08中国区域大地构造之八(K)

中国科学 D 辑:地球科学 2008年 第38卷 第10期: 1207 ~ 1220 1207《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境—远震P 波接收函数和布格重力异常的联合解释楼海①, 王椿镛①*, 吕智勇②, 姚志祥①, 戴仕贵②, 尤惠川①① 中国地震局地球物理研究所, 北京100081 ② 四川省地震局, 成都610041 * 联系人, E-mail: wangcy@ 收稿日期: 2008-07-10; 接受日期: 2008-09-02国家自然科学基金(批准号: 40334041, 40774037)和地震科学联合基金(批准号: 1040062)资助摘要 对龙门山及其邻近地区20个宽频带地震台站的记录提取远震P 波接收函数, 并应用H -k 叠加方法, 求得每个台站下方的地壳厚度和波速比. 以此为约束, 进一步作接收函数反演, 获得各个台站下方的S 波速度结构. 后龙门山与松潘-甘孜地块的地壳速度结构相似, 而前龙门山的地壳速度结构则与四川盆地相似. 由此说明, 中央主断裂带是青藏高原东部与扬子地块之间主要的边界断裂. 松潘甘孜地块至后龙门山中南部地区存在下地壳低速层, 有利于中上地壳物质的滑脱作用. 远震接收函数和布格重力异常的分析结果支持龙门山断裂带深部构造为滑脱-逆冲型的论断. 在松潘-甘孜地块内可能具有双层的滑脱构造. 上层滑脱发生在10~15 km 的深度上, 该滑脱带表现为高温韧性滑脱剪切带. 下层滑脱则发生在30 km 左右的深度上, 其下方为青藏高原东部广泛存在的下地壳流. 布格重力异常的分析表明, 在中上地壳, 四川盆地的密度较高, 松潘-甘孜地块密度相对较低. 龙门山断裂带位于密度较高的一侧, 是松潘-甘孜地块向东南方的四川盆地逆冲的结果. 在地壳下部, 四川盆地为高P 波速度和高密度区, 表明地壳物质是坚硬的. 松潘-甘孜块体是低S 波速度和低密度区, 表明物质比较软弱. 高密度块体阻挡了青藏高原东部下地壳物质向四川盆地下方的流动. 受印度板块往北运动的影响, 青藏高原下地壳物质向东流动. 中上地壳物质向东运动受到刚性强度较大的扬子地块的阻挡, 在龙门山断裂带上产生应力集中, 导致中央断裂带上应力突然释放, 产生汶川M s8.0级地震.关键词龙门山断裂带 汶川M s8.0级地震 深部构造环境 远震P 波接收函数龙门山绵延逶迤于川西高原和四川盆地之间. 在小于100 km 的水平距离上龙门山上升了超过5000 m 的高度, 如同喜马拉雅山一样给人深刻印象. 自45 Ma 以来, 印度洋板块和欧亚板块的碰撞使青藏高原抬升, 高原下方的地壳增厚. 印度板块向北运动, 俯冲到欧亚板块之下. 龙门山则受青藏高原东缘断裂作用而强烈上升, 而四川盆地则相对下沉. 2008年5月12日汶川大地震发生在青藏高原东部边界的龙门山断裂带上.位于高原东缘的松潘-甘孜地块和龙门山断裂带, 在两个地质时期经历了强烈的地壳变形和断裂作用: 主要的变形发生在晚三叠世和早侏罗世, 较年轻的变形则发生在晚新生代. 前一个事件产生了松潘-甘孜地块的所有褶皱, 以及该块体东部的局部高度变楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1208质作用. 它们与块体内部较大的深成活动相联系. 后一个事件比前一个事件弱得多. 它表现在微弱的地壳缩短, 但却有显著的高原隆升. 长期以来, 地球科学家一直在关注青藏高原东缘地区强烈的地壳变形和断裂作用, 以及频繁的地震活动和严重的地质灾害. 他们对这一地区进行许多的研究, 在获得龙门山的中南段的地壳在中新世-上新世时期缩短了大约100 km 的结论的同时, 并没有找到第四纪大规模缩短的证据[1]. 新近的GPS 观测结果[2,3]把跨越龙门山的水平缩短限定在(0 ± 5) mm/a. 对此, 地质学家提出了许多假设, 如下地壳流动模型[4~6], 其中地壳内的横向压力梯度被平衡, 从而减小了地形和地壳厚度的变化.龙门山断裂带是青藏高原和扬子地台之间的边界构造带. 虽然先前已经作过许多研究[7~21], 但这个边界带的深部动力机制仍不够清楚. 本文试图利用在龙门山及其附近地区的宽频带地震台站的记录, 确定该地区的地壳厚度和平均波速比, 反演地壳和上地幔顶部的S 波速度结构, 并结合布格重力异常资料的分析, 给出5.12汶川M s8.0级地震的深部构造背景.1 区域地质背景以及前人的深部地球物理研究本文的研究区域涉及到北东-南西走向的龙门山断裂带及其两侧的构造单元: 东南侧的扬子地块和西北侧的松潘-甘孜地块. 一般将龙门山断裂带分为前、后龙门山两部分, 它由与龙门山脉走向一致的3条断裂组成[22]: 江油-都江堰断裂(前山断裂)、北川-映秀断裂和茂县-汶川断裂(后山断裂)、 北川-映秀断裂是前龙门山和后龙门山之间的分界线, 又称为龙门山主中央断裂(图1). 扬子地块由前寒武纪的变质基底和震旦纪到中生代的沉积盖层组成海相沉积, 早、中侏罗世之后为陆相碎屑岩堆积, 新生代地层主图1 研究区域的地质构造背景以及宽频带数字地震台站位置图F1, F2和F3分别表示龙门山断裂带的后山断裂、中央主断裂和前山断裂; 黑三角形表示地震台站中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1209要分布在成都盆地. 松潘-甘孜地块边缘或内部的断裂带中有少量古生界地层甚至前寒武系的变质岩出露, 如康定杂岩和炉霍等地的二叠系. 三叠纪末的印支运动使该地区褶皱连山, 强烈变形[3].龙门山位于我国南北地震带的中段. 龙门山地震带北起青川, 经北川、茂县、汶川、都江堰、宝兴、天全至泸定附近, 长约400 km, 宽约70 km. 龙门山地区的强烈褶皱和地形特征表明这里曾经是一条规模巨大的地震活动带. 但在有历史记载以来从未发生过M >7级的地震, 而6级以上的地震也仅有1657年汶川6.5级地震, 1958年北川6.2级地震和1970年大邑6.2级地震. 2008年5月12日的汶川M s8.0级地震发生在龙门山断裂带中段, 震中位于汶川县映秀镇(图1). 该地震的发生表明, 龙门山地震带开始了新的活动期. 位于松潘-甘孜地块内的鲜水河断裂带是一条自20 Ma 以来具有多期活动的左旋平移剪切带. 该断裂带的滑动速率高, 地震强度大且频度高, 一直受到地震学家们的广泛关注.从20世纪80年代以来, 实施了一批穿过龙门山断裂带的深部构造探测和研究计划(图2). 深地震测深方面有龙门山三角地震剖面[12], 花石峡-简阳地震剖面[13], 竹巴龙-资中地震剖面[14,15]. 这些剖面在龙门山脉地区的观测数据相对较少, 其结果未能提供龙门山断裂带的深部构造细节. 大地电磁测深方面, 阿坝-泸州剖面[16]发现在11∼37 km 的深度上存在厚度为5.5∼11 km 、电阻率为几到几十欧姆·米的壳内低阻层, 以及在80∼145 km 的深度上存在电阻率为十几或几十欧姆·米的上地幔低阻层; 巴塘-资中、乡城-俄日和新都桥-金川剖面[17]清晰显示鲜水河以西地区上地壳含有高导体. 用天然地震走时资料确定的川滇地区的三维速度结构[18~20], 由于当时龙门山以西地区的地震台站数量偏少, 走时反演结果仅反映该地区图2 布格重力异常分布和深地震测深剖面位置示意图布格重力异常的等值线间隔为25 mGal. 黑线表示地震剖面位置: 1, 花石峡-简阳剖面; 2, 龙门山三角剖面; 3, 竹巴龙-资中剖面; 4, 奔子栏-唐克剖面. 虚线表示本文的重力剖面和接收函数叠加剖面位置. 三角形表示龙门山及其附近地区宽频带地震台站的位置楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1210大致的速度异常分布. 自2000年后, 四川、甘肃和陕西等地区固定地震台站增加, 且都安装了宽频带地震仪, 加上一些流动地震台站的布设, 为进一步研究深部结构提供了有利的条件.布格重力异常急剧变化是龙门山地区最显著的地球物理场特征, 表现为走向NNE, 宽近 150 km 长约 900 km 的重力梯级带(图2). 李勇等[21]探讨了龙门山均衡重力异常对青藏高原东缘山脉地壳隆升的约束. 本文将对用龙门山地区重力异常数据模拟地壳密度结构作较详细的论述.2 宽频带地震资料与解释方法研究区域内20个宽频带数字台站的分布如图1所示, 其中小金(XJI)、马尔康(MEK)、黑水(HSH)、松潘(SPA)、平武(PWU)在松潘-甘孜地块内; 姑咱(GUN)、天全(TQN)、汶川(WCH)、茂县(MXI)、青川(QCH)、安县(AXI)、仲家沟(ZJG)、剑门关(JMG)和垠台山(YTS)在龙门山断裂带内; 蒙顶山(MDS)、邛崃(QLN)、油罐顶(YGD)、油榨坪(YZP)、成都(CD2)和金鸡寺(JJS)在扬子地块内. 这些宽频带数字台站绝大多数是固定台站, 有良好的观测条件, 且仪器正常运行已经接近两年时间, 其中有些台站已经超过5年. 对这些台站所记录的地震观测资料, 挑选出震中距在30°~90°、震级M >5.5、信噪比较高的远震事件, 计算相应的接收函数, 并将其转换为径向和切向分量. 大部分远震事件位于西北和西南太平洋海域, 以及印度尼西亚等地(图3). 对计算获得的接收函数逐个作检验, 具有清晰的初至震相的接收函数才用于本研究. 为了抑制噪声干扰以及速度横向不均匀造成的散射效应, 对每个台站的远震接收函数按不同的方位区间进行叠加.在接收函数的计算中, 为克服频率域反褶积的不稳定现象, 通常引入一定的“水准量”来保证频率域相除的不稳定性. 本文在接收函数的提取中采用了时间域的最大熵谱反褶积方法[23], 在反褶积稳定性上取得了很好的效果. 此外, 还使用了系数α为2.0 (大约1.5 Hz)的高斯滤波器对接收函数作低通滤波. 作为一个例子, 图4为MEK 台站的接收函数计算结果, 其径向和横向分量按反方位角顺序排列. 图中显示了清晰的莫霍界面的转换震相PmS, 它在直达P 震图3用于接收函数计算的远震事件分布, 大部分远震事件来自西北和西南太平洋海域, 以及印度尼西亚等地相之后7 s 左右到达.地壳泊松比和地壳厚度是描述地壳结构和介质性质的两个重要参数. P 波和S 波的波速比k = V p/V s 与泊松比σ = 0.5[1−1/(k 2−1)] 密切相关. 它对地壳成分所提供的约束, 要比仅用P 波或S 波速度提供的约束强得多, 因此, 波速比在约束地壳成分方面具有潜在重要性. 利用接收函数的多次反射震相信息估计地壳厚度和平均波速比是一种常用的方法. 远震体波波形中含有的莫霍界面的转换震相PmS 以及两个后至震相PPmS 和PSmS 可以用来求得地壳厚度H 和波速比k , 称之为接收函数的H -k 叠加方法[24]. 由于多次反射震相对间断面上速度或密度的反差敏感, 当一个台站的接收函数中含有清晰的多次反射震相时, 这种方法对确定地壳厚度和平均波速比是行之有效的.在反演台站下方S 波速度结构中, 用反射率法[25]计算理论接收函数, 并用Randall [26]发展的快速算法计算微分地震图. 接收函数反演使用的地壳上地幔初始速度模型由一组厚度2 km 的薄层构成. 每个薄层内的速度是常数, 其中P 波速度α和介质密度ρ用由前面的H -k 叠加分析获得P 波与S 波的波速比以及中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1211图4 MEK 台站的接收函数径向(a)和横向分量(b)纵坐标为反方位角ρ = 0.32α+0.77 确定. 通过引入模型光滑度约束, 对波形拟合精度和模型光滑度之间进行适当的取舍, 以便得到合理的台站下方的S 波速度结构.3 远震P 波接收函数的反演及其结果3.1 地壳厚度以及P 和S 波的波速比根据研究区域内20个台站提取的远震P 波接收函数, 用H -k 叠加分析方法[24,27]求取各台站下方的地壳厚度和波速比. 图5显示了4个台站在H -k 叠加分析中所使用的接收函数, 地壳厚度和平均地壳波速比, 以及用V p = 6.20 km/s 作叠加分析获得的(H , k )最佳解作预测走时曲线的位置. 这4个台站(MEK, MXI, AXI 和JJS)分别选自研究区域包含的4个构造单元.表1为用各台站的接收函数求得的地壳厚度和波速比. 每个台站参与叠加分析的接收函数个数都大于40, 其中运行时间较长的JJS, MEK 和YTS 台站, 记录数超过150. 大部分台站的接收函数显示出比较清晰的多次波(图5), 叠加分析获得的地壳厚度的标准偏差小于2.5 km, 平均地壳波速比的标准偏差小于0.04. 这些结果是可以接受的.图6(a)显示了各台站下方的地壳厚度分布. 对龙门山断裂带中段和北段作分析, 其西侧的松潘-甘孜地块的平均地壳厚度为50.4 km, 后龙门山平均地壳厚度为47.0 km, 前龙门山平均地壳厚度为41.7 km, 四川盆地平均地壳厚度为41.3 km. 松潘-甘孜地块的楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1212 图5用H-k叠加分析获得4个台站下方的地壳厚度和平均地壳波速比,以及用Vp=6.2km/s作叠加分析获得的(H,k)最佳解作预测的走时曲线(Ps,PpPs,PpSs+PsPs)的位置.(H,k)图中还显示了不确定性分析的误差椭圆.(a)MEK台;(b)MXI台;(c)AXI台;(d)JJS台中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1213表1 研究区域内的地震台站下方地壳厚度和波速比(以及标准偏差)编号 台站名 台站代码 地壳厚度/km 波速比 记录数1 安县 AXI 41.5 ± 2.60 1.75 ± 0.03 452 成都 CD2 42.5 ± 2.18 1.80 ± 0.03 85 3 黑水 HSH 53.6 ± 2.12 1.73 ± 0.04 56 4 姑咱 GUN 58.4 ± 2.84 1.88 ± 0.05 45 5 金鸡寺 JJS 40.5 ± 1.87 1.77 ± 0.02 1746 剑门关 JMG 42.0 ± 2.24 1.75 ± 0.04 547 蒙顶山 MDS 42.4 ± 3.06 1.82 ± 0.06 428 马尔康 MEK 55.5 ± 2.01 1.72 ± 0.02 2059 茂县 MXI 45.6 ± 2.21 1.71 ± 0.03 55 10 平武 PWU 44.5 ± 2.86 1.69 ± 0.05 45 11 青川 QCH 42.9 ± 3.04 1.70 ± 0.04 45 12 邛崃 QLN 39.6 ± 2.37 1.90 ± 0.05 54 13 松潘 SPA 48.0 ± 2.37 1.78 ± 0.05 46 14 天全 TQN 45.2 ± 2.15 1.71 ± 0.04 46 15 汶川 WCH 52.6 ± 1.97 1.70 ± 0.04 80 16 小金 XJI 53.0 ± 2.65 1.78 ± 0.04 65 17 油罐顶 YGD 43.0 ± 2.55 1.83 ± 0.05 45 18 垠台山 YTS 43.6 ± 2.65 1.74 ± 0.02 179 19 油榨坪 YZP 40.9 ± 1.81 1.87 ± 0.04 60 20仲家沟ZJG 39.6 ± 2.48 1.75 ± 0.03 68图6 区域内地壳厚度和平均地壳波速比分布图(a) 地壳厚度分布图; (b) 地壳平均波速比分布图地壳由北东向南西逐渐加厚(45~55 km). 后龙门山的地壳厚度小于松潘-甘孜地块, 相差 3.4 km, 也是由北东向南西逐渐加厚. 平武(PWU)台的位置已经靠近后山断裂, 其地壳厚度也接近后龙门山. 前龙门山和后龙门山之间平均地壳厚度的差异达5.3 km. 本文的结果虽不能够判断中央断裂带是否切穿莫霍界面,或其两侧是否存在莫霍界面的断错, 但是前、后龙门山之间较大的地壳厚度变化是无疑的. 位于第四纪冲积平原的台站下方, 地壳厚度则为40~43 km, 与前龙门山的地壳厚度差别不大.图6(b)显示了各台站下方的平均地壳波速比分布. 根据各台站的结果获得各构造单元下方的平均楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1214地壳波速比: 松潘-甘孜地块为1.73; 后龙门山为1.70; 前龙门山为1.75; 而四川盆地南部则为1.83. 后龙门山的波速比偏低, 可能是由于该地区上地壳S 波速度较高(正异常)[20]. 位于成都第四纪冲积平原内各台站的地壳波速比普遍较高(>1.80), 除四川盆地是一个较稳定的刚性地块, 地壳平均速度较高(6.45∼6.50 km/s)[14]的原因外, 可能还由于存在巨厚的沉积层(∼6 km), 且其中的剪切波速度偏低.3.2 地壳S 波速度结构接收函数叠加方法利用速度界面产生的转换波和界面间的多次反射波确定地壳厚度和平均波速比, 因此莫霍界面深度是可靠的. 从接收函数反演获得的S 波速度结构与初始速度模型有一定的关系, 在反演中增加莫霍界面深度和地壳平均波速比的约束可以减少结果的不确定性. 同时, 依据该地区已有的地壳速度结构资料[12,13], 通过前面获得的地壳平均波速比将P 波速度换算成S 波速度, 作为设置初始模型的主要依据. 图7显示了位于后龙门山和前龙门山的两个台站(WCH, ZJG)的接收函数拟合程度(WCH 和ZJG 台站的RMS 失配分别为0.0265和0.0243)和最终的S 波速度结构.图8显示了20个台用接收函数反演得到的地壳上地幔顶部的S 波速度结构. 研究区域内松潘-甘孜地块的5个台站(XJI, MEK, HSH, SPA 和PWU), 位于龙门山断裂带的西北侧, 下地壳显示出低速异常特征, 与沿北纬30°线巴塘-康定段的接收函数反演结 果[28]一致. 位于后龙门山南部的汶川(WCH)和茂县(MXI)台站, 中下地壳显示低速异常, 而北部的青川(QCH)台站有所不同, 其下地壳不存在低速异常, 但是在上地壳则有明显的低速层. 后龙门山南部的中下地壳低速异常, 与松潘-甘孜地块一致, 可以认为是青藏高原东部地区的一个较大范围的构造特征[29]. 在前龙门山, 主要的速度异常在上地壳, 中下地壳则是速度连续递增. 垠台山(YTS)的速度结构与前龙门山的其他台站有较大的差异, 可能与该台站位置靠近秦岭大巴山地区有关. 在四川盆地, 莫霍界面清晰, 地壳内速度随深度正常分布, 属于克拉通地壳结构类型. 虽然个别台站的速度结构中存在小规模的低速层, 但仅是局部现象. 总体而言, 前龙门山的地壳速度结构与四川盆地相似, 而后龙门山则与松潘-甘孜地块的地壳速度结构相似. 因此, 我们认为中央主断裂带是青藏高原东部与扬子地块之间的边界断裂.在沿平行于构造带走向的地壳结构横向变化不大的情况下, 沿垂直于构造带的剖面上进行相关的接收函数的偏移和叠加是可行的(Schulte-Pelkum 等[30]). 前面的H -k 叠加分析和接收函数反演结果表明, 沿龙门山走向的地壳结构横向变化不大, 因此, 我们可以在图2中用虚线表示的剖面位置上对相关的接收函数进行偏移和叠加. 图9显示了用接收函数的叠加和偏移方法[31]获得该剖面的地下结构. 由于 剖面上的台站分布不均匀, 部分的台站间距过大,图7接收函数反演获得的台站下方S 波速度结构((a), (c)), 以及观测(实线)和理论计算(虚线)的接收函数的拟合程度((b), (d)). (a)和(b), WCH 台;(c)和(d), ZJG 台中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1215图8 区域内20个台站接收函数反演获得的S 波速度结构箭头表示莫霍界面的位置. (a)~(e) 松潘-甘孜地块; (f)~(n) 龙门山断裂带; (o)~(t) 四川盆地偏移叠加得到的地壳结构图像是初步的. 在与龙门山断裂带正交的剖面上, 显示了从松潘-甘孜地块, 穿过龙门山断裂带, 进入扬子克拉通地壳厚度减薄的有意义的横向变化. 松潘-甘孜地块的下地壳存在的低速异常, 而扬子地块则无明显的低速异常.4 布格重力异常分析和横穿断裂带的二维地壳密度剖面图2显示的川滇地区的布格重力异常资料[32], 其标准误差为 3.0 mGal [33]. 在龙门山断裂带及其附近地区, 布格重力异常从马尔康的−375 mGal 急剧上升至盆地内的−125 mGal. 利用小波分析方法[34]可将川滇地区的布格重力异常分离为局部异常和区域异常, 从而得到地壳上地幔不同深度的密度扰动分布图像[32]. 局部重力异常由中上地壳密度不均匀性引起, 而区域异常则由地壳下部和上地幔顶部的密度变化所引起. 依据同样的方法和步骤, 得到了在龙门山及其附近地区的视密度分布(图10), 在中上地壳(称为浅楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1216图9 远震接收函数偏移叠加的二维地壳剖面图10 龙门山及其邻近地区浅部和深部平均密度扰动分布图(a) 中上地壳密度变化; (b) 下地壳和上地幔顶部密度变化部), 四川盆地的密度较高, 松潘-甘孜地块密度较低. 龙门山断裂带位于密度较高的一侧, 显示出松潘-甘孜地块向东南方的扬子地块逆冲的结果. 在地壳下部和上地幔顶部(称为深部), 四川盆地依然为高密度区(密度扰动: +0.05 Mg/m 3), 但位置与浅部稍有不同. 盆地下方存在高密度物质, 表明四川盆地是一个坚硬的块体. 松潘-甘孜块体依然是低密度区(密度扰动:−0.05 Mg/m 3), 表明物质相对比较软弱, 有利于下地壳物质的流动. 四川盆地高密度块体阻挡了青藏高原东部下地壳物质向盆地下方的流动.从图2的布格重力异常数据按照虚线位置截取出横穿龙门山断裂带的重力异常剖面, 并进一步求取沿剖面的二维地壳密度结构. 根据该地区已有的P 波地壳速度结构模型[12~14], 以及用接收函数叠加和中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1217偏移的方法获得的二维图像(图9), 使用密度和P 波速度之间的经验关系式, 即Nafe-Drake 曲线[35,36], 构成二维地壳上地幔顶部的密度初始模型. 然后, 用 对布格重力异常数据作正向拟合方法[37]来改进初始模型.沿该剖面的二维地壳密度结构如图11所示. 沿剖面密度结构计算的重力异常与实际观测的重力异常值之间的均方差为1.1 mGal. 四川盆地的沉积层厚度为6 km 左右, 密度为2460 kg/m 3. 沿剖面的密度结构以龙门山断裂带为界, 在6 km 以下的各个地壳层位上, 断裂带东南侧盆地内的密度比西北侧高原内的密度高出大约20 kg/m 3. 在地壳二维密度模型中, 盆地和高原内部的每一层内密度仍可能有少量的横向变化, 但这里并未顾及到. 高原下方深度在10~ 15 km 范围内存在低密度层, 它与深地震测深和大地电磁测深得到的低速-高导层[14,15]相对应. 在上地 幔顶部, 四川盆地的平均密度值比川西高原高出100 kg/m 3.本文的接收函数(H, k)叠加结果表明, 后龙门山的地壳厚度小于松潘-甘孜地块, 差距为 3.4 km. 前龙门山和后龙门山之间平均地壳厚度的差异达 5.3 km. 因此, 地壳厚度变化最剧烈的地区在龙门山断裂带内. 然而, 布格重力异常梯度最大的地区位于龙门山断裂带的西北侧. 如前所述, 二者不一致的原因来自龙门山断裂带的逆冲构造.远震P 波接收函数和布格重力异常的联合分析结果支持龙门山断裂带的深部构造为滑脱-逆冲型的论断[8,38]. 在松潘-甘孜地块很可能存在双层的滑脱构造. 上层滑脱发生在10~15 km 的深度上[14~16], 该滑脱构造表现为高温韧性滑脱剪切带. 下层滑脱则发生在30 km 左右的深度上, 其下方为青藏高原东部广泛存在的下地壳流[5,6,16,28,29,39,40]. 图12显示了龙门山断裂带深部构造环境及其向下延伸的可能模式.5 讨论和结论远震接收函数方法是研究地壳结构和组成的一种有效方法[41]. 利用龙门山及邻近地区的20个宽频带地震台站远震记录, 用接收函数叠加方法求得龙门山断裂带西侧的松潘-甘孜地块的平均地壳波速比为1.73. 后龙门山为1.70; 前龙门山为1.76. 四川盆地南部为1.82. 实验室测试表明[42], 波速比的变化主要是由于SiO 2含量的变化所引起, 较多铁镁质的地壳对应着较高的波速比, 而与温度和压力关系不大. 无论是斜长石含量的增加或SiO 2含量的减少都可以导致波速比的增加. 在地壳温度和压力条件下对最可能成分的实验室测试得到, 波速比的变化从上地图11 根据布格重力异常获得的二维地壳剖面密度分布以及拟合效果(a)中连续曲线表示观测值, 加号表示依据二维密度模型的计算值. (b)中F1, F2和F3与图1表述相同. 剖面位置见图2虚线。

中国大地构造分区中国大地构造分区一、从活动论观点划分大地构造单元1、大地构造分区的主要原则大地构造单元的基本观点 2、划分3、划分古板块的标志4、划分大地构造单元的步骤二、中国大地构造轮廓及构造分区1、槽台观点对中国大地构造单元的划分观点对中国大地构造单元的划分 2、板块3、中国大陆构造域的划分一、从活动论观点划分大地构造单元1、大地构造分区的主要原则由于地壳构造活动性的不均一性,因而可以从空间的角度将地壳各部分的区域性分异与构造阶段的发展变化联系起来进行大地构造单元划分或大地构造分区。

大地构造分区的主要依据是构造活动程度,由于地壳演化中各个地区构造活动程度并非一成不变,而是可以相互转化的,所以进行大地构造分区时,必须具有历史分析的现点,即区分不同的构造阶段进行。

1、大地构造分区的主要原则现代全球古大陆再造和板块划分，一般以850-250Ma泛大陆旋回(Pangea-250)的构造格局进行划分的，因为该阶段的地质记录最全、研究程度最高。

至今，进入一个泛大陆裂解时期，其板块划分的代表方案就是LePichon(1968)等的现代板块划分。

Pangea-850以前(太古宙-元古宙)的板块划分涉及太古宙-元古宙的造山带和古缝合线识别，存在较多争议。

故一般以850-250Ma泛大陆阶段的板块划分和大地构造分区。

欧亚、美洲、非洲、澳大利亚将连为一体，形成超大陆2、划分大地构造单元的基本观点(1)活动论和固定论所谓活动论是指地表大陆和海洋在地质历史中的发展变化而言。

大陆和海洋在地表上的位置变化可能有两个方面，一是大陆和海洋相对于地极和赤道位置的变化;一是大陆和海洋相互之间的相对之间的相对位置变化，承认曾经发生过两种变化，就必须承认地壳运动以水平位移为主导形式。

相反，不承认大陆和海洋曾经发生位移，或承认移位，而将移位归因于地壳大规模垂直运动，如别洛乌索夫所主张的造洋运动，就是固定论者。

活动论和固定论的争论牵涉到地质学和地球物理学的各个方面，是近百年来地质学中带根本性的问题之一。

简明扼要的总结中国区域大地构造时空演化规律一、中国区域构造演化阶段太古代以来，中国大陆岩石圈经历了从无到有，从小到大，从岛状古陆到大陆板块的发展过程。

根据大陆岩石圈构造演化的地球动力学体制和不同时期东亚大陆岩石圈的板块构造格局，将我国区域构造演化历史粗略地分为以下四个发展阶段（表4.3）：1. 古陆核形成演化阶段（Ar〜Pti）2. 元古大陆板块演化阶段（Pt2〜Pt3）3. 古板块形成演化阶段（Z〜T2）4. 活动大陆边缘与板内构造演化阶段（T3〜Q）区域构造是在一定的地球动力学体制（系）作用下的产物。

不同的地球动力学体制 （系）产 表4.3中国大地构造演化阶段乙中国区域构造演化及其主要特点（一）区域地球动力学体制 （系）的交替地忒时代軍四紀 西丈平弹沟-弧-盘累廉逆23. 7—i第三紀 E,西去平洋古陆大规攬黑炜、沉股，形成西丈平徉; 亚洲大諦东部出理北北东方向的大前裂陷帝 白垩紀廉山 侏岁圮三聲圮 二疊紀石員圮興醐圮 5L 晚元古优 中元古代 早元古代丈古代11420R345-360印支—天山 Ptl40B43850S575&50 1000 武陵 四傩 蒙古一兴寰帮.秦龄带大规模逆掩-叠圧遗山1古龙 平洋板块俯冲，亚删大陆东缥转化为安集斯ah 古特 提斯洋闭合，中恃擡斯洋扩张 古誤古洋闭會.隋北板块汇豪I 吉 特提斯洋扩张 舌雜岭洋和古祁逢洋闭昔.形应褶皱袖雨i 穆巷枣肅部裂陷槽闭合尿成建匹_1 1700吕粟 阜平吕槃.中条 五台 阜平 元古华北板块、元古塔里木板块、元古 -庶礪尔板块、扬子板块尊瑕成 活动 大陆边嫌 与16 内构 造演化阶 段古板 块龜 成“ 化阶元古大 陆扳块 演化断 段年辭Ei T,—」逋冲国版煲形成 垃象吉芹牙始扩张Z500生不同特征的区域构造，因而区域构造的演化反映地球动力学体制（系）的交替。

现在比较一致的观点认为，在太古代至早元古代，地球动力学体制可能与板块构造体制有本质的区别。

超级干货：中国大地构造单元的划分（附代表图件）！本文节选自：潘桂堂等，中国大地构造单元划分发表于《中国地质》2009年2月第36卷第1期大地构造分区又叫大地构造单元划分，是大地构造研究成果的表达形式之一，可直接服务于资源预测需求，作为成矿地质背景或油气盆地分析以及地质灾害评估的基点。

一个大区域尺度的地壳物质组成、岩石构造组合，以及地球物理和地球化学场明显不同于相邻地域，这样的一个区域就是一个大地构造单元。

构造单元既反映了地壳物质组构上大地构造环境（或大地构造相）的时空属性，又具有不同构造阶段的时空层次属性。

一、三大主流大地构造观的经典划分理念•黄汲清先生等多旋回构造观黄汲清先生《中国主要地质构造单位》是中国大地构造的首次系统论述。

划分的一级中国大陆构造单元为地台或准地台和地槽褶皱系，并从全球构造角度将古生代以来的中国大地构造划分为古亚洲、特提斯和滨太平洋三大构造域。

任纪舜等在此基础上进一步发展，将中国大陆块分为亲西伯利亚陆块群、古中华陆块群和亲冈瓦纳陆块群，将显生宙造山带概括为古亚洲造山区、特提斯造山区和环太平洋造山区，而将华南早古生代造山带也作为古亚洲造山区的一部分。

其立论基点是中国各主要陆块，在新元古代时已形成了统一的古中国地台，其后的裂解只是手风琴式的开合运动，或是冈瓦纳大陆裂离，亚洲大陆增生。

这一多旋回学说与板块构造相结合的构造模型迄今仍是广泛应用的主流。

•王鸿祯先生等历史大地构造观王鸿祯先生等运用板块构造学说审视中国大地构造演化，上世纪80年代提出了中国及邻区大地构造划分和构造发展阶段，其立论基点从时间论是地质历史发展阶段论和灾变论，从空间论是全球构造活动论，认为中国主要的大地构造单元包括中朝、扬子和塔里木地台（克拉通）以及其间不同时期的造山带。

板块边界并不在地台边界，应在遥相对应的古大陆边缘之间的分界带，这一大陆及其边缘的缝合带称对接消减带，大陆边缘的拉伸、张裂、地块移离形成弧盆体系的岛弧缝合带，称之为叠接消减带。

Word文档格式样板胡经国中国大地构造基本轮廓介绍（原稿）胡经国本文作者的话中国著名地质学家黄汲清先生以及任纪舜先生等，根据中国地质科学院地质矿产研究所编制的1∶1000万《中国大地构造图》成果，在《地质学报》1977年第2期发表了《中国大地构造基本轮廓》一文。

该文对于中国大地构造研究来说，是一部具有重要指导意义和划时代意义的著作，值得地球科学爱好者和有志于从事中国大地构造研究的年轻学子认真阅读和研究。

为了比较具体清晰地了解中国大地构造单元的划分和特征，现将该文的有关内容简要介绍如下。

一、中国大地构造单元划分1、中朝准地台中朝准地台包括整个华北、东北南部以及朝鲜北部等地，总体上呈三角形，以深大断裂与相邻构造单元分界。

中朝准地台是中国境内时代最老的地台。

其基底中的最老部分的同位素年龄为31～34亿年。

该地台主体最终形成于距今17亿年前的中条运动；而阿拉善等边部地区则固结于元古代末的扬子旋回。

在该地台主体的基底中存在三个重要的不整合面，代表基底形成发展的三个阶段：①、阜平群与五台群之间的不整合面太古界阜平群与下元古界五台群之间的不整合面：阜平运动，距今23.5～25.5亿年；②、五台群与滹沱群之间的不整合面五台群与滹沱群之间的不整合面：五台运动，距今20亿年左右；③、滹沱群与上元古界之间的不整合面滹沱群及其相当地层与上元古界（震旦亚界）之间的不整合面。

所以，该地台基本上是一个早元古代末形成的地台。

中朝准地台的沉积盖层包括：震旦亚代、寒武纪、奥陶纪的浅海相沉积；石炭纪、二叠纪的陆相夹海相沉积；中、新生代的陆相沉积。

大部分地区缺失志留系、泥盆系和下石炭统。

中生代在燕山、辽宁、山东等地有大规模陆相火山喷发及花岗岩侵入；新生代玄武岩分布广泛。

中朝准地台盖层构造变动以燕山旋回为主，但是内蒙、燕辽等地的印支运动也甚为重要。

2、扬子准地台扬子准地台包括从云南东部至江苏的几乎整个长江流域和南黄海。

它是一个在晚元古代末扬子旋回形成的中国第二个重要地台。

中国大地构造格局（经典转载）中国地处欧亚大陆东南缘、印度板块和太平洋（菲律宾）板块交汇位置（图1），地表起伏巨大，经历了漫长的地质演化过程，是地球上地质构造最复杂的地区之一。

区内青藏高原被称为世界屋脊，喜马拉雅山脉中珠穆朗玛峰全球海拔最高，同时全球海拔最低点也十分靠近中国大陆（陆上海拔最低贝加尔湖，海底海拔最低马里亚纳海沟）。

中国大陆同时又受世界两大地震带（环太平洋地震带和地中海-喜马拉雅地震带）影响，地震等地质灾害频发（最近如2008年8.0级四川大地震和2010年7.2级玉树地震）。

中国大陆板块内部构造变形复杂，使之成为世界著名的板内构造和大陆动力学研究的热点地区之一。

另外，西北太平洋板块在东亚（以及东南亚）地区的深俯冲作用，形成了世界上最典型的沟-弧-盆（trend-arc-basin）体系，是研究火山活动、板块俯冲、中深源地震等极好的地区。

因此，了解和认识现今中国大地构造格局，具有重要的意义。

[L][/L][L]图1. 中国及临区主要的构造单元（Zhao et al.,2011）. 说明：彩色指示地形的起伏变化，白线指示板块边界，灰色线指示大断裂以及区内主要的构造板块边界，黑色三角指示主要的火山。

相类似的图如下图（Huang and Zhao,2006）[/L][L][/L][L]常用术语：临区板块：Pacific Plate 太平洋板块Philippine Sea Plate 菲律宾板块Indian Plate 印度板块Kazak Shield 哈萨克地盾West Siberia Plain 西西伯利亚平原Sino-Korean Craton 中朝板块North China Craton(NCC) 华北克拉通Yangtze (para-)Platform(Block) 扬子(准)地台(板块) Cathaysia Block 华夏板块(注：对于华夏板块的认识目前比较有争议，这里暂且以“华夏板块”称呼)临区海洋：the Pacific (ocean) 太平洋Sea of Okhotsk 鄂霍次克海Japan Sea 日本海Bohai Bay 渤海湾Yellow Sea 黄海East China Sea 东海South China Sea 南海平原盆地：North China (rift)Basin(HBB) 华北(裂谷)盆地(平原) Sichuan Basin 四川盆地Jungger Basin 准葛尔盆地Tarim Basin 塔里木盆地Qiadam Basin柴达木盆地Ordos Basin 鄂尔多斯盆地山脉（系）：Himalaya Mountains 喜马拉雅山Pamir 帕米尔Tian Shan 天山Kunlun Mountains 昆仑山Altay Mountains 阿尔泰山Qilian Mountains 祁连山Qinling-Dabie-Sulu Orogens 秦岭-大别-苏鲁造山带青藏高原：Himalaya Block 喜马拉雅地块Lhasa Block 拉萨地块Qiangtang Block 羌塘地块Songpan Ganzi Fold Belt 松潘甘孜褶皱带火山活动：Japan islands 日本诸岛Wudalianchi 五大连池Changbai Mountains 长白山Tengchong 腾冲中国大陆主要包括三大板块/克拉通（中朝、塔里木、扬子）以及三大构造域（特提斯、古亚洲、环太平洋），这是对中国大地构造格局的总体概括。

大地构造第 1 章：地球的层圈结构1.陆壳与洋壳的差别？厚度:陆壳厚，洋壳薄；陆壳平均33km，最厚达80km（青藏），洋壳平均7km.组成: 陆壳为三大岩类, 洋壳主要为玄武岩；陆壳上部硅铝层，下部硅镁层，洋壳为硅镁层.构造: 陆壳复杂（存在褶皱和断裂）, 洋壳简单（无褶皱）.年龄：陆壳老（最老44-45亿年），洋壳新（最老2亿年）.2.岩石圈、软流圈岩石圈：地壳与上地幔的顶部（盖层）由固态岩石组成的圈层.软流圈：位于岩石圈之下，与上地幔过渡层之间，是地震波速低速带.第 2 章：地槽－地台学说1.地台地台：地壳上稳定的，自形成后不再遭受褶皱变形的地区；岩层产状十分平缓，具有十分平坦的地貌；具有双层结构基底和盖层.2.地盾地盾:地台上的相对最稳定的部分，长期处于相对上隆，没有或很少有沉积盖层，前寒武纪变质基底大面积出露，周缘被有盖层的地台所环绕，平面形态呈盾状.3.克拉通克拉通：地壳上已达到稳定的、并在漫长的地质时代里(至少自古生代以来) 已很少受到变形的部分.4.地台基本特征1.地台是块状的辽阔地貌单元，一般具等轴状展布的几何形态，多为圆形、多边形的平原、高原或盆地.2地台具有双层结构,基底和盖层：盖层：由显生宙岩系组成，厚度小，变形微弱，未变质.基底：时代老，厚度大，主要为褶皱变质岩组成，常伴有岩浆岩.从这种结构上看，地槽褶皱上升后，再次下降接受沉积，可形成地台；因此，地槽经过造山作用演化形成地台.3. 地台发展过程中保持相对的稳定，主要体现在稳定的盖层沉积上，岩相和厚度比较稳定.4.地台区有自己的特征沉积建造和建造序列，沉积岩层之间多为整合或平行不整合接触.5.在其发展过程中岩浆活动微弱、有些岩浆活动主要与深断裂有关.6.演化过程中构造运动较弱，常形成一些同沉积的宽缓褶皱，具有一定的继承性.7.地台基底岩系中有各种变质矿产，盖层中主要为一些外生矿产.5.构造层构造层:地壳发展过程中在一定构造单元里于一定构造阶段中形成的岩层组合.6.地质建造地质建造:地壳发展的某一构造阶段中，在一定的大地构造条件下所产生的具有成因联系的一套岩石的共生组合.按岩石成因类型可划分为：沉积建造、岩浆建造和变质建造.第3章: 大陆漂移1.劳亚古陆北美欧洲亚洲（除阿拉伯半岛）2.冈瓦纳古陆非洲南美南极澳大利亚印度阿拉伯半岛第4章：海底扩张1.海底扩张说①大洋中脊是地幔物质上升的出口，上升的地幔物质冷凝形成新的洋壳，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称扩张；②海底在洋中脊处的扩张导致新大洋两侧的大陆逐渐彼此远离，也可能使老的洋壳在大陆边缘的海沟处沿贝尼奥夫带（俯冲带）向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，从而完成对老洋壳的更新；③海底扩张是刚性岩石圈块体驮在软流圈上运动的结果，运动的驱动力是地幔物质的热对流；④如果地幔对流的上升流发生在大陆下面，就将导致大陆的分裂与大洋的开启.2.瓦因和马修斯假说海底磁异常条带，是在正反向交替的地磁场中，形成交替磁化的玄武岩条带而产生的。