青藏高原东南缘的地壳结构与动力学模式研究综述

王苏， 徐晓雅， 胡家富

1 云南大学地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技术开发有限公司， 昆明 650091



青藏高原东南缘的地壳结构与动力学模式研究综述

王苏1,2， 徐晓雅1,2， 胡家富1*

1 云南大学地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技术开发有限公司， 昆明 650091

青藏高原东南缘的川滇地区壳幔变形特征及地球动力学模式一直是研究的热点问题之一，多年来一直受到各国地球科学家的高度关注.青藏高原演变的“下地壳流模型”模拟得到的地表速度和变形场与GPS观测具有很好的一致性，该模型在当前国际地学界很流行，因而寻找下地壳流存在与否的证据，是深部地球物理学必须面对的一个科学问题.本文综合了川滇地区GPS观测、震源机制解和Pms相分裂的结果，旨在探讨川滇地区地壳演变模式的合理性；另外，从层析成像、接收函数反演和大地电磁测深结果分析，认为川滇地壳内存在大范围的低速层，但分布的几何形态较复杂.在云南地区，这一壳内低速区似乎被小江断裂和金沙江—红河断裂限制在特定的区域内.

川滇地区； 地球动力学模型； 地壳结构； 下地壳流

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—欧亚大陆之间的缝合是有关造山运动、高原生长和发展的典型例子.在这个过程中，青藏高原抬升超过4 km，而地壳增厚到约70 km(Royden et al., 1997；Schoenbohm et al., 2006).长期以来，高原如何变形来响应这一缝合过程一直是争论的焦点，但先前很多研究主要集中于高原的南部边界.由于青藏高原的东缘地区地形陡峭，其形成机制对于全面理解这一缝合过程也很重要.在过去的三十多年里，对于青藏高原侧向挤出模式的认识主要分成了两派学说，即“刚性块体挤出模式”(Tapponnier and Molnar, 1976, 1977; Tapponnier et al., 1982；Avouac and Tapponnier, 1993；Replumaz and Tapponnier, 2003)和“下地壳流模式”(Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000; England and Molnar, 2005).在国内，阚荣举等(1977)根据川滇地区的构造应力场和活动断裂带的分布特征，提出了“川滇菱形块体”的概念.这是一个由鲜水河—小江断裂带、金沙江—红河断裂带所围成(图1)的菱形区域，它代表了青藏高原东南向挤出的主要部分，而且地壳变形主要受控于边界断裂带.另外，块体边界断裂带的地震活动性具有分段特征，主要受控于菱形块体的运动.由于这一模型较好地解释了沿菱形块体边界的强震活动，后续的研究基本都继承了这一认识.但是，青藏高原东南缘内部各个部分的地壳形变特征并非完全一致，其中，在巴颜喀拉块体东南缘的龙门山地区表现为强烈的挤压作用，而川滇地区则表现为围绕着阿萨姆块体作顺时针旋转，且在旋转运动的各个阶段呈现不同的地壳运动特征(Clark and Royden, 2000；Copley and McKenzie, 2007).面对块体内这些运动特征，显然“刚性块体挤出模式”无法做出圆满解释.

青藏高原演变的“下地壳流模型”认为高原中东部的下地壳是软弱的，高原的东向挤出仅局限于中上地壳部分，这意味着上地壳与下地壳之间的运动是解耦的，即地表的形变不能传到下地壳(Royden et al.,1997).青藏高原东缘地区的地形起伏被认为是来自高原中部的下地壳软弱物质囤积，直接导致地壳增厚的结果(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000).另外，在东向挤出过程中，即使存在地壳的缩短和增厚也不应发生于上地壳，而最可能发生于中下地壳的缩短和增厚(Clark et al., 2005).对于这一问题，虽然不同的人可能设定了不同的边界条件(Copley and McKenzie, 2007)，有的强调现今的地壳形变可能以隆升作用为主，而有的则强调现今的地壳形变可能以挤出作用为主(Royden et al., 1997；Clark et al., 2005；Copley and McKenzie, 2007).但是，根据黏稠性流体理论进行数值模拟结果(Royden et al., 1997；Clark et al., 2005；Copley and McKenzie, 2007)，这一模型能较好地解释了现代地表的主要变形特征和形成机制，故支持这一模型的人不在少数.在这一模型中，无论地表和下地壳采用刚性或者可变形边界条件，都能够计算出与地表观测较一致的变形特征.但这一模型要求青藏高原东缘地区，特别是川滇地区下地壳应存在大规模的、足够厚的软弱层.

大陆构造活动区的下地壳强度和力学特征对于构造演化和地壳动力学至关重要，相对于上地壳而言，强度高的下地壳能有效地在竖向传递应力.在小尺度范围内(几十公里)，其运动是直接耦合于地幔的(Royden, 1996；Clark et al., 2005).然而，在地壳热而异常厚的区域，实验表明：中、下地壳可能包含一软弱的韧性层，该层将坚硬的上地壳与较强韧性的地幔分隔开来(Kirby, 1983; Bird, 1991).很多学者认为在地壳处于热状态的地区，其下地壳扮演了一个在地质时间程度上可流动的软弱层的角色，同时被认为这是平衡地壳内部侧向压力梯度、减小地表起伏和地壳厚度的力学机制(Clark and Royden, 2000).

由于“下地壳流模型”主要是依据地形、地壳厚度的横向变化提出来的(例如，Clark and Royden, 2000)，支持其合理性的地球物理证据，特别是深部地壳结构的证据尚很缺乏.Klemperer(2006)认为“下地壳流”能否发生取决于: (1) 中下地壳存在能够发生流动的软弱层; (2) 存在地壳厚度、地壳密度差异或地貌高差引起的横向压力梯度；(3) 上部脆性上地壳或下部高强度(刚性)上地幔相对于软弱层的运动.自从青藏东部的“下地壳流模式”提出以来，虽然合理地解释了青藏高原东缘的变形特征，但是否存在以上的三个条件之一尚无统一结论.有学者提出青藏东部边缘的下地壳不太可能发生大规模的韧性流动，而是受到断裂和构造边界的制约被限定在局部地区，仅沿两条弧形通道流向云南南部，并且跨过了金沙江—红河断裂(Bai et al., 2010).也有学者认为来自青藏高原东部的下地壳流被丽江—金河断裂阻隔，仅到达云南北部地区(Chen et al., 2013).来自青藏高原东部的下地壳流是否进入川滇地区、其分布形态如何，这是地学界争论的热点问题之一.除此以外，面临的问题还有：下地壳流的尺度如何？上下地壳之间是耦合的还是解耦的？这些问题对于理解青藏高原东缘的构造演化十分重要，本文收集了已有的研究结果，旨在讨论川滇地区是否存在下地壳流的深部证据，以及下地壳流的分布范围.

2 构造背景

发生于50 Ma以前的印度板块和欧亚板块的汇聚导致了青藏高原的快速隆升和缝合区内至少1500 km的地壳缩短(Molnar and Tapponnier, 1975; England and Molnar, 1997)，这么大的缩短量在缝合早期可能是通过地壳增厚及其变形来吸收，但在过去10—15 Ma里(晚新生代以来)侧向挤出可能是吸收变形的主要方式(Schoenbohm et al., 2006).青藏高原东南缘的云南和四川地区，地处特提斯与太平洋两大构造域的转换地带.由于印度次大陆与欧亚大陆南部的陆-陆连续碰撞，促使雅鲁藏布江缝合带强烈错位和急剧转折，导致青藏高原东缘地区长期经受了物质东南向逃逸的影响(Molnar and Tapponnier, 1975)，新构造运动强烈(见图1).在四川和云南地区，大型的、近南北向的走滑断裂构成了主要的构造格局，这些深大断裂把青藏高原东南缘分割成了几个构造单元.

如图1所示，北西向展布的鮮水河断裂从青藏高原东部经松潘—甘孜褶皱系向云南延伸，并与小江断裂相接，该断裂的长期平均速率可达到11.1 mm·a-1，在过去300年里曾发生过4次7.0级以上的大震(Zhang, 2013).左旋的鮮水河—小江断裂构成了中生代晚期高原的东边界，同时它也是地壳相对于中国南部作顺时针旋转的一级构造格架(Wang and Burchfiel, 2000).此外，左旋的鮮水河—小江断裂和右旋的金沙江—红河断裂分别构成了川滇菱形块体的东、西边界(阚荣举等，1977)，一般认为这一块体是青藏高原东南向挤出的主体，同时也是地震高发地区(阚荣举等，1977；Zhang，2013).在川滇菱形块体内部，北东向的丽江—金河断裂分割川滇菱形块体成南、北两部分.从图1所示的长波长地表高程来分析，南北两部分的高程差异较大，在云南南部地区高程仅为500 m，而北部的川西地区高程可达到4500 m，而丽江—金河断裂恰好处于高程剧烈变化的地区.另外，北东走向的龙门山断裂是分隔松潘—甘孜褶皱系和四川盆地的边界断裂，除了2008年5月12日发生过8.0级地震外，在过去1000年里，平均滑动速率很低，其中，逆冲速率大约为0.3～0.6 mm·a-1，而右旋走滑速率仅仅约1.0 mm·a-1(Zhang, 2013).在滇西南，金沙江—红河断裂和缅甸境内的实皆断裂构成了印支地块的东、西边界，这一块体在特提斯洋闭合后开始向东南挤出(Tapponnier et al., 1982).

图1 青藏高原东缘的地形、主要活动断裂(棕色线)以及本文中用到宽频地震台(红色三角)分布

3 地壳变形特征分析

3.1 震源机制解与区域构造应力场

由于青藏高原东缘向东南挤出，以及缅甸板块的向东俯冲作用，导致川滇地区构造应力场形式复杂.不同的地区可能受到不同的应力场控制，表现出该区壳幔物质的强烈交换特性.川西地区主要受北东向的区域构造应力场的作用，然而，在川滇菱形块体内部则受北西向的局部构造应力场控制，川滇菱形块体的部分边界附近(例如，川西地区鲜水河—安宁河，龙门山附近)主要受近东西方向的局部构造应力场作用(阚荣举等，1977).Schoenbohm等(2006)认为青藏高原东南缘早期的构造变形主要为印支块体沿着哀牢山断裂横向挤出，大约在9—13 Ma之前，青藏东部的地壳旋转带动了下地壳的韧性流动，促使鲜水河—小江断裂发生活动，上地壳围绕喜马拉雅东构造结发生顺时针旋转，中、下地壳则沿东南方向挤出，导致上地壳和下地壳发生解耦.

图2 从1965—2013年间川滇地区震源机制解(MS>4.0)Fig.2 Focal mechanisms in Sichuan and Yunnan since 1965—2013(MS>4.0)

川滇地区地处南北地震带，地震频度高且震源深度浅(极大部分小于20 km)，因此主压应力的方向在一定程度上代表了上地壳的受力状态.20世纪70年代以来, 我国许多学者对川滇地区构造应力场分区特征进行了研究(阚荣举等, 1977；谢富仁等, 2001；程万正等, 2003).本文收集了从1965—2013年发生于97°—107°E, 21°—34°N范围内的812个地震的震源机制解，其中, 正断层型147个，逆断层型117个，走滑断层型548个(如图2).虽然构造应力场分区与构造分区具有一定的相关性, 但不完全对应.由于川滇地区地壳运动呈现出明显的分区特征，以往人们通常以地质构造分区为单元研究区域构造应力场(程佳等，2012)， 然而，构造应力分区考虑的是在已有构造框架下地壳中应力分布的状态.由于地震分布不均匀，不可能完全按构造分区统计其主压应力的优势分布.这里既考虑了构造分区，同时兼顾了地震分布，将川滇地区分为滇东(EYB，小江断裂以东)，滇南(SYB，红河断裂以南)，滇西(WSB，澜沧江断裂以西)，滇中(CYB，川滇菱形块体南部)，川西(WSB, 川滇菱形块体北部)，松潘—甘孜(SP，龙门山断裂以西)和四川盆地(SB)进行统计.如图3所示，金沙江—红河断裂带作为川滇地区一级块体的分界, 其两侧主压应力场存在明显的差异.川滇菱形块体内部存在三个优势方向：一个是沿南东东，其次是沿东南向，另一个近南北向.从川滇菱形块的北部到南部，构造应力场一部分保持了东南向，另一部分呈现了围绕喜玛拉雅东构造结顺时针旋转的趋势.滇西地块除了受近南北向的挤压外，还有一组北东向的主压应力，这是缅甸板块北东向运动以及青藏高原东缘挤出作用所致.松潘—甘孜块体受高原向东挤出和四川盆地的阻挡作用，一组主压应力向东，另外一组沿北东逃向鄂尔多斯.在川滇地区东部, 由于华南块体的强烈阻挡而形成了最大主压应力方位为北西向.

图3 川滇地区现代构造应力场分布Fig.3 Present day tectonic stress fields in Sichuan and Yunnan

印度板块与欧亚板块碰撞，对缝合区的地球动力学过程起着深刻的影响，不但地壳加厚，而且高原不断隆起.特别是20新世以来，高原大幅度抬升，对边缘产生了与以前不同的影响.此后，青藏高原东南缘的川滇地区现代地壳运动一般认为一直承袭着上新世以来的基本格局(Wang and Burchfiel, 2000；Schoenbohm et al., 2006).两大板块的碰撞不仅对地壳的垂直运动起着重要作用，而且对断裂活动方式及各块体的水平运动起着控制作用.在812个地震的震源机制解中，其中P轴倾角小于30°的有610个，占总数的75%，表明川滇地区各活动断裂的运动特征虽然多样、且各构造块体的运动方式差异较大，但多以水平运动为主.

3.2 GPS观测与地壳各向异性特征

GPS速度矢量观测是研究地表变形的有效手段之一，随着GPS技术在川滇地区地壳形变研究中的广泛应用，对于揭示川滇地区的地壳变形和发震机制提供了有力证据.大量的GPS测量结果表明(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007) ，青藏高原东缘物质“逃逸”可以分为2～3支，其中一支急剧转折至云南，一支逃向四川西部，且与龙门山断裂带强烈耦合，另一支沿北东方向与鄂尔多斯盆地呈强烈相互作用(见图1).Chen等(2013)收集了该区已有的GPS观测数据，并进行了相关分析，发现靠近断裂附近的观测值明显受断裂活动方式的影响，故按不同区域统计地表运动的优势方向.如图4所示，为了与构造应力场作比较，仍将川滇地区分为滇东(EYB，小江断裂以东)，滇南(SYB，红河断裂以南)，滇西(WSB，澜沧江断裂以西)，滇中(CYB，川滇菱形块体南部)，川西(WSB, 川滇菱形块体北部)，松潘—甘孜(SP，龙门山断裂以西)和四川盆地(SB)进行统计.在图4中，不同区域内的GPS速度矢量分别用黑色线条表示.

剪切波分裂也称为地震波双折射，描述了当偏振剪切波进入各向异性介质后会分裂成快、慢偏振波.剪切波分裂参数主要包括两个方面：快剪切波偏振方向和快、慢剪切波时间延迟.快波偏振方向代表了地质构造与应力场分布的特性，快、慢波时间延迟则反映了各向异性层的强弱程度和厚度(Lev et al., 2006).地震各向异性提供了岩石圈构造演化和物理状态的证据，其主要由裂隙排列和矿物晶体优势取向所引起.地震数据表明浅地幔的各向异性通常平行于造山带的构造轴，但通过震源节面解和钻孔测试的主要构造压应力却垂直于造山带的构造轴，软弱的下地壳起到了解耦单元的作用(Meissner et al., 2002).岩石变形可以产生各向异性，反过来，可以通过各向异性调查构造活动区的壳幔变形.因而，通过揭示地壳各向异性，并与地表GPS速度对比分析，确定地壳是否发生解耦，为推测下地壳是否存在软弱层提供了另一个科学判据.利用GPS地表观测结果和剪切波分裂来讨论地壳动力模式和耦合问题，这种分析方法首先在华北地区进行了尝试(高原等，2010)，这将为分析川滇地壳耦合问题提供了借鉴.

如图5所示，当一束地震波入射到Moho界面上时，会发生振型转换形成Pms震相，并以S波速度传播，且紧随P波之后.若地壳存在各向异性，则Pms相会形成快、慢S波.然而，由于转换波Pms是弱震相，且叠加在入射波的尾波里，故不易识别.Chen等(2013)利用接收函数技术(Langston，1977，1979)分离出川滇地区98个永久性宽频台站下方的径向和切向接收函数，并测定了Pms相的各向异性.结果表明：四川西部和松潘—甘孜地块的Pms相的时间延迟为0.20～0.23 s，其余地区的时间延迟为0.16～0.17 s.Sun等(2012)测量了川滇 地区12个永称久性台站记录的Pms相的分裂，结果表明：Pms相的快慢波的时间延迟在0.5～0.9 s之间，这一时间延迟与SKS相分裂的时间(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)相近，考滤到SKS相的分裂主要发生于上地幔(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)，因此认为Chen等(2013)的结果可能比较客观地反应了地壳的各向异性特征.另外，已有的近源S波分裂研究(Zhang et al., 2008；Shi et al., 2009, 2012; 石玉涛等，2013)表明：其时间延迟仅在0.02～0.06 s, 由于川滇地区大部分地震的震源深度仅为10～15 km，因此判定近源S波分裂所反应的主要是上地壳的各向异性特征.考虑这些因素，Chen等(2013)认为由Pms相分裂得到的各向异性主要来自下地壳.

图4 川滇地区不同区域的平均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)

为了方便与GPS、构造应力场比较，仍然将川滇地区分为不同的区域，以便统计Pms相的各向异性，并取其平均值作为该区Pms相的各向异性.如图4中红线所示，青藏高原东部及邻区各构造分区的地壳各向异性呈现明显的区域分布特征.在松潘—甘孜块体Pms相的快波极化方向为北偏东133°，滇东地区为北偏东163°，而在滇西南地区变为北偏东188°，呈现出在喜玛拉雅东构造结附近作顺时针旋转之势(Chen et al., 2013).在地壳各向异性强度方面，由北向南逐渐减弱，最大时间延迟为0.23 s，发生在川滇菱形块体的北部，其次是在松潘—甘孜块体，其时间延迟为0.20 s，其余地区的时间延迟大致相同，仅仅在0.16～0.17 s之间(Chen et al., 2013).快波极化方向的变化趋势与地表GPS速度场、区域构造应力场较一致，暗示了川滇地区上、下地壳之间不应解耦(Chen et al., 2013).

图5 地壳各向异性引起的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 地壳结构研究现状分析

川滇地区是青藏高原现今地壳形变和地震活动最强烈的地区之一，也是研究青藏高原现今地壳形变模式和构造演化规律的热点地区.从20世纪80年代中期以来，青藏高原东缘已经实施了一批深部构造的研究计划，用不同的地球物理方法(人工地震测深、大地电磁测深、天然地震走时层析成像、接收函数等)确定该地区的地壳上地幔结构.在过去30多年里，我国在青藏高原东缘的研究已经取得了很大成绩，为后续研究提供了极为重要的基础资料.

4.1 人工地震测深

深地震测深作为探测地壳结构的一种有效方法，早在20世纪80年代初期，在青藏高原东缘地区相继实施了阆中—唐克测线和唐克—蒲江测线(陈学波等，1988)，以及花石峡—邵阳剖面等(崔作舟等，1996).2000年完成竹巴龙—资中测线和奔子栏—唐克测线(Wang et al., 2007)，竹巴龙—资中测线沿北纬30°线布设，始于金沙江附近的竹巴龙，经理塘、雅江、康定和雅安，至岷江附近的资中，全长552.0 km.它跨越了松潘—甘孜地块和龙门山构造带(统称为川西高原)，后进入四川盆地.在云南地区，先后实施了“滇深82工程”、“滇深87工程”(阚荣举和林中洋，1986).另外，为探测腾冲火山区的地壳结构，确定岩浆囊的形态及分布， 曾开展过“腾深99”人工地震测深工程(Wang and Huangfu, 2004).在过去几十年里，虽然在川滇地区开展过大量的研究工作，利用主动源重建了几千公里长的人工地震测深剖面(阚荣举和林中洋，1986，Zhang et al., 2005a,b；Wang et al., 2007；Zhang and Wang, 2009)，这些结果勾绘出了川滇地区地壳结构的基本轮廓，为后续的研究工作提供了基础.然而，这些线状的剖面毕竟覆盖的区域有限，同时受当时的技术条件制约，另一方面，由于川滇地区地壳结构横向变化非常剧烈，因而对于川滇地区是否存大规模的壳内低速层这一问题，并没有统一的结论.

4.2 层析成像

地震层析成像技术自20世纪80年代初至今已日趋成熟，在过去的20多年里, 水平分辨尺度已经达到0.5°.Li等(2008)利用远震P波走时数据反演出青藏高原及周边地区深至1000 km的P波速度分布，揭示了壳幔的速度分布特征.然而，受竖向分辨所限，无法识别出壳内是否存在低速层.另外，P波走时地震层析成像(刘福田等，2000；刘建华等，2000; Wang et al., 2003; Wang and Huangfu, 2004; Xu et al., 2005; Lei et al., 2009)也表明，川滇地区壳幔横向不均匀性明显，地壳上地幔中大范围存在低速层，但由于受分辨所限，体波走时层析成象无法分辨低速层的来源及其准确的深度.最近，Zhang等(2012)将双差地震层析成像方法应用于四川省地震局记录的地震走时目录(2001—2004年)，联后反演了VP,VS, 和VP/VS模型，提供了一个全新的层析成像结果.结果表明：川西地区在约20 km深处存在大范围的低速区，但空间分布形态复杂，在一定深度处，这一低速区的分布明显受到了断裂的制约.

面波带来了沿大园弧路径的介质信息，其频散现象是由于介质的层状结构引起的，故可利用频散反演出介质的结构.理论计算表明(Julià et al., 2000)，面波频散对介质的S波速度变化较为敏感，而对界面的深度变化不敏感.长周期面波群速度频散反演表明(胡家富等，2008)，滇西地区壳幔大范围内存在低速层.但受当时台站较少的观测条件所限，需要从混合路径频散中提取纯路径频散.在这个过程中，由于约束不足等导致非唯一性问题较突出.另外，如果仅考虑震源-台站路径的面波频散，则深部结构的分辨会受到短周期(T<30 s)散射、路径覆盖情况、面波敏感性核函数的空间分布特征的限制.传统的面波层析成像主要依赖于长周期数据，并且沿震源到台站的路径求和.近几年来，川滇地区宽频台站数量迅速增加，而且台间距大部分在100 km以内，使研究台间的频散特性成为可能.Yao等(2008, 2010) 利用经验格林函数方法从长时间观测的噪声信号中提取了10～30 s的短周期相速度频散，同时利用经典的双台法提取长周期(20～120 s)Rayleigh波相速度频散，并以此反演出川滇地区的地壳上地幔的S波速度结构.图6是穿过川滇地区的S波速度扰动剖面，剖面的位置见图7所示.

另外，依据1～2年的连续地震噪声观测，Yang等(2012)利用青藏高原及周边600个台站记录的噪声数据，利用互相关技术测量了台间Rayleigh波相速度频散，这些频散的周期范围是10～60 s.为了反演3D剪切波速度结构，首先提取了1°×1°网格节点上的Rayleigh波相速度频散，然后利用节点上频散反演S波速度结构.如图8表示沿东径100°(CC′)和沿北纬30°(FF′)的SV波速度剖面(Yang et al., 2012).川西地区和川滇菱形块体的北部壳内相互联系的低速区较为明显，其埋深在20～40 km，其局部最低波速可达3.0～3.3 km·s-1，而且速度值的横向变化较大；另外，跨过丽江—金河断裂向南进入云南地区，地壳厚度逐渐减小，壳内低速区的厚度也减小，但地壳速度值呈增加趋势(Yang et al., 2012).

图6 穿过川滇地区的S波速扰动剖面(Yao et al., 2010)

图7 川滇地区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异，但面波层析成像结果表明：川滇地区大范围内存在壳内低速层，而且低速层的深度和速度值也呈区域性变化.在一些地区低速层出现在中、下地壳(例如，川滇菱形块体北部和青藏高原东部)，而在另一些区域则出现在中地壳(Yao et al.,2010).另外，不但在川滇菱形块体的北部，而且在川滇蔆形块体的南部(即滇中地区)均存在下地壳低速层.Yao等(2008) 认为这一低速层的强度和深度变化的三维图像比较复杂，大范围内无阻碍的下地壳流似乎不存在，这些低速区的分布很可能受到断裂的制约.

4.3 接收函数技术

远震P波波形数据中包含了台站下方的地壳上地幔速度间断面所产生的Ps转换波及其多次反射波的信息, 因此最大限度地分离P波和Ps转换波以及多次响应PpPs, PpSs+PsPs波的能量，是反演台站下方S波速度结构的有效手段(Langston, 1977; Vinnik, 1977).Langston(1979)提出了震源等效假定,并从长周期远震体波中分离出接收函数, Owens等(1984) 把这一方法扩展到了宽频带记录.在过去30多年里，接收函数分析方法从P，S波分离(Langston, 1979；Owens et al., 1984；Ammon et al., 1990； Ligorría and Ammon, 1999)、波形拟合(Ammon, 1991)、 时间-深度转换(Dueker and Sheehan, 1997, 1998)，发展到偏移和叠加(Yuan et al., 1997),并已成为研究地壳上地幔间断面横向变化的主要手段之一.近10年来，远震P波接收函数方法在青藏高原东缘地区取得了丰富的研究成果(吴庆举和曾融生，1998；Wu et al., 2005; Hu et al., 2005, 2011, 2012; Xu et al., 2007；Zhang et al., 2009; Wang et al., 2010)，对该区的Moho面起伏有了一定的认识，但是对青藏高原东缘地区整体的地壳结构以及壳内变形特征的了解仍然不足.

龙门山被认为是青藏高原和扬子克拉通的边界(Copley and McKenzie, 2007)，其两侧地表高程相差近3000 m，2008年5月12日龙门山断裂曾发生过汶川8.0级地震.过去10多年里，在该区开展过许多横穿龙门山断裂的研究工作.例如，2004—2006年，Wang等(2010)等在青藏高原东部和四川布置24个临时观测台站，测线大致沿北纬30°N.在两年的观测期间内，共记录了384个震级M>5.5的远震事件，震中距范围为30～90°.Wang等(2010)从这些三分量记录中提取了P波接收函数，并计算出地壳厚度和波速比，同时反演出了每一台站下面的S波速度结构.结果表明(Wang et al., 2010)：青藏高原东部的地壳平均厚度为68 km，而四川盆地的地壳平均厚度仅为43 km；拉萨地块的地壳显示出低波速比(1.74)，班公—怒江缝合带的地壳则为高波速比(1.79)，而四川盆地的地壳为中等波波比(1.76).另外，接收函数反演得到的S波速度结构(图9)显示出壳内低S波速(2.60～3.40 km·s-1)层的埋深25～50 km之间，其深度和厚度变化较大(Wang et al., 2010).穿过龙门山进入四川盆地后，低速层仅分布于上地壳，这是第四系较厚的的缘故，中下地壳波速较为稳定.Wang等(2010) 认为青藏高原东缘壳内低速层仅存在于局部的下地壳，大范围的下地壳流似乎不存在.

2006年6月至2007年7月，中国科学院地质与地球物理研究所张中杰等从阿坝，经龙门山至四川盆地布设了由29个宽频台站组成的被动源观测剖面，其台间距仅为10 km(见图7).在一年的观测时间内，共记录到震中距在30～90°之间，震级MS>5.0的地震264个(Zhang et al., 2009). Zhang等(2009)利用时间域反褶积(Ligorría and Ammon, 1999)获得了远震P波接收函数，利用偏移成像技术(Yuan et al., 1997)得到跨龙门山的接收函数偏移剖面.如图10a所示，来自Moho的Ps相非常清楚，从青藏高原东缘到四川盆地，Moho的深度变化非常剧烈，在剖面的西北端，地壳厚度仅为53 km，在龙门山下方加深到62 km，进入四川盆地后地壳变到55 km，而测线东南端地壳厚度减小到了35 km.在图10a中还可清楚看出，在龙门山西侧出现一个连续性较好的负极性转换相，该震相来自下地壳.在松潘—甘孜地区该面位于Moho上方10～15 km，Zhang等(2009)把该面解释成为下地壳低速层的上顶面，并认为可能是因高温或部分融熔所致.不过，这一负极性的转换相在局部地区较弱，甚至消失，暗示这一低速层分布不均匀，这与Wang等(2010)的结论是一致的.另外，用H-k叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000)获得的结果表明(图10b):龙门山断裂带附的具有相对较高的地壳波速比(1.8～2.0)，松潘—甘孜下方为1.75～1.88，这些特性可能与下地壳的低速层相关(Zhang et al., 2009).

图8 沿东径100°(CC′)和沿北纬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)

图9 远震P波接收函数反演得到的沿纬度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)

图10 (a)接收函数偏移剖面(剖面位置见图7中的三角形)，(b)沿剖面的地壳波速比分布(Zhang et al., 2009)

图11 地壳厚度等值线(Xu et al., 2007)

2003年11月至2004年10月麻省理工学院和成都地质矿产研究所在川滇地区布设了25个临时观测台(见图11)，进行了一年的观测，共记录到震中距在30～100°之间，震级Mb>5.0的地震147个，提取了1329条接收函数波形(Xu et al., 2007).Xu等(2007)利用接收函数反演得到台下方的S波速度结构，结果表明：地壳厚度在松潘—甘孜约为60 km，向南逐渐减小，在云南中部大致为40 km.大部分台站下面存在明显的壳内低速层，但低速层的深度和强度横向变化很明显，有的低速层其速度可能比浅部减少了12%～19%(Xu et al., 2007).另外，在北纬28°—30°附近，低速区的几何形态可能是比较复杂的(见图11)，而且地壳高泊松比也分布在该地区.Xu等(2007)综合地表高热流、壳内低阻特性，认为这些地区的壳内可能存在部分融熔.

最近，中国地震局地质研究所在川西地区布设了大约300个宽频台站，Liu等(2014)联合接收函数和随机噪声反演出地壳上地幔S波速结构，图12给出了其中的两条剖面，剖面位置见图7.图12表明：在川滇菱形块体北部，中、下地壳大范围存在异常低的波速，且这些低速区跨过了丽江—金河断裂延伸向滇中；与此不同，在松潘—甘孜块体上，地壳内的低速层的速度值不太低，但分布范围似乎仅在部分地区，并不存在大范围的异常低速区，这一结果与沿跨龙门山的剖面所得的结论(Zhang et al., 2009；Wang et al., 2010)是一致的.然而，在四川盆地，这一低速区仅分布于地表附近，这是第四系的反映，中地壳则为高速区.另外，青藏高原东缘地区(包括松潘—甘孜块体和川滇菱形块体北部)的Moho界面是一个渐变的界面，地壳厚度在60～80 km，Liu等(2014)认为其增厚主要发生于下地壳.

接收函数技术主要利用界面上产生的Ps波的运动学、动力学持征来探测界面性质.在地球内部，速度随深度增加而增加的界面，其产生的Ps波的极性与入射波的极性相同(例如，记为正极性)，反之亦然.我们利用川滇地区的永久性台站记录的180个远震事件，其震级MS≥6.2，震中距在30°—95°之间，总共提取了13080个P波接收函数.每一台站记录的接收函数均被校正到同一参考震中距处(例如67°)，然后叠加成一道信号，通过分析壳内Ps相的极性以确定是否存在低速层.图13中，红色圆圈标示的台站即为壳内存在低速层，其余三角标示的台站下方不存在明显的壳内低速层.从这一分布特征来分析，松潘—甘孜块体仅部分存在壳内低速层，这与先前的研究结果(Zhang et al., 2009；Wang et al., 2010; Liu et al., 2014)较一致.在川滇菱形块体北部，似乎不存在大范围的壳内低速区分布，这与Xu等(2007)的反演结果较一致.然而，川西地区密积台阵观测的结果(Liu et al., 2014)认为青藏高原东缘地区壳内低速层厚度大、速度低，这与极性分析的结论似乎不太一致.其原因是北纬29°N附近台站较少，更精确的分布形态有待进一步研究.另外，川滇菱形块体南部(滇中)，低速区的分布范围较大，但低速区似乎被小江断裂和金沙—红河断裂限制在特定的区域内.

近几年来，川滇地区的永久性台站数量增加很快，使得在该区开展详细研究成为可能.与临时台站相比，永久性台站记录的信噪比较高，但布局不尽合理.Xu 等 (2013)利用川滇周边13个省范围内的252个永久性台站记录的504个震级M>5.5，震中距在30°—95°之间的远震事件，一共提取了22362个接收函数.穿过川滇地区的偏移剖面表明，川滇地区壳内存在连续性较好的负极性Ps相，且深度的横向变化较明显(Xu et al., 2013).最近，Bao等(2015)利用ChinArray计划布设于云南周边地区的300多个宽频台站的资料，联合Rayleigh波和接收函数反演出了云南及周边地区的壳幔S波速度结构.反演结果表明云南地区地壳S波速度横向变化非常剧烈，壳内低速层的埋深为20～30 km.Bao等(2015)分析了壳内低速区的分布特征，认为云南地区壳内低速区分布仅限于如图13所示的A、B两个区域，并且认为这两个区域就是来自青藏高原东缘的下地壳流通道.这一低速区分布似乎与我们的结果存在较大差异，尤其是在滇东和滇西地区.

图12 联合反演接收函数和随机噪声得到的S波速度剖面(Liu et al., 2014)

图13 川滇地区的宽频台站及壳内低速区分布

图14 大地电磁测深剖面(图13)得到的电阻率模型(Bai et al., 2010)

4.4 大地电磁测深结果

除了地震探测外，在青藏高原东南缘还布设过大地电磁测深剖面(图13)，探测结果显示(图14)，测深剖面与鲜水河—小江断裂、嘉黎—怒江断裂交汇部位呈现高导特征，其埋深为20～40 km(Bai et al., 2010).Bai等(2010)推测这一地壳高导层仅沿鲜水河—小江断裂、嘉黎—怒江断裂展布，并形成一个高导电率的通道，且这一通道从青藏高原延伸800 km进入中国南部(如图1).另外，Bai等(2010)还认为这一高导流体的实质就是地质学意义上可流动的下地壳流，而且，青藏高原东南缘并不存在大规模的下地壳流，仅沿两条弧形通道从青藏高原向南延伸.这一结论似乎对“下地壳流模式”提出了质疑，此后，关于川滇地区是否存在大规模的下地壳流成为一个讨论的热点.如图13所示，P2、P3和P4测线与鲜水河—小江断裂、嘉黎—怒江断裂交汇处，接收函数分析证实壳内存在负Ps极性，我们也认为壳内存在低速层，这二者是比较一致的.除此之外，我们的结果还显示，沿鲜水河—小江断裂，有的地区并没有发现壳内低速层.总体而言，壳内Ps相负极性表明，滇中大部分地区均存在壳内低速层，这与大地电磁探测结果(Bai et al., 2010)不一致.由于沿嘉黎—怒江断裂的地震台站较少，目前无法作出任何评价.

5 讨论与结论

地球科学的多个领域的研究 (Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明，印度—欧亚板块碰撞带是一个典型的活动大陆碰撞带，印度板块与欧亚板块之间的碰撞至今仍在继续.青藏高原东缘作为高原与扬子地台之间的过渡带，在两个地质时期经历了强烈的地壳变形和断裂作用(Tapponnier and Molnar, 1977；Molnar and Deng, 1984).按地震活动性特征，川滇地区属于我国的南北地震带.除了地震活动频度高，川滇地区地壳厚度变化也十分剧烈(图15)，从青藏高原中东部地区的65km下降到云南南部地区的30km(Yang et al., 2011; Hu et al., 2011, 2012)，地壳厚度这一变化趋势与地形高程呈平稳下降趋势相一致(图1).将地球表面的变形场和地幔深处的变形场联系起来，加上地壳和上地幔构造的约束，有助于对地球内部流变特征以及动力学过程研究的深入.另外，除龙门山断裂带之外, 整个川西地区的变形是一种近似连续的、以左旋走滑为主, 并形成了旋转的弧形构造(Zhang, 2013).造成这种弧形左旋走滑运动的深部驱动机制是一个没有解决的科学问题，其可能的机制之一就是下地壳的流动.虽然下“地壳流模型”较好地解释了地表变形机制，但青藏高原东缘地区是否在可流动的下地壳仍是争论的焦点.其主要表现为：(1)地震学观测到的壳内低速区是否为部分或全部融熔所致，还是晶体定向排列所致；(2)壳内速度值低到何种程度才能实现流动仍是一个悬而未决的问题；(3)目前用Rayleigh波反演得到的S波速度均为SV波的速度，壳内是否真正为低速区还需要SH波速予以佐证.鉴于这些原因，既使壳内存在低速区，可能也无法明确判定是否存在下地壳流.因此，在川滇地区开展上述几方面的研究工作，对于揭示缝合区内壳幔变形机制以及孕震背景具有重要的科学意义.

除了上述这些问题，从本文所给的结果来分析，在同一地区，不同方法得到的结果也还可能存在较大差异.例如沿北纬30°N的剖面，面波层析成像表明川滇菱形块体内部(东经99°E—102°N之间)壳内低速层并不明显(见图8)，但接收函数反演的结果(图9)表明壳内存在厚度约20 km的低速层，而且这一低速层的连续性较好.另外，大地电磁测深结果(见图14中P3剖面)也证实这一位置存在壳内高导层.我们通过分析壳内Ps相的极性，标示出可能存在壳内低速区的台站.在四川地区，我们标示出的壳内低速区分布与前人所得结果差异不大.然而，在云南地区，我们标示出的壳内低速区分布与Bao等(2015)的反演结果差异很大，但在大地电磁测深剖面附近与Bai等(2010)的结果一致(见图15).云南地区地震活动性高，小于6.0级的地震几乎随机分布，甚至没有发震构造.小江断裂是一级大地构造边界(Wang and Burchfiel, 2000)，其两侧的构造发育史可能是不同的.这就意味着小江断裂两侧的地壳结构差异较大，从图2中也可以发现从1965—2013年间，滇东与滇中地区的地震活动性明显存在差异.本文从分析壳内Ps相的极性入手，在滇东地区仅发现一个台站(WIN台，即威宁台)下方壳内存在低速区，弥勒(MIL)和个旧(GEJ)台均处于小江断裂附近.导致不同结果的原因可能是一方面受到川滇地区台站布局和自然条件的限制，另一方面可能还受到反演问题解的不唯一性以及分辨率的制约.虽然联合Rayleigh波和接收函数反演在一定程度上可以抑制解的不唯一性，但是台间距较小时，测量长周期Rayleigh波频散的误差较大，初始模型的选取问题，这些因素不可避免地会引入反演误差.

图15 川滇地区的地壳厚度等值线

Wang和Gao(2014)使用云南区域地震台网的55个宽频带地震台站连续地震背景噪声数据, 采用双台站互相关方法获得周期5～34 s范围内的瑞利面波速度频散曲线，反演结果表明：在16～26 s周期内川滇菱形块体内部呈现大范围的低速异常, 而这一周期范围主要反应了中下地壳结构的变化(Wang and Gao, 2014).30～34 s 时川滇菱形块体下方又变为高速异常，暗示川滇菱形块体中下地壳处的低速异常区很可能就是青藏高原下地壳流的通道(Wang and Gao,2014).另外，最值得注意的是在16～26 s周期内，红河断裂西侧并没有出现低速区，这一结果与我们推测下地壳没有跨过红河断裂的结论相吻合.

在过去几十年里，川滇地区的地壳结构研究取得了丰硕的成果，本文不可能一一列出，本文仅给出川滇地区可能存在壳内低速区的研究结果.然而，这些低速区是否相互连接、来自何处，目前尚无法作出明确的结论，这可能是将来的研究方向之一.对于青藏高原东缘的壳内低速区是否形成两个壳内低速流通道(Bai et al., 2010；Bao et al., 2015)，另外，这两个通道是否跨过了川滇菱形块体的构造边界，最终汇聚到何处，这些都是值得研究的科学问题.然而，受当前的观测条件所限，这些问题将有待于关键地区综合地球物理剖面探测和密集台阵探测的有机结合，多方法、多属性的同步探测和综合约束，可能是未来真正解决这一重要科学问题的希望所在.综合现有的研究结果，可以得到如下结论：

(1) 根据川滇地区的GPS速度场、构造应力场和地壳各向异性分布特征，认为川滇地区上、下地壳没有解耦.

(2) 松潘—甘孜块体虽存在壳内低速层，但波速值不太低，且低速层的深度和横向分布不均.跨过龙门山断裂进入四川盆地，地壳结构较为稳定，低速层主要是地表附近的第四系.

(3) 川滇菱形块体的北部，壳内存在异常低波速区，且主要分布于中下地壳.跨过丽江—金河断裂，波速值有所增加，低速层的埋深也减小，但低速区的横向分布不均.

(4) 在云南地区，壳内低速区的分布范围较大，但主要分布在滇中地区，且低速区似乎被小江断裂和金沙—红河断裂限制在特定的区域内.

(5) 川滇地区壳内低速区的三维形态较为复杂，不但速度值存在明显的横向差异，而且厚度和埋深也不均.特别是在北纬29°N附近，由于台站较少，这一壳内低速区的空间展布特征有待进一步研究.

(6) 滇西腾冲地区，壳内低速层其规模较小，可能主要受控于西侧缅甸微板块的向东俯冲.

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(本文编辑 张正峰)

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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

国家自然科学基金资助项目(41374106)资助.

王苏，女，1982年生，工程师，本科，主要从事地球物理勘探工作.E-mail：641550426@qq.com

*通讯作者 胡家富，男，1965年生，教授，长期从事地壳与上地幔结构研究工作.E-mail：jfhu@ynu.edu.cn