黄忠贤，李红谊，胥 颐

1中国地震局地壳应力研究所，北京 100085

2中国地质大学地球物理与信息技术学院，北京 100083

3中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

1 引 言

南北地震带北起鄂尔多斯西缘，向南延伸至云南西部，不但是一条活跃的强震带，也是显著的重力梯度带和地壳厚度突变带.它把中国大陆分成东西两个不同的构造作用区域，西部受到印度—欧亚板块碰撞造成的近南北向压缩作用，东部主要是由太平洋和菲律宾海板块俯冲和海沟后撤形成的伸展作用区域［1－4］.了解南北地震带及其周边区域的地壳和上地幔结构，对于认识南北带强震的构造起因和中国大陆构造动力学问题具有重要的意义.

面波层析成像是研究地球内部结构的一个重要途径.虽然其较大的波长限制了对于精细结构的分辨能力，但是面波记录一般具有较高的信噪比，而且能对研究区域形成良好的路径覆盖，因此很适于研究较大区域地壳和上地幔百公里量级的S波速度结构特征.李白基等［5］和何正勤等［6］利用通过不同构造块体的瑞利面波记录研究了南北地震带两侧不同块体速度结构的基本特征.随着面波资料数量的积累（特别是数字地震记录）和反演方法的发展，面波层析成像逐渐被普遍应用于地壳上地幔速度结构的研究中.周兵［7］、庄真［8］、苏伟［9］等分别给出了青藏高原及周围地区的面波层析成像结果.近年来从地震噪声中提取面波信息的方法取得很大发展，在很多地区弥补了天然地震资料不足的缺陷，对改善地壳结构的分辨能力起到了很好的作用.Li等［10－11］和 Yang等［12］利用背景噪声资料分别给出了川西藏东、中国西部和青藏地区的地壳S波速度结构.Yao等［13－14］和Zhou等［15］同时利用背景噪声和天然地震资料分别研究了川滇西部和华南地区的地壳上地幔速度结构.

上述的面波研究工作给出了南北地震带，特别是青藏高原东缘地区地壳上地幔速度结构的基本特征.高原东缘两侧的速度结构显著不同，西侧高原的地壳厚、速度低、在中地壳普遍存在低速层；而东侧的扬子地块地壳薄、速度高、且具有很厚的岩石圈.众多利用其它手段的研究，如体波波形拟合［16］、走时 反 演［17］、层 析 成 像［18－20］、人 工 地 震［21］、接 收 函数［22－23］以及大地电磁测深［24－25］等，也给出了大体一致的结构特征.

本文介绍南北地震带及邻近区域（图1）的面波层析成像结果，给出各个构造块体岩石圈速度结构和各向异性的主要特征，并对其构造动力学意义作初步的探讨.

2 资料和方法

面波层析成像工作覆盖了比本文研究区域大得多的范围（23°S—65°N，50°E—165°E），收集了该区域内截止于2007年底的地震记录，特别注意增加了由区域和流动台网记录的较短路径的面波资料，以改善对于地壳结构的分辨能力.用基于多重滤波技术［26］的时频分析方法在10到184秒周期范围内提取每条路径的基阶瑞利波群速度频散曲线.层析成像采用传统的两步法，第一步通过二维网格反演确定每个结点的纯路径频散曲线，第二步再反演每个结点下方的S波速度结构.整个反演区域采用可变尺度网格进行离散，本文的研究区域中网格大小为1°×1°.结点间速度采用双线性内插，结点速度（即反演待定参数）采用Smith和Dahlen［27］的方法表示为V ＝V0＋Acos（2α）＋Bsin（2α），其中V0是平均速度，α是瑞利波传播方位角，A和B是表征方位各向异性的两个参数，由此可算出瑞利波快波方向和各向异性强度.二维网格反演采用Occam方法［28－31］，同时反演瑞利波的速度及方位各向异性.

图2a给出周期39.8s时穿过本文研究区域的面波路径覆盖情况，可见大部分区域的路径密度和交叉情况都比较好.周期为39.8s时路径数最多，达8548条.周期减小或增大时路径数都减少，10s周期路径数为7098条，125.8s和184.7s周期的路径数分别为5281和3409条.利用棋盘模型对反演的分辨能力作了试验.理论模型为速度高低相间的棋盘状速度模型，通过正演计算得到每条路径的理论走时，然后随机叠加一个介于正负0.04km/s的速度误差.利用与实际资料相同的路径和反演参数进行反演，考察输出结果与理论模型的符合程度.图2b显示周期39.8s，3°×3°棋盘模型的反演结果.可以看出原始速度模型得到了较好恢复.综合实际资料的反演结果来判断，我们估计反演的分辨率大约是300～400km.

图2 周期为39.8s时研究区域面波路径（a）和棋盘试验的反演结果（b）Fig.2 Surface wave paths（a）and inversion result of checkerboard test（b）at period 39.8s

3 反演结果

3.1 地壳厚度

图3给出由面波反演得到的研究区内莫霍面深度分布，等值线间隔为1km.应当指出，面波给出的是忽略小尺度横向变化后的平均结果，而且由于深度/速度折衷引起的不确定性估计为±（1～2）km.在反演中尽量使用统一的步骤和标准，如使用邻近结点的反演结果作为初始模型，尽量保持莫霍面上下的速度值在合理范围，以便比较真实地反映各个构造单元地壳厚度的特征和变化趋势.从图3可见南北地震带的东边界是地壳厚度的突变带，西部地区地壳厚度普遍大于45km，东部小于45km并向东逐渐减薄.

3.2 地壳速度结构

地壳浅部的速度图像主要受沉积层厚度的影响，此处不予讨论.图4给出10至25km深度范围内平均S波速度的分布，图5是25km至莫霍面的平均速度，分别表示中地壳（地震发生层）和下地壳（黏性流变层）速度的水平分布图像.图中黑色圆点是大于等于6.5级地震的震中.中下地壳的速度图像显示如下特点.

（1）南北地震带的东边界是一条显著的速度分界，西侧的地壳速度明显低于东侧；此外，从高原的主体向北到柴达木、祁连、阿拉善等地块，下地壳速度是逐步升高的.从图4和5可以看出，强烈地震大多发生在地壳的低速区内或高低速区的边界附近.地壳的低速区可以看作是容易发生变形的区域，而高低速的边界附近容易产生应力集中，因此这一现象是可以理解的.关于龙门山两侧的速度差异及滇西地区地壳的低速现象，已有很多研究予以证实；本文结果同时表明，阿拉善地块中下地壳的速度明显小于鄂尔多斯地块.南北地震带具有比较清晰的东边界，可能与这种显著的地壳速度结构分界有关.

（2）整个青藏高原包括川滇西部地区，地壳速度显著低于正常大陆地壳.在羌塘和巴颜喀拉—松潘甘孜等地块和川滇地块西部的中下地壳（大致25～45km深度），存在速度发生逆转的低速层.青藏高原低速地壳的范围与高原地形基本一致，西藏地区和川滇西部地区的低速是连成一体的.相对高速的地壳围绕高原周边，阻挡高原的侧向扩张，并造成陡峭的边界地形；但在高原的东北角和西南角，周边的高速地壳出现缺口，可能为地壳物质的侧向流动提供通道，并造就了南北地震带的北段和南段.

图4 10～25km深度范围（中地壳）平均S波速度分布Fig.4 Distribution of S－wave velocity averaged over depth range 10～25km （Middle crust）

图5 25km～Moho深度（下地壳）平均S波速度分布Fig.5 Distribution of S－wave velocity averaged from 25km to Moho（Lower crust）

3.3 上地幔速度结构

图6显示从莫霍面到120km深度平均速度的分布图像.在稳定的大陆地区，这一深度范围属于上地幔岩石圈（即上地幔盖层），速度较高；在活动构造区域，如岩石圈厚度小于120km或岩石圈受到上升的软流圈物质侵入，则显示低速.从图中可见研究区包含三个主要的构造活动域，由北到南分别是西蒙古高原、青藏高原和从缅甸弧后到南海的区域.

图6 Moho～120km深度（上地幔盖层）平均S波速度分布Fig.6 Distribution of S－wave velocity averaged from Moho to 120km （Upper mantle lid）

值得注意的是，青藏高原上地幔和地壳的速度图像有显著的差异.上地幔低速区囿于以羌塘为中心的西藏地区，川滇西部的南北向低速带是由上地幔顶部的低速引起，与西藏地区的上地幔结构并不相同.在西藏和川滇西部两个低速区之间，从喜玛拉雅东构造结向北北东方向延伸一条高速带.这样的速度分布显然会阻碍高原地幔物质向东的侧向运动.青藏高原的地壳和上地幔可能具有完全不同的构造运动/变形方式，而中下地壳的低速软弱物质为壳幔动力学解耦提供了必要条件.

为了进一步了解南北地震带不同地段的岩石圈速度结构特征，图7给出6条0～300km深度的速度剖面（位置见图1）.各条剖面所用的色标是一致的，以便于相互比较.剖面AA和BB平行于南北带的走向，分别位于南北带东边界的西侧和东侧.从总体上看，无论是地壳还是上地幔的速度，西侧都要低于东侧.以速度结构特征来划分，南北地震带可以分成四段，每段的东边界都是两个具有不同岩石圈结构的块体的交界.从北到南它们分别是：阿拉善—鄂尔多斯、祁连—秦岭、松潘甘孜—四川盆地、川滇西部—扬子地块.

剖面CC至FF是四条NW—SE方向横穿南北地震带上述各段的剖面.这些剖面说明，不但南北地震带的地壳速度低于其东侧的地块，而且东西两侧的上地幔速度结构也有明显的差别，如剖面C中103°E左右，剖面DD中龙门山两侧，剖面EE中106°E以及FF中106°E—107°E左右.这说明南北地震带的东界是由块体边界或切穿岩石圈的断裂带构成，其以东的块体具有高速且厚的岩石圈，如鄂尔多斯和四川盆地基本保存着克拉通性质的岩石圈特征，或具有相对较高速的地壳和盖层，如秦岭地块，但其岩石圈下部可能在扬子和华北缝合的过程中遭到侵蚀（图7BB剖面）；而西边的块体地壳较软弱并靠近构造动力源（印度—欧亚碰撞带），因而成为强震多发区.由于很多强震是沿NW、EW和NE向断裂发生的，因此南北地震带的西界不易准确界定.

图7 岩石圈速度结构剖面（剖面位置见图1）Fig.7 Velocity profiles of the lithosphere（see Fig.1 for profile location）

3.4 南北地震带各段岩石圈速度结构特征

南北地震带从南向北穿过川滇西部、松潘甘孜、祁连、阿拉善等地块，其地壳都具有程度不等的低速特征，即使是青藏高原以外的阿拉善地块，其中、下地壳的速度也明显低于其东侧的鄂尔多斯.在川滇地块西部和松潘甘孜地块的中下地壳（约25～45km深度范围）存在低速层，并且与羌塘的地壳低速层相通（图7CC、DD剖面）.青藏高原地壳的低速特征和壳内低速层在以往的面波研究中都有显示，近年发表的结果如，Li等［10－11］发现青藏高原东缘中下地壳（～20－45km）存在低速层，Yang等［12］发现青藏高原中地壳（20～40km）普遍存在低速层.他们所利用的资料（噪声）以及提取面波信息的方法与本文完全不同，因此具有较好的互证价值.利用其它资料和方法进行的研究，如体波波形拟合［16］、人工地震［21］、接收函数［22－23］及大地电磁测深［24－25］等，也都证明壳内低速层的存在.本文得到的青藏高原东缘地壳速度图像与利用噪声资料得到的结果［12－13］是基本一致的.

南北地震带东西两侧的岩石圈厚度差别并不显著，基本上都在150～180km之间（图7剖面AA和BB）.但是西侧的岩石圈上地幔显然受到构造活化的影响（如板块拼合过程甚或中生代早期的大规模玄武岩喷发），速度变得较低.在川滇西部地区的上地幔顶部出现异常的低速现象，从莫霍面下至88km左右深度的S波速度显著低于正常大陆地幔顶部的速度（约4.3km/s）.Yao等［13］利用噪声和天然地震资料反演的结果也显示，川滇西部在莫霍面以下（75km深度）为低速，而在100km深度变为高速.松潘甘孜地块的岩石圈中间（约90～130km）夹着一个低速层（图7DD剖面），与羌塘地块的结构颇为相似.这种深部结构形态还需要利用不同资料和方法给出更多的证据来支持，其是否与特提斯闭合时期的俯冲和碰撞有关也需深入研究.

4 讨 论

4.1 南北带强震和青藏高原东缘地壳运动

南北地震带强震的发生与青藏高原东部地区的地壳运动有密切的关系.在青藏高原地壳增厚和扩展的各种模型中，下地壳黏性流动模型得到众多观察事实的支持，近年来受到广泛关注［32－33］.Royden等［34］提出了一个软弱下地壳模型解释高原地壳增厚和上地壳的运动.Clark等［35－36］利用下地壳通道流遇到四川盆地等坚硬地块阻挡的模型解释青藏高原地壳增厚及平顶陡边地形等现象.Yang和Liu［37］利用三维黏性地壳模型研究了青藏高原地壳增厚和侧向挤出的演变历史.这类模型都要求一个软弱的高原下地壳和坚硬的周边地壳.模型预测的结果符合青藏高原东缘的地形和隆升历史等地质证据［38］，并与GPS资料揭示的现今地表运动基本一致［32，39］.

本文的面波反演结果可以从速度结构和各向异性两个方面支持下地壳流动模型.如前所述，青藏高原东缘中下地壳表现出低速特征，广泛存在下地壳低速层（图4，5和图7中DD，EE剖面），并且这些特征与高原主体地区的低速是连成一体的.在印度板块的北向挤压下，中下地壳物质发生向东的侧向流动，由于扬子地块的阻挡而分成向北东和向南的流动.脆性的上地壳在下地壳流的拖动以及直接传递的水平构造应力共同作用下，产生运动和破裂.巴颜喀拉—松潘甘孜地块与其以东的四川盆地和以北的祁连地块存在显著的地壳速度差异，介质力学性质的差异阻碍了中下地壳物质流动，从而造成逆冲性质的震源机制主要出现在祁连地块和龙门山地区［40］.在青藏高原的东南部（云南地区），地壳低速区呈向南开放的喇叭口状，下地壳流动可能受到较小阻力，上地壳的运动表现为绕喜马拉雅东构造结的剪切滑动和块体转动，震源机制以走滑为主.

在反演速度结构的同时我们也获得了瑞利面波传播速度方位各向异性的分布图像.虽然各向异性结果由于探测的困难和解释的歧义而存在较大的不确定性，但仍可作为动力学研究的重要参考.图8给出4个不同周期瑞利面波的各向异性分布图像，图中的短线段指示该处各向异性的快波方向，线段长度代表各向异性强度.图8a（10s周期）代表脆性上地壳的各向异性，通常解释为由剪切造成，快波方向平行于剪切面.图中可见快波方向绕喜马拉雅东构造结旋转，在北部区域大致平行于鲜水河、祁连等主要构造带.图8b（29.2s周期）代表中下地壳的各向异性图像，可以看到由于下地壳的流动性造成的显著各向异性（在构造稳定的地区可以解释为以往构造运动的遗迹）.绕喜马拉雅东构造结旋转的图像依然清晰.在巴颜喀拉—松潘甘孜及其以南的地区存在很强的各向异性，方向大体与鲜水河断裂平行而与龙门山断裂带垂直，反映了这一区域较强的下地壳流动和鲜水河断裂的剪切运动；在祁连和阿拉善地块，下地壳各向异性较弱，方向大致为北东向.总的来说，青藏高原东缘下地壳的各向异性图像与地表GPS观测到的运动图像颇为相似［39］，只是在川滇块体丽江断裂带以南地区有很大差别，快波方向变为NE向，与地表运动方向垂直.丽江断裂两边分属不同的地质单元，在地壳速度图（图4和5）中可见川滇菱形地块被北东向高速带分割的现象；GPS资料表明丽江断裂具有～3mm/a的走滑运动［32］.这些也许与上述的快波方向改变现象有关，但是关于这一现象的真实性及其解释，显然还需要更多进一步的工作.综合上下地壳的结果来看，可以认为各向异性结果支持下地壳流动模型.

图8 不同周期瑞利面波传播速度的方位各向异性Fig.8 Azimuthal anisotropy of Rayleigh waves of 4typical periods

4.2 青藏高原壳幔运动的解耦

如前所述，青藏高原的地壳和上地幔速度结构特征存在显著不同.高原东缘中下地壳的低速与高原主体是相通的，有利于软弱物质的东向流动（图4和5）；然而在上地幔岩石圈中，高原主体和川滇西部地区之间被高速带隔开（图6），而且两者的速度结构也有很大差别（图7剖面CC）.岩石圈上地幔物质的东向流动会受到很大阻碍.地壳和上地幔的各向异性图像也呈现显著的不同.图8c（85.7s周期）代表莫霍面以下到大约100km深度的各向异性，图8d（125.8s周期）大致代表100到150km深度的各向异性.可以看出地幔中的各向异性明显小于地壳，而且随着深度增大而减小.看不到地幔物质绕喜马拉雅东构造结流动的图像；祁连、阿拉善地块中的各向异性已小于我们的探测能力.总而言之，地壳和上地幔的各向异性图像完全不同.然而值得注意的是，在巴颜喀拉—松潘甘孜和羌塘地块中，大约到100km深度仍存在比较显著的各向异性，方向与地壳中的各向异性一致.如以上3.4节中所述，在这一区域的上地幔盖层中有一个低速夹层.因此这里的各向异性有可能代表低速夹层中存在上地幔物质的流动.

因此我们认为在青藏高原东部，地壳和上地幔岩石圈具有不同的构造运动模式，软弱的下地壳提供了壳幔运动解耦的条件.

5 结 论

（1）整个南北地震带中下地壳的剪切波速度都低于其以东地块的地壳速度，意味着较低的地壳强度，在印度—欧亚会聚的动力作用下，成为强震多发带.

（2）青藏高原东缘地区的中下地壳显著低速，大约在25～45km深度存在广泛的壳内低速层，并与高原主体的低速区相连.中下地壳的各向异性图像表明存在显著的绕喜马拉雅东构造结的物质流动，被扬子地块的高速地壳阻挡，转向南和北东方向.速度结构和各向异性的结果支持关于高原地壳运动的下地壳流模型.

（3）岩石圈上地幔的速度图像与地壳完全不同，说明不大可能存在地幔物质的大规模东向运动；各向异性图像也未显示绕喜马拉雅东构造结的流动.因此认为青藏高原岩石圈地幔的构造运动具有与地壳不同的模式，软弱的下地壳提供了壳幔运动解耦的条件.

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