中國西部地區地殼結構特征與強震活動相關性研究

姜迪迪，江為為，胥頤，郝天珧，胡衛劍，余景鋒

1中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院油氣資源研究重點實驗室，北京 100029

2中國科學院大學，北京 100049

1 引言

中國大陸西部地區，主要包括新疆、西藏和青海以及甘肅、四川西部地區.地形上南高北低，南部主要是青藏高原，北部多為盆地和山脈.根據板塊構造的觀點，西部地區現在的構造格局主要是印度板塊與歐亞板塊碰撞的結果（萬天豐，2004）.板塊碰撞不僅造就了“世界屋脊”之稱的青藏高原，而且影響了青藏高原鄰近地區的構造運動，導致天山等古老造山帶的復活.目前，西部地區已經成為研究巖石層結構、殼幔物質流動以及板內強震機制等前沿學科的熱點地區（劉光鼎，2007；徐果明等，2007；羅文行等，2008；滕吉文等，2012；張健和陳石，2013）.本文利用重力、地震層析成像反演的結果、結合其他地質與地球物理場資料，重點探討70°E—100°E，30°N—50°N范圍內中國西部地區的地殼結構與強震活動的相關性，期望為開展相關研究提供參考.

2 研究區構造概況

中國西部具有復雜而獨特的地質構造特征（胥頤等，2000b；尹安，2001；萬天豐，2004）（見圖1）.北部地區具有典型的三山夾兩盆構造，塔里木盆地和準噶爾盆地位于阿爾泰山、天山、昆侖山造山帶之間；天山山脈橫貫新疆全境、并向西延伸到哈薩克斯坦和吉爾吉斯境內，是一個由許多地塊和一系列造山帶組成的復式造山體系.西昆侖、阿爾金、祁連山等造山帶構成青藏高原的西北邊緣，其中西昆侖是羌塘地體與塔里木盆地的構造邊界、阿爾金是塔里木盆地和柴達木地體的構造邊界、東昆侖是藏北羌塘地體和柴達木地體的構造邊界.在南部地區，喜馬拉雅、拉薩地體、羌塘地體、可可西里—甘孜—松潘地體、東昆侖柴達木地體、祁連山地體、西昆侖和喀喇昆侖山脈等構造拼合成青藏高原的主體（尹安，2001）.

圖1 研究區大地構造概況（據尹安，2001，有修改）Fig.1 Tectonics of study area（modified from Yin，2001）

3 地球重力場及地殼結構特征

3.1 重力場特征

本文通過美國加利福尼亞大學圣地亞哥分校（University of California，San Diego，UCSD）斯克里普斯海洋所提供的衛星重力數據（Sandwell and Smith，2009），得到了中國西部空間重力異常（圖2），網格精度為1′×1′.空間重力異常反映了實際的地球形狀和物質分布與大地橢球體的偏差，從圖2可以看出，中國西部空間重力異常基本呈EW走向，低值區與地勢低的盆地相對應，高值區與隆起的地塊和山脈相對應，如塔里木盆地、準噶爾盆地和柴達木盆地的空間重力異常值為－200～100mGal，而青藏中部和青藏南部地區的空間重力異常值為0～200mGal.較明顯的梯度帶主要分布在喜馬拉雅、昆侖、阿爾金、祁連和天山等山脈地區，最高可達600mGal，空間重力異常的起伏與構造特征吻合較好.

布格重力異常包含了殼內各種偏離正常密度分布異常體和構造的影響，也包括了地殼下界面起伏在橫向上相對上地幔質量的虧損和盈余的影響（曾華霖，2005）.中國西部地區布格重力異常整體特征為北高南低（圖3），變化范圍在－571～－50mGal之間.

青藏高原布格重力異常值較低，其中，在高原中部地區的唐古拉山脈可達－550mGal以下，是中國布格重力異常值最低的地區.在高原的北部，柴達木盆地具有平緩的布格重力異常值，變化范圍為－425～－375mGal，在布格重力異常圖中大體可以看到盆地的形態.

新疆地區的三山和兩盆是大致平行相間排列的，在形態上與布格重力異常圖有很好的對應.準噶爾盆地和塔里木盆地具有相對較高的異常，重力異常在－225～－125mGal之間變化，較為平緩，大部分地區形成高值圈閉區；天山和阿爾泰山等造山帶則有較低的布格異常，異常值在－275～－200mGal之間.

在重力異常圖中等值線平行排列的密集帶為重力異常梯級帶，幾條明顯的重力異常梯級帶分別圍繞著準噶爾盆地、塔里木盆地、柴達木盆地和青藏高原周邊分布.主要有：（1）阿爾泰—天山帶，規模較小；（2）昆侖—秦嶺帶，規模巨大，呈弧形展布，該帶西起昆侖山脈，向東到柴達木盆地分為兩支，北支沿阿爾金山，祁連山呈向北突出的弧形展布，又像一個頂點向上的三角形，它又向東南拐彎與六盤—龍門—烏蒙山梯度帶匯合，進入緬甸；南支沿祁曼塔格山，經阿尼瑪卿山向東南拐彎與岷山—大雪山梯度帶匯合，松潘地區受周圍梯級帶的包圍，呈倒三角形；（3）南部喜馬拉雅—橫斷山梯度帶，與中部梯度帶在中緬邊界匯合，將青藏高原與其他地區分開.這些梯級帶與中國西部地區大的構造斷裂帶有很好的對應.

為了深入研究中國西部地區不同深度的構造特征，利用位場小波變換法對研究區布格重力異常進行了位場分離（圖4和圖5）.1階小波變換細節中的串珠狀高頻異常反映了淺層的構造特征，以及淺層物質的橫向不均勻性.在天山、西昆侖、東昆侖和祁連山，以及塔里木盆地的西部巴楚隆起等，淺層地殼的重力異常表現為正異常，喜馬拉雅山，阿爾泰山及塔里木盆地北部凹陷則表現為負異常.

4階小波變換逼近主要反映區域場的趨勢，可反映深部物質的特征.從圖5中可以看出青藏高原邊界存在梯度值較大的梯級帶，深部物質的橫向密度在青藏高原邊界處開始發生較大的變化，產生了相對幅度300mGal左右的異常.

3.2 莫霍面深度

根據Parker－Oldenburg反演方法（Parker，1973；Oldenburg，1974），利用布格重力異常數據結合地震剖面（崔作舟等，1995；胥頤等，1996；陳俊湘和陳景亮，2003；王有學等，2004；王有學等，2005）控制反演計算了中國西部莫霍面深度圖（圖6），在反演計算時參考了郝天珧等（2014）的反演結果.從圖6可以看出，中國西部地區莫霍面深度特征與其地形起伏大致呈鏡像關系，且與盆地、造山帶分布有很大聯系.總體來講，盆地的莫霍面深度較小，山脈和高原的莫霍面深度較大.從莫霍面形態上看，西部地區的造山帶如天山造山帶、西昆侖—東昆侖造山帶、祁連山造山帶等，都屬于有山根的造山帶（熊小松，2010）.另一方面，莫霍面深度的變化也反映了地殼運動的結果，青藏高原是中國大陸莫霍面深度最大的地區，自50Ma年以來，印度大陸一直向北運動并向青藏高原的地殼擠入，造成高原地殼的縮短增厚，這一現象已經被深地震測深的結果證實（Hauck et al.，1998；Chen et al.，2000）.

圖2 研究區空間重力異常圖Fig.2 Free－air gravity anomalies of study area

圖3 研究區布格重力異常圖Fig.3 Bouguer gravity anomalies of study area

圖4 研究區布格重力異常小波變換1階細節Fig.4 First－degree detail wavelet of Bouguer gravity anomalies in study area

圖5 研究區布格重力異常小波變換4階逼近Fig.5 Fourth－degree approach wavelet of Bougure gravity anomalies in study area

中國大陸的莫霍面呈現出東淺西深的特征，而西部地區的莫霍面深度總體趨勢為南深北淺.研究區南部青藏高原地區莫霍面較深，平均深度大于60km，高原中部地區可達70km，呈向下陷的凹形.青藏高原復雜的多期演化造成了其莫霍面深度分布的特殊性，但對于青藏高原的具體形成過程至今仍存有很大的爭議.青藏高原的邊界出現莫霍面深度梯級帶，與地貌上的高度突變和深大斷裂構造相對應，西南邊界喜馬拉雅山，北部昆侖—阿爾金—祁連山帶，都有較大的梯級帶，尤其以喜馬拉雅山處變化最大.喜馬拉雅碰撞帶是個非常突出的擠壓應變帶，GPS觀測運動方向以向北為主，略偏向東，運動速率在35～42mm·a－1之間（王琪等，2001），地殼收縮量高，馮銳（1985）認為這也是上地幔密度急劇變化較大的地方.

與南部青藏高原地區相比，新疆地區地殼厚度相對要小，塔里木盆地、準噶爾盆地和吐—哈盆地等盆地和穩定地塊都呈現莫霍面隆起，莫霍面深度為41～48km.塔里木盆地西部巴楚隆起莫霍面深度小于盆地中的凹陷地區.準噶爾盆地的莫霍面深度最淺，約41km.從莫霍面深度圖（圖6）中可以看到天山造山帶的地殼厚度從西天山到東天山的變化，東天山地殼厚度最大50km，西天山地殼厚度50～52km，而中天山莫霍面略淺于東西天山，反映了天山地區構造運動的復雜性和分段性.熊小松（2010）分析莫霍面記錄并結合其他地質地球物理資料認為，天山西段和天山東段可能存在不同的隆升機制或處于造山作用的不同階段.東天山由于處于準噶爾盆地東緣，碰撞的相向擠壓作用沒有西天山強烈，同時可能伴隨有上地幔的上涌，才導致東天山的伸展.

3.3 地震層析成像結果

圖7為中國西部地區的地震層析成像結果（胥頤等，2000b），在不同深度的速度圖像中，正擾動表示速度高于初始模型的參考值，負擾動表示速度低于初始模型的參考值，計算時界面深度和各層的速度模型選取如表1所示.在本文中僅選取了相關的深度進行探討.

圖6 研究區莫霍面深度圖地震剖面及編號：①阿爾金—龍門山（王有學等，2005）；②阿爾泰—阿爾金（王有學等，2004）；③格爾木—額濟納旗（崔作舟等，1995）；④若羌—阿勒泰（陳俊湘和陳景亮，2003）；⑤天山地區4條剖面（胥頤等，1996）.Fig.6 Moho depth map of study area Seismic profiles：① Altun—Longmen Mountains（Wang et al.，2005）；② Altay—Altun（Wang et al.，2004）；③ Golmud—Ejin Qi（Cui et al.，1995）；④ Ruoqiang—Altay（Chen and Chen，2003）；⑤ Four profiles in Tian Shan region（Xu et al.，1996）.

表1 界面深度和初始速度模型Table 1 Interface depths and initial velocity values

5＋km深度的速度圖像（圖7a）反映了淺層地質構造的基本特征.阿爾泰、天山和準噶爾西部界山均為高速區；盆地和主要凹陷區如準噶爾盆地、南天山的庫車坳陷、塔里木盆地西部及西南部、柴達木盆地均為低速區.這一深度上的速度差異主要與巖性構成有關.造山帶主要是古生代甚至太古代的地層，通常具有較高的速度；而盆地和坳陷中相對松散、固結程度不高的中新生代沉積層速度普遍較低.

在27＋km深度上（圖7b），阿爾泰山、天山和準噶爾西部界山、塔里木盆地中部等地仍為高速區，準噶爾盆地、庫車坳陷、柴達木盆地、以及西昆侖、帕米爾等山前地帶仍為低速區.27＋km深度的速度分布與5＋km相似，說明中地殼的結構仍然與淺層地質構造有關.東、西天山之間存在一條明顯的南北走向的低速帶，它與準噶爾盆地南緣的低速帶相連，表明東、西天山在深部構造上可能是不連續的.

35＋km的速度圖像（圖7c）反映了下地殼的速度分布特征.阿爾泰山、準噶爾盆地的北部、東部和西部一帶均為高速區，準噶爾盆地南部的低速區向南延伸進入天山的中段，分隔了東、西天山高速區，繼承了東、西天山構造邊界的性質.塔里木盆地西南的巴楚隆起為高速區，帕米爾東北側至塔里木盆地西南、塔里木盆地南緣至西昆侖山前兩個地區仍然為低速區；甘肅的北山為高速區，青藏高原的柴達木盆地為低速區，上述這種速度分布從上地殼一直延續到下地殼，變化十分穩定.

50＋km的速度圖像（圖7d）反映出地殼厚度的變化以及莫霍面的大致形態.通常負擾動對應于莫霍面坳陷區，正擾動對應于莫霍面隆起區，可以定性估計莫霍面的深淺程度.準噶爾盆地中部和東部的北塔山、三塘湖一帶、哈薩克斯坦東南的阿拉湖盆地、吐魯番—哈密盆地直到甘肅的北山—敦煌、整個塔里木盆地北部和西南邊緣為高速區，這些地區上地幔的頂部向上隆起，莫霍面的深度應該小于50km.根據重力資料計算，以上大部分地區的地殼厚度為42～48km.在一條穿過準噶爾盆地的人工地震測深剖面阿爾泰—阿爾金剖面上（王有學等，2004），準噶爾盆地的莫霍面向上隆起，深度大約為46km；而在準噶爾盆地南側，莫霍面增加到50km左右，這些現象與本研究的結果基本一致.

圖7 研究區地震層析成像圖（a）5＋km深度的速度圖像；（b）27＋km深度的速度圖像；（c）35＋km深度的速度圖像；（d）50＋km深度的速度圖像；（e）71km深度的速度圖像.Fig.7 Seismic tomography of study area（a）Velocity image of 5＋km；（b）Velocity image of 27＋km；（c）Velocity image of 35＋km；（d）Velocity image of 50＋km；（e）Velocity image of 71km.

根據地震測深結果（邵學鐘和張家茹，1994；丁道桂等，1996；姜春發，1997；張家茹等，1998；李秋生等，2002），塔里木盆地大部分地區的莫霍面深度在40～50km之間.由于上地幔頂部隆起，因此地震層析成像顯示出高速特征，但是塔里木盆地的南部表現出較大的差異.廣角反射地震資料（李秋生等，2002）表明塔里木地殼向西昆侖山下發生低角度俯沖，莫霍面從塔中開始由北向南逐漸加深，塔中隆起為42±2km，塔西南坳陷地殼厚度介于47～57km之間，西昆侖山下地殼最大厚度為62km.本文研究結果為解釋上述現象提供了有利的依據.其余的莫霍面隆起區由于缺少資料很難進行對比，但是這些隆起區大部分位于盆地和穩定的地塊區.參考前面的分析，它們的莫霍面深度應該在45km左右.阿爾泰山、天山（包括吉爾吉斯境內部分）、帕米爾、青藏高原的柴達木盆地均為低速區，說明上述造山帶和青藏高原的平均地殼厚度超過50km，這個結果與已有的認識基本上是一致的.沙雅—布爾津人工地震剖面（趙俊猛等，2001）穿過了天山的西段，表明天山的莫霍面深度為55km；地震轉換波測深（邵學鐘等，1996）也表明天山的莫霍面從兩側盆地邊緣的42km向山體中心逐漸加深到56km.因此，天山地區的莫霍面深度為55km左右已經不存異議，根據地震層析成像反映的速度分布可以看出整個天山（包括吉爾吉斯境內）莫霍面坳陷的范圍.

71km深度的速度圖像（圖7e）反映了新疆地區上地幔頂部和青藏高原莫霍面附近的巖石層結構.西昆侖西段、塔里木盆地、天山和準噶爾盆地的大部、阿爾金山、北山、阿爾泰東段為高速區，這些地區具有相對穩定的巖石層結構；阿爾泰山、吉爾吉斯天山、南天山至帕米爾一帶為低速區，表示了上地幔頂部的巖石層異常狀態.以阿爾金斷裂和西昆侖為界，整個青藏高原北部速度偏低，表明西昆侖、可可西里—甘孜—松潘地體、羌塘地體等青藏大部分地區的地殼厚度較大，可能略大于71km.

對于青藏高原的低速性質存在兩種可能的解釋：一是反映了青藏高原年輕造山帶現今的構造活動狀況，由于深部熱物質不斷侵入，在上地幔頂部形成低速區，例如Zhao和Xie（1993）也發現青藏高原部分地區的上地幔頂部存在異常區，宋仲和等（1991）則認為青藏高原部分地區上地幔頂部低速層的深度大約為80～100km.二是青藏高原較大的地殼厚度造成的結果，71km深度已經達到了塔里木盆地的上地幔頂部，但是僅相當于青藏高原地殼的底部附近，這一差別也會引起青藏高原的速度偏低.比較有意義的是阿爾泰山上地幔頂部的低速性質，眾所周知，阿爾泰山是中國著名的貴重金屬礦產地，巖石層頂部的低速性質在一定程度表明了上地幔物質的熱活動狀態，它可能成為巖漿熱液上涌的源區.在這個深度上，周圍的天山、準噶爾西部界山等造山帶都沒有出現低速區，因此這也許是阿爾泰山富含金屬礦床的深部構造背景之一.

綜上所述，可以得出以下結論：中國西部的造山帶一般是莫霍面坳陷區，盆地則是莫霍面隆起區；盡管塔里木盆地北部的莫霍面向上隆起，但是塔里木盆地南部至西昆侖山前莫霍面的深度卻較大；沿著祁連山的南北兩側，敦煌地塊和柴達木盆地的地殼速度截然不同，北部莫霍面隆起，南部莫霍面坳陷.

3.4 結果分析

比較地震層析成像結果與重力反演計算結果可以看出：準噶爾盆地中部區域為高速區，地殼厚度小于50km，重力反演42～45km，這與人工地震測深結果45km相符；整個塔里木盆地北部和西南邊緣為高速區，這些地區上地幔的頂部向上隆起，莫霍面的深度小于50km，重力反演結果表明地殼厚度46～49km，地震測深資料表明塔里木盆地大部分地區的莫霍面深度在40～50km之間；柴達木盆地主要為低速區，地殼厚度應大于50km，重力反演結果在59～64之間；在這些地區重力反演結果與地震層析成像結果十分吻合.而在一些地區也存在兩種方法結果不同的現象，天山地區為低速區，地震層析成像結果表明地殼厚度應大于50km，重力反演結果為49～52km，而人工地震探測剖面和地震轉換測深結果表明天山地區莫霍面深度為55km左右；阿爾泰山為低速區，表明地殼厚度大于50km，而重力反演結果是46～50km；在71km深度的速度圖像中，青藏高原中部地區為低速區，表明地殼厚度大于71km，而重力反演在60～70km左右，推測兩種反演結果差異較大主要由地勢較高地區測量平面的差異引起的.

4 研究區強震活動與地殼結構相關性

中國西部是地震活動十分強烈的地區，地震密集分布在天山、阿爾泰山、帕米爾和西昆侖等構造帶，這些地區不僅在歷史上發生過多次強烈的地震，至今地震活動仍然十分頻繁.根據中國地震臺網（CSN）地震目錄，從1970年1月1日到2014年2月28日，研究區共發生5級以上地震1059個，地震的震中和震源深度分布如圖8所示.

對比重力及地震層析成像的反演結果，從研究區地震震中和震源深度分布（圖8）中可以看出，中國西部地區5級以上地震的震源深度主要分布在40km以內，少量地震震源深度大于60km，多位于帕米爾高原與喜馬拉雅構造帶等印度板塊與歐亞板塊的碰撞俯沖帶.在應力場作用下，造山帶上地殼剛性較強，以脆性破裂為主，相比之下，下地殼在壓力、溫度的影響下易于發生塑性變形，不利于強震的發生.近年來的研究表明，發生強震的構造環境與介質的橫向不均勻性密切相關，中國西部的強震多發生在剛性地塊和褶皺帶的交接邊界，即垂直差異運動強烈的壓性逆斷裂帶和壓性剪切斷裂帶上，如天山、昆侖山、以及龍門山和鮮水河地震帶等（胥頤等，2000a；胥頤等，2006；田有等，2007）.

在北部新疆地區，地殼厚度一般在50km以內，天山及帕米爾地區地震幾乎分布在整個地殼厚度，而在西昆侖地區，地震的分布也達到了莫霍面的深度，這與Keith Priestley等（2008）觀點相似.Keith Priestley等在分析印度、喜馬拉雅和藏南地區巖石圈結構和地震的關系時認為，在有些地區，整個地殼厚度，甚至到莫霍面都是孕震的，大部分位于前寒武紀地盾的內部或邊緣.他還通過分析地震分布與巖石圈的溫度結構和速度結構的關系，認為地震一般發生在三種情況，溫度在350℃左右的“濕”的上地殼物質，具有較高溫度的干的麻粒巖相的下地殼，或者溫度低于600℃的地幔，具有非常重要的意義.本文重點從中國西部的地殼速度結構及運動速率等其他地質地球物理特征，分析地殼結構與強震活動的相關性.

地殼的速度結構是反映地殼介質屬性的重要基礎，可以提供地震震源和介質結構的重要信息，與地震活動的空間分布相結合，為認識地震成因及發震構造機理提供重要的依據.對于天山地殼發震環境，本文通過穿過天山及帕米爾地區的3條地震層析成像剖面進行分析，從地殼速度結構方面分析該地區的發震機制.

對比地震層析成像結果和天山地區三條地震層析成像剖面（圖9）可以看出，大部分地震都發生在低速帶向相鄰高速塊體過渡的區域.天山北部的強震主要分布在天山和準噶爾盆地之間的邊緣地帶，從剖面AA′圖和BB′圖中可以看到北天山和準噶爾盆地地殼速度變化劇烈，準噶爾盆地南部具有雙層地殼結構，上地殼和下地殼的速度差別很大：上地殼為高速層，中地殼沿水平方向出現的低速層是上地殼和下地殼之間的韌性滑脫帶，上地殼受南北方向的擠壓作用沿滑脫層向兩側盆地推覆逆沖，導致結合帶內部地震頻發.

從剖面圖BB′中可以看出，庫車坳陷基底深度可以達到15km左右，在20至30km之間出現低速層，該低速層向北延伸到天山的中地殼.庫車坳陷上地殼的低速反映了沉積層的特點，中地殼和下地殼至莫霍面的低速估計與深斷裂的性質有關.天山南緣的深斷裂多為巖石圈斷裂，地表出露華力西期花崗巖，推測邊界附近上地幔熱物質可能沿著斷裂的通道上侵，在地殼中部形成低速層，地殼熱狀態的改變影響了地殼的流變性質，進而產生地殼局部的變形與地震的發生.

從剖面CC′中可以看到天山—帕米爾結合帶的地震活動與地殼結構的組成也有著內在聯系，地震大都發生在塔里木西部邊緣的高速塊體周圍.沿東經76°附近橫跨帕米爾—天山的最新GPS測量結果表明其現今地殼縮短速率為20～24mm·a－1，幾乎占印度板塊向北推擠速率的一半（李濤，2012）.帕米爾和塔里木兩個剛性塊體的相對運動在構造邊界附近產生較大的應力差，構造變形主要通過兩者之間的邊界斷裂喀什—葉城轉換帶的走滑運動進行調節，伽師、喀什一帶的低速帶正是起到了韌性剪切帶的作用，因此，塔里木和帕米爾兩個剛性塊體在喀什韌性剪切帶東、西兩側的運動差異是伽師地震的深部成因之一.

根據鄭洪偉（2006）對青藏高原沿88°E剖面的層析成像結果（剖面DD′，圖10），MCT（主中央逆沖斷層）以南的地殼表現為高速帶，該高速帶從地殼一直向地幔延伸.MCT和IYS（印度河—雅魯藏布江縫合帶）之間存在一個低速體，即喜馬拉雅低速帶，可能是高溫和局部熔融的反映，而班公—怒江縫合帶以北的羌塘地體表現為低速，被解釋為是印度板塊的向北俯沖下插引起的地幔物質的上涌，在地殼內部形成低速層.從圖10中也可以看到青藏高原地震的分布與地殼速度結構有一定的聯系.南部高速的印度板塊的和低速的喜馬拉雅碰撞帶之間，以及喜馬拉雅低速帶與北部縫合帶之間強震頻發.推測韌性剪切產生的局部熔融和板塊俯沖產生的構造應力，使喜馬拉雅的北部和南部邊緣都孕育了大量地震，尤其是該低速帶與南部高速帶相接的地方更容易發生強震.另外，地幔上涌使得羌塘地體與邊緣地帶的地殼結構產生橫向不均勻，導致羌塘地體邊緣，即班公—怒江縫合帶和金沙江縫合帶附近成為強震易發地帶.

結合以往的研究及4條地殼結構剖面，可以看出強震主要分布在地殼速度結構差異較大的地區.地質演化，如斷裂形成，地殼組成和熱狀態、板塊運動和變形等都會導致地殼速度的不均勻分布.不管是熱流物質上涌，或是地殼斷裂導致的地殼介質產生強烈非均勻性，在構造應力作用下，這些地殼介質非均勻地區易發生強震，這是中國西部造山帶和盆—山邊界附近頻發強震的構造原因之一.

圖8 研究區地震震中和震源深度分布（圖中AA′、BB′、CC′為圖9截取3條剖面的位置，DD′為圖10中剖面）Fig.8 Epicenter and focal depth distribution of study area（AA′、BB′、and CC′are locations of three profiles in Fig.9，DD′in Fig.10）

圖9 地殼速度剖面圖（單位：km·s－1）（a）AA′北天山地殼速度剖面；（b）BB′庫車—烏蘇地殼速度剖面；（c）CC′新疆烏恰—伽師地震區地殼速度剖面.Fig.9 Crustalvelocity profiles（unit：km·s－1）（a）AA′North Tian Shan crustal velocity profile；（b）BB′Kuqa—Usu crustal velocity profile；（c）CC′Wuqia—Jiashi earthquake zone crustal velocity profile.

圖10 青藏高原沿88°E的剖面結果（據鄭洪偉，2006，有修改）Fig.10 Profile of major earthquakes and seismic tomography along 88°E in Tibetan Plateau（modified from Zheng，2006）

5 認識和結論

通過分析中國大陸西部地區的地殼結構以及與地震活動的相關性，取得了以下的認識：

（1）中國西部地區的莫霍面深度總體趨勢為南深北淺：南部青藏高原地區莫霍面深度較大，平均深度大于60km，高原中部地區可達70km以上，呈向下陷的凹形.與南部青藏高原地區相比，北部的新疆地區地殼厚度相對要小，特別是盆地地區更淺.總體上莫霍面起伏與重力異常特征的形態相對應.

（2）地殼結構不均勻特征明顯，主要造山帶上地殼為高速區，盆地和凹陷區多為低速區.中地殼的結構仍然與地表的地質構造有關，其中東天山與西天山之間存在南北走向的低速帶，并且與準噶爾盆地南緣的低速帶相連，表明東、西天山在深部構造上是不連續的.青藏高原的柴達木盆地為低速區，從上地殼一直延續到下地殼，變化十分穩定.中國西部地殼厚度的變化很大，莫霍面形態復雜，造山帶一般是莫霍面坳陷區，盆地則是莫霍面隆起區.大部分地區莫霍面重力反演結果與地震層析成像結果十分吻合，但在部分地區存在不同的現象，如阿爾泰和青藏高原中部地區.

（3）中國西部的地震活動與地殼結構的橫向不均勻密切相關，強震多發生在地殼速度結構差異較大的地區，如天山、帕米爾、西昆侖等造山帶與毗鄰盆地的結合部位.地質演化，如斷裂形成，地殼組成和熱狀態、板塊運動和變形等都會導致地殼速度的不均勻分布.不管是熱流物質上涌，或是地殼斷裂導致的地殼介質產生強烈非均勻性，在構造應力作用下，這些地殼介質非均勻地區易發生強震，這是中國西部造山帶和盆－山邊界附近頻發強震的構造原因之一.

致謝 本文是在劉光鼎院士中國大陸構造格架思想指導下完成的研究，在此表示衷心地感謝.同時感謝審稿專家提供的寶貴修改意見.

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