范军 朱介寿 江晓涛 吴朋 杨宜海

1)成都理工大学，成都市成华区二仙桥东三路1号 610059

2)四川省地震局，成都市人民南路三段29号 610041

0 引言

四川地区位于青藏高原东缘与四川盆地之间，受青藏高原强烈地块运动的影响，其地貌形态和地质结构多十分复杂。由于青藏高原地壳物质向外流动时受到周边四川盆地、塔里木盆地等刚性地块阻挡，地壳物质在这些地方堆积起来形成异常隆升的地貌和增厚的地壳，最显著的动力隆升出现在青藏高原东缘与四川盆地的交汇带上。该地区陡峭山脉与高峰众多，深大断裂带发育，地震活动强烈，历史和现今都是大地震的高发地区。开展对四川及邻区地壳动力作用特征的研究，有助于我们进一步了解其地下介质特性、断层分布特征和地下物质受力状态及流动方向，对认识该地区地震活动规律及减轻地震灾害具有十分重要的作用。

20世纪70年代后期，Vinnik(1977)就尝试从远震体波波形中分离出震源和传播路径的影响，以提取出接收区的响应。Langston(1977)则对远震P波波形提出了等效震源假定，并提出了从长周期远震体波波形数据中分离接收台站下地球介质对入射P波的脉冲响应的接收函数的方法。Owens等(1984)在宽频带记录的基础上，提出了远震体波接收函数的线性波形反演方法。刘启元等(1996)提出了从宽频带地震台阵资料获取3分量接收函数的方法，并给出了基于Tarantola矢量反演理论的接收函数非线性反演方法。目前，接收函数的反演方法经过多年来的发展已日臻成熟，在国内外己获得了日益广泛的实际应用。

有关青藏高原东缘的四川及邻区的地壳流与动力特征的研究，国内外已有相关报道。Burchfiel等(1995、2008)、Royden 等(1997)、Scchoenbohm 等(2006)和 Clark 等(2000、2003)对青藏高原东缘中下地壳存在的粘滞性层流受板块推挤向东流动，在刚性的四川盆地边界受阻，地壳流上升引起上地壳变形、地表隆升的现象提出了设想与模拟。张培震(2008)对几种层流模型进行了较全面的归纳与讨论，从而使得该方面的研究工作取得了很大的进展。

本文利用四川地震台网区域地震台站和布设于该地区的流动地震台站的宽频带地震资料，采用接收函数反演方法，参考震源机制、重力异常和地震活动性等研究成果，根据地质构造特征，对四川及邻区地壳流动与动力作用特征进行研究，以期弄清研究区的地壳运动和作用特征，为掌握其地震活动特征和活动规律提供依据。

1 地质构造背景和台站分布

1.1 地质构造背景

沿青藏高原东缘的地形地貌自北向南是不规则的并有很大变化。在靠近刚强的四川盆地一侧，地形上表现为一系列的上升陡峭山脉与高峰，而青藏高原东南及东北缘则为平缓下降的斜坡地带(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005;Richardson et al，2008)。NE 走向的龙门山是青藏高原东缘最靠近四川盆地的山脉，向西还有数条近似平行的SN向或NNW向山脉，如岷山、邛崃山、大雪山、沙鲁里山等，这些陡峭的山脉高度都在5000m以上，与平坦的青藏高原中部形成鲜明对照。青藏高原东缘的陡峻高山已构成了全球著名的大陆上悬崖陡壁地貌(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005)。从平均高程400～500m的四川盆地到其西侧青藏东缘的陡峭山脉及高程达到5500～7500m的山峰，其水平距离仅为50～80km。其中著名的高峰有位于岷山的雪宝顶(海拔5582m)、位于龙门山的九顶山(海拔4984m)、位于邛崃山的四姑娘山(海拔6250m)及雪隆包(海拔5527m)、位于大雪山的海子山(海拔5820m)及四川最高的贡嘎山(7556m)等。从青藏高原东缘向北东及南西向的高程均逐步平缓下降，无明显突变。而向东通过四川盆地则在盆地边缘有明显异常隆起。这一突然上升的陡峻山峰，称为动态地形，它们与现代地壳深部的动力作用有关(Kirby et al，2002、2003;Clark et al，2004、2005)。这种地貌分布特征与青藏高原在新生代强烈隆升有关，其间分布了许多新构造断裂，许多延绵千里的高大山脉的走向受断裂构造线的控制，青藏高原及其边缘地区经常发生强烈地震。在青藏高原东缘有众多的断裂带发育，如鲜水河断裂带、龙门山断裂带、安宁河断裂带、小江断裂带、则木河断裂带和荥经-马边断裂带等，属于非常明显的地壳厚度梯度带和重力梯度带(马杏垣，1989;Huang et al，2003)。

环绕四川盆地的青藏高原东缘隆升时间约为5～11Ma，地壳仅有少量缩短(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005;Burchfiel et al，1995)。在青藏高原东缘的地壳变形主要受上新世-第四纪左旋断层控制，这些断层不仅切割了青藏高原东缘的地形地貌，而且切割了地壳上层的老构造(Burchfiel et al，1995;张培震，2008)。青藏高原东缘升高的陡峻的地形，已被解释为由高原中部流出的地壳物质的累积使地壳增厚、上地壳隆升的直接效应(Kirby et al，2003;Clark et al，2000、2003、2004、2005;Burchfiel et al，2008;Royden et al，1997;Scchoenbohm et al，2006)。

图1 台站分布图

1.2 台站分布

利用近几年来四川数字地震台网以及成都理工大学与法国地球物理研究所、巴黎高等师范学院等单位合作在研究区域部署的被动源流动地震台阵地震观测，选取了50个流动观测台站及52个固定台站的地震观测资料，台站分布如图1所示。台站记录的远震资料按体波震级Mb＞5.5、震中距Δ位于30～90°区间的标准进行挑选，共获得了147个远震地震事件，这些远震大多来自环太平洋地震带、地中海及印度洋中脊地震带，对研究区域有较好的射线覆盖(图2)。

图2 远震分布

2 利用接收函数研究四川及邻区地壳结构

2.1 接收函数S波速度反演

在反演台站下方的速度结构以确定速度参数随深度的变化时，需将由实际资料得到的接收函数与理论模型的接收函数进行拟合。而要得到理论接收函数，则需计算某一模型下的理论地震图。

接收函数合成的地震图可用下式表示

式中，dj表示接收函数的第j个数据点;Rj作用在模型m上用以产生数据dj;m表示S波层速度构成的向量，所以

初始模型建立以后，将R在其初始模型m0处展开成泰勒级数，舍弃与δm相关的高阶项，则公式可表示为

式中，δm为初始模型m0的微扰向量，是模型修正向量;D表示泛函Rj在m0处的偏导数矩阵，其元素Dij表示S波速度结构的微小变化在第j层引起的第i个采样值的相对变化，该列向量构成微分地震图。在具体计算中，为包含接收介质的完全响应，采用了合成地震图的完全算法来计算接收函数，并采用了快速算法来计算微分地震图以提高反演效率。

在反演接收函数时，我们通常利用模型光滑度来约束，在模型跳动幅度和波形拟合度之间选取折中。为了压制速度模型的急剧变化和不稳定性，获得比较光滑的速度模型，通常采用降低波形拟合精度的方法，但须以不会因此而消除明显存在于地壳上地幔中的速度界面为原则，以力求改善反演的非唯一性。

用接收函数反演S波速度时，选取适当的初始模型对其约束、减少结果的不确定性是很重要的。因此，我们可以利用研究区内已有的地壳速度结构资料(朱介寿，2008;崔作舟等，1996;王椿镛等，2003)作为参考。

2.2 四川及邻区地壳结构

采用接收函数法对每一台站地下垂直断面S波速度进行反演。每一速度断面反演时，对所记录的波形均经过挑选及处理，使最终计算结果能很好地拟合观测波形。按照不同构造分区，将所得结果归纳为4个区域，即四川盆地及青藏高原东缘的北、中、南等3个部分，北部为32°N以北地区，中部为28.5～32°N地区，南部是指28.5°N以南地区。所得结果如图3所示。

由图3给出的vS分布可以看出，四川盆地地壳及上地幔速度显著高于青藏高原东缘。盆地中地壳vS值达 3.6 ～3.8km/s，上地幔vS值为 4.5 ～4.8km/s，且地壳内无低速层，岩性上显示为刚强的地块。

青藏高原东缘各台站的vS断面最显著的特征是速度值很小，中地壳vS平均值为3.0～3.4 km/s，上地幔vS值为4.0～4.5km/s。地壳内普遍存在低速层(速度剖面中的灰色阴影区)，大部份低速层位于深20～40km的中地壳，在10～20km深的上地壳及40～60km深的下地壳中也出现少量的低速层。地壳最上层普遍存在的最低速层一般与沉积岩(四川盆地)或变质岩(高原东缘)相关。图4为根据反演结果绘出的研究区莫霍界面深度图。四川盆地地壳厚度一般为40～44km，青藏高原东缘厚度为50～66km，普遍比四川盆地厚10～20km。从四川盆地到青藏高原东缘莫霍界面陡然变深的区域为围绕四川盆地西缘的高原地区。

围绕四川盆地西缘的造山带，也是地壳厚度陡然增加的区域。地壳最厚处出现在青藏高原东缘最靠近四川盆地的地方，特别是位于中部的小金、日隆、泸定、康定一带，地壳厚度可达64～66km，这里也是地势最高的贡嘎山、四姑娘山等所在的位置，此区域内中下地壳的低速层也相对较厚，在向北和向南延伸的过程中，北部和南部地壳厚度有缓慢变薄的趋势，中下地壳的低速层也缓慢变薄。从北部地区向东南到四川盆地，地壳厚度从58km变薄至40km;从南部地区向东到四川盆地，地壳厚度从55km变薄至40km。地壳厚度分布图(图4)显示，地壳物质向东流动时受四川盆地阻挡，引起地壳增厚;研究区的地形变化形态表现为向东南特别是向东高程急剧下降，而其莫霍面深度突变上升，这与地壳物质向东南方向流动及地壳厚度变化趋势一致。

总体来看，青藏高原东缘地区的上地壳界面和下地壳上界面分别比四川盆地的深。高原地区在中地壳的上部有不连续的低速层分布，在其上的上地壳下部存在有脆性的推覆体，而四川盆地地壳内没有发现低速层。在青藏高原东南向的推覆力和四川盆地抵抗力的作用下，高原地壳内推覆体发生向上推移动，形成龙门山的逆冲断裂带活动，在攀枝花-西昌地区和马边地区形成了安宁河断裂带、小江断裂带和荥经-马边断裂带的活动。

图3 (a) 四川盆地地壳上地幔vS垂直断面及波形拟合图

根据远震接收函数反演的各台站vS分布，可以对地壳内20、30、40km深度的vS成像。为将地壳流与研究区主要构造特征及地表现代活动性进行对比，图5还绘出了主要活断层及断块运动方向和青藏高原相对于扬子地块的GPS速度矢量(Gan et al，2007;王阎昭等，2008;Shen et al，2005)。由图5(a)可见，20km深度vS图上NW至SE向沿鲜水河断裂带的地壳流较为明显。此外，沿龙门山西侧边缘发育了较弱的地壳流。由图5(b)、5(c)可见，30～40km深度vS图上四川盆地进入下地壳，vS显示为高速，青藏高原东缘已进入中地壳，这一深度范围是地壳流最发育的层位。在此地壳流分布范围及流动方式下，最主要的一股地壳流是由青藏高原中部(羌塘地块)向SE方向流动，沿鲜水河断裂向ES方向流至康定、泸定、石棉一带受阻，转向南北沿安宁河断裂，继而向南则沿小江断裂向南流动时已较微弱。在北部，除向EN方向流动的地壳流外，还出现与龙门山垂直的ES向地壳流。另外，在西侧沿三江断裂带，还存在1支向南流动较弱的地壳流。

图3 (b) 青藏高原东缘北部地壳上地幔vS垂直断面及波形拟合图

由此可见，青藏高原东缘的地壳流并非处处存在，它们仅分布在有限地段内。最主要的1条是从高原中部沿着鲜水河断裂向SE方向流动。其在鲜水河与安宁河断裂带的交界地带沿安宁河断裂流动、再向南则沿小江断裂向南流动。西侧的1支则沿三江断裂带向南流动。其在北部除有向EN方向的地壳流外，还出现与龙门山垂直的较强的ES向地壳流。地壳流主要被限制在深度30～40km的中地壳内，基本沿水平方向流动。但遇到刚性地块阻挡时，则发生向上及向下的分流，引起地壳异常隆升和地壳增厚。

图3 (c) 青藏高原东缘中部地壳上地幔vS垂直断面及波形拟合图

3 四川及邻区地下动力作用特征

3.1 断层类型分布特征与动力作用

地震的发生是由于地壳岩层在区域应力场作用下，应变累积能量达到一定程度，岩层发生破裂和错动而产生的。地震发生与区域应力场的强度和分布密切相关，震源机制解是利用地球物理学方法判别断层类型和地震发震机制的1种方法。震源机制解能给出地震发生时断层的力学机制和错动断层的运动类型，如正断层、逆断层和走滑断层及其几种类型的组合，它含有大量的震源应力场和震源破裂错动信息，震源机制解的研究是人们深刻了解和认识震源断层动力学特征、地震破裂力学机制、构造应力场状态的有效途径(钱晓东等，2011)。

图3 (d) 青藏高原东缘南部地壳上地幔vS垂直断面及波形拟合图

对四川及邻区构造应力场的研究显示，该区域内发生地震的类型较为分散且每种类型都有(曹颖等，2013)。受印度板块向北推移的影响，青藏高原东缘向东运动，受到坚硬的四川盆地的阻挡，产生南向运动。在这些运动过程中，研究区受到较为复杂的力的作用:首先受到来自SE的青藏高原块体的作用;其次受到北面西北块体SEE向的作用;再次是印度板块向北与欧亚板块顶撞时，喜马拉雅弧与缅甸弧的交汇部分的一角嵌入了川滇藏交界一带;最后受到华南地块的NW、NNW向应力的作用(曹颖等，2013)。正是在这些力的作用下，青藏高原东缘成为地质构造复杂、地震活动强烈的地区。在这个作用过程中产生了多条大断裂带，主要有青藏高原东缘的鲜水河断裂带、青藏高原东缘靠近四川盆地的龙门山断裂带、青藏高原东缘南部的安宁河断裂带和大凉山断裂带，地震主要沿各条断裂带发生。其中，龙门山断裂带受到来自华南地块的NWW向及来自西北地块的NEE向应力场作用作右旋逆冲运动，其断裂带上的地震震源机制主要表现为逆冲型，块体的运动方向与断裂带方向近乎垂直，地壳流从青藏高原东缘近乎垂直流动并在断裂带受阻。鲜水河断裂带受到青藏高原的NE、EW向应力场作用作左旋错动运动，安宁河断裂带和小江断裂带受到川滇块体 SE、SSE向应力场作用，同时还受到来自华南地块的NW、NWW向应力场作用作左旋运动。鲜水河断裂带、安宁河断裂带和小江断裂带及丽江断裂带主要表现为走滑型，块体的运动方向与断裂带方向近乎平行，地壳流主要沿这些断裂带近乎平行的方向流动。从区域构造来看，在青藏高原东缘中北部(川西高原)地区，现今构造应力场接近水平，主要受近EW向挤压作用，断层破裂面较陡，平均P、T轴的仰角近水平，受水平错动力作用。在青藏高原东缘中南部(川滇地块北部)地区，主要受到近NS向的水平挤压作用的影响，区域应力场背景以水平作用力为主，断层破裂面呈大倾角，呈现水平走滑错动(曹颖等，2013)。

图4 研究区地壳厚度

3.2 地壳流的运动方式与地壳变形

青藏高原东缘与四川盆地毗邻边界，出现了一系列NE走向或近似SN、NW走向的陡峻山脉。在这些地区地壳增厚，且中下地壳出现低速层。通过人工爆破(朱介寿，2008;蔡学林等，2008;王椿镛等，2003;嘉世旭等，2009)及接收函数方法对青藏高原东缘和四川盆地地壳及上地幔精细vS结构的研究，得到了不同深度vS成像以及低速层在剖面上的表现形式。

为研究地壳流在中地壳中的流动方式及其对地壳形变的作用，图6给出了横穿青藏高原东缘及四川盆地的5条地壳上地幔vS断面图。由图6可见，位于20～40km深度的地壳流是不规则的，沿着流动方向其厚度及强弱是有变化的。低速的地壳流受到刚强的四川盆地的阻挡出现拆层现象，这时地壳流不再水平流动，而是拆分为向上及向下的2或3支分流。向上的分流侵入上地壳引起地表隆升，形成陡峭的高峰。向下的分流侵入下地壳以至上地幔，使地壳加厚、莫霍界面下沉。青藏高原东缘地壳流平均厚度为20km，在某些地段可达30km。爆破地震剖面也显示了青藏高原的中地壳(20～30 km深)有一厚十几千米的低速层，而四川盆地的地壳内不存在低速层。因此可以推断，在青藏高原地壳流向东运动过程中，受到四川盆地(扬子克拉通)阻挡，其中上地壳向上逆冲推覆，为上地壳的解耦推覆，其间极易发生地震，也为形成异常隆升山脉创造了有利条件。

图7为四川及邻区构造带与地壳流流动方向图。从目前所得结果来看，青藏高原东缘地壳流并不是处处存在，而仅局限在有限区域，主要沿NW-SE向及NS向的活动断裂带上分布。它从青藏高原中部羌塘地块流出，主流沿NW-SE的鲜水河断裂带流动，然后转向NS沿安宁河及小江断裂向南。在研究区域的北部，还有1支NE向及EW向到龙门山的地壳流。

图5 (a)20、(b)30、(c)40km深度 vS速度分布及构造对比

4 结论和讨论

根据以上研究结果，并参考层析成像和大地电磁测深的结果(Wang et al，2010;Bai et al，2010;赵国泽等，2008)可以推断，青藏高原东缘的地壳流主要是从高原中部的羌塘地块中下地壳内(20～50km深度)流出，沿SE向玉树-甘孜断裂及鲜水河断裂以及与其大体平行的澜沧江断裂、怒江断裂，由NW向SE或向S流出，这支强劲的地壳流宽约200～300km，在泸定、石棉处转向SN，沿安宁河断裂以及小江断裂流动。在NW向鲜水河断裂带与NE向龙门山断裂带之间，还有1支NE向的地壳流，它主要由SE向NW方向流动，以及与四川盆地西边界垂直沿EW向或偏ES向流动。

图6 跨青藏高原东缘至四川盆地的5条地壳流断面

关于青藏高原东缘地壳流的物质来源及其性质，近年来已有不少学者对青藏高原浅色花岗岩进行了研究，认为在青藏高原地壳内20～40km深处普遍观测到的低速层，是与浅色花岗岩的分布及部分熔融现象有关的(张培震，2008;郑度等，2004)。它们在700～850℃即可产生10%～50%的熔体，使地震波波速及电阻率显著下降。进一步研究(Westaway，1995)发现，青藏高原浅色花岗岩形成的高峰期是晚中新世9～13MaBP，这与该时期高原快速隆升，中、下地壳的花岗岩、片麻岩的熔融与地壳增厚、高原隆升有密切关系。由于青藏高原快速隆升，使其中下地壳粘滞性的部分熔融的流体向邻近的周边地区(尤其是向东南)流动。

初步研究表明，中、下地壳的花岗岩、片麻岩的熔融与地壳上地幔变形增厚、地壳隆升存在密切关系。青藏高原东缘的地壳流的源头来自羌塘地块中下地壳部份熔融的粘滞性流体。由于高原中部与处于扬子地台的四川盆地间高差达3000～4000m，由地形高差梯度产生的压力差使地壳流由W向E及SE方向不断流动，这一过程已持续了数百万年。

图7 四川及邻区构造带与地壳流流动方向

川西及滇西北的活动地块是青藏高原物质大规模向ES方向流动的通道，也是自上新世以来青藏高原大幅隆起的延伸区，第四纪以来川西地区隆升幅度可达2000～3500m(郑度等，2004)。由近30年来水准观测资料可见，该区现今仍处于快速隆升阶段，其中位于鲜水河断裂带东南端的贡嘎山为隆升速率最高的地区，相对四川盆地上升率达5.8mm/a，而位于理塘、中甸间的沙鲁里山及大小雪山为3～4mm/a(王庆良等，2008)。在龙门山以西地区，利用河流切割基岩的高差，可以计算出岷山从更新世至全新世平均上升速率为2～3mm/a(Kirby et al，2003)。以上这些初步认识，为研究地壳及上地幔的形变与地壳流之间的关系提供了重要依据。