青藏高原地壳密度变形带及构造分区

杨文采， 孙艳云， 于常青

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



青藏高原地壳密度变形带及构造分区

杨文采1， 孙艳云2*， 于常青1

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

将区域重力场多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地壳变形带的信息，可了解高原内地壳变形带从浅到深的变化和平面分布特征，并对青藏高原主要地体的空间分布定位，为岩石圈研究提供地表地质难以取得的新信息.多尺度脊形化系数的图像刻划不同深度平面上的地壳变形带.青藏高原地壳变形带从上到下由细密逐渐变为粗稀型，而且细密型变形区分布的范围逐渐缩小，到下地壳完全消失.从这种情况可以推测，以垂直地面方向上看，地壳变形带应该是树形的，下地壳粗稀型的变形带为树的主干，而中地壳粗稀型的变形带为树的分枝，上地壳的变形带为树枝的小枝杈.上地壳细密型变形分布区反映了与中新生代地壳缩短变形区的范围，下地壳清晰连续的变形带反映了青藏高原的构造骨架.多尺度边界刻痕系数的图像刻画不同深度平面上的地体边界，下地壳的刻痕边界系数与密度剧烈变化带位置吻合；因此，由多尺度刻痕分析划分地体时同时取得地体密度信息.青藏高原内密度较高的地体包括喜马拉雅地体、克什米亚地体、察隅河地体、柴达木地体、巴颜喀拉地体和羌塘地体.柴达木地体、巴颜喀拉地体和羌塘地体是青藏高原中有壳根的核，而密度最高的克什米亚和察隅河地体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.

青藏高原; 多尺度刻痕分析; 地壳变形带; 地壳缩短; 下地壳地体划分; 构造结

1 引言

举世瞩目的青藏高原岩石圈是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(Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；Xu, et al., 2010).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.虽然地震层析成像可以取得地震波速度扰动的三维图像，但近期内空间分辨率难以达到10 km级次.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变形带等构造.

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，笔者先后研究出位场频率域解释理论和方法、区域重力场小波多尺度分析方法、区域重力场密度扰动反演方法以及表面刻痕分析方法.把它们有机地结合起来，形成了应用区域重力场刻划地壳三维密度结构和变形带构造的数据处理、反演解释和信息提取的方法系列，称为区域重力场多尺度刻痕分析方法 (Hou et al., 1997, 1998, 2011, 2012;杨文采等, 2001, 2014; 孙艳云等, 2014).在上两篇论文中介绍了多尺度刻痕分析的原理和方法技术(Sun et al.，2015；杨文采等,2015a,2015b).本文将首先简介刻痕分析方法的原理，以及它直接(单尺度)用于提取青藏区地壳变形带的情况.然后将多尺度刻痕分析用于提取青藏区地壳变形带的空间分布特征，并用计算结果对青藏区主要地体的分布与定位，并对这些新成果的地球动力学含义进行分析.

2 多尺度刻痕分析

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(杨文采等,2014, 2015a).在最理想的情况下，希望把重力场分解为对应上、中、下地壳和上地幔顶部起伏的四个重力异常子集.先前已经详细介绍过用频谱分析方法确定区域重力场场源等效层埋藏深度、小波变换多尺度分析取得对应不同的重力异常子集、场源分层深度及密度扰动反演等方法技术(侯遵泽等，2011, 2012)，本文只简介刻痕分析方法和构造边界定位(孙艳云等，2014；杨文采等，2014).

地壳变形带是动力地质作用在地壳中的刻痕，它造成地壳岩石的密度在局部呈条带状变化.因此，不同强度的地壳变形带是岩石圈地质作用对应地壳中长条形的密度异常带，它们又在重力场中造成“刻痕”.这种刻痕的特征参数包括：重力异常梯度急剧变化，异常在平面上各向异性较强，各向异性长轴走向比较稳定，等等.把隐含在区域重力场中有关刻痕的所有特征参数都提取出来，可在综合分析的基础上识别不同时期形成的地壳变形带.重力场刻痕分析是提取地壳变形刻痕特征有用的数学工具.

区域位场函数是一个二维连续可微函数，可视为表面函数的一种特殊类型.把区域重力场网格化成一个个表面元，每个表面元的信息可用表面元的谱矩表征(Longust-Higgins,1962；黄逸云，1984,1985；杨叔子等，2007).最简单的谱矩为二阶对称谱矩，它的三个元分别表示位场表面X和Y方向的斜率的方差和协方差.由对称谱矩的三个元可计算表面刻痕的强度和各向异性(孙艳云等，2014；杨文采等，2014).局部结构为脊索形的地壳变形带主要与重力场表面元的各向异性有关，用脊形化参数表征.脊形化系数Λ反映的是面元内场源密度的各向异性度的变化，Λ=0表明面元内场源密度各向同性，Λ=1表明面元内场源密度呈线形高度各向异性，为地壳变形带的典型特征.提取区域地壳变形带信息就是计算重力场的脊形化系数Λ.

在提取区域位场函数的刻痕信息之后，我们还可以进一步提取密度扰动的刻痕边界信息，它们也是大陆构造单元的边界.同一构造单元内脊形化系数Λ常常变化不大，在提取构造单元边界信息时，为了准确地对构造单元边界定位，要再用Λ的空间梯度定义一个新参数，这个参数称为边界刻痕系数MΛ，它对应脊形化系数Λ变化不大区域的边界，可以从Λ作边界增强处理计算得出(Longust-Higgins,1962；Sun and Yang, 2014; 黄逸云，1984,1985；杨叔子等，2007;孙艳云等，2014).边界刻痕系数MΛ提取连续性好的脊形化系数分布区段，并将它的边界锐化定位.试验表明，在结晶岩分布区，脊形化系数Λ图像反映显生宙地壳变形带，边界刻痕系数图像反映构造单元边界位置(孙艳云等，2014；杨文采等，2015a).

在1990年代国土资源部已经完成了1∶400万中国地面重力调查，得到中国西部区域布格重力场数据集，示如图1a.数据经网络化和圆滑后取得，网格大小为0.25°×0.25°.计算刻痕的脊形化系数Λ时，将重力异常表面网格插值，采用1.5°滑动窗口半径(相当于8个像元).图1b显示中国大陆重力异常表面刻痕的脊形化系数Λ分布.脊形化系数映像中沿走向延长尺度小而且方向多变的地壳刻痕基本上出现在较古老的克拉通地块，如塔里木、柴达木、羌塘地块.沿走向延长尺度大而总体方向稳定的地壳刻痕，它们反映了大陆的主要地壳变形带.把沿走向延长尺度小而且方向多变的刻痕在图1b中涂抹掉之后得到反映中国大陆主要地壳变形带分布图(图2)，再把剩余的长刻痕参考大地构造学名称分类编号(杨文采等，2009；杨文采等，2012)，标到图上.由图2可见，地壳变形带①对应古亚洲洋主缝合带；其邻近的○1a对应阿尔泰碰撞造山带，○1b对应柴北缘碰撞带，○1c对应贺兰山；它们都是古生代的陆岛碰撞带.地壳变形带②对应古特提斯洋主缝合带；其西端的○2c对应阿尔金走滑断裂带.地壳变形带③对应班公—怒江上游—澜沧江缝合带；其北部分支○3a对应龙木错—双湖断裂带.地壳变形带④对应雅鲁藏布缝合带，它是现今亚欧板块与印澳板块的分界线.地壳变形带⑤对应环鄂尔多斯拉张裂谷带，它可能是印度和亚欧板块碰撞远程效应的产物.地壳变形带⑥对应扬子克拉通北缘及西缘断裂带，形成主要与印支期扬子克拉通与华北及印支地块碰撞有关.总结以上的对比可以认为，第四纪以前已定形的板块缝合带、地块碰撞带、地壳拆离断裂带和大型走滑断裂带大都反映为深刻(脊形化系数大于0.5)的地壳刻痕.例如，中国北部的古亚洲洋主缝合带天山及其分支阿尔泰造山带和柴北缘造山带; 昆仑山—秦岭古特提斯洋主缝合带；雅鲁藏布缝合带等都反映为深刻的地壳刻痕.但是，中新世以后发育的地壳活动断裂带和陆-陆俯冲拆离带不一定能反映为深刻(脊形化系数大于0.5)的地壳刻痕，而多反映为可识别(脊形化系数0.25～0.5)的浅地壳刻痕；典型例为龙门山逆冲变形带.由此可见，由重力场刻痕分析计算出的延长尺度大而总体方向稳定的刻痕主要揭示显生宙已定形的板块缝合带、地块碰撞带、地壳拆离断裂带和大型走滑断裂带.要指出的是，由于布格重力场计算出的大陆地壳刻痕反映的是结晶基底以下的地壳内部变形带，和地表地应力观测等方法取得的地表变形带可能会有差别.

图1 (a)中国西部布格重力场; (b) 由布格重力场直接计算取得的脊形化系数Λ映像Fig.1 (a) The Bouger gravity anomalies in West China; (b) The ridge coefficient Λ calculated from Fig.1(a)

图2 由中国西部布格重力场计算取得的脊形化系数Λ映像的解释

3 青藏区地壳的三维密度结构和变形带

上面由布格重力场计算取得的脊形化系数Λ映像虽然能反映地壳变形带，但是不能区分上、中、下地壳的变形带，因此还要先把布格重力场作小波多尺度分解，然后再作分层刻痕分析.经过多年研究，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，形成区域重力场多尺度刻痕分析方法.系统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，详见图3.

图3 青藏高原区域重力场多尺度刻痕分析方法框图Fig.3 The flow-chart of the multi-scale scratch analysis for regional gravity data processing in Qinghai-Tibet Plateau

多尺度刻痕分析属于精细的信号提取技术，适用于比例尺较大的区域重力数据集，1∶400万区域重力数据对此便很稀疏了.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，取得研究青藏高原的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.在上一篇论文(杨文采等，2015b)中已经讨论了青藏区域重力场按场源深度分解、小波变换多尺度分析和场源分层深度及密度扰动反演.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.应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.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，其中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.在完成重力场小波变换多尺度分解之后，小波细节合并为(D1+D2)、(D3+D4)、(D5+D6)、D7、D8和S86个异常子集，然后用广义线性反演方法求取各等效层的密度扰动(杨文采，1989,1997,2014).小波多尺度分解和细节合并之后，图4a、图5a分别示出上地壳等效层(D1+D2)、(D3+D4)分解的异常, 图6a示出(D5+D6)等效层的密度扰动图.

提取区域位场函数刻痕信息就是计算等效层密度扰动的脊形化系数Λ.先前已将这种方法应用于中国大陆重力场刻痕信息识别，还对比了不同类型的重力场刻痕与已知的地壳变形带的对应关系(图1b).而此时是用区域重力场多尺度分解和反演之后取得的多个等效层密度扰动数据作为刻痕信息识别的输入数据，称为多尺度刻痕分析.以青藏区为例，把图6a中等效层密度扰动作为输入，求得的脊形化系数Λ(见图6b).把中、下地壳等效层D7和D8的密度扰动作为的输入(图见杨文采等，2015b)，求得的脊形化系数Λ分别见图7(a，b).

图4 (a) 最浅等效层(D1+D2)重力异常图(等效层深度3.03 km); (b) 最浅等效层脊形化系数图Fig.4 (a) Sub-anomaly (D1+D2) of the shallowest equivalent layer (depth 3.03 km); (b) The ridge coefficient map of (D1+D2) shown in (a)

图5 (a) 浅等效层(D3+D4)重力异常图，等效层深度h=12.83 km; (b) 浅等效层脊形化系数图Fig.5 (a) Sub-anomaly (D3+D4) of the shallow equivalent layer (depth 12.83 km); (b) The ridge coefficient map of (D3+D4) shown in (a)

图6 (a) 中等效层(D5+D6)密度扰动图(等效层深度h=19.52 km); (b)中等效层脊形化系数图Fig.6 (a) Sub-anomaly (D5+D6) of the middle equivalent layer (depth 19.52 km); (b) The ridge coefficient map of (D5+D6) shown in (a)

图7 (a) 深等效层D7脊形化系数图(等效层深度h=35.3 km); (b) 极深等效层D8脊形化系数图(等效层深度h=52 km.编号代表地壳变形带)地壳变形带编号名称：A1准噶尔—阿拉善地块北缘变形带，A2南天山变形带，A3阿尔金山—祁连山变形带，A4羌塘和陇中地体北缘变形带，A5冈底斯地体北缘变形带，A6印度—亚欧板块碰撞缝合带，A7喜马拉雅碰撞造山带南缘变形带，B1南北地震带主变形带，B2滇西—萨尔温江变形带，B3察隅河西缘—伊洛瓦底江变形带.Fig.7 (a) The ridge coefficient map of the deep equivalent layer D7(depth 35.3 km); (b) The ridge coefficient map of the deepest equivalent layer D8(depth 52 km); numbers label the deformation belts

在计算等效层密度扰动的脊形化系数Λ之后，我们还可以进一步提取密度扰动的刻痕边界信息，因为它们对应大陆构造单元的边界.以青藏区为例，把图7中脊形化系数Λ作为输入，求得的中深和极深等效层刻痕边缘系数分别见图8(a,b).提取等效层密度扰动边界刻痕系数MΛ之后，不仅可以取得自动划分的等效层构造单元边界位置，还可以通过对比取得等效层构造单元的密度扰动属性.例如，对比密度扰动图后，图8中用字母“L”标明等效层低密度扰动中心位置；用“H”标明等效层高密度扰动中心位置，由此可知等效层构造单元属于高密度地块还是低密度地块.

4 青藏区地壳缩短与变形带的空间分布特征

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(Kirby and Kronenbegr，1987；James，1989；Meissner and Mooney，1998；Jolivet和Hataf，2001；Rogers，2004；杨文采等，2009).因此，上地壳构造复杂；中、下地壳的构造相对简明清晰.有了多尺度刻痕分析之后，大地构造研究便可遵循由简到繁的原则，从下向上层层分析.

从中下地壳的高密度地块图像可知，在青藏高原内有羌塘、柴达木和巴颜喀拉三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三个克拉通地体；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.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.

从地壳的等效层密度扰动的脊形化系数图像可知(图4b—6b,图7)，在青藏高原地壳变形带从上到下也有一定的规律性.首先，区域地壳变形可分为细密和粗稀两大类型，其中细密型变形区主要集中在青藏高原内部，粗稀型变形区主要分布在青藏高原周缘的克拉通地体和下地壳.其次，从上地壳到下地壳，细密型变形区分布的范围(图4b—6b中玫瑰红线圈闭区域)逐渐缩小；到下地壳完全消失；这是因为随温度升高地壳岩石由脆性转变为韧性，脆性破裂不断减少的缘故.第三，从上地壳到下地壳，粗稀型变形带连续性增强，在数量减少的同时变得越来越清晰(图7).这种情况的出现使人推测，在从垂直地面方向上看，地壳变形带应该是树形的，下地壳粗稀型的变形带为树的主干，而中地壳粗稀型的变形带为树的分枝，上地壳的变形带为树枝的小枝杈.

青藏高原地壳变形带的突出特点是上地壳出现大面积的细密型变形区，它是如何形成的？由于印度次大陆块向欧亚大陆的向北俯冲和碰撞，使青藏高原地壳缩短了1000～2000 km，同时产生近东西向的地壳变形(Molnar，1988；Meissner and Mooney，1998；Jolivet and Hataf，2001；Rogers，2004；杨文采和于长青，2014a,b).在长期强大挤压应力作用下，脆性上地壳破裂并出现大面积的细密型变形与地壳缩短增厚同时进行.从深度3 km等效层的变形区分布看(图4b)，细密型变形单支走向近东西方向，分布于整个青藏高原(图4b中标为I区)，以及天山和康滇(图4b中标为Ia和Ic).这个区域也与现代大陆地震分布区重合，因此可认为细密型变形分布区反映了与中新生代地壳缩短变形区的范围.图4b中细密型变形还分布于研究区东北部蒙古国一带(图4b中标为III区)，这里是蒙古—鄂霍次克洋封闭和中亚碰撞造山带，也是中生代地壳缩短变形区(杨文采和于常青，2014b).

多尺度刻痕分析的优点就在于提供了地壳变形带随深度变化的图像.再从深度12.8 km等效层的变形区分布看(图5b)，细密型变形的分布与3 km等效层的变形区分布大致相同，但范围有所缩小.到深度19.6 km等效层(图6b)，青藏高原细密型变形I区的分布范围大为缩小.但是，它向北东扩展到河西和阿拉善(图6b 中标为II区)，并且把青藏高原细密型变形I区和蒙古—鄂霍次克细密型变形区III连接了起来.到深度19.6 km，细密型变形区在分支Ia(天山)和Ic(康滇)已经不明显了，反而在河西(图5b的Ib)和阿拉善(图6b的II区)突现，说明地壳缩短变形的主应力方向是NNE，即是印度次大陆块向欧亚大陆的俯冲方向，而天山和康滇分支的细密型变形可能只是下地壳管道流物质蠕动的效应(Clark and Royden,2000;Grujic, 2006; Harris, 2007; Wang, 2007;侯遵泽等，2015).河西和阿拉善在地表上看属于克拉通性质的地块，比较坚硬；但由于正处于地壳缩短变形的主应力方向和青藏高原、蒙古—鄂霍次克两大中新生代活动带之间，在结晶基底下面发生强烈的地壳缩短变形，地表不易被发现，但可通过多尺度刻痕分析被揭示出来.

由上所述，从上地壳到下地壳变形带连续性增强，数量减少 (图7).这种情况的出现使人可以对下地壳的变形带(对应地壳变形带主干)进行重新编号和定位.图7b中对青藏高原下地壳的变形带进行编号和定位，其中编号“A*”者为近东西向的变形带，编号“B*”者为近南北向的变形带.东西向的变形带A1位于研究区最北部准噶尔盆地和阿拉善地块北缘，推测与晚古生代古亚洲洋地体的碰撞拼合引起的地壳变形有关.变形带A2位于塔里木盆地北缘的南天山山脉，推测与晚古生代塔里木地体与亚欧板块碰撞引起的地壳变形有关.变形带A3位于阿尔金山—祁连山脉，推测与晚古生代以后青藏高原地体向北方亚欧板块俯冲碰撞引起的地壳变形有关.变形带A4位于羌塘地体和陇中地体北缘，推测与印支期古特提斯洋封闭引起的地壳变形有关.变形带A5位于羌塘地体和冈底斯地体之间，推测与中生代特提斯洋俯冲引起的地壳变形有关.变形带A6反映印度—亚欧板块碰撞缝合带.变形带A7位于喜马拉雅碰撞造山带南缘，推测与特提斯洋封闭后印度向亚欧板块陆陆俯冲引起的地壳变形有关(杨文采和于常青，2014a).

南北向的变形带B1是长达2000 km的双S形主变形带，从北向南始于河套和银川盆地，过六盘山西秦岭到龙门山，向南最后抵达怒江一线.下地壳变形带B1位置与现今南北地震带主轴吻合，推测与亚欧板块与印澳板块的碰撞引起的地壳变形有关.变形带B2向西雅鲁藏布江大拐弯处向南最后抵达璐西一线与B1交汇，最后插入缅北萨尔温江，推测与特提斯洋壳向东俯冲造成的下地壳变形有关.变形带B3向西与下地壳变形带A7连接于雅鲁藏布江大拐弯处，沿察隅河克拉通地体西缘向南穿插，最后插入缅甸伊洛瓦底江，与印澳板块向东陆-陆俯冲造成的下地壳变形有关(侯遵泽等，2015).

下面要把多尺度刻痕分析计算出的下地壳变形带(图7)和由区域重力场计算出单尺度大陆地壳刻痕(图3)作比较.图3中古亚洲洋主缝合带(1a和1b)在下地壳变形带图7分解为A1和A2；古特提斯洋主缝合带和阿尔金(2和2c)对应A2、 A3和A4.图3中班公—怒江缝合带和龙木错—双湖(3和3a)在下地壳变形带图7中对应冈底斯地体北缘A5；雅鲁藏布缝合带(4)对应图7中A6印度—亚欧板块碰撞缝合带.扬子克拉通西缘带(6)对应南北地震带主变形带B1等等.由此可见，多尺度刻痕分析计算出的下地壳变形带和由区域重力场计算出单尺度大陆地壳刻痕分布大致吻合，但后者比较粗略，多尺度刻痕分析能给出更加详细准确的结果.

5 青藏区的地体分布与构造分区

由于上、中、下地壳的行为和属性有明显的差别，下地壳的构造相对简明清晰；大地构造单元的划分要从下向上层层分析.目前，大陆大地构造单元的名称不够统一，我们根据板块构造的原则，把大陆岩石圈构造单元分为板块、地体和地块三级，详见表1.大陆板块的边界为板块俯冲带或者碰撞缝合线；地体的边界为下地壳变形区的边界，而地块的边界为切过上中地壳的断裂带(James， 1989；Jolivet and Hataf， 2001；Rogers， 2004；杨文采等， 2009).由于垂直方向上看下地壳变形带是树形的主干，上地壳的变形带为树的枝杈，地体的构造级别高于地块，地体的数量少于地块.

表1 大陆岩石圈构造单元划分简表Table 1 The division of continental lithospheric structural units

图8 密度扰动边界刻痕系数图像

由于地体的边界为下地壳变形区的边界，它对应脊形化系数Λ变化不大区域的边界.在计算等效层密度扰动的脊形化系数Λ之后，进一步提取边界刻痕系数MΛ的图像便指示了地体边界，求得的中下地壳的刻痕边界系数分别见图8(a,b).对比下地壳密度扰动图像和MΛ的图像证明，中下地壳的刻痕边界系数与密度剧烈变化带位置完全吻合；因此，由划分的地体的密度属性信息也可同时取得.

在图8b中标出了由刻痕边界图像划分的地体名称，低密度地体名称用黑色字母标出，高密度地体名称用红色字母标出.密度较高的地体包括喜马拉雅地体(属印澳板块)、克什米亚地体(属印澳板块)、察隅河地体(属印澳板块)、柴达木地体、巴颜喀拉地体、羌塘地体、塔里木地体、扬子地体(四川)和阿拉善地体.密度较低的地体包括天山地体、西昆仑—阿尔金—祁连山地体、冈底斯—拉萨地体和青藏高原东缘的南北地震带.南北地震带属于自侏罗纪以来地壳运动的分界线，其东侧不发生地壳缩短，而西侧由于印度板块向北俯冲地壳发生了约2000 km的缩短(杨文采和于常青，2014a).

对比多尺度刻痕分析下地壳构造分区图9a与青藏高原区域地质图，可以加深对青藏高原岩石圈的了解.对比表明，两个图件的构造格架十分相似，只是地质图上细节丰富，而多尺度刻痕分析下地壳构造分区图简明粗略.下地壳构造分区图最主要的信息在于，柴达木地体、巴颜喀地体拉和羌塘地体是青藏高原中有壳根的核，而它们周围的地块应属于地壳缩短和洋陆转换造成的“增生楔”(杨文采和宋海斌，2014).

印度板块向亚欧大陆俯冲和碰撞分别产生东西两个构造结(杨文采和于常青，2014a).下地壳构造分区图提供的信息还在于，东构造结位于察隅河地体北沿，西构造结位于克什米亚地体北沿，这两个地体都是高密度的.东西两个构造结的形成与这两个地体的属性有关.地体高密度反映了它们刚性强，密度最高刚性最强的是克什米亚和察隅河地体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.

6 结论

将区域重力场多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地壳变形带的信息，可了解高原内地壳变形带从浅到深的变化和平面分布特征，并对青藏高原主要地体的空间分布定位，为岩石圈研究提供地表地质难以取得的新信息.

多尺度脊形化系数的图像刻划不同深度平面上的地壳变形带.青藏高原地壳变形带从上到下由细密逐渐变为粗稀型，而且细密型变形区分布的范围逐渐缩小，到下地壳完全消失.从这种情况可以推测，以垂直地面方向上看，地壳变形带应该是树形的，下地壳粗稀型的变形带为树的主干，而中地壳粗稀型的变形带为树的分枝，上地壳的变形带为树枝的小枝杈.上地壳细密型变形分布区反映了与中新生代地壳缩短变形区的范围，下地壳清晰连续的变形带反映了青藏高原的构造骨架.

多尺度边界刻痕系数的图像刻划不同深度平面上的地体边界，下地壳的刻痕边界系数与密度剧烈变化带位置完全吻合；因此，由多尺度刻痕分析划分地体时同时取得地体密度信息.青藏高原内密度较高的地体包括喜马拉雅地体、克什米亚地体、察隅河地体、柴达木地体、巴颜喀拉地体和羌塘地体.柴达木地体、巴颜喀地体拉和羌塘地体是青藏高原中有壳根的核，而密度最高的克什米亚和察隅河地体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.

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(本文编辑 汪海英)

Crustal density deformation zones of Qinghai-Tibet Plateau and their geological implications

YANG Wen-Cai1, SUN Yan-Yun2*, YU Chang-Qing1

1StateKeyLab.ofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China2SchoolofGeophysicsandInformationTechnology,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,China

The Crust of Qinghai-Tibet Plateau is the product of collision between the Eurasia and India plates. Though some geophysical profiles have been performed to reveal the lithospheric structures, but very few work on deep plane mapping of whole plateau have been done. We study 3D crustal density disturbance of the plateau and present corresponding deformation belt maps for the upper, middle and lower crust respectively.

We apply a method called the multi-scale scratch analysis to Qinghai-Tibet Plateau for delineation of deformation belts and division of continental tectonic units. 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, geophysical inversion, and surface scratch analysis. The multi-scale wavelet analysis, spectral analysis of potential fields and inversion produce density disturbance maps on planes of different depth, which are used as input for scratch analysis to compute the ridge coefficient images. The ridge coefficient images for each equivalent layer indicate the crustal deformation belts at certain depth in the crust. The sharp edges in the ridge-coefficient images reflect the boundaries between different secondary structural units.

The ridge coefficient images show the variation of the deformation belts in Qinghai-Tibet Plateau from the upper crust to the lower, as well as the geometry of main crustal terrans exist in the plateau. The deformation belts are very dense and thin in the upper crust, but become coarse and thick in the lower crust, demonstrating the vertical variation modes of the deformation belt similar to a tree that has a coarse and thick trunk in its lower part and dense and thin branches in its top. The dense and thin deformation areas in the upper correspond to crustal shortening areas in the plateau. The thick and continuous deformation belts in the lower crust indicate structural framework of the plateau. The ridge-edge coefficient images show terrane boundaries at different depth in the crust and coincide with sharp varying zones of the density disturbance, therefore presenting the tectonic division of lower-crust units. The divided high-density terrans in the plateau include Himalaya, Kashmir, Chayuhe, Qiangtang, Qaidam and Baryanhar. Among them the Qiangtang, Qaidam and Baryanhar terrans have the crust roots of high density in the lower crust. As Kashmir and Chayuhe terrans are solid and of very high density, they were not easy to be crashed during the collision between the India and Eurasia Plates, playing the special effect in formation of the western and eastern structural knots, respectively.

The method of multi-scale scratch analysis has been successfully applied to Qinghai-Tibet Plateau for delineation of crustal deformation belts and division of secondary tectonic units, providing some new evidences for understanding the deep structures in the plateau.

Qinghai-Tibet plateau; Multi-scale scratch analysis; Crustal deformation belts; Crust shortening; Division of lower-crust units; Structural knot

10.6038/cjg20151119.

中国地质调查项目(#12120113093800)资助.

杨文采，男，1942年生,研究员,博士生导师,中国科学院院士，主要从事地球物理学研究,1964年毕业于北京地质学院地球物理系，1984年在加拿大McGill大学取得博士学位. E-mail: yangwencai@cashq.ac.cn

*通讯作者 孙艳云，女，1990年生，博士，主要从事地球物理信息提取方法研究. E-mail: sunyanyun1989@126.com

10.6038/cjg20151119

P631

2014-10-19，2015-09-23收修定稿

杨文采， 孙艳云， 于常青. 2015. 青藏高原地壳密度变形带及构造分区.地球物理学报，58(11):4115-4128,

Yang W C, Sun Y Y, Yu C Q. 2015. Crustal density deformation zones of Qinghai-Tibet Plateau and their geological implications.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):4115-4128,doi:10.6038/cjg20151119.