东非大裂谷的地壳和上地幔密度结构

钱知之,杨文采

浙江大学,杭州,310058

内容提要：利用卫星重力场数据和小波多尺度分析方法对东非大裂谷进行三维密度结构成像,取得了东非大裂谷地壳和上地幔多个深度等效层上的密度扰动图像,为东非大裂谷岩石圈结构和动力学的研究提供了重要佐证。结果表明,东非大裂谷中段的西支裂谷与东支裂谷的幔源熔体同源,但是西支裂谷发育较不充分、形成较晚。东非大裂谷的动力学模式为熔流体上涌的树形分叉模式,其要点包括:① 低密度流体在软流圈大面积上涌;② 流体在岩石圈继续上涌,部分转化为基性岩浆岩,平面面积缩小;③ 进入地壳后上涌熔流体分叉成多支,平面总面积进一步缩小; ④ 熔流体上涌到上地壳后仅在裂谷带活动,反映为火山链和玄武岩带。

东非大裂谷是现今世界上最典型的大陆裂谷,研究其地壳和上地幔的结构有助于反演东非大裂谷的形成和演化,并为大陆裂谷作用和地球动力学研究提供约束,对人类社会可持续发展具有一定意义。自20世纪以来,国内外已有大量学者通过地球物理和地质学的方法对东非大裂谷的地下结构进行了研究,并取得了丰富的成果和资料(Moores et al.,1995;Mechie et al.,1997;Richards et al.,2000;吕洪波等,2000;Jolivet and Hataf,2001; Rogers, 2004;杨文采,2014;孙辉等,2019;贾屾等,2021,2022;李华等,2022)。目前学界基本认为东非大裂谷的中下地壳存在高密度—高地震波速体,反映已经固结的幔源玄武岩侵入体。岩石圈地幔和软流圈大范围呈现低密度、低地震波速体,反映没有完全固结的熔流体和气体。然而,现有的研究多数采用地震、地磁等地球物理方法,并结合地质学的资料约束,还没有对整个东非大裂谷的浅地幔进行三维密度扰动的成像研究。因此,对东非大裂谷进行重力场密度结构的三维成像,可以为东非大裂谷岩石圈结构和动力学的研究提供重要证据。

东非大裂谷位于非洲东部,南起赞比西河的下游谷地,向北至马拉维湖北部分为东西两支,西支延伸短,东支继续向北延伸抵红海南部(图1a)。在本文中,为方便地理位置的表达,我们在将东非大裂谷分为东西分支前的南段、有东西两个分支的中段,和分支结束后的北段。

图1 非洲地质构造略图(a)(东非大裂谷位置由红线画出)以及卫星布格重力异常图(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)

本项目使用了区域重力场小波多尺度分析方法,将东非大裂谷区域的重力场数据分解为对应不同深度的重力异常小波细节,再反演该深度的密度分布,从而获得了东非大裂谷区域地壳和上地幔的三维密度结构。下面将先简要介绍区域重力场小波多尺度分析方法(Mallat, 1989),再给出我们用这种方法计算得到的东非大裂谷三维密度成像结果和特征,并对这些结果的地质含义进行解释和讨论。

1 方法技术和资料来源

与地面重力异常场相比,卫星布格重力异常场受Moho面起伏的影响比较小,适合用于深层密度扰动信息的成像。2005年以来,在全球卫星重力测量数据归一化的基础上,建立了地球重力场模型EGM-2008(Nikolaos,2012)。加利福尼亚大学斯克里普斯海洋协会和美国国家海洋与大气局卫星测高实验室共同维护此全球卫星重力异常数据库,数据网度为1′×1′,总精度可以达到3.03 mGal,局部地区可以达到1.8 mGal。本文研究区东非大裂谷地区为东经20°～50°、南纬30°～北纬30°,重力场数据来自EGM2008卫星布格重力异常场数据集(图1b),测网间距为0.25°×0.25°。

经过多年研究,我们把小波多尺度分析、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反演地壳三维密度结构的数据处理、反演解释和信息提取的方法系统(杨文采等,2001,2015a,b;2016;2017,2018)。此系统分为区域重力场按场源分层、小波变换多尺度分析、场源分层深度反演及密度扰动反演四个子系统,详见图2a。

图2 用区域重力场反演地壳三维密度扰动方法框图(a)以及研究区布格重力异常二维功率谱曲线、不同斜率段对应不同场源等效层和小波细节组合(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)

首先是重力异常小波变换多尺度分析。其理论依据之一是场源形成的重力异常的尺度与场源的埋藏深度正相关。然而,当多个源体产生的重力异常叠加后,叠加后的重力异常便不再具有特征尺度。因此,为了取得不同深度场源的信息,小波多尺度分析方法利用不同小波基的特征尺度,把叠加的重力异常场按尺度分解,得到不同尺度的重力异常小波细节,它们分别对应不同的场源深度。

具体来说,对于均匀方格网重力异常场数据,小波细节的尺度与对应重力异常场源深度的关系如下所述。设均匀方格网重力异常场数据的网眼间距为Δ。进行小波多尺度分析时,小波细节的尺度呈2的整数幂递增,记小波细节阶次为n。则重力异常源体埋深h与小波细节阶次n的关系式为(杨文采等,2001,2015b):

h=α·Δ·2n-1,n= 1,2,3,…

此式称为重力场小波变换的尺度—源深度转换律,系数α为0.5～0.8之间的实数。

为了估算出各场源的深度,对区域重力异常用傅里叶变换进行功率谱分析(杨文采,1985,1986)。由位场的频谱理论可知,重力场对数功率谱的斜率与该段对应的场源等效层的埋藏深度成反比。因此先对区域重力异常功率谱进行初步分析,其不同斜率段分别对应不同深度的场源等效层。在小波细节分解之后,再重新进行重力异常功率谱分析,通过功率谱斜率准确估算出各个合并后的小波细节对应的场源等效层的深度。

最后,运用广义线性反演方法(杨文采,1987,1997)由小波细节和分层的深度求取各个场源分层的密度分布,再由各等效层的平均密度之差求得到密度扰动分布,得到地壳不同深度等效层的密度扰动图。

对非洲重力异常数据,由小波多尺度分析和重力异常功率谱可知(示如图2b),场源可分解为7层。用上述小波细节组合的频谱反演各个场源分层等效层的深度。等效层D1反映表层,中心深度为2.3 km;D2层中心深度为6.5 km,等效层密度扰动示如图3。等效层D3的中心深度为19.1 km(密度扰动示如图4a),等效层D4的中心深度为39.6 km(示如图4b),反映下地壳结晶基底岩层密度扰动。等效层D5的中心深度为72.1 km(示如图4c),对应岩石圈地层密度扰动(示如图4c)。 深等效层异常D6场源分层的深度为179.5 km,反映软流圈密度扰动,示如图4d。

图3 东非大裂谷及邻区阶小波细节D1反演的密度扰动图像,对应深度2.3 km (a) 和小波细节D2反演的密度扰动图像,对应深度6.5 km(b)。底图中圆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)

图4 非洲地壳和上地幔密度扰动细节: (a) 3阶(D3),对应深度19.1 km; (b) 4阶(D4),对应深度39.6 km; (c)5阶(D5),对应深度72.1 km; (d)6阶(D6),对应深度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 非洲大陆三维密度成像结果

现在来分析东非大裂谷重力小波细节反演取得的密度扰动图件(图3和图4)。所有图件数值大小均为蓝高红低。图3a为小波细节D1反映的地壳浅部等效层的密度扰动,对应深度为2.3 km。由图可见,因为地壳浅部的土壤层和水系等因素影响,地壳浅部的密度扰动与裂谷带没有明显的位置相关。图3b为小波细节D2反映上地壳等效层的密度扰动,对应深度为6.5 km。由图可见,因为地壳浅部的干扰因素减小,上地壳的密度扰动与裂谷带位置有一定的相关。尤其是在裂谷带分为两支的中段和南段,沿裂谷带分布的负密度扰动异常反映上地壳有岩浆和流体活动;沿裂谷带分布的正密度扰动异常带,反映上地壳已经有火山喷发形成的玄武岩侵入区(杨文采,1998)。

大陆地壳和地幔物质密度异常可能与岩性变化、熔流体含量变化等因素有关(Mavko et al., 2009)。在同一深度的平面上,温度和压力的变化不大。密度低异常主要与熔流体含量变化有关。岩石圈中明显的低异常最有可能反映岩石圈裂缝中的流体或者岩浆成分的集结,可推测为幔源熔流体。地壳中的高密度异常多由于区域岩性变化引起,在大陆裂谷带常为幔源熔体冷凝固结形成的幔源玄武岩侵入体,即已经冷却的幔源侵入体。因此,在同一深度平面上,密度扰动低异常和高异常都反映了大陆裂谷作用的发生。

图4a为小波细节D3反映中地壳等效层的密度扰动,对应深度为19.1 km。由图可见,中地壳的密度扰动与裂谷带位置高度相关。尤其是在裂谷带的北端、分为两支的中段和南段,沿裂谷带分布的负密度扰动异常都非常突出和连贯, 范围比裂谷带略大,但没有明显密度扰动正异常出现。因此可见,在东非裂谷带的中地壳,沿地壳大断裂带分布的岩浆和流体活动区已经局部贯通。图4b为小波细节D4反演的下地壳等效层的密度扰动,对应深度为39.6 km。由图可见,下地壳的密度扰动与裂谷带位置依然具有高度的相关。与中地壳不同的是,在裂谷带分为两支的中段,沿裂谷带西支分布的负密度扰动异常幅度已经明显减小,表明中段的西支不是东非大裂谷的主支,只是地壳内的杈支。沿东非裂谷带的下地壳,分布的岩浆和流体活动主要集中在南北方向。面积较大的负异常区分布于埃塞俄比亚高原。

图4c为小波细节D5反演的岩石圈等效层的密度扰动异常,对应深度为72.1 km。在岩石圈,负密度扰动异常幅度没有明显减小,但是分布范围向南方压缩,东非大裂谷的北带负密度扰动异常幅度明显减小。这种情况表明,在东非岩石圈内的岩浆和流体活动区没有分叉,主要集中在裂谷带的南部。图4d为小波细节D6反演的软流圈等效层的密度扰动异常,对应深度为179.5 km。由于软流圈的黏度小于岩石圈,物质蠕动能力强,低密度扰动异常范围扩大到整个非洲大陆内部,反映了软流圈是造成东非大裂谷的流体上涌的动力学根源。

上面提到,东非大裂谷主支裂谷发育完全,从上地壳贯通岩石圈。但是中段的西支裂谷发育较不充分,仅在中地壳和岩石圈有明显的低密度异常。如果裂谷形成于幔源熔流体上涌,造成地壳破裂形成裂缝,说明西支裂谷相对于东支裂谷发育较晚,发育不如主支充分。

3 东非大裂谷的动力学模式

对比小波细节对应的不同深度的密度扰动图件,可见随着深度减小,从岩石圈地幔到地壳浅部,低密度异常的分布区域范围逐渐减小,在上地壳会合到地面东非大裂谷带的分布特征。在上、中、下地壳局部存在面积较小的高密度异常体,反映有已经冷却的幔源玄武岩侵入体,表明东非大裂谷的演化现在已经进入高潮。

在图3b深度为6.5 km的密度扰动图上,在裂谷带南段和分为两支的中段,沿裂谷带有低密度扰动异常,反映上地壳有多个岩浆和流体活动区。在19.1 km中地壳等效层上(图4a),东非大裂谷总体呈现较弱的低密度扰动,但低密度扰动区单个面积小而数量多,分散覆盖了整个东非大裂谷。其中,埃塞俄比亚火山岩区低密度扰动的范围较大,扰动幅度也较强。这些数据表明,在东非大裂谷的中地壳裂缝和熔流体活动分布广泛。在39.1 km下地壳等效层上(图4b),东非大裂谷已经全部呈现低密度扰动,低密度区域面积大,贯穿了整个东非大裂谷,并在北段的埃塞俄比亚高原、中段维多利亚湖东面、和南段三处尤为强烈(图4b中分别以Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ表示),反映地壳裂缝发育和熔流体活动基本覆盖整个东非大裂谷,并在这三个区域表现得最强烈。

由于岩石圈的黏度增大,在图4c上岩石圈流体和局部岩浆上涌区范围缩小。强低密度扰动区向南移动,其中心位于裂谷西南部,包含了东非大裂谷的中段和南段。埃塞俄比亚高原整体不再表现为低密度扰动。在179.5 km软流圈(图4d),随物质黏度减小和蠕动加快,低密度扰动的区域继续扩大,向非洲大陆的东北面扩展,几乎覆盖了非洲大陆的全部。因此,对比6个深度的密度扰动图像可知,东非大裂谷呈现的低密度扰动,自软流圈至上地壳,低密度扰动区范围逐渐减小和分散,强低密度扰动区的位置、面积、数量等也发生了变化。如图5所示,将低密度扰动上下连接起来,可见从软流圈和岩石圈地幔有低密度“主干”,上升到中下地壳后,低密度扰动区分叉为多个反映熔流体上涌的“枝杈”。

经过小波多尺度分解、小波细节反演和分析研究,得到了东非大裂谷地壳和上地幔内低密度体的树枝状分杈三维图像(图5),此模式称为东非大裂谷融流体上涌的树形分叉动力学模式,其要点包括:① 低密度流体在软流圈大面积上涌;② 流体在岩石圈继续上涌,部分转化为基性岩浆,平面面积缩小;③ 进入地壳后上涌熔流体分叉成多支,平面总面积进一步缩小; ④ 熔流体上涌到上地壳后仅在裂谷带活动,反映为火山链和玄武岩带。

对比地形图可见,熔流体上涌还可能造成地壳的局部隆升。下地壳的三个强低密度扰动区(图4b中Ⅰ、Ⅱ、III标明)的位置,与地表的高海拔区的位置非常吻合,分别为埃塞俄比亚高原、东非高原、南非高原。由于埃塞俄比亚高原为拗拉槽,地壳整体裂缝密集,故易使幔源熔流体进入。东非大裂谷地区地震频发(见图3),因为深部地幔物质上涌到地壳断裂,产生区域性的伸展应力场,造成大量地震发生。

4 结论

利用卫星重力场数据和小波多尺度分析方法对东非大裂谷进行三维密度结构成像,取得了东非大裂谷地壳和上地幔多个深度等效层上的密度扰动图像,为东非大裂谷岩石圈结构和动力学研究提供了重要佐证。结果表明,东非大裂谷中段的西支裂谷与东支裂谷的幔源熔体同源,但是西支裂谷发育较不充分、形成较晚。东非大裂谷的动力学模式为熔流体上涌的树形分叉模式,其要点包括:① 低密度流体在软流圈大面积上涌;② 流体在岩石圈继续上涌,部分转化为基性岩浆,平面面积缩小;③ 进入地壳后上涌熔流体分叉成多支,平面总面积进一步缩小;④ 熔流体上涌到上地壳后仅在裂谷带活动,反映为火山链和玄武岩带。软流圈熔流体上涌也造成上地壳局部隆升和地震频繁发生。