青藏高原岩石圈是50 Ma之前印度与欧亚板块的大陆碰撞的产物，研究其岩石圈结构造和动力学作用对人类社会可持续发展有重要意义.这项研究已经取得了丰富的资料(James，1989；Rogers and Santosh，2004；Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；肖序常等，2007；许志琴等，2011；杨文采等，2014a).不过，目前取得的地质资料基本上是地表观测的结果，而地球物理资料仅有若干条区域性剖面，不足以对地壳进行精细的三维成像.青藏高原的上、中、下地壳地质构造有什么不同特点？欧亚板块和印度大陆碰撞在地壳中留下那些变形痕迹？这些变形痕迹与什么地质作用相关联？揭示青藏高原地壳三维结构构造的突破，要依靠区域地球物理场的研究，而在青藏高原空间分辨率达到5 km的地面重力观测资料已经由中国地质调查局取得.由于区域重力场观测网度均匀，定位准确，地面重力场信息来自各种深度的场源，可以根据物理学定律推算出地壳三维密度结构与构造.

多年来，在国家自然科学基金委员会和中国地质调查局的支持下，我们把小波多尺度分析、表面刻痕分析以及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，这一方法系统简称为区域重力场多尺度刻痕分析方法(侯遵泽等，1997，1998；杨文采等，2001；孙艳云和杨文采，2014;杨文采等，2014a，2014b).在上一篇论文中，我们以青藏高原区域重力场为例，介绍了多尺度刻痕分析的原理和方法技术(杨文采等，2015a).本文将在扼要介绍区域重力场多尺度刻痕分析方法之后，先讨论青藏区中下地壳的三维密度结构和构造分区，并对这些新成果的地球动力学含义进行分析.有关刻痕分析和地壳变形带的研究结果也有部分论文发表(杨文采等，2015b，2015c).

利用区域重力场的信息，揭示区域地壳三维密度结构与构造，成为现今区域地球物理学研究的主攻方向之一.在本世纪初国土资源部已经完成了青藏高原1∶100万区域地面重力调查，把地面布格重力场数据与周边地区卫星重力场作融合，得到青藏高原区域布格重力场数据集.研究区域范围为北纬15°~50°，东经70°~110°；数据内插到10 km×10 km网格后显示如见图 1a.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原区域布格重力场(a)及其功率谱(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

多尺度刻痕分析方法由区域重力场按场源深度分解、小波变换多尺度分析、场源分层深度及密度扰动反演、分层刻痕分析和构造边界定位四个子系统组成.首先用频谱分析方法确定区域重力场能否按场源深度分解，取得对应不同埋藏深度场源等效层的重力异常子集(杨文采等，1979；杨文采，1985；Bhimasankakam，1977).在最理想的情况下，我们希望分解为对应上、中、下地壳和上地幔顶部起伏的四个重力异常子集.图 1b给出了青藏区的区域重力场对数功率谱，由图可见，重力场对数功率谱不同频段呈现有可分辨的6个不同斜率的线段，把区域重力场按场源深度分解为6个等效层.

我们应用Mallat塔式算法构造出专门用于重力异常分解的小波基，用小波变换多尺度分析方法取得对应不同埋藏深度场源等效层的重力异常子集(侯遵泽等，1997，1998；Mallat，1989；侯遵泽等，2011)，计算出小波细节D₁—D₈和8阶小波逼近S₈.作为例子，区域重力场二阶小波细节呈现于图 2b.接下来合并为(D₁+D₂)、(D₃+D₄)、(D₅+D₆)、D₇、D₈和S₈ 6个异常子集，其中青藏区等效层的布格重力异常场(D₃+D₄)和(D₅+D₆)分别示如图 3及图 4.

图 2

Fig. 2

图 2 区域重力场二阶小波细节 背景构造图中文字为对应地体或断裂英文名称简称(D2,等效层深度3~6 km) Fig. 2 The second-order detail of the regional gravity anomalies

图 3

Fig. 3

图 3 浅等效层(D3+D4)重力异常图(等效层深度为12.83 km) Fig. 3 Sub-anomaly (D3+D4) of the shallow equivalent layer (depth 12.83 km)

图 4

Fig. 4

图 4 中等效层(D5+D6)重力异常图(等效层深度为19.52 km) Fig. 4 Sub-anomaly (D5+D6) of the middle equivalent layer (depth 19.52 km)

小波细节合并之后得到了6个异常子集，可以由功率谱斜率计算出异常子集对应的等效层平均埋藏深度(杨文采等，1979；杨文采，1985；Bhimasankakam，1977).功率谱斜率计算是逐线进行的，最后作平均求得等效层平均埋藏深度；表 1—2给出对D₈和D₇等效层进行深度确定的例子，其中K和L为两个正交方向上频谱曲线梯度最大切点波数，GfK和GfL为两个正交方向上频谱曲线最大梯度.计算的青藏区最浅等效层异常(D₁+D₂)为3.03 km，浅等效层异常(D₃+D₄)为12.83 km，中等效层异常(D₅+D₆)为19.56 km; 深等效层异常D₇为35.4 km；极深等效层异常D₈为52 km.最深等效层异常S₈为74.8 km.最浅等效层、浅等效层和中等效层位于青藏区上地壳顶部、中部和底部；中深等效层位于青藏区中地壳；深等效层位于青藏区下地壳；最深等效层位于青藏区上地幔顶部，可能主要反映莫霍面起伏(Teng et al.，2014).

表 1(Table 1)

表 1 深层异常D8求深度的结果 Table 1 Fixing the source depth for wavelet D8 组号 K L GfK GfL 深度(km) 1 26 38 23.58 21.6 47.15087 2 26 38 23.72 21.71 47.8653 3 26 38 23.89 21.83 49.05596 4 26 38 24.08 21.97 50.24666 5 26 38 24.29 22.14 51.19923 6 26 38 24.51 22.31 52.38989 7 26 38 24.74 22.49 53.58055 8 26 38 24.98 22.68 54.77121 9 26 38 25.23 22.87 56.20001 平均深度： 51.9850391387939 km

表 1 深层异常D8求深度的结果 Table 1 Fixing the source depth for wavelet D8

表 2(Table 2)

表 2 深层异常D7求深度的结果 Table 2 Fixing the source depth for wavelet D7 组号 K L GfK GfL 深度(km) 1 40 49 20.65 20.65 30.90471 2 40 49 20.72 20.75 31.32808 3 40 49 20.89 20.83 32.1748 4 40 49 20.08 20.97 32.59816 5 40 49 21.29 21.14 34.29153 6 40 49 21.51 21.31 35.13825 7 40 49 21.74 21.49 37.25498 8 40 49 21.98 21.68 38.52507 9 40 49 21.23 21.87 40.21852 10 40 49 21.77 21.76 41.48853 平均深度： 35.3922622680664 km

表 2 深层异常D7求深度的结果 Table 2 Fixing the source depth for wavelet D7

在完成重力场小波变换多尺度分解之后，为研究地壳三维密度结构，要用广义线性反演方法求取各等效层的密度扰动(杨文采，1986； 1997).等效层的密度扰动指广义线性反演求得平面上变化的密度(场源)与等效层平均密度的差.假定青藏区浅等效层平均密度取为2.60 g·cm^-3，上地壳中部浅等效层密度取为2.67 g·cm^-3，上地壳底部中等效层2.81 g·cm^-3；中地壳深等效层2.91 g·cm^-3；下地壳深等效层2.97 g·cm^-3；上地幔顶部最深等效层3.22 g·cm^-3.反演出的各等效层的横向相对密度扰动图外观与重力异常小波细节合并之后得到各等效层的异常图差别不大.图 5和图 6分别示出中地壳等效层D₇和下地壳深等效层D₈的密度扰动图.取得了上中下地壳的密度扰动图之后，便取得了青藏区三维密度结构的完整数据集.

图 5

Fig. 5

图 5 深等效层D7密度扰动图(等效层深度为35.3 km，文字为对应地体英文名称全称) Fig. 5 The density perturbation of the deep equivalent layer D7 (depth 35.3 km)

图 6

Fig. 6

图 6 极深等效层D8密度扰动图(等效层深度为52 km) 文字为对应地体名称，箭头等符号见文中说明. Fig. 6 The density perturbation of the deepest equivalent layer D8 (depth 52 km)

上述提取地壳的三维密度结构的方法应用到青藏区后，取得5个等效层密度扰动图件，其中最重要的是关于上地壳结晶基底和中下地壳的图件.我们知道，上、中、下地壳的行为和属性都有明显的差别，上地壳岩石呈现脆性，容易断裂；下地壳岩石黏滞系数低，呈现韧性，容易蠕动流变；中地壳水溶作用强，岩石容易水平拆离(Jolivet and Hataf，2001；Kirby and Kronenbeg，1987；杨文采等，2009).因此，上地壳构造复杂；中、下地壳密度扰动和反映的构造与地表地质资料的相关性不一定密切.

首先从上地壳重力异常扰动图件(图 2—4)入手研究它们反映的构造.图 2为小波细节D₂，反映等效层深度3~6 km的密度扰动，极性蓝高红低，蓝红点密集处为岩石密度剧烈变化的区段，反映岩性剧烈变化的构造活动带.图中背景图为构造图，标出了青藏高原构造单元和断裂的英文缩写名称(许志琴，2011).在图 2中异常剧烈变化的区段主要发生在克什米亚西构造结、高喜马拉雅、察隅河北东构造结、龙门山和小江断裂带、东西昆仑山、阿尔金山和祁连山一带.克什米亚和察隅河北构造结是中新生代全球地壳变形最剧烈的地区，必定反映为上地壳岩石密度剧烈变化.高喜马拉雅是25 Ma以来印度陆块向欧亚大陆俯冲的地区，也必定反映为地壳剧烈变形和上地壳岩石密度剧烈变化.龙门山和小江断裂带、东西昆仑山、阿尔金山和祁连山一带，都是印度陆块与欧亚大陆碰撞诱发的地壳剧烈变形区段(James，1989；Rogers and Santosh，2004；Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；肖序常等，2010；许志琴等，2011；杨文采等，2010，2014a，2014b；Royden et al.，1997).图 3为小波细节(D₃+D₄)，反映等效层平均深度12.8 km的密度扰动，对应上地壳结晶基底.对比图 2和图 3可见，图 3中异常剧烈变化的区段和图 2基本相同，反映中新生代上地壳变形最剧烈的地区.在图 2和图 3中，印度陆块、塔里木、柴达木和阿拉善陆块都是岩石密度异常变化平缓的地块，羌塘和巴颜喀拉地块上地壳变形也不那么剧烈.从图 2和图 3看，上地壳岩石密度变化与变形与地表观察的地质构造是一致的.

图 4为小波细节(D₅+D₆)，反映等效层深度19.5 km的密度扰动，反映上地壳底部的密度变化.色标极性仍然是蓝高红低，但是蓝片区面积较小，而红片区面积较大，说明上地壳底部的密度降低区段面积加大，其原因一方面为岩石水熔作用加剧使流体成份增加，另一方面可能与花岗岩基体积增加有关，因为花岗岩的密度较低.在图中低密度剧烈变化的区段主要发生在克什米亚、雅鲁藏布缝合带两侧、察隅河北东构造结、龙门山和小江断裂带、东西昆仑山、阿尔金山和祁连山一带，它们都是中新生代造山带或活动断裂带，即岩性剧烈变化的中新生代构造活动带.在图 4，印度陆块、察隅河、塔里木、柴达木、羌塘、巴颜喀拉和阿拉善陆块都是岩石密度较高与变化平缓的地块，说明它们的属性与克拉通地体类似.对比图 2图 3和图 4可见，高喜马拉雅、察隅河北东上地壳浅部岩石密度剧变带到上地壳底部北移到雅鲁藏布缝合带两侧和察隅河北东构造结北部，反映了印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.同时，龙门山浅部岩石密度剧变带到上地壳底部西移离开龙门山脉，反映了龙门山活动断裂带的向西南逆冲仰冲的属性.

对比图 3和图 4可见，上地壳浅部岩石密度剧烈的扰动带主要出现在青藏高原的内缘，青藏高原的外延区和内部岩石密度扰动还没有那么剧烈.这种现象表明，青藏高原的内缘是新生代上地壳缩短变形最剧烈处，反映了印度陆块向欧亚大陆的碰撞俯冲使其内缘剧烈断裂褶皱.

图 5为由小波细节D₇反演取得的密度扰动映像，反映等效层平均深度35.4 km，反映青藏高原中地壳的密度变化.图 5有一个鲜明的特点，这就是低密度区段围绕几个高密度区块连成若干个条带.青藏高原内蓝绿色标的高密度区块有三个：柴达木、羌塘和巴颜喀拉，高密度说明它们的属性与克拉通地体类似.青藏高原外蓝绿色标的高密度区有印度陆块、察隅河、塔里木、阿拉善陆块，以及克什米尔和四川，它们都是年代古老的克拉通地体.图 5中标出了青藏区中地壳对应密度扰动的地体(英文)名称.克什米亚和察隅河地块的高密度，反映了它们刚性强，在大陆碰撞时不易碎裂，对东西两个构造结的形成起了关键作用.在图 5中低密度条带主要发生在克什米亚北沿和东缘、雅鲁藏布缝合带北侧冈底斯—拉萨地体、察隅河北东构造结北沿、龙门山和小江断裂带、西昆仑山、阿尔金山、祁连山和天山一带，它们不仅环绕了青藏高原四周，而且从高原甩出几个低密度条带，后者也是岩性剧烈变化的中新生代构造活动带.对比图 5和图 4可见，雅鲁藏布缝合带两侧上地壳底部岩石低密度带到中地壳北移到冈底斯—拉萨地体，反映了印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.

由小波细节D₈反演取得的下地壳密度扰动映像见图 6，等效层平均深度52 km，反映青藏高原下地壳的密度变化.图 6整体格局与图 5相似，但是青藏高原下地壳的低密度区范围明显扩大，以致柴达木、羌塘和巴颜喀拉三个区块密度都有所降低，使青藏高原的下地壳具体性整体低密度的特征.青藏高原内下地壳低密度说明它们的下地壳含有较多的熔体或者俯冲穿插下来的上中地壳成份.青藏高原外蓝绿色标的高密度区与中地壳相同，还是印度陆块、察隅河、塔里木、阿拉善陆块，以及克什米尔和四川，其中密度最高刚性最强的是克什米亚和察隅河地块，以及塔里木和四川.这四个刚性最强的地块之间则是等效层密度最低的密度扰动区段，也是由大陆碰撞造成中下地壳变形剧烈的地方.

根据岩石密度测定和全球对比统计可知，在埋藏深度大致相同的情况下，大陆内部克拉通中下地壳的岩石密度最高，而造山带的岩石密度较低.克拉通构造单元密度高，延深大，因此强度大，具刚性和长期稳定性.从中下地壳的高密度地块图像可知，在青藏高原内有羌塘、柴达木和巴颜喀拉3个高密度克拉通地体，在下地壳有它们的根.在青藏高原南边有克什米尔、高喜马拉雅和察隅河3个克拉通地体；它们属于印-澳板块北沿的构造单元.昆仑山、阿尔金山、祁连山、和冈底斯地块都属于低密度的中新生代构造活动单元.拉萨地块也是低密度地块，在中下地壳它与冈底斯地块相连，应归属于中新生代构造活动单元.松潘甘孜地块在下地壳低密度，但在上中地壳逐步变为高密度，并与巴颜喀拉克拉通地体连接.如果巴颜喀拉克拉通地体的中地壳发育近水平的拆离，使它的上地壳随印澳板块俯冲向东南方向挤出，便可产生松潘甘孜地壳密度上高下低的情况.

对比图 2到图 6可见，在青藏高原下地壳内密度变化有以下三个规律.1)从上地壳到下地壳，平面分布上低密度区的分布范围逐渐扩大；在下地壳只有刚性克拉通地体才有显示高密度.2)从上地壳到下地壳，平面分布上密度扰动区的尺度逐渐扩大；到下地壳高或低的密度区不仅数量大为减少，而且边界更加清晰，对地壳构造分区很有利.3)从上地壳到下地壳，青藏高原南部的低密度带不断向北移动，反映印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.此外，上地壳浅部岩石密度剧烈的扰动带主要出现在青藏高原的内缘，中下地壳青藏高原的密度剧烈的扰动带外延到周边地区和内部.这种现象表明，青藏高原内缘剧烈断裂褶皱的同时，中下地壳发生物质向周边地区和内部的流变运动.

从上节知道，在埋藏深度大致相同的情况下，克拉通构造单元密度高，延深大，因此强度大，具刚性和长期稳定性.在中新生代青藏高原处于挤压环境之下，内部克拉通因具刚性中下地壳的运动方式以整体隆升翘曲、上地壳褶皱断裂为主.由于中新生代活动带下地壳密度和黏滞系数较低的岩石可流变蠕动，中下地壳可发生“管道流”或与向上挤出(底辟)形式的运动(Law et al.，2006；Clark and Royden，2000；Unsworth et al.，2005；Grujic，2006；Schoenbohm et al.，2006； Harris，2007；许志琴，2007；赵国泽等，2008；Wang et al.，2007).三维密度结构的研究结果，可以为研究下地壳“管道流”或与物质向上挤出提供间接证据.

对比上中下地壳3个深度上的密度结构可知，下地壳低密度的中新生代活动带分布范围宽厚连接(图 6)，到中地壳后变得狭窄(图 5).到上地壳后更变成星点串珠状沿线展布(图 2—4)，但3个深度上低密度体在水平面上位移不大.这种情况表明了低密度的物质由下地壳向上挤出，在中上地壳体积迅速减小.作为例子，图 7对比了青藏高原中东部上、中、下地壳的密度扰动图像，低密度区向上锐减很可能反映低密度的物质由下地壳向上挤出，即有下地壳底辟作用发生.由于下地壳低密度的物质向上挤出，中地壳密度高的克拉通地体会相应发生裂解，因此，中上地壳高密度地块的数目会有所增加.青藏高原中下地壳密度高的克拉通地体只有羌塘、柴达木和巴颜喀拉3个.中上地壳密度高的地块有5个，它们分别为羌塘、巴颜喀拉、柴达木、青海东南和甘南.由此可知，青藏高原下地壳低密度的物质向上挤出的位置可能发生在这5个地块之间，它们是羌塘地块和巴颜喀拉地块之间的可可西里山—沱沱河一带、柴达木地块和巴颜喀拉地块之间的东昆仑山、柴达木盆地东缘和阿尼玛卿山脉.

图 7

Fig. 7

图 7 中下地壳密度扰动与大地电磁法电阻率剖面对比 (a)中地壳密度扰动平面图； (b)穿过青藏高原中部的大地电磁法电阻率剖面； (c)下地壳的密度扰动平面图. Fig. 7 Comparison between the density disturbances of the middle and lower crust and the electrical resistivity profile (a) Density disturbance of the middle crust; (b) 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; (c) Density disturbance of the lower crust.

地壳低密度异常的发生原因可能有多种，如岩性变化、温度压力变化及流体物质增加等.温度及流体物质增加对应岩石密度降低，温度及流体物质增加也会刺激地壳物质蠕动，因此地壳低密度异常与物质蠕动有关联.如果地壳低密度异常区反映中新生代地壳物质蠕动有关的区段，那么这里也应该是地壳低电阻率的异常区，因为物质蠕动多发生在流体或熔体活跃区段，结晶岩含流体时电阻率明显降低.图 7显示穿过青藏高原中部的一条大地电磁法电阻率剖面(b)与中下地壳的密度扰动平面图(a，c)的对比，大地电磁法电阻率剖面是中国地质大学实测取得的(见金胜等，2010).电阻率剖面(图 7b)中标明密度扰动平面图(图 7a，c)对应的平均深度，对应深度上低电阻率带和低密度带位置基本吻合，进一步说明中下地壳低密度异常与可能与含流体物质蠕动有关联.

根据地质情况，国外学者提出了青藏高原下地壳“管道流”的假说(Grujic，2006；Schoenbohm et al.，2006； Harris，2007)，也得到了不少国内学者的正面响应(许志琴，2011；赵国泽等，2008；Wang et al.，2007).但是，青藏高原下地壳管道流都分布在那里？是什么几何尺寸？与现代地震有什么联系？这些问题都还没有明确的答案.如果青藏高原下地壳管道流存在，在密度结构上应该有所表现.由于中下地壳低密度异常与可能含流体物质蠕动有关联，中下地壳的密度扰动图像上管道流应该表现为从低密度的源区侧向挤出的枝杈.从图 6可清楚看到低密度的源区和侧向挤出的枝杈，为管道流地质含义作了标记.中新生代活动下地壳低密度带的展布限定了管道流的可能分布范围.青藏高原南缘和北缘都是下地壳低密度的中新生代活动带，其中冈底斯—拉萨地体下地壳低密度带宽度大、密度低，应该是由于地壳缩短侧向挤出物质的源头，图 6中用圆圈串线表示青藏高原管道流源区.青藏高原北缘的下地壳低密度活动带沿阿尔金山和祁连山展布，宽度也较大，也应该是低密度地壳缩短侧向挤出物质的干支.从密度扰动图上看，高原北缘的下地壳低密度侧向挤出物质的枝杈有两支；其中一支从西昆仑到天山，其中一支从龙门山西秦岭到银川盆地.高原南缘的下地壳低密度侧向挤出物质的一支枝杈从西理塘到大理，向南直至缅甸萨尔温江上游.图 6用箭头符号标志了青藏高原外围下地壳低密度物质侧向挤出的路径和位置，由图还可以量出可能的管道流的宽度.西昆仑到天山下地壳低密度管道流的宽度约300 km; 其他两个下地壳低密度管道流的宽度约180 km.

下地壳低密度异常如果与含流体物质蠕动有关联，那么下地壳的物质流变运动一定会诱发大陆地震，中下地壳的密度扰动图像上管道流上方应该对应地震带.图 8对比了青藏高原下地壳深等效层密度扰动与中国境内7级以上地震震中位置(邓起东等，2014).由此可见，7级以上地震震中都位于下地壳低密度的的中新生代活动带，也与下地壳管道流位置吻合，表明下地壳低密度带限定可能的物质蠕动范围，而下地壳物质蠕动又会触发大陆地震.

图 8

Fig. 8

图 8 下地壳极深等效层密度扰动与中国境内7级以上地震震中位置对比(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

区域重力场小波多尺度分析和反演应用于刻划地壳分层的三维密度结构.应用到青藏区后，取得的主要结果包括6个等效层密度扰动图件，为研究地壳构造和物质运动提供了重要佐证.

研究表明在青藏高原地壳内密度变化有以下三个规律：1)从上地壳到下地壳，平面分布上低密度区的分布范围逐渐扩大；在下地壳只有刚性克拉通地体才有显示高密度.2)从上地壳到下地壳，平面分布上密度扰动区的尺度逐渐扩大；到下地壳高或低的密度区不仅数量大为减少，而且边界更加清晰.3)从上地壳到下地壳，青藏高原南部的低密度带不断向北移动，反映印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.青藏高原下地壳密度高的克拉通地体有羌塘、柴达木和巴颜喀拉；而昆仑山、阿尔金山、祁连山、和冈底斯地块都属于低密度的中新生代构造活动单元.拉萨地块也是低密度地块，在中下地壳它与冈底斯地块相连，应归属于中新生代构造活动单元.松潘—甘孜地块在下地壳低密度，但在上中地壳逐步变为高密度，并与巴颜喀拉克拉通地体连接.这种情况可能反映巴颜喀拉地体的上地壳随印澳板块俯冲向东南方向挤出.青藏高原低密度的物质也由下地壳向上挤出，在中上地壳体积迅速减小.由于下地壳低密度的物质向上挤出，中地壳密度高的克拉通地体会相应发生裂解，使克拉通地块的数目增加.高原北缘的下地壳低密度物质侧向挤出的枝杈有三支；其中一支从西昆仑到天山，另一支从龙门山西秦岭到银川盆地.第三支从高原南缘理塘到大理.它们可能反映下地壳管道流，宽度约180~300 km.7级以上地震震中都位于下地壳低密度物质侧向挤出枝杈周围，可能与下地壳管道流位置吻合.