王蘇， 徐曉雅， 胡家富

1 云南大學地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技術開發(fā)有限公司， 昆明 650091

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青藏高原東南緣的地殼結構與動力學模式研究綜述

王蘇1,2， 徐曉雅1,2， 胡家富1*

1 云南大學地球物理系， 昆明 650091 2 昆明南方地球物理技術開發(fā)有限公司， 昆明 650091

青藏高原東南緣的川滇地區(qū)殼幔變形特征及地球動力學模式一直是研究的熱點問題之一，多年來一直受到各國地球科學家的高度關注.青藏高原演變的“下地殼流模型”模擬得到的地表速度和變形場與GPS觀測具有很好的一致性，該模型在當前國際地學界很流行，因而尋找下地殼流存在與否的證據，是深部地球物理學必須面對的一個科學問題.本文綜合了川滇地區(qū)GPS觀測、震源機制解和Pms相分裂的結果，旨在探討川滇地區(qū)地殼演變模式的合理性；另外，從層析成像、接收函數(shù)反演和大地電磁測深結果分析，認為川滇地殼內存在大范圍的低速層，但分布的幾何形態(tài)較復雜.在云南地區(qū)，這一殼內低速區(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.

川滇地區(qū)； 地球動力學模型； 地殼結構； 下地殼流

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

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

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

1 引言

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

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

大陸構造活動區(qū)的下地殼強度和力學特征對于構造演化和地殼動力學至關重要，相對于上地殼而言，強度高的下地殼能有效地在豎向傳遞應力.在小尺度范圍內(幾十公里)，其運動是直接耦合于地幔的(Royden, 1996；Clark et al., 2005).然而，在地殼熱而異常厚的區(qū)域，實驗表明：中、下地殼可能包含一軟弱的韌性層，該層將堅硬的上地殼與較強韌性的地幔分隔開來(Kirby, 1983; Bird, 1991).很多學者認為在地殼處于熱狀態(tài)的地區(qū)，其下地殼扮演了一個在地質時間程度上可流動的軟弱層的角色，同時被認為這是平衡地殼內部側向壓力梯度、減小地表起伏和地殼厚度的力學機制(Clark and Royden, 2000).

由于“下地殼流模型”主要是依據地形、地殼厚度的橫向變化提出來的(例如，Clark and Royden, 2000)，支持其合理性的地球物理證據，特別是深部地殼結構的證據尚很缺乏.Klemperer(2006)認為“下地殼流”能否發(fā)生取決于: (1) 中下地殼存在能夠發(fā)生流動的軟弱層; (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度(剛性)上地幔相對于軟弱層的運動.自從青藏東部的“下地殼流模式”提出以來，雖然合理地解釋了青藏高原東緣的變形特征，但是否存在以上的三個條件之一尚無統(tǒng)一結論.有學者提出青藏東部邊緣的下地殼不太可能發(fā)生大規(guī)模的韌性流動，而是受到斷裂和構造邊界的制約被限定在局部地區(qū)，僅沿兩條弧形通道流向云南南部，并且跨過了金沙江—紅河斷裂(Bai et al., 2010).也有學者認為來自青藏高原東部的下地殼流被麗江—金河斷裂阻隔，僅到達云南北部地區(qū)(Chen et al., 2013).來自青藏高原東部的下地殼流是否進入川滇地區(qū)、其分布形態(tài)如何，這是地學界爭論的熱點問題之一.除此以外，面臨的問題還有：下地殼流的尺度如何？上下地殼之間是耦合的還是解耦的？這些問題對于理解青藏高原東緣的構造演化十分重要，本文收集了已有的研究結果，旨在討論川滇地區(qū)是否存在下地殼流的深部證據，以及下地殼流的分布范圍.

2 構造背景

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

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

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

3 地殼變形特征分析

3.1 震源機制解與區(qū)域構造應力場

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

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

川滇地區(qū)地處南北地震帶，地震頻度高且震源深度淺(極大部分小于20 km)，因此主壓應力的方向在一定程度上代表了上地殼的受力狀態(tài).20世紀70年代以來, 我國許多學者對川滇地區(qū)構造應力場分區(qū)特征進行了研究(闞榮舉等, 1977；謝富仁等, 2001；程萬正等, 2003).本文收集了從1965—2013年發(fā)生于97°—107°E, 21°—34°N范圍內的812個地震的震源機制解，其中, 正斷層型147個，逆斷層型117個，走滑斷層型548個(如圖2).雖然構造應力場分區(qū)與構造分區(qū)具有一定的相關性, 但不完全對應.由于川滇地區(qū)地殼運動呈現(xiàn)出明顯的分區(qū)特征，以往人們通常以地質構造分區(qū)為單元研究區(qū)域構造應力場(程佳等，2012)， 然而，構造應力分區(qū)考慮的是在已有構造框架下地殼中應力分布的狀態(tài).由于地震分布不均勻，不可能完全按構造分區(qū)統(tǒng)計其主壓應力的優(yōu)勢分布.這里既考慮了構造分區(qū)，同時兼顧了地震分布，將川滇地區(qū)分為滇東(EYB，小江斷裂以東)，滇南(SYB，紅河斷裂以南)，滇西(WSB，瀾滄江斷裂以西)，滇中(CYB，川滇菱形塊體南部)，川西(WSB, 川滇菱形塊體北部)，松潘—甘孜(SP，龍門山斷裂以西)和四川盆地(SB)進行統(tǒng)計.如圖3所示，金沙江—紅河斷裂帶作為川滇地區(qū)一級塊體的分界, 其兩側主壓應力場存在明顯的差異.川滇菱形塊體內部存在三個優(yōu)勢方向：一個是沿南東東，其次是沿東南向，另一個近南北向.從川滇菱形塊的北部到南部，構造應力場一部分保持了東南向，另一部分呈現(xiàn)了圍繞喜瑪拉雅東構造結順時針旋轉的趨勢.滇西地塊除了受近南北向的擠壓外，還有一組北東向的主壓應力，這是緬甸板塊北東向運動以及青藏高原東緣擠出作用所致.松潘—甘孜塊體受高原向東擠出和四川盆地的阻擋作用，一組主壓應力向東，另外一組沿北東逃向鄂爾多斯.在川滇地區(qū)東部, 由于華南塊體的強烈阻擋而形成了最大主壓應力方位為北西向.

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

印度板塊與歐亞板塊碰撞，對縫合區(qū)的地球動力學過程起著深刻的影響，不但地殼加厚，而且高原不斷隆起.特別是20新世以來，高原大幅度抬升，對邊緣產生了與以前不同的影響.此后，青藏高原東南緣的川滇地區(qū)現(xiàn)代地殼運動一般認為一直承襲著上新世以來的基本格局(Wang and Burchfiel, 2000；Schoenbohm et al., 2006).兩大板塊的碰撞不僅對地殼的垂直運動起著重要作用，而且對斷裂活動方式及各塊體的水平運動起著控制作用.在812個地震的震源機制解中，其中P軸傾角小于30°的有610個，占總數(shù)的75%，表明川滇地區(qū)各活動斷裂的運動特征雖然多樣、且各構造塊體的運動方式差異較大，但多以水平運動為主.

3.2 GPS觀測與地殼各向異性特征

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

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

如圖5所示，當一束地震波入射到Moho界面上時，會發(fā)生振型轉換形成Pms震相，并以S波速度傳播，且緊隨P波之后.若地殼存在各向異性，則Pms相會形成快、慢S波.然而，由于轉換波Pms是弱震相，且疊加在入射波的尾波里，故不易識別.Chen等(2013)利用接收函數(shù)技術(Langston，1977，1979)分離出川滇地區(qū)98個永久性寬頻臺站下方的徑向和切向接收函數(shù)，并測定了Pms相的各向異性.結果表明：四川西部和松潘—甘孜地塊的Pms相的時間延遲為0.20～0.23 s，其余地區(qū)的時間延遲為0.16～0.17 s.Sun等(2012)測量了川滇 地區(qū)12個永稱久性臺站記錄的Pms相的分裂，結果表明：Pms相的快慢波的時間延遲在0.5～0.9 s之間，這一時間延遲與SKS相分裂的時間(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)相近，考濾到SKS相的分裂主要發(fā)生于上地幔(Lev et al., 2006；Wang et al., 2008)，因此認為Chen等(2013)的結果可能比較客觀地反應了地殼的各向異性特征.另外，已有的近源S波分裂研究(Zhang et al., 2008；Shi et al., 2009, 2012; 石玉濤等，2013)表明：其時間延遲僅在0.02～0.06 s, 由于川滇地區(qū)大部分地震的震源深度僅為10～15 km，因此判定近源S波分裂所反應的主要是上地殼的各向異性特征.考慮這些因素，Chen等(2013)認為由Pms相分裂得到的各向異性主要來自下地殼.

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

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

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

4 地殼結構研究現(xiàn)狀分析

川滇地區(qū)是青藏高原現(xiàn)今地殼形變和地震活動最強烈的地區(qū)之一，也是研究青藏高原現(xiàn)今地殼形變模式和構造演化規(guī)律的熱點地區(qū).從20世紀80年代中期以來，青藏高原東緣已經實施了一批深部構造的研究計劃，用不同的地球物理方法(人工地震測深、大地電磁測深、天然地震走時層析成像、接收函數(shù)等)確定該地區(qū)的地殼上地幔結構.在過去30多年里，我國在青藏高原東緣的研究已經取得了很大成績，為后續(xù)研究提供了極為重要的基礎資料.

4.1 人工地震測深

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

4.2 層析成像

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

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

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

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

圖7 川滇地區(qū)具有代表性的速度剖面位置

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

4.3 接收函數(shù)技術

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

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

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

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

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

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

圖11 地殼厚度等值線(Xu et al., 2007)

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

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

接收函數(shù)技術主要利用界面上產生的Ps波的運動學、動力學持征來探測界面性質.在地球內部，速度隨深度增加而增加的界面，其產生的Ps波的極性與入射波的極性相同(例如，記為正極性)，反之亦然.我們利用川滇地區(qū)的永久性臺站記錄的180個遠震事件，其震級MS≥6.2，震中距在30°—95°之間，總共提取了13080個P波接收函數(shù).每一臺站記錄的接收函數(shù)均被校正到同一參考震中距處(例如67°)，然后疊加成一道信號，通過分析殼內Ps相的極性以確定是否存在低速層.圖13中，紅色圓圈標示的臺站即為殼內存在低速層，其余三角標示的臺站下方不存在明顯的殼內低速層.從這一分布特征來分析，松潘—甘孜塊體僅部分存在殼內低速層，這與先前的研究結果(Zhang et al., 2009；Wang et al., 2010; Liu et al., 2014)較一致.在川滇菱形塊體北部，似乎不存在大范圍的殼內低速區(qū)分布，這與Xu等(2007)的反演結果較一致.然而，川西地區(qū)密積臺陣觀測的結果(Liu et al., 2014)認為青藏高原東緣地區(qū)殼內低速層厚度大、速度低，這與極性分析的結論似乎不太一致.其原因是北緯29°N附近臺站較少，更精確的分布形態(tài)有待進一步研究.另外，川滇菱形塊體南部(滇中)，低速區(qū)的分布范圍較大，但低速區(qū)似乎被小江斷裂和金沙—紅河斷裂限制在特定的區(qū)域內.

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

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

圖13 川滇地區(qū)的寬頻臺站及殼內低速區(qū)分布

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

4.4 大地電磁測深結果

除了地震探測外，在青藏高原東南緣還布設過大地電磁測深剖面(圖13)，探測結果顯示(圖14)，測深剖面與鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂交匯部位呈現(xiàn)高導特征，其埋深為20～40 km(Bai et al., 2010).Bai等(2010)推測這一地殼高導層僅沿鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂展布，并形成一個高導電率的通道，且這一通道從青藏高原延伸800 km進入中國南部(如圖1).另外，Bai等(2010)還認為這一高導流體的實質就是地質學意義上可流動的下地殼流，而且，青藏高原東南緣并不存在大規(guī)模的下地殼流，僅沿兩條弧形通道從青藏高原向南延伸.這一結論似乎對“下地殼流模式”提出了質疑，此后，關于川滇地區(qū)是否存在大規(guī)模的下地殼流成為一個討論的熱點.如圖13所示，P2、P3和P4測線與鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂交匯處，接收函數(shù)分析證實殼內存在負Ps極性，我們也認為殼內存在低速層，這二者是比較一致的.除此之外，我們的結果還顯示，沿鮮水河—小江斷裂，有的地區(qū)并沒有發(fā)現(xiàn)殼內低速層.總體而言，殼內Ps相負極性表明，滇中大部分地區(qū)均存在殼內低速層，這與大地電磁探測結果(Bai et al., 2010)不一致.由于沿嘉黎—怒江斷裂的地震臺站較少，目前無法作出任何評價.

5 討論與結論

地球科學的多個領域的研究 (Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007)表明，印度—歐亞板塊碰撞帶是一個典型的活動大陸碰撞帶，印度板塊與歐亞板塊之間的碰撞至今仍在繼續(xù).青藏高原東緣作為高原與揚子地臺之間的過渡帶，在兩個地質時期經歷了強烈的地殼變形和斷裂作用(Tapponnier and Molnar, 1977；Molnar and Deng, 1984).按地震活動性特征，川滇地區(qū)屬于我國的南北地震帶.除了地震活動頻度高，川滇地區(qū)地殼厚度變化也十分劇烈(圖15)，從青藏高原中東部地區(qū)的65km下降到云南南部地區(qū)的30km(Yang et al., 2011; Hu et al., 2011, 2012)，地殼厚度這一變化趨勢與地形高程呈平穩(wěn)下降趨勢相一致(圖1).將地球表面的變形場和地幔深處的變形場聯(lián)系起來，加上地殼和上地幔構造的約束，有助于對地球內部流變特征以及動力學過程研究的深入.另外，除龍門山斷裂帶之外, 整個川西地區(qū)的變形是一種近似連續(xù)的、以左旋走滑為主, 并形成了旋轉的弧形構造(Zhang, 2013).造成這種弧形左旋走滑運動的深部驅動機制是一個沒有解決的科學問題，其可能的機制之一就是下地殼的流動.雖然下“地殼流模型”較好地解釋了地表變形機制，但青藏高原東緣地區(qū)是否在可流動的下地殼仍是爭論的焦點.其主要表現(xiàn)為：(1)地震學觀測到的殼內低速區(qū)是否為部分或全部融熔所致，還是晶體定向排列所致；(2)殼內速度值低到何種程度才能實現(xiàn)流動仍是一個懸而未決的問題；(3)目前用Rayleigh波反演得到的S波速度均為SV波的速度，殼內是否真正為低速區(qū)還需要SH波速予以佐證.鑒于這些原因，既使殼內存在低速區(qū)，可能也無法明確判定是否存在下地殼流.因此，在川滇地區(qū)開展上述幾方面的研究工作，對于揭示縫合區(qū)內殼幔變形機制以及孕震背景具有重要的科學意義.

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

圖15 川滇地區(qū)的地殼厚度等值線

Wang和Gao(2014)使用云南區(qū)域地震臺網的55個寬頻帶地震臺站連續(xù)地震背景噪聲數(shù)據, 采用雙臺站互相關方法獲得周期5～34 s范圍內的瑞利面波速度頻散曲線，反演結果表明：在16～26 s周期內川滇菱形塊體內部呈現(xiàn)大范圍的低速異常, 而這一周期范圍主要反應了中下地殼結構的變化(Wang and Gao, 2014).30～34 s 時川滇菱形塊體下方又變?yōu)楦咚佼惓＃凳敬ǖ崃庑螇K體中下地殼處的低速異常區(qū)很可能就是青藏高原下地殼流的通道(Wang and Gao,2014).另外，最值得注意的是在16～26 s周期內，紅河斷裂西側并沒有出現(xiàn)低速區(qū)，這一結果與我們推測下地殼沒有跨過紅河斷裂的結論相吻合.

在過去幾十年里，川滇地區(qū)的地殼結構研究取得了豐碩的成果，本文不可能一一列出，本文僅給出川滇地區(qū)可能存在殼內低速區(qū)的研究結果.然而，這些低速區(qū)是否相互連接、來自何處，目前尚無法作出明確的結論，這可能是將來的研究方向之一.對于青藏高原東緣的殼內低速區(qū)是否形成兩個殼內低速流通道(Bai et al., 2010；Bao et al., 2015)，另外，這兩個通道是否跨過了川滇菱形塊體的構造邊界，最終匯聚到何處，這些都是值得研究的科學問題.然而，受當前的觀測條件所限，這些問題將有待于關鍵地區(qū)綜合地球物理剖面探測和密集臺陣探測的有機結合，多方法、多屬性的同步探測和綜合約束，可能是未來真正解決這一重要科學問題的希望所在.綜合現(xiàn)有的研究結果，可以得到如下結論：

(1) 根據川滇地區(qū)的GPS速度場、構造應力場和地殼各向異性分布特征，認為川滇地區(qū)上、下地殼沒有解耦.

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

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

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

(5) 川滇地區(qū)殼內低速區(qū)的三維形態(tài)較為復雜，不但速度值存在明顯的橫向差異，而且厚度和埋深也不均.特別是在北緯29°N附近，由于臺站較少，這一殼內低速區(qū)的空間展布特征有待進一步研究.

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

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(本文編輯 張正峰)

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

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

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

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

10.6038/cjg20151129

P313

2015-06-10，2015-10-18收修定稿

國家自然科學基金資助項目(41374106)資助.

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

*通訊作者 胡家富，男，1965年生，教授，長期從事地殼與上地幔結構研究工作.E-mail：jfhu@ynu.edu.cn