青藏高原東南緣遠(yuǎn)震S波分裂：對地殼上地幔復(fù)雜變形的啟示

Zhouchuan Huang　Liangshu Wang　Mingjie Xu　Zhifeng Ding Yan Wu　Pan Wang　Ning Mi　Dayong Yu　Hua Li

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青藏高原東南緣遠(yuǎn)震S波分裂：對地殼上地幔復(fù)雜變形的啟示

Zhouchuan HuangLiangshu WangMingjie XuZhifeng Ding Yan WuPan WangNing MiDayong YuHua Li

利用位于青藏高原東南緣云南地區(qū)的中國地震科學(xué)探測臺站(ChinArray)一期300多個寬頻帶流動臺站記錄到的XKS波形(包括SKS，SKKS，PKS)進(jìn)行了S波分裂分析。XKS分裂結(jié)果最主要的特征是快波偏振方向(φ)在26～27°N附近，從北部的近N—S向突變?yōu)槟喜康慕麰—W向。研究區(qū)西部喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近的結(jié)果較好地反映了巖石層左旋剪切變形下發(fā)育的各向異性。26°N以南地區(qū)，快波分裂方向以E—W向為主，與中上地殼最大張應(yīng)力的方向一致，表明云南地區(qū)整個巖石層都可能處于純剪切變形環(huán)境。但是該區(qū)巖石層厚度不足80km，產(chǎn)生的XKS分裂快慢波時差(<0.7s)僅能解釋部分觀測值(0.9～1.5s)。因此，軟流層中的各向異性對于該地區(qū)的S波分裂結(jié)果(快波偏振方向為NW—SE和近E—W向)可能產(chǎn)生了重要的作用。一方面，NW—SE向快波偏振方向可能反映了緬甸塊體的俯沖及其隨后撤退引起的上地幔流動造成的各向異性。另一方面，伴隨著高原構(gòu)造演化發(fā)生的從青藏高原向中國東部的軟流層物質(zhì)流動，以及由于絕對板塊運動造成的軟流層頂部的剪切作用，將產(chǎn)生快波方向為近E—W向的各向異性。本研究結(jié)果為研究青藏高原東南緣不同深度的變形特征及其差異提供了重要的信息，尤其在研究青藏高原的構(gòu)造抬升及其向東南緣的擴展方面產(chǎn)生了新的認(rèn)識。

滇藏中國地震科學(xué)探測臺站S波分裂地震各向異性巖石層耦合軟流層流動

0　引言

由50Ma以來歐亞板塊和印度板塊碰撞形成的青藏高原(圖1)是世界上最受矚目的高原(例如，Tapponnieretal，2001)。前人提出了很多不同的模型來解釋青藏高原的構(gòu)造演化，如沿主要走滑斷裂的巖石層物質(zhì)側(cè)向擠出(例如，Tapponnieretal，1982，2001)、亞洲地殼增厚(例如，Tapponnieretal，1982，2001)、中下地殼塑性流動(例如，Tapponnieretal，1982，2001)等。青藏高原東南部的結(jié)構(gòu)和動力學(xué)機制對于了解青藏高原的構(gòu)造演化至關(guān)重要。其主要特點是廣泛發(fā)育的走滑斷層和沿主要構(gòu)造邊界的變質(zhì)剪切帶(圖1b)。哀牢山—紅河斷裂是原揚子克拉通的西南邊界(圖1a)(例如，Ren，1999)。揚子克拉通西南部(即小江斷裂以西，川滇塊體的東南部)已經(jīng)卷入青藏高原東南緣的構(gòu)造活動。該地區(qū)地形較高，發(fā)育許多活動斷層(圖1b)，且上地幔廣泛分布低速異常(Huangetal，2015a)。

由地球內(nèi)部物質(zhì)變形導(dǎo)致的地震波各向異性對于研究不同深度介質(zhì)的變形方式有重要的作用(例如，Karatoetal，2008；Mainprice，2007；Savage，1999；Silver and Chan，1991；Silver，1996)。前人利用遠(yuǎn)震S波(XKS，即SKS，SKKS和PKS)分裂研究獲得了青藏高原東部上地幔各向異性的主要特征，即快波偏振方向繞著喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)發(fā)生順時針變化，并在云南地區(qū)26°N附近突然從北部的N—S向為主變化到南部的E—W向為主(例如，F(xiàn)leschetal，2005；Huangetal，2011，2007；Levetal，2006；Soletal，2007；Wangetal，2008，2013；Zhaoetal，2013b)。關(guān)于該地區(qū)地殼和上地幔是否解耦一直存在爭論，其主要依據(jù)是比較基于全球定位系統(tǒng)、地質(zhì)觀測得到的中上地殼變形場和基于XKS波分裂得到的上地幔變形場(例如，F(xiàn)leschetal，2005；Soletal，2007；Wangetal，2008；Changetal，2015)。最近的三維地震層析成像和數(shù)值模擬結(jié)果表明青藏高原下方大量的軟流層物質(zhì)被擠出到中國東部(例如，Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Liuetal，2004；Zhangetal，2014)，這可能導(dǎo)致在軟流層中發(fā)育明顯的各向異性，使XKS波分裂的觀測結(jié)果更加復(fù)雜。

前人主要利用青藏高原東南緣的固定臺站記錄測量XKS波分裂參數(shù)，臺站間距主要為50～100km。本研究使用中國地震科學(xué)探測臺站一期在青藏高原東南緣(主要在云南地區(qū))布設(shè)的300多個流動臺站(間距在30km左右)記錄的數(shù)據(jù)進(jìn)行XKS波分裂研究，可以獲得更多的XKS波分裂結(jié)果及地殼、上地幔各向異性橫向變化的信息。通過將XKS波分裂結(jié)果和地殼變形場(基于全球定位系統(tǒng)和震源機制解)、地殼各向異性(基于Pms波分裂)，以及軟流層的P波速度異常進(jìn)行比較，發(fā)現(xiàn)青藏高原東南緣(云南地區(qū))的巖石層可能正經(jīng)歷著垂直連續(xù)變形。該機制可以解釋大部分的XKS波分裂結(jié)果；但云南南部的巖石層較薄，需要來自軟流層各向異性的貢獻(xiàn)。

1　數(shù)據(jù)與方法

1.1數(shù)據(jù)

本研究所用的波形數(shù)據(jù)來自中國地震科學(xué)探測臺站一期的記錄，該項目自2011年8月至2012年8月在青藏高原東南緣(大多在云南地區(qū))布設(shè)了343個流動臺站(圖1b)。大多數(shù)的臺站配備Guralp CMG-3EPC三分量寬頻帶地震探測儀和Reftek-130數(shù)字化采集器，采樣率是每秒100個點。本研究挑選了67個震級>5.8、震中距在88°～140°的遠(yuǎn)震事件(圖2)，識別XKS震相進(jìn)行S波分裂分析。震中距<120°時，SKS和SKKS震相比較清楚；震中距>130°時，PKS波占主導(dǎo)。大多數(shù)地震事件發(fā)生在西南太平洋的湯加、新西蘭俯沖帶和北美俯沖帶；少量事件分布在大西洋和印度洋的洋中脊。這些地震事件主要集中在很窄的反方位角內(nèi)(圖2)，當(dāng)必須研究S波分裂參數(shù)隨反方位角的變化時，這一地震分布特征不是很理想。

圖1　(a)青藏高原及周邊的構(gòu)造背景。紅色箭頭表示全球定位系統(tǒng)觀測的地殼運動(Gan et al，2007)。黑色箭頭表示印度板塊相對于歐亞板塊的運動(Gan et al，2007)?；疑€表示青藏高原的主要構(gòu)造邊界(Gan et al，2007)。(b)中國地震科學(xué)探測臺站項目布設(shè)的343個寬頻帶流動臺站分布(藍(lán)色倒三角)。川滇塊體的周圍斷裂主要有北邊的鮮水河斷裂帶(XSHF)、西邊的金沙江斷裂帶(JSJF)、南邊的哀牢山—紅河斷裂帶(ASRR)及東邊的小江斷裂帶(XJF)。紅色三角形為騰沖(TC)火山，紅色曲線表示主要活動斷裂。EHS：喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)；LMS：龍門山斷裂帶；YJO：右江造山帶(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

1.2方法

S波分裂描述的是S波穿過各向異性介質(zhì)時，被分裂成兩個偏振方向垂直、速度不同的S波的現(xiàn)象。S波分裂常用兩個參數(shù)定量描述，即快波的偏振方向(φ)和快慢波時差(δt)。本研究利用SplitLab軟件(Wüst-efeldetal，2008)采用最小化T能量方法(Silver and Chan，1991；Walshetal，2013)進(jìn)行S波分裂分析，獲得S波分裂參數(shù)。該方法主要采用網(wǎng)格搜索技術(shù)不斷旋轉(zhuǎn)快波方向(-90°～90°，步長為1°)和校正快波時差(0s～4.0s，步長為0.02s)，最大限度地減小T分量，其對應(yīng)的快波方向和快慢波時差即最佳S波分裂參數(shù)。S波分裂參數(shù)的誤差通過計算F分布的95%的置信區(qū)間得到的(Wüstefeldetal，2008)。

圖3是利用SKS得到的S波分裂計算實例。通過同時觀察原始地震波形圖(圖3a)、校正的T分量(圖3c)、初始和校正的質(zhì)點運動軌跡圖(圖3d)和95%的置信區(qū)間(圖3b)，可以初步評估結(jié)果的可靠性。存在噪聲時，相對于旋轉(zhuǎn)相關(guān)方法和最小化協(xié)方差矩陣特征值方法，最小T能量法更穩(wěn)定(例如，Vecseyetal，2008；Wüstefeld and Bokelmann，2007)。本研究沒有應(yīng)用Wolfe和Sliver(1998)或者Restivo和Helffrich(1999)提出的疊加技術(shù)。另外，為了保證結(jié)果的可靠性，本研究對初始和校正波形的挑選標(biāo)準(zhǔn)是很嚴(yán)格的，特別是初始波形的信噪比對于獲得可靠的S波分裂結(jié)果至關(guān)重要(Restivo and Helffrich，1999)。另一方面，疊加技術(shù)是為了確定海洋地區(qū)臺站的穩(wěn)定的分裂參數(shù)而提出的，這些地區(qū)各向異性結(jié)構(gòu)層很簡單，基本可以利用單層各向異性解釋(Wolfe and Silver，1998)。而青藏高原東南緣的各向異性結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜，不同構(gòu)造層均可能發(fā)育了明顯的各向異性，利用疊加技術(shù)可能會掩蓋一些重要的特征。

圖2　本研究使用的67個地震事件的分布。紅色圓圈、藍(lán)色方形、綠色星形分別表示SKS，SKKS和PKS波。紅色曲線為主要板塊邊界(Bird，2003)。4個大圓圈表示85°，90°，120°和150°的震中距。中心玫瑰圖為事件的反方位角分布(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

圖3　SKS波分裂實例。(a)藍(lán)色虛線和紅色實線分布表示初始徑向(Q)和切向(T)分量，經(jīng)0.02～0.125Hz，三階巴特沃思帶通濾波?；疑珔^(qū)域表示所選進(jìn)行S波分裂分析的波段。事件信息、濾波范圍、Q和T分量的信噪比、主頻信息等也在圖中同時顯示。(b)網(wǎng)格搜索得到的(φ-δt)空間的T能量分布。紅色“×”號表示最小T能量法得到的最佳分裂參數(shù)，灰色區(qū)域表示95%的置信區(qū)間。黑色三角形表示事件的反方位角及其正交方向。臺站信息、震相類型、最優(yōu)(φ，δt)值在圖表頂部顯示。(c)校正分裂效應(yīng)后的Q(藍(lán)色虛線)和T波形(紅色實線)。(d)初始(藍(lán)色虛線)和校正的(紅色實線)質(zhì)點運動軌跡，同時顯示了初始(Ini.)和校正(Fin.)的T/Q分量比(Fin./Ini.)(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

圖4　(a)Q分量和(b)T分量的信噪比分布圖。(c)S波分裂快波方向φ和反方位角的夾角分布圖。(d)初始T/Q分量比值(T/Q)Ini分布圖。(e)校正后的T/Q分量比值(T/Q)Fin分布圖。(f)表征T分量是否得到有效校正的(T/Q)比值間的比值。圖中豎線和水平箭頭表示本文確定所得S波分裂參數(shù)質(zhì)量的準(zhǔn)則

2　結(jié)果和分析

2.1結(jié)果

本研究一共手動挑選獲取了5 921個S波分裂數(shù)據(jù)。參考前人研究(例如，Liu and Gao，2013；Vecseyetal，2008)，本研究通過不同的判斷標(biāo)準(zhǔn)對結(jié)果分類(圖4)，即依據(jù)Q，T分量的信噪比(圖4a，b)，φ和反方位角的夾角(圖4c)，原始Q，T分量比值(Q/T)Ini，校正后的的Q，T分量比值(Q/T)Fni(圖4d，e)，此外還利用了表征分裂效果是否得到有效校正的(Q/T)Ini/(Q/T)Fni比值(圖4f)。本研究最終獲得了90個“好”和435個“一般”數(shù)據(jù)(表S1)，349個“好”和827個“一般”的數(shù)據(jù)，以及超過70%的較差的數(shù)據(jù)(這些數(shù)據(jù)結(jié)果將不在此次研究中討論)。

圖5a顯示了在研究區(qū)“好”和“一般”的分裂的S波分裂參數(shù)?？傮w上，φ和δt的誤差一般小于20°和0.6s(表S1)。圖中明顯可以看到S波分裂參數(shù)在相近區(qū)域具有較好的一致性，表明這些結(jié)果比較可靠。整體上，研究區(qū)北部的φ大多為N—S和NW—SE向；研究區(qū)南部主要為E—W向。但是研究區(qū)東部和西部的φ方向具有明顯差異。西部地區(qū)(103°E以西)的XKS分裂的快波方向φ在26°N左右從北部的N—S向突變?yōu)榈侥喜康腅—W向。云南西北部地區(qū)(或川滇地塊西北部)是青藏高原的一部分，除去很少近E—W向的結(jié)果(例如，圖5a的臺站號為51054的臺站)，φ的排列方向主要為NNW—SSE向。云南西南部屬于印支塊體，φ大多為E—W到NE—SW向。在云南西部(24°～26°N)和川滇地塊東南部，φ主要為近E—W向，但在騰沖火山西部地區(qū)有一些明顯的NW—SE向排列。同樣在東部地區(qū)(103°E以東)，S波分裂結(jié)果也有類似的變化特征，即從東北部以NW—SE向為主，轉(zhuǎn)變?yōu)闁|部以E—W向為主，最后在東南部進(jìn)一步轉(zhuǎn)變?yōu)橐訬EE—SWW向為主。一個重要的結(jié)果是，研究區(qū)東部和西部均發(fā)生了φ方向的突變(即從北部的N—S向轉(zhuǎn)變到南部的E—W向)，卻發(fā)生在不同的緯度：在西部區(qū)域發(fā)生在26°N附近，而在東部區(qū)域則發(fā)生在27°N附近。

圖5　(a)本研究獲得的90個“好”(紅色線段)和435個“一般”(藍(lán)色線段)的有效XKS分裂參數(shù)。短線方向表示快波偏振方向φ，線段長度表示快波、慢波的時差δt，右下插圖顯示δt的整體分布。橙色曲線表示研究區(qū)域的活動斷層分布。(b)本研究得到的349個“好”和827個“一般”的無分裂結(jié)果，短線的方向分別是地震事件反方位角及其正交方向(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

無分裂結(jié)果指示的方向整體上與事件的反方位角一致(圖2，5b)，而與φ方向具有較大的差異。如在研究區(qū)東南部(右江造山帶，為揚子克拉通和華夏克拉通邊界)，無分裂結(jié)果指示的方向(NNE—SSW或SEE—NWW)與φ方向(NEE—SWW)呈約45°夾角。這一結(jié)果是相互矛盾的，可能反映了研究區(qū)各向異性存在較強的橫向不均一性，并且在所利用地震波長尺度上不一致(例如，Eakinetal，2015)。另一方面，在一些臺站，特別是靠近騰沖火山的臺站中，無分裂結(jié)果相應(yīng)的地震反方位角覆蓋范圍較大，表明這些臺站下方可能是各向同性的，從而使分裂效應(yīng)小于所使用方法的靈敏度。

為了進(jìn)一步檢查深部地幔各向異性(如轉(zhuǎn)換帶和D″層)是否會影響到所得S波分裂參數(shù)的總體樣式(圖5a)，圖6給出了9個獨立震相在不同臺站的S波分裂結(jié)果(至少有20個“好”和“一般”的分裂結(jié)果)。無論利用來自北面的地震事件(圖6a～d)還是南面的地震事件(圖6e，f)，上文所提的S波分裂參數(shù)的整體樣式均表現(xiàn)明顯，即φ北部的N—S向轉(zhuǎn)變?yōu)槟喜康腅—W向為主。考慮到有限頻率的影響，同一事件到不同臺站的射線路徑在轉(zhuǎn)換帶和D″層中基本相同，因而S波分裂的橫向變化(圖6)主要反映了地殼、上地幔中的各向異性。前人根據(jù)菲涅耳區(qū)分析認(rèn)為研究區(qū)各向異性層主要是分布在160km深度以上(例如，Levetal，2006；Soletal，2007)，與本研究的結(jié)論一致。

S波分裂的快慢波時差(δt)反映了臺站下方介質(zhì)各向異性的強度或各向異性層的厚度。本研究得到的δt值集中在0.6～2.1s，峰值為0.9～1.5s(圖5a)。對于典型的上地幔各向異性強度(例如，Silver and Chan，1991；Savage，1999)，表明研究區(qū)下方具有100～170km厚的各向異性層。其中穩(wěn)定揚子克拉通(東北部)和華夏克拉通(東南部)的δt值較大，約為1.5s。而在地質(zhì)結(jié)構(gòu)復(fù)雜的地區(qū)，如發(fā)育大量活斷層的云南西部，δt值較小，僅為約1.0s。

圖6　9個PKS和SKS震相在不同臺站得到的S波分裂參數(shù)。其他標(biāo)注見圖5(原圖為彩色圖——譯注)

2.2與前人結(jié)果的比較

前人利用青藏高原東南部的流動臺站(例如，F(xiàn)leschetal，2005；Huangetal，2007；Levetal，2006；Soletal，2007；Changetal，2015)和固定臺站(例如，Huangetal，2011；Wangetal，2008，2013；Zhaoetal，2013b)的波形數(shù)據(jù)已經(jīng)獲得了大量遠(yuǎn)震S波分裂結(jié)果，其最主要的特點是快波偏振方向φ從北部的N—S向轉(zhuǎn)變?yōu)槟喜康腅—W向，與本研究的結(jié)果一致。

但是，借助于密集的地震臺網(wǎng)(水平間距30km)，本研究發(fā)現(xiàn)了更多的細(xì)節(jié)信息。如本研究發(fā)現(xiàn)在東部和西部地區(qū)，φ方向的突變發(fā)生在不同的緯度。西部地區(qū)的φ方向在26°N附近發(fā)生突變，而東部地區(qū)的φ方向在27°N附近發(fā)生突變(圖5a)。在騰沖火山西部地區(qū)，本研究觀察到了NW—SE向、甚至是NE—SW向的φ，在云南西南部也同樣觀測到了NE—SW向的φ。因此，本研究為研究青藏高原東南緣的上地幔結(jié)構(gòu)與動力學(xué)提供了更多的信息與約束條件。

3　討論

各向異性是地球內(nèi)部介質(zhì)的一種特性，幾乎各個深度層都存在(見Mainprice，2007年的綜述)。上地殼以脆性變形為主，各向異性主要是由裂隙的定向排列引起的(例如，Crampin，1984)，快軸方向主要反映了裂隙的長軸方向。在構(gòu)造穩(wěn)定的地區(qū)，快軸方向平行于最大主壓應(yīng)力方向；在構(gòu)造活躍的地區(qū)，快軸方向一般與活動斷層及構(gòu)造邊界方向一致。下地殼和上地幔以塑性形變?yōu)橹?，各向異性主要反映了礦物晶格的優(yōu)選定向，如下地殼中的云母、上地幔中的橄欖石(例如，Mainprice，2007；Silver，1996)，快軸方向一般平行于最大剪切應(yīng)變或拉張應(yīng)變方向。當(dāng)存在活動斷層或構(gòu)造邊界時，快軸方向會變得與其保持一致(例如，Silver，1996；Savage，1999)。若軟流層中發(fā)育簡單的地幔流，快軸方向則與地幔流的方向一致(例如，Karatoetal，2008)。此外，變質(zhì)巖中也會發(fā)育強烈的各向異性，快軸方向平行于線理或頁理方向(例如，Jietal，2015)。

3.1巖石層各向異性

地殼各向異性對XKS分裂的貢獻(xiàn)可由Pms波分裂約束(例如，Sunetal，2012，2013)。Pms分裂的快波方向φ明顯與地表構(gòu)造(如活動斷層)相關(guān)。因此，地殼各向異性主要反映了裂隙的定向排列(Crampin，1984)以及活動斷層附近的變質(zhì)構(gòu)造(例如，Jietal，2015)。Pms分裂的快慢波時差δt約為0.3s(見圖7a插圖)，但是在云南西北部的兩個臺站，由于地殼很厚(大約60km)，δt值可達(dá)0.6～0.8s(圖7a)。Yao等(2010)通過面波反演得到的方位各向異性模型中地殼各向異性的δt值不超過0.3s，與Pms分裂結(jié)果一致。因此，總體上講，地殼各向異性對XKS分裂的貢獻(xiàn)僅為20%左右(圖7a)，本研究XKS分裂結(jié)果主要反映了巖石層地幔和軟流層中的各向異性。

圖7　(a)XKS分裂結(jié)果(紅色和藍(lán)色短線)和Pms分裂結(jié)果(Sun et al，2012，2013)的對比。帶等高線的灰色背景表示接收函數(shù)得到的地殼厚度分布(Sun et al，2012；Wang et al，2010)。右下角插圖中黃色和粉色的柱形圖分別表示Pms和XKS分裂結(jié)果的δt值分布統(tǒng)計。(b)XKS分裂結(jié)果(紅色和藍(lán)色短線)與左行剪切形變的最大剪切方向(綠色線段)(Flesch et al，2005)、由全球定位系統(tǒng)和地質(zhì)資料反演的最大張應(yīng)力方向(粉色線段)(Wang et al，2008)及震源機制解反演得到的σ3方向(T軸)(黃色線段)(Zhao et al，2013a)的對比。其他標(biāo)注見圖5(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

前人工作的重點是比較由全球定位系統(tǒng)和地質(zhì)觀測得到的地殼變形場與XKS分裂推測得到的地幔變形場，研究青藏高原東南緣的地殼與上地幔是否耦合，但該問題一直存在較大的爭論(例如，Changetal，2015；Fleschetal，2005；Soletal，2007；Wangetal，2008)。大部分研究認(rèn)為在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近(26°N以北)，地殼和上地幔變形耦合，整個巖石層處于左行剪切變形，其引起的各向異性可以很好地解釋XKS觀測，并不需要大尺度的中下地殼塑性流動(例如，Roydenetal，1997，2008)。但在云南南部(26°N以南)，近E—W向的XKS分裂快波方向和由全球定位系統(tǒng)、地質(zhì)數(shù)據(jù)預(yù)測的地殼左行剪切產(chǎn)生的各向異性快波方向并不一致。這表明地殼和地幔的變形場存在較大的差異，地殼和上地幔很可能是解耦的(Fleschetal，2005；Soletal，2007)。該模型中地幔形變主要由邊界條件控制，地殼應(yīng)變并沒有被垂向傳遞到地幔中(Fleschetal，2005)。但最近的研究表明，XKS分裂的快波方向φ與由全球定位系統(tǒng)、地質(zhì)數(shù)據(jù)(例如，Wangetal，2008)(圖7b)、震源機制解(例如，Zhaoetal，2013a)(圖7b)推測的地殼最大張應(yīng)力方向一致。因此，地殼和地幔也可能是耦合的，并且經(jīng)歷類似的純剪切變形。地殼的應(yīng)變場主要受重力勢的影響，受到與地形梯度方向上的水平壓縮(圖1b)；上地幔應(yīng)變場則是因為擠出巖石層受到了周圍塊體的阻擋(例如，Wangetal，2008)。本研究更傾向于殼幔耦合模型。首先，在地殼解耦模型中，地殼相對于上地幔以約30mm/a的速度向南移動(Fleschetal，2005)，這將在地殼底部造成強烈的剪切，發(fā)育明顯的N—S向φ為主的各向異性。但XKS分裂結(jié)果，特別是Pms分裂結(jié)果并不支持這一點(圖5，7a)。其次，接收函數(shù)結(jié)果表明云南南部地殼存在正?；蚱〉腣P/VS比值(Sunetal，2012；Wangetal，2010)，并不支持塑性的中下地殼。

云南東北部，XKS分裂的快波方向φ在27°N左右發(fā)生突變，從北到南φ由NW—SE向變?yōu)镋—W向(圖5)，這兩種方向和地表構(gòu)造及地殼應(yīng)變場的方向都不相同(圖7b)。觀測到的NW—SE向φ主要分布在揚子克拉通，此處巖石層很厚(Pasyanosetal，2014)(圖8a)，上地幔的P波速度很高(Huangetal，2015a)(圖8b)。揚子克拉通是前寒武紀(jì)形成的古老克拉通，廣泛分布元古代和太古代的巖石(例如，Zhengetal，2006)。盡管在漫長的地質(zhì)歷史上，克拉通周緣受到后期構(gòu)造活動的破壞，但其核心區(qū)域(如四川盆地)并沒有受到后期構(gòu)造活動的影響(Pirajno，2013)。因此，XKS分裂主要反映了揚子克拉通形成時發(fā)育的“化石”各向異性(例如，Wangetal，2013)。該地區(qū)巖石層的厚度超過160km(圖8a)，可以產(chǎn)生超過1.4s的δt，能完整地解釋觀測到的XKS分裂(圖5a)。與之相似，研究區(qū)東南部(揚子克拉通和華夏克拉通間的海西—印支期造山帶；Ren，1999)也可能存在較強的“化石”各向異性，其快波方向與造山帶的走向一致(即NE—SW向)。同時，青藏高原向東南方向的擴展擠壓也會造成新的巖石層變形，新形成的各向異性與“化石”各向異性相似并與之疊加，使得XKS分裂觀測更加穩(wěn)定并且δt值較大(圖5a)。

但在云南中部和南部，巖石層的厚度不足80km(圖8a)，只能產(chǎn)生小于0.7s的S波分裂(Silver and Chan，1991；Silver，1996)，不能解釋本研究XKS分裂的0.9～1.5s的δt值(圖5a)。部分地區(qū)約50%的XKS分裂不能用巖石層各向異性來解釋，需要考慮軟流層各向異性的貢獻(xiàn)(例如，Wangetal，2013)。

3.2軟流層各向異性

青藏高原東南緣的軟流層各向異性可能源于三種動力學(xué)過程。第一種是剛性巖石層板塊的絕對運動(圖8)(Argusetal，2011)在軟流層上層造成強烈的剪切形變(例如，Silver，1996；Savage，1999)，其產(chǎn)生的各向異性快波方向φ與歐亞板塊的運動方向一致，在云南地區(qū)大約為110°(從北順時針方向；見圖8)。第二種是青藏高原的軟流層物質(zhì)沿云南地區(qū)向中國東部擠出(例如，Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Weietal，2012)，φ平行于軟流層流動方向(例如，Karatoetal，2008)，即為近E—W方向，從云南一直向東延伸到中國東部。第三個過程與緬甸板塊的俯沖及其向西后撤有關(guān)(圖8)(例如，Huang and Zhao，2006；Lietal，2008；Nietal，1989；Wangetal，2013；Weietal，2012)，由于俯沖及其后撤產(chǎn)生的區(qū)域地幔流造成云南地區(qū)軟流層中發(fā)育快波方向為NE—SW的各向異性(Wangetal，2013)。綜上所述，前兩種地球動力學(xué)過程主要發(fā)育了近E—W向的φ，第三個過程產(chǎn)生了φ方向為NE—SW的各向異性。在巖石層厚度小于80km的區(qū)域(26°N以南)，本研究實際得到與上述兩種φ一致的觀測：一組主要方向是E—W，另一組是NE—SW(圖8a)，表明在這個區(qū)域，軟流層的各向異性起到重要的作用。

云南西南部的兩個臺站(圖5a，7，8；臺站號為53094和53100)得到的快慢波時差δt可達(dá)2.0s，快波方向與活動斷層的走向及左行剪切地殼形變場一致(Fleschetal，2005)，也與Pms分裂(圖7a)(Sunetal，2012，2013)和P波各向異性層析成像(Huangetal，2014；Weietal，2013)得到該臺站附近的地殼各向異性快波方向一致。然而，80km厚的巖石層中的各向異性只能產(chǎn)生大致0.7s的XKS分裂，其余超過1.0s的δt應(yīng)該反映了軟流層中的各向異性。地震層析成像研究發(fā)現(xiàn)緬甸板塊向東俯沖到上地幔中(Huang and Zhao，2006；Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Nietal，1989；Weietal，2012)。云南南部在100～300km深度范圍存在廣泛的P波低速異常區(qū)(Huang and Zhao，2006；Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Weietal，2012)，反映了在緬甸板塊俯沖及其后撤過程中可能在上地幔中形成了區(qū)域性的地幔對流，產(chǎn)生明顯的各向異性，對XKS分裂結(jié)果產(chǎn)生重要的影響(例如，Soletal，2007；Wangetal，2013)。

圖8　(a)XKS分裂結(jié)果(紅色和藍(lán)色短線)和巖石層厚度的對比(Pasyanos et al，2014)。黑色箭頭分別表示緬甸板塊的后撤方向(Ni et al，1989)和青藏高原東南緣的絕對板塊運動方向(Argus et al，2011)。左下角玫瑰圖表示26°N以南地區(qū)的φ的分布統(tǒng)計。(b)XKS分裂結(jié)果(紅色和藍(lán)色短線)和150km深度的P波波速異常(Huang et al，2015a)的對比。其他標(biāo)注見圖5(該圖的彩色解釋，讀者可參考本文的網(wǎng)絡(luò)版)

云南東部在27°N附近發(fā)生的快波方向φ的突變(從北部NW—SE向變?yōu)槟喜拷麰—W向)(圖8)表明在揚子克拉通(即四川盆地)周圍存在明顯的軟流層物質(zhì)流動。前已述及，27°N以北NW—SE向的φ反映了揚子克拉通中的“化石”各向異性。27°N以南E—W向φ的各向異性與地殼形變場(圖7b)(Wangetal，2008；Zhaoetal，2013a)、P波各向異性層析成像(Weietal，2013)反映的巖石層各向異性(NE—SW向φ)(例如，Wangetal，2013)并不一致。更重要的是，快波方向φ的突變恰好發(fā)生在巖石層厚度(從120km到80km；圖8a)(Pasyanosetal，2014)和150km深度P波波速異常(從高速異常到低速異常)(圖8b)(Huangetal，2015a)突變的地區(qū)。在該地區(qū)，由于青藏高原軟流層物質(zhì)不斷擠出，侵蝕破壞了原揚子克拉通(Huangetal，2015a)。因此，XKS分裂觀測到的近E—W向φ可由向東擠出的軟流層中發(fā)育的各向異性解釋(例如，Huangetal，2015a；Liuetal，2004；Zhangetal，2014)。華南及南海附近的P波各向異性層析成像(Huangetal，2015b)和XKS分裂結(jié)果(例如，Wangetal，2013)表明軟流層流一直延伸到南海北部，很可能與南海的演化以及海南地幔柱的活動有密切聯(lián)系(例如，Huangetal，2015b；Lietal，2008)。

4　結(jié)論

本研究利用中國地震科學(xué)探測臺站在青藏高原東南緣(主要在云南省)布置的300多個寬頻帶流動地震臺站記錄的波形數(shù)據(jù)，計算遠(yuǎn)震XKS(即SKS，SKKS和PKS)震相的S波分裂。這些臺站水平間隔大約30km，獲得了更多各向異性結(jié)構(gòu)橫向變化的細(xì)節(jié)，為進(jìn)一步了解青藏高原東南緣地殼上地幔復(fù)雜的變形和地球動力學(xué)過程提供了更多新信息。

將XKS波分裂結(jié)果與地殼形變場(基于全球定位系統(tǒng)、地質(zhì)觀測、震源機制解)進(jìn)行比較，發(fā)現(xiàn)了青藏高原內(nèi)部及其周緣具有不同的變形機制。在喜馬拉雅東構(gòu)造結(jié)附近，XKS波分裂(NW—SE向φ)反映了垂向連續(xù)的巖石層左行剪切應(yīng)變產(chǎn)生的各向異性。而青藏高原的東南緣即云南地區(qū)(26°N以南)，XKS分裂E—W向快波方向φ與地殼最大張應(yīng)力(受到N—S向縮短)的方向一致，說明地殼和地幔有可能是耦合的。但不足80km厚的巖石層只能產(chǎn)生小于0.7s的S波分裂，僅是XKS分裂(δt為0.9～1.5s)的一部分，剩余的XKS分裂則是源于軟流層中的各向異性。研究區(qū)東北部為穩(wěn)定的揚子克拉通的核心(即四川盆地)，觀測到的NW—SE向φ的XKS分裂反映了該穩(wěn)定的前寒武紀(jì)克拉通巖石層(>160km)中的“化石”各向異性。

研究區(qū)的中南部，巖石層的厚度不足80km，不能完全解釋XKS波分裂分析得到的快慢波時差δt(0.9～1.5s)，因此，需要軟流層中發(fā)育較強的各向異性。本研究在該區(qū)域主要觀測到兩種快波方向φ，一組主要是NE—SW向，反映了緬甸板塊俯沖及其后撤驅(qū)動的上地幔小尺度地幔對流。另一組主要為E—W向及NWW—SEE向，反映了由青藏高原東南緣歐亞板塊的運動和軟流層物質(zhì)向中國東部擠出共同作用下在軟流層中發(fā)育的各向異性。

盡管現(xiàn)在對青藏高原東南緣地殼上地幔的復(fù)雜結(jié)構(gòu)有了很多新的認(rèn)識，但仍需要更多的工作以重點獲得該地區(qū)不同深度層的各向異性及變形特征。本研究所應(yīng)用的流動臺站僅一年的數(shù)據(jù)不足以解析多層各向異性的信息，有必要進(jìn)行更長周期的觀測或是利用固定臺站數(shù)據(jù)。此外，還可以借助其他的技術(shù)，如利用P波走時各向異性層析成像(例如，Huangetal，2015a，2015b；Weietal，2013)和面波各向異性層析成像(Yaoetal，2010)的方法以獲得三維方位各向異性。

數(shù)據(jù)與來源

原文附錄A，即相關(guān)的補充材料網(wǎng)址如下：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.10.027。

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韓青(1992—)，女，南京大學(xué)地球物理專業(yè)碩士研究生，主要從事華南地區(qū)橫波分裂研究。E-mail：745417265@qq.com。

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南京大學(xué)曹旭，韓青譯；黃周傳校

中國地震局地球物理研究所吳何珍復(fù)校