维西—乔后断裂带的深部变形机制与构造活动特征

王一咪， 徐龙辉， 杨海燕， 金明培

1 云南大学地球物理系， 昆明 650091 2 广州南粤地震工程勘察有限公司， 广州 510070 3 云南省地震局， 昆明 650224

0 引言

～50 Ma以来的印度—欧亚大陆之间的陆-陆碰撞导致了缝合区至少1500 km的地壳缩短，并引起了大规模的地表隆升(Yin and Harrison, 2000).在两大陆碰撞的早期，金沙江—红河断裂西侧的印支块体开始向南挤出，在渐新世-中新世至少挤出了500 km (Tapponnier et al., 1990).然而，自9～13 Ma以来，随着高原中部的下地壳流注入到青藏高原东南缘(Clark et al., 2005)，鲜水河—小江断裂在上新世开始复活，以致金沙江—红河断裂的活动减弱(Wang et al., 1998, 2009; Schoenbohm et al., 2006).随着由金沙江—红河断裂、鲜水河—小江断裂围成的川滇菱形块体自中新世-上新世开始向南挤出，金沙江—红河断裂的变形也从左旋走滑运动变为右旋走滑运动(Tapponnier et al., 2001; Schoenbohm et al., 2006).GPS观测表明(Pan and Shen, 2017)，青藏高原东南缘正在以～10 mm·a-1的速度向东南方向移动，并围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转(如图1a).由于构造背景复杂，该地区不但壳幔变形十分剧烈，同时也是中国大陆内部强烈地震频发的主要地区之一.

图1 (a) 青藏高原东南缘的GPS速度场(Pan and Shen, 2017)和主要断裂；(b) 2021年5月21日漾濞县6.4级地震序列(MS≥3.0)和研究区内的断裂分布(a) 中黑色实线代表断裂，红色宽剪头代表下地壳流的方向(Bai et al., 2010; Bao et al.,2015),红色框表示研究区域. F1：鲜水河—小江断裂；F2：金沙江—红河断裂；F3：澜沧江断裂；F4：嘉黎—怒江断裂. (b) 中F5：澜沧江断裂；F6：兰坪—永平断裂；F7：维西—乔后断裂；F8：红河断裂；F9：程海断裂；F10：普棚断裂；F11：金沙江断裂.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.

维西—乔后断裂是滇西地区一条重要的活动断裂，它南连红河断裂，北接金沙江断裂(图1b)，该断裂自晚第四纪以来表现出明显的右旋走滑特征(常祖峰等，2016a).新生代早期，该断裂与哀牢山—红河断裂一起经历了左旋走滑运动，后期二者均表现为右旋走滑运动特征(常祖峰等，2016a)，因而先前的研究认为该断裂可能是红河断裂的北延部分(Tapponnier et al., 1990；Leloup et al., 1995).然而，最近的研究表明(常祖峰等，2016b)，维西—乔后断裂南段在第四纪不但表现出明显的活动特征，并且对巍山第四纪盆地起着明显的控制作用，其活动性质以正断层作用为主.沿该断裂于1499年发生51/2级、1520发生51/2级、1586年发生53/4级，1895年发生5级地震.2021年5月21日云南省漾濞县发生MS6.4强烈地震,综合研究认为维西—乔后断裂西侧的一条NW向、长度仅为30 km的次级断裂是此次地震的发震构造，其运动特征以右旋走滑运动为主，断裂面陡立，可能是川滇菱形块体西边界向西扩展过程中形成的新构造(李传友等，2021).虽然这次漾濞6.4级地震的发震构造不是维西—乔后断裂，但距该断裂很近.维西—乔后断裂历史上不仅多次发生中强震，而且该断裂南北两端的运动特征似乎不同.在大规模剪切走滑运动区域里，为何维西—乔后断裂的南段会出现正断层特征，其深部变形机制如何，它在青藏高原东南向扩展中的作用如何，这些问题对揭示该区的孕震背景十分重要，因而开展深部变形特征研究十分必要.

地球内部介质变形会产生各向异性现象，地震各向异性是探测地球内部物质变形机制的重要工具，它可以提供台站下方的地幔动力学过程(如, Mainprice and Nicolas, 1989).SKS震相是核幔边界的P-to-S转换波，核幔边界可视为远震SKS波的次生震源.若核幔边界上部的介质是各向同性的，则该转换波具有SV波的偏振特征，仅投影在入射面内.反之，SKS波分裂后不可避免地投影到切向分量，导致台站记录的SKS波的切向分量不为零.SKS的快波方向平行于地幔流动方向，延迟时间则依赖于上地幔的各向异性强度和各向异性层的厚度(Tommasi, 1998).Pms震相是Moho面的P-to-S转换波，虽然具有SV波的偏振特征，但与核幔边界的P-to-S转换波不同，它的传播路径被严格限定在地壳内.因此，地表观测到的Pms波分裂的原因主要取决于地壳的各向异性结构，而与地幔等深部圈层的各向异性结构无关.随着地壳深度增加，角闪石矿物含量增加，角闪石和云母作为下地壳的主要矿物，在构造变形的过程中形成了特定的组构 (Tatham et al., 2008).在构造应力的作用下，这些各向异性矿物最近10年以来，随着青藏高原东南缘的地震宽频台站数量的增加，利用P波接收函数提取Pms震相的分裂参数取得了大量的研究结果(如, Sun et al., 2012, 2015; Chen et al., 2013; Yang et al., 2015; Zheng et al., 2018)，这些结果表明，青藏高原东南缘的地壳不但具有强烈的各向异性，而且不同地区的各向异性成因不尽相同.川西的地壳各向异性调查认为，龙门山断裂附近的Pms分裂主要由下地壳流变形导致角闪石或云母CPO所致(Sun et al., 2015)，然而，Ji 等(2015)认为沿鲜水河—小江断裂的Pms分裂主要由近乎竖直的面理所致.另外，这些台站的间距约为50～100 km，受台站布局的限制，很难对局部地区开展精细结构和变形特征的研究.

发生塑性变形并形成晶体优势取向(Crystallographic Preferred Orientation, CPO)，在宏观上显示出强烈的各向异性.最近的研究表明，角闪石的组构不但取决于变形方式，而且还与温度和差应力相关(Ko and Jung, 2015; Kong et al., 2016).也就是说，各向异性矿物的环境温度和差应力决定着各向异性方向.除此以外，裂缝以及近乎垂直于地面的面理定向排列也是地壳各向异性的原因(Crampin and Peacock，2008).

中国地震局地质研究所将滇西北地区选为断层亚失稳理论野外观测实验研究区，并布设了33个宽频台站，包括云南洱源地震危险区密集台网的28个子台以及宾川主动源的5个台站，该台阵于2018年4月开始实时传输数据.另外，中国地震科学台阵探测项目一期(ChinArray Phase I)于2010—2013年在南北地震带南段布设了350个流动地震台站(鲁来玉等，2014)，加之云南地区的区域固定台网观测，这为开展维西—乔后断裂的深部变形和漾濞地震的孕震环境研究提供了基础资料.本研究采用这些地震台阵子台记录的远震波形资料计算P波接收函数，提取Moho面转换波Pms震相的分裂参数，探讨维西—乔后断裂两侧的地壳介质各向异性分布特征与断裂运动的关系.

1 方法

当一束S波入射到各向异性介质表面时，它将分裂成两束相互正交、且传播速度不同的S波，这种现象称之为S波分裂.一般把快、慢S波之间的延时和快波偏振方向称之为各向异性参数，它们主要取决于各向异性层的厚度和变形机制.当一束P波从上地幔入射到Moho面时将会产生Pms转换震相，但在各向同性的地壳中，Pms震相的能量仅存在于竖向分量和径向分量，它不可能投影到切向分量上.若地壳是各向异性的，则Pms震相将发生分裂，而且极化方向不一定在入射面内，导致切向分量的能量不一定为零，这是检验Pms震相发生分裂的理论依据.P波接收函数分析方法通过径向分量与垂直分量地震波形数据进行反褶积，可以有效地消除震源时间函数的影响，从而实现从入射P波的尾波里提取界面上的P-to-S转换波(Langston, 1979；Ammon, 1991).界面上的P-to-S转换波与入射P波之间的延时主要取决于界面的深度和入射波的射线参数，它可以对转换界面的深度提供有效约束.在具有水平对称轴的六角结构的弱各向异性介质中，由于快、慢Pms波之间相互叠加，此时径向Pms震相的最大振幅处的到时可近似为(Rümpker et al.，2014)：

(1)

这里，t0是各向同性情况下的Pms波的到时；Δt表示各向异性介质的Pms震相与各向同性介质中Pms震相的时差；δt表示各向异性地壳中的快、慢波之间的延时；φ和θ分别代表快波偏振方向和入射波事件的后方位角，它们均从正北起算，顺时针方向为正.δt和φ称之为各向异性参数.(1)式表明在具有水平对称轴的各向异性介质中，Pms震相的到时与入射波后方位角之间呈现余弦变化的关系，且呈现出π的周期，这一特征是诊断Pms波分裂的有力工具.

若从观测P波接收函数中读出Pms震相的平均到时作为t0的估计值，对于给定的一对分裂参数δt和φ，可按公式(1)计算得到不同入射方位时的Pms波的理论到时tPs.另外，不同方位的Pms震相的观测到时可以从叠加接收函数里读出，当Pms震相的观测到时与理论到时之间的方差之和达到最小时，所设定的分裂参数即为所求的各向异性参数.这一过程可以通过网格搜索的方法来实现，网格搜索的目标函数如下：

(2)

(3)

测量得到Pms震相的分裂参数δt和φ以后，则可以把径向和切向接收函数旋转到快、慢波方向.若入射波事件的后方位角为θ，则将径向Fr(t)和切向Ft(t)接收函数投影到快、慢波方向：

(4)

由于快波分量接收函数上的Pms震相比慢波分量上的Pms震相超前了δt，为了实现消除切向分量上的Pms震相，则需分别对快、慢Pms波进行时间校正：

(5)

最后把经过校正的快、慢波方向的接收函数再投影到径向和切向，于是得到校正后的径向和切向分量接收函数：

(6)

此时，切向分量的Pms震相得到有效抑制.

2 数据收集与处理结果

在研究区内分布了14个云南区域台网的固定台站(见图2a)，本文收集了自2007年至2017年记录的379个震级MS≥ 6.5 的远震事件，这些事件的震中距在30°～95°之间(见图2b).同时，还收集了云南洱源地震危险区密集台网的28个子台以及宾川主动源5个台站(见图2a)记录的2018年4月到2019年10月期间的219个远震事件，其震级分布在5.3～8.3级之间，震中距介于28°～95°之间(见图2c).另外，还收集了喜马拉雅计划台阵I期的21个子台记录到的378个远震，这些事件震级MS≥ 5.5，震中距在28°～95°之间(见图2d)，观测时间为2011年5月到2013年12月.

图2 本研究中使用的宽频台站和地震事件(a) 地震台站位置：蓝色方块代表区域固定地震台站和宾川主动源台站、红色三角形表示云南洱源地震危险区密集台站、黑色圆点表示ChinArray一期台站,黑色实线表示断裂； (b) 固定台站记录的地震事件； (c) 云南洱源地震危险区密集台站和宾川主动源台站记录的地震事件； (d) ChinArray一期台站记录的地震事件.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.

为了提取研究区各宽频台站记录的径向接收函数，三分量波形记录被截取了P波之前20 s，以及P波之后120 s的时间信号，并进行了0.05～2.0 Hz的带通滤波.为了有效地从入射P波的尾波分离出P-to-S波，将南北(N-S),东西(E-W)和垂直(U-D)三分量波形旋转到ZRT射线坐标系下，并以时间域的迭代算法实现R分量与Z分量的反褶积(Ligorría and Ammon, 1999).在反褶积过程中，为了消除高频噪声的影响，使用了一个宽度为1 Hz(高斯参数2.0)的高斯低通滤波器.为了保证每一个接收函数具有较高的信噪比，精心挑选每一个接收函数，最后挑选出8520个径向分量接收函数.

在具有水平对称轴的各向异性水平层状介质中，Pms震相的到时不仅取决于转换界面的深度和入射角(或震中距)，而且还依赖于事件后方位角(Rümpker et al.，2014).为了消除Pms震相的到时对入射角(或震中距)的依赖，利用IASP91模型(Kennett and Engdahl, 1991)把所有接收函数校正到67°的参考震中距处.另外，为了弥补地震事件分布不均匀，将入射波后方位角每10°的间隔范围内的接收函数叠加成一道信号，旨在增强信噪比和确保Pms震相具有较高可信度.如图3a为BAS台记录的接收函数按后方位角叠加的结果，叠加之前每个观测接收函数均被校正到67°的参考震中距处.Pms震相出现在～5.0 s附近，取Pms震相最大振幅处的到时为观测到时(见图3b中的黑色圆点).由方程(1)可知，Pms震相的到时与后方位角之间呈余弦函数关系，其变量就是地壳各向异性参数.最佳分裂参数δt和φ预测的Pms震相的理论到时可使方程(2)达到最小值，这就是求解Pms分裂参数δt和φ的条件方程.

图3 BAS台记录的P波接收函数与Pms震相的分裂结果(a) 不同后方位角的径向接收函数叠加道； (b) Pms震相在叠加道上的局部放大视图,实线代表最佳分裂参数计算出的Pms震相的理论到时，黑色圆点代表Pms震相的最大振幅对应的到时； (c) 网格搜索分裂参数得到的Pms震相走时方差图，粗实线椭圆表示分裂参数的不确定性； (d) 切向接收函数随后方位角的变化； (e) 未校正的快波分量接收函数； (f) 未校正的慢波分量接收函数； (g) 经过校正后的径向接收函数； (h) 经过校正后的切向接收函数.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.

上述求解过程可用网格搜索方法来实现，首先按入射方位角每隔10°叠加P波接收函数，从每个叠加接收函数上读取不同方位的Pms震相到时，并以此作为Pms震相到时的观测值.其次，给定一对各向异性参数δt和φ，利用方程(1)计算出不同方位的Pms震相的理论到时，由方程(2)可计算得到一个方差值.不断地改变δt和φ值，最后得到一个由δt和φ值构成的解平面，该平面上最小方差点对应的δt和φ即为所求的地壳各向异性参数.网格搜索过程分为以下几步来实现：(1)给定各向同性地壳中Pms震相的到时t0(实际计算中，初值取为不同方位的Pms震相的平均到时)；(2)设定一个快、慢波延时δt(即分裂时间)；(3)实现快波极化方位角从-90°到90°之间的搜索(变化间隔为1°)，利用方程(1)计算得到一系列理论到时，从而根据方程(2)可得到相应的到时方差；(4)当Pms震相的分裂时间从0.0 s变化到1.5 s(变化间隔为0.01 s)时，重复上述第(3)步的搜索过程，最后得到一个解平面，该平面上最小方差值对应的分裂参数可作为一个候选的解，但不一定是最优解；(5)当各向同性中Pms震相的到时t0从t0-1.0 s变化到t0+1.0 s(间隔为0.1 s)，重复上述的第(2)—(4)步的搜索过程，这样可以得到一系列的候选解.这个求解过程实际上是一个三维网格搜索，为了获得最可靠的结果，最后取这些候选解中最小方差对应的解作为最优解.

图3b中不同后方位角的Pms震相到时出现在～5.0 s，因此在网格搜索中取t0=5.0 s，这样t0的搜索从4.0 s变到6.0 s.图3c为一系列解平面中的一个(t0=4.7 s)，黑色圆点表示等值线的中心，即到时方差最小处，该点对应的分裂参数分别为-4°±8.0°，0.26±0.07 s，粗实线椭圆表示各向异性参数的不确定范围.由于拟合度不同，不同台站得到最小方差不尽相同，为了方便对比分析，对解平面上的方差值进行了归一化处理，让最小方差值为1，等值线的间隔均为0.2.BAS台的Pms分裂参数为-4°和0.26 s，该分裂参数预测的Pms震相到时与观测到时的拟合情况见图3b.为了验证这一对分裂参数的可靠性，我们计算了BAS台的切向分量接收函数，同样把每一个切向接收函数校正到67°的参考震中距处，并按事件后方位角10°的间隔进行叠加(见图3d).利用Pms分裂参数中的-4°将径向和切向分量旋转到快、慢波方向(Liu and Niu, 2012)，如图3e和3f所示，快波方向的Pms震相和慢波方向的Pms震相分别呈现出较好的一致性，且快波方向的Pms震相确实比慢波超前了～0.26 s.为了检验这一对分裂参数，分别对快、慢波分量的接收函数进行时间校正，最后再旋转到径向和切向得到校正后的径向(图3g)和切向(图3h)接收函数.图3h表明，～5.0 s附近的能量得到了有效的抑制.

图4a给出53037台记录的接收函数按后方位角叠加的结果，Pms震相出现在～5.4 s附近，重复上述网格搜索过程对Pms震相的到时进行拟合(见图4b)，最后得到一对分裂参数δt和φ(图4c)的值分别为0.37±0.07 s，-32°±6.0°.为了验证分裂参数的可靠性，我们计算了切向分量接收函数(图4d)，并利用Pms分裂参数中的-32°将径向和切向接收函数旋转到快、慢波方向.如图4e和4f所示，快波方向和慢波方向的Pms震相都分别呈现出较好的一致性，且快波方向的Pms震相确实超前了～0.37 s.如图4g和4h分别代表校正后的径向和切向接收函数，切向接收函数在～5.4 s附近的Pms震相得到了有效抑制.由于流动台网记录的时间不长，事件的方位覆盖没有固定台网的好，但方程(1)表明Pms震相的到时与方位角之间呈现出π的周期性，因此只要在180°的方位角范围内入射事件具有好的覆盖即可保证测量结果的可靠性.

图4 53037台记录的P波接收函数与Pms震相的分裂结果，图例与图3一样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险区密集台站在运行期间出现故障，以致记录的地震事件不足以形成较好的方位覆盖.本研究从68个台站中提取了59个台的Pms分裂参数，快、慢波的延迟时间在0.06～0.97 s之间，平均值为0.50±0.07 s.如图5所示，在红河断裂东侧，快波偏振方向大致以SE-NW为主，快波偏振方向平行于红河断裂和GPS速度场(如图1a)，总体受走滑断裂和地壳运动的控制，个别台站则显示出近南北向的快波偏振方向，可能反映了断裂诱导的裂隙定向排列或者走滑剪切导致的面理定向排列的结果.在红河断裂西侧，虽然快波极化方向总体保持SE-NW向，但在维西—乔后断裂的南段则变为SW-NE向，且分裂时间也明显减小，预示着该区的地壳变形可能与周边地区明显不同.

图5 研究区Pms分裂参数黑色实线表示断裂，红色短线代表Pms分裂的快波偏振方向，字母和数字代表台站名称.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 讨论

青藏高原东南缘不但地表高程变化高达～4000 m，而且地壳厚度从云南南部的～30 km变化到西北部的～60 km，地壳变形十分强烈(Wen et al., 2019).XKS震相(包含PKS, SKS和SKKS)分裂表明，～26°N以北地区，快波偏振方向以NW-SE或近N-S向为主，～26°N以南地区，快波偏振方向变为近E-W向，认为在26°N附近存在一个明显的壳幔变形过渡带(常利军等，2015).Sun等(2012，2015)利用青藏高原东南缘固定台站记录的P波接收函数，提取了33个台站下方的地壳各向异性参数，结果表明Pms震相的分裂时间在0.22～0.94 s之间，平均为0.58 s，认为引起SKS分裂的主要原因是地壳各向异性结构.Yang等(2015)从观测地震图的径向分量中直接拾取Pms震相，利用切向能量最小原理获取了云南地区41个台站的分裂参数，Pms震相的分裂时间在0.35～0.80 s之间，平均分裂时间为～0.60 s.最近，Zheng等(2018)利用川西的临时地震台阵和四川地区的固定地震台站记录的远震资料，分离出P波接收函数，然后计算出Pms震相的分裂参数，发现平均快、慢波的延时为～0.48 s.Kong等(2018)的观测表明，云南地区Pms震相的平均分裂时间大致为0.4～0.6 s.

由于地壳存在各向异性，导致了具有相同射线参数的Pms波的到时依赖于事件入射方位.虽然Pms波的到时与入射波后方位角之间呈现余弦变化的关系是诊断Pms波分裂的有力工具，但是Moho面倾斜也会影响Pms波的到时.先前的研究表明(张天继和金明培，2021)，地壳厚度从研究区南部的～36 km变化到北部的～52 km，预示了研究区内Moho面存在倾斜的情况.不过，倾斜的Moho面将导致Pms波的到时与后方位角之间呈现正弦变化的关系，且周期为2π(谭萍等，2018；Li et al., 2019；Wang et al., 2020).理论合成地震图计算表明(Rümpker et al., 2014)，当Moho面倾角大于25°时，Pms波分裂的测量偏差明显增大，此时需要依据切向能量最小原则对分裂参数进行修正方可得到可靠的结果.Wang等(2020)发展的网格搜索方法可以从接收函数中同时提取地壳方位各向异性参数和Moho面倾向.同时，该方法不但可以消除Moho面倾斜对Pms波分裂测量的影响，而且入射方位覆盖较好的情况下，噪声几乎不影响其测量的稳定性.四川台网的SC.LTA台位于理塘断裂附近，由于受断裂错动的影响，不仅Moho面倾斜(～7.5°)，而且地壳各向异性较强.Wang 等(2020)考虑了Moho面倾斜对Pms波分裂的影响，最后测量得到该台的Pms波分裂参数分别为105°和0.425 s(见文献中Table 3).韩明等(2017)利用本文的方法测量得到该台(LTA)的Pms波分裂参数分别为125°±8°和0.47±0.08 s (见文献中表1).这两个结果如此相近，预示了本文的方法虽然没有考虑Moho面倾斜对Pms波分裂测量的影响，但当Moho面倾角为～10°时，该方法还是可靠的.另外，本文的Pms波的平均分裂时间为0.50 s，这个结果与前人得到的结果(Sun et al., 2012，2015; Yang et al., 2015; Kong et al., 2018; Zheng et al., 2018)较一致，优势快波偏振方向平行于GPS速度场(图1).

研究表明，地震方位各向异性普遍存在于地壳和上地幔，且可以用快波偏振方向和快慢波之间的延时来表述(Silver, 1996;Savage, 1999).Crampin和Peacock (2008)认为壳内各向异性主要由以下几种机制形成：(1)地壳中广泛存在着大量直立的含有流体的微裂隙，应力诱导的上地壳的微裂隙定向排列是引起S波分裂的主要原因，快波偏振方向取决于裂隙的优势排列，且主要平行于最大压应力方向；(2)由于应力的变化可能引起地壳中各向异性随时间的变化，因而“冻结”在壳内的古老变形结构也是地壳各向异性的诱因之一；(3)下地壳物质流动导致的矿物晶体定向排列和大尺度的地壳变形.一般认为大陆上地壳的方位各向异性主要是含饱和流体的垂直裂缝形状优势取向的结果，快波方向近乎平行于最大压应力的方向(Crampin, 1981).

大理及周边地区位于壳幔变形过渡带附近，本文的结果表明，～26.5°N以北地区，53057和YSW23台，53045和53259台的Pms震相的快波偏振方向主要以SE-NW向和近N-S向为主(如图5)，这与XKS分裂(常利军等，2015)的快波偏振方向平行，预示了壳幔变形是耦合的.在～26.5°N以南地区，近震S波分裂的快波偏振方向与Pms分裂的快波偏振方向一致，主要呈现为NW-SE向，且平行于金沙江—红河断裂，这可能揭示了金沙江—红河断裂作为一个贯穿地壳的深断裂对周围介质物性有很强的控制作用.虽然近震S波分裂具有明显的优势方向，但局部出现了离散，这实际上是体现了深部物质运动的复杂性(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现了近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—漾濞附近也呈现出NEE-SWW向(见图5)，这两种不同的观测结果表现出的一致性，说明了本文的观测是可靠的，也预示了大理及周边地区壳幔变形的复杂性.先前的青藏高原东南缘近震S波的分裂结果显示(Shi et al., 2012；石玉涛等，2013；太龄雪等，2015；高原等，2020)，每公里地壳厚度仅能引起几毫秒的延时.由于该地区主要以浅源地震为主(一般小于20 km，极大部分在15 km以内)，因而近震剪切波分裂的延时一般小于0.10 s，它主要反映了上地壳的变形特征.高原等(2020)认为青藏高原东南缘下地壳的方位各向异性相对较弱，但在金沙江—红河断裂、丽江—小金河断裂与中甸断裂的交汇区，以及小江断裂带下方，下地壳的方位各向异性程度与上地壳相当，均具有较强的方位各向异性.这意味着本文的研究区内，下地壳方位各向异性不弱.本文观测到的Pms分裂的平均延时为0.50 s，虽然上地壳各向异性结构对Pms分裂的贡献不可忽略，但引起Pms分裂的原因主要归结于中下地壳的各向异性结构.

在下地壳，由于裂缝闭合，方位各向异性主要由各向异性矿物(例如角闪石和云母)CPO引起(Tatham et al., 2008，Ko and Jung，2015).在青藏高原东南缘，除了各向异性矿物CPO外，下地壳塑性流也是地壳各向异性的主要原因之一(Sun et al.，2012，2015).Ko和Jung(2015)认为具有塑性流动性质的角闪石不但能产生方位各向异性，而且各向异性的快波偏振方向主要取决于介质的差应力和温度条件.如图6所示，在地壳水平剪切的条件下，低应力和低温情况导致角闪石Type I型CPO，对于近垂直入射的S波而言，将导致快波偏振方向垂直于剪切的流动方向；然而，高温和高应力差的构造环境下，角闪石形成Type II型和Type III型CPO为主，将产生平行于流动方向的快波偏振方向.大理—洱源一带，温泉资源丰富，研究区内大地热流值在80～100 mW·m-2(Hu et al., 2000)，预示了地壳处于高温环境(见图1a).这意味着角闪石可能形成Type II型和Type III型CPO，也就是说Pms分裂的快波偏振方向代表了塑性流的走向.既然研究区内Pms分裂主要由下地壳引起，那么关键问题就是该地区是否存在下地壳塑性流.

图6 (a) 角闪石结构类型与温度和应力差之间的依赖关系； (b) 水平流对垂直入射的剪切波可能形成的地震各向异性方向(Ko and Jung, 2015), 红色短线表示快波偏振方向，黑色短线表示水平流动的方向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

“下地壳流”模型(Royden et al.,1997；Clark and Royden, 2000)因为对青藏高原东缘的地表变形做出了合理解释而被地学界广泛接受，该模型认为青藏高原中东部的下地壳是软弱的，在地质时间尺度内是可流动的，地壳增厚主要发生在下地壳.力学性质软弱可用低速层、低电阻率、高波速比和高热流等来表达.然而，大地电磁测深剖面(Bai et al., 2010)、面波与接收函数联合反演等结果(Bao et al., 2015)表明，青藏高原东缘不存在大规模的下地壳软弱层，下地壳软弱层仅沿鲜水河—小江断裂、嘉黎—怒江断裂两条弧形通道流向云南南部(如图1a).嘉黎—怒江断裂下地壳流通道的展布与GPS速度场平行，形成了围绕喜马拉雅东构造结作顺时针旋转之势.大理及周边地区恰好处于嘉黎—怒江断裂下地壳流通道附近.中高泊松比(0.26～0.28)预示了大理及周边可能存在地壳熔融(Wang et al.,2017)，同时也为存在下地壳流提供了独立证据.利用青藏高原东南缘固定和流动观测台站记录的地震P波走时数据，采用体波走时层析成像方法得到的地壳、上地幔顶部三维P波速度结构显示，来自青藏高原的下地壳流分为两支，西支跨过了红河断裂带，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，受台站布局所限，这个结果的横向分辨不高.张天继和金明培(2021)利用“两步反演”技术拟合了研究区内这68个台站的径向接收函数，本文基于他们的数据重新制图如图7所示，不同深度的S波速度结构表明，维西—乔后断裂带下方的上地壳速度较为复杂，呈现高速与低速相间的复杂变化格局.地震精确定位证实漾濞地震序列的震源深度为9～13 km(王光明等，2021)，即地震发生在坚硬的上地壳内(如图7a,b).然而，在28 km和36 km深度的两个水平切片上(如图7c,d)，漾濞地震的震源区下方却存在明显的低速区，这一低速区可能为此次漾濞地震的发生提供了良好的孕震环境，该低速区的变形机制可能决定了维西—乔后断裂南段的运动特征.另外，地壳S波速度结构还显示红河断裂东侧存在大尺度的下地壳低速区，然而红河断裂带西侧，这一低速区规模明显变小.GPS速度场表明(如图1a)，跨过金沙江—红河断裂向西延伸，GPS速度明显减小，这些特征可能预示着维西—乔后断裂与红河断裂一起构成了一个天然屏障，它们可能在一定程度上阻止了来自青藏高原东部的下地壳软弱层的流动.

图7 4、16、28和36 km深度的S波速度等值线图(修改自张天继和金明培，2021)三角形代表宽频地震台站，黑色实线表示区域断裂，红色圆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.

区域构造应力场表明(钱晓东等，2011)，滇中和滇西北地区地震类型以走滑型为主，约占90%，该区P轴优势方向为NNW-SSE.但大理附近构造背景复杂，P轴优势方向除了NNW-SSE外，局部还存在一个NE-SW方向.红河断裂带、澜沧江断裂带均为超壳断裂，在NNW-SSE向的构造应力作用下，断裂带附近强烈的挤压或走滑剪切会导致中下地壳岩石中的云母、角闪石等矿物沿断裂走向(近NE-SE向)定向排列.另外，断裂向下延伸可导致两侧中下地壳岩石的面理陡倾或近乎直立，面理走向与断裂带的走向一致(Ji et al.，2015).红河断裂东侧的下地壳低速区(如图7c, d)，在NNW-SSE向的构造应力作用下很容易形成塑性流动.在高温环境下，角闪石可能沿应力方向形成Type II型和Type III型CPO.本研究在红河断裂东侧观测到SE-NW向或近N-S向的优势快波偏振方向，除了断层错动的影响外，下地壳流对Pms相分裂的贡献也无法排除.

在红河断裂西侧，不但GPS速度减小(如图1a)，Pms分裂时间也明显减小(如图5)，这些特征可能说明下地壳流较红河断裂东侧弱.虽然红河断裂西侧仍然以剪切走滑为主，但台站YSW28、YSW27、YSW26、YSW14和YSW15的快波偏振方向变为近NE-SW向，这与走滑方向垂直.在高温和高差应力的构造背景下，角闪石不可能形成Type I型CPO.先前的矿物压力试验表明(Cao et al., 2010)，大理点苍山的角闪石主要形成Type II型CPO，也就是说局部地区(维西—乔后断裂南段)NE-SW向的快波偏振方向不可能由SE-NW向的剪切引起.S波速度结构表明(张天继和金明培，2021)，漾濞—永平及周边地区，以及维西—乔后断裂南段存在向西南展布的中下地壳低速区(如图7c,d)，这一向西南展布的中下地壳低速区在西南向的张应力作用下(如图8)，可能产生向西南流动的下地壳流.这一向西南流动的下地壳流在高温环境下形成Type II型CPO，这就是YSW28、YSW27、YSW26、YSW14和YSW15的快波偏振方向变为近NE-SW向的原因.

图8 研究区内震源机制解与断裂的分布关系黑色实线表示断裂，蓝色和灰色箭头分别表示水平挤压和拉张方向.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日云南省漾濞县发生MS6.4强烈地震后的余震序列表明，区域构造应力场的主压应力为近N-S向；然而，维西—乔后断裂南段，主压应力却变为NE-SW或近E-W向(王月等，2021).如图8所示，区域内有仪器记录以来的地震事件的震源机制解表明，维西—乔后断裂南段不但存在走滑运动，也存在正断层型错动，探槽揭示这一正断层自第四纪以来具有明显的活动特征(常祖峰等，2016b).漾濞县及周边地区，以及维西—乔后断裂南段受到NNW-SSE向的水平挤压，以致在NEE-SWW向受水平拉张的构造应力作用，从而形成了正断层错动的力学机制(崔华伟等，2022).另外，由于该区域正好处于下地壳流的通道附近，虽然红河断裂可能阻止部分下地壳流，但并没有截断它流向滇西南.这种深部构造环境不但有利于地壳发生顺时针旋转，而且可能在局部地区导致张裂运动，这是维西—乔后断裂南段表现为正断层的另一个原因.

4 结论

本文利用Pms震相的到时与入射波的后方位角之间呈现出余弦函数变化这一特征，测量了59个台站记录的Pms分裂参数.结果表明，大理及周边地区Pms震相分裂的快、慢波延迟时间在0.06±0.06 s到0.97±0.10 s之间，平均值为0.50±0.07 s.导致Pms震相分裂的原因主要来自于中下地壳的矿物CPO和岩石面理定向排列，快波极化的优势方向为SE-NW向，近乎平行于断裂的走向，地壳变形总体受控于区域的剪切走滑运动，但无法排除下地壳流对地壳各向异性的贡献.然而，漾濞县及周边地区的快波偏振方向变为SW-NE向，归结为下地壳软弱物质向西南流动所致.下地壳软弱物质向西南的流动可能是维西—乔后断裂南段表现为正断层运动的原因，同时也表明了大理地区可能是下地壳流的通道.虽然下地壳软弱物质跨过红河断裂流向滇西南，但是维西—乔后断裂与红河断裂一起构成了川滇菱形块体的西边界，它可能在一定程度上阻止了下地壳软弱物质向滇西南的流动.