中國(guó)西部及鄰區(qū)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(guó)地震局地殼應(yīng)力研究所，北京 100085

2中國(guó)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(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

1 引言

印度板塊和歐亞板塊的碰撞造就了喜馬拉雅山脈和號(hào)稱世界屋脊的青藏高原，其影響越過(guò)天山山脈，可能達(dá)到貝加爾裂谷甚至更遠(yuǎn)的地方（Tapponnier and Molnar，1976），與太平洋板塊的西向俯沖一起，共同構(gòu)成了影響東亞新生代構(gòu)造格局最重要的構(gòu)造動(dòng)力源泉.中國(guó)西部地區(qū)成為研究大陸動(dòng)力學(xué)的絕佳場(chǎng)所，青藏高原的隆升歷史、動(dòng)力學(xué)機(jī)制及其對(duì)于周邊地塊的影響一直是地學(xué)界研究的熱點(diǎn)問(wèn)題.從20世紀(jì)20年代開(kāi)始陸續(xù)提出了多種青藏高原隆升機(jī)制的模型（Matte et al.，1997；Tapponnier et al.，2001），而了解地殼上地幔的結(jié)構(gòu)是建立正確動(dòng)力學(xué)模型的重要基礎(chǔ).從20世紀(jì)后期開(kāi)始中外科學(xué)家利用天然地震資料、人工地震、大地電磁測(cè)深等各種方法對(duì)這一區(qū)域（圖1）的地殼上地幔結(jié)構(gòu)進(jìn)行探測(cè)，取得了豐富的成果.對(duì)于中國(guó)西部這樣地震臺(tái)站比較稀疏的區(qū)域，面波資料可以達(dá)到相對(duì)較好的路徑覆蓋，因此區(qū)域尺度的面波層析成像是研究百公里尺度S波速度結(jié)構(gòu)的重要方法，已經(jīng)取得很多成果 （宋仲和等，1991；周兵等，1991；莊真等，1992；朱介壽等，2002；彭艷菊等，2002；蘇偉等，2002；Huang et al.，2003，2004；Zhou and Murphy，2005；Priestley et al.，2006；馮梅和安美建，2007；Chen et al.，2010）.近年來(lái)從地震噪聲中提取面波信息的方法取得很大發(fā)展，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（Yao et al.，2008；Li et al.，2009，2012；Guo et al.，2009；Yang et al.，2012）.本文介紹我們的面波層析成像工作在研究區(qū)域 （20°N—55°N，65°E—110°E，圖1）的最新結(jié)果，給出各個(gè)構(gòu)造塊體巖石圈速度結(jié)構(gòu)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.

圖1 研究區(qū)域及主要構(gòu)造單元（紅線指示圖6中速度剖面的位置）Fig.1 Study region and major tectonic units（Red lines indicate locations of velocity profiles in Fig.6）

2 資料和方法

全部面波層析成像工作覆蓋的范圍是23°S—65°N，50°E—165°E，收集了該區(qū)域內(nèi)截止于2006年底的地震記錄.用基于多重濾波技術(shù)（Dziewonski and Hales，1972）的時(shí)頻分析方法提取每條路徑在10～184s周期范圍內(nèi)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(guò)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，中國(guó)、蒙古境內(nèi)和印度東北部網(wǎng)格大小為1°×1°，邊緣地區(qū)為2°×2°或2°×4°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（1973）的方法表示為V＝V0＋Acos（2α）＋Bsin（2α），其中V0是平均（各向同性）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（Constable et al.，1987；黃忠賢和鄭月軍，1998；Huang et al.，2003，2004），同時(shí)反演瑞利波的速度及方位各向異性.文中給出的S波速度結(jié)構(gòu)是根據(jù)平均瑞利波速度V0的頻散曲線，最近重新進(jìn)行S波速度結(jié)構(gòu)反演的結(jié)果.

穿過(guò)本文研究區(qū)域的面波路徑數(shù)在周期39.8s時(shí)最多，達(dá)8525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7235，184.7s周期的路徑數(shù)為3463條.利用棋盤(pán)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(pán)狀速度模型，通過(guò)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－1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2a顯示周期39.8s，3°×3°棋盤(pán)模型的反演結(jié)果.可以看出除了研究區(qū)域的北、西邊緣部分外，原始速度模型得到了較好恢復(fù).圖2b顯示周期184.7s，6°×6°棋盤(pán)模型的反演結(jié)果，可見(jiàn)在深部路徑覆蓋最差的情況下，研究區(qū)內(nèi)仍有不差于6°的分辨能力.綜合實(shí)際資料的反演結(jié)果來(lái)判斷，我們估計(jì)在地殼和巖石圈地幔深度的反演分辨率大約分別是3°和4°.

3 反演結(jié)果和討論

3.1 地殼厚度

圖2 分辨率試驗(yàn)結(jié)果（a）3°×3°模型，周期39.8s；（b）6°×6°模型，周期184.7s.Fig.2 Resolution test results（a）Period 39.8s，checkerboard cell size 3°×3°；（b）Period 184.7s，checkerboard cell size 6°×6°.

圖3 面波反演給出的Moho面深度分布Fig.3 Map of Moho depths from surface wave tomography

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2km.面波給出的是忽略小尺度橫向變化后的平均結(jié)果，在通常情況下由于層厚／速度折衷引起的不確定性估計(jì)為±1～2km，但是在構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū)如青藏高原，我們對(duì)于下地殼和地幔頂部的真實(shí)速度沒(méi)有確切的認(rèn)識(shí)，因此地殼厚度的確定會(huì)有較大的誤差.由圖3可見(jiàn)青藏高原及興都庫(kù)什—帕米爾—天山是地殼顯著增厚的地區(qū)，地殼厚度在帕米爾達(dá)到70km，青藏高原內(nèi)部達(dá)68km，在高原的邊緣具有很大的水平梯度.西蒙古高原和阿爾泰山脈也是一個(gè)地殼增厚區(qū)，地殼厚度一般在52km以上.而在構(gòu)造作用以拉伸為主的地區(qū)，如中國(guó)大陸東部及邊緣海，地殼減薄往往是構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈的標(biāo)志.

3.2 地殼速度結(jié)構(gòu)

圖4a和圖4b給出0至15km和15km至Moho面深度范圍內(nèi)平均S波速度的分布，分別表示上地殼和中下地殼的平均速度.在采用分層模型進(jìn)行層析成像的情況下，利用一定深度范圍的平均速度開(kāi)展討論可以大體上消除模型分層的隨意性和層厚／速度折中造成的影響.

上地殼的平均速度主要受沉積層厚度的影響.研究區(qū)內(nèi)的主要沉積盆地，如塔里木、準(zhǔn)噶爾、柴達(dá)木、四川盆地和羌塘盆地等，以及印度河、恒河、伊洛瓦底平原等在圖4a中都有顯著的表現(xiàn).

中下地殼速度分布（圖4b）中的低速區(qū)與新生代構(gòu)造活動(dòng)有密切關(guān)系.研究區(qū)內(nèi)存在三個(gè)地殼低速區(qū)：北部的蒙古高原，南部的緬甸弧兩側(cè)，以及最為顯著的青藏高原地區(qū)，包括川滇西部及帕米爾—興都庫(kù)什地區(qū).青藏高原地殼的低速現(xiàn)象主要是由中地殼存在低速層引起.圖4c給出20～40km深度范圍的平均速度分布，青藏高原低速區(qū)的范圍與高原地形相當(dāng)一致，并包括了川滇西部地區(qū)以及毗鄰的興都庫(kù)什、帕米爾和天山地區(qū).這一深度范圍的平均速度如小于3.6km·s－1就低于正常大陸中地殼的速度，如小于3.4km·s－1就說(shuō)明存在速度發(fā)生逆轉(zhuǎn)的地殼低速層.圖4c顯示中地殼低速現(xiàn)象和低速層存在于整個(gè)高原地區(qū).喀喇昆侖斷裂東西兩側(cè)的低速層似乎不相連貫，但在高原主體和東緣地區(qū)沒(méi)有出現(xiàn)明顯的阻隔；在90°E以西，速度等值線都是東西走向，以東地區(qū)則出現(xiàn)了NW－SE和NS走向的等值線.

圖4 0～15km（a），15km～Moho（b）和20～40km（c）深度平均S波速度分布Fig.4 Average S wave velocity in 0～15km（a），15km～Moho（b）and 20～40km （c）depths

圖5 Moho至100km（a）和100～160km（b）深度平均S波速度分布Fig.5 Average S wave velocity in Moho～100km （a）and 100～160km （b）

青藏高原地殼的低速現(xiàn)象得到很多研究工作的支持，只是在關(guān)于低速層的展布范圍、存在深度、以及低速層之間是否連通的問(wèn)題上存在分歧.Rapine等 （2003）利用兩組分別穿越羌塘和拉薩地塊到達(dá)INDEPTH臺(tái)站的面波資料反演地殼結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)拉薩地塊有顯著的中地殼低速層，而羌塘不存在低速層.Caldwell等 （2009）利用面波研究了一條印北—喜馬拉雅—喀喇昆侖剖面的地殼S波速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)地殼中20～40km深度存在顯著低速層.Yao等（2008）同時(shí)利用背景噪聲和地震資料研究川滇菱形地塊的地殼上地幔結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)低速層可能在中或下地殼出現(xiàn)，三維速度結(jié)構(gòu)復(fù)雜，大范圍物質(zhì)流動(dòng)可能受阻.Li等（2009）通過(guò)噪聲成像發(fā)現(xiàn)青藏東緣地區(qū)的中地殼存在低速層.Guo等（2009）對(duì)尼泊爾—藏南地區(qū) （85°E—88°E，26.5°N—29.5°N）開(kāi)展噪聲成像，發(fā)現(xiàn)在大約10～25km深度存在地殼低速層.本文結(jié)果也顯示在喜馬拉雅造山帶下低速層埋深變淺.Li等（2012）對(duì)中國(guó)西部開(kāi)展了地震噪聲成像（7～50s面波），給出0～70km的S波速度結(jié)構(gòu)，有較好分辨；在20～45km平均速度圖以及穿過(guò)青藏高原的速度剖面上可以看到中地殼低速層.Yang等（2012）利用噪聲資料提取10～60s瑞利波相速度進(jìn)行成像，發(fā)現(xiàn)青藏高原大部分地區(qū)20～40km深度存在中地殼低速層，相互連通.這兩個(gè)最新的噪聲研究與本文結(jié)果比較一致.

利用其他地震資料和大地電磁測(cè)深的研究結(jié)果也證實(shí)了低速／低阻層在整個(gè)青藏高原普遍存在.Wang等（2007）對(duì)川西兩條地震測(cè)深剖面進(jìn)行了分析，龍門(mén)山以西上地殼10～20km間存在低速層，下地殼Q值小且明顯增厚.王椿鏞等（2008）在青藏東緣沿30°N開(kāi)展了接收函數(shù)研究，在羌塘地塊和巴顏喀拉地塊，沿觀測(cè)剖面的下地殼（30～60km深度范圍內(nèi)）普遍存在低速異常和高泊松比.Xu等（2007）利用接收函數(shù)方法研究川滇西部地區(qū)速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)存在殼內(nèi)低速層.在西藏南部（魏文博等，2009）、青藏高原東緣（趙國(guó)澤等，2008）和西緣（金勝等，2007）開(kāi)展的大地電磁測(cè)深工作表明青藏高原地區(qū)普遍存在中、下地殼高導(dǎo)層.

綜上所述，整個(gè)青藏高原包括其東緣的川滇西部地區(qū)和西部毗鄰的帕米爾—興都庫(kù)什地區(qū)具有比較一致的地殼結(jié)構(gòu)特征，即高原下方增厚的地殼、周緣陡峭的地形和急劇減薄的地殼、以及高原內(nèi)部廣泛存在的中下地殼低速.這種地殼結(jié)構(gòu)支持關(guān)于青藏高原隆升的塑性增厚和側(cè)向流動(dòng)模式，與根據(jù)地表GPS觀測(cè)得到的現(xiàn)今連續(xù)變形模式（Zhang et al.，2004）相容.

3.3 上地幔速度結(jié)構(gòu)

青藏高原的上地幔速度結(jié)構(gòu)表現(xiàn)出與地殼完全不同的特征.圖5a和5b分別給出研究區(qū)莫霍面至100km和100至160km深度區(qū)間的平均S波速度分布.圖中藍(lán)色（高速上地幔）區(qū)域?qū)?yīng)比較穩(wěn)定的大陸地塊，包括哈薩克斯坦、西伯利亞、塔里木、準(zhǔn)噶爾、阿拉善、鄂爾多斯、揚(yáng)子及印度等.與地殼的情況相似，研究區(qū)中有三個(gè)主要的上地幔低速區(qū).比較圖4b、5a和5b不難發(fā)現(xiàn)，隨著深度增大，西蒙古和緬甸弧后的低速區(qū)變得越發(fā)顯著，而青藏高原低速區(qū)的范圍逐漸變小，說(shuō)明這些低速區(qū)的結(jié)構(gòu)和形成機(jī)制有明顯區(qū)別.

西蒙古高原下方的巖石圈厚度約為80km，在貝加爾湖地區(qū)上地幔低速層上升到接近莫霍面的深度.這個(gè)低速層大致以貝加爾南段為中心，范圍廣、厚度大、向下延伸至250km，即本文能可靠反演的底部深度.西蒙古—貝加爾地區(qū)上地幔的低速現(xiàn)象也得到其他研究的支持（Zorin et al.，2002，2003；Tiberi et al.，2008；Koulakov and Bushenkova，2010），低速區(qū)的形成可能與印度—?dú)W亞板塊碰撞的作用無(wú)關(guān)，而是新生代地幔柱上升和更早地質(zhì)時(shí)期板塊拼合殘留的影響.

印度板塊沿緬甸弧向東俯沖達(dá)到200km深度，在俯沖板片上方造成顯著的上地幔低速，在騰沖火山區(qū)低速上地幔物質(zhì)上升至莫霍面.這一低速區(qū)向東擴(kuò)展，占據(jù)了哀牢山—紅河斷裂以南的大片區(qū)域.從圖5b中看到，沿緬甸弧延伸的代表俯沖板塊的高速體和從喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)向北延伸的高速體相連.印度板塊在向東俯沖的同時(shí)向北運(yùn)動(dòng)，在東構(gòu)造結(jié)這個(gè)結(jié)合點(diǎn)究竟如何運(yùn)動(dòng)，產(chǎn)生了怎樣復(fù)雜的速度結(jié)構(gòu)，還需要做大量深入的工作.

在上地幔頂部（圖5a），青藏高原除了東、西構(gòu)造結(jié)和柴達(dá)木—祁連山地區(qū)外，大部分表現(xiàn)為低速區(qū)，并可大致分為三塊：羌塘—昆侖、班公—怒江縫合帶、以及巴顏喀拉—川滇西部.深度增大時(shí)，低速區(qū)逐漸收縮到羌塘—柴達(dá)木地區(qū)以下（圖5b）.青藏高原的上地幔速度結(jié)構(gòu)遠(yuǎn)比地殼復(fù)雜，從西到東呈現(xiàn)顯著不同的結(jié)構(gòu)特征，在下一節(jié)中結(jié)合速度剖面有詳細(xì)論述.

3.4 速度結(jié)構(gòu)剖面

圖6 0～350km S波速度剖面圖（剖面位置見(jiàn)圖1）Fig.6 S wave velocity profiles（see Fig.1for profile locations）

圖6給出沿6條剖面的S波速度結(jié)構(gòu)圖像，剖面位置如圖1所示.剖面J1J4大致平行于喜馬拉雅山脈穿過(guò)印度板塊的北部，然后通過(guò)緬甸進(jìn)入印支地塊.印度板塊向東俯沖到亞洲板塊之下的跡象相當(dāng)明顯.值得注意的是，印度板塊北部的巖石圈厚度明顯分成東西兩部分，在大約84°E以西厚約160～200km，而以東的厚度為140km左右.從剖面BB′和DD′中也可清楚看出這一差別.BB′南端接近阿拉伯海的地方巖石圈厚度約100km，與Suresh等（2008）給出附近印度河盆地的巖石圈厚度（79km）接近，而26°N以北的巖石圈厚度為200km.剖面DD′中印度巖石圈厚約130～140km.印度大陸大部分地區(qū)的巖石圈厚度為150km左右（Mitra et al.，2006；Bhattacharya et al.，2009），而喜馬拉雅西端以南的巖石圈較厚（Vinnik et al.，2007）.印度大陸北部巖石圈的東、西方向差異與青藏高原巖石圈變形／運(yùn)動(dòng)的東西不對(duì)稱性是否存在聯(lián)系，是一個(gè)值得研究的問(wèn)題.

剖面L1L4從西到東穿過(guò)青藏高原，高原的上地幔結(jié)構(gòu)可以分成具有不同特征的四段：興都庫(kù)什—喀喇昆侖，羌塘，東構(gòu)造結(jié)，川滇西部.大致在83°E以西，莫霍面以下的上地幔整體表現(xiàn)出高速性質(zhì)；在近南北走向的BB′剖面中也可以看到這一現(xiàn)象.其他利用體波和面波資料的研究同樣揭示了這個(gè)地區(qū)的高速上地幔（Pandey et al.，1991；Koulakov and Sobolev，2006；張瑞青等，2008；Hanna and Weeraratne，2013）.地質(zhì)和地震活動(dòng)性研究表明，這個(gè)地區(qū)存在大陸巖石圈向北和向南的俯沖，在興都庫(kù)什地區(qū)中源地震達(dá)到300km深度，因此這里的上地幔高速現(xiàn)象是由俯沖的巖石圈板塊造成的.

83°E到95°E之間剖面L1L4通過(guò)高原的中心地帶，對(duì)這一區(qū)域已作過(guò)較多研究，但對(duì)其上地幔結(jié)構(gòu)仍存在較多爭(zhēng)議.目前大致有共識(shí)的一點(diǎn)是羌塘地塊上地幔頂部呈現(xiàn)S波低速異常.20世紀(jì)80年代對(duì)Sn波的研究發(fā)現(xiàn)這一現(xiàn)象（McNamara et al.，1995），但是利用Sn波的最新研究（Barron and Priestley，2009）顯示，低頻Sn波基本上可以在整個(gè)高原地區(qū)傳播，而隨著頻率增大在越來(lái)越大的范圍內(nèi)Sn波傳播效率變低，說(shuō)明高原的莫霍面以下仍大致保留一定厚度的高速巖石圈.從本文的面波成像結(jié)果可以看出，這個(gè)區(qū)域上地幔結(jié)構(gòu)有兩個(gè)特征（圖6剖面L1L4和DD′）：第一，從莫霍面到140km深度上地幔速度明顯低于穩(wěn)定大陸地區(qū)的速度，但是在上地幔頂部多數(shù)地方仍保留有幾十公里厚相對(duì)高速的巖石圈；這可以解釋低頻Sn波的傳播，但是難以解釋高頻Sn波傳播困難的現(xiàn)象，這也許與Moho面是一個(gè)速度梯度層以及存在小尺度的復(fù)雜速度結(jié)構(gòu)有關(guān)；第二，大約在140～220km深度范圍內(nèi)存在近水平展布的高速體，我們傾向于解釋為俯沖到青藏之下的印度巖石圈板片，其前緣到達(dá)昆侖—巴顏喀拉山脈下方.近年的面波研究大多認(rèn)為存在這個(gè)俯沖板片（蘇偉等，2002；Zhou et al.，2005；Priestley et al.，2006，2008），其水平和深度展布范圍也大體一致.但是面波的結(jié)果與多數(shù)體波研究存在較大分歧.Kind等（2002）利用接收函數(shù)方法研究了這個(gè)區(qū)域下方的速度界面，其中一條剖面的位置與圖6剖面DD′很接近，但二者結(jié)果大相徑庭.他們的結(jié)果中顯示出歐亞板塊向南俯沖的跡象但未見(jiàn)印度板塊向北俯沖，與面波的結(jié)果正好相反.Tilmann等（2003）用走時(shí)反演方法研究了88°E附近一條剖面的P波速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)在班公—怒江縫合帶以南100～400km深度存在近垂直的高速帶，解釋為下沉的印度巖石圈地幔.Kumar等（2006）用接收函數(shù)研究了92°E附近的巖石圈底界面深度；班公怒江縫合帶以南，印度巖石圈底界面從160km北傾到220km，以北亞洲巖石圈底面近水平存在于160～180km.Liang等（2012）最近的體波成像結(jié)果顯示在班公—怒江縫合帶以北的上地幔直到400km深度都表現(xiàn)為低速，而向北俯沖的印度巖石圈被南北向的低速條帶分隔呈碎片狀.上述情況表明，對(duì)青藏高原上地幔結(jié)構(gòu)的研究還有許多工作要做.

95°E—99°E之間從喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)到巴顏喀拉地塊，上地?；境尸F(xiàn)高速狀態(tài)（圖6剖面L1L4，圖5a，圖5b），因此羌塘上地幔低速物質(zhì)不易發(fā)生向東的流動(dòng).川滇菱形地塊的巖石圈厚度約為180km（剖面L1L4和GG′），說(shuō)明基本保留了揚(yáng)子地塊的巖石圈，只是此地的上地幔速度明顯低于穩(wěn)定的揚(yáng)子地塊，特別是在上地幔頂部出現(xiàn)顯著的低速.

剖面M1M4經(jīng)過(guò)青藏高原北部地區(qū)，在汶川大震震源區(qū)穿過(guò)龍門(mén)山進(jìn)入四川盆地.塔里木盆地的巖石圈厚度為150～180km，四川盆地的巖石圈厚約180km.可以看到在巴顏喀拉地塊上地幔低速層出現(xiàn)在很淺的深度，并且中地殼和上地幔低速層都有向東抬升的趨勢(shì).

面波反演給出的青藏高原上地幔結(jié)構(gòu)顯示與地殼結(jié)構(gòu)完全不同的特征，由此推測(cè)在印度—?dú)W亞板塊碰撞的過(guò)程中，地殼和巖石圈上地幔具有完全不同的運(yùn)動(dòng)／變形模式.在青藏高原東部，面波反演結(jié)果顯示地殼中較強(qiáng)的各向異性圖像與地殼物質(zhì)向東向南運(yùn)動(dòng)的模式一致，而地幔各向異性較弱且具有明顯不同的圖像，在一定程度上印證了上述推斷（黃忠賢等，2013）.

4 結(jié)論

根據(jù)中國(guó)西部和鄰區(qū)面波層析成像結(jié)果的分析，可以得出以下主要結(jié)論.

（1）研究區(qū)域存在三個(gè)以低速地殼／上地幔為特征的構(gòu)造活動(dòng)區(qū)域：西蒙古高原—貝加爾地區(qū)，青藏高原，印支地區(qū).西蒙古高原—貝加爾和印支地區(qū)的上地幔低速層向下延伸至很大深度，源自地幔深部的熱流活動(dòng)；青藏高原的低速存在于地殼和上地幔頂部，是印度—?dú)W亞板塊碰撞的產(chǎn)物.區(qū)內(nèi)的哈薩克斯坦、塔里木、鄂爾多斯、揚(yáng)子、印度等地塊的巖石圈具有高速特征，厚度150～200km，表現(xiàn)出穩(wěn)定大陸地塊的性質(zhì).

（2）青藏高原地殼厚達(dá)70km，中下地殼的平均S波速度明顯低于正常大陸地殼，在中地殼20～40km深度范圍廣泛存在速度逆轉(zhuǎn)的低速層，這一低速層的展布范圍與高原的范圍相符.這些特征符合高原中下地殼在印度板塊的北向擠壓下發(fā)生塑性增厚和側(cè)向流動(dòng)的變形模式.

（3）青藏高原上地幔速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)與地殼顯著不同的特點(diǎn)，并沿東西方向表現(xiàn)出明顯的分段變化.在大約84°E以西的喀喇昆侖—帕米爾—興都庫(kù)什地區(qū)，印度板塊的北向和亞洲板塊的南向俯沖造成上地幔明顯高速；84°E—94°E之間上地幔頂部速度較低，在大約150～220km深度范圍存在高速板片，有可能是俯沖的印度巖石圈，其前緣到達(dá)昆侖—巴顏喀拉之下；在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)以北區(qū)域，存在顯著的上地幔高速區(qū)，可能阻礙上地幔物質(zhì)的東向運(yùn)動(dòng).川滇西部巖石圈底界深度與揚(yáng)子克拉通相似，約為180km，但上地幔頂部速度較低.這些現(xiàn)象表明青藏高原巖石圈地幔的變形／運(yùn)動(dòng)方式可能與地殼有本質(zhì)的區(qū)別.

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