青藏高原是印度板块和欧亚板块约45 Ma以来持续碰撞、汇聚的产物^[1~2].大量的地学研究^[3~10]发现，青藏高原广泛发育壳内低速层和部分熔融体，并认为壳内软弱层可能构成了高原物质逃逸的通道，Royden等^[11]利用数值方法成功模拟了“地壳流"模型.然而，Wang 等^[12]通过GPS 和SKS 数据分析认为，在高原地区地壳和岩石圈是耦合变形的，不存在壳内解耦层，壳内部分熔融并非普遍存在.区域层析成像和面波研究显示，以班公- 怒江缝合带(BNS)为界，藏南和藏北的岩石圈结构和属性存在较大的差异，如缝合带以南的拉萨块体下方上地幔中存在地震波高速、低衰减异常体^[13~18]，而缝合带以北的羌塘块体上地幔主要为低速异常^{[19， 20]}，且地震波具有高衰减和强各向异性特征(图 1)^{[21， 22]}.这反映了拉萨和羌塘两块体对于印度-欧亚板块汇聚的响应差异，但对于产生这种差异的成因及其对地壳介质属性和变形过程的影响仍存在很大的争议.地壳和地幔的变形机制是判别和分析以上问题的重要证据，一直以来，人们对地幔变形进行了大量的研究，而对地壳变形的研究还主要局限于中、上地壳尺度，对地壳深部，特别是青藏高原的地壳形变特征还缺乏充分的了解.

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原地表位移和剪切波分裂特征(a)和青藏高原INDEPTH-III剖面地震台站分布图（b) 地表位移矢量来自Wang等[12].(绿色箭头）；SK(K)S的快波方向和快慢波延迟时间来自Wang等[12](蓝色短线）和本文结 果（黑色短线）；mS的快波方向和快慢波延迟时间为本文结果（红色短线）灰色阴影为已发现的上地幔低速和Sn髙衰减区；KLF:昆仑 山断裂；]RS:金沙江缝合带；BNS:班公一怒江缝合带；IYS:雅鲁藏布江缝合带. Fig. 1 Ground displaces and shear wave splitting character in Tibetan (a) and seismic array distribution map for INDEPTH--II section in Tibetan (b) Surface displacement vectors are from Wang et al[12]. (green arrows) ; Fast directions and delay times of SK(K)S are from Wang et al[12]. (blue short line) and this study (black short line) ； Fast directions and delay times of Pms are results of this study (red short line) ； The shaded region outlines the areas with low velocity and high Sn attenuation in the upper mantle

目前，人们对地壳变形特征的认识大多来自于GPS测量^[13]、震源机制分析和壳内S 波分裂分析^[23]三种途径.需要指出的是:GPS 数据只能够测量地表的运动特征，震源机制分析和壳内S波分裂分析也仅限于分析上地壳各向异性特征，不足以反映地壳巨厚、中下地壳低速层发育的青藏高原的地壳变形特征.Ozaca等^[14]对BNS附近台站的接收函数的反演发现，青藏高原上地壳较中、下地壳各向异性程度低，中、下地壳的各向异性快轴方向与上地壳和地幔的方向不同，认为这可能与地壳流体有关，青藏高原地壳各向异性主要来源于中、下地壳，壳内低速层可能起着重要作用.一般而言，地壳深部的各向异性是由于矿物的晶格优势方向引起的，能够反映造山过程中地壳的运动方式.班公-怒江缝合带是青藏高原岩石圈属性差异的分界带，一直备受地学研究者的关注，是青藏高原研究的关键部位.并且高原中部也是壳内低速层极为发育的地区，对INTDPTH-III剖面的接收函数研究发现，高原中部壳内低速层主要位于缝合带以北的羌塘块体中，因此对地壳变形的研究不仅能对拉萨和羌塘块体的演化过程有一定的认识，还能为青藏高原隆升的动力学过程的研究提供重要证据.

接收函数是提取地壳属性特征的一种有效方法，它是远震P波记录的水平分量与垂直分量做反褶积后的时间序列^[24].当地壳介质为均匀各向同性介质时，来自Moho的转换波震相(Pms)的能量只存在径向接收函数中，但实际观测记录中，切向分量中也常常具有相当大的振幅.大量的研究结果证明:接收函数切向分量的能量是由壳内倾斜界面或各向异性层引起的，倾斜界面引起的切向振幅的到时与径向分量相同^[25]，各向异性层引起的切向振幅往往超前或滞后于径向分量^[26].根据这一特性便可以从接收函数中提取地壳各向异性特征，通过接收函数波形拟合反演方法^[14]得到地壳分层的各向异性参数，但反演解往往具有非惟一性.因此，本研究采取用于分析SK(K)S 分裂特征的“最小切向能量"方法^[26~29]对接收函数中Moho转换波(Pms)进行分析，得到地壳的各向异性参数.

为了进一步将地壳各向异性和岩石圈各向异性特征进行对比，深刻了解青藏高原地壳和上地幔的变形机制，本文将利用与Pms分裂分析同样的方法对INDEPTH-III剖面进行SKS各向异性分析.

1998~1999年在青藏高原实施的INDEPTH-III计划，横跨班公- 怒江缝合带，呈NNW 向由拉萨块体中部延伸到羌塘块体中部，剖面长约400km, 共记录500多个远震事件.本研究利用了41个(ST00-ST40)宽频带地震台(图 1)的远震资料.选取震中距30°~90°，震级大于5.5 级的远震P 波波形提取接收函数，为了压制高频噪声的影响，提取接收函数时对数据进行了频率为0.03~0.8Hz的带通滤波，挑选具有清晰P 波初至和高信噪比的接收函数进行Pms震相偏振特征分析；选取震中距85°~130°，震级大于6 级，SKS 明显的波形资料进行SKS 震相偏振特征分析.在这个震中距范围内的Pms(SKS)波是近似垂直入射的.在各向同性介质中，S波在穿过壳幔边界(核幔边界)时，S波是径向偏振的，只有径向分量(SV 波)，没有切向分量(SH 波).如果地壳(地幔)存在各向异性层，则Pms(SKS)波穿过地壳(地幔)时会分裂成一对偏振方向正交的快、慢波，质点运动由原来的线性偏振变为椭圆偏振.一般用参数对(Φ，δt)描述Pms(SKS)波分裂，其中Φ 表示快波偏振方向与北向的夹角(单位:弧度)；δt表示快、慢波的到时差(单位:s).

本研究应用SC 方法(即最小切向能量的网格搜索法)^[27~31]分析不同方位的单个事件，确定各向异性参数及其误差，误差估计采用95% 的置信度，然后以角度误差和延迟时间误差为权分别对多个事件的Φ 和δt进行加权，得到台站下方平均的各向异性特征.

SC 方法最早用于SKS 的分裂分析，对垂直入射的SKS波f(t)，在传播过程中遇到各向异性物质时，发生分裂的快波设为F(t)，慢波设为S(t)，坐标系顺时针方向为正，如图 2 所示.将SKS 震相经过一系列坐标旋转，通过下面公式可以重建径向分量R、切向分量T^{[27， 31]}:

图 2

Fig. 2

图 2 坐标系示意图 R、T、F、S分别表示径向轴、切向轴、快波轴和慢波轴，B表示台站反方位角,$\phi $是径向轴与快波轴的夹角. Fig. 2 Coordinate system used in this study R and T represent the radial and transverse direction. F and S denote the fastand slow polarization direction. B is the back azimuth of station, and $\varphi $ is the angle between the radial and fast polarization direction.

然后让各向异性的快波方向以Φ=1°的步长在0°~180°之间变化，快慢波到时差δt=0.1s的步长在0~4s之间变化，搜索不同的(Φ，δt)对，找出使切向分量T′最小的(Φ，δt)，即为所求的分裂参数.

例如图 3(a-e)是台站ST20观测到的1998年7月16日发生的一次地震SKS 分裂分析示意图.图 3a为记录的N-E分量波形，为了突出SKS的有效信息，对波形数据进行了频率为0.03~0.2 Hz 的带通滤波，在提取SKS 波形时，首先利用IASP91模型记录SKS震相的理论到时t₀，并在t₀ 前、后各50s的时间窗内搜索并截取完整的SKS波形.图 3b为图 3a 的质点运动轨迹，轨迹呈椭圆偏振，说明SKS波在传播路径上遇到各向异性层，发生了分裂.我们对不同的(Φ，δt)重建理论图中的切向能量T′值，画出等值线(图 3e)，从图中可以清楚地看到切向能量的分布，从中找到最小值，其对应的(Φ，δt)即为所求解.图 3e中最小等值线所包含的区域即为95%的置信区域.由图 3c可见，经过各向异性校正后的地震记录，切向分量已变得很小，图 3d中质点的运动轨迹也由椭圆变成了直线，说明计算出的分裂参数具有较高的可靠性.

图 3

Fig. 3

图 3 SKS和Pms偏振分析示例 (a)、（b)原始SKS震相在Z-R-T坐标系中的波形和质点运动轨迹；（c)、（d)经过校正后，SKS震相在Z-R-T坐标系中的波形和质点运动轨 迹；（e)SKS震相的切向能量等值线；（f)、（g)原始Pms震相在Z-R-T坐标系中的波形和质点运动轨迹；（h)、（i)经过校正后，Pms震相在Z-R-T坐标系中的波形和质点运动轨迹；（j)Pms震相的切向能量等值线. Fig. 3 Samples of SKS and Pms polarization analysis (a)〜（b) Seismic waveform and particlemotion of original SKS phase under Z^-T coordination; (c)〜（d) Seismic waveform and particle motion of SKS phase under Z~R~T coordination after seismic anisotropic correction； (e) Corrected tangential energy contour map of SKS phase; (f)〜（g) Seismic waveform and particlemotion of original Pms phase under Z-R-T coordination; (h)〜（i) Seismic waveform and particle motion of Pms phase under Z-R-T coordination after seismic anisotropic correction；j) Corrected tangential energy contour map of Pms phase.

对接收函数中的Pms震相进行与SKS波相同的处理方法，得到了Pms的分裂参数，图 3(f-j)为台站ST20观测到的1999年3月12日发生的一次地震的Pms分裂分析示意图.由于青藏高原平均地壳厚度为65km, Pms波相对于直达P 的到时差大约为8s, 因此我们在(5.5~10.5)s的时间窗内提取Pms震相的完整波形.图 3f中切向分量明显，说明Pms在地壳各向异性层中发生分裂，质点运动轨迹由原来的线性偏振变为图 3g 中的椭圆偏振.图 3j为重建Pms切向能量值的等值线，最小等值线所包含的区域即为95%的置信区域，经校正后的接收函数切向分量变小(图 3h)，质点运动轨迹基本为直线.

在求得一个台站所有事件的SKS和Pms分裂参数(Φ，δt)i 后，选择测量的偏振角度误差<20°，延迟时间误差的事件，以角度误差＜δt/2 和延迟时间误差为权对(Φ，δt)i 进行叠加，从而得到该台站下方平均的SKS 和Pms快波方向和快慢波延迟时间.图 4a中虚线为单个事件的SKS 分裂结果，实线为加权叠加后的SKS快波方向和快慢波延迟时间，台站ST28下方的SKS偏振方向为NE60°，快慢波延迟时间为1.5s, 地幔表现出较强的各向异性.图 4b中虚线为单个事件的Pms分裂结果，实线为加权叠加后的Pms 快波方向和快慢波延迟时间，台站ST15下方的Pms偏振方向为NE20°，快慢波延迟时间为0.38s, 地壳同样具有较强的各向异性.

图 4

Fig. 4

图 4 台站ST28SKS波（a)和台站ST15Pms波（b)偏振测量结果 虚线为每个地震事件的测量结果；实线为加权后的偏振结果；同心圆由内到外分裂时间延迟：对于SKS是1〜3s，对于PmS是0. 3〜0. 9S，线段方向代表快波偏振方向，线段长度代表各向异性强度. Fig. 4 (a) SKS polarization measurement for station ST28； (b) Pms polarization measurement for station ST15 Individual splitting parameters are presented by dashed lines， real ones are the results of weighted average. Each circle represents 1 s of delay time for SKS and 0. 3 s for Pms. The direction of the lines denotes the fast polarization direction， and their length implies the anisotropic level.

图 5所示为对Pms震相和SKS波进行偏振分析后得到的青藏高原中部地壳(图中红色短线)和地幔(图中黑色短线)各向异性结果.从图中可以看到:在青藏高原中部，Pms快慢波的时间延迟为0.3~0.5s, 在拉萨块体，快波方向主要为NE-SW 向，与印度-欧亚板块的汇聚方向一致，在羌塘块体，Pms的快波方向主要为近E-W 向.SKS 快慢波的时间延迟为1~2s, 主要分布在拉萨块体北端和羌塘块体，且向靠近班公-怒江缝合带的方向增大；快波方向基本与Pms快波方向一致(图 5).在喀喇昆仑-嘉黎断裂带以南的拉萨块体中部没有观测到明显的SKS分裂，以上这些特点有助于深入理解和探讨青藏高原隆升机制.

图 5

Fig. 5

图 5 INDEPTH-III剖面SKS和Pms的偏振特征 Fig. 5 5 Polarization characteristic of SKS and Pms along INDEPTH-III profile

一般而言，通过Moho转换波(Pms)偏振分析得到的是从Moho到地表整个地壳各向异性的综合效应；SKS波的偏振特性反映了其路径上从地幔深部到地表的综合各向异性响应.青藏高原地表断裂发育，地壳结构复杂，不能将其与正常的地壳相比拟，因此，我们认为本研究通过Pms偏振分析获得的青藏高原班公-怒江缝合带南北块体剪切波分裂特征主要反映了高原中部中下地壳的变形特征，同时，班公-怒江缝合带附近的Pms快波方向发生转变，不同于地表位移方向和其下方的地幔变形方向，且下地幔除了过渡带和D″层有较弱的各向异性外不具有各向异性特征，这一结果与Crampin^[32]有关地表浅部构造引起各向异性效应得观点和Ozacar^[14]在高原中部的研究成果相吻合.

由SKS波得到的班公-怒江缝合带以北羌塘块体近E-W 向的各向异性快轴方向(图 5，图 6)，这反映了高原物质侧向逃逸的特征；在缝合带以南萨拉块体中部没有测量到明显的SKS波分裂，这与拉萨块体具有两个各向异性层^[33]的特点有关，上层的各向异性是由于地壳(尤其是中下地壳)形变产生的，下层的各向异性可能来源于地幔盖层，也可能来源于软流圈；上层各向异性快轴方向为NE-SE 向，快慢波延迟时间为0.5s, 与得到的Pms快波方向一致；下层为近E-W 向，快慢波延迟时间为1.5s, 与羌塘块体中SKS 快波方向一致，因此，我们认为拉萨块体中无明显SKS 分裂现象应该与两层近正交的各向异性层有关.前人已对地幔各向异性的特征进行了具体解释，本文不再详细介绍，本文将主要分析地壳和地幔的耦合性质和班公-怒江缝合带南北侧拉萨块体与羌塘块体各向异性差异，并试图结合岩石学的结果分析其成因.

图 6

Fig. 6

图 6 KS和Pms的快波方向随纬度变化的特征 Fig. 6 Variation of the fast direction with the latitude for SKS and Pms

本研究由Pms波和SKS波得到的羌塘块体地壳和岩石圈地幔各向异性快轴方向基本一致，同时与GPS测量的地表位移方向^[13]也一致(图 1a)，表明羌塘块体上、下地壳和岩石圈地幔在整体上是耦合变形的.在拉萨块体得到了地壳各向异性特征，并且在该块体壳内没有发现中、下地壳低速层，因此地壳和地幔不一致变形很有可能来源于地壳和地幔的不同变形机制；而在高原中部上、下地壳以及下方岩石圈是耦合变形的，这与Wang 等^[5]的研究结果相符.

羌塘块体存在中、下壳内低速层已被大量地球物理探测所发现^[3~10]，低速层作为壳内的软弱层，在印度-欧亚板块汇聚的挤压作用力下很可能发生矿物晶格的定向排列，从而导致较强的地壳各向异性现象.层析成像研究发现羌塘块体上地幔地震波速度较拉萨块体低^{[21~22， 34， 35]}，表明羌塘块体岩石圈硬度较拉萨块体低，一种解释认为热的羌塘岩石圈是由于印度板块俯冲导致的地幔对流对岩石圈的底辟作用形成的；结合对青藏高原的岩石学的研究结果，作者认为导致拉萨和羌塘两大块体现今岩石圈属性差异还可能与两块体的演化历程和岩石圈固有属性关系密切.岩石学研究显示羌塘块体是较新的地块，大概固结于显生宙(晚古生代-早中生代)^[36]，岩石圈分异不完全，含水和铁成份较多，因此具有较大的流变性.在印度板块推挤的作用力下，地壳和岩石圈内易于发生部分熔融，从而强度降低，发生流展变形，所以地壳和上地幔具有较强的各向异性.羌塘块体地壳在早第三纪发生了巨大的短缩变形，并且现今地壳内存在部分熔融体^[14]，这些研究都说明羌塘地壳硬度低，易于发生流变变形.对羌塘块体的新生代火山岩研究显示岩浆来源于部分熔融岩石圈^{[37， 38]}，这一研究也支持本研究的结果.岩石圈的部分熔融将导致羌塘块体上地幔地震波速度降低和Sn 波、Lg波的强烈衰减^{[21， 22]}.拉萨块体固结于前寒武-早古生代^[36]，岩石圈得到了充分的分异，刚性较羌塘块体大，不容易发生变形，因此在印度俯冲的推挤作用下，地壳变形量较小，快波方向与主压应力方向平行，与印度板块俯冲方向一致.

通过对INDEPTH-III剖面地壳和地幔各向异性的分析，我们认为:在青藏高原中部，上、下地壳以及岩石圈地幔是在深大断裂控制下的耦合变形；拉萨和羌塘块体不同的变形特征不仅来源于印度板块的俯冲模式，也可能来源于两板块固有的岩石圈属性差异.由于拉萨块体较早于羌塘块体固结，岩石圈分异较充分，地壳和岩石圈刚性强，不易发生形变，因此在印度-欧亚板块汇聚过程中，拉萨块体的地壳变形与汇聚方向一致；而羌塘块体由于其较强的流变性，在南北向挤压力的作用下，岩石圈整体向东逃逸，从而表现较强的各向异性特征.