莫霍面是表征地壳特征的一个关键属性,不同的地质构造单元和地球动力学过程,其对应的莫霍面性质和分布特征会有所不同,同时莫霍面还是建立岩石圈结构几何模型的重要组成部分,是研究区域构造演化问题的关键(熊小松, 2010).前人在川滇地区开展了大量地震及重力观测,但由于该地区受到印度板块向欧亚板块挤压碰撞的影响,呈现出复杂的地形地貌以及深浅部地质构造特征,造成不同观测结果之间存在差异.人工地震探测结果(Kan et al., 1986; 熊绍柏等, 1986; 崔作舟等, 1987;张恩会等, 2013; Wang et al., 2020)显示川滇地区整体莫霍面深度介于37.5~66 km,松潘—甘孜块体莫霍面埋深达66 km,四川盆地莫霍面埋深最浅,小江断裂东侧地壳和固结地壳速度较低,认为小江断裂可能穿过地壳延伸至莫霍面,深度达40 km,滇中及滇南地区莫霍面深度在40 km以浅,剖面结果还表明在攀西地区莫霍面存在隆起,但程度较小.黄忠贤等(2013)利用天然地震层析成像研究南北地震带S波速度结构,结果显示川滇地区不仅是地壳厚度剧变带,同时也是地壳速度分界带,青藏高原中、下地壳的低速体物质向东运移,在遇到坚硬的华南板块阻挡后向南或北东方向继续运移,层析成像结果支持青藏高原地壳运动的下地壳流模型(Royden et al., 1997),层析成像结果还显示攀西地区莫霍面有着明显的隆起特征.李永华等(2009)利用位于云南地区的30个地震台站接受的远震数据,使用接收函数法对云南及周边地区壳幔速度结构进行反演研究,认为研究区内地壳变形的主要方式为地壳的增厚和缩短,即“大陆逃逸”或“连续变形”模式.区域重力研究结果(钟楷等, 2005; 石磊等, 2015; 张恩会等, 2015; 徐志萍等, 2018)显示川滇地区莫霍面深度从东南向西北逐渐增厚,范围在33~62 km,莫霍面整体形态分布主要是受到印度板块向欧亚板块俯冲和碰撞的影响,并且认为该地区的复杂构造特征不能简单套用地壳运动模型中的任何一个单一模型,对于攀西地区,重力反演的结果也不尽相同,其中石磊等(2015)采用频率域视密度填图建立攀西地区地下二维密度结构,认为攀西地区的重力异常是由于岩浆底侵和地幔柱作用导致壳幔过渡层密度过高引起的,而非莫霍面的隆起.
总结前人在川滇地区开展的地质调查以及地球物理研究工作,有些问题目前依然存在争议:(1)关于青藏高原隆起及增厚机制,究竟是下地壳流模式(Royden et al., 1997)、“大陆逃逸”模式(Tapponnier et al., 1982)、连续变形模式(England and Searle, 1986)或者其他模式;(2)攀西裂谷地区位于峨眉山大火成岩省中西部,岩浆活动和深浅部构造特征显著,地震活动强烈(徐涛等, 2015),前人在攀西地区进行了大量地球物理研究工作,但其下方莫霍面是否存在起伏?起伏程度有多大?依然存在争议;(3)滇中及滇南地区重力资料反演莫霍面深度普遍在40 km以深(路晓翠, 2011; Lei et al., 2012),而地震数据反演结果却在40 km以浅(张恩会等, 2013; 嘉世旭等, 2014);(4)川滇地区是中国大陆地区地震活动最为强烈的地区之一(Lei et al., 2012),这些地震都集中发生在深大断裂和板块交界处,见图 1a,其发震机制与板块碰撞挤压引起的一系列构造演化活动有怎样的联系?因此有效建立川滇地区莫霍面深度模型并探讨其动力学意义,对研究该地区构造演化过程和解决上述科学问题都具有十分重要的意义.
对于莫霍面深度的探测,通常采用天然地震接收函数法和区域重力数据反演方法(Uieda and Barbosa, 2016),这两种方法计算建立地下密度界面具有各自优缺点.接收函数法是获取岩石圈上地幔精细速度结构的有效手段(Langston, 1977),但受限于台站的布设,计算结果分布通常具有不均匀性,其次接收函数计算过程也受到地下复杂地壳结构和地震事件选取的影响(Xu et al., 2007; Zheng et al., 2013; Li et al., 2014).重力数据横向覆盖范围大,适合大区域地下结构研究,并且随着GRACE、GOCE等重力卫星的快速发展与应用,重力数据精度和分辨率都有很大的提高,可以很好覆盖地形复杂和地震台站分布稀疏的区域,但其垂向分辨率较低,反演过程受模型以及参数影响较大,反演结果通常具有非唯一性.此外在密度界面反演时,大多数研究都在直角坐标系下采用垂直棱柱体划分地下介质,对于球坐标系下的界面反演方法研究较少(汪汉胜等, 1993; Wieczorek and Phillips, 1998; Reguzzoni et al., 2013),但在大区域密度界面反演时,需要考虑到地球曲率带来的影响,因此有必要采用球坐标系或者椭球坐标系来进行反演研究.
本文利用Uieda和Barbosa(2016)提出的球坐标下非线性重力反演方法,建立川滇地区莫霍面深度模型,对其构造动力学意义进行初步探讨,并总结分析争议地区的不同地球物理模型差异.该反演方法使用地震接受函数计算结果优化区域重力数据反演中模型参数的选择,通过结合两种不同地球物理方法的优势来降低反演结果多解性的影响.此外,相比较前人在直角坐标系使用垂直棱柱体单元划分地下网格,本文考虑到地球曲率影响,采用球坐标系下tesseroids单元体进行地下介质网格划分,使反演结果更加精确可靠.
1 数据 1.1 布格重力数据本文使用的布格重力异常数据来自全球重力场数据库BGI(International Gravimetric Bureau)提供的2′×2′全球重力场模型WGM2012(World Gravity Map 2012).WGM2012全球重力场模型中的重力数据来源于EGM2008和DTU10,并从ETOPO1模型获得1′×1′分辨率的地形校正,以球面几何形式计算出地球重力异常、均衡重力异常、地表自由空气重力异常和布格重力异常(Balmino et al., 2012).从WGM2012全球重力场模型中选取95°E—110°E,20°N—35°N范围内布格重力异常数据,由于布格重力异常数据包含了区域重力异常和局部重力异常,因此对选取的数据进行低通滤波和插值处理,得到如图 1b所示的0.05°×0.05°的区域布格重力异常数据网格.
川滇地区布格重力异常总体呈现出负异常,但由于受青藏高原和喜马拉雅山脉抬升以及强烈挤压影响,地形起伏较大,深浅部地质构造复杂,因此存在明显的分区情况,沿龙门山断裂、安宁河断裂和金沙江断裂形成巨大的重力梯级带,将研究区分为两大区域.在青藏高原内部表现出低异常,最低达-480 mGal,四川盆地布格重力异常介于正负之间,攀枝花地区存在东西向起伏,滇西和滇南地区布格重力异常从北往南由负异常向正异常增加.龙门山地区密集的重力梯级带与青藏高原向华南方向挤压与华南地块碰撞有关,金沙江—红河断裂作为云南地区主要的边界间断面,不仅受到青藏高原向南东方向的挤出,还受到滇缅地块向东挤压和俯冲,形成NW-SE重力梯级带,这些梯级带反映出该地区地壳密度差异显著以及莫霍面深度陡变.
1.2 莫霍面深度数据He等(2014)统计了2009—2010年期间中国大陆798个宽频带台站记录的共83509个远震波形数据,并对其进行了接收函数分析.对每个台站的数据的两个水平分量进行旋转,提取其径向分量,剔除信噪比以及异常数据,对垂向分量及径向分量进行反褶积并进行滤波,最终获得84800个径向接收函数,反演计算出中国大陆每个台站相对于平均海平面的莫霍面深度.本文从中选取位于川滇地区的169个宽频带台站下方莫霍面深度数据(He et al., 2014),来约束优化本次重力反演结果.
莫霍面深度数据见图 2,从图中看出接收函数结果在青藏高原内部分布稀疏,在龙门山断裂带、安宁河断裂、四川盆地和云南地区分布较为密集,同时结果显示川滇地区莫霍面深度整体在26~70 km,呈现西北深,东南浅的特征.在龙门山断裂西部,青藏高原内部地区莫霍面深度在50 km以深,四川盆地莫霍面面深度在40~42 km,滇西和滇南地区深度变化范围在35~48 km.莫霍面深度总体分布与地形呈负相关,和布格重力异常呈正相关.
在空间域反演密度界面方法中,通常采用Bott(1960)提出的直接迭代法,之后Silva等(2014)改进Bott的迭代公式,使用高斯-牛顿法加快收敛速度,并提出了保证反演稳定性的措施(冯旭亮, 2019).其次反演问题通常是不适定问题,利用正则化原理(Tikhonov and Arsenin, 1977)建立一个由数据拟合项和正则化项(Barbosa et al., 1997)组成的非线性函数,用来确保反演结果与实际观测结果之间的拟合,使反演结果更加平滑.本文采用Uieda和Barbosa(2016)提出的球坐标下非线性重力反演方法,该方法在球坐标系下结合Bott直接迭代法与光滑正则化方法,并且使用接收函数结果作为模型约束.
2.1 目标函数利用非线性最小二乘法构建关于观测值dobs和预测值d(p)的目标函数(Uieda and Barbosa, 2016):
(1) |
Φ(p)为重力数据数据拟合项,考虑到反演问题通常是不适定性问题(Hansen, 1992),为使反演密度界面更加平滑,加入了额外的正则化约束项μθ(p) (Silva et al., 2001),其中μ是正则化参数(Tikhonov and Arsenin, 1977),θ(p)重力模型约束函数(Martins et al., 2010).Φ(p)和θ(p)的具体形式如下:
(2) |
(3) |
R是一阶拉普拉斯算子.
2.2 目标函数求解目标函数Γ(p)是关于p非线性的函数,使用高斯-牛顿法求取该目标函数最小值.(1)使用公式(4),利用雅可比(Jocabian)矩阵和梯度向量解出迭代步长Δp,获得关于第k次迭代中步长Δpk的等式(6);(2)利用Δpk建立新的迭代pk+1=pk+Δpk,计算dobs-d(pk);(3)重复步骤(1)(2),直到dobs-d(pk)小于重力数据噪声水平时停止迭代,输出莫霍面深度模型结果.
(4) |
(5) |
Hk表示Φ(p)的海森(Hessian)矩阵,ΔΦk表示梯度向量,Ak表示Φ(p)的雅可比(Jocabian)矩阵.
(6) |
图 3为球坐标下非线性重力反演方法流程图,主要步骤可分为:(1)将布格重力异常数据分割成测试集和训练集,分别用于交叉验证超参数(Kim, 2009)和反演迭代计算,数据具体分割方法见图 4;(2)交叉验证测试集数据获得反演正则化参数μ;(3)使用(2)的正则化参数μ和接收函数数据,交叉验证确定参考莫霍面的深度zref和界面上下密度差Δρ;(4)将训练集数据输入正演模型,进行计算;(5)重复(4)的计算过程,直到目标函数结果最小值小于重力数据噪声水平时,停止迭代,输出莫霍面深度.
将0.05°×0.05°布格重力异常数据集分割成67800的测试集和151×151=22801的训练集,使用测试集测试10-20~10-10之间的16个正则化参数.测试结果见图 5a,选取最小均方根误差对应的正则化参数μ=4.64×10-20.
利用得到的正则化参数μ和地震接收函数结果,交叉验证了13个200~500 kg·m-3,间隔25 kg·m-3的界面上下密度差数据以及11个25~50 km,间隔2.5 km的参考莫霍面深度数据,结果见图 5b,获得最优参考莫霍面深度zref=37.5 km和界面上下密度差Δρ=425 kg·m-3.利用上述三个反演参数,使用训练集数据反演建立川滇地区莫霍面深度模型,具体结果见图 6.
从反演结果中来看,川滇地区整体莫霍面深度在30~69 km,青藏高原内部地区莫霍面最深,大于50 km,向东南方向变浅;四川盆地莫霍面深度在36~38 km;莫霍面在小江断裂下方下凹,攀枝花地区的存在隆起,范围:42~48 km;川滇菱形地块莫霍面深度自南东向北西向变深,变化范围在40~58 km;金沙江—红河断裂带两侧莫霍面由北向南逐渐变浅;滇西和滇南地块由南向北莫霍面由38 km抬升到44 km.莫霍面变化梯度最大地区位于龙门山断裂带、安宁河断裂带和金沙江断裂带地区,与布格重力异常梯级带相对应.
莫霍面深度起伏变化与地壳结构以及地球深部动力学过程紧密相连.地震层析成像(王椿镛等, 2002; 黄忠贤等, 2013)和人工地震探测(嘉世旭等, 2014)结果表明,青藏高原东南缘中下地壳中存在低速层,地壳物质相对较为软弱,而华南板块中下地壳速度较大,地壳物质较为坚硬,攀枝花地区莫霍面存在局部隆起,表现出高地壳速度异常.同时这一地区在受到印度板块向欧亚板块下方俯冲挤压作用的影响,导致青藏高原东缘的软弱物质向东侧向运移,受到华南板块下方坚硬地壳物质阻挡后,在青藏高原东南缘形成巨大逆冲断层,其下方的莫霍面形态也发生强烈的变化.金沙江—红河断裂带作为滇缅地块与川滇地块的分界断裂带,不仅受到青藏高原内部地块向南东方向的挤出,还受到滇缅地块向东的俯冲和挤压,从而导致断裂两侧莫霍面深度变化差异较大.
3.3 讨论分析图 7显示正演重力异常与观测重力异常值以及反演结果与接收函数结果之间的误差.从总体对比结果来看,正演结果与重力观测值平均误差在0.13 mGal,反演莫霍面深度与接收函数结果平均误差在0.81 km,数据误差都在接受范围之内.四川盆地和滇西滇南地块莫霍面反演深度与接收函数结果具有较好的一致性,布格重力异常也较好拟合,在龙门山断裂、安宁河断裂、金沙江断裂和青藏高原内部地区误差较大,最大误差在青藏高原内部地区达10 km,布格重力异常也存在±20 mGal的误差.
在青藏高原内部、龙门山、安宁河和金沙江断裂地区,深浅构造强烈,横向密度变化范围广,莫霍面起伏大,在反演过程中使用常密度,未能完全考虑到地壳或地幔密度异常体带来的影响,同时卫星布格重力数据可能带来的精度问题,综合导致该地区反演结果与接收函数结果误差较大.四川盆地、滇西滇南地块和华南地块浅部物质分布较为均匀,地壳密度界面较为清晰,横向密度变化范围小,反演结果与接收函数结果基本一致.
Crust1.0模型是根据最新全球地震数据反演出的地壳模型,本文将反演结果同最新的Crust1.0莫霍面模型对比,并插值画出图 8所示的对比等值线图.本文的重力反演结果与Crust1.0模型对比的均方差为4.7,主要误差区域集中在滇西和滇南地区,在此区域重力反演结果在40 km以深,而地震结果在40 km以浅.此外,在直角坐标系下,反演问题计算没有充分考虑地球弯曲带来的影响,会对反演结果产生一些难以忽略的误差,为对比球坐标系反演方法与直角坐标系反演方法之间的差异,本文将反演结果与直角坐标系重力反演结果进行对比(陈石等, 2015; 徐志萍等, 2018).对比结果显示,在川滇地区莫霍面深度总体上具有较好的一致性,但由于考虑到地球曲率带来的影响,本文在川滇地区的反演结果更加稳定可靠,同时在细节信息上更为丰富.
从总体反演效果来看,本文建立的莫霍面深度模型与前人研究结果具有较好的一致性(嘉世旭等, 2014; 陈石等, 2015; 姜永涛等, 2015; 王帅军等, 2015a; 张恩会等, 2015; 徐志萍等, 2018),但在局部存在差异(张恩会等, 2015; 徐志萍等, 2018),我们选取图 6所示三条剖面与前人结果进行对比分析.
AA′剖面沿NW-SE走向,依次穿过巴颜喀拉地块东缘松潘—甘孜地块、龙门山断裂地区和四川盆地,长度约500 km,沿剖面方向,莫霍面深度逐渐变浅.在松潘—甘孜地块,莫霍面深度在52~58 km,与人工地震探测结果(嘉世旭等, 2014; 王帅军等, 2015b)和区域重力分区反演结果(徐志萍等, 2018)一致;龙门山断裂地区,莫霍面深度从50 km迅速抬升到40 km,这一区域的重力反演结果与人工地震结果存在3~5 km的误差;在四川盆地重力反演结果与人工地震结果同样存在着3~5 km的误差.本文从地壳速度结构和密度分布分析其原因,认为龙门山断裂地区可能存在强速度变化梯度带,而该区域垂向密度变化范围较小,从而导致两种方法产生差异,在四川盆地下方地壳中存在多个速度跳跃面,这可能是导致地震速度莫霍面与重力密度莫霍面在该区域产生差异的重要原因.
BB′剖面沿W-E走向,跨越攀西裂谷地带和红河断裂带,长度约750 km.本文反演结果显示莫霍面在攀西地区存在局部隆起,小江断裂带下方下凹,这与徐涛等(2015)在丽江—清镇人工地震探测剖面结果一致,但地震结果显示变化深度在47~53 km,而本文结果在42~48 km.徐志萍等(2018)利用区域布格重力反演的结果显示沿该剖面方向莫霍面逐渐变浅,不存在起伏情况.本文的研究结果认为攀西地区的重力异常是由于莫霍面起伏引起的质量密度分布不均造成的,从该地区地质构造上分析其原因,认为攀西地区由于岩浆底侵作用,导致地壳变薄,产生的空间被上涌岩浆占据,从而导致莫霍面在该地区局部隆起(Farnetani et al., 1996; Xu et al., 2004).本文反演结果进一步确认莫霍面在攀西地区存在局部隆起,在小江断裂下方下凹.
CC′剖面处于研究区南部,主要跨越红河断裂和小江断裂带南端,长度约350 km.张恩会等(2013)人工地震结果显示,沿该剖面方向莫霍面深度逐渐变浅,范围在42~35 km,红河断裂东侧的华南板块,莫霍面深度分布较为稳定,在40~42 km,在红河断裂带地区,莫霍面深度减小到40 km,红河断裂以西,地壳结构速度较低,莫霍面深度迅速变浅,范围在33~35 km.本文利用重力反演的结果与人工地震结果总体形态趋势一致,但存在3~5 km深度误差,这与Crust1.0模型的对比结果相似,即在滇西和滇南地区,重力反演结果普遍在40 km以深,而地震结果在40 km以浅.
综上所述,当地壳存在强速度变化梯度带时,区域重力反演结果与人工地震结果会有较大误差,其原因在于当存在强速度变化梯度带时,其地下构造相对较为复杂,界面密度变化通常较大或存在多个密度变化梯度带,而重力反演通常要求密度界面上下物质层均匀分布并且密度差已知.虽然本文利用接收函数结果约束优化得出界面上下密度差,但在深浅构造强烈,地下介质密度变化大,低速层广泛分布的龙门山断裂带、红河断裂带等深大断裂发育地区,依靠常密度反演模型会在局部地区与地震结果产生误差.同时重力反演结果与人工地震的差异也表明川滇地区壳幔转换边界是一类复杂的物质密度与速度过渡带,并非简单的物质间断界面.对于川滇地区复杂地质情况,仅从重力学的角度来看,认为不能简单地套用“下地壳流”模式、“大陆逃逸”模式、连续变形模式或者其他模式.
对于发震机制,从地质构造上来说,川滇地区强震绝大多数属于构造地震,其震中沿着活动地块边界和断裂带分布,与该地区深浅部构造具有紧密联系.从布格重力异常和莫霍面深度分布的角度来看,震中主要集中在重力异常梯度带或者重力异常发生强烈变化的区域.在研究区中西部存在重力异常梯级带,并且莫霍面深度变化大,在这一区域分布着大量强震,而在东部的华南板块和四川盆地等地区,重力异常分布较为均匀,莫霍面起伏不大,其强震分布则较少.川滇地区强震分布也与下地壳密度分布紧密相关,强震活动大多发生在深部密度分布不均匀部位,这些部位由于构造运动导致形成应力集中区,深部地区的应力集中引发浅部较为脆弱的地层破裂,进而导致强震发生.
4 结论为解决地球物理反演的不确定性,降低地球曲率带来的影响,本文通过交叉验证接收函数结果获得最优莫霍面参考深度和界面上下密度差,利用Uieda和Barbosa(2016)提出的球坐标下非线性重力反演方法,结合WGM2012全球重力场模型数据反演获得川滇地区莫霍面深度模型,并对莫霍面深度及其动力学特征进行探讨,得出以下结论:
(1) 从总体反演结果来看,川滇地区莫霍面深度在30~69 km,呈现出东南浅,西北深的分布情况.青藏高原内部及西北部地区莫霍面最深,大于50 km,向东南方向逐渐变浅;四川盆地莫霍面深度在36~38 km;攀枝花地区的莫霍面自西向东由浅到深,变化范围在42~48 km;川滇菱形地块莫霍面深度自东南向西北由40 km逐渐抬升到58 km;金沙江—红河断裂带两侧莫霍面由南向北逐渐变深;滇西和滇南地块莫霍面自南向北逐渐变深,变化范围:38~44 km.结果与前人利用地震资料(黄忠贤等, 2013; 嘉世旭等, 2014; 王帅军等, 2015a)和重力数据反演(陈石等, 2015; 姜永涛等, 2015; 张恩会等, 2015; 徐志萍等, 2018)结果具有很好的一致性.
(2) 本文给出的反演结果进一步确认攀枝花地区的重力异常是由于莫霍面在攀西地区的局部隆起和小江断裂带下方下凹造成质量密度分布不均匀所致.攀西地区由于长期岩浆底侵作用,导致地壳变薄,岩浆迅速上涌占据所产生的的空间,导致该地区莫霍面产生起伏.
(3) 通过三条剖面的横向对比,重力反演和人工地震结果在莫霍面深度急剧变化地区会存在较大误差,如龙门山断裂带,红河断裂地区.这说明不同地下介质变化会对不同的地球物理方法产生不同的影响,同时也反映这些地区的壳幔转换边界是一类复杂过渡带,而非简单的物质间断界面.
(4) 在地震发震机制和地壳变形模式上.川滇地区强震分布与其下地壳密度分布不均匀有关,其深部构造运动引发浅部地层破裂,导致强震发生.此外仅从重力学角度上来看,本文认为该地区不能简单套用任意单一地壳运动模式.
莫霍面深度起伏与地壳结构特征以及地球深部动力学过程紧密相关,川滇地区的莫霍面深度变化特征很大程度上受到印度板块向欧亚板块俯冲碰撞影响.本文的研究结果提高了我们对川滇地区莫霍面及地壳结构的认识,对于研究该地区构造演化历史、地球动力学过程以及地震孕育环境有着重要的科学意义.
附录
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