基于密集台阵资料的背景噪声研究青藏高原东南缘地震各向异性

朱子杰， 王绪本， 刘志强， 梁春涛*

1 教育部地球探测与信息技术重点实验室， 成都 610059 2 成都理工大学地球物理学院， 成都 610059

0 引言

在新生代印度与欧亚板块碰撞汇聚过程中，青藏高原发生南北向缩短和地壳增厚.大约在渐新世至中新世，青藏高原由地面隆升转为侧向挤出(Yin and Harrison, 2000).青藏高原东南缘是高原物质侧向挤出和构造逃逸的重要出口(Yin, 2010; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008).有关青藏高原东南缘的地壳变形机制主要包括：地壳沿大型走滑断裂向东逃逸(Tapponnier et al., 1982, 2001);地壳连续变形、增厚(England and Houseman,1986,1989) 和黏滞性地壳物质流动(Royden et al., 1997, 2008; Royden, 1996; Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2003, 2005; Schoenbohm et al., 2006; Klemperer, 2006)等.这些模型都在不同程度上揭示了青藏高原东南缘地壳上地幔的物质运动和构造变形过程.

图1是青藏高原东南缘地形及构造分区略图.研究区域内有一系列共轭交叉的断裂带(张培震，2008)，如北西向的鲜水河断裂带(XSHF)，北东向的小金河断裂带(XJHF)和龙门山断裂带(LMSF)，南北向的小江断裂带(XJF)等.这些断裂带将该区划分为不同地块，由北向南主要包括松潘甘孜地块(SGB)，川西地块(WSB)，滇中地块(CYB)，滇西南地块(SWYB)等.川滇块体向南东方向的不均衡挤出作用使木里盐源地区由原来的挤压状态转变为拉张状态，形成构造逸出盆地(李勇等，2001).

图1 青藏高原东南缘及相邻区域的地形及构造简图WQLF—西秦岭断裂带; LMSF—龙门山断裂带;；HYSF—华蓥山断裂带; XSHF—鲜水河断裂带; JSJF—金沙江断裂带；LCJF—澜沧江断裂带; NJF—怒江断裂带; LTF—理塘断裂带；XJHF—小金河断裂带; ZMHF—则木河断裂带; XJF—小江断裂带; RRF—红河断裂带; LMSB—龙门山造山带；SGB—松潘甘孜地块;WSB—川西地块; MYB—木里盐源盆地；CYB—滇中地块；SCB—四川盆地；YZB—扬子地块；SCHB—华南地块；SWYB—滇西南地块; EHS—喜马拉雅东构造结.Fig.1 Brief topographic and the tectonic map of the southeastern margin of the Tibetan PlateauWQLF—West Qinling fault; LMSF—Longmenshan fault;; HYSF—Huayingshan fault; XSHF—Xianshuihe fault; JSJF—Jingshajiang fault; LCJF—Lancangjiang fault; NJF—Nujiang fault; LTF—Litang fault; XJHF—Xiaojinhe fault; ZMHF—Zemuhe fault; XJF—Xiaojiang fault; RRF—Red River fault; LMSB—Longmenshan belt；SGB—Songpan-Ganzi block; WSB—Western Sichuan block; MYB—Muli-Yanyuan basin; CYB—Central Yunnan block; SCB—Sichuan basin; YZB—Yangtze block; SCHB—South China block; SWYB—Southwest Yunnan block; EHS—East Himalayan syntaxis.

地球内部结构及变形所引起的地震各向异性是地球介质的一个重要性质，它与地壳岩石中的片理、节理及裂缝等微构造排列方向，以及矿物结晶优势方向有密切的关系.青藏高原东南缘的地震各向异性分布记录了地壳上地幔现今结构特征及其历史演化过程.观测该区地震各向异性对研究该区构造演化及动力学问题有着重要的意义.

近20多年来，已发表了一系列青藏高原东南缘地震各向异性研究成果.高原等(2020)综合前人研究的结果，发现青藏高原东南缘下地壳和上地幔顶部存在南北分区特征，各向异性方向在26°N以北近似为NS方向，在南部近似为EW方向，推测在26°N北侧上地幔有较厚的高速体，其南侧呈现近似直立构造.王琼等(2015)利用背景噪声等资料，得到青藏高原东南缘上地壳各向异性特征，壳幔各向异性具有不同的特征与形成机制.地壳各向异性与地表现代运动相符，大体上与主压应力的方向和断裂分布有关(太龄雪等，2015；范莉萍等，2015).Yao等(2008,2009,2010)利用环境噪声和远震面波的瑞利波相速度频散曲线反演青藏高原东缘的岩石圈结构，揭示了地壳深部区域的剪切波低速区域以及各向异性随深度的变化，上地壳方位各向异性方向围绕喜马拉雅东构造结作旋转运动，其快速方向通常与主走滑断层平行.Huang等(2015，2018)、Wei等(2013)、常利军等(2015)利用远震P波和S波的各向异性研究，以及利用在Moho面P波转换为S波的Pms波形时差反演地壳各向异性(Zheng et al., 2018; Kong et al., 2016; Cai et al., 2016; Chen et al., 2012; Chen et al., 2013)，都发现了不同深度地随着观测资料的增多和研究方法的改进，地震各向异性的纵向分辨率有望进一步提高.例如原有的Pms震相只能反应整体地壳内部的平均各向异性，对地壳内不同深度的各向异性不敏感.与前人的研究相比, 本文收集密集的宽频带地震固定台站和流动台阵的观测资料，具有更加完备的数据覆盖，利用环境噪声数据提取Rayleigh波频散曲线，采用多角度频散曲线反演方法，获得了地壳上地幔高分辨率的S波速度与各向异性图像，研究地壳内部物质结构及变形，为青藏高原东南缘地壳上地幔构造演化和动力过程提供了新的证据.

壳各向异性的变化，指出高度变形的青藏高原与稳定的扬子板块地震各向异性差异，中下地壳地震快波方向与地壳低速层方向一致.这些结果对青藏高原东南缘地壳上地幔内部结构及变形动力机制提供了重要依据.

1 数据和方法

本文使用的数据来源于以下三个部分：(1)四川与云南地震台网120个固定台站记录的2015年1月至2017年12月的连续波形数据；(2)中国地震台阵I期(中国地震科学台阵, 2006)240个流动台站记录的2011年4月至2013年6月的连续波形数据；(3)川西台阵(刘启元等，2008)200个流动台站记录的2007年6月至2008年8月的连续波形数据.(图2).

图2 青藏高原东南缘台站分布图黑色三角代表中国地震台阵I期, 绿色三角代表四川与云南国家数字地震台网，红色三角代表川西台阵.Fig.2 Distribution map of stations on the eastern margin of the Tibetan PlateauThe black triangle represents phase I of the China seismograph array, and the green triangle represents the national digital seismic network of Sichuan and Yunnan province. The red triangle represents the western Sichuan seismic array.

本文采用以下步骤进行数据处理(Liang and Langston, 2008; Bensen et al., 2007)：

(1)对原始数据按照采样率为10 Hz进行重采样；(2)去倾斜，去均值，消除仪器响应等；(3)在0.02至0.2 Hz的频带范围内进行滤波；(4)波形互相关提取Rayleigh波波形.

图3 左图表示部分台站对之间的互相关波形，横、纵坐标分别表示时间和台站之间的距离; 右图表示不同周期瑞利波频散曲线数Fig.3 The figure on the left shows the cross-correlation waveform with individual station-pair. The horizontal and vertical axis represent the time and distance between stations, respectively. The figure on the right shows the number of Rayleigh wave dispersion curves in different periods

将台站对的垂直分量(Z-Z)按24 h的时段进行互相关计算，再对全年数据进行叠加，获得各个台站对之间的瑞利波经验格林函数(图3a).对 30000多条互相关波形按信噪比(SNR)大于5的标准筛选出21473条频散曲线(图3b)，使用频率-时间分析(FTAN)算法提取频散曲线的群速度(Levshin et al.,1972).将研究区域划分为0.25°×0.25°的网格.利用棋盘格测试试验来评估研究区域的横向分辨率，设置检测板的网格大小为0.5°×0.5°，速度扰动为各周期平均速度的±0.3 km·s-1，得到检测板如图4所示.

图4 周期为10 s，20 s，30 s，40 s的群速度层析成像检测板结果Fig.4 Checkboard test results of group velocity tomography with a period of 10 s, 20 s, 30 s，40 s

在计算过程中加入平滑参数可以减少反演的误差，但可能降低分辨率(Liang and Langston,2009).利用不同的平滑参数，随机选取数据迭代计算500次，统计500次反演结果，可以得到速度与各向异性的平均值和标准差.通过选取参数，使得各参数误差较小(图5)也能确保有较好的分辨率.

图5 左、中、右图依次为周期为20 s，40 s各向异性方向(da)、各向异性强度(dm)、群速度(dv)的误差分布Fig.5 The left, middle and right images show the error of anisotropy direction (da), anisotropy magnitude (dm) and group velocity (dv) with a period of 20 s and 40 s

在各向异性介质中，使用多角度频散曲线反演方法(Liang et al., 2020)，在每个块体中对某一周期不同方位的群速度通过拟合来确定相应的各向异性常数ak与bk，再使用线性反演方法(Hermann, 2013)得到VS速度随深度变化的一维速度模型.最后，将所有块体模型进行组合得到三维速度模型.对各向异性介质而言，网格中的走时差与平均慢度和方位各向异性有关.

(1)

式中Δtij是第i个台站到第j个台站的走时差；dijk是第i个台站到第j个台站射线在第k个网格中的长度；sk是第k个网格的慢度.ak和bk是第k个网格中的各向异性参数，φijk是第i个台站到第j个台站射线在第k个网格中的方位角，N为网格总数.

将公式(1)化简得到第k个网格中群速度与慢度和各向异性的参数之间的关系：

(2)

第k个网格中各向同性速度vk0，各向异性强度γk和快波方向φk分别为

(3)

对于每个网格，得到一个群速度参数和两个各向异性参数(ak和bk)，利用反演的ak和bk参数计算出各向异性强度与快波方向.

2 结果

2.1 不同周期的群速度和各向异性图

根据高密度台网的资料，反演得到周期范围为5至50 s的群速度图像.图6显示了10 s、20 s、30 s和40 s的群速度与各向异性分布图.

由图6可见，10 s周期群速度四川盆地明显低于其他地区，反映了盆地地壳上部为中新生代的沉积层.青藏高原东南缘与滇东南，黔西南群速度较高.青藏高原东南缘的北部快波方向显示为北西向，中南部逐渐转为南西向.20 s周期与10 s周期群速度大体相似.30 s周期，四川盆地与华南地块群速度较高，松潘甘孜地块出现明显低速异常.40 s周期，松潘甘孜地块仍显示低速分布，川西地块的低速异常范围明显减小，各向异性方向转为南西.四川盆地、扬子地块及华南地块都显示为高速分布.

图6 周期为10 s, 20 s, 30 s，40 s瑞利面波群速度与各向异性分布Fig.6 Images of the group velocities and anisotropies of the Rayleigh waves at various periods of 10, 20, 30 and 40 s, respectively

由于研究区域地壳厚度有较大的变化(Wang et al., 2017；朱介寿等, 2017，Huang et al., 2018)，如图7可所示，在地下同一深度，各地块所反映的地壳上地幔的部位有较大的差异.在讨论地块某一块体各向异性和速度分布时，必须根据该图来确定其地壳及上地幔所在深度范围.

图7 青藏高原东南缘及相邻地区Moho界面深度图(根据Wang et al., 2017; 朱介寿等, 2017等修改)Fig.7 Depth map of the Moho interface on the eastern margin of the Tibet Plateau and adjacent areas (modified by Wang et al., 2017; Zhu et al., 2017)

2.2 不同深度的速度和各向异性

基于多角度频散曲线反演方法(Liang et al., 2020)，获得了不同深度的速度和各向异性图像(图8).

在2～5 km深度(图8a)，青藏高原东南缘，扬子地块等区域，都位于上地壳顶部.松潘甘孜地块各向异性方位角为NW向，与鲜水河断裂带走向一致.川西地块各向异性由NW转为SW向.木里盐源盆地和滇中地块都为NE-SW向，与小金河断裂带走向一致，滇西南地块亦为SW向.滇中地块由NNW逐渐转为NS向，与则木河断裂带和小江断裂带等平行.青藏高原东南缘各地块显示的各向异性方向，整体上是围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转运动的, 如图10a中的紫色箭头所示.四川盆地及扬子地块上地壳2～5 km的各向异性特征如下.龙门山造山带为NE向，与龙门山断裂带走向基本一致，四川盆地为NE向，与盆地内部的主要断裂带，如华蓥山断裂带的走向一致.扬子地块及华南地块各向异性特征优势方向为SE向.

在10～20 km深度(图8b)，青藏高原东南缘为上地壳底部, 四川盆地，扬子地块，华南地块及滇西南地块已为中地壳.各地块的各向异性方向 (图8b)整体上仍围绕东构造结(EHS)作顺时针旋转运动(如图中紫色箭头所示).四川盆地，扬子地块以及华南地块的各向异性方位角大体从NS向再转为SE向.

在30～40 km深度(图8c)，松潘甘孜地块及川西地块在这一深度位于中下地壳，滇中及滇西南位于下地壳与上地幔顶部.四川盆地，扬子地块为地壳底层，华南地块为地壳底部或上地幔顶部.青藏高原东南缘中下地壳方位角相对上地壳发生了很大变化，松潘甘孜地块方向仍为NNW，川西地块仍为NE向，但是木里盐源盆地由上地壳的NE向逆转为NW向，到达滇中地块也由NE向逆转为NW向.

低速层由松潘甘孜地块向东，向南折向川西地块转为NS及NE向，在木里盐源盆地转为NW向，向东转进滇中地块.也有部分低速层物质进入扬子地块，使扬子地块西缘局部地区也成为低速带，如图8c中蓝色箭头所示.

毗邻的扬子地块及华南地块在这一深度已接近地壳下部.龙门山造山带方位角仍为NE向，与龙门山断裂带走向一致.四川盆地为NS或NNW走向，扬子地块为NNE向，华南地块仍为SE向.中下地壳各向异性与上地壳分布大体相同，仅局部有一些变化.

在50～60 km深度(图8d), 青藏高原东南缘及相邻区域为下地壳底部及上地幔顶部.这一深度地震各向异性分布与上地壳相比，除川西地块稍有偏离外，其余如松潘甘孜地块，木里盐源盆地、滇中地块等与上地壳分布基本相同.各地块总体趋势仍然是围绕东构造结(EHS)作顺时针环绕运动, 如图中紫色箭头所示.其中西南缘的低速分布带可能由腾冲(TC)火山活动引起.

四川盆地及扬子地块这一深度已位于上地幔顶部，从龙门山造山带至四川盆地扬子板块和华南板块，各地块的方位角排列总体上仍然与上地壳和中下地壳相似.四川盆地及华南地块均位于上地幔顶部，各向异性强度(MOA)较地壳有所增大.

图8 (a)、(b)、(c)、(d)表示青藏高原东南缘及相邻区域上地壳顶部(2～5 km),上地壳(10～20 km),中下地壳(30～40 km)，下地壳底部以及上地幔顶部(50～60 km)的S波速度和各向异性分布图红色玫瑰图为各地块的各向异性方向统计结果, 紫色箭头显示青藏高原东南缘上地壳及下地壳底部及上地幔顶部的各向异性方向，蓝色箭头表示中下地壳低速层分布区域各向异性方位，(d)中TC表示腾冲火山活动带.Fig.8 (a)、(b)、(c)、(d) show the S-wave velocity and anisotropy maps of the top upper crust (2～5 km)；upper crust (10～20 km), mid-lower crust (30～40 km), bottom of lower crust to top of upper mantle (50～60 km) in the southeastern margin of the Tibetan Plateau and adjacent areasThe red rose diagrams show the statistical results of the anisotropy direction of each block, the purple arrows. Show the anisotropy direction of the southeastern of the Tibetan Plateau, the blue arrows show the anisotropy direction of the low velocity zone in mid-lower crust. TC represents the Tengchong volcanic activity zone in (d).

3 讨论

为了解中下地壳低速层的分布，图9显示了不同方位的速度剖面.地壳低速层的上界面位于地下18～20 km深度，下界面位于30～42 km深度，地壳低速层的厚度变化范围为10～25 km.松潘甘孜地块与川西地块，木里盐源盆地、滇中地块，厚度可达20～25 km左右.低速层向东及东南逐渐减薄，到龙门山断裂带和小江断裂带，其厚度减小到10～15 km左右.

图9 A、B、C、D、E为五条地壳速度剖面红色线条表示中下地壳低速层上下界面，红色箭头表示低速层物质移动方向，黑色线条表示莫霍界面.Fig.9 A、B、C、D、E represent five crustal velocity profilesRed line represents the upper and lower interface of the low velocity layer in the mid-lower crust (crustal flow), the red arrows show the moving direction of the low velocity layer matter , and black line indicate the Moho boundary.

地震各向异性是地球介质的一个重要特征.由于大陆地壳具有漫长的历史，地壳上地幔不同深度的地震各向异性，记录了它的现今构造特征及其历史演变过程, 为研究构造演化及动力学过程提供重要依据.

在脆性变形的上地壳中，各向异性可以由岩体中微破裂及微裂纹的排列、岩石层理或熔体组织显示优势方向引起, 这称为形状优势方向(SPO)(Crampin and Chastin, 2003,2008).在许多情况下，SPO受应力场的控制，快波方向平行于岩体的最大剪切或拉张应变轴，与构造活动区的断裂带的走向或其边界一致(Dreiling et al., 2018，Huang et al., 2015).

在塑性变形的中下地壳和上地幔中，各向异性可由岩石中的矿物结构特性产生.如中下地壳中的云母、角闪石和上地幔中的橄榄石等矿物的晶格优势方向(LPO)及晶体优势方向(CPO)(Mainprice, 2007；Brownlee et al.,2017)与地震快波方向一致.

地球动力学问题大都与挤压或拉张应力有关，由于应力方向重新定向，将影响到地壳中矿物的LPO和CPO, 使各向异性发生变化.对于软流层中的地幔流, 各向异性的快速方向一般与地幔流方向相同( Karato et al., 2008).

青藏高原东南缘上地壳各地块环绕东构造结(ESH)作顺时针旋转运动, 与青藏高原东南缘相对于扬子地块地面GPS水平运动方向是一致的(Gan et al., 2007；王阎昭等，2008;Shen et al., 2005；Pan and Shen, 2017；Wang and Shen, 2020).断层最大走滑量沿鲜水河断裂带转为则木河断裂带(ZMHF)至小江断裂带.这些走滑断裂带也与青藏高原东南缘的最大剪切应变带相符合(Pan and Shen, 2017；Gan et al., 2007；Huang et al., 2018).

青藏高原东南缘地壳低速层的物质来源及性质，以及动力过程已有大量研究成果.其中包括地壳流导致地壳加厚和地表隆升机制的研究(Royden, 1996; Royden et al.，1997； Schoenbohm et al., 2006；Clark et al., 2003, 2005; Clark and Royden, 2000；Burchfiel et al., 2008； 张培震，2008；Yi et al., 2016)；基于天然地震对中下地壳低速层及地壳流的研究(Liu et al., 2014， 2018；Yang et al., 2012；王椿镛等，2008；朱介寿等，2017；李昱等，2010；Yao et al., 2008, 2009；范莉苹等，2015；郑晨等，2016；Bao et al., 2015).通过对地壳温度及深部岩石包体分析，认为青藏高原地壳内20～40 km深观测到的低速层是在700 ℃～850 ℃温度下，脱水含云母的硅酸岩部份熔融的黏滞性流体，其晶体优势方向(CPO)与中地壳快波方向一致(Hacker et al., 2014, Xie et al., 2013，2017).

青藏高原东南缘地壳中部的黏滞性流体在向东及东南方向运移时，除了带动地表各地块以不同速度移动外，它的动力学效应还表现在地表隆升及地壳增厚.青藏高原东南缘海拔1500 m至4000 m以上的高原地区，地壳内普遍存在黏滞性低速层，而在1500 m以下区域，几乎没有低速层.

青藏高原东南缘的上地壳与下地壳各向异性特征相一致，表明它们在较早的历史演化时期(如古生代至中生代)可能是耦合在一起的.在新生代时期，青藏高原隆升和向东挤出，低速的黏滞性物质流入中地壳，使原有上下地壳分离解耦，但它们的相对位置及各向异性特征仍然不变.

稳定的扬子地块及华南地块为前寒武纪克拉通地区.扬子地块的核心区(四川盆地)基本没有变形. 在漫长的地质历史中，从地壳到上地幔顶部，各向异性方位角基本保持不变，因此，这里显示的可能是古构造活动遗留下来的各向异性(Huang et al., 2015).

远震P波对青藏高原东南缘及相邻区域各向异性成像(Wei et al., 2013)发现，在中下地壳中存在一个显著的厚约20 km的低速地壳流，该地壳流在向东流动时受刚性的四川盆地阻挡，地震各向异性也发生变化.在上地壳发生的强烈地震都分布在塑性流体层的边界，表明地震活动受深部动力过程控制.这一研究与本文得到的中下低速地壳流分布范围与动力过程是相同的.用P波研究青藏高原东南缘的成果(Huang et al., 2018)指出，青藏高原东南缘围绕喜马拉雅东构造结(EHS)顺时针旋转同时，扬子地台西缘部分地区受到低速物质侵入影响，成为构造活动区.地壳上地幔各向异性显示，地震快波方向与地面主要断裂带走向一致.

利用Moho界面转换波PmS的正弦波时差反演青藏高原东南缘各向异性(Zheng et al., 2018) 发现松潘甘孜、川西、滇中等地块各向异性方向与地面主干断裂带平行.中下地壳各向异性快波方向与低速地壳流流向一致.利用Moho界面及地壳内的速度界面的P波转换为S波的波形时差反演的各向异性成果指出(Kong et al., 2016)， 快波方向与地表主干断裂平行，而且主要集中在地块的边界部份，并显示中下地壳存在塑性地壳流.基于程函方程的面波层析成像，对青藏高原东南缘各向异性及速度成像，发现20 km以上地震各向异性与地面断裂带走向及最大主压应力方向一致.在川滇菱形块体北部，存在明显的低速地壳流分布，地壳流流向与块体向南挤出方向一致(王怀富等，2020).

由上可见，本文所得到的青藏高原东南缘地震各向异性的研究结果，与近年来发表的相关结论基本是一致的.由于我们的反演具有更高的纵向分布率，可以获得地壳及上地幔不同部位的速度及各向异性的细节特征，能对其物质结构及动力过程进行更深入研究.

4 结论

对青藏高原东南缘及相邻地区中国地震台阵I期，四川与云南国家数字地震台网，川西台阵观测资料进行处理, 用环境噪声成像提取瑞利面波, 采用面波多方位角反演方法，获得青藏高原东南缘及相邻地区高分辨率的S波各向异性及速度分布图像.

在上地壳(从地表到20 km深度), 青藏高原东南缘各地块的快波方向与其邻近的走滑断裂带走向一致.各向异性形状优势方向(SPO)与相对于华南地区的地面GPS水平速度场方向一致，也与青藏高原东南缘的最大剪切应变带相符合，都是围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转运动.

在中下地壳(30～40 km深度)，地震各向异性相对上地壳发生了很大变化.地震各向异性方位角从北向南在滇中地块转为北东向.各向异性快波方向由中下地壳中厚约10～25 km的低速流体物质流向所控制.

下地壳底部至上地幔顶部(50～60 km深度)，青藏高原东南缘的各向异性分布仍与上地壳大体相同，总体上仍围绕喜马拉雅东构造结(EHS)作顺时针旋转运动.青藏高原东南缘的上地壳与下地壳各向异性特征相一致，表明它们在较早的历史演化时期(如古生代至中生代)可能是耦合在一起的.

根据热年代学测定结果，发现青藏高原东南缘在新生代至少有两期隆升事件，分别发生在渐新世30～25 Ma及中新世15～10 Ma, 黏滞性流体进入中下地壳最可能是后一时期(Wang et al., 2012).对青藏高原新生代隆升及挤出的模拟，也得出中新世15 Ma以来为青藏高原东南缘隆升及低速地壳流活动时期的结论(Yang et al., 2009).

在新生代时期，随着青藏高原隆升向东挤出，特别在中新世以来低速的黏滞性物质流入青藏高原东南缘的中下地壳，改变了各向异性方向，但原有上地壳与下地壳底部的相对位置及各向异性特征仍保持不变.青藏高原东南缘地壳整体沿喜马拉雅山东构造结(EHS)顺时针旋转，上地壳与下地壳底部作同步运动，仍保持了原有各向异性特征.但流入中下地壳的黏滞性流体使各向异性方向和速度分布发生颠转变化.新生代以来青藏高原东南缘地壳结构的变化及外部物质的渗入，是地壳变形和构造活动的根本原因.

四川盆地、扬子地块及华南地块从地壳到上地幔顶部，各向异性特征基本保持不变.它们的构造特征及演化过程与青藏高原东南缘是不同的.扬子地块及华南地块为稳定的前寒武纪克拉通地区.在漫长的地质历史中，显示出化石各向异性特征.

致谢感谢“中国地震科学探测台阵数据中心”和“川西台阵”，及四川省地震局、云南地震局为本文提供的地震数据资料；感谢两位匿名审稿人对本文认真严谨的审阅，并提出了宝贵的修改意见和建议.本文的图件均由GMT，Surfer，Matlab绘制.