南北構(gòu)造帶及鄰域地殼、巖石層速度結(jié)構(gòu)特征研究

江為為，姜迪迪，2，胥頤，郝天珧，胡衛(wèi)劍，余景鋒，2

1中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，中國科學(xué)院油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029

2中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

1 引言

中國大陸的南北構(gòu)造帶地區(qū)在東亞大陸動力學(xué)的研究中處在一個十分特殊的位置，大致以東經(jīng)102°—104°為界，中國大陸可以分成東、西兩個部分，東側(cè)由環(huán)太平洋構(gòu)造域的揚(yáng)子、鄂爾多斯克拉通塊體以及它們之間的秦嶺造山帶等組成，西側(cè)是以青藏高原為主體的喜馬拉雅構(gòu)造域，中間為貫通中國南北，北起鄂爾多斯西緣活動帶，穿過西秦嶺、經(jīng)六盤山、龍門山沿著青藏高原東南邊緣延伸的南北構(gòu)造帶.由于它們各自所處的大地構(gòu)造背景和深部動力學(xué)環(huán)境不同，因此南北構(gòu)造帶東、西兩側(cè)在地質(zhì)構(gòu)造、地球動力學(xué)、地球物理場以及巖石層結(jié)構(gòu)等方面都顯示出較大的差異（劉建華等，1989；宋仲和等，1991；殷秀華等，1998；胥頤等，2000；2001；Liu et al.，2005；郭飚等，2009）.

目前普遍認(rèn)為中國大陸的構(gòu)造演化與兩大動力體系的作用有關(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.根據(jù)巖石層板塊大地構(gòu)造的觀點(diǎn)，在板塊構(gòu)造體制形成之前，古中國大陸是由不同時期的塊體相互拼貼而成的，隨著太平洋板塊的產(chǎn)生并經(jīng)過約1億年的發(fā)展，中國大陸的東部地區(qū)開始受到影響.中生代時期，羌塘、岡底斯以及后來的印度大陸先后由南向北依次碰撞，造成特提斯洋的關(guān)閉，呈現(xiàn)出強(qiáng)烈的造山作用.新生代以來，太平洋板塊向菲律賓板塊俯沖，而菲律賓板塊又俯沖于歐亞板塊之下，形成西太平洋溝－弧－盆系，并引起弧后擴(kuò)張.可見這兩個動力學(xué)系統(tǒng)分別通過東部的陸緣帶和西部的青藏高原對中國大陸內(nèi)部的巖石層變形和構(gòu)造運(yùn)動施加影響（劉光鼎，1998）.目前的資料表明，青藏高原的地殼運(yùn)動在北部受到塔里木塊體的阻擋，東部又受到揚(yáng)子和鄂爾多斯塊體的制約，從而沿著青藏高原的邊緣形成了一系列大規(guī)模的造山帶.由此可見，青藏高原邊緣造山帶的殼幔結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征成為認(rèn)識?。瓪W板塊碰撞體系下中國大陸巖石層構(gòu)造變形以及深部動力學(xué)過程的重要場所（曾融生等，1994；高名修，1996）.盡管多年來通過在不同地區(qū)開展的地球物理觀測已經(jīng)取得了不少的研究成果，但是也還存在一些尚待解決的問題，因此需要在統(tǒng)一的構(gòu)造框架內(nèi)進(jìn)一步確定青藏高原邊緣和南北構(gòu)造帶附近的殼幔結(jié)構(gòu)性質(zhì)，從而為探索中國大陸巖石層構(gòu)造變形的深部動力學(xué)成因提供研究基礎(chǔ).

2 南北構(gòu)造帶及鄰域地球物理場與地殼、巖石層速度結(jié)構(gòu)

中國大陸南北構(gòu)造帶及鄰域地區(qū)的地球物理場與地球動力學(xué)特征變化十分明顯，兩側(cè)的主要地質(zhì)構(gòu)造單元在重力異常、地殼運(yùn)動速率、構(gòu)造應(yīng)力場、地殼厚度、速度結(jié)構(gòu)以及地震活動等方面都反映出較大的差異，它們說明南北構(gòu)造帶及兩側(cè)地區(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.本文主要對南北構(gòu)造帶及兩側(cè)的地殼和巖石層速度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行了分析與探討.

2.1 重力異常特征

從布格重力異常圖上（圖1）可以看出，南北構(gòu)造帶東側(cè)和西側(cè)的重力異常形態(tài)有明顯的差別，總的趨勢為東高西低，其間被兩條規(guī)模巨大的近南北向梯級帶分隔.一條為大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山梯級帶（圖1Ⅰ），它東側(cè)的重力異常變化較為平緩，呈現(xiàn)向東逐漸增大的趨勢；另一條沿著青藏高原的東部邊緣分布，它在六盤山一帶轉(zhuǎn)為北西方向與青藏高原北緣的祁連山—阿爾金山—昆侖山梯級帶相接（圖1Ⅱ）.在這兩條重力梯級帶之間，中部的四川盆地為一個封閉的相對重力高，鄂爾多斯和阿拉善一帶的異常變化幅度不大.南北構(gòu)造帶西側(cè)的青藏高原中部總體上是一個變化平緩的重力低值區(qū)，邊緣為重力異常陡變帶.重力異?？傮w呈現(xiàn)在南北構(gòu)造帶東側(cè)為向東逐漸增大的趨勢，而在西側(cè)為南北高中間低的趨勢.

圖1 南北構(gòu)造帶及鄰域布格重力異常圖（黑色虛線為重力梯級帶）Fig.1 Bouguer gravity anomaly of North－South tectonic belt and its adjacent regions（The black dashed lines mark gravity gradient zone）

為探討深部區(qū)域重力異常場的變化趨勢，我們對布格重力異常進(jìn)行了向上延40km的處理（圖2），可以看出上延拓40km后，重力異常上述的特征與趨勢依然明顯，兩條巨大重力梯度帶的趨勢更加突出，這說明深部結(jié)構(gòu)對重力異常的影響和控制，兩條重力梯度帶是由深部構(gòu)造的影響所形成，其深度可以達(dá)到莫霍界面以下.本文地震層析結(jié)果120km的速度圖像（圖9）呈現(xiàn)的地幔低速帶的西部邊界與大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山重力梯級帶相對應(yīng)，從而證實(shí)貫穿中國東部的南北重力梯級帶確實(shí)是一條在上地幔深度上的構(gòu)造變異帶.地震層析成像結(jié)果將在本文的2.3.3節(jié)中探討.

2.2 地殼厚度

圖2 南北構(gòu)造帶及鄰域布格重力異常向上延拓40km結(jié)果圖（黑色虛線為重力梯級帶）Fig.2 The result of Bouguer gravity anomaly upward continuation 40km of North－South tectonic belt and its adjacent regions（The black dashed lines mark gravity gradient zone）

圖3 南北構(gòu)造帶及鄰域地殼厚度圖① 格爾木—額濟(jì)納旗地震剖面；② 阿爾金—龍門山地震剖面.Fig.3 Crustal thickness of north－south tectonic belt and adjacent regions①Golmud—Ejin Qi seismic profile.② Altun—Longmen mountain seismic profile.

根據(jù)布格重力異常數(shù)據(jù)，我們應(yīng)用Parker－Oldenburg（Parker，1973；Oldenburg，1974）方法反演計(jì)算了研究區(qū)的地殼厚度，在反演計(jì)算時選取了穿越研究區(qū)的兩條地震剖面（崔作舟等，1995；王有學(xué)等，2005）進(jìn)行了控制（圖3），同時參考了郝天珧等人（郝天珧等，2014）的反演計(jì)算結(jié)果.從計(jì)算結(jié)果可以看出，研究區(qū)的地殼厚度呈現(xiàn)出東淺西深的趨勢，華北和江漢平原一帶的地殼厚度為32～36km，部分地區(qū)出現(xiàn)隆起和坳陷.從大興安嶺經(jīng)太行山、秦嶺至武陵山，地殼厚度從東側(cè)的36km增加到西側(cè)的42km，構(gòu)成貫穿中國東部的莫霍面陡變帶，在該陡變帶以西，鄂爾多斯的地殼厚度在40～44km之間，四川盆地和滇東南一帶為40～46km，滇西北為50～55km.在南北構(gòu)造帶地區(qū)的地殼厚度呈現(xiàn)出劇烈的陡變帶，厚度在45～50km.在南北構(gòu)造帶以西地區(qū)包括中國大陸地殼最厚的青藏高原及地殼厚度較厚的西北部地區(qū)，青藏高原北緣過渡帶的地殼厚度為50～60km，向北逐漸減小到40～46km；高原的中部為60～65km，中南部加深到70km以上.而在該陡變帶以東，地殼厚度向東逐漸減薄.

南北構(gòu)造帶西側(cè)青藏高原現(xiàn)今的構(gòu)造運(yùn)動無疑受到印度板塊向北推擠的影響.INDEPTH－1（International Deep Profiling of Tibet and the Himalaya）（Zhao and Xie，1993；Hauck et al.，1998）的結(jié)果清晰地顯示出印度地殼向高原巖石層嵌入的痕跡，這一地殼的楔入作用造成青藏高原的地殼厚度發(fā)生了很大的變化.根據(jù)地殼形變觀測數(shù)據(jù)（Chen et al.，2000），目前青藏高原的南部仍然以25mm·a－1的速率向北運(yùn)動，但是高原內(nèi)部的地殼變形幅度不大.在北面塔里木、中朝克拉通和東面揚(yáng)子克拉通塊體的阻擋下，高原北部的祁連山和東部的川滇造山帶地殼強(qiáng)烈縮短，整個高原的地殼塊體沿著順時針旋轉(zhuǎn)并朝東南方向擠出，構(gòu)造應(yīng)力場的分布也反映出相同的特征（徐紀(jì)人等，2008）.

位于東、西部之間的鄂爾多斯高原和四川盆地處于中國大陸兩個最為活躍的巖石層動力學(xué)分區(qū)之間，西面緊鄰因碰撞擠壓而大規(guī)模隆起的青藏高原，東面則是新生代以來經(jīng)歷了裂陷伸展、巖石層減薄的裂谷帶.鄂爾多斯和四川盆地的地殼厚度在40～44km左右，殼內(nèi)結(jié)構(gòu)相對完整，很少發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)高導(dǎo)層，或者殼內(nèi)高導(dǎo)層的深度較大；莫霍面平緩，上地幔頂部的速度較高，上地幔高導(dǎo)層的平均深度為110～120km，熱流值一般都比較低，屬于中國大陸構(gòu)造活動最弱的區(qū)域.盡管鄂爾多斯和四川盆地受到來自東、西兩個方向動力系統(tǒng)的作用，但是塊體內(nèi)部的變形幅度都不大，是相對穩(wěn)定的地區(qū).GPS觀測數(shù)據(jù)證實(shí)，四川盆地和西安以東地區(qū)的地殼水平運(yùn)動速率很?。–hen et al.，2000），巖石層在整體上顯示出剛性塊體的特征（Wu and Levshin，1994；Lebedev and Nolet，2003）.青藏高原是中國大陸地殼厚度最大的地區(qū)，自5000萬年以來，印度大陸一直向北運(yùn)動并向青藏高原的地殼擠入，造成高原地殼的縮短增厚，這一現(xiàn)象已經(jīng)被深地震測深的結(jié)果證實(shí)（Zhao and Xie，1993；Hauck et al.，1998）.攀西地區(qū)屬于古裂谷帶，但是它的莫霍面深度卻比川滇地區(qū)大8km左右，估計(jì)是青藏高原向東南方向擠出造成了地殼增厚（曾融生等，1995）.

從宏觀上看，南北構(gòu)造帶東、西側(cè)地區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造之所以存在如此巨大的差異，一方面與各自所處的地球動力學(xué)環(huán)境有關(guān)，另一方面則是由地殼和上地幔的結(jié)構(gòu)以及深部巖石的物性狀態(tài)所決定的.一個地區(qū)的構(gòu)造穩(wěn)定性在很大程度上取決于它的巖石層結(jié)構(gòu)是否完整，上地幔深部的活動是否強(qiáng)烈，這已經(jīng)被許多實(shí)際資料和地球物理觀測所證實(shí).例如鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體，它們的地殼結(jié)構(gòu)比較穩(wěn)定，橫向變化小，很少在地殼內(nèi)發(fā)現(xiàn)作為異常的低速層和電性高導(dǎo)層；而在青藏高原及其邊緣構(gòu)造帶，地殼和上地幔的結(jié)構(gòu)則復(fù)雜得多，呈現(xiàn)出不同的構(gòu)造樣式.

由上述分析可見，在穩(wěn)定的鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體兩側(cè)，中國東部為地殼減薄區(qū)，中國西部為地殼增厚區(qū).曹家敏等（曹家敏等，2006）根據(jù)中國大陸地震測深結(jié)果編制的地殼厚度分布圖也反映出由東向西逐漸變厚的特征，其中南北帶兩側(cè)是地殼厚度變化最明顯的區(qū)域.

2.3 研究區(qū)地震層析成像

本次研究采用體波地震層析成像技術(shù)（劉福田等，1989）反演了南北構(gòu)造帶及鄰域地區(qū)的地殼和上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)，通過分析南北構(gòu)造帶及鄰域地殼、巖石層速度結(jié)構(gòu)特征，對上地幔流變性及其動力學(xué)意義進(jìn)行了相應(yīng)的討論.

2.3.1 數(shù)據(jù)采集

地震層析成像反演主要使用了中國地震臺網(wǎng)和部分省區(qū)地震臺網(wǎng)的P波到時數(shù)據(jù)，包括青海、甘肅、寧夏、陜西、四川、云南以及華北、華東和華南等地大約100多個地震臺站（圖4）.大多數(shù)地震臺站分布在青藏高原邊緣的祁連山、河西走廊、川滇西部以及鄂爾多斯周緣、華北、華中和華南等地，而鄂爾多斯、阿拉善以及青藏高原內(nèi)部、四川東北、湘鄂西以及貴州高原很少有地震臺站.

研究區(qū)內(nèi)的地震主要分布在構(gòu)造活動比較強(qiáng)烈的地區(qū)，如青藏高原邊緣的祁連山、南北帶以及鄂爾多斯周緣和華北地震帶；華中和華南雖有地震分布，但是數(shù)量相當(dāng)有限；青藏高原內(nèi)部的地震比較分散，數(shù)量也比周緣地區(qū)少得多（圖5）.本次研究一共使用了研究區(qū)內(nèi)1981年以來能收集到的12017個地震的141383個P波到時，此外還從ISC報告（International Seismological Catalogue）中挑選 了1981年以來的7065個6～7級的遠(yuǎn)震，在研究區(qū)內(nèi)的地震臺站中檢索出它們的127045個P波到時，主要用于控制上地幔深部的速度結(jié)構(gòu).

圖4 研究區(qū)內(nèi)的地震臺站分布圖Fig.4 Distribution of seismic stations in the study area

圖5 研究區(qū)內(nèi)的地震震中分布圖（圖中A—A′，B—B′為圖10，11剖面位置）Fig.5 Distribution of epicenters in the study area（A—A′，B—B′are profile locations in Fig.10and Fig.11）

2.3.2 速度模型

眾所周知，地球內(nèi)部的實(shí)際結(jié)構(gòu)和組成是相當(dāng)復(fù)雜的，因此在研究地球物理的具體問題時通常需要進(jìn)行一些簡化.我們采用的地震成像方法中（劉福田等，1989），假定地球由各向同性和完全彈性的水平分層介質(zhì)組成，地震波在各層內(nèi)的傳播速度遵循梯度變化，即隨著深度的增加而遞增，地震被看作為點(diǎn)源，取地震波的高斯近似解，利用三維空間非均勻網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)上的速度值來描述地球的內(nèi)部結(jié)構(gòu).

速度模型的選取在地震層析成像正反演過程中起著重要的作用.模型的選擇按照以下原則：（1）根據(jù)臺站密度和地震的震中分布進(jìn)行網(wǎng)格劃分，水平網(wǎng)格劃分的原則是在滿足分辨要求的前提下保證每個網(wǎng)格內(nèi)有足夠多的射線交叉通過，一般網(wǎng)格尺度要大于地震的射線寬度；（2）模型分為地殼和上地幔兩部分，莫霍面以上殼內(nèi)各層面的速度值主要參考已有的工作基礎(chǔ)和對研究區(qū)深部結(jié)構(gòu)的初步認(rèn)識，上地幔的界面和速度值則參照一維球狀分層各向同性的地球模型，假定各深度之間的速度值按線性變化；（3）在參考模型的基礎(chǔ)上計(jì)算地震波的理論走時并與實(shí)際地震的觀測走時進(jìn)行比較，根據(jù)走時殘差的大小不斷修正和調(diào)整參考模型，使其更加逼近真實(shí)的地球介質(zhì)，走時殘差的絕對值一般不超過2.0s；（4）縱向網(wǎng)格劃分應(yīng)該保證各層具有足夠的射線數(shù)量通過，此外還要考慮速度間斷面的存在.界面深度和各層的速度選取如表1所示.

表1 界面深度和速度值Table 1 Values of depth and velocity of interfaces

2.3.3 結(jié)果分析

通過反演計(jì)算得出了南北帶及鄰域不同深度的速度分布（表1）.由于篇幅的原因，我們僅選取了部分相關(guān)的深度進(jìn)行了分析.

3＋km和20－km的圖像十分類似（圖6），它們主要反映了上地殼的速度分布.太行—呂梁山、秦嶺—大巴山、祁連山的東段、川西的甘孜、康定直至滇西的大理、保山以及三江地區(qū)均為高速區(qū)域；銀川盆地、酒泉盆地、柴達(dá)木盆地、四川盆地以及云貴高原東北為低速區(qū)域；青藏高原的拉薩、察隅、柴達(dá)木一帶的地殼速度也比較低.從上述圖像可以看出，淺層速度分布與地表構(gòu)造有著密切的聯(lián)系.可以看出，在上地殼的深度范圍內(nèi)，高速區(qū)域主要是造山帶，而低速區(qū)域多為沉積盆地，顯然造山帶與盆地的構(gòu)造差異和巖性組成是地殼淺部速度分布不均勻的主要原因，這個結(jié)果與中國大陸其它地區(qū)的地震成像揭示的現(xiàn)象是一致的（劉福田等，1989；劉建華等，1989；胥頤等，2000，2001）.川西南至昆明—貴陽以北的低速有些特別，這一地區(qū)位于云貴高原北部，本應(yīng)反映出造山帶的速度特性，然而地殼淺層卻與四川盆地一樣具有較低的速度，說明這一地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)與相鄰的滇西造山帶是有所區(qū)別的.

圖6 3＋km和20－km的速度圖像Fig.6 Velocity images of of 3＋km and 20－km

圖7 20＋km和35－km的速度圖像Fig.7 Velocity images of 20＋km and 35－km

20＋km和35－km的圖像揭示了地殼中部的速度分布（圖7）.在中地殼的深度范圍內(nèi)，沉積盆地地區(qū)已到達(dá)盆地的基底以下.南北帶附近，北起銀川、西寧、經(jīng)蘭州和成都以西直至滇西出現(xiàn)了明顯的低速條帶，以此為界，東側(cè)的四川盆地、鄂爾多斯、阿拉善為高速區(qū)；在35－km上除了鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體的中部為高速外，其余地區(qū)均為低速；秦嶺—大巴山的東段和太行山在20＋km上為高速，至35－km時已經(jīng)轉(zhuǎn)變?yōu)榈退?

35＋km和50－km反映了地殼下部和莫霍面附近的速度分布（圖8）.在35＋km的速度圖像中，南北帶、祁連山、秦嶺、太行山、鄂爾多斯的西緣、湘鄂西以及云貴高原的大部分地區(qū)仍為低速區(qū)，鄂爾多斯、阿拉善、四川盆地為高速區(qū)，秦嶺中段和滇西地區(qū)還存在兩個較小的高速塊體.50－km的速度圖像與35＋km的十分相似，僅僅是四川西部至甘孜的北西向高速條帶將沿著南北帶的低速區(qū)分成南北兩段，其南段向西藏察隅地區(qū)延伸.

地殼中、下層最明顯的特征是南北帶和祁連、秦嶺、太行等造山帶的低速層，它們的深度在不同的地區(qū)略有差異，南北帶較淺，祁連山、太行山略深，秦嶺造山帶西部淺、東部深.這些殼內(nèi)低速層的深度與南北帶及其鄰近地區(qū)的地殼中部高導(dǎo)層比較接近，與上述造山帶相鄰的鄂爾多斯和四川盆地內(nèi)都沒有發(fā)現(xiàn)低速層.

根據(jù)重力資料計(jì)算的地殼厚度結(jié)果（圖3）表明，中國大陸的莫霍面深度由東向西逐漸加深，東部地區(qū)由沿海一帶的30余公里增加到南北帶東側(cè)40余公里，南北帶西側(cè)至青藏高原急劇增厚到60～70km.在設(shè)計(jì)初始速度模型時，本文將50km作為研究區(qū)莫霍面的平均深度，實(shí)際上主要指青藏高原的邊緣過渡帶，目的在于根據(jù)這個深度的速度分布對其兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)的變化進(jìn)行比較，同時了解東部地區(qū)上地幔頂部巖石層的性質(zhì).這個深度的速度異常具有兩種含義，正擾動代表的高速接近上地幔的速度值，而負(fù)擾動代表的低速趨于地殼底部的速度值，所以在不排除速度異常的情況下，高速區(qū)的莫霍面可能位于50km之上，而低速區(qū)的莫霍面在50km以下.

從上面的速度圖像看出，中國東部大部分地區(qū)以及云貴高原的南部均以高速為主，說明50km已經(jīng)接近了上地幔的頂部，這與中國東部較小的莫霍面深度是相一致的.而太行山、鄂爾多斯西緣以及川東—湘鄂西一帶的低速顯然不能用較大的莫霍面深度來解釋，它們意味著這些地區(qū)的上地幔頂部存在速度異常.祁連山、南北帶以及青藏高原東南緣的低速不僅與較大的地殼厚度有關(guān)，可能還存在異?，F(xiàn)象.青藏高原邊緣過渡帶它們分別與北部的阿拉善、鄂爾多斯和東部的揚(yáng)子塊體拼合，邊界部位有可能在地幔深部熱擾動的影響下出現(xiàn)異常，使殼幔邊界顯示出低速特征.

120km的圖像揭示了研究區(qū)巖石層深部構(gòu)造的基本框架（圖9）.從太原、鄭州、到武漢、長沙，整個華北平原、江漢平原的西部一帶均為低速，其西部邊界大體上與大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山的重力梯級帶相近，這一性質(zhì)直觀地顯示出東部地區(qū)巖石層減薄的跡象.除了少數(shù)零散的低速異常之外，揚(yáng)子、青藏和中國北部構(gòu)成為三個較大的正異常區(qū).川西的岷山一帶出現(xiàn)了一個低速區(qū)，它位于青藏高原東部與鄂爾多斯、揚(yáng)子塊體之間的交匯處，或許反映了大陸巖石層塊體結(jié)合部位的地幔擾動特征，另外云南騰沖地區(qū)的地幔熱異常仍然很明顯.從120km的深度開始，華北平原和江漢平原的西部直至華南普遍出現(xiàn)負(fù)異常，它們從太行山、經(jīng)秦嶺—大巴山延伸到武陵山一帶，構(gòu)成一條貫穿研究區(qū)東部的上地幔低速帶.在華南一帶負(fù)異常隨著深度的增加逐漸向西擴(kuò)展，西側(cè)鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體則正異常為主.上述地幔低速帶的西部邊界與大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山重力梯級帶相對應(yīng)，從而證實(shí)貫穿中國東部的南北重力梯級帶確實(shí)是一條在上地幔深度上的構(gòu)造變異帶，而不僅僅是地殼尺度的大地構(gòu)造分界線，它也是地殼和上地幔深部巖石物性、物質(zhì)分布的橫向不均勻性和動力學(xué)環(huán)境等方面的差異在地表產(chǎn)生的綜合效應(yīng).

深度至171km時（圖9），太行—呂梁山以西、秦嶺以北的鄂爾多斯和銀川以西的賀蘭山一帶為高速，銀川以北為低速區(qū)，華北平原和華南大部分地區(qū)為低速.西安、蘭州、西寧、酒泉一帶的西秦嶺以及祁連山—河西走廊均為低速，它們向南經(jīng)過青藏高原的東北部延伸到川西，形成北西方向?yàn)橹鞯牡退賻?；在川西北岷山一帶上述低速帶發(fā)生轉(zhuǎn)折，從川西到滇西形成一條由南北方向變?yōu)楸睎|方向的高速帶.該帶東側(cè)的揚(yáng)子塊體大部為高速，僅川東部分地區(qū)出現(xiàn)低速；該帶西側(cè)的藏東南和緬甸北部為高速.這一深度在中國大陸的東部地區(qū)已經(jīng)進(jìn)入軟流層，但是在研究區(qū)位于巖石層的底部或者軟流層的頂部附近，因此速度異常的形態(tài)和走向仍然具有地質(zhì)構(gòu)造特征，它們可能是巖石層的變形和運(yùn)動在軟流層頂部留下的痕跡.171km深度以下已經(jīng)看不出速度異常與地質(zhì)構(gòu)造的之間聯(lián)系，大部分地區(qū)在這個深度上已經(jīng)進(jìn)入了軟流層，它們更多地反映了上地幔深度物質(zhì)的分布存在著橫向非均勻性.

圖8 35＋km和50－km的速度圖像Fig.8 Velocity images of 35＋km and 50－km

圖9 120km和171km的速度圖像Fig.9 Velocity images of 120km and 171km

171km（圖9）的速度圖像仍然可以看出上地幔構(gòu)造變形的痕跡，主要為青藏高原周緣不同走向的高低速條帶.它們在青藏高原東北緣為北西方向，經(jīng)過龍門山沿著青藏高原東部邊緣轉(zhuǎn)為北北東方向.四川盆地、鄂爾多斯、青藏高原東南的速度異常仍然以正異常為主.青藏高原地殼塊體的向東擠出和順時針旋轉(zhuǎn)已經(jīng)被許多地質(zhì)和地球物理觀測證實(shí)（Mcnamara et al.，1994；曾融生等，1994；Lavéet al.，1996；Chen et al.，2000），但是上地幔巖石層是否也會隨著地殼塊體發(fā)生同步的運(yùn)動和旋轉(zhuǎn)、或是由于殼－幔間的解耦作用而具有獨(dú)自的運(yùn)動方式，目前還尚無直接證據(jù).從171km深度的速度異常走向來看，青藏高原東北緣的異常走向與祁連造山帶山相對應(yīng)，東南緣的異常與川滇西部造山帶的構(gòu)造走向相同，異常帶走向發(fā)生變化的轉(zhuǎn)折處位于四川盆地西北的龍門山一帶，這里正是青藏高原向東最突出的部位.這些現(xiàn)象與青藏高原周緣地殼形變和構(gòu)造應(yīng)力場的變化是一致的（牛之俊等，2005；朱守彪和石耀霖，2006；徐紀(jì)人等，2008），說明在?。瓪W大陸碰撞過程中青藏高原的巖石層也發(fā)生了相應(yīng)的運(yùn)動，由于巖石層底部的拖曳作用，它們在上地幔中留下了變形的痕跡.

地震層析成像的結(jié)果清晰地反映出了研究區(qū)內(nèi)的主要造山帶如秦嶺、祁連山、南北帶、太行山以及鄂爾多斯和揚(yáng)子等穩(wěn)定塊體的深部構(gòu)造輪廓，使得可以在巖石層尺度內(nèi)確定主要地質(zhì)單元不同深度的基本性質(zhì)，為地質(zhì)問題的解釋提供了必要的深部依據(jù).為了更加直觀地展示研究區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)的橫向和垂向變化，在水平速度圖像的基礎(chǔ)上，我們選擇了2條（位置見圖5）穿過研究區(qū)內(nèi)的一些造山帶和相鄰地塊的地震層析成像縱切剖面進(jìn)行了分析討論.

剖面A—A′穿過了騰沖、橫斷山、祁連山等，根據(jù)A—A′地震層析成像剖面可以看出（圖10），祁連山上地殼呈現(xiàn)為高速，中下地殼存在低速層；河西走廊的殼內(nèi)平均速度略為偏低，可以看出阿拉善和青藏高原北部在地殼深部的邊界；青藏高原上地幔頂部的速度偏低，巖石層底界面的深度大約為150km.但是祁連山的軟流層明顯上隆至100km左右，造成巖石層局部減薄的現(xiàn)象.

剖面B—B′穿過四川盆地、龍門山、南北構(gòu)造帶和青藏高原的東部（圖11）.根據(jù)速度結(jié)構(gòu)分析，四川盆地的地殼和上地幔結(jié)構(gòu)比較簡單，橫向變化小，垂向隨深度的變化也很穩(wěn)定，其性質(zhì)類似于鄂爾多斯.地殼上下層的速度相差較大，20km以上基本上為低速，川西山前坳陷區(qū)的形態(tài)非常清晰；20km以下至上地幔頂部均為高速，層塊狀特征明顯，巖石層的厚度可能達(dá)到150km.龍門山與四川盆地的殼幔結(jié)構(gòu)呈負(fù)相關(guān)對應(yīng)關(guān)系，地殼上層高速體推覆逆沖和抬升的跡象十分明顯，下地殼為低速，并且一直延伸到上地幔.青藏高原東部地殼底部和上地幔的速度偏低，四川盆地的地殼顯示出向龍門山俯沖的態(tài)勢.與四川盆地相比，龍門山地殼中下層和上地幔的結(jié)構(gòu)具有構(gòu)造活動地區(qū)的特點(diǎn)，由于這一地帶處于青藏高原東部、阿拉善、鄂爾多斯、揚(yáng)子四大塊體的交界地帶，無論是速度結(jié)構(gòu)還是高導(dǎo)層的分布以及殼幔熱狀態(tài)均與相鄰塊體有所不同，而深部熱異常的存在是導(dǎo)致殼幔巖石物性發(fā)生較大變化的主要原因.南北帶的邊界部位發(fā)育了較多的超殼斷裂，地幔深部的熱物質(zhì)很可能沿著斷裂形成的通道向上侵入，使下地殼和上地幔頂部的巖石物性發(fā)生各種變化、形成水平伸展的流變層，殼－幔之間的熱交換使莫霍面成為一個不穩(wěn)定的過渡帶，從現(xiàn)有的資料來看，四川盆地西北的龍門山和盆地西南的古裂谷帶都具備這一深部動力學(xué)環(huán)境.

3 東、西部的構(gòu)造關(guān)系

許多學(xué)者非常關(guān)注青藏高原隆升造成的遠(yuǎn)程效應(yīng)，特別是希望以此解釋中國東、西部地質(zhì)事件的互補(bǔ)性，如構(gòu)造擠壓與伸展、造山帶與裂陷盆地、巖石層增厚與減薄等等，并通過數(shù)值模擬提出了相應(yīng)的演化模式（傅容珊等，2000a，2000b），這些模型大都是以青藏高原巖石層的增厚作為先決條件，并將軟流層定義為一個橫向均勻的塑性流變層.由青藏高原巖石層下沉引起的地幔擾動從西向東傳遞，在中國東部受到太平洋板塊向西俯沖的制約而快速上涌，造成巖石層隆起減薄，并形成大陸裂谷盆地和玄武巖漿的噴發(fā)等一系列構(gòu)造事件.

從目前的資料情況分析，東部地區(qū)的巖石層減薄和地幔上涌已經(jīng)被各種地質(zhì)和地球物理觀測所證實(shí)，青藏高原較大的巖石層厚度和地幔的高熱狀態(tài)也是公認(rèn)的事實(shí)，問題的關(guān)鍵在于作為主要熱傳輸通道的中國大陸的中部地區(qū)是否具有一個流變性較強(qiáng)的軟流層.上地幔的速度分布表明鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體是厚度達(dá)數(shù)百公里的“低溫”構(gòu)造層，很難想象青藏高原的地幔熱擾動能夠通過這個大范圍的“低溫層”傳遞到華北一帶，引起地幔上涌、巖石層減薄等諸多強(qiáng)烈的構(gòu)造事件.物理模擬試驗(yàn)證明，板塊碰撞邊界驅(qū)動力的遠(yuǎn)程傳遞必須依靠巖石層中的網(wǎng)絡(luò)狀塑性流動以及對上覆脆性地殼的拖曳才能實(shí)現(xiàn)（王繩組，1999），所以即使在軟流層中存在這種由西向東的遠(yuǎn)程傳遞效應(yīng)，它也只可能是通過上地幔淺部由低速異常帶組成的網(wǎng)絡(luò)來傳遞的，但是究竟它們能對中國東部的巖石層減薄產(chǎn)生多大的貢獻(xiàn)還是一個有待于研究的問題.

圖10 A—A′地震層析成像剖面圖Fig.10 A—A′seismic tomography profile.Location is shown in Fig.5

圖11 B—B′地震層析成像剖面圖Fig.11 B—B′seismic tomography profile.Location in shown in Fig.5

圖12 410km的速度圖像Fig.12 Velocity images of 410km

地震成像最直觀的啟示是：中國東部的巖石層減薄和地幔上涌主要是受到環(huán)太平洋俯沖帶邊緣海擴(kuò)張的影響，由于揚(yáng)子和鄂爾多斯穩(wěn)定塊體對太平洋板塊俯沖作用的阻擋，在大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山一線造成橫貫?zāi)媳钡臉?gòu)造形變帶，并一直影響到地幔深部.南北形變帶東側(cè)的華北平原在太平洋俯沖帶弧后擴(kuò)張作用下形成大陸裂谷帶，西側(cè)的揚(yáng)子和鄂爾多斯的殼幔結(jié)構(gòu)則保持了相對的穩(wěn)定性.另外菲律賓板塊俯沖引起的弧后擴(kuò)張和地幔上涌對中國東部巖石層的減薄起到了一定的作用，導(dǎo)致?lián)P子塊體東南部的巖石層被減?。泐U等，2006；胥頤等，2008）.

在中國大陸的西部，青藏高原的運(yùn)動在北面受到塔里木塊體的阻擋，在東面又受到鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體的阻擋，使其不得不發(fā)生順時針旋轉(zhuǎn)改向東南方向擠出，并造成邊緣帶地殼強(qiáng)烈變形.中西部的邊界可以追溯到地幔深部410km附近（圖12），從圖12可以看出，中國東部巖石層減薄的西部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，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)和熱活動也明顯不同，正是這些差異共同形成了地球物理場中的巨型異常帶，清晰地勾勒出中國大陸東部與中西部在地幔深部的分界線.東部鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體的上地幔相當(dāng)于一個冷區(qū)，西部青藏高原則相當(dāng)于一個熱區(qū)，青藏高原地幔深部的熱擾動可能并沒有越過這些巨厚的克拉通塊體，而被限制在與鄂爾多斯、揚(yáng)子塊體的交匯處.由此可見，鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體分別在東西方向削弱了環(huán)太平洋俯沖帶和喜馬拉雅大陸碰撞帶這兩個動力系統(tǒng)對中國大陸的影響，為維持中部地區(qū)的穩(wěn)定性起到了至關(guān)重要的作用.在巖石層尺度內(nèi)，中國大陸中、西部的邊界位于東經(jīng)102°左右的南北帶附近，它是青藏高原東部與揚(yáng)子和鄂爾多斯塊體的分界線.可是在上地幔深部的速度圖像中，中西部的分界線逐漸向西延伸，至410km時已經(jīng)移動到東經(jīng)98度附近，比巖石層尺度內(nèi)的邊界位置偏西了幾百公里.Lebedev和Nolet（Lebedev and Nolet，2003）在反演東亞的橫波速度結(jié)構(gòu)時也發(fā)現(xiàn)揚(yáng)子塊體深部的高速異常隨著深度的增加向西移動.因此中部地區(qū)和青藏高原的構(gòu)造分界線應(yīng)在東經(jīng)100°—102°左右.對比171km和410km的速度圖像可以看出，在上地幔淺部，青藏高原的東部邊界向東扭曲，這意味著青藏高原巖石層和軟流層的運(yùn)動是不一致的.雖然目前尚不能確認(rèn)深部邊界偏移的真正原因，初步推測可能與青藏高原巖石層在印度板塊的作用下向東擠出有關(guān)，說明巖石層與深部地幔是沒有“耦合”在一起的.

4 結(jié)論

南北構(gòu)造帶東側(cè)和西側(cè)的布格重力異常形態(tài)有明顯的差別，總的趨勢為東高西低，其間被兩條規(guī)模巨大的近南北向梯級帶分隔.南北構(gòu)造帶地區(qū)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)，而向東為地殼逐漸減薄區(qū).50－km的地震層析成像結(jié)果表明，中國東部大部分地區(qū)以及云貴高原的南部均以高速為主，說明在這些地區(qū)50km已經(jīng)接近了上地幔的頂部，這與中國東部較小的莫霍面深度是相一致的.而西部的青藏高原地區(qū)，主要以低速為主，說明這些地區(qū)的莫霍面深度應(yīng)大于50km.

120km的圖像揭示了研究區(qū)巖石層深部構(gòu)造的基本框架.從太原、鄭州、到武漢、長沙，整個華北平原、江漢平原的西部一帶均為低速，其西部邊界大體上與大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山的重力梯級帶相近，這一性質(zhì)直觀地顯示出東部地區(qū)巖石層減薄的跡象.以大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山重力梯級帶為界，中國東部的華北平原、江漢平原和華南一帶為巖石層減薄區(qū)，西部青藏高原、北部地區(qū)一帶為巖石層增厚區(qū).從120km的深度開始，華北平原和江漢平原的西部直至華南普遍出現(xiàn)負(fù)異常，它們從太行山、經(jīng)秦嶺—大巴山延伸到武陵山一帶，構(gòu)成一條貫穿研究區(qū)東部的上地幔低速帶.在華南一帶負(fù)異常隨著深度的增加逐漸向西擴(kuò)展，西側(cè)鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體則正異常為主.上述地幔低速帶的西部邊界與大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山重力梯級帶相對應(yīng)，從而證實(shí)貫穿中國東部的南北重力梯級帶確實(shí)是一條在上地幔深度上的構(gòu)造變異帶，而不僅僅是地殼尺度的大地構(gòu)造分界線，它也是地殼和上地幔深部巖石物性、物質(zhì)分布的橫向不均勻性和動力學(xué)環(huán)境等方面的差異在地表產(chǎn)生的綜合效應(yīng).

中國大陸存在兩條重要的深部構(gòu)造邊界，其影響可達(dá)幾百公里的深度，一條沿著大興安嶺—太行山—秦嶺—大巴山—武陵山分布，是東部陸緣帶和中部揚(yáng)子、鄂爾多斯克拉通地區(qū)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)和熱活動也明顯不同，正是這些差異共同形成了地球物理場中的巨型異常帶，清晰地勾勒出中國大陸東部與中西部在地幔深部的分界線.另一條位于東經(jīng)100°—102°左右，是中部地區(qū)和青藏高原的分界線，它由南北向分布的速度異常條帶組成，可以追溯到上地幔410km的深度.在上地幔淺部，青藏高原的東部邊界向東扭曲，這意味著青藏高原巖石層和軟流層的運(yùn)動是不一致的，初步推測可能與青藏高原巖石層在印度板塊的作用下向東擠出有關(guān)，說明巖石層與深部地幔是沒有“耦合”在一起的.鄂爾多斯和揚(yáng)子塊體分別在東、西兩個方向削弱了環(huán)太平洋俯沖帶和喜馬拉雅大陸碰撞帶這兩個動力系統(tǒng)對中國大陸的影響，為維持中部地區(qū)的構(gòu)造穩(wěn)定性起到了重要的作用.

Cao J M，Cai X L，Zhu J S，et al.2006.Crustal velocity structure characteristics and tectonic parttion of Chinese Mianland.／／Chinese Geophysical Society 22annual Thesiss （in Chinese）.Beijing：Chinese Geophysical Society，579.

Chen Z，Bruchfiel B C，Liu Y，et al.2000.Global positioning system measurements from eastern Tibet and their implications for India／Eurasia intercontinental deformation.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），105（B7）：16215－16227.

Cui Z Z，Li Q S，Wu C D，et al.1995.The crustal and deep structures in GOLMUD－EJIN QI GGT.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），38（S2）：15－28.

Fu R S，Xu Y M，Huang J H，et al.2000a.Numerical simulation of the compression uplift of the Qinghai—Xizang Plateau.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），43（3）：346－355.

Fu R S，Huang J H，Li L G，et al.2000b.Numerical simulation of the three－step uplift model of the Tibet Plateau.EarthScience Frontiers（in Chinese），7（4）：588－596.

Gao M X.1996.A study on recent geodynamics at the southeastern margin of the Qinghai—Xizang （Tibet）plateau.Seismology andGeology（in Chinese），18（2）：129－142.

Guo B，Liu Q Y，Chen J H，et al.2009.Teleseismic P－wave tomography of the crust and upper mantle in Longmenshan area，west Sichuan.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），52（2）：346－355.

Hao T Y，Hu W J，Xing J，et al.2014.The Moho depth map（1∶5000000）in the land and seas of China and adjacent areas and its geological implications.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），57（12）：3869－3883，doi：10.6038／cjg20141202.

Hauck M L，Nelson K D，Brown L D，et al.1998.Crustal structure of the Himalayan orogen at～90°east longitude from Project INDEPTH deep reflection profiles.Tectonics，17（4）：481－500.

LavéJ，Avouac J P，Lacassin R，et al.1996.Seismic anisotropy beneath Tibet：Evidence for eastward extrusion of the Tibetan lithosphere？EarthandPlanetaryScienceLetters，140（1－4）：83－96.

Lebedev S，Nolet G.2003.Upper mantle beneath Southeast Asia from S velocity tomography.J.Geophys.，Res.：SolidEarth（1978—2012），108（B1）：21（1－26）.

Liu F T，Qu K X，Wu H，et al.1989.Seismic tomography of the Chinese continent and adjacent region.ActaGeophysicaSinica（in Chinese），32（3）：281－291.

Liu G D.1998.Discussion on earth sciences.EarthScience Frontiers（in Chinese），5（1－2）：1－8.

Liu J H，Liu F T，Wu H，et al.1989.Three dimensional velocity images of the crust and upper mantle beneath North－South zone in China.ActaGeophysicaSinica（in Chinese），32（2）：143－151.

Liu Y K，Chang X，He J K，et al.2005.Three－dimensional velocity images of the crust and upper mantle beneath the North－South zone in China.BulletinoftheSeismologicalSocietyof America，95（3）：916－925.

Mcnamara D E，Owens T J，Silver P G，et al.1994.Shear wave anisotropy beneath the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.：SolidEarth（1978—2012），99（B7）：13665－13666.

Niu Z J，Wang M，Sun H R，et al.2005.New observational results of crustal motion velocity of Chinese Mainland.ChineseScience Bulletin（in Chinese），50（8）：839－840.

Oldenburg D W.1974.The inversion and interpretation of gravity anomalies.Geophysics，39（4）：526－536.

Parker R L.1973.The rapid calculation of potential anomalies.Geopys.J.Int.，31（4）：447－455.

Song Z H，An C Q，Chen G Y，et al.1991.Study on 3Dvelocity structure and anisotropy beneath the west China from the Love wave dispersion.ActaGeophysicaSinica（in Chinese），34（6）：694－707.

Xu J R，Zhao Z X，Ishikawa Yuzo.2008.Regional characteristics of crustal stress field and tectonic motions in and around Chinese Mainland.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），51（3）：770－781.

Xu Y，Liu F T，Liu J H，et al.2000.Seismic tomography on northwest orogenic belt and adjacent basins of Chinese Mianland.ScienceinChina（SeriesD）（in Chinese），30（2）：113－122.

Xu Y，Liu F T，Liu J H，et al.2001.Deep features of continental collision belts in northwestern China and their dynamic implications.ChineseJournalofGeophysics（in Chinese），44（1）：40－47.

Xu Y，Liu J H，Hao T Y，et al.2006.P wave velocity structure and tectonics analysis of lithospheric mantle in eastern China seas and adjacent regions.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），49（4）：1053－1061.

Xu Y，Hao T Y，Li Z W，et al.2008.Analysis of lithospheric structure and tectonics of the Chinese marginal seas and adjacent region.EarthScienceFrontiers（in Chinese），15（3）：55－62.

Yin X H，Li Y S，Liu Z B.1998.Density and magnetic structure of the crust and upper－mantle in the northern part of South－North earthquake zone.CrustalDeformationandEarthquake（in Chinese），18（4）：11－17.

Wang S Z.1999.Plastic flow in the lower lithosphere and longrange transmission of plate－boundary driving force.Journalof ChangchunUniversityofScienceandTechnology（in Chinese），29（1）：1－8.

Wang Y X，Mooney W D，Han G H，et al.2005.Crustal P－wave velocity structure from Altyn Tagh to Longmen mountains along the Taiwan－Altay geoscience transect.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），48（1）：98－106.

Wu F T，Levshin A.1994.Surface－wave group velocity tomography of East Asia.Phys.EarthPlanet.Int.，84（1－4）：59－77.

Zeng R S，Ding Z F，Wu Q J.1994.A review on the lithospheric structures in Tibetan Plateau and constraints for dynamics.Acta GeophysicaSinica（in Chinese），37（1）：99－116.

Zeng R S，Sun W G，Mao T E，et al.1995.Moho depth map of Chinese continent.ActaSeismologicaSinica（in Chinese），17（3）：322－327.

Zhao L S，Xie J K.1993.Lateral variations in compressional velocities beneath the Tibetan Plateau from Pntraveltime tomography.Geophys.J.Int.，115（3）：1070－1084.

Zhu S B，Shi Y L.2006.Study on cause of formation of tectonic stress field in Chinese Mianland and adjacent region.Sciencein China（SeriesD）（in Chinese），36（12）：1077－1083.

附中文參考文獻(xiàn)

曹家敏，蔡學(xué)林，朱介壽等.2006.中國大陸地殼速度結(jié)構(gòu)特征及構(gòu)造分區(qū).／／中國地球物理學(xué)會第22屆年會論文集.北京：中國地球物理學(xué)會，579.

崔作舟，李秋生，吳朝東等.1995.格爾木—額濟(jì)納旗地學(xué)斷面的地殼結(jié)構(gòu)與深部構(gòu)造.地球物理學(xué)報，38（S2）：15－28.

傅容珊，徐耀民，黃建華等.2000a.青藏高原擠壓隆升過程的數(shù)值模擬.地球物理學(xué)報，43（3）：346－355.

傅容珊，黃建華，李力剛等.2000b.青藏高原隆升三階段模型的數(shù)值模擬.地學(xué)前緣，7（4）：588－596.

高名修.1996.青藏高原東南緣現(xiàn)今地球動力學(xué)研究.地震地質(zhì)，18（2）：129－142.

郭飚，劉啟元，陳九輝等.2009.川西龍門山及鄰區(qū)地殼上地幔遠(yuǎn)震P波層析成像.地球物理學(xué)報，52（2）：346－355.

郝天珧，胡衛(wèi)劍，邢健等.2014.中國海陸1∶500萬莫霍面深度圖及其所反映的地質(zhì)內(nèi)涵.地球物理學(xué)報，57（12）：3869－3883，doi：10.6038／cjg20141202.

劉福田，曲克信，吳華等.1989.中國大陸及其鄰近地區(qū)的地震層析成象.地球物理學(xué)報，32（3）：281－291.

劉光鼎.1998.論地球科學(xué).地學(xué)前緣，5（1－2）：1－8.

劉建華，劉福田，吳華等.1989.中國南北帶地殼和上地幔的三維速度圖象.地球物理學(xué)報，32（2）：143－151.

牛之俊，王敏，孫漢榮等.2005.中國大陸現(xiàn)今地殼運(yùn)動速度場的最新觀測結(jié)果.科學(xué)通報，50（8）：839－840.

宋仲和，安昌強(qiáng)，陳國英等.1991.中國西部三維速度結(jié)構(gòu)及其各向異性.地球物理學(xué)報，34（6）：694－707.

徐紀(jì)人，趙志新，石川有三.2008.中國大陸地殼應(yīng)力場與構(gòu)造運(yùn)動區(qū)域特征研究.地球物理學(xué)報，51（3）：770－781.

胥頤，劉福田，劉建華等.2000.中國大陸西北造山帶及其毗鄰盆地的地震層析成像.中國科學(xué)（D輯：地球科學(xué)），30（2）：113－122.

胥頤，劉福田，劉建華等.2001.中國西北大陸碰撞帶的深部特征及其動力學(xué)意義.地球物理學(xué)報，44（1）：40－47.

胥頤，劉建華，郝天珧等.2006.中國東部海域及鄰區(qū)巖石層地幔的P波速度結(jié)構(gòu)與構(gòu)造分析.地球物理學(xué)報，49（4）：1053－1061.

胥頤，郝天珧，李志偉等.2008.中國邊緣海域及其鄰區(qū)的巖石層結(jié)構(gòu)與構(gòu)造分析.地學(xué)前緣，15（3）：55－62.

殷秀華，黎益仕，劉占波.1998.南北帶北段地殼上地幔密度與磁性結(jié)構(gòu).地殼形變與地震，18（4）：11－17.

王繩組.1999.巖石圈下層塑性流動與板緣驅(qū)動力遠(yuǎn)程傳遞.長春科技大學(xué)學(xué)報，29（1）：1－8.

王有學(xué)，Mooney W D，韓果花等.2005.臺灣—阿爾泰地學(xué)斷面阿爾金—龍門山剖面的地殼縱波速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報，48（1）：98－106.

曾融生，丁志峰，吳慶舉.1994.青藏高原巖石圈構(gòu)造及動力學(xué)過程研究.地球物理學(xué)報，37（1）：99－116.

曾融生，孫為國，毛桐恩等.1995.中國大陸莫霍界面深度圖.地震學(xué)報，17（3）：322－327.

朱守彪，石耀霖.2006.中國大陸及鄰區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場成因的研究.中國科學(xué)（D輯：地球科學(xué)），36（12）：1077－1083.