常利軍， 丁志峰， 王椿鏞

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

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南北構(gòu)造帶南段上地幔各向異性特征

常利軍， 丁志峰， 王椿鏞

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

對布設(shè)在南北構(gòu)造帶南段的中國地震科學(xué)探測臺陣項目一期350個寬頻帶流動臺站和中國地震臺網(wǎng)90個寬頻帶固定臺站記錄的遠(yuǎn)震XKS(SKS、SKKS和PKS)波形資料作偏振分析，采用最小切向能量的網(wǎng)格搜索法和“疊加”分析方法求得每一個臺站的XKS波的快波偏振方向和快、慢波的時間延遲，獲得了南北構(gòu)造帶南段上地幔各向異性圖像.結(jié)果顯示研究區(qū)的各向異性具有明顯的南北分區(qū)特征，北部的快波方向為近N-S方向，而南部主要表現(xiàn)為近E-W方向，且北部的平均時間延遲小于南部.分析表明，具有厚巖石圈的北部的各向異性主要由巖石圈變形引起，是一種垂直連貫變形模式；具有薄巖石圈的南部的各向異性主要由軟流圈地幔流引起，緬甸和巽達(dá)板片的后撤/回轉(zhuǎn)作用產(chǎn)生了指向西南的軟流圈地幔流，在巖石圈底部和軟流圈之間產(chǎn)生了一個水平差異運(yùn)動，產(chǎn)生了一個與簡單剪切一致的軟流圈變形結(jié)構(gòu)，從而產(chǎn)生了南部觀測的各向異性.

南北構(gòu)造帶； 地震臺陣； 橫波分裂； 巖石圈變形； 軟流圈地幔流

1 引言

南北構(gòu)造帶是中國大陸構(gòu)造域重要的東西分界線，是劃分中國大陸東、西部地質(zhì)、地貌特征明顯不同的近N-S向延伸、組成結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造帶，也是顯著的重力梯度帶和地殼厚度突變帶，它把中國大陸分成東西兩個不同的構(gòu)造作用區(qū)域，西部受到印度—?dú)W亞板塊碰撞造成的近南北向擠壓作用，東部主要是由太平洋和菲律賓海板塊俯沖和海溝后撤形成的伸展作用區(qū)域(李四光, 1959；馬杏垣, 1987; 丁國瑜, 1991; 鄧起東等, 2002).南北構(gòu)造帶也是一條活躍的強(qiáng)震帶，被稱為中國著名的南北地震帶，我國大陸內(nèi)部有歷史記錄以來一半的8級以上大地震發(fā)生在該帶上，最近一次為2008年5月12日發(fā)生的四川汶川8級大地震(圖1).南北構(gòu)造帶南段位于青藏高原東南緣，受到印度—?dú)W亞板塊陸陸碰撞導(dǎo)致的青藏高原隆升和高原物質(zhì)側(cè)向擠出影響，地震活動頻繁、地形變化劇烈、構(gòu)造運(yùn)動復(fù)雜，是探討印度—?dú)W亞板塊碰撞造成陸內(nèi)變形及其動力學(xué)過程的關(guān)鍵地區(qū)，長期以來為地球科學(xué)家所關(guān)注.該地區(qū)是中國大陸內(nèi)部強(qiáng)烈地震發(fā)生的主要地區(qū)之一，一般認(rèn)為，強(qiáng)烈地震的頻繁發(fā)生與該地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)和地球動力學(xué)過程有關(guān).因此，通過分析地殼和上地幔變形特征對認(rèn)識該區(qū)域地球動力學(xué)過程具有重要意義.

地球動力學(xué)研究的一項基本內(nèi)容是研究地殼和上地幔變形.地震各向異性研究是了解地殼和上地幔變形的有效方法之一.橫波分裂現(xiàn)象是各向異性在地震波記錄最明顯的表現(xiàn)形式.快波偏振方向和快、慢波的時間延遲這兩個參數(shù)分別反映了地幔變形的方向和強(qiáng)度.因此，從地震波傳播中獲得的各向異性信息有助于了解板塊內(nèi)部的變形特征，并推斷與板塊構(gòu)造運(yùn)動有關(guān)的下覆巖石圈的變形狀況(Silver and Chan, 1991).在中國大陸，一些學(xué)者利用橫波分裂開展一系列上地幔各向異性的研究(如鄭斯華和高原, 1994; 丁志峰和曾融生, 1996; 姜枚等, 2001; 高原和滕吉文, 2005; 李永華等, 2010;Chang et al., 2012; 王椿鏞等, 2014).有關(guān)南北構(gòu)造帶南段的各向異性研究也一直受到地球科學(xué)工作者的關(guān)注(Flesch et al., 2005; 常利軍等, 2006，2008; Lev et al., 2006; Wang et al., 2008; Shi et al., 2012)，然而，由于以前該區(qū)域的寬頻帶地震臺站數(shù)量較少，而且分布不均，對該區(qū)域的各向異性特征很難從整體上來詳細(xì)分析.最近，可與美國地震科學(xué)臺陣(USArray)相媲美的中國地震科學(xué)探測臺陣(ChinArray)項目開始實施，2011年到2013年之間，由中國地震局地球物理研究所牽頭的中國地震科學(xué)探測臺陣——南北地震帶南段項目在研究區(qū)布設(shè)了350個寬頻帶流動地震臺站，形成了密集且分布均勻的大型地震科學(xué)探測臺陣.通過收集流動地震臺站的遠(yuǎn)震波形記錄，并結(jié)合研究區(qū)內(nèi)中國國家地震臺網(wǎng)的90個寬頻帶固定臺站資料，使得我們能夠?qū)υ搮^(qū)域的上地幔各向異性特征進(jìn)行全面和詳細(xì)的分析，并討論其動力學(xué)含義.

圖1 南北構(gòu)造帶及鄰區(qū)構(gòu)造簡圖(據(jù)任紀(jì)舜等，1980)

2 數(shù)據(jù)

地震資料來自于中國地震科學(xué)探測臺陣——南北地震帶南段項目(“喜馬拉雅”項目一期)布設(shè)的350個寬頻帶流動地震臺站，以及研究區(qū)內(nèi)中國國家地震臺網(wǎng)90個寬頻帶固定臺站，總計440個臺站記錄的遠(yuǎn)震波形資料(圖2).流動地震臺陣觀測時間為2011年8月到2013年9月，流動地震臺站的寬頻帶地震計為CMG-3ESPC，頻帶范圍為50 Hz～60 s.選取的大部分固定臺站觀測時間為2008年1月到2012年12月，部分臺站從2003年開始，臺站的記錄時間取決于各個臺站開始運(yùn)行的時間.

圖2 研究區(qū)構(gòu)造簡圖及地震臺站分布圖

用于XKS(XKS為SKS、SKKS和PKS震相的統(tǒng)稱)波分裂測量的遠(yuǎn)震事件選取的標(biāo)準(zhǔn)是：地震震級大于5.5級的深源地震(震源深度>150 km)或震級大于6級的淺源地震(震源深度小于<150 km)，震中距在85°～135°范圍內(nèi)地震(85°～120°范圍內(nèi)的SKS震相，120°～130°范圍內(nèi)的SKKS震相和125°～135°范圍內(nèi)的PKS震相).為獲得可靠的橫波分裂參數(shù)，選取的地震事件要求XKS震相波形清晰，并且沒有受到其他震相和背景噪聲的干擾.圖1的插圖a顯示了本文用于XKS波分裂測量的地震事件分布，固定臺站記錄時間長，選取了296個遠(yuǎn)震事件(黑色圓圈)，流動臺站記錄時間相對較短，選取了104個遠(yuǎn)震事件(紅色圓圈).地震事件主要集中在南太平洋地區(qū)的斐濟(jì)—湯加一帶，其他地區(qū)也有一定分布，提高了地震事件的方位覆蓋.

3 方法

本文使用的XKS波分裂測量分析方法分以下兩步：(1)用最小切向能量的網(wǎng)格搜索法(Silver and Chan, 1991)分析不同方位的單個事件確定的各向異性參數(shù)(φ, δt)及其誤差，解的誤差估計用F-試驗的置信區(qū)域來表示，置信度一般為95%.其基本步驟為：選取的XKS波在旋轉(zhuǎn)到徑向和切向坐標(biāo)軸上，切向分量要明顯，且質(zhì)點運(yùn)動圖為橢圓，以表明橫波具有明顯的分裂特征.通過橫波分裂分析測量得到橫波分裂參數(shù)后，在進(jìn)行各向異性校正后，橫波旋轉(zhuǎn)到徑向和切向坐標(biāo)軸上，切向分量變得很小，且質(zhì)點運(yùn)動圖為近似直線.各向異性校正前的快、慢波之間有明顯的到時差，且質(zhì)點運(yùn)動圖為橢圓；校正后的快、慢波之間的到時差變得很小，且質(zhì)點運(yùn)動圖近似為直線.以此判斷橫波分裂參數(shù)的可信度.圖3顯示了對2013年5月23日21點07分湯加群島MW6.2級地震在53004臺的記錄所作的XKS波分裂分析.

圖3 XKS波分裂分析示例

(2)對一組由遠(yuǎn)震事件測量得到的臺站下方各向異性參數(shù)做“疊加”分析處理(Wolfe and Silver, 1998).將N個事件的切向能量Et(φ,δt)i按照Et(φ,δt)=ΣEt(φ,δt)i進(jìn)行求和，并用網(wǎng)格搜索Et(φ,δt)中最小的切向能量，與之相對應(yīng)的那個參數(shù)對便是該臺站下方最終的各向異性參數(shù)，相應(yīng)的誤差估計也用同樣的方法處理.對于不同信噪比、從不同方位來的遠(yuǎn)震XKS波，這種方法能夠提高結(jié)果的可靠性.對于干擾背景較大的臺站，效果尤為明顯.因此，“疊加”分析是提高橫波分裂測量質(zhì)量的一種有效方法.圖4顯示了53004臺從5個遠(yuǎn)震事件(2011年12月11日1點47分MW6.5；2011年9月22日23點07分MW6.3；2012年5月29日3時33分MW5.9；2013年4月26日6時53分MW6.2；2013年5月23日21時07分MW6.3)獲得的XKS波分裂分析結(jié)果(圖4a、4b、4c、4d和4e)與使用“疊加”處理后結(jié)果(圖4f)的比較，這5個分裂參數(shù)誤差較大的事件，經(jīng)過疊加之后最終分裂參數(shù)的誤差明顯減小.

4 研究結(jié)果和分析

通過采用最小切向能量的網(wǎng)格搜索法和“疊加”分析方法求得了每一個臺站的XKS波的快波偏振方向和快、慢波的時間延遲，表1列出了南北地震帶南段440個地震臺站得到的橫波分裂參數(shù)疊加結(jié)果.固定臺站的臺基一般為基巖，背景噪音低，運(yùn)行時間較長，可用于分析的遠(yuǎn)震事件較多，因而XKS波分裂測量的質(zhì)量高.盡管流動臺站的觀測條件相對固定臺站較差，但2年多的觀測可獲得用于XKS波分裂測量的遠(yuǎn)震記錄較多，并且在單個事件分析的基礎(chǔ)上進(jìn)行“疊加”分析處理，因而大多數(shù)流動臺站的分裂測量結(jié)果也比較好.從得到的結(jié)果來看，大多數(shù)臺站的測量結(jié)果質(zhì)量都比較高，其快波方向的誤差在10°以內(nèi)，時間延遲的誤差在0.2 s以內(nèi).

基于表1中各臺站得到的分裂參數(shù)，獲得了南北構(gòu)造帶南段目前最全面的上地幔各向異性圖像(圖5、圖6和圖7).根據(jù)南北構(gòu)造帶南段快波方向分布圖(圖5和圖7)可以看出，流動臺站的結(jié)果與相鄰固定臺站的結(jié)果一致性很好，以～N26.5°為界，快波方向在北部主要表現(xiàn)為近N-S方向，在南部主要表現(xiàn)為近E-W方向，快波方向的南北分區(qū)特征明顯.根據(jù)研究區(qū)快、慢波時間延遲分布圖(圖6)來看，總體上也存在南北分區(qū)的特征，南部的平均時間延遲為1.1 s，北部的平均時間延遲為0.8 s，特別是研究區(qū)內(nèi)揚(yáng)子板塊的時間延遲南北分區(qū)分布特征明顯.在研究區(qū)南部西側(cè)的騰沖火山地區(qū)表現(xiàn)出獨(dú)特性，快波方向為NW-SE方向，時間延遲較小，平均值為0.7 s.本文得到的結(jié)果與其他研究者在相同區(qū)域結(jié)果進(jìn)行比較顯示，本文與其他學(xué)者得到的相同位置的固定臺站(Shi et al., 2012)和相鄰流動臺站的結(jié)果(Flesch et al., 2005; Lev et al., 2006)基本一致.

圖4 53004臺單個遠(yuǎn)震事件XKS波分裂分析的切向能量等值線圖(a、b、c、d、e)以及由這五個事件疊加得到的切向能量等值線圖(f)，圖中星號表示最佳分裂參數(shù)的位置Fig.4 Tangential energy contour of XKS splitting analysis from three teleseismic events (a, b, c, d and e), and the stacked tangential energy contour (f) at station 53004. The asterisk denotes the position of optimal parameter pair

5 討論和結(jié)論

5.1 各向異性層的約束

用XKS波分裂來研究各向異性，在橫向上具有很高的分辨率，但是在其傳播路徑上很難確定各向異性層的深度.地殼和地幔都可能存在各向異性層，并且各向異性可以解釋為巖石圈的變形，也可以歸因于軟流圈地幔流.下面的約束可以幫助我們認(rèn)識南北構(gòu)造帶南段各向異性層的分布.在南北構(gòu)造帶南段，通過Moho界面的Ps轉(zhuǎn)換波得到的該區(qū)域整個地殼各向異性產(chǎn)生的平均時間延遲為0.19 s(Chen et al., 2013).根據(jù)上地幔橄欖巖及其他礦物的含量和實驗室的測量結(jié)果，假設(shè)該區(qū)域地幔的各向異性度為3.7%(Mainprice and Silver, 1993)，并取平均 S 波速度為 4.60 km·s-1，在研究區(qū)南部1.1 s的平均分裂時間延遲估算的各向異性層厚度為138 km，北部0.9 s的平均時間延遲估算的各向異性層厚度為112 km.通過一階Fresnel帶(Alsina and Snieder, 1995)的推斷，研究區(qū)各向異性層分布在60～160 km之間，與青藏高原東南緣他人研究結(jié)果基本一致(Lev et al., 2006).南北構(gòu)造帶南段的殼幔結(jié)構(gòu)研究表明，地殼厚度和巖石圈厚度在研究區(qū)南北有著明顯的差別，人工地震探測(滕吉文等, 2002)和接收函數(shù)(李永華等, 2009; 王興臣等, 2015)研究得到在南部的平均地殼厚度為～40 km，而北部地區(qū)的平均地殼厚度為～60 km；地震-熱學(xué)巖石圈厚度(An and Shi, 2006)研究顯示在南部的平均巖石圈為～80 km，而北部的平均巖石圈厚度達(dá)～160 km(圖7).在研究區(qū)南部，即使假設(shè)地殼和殼下巖石圈變形一致，去掉地殼影響，40 km厚的殼下巖石圈不足以產(chǎn)生南部觀測到的0.9 s的平均時間延遲(扣除～0.2 s的地殼各向異性分裂時間延遲).綜合以上分析，在研究區(qū)南部的各向異性層主要分布在巖石圈軟流圈，而北部的各向異性層主要位于巖石圈.

表1 研究區(qū)各臺站XKS波分裂參數(shù)Table 1 Splitting parameters for XKS phases in the study area

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

5.2 各向異性成因

上地幔各向異性是由于應(yīng)變作用導(dǎo)致地幔橄欖巖等礦物的晶格優(yōu)勢排列引起的(Nicolas et al., 1973; Zhang and Karato, 1995)，因此橫波分裂測量結(jié)果直接反映了地幔變形和地幔流的特征(Silver, 1996).通過分析地幔變形場與各向異性之間的關(guān)系，人們認(rèn)識到橫波分裂參數(shù)是描述地球介質(zhì)變形的關(guān)鍵參數(shù)之一.在板塊驅(qū)動的假設(shè)下，當(dāng)前流行兩個殼幔變形運(yùn)動學(xué)的端元模型，即簡單軟流圈流動(Vinnik et al., 1989; Silver and Holt, 2002)和垂直連貫變形(Silver, 1996).簡單軟流圈流動則意味著板塊自驅(qū)動，并由力學(xué)上軟弱的軟流圈與巖石圈有效解耦，地幔變形歸因于軟流圈頂部和底部的差異速度.巖石圈垂直連貫變形預(yù)示地殼強(qiáng)烈地耦合于地幔，地幔變形場和地表變形場是相同的，快波方向平行于造山帶和大型走滑斷裂的走向.

根據(jù)GPS測量確定的地表運(yùn)動速度場(Gan et al., 2007)來看(圖1中插圖a)，研究區(qū)北部地表主要向南運(yùn)動，南部呈扇形發(fā)散狀，靠近緬甸弧后地區(qū)為西南向，中間為向南運(yùn)動，東面的揚(yáng)子板塊運(yùn)動方向逐漸轉(zhuǎn)向東南.在研究區(qū)北部，快波方向與地表運(yùn)動速度場方向表現(xiàn)出一致性，并且與區(qū)域內(nèi)地表構(gòu)造(斷層和山脈)走向一致，說明深部上地幔變形特征與地表變形特征相一致，預(yù)示了地幔巖石圈變形場和地表變形場是一致的，巖石圈變形為垂直連貫變形模式.在研究區(qū)南部，快波方向由N-S方向突變?yōu)镋-W方向，與該區(qū)域地表運(yùn)動場方向和地表構(gòu)造走向差別很大，說明深部軟流圈地幔流動場與地表變形場不一致.由NNR-NUVEL1a模型(DeMets et al., 1994)求取的歐亞板塊相對于NNR(No-Net-Rotation)參考系下的絕對板塊運(yùn)動(APM)方向(圖7)，在研究區(qū)南部表現(xiàn)為NWW方向，與該區(qū)域快波方向基本一致，且相對于快波方向有一個順時針系統(tǒng)的角度差，二者的平均角度差為17°，說明該區(qū)域的各向異性主要由軟流圈地幔流引起，并預(yù)示了可能存在一個小尺度的地幔流.依據(jù)Silver和Holt(2002)關(guān)于簡單軟流圈地幔流模型，Wang等(2013)利用固定臺站的結(jié)果模擬了華南地區(qū)的軟流圈地幔流(AMF)，并預(yù)測了地幔流導(dǎo)致的各向異性快波方向(PFD)(圖7).根據(jù)模擬結(jié)果，在本文研究區(qū)南部附加了一個西南方向～15 mm·a-1的地幔流后，預(yù)測的快波方向與XKS波測量的快波方向一致性進(jìn)一步增強(qiáng)，二者的平均角度差減小為10°.緬甸俯沖帶的幾何結(jié)構(gòu)(圖1)(張浪平等, 2013)和地震層析成像研究(Li and Van Der Hilst, 2010)揭示了緬甸板片的東向俯沖.在云南地區(qū)下方100～300 km之間存在一個P波低速異常體(Li and Van Der Hilst, 2010; Wang et al., 2003)，提供了由于緬甸板片后撤引起的小尺度地幔對流的地震學(xué)證據(jù).沿印度-澳大利亞板塊的現(xiàn)今俯沖板片幾何形態(tài)的構(gòu)造重建研究提供了緬甸和巽達(dá)俯沖帶的演化過程(Richards et al., 2007)，緬甸和巽達(dá)板片向東北俯沖的同時，存在一個向西南后撤/回轉(zhuǎn)(retreat/rollback)過程.受緬甸和巽達(dá)板片的后撤/回轉(zhuǎn)的作用，產(chǎn)生了指向西南的軟流圈地幔流，在研究區(qū)南部巖石圈底部和軟流圈之間產(chǎn)生了一個水平差異運(yùn)動，產(chǎn)生了一個與簡單剪切一致的軟流圈變形結(jié)構(gòu)，產(chǎn)生了南部觀測到的近E-W方向的各向異性.

圖5 南北構(gòu)造帶南段各臺站XKS波分裂測量結(jié)果

圖6 南北構(gòu)造帶南段快、慢波時間延遲分布圖Fig.6 The distribution of delay times in the southern segment of North-South tectonic belt

圖7 南北構(gòu)造帶南段各臺站XKS波分裂測量結(jié)果和巖石圈厚度分布

5.3 結(jié)論

本文利用南北構(gòu)造帶南段密集分布的440個寬頻帶地震臺站的橫波分裂參數(shù)結(jié)果，獲得了目前該區(qū)域最全面的上地幔各向異性圖像.研究區(qū)南北具有明顯的各向異性分區(qū)特征，北部的快波方向為近N-S方向，而南部主要表現(xiàn)為近E-W方向，并且北部的平均快、慢波時間延遲明顯小于南部.北部的快波方向與地表運(yùn)動場和地表構(gòu)造走向一致，說明該區(qū)域地表變形特征與深部上地幔變形特征是一致的，預(yù)示了其巖石圈變形符合垂直連貫變形模式.具有較薄巖石圈的南部的快波方向與NNR參考系下巖石圈絕對板塊運(yùn)動方向基本一致，在假設(shè)存在一個西南向的小尺度地幔流情況下，預(yù)測的快波方向與測量的快波方向的一致性進(jìn)一步增強(qiáng).我們認(rèn)為一種可能的機(jī)制為受到緬甸和巽達(dá)板片的后撤/回轉(zhuǎn)的作用，產(chǎn)生了指向西南的軟流圈地幔流，從而產(chǎn)生了南部觀測的各向異性.

致謝 所有參與中國地震科學(xué)探測臺陣(ChinArray)項目的規(guī)劃者和實施者為確保獲取高質(zhì)量的地震數(shù)據(jù)付出了努力.感謝中國地震局地球物理研究所“地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù).

Alsina D, Snieder R. 1995. Small-scale sublithospheric continental mantle deformation: constraints from SKS splitting observations.Geophys.J.Int., 123(2): 431-448.

An M J, Shi Y L. 2006. Lithospheric thickness of the Chinese Continent.Phys.EarthPlanet.Int., 159(3-4): 257-266.

Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. 2006. A study on SKS splitting beneath the Yunnan region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 49(1): 197-204.

Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. 2008. Seismic anisotropy of upper mantle in Sichuan and adjacent regions.Sci.ChinaSer.D-EarthSci., 51(12): 1683-1693.

Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. 2012. Upper mantle anisotropy beneath North China from shear wave splitting measurements.Tectonophysics, 522-523: 235-242.

Chen Y, Zhang Z J, Sun C Q, et al. 2013. Crustal anisotropy from Moho converted Ps wave splitting analysis and geodynamic implications beneath the eastern margin of Tibet and surrounding regions.GondwanaRes., 24(3-4): 946-957.

DeMets C, Gordon R G, Argus D F, et al. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimate of current plate motions.Geophys.Res.Lett., 21: 2191-2194.

Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K, et al. 2003. Basic characteristics of active tectonics of China.ChinaSer.D-EarthSci., 46(4): 356-372.

Ding G Y. 1991. A Summary for the Lithosphere Dynamics of China (in Chinese). Beijing: Seismological Press.

Ding Z F, Zeng R S. 1996. Observation and study of shear wave anisotropy in Tibetan Plateau.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 39(2): 211-220.

Flesch L M, Holt W E, Silver P G, et al. 2005. Constraining the extent of crust-mantle coupling in Central Asia using GPS, geologic, and shear wave splitting data.EarthPlanet.Sci.Lett., 238(1-2): 248-268.

Gan W J, Zhang P Z, Shen Z K, et al. 2007. Present-day crustal motion within the Tibetan Plateau inferred from GPS measurements.J.Geophys.Res., 112: B08416, doi: 10.1029/2005JB004120.

Gao Y, Teng J W. 2005. Studies on seismic anisotropy in the crust and mantle on Chinese Mainland.ProgressGeophys. (in Chinese), 20(1): 180-185.

Jiang M, Xu Z Q, Hirn A, et al. 2001. Teleseimic anisotropy and corresponding features of the upper mantle in Tibet Plateau and its neighboring areas.ActaGeosci.Sin. (in Chinese), 22(2): 111-116.

Lev E, Long M D, Van der Hilst R D. 2006. Seismic anisotropy in eastern Tibet from shear wave splitting reveals changes in lithospheric deformation.EarthPlanet.Sci.Lett., 251(3-4): 293-304.

Li C, Van Der Hilst R D. 2010. Structure of the upper mantle and transition zone beneath Southeast Asia from traveltime tomography.J.Geophys.Res., 115: B07308, doi: 10.1029/2009JB006882.

Li S G. 1959. The east-west trending complex tectonic zone and the north south trending tectonic zone.CollectionsofGeomechanics(in Chinese), (1): 5-14.

Li Y H, Wu Q J, Tian X B, et al. 2009. Crustal structure in the Yunnan region determined by modeling receiver functions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 52(1): 67-80.

Li Y H, Wu Q J, Feng Q Q, et al. 2010. Seismic anisotropy beneath Qinghai province revealed by shear wave splitting.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 53(6): 1374-1383.

Ma X Y. 1987. An Outline for Lithosphere Dynamics of China (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.

Mainprice D, Silver P G. 1993. Interpretation of SKS-waves using samples from the subcontinental lithosphere.Phys.EarthPlanet.Int., 78(3-4): 257-280.Nicolas A, Boudier F, Boullier

A M. 1973. Mechanisms of flow in naturally and experimentally deformed peridotites.Am.J.Sci., 273(10): 853-876.

Ren J S, Jiang C F, Zhang Z K, et al. 1980. Geotectonic Evolution of China (in Chinese). Beijing: Science Press. 124

Richards S, Lister G, Kennett B. 2007. A slab in depth: Three-dimensional geometry and evolution of the Indo-Australian plate.Geochem.Geophys.Geosyst., 8(12): Q12003, doi: 10.1029/2007GC001657.

Shi Y T, Gao Y, Su Y J, et al. 2012. Shear-wave splitting beneath Yunnan area of Southwest China.Earthq.Sci., 25(1): 25-34.

Silver P G, Chan W W. 1991. Share-wave splitting and subcontinental mantle deformation.J.Geophys.Res., 96(B10): 16429-16454.

Silver P G. 1996. Seismic anisotropy beneath the continents: Probing the depths of geology.Ann.Rev.EarthPlanet.Sci., 24(1): 385-432.

Silver P G, Holt W E. 2002. The mantle flow field beneath western North America.Science, 295(5557): 1054-1057.

Teng J W, Zeng R S , Yan Y F , et al. 2002. The depth distribution of Moho and tectonic framework in eastern Asian continent and its adjacent ocean areas.Sci.ChinaSer.D-EarthSci., 32(2): 89-100.

Vinnik L P, Farra V, Romanowicz B. 1989. Azimuthal anisotropy in the Earth from observations of SKS at Geoscope and NARS broadband stations.Bull.Sesimol.Soc.Amer., 79(5): 1452-1558.

Wang C Y, Chan W W, Mooney W D. 2003. Three-dimensional velocity structure of crust and upper mantle in southwestern China and its tectonic implications.J.Geophys.Res., 108(B9): 2442, doi: 10.1029/2002JB001973.

Wang C Y, Flesch L M, Chang L J, et al. 2013. Evidence of active mantle flow beneath South China.Geophys.Res.Lett., 40: 5137—5141.

Wang C Y, Flesch L M, Silver P G, et al. 2008. Evidence for mechanically coupled lithosphere in central Asia and resulting implications.Geology, 36(5): 363-366.

Wang C Y, Chang L J, Ding Z F, et al. 2014. Upper mantle anisotropy and crust-mantle deformation pattern beneath the Chinese mainland.Sci.ChinaSer.D-EarthSci., 57(1): 132-143.

Wang X C, Ding Z F, Wu Y, et al. 2015. The crustal structure and seismogenesis in the LudianMS6.5 earthqauke region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 58(11):4031-4040,doi:10.6038/cjg20151112.

Wolfe C J, Silver P G. 1998. Seismic anisotropy of oceanic upper mantle: Shear wave splitting methodologies and observations.J.Geophys.Res., 103(B1): 749-771.

Zhang L P, Shao Z G, Ma H S, et al. 2013. The plate contact geometry investigation based on earthquake source parameters at the Burma arc subduction zone.Sci.ChinaEarthSci, 56(5): 806-817.

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

Zheng S H, Gao Y. 1994. Azimuthal anisotropy of lithosphere in the Chinese continent.ActaSeism.Sin. (in Chinese), 16(2): 131-140.

附中文參考文獻(xiàn)

常利軍, 王椿鏞, 丁志峰. 2006. 云南地區(qū)SKS波分裂研究. 地球物理學(xué)報, 49(1): 197-204.

常利軍, 王椿鏞, 丁志峰. 2008. 四川及鄰區(qū)上地幔各向異性研究. 中國科學(xué)(D輯), 38(12): 1589-1599.

鄧起東, 張培震, 冉勇康等. 2002. 中國活動構(gòu)造基本特征. 中國科學(xué)(D輯), 32(12): 1020-1030.

丁國瑜. 1991. 中國巖石圈動力學(xué)概論. 北京: 地震出版社.

丁志峰, 曾融生. 1996. 青藏高原橫波分裂的觀測研究. 地球物理學(xué)報, 39(2): 211-220.

高原, 滕吉文. 2005. 中國大陸地殼與上地幔地震各向異性研究. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 20(1): 180-185.

姜枚, 許志琴, Hirn A等. 2001. 青藏高原及其部分鄰區(qū)地震各向異性和上地幔特征. 地球?qū)W報, 22(2): 111-116.

李四光. 1959. 東西復(fù)雜構(gòu)造帶和南北構(gòu)造帶. 地質(zhì)力學(xué)叢刊, (1): 5-14.

李永華, 吳慶舉, 田小波等. 2009. 用接收函數(shù)方法研究云南及其鄰區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報, 52(1): 67-80.

李永華, 吳慶舉, 馮強(qiáng)強(qiáng)等. 2010. 青海地區(qū)S波分裂研究. 地球物理學(xué)報, 53(6): 1374-1383.

馬杏垣. 1987. 中國巖石圈動力學(xué)綱要. 北京: 地質(zhì)出版社.

任紀(jì)舜, 姜春發(fā), 張正坤等. 1980. 中國大地構(gòu)造及其演化—1∶400萬中國大地構(gòu)造圖簡要說明. 北京: 科學(xué)出版社. 124.

滕吉文, 曾融生, 閆雅芬等. 2002. 東亞大陸及周邊海域Moho界面深度分布和基本構(gòu)造格局. 中國科學(xué)(D輯), 32(2): 89-100.

王椿鏞, 常利軍, 丁志峰等. 2014. 中國大陸上地幔各向異性和殼幔變形模式. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 44(1): 98-110.

王興臣, 丁志峰, 武巖等. 2015. 魯?shù)镸S6.5地震震源區(qū)地殼結(jié)構(gòu)及孕震環(huán)境研究. 地球物理學(xué)報,58(11):4031-4040,doi:10.6038/cjg20151112.

張浪平, 邵志剛, 馬宏生等. 2013. 基于地震參數(shù)的緬甸弧俯沖帶處板塊間幾何接觸方式的研究. 中國科學(xué)(D輯), 43(4): 653-664.

鄭斯華, 高原. 1994. 中國大陸巖石層的方位各向異性. 地震學(xué)報, 16(2): 131-140.

(本文編輯 胡素芳)

Upper mantle anisotropy beneath the southern segment of North-South tectonic belt, China

CHANG Li-Jun, DING Zhi-Feng, WANG Chun-Yong

InstituteofGeophysics,ChinaEarthquakeAdministration,Beijing100081,China

The North-South tectonic belt (NSTB) is located in the eastern margin of the Tibetan Plateau. It is a north-south tectonic boundary between the eastern and western Chinese mainland with a very complex structure, showing a significant change in geology, geomorphology, and geophysical field characteristics on both sides. Meanwhile, the NSTB is a strong earthquake belt, where half of strong earthquakes greater thanM8.0 in Chinese mainland have occurred based on historical records, so also named the North-south seismic belt. Thus, the NSTB provides a unique nature laboratory for understanding continental interiors and lithosphere′s deformation. An effective technique for understanding crust and mantle deformation is the analysis of seismic anisotropy. Here we present new shear wave splitting observations from dense temporary seismic array and permanent seismic stations to map out variations in the dynamics of the southern segment of NSTB. Mantle anisotropy is constrained with 440 XKS (SKS, SKKS, and PKS) shear wave splitting observations, 350 from portable deployments in the NSTB (2011—2013, the ChinArray Phase Ⅰ), and 90 permanent stations from the Chinese National Seismic Network (2003—2012). We determine the XKS fast wave polarization directions and delay times between fast and slow shear waves for 440 new seismic stations in the southern segment of NSTB using both the grid searching method of minimum transverse energy and stacking analysis methods. To obtain a reliable estimate of splitting parameters, the following were used as diagnostics for successful splitting parameter estimations: (1) clear XKS arrivals and distinct tangential component, (2) the horizontal particle motion is elliptical when anisotropy is present, (3) the two horizontal fast- and slow-component waveforms are coherent, (4) the particle motion becomes linear following correction for anisotropy, and (5) successful removal of tangential energy in the case of core phases. The results at most stations are good, the error of azimuth is less than 10°, and the error of delay time is less than 0.2 s. The fast polarization directions and delay times do not depend on back azimuth, thus a single layer of anisotropic fabric is able to sufficiently explain the data without the need for additional layer. Based on polarization analysis from XKS data, we developed an anisotropic image of upper mantle in the southern segment of NSTB. In the study region, the fast polarization directions and delay time show partition characteristics from south to north. The fast polarization directions trend near N-S in the north, while the fast polarization directions rotate to near E-W in the south. The average delay time at stations in the north is 0.8 s, whereas it is 1.1 s in the south. Thus, the average delay time at the stations in the north is obviously less than that in the south. By analysis the anisotropic characteristics of the study region, this study has shown lithosphere deformation plays a major role in observed anisotropy in the north, and is undergoing vertically coherent deformation. In the south, observed anisotropy is mainly attributed to asthenospheric mantle flow beneath thin lithosphere. The subduction and rollback/retreat of Burma/Sunda slabs generate a southeastward flow which produces a differential flow between the lithosphere and subasthenospere. The differential shear is sufficient to generate the observed anisotropy in the south.

North-South tectonic belt； Seismic array； Shear wave splitting； Lithospheric deformation； Asthenospheric mantle flow

10.6038/cjg20151114.

國家自然科學(xué)基金(41474088, 41174070, 41274063, 41404069)和地震行業(yè)科研專項(201308011, 201008001)資助.

常利軍，男，1978年生，副研究員，主要從事地球深部構(gòu)造、地震各向異性等方面的研究. E-mail: ljchang@cea-igp.ac.cn

10.6038/cjg20151114

P315

2014-12-10，2015-08-18收修定稿

常利軍， 丁志峰， 王椿鏞. 2015. 南北構(gòu)造帶南段上地幔各向異性特征.地球物理學(xué)報，58(11):4052-4067,

Chang L J, Ding Z F, Wang C Y. 2015. Upper mantle anisotropy beneath the southern segment of North-South tectonic belt, China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),58(11):4052-4067,doi:10.6038/cjg20151114.