2011, Vol. 54
2. 吉林大学, 长春 130026
, ZHANG Hong-Shuang1, SUN Ruo-Mei1, YAN Ya-Fen1, ZHANG Xue-Mei1, YANG Hui1, TIAN You1, ZHANG Yong-Qian1, RUAN Xiao-Min1
2. Jilin University, Changchun 130026, China
青藏高原大陆动力学研究在东亚乃至全球地球动力学研究中占有重要地位，印度板块与欧亚板块之间的陆-陆碰撞，促使深部物质重新分异､调整与运移，所导致的地壳短缩增厚和受力作用格局均必须受到高原与其周边地域多元物理-力学边界条件的约束[1-4]和深部物质与能量交换及深层动力过程的制约[5-7].
近30年来，中外广大地质构造､地球物理和地球化学工作者在青藏高原均进行了大量的考察､观测和实验研究，并取得了很多重要成果和新认识[8-12].这些成果主要反映在青藏高原及其周边地域的大地构造格局[13-15]､重力场分布特征[15-19]､磁力场的展布[20, 21]､地热场异常[22, 23]､深部壳-幔结构[24-26]和动力学研究[1-10].这一系列的研究工作基本上还是将青藏高原视为一个“相对均匀的整体"，对有关高原腹地和周边地域的各类现象进行了分析，并提出了一系列的科学问题，但均尚有待深化研究､认识和给出判据[4, 10, 27]，除依地磁场分布显示的东､西分区和依布格重力异常分布进行了东､西分界的简单划分[28]外，却未提出高原内部在整体上应分为东､中､西三区的多元地球物理场的一致判据和对南北向界带的深入分析与认识.只是近年来在青藏高原中西部再次进行了航空磁测调查[29]，人们通过航空磁测异常场中北北东向负异常带的明显分布和分析，讨论了其构造意义[30].应当说，中外一部分科研人员对青藏高原的研究由于受到固有模型的局限，包括构造和动力学响应模型，而对高原内部复杂力系作用与分配却未能进行深入分析､研究和给出特征界带.
本文基于这样的前提对多年来该区的重力场､地磁场､地热场､地震活动与分布特征､断层面解､地震波的衰减和壳､幔介质的二维与三维速度结构等地球物理观测､资料积累和综合研究发现，在青藏高原内部并不是“铁板一块"，而是存在着东､西分区属性，即其间存在一明显的NNE 向的界带，揭示了高原腹地的不均匀展布和区域性特征.
该界带位于90°±2°E 的范围内；依据该区地球物理边界场响应和深部构造环境将整个高原分区(带)，即东､中(90°±2-3°E)､西三块提出了典型的综合地球物理标志，对其形成的深层过程和动力学机制进行了分析和探讨.
2 青藏高原与周边地域力系作用的背景青藏高原地形和构造十分复杂，且呈现出东西高耸，腹部低缓的格局，它是中､新生代以来在印度板块与欧亚板块长期碰撞､挤压作用下，形成了突出于四周的海拔高度，而且地壳短缩增厚[21, 31]，并被誉为世界“第三极".它在周边地域复杂力系交织作用下迫使高原内部物质重新分异､调整､并在垂向与水平方向运移.为此，构成了特异的高原边界，形成了独特的地球物理场特征.青藏高原好似一颗璀璨的“明珠"，镶嵌在东亚大陆之冠，并成为世界“屋脊"(图 1).
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图 1 东亚地域地形起伏变化分布图 Fig. 1 Map of terrain undulation in Eastern Asia |
基于青藏高原的构造应力场和GPS 速度场分布[32, 33]可见，GPS速度场主要反映的是近地表的形变特征.在喜马拉雅与恒河平原地域GPS观测的平均运动方向为NE20°，平均运动速度为40-42mm/a,喜马拉雅逆冲地带的平均地壳缩短速度为10-13mm/a.青藏高原南部拉萨地体[34]自第四纪构造变形以来出现了一系列近NS向的正断层-呈NW 走向的右旋走滑断裂组合[35, 36]，且存在地表物质的东向运移与后又转向ES 方向运移，故反映出近EW 向拉展和右旋剪切作用，其速度可达21.28±1.5 mm/a.羌塘地体的优势运动方向为NE60°，平均速度为28±5 mm/a,故与其以南的拉萨地体不同.同时，由GPS 测量所得地壳运动速度场的展布亦表明，在高原东部速度场矢量向东偏移，反映出浅表层物质呈NE-NNE-近EW 向运动；高原西部则向NW 方向运移；而只有中部物质呈垂直于弧形构造走向运动，除喜马拉雅造山带，其形变速率异于其东西两侧.这便表明，青藏高原内部块体运移具有分块特征，而各块体之间不论是运动方向，还是运动速度均存在一定差异；且为一全球海拔最高与形变规模最大的高原.
2.2 构造应力场展布特征青藏高原地震断层面解的主压应力轴方向在总体上是垂直于弧形构造的走向，在喜马拉雅弧形山系的弧顶部位则呈现出深部物质沿大型走滑断层运移[33, 35]，而震源深度大于60-70km 地震的断层面解平均主压应力轴方向则基本上为近南北向[8, 9].这便表明在高原腹地，由于地表结构的复杂，特别是壳内低速层的存在[1, 8, 10]，上地幔软流圈深度较浅(与世界各地相比较)，故在南､北向碰撞挤压力系和东､西向拉张力系错综作用下而导致了高原地域壳､幔深部物质的层间滑动[36].
2.3 力系作用概念图像与格局通过高原腹地与周边地带大地构造格局变形特征和在整体上应力场展布的作用可见:青藏高原在印度板块与欧亚板块两陆-陆板块碰撞-挤压作用下[1]，受到来自南部印度板块向北推进主体力系(FS)的作用，同时还受到北部欧亚板块南缘和西伯利亚板块向南推进的阻隔力系(FN)作用(图 2a).在上述南北向力系(FS，FN)作用下，由于高原腹地与周边介质与构造在物理-力学上的属性差异，即在区域上，不同地段上力系作用都是不均匀的，各向异性的，且亦为非线性的.由于南北向的挤压，而在喜马拉雅弧形造山带的弧顶，即东､西构造结区呈现出NNE 向的力系作用[f(EN)]，而在它们的外侧则呈现出与其相反的向南作用的力系[f(ES)]，它们各自构成了一对力偶(图 2).显然在东､西两个构造结区好似两个巨型的“楔子"扦入青藏高原的东缘和西缘[8-10, 26].但由于高原东､西缘及周边地域介质､构造和深层过程的非均匀性与非线性的差异，故在两对力偶作用下才形成了形态各异的地貌､构造景观和极不对称的几何形态.
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图 2 青藏高原及周边地域复合力系作用示意图 Fig. 2 Sketch map of compound force system in Tibetan Plateau and its surrounding regions |
由于高原腹地与周边介质与结构的不均匀性和各向异性与东､西构造结点的耦合，故在高原内部整体上又构成了:塔里木盆地向南的作用力系[f(TS)]和高原东部柴达木盆地附近地域向北作用的力系[f(CN)]，恰在高原腹部北缘又构成一对力偶.为此，塔里木盆地向南突出，且在与高原北缘相接部位形成了阿尔金山断裂与昆仑山断裂相聚，而柴达木盆地与其北缘的祁连山向北突出，阿尔金山向北升起，呈NE 走向，而祁连山却向东延伸，呈NW 走向(图 2c).人们也必须注意到，塔里木盆地南缘向南凸进，而北缘却向北突出的形态.这便表明:塔里木盆地内部深部物质的上升而导致盆地受到向南和向北的拉张作用，而在向南和向北力系的共同作用下促使壳､幔上隆，且在盆地中部形成了走向近EW的脊轴.
青藏高原在整体上是在错综力系作用下，形成了各块体之间的复杂力偶作用.正因为如此，才会在高原腹地力系作用的“聚焦"处､或力系作用的轴部形成一个结合部位(线)，即东､西分区的“脊带"，且为力系作用的边界.当然，在这一界带处必然地会产生一系列的地球物理边界场响应.显见，青藏高原在南､北向主体力系作用下，又在其特殊部位形成了剪切作用，且使高原中南部受到扭曲，当必促使壳､幔深处局部地域的深部物质重新分异､调整和运移.基于这样的力系耦合效应和壳､幔深部低速层的存在，故迫使藏南深部物质向东(主体)､向西(部分)流展.进而又构成了藏南东西方向的拉张，而这一区域一系列近南北方向的张性断裂带便是这一派生力系作用的标志.
3 青藏高原与周边地域磁场展布和东西分区特征 3.1 地磁场特征地磁场测量的总强度(T)在雅鲁藏布江的南北两侧走向呈近EW 向的条带状展布[21]，且正､负磁异常场呈现准条带状平行排列.在高原腹地存在明显的正､负磁异常分区；即92°E 以东地带为正磁场区，88°E 以西亦为正磁场异常区，而在92°E-88°E之间则为负异常区.同时应当看到，区域磁异常场分布和反演求得的不同磁源深度､磁源体磁性大小､空间结构和分布形态(15-55km)在90°±2°E 区间的东部和西部存在明显差异，即主要在15-55km 之间.这表明引起这种差异的磁性场源深度是比较深的，即至少源于上地壳底部30km 左右深处.另外在90°E 附近布设的地磁测量剖面结果不仅反演出磁性介质的非均匀分布，而更为重要的却显示出整体的负磁异常特征[37].应当指出的是，由于地磁测量的测点尚较稀疏，只能给出一个地磁场分区性的基本轮廓.
3.2 航空磁测异常场特征航空磁测异常场沿雅鲁藏布江为一条强烈的磁性异常带(达150-450nT).在高原腹地，航磁ΔT异常图上表现出不同地体之间的异常场差异，而在区域磁异常图上则清晰表明，在90°±2°E 地带存在一航空磁测的负异常带(图 3).由该图可见，西北角上的塔里木盆地为一正磁异常区(>60nT)，应视为一个稳定的刚性磁异常体[24].与局部场分离后的区域场表明，高原内部90°±2°E 之间为一强度不均匀的NNE 向的负异常带，这一异常带上还存在负异常值高达-30- -40nT 的三个高负异常团，并镶嵌在一连续的､且较宽广的NNE 向的负异常带上(90°±2°E)，强负异常团西侧为-10nT 左右的NNE 向的宽广负异常带，其宽度可达90°±2°E.显见，在青藏高原区域磁异常图上明显地呈现出高原腹地存在着东､西分区的界带.
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图 3 青藏高原中西部航空磁测ΔT磁异常场区域分布示意图[27] Fig. 3 The sketch map of regionalΔTmagnetic anomaly in mid-western Tibet Plateau[27] |
为了探讨高原腹地中部负磁异常的向下延伸深度与属性，现将高原中､西部航空磁测场进行延拓处理，并分别向上延拓15km 和60km[38](这主要反映的是延拓深度为一半的实际深度).由航磁异常磁场化极向上延拓的两张图像可见，在向上延拓60km 的航磁异常中仍存在着清晰的磁异常分区特征，即90°±2°E 地带为负异常带，而其东西两侧则均为正磁异常区.但西部正常场呈现出更不均匀的分布特征，特别是其北缘与南缘正值更高，为此认为在高原腹地中部地壳深处存在一个巨型的低磁性物质体.青藏高原腹地的这一低磁性体在地表反映出巨型的南北向伸展构造带，显示了地壳深层过程与浅表过程的不均一分区特征，其深度已达地壳底部，即受到上地幔物质分异与调整和运移的制约.
4 青藏高原与周边地域的重力场展布与东､西分区特征 4.1 卫星重力异常与分区尽管由于卫星重力异常场的观测高度很大，分辨率较低，但也显示出不均匀分区的差异，如2-49阶､37-300阶和101-180阶卫星重力异常图上在90°E 地带均呈现出异常界带(图 5)，即中部与东部和西部相比较存在明显差异[15-17].
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图 4 青藏高原中西部航磁ΔT上延15km(a)和60km(b)异常图[38]JS:金沙江缝合带；BNS:班公-怒江缝合带；IYS:印度-雅鲁藏布江缝合带 Fig. 4 The map of aeromagneticΔT anomaly Upward continued to 15km (a)and 60km(b) in mid-western Tibet plateau [38]JS:Jinsha Suture； BNS:Bangong-Nujiang Suture； IYS:India-YarlungZangbo Suture |
在青藏高原及周边地域布格重力Δg异常场亦呈现出明显的分区现象，即在84°E-92°E 地带为负布格重力异常带集中区，而其东､西两侧异常分布凌乱，且均为重力异常负值带(图 6)，即在90°±2°E 的地带则为负值最高的地带.青藏高原布格重力负异常等值线的分布揭示了雅鲁藏布江南北两侧布格重力异常值的明显差异，即其负值由南向北增强(南部:-420--450m/s2，北部:-500--525m/s2)，同时也揭示了其东､西部的分区特征.显见高原腹地中心为负值最大的地带，即最高达-570 m/s2.在90°±2°E地带北缘，纳木错西缘德庆向南穿过与30°N 交叉处的负值最高(达-570m/s2)，再向南过尼木､仁布､普莫雍错与康马之间地带，在其东､西两侧呈现出明显的差异[35](图 7).
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图 5 青藏高原卫星重力异常(2-49阶)与地表重要构造线的对比分布示意图[17]1 -卫星重力异常>30×10-5m/s2；2-卫星重力异常>0 &&<30×10-5m/s2；3- 卫星重力负异常区；4- 断层:① - 西瓦里克断层；②-雅鲁藏布江断层；③-班公湖-怒江断层；④-澜沧江断层；⑤-金沙江断层；⑥-阿尼玛卿-略阳断层；⑦-阿尔金断层. Fig. 5 Order 2-49 satellite gravity anomalies in the Qinghai-Tibet region and their correlation with structures on the surface[17] 1-Gravity anomaly>30×10-5m/s2；2-Gravity anomaly>0and <30×10-5 m/s2；3- Negative gravity anomaly； 4-Faults:①-Siwalik main boundary fault； ② -Yarlung Zangbo fault； ③ - Banggongco-Nujiang fault； ④ - Lanchangjiang fault； ⑤-Jinshajiang fault； ⑥-A′nyemaqen-Lueyang fault； ⑦-Altun fault. |
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图 6 青藏高原布格重力Δg异常平面图[39]蓝色为重力低值区，红色为高值区 Fig. 6 Bouguer gravityΔganomaly map of the Qinghai-Tibet Plateau[39]Blue:area of Lowg ravity anomaly； Red:area of High gravity anomaly |
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图 7 西藏当雄-羊八井-尼木及邻区(90°±2°E)布格重力等值线分布图[35]重力资料来源于1∶250 万布格重力异常图.1- 布格重力等值线；2-温泉；3-深地震反射亮点对应的地壳局部融融体；4-公路；5-7.5-8级强震. Fig. 7 Gravity map of is oanomalic contour in the Damxung-Yangbajain-Nimugraben and its adjacent areas[35] 1-Bouguer gravity anomaly contour； 2-Thermal spring； 3-Bright spot of refection (local melting body)；4-Highway； 5-Earthquakes,M=7.5-8 (Gravity data is from 1∶2500，000 Bouguer gravity anomaly figure) |
依重力布格异常反演求得的NS 向剖面上的Moho界面起伏表明，雅鲁藏布江与安多之间为变化极为剧烈的地带.
5 青藏高原地震活动和地震分布与东､西分区 5.1 地震强度与震源深度特征青藏高原腹地､周边和不同构造部位的地震活动存在很大差别，然而不论是浅源地震，还是中源地震，不论是大地震，还是小地震，它们的分布特征亦千差万别.这便反映出它们受控要素的差异和各自的动力学响应特征(图 8)，在该区主要为浅源地震，而中源地震则主要分布在兴都库什和印缅山区，在喜马拉雅造山带中麓地带仅有几个中源地震[8, 9, 40].在90°±2°E 地带地震密集，与其东､西两侧呈现出明显差异.同时在40°N 以北和20°N 以南地带，包括2004年12月26日发生在苏门达腊的9.0级巨大地震，2005年印尼苏门达腊8.1级地震，2007 年9月12日苏门达腊8.5级地震和9月13日苏门达腊8.3级地震等1)，亦基本上在此界带内.为此认为，在东亚地域，90°±2°E 界带在地震“孕育"，发生和发展中占有重要地位.为此，深化研究其深部物质与能量的交换和动力学响应对研究东亚地域的地震活动特征和力源机制对地震预测是十分重要的.
1)据中国地震局地震台网中心，刘杰资料，2008.1.9.
在90°E 附近及其以东地域的地震分布表明:这图 9 里有震源深度H≥40km 和H≥70km 的地震和震级MS≥6-7级的地震(图 9).在高原90°±2°E 以西地带，H≥40km 的地震和震级MS≥6-7 级的地震均非常之少，而在90°±2°E 范围内强烈地震却异常活动[21, 24, 25]，且呈现出明显的带状展布特征(图 9).在高原内部H≥70km 的地震主要分布在亚当-安多-工布江达-丁青地带.这种在90°±2°E界带的东部和西部不论是震级，还是震源深度均存在着较大差异的事实表明，高原腹地深部物质与能量的交换及其深层动力过程在.深度上和强度上均存在着显著差异.从宏观角度去审理90°±2°E 地带的强烈地震或大地震的孕育､发生和发展，则可发现沿90°±2°E 在高原内部腹地向北､向南延伸出国境，一系列的8级以上地震均发生在这一区带内，即强烈地震异常活动发生在90°±2°E 地带[41].
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图 9 青藏高原不同震级与不同震源深度地震分布(1901-2007)图[24] (a)6级以上地震震中分布；(b)≥40km 地震震中分布. Fig. 9 Distribution of earthquakes with different magnitude and focal depth [24] (a)Distribution of earthquakes that magnitudeM>6；(b)Distribution of earthquakes that focal depthh≥40km |
青藏高原和其相邻地带现今构造应力场的展布不仅呈现出不均匀性，而且具有分区(带)特征.在两大板块碰撞挤压下，导致了高原四周断层面解主要为逆断层展布，而喜马拉雅弧形山系与高原北部(包括天山地带)和其东北部地震的逆断层机制明显不同[43]，这与板块低倾角俯冲和板内挤压变形关切.若以90°±2°E 为高原腹地的东､西分界可见，在90°±2°E地带地震断层面解为走滑断层､逆断层和正断层交混展布，但都以前二者为主体，而中源深度地震的断层面解则表明，在90°±2°E 地带亦为正断层，如南起日喀则，向北抵安多地带震源深度≥70km 的震源机制解；该带以东亦为交混展布，但都以走滑断层为主体；而其西部则以正断层为主体.这便充分表明，在这三个不同的地域所发生的地震在受力作用环境和介质与结构变形特征上均存在明显差异(图 10).应当看到在90°±2°E 地带断层面解的正断层和走滑断层为主体的地带恰为不同力系作用耦合和深部物质与能量的强烈交换响应的表征.同时也表明印度板块在向北推进时并不是一块巨型整板的同步行为，而是进入青藏高原后板片被“撕裂".因而才构成了这一极为特异的受力变形边界.高原东部以走滑断裂为主体恰恰表征着深部物质的大规模向东流展，西部正断层为主体则应为东西向拉展的产物，在西构造结区的少量走滑断层和逆断层则为高原腹地，特别是西部仅有少量深部物质在向西流展.显然，在青藏高原的不同块体与部位地震“孕育"､发生和发展的深部介质和构造环境存在着明显差异[44].
5.3 应力场特征
基于高原地区地震“孕育"､发生和发展及其深层过程的差异和分区特征，而在其东､西界带地域(90°±2°E)构成了复杂的现今地应力分布特征[44]，由图 11可见，由康马-当雄地带呈现出应力方向的复杂变异，即存在着NNE向､NNW 向和NW 向.羊八井地区最大水平主压应力值一般为3.3-10.4 MPa,与相邻地区相比属高应力区(表 1).
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图 11 羊八井-康马地区地应力测点及断裂分布图[45] Fig. 11 Distribution of stress measurement sites and faults in the region of Yangbajain-Kangma>[45] |
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表 1 羊八井-康马地区地应力测量结果一览表[45] Table 1 Distribution of stress measure mentsites and faults in the region of Yangbajain-Kangmar[45] |
地震层析成像反演的三维速度结构图像不仅反映出在整个高原地域壳､幔结构在纵向与横向上的不均匀性和各向异性，而且展示出整个高原应划分为东､中､西三部分的格局，其东､西分界的界带走向呈NNE 方向，且处于90°E±2-3°E 的狭长范围内.这一界带在地震层析成像图上可一直延伸抵250km 深处(图 12)，即表明在上地幔软流层的上部[45, 46].同时在岩石圈厚度分布和软流层厚度分布图像上亦均有清晰反映.依据高分辨率全球地震波P1200模型求得的层析成像三维速度结构表现出的东､西分区尤为清晰[48].在90°±2°E 界带处地震波速度相对于其东部和西部地域均低，而且分区特征一直可延抵410km 深处.这便充分显示出青藏高原东､中､西分区(带)的深层过程和动力学响应.
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图 12 青藏高原及邻近地域S波三维层析成像速度分布图[46, 47] (a)h=70km； (b)h=150km； (c)h=200km； (d)h=250km. Fig. 12 Velocity distribution of 3D S wave by tomography in Tibet anplateau and its neighbor in gregions[46, 47] |
在青藏高原拉萨陆块北部(色林错-雅安多地带)，即31°-32°N 附近地带进行了人工源地震二维剖面的深部探测，该剖面东西长达500km 左右，并通过反演给出了沿剖面地带的分层P 波速度结构(图 13)[49, 50]，沿该剖面所见地壳内部的分层速度结构和地壳底部Moho界面的分布(主指西部)是存在明显差异的.一为68-70km 左右[47]，一为60-65km[48]，由于是利用同一份探测资料[48]，对这种差异当必尚待仔细分析和深化讨论.但他们的共同之处为在蓬错地带(90°±2°E)，不论是上地壳､还是下地壳均存在着分层结构和速度分布的变异(图 13).(1)上地壳结构:在蓬错附近地带，上地壳局部上隆，而后向两侧下倾，上地壳内局部低速层发育[49](图 13a)，另一结果亦为上地壳底界面处存在着壳层介质的变异地带，亦存在局部低速层[50](图 13b).显见，在90°±2°E 和其东､西部地壳的速度结构是不同的，且90°±2°E 地带的Poisson比要比其东､西两侧低，而下地壳却正相反.
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图 13 青藏高原拉萨块体北部色林错-蓬错-雅安多地壳三维速度结构分布图 (a)刘宏兵结果[49]；(b)张中杰结果[50]. Fig. 13 3D velocity structure of northern Lhasa block between SelinTso-PengTso-Yaanduo in Tibetan plateau (a)Result of LIU Hongbin[49]；(b)Result of ZHANGZhongjie[50]. |
(2) 地壳结构:在蓬错附近地带Moho界面上隆(64km)，幅度为3-5km 左右，而向东西两侧加深70-73km[47]，而另一结果亦为在蓬错附近Moho界面上隆(60-65km)，但向东西两侧呈不对称状加深:66km(西侧)和80km(东侧)，其波速比和Poisson比结构的变化特征要比成层介质中的速度结构更为明显.
以上分析表明:在90°±2°E 地带，不论是上地壳､还是Moho界面的速度结构均与其东､西两侧存在着明显差异，故表明这里应为高原腹地东､西分区的界区(带)，即在这一界区(带)处呈现出成层地壳异常变化.
7 地震Lg波能量的衰减特征 7.1 Lg波衰减与分区Lg波在青藏高原和其相邻地域的传播具有明显的分区性，北起贝加尔湖向南，在青藏高原以北地域，Lg波十分清晰；待进入青藏高原后则Lg 波急速减弱[51, 52]，非常重要的现象是在青藏高原腹地90°±2°E 为界，其东部不仅Lg 波强烈衰减，以致Lg波消失(图 14).同时还应当指出，青藏高原的高大地热流值区均分布在90°±2°E 的界带内，自南向北有普莫错(91mW/m2)，羊卓雍错(146mW/m2)，伦布拉盆地(140 mW/m2)，玛曲(106 mW/m2)，羊八井(108 mW/m2)，在局部地区大地热流值更高，如羊应乡(346mW/m2)，拉托卡(338mW/m2)，那曲(319mW/m2)[53, 54]，且为地震活动､构造运动､水热活动均十分强烈的构造地带.基于该区错综力系的叠置与交错､特异的地球物理场特征和印度板块不均匀向北插入青藏高原腹地的消减与被“撕裂"特征，故在高原中部产生了东､西向的拉张构造运动，以及深部热物质上涌而导致局部地域的Sn 波缺失[55].
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图 14 青藏高原及邻区地域Lg波传播的衰减特征与分区分布图[51] Fig. 14 Attenuation property and distribution of Lg wave propagation in Tibetan plateau and it′s neighbour in gregions[51] |
Pn波旅行时的层析成像表明，在90°±2°E 的范围内，明显的呈现出速度降低，即8.05-8.10km/s； 而在90°±2°E 以西地带速度变低，即8.05-7.95km/s.而在90°±2°E 以东和85°E 以西地域地2519地球物理学报(ChineseJ.Geophys.) 54卷震波速度则显著增大，即为在8.1-8.3km/s范围内变化[56].此外高温水热活动等地球物理异常场响应也均主要集中在90°±2°E 的范围内，这是青藏高原腹地的一个特异构造和物质属性的变异地带(以后将专文讨论).
8 高原腹地S波分裂与东､西部各向异性差异为了探讨青藏高原内部深部介质与结构的属性差异，可通过SKS震相研究S 波分裂，以求得其各向异性参数.高原地域平均SKS震相的分裂时间为0.83s,约比全球平均时间低1/3.结合该区Lg 波的传播特征和地热活动特征表明，高原地域各向异性具有明显的分区性，且在其南､北方向和东､西方向亦却均存在差异[57-65].
在87°E-92°E 地带，这是青藏高原腹地中部的一个地带，且为S波分裂与各向异性变化最为强烈的地带，即可分为两组:一组为主体上呈NE-NNE向，另一组则为近EW 向和NWW 向，并混有NE向.在34°N 以北却为NE 或NNE 向，在高原南部主要为NNE 向或近NS向.不同地体内各台站所观测到的快波方向亦变化显著，且在同一块体内，其快波方向和强度基本相近，且这一地带的各向异性混杂交错，标志着深部物质与能量的强烈交换，以及强烈的构造变形和构造活动，亦表明各向异性已伸抵上地幔深处[62].
8.1 90°±2°E以东与以西地区地震各向异性特征在高原腹地以88°E 为界(见图 14中近EW 向剖面AA′位置)，在其以西地带，在同一地体内各向异性变化不强，而在整体上各向异性呈NW 和EW向[61].然而再向西，即在75°E-80°E 地带，其各向异性强度减弱，不仅远低于中部，而且亦低于东部，主体上为NE，NNE 或近EW 向.
在90°E±2°以东地带，在北部各向异性方向基本上平行于大型走滑断裂的走向，其方向主要为NEE，ES，其强度亦比西部大，但却远小于中部地带[56, 67].
8.2 90°±2°E界带地域地震各向异性特征在中间界带(88°E-89°E)地域地震各向异性表现出复杂的强烈变化，它与其以西和以东地域显著不同(图 15).在MBT 以南快波方向为NNE 向，平均分裂时间为1.05s,而当跨过低喜马拉雅，高喜马拉雅处的快波方向为NE 和NNE 向，平均分裂时间为0.72s,在特提斯喜马拉雅处的快波亦为NE和NNE 向，分裂时间为0.68s,在90°地带，如康马西北和日喀则附近尚存在着NW 向和NNW 向交错等.综合中外等人在高原不同地区所得地震S波分裂与各向异性特征表明[56-62]，地震各项异性确存在明显的东､中､西分区.在这三个地区不仅各项异性强弱变化各异，而且其方向亦明显不同，但中部(90°±2°E)则变化最为强烈与复杂.
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图 15 喜马拉雅地区S波分裂图[65] 蓝色为HIMNT 项目的结果，紫色为HICLIMB项目的结果，以前研究结果用绿色表示. Fig. 15 The map of shear wave splitting in Himalaya[65] The blue line represents the results from the data of HIMNT.The results from HICLIMB project are shown by violet line.The previous results are shown by green line. |
以上7个方面是基于青藏高原及周边地域地壳深部介质与结构的运动学和动力学特征所表征的以90°±2°E 为界带的东､西分区论据，这里将从地壳浅表层的构造和变形特征来分析90°±2°E 东､西两侧的差异.
9.1 地表断裂分布青藏高原腹地断裂分布错综交织，90°±2°E 地带的南北向断裂乃一东西界带.南北向的均那-仁布断裂(F2)将东西向的桑雄-桑巴断裂(F3)､北东向的当雄-南木林断裂(F5)和东西向的雅鲁藏布江断裂系(F6､F7)切错[49]，这几条断裂[68](如图 16 中的F3､F5 断裂)与图 13中蓬错附近地带的Moho界带深度相比表明:这条近南北向的断裂(F2)已断抵Moho界带底部或更深，它是一条分割高原东西的深､大断裂系，即中脊断裂带.此外90°±2°E 地带地势起伏变化平缓，而其东部和西部则起伏变化强烈.
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图 16 西藏中部区域构造略图(主要根据航磁成果编制)(本文有改动和补充)[68] 1.深断裂；2.大断裂；3.小型刚性地块(由中酸性岩体组成)；4.中酸性岩体；5.基性､超基性岩体；6.深､大断裂.断裂名称:①F1.藏北断裂；②F2.均那-仁布断裂；③F3.桑雄-桑巴断裂；④F4.申扎-纳木错断裂；⑤F5.桑雄-南木林断裂；⑥F6.北雅鲁藏布江断裂；⑦F7.雅鲁藏布江断裂；⑧F8.黑河断裂. Fig. 16 Geological feature map of the central part of Xizang[68] 1.deep-seatedfault； 2.fault； 3.rigid block(composed of acid-intermedia terocks)；4.acid-intermediate rock； 5.ultra basic rock； 6.deep and great fault.①F1.NorthXizangfault； ②F2.Jongnag-Rinbungfault； ③F3.Sangxung-Sangba fault； ④F4.Xianza-Nam Lake fault； ⑤F5.Damxung-Namling fault； ⑥F6.NorthYarlungZangbo fault； ⑦F7.YarlungZangbo rift； ⑧F8.Heihe fault. |
中国大陆与周边地域GPS 测量所反映的现今浅表构造运动速度场[69]表征着其构造变形与物质运动的轨迹(图 17).在90°±2°E 地带速度场的矢量分布为一交织地带，即存在NE 向，近NS向及NW向和NNW 向，同时表明浅表层构造变形复杂，它是东､西部构造变形的交汇部位.在90°±2°E 以东地壳浅表部的速度场矢量一致呈现出NE､NEE 和近EW 向，且其矢量转折变化方向突出，反映出高原东部陆内的强烈变形和明显的走滑运动特征；在90°±2°E以西地壳浅表部的速度场矢量却一致呈现出近NS向，NNW 向(青藏高原西部GPS测量数据要比东部少得多，故给深化认识带来了困难)，具有一定的左旋走滑特征，即西部浅表层物质尚在向NNW向或近NS向运移.
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图 17 中国大陆及周边地区现今地壳运动速度场图[62] Fig. 17 The horizontal velocity of China continent and adjacent areas relative to Eurasian Plate[62] |
通过以上大量地球物理观测资料的积累､分析和研究发现，在90°±2°E 地带为整体高原东､西分界的边界地域，而且是基于地磁场､航空磁测､重力场､卫星重力测量､地震活动和震级､震中分布与断层面解，Lg波衰减程度的分区和水热活动等多元资料的研究得出的统一认识.确切地说青藏高原应划分为三块:即西部､中部(90°±2°E)和东部.它们的存在与分区本身均有着明确的标志和属性.那么为什么青藏高原会形成这样的格局[69-74]?基于本文以上的论述，下面提出几点初步的认识以供地球科学在青藏高原的整体研究中有所借鉴，以达其认识不断深化.
10.1 陆-陆板块碰撞､挤压与深层过程(1) 在印度板块与欧亚板块的陆-陆碰撞是在水平向挤压力系作用下，促使高原深部物质重新分异､调整和在三度空间内运移.由于印度板块向北运移并非是整个巨板匀速同步向北运动，并与欧亚板块碰撞.它是在兴都库什首先碰撞，而后印度板块呈逆时针旋转，并导致其在东部印缅山区二者相触，最后才挤没了古地中海，呈现了当今的构造格局.与此同时北部欧亚板块亦在印度板块的挤压下向南推进，且在一个大环境下呈现出整体的挤压格局.由于两陆-陆板块的介质与结构是不均匀的，各向异性的，这便决定了两陆-陆板块内部各块体之间的耦合与非同步效应.在喜马拉雅弧型山系的东､西两个弧顶---东､西构造结区形成了两个“尖楔"，并向北插入青藏高原的东､西两缘，其前端向北拖拉着印度板块的运移，故形成了高原腹地和东､西构造结区的复杂力偶作用及其深部物质与能量的交换[70, 71].
(2) 基于高原壳､幔介质与结构的非均匀性和各向异性效应，当必造成不同块体或块体的不同部位在错综力系作用下，在局部地带深部物质再次重新分异､调整过程中，其程度和运动速率亦并不相同，而且是不均匀的和非线性的.所以印度板块很可能是不同时期，以不同的运动速率，并以不同的运动方式向北运移.正是在这一运动过程中，印度洋板片的俯冲前缘在高原中部要比其两侧的延伸大，即印度洋板片的北进已发生强烈变异，且会造成板片在运移进程中“撕裂"[72]，故并非同步，而是分区(块)运动.为此在两陆-陆板块碰撞､挤压与俯冲､消减作用下，不仅使壳､幔介质与结构产生了不均匀变形和南北向深､大断裂对东西向深断裂，即板内块体结合部位的切割，故导致了深部热物质的不均匀聚集，并沿90°+2°E 地带上涌.
(3) 同时也应当清晰地认识到，整个印度次大陆亦非铁板一块，而是由几个不同形态和主轴方向各异的微板块组成的.它们在年代学上､壳-幔结构上､大地热流分布和物质组成上均存在明显的差异.所以，印度板块与欧亚板块之间的解耦､挤压或俯冲也是具有差异性的.
10.2 青藏高原以90°±2°E为界带的东､西分区与地球物理边界场响应在断裂活动和浅表构造变形的共同作用下，当必导致在不同块体或部位所形成的深浅构造变异､物质属性以及物理-力学-化学作用过程和动力学响应的差异.因为它是在一个大动力环境下所存在的特殊的局部运动和动力耦合效应所致.
(1) 高原在南北双向挤压力系作用下，加上不同块体和不同部位物理-力学作用过程的差异和所导致的东､西向拉张，构成了高原深部多元正交力系耦合，并在东､西向拉张作用的临界部位当必造成深部物质与能量的强烈交换.在喜马拉雅弧形山系的东西弧顶部位，即东西构造结地域[70, 71]，在深部物质运移过程中地壳短缩增厚，并向北顶进.在东､西向拉张作用的聚集轴部，导致了纵向与横向规模均较大的深､大断裂的形成，并以其为通道，促使壳､幔深部热物质上涌，故导致了一系列高温热泉的产生和高大地热流值，矿产资源的聚集和强烈地震的“孕育"与发生､发展及活动[72-74].
(2) 在高原中部90°±2°E范围内的低磁场､低布格重力异常､高水热活动和高大地热流值，地震波能量衰减的明显分区，不同震级和不同震源深度地震的分区及断层面解，东西向三维速度结构图像和二维地壳剖面中的速度结构在90°±2°E 地带的局部隆起与东､西两侧的差异等等充分表明:青藏高原具有特异的深层过程和浅层过程的复杂性和构成这种状态的错综耦合响应与共同性.
(3) 青藏高原90°±2°E 界带和东西分区特征表明，深部幔源物质的运移､上涌及其所导致的矿产资源聚集，地震灾害的区域集中发生和大地构造格局的形成是同出一辙.因此，高原的地壳短缩增厚､隆升，高原内部的差异分区不仅充分说明高原介质与结构的不均匀性､各向异性和变异的非线性以及热效应的增强，而更重要的却标志着它们均受到深部动力作用过程差异的制约.
基于青藏高原这一系列的运动学和动力学的响应，形成了在不同块体与界带地域各类地球物理场､二维与三维结构的速度变异在深层动力作用下形成的当今青藏高原分区，及其对地壳浅表层构造运动变形的影响，故导致青藏高原分为东､中､西三大组成部分.它们各自的构造格局和地球物理边界场响应与动力机制均受到深部物质与能量的交换及其深层动力过程的制约.
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