约50 Ma以来，印度与欧亚板块之间持续汇聚、挤压，直至洋壳俯冲消亡、陆-陆碰撞，青藏高原地壳增厚至全球平均地壳厚度的2 倍左右，形成了地球上面积最大、平均海拔最高的巨型高原.在印度-欧亚大陆碰撞造山期间，至少1500km 宽的特提斯洋消亡了，而现今的地壳增厚量远不足以吸纳如此庞大的特提斯洋壳^[1].为了理解吸纳如此大规模地壳短缩的壳幔形变机制，除“地壳叠置增厚"模型^[2]外，人们陆续提出了“横向挤出"^{[3, 4]}和“中下地壳通道流”^{[5, 6]}，以及“地表侵蚀"^{[7, 8]}等模型.

松潘—甘孜地块是构成青藏高原东缘的主要块体之一，如图 1所示，在高原东部其主要受到东昆仑断裂带、岷山断裂、虎牙断裂、龙门山断裂带中-南段和鲜水河断裂带的围限；位于龙门山和岷山断裂带西侧的龙日坝断裂带将其进一步分割成西部阿坝和东部龙门山两个次级块体^[9].龙门山断裂带是一条以逆冲为主、走滑为辅的大型断裂带，位于青藏高原东部与四川盆地的过渡部位，是典型的强烈盆山相互作用地带.显然，青藏高原东缘是构造逃逸和地壳流的必经带域，对松潘—甘孜地块、龙门山造山带及四川盆地等不同块体之间的相互作用研究将有助于理解强烈盆山相互作用区的壳幔形变机制等基本地球动力学问题^[10~12].

图 1

Fig. 1

图 1 研究区大地构造背景和台站位置分布 Fig. 1 Tectonic setting of study area and the location of the broadband seismic stations

地震各向异性是地震学与地球动力学之间的桥梁，人们历来非常重视地球壳幔各向异性的研究^[13]，尤其是2008年5月12日汶川特大地震发生以来，关于龙门山断裂带的地震各向异性研究更加得到重视.丁志峰等^[14]对2008 年汶川地震序列的横波分裂的时空变化现象进行了研究；石玉涛、高原等基于5.12汶川地震震源区及周边地震台站记录的余震序列资料，利用剪切波分裂系统分析法(SAM)分析了龙门山断裂带的地壳各向异性特征，推断了地壳最大主压应力方向及空间分布特征^[15];齐少华，刘启元等^[16]研究了龙门山断裂带两侧4个宽频带流动台站的接收函数莫霍面Ps转换波分裂参数.

本文基于横跨龙门山造山带的链式宽频带流动台阵资料，进行远震接收函数求取和莫霍面Ps转换波分裂参数拾取，分析不同构造分区的地壳各向异性特征，探讨地壳各向异性对于青藏高原东缘强烈盆山相互作用的动力学指示意义.

2006年7 月至2007 年8 月，项目组沿四川盆地龙泉山—川西北阿坝县一带布设了29个宽频带地震台站，进行了为期约13 个月的天然地震观测^{[10, 11]}.该剖面近垂直切割了龙门山断裂带，具体位置如图 1 所示.所用仪器包括9 套Reftek-130型，20套Reftek-72A 型采集器，拾震器均采用英国产CMG-3ESP(带宽30s~50 Hz).其中，跨越龙门山造山带的5 个台站(S08-S12)的台间距为10km左右，其他台间距均为15km 左右.记录到震中距30°~90°，震级M_s>5.0级的有效远震事件264个.

自1977年Langston 等提出接收函数方法以来，接收函数目前已经发展成为研究地球壳幔结构的主流方法之一^[17].McNamara等^[18]率先利用接收函数方法分离得到的Moho面Ps转换波(Pms)的分裂特征，研究了美国内华达盆山地区的地壳各向异性.Pms是在Moho界面发生波型转换，即由远震P波转换为Sv波；尔后，Sv波在整个地壳内部传播过程中，在各向异性区内发生分裂，分裂为偏振方向相互垂直的快Pms和慢Pms两种波型，其原理如图 2所示.因此，由地表观测到的Pms横波分裂所携带的关于传播介质的各向异性信息全部来自地壳内部，而与地幔等深部圈层无关，从而利用Pms分裂现象研究地壳各向异性不仅具有接收函数方法本身具有的横向分辨高的优点，而且还具有各向异性来源深度相对确定的独特优势.

图 2

Fig. 2

图 2 利用远震P波在Moho面处的PS转换波（Pms) 横波分裂研究地壳各向异性的原理示意图.此图引自参 考文献[18]，但有多处改动 Fig. 2 A sketch map of the splitting effects of Moho-converted Ps phase. This map is revised aftrr the Ref. [18]

在具体进行Pms横波分裂分析过程中，除了首先求取远震事件(一般震中距范围选30°~90°)的径向和切向接收函数以分离Pms横波震相外，其余步骤与拾取SKS等横波分裂参数的方法类似.由于求取接收函数、拾取横波分裂参数的方法较多，这里就本文所使用的方法依据说明如下：

(1) 无论利用何种方法拾取横波分裂参数，其前提是所分析的横波震相稳定可靠.为此，考虑到方法的稳定性，本文选用时间域迭代反褶积方法^[19]求取远震接收函数.由于高斯参数的实质是低通滤波器的滤波参数，从而其不仅决定着所求取的接收函数的稳定性，还直接决定了接收函数的分辨率.因此，如何选取恰当的高斯参数显得非常重要.

(2) 目前通用的拾取横波分裂参数的方法主要有旋转相关法、特征值法和切向能量最小法等^{[20, 21]}.对于信噪比很高、可靠稳定的横波震相而言，使用其中任何一种方法，都可以得到合理的结果^[22];但是，在信噪比不高、横波震相不清晰的情况下，选择一种适应远震接收函数实际信噪比和稳定性的合适方法也显得非常重要.

针对以上两个问题，我们选择噪声水平、资料质量具有代表性的若干台站开展统计研究，其中一例如图 3所示.由图 3可知，对于利用不同高斯参数计算远震接收函数而分离得到的Pms进行横波分裂分析时，利用切向能量最小法得到的分裂参数，无论是分裂时差还是快波偏振方位，总体上均居于利用旋转相关法和特征值法得到的值之间，因而判定对于本文所用到的资料而言，切向能量最小法取值折衷，相对稳定可靠；利用不同的横波分裂参数拾取方法，在高斯参数取值介于3.0与4.0之间时，三种方法所拾取的分裂参数值相对稳定，而且基本一致.因此，本文在利用时间域迭代反褶积求取接收函数过程中，高斯参数给定为3.0;在对Pms震相进行横波分裂参数拾取时，利用切向能量最小法.

图 3

Fig. 3

图 3 高斯参数和横波分裂分析方法研究结果对比图.其中，该事件为S04台站记录到的同一远震事件(200629001342).(a)利用时间域迭代反褶积法,但采用不同高斯参数计算远震接收函数分离得到的Pms震相；(b)不同高斯系数和不同横波分裂分析方法得到分裂时差；(c)不同高斯系数和不同横波分裂分析方法得到的快波偏振方位 Fig. 3 Splitting parameters for a same Pms phases isolated from teleseismic receiver functions computed by iterative deconvolution in time-domain with different Gauss parameters (a) measured by three traditional analysis methods. The same event (20062900134242) is recorded by station S04. The splitting time delay (b) and the polarization direction of fast wave (c) are different for the same Pms phases with different Gauss tilter parameters

在选择合适的高斯参数利用时间域迭代反褶积法^[19]求取远震事件的径向和切向接收函数的基础上，挑选信噪比高、Pms震相稳定可靠的波形利用切向能量最小法进行横波分裂分析^[23].然而，通常一个台站可以挑选到多个理想的拾取结果，对于同一台站的多个结果可以采用叠加方法求取平均值，并通过重新计算自由度而得到用于误差估计的置信区间^[24]，整个分析过程如图 4所示.

图 4

Fig. 4

图 4 Moho面转换横波（PmS)分裂分析过程示意图.（a)利用时间域迭代反褶积法（高斯参数给定为3.0)计算得到的远 震接收函数（台站S21记录到的远震事件2006259095306)，其中，灰色阴影标示出所确定的Pms横波分析窗口；（b)分析 窗口内的PmS波形图，虚线对应径向分量，而实线对应切向分量；（c)分析窗口内校正后的快波和慢波波形图，虚线对应 快波，而实线对应慢波；d)分析窗口内校正后的径向和切向分量波形图，虚线对应径向分量，实线对应切向能量；（e)分析 窗口内校正前后的质点运动图，其中，虚线对应校正前的质点运动图，而实线对应校正后的质点运动图；D切向能量等值 线图，直线交叉处代表最佳参数位置，而封闭的阴影部分则代表置信区间；g)台站S21所利用的33个远震事件切向能量 迭加等值线图.直线交叉处代表最佳参数位置，而封闭的阴影部分则代表置信区间 Fig. 4 An example of Pms splitting analysis. The receiver functions (a) for the teleseismic event 2006259095306 recorded by station S21 is computed by iterative deconvolution in time-domain with Gauss filter parameter 3. 0. The gray shadow area shows the time window of Pms we analyzed. Original waveform (b) in the window (the dashed line and solid line corresponding to radial and transverse component, respectively), the fast (dashed line) and slow (solid line) waves (c), the radial (dashed line) and transverse (solid line) component (d) , and the particle motion (e) of the corrected Pms phase in the radia—transverse coordinate system, and contour plot of transverse energy for event 2006259095306 (f). The stacking contour plot (g) of transverse energy for all 33 events we used for station S21. The crossing point of the orthotropic line denotes the position of optimal parameter pair，and the closed shadowdenotes the contidence nterval

在逐一求取每个台站远震事件的径向和切向接收函数的基础上，挑选信噪比高、Pms震相稳定可靠的波形进行横波分裂分析，并对同一台站得到的多个相对理想的拾取结果采用切向能量迭加方法求取分裂参数的平均值及其误差估计^{[23, 24]}，从而最终获得青藏高原东缘各台站下方及所在构造分区的平均地壳各向异性，如表 1及图 5所示.

表 1(Table 1)

表 1 青藏高原东缘不同构造分区Pms转换波分裂参数 Table 1 The splitting parameters of Moho-converted Ps wave beneath the stations in the east margin of Qinghai-Tibet Plateau

表 1 青藏高原东缘不同构造分区Pms转换波分裂参数 Table 1 The splitting parameters of Moho-converted Ps wave beneath the stations in the east margin of Qinghai-Tibet Plateau

图 5

Fig. 5

图 5 青藏高原东缘不同构造分区的地壳各向异性特征.左下角插图为所用到的全部174个远震事件位置图.各台站位 置处的红色条棒对应相应台站的平均分裂参数，白色圆圈中心为台站位置，且白色圆圈大小和条棒长短与分裂时差成正 比，具体比例参见图中右下方比例尺；红色条棒方位代表快波偏振方向.构造分区内部的靶型方位图分别对应所在构造 分区地壳各向异性的统计信息，即红色条棒代表所在构造分区各台站所对应的分裂参数，而蓝色条棒代表所在构造分区 的平均分裂参数，其中，条棒方位代表快波偏振方位，而条棒长度代表快、慢波时差，环形圈由圆心至最外围对应时差为 0. 5 s，每圈间隔为0. 1s.图中黑色空心大箭头代表绝对板块运动方向，数据来自www.unavco.org[2009-12-10]；褐色实 心小箭头代表GPS速度场，数据来自参考文献[25]，比例参见图中右下方比例尺；图中黑色实线代表研究区重要的断裂 带，具体名称如本文图 1所示；绿色小圆圈代表基于IASP91模型计算得到的台站S12/S24所利用的远震事件Pms对应的转换点位置. Fig. 5 The crustal anisotropy of the east margin of Qinghai-Tibet. The insect plot in the left-down corner is the location map of all teleseismic events we used in this study. The red bars placed at the location of every station denote the splitting parameters belong to the related station： the length of the red bar and the size of the white circle both are property to the time delay scaled m the right-down insect plot, and the orientation of the red bar is consistent with the polarization direction of fast wave. The azimuthal diagram placed at every tectonic subzone denotes the orientation (fast azimuth in degrees) and degree of anisotropy n seconds for the corresponding zone： red bar s the vector for each station, but the blue bar s the average vector for the whole subzone. Vectors are centered at the origin with 0. 1 second increase interval from the minmum 0 to the maximum 0. 5 seconds. The big hollow arrows denote the direction of the Absolute Plate Motion (APM, data after www.unavco.org [2009-12-10]) , but the thin solid arrows denote the GPS velocity filed related to the stable frame of south China plate (data after reference [25]). The black solid lines denote the main faults showing in Fig. 1

需要说明的是，单单从地质构造分区上来看(如图 1所示)，台站S12位于龙门山断裂带的后山断裂即汶川—茂汶断裂的西侧，应归属于龙门山断裂带西侧的龙门山次级块体；与此同时，S24位于龙日坝断裂带西侧约15km 处，应归属于龙日坝断裂带西侧的阿坝次级块体.现有研究表明，龙门山断裂带与龙日坝断裂带都具有明显的逆冲分量，其主断层面倾向NW，也就是说这两个断层在地表以下都向西北方倾斜延展^[9].基于IASP91 模型通过计算台站S12所用到远震事件所对应的Pms的转换点位置(如图 5中绿色圆圈所示)，可以发现台站S12 所用到的14个远震事件所对应的Pms转换点位置全部位于龙门山断裂带后山断裂东侧，即全部位于龙门山断裂带范围内，从而可以判定台站S12 所利用的Pms转换波所携带的关于地壳各向异性的信息绝大部分来自龙门山断裂带，而不是台站S12 所在的龙门山次级块体.同样可以计算得到，台站S24所用到的7个远震事件所对应的Pms转换点位置全部位于龙日坝断裂带上(如图 5中绿色圆圈所示).考虑到上述射线路径的计算是基于IASP91模型开展的，即假设地壳厚度是全球平均地球模型的地壳厚度35km，实际上前期研究已经得到台站S24下方的地壳厚度为52km^{[10, 11]}，且台站S24 所用的7 个远震事件均来自第四象限(东南方向)，所以可以推断其实际转换点位置比利用IASP91模型计算得到的还要偏向东南方近10km 左右，即实际Pms转换点位置全部位于龙门山次级块体内部.综合上述原因，本文在统计各构造分区地壳各向异性信息时，将台站S12和S24分别计入龙门山断裂带和龙门山次级块体.

由表 1及图 5可见，青藏高原东缘各构造分区的地壳各向异性呈现明显的分布式特点.在地壳各向异性强度方面，总体上松潘—甘孜地块明显大于四川盆地，前者Pms分裂时差平均值为0.28s，而后者为0.16s，仅为前者的57%;而在松潘—甘孜地块内部，由阿坝次级块体至龙门山断裂带，地壳各向异性强度也发生系统的变化，阿坝次级块体Pms分裂时差均值为0.26s，龙门山次级块体增大至约0.30s，而龙门山断裂带减小至0.28s.在地壳各向异性方位上，四川盆地快波偏振方位与阿坝块体基本一致，为NNW 向(-23°左右);而在松潘—甘孜地块内部，由阿坝次级块体至龙门山断裂带，快波偏振方位发生系统的顺时针旋转，由NNW-23°旋转至NNE13°，再旋转至NNE29°左右，直至与龙门山断裂带近乎平行.另一值得关注的现象是，龙门山次级块体的快波偏振方位相对其他块体而言，其优势方位显得更加分散.

由于青藏高原东部对于研究陆内形变机制的重要意义，该地区的地壳各向异性研究历来受到人们的关注.齐少华等^[16]分别采用波形互相关和加权叠加方法获得了龙门山断裂两侧4个宽频带台站观测到的Pms 快波方向和分裂时间延迟，其中台站KLX01与本文台站S13 位置基本重合，KLX01 的快波方向为NNE14.39°，时间延迟为0.16s;而本文S13的快波方向为NNE14.6°，时间延迟为0.15s，在误差范围内，二者的研究结果近乎一致.McNamara & Owens^[26]在研究青藏高原中部的地幔各向异性工作中，为了定量评价地壳的各向异性贡献，利用Pms分裂得到青藏高原中部地壳的时间延迟为0.17~0.26s，其中台站BUDO 恰恰位于松潘—甘孜—可可西里地体中部，靠近北昆仑断裂带一侧，时间延迟为0.17s.Herquel等^[27]对沿格尔木—拉萨公路布设的50个短周期台站开展了地壳厚度及各向异性研究工作，其提供的Pms横波分裂结果中有4个台站位于松潘—甘孜—可可西里地体中部，其时间延迟分别为0.2s，0.17s，0.15s，0.25s，平均时间延迟为0.19s，与McNamara & Owens的研究结果^[26]非常接近；同时可以发现，在松潘—甘孜—可可西里地体内部，快波方向自南向北发生渐进性顺时针旋转，直至与昆仑断裂带走向近乎平行.通过比较不难发现，在整个松潘—甘孜—可可西里地体内部，自西向东地壳各向异性的强度存在逐渐增大的趋势，而且在快波方向上总体呈现出由NNE向NEE 发生顺时针旋转的趋势.

在利用横波分裂研究地壳介质的各向异性效应方面，通常人们利用的是近震或地方震的横波震相^{[28, 29]}，由于受震源深度及横波窗的限制，其所体现的往往是上地壳深度范围内的介质各向异性；而本文所利用的Moho面Ps转换波分裂所体现的却是从Moho面到地表整个地壳介质的各向异性效应.Crampin^[30]认为，在地球上的大部分地区，地表浅部构造对地壳总体各向异性的贡献相对较小，占4%左右；Savage^[31]利用接收函数研究发现，在新西兰地区下地壳对地壳总体各向异性的贡献相对很大.石玉涛、高原等^[15]利用2008年汶川8.0级地震的余震序列研究了龙门山造山带的横波分裂特征，结果表明大致以安县为界，龙门山造山带西南段的台站快波偏振方向为北西向，与造山带走向垂直；本文所利用S08-S12号台站均位于其提到的龙门山造山带的西南段，在该地区本文得到的快波偏振方向总体上却恰恰与造山带走向近乎平行.陈九辉等^[32]的研究结果表明，汶川地震余震的震源深度均分布于4~24km 深度范围内，由此可以说明石玉涛、高原等所利用的横波路径限于上地壳范围内，因而其所获得的关于龙门山造山带东南段的横波分裂特征体现的是上地壳介质的各向异性效应；而本文研究结果却体现的是自下而上整个地壳介质的总体各向异性效应，两种研究结果之间的差异，恰恰从侧面揭示了龙门山造山带下方地壳介质各向异性特征对深度的依赖，也就是龙门山造山带地壳各向异性的特异性和复杂性.此外，研究区地表GPS 形变场方向^[25](如图 5 所示)与本文获得的地壳整体各向异性方向之间的差异性，也进一步体现了块体形变在不同深度层次上的差异性.

从地表构造特征来看，松潘—甘孜褶皱带内部的褶皱轴向和挤压断裂走向均呈北西—南东向延伸，其近垂直于龙门山造山带的走向，指示松潘—甘孜褶皱带曾发生北东—南西方向的挤压，从而引起北西—南东向的伸展^[12]，这种总体形变特征与本文获得的阿坝次级块体及龙门山次级块体的快波偏振方向一致.此外，GPS 位移场^{[9, 25, 33, 34]}与走滑断裂活动特征^{[35, 36]}均表明，青藏高原在印度—欧亚板块南北向挤压应力作用的大背景下，藏东块体围绕东喜马拉雅构造节发生着顺时针的旋转.Zhang等^[11]根据藏东—四川盆地壳幔主要间断面的变化特征，提出该强烈盆山相互作用区壳幔形变的“两阶段"模式，即青藏高原深部物质东向逃逸，在遇到深达上地幔的扬子块体的阻挡后，既存在向东南方向转向的水平分量，也存在向下逃逸的垂直运动分量，Yin^[37]认为该模式合理地解释了青藏高原东部和四川盆地的一些观测现象.我们认为，自阿坝次级块体—龙门山次级块体—龙门山造山带横波快波偏振方向总体所表现出的渐进式顺时针旋转正是松潘—甘孜块体地壳总体形变特征的地震学响应.

龙门山次级块体相对其他块体而言，其快波偏振方位显得更加分散，而该次级块体恰恰位于松潘—甘孜地块与龙门山造山带之间的过渡地带，其西北和东南分别被龙日坝断裂带和龙门山断裂带所切割.无论是从单个台站所利用的有效事件个数，还是从单个台站分析结果的误差范围来看，不难发现，关于龙门山次级块体的各向异性分析误差并不明显大于其他块体.因此，龙门山次级块体的快波偏振方位相对分散，而龙门山断裂带及四川盆地等块体的快波偏振方位相对集中的特点，并非数据不足或分析误差造成，这种优势方位的弥散与集中所体现的分布式变化，恰恰体现了块体边界断裂在该区地壳形变中起到的不同作用，即龙日坝断裂带起到的是重要的吸收和协调作用，而龙门山断裂带则起到了绝对的控制作用.