華北中西部和青藏高原東北緣上地幔各向異性變形特征

常利軍， 丁志峰， 王椿鏞

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

華北中西部和青藏高原東北緣連接了拉伸為主的中國大陸東部和擠壓為主的西部.該區(qū)域主要由青藏高原東北緣的松潘—甘孜塊體和祁連山造山帶，以及華北中西部的阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體及其周緣的銀川—河套地塹、渭河地塹、汾河地塹、秦嶺造山帶、陰山—燕山造山帶、六盤山、賀蘭山、呂梁山和太行山等構造單元組成(圖1a).該區(qū)域的西部，印度—歐亞板塊的陸陸碰撞導致了青藏高原的抬升和地殼增厚，同時造成物質(zhì)側(cè)向逃逸(Molnar and Tapponnier, 1975; Yin, 2010)，其中高原東北緣是一個重要的擠出通道，并沿四川盆地和鄂爾多斯塊體這兩剛性塊體之間的秦嶺造山帶向東延伸(Molnar and Tapponnier, 1975; Zhang et al., 1998)；在其東部，太平洋板塊向歐亞板塊的西向俯沖作用強烈地影響著板塊內(nèi)部及邊緣的構造運動，晚中生代以來經(jīng)歷了大規(guī)模的裂谷作用，發(fā)生了廣泛的伸展變形，并伴有強烈火山活動(Ren et al., 2002; 邱瑞照等, 2004； 鄧晉福等, 2006).相對于長期穩(wěn)定的具有厚克拉通巖石圈根的西部(鄂爾多斯塊體)，華北克拉通東部的巖石圈在中、新生代經(jīng)歷了大規(guī)模的活化，巖石圈減薄了至少100 km，其原有的克拉通結構和性質(zhì)遭到明顯破壞(朱日祥等, 2011； Chen, 2014).華北中西部和青藏高原東北緣作為承接中國大陸東西部分別受海洋板塊俯沖和大陸板塊碰撞不同動力環(huán)境的過渡區(qū)域，構造運動復雜，不僅具有穩(wěn)定克拉通型的鄂爾多斯塊體，而且在青藏高原東北緣和鄂爾多斯塊體周緣形成了構造運動劇烈且強震頻發(fā)的造山帶、地塹和褶皺帶.據(jù)歷史地震目錄，在該區(qū)域僅8級強震就發(fā)生7次，如1303年洪洞8.0級地震，1556年華縣8.3級地震和1920年海原8.5級地震等，占中國大陸1/3已發(fā)生的8級地震.因此，由多種構造單元組成的華北中西部和青藏高原東北緣為我們提供了一個受不同動力環(huán)境影響的天然動力學研究實驗場.

地震各向異性是探測和揭示殼幔變形最直接的地震學有效手段.上地幔各向異性被認為是由于地幔橄欖巖等礦物在應變作用下的晶格優(yōu)勢排列(LPO)導致的.由于各向異性與應變的密切相關性，其被廣泛地應用于描述殼幔構造變形特征和解釋巖石圈/軟流圈動力過程的含義.遠震XKS(SKS、SKKS和PKS)波分裂在水平方向上有較高的分辨率，是研究上地幔各向異性的有效手段，其兩個參數(shù)(即快波偏振方向和時間延遲)主要反映了地幔變形的方向和程度，常用于上地幔各向異性變形特征的分析.過去幾十年中，隨著寬頻帶地震計的廣泛應用，特別是大規(guī)模固定地震臺網(wǎng)和流動臺陣的建立，利用遠震橫波分裂來研究中國大陸地幔變形特征取得了很多成果(鄭斯華和高原, 1994; 丁志峰等, 1996; 常利軍等, 2006; 王椿鏞等, 2014).有關華北中西部和青藏高原東北緣的上地幔各向異性研究一直受到地學工作者的關注，早期主要是利用固定臺站開展遠震橫波分裂研究(常利軍等, 2008, 2011; 馬禾青等, 2010; 李永華等, 2010; Li et al, 2011; 胡亞軒等, 2011; 張洪雙等, 2013; 王瓊等, 2013)，隨著流動臺陣技術的發(fā)展，在該區(qū)域開展了多期次的寬頻帶流動地震臺陣觀測(Huang et al., 2008; Tang et al., 2010; Zhao and Xue, 2010; 常利軍等, 2012; Wu et al, 2015; Ye et al., 2016; Yu and Chen, 2016; 強正陽和吳慶舉, 2019)，特別是中國地震科學臺陣二期項目(ChinArray Ⅱ)的實施，獲得了更為豐富的遠震橫波分裂研究結果(常利軍等, 2016).前期研究結果總體表明遠震橫波分裂快波方向在青藏高原東北緣、阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體西緣主要以NW-SE方向為主，在鄂爾多斯南緣主要為近E-W方向，在鄂爾多斯塊體北緣主要為NNW-SSE方向，在鄂爾多斯塊體東緣，作為華北克拉通東西部的過渡區(qū)，其快波方向較為復雜，在該區(qū)域東西部的快波方向不同，南北部的快波方向也不同，包含了近E-W、NEE-SSW、NW-SE和NNW-SSE方向；整體上，遠震橫波分裂的時間延遲在鄂爾多斯塊體內(nèi)部小于其周緣.盡管這些結果較好地描述了該區(qū)域的上地幔各向異性特征，但作為覆蓋該區(qū)域的主要流動臺陣ChinArray Ⅱ覆蓋了109°E以西的區(qū)域(圖1b)，以東的區(qū)域臺站密度相對稀疏，這對理解整個區(qū)域的上地幔各向異性特征還存在不足，尤其是分析不同構造單元塊體間的差異更需要高分辨的結果.近期，隨著ChinArray Ⅲ的順利開展，彌補了該區(qū)域109°E以東臺站覆蓋稀疏的不足，再加上在鄂爾多斯開展的另外兩個寬頻帶流動臺陣，在區(qū)域內(nèi)形成了分布均勻而密集覆蓋的寬頻帶臺陣，使得我們能夠?qū)θA北中西部和青藏高原東北緣上地幔各向異性變形特征進一步開展全面和詳細的分析，并對其動力學含義進行討論.

1 遠震數(shù)據(jù)

新的觀測數(shù)據(jù)來自于以下3個寬頻帶流動地震臺陣共計480個臺站的遠震波形記錄，如圖1b所示，黑色三角形為中國地震科學探測臺陣三期(ChinArray Ⅲ)361個地震臺站(觀測時段為2017年到2018年)，綠色三角形為國家自然科學基金資助在鄂爾多斯塊體布設的51個地震臺站(Wang et al., 2014)(觀測時段為2010年到2011年)，黃色三角形為北京大學和美國密蘇里大學合作布設的68個地震臺站(Wang et al., 2017 )(觀測時段為2010年到2011年)，這些流動地震臺站統(tǒng)一應用了型號為REFTEK數(shù)據(jù)采集器和CMG-3ESP地震計(頻帶范圍為50 Hz～60 s).加上之前我們在研究區(qū)已經(jīng)獲得的987個測點的遠震橫波分裂結果(流動臺站769個，如圖1b中紅色直線段所示，固定臺站218個，如圖1b中藍色直線段所示)(常利軍等, 2008, 2011, 2012, 2016)，在研究區(qū)形成了由近1500個寬頻帶地震臺站組成的密集而均勻分布的臺網(wǎng)，臺間距～30 km.

為了獲得可靠的分裂結果，遠震XKS波形記錄要清晰，避免受到其他震相的干擾，遠震事件在震級、震源深度和震中距遵循以下標準：震中距范圍為85°～135°，其中SKS震相對應震中距范圍為85°～120°，SKKS震相對應震中距范圍為120°～130°，PKS震相對應震中距范圍為125°～135°；對于震源深度大于150 km地震要求震級在5.5級以上；對于震源深度小于150 km地震要求震級在6.0級以上.圖1b左下角插圖中的紅色圓圈顯示了本文選取的用于橫波分裂的176個遠震事件分布，事件主要集中在南太平洋一帶，但其他地區(qū)也有一定數(shù)量分布，方位覆蓋較好.

2 方法

對于每個臺站單個遠震XKS波分裂測量，我們采用最小切向能量的網(wǎng)格搜索方法(Silver and Chan, 1991)來確定其橫波分裂參數(shù)(φ,δt)及誤差，誤差估計采用F-試驗的置信區(qū)域表示，置信度是95%.為了確保分裂結果的可靠性，需要按以下步驟進行檢驗：(1)將原始橫波旋轉(zhuǎn)到徑向和切向坐標軸，切向分量明顯，并且兩分量的質(zhì)點運動圖顯示為橢圓，說明橫波分裂特征明顯(圖2a)；(2)去除各向異性后，將橫波再次旋轉(zhuǎn)到徑向和切向坐標軸，此時切向分量變得很不明顯，且其質(zhì)點運動圖變?yōu)榻浦本€(圖2b)；(3)將原始橫波旋轉(zhuǎn)到快軸和慢軸坐標，可以看出快、慢波之間存在明顯的到時差，且質(zhì)點運動圖為橢圓(圖2c)；(4)在去除各向異性后，其快、慢波之間的到時差消失，質(zhì)點運動圖變?yōu)榻浦本€(圖2d)；(5)計算的切向能量等值線圖也比較收斂(圖2e).圖2顯示了B024臺記錄的發(fā)生在南太平洋地區(qū)的一個遠震事件的SKS波分裂測量的例子，其發(fā)震時刻為2011年8月19日3時54分.

對每個臺站由不同遠震事件測量得到的一組各向異性參數(shù)，采用“疊加”分析方法(Wolfe and Silver, 1998)獲得其橫波分裂參數(shù).圖3顯示了從B024臺記錄的5個遠震事件(2011年1月5日6時46分MW6.1，震中距為85°，反方位角為125°；2011年1月31日6時3分MW6.0，震中距為93°，反方位角為117°；2011年4月3日14時7分MW6.4，震中距為88°，反方位角為115°；2011年4月18日13時3分MW6.6，震中距為98°，反方位角為128°；2011年7月29日7時42分MW6.3，震中距為91°，圖1a中主要構造單元為阿拉善塊體(AB)、鄂爾多斯塊體(OB)、祁連山造山帶(QLSO)、松潘—甘孜塊體(S-GB)、中亞造山帶(CAOB)、秦嶺造山帶(QLO)、陰山—燕山造山帶(Y-YO)、銀川—河套地塹(Y-HG)、汾河地塹(FG)、渭河地塹(WG)、六盤山(LPM)、賀蘭山(HLM)、呂梁山(LLM)和太行山(THM).圖1b中黑色、黃色和綠色三角形分別為中國地震科學探測臺陣三期(ChinArray Ⅲ)、中國地震局地球物理研究所單獨、北京大學和美國密蘇里大學合作在研究區(qū)布設的臺陣的地震臺站.紅色和藍色直線段分別為以前發(fā)表的ChinArray流動臺站和區(qū)域臺網(wǎng)固定臺站的XKS波分裂結果(常利軍等, 2008, 2011, 2012, 2016).塊體邊界用虛線標示，斷裂為黑色細線.藍綠色圓圈為1970年以來5級以上地震，藍綠色五角星為8級以上歷史地震，紅色五角星為大同火山群.藍色箭頭代表GPS測量的地表運動速度場(Wang and Shen, 2020).圖1b左下角插圖中，紅圈為本文選取的遠震事件分布圖，紅色矩形為研究區(qū).

圖1 研究區(qū)構造簡圖和臺站分布圖

圖2 臺站B024記錄的遠震20110819_0354事件的SKS波分裂測量示例 原始SKS波轉(zhuǎn)到徑向和切向上的波形及其質(zhì)點運動圖(a)，以及去除各向異性后的徑向和切向上的波形及其質(zhì)點運動圖(b)；原始SKS波轉(zhuǎn)到快、慢軸方向上的波形和質(zhì)點運動圖(c)，以及去除各向異性后的快、慢軸方向上的波形和質(zhì)點運動圖(d)； (e)為切向能量等值線圖， 最佳分裂參數(shù)是星號對應坐標點.Fig.2 Example of SKS wave splitting analysis of the event 20110819_0354 recorded at station B024 (a) Original radial and transverse components, (b) corrected radial and transverse components, (c) uncorrected fast and slow components, and (d) corrected fast and slow components. Their corresponding particle motion diagrams are shown on the right of each seismogram. (e) Contour map of error function on the corrected transverse component. Black asterisk is the best splitting parameters.

圖3 B024臺的5個遠震SKS波分裂測得的切向能量等值線圖(a、b、c、d和e)及其經(jīng)過“疊加”處理后的切向能量等值線圖(f) 星號代表最佳分裂結果.Fig.3 Contour plot of energy on the SKS transverse component energy from five teleseismic events (a, b, c, d and e), and their stacked contour plot (f) at station B024 The asterisk is the optimal results.

圖4 研究區(qū)各臺站XKS波分裂結果分布圖 紅色線段是流動臺站的結果，藍色線段是固定臺站的結果；線段的方向和長度分別代表快波方向和時間延遲的大?。?綠色粗箭頭表示絕對板塊運動(APM)方向(Gripp and Gordon, 2002).Fig.4 XKS wave splitting results in the study area Red bars and blue bars represent the XKS wave splitting results at temporary stations and permanent stations, respectively. The orientations of the bars represent the fast wave directions and their lengths are the lengths of delay times. Green thick arrows indicate the directions of absolute plate motion (APM) (Gripp and Gordon, 2002).

圖5 研究區(qū)時間延遲分布圖Fig.5 The distribution of delay times in the study area

反方位角為121°)測得的SKS波分裂結果(圖3a、3b、3c、3d和3e)與利用“疊加”分析方法處理后的結果(圖3f)的比較，這5個誤差較大的SKS波分裂結果，經(jīng)過“疊加”處理后，最小切向能量圖中95%的置信區(qū)域明顯收斂，其最終結果的誤差變得更加收斂，因而提高了測量的精度.

3 結果和分析

基于上述最小切向能量網(wǎng)格搜索和“疊加”分析方法，我們對華北中西部和青藏高原東北緣新收集的480個寬頻帶流動地震臺站所記錄的遠震XKS波形進行了分裂測量，并提取了各臺站下方各向異性的橫波分裂參數(shù).隨著臺陣技術發(fā)展，新的流動觀測采用基坑標準化觀測，降低了背景噪聲，并在絕大部分臺站安裝了遠程網(wǎng)絡監(jiān)控，所以地震觀測數(shù)據(jù)質(zhì)量和連續(xù)性都比較好，絕大多數(shù)臺站的有效觀測時間達到2年，用于分析測量的有效事件較多，并且采用了“疊加”分析處理技術，因此，絕大多數(shù)臺站測量的分裂參數(shù)質(zhì)量較好，其快波方向的誤差小于10°，時間延遲的誤差小于0.2 s.各臺站橫波分裂參數(shù)的離散分析表現(xiàn)出小的離散，而且分裂參數(shù)沒有表現(xiàn)出隨事件方位的周期性變化，表現(xiàn)出單層各向異性的特征.

根據(jù)新得到的480個測點的XKS波分裂結果，并結合我們以前在該區(qū)域內(nèi)獲得的987個ChinArray Ⅱ的流動臺站結果和區(qū)域臺網(wǎng)固定臺站結果(常利軍等, 2008, 2011, 2012, 2016)，我們用1467個臺站的分裂結果繪制了華北中西部和青藏高原東北緣高分辨率的上地幔各向異性圖像(圖4和圖5).圖4中流動臺站(紅色線段)的分裂結果與其相鄰的固定臺站(藍色線段)的結果一致性很好，密集且均勻的結果分布使圖4呈現(xiàn)出面狀流線型的分布特征.快波方向分布(圖4)顯示，青藏高原東北緣、阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體西緣的快波方向主要為NW-SE方向，這與他人分析測量的固定臺站結果(李永華等, 2010; 馬禾青等, 2010; 胡亞軒等, 2011; Li et al, 2011; 王瓊等, 2013; 張洪雙等, 2013)和流動臺站結果(Zhao and Xue, 2010; Wu et al., 2015; Ye et al., 2016; Yu and Chen, 2016)基本一致，但在鄂爾多斯塊體西北緣，胡亞軒等(2011)得到兩個固定臺站的快波方向與本文密集臺陣的結果和Li等(2011)在相同臺站的結果幾乎垂直；在鄂爾多斯塊體南緣的快波方向為近E-W方向或NWW-SEE方向，這與他人在該區(qū)域得到的固定臺站結果(Li et al., 2011; 胡亞軒等, 2011)和流動臺站結果(Huang et al., 2008; Tang et al., 2010; Yu and Chen, 2016)一致性較好；在鄂爾多斯北緣的快波方向主要為NNW-SSE方向，與Li等(2011)和胡亞軒等(2011)在該區(qū)域的幾個固定臺站結果基本一致；在鄂爾多斯塊體東緣的華北中部，作為連接華北克拉通被明顯破壞的東部和仍然保留穩(wěn)定克拉通根的西部(鄂爾多斯塊體)的中部造山帶，其快波方向的特征相對復雜，該區(qū)域東部的快波方向主要為近E-W或NWW-SEE方向，并與相鄰的華北平原的快波方向一致，但該區(qū)域西北部沿呂梁山自北向南快波方向從NNW-SSE方向轉(zhuǎn)到NW-SE方向，再到近E-W方向，而南部沿太行山自南向北快波方向從近E-W方向轉(zhuǎn)到NEE-SWW方向，再到近E-W方向，南北部的快波方向相向在中部N36°至N38°之間轉(zhuǎn)向近E-W方向；在鄂爾多斯塊體東北緣以坐標N40.5°和E113°為中心的周邊區(qū)域的快波方向自左向右從NW-SE方向轉(zhuǎn)到NE-SW方向，再到NWW-SEE方向，在一個較小的區(qū)域內(nèi)快波方向發(fā)生了順時針的快速旋轉(zhuǎn)；在鄂爾多斯塊體內(nèi)部，塊體北部的快波方向主要為NNW-SSE方向，與塊體北緣的快波方向一致，而塊體南部，包括塊體北部靠南的區(qū)域的快波方向主要表現(xiàn)為近E-W方向，向東連接了塊體東緣中部的近E-W方向的快波方向，向南連接了塊體南緣渭河地塹近E-W的快波方向，此外，在塊體中西部靠近塊體西緣N38°附近，NW-SE方向的快波方向沿東南方向斜向深入鄂爾多斯塊體內(nèi)部，直到N36.5°和E108.5°；在研究區(qū)東北部，緊鄰華北克拉通的中亞造山帶中南部的快波方向主要表現(xiàn)為近E-W方向.

時間延遲分布(圖5)顯示，鄂爾多斯塊體的時間延遲較小，其平均值只有0.6 s，明顯小于其周緣和其他構造單元，但在塊體中西部靠近塊體西緣N38°附近，有一個時間延遲約為1.0 s的小區(qū)域沿東南方向斜向深入鄂爾多斯塊體內(nèi)部，對應了快波方向為NW-SE方向沿東南方向斜向深入鄂爾多斯塊體內(nèi)部的區(qū)域，以及在塊體北部E109°至E111°之間有一個時間延遲約為1.1 s的小區(qū)域從北緣向南一直延伸到約N39.5°，這個時間延遲相對較大的區(qū)域的快波方向也與北緣的相一致；此外，塊體東北緣以坐標N40.5°和E113°為中心的周邊區(qū)域的時間延遲也比較小，其時間延遲平均值僅為0.7 s，對應了該區(qū)域快波方向順時針快速旋轉(zhuǎn)的區(qū)域；在高原東北緣、鄂爾多斯塊體和阿拉善塊體的交匯區(qū)的時間延遲比較大，時間延遲的平均值為1.3 s，鄂爾多斯塊體南緣的渭河地塹和秦嶺造山帶的時間延遲平均值為1.2 s，鄂爾多斯塊體東緣，即華北中部的時間延遲分布總體上西小東大，靠近鄂爾多斯塊體的西部較小，其平均時間延遲為0.8 s，時間延遲向東不斷增大，在東部的平均時間延遲達1.2 s，在鄂爾多斯塊體北緣的平均時間延遲約為1.1 s，在其北部且與其緊鄰的中亞造山帶中南部的時間延遲平均值為1.0 s，在阿拉善塊體和祁連造山帶的西北部的時間延遲基本相同，該區(qū)域平均值約為1.0 s.

相對于前人的結果，由于密集而均勻分布的臺站幾乎覆蓋了整個研究區(qū)，特別是覆蓋了之前缺少臺站的阿拉善塊體、銀川—河套地塹、鄂爾多斯塊體和中亞造山帶中南部，因此，本文的結果填補了以前許多研究空白，使得我們能夠從面上詳細分析各個構造單元的各向異性特征及差異.例如，鄂爾多斯塊體與其周緣的各向異性特征具有明顯的差異，鄂爾多斯塊體東北緣快波方向快速旋轉(zhuǎn)變化且時間延遲相對較小的特征，研究區(qū)東北部中亞造山帶近E-W方向的快波方向，以及構造穩(wěn)定的鄂爾多斯塊體的時間延遲小于青藏高原東北緣和其周緣各個構造活躍單元的時間延遲等特征.

4 討論與結論

4.1 各向異性層的深度

盡管遠震XKS波分裂具有較好的橫向分辨率，但其垂向分辨率較差，其各向異性反映了從核幔邊界到接收臺站路徑上的綜合各向異性.對于XKS波，同一接收臺站接收到的不同方位的遠震事件的橫波在淺部的傳播路徑基本相同，只是在深的下地幔不同，如果下地幔存在各向異性，則不同方位的XKS 波會受到不同地區(qū)深部的各向異性影響，測得的分裂結果應該存在較大差異，而本文絕大部分臺站的離散度較小，這顯然與本文的測量結果不符，說明各向異性主要分布在上地幔及以上區(qū)域，下地幔的影響很小.有關地殼各向異性層的影響，Silver(1996)指出全球平均尺度大約為0.2 s.對于本文，研究區(qū)的Moho面埋深從青藏高原東北緣的～60 km過渡到阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體的～45 km，再到華北中部～35 km(Li et al., 2014； Wang et al., 2017; 武巖等, 2018)，以地殼近震直達S波分裂結果(吳晶等, 2007; 馬禾青等, 2011; 張輝等, 2012; 劉庚等, 2017; 郭桂紅等, 2019; 張暉等, 2020; Shi et al., 2020)估算的地殼各向異性時間延遲主要在0.1～0.2 s.對于整個地殼，Herquel等(1995)通過Moho面的Ps轉(zhuǎn)換波在青藏高原東北緣測得的地殼各向異性時間延遲為0.2～0.3 s，Kong等(2016)利用區(qū)域固定臺站記錄的Ps轉(zhuǎn)換波得到的高原東北緣的地殼各向異性時間延遲大部分結果在0.39 s以內(nèi)，謝振新等(2017)利用ChinArray Ⅱ流動臺陣記錄的Ps轉(zhuǎn)換波在青藏高原東北緣得到的地殼各向異性平均時間延遲是0.27 s，但Wang 等(2016)在高原東北緣的少量幾個固定臺得到的Ps轉(zhuǎn)換波分裂時間延遲達到0.6 s，可能由于與其他研究者在數(shù)據(jù)和分析方法上的差異造成了時間延遲結果差異較大.Zheng等(2019)利用ChinArray前期試驗項目布設的臺站記錄的Ps轉(zhuǎn)換波分裂測量的華北中東部地殼各向異性的平均時間延遲是0.25 s.總體上，地殼各向異性產(chǎn)生的分裂時間延遲在華北地區(qū)的小于0.3 s，其中鄂爾多斯塊體小于0.2 s，青藏高原東北緣較大，但也小于0.4 s.依據(jù)研究區(qū)得到的快、慢波時間延遲分布(圖5)，XKS波分裂主要反映了上地幔各向異性的特征.

各向異性厚度可由公式L=δt·β0/δβ估算，δβ為各向異性介質(zhì)中快、慢波的相對速度差，β0相應各向同性介質(zhì)中的速度，對于大陸巖石圈地幔δβ為4%，β0為4.6 km·s-1(Silver, 1996)，因此，δt為1.0 s的分裂時間延遲估算的各向異性層厚度約為115 km.S波接收函數(shù)研究結果顯示青藏高原東北緣和阿拉善塊體的巖石圈厚度為150～160 km(張洪雙等, 2013； Ye et al., 2015)，鄂爾多斯塊體的巖石圈厚度可達200 km，而華北中東部巖石圈厚度減薄至80～100 km(Chen et al., 2014)，渭河地塹和秦嶺造山帶的巖石圈厚度約為110 km(An and Shi, 2006).上地幔各向異性可能來自于巖石圈，也可能來自于軟流圈，基于以上分析我們可以對其進行一些約束.青藏高原東北緣的時間延遲平均值由西北部的1.0 s增加到東南部的1.3 s，去除0.4 s的地殼各向異性影響，需要70～100 km厚的地幔巖石圈來產(chǎn)生0.6～0.9 s的分裂時間延遲，減去50～60 km的地殼厚度，地幔巖石圈厚度為100～110 km，因此，青藏高原東北緣的XKS分裂結果主要反映了巖石圈的各向異性特征.阿拉善塊體的時間延遲平均值為1.0 s，其100 km的地幔巖石圈足以產(chǎn)生0.7 s的分裂時間延遲.鄂爾多斯塊體～200 km巨厚的巖石圈足以產(chǎn)生0.6 s的分裂時間延遲.對于渭河地塹和秦嶺造山帶的地幔巖石圈約60 km，但產(chǎn)生1.2 s的時間延遲至少需要110 km厚的地幔巖石圈，表明該區(qū)域的各向異性來自于巖石圈和軟流圈綜合效應.華北中部作為華北克拉通東西部的過渡造山帶，巖石圈厚度自西向東從110 km過渡到80 km(Chen et al., 2014)，地幔巖石圈從西部的約70 km過渡到東部的約40 km，該區(qū)域的平均時間延遲西部為0.8 s，東部為1.2 s，其西部和東部分別需要約70 km和110 km厚的地幔巖石圈產(chǎn)生相應的時間延遲，40 km的地幔巖石圈顯然不足，軟流圈的作用不可忽視，考慮到軟流圈地幔δβ為3.7%(Mainprice and Silver, 1993)，1.0 s的時間延遲估算的各向異性層厚度約為125 km，其東部主要反映了軟流圈的各向異性特征，而西部主要反映了巖石圈變形的作用.綜上所述，青藏高原東北緣、阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體及其西緣、北緣和東緣的西部的各向異性主要來自于巖石圈；在鄂爾多斯塊體南緣，巖石圈和軟流圈對其各向異性都有貢獻；華北中部的東部的各向異性主要來自于軟流圈的貢獻.

4.2 各向異性成因

遠震橫波分裂測量的各向異性反映了巖石圈變形和軟流圈地幔流特征.Silver (1996)根據(jù)全球SKS波分裂結果分析總結出；構造應力作用引起的巖石圈變形對大陸上地幔各向異性的產(chǎn)生具有重要的影響，各向異性在構造穩(wěn)定區(qū)通常是其最近一次大規(guī)模構造運動所遺留的“化石”各向異性；各向異性在構造活動區(qū)則反映了其正在進行的構造運動，快波方向通常與板塊拼合的邊界、裂谷的拉伸方向、大型走滑斷裂和造山帶的構造走向一致.軟流圈各向異性實際上是與現(xiàn)今地幔流相關的各向異性，通?？觳ǚ较蚺c絕對板塊運動(APM)方向一致，且各向異性特征整體相對穩(wěn)定.局部的地幔對流也會對各向異性產(chǎn)生影響，通常會削弱橫向的各向異性(Silver and Chan, 1991; Vinnik et al., 1992; Long and Silver, 2008).

鄂爾多斯塊體是一個穩(wěn)定的剛性塊體，相對于構造運動劇烈和強震頻發(fā)的周緣和青藏高原東北緣，以及遭受克拉通巖石圈破壞和減薄的華北中東部，其內(nèi)部仍然保留了穩(wěn)定和厚度可達200 km的巖石圈(Chen et al., 2014)，P波成像結果顯示高速異常可達300 km深(Huang and Zhao, 2006; 郭慧麗等, 2017).其地幔熱流變化范圍為21.2～24.5 mW·m-2，低于全球地幔熱流的平均值28 mW·m-2(黃方等, 2015).由GPS測量的應變率約3 nanostrain/a，遠小于其周緣約15 nanostrain/a的應變率(Wang and Shen, 2020)，且地震活動強度和頻度都比較弱，沒有發(fā)生過6級以上的地震(圖1).鄂爾多斯塊體的各向異性快、慢波時間延遲比較小，相對于其周緣和青藏高原東北緣的1.0 s以上的時間延遲平均值，其平均值只有0.6 s，表現(xiàn)為弱各向異性，反映了弱的巖石圈變形特征，其弱各向異性可能反映了古老的華北克拉通遺留的“化石”各向異性.但在塊體中西部靠近塊體西緣N38°附近，有一個時間延遲約為1.0 s且快波方向為NW-SE方向的小區(qū)域沿東南方向斜向深入到塊體內(nèi)部，直到N36.5°和E108.5°附近，其各向異性特征與相鄰的塊體西緣一致；以及在塊體北部E109°至E111°之間有一個時間延遲約為1.1 s且快波方向為NNW-SSE方向的小區(qū)域從北緣向南一直延伸到塊體內(nèi)部約N39.5°附近，表現(xiàn)出與塊體北緣一致的各向異性特征；此外，在塊體西南和東南部接近相鄰邊緣的區(qū)域也表現(xiàn)出與相鄰邊緣一致的各向異性特征.這些特征反映了塊體內(nèi)部靠近邊緣的局部區(qū)域的深部變形受到了與其相鄰邊緣的構造變形影響，從而表現(xiàn)出一致各向異性特征.

新生代以來，印度—歐亞板塊的陸陸碰撞導致青藏高原向北推擠過程中，在高原東北緣受到來自北面的阿拉善和東面的鄂爾多斯這兩個穩(wěn)定塊體的阻擋作用，條狀塊體向東南滑動，沿NE-SW擠壓的方向上發(fā)生了地殼縮短增厚，并形成了一系列NW-SE方向的造山帶和斷裂帶(《中國巖石圈動力學地圖集》編委會, 1991).在青藏高原東北緣，橫波分裂測量的快波方向主要表現(xiàn)為NW-SE方向，與大型斷裂和造山帶的構造走向一致，說明高原東北緣在NE-SW擠壓背景下，上地幔物質(zhì)沿NW-SE方向發(fā)生了拉伸變形和向東側(cè)向擠出.常利軍等(2016)聯(lián)合地表變形場GPS觀測數(shù)據(jù)和地幔變形場XKS波分裂數(shù)據(jù)數(shù)值模擬分析表明，高原東北緣的變形模式主要為左旋簡單剪切變形和純剪切變形，其東南部主要為左旋簡單剪切變形，對應了一系列大型左旋走滑斷裂，如海原斷裂和東昆侖斷裂；其西北部的祁連逆沖斷裂系主要表現(xiàn)為純剪切變形(Shen et al., 2020)，體現(xiàn)了這一被柴達木塊體和阿拉善塊體雙向俯沖和夾持的擠出體受到強烈的NE-SW方向的擠壓作用(許志琴等, 1999)，祁連造山帶巖石圈發(fā)生了NW-SE方向的伸展變形.鄂爾多斯塊體西緣和阿拉善塊體的快波方向也表現(xiàn)為NW-SE方向，與緊鄰的高原東北緣的快波方向一致，且深淺變形數(shù)值模擬結果顯示該區(qū)域的變形模式主要為純剪切變形，與高原東北緣的西北部的逆沖斷裂系的擠壓變形一致.自南向北，青藏高原向北的推擠作用影響了青藏高原、天山造山帶、中亞造山帶，遠至貝加爾裂谷幾千公里的區(qū)域(Tapponnier et al., 2001; Yin, 2010).阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體西緣和高原東北緣的快波方向表現(xiàn)出一致的特征，體現(xiàn)了高原東北緣持續(xù)向NE方向的推擠作用在深部已經(jīng)影響到阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體西緣，使得在NE-SW方向的擠壓作用下，上地幔物質(zhì)沿NW-SE方向發(fā)生了伸展變形，形成了NW-SE方向的快波方向.在鄂爾多斯塊體北緣，快波方向從塊體西北緣的NW-SE方向轉(zhuǎn)為NNW-SSE方向.塊體北緣的河套斷陷盆地為近E-W方向的剪切拉張帶，斷陷盆地的北面為近E-W走向陰山—燕山造山帶，該區(qū)域發(fā)育一系列近E-W方向的斷裂(鄧起東等, 1999).應用綜合震源機制解法推斷鄂爾多斯塊體北緣的應力場為NEE-SWW方向壓縮的主壓應力場和NNW-SSE方向拉張的引張應力場(盛書中等, 2015).盡管塊體北緣的快波方向與斷陷盆地、造山帶和斷裂等構造走向不一致，但其與該區(qū)域NNW-SSE方向的拉張應力場一致，說明在青藏高原NE方向的推擠作用下，塊體北緣與塊體西緣同樣受到了這種擠壓和拉張的影響，同時受到鄂爾多斯剛性塊體阻擋作用，在塊體北緣形成了NEE-SWW方向壓縮的主壓應力場，巖石圈物質(zhì)沿NNW-SSE方向發(fā)生了伸展變形，產(chǎn)生了NNW-SSE方向觀測到的快波方向.

鄂爾多斯塊體南緣為渭河地塹和秦嶺造山帶，渭河地塹為一近E-W方向的斷陷盆地，秦嶺造山帶為中生代期間華北塊體和華南塊體碰撞形成的近E-W或NWW-SEE方向的造山帶，發(fā)育了一系列平行于塊體碰撞邊界和山脈走向的左旋走滑斷裂(鄧起東等, 1999； Meng and Zhang, 2000).快波方向從青藏高原東北緣的NW-SE方向轉(zhuǎn)到秦嶺造山帶和渭河地塹的近E-W或NWW-SEE方向，快波方向整體上平行于華北塊體和華南塊體的碰撞邊界、秦嶺造山帶和左旋走滑斷裂系的構造走向，且深淺變形數(shù)值模擬結果也顯示了該區(qū)域為巖石圈左旋簡單剪切變形模式(常利軍等, 2016).印度板塊和歐亞板塊的碰撞作用下，青藏高原持續(xù)向北擴展，在高原東北緣由于受到兩個剛性塊體四川盆地和鄂爾多斯塊體的阻擋，巖石圈物質(zhì)沿兩個剛性塊體間的秦嶺造山帶向東擠出，從而從高原東北緣的東南部到秦嶺造山帶形成了左旋簡單剪切變形為主的巖石圈垂直連貫變形模式，并且促進了鄂爾多斯塊體逆時針旋轉(zhuǎn)的動力學特征(Zhang et al., 1998).盡管巖石圈變形較好地解釋了觀測到的橫波分裂快波方向特征，但是由于我們在塊體南緣得到的快、慢波時間延遲較大，正如4.1節(jié)所述，該區(qū)域的巖石圈較薄，難以產(chǎn)生較大的時間延遲，因此，軟流圈對各向異性貢獻不可忽視.此外，由HS3-NUVEL1a模型(Gripp and Gordon, 2002)得到的熱點參考系下的APM方向(圖4)與該區(qū)域的快波方向一致，反映了軟流圈地幔流對產(chǎn)生秦嶺造山帶和渭河地塹較強的各向異性具有重要的影響(Vinnik et al., 1992).地震層析成像研究顯示渭河地塹和秦嶺造山帶兩側(cè)的鄂爾多斯塊體和四川盆地下方的高速異常可達300 km(Huang and Zhao, 2006; 郭慧麗等, 2017)，體現(xiàn)了鄂爾多斯塊體和四川盆地仍然為保留了古老克拉通的剛性塊體特征，而夾在兩剛性塊體之間的渭河地塹和秦嶺造山帶下100～300 km內(nèi)呈現(xiàn)明顯的低速異常，結合該狹窄區(qū)域較薄的巖石圈和較大的時間延遲特征，預示了該區(qū)域下方存在一個軟流圈地幔流通道，這一被上覆巖石圈板塊東向驅(qū)動的地幔流造成地幔橄欖巖等礦物的晶格優(yōu)勢排列方向與地幔流的方向相一致，產(chǎn)生了近E-W方向或NWW-SEE方向觀測到的快波方向.因此，在鄂爾多斯塊體南緣，秦嶺造山帶不僅是高原物質(zhì)東向逃逸的巖石圈擠出通道，而且還是軟流圈東流的地幔流通道，巖石圈變形和軟流圈地幔流作用共同促進了該區(qū)域較強的各向異性.

位于鄂爾多斯塊體東緣的華北中部，是連接華北克拉通被明顯破壞的東部和仍然保留穩(wěn)定克拉通根的西部鄂爾多斯塊體的過渡帶，主要包括太行山、汾河地塹、呂梁山和陰山—燕山造山帶東部等構造單元.這一區(qū)域的快波方向的特征相對復雜(圖4和圖5)，該區(qū)域東部的快波方向主要為近E-W或NWW-SEE方向，并與相鄰的華北平原的快波方向一致，但該區(qū)域西部的北部沿呂梁山自北向南快波方向從NNW-SSE方向轉(zhuǎn)到NW-SE方向，再到近E-W方向，而南部沿太行山自南向北快波方向從近E-W方向轉(zhuǎn)到NEE-SWW方向，再到近E-W方向，南北部的快波方向相向在N36°至N38°之間轉(zhuǎn)向近E-W方向；快、慢波時間延遲變化較大，西弱東強，從西部緊鄰鄂爾多斯塊體的0.6 s到華北平原的1.5 s，基本上以汾河地塹為界，西部的平均時間延遲為0.8 s，東部的平均時間延遲為1.2 s.該區(qū)域東部及其東側(cè)相鄰的華北平原的快波方向與APM方向基本一致(圖4)，且具有較大的時間延遲和薄的巖石圈厚度，正如4.1節(jié)所述巖石圈變形遠不足以產(chǎn)生較大時間延遲，預示了觀測的各向異性主要是由軟流圈地幔流引起，反映了太平洋板塊向華北克拉通下的西向俯沖作用引起的地幔流不僅導致了巖石圈的活化減薄(朱日祥等, 2011)，而且產(chǎn)生了所觀測到的近E-W或NWW-SEE方向和時間延遲較大的各向異性.塊體東南緣的快波方向沿太行山自南向北從近E-W方向轉(zhuǎn)到NEE-SWW方向，塊體西南緣的快波方向沿六盤山自北向南從NW-SE方向轉(zhuǎn)到近E-W方向，二者與塊體南緣的渭河地塹的近E-W方向快波方向共同形成了快波方向自西向東沿塊體西南緣的六盤山經(jīng)南緣的渭河地塹到東南緣的太行山逆時針旋轉(zhuǎn)的特征，快波方向與造山帶、地塹和斷裂的走向一致，體現(xiàn)了巖石圈垂直連貫變形的特征，但是由于塊體邊緣巖石圈遭受破壞而減薄，巖石圈不足以產(chǎn)生觀測到的大的時間延遲，因而軟流圈地幔流的作用不可忽視.盡管塊體南緣近E-W方向的快波方向與APM方向一致，但是西南緣六盤山NW-SE方向和東南緣太行山南部NEE-SWW方向的快波方向與APM方向存在一定的差異，似乎不符合上覆板塊直接驅(qū)動的地幔流模式.但是，由于青藏高原東北緣的軟流圈物質(zhì)沿鄂爾多斯塊體南部邊緣逃逸過程中，受到巨厚剛性的鄂爾多斯塊體阻擋，沿塊體南部邊緣的軟流圈地幔流可能形成了自西向東從NW-SE方向到近E-W方向，再到NEE-SWW方向的局部繞流，這種局部繞流造成了塊體南部邊緣的逆時針旋轉(zhuǎn)的快波方向變化特征，同時與上覆左旋簡單剪切變形的巖石圈的東向擠出作用共同促進了鄂爾多斯塊體的逆時針旋轉(zhuǎn)(Zhang et al., 1998).該區(qū)域北部呂梁山快波方向自北向南表現(xiàn)出NNW-SSE到NW-SE方向，與相鄰的塊體北緣的快波方向一致，在NEE-SWW和NE-SW方向的主壓應力場作用(盛書中等, 2015)，其深部發(fā)生了NNW-SSE和NW-SE方向的拉張變形，產(chǎn)生了觀測的各向異性.該區(qū)域緊鄰剛性的鄂爾多斯塊體西部的時間延遲較小，平均時間延遲為0.8 s，接近塊體內(nèi)部的0.6 s，反映其巖石圈變形較弱，類似于塊體內(nèi)部，仍然保持了穩(wěn)定性，但其中部近E-W方向快波方向與該區(qū)域東部的快波方向和APM方向一致，也可能反映了太平洋板塊西向俯沖作用引起的地幔流影響，而隨著距離的增加，這種俯沖作用的影響減弱.整體上，華北中部的深部變形反映了其作為華北東西部過渡帶的特征，東部受太平洋板塊西向俯沖作用導致了克拉通破壞和巖石圈減薄，軟流圈地幔流作用明顯，西北部巖石圈的拉張變形作用明顯，西南部還受到軟流圈的局部繞流作用，其中西部較小的時間延遲反映了巖石圈變形較弱，但快波方向與東部一致，也可能受到地幔流的部分影響.

在鄂爾多斯塊體東北緣以坐標N40.5°和E113°為中心的周邊區(qū)域的快波方向自左向右從NW-SE方向轉(zhuǎn)到NE-SW方向，再到NWW-SEE方向，在一個較小的區(qū)域內(nèi)快波方向自西向東發(fā)生了順時針的快速旋轉(zhuǎn)，且平均時間延遲為0.8 s，相對較小.該區(qū)域位于我國著名的第四紀大同火山群，區(qū)域內(nèi)分布著30多座火山，Lei(2012)通過P波層析成像研究發(fā)現(xiàn)大同火山區(qū)的低速異常一直延伸至下地幔，認為與太平洋板塊滯留脫水有關，可能是來自下地幔的地幔柱作用的結果.陳兆輝等(2018)采用FMTOMO走時層析成像方法獲得了大同火山群下方深至400 km的高分辨率地殼上地幔P波速度結構，結果顯示大同火山群下方為強低速異常，且呈柱狀低速帶，一直延伸至400 km的深度，推斷大同火山巖漿活動由太平洋板塊俯沖作用下熔融的玄武質(zhì)巖漿上涌所導致.該區(qū)域快波方向所表現(xiàn)出的順時針快速旋轉(zhuǎn)，且時間延遲相對較小的特征，可能與大同火山群下方地幔巖漿上涌形成的局部地幔對流相關，且上升流削弱了橫向的各向異性(Silver and Chan, 1991; Vinnik et al., 1992).

在研究區(qū)東北部，陰山—燕山造山帶北面的中亞造山帶的快波方向主要表現(xiàn)為近E-W方向，平均時間延遲為1.0 s.該區(qū)域位于中亞造山帶的中南部，南面緊鄰華北克拉通，區(qū)域內(nèi)廣泛發(fā)育早中生代陸內(nèi)走滑斷裂和新生代玄武巖，斷裂以東西走向為主，如西拉木倫河斷裂等，經(jīng)歷了古亞洲洋俯沖閉合、陸陸匯聚以及碰撞后伸展等地質(zhì)過程，是全球顯生宙以來陸殼增生和改造作用最為強烈的地區(qū)(Xiao et al., 2003, 2009; Windley et al., 2007).該區(qū)域近E-W方向的快波方向不僅與區(qū)域內(nèi)主要斷裂走向一致，而且平行于華北克拉通和中亞造山帶的塊體拼合邊界，反映了中亞造山帶中南部巖石圈構造演化過程的變形特征，斷裂構造對該區(qū)域巖石圈深部變形特征具有重要作用，袁永真等(2015)綜合重、磁和電資料推斷出西拉木倫河斷裂是一條超殼斷裂，說明斷裂構造已經(jīng)影響到巖石圈上地幔的變形，使得晶格優(yōu)勢方向平行于斷裂走向.此外，該區(qū)域的巖石圈厚度約90 km(An and Shi, 2006)，地殼厚度為40～45 km(武巖等, 2018)，其巖石圈地幔難以產(chǎn)生主要反映上地幔變形的1.0 s的時間延遲，軟流圈地幔流可能也對該區(qū)域的各向異性有貢獻.該區(qū)域近E-W方向的快波方向與相鄰華北中北部的基本一致，而且與APM方向一致，進一步反映軟流圈地幔流對各向異性貢獻不可忽視，說明太平洋板塊西向俯沖作用引起的地幔流不僅主導了華北中東部深部變形，而且對與其北部相鄰的中亞造山帶中南部的上地幔各向異性也產(chǎn)生了影響.

4.2 結論

基于華北中西部和青藏高原東北緣密集分布的近1500個寬頻帶地震臺站的遠震XKS波分裂測量結果，獲得了該區(qū)域目前橫向分辨率最高的上地幔各向異性圖像.快波方向分布顯示，青藏高原東北緣、阿拉善塊體和鄂爾多斯塊體西緣主要為NW-SE方向；鄂爾多斯北緣主要為NNW-SSE方向；鄂爾多斯塊體南緣的渭河地塹和秦嶺造山帶為近E-W方向或NWW-SEE方向；華北中部相對復雜，其東部為近E-W或NWW-SEE方向，而其西北部呂梁山自北向南快波方向從NNW-SSE方向轉(zhuǎn)到NW-SE方向，再到中西部近E-W方向，西南部太行山自南向北快波方向從近E-W方向轉(zhuǎn)到NEE-SWW方向，再到中西部近E-W方向，南北部的快波方向相向在中部N36°至N38°之間轉(zhuǎn)向近E-W方向；鄂爾多斯塊體東北緣大同火山區(qū)快波方向表現(xiàn)出順時針快速旋轉(zhuǎn)的特征；鄂爾多斯塊體北部的快波方向主要為NNW-SSE方向，南部主要為近E-W方向，但其靠近邊緣的局部區(qū)域表現(xiàn)出與相鄰邊緣相一致的各向異性特征；緊鄰華北克拉通北部的中亞造山帶中南部的快波方向主要為近E-W方向.時間延遲分布顯示，鄂爾多斯塊體的時間延遲明顯小于其周緣及其他構造單元，反映了構造穩(wěn)定單元的時間延遲小于構造活躍單元.

綜合各向異性、地表變形、深部結構、地質(zhì)構造和應力場的分析表明，青藏高原東北緣、阿拉善塊體、鄂爾多斯塊體西緣和北緣的各向異性主要受青藏高原持續(xù)向NE方向的推擠作用，導致巖石圈上地幔物質(zhì)沿NW-SE或NNW-SSE方向的伸展變形影響；秦嶺造山帶既是青藏高原巖石圈物質(zhì)的擠出通道，也是軟流圈物質(zhì)東流的地幔流通道；鄂爾多斯塊體南部邊緣在深部軟流圈可能存在一個繞剛性塊體的逆時針局部地幔繞流，其與上覆巖石圈左旋簡單剪切變形產(chǎn)生了快波方向自西向東從西南緣六盤山NW-SE方向到南緣渭河地塹近E-W方向，再到東南緣太行山NEE-SWW方向變化的各向異性，并一起驅(qū)動了鄂爾多斯塊體的逆時針旋轉(zhuǎn)；對于華北中部的各向異性，其東部主要受到太平洋板塊西向俯沖引起的地幔流作用，而西北部主要為巖石圈拉張變形，西南部還受到軟流圈繞流影響，其西部的中部時間延遲相對較小，反映了與相鄰的鄂爾多斯塊體相似的穩(wěn)定性，但快波方向與華北東部一致，可能也反映了太平洋板塊西向俯沖引起的地幔流影響，只是隨著距離的增加，俯沖作用的影響減弱；大同火山區(qū)下地幔巖漿上涌形成的局部地幔對流導致了該區(qū)域快波方向順時針旋轉(zhuǎn)，且上升流削弱了橫向各向異性，使得觀測的時間延遲較??；中亞造山帶中南部的各向異性不僅受到平行于構造走向的巖石圈變形影響，而且也可能受到太平洋板塊西向俯沖引起的地幔流作用.鄂爾多斯塊體弱各向異性體現(xiàn)了其穩(wěn)定性，反映了遺留的“化石”各向異性，但其靠近邊緣的局部地區(qū)快波方向和時間延遲表現(xiàn)出與相鄰邊緣的各向異性相一致的特征，反映了塊體內(nèi)部靠近邊緣的局部區(qū)域受到了與其相鄰周緣的構造活動影響，從而它們的各向異性表現(xiàn)出一致性的特征.

致謝感謝所有參與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)付出的努力，感謝中國地震局地球物理研究所“地震科學探測臺陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供地震波形數(shù)據(jù)，感謝評審專家對本文提出的寶貴意見.