王一咪， 徐龍輝， 楊海燕， 金明培

1 云南大學地球物理系， 昆明 650091 2 廣州南粵地震工程勘察有限公司， 廣州 510070 3 云南省地震局， 昆明 650224

0 引言

～50 Ma以來的印度—歐亞大陸之間的陸-陸碰撞導致了縫合區(qū)至少1500 km的地殼縮短，并引起了大規(guī)模的地表隆升(Yin and Harrison, 2000).在兩大陸碰撞的早期，金沙江—紅河斷裂西側的印支塊體開始向南擠出，在漸新世-中新世至少擠出了500 km (Tapponnier et al., 1990).然而，自9～13 Ma以來，隨著高原中部的下地殼流注入到青藏高原東南緣(Clark et al., 2005)，鮮水河—小江斷裂在上新世開始復活，以致金沙江—紅河斷裂的活動減弱(Wang et al., 1998, 2009; Schoenbohm et al., 2006).隨著由金沙江—紅河斷裂、鮮水河—小江斷裂圍成的川滇菱形塊體自中新世-上新世開始向南擠出，金沙江—紅河斷裂的變形也從左旋走滑運動變?yōu)橛倚呋\動(Tapponnier et al., 2001; Schoenbohm et al., 2006).GPS觀測表明(Pan and Shen, 2017)，青藏高原東南緣正在以～10 mm·a-1的速度向東南方向移動，并圍繞喜馬拉雅東構造結作順時針旋轉(如圖1a).由于構造背景復雜，該地區(qū)不但殼幔變形十分劇烈，同時也是中國大陸內部強烈地震頻發(fā)的主要地區(qū)之一.

圖1 (a) 青藏高原東南緣的GPS速度場(Pan and Shen, 2017)和主要斷裂；(b) 2021年5月21日漾濞縣6.4級地震序列(MS≥3.0)和研究區(qū)內的斷裂分布(a) 中黑色實線代表斷裂，紅色寬剪頭代表下地殼流的方向(Bai et al., 2010; Bao et al.,2015),紅色框表示研究區(qū)域. F1：鮮水河—小江斷裂；F2：金沙江—紅河斷裂；F3：瀾滄江斷裂；F4：嘉黎—怒江斷裂. (b) 中F5：瀾滄江斷裂；F6：蘭坪—永平斷裂；F7：維西—喬后斷裂；F8：紅河斷裂；F9：程海斷裂；F10：普棚斷裂；F11：金沙江斷裂.Fig.1 (a) The GPS velcity vectors (Pan and Shen, 2017)and the major faults in the southeastern margin of Tibetan Plateau; (b) Yangbi MS6.4 earthquake sequences (MS≥3.0) since May 21, 2021 and major faults in the study region In (a), the black lines denote faults, the red wide arrows demonstrate the lower crustal flows (Bai et al., 2010; Bao et al.,2015) and the red rectangle means the study region. F1: Xianshuihe-Xiaojiang fault； F2: Jinshajiang-Red River fault; F3: Lancangjiang fault; F4: Jiali-Nujiang fault. In (b), F5：Lancangjiang fault；F6：Lanping-Yongping fault； F7：Weixi-Qiaohou fault；F8: Red River fault; F9：Chenghai fault; F10: Pupeng fault; F11: Jinshajiang fault.

維西—喬后斷裂是滇西地區(qū)一條重要的活動斷裂，它南連紅河斷裂，北接金沙江斷裂(圖1b)，該斷裂自晚第四紀以來表現(xiàn)出明顯的右旋走滑特征(常祖峰等，2016a).新生代早期，該斷裂與哀牢山—紅河斷裂一起經(jīng)歷了左旋走滑運動，后期二者均表現(xiàn)為右旋走滑運動特征(常祖峰等，2016a)，因而先前的研究認為該斷裂可能是紅河斷裂的北延部分(Tapponnier et al., 1990；Leloup et al., 1995).然而，最近的研究表明(常祖峰等，2016b)，維西—喬后斷裂南段在第四紀不但表現(xiàn)出明顯的活動特征，并且對巍山第四紀盆地起著明顯的控制作用，其活動性質以正斷層作用為主.沿該斷裂于1499年發(fā)生51/2級、1520發(fā)生51/2級、1586年發(fā)生53/4級，1895年發(fā)生5級地震.2021年5月21日云南省漾濞縣發(fā)生MS6.4強烈地震,綜合研究認為維西—喬后斷裂西側的一條NW向、長度僅為30 km的次級斷裂是此次地震的發(fā)震構造，其運動特征以右旋走滑運動為主，斷裂面陡立，可能是川滇菱形塊體西邊界向西擴展過程中形成的新構造(李傳友等，2021).雖然這次漾濞6.4級地震的發(fā)震構造不是維西—喬后斷裂，但距該斷裂很近.維西—喬后斷裂歷史上不僅多次發(fā)生中強震，而且該斷裂南北兩端的運動特征似乎不同.在大規(guī)模剪切走滑運動區(qū)域里，為何維西—喬后斷裂的南段會出現(xiàn)正斷層特征，其深部變形機制如何，它在青藏高原東南向擴展中的作用如何，這些問題對揭示該區(qū)的孕震背景十分重要，因而開展深部變形特征研究十分必要.

地球內部介質變形會產(chǎn)生各向異性現(xiàn)象，地震各向異性是探測地球內部物質變形機制的重要工具，它可以提供臺站下方的地幔動力學過程(如, Mainprice and Nicolas, 1989).SKS震相是核幔邊界的P-to-S轉換波，核幔邊界可視為遠震SKS波的次生震源.若核幔邊界上部的介質是各向同性的，則該轉換波具有SV波的偏振特征，僅投影在入射面內.反之，SKS波分裂后不可避免地投影到切向分量，導致臺站記錄的SKS波的切向分量不為零.SKS的快波方向平行于地幔流動方向，延遲時間則依賴于上地幔的各向異性強度和各向異性層的厚度(Tommasi, 1998).Pms震相是Moho面的P-to-S轉換波，雖然具有SV波的偏振特征，但與核幔邊界的P-to-S轉換波不同，它的傳播路徑被嚴格限定在地殼內.因此，地表觀測到的Pms波分裂的原因主要取決于地殼的各向異性結構，而與地幔等深部圈層的各向異性結構無關.隨著地殼深度增加，角閃石礦物含量增加，角閃石和云母作為下地殼的主要礦物，在構造變形的過程中形成了特定的組構 (Tatham et al., 2008).在構造應力的作用下，這些各向異性礦物最近10年以來，隨著青藏高原東南緣的地震寬頻臺站數(shù)量的增加，利用P波接收函數(shù)提取Pms震相的分裂參數(shù)取得了大量的研究結果(如, Sun et al., 2012, 2015; Chen et al., 2013; Yang et al., 2015; Zheng et al., 2018)，這些結果表明，青藏高原東南緣的地殼不但具有強烈的各向異性，而且不同地區(qū)的各向異性成因不盡相同.川西的地殼各向異性調查認為，龍門山斷裂附近的Pms分裂主要由下地殼流變形導致角閃石或云母CPO所致(Sun et al., 2015)，然而，Ji 等(2015)認為沿鮮水河—小江斷裂的Pms分裂主要由近乎豎直的面理所致.另外，這些臺站的間距約為50～100 km，受臺站布局的限制，很難對局部地區(qū)開展精細結構和變形特征的研究.

發(fā)生塑性變形并形成晶體優(yōu)勢取向(Crystallographic Preferred Orientation, CPO)，在宏觀上顯示出強烈的各向異性.最近的研究表明，角閃石的組構不但取決于變形方式，而且還與溫度和差應力相關(Ko and Jung, 2015; Kong et al., 2016).也就是說，各向異性礦物的環(huán)境溫度和差應力決定著各向異性方向.除此以外，裂縫以及近乎垂直于地面的面理定向排列也是地殼各向異性的原因(Crampin and Peacock，2008).

中國地震局地質研究所將滇西北地區(qū)選為斷層亞失穩(wěn)理論野外觀測實驗研究區(qū)，并布設了33個寬頻臺站，包括云南洱源地震危險區(qū)密集臺網(wǎng)的28個子臺以及賓川主動源的5個臺站，該臺陣于2018年4月開始實時傳輸數(shù)據(jù).另外，中國地震科學臺陣探測項目一期(ChinArray Phase I)于2010—2013年在南北地震帶南段布設了350個流動地震臺站(魯來玉等，2014)，加之云南地區(qū)的區(qū)域固定臺網(wǎng)觀測，這為開展維西—喬后斷裂的深部變形和漾濞地震的孕震環(huán)境研究提供了基礎資料.本研究采用這些地震臺陣子臺記錄的遠震波形資料計算P波接收函數(shù)，提取Moho面轉換波Pms震相的分裂參數(shù)，探討維西—喬后斷裂兩側的地殼介質各向異性分布特征與斷裂運動的關系.

1 方法

當一束S波入射到各向異性介質表面時，它將分裂成兩束相互正交、且傳播速度不同的S波，這種現(xiàn)象稱之為S波分裂.一般把快、慢S波之間的延時和快波偏振方向稱之為各向異性參數(shù)，它們主要取決于各向異性層的厚度和變形機制.當一束P波從上地幔入射到Moho面時將會產(chǎn)生Pms轉換震相，但在各向同性的地殼中，Pms震相的能量僅存在于豎向分量和徑向分量，它不可能投影到切向分量上.若地殼是各向異性的，則Pms震相將發(fā)生分裂，而且極化方向不一定在入射面內，導致切向分量的能量不一定為零，這是檢驗Pms震相發(fā)生分裂的理論依據(jù).P波接收函數(shù)分析方法通過徑向分量與垂直分量地震波形數(shù)據(jù)進行反褶積，可以有效地消除震源時間函數(shù)的影響，從而實現(xiàn)從入射P波的尾波里提取界面上的P-to-S轉換波(Langston, 1979；Ammon, 1991).界面上的P-to-S轉換波與入射P波之間的延時主要取決于界面的深度和入射波的射線參數(shù)，它可以對轉換界面的深度提供有效約束.在具有水平對稱軸的六角結構的弱各向異性介質中，由于快、慢Pms波之間相互疊加，此時徑向Pms震相的最大振幅處的到時可近似為(Rümpker et al.，2014)：

(1)

這里，t0是各向同性情況下的Pms波的到時；Δt表示各向異性介質的Pms震相與各向同性介質中Pms震相的時差；δt表示各向異性地殼中的快、慢波之間的延時；φ和θ分別代表快波偏振方向和入射波事件的后方位角，它們均從正北起算，順時針方向為正.δt和φ稱之為各向異性參數(shù).(1)式表明在具有水平對稱軸的各向異性介質中，Pms震相的到時與入射波后方位角之間呈現(xiàn)余弦變化的關系，且呈現(xiàn)出π的周期，這一特征是診斷Pms波分裂的有力工具.

若從觀測P波接收函數(shù)中讀出Pms震相的平均到時作為t0的估計值，對于給定的一對分裂參數(shù)δt和φ，可按公式(1)計算得到不同入射方位時的Pms波的理論到時tPs.另外，不同方位的Pms震相的觀測到時可以從疊加接收函數(shù)里讀出，當Pms震相的觀測到時與理論到時之間的方差之和達到最小時，所設定的分裂參數(shù)即為所求的各向異性參數(shù).這一過程可以通過網(wǎng)格搜索的方法來實現(xiàn)，網(wǎng)格搜索的目標函數(shù)如下：

(2)

(3)

測量得到Pms震相的分裂參數(shù)δt和φ以后，則可以把徑向和切向接收函數(shù)旋轉到快、慢波方向.若入射波事件的后方位角為θ，則將徑向Fr(t)和切向Ft(t)接收函數(shù)投影到快、慢波方向：

(4)

由于快波分量接收函數(shù)上的Pms震相比慢波分量上的Pms震相超前了δt，為了實現(xiàn)消除切向分量上的Pms震相，則需分別對快、慢Pms波進行時間校正：

(5)

最后把經(jīng)過校正的快、慢波方向的接收函數(shù)再投影到徑向和切向，于是得到校正后的徑向和切向分量接收函數(shù)：

(6)

此時，切向分量的Pms震相得到有效抑制.

2 數(shù)據(jù)收集與處理結果

在研究區(qū)內分布了14個云南區(qū)域臺網(wǎng)的固定臺站(見圖2a)，本文收集了自2007年至2017年記錄的379個震級MS≥ 6.5 的遠震事件，這些事件的震中距在30°～95°之間(見圖2b).同時，還收集了云南洱源地震危險區(qū)密集臺網(wǎng)的28個子臺以及賓川主動源5個臺站(見圖2a)記錄的2018年4月到2019年10月期間的219個遠震事件，其震級分布在5.3～8.3級之間，震中距介于28°～95°之間(見圖2c).另外，還收集了喜馬拉雅計劃臺陣I期的21個子臺記錄到的378個遠震，這些事件震級MS≥ 5.5，震中距在28°～95°之間(見圖2d)，觀測時間為2011年5月到2013年12月.

圖2 本研究中使用的寬頻臺站和地震事件(a) 地震臺站位置：藍色方塊代表區(qū)域固定地震臺站和賓川主動源臺站、紅色三角形表示云南洱源地震危險區(qū)密集臺站、黑色圓點表示ChinArray一期臺站,黑色實線表示斷裂； (b) 固定臺站記錄的地震事件； (c) 云南洱源地震危險區(qū)密集臺站和賓川主動源臺站記錄的地震事件； (d) ChinArray一期臺站記錄的地震事件.Fig.2 Broadband seismic stations and earthquakes used in the study(a) Location of seismic stations:the blue squares denote the regional permanent stations and Binchuan active source stations, the red triangles represent the Eryuan Seismic Risk Array of Yunnan, the black circles indicate the temporary ChinArray Phase I, and the black lines denote faults, respectively; (b) Earthquakes recorded at permanent stations; (c) Earthquakes recorded by the Eryuan Seismic Risk Array of Yunnan and Binchuan active source stations; (d) Earthquakes recorded by the ChinArray Phase I.

為了提取研究區(qū)各寬頻臺站記錄的徑向接收函數(shù)，三分量波形記錄被截取了P波之前20 s，以及P波之后120 s的時間信號，并進行了0.05～2.0 Hz的帶通濾波.為了有效地從入射P波的尾波分離出P-to-S波，將南北(N-S),東西(E-W)和垂直(U-D)三分量波形旋轉到ZRT射線坐標系下，并以時間域的迭代算法實現(xiàn)R分量與Z分量的反褶積(Ligorría and Ammon, 1999).在反褶積過程中，為了消除高頻噪聲的影響，使用了一個寬度為1 Hz(高斯參數(shù)2.0)的高斯低通濾波器.為了保證每一個接收函數(shù)具有較高的信噪比，精心挑選每一個接收函數(shù)，最后挑選出8520個徑向分量接收函數(shù).

在具有水平對稱軸的各向異性水平層狀介質中，Pms震相的到時不僅取決于轉換界面的深度和入射角(或震中距)，而且還依賴于事件后方位角(Rümpker et al.，2014).為了消除Pms震相的到時對入射角(或震中距)的依賴，利用IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)把所有接收函數(shù)校正到67°的參考震中距處.另外，為了彌補地震事件分布不均勻，將入射波后方位角每10°的間隔范圍內的接收函數(shù)疊加成一道信號，旨在增強信噪比和確保Pms震相具有較高可信度.如圖3a為BAS臺記錄的接收函數(shù)按后方位角疊加的結果，疊加之前每個觀測接收函數(shù)均被校正到67°的參考震中距處.Pms震相出現(xiàn)在～5.0 s附近，取Pms震相最大振幅處的到時為觀測到時(見圖3b中的黑色圓點).由方程(1)可知，Pms震相的到時與后方位角之間呈余弦函數(shù)關系，其變量就是地殼各向異性參數(shù).最佳分裂參數(shù)δt和φ預測的Pms震相的理論到時可使方程(2)達到最小值，這就是求解Pms分裂參數(shù)δt和φ的條件方程.

圖3 BAS臺記錄的P波接收函數(shù)與Pms震相的分裂結果(a) 不同后方位角的徑向接收函數(shù)疊加道； (b) Pms震相在疊加道上的局部放大視圖,實線代表最佳分裂參數(shù)計算出的Pms震相的理論到時，黑色圓點代表Pms震相的最大振幅對應的到時； (c) 網(wǎng)格搜索分裂參數(shù)得到的Pms震相走時方差圖，粗實線橢圓表示分裂參數(shù)的不確定性； (d) 切向接收函數(shù)隨后方位角的變化； (e) 未校正的快波分量接收函數(shù)； (f) 未校正的慢波分量接收函數(shù)； (g) 經(jīng)過校正后的徑向接收函數(shù)； (h) 經(jīng)過校正后的切向接收函數(shù).Fig.3 The P-wave receiver functions recorded at the station BAS and Pms phase splitting analysis results(a) Back azimuthal gather of the stacked radial receiver functions; (b) The zoomed view around Pms phase in the stacked trace. The solid line means theoretical arrival time of Pms resulted from the pair of optimal splitting parameters, the black dots denote the arrival times corresponding to the peaks of Pms; (c) The travel-time variance diagram of the grid search for splitting parameters, thick ellipse marks the uncertainty of splitting parameters; (d) Back azimuthal gather of the transverse receiver functions; (e) Uncorrected fast component receiver functions; (f) Uncorrected slow component receiver functions; (g) Corrected radail component receiver functions; (h) Corrected transverse component receiver functions.

上述求解過程可用網(wǎng)格搜索方法來實現(xiàn)，首先按入射方位角每隔10°疊加P波接收函數(shù)，從每個疊加接收函數(shù)上讀取不同方位的Pms震相到時，并以此作為Pms震相到時的觀測值.其次，給定一對各向異性參數(shù)δt和φ，利用方程(1)計算出不同方位的Pms震相的理論到時，由方程(2)可計算得到一個方差值.不斷地改變δt和φ值，最后得到一個由δt和φ值構成的解平面，該平面上最小方差點對應的δt和φ即為所求的地殼各向異性參數(shù).網(wǎng)格搜索過程分為以下幾步來實現(xiàn)：(1)給定各向同性地殼中Pms震相的到時t0(實際計算中，初值取為不同方位的Pms震相的平均到時)；(2)設定一個快、慢波延時δt(即分裂時間)；(3)實現(xiàn)快波極化方位角從-90°到90°之間的搜索(變化間隔為1°)，利用方程(1)計算得到一系列理論到時，從而根據(jù)方程(2)可得到相應的到時方差；(4)當Pms震相的分裂時間從0.0 s變化到1.5 s(變化間隔為0.01 s)時，重復上述第(3)步的搜索過程，最后得到一個解平面，該平面上最小方差值對應的分裂參數(shù)可作為一個候選的解，但不一定是最優(yōu)解；(5)當各向同性中Pms震相的到時t0從t0-1.0 s變化到t0+1.0 s(間隔為0.1 s)，重復上述的第(2)—(4)步的搜索過程，這樣可以得到一系列的候選解.這個求解過程實際上是一個三維網(wǎng)格搜索，為了獲得最可靠的結果，最后取這些候選解中最小方差對應的解作為最優(yōu)解.

圖3b中不同后方位角的Pms震相到時出現(xiàn)在～5.0 s，因此在網(wǎng)格搜索中取t0=5.0 s，這樣t0的搜索從4.0 s變到6.0 s.圖3c為一系列解平面中的一個(t0=4.7 s)，黑色圓點表示等值線的中心，即到時方差最小處，該點對應的分裂參數(shù)分別為-4°±8.0°，0.26±0.07 s，粗實線橢圓表示各向異性參數(shù)的不確定范圍.由于擬合度不同，不同臺站得到最小方差不盡相同，為了方便對比分析，對解平面上的方差值進行了歸一化處理，讓最小方差值為1，等值線的間隔均為0.2.BAS臺的Pms分裂參數(shù)為-4°和0.26 s，該分裂參數(shù)預測的Pms震相到時與觀測到時的擬合情況見圖3b.為了驗證這一對分裂參數(shù)的可靠性，我們計算了BAS臺的切向分量接收函數(shù)，同樣把每一個切向接收函數(shù)校正到67°的參考震中距處，并按事件后方位角10°的間隔進行疊加(見圖3d).利用Pms分裂參數(shù)中的-4°將徑向和切向分量旋轉到快、慢波方向(Liu and Niu, 2012)，如圖3e和3f所示，快波方向的Pms震相和慢波方向的Pms震相分別呈現(xiàn)出較好的一致性，且快波方向的Pms震相確實比慢波超前了～0.26 s.為了檢驗這一對分裂參數(shù)，分別對快、慢波分量的接收函數(shù)進行時間校正，最后再旋轉到徑向和切向得到校正后的徑向(圖3g)和切向(圖3h)接收函數(shù).圖3h表明，～5.0 s附近的能量得到了有效的抑制.

圖4a給出53037臺記錄的接收函數(shù)按后方位角疊加的結果，Pms震相出現(xiàn)在～5.4 s附近，重復上述網(wǎng)格搜索過程對Pms震相的到時進行擬合(見圖4b)，最后得到一對分裂參數(shù)δt和φ(圖4c)的值分別為0.37±0.07 s，-32°±6.0°.為了驗證分裂參數(shù)的可靠性，我們計算了切向分量接收函數(shù)(圖4d)，并利用Pms分裂參數(shù)中的-32°將徑向和切向接收函數(shù)旋轉到快、慢波方向.如圖4e和4f所示，快波方向和慢波方向的Pms震相都分別呈現(xiàn)出較好的一致性，且快波方向的Pms震相確實超前了～0.37 s.如圖4g和4h分別代表校正后的徑向和切向接收函數(shù)，切向接收函數(shù)在～5.4 s附近的Pms震相得到了有效抑制.由于流動臺網(wǎng)記錄的時間不長，事件的方位覆蓋沒有固定臺網(wǎng)的好，但方程(1)表明Pms震相的到時與方位角之間呈現(xiàn)出π的周期性，因此只要在180°的方位角范圍內入射事件具有好的覆蓋即可保證測量結果的可靠性.

圖4 53037臺記錄的P波接收函數(shù)與Pms震相的分裂結果，圖例與圖3一樣Fig.4 The P-wave receiver functions recorded at the station 53037 and Pms phase splitting analysis results, same legend as Fig.3.

由于部分云南洱源地震危險區(qū)密集臺站在運行期間出現(xiàn)故障，以致記錄的地震事件不足以形成較好的方位覆蓋.本研究從68個臺站中提取了59個臺的Pms分裂參數(shù)，快、慢波的延遲時間在0.06～0.97 s之間，平均值為0.50±0.07 s.如圖5所示，在紅河斷裂東側，快波偏振方向大致以SE-NW為主，快波偏振方向平行于紅河斷裂和GPS速度場(如圖1a)，總體受走滑斷裂和地殼運動的控制，個別臺站則顯示出近南北向的快波偏振方向，可能反映了斷裂誘導的裂隙定向排列或者走滑剪切導致的面理定向排列的結果.在紅河斷裂西側，雖然快波極化方向總體保持SE-NW向，但在維西—喬后斷裂的南段則變?yōu)镾W-NE向，且分裂時間也明顯減小，預示著該區(qū)的地殼變形可能與周邊地區(qū)明顯不同.

圖5 研究區(qū)Pms分裂參數(shù)黑色實線表示斷裂，紅色短線代表Pms分裂的快波偏振方向，字母和數(shù)字代表臺站名稱.Fig.5 Pms splitting parameters in the study area The black lines represent faults, red bars denote the fast polarization direction of Pms splitting, and the numbers or letters represent the name of stations.

3 討論

青藏高原東南緣不但地表高程變化高達～4000 m，而且地殼厚度從云南南部的～30 km變化到西北部的～60 km，地殼變形十分強烈(Wen et al., 2019).XKS震相(包含PKS, SKS和SKKS)分裂表明，～26°N以北地區(qū)，快波偏振方向以NW-SE或近N-S向為主，～26°N以南地區(qū)，快波偏振方向變?yōu)榻麰-W向，認為在26°N附近存在一個明顯的殼幔變形過渡帶(常利軍等，2015).Sun等(2012，2015)利用青藏高原東南緣固定臺站記錄的P波接收函數(shù)，提取了33個臺站下方的地殼各向異性參數(shù)，結果表明Pms震相的分裂時間在0.22～0.94 s之間，平均為0.58 s，認為引起SKS分裂的主要原因是地殼各向異性結構.Yang等(2015)從觀測地震圖的徑向分量中直接拾取Pms震相，利用切向能量最小原理獲取了云南地區(qū)41個臺站的分裂參數(shù)，Pms震相的分裂時間在0.35～0.80 s之間，平均分裂時間為～0.60 s.最近，Zheng等(2018)利用川西的臨時地震臺陣和四川地區(qū)的固定地震臺站記錄的遠震資料，分離出P波接收函數(shù)，然后計算出Pms震相的分裂參數(shù)，發(fā)現(xiàn)平均快、慢波的延時為～0.48 s.Kong等(2018)的觀測表明，云南地區(qū)Pms震相的平均分裂時間大致為0.4～0.6 s.

由于地殼存在各向異性，導致了具有相同射線參數(shù)的Pms波的到時依賴于事件入射方位.雖然Pms波的到時與入射波后方位角之間呈現(xiàn)余弦變化的關系是診斷Pms波分裂的有力工具，但是Moho面傾斜也會影響Pms波的到時.先前的研究表明(張?zhí)炖^和金明培，2021)，地殼厚度從研究區(qū)南部的～36 km變化到北部的～52 km，預示了研究區(qū)內Moho面存在傾斜的情況.不過，傾斜的Moho面將導致Pms波的到時與后方位角之間呈現(xiàn)正弦變化的關系，且周期為2π(譚萍等，2018；Li et al., 2019；Wang et al., 2020).理論合成地震圖計算表明(Rümpker et al., 2014)，當Moho面傾角大于25°時，Pms波分裂的測量偏差明顯增大，此時需要依據(jù)切向能量最小原則對分裂參數(shù)進行修正方可得到可靠的結果.Wang等(2020)發(fā)展的網(wǎng)格搜索方法可以從接收函數(shù)中同時提取地殼方位各向異性參數(shù)和Moho面傾向.同時，該方法不但可以消除Moho面傾斜對Pms波分裂測量的影響，而且入射方位覆蓋較好的情況下，噪聲幾乎不影響其測量的穩(wěn)定性.四川臺網(wǎng)的SC.LTA臺位于理塘斷裂附近，由于受斷裂錯動的影響，不僅Moho面傾斜(～7.5°)，而且地殼各向異性較強.Wang 等(2020)考慮了Moho面傾斜對Pms波分裂的影響，最后測量得到該臺的Pms波分裂參數(shù)分別為105°和0.425 s(見文獻中Table 3).韓明等(2017)利用本文的方法測量得到該臺(LTA)的Pms波分裂參數(shù)分別為125°±8°和0.47±0.08 s (見文獻中表1).這兩個結果如此相近，預示了本文的方法雖然沒有考慮Moho面傾斜對Pms波分裂測量的影響，但當Moho面傾角為～10°時，該方法還是可靠的.另外，本文的Pms波的平均分裂時間為0.50 s，這個結果與前人得到的結果(Sun et al., 2012，2015; Yang et al., 2015; Kong et al., 2018; Zheng et al., 2018)較一致，優(yōu)勢快波偏振方向平行于GPS速度場(圖1).

研究表明，地震方位各向異性普遍存在于地殼和上地幔，且可以用快波偏振方向和快慢波之間的延時來表述(Silver, 1996;Savage, 1999).Crampin和Peacock (2008)認為殼內各向異性主要由以下幾種機制形成：(1)地殼中廣泛存在著大量直立的含有流體的微裂隙，應力誘導的上地殼的微裂隙定向排列是引起S波分裂的主要原因，快波偏振方向取決于裂隙的優(yōu)勢排列，且主要平行于最大壓應力方向；(2)由于應力的變化可能引起地殼中各向異性隨時間的變化，因而“凍結”在殼內的古老變形結構也是地殼各向異性的誘因之一；(3)下地殼物質流動導致的礦物晶體定向排列和大尺度的地殼變形.一般認為大陸上地殼的方位各向異性主要是含飽和流體的垂直裂縫形狀優(yōu)勢取向的結果，快波方向近乎平行于最大壓應力的方向(Crampin, 1981).

大理及周邊地區(qū)位于殼幔變形過渡帶附近，本文的結果表明，～26.5°N以北地區(qū)，53057和YSW23臺，53045和53259臺的Pms震相的快波偏振方向主要以SE-NW向和近N-S向為主(如圖5)，這與XKS分裂(常利軍等，2015)的快波偏振方向平行，預示了殼幔變形是耦合的.在～26.5°N以南地區(qū)，近震S波分裂的快波偏振方向與Pms分裂的快波偏振方向一致，主要呈現(xiàn)為NW-SE向，且平行于金沙江—紅河斷裂，這可能揭示了金沙江—紅河斷裂作為一個貫穿地殼的深斷裂對周圍介質物性有很強的控制作用.雖然近震S波分裂具有明顯的優(yōu)勢方向，但局部出現(xiàn)了離散，這實際上是體現(xiàn)了深部物質運動的復雜性(高原等，2020).例如，近震S波分裂表明，大理—洱源附近的快波偏振方向局部出現(xiàn)了近E-W向(Gao et al., 2019；高原等，2020)，而本文的Pms分裂快波偏振方向在洱源—漾濞附近也呈現(xiàn)出NEE-SWW向(見圖5)，這兩種不同的觀測結果表現(xiàn)出的一致性，說明了本文的觀測是可靠的，也預示了大理及周邊地區(qū)殼幔變形的復雜性.先前的青藏高原東南緣近震S波的分裂結果顯示(Shi et al., 2012；石玉濤等，2013；太齡雪等，2015；高原等，2020)，每公里地殼厚度僅能引起幾毫秒的延時.由于該地區(qū)主要以淺源地震為主(一般小于20 km，極大部分在15 km以內)，因而近震剪切波分裂的延時一般小于0.10 s，它主要反映了上地殼的變形特征.高原等(2020)認為青藏高原東南緣下地殼的方位各向異性相對較弱，但在金沙江—紅河斷裂、麗江—小金河斷裂與中甸斷裂的交匯區(qū)，以及小江斷裂帶下方，下地殼的方位各向異性程度與上地殼相當，均具有較強的方位各向異性.這意味著本文的研究區(qū)內，下地殼方位各向異性不弱.本文觀測到的Pms分裂的平均延時為0.50 s，雖然上地殼各向異性結構對Pms分裂的貢獻不可忽略，但引起Pms分裂的原因主要歸結于中下地殼的各向異性結構.

在下地殼，由于裂縫閉合，方位各向異性主要由各向異性礦物(例如角閃石和云母)CPO引起(Tatham et al., 2008，Ko and Jung，2015).在青藏高原東南緣，除了各向異性礦物CPO外，下地殼塑性流也是地殼各向異性的主要原因之一(Sun et al.，2012，2015).Ko和Jung(2015)認為具有塑性流動性質的角閃石不但能產(chǎn)生方位各向異性，而且各向異性的快波偏振方向主要取決于介質的差應力和溫度條件.如圖6所示，在地殼水平剪切的條件下，低應力和低溫情況導致角閃石Type I型CPO，對于近垂直入射的S波而言，將導致快波偏振方向垂直于剪切的流動方向；然而，高溫和高應力差的構造環(huán)境下，角閃石形成Type II型和Type III型CPO為主，將產(chǎn)生平行于流動方向的快波偏振方向.大理—洱源一帶，溫泉資源豐富，研究區(qū)內大地熱流值在80～100 mW·m-2(Hu et al., 2000)，預示了地殼處于高溫環(huán)境(見圖1a).這意味著角閃石可能形成Type II型和Type III型CPO，也就是說Pms分裂的快波偏振方向代表了塑性流的走向.既然研究區(qū)內Pms分裂主要由下地殼引起，那么關鍵問題就是該地區(qū)是否存在下地殼塑性流.

圖6 (a) 角閃石結構類型與溫度和應力差之間的依賴關系； (b) 水平流對垂直入射的剪切波可能形成的地震各向異性方向(Ko and Jung, 2015), 紅色短線表示快波偏振方向，黑色短線表示水平流動的方向Fig.6 (a) Types of amphibole fabrics as a function of differential stress and temperature; (b) Predicted seismic anisotropy formed by a horizontal flow system for a vertically propagating S-wave (Ko and Jung, 2015), the red bars denote the fast-wave polarization direction and the black bars represent the flow direction

“下地殼流”模型(Royden et al.,1997；Clark and Royden, 2000)因為對青藏高原東緣的地表變形做出了合理解釋而被地學界廣泛接受，該模型認為青藏高原中東部的下地殼是軟弱的，在地質時間尺度內是可流動的，地殼增厚主要發(fā)生在下地殼.力學性質軟弱可用低速層、低電阻率、高波速比和高熱流等來表達.然而，大地電磁測深剖面(Bai et al., 2010)、面波與接收函數(shù)聯(lián)合反演等結果(Bao et al., 2015)表明，青藏高原東緣不存在大規(guī)模的下地殼軟弱層，下地殼軟弱層僅沿鮮水河—小江斷裂、嘉黎—怒江斷裂兩條弧形通道流向云南南部(如圖1a).嘉黎—怒江斷裂下地殼流通道的展布與GPS速度場平行，形成了圍繞喜馬拉雅東構造結作順時針旋轉之勢.大理及周邊地區(qū)恰好處于嘉黎—怒江斷裂下地殼流通道附近.中高泊松比(0.26～0.28)預示了大理及周邊可能存在地殼熔融(Wang et al.,2017)，同時也為存在下地殼流提供了獨立證據(jù).利用青藏高原東南緣固定和流動觀測臺站記錄的地震P波走時數(shù)據(jù)，采用體波走時層析成像方法得到的地殼、上地幔頂部三維P波速度結構顯示，來自青藏高原的下地殼流分為兩支，西支跨過了紅河斷裂帶，2021年5月21日云南漾濞MS6.4地震序列全部位于西支低速通道之上(高家乙等，2022).然而，受臺站布局所限，這個結果的橫向分辨不高.張?zhí)炖^和金明培(2021)利用“兩步反演”技術擬合了研究區(qū)內這68個臺站的徑向接收函數(shù)，本文基于他們的數(shù)據(jù)重新制圖如圖7所示，不同深度的S波速度結構表明，維西—喬后斷裂帶下方的上地殼速度較為復雜，呈現(xiàn)高速與低速相間的復雜變化格局.地震精確定位證實漾濞地震序列的震源深度為9～13 km(王光明等，2021)，即地震發(fā)生在堅硬的上地殼內(如圖7a,b).然而，在28 km和36 km深度的兩個水平切片上(如圖7c,d)，漾濞地震的震源區(qū)下方卻存在明顯的低速區(qū)，這一低速區(qū)可能為此次漾濞地震的發(fā)生提供了良好的孕震環(huán)境，該低速區(qū)的變形機制可能決定了維西—喬后斷裂南段的運動特征.另外，地殼S波速度結構還顯示紅河斷裂東側存在大尺度的下地殼低速區(qū)，然而紅河斷裂帶西側，這一低速區(qū)規(guī)模明顯變小.GPS速度場表明(如圖1a)，跨過金沙江—紅河斷裂向西延伸，GPS速度明顯減小，這些特征可能預示著維西—喬后斷裂與紅河斷裂一起構成了一個天然屏障，它們可能在一定程度上阻止了來自青藏高原東部的下地殼軟弱層的流動.

圖7 4、16、28和36 km深度的S波速度等值線圖(修改自張?zhí)炖^和金明培，2021)三角形代表寬頻地震臺站，黑色實線表示區(qū)域斷裂，紅色圓圈代表漾濞地震序列(MS≥3.0).Fig.7 Contour maps of S-velocity at depths of 4, 16, 28 and 36 km (modified from Zhang and Jin, 2021) Triangles indicate locations of broadband seismic stations, black solid lines indicate regional faults, and red cirles indicate the Yangbi earthquake sequences of magnitude MS≥3.0, respectively.

區(qū)域構造應力場表明(錢曉東等，2011)，滇中和滇西北地區(qū)地震類型以走滑型為主，約占90%，該區(qū)P軸優(yōu)勢方向為NNW-SSE.但大理附近構造背景復雜，P軸優(yōu)勢方向除了NNW-SSE外，局部還存在一個NE-SW方向.紅河斷裂帶、瀾滄江斷裂帶均為超殼斷裂，在NNW-SSE向的構造應力作用下，斷裂帶附近強烈的擠壓或走滑剪切會導致中下地殼巖石中的云母、角閃石等礦物沿斷裂走向(近NE-SE向)定向排列.另外，斷裂向下延伸可導致兩側中下地殼巖石的面理陡傾或近乎直立，面理走向與斷裂帶的走向一致(Ji et al.，2015).紅河斷裂東側的下地殼低速區(qū)(如圖7c, d)，在NNW-SSE向的構造應力作用下很容易形成塑性流動.在高溫環(huán)境下，角閃石可能沿應力方向形成Type II型和Type III型CPO.本研究在紅河斷裂東側觀測到SE-NW向或近N-S向的優(yōu)勢快波偏振方向，除了斷層錯動的影響外，下地殼流對Pms相分裂的貢獻也無法排除.

在紅河斷裂西側，不但GPS速度減小(如圖1a)，Pms分裂時間也明顯減小(如圖5)，這些特征可能說明下地殼流較紅河斷裂東側弱.雖然紅河斷裂西側仍然以剪切走滑為主，但臺站YSW28、YSW27、YSW26、YSW14和YSW15的快波偏振方向變?yōu)榻麼E-SW向，這與走滑方向垂直.在高溫和高差應力的構造背景下，角閃石不可能形成Type I型CPO.先前的礦物壓力試驗表明(Cao et al., 2010)，大理點蒼山的角閃石主要形成Type II型CPO，也就是說局部地區(qū)(維西—喬后斷裂南段)NE-SW向的快波偏振方向不可能由SE-NW向的剪切引起.S波速度結構表明(張?zhí)炖^和金明培，2021)，漾濞—永平及周邊地區(qū)，以及維西—喬后斷裂南段存在向西南展布的中下地殼低速區(qū)(如圖7c,d)，這一向西南展布的中下地殼低速區(qū)在西南向的張應力作用下(如圖8)，可能產(chǎn)生向西南流動的下地殼流.這一向西南流動的下地殼流在高溫環(huán)境下形成Type II型CPO，這就是YSW28、YSW27、YSW26、YSW14和YSW15的快波偏振方向變?yōu)榻麼E-SW向的原因.

圖8 研究區(qū)內震源機制解與斷裂的分布關系黑色實線表示斷裂，藍色和灰色箭頭分別表示水平擠壓和拉張方向.Fig.8 Focus mechanism solutions and the faults in the study region Black solid lines denote the faults，blue and gray arrows indicate horizontal extrusion and tension directions respectively.

2021年5月21日云南省漾濞縣發(fā)生MS6.4強烈地震后的余震序列表明，區(qū)域構造應力場的主壓應力為近N-S向；然而，維西—喬后斷裂南段，主壓應力卻變?yōu)镹E-SW或近E-W向(王月等，2021).如圖8所示，區(qū)域內有儀器記錄以來的地震事件的震源機制解表明，維西—喬后斷裂南段不但存在走滑運動，也存在正斷層型錯動，探槽揭示這一正斷層自第四紀以來具有明顯的活動特征(常祖峰等，2016b).漾濞縣及周邊地區(qū)，以及維西—喬后斷裂南段受到NNW-SSE向的水平擠壓，以致在NEE-SWW向受水平拉張的構造應力作用，從而形成了正斷層錯動的力學機制(崔華偉等，2022).另外，由于該區(qū)域正好處于下地殼流的通道附近，雖然紅河斷裂可能阻止部分下地殼流，但并沒有截斷它流向滇西南.這種深部構造環(huán)境不但有利于地殼發(fā)生順時針旋轉，而且可能在局部地區(qū)導致張裂運動，這是維西—喬后斷裂南段表現(xiàn)為正斷層的另一個原因.

4 結論

本文利用Pms震相的到時與入射波的后方位角之間呈現(xiàn)出余弦函數(shù)變化這一特征，測量了59個臺站記錄的Pms分裂參數(shù).結果表明，大理及周邊地區(qū)Pms震相分裂的快、慢波延遲時間在0.06±0.06 s到0.97±0.10 s之間，平均值為0.50±0.07 s.導致Pms震相分裂的原因主要來自于中下地殼的礦物CPO和巖石面理定向排列，快波極化的優(yōu)勢方向為SE-NW向，近乎平行于斷裂的走向，地殼變形總體受控于區(qū)域的剪切走滑運動，但無法排除下地殼流對地殼各向異性的貢獻.然而，漾濞縣及周邊地區(qū)的快波偏振方向變?yōu)镾W-NE向，歸結為下地殼軟弱物質向西南流動所致.下地殼軟弱物質向西南的流動可能是維西—喬后斷裂南段表現(xiàn)為正斷層運動的原因，同時也表明了大理地區(qū)可能是下地殼流的通道.雖然下地殼軟弱物質跨過紅河斷裂流向滇西南，但是維西—喬后斷裂與紅河斷裂一起構成了川滇菱形塊體的西邊界，它可能在一定程度上阻止了下地殼軟弱物質向滇西南的流動.