塔里木盆地南部上地幔各向异性研究

许启慧, 盖增喜*, 冯永革, 王冠之, 郭震， 梁晓峰

1 北京大学地球与空间科学学院理论与应用地球物理研究所， 北京 100871 2 南方科技大学海洋科学与工程系， 深圳 518055 3 中国科学院地质与地球物理研究所， 北京 100029

0 引言

塔里木盆地位于欧亚大陆中部，古亚洲和特提斯构造域交汇地带，四周山脉环绕，北侧为天山造山带，西南部为昆仑山造山带和帕米尔高原，东南部为阿尔金造山带和青藏高原(图1)(刘训,2006;李江海等,2019).新生代以来，受印度板块与欧亚板块碰撞及其远程作用的影响，青藏高原剧烈隆升并向北运移，受坚硬的塔里木岩石圈阻挡向东逃逸，高强度的塔里木块体持续向北俯冲至天山造山带的上地幔并消减(胥颐等,2001; Zhao et al., 2003)，盆地周缘构造运动强烈，天山、昆仑山、阿尔金山发生剧烈的隆升、缩短和走滑变形，坚硬的塔里木地块在重力均衡作用下整体沉降，形成封闭型压陷叠合盆地(宋晓东等,2004).塔里木南缘位于塔里木盆地与青藏高原的碰撞交汇地带，该处岩石圈变形及深部地幔物质流动是探究青藏高原和周缘造山带形成和演化、块体间相互作用、印度—欧亚板块碰撞效应的重要判定依据，对探究青藏高原的隆升和扩张机制等地球动力学过程具有重要意义(李秋生等, 2020).但由于塔里木盆地内部沙漠覆盖，环境恶劣，一直以来缺少地震台站布设和观测，对盆地下方的地壳上地幔研究较少，盆地内部岩石圈结构特征亟待进一步研究.

横波分裂方法可以获得岩石圈及软流圈地幔的介质各向异性特征，进而探讨岩石圈变形和地幔流动.研究表明，各向异性广泛存在于地壳和上地幔中, 横波分裂是地球内部存在各向异性介质最为明确的观测证据.中上地壳发育有大量的含液微裂隙，在区域应力场作用下会发生定向排布，可造成不同偏振方向的S波1.5%～4%的速度差异，快波偏振方向平行于最大主压应力方向，反映区域应力场特征(Crampin and Lovell, 1991; Crampin and Peacock, 2005).地幔物质构造形变导致橄榄石晶格优势取向(Lattice Preferred Orientation, LPO)被广泛认为是产生上地幔各向异性的主要原因.上地幔中广泛分布A型橄榄石，天然橄榄岩样品和岩石实验表明，在简单剪切形变下，A型橄榄石会产生趋向于最大剪切力方向排列的LPO，其程度随剪切强度的增大而增大(Karato, 2008)，反映了过去或现今地幔岩石圈内物质的变形和地幔流动场特征.因此，通过各向异性的研究可以了解地球内部变形特征(Silver and Chan, 1991; Silver, 1996; Savage, 1999)，并推测地幔流动和地壳与下覆地幔的耦合机制(Wang et al., 2008; 高原等，2010).

在中国大陆一些学者利用横波分裂开展了大量的地壳上地幔各向异性研究.Huang等(2011)通过XKS震相横波分裂分析了中国大陆及邻区各向异性，结果表明中国大陆上地幔各向异性明显，西部各向异性略大，中国东部快波偏振与绝对板块运动方向一致，认为是软流圈地幔物质的流动导致，西部青藏高原与天山造山带快波偏振方向平行于地表变形和断裂走向，并垂直于最大水平应力方向，且与绝对板块运动方向较为一致，说明地幔流动驱动的各向异性广泛存在中国大陆.Wang等(2014)利用SKS和SKKS震相最小切向能量方法获得中国大陆及邻区横波分裂参数，结果表明中国大陆各向异性平均慢波延迟时间为0.95 s，西部各向异性略大(1.01 s)，青藏高原和天山地区是地壳-地幔耦合变形机制，推测断裂控制了岩石圈深部变形.Wang等(2016)利用接收函数研究了青藏高原东北部的地壳结构和地壳各向异性，结果显示出快波偏振方向与地表构造相一致的强各向异性特征，通过对比XKS震相结果，发现快波偏振方向与XKS结果较为一致，推测该区为壳幔耦合变形.郭桂红等(2019)利用SKS震相横波分裂和接收函数Pms震相，获得了青藏高原东北缘地壳上地幔各向异性分裂参数，结果显示SKS快波偏振方向均值为123°，Pms快波偏振方向均值为132°，大部分与地表构造走向一致，说明青藏高原东北缘地壳上地幔互相耦合，以岩石圈垂直连贯变形为主，SKS、Pms快慢波到时差分别为1.0 s和0.6 s，说明地壳各向异性贡献较大.Zhao等(2010)利用接收函数和横波分裂对青藏高原中部和东部两条新测线进行了观测研究，结果显示印度—欧亚板块碰撞缓冲区青藏高原下方存在较强的各向异性.Levin等(2008)联合远震横波分裂和接收函数方法研究了青藏高原西部的各向异性特征，在昆仑断裂附近拟合快轴方向为60°的单层各向异性，而阿尔金断裂附近更倾向于两层各向异性结构，上层各向异性快轴方向与断裂走向一致，对于塔里木盆地南缘的横波分裂结果较为复杂，推测该区较厚的沉积物对波形造成了扭曲.Levin等(2013)利用SKS、PKS震相横波分裂和震源机制研究了青藏高原北缘的壳幔耦合特征，横波分裂结果显示，青藏高原北缘的各向异性主要来自上地幔，推测地幔流动方向为近东西向，青藏高原与塔里木盆地交界地带，存在壳内东西向伸展变形，与上地幔内部变形方向一致，推测该区地壳与上地幔耦合变形.鲍子文和高原(2017)利用近场小地震横波分裂研究了天山及邻区的地壳各向异性，表现出明显的分区特征，其中塔里木盆地西侧呈现出近北西向的快波偏振方向，可能反映了该区主压应力方向，而北天山和南天山部分台站快波偏振方向为近南北向，可能与塔里木盆地与准噶尔盆地双向挤压有关.

冯永革等(2016)对阿尔金造山带西部进行了上地幔各向异性研究，结果显示研究区快波偏振方向整体呈东西向，反映了青藏高原北部地幔物质向东西两侧流动，并推测青藏高原软流圈物质“热侵蚀”塔里木克拉通边界.本研究通过收集塔里木盆地南部宽频带流动地震台站(2017年4月—2019年4月)波形资料，利用SKS、SKKS横波分裂方法获得台站下方各向异性参数，能够有效补充塔里木地区地震数据，进一步探讨青藏高原与塔里木块体之间的相互作用关系.

1 数据与方法

本研究所用资料是中国科学院地质与地球物理研究所联合北京大学和南方科技大学于2017年4月—2019年4月在塔里木盆地架设的宽频带流动地震台站的远震波形数据，选取8个在研究区内均匀分布的台站(图1).选取震中距在85°～140°范围内、震级大于5.0级的远震波形资料.图2为有效事件和无效事件的震中分布，这些事件主要分布在南太平洋汤加、斐济等地区，其他象限测得有效事件少，造成这种现象可能有两个原因，一是地震事件相对较少，二是观测数据的信噪比较低，XKS震相不易识别.

SKS、SKKS波在穿过核幔边界时，由P波转换为S波，这里的S波仅有径向分量(SV波)，没有切向分量(SH波)，即切向分量能量为零.如果地壳地幔中存在各向异性介质，则SKS、SKKS波发生分裂，此时可以观测到明显的切向分量能量；如果没有切向分量或切向分量很小，则认为台站下方不存在各向异性物质或SKS、SKKS波入射方向与快波偏振方向平行或垂直，记作无效分裂(NULL)(Wüstefeld and Bokelmann, 2007).基于这一思想，Silver 和Chan(1991)提出切向最小能量法(SC)，目前广泛应用于地壳上地幔各向异性参数的测量中.

地震波在通过横波分裂参数为(φ,δt)的各向异性介质后，台站接收到的径向和切向地震记录可以表示为：

(1)

(2)

其中s表示该地震记录的水平分量.

地震波经过各向异性介质后分裂成的快波和慢波具有相似的波形，因此Bowman和Ando(1987)提出的旋转相关法(Rotation Cross-correlation,简称RC)即是通过网格搜索(φ,δt)值，使得校正后的两方向地震数据互相关系数最大.

此外，Silver和Chan(1991)在提出最小切向能量法的同时提出最小特征值法.地震仪器记录到的两个偏振方向相互正交的地震波分量分别为ui(t)和uj(t),则协方差矩阵定义为：

(3)

类似于最小切向能量法思路，网格搜索找到一对最优的(φ,δt)，使得协方差矩阵有唯一的非零特征值.但由于实际地震记录中有噪声的干扰，在计算时通常求取的是λ2或λ1λ2的最小值或者λ1或λ1/λ2的最大值(λ1>λ2).

基于上述的三种方法，本研究采用SplitLab(Wüstefeld et al., 2008)程序包来计算快波偏振方向和慢波延迟时间.具体步骤如下：

(1)根据USGS提供的地震目录，对原始数据进行转换、截取等预处理.

图2 远震事件震中分布图红色三角表示研究区域中心位置，(a)中蓝色圆表示有效分裂事件，(b)中红色圆表示无效分裂事件，圆的大小代表此事件被测量到的台站数量.Fig.2 Epicenter distribution of teleseismic eventsRed triangle is the center of the research area, blue circles in (a) show the locations of valid splitting events, red circles in (b) show the locations of null splitting events, size of the circle represents the number of stations measured for certain event.

(2)由于SKS、SKKS震相的主要能量集中在8～20 s，因此我们先对原始记录选择较大的滤波范围(0.02～0.3 Hz)进行初始滤波，便于挑选出震相相对清晰、信噪比高的记录用于下一步横波分裂分析.

(3)将原始信号从Z-E-N三分量地震坐标系旋转到L-Q-T射线坐标系，根据Taup计算IPS91模型下SKS、SKKS震相的理论到时，手动选择波形时间窗口，保证所选震相时间窗口至少包含一个完整周期波形；根据每条记录波形的特点分别在初始滤波范围0.02～0.3 Hz内进行调整，以提高信噪比.

(4)快波偏振方向φ和慢波延迟时间δt分别在(-90°，90°)、(0 s，4 s)的范围内进行网格搜索，根据校正结果对滤波范围和时间窗反复微调，获得最佳测量参数.

图3显示了T15台站记录的2017年9月20日20时09分发生的MW6.4地震的SKS波分裂结果，地震震源深度为197 km，震中距为99.02°，地震反方位角为106.8°，最小切向能量法、旋转相关法、最小特征值法得到的快波偏振方向和慢波延迟时间分别为(73°，0.9 s)、(75°，0.9 s)、(75°，0.9 s).Δφ=2°，ρ=1，信噪比为22.4，质量判定为好的有效分裂结果.图3a原始记录中切向分量明显，说明传播路径中遇到各向异性介质，发生了横波分裂.校正后的快慢波波形基本一致(图3b，3f)，切向分量能量接近直线(图3c，3g)，质点运动图由椭圆偏振(蓝色虚线)校正为线性偏振(红色实线)(图3d，3h)，图3e和图3i分别为旋转相关法和切向最小能量法网格搜索(φ,δt)所计算得到的快慢波互相关值和切向分量能量的等值线图，交线位置对应互相关最大值和切向能量最小值.校正后的波形拟合较好，质点运动轨迹近乎为直线，原始信号信噪比高，且三种方法得到的结果也较为一致，标定该结果质量为好的分裂结果.说明该测量方法能够有效得到各向异性参数.

图3 质量为好的分裂结果实例.T15台站记录的2017年9月20日20时09分发生的MW6.4地震的SKS波分裂结果图(a)为原始的径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)地震波形，灰色阴影为选取的时间窗； (b)和(f)为校正后的快波(蓝色虚线)和慢波(红色实线)波形； (c)和(g)为校正后的径向(蓝色虚线)和切向(红色实线)波形； (d)和(h)分别为校正前(蓝色虚线)和校正后(红色实线)质点运动图； (e)和(i)分别为互相关系数和切向能量等值线图. (b—e)为旋转互相关法的校正结果，(f—i)为最小切向能量法的校正结果.Fig.3 An example of good splitting result. SKS wave splitting result of the event took place at 2017-09-20 20∶09 recorded by T15(a) is the original radial (blue dotted line) and tangential (red solid line) seismic waveform, and the gray shadow is the selected time window; (b) and (f) are corrected fast wave (blue dotted line) and slow wave (red solid line); (c) and (g) are corrected radial wave (blue dotted line) and transverse wave (red solid line); (d) and (h) are particle motion of original SKS phase (blue dotted line) and particle motion of corrected SKS phase (red solid line); (e) and (i) are contour plot of cross-correlation coefficient and energy of transverse component. (b—e) are results of Rotation cross-correlation method, (f—i) are results of Minimum transverse energy method.

图4为质量评定为一般的结果实例，T15台站记录的2018年10月16日00时28分发生的MW6.3地震的SKS波分裂结果，地震震源深度为10 km，震中距为101.16°，地震反方位角为109.1°，最小切向能量法、旋转相关法、最小特征值法得到的快波偏振方向和慢波延迟时间分别为(61°，0.9 s)、(72°，0.9 s)、(75°，0.9 s).Δφ=11°，ρ=1，信噪比为8.9，质量判定一般的有效分裂结果.

图5是一个SKS震相无效分裂结果实例，这是T16台站记录的2018年4月30日18时24分发生的MW6.3地震的SKS波分裂结果，地震震源深度为266 km，震中距为97.15°，地震反方位角为104.7°，最小切向能量法、旋转相关法、最小特征值法得到的快波偏振方向和慢波延迟时间分别为(-79°，3.8 s)、(54°，0.0 s)、(-83°，4.0 s).其中，旋转相关法和最小切向能量法的快波偏振方向结果相差45°，旋转相关法与最小切向能量法的慢波延迟时间分别为0.0 s和3.7 s(近网格搜索的上限，4.0 s)，最小特征值法的结果与最小切向能量法近乎相同，根据Wüstefeld和Bokelmann(2007)总结的规律和判定标准，评定为无效分裂结果(NULL).图5a原始径向和切线波形记录中未看到明显的切向分量波形，即切向分量近似为直线，且质点运动轨迹呈线性，判定该地震记录未发生横波分裂.

图4 质量为一般的分裂结果实例.T15台站记录的2018年10月16日00时28分发生的MW6.3地震的SKS波分裂结果图图例说明同图3.Fig.4 An example of fair splitting result. SKS wave splitting result of the event took place at 2018-10-16 00∶28 recorded by T15Illustration is the same as Fig.3.

图5 无效分裂结果实例.T16台站记录的2018年4月30日18时24分发生的MW6.3地震的SKS波分裂结果图图例说明同图3.Fig.5 An example of null splitting result. SKS splitting result of the event took place at 2018-04-30 18∶24 recorded by T16Illustration is the same as Fig.3.

2 横波分裂结果

利用上述方法对研究区内8个台站共7467条地震记录进行了横波分裂测量，最终得到43对有效分裂结果和14对无效分裂结果，其中16对质量评定为好的分裂结果，27对质量评定为一般的分裂结果，包含41个SKS震相分裂结果和2个SKKS震相分裂结果.图6为各个台站的分裂结果.根据误差平方的倒数加权平均(Schmid et al., 2004)得到每个台站的平均结果，详见表1.图7为有效分裂事件和无效事件的方位分布，快波偏振方向与无效分裂事件的反方位角存在一定的偏差，暗示该区可能存在复杂的各向异性特征，冯强强等(2012)在对新疆地区横波分裂的观测中也发现了类似现象.图8为研究区快波偏振方向和慢波延迟时间的空间分布，图9展示了快波偏振方向和慢波延迟时间的统计结果.

本研究所用的流动地震台站布设在中国最大的沙漠——塔克拉玛干沙漠内部，环境恶劣，台基特殊，巨厚的沉积层造成地震波能量衰减，且易受周期性沙漠流动的影响，波形受干扰严重，数据信噪比较低，震相不易识别，造成数据处理困难，是盆地内部台站测量结果较少的主要原因.另一方面，盆地内部各向异性较弱的台站，分裂震相不明显，因此环境的影响对波形干扰程度更大，也加大了横波分裂测量的难度.靠近盆地中部的台站获得的有效分裂事件较少，其中位于沙漠内部的T32台站，没有获得有效分裂结果.而盆地边缘靠近阿尔金山脉的T13、T15台站，基岩出露，台基稳固，环境影响小，数据信噪比高，且各向异性较强，在相同信噪比情况下，横波分裂现象更明显、更易识别和测量，获得有效分裂结果多，分别测量得到15和13条有效分裂记录.

结果显示，研究区快波偏振方向主要分布在50°～ 90°，以东西向为主，慢波延迟时间分布在0.3～1.5 s.上地幔橄榄岩晶格定向排列被广泛认为是上地幔各向异性的主要原因，假定上地幔橄榄岩含量为50%～70%，其中15%定向排列，则1 s的慢波延迟时间对应115 km的各向异性层(Silver and Chan, 1991; 郑斯华和高原，1994)，换算成该区的各向异性层厚度为34.5～172.5 km，范围差异较大，且与面波层析成像得到的塔里木盆地岩石层厚度(120～200 km)相比明显较小(李孟奎等, 2018).整体来看，相对于青藏高原和周缘造山带强各向异性，盆地显示为较弱的各向异性特征，且存在区域差异，研究区东部强西部弱，南部强北部弱，盆地从南东边缘沿北西向至盆地内部呈减弱的趋势，各向异性较强的台站表现为近东西向的快波偏振方向，而研究区西部各向异性较弱的台站快波偏振方向为近北东向，造成这种差异的原因可能是引起该区强各向异性与弱各向异性的原因不同.东南部靠近阿尔金断裂的T13、T15台站显示出较强的各向异性，平均慢波延迟时间分别为1.12 s、0.86 s，快波偏振方向分别为76.51°、69.76°，与阿尔金断裂走向平行，该结果与Zhao等(2010)在印度—欧亚板块交界处塔里木盆地内侧的横波分裂结果和冯永革等(2016)在阿尔金断裂西部邻区的横波分裂结果一致.西昆仑断裂附近的T37、T39台站平均慢波延迟时间分别为0.59 s和0.56 s，快波偏振方向近北东向，这与Herquel和Tapponnier(2005)在西昆仑造山带北缘测得N35°E的快波偏振方向较为一致.盆地内部T16、T17台站结果接近，但存在一定的差异，表明盆地内部的各向异性是复杂的.T16台站测得4条有效分裂记录，但结果较为发散，其中出现一条北西向快波偏振结果(快波偏振方向为-62°)，这可能与来自不同方位的地震记录所反映出的深部各向异性结构差异有关，该地震事件的反方位角为53.8°，与其他地震事件的反方位角差值近40°.此外，T16台站各向异性平均结果较大，为1.06 s，其中2017年11月4日12∶08，反方位角为108.6°，震中距为100.82°，质量标定为好的地震事件表现为较强的各向异性，慢波延迟时间为1.5 s，从而拉高了该台的平均值，这与该台站及邻近台站慢波延迟时间普遍小于1 s的结果不一致，经认真核对，确认该记录测量的准确性.以T16台站与T17台站距离的一半为半径，假定波长为40 km，则根据菲涅尔带，两台站产生横波分裂参数差异的深度约为90 km以下，推测与上地幔各向异性差异有关.T34台站慢波延迟时间最小，为0.4 s，表明盆地内部各向异性较弱，快波偏振方向为63.24°，与周围台站结果较为一致，但该区沉积环境复杂，在Levin等(2013)结果中该区各向异性参数较为发散，该台结果与Levin等(2013)部分结果相一致.

表1 塔里木盆地南部SKS、SKKS分裂结果Table 1 The SKS and SKKS splitting results beneath southern Tarim basin

图6 塔里木盆地南端8个台站SKS、SKKS分裂结果黑色短线的方位角和长度分别表示台站记录的SKS,SKKS分裂结果的快波偏振方向和慢波延迟时间，内外圈的慢波延迟时间分别为1 s和2 s.Fig.6 Results of the SKS and SKKS wave splitting of 8 stations in southern Tarim basinThe azimuth and length of the short black lines denote the polarization of the fast waves and the delay time respectively, and the inner and outer circles indicates the delay time as long as 1 s and 2 s respectively.

图7 按照方位分布的有效分裂结果和无效分裂结果黑色短线的方位角和长度分别表示台站记录的SKS,SKKS分裂结果的快波偏振方向和慢波延迟时间，红色叉线表示该台无效分裂事件,中心点为台站名称，虚线圆圈分别表示85°、140°震中距.Fig.7 Results of the SKS and SKKS wave splitting and null results according to azimuth distributionThe azimuth and length of the short black lines denote the polarization of the fast waves and the slow wave delay time respectively. The red crosses indicate null events. The station names are in the center and the dotted circles represent the epicenter distance of 85° and 140°.

图8 研究区各向异性结果短线方向为快波偏振方向，长短与慢波延迟时间成正比.红色实线为本研究结果，橘色、绿色、浅蓝色、黄色、蓝色实线为前人研究结果(其中，橘色：冯永革等,2016;绿色：Levin et al., 2008, 2013;浅蓝色：Wu et al., 2015;黄色：Herquel and Tapponnier, 2005;蓝色：来自http:∥splitting.gm.univ-montp2.fr/DB/public/searchdatabase.html.)， 黑色箭头表示绝对板块运动方向，紫色箭头为GPS地表位移(引自Zheng et al., 2017).Fig.8 Anisotropic results in study areaThe direction of the short line is anisotropic fast wave polarization direction, and the size of the line is proportional to the slow wave delay time. Red solid lines show our results, orange, green, light blue, yellow, blue solid lines show results of other researchers (Orange: Feng et al., 2016; green: Levin et al., 2008,2013; light blue: Wu et al., 2015; yellow: Herquel and Tapponnier, 2005; blue: from http:∥splitting.gm.univ-montp2.fr/DB/public/searchdatabase.html.). The black arrow indicates the direction of absolute plate motion, the purple arrow indicates the GPS surface displacement (from Zheng et al., 2017).

图9 研究区各向异性快波偏振方向(a)和慢波延迟时间(b)的事件数分布直方图Fig.9 The histogram of events number distribution of anisotropic fast wave polarization direction (a) and the slow wave delay time (b) in the study area

3 讨论

塔里木盆地是寒武纪基底之上的较为坚硬的块体，自古生代成盆以来，盆地内无大的构造变革，岩石圈变形较小(王良书等,1996;贾承造,1999;胥颐等,2000;姜光政等,2016).盆地下方表现为高速特性，且高速区域与地表盆地构造具有较好的一致性，盆山交界明显，说明在构造挤压背景下周缘造山带变化剧烈而未对盆地构造造成较大破坏(李孟奎等, 2018).宋仲和等(1991)对中国西部进行了三维结构反演和径向各向异性研究，显示塔里木盆地主体在40～80 km内无明显各向异性表现，直到120 km以下才出现较小的负值，其下为正值.李孟奎等(2018)利用面波层析成像研究了中国大陆大型盆地的岩石圈结构，塔里木盆地靠近阿尔金断裂一侧岩石圈厚度明显较薄，仅为120 km，且沿北西向逐渐增厚到200 km，推测在板块碰撞下，青藏高原软流圈物质向周缘运动，遇到坚硬的盆地地块后转为向下溢流，对盆地岩石圈底部造成侵蚀.

冯永革等(2016)在阿尔金断裂带西部以及向塔里木盆地内部延伸近40 km的XJ10台站均测得近东西向快波偏振方向，推断与青藏高原地幔物质向东西两侧流动并向北侵蚀塔里木克拉通有关.本研究中观测到塔里木盆地南部广泛存在快波偏振方向为东西向的上地幔各向异性，距离盆地边缘160 km的T16台站观测到强各向异性，平均慢波延迟时间为1.06 s，平均快波偏振方向为89.35°，与盆地边缘阿尔金断裂和青藏高原北缘表现为相似的各向异性结果.同时快波偏振方向从盆地边缘到盆地内部存在一定变化，结合前人研究结果，可知从青藏高原北部到盆地南缘整体快波偏振方向呈南东东方向，到盆地内部转变为近东西向，整体保持同绝对板块运动方向一致(Gripp and Gordon, 1990)，推测地幔流动是各向异性的主要来源，且青藏高原北部的地幔流动对塔里木块体下方地幔流动造成了扰动.同时，快慢波时差从盆地边缘到盆地内部存在逐渐减小的趋势，盆地南缘阿尔金断裂邻区各向异性明显，慢波延迟时间普遍在1 s左右，研究区西侧及盆地内部各向异性较弱，推断青藏高原地幔物质在盆山交界处活动强烈，随着进入塔里木块体内部其地幔物质影响逐渐减小.这些观测结果支持了冯永革等(2016)的结论，推测受印度—欧亚板块碰撞推挤的影响，青藏高原北缘软流圈可能存在较大范围的东西向流动，在塔里木盆地南部盆山交界处对塔里木岩石圈产生影响.

目前，对于地壳-地幔运动变形有两种假设：一是简单软流圈运动；二是壳幔耦合垂直连贯变形(Silver, 1996).Wang等(2001)对中国大陆GPS资料反演的地表速度及大陆变形机制进行了探讨，塔里木盆地与周缘活动断裂结合带GPS 资料反演的南北向地表运动速率很大，与地壳挤压应力方向一致，反映了印度—欧亚板块碰撞持续向北推挤运动，各向异性快波偏振方向和GPS资料反演的地表运动方向不一致.远震SKS、SKKS反映的是地壳上地幔各向异性的累积效应，由于缺乏该区域近震横波分裂和接收函数研究，无法获得地壳各向异性结构特征，该区壳幔变形机制的讨论有待数据资料的补充和多种方法结果的联合分析.根据天然橄榄石的实验室形变实验，橄榄石快轴方向在挤压应力下沿最大拉伸方向优势排列(Nicolas and Poirier, 1976)，一般认为橄榄石快轴方向垂直于最近一次造山运动所造成的挤压方向(Silver and Chan, 1991; 郑斯华和高原，1994).塔里木盆地南端各向异性快轴偏振方向与印度—欧亚板块碰撞挤压方向近垂直，可能反映了青藏高原向北推挤造成塔里木盆地岩石圈上地幔橄榄石东西向优势排列.

位于阿尔金断裂北缘的T13、T15台站快波偏振方向平行于阿尔金断裂走向，可能与左旋剪切的阿尔金断裂有关，反映了在青藏高原强烈挤压作用下，岩石圈构造变形强烈，阿尔金断裂控制了地壳和上地幔变形，为垂直连贯变形机制.冯强强等(2012)在塔里木盆地南缘和田台的观测结果与我们的结果类似，快波偏振方向为-84°，慢波延迟时间为0.74 s，表现出受阿尔金断裂控制的各向异性特征.Huang等(2011)对中国大陆138个宽频带固定台站进行了各向异性研究，其中塔里木南缘HTA台2000—2009年XKS各向异性分裂分析显示，该台站快波偏振方向与阿尔金断裂走向一致，呈东西向，表明受印度—欧亚板块碰撞影响，中国西部东西向断裂控制着岩石圈深部变形.Levin等(2013)在青藏高原与塔里木盆地交界地区观测到明显的上地幔各向异性特征，快波偏振方向近东西向，平行于阿尔金断裂走向，认为阿尔金断裂向下延伸至岩石圈上地幔，青藏高原北缘东西向的地壳伸展与上地幔变形方向一致，表明该区地壳地幔相互耦合.T15台站位于西昆仑断裂和阿尔金断裂的转换地区，快波偏振方向与阿尔金断裂走向平行，推测阿尔金断裂深部变形继续向东延伸，控制着该区的岩石圈内部变形和上地幔物质流动.

前人在西昆仑造山带附近获得的快波偏振方向结果较为发散，Herquel等(2005)在塔里木盆地南缘观测到北东向快波偏振方向，认为其与前寒武纪以来遗留在塔里木岩石圈的“化石”各向异性有关.Levin等(2008)通过横波分裂和接收函数研究了青藏高原西部各向异性，在塔里木盆地一侧测得集中于平行山脉走向和北东向两组快波偏振方向，不同台站之间和单个台站不同记录之间差异较大，认为与塔里木盆地较厚沉积层产生的强地面混响有关.层析成像结果显示，塔里木盆地南部至西昆仑造山带山前莫霍面附近出现低速区，表明塔里木上地幔岩石层向青藏高原西北部俯冲到较深的位置(胥颐等，2000；Zhao et al., 2014)，该区复杂的构造变形可能是造成快波偏振方向发散的另一原因.本研究中，西昆仑造山带附近的T37、T39台站快波偏振方向分别为56.28°和74.82°，慢波延迟时间主要分布在0.36～0.88 s，各向异性较弱，与塔里木盆地内部各向异性特征较一致，推测西昆仑造山带附近各向异性可能是遗留在岩石圈中的“化石”各向异性引起，快波偏振方向与地表构造走向不平行，推测西昆仑断裂未对岩石圈深部造成控制.

4 结论

本研究通过分析塔里木盆地南部布设的宽频带流动地震台站的远震波形资料，利用横波分裂方法对8个台站的各向异性参数进行了测量.结果显示，研究区慢波延迟时间分布在0.3～1.5 s，快波偏振方向以东西向为主.本文的研究结果表明地幔流动可能是研究区各向异性的主要因素，且推测青藏高原北部地幔流动对塔里木块体南缘地幔流动存在影响，但这个影响随着深入块体内部逐渐减小.青藏高原北缘软流圈向北可能存在较大范围的东西向流动，并在盆山交界处活动强烈，随着地幔物质持续向北运动逐渐冷却，对盆地内部岩石圈的影响减小.SKS、SKKS快波偏振方向与GPS资料反演的地表运动方向不一致.阿尔金造山带北缘横波分裂快波偏振方向与断裂走向一致，表明阿尔金造山带活动断裂控制岩石圈深部变形，呈垂直连贯变形机制.

致谢感谢中国科学院地质与地球物理研究所、北京大学、南方科技大学、新疆维吾尔自治区地震局所有参与此次地震台站布设和数据采集的工作人员.野外采集工作中受到中石化石油工程地球物理有限公司华东分公司的大力协助.梁晓峰受中国科学院青年创新促进会支持(2017093).