青藏高原东南缘远震S波分裂：对地壳上地幔复杂变形的启示

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



青藏高原东南缘远震S波分裂：对地壳上地幔复杂变形的启示

Zhouchuan HuangLiangshu WangMingjie XuZhifeng Ding Yan WuPan WangNing MiDayong YuHua Li

利用位于青藏高原东南缘云南地区的中国地震科学探测台站(ChinArray)一期300多个宽频带流动台站记录到的XKS波形(包括SKS，SKKS，PKS)进行了S波分裂分析。XKS分裂结果最主要的特征是快波偏振方向(φ)在26～27°N附近，从北部的近N—S向突变为南部的近E—W向。研究区西部喜马拉雅东构造结附近的结果较好地反映了岩石层左旋剪切变形下发育的各向异性。26°N以南地区，快波分裂方向以E—W向为主，与中上地壳最大张应力的方向一致，表明云南地区整个岩石层都可能处于纯剪切变形环境。但是该区岩石层厚度不足80km，产生的XKS分裂快慢波时差(<0.7s)仅能解释部分观测值(0.9～1.5s)。因此，软流层中的各向异性对于该地区的S波分裂结果(快波偏振方向为NW—SE和近E—W向)可能产生了重要的作用。一方面，NW—SE向快波偏振方向可能反映了缅甸块体的俯冲及其随后撤退引起的上地幔流动造成的各向异性。另一方面，伴随着高原构造演化发生的从青藏高原向中国东部的软流层物质流动，以及由于绝对板块运动造成的软流层顶部的剪切作用，将产生快波方向为近E—W向的各向异性。本研究结果为研究青藏高原东南缘不同深度的变形特征及其差异提供了重要的信息，尤其在研究青藏高原的构造抬升及其向东南缘的扩展方面产生了新的认识。

滇藏中国地震科学探测台站S波分裂地震各向异性岩石层耦合软流层流动

0　引言

由50Ma以来欧亚板块和印度板块碰撞形成的青藏高原(图1)是世界上最受瞩目的高原(例如，Tapponnieretal，2001)。前人提出了很多不同的模型来解释青藏高原的构造演化，如沿主要走滑断裂的岩石层物质侧向挤出(例如，Tapponnieretal，1982，2001)、亚洲地壳增厚(例如，Tapponnieretal，1982，2001)、中下地壳塑性流动(例如，Tapponnieretal，1982，2001)等。青藏高原东南部的结构和动力学机制对于了解青藏高原的构造演化至关重要。其主要特点是广泛发育的走滑断层和沿主要构造边界的变质剪切带(图1b)。哀牢山—红河断裂是原扬子克拉通的西南边界(图1a)(例如，Ren，1999)。扬子克拉通西南部(即小江断裂以西，川滇块体的东南部)已经卷入青藏高原东南缘的构造活动。该地区地形较高，发育许多活动断层(图1b)，且上地幔广泛分布低速异常(Huangetal，2015a)。

由地球内部物质变形导致的地震波各向异性对于研究不同深度介质的变形方式有重要的作用(例如，Karatoetal，2008；Mainprice，2007；Savage，1999；Silver and Chan，1991；Silver，1996)。前人利用远震S波(XKS，即SKS，SKKS和PKS)分裂研究获得了青藏高原东部上地幔各向异性的主要特征，即快波偏振方向绕着喜马拉雅东构造结发生顺时针变化，并在云南地区26°N附近突然从北部的N—S向为主变化到南部的E—W向为主(例如，Fleschetal，2005；Huangetal，2011，2007；Levetal，2006；Soletal，2007；Wangetal，2008，2013；Zhaoetal，2013b)。关于该地区地壳和上地幔是否解耦一直存在争论，其主要依据是比较基于全球定位系统、地质观测得到的中上地壳变形场和基于XKS波分裂得到的上地幔变形场(例如，Fleschetal，2005；Soletal，2007；Wangetal，2008；Changetal，2015)。最近的三维地震层析成像和数值模拟结果表明青藏高原下方大量的软流层物质被挤出到中国东部(例如，Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Liuetal，2004；Zhangetal，2014)，这可能导致在软流层中发育明显的各向异性，使XKS波分裂的观测结果更加复杂。

前人主要利用青藏高原东南缘的固定台站记录测量XKS波分裂参数，台站间距主要为50～100km。本研究使用中国地震科学探测台站一期在青藏高原东南缘(主要在云南地区)布设的300多个流动台站(间距在30km左右)记录的数据进行XKS波分裂研究，可以获得更多的XKS波分裂结果及地壳、上地幔各向异性横向变化的信息。通过将XKS波分裂结果和地壳变形场(基于全球定位系统和震源机制解)、地壳各向异性(基于Pms波分裂)，以及软流层的P波速度异常进行比较，发现青藏高原东南缘(云南地区)的岩石层可能正经历着垂直连续变形。该机制可以解释大部分的XKS波分裂结果；但云南南部的岩石层较薄，需要来自软流层各向异性的贡献。

1　数据与方法

1.1数据

本研究所用的波形数据来自中国地震科学探测台站一期的记录，该项目自2011年8月至2012年8月在青藏高原东南缘(大多在云南地区)布设了343个流动台站(图1b)。大多数的台站配备Guralp CMG-3EPC三分量宽频带地震探测仪和Reftek-130数字化采集器，采样率是每秒100个点。本研究挑选了67个震级>5.8、震中距在88°～140°的远震事件(图2)，识别XKS震相进行S波分裂分析。震中距<120°时，SKS和SKKS震相比较清楚；震中距>130°时，PKS波占主导。大多数地震事件发生在西南太平洋的汤加、新西兰俯冲带和北美俯冲带；少量事件分布在大西洋和印度洋的洋中脊。这些地震事件主要集中在很窄的反方位角内(图2)，当必须研究S波分裂参数随反方位角的变化时，这一地震分布特征不是很理想。

图1　(a)青藏高原及周边的构造背景。红色箭头表示全球定位系统观测的地壳运动(Gan et al，2007)。黑色箭头表示印度板块相对于欧亚板块的运动(Gan et al，2007)。灰色曲线表示青藏高原的主要构造边界(Gan et al，2007)。(b)中国地震科学探测台站项目布设的343个宽频带流动台站分布(蓝色倒三角)。川滇块体的周围断裂主要有北边的鲜水河断裂带(XSHF)、西边的金沙江断裂带(JSJF)、南边的哀牢山—红河断裂带(ASRR)及东边的小江断裂带(XJF)。红色三角形为腾冲(TC)火山，红色曲线表示主要活动断裂。EHS：喜马拉雅东构造结；LMS：龙门山断裂带；YJO：右江造山带(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

1.2方法

S波分裂描述的是S波穿过各向异性介质时，被分裂成两个偏振方向垂直、速度不同的S波的现象。S波分裂常用两个参数定量描述，即快波的偏振方向(φ)和快慢波时差(δt)。本研究利用SplitLab软件(Wüst-efeldetal，2008)采用最小化T能量方法(Silver and Chan，1991；Walshetal，2013)进行S波分裂分析，获得S波分裂参数。该方法主要采用网格搜索技术不断旋转快波方向(-90°～90°，步长为1°)和校正快波时差(0s～4.0s，步长为0.02s)，最大限度地减小T分量，其对应的快波方向和快慢波时差即最佳S波分裂参数。S波分裂参数的误差通过计算F分布的95%的置信区间得到的(Wüstefeldetal，2008)。

图3是利用SKS得到的S波分裂计算实例。通过同时观察原始地震波形图(图3a)、校正的T分量(图3c)、初始和校正的质点运动轨迹图(图3d)和95%的置信区间(图3b)，可以初步评估结果的可靠性。存在噪声时，相对于旋转相关方法和最小化协方差矩阵特征值方法，最小T能量法更稳定(例如，Vecseyetal，2008；Wüstefeld and Bokelmann，2007)。本研究没有应用Wolfe和Sliver(1998)或者Restivo和Helffrich(1999)提出的叠加技术。另外，为了保证结果的可靠性，本研究对初始和校正波形的挑选标准是很严格的，特别是初始波形的信噪比对于获得可靠的S波分裂结果至关重要(Restivo and Helffrich，1999)。另一方面，叠加技术是为了确定海洋地区台站的稳定的分裂参数而提出的，这些地区各向异性结构层很简单，基本可以利用单层各向异性解释(Wolfe and Silver，1998)。而青藏高原东南缘的各向异性结构十分复杂，不同构造层均可能发育了明显的各向异性，利用叠加技术可能会掩盖一些重要的特征。

图2　本研究使用的67个地震事件的分布。红色圆圈、蓝色方形、绿色星形分别表示SKS，SKKS和PKS波。红色曲线为主要板块边界(Bird，2003)。4个大圆圈表示85°，90°，120°和150°的震中距。中心玫瑰图为事件的反方位角分布(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

图3　SKS波分裂实例。(a)蓝色虚线和红色实线分布表示初始径向(Q)和切向(T)分量，经0.02～0.125Hz，三阶巴特沃思带通滤波。灰色区域表示所选进行S波分裂分析的波段。事件信息、滤波范围、Q和T分量的信噪比、主频信息等也在图中同时显示。(b)网格搜索得到的(φ-δt)空间的T能量分布。红色“×”号表示最小T能量法得到的最佳分裂参数，灰色区域表示95%的置信区间。黑色三角形表示事件的反方位角及其正交方向。台站信息、震相类型、最优(φ，δt)值在图表顶部显示。(c)校正分裂效应后的Q(蓝色虚线)和T波形(红色实线)。(d)初始(蓝色虚线)和校正的(红色实线)质点运动轨迹，同时显示了初始(Ini.)和校正(Fin.)的T/Q分量比(Fin./Ini.)(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

图4　(a)Q分量和(b)T分量的信噪比分布图。(c)S波分裂快波方向φ和反方位角的夹角分布图。(d)初始T/Q分量比值(T/Q)Ini分布图。(e)校正后的T/Q分量比值(T/Q)Fin分布图。(f)表征T分量是否得到有效校正的(T/Q)比值间的比值。图中竖线和水平箭头表示本文确定所得S波分裂参数质量的准则

2　结果和分析

2.1结果

本研究一共手动挑选获取了5 921个S波分裂数据。参考前人研究(例如，Liu and Gao，2013；Vecseyetal，2008)，本研究通过不同的判断标准对结果分类(图4)，即依据Q，T分量的信噪比(图4a，b)，φ和反方位角的夹角(图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(图4d，e)，此外还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(图4f)。本研究最终获得了90个“好”和435个“一般”数据(表S1)，349个“好”和827个“一般”的数据，以及超过70%的较差的数据(这些数据结果将不在此次研究中讨论)。

图5a显示了在研究区“好”和“一般”的分裂的S波分裂参数。总体上，φ和δt的误差一般小于20°和0.6s(表S1)。图中明显可以看到S波分裂参数在相近区域具有较好的一致性，表明这些结果比较可靠。整体上，研究区北部的φ大多为N—S和NW—SE向；研究区南部主要为E—W向。但是研究区东部和西部的φ方向具有明显差异。西部地区(103°E以西)的XKS分裂的快波方向φ在26°N左右从北部的N—S向突变为到南部的E—W向。云南西北部地区(或川滇地块西北部)是青藏高原的一部分，除去很少近E—W向的结果(例如，图5a的台站号为51054的台站)，φ的排列方向主要为NNW—SSE向。云南西南部属于印支块体，φ大多为E—W到NE—SW向。在云南西部(24°～26°N)和川滇地块东南部，φ主要为近E—W向，但在腾冲火山西部地区有一些明显的NW—SE向排列。同样在东部地区(103°E以东)，S波分裂结果也有类似的变化特征，即从东北部以NW—SE向为主，转变为东部以E—W向为主，最后在东南部进一步转变为以NEE—SWW向为主。一个重要的结果是，研究区东部和西部均发生了φ方向的突变(即从北部的N—S向转变到南部的E—W向)，却发生在不同的纬度：在西部区域发生在26°N附近，而在东部区域则发生在27°N附近。

图5　(a)本研究获得的90个“好”(红色线段)和435个“一般”(蓝色线段)的有效XKS分裂参数。短线方向表示快波偏振方向φ，线段长度表示快波、慢波的时差δt，右下插图显示δt的整体分布。橙色曲线表示研究区域的活动断层分布。(b)本研究得到的349个“好”和827个“一般”的无分裂结果，短线的方向分别是地震事件反方位角及其正交方向(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

无分裂结果指示的方向整体上与事件的反方位角一致(图2，5b)，而与φ方向具有较大的差异。如在研究区东南部(右江造山带，为扬子克拉通和华夏克拉通边界)，无分裂结果指示的方向(NNE—SSW或SEE—NWW)与φ方向(NEE—SWW)呈约45°夹角。这一结果是相互矛盾的，可能反映了研究区各向异性存在较强的横向不均一性，并且在所利用地震波长尺度上不一致(例如，Eakinetal，2015)。另一方面，在一些台站，特别是靠近腾冲火山的台站中，无分裂结果相应的地震反方位角覆盖范围较大，表明这些台站下方可能是各向同性的，从而使分裂效应小于所使用方法的灵敏度。

为了进一步检查深部地幔各向异性(如转换带和D″层)是否会影响到所得S波分裂参数的总体样式(图5a)，图6给出了9个独立震相在不同台站的S波分裂结果(至少有20个“好”和“一般”的分裂结果)。无论利用来自北面的地震事件(图6a～d)还是南面的地震事件(图6e，f)，上文所提的S波分裂参数的整体样式均表现明显，即φ北部的N—S向转变为南部的E—W向为主。考虑到有限频率的影响，同一事件到不同台站的射线路径在转换带和D″层中基本相同，因而S波分裂的横向变化(图6)主要反映了地壳、上地幔中的各向异性。前人根据菲涅耳区分析认为研究区各向异性层主要是分布在160km深度以上(例如，Levetal，2006；Soletal，2007)，与本研究的结论一致。

S波分裂的快慢波时差(δt)反映了台站下方介质各向异性的强度或各向异性层的厚度。本研究得到的δt值集中在0.6～2.1s，峰值为0.9～1.5s(图5a)。对于典型的上地幔各向异性强度(例如，Silver and Chan，1991；Savage，1999)，表明研究区下方具有100～170km厚的各向异性层。其中稳定扬子克拉通(东北部)和华夏克拉通(东南部)的δt值较大，约为1.5s。而在地质结构复杂的地区，如发育大量活断层的云南西部，δt值较小，仅为约1.0s。

图6　9个PKS和SKS震相在不同台站得到的S波分裂参数。其他标注见图5(原图为彩色图——译注)

2.2与前人结果的比较

前人利用青藏高原东南部的流动台站(例如，Fleschetal，2005；Huangetal，2007；Levetal，2006；Soletal，2007；Changetal，2015)和固定台站(例如，Huangetal，2011；Wangetal，2008，2013；Zhaoetal，2013b)的波形数据已经获得了大量远震S波分裂结果，其最主要的特点是快波偏振方向φ从北部的N—S向转变为南部的E—W向，与本研究的结果一致。

但是，借助于密集的地震台网(水平间距30km)，本研究发现了更多的细节信息。如本研究发现在东部和西部地区，φ方向的突变发生在不同的纬度。西部地区的φ方向在26°N附近发生突变，而东部地区的φ方向在27°N附近发生突变(图5a)。在腾冲火山西部地区，本研究观察到了NW—SE向、甚至是NE—SW向的φ，在云南西南部也同样观测到了NE—SW向的φ。因此，本研究为研究青藏高原东南缘的上地幔结构与动力学提供了更多的信息与约束条件。

3　讨论

各向异性是地球内部介质的一种特性，几乎各个深度层都存在(见Mainprice，2007年的综述)。上地壳以脆性变形为主，各向异性主要是由裂隙的定向排列引起的(例如，Crampin，1984)，快轴方向主要反映了裂隙的长轴方向。在构造稳定的地区，快轴方向平行于最大主压应力方向；在构造活跃的地区，快轴方向一般与活动断层及构造边界方向一致。下地壳和上地幔以塑性形变为主，各向异性主要反映了矿物晶格的优选定向，如下地壳中的云母、上地幔中的橄榄石(例如，Mainprice，2007；Silver，1996)，快轴方向一般平行于最大剪切应变或拉张应变方向。当存在活动断层或构造边界时，快轴方向会变得与其保持一致(例如，Silver，1996；Savage，1999)。若软流层中发育简单的地幔流，快轴方向则与地幔流的方向一致(例如，Karatoetal，2008)。此外，变质岩中也会发育强烈的各向异性，快轴方向平行于线理或页理方向(例如，Jietal，2015)。

3.1岩石层各向异性

地壳各向异性对XKS分裂的贡献可由Pms波分裂约束(例如，Sunetal，2012，2013)。Pms分裂的快波方向φ明显与地表构造(如活动断层)相关。因此，地壳各向异性主要反映了裂隙的定向排列(Crampin，1984)以及活动断层附近的变质构造(例如，Jietal，2015)。Pms分裂的快慢波时差δt约为0.3s(见图7a插图)，但是在云南西北部的两个台站，由于地壳很厚(大约60km)，δt值可达0.6～0.8s(图7a)。Yao等(2010)通过面波反演得到的方位各向异性模型中地壳各向异性的δt值不超过0.3s，与Pms分裂结果一致。因此，总体上讲，地壳各向异性对XKS分裂的贡献仅为20%左右(图7a)，本研究XKS分裂结果主要反映了岩石层地幔和软流层中的各向异性。

图7　(a)XKS分裂结果(红色和蓝色短线)和Pms分裂结果(Sun et al，2012，2013)的对比。带等高线的灰色背景表示接收函数得到的地壳厚度分布(Sun et al，2012；Wang et al，2010)。右下角插图中黄色和粉色的柱形图分别表示Pms和XKS分裂结果的δt值分布统计。(b)XKS分裂结果(红色和蓝色短线)与左行剪切形变的最大剪切方向(绿色线段)(Flesch et al，2005)、由全球定位系统和地质资料反演的最大张应力方向(粉色线段)(Wang et al，2008)及震源机制解反演得到的σ3方向(T轴)(黄色线段)(Zhao et al，2013a)的对比。其他标注见图5(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

前人工作的重点是比较由全球定位系统和地质观测得到的地壳变形场与XKS分裂推测得到的地幔变形场，研究青藏高原东南缘的地壳与上地幔是否耦合，但该问题一直存在较大的争论(例如，Changetal，2015；Fleschetal，2005；Soletal，2007；Wangetal，2008)。大部分研究认为在喜马拉雅东构造结附近(26°N以北)，地壳和上地幔变形耦合，整个岩石层处于左行剪切变形，其引起的各向异性可以很好地解释XKS观测，并不需要大尺度的中下地壳塑性流动(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统、地质数据预测的地壳左行剪切产生的各向异性快波方向并不一致。这表明地壳和地幔的变形场存在较大的差异，地壳和上地幔很可能是解耦的(Fleschetal，2005；Soletal，2007)。该模型中地幔形变主要由边界条件控制，地壳应变并没有被垂向传递到地幔中(Fleschetal，2005)。但最近的研究表明，XKS分裂的快波方向φ与由全球定位系统、地质数据(例如，Wangetal，2008)(图7b)、震源机制解(例如，Zhaoetal，2013a)(图7b)推测的地壳最大张应力方向一致。因此，地壳和地幔也可能是耦合的，并且经历类似的纯剪切变形。地壳的应变场主要受重力势的影响，受到与地形梯度方向上的水平压缩(图1b)；上地幔应变场则是因为挤出岩石层受到了周围块体的阻挡(例如，Wangetal，2008)。本研究更倾向于壳幔耦合模型。首先，在地壳解耦模型中，地壳相对于上地幔以约30mm/a的速度向南移动(Fleschetal，2005)，这将在地壳底部造成强烈的剪切，发育明显的N—S向φ为主的各向异性。但XKS分裂结果，特别是Pms分裂结果并不支持这一点(图5，7a)。其次，接收函数结果表明云南南部地壳存在正常或偏小的VP/VS比值(Sunetal，2012；Wangetal，2010)，并不支持塑性的中下地壳。

云南东北部，XKS分裂的快波方向φ在27°N左右发生突变，从北到南φ由NW—SE向变为E—W向(图5)，这两种方向和地表构造及地壳应变场的方向都不相同(图7b)。观测到的NW—SE向φ主要分布在扬子克拉通，此处岩石层很厚(Pasyanosetal，2014)(图8a)，上地幔的P波速度很高(Huangetal，2015a)(图8b)。扬子克拉通是前寒武纪形成的古老克拉通，广泛分布元古代和太古代的岩石(例如，Zhengetal，2006)。尽管在漫长的地质历史上，克拉通周缘受到后期构造活动的破坏，但其核心区域(如四川盆地)并没有受到后期构造活动的影响(Pirajno，2013)。因此，XKS分裂主要反映了扬子克拉通形成时发育的“化石”各向异性(例如，Wangetal，2013)。该地区岩石层的厚度超过160km(图8a)，可以产生超过1.4s的δt，能完整地解释观测到的XKS分裂(图5a)。与之相似，研究区东南部(扬子克拉通和华夏克拉通间的海西—印支期造山带；Ren，1999)也可能存在较强的“化石”各向异性，其快波方向与造山带的走向一致(即NE—SW向)。同时，青藏高原向东南方向的扩展挤压也会造成新的岩石层变形，新形成的各向异性与“化石”各向异性相似并与之叠加，使得XKS分裂观测更加稳定并且δt值较大(图5a)。

但在云南中部和南部，岩石层的厚度不足80km(图8a)，只能产生小于0.7s的S波分裂(Silver and Chan，1991；Silver，1996)，不能解释本研究XKS分裂的0.9～1.5s的δt值(图5a)。部分地区约50%的XKS分裂不能用岩石层各向异性来解释，需要考虑软流层各向异性的贡献(例如，Wangetal，2013)。

3.2软流层各向异性

青藏高原东南缘的软流层各向异性可能源于三种动力学过程。第一种是刚性岩石层板块的绝对运动(图8)(Argusetal，2011)在软流层上层造成强烈的剪切形变(例如，Silver，1996；Savage，1999)，其产生的各向异性快波方向φ与欧亚板块的运动方向一致，在云南地区大约为110°(从北顺时针方向；见图8)。第二种是青藏高原的软流层物质沿云南地区向中国东部挤出(例如，Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Weietal，2012)，φ平行于软流层流动方向(例如，Karatoetal，2008)，即为近E—W方向，从云南一直向东延伸到中国东部。第三个过程与缅甸板块的俯冲及其向西后撤有关(图8)(例如，Huang and Zhao，2006；Lietal，2008；Nietal，1989；Wangetal，2013；Weietal，2012)，由于俯冲及其后撤产生的区域地幔流造成云南地区软流层中发育快波方向为NE—SW的各向异性(Wangetal，2013)。综上所述，前两种地球动力学过程主要发育了近E—W向的φ，第三个过程产生了φ方向为NE—SW的各向异性。在岩石层厚度小于80km的区域(26°N以南)，本研究实际得到与上述两种φ一致的观测：一组主要方向是E—W，另一组是NE—SW(图8a)，表明在这个区域，软流层的各向异性起到重要的作用。

云南西南部的两个台站(图5a，7，8；台站号为53094和53100)得到的快慢波时差δt可达2.0s，快波方向与活动断层的走向及左行剪切地壳形变场一致(Fleschetal，2005)，也与Pms分裂(图7a)(Sunetal，2012，2013)和P波各向异性层析成像(Huangetal，2014；Weietal，2013)得到该台站附近的地壳各向异性快波方向一致。然而，80km厚的岩石层中的各向异性只能产生大致0.7s的XKS分裂，其余超过1.0s的δt应该反映了软流层中的各向异性。地震层析成像研究发现缅甸板块向东俯冲到上地幔中(Huang and Zhao，2006；Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Nietal，1989；Weietal，2012)。云南南部在100～300km深度范围存在广泛的P波低速异常区(Huang and Zhao，2006；Huangetal，2015a，2015b；Lietal，2008；Weietal，2012)，反映了在缅甸板块俯冲及其后撤过程中可能在上地幔中形成了区域性的地幔对流，产生明显的各向异性，对XKS分裂结果产生重要的影响(例如，Soletal，2007；Wangetal，2013)。

图8　(a)XKS分裂结果(红色和蓝色短线)和岩石层厚度的对比(Pasyanos et al，2014)。黑色箭头分别表示缅甸板块的后撤方向(Ni et al，1989)和青藏高原东南缘的绝对板块运动方向(Argus et al，2011)。左下角玫瑰图表示26°N以南地区的φ的分布统计。(b)XKS分裂结果(红色和蓝色短线)和150km深度的P波波速异常(Huang et al，2015a)的对比。其他标注见图5(该图的彩色解释，读者可参考本文的网络版)

云南东部在27°N附近发生的快波方向φ的突变(从北部NW—SE向变为南部近E—W向)(图8)表明在扬子克拉通(即四川盆地)周围存在明显的软流层物质流动。前已述及，27°N以北NW—SE向的φ反映了扬子克拉通中的“化石”各向异性。27°N以南E—W向φ的各向异性与地壳形变场(图7b)(Wangetal，2008；Zhaoetal，2013a)、P波各向异性层析成像(Weietal，2013)反映的岩石层各向异性(NE—SW向φ)(例如，Wangetal，2013)并不一致。更重要的是，快波方向φ的突变恰好发生在岩石层厚度(从120km到80km；图8a)(Pasyanosetal，2014)和150km深度P波波速异常(从高速异常到低速异常)(图8b)(Huangetal，2015a)突变的地区。在该地区，由于青藏高原软流层物质不断挤出，侵蚀破坏了原扬子克拉通(Huangetal，2015a)。因此，XKS分裂观测到的近E—W向φ可由向东挤出的软流层中发育的各向异性解释(例如，Huangetal，2015a；Liuetal，2004；Zhangetal，2014)。华南及南海附近的P波各向异性层析成像(Huangetal，2015b)和XKS分裂结果(例如，Wangetal，2013)表明软流层流一直延伸到南海北部，很可能与南海的演化以及海南地幔柱的活动有密切联系(例如，Huangetal，2015b；Lietal，2008)。

4　结论

本研究利用中国地震科学探测台站在青藏高原东南缘(主要在云南省)布置的300多个宽频带流动地震台站记录的波形数据，计算远震XKS(即SKS，SKKS和PKS)震相的S波分裂。这些台站水平间隔大约30km，获得了更多各向异性结构横向变化的细节，为进一步了解青藏高原东南缘地壳上地幔复杂的变形和地球动力学过程提供了更多新信息。

将XKS波分裂结果与地壳形变场(基于全球定位系统、地质观测、震源机制解)进行比较，发现了青藏高原内部及其周缘具有不同的变形机制。在喜马拉雅东构造结附近，XKS波分裂(NW—SE向φ)反映了垂向连续的岩石层左行剪切应变产生的各向异性。而青藏高原的东南缘即云南地区(26°N以南)，XKS分裂E—W向快波方向φ与地壳最大张应力(受到N—S向缩短)的方向一致，说明地壳和地幔有可能是耦合的。但不足80km厚的岩石层只能产生小于0.7s的S波分裂，仅是XKS分裂(δt为0.9～1.5s)的一部分，剩余的XKS分裂则是源于软流层中的各向异性。研究区东北部为稳定的扬子克拉通的核心(即四川盆地)，观测到的NW—SE向φ的XKS分裂反映了该稳定的前寒武纪克拉通岩石层(>160km)中的“化石”各向异性。

研究区的中南部，岩石层的厚度不足80km，不能完全解释XKS波分裂分析得到的快慢波时差δt(0.9～1.5s)，因此，需要软流层中发育较强的各向异性。本研究在该区域主要观测到两种快波方向φ，一组主要是NE—SW向，反映了缅甸板块俯冲及其后撤驱动的上地幔小尺度地幔对流。另一组主要为E—W向及NWW—SEE向，反映了由青藏高原东南缘欧亚板块的运动和软流层物质向中国东部挤出共同作用下在软流层中发育的各向异性。

尽管现在对青藏高原东南缘地壳上地幔的复杂结构有了很多新的认识，但仍需要更多的工作以重点获得该地区不同深度层的各向异性及变形特征。本研究所应用的流动台站仅一年的数据不足以解析多层各向异性的信息，有必要进行更长周期的观测或是利用固定台站数据。此外，还可以借助其他的技术，如利用P波走时各向异性层析成像(例如，Huangetal，2015a，2015b；Weietal，2013)和面波各向异性层析成像(Yaoetal，2010)的方法以获得三维方位各向异性。

数据与来源

原文附录A，即相关的补充材料网址如下：http：//dx.doi.org/10.1016/j.epsl.2015.10.027。

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南京大学曹旭，韩青译；黄周传校

中国地震局地球物理研究所吴何珍复校