南北构造带岩石圈结构与地震的研究

2015-06-06王椿镛杨文采吴建平丁志峰

地球物理学报 2015年11期

王椿镛，杨文采，吴建平，丁志峰

1 “地震观测与地球物理成像”重点实验室，中国地震局地球物理研究所，北京 100081 2 “大地构造与动力学”国家重点实验室，中国地质科学院地质研究所, 北京 100037

南北构造带岩石圈结构与地震的研究

王椿镛1，杨文采2，吴建平1，丁志峰1

南北构造带是中国大陆东西部大地构造的主要分界，也是大陆内部强烈地震发生的主要地区之一.2008年汶川MS8.0地震发生后，在南北构造带及周边地区进行了大量的野外科学考察、深部地球物理探测和流动地震观测，在岩石圈结构与构造、强震发生的深部构造环境和动力学过程等方面获得了重要的进展.本文综述近年来发表的一批研究成果，包括岩石圈结构的深部地球物理探测和成像，地震层析成像，地震各向异性和壳幔变形，与近期发生的强烈地震相关研究，以及与大陆动力学有关的研究等.自2000年以来，我国建成了具有1000多个地震台站的国家和区域地震台网.它们在实时为地震监测服务的同时，其产出的海量数据还提供用于地球科学研究.一批作者在国内外发表了研究成果,大大提高了对南北构造带的认识.我们虽然取得许多共识性的重要成果，但是也存在一些问题，发现不同作者的结论是相互矛盾的.其原因之一可能是，现有台网的数据成像分辨率和精度仍不足以识别在地壳深处的细节，例如在孕震尺度概念下的地震危险区.加强流动地震观测，提高台站分布的密度，取得高可信度的目标模型是解决问题的重要方面.近年来“中国地震科学台阵观测”计划在南北构造带上实施的大型流动台阵观测，结合固定地震台网的资料，加上高分辨率深部地球物理探测，以获得高可信度的地壳上地幔三维精细结构及物性成像，是提高地震科学和大陆动力学研究水平的一个有效途径.

南北地震带；岩石圈结构；地震各向异性；地震台阵；大陆动力学

1 引言

地震是人类面临的一种严重的自然灾害.它在全球的分布是不均匀的，但也不是随机的.地震多的地区震中常呈带状分布，通称地震带.全球性的地震带有环太平洋地震带、阿尔卑斯地震带(即欧亚地震带)和大洋中脊(海岭)地震带.长时期以来，地震学家们都认识到，中国大陆中部有一条贯穿南北的强烈地震的密集带(图1).20世纪50年代李善邦先生主持编制中国第一张地震烈度区域图时已经注意到这一条地震密集带，并对其两侧地质构造差异作对比(李善邦，1957).地震学家王振声在1976年对南北地震带的范围，分段及其强震活动特征作了初步的探讨，认为此带基本上沿104°E从北向南延伸, 以33°N为界分为南北两段(王振声等，1976).1978年傅承义先生在中国科技大学研究生院讲授“固体地球物理学基础”中，对“南北地震带”作了明晰的解释：按照地震活动性和地质构造特征，可将我国划分为23个强震活动带，其中，“南北地震带”由滇南的元江，往北经过西昌、松潘、海原、银川直到内蒙古的嶝口，…(傅承义等，1985).据已有地震记载，我国大陆的7级以上强震有五分之二是发生在这条地震带上.近300多年内，该带集中了有历史记录以来一半的8级以上大地震，如1654年天水8级地震，1739年平罗8级地震，1833年嵩明8级地震，1879年武都8级地震，1920年海原8.5级地震，1927年古浪8.0级地震，以及2008年汶川MS8.0地震.南北地震带的活动与从缅甸至印尼苏门答腊的南亚地震带强震活动相关联 (汪一鹏等，2007).有些学者进一步推测中国南北地震带向北可延伸至蒙古，与俄罗斯的贝加尔裂谷相连；向南可到延伸至缅甸.因此，南北地震带是东亚大陆内部强烈地震发生的主要场所之一.

图1 南北构造带地震震中分布图(1970—2014, >M3.0)(图1—7底图的断裂分布引自邓起东等(2002))Fig.1 Distribution of the earthquake epicenters in the North-South Tectonic Belt (1970—2014, >M3.0)

在大地构造图上，中国大陆中部东经102°—106°之间突显一条纵贯南北的构造带，从滇西南，经四川和甘肃，直至贺兰山.20世纪50年代张文佑先生(1959)在《中国大地构造纲要》中论述了南北构造带对中国大地构造的划分意义，并指出以此为界，中国东部的盆山构造体系以NNE和NNW向断裂控制；而西部以NEE和NWW向断裂控制.马杏垣先生(1989)在《中国岩石圈动力学地图集》的新构造图中明确标示了北起内蒙阿拉善地块东界，南至云南红河断裂，呈“之”字形展布的大型构造带.在不同动力学过程的共同作用下，阿拉善块体、鄂尔多斯地块、松潘—甘孜地块，扬子克拉通，和川滇菱形块体等发生了不同性质的变形响应，总体上形成了一条由不同方向、不同性质断裂和褶皱构成近南北向的复杂构造带，统称为南北构造带.地质学家将南北构造带分为北、中、南三段.北段位于阿拉善地块与贺兰山—六盘山之间，中段为北东向的龙门山逆冲推覆构造带，南段为近南北向的鲜水河—小江断裂带.该构造带的中南段位于青藏高原和华南地块之间的过渡带，具有强烈的构造变形特征.

GPS测量得到的相对于稳定欧亚板块的中国大陆地区速度场(Wang et al., 2001；牛之俊等, 2005)揭示了现今中国大陆的地壳变形特征.中国大陆的东部和西部速度场存在明显的差异，西部的水平运动速率为1～3 cm·a-1，而东部则<1 cm·a-1，西部的运动速率明显大于东部.南北构造带位于西部和东部之间的过渡区，其速度场具有复杂的变化形态.

自20世纪80年代以来，我国地球科学工作者对南北构造带进行了持续的研究，特别是在深部构造，地球动力学与大陆强震孕震环境方面，取得了一批观测和研究成果(滕吉文，1994).他们用深地震测深方法构建地壳速度结构(如，张少泉等，1985；阚荣举和林中洋，1986；胡鸿翔等，1986；Kan et al., 1986；熊绍柏等，1986；崔作舟等，1987，1996；陈学波等，1988；尹周勋和熊绍柏，1992；林中洋等，1993；李清河等，1991；王有学和钱辉，2000；李松林等，2001，2002；王椿镛等，2003a, b；白志明等，2003，2004；王有学等，2005；Wang et al., 2004, 2007；张忠杰等，2005a, b；高锐等，2006a, b；张先康等，2007，2008)，用大地电磁测深方法研究深部电性结构(如，孔祥儒等，1987；李立和金国元，1987；孙洁等，1989，2003；吴刚和余钦范，1990；赵国泽等，2004，2008；汤吉等，2005；王绪本等，2009)，用布格重力异常分析地壳密度结构(殷秀华等，1998；楼海和王椿镛，1999，2005；楼海等，2002；李勇等，2005).与此同时，利用天然地震资料进行地震波层析成像、接收函数以及噪声成像等方法构建地壳上地幔三维速度结构模型(如，刘建华等，1989，2000；孙若昧等，1991；宋仲和等，1991；陈立华等，1992；王椿镛等，1994，2002a，2008；丁志峰等，1999；刘福田等，2000；苏伟等，2002；Huang et al.，2002；Wang et al., 2003; 吴建平等，2004，2006，2009；郭飚等，2004；陈九辉等，2005；周民都等，2006；刘启元等，2009)，进行横波分裂和地球介质各向异性研究(阮爱国，2002；常利军等，2006，2008a，b；王椿镛等，2006，2007；Wang et al., 2008).这些研究获得了南北构造带及其周边地区的地壳上地幔速度结构横向变化，主要断裂带的深部性状、以及强烈地震的深部孕育环境等重要的基础资料.2000年前后开始实施的“国家重大基础研究发展规划(973)”项目“大陆强震机理及其预测” 将南北地震带作为开展地震研究的重点地区之一.2008年汶川MS8.0地震发生后，国家进一步加强了南北构造带及周边地区的野外科学考察和流动地震观测.国内外地球科学家在岩石圈结构与构造、强震发生的深部构造环境和动力学过程等方面的研究获得了重要的进展.2014年9月中国地球物理学会大陆动力学专业委员会和固体地球物理专业委员会召开学术研讨会并建议出此专集.本专集汇集了汶川MS8.0地震之后，特别是近年来的一批新的研究成果.南北地震带是中国大陆内部地震活动最强的地区之一，作为我国主要的地震危险重点监视区，展开对南北地震带的深部结构与变形的研究对揭示我国强震活动特性及深部孕震环境具有重要的意义.

2 南北构造带岩石圈结构

发生在龙门山逆冲断裂带上的2008年汶川MS8.0地震，是继1976年唐山MS7.8地震以来中国大陆人口伤亡最为惨重，经济损失最为严重的一次大地震.汶川MS8.0地震后，国内外地球科学家对南北构造带及周边地区的地球科学研究项目急剧增加.通过布设大型宽频带流动地震台阵，辅以深地震测深、大地电磁测深，以及重磁探测等手段，综合地球物理观测与解释，获取地壳与上地幔精细结构和介质物性的三维分布特征、深部应力及变形的分布，以期揭示强震的深部孕震环境，以及强震发生的动力学过程.

2.1 深地震测深和地壳P波速度结构

(1)深地震宽角反射/折射探测剖面

深地震宽角反射/折射剖面是利用人工地震方法探测岩石圈结构的最主要方法之一.它的优点在于能够揭示速度和界面同时具有横向变化特征的地壳上地幔速度结构.自20世纪80年代以来，一批地球物理深部探测试验计划在南北地震带完成了大约35条地震剖面.这些剖面构成了对该地震带的良好覆盖(图2).早期的探测剖面炮点间距和观测点间距都比较大，导致二维速度结构的横向分辨相对比较低.但是当时的记录由于野外的背景噪音水平低，获得的地震信号信噪比高，因此对壳内震相识别的可靠性高.

在川西藏东深地震测深野外观测的基础上，Wang等(2007)提出了横穿龙门山断裂带的EW向竹巴龙—资中剖面和NE-SW向穿过松潘—甘孜地块的奔子栏—唐克剖面的二维P波速度结构，其中显示了川西高原和四川盆地是两个地壳结构截然不同的构造单元，龙门山断裂带为区域地壳结构的分界.川西高原的地壳平均厚度、地壳平均速度和Pn速度分别为62 km、6.27 km·s-1和7.60～7.80 km·s-1，四川盆地的则为43 km、6.45 km·s-1和8.10～8.20 km·s-1.川西高原马尔康以南的大部分地区上地壳底部存在厚度～8 km的低速层，且其下地壳介质具有强衰减(Qp=100～300)的特征.四川盆地具有地壳平均速度高和地幔顶部的Pn速度高的特点.

2010年完成的遂宁—茂县—阿坝剖面始于四川盆地中部、与龙门山近垂直地朝西北方向穿越2008年汶川MS8.0地震极震区，全长500 km.嘉世旭等(2014)对反映不同构造单元的震相记录、特别是强震区复杂震相信息的详细分析和模拟追踪计算, 得到龙门山中段褶皱造山带及两侧的横向不均匀地壳速度结构.解释结果揭示了稳定的四川盆地地壳结构与被改造增厚的川西北高原地壳结构性质差异; 探测到高原壳内介质由上向下的岩性变化，特别是下地壳介质速度大幅降低、岩性强烈弱化的塑性流变性质; 发现了四川盆地与川西北高原之间褶皱造山带下地壳存在由西向东、下缓上陡的巨型铲式上升流; 上升流沿褶皱带东部边缘在龙门山中段上中地壳以陡倾角度向上逆冲, 造成龙门山上地壳中央断裂带附近强烈上隆并使结晶基底突出地表大幅抬升.

西昌及其附近地区强震频繁发生，历史记载有1536年西昌北7.5级和1850年西昌7.5级地震.盐源—西昌—马湖剖面以研究川西盐源—马边地震带的活动断裂和深部结构为目的.王夫运等(2008)分析了该剖面上地壳的变形特征.盐源盆地、后龙山地区的上地壳为表层低速和深部均匀高速的双层结构特征.盐源推覆构造由表层低速推覆体,向西缓倾的构造拆离面和深部高速基底构成的薄皮构造变化,金河—箐河断裂是其推覆前缘;磨盘山断裂为一西倾的低速带,延伸至基底顶面;安宁河断裂和则木河断裂为东倾的舌状低速带,延伸到基底内;在深处,大凉山断裂分为两支,表现为狭窄条带内速度结构的强烈变化,西支西倾,东支东倾,两支断裂均延伸至基底内;西昌中生代盆地东缘断裂为强速度梯度带,倾向南西,延伸至基底顶面.该区的强震活动主要受安宁河、则木河、大凉山断裂控制.

2010年和2011年底先后在南北地震带南段实施了长度近300 km的玉溪—临沧剖面和长度600 km的镇康—泸西剖面.王夫运等(2014)对玉溪—临沧剖面解释获得的结果显示：沿测线地壳结构呈西薄东厚的特征，以红河断裂带为界，断裂带以西地壳较薄，约34 km，以东地壳加厚至44 km；红河断裂带两侧速度结构具有明显的差异，西侧速度较低，东侧速度明显偏高.潘素珍等(2015)对镇康—泸西剖面各炮初至波资料解释获得了剖面的基底速度结构.解释结果显示：沿线基底界面形态起伏变化剧烈，深度在1.0～7.0 km范围内变化，且速度的横向不均匀性明显.在测线西端地表速度约4.6 km·s-1，基底深度较浅；地表速度在三江褶皱系下降至4.3 km·s-1，而基底埋深达7.0 km左右.在扬子地台基底埋深缓慢变浅，基底深度约5.0 km，地表速度约4.5 km·s-1.测线在东端进入华南块体，基底深度迅速变浅，地表速度增至4.6 km·s-1.速度变化剧烈地区与断裂带有对应关系，红河断裂带两侧速度等值线及界面形态变化剧烈.对普洱—泸西剖面的二维速度结构，张恩会等(2013)提出，剖面西南侧上地壳具有异常低的P波速度和泊松比，暗示上地壳以α相长英质组分为主，而剖面东北上地壳相对较高的P波速度和泊松比则暗示其物质组成以花岗岩-花岗闪长岩为主.

长度410 km的金川—芦山—乐山剖面穿过2013年芦山MS7.0地震震中区，王帅军等(2015)构建了二维P波速度结构模型：扬子块体和松潘—甘孜块体显示不同的速度结构特征，地壳厚度由南向北逐渐加厚.沉积盖层在四川盆地厚达7.8 km，而松潘—甘孜块体最薄处只有几百米厚；在中上地壳，扬子块体平均速度比松潘—甘孜块体的高0.2 km·s-1，在四川盆地与松潘—甘孜块体的过渡带附近，界面起伏变化明显.过渡带以北在深度大约20 km处存在速度5.80 km·s-1、厚度为8.0 km的低速层，周围介质的平均速度为6.0～6.1 km·s-1；壳内界面在扬子块体内部起伏变化不大，但在过渡带两侧的Moho界面深度由扬子块体的42 km增加至松潘—甘孜块体的62 km.芦山MS7.0地震震源位于二维速度结构异常紊乱和界面起伏变化的地带.

丽江—攀枝花—清镇剖面距离云南鲁甸MS6.5地震主震区不超过50 km.徐涛等(2014)利用该地震测深剖面的初至波震相走时数据，通过有限差分反演揭示该地区上地壳速度结构.剖面结晶基底厚度平均为2 km 左右；小江断裂带内部速度较低，其东西两侧的速度较高；推测小江断裂带区域地壳强度比较低，加上断裂两侧的应变速率很高，因此小江断裂带和鲁甸—昭通断裂带存在未来发生较大地震的可能性.该深地震测深剖面还分别跨越了峨眉山玄武岩区的内、中、外带.探测结果(徐涛等，2015)显示: (1) 沿剖面结晶基底的平均深度在2 km 左右; (2) 中地壳平均速度结构为6.2～6.6 km·s-1,内带局部呈现大约幅值为0.1～0.2 km·s-1的高速异常, 下地壳速度结构, 在内带为6.9～7.2 km·s-1;中带和外带偏低, 为6.7～7.0 km·s-1, 在内带和中带交界附近, 受小江断裂带的影响, 上、中、下地壳均呈现相对低速异常特征; (3) 小江断裂两侧, 尤其东侧地壳平均速度较低, 且固结地壳的平均速度也较低, 初步认为小江断裂至少向地下延伸至40 km以深,可能切穿整个地壳; (4) 沿剖面Moho面深度表现为, 内带范围内深约47～53 km, 中间呈上隆的特征; 中带深约42～50 km, 外带深约38～42 km, 中带至外带, Moho面逐渐变浅. 内带Moho面局部隆起、固结地壳呈现高速异常特征, 可能是二叠纪地幔柱活动引起的底侵作用及岩浆上侵的结果,为古地幔柱的活动遗迹.

(2)深地震反射探测剖面

深地震反射剖面方法是在地球物理勘探的反射地震技术基础上作一定的探测技术改进而形成的一种深部探测方法.在揭示地壳和上地幔顶部的细结构方面，深地震反射剖面具有比其他地球物理探测方法更多的优点.在大地构造关键地区开展的深部结构和动力学研究通常把深地震反射剖面作为主要的探测手段.

SinoProbe-02深地震反射探测计划实施了长300 km、横贯东祁连山和河西走廊南缘的深反射剖面.Wang H等(2014) 对剖面北段的资料作了处理和解释.研究结果表明，东祁连山上地壳的特点是断层弯曲褶皱和复式系统，它涉及到可能导致从早古生代碰撞构造与新生代陆内变形的显生宙地层.局部存在包含白垩纪地层的半地堑结构.该地区的活动构造主要是标志青藏高原北缘的左行滑移的海原和天景山断层系.走滑构造结构具有变倾角和倾向，并单一进入深度40～45 km上的共同滑脱面.因为两个断层并不切穿和断错其下方的莫霍面，在青藏高原东北部的活动地壳和地幔变形必须解耦.作为1920年海原8.5级地震的发震构造，Wang H等(2014)认为海原断裂可能是一条先存的，在古生代产生的软弱带，并在新生代复活.在近期，海原断裂以具有逆冲分量的左旋走滑为主.无论是海原断裂还是天景山断裂带均显示倾角随深度而显著变化的特征.在近地表，它们显示为近乎直立的结构，而走向深处后，在中-下地壳分裂成两个分支，并变得平缓.

穿过银川地堑的深地震反射剖面(方盛明等，2009)长～70 km，通过数据处理获得的叠加剖面显示了银川盆地地壳精细结构、深部断裂系(黄河断裂、银川断裂、贺兰山东麓断裂)特征及深浅构造关系.银川地堑上地壳为双程走时8 s(深度约20 km)反射面以上的区域，上地壳上部地层层位丰富，分段连续性较好，上地壳下部地层分层特征不明显；下地壳(8～13 s)反射能量较弱，反射同相轴不明显；下地壳下部壳幔过渡带(13 s附近)由一组能量较强、持续时间较长(1.5 s)的反射波组组成，厚度约4.5 km．芦花台断裂、银川断裂分别于12～12.5 km、18～19 km深处交汇于贺兰山东麓断裂，贺兰山东麓断裂于28～29 km 深处交汇于黄河断裂.黄河断裂为错断Moho面的深大断裂，银川地堑为以黄河断裂为主、其他断裂为辅组合而成的负花状构造.根据贺兰山东麓断裂和银川断裂的相互关系，作者认为贺兰山东麓断裂对1739年平罗—银川8级地震起主要控制作用.

2011年在青藏高原东缘实施了从若尔盖、穿过龙门山到四川盆地、东南走向的深地震反射剖面.Guo等(2013)将深反射图像与地质、全球定位系统和地球化学证据相结合，强烈表明，扬子地壳延伸到该区域的下方.地震剖面图像显示在松潘甘孜地体有巨厚的三叠系沉积覆盖.在不同的地壳块体这些三叠纪沉积物厚度变化很大.此外，无论是松潘甘孜地体东北部的龙日坝断裂带还是龙门山断裂带均显示强烈的壳内反射，它终止于与地壳-幔边界(莫霍面)相一致的深度上.为此，Guo等(2013)提出了一个新的构造模式：地壳变形被认为参与了青藏高原东缘沿龙门山的斜向挤出和隆起.在更广泛的背景下，地震反射剖面成像的岩石圈结构将推进关于青藏高原东部对印度—欧亚大陆碰撞的构造响应的理解.

芦山MS7.0地震震中区完成的一条长近40 km深地震反射剖面，自西北向东南穿过双石—大川断裂、芦山向斜、莲花山背斜、名山向斜和大邑断裂等构造.叠加剖面图表明(王夫运等，2015)浅部褶皱和断裂构造发育，在上地壳存在6条逆冲断裂，而下地壳则存在一条明显的变形转换带.在深度16 km左右存在一个滑脱层，浅部的6条断裂最终都归并到该滑脱层上.参考主余震精定位结果，芦山地震的发震断裂应该是位于双石—大川断裂和大邑断裂之间的隐伏断裂，其两侧的断裂受控于发震断裂而活动，形成剖面上“Y”字型余震分布.隐伏断裂属山前断裂，不是前山断裂.作者认为芦山地震可能不是汶川地震的余震.

王海燕等(2014)利用2004年和2008年完成的唐克—合作剖面和合作—临夏剖面资料，进行两条剖面的联线处理后，获得总长达400 km的深地震反射剖面.叠加剖面清晰显示青藏高原东北缘地壳及上地幔盖层的精细结构.从浅到深显示，6.0～7.0 s和16.5～18.0 s两个强反射界面将0～20 s剖面划分为上地壳、下地壳和上地幔三套反射层系.剖面显示西秦岭造山带下地壳向若尔盖逆冲推覆的深部构造特征.西秦岭下地壳北倾的强反射及其北侧南倾的强反射特征揭示出扬子与华北两个大陆板块在西秦岭造山带下的汇聚行为.16.5～18.0 s范围内Moho界面的埋深和起伏形态暗示青藏高原东北缘地壳经历了高原隆升后强烈的伸展减薄作用.高锐等(2006a, b)认为该剖面显示的以北倾为主的强反射特征是若尔盖盆地下地壳整体向西秦岭构造带俯冲.如此造成的上地壳加厚能很好地解释西秦岭构造带的低波速比分布.

2.2 大地电磁测深和电性结构

地壳上地幔的电性结构是重要的深部地球物理参数，其信息主要来源于大地电磁测深.LMS-L3和DBS-L1两条大地电磁剖面分别位于西秦岭与南北构造带交汇区106°E东、西两侧.这两条剖面分别跨过了龙门山构造带东北部的青川段和宁强段.詹艳等(2014)二维电性结构揭示，在106°E西侧LMS-L3剖面的深部电性结构自北向南，西秦岭北缘、成县盆地北缘、康县(即勉略构造带)和平武—青川断裂带都表现为明显的电性梯度带，深部延伸可达几十公里；西秦岭造山带、碧口地块与龙门山构造带东北段3个构造单元整体表现为高电阻体、呈现往南叠合且角度逐渐变陡的趋势.在106°E西侧西秦岭造山带区域的深部存在壳内低阻层，而东侧区域表现为高电阻体，深部电性结构在106°E东、西两侧的差异与该区深部速度结构特征一致．LMS-L3和DBS-L1两条剖面南段的深部电性结构图像揭示出青川段和宁强段内的平武—青川断裂带具有明显不同的深部结构特征，平武—青川断裂带在青川段为明显的电性梯度带，而宁强段是完整的高电阻块体.汶川强余震向东北发展止于青木川镇附近，与平武—青川断裂带延伸深度和向北东方向的延伸长度密切相关，同时高电阻块体的宁强段对汶川强余震东北发展起到了阻挡作用.

程远志等(2015)对穿过思茅兰坪地体、川滇菱形块体及进入扬子地体的兰坪—贵阳大地电磁测深剖面展开了深部电性结构研究.通过二维非线性共轭梯度反演得到了沿剖面的较为详细的地壳上地幔电性结构，结合其他地质和地球物理资料的分析，确定了主要断裂带和边界带的位置和深部延伸情况，以及壳内高导层的分布位置.研究表明：剖面壳幔电性结构分块性特征与区域地质构造分布特征基本一致；兰坪—思茅地块存在中上地壳高导层，川滇菱形地块中西部存在下地壳高导层，川滇菱形地块东部和华南地块西部存在中上地壳的高导层；川滇菱形地块中部攀枝花附近的高导层埋深最深，而华南地块西部会泽附近的高导层埋深则最浅；兰坪—思茅地块和川滇菱形地块中下地壳的高导层可能与青藏高原物质的东南逃逸有关.

李冉等(2014)对云南南部地区孟连—罗平的北东向大地电磁测深剖面所作的解释表明：该区的三个强震带地球深部都存在壳内低阻体，地震发生在电阻率梯度带上；断裂带的两侧块体介质的电阻率差异是强震活动带重要的深部背景.总体来说，沿剖面的地壳上地幔电性结构反映出与区域地质构造资料基本一致的构造特征.

赵凌强等(2015)对跨过西秦岭造山带的阿坝—若尔盖—临潭—兰州大地电磁剖面数据进行了精细化处理分析和二维反演，结果表明：西秦岭北缘断裂带为主要的高角度南倾大型电性边界带，延伸深度穿过莫霍面；临潭—宕昌断裂带具有电性边界带特征，其延伸情况具有东、西差异．西秦岭造山带自地表到深度约20 km 范围表现为东北和西南浅、中部深的倒“梯形”高阻层，在高阻层之下广泛发育低阻层；松潘—甘孜地块中下地壳存在西南深、东北浅低阻层，其东北侧的陇西盆地具有稳定的成层性结构，表明西秦岭造山带正处于松潘—甘孜地块向北挤压和陇西盆地向南的阻挡挤压作用中.松潘—甘孜地块从西南向东北推挤、东北侧陇西盆地相对阻挡的相互作用可能是2013年岷县漳县6.6级地震发生的外部动力学机制，而震源区特殊介质属性是该地震发生的内部因素.

2.3 重力—航磁资料分析和密度结构

地球的密度结构是地球物理学研究的经典内容.用重力异常揭示地壳三维密度结构是地球物理的重要目标.南北构造带的布格重力异常分布如图3显示，数据取自全球重力模型EGM2008(Pavlis et al., 2012).青藏高原东部的重力异常梯级带具有南北地震带及其周围地区中最显著的重力异常特征.青藏高原是一个大范围的重力低异常区，布格重力异常在高原东部为-400×10-5m·s-2以下.在青藏高原周围，布格重力异常都在-250～-150×10-5m·s-2左右.与青藏高原重力异常区形成很大的反差.围绕高原东部的重力梯级带在北段沿着祁连山与河西走廊分布，为东南走向.向东到西秦岭转向近南北方向，沿龙门山西侧分布.再向南，转为南西向走向，沿小金河断裂带分布.到丽江附近，则转为东西向，北西西向延伸到西藏南部边界.四川盆地为一个明显的重力高异常区，布格重力异常大于-100×10-5m·s-2，向西突出.在青藏高原东部(川西高原)和四川盆地之间重力场变化最为强烈，重力梯级带变窄，重力等值线密集.四川南部与云南大部为一个附加在青藏高原重力低异常区上的次一级重力低异常区，向东南方向突出.布格重力异常在-250～-150×10-5m·s-2.在这个低异常区中间，从川南攀枝花到滇中楚雄还有南北向的一个局部重力高异常区.西秦岭地区为一个近东西向的重力低异常区.鄂尔多斯地区和阿拉善地区的布格重力异常变化小，在-200～-150×10-5m·s-2左右.鄂尔多斯块体西北部河套盆地及其西侧的吉兰泰盆地为局部重力低异常区，而贺兰山为局部重力高异常区.

图3 南北构造带布格重力异常图.南北地震带中段落在一条巨型的重力异常梯级带上Fig.3 Bouguer gravity anomaly map in the North-South Tectonic Belt. The middle section of the North-South Tectonic Belt is located in a giant gravity anomaly gradient belt

沿南北地震带的布格重力异常变化具有分段的特征.在地震带南段，小江断裂带位于从四川会东、云南东川到红河的重力低异常区内部.地震带中段，从龙门山到西秦岭，位于重力异常强烈变化的重力梯级带上.在西秦岭以北的地段，沿鄂尔多斯地块西缘，地震带上及其两侧布格重力异常相对变化不大.另外，南北地震带及其周围地区显示出，布格重力异常强烈变化的地方，地震发生频繁，且分布相对密集.但是，在重力异常变化不太大的地方，如南北地震带北段，也有大量的地震发生.

杨文采等(2015a)提出了用多尺度刻痕分析方法研究地壳三维密度、用密度结构对地震进行分类的观点.初步解释认为，南北地震带从北到南中下地壳的密度结构包含四种不同的类型，分别对应于拉张型、挤压型、挤滑型和拉滑型.不同类型的地壳密度结构与不同类型的震源机制密切相关.下地壳岩石的蠕动或许是大陆地震断裂活动的根源之一.杨文采等(2015b)对滇西地区重力异常进行了多尺度密度反演，首先利用小波变换对重力异常进行多尺度分解，接着利用功率谱分析方法估算各层场源的平均深度，然后利用广义密度反演方法进行各层密度反演，取得区域地壳多个深度上的密度扰动图像.滇西上地壳高密度扰动出现在扬子克拉通内部和西缘，以及澜沦江断裂带西缘，后者对应昌宁—勐连蛇绿混杂岩带及岛弧岩浆岩带.上地壳低密度异常主要反映西昌裂谷带和高黎贡—腾冲一带的岩浆房和兰坪—思茅盆地中的坳陷带.滇西上地壳和中地壳出现三条低密度扰动带，与三期大陆碰撞带吻合.大部分6级以上地震分布在低密度异常区或它们的边缘，只有在西昌—元谋古裂谷带才分布在高密度异常区.克拉通内部古裂谷带地震可分布在高密度异常区.在北纬26°线以南下地壳为高密度区，以北为低密度区.因此，北纬26°线的一个属性是下地壳密度差异分界线.滇西由北向南地壳加厚缩短的程度是逐渐变弱的，在26°线以南，南北向的地壳加厚缩短不明显.高黎贡、澜沧江和红河三条走滑剪切带在滇西中地壳密度扰动平面图中表现为密度急变的梯度带，表明它们都穿过中地壳并可能延伸到下地壳.

江为为等(2014)利用重力数据采用Parker Oldenburg方法反演了南北构造带及邻域地区的地壳厚度，同时采用体波地震层析成像方法反演了研究区的地壳至上地幔的三维速度结构．通过分析研究表明南北构造带为地壳厚度剧变区，西侧为地壳增厚区，东侧的鄂尔多斯、四川盆地为地壳稳定区，而再向东为地壳逐渐减薄区．中国岩石层减薄与增厚的边界基本被限定在大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山一带，这也是东部陆缘带和中部扬子、鄂尔多斯克拉通地区深部构造边界的分界线，其两侧不仅浅层地质构造存在较大的差异，上地幔深部的物性状态和热活动也明显不同，这说明研究区的岩石层和软流层结构以及深部物质的分布存在横向非均匀性．中部地区和青藏高原深部构造边界的分界线位于100°E—102°E左右.

杨文采等(2015c)将青藏高原区域重力场小波多尺度分析和反演应用于刻划地壳分层的三维密度结构，取得的主要结果包括六个等效层密度扰动图件，为研究地壳构造和物质运动提供了重要佐证.研究表明在青藏高原地壳内密度变化有以下三个规律.(1)从上地壳到下地壳，平面分布上低密度区的分布范围逐渐扩大；在下地壳只有刚性克拉通地体才显示高密度.(2)从上地壳到下地壳，平面分布上密度扰动区的尺度逐渐扩大；到下地壳高或低的密度区不仅数量大为减少，而且边界更加清晰.(3)从上地壳到下地壳，青藏高原南部的低密度带不断向北移动，反映印度陆块向欧亚大陆的向北俯冲.青藏高原下地壳密度高的克拉通地体有羌塘、柴达木和巴颜喀拉三个；而昆仑山、阿尔金山、祁连山、和冈底斯地块都属于低密度的中新生代构造活动单元.青藏高原低密度的物质由下地壳向上挤出，在中上地壳体积迅速减小.由于下地壳低密度的物质向上挤出，中地壳密度高的克拉通地体会相应发生裂解，使地块的数目增加.高原北缘的下地壳低密度侧向挤出物质的枝杈有三支；其中一支从西昆仑到天山，另一支从龙门山西秦岭到银川盆地.第三支从高原南缘理塘到大理挤出.它们可能反映下地壳管道流，宽度约180～300 km.7级以上地震震中都位于下地壳低密度侧向挤出物质的枝杈，也与下地壳管道流位置吻合，表明下地壳低密度带限定可能的物质蠕动范围，而下地壳物质蠕动又会触发大陆地震.

陈石等(2015)对南北地震带南段的地壳厚度作重震联合最优化反演.基于南北地震带南段67个固定台站接收函数反演得到的Moho面深度，使用由EGM2008重力异常模型(Pavlis et al., 2012)计算的布格重力异常，验证重震联合密度界面反演方法的有效性.结果表明，重震联合密度界面反演方法可以有效地同化不同地球物理方法获得的反演模型，且可以改进由于空间分布不均匀的接收函数结果进行插值可能而引起的误差.通过引入Crust1.0(Laske et al.,2013)的Moho面深度为初值，同时考虑地壳密度的横向不均匀分布，通过模型之间的联合反演有效改善了地球物理反演模型间的不一致性问题.反演得到的最优化Moho面深度模型与已知67个台站位置接收函数模型之间的标准差约1.9 km，小于Crust1.0与接收函数结果模型之间标准差为3.73 km的统计结果.

申重阳等(2015)利用维西—贵阳剖面观测的重力与GPS定位数据，结合区域背景重力场、地质构造及深部地球物理成果，反演该剖面的地壳密度结构.研究表明：剖面布格重力异常总幅差变化达190×10-5m·s-2，具“斜N”分段变化特征，从西往东呈上升—下降—上升的态势；高程与布格重力异常比值的趋势性转折部位为“地轴”核心和小江断裂带东侧，可能与先存构造或新生构造发育有关；剖面地壳密度结构可分上、中和下三层结构，各层底界面平均埋深分别约20 km、35 km和51 km，金沙江—红河断裂带和鲜水河—小江断裂带为地壳结构相对简单与复杂的过渡带；地壳厚度西深东浅，下地壳厚度变化相对较大；华坪—攀枝花附近的Moho面隆起和上地壳高密度体的存在对青藏高原物质向南东逃逸和东构造结的侧向挤压均起一定阻挡作用.

金川—芦山—犍为重力剖面穿越芦山MS7.0地震区，与龙门山断裂带南段直交，采用高精度绝对重力控制下的相对重力联测与同址GPS三维坐标测量，获得了沿剖面的自由空气异常和布格重力异常，并对布格重力异常进行了剩余密度相关成像和密度分层结构正反演研究.杨光亮等(2015)分析了芦山地震的构造环境：龙门山断裂带南段存在垂直断裂走向的宽广的巨型重力梯级带，重力变化达252×10-5m·s-2以上，反映四川盆地与松潘—甘孜地块地壳厚度陡变性质；四川盆地与松潘—甘孜地块过渡区存在(30～50)×10-5m·s-2的剩余异常“凹陷”，可能与上地壳低密度体、山前剥蚀与松散堆积和推覆体前缘较为破碎有关；剩余密度相关成像显示地壳密度呈现分段性特征，在芦山地震位置出现高低密度变化.

石磊等(2015)构建了云县—会东和普洱—七甸两条重力剖面的二维地壳密度结构，其中普洱—七甸剖面与孟连—马龙地震剖面部分位置重合．结合区域重力异常特征及下地壳视密度填图结果，认为红河断裂带是南北地震带南段地区重要的构造分界线，断裂带南北向密度结构和莫霍面分布形态存在较大差异，沿走向构造变化．云县—会东剖面的大姚—会东段下地壳底部存在密度较高的壳幔过渡层，结合下地壳底部壳幔过渡层的密度分布特征，认为该过渡层不是攀西裂谷下的“裂谷垫”，而是由岩浆底侵作用造成的．张恩会等(2015)用基于抛物线密度模型的频率域三维界面反演方法对川滇地区作三维界面反演.

在芦山—康定地区，玄松柏等(2015)对EGM2008重力模型(Pavlis et al., 2012)计算的布格重力异常1～5阶离散小波变换，得到三方向分量平方和的平方根(HVDM)图像；利用两条实测剖面布格重力异常数据，得到剖面的布格重力异常归一化总梯度(NFG)图像.结果分析表明：(1)垂直于龙门山断裂带南段剖面的NFG图像显示推覆构造体前端切割较浅、后端逐步变深至中地壳，表明松潘—甘孜块体在深约10～30 km存在滑脱构造，形成逆冲推覆的龙门山构造带；(2)HVDM图像和剖面的NFG图像均显示龙门山断裂带西南段与中段和东北段不同，松潘—甘孜块体对四川盆地的逆冲推覆作用沿北东方向具有分段性；(3)雅江—洪雅剖面NFG图像显示鲜水河断裂带和龙门山断裂之间存在高梯度变化带，在鲜水河断裂带下方强变形带不仅在20 km左右东倾至龙门山断裂带前缘，且逐渐近垂直向下伸入至少到下地壳，反映了两大断裂带交汇区域变形作用较强.强烈的左旋剪切的鲜水河断裂带对芦山—康定地区构造活动具有主要的控制作用.

王新胜等(2013)综合重力观测资料和地震波走时资料，反演了青藏高原东北缘岩石圈三维密度结构.首先进行地震层析成像，得到研究区岩石圈三维P波速度结构；然后利用速度-密度经验关系式，将速度扰动转化为密度扰动，建立三维初始密度模型；最后利用分离的布格重力异常反演得到了岩石圈三维密度结构.反演结果表明：青藏高原东北缘地壳内，密度异常等值线走向与地表断裂走向基本一致，进入地幔后，密度异常等值线走向发生了顺时针旋转，表明地壳和地幔具有不同的构造运动模式，暗示可能发生了壳幔解耦；80～100 km深度上，与密度异常相比，P波速度异常明显偏低，推测该区可能发生了部分熔融或者岩石含水量的增加.

张季生等(2007)对松潘—甘孜和西秦岭造山带地球物理特征以及基底构造的综合研究表明，松潘—甘孜地块与西秦岭造山带的基底性质相似，均具有扬子地块的构造属性.高玲举等(2015)利用最新重力、航磁资料，通过异常分析和反演计算，研究鲜水河断裂、理塘断裂、金沙江断裂的重磁异常特征、莫霍面特征、居里面特征.计算结果表明：川西高原莫霍面东南浅、西北深，地壳厚度在43～63 km 之间．居里面特征表现为条带状，深度在17～23 km 之间．鲜水河断裂带对应莫霍面深度梯度带，居里面为高低起伏圈闭．理塘断裂带北段莫霍面局部隆坳相间，南段莫霍面逐渐抬升，居里面呈现由西向东加深的梯度带．金沙江断裂带，居里面形成局部抬升，深部可能存在高温地热异常源．综合分析认为，川西高原地壳结构主要特点为：增厚的下地壳，热-塑性变形的中地壳，脆性变形的上地壳.

2.4 地震层析成像

20世纪80年代末至90年代初，刘福田研究组(刘建华等，1989)和宋仲和研究组(陈立华等，1992)分别对南北地震带开展了体波走时层析成像和面波层析成像研究.这是我国地震学家最早获得的该区域地壳上地幔P波和S波三维速度结构图像.尽管当时地震台站布局不均匀且台站数量有限，导致反演结果的分辨率较低，但是速度结构的大尺度特征是正确的，其基本结论至今一直沿用.

(1) P波走时层析成像

利用研究区域(20°N—43°N，95°E—110°E)及其周边地区中国地震科学台阵布设的流动台站，国家和区域台网的固定地震台站记录的远震P波资料，采用层析成像技术揭示深达800 km的三维P波速度图像.图4显示了70 km和200 km深度的上地幔P波速度扰动分布.成像结果表明，青藏高原东部及东南部上地幔总体表现为较强的低速异常，延深可达200～300 km，表明青藏高原内部岩石圈的力学强度相对较低；南北地震带东侧的鄂尔多斯地块和四川盆地表现为明显的高速异常，深度可达200 km左右.华南块体西南部的南盘江盆地也表现为高速异常，延深可达120 km左右.这些高速、高力学强度的块体对青藏高原物质东向挤出起到了强烈的阻挡作用.与这些具有高力学强度的稳定块体相比，阿拉善地块弱高速和局部弱低速异常并存的特征，可能表明在青藏高原东北缘物质的挤压作用下，该地区的岩石圈可能正在经历变形和破坏.

图4还显示了鄂尔多斯地块周缘的银川—河套地堑系等拉张断陷盆地表现为明显的低速异常，这些异常可以延伸至600 km以上，可能表明这些拉张盆地的形成与深部热作用密切相关.攀枝花附近存在较小范围的高速异常，可能与晚古生代地幔柱活动导致高密度物质侵入岩石圈有关，它对青藏高原物质的南向挤出具有一定的阻挡作用，是造成川滇活动块体南北两个次级块体差异运动的重要因素.缅甸弧以东存在与震源深度分布相一致的高速异常，云南大部分地区在上地幔范围内存在低速异常.根据层析成像以及接收函数成像等结果的综合分析认为，腾冲火山的形成可能与印度板块与欧亚板块大陆岩石圈在东部碰撞后，大陆型俯冲板块与早先的海洋型俯冲板块在上地幔发生断离，导致深部热物质沿断离带上涌有关 (Hu et al., 2000) .在上地幔过渡带之下围绕青藏高原东构造结存在高速异常，可能与印度板块早期的板块俯冲有关.

图4 南北构造带上地幔三维P波速度结构(单位：dVP/VP的百分数).

Wang Z等(2010) 基于川滇及周围地区254个固定及流动地震台站记录的区域和远震事件的P波和S波走时数据，联合反演了南北地震带中南段的P波和S波的地壳和上地幔速度结构.南北地震带中南段显示的特征是速度结构从高原东南部的山地到扬子地台具有强烈的不均匀性.四川盆地的上地壳为低VP和低VS异常，与地表的地质特征一致.前陆盆地主要包含几公里厚的中生代和古生代沉积岩.扬子地台的深部特征是，克拉通岩石圈向西南倾斜到青藏高原东南缘下方的400 km深度，与松潘—甘孜地块和羌塘地块西北部上地幔低速异常明显不同.在下地壳和地幔顶部的深度上，扬子地台以西的地区显露出低VP和低VS速度 (1%～2%)的层位，可能反映了下地壳的韧性流.南北地震带的地震构造明显地受到中国大陆西南部下方下地壳的韧性流和上地幔强烈的不均匀性的影响.

Lei和Zhao (2009)利用2008汶川MS8.0地震余震的P波和S波到时资料反演了龙门山断裂带的P波和S波速度和泊松比的细结构.结果表明，汶川主震以北和以南地区的结构存在较大差异，以北地区的龙门山断裂带具有很强地壳不均匀性，这与该区发生了大量汶川地震的余震相一致.龙门山断裂带主震以南地段具有低VP、低VS和高泊松比σ异常，主震震源区下方存在明显低波速异常体，表明流体可能存在于龙门山断裂带内，为下地壳流沿龙门山断裂带上浸提供了可能的地震学证据.利用流动地震台阵及固定台站地震波到时资料反演龙门山断裂带深部结构的研究还有郭飇等(2009)，吴建平等(2009)，胥颐等(2009)，李志伟等(2011)，李大虎等(2015)等.汶川MS8.0地震的深部动力成因与龙门山断裂两侧的构造差异有关.松潘—甘孜造山带中下地壳强度较弱, 青藏高原的向东运动受到四川盆地刚性岩石层阻碍,迫使龙门山发生垂向变形, 中下地壳厚度增加, 莫霍面弯曲下沉, 基底则褶皱抬升向山前盆地逆冲, 地壳形变所产生的应力积累为汶川地震的发生提供深部动力来源.

吴建平等(2013)对小江断裂带及周边区域进行了壳幔三维P波速度结构研究.结果表明，在中上地壳，小江断裂带内部主要为低速异常，其东侧主要为高速异常．在中下地壳，小江断裂带中部为低速异常，北部和南部主要为高速异常，其中北部的高速异常可延伸到地表附近，南部的高速异常可一直延伸到上地幔．推测小江断裂带中部的低速异常与深部热作用有关；北部的高速异常可能是晚古生代地幔柱活动导致大量基性和超基性幔源物质侵入地壳引起的，它的存在对青藏高原物质向南逃逸起到了一定的阻挡作用，可能是导致川滇活动块体北部次级块体快速抬升的重要因素；南部顶界面向北倾斜的高速异常体对川滇活动块体向南滑移起到了进一步的阻挡作用，导致其上覆的中上地壳低速异常区发生较强的变形和强烈的地震活动，同时在上地幔深度范围起到了稳定的作用，使其南部区域的介质受青藏高原物质向南挤出的影响明显减小.

胥颐等(2013)用地震波到时资料反演了云南地区的P波速度结构.反演结果显示，哀牢山—红河断裂两侧的地壳速度结构存在明显的差异，滇中地区的速度异常分布与小江断裂、元谋断裂、程海断裂等南北走向的断裂一致，反映了青藏东部地壳块体顺时针旋转产生的构造效应；壳内低速异常具有分层和分区特征：在哀牢山—红河断裂西侧和澜沧江之间低速异常主要分布在地壳中上部，在小江断裂和元谋断裂附近分布在地壳中下部，在滇中地区则广泛分布于地壳底部至莫霍面附近，东、西两侧分别受到小江断裂和哀牢山—红河断裂的限制．其中攀西地区的低速异常与小江断裂和元谋断裂在此附近交汇形成的热流传输通道以及张裂时期强烈的壳幔热交换有关；在哀牢山—红河和澜沧江地区，除了印支块体向东南方向的挤出之外，印缅块体的侧向挤压和向东俯冲也对地壳深部的构造变形产生了一定的影响，由此引发的地幔上涌将导致热流物质沿着断裂通道进入地壳形成低速层.因此，哀牢山—红河断裂不仅在地壳浅部是分隔印支块体和华南块体的地质界限，也是控制两侧区域深部构造变形和壳内韧性流动的分界.

徐小明等(2015a)基于南北地震带南段90个固定台站和356个流动台站的远震波形数据，采用波形互相关方法拾取了88691个P波走时残差数据，应用FMTT层析成像方法(Rawlinson et al., 2006)获取了南北地震带南段深部的三维P波速度结构.结果显示了研究区深部的结构具有显著的不均匀性：腾冲火山地区深部400 km以浅的深度内分布着明显的低速异常；四川盆地西南部下方300 km内具有较强的高速异常；在上地幔顶部，沿川滇菱形块体周边的大型断裂带及川滇菱形块体南端分布着显著的低速异常，这些低速异常为青藏高原物质向东南方向挤出提供了必要的通道；保山地块下方存在一东倾的高速异常带，该高速异常带可能是印度板块岩石圈向东俯冲的体现.

(2) 远震接收函数分析及反演

接收函数是地震记录去除震源、地震波传播路径以及仪器相应等因素后的时间序列，它包含台站下方地壳上地幔速度间断面所产生的转换波和多次反射波的信息.通过对远震接收函数中透射和反射转换震相的到时和波形振幅的解释，获得台站下方地壳上地幔速度结构或速度间断面的位置，称为接收函数成像.用远震体波波形中的莫霍界面转换震相PmS以及两个后至震相PPmS和PSmS来求取地壳厚度H和波速比κ，即接收函数的H-κ叠加方法(Zhu and Kanamori, 2000).另外，接收函数共转换点(CCP)叠加剖面方法是对地壳和上地幔的地震间断面几何形状成像的一种有效方法(Zhu，2000).这些方法在南北地震带深部结构有许多的应用，例如徐鸣杰等(2005)，李永华等(2009)，徐强等(2009)，Wang等(2009a)，查小惠和雷建设(2013)研究川滇地区，李永华等(2006)，姚志祥等(2014)和刘启民等(2014)研究青藏高原东北缘地区，以及He等(2014)研究南北构造带等.2008汶川MS8.0地震发生后，利用地震台站数据进行接收函数分析与成像的研究，还有楼海等(2008，2010)，刘启元等(2009)，杨海燕等(2009)，王椿镛等(2010).

图5显示了对研究区域(20°N—43°N，95°E—110°E)内327个台站的宽频带远震记录应用接收函数的H-κ叠加方法获得的地壳厚度和波速比分布.资料取自Wang等(2010, 2014),Xu等(2013), 以及姚志祥等(2014).该区域的地壳厚度具有分段变化的特征.在南段，地壳厚度从南向北增加；南部的最小厚度为32.5 km，北部(～27°N)的最大厚度是57.6 km.在中段，厚度从东向西增加，东部的最小厚度为37.8 km，西部的最大厚度是68.1 km，其中横跨龙门山断裂带的地壳厚度变化最大，从东南的41.5 km增加到西北的52.5 km.在北段，六盘山逆冲断裂带延续了中段的变化特征，厚度从43 km增加到52 km；但是往北，银川地堑—贺兰山一带，东西向的地壳厚度变化仅在5 km以内.

图5 南北构造带地壳厚度和泊松比分布.

松潘—甘孜地体北部和西秦岭造山带具有低泊松比(ν<0.26)，扬子地台的西南部具有低-中泊松比(ν<0.27)，松潘—甘孜地体南部和四川盆地具有中-高泊松比(0.26<ν<0.29).龙门山断裂带南段及其附近地区的高泊松比(ν>0.30)可以看成是地壳具有较高的铁镁质组分和/或存在部分熔融(Owens and Zandt, 1997).该地区下地壳处于富含流体或温度较高的部分熔融状态，有助于青藏高原的下地壳物质向东南运动.松潘—甘孜块体南部的上地壳物质向东运动，受刚性强度较大的扬子地台的阻挡，导致沿龙门山断裂带产生应变积累.当断层被地壳流体弱化，积累的应变能量快速释放，产生汶川MS8.0地震.另外，六盘山逆冲断裂带及其附近地区具有高泊松比(ν>0.30)，该地区发育了一组弧形的深大断裂，这些断层可能是铁镁质物质从上地幔上涌至地壳的通道(Tommasi et al., 2001)，从而导致高泊松比.

Zhang等(2010)基于垂直于龙门山断裂带、剖面长380 km的天然地震台阵观测资料，用接收函数CCP叠加剖面方法(Zhu, 2000)，揭示了龙门山下方地壳存在15 km以上的莫霍界面错断；达50 km的岩石圈底界差异以及～30 km的地幔过渡带厚度变化；同时，松潘—甘孜与龙门山断裂带域的地壳纵横波速度比VP/VS比值远大于1.73，预示着黏性下地壳流或基性/超基性物质的存在.作者推断四川盆地对青藏高原东缘软流圈驱动的物质东向逃逸阻挡作用可能深达整个上地幔.Bai等(2011)利用阿坝—龙泉山剖面的流动地震观测记录的远震P波走时数据作层析成像研究，获得沿剖面的上地幔二维P波速度结构.

张洪双等(2015)利用青海和甘肃地震台网2007—2009 年记录的远震波形资料，提取多频段P波接收函数，反演了青藏高原东北缘及相邻地块下方0～100 km深度的地壳和上地幔S波速度结构.结果表明：(1)青藏高原东北缘的上、下地壳之间普遍存在一个S波速度低速层，其深度由南端的～35 km向北变浅为～20 km，推测该低速层为一壳内滑脱层，表明东北缘地区的上地壳变形与下地壳解耦；(2)昆仑—西秦岭造山带的下地壳厚度较北侧的祁连地块的薄，推测西秦岭造山带的下地壳抗变形能力更强，也可能这种差异在块体拼合前已经存在；(3)青藏高原东北缘及鄂尔多斯和阿拉善地块的下地壳S 波速度随深度的增加而增加，这种正梯度的S波速度结构反映较高黏滞性的下地壳，推测青藏高原东北缘的地壳结构不利于下地壳流的发育.

王兴臣等(2015)利用在2014年鲁甸MS6.5地震震区及附近架设的35个流动观测台站的远震记录，采用接收函数H-k扫描方法和CCP叠加成像方法获取鲁甸地震震源区的地壳精细结构.结果显示鲁甸地震发生在地壳厚度和泊松比变化较剧烈的地区.昭通断裂西南段和东北段地壳物质组分差异明显，西南段断裂两侧地壳组分均显示为中泊松比分布，东北段断裂两侧泊松比从低泊松比快速变化为高泊松比，表明东北段西南侧壳内含有更多铁镁质组分，造成昭通断裂西南段和东北段对青藏高原下地壳物质向东南运移的阻挡有所差异，导致壳内应变积累，从而引起鲁甸地震的发生.地壳内部的低速层提供了可能的孕震环境.鲁甸地震与芦山地震虽然均没有产生明显的地表破裂带，但两者的震源机制以及孕震环境存在着明显的差异.

(3) 地震面波层析成像

近期有多项中国大陆地震面波层析成像的研究成果，例如Huang等(2003),Zheng等(2008),他们的结果均包含了南北地震带的范围.Li等(2013)对东亚地区用Rayleigh面波层析成像方法得到了上地幔三维S波速度结构.图6显示在南北地震带上地幔深度100 km和150 km处的S波速度扰动(模型数据取自Li等，(2013))，S波速度参考值分别为4.40 km·s-1和4.45 km·s-1.所示的上地幔速度结构表明，在100 km深度范围的上地幔部分，松潘—甘孜地块、祁连地块及川滇块体南部等构造活动的块体整体表现为上地幔低速异常，而四川盆地、柴达木盆地、鄂尔多斯和阿拉善块体则表现为高速异常，暗示这些地质上稳定的构造块体具有厚的岩石圈根.在150 km深度上，除四川盆地保持高速异常外，其他稳定块体下方的高速异常逐渐消失，这表明四川盆地的岩石圈厚度较其他块体的要厚.另外一个值得注意的现象是，东喜马拉雅构造结下方100～150 km的上地幔部分一直表现为S波高速异常，该高速异常可能与向北俯冲的印度岩石圈地幔有关.

图6 南北构造带上地幔三维S波速度结构(单位：dVS/VS的百分数).

黄忠贤等(2013)用面波层析成像方法获得南北地震带的岩石圈S波速度结构和方位各向异性.结果表明，南北地震带的东边界不但是地壳厚度剧变带，也是地壳速度分布的分界．中下地壳的S波速度，西侧低于东侧.在松潘—甘孜地块和川滇地块西部大约25～45 km深度范围存在壳内低速层，与青藏高原主体的低速区相连，有利于下地壳物质的侧向流动.地壳的各向异性图像显示下地壳物质绕喜马拉雅东构造结运动，东向的运动遇到扬子坚硬地壳阻挡而变为向南和向北东运动.作者认为，面波层析成像结果支持青藏高原地壳运动的下地壳流动模型.南北地震带的岩石圈厚度与其东侧的扬子和鄂尔多斯地块相似，但速度较低.川滇西部地块上地幔顶部(莫霍面至88 km左右)异常低速；松潘—甘孜地块上地幔盖层中有低速夹层(约90～130 km 深度).岩石圈上地幔的速度分布图像与地壳的显著不同，在高原主体与川滇之间存在NNE向高速带，可能会阻挡地幔物质的东向运动．上地幔各向异性较弱且与地壳的分布图像显然不同．因此青藏高原岩石圈地幔的构造运动具有与地壳不同的模式，软弱的下地壳提供了壳幔运动解耦的条件.

潘佳铁等(2015)利用双台法测得的3594条独立路径上的瑞雷波相速度频散曲线，反演得到青藏高原东南部地区周期10～60 s的Rayleigh波的相速度分布图像.2D相速度分布图显示，青藏高原东南部地壳上地幔S波速度结构存在较明显的横向非均匀性.大多数地震发生在周期15 s相速度图上的低速区或高低速的陡变梯度带附近，说明该区的强震活动与中上地壳速度结构的变化有关.中等周期(如20～30 s)的相速度分布主要与中下地壳速度结构、地壳厚度密切相关，小江断裂、松潘—甘孜块体呈现最显著的低速，可能暗示这两处的中、下地壳存在低速层.较长周期(如40～60 s)的相速度分布与上地幔顶部热状态和构造活动(如岩浆作用)有关.滇西南地区表现为大范围的显著低速，可能暗示滇西南地区上地幔顶部物质存在部分熔融.腾冲火山下方的频散曲线在10～60 s一直为较低的速度，尤其是到40 s以后，相速度随周期的变大增速明显放缓，至60 s比其他任何块体速度都低，暗示腾冲火山区下方的低速至少来自上地幔顶部(～100 km).徐小明等(2015b)基于Love波相速度反演南北地震带地壳上地幔结构，结果显示了松潘—甘孜地体和川滇菱形块体地区的下地壳具有明显的S波低速层分布，该异常分布特征支持解释青藏高原隆升及其地壳物质运移的下地壳流模型.Li等(2014) 利用Rayleigh波的群速度测量反演了青藏高原东南部的地壳上地幔S波速度结构.

(4) 噪声层析成像

噪声层析成像是一种通过对两个台站较长时间的地震噪声记录进行互相关计算提取台站间的格林函数，获取面波频散特征，并进一步通过层析成像获得地球内部的速度结构的方法.以提取出的台站间的面波格林函数为基础，利用传统的面波分析方法，如频散曲线的测量、层析成像反演和S波速度反演，便构成了噪声层析成像的基础.

利用背景地震噪声进行面波成像已经得到了广泛应用(例如，Shapiro et al., 2005；Lin et al., 2007；Yang et al.,2007，2010) .Yao等(2006，2008)提出了一种多尺度的面波层析成像方法，该方法将从传统的双台分析的瑞利波相速度测量与从(环境噪声)干涉测量中估计的经验Green函数相结合.首次将背景噪声成像方法应用于南北地震带，从25个流动台站和1个固定台站(KMI)的数据确定青藏高原东南缘地壳和上地幔的三维S波速度结构.由于考虑到力学软弱层对区域变形的可能影响，特别有意思的是(剪切波)低速层的存在和几何形状.在一些地区，显著的低速层存在于中地壳，其他可能出现在下地壳.在某些情况下，剪切波速的横向过渡与大型断裂带重合.地壳低速层的强度和深度的空间变化表明，软弱层的三维几何形状是复杂的.在大的区域上不受阻碍的地壳流可能不会发生.考虑到这种复杂性是更好地理解块体相对运动和地震模式的关键.

赵盼盼等(2015)基于在龙门山断裂带周边的57个台站自2008年11月至2009年11月的垂直分量连续地震记录，利用短周期地震环境噪声成像方法，获得了龙门山断裂带中北段地壳25 km深度范围的S波精细速度结构.结果表明：(1)龙门山断裂带周边区域10 km以上的速度结构与地表断裂的分布形态具有一致性，速度结构控制了龙门山主要断层的深部延展特征；在15 km及以下深度，S波速度结构呈现沿龙门山和沿岷山隆起走向的交叉构造格局，由此造成的速度结构差异可能影响了汶川地震的破裂过程；(2)速度结构随深度的分布特征为龙门山断裂带主要断层的深部延伸形态给出了良好的约束，结果进一步确认了龙门山断裂中段的高角度铲型断裂构造特征；(3)研究区的南端发现了龙门山断裂下方20 km以下深度具有与松潘地块中地壳低速层相关的低速结构的迹象，这可能是汶川地震破裂带南段22 km左右深度存在脆韧转换带的一个证据.

Li等(2009，2010)分别利用背景噪声瑞利波和背景噪声乐夫波反演了川西藏东地区的地壳S波速度结构.李昱等(2010)利用川西大型密集台阵记录的噪声资料反演了2～35 s周期的瑞利波相速度分布，研究川西地区的地壳结构.Zheng等(2015)用川滇地区区域台网记录的背景噪声反演青藏高原东南缘三维S波速度结构.

(5) 面波频散和接收函数联合反演

用接收函数反演S波速度结构主要是通过线性或非线性反演方法，求得台站下方一维的分层速度结构.单独进行接收函数反演存在解的非唯一性问题，因为它只对间断面两侧的速度差异敏感.接收函数与其他地震学方法联合反演是一个方向.面波频散能够较好地反演间断面之间的剪切波速度，但不能确定间断面的准确位置.因此，面波频散和接收函数联合反演(如Julia et al., 2000)能够克服单独使用其中一种数据的不足，减少解的不唯一性.在南北构造带及其周边地区的深部构造研究中，近来已经有许多这方面的成果，如：胡家富等(2005)利用面波和接收函数联合反演滇西地区壳幔结构.Liu等(2014)利用川西地区大型流动台阵在2007至2009年记录的波形数据用接收函数和从背景噪音相关方法获得的Rayleigh面波相速度频散联合反演川西藏东地区的地壳上地幔S波三维速度结构.这一速度模型与川西—藏东深地震测深剖面的结果(Wang et al., 2007)有很好的一致性，而且在大范围上比二维剖面提供了更高分辨的见识.

3 地震各向异性与壳幔变形

在大陆动力学研究中，我们已经取得许多重要的研究成果，对于中国大陆下方复杂的深部结构及其演化过程已经有了初步的了解.但是, 涉及到深部介质的性状，以及与其相关的地壳-地幔耦合变形的问题仍在努力探索之中.例如，张晁军等(2008)从震后形变探讨青藏高原下地壳黏滞系数.目前对壳幔变形研究最多的领域是地震各向异性，它被认为是解决问题的有效途径之一(Silver and Chan, 1988).

3.1 远震SKS(SKKS)波形偏振分析

一般而言, 地幔各向异性是由于地幔物质形变导致橄榄岩中晶格的优势取向所引起的，产生地幔物质形变的原因可能多种多样, 但最为直接的原因是板块运动.板块的运动速度在很大程度上决定地幔各向异性的大小和方向.在地幔橄榄岩是A-型晶格优势取向(LPO)的假定下，远震剪切波分裂测量是获得地幔各向异性参数的主要方法之一 (Silver and Chan, 1991).

南北构造带位于中国大陆中部地区，是华北地块西部(鄂尔多斯地块)至扬子地块西南部(四川盆地)与青藏高原东部的过渡区.图7显示了南北构造带及其周边地区的剪切波分裂图像.快波方向显示了各向异性的分段特征：(1)北段：鄂尔多斯地块与阿拉善地块交界带，以及鄂尔多斯地块西缘与青藏高原东北缘，各向异性的快波方向为NW-SE方向，一致性较好(常利军等，2011; Li et al., 2011)；(2)中段：四川盆地西部的快波偏振方向与青藏高原东部(松潘—甘孜地块和三江褶皱系)基本一致，为NW-SE方向，可以认为是青藏高原东部快波方向的延续(常利军等，2009).龙门山位于四川盆地与松潘—甘孜地块之间.扬子地块西部的快波方向总体表现为NW-SE方向，在横跨龙门山并未出现明显的变化(仅有少数台站呈现快波方向不一致).(3)南段：位于扬子地块西南部的川滇西部地区，快波方向在～27°N以北为NS方向，以南则急剧改变为近EW向(常利军等，2006；Wang et al., 2008).南段具有与中段(四川盆地)和北段(鄂尔多斯块体)不同的各向异性快波方向特征.南段的各向异性推测是软流圈流动和岩石圈组构的变化所共同产生，在～27°N以南地区则以软流圈流动为主.青藏高原内部潜在的软流圈流动的作用在南北构造带上变得显著了，往东到大陆东部地区软流圈流动成为各向异性的主要来源(Wang et al., 2013).

图7 南北构造带上地幔各向异性分布图.黑粗线的方向和长度分别表示SKS波分裂的快波方向和快慢波的时间延迟Fig.7 Upper mantle anisotropy distribution in the North-South Tectonic Belt. The direction and the length of thick black line represents the fast direction and the slow-wave time delay of the SKS wave splitting, respectively

常利军等(2015)对布设在南北构造带南段的350个宽频带流动台站和中国地震台网90个宽频带固定台站记录的远震XKS波形资料作偏振分析，获得了该地区上地幔各向异性图像.结果显示研究区的各向异性具有明显的南北分区特征，北部的快波方向为近N-S方向，而南部主要表现为近E-W方向，且北部的平均时间延迟小于南部的.作者认为，具有厚岩石圈的北部的各向异性主要由岩石圈变形引起，属于垂直连贯变形模式(Silver, 1996)；具有薄岩石圈的南部的各向异性主要由软流圈地幔流引起，缅甸和巽达板片的后撤/回转作用产生了指向西南的软流圈地幔流，在岩石圈底部和软流圈之间产生了一个水平差异运动，产生了一个与简单剪切一致的软流圈变形结构，从而产生了南部观测的各向异性.此外，张洪双等(2013)和马禾青等(2010)分别对南北地震带北段的青藏高原东北缘和宁夏地区提出了SKS波偏振分析的结果.

用从GPS和第四纪断裂滑动速率数据确定的地面变形场和由地震各向异性数据推断的地幔变形场联合分析来检验青藏高原岩石圈地幔的变形方式.在地幔橄榄岩是晶格优势取向(LPO)型的假定下，Wang等(2008)用地面的速度梯度张量场和应变率张量场预测确定LPO的地幔有限应变场.预测的上地幔各向异性方向与SKS分裂的快波方向之间有良好的一致性，表明青藏高原上地幔各向异性主要来自岩石圈的垂直连贯变形.GPS和SKS波分裂数据不仅加强了高原内部岩石圈力学耦合的证据，而且也解释了高原外部相同的耦合特征.青藏高原和周围区域力学耦合岩石圈的垂直连贯变形有两个方面的大陆动力学含义.其一，岩石圈垂直强度剖面被一个重要的条件所约束，即要求与重力势能变化相关的应力能够从地壳传递到地幔.第二，青藏高原各向异性的空间变化反映了一个岩石圈变形的大尺度模式，以及从高原内部的简单剪切变形向高原外部的纯剪切变形的过渡带.在青藏高原造山过程中地壳和地幔是垂直连贯变形的.在驱动变形中重力松弛重要性的前提下，进一步推断地壳和地幔是力学耦合的.这是对青藏高原的变形方式设定的一级约束(Long and Silver, 2009).在大陆动力学研究中剪切波分裂和地壳变形联合分析是至关重要的.所观测到的各向异性的空间变化反映了岩石圈的大尺度变形模式.经历变形和造山增厚的岩石圈地幔在造山过程后还残留着.然而，对于南北地震带中-南段，横波分裂是否可以代表上地幔岩石圈的形变(方位各向异性)仍然存在争议.

3.2 Rayleigh面波方位各向异性

苏伟等(2008)用Rayleigh面波层析成像方法研究青藏高原地壳上地幔方位各向异性.高原东部大部分地区地壳各向异性强度大于2%, 且表现为环绕喜马拉雅东构造结的顺时针旋转.在垂直方向上, 高原内部的上地壳、下地壳和岩石圈地幔的各向异性方向基本一致,也与GPS 所观测到的速度场和SKS 快波方向基本一致, 揭示高原下方的岩石圈变形是垂直连贯变形.在高原外部的云南地区, 地壳和地幔岩石圈方位各向异性的强度均小于2%, 因此SKS 波从核幔边界至台站间产生的分裂应主要归因于软流圈.

易桂喜等(2010)利用双台窄带通滤波-互相关方法与基于图像分析的相速度频散曲线提取技术，提取Rayleigh面波相速度频散资料，进而反演20～120 s周期Rayleigh面波相速度方位各向异性.Rayleigh面波方位各向异性图像显示，拉萨地块与羌塘地块西部(约87°E以西)不同周期的快波方向变化不大，优势方向为NNE-SSW或近NS向，反映该地区中下地壳与上地幔具有垂直连贯形变特征.而高原中东部及东缘地区不同周期快波方向差异明显，短周期(20 s)快波方向与长周期(100 s)快波方向接近正交，至少说明中地壳与上地幔形变存在明显差异，地壳与上地幔似乎不存在垂直连贯变形特征，与苏伟等(2008)得到的Rayleigh 面波群速度方位各向异性的结果有较大的差异.

Yao等(2010)的面波阵列层析成像揭示青藏高原东南部地壳深部存在超低的剪切波速度，且方位各向异性的模式随深度出现重大变化.上地壳各向异性揭示围绕东喜马拉雅构造结的曲线模式，快波方向一般平行于主走滑断层.深部地壳的低横波速度可以表示韧性变形的轨迹.但它们的横向变化表明，在青藏东南(局部)的地壳通道流动和沿主要走滑断层的运动都是重要的.通过面波各向异性的结果模拟发现青藏高原东南部地区地壳和地幔对各向异性的贡献比较接近，所以不能简单认为该区域的横波分裂主要来自上地幔岩石圈.

鲁来玉等(2014)基于南北地震带南段300多个流动地震台站的连续观测记录，采用背景噪声互相关函数的面波层析成像技术，研究云南地区面波群速度和方位各向异性分布.结果显示，地壳的面波快波方向呈现近南北向，整体表现为围绕喜马拉雅东构造结顺时针旋转的趋势，和地表GPS速度场以及S波分裂的快波方向较为一致.对反映深度大约在下地壳和上地幔顶部的长周期面波，快波方向从近南北向逐渐向西北方向过渡.26°N以南，快波方向与红河断裂的走向趋于一致，这一现象较为支持云南地区壳幔解耦的观点.

王琼等(2015)利用云南区域地震台网55个地震台站背景噪声数据，提取相速度频散曲线，反演得到周期5～34 s范围内方位各向异性分布.反演结果表明：短周期(5～12 s)Rayleigh面波快波优势方向与区域断裂走向有很好的一致性.周期16～26 s快波优势方向与5～12 s图像总体相似，但细节略有不同.在周期30～34 s范围，滇缅泰块体和印支块体的快波优势方向为NS和NNW向；而在滇中块体内部，快波方向呈顺时针旋转变化，可能与青藏高原物质向东逃逸有关.通过与近震S波分裂、Pms转换波分裂和远震SKS、PKS和SKKS分裂的对比，发现随着周期的增大，快波优势方向与XKS快波偏振方向趋向一致，与地壳快剪切波偏振方向呈一定夹角.研究认为，青藏高原东南缘壳幔各向异性具有不同的特征和形成机制.

3.3 地壳各向异性研究

石玉涛等(2013)和孙长青等(2013)分别用剪切波分裂系统分析方法(SAM方法)，对松潘—甘孜地块东部，川滇地块北部与四川盆地西部，以及云南地区展开了地壳各向异性的研究.太龄雪等(2015)利用云南及相邻地区的部分流动台站记录到的2011年6月至2013年3月的数字地震波形资料，获得了研究区内67个台站的剪切波分裂参数.研究结果表明，受到云南及周边地区复杂的构造、应力环境和纵横交错的断裂分布的影响，该地区快剪切波偏振方向(PAZ)整体上显示出NNE向和NE向的优势取向，但在空间分布上比较复杂，虽然大部分台站的PAZ与构造应力场方向一致，但部分断裂附近台站的PAZ受到断裂的影响.结果显示，研究区内不同区域的PAZ有一定差异性.划分了5个子区，西部3个不同区域的PAZ从北到南分别为NNW向、近N-S向和NE向，有顺时针旋转的趋势，而东部的2个区域PAZ分别为NEE向和NNW向.研究表明，青藏东南缘地区的地壳各向异性空间分布虽然非常复杂，但大体上与区域内的主压应力的方向和断裂分布相关.

郭桂红等(2015)利用甘肃数字地震台网波形记录资料，得到青藏高原东北缘地壳各向异性的平均剪切波分裂参数及剩余地震各向异性参数，分别反映了区域构造和应力场特征及局部构造和局部断裂特征.结果表明：快剪切波2个优势偏振方向分别为NE47.72°±21.8°和121.65°±22.0°，慢剪切波平均时间延迟为2.63±1.31(ms/km).快剪切波平均偏振方向反映了该区域的水平主压应力方向，快剪切波偏振方向的第二优势取向揭示了NWW的局部构造意义，表明受本区NWW深大断裂带的控制作用.各个台站的剩余快剪切波偏振方向的优势取向与断裂走向一致，表明活动断裂控制着剩余快剪切波偏振方向，剩余慢剪切波时间延迟变化反映了断裂引起地震各向异性程度，形变具有区域特征.

现有的从远震体波SKS震相记录中提取壳幔介质各向异性量值的方法均难以获得比较精确的地壳各向异性参数.McNamara和Owens(1993)利用在Moho界面上从P转换到S波的Ps转换震相约束地壳各向异性，获得美国盆岭地区Ps转换震相的快慢波时间延迟为0.2 s.他们用相同的方法获得青藏高原的时间延迟为0.17～0.26 s(McNamara et al., 1994).从接收函数中提取地壳各向异性参数(Liu and Niu, 2012)是一种可行的方法.Sun等(2012)应用这一方法研究青藏高原东南部的地壳各向异性.结果显示在青藏高原东南缘，地壳各向异性的分裂时间为0.5～0.9 s.由此认为，无论是分裂的时间延迟，还是快波偏振方向，都与从SKS/SKKS数据所估计的值接近.但是，对众多台站数据作试验，仅有几个台站得到这一结论，有失普遍性.Chen等(2013)对川滇地区98个台站的接收函数径向和切向分量计算各构造单元Pms分裂的平均时间延迟和快波偏振方向.结果表明，在高原地区的台站Pms分裂的平均时间延迟大于周边地区台站的；最大值在川西地区，为0.23 s，松潘甘孜地块为0.20，其他地区为0.16～0.17 s.Pms分裂的平均快波偏振方向绕喜马拉雅东构造结旋转，如同GPS运动所揭示的.常利军等(2010),Chang等(2014)和Shi等(2012)通过近垂直入射、记录清晰的直达S波在青藏高原东南缘估算的地壳各向异性延迟时间为0.1～0.2 s.他们的结果与Sun等 (2012)相差甚远.

3.4 地壳变形带的提取和分析

杨文采等(2015c)将区域重力场多尺度刻痕分析用于提取青藏高原地壳变形带的信息，了解高原内地壳变形带从浅到深的变化和平面分布特征，并对青藏高原主要地体的空间分布定位，为岩石圈研究提供地表地质难以取得的新信息.多尺度脊形化系数的图像刻划不同深度平面上的地壳变形带.青藏高原地壳变形带从上到下由细密逐渐变为粗稀型，而且细密型变形区分布的范围逐渐缩小，到下地壳完全消失.从这种情况可以推测，以垂直地面方向上看，地壳变形带应该是树形的，下地壳粗稀型的变形带为树的主干，而中地壳粗稀型的变形带为树的分枝，上地壳的变形带为树枝的小枝杈.上地壳细密型变形分布区反映了与中新生代地壳缩短变形区的范围，下地壳清晰连续的变形带反映了青藏高原的构造骨架.多尺度边界刻痕系数的图像刻画不同深度平面上的地体边界，下地壳的刻痕边界系数与密度剧烈变化带位置吻合；因此，由多尺度刻痕分析划分地体时同时取得地体密度信息.青藏高原内密度较高的地体包括喜马拉雅地体、克什米亚地体、察隅河地体、柴达木地体、巴颜喀拉地体和羌塘地体，柴达木地体、巴颜喀拉地体和羌塘地体是青藏高原中有壳根的核，而密度最高的克什米亚和察隅河地体在大陆碰撞时不易碎裂，对东西两个构造结的形成起了关键作用.

4 与近期发生的强烈地震相关的研究

4.1 地震震源机制与构造应力场

王晓山等(2015)收集和计算了南北地震带上819条震源机制解.分析了南北地震带现今地壳应力状态总体特征与不同分段地壳应力状态特征.南北地震带P轴方位从北向南呈现规律的变化特征：NNE向—NE向—近EW向—NW向—近NS向—NNE向，表明来自印度板块的NNE或NE向的水平挤压应力和青藏高原物质东向滑移沿大型走滑断裂带向SE向平移的复合作用控制了南北地震带的岩石圈应力场.南北地震带应力状态的分布特征：北段为NE向走滑类型，中段为NEE-EW-SEE向逆冲类型，南段为SE-SSE-NNE向走滑和正断类型；由北向南分别对应于鄂尔多斯块体西缘的吉兰泰—银川断陷盆地、六盘山断裂带、龙门山断裂带和川滇块体等，震源机制解类型比较符合反演得到的应力状态.

刘莎和吴朋(2015)通过对2006—2009年四川紫坪铺水库库区8个地震台站记录的地震事件，采用剪切波分裂方法获得了水库库区剪切波分裂参数，并结合地震活动性与水库水位之间的变化关系，分析了紫坪铺水库库区地壳应力的变化特征.剪切波分裂结果显示该研究区域快波偏振方向有两个，分别为北东向和北西向，充分体现了紫坪铺水库地区地壳应力是由北西向的区域主压应力与南东走向的龙门山断裂带综合作用的结果.慢波延迟时间平均值为5.8 ms·km-1，慢波延迟时间较大的地区位于库坝和库尾，分别是水库蓄水排水引起地壳应力变化最大的区域.对比慢波延迟时间的变化和水库水位的变化显示了慢波延迟时间与水库水位之间的一致变化关系，揭示了水库的蓄水排水对地壳应力的影响.

程佳等(2015)根据2014年鲁甸MS6.5地震的区域构造特征和余震共轭分布特征，计算了1733年小江断裂带北段的M73/4地震，1850年则木河断裂带的M71/2地震和1974年马边MS7.1地震对鲁甸MS6.5地震震源机制解两个节面的黏弹性库仑应力作用，结果显示NNW向主破裂面受到1850年则木河断裂带上M71/2地震所引起的库仑应力作用最为明显，认为高速左旋走滑并重复发生7级以上强震的则木河断裂对于鲁甸MS6.5地震所在的NNW向包谷垴-小河断裂的强震孕育和断裂演化方面具有一定的促进作用.然后，分析了鲁甸6.5级地震的共轭破裂与余震分布特征，并计算了两个共轭破裂面单独破裂对另一破裂面的库仑应力作用，结果显示NEE向破裂促进了NNW向破裂的发生，而NNW向破裂后则反过来阻碍了NEE向破裂的进一步发展，最终发展成以NNW向破裂为主的共轭破裂；最后计算了共轭破裂所引起的库仑应力变化对余震的影响情况，认为位于NEE向破裂西侧的余震集中分布主要是由于应力触发而形成.

4.2 强震危险性分析

陈棋福等(2015)探讨了龙门山断裂带深部构造变形的黏弹性模拟及其与强震活动的关联性，他利用黏弹性接触的有限元方法模拟计算了上、下地壳和上地幔在强震轮回活动中的演化过程，模拟结果表明：龙门山断裂带深处的滑动速率比浅表的滑动速率大，龙门山断裂带周围是相对容易积累应变的地区，其5～19 km深度是高应力聚集区，随着时间的推移应力集中程度加剧而引发强震.模拟分析证实重复地震观测所揭示的龙门山断裂带深浅活动速率差异，在一定程度上可以解释出乎预料的汶川MW7.9地震的发生.利用重复地震这一天然的“地下蠕变计”探测深部构造变形，可为强震危险性分析提供无可替代的“原位观测”优势.

断层滑动速率是断裂带深部变形的定量描述，也是评估断层活动危险性的重要参量.发生在同一断层位置上0.5～4.0级重复地震(或称重复微震)的发现和应用为断裂带深部变形的研究开启了新的途径.李乐等(2015)利用四川数字地震台网和川西流动台阵的数字波形资料来辨识鲜水河断裂带南段存在的重复地震，并基于重复地震估算鲜水河断裂带南段的深部滑动速率.重新定位后的地震图像展示研究区中上地壳存在明显缺震层，其与壳内的低速低阻层相吻合.利用重复地震的地震矩和重复间隔，估算出龙门山断裂南段孕震深部的滑动速率为3.0～10.2 mm·a-1，显示研究区不同地震构造区的深部滑动速率存在明显差异.

2014年10月7日景谷MS6.6地震位于断裂带南东约94 km，其地震烈度等震线长轴与余震皆呈北西展布，指向南汀河断裂带.孙浩越等(2015)分析云南景谷MS6.6地震对周边构造特别是南汀河断裂带地震危险性的影响，通过数值模拟方法计算了地震触发的同震静态库伦应力变化.利用两种同震滑动分布模型计算获得的结果显示，景谷地震对震中附近的断裂，如澜沧江断裂和景谷断裂影响较大，局部应力增加可达90 kPa；对较远的断裂，如南汀河断裂带、龙陵—澜沧断裂带和无量山断裂带的影响较小，应力变化值均小于10 kPa.通过设置不同断层参数进一步计算，南汀河断裂带北段两支断裂断层面上的静态库伦应力扰动呈半圆形分布，应力增加的最大值位于北纬24.15°附近的地表，沿断层的走向和深度都逐渐减小.其中西支断裂上应力变化最大值为0.89 kPa，东支断裂上为1.18 kPa.此外，在南汀河断裂带北段的古地震研究结果显示，该断裂段全新世以来发生过产生地表破裂的大地震，震级应当不低于7级.放射性碳测年将该次古地震事件的发震时间限定在900—1480 AD，离逝时间为535—1115年.结合古地震事件的离逝时间和断裂带的滑动速率，计算得到南汀河断裂带北段已经积累的水平滑动量为2.8+1.5/-1.0 m，进一步利用滑动量与震级的经验公式可估算出该断裂段目前积累的滑动量如果完全释放将会产生一个7.5+0.1/-0.2级的地震.虽然景谷地震在南汀河断裂带上触发的静态库伦应力变化值表明，该地震可能不会引起南汀河断裂带地震危险性的突变，但仍起到一定的加速作用.再考虑到断裂带北段目前已经积累了约7.5级地震所需的能量，该断裂段在未来具有较高的地震危险性.

4.3 地震预测

蒋长胜等(2015)以2014年云南鲁甸MS6.5地震序列为例，采用滑动连续拟合与预测的方式，考察目前国际上广泛使用、对真实地震序列描述最好的“传染型余震序列模型”(ETAS)在主震后的序列参数拟合、余震短期发生率预测的效能，实施了余震的序列参数稳定性和余震短期发生率预测效能的连续评估.连续滑动拟合结果表明，在主震发生后的早期阶段，α值(触发次级余震的能力)有明显的不稳定变化，在震后5.10 天稳定在1.6～2.0；p值(余震序列衰减的快慢，p越大衰减越快，反之越慢)在震后25.00天内由1.07逐渐下降至0.78左右，其后稳定在0.72～0.85；b值在震后35.00天内逐渐由0.80增加至0.95，其后稳定在0.93～0.97.序列衰减减缓过程中伴随着次级余震激发能力增强，在震后早期阶段还伴随着震源区应力累积水平减小现象.对连续滑动预测结果的N-test检验表明，余震发生率预测会出现部分失效现象，1天预测时间窗失效比例约为12%、3天预测时间窗失效比例为6%.建议可在震后早期采用1天等较短的预测时间窗，而在序列参数较为稳定时段采用较长的3天预测时间窗.

基于川滇地区2011—2014年的重力复测资料，祝意青等(2015)系统分析了区域重力场时-空动态变化及其与2012年云南彝良MS5.7、2013年四川芦山MS7.0、2014年云南鲁甸MS6.5和四川康定MS6.3地震发生的关系.结合GPS、水准观测成果和区域地质构造动力环境，研究了区域重力场变化的时空分布特征及其机理，讨论了近期区域重力场动态变化的强震危险含义.结果主要表明：(1)重力变化与川滇地区断裂构造活动存在密切空间联系，重力变化较好地反映了伴随活动断层的物质迁移和构造变形引起的地表重力变化效应；(2)重力资料对测区内2012年以来发生的4次MS5.7级以上强震均有较好反映，地震前震中区及其附近观测到明显的区域性重力异常及重力变化高梯度带，可能是地震孕育过程中观测到的重力前兆信息；(3)区域重力场动态演化大体反映了青藏高原物质东流的动态效应，龙门山断裂带地壳受挤压隆起、面压缩率和重力上升变化的特征最为显著；(4)重力场的空间分布及其随时间变化与地壳垂直与水平运动及地质构造活动等观测结果有一定的对应关系，强震易发生在重力变化四象限分布中心地带或正、负异常区过渡的高梯度带上，研究区的一些重力异常部位仍存在中-长期大震危险背景.

阎春恒等(2015)在对龙滩库区2006年9月30日至2013年5月26日发生的3682次地震进行精定位的基础上，利用FOCMEC方法和改进的格点尝试法反演了ML2.0级以上地震震源机制及区域构造应力场，并综合龙滩库区地层岩性、断裂构造和渗透条件等资料，探讨了地震活动类型与库区蓄水过程的关系，获得以下认识：(1) 龙滩水库蓄水后的地震活动主要丛集在罗妥、八茂、拉浪、坝首和布柳河5个深水区，地震类型以逆断为主，正断和走滑也占有一定比例．蓄水初期，库区地震类型呈现多样性，蓄水约4年3个月后，地震主要发生在浅部地层中，并大多为逆断型地震；(2) 5个地震丛构造应力场最大主应力方向以NW-SE为主，倾角均较小，中间和最小主应力分布较凌乱，在此构造应力环境中，龙滩库区主要断裂整体上呈现走滑运动的性质，局部伴生不同程度的逆倾滑或正倾滑运动分量；(3)库区深、浅部地震活动水平和地震性质之所以会随蓄水过程发生变化，可能与深、浅部构造应力环境、岩体力学性质和渗透性能的差异有关．

5 与大陆动力学有关问题

5.1 印度与欧亚板块碰撞带的大地震研究

李保昆等(2015)收集全球239个台站的P波走时资料，利用我国国家测震台网常规的定位方法和地球速度模型，对1950年8月15日发生在西藏察隅的M8.6强震序列进行了重新定位，并在此基础上重新计算了震源机制解.重新定位后的结果表明，察隅强震序列显示不同时段的震中分区分布特征：第1阶段是前震，1950年2月23日在墨脱北部雅鲁藏布江大拐弯的顶部发生；第2阶段是1950年8月15日─1950年8月18日，发生主震和之后3天内的余震，都分布在察隅附近，并且这些震中呈北西条带分布；第3阶段的余震是1950年8月22日─1950年9月13日，它们扩展到南部的印度和缅甸地区；第4阶段的余震是1950年9月30日─1951年4月15日，发生在西部的墨脱、错那等地.这四个分区的关联特点为顺时针旋移.重新计算后的震源机制解显示出：主震的NWW走向的节面与主震后2区内余震震中的NWW分布方向一致；序列中所有的压应力轴P和张应力轴T都接近于水平向，其倾伏角大都小于20°；察隅主震和2区内余震的压应力轴P为近南北向，张应力轴T为近东西向；但3区和4区余震的P轴为近东西向，T轴为近南北向.反映出该地震序列中余震震源机制解的差异比较大.

2015年4月25日尼泊尔发生MW7.9大地震.单新建等(2015)利用日本ALOS-2和欧空局Sentinel-1A卫星获得的尼泊尔地震的同震形变场，结合GPS同震位移数据，联合反演了断层滑动分布特征和空间展布.结果表明：尼泊尔地震的同震形变场主要集中在150 km×100 km的范围内，且分为南北两个相邻的形变中心，南形变中心的视线向抬升量约为1.2 m，北形变中心的视线向沉降量约为0.8 m，均位于发震断层上盘.位于形变抬升区的KKN4和NAST两个GPS站，抬升量和南向运动量均达到了米级，而远离震区的其他GPS台水平和垂直观测量均在1 cm以内.联合反演得到的断层位错分布主要集中在沿走向150 km，沿倾向70 km的范围内，最大滑动量为5.59 m，平均滑动量为0.94 m.断层面倾角在浅部约为7°，随着深度增加，倾角逐渐变大，到垂直深度20 km时倾角接近12°；5月12日MW7.2级余震位于主震破裂区的“凹”型滑动缺损区域；主震破裂区的上边界与MBT空间位置十分吻合，主震破裂区主要集中的MBT以北50～60 km处，垂直深度为8～9 km，倾角为9°，继续向北时主震破裂面以10°～12°的倾角向深延伸，在18～20 km处可能与MHT交汇.初步判定MBT为此次地震的发震断层.

刘刚等(2015)用西藏和尼泊尔的GPS连续观测数据和全球分布的远震地震波记录联合反演2015年4月25日尼泊尔MS8.1地震的破裂过程，结果显示此次地震发生在印度板块与青藏高原接触边界面——喜马拉雅主滑脱断层上.北倾11°、近东西(295°)走向的断层面破裂约100 km长(博卡拉到加德满都)，130 km宽(从加德满都到西藏吉隆县)；破裂以逆冲滑动为主，平均幅度达到2.4 m，释放的地震矩高达9.4×1020N·m.反演结果还显示，震源体主要破裂分布深度范围为5～25 km，属于一次盲地震.基于GPS资料推测的地壳现今运动速率及1833年地震的震源位置，推测在此次地震破裂区域地震复发的周期可能在150～200 a，而极震区以南的深部滑脱断层仍保持闭锁，未来仍有导致灾害性大震的可能性.

万永革等(2015)基于2015年尼泊尔地震序列的破裂模型及均匀弹性半空间模型，计算了该地震序列传递到中国西藏境内发生在的定日县地震和聂拉木县地震的应力.2015年尼泊尔地震序列导致定日县地震和聂拉木地震节面和滑动方向的库仑应力增加(2～3)×103Pa和(2.4～3.1)×105Pa, 表明这两个地震受到尼泊尔地震序列的触发.其次，作者计算了2015年尼泊尔地震序列在中国大陆及其附近主要活动断层上产生的库仑应力变化.喜马拉雅主山前逆冲断裂和青藏高原内部的拉张正断层上的库仑应力有较大的增加，而青藏高原的走滑断裂，如阿尔金断裂、东昆仑断裂、玉树玛曲断裂、班公错断裂西部、嘉黎断裂的库仑应力有较大的降低.天山南北两侧的断裂库仑应力降低.而华北及东北、华南地区的库仑应力变化几乎可以忽略不计.最后，计算了该地震序列造成的水平应力变化.水平面应力在2015年尼泊尔地震序列北向(青藏高原大部和新疆区域)增加(伸展)，而在地震序列东侧的西藏南部和川滇地区南部降低(收缩)，在华北和东北仅有少许增加，在华南地区有少许降低.在中国西部，主压应力表现为以2015年地震序列为圆心的向外辐射状，而主张应力方向与同心圆切线方向大体一致.水平主压应力方向在东北地区为北东向，在华北地区为北东东向，在华南地区为南东东向.这种模式与现今构造应力场方向相似，表现了2015尼泊尔地震序列所代表的印度板块和欧亚板块的碰撞是中国大陆构造变形的主要动力来源.

张广伟和雷建设(2015)利用西藏台网记录波形数据，采用gCAP方法(Zhu and Ben-Zion, 2013)反演了2015年4月25日尼泊尔MS8.1级大震5次中等余震(5.0≤MS≤6.5)及西藏定日MS5.9地震震源机制解.结果显示，6次地震包含2个正断型、2个走滑型及2个逆冲型地震.其中2个正断型地震位于主震的东北方向，即发震断层的上盘，表明该区域受到主震同震位移的影响，表现出应力拉张的变化特征；2个走滑型地震在主震破裂的东南方向上，说明随着破裂往东南方向延伸，余震的走滑分量增强；另外2个逆冲型地震位于5月12日MS7.5强余震区域，与MS7.5地震的滑移状态一致，可能与主震同震位移引起该区域处于应力挤压状态密切相关.

熊维等(2015)基于地震应力触发理论，采用岩石圈地壳分层黏弹性位错模型，计算了2015年尼泊尔MW7.9地震引起的周边断裂，特别是青藏高原活动断裂的同震和震后库仑应力变化.结果显示，尼泊尔地震同震效应引起大部分震区库仑应力升高，余震主要分布在最大同震滑动等值线外部库仑应力升高区域；少量余震靠近最大滑动量区域，可能该区域积累的地震能量在主震期间没有完全释放.尼泊尔地震同震库仑应力对青藏高原，特别是中尼边境区域活动断裂有一定影响．亚东—谷露地堑南段、北喜马拉雅断裂西段、当惹雍错—定日断裂和甲岗—定结断裂同震库仑应力升高，其中当惹雍错—定日断裂南端，北喜马拉雅断裂西段同震库仑应力变化峰值超过0.01 MPa；帕龙错断裂、班公错断裂、改则—洞措断裂库仑应力降低，其地震发生概率有所降低．震后应力影响方面，未来40年内黏弹性松弛作用导致北喜马拉雅断裂、改则—洞措断裂和喀喇昆仑断裂整体应力卸载；藏南一系列正断层震后应力持续上升，其中帕龙错断裂南段受到震后黏弹性库仑应力影响，由应力阴影区逐渐转化为应力增强区，当惹雍错—定日断裂南段应力进一步加强，震后40年其南端应力变化峰值达到0.1345 MPa，亚东—谷露断裂南段应力亦持续增强．藏南正断层的地震活动性值得进一步关注.

5.2 关于深部物质的流动问题

一些研究(如：Bird, 1991; Royden et al., 1997; Clark and Royden, 2000)提出，在大陆地壳是热的区域内，中或下地壳存在地质时间尺度下能够流动的低黏滞度软弱层，称之为通道流.基于流体动力学原理的模拟计算青藏高原与外围块体大尺度构造地貌关系(Clark and Royden, 2000; Royden et al., 2008)都提示高原下地壳流存在的可能性.青藏高原演变的“下地壳流模型”模拟得到的地表速度和变形场与GPS 观测具有很好的一致性，因而寻找下地壳流存在与否的证据，是深部地球物理学必须面对的一个科学问题.由于“下地壳流模型”是依据地形、地壳厚度的横向变化提出来的，支持其合理性的球物理证据，特别是深部地壳结构的证据尚缺乏.Klemperer(2006)认为“下地壳流”的发生取决于: (1) 中下地壳存在能够发生流动的软弱层; (2) 存在地壳厚度、地壳密度差异或地貌高差引起的横向压力梯度； (3) 上部脆性上地壳或下部高强度(刚性)上地幔相对于软弱层的运动.王苏等(2015)综合分析了川滇地区GPS观测、震源机制解和地壳各向异性特征，认为川滇地区上、下地壳没有解耦；并根据地震层析成像、接收函数反演和大地电磁测深结果，推测川滇地壳内存在大范围的低速层，但分布的几何形态较复杂.在云南地区，这一壳内低速区似乎被小江断裂和金沙江—红河断裂限制在特定的区域内.

Bendick和Flesch(2007)的数值模拟结果表明，地壳物质能否流动主要依赖于黏滞度，如果下地壳黏滞度与上地壳相比达不到超低(两个以上的数量级)的对比度，则即使是软弱的物质也不一定能够流动.Chen等(2013) 通过综合的数值模拟表明，存在部分熔融的中地壳具有相对于周围的材料较低的黏滞度，并不导致上地壳与下地壳解耦.这与地震各向异性研究的发现(Wang et al., 2008)相一致，说明在西藏东部地区地壳和岩石圈地幔的变形是耦合的.

地壳泊松比对地壳的组分提供了比仅用 P波或S波速度更全面的判断.异常高的泊松比(ν>0.33)表示存在部分熔融(Owens and Zandt, 1997).南北构造带大量台站的接收函数H-κ叠加分析结果(图5b)显示，异常高的泊松比只存在于局部地区.青藏高原东部“下地壳流模式”是作为由重力松弛产生的横向压力梯度的一种可能的响应而提出的.在这一通道流模型中，下地壳内需要有一个超低(几个数量级)黏滞度对比度的通道.接收函数分析的结果表明青藏高原东部地区缺少广泛分布的低黏滞度通道的证据，与在地幔各向异性研究中获得的地壳和上地幔之间存在力学耦合关系的约束是相容的.

赵国泽等(2008)，Bai等(2010)，Zhao等(2012)分别提出了青藏高原东部边缘地壳“管流”层的电磁探测证据.Liu等(2014)使用在川西地区约300个地震台的台阵所记录的地震数据，以很高清晰度对青藏高原东部的结构成像.在深部地壳的软弱岩带向东增厚到扬子克拉通，可以解释为地壳流的通道.与大地测量数据相结合，推断的地壳不均匀性表明，高原扩展可用局部地壳流和跨深大断裂的应变分区相结合来调节.Liu等(2014)的结论是，在地壳变形模式中刚体块体运动和地壳流并非是不可调和的.

至今对青藏高原东部的深部结构的了解仍不够全面，因此对Klemperer(2006)关于 “下地壳流模式”提出的三个条件尚缺乏统一的认识.Bai等(2010)根据大地电磁探测结果，认为青藏东部边缘的下地壳不太可能发生大规模的韧性流动，而是受到断裂和构造边界的制约被限定在局部地区.因此，我们还面临下地壳流的规模，其黏滞度大小，韧性流动的动力，以及上下地壳之间的解耦等问题，这些问题对于青藏高原东缘的构造演化十分重要.

6 讨论

20世纪90年代，地球物理学家们在以往研究结果的基础上，总结出南北构造带在深部地球物理方面的主要特点：既是一条巨型重力梯度带，又是均衡重力异常和区域磁异常的分界带，以及地壳厚度和岩石圈厚度急剧变化的地带.南北构造带Moho面埋深在南段地区为南浅北深、中段地区东浅西深、北段地区则变化相对平缓的特点.这些结论至今仍然是合理的.但是，人们对南北构造带许多细节仍然不够了解，存在不同的观点和认识.

6.1 南北地震带的边界及分段性

地震学家认为，地震带的确定具备两个条件，即震中分布的成带性和地震活动性与地质构造带的统一.在我国中部东经99°—106°附近存在一条符合地震带存在条件的南北向的大震活动带，从银川凹陷起, 越过六盘山, 穿过秦岭, 经文县、茂汶, 沿横断山直至红河.在北纬33°弧形以北属北段, 其南属南段.东经104°为一条天然的东西分界线, 北段大震震中位于其东面, 而南段大震震中则位于其西面，震中的南北呼应关系在这一分界线上较为显著(王振声等，1976).

从中国公元前1831—1969年强震(≥6级)震中分布(顾功叙，1983)看，中国大陆大约东经102°—106°之间，强震震中密集分布，其东侧虽局部地区也有密集现象，但显出大片空白，西部高原地区则是一片空白.从80年代有关该地区地质考查资料看，在“南北地震带”上，震源机制、主压应力轴方向的总趋势是近乎东西或西北—东南方向的，但其局部地段的应力场，并不完全如此，分段性明显，各段之间有很大的变化.最北部的武都以北，主压应力轴优势方向为北东向；在潘松一带变为北东东向；至康定、理塘一带则转为东西向；南至石棉、昆明一带又转为北西向；到最南端的通海、思茅又为北北西向.因此，应该强调分段性是南北地震带的主要特点.

从当前的地震活动图像(图1)看，南北地震带具有比较明确的东部边界，但西部边界不明显.南北地震带东西两侧在地壳厚度、壳慢速度结构、地震活动性等方面均具有较大的差异.但是，无论从地震活动性还是深部结构看，地震带的西侧与地震带内部相差不大，从而难以划定明确的西边界.根据傅承义先生对地震带的解释：地震带内大小地震发生的时间、强度和空间分布都有一定的共性，并与地质构造有些关系.“地震带的划分现在还没有公认的定量标准，所以它们的边界多少带有任意性”(傅承义等，1985).因此，对于南北地震带范围的认识，没有必要拘泥于一个区带地理位置的细节上，而主要应该注重震中分布的成带性和地震活动性与地质构造带的统一.分段性是南北地震带的一个重要特点.

6.2 南北地震带形成时代和动力来源

至今，从地质构造上，不少地质学家仍然认为南北地震带并不是一个地质构造上的区带.但是，有些地质构造研究结果表明，南北地震带的位置是处于地质构造的分界上.马杏垣等(1987)认为南北地震带即是南北构造带.对于南北构造带，形成的时代和动力来源，以及对中国大陆岩石圈构造有何影响等问题，长期以来都是地球科学家所关心的课题.

地质学家们通常将我国大陆划分成东西两个一级构造单元，西部是板块碰撞带强烈隆起区，东部是滨太洋弧后带差异升降区，而南北地震带处在两个一级单元的分界带上.中国大陆的构造演化与两大动力体系的作用有关，它们分别来自南北构造带东侧的西太平洋俯冲带和西侧的喜马拉雅大陆碰撞带(任纪舜等，1999).Tappoinnier和Molnar (1976) 为解释东亚大陆西部的大范围变形带，曾提出过一个塑性滑移线理论，认为天山—贝加尔大陆变形带和南北地震带皆是中部塑性滑移区与外围弹性变形区的分界线.他们提出的简化模型虽对南北地震带设计了一个可能的成因，但却无法解释该处强震为何如此频繁.

万天丰在“2014年南北构造带深部构造与地震学术研讨会”上的报告从中国大陆构造演化的角度，来探讨南北构造带的有关问题.依据不同的地质历史时期的地质资料，认为南北构造带是发育于新近纪以来地壳深部的断裂构造带，它控制了中国大陆东西部的地震活动性和活动大地构造特征，受印度—澳大利亚板块向北碰撞-俯冲的影响，为印度洋90°E海岭在亚洲大陆地壳内发育的断裂构造表现.印度—澳大利亚板块以不等速度的向北运移、俯冲和碰撞对于中国大陆南部的板内变形产生巨大的影响，尤其是90°E海岭的右行走滑断层作用，真正形成比较连贯的南北构造带是近代的南北地震带.但是这南北地震带始终没有迹象表明：它在地表形成连贯的断层，而是在中地壳和莫霍面附近形成了一系列NNE向断断续续的地震断层带，此南北向地震带显然是90°E海岭的右行走滑断层在中国大陆地壳内促成一系列地震断层的结果.由于南北地震带的逐步形成，使现代中国大陆地壳出现显著不同的构造变形特征：西部形成大量近东西走向的逆掩-推覆断层及褶皱，地壳以近南北向缩短为主，它们显然是印度板块向北强烈挤压、碰撞作用的结果(喜马拉雅地区向北的运移速度为～5 cm/yr)；而东部则以利用近南北向先存断层发生较为微弱的、近东西向的伸展作用为主，它显然是澳大利亚板块低速(<2 cm/yr)向北挤压和俯冲的远程效应所造成的，也即与近南北向微弱的缩短作用相关.总之，南北构造带是发育于新近纪以来地壳深部的断裂构造带.南北构造带南段的南北向山脉和构造带并非印支期和中生代就存在的，它的形成时间应该在中新世大约21 Ma，即由于印度板块的快速楔入引起块体旋转而形成的，将它们构造复位以后，前古近纪的构造方向应该是北西西向延伸的.

因此，南北构造带的动力来源问题，首先必须搞清南北构造带壳幔结构、组成和运动特征，并在此基础上结合对东亚大陆总体的应力、变形场和其他有关地球物理特征的最新认识，分析寻找控制南北构造带现代运动的动力原因，最终提出现代构造活动为何如此强烈的成因模式.

6.3 加强流动地震观测

对于南北构造带来说，地球科学的研究具有减轻地震灾害的重大意义.强震的孕育和发生是一个复杂的物理过程，必须通过长时间的观测与实践，通过地质、地球物理、大地测量、地球化学等多学科的交叉融合，综合理解和认识大地震的物理环境与破裂过程，才能够从根本上达到预测的目的.本文涉及的相关问题是：震源区介质的精细结构和深浅构造的关系、震源区介质物性参数及其变化、断层带变形特征、地震破裂过程等.“十五”以来，我国的地震观测系统得到迅速的发展，在全国布设了1000多个以宽频带仪器为主，用于地震监测和地球科学研究的的固定台站(郑秀芬等，2009).其产出的数据在实时为地震监测服务的同时，还提供用于科学研究目的.然而，当前地震台网数据的成像分辨率和精度尚不足以高可信度识别在孕震尺度概念下的地震危险区.即使是对于如“地壳通道流”一类的大陆动力学议题争论持续不断，部分原因来自对“通道流”分辨率不足的问题(Liu et al.,2014).因此，加强流动地震观测是提高科学认知的关键所在.

2010年以来，随着科技部公益性行业科研专项“中国地震科学台阵探测”的实施，相继在南北地震带南段和北段布设了宽频带流动地震台阵.自运行以来，已经积累了大量的连续观测数据.在近期，利用流动台阵观测系统，结合固定地震台网，加上高分辨率深部结构探测，相信不需要很长的时间，就能够获取理想中的地壳上地幔三维精细结构及物性成像，为地震预测和大陆动力学研究提供新的研究途径.

本文旨在对自2000年以来，特别是在2008年汶川地震之后国内外(重点在国内)地学界发表的有关南北构造带岩石圈结构与地震方面的研究成果作一个综述.综述时阅读大量的研究成果，由于时间仓促，遗漏之处在所难免，见谅.

致谢感谢楼海，李永华，常利军，王海燕，卢占武，李英康，房立华，徐小明,潘佳铁等在文献和资料收集过程中的帮助.

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(本文编辑胡素芳)

Study on the lithospheric structure and earthquakes in North-South Tectonic Belt

WANG Chun-Yong1， YANG Wen-Cai2， WU Jian-Ping1， DING Zhi-Feng1

1KeyLabofSeismicObservationandGeophysicalImagin,InstituteofGeophysics,Beijing100081,China2StateKeyLabofContinentalTectonicsandDynamics,InstituteofGeology,CAGS,Beijing100037,China

The North-South tectonic belt is the main boundary between the east and west parts of Chinese continent, and is also one of the major regions of strong earthquakes in the continental interior. After the 2008 WenchuanMS8.0 earthquake, a large number of projects (such as the field investigation, deep geophysical exploration and mobile seismic observation) were carried out in the North-South tectonic belt and the surrounding areas. The results of lithospheric structure and tectonics, and the deep tectonic environment and dynamic process of strong earthquakes were obtained. This paper reviews a number of research articles published in recent years. The special symposium includes the deep geophysical exploration and imaging of the lithosphere structure, seismic tomography, seismic anisotropy and crust-mantle deformation, reseaches on recently occurrened strong earthquakes and the continental dynamics. Since 2000, China has built the national and regional seismic networks containning more than 1000 seismic stations, which serve the seismic monitoring in real time, and provide mass seismic data for the earth sciences. A number of authors have published their results at home and abroad, which greatly improved the understanding of the North-South tectonic belt. However, although many important achievements in common sense have been made, there are also some issues, which are contradictory. One of the reasons may be that the resolution and accuracy of existing network data imaging is still not enough to recognition the details in deep crust, such as the earthquake risk region with the concept of seismogenic scale. An important aspect is to strengthen the temporary seismic observation, improve the distribution of the station, and obtain the high reliability of the target model. In recent years, the large-scale temporary seismic array observation, which is implemented in the North-South tectonic belt made by the project “China′s Seismic Array Observation”, combined with the data from permanent seismic networks and high-resolution deep geophysical exploration, is an effective way to raise the research level on the earthquke sciences and the continental dynamics.Keywords North-South seismic belt; Lithospheric structure; Seismic anisotropy; Seismic array; Continental dynamics

10.6038/cjg20151101.Wang C Y, Yang W C, Wu J P, et al. 2015. Study on the lithospheric structure and earthquakes in North-South Tectonic Belt.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):3867-3901,doi:10.6038/cjg20151101.

国家自然科学基金委员会—中国科学院学科发展战略研究合作项目2013-1，地震行业专项(201308011)和国家自然科学基金(41174070，41474073和41474088)资助.

王椿镛，男，1945年生，研究员，主要从事固体地球物理学方面的研究.E-mail：wangcy@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20151101

P315

2015-11-13，2015-11-17收修定稿

王椿镛，杨文采，吴建平等. 2015. 南北构造带岩石圈结构与地震的研究.地球物理学报，58(11):3867-3901,