王椿鏞， 楊文采， 吳建平， 丁志峰

1 “地震觀測(cè)與地球物理成像”重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 “大地構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)”國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037

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南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)與地震的研究

王椿鏞1， 楊文采2， 吳建平1， 丁志峰1

1 “地震觀測(cè)與地球物理成像”重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 “大地構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)”國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所, 北京 100037

南北構(gòu)造帶是中國(guó)大陸東西部大地構(gòu)造的主要分界，也是大陸內(nèi)部強(qiáng)烈地震發(fā)生的主要地區(qū)之一.2008年汶川MS8.0地震發(fā)生后，在南北構(gòu)造帶及周邊地區(qū)進(jìn)行了大量的野外科學(xué)考察、深部地球物理探測(cè)和流動(dòng)地震觀測(cè)，在巖石圈結(jié)構(gòu)與構(gòu)造、強(qiáng)震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境和動(dòng)力學(xué)過程等方面獲得了重要的進(jìn)展.本文綜述近年來發(fā)表的一批研究成果，包括巖石圈結(jié)構(gòu)的深部地球物理探測(cè)和成像，地震層析成像，地震各向異性和殼幔變形，與近期發(fā)生的強(qiáng)烈地震相關(guān)研究，以及與大陸動(dòng)力學(xué)有關(guān)的研究等.自2000年以來，我國(guó)建成了具有1000多個(gè)地震臺(tái)站的國(guó)家和區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng).它們?cè)趯?shí)時(shí)為地震監(jiān)測(cè)服務(wù)的同時(shí)，其產(chǎn)出的海量數(shù)據(jù)還提供用于地球科學(xué)研究.一批作者在國(guó)內(nèi)外發(fā)表了研究成果,大大提高了對(duì)南北構(gòu)造帶的認(rèn)識(shí).我們雖然取得許多共識(shí)性的重要成果，但是也存在一些問題，發(fā)現(xiàn)不同作者的結(jié)論是相互矛盾的.其原因之一可能是，現(xiàn)有臺(tái)網(wǎng)的數(shù)據(jù)成像分辨率和精度仍不足以識(shí)別在地殼深處的細(xì)節(jié)，例如在孕震尺度概念下的地震危險(xiǎn)區(qū).加強(qiáng)流動(dòng)地震觀測(cè)，提高臺(tái)站分布的密度，取得高可信度的目標(biāo)模型是解決問題的重要方面.近年來“中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣觀測(cè)”計(jì)劃在南北構(gòu)造帶上實(shí)施的大型流動(dòng)臺(tái)陣觀測(cè)，結(jié)合固定地震臺(tái)網(wǎng)的資料，加上高分辨率深部地球物理探測(cè)，以獲得高可信度的地殼上地幔三維精細(xì)結(jié)構(gòu)及物性成像，是提高地震科學(xué)和大陸動(dòng)力學(xué)研究水平的一個(gè)有效途徑.

南北地震帶； 巖石圈結(jié)構(gòu)； 地震各向異性； 地震臺(tái)陣； 大陸動(dòng)力學(xué)

1 引言

地震是人類面臨的一種嚴(yán)重的自然災(zāi)害.它在全球的分布是不均勻的，但也不是隨機(jī)的.地震多的地區(qū)震中常呈帶狀分布，通稱地震帶.全球性的地震帶有環(huán)太平洋地震帶、阿爾卑斯地震帶(即歐亞地震帶)和大洋中脊(海嶺)地震帶.長(zhǎng)時(shí)期以來，地震學(xué)家們都認(rèn)識(shí)到，中國(guó)大陸中部有一條貫穿南北的強(qiáng)烈地震的密集帶(圖1).20世紀(jì)50年代李善邦先生主持編制中國(guó)第一張地震烈度區(qū)域圖時(shí)已經(jīng)注意到這一條地震密集帶，并對(duì)其兩側(cè)地質(zhì)構(gòu)造差異作對(duì)比(李善邦，1957).地震學(xué)家王振聲在1976年對(duì)南北地震帶的范圍，分段及其強(qiáng)震活動(dòng)特征作了初步的探討，認(rèn)為此帶基本上沿104°E從北向南延伸, 以33°N為界分為南北兩段(王振聲等，1976).1978年傅承義先生在中國(guó)科技大學(xué)研究生院講授“固體地球物理學(xué)基礎(chǔ)”中，對(duì)“南北地震帶”作了明晰的解釋：按照地震活動(dòng)性和地質(zhì)構(gòu)造特征，可將我國(guó)劃分為23個(gè)強(qiáng)震活動(dòng)帶，其中，“南北地震帶”由滇南的元江，往北經(jīng)過西昌、松潘、海原、銀川直到內(nèi)蒙古的嶝口，…(傅承義等，1985).據(jù)已有地震記載，我國(guó)大陸的7級(jí)以上強(qiáng)震有五分之二是發(fā)生在這條地震帶上.近300多年內(nèi)，該帶集中了有歷史記錄以來一半的8級(jí)以上大地震，如1654年天水8級(jí)地震，1739年平羅8級(jí)地震，1833年嵩明8級(jí)地震，1879年武都8級(jí)地震，1920年海原8.5級(jí)地震，1927年古浪8.0級(jí)地震，以及2008年汶川MS8.0地震.南北地震帶的活動(dòng)與從緬甸至印尼蘇門答臘的南亞地震帶強(qiáng)震活動(dòng)相關(guān)聯(lián) (汪一鵬等，2007).有些學(xué)者進(jìn)一步推測(cè)中國(guó)南北地震帶向北可延伸至蒙古，與俄羅斯的貝加爾裂谷相連；向南可到延伸至緬甸.因此，南北地震帶是東亞大陸內(nèi)部強(qiáng)烈地震發(fā)生的主要場(chǎng)所之一.

圖1 南北構(gòu)造帶地震震中分布圖(1970—2014, >M3.0)(圖1—7底圖的斷裂分布引自鄧起東等(2002))Fig.1 Distribution of the earthquake epicenters in the North-South Tectonic Belt (1970—2014, >M3.0)

在大地構(gòu)造圖上，中國(guó)大陸中部東經(jīng)102°—106°之間突顯一條縱貫?zāi)媳钡臉?gòu)造帶，從滇西南，經(jīng)四川和甘肅，直至賀蘭山.20世紀(jì)50年代張文佑先生(1959)在《中國(guó)大地構(gòu)造綱要》中論述了南北構(gòu)造帶對(duì)中國(guó)大地構(gòu)造的劃分意義，并指出以此為界，中國(guó)東部的盆山構(gòu)造體系以NNE和NNW向斷裂控制；而西部以NEE和NWW向斷裂控制.馬杏垣先生(1989)在《中國(guó)巖石圈動(dòng)力學(xué)地圖集》的新構(gòu)造圖中明確標(biāo)示了北起內(nèi)蒙阿拉善地塊東界，南至云南紅河斷裂，呈“之”字形展布的大型構(gòu)造帶.在不同動(dòng)力學(xué)過程的共同作用下，阿拉善塊體、鄂爾多斯地塊、松潘—甘孜地塊，揚(yáng)子克拉通，和川滇菱形塊體等發(fā)生了不同性質(zhì)的變形響應(yīng)，總體上形成了一條由不同方向、不同性質(zhì)斷裂和褶皺構(gòu)成近南北向的復(fù)雜構(gòu)造帶，統(tǒng)稱為南北構(gòu)造帶.地質(zhì)學(xué)家將南北構(gòu)造帶分為北、中、南三段.北段位于阿拉善地塊與賀蘭山—六盤山之間，中段為北東向的龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶，南段為近南北向的鮮水河—小江斷裂帶.該構(gòu)造帶的中南段位于青藏高原和華南地塊之間的過渡帶，具有強(qiáng)烈的構(gòu)造變形特征.

GPS測(cè)量得到的相對(duì)于穩(wěn)定歐亞板塊的中國(guó)大陸地區(qū)速度場(chǎng)(Wang et al., 2001；牛之俊等, 2005)揭示了現(xiàn)今中國(guó)大陸的地殼變形特征.中國(guó)大陸的東部和西部速度場(chǎng)存在明顯的差異，西部的水平運(yùn)動(dòng)速率為1～3 cm·a-1，而東部則<1 cm·a-1，西部的運(yùn)動(dòng)速率明顯大于東部.南北構(gòu)造帶位于西部和東部之間的過渡區(qū)，其速度場(chǎng)具有復(fù)雜的變化形態(tài).

自20世紀(jì)80年代以來，我國(guó)地球科學(xué)工作者對(duì)南北構(gòu)造帶進(jìn)行了持續(xù)的研究，特別是在深部構(gòu)造，地球動(dòng)力學(xué)與大陸強(qiáng)震孕震環(huán)境方面，取得了一批觀測(cè)和研究成果(滕吉文，1994).他們用深地震測(cè)深方法構(gòu)建地殼速度結(jié)構(gòu)(如，張少泉等，1985；闞榮舉和林中洋，1986；胡鴻翔等，1986；Kan et al., 1986；熊紹柏等，1986；崔作舟等，1987，1996；陳學(xué)波等，1988；尹周勛和熊紹柏，1992；林中洋等，1993；李清河等，1991；王有學(xué)和錢輝，2000；李松林等，2001，2002；王椿鏞等，2003a, b；白志明等，2003，2004；王有學(xué)等，2005；Wang et al., 2004, 2007；張忠杰等，2005a, b；高銳等，2006a, b；張先康等，2007，2008)，用大地電磁測(cè)深方法研究深部電性結(jié)構(gòu)(如，孔祥儒等，1987；李立和金國(guó)元，1987；孫 潔等，1989，2003；吳剛和余欽范，1990；趙國(guó)澤等，2004，2008；湯吉等，2005；王緒本等，2009)，用布格重力異常分析地殼密度結(jié)構(gòu)(殷秀華等，1998；樓海和王椿鏞，1999，2005；樓海等，2002；李勇等，2005).與此同時(shí)，利用天然地震資料進(jìn)行地震波層析成像、接收函數(shù)以及噪聲成像等方法構(gòu)建地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)模型(如，劉建華等，1989，2000；孫若昧等，1991；宋仲和等，1991；陳立華等，1992；王椿鏞等，1994，2002a，2008；丁志峰等，1999；劉福田等，2000；蘇偉等，2002；Huang et al.，2002；Wang et al., 2003; 吳建平等，2004，2006，2009；郭飚等，2004；陳九輝等，2005；周民都等，2006；劉啟元等，2009)，進(jìn)行橫波分裂和地球介質(zhì)各向異性研究(阮愛國(guó)，2002；常利軍等，2006，2008a，b；王椿鏞等，2006，2007；Wang et al., 2008).這些研究獲得了南北構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)橫向變化，主要斷裂帶的深部性狀、以及強(qiáng)烈地震的深部孕育環(huán)境等重要的基礎(chǔ)資料.2000年前后開始實(shí)施的“國(guó)家重大基礎(chǔ)研究發(fā)展規(guī)劃(973)”項(xiàng)目“大陸強(qiáng)震機(jī)理及其預(yù)測(cè)” 將南北地震帶作為開展地震研究的重點(diǎn)地區(qū)之一.2008年汶川MS8.0地震發(fā)生后，國(guó)家進(jìn)一步加強(qiáng)了南北構(gòu)造帶及周邊地區(qū)的野外科學(xué)考察和流動(dòng)地震觀測(cè).國(guó)內(nèi)外地球科學(xué)家在巖石圈結(jié)構(gòu)與構(gòu)造、強(qiáng)震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境和動(dòng)力學(xué)過程等方面的研究獲得了重要的進(jìn)展.2014年9月中國(guó)地球物理學(xué)會(huì)大陸動(dòng)力學(xué)專業(yè)委員會(huì)和固體地球物理專業(yè)委員會(huì)召開學(xué)術(shù)研討會(huì)并建議出此專集.本專集匯集了汶川MS8.0地震之后，特別是近年來的一批新的研究成果.南北地震帶是中國(guó)大陸內(nèi)部地震活動(dòng)最強(qiáng)的地區(qū)之一，作為我國(guó)主要的地震危險(xiǎn)重點(diǎn)監(jiān)視區(qū)，展開對(duì)南北地震帶的深部結(jié)構(gòu)與變形的研究對(duì)揭示我國(guó)強(qiáng)震活動(dòng)特性及深部孕震環(huán)境具有重要的意義.

2 南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)

發(fā)生在龍門山逆沖斷裂帶上的2008年汶川MS8.0地震，是繼1976年唐山MS7.8地震以來中國(guó)大陸人口傷亡最為慘重，經(jīng)濟(jì)損失最為嚴(yán)重的一次大地震.汶川MS8.0地震后，國(guó)內(nèi)外地球科學(xué)家對(duì)南北構(gòu)造帶及周邊地區(qū)的地球科學(xué)研究項(xiàng)目急劇增加.通過布設(shè)大型寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)陣，輔以深地震測(cè)深、大地電磁測(cè)深，以及重磁探測(cè)等手段，綜合地球物理觀測(cè)與解釋，獲取地殼與上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)和介質(zhì)物性的三維分布特征、深部應(yīng)力及變形的分布，以期揭示強(qiáng)震的深部孕震環(huán)境，以及強(qiáng)震發(fā)生的動(dòng)力學(xué)過程.

2.1 深地震測(cè)深和地殼P波速度結(jié)構(gòu)

(1)深地震寬角反射/折射探測(cè)剖面

深地震寬角反射/折射剖面是利用人工地震方法探測(cè)巖石圈結(jié)構(gòu)的最主要方法之一.它的優(yōu)點(diǎn)在于能夠揭示速度和界面同時(shí)具有橫向變化特征的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu).自20世紀(jì)80年代以來，一批地球物理深部探測(cè)試驗(yàn)計(jì)劃在南北地震帶完成了大約35條地震剖面.這些剖面構(gòu)成了對(duì)該地震帶的良好覆蓋(圖2).早期的探測(cè)剖面炮點(diǎn)間距和觀測(cè)點(diǎn)間距都比較大，導(dǎo)致二維速度結(jié)構(gòu)的橫向分辨相對(duì)比較低.但是當(dāng)時(shí)的記錄由于野外的背景噪音水平低，獲得的地震信號(hào)信噪比高，因此對(duì)殼內(nèi)震相識(shí)別的可靠性高.

在川西藏東深地震測(cè)深野外觀測(cè)的基礎(chǔ)上，Wang等(2007)提出了橫穿龍門山斷裂帶的EW向竹巴龍—資中剖面和NE-SW向穿過松潘—甘孜地塊的奔子欄—唐克剖面的二維P波速度結(jié)構(gòu)，其中顯示了川西高原和四川盆地是兩個(gè)地殼結(jié)構(gòu)截然不同的構(gòu)造單元，龍門山斷裂帶為區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)的分界.川西高原的地殼平均厚度、地殼平均速度和Pn速度分別為62 km、6.27 km·s-1和7.60～7.80 km·s-1，四川盆地的則為43 km、6.45 km·s-1和8.10～8.20 km·s-1.川西高原馬爾康以南的大部分地區(qū)上地殼底部存在厚度～8 km的低速層，且其下地殼介質(zhì)具有強(qiáng)衰減(Qp=100～300)的特征.四川盆地具有地殼平均速度高和地幔頂部的Pn速度高的特點(diǎn).

2010年完成的遂寧—茂縣—阿壩剖面始于四川盆地中部、與龍門山近垂直地朝西北方向穿越2008年汶川MS8.0地震極震區(qū)，全長(zhǎng)500 km.嘉世旭等(2014)對(duì)反映不同構(gòu)造單元的震相記錄、特別是強(qiáng)震區(qū)復(fù)雜震相信息的詳細(xì)分析和模擬追蹤計(jì)算, 得到龍門山中段褶皺造山帶及兩側(cè)的橫向不均勻地殼速度結(jié)構(gòu).解釋結(jié)果揭示了穩(wěn)定的四川盆地地殼結(jié)構(gòu)與被改造增厚的川西北高原地殼結(jié)構(gòu)性質(zhì)差異; 探測(cè)到高原殼內(nèi)介質(zhì)由上向下的巖性變化，特別是下地殼介質(zhì)速度大幅降低、巖性強(qiáng)烈弱化的塑性流變性質(zhì); 發(fā)現(xiàn)了四川盆地與川西北高原之間褶皺造山帶下地殼存在由西向東、下緩上陡的巨型鏟式上升流; 上升流沿褶皺帶東部邊緣在龍門山中段上中地殼以陡傾角度向上逆沖, 造成龍門山上地殼中央斷裂帶附近強(qiáng)烈上隆并使結(jié)晶基底突出地表大幅抬升.

西昌及其附近地區(qū)強(qiáng)震頻繁發(fā)生，歷史記載有1536年西昌北7.5級(jí)和1850年西昌7.5級(jí)地震.鹽源—西昌—馬湖剖面以研究川西鹽源—馬邊地震帶的活動(dòng)斷裂和深部結(jié)構(gòu)為目的.王夫運(yùn)等(2008)分析了該剖面上地殼的變形特征.鹽源盆地、后龍山地區(qū)的上地殼為表層低速和深部均勻高速的雙層結(jié)構(gòu)特征.鹽源推覆構(gòu)造由表層低速推覆體,向西緩傾的構(gòu)造拆離面和深部高速基底構(gòu)成的薄皮構(gòu)造變化,金河—箐河斷裂是其推覆前緣;磨盤山斷裂為一西傾的低速帶,延伸至基底頂面;安寧河斷裂和則木河斷裂為東傾的舌狀低速帶,延伸到基底內(nèi);在深處,大涼山斷裂分為兩支,表現(xiàn)為狹窄條帶內(nèi)速度結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈變化,西支西傾,東支東傾,兩支斷裂均延伸至基底內(nèi);西昌中生代盆地東緣斷裂為強(qiáng)速度梯度帶,傾向南西,延伸至基底頂面.該區(qū)的強(qiáng)震活動(dòng)主要受安寧河、則木河、大涼山斷裂控制.

2010年和2011年底先后在南北地震帶南段實(shí)施了長(zhǎng)度近300 km的玉溪—臨滄剖面和長(zhǎng)度600 km的鎮(zhèn)康—瀘西剖面.王夫運(yùn)等(2014)對(duì)玉溪—臨滄剖面解釋獲得的結(jié)果顯示：沿測(cè)線地殼結(jié)構(gòu)呈西薄東厚的特征，以紅河斷裂帶為界，斷裂帶以西地殼較薄，約34 km，以東地殼加厚至44 km；紅河斷裂帶兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)具有明顯的差異，西側(cè)速度較低，東側(cè)速度明顯偏高.潘素珍等(2015)對(duì)鎮(zhèn)康—瀘西剖面各炮初至波資料解釋獲得了剖面的基底速度結(jié)構(gòu).解釋結(jié)果顯示：沿線基底界面形態(tài)起伏變化劇烈，深度在1.0～7.0 km范圍內(nèi)變化，且速度的橫向不均勻性明顯.在測(cè)線西端地表速度約4.6 km·s-1，基底深度較淺；地表速度在三江褶皺系下降至4.3 km·s-1，而基底埋深達(dá)7.0 km左右.在揚(yáng)子地臺(tái)基底埋深緩慢變淺，基底深度約5.0 km，地表速度約4.5 km·s-1.測(cè)線在東端進(jìn)入華南塊體，基底深度迅速變淺，地表速度增至4.6 km·s-1.速度變化劇烈地區(qū)與斷裂帶有對(duì)應(yīng)關(guān)系，紅河斷裂帶兩側(cè)速度等值線及界面形態(tài)變化劇烈.對(duì)普洱—瀘西剖面的二維速度結(jié)構(gòu)，張恩會(huì)等(2013)提出，剖面西南側(cè)上地殼具有異常低的P波速度和泊松比，暗示上地殼以α相長(zhǎng)英質(zhì)組分為主，而剖面東北上地殼相對(duì)較高的P波速度和泊松比則暗示其物質(zhì)組成以花崗巖-花崗閃長(zhǎng)巖為主.

長(zhǎng)度410 km的金川—蘆山—樂山剖面穿過2013年蘆山MS7.0地震震中區(qū)，王帥軍等(2015)構(gòu)建了二維P波速度結(jié)構(gòu)模型：揚(yáng)子塊體和松潘—甘孜塊體顯示不同的速度結(jié)構(gòu)特征，地殼厚度由南向北逐漸加厚.沉積蓋層在四川盆地厚達(dá)7.8 km，而松潘—甘孜塊體最薄處只有幾百米厚；在中上地殼，揚(yáng)子塊體平均速度比松潘—甘孜塊體的高0.2 km·s-1，在四川盆地與松潘—甘孜塊體的過渡帶附近，界面起伏變化明顯.過渡帶以北在深度大約20 km處存在速度5.80 km·s-1、厚度為8.0 km的低速層，周圍介質(zhì)的平均速度為6.0～6.1 km·s-1；殼內(nèi)界面在揚(yáng)子塊體內(nèi)部起伏變化不大，但在過渡帶兩側(cè)的Moho界面深度由揚(yáng)子塊體的42 km增加至松潘—甘孜塊體的62 km.蘆山MS7.0地震震源位于二維速度結(jié)構(gòu)異常紊亂和界面起伏變化的地帶.

麗江—攀枝花—清鎮(zhèn)剖面距離云南魯?shù)镸S6.5地震主震區(qū)不超過50 km.徐濤等(2014)利用該地震測(cè)深剖面的初至波震相走時(shí)數(shù)據(jù)，通過有限差分反演揭示該地區(qū)上地殼速度結(jié)構(gòu).剖面結(jié)晶基底厚度平均為2 km 左右；小江斷裂帶內(nèi)部速度較低，其東西兩側(cè)的速度較高；推測(cè)小江斷裂帶區(qū)域地殼強(qiáng)度比較低，加上斷裂兩側(cè)的應(yīng)變速率很高，因此小江斷裂帶和魯?shù)椤淹〝嗔褞Т嬖谖磥戆l(fā)生較大地震的可能性.該深地震測(cè)深剖面還分別跨越了峨眉山玄武巖區(qū)的內(nèi)、中、外帶.探測(cè)結(jié)果(徐濤等，2015)顯示: (1) 沿剖面結(jié)晶基底的平均深度在2 km 左右; (2) 中地殼平均速度結(jié)構(gòu)為6.2～6.6 km·s-1,內(nèi)帶局部呈現(xiàn)大約幅值為0.1～0.2 km·s-1的高速異常, 下地殼速度結(jié)構(gòu), 在內(nèi)帶為6.9～7.2 km·s-1;中帶和外帶偏低, 為6.7～7.0 km·s-1, 在內(nèi)帶和中帶交界附近, 受小江斷裂帶的影響, 上、中、下地殼均呈現(xiàn)相對(duì)低速異常特征; (3) 小江斷裂兩側(cè), 尤其東側(cè)地殼平均速度較低, 且固結(jié)地殼的平均速度也較低, 初步認(rèn)為小江斷裂至少向地下延伸至40 km以深,可能切穿整個(gè)地殼; (4) 沿剖面Moho面深度表現(xiàn)為, 內(nèi)帶范圍內(nèi)深約47～53 km, 中間呈上隆的特征; 中帶深約42～50 km, 外帶深約38～42 km, 中帶至外帶, Moho面逐漸變淺. 內(nèi)帶Moho面局部隆起、固結(jié)地殼呈現(xiàn)高速異常特征, 可能是二疊紀(jì)地幔柱活動(dòng)引起的底侵作用及巖漿上侵的結(jié)果,為古地幔柱的活動(dòng)遺跡.

(2)深地震反射探測(cè)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術(shù)基礎(chǔ)上作一定的探測(cè)技術(shù)改進(jìn)而形成的一種深部探測(cè)方法.在揭示地殼和上地幔頂部的細(xì)結(jié)構(gòu)方面，深地震反射剖面具有比其他地球物理探測(cè)方法更多的優(yōu)點(diǎn).在大地構(gòu)造關(guān)鍵地區(qū)開展的深部結(jié)構(gòu)和動(dòng)力學(xué)研究通常把深地震反射剖面作為主要的探測(cè)手段.

SinoProbe-02深地震反射探測(cè)計(jì)劃實(shí)施了長(zhǎng)300 km、橫貫東祁連山和河西走廊南緣的深反射剖面.Wang H等(2014) 對(duì)剖面北段的資料作了處理和解釋.研究結(jié)果表明，東祁連山上地殼的特點(diǎn)是斷層彎曲褶皺和復(fù)式系統(tǒng)，它涉及到可能導(dǎo)致從早古生代碰撞構(gòu)造與新生代陸內(nèi)變形的顯生宙地層.局部存在包含白堊紀(jì)地層的半地塹結(jié)構(gòu).該地區(qū)的活動(dòng)構(gòu)造主要是標(biāo)志青藏高原北緣的左行滑移的海原和天景山斷層系.走滑構(gòu)造結(jié)構(gòu)具有變傾角和傾向，并單一進(jìn)入深度40～45 km上的共同滑脫面.因?yàn)閮蓚€(gè)斷層并不切穿和斷錯(cuò)其下方的莫霍面，在青藏高原東北部的活動(dòng)地殼和地幔變形必須解耦.作為1920年海原8.5級(jí)地震的發(fā)震構(gòu)造，Wang H等(2014)認(rèn)為海原斷裂可能是一條先存的，在古生代產(chǎn)生的軟弱帶，并在新生代復(fù)活.在近期，海原斷裂以具有逆沖分量的左旋走滑為主.無論是海原斷裂還是天景山斷裂帶均顯示傾角隨深度而顯著變化的特征.在近地表，它們顯示為近乎直立的結(jié)構(gòu)，而走向深處后，在中-下地殼分裂成兩個(gè)分支，并變得平緩.

穿過銀川地塹的深地震反射剖面(方盛明等，2009)長(zhǎng)～70 km，通過數(shù)據(jù)處理獲得的疊加剖面顯示了銀川盆地地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)、深部斷裂系(黃河斷裂、銀川斷裂、賀蘭山東麓斷裂)特征及深淺構(gòu)造關(guān)系.銀川地塹上地殼為雙程走時(shí)8 s(深度約20 km)反射面以上的區(qū)域，上地殼上部地層層位豐富，分段連續(xù)性較好，上地殼下部地層分層特征不明顯；下地殼(8～13 s)反射能量較弱，反射同相軸不明顯；下地殼下部殼幔過渡帶(13 s附近)由一組能量較強(qiáng)、持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)(1.5 s)的反射波組組成，厚度約4.5 km．蘆花臺(tái)斷裂、銀川斷裂分別于12～12.5 km、18～19 km深處交匯于賀蘭山東麓斷裂，賀蘭山東麓斷裂于28～29 km 深處交匯于黃河斷裂.黃河斷裂為錯(cuò)斷Moho面的深大斷裂，銀川地塹為以黃河斷裂為主、其他斷裂為輔組合而成的負(fù)花狀構(gòu)造.根據(jù)賀蘭山東麓斷裂和銀川斷裂的相互關(guān)系，作者認(rèn)為賀蘭山東麓斷裂對(duì)1739年平羅—銀川8級(jí)地震起主要控制作用.

2011年在青藏高原東緣實(shí)施了從若爾蓋、穿過龍門山到四川盆地、東南走向的深地震反射剖面.Guo等(2013)將深反射圖像與地質(zhì)、全球定位系統(tǒng)和地球化學(xué)證據(jù)相結(jié)合，強(qiáng)烈表明，揚(yáng)子地殼延伸到該區(qū)域的下方.地震剖面圖像顯示在松潘甘孜地體有巨厚的三疊系沉積覆蓋.在不同的地殼塊體這些三疊紀(jì)沉積物厚度變化很大.此外，無論是松潘甘孜地體東北部的龍日壩斷裂帶還是龍門山斷裂帶均顯示強(qiáng)烈的殼內(nèi)反射，它終止于與地殼-幔邊界(莫霍面)相一致的深度上.為此，Guo等(2013)提出了一個(gè)新的構(gòu)造模式：地殼變形被認(rèn)為參與了青藏高原東緣沿龍門山的斜向擠出和隆起.在更廣泛的背景下，地震反射剖面成像的巖石圈結(jié)構(gòu)將推進(jìn)關(guān)于青藏高原東部對(duì)印度—?dú)W亞大陸碰撞的構(gòu)造響應(yīng)的理解.

蘆山MS7.0地震震中區(qū)完成的一條長(zhǎng)近40 km深地震反射剖面，自西北向東南穿過雙石—大川斷裂、蘆山向斜、蓮花山背斜、名山向斜和大邑?cái)嗔训葮?gòu)造.疊加剖面圖表明(王夫運(yùn)等，2015)淺部褶皺和斷裂構(gòu)造發(fā)育，在上地殼存在6條逆沖斷裂，而下地殼則存在一條明顯的變形轉(zhuǎn)換帶.在深度16 km左右存在一個(gè)滑脫層，淺部的6條斷裂最終都?xì)w并到該滑脫層上.參考主余震精定位結(jié)果，蘆山地震的發(fā)震斷裂應(yīng)該是位于雙石—大川斷裂和大邑?cái)嗔阎g的隱伏斷裂，其兩側(cè)的斷裂受控于發(fā)震斷裂而活動(dòng)，形成剖面上“Y”字型余震分布.隱伏斷裂屬山前斷裂，不是前山斷裂.作者認(rèn)為蘆山地震可能不是汶川地震的余震.

王海燕等(2014)利用2004年和2008年完成的唐克—合作剖面和合作—臨夏剖面資料，進(jìn)行兩條剖面的聯(lián)線處理后，獲得總長(zhǎng)達(dá)400 km的深地震反射剖面.疊加剖面清晰顯示青藏高原東北緣地殼及上地幔蓋層的精細(xì)結(jié)構(gòu).從淺到深顯示，6.0～7.0 s和16.5～18.0 s兩個(gè)強(qiáng)反射界面將0～20 s剖面劃分為上地殼、下地殼和上地幔三套反射層系.剖面顯示西秦嶺造山帶下地殼向若爾蓋逆沖推覆的深部構(gòu)造特征.西秦嶺下地殼北傾的強(qiáng)反射及其北側(cè)南傾的強(qiáng)反射特征揭示出揚(yáng)子與華北兩個(gè)大陸板塊在西秦嶺造山帶下的匯聚行為.16.5～18.0 s范圍內(nèi)Moho界面的埋深和起伏形態(tài)暗示青藏高原東北緣地殼經(jīng)歷了高原隆升后強(qiáng)烈的伸展減薄作用.高銳等(2006a, b)認(rèn)為該剖面顯示的以北傾為主的強(qiáng)反射特征是若爾蓋盆地下地殼整體向西秦嶺構(gòu)造帶俯沖.如此造成的上地殼加厚能很好地解釋西秦嶺構(gòu)造帶的低波速比分布.

2.2 大地電磁測(cè)深和電性結(jié)構(gòu)

地殼上地幔的電性結(jié)構(gòu)是重要的深部地球物理參數(shù)，其信息主要來源于大地電磁測(cè)深.LMS-L3和DBS-L1兩條大地電磁剖面分別位于西秦嶺與南北構(gòu)造帶交匯區(qū)106°E東、西兩側(cè).這兩條剖面分別跨過了龍門山構(gòu)造帶東北部的青川段和寧強(qiáng)段.詹艷等(2014)二維電性結(jié)構(gòu)揭示，在106°E西側(cè)LMS-L3剖面的深部電性結(jié)構(gòu)自北向南，西秦嶺北緣、成縣盆地北緣、康縣(即勉略構(gòu)造帶)和平武—青川斷裂帶都表現(xiàn)為明顯的電性梯度帶，深部延伸可達(dá)幾十公里；西秦嶺造山帶、碧口地塊與龍門山構(gòu)造帶東北段3個(gè)構(gòu)造單元整體表現(xiàn)為高電阻體、呈現(xiàn)往南疊合且角度逐漸變陡的趨勢(shì).在106°E西側(cè)西秦嶺造山帶區(qū)域的深部存在殼內(nèi)低阻層，而東側(cè)區(qū)域表現(xiàn)為高電阻體，深部電性結(jié)構(gòu)在106°E東、西兩側(cè)的差異與該區(qū)深部速度結(jié)構(gòu)特征一致．LMS-L3和DBS-L1兩條剖面南段的深部電性結(jié)構(gòu)圖像揭示出青川段和寧強(qiáng)段內(nèi)的平武—青川斷裂帶具有明顯不同的深部結(jié)構(gòu)特征，平武—青川斷裂帶在青川段為明顯的電性梯度帶，而寧強(qiáng)段是完整的高電阻塊體.汶川強(qiáng)余震向東北發(fā)展止于青木川鎮(zhèn)附近，與平武—青川斷裂帶延伸深度和向北東方向的延伸長(zhǎng)度密切相關(guān)，同時(shí)高電阻塊體的寧強(qiáng)段對(duì)汶川強(qiáng)余震東北發(fā)展起到了阻擋作用.

程遠(yuǎn)志等(2015)對(duì)穿過思茅蘭坪地體、川滇菱形塊體及進(jìn)入揚(yáng)子地體的蘭坪—貴陽大地電磁測(cè)深剖面展開了深部電性結(jié)構(gòu)研究.通過二維非線性共軛梯度反演得到了沿剖面的較為詳細(xì)的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)，結(jié)合其他地質(zhì)和地球物理資料的分析，確定了主要斷裂帶和邊界帶的位置和深部延伸情況，以及殼內(nèi)高導(dǎo)層的分布位置.研究表明：剖面殼幔電性結(jié)構(gòu)分塊性特征與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造分布特征基本一致；蘭坪—思茅地塊存在中上地殼高導(dǎo)層，川滇菱形地塊中西部存在下地殼高導(dǎo)層，川滇菱形地塊東部和華南地塊西部存在中上地殼的高導(dǎo)層；川滇菱形地塊中部攀枝花附近的高導(dǎo)層埋深最深，而華南地塊西部會(huì)澤附近的高導(dǎo)層埋深則最淺；蘭坪—思茅地塊和川滇菱形地塊中下地殼的高導(dǎo)層可能與青藏高原物質(zhì)的東南逃逸有關(guān).

李冉等(2014)對(duì)云南南部地區(qū)孟連—羅平的北東向大地電磁測(cè)深剖面所作的解釋表明：該區(qū)的三個(gè)強(qiáng)震帶地球深部都存在殼內(nèi)低阻體，地震發(fā)生在電阻率梯度帶上；斷裂帶的兩側(cè)塊體介質(zhì)的電阻率差異是強(qiáng)震活動(dòng)帶重要的深部背景.總體來說，沿剖面的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)反映出與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造資料基本一致的構(gòu)造特征.

趙凌強(qiáng)等(2015)對(duì)跨過西秦嶺造山帶的阿壩—若爾蓋—臨潭—蘭州大地電磁剖面數(shù)據(jù)進(jìn)行了精細(xì)化處理分析和二維反演，結(jié)果表明：西秦嶺北緣斷裂帶為主要的高角度南傾大型電性邊界帶，延伸深度穿過莫霍面；臨潭—宕昌斷裂帶具有電性邊界帶特征，其延伸情況具有東、西差異．西秦嶺造山帶自地表到深度約20 km 范圍表現(xiàn)為東北和西南淺、中部深的倒“梯形”高阻層，在高阻層之下廣泛發(fā)育低阻層；松潘—甘孜地塊中下地殼存在西南深、東北淺低阻層，其東北側(cè)的隴西盆地具有穩(wěn)定的成層性結(jié)構(gòu)，表明西秦嶺造山帶正處于松潘—甘孜地塊向北擠壓和隴西盆地向南的阻擋擠壓作用中.松潘—甘孜地塊從西南向東北推擠、東北側(cè)隴西盆地相對(duì)阻擋的相互作用可能是2013年岷縣漳縣6.6級(jí)地震發(fā)生的外部動(dòng)力學(xué)機(jī)制，而震源區(qū)特殊介質(zhì)屬性是該地震發(fā)生的內(nèi)部因素.

2.3 重力—航磁資料分析和密度結(jié)構(gòu)

地球的密度結(jié)構(gòu)是地球物理學(xué)研究的經(jīng)典內(nèi)容.用重力異常揭示地殼三維密度結(jié)構(gòu)是地球物理的重要目標(biāo).南北構(gòu)造帶的布格重力異常分布如圖3顯示，數(shù)據(jù)取自全球重力模型EGM2008(Pavlis et al., 2012).青藏高原東部的重力異常梯級(jí)帶具有南北地震帶及其周圍地區(qū)中最顯著的重力異常特征.青藏高原是一個(gè)大范圍的重力低異常區(qū)，布格重力異常在高原東部為-400×10-5m·s-2以下.在青藏高原周圍，布格重力異常都在-250～-150×10-5m·s-2左右.與青藏高原重力異常區(qū)形成很大的反差.圍繞高原東部的重力梯級(jí)帶在北段沿著祁連山與河西走廊分布，為東南走向.向東到西秦嶺轉(zhuǎn)向近南北方向，沿龍門山西側(cè)分布.再向南，轉(zhuǎn)為南西向走向，沿小金河斷裂帶分布.到麗江附近，則轉(zhuǎn)為東西向，北西西向延伸到西藏南部邊界.四川盆地為一個(gè)明顯的重力高異常區(qū)，布格重力異常大于-100×10-5m·s-2，向西突出.在青藏高原東部(川西高原)和四川盆地之間重力場(chǎng)變化最為強(qiáng)烈，重力梯級(jí)帶變窄，重力等值線密集.四川南部與云南大部為一個(gè)附加在青藏高原重力低異常區(qū)上的次一級(jí)重力低異常區(qū)，向東南方向突出.布格重力異常在-250～-150×10-5m·s-2.在這個(gè)低異常區(qū)中間，從川南攀枝花到滇中楚雄還有南北向的一個(gè)局部重力高異常區(qū).西秦嶺地區(qū)為一個(gè)近東西向的重力低異常區(qū).鄂爾多斯地區(qū)和阿拉善地區(qū)的布格重力異常變化小，在-200～-150×10-5m·s-2左右.鄂爾多斯塊體西北部河套盆地及其西側(cè)的吉蘭泰盆地為局部重力低異常區(qū)，而賀蘭山為局部重力高異常區(qū).

圖3 南北構(gòu)造帶布格重力異常圖.南北地震帶中段落在一條巨型的重力異常梯級(jí)帶上Fig.3 Bouguer gravity anomaly map in the North-South Tectonic Belt. The middle section of the North-South Tectonic Belt is located in a giant gravity anomaly gradient belt

沿南北地震帶的布格重力異常變化具有分段的特征.在地震帶南段，小江斷裂帶位于從四川會(huì)東、云南東川到紅河的重力低異常區(qū)內(nèi)部.地震帶中段，從龍門山到西秦嶺，位于重力異常強(qiáng)烈變化的重力梯級(jí)帶上.在西秦嶺以北的地段，沿鄂爾多斯地塊西緣，地震帶上及其兩側(cè)布格重力異常相對(duì)變化不大.另外，南北地震帶及其周圍地區(qū)顯示出，布格重力異常強(qiáng)烈變化的地方，地震發(fā)生頻繁，且分布相對(duì)密集.但是，在重力異常變化不太大的地方，如南北地震帶北段，也有大量的地震發(fā)生.

楊文采等(2015a)提出了用多尺度刻痕分析方法研究地殼三維密度、用密度結(jié)構(gòu)對(duì)地震進(jìn)行分類的觀點(diǎn).初步解釋認(rèn)為，南北地震帶從北到南中下地殼的密度結(jié)構(gòu)包含四種不同的類型，分別對(duì)應(yīng)于拉張型、擠壓型、擠滑型和拉滑型.不同類型的地殼密度結(jié)構(gòu)與不同類型的震源機(jī)制密切相關(guān).下地殼巖石的蠕動(dòng)或許是大陸地震斷裂活動(dòng)的根源之一.楊文采等(2015b)對(duì)滇西地區(qū)重力異常進(jìn)行了多尺度密度反演，首先利用小波變換對(duì)重力異常進(jìn)行多尺度分解，接著利用功率譜分析方法估算各層場(chǎng)源的平均深度，然后利用廣義密度反演方法進(jìn)行各層密度反演，取得區(qū)域地殼多個(gè)深度上的密度擾動(dòng)圖像.滇西上地殼高密度擾動(dòng)出現(xiàn)在揚(yáng)子克拉通內(nèi)部和西緣，以及瀾淪江斷裂帶西緣，后者對(duì)應(yīng)昌寧—勐連蛇綠混雜巖帶及島弧巖漿巖帶.上地殼低密度異常主要反映西昌裂谷帶和高黎貢—騰沖一帶的巖漿房和蘭坪—思茅盆地中的坳陷帶.滇西上地殼和中地殼出現(xiàn)三條低密度擾動(dòng)帶，與三期大陸碰撞帶吻合.大部分6級(jí)以上地震分布在低密度異常區(qū)或它們的邊緣，只有在西昌—元謀古裂谷帶才分布在高密度異常區(qū).克拉通內(nèi)部古裂谷帶地震可分布在高密度異常區(qū).在北緯26°線以南下地殼為高密度區(qū)，以北為低密度區(qū).因此，北緯26°線的一個(gè)屬性是下地殼密度差異分界線.滇西由北向南地殼加厚縮短的程度是逐漸變?nèi)醯?，?6°線以南，南北向的地殼加厚縮短不明顯.高黎貢、瀾滄江和紅河三條走滑剪切帶在滇西中地殼密度擾動(dòng)平面圖中表現(xiàn)為密度急變的梯度帶，表明它們都穿過中地殼并可能延伸到下地殼.

江為為等(2014)利用重力數(shù)據(jù)采用Parker Oldenburg方法反演了南北構(gòu)造帶及鄰域地區(qū)的地殼厚度，同時(shí)采用體波地震層析成像方法反演了研究區(qū)的地殼至上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)．通過分析研究表明南北構(gòu)造帶為地殼厚度劇變區(qū)，西側(cè)為地殼增厚區(qū)，東側(cè)的鄂爾多斯、四川盆地為地殼穩(wěn)定區(qū)，而再向東為地殼逐漸減薄區(qū)．中國(guó)巖石層減薄與增厚的邊界基本被限定在大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山一帶，這也是東部陸緣帶和中部揚(yáng)子、鄂爾多斯克拉通地區(qū)深部構(gòu)造邊界的分界線，其兩側(cè)不僅淺層地質(zhì)構(gòu)造存在較大的差異，上地幔深部的物性狀態(tài)和熱活動(dòng)也明顯不同，這說明研究區(qū)的巖石層和軟流層結(jié)構(gòu)以及深部物質(zhì)的分布存在橫向非均勻性．中部地區(qū)和青藏高原深部構(gòu)造邊界的分界線位于100°E—102°E左右.

楊文采等(2015c)將青藏高原區(qū)域重力場(chǎng)小波多尺度分析和反演應(yīng)用于刻劃地殼分層的三維密度結(jié)構(gòu)，取得的主要結(jié)果包括六個(gè)等效層密度擾動(dòng)圖件，為研究地殼構(gòu)造和物質(zhì)運(yùn)動(dòng)提供了重要佐證.研究表明在青藏高原地殼內(nèi)密度變化有以下三個(gè)規(guī)律.(1)從上地殼到下地殼，平面分布上低密度區(qū)的分布范圍逐漸擴(kuò)大；在下地殼只有剛性克拉通地體才顯示高密度.(2)從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動(dòng)區(qū)的尺度逐漸擴(kuò)大；到下地殼高或低的密度區(qū)不僅數(shù)量大為減少，而且邊界更加清晰.(3)從上地殼到下地殼，青藏高原南部的低密度帶不斷向北移動(dòng)，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖.青藏高原下地殼密度高的克拉通地體有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉三個(gè)；而昆侖山、阿爾金山、祁連山、和岡底斯地塊都屬于低密度的中新生代構(gòu)造活動(dòng)單元.青藏高原低密度的物質(zhì)由下地殼向上擠出，在中上地殼體積迅速減小.由于下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出，中地殼密度高的克拉通地體會(huì)相應(yīng)發(fā)生裂解，使地塊的數(shù)目增加.高原北緣的下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的枝杈有三支；其中一支從西昆侖到天山，另一支從龍門山西秦嶺到銀川盆地.第三支從高原南緣理塘到大理擠出.它們可能反映下地殼管道流，寬度約180～300 km.7級(jí)以上地震震中都位于下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的枝杈，也與下地殼管道流位置吻合，表明下地殼低密度帶限定可能的物質(zhì)蠕動(dòng)范圍，而下地殼物質(zhì)蠕動(dòng)又會(huì)觸發(fā)大陸地震.

陳石等(2015)對(duì)南北地震帶南段的地殼厚度作重震聯(lián)合最優(yōu)化反演.基于南北地震帶南段67個(gè)固定臺(tái)站接收函數(shù)反演得到的Moho面深度，使用由EGM2008重力異常模型(Pavlis et al., 2012)計(jì)算的布格重力異常，驗(yàn)證重震聯(lián)合密度界面反演方法的有效性.結(jié)果表明，重震聯(lián)合密度界面反演方法可以有效地同化不同地球物理方法獲得的反演模型，且可以改進(jìn)由于空間分布不均勻的接收函數(shù)結(jié)果進(jìn)行插值可能而引起的誤差.通過引入Crust1.0(Laske et al.,2013)的Moho面深度為初值，同時(shí)考慮地殼密度的橫向不均勻分布，通過模型之間的聯(lián)合反演有效改善了地球物理反演模型間的不一致性問題.反演得到的最優(yōu)化Moho面深度模型與已知67個(gè)臺(tái)站位置接收函數(shù)模型之間的標(biāo)準(zhǔn)差約1.9 km，小于Crust1.0與接收函數(shù)結(jié)果模型之間標(biāo)準(zhǔn)差為3.73 km的統(tǒng)計(jì)結(jié)果.

申重陽等(2015)利用維西—貴陽剖面觀測(cè)的重力與GPS定位數(shù)據(jù)，結(jié)合區(qū)域背景重力場(chǎng)、地質(zhì)構(gòu)造及深部地球物理成果，反演該剖面的地殼密度結(jié)構(gòu).研究表明：剖面布格重力異?？偡钭兓_(dá)190×10-5m·s-2，具“斜N”分段變化特征，從西往東呈上升—下降—上升的態(tài)勢(shì)；高程與布格重力異常比值的趨勢(shì)性轉(zhuǎn)折部位為“地軸”核心和小江斷裂帶東側(cè)，可能與先存構(gòu)造或新生構(gòu)造發(fā)育有關(guān)；剖面地殼密度結(jié)構(gòu)可分上、中和下三層結(jié)構(gòu)，各層底界面平均埋深分別約20 km、35 km和51 km，金沙江—紅河斷裂帶和鮮水河—小江斷裂帶為地殼結(jié)構(gòu)相對(duì)簡(jiǎn)單與復(fù)雜的過渡帶；地殼厚度西深東淺，下地殼厚度變化相對(duì)較大；華坪—攀枝花附近的Moho面隆起和上地殼高密度體的存在對(duì)青藏高原物質(zhì)向南東逃逸和東構(gòu)造結(jié)的側(cè)向擠壓均起一定阻擋作用.

金川—蘆山—犍為重力剖面穿越蘆山MS7.0地震區(qū)，與龍門山斷裂帶南段直交，采用高精度絕對(duì)重力控制下的相對(duì)重力聯(lián)測(cè)與同址GPS三維坐標(biāo)測(cè)量，獲得了沿剖面的自由空氣異常和布格重力異常，并對(duì)布格重力異常進(jìn)行了剩余密度相關(guān)成像和密度分層結(jié)構(gòu)正反演研究.楊光亮等(2015)分析了蘆山地震的構(gòu)造環(huán)境：龍門山斷裂帶南段存在垂直斷裂走向的寬廣的巨型重力梯級(jí)帶，重力變化達(dá)252×10-5m·s-2以上，反映四川盆地與松潘—甘孜地塊地殼厚度陡變性質(zhì)；四川盆地與松潘—甘孜地塊過渡區(qū)存在(30～50)×10-5m·s-2的剩余異?！鞍枷荨?，可能與上地殼低密度體、山前剝蝕與松散堆積和推覆體前緣較為破碎有關(guān)；剩余密度相關(guān)成像顯示地殼密度呈現(xiàn)分段性特征，在蘆山地震位置出現(xiàn)高低密度變化.

石磊等(2015)構(gòu)建了云縣—會(huì)東和普洱—七甸兩條重力剖面的二維地殼密度結(jié)構(gòu)，其中普洱—七甸剖面與孟連—馬龍地震剖面部分位置重合．結(jié)合區(qū)域重力異常特征及下地殼視密度填圖結(jié)果，認(rèn)為紅河斷裂帶是南北地震帶南段地區(qū)重要的構(gòu)造分界線，斷裂帶南北向密度結(jié)構(gòu)和莫霍面分布形態(tài)存在較大差異，沿走向構(gòu)造變化．云縣—會(huì)東剖面的大姚—會(huì)東段下地殼底部存在密度較高的殼幔過渡層，結(jié)合下地殼底部殼幔過渡層的密度分布特征，認(rèn)為該過渡層不是攀西裂谷下的“裂谷墊”，而是由巖漿底侵作用造成的．張恩會(huì)等(2015)用基于拋物線密度模型的頻率域三維界面反演方法對(duì)川滇地區(qū)作三維界面反演.

在蘆山—康定地區(qū)，玄松柏等(2015)對(duì)EGM2008重力模型(Pavlis et al., 2012)計(jì)算的布格重力異常1～5階離散小波變換，得到三方向分量平方和的平方根(HVDM)圖像；利用兩條實(shí)測(cè)剖面布格重力異常數(shù)據(jù)，得到剖面的布格重力異常歸一化總梯度(NFG)圖像.結(jié)果分析表明：(1)垂直于龍門山斷裂帶南段剖面的NFG圖像顯示推覆構(gòu)造體前端切割較淺、后端逐步變深至中地殼，表明松潘—甘孜塊體在深約10～30 km存在滑脫構(gòu)造，形成逆沖推覆的龍門山構(gòu)造帶；(2)HVDM圖像和剖面的NFG圖像均顯示龍門山斷裂帶西南段與中段和東北段不同，松潘—甘孜塊體對(duì)四川盆地的逆沖推覆作用沿北東方向具有分段性；(3)雅江—洪雅剖面NFG圖像顯示鮮水河斷裂帶和龍門山斷裂之間存在高梯度變化帶，在鮮水河斷裂帶下方強(qiáng)變形帶不僅在20 km左右東傾至龍門山斷裂帶前緣，且逐漸近垂直向下伸入至少到下地殼，反映了兩大斷裂帶交匯區(qū)域變形作用較強(qiáng).強(qiáng)烈的左旋剪切的鮮水河斷裂帶對(duì)蘆山—康定地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)具有主要的控制作用.

王新勝等(2013)綜合重力觀測(cè)資料和地震波走時(shí)資料，反演了青藏高原東北緣巖石圈三維密度結(jié)構(gòu).首先進(jìn)行地震層析成像，得到研究區(qū)巖石圈三維P波速度結(jié)構(gòu)；然后利用速度-密度經(jīng)驗(yàn)關(guān)系式，將速度擾動(dòng)轉(zhuǎn)化為密度擾動(dòng)，建立三維初始密度模型；最后利用分離的布格重力異常反演得到了巖石圈三維密度結(jié)構(gòu).反演結(jié)果表明：青藏高原東北緣地殼內(nèi)，密度異常等值線走向與地表斷裂走向基本一致，進(jìn)入地幔后，密度異常等值線走向發(fā)生了順時(shí)針旋轉(zhuǎn)，表明地殼和地幔具有不同的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)模式，暗示可能發(fā)生了殼幔解耦；80～100 km深度上，與密度異常相比，P波速度異常明顯偏低，推測(cè)該區(qū)可能發(fā)生了部分熔融或者巖石含水量的增加.

張季生等(2007)對(duì)松潘—甘孜和西秦嶺造山帶地球物理特征以及基底構(gòu)造的綜合研究表明，松潘—甘孜地塊與西秦嶺造山帶的基底性質(zhì)相似，均具有揚(yáng)子地塊的構(gòu)造屬性.高玲舉等(2015)利用最新重力、航磁資料，通過異常分析和反演計(jì)算，研究鮮水河斷裂、理塘斷裂、金沙江斷裂的重磁異常特征、莫霍面特征、居里面特征.計(jì)算結(jié)果表明：川西高原莫霍面東南淺、西北深，地殼厚度在43～63 km 之間．居里面特征表現(xiàn)為條帶狀，深度在17～23 km 之間．鮮水河斷裂帶對(duì)應(yīng)莫霍面深度梯度帶，居里面為高低起伏圈閉．理塘斷裂帶北段莫霍面局部隆坳相間，南段莫霍面逐漸抬升，居里面呈現(xiàn)由西向東加深的梯度帶．金沙江斷裂帶，居里面形成局部抬升，深部可能存在高溫地?zé)岙惓Ｔ矗C合分析認(rèn)為，川西高原地殼結(jié)構(gòu)主要特點(diǎn)為：增厚的下地殼，熱-塑性變形的中地殼，脆性變形的上地殼.

2.4 地震層析成像

20世紀(jì)80年代末至90年代初，劉福田研究組(劉建華等，1989)和宋仲和研究組(陳立華等，1992)分別對(duì)南北地震帶開展了體波走時(shí)層析成像和面波層析成像研究.這是我國(guó)地震學(xué)家最早獲得的該區(qū)域地殼上地幔P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)圖像.盡管當(dāng)時(shí)地震臺(tái)站布局不均勻且臺(tái)站數(shù)量有限，導(dǎo)致反演結(jié)果的分辨率較低，但是速度結(jié)構(gòu)的大尺度特征是正確的，其基本結(jié)論至今一直沿用.

(1) P波走時(shí)層析成像

利用研究區(qū)域(20°N—43°N，95°E—110°E)及其周邊地區(qū)中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣布設(shè)的流動(dòng)臺(tái)站，國(guó)家和區(qū)域臺(tái)網(wǎng)的固定地震臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震P波資料，采用層析成像技術(shù)揭示深達(dá)800 km的三維P波速度圖像.圖4顯示了70 km和200 km深度的上地幔P波速度擾動(dòng)分布.成像結(jié)果表明，青藏高原東部及東南部上地?？傮w表現(xiàn)為較強(qiáng)的低速異常，延深可達(dá)200～300 km，表明青藏高原內(nèi)部巖石圈的力學(xué)強(qiáng)度相對(duì)較低；南北地震帶東側(cè)的鄂爾多斯地塊和四川盆地表現(xiàn)為明顯的高速異常，深度可達(dá)200 km左右.華南塊體西南部的南盤江盆地也表現(xiàn)為高速異常，延深可達(dá)120 km左右.這些高速、高力學(xué)強(qiáng)度的塊體對(duì)青藏高原物質(zhì)東向擠出起到了強(qiáng)烈的阻擋作用.與這些具有高力學(xué)強(qiáng)度的穩(wěn)定塊體相比，阿拉善地塊弱高速和局部弱低速異常并存的特征，可能表明在青藏高原東北緣物質(zhì)的擠壓作用下，該地區(qū)的巖石圈可能正在經(jīng)歷變形和破壞.

圖4還顯示了鄂爾多斯地塊周緣的銀川—河套地塹系等拉張斷陷盆地表現(xiàn)為明顯的低速異常，這些異?？梢匝由熘?00 km以上，可能表明這些拉張盆地的形成與深部熱作用密切相關(guān).攀枝花附近存在較小范圍的高速異常，可能與晚古生代地幔柱活動(dòng)導(dǎo)致高密度物質(zhì)侵入巖石圈有關(guān)，它對(duì)青藏高原物質(zhì)的南向擠出具有一定的阻擋作用，是造成川滇活動(dòng)塊體南北兩個(gè)次級(jí)塊體差異運(yùn)動(dòng)的重要因素.緬甸弧以東存在與震源深度分布相一致的高速異常，云南大部分地區(qū)在上地幔范圍內(nèi)存在低速異常.根據(jù)層析成像以及接收函數(shù)成像等結(jié)果的綜合分析認(rèn)為，騰沖火山的形成可能與印度板塊與歐亞板塊大陸巖石圈在東部碰撞后，大陸型俯沖板塊與早先的海洋型俯沖板塊在上地幔發(fā)生斷離，導(dǎo)致深部熱物質(zhì)沿?cái)嚯x帶上涌有關(guān) (Hu et al., 2000) .在上地幔過渡帶之下圍繞青藏高原東構(gòu)造結(jié)存在高速異常，可能與印度板塊早期的板塊俯沖有關(guān).

圖4 南北構(gòu)造帶上地幔三維P波速度結(jié)構(gòu)(單位：dVP/VP的百分?jǐn)?shù)).

Wang Z等(2010) 基于川滇及周圍地區(qū)254個(gè)固定及流動(dòng)地震臺(tái)站記錄的區(qū)域和遠(yuǎn)震事件的P波和S波走時(shí)數(shù)據(jù)，聯(lián)合反演了南北地震帶中南段的P波和S波的地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu).南北地震帶中南段顯示的特征是速度結(jié)構(gòu)從高原東南部的山地到揚(yáng)子地臺(tái)具有強(qiáng)烈的不均勻性.四川盆地的上地殼為低VP和低VS異常，與地表的地質(zhì)特征一致.前陸盆地主要包含幾公里厚的中生代和古生代沉積巖.揚(yáng)子地臺(tái)的深部特征是，克拉通巖石圈向西南傾斜到青藏高原東南緣下方的400 km深度，與松潘—甘孜地塊和羌塘地塊西北部上地幔低速異常明顯不同.在下地殼和地幔頂部的深度上，揚(yáng)子地臺(tái)以西的地區(qū)顯露出低VP和低VS速度 (1%～2%)的層位，可能反映了下地殼的韌性流.南北地震帶的地震構(gòu)造明顯地受到中國(guó)大陸西南部下方下地殼的韌性流和上地幔強(qiáng)烈的不均勻性的影響.

Lei和Zhao (2009)利用2008汶川MS8.0地震余震的P波和S波到時(shí)資料反演了龍門山斷裂帶的P波和S波速度和泊松比的細(xì)結(jié)構(gòu).結(jié)果表明，汶川主震以北和以南地區(qū)的結(jié)構(gòu)存在較大差異，以北地區(qū)的龍門山斷裂帶具有很強(qiáng)地殼不均勻性，這與該區(qū)發(fā)生了大量汶川地震的余震相一致.龍門山斷裂帶主震以南地段具有低VP、低VS和高泊松比σ異常，主震震源區(qū)下方存在明顯低波速異常體，表明流體可能存在于龍門山斷裂帶內(nèi)，為下地殼流沿龍門山斷裂帶上浸提供了可能的地震學(xué)證據(jù).利用流動(dòng)地震臺(tái)陣及固定臺(tái)站地震波到時(shí)資料反演龍門山斷裂帶深部結(jié)構(gòu)的研究還有郭飇等(2009)，吳建平等(2009)，胥頤等(2009)，李志偉等(2011)，李大虎等(2015)等.汶川MS8.0地震的深部動(dòng)力成因與龍門山斷裂兩側(cè)的構(gòu)造差異有關(guān).松潘—甘孜造山帶中下地殼強(qiáng)度較弱, 青藏高原的向東運(yùn)動(dòng)受到四川盆地剛性巖石層阻礙,迫使龍門山發(fā)生垂向變形, 中下地殼厚度增加, 莫霍面彎曲下沉, 基底則褶皺抬升向山前盆地逆沖, 地殼形變所產(chǎn)生的應(yīng)力積累為汶川地震的發(fā)生提供深部動(dòng)力來源.

吳建平等(2013)對(duì)小江斷裂帶及周邊區(qū)域進(jìn)行了殼幔三維P波速度結(jié)構(gòu)研究.結(jié)果表明，在中上地殼，小江斷裂帶內(nèi)部主要為低速異常，其東側(cè)主要為高速異常．在中下地殼，小江斷裂帶中部為低速異常，北部和南部主要為高速異常，其中北部的高速異?？裳由斓降乇砀浇?，南部的高速異?？梢恢毖由斓缴系蒯＃茰y(cè)小江斷裂帶中部的低速異常與深部熱作用有關(guān)；北部的高速異?？赡苁峭砉派蒯Ｖ顒?dòng)導(dǎo)致大量基性和超基性幔源物質(zhì)侵入地殼引起的，它的存在對(duì)青藏高原物質(zhì)向南逃逸起到了一定的阻擋作用，可能是導(dǎo)致川滇活動(dòng)塊體北部次級(jí)塊體快速抬升的重要因素；南部頂界面向北傾斜的高速異常體對(duì)川滇活動(dòng)塊體向南滑移起到了進(jìn)一步的阻擋作用，導(dǎo)致其上覆的中上地殼低速異常區(qū)發(fā)生較強(qiáng)的變形和強(qiáng)烈的地震活動(dòng)，同時(shí)在上地幔深度范圍起到了穩(wěn)定的作用，使其南部區(qū)域的介質(zhì)受青藏高原物質(zhì)向南擠出的影響明顯減小.

胥頤等(2013)用地震波到時(shí)資料反演了云南地區(qū)的P波速度結(jié)構(gòu).反演結(jié)果顯示，哀牢山—紅河斷裂兩側(cè)的地殼速度結(jié)構(gòu)存在明顯的差異，滇中地區(qū)的速度異常分布與小江斷裂、元謀斷裂、程海斷裂等南北走向的斷裂一致，反映了青藏東部地殼塊體順時(shí)針旋轉(zhuǎn)產(chǎn)生的構(gòu)造效應(yīng)；殼內(nèi)低速異常具有分層和分區(qū)特征：在哀牢山—紅河斷裂西側(cè)和瀾滄江之間低速異常主要分布在地殼中上部，在小江斷裂和元謀斷裂附近分布在地殼中下部，在滇中地區(qū)則廣泛分布于地殼底部至莫霍面附近，東、西兩側(cè)分別受到小江斷裂和哀牢山—紅河斷裂的限制．其中攀西地區(qū)的低速異常與小江斷裂和元謀斷裂在此附近交匯形成的熱流傳輸通道以及張裂時(shí)期強(qiáng)烈的殼幔熱交換有關(guān)；在哀牢山—紅河和瀾滄江地區(qū)，除了印支塊體向東南方向的擠出之外，印緬塊體的側(cè)向擠壓和向東俯沖也對(duì)地殼深部的構(gòu)造變形產(chǎn)生了一定的影響，由此引發(fā)的地幔上涌將導(dǎo)致熱流物質(zhì)沿著斷裂通道進(jìn)入地殼形成低速層.因此，哀牢山—紅河斷裂不僅在地殼淺部是分隔印支塊體和華南塊體的地質(zhì)界限，也是控制兩側(cè)區(qū)域深部構(gòu)造變形和殼內(nèi)韌性流動(dòng)的分界.

徐小明等(2015a)基于南北地震帶南段90個(gè)固定臺(tái)站和356個(gè)流動(dòng)臺(tái)站的遠(yuǎn)震波形數(shù)據(jù)，采用波形互相關(guān)方法拾取了88691個(gè)P波走時(shí)殘差數(shù)據(jù)，應(yīng)用FMTT層析成像方法(Rawlinson et al., 2006)獲取了南北地震帶南段深部的三維P波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示了研究區(qū)深部的結(jié)構(gòu)具有顯著的不均勻性：騰沖火山地區(qū)深部400 km以淺的深度內(nèi)分布著明顯的低速異常；四川盆地西南部下方300 km內(nèi)具有較強(qiáng)的高速異常；在上地幔頂部，沿川滇菱形塊體周邊的大型斷裂帶及川滇菱形塊體南端分布著顯著的低速異常，這些低速異常為青藏高原物質(zhì)向東南方向擠出提供了必要的通道；保山地塊下方存在一東傾的高速異常帶，該高速異常帶可能是印度板塊巖石圈向東俯沖的體現(xiàn).

(2) 遠(yuǎn)震接收函數(shù)分析及反演

接收函數(shù)是地震記錄去除震源、地震波傳播路徑以及儀器相應(yīng)等因素后的時(shí)間序列，它包含臺(tái)站下方地殼上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波和多次反射波的信息.通過對(duì)遠(yuǎn)震接收函數(shù)中透射和反射轉(zhuǎn)換震相的到時(shí)和波形振幅的解釋，獲得臺(tái)站下方地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)或速度間斷面的位置，稱為接收函數(shù)成像.用遠(yuǎn)震體波波形中的莫霍界面轉(zhuǎn)換震相PmS以及兩個(gè)后至震相PPmS和PSmS來求取地殼厚度H和波速比κ，即接收函數(shù)的H-κ疊加方法(Zhu and Kanamori, 2000).另外，接收函數(shù)共轉(zhuǎn)換點(diǎn)(CCP)疊加剖面方法是對(duì)地殼和上地幔的地震間斷面幾何形狀成像的一種有效方法(Zhu，2000).這些方法在南北地震帶深部結(jié)構(gòu)有許多的應(yīng)用，例如徐鳴杰等(2005)，李永華等(2009)，徐強(qiáng)等(2009)，Wang等(2009a)，查小惠和雷建設(shè)(2013)研究川滇地區(qū)，李永華等(2006)，姚志祥等(2014)和劉啟民等(2014)研究青藏高原東北緣地區(qū)，以及He等(2014)研究南北構(gòu)造帶等.2008汶川MS8.0地震發(fā)生后，利用地震臺(tái)站數(shù)據(jù)進(jìn)行接收函數(shù)分析與成像的研究，還有樓海等(2008，2010)，劉啟元等(2009)，楊海燕等(2009)，王椿鏞等(2010).

圖5顯示了對(duì)研究區(qū)域(20°N—43°N，95°E—110°E)內(nèi)327個(gè)臺(tái)站的寬頻帶遠(yuǎn)震記錄應(yīng)用接收函數(shù)的H-κ疊加方法獲得的地殼厚度和波速比分布.資料取自Wang等(2010, 2014),Xu等(2013), 以及姚志祥等(2014).該區(qū)域的地殼厚度具有分段變化的特征.在南段，地殼厚度從南向北增加；南部的最小厚度為32.5 km，北部(～27°N)的最大厚度是57.6 km.在中段，厚度從東向西增加，東部的最小厚度為37.8 km，西部的最大厚度是68.1 km，其中橫跨龍門山斷裂帶的地殼厚度變化最大，從東南的41.5 km增加到西北的52.5 km.在北段，六盤山逆沖斷裂帶延續(xù)了中段的變化特征，厚度從43 km增加到52 km；但是往北，銀川地塹—賀蘭山一帶，東西向的地殼厚度變化僅在5 km以內(nèi).

圖5 南北構(gòu)造帶地殼厚度和泊松比分布.

松潘—甘孜地體北部和西秦嶺造山帶具有低泊松比(ν<0.26)，揚(yáng)子地臺(tái)的西南部具有低-中泊松比(ν<0.27)，松潘—甘孜地體南部和四川盆地具有中-高泊松比(0.26<ν<0.29).龍門山斷裂帶南段及其附近地區(qū)的高泊松比(ν>0.30)可以看成是地殼具有較高的鐵鎂質(zhì)組分和/或存在部分熔融(Owens and Zandt, 1997).該地區(qū)下地殼處于富含流體或溫度較高的部分熔融狀態(tài)，有助于青藏高原的下地殼物質(zhì)向東南運(yùn)動(dòng).松潘—甘孜塊體南部的上地殼物質(zhì)向東運(yùn)動(dòng)，受剛性強(qiáng)度較大的揚(yáng)子地臺(tái)的阻擋，導(dǎo)致沿龍門山斷裂帶產(chǎn)生應(yīng)變積累.當(dāng)斷層被地殼流體弱化，積累的應(yīng)變能量快速釋放，產(chǎn)生汶川MS8.0地震.另外，六盤山逆沖斷裂帶及其附近地區(qū)具有高泊松比(ν>0.30)，該地區(qū)發(fā)育了一組弧形的深大斷裂，這些斷層可能是鐵鎂質(zhì)物質(zhì)從上地幔上涌至地殼的通道(Tommasi et al., 2001)，從而導(dǎo)致高泊松比.

Zhang等(2010)基于垂直于龍門山斷裂帶、剖面長(zhǎng)380 km的天然地震臺(tái)陣觀測(cè)資料，用接收函數(shù)CCP疊加剖面方法(Zhu, 2000)，揭示了龍門山下方地殼存在15 km以上的莫霍界面錯(cuò)斷；達(dá)50 km的巖石圈底界差異以及～30 km的地幔過渡帶厚度變化；同時(shí)，松潘—甘孜與龍門山斷裂帶域的地殼縱橫波速度比VP/VS比值遠(yuǎn)大于1.73，預(yù)示著黏性下地殼流或基性/超基性物質(zhì)的存在.作者推斷四川盆地對(duì)青藏高原東緣軟流圈驅(qū)動(dòng)的物質(zhì)東向逃逸阻擋作用可能深達(dá)整個(gè)上地幔.Bai等(2011)利用阿壩—龍泉山剖面的流動(dòng)地震觀測(cè)記錄的遠(yuǎn)震P波走時(shí)數(shù)據(jù)作層析成像研究，獲得沿剖面的上地幔二維P波速度結(jié)構(gòu).

張洪雙等(2015)利用青海和甘肅地震臺(tái)網(wǎng)2007—2009 年記錄的遠(yuǎn)震波形資料，提取多頻段P波接收函數(shù)，反演了青藏高原東北緣及相鄰地塊下方0～100 km深度的地殼和上地幔S波速度結(jié)構(gòu).結(jié)果表明：(1)青藏高原東北緣的上、下地殼之間普遍存在一個(gè)S波速度低速層，其深度由南端的～35 km向北變淺為～20 km，推測(cè)該低速層為一殼內(nèi)滑脫層，表明東北緣地區(qū)的上地殼變形與下地殼解耦；(2)昆侖—西秦嶺造山帶的下地殼厚度較北側(cè)的祁連地塊的薄，推測(cè)西秦嶺造山帶的下地殼抗變形能力更強(qiáng)，也可能這種差異在塊體拼合前已經(jīng)存在；(3)青藏高原東北緣及鄂爾多斯和阿拉善地塊的下地殼S 波速度隨深度的增加而增加，這種正梯度的S波速度結(jié)構(gòu)反映較高黏滯性的下地殼，推測(cè)青藏高原東北緣的地殼結(jié)構(gòu)不利于下地殼流的發(fā)育.

王興臣等(2015)利用在2014年魯?shù)镸S6.5地震震區(qū)及附近架設(shè)的35個(gè)流動(dòng)觀測(cè)臺(tái)站的遠(yuǎn)震記錄，采用接收函數(shù)H-k掃描方法和CCP疊加成像方法獲取魯?shù)榈卣鹫鹪磪^(qū)的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu).結(jié)果顯示魯?shù)榈卣鸢l(fā)生在地殼厚度和泊松比變化較劇烈的地區(qū).昭通斷裂西南段和東北段地殼物質(zhì)組分差異明顯，西南段斷裂兩側(cè)地殼組分均顯示為中泊松比分布，東北段斷裂兩側(cè)泊松比從低泊松比快速變化為高泊松比，表明東北段西南側(cè)殼內(nèi)含有更多鐵鎂質(zhì)組分，造成昭通斷裂西南段和東北段對(duì)青藏高原下地殼物質(zhì)向東南運(yùn)移的阻擋有所差異，導(dǎo)致殼內(nèi)應(yīng)變積累，從而引起魯?shù)榈卣鸬陌l(fā)生.地殼內(nèi)部的低速層提供了可能的孕震環(huán)境.魯?shù)榈卣鹋c蘆山地震雖然均沒有產(chǎn)生明顯的地表破裂帶，但兩者的震源機(jī)制以及孕震環(huán)境存在著明顯的差異.

(3) 地震面波層析成像

近期有多項(xiàng)中國(guó)大陸地震面波層析成像的研究成果，例如Huang等(2003),Zheng等(2008),他們的結(jié)果均包含了南北地震帶的范圍.Li等(2013)對(duì)東亞地區(qū)用Rayleigh面波層析成像方法得到了上地幔三維S波速度結(jié)構(gòu).圖6顯示在南北地震帶上地幔深度100 km和150 km處的S波速度擾動(dòng)(模型數(shù)據(jù)取自Li等，(2013))，S波速度參考值分別為4.40 km·s-1和4.45 km·s-1.所示的上地幔速度結(jié)構(gòu)表明，在100 km深度范圍的上地幔部分，松潘—甘孜地塊、祁連地塊及川滇塊體南部等構(gòu)造活動(dòng)的塊體整體表現(xiàn)為上地幔低速異常，而四川盆地、柴達(dá)木盆地、鄂爾多斯和阿拉善塊體則表現(xiàn)為高速異常，暗示這些地質(zhì)上穩(wěn)定的構(gòu)造塊體具有厚的巖石圈根.在150 km深度上，除四川盆地保持高速異常外，其他穩(wěn)定塊體下方的高速異常逐漸消失，這表明四川盆地的巖石圈厚度較其他塊體的要厚.另外一個(gè)值得注意的現(xiàn)象是，東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)下方100～150 km的上地幔部分一直表現(xiàn)為S波高速異常，該高速異常可能與向北俯沖的印度巖石圈地幔有關(guān).

圖6 南北構(gòu)造帶上地幔三維S波速度結(jié)構(gòu)(單位：dVS/VS的百分?jǐn)?shù)).

黃忠賢等(2013)用面波層析成像方法獲得南北地震帶的巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)和方位各向異性.結(jié)果表明，南北地震帶的東邊界不但是地殼厚度劇變帶，也是地殼速度分布的分界．中下地殼的S波速度，西側(cè)低于東側(cè).在松潘—甘孜地塊和川滇地塊西部大約25～45 km深度范圍存在殼內(nèi)低速層，與青藏高原主體的低速區(qū)相連，有利于下地殼物質(zhì)的側(cè)向流動(dòng).地殼的各向異性圖像顯示下地殼物質(zhì)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)運(yùn)動(dòng)，東向的運(yùn)動(dòng)遇到揚(yáng)子堅(jiān)硬地殼阻擋而變?yōu)橄蚰虾拖虮睎|運(yùn)動(dòng).作者認(rèn)為，面波層析成像結(jié)果支持青藏高原地殼運(yùn)動(dòng)的下地殼流動(dòng)模型.南北地震帶的巖石圈厚度與其東側(cè)的揚(yáng)子和鄂爾多斯地塊相似，但速度較低.川滇西部地塊上地幔頂部(莫霍面至88 km左右)異常低速；松潘—甘孜地塊上地幔蓋層中有低速夾層(約90～130 km 深度).巖石圈上地幔的速度分布圖像與地殼的顯著不同，在高原主體與川滇之間存在NNE向高速帶，可能會(huì)阻擋地幔物質(zhì)的東向運(yùn)動(dòng)．上地幔各向異性較弱且與地殼的分布圖像顯然不同．因此青藏高原巖石圈地幔的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)具有與地殼不同的模式，軟弱的下地殼提供了殼幔運(yùn)動(dòng)解耦的條件.

潘佳鐵等(2015)利用雙臺(tái)法測(cè)得的3594條獨(dú)立路徑上的瑞雷波相速度頻散曲線，反演得到青藏高原東南部地區(qū)周期10～60 s的Rayleigh波的相速度分布圖像.2D相速度分布圖顯示，青藏高原東南部地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)存在較明顯的橫向非均勻性.大多數(shù)地震發(fā)生在周期15 s相速度圖上的低速區(qū)或高低速的陡變梯度帶附近，說明該區(qū)的強(qiáng)震活動(dòng)與中上地殼速度結(jié)構(gòu)的變化有關(guān).中等周期(如20～30 s)的相速度分布主要與中下地殼速度結(jié)構(gòu)、地殼厚度密切相關(guān)，小江斷裂、松潘—甘孜塊體呈現(xiàn)最顯著的低速，可能暗示這兩處的中、下地殼存在低速層.較長(zhǎng)周期(如40～60 s)的相速度分布與上地幔頂部熱狀態(tài)和構(gòu)造活動(dòng)(如巖漿作用)有關(guān).滇西南地區(qū)表現(xiàn)為大范圍的顯著低速，可能暗示滇西南地區(qū)上地幔頂部物質(zhì)存在部分熔融.騰沖火山下方的頻散曲線在10～60 s一直為較低的速度，尤其是到40 s以后，相速度隨周期的變大增速明顯放緩，至60 s比其他任何塊體速度都低，暗示騰沖火山區(qū)下方的低速至少來自上地幔頂部(～100 km).徐小明等(2015b)基于Love波相速度反演南北地震帶地殼上地幔結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示了松潘—甘孜地體和川滇菱形塊體地區(qū)的下地殼具有明顯的S波低速層分布，該異常分布特征支持解釋青藏高原隆升及其地殼物質(zhì)運(yùn)移的下地殼流模型.Li等(2014) 利用Rayleigh波的群速度測(cè)量反演了青藏高原東南部的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).

(4) 噪聲層析成像

噪聲層析成像是一種通過對(duì)兩個(gè)臺(tái)站較長(zhǎng)時(shí)間的地震噪聲記錄進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算提取臺(tái)站間的格林函數(shù)，獲取面波頻散特征，并進(jìn)一步通過層析成像獲得地球內(nèi)部的速度結(jié)構(gòu)的方法.以提取出的臺(tái)站間的面波格林函數(shù)為基礎(chǔ)，利用傳統(tǒng)的面波分析方法，如頻散曲線的測(cè)量、層析成像反演和S波速度反演，便構(gòu)成了噪聲層析成像的基礎(chǔ).

利用背景地震噪聲進(jìn)行面波成像已經(jīng)得到了廣泛應(yīng)用(例如，Shapiro et al., 2005；Lin et al., 2007；Yang et al.,2007，2010) .Yao等(2006，2008)提出了一種多尺度的面波層析成像方法，該方法將從傳統(tǒng)的雙臺(tái)分析的瑞利波相速度測(cè)量與從(環(huán)境噪聲)干涉測(cè)量中估計(jì)的經(jīng)驗(yàn)Green函數(shù)相結(jié)合.首次將背景噪聲成像方法應(yīng)用于南北地震帶，從25個(gè)流動(dòng)臺(tái)站和1個(gè)固定臺(tái)站(KMI)的數(shù)據(jù)確定青藏高原東南緣地殼和上地幔的三維S波速度結(jié)構(gòu).由于考慮到力學(xué)軟弱層對(duì)區(qū)域變形的可能影響，特別有意思的是(剪切波)低速層的存在和幾何形狀.在一些地區(qū)，顯著的低速層存在于中地殼，其他可能出現(xiàn)在下地殼.在某些情況下，剪切波速的橫向過渡與大型斷裂帶重合.地殼低速層的強(qiáng)度和深度的空間變化表明，軟弱層的三維幾何形狀是復(fù)雜的.在大的區(qū)域上不受阻礙的地殼流可能不會(huì)發(fā)生.考慮到這種復(fù)雜性是更好地理解塊體相對(duì)運(yùn)動(dòng)和地震模式的關(guān)鍵.

趙盼盼等(2015)基于在龍門山斷裂帶周邊的57個(gè)臺(tái)站自2008年11月至2009年11月的垂直分量連續(xù)地震記錄，利用短周期地震環(huán)境噪聲成像方法，獲得了龍門山斷裂帶中北段地殼25 km深度范圍的S波精細(xì)速度結(jié)構(gòu).結(jié)果表明：(1)龍門山斷裂帶周邊區(qū)域10 km以上的速度結(jié)構(gòu)與地表斷裂的分布形態(tài)具有一致性，速度結(jié)構(gòu)控制了龍門山主要斷層的深部延展特征；在15 km及以下深度，S波速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)沿龍門山和沿岷山隆起走向的交叉構(gòu)造格局，由此造成的速度結(jié)構(gòu)差異可能影響了汶川地震的破裂過程；(2)速度結(jié)構(gòu)隨深度的分布特征為龍門山斷裂帶主要斷層的深部延伸形態(tài)給出了良好的約束，結(jié)果進(jìn)一步確認(rèn)了龍門山斷裂中段的高角度鏟型斷裂構(gòu)造特征；(3)研究區(qū)的南端發(fā)現(xiàn)了龍門山斷裂下方20 km以下深度具有與松潘地塊中地殼低速層相關(guān)的低速結(jié)構(gòu)的跡象，這可能是汶川地震破裂帶南段22 km左右深度存在脆韌轉(zhuǎn)換帶的一個(gè)證據(jù).

Li等(2009，2010)分別利用背景噪聲瑞利波和背景噪聲樂夫波反演了川西藏東地區(qū)的地殼S波速度結(jié)構(gòu).李昱等(2010)利用川西大型密集臺(tái)陣記錄的噪聲資料反演了2～35 s周期的瑞利波相速度分布，研究川西地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu).Zheng等(2015)用川滇地區(qū)區(qū)域臺(tái)網(wǎng)記錄的背景噪聲反演青藏高原東南緣三維S波速度結(jié)構(gòu).

(5) 面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演

用接收函數(shù)反演S波速度結(jié)構(gòu)主要是通過線性或非線性反演方法，求得臺(tái)站下方一維的分層速度結(jié)構(gòu).單獨(dú)進(jìn)行接收函數(shù)反演存在解的非唯一性問題，因?yàn)樗粚?duì)間斷面兩側(cè)的速度差異敏感.接收函數(shù)與其他地震學(xué)方法聯(lián)合反演是一個(gè)方向.面波頻散能夠較好地反演間斷面之間的剪切波速度，但不能確定間斷面的準(zhǔn)確位置.因此，面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演(如Julia et al., 2000)能夠克服單獨(dú)使用其中一種數(shù)據(jù)的不足，減少解的不唯一性.在南北構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)的深部構(gòu)造研究中，近來已經(jīng)有許多這方面的成果，如：胡家富等(2005)利用面波和接收函數(shù)聯(lián)合反演滇西地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu).Liu等(2014)利用川西地區(qū)大型流動(dòng)臺(tái)陣在2007至2009年記錄的波形數(shù)據(jù)用接收函數(shù)和從背景噪音相關(guān)方法獲得的Rayleigh面波相速度頻散聯(lián)合反演川西藏東地區(qū)的地殼上地幔S波三維速度結(jié)構(gòu).這一速度模型與川西—藏東深地震測(cè)深剖面的結(jié)果(Wang et al., 2007)有很好的一致性，而且在大范圍上比二維剖面提供了更高分辨的見識(shí).

3 地震各向異性與殼幔變形

在大陸動(dòng)力學(xué)研究中，我們已經(jīng)取得許多重要的研究成果，對(duì)于中國(guó)大陸下方復(fù)雜的深部結(jié)構(gòu)及其演化過程已經(jīng)有了初步的了解.但是, 涉及到深部介質(zhì)的性狀，以及與其相關(guān)的地殼-地幔耦合變形的問題仍在努力探索之中.例如，張晁軍等(2008)從震后形變探討青藏高原下地殼黏滯系數(shù).目前對(duì)殼幔變形研究最多的領(lǐng)域是地震各向異性，它被認(rèn)為是解決問題的有效途徑之一(Silver and Chan, 1988).

3.1 遠(yuǎn)震SKS(SKKS)波形偏振分析

一般而言, 地幔各向異性是由于地幔物質(zhì)形變導(dǎo)致橄欖巖中晶格的優(yōu)勢(shì)取向所引起的，產(chǎn)生地幔物質(zhì)形變的原因可能多種多樣, 但最為直接的原因是板塊運(yùn)動(dòng).板塊的運(yùn)動(dòng)速度在很大程度上決定地幔各向異性的大小和方向.在地幔橄欖巖是A-型晶格優(yōu)勢(shì)取向(LPO)的假定下，遠(yuǎn)震剪切波分裂測(cè)量是獲得地幔各向異性參數(shù)的主要方法之一 (Silver and Chan, 1991).

南北構(gòu)造帶位于中國(guó)大陸中部地區(qū)，是華北地塊西部(鄂爾多斯地塊)至揚(yáng)子地塊西南部(四川盆地)與青藏高原東部的過渡區(qū).圖7顯示了南北構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)的剪切波分裂圖像.快波方向顯示了各向異性的分段特征：(1)北段：鄂爾多斯地塊與阿拉善地塊交界帶，以及鄂爾多斯地塊西緣與青藏高原東北緣，各向異性的快波方向?yàn)镹W-SE方向，一致性較好(常利軍等，2011; Li et al., 2011)；(2)中段：四川盆地西部的快波偏振方向與青藏高原東部(松潘—甘孜地塊和三江褶皺系)基本一致，為NW-SE方向，可以認(rèn)為是青藏高原東部快波方向的延續(xù)(常利軍等，2009).龍門山位于四川盆地與松潘—甘孜地塊之間.揚(yáng)子地塊西部的快波方向總體表現(xiàn)為NW-SE方向，在橫跨龍門山并未出現(xiàn)明顯的變化(僅有少數(shù)臺(tái)站呈現(xiàn)快波方向不一致).(3)南段：位于揚(yáng)子地塊西南部的川滇西部地區(qū)，快波方向在～27°N以北為NS方向，以南則急劇改變?yōu)榻麰W向(常利軍等，2006；Wang et al., 2008).南段具有與中段(四川盆地)和北段(鄂爾多斯塊體)不同的各向異性快波方向特征.南段的各向異性推測(cè)是軟流圈流動(dòng)和巖石圈組構(gòu)的變化所共同產(chǎn)生，在～27°N以南地區(qū)則以軟流圈流動(dòng)為主.青藏高原內(nèi)部潛在的軟流圈流動(dòng)的作用在南北構(gòu)造帶上變得顯著了，往東到大陸東部地區(qū)軟流圈流動(dòng)成為各向異性的主要來源(Wang et al., 2013).

圖7 南北構(gòu)造帶上地幔各向異性分布圖.黑粗線的方向和長(zhǎng)度分別表示SKS波分裂的快波方向和快慢波的時(shí)間延遲Fig.7 Upper mantle anisotropy distribution in the North-South Tectonic Belt. The direction and the length of thick black line represents the fast direction and the slow-wave time delay of the SKS wave splitting, respectively

常利軍等(2015)對(duì)布設(shè)在南北構(gòu)造帶南段的350個(gè)寬頻帶流動(dòng)臺(tái)站和中國(guó)地震臺(tái)網(wǎng)90個(gè)寬頻帶固定臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震XKS波形資料作偏振分析，獲得了該地區(qū)上地幔各向異性圖像.結(jié)果顯示研究區(qū)的各向異性具有明顯的南北分區(qū)特征，北部的快波方向?yàn)榻麼-S方向，而南部主要表現(xiàn)為近E-W方向，且北部的平均時(shí)間延遲小于南部的.作者認(rèn)為，具有厚巖石圈的北部的各向異性主要由巖石圈變形引起，屬于垂直連貫變形模式(Silver, 1996)；具有薄巖石圈的南部的各向異性主要由軟流圈地幔流引起，緬甸和巽達(dá)板片的后撤/回轉(zhuǎn)作用產(chǎn)生了指向西南的軟流圈地幔流，在巖石圈底部和軟流圈之間產(chǎn)生了一個(gè)水平差異運(yùn)動(dòng)，產(chǎn)生了一個(gè)與簡(jiǎn)單剪切一致的軟流圈變形結(jié)構(gòu)，從而產(chǎn)生了南部觀測(cè)的各向異性.此外，張洪雙等(2013)和馬禾青等(2010)分別對(duì)南北地震帶北段的青藏高原東北緣和寧夏地區(qū)提出了SKS波偏振分析的結(jié)果.

用從GPS和第四紀(jì)斷裂滑動(dòng)速率數(shù)據(jù)確定的地面變形場(chǎng)和由地震各向異性數(shù)據(jù)推斷的地幔變形場(chǎng)聯(lián)合分析來檢驗(yàn)青藏高原巖石圈地幔的變形方式.在地幔橄欖巖是晶格優(yōu)勢(shì)取向(LPO)型的假定下，Wang等(2008)用地面的速度梯度張量場(chǎng)和應(yīng)變率張量場(chǎng)預(yù)測(cè)確定LPO的地幔有限應(yīng)變場(chǎng).預(yù)測(cè)的上地幔各向異性方向與SKS分裂的快波方向之間有良好的一致性，表明青藏高原上地幔各向異性主要來自巖石圈的垂直連貫變形.GPS和SKS波分裂數(shù)據(jù)不僅加強(qiáng)了高原內(nèi)部巖石圈力學(xué)耦合的證據(jù)，而且也解釋了高原外部相同的耦合特征.青藏高原和周圍區(qū)域力學(xué)耦合巖石圈的垂直連貫變形有兩個(gè)方面的大陸動(dòng)力學(xué)含義.其一，巖石圈垂直強(qiáng)度剖面被一個(gè)重要的條件所約束，即要求與重力勢(shì)能變化相關(guān)的應(yīng)力能夠從地殼傳遞到地幔.第二，青藏高原各向異性的空間變化反映了一個(gè)巖石圈變形的大尺度模式，以及從高原內(nèi)部的簡(jiǎn)單剪切變形向高原外部的純剪切變形的過渡帶.在青藏高原造山過程中地殼和地幔是垂直連貫變形的.在驅(qū)動(dòng)變形中重力松弛重要性的前提下，進(jìn)一步推斷地殼和地幔是力學(xué)耦合的.這是對(duì)青藏高原的變形方式設(shè)定的一級(jí)約束(Long and Silver, 2009).在大陸動(dòng)力學(xué)研究中剪切波分裂和地殼變形聯(lián)合分析是至關(guān)重要的.所觀測(cè)到的各向異性的空間變化反映了巖石圈的大尺度變形模式.經(jīng)歷變形和造山增厚的巖石圈地幔在造山過程后還殘留著.然而，對(duì)于南北地震帶中-南段，橫波分裂是否可以代表上地幔巖石圈的形變(方位各向異性)仍然存在爭(zhēng)議.

3.2 Rayleigh面波方位各向異性

蘇偉等(2008)用Rayleigh面波層析成像方法研究青藏高原地殼上地幔方位各向異性.高原東部大部分地區(qū)地殼各向異性強(qiáng)度大于2%, 且表現(xiàn)為環(huán)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的順時(shí)針旋轉(zhuǎn).在垂直方向上, 高原內(nèi)部的上地殼、下地殼和巖石圈地幔的各向異性方向基本一致,也與GPS 所觀測(cè)到的速度場(chǎng)和SKS 快波方向基本一致, 揭示高原下方的巖石圈變形是垂直連貫變形.在高原外部的云南地區(qū), 地殼和地幔巖石圈方位各向異性的強(qiáng)度均小于2%, 因此SKS 波從核幔邊界至臺(tái)站間產(chǎn)生的分裂應(yīng)主要?dú)w因于軟流圈.

易桂喜等(2010)利用雙臺(tái)窄帶通濾波-互相關(guān)方法與基于圖像分析的相速度頻散曲線提取技術(shù)，提取Rayleigh面波相速度頻散資料，進(jìn)而反演20～120 s周期Rayleigh面波相速度方位各向異性.Rayleigh面波方位各向異性圖像顯示，拉薩地塊與羌塘地塊西部(約87°E以西)不同周期的快波方向變化不大，優(yōu)勢(shì)方向?yàn)镹NE-SSW或近NS向，反映該地區(qū)中下地殼與上地幔具有垂直連貫形變特征.而高原中東部及東緣地區(qū)不同周期快波方向差異明顯，短周期(20 s)快波方向與長(zhǎng)周期(100 s)快波方向接近正交，至少說明中地殼與上地幔形變存在明顯差異，地殼與上地幔似乎不存在垂直連貫變形特征，與蘇偉等(2008)得到的Rayleigh 面波群速度方位各向異性的結(jié)果有較大的差異.

Yao等(2010)的面波陣列層析成像揭示青藏高原東南部地殼深部存在超低的剪切波速度，且方位各向異性的模式隨深度出現(xiàn)重大變化.上地殼各向異性揭示圍繞東喜馬拉雅構(gòu)造結(jié)的曲線模式，快波方向一般平行于主走滑斷層.深部地殼的低橫波速度可以表示韌性變形的軌跡.但它們的橫向變化表明，在青藏東南(局部)的地殼通道流動(dòng)和沿主要走滑斷層的運(yùn)動(dòng)都是重要的.通過面波各向異性的結(jié)果模擬發(fā)現(xiàn)青藏高原東南部地區(qū)地殼和地幔對(duì)各向異性的貢獻(xiàn)比較接近，所以不能簡(jiǎn)單認(rèn)為該區(qū)域的橫波分裂主要來自上地幔巖石圈.

魯來玉等(2014)基于南北地震帶南段300多個(gè)流動(dòng)地震臺(tái)站的連續(xù)觀測(cè)記錄，采用背景噪聲互相關(guān)函數(shù)的面波層析成像技術(shù)，研究云南地區(qū)面波群速度和方位各向異性分布.結(jié)果顯示，地殼的面波快波方向呈現(xiàn)近南北向，整體表現(xiàn)為圍繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的趨勢(shì)，和地表GPS速度場(chǎng)以及S波分裂的快波方向較為一致.對(duì)反映深度大約在下地殼和上地幔頂部的長(zhǎng)周期面波，快波方向從近南北向逐漸向西北方向過渡.26°N以南，快波方向與紅河斷裂的走向趨于一致，這一現(xiàn)象較為支持云南地區(qū)殼幔解耦的觀點(diǎn).

王瓊等(2015)利用云南區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)55個(gè)地震臺(tái)站背景噪聲數(shù)據(jù)，提取相速度頻散曲線，反演得到周期5～34 s范圍內(nèi)方位各向異性分布.反演結(jié)果表明：短周期(5～12 s)Rayleigh面波快波優(yōu)勢(shì)方向與區(qū)域斷裂走向有很好的一致性.周期16～26 s快波優(yōu)勢(shì)方向與5～12 s圖像總體相似，但細(xì)節(jié)略有不同.在周期30～34 s范圍，滇緬泰塊體和印支塊體的快波優(yōu)勢(shì)方向?yàn)镹S和NNW向；而在滇中塊體內(nèi)部，快波方向呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)變化，可能與青藏高原物質(zhì)向東逃逸有關(guān).通過與近震S波分裂、Pms轉(zhuǎn)換波分裂和遠(yuǎn)震SKS、PKS和SKKS分裂的對(duì)比，發(fā)現(xiàn)隨著周期的增大，快波優(yōu)勢(shì)方向與XKS快波偏振方向趨向一致，與地殼快剪切波偏振方向呈一定夾角.研究認(rèn)為，青藏高原東南緣殼幔各向異性具有不同的特征和形成機(jī)制.

3.3 地殼各向異性研究

石玉濤等(2013)和孫長(zhǎng)青等(2013)分別用剪切波分裂系統(tǒng)分析方法(SAM方法)，對(duì)松潘—甘孜地塊東部，川滇地塊北部與四川盆地西部，以及云南地區(qū)展開了地殼各向異性的研究.太齡雪等(2015)利用云南及相鄰地區(qū)的部分流動(dòng)臺(tái)站記錄到的2011年6月至2013年3月的數(shù)字地震波形資料，獲得了研究區(qū)內(nèi)67個(gè)臺(tái)站的剪切波分裂參數(shù).研究結(jié)果表明，受到云南及周邊地區(qū)復(fù)雜的構(gòu)造、應(yīng)力環(huán)境和縱橫交錯(cuò)的斷裂分布的影響，該地區(qū)快剪切波偏振方向(PAZ)整體上顯示出NNE向和NE向的優(yōu)勢(shì)取向，但在空間分布上比較復(fù)雜，雖然大部分臺(tái)站的PAZ與構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)方向一致，但部分?jǐn)嗔迅浇_(tái)站的PAZ受到斷裂的影響.結(jié)果顯示，研究區(qū)內(nèi)不同區(qū)域的PAZ有一定差異性.劃分了5個(gè)子區(qū)，西部3個(gè)不同區(qū)域的PAZ從北到南分別為NNW向、近N-S向和NE向，有順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的趨勢(shì)，而東部的2個(gè)區(qū)域PAZ分別為NEE向和NNW向.研究表明，青藏東南緣地區(qū)的地殼各向異性空間分布雖然非常復(fù)雜，但大體上與區(qū)域內(nèi)的主壓應(yīng)力的方向和斷裂分布相關(guān).

郭桂紅等(2015)利用甘肅數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)波形記錄資料，得到青藏高原東北緣地殼各向異性的平均剪切波分裂參數(shù)及剩余地震各向異性參數(shù)，分別反映了區(qū)域構(gòu)造和應(yīng)力場(chǎng)特征及局部構(gòu)造和局部斷裂特征.結(jié)果表明：快剪切波2個(gè)優(yōu)勢(shì)偏振方向分別為NE47.72°±21.8°和121.65°±22.0°，慢剪切波平均時(shí)間延遲為2.63±1.31(ms/km).快剪切波平均偏振方向反映了該區(qū)域的水平主壓應(yīng)力方向，快剪切波偏振方向的第二優(yōu)勢(shì)取向揭示了NWW的局部構(gòu)造意義，表明受本區(qū)NWW深大斷裂帶的控制作用.各個(gè)臺(tái)站的剩余快剪切波偏振方向的優(yōu)勢(shì)取向與斷裂走向一致，表明活動(dòng)斷裂控制著剩余快剪切波偏振方向，剩余慢剪切波時(shí)間延遲變化反映了斷裂引起地震各向異性程度，形變具有區(qū)域特征.

現(xiàn)有的從遠(yuǎn)震體波SKS震相記錄中提取殼幔介質(zhì)各向異性量值的方法均難以獲得比較精確的地殼各向異性參數(shù).McNamara和Owens(1993)利用在Moho界面上從P轉(zhuǎn)換到S波的Ps轉(zhuǎn)換震相約束地殼各向異性，獲得美國(guó)盆嶺地區(qū)Ps轉(zhuǎn)換震相的快慢波時(shí)間延遲為0.2 s.他們用相同的方法獲得青藏高原的時(shí)間延遲為0.17～0.26 s(McNamara et al., 1994).從接收函數(shù)中提取地殼各向異性參數(shù)(Liu and Niu, 2012)是一種可行的方法.Sun等(2012)應(yīng)用這一方法研究青藏高原東南部的地殼各向異性.結(jié)果顯示在青藏高原東南緣，地殼各向異性的分裂時(shí)間為0.5～0.9 s.由此認(rèn)為，無論是分裂的時(shí)間延遲，還是快波偏振方向，都與從SKS/SKKS數(shù)據(jù)所估計(jì)的值接近.但是，對(duì)眾多臺(tái)站數(shù)據(jù)作試驗(yàn)，僅有幾個(gè)臺(tái)站得到這一結(jié)論，有失普遍性.Chen等(2013)對(duì)川滇地區(qū)98個(gè)臺(tái)站的接收函數(shù)徑向和切向分量計(jì)算各構(gòu)造單元Pms分裂的平均時(shí)間延遲和快波偏振方向.結(jié)果表明，在高原地區(qū)的臺(tái)站Pms分裂的平均時(shí)間延遲大于周邊地區(qū)臺(tái)站的；最大值在川西地區(qū)，為0.23 s，松潘甘孜地塊為0.20，其他地區(qū)為0.16～0.17 s.Pms分裂的平均快波偏振方向繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)旋轉(zhuǎn)，如同GPS運(yùn)動(dòng)所揭示的.常利軍等(2010),Chang等(2014)和Shi等(2012)通過近垂直入射、記錄清晰的直達(dá)S波在青藏高原東南緣估算的地殼各向異性延遲時(shí)間為0.1～0.2 s.他們的結(jié)果與Sun等 (2012)相差甚遠(yuǎn).

3.4 地殼變形帶的提取和分析

楊文采等(2015c)將區(qū)域重力場(chǎng)多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地殼變形帶的信息，了解高原內(nèi)地殼變形帶從淺到深的變化和平面分布特征，并對(duì)青藏高原主要地體的空間分布定位，為巖石圈研究提供地表地質(zhì)難以取得的新信息.多尺度脊形化系數(shù)的圖像刻劃不同深度平面上的地殼變形帶.青藏高原地殼變形帶從上到下由細(xì)密逐漸變?yōu)榇窒⌒?，而且?xì)密型變形區(qū)分布的范圍逐漸縮小，到下地殼完全消失.從這種情況可以推測(cè)，以垂直地面方向上看，地殼變形帶應(yīng)該是樹形的，下地殼粗稀型的變形帶為樹的主干，而中地殼粗稀型的變形帶為樹的分枝，上地殼的變形帶為樹枝的小枝杈.上地殼細(xì)密型變形分布區(qū)反映了與中新生代地殼縮短變形區(qū)的范圍，下地殼清晰連續(xù)的變形帶反映了青藏高原的構(gòu)造骨架.多尺度邊界刻痕系數(shù)的圖像刻畫不同深度平面上的地體邊界，下地殼的刻痕邊界系數(shù)與密度劇烈變化帶位置吻合；因此，由多尺度刻痕分析劃分地體時(shí)同時(shí)取得地體密度信息.青藏高原內(nèi)密度較高的地體包括喜馬拉雅地體、克什米亞地體、察隅河地體、柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體和羌塘地體，柴達(dá)木地體、巴顏喀拉地體和羌塘地體是青藏高原中有殼根的核，而密度最高的克什米亞和察隅河地體在大陸碰撞時(shí)不易碎裂，對(duì)東西兩個(gè)構(gòu)造結(jié)的形成起了關(guān)鍵作用.

4 與近期發(fā)生的強(qiáng)烈地震相關(guān)的研究

4.1 地震震源機(jī)制與構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)

王曉山等(2015)收集和計(jì)算了南北地震帶上819條震源機(jī)制解.分析了南北地震帶現(xiàn)今地殼應(yīng)力狀態(tài)總體特征與不同分段地殼應(yīng)力狀態(tài)特征.南北地震帶P軸方位從北向南呈現(xiàn)規(guī)律的變化特征：NNE向—NE向—近EW向—NW向—近NS向—NNE向，表明來自印度板塊的NNE或NE向的水平擠壓應(yīng)力和青藏高原物質(zhì)東向滑移沿大型走滑斷裂帶向SE向平移的復(fù)合作用控制了南北地震帶的巖石圈應(yīng)力場(chǎng).南北地震帶應(yīng)力狀態(tài)的分布特征：北段為NE向走滑類型，中段為NEE-EW-SEE向逆沖類型，南段為SE-SSE-NNE向走滑和正斷類型；由北向南分別對(duì)應(yīng)于鄂爾多斯塊體西緣的吉蘭泰—銀川斷陷盆地、六盤山斷裂帶、龍門山斷裂帶和川滇塊體等，震源機(jī)制解類型比較符合反演得到的應(yīng)力狀態(tài).

劉莎和吳朋(2015)通過對(duì)2006—2009年四川紫坪鋪水庫(kù)庫(kù)區(qū)8個(gè)地震臺(tái)站記錄的地震事件，采用剪切波分裂方法獲得了水庫(kù)庫(kù)區(qū)剪切波分裂參數(shù)，并結(jié)合地震活動(dòng)性與水庫(kù)水位之間的變化關(guān)系，分析了紫坪鋪水庫(kù)庫(kù)區(qū)地殼應(yīng)力的變化特征.剪切波分裂結(jié)果顯示該研究區(qū)域快波偏振方向有兩個(gè)，分別為北東向和北西向，充分體現(xiàn)了紫坪鋪水庫(kù)地區(qū)地殼應(yīng)力是由北西向的區(qū)域主壓應(yīng)力與南東走向的龍門山斷裂帶綜合作用的結(jié)果.慢波延遲時(shí)間平均值為5.8 ms·km-1，慢波延遲時(shí)間較大的地區(qū)位于庫(kù)壩和庫(kù)尾，分別是水庫(kù)蓄水排水引起地殼應(yīng)力變化最大的區(qū)域.對(duì)比慢波延遲時(shí)間的變化和水庫(kù)水位的變化顯示了慢波延遲時(shí)間與水庫(kù)水位之間的一致變化關(guān)系，揭示了水庫(kù)的蓄水排水對(duì)地殼應(yīng)力的影響.

程佳等(2015)根據(jù)2014年魯?shù)镸S6.5地震的區(qū)域構(gòu)造特征和余震共軛分布特征，計(jì)算了1733年小江斷裂帶北段的M73/4地震，1850年則木河斷裂帶的M71/2地震和1974年馬邊MS7.1地震對(duì)魯?shù)镸S6.5地震震源機(jī)制解兩個(gè)節(jié)面的黏彈性庫(kù)侖應(yīng)力作用，結(jié)果顯示NNW向主破裂面受到1850年則木河斷裂帶上M71/2地震所引起的庫(kù)侖應(yīng)力作用最為明顯，認(rèn)為高速左旋走滑并重復(fù)發(fā)生7級(jí)以上強(qiáng)震的則木河斷裂對(duì)于魯?shù)镸S6.5地震所在的NNW向包谷垴-小河斷裂的強(qiáng)震孕育和斷裂演化方面具有一定的促進(jìn)作用.然后，分析了魯?shù)?.5級(jí)地震的共軛破裂與余震分布特征，并計(jì)算了兩個(gè)共軛破裂面單獨(dú)破裂對(duì)另一破裂面的庫(kù)侖應(yīng)力作用，結(jié)果顯示NEE向破裂促進(jìn)了NNW向破裂的發(fā)生，而NNW向破裂后則反過來阻礙了NEE向破裂的進(jìn)一步發(fā)展，最終發(fā)展成以NNW向破裂為主的共軛破裂；最后計(jì)算了共軛破裂所引起的庫(kù)侖應(yīng)力變化對(duì)余震的影響情況，認(rèn)為位于NEE向破裂西側(cè)的余震集中分布主要是由于應(yīng)力觸發(fā)而形成.

4.2 強(qiáng)震危險(xiǎn)性分析

陳棋福等(2015)探討了龍門山斷裂帶深部構(gòu)造變形的黏彈性模擬及其與強(qiáng)震活動(dòng)的關(guān)聯(lián)性，他利用黏彈性接觸的有限元方法模擬計(jì)算了上、下地殼和上地幔在強(qiáng)震輪回活動(dòng)中的演化過程，模擬結(jié)果表明：龍門山斷裂帶深處的滑動(dòng)速率比淺表的滑動(dòng)速率大，龍門山斷裂帶周圍是相對(duì)容易積累應(yīng)變的地區(qū)，其5～19 km深度是高應(yīng)力聚集區(qū)，隨著時(shí)間的推移應(yīng)力集中程度加劇而引發(fā)強(qiáng)震.模擬分析證實(shí)重復(fù)地震觀測(cè)所揭示的龍門山斷裂帶深淺活動(dòng)速率差異，在一定程度上可以解釋出乎預(yù)料的汶川MW7.9地震的發(fā)生.利用重復(fù)地震這一天然的“地下蠕變計(jì)”探測(cè)深部構(gòu)造變形，可為強(qiáng)震危險(xiǎn)性分析提供無可替代的“原位觀測(cè)”優(yōu)勢(shì).

斷層滑動(dòng)速率是斷裂帶深部變形的定量描述，也是評(píng)估斷層活動(dòng)危險(xiǎn)性的重要參量.發(fā)生在同一斷層位置上0.5～4.0級(jí)重復(fù)地震(或稱重復(fù)微震)的發(fā)現(xiàn)和應(yīng)用為斷裂帶深部變形的研究開啟了新的途徑.李樂等(2015)利用四川數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)和川西流動(dòng)臺(tái)陣的數(shù)字波形資料來辨識(shí)鮮水河斷裂帶南段存在的重復(fù)地震，并基于重復(fù)地震估算鮮水河斷裂帶南段的深部滑動(dòng)速率.重新定位后的地震圖像展示研究區(qū)中上地殼存在明顯缺震層，其與殼內(nèi)的低速低阻層相吻合.利用重復(fù)地震的地震矩和重復(fù)間隔，估算出龍門山斷裂南段孕震深部的滑動(dòng)速率為3.0～10.2 mm·a-1，顯示研究區(qū)不同地震構(gòu)造區(qū)的深部滑動(dòng)速率存在明顯差異.

2014年10月7日景谷MS6.6地震位于斷裂帶南東約94 km，其地震烈度等震線長(zhǎng)軸與余震皆呈北西展布，指向南汀河斷裂帶.孫浩越等(2015)分析云南景谷MS6.6地震對(duì)周邊構(gòu)造特別是南汀河斷裂帶地震危險(xiǎn)性的影響，通過數(shù)值模擬方法計(jì)算了地震觸發(fā)的同震靜態(tài)庫(kù)倫應(yīng)力變化.利用兩種同震滑動(dòng)分布模型計(jì)算獲得的結(jié)果顯示，景谷地震對(duì)震中附近的斷裂，如瀾滄江斷裂和景谷斷裂影響較大，局部應(yīng)力增加可達(dá)90 kPa；對(duì)較遠(yuǎn)的斷裂，如南汀河斷裂帶、龍陵—瀾滄斷裂帶和無量山斷裂帶的影響較小，應(yīng)力變化值均小于10 kPa.通過設(shè)置不同斷層參數(shù)進(jìn)一步計(jì)算，南汀河斷裂帶北段兩支斷裂斷層面上的靜態(tài)庫(kù)倫應(yīng)力擾動(dòng)呈半圓形分布，應(yīng)力增加的最大值位于北緯24.15°附近的地表，沿?cái)鄬拥淖呦蚝蜕疃榷贾饾u減小.其中西支斷裂上應(yīng)力變化最大值為0.89 kPa，東支斷裂上為1.18 kPa.此外，在南汀河斷裂帶北段的古地震研究結(jié)果顯示，該斷裂段全新世以來發(fā)生過產(chǎn)生地表破裂的大地震，震級(jí)應(yīng)當(dāng)不低于7級(jí).放射性碳測(cè)年將該次古地震事件的發(fā)震時(shí)間限定在900—1480 AD，離逝時(shí)間為535—1115年.結(jié)合古地震事件的離逝時(shí)間和斷裂帶的滑動(dòng)速率，計(jì)算得到南汀河斷裂帶北段已經(jīng)積累的水平滑動(dòng)量為2.8+1.5/-1.0 m，進(jìn)一步利用滑動(dòng)量與震級(jí)的經(jīng)驗(yàn)公式可估算出該斷裂段目前積累的滑動(dòng)量如果完全釋放將會(huì)產(chǎn)生一個(gè)7.5+0.1/-0.2級(jí)的地震.雖然景谷地震在南汀河斷裂帶上觸發(fā)的靜態(tài)庫(kù)倫應(yīng)力變化值表明，該地震可能不會(huì)引起南汀河斷裂帶地震危險(xiǎn)性的突變，但仍起到一定的加速作用.再考慮到斷裂帶北段目前已經(jīng)積累了約7.5級(jí)地震所需的能量，該斷裂段在未來具有較高的地震危險(xiǎn)性.

4.3 地震預(yù)測(cè)

蔣長(zhǎng)勝等(2015)以2014年云南魯?shù)镸S6.5地震序列為例，采用滑動(dòng)連續(xù)擬合與預(yù)測(cè)的方式，考察目前國(guó)際上廣泛使用、對(duì)真實(shí)地震序列描述最好的“傳染型余震序列模型”(ETAS)在主震后的序列參數(shù)擬合、余震短期發(fā)生率預(yù)測(cè)的效能，實(shí)施了余震的序列參數(shù)穩(wěn)定性和余震短期發(fā)生率預(yù)測(cè)效能的連續(xù)評(píng)估.連續(xù)滑動(dòng)擬合結(jié)果表明，在主震發(fā)生后的早期階段，α值(觸發(fā)次級(jí)余震的能力)有明顯的不穩(wěn)定變化，在震后5.10 天穩(wěn)定在1.6～2.0；p值(余震序列衰減的快慢，p越大衰減越快，反之越慢)在震后25.00天內(nèi)由1.07逐漸下降至0.78左右，其后穩(wěn)定在0.72～0.85；b值在震后35.00天內(nèi)逐漸由0.80增加至0.95，其后穩(wěn)定在0.93～0.97.序列衰減減緩過程中伴隨著次級(jí)余震激發(fā)能力增強(qiáng)，在震后早期階段還伴隨著震源區(qū)應(yīng)力累積水平減小現(xiàn)象.對(duì)連續(xù)滑動(dòng)預(yù)測(cè)結(jié)果的N-test檢驗(yàn)表明，余震發(fā)生率預(yù)測(cè)會(huì)出現(xiàn)部分失效現(xiàn)象，1天預(yù)測(cè)時(shí)間窗失效比例約為12%、3天預(yù)測(cè)時(shí)間窗失效比例為6%.建議可在震后早期采用1天等較短的預(yù)測(cè)時(shí)間窗，而在序列參數(shù)較為穩(wěn)定時(shí)段采用較長(zhǎng)的3天預(yù)測(cè)時(shí)間窗.

基于川滇地區(qū)2011—2014年的重力復(fù)測(cè)資料，祝意青等(2015)系統(tǒng)分析了區(qū)域重力場(chǎng)時(shí)-空動(dòng)態(tài)變化及其與2012年云南彝良MS5.7、2013年四川蘆山MS7.0、2014年云南魯?shù)镸S6.5和四川康定MS6.3地震發(fā)生的關(guān)系.結(jié)合GPS、水準(zhǔn)觀測(cè)成果和區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造動(dòng)力環(huán)境，研究了區(qū)域重力場(chǎng)變化的時(shí)空分布特征及其機(jī)理，討論了近期區(qū)域重力場(chǎng)動(dòng)態(tài)變化的強(qiáng)震危險(xiǎn)含義.結(jié)果主要表明：(1)重力變化與川滇地區(qū)斷裂構(gòu)造活動(dòng)存在密切空間聯(lián)系，重力變化較好地反映了伴隨活動(dòng)斷層的物質(zhì)遷移和構(gòu)造變形引起的地表重力變化效應(yīng)；(2)重力資料對(duì)測(cè)區(qū)內(nèi)2012年以來發(fā)生的4次MS5.7級(jí)以上強(qiáng)震均有較好反映，地震前震中區(qū)及其附近觀測(cè)到明顯的區(qū)域性重力異常及重力變化高梯度帶，可能是地震孕育過程中觀測(cè)到的重力前兆信息；(3)區(qū)域重力場(chǎng)動(dòng)態(tài)演化大體反映了青藏高原物質(zhì)東流的動(dòng)態(tài)效應(yīng)，龍門山斷裂帶地殼受擠壓隆起、面壓縮率和重力上升變化的特征最為顯著；(4)重力場(chǎng)的空間分布及其隨時(shí)間變化與地殼垂直與水平運(yùn)動(dòng)及地質(zhì)構(gòu)造活動(dòng)等觀測(cè)結(jié)果有一定的對(duì)應(yīng)關(guān)系，強(qiáng)震易發(fā)生在重力變化四象限分布中心地帶或正、負(fù)異常區(qū)過渡的高梯度帶上，研究區(qū)的一些重力異常部位仍存在中-長(zhǎng)期大震危險(xiǎn)背景.

閻春恒等(2015)在對(duì)龍灘庫(kù)區(qū)2006年9月30日至2013年5月26日發(fā)生的3682次地震進(jìn)行精定位的基礎(chǔ)上，利用FOCMEC方法和改進(jìn)的格點(diǎn)嘗試法反演了ML2.0級(jí)以上地震震源機(jī)制及區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)，并綜合龍灘庫(kù)區(qū)地層巖性、斷裂構(gòu)造和滲透條件等資料，探討了地震活動(dòng)類型與庫(kù)區(qū)蓄水過程的關(guān)系，獲得以下認(rèn)識(shí)：(1) 龍灘水庫(kù)蓄水后的地震活動(dòng)主要叢集在羅妥、八茂、拉浪、壩首和布柳河5個(gè)深水區(qū)，地震類型以逆斷為主，正斷和走滑也占有一定比例．蓄水初期，庫(kù)區(qū)地震類型呈現(xiàn)多樣性，蓄水約4年3個(gè)月后，地震主要發(fā)生在淺部地層中，并大多為逆斷型地震；(2) 5個(gè)地震叢構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)最大主應(yīng)力方向以NW-SE為主，傾角均較小，中間和最小主應(yīng)力分布較凌亂，在此構(gòu)造應(yīng)力環(huán)境中，龍灘庫(kù)區(qū)主要斷裂整體上呈現(xiàn)走滑運(yùn)動(dòng)的性質(zhì)，局部伴生不同程度的逆傾滑或正傾滑運(yùn)動(dòng)分量；(3)庫(kù)區(qū)深、淺部地震活動(dòng)水平和地震性質(zhì)之所以會(huì)隨蓄水過程發(fā)生變化，可能與深、淺部構(gòu)造應(yīng)力環(huán)境、巖體力學(xué)性質(zhì)和滲透性能的差異有關(guān)．

5 與大陸動(dòng)力學(xué)有關(guān)問題

5.1 印度與歐亞板塊碰撞帶的大地震研究

李保昆等(2015)收集全球239個(gè)臺(tái)站的P波走時(shí)資料，利用我國(guó)國(guó)家測(cè)震臺(tái)網(wǎng)常規(guī)的定位方法和地球速度模型，對(duì)1950年8月15日發(fā)生在西藏察隅的M8.6強(qiáng)震序列進(jìn)行了重新定位，并在此基礎(chǔ)上重新計(jì)算了震源機(jī)制解.重新定位后的結(jié)果表明，察隅強(qiáng)震序列顯示不同時(shí)段的震中分區(qū)分布特征：第1階段是前震，1950年2月23日在墨脫北部雅魯藏布江大拐彎的頂部發(fā)生；第2階段是1950年8月15日─1950年8月18日，發(fā)生主震和之后3天內(nèi)的余震，都分布在察隅附近，并且這些震中呈北西條帶分布；第3階段的余震是1950年8月22日─1950年9月13日，它們擴(kuò)展到南部的印度和緬甸地區(qū)；第4階段的余震是1950年9月30日─1951年4月15日，發(fā)生在西部的墨脫、錯(cuò)那等地.這四個(gè)分區(qū)的關(guān)聯(lián)特點(diǎn)為順時(shí)針旋移.重新計(jì)算后的震源機(jī)制解顯示出：主震的NWW走向的節(jié)面與主震后2區(qū)內(nèi)余震震中的NWW分布方向一致；序列中所有的壓應(yīng)力軸P和張應(yīng)力軸T都接近于水平向，其傾伏角大都小于20°；察隅主震和2區(qū)內(nèi)余震的壓應(yīng)力軸P為近南北向，張應(yīng)力軸T為近東西向；但3區(qū)和4區(qū)余震的P軸為近東西向，T軸為近南北向.反映出該地震序列中余震震源機(jī)制解的差異比較大.

2015年4月25日尼泊爾發(fā)生MW7.9大地震.單新建等(2015)利用日本ALOS-2和歐空局Sentinel-1A衛(wèi)星獲得的尼泊爾地震的同震形變場(chǎng)，結(jié)合GPS同震位移數(shù)據(jù)，聯(lián)合反演了斷層滑動(dòng)分布特征和空間展布.結(jié)果表明：尼泊爾地震的同震形變場(chǎng)主要集中在150 km×100 km的范圍內(nèi)，且分為南北兩個(gè)相鄰的形變中心，南形變中心的視線向抬升量約為1.2 m，北形變中心的視線向沉降量約為0.8 m，均位于發(fā)震斷層上盤.位于形變抬升區(qū)的KKN4和NAST兩個(gè)GPS站，抬升量和南向運(yùn)動(dòng)量均達(dá)到了米級(jí)，而遠(yuǎn)離震區(qū)的其他GPS臺(tái)水平和垂直觀測(cè)量均在1 cm以內(nèi).聯(lián)合反演得到的斷層位錯(cuò)分布主要集中在沿走向150 km，沿傾向70 km的范圍內(nèi)，最大滑動(dòng)量為5.59 m，平均滑動(dòng)量為0.94 m.斷層面傾角在淺部約為7°，隨著深度增加，傾角逐漸變大，到垂直深度20 km時(shí)傾角接近12°；5月12日MW7.2級(jí)余震位于主震破裂區(qū)的“凹”型滑動(dòng)缺損區(qū)域；主震破裂區(qū)的上邊界與MBT空間位置十分吻合，主震破裂區(qū)主要集中的MBT以北50～60 km處，垂直深度為8～9 km，傾角為9°，繼續(xù)向北時(shí)主震破裂面以10°～12°的傾角向深延伸，在18～20 km處可能與MHT交匯.初步判定MBT為此次地震的發(fā)震斷層.

劉剛等(2015)用西藏和尼泊爾的GPS連續(xù)觀測(cè)數(shù)據(jù)和全球分布的遠(yuǎn)震地震波記錄聯(lián)合反演2015年4月25日尼泊爾MS8.1地震的破裂過程，結(jié)果顯示此次地震發(fā)生在印度板塊與青藏高原接觸邊界面——喜馬拉雅主滑脫斷層上.北傾11°、近東西(295°)走向的斷層面破裂約100 km長(zhǎng)(博卡拉到加德滿都)，130 km寬(從加德滿都到西藏吉隆縣)；破裂以逆沖滑動(dòng)為主，平均幅度達(dá)到2.4 m，釋放的地震矩高達(dá)9.4×1020N·m.反演結(jié)果還顯示，震源體主要破裂分布深度范圍為5～25 km，屬于一次盲地震.基于GPS資料推測(cè)的地殼現(xiàn)今運(yùn)動(dòng)速率及1833年地震的震源位置，推測(cè)在此次地震破裂區(qū)域地震復(fù)發(fā)的周期可能在150～200 a，而極震區(qū)以南的深部滑脫斷層仍保持閉鎖，未來仍有導(dǎo)致災(zāi)害性大震的可能性.

萬永革等(2015)基于2015年尼泊爾地震序列的破裂模型及均勻彈性半空間模型，計(jì)算了該地震序列傳遞到中國(guó)西藏境內(nèi)發(fā)生在的定日縣地震和聶拉木縣地震的應(yīng)力.2015年尼泊爾地震序列導(dǎo)致定日縣地震和聶拉木地震節(jié)面和滑動(dòng)方向的庫(kù)侖應(yīng)力增加(2～3)×103Pa和(2.4～3.1)×105Pa, 表明這兩個(gè)地震受到尼泊爾地震序列的觸發(fā).其次，作者計(jì)算了2015年尼泊爾地震序列在中國(guó)大陸及其附近主要活動(dòng)斷層上產(chǎn)生的庫(kù)侖應(yīng)力變化.喜馬拉雅主山前逆沖斷裂和青藏高原內(nèi)部的拉張正斷層上的庫(kù)侖應(yīng)力有較大的增加，而青藏高原的走滑斷裂，如阿爾金斷裂、東昆侖斷裂、玉樹瑪曲斷裂、班公錯(cuò)斷裂西部、嘉黎斷裂的庫(kù)侖應(yīng)力有較大的降低.天山南北兩側(cè)的斷裂庫(kù)侖應(yīng)力降低.而華北及東北、華南地區(qū)的庫(kù)侖應(yīng)力變化幾乎可以忽略不計(jì).最后，計(jì)算了該地震序列造成的水平應(yīng)力變化.水平面應(yīng)力在2015年尼泊爾地震序列北向(青藏高原大部和新疆區(qū)域)增加(伸展)，而在地震序列東側(cè)的西藏南部和川滇地區(qū)南部降低(收縮)，在華北和東北僅有少許增加，在華南地區(qū)有少許降低.在中國(guó)西部，主壓應(yīng)力表現(xiàn)為以2015年地震序列為圓心的向外輻射狀，而主張應(yīng)力方向與同心圓切線方向大體一致.水平主壓應(yīng)力方向在東北地區(qū)為北東向，在華北地區(qū)為北東東向，在華南地區(qū)為南東東向.這種模式與現(xiàn)今構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)方向相似，表現(xiàn)了2015尼泊爾地震序列所代表的印度板塊和歐亞板塊的碰撞是中國(guó)大陸構(gòu)造變形的主要?jiǎng)恿碓?

張廣偉和雷建設(shè)(2015)利用西藏臺(tái)網(wǎng)記錄波形數(shù)據(jù)，采用gCAP方法(Zhu and Ben-Zion, 2013)反演了2015年4月25日尼泊爾MS8.1級(jí)大震5次中等余震(5.0≤MS≤6.5)及西藏定日MS5.9地震震源機(jī)制解.結(jié)果顯示，6次地震包含2個(gè)正斷型、2個(gè)走滑型及2個(gè)逆沖型地震.其中2個(gè)正斷型地震位于主震的東北方向，即發(fā)震斷層的上盤，表明該區(qū)域受到主震同震位移的影響，表現(xiàn)出應(yīng)力拉張的變化特征；2個(gè)走滑型地震在主震破裂的東南方向上，說明隨著破裂往東南方向延伸，余震的走滑分量增強(qiáng)；另外2個(gè)逆沖型地震位于5月12日MS7.5強(qiáng)余震區(qū)域，與MS7.5地震的滑移狀態(tài)一致，可能與主震同震位移引起該區(qū)域處于應(yīng)力擠壓狀態(tài)密切相關(guān).

熊維等(2015)基于地震應(yīng)力觸發(fā)理論，采用巖石圈地殼分層黏彈性位錯(cuò)模型，計(jì)算了2015年尼泊爾MW7.9地震引起的周邊斷裂，特別是青藏高原活動(dòng)斷裂的同震和震后庫(kù)侖應(yīng)力變化.結(jié)果顯示，尼泊爾地震同震效應(yīng)引起大部分震區(qū)庫(kù)侖應(yīng)力升高，余震主要分布在最大同震滑動(dòng)等值線外部庫(kù)侖應(yīng)力升高區(qū)域；少量余震靠近最大滑動(dòng)量區(qū)域，可能該區(qū)域積累的地震能量在主震期間沒有完全釋放.尼泊爾地震同震庫(kù)侖應(yīng)力對(duì)青藏高原，特別是中尼邊境區(qū)域活動(dòng)斷裂有一定影響．亞東—谷露地塹南段、北喜馬拉雅斷裂西段、當(dāng)惹雍錯(cuò)—定日斷裂和甲崗—定結(jié)斷裂同震庫(kù)侖應(yīng)力升高，其中當(dāng)惹雍錯(cuò)—定日斷裂南端，北喜馬拉雅斷裂西段同震庫(kù)侖應(yīng)力變化峰值超過0.01 MPa；帕龍錯(cuò)斷裂、班公錯(cuò)斷裂、改則—洞措斷裂庫(kù)侖應(yīng)力降低，其地震發(fā)生概率有所降低．震后應(yīng)力影響方面，未來40年內(nèi)黏彈性松弛作用導(dǎo)致北喜馬拉雅斷裂、改則—洞措斷裂和喀喇昆侖斷裂整體應(yīng)力卸載；藏南一系列正斷層震后應(yīng)力持續(xù)上升，其中帕龍錯(cuò)斷裂南段受到震后黏彈性庫(kù)侖應(yīng)力影響，由應(yīng)力陰影區(qū)逐漸轉(zhuǎn)化為應(yīng)力增強(qiáng)區(qū)，當(dāng)惹雍錯(cuò)—定日斷裂南段應(yīng)力進(jìn)一步加強(qiáng)，震后40年其南端應(yīng)力變化峰值達(dá)到0.1345 MPa，亞東—谷露斷裂南段應(yīng)力亦持續(xù)增強(qiáng)．藏南正斷層的地震活動(dòng)性值得進(jìn)一步關(guān)注.

5.2 關(guān)于深部物質(zhì)的流動(dòng)問題

一些研究(如：Bird, 1991; Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000)提出，在大陸地殼是熱的區(qū)域內(nèi)，中或下地殼存在地質(zhì)時(shí)間尺度下能夠流動(dòng)的低黏滯度軟弱層，稱之為通道流.基于流體動(dòng)力學(xué)原理的模擬計(jì)算青藏高原與外圍塊體大尺度構(gòu)造地貌關(guān)系(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008)都提示高原下地殼流存在的可能性.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，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)問題.由于“下地殼流模型”是依據(jù)地形、地殼厚度的橫向變化提出來的，支持其合理性的球物理證據(jù)，特別是深部地殼結(jié)構(gòu)的證據(jù)尚缺乏.Klemperer(2006)認(rèn)為“下地殼流”的發(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).王蘇等(2015)綜合分析了川滇地區(qū)GPS觀測(cè)、震源機(jī)制解和地殼各向異性特征，認(rèn)為川滇地區(qū)上、下地殼沒有解耦；并根據(jù)地震層析成像、接收函數(shù)反演和大地電磁測(cè)深結(jié)果，推測(cè)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).

Bendick和Flesch(2007)的數(shù)值模擬結(jié)果表明，地殼物質(zhì)能否流動(dòng)主要依賴于黏滯度，如果下地殼黏滯度與上地殼相比達(dá)不到超低(兩個(gè)以上的數(shù)量級(jí))的對(duì)比度，則即使是軟弱的物質(zhì)也不一定能夠流動(dòng).Chen等(2013) 通過綜合的數(shù)值模擬表明，存在部分熔融的中地殼具有相對(duì)于周圍的材料較低的黏滯度，并不導(dǎo)致上地殼與下地殼解耦.這與地震各向異性研究的發(fā)現(xiàn)(Wang et al., 2008)相一致，說明在西藏東部地區(qū)地殼和巖石圈地幔的變形是耦合的.

地殼泊松比對(duì)地殼的組分提供了比僅用 P波或S波速度更全面的判斷.異常高的泊松比(ν>0.33)表示存在部分熔融(Owens and Zandt, 1997).南北構(gòu)造帶大量臺(tái)站的接收函數(shù)H-κ疊加分析結(jié)果(圖5b)顯示，異常高的泊松比只存在于局部地區(qū).青藏高原東部“下地殼流模式”是作為由重力松弛產(chǎn)生的橫向壓力梯度的一種可能的響應(yīng)而提出的.在這一通道流模型中，下地殼內(nèi)需要有一個(gè)超低(幾個(gè)數(shù)量級(jí))黏滯度對(duì)比度的通道.接收函數(shù)分析的結(jié)果表明青藏高原東部地區(qū)缺少?gòu)V泛分布的低黏滯度通道的證據(jù)，與在地幔各向異性研究中獲得的地殼和上地幔之間存在力學(xué)耦合關(guān)系的約束是相容的.

趙國(guó)澤等(2008)，Bai等(2010)，Zhao等(2012)分別提出了青藏高原東部邊緣地殼“管流”層的電磁探測(cè)證據(jù).Liu等(2014)使用在川西地區(qū)約300個(gè)地震臺(tái)的臺(tái)陣所記錄的地震數(shù)據(jù)，以很高清晰度對(duì)青藏高原東部的結(jié)構(gòu)成像.在深部地殼的軟弱巖帶向東增厚到揚(yáng)子克拉通，可以解釋為地殼流的通道.與大地測(cè)量數(shù)據(jù)相結(jié)合，推斷的地殼不均勻性表明，高原擴(kuò)展可用局部地殼流和跨深大斷裂的應(yīng)變分區(qū)相結(jié)合來調(diào)節(jié).Liu等(2014)的結(jié)論是，在地殼變形模式中剛體塊體運(yùn)動(dòng)和地殼流并非是不可調(diào)和的.

至今對(duì)青藏高原東部的深部結(jié)構(gòu)的了解仍不夠全面，因此對(duì)Klemperer(2006)關(guān)于 “下地殼流模式”提出的三個(gè)條件尚缺乏統(tǒng)一的認(rèn)識(shí).Bai等(2010)根據(jù)大地電磁探測(cè)結(jié)果，認(rèn)為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).因此，我們還面臨下地殼流的規(guī)模，其黏滯度大小，韌性流動(dòng)的動(dòng)力，以及上下地殼之間的解耦等問題，這些問題對(duì)于青藏高原東緣的構(gòu)造演化十分重要.

6 討論

20世紀(jì)90年代，地球物理學(xué)家們?cè)谝酝芯拷Y(jié)果的基礎(chǔ)上，總結(jié)出南北構(gòu)造帶在深部地球物理方面的主要特點(diǎn)：既是一條巨型重力梯度帶，又是均衡重力異常和區(qū)域磁異常的分界帶，以及地殼厚度和巖石圈厚度急劇變化的地帶.南北構(gòu)造帶Moho面埋深在南段地區(qū)為南淺北深、中段地區(qū)東淺西深、北段地區(qū)則變化相對(duì)平緩的特點(diǎn).這些結(jié)論至今仍然是合理的.但是，人們對(duì)南北構(gòu)造帶許多細(xì)節(jié)仍然不夠了解，存在不同的觀點(diǎn)和認(rèn)識(shí).

6.1 南北地震帶的邊界及分段性

地震學(xué)家認(rèn)為，地震帶的確定具備兩個(gè)條件，即震中分布的成帶性和地震活動(dòng)性與地質(zhì)構(gòu)造帶的統(tǒng)一.在我國(guó)中部東經(jīng)99°—106°附近存在一條符合地震帶存在條件的南北向的大震活動(dòng)帶，從銀川凹陷起, 越過六盤山, 穿過秦嶺, 經(jīng)文縣、茂汶, 沿橫斷山直至紅河.在北緯33°弧形以北屬北段, 其南屬南段.東經(jīng)104°為一條天然的東西分界線, 北段大震震中位于其東面, 而南段大震震中則位于其西面，震中的南北呼應(yīng)關(guān)系在這一分界線上較為顯著(王振聲等，1976).

從中國(guó)公元前1831—1969年強(qiáng)震(≥6級(jí))震中分布(顧功敘，1983)看，中國(guó)大陸大約東經(jīng)102°—106°之間，強(qiáng)震震中密集分布，其東側(cè)雖局部地區(qū)也有密集現(xiàn)象，但顯出大片空白，西部高原地區(qū)則是一片空白.從80年代有關(guān)該地區(qū)地質(zhì)考查資料看，在“南北地震帶”上，震源機(jī)制、主壓應(yīng)力軸方向的總趨勢(shì)是近乎東西或西北—東南方向的，但其局部地段的應(yīng)力場(chǎng)，并不完全如此，分段性明顯，各段之間有很大的變化.最北部的武都以北，主壓應(yīng)力軸優(yōu)勢(shì)方向?yàn)楸睎|向；在潘松一帶變?yōu)楸睎|東向；至康定、理塘一帶則轉(zhuǎn)為東西向；南至石棉、昆明一帶又轉(zhuǎn)為北西向；到最南端的通海、思茅又為北北西向.因此，應(yīng)該強(qiáng)調(diào)分段性是南北地震帶的主要特點(diǎn).

從當(dāng)前的地震活動(dòng)圖像(圖1)看，南北地震帶具有比較明確的東部邊界，但西部邊界不明顯.南北地震帶東西兩側(cè)在地殼厚度、殼慢速度結(jié)構(gòu)、地震活動(dòng)性等方面均具有較大的差異.但是，無論從地震活動(dòng)性還是深部結(jié)構(gòu)看，地震帶的西側(cè)與地震帶內(nèi)部相差不大，從而難以劃定明確的西邊界.根據(jù)傅承義先生對(duì)地震帶的解釋：地震帶內(nèi)大小地震發(fā)生的時(shí)間、強(qiáng)度和空間分布都有一定的共性，并與地質(zhì)構(gòu)造有些關(guān)系.“地震帶的劃分現(xiàn)在還沒有公認(rèn)的定量標(biāo)準(zhǔn)，所以它們的邊界多少帶有任意性”(傅承義等，1985).因此，對(duì)于南北地震帶范圍的認(rèn)識(shí)，沒有必要拘泥于一個(gè)區(qū)帶地理位置的細(xì)節(jié)上，而主要應(yīng)該注重震中分布的成帶性和地震活動(dòng)性與地質(zhì)構(gòu)造帶的統(tǒng)一.分段性是南北地震帶的一個(gè)重要特點(diǎn).

6.2 南北地震帶形成時(shí)代和動(dòng)力來源

至今，從地質(zhì)構(gòu)造上，不少地質(zhì)學(xué)家仍然認(rèn)為南北地震帶并不是一個(gè)地質(zhì)構(gòu)造上的區(qū)帶.但是，有些地質(zhì)構(gòu)造研究結(jié)果表明，南北地震帶的位置是處于地質(zhì)構(gòu)造的分界上.馬杏垣等(1987)認(rèn)為南北地震帶即是南北構(gòu)造帶.對(duì)于南北構(gòu)造帶，形成的時(shí)代和動(dòng)力來源，以及對(duì)中國(guó)大陸巖石圈構(gòu)造有何影響等問題，長(zhǎng)期以來都是地球科學(xué)家所關(guān)心的課題.

地質(zhì)學(xué)家們通常將我國(guó)大陸劃分成東西兩個(gè)一級(jí)構(gòu)造單元，西部是板塊碰撞帶強(qiáng)烈隆起區(qū)，東部是濱太洋弧后帶差異升降區(qū)，而南北地震帶處在兩個(gè)一級(jí)單元的分界帶上.中國(guó)大陸的構(gòu)造演化與兩大動(dòng)力體系的作用有關(guān)，它們分別來自南北構(gòu)造帶東側(cè)的西太平洋俯沖帶和西側(cè)的喜馬拉雅大陸碰撞帶(任紀(jì)舜等，1999).Tappoinnier和Molnar (1976) 為解釋東亞大陸西部的大范圍變形帶，曾提出過一個(gè)塑性滑移線理論，認(rèn)為天山—貝加爾大陸變形帶和南北地震帶皆是中部塑性滑移區(qū)與外圍彈性變形區(qū)的分界線.他們提出的簡(jiǎn)化模型雖對(duì)南北地震帶設(shè)計(jì)了一個(gè)可能的成因，但卻無法解釋該處強(qiáng)震為何如此頻繁.

萬天豐在“2014年南北構(gòu)造帶深部構(gòu)造與地震學(xué)術(shù)研討會(huì)”上的報(bào)告從中國(guó)大陸構(gòu)造演化的角度，來探討南北構(gòu)造帶的有關(guān)問題.依據(jù)不同的地質(zhì)歷史時(shí)期的地質(zhì)資料，認(rèn)為南北構(gòu)造帶是發(fā)育于新近紀(jì)以來地殼深部的斷裂構(gòu)造帶，它控制了中國(guó)大陸東西部的地震活動(dòng)性和活動(dòng)大地構(gòu)造特征，受印度—澳大利亞板塊向北碰撞-俯沖的影響，為印度洋90°E海嶺在亞洲大陸地殼內(nèi)發(fā)育的斷裂構(gòu)造表現(xiàn).印度—澳大利亞板塊以不等速度的向北運(yùn)移、俯沖和碰撞對(duì)于中國(guó)大陸南部的板內(nèi)變形產(chǎn)生巨大的影響，尤其是90°E海嶺的右行走滑斷層作用，真正形成比較連貫的南北構(gòu)造帶是近代的南北地震帶.但是這南北地震帶始終沒有跡象表明：它在地表形成連貫的斷層，而是在中地殼和莫霍面附近形成了一系列NNE向斷斷續(xù)續(xù)的地震斷層帶，此南北向地震帶顯然是90°E海嶺的右行走滑斷層在中國(guó)大陸地殼內(nèi)促成一系列地震斷層的結(jié)果.由于南北地震帶的逐步形成，使現(xiàn)代中國(guó)大陸地殼出現(xiàn)顯著不同的構(gòu)造變形特征：西部形成大量近東西走向的逆掩-推覆斷層及褶皺，地殼以近南北向縮短為主，它們顯然是印度板塊向北強(qiáng)烈擠壓、碰撞作用的結(jié)果(喜馬拉雅地區(qū)向北的運(yùn)移速度為～5 cm/yr)；而東部則以利用近南北向先存斷層發(fā)生較為微弱的、近東西向的伸展作用為主，它顯然是澳大利亞板塊低速(<2 cm/yr)向北擠壓和俯沖的遠(yuǎn)程效應(yīng)所造成的，也即與近南北向微弱的縮短作用相關(guān).總之，南北構(gòu)造帶是發(fā)育于新近紀(jì)以來地殼深部的斷裂構(gòu)造帶.南北構(gòu)造帶南段的南北向山脈和構(gòu)造帶并非印支期和中生代就存在的，它的形成時(shí)間應(yīng)該在中新世大約21 Ma，即由于印度板塊的快速楔入引起塊體旋轉(zhuǎn)而形成的，將它們構(gòu)造復(fù)位以后，前古近紀(jì)的構(gòu)造方向應(yīng)該是北西西向延伸的.

因此，南北構(gòu)造帶的動(dòng)力來源問題，首先必須搞清南北構(gòu)造帶殼幔結(jié)構(gòu)、組成和運(yùn)動(dòng)特征，并在此基礎(chǔ)上結(jié)合對(duì)東亞大陸總體的應(yīng)力、變形場(chǎng)和其他有關(guān)地球物理特征的最新認(rèn)識(shí)，分析尋找控制南北構(gòu)造帶現(xiàn)代運(yùn)動(dòng)的動(dòng)力原因，最終提出現(xiàn)代構(gòu)造活動(dòng)為何如此強(qiáng)烈的成因模式.

6.3 加強(qiáng)流動(dòng)地震觀測(cè)

對(duì)于南北構(gòu)造帶來說，地球科學(xué)的研究具有減輕地震災(zāi)害的重大意義.強(qiáng)震的孕育和發(fā)生是一個(gè)復(fù)雜的物理過程，必須通過長(zhǎng)時(shí)間的觀測(cè)與實(shí)踐，通過地質(zhì)、地球物理、大地測(cè)量、地球化學(xué)等多學(xué)科的交叉融合，綜合理解和認(rèn)識(shí)大地震的物理環(huán)境與破裂過程，才能夠從根本上達(dá)到預(yù)測(cè)的目的.本文涉及的相關(guān)問題是：震源區(qū)介質(zhì)的精細(xì)結(jié)構(gòu)和深淺構(gòu)造的關(guān)系、震源區(qū)介質(zhì)物性參數(shù)及其變化、斷層帶變形特征、地震破裂過程等.“十五”以來，我國(guó)的地震觀測(cè)系統(tǒng)得到迅速的發(fā)展，在全國(guó)布設(shè)了1000多個(gè)以寬頻帶儀器為主，用于地震監(jiān)測(cè)和地球科學(xué)研究的的固定臺(tái)站(鄭秀芬等，2009).其產(chǎn)出的數(shù)據(jù)在實(shí)時(shí)為地震監(jiān)測(cè)服務(wù)的同時(shí)，還提供用于科學(xué)研究目的.然而，當(dāng)前地震臺(tái)網(wǎng)數(shù)據(jù)的成像分辨率和精度尚不足以高可信度識(shí)別在孕震尺度概念下的地震危險(xiǎn)區(qū).即使是對(duì)于如“地殼通道流”一類的大陸動(dòng)力學(xué)議題爭(zhēng)論持續(xù)不斷，部分原因來自對(duì)“通道流”分辨率不足的問題(Liu et al.,2014).因此，加強(qiáng)流動(dòng)地震觀測(cè)是提高科學(xué)認(rèn)知的關(guān)鍵所在.

2010年以來，隨著科技部公益性行業(yè)科研專項(xiàng)“中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣探測(cè)”的實(shí)施，相繼在南北地震帶南段和北段布設(shè)了寬頻帶流動(dòng)地震臺(tái)陣.自運(yùn)行以來，已經(jīng)積累了大量的連續(xù)觀測(cè)數(shù)據(jù).在近期，利用流動(dòng)臺(tái)陣觀測(cè)系統(tǒng)，結(jié)合固定地震臺(tái)網(wǎng)，加上高分辨率深部結(jié)構(gòu)探測(cè)，相信不需要很長(zhǎng)的時(shí)間，就能夠獲取理想中的地殼上地幔三維精細(xì)結(jié)構(gòu)及物性成像，為地震預(yù)測(cè)和大陸動(dòng)力學(xué)研究提供新的研究途徑.

本文旨在對(duì)自2000年以來，特別是在2008年汶川地震之后國(guó)內(nèi)外(重點(diǎn)在國(guó)內(nèi))地學(xué)界發(fā)表的有關(guān)南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)與地震方面的研究成果作一個(gè)綜述.綜述時(shí)閱讀大量的研究成果，由于時(shí)間倉(cāng)促，遺漏之處在所難免，見諒.

致謝 感謝樓海，李永華，常利軍，王海燕，盧占武，李英康，房立華，徐小明,潘佳鐵等在文獻(xiàn)和資料收集過程中的幫助.

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周民都, 張?jiān)? 石雅鏐等. 2006. 青藏高原東北緣地殼三維速度結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)進(jìn)展, 21(1): 127-134.

祝意青, 劉芳, 李鐵明等. 2015. 川滇地區(qū)重力場(chǎng)動(dòng)態(tài)變化及其強(qiáng)震危險(xiǎn)含義. 地球物理學(xué)報(bào), 58(11): 4187-4196,doi:10.6038/cjg20151125.

(本文編輯 胡素芳)

Study on the lithospheric structure and earthquakes in North-South Tectonic Belt

WANG Chun-Yong1， YANG Wen-Cai2， WU Jian-Ping1， DING Zhi-Feng1

1KeyLabofSeismicObservationandGeophysicalImagin,InstituteofGeophysics,Beijing100081,China2StateKeyLabofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China

The North-South tectonic belt is the main boundary between the east and west parts of Chinese continent, and is also one of the major regions of strong earthquakes in the continental interior. After the 2008 WenchuanMS8.0 earthquake, a large number of projects (such as the field investigation, deep geophysical exploration and mobile seismic observation) were carried out in the North-South tectonic belt and the surrounding areas. The results of lithospheric structure and tectonics, and the deep tectonic environment and dynamic process of strong earthquakes were obtained. This paper reviews a number of research articles published in recent years. The special symposium includes the deep geophysical exploration and imaging of the lithosphere structure, seismic tomography, seismic anisotropy and crust-mantle deformation, reseaches on recently occurrened strong earthquakes and the continental dynamics. Since 2000, China has built the national and regional seismic networks containning more than 1000 seismic stations, which serve the seismic monitoring in real time, and provide mass seismic data for the earth sciences. A number of authors have published their results at home and abroad, which greatly improved the understanding of the North-South tectonic belt. However, although many important achievements in common sense have been made, there are also some issues, which are contradictory. One of the reasons may be that the resolution and accuracy of existing network data imaging is still not enough to recognition the details in deep crust, such as the earthquake risk region with the concept of seismogenic scale. An important aspect is to strengthen the temporary seismic observation, improve the distribution of the station, and obtain the high reliability of the target model. In recent years, the large-scale temporary seismic array observation, which is implemented in the North-South tectonic belt made by the project “China′s Seismic Array Observation”, combined with the data from permanent seismic networks and high-resolution deep geophysical exploration, is an effective way to raise the research level on the earthquke sciences and the continental dynamics.Keywords North-South seismic belt; Lithospheric structure; Seismic anisotropy; Seismic array; Continental dynamics

10.6038/cjg20151101.Wang C Y, Yang W C, Wu J P, et al. 2015. Study on the lithospheric structure and earthquakes in North-South Tectonic Belt.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):3867-3901,doi:10.6038/cjg20151101.

國(guó)家自然科學(xué)基金委員會(huì)—中國(guó)科學(xué)院學(xué)科發(fā)展戰(zhàn)略研究合作項(xiàng)目2013-1，地震行業(yè)專項(xiàng)(201308011)和國(guó)家自然科學(xué)基金(41174070，41474073和41474088)資助.

王椿鏞，男，1945年生，研究員，主要從事固體地球物理學(xué)方面的研究.E-mail：wangcy@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20151101

P315

2015-11-13，2015-11-17收修定稿

王椿鏞， 楊文采 ， 吳建平等. 2015. 南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)與地震的研究.地球物理學(xué)報(bào)，58(11):3867-3901,