青藏高原东北缘地壳介质各向异性非均匀特征及其构造意义

吕晋妤， 沈旭章*， 金睿智， 黄柳婷

1 中山大学地球科学与工程学院， 广东省地球动力作用与地质灾害重点实验室， 广州 510275 2 南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)， 广东珠海 519082

0 引言

新生代以来，在印度—欧亚板块持续碰撞挤压作用下，岩石圈发生强烈变形，形成“世界屋脊”青藏高原，高原平均海拔约4500 m，横向缩短约2000 km(Zuza et al.，2016；Yuan et al.，2013).由高原隆升估算的物质消耗量远小于高原缩短的物质产生量，因此对其余物质去向的追踪是青藏高原动力学研究的一个关键问题.根据早期野外地质调查得到的断层属性，Tapponnier等(2001)提出了块体侧向挤出模型，认为青藏高原由多个刚性块体自南向北依次拼合形成，这些块体沿深大断裂发生走滑运动，向东挤出，是一种非连续变形；基于地形资料模拟，Royden等(1997)提出了下地壳流变模型；基于地表长期GPS观测及理论模拟，Zhang等(2004)认为青藏高原的隆升和变形以地壳的缩短和增厚为特征，是一种连续变形.这些模型虽然在物质移动的方式上存在不同看法，但都表明物质的东移是青藏高原在隆升过程中能够保持基本均衡的主要原因.

青藏高原东北缘与阿拉善地块和鄂尔多斯地块交汇区是现今高原向外扩展的最前缘，印度和欧亚板块碰撞的远程响应，造就了该区域复杂的地形地貌、独特的地质构造，导致了该区域大型断裂发育，中强地震频发(邓起东等，2002).研究该区域深浅部构造，对于理解青藏高原隆升、演化历史、中强地震孕育及板块构造理论都具有非常重要的科学意义(Houseman et al.，1981；Yin and Harrison，2000；Tapponnier et al.，2001； 徐震等，2006；Wang et al.，2017；Chang et al.，2011；郭慧丽等,2017；郑文俊等，2016；Shi et al.，2020；王海燕等，2012).

基于地球物理方法确定的地球内部结构是和深部物质运移、地壳岩石圈变形及深部动力过程联系最为密切的信息，而由地球演化过程中物质运移的方向，应力的积累，裂隙或晶格的定向排列以及构造形变历史造成的地壳和地幔中的介质各向异性(参数)与地球动力学特征直接相关(Silver，1996).地壳中的各向异性形成机制略有不同，对于中上地壳各向异性形成机制主要是沿应力方向定向排列的微裂隙(Park and Levin，2000；Christensen and Lundquist，1982)，而下地壳与地幔各向异性形成机制是动力学过程产生的矿物(如角闪石或橄榄石)的晶格定向排列(Barruol and Mainprice，1993；Karato，1998).因此，地球内部各向异性研究对于深入理解板块动力作用过程具有重要指示意义.自1950年以来，Anderson等研究了地震面波的传播规律并从中提取了关于地球各向异性介质的信息，地震各向异性的研究就此展开(Anderson，1961；Crampin and Booth，1985).

在青藏高原东北缘及邻区地震观测资料不断积累增加过程中，不同研究者已经开展了利用多种方法进行该区域地壳及上地幔各向异性的研究工作.常利军等(2008)首先利用位于青藏高原东北缘的区域数字地震台网30个台站的远震SKS波形资料，确定了青藏高原东北缘的各向异性快波方向基本上呈NW-SE方向.张辉等(2012)利用SAM方法分析了青藏高原东北缘的上地壳介质各向异性，结果显示研究区的上地壳各向异性结果存在空间上的差异，祁连地块与青藏高原主体的构造应力一致，具有局部构造应力的特征.Shen等(2015)利用接收函数方法研究了青藏高原东北缘地壳各向异性，结果表明青藏高原东北缘中下地壳存在各向异性的低速层，显示了研究区中下地壳可能存在塑性变形.Wang等(2016)利用接收函数研究了青藏东北缘地壳各向异性特征的研究，并通过比较SKS、PKS和SKKS分裂参数讨论了壳幔耦合、介质垂直变形和地壳流问题.太龄雪和高原(2017)利用固定台站小震资料明确给出海原断裂带可能是上地壳各向异性南北分区的分解线.但是受台站分布所限，利用固定台站所得结果在空间的覆盖较差，不能较好反映结果的横向变化特征.

喜马拉雅二期流动台阵观测资料是目前青藏高原东北缘覆盖最好的宽频带地震资料，这些宝贵资料为该区域深部结构研究奠定了坚实基础.基于这些资料，已有不同学者利用接收函数方法(Wang et al.，2016，2017；谢振新等，2017；许英才等，2019；黄柳婷等，2020；Zhang et al.，2020a)，背景噪声成像方法(王琼和高原，2018；付媛媛和肖卓，2020)，面波频散反演方法(Wei et al.，2017)，体波层析成像方法(郭慧丽等，2017；Zhang et al.，2018)，远震XKS横波分裂方法(Chang et al.，2017；王琼等，2013)，近震确定上地壳各向异性研究(Shi et al.，2020)等对该区域地壳、岩石圈及上地幔速度结构、各向异性和间断面性质进行了深入研究.这些重要的工作揭示了青藏高原东北缘下方剧烈变化的地壳厚度和异常复杂的深部结构特征，构建了青藏高原东北缘地块相互作用的基本框架，勾画出了东北缘地壳岩石圈的变形图像，并据此提出了高原横向生长的不同模式.

在确定地壳各向异性工作中，谢振新等(2017)利用青藏高原东北缘喜马拉雅二期台阵53个台站资料130对径向和切向接收函数，基于剪切波分裂方法确定了各台站下方地壳各向异性参数.为了保证结果的准确稳定性，该研究对资料进行了较为严格筛选，每个台站所用资料较少，平均每个台站用到的资料不到三对，因此单台资料对方位基本没有覆盖，该方法本质上得到的是径向各向异性信息.本研究将基于喜马拉雅二期宽频带密集台阵在海原断裂带及其邻区附近的观测资料，采用大量接收函数径向分量Pms震相到时随方位角变化信息和切向分量极性信息确定地壳方位各向异性参数，重点对地壳各向异性结果揭示的该区域构造变形特征进行探讨.

1 数据与方法

本研究收集整理喜马拉雅二期项目布设在青藏高原东北缘海原断裂和西秦岭北缘断裂邻近区域的远震波形记录，对该区域地壳各向异性参数进行了约束.研究区如图1所示，台站覆盖祁连地块、陇中盆地且横跨多条断裂，台站分布相对均匀，覆盖良好.喜马拉雅二期台阵观测时间为2013年9月至2016年6月，大量远震记录为获取台站下方高质量的接收函数提供了可靠保证，为研究深部结构提供良好约束.

图1 研究区构造背景及台站分布图三角形表示台站位置(蓝色为π周期性结果，橙色为2π周期性结果)，白色线条为块体边界. F1：西秦岭北缘断裂； F2：六盘山断裂； F3：海原断裂； F4：香山—天景山断裂带； F5：临潭—宕昌断裂； F6：马衔山断裂； F7：热水—日月山断裂； QNS：青海南山； LS：拉脊山； JS：积石山； GNS：共和南山.Fig.1 Geological background and station map of the study areaThe triangle indicates the station location(Blue is the result of π periodicity, and orange is the result of 2 π periodicity), and the white line is the block boundary.F1: North margin fault zone of west Qinling； F2: Liupan Shan fault； F3: Haiyuan fault； F4:Xiangshan-Tianjing Shan fault； F5: Lintan-Dangchang fault； F6: Maxian Shan falut； F7: Reshui-Riyue Shan fault； QNS: Qinghai Nanshan； LS: Laji Shan； JS: Jishi Shan； GNS: Gonghe Nanshan.

选取震中距为30°～90°范围内，台站工作期间记录的MS≥5.5的远震波形记录，用到的地震事件分布如图2所示.台站记录的原始资料需要进行预处理.首先，将原始数据三分量经过旋转至垂直分量、径向分量和切向分量，截取-2～80 s的数据时间窗；然后对数据进行去毛刺、去均值、去线性趋势和波形尖灭等预处理；最后，在时间域上通过迭代反褶积计算P波接收函数(Ligorría and Ammon，1999).计算过程中选取α=1的低通高斯滤波器对接收函数进行滤波，手工剔除了幅度和极性明显存在异常的接收函数，最终得到12981条高质量接收函数用于本研究.由于本研究主要分析接收函数上不同方位角P-S透射转换波到时和极性特征，但不同震中距P-S透射转换波到时不同，为消除震中距对P-S透射转换波到时影响，应用参考慢度6.4 s/°对所有接收函数上P-S透射转换波到时进行校正.

图2 远震事件分布图黑色圆圈表示地震事件，黑色五角星为台阵的中心位置.Fig.2 Map of teleseismic eventsThe black circle indicates the earthquake event, and the black five pointed star is the center of the array.

地球内部地震波各向异性的参数可以用快波极化方向φ和快慢波到时差δt来表示(Crampin，1987；Silver and Chan，1991).利用径向(RRF：Radial Receiver Functions)接收函数Pms震相到时随方位角的变化特征以及切向接收函数(TRF：Tangential Receiver Functions)后方位角加权叠加(AWST：Azimuth-Weighted Stacking of Transverse RFs)信息(Shen et al.，2015)，来获取地壳各向异性参数.该方法的优势在于采用两个分量来获取各向异性参数，可以利用更多的接收函数数据，确保结果的可靠性.利用RRFs中Pms到达时间的变化来约束各向异性的强度(分裂时间)和快波方向.这对具有明显时间变化的较强各向异性是可靠的.由于噪声、非均质性、结构复杂或原因不明，观测到的接收函数往往很复杂.我们利用TRF结合AWST方法拾取Pms时间前后最大振幅的方位角作为快波极化方向，两者结合可以获取更具有可靠性的结果.对于各向同性介质层而言，P波接收函数在通过时，仅存在R分量有能量，而T分量上无能量.当P波穿过各向异性地壳时，会在接收函数R分量和T分量上都记录到能量，各向异性最显著的影响是R向接收函数上Pms震相到时随方位角呈现周期性变化，而T向上信号的极性会产生周期性变化，特别是对无倾斜的各向异性层结构，Pms震相到时随方位角变化呈现π周期，而对于倾斜界面各向异性，Pms震相到时随方位角变化呈现2π 周期(Frederiksen and Bostock，2000；任骏声和沈旭章，2015).在前期工作中(Shen et al.，2015)，Shen等发展了利用接收函数R向到时信息和T向极性信息确定地壳各向异性的方法.本研究利用该方法对资料进行了处理.

当台站下方为简单各向异性层时，我们可以通过观察切向分量的极性反转位置来确定快波偏振方向.但由于地下实际情况较为复杂，很难直接判断极性反转位置，因此我们可以通过T分量方位加权叠加的方法来确定振幅最大的极性反转位置(Shen et al.，2015).在整个计算过程中，T分量AWST叠加之后振幅最大值确定快波方向，之后通过R分量后方位角拟合到时来确定快慢波延迟时间.下面以两个具体台站(图1所示台站63028、63056位置)为例对数据处理详情进行说明.

根据上述方法，处理实际观测台站63028数据，获取有效RRF和TRF各为224条，数据对方位覆盖率较好.以6°为间隔，对不同方位RRF和TRF进行了叠加，如图3a和3b所示.可以观察到Pms到时(图3a和3c中绿色加号)具有清晰的π 周期，判定该台站下方为水平各向异性层.图3d为T向接收函数后方位角加权叠加结果，其Pms到时附近能量最大值对应120°，据此确定各向异性快波方向.根据各向异性快波方向，通过最小二乘方法和π 周期对Pms到时进行拟合，得到快慢波延迟时间为0.42 s.

图3 台站63028接收函数叠加图(a) RRF叠加图,+是拾取每条接收函数的Pms实际到时, 黑色虚线是 Pms平均到时曲线； (b) TRF叠加图,+表示T分量极性反转点，即快波方向，黑色虚线是Pms平均到时； (c) 放大后的RRF时间窗，以突显Pms的变化； (d) AWST叠加图.+表示来自下界面的最大后方位角叠加振幅，该位置即为快波方向FD.黑色虚线是 Pms到达的平均值.台站名称、延迟时间(δt)和FD快波方向(φc).Fig.3 Observed receiver functions of Station 63028(a) RRFs. Thin green pluses mark the Pms arrivals. The black dashed line marks the arrival of the Pms phase predicted by the anisotropic model； (b) TRFs. The green plus marks the location of the azimuth related to the FD. The black-dashed line marks the average value of the Pms arrivals； (c) Zoomed-in RRFs in a narrow time window to highlight the variation of the Pms arrivals. The black-dashed line marks the arrival of the Pms phase predicted by the anisotropic model； (d) AWST section. The green plus marks the azimuth of the maximum stacking amplitude from the lower interface, which corresponds to the FD of the anisotropic layer. The black dashed line marks the average value of the Pms arrival. The station name, split time (δt), and FD (φc) are also marked.

台站63056有效RRF和TRF各为115条，在方位角的分布上均匀性较差，但仍可以观察到Pms到时(图4a和4c中绿色加号)具有清晰的2π周期，判定该台站下方可能存在倾斜各向异性层.T向接收函数后方位角加权叠加结果(图4d)显示Pms到时附近能量最大值对应30°.根据各向异性快波方向，通过最小二乘方法和2π 周期对Pms到时进行拟合，得到快慢波延迟时间为0.45 s.

图4 台站63056 接收函数叠加图(a) RRF叠加图,+是拾取每条接收函数的Pms实际到时, 黑色虚线是Pms平均到时曲线; (b) TRF叠加图,+表示T分量极性反转点，即快波方向，黑色虚线是Pms平均到时； (c) 放大后的RRF时间窗，以突显Pms的变化； (d) AWST叠加图.+表示来自下界面的最大后方位角叠加振幅，该位置即为快波方向FD.黑色虚线是 Pms到达的平均值.台站名称、延迟时间(δt)和 FD快波方向(φc).Fig.4 Observedreceiver functions of Station 63056(a) RRFs. Thin green pluses mark the Pms arrivals. The black dashed line marks the arrival of the Pms phase predicted by the anisotropic model； (b) TRFs. The green plus marks the location of the azimuth related to the FD，The black-dashed line marks the average value of the Pms arrivals； (c) Zoomed-in RRFs in a narrow time window to highlight the variation of the Pms arrivals； (d) AWST section. The green plus marks the azimuth of the maximum stacking amplitude from the lower interface, which corresponds to the FD of the anisotropic layer. The black dashed line marks the average value of the Pms arrival. The station name, split time (δt), and FD (φc) are also marked.

同样的方法对所有台站进行了处理，得到了52个台站下方地壳各向异性参数，其中4个台站呈现2π 周期(图1橙色三角形所示).每个台站所用接收函数信息、快波方向及快慢波延迟时间见附件表S1，所有台站接收函数处理结果见附件图S1.

2 结果与讨论

2.1 各向异性空间分布特征

图5显示了52个台站地壳各向异性结果.结果显示快波各向异性优势方向主要为NW-SE、NWW-SEE、E-W方向，各向异性造成的快慢波时间延迟为0.18～0.87 s.且该区域的地壳各向异性存在较明显的分区特征，揭示出研究区内地壳各向异性存在较强横向非均匀性.Wang等(2016)基于接收函数联合反演方法利用12个固定台站资料获取了青藏高原东北缘的地壳各向异性，其中有4个台站位置处于我们研究区范围，而另外8个台站结果位于研究区南部，其结果显示快极化方向均呈NWW-SEE或NW-SE，与该区域最大水平拉应力方向一致，时间延迟在0.36～1.06 s,平均延迟时间为0.64 s，与本研究结果一致.谢振新等(2017)利用该区域内喜马拉雅二期资料，通过改进的剪切波分裂计算方法获取了北祁连至陇中盆地地区的地壳径向各向异性结果，结果显示时间延迟平均值为 0.27 s, 地壳各向异性的优势方向分布在 E-W、NEE-SWW 与 NWW-SEE.不同于前者的方法，我们主要利用P波接收函数R向Pms到时方位角信息和T向接收函数后方位角加权叠加方法，得到了地壳方位各向异性参数，各向异性快波方向和谢振新等(2017)结果一致性较好，而快慢波时间延迟存在一定差别，主要原因就在于谢振新等(2017)结果中主要反映的是径向各向异性信息，而本文结果主要反映了方位各向异性信息，径向各向异性对于晶体定向排列较为敏感，而方位各向异性对于区域应力场、介质流动及变形方向更为敏感.本研究中各台站所用到的平均地震事件数目为145条，大部分台站用到的地震事件数目都超过了100，由于本文研究结果所用资料较多，特别是单台资料都对不同方位的覆盖较好，结果稳定性和可靠性也更高.因此，本文对研究区的地壳各向异性结果提供了更多信息.

图5 地壳各向异性结果(a) 蓝色线条表示地壳各向异性快波方向； (b) 蓝色线条为走滑断裂附近的快波方向结果，绿色为其余结果.色标表示各向异性快慢波时间延迟大小，延迟时间越大为红色，反之为蓝色.灰色玫瑰图表示陇中盆地快剪切波偏振方向等面积投影结果.断层信息如图1.Fig.5 Map of anisotropy in the stuty area(a) Blue lines represent the direction of anisotropy fast wave； (b) The blue line is the result of fast wave direction near the strike slip fault, and the purple line is the rest. Color labels indicate the size of anisotropy fast and slow-wave time delay. The gray rose chart represents the projection results of area such as the direction of the fast shear wave polarization in the basin. Fault information is shown in Fig.1.

综合地壳各向异性快波参数结果显示(图5)，绝大多数走滑断裂附近台站地壳各向异性快波方向平行于断裂方向.逆冲断裂附近大多数台站地壳各向异性快波方向和断裂方向垂直或呈现较大角度.为方便分析，根据走滑断裂与逆冲断裂附近台站快波方向上的差异，我们将结果分为两类(图5b)：在走滑断裂附近的结果用蓝色短线表示，而在逆冲断裂附近的台站结果则用紫色短线表示.

本文结果显示，位于海原断裂带附近的62417、62418、62407和62419台站，地壳各向异性导致的快慢波延迟时间分别为0.48 s、0.54 s、0.25 s、0.35 s，它们的快波方向依次为北偏东120°、120°、100°和120°，各向异性快波方向在空间上具有很好的一致性，与海原断裂带的延伸方向一致，我们推断这些断裂附近台站地壳各向异性主要受到海原断裂带影响.

在香山—天景山走滑断裂带附近，多个台站各向异性快波方向主要表现为E-W、NEE-SWW，这与香山—天景山走滑断裂的延伸方向一致，推测该区域的地壳各向异性可能受该断层的应力影响.热水—日月山走滑断裂带附近有2个台站，各向异性快波方向为110°，也与呈NNW-SSE走向的断层延伸方向一致.

西秦岭走滑断裂附近，台站62357、62348、62339和62352的各向异性快波方向一致性也较好，均为110°，台站62346的快波偏振方向为80°，总体来看，地壳各向异性快波方向与走滑断裂方向一致，呈NWW-SEE方向.在这些走滑断裂的附近，有个别台站与走滑断裂的延伸方向并不一致，可能是由于局部复杂结构所致，对该种个别情况本文未做单独讨论.

除此之外走滑断裂带附近地壳各向异性快波方向和前人基于XKS得到的上地幔各向异性方向也呈现出良好一致性(常利军等，2016；Li et al.，2011；Yu et al.，2016).前人研究认为青藏高原东北缘存在大规模地幔物质的东向运移(Yu et al.，2016)，导致了XKS快波方向NW-SE向的分布及深大走滑断裂的发育.本研究显示的地壳各向异性结果也表明这些走滑断裂为地壳尺度断裂，地块的侧向挤出可能存在，但是伴随侧向挤出导致的变形只发生在走滑断裂附近区域.

在祁连地块内，地壳各向异性快波方向从南至北随着块体边界方向有旋转趋势.祁连块体内其他台站各向异性快波方向分别与青海南山、拉脊山、积石山、共和南山、临潭-宕昌断裂的走向大角度相交或垂直，与主压应力方向平行，主要表现为NW-SE、N-S方向.

在和华南地块及鄂尔多斯接壤的陇中盆地内，地壳各向异性快波方向呈现出极其复杂的特征，各向异性快波方向在该区域内无明显优势方向，呈现较为发散的不均匀特征，如图5b中玫瑰图所示.前人研究表明(Tian et al.，2021)陇中盆地可能是青藏高原东北缘一个偏刚性的地块，该地块可能保留了构造演化过程中较古老的多期次构造作用叠加的信息，因而造成了目前看到地壳各向异性快波方向强烈的横向不均匀特征.

2.2 快慢波延迟时间特征与断裂带形成过程讨论

各向异性快慢波延迟时间表示了台站下方各向异性强度，根据获取的52个台站快慢波延迟时间的大小绘制色标结果图(图5b)，结果显示平均延迟时间为0.44 s，最大值为0.87 s，最小值为0.18 s.整体来看，快慢波延迟时间也表现出明显的横向不均匀性，在陇中盆地及祁连块体内快慢波延迟时间较大.

前人利用SAM方法获取了青藏高原东北缘较大区域地壳各向异性(郭桂红等，2015)，结果显示快波方向的优势取向与断裂走向一致，平均延迟时间为2.63±1.31 ms·km-1.SAM方法主要测量了震源之上地壳介质的各向异性，青藏高原东北缘地区绝大部分地震震源深度都在20 km以内.我们以20 km厚度的上地壳进行估计，其各向异性造成的时间延迟约为0.05 s，远小于我们的研究结果.因此，推测本研究得到的各向异性可能主要集中于中下地壳.

根据本文研究结果显示，在海原断裂、香山—天景山断裂、热水—日月山断裂以及西秦岭北缘等走滑断裂附近的各向异性导致的快慢波时间延迟较小(图5b).野外地质调查和滑动速率估算结果显示：海原断裂在约5.4 Ma由逆冲转换为左旋走滑(Wang et al.，2013)；香山—天景山断裂于约2.6 Ma由逆冲转化为左旋走滑(雷启云等，2016；郑文俊等，2016)；热水—日月山断裂约10 Ma开始右旋走滑(Yuan et al.，2011).这些走滑断裂在由逆冲断裂演变形成过程中，改变了其附近和逆冲构造相关的各向异性，因此导致该区域走滑断裂附近各向异性强度相对较小.诚然，本文只是基于我们观测到的结果和该区域断层演化历史做了推测，其中暗含一个假设就是逆冲和走滑过程造成的介质变形在同样的深度范围，由于本方法所得结果不能准确确定各向异性深度分布，特别是存在多层各向异性介质时，其总体表现可能不是简单的线性关系，而是较为复杂的非线性关系，限于方法所限，我们对此未作深入探讨.

2.3 深浅变形机制讨论

GPS速度场代表了区域地壳的总体运动和变形状态，XKS结果显示的各向异性代表了整个岩石圈变形特征，本研究所得结果主要代表了中下地壳变形特征.对不同结果得到的不同深度范围形变特征进行对比分析，我们将前人所得GPS速度场，XKS及本研究所得结果都展示在图6a中.为了直观比较Pms和XKS获取的快波方向差值，我们绘制了图6b.快波方向差值由小到大，由蓝到红变化，可以清晰的观察到壳幔耦合情况.GPS速度场主要呈NEE-SWW方向，和青藏高原在印度板块俯冲作用下的横向扩展方向较为接近，特别是在走滑断裂附近一致性较好，这一特征和本研究所得地壳各向异性快波方向较为一致.该区域XKS分裂波结果主要以NW-SE为主，这一特征可能反映了青藏高原上地幔物质在俯冲的印度板块推挤下的东向运移(常利军等，2016；Yu and Chen，2016).

Zhang等(2004)基于GPS速度场分布特征提出了高原形成和扩展的连续流变模型，本研究所得结果展示出逆冲断裂带附近存在和断裂带方向角度较大的地壳各向异性快波方向，且各向异性幅度在逆冲断裂带附近相对较大，因此本研究所得结果表明该区域地壳各向异性主要受控于青藏高原北东向扩展的挤压作用.在走滑断裂带附近地壳各向异性和XKS得到的上地幔各向异性表现出良好的一致性(图6b)，表明在陇中地块存在侧向挤出，但是侧向挤出导致的变形特征主要集中于走滑断裂带附近区域.特别是早期形成走滑的海原断裂和西秦岭北缘断裂(Clark et al.，2010；Zhang et al.，2020b)，其XKS快波方向和本研究所得地壳各向异性快波方向更为一致(图6b)，而晚期形成走滑的香山—天景山断裂区域地壳快波方向与XKS快波方向一致性较弱，也暗示了青藏高原东北缘走滑断裂形成过程中地壳各向异性的变化特征.

陇中盆地地壳各向异性快波方向与XKS分裂波结果偏差较大(图6b)，结果较为复杂，我们在图6a中分别绘制了地壳及上地幔快波方向的玫瑰图，结果显示地壳各向异性快波方向主要表现为NW-SE、NWW-SEE方向，而在上地幔快波偏振方向主要表现为NW-SE方向.两者不同的快波方向说明该区域的动力学机制不同于其他区域，变形机制较为复杂.基于短周期密集台阵接收函数资料显示的陇中盆地和鄂尔多斯地块边界附近地壳变形特征，Tian等(2021)提出陇中盆地是一个强度较大的不易变形的地块.野外地质调查和古地磁研究结果(Wang et al., 2013; Song et al., 2001)显示陇中盆地经历了复杂的构造过程，期间周边断层的性质甚至发生过反转.壳幔各向异性可以长时间留存构造活动的痕迹(Sliver and Chan, 1988)，并且以延迟时间大小显现出来.前人上地幔各向异性参数结果(常利军等，2016；王琼等，2013)表明该区域的各向异性可能是“化石”各向异性.因此，本文推测该地块的各向异性结果可能是保留了新老构造演化过程中不同阶段的变形特征，形成了目前看到的快波方向无明显优势分布的各向异性结果.

图6 研究区各向异性综合分析(a) 台站快波偏振方向及大小用蓝色短线表示；棕色短线表示前人XKS分裂结果(常利军等，2016)；绿色箭头为欧亚参考系下的GPS速度(Wang et al., 2001; Gan et al., 2007； Niu et al., 2005)； (b) 地壳和XKS快波方向结果的差值图，角度相差越大则颜色越红.Fig.6 Comprehensive analysis of anisotropy in the study area(a) The direction and size of the station's fast wave polarization are indicated by a short blue line, a short brown line indicates the result of the previous XKS split (Chang et al., 2016), and the green arrow is GPS speed under the Eurasian reference system (Wang et al., 2001; Gan et al., 2007; Niu et al., 2005);black arrows indicate the direction of absolute plate movement in Eurasia (Gripp and Gordon, 2002); (b) Difference between the results of the crust and XKS fast wave directions. The larger the difference between the angles, the redder the color.

3 结论

本研究通过分析密集宽频带流动台站径向接收函数上Pms震相到时的方位特征和切向接收函数极性特征，获取了青藏高原东北缘地壳各向异性参数.得到以下主要结果：

(1) 研究区地壳各向异性快波方向呈现出强烈的横向非均匀分布特征，分区特性明显.总体上看走滑断裂带地壳各向异性快波方向与断裂走向平行，逆冲断裂带附近，地壳各向异性快波方向与断裂走向大角度相交或垂直，陇中盆地内部地壳各向异性分布无明显优势方向.

(2) 海原断裂、西秦岭断裂以及热水—日月山断裂等走滑断裂带附近地壳各向异性较弱，这些走滑断裂在构造历史上经历了从逆冲向走滑转换的过程，这种走滑断裂带附近相对较弱的各向异性可能和这种断层属性的转换过程直接相关.此外，走滑活动越早的走滑断裂带附近，XKS快波方向和地壳各向异性快波方向一致性也越好，也代表了青藏高原东北缘走滑断裂形成过程中地壳各向异性的变化特征.

(3) 本研究结果表明东北缘地区高原形成和扩展主要以连续流变模式为主，在走滑断裂带附近存在局部侧向挤出，但是侧向挤出影响的地壳变形范围较小.陇中盆地无明显优势分布特征的各向异性可能显示该地块保留了新老构造演化过程中不同阶段的变形特征.

致谢三位审稿人对本文提出了重要的建设性意见，中国地震科学探测台阵数据中心(doi:10.12001/ChinArray.Data)为本研究提供了观测波形数据，绘图主要用到了 GMT软件(Wessel et al.，1995)，在此一并表示感谢.