中國大陸及鄰區(qū)上地幔P波各向異性結(jié)構(gòu)

郭 飚，劉啟元，陳九輝，賀日政，李順成

1 地震動力學(xué)國家重點實驗室，中國地震局地質(zhì)研究所，北京 100029

2 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

1 引 言

大陸動力學(xué)已經(jīng)成為當(dāng)今固體地球物理各領(lǐng)域研究的主導(dǎo)方向.大陸動力學(xué)涉及問題非常廣泛，但核心問題是大陸變形及動力學(xué).地震各向異性被普遍認(rèn)為是理解地球動力學(xué)過程的有效工具［1］，因此，通過研究地震各向異性有助于了解地球介質(zhì)的應(yīng)變、應(yīng)力狀態(tài)及地球的演化過程.

地球介質(zhì)各向異性的成因比較復(fù)雜，巖石組分和構(gòu)造環(huán)境不同，地震各向異性成因也不盡相同.地震波各向異性具有多種成因，它可能與巖石中的各向異性結(jié)構(gòu)背景有關(guān)，也可能與地球中礦物的固有各向異性有關(guān).這些因素總體而言可分為兩類，即形狀優(yōu)勢排列（SPO）和晶格優(yōu)勢排列（LPO）.地殼各向異性形成的主要原因是SPO，而上地幔各向異性形成的主要原因是LPO［2］.巖石實驗和數(shù)值模擬研究表明，簡單的剪切應(yīng)力作用下，橄欖石a軸趨于主張應(yīng)力方向，中度變形的橄欖石聚合體趨于在最大的形變方向上排列，可以產(chǎn)生2%～6%的各向異性［3-5］.在強(qiáng)大的應(yīng)力作用下，巖石中晶體顆粒發(fā)生塑性變化，在垂直于應(yīng)力方向上伸長，也會使巖石表現(xiàn)出各向異性［6］.當(dāng)大洋中脊、島弧、俯沖帶、火山帶等高活動性地區(qū)地幔在高溫下流動時，橄欖石晶體定向排列，長軸沿流動方向展布，在局部范圍內(nèi)會形成較強(qiáng)的各向異性.由于LPO與巖石形變有關(guān)，因此可以根據(jù)上地幔各向異性結(jié)構(gòu)推測上地幔流動圖像［3，7］.盡管在巖石含水［8-9］或其它各向異性礦物（如長石）的情況下，各向異性方向與應(yīng)力或應(yīng)變的關(guān)系會變得非常復(fù)雜［10］，但地震各向異性仍然可以作為地幔流動的指示器［11-15］.

上地幔地震各向異性研究方法有很多種［16］，其中最常用的方法是SKS波偏振分析和面波各向異性.SKS偏振分析方法是研究上地幔各向異性的主要方法［17-20］，在世界各個地區(qū)都進(jìn)行過SKS波偏振分析研究［21］.SKS波偏振分析方法的主要特點是橫向分辨率較高，受介質(zhì)的非均勻性的影響較小.其缺點是不能確定具體的深度和各向異性的垂直分量［22］，當(dāng)存在多層各向異性時，觀測到的各向異性方向趨向于淺層介質(zhì)的方向，從而掩蓋了深部的各向異性特征［21-23］.另外，SKS波偏振分析方法對于地震的震中距和記錄質(zhì)量要求較為嚴(yán)格，需要較長時間觀測才能獲得充足的數(shù)據(jù).面波分析的結(jié)果可以提供～1／3波長深度范圍內(nèi)的徑向各向異性［24］及方位各向異性［25-29］.面波各向異性分析方法具有較好的垂向分辨率，但橫向分辨率較差（在密集臺陣情況下約100km）.上述兩種方法都只能得到方位各向異性而忽略各向異性的傾角.P波走時方法是根據(jù)區(qū)域地震或遠(yuǎn)震的走時殘差隨方位和入射角的分布確定快波軸的方向，進(jìn)而確定各向異性的對稱軸方向.當(dāng)P波走時數(shù)據(jù)的入射角范圍覆蓋較全時還可以確定對稱軸的傾角.Babuˇska等［30］最早通過校正地球的橢率、臺站高程、沉積層厚度以及Moho面深度來計算臺站的相對走時殘差，并根據(jù)相對走時殘差的分布特征確定P波快軸的方位.Martynov等［31］、Plomerová等［32-33］和 S′roda［34］也采用了類似的方法.利用遠(yuǎn)震P波走時確定介質(zhì)各向異性主要有以下幾個優(yōu)點：1）體波數(shù)據(jù)易于獲?。?）與波形信息相比，體波走時數(shù)據(jù)精度和信噪比較高；3）體波射線在地殼上地幔分布較為均勻.但其缺點是難以與非均勻效應(yīng)分離.相對于SKS波偏振分析，體波走時方法基于不同的數(shù)據(jù)集，能提供獨立的地震各向異性觀測證據(jù)，對于認(rèn)識地球的結(jié)構(gòu)及動力學(xué)過程都具有非常重要的意義.

中國大陸位于歐亞板塊的東部，是研究大陸構(gòu)造變形的典型區(qū)域.晚新生代以來，中國大陸經(jīng)歷了多旋回的典型構(gòu)造事件，包括西部的青藏高原和天山的隆升及東部地區(qū)的盆地擴(kuò)張及火山活動［35］.關(guān)于中國大陸構(gòu)造變形的動力學(xué)特征，一般認(rèn)為是由于太平洋板塊俯沖引起的大陸裂谷、克拉通裂解［36］，以及由于印度板塊向中國大陸俯沖引起的中國大陸內(nèi)塊體向東南擠出［37］.研究太平洋和印度板塊的俯沖對中國大陸構(gòu)造變形還需要上地幔形變的地震學(xué)證據(jù).已有很多學(xué)者利用 Pn波走時［38-39］，SKS波 偏 振［40-41］以 及 面 波 頻 散［42-44］等 方 法 研 究 了中國大陸上地幔各向異性.這些各向異性研究一般基于HTI或VTI假設(shè)［24］，但真實地球介質(zhì)在不同深度上存在不同類型的各向異性，并且對稱軸為任意方向.Savage［45］指出在假定對稱軸方向的基礎(chǔ)上獲得的各向異性參數(shù)很可能與實際情況不符.本文在弱各向異性假設(shè)基礎(chǔ)上，根據(jù)Backus［46］的qP波速度擾動的近似表達(dá)式和分布在中國大陸周邊的213個地震臺站記錄到的遠(yuǎn)震P波走時數(shù)據(jù)，反演了中國大陸上地幔P波各向異性結(jié)構(gòu).利用遠(yuǎn)震P波走時不僅可以研究方位各向異性，同時還可以給出各向異性對稱軸的傾角，避免了由于傾斜各向異性造成的誤差［16］.本研究根據(jù)遠(yuǎn)震P波走時反演得到的上地幔各向異性圖像可以為研究中國大陸構(gòu)造演化和上地幔形變特征提供深部地球物理證據(jù).

2 走時數(shù)據(jù)與預(yù)處理

利用遠(yuǎn)震P波走時研究上地幔各向異性要求比較全的震中距和方位角覆蓋，因此本文所用的走時數(shù)據(jù)選自中國大陸周邊長期穩(wěn)定運行的固定地震臺.這些臺站包括中國地震臺網(wǎng)（記錄時間1996年至2008年）和國際地震數(shù)據(jù)中心（ISC）的臺站（記錄時間1960年至2009年）.我們根據(jù)以下原則選取數(shù)據(jù)：1）臺站范圍為70°E—135°E，10°N—50°N；2）震中距范圍在20°～100°之間；3）走時殘差小于4s；4）每個臺站所記錄到的地震數(shù)量大于800個，地震的方位覆蓋大于270°，震中距覆蓋大于30°.最終選定213個臺站和約680000條遠(yuǎn)震P波走時數(shù)據(jù)，其中ISC臺站的記錄時間較長（約40年），數(shù)據(jù)的方位和震中距覆蓋較好，而中國地震臺網(wǎng)的記錄時間較短（約12年），數(shù)據(jù)方位覆蓋較差.

圖1給出了本研究所用地震臺站的分布.由圖1所示，地震臺站在中國大陸中東部、印度大陸和東南半島分布較為均勻，而在西藏、塔里木及蒙古地區(qū)地震臺站分布較為稀疏.

為了盡量消除地球介質(zhì)的非均勻結(jié)構(gòu)、地震定位誤差等因素的影響，在反演前我們先對走時數(shù)據(jù)進(jìn)行預(yù)處理：1）首先，根據(jù)Crust2.0地殼模型［48］校正了高程和地殼厚度的影響，并做了橢率校正；2）采用臺站相對走時殘差代替絕對走時殘差.臺站相對走時殘差定義為某一個地震的走時殘差減去該臺站所有地震走時殘差的平均值.

根據(jù)上面所述的方法，我們計算得到中國大陸及鄰區(qū)內(nèi)213個地震臺的臺站相對走時殘差的分布.作為例子，圖2a給出了9個地震臺站遠(yuǎn)震相對走時殘差分布，圖2b給出了這9個臺站的位置.如圖2a所示，分組疊加后的臺站相對走時殘差投影到極坐標(biāo)下呈一定規(guī)律的分布，其反映了臺站下方上地幔的各向異性性質(zhì).

3 研究方法

圖1 中國大陸及鄰區(qū)板塊構(gòu)造及地震臺站分布紅色三角表示ISC臺站；綠色三角表示中國地震臺網(wǎng)的臺站；線段表示板塊邊界（據(jù)文獻(xiàn)［47］）.Fig.1 Boundaries of plates and seismic stations distribution in China mainland and adjacent areasThe red triangles denote ISC stations；the green triangles denote CENC stations；the solid lines denote boundaries of plates（after Ref.［47］）.

各向異性介質(zhì)非常復(fù)雜，理論上描述任意各向異性介質(zhì)需要21個彈性參數(shù)，在現(xiàn)有的觀測條件下很難反演如此多的參數(shù).因此，各向異性研究大多都假定介質(zhì)為弱各向異性或為某一種簡單的各向異性類型（如TI介質(zhì)），從而減少描述各向異性介質(zhì)參數(shù)的個數(shù).Backus［46］利用彈性張量調(diào)和展開理論，導(dǎo)出了弱各向異性介質(zhì)中的P波相速度擾動調(diào)和展開公式.該公式是目前大部分各向異性研究方法的基礎(chǔ)，下面簡單介紹該理論及其在本文中的應(yīng)用.

3.1 P波速度擾動的近似表達(dá)式

在弱各向異性條件下，彈性張量可以表示為各向同性張量與很小的擾動張量之和：

這里，Cijkl為各向異性彈性張量，為各向同性張量，γijkl為擾動張量，且有γijkl?（cS為S波速度）.根據(jù)擾動理論，qP波的相速度擾動可以表示為

企業(yè)要盡可能地提高會計信息的真實性和完整性，進(jìn)而提高企業(yè)決策的準(zhǔn)確性，就要加強(qiáng)企業(yè)財務(wù)管理，不斷完善企業(yè)內(nèi)控體系。一般來說，會計信息的真實性需要由內(nèi)部控制制度提供保障，財務(wù)管理又對內(nèi)部控制具有較大影響，所以，強(qiáng)化財務(wù)管理可以完善內(nèi)部控制制度，使財務(wù)數(shù)據(jù)更加準(zhǔn)確可靠，能在生產(chǎn)經(jīng)營決策中發(fā)揮更好的作用，能更有效地規(guī)避企業(yè)經(jīng)營風(fēng)險。同時，企業(yè)內(nèi)控體系并不是一成不變的，它會隨著企業(yè)的發(fā)展不斷變化，財務(wù)管理可以通過財務(wù)數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)內(nèi)控體系中的不足，從而依據(jù)這些信息對內(nèi)控體系進(jìn)行修改與完善，使內(nèi)部控制制度能與企業(yè)的發(fā)展相適應(yīng)。

其中，ρ為密度，cP為各向同性介質(zhì)的P波速度，vi為射線的方位余弦.我們注意到式（3）右邊為張量展開的多項式.根據(jù)張量調(diào)和展開理論［46］可得

略去高角度項［49］，式（4）可進(jìn)一步簡化為

其中，θ，λ分別為射線的入射角和方位角，A—W 為各向異性系數(shù).式（5）共有8個參數(shù)，但其中只有6個獨立參數(shù).可以進(jìn)一步寫為

其中，xi表示射線的方向余弦.根據(jù)文獻(xiàn)［49］，公式（6）中系數(shù)矩陣G可表示為

系數(shù)矩陣G的三個特征值分別為l1，l2，l3，相應(yīng)的特征矢量分別為e1，e2，e3.其中最大特征值對應(yīng)的是qP波快波的速度擾動，相應(yīng)的特征矢量對應(yīng)的是qP波快波軸的方向.

公式（6）表明在弱各向異性條件下各向異性P波速度擾動可以近似地用6個參數(shù)來描述.為了測試公式（6）描述P波速度擾動的誤差，我們利用公式（6）擬合了 Pyrolite模型［50］qP波相速度.如圖3所示，與精確值相比，qP波相速度最大速度誤差約為1.2%，平均速度誤差小于0.3%.Bokelmann［49］研究認(rèn)為四次以上的高角度項產(chǎn)生的速度誤差不會大于2%.因此可以用8個球諧展開系數(shù)（6個獨立參數(shù)）描述上地幔的三維各向異性.

圖2 （a）臺站相對走時殘差的分布；（b）臺站位置數(shù)字表示反方位角，0°表示北，順時針方向為正；同心圓的內(nèi)圈表示入射角為10°，最外圈表示入射角為40°.每個小圖下方的英文字母為臺站名稱，臺站的位置顯示在圖2b中.Fig.2 （a）Distribution of station relative traveltime residuals；（b）Locations of seismic stationsThe numbers denote back azimuth，0°denotes North direction and clockwise is positive；the inner cycle represents 10°of incident angle，while the outer cycle represents 40°of incident angle.The string under subfigure is the station name，and the locations of stations are shown in Fig.2b.

3.2 各向異性走時反演

假設(shè)經(jīng)過校正的臺站相對走時殘差（見第2節(jié)）的變化主要由介質(zhì)的各向異性引起的，在一階近似條件下并根據(jù)公式（6），走時擾動與各向異性參數(shù)的關(guān)系可以寫為

式中，v（r）為真實速度，v0（r）為各向同性參考速度，L0為參考模型下的射線路徑，x（r）＝為射線方向，G為介質(zhì)的各向異性參數(shù).公式（8）可以進(jìn)一步簡寫為矩陣形式：

實驗研究認(rèn)為地幔各向異性主要存在于600km范圍內(nèi)，而在這個深度以下，巖石礦物不會再有優(yōu)勢排列［51］.巖石學(xué)研究表明［50，52］，上地幔的各向異性強(qiáng)度約為3%～17%，平均約為6.6%.因此，本研究僅反演臺站下方600km范圍內(nèi)的各向異性.完整的反演步驟如下：首先根據(jù)Crust2.0模型和IASPEI91模型構(gòu)建地震臺站下方600km深度范圍內(nèi)的一維P波速度模型；然后根據(jù)該速度模型計算遠(yuǎn)震P波在臺站下方的射線路徑，并根據(jù)公式（8）計算反演核A；最后，求解線性方程組（9）即可以得到各向異性參數(shù)G，并根據(jù)公式（7）得到P波快波的方向.

4 結(jié) 果

根據(jù)3節(jié)的數(shù)據(jù)預(yù)處理和各向異性反演方法，我們反演得到了分布在中國大陸及鄰區(qū)內(nèi)213個地震臺站下方上地幔介質(zhì)P波快波方位、傾角和各向異性強(qiáng)度的分布情況.圖4給出了中國大陸上地幔P波各向異性結(jié)構(gòu)，圖中紅色線段的方位和長度分別表示臺站下方600km范圍內(nèi)平均P波快波軸方向和各向異性強(qiáng)度.由于各向異性強(qiáng)度與非均勻結(jié)構(gòu)強(qiáng)烈耦合［53］，因此本文不討論各向異性強(qiáng)度的結(jié)果.如圖4所示，中國大陸及鄰區(qū)各向異性結(jié)構(gòu)具有明顯的分區(qū)特征，并與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征相吻合.下面我們詳細(xì)介紹各構(gòu)造單元內(nèi)的各向異性特征.

4.1 印度—青藏地區(qū)

印度大陸的P波快波方向總體為NNE方向，與絕對板塊運動方向［54］一致，這表明印度大陸上地幔流動方向與板塊運動方向一致.在印度大陸北部和青藏高原南緣逐漸轉(zhuǎn)向EW方向，這與該區(qū)強(qiáng)烈擠壓變形有關(guān)［55］.在青藏高原內(nèi)部數(shù)據(jù)較少，僅有拉薩臺數(shù)據(jù)較為可靠.在青藏的北部及東北緣P快波方向轉(zhuǎn)為SSE方向，這與SKS的結(jié)果相差約為45°［56］，與該區(qū)的主壓應(yīng)力方向［57］垂直.我們推測這是由于受四川盆地和鄂爾多斯地塊的阻擋，上地幔物質(zhì)的晶軸沿垂直于主壓應(yīng)力方向展布.SKS研究觀測到在該區(qū)的快波偏振方向依賴于數(shù)據(jù)的反方位角，推測可能存在傾斜各向異性［58］.在青藏的東緣地區(qū)，我們的結(jié)果則與SKS的結(jié)果［56，59］較為相近并垂直于主壓應(yīng)力方向.

圖3 Pyrolite模型P波相速度調(diào)和展開近似圖中橫坐標(biāo)和縱坐標(biāo)分別為相對于主對稱軸的方位角和傾角.（a）利用8個調(diào)和展開系數(shù)擬合Pyrolite模型的速度分布；（b）擬合誤差.Fig.3 Phase velocity variation of Pyrolite modelThe horizontal and vertical coordinates are azimuth and incident angle relative to the symmetry axis.（a）The phase velocity distribution of Pyrolite model（using 8coefficients）；（b）Phase velocity errors.

圖4 中國大陸上地幔各向異性P波快波方向分布圖中紅色線段為P波快波走向；藍(lán)色箭頭為相對于西伯利亞的GPS運動速率；背景為P波快波軸的傾角.Fig.4 Distribution of fast P－wave directions in China mainlandThe red lines denote fast P－wave direction；blue arrows denote movement speed relative to Siberia；the background denote dip angle of fast P－wave.

4.2 天山造山帶

東天山的P波快波方向為NNE，與該區(qū)的主壓應(yīng)力方向一致，但與SKS的結(jié)果垂直.該區(qū)的SKS結(jié)果大體平行于天山山脈的走向.我們推測SKS的結(jié)果可能反映的是淺部巖石圈的結(jié)構(gòu)，而我們的結(jié)果更多的是反映上地幔的結(jié)構(gòu).西天山、帕米爾的P波快波方向為NEE向，垂直于該區(qū)的主壓應(yīng)力方向，推測該區(qū)東西天山的動力學(xué)機(jī)制不同.

4.3 華南地塊

在華南地塊內(nèi)部P波快波方向為SE方向，這與絕對板塊的運動方向一致，與該區(qū)的主構(gòu)造線垂直.該區(qū)域的SKS波偏振分析結(jié)果相互矛盾，有NNE方向［60］，有SEE方向［61］和SE向［56］.

4.4 華北和阿穆爾地塊

華北地塊的各向異性結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，華北平原P波快波的主體方向為SE向，與SKS的結(jié)果較為一致.在郯廬斷裂帶和太行山中央隆起帶則平行于山體走向.中國大陸東北的東部平均方向為SE，而在興安嶺一側(cè)為SSW方向，即平行于構(gòu)造線方向.

4.5 各向異性的傾角分布

圖4的背景顯示為P波快波軸與水平面的夾角.根據(jù)各向異性的傾角，中國大陸及鄰區(qū)上地幔各向異性結(jié)構(gòu)大體可分為三塊：1）青藏新疆地區(qū)；2）南北帶地區(qū)；3）中國東部地區(qū).青藏新疆地區(qū)的各向異性傾角接近水平，推測該區(qū)形變力源主要為水平拖曳力，即上地幔水平流動的推動力.南北帶地區(qū)的各向異性傾角較大，特別是在青藏東緣地區(qū)的傾角約為40°.這可能是由于青藏物質(zhì)向東擠出過程中受華南地塊和鄂爾多斯地塊的阻擋在邊界地帶產(chǎn)生垂直變形引起的［62］.中國東部地區(qū)各向異性結(jié)構(gòu)較為復(fù)雜，在中國大陸東北部各向異性傾角接近水平，這可能是由于該區(qū)受到太平洋俯沖板塊的影響上地幔以水平流動為主.在太行山、大別—蘇魯?shù)貐^(qū)各向異性傾角較大，這可能是由于該區(qū)以垂直變形為主.

圖5 中國大陸上地幔變形示意圖白色箭頭表示上地幔流動方向與主壓應(yīng)力方向及觀測到的各向異性方向一致；紅色箭頭表示主壓應(yīng)力方向，且垂直于觀測到的各向異性方向.Fig.5 Upper－mantle deformation of China mainlandThe white arrows imply that the upper mantle flow directions are consistent with the principal stress and anisotropic directions；the red arrows denote the principal stress direction and perpendicular to the anisotropic direction.

5 結(jié)論與討論

（1）對于遠(yuǎn)震體波射線，其在地殼內(nèi)的路徑遠(yuǎn)小于其在地幔內(nèi)的路徑，因此地殼的各向異性可以忽略不計.據(jù)此，我們可以假設(shè)遠(yuǎn)震體波走時殘差主要是由于非均勻結(jié)構(gòu)和上地幔的各向異性引起的.非均勻結(jié)構(gòu)只能引起速度的擾動，而只有各向異性才能引起速度的有規(guī)律的變化［34］.當(dāng)上地幔存在對稱的高低速異常體的分布時可能會錯誤地解釋為各向異性［63］，但這種大尺度對稱的速度異常分布較為少見.通過數(shù)值測試研究表明，在射線方位覆蓋較全的情況下（大于270°）非均勻結(jié)構(gòu)對反演結(jié)果的各向異性的方向影響較小，僅對各向異性的強(qiáng)度影響較大［53］.

（2）根據(jù)中國大陸及鄰區(qū)上地幔P波各向異性結(jié)構(gòu)，我們可以推測中國大陸上地幔變形主要受印度板塊、菲律賓及太平洋板塊俯沖的影響.圖5給出了中國大陸變形的示意圖.印度板塊與青藏碰撞東邊界表現(xiàn)為B型各向異性［64］，即各向異性方向垂直于主壓應(yīng)力方向；而在西部邊界則表現(xiàn)為A型或C型各向異性［64］，即各向異性方向平行于主壓應(yīng)力方向.同樣，在東天山和西天山帕米爾也表現(xiàn)為不同的形變機(jī)制.印度板塊向青藏下方俯沖造成了青藏的抬升并向東擠出，由于鄂爾多斯和華南地塊的阻擋，在青藏東北緣表現(xiàn)為B型各向異性；青藏物質(zhì)繞喜馬拉雅構(gòu)造節(jié)向東南擠出，則該區(qū)上地幔各向異性表現(xiàn)為A型或C型.揚子地塊的各向異性與上地幔流動及絕對板塊運動方向一致.華北地塊可能受到太平洋板塊俯沖的影響在華北平原形成A或C形變，而受鄂爾多斯地塊的阻擋在太行山前形成B型變形.阿莫斯地塊與華北地塊類似，形變特征也主要受太平洋板塊俯沖的影響.

（3）在比較根據(jù)不同方法獲得的各向異性結(jié)果時一定要考慮如下因素：數(shù)據(jù)類型和信息（體波、面波、走時信息、偏振信息等）、深度敏感度、頻率的依賴及初始各向異性假設(shè).P波走時方法獲得的結(jié)果反映的是P波快波軸的方向，而偏振分析方法（如SKS）得到的結(jié)果是S波快波的偏振方向.在不同類型的各向異性介質(zhì)情況下，這兩個的方向可能不同［65］.P波偏振反映1／2波深度范圍內(nèi)的各向異性，SKS波偏振主要敏感區(qū)為～1波長深度范圍內(nèi)的各向異性，而遠(yuǎn)震P波走時則反映射線路徑上平均結(jié)果［16］.如果地下介質(zhì)由多層各向異性介質(zhì)構(gòu)成，則SKS的偏振方向趨于淺層介質(zhì)的偏振方向.S波分裂方法一般是假定上地幔為HTI介質(zhì)，但如果任意傾向的各向異性介質(zhì)，S波分裂方法可能給出相互矛盾的結(jié)果［16，63］.為了便于處理和減少反演的不確定性，很多研究假設(shè)介質(zhì)為TI介質(zhì)，這種假定在遠(yuǎn)離構(gòu)造邊界地區(qū)可能是合理的，但在大洋中脊、熱點和俯沖帶就不一定合理，在這些地區(qū)地幔對流在較小的尺度上能產(chǎn)生較大的變化［9］.圖6給出了傾斜的TI和正交各向異性介質(zhì)情況下，P波走時方法和S波分裂方法的對比.如圖6所示，對于傾斜對稱軸情況下正交各向異性介質(zhì)，由于投影關(guān)系的不同，S波分裂方法和P波走時方法給出的結(jié)果可能相互垂直.因此對于可能存在傾斜各向異性的復(fù)雜構(gòu)造區(qū)（如俯沖帶、造山帶等地區(qū)），P波走時方法能給出相對真實的各向異性結(jié)果.

圖6 P波視速度與S波偏振的關(guān)系（根據(jù)文獻(xiàn)［16，62］修改）圖中的正負(fù)號表示P波走時殘差分布，白色箭頭表示觀測到的SKS偏振方向；（a）表示傾斜TI介質(zhì)，（b）表示傾斜的正交各向異性介質(zhì).Fig.6 Relationship between P－wave apparent velocity and S－wave polarization（modified from Refs.［16，62］）The positive and negative symbols represent the distribution of P－wave traveltime residuals，and the white arrows denote SKS polarization direction； （a）represents TTI media，and （b）represents orthotropic media with tilt symmetric axis.

（4）由于各向異性的成因比較復(fù)雜，在相同的構(gòu)造應(yīng)力作用下，裂隙和晶體排列方向可能不同，在某些情況下，也可能存在垂直于應(yīng)力方向的裂隙，這種反向構(gòu)造作用使各向異性信息非常難于解釋［66］.巖石學(xué)實驗表明［3］快波軸方向趨于主張應(yīng)力方向或最大變形方向，而不是剪切方向.這意味著即使在板塊底部的單剪應(yīng)力作用下也可以產(chǎn)生傾斜的各向異性對稱軸.在水平純剪應(yīng)力作用下，例如裂谷擴(kuò)張或造山壓縮地區(qū)快波對稱軸方向與流動方向一致.由于熱對流引起的單剪應(yīng)力條件下，快波對稱軸方向也與流動方向一致.但是當(dāng)有水時會改變橄欖石滑移平面的強(qiáng)度和形變方式，例如俯沖帶和島弧地區(qū)在這種情況下，對稱軸方向與流動方向的關(guān)系變得非常復(fù)雜，甚至出現(xiàn)相互垂直的關(guān)系［67］.

（References）

［1］Montagner J P，Griot－Pommera D A，LavéJ.How to relate body wave and surface wave anisotropy？J.Geophys.Res.，2000，105（B8）：19015－19027.

［2］Babuska V，Cara M.Seismic Anisotropy in the Earth.Boston：Kluwer Academic Publishers，1991.

［3］Zhang S Q，Karato S I.Lattice preferred orientation of olivine aggregates deformed in simple shear.Nature，1995，375（6534）：774－777.

［4］Tommasi A.Forward modeling of the development of seismic anisotropy in the upper mantle.Earth Planet.Sci.Lett.，1998，160（1－2）：1－13.

［5］Park J，Levin V.Seismic anisotropy：Tracing plate dynamics in the mantle.Science，2002，296（5567）：485－489.

［6］Okaya D A，McEvilly T V.Elastic wave propagation in anisotropic crustal material possessing arbitrary internal tilt.Geophys.J.Int.，2003，153（2）：344－358.

［7］Ribe N M.On the relation between seismic anisotropy and finite strain.J.Geophys.Res.，1992，97（B6）：8737－8747.

［8］Jung H，Karato S I.Water－induced fabric transitions in olivine.Science，2001，293（5534）：1460－1463.

［9］Kaminskié，Ribe N M.Timescales for the evolution of seismic anisotropy in mantle flow.Geochem.Geophys.Geosyst.，2002，3：1051，doi：10.1029／2001GC000222.

［10］Beghein C，Trampert J.Probability density functions for radial anisotropy from fundamental mode surface wave data and the Neighbourhood Algorithm.Geophys.J.Int.，2004，157（3）：1163－1174.

［11］McKenzie D.Finite deformation during fluid flow.Geophys.J.R.Astr.Soc.，1979，58（3）：687－715.

［12］Ribe N M.Seismic anisotropy and mantle flow.J.Geophys.Res.，1989，94（B4）：4213－4223.

［13］Becker T W，Kellogg J B，Ekstr?m G，et al.Comparison of azimuthal seismic anisotropy from surface waves and finite strain from global mantle－circulation models.Geophys.J.Int.，2003，155（2）：696－714.

［14］Gaboret C，F(xiàn)orte A M， Montagner J P.The unique dynamics of the Pacific Hemisphere mantle and its signature on seismic anisotropy.Earth Planet.Sci.Lett.，2003，208（3－4）：219－233.

［15］Blackman D K，Wenk H R，Kendall J M.Seismic anisotropy of the upper mantle：1.Factors that affect mineral texture and effective elastic properties. Geochem. Geophys.Geosyst.，2002，3：8601，doi：10.1029／2001GC000248.

［16］Schulte－Pelkum V，Blackman D K.A synthesis of seismic P and S anisotropy.Geophys.J.Int.，2003，154（1）：166－178.

［17］Silver P G，Chan W W.Implications for continental structure and evolution from seismic anisotropy.Nature，1988，335（6185）：34－39.

［18］Vinnik L P，F(xiàn)arra F，Romanowicz B.Azimuthal anisotropy in the Earth from observations of SKS at GEOSCOPE and NARS broadband stations.Bull.Seism.Soc.Am.，1989，79（6）：1542－1558.

［19］Savage M K，Silver P G，Meyer R P.Observations of teleseismic shear－wave splitting in the Basin and Range from portable and permanent stations.Geophys.Res.Lett.，1990，17（1）：21－24.

［20］Fouch M J，F(xiàn)ischer K M，Parmentier E M，et al.Shear wave splitting，continental keels，and patterns of mantle flow.J.Geophys.Res.，2000，105（B3）：6255－6275.

［21］Silver P G.Seismic anisotropy beneath the continents：Probing the depths of geology.Annu.Rev.Earth Plant.Sci.，1996，24：385－432.

［22］Chen Y，Zhang Z J，Sun C Q，et al.Crustal anisotropy from Moho converted Ps wave splitting analysis and geodynamic implications beneath the eastern margin of Tibet and surrounding regions.Gondwana Res.，2012，doi：10.1016／j.gr.2012.04.003.

［23］Vinnik L P，Makeyeva L I，Milev A，et al.Global patterns of azimuthal anisotropy and deformations in the continental mantle.Geophys.J.Int.，1992，111（3）：433－447.

［24］Chen Y，Badal J，Zhang Z J.Radial anisotropy in the crust and upper mantle beneath the Qinghai－Tibet Plateau and surrounding regions.J.Asian Earth Sci.，2009，36（4－5）：289－302.

［25］Montagner J P，Nataf H C.A simple method for inverting the azimuthal anisotropy of surface waves.J.Geophys.Res.，1986，91（B1）：511－520.

［26］Trampert J， Woodhouse J H.Global anisotropic phase velocity maps for fundamental mode surface waves between 40and 150s.Geophys.J.Int.，2003，154（1）：154－165.

［27］Boschi L，Ekstrom G.New images of the Earth’s upper mantle from measurements of surface wave phase velocity anomalies.J.Geophys.Res.，2002，107（B4）：1－20.

［28］Shapiro N M，Ritzwoller M H.Monte－Carlo inversion for a global shear velocity model of the crust and upper mantle.Geophys.J.Int.，2002，151（1）：88－105.

［29］Forsyth D W，Li A. Array－analysis of two－dimensional variations of surface wave phase velocity and azimuthal anisotropy in the presence of multipathing interference.／／Levander A，Nolet G.Seismic Data Analysis and Imaging with Global and Local Arrays.Washington，DC：AGU，2005.

［30］Babuˇska V，PlomerováJ，ˇSileny J.Spatial variations of P residuals and deep structure of the European lithosphere.Geophys.J.R.Astr.Soc.，1984，79（1）：363－383.

［31］Martynov V G，Vernon F L，Kilb D L，et al.Directional variations in travel－time residuals of teleseismic P Waves in the crust and mantle beneath northern Tien Shan.Bull.Seism.Soc.Am.，2004，94（2）：650－664.

［32］PlomerováJ，Babuˇska V，ˇSíleny J，et al.Seismic anisotropy and velocity variations in the mantle beneath the Saxothuringicum－Moldanubicum contact in central Europe.Pure Appl.Geophys.，1998，151（2－4）：365－394.

［33］PlomerováJ，Margheriti L，Park J，et al.Seismic anisotropy beneath the Northern Apennines （Italy）：Mantle flow or lithosphere fabric？Earth Planet.Sci.Lett.，2006，247（1－2）：157－170.

［34］S′roda P. Seismic anisotropy of the upper crust in southeastern Poland－effect of the compressional deformation at the EEC margin：results of CELEBRATION 2000seismic data inversion.Geophys.Res.Lett.，2006，33：L22302.

［35］Yin A.Cenozoic tectonic evolution of Asia：apreliminary synthesis.Tectonophysics，2010，488（1－4）：293－325.

［36］Zhu R X，Chen L，Wu F Y，et al.Timing，scale and mechanism of the destruction of the North China Craton.Sci.China Earth Sci.，2011，54（6）：789－797.

［37］Tapponnier P，Peltzer G，Le Dain A Y，et al.Propagating extrusion tectonics in Asia：New insights from simple experiments with plasticine.Geology，1982，10（12）：611－616.

［38］Liang C T，Song X D，Huang J L.Tomographic inversion of Pn travel times in China.J.Geophys.Res.，2004，109：B11304，doi：10.1029／2003JB002789.

［39］Pei S P，Zhao J M，Sun Y S，et al.Upper mantle seismic velocities and anisotropy in China determined through Pn and Sn tomography.J.Geophys.Res.，2007，112：B05312，doi：10.1029／2006JB004409.

［40］羅艷，黃忠賢，彭艷菊等.中國大陸及鄰區(qū)SKS波分裂研究.地球物理學(xué)報，2004，47（5）：812－821.Luo Y，Huang Z X，Peng Y J，et al.A study on SKS wave splitting beneath the China mainland and adjacent regions.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2004，47（5）：812－821.

［41］Fu Y Y，Chen Y S，Li A B.Seismic anisotropy beneath the Chinese mainland.Earthquake Science，2010，23（6）：583－595.

［42］彭艷菊，黃忠賢，蘇偉等.中國大陸及鄰區(qū)海域地殼上地幔各向異性研究.地球物理學(xué)報，2007，50（3）：751－759.Peng Y J，Huang Z X，Su W，et al.Anisotropy in crust and upper mantle beneath China continent and its adjacent seas.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2007，50（3）：751－759.

［43］易桂喜，姚華建，朱介壽等.用Rayleigh面波方位各向異性研究中國大陸巖石圈形變特征.地球物理學(xué)報，2010，53（2）：256－268.Yi G X，Yao H J，Zhu J S，et al.Lithospheric deformation of continental China from Rayleigh wave azimuthal anisotropy.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2010，53（2）：256－268.

［44］Huang Z X，Peng Y J，Luo Y，et al.Azimuthal anisotropy of Rayleigh waves in East Asia.Geophys.Res.Lett.，2004，31：L15617，doi：10.1029／2004GL020399.

［45］Savage M K.Seismic anisotropy and mantle deformation：what have we learned from shear wave splitting？Rev.Geophys.，1999，37（1）：65－106.

［46］Backus G E.Possible forms of seismic anisotropy of the uppermost mantle under oceans.J.Geophys.Res.，1965，70（14）：3429－3439.

［47］Bird P.An updated digital model of plate boundaries.Geochem.Geophys.Geosyst.，2003，4：1027，doi：10.1029／2001GC000252.

［48］Bassin C，Laske G，Masters G.The current limits of resolution for surface wave tomography in North America.EOS Trans.AGU，2000，81：F897.

［49］Bokelmann G H R.Convection－driven motion of the North American craton：evidence from P－wave anisotropy.Geophys.J.Int.，2002，148（2）：278－287.

［50］Ringwood A E.Composition and Petrology of the Earth’s Mantle.New York：McGraw－Hill，1975.

［51］Karato S I，Li P.Diffusion creep in perovskite：Implications for the rheology of the lower mantle.Science，1992，255（5049）：1238－1240.

［52］Ismail W B，Mainprice D.An olivine fabric database：An overview of upper mantle fabrics and seismic anisotropy.Tectonophysics，1998，296（1－2）：145－157.

［53］郭飚.非均勻各向異性介質(zhì)的地震P波走時層析成像研究［博士論文］.北京：中國地震局地質(zhì)研究所，2009.Guo B.Seismic P－wave travel－time tomography in heterogeneous and anisotropic media［Ph.D.thesis］（in Chinese）.Beijing：Institute of Geology，CEA，2009.

［54］Gripp A E，Gordon R G.Young tracks of hotspots and current plate velocities.Geophys.J.Int.，2002，150（2）：321－361.

［55］McNamara D E，Owens T J，Silver P G，et al.Shear wave anisotropy beneath the Tibetan Plateau.J.Geophys.Res.，1994，99（B7）：13655－13665.

［56］Huang Z C，Wang L S，Zhao D P，et al.Seismic anisotropy and mantle dynamics beneath China.Earth Planet.Sci.Lett.，2011，306（1－2）：105－117.

［57］Heidbach O，Tingay M，Barth A，et al.Global crustal stress pattern based on the World Stress Map database release 2008.Tectonophysics，2010，482（1－4）：3－15，doi：10.1016／j.tecto.2009.07.023.

［58］Zhao L，Zheng T Y，Lu G，et al.No direct correlation of mantle flow beneath the North China Craton to the India－Eurasia collision：constraints from new SKS wave splitting measurements.Geophys.J.Int.，2011，187（2）：1027－1037.

［59］Lev E，Long M D，van der Hilst R D.Seismic anisotropy in Eastern Tibet from shear wave splitting reveals changes in lithospheric deformation.Earth Planet.Sci.Lett.，2006，251（3－4）：293－304.doi：10.1016／j.epsl.2006.09.018.

［60］Zhao L，Zheng T Y，Chen L，et al.Shear wave splitting in eastern and central China：implications for upper mantle deformation beneath continental margin.Phys.Earth Planet.Int.，2007，162（1－2）：73－84.

［61］Chang L J，Wang C Y，Ding Z F.Seismic anisotropy of upper mantle in eastern China.Sci.China （Ser D－Earth Sci.），2009，52（6）：774－783，doi：10.1007／s11430－009－0073－4.

［62］Zhang Z J，Yuan X H，Chen Y，et al.Seismic signature of the collision between the east Tibetan escape flow and the Sichuan Basin.Earth Planet.Sci.Lett.，2010，292（3－4）：254－264.

［63］Savage M K，Sheehan A F.Seismic anisotropy and mantle flow from the Great Basin to the Great Plains，western United States.J.Geophys.Res.，2000，105（B6）：13715－13734.

［64］Karato S I，Jung H，Katayama I，et al.Geodynamic significance of seismic anisotropy of the upper mantle：new insights from laboratory studies.Annu.Rev.Earth Plant.Sci.，2008，36：59－95.

［65］Anderson D L.Theory of the Earth.Boston：Blackwell Scientific Publication，1989.

［66］Fouch M J，Rondenay S.Seismic anisotropy beneath stable continental interiors.Phys.Earth Planet.Int.，2006，158（2－4）：292－320.

［67］Park J，Levin V.Seismic anisotropy：Tracing plate dynamics in the mantle.Science，2002，296（5567）：485－489.

［68］Wessel P，Smith W H F.New version of the Generic Mapping Tools released.Eos Trans.AGU，1995，76：329.