• ISSN 2096-8957
  • CN 10-1702/P

基于横波分裂的青藏高原多圈层各向异性研究进展

黄臣宇 常利军

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基于横波分裂的青藏高原多圈层各向异性研究进展

    作者简介: 黄臣宇(1996-),男,硕士研究生,主要从事地壳各向异性方面的研究. E-mail:449392772@qq.com.
    通讯作者: 常利军, ljchang@cea-igp.ac.cn
  • 中图分类号: P315

Reviews on seismic anisotropy based on shear-wave splitting in the Tibetan Plateau

    Corresponding author: Chang Lijun, ljchang@cea-igp.ac.cn
  • CLC number: P315

  • 摘要: 有关青藏高原横波分裂的各向异性研究已经开展了近30年,在理论方法和实际应用方面取得了重要进展,并获取了大量的横波分裂测量结果,为认识青藏高原壳幔各向异性变形特征和动力学机制提供了重要的依据. 本文首先介绍了地震各向异性的来源与应用,随后回顾了横波分裂分析方法的发展,简述了各种横波分裂方法的原理,最后通过总结近30年来青藏高原上地壳、整个地壳和上地幔横波分裂各向异性研究成果,系统分析了青藏高原壳幔各向异性变形特征. 基于各横波分裂结果的对比分析来看,XKS波分裂测量结果最为稳定,近震直达S波分裂测量结果次之,而Pms波分裂测量结果相对离散,往往相同区域内不同的研究结果差异较大,主要原因可能是相比XKS波和近震直达S波,Pms波的信噪比较低,次要原因可能是各研究在方法和处理分析等方面的差异.
  • 图 1  青藏高原及邻区地质构造图(修改自滕吉文等,2019). MBT:主边界逆冲断裂;IYS:雅鲁藏布江缝合带;BNS:班公—怒江缝合带;JS:金沙江缝合带;AKMS:阿尼玛卿—昆仑—慕孜塔格缝合带;SQS:南祁连缝合带;NQS:北祁连缝合带;HB:喜马拉雅块体;LB:拉萨块体;QB:羌塘块体;SB:松潘—甘孜块体;KB:昆仑—柴达木块体

    Figure 1.  Geological structure map of the Tibetan Plateau and surrounding areas (modified from Teng et al., 2019). MBT: Main Boundary Thrust; IYS: Indus-Yarlung Suture; BNS: Bangong-Nujiang Suture; JS: Jinshajiang Suture; AKMS: Anyimaqen-Kunlun-Mutztagh Suture; SQS: South Qilian Suture; NQS: North Qilian Suture; HB: Himalayan Block; LB: Lhasa Block; QB: Qiangtang Block; SB: Songpan-Ganzi Block; KB: Kunlun-Qaidam Block

    图 2  横波穿过各向异性介质分裂现象示意图(修改自Crampin and Chastin, 2003

    Figure 2.  Schematic of shear wave splitting (modified from Crampin and Chastin, 2003)

    图 3  互相关函数分析法横波分裂测量示例(修改自Bowman and Ando, 1987). (a)水平面内的质点原始运动轨迹;(b)按照(a)中确定的快波方向旋转的地震波形图;(c)慢波波形前移0.54 s后的波形图,这时两水平分量的互相关系数达到最大;(d)各向异性校正后的质点运动轨迹

    Figure 3.  An example of the cross-correlation analysis technique (modified from Bowman and Ando, 1987). (a) Original horizontal particle motion; (b) Seismograms rotated by angle determined in (a); (c) Rotated seismograms with upper trace advanced by 0.54 s, the time shift which gives maximum absolute value of cross-correlation coefficient between traces; (d) Particle motion corrected for anisotropy

    图 4  可视化测量方法横波分裂测量示例(修改自常利军,2014).(a)原始波形的三分量记录图; (b)两个水平分量的地震记录图; (c)水平面内的横波质点运动轨迹; (d)将水平向地震记录旋转至快、慢波方向的地震图

    Figure 4.  An example of the visual measurement technique (modified from Chang, 2014). (a) Three-component records of original seismic waveform; (b) Two horizontal components of seismograms; (c) Shear wave particle motion in horizontal; (d) Seismograms rotated to the fast and slow shear wave directions

    图 5  最小切向能量方法横波分裂测量示例(修改自Teanby et al., 2004).(a)原始波形旋转至径向、切向和垂向上的三分量波形图,A和F限定了横波分裂窗口;(b)稳定解的收敛置信区间,最优解用十字标记;(c)快、慢波坐标系下,时间校正前后的快、慢波波形和质点运动轨迹,快、慢波波形相似,质点运动图由时间校正前的椭圆变为校正后的线性;(d)径向和切向坐标系下,分裂校正前后的波形图,校正前的切向分量明显,校正后的切向分量变得很小.

    Figure 5.  An example of shear-wave splitting measurement results with minimum tangential energy method (modified from Teanby et al., 2004). (a) Raw data rotated to the radial and tangential directions; A and F are the beginning and end of the shear-wave analysis window; (b) A grid search over the shear wave splitting parameters is performed to find the parameters that best linearize the particle motion; (c) Fast and slow shear waveforms and particle motion before and after the shear- wave splitting correction. The fast and slow waves have similar waveforms, and the particle motion has been linearized after the correction; (d) Radial and transverse components before and after the splitting correction. The energy should be minimized on the corrected transverse component in the shear-wave analysis window

    图 6  横波穿过双层各向异性介质分裂现象示意图(修改自Silver and Savage, 1994

    Figure 6.  Schematic of shear wave splitting in the case of two anisotropic layers (modified from Silver and Savage, 1994)

    图 7  青藏高原近震直达S波和Pms波分裂测量结果分布图. 红色线段为近震直达S波分裂结果,蓝色线段为Pms波分裂结果,线段方向代表快波偏振方向,长度代表延迟时间(近震直达S波分裂延迟时间按上地壳厚度为25 km计算)

    Figure 7.  Distribution of local seismic S wave and Pms wave splitting measurement results in the Tibetan Plateau.The red lines are the results of local seismic S wave splitting, and the blue lines are the results of Pms wave splitting. The direction of the line represents the polarization direction of the fast wave and the length represents the delay time (The local seismic S wave delay time is calculated based on the upper crust thickness of 25 km)

    图 8  青藏高原Pms波和XKS波分裂测量结果分布图. 红色线段为XKS波分裂结果,蓝色线段为Pms波分裂结果. 线段方向代表快波偏振方向,长度代表延迟时间

    Figure 8.  Distribution of Pms wave and XKS wave splitting measurement results in the Tibetan Plateau.The red lines are the results of XKS wave splitting, and the blue lines are the results of Pms wave splitting. The direction of the line represents the polarization direction of the fast wave and the length represents the delay time

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出版历程
  • 收稿日期:  2020-09-14
  • 网络出版日期:  2020-12-15
  • 刊出日期:  2021-03-01

基于横波分裂的青藏高原多圈层各向异性研究进展

    通讯作者: 常利军, ljchang@cea-igp.ac.cn
    作者简介: 黄臣宇(1996-),男,硕士研究生,主要从事地壳各向异性方面的研究. E-mail:449392772@qq.com

摘要: 有关青藏高原横波分裂的各向异性研究已经开展了近30年,在理论方法和实际应用方面取得了重要进展,并获取了大量的横波分裂测量结果,为认识青藏高原壳幔各向异性变形特征和动力学机制提供了重要的依据. 本文首先介绍了地震各向异性的来源与应用,随后回顾了横波分裂分析方法的发展,简述了各种横波分裂方法的原理,最后通过总结近30年来青藏高原上地壳、整个地壳和上地幔横波分裂各向异性研究成果,系统分析了青藏高原壳幔各向异性变形特征. 基于各横波分裂结果的对比分析来看,XKS波分裂测量结果最为稳定,近震直达S波分裂测量结果次之,而Pms波分裂测量结果相对离散,往往相同区域内不同的研究结果差异较大,主要原因可能是相比XKS波和近震直达S波,Pms波的信噪比较低,次要原因可能是各研究在方法和处理分析等方面的差异.

English Abstract

    • 印度—欧亚板块的陆—陆碰撞造山运动造就了地球上海拔最高的青藏高原,产生了异常的地壳厚度. 这种持续至今的造山运动使得青藏高原成为地震活动最频繁、构造活动和地形变化最剧烈的地区之一(图1). 青藏高原深部构造和地球动力学特征对揭示岩石圈变形、地幔物质流动以及板块运动后期大陆演化有重要意义,一直是地球科学研究的热点内容,备受地学科学家的关注(滕吉文等,2019李秋生等,2020).

      图  1  青藏高原及邻区地质构造图(修改自滕吉文等,2019). MBT:主边界逆冲断裂;IYS:雅鲁藏布江缝合带;BNS:班公—怒江缝合带;JS:金沙江缝合带;AKMS:阿尼玛卿—昆仑—慕孜塔格缝合带;SQS:南祁连缝合带;NQS:北祁连缝合带;HB:喜马拉雅块体;LB:拉萨块体;QB:羌塘块体;SB:松潘—甘孜块体;KB:昆仑—柴达木块体

      Figure 1.  Geological structure map of the Tibetan Plateau and surrounding areas (modified from Teng et al., 2019). MBT: Main Boundary Thrust; IYS: Indus-Yarlung Suture; BNS: Bangong-Nujiang Suture; JS: Jinshajiang Suture; AKMS: Anyimaqen-Kunlun-Mutztagh Suture; SQS: South Qilian Suture; NQS: North Qilian Suture; HB: Himalayan Block; LB: Lhasa Block; QB: Qiangtang Block; SB: Songpan-Ganzi Block; KB: Kunlun-Qaidam Block

      地震各向异性是揭示地球内部变形特征最有效的地震学手段(Silver, 1996; Savage, 1999). 地震各向异性的分布特征与应变场和构造过程联系密切,可以有效反映壳幔变形特征,由此可以获知构造运动中岩石圈变形模式. 横波穿过各向异性介质时会产生极性正交的快波和慢波(图2),二者具有不同的偏振方向和传播速度,用来描述各向异性的两个横波分裂参数,即快波偏振方向和慢波延迟时间,分别反映了地球内部介质变形的方向和强度(Crampin and Chastin, 2003). 横波分裂已被广泛应用于地球内部各向异性研究中,在分析壳幔变形特征和探索动力学机制中取得了很多成果. 从1990年代开始,便有一些研究者在青藏高原开展了远震横波分裂测量工作(McNamara et al., 1994; 郑斯华和高原, 1994; 丁志峰等, 1996; 吕庆田等, 1996; 姜枚等, 1996). 新世纪以来,随着青藏高原地震观测项目的不断推进,地震资料不断积累,有关青藏高原的横波分裂研究工作持续开展(例如,丁志峰等, 2008; Wang et al., 2008; Chen et al., 2013; Chang et al., 2017, 高原等, 2018),得到了大量的研究结果,增进了对青藏高原壳幔变形特征和隆升动力学过程的理解. 本文汇集了青藏高原开展的横波分裂研究结果,对不同横波分裂方法和结果进行了对比分析,以便进一步加深对青藏高原板块碰撞、岩石圈变形以及地球内部动力学过程的认识.

      图  2  横波穿过各向异性介质分裂现象示意图(修改自Crampin and Chastin, 2003

      Figure 2.  Schematic of shear wave splitting (modified from Crampin and Chastin, 2003)

    • 各向异性是物质的常见属性,一般指物质的全部或部分物理、化学等性质随方向变化而有所差异的特性. 地震学中,地球介质的各向异性表现为沿不同方向传播的地震波速度不同. 壳幔结构一直是地球动力学的重要研究内容,而各向异性在地球内部普遍存在(Anderson, 1961),因此研究地震各向异性对揭示地球动力学机制有重要意义(Silver, 1996).

      对于上地壳各向异性,一般认为主要由上地壳中裂隙的定向排列引起(Crampin and Peacock, 2008). 由于受到压应力作用,裂隙在垂直压应力方向闭合,在平行于压应力方向张开,从而使快波偏振方向与主压应力场的方向一致(Crampin, 1981). 引起上地壳各向异性的微裂隙的定向排列具有动态特征,会随应力变化而改变. 由于微裂隙的动态变化会导致横波分裂参数的动态变化,在获取一段时间内的上地壳横波分裂结果后,可以基于分裂参数的变化规律研究强震孕育(Crampin et al., 1999)和火山活动(Gerst and Savage, 2004)等机理. 除了应力作用,上地壳各向异性也会受到局部的地质构造影响,通过对比分析上地壳各向异性和断裂构造可以讨论局部构造的动力学含义.

      中下地壳由于围压增加,裂隙受挤压闭合,各向异性来源于岩石中矿物和熔体的定向排列(Barruol and Mainprice, 1993; Weiss et al., 1999). 中下地壳各向异性对了解地壳变形、地壳应力场可以起到约束作用. 另外有研究将中下地壳各向异性与地层原位测量相结合用以区分层状侵入岩和沉积变质岩,确定地壳演化阶段(Weiss et al., 1999).

      上地幔各向异性被认为是由于地幔中橄榄石等主要造岩矿物在应力作用下的晶格优势排列导致的(Christensen,1984; Silver and Chan, 1991). 由于各向异性与应变的密切相关性,其被广泛地应用于描述壳幔构造变形特征和解释岩石圈/软流圈动力过程的含义. 在当前的大陆动力学研究中,对于板块相互作用导致的大陆下方复杂的深部结构和演化过程,以及岩石圈壳幔耦合变形和软流圈地幔流等科学问题,地幔各向异性研究是有效的解决途径之一(Silver, 1996).

    • 地震各向异性研究包括体波各向异性和面波各向异性. 体波各向异性方法主要包括P波各向异性层析成像、Pn波各向异性和横波分裂方法. Pn波各向异性可以估计二维P波速度变化和上地幔顶部的方位各向异性,而P波各向异性层析成像可以确定台站下方地壳和地幔中P波各向异性的三维分布(Zhao et al., 2016; Zhou and Lei, 2016). 面波各向异性方法能够提供较好的地震各向异性纵向约束,一般采用天然地震资料或背景噪声互相关函数进行反演得到各向异性特征,Yao等(2010)利用两种资料使用面波联合反演方法在青藏高原东南缘开展了相关研究. 本文主要针对在青藏高原开展的横波分裂研究进行阐述,下面对横波分裂方法进行详细叙述.

      横波对各向异性介质非常敏感,是研究地球内部地震各向异性的常用方法(Crampin, 1981). 横波分裂又称为横波双折射,指横波穿过各向异性介质时会分裂为相互正交的快波和慢波,二者的偏振方向和传播速度均存在差异. 横波分裂是研究地下介质各向异性特征的有效手段,快波偏振方向和慢波延迟时间分别反映的是壳幔介质变形的方向和强度(Silver, 1996).

      自1980年代开始,便有研究者在日本(Ando et al., 1983)、土耳其(Crampin et al., 1985)、德国(Kind et al., 1985)、汤加(Bowman and Ando, 1987)等地区开展了上地幔SKS波分裂研究,而地壳横波分裂现象由Crampin等(1985)首次确认. 国内的横波分裂研究始于1990年代,郑斯华和高原(1994)利用中国数字地震台网8个宽频带台站记录的SKS波形资料分析了中国大陆上地幔各向异性特征. 丁志峰和曾融生(1996)利用中美合作西藏PASSCAL流动地震观测数据,开展了青藏高原拉萨至格尔木剖面上11个流动台站下方的SKS波分裂研究. 吕庆田等(1996)姜枚等(1996)史大年等(1996)利用中法合作在西藏定日至青海格尔木剖面上的流动地震观测资料,开展了SKS和PKS波分裂测量工作,分析了青藏高原中部的上地幔各向异性特征. 这些早期的研究结果都显示了青藏高原具有明显的各向异性特征,并与构造密切相关.

      随着横波分裂研究工作的不断深入,横波分裂的分析测量方法得到不断改进和发展:偏振分析法由Crampin和King(1977)在利用高阶面波偏振研究欧亚板块上地幔各向异性时提出,后续加以完善. 偏振分析法利用质点运动的极性变化来区分横波分裂的快、慢波,并由此获得快波偏振方向和慢波延迟时间. 偏振分析方法较为直观,但工作量大且受主观因素影响. 在偏振分析法的基础上,有研究者发展出了更多的横波分裂分析方法:旋转相关法由Ando等(1983)在研究日本本州岛上地幔各向异性时提出,在垂直入射的情况下,将旋转后的水平分量分别投影到快、慢波方向上,分离出快、慢波分量,然后通过校正使合成轨迹为线性,由此得出快波偏振方向和延迟时间;互相关函数分析法由Fukao(1984)提出,首先利用两个水平向的地震记录偏振图确定快波偏振方向,再通过互相关函数计算延迟时间,最后利用质点偏振图检验结果可靠性(图3);可视化测量方法是Chen等(1987)研究土耳其North Anatolian断层时提出的(图4),这种方法首先确定恰当的横波分裂窗口,根据原始波形的质点运动图确定快波偏振方向,随后将两个水平分量旋转至快波和慢波方向上,通过观察波形直接从地震图上测量两列波的到时差得到延迟时间,由于方法过程可视,所以可靠性较强;系统分析方法(SAM分析法)由高原等(2004)提出,包括相关函数计算、延迟时间校正和偏振分析检验三个主要步骤,应用计算机进行自动化处理,能够自我检验.

      图  3  互相关函数分析法横波分裂测量示例(修改自Bowman and Ando, 1987). (a)水平面内的质点原始运动轨迹;(b)按照(a)中确定的快波方向旋转的地震波形图;(c)慢波波形前移0.54 s后的波形图,这时两水平分量的互相关系数达到最大;(d)各向异性校正后的质点运动轨迹

      Figure 3.  An example of the cross-correlation analysis technique (modified from Bowman and Ando, 1987). (a) Original horizontal particle motion; (b) Seismograms rotated by angle determined in (a); (c) Rotated seismograms with upper trace advanced by 0.54 s, the time shift which gives maximum absolute value of cross-correlation coefficient between traces; (d) Particle motion corrected for anisotropy

      图  4  可视化测量方法横波分裂测量示例(修改自常利军,2014).(a)原始波形的三分量记录图; (b)两个水平分量的地震记录图; (c)水平面内的横波质点运动轨迹; (d)将水平向地震记录旋转至快、慢波方向的地震图

      Figure 4.  An example of the visual measurement technique (modified from Chang, 2014). (a) Three-component records of original seismic waveform; (b) Two horizontal components of seismograms; (c) Shear wave particle motion in horizontal; (d) Seismograms rotated to the fast and slow shear wave directions

      特征值法由Silver和Chan(1988)在应用SKS波分裂研究次大陆地幔变形时提出. 特征值法利用互相正交的水平分量地震记录构建一个协方差矩阵$ {C}_{ij}\left(\varphi,{\text{δ}} t\right) $代表质点运动轨迹:

      ${C_{ij}}\left({\varphi,{\text{δ}} t} \right) = \int\limits_{ - \infty }^\infty {{u_i}\left(t \right){u_j}\left({t - {\text{δ}} t} \right){\rm{d}}t} {\rm{ }}\;\;\;i,j = 1,2$

      (1)

      该矩阵在传播介质为各向同性时只有一个非零特征值,介质为各向异性时有两个非零特征值,因此在网格搜索分裂参数校正各向异性时应使矩阵只有一个非零特征值,即使协方差矩阵变为奇异矩阵. 但由于噪声等影响,一般不存在分裂参数使得该矩阵变为奇异矩阵,此时搜索使矩阵最接近奇异矩阵的分裂参数. 协方差矩阵存在两个非零特征值$ {\lambda }_{1} $$ {\lambda }_{2} $,由于$ {\lambda }_{1}+{\lambda }_{2} $的值不随分裂参数的变化而变化,因此求取$ {\lambda }_{1} $$ {\lambda }_{1}/{\lambda }_{2} $的最大值、$ {\lambda }_{2} $$ {\lambda }_{1}{\lambda }_{2} $的最小值均可以使质点运动轨迹最大程度线性化,由此可以确定最佳的横波分裂参数. 其中求取$ {\lambda }_{2} $最小值的方法等效于最小切向能量法,但相比最小切向能量法,特征值法不需要给出初始偏振方向.

      最小切向能量的网格搜索方法同样由Silver和Chan(1988)提出. 在各向同性介质中,横波的切向分量没有能量,将水平分量的波形转换至切向和径向上,如果切向能量明显则说明介质存在各向异性. 最小切向能量法在计算各向异性参数的过程中,根据构造特点和所用横波确定快波偏振方向和慢波延迟时间的取值范围和搜索间隔,在所有可能值范围内搜索切向能量最小的一对值,作为横波分裂参数的解(图5). 在Silver和Chan(1991)的最小切向能量法基础上,Teanby等(2004)发展了一种用网格自动搜索代替人工手动选择分析窗口的方法,获得的分裂结果相对比较稳定,误差较小. 这种方法可以简单描述为:首先选定一个分裂窗口,然后按照预设步长和窗口数量来进行窗口划分,同时对各向异性参数进行搜索,计算每一个窗口所对应的快波偏振方向和慢波延迟时间,以质点运动的矩阵特征值为标准求取最优分裂参数,最后通过人工筛选以确保结果稳定可靠.

      图  5  最小切向能量方法横波分裂测量示例(修改自Teanby et al., 2004).(a)原始波形旋转至径向、切向和垂向上的三分量波形图,A和F限定了横波分裂窗口;(b)稳定解的收敛置信区间,最优解用十字标记;(c)快、慢波坐标系下,时间校正前后的快、慢波波形和质点运动轨迹,快、慢波波形相似,质点运动图由时间校正前的椭圆变为校正后的线性;(d)径向和切向坐标系下,分裂校正前后的波形图,校正前的切向分量明显,校正后的切向分量变得很小.

      Figure 5.  An example of shear-wave splitting measurement results with minimum tangential energy method (modified from Teanby et al., 2004). (a) Raw data rotated to the radial and tangential directions; A and F are the beginning and end of the shear-wave analysis window; (b) A grid search over the shear wave splitting parameters is performed to find the parameters that best linearize the particle motion; (c) Fast and slow shear waveforms and particle motion before and after the shear- wave splitting correction. The fast and slow waves have similar waveforms, and the particle motion has been linearized after the correction; (d) Radial and transverse components before and after the splitting correction. The energy should be minimized on the corrected transverse component in the shear-wave analysis window

      针对接收函数Pms波的横波分裂研究,Liu和Niu(2012)提出了一种接收函数联合分析分裂方法. 这种方法利用在合成接收函数数据上观察到的各向异性模型的独有特征,通过对Pms波参考到时和各向异性参数进行网格搜索分别使接收函数中的余弦时差校正径向能量最大、径向相关系数最大、切向能量最小,在获取三组最佳参数后,通过联合分析来确定台站最终的各向异性参数. 对于接收函数Pms波,由于低速沉积层的存在会在接收函数中产生强烈的混响掩盖Pms波,Yu等(2015)提出了一种可以消除近地表混响、获取不连续莫霍面Pms波的方法. 这种方法的原理是首先对接收函数应用自相关得到混响的强度和双向传播时间,然后在频域中构造一个滤波器以消除或减少混响,最后对滤波后的接收函数进行时间校正消除沉积层的延迟效应.

      在应用横波分裂方法计算各向异性参数后,获取台站上的各向异性结果有两种数据处理方法:一是将同一台站不同事件计算出的各向异性参数取平均值,作为台站的各向异性结果;二是采用Wolfe和Silver(1998)提出的叠加分析方法,对同一台站得到的多个各向异性参数做类似于叠加的处理,获取台站的各向异性参数和参数置信区间. 叠加分析方法可以排除背景干扰,提高结果可靠性.

      以上两种求值方法适用于台站的横波分裂参数离散度较小的情况,当离散度大时,需要考虑多层各向异性或复杂各向异性特征,例如,双层各向异性. 当横波在各向异性介质中传播时,从台站记录资料中得到的分裂参数并非是最顶层中的参数,而是整个路径上的综合效应,包含不同层中快波偏振方向和慢波延迟时间的共同信息. 当存在多层各向异性时,视分裂参数会随地震事件后方位角周期性变化,可以依据这一特征反演各层的各向异性(Silver and Savage, 1994). 对于双层各向异性介质(图6),视分裂参数随地震事件后方位角的变化周期为$ {\text{π}}/2 $. 多层各向异性研究对分辨壳幔各向异性来源、分析各向异性成因、讨论岩石圈耦合等动力学问题具有重要的作用.

      图  6  横波穿过双层各向异性介质分裂现象示意图(修改自Silver and Savage, 1994

      Figure 6.  Schematic of shear wave splitting in the case of two anisotropic layers (modified from Silver and Savage, 1994)

    • 上地壳各向异性研究一般利用近震直达S波数据,通过横波分裂测量得到的各向异性参数来分析上地壳的各向异性特征和成因,进而讨论块体碰撞和构造运动等相关的动力学问题;还可以通过一段时间内的上地壳各向异性参数变化来揭示区域应力动态变化. 从已有的研究来看,上地壳各向异性的快波偏振方向与区域应力场和区域构造密切相关,而慢波延迟时间反映了上地壳各向异性的强度. 青藏高原上地壳各向异性研究采用的方法主要有可视化测量方法和系统分析方法.

      一些学者将可视化测量方法应用在青藏高原强震震源区的各向异性研究中,目的是利用强震前后丰富的地震数据进行近震直达S波分裂测量,通过近震S波分裂参数的时空变化来揭示震源区应力场的变化,进而探索强震发生过程. 青藏高原地震活动频繁,强震时有发生,强震震源区横波分裂研究较多,如2008年汶川8.0级地震(丁志峰等,2008)、2010年玉树7.1级地震(常利军等,2010)、2013年芦山7.0级地震(常利军等,2015a)、2017年九寨沟7.0级地震(杨溢和常利军,2018)、2012年彝良5.7级和5.6级地震(刘希康等,2020)在震源区开展的近震S波分裂研究. 在这些震源区各向异性研究中,他们采用可视化测量方法开展了近震S波分裂研究,获取了震源区上地壳各向异性分布. 结果显示,快波偏振方向大部分平行于区域内主压应力方向,部分与附近的主要断层方向一致;延迟时间在主震前较小,在主震后迅速增大,持续一段时间后开始减小,随着余震活动的减弱,后续趋于稳定,反映了主震前后地壳应力从积累到释放的调整过程;快波偏振方向和延迟时间在震后由离散逐渐收敛,也反映了随着余震活动减弱,区域内应力场趋于稳定. 此外,也有一些学者将可视化测量方法应用于地震活动性较强的断层带,如郑拓等(2017, 2018)应用可视化测量方法分别对龙门山断裂带中段和北段的上地壳各向异性进行了研究,获取了研究区的上地壳各向异性参数. 结果表明龙门山断裂带中段和北段的上地壳各向异性主要受断裂构造影响,但区域应力场也有一定的影响. 王凯悦等(2020)利用可视化测量方法开展了喜玛拉雅东构造结上地壳各向异性研究,结果显示大部分靠近或位于活动断裂带上的台站的快波偏振优势方向与断裂的走向一致,距断裂较远的台站其快波偏振优势方向与断裂走向存在一定角度,但与主压应力场方向基本一致.

      应用系统分析方法开展的青藏高原上地壳各向异性研究也有许多成果,这些研究大部分集中在青藏高原东部. 在青藏高原东北缘应用系统分析方法获取的上地壳横波分裂结果中(张辉等,2012郭桂红等,2015钱旗伟等,2017),将高原东北缘分为两个构造区:祁连山—河西走廊构造区快波偏振方向主要为NE方向,与青藏高原构造应力方向一致;甘东南活动构造区快波偏振方向主要为NWW向,受局部断裂构造影响更大. 在青藏高原东南缘,应用系统分析方法获取的上地壳各向异性结果表明(Shi et al., 2009, 2012, 2020; 太龄雪等, 2015; 吴鹏等, 2020):青藏高原东南缘的上地壳各向异性空间分布大体上与区域内的主压应力方向和断裂分布相关,大部分台站的快波偏振方向与主压应力方向一致,少部分台站的快波偏振方向与断裂走向一致. 邵玉平等(2017)应用系统分析方法在四川锦屏水库地区开展了上地壳各向异性研究,结果表明研究区西侧台站的快波偏振方向与区域应力场方向一致,东侧台站快波偏振方向受局部断裂构造影响更大,水库水位变化对快波偏振方向存在影响. 石玉涛等(2013)在松潘—甘孜块体东部、川滇块体北部与四川盆地西部的研究,应用系统分析方法得出龙门山断裂带东北段和西南段的快波偏振方向分别为NE向和NW向,川滇菱形块体西北部和东南部的快波偏振方向分别为近E-W向和NNE向,青川断裂北侧和南侧的快波偏振方向分别为近N-S向和近E-W向,表明复杂的地质结构以及活动断裂的几何形态会造成横波分裂参数的区域化分布特征. 高原等(2018)使用2000~2017年的近场地震记录进行横波分裂分析, 得到了青藏高原东缘的上地壳各向异性特征,在该研究中将龙门山断裂带自东北端至西南端分为4段,其快波偏振方向依次为近E-W和NE向、近E-W向、NW和NE向、近E-W和NE向;四川盆地南侧快波偏振方向为E-W方向和NE方向,与相邻的龙门山断裂带西南端快波偏振方向类似;川滇块体北部快波偏振方向为NE向;巴颜喀拉块体上的快波偏振方向为NW向. 陈安国等(2019)使用系统分析方法获取了在龙门山断裂带的上地壳各向异性参数,得出研究区内快波偏振方向主要为NW、NWW和NE向,说明上地壳各向异性受区域应力场与区域构造共同影响. 此外,在青藏高原中部,由于台站稀疏、地震测量数据不足,郭铁龙等(2020)结合微震数据应用系统分析方法研究了青藏高原中南部的上地壳各向异性,根据获得的快波偏振方向空间分布,认为拉萨块体东部快波偏振方向主要受应力作用影响,研究区西部和北部台站的快波偏振方向主要与附近的断裂构造走向一致.

      除了以上这两种较为常用的方法之外,Wu等(2019a)在西藏中部利用基于最小切向能量方法(Silver and Chan, 1991)和聚类分析方法(Teanby et al., 2004)开发的MFAST 代码(Savage et al., 2010)开展了近震S波分裂测量,得到了研究区内上地壳各向异性特征. 结果表明,大部分台站的快波偏振方向与主压应力方向一致,呈NNE方向,活动断层附近的一些台站可能受局部构造影响,快波偏振方向与断裂走向一致.

      综合以上近震直达S波分裂研究可以发现,青藏高原的上地壳各向异性研究主要集中在青藏高原东部,较少深入到青藏高原中部、西部地区. 上地壳各向异性受到应力场和断裂构造共同影响,通常距离活动断裂较远的台站得到的快波偏振方向与区域主压应力方向一致,位于或靠近活动断裂的台站快波偏振方向与构造走向一致. 对比可视化测量方法和系统分析方法的结果可以发现,这两种方法在同一区域获取的各向异性参数基本一致,如在坐标(31°N, 104°E)附近,郑拓等(2017)应用可视化测量计算的分裂参数为(68°, 1.90 ms/km),而石玉涛等(2013)利用系统分析方法得到的分裂参数为(74°, 1.72 ms/km).

      在开展近震直达S波分裂时,需要注意的是地震事件的选取,尤其是基于计算程序的方法. 由于近震横波分裂要求地震事件满足近垂直入射的横波分裂窗口,大部分地震分布在中上地壳,在利用地震目录挑选有效分裂事件时,会由于一些地震事件的定位误差较大,选取的事件实际上是无效的,从而会导致计算结果的错误. 这些问题需要通过观察实际波形或提高定位精度来约束.

    • 在青藏高原地壳各向异性研究中,一般应用Pms波分裂进行研究,使用Pms波进行横波分裂研究的优势在于Pms波传播路径为莫霍面至地表,因此得到的各向异性参数反映了整个地壳的各向异性特征. 由于Pms波在地震图中难以直接识别,一般要在提取接收函数后再挑选高质量的Pms波.

      在青藏高原东缘,横波分裂研究主要关注龙门山断裂系及其西侧的松潘—甘孜块体和东侧的四川盆地. 孙长青等(2011)应用最小能量法获取了Pms波分裂的各向异性参数,结果表明,四川盆地和松潘—甘孜块体的快波偏振方向主要为NW方向,而中间的龙门山断裂系呈现出NNE方向的特征,四川盆地得到的延迟时间相对较小,平均值只有0.16 s,而高原内部的松潘—甘孜块体为0.28 s. Kong等(2016)应用接收函数叠加方法分析了该区域地壳各向异性,快波偏振方向基本上与孙长青等(2011)相似,延迟时间相对较大,四川盆地的延迟时间平均值为0.27 s,松潘—甘孜块体的平均值为0.44 s. Sun等(2015)在该区域的Pms波分裂研究结果显示,快波偏振方向呈NW方向,尽管四川盆地的延迟时间同样相对松潘—甘孜块体较小,但延迟时间整体上偏大,平均值为0.57 s,最大值可达0.94 s. Sun和Lei(2019)在龙门山断裂带进行了频率相关横波分裂测量,应用最小切向能量法对不同频率的Pms波接收函数进行了横波分裂测量,结果显示频率对横波分裂结果存在一定的影响.

      在青藏高原东北缘,一些研究者利用固定台站和流动台阵记录的Pms波开展了许多研究(Wang et al., 2016; 谢振新等, 2017; 郭桂红等, 2019; 邵若潼等, 2019; Zheng et al., 2020). 对比这些研究发现Pms波分裂的快波偏振方向在青藏高原东北缘主要呈现了NW方向的特征,与断裂和山脉等地质构造走向一致,但延迟时间上存在较大的差异. 例如在坐标(35°N, 103°E)附近,Wang等(2016)得出的分裂参数为(126°, 0.34 s),谢振新等(2017)得出的分裂参数为(103°, 0.22 s),郭桂红等(2019)的分裂参数为(145°, 0.82 s),邵若潼等(2019)的分裂参数为(130°, 0.47 s),Zheng等(2020)的分裂参数为(131°, 0.35 s).

      在青藏高原东南缘,不同的研究获得的慢波延迟时间存在较大差异:徐震等(2006)利用加权叠加方法得到的平均慢波延迟时间为0.24 s;Sun等(2012)在青藏高原东南缘应用接收函数联合分析分裂方法(Liu and Niu, 2012)得到的12个台站慢波延迟时间范围为0.24~0.9 s,平均值为0.53 s;而Chen等(2013)应用最小切向能量法获得的川滇地区Pms波分裂延迟时间范围为0.08~0.35 s,平均值为0.19 s;孙长青等(2013)应用最小切向能量法得到的慢波延迟时间范围为0.13~0.40 s,平均值为0.25 s;Yang等(2015)对Pms波原始波形应用最小切向能量法获取的慢波延迟时间平均值为0.55 s;韩明等(2017)使用Pms波到时方差最小法得出的川滇地区慢波延迟时间平均值为0.54 s;Cai等(2016)应用接收函数联合分析分裂方法(Liu and Niu, 2012)获取的慢波延迟时间范围为0.02~0.88 s,平均值为0.28 s. 虽然青藏高原东南缘的Pms波分裂研究均指出东南缘地区快波偏振方向变化较为剧烈,与地表构造密切相关,但不同研究结果中的快波偏振方向差异明显,难以达成一致的结论. 为了更好地说明东南缘的Pms波分裂结果的离散性,这里以云南YOS台(26.7°N, 100.8°E)的横波分裂测量结果为例,Sun等(2012)得到的Pms波分裂参数为(145°, 1.5 s),Chen等(2013)得到的Pms波分裂参数为(107°, 0.13 s),Chang等(2015)测量的SKS波分裂参数为(179°, 0.93 s),Sun等(2012)的地壳各向异性慢波延迟时间不仅远大于Chen等(2013)的Pms波分裂延迟时间,而且还大于主要由上地幔各向异性并包括地壳各向异性产生的XKS波分裂延迟时间. 在喜马拉雅东构造结及周边地区,黄臣宇等(2020)的Pms波分裂结果显示了绕东构造结顺时针旋转的特征,与地表运动速度场(Gan et al., 2007)和XKS波分裂结果类似(Chang et al., 2015),延迟时间范围为0.16~0.31 s,平均值为0.23 s.

      基于上述第3、4节的上地壳近震直达S波分裂和地壳Pms波分裂研究结果,我们绘制了青藏高原上地壳和地壳各向异性结果图(图7),上地壳各向异性研究结果相对比较稳定,而Pms波分裂的结果差异较大,无法给出统一的趋势. Pms波分裂结果差异较大的主要原因可能是Pms波的信噪比较低,在原始地震波形图中难以识别,而通过接收函数转化后的Pms波,可能由于部分信息损失而造成其横波分裂结果准确性降低;其次是分析方法的差异,不同方法在计算程序、实现方式等方面都有区别,造成不同方法获取的结果不同;最后,不同研究者所用的数据资料不同,如震中距、后方位角、信噪比等方面的选取标准有所差异,对获取的各向异性参数也会造成影响. 从汇总的地壳各向异性研究结果也可以看出,地壳介质的各向异性研究主要集中在青藏高原东部,其他地区的成果较少,有待进一步研究.

      图  7  青藏高原近震直达S波和Pms波分裂测量结果分布图. 红色线段为近震直达S波分裂结果,蓝色线段为Pms波分裂结果,线段方向代表快波偏振方向,长度代表延迟时间(近震直达S波分裂延迟时间按上地壳厚度为25 km计算)

      Figure 7.  Distribution of local seismic S wave and Pms wave splitting measurement results in the Tibetan Plateau.The red lines are the results of local seismic S wave splitting, and the blue lines are the results of Pms wave splitting. The direction of the line represents the polarization direction of the fast wave and the length represents the delay time (The local seismic S wave delay time is calculated based on the upper crust thickness of 25 km)

    • 地幔各向异性是解决大陆下方复杂的深部结构和演化过程,以及壳幔耦合变形等方面问题的有效途径之一(Silver and Chan, 1988). 上地幔中普遍存在着各向异性,其横波分裂快波偏振方向与地球深部动力学运动过程有关,如地幔对流、板块俯冲、地幔部分熔融等,慢波延迟时间能够揭示动力学运动过程的变形程度等信息(Silver, 1996). 1990年代以来,很多地球物理工作者一直在关注青藏高原下方的地幔变形问题,并开展了大量与地幔变形有关的介质各向异性研究.

      在青藏高原上地幔横波分裂各向异性研究中,采用近垂直入射的远震横波,为了避免其他震相的干扰,主要采用震中距在85°~115°之间的远震SKS波分裂来获取研究区的上地幔各向异性参数,为了获得更宽的方位覆盖和更多的有效事件,可以适当扩展震中距至140°,并进一步挑选SKKS和PKS波用于横波分裂测量,SKS、SKKS和PKS波通常总称为XKS波. XKS波在进入液态的外核后转换为纵波,穿过核幔边界后又转换为横波,由于受到各向异性介质影响,出现横波分裂现象. XKS波分裂的优点是排除了震源方的各向异性影响,只反映接收方的各向异性,横向分辨率高,但其垂向分辨率差,是核幔边界到接收台站各向异性的综合效应.

      在青藏高原西部由于台站稀疏等原因,开展的XKS波分裂研究较少,已有的上地幔各向异性研究(Levin et al., 2008; Wu et al., 2015a)认为可能存在双层各向异性. Levin等(2008)得到的上层快波方向主要为NWW方向,与阿尔金断裂带西段走向基本平行,下层的快波方向为NE方向,反映了印度板块俯冲引起的地幔流. Wu等(2015a)得到的上层快波方向为NE方向,与构造走向明显不同,认为是下地壳流引起的,下层快波方向主要为近N-S方向,与印度板块俯冲方向一致.

      在青藏高原中部,XKS波分裂结果(McNamara et al., 1993; 丁志峰和曾融生, 1996; 吕庆田等, 1996; 姜枚等, 1996; 史大年等, 1996; Huang et al., 2000; Fu et al., 2008; Chen et al., 2010; Zhao et al., 2014; Chen et al., 2015; Wu et al., 2019a, 2019b)表明,快波方向自南向北整体上呈由NE方向转向NEE方向,再到近E-W方向顺时针旋转的趋势;慢波延迟时间较大,平均值达1.3 s,部分台站的延迟时间在2.0 s以上,这表明西藏中部有较强的上地幔各向异性. 同时,根据延迟时间,青藏高原中部南侧和北侧各向异性特征存在差异,分界线大致在30.5°N,分界线以北相较于南侧上地幔变形更为明显(姜枚等, 1996; 史大年等, 1996; Zhao et al., 2014).

      在青藏高原东北部,高原东北缘、阿拉善块体和鄂尔多斯块体西缘的快波偏振方向主要为NW向,主要体现了岩石圈变形的特征,在秦岭造山带和渭河地堑转为近E-W向,反映了岩石圈东向挤出变形和软流圈的东向地幔流对各向异性的共同影响(Herquel et al., 1999; 常利军等, 2008, 2016; Huang et al., 2008; Wang et al., 2008; Soto et al., 2012; Eken et al., 2013; 王琼等, 2013; Wu et al., 2015b; Yu et al., 2016; Chang et al., 2017; 郭桂红等, 2019). 该区域的延迟时间较大,平均值在1.2 s,西北部的祁连山逆冲断裂系延迟时间相对较小,平均值为1.0 s,东南部特别是与鄂尔多斯块体和阿拉善块体交汇处平均值为1.4 s,部分高值接近2.0 s. 对于该区域的岩石圈变形特征,Chang等(2017)结合GPS测定的地表变形场和XKS波分裂测量的地幔变形场联合分析,定量评估了青藏高原东北缘岩石圈变形的耦合程度,结果表明青藏高原东北部深浅变形一致,耦合程度较好,符合岩石圈垂直连贯变形模式. 高原内部主要体现了左旋简单剪切变形,而边缘以纯剪切变形为主.

      在青藏高原东南部,已有的XKS波分裂研究可以分为两块区域,川滇地区和喜马拉雅造山带,下面将分别进行探讨. 从川滇地区已有的XKS波分裂各向异性研究中可以发现:以~27°N为界,川滇地区的快波偏振方向由北部的近N-S向快速转为南部的近E-W向,北部的延迟时间较小,南部的延迟时间较大(Flesch et al., 2005; 常利军等, 2006, 2015b; Lev et al., 2006; Huang et al., 2007; 王椿镛等, 2007; Wang et al., 2008),例如Lev等(2006)在川滇地区北部得到的XKS波分裂延迟时间平均值为0.68 s,常利军等(2015b)在川滇地区北部得到的延迟时间平均值为0.8 s,南部为1.1 s. 在喜马拉雅造山带,XKS波快波偏振方向主要呈NE向或NEE向(Sandvol et al., 1997; Singh et al., 2006; Sol et al., 2007; Hazarika et al., 2013; Chang et al., 2015; Saikia et al., 2018),但喜马拉雅碰撞带上局部地区还表现出一定的复杂性,例如,廖武林等(2007)在碰撞带中部的SKS波分裂结果中,存在着NW向、NWW向、N-S向和NNE向的快波偏振方向,但总体体现了向北的趋势,与印度板块向北俯冲的方向一致. 印度板块的XKS波分裂测量结果主要体现了NE方向的特征(Singh et al., 2006; Roy et al., 2014; Saikia et al., 2018),反映了印度板块向北俯冲的特征.

      根据上述第4、5节在青藏高原开展的Pms波分裂结果和XKS波分裂结果,我们绘制了该区域的地壳和上地幔各向异性结果图(图8). 可以看出:整体上,XKS波分裂测量的快波偏振方向自西至东呈现了围绕喜马拉雅东构造结从NE方向转到E-W方向,然后到NW方向,再到N-S方向的顺时针旋转的趋势,并且在高原东南缘的~27°N附近,由北部的近N-S方向突变为南部的近E-W方向,在高原东北缘,由高原内部的NW方向沿秦岭造山带逐渐转向近E-W方向. 高原南部的喜马拉雅造山带,快波偏振方向整体上体现了向北的趋势,与印度板块向北俯冲方向一致,但在喜马拉雅碰撞带前缘存在着NW向、NWW向、N-S向、NNE向和NE向的快波偏振方向,体现了碰撞带岩石圈变形的复杂性. 通过对比分析GPS、地质构造和远震横波分裂数据,青藏高原内部各向异性变形机制主要体现了垂直连贯变形模式(Flesch et al., 2005; Sol et al., 2007; Wang et al., 2008; Chang et al., 2015, 2017),青藏高原内部主要受左旋简单剪切变形影响,而边缘主要受到块体碰撞挤压作用的纯剪切变形影响(Wang et al., 2008; Chang et al., 2015, 2017). 青藏高原的XKS波分裂各向异性研究已基本覆盖了青藏高原大部分地区,但在高原北部和西部的研究相对较弱,主要与区域内恶劣的自然环境相关,地震观测任务开展受到限制,比如可可西里无人区.

      图  8  青藏高原Pms波和XKS波分裂测量结果分布图. 红色线段为XKS波分裂结果,蓝色线段为Pms波分裂结果. 线段方向代表快波偏振方向,长度代表延迟时间

      Figure 8.  Distribution of Pms wave and XKS wave splitting measurement results in the Tibetan Plateau.The red lines are the results of XKS wave splitting, and the blue lines are the results of Pms wave splitting. The direction of the line represents the polarization direction of the fast wave and the length represents the delay time

    • 青藏高原是中生代以来印—亚大陆汇聚—碰撞导致一系列地体不断拼贴增生而形成的正在活动的巨型碰撞造山带(Yin and Harrison, 2000),规模巨大,动力学环境复杂,不仅呈现南北不均匀性,而且显示东西分段性,这种差异可能由于印度俯冲板片存在前缘撕裂与分段俯冲导致(侯增谦等,2006). 青藏高原的远震XKS波分裂结果(图8)显示了这种南北和东西向的差异,南北向由青藏高原南缘普遍NE向或近N-S向过渡到高原内部的NEE向或近E-W方向,体现了印度板块向北俯冲作用对青藏高原不同区域深部变形的不同影响;东西向也存在着差异,其中Chen等(2015)基于拉萨块体东西向宽频带地震剖面得到的XKS波分裂结果显示的东西向差异,分析推断印度板块在青藏高原下方向北俯冲过程中,俯冲角度存在系统差异(东陡西缓),加剧了运动学差异,造成了俯冲板片撕裂和板片断离,导致板片俯冲距离远近不同(东近西远).

      已有研究(Wang et al., 2010) 表明青藏高原东北缘相比周边的四川盆地、鄂尔多斯盆地地壳显著增厚,而在地表变形与XKS波分裂数据拟合较好(Chang et al., 2017),且地壳Pms波分裂快波偏振方向结果整体与XKS波分裂结果较一致,说明高原东北缘岩石圈变形耦合程度较好,符合岩石圈垂直连贯变形模式,这可能说明东北缘地壳均匀缩短增厚(王椿镛等,2016). 青藏高原东北缘向北东推挤过程中,由于鄂尔多斯块体和阿拉善块体的阻挡作用,上地幔物质沿NW-SE方向伸展变形,即纯剪切变形导致了上地幔中橄榄石等主要造岩矿物的晶格优势排列方向变为NW-SE方向. 夹在两个稳定巨厚岩石圈的刚性块体鄂尔多斯块体与四川盆地之间的秦岭造山带,得到的XKS波分裂时间延迟较大(常利军等,2016),且P波层析成像结果(Huang and Zhao, 2006)显示的岩石圈较薄,在100~300 km存在明显的低速异常,推测秦岭造山带不仅是高原岩石圈物质东向挤出通道,也是高原软流圈物质东流的运移通道.

      根据青藏高原东南缘的XKS波分裂结果(Flesch et al., 2005; 常利军等, 2006, 2015b ; Lev et al., 2006; Huang et al., 2007; 王椿镛等, 2007; Wang et al., 2008),在~27°N以北普遍认为是由岩石圈垂直连贯变形引起的各向异性,而在~27°N以南,各向异性不仅存在于岩石圈,而且软流圈地幔流的作用不可忽视(Wang et al., 2013; 常利军等, 2015b; Huang et al., 2015). 在Lei等(2019)的东南缘大地幔楔模型(Zhao et al., 2007, 2009)中,认为大地幔楔模型中的物质挤压流和正交地幔对流共存可以解释快波方向自~27°N以北的近N-S向快速转为以南的近E-W向. 也有研究者尝试应用通道流模型(Royden et al., 1997)解释青藏高原东南缘的地震各向异性特征,如韩明等(2017)在东南缘的地壳各向异性研究中,认为川滇菱形块体北部和松潘—甘孜块体的地壳各向异性主要由下地壳通道流引起. 在王椿镛等(2008)的青藏高原东南缘地壳与上地幔S波速度研究中,下地壳具有S波低速异常等特征, 表明下地壳物质处于软弱状态,符合通道流存在的深部环境. 但在青藏高原的高精度人工源深部地震的速度结构模型(滕吉文等,2012)中,壳幔边界并不存在可使物质运动的滑移面或软弱层,物质运移机制可能是下地壳与上地幔盖层中的高速物质在印度板块挤压驱动下沿软流圈顶部的同步运动. 青藏高原东南缘的物质运移机制尚无定论,由于东南缘的Pms波分裂结果没有统一趋势,无法提供地壳各向异性特征信息,东南缘的壳幔物质运移过程还需要进一步研究和探讨.

    • 联合对比青藏高原近震直达S波、Pms波、XKS波分裂结果,可以发现,XKS波分裂的结果最为稳定,不同研究中的各向异性结果基本一致;不同研究中的近震直达S波分裂结果一致性较好,且从延迟时间来看上地壳各向异性对地壳和上地幔各向异性的影响很小;而Pms波分裂结果在不同研究中差异较大,同一研究区内所得结果往往比较离散,即便在相同区域内应用相同方法的不同研究结果之间的差异也比较大,这说明Pms波分裂结果稳定性相对较差. 横波分裂测量结果的稳定性差异可能主要是由于各种横波之间的信噪比差异导致,在原始地震波形记录图中,Pms波较难识别,往往需要在经过接收函数方法处理后的波形中挑选Pms震相,在此过程中,Pms波的部分信息会损失,而XKS波分裂和近震直达S波分裂可以直接在原始地震波形记录图中识别清晰的震相进行横波分裂测量,因此稳定性相比Pms波分裂更好,结果的可靠性更强.

    • 目前有关青藏高原的横波分裂研究在理论方法研究、实际应用和解释方面都取得了重要进展,为认识青藏高原壳幔各向异性变形特征提供了实际测量的地震学数据,为理解高原生长、动力演化、岩石圈物质变形等大陆动力学问题提供了依据. 在很多研究中,研究者将横波分裂结果与诸如GPS速度场、区域应力场等其他地球物理结果相结合,分析得到了更为合理和全面的结论. 然而也应注意到,由于地震数据不足和理论发展不够完善等因素,在青藏高原横波分裂的研究中还存在一些亟待解决的问题. 由于数据、分析方法和测量标准等的不同,导致一些区域不同研究者的横波分裂测量结果差异性较大,特别是Pms波分裂结果;已有的研究往往局限在有限的范围内,少有对青藏高原横波分裂各向异性的整体性研究;台站稀疏导致数据资料不足,难以发现规律、得出确切的结论. 因此,有必要加强青藏高原横波分裂研究,首先随着地震观测技术和能力的不断提高,在青藏高原开展更多的宽频带地震观测,为横波分裂研究提供高质量的观测资料,提高青藏高原测点覆盖率,加强整体性的认识;其次,不断改进分析方法,提高测量结果的准确性和精度,对以往的结果进行检验,纠正一些由于如地震计方位误差和震相拾取人为错误等原因造成的错误结果;最后,加强各种横波分裂的对比研究,开展如多层各向异性等复杂变形结构的研究,并结合其他地球物理和地质资料开展综合解释,充分发挥多学科交叉研究在多角度分析科学问题时的优势,对青藏高原壳幔变形特征及其动力学含义作出更为合理的解释.

参考文献 (126)

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