华北中西部和青藏高原东北缘上地幔各向异性变形特征

常利军， 丁志峰， 王椿镛

中国地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

华北中西部和青藏高原东北缘连接了拉伸为主的中国大陆东部和挤压为主的西部.该区域主要由青藏高原东北缘的松潘—甘孜块体和祁连山造山带，以及华北中西部的阿拉善块体和鄂尔多斯块体及其周缘的银川—河套地堑、渭河地堑、汾河地堑、秦岭造山带、阴山—燕山造山带、六盘山、贺兰山、吕梁山和太行山等构造单元组成(图1a).该区域的西部，印度—欧亚板块的陆陆碰撞导致了青藏高原的抬升和地壳增厚，同时造成物质侧向逃逸(Molnar and Tapponnier, 1975; Yin, 2010)，其中高原东北缘是一个重要的挤出通道，并沿四川盆地和鄂尔多斯块体这两刚性块体之间的秦岭造山带向东延伸(Molnar and Tapponnier, 1975; Zhang et al., 1998)；在其东部，太平洋板块向欧亚板块的西向俯冲作用强烈地影响着板块内部及边缘的构造运动，晚中生代以来经历了大规模的裂谷作用，发生了广泛的伸展变形，并伴有强烈火山活动(Ren et al., 2002; 邱瑞照等, 2004； 邓晋福等, 2006).相对于长期稳定的具有厚克拉通岩石圈根的西部(鄂尔多斯块体)，华北克拉通东部的岩石圈在中、新生代经历了大规模的活化，岩石圈减薄了至少100 km，其原有的克拉通结构和性质遭到明显破坏(朱日祥等, 2011； Chen, 2014).华北中西部和青藏高原东北缘作为承接中国大陆东西部分别受海洋板块俯冲和大陆板块碰撞不同动力环境的过渡区域，构造运动复杂，不仅具有稳定克拉通型的鄂尔多斯块体，而且在青藏高原东北缘和鄂尔多斯块体周缘形成了构造运动剧烈且强震频发的造山带、地堑和褶皱带.据历史地震目录，在该区域仅8级强震就发生7次，如1303年洪洞8.0级地震，1556年华县8.3级地震和1920年海原8.5级地震等，占中国大陆1/3已发生的8级地震.因此，由多种构造单元组成的华北中西部和青藏高原东北缘为我们提供了一个受不同动力环境影响的天然动力学研究实验场.

地震各向异性是探测和揭示壳幔变形最直接的地震学有效手段.上地幔各向异性被认为是由于地幔橄榄岩等矿物在应变作用下的晶格优势排列(LPO)导致的.由于各向异性与应变的密切相关性，其被广泛地应用于描述壳幔构造变形特征和解释岩石圈/软流圈动力过程的含义.远震XKS(SKS、SKKS和PKS)波分裂在水平方向上有较高的分辨率，是研究上地幔各向异性的有效手段，其两个参数(即快波偏振方向和时间延迟)主要反映了地幔变形的方向和程度，常用于上地幔各向异性变形特征的分析.过去几十年中，随着宽频带地震计的广泛应用，特别是大规模固定地震台网和流动台阵的建立，利用远震横波分裂来研究中国大陆地幔变形特征取得了很多成果(郑斯华和高原, 1994; 丁志峰等, 1996; 常利军等, 2006; 王椿镛等, 2014).有关华北中西部和青藏高原东北缘的上地幔各向异性研究一直受到地学工作者的关注，早期主要是利用固定台站开展远震横波分裂研究(常利军等, 2008, 2011; 马禾青等, 2010; 李永华等, 2010; Li et al, 2011; 胡亚轩等, 2011; 张洪双等, 2013; 王琼等, 2013)，随着流动台阵技术的发展，在该区域开展了多期次的宽频带流动地震台阵观测(Huang et al., 2008; Tang et al., 2010; Zhao and Xue, 2010; 常利军等, 2012; Wu et al, 2015; Ye et al., 2016; Yu and Chen, 2016; 强正阳和吴庆举, 2019)，特别是中国地震科学台阵二期项目(ChinArray Ⅱ)的实施，获得了更为丰富的远震横波分裂研究结果(常利军等, 2016).前期研究结果总体表明远震横波分裂快波方向在青藏高原东北缘、阿拉善块体和鄂尔多斯块体西缘主要以NW-SE方向为主，在鄂尔多斯南缘主要为近E-W方向，在鄂尔多斯块体北缘主要为NNW-SSE方向，在鄂尔多斯块体东缘，作为华北克拉通东西部的过渡区，其快波方向较为复杂，在该区域东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；整体上，远震横波分裂的时间延迟在鄂尔多斯块体内部小于其周缘.尽管这些结果较好地描述了该区域的上地幔各向异性特征，但作为覆盖该区域的主要流动台阵ChinArray Ⅱ覆盖了109°E以西的区域(图1b)，以东的区域台站密度相对稀疏，这对理解整个区域的上地幔各向异性特征还存在不足，尤其是分析不同构造单元块体间的差异更需要高分辨的结果.近期，随着ChinArray Ⅲ的顺利开展，弥补了该区域109°E以东台站覆盖稀疏的不足，再加上在鄂尔多斯开展的另外两个宽频带流动台阵，在区域内形成了分布均匀而密集覆盖的宽频带台阵，使得我们能够对华北中西部和青藏高原东北缘上地幔各向异性变形特征进一步开展全面和详细的分析，并对其动力学含义进行讨论.

1 远震数据

新的观测数据来自于以下3个宽频带流动地震台阵共计480个台站的远震波形记录，如图1b所示，黑色三角形为中国地震科学探测台阵三期(ChinArray Ⅲ)361个地震台站(观测时段为2017年到2018年)，绿色三角形为国家自然科学基金资助在鄂尔多斯块体布设的51个地震台站(Wang et al., 2014)(观测时段为2010年到2011年)，黄色三角形为北京大学和美国密苏里大学合作布设的68个地震台站(Wang et al., 2017 )(观测时段为2010年到2011年)，这些流动地震台站统一应用了型号为REFTEK数据采集器和CMG-3ESP地震计(频带范围为50 Hz～60 s).加上之前我们在研究区已经获得的987个测点的远震横波分裂结果(流动台站769个，如图1b中红色直线段所示，固定台站218个，如图1b中蓝色直线段所示)(常利军等, 2008, 2011, 2012, 2016)，在研究区形成了由近1500个宽频带地震台站组成的密集而均匀分布的台网，台间距～30 km.

为了获得可靠的分裂结果，远震XKS波形记录要清晰，避免受到其他震相的干扰，远震事件在震级、震源深度和震中距遵循以下标准：震中距范围为85°～135°，其中SKS震相对应震中距范围为85°～120°，SKKS震相对应震中距范围为120°～130°，PKS震相对应震中距范围为125°～135°；对于震源深度大于150 km地震要求震级在5.5级以上；对于震源深度小于150 km地震要求震级在6.0级以上.图1b左下角插图中的红色圆圈显示了本文选取的用于横波分裂的176个远震事件分布，事件主要集中在南太平洋一带，但其他地区也有一定数量分布，方位覆盖较好.

2 方法

对于每个台站单个远震XKS波分裂测量，我们采用最小切向能量的网格搜索方法(Silver and Chan, 1991)来确定其横波分裂参数(φ,δt)及误差，误差估计采用F-试验的置信区域表示，置信度是95%.为了确保分裂结果的可靠性，需要按以下步骤进行检验：(1)将原始横波旋转到径向和切向坐标轴，切向分量明显，并且两分量的质点运动图显示为椭圆，说明横波分裂特征明显(图2a)；(2)去除各向异性后，将横波再次旋转到径向和切向坐标轴，此时切向分量变得很不明显，且其质点运动图变为近似直线(图2b)；(3)将原始横波旋转到快轴和慢轴坐标，可以看出快、慢波之间存在明显的到时差，且质点运动图为椭圆(图2c)；(4)在去除各向异性后，其快、慢波之间的到时差消失，质点运动图变为近似直线(图2d)；(5)计算的切向能量等值线图也比较收敛(图2e).图2显示了B024台记录的发生在南太平洋地区的一个远震事件的SKS波分裂测量的例子，其发震时刻为2011年8月19日3时54分.

对每个台站由不同远震事件测量得到的一组各向异性参数，采用“叠加”分析方法(Wolfe and Silver, 1998)获得其横波分裂参数.图3显示了从B024台记录的5个远震事件(2011年1月5日6时46分MW6.1，震中距为85°，反方位角为125°；2011年1月31日6时3分MW6.0，震中距为93°，反方位角为117°；2011年4月3日14时7分MW6.4，震中距为88°，反方位角为115°；2011年4月18日13时3分MW6.6，震中距为98°，反方位角为128°；2011年7月29日7时42分MW6.3，震中距为91°，图1a中主要构造单元为阿拉善块体(AB)、鄂尔多斯块体(OB)、祁连山造山带(QLSO)、松潘—甘孜块体(S-GB)、中亚造山带(CAOB)、秦岭造山带(QLO)、阴山—燕山造山带(Y-YO)、银川—河套地堑(Y-HG)、汾河地堑(FG)、渭河地堑(WG)、六盘山(LPM)、贺兰山(HLM)、吕梁山(LLM)和太行山(THM).图1b中黑色、黄色和绿色三角形分别为中国地震科学探测台阵三期(ChinArray Ⅲ)、中国地震局地球物理研究所单独、北京大学和美国密苏里大学合作在研究区布设的台阵的地震台站.红色和蓝色直线段分别为以前发表的ChinArray流动台站和区域台网固定台站的XKS波分裂结果(常利军等, 2008, 2011, 2012, 2016).块体边界用虚线标示，断裂为黑色细线.蓝绿色圆圈为1970年以来5级以上地震，蓝绿色五角星为8级以上历史地震，红色五角星为大同火山群.蓝色箭头代表GPS测量的地表运动速度场(Wang and Shen, 2020).图1b左下角插图中，红圈为本文选取的远震事件分布图，红色矩形为研究区.

图1 研究区构造简图和台站分布图

图2 台站B024记录的远震20110819_0354事件的SKS波分裂测量示例 原始SKS波转到径向和切向上的波形及其质点运动图(a)，以及去除各向异性后的径向和切向上的波形及其质点运动图(b)；原始SKS波转到快、慢轴方向上的波形和质点运动图(c)，以及去除各向异性后的快、慢轴方向上的波形和质点运动图(d)； (e)为切向能量等值线图， 最佳分裂参数是星号对应坐标点.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.

图3 B024台的5个远震SKS波分裂测得的切向能量等值线图(a、b、c、d和e)及其经过“叠加”处理后的切向能量等值线图(f) 星号代表最佳分裂结果.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.

图4 研究区各台站XKS波分裂结果分布图 红色线段是流动台站的结果，蓝色线段是固定台站的结果；线段的方向和长度分别代表快波方向和时间延迟的大小； 绿色粗箭头表示绝对板块运动(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).

图5 研究区时间延迟分布图Fig.5 The distribution of delay times in the study area

反方位角为121°)测得的SKS波分裂结果(图3a、3b、3c、3d和3e)与利用“叠加”分析方法处理后的结果(图3f)的比较，这5个误差较大的SKS波分裂结果，经过“叠加”处理后，最小切向能量图中95%的置信区域明显收敛，其最终结果的误差变得更加收敛，因而提高了测量的精度.

3 结果和分析

基于上述最小切向能量网格搜索和“叠加”分析方法，我们对华北中西部和青藏高原东北缘新收集的480个宽频带流动地震台站所记录的远震XKS波形进行了分裂测量，并提取了各台站下方各向异性的横波分裂参数.随着台阵技术发展，新的流动观测采用基坑标准化观测，降低了背景噪声，并在绝大部分台站安装了远程网络监控，所以地震观测数据质量和连续性都比较好，绝大多数台站的有效观测时间达到2年，用于分析测量的有效事件较多，并且采用了“叠加”分析处理技术，因此，绝大多数台站测量的分裂参数质量较好，其快波方向的误差小于10°，时间延迟的误差小于0.2 s.各台站横波分裂参数的离散分析表现出小的离散，而且分裂参数没有表现出随事件方位的周期性变化，表现出单层各向异性的特征.

根据新得到的480个测点的XKS波分裂结果，并结合我们以前在该区域内获得的987个ChinArray Ⅱ的流动台站结果和区域台网固定台站结果(常利军等, 2008, 2011, 2012, 2016)，我们用1467个台站的分裂结果绘制了华北中西部和青藏高原东北缘高分辨率的上地幔各向异性图像(图4和图5).图4中流动台站(红色线段)的分裂结果与其相邻的固定台站(蓝色线段)的结果一致性很好，密集且均匀的结果分布使图4呈现出面状流线型的分布特征.快波方向分布(图4)显示，青藏高原东北缘、阿拉善块体和鄂尔多斯块体西缘的快波方向主要为NW-SE方向，这与他人分析测量的固定台站结果(李永华等, 2010; 马禾青等, 2010; 胡亚轩等, 2011; Li et al, 2011; 王琼等, 2013; 张洪双等, 2013)和流动台站结果(Zhao and Xue, 2010; Wu et al., 2015; Ye et al., 2016; Yu and Chen, 2016)基本一致，但在鄂尔多斯块体西北缘，胡亚轩等(2011)得到两个固定台站的快波方向与本文密集台阵的结果和Li等(2011)在相同台站的结果几乎垂直；在鄂尔多斯块体南缘的快波方向为近E-W方向或NWW-SEE方向，这与他人在该区域得到的固定台站结果(Li et al., 2011; 胡亚轩等, 2011)和流动台站结果(Huang et al., 2008; Tang et al., 2010; Yu and Chen, 2016)一致性较好；在鄂尔多斯北缘的快波方向主要为NNW-SSE方向，与Li等(2011)和胡亚轩等(2011)在该区域的几个固定台站结果基本一致；在鄂尔多斯块体东缘的华北中部，作为连接华北克拉通被明显破坏的东部和仍然保留稳定克拉通根的西部(鄂尔多斯块体)的中部造山带，其快波方向的特征相对复杂，该区域东部的快波方向主要为近E-W或NWW-SEE方向，并与相邻的华北平原的快波方向一致，但该区域西北部沿吕梁山自北向南快波方向从NNW-SSE方向转到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从近E-W方向转到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°之间转向近E-W方向；在鄂尔多斯块体东北缘以坐标N40.5°和E113°为中心的周边区域的快波方向自左向右从NW-SE方向转到NE-SW方向，再到NWW-SEE方向，在一个较小的区域内快波方向发生了顺时针的快速旋转；在鄂尔多斯块体内部，块体北部的快波方向主要为NNW-SSE方向，与块体北缘的快波方向一致，而块体南部，包括块体北部靠南的区域的快波方向主要表现为近E-W方向，向东连接了块体东缘中部的近E-W方向的快波方向，向南连接了块体南缘渭河地堑近E-W的快波方向，此外，在块体中西部靠近块体西缘N38°附近，NW-SE方向的快波方向沿东南方向斜向深入鄂尔多斯块体内部，直到N36.5°和E108.5°；在研究区东北部，紧邻华北克拉通的中亚造山带中南部的快波方向主要表现为近E-W方向.

时间延迟分布(图5)显示，鄂尔多斯块体的时间延迟较小，其平均值只有0.6 s，明显小于其周缘和其他构造单元，但在块体中西部靠近块体西缘N38°附近，有一个时间延迟约为1.0 s的小区域沿东南方向斜向深入鄂尔多斯块体内部，对应了快波方向为NW-SE方向沿东南方向斜向深入鄂尔多斯块体内部的区域，以及在块体北部E109°至E111°之间有一个时间延迟约为1.1 s的小区域从北缘向南一直延伸到约N39.5°，这个时间延迟相对较大的区域的快波方向也与北缘的相一致；此外，块体东北缘以坐标N40.5°和E113°为中心的周边区域的时间延迟也比较小，其时间延迟平均值仅为0.7 s，对应了该区域快波方向顺时针快速旋转的区域；在高原东北缘、鄂尔多斯块体和阿拉善块体的交汇区的时间延迟比较大，时间延迟的平均值为1.3 s，鄂尔多斯块体南缘的渭河地堑和秦岭造山带的时间延迟平均值为1.2 s，鄂尔多斯块体东缘，即华北中部的时间延迟分布总体上西小东大，靠近鄂尔多斯块体的西部较小，其平均时间延迟为0.8 s，时间延迟向东不断增大，在东部的平均时间延迟达1.2 s，在鄂尔多斯块体北缘的平均时间延迟约为1.1 s，在其北部且与其紧邻的中亚造山带中南部的时间延迟平均值为1.0 s，在阿拉善块体和祁连造山带的西北部的时间延迟基本相同，该区域平均值约为1.0 s.

相对于前人的结果，由于密集而均匀分布的台站几乎覆盖了整个研究区，特别是覆盖了之前缺少台站的阿拉善块体、银川—河套地堑、鄂尔多斯块体和中亚造山带中南部，因此，本文的结果填补了以前许多研究空白，使得我们能够从面上详细分析各个构造单元的各向异性特征及差异.例如，鄂尔多斯块体与其周缘的各向异性特征具有明显的差异，鄂尔多斯块体东北缘快波方向快速旋转变化且时间延迟相对较小的特征，研究区东北部中亚造山带近E-W方向的快波方向，以及构造稳定的鄂尔多斯块体的时间延迟小于青藏高原东北缘和其周缘各个构造活跃单元的时间延迟等特征.

4 讨论与结论

4.1 各向异性层的深度

尽管远震XKS波分裂具有较好的横向分辨率，但其垂向分辨率较差，其各向异性反映了从核幔边界到接收台站路径上的综合各向异性.对于XKS波，同一接收台站接收到的不同方位的远震事件的横波在浅部的传播路径基本相同，只是在深的下地幔不同，如果下地幔存在各向异性，则不同方位的XKS 波会受到不同地区深部的各向异性影响，测得的分裂结果应该存在较大差异，而本文绝大部分台站的离散度较小，这显然与本文的测量结果不符，说明各向异性主要分布在上地幔及以上区域，下地幔的影响很小.有关地壳各向异性层的影响，Silver(1996)指出全球平均尺度大约为0.2 s.对于本文，研究区的Moho面埋深从青藏高原东北缘的～60 km过渡到阿拉善块体和鄂尔多斯块体的～45 km，再到华北中部～35 km(Li et al., 2014； Wang et al., 2017; 武岩等, 2018)，以地壳近震直达S波分裂结果(吴晶等, 2007; 马禾青等, 2011; 张辉等, 2012; 刘庚等, 2017; 郭桂红等, 2019; 张晖等, 2020; Shi et al., 2020)估算的地壳各向异性时间延迟主要在0.1～0.2 s.对于整个地壳，Herquel等(1995)通过Moho面的Ps转换波在青藏高原东北缘测得的地壳各向异性时间延迟为0.2～0.3 s，Kong等(2016)利用区域固定台站记录的Ps转换波得到的高原东北缘的地壳各向异性时间延迟大部分结果在0.39 s以内，谢振新等(2017)利用ChinArray Ⅱ流动台阵记录的Ps转换波在青藏高原东北缘得到的地壳各向异性平均时间延迟是0.27 s，但Wang 等(2016)在高原东北缘的少量几个固定台得到的Ps转换波分裂时间延迟达到0.6 s，可能由于与其他研究者在数据和分析方法上的差异造成了时间延迟结果差异较大.Zheng等(2019)利用ChinArray前期试验项目布设的台站记录的Ps转换波分裂测量的华北中东部地壳各向异性的平均时间延迟是0.25 s.总体上，地壳各向异性产生的分裂时间延迟在华北地区的小于0.3 s，其中鄂尔多斯块体小于0.2 s，青藏高原东北缘较大，但也小于0.4 s.依据研究区得到的快、慢波时间延迟分布(图5)，XKS波分裂主要反映了上地幔各向异性的特征.

各向异性厚度可由公式L=δt·β0/δβ估算，δβ为各向异性介质中快、慢波的相对速度差，β0相应各向同性介质中的速度，对于大陆岩石圈地幔δβ为4%，β0为4.6 km·s-1(Silver, 1996)，因此，δt为1.0 s的分裂时间延迟估算的各向异性层厚度约为115 km.S波接收函数研究结果显示青藏高原东北缘和阿拉善块体的岩石圈厚度为150～160 km(张洪双等, 2013； Ye et al., 2015)，鄂尔多斯块体的岩石圈厚度可达200 km，而华北中东部岩石圈厚度减薄至80～100 km(Chen et al., 2014)，渭河地堑和秦岭造山带的岩石圈厚度约为110 km(An and Shi, 2006).上地幔各向异性可能来自于岩石圈，也可能来自于软流圈，基于以上分析我们可以对其进行一些约束.青藏高原东北缘的时间延迟平均值由西北部的1.0 s增加到东南部的1.3 s，去除0.4 s的地壳各向异性影响，需要70～100 km厚的地幔岩石圈来产生0.6～0.9 s的分裂时间延迟，减去50～60 km的地壳厚度，地幔岩石圈厚度为100～110 km，因此，青藏高原东北缘的XKS分裂结果主要反映了岩石圈的各向异性特征.阿拉善块体的时间延迟平均值为1.0 s，其100 km的地幔岩石圈足以产生0.7 s的分裂时间延迟.鄂尔多斯块体～200 km巨厚的岩石圈足以产生0.6 s的分裂时间延迟.对于渭河地堑和秦岭造山带的地幔岩石圈约60 km，但产生1.2 s的时间延迟至少需要110 km厚的地幔岩石圈，表明该区域的各向异性来自于岩石圈和软流圈综合效应.华北中部作为华北克拉通东西部的过渡造山带，岩石圈厚度自西向东从110 km过渡到80 km(Chen et al., 2014)，地幔岩石圈从西部的约70 km过渡到东部的约40 km，该区域的平均时间延迟西部为0.8 s，东部为1.2 s，其西部和东部分别需要约70 km和110 km厚的地幔岩石圈产生相应的时间延迟，40 km的地幔岩石圈显然不足，软流圈的作用不可忽视，考虑到软流圈地幔δβ为3.7%(Mainprice and Silver, 1993)，1.0 s的时间延迟估算的各向异性层厚度约为125 km，其东部主要反映了软流圈的各向异性特征，而西部主要反映了岩石圈变形的作用.综上所述，青藏高原东北缘、阿拉善块体、鄂尔多斯块体及其西缘、北缘和东缘的西部的各向异性主要来自于岩石圈；在鄂尔多斯块体南缘，岩石圈和软流圈对其各向异性都有贡献；华北中部的东部的各向异性主要来自于软流圈的贡献.

4.2 各向异性成因

远震横波分裂测量的各向异性反映了岩石圈变形和软流圈地幔流特征.Silver (1996)根据全球SKS波分裂结果分析总结出；构造应力作用引起的岩石圈变形对大陆上地幔各向异性的产生具有重要的影响，各向异性在构造稳定区通常是其最近一次大规模构造运动所遗留的“化石”各向异性；各向异性在构造活动区则反映了其正在进行的构造运动，快波方向通常与板块拼合的边界、裂谷的拉伸方向、大型走滑断裂和造山带的构造走向一致.软流圈各向异性实际上是与现今地幔流相关的各向异性，通常快波方向与绝对板块运动(APM)方向一致，且各向异性特征整体相对稳定.局部的地幔对流也会对各向异性产生影响，通常会削弱横向的各向异性(Silver and Chan, 1991; Vinnik et al., 1992; Long and Silver, 2008).

鄂尔多斯块体是一个稳定的刚性块体，相对于构造运动剧烈和强震频发的周缘和青藏高原东北缘，以及遭受克拉通岩石圈破坏和减薄的华北中东部，其内部仍然保留了稳定和厚度可达200 km的岩石圈(Chen et al., 2014)，P波成像结果显示高速异常可达300 km深(Huang and Zhao, 2006; 郭慧丽等, 2017).其地幔热流变化范围为21.2～24.5 mW·m-2，低于全球地幔热流的平均值28 mW·m-2(黄方等, 2015).由GPS测量的应变率约3 nanostrain/a，远小于其周缘约15 nanostrain/a的应变率(Wang and Shen, 2020)，且地震活动强度和频度都比较弱，没有发生过6级以上的地震(图1).鄂尔多斯块体的各向异性快、慢波时间延迟比较小，相对于其周缘和青藏高原东北缘的1.0 s以上的时间延迟平均值，其平均值只有0.6 s，表现为弱各向异性，反映了弱的岩石圈变形特征，其弱各向异性可能反映了古老的华北克拉通遗留的“化石”各向异性.但在块体中西部靠近块体西缘N38°附近，有一个时间延迟约为1.0 s且快波方向为NW-SE方向的小区域沿东南方向斜向深入到块体内部，直到N36.5°和E108.5°附近，其各向异性特征与相邻的块体西缘一致；以及在块体北部E109°至E111°之间有一个时间延迟约为1.1 s且快波方向为NNW-SSE方向的小区域从北缘向南一直延伸到块体内部约N39.5°附近，表现出与块体北缘一致的各向异性特征；此外，在块体西南和东南部接近相邻边缘的区域也表现出与相邻边缘一致的各向异性特征.这些特征反映了块体内部靠近边缘的局部区域的深部变形受到了与其相邻边缘的构造变形影响，从而表现出一致各向异性特征.

新生代以来，印度—欧亚板块的陆陆碰撞导致青藏高原向北推挤过程中，在高原东北缘受到来自北面的阿拉善和东面的鄂尔多斯这两个稳定块体的阻挡作用，条状块体向东南滑动，沿NE-SW挤压的方向上发生了地壳缩短增厚，并形成了一系列NW-SE方向的造山带和断裂带(《中国岩石圈动力学地图集》编委会, 1991).在青藏高原东北缘，横波分裂测量的快波方向主要表现为NW-SE方向，与大型断裂和造山带的构造走向一致，说明高原东北缘在NE-SW挤压背景下，上地幔物质沿NW-SE方向发生了拉伸变形和向东侧向挤出.常利军等(2016)联合地表变形场GPS观测数据和地幔变形场XKS波分裂数据数值模拟分析表明，高原东北缘的变形模式主要为左旋简单剪切变形和纯剪切变形，其东南部主要为左旋简单剪切变形，对应了一系列大型左旋走滑断裂，如海原断裂和东昆仑断裂；其西北部的祁连逆冲断裂系主要表现为纯剪切变形(Shen et al., 2020)，体现了这一被柴达木块体和阿拉善块体双向俯冲和夹持的挤出体受到强烈的NE-SW方向的挤压作用(许志琴等, 1999)，祁连造山带岩石圈发生了NW-SE方向的伸展变形.鄂尔多斯块体西缘和阿拉善块体的快波方向也表现为NW-SE方向，与紧邻的高原东北缘的快波方向一致，且深浅变形数值模拟结果显示该区域的变形模式主要为纯剪切变形，与高原东北缘的西北部的逆冲断裂系的挤压变形一致.自南向北，青藏高原向北的推挤作用影响了青藏高原、天山造山带、中亚造山带，远至贝加尔裂谷几千公里的区域(Tapponnier et al., 2001; Yin, 2010).阿拉善块体、鄂尔多斯块体西缘和高原东北缘的快波方向表现出一致的特征，体现了高原东北缘持续向NE方向的推挤作用在深部已经影响到阿拉善块体和鄂尔多斯块体西缘，使得在NE-SW方向的挤压作用下，上地幔物质沿NW-SE方向发生了伸展变形，形成了NW-SE方向的快波方向.在鄂尔多斯块体北缘，快波方向从块体西北缘的NW-SE方向转为NNW-SSE方向.块体北缘的河套断陷盆地为近E-W方向的剪切拉张带，断陷盆地的北面为近E-W走向阴山—燕山造山带，该区域发育一系列近E-W方向的断裂(邓起东等, 1999).应用综合震源机制解法推断鄂尔多斯块体北缘的应力场为NEE-SWW方向压缩的主压应力场和NNW-SSE方向拉张的引张应力场(盛书中等, 2015).尽管块体北缘的快波方向与断陷盆地、造山带和断裂等构造走向不一致，但其与该区域NNW-SSE方向的拉张应力场一致，说明在青藏高原NE方向的推挤作用下，块体北缘与块体西缘同样受到了这种挤压和拉张的影响，同时受到鄂尔多斯刚性块体阻挡作用，在块体北缘形成了NEE-SWW方向压缩的主压应力场，岩石圈物质沿NNW-SSE方向发生了伸展变形，产生了NNW-SSE方向观测到的快波方向.

鄂尔多斯块体南缘为渭河地堑和秦岭造山带，渭河地堑为一近E-W方向的断陷盆地，秦岭造山带为中生代期间华北块体和华南块体碰撞形成的近E-W或NWW-SEE方向的造山带，发育了一系列平行于块体碰撞边界和山脉走向的左旋走滑断裂(邓起东等, 1999； Meng and Zhang, 2000).快波方向从青藏高原东北缘的NW-SE方向转到秦岭造山带和渭河地堑的近E-W或NWW-SEE方向，快波方向整体上平行于华北块体和华南块体的碰撞边界、秦岭造山带和左旋走滑断裂系的构造走向，且深浅变形数值模拟结果也显示了该区域为岩石圈左旋简单剪切变形模式(常利军等, 2016).印度板块和欧亚板块的碰撞作用下，青藏高原持续向北扩展，在高原东北缘由于受到两个刚性块体四川盆地和鄂尔多斯块体的阻挡，岩石圈物质沿两个刚性块体间的秦岭造山带向东挤出，从而从高原东北缘的东南部到秦岭造山带形成了左旋简单剪切变形为主的岩石圈垂直连贯变形模式，并且促进了鄂尔多斯块体逆时针旋转的动力学特征(Zhang et al., 1998).尽管岩石圈变形较好地解释了观测到的横波分裂快波方向特征，但是由于我们在块体南缘得到的快、慢波时间延迟较大，正如4.1节所述，该区域的岩石圈较薄，难以产生较大的时间延迟，因此，软流圈对各向异性贡献不可忽视.此外，由HS3-NUVEL1a模型(Gripp and Gordon, 2002)得到的热点参考系下的APM方向(图4)与该区域的快波方向一致，反映了软流圈地幔流对产生秦岭造山带和渭河地堑较强的各向异性具有重要的影响(Vinnik et al., 1992).地震层析成像研究显示渭河地堑和秦岭造山带两侧的鄂尔多斯块体和四川盆地下方的高速异常可达300 km(Huang and Zhao, 2006; 郭慧丽等, 2017)，体现了鄂尔多斯块体和四川盆地仍然为保留了古老克拉通的刚性块体特征，而夹在两刚性块体之间的渭河地堑和秦岭造山带下100～300 km内呈现明显的低速异常，结合该狭窄区域较薄的岩石圈和较大的时间延迟特征，预示了该区域下方存在一个软流圈地幔流通道，这一被上覆岩石圈板块东向驱动的地幔流造成地幔橄榄岩等矿物的晶格优势排列方向与地幔流的方向相一致，产生了近E-W方向或NWW-SEE方向观测到的快波方向.因此，在鄂尔多斯块体南缘，秦岭造山带不仅是高原物质东向逃逸的岩石圈挤出通道，而且还是软流圈东流的地幔流通道，岩石圈变形和软流圈地幔流作用共同促进了该区域较强的各向异性.

位于鄂尔多斯块体东缘的华北中部，是连接华北克拉通被明显破坏的东部和仍然保留稳定克拉通根的西部鄂尔多斯块体的过渡带，主要包括太行山、汾河地堑、吕梁山和阴山—燕山造山带东部等构造单元.这一区域的快波方向的特征相对复杂(图4和图5)，该区域东部的快波方向主要为近E-W或NWW-SEE方向，并与相邻的华北平原的快波方向一致，但该区域西部的北部沿吕梁山自北向南快波方向从NNW-SSE方向转到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从近E-W方向转到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°之间转向近E-W方向；快、慢波时间延迟变化较大，西弱东强，从西部紧邻鄂尔多斯块体的0.6 s到华北平原的1.5 s，基本上以汾河地堑为界，西部的平均时间延迟为0.8 s，东部的平均时间延迟为1.2 s.该区域东部及其东侧相邻的华北平原的快波方向与APM方向基本一致(图4)，且具有较大的时间延迟和薄的岩石圈厚度，正如4.1节所述岩石圈变形远不足以产生较大时间延迟，预示了观测的各向异性主要是由软流圈地幔流引起，反映了太平洋板块向华北克拉通下的西向俯冲作用引起的地幔流不仅导致了岩石圈的活化减薄(朱日祥等, 2011)，而且产生了所观测到的近E-W或NWW-SEE方向和时间延迟较大的各向异性.块体东南缘的快波方向沿太行山自南向北从近E-W方向转到NEE-SWW方向，块体西南缘的快波方向沿六盘山自北向南从NW-SE方向转到近E-W方向，二者与块体南缘的渭河地堑的近E-W方向快波方向共同形成了快波方向自西向东沿块体西南缘的六盘山经南缘的渭河地堑到东南缘的太行山逆时针旋转的特征，快波方向与造山带、地堑和断裂的走向一致，体现了岩石圈垂直连贯变形的特征，但是由于块体边缘岩石圈遭受破坏而减薄，岩石圈不足以产生观测到的大的时间延迟，因而软流圈地幔流的作用不可忽视.尽管块体南缘近E-W方向的快波方向与APM方向一致，但是西南缘六盘山NW-SE方向和东南缘太行山南部NEE-SWW方向的快波方向与APM方向存在一定的差异，似乎不符合上覆板块直接驱动的地幔流模式.但是，由于青藏高原东北缘的软流圈物质沿鄂尔多斯块体南部边缘逃逸过程中，受到巨厚刚性的鄂尔多斯块体阻挡，沿块体南部边缘的软流圈地幔流可能形成了自西向东从NW-SE方向到近E-W方向，再到NEE-SWW方向的局部绕流，这种局部绕流造成了块体南部边缘的逆时针旋转的快波方向变化特征，同时与上覆左旋简单剪切变形的岩石圈的东向挤出作用共同促进了鄂尔多斯块体的逆时针旋转(Zhang et al., 1998).该区域北部吕梁山快波方向自北向南表现出NNW-SSE到NW-SE方向，与相邻的块体北缘的快波方向一致，在NEE-SWW和NE-SW方向的主压应力场作用(盛书中等, 2015)，其深部发生了NNW-SSE和NW-SE方向的拉张变形，产生了观测的各向异性.该区域紧邻刚性的鄂尔多斯块体西部的时间延迟较小，平均时间延迟为0.8 s，接近块体内部的0.6 s，反映其岩石圈变形较弱，类似于块体内部，仍然保持了稳定性，但其中部近E-W方向快波方向与该区域东部的快波方向和APM方向一致，也可能反映了太平洋板块西向俯冲作用引起的地幔流影响，而随着距离的增加，这种俯冲作用的影响减弱.整体上，华北中部的深部变形反映了其作为华北东西部过渡带的特征，东部受太平洋板块西向俯冲作用导致了克拉通破坏和岩石圈减薄，软流圈地幔流作用明显，西北部岩石圈的拉张变形作用明显，西南部还受到软流圈的局部绕流作用，其中西部较小的时间延迟反映了岩石圈变形较弱，但快波方向与东部一致，也可能受到地幔流的部分影响.

在鄂尔多斯块体东北缘以坐标N40.5°和E113°为中心的周边区域的快波方向自左向右从NW-SE方向转到NE-SW方向，再到NWW-SEE方向，在一个较小的区域内快波方向自西向东发生了顺时针的快速旋转，且平均时间延迟为0.8 s，相对较小.该区域位于我国著名的第四纪大同火山群，区域内分布着30多座火山，Lei(2012)通过P波层析成像研究发现大同火山区的低速异常一直延伸至下地幔，认为与太平洋板块滞留脱水有关，可能是来自下地幔的地幔柱作用的结果.陈兆辉等(2018)采用FMTOMO走时层析成像方法获得了大同火山群下方深至400 km的高分辨率地壳上地幔P波速度结构，结果显示大同火山群下方为强低速异常，且呈柱状低速带，一直延伸至400 km的深度，推断大同火山岩浆活动由太平洋板块俯冲作用下熔融的玄武质岩浆上涌所导致.该区域快波方向所表现出的顺时针快速旋转，且时间延迟相对较小的特征，可能与大同火山群下方地幔岩浆上涌形成的局部地幔对流相关，且上升流削弱了横向的各向异性(Silver and Chan, 1991; Vinnik et al., 1992).

在研究区东北部，阴山—燕山造山带北面的中亚造山带的快波方向主要表现为近E-W方向，平均时间延迟为1.0 s.该区域位于中亚造山带的中南部，南面紧邻华北克拉通，区域内广泛发育早中生代陆内走滑断裂和新生代玄武岩，断裂以东西走向为主，如西拉木伦河断裂等，经历了古亚洲洋俯冲闭合、陆陆汇聚以及碰撞后伸展等地质过程，是全球显生宙以来陆壳增生和改造作用最为强烈的地区(Xiao et al., 2003, 2009; Windley et al., 2007).该区域近E-W方向的快波方向不仅与区域内主要断裂走向一致，而且平行于华北克拉通和中亚造山带的块体拼合边界，反映了中亚造山带中南部岩石圈构造演化过程的变形特征，断裂构造对该区域岩石圈深部变形特征具有重要作用，袁永真等(2015)综合重、磁和电资料推断出西拉木伦河断裂是一条超壳断裂，说明断裂构造已经影响到岩石圈上地幔的变形，使得晶格优势方向平行于断裂走向.此外，该区域的岩石圈厚度约90 km(An and Shi, 2006)，地壳厚度为40～45 km(武岩等, 2018)，其岩石圈地幔难以产生主要反映上地幔变形的1.0 s的时间延迟，软流圈地幔流可能也对该区域的各向异性有贡献.该区域近E-W方向的快波方向与相邻华北中北部的基本一致，而且与APM方向一致，进一步反映软流圈地幔流对各向异性贡献不可忽视，说明太平洋板块西向俯冲作用引起的地幔流不仅主导了华北中东部深部变形，而且对与其北部相邻的中亚造山带中南部的上地幔各向异性也产生了影响.

4.2 结论

基于华北中西部和青藏高原东北缘密集分布的近1500个宽频带地震台站的远震XKS波分裂测量结果，获得了该区域目前横向分辨率最高的上地幔各向异性图像.快波方向分布显示，青藏高原东北缘、阿拉善块体和鄂尔多斯块体西缘主要为NW-SE方向；鄂尔多斯北缘主要为NNW-SSE方向；鄂尔多斯块体南缘的渭河地堑和秦岭造山带为近E-W方向或NWW-SEE方向；华北中部相对复杂，其东部为近E-W或NWW-SEE方向，而其西北部吕梁山自北向南快波方向从NNW-SSE方向转到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从近E-W方向转到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°之间转向近E-W方向；鄂尔多斯块体东北缘大同火山区快波方向表现出顺时针快速旋转的特征；鄂尔多斯块体北部的快波方向主要为NNW-SSE方向，南部主要为近E-W方向，但其靠近边缘的局部区域表现出与相邻边缘相一致的各向异性特征；紧邻华北克拉通北部的中亚造山带中南部的快波方向主要为近E-W方向.时间延迟分布显示，鄂尔多斯块体的时间延迟明显小于其周缘及其他构造单元，反映了构造稳定单元的时间延迟小于构造活跃单元.

综合各向异性、地表变形、深部结构、地质构造和应力场的分析表明，青藏高原东北缘、阿拉善块体、鄂尔多斯块体西缘和北缘的各向异性主要受青藏高原持续向NE方向的推挤作用，导致岩石圈上地幔物质沿NW-SE或NNW-SSE方向的伸展变形影响；秦岭造山带既是青藏高原岩石圈物质的挤出通道，也是软流圈物质东流的地幔流通道；鄂尔多斯块体南部边缘在深部软流圈可能存在一个绕刚性块体的逆时针局部地幔绕流，其与上覆岩石圈左旋简单剪切变形产生了快波方向自西向东从西南缘六盘山NW-SE方向到南缘渭河地堑近E-W方向，再到东南缘太行山NEE-SWW方向变化的各向异性，并一起驱动了鄂尔多斯块体的逆时针旋转；对于华北中部的各向异性，其东部主要受到太平洋板块西向俯冲引起的地幔流作用，而西北部主要为岩石圈拉张变形，西南部还受到软流圈绕流影响，其西部的中部时间延迟相对较小，反映了与相邻的鄂尔多斯块体相似的稳定性，但快波方向与华北东部一致，可能也反映了太平洋板块西向俯冲引起的地幔流影响，只是随着距离的增加，俯冲作用的影响减弱；大同火山区下地幔岩浆上涌形成的局部地幔对流导致了该区域快波方向顺时针旋转，且上升流削弱了横向各向异性，使得观测的时间延迟较小；中亚造山带中南部的各向异性不仅受到平行于构造走向的岩石圈变形影响，而且也可能受到太平洋板块西向俯冲引起的地幔流作用.鄂尔多斯块体弱各向异性体现了其稳定性，反映了遗留的“化石”各向异性，但其靠近边缘的局部地区快波方向和时间延迟表现出与相邻边缘的各向异性相一致的特征，反映了块体内部靠近边缘的局部区域受到了与其相邻周缘的构造活动影响，从而它们的各向异性表现出一致性的特征.

致谢感谢所有参与ChinArray项目的规划者和实施者为确保获取高质量的地震数据付出的努力，感谢中国地震局地球物理研究所“地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据，感谢评审专家对本文提出的宝贵意见.