有克拉通地体在下地壳都是高密度的。
图3.中国及邻区上地壳浅层密度扰动平面图。
Figure3.ThedensitydisturbanceimageoftheshallowuppercrustinChinaandadjacentareas
图4.中国及邻区上地壳深层密度扰动平面图。
Figure4.ThedensitydisturbanceimageofthedeepuppercrustinChinaandadjacentareas
图5.中国及邻区中地壳密度扰动平面图。
Figure5.ThedensitydisturbanceimageofthemiddlecrustinChinaandadjacentareas
图6.中国及邻区下地壳密度扰动平面图。
Figure6.ThedensitydisturbanceimageofthelowercrustinChinaandadjacentareas
在青藏高原和华南沿海到对马海峡一带出现低密度扰动的原因是不同的。
在青藏高原下地壳,由于温度压力的增高,低密度扰动可能反映由于受热膨胀后可蠕动的流变物质(下地壳流)。
由于上中地壳岩的密度较低,在碰撞造山带经地壳缩短增厚的下地壳中,陆-陆俯冲下去的上中地壳岩块也可使下地壳显现低密度;这些都是青藏高原整体呈现低密度的原因。
华南沿海到对马海峡一带出现低密度扰动的原因,与太平洋和菲律宾大洋板块向北西的俯冲有关。
由于西太平洋海水沿俯冲带下渗,大洋板块俯冲带的上盘弧-盆体系下方地壳发育较多的中酸性岩浆房,使这里密度降低。
再看等效层异常(D5+D6)反映中下地壳岩层密度扰动。
由图5可见,图中高密度区面积仍然较大,图中深蓝色的高密度扰动带出现在西太平洋海沟和日本海西北沿,实际反映了海沟处俯冲的高密度大洋板块。
研究区中下地壳低密度扰动条带很多,可把它分成四类。
图5中编号为P类为出现在板块边界的低密度扰动条带,P1出现在青藏高原南部的碰撞缝合带,P2出现在太平洋和菲律宾板块俯冲带的上盘。
青藏高原南部碰撞缝合带P1可能反映下地壳流的向上挤出;太平洋和菲律宾板块俯冲带上盘P2可能反映“俯冲工厂”中幔源岩浆的上涌。
图5中编号为C的低密度扰动条带有五个,它们对应与中国西部挤压构造有关的山脉。
C1为阿尔泰山,C2为天山,C3为昆仑-祁连山,C4为念青唐古拉-横断山,C5为龙门山-大雪山。
这些山脉大都是晚古生代形成的碰撞造山带,到新生代受印度--亚欧板块碰撞影响又重新活动了起来。
现今的地壳活动带中断层和裂隙的广泛发育,致使岩体密度降低。
图5中编号为E的低密度扰动条带有五个,它们对应与拉張走滑构造有关的构造带。
E1为萨彦岭-贝加尔湖构造带,贝加尔湖的張裂可能与印度-亚欧板块碰撞的远程效应有关。
E2位于蒙古中部,可能对应白垩纪才封闭的蒙古-鄂霍次克洋中脊。
E3位于腾冲-曼德勒-仰光一线,可能对应印度板块-缅甸俯冲带的上盘岩浆火山带。
E4位于东沙-台湾海峡-东海一线,对应有台湾海峡第三纪火山带和張裂带。
E5位于日本海的北沿和西沿,对应长白山等活火山带。
图5中编号为F的低密度扰动条带有六个,它们对应与大陆内部板内造山有关的构造带。
F1为大兴安岭-太行吕梁-巫山大娄山构造带,可能与古太平洋板块俯冲的远程效应有关。
F2位于云贵高原下方,可能与印度--亚欧板块碰撞逃逸的下地壳流有关。
F3位于南岭山脉下方,对应100Ma特提斯洋向北的第二俯冲岩浆带。
F4位于武夷山脉,F5位于印支地体东沿的长山山脉,它们出现中下地壳低密度扰动的原因待考。
F6位于阴山-燕山山脉,它们出现中地壳低密度扰动的原因与大花岗岩基有关。
表1为岩石物理测定统计的岩石密度表(Telford,1990)。
由此可见,沉积岩石及花岗质岩石密度较低,在2.1--2.7g/cm3之间;而基性超基性岩石密度较高,在3.0--3.5g/cm3之间变化。
由于克拉通地体含基性超基性岩石多,因此密度较高。
总体来说,克拉通地体地壳密度比碰撞造山带高2-6%。
上地壳沉积盆地或者大花岗岩体呈现为低密度扰动。
由于花岗闪长岩密度较闪长岩低,中地壳花岗花岗岩基也呈现为低密度扰动。
当然,含裂隙和水的破裂带和造山带中俯冲下去的上地壳片麻岩也会呈现为中地壳低密度扰动。
由于造山带含很多花岗岩基和破裂带,这就是陆内造山带经常在上中地壳表现为低密度扰动的原因。
两亿年前形成而后来不再活动的造山带,经历了较长期的区域变质作用和克拉通化,密度会有所升高,可能使上中地壳的低密度扰动不再醒目,秦岭-大别就是造山带例子。
表1岩石密度表
Table1.Themeasureddensityvaluesofrocksinthestudyarea
名称
干-湿
均值(湿)
类型
主要出现层位
岩盐
2.2
沉积岩
上地壳
(同上)
(同上)
(同上)
(同上)
(同上)
(同上)
(同上)
泥岩
2.1
沉积岩
砂岩
2.3-
2.35
沉积岩
页岩
2.4
沉积岩
砾岩
2.4-2.66
2.53
沉积岩
石灰岩大理岩
2.6-2.75
2.75
沉积岩变质岩
白云岩
2.70-2.86
2.8
沉积岩
花岗岩
2.64-2.78
2.66
侵入岩
石英岩
2.60
变质岩
片岩
2.64
变质岩
片麻岩
2.75
变质岩
上中地壳
(同上)
蛇纹岩
2.78
变质岩
花岗闪长岩
2.75
侵入岩
中地壳
(同上)
闪长岩
2.85
侵入岩
玄武岩
3.0
侵入岩
下地壳
(同上)
辉长岩
3.16
侵入岩
橄榄岩
3.3
侵入岩
上地幔
(同上)
榴辉岩
3.4
变质岩
由卫星重力场实测的地球重力场模型EGM2008可知,全球大陆上主要克拉通地体,如加拿大地盾、非洲南部、西澳大利亚、印度、西伯利亚等,都对应布格重力正异常场。
由图5可见,图5中高密度区除菲律宾板块及日本海之外,陆上面积较大的有西伯利亚、华北、塔里木、印度-尼泊尔、哈萨克斯坦、阿拉善等,它们都是地质学家公认的地台或克拉通地体。
面积较小的高密度区有上、中、下扬子,准噶尔,蒙古-图瓦,阿穆尔,双辽,佳木斯,吐鲁番-哈密,柴达木,羌塘,克什米尔,察隅河-西缅,印支和南岭,它们大都具有克拉通地体属性。
小面积地壳高密度地块在亚欧板块会聚之前可能是大陆岩石圈板块的碎片,也可能是洋陆转换带中的微板块。
等效层异常(D3+D4)反映上地壳岩层结晶基底的密度扰动。
由图4可见,图5中编号的中地壳低密度扰动带在图4都有所显示,不过宽度变窄,形态更复杂了。
图5和图4中低密度扰动带在细节上也有许多区别。
例如,秦岭-大别造山带在上地壳呈现为明显的低密度扰动,在中地壳不大明显,说明克拉通化首先发生在中下地壳(杨文采等,1998,2005,2010)。
此外,银川盆地的裂谷在上地壳结晶基底呈现为明显的低密度扰动,华北东部的第三纪裂谷在上地壳结晶基底也呈现为低密度扰动。
它们在下地壳都是密度较高的,说明这些大陆裂谷尚未充分发育。
等效层异常(D1+D2)反映上地壳浅层的密度扰动。
由图3可见,沉积盆地大都呈现为低密度扰动,在图3都有所显示。
图3中密度最低的扰动带出现在藏南雅鲁藏布江南侧和西太平洋的主要俯冲带,都是现代地壳运动强烈的地应力异常区。
这里地壳变形和流体活动最为剧烈,地震频发,上地壳浅层呈现出尖锐的线形低密度扰动异常。
表2.中国大陆内不同大地构造单元的密度结构特征对比表
Table2thecomparisonofthedensitystructureofdifferenttectonicunitsofChinacontinent.
大陆内部构造单元
典型地区
上地壳基底密度/厚度
中地壳密度/厚度
下地壳密度/厚度
Moho面起伏
地震波速特征
碰撞俯冲造山带
喜马拉雅
低/中-厚
低/厚
低/厚
下陷
上、下地壳内夹多个高和低速分层
板内拉张裂谷带
华北渤海
局部低-中/厚
?
/薄
中/薄
变厚
中地壳低速带发育,下地壳反射体多
板内造山带
大兴安岭
局部高-中/中
?
/薄
低/薄
局部上拱
全地壳拱弧反射组构发育
根据上述资料的分析,可以把得到的认识归纳于表2.表2中根据卫星重力测量和小波多尺度分析提取的信息,揭示了挤压型、拉张和板内造山带型等三种大陆内部构造单元上中下地壳密度扰动特征。
碰撞俯冲造山带以地壳低密度大厚度为特征,但是板内造山带不同,以地壳局部高密度中厚度为特征,局部高密度反映了中基性结晶岩的存在,Moho面上拱反映了中基性岩浆侵入。
板内拉张裂谷带上地壳基底密度局部低、中地壳低速带发育反映拉张区的流体活动,而下地壳反射体发育、Moho面变厚成层反映拉张区的玄武岩浆底侵。
总之,提供了比地表观测的构造图提供了分层的密度结构信息,不过由于分辨率毕竟有限,对中国东部地区还未能给出关于中地壳密度扰动的细节。
4.结论
应用小波多尺度分析等信息提取新方法,从卫星重力测量归一化数据EGM2008中提取和反演了中国及邻区上中下地壳的密度信息,揭示了区域地壳三维密度结构。
不过由于分辨率毕竟有限,对中国东部地区还未能给出关于中地壳密度扰动的细节,还必须开展地面重力测量资料的小波多尺度分析。
下地壳低密度扰动主要出现在青藏高原和华南沿海到对马海峡一带,其它地区多现较高密度扰动。
所有克拉通地体在中下地壳都是高密度的。
中下地壳岩低密度扰动带很可分成四类:
出现在板块边界的低密度扰动条带,出现在中国西部挤压构造有关的山脉下方,与拉張走滑构造有关的构造带,和与大陆内部板内造山有关的构造带。
碰撞俯冲造山带以地壳低密度大厚度为特征,但是板内造山带不同,以地壳局部高密度中厚度为特征,局部高密度反映了中基性结晶岩的存在,Moho面上拱反映了中基性岩浆侵入。
板内拉张裂谷带上地壳基底密度局部低、中地壳低速带发育反映拉张区的流体活动,而下地壳反射体发育、Moho面变厚成层反映拉张区的玄武岩浆底侵。
参考文献/References
中文参考文献
程裕祺主编,1994.中国区域地质概论.北京:
地质出版社.
ChengYuqi.1994.IntroductiontoregionalgeologyofChina.Beijing:
GeologicalPublishingHouse.
黄汲清,1954.中国主要地质构造单位.北京:
地质出版社.
HuangJiqing,1954.MajorgeologicaltectonicunitsinChina.Beijing:
GeologicalPublishingHouse.
黄汲清,陈炳蔚,1987.中国及邻区特提斯海的演化.北京:
地质出版社.1-109
HuangJiqing,ChenBingwei,1987.EvolutionofChinaanditsNeighboringTethys.Beijing:
GeologicalPublishingHouse.1-109
任纪舜,1994.中国大陆的组成、构造、演化和动力学,地球学报,94(3-4),5-13.
RenJishun,1994.Thecompositionstructure,evolutionanddynamicsoftheChineasemainland.JournalofEarth,94(3-4),5-13.
任纪舜主编,1998.中国及邻区大地构造图.北京:
地质出版社.
RenJishun,1998.TectonicmapofChinaanditsadjacentareas.Beijing:
GeologicalPublishingHouse.
HowellDG著,王成善等译,1991.地体构造学.成都:
四川科学技术出版社.
HowellDG,(WangChengshantranslation),1991.Terrancetectonics.Chengdu:
Sichuanscienceandtechnologypress.
侯遵泽,杨文采.1997.中国重力异常的小波变换与多尺度分析.地球物理学报,40
(1):
85-95.
HouZunze,YangWencai,1997.Wavelettransformandmulti-scaleanalysisofgravityanomalyinChina.ChineseJournalofGeophysics.40
(1):
85-95
侯遵泽,杨文采,刘家琦.1998.中国大陆地壳密度差异多尺度反演.地球物理学报,41(5):
651–656.
HouZunze,YangWencai,LiuJiaqi,1998.Themulti-scaleinversionofcrustaldensitydifferenc
- 配套讲稿:
如PPT文件的首页显示word图标,表示该PPT已包含配套word讲稿。双击word图标可打开word文档。
- 特殊限制:
部分文档作品中含有的国旗、国徽等图片,仅作为作品整体效果示例展示,禁止商用。设计者仅对作品中独创性部分享有著作权。
- 关 键 词:
- 卫星 重力 资料 中国 地壳 密度 结构