東非大裂谷的地殼和上地幔密度結構

錢知之,楊文采

浙江大學,杭州,310058

內(nèi)容提要：利用衛(wèi)星重力場數(shù)據(jù)和小波多尺度分析方法對東非大裂谷進行三維密度結構成像,取得了東非大裂谷地殼和上地幔多個深度等效層上的密度擾動圖像,為東非大裂谷巖石圈結構和動力學的研究提供了重要佐證。結果表明,東非大裂谷中段的西支裂谷與東支裂谷的幔源熔體同源,但是西支裂谷發(fā)育較不充分、形成較晚。東非大裂谷的動力學模式為熔流體上涌的樹形分叉模式,其要點包括:① 低密度流體在軟流圈大面積上涌;② 流體在巖石圈繼續(xù)上涌,部分轉化為基性巖漿巖,平面面積縮小;③ 進入地殼后上涌熔流體分叉成多支,平面總面積進一步縮小; ④ 熔流體上涌到上地殼后僅在裂谷帶活動,反映為火山鏈和玄武巖帶。

東非大裂谷是現(xiàn)今世界上最典型的大陸裂谷,研究其地殼和上地幔的結構有助于反演東非大裂谷的形成和演化,并為大陸裂谷作用和地球動力學研究提供約束,對人類社會可持續(xù)發(fā)展具有一定意義。自20世紀以來,國內(nèi)外已有大量學者通過地球物理和地質(zhì)學的方法對東非大裂谷的地下結構進行了研究,并取得了豐富的成果和資料(Moores et al.,1995;Mechie et al.,1997;Richards et al.,2000;呂洪波等,2000;Jolivet and Hataf,2001; Rogers, 2004;楊文采,2014;孫輝等,2019;賈屾等,2021,2022;李華等,2022)。目前學界基本認為東非大裂谷的中下地殼存在高密度—高地震波速體,反映已經(jīng)固結的幔源玄武巖侵入體。巖石圈地幔和軟流圈大范圍呈現(xiàn)低密度、低地震波速體,反映沒有完全固結的熔流體和氣體。然而,現(xiàn)有的研究多數(shù)采用地震、地磁等地球物理方法,并結合地質(zhì)學的資料約束,還沒有對整個東非大裂谷的淺地幔進行三維密度擾動的成像研究。因此,對東非大裂谷進行重力場密度結構的三維成像,可以為東非大裂谷巖石圈結構和動力學的研究提供重要證據(jù)。

東非大裂谷位于非洲東部,南起贊比西河的下游谷地,向北至馬拉維湖北部分為東西兩支,西支延伸短,東支繼續(xù)向北延伸抵紅海南部(圖1a)。在本文中,為方便地理位置的表達,我們在將東非大裂谷分為東西分支前的南段、有東西兩個分支的中段,和分支結束后的北段。

圖1 非洲地質(zhì)構造略圖(a)(東非大裂谷位置由紅線畫出)以及衛(wèi)星布格重力異常圖(b)Fig.1 A simplified geological map of Africa (a) (with red lines showing the great rift) and the Bourger gravity anomalous map of the studied area (b)

本項目使用了區(qū)域重力場小波多尺度分析方法,將東非大裂谷區(qū)域的重力場數(shù)據(jù)分解為對應不同深度的重力異常小波細節(jié),再反演該深度的密度分布,從而獲得了東非大裂谷區(qū)域地殼和上地幔的三維密度結構。下面將先簡要介紹區(qū)域重力場小波多尺度分析方法(Mallat, 1989),再給出我們用這種方法計算得到的東非大裂谷三維密度成像結果和特征,并對這些結果的地質(zhì)含義進行解釋和討論。

1 方法技術和資料來源

與地面重力異常場相比,衛(wèi)星布格重力異常場受Moho面起伏的影響比較小,適合用于深層密度擾動信息的成像。2005年以來,在全球衛(wèi)星重力測量數(shù)據(jù)歸一化的基礎上,建立了地球重力場模型EGM-2008(Nikolaos,2012)。加利福尼亞大學斯克里普斯海洋協(xié)會和美國國家海洋與大氣局衛(wèi)星測高實驗室共同維護此全球衛(wèi)星重力異常數(shù)據(jù)庫,數(shù)據(jù)網(wǎng)度為1′×1′,總精度可以達到3.03 mGal,局部地區(qū)可以達到1.8 mGal。本文研究區(qū)東非大裂谷地區(qū)為東經(jīng)20°～50°、南緯30°～北緯30°,重力場數(shù)據(jù)來自EGM2008衛(wèi)星布格重力異常場數(shù)據(jù)集(圖1b),測網(wǎng)間距為0.25°×0.25°。

經(jīng)過多年研究,我們把小波多尺度分析、位場頻率域解釋理論和密度擾動反演方法有機地結合起來,形成了應用區(qū)域重力場反演地殼三維密度結構的數(shù)據(jù)處理、反演解釋和信息提取的方法系統(tǒng)(楊文采等,2001,2015a,b;2016;2017,2018)。此系統(tǒng)分為區(qū)域重力場按場源分層、小波變換多尺度分析、場源分層深度反演及密度擾動反演四個子系統(tǒng),詳見圖2a。

圖2 用區(qū)域重力場反演地殼三維密度擾動方法框圖(a)以及研究區(qū)布格重力異常二維功率譜曲線、不同斜率段對應不同場源等效層和小波細節(jié)組合(b)Fig.2 The flow-chart of the multi-scale inversion of density disturbance from the regional gravity field(a) and the power spectral curves of the Bourger gravity anomalies in the studied area; the notes D1～D7 indicate the spectral bands of the wavelet details, corresponding to different gradient segments in the curves(b)

首先是重力異常小波變換多尺度分析。其理論依據(jù)之一是場源形成的重力異常的尺度與場源的埋藏深度正相關。然而,當多個源體產(chǎn)生的重力異常疊加后,疊加后的重力異常便不再具有特征尺度。因此,為了取得不同深度場源的信息,小波多尺度分析方法利用不同小波基的特征尺度,把疊加的重力異常場按尺度分解,得到不同尺度的重力異常小波細節(jié),它們分別對應不同的場源深度。

具體來說,對于均勻方格網(wǎng)重力異常場數(shù)據(jù),小波細節(jié)的尺度與對應重力異常場源深度的關系如下所述。設均勻方格網(wǎng)重力異常場數(shù)據(jù)的網(wǎng)眼間距為Δ。進行小波多尺度分析時,小波細節(jié)的尺度呈2的整數(shù)冪遞增,記小波細節(jié)階次為n。則重力異常源體埋深h與小波細節(jié)階次n的關系式為(楊文采等,2001,2015b):

h=α·Δ·2n-1,n= 1,2,3,…

此式稱為重力場小波變換的尺度—源深度轉換律,系數(shù)α為0.5～0.8之間的實數(shù)。

為了估算出各場源的深度,對區(qū)域重力異常用傅里葉變換進行功率譜分析(楊文采,1985,1986)。由位場的頻譜理論可知,重力場對數(shù)功率譜的斜率與該段對應的場源等效層的埋藏深度成反比。因此先對區(qū)域重力異常功率譜進行初步分析,其不同斜率段分別對應不同深度的場源等效層。在小波細節(jié)分解之后,再重新進行重力異常功率譜分析,通過功率譜斜率準確估算出各個合并后的小波細節(jié)對應的場源等效層的深度。

最后,運用廣義線性反演方法(楊文采,1987,1997)由小波細節(jié)和分層的深度求取各個場源分層的密度分布,再由各等效層的平均密度之差求得到密度擾動分布,得到地殼不同深度等效層的密度擾動圖。

對非洲重力異常數(shù)據(jù),由小波多尺度分析和重力異常功率譜可知(示如圖2b),場源可分解為7層。用上述小波細節(jié)組合的頻譜反演各個場源分層等效層的深度。等效層D1反映表層,中心深度為2.3 km;D2層中心深度為6.5 km,等效層密度擾動示如圖3。等效層D3的中心深度為19.1 km(密度擾動示如圖4a),等效層D4的中心深度為39.6 km(示如圖4b),反映下地殼結晶基底巖層密度擾動。等效層D5的中心深度為72.1 km(示如圖4c),對應巖石圈地層密度擾動(示如圖4c)。 深等效層異常D6場源分層的深度為179.5 km,反映軟流圈密度擾動,示如圖4d。

圖3 東非大裂谷及鄰區(qū)階小波細節(jié)D1反演的密度擾動圖像,對應深度2.3 km (a) 和小波細節(jié)D2反演的密度擾動圖像,對應深度6.5 km(b)。底圖中圓圈代表地震震中位置Fig.3 The density disturbance image of the shallow upper crust,inversed from D1 with depth of 2.3 km (a); the density disturbance image of the upper crust,inversed from D2 with depth of 6.5 km. The circles on base map show the earthquake locations (b)

圖4 非洲地殼和上地幔密度擾動細節(jié): (a) 3階(D3),對應深度19.1 km; (b) 4階(D4),對應深度39.6 km; (c)5階(D5),對應深度72.1 km; (d)6階(D6),對應深度179.5 kmFig.4 The density disturbance images of the crust and upper mantle of Afreca: (a) From wavelet detail D3, corresponding depth 19.1 km; (b) from wavelet detail D4, corresponding depth 39.6 km; (c) from wavelet detail D5, corresponding depth 72.1 km; (d) from wavelet detail D6, corresponding depth 179.5 km

2 非洲大陸三維密度成像結果

現(xiàn)在來分析東非大裂谷重力小波細節(jié)反演取得的密度擾動圖件(圖3和圖4)。所有圖件數(shù)值大小均為藍高紅低。圖3a為小波細節(jié)D1反映的地殼淺部等效層的密度擾動,對應深度為2.3 km。由圖可見,因為地殼淺部的土壤層和水系等因素影響,地殼淺部的密度擾動與裂谷帶沒有明顯的位置相關。圖3b為小波細節(jié)D2反映上地殼等效層的密度擾動,對應深度為6.5 km。由圖可見,因為地殼淺部的干擾因素減小,上地殼的密度擾動與裂谷帶位置有一定的相關。尤其是在裂谷帶分為兩支的中段和南段,沿裂谷帶分布的負密度擾動異常反映上地殼有巖漿和流體活動;沿裂谷帶分布的正密度擾動異常帶,反映上地殼已經(jīng)有火山噴發(fā)形成的玄武巖侵入?yún)^(qū)(楊文采,1998)。

大陸地殼和地幔物質(zhì)密度異?？赡芘c巖性變化、熔流體含量變化等因素有關(Mavko et al., 2009)。在同一深度的平面上,溫度和壓力的變化不大。密度低異常主要與熔流體含量變化有關。巖石圈中明顯的低異常最有可能反映巖石圈裂縫中的流體或者巖漿成分的集結,可推測為幔源熔流體。地殼中的高密度異常多由于區(qū)域巖性變化引起,在大陸裂谷帶常為幔源熔體冷凝固結形成的幔源玄武巖侵入體,即已經(jīng)冷卻的幔源侵入體。因此,在同一深度平面上,密度擾動低異常和高異常都反映了大陸裂谷作用的發(fā)生。

圖4a為小波細節(jié)D3反映中地殼等效層的密度擾動,對應深度為19.1 km。由圖可見,中地殼的密度擾動與裂谷帶位置高度相關。尤其是在裂谷帶的北端、分為兩支的中段和南段,沿裂谷帶分布的負密度擾動異常都非常突出和連貫, 范圍比裂谷帶略大,但沒有明顯密度擾動正異常出現(xiàn)。因此可見,在東非裂谷帶的中地殼,沿地殼大斷裂帶分布的巖漿和流體活動區(qū)已經(jīng)局部貫通。圖4b為小波細節(jié)D4反演的下地殼等效層的密度擾動,對應深度為39.6 km。由圖可見,下地殼的密度擾動與裂谷帶位置依然具有高度的相關。與中地殼不同的是,在裂谷帶分為兩支的中段,沿裂谷帶西支分布的負密度擾動異常幅度已經(jīng)明顯減小,表明中段的西支不是東非大裂谷的主支,只是地殼內(nèi)的杈支。沿東非裂谷帶的下地殼,分布的巖漿和流體活動主要集中在南北方向。面積較大的負異常區(qū)分布于埃塞俄比亞高原。

圖4c為小波細節(jié)D5反演的巖石圈等效層的密度擾動異常,對應深度為72.1 km。在巖石圈,負密度擾動異常幅度沒有明顯減小,但是分布范圍向南方壓縮,東非大裂谷的北帶負密度擾動異常幅度明顯減小。這種情況表明,在東非巖石圈內(nèi)的巖漿和流體活動區(qū)沒有分叉,主要集中在裂谷帶的南部。圖4d為小波細節(jié)D6反演的軟流圈等效層的密度擾動異常,對應深度為179.5 km。由于軟流圈的黏度小于巖石圈,物質(zhì)蠕動能力強,低密度擾動異常范圍擴大到整個非洲大陸內(nèi)部,反映了軟流圈是造成東非大裂谷的流體上涌的動力學根源。

上面提到,東非大裂谷主支裂谷發(fā)育完全,從上地殼貫通巖石圈。但是中段的西支裂谷發(fā)育較不充分,僅在中地殼和巖石圈有明顯的低密度異常。如果裂谷形成于幔源熔流體上涌,造成地殼破裂形成裂縫,說明西支裂谷相對于東支裂谷發(fā)育較晚,發(fā)育不如主支充分。

3 東非大裂谷的動力學模式

對比小波細節(jié)對應的不同深度的密度擾動圖件,可見隨著深度減小,從巖石圈地幔到地殼淺部,低密度異常的分布區(qū)域范圍逐漸減小,在上地殼會合到地面東非大裂谷帶的分布特征。在上、中、下地殼局部存在面積較小的高密度異常體,反映有已經(jīng)冷卻的幔源玄武巖侵入體,表明東非大裂谷的演化現(xiàn)在已經(jīng)進入高潮。

在圖3b深度為6.5 km的密度擾動圖上,在裂谷帶南段和分為兩支的中段,沿裂谷帶有低密度擾動異常,反映上地殼有多個巖漿和流體活動區(qū)。在19.1 km中地殼等效層上(圖4a),東非大裂谷總體呈現(xiàn)較弱的低密度擾動,但低密度擾動區(qū)單個面積小而數(shù)量多,分散覆蓋了整個東非大裂谷。其中,埃塞俄比亞火山巖區(qū)低密度擾動的范圍較大,擾動幅度也較強。這些數(shù)據(jù)表明,在東非大裂谷的中地殼裂縫和熔流體活動分布廣泛。在39.1 km下地殼等效層上(圖4b),東非大裂谷已經(jīng)全部呈現(xiàn)低密度擾動,低密度區(qū)域面積大,貫穿了整個東非大裂谷,并在北段的埃塞俄比亞高原、中段維多利亞湖東面、和南段三處尤為強烈(圖4b中分別以Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ表示),反映地殼裂縫發(fā)育和熔流體活動基本覆蓋整個東非大裂谷,并在這三個區(qū)域表現(xiàn)得最強烈。

由于巖石圈的黏度增大,在圖4c上巖石圈流體和局部巖漿上涌區(qū)范圍縮小。強低密度擾動區(qū)向南移動,其中心位于裂谷西南部,包含了東非大裂谷的中段和南段。埃塞俄比亞高原整體不再表現(xiàn)為低密度擾動。在179.5 km軟流圈(圖4d),隨物質(zhì)黏度減小和蠕動加快,低密度擾動的區(qū)域繼續(xù)擴大,向非洲大陸的東北面擴展,幾乎覆蓋了非洲大陸的全部。因此,對比6個深度的密度擾動圖像可知,東非大裂谷呈現(xiàn)的低密度擾動,自軟流圈至上地殼,低密度擾動區(qū)范圍逐漸減小和分散,強低密度擾動區(qū)的位置、面積、數(shù)量等也發(fā)生了變化。如圖5所示,將低密度擾動上下連接起來,可見從軟流圈和巖石圈地幔有低密度“主干”,上升到中下地殼后,低密度擾動區(qū)分叉為多個反映熔流體上涌的“枝杈”。

經(jīng)過小波多尺度分解、小波細節(jié)反演和分析研究,得到了東非大裂谷地殼和上地幔內(nèi)低密度體的樹枝狀分杈三維圖像(圖5),此模式稱為東非大裂谷融流體上涌的樹形分叉動力學模式,其要點包括:① 低密度流體在軟流圈大面積上涌;② 流體在巖石圈繼續(xù)上涌,部分轉化為基性巖漿,平面面積縮小;③ 進入地殼后上涌熔流體分叉成多支,平面總面積進一步縮小; ④ 熔流體上涌到上地殼后僅在裂谷帶活動,反映為火山鏈和玄武巖帶。

對比地形圖可見,熔流體上涌還可能造成地殼的局部隆升。下地殼的三個強低密度擾動區(qū)(圖4b中Ⅰ、Ⅱ、III標明)的位置,與地表的高海拔區(qū)的位置非常吻合,分別為埃塞俄比亞高原、東非高原、南非高原。由于埃塞俄比亞高原為拗拉槽,地殼整體裂縫密集,故易使幔源熔流體進入。東非大裂谷地區(qū)地震頻發(fā)(見圖3),因為深部地幔物質(zhì)上涌到地殼斷裂,產(chǎn)生區(qū)域性的伸展應力場,造成大量地震發(fā)生。

4 結論

利用衛(wèi)星重力場數(shù)據(jù)和小波多尺度分析方法對東非大裂谷進行三維密度結構成像,取得了東非大裂谷地殼和上地幔多個深度等效層上的密度擾動圖像,為東非大裂谷巖石圈結構和動力學研究提供了重要佐證。結果表明,東非大裂谷中段的西支裂谷與東支裂谷的幔源熔體同源,但是西支裂谷發(fā)育較不充分、形成較晚。東非大裂谷的動力學模式為熔流體上涌的樹形分叉模式,其要點包括:① 低密度流體在軟流圈大面積上涌;② 流體在巖石圈繼續(xù)上涌,部分轉化為基性巖漿,平面面積縮小;③ 進入地殼后上涌熔流體分叉成多支,平面總面積進一步縮小;④ 熔流體上涌到上地殼后僅在裂谷帶活動,反映為火山鏈和玄武巖帶。軟流圈熔流體上涌也造成上地殼局部隆升和地震頻繁發(fā)生。