南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)與地震的研究

王椿鏞，楊文采，吳建平，丁志峰

南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)與地震的研究

王椿鏞1，楊文采2，吳建平1，丁志峰1

1 引言

地震是人類面臨的一種嚴(yán)重的自然災(zāi)害。它在全球的分布是不均勻的，但也不是隨機(jī)的。地震多的地區(qū)震中常呈帶狀分布，通稱地震帶。全球性的地震帶有環(huán)太平洋地震帶、阿爾卑斯地震帶（即歐亞地震帶）和大洋中脊（海嶺）地震帶。長時期以來，地震學(xué)家們都認(rèn)識到，中國大陸中部有一條貫穿南北的強(qiáng)烈地震的密集帶。20世紀(jì)50年代李善邦先生主持編制中國第一張地震烈度區(qū)域圖時已經(jīng)注意到這一條地震密集帶，并對其兩側(cè)地質(zhì)構(gòu)造差異作對比。地震學(xué)家王振聲在1976年對南北地震帶的范圍，分段及其強(qiáng)震活動特征作了初步的探討，認(rèn)為此帶基本上沿1040°E從北向南延伸，以330°N為界分為南北兩段。1978年傅承義先生在中國科技大學(xué)研究生院講授“固體地球物理學(xué)基礎(chǔ)”中，對“南北地震帶”作了明晰的解釋：按照地震活動性和地質(zhì)構(gòu)造特征，可將我國劃分為23個強(qiáng)震活動帶，其中，“南北地震帶”由滇南的元江，往北經(jīng)過西昌、松潘、海原、銀川直到內(nèi)蒙古的嶝口……。據(jù)已有地震記載，我國大陸的7級以上強(qiáng)震有五分之二是發(fā)生在這條地震帶上。近300多年內(nèi)，該帶集中了有歷史記錄以來一半的8級以上大地震，如1654年天水8級地震，1739年平羅8級地震，1833年嵩明8級地震，1879年武都8級地震，1920年海原8.5級地震，1927年古浪8.0級地震，以及2008年汶川MS8.0地震。南北地震帶的活動與從緬甸至印尼蘇門答臘的南亞地震帶強(qiáng)震活動相關(guān)聯(lián)。有些學(xué)者進(jìn)一步推測中國南北地震帶向北可延伸至蒙古，與俄羅斯的貝加爾裂谷相連；向南可到延伸至緬甸。因此，南北地震帶是東亞大陸內(nèi)部強(qiáng)烈地震發(fā)生的主要場所之一。

在大地構(gòu)造圖上，中國大陸中部東經(jīng)102°～106°之間突顯一條縱貫?zāi)媳钡臉?gòu)造帶，從滇西南，經(jīng)四川和甘肅，直至賀蘭山。20世紀(jì)50年代張文佑先生在《中國大地構(gòu)造綱要》中論述了南北構(gòu)造帶對中國大地構(gòu)造的劃分意義，并指出以此為界，中國東部的盆山構(gòu)造體系以NNE和NNW向斷裂控制；而西部以NEE和NWW向斷裂控制。馬杏垣先生在《中國巖石圈動力學(xué)地圖集》的新構(gòu)造圖中明確標(biāo)示了北起內(nèi)蒙阿拉善地塊東界，南至云南紅河斷裂，呈“之”字形展布的大型構(gòu)造帶。在不同動力學(xué)過程的共同作用下，阿拉善塊體、鄂爾多斯地塊、松潘——甘孜地塊，揚(yáng)子克拉通，和川滇菱形塊體等發(fā)生了不同性質(zhì)的變形響應(yīng)，總體上形成了一條由不同方向、不同性質(zhì)斷裂和褶皺構(gòu)成近南北向的復(fù)雜構(gòu)造帶，統(tǒng)稱為南北構(gòu)造帶。地質(zhì)學(xué)家將南北構(gòu)造帶分為北、中、南三段。北段位于阿拉善地塊與賀蘭山一六盤山之間，中段為北東向的龍門山逆沖推覆構(gòu)造帶，南段為近南北向的鮮水河一小江斷裂帶。該構(gòu)造帶的中南段位于青藏高原和華南地塊之間的過渡帶，具有強(qiáng)烈的構(gòu)造變形特征。

GPS測量得到的相對于穩(wěn)定歐亞板塊的中國大陸地區(qū)速度場揭示了現(xiàn)今中國大陸的地殼變形特征。中國大陸的東部和西部速度場存在明顯的差異，西部的水平運(yùn)動速率為1～3 cm·a-1，而東部則＜1 cm·a-1，西部的運(yùn)動速率明顯大于東部。南北構(gòu)造帶位于西部和東部之間的過渡區(qū)，其速度場具有復(fù)雜的變化形態(tài)。

自20世紀(jì)80年代以來，我國地球科學(xué)工作者對南北構(gòu)造帶進(jìn)行了持續(xù)的研究，特別是在深部構(gòu)造，地球動力學(xué)與大陸強(qiáng)震孕震環(huán)境方面，取得了一批觀測和研究成果。他們用深地震測深方法構(gòu)建地殼速度結(jié)構(gòu)。與此同時，利用天然地震資料進(jìn)行地震波層析成像、接收函數(shù)以及噪聲成像等方法構(gòu)建地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)模型這些研究獲得了南北構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)的地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)橫向變化，主要斷裂帶的深部性狀、以及強(qiáng)烈地震的深部孕育環(huán)境等重要的基礎(chǔ)資料。2000年前后開始實施的“國家重大基礎(chǔ)研究發(fā)展規(guī)劃（973）”項目“大陸強(qiáng)震機(jī)理及其預(yù)測”將南北地震帶作為開展地震研究的重點地區(qū)之一。2008年汶川MS8.0地震發(fā)生后，國家進(jìn)一步加強(qiáng)了南北構(gòu)造帶及周邊地區(qū)的野外科學(xué)考察和流動地震觀測。國內(nèi)外地球科學(xué)家在巖石圈結(jié)構(gòu)與構(gòu)造、強(qiáng)震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境和動力學(xué)過程等方面的研究獲得了重要的進(jìn)展。2014年9月中國地球物理學(xué)會大陸動力學(xué)專業(yè)委員會和固體地球物理專業(yè)委員會召開學(xué)術(shù)研討會并建議出此專集。本專集匯集了汶川MS8.0地震之后，特別是近年來的一批新的研究成果。南北地震帶是中國大陸內(nèi)部地震活動最強(qiáng)的地區(qū)之一，作為我國主要的地震危險重點監(jiān)視區(qū)，展開對南北地震帶的深部結(jié)構(gòu)與變形的研究對揭示我國強(qiáng)震活動特性及深部孕震環(huán)境具有重要的意義。

2 南北構(gòu)造帶巖石圈結(jié)構(gòu)

發(fā)生在龍門山逆沖斷裂帶上的2008年汶川MS8.0地震，是繼1976年唐山MS7.8地震以來中國大陸人口傷亡最為慘重，經(jīng)濟(jì)損失最為嚴(yán)重的一次大地震。墳川MS8.0地震后，國內(nèi)外地球科學(xué)家對南北構(gòu)造帶及周邊地區(qū)的地球科學(xué)研究項目急劇增加。通過布設(shè)大型寬頻帶流動地震臺陣，輔以深地震測深、大地電磁測深，以及重磁探測等手段，綜合地球物理觀測與解釋，獲取地殼與上地幔精細(xì)結(jié)構(gòu)和介質(zhì)物性的三維分布特征、深部應(yīng)力及變形的分布，以期揭示強(qiáng)震的深部孕震環(huán)境，以及強(qiáng)震發(fā)生的動力學(xué)過程。

2.1 深地震測深和地殼P波速度結(jié)構(gòu)

1）深地震寬角反射/折射探測剖面

深地震寬角反射/折射剖面是利用人工地震方法探測巖石圈結(jié)構(gòu)的最主要方法之一。它的優(yōu)點在于能夠揭示速度和界面同時具有橫向變化特征的地殼上地慢速度結(jié)構(gòu)。自20世紀(jì)80年代以來，一批地球物理深部探測試驗計劃在南北地震帶完成了大約35條地震剖面。這些剖面構(gòu)成了對該地震帶的良好覆蓋。早期的探測剖面炮點間距和觀測點間距都比較大，導(dǎo)致二維速度結(jié)構(gòu)的橫向分辨相對比較低。但是當(dāng)時的記錄由于野外的背景噪音水平低，獲得的地震信號信噪比高，因此對殼內(nèi)震相識別的可靠性高。

在川西藏東深地震測深野外觀測的基礎(chǔ)上，Wang等提出了橫穿龍門山斷裂帶的EW向竹巴龍—資中剖面和NE-SW向穿過松潘—甘孜地塊的奔子欄—唐克剖面的二維P波速度結(jié)構(gòu)，其中顯示了川西高原和四川盆地是兩個地殼結(jié)構(gòu)截然不同的構(gòu)造單元，龍門山斷裂帶為區(qū)域地殼結(jié)構(gòu)的分界。川西高原的地殼平均厚度、地殼平均速度和Pn速度分別為62 km，6.27 km·s-1和7.60～7.80 km·s-1，四川盆地的則為43 km，6.45 km·s-1和8. 10～8. 20 km·s-1。川西高原馬爾康以南的大部分地區(qū)上地殼底部存在厚度～8 km的低速層，且其下地殼介質(zhì)具有強(qiáng)衰減（QP=100～300）的特征。四川盆地具有地殼平均速度高和地慢頂部的Pn速度高的特點。

2010年完成的遂寧—茂縣—阿壩剖面始于四川盆地中部、與龍門山近垂直地朝西北方向穿越2008年汶川MS8.0地震極震區(qū)，全長500 km。嘉世旭等對反映不同構(gòu)造單元的震相記錄、特別是強(qiáng)震區(qū)復(fù)雜震相信息的詳細(xì)分析和模擬追蹤計算，得到龍門山中段褶皺造山帶及兩側(cè)的橫向不均勻地殼速度結(jié)構(gòu)。解釋結(jié)果揭示了穩(wěn)定的四川盆地地殼結(jié)構(gòu)與被改造增厚的川西北高原地殼結(jié)構(gòu)性質(zhì)差異；探測到高原殼內(nèi)介質(zhì)由上向下的巖性變化，特別是下地殼介質(zhì)速度大幅降低、巖性強(qiáng)烈弱化的塑性流變性質(zhì)；發(fā)現(xiàn)了四川盆地與川西北高原之間褶皺造山帶下地殼存在由西向東、下緩上陡的巨型鏟式上升流；上升流沿褶皺帶東部邊緣在龍門山中段上中地殼以陡傾角度向上逆沖，造成龍門山上地殼中央斷裂帶附近強(qiáng)烈上隆并使結(jié)晶基底突出地表大幅抬升。

西昌及其附近地區(qū)強(qiáng)震頻繁發(fā)生，歷史記載有1536年西昌北7.5級和1850年西昌7.5級地震。鹽源—西昌—馬湖剖面以研究川西鹽源—馬邊地震帶的活動斷裂和深部結(jié)構(gòu)為目的。王夫運(yùn)等分析了該剖面上地殼的變形特征。鹽源盆地、后龍山地區(qū)的上地殼為表層低速和深部均勻高速的雙層結(jié)構(gòu)特征。鹽源推覆構(gòu)造由表層低速推覆體，向西緩傾的構(gòu)造拆離面和深部高速基底構(gòu)成的薄皮構(gòu)造變化，金河一篙河斷裂是其推覆前緣；磨盤山斷裂為一西傾的低速帶，延伸至基底頂面；安寧河斷裂和則木河斷裂為東傾的舌狀低速帶，延伸到基底內(nèi)；在深處，大涼山斷裂分為兩支，表現(xiàn)為狹窄條帶內(nèi)速度結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈變化，西支西傾，東支東傾，兩支斷裂均延伸至基底內(nèi)；西昌中生代盆地東緣斷裂為強(qiáng)速度梯度帶，傾向南西，延伸至基底頂面。該區(qū)的強(qiáng)震活動主要受安寧河、則木河、大涼山斷裂控制。

2010年和2011年底先后在南北地震帶南段實施了長度近300 km的玉溪—臨滄剖面和長度600 km的鎮(zhèn)康一滬西剖面。王夫運(yùn)等對玉溪—臨滄剖面解釋獲得的結(jié)果顯示：沿測線地殼結(jié)構(gòu)呈西薄東厚的特征，以紅河斷裂帶為界，斷裂帶以西地殼較薄，約34 km，以東地殼加厚至44 km；紅河斷裂帶兩側(cè)速度結(jié)構(gòu)具有明顯的差異，西側(cè)速度較低，東側(cè)速度明顯偏高。潘素珍等對鎮(zhèn)康—滬西剖面各炮初至波資料解釋獲得了剖面的基底速度結(jié)構(gòu)。解釋結(jié)果顯示：沿線基底界面形態(tài)起伏變化劇烈，深度在1.0～7.0 km范圍內(nèi)變化，且速度的橫向不均勻性明顯。在測線西端地表速度約4.6 km·s-1，基底深度較淺；地表速度在三江褶皺系下降至4.3 km·s-1，而基底埋深達(dá)7.0 km左右。在揚(yáng)子地臺基底埋深緩慢變淺，基底深度約5.0 km，地表速度約4.5 km·s-1。測線在東端進(jìn)人華南塊體，基底深度迅速變淺，地表速度增至4.6 km·s-1。速度變化劇烈地區(qū)與斷裂帶有對應(yīng)關(guān)系，紅河斷裂帶兩側(cè)速度等值線及界面形態(tài)變化劇烈。對普洱—滬西剖面的二維速度結(jié)構(gòu)，張恩會等提出，剖面西南側(cè)上地殼具有異常低的P波速度和泊松比，暗示上地殼以a相長英質(zhì)組分為主，而剖面東北上地殼相對較高的P波速度和泊松比則暗示其物質(zhì)組成以花崗巖，花崗閃長巖為主。

長度410 km的金川—蘆山—樂山剖面穿過2013年蘆山MS7.0地震震中區(qū)，王帥軍等構(gòu)建了二維P波速度結(jié)構(gòu)模型：揚(yáng)子塊體和松潘—甘孜塊體顯示不同的速度結(jié)構(gòu)特征，地殼厚度由南向北逐漸加厚。沉積蓋層在四川盆地厚達(dá)7.8 km，而松潘—甘孜塊體最薄處只有幾百米厚；在中上地殼，揚(yáng)子塊體平均速度比松潘—甘孜塊體的高0.2 km·s-1，在四川盆地與松潘—甘孜塊體的過渡帶附近，界面起伏變化明顯。過渡帶以北在深度大約20 km處存在速度5. 80 km·s-1、厚度為8.0 km的低速層，周圍介質(zhì)的平均速度為6.0～6.1 km·s-1；殼內(nèi)界面在揚(yáng)子塊體內(nèi)部起伏變化不大，但在過渡帶兩側(cè)的Moho界面深度由揚(yáng)子塊體的42 km增加至松潘—甘孜塊體的62 km。蘆山MS7.0地震震源位于二維速度結(jié)構(gòu)異常紊亂和界面起伏變化的地帶。麗江—攀枝花—清鎮(zhèn)剖面距離云南魯?shù)镸S6.5地震主震區(qū)不超過50 km。徐濤等利用該地震測深剖面的初至波震相走時數(shù)據(jù)，通過有限差分反演揭示該地區(qū)上地殼速度結(jié)構(gòu)。剖面結(jié)晶基底厚度平均為2 km左右；小江斷裂帶內(nèi)部速度較低，其東西兩側(cè)的速度較高；推測小江斷裂帶區(qū)域地殼強(qiáng)度比較低，加上斷裂兩側(cè)的應(yīng)變速率很高，因此小江斷裂帶和魯?shù)椤淹〝嗔褞Т嬖谖磥戆l(fā)生較大地震的可能性。該深地震測深剖面還分別跨越了峨眉山玄武巖區(qū)的內(nèi)、中、外帶。探測結(jié)果顯示：

（1）沿剖面結(jié)晶基底的平均深度在2 km左右；

（2）中地殼平均速度結(jié)構(gòu)為6.2～6.6 km·s-1，內(nèi)帶局部呈現(xiàn)大約幅值為0.1～0.2 km·s-1的高速異常，下地殼速度結(jié)構(gòu)，在內(nèi)帶為6.9～7.2 km·s-1；中帶和外帶偏低，為6.7～7.0 km·s-1，在內(nèi)帶和中帶交界附近，受小江斷裂帶的影響，上、中、下地殼均呈現(xiàn)相對低速異常特征；

（3）小江斷裂兩側(cè)，尤其東側(cè)地殼平均速度較低，且固結(jié)地殼的平均速度也較低，初步認(rèn)為小江斷裂至少向地下延伸至40 km以深，可能切穿整個地殼；

（4）沿剖面Moho面深度表現(xiàn)為，內(nèi)帶范圍內(nèi)深約47～53 km，中間呈上隆的特征；中帶深約42～50 km，外帶深約38～42 km，中帶至外帶，Moho面逐漸變淺。內(nèi)帶Moho面局部隆起、固結(jié)地殼呈現(xiàn)高速異常特征，可能是二疊紀(jì)地幔柱活動引起的底侵作用及巖漿上侵的結(jié)果，為古地幔柱的活動遺跡。

2）深地震反射探測剖面

深地震反射剖面方法是在地球物理勘探的反射地震技術(shù)基礎(chǔ)上作一定的探測技術(shù)改進(jìn)而形成的一種深部探測方法。在揭示地殼和上地幔頂部的細(xì)結(jié)構(gòu)方面，深地震反射剖面具有比其他地球物理探測方法更多的優(yōu)點。在大地構(gòu)造關(guān)鍵地區(qū)開展的深部結(jié)構(gòu)和動力學(xué)研究通常把深地震反射剖面作為主要的探測手段。

SinoProbe-02深地震反射探測計劃實施了長300 km、橫貫東祁連山和河西走廊南緣的深反射剖面。Wang H等對剖面北段的資料作了處理和解釋。研究結(jié)果表明，東祁連山上地殼的特點是斷層彎曲褶皺和復(fù)式系統(tǒng)，它涉及到可能導(dǎo)致從早古生代碰撞構(gòu)造與新生代陸內(nèi)變形的顯生宙地層。局部存在包含白堊紀(jì)地層的半地塹結(jié)構(gòu)。該地區(qū)的活動構(gòu)造主要是標(biāo)志青藏高原北緣的左行滑移的海原和天景山斷層系。走滑構(gòu)造結(jié)構(gòu)具有變傾角和傾向，并單一進(jìn)人深度40～45 km上的共同滑脫面。因為兩個斷層并不切穿和斷錯其下方的莫霍面，在青藏高原東北部的活動地殼和地幔變形必須解耦。作為1920年海原8.5級地震的發(fā)震構(gòu)造，Wang H等認(rèn)為海原斷裂可能是一條先存的，在古生代產(chǎn)生的軟弱帶，并在新生代復(fù)活。在近期，海原斷裂以具有逆沖分量的左旋走滑為主。無論是海原斷裂還是天景山斷裂帶均顯示傾角隨深度而顯著變化的特征。在近地表，它們顯示為近乎直立的結(jié)構(gòu)，而走向深處后，在中—下殼分裂成兩個分支，并變得平緩。

穿過銀川地塹的深地震反射剖面長～70 km，通過數(shù)據(jù)處理獲得的疊加剖面顯示了銀川盆地地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)、深部斷裂系（黃河斷裂、銀川斷裂、賀蘭山東麓斷裂）特征及深淺構(gòu)造關(guān)系。銀川地塹上地殼為雙程走時8 s（深度約20 km）反射面以上的區(qū)域，上地殼上部地層層位豐富，分段連續(xù)性較好，上地殼下部地層分層特征不明顯；下地殼（8～13 s）反射能量較弱，反射同相軸不明顯；下地殼下部殼幔過渡帶（13 s附近）由一組能量較強(qiáng)、持續(xù)時間較長（l. 5 s）的反射波組組成，厚度約4.5 km。蘆花臺斷裂、銀川斷裂分別于12～12.5 km，l8～19 km深處交匯于賀蘭山東麓斷裂，賀蘭山東麓斷裂于28～29 km深處交匯于黃河斷裂。黃河斷裂為錯斷Moho面的深大斷裂，銀川地塹為以黃河斷裂為主、其他斷裂為輔組合而成的負(fù)花狀構(gòu)造。根據(jù)賀蘭山東麓斷裂和銀川斷裂的相互關(guān)系，作者認(rèn)為賀蘭山東麓斷裂對1739年平羅—銀川8級地震起主要控制作用。

2011年在青藏高原東緣實施了從若爾蓋、穿過龍門山到四川盆地、東南走向的深地震反射剖面。Guo等將深反射圖像與地質(zhì)、全球定位系統(tǒng)和地球化學(xué)證據(jù)相結(jié)合，強(qiáng)烈表明，揚(yáng)子地殼延伸到該區(qū)域的下方。地震剖面圖像顯示在松潘甘孜地體有巨厚的三疊系沉積覆蓋。在不同的地殼塊體這些三疊紀(jì)沉積物厚度變化很大。此外，無論是松潘甘孜地體東北部的龍日壩斷裂帶還是龍門山斷裂帶均顯示強(qiáng)烈的殼內(nèi)反射，它終止于與地殼—幔邊界（莫霍面）相一致的深度上。為此，Guo等提出了一個新的構(gòu)造模式：地殼變形被認(rèn)為參與了青藏高原東緣沿龍門山的斜向擠出和隆起。在更廣泛的背景下，地震反射剖面成像的巖石圈結(jié)構(gòu)將推進(jìn)關(guān)于青藏高原東部對印度一歐亞大陸碰撞的構(gòu)造響應(yīng)的理解。

蘆山MS7.0地震震中區(qū)完成的一條長近40 km深地震反射剖面，自西北向東南穿過雙石一大川斷裂、蘆山向斜、蓮花山背斜、名山向斜和大邑斷裂等構(gòu)造。疊加剖面圖表明淺部褶皺和斷裂構(gòu)造發(fā)育，在上地殼存在6條逆沖斷裂，而下地殼則存在一條明顯的變形轉(zhuǎn)換帶。在深度16 km左存在一個滑脫層，淺部的6條斷裂最終都?xì)w并到該滑脫層上。參考主余震精定位結(jié)果，蘆山地震的發(fā)震斷裂應(yīng)該是位于雙石一大川斷裂和大邑斷裂之間的隱伏斷裂，其兩側(cè)的斷裂受控于發(fā)震斷裂而活動，形成剖面上“Y”字型余震分布。隱伏斷裂屬山前斷裂，不是前山斷裂。作者認(rèn)為蘆山地震可能不是汶川地震的余震。

王海燕等利用2004年和2008年完成的唐克—合作剖面和合作—臨夏剖面資料，進(jìn)行兩條剖面的聯(lián)線處理后，獲得總長達(dá)400 km的深地震反射剖面。疊加剖面清晰顯示青藏高原東北緣地殼及上地幔蓋層的精細(xì)結(jié)構(gòu)。從淺到深顯示，6.0～7.0 s和16.5～18.0 s兩個強(qiáng)反射界面將。0～20 s剖面劃分為上地殼、下地殼和上地幔三套反射層系。剖面顯示西秦嶺造山帶下地殼向若爾蓋逆沖推覆的深部構(gòu)造特征。西秦嶺下地殼北傾的強(qiáng)反射及其北側(cè)南傾的強(qiáng)反射特征揭示出揚(yáng)子與華北兩個大陸板塊在西秦嶺造山帶下的匯聚行為。16.5～18.0 s范圍內(nèi)Moho界面的埋深和起伏形態(tài)暗示青藏高原東北緣地殼經(jīng)歷了高原隆升后強(qiáng)烈的伸展減薄作用。高銳等認(rèn)為該剖面顯示的以北傾為主的強(qiáng)反射特征是若爾蓋盆地下地殼整體向西秦嶺構(gòu)造帶俯沖。如此造成的上地殼加厚能很好地解釋西秦嶺構(gòu)造帶的低波速比分布。

2.2 大地電磁測深和電性結(jié)構(gòu)

地殼上地幔的電性結(jié)構(gòu)是重要的深部地球物理參數(shù)，其信息主要來源于大地電磁測深。LMS-L3和DBS-L1兩條大地電磁剖面分別位于西秦嶺與南北構(gòu)造帶交匯區(qū)106°E東、西兩側(cè)。這兩條剖面分別跨過了龍門山構(gòu)造帶東北部的青川段和寧強(qiáng)段。詹艷等二維電性結(jié)構(gòu)揭示，在106°E西側(cè)LMS-L3剖面的深部電性結(jié)構(gòu)自北向南，西秦嶺北緣、成縣盆地北緣、康縣（即勉略構(gòu)造帶）和平武—青川斷裂帶都表現(xiàn)為明顯的電性梯度帶，深部延伸可達(dá)幾十公里；西秦嶺造山帶、碧口地塊與龍門山構(gòu)造帶東北段3個構(gòu)造單元整體表現(xiàn)為高電阻體、呈現(xiàn)往南疊合且角度逐漸變陡的趨勢。在106°E西側(cè)西秦嶺造山帶區(qū)域的深部存在殼內(nèi)低阻層，而東側(cè)區(qū)域表現(xiàn)為高電阻體，深部電性結(jié)構(gòu)在106°E東、西兩側(cè)的差異與該區(qū)深部速度結(jié)構(gòu)特征一致。LMS-L3和DBS-L1兩條剖面南段的深部電性結(jié)構(gòu)圖像揭示出青川段和寧強(qiáng)段內(nèi)的平武—青川斷裂帶具有明顯不同的深部結(jié)構(gòu)特征，平武—青川斷裂帶在青川段為明顯的電性梯度帶，而寧強(qiáng)段是完整的高電阻塊體。汶川強(qiáng)余震向東北發(fā)展止于青木川鎮(zhèn)附近，與平武—青川斷裂帶延伸深度和向北東方向的延伸長度密切相關(guān)，同時高電阻塊體的寧強(qiáng)段對墳川強(qiáng)余震東北發(fā)展起到了阻擋作用。

程遠(yuǎn)志等對穿過思茅蘭坪地體、川滇菱形塊體及進(jìn)人揚(yáng)子地體的蘭坪—貴陽大地電磁測深剖面展開了深部電性結(jié)構(gòu)研究。通過二維非線性共扼梯度反演得到了沿剖面的較為詳細(xì)的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)，結(jié)合其他地質(zhì)和地球物理資料的分析，確定了主要斷裂帶和邊界帶的位置和深部延伸情況，以及殼內(nèi)高導(dǎo)層的分布位置。研究表明：剖面殼幔電性結(jié)構(gòu)分塊性特征與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造分布特征基本一致；蘭坪—思茅地塊存在中上地殼高導(dǎo)層，川滇菱形地塊中西部存在下地殼高導(dǎo)層，川滇菱形地塊東部和華南地塊西部存在中上地殼的高導(dǎo)層；川滇菱形地塊中部攀枝花附近的高導(dǎo)層埋深最深，而華南地塊西部會澤附近的高導(dǎo)層埋深則最淺；蘭坪—思茅地塊和川滇菱形地塊中下地殼的高導(dǎo)層可能與青藏高原物質(zhì)的東南逃逸有關(guān)。

李冉等對云南南部地區(qū)孟連—羅平的北東向大地電磁測深剖面所作的解釋表明：該區(qū)的三個強(qiáng)震帶地球深部都存在殼內(nèi)低阻體，地震發(fā)生在電阻率梯度帶上；斷裂帶的兩側(cè)塊體介質(zhì)的電阻率差異是強(qiáng)震活動帶重要的深部背景?？傮w來說，沿剖面的地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)反映出與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造資料基本一致的構(gòu)造特征。

趙凌強(qiáng)等對跨過西秦嶺造山帶的阿壩—若爾蓋—臨潭—蘭州大地電磁剖面數(shù)據(jù)進(jìn)行了精細(xì)化處理分析和二維反演，結(jié)果表明：西秦嶺北緣斷裂帶為主要的高角度南傾大型電性邊界帶，延伸深度穿過莫霍面；臨潭一宕昌斷裂帶具有電性邊界帶特征，其延伸情況具有東、西差異。西秦嶺造山帶自地表到深度約20 km范圍表現(xiàn)為東北和西南淺、中部深的倒“梯形”高阻層，在高阻層之下廣泛發(fā)育低阻層；松潘—甘孜地塊中下地殼存在西南深、東北淺低阻層，其東北側(cè)的隴西盆地具有穩(wěn)定的成層性結(jié)構(gòu)，表明西秦嶺造山帶正處于松潘—甘孜地塊向北擠壓和隴西盆地向南的阻擋擠壓作用中。松潘—甘孜地塊從西南向東北推擠、東北側(cè)隴西盆地相對阻擋的相互作用可能是2013年岷縣漳縣6.6級地震發(fā)生的外部動力學(xué)機(jī)制，而震源區(qū)特殊介質(zhì)屬性是該地震發(fā)生的內(nèi)部因素。

2.3 重力—磁資料分析和密度結(jié)構(gòu)

地球的密度結(jié)構(gòu)是地球物理學(xué)研究的經(jīng)典內(nèi)容。用重力異常揭示地殼三維密度結(jié)構(gòu)是地球物理的重要目標(biāo)。青藏高原東部的重力異常梯級帶具有南北地震帶及其周圍地區(qū)中最顯著的重力異常特征。青藏高原是一個大范圍的重力低異常區(qū)，布格重力異常在高原東部為- 400×10-5m·s-2以下。在青藏高原周圍，布格重力異常都在- 250×10-5～150×10-5m·s-2左右。與青藏高原重力異常區(qū)形成很大的反差。圍繞高原東部的重力梯級帶在北段沿著祁連山與河西走廊分布，為東南走向。向東到西秦嶺轉(zhuǎn)向近南北方向，沿龍門山西側(cè)分布。再向南，轉(zhuǎn)為南西向走向，沿小金河斷裂帶分布。到麗江附近，則轉(zhuǎn)為東西向，北西西向延伸到西藏南部邊界。四川盆地為一個明顯的重力高異常區(qū)，布格重力異常大于- 200× 10-5～150×10-5m·s-2，向西突出。在青藏高原東部和四川盆地之間重力場變化最為強(qiáng)烈，重力梯級帶變窄，重力等值線密集。四川南部與云南大部為一個附加在青藏高原重力低異常區(qū)上的次一級重力低異常區(qū)，向東南方向突出。布格重力異常在- 200×10-5～150×10-5m·s-2，在這個低異常區(qū)中間，從川南攀枝花到滇中楚雄還有南北向的一個局部重力高異常區(qū)。西秦嶺地區(qū)為一個近東西向的重力低異常區(qū)。鄂爾多斯地區(qū)和阿拉善地區(qū)的布格重力異常變化小，在- 200×10-5～150×10-5m·s-2左右。鄂爾多斯塊體西北部河套盆地及其西側(cè)的吉蘭泰盆地為局部重力低異常區(qū)，而賀蘭山為局部重力高異常區(qū)。

沿南北地震帶的布格重力異常變化具有分段的特征。在地震帶南段，小江斷裂帶位于從四川會東、云南東川到紅河的重力低異常區(qū)內(nèi)部。地震帶中段，從龍門山到西秦嶺，位于重力異常強(qiáng)烈變化的重力梯級帶上。在西秦嶺以北的地段，沿鄂爾多斯地塊西緣，地震帶上及其兩側(cè)布格重力異常相對變化不大。另外，南北地震帶及其周圍地區(qū)顯示出，布格重力異常強(qiáng)烈變化的地方，地震發(fā)生頻繁，且分布相對密集。但是，在重力異常變化不太大的地方，如南北地震帶北段，也有大量的地震發(fā)生。

楊文采等提出了用多尺度刻痕分析方法研究地殼三維密度、用密度結(jié)構(gòu)對地震進(jìn)行分類的觀點。初步解釋認(rèn)為，南北地震帶從北到南中下地殼的密度結(jié)構(gòu)包含四種不同的類型，分別對應(yīng)于拉張型、擠壓型、擠滑型和拉滑型。不同類型的地殼密度結(jié)構(gòu)與不同類型的震源機(jī)制密切相關(guān)。下地殼巖石的蠕動或許是大陸地震斷裂活動的根源之一。楊文采等對滇西地區(qū)重力異常進(jìn)行了多尺度密度反演，首先利用小波變換對重力異常進(jìn)行多尺度分解，接著利用功率譜分析方法估算各層場源的平均深度，然后利用廣義密度反演方法進(jìn)行各層密度反演，取得區(qū)域地殼多個深度上的密度擾動圖像。

滇西上地殼高密度擾動出現(xiàn)在揚(yáng)子克拉通內(nèi)部和西緣，以及瀾淪江斷裂帶西緣，后者對應(yīng)昌寧一勛連蛇綠混雜巖帶及島弧巖漿巖帶。上地殼低密度異常主要反映西昌裂谷帶和高黎貢—騰沖—帶的巖漿房和蘭坪—思茅盆地中的坳陷帶。滇西上地殼和中地殼出現(xiàn)三條低密度擾動帶，與三期大陸碰撞帶吻合。大部分6級以上地震分布在低密度異常區(qū)或它們的邊緣，只有在西昌—元謀古裂谷帶才分布在高密度異常區(qū)?？死▋?nèi)部古裂谷帶地震可分布在高密度異區(qū)。在北緯26°線以南下地殼為高密度區(qū)，以北為低密度區(qū)。因此，北緯26°線的一個屬性是下地殼密度差異分界線。滇西由北向南地殼加厚縮短的程度是逐漸變?nèi)醯?，?6°線以南，南北向的地殼加厚縮短不明顯。高黎貢、瀾滄江和紅河三條走滑剪切帶在滇西中地殼密度擾動平面圖中表現(xiàn)為密度急變的梯度帶，表明它們都穿過中地殼并可能延伸到下地殼。

江為為等利用重力數(shù)據(jù)采用Parker Oldenburg方法反演了南北構(gòu)造帶及鄰域地區(qū)的地殼厚度，同時采用體波地震層析成像方法反演了研究區(qū)的地殼至上地幔的三維速度結(jié)構(gòu)。通過分析研究表明南北構(gòu)造帶為地殼厚度劇變區(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)，而再向東為地殼逐漸減薄區(qū)。中國巖石層減薄與增厚的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，這也是東部陸緣帶和中部揚(yáng)子、鄂爾多斯克拉通地區(qū)深部構(gòu)造邊界的分界線，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，這說明研究區(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。中部地區(qū)和青藏高原深部構(gòu)造邊界的分界線位于100°E～102°E左右。

楊文采等將青藏高原區(qū)域重力場小波多尺度分析和反演應(yīng)用于刻劃地殼分層的三維密度結(jié)構(gòu)，取得的主要結(jié)果包括六個等效層密度擾動圖件，為研究地殼構(gòu)造和物質(zhì)運(yùn)動提供了重要佐證。研究表明在青藏高原地殼內(nèi)密度變化有以下三個規(guī)律。

1）從上地殼到下地殼，平面分布上低密度區(qū)的分布范圍逐漸擴(kuò)大；在下地殼只有剛性克拉通地體才顯示高密度。

2）從上地殼到下地殼，平面分布上密度擾動區(qū)的尺度逐漸擴(kuò)大；到下地殼高或低的密度區(qū)不僅數(shù)量大為減少，而且邊界更加清晰。

3）從上地殼到下地殼，青藏高原南部的低密度帶不斷向北移動，反映印度陸塊向歐亞大陸的向北俯沖。青藏高原下地殼密度高的克拉通地體有羌塘、柴達(dá)木和巴顏喀拉三個；而昆侖山、阿爾金山、祁連山、和岡底斯地塊都屬于低密度的中新生代構(gòu)造活動單元。青藏高原低密度的物質(zhì)由下地殼向上擠出，在中上地殼體積迅速減小。由于下地殼低密度的物質(zhì)向上擠出，中地殼密度高的克拉通地體會相應(yīng)發(fā)生裂解，使地塊的數(shù)目增加。高原北緣的下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的枝杈有三支；其中一支從西昆侖到天山，另一支從龍門山西秦嶺到銀川盆地。第三支從高原南緣理塘到大理擠出。它們可能反映下地殼管道流，寬度約180～300 km。7級以上地震震中都位于下地殼低密度側(cè)向擠出物質(zhì)的枝權(quán)，也與下地殼管道流位置吻合，表明下地殼低密度帶限定可能的物質(zhì)蠕動范圍，而下地殼物質(zhì)蠕動又會觸發(fā)大陸地震。

陳石等對南北地震帶南段的地殼厚度作重震聯(lián)合最優(yōu)化反演。基于南北地震帶南段67個固定臺站接收函數(shù)反演得到的Moho面深度，使用由EGM2008重力異常模型（Pavlis et al.，2012）計算的布格重力異常，驗證重震聯(lián)合密度界面反演方法的有效性。結(jié)果表明，重震聯(lián)合密度界面反演方法可以有效地同化不同地球物理方法獲得的反演模型，且可以改進(jìn)由于空間分布不均勻的接收函數(shù)結(jié)果進(jìn)行插值可能而引起的誤差。通過引入Crust1.0（Laske et al. , 2013）的Moho面深度為初值，同時考慮地殼密度的橫向不均勻分布，通過模型之間的聯(lián)合反演有效改善了地球物理反演模型間的不一致性問題。反演得到的最優(yōu)化Moho面深度模型與已知67個臺站位置接收函數(shù)模型之間的標(biāo)準(zhǔn)差約1.9 km，小于Crustl. 0與接收函數(shù)結(jié)果模型之間標(biāo)準(zhǔn)差為3.73 km的統(tǒng)計結(jié)果。申重陽等利用維西一貴陽剖面觀測的重力與GPS定位數(shù)據(jù)，結(jié)合區(qū)域背景重力場、地質(zhì)構(gòu)造及深部地球物理成果，反演該剖面的地殼密度結(jié)構(gòu)。

金川—蘆山—鍵為重力剖面穿越蘆山MS7.0地震區(qū)，與龍門山斷裂帶南段直交，采用高精度絕對重力控制下的相對重力聯(lián)測與同址GPS三維坐標(biāo)測量，獲得了沿剖面的自由空氣異常和布格重力異常，并對布格重力異常進(jìn)行了剩余密度相關(guān)成像和密度分層結(jié)構(gòu)正反演研究。楊光亮等分析了蘆山地震的構(gòu)造環(huán)境：龍門山斷裂帶南段存在垂直斷裂走向的寬廣的巨型重力梯級帶，重力變化達(dá)2.5×10-5m·s-2以上，反映四川盆地與松潘甘孜地塊地殼厚度陡變性質(zhì)；四川盆地與松潘—甘孜地塊過渡區(qū)存在（30～50）×10-5m·s-2的剩余異常“凹陷”，可能與上地殼低密度體、山前剝蝕與松散堆積和推覆體前緣較為破碎有關(guān)；剩余密度相關(guān)成像顯示地殼密度呈現(xiàn)分段性特征，在蘆山地震位置出現(xiàn)高低密度變化。

石磊等構(gòu)建了云縣—會東和普洱—七甸兩條重力剖面的二維地殼密度結(jié)構(gòu)，其中普洱—七甸剖面與孟連—馬龍地震剖面部分位置重合。結(jié)合區(qū)域重力異常特征及下地殼視密度填圖結(jié)果，認(rèn)為紅河斷裂帶是南北地震帶南段地區(qū)重要的構(gòu)造分界線，斷裂帶南北向密度結(jié)構(gòu)和莫霍面分布形態(tài)存在較大差異，沿走向構(gòu)造變化。云縣—會東剖面的大姚—會東段下地殼底部存在密度較高的殼幔過渡層，結(jié)合下地殼底部殼幔過渡層的密度分布特征，認(rèn)為該過渡層不是攀西裂谷下的“裂谷墊”，而是由巖漿底侵作用造成的。張恩會等用基于拋物線密度模型的頻率域三維界面反演方法對川滇地區(qū)作三維界面反演。

2.4 地震層析成像

20世紀(jì)80年代末至90年代初，劉福田研究組和宋仲和研究組分別對南北地震帶開展了體波走時層析成像和面波層析成像研究。這是我國地震學(xué)家最早獲得的該區(qū)域地殼上地幔P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)圖像。盡管當(dāng)時地震臺站布局不均勻且臺站數(shù)量有限，導(dǎo)致反演結(jié)果的分辨率較低，但是速度結(jié)構(gòu)的大尺度特征是正確的，其基本結(jié)論至今一直沿用。

1）走時層析成像

利用研究區(qū)域（20°N～43°N，95°E～110°E）及其周邊地區(qū)中國地震科學(xué)臺陣布設(shè)的流動臺站，國家和區(qū)域臺網(wǎng)的固定地震臺站記錄的遠(yuǎn)震P波資料，采用層析成像技術(shù)揭示深達(dá)800 km的三維P波速度圖像。

2）接收函數(shù)分析及反演

接收函數(shù)是地震記錄去除震源、地震波傳播路徑以及儀器相應(yīng)等因素后的時間序列，它包含臺站下方地殼上地幔速度間斷面所產(chǎn)生的轉(zhuǎn)換波和多次反射波的信息。通過對遠(yuǎn)震接收函數(shù)中透射和反射轉(zhuǎn)換震相的到時和波形振幅的解釋，獲得臺站下方地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)或速度間斷面的位置，稱為接收函數(shù)成像。用遠(yuǎn)震體波波形中的莫霍界面轉(zhuǎn)換震相PmS以及兩個后至震相PPmS和PSmS來求取地殼厚度H和波速比k，即接收函數(shù)的H-k疊加方法。另外，接收函數(shù)共轉(zhuǎn)換點（CCP）疊加剖面方法是對地殼和上地慢的地震間斷面幾何形狀成像的一種有效方法。這些方法在南北地震帶深部結(jié)構(gòu)有許多的應(yīng)用。

3）面波層析成像

近期有多項中國大陸地震面波層析成像的研究成果，例如Huang等，Zheng等，們的結(jié)果均包含了南北地震帶的范圍。Li對東亞地區(qū)用Rayleigh面波層析成像方法得到了上地幔三維S波速度結(jié)構(gòu)。

黃忠賢等用面波層析成像方法獲得南北地震帶的巖石圈S波速度結(jié)構(gòu)和方位各向異性。結(jié)果表明，南北地震帶的東邊界不但是地殼厚度劇變帶，也是地殼速度分布的分界。中下地殼的S波速度，西側(cè)低于東側(cè)。在松潘—甘孜地塊和川滇地塊西部大約25～45 km深度范圍存在殼內(nèi)低速層，與青藏高原主體的低速區(qū)相連，有利于下地殼物質(zhì)的側(cè)向流動。地殼的各向異性圖像顯示下地殼物質(zhì)繞喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)運(yùn)動，東向的運(yùn)動遇到揚(yáng)子堅硬地殼阻擋而變?yōu)橄蚰虾拖虮睎|運(yùn)動。作者認(rèn)為，面波層析成像結(jié)果支持青藏高原地殼運(yùn)動的下地殼流動模型。南北地震帶的巖石圈厚度與其東側(cè)的揚(yáng)子和鄂爾多斯地塊相似，但速度較低。川滇西部地塊上地幔頂部（莫霍面至88 km左右）異常低速；松潘—甘孜地塊上地慢蓋層中有低速夾層（約90～130 km深度）。巖石圈上地幔的速度分布圖像與地殼的顯著不同，在高原主體與川滇之間存在NNE向高速帶，可能會阻擋地幔物質(zhì)的東向運(yùn)動。上地幔各向異性較弱且與地殼的分布圖像顯然不同。因此青藏高原巖石圈地幔的構(gòu)造運(yùn)動具有與地殼不同的模式，軟弱的下地殼提供了殼幔運(yùn)動解耦的條件。

4）層析成像

噪聲層析成像是一種通過對兩個臺站較長時間的地震噪聲記錄進(jìn)行互相關(guān)計算提取臺站間的格林函數(shù)，獲取面波頻散特征，并進(jìn)一步通過層析成像獲得地球內(nèi)部的速度結(jié)構(gòu)的方法。以提取出的臺站間的面波格林函數(shù)為基礎(chǔ)，利用傳統(tǒng)的面波分析方法，如頻散曲線的測量、層析成像反演和S波速度反演，便構(gòu)成了噪聲層析成像的基礎(chǔ)。利用背景地震噪聲進(jìn)行面波成像已經(jīng)得到了廣泛應(yīng)用。

5）頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演

用接收函數(shù)反演S波速度結(jié)構(gòu)主要是通過線性或非線性反演方法，求得臺站下方一維的分層速度結(jié)構(gòu)。單獨進(jìn)行接收函數(shù)反演存在解的非唯一性問題，因為它只對間斷面兩側(cè)的速度差異敏感。接收函數(shù)與其他地震學(xué)方法聯(lián)合反演是一個方向。面波頻散能夠較好地反演間斷面之間的剪切波速度，但不能確定間斷面的準(zhǔn)確位置。因此，面波頻散和接收函數(shù)聯(lián)合反演能夠克服單獨使用其中一種數(shù)據(jù)的不足，減少解的不唯一性。在南北構(gòu)造帶及其周邊地區(qū)的深部構(gòu)造研究中，近來已經(jīng)有許多這方面的成果，如：胡家富等利用面波和接收函數(shù)聯(lián)合反演滇西地區(qū)殼幔結(jié)構(gòu)。Liu等利用川西地區(qū)大型流動臺陣在2007至2009年記錄的波形數(shù)據(jù)用接收函數(shù)和從背景噪音相關(guān)方法獲得的Rayleigh面波相速度頻散聯(lián)合反演川西藏東地區(qū)的地殼上地幔S波三維速度結(jié)構(gòu)。這一速度模型與川西—藏東深地震測深剖面的結(jié)果有很好的一致性，而且在大范圍上比二維剖面提供了更高分辨的見識。

3 地震各向異性與殼慢變形

在大陸動力學(xué)研究中，我們已經(jīng)取得許多重要的研究成果，對于中國大陸下方復(fù)雜的深部結(jié)構(gòu)及其演化過程已經(jīng)有了初步的了解。但是，涉及到深部介質(zhì)的性狀，以及與其相關(guān)的地殼—地幔變形的問題仍在努力探索之中。例如，張晃軍等從震后形變探討青藏高原下地殼豁滯系數(shù)。目前對殼幔變形研究最多的領(lǐng)域是地震各向異性，它被認(rèn)為是解決問題的有效途徑之一。

4 討論

20世紀(jì)90年代，地球物理學(xué)家們在以往研究結(jié)果的基礎(chǔ)上，總結(jié)出南北構(gòu)造帶在深部地球物理方面的主要特點：既是一條巨型重力梯度帶，又是均衡重力異常和區(qū)域磁異常的分界帶，以及地殼厚度和巖石圈厚度急劇變化的地帶。南北構(gòu)造帶Moho面埋深在南段地區(qū)為南淺北深、中段地區(qū)東淺西深、北段地區(qū)則變化相對平緩的特點。這些結(jié)論至今仍然是合理的。但是，人們對南北構(gòu)造帶許多細(xì)節(jié)仍然不夠了解，存在不同的觀點和認(rèn)識。

4.1 南北地震帶的邊界及分段性

地震學(xué)家認(rèn)為，地震帶的確定具備兩個條件，即震中分布的成帶性和地震活動性與地質(zhì)構(gòu)造帶的統(tǒng)一在我國中部東經(jīng)99°～106°附近存在一條符合地震帶存在條件的南北向的大震活動帶，從銀川凹陷起，越過六盤山，穿過秦嶺，經(jīng)文縣、茂汶，沿橫斷山直至紅河。在北緯33°弧形以北屬北段，其南屬南段。東經(jīng)104°為一條天然的東西分界線，北段大震震中位于其東面，而南段大震震中則位于其西面，震中的南北呼應(yīng)關(guān)系在這一分界線上較為顯著。

從中國公元前1831—1969年強(qiáng)震（≥6級）震中分布看，中國大陸大約東經(jīng)102°～106°之間，強(qiáng)震震中密集分布，其東側(cè)雖局部地區(qū)也有密集現(xiàn)象，但顯出大片空白，西部高原地區(qū)則是一片空白。從80年代有關(guān)該地區(qū)地質(zhì)考查資料看，在“南北地震帶”上，震源機(jī)制、主壓應(yīng)力軸方向的總趨勢是近乎東西或西北—東南方向的，但其局部地段的應(yīng)力場，并不完全如此，分段性明顯，各段之間有很大的變化.最北部的武都以北，主壓應(yīng)力軸優(yōu)勢方向為北東向；在潘松—帶變?yōu)楸睎|東向；至康定、理塘一帶則轉(zhuǎn)為東西向；南至石棉、昆明一帶又轉(zhuǎn)為北西向；到最南端的通海、思茅又為北北西向。因此，應(yīng)該強(qiáng)調(diào)分段性是南北地震帶的主要特點。

從當(dāng)前的地震活動圖像看，南北地震帶具有比較明確的東部邊界，但西部邊界不明顯。南北地震帶東西兩側(cè)在地殼厚度、殼幔速度結(jié)構(gòu)、地震活動性等方面均具有較大的差異。但是，無論從地震活動性還是深部結(jié)構(gòu)看，地震帶的西側(cè)與地震帶內(nèi)部相差不大，從而難以劃定明確的西邊界。根據(jù)傅承義先生對地震帶的解釋：地震帶內(nèi)大小地震發(fā)生的時間、強(qiáng)度和空間分布都有一定的共性，并與地質(zhì)構(gòu)造有些關(guān)系。“地震帶的劃分現(xiàn)在還沒有公認(rèn)的定量標(biāo)準(zhǔn)，所以它們的邊界多少帶有任意性”。因此，對于南北地震帶范圍的認(rèn)識，沒有必要拘泥于一個區(qū)帶地理位置的細(xì)節(jié)上，而主要應(yīng)該注重震中分布的成帶性和地震活動性與地質(zhì)構(gòu)造帶的統(tǒng)一分段性是南北地震帶的一個重要特點。

4.2 南北地震帶形成時代和動力來源

至今，從地質(zhì)構(gòu)造上，不少地質(zhì)學(xué)家仍然認(rèn)為南北地震帶并不是一個地質(zhì)構(gòu)造上的區(qū)帶。但是，有些地質(zhì)構(gòu)造研究結(jié)果表明，南北地震帶的位置是處于地質(zhì)構(gòu)造的分界上。馬杏垣等認(rèn)為南北地震帶即是南北構(gòu)造帶。對于南北構(gòu)造帶，形成的時代和動力來源，以及對中國大陸巖石圈構(gòu)造有何影響等問題，長期以來都是地球科學(xué)家所關(guān)心的課題。

地質(zhì)學(xué)家們通常將我國大陸劃分成東西兩個一級構(gòu)造單元，西部是板塊碰撞帶強(qiáng)烈隆起區(qū)，東部是濱太洋弧后帶差異升降區(qū)，而南北地震帶處在兩個一級單元的分界帶上。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。appoinnier和Molnar為解釋東亞大陸西部的大范圍變形帶，曾提出過一個塑性滑移線理論，認(rèn)為天山一貝加爾大陸變形帶和南北地震帶皆是中部塑性滑移區(qū)與外圍彈性變形區(qū)的分界線。他們提出的簡化模型雖對南北地震帶設(shè)計了一個可能的成因，但卻無法解釋該處強(qiáng)震為何如此頻繁。

萬天豐在“2014年南北構(gòu)造帶深部構(gòu)造與地震學(xué)術(shù)研討會”上的報告從中國大陸構(gòu)造演化的角度，來探討南北構(gòu)造帶的有關(guān)問題。依據(jù)不同的地質(zhì)歷史時期的地質(zhì)資料，認(rèn)為南北構(gòu)造帶是發(fā)育于新近紀(jì)以來地殼深部的斷裂構(gòu)造帶，它控制了中國大陸東西部的地震活動性和活動大地構(gòu)造特征，受印度—澳大利亞板塊向北碰撞腑沖的影響，為印度洋90°E海嶺在亞洲大陸地殼內(nèi)發(fā)育的斷裂構(gòu)造表現(xiàn)。印度—澳大利亞板塊以不等速度的向北運(yùn)移、俯沖和碰撞對于中國大陸南部的板內(nèi)變形產(chǎn)生巨大的影響，尤其是90°E海嶺的右行走滑斷層作用，真正形成比較連貫的南北構(gòu)造帶是近代的南北地震帶。但是這南北地震帶始終沒有跡象表明：它在地表形成連貫的斷層，而是在中地殼和莫霍面附近形成了一系列NNE向斷斷續(xù)續(xù)的地震斷層帶，此南北向地震帶顯然是90°E海嶺的右行走滑斷層在中國大陸地殼內(nèi)促成一系列地震斷層的結(jié)果。由于南北地震帶的逐步形成，使現(xiàn)代中國大陸地殼出現(xiàn)顯著不同的構(gòu)造變形特征：西部形成大量近東西走向的逆掩—推覆斷層及褶皺，地殼以近南北向縮短為主，它們顯然是印度板塊向北強(qiáng)烈擠壓、碰撞作用的結(jié)果；而東部則以利用近南北向先存斷層發(fā)生較為微弱的、近東西向的伸展作用為主，它顯然是澳大利亞板塊低速向北擠壓和俯沖的遠(yuǎn)程效應(yīng)所造成的，也即與近南北向微弱的縮短作用相關(guān)。總之，南北構(gòu)造帶是發(fā)育于新近紀(jì)以來地殼深部的斷裂構(gòu)造帶。南北構(gòu)造帶南段的南北向山脈和構(gòu)造帶并非印支期和中生代就存在的，它的形成時間應(yīng)該在中新世大約21 Ma，即由于印度板塊的快速楔人引起塊體旋轉(zhuǎn)而形成的，將它們構(gòu)造復(fù)位以后，前古近紀(jì)的構(gòu)造方向應(yīng)該是北西西向延伸的。

因此，南北構(gòu)造帶的動力來源問題，首先必須搞清南北構(gòu)造帶殼幔結(jié)構(gòu)、組成和運(yùn)動特征，并在此基礎(chǔ)上結(jié)合對東亞大陸總體的應(yīng)力、變形場和其他有關(guān)地球物理特征的最新認(rèn)識，分析尋找控制南北構(gòu)造帶現(xiàn)代運(yùn)動的動力原因，最終提出現(xiàn)代構(gòu)造活動為何如此強(qiáng)烈的成因模式。

4.3 加強(qiáng)流動地震觀測

對于南北構(gòu)造帶來說，地球科學(xué)的研究具有減輕地震災(zāi)害的重大意義。強(qiáng)震的孕育和發(fā)生是一個復(fù)雜的物理過程，必須通過長時間的觀測與實踐，通過地質(zhì)、地球物理、大地測量、地球化學(xué)等多學(xué)科的交叉融合，綜合理解和認(rèn)識大地震的物理環(huán)境與破裂過程，才能夠從根本上達(dá)到預(yù)測的目的。本文涉及的相關(guān)問題是：震源區(qū)介質(zhì)的精細(xì)結(jié)構(gòu)和深淺構(gòu)造的關(guān)系、震源區(qū)介質(zhì)物性參數(shù)及其變化、斷層帶變形特征、地震破裂過程等。“十五”以來，我國的地震觀測系統(tǒng)得到迅速的發(fā)展，在全國布設(shè)了1000多個以寬頻帶儀器為主，用于地震監(jiān)測和地球科學(xué)研究的的固定臺站。其產(chǎn)出的數(shù)據(jù)在實時為地震監(jiān)測服務(wù)的同時，還提供用于科學(xué)研究目的。然而，當(dāng)前地震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)的成像分辨率和精度尚不足以高可信度識別在孕震尺度概念下的地震危險區(qū)。即使是對于如“地殼通道流”一類的大陸動力學(xué)議題爭論持續(xù)不斷，部分原因來自對“通道流”分辨率不足的問題。因此，加強(qiáng)流動地震觀測是提高科學(xué)認(rèn)知的關(guān)鍵所在

2010年以來，隨著科技部公益性行業(yè)科研專項“中國地震科學(xué)臺陣探測”的實施，相繼在南北地震帶南段和北段布設(shè)了寬頻帶流動地震臺陣。自運(yùn)行以來，已經(jīng)積累了大量的連續(xù)觀測數(shù)據(jù)。在近期，利用流動臺陣觀測系統(tǒng)，結(jié)合固定地震臺網(wǎng)，加上高分辨率深部結(jié)構(gòu)探測，相信不需要很長的時間，就能夠獲取理想中的地殼上地幔三維精細(xì)結(jié)構(gòu)及物性成像，為地震預(yù)測和大陸動力學(xué)研究提供新的研究途徑。

【作者單位：1.“地震觀測與地球物理成像”重點實驗室，中國地震局地球物理研究所2. “大地構(gòu)造與動力學(xué)”國家重點實驗室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所】

（摘自《地球物理學(xué)報》2015年11期）