南北构造带岩石圈结构与地震的研究

王椿镛，杨文采，吴建平，丁志峰

南北构造带岩石圈结构与地震的研究

王椿镛1，杨文采2，吴建平1，丁志峰1

1 引言

地震是人类面临的一种严重的自然灾害。它在全球的分布是不均匀的，但也不是随机的。地震多的地区震中常呈带状分布，通称地震带。全球性的地震带有环太平洋地震带、阿尔卑斯地震带（即欧亚地震带）和大洋中脊（海岭）地震带。长时期以来，地震学家们都认识到，中国大陆中部有一条贯穿南北的强烈地震的密集带。20世纪50年代李善邦先生主持编制中国第一张地震烈度区域图时已经注意到这一条地震密集带，并对其两侧地质构造差异作对比。地震学家王振声在1976年对南北地震带的范围，分段及其强震活动特征作了初步的探讨，认为此带基本上沿1040°E从北向南延伸，以330°N为界分为南北两段。1978年傅承义先生在中国科技大学研究生院讲授“固体地球物理学基础”中，对“南北地震带”作了明晰的解释：按照地震活动性和地质构造特征，可将我国划分为23个强震活动带，其中，“南北地震带”由滇南的元江，往北经过西昌、松潘、海原、银川直到内蒙古的嶝口……。据已有地震记载，我国大陆的7级以上强震有五分之二是发生在这条地震带上。近300多年内，该带集中了有历史记录以来一半的8级以上大地震，如1654年天水8级地震，1739年平罗8级地震，1833年嵩明8级地震，1879年武都8级地震，1920年海原8.5级地震，1927年古浪8.0级地震，以及2008年汶川MS8.0地震。南北地震带的活动与从缅甸至印尼苏门答腊的南亚地震带强震活动相关联。有些学者进一步推测中国南北地震带向北可延伸至蒙古，与俄罗斯的贝加尔裂谷相连；向南可到延伸至缅甸。因此，南北地震带是东亚大陆内部强烈地震发生的主要场所之一。

在大地构造图上，中国大陆中部东经102°～106°之间突显一条纵贯南北的构造带，从滇西南，经四川和甘肃，直至贺兰山。20世纪50年代张文佑先生在《中国大地构造纲要》中论述了南北构造带对中国大地构造的划分意义，并指出以此为界，中国东部的盆山构造体系以NNE和NNW向断裂控制；而西部以NEE和NWW向断裂控制。马杏垣先生在《中国岩石圈动力学地图集》的新构造图中明确标示了北起内蒙阿拉善地块东界，南至云南红河断裂，呈“之”字形展布的大型构造带。在不同动力学过程的共同作用下，阿拉善块体、鄂尔多斯地块、松潘——甘孜地块，扬子克拉通，和川滇菱形块体等发生了不同性质的变形响应，总体上形成了一条由不同方向、不同性质断裂和褶皱构成近南北向的复杂构造带，统称为南北构造带。地质学家将南北构造带分为北、中、南三段。北段位于阿拉善地块与贺兰山一六盘山之间，中段为北东向的龙门山逆冲推覆构造带，南段为近南北向的鲜水河一小江断裂带。该构造带的中南段位于青藏高原和华南地块之间的过渡带，具有强烈的构造变形特征。

GPS测量得到的相对于稳定欧亚板块的中国大陆地区速度场揭示了现今中国大陆的地壳变形特征。中国大陆的东部和西部速度场存在明显的差异，西部的水平运动速率为1～3 cm·a-1，而东部则＜1 cm·a-1，西部的运动速率明显大于东部。南北构造带位于西部和东部之间的过渡区，其速度场具有复杂的变化形态。

自20世纪80年代以来，我国地球科学工作者对南北构造带进行了持续的研究，特别是在深部构造，地球动力学与大陆强震孕震环境方面，取得了一批观测和研究成果。他们用深地震测深方法构建地壳速度结构。与此同时，利用天然地震资料进行地震波层析成像、接收函数以及噪声成像等方法构建地壳上地幔三维速度结构模型这些研究获得了南北构造带及其周边地区的地壳上地幔速度结构横向变化，主要断裂带的深部性状、以及强烈地震的深部孕育环境等重要的基础资料。2000年前后开始实施的“国家重大基础研究发展规划（973）”项目“大陆强震机理及其预测”将南北地震带作为开展地震研究的重点地区之一。2008年汶川MS8.0地震发生后，国家进一步加强了南北构造带及周边地区的野外科学考察和流动地震观测。国内外地球科学家在岩石圈结构与构造、强震发生的深部构造环境和动力学过程等方面的研究获得了重要的进展。2014年9月中国地球物理学会大陆动力学专业委员会和固体地球物理专业委员会召开学术研讨会并建议出此专集。本专集汇集了汶川MS8.0地震之后，特别是近年来的一批新的研究成果。南北地震带是中国大陆内部地震活动最强的地区之一，作为我国主要的地震危险重点监视区，展开对南北地震带的深部结构与变形的研究对揭示我国强震活动特性及深部孕震环境具有重要的意义。

2 南北构造带岩石圈结构

发生在龙门山逆冲断裂带上的2008年汶川MS8.0地震，是继1976年唐山MS7.8地震以来中国大陆人口伤亡最为惨重，经济损失最为严重的一次大地震。坟川MS8.0地震后，国内外地球科学家对南北构造带及周边地区的地球科学研究项目急剧增加。通过布设大型宽频带流动地震台阵，辅以深地震测深、大地电磁测深，以及重磁探测等手段，综合地球物理观测与解释，获取地壳与上地幔精细结构和介质物性的三维分布特征、深部应力及变形的分布，以期揭示强震的深部孕震环境，以及强震发生的动力学过程。

2.1 深地震测深和地壳P波速度结构

1）深地震宽角反射/折射探测剖面

深地震宽角反射/折射剖面是利用人工地震方法探测岩石圈结构的最主要方法之一。它的优点在于能够揭示速度和界面同时具有横向变化特征的地壳上地慢速度结构。自20世纪80年代以来，一批地球物理深部探测试验计划在南北地震带完成了大约35条地震剖面。这些剖面构成了对该地震带的良好覆盖。早期的探测剖面炮点间距和观测点间距都比较大，导致二维速度结构的横向分辨相对比较低。但是当时的记录由于野外的背景噪音水平低，获得的地震信号信噪比高，因此对壳内震相识别的可靠性高。

在川西藏东深地震测深野外观测的基础上，Wang等提出了横穿龙门山断裂带的EW向竹巴龙—资中剖面和NE-SW向穿过松潘—甘孜地块的奔子栏—唐克剖面的二维P波速度结构，其中显示了川西高原和四川盆地是两个地壳结构截然不同的构造单元，龙门山断裂带为区域地壳结构的分界。川西高原的地壳平均厚度、地壳平均速度和Pn速度分别为62 km，6.27 km·s-1和7.60～7.80 km·s-1，四川盆地的则为43 km，6.45 km·s-1和8. 10～8. 20 km·s-1。川西高原马尔康以南的大部分地区上地壳底部存在厚度～8 km的低速层，且其下地壳介质具有强衰减（QP=100～300）的特征。四川盆地具有地壳平均速度高和地慢顶部的Pn速度高的特点。

2010年完成的遂宁—茂县—阿坝剖面始于四川盆地中部、与龙门山近垂直地朝西北方向穿越2008年汶川MS8.0地震极震区，全长500 km。嘉世旭等对反映不同构造单元的震相记录、特别是强震区复杂震相信息的详细分析和模拟追踪计算，得到龙门山中段褶皱造山带及两侧的横向不均匀地壳速度结构。解释结果揭示了稳定的四川盆地地壳结构与被改造增厚的川西北高原地壳结构性质差异；探测到高原壳内介质由上向下的岩性变化，特别是下地壳介质速度大幅降低、岩性强烈弱化的塑性流变性质；发现了四川盆地与川西北高原之间褶皱造山带下地壳存在由西向东、下缓上陡的巨型铲式上升流；上升流沿褶皱带东部边缘在龙门山中段上中地壳以陡倾角度向上逆冲，造成龙门山上地壳中央断裂带附近强烈上隆并使结晶基底突出地表大幅抬升。

西昌及其附近地区强震频繁发生，历史记载有1536年西昌北7.5级和1850年西昌7.5级地震。盐源—西昌—马湖剖面以研究川西盐源—马边地震带的活动断裂和深部结构为目的。王夫运等分析了该剖面上地壳的变形特征。盐源盆地、后龙山地区的上地壳为表层低速和深部均匀高速的双层结构特征。盐源推覆构造由表层低速推覆体，向西缓倾的构造拆离面和深部高速基底构成的薄皮构造变化，金河一篙河断裂是其推覆前缘；磨盘山断裂为一西倾的低速带，延伸至基底顶面；安宁河断裂和则木河断裂为东倾的舌状低速带，延伸到基底内；在深处，大凉山断裂分为两支，表现为狭窄条带内速度结构的强烈变化，西支西倾，东支东倾，两支断裂均延伸至基底内；西昌中生代盆地东缘断裂为强速度梯度带，倾向南西，延伸至基底顶面。该区的强震活动主要受安宁河、则木河、大凉山断裂控制。

2010年和2011年底先后在南北地震带南段实施了长度近300 km的玉溪—临沧剖面和长度600 km的镇康一沪西剖面。王夫运等对玉溪—临沧剖面解释获得的结果显示：沿测线地壳结构呈西薄东厚的特征，以红河断裂带为界，断裂带以西地壳较薄，约34 km，以东地壳加厚至44 km；红河断裂带两侧速度结构具有明显的差异，西侧速度较低，东侧速度明显偏高。潘素珍等对镇康—沪西剖面各炮初至波资料解释获得了剖面的基底速度结构。解释结果显示：沿线基底界面形态起伏变化剧烈，深度在1.0～7.0 km范围内变化，且速度的横向不均匀性明显。在测线西端地表速度约4.6 km·s-1，基底深度较浅；地表速度在三江褶皱系下降至4.3 km·s-1，而基底埋深达7.0 km左右。在扬子地台基底埋深缓慢变浅，基底深度约5.0 km，地表速度约4.5 km·s-1。测线在东端进人华南块体，基底深度迅速变浅，地表速度增至4.6 km·s-1。速度变化剧烈地区与断裂带有对应关系，红河断裂带两侧速度等值线及界面形态变化剧烈。对普洱—沪西剖面的二维速度结构，张恩会等提出，剖面西南侧上地壳具有异常低的P波速度和泊松比，暗示上地壳以a相长英质组分为主，而剖面东北上地壳相对较高的P波速度和泊松比则暗示其物质组成以花岗岩，花岗闪长岩为主。

长度410 km的金川—芦山—乐山剖面穿过2013年芦山MS7.0地震震中区，王帅军等构建了二维P波速度结构模型：扬子块体和松潘—甘孜块体显示不同的速度结构特征，地壳厚度由南向北逐渐加厚。沉积盖层在四川盆地厚达7.8 km，而松潘—甘孜块体最薄处只有几百米厚；在中上地壳，扬子块体平均速度比松潘—甘孜块体的高0.2 km·s-1，在四川盆地与松潘—甘孜块体的过渡带附近，界面起伏变化明显。过渡带以北在深度大约20 km处存在速度5. 80 km·s-1、厚度为8.0 km的低速层，周围介质的平均速度为6.0～6.1 km·s-1；壳内界面在扬子块体内部起伏变化不大，但在过渡带两侧的Moho界面深度由扬子块体的42 km增加至松潘—甘孜块体的62 km。芦山MS7.0地震震源位于二维速度结构异常紊乱和界面起伏变化的地带。丽江—攀枝花—清镇剖面距离云南鲁甸MS6.5地震主震区不超过50 km。徐涛等利用该地震测深剖面的初至波震相走时数据，通过有限差分反演揭示该地区上地壳速度结构。剖面结晶基底厚度平均为2 km左右；小江断裂带内部速度较低，其东西两侧的速度较高；推测小江断裂带区域地壳强度比较低，加上断裂两侧的应变速率很高，因此小江断裂带和鲁甸—昭通断裂带存在未来发生较大地震的可能性。该深地震测深剖面还分别跨越了峨眉山玄武岩区的内、中、外带。探测结果显示：

（1）沿剖面结晶基底的平均深度在2 km左右；

（2）中地壳平均速度结构为6.2～6.6 km·s-1，内带局部呈现大约幅值为0.1～0.2 km·s-1的高速异常，下地壳速度结构，在内带为6.9～7.2 km·s-1；中带和外带偏低，为6.7～7.0 km·s-1，在内带和中带交界附近，受小江断裂带的影响，上、中、下地壳均呈现相对低速异常特征；

（3）小江断裂两侧，尤其东侧地壳平均速度较低，且固结地壳的平均速度也较低，初步认为小江断裂至少向地下延伸至40 km以深，可能切穿整个地壳；

（4）沿剖面Moho面深度表现为，内带范围内深约47～53 km，中间呈上隆的特征；中带深约42～50 km，外带深约38～42 km，中带至外带，Moho面逐渐变浅。内带Moho面局部隆起、固结地壳呈现高速异常特征，可能是二叠纪地幔柱活动引起的底侵作用及岩浆上侵的结果，为古地幔柱的活动遗迹。

2）深地震反射探测剖面

深地震反射剖面方法是在地球物理勘探的反射地震技术基础上作一定的探测技术改进而形成的一种深部探测方法。在揭示地壳和上地幔顶部的细结构方面，深地震反射剖面具有比其他地球物理探测方法更多的优点。在大地构造关键地区开展的深部结构和动力学研究通常把深地震反射剖面作为主要的探测手段。

SinoProbe-02深地震反射探测计划实施了长300 km、横贯东祁连山和河西走廊南缘的深反射剖面。Wang H等对剖面北段的资料作了处理和解释。研究结果表明，东祁连山上地壳的特点是断层弯曲褶皱和复式系统，它涉及到可能导致从早古生代碰撞构造与新生代陆内变形的显生宙地层。局部存在包含白垩纪地层的半地堑结构。该地区的活动构造主要是标志青藏高原北缘的左行滑移的海原和天景山断层系。走滑构造结构具有变倾角和倾向，并单一进人深度40～45 km上的共同滑脱面。因为两个断层并不切穿和断错其下方的莫霍面，在青藏高原东北部的活动地壳和地幔变形必须解耦。作为1920年海原8.5级地震的发震构造，Wang H等认为海原断裂可能是一条先存的，在古生代产生的软弱带，并在新生代复活。在近期，海原断裂以具有逆冲分量的左旋走滑为主。无论是海原断裂还是天景山断裂带均显示倾角随深度而显著变化的特征。在近地表，它们显示为近乎直立的结构，而走向深处后，在中—下壳分裂成两个分支，并变得平缓。

穿过银川地堑的深地震反射剖面长～70 km，通过数据处理获得的叠加剖面显示了银川盆地地壳精细结构、深部断裂系（黄河断裂、银川断裂、贺兰山东麓断裂）特征及深浅构造关系。银川地堑上地壳为双程走时8 s（深度约20 km）反射面以上的区域，上地壳上部地层层位丰富，分段连续性较好，上地壳下部地层分层特征不明显；下地壳（8～13 s）反射能量较弱，反射同相轴不明显；下地壳下部壳幔过渡带（13 s附近）由一组能量较强、持续时间较长（l. 5 s）的反射波组组成，厚度约4.5 km。芦花台断裂、银川断裂分别于12～12.5 km，l8～19 km深处交汇于贺兰山东麓断裂，贺兰山东麓断裂于28～29 km深处交汇于黄河断裂。黄河断裂为错断Moho面的深大断裂，银川地堑为以黄河断裂为主、其他断裂为辅组合而成的负花状构造。根据贺兰山东麓断裂和银川断裂的相互关系，作者认为贺兰山东麓断裂对1739年平罗—银川8级地震起主要控制作用。

2011年在青藏高原东缘实施了从若尔盖、穿过龙门山到四川盆地、东南走向的深地震反射剖面。Guo等将深反射图像与地质、全球定位系统和地球化学证据相结合，强烈表明，扬子地壳延伸到该区域的下方。地震剖面图像显示在松潘甘孜地体有巨厚的三叠系沉积覆盖。在不同的地壳块体这些三叠纪沉积物厚度变化很大。此外，无论是松潘甘孜地体东北部的龙日坝断裂带还是龙门山断裂带均显示强烈的壳内反射，它终止于与地壳—幔边界（莫霍面）相一致的深度上。为此，Guo等提出了一个新的构造模式：地壳变形被认为参与了青藏高原东缘沿龙门山的斜向挤出和隆起。在更广泛的背景下，地震反射剖面成像的岩石圈结构将推进关于青藏高原东部对印度一欧亚大陆碰撞的构造响应的理解。

芦山MS7.0地震震中区完成的一条长近40 km深地震反射剖面，自西北向东南穿过双石一大川断裂、芦山向斜、莲花山背斜、名山向斜和大邑断裂等构造。叠加剖面图表明浅部褶皱和断裂构造发育，在上地壳存在6条逆冲断裂，而下地壳则存在一条明显的变形转换带。在深度16 km左存在一个滑脱层，浅部的6条断裂最终都归并到该滑脱层上。参考主余震精定位结果，芦山地震的发震断裂应该是位于双石一大川断裂和大邑断裂之间的隐伏断裂，其两侧的断裂受控于发震断裂而活动，形成剖面上“Y”字型余震分布。隐伏断裂属山前断裂，不是前山断裂。作者认为芦山地震可能不是汶川地震的余震。

王海燕等利用2004年和2008年完成的唐克—合作剖面和合作—临夏剖面资料，进行两条剖面的联线处理后，获得总长达400 km的深地震反射剖面。叠加剖面清晰显示青藏高原东北缘地壳及上地幔盖层的精细结构。从浅到深显示，6.0～7.0 s和16.5～18.0 s两个强反射界面将。0～20 s剖面划分为上地壳、下地壳和上地幔三套反射层系。剖面显示西秦岭造山带下地壳向若尔盖逆冲推覆的深部构造特征。西秦岭下地壳北倾的强反射及其北侧南倾的强反射特征揭示出扬子与华北两个大陆板块在西秦岭造山带下的汇聚行为。16.5～18.0 s范围内Moho界面的埋深和起伏形态暗示青藏高原东北缘地壳经历了高原隆升后强烈的伸展减薄作用。高锐等认为该剖面显示的以北倾为主的强反射特征是若尔盖盆地下地壳整体向西秦岭构造带俯冲。如此造成的上地壳加厚能很好地解释西秦岭构造带的低波速比分布。

2.2 大地电磁测深和电性结构

地壳上地幔的电性结构是重要的深部地球物理参数，其信息主要来源于大地电磁测深。LMS-L3和DBS-L1两条大地电磁剖面分别位于西秦岭与南北构造带交汇区106°E东、西两侧。这两条剖面分别跨过了龙门山构造带东北部的青川段和宁强段。詹艳等二维电性结构揭示，在106°E西侧LMS-L3剖面的深部电性结构自北向南，西秦岭北缘、成县盆地北缘、康县（即勉略构造带）和平武—青川断裂带都表现为明显的电性梯度带，深部延伸可达几十公里；西秦岭造山带、碧口地块与龙门山构造带东北段3个构造单元整体表现为高电阻体、呈现往南叠合且角度逐渐变陡的趋势。在106°E西侧西秦岭造山带区域的深部存在壳内低阻层，而东侧区域表现为高电阻体，深部电性结构在106°E东、西两侧的差异与该区深部速度结构特征一致。LMS-L3和DBS-L1两条剖面南段的深部电性结构图像揭示出青川段和宁强段内的平武—青川断裂带具有明显不同的深部结构特征，平武—青川断裂带在青川段为明显的电性梯度带，而宁强段是完整的高电阻块体。汶川强余震向东北发展止于青木川镇附近，与平武—青川断裂带延伸深度和向北东方向的延伸长度密切相关，同时高电阻块体的宁强段对坟川强余震东北发展起到了阻挡作用。

程远志等对穿过思茅兰坪地体、川滇菱形块体及进人扬子地体的兰坪—贵阳大地电磁测深剖面展开了深部电性结构研究。通过二维非线性共扼梯度反演得到了沿剖面的较为详细的地壳上地幔电性结构，结合其他地质和地球物理资料的分析，确定了主要断裂带和边界带的位置和深部延伸情况，以及壳内高导层的分布位置。研究表明：剖面壳幔电性结构分块性特征与区域地质构造分布特征基本一致；兰坪—思茅地块存在中上地壳高导层，川滇菱形地块中西部存在下地壳高导层，川滇菱形地块东部和华南地块西部存在中上地壳的高导层；川滇菱形地块中部攀枝花附近的高导层埋深最深，而华南地块西部会泽附近的高导层埋深则最浅；兰坪—思茅地块和川滇菱形地块中下地壳的高导层可能与青藏高原物质的东南逃逸有关。

李冉等对云南南部地区孟连—罗平的北东向大地电磁测深剖面所作的解释表明：该区的三个强震带地球深部都存在壳内低阻体，地震发生在电阻率梯度带上；断裂带的两侧块体介质的电阻率差异是强震活动带重要的深部背景。总体来说，沿剖面的地壳上地幔电性结构反映出与区域地质构造资料基本一致的构造特征。

赵凌强等对跨过西秦岭造山带的阿坝—若尔盖—临潭—兰州大地电磁剖面数据进行了精细化处理分析和二维反演，结果表明：西秦岭北缘断裂带为主要的高角度南倾大型电性边界带，延伸深度穿过莫霍面；临潭一宕昌断裂带具有电性边界带特征，其延伸情况具有东、西差异。西秦岭造山带自地表到深度约20 km范围表现为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”高阻层，在高阻层之下广泛发育低阻层；松潘—甘孜地块中下地壳存在西南深、东北浅低阻层，其东北侧的陇西盆地具有稳定的成层性结构，表明西秦岭造山带正处于松潘—甘孜地块向北挤压和陇西盆地向南的阻挡挤压作用中。松潘—甘孜地块从西南向东北推挤、东北侧陇西盆地相对阻挡的相互作用可能是2013年岷县漳县6.6级地震发生的外部动力学机制，而震源区特殊介质属性是该地震发生的内部因素。

2.3 重力—磁资料分析和密度结构

地球的密度结构是地球物理学研究的经典内容。用重力异常揭示地壳三维密度结构是地球物理的重要目标。青藏高原东部的重力异常梯级带具有南北地震带及其周围地区中最显著的重力异常特征。青藏高原是一个大范围的重力低异常区，布格重力异常在高原东部为- 400×10-5m·s-2以下。在青藏高原周围，布格重力异常都在- 250×10-5～150×10-5m·s-2左右。与青藏高原重力异常区形成很大的反差。围绕高原东部的重力梯级带在北段沿着祁连山与河西走廊分布，为东南走向。向东到西秦岭转向近南北方向，沿龙门山西侧分布。再向南，转为南西向走向，沿小金河断裂带分布。到丽江附近，则转为东西向，北西西向延伸到西藏南部边界。四川盆地为一个明显的重力高异常区，布格重力异常大于- 200× 10-5～150×10-5m·s-2，向西突出。在青藏高原东部和四川盆地之间重力场变化最为强烈，重力梯级带变窄，重力等值线密集。四川南部与云南大部为一个附加在青藏高原重力低异常区上的次一级重力低异常区，向东南方向突出。布格重力异常在- 200×10-5～150×10-5m·s-2，在这个低异常区中间，从川南攀枝花到滇中楚雄还有南北向的一个局部重力高异常区。西秦岭地区为一个近东西向的重力低异常区。鄂尔多斯地区和阿拉善地区的布格重力异常变化小，在- 200×10-5～150×10-5m·s-2左右。鄂尔多斯块体西北部河套盆地及其西侧的吉兰泰盆地为局部重力低异常区，而贺兰山为局部重力高异常区。

沿南北地震带的布格重力异常变化具有分段的特征。在地震带南段，小江断裂带位于从四川会东、云南东川到红河的重力低异常区内部。地震带中段，从龙门山到西秦岭，位于重力异常强烈变化的重力梯级带上。在西秦岭以北的地段，沿鄂尔多斯地块西缘，地震带上及其两侧布格重力异常相对变化不大。另外，南北地震带及其周围地区显示出，布格重力异常强烈变化的地方，地震发生频繁，且分布相对密集。但是，在重力异常变化不太大的地方，如南北地震带北段，也有大量的地震发生。

杨文采等提出了用多尺度刻痕分析方法研究地壳三维密度、用密度结构对地震进行分类的观点。初步解释认为，南北地震带从北到南中下地壳的密度结构包含四种不同的类型，分别对应于拉张型、挤压型、挤滑型和拉滑型。不同类型的地壳密度结构与不同类型的震源机制密切相关。下地壳岩石的蠕动或许是大陆地震断裂活动的根源之一。杨文采等对滇西地区重力异常进行了多尺度密度反演，首先利用小波变换对重力异常进行多尺度分解，接着利用功率谱分析方法估算各层场源的平均深度，然后利用广义密度反演方法进行各层密度反演，取得区域地壳多个深度上的密度扰动图像。

滇西上地壳高密度扰动出现在扬子克拉通内部和西缘，以及澜沦江断裂带西缘，后者对应昌宁一勋连蛇绿混杂岩带及岛弧岩浆岩带。上地壳低密度异常主要反映西昌裂谷带和高黎贡—腾冲—带的岩浆房和兰坪—思茅盆地中的坳陷带。滇西上地壳和中地壳出现三条低密度扰动带，与三期大陆碰撞带吻合。大部分6级以上地震分布在低密度异常区或它们的边缘，只有在西昌—元谋古裂谷带才分布在高密度异常区。克拉通内部古裂谷带地震可分布在高密度异区。在北纬26°线以南下地壳为高密度区，以北为低密度区。因此，北纬26°线的一个属性是下地壳密度差异分界线。滇西由北向南地壳加厚缩短的程度是逐渐变弱的，在26°线以南，南北向的地壳加厚缩短不明显。高黎贡、澜沧江和红河三条走滑剪切带在滇西中地壳密度扰动平面图中表现为密度急变的梯度带，表明它们都穿过中地壳并可能延伸到下地壳。

江为为等利用重力数据采用Parker Oldenburg方法反演了南北构造带及邻域地区的地壳厚度，同时采用体波地震层析成像方法反演了研究区的地壳至上地幔的三维速度结构。通过分析研究表明南北构造带为地壳厚度剧变区，西侧为地壳增厚区，东侧的鄂尔多斯、四川盆地为地壳稳定区，而再向东为地壳逐渐减薄区。中国岩石层减薄与增厚的边界基本被限定在大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山一带，这也是东部陆缘带和中部扬子、鄂尔多斯克拉通地区深部构造边界的分界线，其两侧不仅浅层地质构造存在较大的差异，上地幔深部的物性状态和热活动也明显不同，这说明研究区的岩石层和软流层结构以及深部物质的分布存在横向非均匀性。中部地区和青藏高原深部构造边界的分界线位于100°E～102°E左右。

杨文采等将青藏高原区域重力场小波多尺度分析和反演应用于刻划地壳分层的三维密度结构，取得的主要结果包括六个等效层密度扰动图件，为研究地壳构造和物质运动提供了重要佐证。研究表明在青藏高原地壳内密度变化有以下三个规律。

1）从上地壳到下地壳，平面分布上低密度区的分布范围逐渐扩大；在下地壳只有刚性克拉通地体才显示高密度。

2）从上地壳到下地壳，平面分布上密度扰动区的尺度逐渐扩大；到下地壳高或低的密度区不仅数量大为减少，而且边界更加清晰。

3）从上地壳到下地壳，青藏高原南部的低密度带不断向北移动，反映印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲。青藏高原下地壳密度高的克拉通地体有羌塘、柴达木和巴颜喀拉三个；而昆仑山、阿尔金山、祁连山、和冈底斯地块都属于低密度的中新生代构造活动单元。青藏高原低密度的物质由下地壳向上挤出，在中上地壳体积迅速减小。由于下地壳低密度的物质向上挤出，中地壳密度高的克拉通地体会相应发生裂解，使地块的数目增加。高原北缘的下地壳低密度侧向挤出物质的枝杈有三支；其中一支从西昆仑到天山，另一支从龙门山西秦岭到银川盆地。第三支从高原南缘理塘到大理挤出。它们可能反映下地壳管道流，宽度约180～300 km。7级以上地震震中都位于下地壳低密度侧向挤出物质的枝权，也与下地壳管道流位置吻合，表明下地壳低密度带限定可能的物质蠕动范围，而下地壳物质蠕动又会触发大陆地震。

陈石等对南北地震带南段的地壳厚度作重震联合最优化反演。基于南北地震带南段67个固定台站接收函数反演得到的Moho面深度，使用由EGM2008重力异常模型（Pavlis et al.，2012）计算的布格重力异常，验证重震联合密度界面反演方法的有效性。结果表明，重震联合密度界面反演方法可以有效地同化不同地球物理方法获得的反演模型，且可以改进由于空间分布不均匀的接收函数结果进行插值可能而引起的误差。通过引入Crust1.0（Laske et al. , 2013）的Moho面深度为初值，同时考虑地壳密度的横向不均匀分布，通过模型之间的联合反演有效改善了地球物理反演模型间的不一致性问题。反演得到的最优化Moho面深度模型与已知67个台站位置接收函数模型之间的标准差约1.9 km，小于Crustl. 0与接收函数结果模型之间标准差为3.73 km的统计结果。申重阳等利用维西一贵阳剖面观测的重力与GPS定位数据，结合区域背景重力场、地质构造及深部地球物理成果，反演该剖面的地壳密度结构。

金川—芦山—键为重力剖面穿越芦山MS7.0地震区，与龙门山断裂带南段直交，采用高精度绝对重力控制下的相对重力联测与同址GPS三维坐标测量，获得了沿剖面的自由空气异常和布格重力异常，并对布格重力异常进行了剩余密度相关成像和密度分层结构正反演研究。杨光亮等分析了芦山地震的构造环境：龙门山断裂带南段存在垂直断裂走向的宽广的巨型重力梯级带，重力变化达2.5×10-5m·s-2以上，反映四川盆地与松潘甘孜地块地壳厚度陡变性质；四川盆地与松潘—甘孜地块过渡区存在（30～50）×10-5m·s-2的剩余异常“凹陷”，可能与上地壳低密度体、山前剥蚀与松散堆积和推覆体前缘较为破碎有关；剩余密度相关成像显示地壳密度呈现分段性特征，在芦山地震位置出现高低密度变化。

石磊等构建了云县—会东和普洱—七甸两条重力剖面的二维地壳密度结构，其中普洱—七甸剖面与孟连—马龙地震剖面部分位置重合。结合区域重力异常特征及下地壳视密度填图结果，认为红河断裂带是南北地震带南段地区重要的构造分界线，断裂带南北向密度结构和莫霍面分布形态存在较大差异，沿走向构造变化。云县—会东剖面的大姚—会东段下地壳底部存在密度较高的壳幔过渡层，结合下地壳底部壳幔过渡层的密度分布特征，认为该过渡层不是攀西裂谷下的“裂谷垫”，而是由岩浆底侵作用造成的。张恩会等用基于抛物线密度模型的频率域三维界面反演方法对川滇地区作三维界面反演。

2.4 地震层析成像

20世纪80年代末至90年代初，刘福田研究组和宋仲和研究组分别对南北地震带开展了体波走时层析成像和面波层析成像研究。这是我国地震学家最早获得的该区域地壳上地幔P波和S波三维速度结构图像。尽管当时地震台站布局不均匀且台站数量有限，导致反演结果的分辨率较低，但是速度结构的大尺度特征是正确的，其基本结论至今一直沿用。

1）走时层析成像

利用研究区域（20°N～43°N，95°E～110°E）及其周边地区中国地震科学台阵布设的流动台站，国家和区域台网的固定地震台站记录的远震P波资料，采用层析成像技术揭示深达800 km的三维P波速度图像。

2）接收函数分析及反演

接收函数是地震记录去除震源、地震波传播路径以及仪器相应等因素后的时间序列，它包含台站下方地壳上地幔速度间断面所产生的转换波和多次反射波的信息。通过对远震接收函数中透射和反射转换震相的到时和波形振幅的解释，获得台站下方地壳上地幔速度结构或速度间断面的位置，称为接收函数成像。用远震体波波形中的莫霍界面转换震相PmS以及两个后至震相PPmS和PSmS来求取地壳厚度H和波速比k，即接收函数的H-k叠加方法。另外，接收函数共转换点（CCP）叠加剖面方法是对地壳和上地慢的地震间断面几何形状成像的一种有效方法。这些方法在南北地震带深部结构有许多的应用。

3）面波层析成像

近期有多项中国大陆地震面波层析成像的研究成果，例如Huang等，Zheng等，们的结果均包含了南北地震带的范围。Li对东亚地区用Rayleigh面波层析成像方法得到了上地幔三维S波速度结构。

黄忠贤等用面波层析成像方法获得南北地震带的岩石圈S波速度结构和方位各向异性。结果表明，南北地震带的东边界不但是地壳厚度剧变带，也是地壳速度分布的分界。中下地壳的S波速度，西侧低于东侧。在松潘—甘孜地块和川滇地块西部大约25～45 km深度范围存在壳内低速层，与青藏高原主体的低速区相连，有利于下地壳物质的侧向流动。地壳的各向异性图像显示下地壳物质绕喜马拉雅东构造结运动，东向的运动遇到扬子坚硬地壳阻挡而变为向南和向北东运动。作者认为，面波层析成像结果支持青藏高原地壳运动的下地壳流动模型。南北地震带的岩石圈厚度与其东侧的扬子和鄂尔多斯地块相似，但速度较低。川滇西部地块上地幔顶部（莫霍面至88 km左右）异常低速；松潘—甘孜地块上地慢盖层中有低速夹层（约90～130 km深度）。岩石圈上地幔的速度分布图像与地壳的显著不同，在高原主体与川滇之间存在NNE向高速带，可能会阻挡地幔物质的东向运动。上地幔各向异性较弱且与地壳的分布图像显然不同。因此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。

4）层析成像

噪声层析成像是一种通过对两个台站较长时间的地震噪声记录进行互相关计算提取台站间的格林函数，获取面波频散特征，并进一步通过层析成像获得地球内部的速度结构的方法。以提取出的台站间的面波格林函数为基础，利用传统的面波分析方法，如频散曲线的测量、层析成像反演和S波速度反演，便构成了噪声层析成像的基础。利用背景地震噪声进行面波成像已经得到了广泛应用。

5）频散和接收函数联合反演

用接收函数反演S波速度结构主要是通过线性或非线性反演方法，求得台站下方一维的分层速度结构。单独进行接收函数反演存在解的非唯一性问题，因为它只对间断面两侧的速度差异敏感。接收函数与其他地震学方法联合反演是一个方向。面波频散能够较好地反演间断面之间的剪切波速度，但不能确定间断面的准确位置。因此，面波频散和接收函数联合反演能够克服单独使用其中一种数据的不足，减少解的不唯一性。在南北构造带及其周边地区的深部构造研究中，近来已经有许多这方面的成果，如：胡家富等利用面波和接收函数联合反演滇西地区壳幔结构。Liu等利用川西地区大型流动台阵在2007至2009年记录的波形数据用接收函数和从背景噪音相关方法获得的Rayleigh面波相速度频散联合反演川西藏东地区的地壳上地幔S波三维速度结构。这一速度模型与川西—藏东深地震测深剖面的结果有很好的一致性，而且在大范围上比二维剖面提供了更高分辨的见识。

3 地震各向异性与壳慢变形

在大陆动力学研究中，我们已经取得许多重要的研究成果，对于中国大陆下方复杂的深部结构及其演化过程已经有了初步的了解。但是，涉及到深部介质的性状，以及与其相关的地壳—地幔变形的问题仍在努力探索之中。例如，张晃军等从震后形变探讨青藏高原下地壳豁滞系数。目前对壳幔变形研究最多的领域是地震各向异性，它被认为是解决问题的有效途径之一。

4 讨论

20世纪90年代，地球物理学家们在以往研究结果的基础上，总结出南北构造带在深部地球物理方面的主要特点：既是一条巨型重力梯度带，又是均衡重力异常和区域磁异常的分界带，以及地壳厚度和岩石圈厚度急剧变化的地带。南北构造带Moho面埋深在南段地区为南浅北深、中段地区东浅西深、北段地区则变化相对平缓的特点。这些结论至今仍然是合理的。但是，人们对南北构造带许多细节仍然不够了解，存在不同的观点和认识。

4.1 南北地震带的边界及分段性

地震学家认为，地震带的确定具备两个条件，即震中分布的成带性和地震活动性与地质构造带的统一在我国中部东经99°～106°附近存在一条符合地震带存在条件的南北向的大震活动带，从银川凹陷起，越过六盘山，穿过秦岭，经文县、茂汶，沿横断山直至红河。在北纬33°弧形以北属北段，其南属南段。东经104°为一条天然的东西分界线，北段大震震中位于其东面，而南段大震震中则位于其西面，震中的南北呼应关系在这一分界线上较为显著。

从中国公元前1831—1969年强震（≥6级）震中分布看，中国大陆大约东经102°～106°之间，强震震中密集分布，其东侧虽局部地区也有密集现象，但显出大片空白，西部高原地区则是一片空白。从80年代有关该地区地质考查资料看，在“南北地震带”上，震源机制、主压应力轴方向的总趋势是近乎东西或西北—东南方向的，但其局部地段的应力场，并不完全如此，分段性明显，各段之间有很大的变化.最北部的武都以北，主压应力轴优势方向为北东向；在潘松—带变为北东东向；至康定、理塘一带则转为东西向；南至石棉、昆明一带又转为北西向；到最南端的通海、思茅又为北北西向。因此，应该强调分段性是南北地震带的主要特点。

从当前的地震活动图像看，南北地震带具有比较明确的东部边界，但西部边界不明显。南北地震带东西两侧在地壳厚度、壳幔速度结构、地震活动性等方面均具有较大的差异。但是，无论从地震活动性还是深部结构看，地震带的西侧与地震带内部相差不大，从而难以划定明确的西边界。根据傅承义先生对地震带的解释：地震带内大小地震发生的时间、强度和空间分布都有一定的共性，并与地质构造有些关系。“地震带的划分现在还没有公认的定量标准，所以它们的边界多少带有任意性”。因此，对于南北地震带范围的认识，没有必要拘泥于一个区带地理位置的细节上，而主要应该注重震中分布的成带性和地震活动性与地质构造带的统一分段性是南北地震带的一个重要特点。

4.2 南北地震带形成时代和动力来源

至今，从地质构造上，不少地质学家仍然认为南北地震带并不是一个地质构造上的区带。但是，有些地质构造研究结果表明，南北地震带的位置是处于地质构造的分界上。马杏垣等认为南北地震带即是南北构造带。对于南北构造带，形成的时代和动力来源，以及对中国大陆岩石圈构造有何影响等问题，长期以来都是地球科学家所关心的课题。

地质学家们通常将我国大陆划分成东西两个一级构造单元，西部是板块碰撞带强烈隆起区，东部是滨太洋弧后带差异升降区，而南北地震带处在两个一级单元的分界带上。中国大陆的构造演化与两大动力体系的作用有关，它们分别来自南北构造带东侧的西太平洋俯冲带和西侧的喜马拉雅大陆碰撞带。appoinnier和Molnar为解释东亚大陆西部的大范围变形带，曾提出过一个塑性滑移线理论，认为天山一贝加尔大陆变形带和南北地震带皆是中部塑性滑移区与外围弹性变形区的分界线。他们提出的简化模型虽对南北地震带设计了一个可能的成因，但却无法解释该处强震为何如此频繁。

万天丰在“2014年南北构造带深部构造与地震学术研讨会”上的报告从中国大陆构造演化的角度，来探讨南北构造带的有关问题。依据不同的地质历史时期的地质资料，认为南北构造带是发育于新近纪以来地壳深部的断裂构造带，它控制了中国大陆东西部的地震活动性和活动大地构造特征，受印度—澳大利亚板块向北碰撞腑冲的影响，为印度洋90°E海岭在亚洲大陆地壳内发育的断裂构造表现。印度—澳大利亚板块以不等速度的向北运移、俯冲和碰撞对于中国大陆南部的板内变形产生巨大的影响，尤其是90°E海岭的右行走滑断层作用，真正形成比较连贯的南北构造带是近代的南北地震带。但是这南北地震带始终没有迹象表明：它在地表形成连贯的断层，而是在中地壳和莫霍面附近形成了一系列NNE向断断续续的地震断层带，此南北向地震带显然是90°E海岭的右行走滑断层在中国大陆地壳内促成一系列地震断层的结果。由于南北地震带的逐步形成，使现代中国大陆地壳出现显著不同的构造变形特征：西部形成大量近东西走向的逆掩—推覆断层及褶皱，地壳以近南北向缩短为主，它们显然是印度板块向北强烈挤压、碰撞作用的结果；而东部则以利用近南北向先存断层发生较为微弱的、近东西向的伸展作用为主，它显然是澳大利亚板块低速向北挤压和俯冲的远程效应所造成的，也即与近南北向微弱的缩短作用相关。总之，南北构造带是发育于新近纪以来地壳深部的断裂构造带。南北构造带南段的南北向山脉和构造带并非印支期和中生代就存在的，它的形成时间应该在中新世大约21 Ma，即由于印度板块的快速楔人引起块体旋转而形成的，将它们构造复位以后，前古近纪的构造方向应该是北西西向延伸的。

因此，南北构造带的动力来源问题，首先必须搞清南北构造带壳幔结构、组成和运动特征，并在此基础上结合对东亚大陆总体的应力、变形场和其他有关地球物理特征的最新认识，分析寻找控制南北构造带现代运动的动力原因，最终提出现代构造活动为何如此强烈的成因模式。

4.3 加强流动地震观测

对于南北构造带来说，地球科学的研究具有减轻地震灾害的重大意义。强震的孕育和发生是一个复杂的物理过程，必须通过长时间的观测与实践，通过地质、地球物理、大地测量、地球化学等多学科的交叉融合，综合理解和认识大地震的物理环境与破裂过程，才能够从根本上达到预测的目的。本文涉及的相关问题是：震源区介质的精细结构和深浅构造的关系、震源区介质物性参数及其变化、断层带变形特征、地震破裂过程等。“十五”以来，我国的地震观测系统得到迅速的发展，在全国布设了1000多个以宽频带仪器为主，用于地震监测和地球科学研究的的固定台站。其产出的数据在实时为地震监测服务的同时，还提供用于科学研究目的。然而，当前地震台网数据的成像分辨率和精度尚不足以高可信度识别在孕震尺度概念下的地震危险区。即使是对于如“地壳通道流”一类的大陆动力学议题争论持续不断，部分原因来自对“通道流”分辨率不足的问题。因此，加强流动地震观测是提高科学认知的关键所在

2010年以来，随着科技部公益性行业科研专项“中国地震科学台阵探测”的实施，相继在南北地震带南段和北段布设了宽频带流动地震台阵。自运行以来，已经积累了大量的连续观测数据。在近期，利用流动台阵观测系统，结合固定地震台网，加上高分辨率深部结构探测，相信不需要很长的时间，就能够获取理想中的地壳上地幔三维精细结构及物性成像，为地震预测和大陆动力学研究提供新的研究途径。

【作者单位：1.“地震观测与地球物理成像”重点实验室，中国地震局地球物理研究所2. “大地构造与动力学”国家重点实验室，中国地质科学院地质研究所】

（摘自《地球物理学报》2015年11期）