南北地震帶巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)面波層析成像

黃忠賢，李紅誼，胥 頤

1中國地震局地殼應(yīng)力研究所，北京 100085

2中國地質(zhì)大學(xué)地球物理與信息技術(shù)學(xué)院，北京 100083

3中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

1 引 言

南北地震帶北起鄂爾多斯西緣，向南延伸至云南西部，不但是一條活躍的強(qiáng)震帶，也是顯著的重力梯度帶和地殼厚度突變帶.它把中國大陸分成東西兩個(gè)不同的構(gòu)造作用區(qū)域，西部受到印度—?dú)W亞板塊碰撞造成的近南北向壓縮作用，東部主要是由太平洋和菲律賓海板塊俯沖和海溝后撤形成的伸展作用區(qū)域［1－4］.了解南北地震帶及其周邊區(qū)域的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)，對(duì)于認(rèn)識(shí)南北帶強(qiáng)震的構(gòu)造起因和中國大陸構(gòu)造動(dòng)力學(xué)問題具有重要的意義.

面波層析成像是研究地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的一個(gè)重要途徑.雖然其較大的波長限制了對(duì)于精細(xì)結(jié)構(gòu)的分辨能力，但是面波記錄一般具有較高的信噪比，而且能對(duì)研究區(qū)域形成良好的路徑覆蓋，因此很適于研究較大區(qū)域地殼和上地幔百公里量級(jí)的S波速度結(jié)構(gòu)特征.李白基等［5］和何正勤等［6］利用通過不同構(gòu)造塊體的瑞利面波記錄研究了南北地震帶兩側(cè)不同塊體速度結(jié)構(gòu)的基本特征.隨著面波資料數(shù)量的積累（特別是數(shù)字地震記錄）和反演方法的發(fā)展，面波層析成像逐漸被普遍應(yīng)用于地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的研究中.周兵［7］、莊真［8］、蘇偉［9］等分別給出了青藏高原及周圍地區(qū)的面波層析成像結(jié)果.近年來從地震噪聲中提取面波信息的方法取得很大發(fā)展，在很多地區(qū)彌補(bǔ)了天然地震資料不足的缺陷，對(duì)改善地殼結(jié)構(gòu)的分辨能力起到了很好的作用.Li等［10－11］和 Yang等［12］利用背景噪聲資料分別給出了川西藏東、中國西部和青藏地區(qū)的地殼S波速度結(jié)構(gòu).Yao等［13－14］和Zhou等［15］同時(shí)利用背景噪聲和天然地震資料分別研究了川滇西部和華南地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu).

上述的面波研究工作給出了南北地震帶，特別是青藏高原東緣地區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)的基本特征.高原東緣兩側(cè)的速度結(jié)構(gòu)顯著不同，西側(cè)高原的地殼厚、速度低、在中地殼普遍存在低速層；而東側(cè)的揚(yáng)子地塊地殼薄、速度高、且具有很厚的巖石圈.眾多利用其它手段的研究，如體波波形擬合［16］、走時(shí) 反 演［17］、層 析 成 像［18－20］、人 工 地 震［21］、接 收 函數(shù)［22－23］以及大地電磁測(cè)深［24－25］等，也給出了大體一致的結(jié)構(gòu)特征.

本文介紹南北地震帶及鄰近區(qū)域（圖1）的面波層析成像結(jié)果，給出各個(gè)構(gòu)造塊體巖石圈速度結(jié)構(gòu)和各向異性的主要特征，并對(duì)其構(gòu)造動(dòng)力學(xué)意義作初步的探討.

2 資料和方法

面波層析成像工作覆蓋了比本文研究區(qū)域大得多的范圍（23°S—65°N，50°E—165°E），收集了該區(qū)域內(nèi)截止于2007年底的地震記錄，特別注意增加了由區(qū)域和流動(dòng)臺(tái)網(wǎng)記錄的較短路徑的面波資料，以改善對(duì)于地殼結(jié)構(gòu)的分辨能力.用基于多重濾波技術(shù)［26］的時(shí)頻分析方法在10到184秒周期范圍內(nèi)提取每條路徑的基階瑞利波群速度頻散曲線.層析成像采用傳統(tǒng)的兩步法，第一步通過二維網(wǎng)格反演確定每個(gè)結(jié)點(diǎn)的純路徑頻散曲線，第二步再反演每個(gè)結(jié)點(diǎn)下方的S波速度結(jié)構(gòu).整個(gè)反演區(qū)域采用可變尺度網(wǎng)格進(jìn)行離散，本文的研究區(qū)域中網(wǎng)格大小為1°×1°.結(jié)點(diǎn)間速度采用雙線性內(nèi)插，結(jié)點(diǎn)速度（即反演待定參數(shù)）采用Smith和Dahlen［27］的方法表示為V ＝V0＋Acos（2α）＋Bsin（2α），其中V0是平均速度，α是瑞利波傳播方位角，A和B是表征方位各向異性的兩個(gè)參數(shù)，由此可算出瑞利波快波方向和各向異性強(qiáng)度.二維網(wǎng)格反演采用Occam方法［28－31］，同時(shí)反演瑞利波的速度及方位各向異性.

圖2a給出周期39.8s時(shí)穿過本文研究區(qū)域的面波路徑覆蓋情況，可見大部分區(qū)域的路徑密度和交叉情況都比較好.周期為39.8s時(shí)路徑數(shù)最多，達(dá)8548條.周期減小或增大時(shí)路徑數(shù)都減少，10s周期路徑數(shù)為7098條，125.8s和184.7s周期的路徑數(shù)分別為5281和3409條.利用棋盤模型對(duì)反演的分辨能力作了試驗(yàn).理論模型為速度高低相間的棋盤狀速度模型，通過正演計(jì)算得到每條路徑的理論走時(shí)，然后隨機(jī)疊加一個(gè)介于正負(fù)0.04km/s的速度誤差.利用與實(shí)際資料相同的路徑和反演參數(shù)進(jìn)行反演，考察輸出結(jié)果與理論模型的符合程度.圖2b顯示周期39.8s，3°×3°棋盤模型的反演結(jié)果.可以看出原始速度模型得到了較好恢復(fù).綜合實(shí)際資料的反演結(jié)果來判斷，我們估計(jì)反演的分辨率大約是300～400km.

圖2 周期為39.8s時(shí)研究區(qū)域面波路徑（a）和棋盤試驗(yàn)的反演結(jié)果（b）Fig.2 Surface wave paths（a）and inversion result of checkerboard test（b）at period 39.8s

3 反演結(jié)果

3.1 地殼厚度

圖3給出由面波反演得到的研究區(qū)內(nèi)莫霍面深度分布，等值線間隔為1km.應(yīng)當(dāng)指出，面波給出的是忽略小尺度橫向變化后的平均結(jié)果，而且由于深度/速度折衷引起的不確定性估計(jì)為±（1～2）km.在反演中盡量使用統(tǒng)一的步驟和標(biāo)準(zhǔn)，如使用鄰近結(jié)點(diǎn)的反演結(jié)果作為初始模型，盡量保持莫霍面上下的速度值在合理范圍，以便比較真實(shí)地反映各個(gè)構(gòu)造單元地殼厚度的特征和變化趨勢(shì).從圖3可見南北地震帶的東邊界是地殼厚度的突變帶，西部地區(qū)地殼厚度普遍大于45km，東部小于45km并向東逐漸減薄.

3.2 地殼速度結(jié)構(gòu)

地殼淺部的速度圖像主要受沉積層厚度的影響，此處不予討論.圖4給出10至25km深度范圍內(nèi)平均S波速度的分布，圖5是25km至莫霍面的平均速度，分別表示中地殼（地震發(fā)生層）和下地殼（黏性流變層）速度的水平分布圖像.圖中黑色圓點(diǎn)是大于等于6.5級(jí)地震的震中.中下地殼的速度圖像顯示如下特點(diǎn).

（1）南北地震帶的東邊界是一條顯著的速度分界，西側(cè)的地殼速度明顯低于東側(cè)；此外，從高原的主體向北到柴達(dá)木、祁連、阿拉善等地塊，下地殼速度是逐步升高的.從圖4和5可以看出，強(qiáng)烈地震大多發(fā)生在地殼的低速區(qū)內(nèi)或高低速區(qū)的邊界附近.地殼的低速區(qū)可以看作是容易發(fā)生變形的區(qū)域，而高低速的邊界附近容易產(chǎn)生應(yīng)力集中，因此這一現(xiàn)象是可以理解的.關(guān)于龍門山兩側(cè)的速度差異及滇西地區(qū)地殼的低速現(xiàn)象，已有很多研究予以證實(shí)；本文結(jié)果同時(shí)表明，阿拉善地塊中下地殼的速度明顯小于鄂爾多斯地塊.南北地震帶具有比較清晰的東邊界，可能與這種顯著的地殼速度結(jié)構(gòu)分界有關(guān).

（2）整個(gè)青藏高原包括川滇西部地區(qū)，地殼速度顯著低于正常大陸地殼.在羌塘和巴顏喀拉—松潘甘孜等地塊和川滇地塊西部的中下地殼（大致25～45km深度），存在速度發(fā)生逆轉(zhuǎn)的低速層.青藏高原低速地殼的范圍與高原地形基本一致，西藏地區(qū)和川滇西部地區(qū)的低速是連成一體的.相對(duì)高速的地殼圍繞高原周邊，阻擋高原的側(cè)向擴(kuò)張，并造成陡峭的邊界地形；但在高原的東北角和西南角，周邊的高速地殼出現(xiàn)缺口，可能為地殼物質(zhì)的側(cè)向流動(dòng)提供通道，并造就了南北地震帶的北段和南段.

圖4 10～25km深度范圍（中地殼）平均S波速度分布Fig.4 Distribution of S－wave velocity averaged over depth range 10～25km （Middle crust）

圖5 25km～Moho深度（下地殼）平均S波速度分布Fig.5 Distribution of S－wave velocity averaged from 25km to Moho（Lower crust）

3.3 上地幔速度結(jié)構(gòu)

圖6顯示從莫霍面到120km深度平均速度的分布圖像.在穩(wěn)定的大陸地區(qū)，這一深度范圍屬于上地幔巖石圈（即上地幔蓋層），速度較高；在活動(dòng)構(gòu)造區(qū)域，如巖石圈厚度小于120km或巖石圈受到上升的軟流圈物質(zhì)侵入，則顯示低速.從圖中可見研究區(qū)包含三個(gè)主要的構(gòu)造活動(dòng)域，由北到南分別是西蒙古高原、青藏高原和從緬甸弧后到南海的區(qū)域.

圖6 Moho～120km深度（上地幔蓋層）平均S波速度分布Fig.6 Distribution of S－wave velocity averaged from Moho to 120km （Upper mantle lid）

值得注意的是，青藏高原上地幔和地殼的速度圖像有顯著的差異.上地幔低速區(qū)囿于以羌塘為中心的西藏地區(qū)，川滇西部的南北向低速帶是由上地幔頂部的低速引起，與西藏地區(qū)的上地幔結(jié)構(gòu)并不相同.在西藏和川滇西部兩個(gè)低速區(qū)之間，從喜瑪拉雅東構(gòu)造結(jié)向北北東方向延伸一條高速帶.這樣的速度分布顯然會(huì)阻礙高原地幔物質(zhì)向東的側(cè)向運(yùn)動(dòng).青藏高原的地殼和上地?？赡芫哂型耆煌臉?gòu)造運(yùn)動(dòng)/變形方式，而中下地殼的低速軟弱物質(zhì)為殼幔動(dòng)力學(xué)解耦提供了必要條件.

為了進(jìn)一步了解南北地震帶不同地段的巖石圈速度結(jié)構(gòu)特征，圖7給出6條0～300km深度的速度剖面（位置見圖1）.各條剖面所用的色標(biāo)是一致的，以便于相互比較.剖面AA和BB平行于南北帶的走向，分別位于南北帶東邊界的西側(cè)和東側(cè).從總體上看，無論是地殼還是上地幔的速度，西側(cè)都要低于東側(cè).以速度結(jié)構(gòu)特征來劃分，南北地震帶可以分成四段，每段的東邊界都是兩個(gè)具有不同巖石圈結(jié)構(gòu)的塊體的交界.從北到南它們分別是：阿拉善—鄂爾多斯、祁連—秦嶺、松潘甘孜—四川盆地、川滇西部—揚(yáng)子地塊.

剖面CC至FF是四條NW—SE方向橫穿南北地震帶上述各段的剖面.這些剖面說明，不但南北地震帶的地殼速度低于其東側(cè)的地塊，而且東西兩側(cè)的上地幔速度結(jié)構(gòu)也有明顯的差別，如剖面C中103°E左右，剖面DD中龍門山兩側(cè)，剖面EE中106°E以及FF中106°E—107°E左右.這說明南北地震帶的東界是由塊體邊界或切穿巖石圈的斷裂帶構(gòu)成，其以東的塊體具有高速且厚的巖石圈，如鄂爾多斯和四川盆地基本保存著克拉通性質(zhì)的巖石圈特征，或具有相對(duì)較高速的地殼和蓋層，如秦嶺地塊，但其巖石圈下部可能在揚(yáng)子和華北縫合的過程中遭到侵蝕（圖7BB剖面）；而西邊的塊體地殼較軟弱并靠近構(gòu)造動(dòng)力源（印度—?dú)W亞碰撞帶），因而成為強(qiáng)震多發(fā)區(qū).由于很多強(qiáng)震是沿NW、EW和NE向斷裂發(fā)生的，因此南北地震帶的西界不易準(zhǔn)確界定.

圖7 巖石圈速度結(jié)構(gòu)剖面（剖面位置見圖1）Fig.7 Velocity profiles of the lithosphere（see Fig.1 for profile location）

3.4 南北地震帶各段巖石圈速度結(jié)構(gòu)特征

南北地震帶從南向北穿過川滇西部、松潘甘孜、祁連、阿拉善等地塊，其地殼都具有程度不等的低速特征，即使是青藏高原以外的阿拉善地塊，其中、下地殼的速度也明顯低于其東側(cè)的鄂爾多斯.在川滇地塊西部和松潘甘孜地塊的中下地殼（約25～45km深度范圍）存在低速層，并且與羌塘的地殼低速層相通（圖7CC、DD剖面）.青藏高原地殼的低速特征和殼內(nèi)低速層在以往的面波研究中都有顯示，近年發(fā)表的結(jié)果如，Li等［10－11］發(fā)現(xiàn)青藏高原東緣中下地殼（～20－45km）存在低速層，Yang等［12］發(fā)現(xiàn)青藏高原中地殼（20～40km）普遍存在低速層.他們所利用的資料（噪聲）以及提取面波信息的方法與本文完全不同，因此具有較好的互證價(jià)值.利用其它資料和方法進(jìn)行的研究，如體波波形擬合［16］、人工地震［21］、接收函數(shù)［22－23］及大地電磁測(cè)深［24－25］等，也都證明殼內(nèi)低速層的存在.本文得到的青藏高原東緣地殼速度圖像與利用噪聲資料得到的結(jié)果［12－13］是基本一致的.

南北地震帶東西兩側(cè)的巖石圈厚度差別并不顯著，基本上都在150～180km之間（圖7剖面AA和BB）.但是西側(cè)的巖石圈上地幔顯然受到構(gòu)造活化的影響（如板塊拼合過程甚或中生代早期的大規(guī)模玄武巖噴發(fā)），速度變得較低.在川滇西部地區(qū)的上地幔頂部出現(xiàn)異常的低速現(xiàn)象，從莫霍面下至88km左右深度的S波速度顯著低于正常大陸地幔頂部的速度（約4.3km/s）.Yao等［13］利用噪聲和天然地震資料反演的結(jié)果也顯示，川滇西部在莫霍面以下（75km深度）為低速，而在100km深度變?yōu)楦咚?松潘甘孜地塊的巖石圈中間（約90～130km）夾著一個(gè)低速層（圖7DD剖面），與羌塘地塊的結(jié)構(gòu)頗為相似.這種深部結(jié)構(gòu)形態(tài)還需要利用不同資料和方法給出更多的證據(jù)來支持，其是否與特提斯閉合時(shí)期的俯沖和碰撞有關(guān)也需深入研究.

4 討 論

4.1 南北帶強(qiáng)震和青藏高原東緣地殼運(yùn)動(dòng)

南北地震帶強(qiáng)震的發(fā)生與青藏高原東部地區(qū)的地殼運(yùn)動(dòng)有密切的關(guān)系.在青藏高原地殼增厚和擴(kuò)展的各種模型中，下地殼黏性流動(dòng)模型得到眾多觀察事實(shí)的支持，近年來受到廣泛關(guān)注［32－33］.Royden等［34］提出了一個(gè)軟弱下地殼模型解釋高原地殼增厚和上地殼的運(yùn)動(dòng).Clark等［35－36］利用下地殼通道流遇到四川盆地等堅(jiān)硬地塊阻擋的模型解釋青藏高原地殼增厚及平頂陡邊地形等現(xiàn)象.Yang和Liu［37］利用三維黏性地殼模型研究了青藏高原地殼增厚和側(cè)向擠出的演變歷史.這類模型都要求一個(gè)軟弱的高原下地殼和堅(jiān)硬的周邊地殼.模型預(yù)測(cè)的結(jié)果符合青藏高原東緣的地形和隆升歷史等地質(zhì)證據(jù)［38］，并與GPS資料揭示的現(xiàn)今地表運(yùn)動(dòng)基本一致［32，39］.

本文的面波反演結(jié)果可以從速度結(jié)構(gòu)和各向異性兩個(gè)方面支持下地殼流動(dòng)模型.如前所述，青藏高原東緣中下地殼表現(xiàn)出低速特征，廣泛存在下地殼低速層（圖4，5和圖7中DD，EE剖面），并且這些特征與高原主體地區(qū)的低速是連成一體的.在印度板塊的北向擠壓下，中下地殼物質(zhì)發(fā)生向東的側(cè)向流動(dòng)，由于揚(yáng)子地塊的阻擋而分成向北東和向南的流動(dòng).脆性的上地殼在下地殼流的拖動(dòng)以及直接傳遞的水平構(gòu)造應(yīng)力共同作用下，產(chǎn)生運(yùn)動(dòng)和破裂.巴顏喀拉—松潘甘孜地塊與其以東的四川盆地和以北的祁連地塊存在顯著的地殼速度差異，介質(zhì)力學(xué)性質(zhì)的差異阻礙了中下地殼物質(zhì)流動(dòng)，從而造成逆沖性質(zhì)的震源機(jī)制主要出現(xiàn)在祁連地塊和龍門山地區(qū)［40］.在青藏高原的東南部（云南地區(qū)），地殼低速區(qū)呈向南開放的喇叭口狀，下地殼流動(dòng)可能受到較小阻力，上地殼的運(yùn)動(dòng)表現(xiàn)為繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的剪切滑動(dòng)和塊體轉(zhuǎn)動(dòng)，震源機(jī)制以走滑為主.

在反演速度結(jié)構(gòu)的同時(shí)我們也獲得了瑞利面波傳播速度方位各向異性的分布圖像.雖然各向異性結(jié)果由于探測(cè)的困難和解釋的歧義而存在較大的不確定性，但仍可作為動(dòng)力學(xué)研究的重要參考.圖8給出4個(gè)不同周期瑞利面波的各向異性分布圖像，圖中的短線段指示該處各向異性的快波方向，線段長度代表各向異性強(qiáng)度.圖8a（10s周期）代表脆性上地殼的各向異性，通常解釋為由剪切造成，快波方向平行于剪切面.圖中可見快波方向繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)旋轉(zhuǎn)，在北部區(qū)域大致平行于鮮水河、祁連等主要構(gòu)造帶.圖8b（29.2s周期）代表中下地殼的各向異性圖像，可以看到由于下地殼的流動(dòng)性造成的顯著各向異性（在構(gòu)造穩(wěn)定的地區(qū)可以解釋為以往構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的遺跡）.繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)旋轉(zhuǎn)的圖像依然清晰.在巴顏喀拉—松潘甘孜及其以南的地區(qū)存在很強(qiáng)的各向異性，方向大體與鮮水河斷裂平行而與龍門山斷裂帶垂直，反映了這一區(qū)域較強(qiáng)的下地殼流動(dòng)和鮮水河斷裂的剪切運(yùn)動(dòng)；在祁連和阿拉善地塊，下地殼各向異性較弱，方向大致為北東向.總的來說，青藏高原東緣下地殼的各向異性圖像與地表GPS觀測(cè)到的運(yùn)動(dòng)圖像頗為相似［39］，只是在川滇塊體麗江斷裂帶以南地區(qū)有很大差別，快波方向變?yōu)镹E向，與地表運(yùn)動(dòng)方向垂直.麗江斷裂兩邊分屬不同的地質(zhì)單元，在地殼速度圖（圖4和5）中可見川滇菱形地塊被北東向高速帶分割的現(xiàn)象；GPS資料表明麗江斷裂具有～3mm/a的走滑運(yùn)動(dòng)［32］.這些也許與上述的快波方向改變現(xiàn)象有關(guān)，但是關(guān)于這一現(xiàn)象的真實(shí)性及其解釋，顯然還需要更多進(jìn)一步的工作.綜合上下地殼的結(jié)果來看，可以認(rèn)為各向異性結(jié)果支持下地殼流動(dòng)模型.

圖8 不同周期瑞利面波傳播速度的方位各向異性Fig.8 Azimuthal anisotropy of Rayleigh waves of 4typical periods

4.2 青藏高原殼幔運(yùn)動(dòng)的解耦

如前所述，青藏高原的地殼和上地幔速度結(jié)構(gòu)特征存在顯著不同.高原東緣中下地殼的低速與高原主體是相通的，有利于軟弱物質(zhì)的東向流動(dòng)（圖4和5）；然而在上地幔巖石圈中，高原主體和川滇西部地區(qū)之間被高速帶隔開（圖6），而且兩者的速度結(jié)構(gòu)也有很大差別（圖7剖面CC）.巖石圈上地幔物質(zhì)的東向流動(dòng)會(huì)受到很大阻礙.地殼和上地幔的各向異性圖像也呈現(xiàn)顯著的不同.圖8c（85.7s周期）代表莫霍面以下到大約100km深度的各向異性，圖8d（125.8s周期）大致代表100到150km深度的各向異性.可以看出地幔中的各向異性明顯小于地殼，而且隨著深度增大而減小.看不到地幔物質(zhì)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)流動(dòng)的圖像；祁連、阿拉善地塊中的各向異性已小于我們的探測(cè)能力.總而言之，地殼和上地幔的各向異性圖像完全不同.然而值得注意的是，在巴顏喀拉—松潘甘孜和羌塘地塊中，大約到100km深度仍存在比較顯著的各向異性，方向與地殼中的各向異性一致.如以上3.4節(jié)中所述，在這一區(qū)域的上地幔蓋層中有一個(gè)低速夾層.因此這里的各向異性有可能代表低速夾層中存在上地幔物質(zhì)的流動(dòng).

因此我們認(rèn)為在青藏高原東部，地殼和上地幔巖石圈具有不同的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)模式，軟弱的下地殼提供了殼幔運(yùn)動(dòng)解耦的條件.

5 結(jié) 論

（1）整個(gè)南北地震帶中下地殼的剪切波速度都低于其以東地塊的地殼速度，意味著較低的地殼強(qiáng)度，在印度—?dú)W亞會(huì)聚的動(dòng)力作用下，成為強(qiáng)震多發(fā)帶.

（2）青藏高原東緣地區(qū)的中下地殼顯著低速，大約在25～45km深度存在廣泛的殼內(nèi)低速層，并與高原主體的低速區(qū)相連.中下地殼的各向異性圖像表明存在顯著的繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的物質(zhì)流動(dòng)，被揚(yáng)子地塊的高速地殼阻擋，轉(zhuǎn)向南和北東方向.速度結(jié)構(gòu)和各向異性的結(jié)果支持關(guān)于高原地殼運(yùn)動(dòng)的下地殼流模型.

（3）巖石圈上地幔的速度圖像與地殼完全不同，說明不大可能存在地幔物質(zhì)的大規(guī)模東向運(yùn)動(dòng)；各向異性圖像也未顯示繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)的流動(dòng).因此認(rèn)為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.

（References）

［1］ 馬杏垣.中國巖石圈動(dòng)力學(xué)地圖集.北京：中國地圖出版社，1989.Ma X Y.Lithospheric Dynamics Atlas of China（in Chinese）.Beijing：China Cartographic Publishing House，1989.

［2］ 鄧起東，張培震，冉勇康等.中國活動(dòng)構(gòu)造基本特征.中國科學(xué)D輯：地球科學(xué)，2002，32（12）：1020－1030.Deng Q D，Zhang P Z，Ran Y K，et al.Basic characteristics of active tectonics of China.Science in China （Series D），2003，46（4）：356－372.

［3］ 張培震，鄧起東，張國民等.中國大陸的強(qiáng)震活動(dòng)與活動(dòng)地塊.中國科學(xué)D輯：地球科學(xué)，2003，33（增刊）：12－20.Zhang P Z，Deng Q D，Zhang G M，et al.Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China.Sciencein China （Series D），2003，46（Suppl.）：13－24.

［4］ 袁學(xué)誠，李廷棟.中國巖石圈三維結(jié)構(gòu)雛型.中國地質(zhì)，2009，36（1）：29－52.Yuan X C，Li T D.A preliminary 3D model of lithospheric structure in China.Geology in China （in Chinese），2009，36（1）：29－52.

［5］ 李白基，李寧，陳虹.南北地震帶和兩側(cè)的瑞利面波群速度差異及其大地構(gòu)造意義.地震學(xué)報(bào)，1989，11（3）：268－274.Li B J，Li N，Chen H.Group velocity differences of Rayleigh waves between the NS Seismic Belt，China，and the side regions，and their tectonic implications.Acta Seismologica Sinica （in Chinese），1989，11（3）：268－274.

［6］ 何正勤，曾融生，陳國英.南北地震帶的瑞利波群速度與地殼結(jié)構(gòu).西北地震學(xué)報(bào)，1990，12（3）：19－22.He Z Q，Zeng R S，Chen G Y.The group velocity of Rayleigh waves and crust structure in North－South Seismic Zone.Northwestern Seismological Journal （in Chinese），1990，12（3）：19－22.

［7］ 周兵，朱介壽，秦建業(yè).青藏高原及鄰近區(qū)域的S波三維速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào)，1991，34（4）：426－441.Zhou B，Zhu J S，Chun K Y.Three－dimensional shear velocity structure beneath Qinghai－Tibet and its adjacent area.Chinese J.Geophys.（Acta Geophysica Sinica）（in Chinese），1991，34（4）：426－441.

［8］ 莊真，傅竹武，呂梓齡等.青藏高原及鄰近地區(qū)地殼與上地幔剪切波三維速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào)，1992，35（6）：694－709.Zhuang Z，F(xiàn)u Z W，LüZ L，et al.3－D shear velocity model of crust and upper mantle beneath the Tibetan Plateau and its adjacent regions.Chinese J.Geophys.（Acta Geophysica Sinica）（in Chinese），1992，35（6）：694－709.

［9］ 蘇偉，彭艷菊，鄭月軍等.青藏高原及其鄰區(qū)地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu).地球?qū)W報(bào)，2002，23（3）：193－200.Su W，Peng Y J，Zheng Y J，et al.Crust and upper mantle shear velocity structure beneath the Tibetan Plateau and adjacent areas.Acta Geoscientia Sinica （in Chinese），2002，23（3）：193－200.

［10］ Li H Y，Su W，Wang C Y，et al.Ambient noise Rayleigh wave tomography in western Sichuan and eastern Tibet.Earth and Planetary Science Letters，2009，282（1－4）：201－211.

［11］ Li H Y，Li S，Song X D，et al.Crustal and uppermost mantle velocity structure beneath northwestern China from seismic ambient noise tomography.Geophys.J.Int.，2012，188（1）：131－143.

［12］ Yang Y J，Ritzwoller M H，Zheng Y，et al.A synoptic view of the distribution and connectivity of the mid－crustal low velocity zone beneath Tibet.J.Geophys.Res.，2012，117，B04303，doi：10.1029/2011JB008810.

［13］ Yao H，Beghein C，van der Hilst R D.Surface－wave array tomography in SE Tibet from ambient seismic noise and twostation analysis— II.Crustal and upper－mantle structure.Geophys.J.Int.，2008，173：205－219.

［14］ Yao H J，van der Hilst R D，Montagner J P.Heterogeneity and anisotropy of the lithosphere of SE Tibet from surface wave array tomography.J.Geophys.Res.，2010，115，B12307，doi：10.1029/2009JB007142.

［15］ Zhou L Q，Xie J Y，Shen W S，et al.The structure of the crust and uppermost mantle beneath South China from ambient noise and earthquake tomography.Geophys.J.Int.，2012，189（3）：1565－1583.

［16］ Gao X，Su Y L，Wang W M，et al.Lower－crust S－wave velocity beneath western Yunnan Province from waveform inversion of dense seismic observations.Terra Nova，2009，21（2）：105－110.

［17］ Wang C Y，Chan W W，Mooney W D.Three－dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications.J.Geophys.Res.，2003，108，B92442，doi：10.1029/2002JB001973.

［18］ Huang J L，Zhao D P，Zheng S H.Lithospheric structure and its relationship to seismic and volcanic activity in southwest China.J.Geophys.Res.，2002，107，B102255，doi：10.1029/2000JB00013.

［19］ Lei J S，Zhao D P，Su Y J.Insight into the origin of the Tengchong intraplate volcano and seismotectonics in southwest China from local and teleseismic data.J.Geophys.Res.，2009，114，B05302，doi：10.1029/2008JB005881.

［20］ Wang Z， Zhao D P， Wang J. Deep structure and seismogenesis of the north－south seismic zone in southwest China.J.Geophys.Res.，2010，115，B12334，doi：10.1029/2010JB007797.

［21］ Wang C Y，Han W B，Wu J P，et a1.Crustal structure beneath the eastern margin of the Tibetan plateau and its tectonic implications.J.Geophys.Res.，2007，112，B07307，doi：10.1029/2005JB00387.

［22］ Xu L L，Rondenay S，Van der Hilst R D.Structure of the crust beneath the Southeastern Tibetan Plateau from teleseismic receiver functions.Phys.Earth Planet.Int.，2007，165（3－4）：176－193.

［23］ 王椿鏞，樓海，呂智勇等.青藏高原東部地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)——下地殼流的深部環(huán)境.中國科學(xué)D輯：地球科學(xué)，2008，38（1）：22－32.Wang C Y，Lou H，LüZ Y，et al.S－wave crustal and upper mantle′s velocity structure in the eastern Tibetan Plateau－deep environment of lower crustal flow.Science in China（Series D），2008，51（2）：263－274.

［24］ 趙國澤，陳小斌，王立鳳等.青藏高原東邊緣地殼“管流”層的電磁探測(cè)證據(jù).科學(xué)通報(bào)，2008，53（3）：345－350.Zhao G Z，Chen X B，Wang L F，et al.Evidence of crustal“channel flow”in the eastern margin of Tibetan Plateau from MT measurements.Chinese Science Bulletin，2008，53（12）：1887－1893.

［25］ Bai D H，Unsworth M J，Meju M A，et al.Crustal deformation of the eastern Tibetan plateau revealed by magnetotelluric imaging.Nature Geoscience，2010，3（5）：358－362.

［26］ Dziewonski A，Hales A L.Numerical analysis of dispersed seismic waves.∥ Methods in Computation Physics.New York：Academic Press，1972，11：39－85.

［27］ Smith M L，Dahlen F A.The azimuthal dependence of Love and Rayleigh wave propagation in a slightly anisotropic medium.J.Geophys.Res.，1973，78（17）：3321－3333.

［28］ Constable S C，Parker R L，Constable C G.Occam′s inversion：A practical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data.Geophysics，1987，52（3）：289－300.

［29］ 黃忠賢，鄭月軍.面波速度的Occam反演.∥ 陳頤等主編.劉光鼎院士工作50周年學(xué)術(shù)論文集.北京：科學(xué)出版社，1998：692－702.Huang Z X，Zheng Y J.Occam′s inversion for surface wave velocities.∥ Chen Y eds.Collected Papers for Celebrating 50Years′Work of Academician Liu Guang－Ding （in Chinese）.Beijing：Science Press，1998：692－702.

［30］ Huang Z X，Su W，Peng Y J，et al.Rayleigh wave tomography of China and adjacent regions.J.Geophys.Res.，2003，108（B2），2073，doi：10.1029/2001JB001696.

［31］ Huang Z X，Peng Y J，Luo Y，et al.Azimuthal anisotropy of Rayleigh waves in East Asia.Geophys.Res.Lett.，2004，31，L15617，doi：10.1029/2004GL020399.

［32］ Shen Z K，LüJ N，Wang M，et al.Contemporary crustal deformation around the southeast borderland of the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.，2005，110（B11409），doi：10.1029/2004JB00342.

［33］ 張培震.青藏高原東緣川西地區(qū)的現(xiàn)今構(gòu)造變形、應(yīng)變分配與深部動(dòng)力過程.中國科學(xué)D輯：地球科學(xué)，2008，38（9）：1041－1056.Zhang P Z.Present tectonic deformation，strain partitioning，and deep dynamic process at the east margin of Tibetan Plateau in west Sichuan.Science in China （Series D）（in Chinese），2008，38（9）：1041－1056.

［34］ Royden L H，Burchfiel B C，King R W，et al.Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet.Science，1997，276（5313）：788－790.

［35］ Clark M K，Royden L H.Topographic ooze：Building the eastern margin of Tibet by lower crustal flow.Geology，2000，28（8）：703－706.

［36］ Clark M K，Bush J W M，Royden L H.Dynamic topography produced by lower crustal flow against rheological strength heterogeneities bordering the Tibetan Plateau.Geophys.J.Int.，2005，162（2）：575－590.

［37］ Yang Y Q，Liu M.Crustal thickening and lateral extrusion during the Indo－Asian collision：A 3D viscous flow model.Tectonophysics，2009，465（1－4）：128－135.

［38］ Schoenbohm L M，Burchfiel B C，Chen L Z.Propagation of surface uplift，lower crustal flow，and Cenozoic tectonics of the southeast margin of the Tibetan Plateau.Geology，2006，34（10）：813－816.

［39］ Zhang P Z，Shen Z K， Wang M，et al.Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data.Geology，2004，32（9）：809－812.

［40］ Molnar P， Lyon－Caent H. Fault plane solutions of earthquakes and active tectonics of the Tibetan Plateau and its margins.Geophys.J.Int.，1989，99（1）：123－153.