中国大陆的南北构造带地区在东亚大陆动力学的研究中处在一个十分特殊的位置，大致以东经102°—104°为界，中国大陆可以分成东、西两个部分，东侧由环太平洋构造域的扬子、鄂尔多斯克拉通块体以及它们之间的秦岭造山带等组成，西侧是以青藏高原为主体的喜马拉雅构造域，中间为贯通中国南北，北起鄂尔多斯西缘活动带，穿过西秦岭、经六盘山、龙门山沿着青藏高原东南边缘延伸的南北构造带.由于它们各自所处的大地构造背景和深部动力学环境不同，因此南北构造带东、西两侧在地质构造、地球动力学、地球物理场以及岩石层结构等方面都显示出较大的差异(刘建华等，1989; 宋仲和等，1991;殷秀华等，1998;胥颐等，2000; 2001;Liu et al., 2005;郭飚等，2009).

目前普遍认为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.根据岩石层板块大地构造的观点，在板块构造体制形成之前，古中国大陆是由不同时期的块体相互拼贴而成的，随着太平洋板块的产生并经过约1亿年的发展，中国大陆的东部地区开始受到影响.中生代时期，羌塘、冈底斯以及后来的印度大陆先后由南向北依次碰撞，造成特提斯洋的关闭，呈现出强烈的造山作用.新生代以来，太平洋板块向菲律宾板块俯冲，而菲律宾板块又俯冲于欧亚板块之下，形成西太平洋沟-弧-盆系，并引起弧后扩张.可见这两个动力学系统分别通过东部的陆缘带和西部的青藏高原对中国大陆内部的岩石层变形和构造运动施加影响(刘光鼎，1998).目前的资料表明，青藏高原的地壳运动在北部受到塔里木块体的阻挡，东部又受到扬子和鄂尔多斯块体的制约，从而沿着青藏高原的边缘形成了一系列大规模的造山带.由此可见，青藏高原边缘造山带的壳幔结构和构造特征成为认识印-欧板块碰撞体系下中国大陆岩石层构造变形以及深部动力学过程的重要场所(曾融生等，1994;高名修，1996).尽管多年来通过在不同地区开展的地球物理观测已经取得了不少的研究成果，但是也还存在一些尚待解决的问题，因此需要在统一的构造框架内进一步确定青藏高原边缘和南北构造带附近的壳幔结构性质，从而为探索中国大陆岩石层构造变形的深部动力学成因提供研究基础. 2 南北构造带及邻域地球物理场与地壳、岩石层速度结构

中国大陆南北构造带及邻域地区的地球物理场与地球动力学特征变化十分明显，两侧的主要地质构造单元在重力异常、地壳运动速率、构造应力场、地壳厚度、速度结构以及地震活动等方面都反映出较大的差异，它们说明南北构造带及两侧地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.本文主要对南北构造带及两侧的地壳和岩石层速度结构特征进行了分析与探讨. 2.1 重力异常特征

从布格重力异常图上(图 1)可以看出，南北构造带东侧和西侧的重力异常形态有明显的差别，总的趋势为东高西低，其间被两条规模巨大的近南北向梯级带分隔.一条为大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山梯级带(图 1Ⅰ)，它东侧的重力异常变化较为平缓，呈现向东逐渐增大的趋势；另一条沿着青藏高原的东部边缘分布，它在六盘山一带转为北西方向与青藏高原北缘的祁连山—阿尔金山—昆仑山梯级带相接(图 1Ⅱ).在这两条重力梯级带之间，中部的四川盆地为一个封闭的相对重力高，鄂尔多斯和阿拉善一带的异常变化幅度不大.南北构造带西侧的青藏高原中部总体上是一个变化平缓的重力低值区，边缘为重力异常陡变带.重力异常总体呈现在南北构造带东侧为向东逐渐增大的趋势，而在西侧为南北高中间低的趋势.

图 1

Fig. 1

图 1 南北构造带及邻域布格重力异常图(黑色虚线为重力梯级带) Fig. 1 Bouguer gravity anomaly of North-South tectonic belt and its adjacent regions(The black dashed lines mark gravity gradient zone)

为探讨深部区域重力异常场的变化趋势，我们对布格重力异常进行了向上延40 km的处理(图 2)，可以看出上延拓40 km后，重力异常上述的特征与趋势依然明显，两条巨大重力梯度带的趋势更加突出，这说明深部结构对重力异常的影响和控制，两条重力梯度带是由深部构造的影响所形成，其深 度可以达到莫霍界面以下.本文地震层析结果120 km 的速度图像(图 9)呈现的地幔低速带的西部边界与大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山重力梯级带相对应，从而证实贯穿中国东部的南北重力梯级带确实是一条在上地幔深度上的构造变异带.地震层析成像结果将在本文的2.3.3节中探讨.

图 2

Fig. 2

图 2 南北构造带及邻域布格重力异常向上 延拓40 km结果图(黑色虚线为重力梯级带) Fig. 2 The result of Bouguer gravity anomaly upward continuation 40 km of North-South tectonic belt and its adjacent regions(The black dashed lines mark gravity gradient zone)

根据布格重力异常数据，我们应用Parker-Oldenburg(Parker，1973; Oldenburg，1974)方法反演计算了研究区的地壳厚度，在反演计算时选取了穿越研究区的两条地震剖面(崔作舟等，1995; 王有学等，2005)进行了控制(图 3)，同时参考了郝天珧等人(郝天珧等，2014)的反演计算结果.从计算结果可以看出，研究区的地壳厚度呈现出东浅西深的趋势，华北和江汉平原一带的地壳厚度为32~ 36 km，部分地区出现隆起和坳陷.从大兴安岭经太行山、秦岭至武陵山，地壳厚度从东侧的36 km增加到西侧的42 km，构成贯穿中国东部的莫霍面陡变带，在该陡变带以西，鄂尔多斯的地壳厚度在40~44 km之间，四川盆地和滇东南一带为40~ 46 km，滇西北为50~55 km.在南北构造带地区的 地壳厚度呈现出剧烈的陡变带，厚度在45~50 km.在南北构造带以西地区包括中国大陆地壳最厚的青藏高原及地壳厚度较厚的西北部地区，青藏高原北缘过渡带的地壳厚度为50~60 km，向北逐渐减小到40~46 km；高原的中部为60~65 km，中南部加深到70 km以上.而在该陡变带以东，地壳厚度向东逐渐减薄.

图 3

Fig. 3

图 3 南北构造带及邻域地壳厚度图 ① 格尔木—额济纳旗地震剖面；② 阿尔金—龙门山地震剖面. Fig. 3 Crustal thickness of north-south tectonic belt and adjacent regions ① Golmud—Ejin Qi seismic profile. ② Altun —Longmen mountain seismic profile.

南北构造带西侧青藏高原现今的构造运动无 疑受到印度板块向北推挤的影响.INDEPTH-1(International Deep Profiling of Tibet and the Himalaya)(Zhao and Xie， 1993;Hauck et al., 1998)的结果清晰地显示出印度地壳向高原岩石层嵌入的痕迹，这一地壳的楔入作用造成青藏高原的地壳厚度发生了很大的变化.根据地壳形变观测数据(Chen et al., 2000)，目前青藏高原的南部仍然以25 mm·a^-1的速率向北运动，但是高原内部的地壳变形幅度不大.在北面塔里木、中朝克拉通和东面扬子克拉通块体的阻挡下，高原北部的祁连山和东部的川滇造山带地壳强烈缩短，整个高原的地壳块体沿着顺时针旋转并朝东南方向挤出，构造应力场的分布也反映出相同的特征(徐纪人等，2008).

位于东、西部之间的鄂尔多斯高原和四川盆地处于中国大陆两个最为活跃的岩石层动力学分区之间，西面紧邻因碰撞挤压而大规模隆起的青藏高原，东面则是新生代以来经历了裂陷伸展、岩石层减薄的裂谷带.鄂尔多斯和四川盆地的地壳厚度在40~44 km左右，壳内结构相对完整，很少发现壳内高导层，或者壳内高导层的深度较大；莫霍面平缓，上地幔顶部的速度较高，上地幔高导层的平均深度为110~120 km，热流值一般都比较低，属于中国大陆构造活动最弱的区域.尽管鄂尔多斯和四川盆地受到来自东、西两个方向动力系统的作用，但是块体内部的变形幅度都不大，是相对稳定的地区.GPS观测数据证实，四川盆地和西安以东地区的地壳水平运动速率很小(Chen et al., 2000)，岩石层在整体上显示出刚性块体的特征(Wu and Levshin， 1994;Lebedev and Nolet， 2003).青藏高原是中国大陆地壳厚度最大的地区，自5000万年以来，印度大陆一直向北运动并向青藏高原的地壳挤入，造成高原地壳的缩短增厚，这一现象已经被深地震测深的结果证实(Zhao and Xie， 1993；Hauck et al., 1998).攀西地区属于古裂谷带，但是它的莫霍面深度却比川滇地区大8 km左右，估计是青藏高原向东南方向挤出造成了地壳增厚(曾融生等，1995).

从宏观上看，南北构造带东、西侧地区的地质构造之所以存在如此巨大的差异，一方面与各自所处的地球动力学环境有关，另一方面则是由地壳和上地幔的结构以及深部岩石的物性状态所决定的.一个地区的构造稳定性在很大程度上取决于它的岩石层结构是否完整，上地幔深部的活动是否强烈，这已经被许多实际资料和地球物理观测所证实.例如鄂尔多斯和扬子块体，它们的地壳结构比较稳定，横向变化小，很少在地壳内发现作为异常的低速层和电性高导层；而在青藏高原及其边缘构造带，地壳和上地幔的结构则复杂得多，呈现出不同的构造样式.

由上述分析可见，在稳定的鄂尔多斯和扬子块体两侧，中国东部为地壳减薄区，中国西部为地壳增厚区.曹家敏等(曹家敏等，2006)根据中国大陆地震测深结果编制的地壳厚度分布图也反映出由东向西逐渐变厚的特征，其中南北带两侧是地壳厚度变化最明显的区域. 2.3 研究区地震层析成像

本次研究采用体波地震层析成像技术(刘福田等，1989)反演了南北构造带及邻域地区的地壳和上地幔的三维速度结构，通过分析南北构造带及邻域地壳、岩石层速度结构特征，对上地幔流变性及其动力学意义进行了相应的讨论. 2.3.1 数据采集

地震层析成像反演主要使用了中国地震台网和部分省区地震台网的P波到时数据，包括青海、甘肃、宁夏、陕西、四川、云南以及华北、华东和华南等地大约100多个地震台站(图 4).大多数地震台站分布在青藏高原边缘的祁连山、河西走廊、川滇西部以及鄂尔多斯周缘、华北、华中和华南等地，而鄂尔多斯、阿拉善以及青藏高原内部、四川东北、湘鄂西以及贵州高原很少有地震台站.

图 4

Fig. 4

图 4 研究区内的地震台站分布图 Fig. 4 Distribution of seismic stations in the study area

研究区内的地震主要分布在构造活动比较强烈的地区，如青藏高原边缘的祁连山、南北带以及鄂尔多斯周缘和华北地震带；华中和华南虽有地震分布，但是数量相当有限；青藏高原内部的地震比较分散，数量也比周缘地区少得多(图 5).本次研究一共使 用了研究区内1981年以来能收集到的12017个 地震的141383个P波到时，此外还从ISC报告(International Seismological Catalogue)中挑选了1981年以来的7065个6~7级的远震，在研究区内的地震台站中检索出它们的127045个P波到时，主要用于控制上地幔深部的速度结构.

图 4

Fig. 4

图 5 研究区内的地震震中分布图 (图中A—A′，B—B′为图 10，11剖面位置)Fig. 5 Distribution of epicenters in the study area (A—A′，B—B′ are profile locations in Fig. 10 and Fig. 11)

众所周知，地球内部的实际结构和组成是相当 复杂的，因此在研究地球物理的具体问题时通常需要进行一些简化.我们采用的地震成像方法中(刘福田等，1989)，假定地球由各向同性和完全弹性的水平分层介质组成，地震波在各层内的传播速度遵循梯度变化，即随着深度的增加而递增，地震被看作为点源，取地震波的高斯近似解，利用三维空间非均匀网格节点上的速度值来描述地球的内部结构.

速度模型的选取在地震层析成像正反演过程中起着重要的作用.模型的选择按照以下原则：(1)根据台站密度和地震的震中分布进行网格划分，水平网格划分的原则是在满足分辨要求的前提下保证每个网格内有足够多的射线交叉通过，一般网格尺度要大于地震的射线宽度；(2)模型分为地壳和上地幔两部分，莫霍面以上壳内各层面的速度值主要参考已有的工作基础和对研究区深部结构的初步认识，上地幔的界面和速度值则参照一维球状分层各向同性的地球模型，假定各深度之间的速度值按线性变化；(3)在参考模型的基础上计算地震波的理论走时并与实际地震的观测走时进行比较，根据走时残差的大小不断修正和调整参考模型，使其更加逼近真 实的地球介质，走时残差的绝对值一般不超过2.0 s；(4)纵向网格划分应该保证各层具有足够的射线数量通过，此外还要考虑速度间断面的存在.界面深度和各层的速度选取如表 1所示.

表1(Table 1)

表 1 界面深度和速度值 Table 1 Values of depth and velocity of interfaces 深度(km) P波速度(km·s-1) 深度(km) P波速度(km·s-1) 3- 5.4 120 8.1 3+ 5.6 171 8.1917 20- 6.2 210 8.3 20+ 6.3 271 8.5247 35- 6.5 371 8.8877 35+ 6.6 410- 9.03 50- 6.9 410+ 9.36 50+ 7.8 471 9.565 71 8.0 571 9.901

表 1 界面深度和速度值 Table 1 Values of depth and velocity of interfaces

通过反演计算得出了南北带及邻域不同深度的速度分布(表 1).由于篇幅的原因，我们仅选取了部分相关的深度进行了分析.

3 ⁺ km和20^- km的图像十分类似(图 6)，它们主要反映了上地壳的速度分布.太行—吕梁山、秦岭—大巴山、祁连山的东段、川西的甘孜、康定直至滇西的大理、保山以及三江地区均为高速区域；银川盆地、酒泉盆地、柴达木盆地、四川盆地以及云贵高原东北为低速区域；青藏高原的拉萨、察隅、柴达木一带的地壳速度也比较低.从上述图像可以看出，浅层速度分布与地表构造有着密切的联系.可以看出，在上地壳的深度范围内，高速区域主要是造山带，而低速区域多为沉积盆地，显然造山带与盆地的构造差异和岩性组成是地壳浅部速度分布不均匀的主要原因，这个结果与中国大陆其它地区的地震成像揭示的现象是一致的(刘福田等，1989; 刘建华等，1989; 胥颐等， 2000，2001).川西南至昆明—贵阳以北的低速有些特别，这一地区位于云贵高原北部，本应反映出造山带的速度特性，然而地壳浅层却与四川盆地一样具有较低的速度，说明这一地区的地壳结构与相邻的滇西造山带是有所区别的.

图 6 3+ km和20- km的速度图像 Fig. 6 Velocity images of of 3+ km and 20- km

20⁺ km和35^- km的图像揭示了地壳中部的速度分布(图 7).在中地壳的深度范围内，沉积盆地 地区已到达盆地的基底以下.南北带附近，北起银川、西宁、经兰州和成都以西直至滇西出现了明显的低速条带，以此为界，东侧的四川盆地、鄂尔多斯、阿 拉善为高速区；在35^- km上除了鄂尔多斯和扬子 块体的中部为高速外，其余地区均为低速；秦岭—大 巴山的东段和太行山在20⁺ km上为高速，至35^- km 时已经转变为低速.

图 7 20+ km和35- km的速度图像 Fig. 7 Velocity images of 20+ km and 35- km

3 5⁺ km和50^- km反映了地壳下部和莫霍面附近的速度分布(图 8).在35⁺ km的速度图像中，南北带、祁连山、秦岭、太行山、鄂尔多斯的西缘、湘鄂西以及云贵高原的大部分地区仍为低速区，鄂尔多斯、阿拉善、四川盆地为高速区，秦岭中段和滇西地区还存在两个较小的高速块体.50^- km的速度图像与35⁺ km的十分相似，仅仅是四川西部至甘孜的北西向高速条带将沿着南北带的低速区分成南北两段，其南段向西藏察隅地区延伸.

图 8 35+ km和50- km的速度图像 Fig. 8 Velocity images of 35+ km and 50- km

地壳中、下层最明显的特征是南北带和祁连、秦岭、太行等造山带的低速层，它们的深度在不同的地区略有差异，南北带较浅，祁连山、太行山略深，秦岭造山带西部浅、东部深.这些壳内低速层的深度与南北带及其邻近地区的地壳中部高导层比较接近，与上述造山带相邻的鄂尔多斯和四川盆地内都没有发现低速层.

根据重力资料计算的地壳厚度结果(图 3)表明，中国大陆的莫霍面深度由东向西逐渐加深，东部地区由沿海一带的30余公里增加到南北带东侧40余公里，南北带西侧至青藏高原急剧增厚到60~70 km.在设计初始速度模型时，本文将50 km作为研究区莫霍面的平均深度，实际上主要指青藏高原的边缘过渡带，目的在于根据这个深度的速度分布对其两侧的地壳结构的变化进行比较，同时了解东部地区上地幔顶部岩石层的性质.这个深度的速度异常具有两种含义，正扰动代表的高速接近上地幔的速度值，而负扰动代表的低速趋于地壳底部的速度值，所以在不排除速度异常的情况下，高速区的莫霍面可能位于50 km之上，而低速区的莫霍面在50 km以下.

从上面的速度图像看出，中国东部大部分地区以及云贵高原的南部均以高速为主，说明50 km已经接近了上地幔的顶部，这与中国东部较小的莫霍面深度是相一致的.而太行山、鄂尔多斯西缘以及川东—湘鄂西一带的低速显然不能用较大的莫霍面深度来解释，它们意味着这些地区的上地幔顶部存在速度异常.祁连山、南北带以及青藏高原东南缘的低速不仅与较大的地壳厚度有关，可能还存在异常现象.青藏高原边缘过渡带它们分别与北部的阿拉善、鄂尔多斯和东部的扬子块体拼合，边界部位有可能在地幔深部热扰动的影响下出现异常，使壳幔边界显示出低速特征.

1 20 km的图像揭示了研究区岩石层深部构造的基本框架(图 9).从太原、郑州、到武汉、长沙，整个华北平原、江汉平原的西部一带均为低速，其西部边界大体上与大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山的重力梯级带相近，这一性质直观地显示出东部地区岩石层减薄的迹象.除了少数零散的低速异常之外，扬子、青藏和中国北部构成为三个较大的正异常区.川西的岷山一带出现了一个低速区，它位于青藏高原东部与鄂尔多斯、扬子块体之间的交汇处，或许反映了大陆岩石层块体结合部位的地幔扰动特征，另外云南腾冲地区的地幔热异常仍然很明显.从120 km的深度开始，华北平原和江汉平原的西部直至华南普遍出现负异常，它们从太行山、经秦岭—大巴山延伸到武陵山一带，构成一条贯穿研究区东部的上地幔低速带.在华南一带负异常随着深度的增加逐渐向西扩展，西侧鄂尔多斯和扬子块体则正异常为主.上述地幔低速带的西部边界与大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山重力梯级带相对应，从而证实贯穿中国东部的南北重力梯级带确实是一条在上地幔深度上的构造变异带，而不仅仅是地壳尺度的大地构造分界线，它也是地壳和上地幔深部岩石物性、物质分布的横向不均匀性和动力学环境等方面的差异在地表产生的综合效应.

图 9 120 km和171 km的速度图像 Fig. 9 Velocity images of 120 km and 171 km

深度至171 km时(图 9)，太行—吕梁山以西、秦岭以北的鄂尔多斯和银川以西的贺兰山一带为高速，银川以北为低速区，华北平原和华南大部分地区为低速.西安、兰州、西宁、酒泉一带的西秦岭以及祁连山—河西走廊均为低速，它们向南经过青藏高原的东北部延伸到川西，形成北西方向为主的低速带；在川西北岷山一带上述低速带发生转折，从川西到滇西形成一条由南北方向变为北东方向的高速带.该带东侧的扬子块体大部为高速，仅川东部分地区出现低速；该带西侧的藏东南和缅甸北部为高速.这一深度在中国大陆的东部地区已经进入软流层，但是在研究区位于岩石层的底部或者软流层的顶部附近，因此速度异常的形态和走向仍然具有地质构造特征，它们可能是岩石层的变形和运动在软流层顶部留下的痕迹.171 km深度以下已经看不出速度异常与地质构造的之间联系，大部分地区在这个深度 上已经进入了软流层，它们更多地反映了上地幔深度物质的分布存在着横向非均匀性.

1 71 km(图 9)的速度图像仍然可以看出上地幔 构造变形的痕迹，主要为青藏高原周缘不同走向的 高低速条带.它们在青藏高原东北缘为北西方向，经过龙门山沿着青藏高原东部边缘转为北北东方向.四川盆地、鄂尔多斯、青藏高原东南的速度异常仍然以正异常为主.青藏高原地壳块体的向东挤出和顺时针旋转已经被许多地质和地球物理观测证实(Mcnamara et al., 1994; 曾融生等，1994; Lavé et al.， 1996; Chen et al., 2000)，但是上地幔岩石层是否也会随着地壳块体发生同步的运动和旋转、或是由于壳-幔间的解耦作用而具有独自的运动方式，目前还尚无直接证据.从171 km深度的速度异常走向来看，青藏高原东北缘的异常走向与祁连造山带山相对应，东南缘的异常与川滇西部造山带的构造走向相同，异常带走向发生变化的转折处位于四川盆地西北的龙门山一带，这里正是青藏高原向东最突出的部位.这些现象与青藏高原周缘地壳形变和构造应力场的变化是一致的(牛之俊等，2005;朱守彪和石耀霖，2006；徐纪人等，2008)，说明在印-欧大陆碰撞过程中青藏高原的岩石层也发生了相应的运动，由于岩石层底部的拖曳作用，它们在上地幔中留下了变形的痕迹.

地震层析成像的结果清晰地反映出了研究区内的主要造山带如秦岭、祁连山、南北带、太行山以及鄂尔多斯和扬子等稳定块体的深部构造轮廓，使得可以在岩石层尺度内确定主要地质单元不同深度的基本性质，为地质问题的解释提供了必要的深部依据.为了更加直观地展示研究区壳幔结构的横向和垂向变化，在水平速度图像的基础上，我们选择了2条(位置见图 5)穿过研究区内的一些造山带和相邻地块的地震层析成像纵切剖面进行了分析讨论.

剖面A—A′穿过了腾冲、横断山、祁连山等，根据A—A′地震层析成像剖面可以看出(图 10)，祁连山上地壳呈现为高速，中下地壳存在低速层；河西走廊的壳内平均速度略为偏低，可以看出阿拉善和青藏高原北部在地壳深部的边界；青藏高原上地幔顶 部的速度偏低，岩石层底界面的深度大约为150 km. 但是祁连山的软流层明显上隆至100 km左右，造成岩石层局部减薄的现象.

图 10 A—A′地震层析成像剖面图 Fig. 10 A—A′ seismic tomography profile. Location is shown in Fig. 5

剖面B—B′穿过四川盆地、龙门山、南北构造带和青藏高原的东部(图 11).根据速度结构分析，四川盆地的地壳和上地幔结构比较简单，横向变化小，垂向随深度的变化也很稳定，其性质类似于鄂尔多斯.地壳上下层的速度相差较大，20 km以上基本上为低速，川西山前坳陷区的形态非常清晰；20 km以下至上地幔顶部均为高速，层块状特征明显，岩石层的厚度可能达到150 km.龙门山与四川盆地的壳幔结构呈负相关对应关系，地壳上层高速体推覆逆冲和抬升的迹象十分明显，下地壳为低速，并且一直延伸到上地幔.青藏高原东部地壳底部和上地幔的速度偏低，四川盆地的地壳显示出向龙门山俯冲的态势.与四川盆地相比，龙门山地壳中下层和上地幔的结构具有构造活动地区的特点，由于这一地带处于青藏高原东部、阿拉善、鄂尔多斯、扬子四大块体的交界地带，无论是速度结构还是高导层的分布以及壳幔热状态均与相邻块体有所不同，而深部热异常的存在是导致壳幔岩石物性发生较大变化的主要原因.南北带的边界部位发育了较多的超壳断裂，地幔深部的热物质很可能沿着断裂形成的通道向上侵入，使下地壳和上地幔顶部的岩石物性发生各种变化、形成水平伸展的流变层，壳-幔之间的热交换使莫霍面成为一个不稳定的过渡带，从现有的资料来看，四川盆地西北的龙门山和盆地西南的古裂谷带都具备这一深部动力学环境. 3 东、西部的构造关系

许多学者非常关注青藏高原隆升造成的远程效应，特别是希望以此解释中国东、西部地质事件的互补性，如构造挤压与伸展、造山带与裂陷盆地、岩石层增厚与减薄等等，并通过数值模拟提出了相应的演化模式(傅容珊等， 2000a，2000b)，这些模型大都是以青藏高原岩石层的增厚作为先决条件，并将软流层定义为一个横向均匀的塑性流变层.由青藏高原岩石层下沉引起的地幔扰动从西向东传递，在中国东部受到太平洋板块向西俯冲的制约而快速上涌，造成岩石层隆起减薄，并形成大陆裂谷盆地和玄武岩浆的喷发等一系列构造事件.

从目前的资料情况分析，东部地区的岩石层减薄和地幔上涌已经被各种地质和地球物理观测所证实，青藏高原较大的岩石层厚度和地幔的高热状态也是公认的事实，问题的关键在于作为主要热传输通道的中国大陆的中部地区是否具有一个流变性较强的软流层.上地幔的速度分布表明鄂尔多斯和扬子块体是厚度达数百公里的“低温”构造层，很难想象青藏高原的地幔热扰动能够通过这个大范围的“低温层”传递到华北一带，引起地幔上涌、岩石层减薄等诸多强烈的构造事件.物理模拟试验证明，板块碰撞边界驱动力的远程传递必须依靠岩石层中的网络状塑性流动以及对上覆脆性地壳的拖曳才能实现(王绳组，1999)，所以即使在软流层中存在这种由西向东的远程传递效应，它也只可能是通过上地幔浅部由低速异常带组成的网络来传递的，但是究竟它们能对中国东部的岩石层减薄产生多大的贡献还是一个有待于研究的问题.

图 11 B—B′地震层析成像剖面图图 Fig. 11 B—B′ seismic tomography profile. Location in shown in Fig. 5

地震成像最直观的启示是：中国东部的岩石层减薄和地幔上涌主要是受到环太平洋俯冲带边缘海扩张的影响，由于扬子和鄂尔多斯稳定块体对太平 洋板块俯冲作用的阻挡，在大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山一线造成横贯南北的构造形变带，并一直影响到地幔深部.南北形变带东侧的华北平原在太平洋俯冲带弧后扩张作用下形成大陆裂谷带，西侧的扬子和鄂尔多斯的壳幔结构则保持了相对的稳定性.另外菲律宾板块俯冲引起的弧后扩张和地幔上涌对中国东部岩石层的减薄起到了一定的作用，导致扬子块体东南部的岩石层被减薄(胥颐等，2006; 胥颐等，2008).

在中国大陆的西部，青藏高原的运动在北面受到塔里木块体的阻挡，在东面又受到鄂尔多斯和扬子块体的阻挡，使其不得不发生顺时针旋转改向东南方向挤出，并造成边缘带地壳强烈变形.中西部的边界可以追溯到地幔深部410 km附近(图 12)，从图 12可以看出，中国东部岩石层减薄的西部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，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，正是这些差异共同形成了地球物理场中的巨型异常带，清晰地勾勒出中国大陆东部与中西部在地幔深部的分界线.东部鄂尔多斯和扬子块体的上地幔相当于一个冷区，西部青藏高原则相当于一个热区，青藏高原地幔深部的热扰动可能并没有越过这些巨厚的克拉通块体，而被限制在与鄂尔多斯、扬子块体的交汇处.由此可见，鄂尔多斯和扬子块体分别在东西方向削弱了环太平洋俯冲带和喜马拉雅大陆碰撞带这两个动力系统对中国大陆的影响，为维持中部地区的稳定性起到了至关重要的作用.在岩石层尺度内，中国大陆中、西部的边界位于东经102°左右的南北带附近，它是青藏高原东部与扬子和鄂尔多斯块体的分界线.可是在上地幔深部的速度图像中，中西部的分界线逐渐向西延伸，至410 km时已经移动到东经98度附近，比岩石层尺度内的边界位置偏 西了几百公里.Lebedev和Nolet(Lebedev and Nolet， 2003)在反演东亚的横波速度结构时也发现扬子块体深部的高速异常随着深度的增加向西移动.因此中部地区和青藏高原的构造分界线应在东经100°—102°左右.对比171 km和410 km的速度图像可以看出，在上地幔浅部，青藏高原的东部边界向东扭曲，这意味着青藏高原岩石层和软流层的运动是不一致的.虽然目前尚不能确认深部边界偏移的真正原因，初步推测可能与青藏高原岩石层在印度板块的作用下向东挤出有关，说明岩石层与深部地幔是没有“耦合”在一起的.

图 12 410 km的速度图像 Fig. 12 Velocity images of 410 km

南北构造带东侧和西侧的布格重力异常形态有明显的差别，总的趋势为东高西低，其间被两条规模巨大的近南北向梯级带分隔.南北构造带地区为地壳厚度剧变区，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，而向东为地壳逐渐减薄区.50^- km的地震层析成像结果表明，中国东部大部分地区以及云贵高原的南部均以高速为主，说明在这些地区50 km已经接近了上地幔的顶部，这与中国东部较小的莫霍面深度是相一致的.而西部的青藏高原地区，主要以低速为主，说明这些地区的莫霍面深度应大于50 km.

1 20 km的图像揭示了研究区岩石层深部构造的基本框架.从太原、郑州、到武汉、长沙，整个华北平原、江汉平原的西部一带均为低速，其西部边界大体上与大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山的重力梯级带相近，这一性质直观地显示出东部地区岩石层减薄的迹象.以大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山重力梯级带为界，中国东部的华北平原、江汉平原和华南一带为岩石层减薄区，西 部青藏高原、北部地区一带为岩石层增厚区.从120 km 的深度开始，华北平原和江汉平原的西部直至华南普遍出现负异常，它们从太行山、经秦岭—大巴山延伸到武陵山一带，构成一条贯穿研究区东部的上地幔低速带.在华南一带负异常随着深度的增加逐渐向西扩展，西侧鄂尔多斯和扬子块体则正异常为主.上述地幔低速带的西部边界与大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山重力梯级带相对应，从而证实贯穿中国东部的南北重力梯级带确实是一条在上地幔深度上的构造变异带，而不仅仅是地壳尺度的大地构造分界线，它也是地壳和上地幔深部岩石物性、物质分布的横向不均匀性和动力学环境等方面的差异在地表产生的综合效应.

中国大陆存在两条重要的深部构造边界，其影响可达几百公里的深度，一条沿着大兴安岭—太行山—秦岭—大巴山—武陵山分布，是东部陆缘带和中部扬子、鄂尔多斯克拉通地区的分界线，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，正是这些差异共同形成了地球物理场中的巨型异常带，清晰地勾勒出中国大陆东部与中西部在地幔深部的分界线.另一条位于东经100°—102°左右，是中部地区和青藏高原的分界线，它由南北向分布的速度异常条带组成，可以追溯到上地幔410 km的深度.在上地幔浅部，青藏高原的东部边界向东扭曲，这意味着青藏高原岩石层和软流层的运动是不一致的，初步推测可能与青藏高原岩石层在印度板块的作用下向东挤出有关，说明岩石层与深部地幔是没有“耦合”在一起的.鄂尔多斯和扬子块体分别在东、西两个方向削弱了环太平洋俯冲带和喜马拉雅大陆碰撞带这两个动力系统对中国大陆的影响，为维持中部地区的构造稳定性起到了重要的作用.