王蘇， 徐曉雅， 胡家富

1 云南大學(xué)地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技術(shù)開(kāi)發(fā)有限公司， 昆明 650091

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青藏高原東南緣的地殼結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)模式研究綜述

王蘇1,2， 徐曉雅1,2， 胡家富1*

1 云南大學(xué)地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技術(shù)開(kāi)發(fā)有限公司， 昆明 650091

青藏高原東南緣的川滇地區(qū)殼幔變形特征及地球動(dòng)力學(xué)模式一直是研究的熱點(diǎn)問(wèn)題之一，多年來(lái)一直受到各國(guó)地球科學(xué)家的高度關(guān)注.青藏高原演變的“下地殼流模型”模擬得到的地表速度和變形場(chǎng)與GPS觀測(cè)具有很好的一致性，該模型在當(dāng)前國(guó)際地學(xué)界很流行，因而尋找下地殼流存在與否的證據(jù)，是深部地球物理學(xué)必須面對(duì)的一個(gè)科學(xué)問(wèn)題.本文綜合了川滇地區(qū)GPS觀測(cè)、震源機(jī)制解和Pms相分裂的結(jié)果，旨在探討川滇地區(qū)地殼演變模式的合理性；另外，從層析成像、接收函數(shù)反演和大地電磁測(cè)深結(jié)果分析，認(rèn)為川滇地殼內(nèi)存在大范圍的低速層，但分布的幾何形態(tài)較復(fù)雜.在云南地區(qū)，這一殼內(nèi)低速區(qū)似乎被小江斷裂和金沙江—紅河斷裂限制在特定的區(qū)域內(nèi).

川滇地區(qū)； 地球動(dòng)力學(xué)模型； 地殼結(jié)構(gòu)； 下地殼流

The lower crustal flow model on the evolution of the Tibetan plateau yields surface velocity and deformation field consistent with observations of GPS, thus being very popular in the earth science community. A scientific problem in deep geophysics is searching for evidence on the existence of the lower crustal flow. In this paper, GPS observations, focal mechanism solutions, and Pms phase splitting in Sichuan and Yunnan are combined to explore the reasonability of crustal deformation models. On the other hand, based on the analysis of tomography, receiver function inversion, and magnetotelluric profiles, this paper discusses whether there exits the deep evidence on lower crustal flow beneath Sichuan and Yunnan, as well as the distribution scale of lower crustal flow if it is really present.

The geodynamic implications are also investigated in relation to surface geological features, GPS velocities, Pms phase splitting, and focal mechanism. We observe a conspicuous sharper clockwise rotation around the eastern Himalayan syntaxis, and suggest that the deformation between the upper and lower crust within Sichuan and Yunnan is coupled. Resistivity imaging by magnetotelluric measurements have mapped two zones of high electrical conductivity at depth 20～40 km beneath southeast Tibet, only along the Xianshuihe-Xiaojiang fault and Jiali-Nujiang fault, respectively. However, the crustal velocity structure obtained by inversion of receiver functions and surface waves shows that intra-crust low-velocity zone (IC-LVZ) is locally distributed in western Sichuan, and not found in the Sichuan basin. Additionally, by analysis of the polarity of the converted phases at intra-crust interfaces, we suggest that a wide-spread IC-LVZ is present in Yunnan.

According to the distribution features of the negative polarity at intra-crust interface and crustal structure from joint inversion of receiver functions of surface waves, it is concluded that an IC-LVZ from eastern Tibet on a large scale may exist beneath Sichuan and Yunnan, and has reached the southern Yunnan, but has a complex geometric shape. In Yunnan, this zone appears to be constrained in a certain area by the Xiaojiang and Jinshajiang-Red River faults. This conclusion is not quite consistent with previous suggestion that the lower-crustal flow reaches only the Lijiang-Jinhe fault, and that the lower crustal flow is only bounded within two arc-like channels.Keywords Sichuan and Yunnan region； Geodynamic model； Crustal structure； Lower crustal flow

1 引言

印度—?dú)W亞大陸之間的縫合是有關(guān)造山運(yùn)動(dòng)、高原生長(zhǎng)和發(fā)展的典型例子.在這個(gè)過(guò)程中，青藏高原抬升超過(guò)4 km，而地殼增厚到約70 km(Royden et al., 1997；Schoenbohm et al., 2006).長(zhǎng)期以來(lái)，高原如何變形來(lái)響應(yīng)這一縫合過(guò)程一直是爭(zhēng)論的焦點(diǎn)，但先前很多研究主要集中于高原的南部邊界.由于青藏高原的東緣地區(qū)地形陡峭，其形成機(jī)制對(duì)于全面理解這一縫合過(guò)程也很重要.在過(guò)去的三十多年里，對(duì)于青藏高原側(cè)向擠出模式的認(rèn)識(shí)主要分成了兩派學(xué)說(shuō)，即“剛性塊體擠出模式”(Tapponnier and Molnar, 1976, 1977; Tapponnier et al., 1982；Avouac and Tapponnier, 1993；Replumaz and Tapponnier, 2003)和“下地殼流模式”(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; England and Molnar, 2005).在國(guó)內(nèi)，闞榮舉等(1977)根據(jù)川滇地區(qū)的構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)和活動(dòng)斷裂帶的分布特征，提出了“川滇菱形塊體”的概念.這是一個(gè)由鮮水河—小江斷裂帶、金沙江—紅河斷裂帶所圍成(圖1)的菱形區(qū)域，它代表了青藏高原東南向擠出的主要部分，而且地殼變形主要受控于邊界斷裂帶.另外，塊體邊界斷裂帶的地震活動(dòng)性具有分段特征，主要受控于菱形塊體的運(yùn)動(dòng).由于這一模型較好地解釋了沿菱形塊體邊界的強(qiáng)震活動(dòng)，后續(xù)的研究基本都繼承了這一認(rèn)識(shí).但是，青藏高原東南緣內(nèi)部各個(gè)部分的地殼形變特征并非完全一致，其中，在巴顏喀拉塊體東南緣的龍門(mén)山地區(qū)表現(xiàn)為強(qiáng)烈的擠壓作用，而川滇地區(qū)則表現(xiàn)為圍繞著阿薩姆塊體作順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，且在旋轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)的各個(gè)階段呈現(xiàn)不同的地殼運(yùn)動(dòng)特征(Clark and Royden, 2000；Copley and McKenzie, 2007).面對(duì)塊體內(nèi)這些運(yùn)動(dòng)特征，顯然“剛性塊體擠出模式”無(wú)法做出圓滿解釋.

青藏高原演變的“下地殼流模型”認(rèn)為高原中東部的下地殼是軟弱的，高原的東向擠出僅局限于中上地殼部分，這意味著上地殼與下地殼之間的運(yùn)動(dòng)是解耦的，即地表的形變不能傳到下地殼(Royden et al.,1997).青藏高原東緣地區(qū)的地形起伏被認(rèn)為是來(lái)自高原中部的下地殼軟弱物質(zhì)囤積，直接導(dǎo)致地殼增厚的結(jié)果(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).另外，在東向擠出過(guò)程中，即使存在地殼的縮短和增厚也不應(yīng)發(fā)生于上地殼，而最可能發(fā)生于中下地殼的縮短和增厚(Clark et al., 2005).對(duì)于這一問(wèn)題，雖然不同的人可能設(shè)定了不同的邊界條件(Copley and McKenzie, 2007)，有的強(qiáng)調(diào)現(xiàn)今的地殼形變可能以隆升作用為主，而有的則強(qiáng)調(diào)現(xiàn)今的地殼形變可能以擠出作用為主(Royden et al., 1997；Clark et al., 2005；Copley and McKenzie, 2007).但是，根據(jù)黏稠性流體理論進(jìn)行數(shù)值模擬結(jié)果(Royden et al., 1997；Clark et al., 2005；Copley and McKenzie, 2007)，這一模型能較好地解釋了現(xiàn)代地表的主要變形特征和形成機(jī)制，故支持這一模型的人不在少數(shù).在這一模型中，無(wú)論地表和下地殼采用剛性或者可變形邊界條件，都能夠計(jì)算出與地表觀測(cè)較一致的變形特征.但這一模型要求青藏高原東緣地區(qū)，特別是川滇地區(qū)下地殼應(yīng)存在大規(guī)模的、足夠厚的軟弱層.

大陸構(gòu)造活動(dòng)區(qū)的下地殼強(qiáng)度和力學(xué)特征對(duì)于構(gòu)造演化和地殼動(dòng)力學(xué)至關(guān)重要，相對(duì)于上地殼而言，強(qiáng)度高的下地殼能有效地在豎向傳遞應(yīng)力.在小尺度范圍內(nèi)(幾十公里)，其運(yùn)動(dòng)是直接耦合于地幔的(Royden, 1996；Clark et al., 2005).然而，在地殼熱而異常厚的區(qū)域，實(shí)驗(yàn)表明：中、下地殼可能包含一軟弱的韌性層，該層將堅(jiān)硬的上地殼與較強(qiáng)韌性的地幔分隔開(kāi)來(lái)(Kirby, 1983; Bird, 1991).很多學(xué)者認(rèn)為在地殼處于熱狀態(tài)的地區(qū)，其下地殼扮演了一個(gè)在地質(zhì)時(shí)間程度上可流動(dòng)的軟弱層的角色，同時(shí)被認(rèn)為這是平衡地殼內(nèi)部側(cè)向壓力梯度、減小地表起伏和地殼厚度的力學(xué)機(jī)制(Clark and Royden, 2000).

由于“下地殼流模型”主要是依據(jù)地形、地殼厚度的橫向變化提出來(lái)的(例如，Clark and Royden, 2000)，支持其合理性的地球物理證據(jù)，特別是深部地殼結(jié)構(gòu)的證據(jù)尚很缺乏.Klemperer(2006)認(rèn)為“下地殼流”能否發(fā)生取決于: (1) 中下地殼存在能夠發(fā)生流動(dòng)的軟弱層; (2) 存在地殼厚度、地殼密度差異或地貌高差引起的橫向壓力梯度；(3) 上部脆性上地殼或下部高強(qiáng)度(剛性)上地幔相對(duì)于軟弱層的運(yùn)動(dòng).自從青藏東部的“下地殼流模式”提出以來(lái)，雖然合理地解釋了青藏高原東緣的變形特征，但是否存在以上的三個(gè)條件之一尚無(wú)統(tǒng)一結(jié)論.有學(xué)者提出青藏東部邊緣的下地殼不太可能發(fā)生大規(guī)模的韌性流動(dòng)，而是受到斷裂和構(gòu)造邊界的制約被限定在局部地區(qū)，僅沿兩條弧形通道流向云南南部，并且跨過(guò)了金沙江—紅河斷裂(Bai et al., 2010).也有學(xué)者認(rèn)為來(lái)自青藏高原東部的下地殼流被麗江—金河斷裂阻隔，僅到達(dá)云南北部地區(qū)(Chen et al., 2013).來(lái)自青藏高原東部的下地殼流是否進(jìn)入川滇地區(qū)、其分布形態(tài)如何，這是地學(xué)界爭(zhēng)論的熱點(diǎn)問(wèn)題之一.除此以外，面臨的問(wèn)題還有：下地殼流的尺度如何？上下地殼之間是耦合的還是解耦的？這些問(wèn)題對(duì)于理解青藏高原東緣的構(gòu)造演化十分重要，本文收集了已有的研究結(jié)果，旨在討論川滇地區(qū)是否存在下地殼流的深部證據(jù)，以及下地殼流的分布范圍.

2 構(gòu)造背景

發(fā)生于50 Ma以前的印度板塊和歐亞板塊的匯聚導(dǎo)致了青藏高原的快速隆升和縫合區(qū)內(nèi)至少1500 km的地殼縮短(Molnar and Tapponnier, 1975; England and Molnar, 1997)，這么大的縮短量在縫合早期可能是通過(guò)地殼增厚及其變形來(lái)吸收，但在過(guò)去10—15 Ma里(晚新生代以來(lái))側(cè)向擠出可能是吸收變形的主要方式(Schoenbohm et al., 2006).青藏高原東南緣的云南和四川地區(qū)，地處特提斯與太平洋兩大構(gòu)造域的轉(zhuǎn)換地帶.由于印度次大陸與歐亞大陸南部的陸-陸連續(xù)碰撞，促使雅魯藏布江縫合帶強(qiáng)烈錯(cuò)位和急劇轉(zhuǎn)折，導(dǎo)致青藏高原東緣地區(qū)長(zhǎng)期經(jīng)受了物質(zhì)東南向逃逸的影響(Molnar and Tapponnier, 1975)，新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)強(qiáng)烈(見(jiàn)圖1).在四川和云南地區(qū)，大型的、近南北向的走滑斷裂構(gòu)成了主要的構(gòu)造格局，這些深大斷裂把青藏高原東南緣分割成了幾個(gè)構(gòu)造單元.

如圖1所示，北西向展布的鮮水河斷裂從青藏高原東部經(jīng)松潘—甘孜褶皺系向云南延伸，并與小江斷裂相接，該斷裂的長(zhǎng)期平均速率可達(dá)到11.1 mm·a-1，在過(guò)去300年里曾發(fā)生過(guò)4次7.0級(jí)以上的大震(Zhang, 2013).左旋的鮮水河—小江斷裂構(gòu)成了中生代晚期高原的東邊界，同時(shí)它也是地殼相對(duì)于中國(guó)南部作順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的一級(jí)構(gòu)造格架(Wang and Burchfiel, 2000).此外，左旋的鮮水河—小江斷裂和右旋的金沙江—紅河斷裂分別構(gòu)成了川滇菱形塊體的東、西邊界(闞榮舉等，1977)，一般認(rèn)為這一塊體是青藏高原東南向擠出的主體，同時(shí)也是地震高發(fā)地區(qū)(闞榮舉等，1977；Zhang，2013).在川滇菱形塊體內(nèi)部，北東向的麗江—金河斷裂分割川滇菱形塊體成南、北兩部分.從圖1所示的長(zhǎng)波長(zhǎng)地表高程來(lái)分析，南北兩部分的高程差異較大，在云南南部地區(qū)高程僅為500 m，而北部的川西地區(qū)高程可達(dá)到4500 m，而麗江—金河斷裂恰好處于高程劇烈變化的地區(qū).另外，北東走向的龍門(mén)山斷裂是分隔松潘—甘孜褶皺系和四川盆地的邊界斷裂，除了2008年5月12日發(fā)生過(guò)8.0級(jí)地震外，在過(guò)去1000年里，平均滑動(dòng)速率很低，其中，逆沖速率大約為0.3～0.6 mm·a-1，而右旋走滑速率僅僅約1.0 mm·a-1(Zhang, 2013).在滇西南，金沙江—紅河斷裂和緬甸境內(nèi)的實(shí)皆斷裂構(gòu)成了印支地塊的東、西邊界，這一塊體在特提斯洋閉合后開(kāi)始向東南擠出(Tapponnier et al., 1982).

圖1 青藏高原東緣的地形、主要活動(dòng)斷裂(棕色線)以及本文中用到寬頻地震臺(tái)(紅色三角)分布

3 地殼變形特征分析

3.1 震源機(jī)制解與區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)

由于青藏高原東緣向東南擠出，以及緬甸板塊的向東俯沖作用，導(dǎo)致川滇地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)形式復(fù)雜.不同的地區(qū)可能受到不同的應(yīng)力場(chǎng)控制，表現(xiàn)出該區(qū)殼幔物質(zhì)的強(qiáng)烈交換特性.川西地區(qū)主要受北東向的區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的作用，然而，在川滇菱形塊體內(nèi)部則受北西向的局部構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)控制，川滇菱形塊體的部分邊界附近(例如，川西地區(qū)鮮水河—安寧河，龍門(mén)山附近)主要受近東西方向的局部構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)作用(闞榮舉等，1977).Schoenbohm等(2006)認(rèn)為青藏高原東南緣早期的構(gòu)造變形主要為印支塊體沿著哀牢山斷裂橫向擠出，大約在9—13 Ma之前，青藏東部的地殼旋轉(zhuǎn)帶動(dòng)了下地殼的韌性流動(dòng)，促使鮮水河—小江斷裂發(fā)生活動(dòng)，上地殼圍繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)發(fā)生順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，中、下地殼則沿東南方向擠出，導(dǎo)致上地殼和下地殼發(fā)生解耦.

圖2 從1965—2013年間川滇地區(qū)震源機(jī)制解(MS>4.0)Fig.2 Focal mechanisms in Sichuan and Yunnan since 1965—2013(MS>4.0)

川滇地區(qū)地處南北地震帶，地震頻度高且震源深度淺(極大部分小于20 km)，因此主壓應(yīng)力的方向在一定程度上代表了上地殼的受力狀態(tài).20世紀(jì)70年代以來(lái), 我國(guó)許多學(xué)者對(duì)川滇地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)分區(qū)特征進(jìn)行了研究(闞榮舉等, 1977；謝富仁等, 2001；程萬(wàn)正等, 2003).本文收集了從1965—2013年發(fā)生于97°—107°E, 21°—34°N范圍內(nèi)的812個(gè)地震的震源機(jī)制解，其中, 正斷層型147個(gè)，逆斷層型117個(gè)，走滑斷層型548個(gè)(如圖2).雖然構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)分區(qū)與構(gòu)造分區(qū)具有一定的相關(guān)性, 但不完全對(duì)應(yīng).由于川滇地區(qū)地殼運(yùn)動(dòng)呈現(xiàn)出明顯的分區(qū)特征，以往人們通常以地質(zhì)構(gòu)造分區(qū)為單元研究區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)(程佳等，2012)， 然而，構(gòu)造應(yīng)力分區(qū)考慮的是在已有構(gòu)造框架下地殼中應(yīng)力分布的狀態(tài).由于地震分布不均勻，不可能完全按構(gòu)造分區(qū)統(tǒng)計(jì)其主壓應(yīng)力的優(yōu)勢(shì)分布.這里既考慮了構(gòu)造分區(qū)，同時(shí)兼顧了地震分布，將川滇地區(qū)分為滇東(EYB，小江斷裂以東)，滇南(SYB，紅河斷裂以南)，滇西(WSB，瀾滄江斷裂以西)，滇中(CYB，川滇菱形塊體南部)，川西(WSB, 川滇菱形塊體北部)，松潘—甘孜(SP，龍門(mén)山斷裂以西)和四川盆地(SB)進(jìn)行統(tǒng)計(jì).如圖3所示，金沙江—紅河斷裂帶作為川滇地區(qū)一級(jí)塊體的分界, 其兩側(cè)主壓應(yīng)力場(chǎng)存在明顯的差異.川滇菱形塊體內(nèi)部存在三個(gè)優(yōu)勢(shì)方向：一個(gè)是沿南東東，其次是沿東南向，另一個(gè)近南北向.從川滇菱形塊的北部到南部，構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)一部分保持了東南向，另一部分呈現(xiàn)了圍繞喜瑪拉雅東構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的趨勢(shì).滇西地塊除了受近南北向的擠壓外，還有一組北東向的主壓應(yīng)力，這是緬甸板塊北東向運(yùn)動(dòng)以及青藏高原東緣擠出作用所致.松潘—甘孜塊體受高原向東擠出和四川盆地的阻擋作用，一組主壓應(yīng)力向東，另外一組沿北東逃向鄂爾多斯.在川滇地區(qū)東部, 由于華南塊體的強(qiáng)烈阻擋而形成了最大主壓應(yīng)力方位為北西向.

圖3 川滇地區(qū)現(xiàn)代構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)分布Fig.3 Present day tectonic stress fields in Sichuan and Yunnan

印度板塊與歐亞板塊碰撞，對(duì)縫合區(qū)的地球動(dòng)力學(xué)過(guò)程起著深刻的影響，不但地殼加厚，而且高原不斷隆起.特別是20新世以來(lái)，高原大幅度抬升，對(duì)邊緣產(chǎn)生了與以前不同的影響.此后，青藏高原東南緣的川滇地區(qū)現(xiàn)代地殼運(yùn)動(dòng)一般認(rèn)為一直承襲著上新世以來(lái)的基本格局(Wang and Burchfiel, 2000；Schoenbohm et al., 2006).兩大板塊的碰撞不僅對(duì)地殼的垂直運(yùn)動(dòng)起著重要作用，而且對(duì)斷裂活動(dòng)方式及各塊體的水平運(yùn)動(dòng)起著控制作用.在812個(gè)地震的震源機(jī)制解中，其中P軸傾角小于30°的有610個(gè)，占總數(shù)的75%，表明川滇地區(qū)各活動(dòng)斷裂的運(yùn)動(dòng)特征雖然多樣、且各構(gòu)造塊體的運(yùn)動(dòng)方式差異較大，但多以水平運(yùn)動(dòng)為主.

3.2 GPS觀測(cè)與地殼各向異性特征

GPS速度矢量觀測(cè)是研究地表變形的有效手段之一，隨著GPS技術(shù)在川滇地區(qū)地殼形變研究中的廣泛應(yīng)用，對(duì)于揭示川滇地區(qū)的地殼變形和發(fā)震機(jī)制提供了有力證據(jù).大量的GPS測(cè)量結(jié)果表明(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007) ，青藏高原東緣物質(zhì)“逃逸”可以分為2～3支，其中一支急劇轉(zhuǎn)折至云南，一支逃向四川西部，且與龍門(mén)山斷裂帶強(qiáng)烈耦合，另一支沿北東方向與鄂爾多斯盆地呈強(qiáng)烈相互作用(見(jiàn)圖1).Chen等(2013)收集了該區(qū)已有的GPS觀測(cè)數(shù)據(jù)，并進(jìn)行了相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)靠近斷裂附近的觀測(cè)值明顯受斷裂活動(dòng)方式的影響，故按不同區(qū)域統(tǒng)計(jì)地表運(yùn)動(dòng)的優(yōu)勢(shì)方向.如圖4所示，為了與構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)作比較，仍將川滇地區(qū)分為滇東(EYB，小江斷裂以東)，滇南(SYB，紅河斷裂以南)，滇西(WSB，瀾滄江斷裂以西)，滇中(CYB，川滇菱形塊體南部)，川西(WSB, 川滇菱形塊體北部)，松潘—甘孜(SP，龍門(mén)山斷裂以西)和四川盆地(SB)進(jìn)行統(tǒng)計(jì).在圖4中，不同區(qū)域內(nèi)的GPS速度矢量分別用黑色線條表示.

剪切波分裂也稱為地震波雙折射，描述了當(dāng)偏振剪切波進(jìn)入各向異性介質(zhì)后會(huì)分裂成快、慢偏振波.剪切波分裂參數(shù)主要包括兩個(gè)方面：快剪切波偏振方向和快、慢剪切波時(shí)間延遲.快波偏振方向代表了地質(zhì)構(gòu)造與應(yīng)力場(chǎng)分布的特性，快、慢波時(shí)間延遲則反映了各向異性層的強(qiáng)弱程度和厚度(Lev et al., 2006).地震各向異性提供了巖石圈構(gòu)造演化和物理狀態(tài)的證據(jù)，其主要由裂隙排列和礦物晶體優(yōu)勢(shì)取向所引起.地震數(shù)據(jù)表明淺地幔的各向異性通常平行于造山帶的構(gòu)造軸，但通過(guò)震源節(jié)面解和鉆孔測(cè)試的主要構(gòu)造壓應(yīng)力卻垂直于造山帶的構(gòu)造軸，軟弱的下地殼起到了解耦單元的作用(Meissner et al., 2002).巖石變形可以產(chǎn)生各向異性，反過(guò)來(lái)，可以通過(guò)各向異性調(diào)查構(gòu)造活動(dòng)區(qū)的殼幔變形.因而，通過(guò)揭示地殼各向異性，并與地表GPS速度對(duì)比分析，確定地殼是否發(fā)生解耦，為推測(cè)下地殼是否存在軟弱層提供了另一個(gè)科學(xué)判據(jù).利用GPS地表觀測(cè)結(jié)果和剪切波分裂來(lái)討論地殼動(dòng)力模式和耦合問(wèn)題，這種分析方法首先在華北地區(qū)進(jìn)行了嘗試(高原等，2010)，這將為分析川滇地殼耦合問(wèn)題提供了借鑒.

如圖5所示，當(dāng)一束地震波入射到Moho界面上時(shí)，會(huì)發(fā)生振型轉(zhuǎn)換形成Pms震相，并以S波速度傳播，且緊隨P波之后.若地殼存在各向異性，則Pms相會(huì)形成快、慢S波.然而，由于轉(zhuǎn)換波Pms是弱震相，且疊加在入射波的尾波里，故不易識(shí)別.Chen等(2013)利用接收函數(shù)技術(shù)(Langston，1977，1979)分離出川滇地區(qū)98個(gè)永久性寬頻臺(tái)站下方的徑向和切向接收函數(shù)，并測(cè)定了Pms相的各向異性.結(jié)果表明：四川西部和松潘—甘孜地塊的Pms相的時(shí)間延遲為0.20～0.23 s，其余地區(qū)的時(shí)間延遲為0.16～0.17 s.Sun等(2012)測(cè)量了川滇 地區(qū)12個(gè)永稱久性臺(tái)站記錄的Pms相的分裂，結(jié)果表明：Pms相的快慢波的時(shí)間延遲在0.5～0.9 s之間，這一時(shí)間延遲與SKS相分裂的時(shí)間(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)相近，考濾到SKS相的分裂主要發(fā)生于上地幔(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)，因此認(rèn)為Chen等(2013)的結(jié)果可能比較客觀地反應(yīng)了地殼的各向異性特征.另外，已有的近源S波分裂研究(Zhang et al., 2008；Shi et al., 2009, 2012; 石玉濤等，2013)表明：其時(shí)間延遲僅在0.02～0.06 s, 由于川滇地區(qū)大部分地震的震源深度僅為10～15 km，因此判定近源S波分裂所反應(yīng)的主要是上地殼的各向異性特征.考慮這些因素，Chen等(2013)認(rèn)為由Pms相分裂得到的各向異性主要來(lái)自下地殼.

圖4 川滇地區(qū)不同區(qū)域的平均GPS速度和S波分裂(Chen et al., 2013)Fig.4 Average GPS vectors and S-wave splitting within different areas in Sichuan and Yunnan (Chen et al., 2013)

為了方便與GPS、構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)比較，仍然將川滇地區(qū)分為不同的區(qū)域，以便統(tǒng)計(jì)Pms相的各向異性，并取其平均值作為該區(qū)Pms相的各向異性.如圖4中紅線所示，青藏高原東部及鄰區(qū)各構(gòu)造分區(qū)的地殼各向異性呈現(xiàn)明顯的區(qū)域分布特征.在松潘—甘孜塊體Pms相的快波極化方向?yàn)楸逼珫|133°，滇東地區(qū)為北偏東163°，而在滇西南地區(qū)變?yōu)楸逼珫|188°，呈現(xiàn)出在喜瑪拉雅東構(gòu)造結(jié)附近作順時(shí)針旋轉(zhuǎn)之勢(shì)(Chen et al., 2013).在地殼各向異性強(qiáng)度方面，由北向南逐漸減弱，最大時(shí)間延遲為0.23 s，發(fā)生在川滇菱形塊體的北部，其次是在松潘—甘孜塊體，其時(shí)間延遲為0.20 s，其余地區(qū)的時(shí)間延遲大致相同，僅僅在0.16～0.17 s之間(Chen et al., 2013).快波極化方向的變化趨勢(shì)與地表GPS速度場(chǎng)、區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)較一致，暗示了川滇地區(qū)上、下地殼之間不應(yīng)解耦(Chen et al., 2013).

圖5 地殼各向異性引起的Pms相分裂(Chen et al., 2013)Fig.5 Schematic diagram of Pms phase splitting induced by crustal anisotropy (Chen et al., 2013)

4 地殼結(jié)構(gòu)研究現(xiàn)狀分析

川滇地區(qū)是青藏高原現(xiàn)今地殼形變和地震活動(dòng)最強(qiáng)烈的地區(qū)之一，也是研究青藏高原現(xiàn)今地殼形變模式和構(gòu)造演化規(guī)律的熱點(diǎn)地區(qū).從20世紀(jì)80年代中期以來(lái)，青藏高原東緣已經(jīng)實(shí)施了一批深部構(gòu)造的研究計(jì)劃，用不同的地球物理方法(人工地震測(cè)深、大地電磁測(cè)深、天然地震走時(shí)層析成像、接收函數(shù)等)確定該地區(qū)的地殼上地幔結(jié)構(gòu).在過(guò)去30多年里，我國(guó)在青藏高原東緣的研究已經(jīng)取得了很大成績(jī)，為后續(xù)研究提供了極為重要的基礎(chǔ)資料.

4.1 人工地震測(cè)深

深地震測(cè)深作為探測(cè)地殼結(jié)構(gòu)的一種有效方法，早在20世紀(jì)80年代初期，在青藏高原東緣地區(qū)相繼實(shí)施了閬中—唐克測(cè)線和唐克—蒲江測(cè)線(陳學(xué)波等，1988)，以及花石峽—邵陽(yáng)剖面等(崔作舟等，1996).2000年完成竹巴龍—資中測(cè)線和奔子欄—唐克測(cè)線(Wang et al., 2007)，竹巴龍—資中測(cè)線沿北緯30°線布設(shè)，始于金沙江附近的竹巴龍，經(jīng)理塘、雅江、康定和雅安，至岷江附近的資中，全長(zhǎng)552.0 km.它跨越了松潘—甘孜地塊和龍門(mén)山構(gòu)造帶(統(tǒng)稱為川西高原)，后進(jìn)入四川盆地.在云南地區(qū)，先后實(shí)施了“滇深82工程”、“滇深87工程”(闞榮舉和林中洋，1986).另外，為探測(cè)騰沖火山區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)，確定巖漿囊的形態(tài)及分布， 曾開(kāi)展過(guò)“騰深99”人工地震測(cè)深工程(Wang and Huangfu, 2004).在過(guò)去幾十年里，雖然在川滇地區(qū)開(kāi)展過(guò)大量的研究工作，利用主動(dòng)源重建了幾千公里長(zhǎng)的人工地震測(cè)深剖面(闞榮舉和林中洋，1986，Zhang et al., 2005a,b；Wang et al., 2007；Zhang and Wang, 2009)，這些結(jié)果勾繪出了川滇地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的基本輪廓，為后續(xù)的研究工作提供了基礎(chǔ).然而，這些線狀的剖面畢竟覆蓋的區(qū)域有限，同時(shí)受當(dāng)時(shí)的技術(shù)條件制約，另一方面，由于川滇地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)橫向變化非常劇烈，因而對(duì)于川滇地區(qū)是否存大規(guī)模的殼內(nèi)低速層這一問(wèn)題，并沒(méi)有統(tǒng)一的結(jié)論.

4.2 層析成像

地震層析成像技術(shù)自20世紀(jì)80年代初至今已日趨成熟，在過(guò)去的20多年里, 水平分辨尺度已經(jīng)達(dá)到0.5°.Li等(2008)利用遠(yuǎn)震P波走時(shí)數(shù)據(jù)反演出青藏高原及周邊地區(qū)深至1000 km的P波速度分布，揭示了殼幔的速度分布特征.然而，受豎向分辨所限，無(wú)法識(shí)別出殼內(nèi)是否存在低速層.另外，P波走時(shí)地震層析成像(劉福田等，2000；劉建華等，2000; Wang et al., 2003; Wang and Huangfu, 2004; Xu et al., 2005; Lei et al., 2009)也表明，川滇地區(qū)殼幔橫向不均勻性明顯，地殼上地幔中大范圍存在低速層，但由于受分辨所限，體波走時(shí)層析成象無(wú)法分辨低速層的來(lái)源及其準(zhǔn)確的深度.最近，Zhang等(2012)將雙差地震層析成像方法應(yīng)用于四川省地震局記錄的地震走時(shí)目錄(2001—2004年)，聯(lián)后反演了VP,VS, 和VP/VS模型，提供了一個(gè)全新的層析成像結(jié)果.結(jié)果表明：川西地區(qū)在約20 km深處存在大范圍的低速區(qū)，但空間分布形態(tài)復(fù)雜，在一定深度處，這一低速區(qū)的分布明顯受到了斷裂的制約.

面波帶來(lái)了沿大園弧路徑的介質(zhì)信息，其頻散現(xiàn)象是由于介質(zhì)的層狀結(jié)構(gòu)引起的，故可利用頻散反演出介質(zhì)的結(jié)構(gòu).理論計(jì)算表明(Julià et al., 2000)，面波頻散對(duì)介質(zhì)的S波速度變化較為敏感，而對(duì)界面的深度變化不敏感.長(zhǎng)周期面波群速度頻散反演表明(胡家富等，2008)，滇西地區(qū)殼幔大范圍內(nèi)存在低速層.但受當(dāng)時(shí)臺(tái)站較少的觀測(cè)條件所限，需要從混合路徑頻散中提取純路徑頻散.在這個(gè)過(guò)程中，由于約束不足等導(dǎo)致非唯一性問(wèn)題較突出.另外，如果僅考慮震源-臺(tái)站路徑的面波頻散，則深部結(jié)構(gòu)的分辨會(huì)受到短周期(T<30 s)散射、路徑覆蓋情況、面波敏感性核函數(shù)的空間分布特征的限制.傳統(tǒng)的面波層析成像主要依賴于長(zhǎng)周期數(shù)據(jù)，并且沿震源到臺(tái)站的路徑求和.近幾年來(lái)，川滇地區(qū)寬頻臺(tái)站數(shù)量迅速增加，而且臺(tái)間距大部分在100 km以內(nèi)，使研究臺(tái)間的頻散特性成為可能.Yao等(2008, 2010) 利用經(jīng)驗(yàn)格林函數(shù)方法從長(zhǎng)時(shí)間觀測(cè)的噪聲信號(hào)中提取了10～30 s的短周期相速度頻散，同時(shí)利用經(jīng)典的雙臺(tái)法提取長(zhǎng)周期(20～120 s)Rayleigh波相速度頻散，并以此反演出川滇地區(qū)的地殼上地幔的S波速度結(jié)構(gòu).圖6是穿過(guò)川滇地區(qū)的S波速度擾動(dòng)剖面，剖面的位置見(jiàn)圖7所示.

另外，依據(jù)1～2年的連續(xù)地震噪聲觀測(cè)，Yang等(2012)利用青藏高原及周邊600個(gè)臺(tái)站記錄的噪聲數(shù)據(jù)，利用互相關(guān)技術(shù)測(cè)量了臺(tái)間Rayleigh波相速度頻散，這些頻散的周期范圍是10～60 s.為了反演3D剪切波速度結(jié)構(gòu)，首先提取了1°×1°網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)上的Rayleigh波相速度頻散，然后利用節(jié)點(diǎn)上頻散反演S波速度結(jié)構(gòu).如圖8表示沿東徑100°(CC′)和沿北緯30°(FF′)的SV波速度剖面(Yang et al., 2012).川西地區(qū)和川滇菱形塊體的北部殼內(nèi)相互聯(lián)系的低速區(qū)較為明顯，其埋深在20～40 km，其局部最低波速可達(dá)3.0～3.3 km·s-1，而且速度值的橫向變化較大；另外，跨過(guò)麗江—金河斷裂向南進(jìn)入云南地區(qū)，地殼厚度逐漸減小，殼內(nèi)低速區(qū)的厚度也減小，但地殼速度值呈增加趨勢(shì)(Yang et al., 2012).

圖6 穿過(guò)川滇地區(qū)的S波速擾動(dòng)剖面(Yao et al., 2010)

圖7 川滇地區(qū)具有代表性的速度剖面位置

不同的方法所得到速度值、深度可能存在局部差異，但面波層析成像結(jié)果表明：川滇地區(qū)大范圍內(nèi)存在殼內(nèi)低速層，而且低速層的深度和速度值也呈區(qū)域性變化.在一些地區(qū)低速層出現(xiàn)在中、下地殼(例如，川滇菱形塊體北部和青藏高原東部)，而在另一些區(qū)域則出現(xiàn)在中地殼(Yao et al.,2010).另外，不但在川滇菱形塊體的北部，而且在川滇蔆形塊體的南部(即滇中地區(qū))均存在下地殼低速層.Yao等(2008) 認(rèn)為這一低速層的強(qiáng)度和深度變化的三維圖像比較復(fù)雜，大范圍內(nèi)無(wú)阻礙的下地殼流似乎不存在，這些低速區(qū)的分布很可能受到斷裂的制約.

4.3 接收函數(shù)技術(shù)

遠(yuǎn)震P波波形數(shù)據(jù)中包含了臺(tái)站下方的地殼上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的Ps轉(zhuǎn)換波及其多次反射波的信息, 因此最大限度地分離P波和Ps轉(zhuǎn)換波以及多次響應(yīng)PpPs, PpSs+PsPs波的能量，是反演臺(tái)站下方S波速度結(jié)構(gòu)的有效手段(Langston, 1977; Vinnik, 1977).Langston(1979)提出了震源等效假定,并從長(zhǎng)周期遠(yuǎn)震體波中分離出接收函數(shù), Owens等(1984) 把這一方法擴(kuò)展到了寬頻帶記錄.在過(guò)去30多年里，接收函數(shù)分析方法從P，S波分離(Langston, 1979；Owens et al., 1984；Ammon et al., 1990； Ligorría and Ammon, 1999)、波形擬合(Ammon, 1991)、 時(shí)間-深度轉(zhuǎn)換(Dueker and Sheehan, 1997, 1998)，發(fā)展到偏移和疊加(Yuan et al., 1997),并已成為研究地殼上地幔間斷面橫向變化的主要手段之一.近10年來(lái)，遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)方法在青藏高原東緣地區(qū)取得了豐富的研究成果(吳慶舉和曾融生，1998；Wu et al., 2005; Hu et al., 2005, 2011, 2012; Xu et al., 2007；Zhang et al., 2009; Wang et al., 2010)，對(duì)該區(qū)的Moho面起伏有了一定的認(rèn)識(shí)，但是對(duì)青藏高原東緣地區(qū)整體的地殼結(jié)構(gòu)以及殼內(nèi)變形特征的了解仍然不足.

龍門(mén)山被認(rèn)為是青藏高原和揚(yáng)子克拉通的邊界(Copley and McKenzie, 2007)，其兩側(cè)地表高程相差近3000 m，2008年5月12日龍門(mén)山斷裂曾發(fā)生過(guò)汶川8.0級(jí)地震.過(guò)去10多年里，在該區(qū)開(kāi)展過(guò)許多橫穿龍門(mén)山斷裂的研究工作.例如，2004—2006年，Wang等(2010)等在青藏高原東部和四川布置24個(gè)臨時(shí)觀測(cè)臺(tái)站，測(cè)線大致沿北緯30°N.在兩年的觀測(cè)期間內(nèi)，共記錄了384個(gè)震級(jí)M>5.5的遠(yuǎn)震事件，震中距范圍為30～90°.Wang等(2010)從這些三分量記錄中提取了P波接收函數(shù)，并計(jì)算出地殼厚度和波速比，同時(shí)反演出了每一臺(tái)站下面的S波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果表明(Wang et al., 2010)：青藏高原東部的地殼平均厚度為68 km，而四川盆地的地殼平均厚度僅為43 km；拉薩地塊的地殼顯示出低波速比(1.74)，班公—怒江縫合帶的地殼則為高波速比(1.79)，而四川盆地的地殼為中等波波比(1.76).另外，接收函數(shù)反演得到的S波速度結(jié)構(gòu)(圖9)顯示出殼內(nèi)低S波速(2.60～3.40 km·s-1)層的埋深25～50 km之間，其深度和厚度變化較大(Wang et al., 2010).穿過(guò)龍門(mén)山進(jìn)入四川盆地后，低速層僅分布于上地殼，這是第四系較厚的的緣故，中下地殼波速較為穩(wěn)定.Wang等(2010) 認(rèn)為青藏高原東緣殼內(nèi)低速層僅存在于局部的下地殼，大范圍的下地殼流似乎不存在.

2006年6月至2007年7月，中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所張中杰等從阿壩，經(jīng)龍門(mén)山至四川盆地布設(shè)了由29個(gè)寬頻臺(tái)站組成的被動(dòng)源觀測(cè)剖面，其臺(tái)間距僅為10 km(見(jiàn)圖7).在一年的觀測(cè)時(shí)間內(nèi)，共記錄到震中距在30～90°之間，震級(jí)MS>5.0的地震264個(gè)(Zhang et al., 2009). Zhang等(2009)利用時(shí)間域反褶積(Ligorría and Ammon, 1999)獲得了遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)，利用偏移成像技術(shù)(Yuan et al., 1997)得到跨龍門(mén)山的接收函數(shù)偏移剖面.如圖10a所示，來(lái)自Moho的Ps相非常清楚，從青藏高原東緣到四川盆地，Moho的深度變化非常劇烈，在剖面的西北端，地殼厚度僅為53 km，在龍門(mén)山下方加深到62 km，進(jìn)入四川盆地后地殼變到55 km，而測(cè)線東南端地殼厚度減小到了35 km.在圖10a中還可清楚看出，在龍門(mén)山西側(cè)出現(xiàn)一個(gè)連續(xù)性較好的負(fù)極性轉(zhuǎn)換相，該震相來(lái)自下地殼.在松潘—甘孜地區(qū)該面位于Moho上方10～15 km，Zhang等(2009)把該面解釋成為下地殼低速層的上頂面，并認(rèn)為可能是因高溫或部分融熔所致.不過(guò)，這一負(fù)極性的轉(zhuǎn)換相在局部地區(qū)較弱，甚至消失，暗示這一低速層分布不均勻，這與Wang等(2010)的結(jié)論是一致的.另外，用H-k疊加方法(Zhu and Kanamori, 2000)獲得的結(jié)果表明(圖10b):龍門(mén)山斷裂帶附的具有相對(duì)較高的地殼波速比(1.8～2.0)，松潘—甘孜下方為1.75～1.88，這些特性可能與下地殼的低速層相關(guān)(Zhang et al., 2009).

圖8 沿東徑100°(CC′)和沿北緯30°(FF′)的SV波速度剖面(Yang et al., 2012)Fig.8 Cross-sections of SV wave velocity along the longitude of 100°E (CC′) and the latitude of 30°N (FF′), respectively (Yang et al., 2012)

圖9 遠(yuǎn)震P波接收函數(shù)反演得到的沿緯度30°N的S波速度剖面(Wang et al., 2010)Fig.9 S wave velocity profile along 30°N determined by teleseismic P receiver functions analysis (Wang et al., 2010)

圖10 (a)接收函數(shù)偏移剖面(剖面位置見(jiàn)圖7中的三角形)，(b)沿剖面的地殼波速比分布(Zhang et al., 2009)

圖11 地殼厚度等值線(Xu et al., 2007)

2003年11月至2004年10月麻省理工學(xué)院和成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所在川滇地區(qū)布設(shè)了25個(gè)臨時(shí)觀測(cè)臺(tái)(見(jiàn)圖11)，進(jìn)行了一年的觀測(cè)，共記錄到震中距在30～100°之間，震級(jí)Mb>5.0的地震147個(gè)，提取了1329條接收函數(shù)波形(Xu et al., 2007).Xu等(2007)利用接收函數(shù)反演得到臺(tái)下方的S波速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果表明：地殼厚度在松潘—甘孜約為60 km，向南逐漸減小，在云南中部大致為40 km.大部分臺(tái)站下面存在明顯的殼內(nèi)低速層，但低速層的深度和強(qiáng)度橫向變化很明顯，有的低速層其速度可能比淺部減少了12%～19%(Xu et al., 2007).另外，在北緯28°—30°附近，低速區(qū)的幾何形態(tài)可能是比較復(fù)雜的(見(jiàn)圖11)，而且地殼高泊松比也分布在該地區(qū).Xu等(2007)綜合地表高熱流、殼內(nèi)低阻特性，認(rèn)為這些地區(qū)的殼內(nèi)可能存在部分融熔.

最近，中國(guó)地震局地質(zhì)研究所在川西地區(qū)布設(shè)了大約300個(gè)寬頻臺(tái)站，Liu等(2014)聯(lián)合接收函數(shù)和隨機(jī)噪聲反演出地殼上地幔S波速結(jié)構(gòu)，圖12給出了其中的兩條剖面，剖面位置見(jiàn)圖7.圖12表明：在川滇菱形塊體北部，中、下地殼大范圍存在異常低的波速，且這些低速區(qū)跨過(guò)了麗江—金河斷裂延伸向滇中；與此不同，在松潘—甘孜塊體上，地殼內(nèi)的低速層的速度值不太低，但分布范圍似乎僅在部分地區(qū)，并不存在大范圍的異常低速區(qū)，這一結(jié)果與沿跨龍門(mén)山的剖面所得的結(jié)論(Zhang et al., 2009；Wang et al., 2010)是一致的.然而，在四川盆地，這一低速區(qū)僅分布于地表附近，這是第四系的反映，中地殼則為高速區(qū).另外，青藏高原東緣地區(qū)(包括松潘—甘孜塊體和川滇菱形塊體北部)的Moho界面是一個(gè)漸變的界面，地殼厚度在60～80 km，Liu等(2014)認(rèn)為其增厚主要發(fā)生于下地殼.

接收函數(shù)技術(shù)主要利用界面上產(chǎn)生的Ps波的運(yùn)動(dòng)學(xué)、動(dòng)力學(xué)持征來(lái)探測(cè)界面性質(zhì).在地球內(nèi)部，速度隨深度增加而增加的界面，其產(chǎn)生的Ps波的極性與入射波的極性相同(例如，記為正極性)，反之亦然.我們利用川滇地區(qū)的永久性臺(tái)站記錄的180個(gè)遠(yuǎn)震事件，其震級(jí)MS≥6.2，震中距在30°—95°之間，總共提取了13080個(gè)P波接收函數(shù).每一臺(tái)站記錄的接收函數(shù)均被校正到同一參考震中距處(例如67°)，然后疊加成一道信號(hào)，通過(guò)分析殼內(nèi)Ps相的極性以確定是否存在低速層.圖13中，紅色圓圈標(biāo)示的臺(tái)站即為殼內(nèi)存在低速層，其余三角標(biāo)示的臺(tái)站下方不存在明顯的殼內(nèi)低速層.從這一分布特征來(lái)分析，松潘—甘孜塊體僅部分存在殼內(nèi)低速層，這與先前的研究結(jié)果(Zhang et al., 2009；Wang et al., 2010; Liu et al., 2014)較一致.在川滇菱形塊體北部，似乎不存在大范圍的殼內(nèi)低速區(qū)分布，這與Xu等(2007)的反演結(jié)果較一致.然而，川西地區(qū)密積臺(tái)陣觀測(cè)的結(jié)果(Liu et al., 2014)認(rèn)為青藏高原東緣地區(qū)殼內(nèi)低速層厚度大、速度低，這與極性分析的結(jié)論似乎不太一致.其原因是北緯29°N附近臺(tái)站較少，更精確的分布形態(tài)有待進(jìn)一步研究.另外，川滇菱形塊體南部(滇中)，低速區(qū)的分布范圍較大，但低速區(qū)似乎被小江斷裂和金沙—紅河斷裂限制在特定的區(qū)域內(nèi).

近幾年來(lái)，川滇地區(qū)的永久性臺(tái)站數(shù)量增加很快，使得在該區(qū)開(kāi)展詳細(xì)研究成為可能.與臨時(shí)臺(tái)站相比，永久性臺(tái)站記錄的信噪比較高，但布局不盡合理.Xu 等 (2013)利用川滇周邊13個(gè)省范圍內(nèi)的252個(gè)永久性臺(tái)站記錄的504個(gè)震級(jí)M>5.5，震中距在30°—95°之間的遠(yuǎn)震事件，一共提取了22362個(gè)接收函數(shù).穿過(guò)川滇地區(qū)的偏移剖面表明，川滇地區(qū)殼內(nèi)存在連續(xù)性較好的負(fù)極性Ps相，且深度的橫向變化較明顯(Xu et al., 2013).最近，Bao等(2015)利用ChinArray計(jì)劃布設(shè)于云南周邊地區(qū)的300多個(gè)寬頻臺(tái)站的資料，聯(lián)合Rayleigh波和接收函數(shù)反演出了云南及周邊地區(qū)的殼幔S波速度結(jié)構(gòu).反演結(jié)果表明云南地區(qū)地殼S波速度橫向變化非常劇烈，殼內(nèi)低速層的埋深為20～30 km.Bao等(2015)分析了殼內(nèi)低速區(qū)的分布特征，認(rèn)為云南地區(qū)殼內(nèi)低速區(qū)分布僅限于如圖13所示的A、B兩個(gè)區(qū)域，并且認(rèn)為這兩個(gè)區(qū)域就是來(lái)自青藏高原東緣的下地殼流通道.這一低速區(qū)分布似乎與我們的結(jié)果存在較大差異，尤其是在滇東和滇西地區(qū).

圖12 聯(lián)合反演接收函數(shù)和隨機(jī)噪聲得到的S波速度剖面(Liu et al., 2014)

圖13 川滇地區(qū)的寬頻臺(tái)站及殼內(nèi)低速區(qū)分布

圖14 大地電磁測(cè)深剖面(圖13)得到的電阻率模型(Bai et al., 2010)

4.4 大地電磁測(cè)深結(jié)果

除了地震探測(cè)外，在青藏高原東南緣還布設(shè)過(guò)大地電磁測(cè)深剖面(圖13)，探測(cè)結(jié)果顯示(圖14)，測(cè)深剖面與鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂交匯部位呈現(xiàn)高導(dǎo)特征，其埋深為20～40 km(Bai et al., 2010).Bai等(2010)推測(cè)這一地殼高導(dǎo)層僅沿鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂展布，并形成一個(gè)高導(dǎo)電率的通道，且這一通道從青藏高原延伸800 km進(jìn)入中國(guó)南部(如圖1).另外，Bai等(2010)還認(rèn)為這一高導(dǎo)流體的實(shí)質(zhì)就是地質(zhì)學(xué)意義上可流動(dòng)的下地殼流，而且，青藏高原東南緣并不存在大規(guī)模的下地殼流，僅沿兩條弧形通道從青藏高原向南延伸.這一結(jié)論似乎對(duì)“下地殼流模式”提出了質(zhì)疑，此后，關(guān)于川滇地區(qū)是否存在大規(guī)模的下地殼流成為一個(gè)討論的熱點(diǎn).如圖13所示，P2、P3和P4測(cè)線與鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂交匯處，接收函數(shù)分析證實(shí)殼內(nèi)存在負(fù)Ps極性，我們也認(rèn)為殼內(nèi)存在低速層，這二者是比較一致的.除此之外，我們的結(jié)果還顯示，沿鮮水河—小江斷裂，有的地區(qū)并沒(méi)有發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)低速層.總體而言，殼內(nèi)Ps相負(fù)極性表明，滇中大部分地區(qū)均存在殼內(nèi)低速層，這與大地電磁探測(cè)結(jié)果(Bai et al., 2010)不一致.由于沿嘉黎—怒江斷裂的地震臺(tái)站較少，目前無(wú)法作出任何評(píng)價(jià).

5 討論與結(jié)論

地球科學(xué)的多個(gè)領(lǐng)域的研究 (Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明，印度—?dú)W亞板塊碰撞帶是一個(gè)典型的活動(dòng)大陸碰撞帶，印度板塊與歐亞板塊之間的碰撞至今仍在繼續(xù).青藏高原東緣作為高原與揚(yáng)子地臺(tái)之間的過(guò)渡帶，在兩個(gè)地質(zhì)時(shí)期經(jīng)歷了強(qiáng)烈的地殼變形和斷裂作用(Tapponnier and Molnar, 1977；Molnar and Deng, 1984).按地震活動(dòng)性特征，川滇地區(qū)屬于我國(guó)的南北地震帶.除了地震活動(dòng)頻度高，川滇地區(qū)地殼厚度變化也十分劇烈(圖15)，從青藏高原中東部地區(qū)的65km下降到云南南部地區(qū)的30km(Yang et al., 2011; Hu et al., 2011, 2012)，地殼厚度這一變化趨勢(shì)與地形高程呈平穩(wěn)下降趨勢(shì)相一致(圖1).將地球表面的變形場(chǎng)和地幔深處的變形場(chǎng)聯(lián)系起來(lái)，加上地殼和上地幔構(gòu)造的約束，有助于對(duì)地球內(nèi)部流變特征以及動(dòng)力學(xué)過(guò)程研究的深入.另外，除龍門(mén)山斷裂帶之外, 整個(gè)川西地區(qū)的變形是一種近似連續(xù)的、以左旋走滑為主, 并形成了旋轉(zhuǎn)的弧形構(gòu)造(Zhang, 2013).造成這種弧形左旋走滑運(yùn)動(dòng)的深部驅(qū)動(dòng)機(jī)制是一個(gè)沒(méi)有解決的科學(xué)問(wèn)題，其可能的機(jī)制之一就是下地殼的流動(dòng).雖然下“地殼流模型”較好地解釋了地表變形機(jī)制，但青藏高原東緣地區(qū)是否在可流動(dòng)的下地殼仍是爭(zhēng)論的焦點(diǎn).其主要表現(xiàn)為：(1)地震學(xué)觀測(cè)到的殼內(nèi)低速區(qū)是否為部分或全部融熔所致，還是晶體定向排列所致；(2)殼內(nèi)速度值低到何種程度才能實(shí)現(xiàn)流動(dòng)仍是一個(gè)懸而未決的問(wèn)題；(3)目前用Rayleigh波反演得到的S波速度均為SV波的速度，殼內(nèi)是否真正為低速區(qū)還需要SH波速予以佐證.鑒于這些原因，既使殼內(nèi)存在低速區(qū)，可能也無(wú)法明確判定是否存在下地殼流.因此，在川滇地區(qū)開(kāi)展上述幾方面的研究工作，對(duì)于揭示縫合區(qū)內(nèi)殼幔變形機(jī)制以及孕震背景具有重要的科學(xué)意義.

除了上述這些問(wèn)題，從本文所給的結(jié)果來(lái)分析，在同一地區(qū)，不同方法得到的結(jié)果也還可能存在較大差異.例如沿北緯30°N的剖面，面波層析成像表明川滇菱形塊體內(nèi)部(東經(jīng)99°E—102°N之間)殼內(nèi)低速層并不明顯(見(jiàn)圖8)，但接收函數(shù)反演的結(jié)果(圖9)表明殼內(nèi)存在厚度約20 km的低速層，而且這一低速層的連續(xù)性較好.另外，大地電磁測(cè)深結(jié)果(見(jiàn)圖14中P3剖面)也證實(shí)這一位置存在殼內(nèi)高導(dǎo)層.我們通過(guò)分析殼內(nèi)Ps相的極性，標(biāo)示出可能存在殼內(nèi)低速區(qū)的臺(tái)站.在四川地區(qū)，我們標(biāo)示出的殼內(nèi)低速區(qū)分布與前人所得結(jié)果差異不大.然而，在云南地區(qū)，我們標(biāo)示出的殼內(nèi)低速區(qū)分布與Bao等(2015)的反演結(jié)果差異很大，但在大地電磁測(cè)深剖面附近與Bai等(2010)的結(jié)果一致(見(jiàn)圖15).云南地區(qū)地震活動(dòng)性高，小于6.0級(jí)的地震幾乎隨機(jī)分布，甚至沒(méi)有發(fā)震構(gòu)造.小江斷裂是一級(jí)大地構(gòu)造邊界(Wang and Burchfiel, 2000)，其兩側(cè)的構(gòu)造發(fā)育史可能是不同的.這就意味著小江斷裂兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)差異較大，從圖2中也可以發(fā)現(xiàn)從1965—2013年間，滇東與滇中地區(qū)的地震活動(dòng)性明顯存在差異.本文從分析殼內(nèi)Ps相的極性入手，在滇東地區(qū)僅發(fā)現(xiàn)一個(gè)臺(tái)站(WIN臺(tái)，即威寧臺(tái))下方殼內(nèi)存在低速區(qū)，彌勒(MIL)和個(gè)舊(GEJ)臺(tái)均處于小江斷裂附近.導(dǎo)致不同結(jié)果的原因可能是一方面受到川滇地區(qū)臺(tái)站布局和自然條件的限制，另一方面可能還受到反演問(wèn)題解的不唯一性以及分辨率的制約.雖然聯(lián)合Rayleigh波和接收函數(shù)反演在一定程度上可以抑制解的不唯一性，但是臺(tái)間距較小時(shí)，測(cè)量長(zhǎng)周期Rayleigh波頻散的誤差較大，初始模型的選取問(wèn)題，這些因素不可避免地會(huì)引入反演誤差.

圖15 川滇地區(qū)的地殼厚度等值線

Wang和Gao(2014)使用云南區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)的55個(gè)寬頻帶地震臺(tái)站連續(xù)地震背景噪聲數(shù)據(jù), 采用雙臺(tái)站互相關(guān)方法獲得周期5～34 s范圍內(nèi)的瑞利面波速度頻散曲線，反演結(jié)果表明：在16～26 s周期內(nèi)川滇菱形塊體內(nèi)部呈現(xiàn)大范圍的低速異常, 而這一周期范圍主要反應(yīng)了中下地殼結(jié)構(gòu)的變化(Wang and Gao, 2014).30～34 s 時(shí)川滇菱形塊體下方又變?yōu)楦咚佼惓?，暗示川滇菱形塊體中下地殼處的低速異常區(qū)很可能就是青藏高原下地殼流的通道(Wang and Gao,2014).另外，最值得注意的是在16～26 s周期內(nèi)，紅河斷裂西側(cè)并沒(méi)有出現(xiàn)低速區(qū)，這一結(jié)果與我們推測(cè)下地殼沒(méi)有跨過(guò)紅河斷裂的結(jié)論相吻合.

在過(guò)去幾十年里，川滇地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)研究取得了豐碩的成果，本文不可能一一列出，本文僅給出川滇地區(qū)可能存在殼內(nèi)低速區(qū)的研究結(jié)果.然而，這些低速區(qū)是否相互連接、來(lái)自何處，目前尚無(wú)法作出明確的結(jié)論，這可能是將來(lái)的研究方向之一.對(duì)于青藏高原東緣的殼內(nèi)低速區(qū)是否形成兩個(gè)殼內(nèi)低速流通道(Bai et al., 2010；Bao et al., 2015)，另外，這兩個(gè)通道是否跨過(guò)了川滇菱形塊體的構(gòu)造邊界，最終匯聚到何處，這些都是值得研究的科學(xué)問(wèn)題.然而，受當(dāng)前的觀測(cè)條件所限，這些問(wèn)題將有待于關(guān)鍵地區(qū)綜合地球物理剖面探測(cè)和密集臺(tái)陣探測(cè)的有機(jī)結(jié)合，多方法、多屬性的同步探測(cè)和綜合約束，可能是未來(lái)真正解決這一重要科學(xué)問(wèn)題的希望所在.綜合現(xiàn)有的研究結(jié)果，可以得到如下結(jié)論：

(1) 根據(jù)川滇地區(qū)的GPS速度場(chǎng)、構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)和地殼各向異性分布特征，認(rèn)為川滇地區(qū)上、下地殼沒(méi)有解耦.

(2) 松潘—甘孜塊體雖存在殼內(nèi)低速層，但波速值不太低，且低速層的深度和橫向分布不均.跨過(guò)龍門(mén)山斷裂進(jìn)入四川盆地，地殼結(jié)構(gòu)較為穩(wěn)定，低速層主要是地表附近的第四系.

(3) 川滇菱形塊體的北部，殼內(nèi)存在異常低波速區(qū)，且主要分布于中下地殼.跨過(guò)麗江—金河斷裂，波速值有所增加，低速層的埋深也減小，但低速區(qū)的橫向分布不均.

(4) 在云南地區(qū)，殼內(nèi)低速區(qū)的分布范圍較大，但主要分布在滇中地區(qū)，且低速區(qū)似乎被小江斷裂和金沙—紅河斷裂限制在特定的區(qū)域內(nèi).

(5) 川滇地區(qū)殼內(nèi)低速區(qū)的三維形態(tài)較為復(fù)雜，不但速度值存在明顯的橫向差異，而且厚度和埋深也不均.特別是在北緯29°N附近，由于臺(tái)站較少，這一殼內(nèi)低速區(qū)的空間展布特征有待進(jìn)一步研究.

(6) 滇西騰沖地區(qū)，殼內(nèi)低速層其規(guī)模較小，可能主要受控于西側(cè)緬甸微板塊的向東俯沖.

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(本文編輯 張正峰)

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Review on the study of crustal structure and geodynamic models for the southeast margin of the Tibetan Plateau

WANG Su1,2， XU Xiao-Ya1,2， HU Jia-Fu1*

1DepartmentofGeophysics,YunnanUniversity,Kunming650091，China2KunmingSouthernGeophysicalTechnologyDevelopment,Inc.Kunming650091，China

The convergence between the Indian plate and the Eurasian plates has resulted in the shortening of crust at least 1500 km and thickening of crust to twice of the normal (about 70 km) beneath the collision zone over the last 45 Ma.To model the mechanism of the surface deformation, several models, including lateral extrusion of rigid blocks along large strike-slip faults and lower crust flow have been proposed. The crustal-flow model, in which the middle/lower crust in central Tibet is partially molten and flows from central Tibet through Sichuan into Yunnan, is gradually accepted by seismologists. Therefore, the study of the deformational characteristics in crust and mantle and the geodynamic model beneath Sichuan and Yunnan (southeastern margin of the Tibetan Plateau) remains one of focused issues in the earth sciences of the world for many years. Although the fine crustal structures have been obtained in the region during the past several decades, the mechanisms for plateau deformation and expansion are still enigmatic due to the resolution limitations of methods and/or data. The aim of this paper is to select the previous results, analyze their discrepancies and conclude the reliable evidence for the lower crustal-flow model.

10.6038/cjg20151129

P313

2015-06-10，2015-10-18收修定稿

國(guó)家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41374106)資助.

王蘇，女，1982年生，工程師，本科，主要從事地球物理勘探工作.E-mail：641550426@qq.com

*通訊作者 胡家富，男，1965年生，教授，長(zhǎng)期從事地殼與上地幔結(jié)構(gòu)研究工作.E-mail：jfhu@ynu.edu.cn