朱子杰， 王緒本， 劉志強， 梁春濤*

1 教育部地球探測與信息技術重點實驗室， 成都 610059 2 成都理工大學地球物理學院， 成都 610059

0 引言

在新生代印度與歐亞板塊碰撞匯聚過程中，青藏高原發生南北向縮短和地殼增厚.大約在漸新世至中新世，青藏高原由地面隆升轉為側向擠出(Yin and Harrison, 2000).青藏高原東南緣是高原物質側向擠出和構造逃逸的重要出口(Yin, 2010; Tapponnier et al., 2001; Royden et al., 2008).有關青藏高原東南緣的地殼變形機制主要包括：地殼沿大型走滑斷裂向東逃逸(Tapponnier et al., 1982, 2001);地殼連續變形、增厚(England and Houseman,1986,1989) 和黏滯性地殼物質流動(Royden et al., 1997, 2008; Royden, 1996; Clark and Royden, 2000; Clark et al., 2003, 2005; Schoenbohm et al., 2006; Klemperer, 2006)等.這些模型都在不同程度上揭示了青藏高原東南緣地殼上地幔的物質運動和構造變形過程.

圖1是青藏高原東南緣地形及構造分區略圖.研究區域內有一系列共軛交叉的斷裂帶(張培震，2008)，如北西向的鮮水河斷裂帶(XSHF)，北東向的小金河斷裂帶(XJHF)和龍門山斷裂帶(LMSF)，南北向的小江斷裂帶(XJF)等.這些斷裂帶將該區劃分為不同地塊，由北向南主要包括松潘甘孜地塊(SGB)，川西地塊(WSB)，滇中地塊(CYB)，滇西南地塊(SWYB)等.川滇塊體向南東方向的不均衡擠出作用使木里鹽源地區由原來的擠壓狀態轉變為拉張狀態，形成構造逸出盆地(李勇等，2001).

圖1 青藏高原東南緣及相鄰區域的地形及構造簡圖WQLF—西秦嶺斷裂帶; LMSF—龍門山斷裂帶;；HYSF—華鎣山斷裂帶; XSHF—鮮水河斷裂帶; JSJF—金沙江斷裂帶；LCJF—瀾滄江斷裂帶; NJF—怒江斷裂帶; LTF—理塘斷裂帶；XJHF—小金河斷裂帶; ZMHF—則木河斷裂帶; XJF—小江斷裂帶; RRF—紅河斷裂帶; LMSB—龍門山造山帶；SGB—松潘甘孜地塊;WSB—川西地塊; MYB—木里鹽源盆地；CYB—滇中地塊；SCB—四川盆地；YZB—揚子地塊；SCHB—華南地塊；SWYB—滇西南地塊; EHS—喜馬拉雅東構造結.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.

地球內部結構及變形所引起的地震各向異性是地球介質的一個重要性質，它與地殼巖石中的片理、節理及裂縫等微構造排列方向，以及礦物結晶優勢方向有密切的關系.青藏高原東南緣的地震各向異性分布記錄了地殼上地幔現今結構特征及其歷史演化過程.觀測該區地震各向異性對研究該區構造演化及動力學問題有著重要的意義.

近20多年來，已發表了一系列青藏高原東南緣地震各向異性研究成果.高原等(2020)綜合前人研究的結果，發現青藏高原東南緣下地殼和上地幔頂部存在南北分區特征，各向異性方向在26°N以北近似為NS方向，在南部近似為EW方向，推測在26°N北側上地幔有較厚的高速體，其南側呈現近似直立構造.王瓊等(2015)利用背景噪聲等資料，得到青藏高原東南緣上地殼各向異性特征，殼幔各向異性具有不同的特征與形成機制.地殼各向異性與地表現代運動相符，大體上與主壓應力的方向和斷裂分布有關(太齡雪等，2015；范莉萍等，2015).Yao等(2008,2009,2010)利用環境噪聲和遠震面波的瑞利波相速度頻散曲線反演青藏高原東緣的巖石圈結構，揭示了地殼深部區域的剪切波低速區域以及各向異性隨深度的變化，上地殼方位各向異性方向圍繞喜馬拉雅東構造結作旋轉運動，其快速方向通常與主走滑斷層平行.Huang等(2015，2018)、Wei等(2013)、常利軍等(2015)利用遠震P波和S波的各向異性研究，以及利用在Moho面P波轉換為S波的Pms波形時差反演地殼各向異性(Zheng et al., 2018; Kong et al., 2016; Cai et al., 2016; Chen et al., 2012; Chen et al., 2013)，都發現了不同深度地隨著觀測資料的增多和研究方法的改進，地震各向異性的縱向分辨率有望進一步提高.例如原有的Pms震相只能反應整體地殼內部的平均各向異性，對地殼內不同深度的各向異性不敏感.與前人的研究相比, 本文收集密集的寬頻帶地震固定臺站和流動臺陣的觀測資料，具有更加完備的數據覆蓋，利用環境噪聲數據提取Rayleigh波頻散曲線，采用多角度頻散曲線反演方法，獲得了地殼上地幔高分辨率的S波速度與各向異性圖像，研究地殼內部物質結構及變形，為青藏高原東南緣地殼上地幔構造演化和動力過程提供了新的證據.

殼各向異性的變化，指出高度變形的青藏高原與穩定的揚子板塊地震各向異性差異，中下地殼地震快波方向與地殼低速層方向一致.這些結果對青藏高原東南緣地殼上地幔內部結構及變形動力機制提供了重要依據.

1 數據和方法

本文使用的數據來源于以下三個部分：(1)四川與云南地震臺網120個固定臺站記錄的2015年1月至2017年12月的連續波形數據；(2)中國地震臺陣I期(中國地震科學臺陣, 2006)240個流動臺站記錄的2011年4月至2013年6月的連續波形數據；(3)川西臺陣(劉啟元等，2008)200個流動臺站記錄的2007年6月至2008年8月的連續波形數據.(圖2).

圖2 青藏高原東南緣臺站分布圖黑色三角代表中國地震臺陣I期, 綠色三角代表四川與云南國家數字地震臺網，紅色三角代表川西臺陣.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.

本文采用以下步驟進行數據處理(Liang and Langston, 2008; Bensen et al., 2007)：

(1)對原始數據按照采樣率為10 Hz進行重采樣；(2)去傾斜，去均值，消除儀器響應等；(3)在0.02至0.2 Hz的頻帶范圍內進行濾波；(4)波形互相關提取Rayleigh波波形.

圖3 左圖表示部分臺站對之間的互相關波形，橫、縱坐標分別表示時間和臺站之間的距離; 右圖表示不同周期瑞利波頻散曲線數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

將臺站對的垂直分量(Z-Z)按24 h的時段進行互相關計算，再對全年數據進行疊加，獲得各個臺站對之間的瑞利波經驗格林函數(圖3a).對 30000多條互相關波形按信噪比(SNR)大于5的標準篩選出21473條頻散曲線(圖3b)，使用頻率-時間分析(FTAN)算法提取頻散曲線的群速度(Levshin et al.,1972).將研究區域劃分為0.25°×0.25°的網格.利用棋盤格測試試驗來評估研究區域的橫向分辨率，設置檢測板的網格大小為0.5°×0.5°，速度擾動為各周期平均速度的±0.3 km·s-1，得到檢測板如圖4所示.

圖4 周期為10 s，20 s，30 s，40 s的群速度層析成像檢測板結果Fig.4 Checkboard test results of group velocity tomography with a period of 10 s, 20 s, 30 s，40 s

在計算過程中加入平滑參數可以減少反演的誤差，但可能降低分辨率(Liang and Langston,2009).利用不同的平滑參數，隨機選取數據迭代計算500次，統計500次反演結果，可以得到速度與各向異性的平均值和標準差.通過選取參數，使得各參數誤差較小(圖5)也能確保有較好的分辨率.

圖5 左、中、右圖依次為周期為20 s，40 s各向異性方向(da)、各向異性強度(dm)、群速度(dv)的誤差分布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

在各向異性介質中，使用多角度頻散曲線反演方法(Liang et al., 2020)，在每個塊體中對某一周期不同方位的群速度通過擬合來確定相應的各向異性常數ak與bk，再使用線性反演方法(Hermann, 2013)得到VS速度隨深度變化的一維速度模型.最后，將所有塊體模型進行組合得到三維速度模型.對各向異性介質而言，網格中的走時差與平均慢度和方位各向異性有關.

(1)

式中Δtij是第i個臺站到第j個臺站的走時差；dijk是第i個臺站到第j個臺站射線在第k個網格中的長度；sk是第k個網格的慢度.ak和bk是第k個網格中的各向異性參數，φijk是第i個臺站到第j個臺站射線在第k個網格中的方位角，N為網格總數.

將公式(1)化簡得到第k個網格中群速度與慢度和各向異性的參數之間的關系：

(2)

第k個網格中各向同性速度vk0，各向異性強度γk和快波方向φk分別為

(3)

對于每個網格，得到一個群速度參數和兩個各向異性參數(ak和bk)，利用反演的ak和bk參數計算出各向異性強度與快波方向.

2 結果

2.1 不同周期的群速度和各向異性圖

根據高密度臺網的資料，反演得到周期范圍為5至50 s的群速度圖像.圖6顯示了10 s、20 s、30 s和40 s的群速度與各向異性分布圖.

由圖6可見，10 s周期群速度四川盆地明顯低于其他地區，反映了盆地地殼上部為中新生代的沉積層.青藏高原東南緣與滇東南，黔西南群速度較高.青藏高原東南緣的北部快波方向顯示為北西向，中南部逐漸轉為南西向.20 s周期與10 s周期群速度大體相似.30 s周期，四川盆地與華南地塊群速度較高，松潘甘孜地塊出現明顯低速異常.40 s周期，松潘甘孜地塊仍顯示低速分布，川西地塊的低速異常范圍明顯減小，各向異性方向轉為南西.四川盆地、揚子地塊及華南地塊都顯示為高速分布.

圖6 周期為10 s, 20 s, 30 s，40 s瑞利面波群速度與各向異性分布Fig.6 Images of the group velocities and anisotropies of the Rayleigh waves at various periods of 10, 20, 30 and 40 s, respectively

由于研究區域地殼厚度有較大的變化(Wang et al., 2017；朱介壽等, 2017，Huang et al., 2018)，如圖7可所示，在地下同一深度，各地塊所反映的地殼上地幔的部位有較大的差異.在討論地塊某一塊體各向異性和速度分布時，必須根據該圖來確定其地殼及上地幔所在深度范圍.

圖7 青藏高原東南緣及相鄰地區Moho界面深度圖(根據Wang et al., 2017; 朱介壽等, 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異性

基于多角度頻散曲線反演方法(Liang et al., 2020)，獲得了不同深度的速度和各向異性圖像(圖8).

在2～5 km深度(圖8a)，青藏高原東南緣，揚子地塊等區域，都位于上地殼頂部.松潘甘孜地塊各向異性方位角為NW向，與鮮水河斷裂帶走向一致.川西地塊各向異性由NW轉為SW向.木里鹽源盆地和滇中地塊都為NE-SW向，與小金河斷裂帶走向一致，滇西南地塊亦為SW向.滇中地塊由NNW逐漸轉為NS向，與則木河斷裂帶和小江斷裂帶等平行.青藏高原東南緣各地塊顯示的各向異性方向，整體上是圍繞喜馬拉雅東構造結作順時針旋轉運動的, 如圖10a中的紫色箭頭所示.四川盆地及揚子地塊上地殼2～5 km的各向異性特征如下.龍門山造山帶為NE向，與龍門山斷裂帶走向基本一致，四川盆地為NE向，與盆地內部的主要斷裂帶，如華鎣山斷裂帶的走向一致.揚子地塊及華南地塊各向異性特征優勢方向為SE向.

在10～20 km深度(圖8b)，青藏高原東南緣為上地殼底部, 四川盆地，揚子地塊，華南地塊及滇西南地塊已為中地殼.各地塊的各向異性方向 (圖8b)整體上仍圍繞東構造結(EHS)作順時針旋轉運動(如圖中紫色箭頭所示).四川盆地，揚子地塊以及華南地塊的各向異性方位角大體從NS向再轉為SE向.

在30～40 km深度(圖8c)，松潘甘孜地塊及川西地塊在這一深度位于中下地殼，滇中及滇西南位于下地殼與上地幔頂部.四川盆地，揚子地塊為地殼底層，華南地塊為地殼底部或上地幔頂部.青藏高原東南緣中下地殼方位角相對上地殼發生了很大變化，松潘甘孜地塊方向仍為NNW，川西地塊仍為NE向，但是木里鹽源盆地由上地殼的NE向逆轉為NW向，到達滇中地塊也由NE向逆轉為NW向.

低速層由松潘甘孜地塊向東，向南折向川西地塊轉為NS及NE向，在木里鹽源盆地轉為NW向，向東轉進滇中地塊.也有部分低速層物質進入揚子地塊，使揚子地塊西緣局部地區也成為低速帶，如圖8c中藍色箭頭所示.

毗鄰的揚子地塊及華南地塊在這一深度已接近地殼下部.龍門山造山帶方位角仍為NE向，與龍門山斷裂帶走向一致.四川盆地為NS或NNW走向，揚子地塊為NNE向，華南地塊仍為SE向.中下地殼各向異性與上地殼分布大體相同，僅局部有一些變化.

在50～60 km深度(圖8d), 青藏高原東南緣及相鄰區域為下地殼底部及上地幔頂部.這一深度地震各向異性分布與上地殼相比，除川西地塊稍有偏離外，其余如松潘甘孜地塊，木里鹽源盆地、滇中地塊等與上地殼分布基本相同.各地塊總體趨勢仍然是圍繞東構造結(EHS)作順時針環繞運動, 如圖中紫色箭頭所示.其中西南緣的低速分布帶可能由騰沖(TC)火山活動引起.

四川盆地及揚子地塊這一深度已位于上地幔頂部，從龍門山造山帶至四川盆地揚子板塊和華南板塊，各地塊的方位角排列總體上仍然與上地殼和中下地殼相似.四川盆地及華南地塊均位于上地幔頂部，各向異性強度(MOA)較地殼有所增大.

圖8 (a)、(b)、(c)、(d)表示青藏高原東南緣及相鄰區域上地殼頂部(2～5 km),上地殼(10～20 km),中下地殼(30～40 km)，下地殼底部以及上地幔頂部(50～60 km)的S波速度和各向異性分布圖紅色玫瑰圖為各地塊的各向異性方向統計結果, 紫色箭頭顯示青藏高原東南緣上地殼及下地殼底部及上地幔頂部的各向異性方向，藍色箭頭表示中下地殼低速層分布區域各向異性方位，(d)中TC表示騰沖火山活動帶.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 討論

為了解中下地殼低速層的分布，圖9顯示了不同方位的速度剖面.地殼低速層的上界面位于地下18～20 km深度，下界面位于30～42 km深度，地殼低速層的厚度變化范圍為10～25 km.松潘甘孜地塊與川西地塊，木里鹽源盆地、滇中地塊，厚度可達20～25 km左右.低速層向東及東南逐漸減薄，到龍門山斷裂帶和小江斷裂帶，其厚度減小到10～15 km左右.

圖9 A、B、C、D、E為五條地殼速度剖面紅色線條表示中下地殼低速層上下界面，紅色箭頭表示低速層物質移動方向，黑色線條表示莫霍界面.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.

地震各向異性是地球介質的一個重要特征.由于大陸地殼具有漫長的歷史，地殼上地幔不同深度的地震各向異性，記錄了它的現今構造特征及其歷史演變過程, 為研究構造演化及動力學過程提供重要依據.

在脆性變形的上地殼中，各向異性可以由巖體中微破裂及微裂紋的排列、巖石層理或熔體組織顯示優勢方向引起, 這稱為形狀優勢方向(SPO)(Crampin and Chastin, 2003,2008).在許多情況下，SPO受應力場的控制，快波方向平行于巖體的最大剪切或拉張應變軸，與構造活動區的斷裂帶的走向或其邊界一致(Dreiling et al., 2018，Huang et al., 2015).

在塑性變形的中下地殼和上地幔中，各向異性可由巖石中的礦物結構特性產生.如中下地殼中的云母、角閃石和上地幔中的橄欖石等礦物的晶格優勢方向(LPO)及晶體優勢方向(CPO)(Mainprice, 2007；Brownlee et al.,2017)與地震快波方向一致.

地球動力學問題大都與擠壓或拉張應力有關，由于應力方向重新定向，將影響到地殼中礦物的LPO和CPO, 使各向異性發生變化.對于軟流層中的地幔流, 各向異性的快速方向一般與地幔流方向相同( Karato et al., 2008).

青藏高原東南緣上地殼各地塊環繞東構造結(ESH)作順時針旋轉運動, 與青藏高原東南緣相對于揚子地塊地面GPS水平運動方向是一致的(Gan et al., 2007；王閻昭等，2008;Shen et al., 2005；Pan and Shen, 2017；Wang and Shen, 2020).斷層最大走滑量沿鮮水河斷裂帶轉為則木河斷裂帶(ZMHF)至小江斷裂帶.這些走滑斷裂帶也與青藏高原東南緣的最大剪切應變帶相符合(Pan and Shen, 2017；Gan et al., 2007；Huang et al., 2018).

青藏高原東南緣地殼低速層的物質來源及性質，以及動力過程已有大量研究成果.其中包括地殼流導致地殼加厚和地表隆升機制的研究(Royden, 1996; Royden et al.，1997； Schoenbohm et al., 2006；Clark et al., 2003, 2005; Clark and Royden, 2000；Burchfiel et al., 2008； 張培震，2008；Yi et al., 2016)；基于天然地震對中下地殼低速層及地殼流的研究(Liu et al., 2014， 2018；Yang et al., 2012；王椿鏞等，2008；朱介壽等，2017；李昱等，2010；Yao et al., 2008, 2009；范莉蘋等，2015；鄭晨等，2016；Bao et al., 2015).通過對地殼溫度及深部巖石包體分析，認為青藏高原地殼內20～40 km深觀測到的低速層是在700 ℃～850 ℃溫度下，脫水含云母的硅酸巖部份熔融的黏滯性流體，其晶體優勢方向(CPO)與中地殼快波方向一致(Hacker et al., 2014, Xie et al., 2013，2017).

青藏高原東南緣地殼中部的黏滯性流體在向東及東南方向運移時，除了帶動地表各地塊以不同速度移動外，它的動力學效應還表現在地表隆升及地殼增厚.青藏高原東南緣海拔1500 m至4000 m以上的高原地區，地殼內普遍存在黏滯性低速層，而在1500 m以下區域，幾乎沒有低速層.

青藏高原東南緣的上地殼與下地殼各向異性特征相一致，表明它們在較早的歷史演化時期(如古生代至中生代)可能是耦合在一起的.在新生代時期，青藏高原隆升和向東擠出，低速的黏滯性物質流入中地殼，使原有上下地殼分離解耦，但它們的相對位置及各向異性特征仍然不變.

穩定的揚子地塊及華南地塊為前寒武紀克拉通地區.揚子地塊的核心區(四川盆地)基本沒有變形. 在漫長的地質歷史中，從地殼到上地幔頂部，各向異性方位角基本保持不變，因此，這里顯示的可能是古構造活動遺留下來的各向異性(Huang et al., 2015).

遠震P波對青藏高原東南緣及相鄰區域各向異性成像(Wei et al., 2013)發現，在中下地殼中存在一個顯著的厚約20 km的低速地殼流，該地殼流在向東流動時受剛性的四川盆地阻擋，地震各向異性也發生變化.在上地殼發生的強烈地震都分布在塑性流體層的邊界，表明地震活動受深部動力過程控制.這一研究與本文得到的中下低速地殼流分布范圍與動力過程是相同的.用P波研究青藏高原東南緣的成果(Huang et al., 2018)指出，青藏高原東南緣圍繞喜馬拉雅東構造結(EHS)順時針旋轉同時，揚子地臺西緣部分地區受到低速物質侵入影響，成為構造活動區.地殼上地幔各向異性顯示，地震快波方向與地面主要斷裂帶走向一致.

利用Moho界面轉換波PmS的正弦波時差反演青藏高原東南緣各向異性(Zheng et al., 2018) 發現松潘甘孜、川西、滇中等地塊各向異性方向與地面主干斷裂帶平行.中下地殼各向異性快波方向與低速地殼流流向一致.利用Moho界面及地殼內的速度界面的P波轉換為S波的波形時差反演的各向異性成果指出(Kong et al., 2016)， 快波方向與地表主干斷裂平行，而且主要集中在地塊的邊界部份，并顯示中下地殼存在塑性地殼流.基于程函方程的面波層析成像，對青藏高原東南緣各向異性及速度成像，發現20 km以上地震各向異性與地面斷裂帶走向及最大主壓應力方向一致.在川滇菱形塊體北部，存在明顯的低速地殼流分布，地殼流流向與塊體向南擠出方向一致(王懷富等，2020).

由上可見，本文所得到的青藏高原東南緣地震各向異性的研究結果，與近年來發表的相關結論基本是一致的.由于我們的反演具有更高的縱向分布率，可以獲得地殼及上地幔不同部位的速度及各向異性的細節特征，能對其物質結構及動力過程進行更深入研究.

4 結論

對青藏高原東南緣及相鄰地區中國地震臺陣I期，四川與云南國家數字地震臺網，川西臺陣觀測資料進行處理, 用環境噪聲成像提取瑞利面波, 采用面波多方位角反演方法，獲得青藏高原東南緣及相鄰地區高分辨率的S波各向異性及速度分布圖像.

在上地殼(從地表到20 km深度), 青藏高原東南緣各地塊的快波方向與其鄰近的走滑斷裂帶走向一致.各向異性形狀優勢方向(SPO)與相對于華南地區的地面GPS水平速度場方向一致，也與青藏高原東南緣的最大剪切應變帶相符合，都是圍繞喜馬拉雅東構造結作順時針旋轉運動.

在中下地殼(30～40 km深度)，地震各向異性相對上地殼發生了很大變化.地震各向異性方位角從北向南在滇中地塊轉為北東向.各向異性快波方向由中下地殼中厚約10～25 km的低速流體物質流向所控制.

下地殼底部至上地幔頂部(50～60 km深度)，青藏高原東南緣的各向異性分布仍與上地殼大體相同，總體上仍圍繞喜馬拉雅東構造結(EHS)作順時針旋轉運動.青藏高原東南緣的上地殼與下地殼各向異性特征相一致，表明它們在較早的歷史演化時期(如古生代至中生代)可能是耦合在一起的.

根據熱年代學測定結果，發現青藏高原東南緣在新生代至少有兩期隆升事件，分別發生在漸新世30～25 Ma及中新世15～10 Ma, 黏滯性流體進入中下地殼最可能是后一時期(Wang et al., 2012).對青藏高原新生代隆升及擠出的模擬，也得出中新世15 Ma以來為青藏高原東南緣隆升及低速地殼流活動時期的結論(Yang et al., 2009).

在新生代時期，隨著青藏高原隆升向東擠出，特別在中新世以來低速的黏滯性物質流入青藏高原東南緣的中下地殼，改變了各向異性方向，但原有上地殼與下地殼底部的相對位置及各向異性特征仍保持不變.青藏高原東南緣地殼整體沿喜馬拉雅山東構造結(EHS)順時針旋轉，上地殼與下地殼底部作同步運動，仍保持了原有各向異性特征.但流入中下地殼的黏滯性流體使各向異性方向和速度分布發生顛轉變化.新生代以來青藏高原東南緣地殼結構的變化及外部物質的滲入，是地殼變形和構造活動的根本原因.

四川盆地、揚子地塊及華南地塊從地殼到上地幔頂部，各向異性特征基本保持不變.它們的構造特征及演化過程與青藏高原東南緣是不同的.揚子地塊及華南地塊為穩定的前寒武紀克拉通地區.在漫長的地質歷史中，顯示出化石各向異性特征.

致謝感謝“中國地震科學探測臺陣數據中心”和“川西臺陣”，及四川省地震局、云南地震局為本文提供的地震數據資料；感謝兩位匿名審稿人對本文認真嚴謹的審閱，并提出了寶貴的修改意見和建議.本文的圖件均由GMT，Surfer，Matlab繪制.