川滇地区重力异常的小波分解与解释

第27卷 第5期地 震 学 报Vol.27,N o.5 2005年9月 (515~523)ACTA SEISM OLOGICA SIN ICA Sep.,2005 文章编号:0253 3782(2005)05 0515 09川滇地区重力异常的小波分解与解释*楼 海 王椿镛(中国北京100081中国地震局地球物理研究所)摘要 利用小波变换方法对四川云南及周围地区的布格重力异常进行分解.在计算中选用具有正交完备性并有较好对称性及较高消失矩的小波函数把重力异常分解为两部分.用功率谱方法对分解后异常进行分析,可知其分别表示地壳内部和更深部的密度变化.两部分异常显示出川滇地区深部与浅部的构造差异.浅层重力异常的密度填图表明: 四川盆地地壳密度较高,松潘甘孜造山带密度较低;!康滇菱形块体的密度是不均匀的;∀康滇菱形块体的边界断裂具有不同的密度特征,显示出不同的构造性质.深部重力异常的密度填图显示出与浅部相似而又不同的密度分布特征,表明川滇地区浅部与深部构造作用有所不同,两者之间可能是不完全解耦关系.本文结果还表明,地震分布不仅受断裂构造控制,也与深部密度变化有关.关键词 川滇地区 小波分析 密度填图中图分类号:P312.1 文献标识码:A引言川滇地区处于青藏高原东部边缘,是快速隆升的青藏高原与相对稳定的扬子地台的过渡带.在印度板块向北推挤的作用下,青藏高原发生物质东移,川滇地区经历了强烈的变形和断裂作用.这里是中国大陆构造活动最为强烈的地区之一,也是当代强地震发生最为频繁的地区.对于川滇地区的构造与地震活动的研究一直是国内外地质学家、地球物理学家关注的热点.从20世纪80年代以来,对于川滇地区的深部地壳结构已经进行了很多探测工作,并得到很多重要成果(熊绍柏等,1986;崔作舟等,1987;Kan et al,1986).对于川滇地区的重力资料,前人也已经进行过大量的研究(叶正仁,谢小碧,1985;蒋航,刘福生,1987;孟令顺等,1987;刘元龙等,1987;蒋福珍,方剑,2001),得到了关于Mo ho面深度,以及地壳与上地幔密度变化的很多研究成果.不过,由于资料和研究方法的限制,由重力资料得到的一些结果明显与深地震测深结果不一致.例如,用重力资料反演的M oho面深度在攀西地区明显隆起,但分别从渡口和西昌穿过攀西地区的两条深地震测深剖面(熊绍柏等,1986;崔作舟等,1987)却都显示攀西地区的Mo ho面隆起很小.因此有必要作进一步地研究.在国家基础研究发展规划项目#大陆强震机理与预测∃研究中,川滇地区是重点研究区之一,这里安排了人工地震测深(王椿镛等,2003a,b),天然地震层析成像(王椿镛等,*国家自然科学基金重点项目(403334041)资助.中国地震局地球物理研究所论著05AC1024.2004 10 28收到初稿,2005 04 14收到修改稿,2005 05 16决定采用.2002)和大地电磁测深等多项探测工程,以研究川滇地区的活动块体构造,边界断裂性质及其与强地震的关系.结合这些最新的探测研究成果,本文利用小波分析方法对川滇地区的布格重力异常进行分离,得到不同深度的密度分布图象,并进行了解释.1 方法重力场变化是地壳内部不同深度上密度分布不均匀的综合反映.分离不同深度地质体引起的重力异常,是重力资料处理解释中最困难的问题之一.以往用于重力异常分离的方法主要有趋势分析方法、向上延拓方法和滑动平均方法等,这些方法在实际应用中都有一定的效果,也都存在一些缺点.近年来发展起来的小波分析方法,在信号处理领域正在得到日益广泛地应用.侯遵泽和杨文采(1997)、侯遵泽等(1998)、李宗杰等(1997)、何继善等(1997)和杨文采等(2001)先后把小波分析方法应用于重力和航磁异常的分离和处理,得到了很有意义的结果,为重力异常的分离提出了新的途径.小波变换的定义是用满足下列条件(李世雄,刘家琦,1994):g(x )%L 2且G( )| =0=0&∋-∋|G( )|2| |d <∋(1)的平方可积函数g(x )(G( )为g(x )的傅氏变换)作为小波基函数,加上尺度参数a 和位置参数b 构成小波函数g ab (x )=|a |-1/2gx -ba(2)位场信号f (x )为L 2空间内的平方可积函数,其小波变换定义为W f (a,b)=1|a |&∋-∋f (x )g x -b a d x (3)相应的反变换为f (x )=1C&∋-∋d b &∋-∋W f (a,b)g x -b ad a (4)其中C =2 &∋-∋|G( )|| |d 对于离散数据,取离散小波函数ij =2j/2 (2j x -i) i,j %Z (5)构成L 2空间本征正交基.对于在无穷远处很快衰减的实函数f %L 2,有f (x )=(∋i=-∋(∋j=-∋W ij ij (6)其中W ij =)!ij ,f ∗=2-j /2&∋-∋f (x ) (2-j x -i)d x 如果定义一个小波尺度(scaling)函数!满足&∋-∋!(x )d x =1(7)!ji =2j/2!(2j x -i)+ j ,i , 当i −i ,,j −j ,516 地 震 学 报 27卷则f (x )可以分解为f (x )=(∋i=-∋)!0,f ∗!0(x -i)+(∋j =0(∋i=-∋) ji ,f ∗ ji (x )(8)式中,第一部分表示f (x )的光滑近似;第二部分表示细节,求和号中的每一项,代表了尺度越来越小的细节.上式构成了一个多尺度分析(M allet,1989),把f (x )表示为一系列不同尺度成分的组合.利用多尺度分析方法,可以实现重力异常中不同成分的分离.通过与信号处理中常用的Fourier 分析方法比较可知,Fo urier 分析将平稳信号分解成谐波的组合,小波分析则将非平稳信号分解为各种小波的组合.实际上,小波变换得到的是信号的一种新的等价描述.通过适当的选择小波基函数和分解尺度,可以有效地突出信号中包含的我们感兴趣的成分,以便用于进一步的处理和分析.小波基函数可以有很多种选择,在位场数据处理中,需要考虑小波基函数的一些重要性质.李健等(2001)对此进行了分析与试验.小波函数的完备正交性是多尺度分析的基本要求.正交小波可以保证多尺度分析的低阶细节不变性.小波函数的对称性直接影响信号的重构.如果具有对称性,重构算法失真小,重构信号能给出原始信号的一个很好的逼近.小波函数的消失矩(vanishing m oments)决定了小波函数逼近光滑函数时的收敛率.较高的消失矩使我们能够研究函数的高阶变化.在实际处理中,不存在正交对称小波.因而,我们在处理中,尽量选用具有较好对称性,消失矩较高的正交小波函数.2 资料与数据处理在本文的研究中,收集了川滇地区的3,.3,布格重力异常数据,其范围是97/~110/E,22/~35/N(图1).重力异常的基本特征是西北低、东南高,反映了川滇地区地壳厚度变化图1 川滇及邻近地区布格重力异常图等值线单位为10-5m/s 2的基本格局.在此之上,叠加了各种强度不等的局部异常.这些局部异常是地壳内部各种尺度密度不均匀的反映.利用多重小波分解方法,把重力异常分解为不同尺度的小波逼近和小波细节.通过对比,我们选取4阶小波逼近作为川滇地区的区域异常场(图2a).同时把2,3和4阶小波细节组合在一起,作为局部异常场(图2b).更短波长的异常成分则主要反映地表附近的密度变化,在深部地壳结构的研究中不作详细讨论.小波变换是一种数学工具,可以把重力场分解为不同尺度的成分,但不能给出各种尺度成分的地球物理意义.为了解小波分解获得的不同尺度成分的性质,我们对分解后的重力异常进行功率谱分析(Cianciara,M ar cat,1995).从517 5期 楼 海等:川滇地区重力异常的小波分解与解释统计意义上看,重力异常的径向平均对数功率谱曲线可以反映异常场源的平均深度.经过分析,我们发现2~4阶小波细节组合而成的局部异常是由深度约为28km的场源产生的,是中上地壳内密度分布不均匀引起的.区域异常则包含更深场源,包括上地幔顶界面深度变化和地壳下部及上地幔顶部密度变化引起的异常成分.图2 (a)川滇及邻近地区区域重力异常(等值线单位为10-5m/s2);(b)川滇及邻近地区局部布格重力异常(等值线单位为10-5m/s2),虚线表示负异常由于考虑到重力资料对深部场源的分辨较低,功率谱分析方法给出的场源深度信息不是精确的,只是统计意义上的估计,因而我们没有对重力异常作更详细的划分.对于局部重力异常,我们进行了沉积层改正,以消除低密度沉积层对重力异常的影响,得到浅源(中上地壳内密度变化引起的)重力异常.对于区域重力异常则进行了两项改正:首先消除M oho面起伏的重力影响.Moho面深度数据取自腾吉文等(2002)根据人工地震测深剖面资料及其它地震资料编制出的M oho界面深度图.利用Parker(1972)给出的公式计算重力效应,计算时取Mo ho面平均深度为35km,Moho界面上的密度差为0.3 Mg/m3(考虑下地壳与上地幔顶部的密度差);另一项改正是消除更深部密度不均匀的重力影响.根据Bo rw in(1983)的研究,地球深部场源的深度与地球重力场球谐表达式中的位系数有如下关系:Z=Rn+1式中,Z为场源深度,R为地球半径,n为位系数阶数.按照Borw in(1983)给出的估计公式,我们用卫星重力场模型EGM96,计算出低于50阶的卫星重力场来表示深度大于120 km的场源引起的重力异常.把M oho面起伏和更深部密度变化的重力效应从小波分解得到的区域重力异常中减去,得出反映下地壳与上地幔顶部密度不均匀的重力异常,以下我们称之为深源异常.518 地 震 学 报 27卷对于浅源和深源重力异常用视密度填图方法(Granser et al ,1989),分别反演地壳内部和深部平均密度扰动.这种平均密度扰动反映密度的相对变化,是地壳中上部和深部岩性与构造差异的反映.3 密度填图结果与解释用小波分析方法得出的局部异常和区域异常(图2a,b)有明显不同的特征.在龙门山断裂带附近,浅部重力异常梯级带为NW 方向,与龙门山断裂走向方向平行;而深部重力异常梯级带的走向方向转向为NNE 方向,与龙门山断裂有明显交角.在攀西地区,浅层异常为南北走向的正异常,深部异常则为向东南方向逐渐抬高的舌状负异常.深浅异常分布特征上的差异,反映了深浅构造的不一致性.对浅部重力异常的视密度填图(图3a)显示出中上地壳内密度的相对变化.四川盆地地壳密度较高,盆地内部密度分布具有与龙门山断裂带近似平行的条带结构特征.松潘 甘孜造山带密度相对较低.其它地区视密度变化较大.康滇菱形块体内部密度不均匀.西北部分属松潘 甘孜造山带,密度较低,攀西地区视密度有较强的变化.很明显,康滇菱形块体目前作为一个强烈活动的构造单元,是由不同性质的块体组合而成的.康滇菱形块体的边界断裂与其它一些断裂带在视密度图上具有不同的特征,显示出不同的构造特点.龙门山断裂带在视密度正负异常分布区边界附近,位于密度较高的东南一侧,反映出密度较低的松潘 甘孜造山带向东南方密度较高的四川盆地的逆掩推覆构造.根据视密度填图结果推测,龙门山断裂带在中上地壳内是向西北方向倾斜的.鲜水河断裂带处于视密度平稳的地区,断裂带两侧的密度差异不很明显,沿断裂带也没有强度较高的小局部异常存在.仔细观察可以发现,鲜水河断裂两侧的弱局部异常的分布特征是有差异的,南侧有正密度异常分布,北侧异常则为低缓的负异常.从其视密度图上可以看出,鲜水河断裂带作为松潘 甘孜造山带内部的一条大型平移韧性剪切带(许志琴等,1992),控制了断裂带两侧岩性与构造.但在区域构造压应力作用下,沿鲜水河断裂带没有发生过大规模的深部岩浆上涌活动.安宁河断裂在其视密度图中处于近南北向的正负密度分界线附近,为攀西地区高密度分布区的东界.安宁河断裂是多期岩浆活动的通道(李坪,1993),其附近的高密度区代表了沿安宁河断裂上涌的深部高密度物质.沿金沙江断裂和哀劳山 红河断裂分布着一系列局部高低密度异常,表明沿断裂有不同密度物质的重新分布,有深部高密度物质侵入到中上地壳中.在鲜水河断裂、龙门山断裂和安宁河断裂相交会的地方,密度变化比较强烈.交会处西侧为较突出的低密度区,东侧为高密度区.这可能与断裂方向的改变有关系.深层密度填图(图3b)显示出与浅层密度相似但不一致的分布特征.四川盆地在深部也是高密度区,但高密度区的位置与浅部的不同.浅部高密度区与盆地位置相同,深部高密度区则不在盆地的正下方,而是在盆地南部北纬30/附近.我们认为,这个高密度区表示盆地下方存在密度较高、比较坚硬的块体.正是这个块体阻挡了青藏高原的物质东移,使之转而向南.5195期 楼 海等:川滇地区重力异常的小波分解与解释520 地 震 学 报 27卷松藩 甘孜造山带东南端是低密度区.这与人工地震探测得出的松藩 甘孜造山带下地壳增厚、上地幔顶部Pn 速度偏低(王椿镛等,2003a)是一致的.低密度区为NNE 走向,与浅层视密度图中龙门山断裂西侧低密度区走向方向不同,范围也更大.可以认为,这个低密度区是青藏高原物质东移过程中,受到四川盆地高密度块体阻挡而在深部形成的低密度物质堆积(表现为下地壳增厚)区.攀西地区在深部与浅部一样,为高密度区,但范围较大.安宁河断裂从深部高密度区中间穿过.我们认为,这个高密度区代表了攀西古裂谷时期深部高密度物质上升过程中存留在下地壳和上地幔顶部中的成分.4 讨论我们利用小波分析方法,分离川滇地区重力异常得到的局部异常和区域异常是合理的.局部异常较好地反映了四川盆地、松藩 甘孜造山带、攀西古裂谷带的岩性构造特征.过去用平均法分离出的攀西地区区域重力异常在西昌 渡口之间有很大重力高异常区,据此反演的M oho 面深度与地震探测结果相差较大.我们用4阶小波逼近得到的区域异常反映出的Mo ho 界面深度变化特征与用地震方法获得的界面深度变化相当一致.因此,小波分析结果更合理.密度填图方法得到的研究区视密度变化,与其它地球物理方法得到的地壳物性模型也是可以对比的.人工地震测深方法得到的川西地区P 波速度结构(王椿镛等2003a,b),显示出在川西高原地区上地壳内(深度20km 以上)普遍存在着厚度为5km 左右的低速层.四川盆地内则没有这个低速层,因而川西高原地区上地壳的平均速度明显低于四川盆地内的上地壳平均速度.这与视密度填图得到的浅层密度变化(扣除四川盆地浅层沉积层影响后)是一致的.同时,地震测深结果表明,川西高原地壳厚度变化是下地壳明显加厚造成的,上地幔顶部的P 波速度也比较低.相应地,我们的深层密度变化也显示出川西高原地区为低密度.从密度填图结果看,浅部与深部密度分布不一致,反映了深浅构造的不一致性.以龙门山断裂带为例,浅部密度异常走向与地质观测到的断裂走向一致;深部密度异常走向方向与浅部异常不同,从NE 向转为NNE 向,表明龙门山断裂带与深部构造斜交.孙若昧等(1991)利用地震层析方法获得的四川地区速度分布,也显示出龙门山断裂带北段和中南段在地壳厚度、上地幔顶部速度等方面都有明显不同.这与我们的密度填图结果是一致的.熊熊和滕吉文(2002)把川滇地区深浅构造之间的不一致,归结为地壳与地幔物质运动过程的解耦.川滇地区是强震多发区,其地震发生受活动断裂控制,深度多为20km 或更浅.但从深部密度扰动图(图3b)中可以看到,强震分布也与下地壳及上地幔顶部密度扰动有关.在攀西高密度异常区的周围分布有很多强震,而高密度区中心部位则地震较少,特别是没有较大地震.沿鲜水河断裂带分布的一系列强地震,位于松藩-甘孜造山带南端低密度区内部密度发生变化的部位.近年来地震特别活跃的马边断裂正好位于攀西高密度区与四川盆地高密度区之间的过渡带上.这些现象表明,川滇地区强震活动多发生在深部密度不均匀的部位.这种部位可能代表了深部不同岩性或构造区的接合部.这里容易形成应力集中区,引起浅部脆性层发生破裂.地震分布与深部密度不均匀有关,也说明了川滇地区深浅521 5期 楼 海等:川滇地区重力异常的小波分解与解释522 地 震 学 报 27卷构造之间是有关联的,深浅构造作用是不完全解耦的.强震发生受深浅构造的共同控制.中国地质科学院张寄生研究员和国土资源部地质调查局航遥中心吴其反高级工程师为本文提供了资料和帮助,在此一并表示感谢.参 考 文 献崔作舟,卢德源,陈纪平,等.1987.攀西地区的深部地壳结构与构造[J].地球物理学报,30(6):566~580何继善,温佩琳,肖兵,等.1997.小波分析在地球物理勘探中的应用[J].中国有色金属学报,7(4):14~19侯遵泽,杨文采.1997.中国重力异常的小波变换与多尺度分析[J].地球物理学报,40(1):84~95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[J].地球物理学报,41(5):643~651蒋福珍,方剑.2001.康滇地区重力场分离,密度反演与地壳构造[J].地震学报,23(4):391~397蒋航,刘福生.1987.从重磁场特征探讨攀西裂谷构造[A].见:张云湘,袁学诚主编.中国攀西裂谷论文集(3)[C].北京:地质出版社,76~88李健,周云轩,许惠平.2001.重力场数据处理中小波母函数的选择[J].物探与化探,25(6):410~416李坪.1993.鲜水河小江断裂带[M].北京:地震出版社,7~21李世雄,刘家琦.1994.小波变换与反演数学基础[M].北京:地质出版社,34~118李宗杰,杨林,王勤聪.1997.二维小波变换在位场数据处理中的应用试验研究[J].石油物探,36(3):70~78刘元龙,武传珍,郑建昌.1987.攀西地区重力异常特征及裂谷问题研究[A].见:张云湘,袁学诚主编.中国攀西裂谷文集(3)[C].北京:地质出版社,90~98孟令顺,曹庆益,卢履仁,等.1987.攀西地区重力均衡异常的研究[A].见:张云湘,袁学诚主编.中国攀西裂谷文集(3)[C].北京:地质出版社,99~109孙若昧,刘福田,刘建华.1991.四川地区的地震层析成像[J].地球物理学报,34(6):708~716滕吉文,曾融生,闫雅芬,等.2002.东亚大陆及周边海域M oho界面深度分布和基本构造格局[J].中国科学,D辑,32(2):89~100王椿镛,M ooney W 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er,in upper and m iddle crust,and deep lay er ,in deep crust and upperm ost mantle,respectively.T he tw o parts o f anom alies sho w the difference between shallow and deep tectonics.The results of shallow layer apparent density mapping reveal that: T he crustal density in Sichuan basin is hig her than that in Songpan Ganzi orog enic zone;!T he density o f Kangdian r ho mbic block is heterog enous;∀The boundary faults of Kang dian block are of different density features,suggesting different tectonic significa tion.T he results of deep lay er appar ent density m apping show a sim ilar,but not the same,density distributio n pattern as the shallow results,and indicate that the tectonics of shallow and deep crust are different,they may be in a status of incom plete coupling.Our results also show that the earthquakes in this ar ea are contro lled no t only by the fracture belts and also by the deep density distribution.Key words :Sichua Yunnan r eg ion;w avelet analysis;apparent density mapping 523 5期 楼 海等:川滇地区重力异常的小波分解与解释。