青藏高原由印度与亚欧板块的汇聚碰撞形成，自始新世以来不断隆升变形，地壳褶皱增厚，并受到周围刚性块体围限阻挡(Molnar and Tapponnier, 1975；Tapponnier et al., 1982, 2001；邓起东等，2002；徐纪人和赵志新，2006；徐纪人等，2008).构造上，青藏高原常被称为青藏块体，其块体周缘构造应力场表现为NNE的挤压应力，块体内部则主要为近EW向的拉张应力与NNE的挤压应力(谢富仁等, 2004, 2011).GPS速度场显示印度板块相对于欧亚板块的运动方向为NE20°，运动速率约为40 mm·a^-1(张培震等，2002；王东振等，2017).中国大陆相对欧亚板块的地表运动速度场结果显示，青藏高原东缘速度场由北向南呈现NNE、EW、SE向的顺时针运动，青藏高原西缘则呈现NS、NNW向运动, 显著的速度场不均匀性揭示出青藏高原地质构造活动、深部结构和构造应力环境的复杂分布特征.青藏高原中部横向分布有雅鲁藏布江缝合带、嘉黎断裂、班公—怒江缝合带等大型构造断裂，纵向为南北向延伸的活动构造，南北向构造受到东西向拉张作用形成地堑、裂谷与断陷等，而挤压作用导致地壳的褶皱变形(雍永源，2012).地质构造运动的长期作用和深部过程，也导致该区域及边缘地带分布有丰富的成矿带(侯增谦等，2006；李秋生等，2018).青藏高原内部诸多构造断裂交错相接，地质构造复杂，自有地震记录以来，研究区域内强震活动频繁，发生7级以上地震超过十余次(图 1)，如1411年的当雄8.0级、1950年察隅8.6级以及1997年玛尼7.5级地震等(吴章明和邓起东，1989；吴章明和曹忠权，1991；吴章明等，1992；曾融生和孙为国，1992；高原等，2001；邓起东等，2014).

图 1

Fig. 1

图 1 地震台站分布与区域地质构造背景 蓝色箭头是应力方向，黑色箭头是印度板块相对欧亚板块的运动方向(谢富仁等，2011)，每个地震台站旁的字母是台站代码.绿色圆圈是1411年以来MS≥7.0的地震事件.粉色线条是缝合带. F1：嘉黎—然乌断裂；F2：巴青—类乌齐断裂；F3：当雄—羊八井—多庆错断裂；F4：鄂雅错—虾别错断裂；F5：改则—洞错断裂；F6：日新—然冲断裂.BNS：班公—怒江缝合带；YZS：雅鲁藏布江缝合带.TP：青藏高原. Fig. 1 Distribution of seismic stations and tectonic background in the study area

随着地球内部介质各向异性研究的开展，大量研究已经证实在地球内部不同圈层都存在各向异性(Crampin, 1977, 1978；Nicolas and Christensen, 1987；Zhang and Karoto, 1995；Crampin and Gao, 2018).地球深部介质各向异性可用于合理地阐释定向排列的矿物晶格优势方位特征(Brown and Mcqueen, 1986；Zhang and Karoto, 1995)、壳幔耦合作用(Flesch et al., 2005；王椿镛等，2007；Gao et al., 2010)以及下地壳流变特征和地幔对流(彭艳菊等，2007；Wu et al., 2015a；Kong et al., 2016)等物理过程.地震各向异性特征与地球内部物质组分及结构、应力状态、深部动力学特征等信息有关，虽然地球浅部的上地壳各向异性主要受复杂的地壳构造活动、应力场状态、地质年代以及地层岩性等诸多因素影响(Crampin and Peacock, 2005，2008)，但引起地壳介质各向异性最主要的原因是地壳中存在着大量充满流体的定向排列的EDA(Extensive-Dilatancy Anisotropy)微裂隙(Crampin, 1984, 1994).当剪切波穿过这种结构的介质时，会分裂成偏振方向近似相互垂直的快剪切波(简称快波)和慢剪切波(简称慢波).快波的偏振方向平行于定向排列的微裂隙优势排列方向、区域主压应力方向以及构造断裂方向，慢波的时间延迟受原地主压应力与微裂隙的几何形态影响，反映了研究区域各向异性强度(Crampin and Peacock, 2005；Gao et al., 1998, 2011).研究表明，利用近场小震资料的剪切波分裂除了反映介质的地震各向异性特性之外，还有益于更好的认识上地壳地震学结构特征与应力环境(Gao et al., 1995, 2011；吴晶等，2007；Gao and Wu, 2008)，显示出地壳剪切波分裂研究对断裂构造、介质变形与应力场分析的重要作用.

青藏高原及周缘的地壳以及上地幔的各向异性研究已成为关于深部地震学结构和介质变形等科学问题的重要研究内容(McNamara et al., 1994；Hirn et al., 1995；Lavé et al., 1996；姜枚等, 1996, 2001；Ozacar and Zandt, 2004；石玉涛等，2006；2009；Chen et al., 2009, 2010, 2013；滕吉文等，2011；张智和田小波，2011；王琼等, 2013, 2015；Wu et al., 2015b, 2019；王琼和高原，2018；高原等，2018).但是，由于有效观测资料的缺乏，在青藏块体内部基于剪切波分裂的上地壳各向异性研究尚处于空白状态.青藏高原地震台站分布稀疏，近场小震记录的剪切波分裂分析对数据要求严苛，造成满足研究条件的地震事件数据极少，相关研究难以开展.鉴于研究区稀少的近场剪切波分裂数据，为了解决有效数据缺乏的问题，本研究使用固定地震台站记录的近场小震波形资料，首先采用地震事件单台定位技术，对中国地震台网中心发布的地震目录里的地震参数进行验证和修正，确认获得的地震波形资料满足剪切波窗口限制条件，确认用于剪切波分裂研究的地震事件波形数据可靠，进而利用剪切波分裂开展青藏高原上地壳地震各向异性分析.许多研究者采用微震识别技术，可以获得大量的微震事件用于研究地震活动、应力变化和深部构造问题(Peng and Zhao, 2009；Wen and Long, 2010；Wu et al., 2017).为增加有效数据的个数，本研究使用微震模板匹配定位(M & L)法(Zhang and Wen, 2015a；张淼，2015)，通过地震事件模板搜索提取地震目录里遗漏的微震事件，进一步补充更多的有效数据，以保证研究结果的稳定性.根据筛选出符合条件的单台定位地震事件与遗漏的微震事件，本研究分析得到地壳剪切波分裂参数，获得青藏高原中部和南部(以下简称中南部)的上地壳各向异性空间分布特征，并进一步开展研究区域的地壳应力状态和介质变形特征研究，探讨各向异性参数反映的构造意义.

青藏高原内部多为南北向的正断裂系，其周缘区域广泛分布着近东西走向的逆冲断裂带，青藏中南部为右旋走滑断层，北端与东端为左旋走滑断层(Molnar and Lyon-Caent, 1989；Taylor and Yin, 2009；张培震等，2013).在青藏高原中南部的班公—怒江缝合带与雅鲁藏布江缝合带之间的地壳表现为冈底斯褶皱系, 雅鲁藏布江缝合带以南为喜马拉雅褶皱系.青藏块体内第四纪的活动构造为近南北走向, 自东北往西南方向，活动构造形成的时期逐渐变新(曾融生和孙为国，1992；艾印双和郑天愉，1997；雍永源，2012).研究区域内南端的雅鲁藏布江断裂缝合带总体为近东西走向，在东段呈向南的弧形，全长1000多公里，主要形成于新近纪喜马拉雅第二期构造运动，源于印度板块与亚欧板块汇聚挤压演化(李才等，2007；邵翠茹等，2008；彭小龙和王道永，2013).雅鲁藏布江断裂缝合带东段(米林以东)为NE向，中段呈EW向，至西段(拉孜以西)逐渐偏转呈WNW向，缝合带东段的全新世活动断裂活动性较强，西段最新活动时期为中-晚更新世，其活动性较弱，断裂缝合带主要表现为正断型断裂活动(彭小龙和王道永，2013).嘉黎断裂在青藏高原中部是由一系列互不连通的小断裂组成的，西段断裂为NW向的右旋走滑断层，中段断裂的右旋走滑活动不明显，东段断裂较连续，其第四纪活动主要为NW和NNW向右旋走滑正断裂，但该断层全新世以来活动性较弱, 第四纪早期的平均滑动速率为4 mm·a^-1(任金卫等，2000；沈军等，2003).位于青藏高原中部的班公—怒江缝合带最早形成于白垩纪末期至古近纪早期，全长约2000 km，西起克什米尔地区，经班公湖、改则、东巧至丁青，最后沿着怒江呈EW-NWW向延伸至滇西(Dewey et al., 1988；Yin and Harrison, 2000；雷波，2014)，在改则地区则表现为多条次级断裂, 主要有近EW向的改则-洞错断裂、嘎色断裂以及近NS向的帕龙错断裂等，断裂的晚新生代构造活动多以正断层和走滑断层为主(肖根如等，2010).

在青藏高原内部布设的固定地震台站主要属于西藏地震台网，本文使用中国地震台网中心联网管理的西藏地区16个地震台站的连续波形数据，其中有9个国家地震台站与7个区域地震台站.这16个台站中，8个台站配有甚宽频带地震计，其余8个台站配有宽频带地震计，地震台站台基多为石灰岩、砂岩以及花岗岩等.由于研究区内仅有16个固定地震台站，除拉萨地区台间距最小为0.9°，其他地震台站台间距超过3°，西藏地震台网的地震监测能力为M_L≥3.5.

本研究使用西藏固定地震台站8年期间(2009年5月至2017年5月)记录的地震数据，选取地震事件震级为M_L＜4.0.从中国地震台网中心发布的地震目录中查询到16258个天然地震事件，其中, 6478个多台定位地震事件与9780个单台定位地震事件.

对于泊松比为0.25的地壳介质，根据Snell定律，剪切波从地壳深部传播到自由表面，如果入射角超过临界角就会发生全反射现象，这个临界角约为35°.在近场资料的剪切波分裂研究中，为了避免发生全反射现象，定义该临界角为剪切波窗.用于剪切波分裂分析的数据必须满足在剪切波窗内.考虑到弯曲的波前和低速的地表沉积层的影响，实际研究中剪切波窗可扩大至45°~50°(Crampin and Peacock, 2005).

由于单台地震定位事件难以确定地震深度，本文对青藏高原中南部2009年5月至2017年5月多台定位的6478个地震事件(剔除中深源地震事件)进行统计，地震事件的深度范围是0~31 km, 其中90%的多台定位地震事件深度范围处于4~9 km.为减少浅层结构和定位误差的影响，剔除定位深度小于4 km的事件.假设单台定位事件深度为4 km时，受剪切波窗最大为50°的条件约束，应选取震中距不超过4.7 km的地震事件，随着深度的增加，当深度为9 km时，震中距小于10.7 km便处于剪切波窗内.为保证筛选出的单台定位地震事件处于剪切波窗内，本文将剪切波窗设置的更为严苛，设定为40°，共筛选出单台定位地震事件584个事件，震中距都小于6.1 km，其中94%的事件震中距小于5.0 km，从而保障筛选出的绝大多数单台定位事件处于剪切波窗内.

由于青藏高原中南部的固定地震台站密度很低，本研究从中国地震台网中心地震目录中查询到的6478个多台定位地震事件中仅筛选出6个剪切波窗内的地震事件，从9780个单台定位地震事件中筛选出584个剪切波窗内地震事件.

鉴于这些单台定位地震事件定位精度相较于多台定位事件的震中位置可能存在一定偏差，对单台定位事件进行了可靠性分析.本文统计，这些单台定位地震事件P-S波平均走时差为0.52 s.单台定位原理是利用S-P到时差确定震源距(Lomax et al., 2009)，再根据水平两个分量的振幅比(A_E/A_N), 估算出地震事件震中与台站的方位角.若P波垂向分量向上运动，径向分量离开震中，应将计算出的方位角加180°，否则，计算出的方位角不变(Havskov and Ottenmoller, 2010).此外，截取单台定位地震事件P波的初至位置至S波到达前的三分量波形进行2~5 Hz带通滤波，再将地震波形的质点运动矢量构建实协方差矩阵求取地震事件方位角，可有效提高单台定位结果的稳定性(Walck and Chael, 1991；包丰，2013).本文利用上述方法验证地震观测报告中的单台地震定位事件方位角的准确性.重新计算的单台定位事件的方位角，仅有2个地震事件的计算结果与观测报告中的方位角偏差较大.利用三分量波形质点运动矢量计算地震方位角与观测报告进行比对，平均误差较小，与观测报告给出的单台定位参数基本一致.计算的单台定位事件方位角与观测报告中的方位角平均差值为6.2°±6.5°.

由于直接从地震观测报告中筛选出满足剪切波分裂数据分析条件的地震事件过于稀少，本文引入微震模板匹配定位方法(M & L法), 从地震台站的连续波形记录里识别被地震观测报告遗漏掉的小地震(微震)事件.M & L方法主要是基于波形互相关技术(Shelly et al., 2007；Peng and Zhao, 2009；Zhang and Wen, 2015a)，通过对待检测地震事件的三维空间进行网格搜索，计算每个格点与模板地震到同一个台站的相对到时差，利用到时差对各个台站分量的相关波形进行走时校正后再叠加计算出波形互相关系数(Wen，2006；Wen and Long, 2010；张淼，2015；Zhang and Wen, 2015a，2015b).参照一个已知地震事件可以确定另一个地震事件的相对位置，运用互相关系数随空间分布的置信区间可以评估定位精度(Wen，2006；张淼，2015).研究表明，根据卡方分布的95%置信椭圆进行定位精度测试，得到M & L方法的微震定位误差为200 m(张淼，2015).据此，最后搜索出满足判定阈值的(遗漏)地震事件.

M & L法利用计算出的互相关系数(CC)与波形信噪比(SNR)联合判断筛选地震事件.CC1是互相关系数阈值，当互相关系数大于CC1时，则该被检测信号是一个微震事件；或者，当互相关系数小于CC1但大于第2阈值CC2，同时SNR比较高，同样认为被检测信号是一个微震事件(张淼，2015；陈安国，2018).本文设置互相关系数CC1、CC2与波形信噪比分别为0.35、0.3和10倍背景相关系数(陈安国，2018).以模板事件的震中位置作搜索原点，分别沿经度、纬度进行网格搜索，其搜索范围参数分别设置为0.02°、0.02°，搜索格点间距参数分别为0.01°、0.01°.以直达剪切波作为参考震相进行搜索，参考震相理论到时的前2.0 s与后2.0 s为模板事件波形与待检测地震事件波形叠加的互相关窗口.

本文扫描地震台站连续波形，利用中国地震台网中心发布的地震目录中的地震事件作为模板事件，共扫描出地震事件为3786条，是地震目录中事件数量(590个)的6.4倍，剔除掉识别出事件波形信噪比低以及体波震相无法准确识别的遗漏地震事件，实际用于剪切波分裂研究的地震事件为928条.图 2显示了运用M & L法识别微震(小地震)事件的模板匹配扫描结果的一个实例，可以看出待检测的连续地震波形记录的信噪比(SNR)较高，通过对比新识别出的微震事件波形与模板地震事件波形，二者波形高度相似，表明了识别效果可靠.

图 2

Fig. 2

图 2 微震识别模板匹配扫描结果示例 波形互相关叠加前(a)与叠加后(b)的地震事件波形.红色波形为SNA(山南台)的模板地震事件波形，地震时间为2013-06-19，02:47:18；震级为ML1.5.黑色波形为用于识别(遗漏)微震事件的连续波形.新的微震事件识别结果：地震时间为2010-05-11，10:03:42；震级为ML0.4.红色箭头指出模板事件波形起始位置. Fig. 2 An example of template match-and-scan by identification on microseismic event (a) and (b) are the seismic waveforms before and after the waveform cross-correlation superposition, respectively. The waveform in red is the template seismic event recorded by station SNA at 02:47:18, 2013-06-19, ML1.5. The waveform in black is the continuous waveform applied to identify the (missed) micro seismic event. New identified microseismic event is at 10:03:42, 2010-05-11, ML0.4. The red arrow points to the starting position of the template event waveform.

由于快、慢剪切波不易分离，受信噪比与其他震相干扰等多重因素影响，诸多自动分析方法无法准确识别，而人工分析识别方法操作繁琐且人为主观因素影响较为严重(Crampin and Gao, 2006).本研究中使用的剪切波分裂分析(SAM)法包括相关函数计算、时间延迟校正与偏振分析检验，系统分析法利用剪切波分裂参数自动计算结果与人工可视化测量相结合的数据分析形式，对数据分析结果进行检验和校正，保障了运算结果的准确性(Gao et al., 1995；1998；高原等，2008).

本文使用SAM法对青藏高原中南部的近场小震波形记录进行了剪切波分裂分析.图 3为研究区域内两个地震台站记录的三分向量(垂直、南北与东西向)地震事件波形, 使用了4阶Butterworth滤波器，滤波频率设置为1~10 Hz.图 4与图 5分别为地震事件剪切波的水平分量偏振图与偏振分析检验图.通过剪切波分裂数据分析的完整过程(图 3—图 5)，显示出清晰的剪切波分裂现象和可靠的识别结果，使用的地震记录来自于地震目录里的资料.

图 3

Fig. 3

图 3 带通滤波后的地震事件三分向波形记录 (a) CAD台记录的ML1.1地震波形，发震时间2013-06-28, 14:47:14；方位角293.9°，震中距0.2 km. (b) CHY台记录的ML1.6地震波形，发震时间2012-04-21, 11:20:14；方位角189.1°，震中距5.8 km.三个分向的地震波形通过1~10 Hz带通滤波，自上而下分别为东西向、南北向与垂直向. Fig. 3 Seismograms of three-components of two earthquake events (a) Station CAD recorded the earthquake, origin time 14:47:14, 2013-06-28, with magnitude ML1.1, azimuth 293.9° and epicentral distance 0.2 km. (b) Station CHY recorded the earthquake, origin time 11:20:14, 2012-04-21, with magnitude ML1.6, azimuth 189.1° and epicentral distance 5.8 km. Three components of seismic waveforms from top to bottom are BHE, BHN and BHZ, respectively, filtered by band-pass 1~10 Hz.

图 4

Fig. 4

图 4 水平分量剪切波与偏振图 (a)和(b)分别表示CAD(昌都台)和CHY(察隅台)记录到的地震事件.上图为剪切波偏振图，下图是NS分量与EW分量剪切波波形，S1与S2分别为快剪切波与慢剪切波的起始位置.两个地震事件同图 3. Fig. 4 Horizontal components of shear-waves and polarization diagrams (a) and (b) represent the two earthquakes recorded at seismic station CAD and CHY, respectively. In each diagram, the upper is polarization diagram, the lower are the NS component and EW component of the shear-wave waveforms. S1 and S2 show the initial position of fast shear-wave and slow shear-wave, respectively. Two earthquake events are same as in Fig. 3.

图 5

Fig. 5

图 5 剪切波偏振分析检验 (a)和(b)分别表示CAD(昌都台)和CHY(察隅台)记录到的两个地震事件.上图为进行时间延迟校正后的快、慢剪切波偏振图，下图是快剪切波与慢剪切波波形，S1与S2分别为快剪切波与慢剪切波的起始位置.两个地震事件同图 3. Fig. 5 Verification of shear-wave polarization analysis (a) and (b) represent the two earthquakes recorded at seismic station CAD and CHY, respectively. In each diagram, the upper shows the polarization diagram of fast shear-wave and slow shear-wave after time-delay corrections, the lower show the fast shear-wave and slow shear-wave. S1 and S2 indicate initial position of fast shear-wave and slow shear-wave, respectively. Two earthquake events are same as in Fig. 3.

图 6给出了利用M & L法识别出的微震事件波形进行剪切波分裂分析的实例，新识别出的地震波形非常清晰，干净的剪切波波形表明了该微震记录的信噪比很高.结果表明，微震识别出的微震波形质量良好，可用于剪切波分裂研究.

图 6

Fig. 6

图 6 模板识别获得的遗漏地震事件剪切波偏振分析 利用M & L法搜索的遗漏地震事件：PLA台记录的2015-11-27, 03:59:56的ML0.5地震事件波形，方位角25.7°，震中距1.3 km.其中，(a)显示了1~10 Hz带通滤波后的地震事件三分向波形记录；(b)显示了剪切波水平分量与偏振图；(c)显示了剪切波偏振分析的检验结果.图中的其他含义与图 3—图 5相同. Fig. 6 Shear-wave polarization analysis of missed seismic events obtained by template recognition The missed seismic events searched by M & L method: at 03:59:56, 2015-11-27, ML0.5, recorded at PLA station, with azimuth of 25.7° and epicentral distance of 1.3 km. (a) shows the three-component waveform processed by 1~10 Hz bandpass filter; (b) shows horizontal components and polarization diagram of shear-waves; (c) shows the verification of shear-wave polarization analysis. The other meanings in the figure are the same as those in Fig. 3—Fig. 5.

基于中国地震台网中心发布的地震目录数据，筛选出6个多台定位地震事件和584个单台定位地震事件(共590个地震事件).本文从这些地震事件中挑选出300个地震事件作为地震模板事件，利用M & L法筛选出3786个正式地震目录中没有报告的(遗漏)地震事件信息，根据波形记录的SNR，实际选择了928个地震事件进行地壳剪切波分裂研究.本研究结合地震目录中的地震事件数据得到的剪切波分裂结果与微震识别出的地震目录中遗漏的地震事件数据剪切波分裂结果，对青藏块体中南部地壳介质各向异性特征进行分析.

剪切波分裂的分析结果显示，直接使用地震目录中的地震事件得到的剪切波分裂数据(共590个有效数据)，与利用M & L法进行微震识别得到的地震目录中遗漏的地震事件的剪切波分裂结果(共928个有效数据)相比，两组数据得到的快剪切波偏振特征非常一致(图 7).两组数据的结果显示：(1)直接使用正式地震目录中的地震事件记录，计算得到青藏高原中南部快剪切波优势偏振方向为5.11°±33.49°(图 7a)；(2)微震识别得到的遗漏地震事件的快剪切波优势偏振方向为6.84°±28.40°(图 7b).

图 7

Fig. 7

图 7 研究区域内全部有效记录的快波偏振方向等面积投影玫瑰图 (a)使用地震目录资料得到的全部有效地震记录；(b)微震识别得到的地震目录中遗漏的地震记录. Fig. 7 Integrated equal-area projection rose diagrams of fast-wave polarization directions of all effective data in the study area (a) All effective data from seismic catalogue; (b) All effective data from the missed microseismic events obtained by M & L method of microseismic identification.

将研究区域内全部地震台站的快波偏振方向等面积投影玫瑰图进行对比(图 8)，利用(识别出的)遗漏地震事件得出的快波优势偏振方向与地震目录的结果有很好的一致性，证实了M & L法扫描出的遗漏地震事件可以对研究区域的数据进行有效的补充，表明在更多有效数据的情况下有利于分析结果的可靠性，快波偏振的结果更趋于稳定.本研究共得到13个地震台站的快波偏振方向结果，有3个台站(MZG、NAQ与SQHE)没有得到有效的地震记录.在13个得到有效地震记录的台站中，10个地震台站的有效地震事件记录超过3条，3个台站(LKZ、LSA与NMA)的有效记录只有1条.

图 8

Fig. 8

图 8 研究区域内地震台站快波偏振方向等面积投影玫瑰图 蓝色图为地震目录资料的单台定位地震事件得到的快波偏振方向；红色图为利用M & L方法得到的地震目录中遗漏的地震事件得到的快波偏振方向.蓝色图(上一行)与正下方的红色图(下一行)对应同一个台站. Fig. 8 The equal-area projection rose diagrams of fast shear-wave polarizations in the study area The blue diagrams show the fast-wave polarization direction obtained from single-station location seismic event in the earthquake catalog. The red diagrams show the fast-wave polarization direction obtained from the missed seismic events obtained by the M & L method. Each blue diagram (in the upper row) is at same station with the red diagram right beneath (in the lower row).

表 1为青藏高原中南部13个地震台站利用地震目录与遗漏地震事件分析得到的剪切波分裂参数结果.从结果看，只有CAD(昌都)地震台的快波偏振没有显示出单一的优势方向，呈现出明显的两个优势偏振方向，其他地震台站的快波优势偏振方向都很好地凸显出单一的方向.不少地震台站获得了较多的有效数据(如DXI、LIZ、MNU、PLA、SNA)，保证了数据分析结果的可靠性(图 8).

表 1 (Table 1)

表 1 青藏高原中南部地震台站的剪切波分裂参数 Table 1 Shear-wave splitting parameters of seismic stations in mid-south Tibetan Plateau 台站代码 台站名称 根据地震目录资料得到的剪切波分裂参数 微震识别获得的遗漏地震资料剪切波分裂参数 有效事件数量(个) 快波偏振方向±标准差/(°) 有效事件数量(个) 快波偏振方向±标准差/(°) CAD 昌都台 11 26.00±19.55 39 24.15±10.06 14 140.71±9.61 16 149.2±13.64 CHY 察隅台 10 117.60±8.69 1 118.00 DXI 当雄台 55 145.7±23.51 29 149.7927.46 GZE 改则台 4 123.5±38.06 54 101.6±15.06 LIZ 林芝台 319 4.75±28.53 250 5.50±20.95 LKZ 浪卡子台 1 38.00 0 - LSA 拉萨台 1 42.00 0 - NMA 尼玛台 1 174.00 0 - NMU 尼木台 23 18.39±26.95 33 12.76±26.01 PLA 普兰台 24 157.5±37.51 64 158.0±29.61 RKZ 日喀则台 2 22.5±0.50 4 21.50±5.41 SNA 山南台 122 5.98±4.66 438 7.27±7.62 SUH 双湖台 3 56.00±7.26 0 - 注：地震目录是指中国地震台网中心正式公布的地震目录，这里的“遗漏”是指中国地震台网中心的地震目录里没有报告的地震事件，本文通过微震识别获得的新的地震事件. Note: The earthquake catalogue is officially announced by the China Earthquake Network Center (CENC). The “missing” here refers to the earthquake events that are not reported in the earthquake catalogue of CENC. They are new earthquake events obtained by microseismic identification in this study.

表 1 青藏高原中南部地震台站的剪切波分裂参数 Table 1 Shear-wave splitting parameters of seismic stations in mid-south Tibetan Plateau

为了更清楚地展示每个台站的快波偏振方向特征，确保得到的数据分析结果的稳定，本研究把地震目录事件与遗漏地震事件这两组数据得到的结果合并，得到13个台站的全部数据快波偏振方向玫瑰图(图 9).最后的结果显示，不少地震台站的有效数据超过50条(如CAD、DXI、GZE、MNU、PLA)，而LIZ与SNA的有效数据更多达500多条.将每个台站的快波偏振方向结果展示在空间分布图上，得到青藏高原中南部快波偏振方向空间分布特征(图 10).总体上看，研究区内各台站的快波偏振方向主要与主压应力方向或附近的断裂走向平行.

图 9

Fig. 9

图 9 本研究获得的青藏高原地震台站全部有效数据的快波偏振方向 每个台站的等面积投影玫瑰图综合了研究区全部有效数据(图 8两组数据合并). Fig. 9 Integrated fast-wave polarization direction of all effective data at each seismic station in the Tibetan Plateau The equal-area projection rose diagram at each station synthesizes all effective data in the study area, which combine with two groups of data in Fig. 8.

图 10

Fig. 10

图 10 青藏高原地震台站快剪切波偏振方向空间分布 (a)快剪切波偏振方向等面积投影玫瑰图; (b)各台站快剪切波平均偏振方向.黄色线段指多条有效数据.白色线段指单条有效数据. Fig. 10 Spatial distribution of polarization directions of fast shear-waves in the Tibetan Plateau (a) The equal-area projection rose diagrams of fast-shear wave polarization direction; (b) The average polarization direction of fast shear-wave at each station. The yellow line stands for more effective data. The white line stands for only one effective data.

CHY(察隅台)的快波优势偏振方向为WNW，平行于嘉黎—然乌断裂(F1)走向.CAD(昌都台)快波偏振呈两个优势方向，第1优势偏振方向呈NNE向分布，第2优势偏振方向为NNW.在雅鲁藏布江缝合带附近的LIZ(林芝台)、RKZ(日喀则台)、SNA(山南台)和NMU(尼木台)的快波优势偏振方向均为近NS向或NNE，平行于区域主压应力方向.DXI(当雄台)的快波优势偏振方向为NW方向，既不平行区域主压应力方向，也与附近的断裂走向不一致.SUH(双湖台)快波优势偏振方向为近NE方向，GZE(改则台)的快波优势偏振方向为WNW，PLA(普兰台)快波优势偏振方向为NNW，这几个台站快波优势偏振方向都近似平行于其附近的断裂(图 10).

从快波偏振方向的空间分布图可以看到(图 10)，CHY、GZE、PLA和SUH等地震台站快波优势偏振方向平行于断裂走向(图 10a).根据美国Parkfield和华北地区的地壳剪切波分裂研究，当地震台站位于走滑断裂上或距离附近断裂足够近，地震波射线路径穿过断层，其快波优势偏振方向平行于断裂，随着地震台站远离断裂，台站快波偏振方向表现则可能不同(Cochran et al., 2006；Gao et al., 2011).龙门山断裂带区域的地壳剪切波分裂结果显示，逆冲断裂区域的快波偏振方向则可能显示出与主压应力方向一致的特征，与走滑断裂区域的结果不同(石玉涛等，2009).大量的研究表明，主压应力方向往往诱发与其方向一致的裂隙排列，从而影响快波偏振方向，导致快波方向与主压应力方向平行.但在构造复杂地壳，实际影响快波偏振方向的往往是应力与局部构造共同作用的结果(高原等，2018).

雅鲁藏布江缝合带(YZS)主要以逆冲型断裂与正断裂为主，走滑型断裂活动不明显(彭小龙和王道永，2013).逆冲型断裂表现为主压应力方向与断裂走向相互垂直，快波偏振方向可能受构造断裂走向的影响较小(石玉涛等，2009).雅鲁藏布江缝合带附近台站(如RKZ、NUM、SNA、LIZ)的快波优势偏振方向为近NS向或NNE，与缝合带走向不同，平行于区域主压应力方向.

DXI(当雄台)快波偏振方向既不平行于附近的当雄—羊八井断裂(F3)，也不平行于区域主压应力方向.本文推断，地壳介质的局部变形导致该台站附近的局部应力方向不同于青藏块体里的其他地区，导致DXI快波偏振方向没有平行于区域主压应力方向.另一种解释，则是DXI台附近可能存在尚未被报道的活动断裂.

GZE台WNW方向的快波优势偏振方向与台站附近的改则—洞错断裂(F5)走向一致，GPS资料显示该断裂运动以右旋走滑为主(肖根如等，2010).由于GZE的快波优势偏振方向与其他台站的结果明显不同，揭示该台站的快波偏振受到台站附近的断裂的影响.

PLA台快波优势偏振方向为NNW，可能受其西侧的正断型日新—然冲断裂(F6)的影响，快波偏振与断裂走向是平行关系.虽然SUH台的有效数据只有3条，但快波偏振方向有很强的一致性.SUH台快波偏振方向为近NE方向，其与附近NEE走向的鄂雅错—虾别错断裂带(F4)有一致性，显示出SUH台快波偏振可能受到了该断裂的影响.PLA和SUH两个台站都显示出了快波优势方向一致性很强的特点，都平行(或近似平行)于附近的断裂走向.本文推测，日新—然冲断裂与鄂雅错—虾别错断裂都具有走滑性质.此外，SUH台NE方向的快波优势偏振方向, 与NNE方向的区域主压应力方向也有较好的对应关系.这个现象显示，SUH快波偏振可能受到了区域应力场和台站附近地质构造(断裂)的共同影响.

CAD台快波偏振有两个优势方向(图 9，表 1).昌都地区地处羌塘地块—三江的复合板片(关朝阳和李章国，2018)，区域地质构造较为复杂，CAD台的第1优势偏振方向为NNE向，平行于区域主压应力，第2优势偏振方向为NNW，显示出可能受到了附近的巴青—类乌齐断裂(F2)的影响.NNE方向的优势偏振方向平行于区域主压应力，NNW方向的优势偏振方向则指示了断裂的走向，该方向也被认为是青藏高原物质迁移的方向.

CHY台快波优势偏振方向为NW近WNW方向，与台站附近的断裂走向及青藏高原物质迁移方向一致，类似于CAD台NNW方向的第2优势偏振.研究认为，嘉黎断裂东南段断裂活动性不强，但并未给出察隅段断裂的类型，但是然乌断裂为走滑正断层(任金卫等，2000；沈军等，2003).本文结果显示，CHY台快波偏振方向显然受嘉黎—然乌断裂影响，并受到青藏高原深部物质迁移的影响.有意思的是，CHY快波优势偏振与CAD快波第2优势偏振都与推测的青藏高原深部物质迁移方向一致，这是否反映了各向异性特征对地壳深部物质迁移的揭示，虽然还需要更多的研究和考证，但这是一个不容忽视的重要观测现象.

根据快波偏振方向空间分布(图 10)，在青藏高原中南部，快波偏振方向主要是NS或NNE方向，在研究区西部呈现出NW和WNW方向，在青藏东部也同样呈现出NW和WNW方向，这些特征在快波偏振平均方向的空间分布图中展现的更清楚(图 10b).

LKZ、LSA和NMA都只有1条有效数据，孤立地看，它们NE或近NS向的快波偏振结果似乎可信度不高，但参考本研究区南部的其他台站的快波偏振，表明这些台站的结果有一定的可靠性.

震源机制解结果显示，青藏高原及其周缘主压应力轴方向沿着近NNE-SSW或NE-SW方向排列，青藏高原中南部应力场主要是近EW向张应力与近NNE向的挤压应力(徐纪人和赵志新，2006；徐纪人等，2008)，支持了本文快波平均偏振方向的分析结果(图 10b).研究区域南部的快波偏振方向受区域应力影响显著，快波偏振方向空间分布特征与青藏块体应力场非常相似.

印度板块对青藏块体的推挤作用是造成青藏高原南部地壳各向异性的主要因素.研究结果表明，地震台站快波优势方向的空间特征不仅揭示出地壳各向异性的物理特性，而且对认知未明活动断裂的基本性质和探明未知断裂的位置，对揭示地壳深部物质迁移等都具有重要启示.

近场小地震(微震)事件的剪切波分裂研究，由于依赖于天然地震的发生和记录，受到剪切波窗的约束，往往只有很少的有效数据可供分析，极大地限制了该领域研究的深入.我们曾经对没有深度定位结果的近场地震数据进行初步应用尝试，表明了有效性(石玉涛等，2006).本文使用单台定位方法，对没有深度定位结果的数据进行了进一步的应用尝试.

本文的尝试更进一步，利用微震识别技术，采用了M & L模板匹配扫描方法，获得大量的被地震目录遗漏掉的地震事件，新获得的微震事件震相清晰、信噪比高，可用于剪切波分裂数据分析.这些新增加的珍贵资料，对数据缺乏地区的相关研究是很好的补充.CAD的剪切波分裂结果就是一个例子(图 8).只使用地震目录资料并采用单台定位得到更多有效数据后，获得的快波优势偏振方向有两个，最明显的优势方向是NW方向，第2优势方向则是NS近NNE方向；采用微震识别技术获得更多的有效数据，震级主要为M_L < 1.0，最明显的优势方向是NNE方向，第2优势方向是NW方向.这两组数据虽有差异，但总体特征一致较好.当我们把CAD的两组数据合并后，则展现出两个优势方向都很显著，分别为NNE方向和NW方向(图 9).

本文的结果表明，识别确定微震事件，可以非常有效地应用于近场剪切波分裂研究，可以增加研究结果的可靠性和稳定性.

Walck和Chael(1991)认为在地震台站记录高信噪比波形前提下，准确地拾取到清晰的P波初动震相，可以有效弱化复杂的地质结构与沉积岩层对计算结果的影响，计算出的单台定位地震事件的方位角误差通常在6°左右.通过计算S-P走时差确定地震事件震中距，再对地震事件三分向波形进行带通滤波后，构建实协方差矩阵计算方位角与观测报告进行比对，其中方位角平均偏差为6.2°±6.5°.

通过对多台定位的地震事件运用单台定位方法进行检验，重新计算震源距与方位角，得出的震源距与多台定位地震事件观测报告的偏差为1.0 km±0.5 km，方位角偏差为4.3°±2.3°.检验结果表明，在研究数据严重不足的情况下，使用单台定位方法对地震目录里没有深度定位的地震事件进行定位，其结果有较高的可信度，获得的数据可用以剪切波分裂研究.

本研究在微震识别M & L方法中，设置仅在模板事件震中2 km内的范围内搜索遗漏地震事件，充分考虑了对待检测遗漏地震事件的震中位置加以限制，这不仅保证了为搜索遗漏地震事件进行波形互相关匹配能更好的拟合模板地震事件波形，也避免了识别出的微震事件出现定位问题，确保新识别出的微震事件位于模板事件附近.利用M & L方法搜索识别出的遗漏地震事件并进行剪切波分裂研究，获得的数据分析结果与模板事件的地壳剪切波分裂研究结果一致，表明模板地震事件与遗漏地震事件处于相近的震中位置，表现出类似的剪切波偏振特性，证明了利用微震识别技术提取更多有效资料是推进剪切波分裂研究的一个很好的途径.

利用区域地震台网2009年5月—2017年5月期间的地震观测资料，本研究对青藏高原中南部开展了近场地震记录的剪切波分裂研究，首次得到青藏高原内部快剪切波偏振方向的区域分布.

根据获得的快波偏振方向空间分布，拉萨地块东部快波偏振方向主要是NS或NNE方向，主要展现的是应力作用的影响，表明在该区域的主压应力主要是NS或NNE方向.此外，这个方向也与青藏块体内分布的大量近NS向张性断裂走向一致，也与GPS观测资料得到的地表运动结果相吻合.在当雄台的局部区域，快波偏振为NW方向，既不平行区域主压应力方向，也与附近的断裂走向不一致，揭示出地壳介质的局部变形导致的局部应力方向不同于青藏块体里的其他地区；另一种可能解释则是，在该台站附近存在尚未被报道的NW走向的断裂，但这种可能性不大.

在研究区青藏高原中南部的西部，改则的快波偏振方向为WNW，普兰的快波偏振方向为NNW，两个台站的快波偏振方向主要与台站附近的断裂等构造走向一致.在研究区北部的双湖，快波偏振方向为近NE方向，也与台站附近的断裂等构造走向一致.表明这些台站的地壳各向异性受到构造的强烈影响.

在研究区的东部，察隅的快波优势偏振方向为NW近WNW方向；昌都有两个优势方向，一个为NNE向，平行于区域主压应力，另一个(第2优势偏振方向)为NNW.察隅和昌都的快波偏振方向都显示出与断裂走向(或构造线走向)一致的特点，与地表运动的方向一致，揭示出青藏块体东部的深部物质可能的运移方向.虽然还需要更多的研究证实，但这个结果有一个重要的启示，可以利用上地壳各向异性观测结合地表变形观测探讨地壳深部物质的运动现象.

研究区里有三个台站只获得了单条有效记录，但结合研究区其他台站的结果，这几个台站的快波偏振结果有一定的可信度.

张智和田小波(2011)使用INDEPTH-Ⅲ地震台阵资料Pms波分裂研究给出青藏高原中部拉萨地块快波优势偏振方向为NE，在羌塘地块快波优势偏振方向为近EW向，杨颖航等(2014)运用直达Ps与接收函数Ps联合分析方法研究拉萨(LSA)地震台站的快波优势偏振方向为ENE，Wu等(2019)利用SANDWICH地震台阵得到Pms快波优势偏振方向为ENE.远震震相分裂研究分析青藏高原地壳各向异性深刻地揭示了地壳形变与隆升的动力学过程.本文运用近场剪切波分裂，研究区域小尺度上地壳各向异性，快波优势偏振方向主要受区域应力场与构造断裂等影响，与远震震相分裂研究分析结果有相似之处，但仍有明显差异.

由于单台定位地震事件和模板识别获得的微震事件的震源深度有一定的不确定性，本研究没有讨论慢波时间延迟，关于青藏块体内部的各向异性强度问题，有待于今后获得更高精度数据后再进行探讨.