新生代大陆碰撞造山带的地壳上地幔形变过程及动力学机制，其中特别是黏滞性地壳流对地壳及上地幔的变形及动力过程的研究，已成为当前一个主流.Beaumont等(2002)对印度板块俯冲形成喜马拉雅山及青藏高原挤压缩短过程进行数值模拟，用地壳中存在黏滞流体较好解释了地壳增厚、物质运移、高原隆升的演化过程.Gray和Pysklywec(2012)对青藏高原造山带地壳及上地幔流体作用的模拟，再现了板块碰撞与岩石圈的俯冲、黏滞性物质流上涌、下地壳与上地幔的拆沉与流体上涌等复杂过程.早在20世纪80年代，就提出了地壳内塑性流体的挤压与剥蚀作用，以解释大陆碰撞造山带特别是青藏高原形成与演化过程，以及有关地壳和地幔间的耦合与解耦、应力与应变，以及岩石的变质作用等(Godin et al., 2006；Grujic, 2006).

青藏高原中下地壳至部分上地幔存在部分熔融或含水物质的黏滞性流体，已为一系列地球物理及岩石学研究所证实(Klemperer, 2006；Brown et al., 1996；Nelson et al., 1996；Yuan et al., 1997；Li et al., 2003；Eva and Timothy, 2008).Feng等(2001)按照青藏高原中下地壳存在大规模流体的假设，模拟了高原隆升及地壳变形的演化过程.Cook和Royden(2008)根据青藏高原周边先前存在的不同强度的地块，用地壳流的动力作用模拟了青藏高原边界的地形地貌，指出在高强度刚性块体(如四川盆地)边界上形成陡峻的高山，而在其它较软弱地块边界上形成逐渐下降的缓坡.

青藏高原东缘为一系列异常隆升的陡峻高山，其造山过程与南缘喜马拉雅山和北缘的昆仑山、阿尔金山是不同的.青藏高原南缘和北缘都有大规模的板块俯冲及地壳缩短，而东缘基本不存在俯冲和缩短现象.

Burchficl、Royden、Clark等给出青藏高原中下地壳的黏滞性层流向东流动，在刚性的四川盆地边界受阻，地壳流上升引起上地壳变形，地表隆升的设想与模拟(Cook and Royden, 2008；Burchfiel et al., 1995；2008, Royden et al., 1997；Schoenbohm et al., 2006；Clark et al., 2000, 2003, 2004, 2005; Kirby et al., 2003).张培震(2008)对几种层流模型进行了较全面的归纳与讨论.然而对地壳流导致青藏高原东缘急剧隆升的过程也有不同观点.一种是认为下地壳流在四川盆地受阻直接向上推覆隆升(Burchfiel et al., 1995, 2008；Cook et al., 2008).另一种是地壳流在层间运移导致上地壳的滑脱解耦，地壳流在盆地受阻引起向上压力致地表隆升(滕吉文等, 2008；楼海等，2008；Royden et al., 1997).

尽管近年来已发表了大量论述青藏高原东缘地壳流的论述，但相当一部分仍然是建立在为数不多的地质或地球物理观测上的推理模拟，对地壳流的空间分布和动力过程仍然没有一个较完整的了解.例如，地壳流在青藏高原东缘是否普遍存在，或只发育在某些局部地段，地壳流的空间分布及流动方式是怎样的，它们动力过程及对地表形变、现代构造活动的影响等问题仍没有很好的解答.

为深入研究这些问题，利用青藏高原东部及四川、云南两省密集的被动源地震观测资料，反演了这一地区地壳上地幔速度结构，建立了研究区域三维速度模型，对地壳结构及地壳流的空间展布、流动方向有了较深入的认识.从而对地壳流的动力作用，以及地壳运动、变形及破裂等研究取得了进展.

青藏高原东缘包括藏东、川西及滇西北高原等地区，其东界为四川盆地和华南丘陵及平原.青藏高原东缘的地形自北向南是不规则的并有很大变化.其中毗临四川盆地，地形上表现为一系列的上升的陡峭山脉与高峰，而其东南及东北缘则为平缓下降的斜坡地带.为研究青藏高原东缘地壳上地幔的细结构，分析地壳内速度三维结构与性质，及地壳流分布空间及流动方式，采用该区域密集的被动源地震观测台网数据进行反演，计算三维速度结构及泊松比分布.

利用过去6年在研究区域部署的80个流动观测台站及70个固定台站(中国数字地震台网CDSN，四川及云南地震台网)的宽频带地震仪数据进行了统一处理.台站分布如图 1所示.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原东缘地形地势及被动源地震观测台站位置图 Fig. 1 The topography of east margin of Qinghai-Tibet plateau and the location of passive seismic observation stations

这些台站记录的远震按以下标准挑选，体波震级M_b>5.0，震中距Δ位于30°~100°区间，一共获得了147个地震事件，它们大多发生在环太平洋地震带，地中海至苏门答腊爪哇地震带及印度洋中脊地震带，如图 2所示.

图 2

Fig. 2

图 2 接收到的远震分布图 Fig. 2 The distribution of tele-seismic locations which is received in passive seismic observation stations shown as Fig. 1

利用宽频带远震地震记录，计算各观测台站下方的S波速度结构的接收函数，用接收函数法对每一台站地下垂直断面S波速度进行反演，以获取地壳及上地幔沿深度方向的V_S波速度分布.接收函数法采用有关文献(Randall，1989; Ligorria et al., 1999；吴庆举等, 1998; 徐强等，2008)给出的计算方法.全区采用统一的速度线性变化模型，青藏东缘、扬子地台地壳厚度初始值分别采用40 km和60 km.理论波形与观测波形能很好拟合的各台站的反演计算结果见表 1.按照不同构造分区，将所得典型结果归纳为四个区域，即四川盆地，川西高原，滇西滇中区，滇西南区.如图 3所示.

表 1(Table 1)

表 1 莫霍界面深度及地壳上地幔不同深度的VS速度分布 Table 1 The depth of Moho boundary and VS velocity in different depth for crust and upper mantle

表 1 莫霍界面深度及地壳上地幔不同深度的VS速度分布 Table 1 The depth of Moho boundary and VS velocity in different depth for crust and upper mantle

图 3

Fig. 3

图 3 地壳上地幔VS速度垂直断面及接收函数波形拟合图 Fig. 3 The distribution of VS velocities in vertical profile and waveform fitting for received function

由表 1及图 3给出的V_S速度分布可以看出，四川盆地地壳上地幔速度结构与青藏高原东缘显著不同.四川盆地地壳及上地幔速度显著高于后者.盆地中地壳V_S速度值达3.6~3.8 km·s^-1，上地幔V_S速度值为4.5~4.8 km·s^-1.且地壳内无低速层，岩性上显示为刚强的地块.

青藏高原东缘各台站的V_S断面最显著的特征是速度很低，中地壳V_S平均速度值为3.0~3.4 km·s^-1，上地幔V_S速度值为4.0~4.5 km·s^-1.地壳内普遍存在低速层(速度剖面中的红色阴影区)，大部分低速层位于深度20~40 km的中地壳，在10~20 km的上地壳及40~60 km深的下地壳中，也出现少量的低速层.此外，在青藏高原东缘的南部地区也只有部分低速层出现.地壳最上层普遍存在的最低速层一般与沉积岩(四川盆地)或经风化的变质岩(高原东缘)相关.

为研究地壳的性质及其物质成份，我们采用基于接收函数叠加搜索的H-Kappa方法(Zhu et al., 2000)，反演地壳厚度及壳内平均波速，以及泊松比分布，所得反演结果见表 2.各个地区的典型波速比及泊松比部分结果如图 4.由图可见，大部分研究区域泊松比都是中等至高值的(0.24~0.35)，泊松比的明显差异显示了地壳岩性的不均匀性和物质成分的变化.

表 2(Table 2)

表 2 波速比与泊松比分布 Table 2 The VP/VS ratio and Poisson′s ratio

表 2 波速比与泊松比分布 Table 2 The VP/VS ratio and Poisson′s ratio

图 4

Fig. 4

图 4 部分台站地壳厚度、波速比及泊松比值 Fig. 4 The thickness of crust, VP/VS ratioand Poisson′s ratio in part of stations

在四川盆地，泊松比从0.28减小到0.24，大都为中等偏低数值，反映了地壳及上地幔物质较为均匀，并具有刚强的岩性，它们可能是富含硅质的深成岩.青藏高原东缘北部泊松比为中等到高值(0.24~0.34)，南部也是中等到高值(0.23~0.35).研究表明，这两个地区的地壳主要为铁镁质岩类，岩性较软且较易变形，出现含水或部分熔融的地壳流体(王椿镛等，2010).

青藏高原东缘隆升时间大致为5~12 Ma，地壳仅有少量缩短(Cook and Royden, 2008；Burchfiel et al., 1995, 2008).川西地区现今仍处在差异性的快速隆升阶段, 大部分地区现今隆起速率为3.0~4.0 mm·a^-1.

青藏高原东缘的地壳变形主要受上新世—第四纪左旋断层控制，这些断层不仅切割了青藏东缘的地形地貌，而且切割了地壳上层的老构造(Cook and Royden, 2008；Clark et al., 2000, 2003, 2005).青藏高原东缘升高的陡峻的地形，已被解释为由高原中部流出的地壳物质的累积, 使地壳增厚的直接效应(Burchfiel et al., 1995, 2008；Royden, 1996；Schoenbohm et al., 2006).从图 1地形平面图上显示青藏高原东缘地形是围绕四川盆地而陡然隆升的，两侧地壳厚度也由青藏东缘平均60 km陡然降到盆地的40 km.刚强的四川盆地对地壳流的阻挡作用及造成地表动态隆升是十分明显的(Zhu et al., 2012；刘启元等，2009；朱介寿, 2008).而向北东及南东方向高程缓慢下降，表明这些地区地壳是较软弱的，地壳流未受到明显阻挡，地壳厚度由60 km逐渐变到35~40 km之间.

GPS观测结果表明(Gan et al., 2007；Kristine, 1999)，青藏高原东缘总体以喜马拉雅山东构造结为中心，呈现为连续的顺时针旋转弧形构造.现今活动断裂研究表明川滇地块东侧断裂作左旋走滑活动, 而其西侧断裂以右旋走滑活动为主.其中控制藏东及川西地区最强烈的一组断裂是北西向的玉树—甘孜断裂和鲜水河断裂，后者左旋滑动速率达9~14 mm·a^-1，这一断裂在泸定、石棉转折向南，与安宁河断裂(左旋5~6 mm·a^-1)及小江断裂(左旋4~7 mm·a^-1)相连接，成为青藏高原与华南地块的东边界.这一构造域西缘，还有南北向的怒江、澜沧江断裂带为西边界，在较宽范围内形成的一组右旋剪切带.南边界似乎不是由单一断裂带构成.在北部以走滑兼逆冲的龙门山断裂带(右旋3 mm·a^-1)为界与四川盆地相邻(王阎昭等，2008).这些主要活动断裂带及多条错动速率有限的活动断裂将青藏高原东缘划分为若干相互运动的次一级块体(Shen et al., 2005)，青藏高原的东向挤出通过这些断裂的活动被吸收和调整, 而不是沿少数大型走滑断裂的快速走滑逃逸.图 5绘出了主要活断层及各个断块运动方向和速度矢量.

图 5

Fig. 5

图 5 青藏高原东缘活动断裂及断块速度矢量图 Fig. 5 The active faults, GPS vectors, and the moving velocities of the blocks in east margin of Qinghai-Tibet plateau

青藏高原东缘地下地壳流是否普遍存在，它们主要分布在哪些区域和以何种方式流动？根据远震接收函数反演的速度分布，可以对地壳至上地幔不同深度的V_S成像(图 6).为将地壳流与研究区主要构造特征及地表现代活动性对比，这些图中还绘出了主要活断裂及断块运动方向.

图 6

Fig. 6

图 6 青藏高原东缘及相邻地区不同深度VS图像 Fig. 6 The VS images for different depth in Qinghai-Tibet plateau and adjacent regions

图 6中的0 km、10 km及20 km深度图像基本反映了地表至上地壳的速度分布.在0 km的图面上.青藏高原东缘大部分为沉积变质岩或花岗变质岩，V_S速度较高，四川盆地西北部，绝大部分是沉积岩或新生代松软覆盖层，因此V_S显示为低速分布.在10 km、20 km深度V_S图上，速度相对变化较小，表明上地壳横向变化不明显.

在30 km、40 km、50 km深度，四川盆地及华南地块已处在中下地壳以至上地幔顶部，V_S都显示为高速.在这些深度范围，青藏东缘正处在中地壳内，它们鲜明的显示为由北西向南东分布的大片低速层，这一深度范围是地壳流最发育的层位.由图显示低速地壳流分布范围及流动方式如下，由青藏高原中部(羌塘地块)的向南东方向流出，沿鲜水河断裂向东南方向流动，在康定、泸定、石棉一带受阻，转向南沿安宁河断裂，再向南则沿小江断裂向南流动，但已较微弱.这一地壳流的西侧则沿三江断裂带向南和南东方向流动.在北部，除向东北方向流动的地壳流外，还出现与龙门山垂直的东南向地壳流.

进入60~100 km深度，四川盆地已进入上地幔，显示为高速.而青藏东缘进入下地壳及上地幔.最鲜明的特点是地壳流已极大减弱或消失，仅60 km深度在藏东有微弱低速分布.

由此可见，青藏高原东缘的地壳流仅分布在有限地段内，最主要的一条是从高原中部沿着鲜水河断裂向东南方向流动，再向南则沿安宁河断裂与小江断裂流动，这一地壳流的西侧为三江断裂带.北部有向东北方向的地壳流外，还出现与龙门山垂直的较强的东南向地壳流.地壳流主要限制在20~40 km中地壳内，在川西北高原，深度可达50 km.这些地壳流基本沿水平方向流动，遇到刚性地块阻挡时，则发生向上及向下的分流，引起地壳异常隆升和地壳增厚.

近年来，在龙门山以西及川西其它地区多条大地电磁测深剖面观测结果，均发现中地壳或中下地壳中有连续的低阻层存在，其分布深度与上述低速层可以类比(Zhao et al., 2012; 赵国泽等，2008；Wang et al., 2014；Zhang et al., 2015).

图 7为青藏高原东缘及相邻地区的地壳泊松比图像，由图可见，青藏高原东缘只有川西高原泊松比最高(0.3~0.35)，而且这一地区中地壳V_S最低(2.8~3.4 km·s^-1).研究表明当温度接近和超过固态相时, S波速度会剧烈下降, 泊松比就会剧烈上升.在正常的中地壳压力下, 花岗岩在接近约650 ℃时开始熔融，表明了这一地区的中下地壳可能出现部分熔融.在本区出现的贡嘎山浅色花岗岩也是地壳部分熔融的证据.

图 7

Fig. 7

图 7 青藏高原东缘及相邻地区的地壳泊松比图像 Fig. 7 The image of Poisson′s ratio in east margin of Qinghai-Tibet plateau and adjacent regions

与中地壳的低速带分布对比，发现地壳泊松比的高值带范围要小得多，仅在鲜水河断裂带及其以南的川西北地区存在，龙门山以西的阿坝若尔盖地块，滇中和滇西南地区均为泊松比的低值带.

为研究地壳流在中地壳中的流动方式及其对地壳形变的作用，图 8给出了横穿青藏高原东缘至四川盆地及华南地块五条地壳上地幔V_S速度断面图.每一速度剖面还给出地表地形及莫霍界面深度，以了解地壳流如何引起地壳变形.

图 8

Fig. 8

图 8 跨青藏高原东缘至四川盆地及华南地块五条底壳流断面图 Fig. 8 Five cross profiles of crustal flow across the east margin of Qinghai­Tibet plateau to Sichuan basin and south China Block

由图可见，位于20~40 km中地壳的地壳流是不规则的，沿着流向其厚度及强弱是有变化的.特别是这些低速的地壳流在碰到刚强的四川盆地时，由于盆地对地壳流的阻挡作用，地壳流出现拆层现象.这时地壳流不再水平流动，它拆分为向上及向下的二或三支分流.向上的分流侵入上地壳引起地壳的隆升，形成陡峭的高峰.向下的分流侵入下地壳以至上地幔，使地壳加厚，莫霍界面下沉.青藏高原东缘地壳流平均厚度为20 km，其变化范围为10~30 km.

印度与欧亚大陆碰撞引起青藏高原隆升及地壳加厚，大约经历了两个不同的阶段(Westaway, 1995)，第一阶段从古新世45 Ma到中新世中期17 Ma，主要是引起地壳缩短及加厚，估计在这一时段地壳约缩短了1800 km, 地壳也增厚到50 km.第二阶段在17 Ma以后，地壳不再缩短，这一阶段主要是印度下地壳物质流入到青藏高原之下，使地壳继续加厚并增温，地表加速隆升.到8~11 Ma, 由于地壳下部物质不断增加和升温熔融，而产生向外泄漏.据估计，到目前已有20%~30%的地壳物质由青藏高原腹地流向其东缘的川西及滇西南.

利用由四川至青藏高原的被动源地震观测断面进行反演(Zhang et al., 2010)，发现青藏高原从中部到东缘，在20~40 km深度的中地壳有一条连续稳定的低速层，这一低速层的物质由青藏高原中部向东缘流动，称为逃逸的地壳流.

根据青藏高原及其周边区域600个密集的地震台站观测资料，用环境噪声成像方法得到整个高原中下地壳都存在低速层(Yang et al., 2011).图 9为30~40 km深度的V_S速度分布图，表明速度最低厚度最大的低速层在其腹地羌塘高原.在重力作用下，位于中地壳的黏滞性地壳流以其为中心向周边流动.

图 9

Fig. 9

图 9 环境噪声成像方法(Yang et al., 2011)得到的中地壳VS速度分布，表明青藏高原东缘的地壳流来自羌塘地块及松潘—甘孜地块 Fig. 9 The VS velocity image in mid crust of Qinghai-Tibet plateau from ambient noise image inversion method (Yang et al., 2011), it shows that the crust flow in east margin of Qinghai-Tibet plateau is from the Qiangtang block and Songpan-Garzêblock

青藏高原东缘的地壳流的源头，可从图 9得到说明.由图可见，它大部分是来自羌塘地块及松潘甘孜地块的中下地壳部分熔融的黏滞性流体.由于高原中部与四川盆地与华南地块间高差达3000~4000 m.在重力作用下，由地形高差产生的流体压力差，使青藏高原腹地地壳流由西向东及东南方向不断流动，这一过程自上新世以来已持续了数百万年历史.

根据本文所得的速度分布模型并参考环境噪声成像的结果, 可以综合得到青藏高原地壳流在地下的平面分布及流向图.由图 9可见，出现在青藏高原东缘的地壳流主要是从高原中部的羌塘地块中下地壳内(深约20~40 km)流出，东侧沿玉树—甘孜断裂带及鲜水河断裂带，西侧沿澜沧江、怒江断裂带，由北西向南东或向南流出，这支沿北西南东向流动地壳流宽约250~300 km，厚度仅20 km左右.在泸定、石棉处转向南北沿安宁河断裂以及小江断裂流动，他们分别在红河断裂带及滇西南终止消失.在川西北另有一支地壳流由松潘甘孜地块向东及东南流动，在龙门山前受阻并在四川盆地前消失.

地壳流的流动机制及动力作用可用以下模型表述.由于地壳流的宽度达200~300 km，与其厚度20~30 km相比要大十余倍，因此可将位于中地壳的黏滞性流体用赫尔肖流(Hele-shaw flow)来模拟(Clark et al., 2005)，赫尔肖流用于计算两个板状体间小缝隙流动缓慢的黏滞性流体动力作用.设上下二个薄板间的间隙为2b(即地壳流的厚度)，则地壳流的流速可用以下公式计算：

式中, u(u, v)为流速, ∇P为驱动流体的水平压力梯度，μ为流体黏滞度.

图 10模拟了两个板状体间赫尔肖流动状况.在水平压力驱动下，流体前行遇到刚性阻挡体时，地壳流迥折对上、下块体均产生向上或向下压力，引起上板(上地壳)隆升，同样也将产生向下压力引起下地壳增厚及莫氏界面变深.

图 10

Fig. 10

图 10 用赫尔肖流模型模拟地壳流及其产生的动力效应 (a)地壳流在刚性阻挡体前的流向；(b)地壳流遇到刚性阻挡体产生的动态压力Pdyn，地表隆升高度W，下地壳增加厚度D Fig. 10 The crust flow image from Hele-shaw flow model and its dynamic effect (a) The flowed directions of crust flow before hits rigid obstruction; (b) The flowed directions of crust flow after hits rigid obstruction and produced thedynamic press Pdyn, the risen elevation W, and the thicken of lower crust D.

当地壳流的黏滞度为2×10¹⁸Pa·s^-1，流动速度u为100 mm·a^-1，刚性阻挡体半径为200 km, 对厚约20 km的弹性上地壳产生的动态压力P_dyn，引起地形升高W约1500~2500 m.

青藏高原剧烈隆升的时间为上新世3 Ma到第四纪.在这一时期也逐渐形成了向东及东南方向流动的强大的地壳流.从羌塘地块中部(地壳流源头)到四川刚性地块边界距离约为1000 km，地壳流速度为100 mm·a^-1时，流经这一段距离的时间为10⁶a(百万年).根据GPS观测及其他地面测量资料，得到青藏高原东缘地面断裂走滑及断块运动的速率约为10 mm·a^-1，这表明黏性地壳流的最大速度约是地面运动速度的10倍，产生这种上地壳运动与中下地壳流体速度不一致的原因主要是层间的解耦作用，致使各层流体速度不一致.

川西及滇西南的活动地块是青藏高原物质大规模向东及东南方向流动的通道，也是上新世以来青藏高原大幅隆起的延伸区, 第四纪以来川西地区隆升幅度可达2000~3500 m, 与前述用赫尔肖流计算的地形升高幅度大体是一致的.利用近30年来水准观测资料，可以得到该区现今仍处于快速隆升阶段，其中位于鲜水河断裂带东南端的贡嘎山，为隆升速率最高的地区，相对四川盆地上升率达5.8 mm·a^-1，位于理塘、中甸间的沙鲁里山及大小雪山为3~4 mm·a^-1.在龙门山以西地区，用河流切割基岩的高差，可以计算出岷山从更新世至全新世平均上升速率为2~3 mm·a^-1.

青藏高原东缘地壳流流动主要受北西向左旋断裂带及南北向断裂带控制，同时由于断裂带两侧地壳流速度及流动方向的差异，使断裂两侧的断块运动速度及方向的不同，造成的断裂带的剪切、挤压的及速率的差异.

有关青藏高原东缘地壳流的物质来源及其流动过程可从近年来对青藏高原浅色花岗岩的研究得到证实.在青藏高原地壳内20~40 km深度普遍观测到的低速层，与浅色花岗岩的分布有关，它们在700 ℃~850 ℃温度即可产生10%~50%的熔体，成为部分熔融黏滞性流体，使地震波速及电阻率显著下降.

进一步研究，发现中、下地壳的花岗岩片麻岩的熔融与地壳增厚、高原隆升有密切关系.浅色花岗岩形成的高峰期是晚中新世9~13 Ma，它与高原快速隆升有密切关系.由于高原内部快速隆升，使高原内部物质(特别是中下地壳的部分熔融的黏滞性流体)向其边界流动.

青藏高原东缘地壳中部的黏滞性流体在向东，东南方向运移时，除了带动地表各地块以不同速度移动外，它主要的动力学效应还表现在以下几方面：

(1) 地表地形隆升，如图 11所示，青藏高原东缘从1500 m至4000 m以上的高原地形与中地壳的地壳流分布具有密切的相关性.或者说，青藏高原东缘的高山地区完全受黏滞地壳流分布所控制，解耦作用产生向上的应力使地表隆升变形.而在1500 m以下较为平坦的地形的区域，中地壳内几乎没有低速的流体分布.

图 11

Fig. 11

图 11 地面高程与40 km深度地壳流分布对比 Fig. 11 Comparison diagram with elevation of surface and the crust flow distributed range in depth of 40 km

(2) 莫霍界面下降，地壳加厚，如图 12所示.青藏高原东缘莫霍等深线42 km以下的区域，与中地壳低速层分布范围完全一致.即地壳厚度受中地壳内黏滞性流体向下解耦产生的应力所控制.在黏滞性地壳流分布愈厚速度愈低的地方，莫霍界面下降愈深，地壳愈厚.在莫霍界面变浅，地壳变薄到40 km以上时，中地壳内几乎没有低速的黏滞性流体分布.

图 12

Fig. 12

图 12 莫霍界面深度与40 km深度地壳流分布对比 Fig. 12 Comparison diagram with depth of Moho boundary and the crust flow distributed range in depth of 40 km

中地壳黏滞性流体的分布与流体的应力，控制了地震的发生.青藏高原东缘是我国西部的强烈地震活动区，其地震频度和强度超过了青藏高原腹地.由于这一强烈地震活动区的特殊性，通常被称为南北地震带的中南段.从历史地震及现代地震分布来看(闻学泽等，2009；Wang et al., 2010)，强烈地震与这一区域北西向，北东向，南北向的活动断裂有关，但又不完全受断裂带控制，许多强烈地震发生在青藏东缘活动地块内部或边缘地带，与地表活断层并无明显关系.如图 13所示，对比中地壳黏滞性地壳流与该区5级以上强震分布可见，地震发生几乎都发生在地壳流活动区域，即地壳流产生的应力控制着地壳内破裂.而在无地壳流分布地区，地震活动性明显降低或几乎没有地震发生.

图 13

Fig. 13

图 13 地震活动与40 km深度地壳流分布对比 Fig. 13 Comparison diagram with seismic activities and the low velicity crust flow distributed range in depth of 40 km

地壳流的分布不仅控制了地震活动的范围，其流动方式还控制了地震震源机制分布，如图 14所示，断裂带走向和地块活动方向与地壳流方向一致的地区(如鲜水河断裂带)，所发生的地震基本上都是走滑型的.而与地壳流方向垂直或斜交的断裂带(如龙门山断裂带)，发生的地震多为逆冲型的.

图 14

Fig. 14

图 14 震源球机制与40 km深度地壳流分布对比 Fig. 14 Comparison diagram with focalmechanism and the low velicity crust flow distributed range in depth of 40 km

本文利用稠密的被动源宽频带地震台站观测资料，用接收函数法反演了青藏高原东缘及四川云南大部分地区的地壳及上地幔V_S精细速度结构.青藏高原东缘的地壳厚度为50~66 km，四川盆地及华南地块地壳厚度为34~44 km.利用不同深度V_S速度平面分布图像，以及中地壳低速层在剖面上的分布形式，可以把青藏高原东缘地壳流的空间分布及其动力作用描绘出来.

出现在青藏高原东缘的地壳流主要是从高原腹地的羌塘地块中下地壳内(深20~40 km)向东流出，东侧沿玉树甘孜断裂带及鲜水河断裂带，西侧沿澜沧江、怒江断裂带，由北西向南东或向南流出，在泸定、石棉处转向南北沿安宁河断裂以及小江断裂流动，他们分别在红河断裂带及滇西南终止消失.在川西北另有一支地壳流由松潘甘孜地块向东及东南流动，在龙门山前受阻并在四川盆地前消失.

青藏高原剧烈隆升的时间为上新世3 Ma到第四纪，在这一时期形成的以高原中心向东及南东方向流动的地壳流，其度宽约250~300 km，厚度仅20~30 km.从羌塘地块中部(地壳流源头)到四川刚性地块边界距离约为1000 km，当地壳流速度为100 mm·a^-1时，流经这一段距离的时间为10⁶a(百万年).根据GPS观测及其它地面测量资料，得到青藏高原东缘地面断裂走滑及断块运动的速率约为10 mm·a^-1，这表明黏性地壳流的最大速度约是地面运动速度的10倍，产生这种地面运动与地壳流体速动不一致的原因，主要是层间的解耦作用，使地壳流速度向上下两侧逐渐降低.

位于中地壳的黏滞性地壳流，可以用两个平板间的赫尔肖流来模拟.地壳流黏滞度为2×10¹⁸ Pa·s^-1，流动速度为100 mm·a^-1.当遇到半径约200 km刚性阻挡体(圆柱体)时，引起地面升高1500~2500 m.实际上，第四纪以来川西地区隆升幅度可达2000~3500 m, 这一高度与用赫尔肖流模型计算的地形升高幅度大体是一致的.

当地壳流遇到刚强的四川盆地地壳及上地幔阻挡时，地壳流出现拆分现象，即产生向上或向下的2~3个分支，向上的一支引起上地壳隆升形成陡峻的山峰，向下的一支使莫霍界面下沉引起地壳增厚.地壳流的另一动力效应是引起上地壳形变而产生强烈地震，地壳流的分布范围及流动方式与地震活动分布和震源机制有密切关系.