四川及鄰區(qū)地殼流與動(dòng)力特征研究

范軍 朱介壽 江曉濤 吳朋 楊宜海

1)成都理工大學(xué)，成都市成華區(qū)二仙橋東三路1號(hào) 610059

2)四川省地震局，成都市人民南路三段29號(hào) 610041

0 引言

四川地區(qū)位于青藏高原東緣與四川盆地之間，受青藏高原強(qiáng)烈地塊運(yùn)動(dòng)的影響，其地貌形態(tài)和地質(zhì)結(jié)構(gòu)多十分復(fù)雜。由于青藏高原地殼物質(zhì)向外流動(dòng)時(shí)受到周邊四川盆地、塔里木盆地等剛性地塊阻擋，地殼物質(zhì)在這些地方堆積起來(lái)形成異常隆升的地貌和增厚的地殼，最顯著的動(dòng)力隆升出現(xiàn)在青藏高原東緣與四川盆地的交匯帶上。該地區(qū)陡峭山脈與高峰眾多，深大斷裂帶發(fā)育，地震活動(dòng)強(qiáng)烈，歷史和現(xiàn)今都是大地震的高發(fā)地區(qū)。開展對(duì)四川及鄰區(qū)地殼動(dòng)力作用特征的研究，有助于我們進(jìn)一步了解其地下介質(zhì)特性、斷層分布特征和地下物質(zhì)受力狀態(tài)及流動(dòng)方向，對(duì)認(rèn)識(shí)該地區(qū)地震活動(dòng)規(guī)律及減輕地震災(zāi)害具有十分重要的作用。

20世紀(jì)70年代后期，Vinnik(1977)就嘗試從遠(yuǎn)震體波波形中分離出震源和傳播路徑的影響，以提取出接收區(qū)的響應(yīng)。Langston(1977)則對(duì)遠(yuǎn)震P波波形提出了等效震源假定，并提出了從長(zhǎng)周期遠(yuǎn)震體波波形數(shù)據(jù)中分離接收臺(tái)站下地球介質(zhì)對(duì)入射P波的脈沖響應(yīng)的接收函數(shù)的方法。Owens等(1984)在寬頻帶記錄的基礎(chǔ)上，提出了遠(yuǎn)震體波接收函數(shù)的線性波形反演方法。劉啟元等(1996)提出了從寬頻帶地震臺(tái)陣資料獲取3分量接收函數(shù)的方法，并給出了基于Tarantola矢量反演理論的接收函數(shù)非線性反演方法。目前，接收函數(shù)的反演方法經(jīng)過(guò)多年來(lái)的發(fā)展已日臻成熟，在國(guó)內(nèi)外己獲得了日益廣泛的實(shí)際應(yīng)用。

有關(guān)青藏高原東緣的四川及鄰區(qū)的地殼流與動(dòng)力特征的研究，國(guó)內(nèi)外已有相關(guān)報(bào)道。Burchfiel等(1995、2008)、Royden 等(1997)、Scchoenbohm 等(2006)和 Clark 等(2000、2003)對(duì)青藏高原東緣中下地殼存在的粘滯性層流受板塊推擠向東流動(dòng)，在剛性的四川盆地邊界受阻，地殼流上升引起上地殼變形、地表隆升的現(xiàn)象提出了設(shè)想與模擬。張培震(2008)對(duì)幾種層流模型進(jìn)行了較全面的歸納與討論，從而使得該方面的研究工作取得了很大的進(jìn)展。

本文利用四川地震臺(tái)網(wǎng)區(qū)域地震臺(tái)站和布設(shè)于該地區(qū)的流動(dòng)地震臺(tái)站的寬頻帶地震資料，采用接收函數(shù)反演方法，參考震源機(jī)制、重力異常和地震活動(dòng)性等研究成果，根據(jù)地質(zhì)構(gòu)造特征，對(duì)四川及鄰區(qū)地殼流動(dòng)與動(dòng)力作用特征進(jìn)行研究，以期弄清研究區(qū)的地殼運(yùn)動(dòng)和作用特征，為掌握其地震活動(dòng)特征和活動(dòng)規(guī)律提供依據(jù)。

1 地質(zhì)構(gòu)造背景和臺(tái)站分布

1.1 地質(zhì)構(gòu)造背景

沿青藏高原東緣的地形地貌自北向南是不規(guī)則的并有很大變化。在靠近剛強(qiáng)的四川盆地一側(cè)，地形上表現(xiàn)為一系列的上升陡峭山脈與高峰，而青藏高原東南及東北緣則為平緩下降的斜坡地帶(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005;Richardson et al，2008)。NE 走向的龍門山是青藏高原東緣最靠近四川盆地的山脈，向西還有數(shù)條近似平行的SN向或NNW向山脈，如岷山、邛崍山、大雪山、沙魯里山等，這些陡峭的山脈高度都在5000m以上，與平坦的青藏高原中部形成鮮明對(duì)照。青藏高原東緣的陡峻高山已構(gòu)成了全球著名的大陸上懸崖陡壁地貌(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005)。從平均高程400～500m的四川盆地到其西側(cè)青藏東緣的陡峭山脈及高程達(dá)到5500～7500m的山峰，其水平距離僅為50～80km。其中著名的高峰有位于岷山的雪寶頂(海拔5582m)、位于龍門山的九頂山(海拔4984m)、位于邛崍山的四姑娘山(海拔6250m)及雪隆包(海拔5527m)、位于大雪山的海子山(海拔5820m)及四川最高的貢嘎山(7556m)等。從青藏高原東緣向北東及南西向的高程均逐步平緩下降，無(wú)明顯突變。而向東通過(guò)四川盆地則在盆地邊緣有明顯異常隆起。這一突然上升的陡峻山峰，稱為動(dòng)態(tài)地形，它們與現(xiàn)代地殼深部的動(dòng)力作用有關(guān)(Kirby et al，2002、2003;Clark et al，2004、2005)。這種地貌分布特征與青藏高原在新生代強(qiáng)烈隆升有關(guān)，其間分布了許多新構(gòu)造斷裂，許多延綿千里的高大山脈的走向受斷裂構(gòu)造線的控制，青藏高原及其邊緣地區(qū)經(jīng)常發(fā)生強(qiáng)烈地震。在青藏高原東緣有眾多的斷裂帶發(fā)育，如鮮水河斷裂帶、龍門山斷裂帶、安寧河斷裂帶、小江斷裂帶、則木河斷裂帶和滎經(jīng)-馬邊斷裂帶等，屬于非常明顯的地殼厚度梯度帶和重力梯度帶(馬杏垣，1989;Huang et al，2003)。

環(huán)繞四川盆地的青藏高原東緣隆升時(shí)間約為5～11Ma，地殼僅有少量縮短(Kirby et al，2003;Clark et al，2004、2005;Burchfiel et al，1995)。在青藏高原東緣的地殼變形主要受上新世-第四紀(jì)左旋斷層控制，這些斷層不僅切割了青藏高原東緣的地形地貌，而且切割了地殼上層的老構(gòu)造(Burchfiel et al，1995;張培震，2008)。青藏高原東緣升高的陡峻的地形，已被解釋為由高原中部流出的地殼物質(zhì)的累積使地殼增厚、上地殼隆升的直接效應(yīng)(Kirby et al，2003;Clark et al，2000、2003、2004、2005;Burchfiel et al，2008;Royden et al，1997;Scchoenbohm et al，2006)。

圖1 臺(tái)站分布圖

1.2 臺(tái)站分布

利用近幾年來(lái)四川數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)以及成都理工大學(xué)與法國(guó)地球物理研究所、巴黎高等師范學(xué)院等單位合作在研究區(qū)域部署的被動(dòng)源流動(dòng)地震臺(tái)陣地震觀測(cè)，選取了50個(gè)流動(dòng)觀測(cè)臺(tái)站及52個(gè)固定臺(tái)站的地震觀測(cè)資料，臺(tái)站分布如圖1所示。臺(tái)站記錄的遠(yuǎn)震資料按體波震級(jí)Mb＞5.5、震中距Δ位于30～90°區(qū)間的標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行挑選，共獲得了147個(gè)遠(yuǎn)震地震事件，這些遠(yuǎn)震大多來(lái)自環(huán)太平洋地震帶、地中海及印度洋中脊地震帶，對(duì)研究區(qū)域有較好的射線覆蓋(圖2)。

圖2 遠(yuǎn)震分布

2 利用接收函數(shù)研究四川及鄰區(qū)地殼結(jié)構(gòu)

2.1 接收函數(shù)S波速度反演

在反演臺(tái)站下方的速度結(jié)構(gòu)以確定速度參數(shù)隨深度的變化時(shí)，需將由實(shí)際資料得到的接收函數(shù)與理論模型的接收函數(shù)進(jìn)行擬合。而要得到理論接收函數(shù)，則需計(jì)算某一模型下的理論地震圖。

接收函數(shù)合成的地震圖可用下式表示

式中，dj表示接收函數(shù)的第j個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn);Rj作用在模型m上用以產(chǎn)生數(shù)據(jù)dj;m表示S波層速度構(gòu)成的向量，所以

初始模型建立以后，將R在其初始模型m0處展開成泰勒級(jí)數(shù)，舍棄與δm相關(guān)的高階項(xiàng)，則公式可表示為

式中，δm為初始模型m0的微擾向量，是模型修正向量;D表示泛函Rj在m0處的偏導(dǎo)數(shù)矩陣，其元素Dij表示S波速度結(jié)構(gòu)的微小變化在第j層引起的第i個(gè)采樣值的相對(duì)變化，該列向量構(gòu)成微分地震圖。在具體計(jì)算中，為包含接收介質(zhì)的完全響應(yīng)，采用了合成地震圖的完全算法來(lái)計(jì)算接收函數(shù)，并采用了快速算法來(lái)計(jì)算微分地震圖以提高反演效率。

在反演接收函數(shù)時(shí)，我們通常利用模型光滑度來(lái)約束，在模型跳動(dòng)幅度和波形擬合度之間選取折中。為了壓制速度模型的急劇變化和不穩(wěn)定性，獲得比較光滑的速度模型，通常采用降低波形擬合精度的方法，但須以不會(huì)因此而消除明顯存在于地殼上地幔中的速度界面為原則，以力求改善反演的非唯一性。

用接收函數(shù)反演S波速度時(shí)，選取適當(dāng)?shù)某跏寄Ｐ蛯?duì)其約束、減少結(jié)果的不確定性是很重要的。因此，我們可以利用研究區(qū)內(nèi)已有的地殼速度結(jié)構(gòu)資料(朱介壽，2008;崔作舟等，1996;王椿鏞等，2003)作為參考。

2.2 四川及鄰區(qū)地殼結(jié)構(gòu)

采用接收函數(shù)法對(duì)每一臺(tái)站地下垂直斷面S波速度進(jìn)行反演。每一速度斷面反演時(shí)，對(duì)所記錄的波形均經(jīng)過(guò)挑選及處理，使最終計(jì)算結(jié)果能很好地?cái)M合觀測(cè)波形。按照不同構(gòu)造分區(qū)，將所得結(jié)果歸納為4個(gè)區(qū)域，即四川盆地及青藏高原東緣的北、中、南等3個(gè)部分，北部為32°N以北地區(qū)，中部為28.5～32°N地區(qū)，南部是指28.5°N以南地區(qū)。所得結(jié)果如圖3所示。

由圖3給出的vS分布可以看出，四川盆地地殼及上地幔速度顯著高于青藏高原東緣。盆地中地殼vS值達(dá) 3.6 ～3.8km/s，上地幔vS值為 4.5 ～4.8km/s，且地殼內(nèi)無(wú)低速層，巖性上顯示為剛強(qiáng)的地塊。

青藏高原東緣各臺(tái)站的vS斷面最顯著的特征是速度值很小，中地殼vS平均值為3.0～3.4 km/s，上地幔vS值為4.0～4.5km/s。地殼內(nèi)普遍存在低速層(速度剖面中的灰色陰影區(qū))，大部份低速層位于深20～40km的中地殼，在10～20km深的上地殼及40～60km深的下地殼中也出現(xiàn)少量的低速層。地殼最上層普遍存在的最低速層一般與沉積巖(四川盆地)或變質(zhì)巖(高原東緣)相關(guān)。圖4為根據(jù)反演結(jié)果繪出的研究區(qū)莫霍界面深度圖。四川盆地地殼厚度一般為40～44km，青藏高原東緣厚度為50～66km，普遍比四川盆地厚10～20km。從四川盆地到青藏高原東緣莫霍界面陡然變深的區(qū)域?yàn)閲@四川盆地西緣的高原地區(qū)。

圍繞四川盆地西緣的造山帶，也是地殼厚度陡然增加的區(qū)域。地殼最厚處出現(xiàn)在青藏高原東緣最靠近四川盆地的地方，特別是位于中部的小金、日隆、瀘定、康定一帶，地殼厚度可達(dá)64～66km，這里也是地勢(shì)最高的貢嘎山、四姑娘山等所在的位置，此區(qū)域內(nèi)中下地殼的低速層也相對(duì)較厚，在向北和向南延伸的過(guò)程中，北部和南部地殼厚度有緩慢變薄的趨勢(shì)，中下地殼的低速層也緩慢變薄。從北部地區(qū)向東南到四川盆地，地殼厚度從58km變薄至40km;從南部地區(qū)向東到四川盆地，地殼厚度從55km變薄至40km。地殼厚度分布圖(圖4)顯示，地殼物質(zhì)向東流動(dòng)時(shí)受四川盆地阻擋，引起地殼增厚;研究區(qū)的地形變化形態(tài)表現(xiàn)為向東南特別是向東高程急劇下降，而其莫霍面深度突變上升，這與地殼物質(zhì)向東南方向流動(dòng)及地殼厚度變化趨勢(shì)一致。

總體來(lái)看，青藏高原東緣地區(qū)的上地殼界面和下地殼上界面分別比四川盆地的深。高原地區(qū)在中地殼的上部有不連續(xù)的低速層分布，在其上的上地殼下部存在有脆性的推覆體，而四川盆地地殼內(nèi)沒(méi)有發(fā)現(xiàn)低速層。在青藏高原東南向的推覆力和四川盆地抵抗力的作用下，高原地殼內(nèi)推覆體發(fā)生向上推移動(dòng)，形成龍門山的逆沖斷裂帶活動(dòng)，在攀枝花-西昌地區(qū)和馬邊地區(qū)形成了安寧河斷裂帶、小江斷裂帶和滎經(jīng)-馬邊斷裂帶的活動(dòng)。

圖3 (a) 四川盆地地殼上地幔vS垂直斷面及波形擬合圖

根據(jù)遠(yuǎn)震接收函數(shù)反演的各臺(tái)站vS分布，可以對(duì)地殼內(nèi)20、30、40km深度的vS成像。為將地殼流與研究區(qū)主要構(gòu)造特征及地表現(xiàn)代活動(dòng)性進(jìn)行對(duì)比，圖5還繪出了主要活斷層及斷塊運(yùn)動(dòng)方向和青藏高原相對(duì)于揚(yáng)子地塊的GPS速度矢量(Gan et al，2007;王閻昭等，2008;Shen et al，2005)。由圖5(a)可見，20km深度vS圖上NW至SE向沿鮮水河斷裂帶的地殼流較為明顯。此外，沿龍門山西側(cè)邊緣發(fā)育了較弱的地殼流。由圖5(b)、5(c)可見，30～40km深度vS圖上四川盆地進(jìn)入下地殼，vS顯示為高速，青藏高原東緣已進(jìn)入中地殼，這一深度范圍是地殼流最發(fā)育的層位。在此地殼流分布范圍及流動(dòng)方式下，最主要的一股地殼流是由青藏高原中部(羌塘地塊)向SE方向流動(dòng)，沿鮮水河斷裂向ES方向流至康定、瀘定、石棉一帶受阻，轉(zhuǎn)向南北沿安寧河斷裂，繼而向南則沿小江斷裂向南流動(dòng)時(shí)已較微弱。在北部，除向EN方向流動(dòng)的地殼流外，還出現(xiàn)與龍門山垂直的ES向地殼流。另外，在西側(cè)沿三江斷裂帶，還存在1支向南流動(dòng)較弱的地殼流。

圖3 (b) 青藏高原東緣北部地殼上地幔vS垂直斷面及波形擬合圖

由此可見，青藏高原東緣的地殼流并非處處存在，它們僅分布在有限地段內(nèi)。最主要的1條是從高原中部沿著鮮水河斷裂向SE方向流動(dòng)。其在鮮水河與安寧河斷裂帶的交界地帶沿安寧河斷裂流動(dòng)、再向南則沿小江斷裂向南流動(dòng)。西側(cè)的1支則沿三江斷裂帶向南流動(dòng)。其在北部除有向EN方向的地殼流外，還出現(xiàn)與龍門山垂直的較強(qiáng)的ES向地殼流。地殼流主要被限制在深度30～40km的中地殼內(nèi)，基本沿水平方向流動(dòng)。但遇到剛性地塊阻擋時(shí)，則發(fā)生向上及向下的分流，引起地殼異常隆升和地殼增厚。

圖3 (c) 青藏高原東緣中部地殼上地幔vS垂直斷面及波形擬合圖

3 四川及鄰區(qū)地下動(dòng)力作用特征

3.1 斷層類型分布特征與動(dòng)力作用

地震的發(fā)生是由于地殼巖層在區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)作用下，應(yīng)變累積能量達(dá)到一定程度，巖層發(fā)生破裂和錯(cuò)動(dòng)而產(chǎn)生的。地震發(fā)生與區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)的強(qiáng)度和分布密切相關(guān)，震源機(jī)制解是利用地球物理學(xué)方法判別斷層類型和地震發(fā)震機(jī)制的1種方法。震源機(jī)制解能給出地震發(fā)生時(shí)斷層的力學(xué)機(jī)制和錯(cuò)動(dòng)斷層的運(yùn)動(dòng)類型，如正斷層、逆斷層和走滑斷層及其幾種類型的組合，它含有大量的震源應(yīng)力場(chǎng)和震源破裂錯(cuò)動(dòng)信息，震源機(jī)制解的研究是人們深刻了解和認(rèn)識(shí)震源斷層動(dòng)力學(xué)特征、地震破裂力學(xué)機(jī)制、構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)狀態(tài)的有效途徑(錢曉東等，2011)。

圖3 (d) 青藏高原東緣南部地殼上地幔vS垂直斷面及波形擬合圖

對(duì)四川及鄰區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)的研究顯示，該區(qū)域內(nèi)發(fā)生地震的類型較為分散且每種類型都有(曹穎等，2013)。受印度板塊向北推移的影響，青藏高原東緣向東運(yùn)動(dòng)，受到堅(jiān)硬的四川盆地的阻擋，產(chǎn)生南向運(yùn)動(dòng)。在這些運(yùn)動(dòng)過(guò)程中，研究區(qū)受到較為復(fù)雜的力的作用:首先受到來(lái)自SE的青藏高原塊體的作用;其次受到北面西北塊體SEE向的作用;再次是印度板塊向北與歐亞板塊頂撞時(shí)，喜馬拉雅弧與緬甸弧的交匯部分的一角嵌入了川滇藏交界一帶;最后受到華南地塊的NW、NNW向應(yīng)力的作用(曹穎等，2013)。正是在這些力的作用下，青藏高原東緣成為地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、地震活動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū)。在這個(gè)作用過(guò)程中產(chǎn)生了多條大斷裂帶，主要有青藏高原東緣的鮮水河斷裂帶、青藏高原東緣靠近四川盆地的龍門山斷裂帶、青藏高原東緣南部的安寧河斷裂帶和大涼山斷裂帶，地震主要沿各條斷裂帶發(fā)生。其中，龍門山斷裂帶受到來(lái)自華南地塊的NWW向及來(lái)自西北地塊的NEE向應(yīng)力場(chǎng)作用作右旋逆沖運(yùn)動(dòng)，其斷裂帶上的地震震源機(jī)制主要表現(xiàn)為逆沖型，塊體的運(yùn)動(dòng)方向與斷裂帶方向近乎垂直，地殼流從青藏高原東緣近乎垂直流動(dòng)并在斷裂帶受阻。鮮水河斷裂帶受到青藏高原的NE、EW向應(yīng)力場(chǎng)作用作左旋錯(cuò)動(dòng)運(yùn)動(dòng)，安寧河斷裂帶和小江斷裂帶受到川滇塊體 SE、SSE向應(yīng)力場(chǎng)作用，同時(shí)還受到來(lái)自華南地塊的NW、NWW向應(yīng)力場(chǎng)作用作左旋運(yùn)動(dòng)。鮮水河斷裂帶、安寧河斷裂帶和小江斷裂帶及麗江斷裂帶主要表現(xiàn)為走滑型，塊體的運(yùn)動(dòng)方向與斷裂帶方向近乎平行，地殼流主要沿這些斷裂帶近乎平行的方向流動(dòng)。從區(qū)域構(gòu)造來(lái)看，在青藏高原東緣中北部(川西高原)地區(qū)，現(xiàn)今構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)接近水平，主要受近EW向擠壓作用，斷層破裂面較陡，平均P、T軸的仰角近水平，受水平錯(cuò)動(dòng)力作用。在青藏高原東緣中南部(川滇地塊北部)地區(qū)，主要受到近NS向的水平擠壓作用的影響，區(qū)域應(yīng)力場(chǎng)背景以水平作用力為主，斷層破裂面呈大傾角，呈現(xiàn)水平走滑錯(cuò)動(dòng)(曹穎等，2013)。

圖4 研究區(qū)地殼厚度

3.2 地殼流的運(yùn)動(dòng)方式與地殼變形

青藏高原東緣與四川盆地毗鄰邊界，出現(xiàn)了一系列NE走向或近似SN、NW走向的陡峻山脈。在這些地區(qū)地殼增厚，且中下地殼出現(xiàn)低速層。通過(guò)人工爆破(朱介壽，2008;蔡學(xué)林等，2008;王椿鏞等，2003;嘉世旭等，2009)及接收函數(shù)方法對(duì)青藏高原東緣和四川盆地地殼及上地幔精細(xì)vS結(jié)構(gòu)的研究，得到了不同深度vS成像以及低速層在剖面上的表現(xiàn)形式。

為研究地殼流在中地殼中的流動(dòng)方式及其對(duì)地殼形變的作用，圖6給出了橫穿青藏高原東緣及四川盆地的5條地殼上地幔vS斷面圖。由圖6可見，位于20～40km深度的地殼流是不規(guī)則的，沿著流動(dòng)方向其厚度及強(qiáng)弱是有變化的。低速的地殼流受到剛強(qiáng)的四川盆地的阻擋出現(xiàn)拆層現(xiàn)象，這時(shí)地殼流不再水平流動(dòng)，而是拆分為向上及向下的2或3支分流。向上的分流侵入上地殼引起地表隆升，形成陡峭的高峰。向下的分流侵入下地殼以至上地幔，使地殼加厚、莫霍界面下沉。青藏高原東緣地殼流平均厚度為20km，在某些地段可達(dá)30km。爆破地震剖面也顯示了青藏高原的中地殼(20～30 km深)有一厚十幾千米的低速層，而四川盆地的地殼內(nèi)不存在低速層。因此可以推斷，在青藏高原地殼流向東運(yùn)動(dòng)過(guò)程中，受到四川盆地(揚(yáng)子克拉通)阻擋，其中上地殼向上逆沖推覆，為上地殼的解耦推覆，其間極易發(fā)生地震，也為形成異常隆升山脈創(chuàng)造了有利條件。

圖7為四川及鄰區(qū)構(gòu)造帶與地殼流流動(dòng)方向圖。從目前所得結(jié)果來(lái)看，青藏高原東緣地殼流并不是處處存在，而僅局限在有限區(qū)域，主要沿NW-SE向及NS向的活動(dòng)斷裂帶上分布。它從青藏高原中部羌塘地塊流出，主流沿NW-SE的鮮水河斷裂帶流動(dòng)，然后轉(zhuǎn)向NS沿安寧河及小江斷裂向南。在研究區(qū)域的北部，還有1支NE向及EW向到龍門山的地殼流。

圖5 (a)20、(b)30、(c)40km深度 vS速度分布及構(gòu)造對(duì)比

4 結(jié)論和討論

根據(jù)以上研究結(jié)果，并參考層析成像和大地電磁測(cè)深的結(jié)果(Wang et al，2010;Bai et al，2010;趙國(guó)澤等，2008)可以推斷，青藏高原東緣的地殼流主要是從高原中部的羌塘地塊中下地殼內(nèi)(20～50km深度)流出，沿SE向玉樹-甘孜斷裂及鮮水河斷裂以及與其大體平行的瀾滄江斷裂、怒江斷裂，由NW向SE或向S流出，這支強(qiáng)勁的地殼流寬約200～300km，在瀘定、石棉處轉(zhuǎn)向SN，沿安寧河斷裂以及小江斷裂流動(dòng)。在NW向鮮水河斷裂帶與NE向龍門山斷裂帶之間，還有1支NE向的地殼流，它主要由SE向NW方向流動(dòng)，以及與四川盆地西邊界垂直沿EW向或偏ES向流動(dòng)。

圖6 跨青藏高原東緣至四川盆地的5條地殼流斷面

關(guān)于青藏高原東緣地殼流的物質(zhì)來(lái)源及其性質(zhì)，近年來(lái)已有不少學(xué)者對(duì)青藏高原淺色花崗巖進(jìn)行了研究，認(rèn)為在青藏高原地殼內(nèi)20～40km深處普遍觀測(cè)到的低速層，是與淺色花崗巖的分布及部分熔融現(xiàn)象有關(guān)的(張培震，2008;鄭度等，2004)。它們?cè)?00～850℃即可產(chǎn)生10%～50%的熔體，使地震波波速及電阻率顯著下降。進(jìn)一步研究(Westaway，1995)發(fā)現(xiàn)，青藏高原淺色花崗巖形成的高峰期是晚中新世9～13MaBP，這與該時(shí)期高原快速隆升，中、下地殼的花崗巖、片麻巖的熔融與地殼增厚、高原隆升有密切關(guān)系。由于青藏高原快速隆升，使其中下地殼粘滯性的部分熔融的流體向鄰近的周邊地區(qū)(尤其是向東南)流動(dòng)。

初步研究表明，中、下地殼的花崗巖、片麻巖的熔融與地殼上地幔變形增厚、地殼隆升存在密切關(guān)系。青藏高原東緣的地殼流的源頭來(lái)自羌塘地塊中下地殼部份熔融的粘滯性流體。由于高原中部與處于揚(yáng)子地臺(tái)的四川盆地間高差達(dá)3000～4000m，由地形高差梯度產(chǎn)生的壓力差使地殼流由W向E及SE方向不斷流動(dòng)，這一過(guò)程已持續(xù)了數(shù)百萬(wàn)年。

圖7 四川及鄰區(qū)構(gòu)造帶與地殼流流動(dòng)方向

川西及滇西北的活動(dòng)地塊是青藏高原物質(zhì)大規(guī)模向ES方向流動(dòng)的通道，也是自上新世以來(lái)青藏高原大幅隆起的延伸區(qū)，第四紀(jì)以來(lái)川西地區(qū)隆升幅度可達(dá)2000～3500m(鄭度等，2004)。由近30年來(lái)水準(zhǔn)觀測(cè)資料可見，該區(qū)現(xiàn)今仍處于快速隆升階段，其中位于鮮水河斷裂帶東南端的貢嘎山為隆升速率最高的地區(qū)，相對(duì)四川盆地上升率達(dá)5.8mm/a，而位于理塘、中甸間的沙魯里山及大小雪山為3～4mm/a(王慶良等，2008)。在龍門山以西地區(qū)，利用河流切割基巖的高差，可以計(jì)算出岷山從更新世至全新世平均上升速率為2～3mm/a(Kirby et al，2003)。以上這些初步認(rèn)識(shí)，為研究地殼及上地幔的形變與地殼流之間的關(guān)系提供了重要依據(jù)。