地幔顶部Pn波成像方法的发展与应用

2022-09-21贺羽慧关玉蕊

地球与行星物理论评(中英文) 2023年2期

贺羽慧，关玉蕊，孔华，吕彦*

1 中国科学院地质与地球物理研究所地球与行星物理重点实验室，北京 100029

2 中国科学院大学，北京 100049

0 引言

地幔顶部是反映壳幔物质交换、能量传递以及地幔对流等过程的关键层面.Pn波速度可以反映地幔顶部温度、压力、成分的变化（Lee, 2003; Perry et al., 2006），Pn波各向异性通常被认为是由地幔橄榄石晶体的定向排列引起，可以用于指示现今或最近一次造成地幔顶部橄榄石晶体定向排列的动力学过程（Becker et al., 2006; Karato and Jung, 1998;Karato et al., 2008）.由于地震Pn波的射线路径集中在地幔顶部，在射线横向覆盖能力方面具有独特优势，因而Pn震相是研究地幔顶部这一重要层面速度和各向异性结构的优势震相，可以提供关于岩石圈结构、板块运动和深部热物质运移过程等关键信息（Buehler and Shearer, 2017; Hearn and Clayton,1986; Hearn, 1996, 1999; Lei et al., 2014; Lü et al.,2017; Mele et al., 1998; 裴顺平等, 2003; Pei et al.,2007, 2011; 汪素云等, 2001; Wang et al., 2013; Zhou and Lei, 2016）.

对于上地幔的速度和各向异性结构，多种层析成像方法及波形数据处理方法开展过相关研究（Dahlen et al., 2000; Fang et al., 2010; Guo et al.,2018; Huang and Zhao, 2006; Huang et al., 2021; Liu et al., 2014; Shapiro et al., 2005; Tape et al., 2009;Wang J et al., 2019; Wang Z et al., 2010; Yang, 2014;Yao et al., 2010; Zhang and Thurber, 2005; Zhao et al.,2009, 2016; Zheng et al., 2011）.在当前的数据和计算条件下，各种成像方法具有各自的优点.多种方法共同发展并应用，可以为地球内部结构研究提供共同约束，提高我们对结构细节认知的准确性.相较其它成像方法，射线路径集中于地幔顶部的Pn波成像方法，尽管仅提供地幔顶部这一层面的横向速度及方位各向异性信息，但其具有反演精度和分辨率高以及反演结果不受更深处地幔结构影响等优点.该方法经过这些年的发展和改进，已经成为研究地幔顶部结构的成熟技术，被应用于全球范围获取地壳厚度、上地幔速度和各向异性信息.并且随着地震观测数据的积累，Pn波速度与各向异性成像方法在全球多个板块碰撞带等重要区域提供了更加精细的结构信息，展示了该方法在成像精度方面的优势.本文，我们从Pn成像方法的发展及其在全球的应用两方面进行综述.

1 Pn波成像方法的发展

1.1 Pn波速度成像方法的建立

Hearn（1984）最早提出Pn波速度成像方法.其使用Pn射线的走时反演地幔顶部速度的横向变化，实现Pn波速度的层析成像.该方法将地幔顶部沿水平方向划分为二维等间隔网格，地震

到台站

的Pn波走时方程可表示为：

式中，

和

分别为地震延迟项和台站延迟项，包含震源位置误差和地壳结构对射线走时的影响.

是射线在网格

内传播的距离，

是网格

内的慢度（速度的倒数）.每条射线对应一个走时残差方程，多条Pn 射线走时数据则构建成一个以

、

为未知数的大型方程组，可使用最小二乘法求解该方程组（Paige and Saunders, 1982）.理论模型采用了一些基本假设和简化，包括假设地壳单层均匀、壳幔边界水平、单个网格内速度为常数、忽略地球曲率和地幔顶部垂向速度梯度等.这些简化虽然会导致一定的误差，但经过分析对反演结果的整体影响有限（李娟，2003；裴顺平，2002）.后续研究发现，该方法与考虑Pn波各向异性的速度反演结果整体上一致，但结构细节方面存在一定差异.在射线覆盖相对有限的研究区域，采用忽略各向异性的Pn波速度成像方法是可行的，但在射线覆盖充分的条件下，Pn波速度与各向异性成像方法则更为必要.

1.2 Pn波速度与各向异性联合成像

上地幔各向异性的主要来源是地幔变形过程中橄榄石晶格的定向排列（Nicolas and Christensen,1987; Ribe, 1992; Silver, 1996）.Pn射线走时残差的方位角分布也显示Pn波存在各向异性（Hearn,1984; Lü et al., 2012; Pei et al., 2007; Schlittenhardt,1999; Song et al., 2001; Zhao, 1993）.Hearn（1996）最早提出了Pn速度与各向异性联合反演方法，考虑各向异性的Pn波走时残差方程为：

该方法被广泛应用于全球多个地区的地幔顶部结构研究（例如, Andriampenomanana et al., 2020;Chen et al., 2003; Du et al., 2022; Lei et al., 2014;Liang et al., 2004; Lü et al., 2021, 2022; Pei et al.,2007; Song et al., 2004; 胥颐等, 2008）.研究发现，在射线覆盖密集的区域，Pn波速度与各向异性联合反演不仅可以提供地幔顶部各向异性结构，而且可以获得较各向同性速度反演更为可靠的Pn波速度结构.尤其是在俯冲边界地区，长条状的低速异常与沿条带方向排列的各向异性快波方向同时存在，使得各向同性反演难以得到低速异常的准确分布，凸显了速度与各向异性联合反演的必要性（He and Lü, 2021; Hearn, 1996, 1999; Lü et al., 2019）.

1.3 处理地壳结构对Pn走时的影响

Pn射线在地震端和台站端都有一段地壳内的路径（图1），在Pn波二维成像方法中，使用震源项和台站项表示Pn波在地壳内行走时间和Pn波穿过偏移距（临界折射点和震源或接收点之间的水平距离）所用时间的差值：

图1 Pn波射线路径（修改自Hearn et al., 1991）Fig.1 Pn ray path (modified from Hearn et al., 1991)

式中，

、

分别为震源处和台站处地壳厚度，

、

分别为震源深度和台站高程，

、

分别为地幔、地壳的慢度.由于地壳结构对射线走时也具有影响，震源项和台站项的作用就是负责吸收真实地壳模型与初始地壳模型的差异造成的误差.反演获得的震源项和台站项，实际上也可以提供关于研究区域地壳结构的有效信息.

由于台站的位置信息是准确的，排除台站可能存在的小的时钟偏移，反演后得到的台站项主要反映的就是台站下方地壳结构的信息（图2）.有学者利用Pn反演得到的台站项，对多个重要区域的地壳结构给出了新的认识（Al-Lazki et al., 2014;Buehler and Shearer, 2012; Hearn et al., 2004; Lei et al., 2014; Li et al., 2017; Lü et al., 2017; Pei et al.,2007）.

图2 （a）美国西部台站延迟时间（修改自Buehler and Shearer, 2012）；（b）菲律宾岛弧台站延迟时间所反映的地壳厚度（修改自Li et al., 2017）Fig.2 (a) Station delays of western United States (modified from Buehler and Shearer, 2012); (b) Crustal thickness reflected by station delay time of Philippine island arc (modified from Li et al., 2017)

震源项除了吸收地震端地壳结构的差异，同时也吸收地震定位误差，因而反演之后的震源项数值往往较台站项更大，分布也更为复杂，一般不适合直接讨论其对应的地壳结构.Pn成像方法中震源项的存在，使得该反演方法实质上考虑了地震定位误差，不过由于该项是同时将地震位置误差与下方地壳结构对走时的影响合并处理，因而不提供震源的重定位结果.

在莫霍面深度变化较大的地区，莫霍面深度变化产生的走时残差会给反演带来系统误差，虽然地震延迟和台站延迟负责吸收这种误差，但是难以完全吸收.Zhao（1993）、Zhao 和 Xie（1993）利用研究区域的先验信息提前近似估计

和

，结果表明地壳结构对Pn速度反演有一定影响，较慢或较快的速度模式很大程度上是震源和台站延迟时间估计过短或过长的结果.

Lü等（2017）给出了莫霍面起伏形态与Pn波走时的关系函数，利用CRUST1.0模型校正了台站和事件下方莫霍面深度变化对走时的影响.研究表明，地壳结构校正对速度反演结果的影响可达约0.1 km/s，开展地壳校正可以获得更准确的地幔顶部反演结果.

1.4 Pn波相对到时差反演

Pn波绝对走时会受到震源参数的误差影响.除了利用震源项对此进行吸收之外，有学者利用Pn波相对到时差的方法来消除震源参数误差对反演的影响.当地震近似位于两个台站之间的大圆路径延伸线上时，地震波沿着重叠射线路径的传播时间大致相同，地震事件到一对台站之间的时间差对震源定位误差基本不敏感.该方法可以有效减少震源位置、发震时刻误差对反演结果的影响.该方法被应用到一些地区的研究中（李志伟等, 2011; Li et al.,2012; Nie et al., 2020; Phillips et al., 2005; Seward et al., 2009）.这种方法对地震和台站的位置有所限制，一般不要求严格的路径重合，而是一个夹角范围内.夹角越小，地震不确定性的影响越小，但可用台站对会较少，Pn射线数量会降低.因此，该方法比较适合应用于数据量丰富的研究区域.

1.5 对地幔速度梯度的处理

Pn波实际上并不是严格地沿地幔最顶部传播，由于地幔有一定的纵向速度梯度，加之地球曲率的影响，远震中距射线的传播路径会相对较深（图3）.Levshin等（2001）和Ritzwoller等（2002）在研究中加入震中距修正，经过修正后的反演结果图与仅使用短震中距获得的可靠结果相吻合.一些研究加入了速度梯度修正项（Buehler and Shearer,2017; Phillips et al., 2007; Zhao, 1993; Zhao and Xie,1993）.Zhao（1993）以及 Zhao 和 Xie（1993）使用横向均匀的速度梯度描述随深度变化的地震速度分布：

图3 较大纵向梯度情况下不同震中距Pn波射线路径Fig.3 Pn ray paths of different epicentral distances with a vertical gradient

式中，

为莫霍面地震速度，

为从莫霍面往下的深度，

为近似梯度项.速度梯度项还被加入Pn速度和各向异性反演中，结果表明地幔速度梯度的修正对Pn速度横向变化模式的影响不大，只是对图像平均值有所影响（图4）.Hearn（1996）和Hearn等（2004）指出梯度及曲率校正对Pn反演结果的影响很小.

图4 美国地区经过地幔速度梯度校正前（左）后（右）的速度和各向异性结果（Buehler and Shearer, 2017）Fig.4 Velocity and anisotropy results before (left) and after (right) mantle velocity gradient correction of the United States (Buehler and Shearer, 2017)

由于更长震中距的射线携带了更深处的结构信息，多位学者尝试将远震中距与较近震中距的Pn数据分别进行二维反演，从而获得上地幔顶部不同深度的速度结构（Corbeau et al., 2014; He et al.,2019; Hearn et al., 2004, 2019; Lü et al., 2014）.基于这些研究发现，地幔平均速度随深度增加，但高低速异常结构的分布情况基本一致.Hearn等（2019）使用了40余万个Pn走时数据反演了青藏高原及周边地区～75～150 km的速度结构，发现青藏高原北部和东北部的低速异常随着深度逐渐增大，将其解释为大陆弧后区域地幔上涌，造成的影响往浅部逐渐降低.

Sun和 Kennett（2016a, 2016b, 2016c）开展了基于Pn数据的三维反演，其建立三维初始地壳和地幔模型，用非线性算法进行地震重定位和速度模型迭代.反演结果也显示地幔顶部不同深度的速度结构分布特征相似，更深层面的平均速度更高.成像结果在日本岛弧、四川盆地等重要构造区域的成像结果与其它方法获得的结果基本一致，在鄂尔多斯地块及长白山火山等地区与其它方法的成像结果存在差异（图5）.

图5 中国东部地区Pn波三维反演速度结果（修改自Sun and Kennett, 2016b）Fig.5 Pn velocity results of three-dimensional inversion in eastern China (modified from Sun and Kennett, 2016b)

总之，对于此问题已有的基本认识是，震中距在2°～12°的Pn波射线穿透深度集中在莫霍面以下约30 km内，因而使用2°～12°震中距范围内的Pn射线开展二维成像，是获得地幔顶部薄层内平均速度横向分布的合适方案（Brazier et al., 2000; Hearn and Ni, 1994; Li et al., 2017; Liang et al., 2004; Lü et al., 2011, 2017; 裴顺平, 2002; Pei et al., 2011）.使用不同震中距的Pn数据分别反演可以获得不同深度的速度结构，但是数据的进一步划分也会导致数据约束和反演分辨能力降低；加入速度梯度项校正前后的速度分布基本一致，对于结果的解释基本没有影响；三维Pn反演可以获得地幔顶部三维速度结构，但射线约束降低以及不同深度结构在反演中存在的相互影响（Eken et al., 2008; Foulger et al.,2013），使得反演结果的横向分辨能力有所降低.

1.6 模型网格化方面的改进

采用等经纬度间隔网格化的成像方法，在高纬度地区网格被拉长（图6a），反演结果会出现南北向的形态异常.一种解决方法是调整反演网格长宽比（Zhao et al., 2021）.但由于纬度越高纬线越短，在研究区域纬度跨越大时，该方案在较低纬度区域的网格可能会出现东西向拉长.He和Lü（2021）在阿拉斯加地区的研究使用了坐标旋转的方法，将研究区域在新坐标系内旋转到赤道附近后进行反演（图6）.该方法简洁有效，而且可以处理极地地区的反演.研究结果表明该方法可以有效解决高纬度地区成像结果的形态异常问题.

图6 阿拉斯加地区Pn成像研究坐标旋转示意图（He and Lü, 2021）Fig.6 Schematic of the coordinate rotation of the Pn imaging study in Alaska (He and Lü, 2021)

1.7 Pn震相波形反演

Bao和Shen（2020）利用Pn波的波形信息开展了Pn全波形反演的研究.该方法初始模型为东半球全波形背景噪声层析成像模型，根据观测到的Pn波形与三维有限差分模拟生成的相应合成波形之间的互相关，测量三个不同周期带中的Pn相位延迟.正演模拟计算区域包括地震和接收器之间从地表延伸至400 km深度的区域.该方法扩展了Pn波层析成像在地幔构造研究中的应用.该研究模型中速度变化的整体模式与之前的Pn研究一致（Hearn et al., 2019; Li and Song, 2018; Zhou and Lei, 2016），其在 100～200 km深度具有约 1.2°×1.2°的空间分辨率.该研究观测到了两个位于不同深度的高速区的垂直连接以及高速体的倾斜形态，反映了西藏地幔岩石圈的早期移除及其与印度俯冲岩石圈的相互作用.但目前波形反演方法在应用中还受到计算能力等方面的制约，反演结果的分辨能力仍有待进一步提高.

2 Pn波速度和各向异性与构造环境的关系

2.1 Pn波速度异常

Pn波速度的横向变化与上地幔温度、成分差异和压力变化有关（Jackson, 2000; Lee, 2003）.Black和Braile（1982）通过研究大地热流以及上地幔顶部温度与地震波速度的关系指出，Pn波速度和大地热流以及上地幔顶部温度存在明显的相关性.在上地幔顶部结构的研究中，Pn波速度异常的分布与地质构造显示出相关性.在一些构造活动强烈的造山带、俯冲带、陆陆碰撞带、火山活动带和一些热异常带呈现较低的Pn波速度，如阿尔卑斯造山带、土耳其伊朗高原、地中海的汇聚边界、科迪勒拉山系以及环太平洋火山带；高Pn波速度主要存在于海洋板块、古老的克拉通、稳定地台或地盾以及盆地，如黑海、里海、亚得里亚海、爱奥尼亚海、扬子克拉通、加拿大盾、中国四大盆地、印度平原等地区（Du et al., 2022; He and Lü, 2021;Hearn and Ni, 1994; Hearn, 1999; Li et al., 2017; Lü et al., 2017, 2019, 2021, 2022; Mele et al., 1998; Pei et al., 2011; Wang et al., 2013）.但也存在一些例外，如活化的克拉通和伸展盆地，伴随着岩石圈减薄和加热，Pn速度相对较低，如华北克拉通、潘诺尼亚盆地、美国西部大盆地等（Hearn, 1996; Liang et al., 2004; Pei et al., 2011）.总之，地幔顶部Pn波速度可以反映研究区域构造稳定性以及热状态信息.

2.2 Pn波各向异性

海洋和大陆上地幔的各向异性一般认为是地幔应力作用下橄榄石晶格的定向排列造成的，反映的是最近一次的变形过程.理论研究表明，橄榄石晶格的平均方向和应力椭球的轴向具有很好的一致性.在变形过程中，橄榄石慢波轴趋于和短轴（最大压应力方向）一致，快波轴趋于和长轴（相对张应力方向）一致，中间速度轴趋于和中间轴一致（Mckenzie, 1979; Ribe and Yu, 1991; Ribe, 1992）.在简单剪切变形情况下，橄榄石的波速最快方向趋于和最大剪应力方向一致.岩石实验和数值模拟都证实了上述结论（Christensen, 1979, 1984; Karato,1989; Nicolas et al., 1973; Nicolas and Christensen,1987）.在岩石圈内，板块边界和其他穿透地幔剪切带以及岩石圈底部的剪切拖曳带接近于简单剪切形变，Pn各向异性的快波方向平行于剪切带，如青藏高原碰撞带（Pei et al., 2007）、扎格罗斯碰撞带（Lü et al., 2012）、圣安德烈斯断层（Buehler and Shearer, 2014; Hearn, 1996）、皇后夏洛特-费尔维瑟转换断层系统（He and Lü, 2021）.但也存在例外，如沿北安纳托利亚断层的各向异性和剪切变形之间没有观察到明显的相关性（Al-Lazki et al.,2004; Mutlu and Karabulut, 2011）；在南加州，Pn快波方向也不平行于板块边界，而是可能受到南北向的压缩，各向异性垂直于最大压缩方向（ Buehler and Shearer, 2014; Hearn, 1996）.在纯剪切变形下，如岩石圈内没有断裂活动的地区，快波方向垂直于最大压缩方向，与最大拉伸方向一致（Hearn,1996, 1999; Silver, 1996），例如贝加尔裂谷平行于裂谷的延伸方向（He et al., 2019）、美国西部大盆地各向异性平行于伸展方向（Hearn, 1996）.在俯冲带岛弧地区普遍观测到强烈的海沟平行各向异性，例如日本俯冲带、菲律宾俯冲带、阿拉斯加俯冲带（ Du et al., 2022; He and Lü, 2021; Lü et al., 2019;Mi et al., 2021）；在弧后区域地幔流动影响下，Pn快波方向呈现垂直海沟的各向异性（Lü et al.,2019, 2021）.在构造稳定的区域一般Pn各向异性较弱.地幔顶部的各向异性记录了岩石圈应力状态变化的历史，对于了解岩石圈构造变形过程具有重要意义.

3 Pn波成像方法在全球的应用

Pn层析成像方法已被应用于全球很多区域（图7），获得了多个构造活跃地区的地幔顶部速度和各向异性结构，为板块碰撞俯冲过程、地幔热物质运移等地球内部动力学过程研究提供了新的认识.

图7 全球范围Pn层析成像研究区域图（相关文献见附录）Fig.7 Study areas of Pn tomography in the world (see the appendix for the corresponding references)

3.1 中国及周边地区

整体上，中国大陆平均Pn波速度为8.0 ± 0.2 km/s（Hearn et al., 2004; Liang et al., 2004; Pei et al.,2007; 汪素云等, 2003），速度分布与地质构造对应，并且与大地热流呈负相关，在大尺度上呈现东低西高的速度分布特征（图8）.大多数研究在准噶尔盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、四川盆地以及鄂尔多斯地块等稳定地块观测到高Pn速度异常，在青藏高原中部、川滇西部、山西地堑及渤海湾等构造活动活跃的地区观测到低速异常（He et al., 2019;Hearn et al., 2004; Liang et al., 2004; Liang and Song,2006; 裴顺平等, 2002, 2004; Pei et al., 2007; 汪素云等, 2001, 2013; Wang et al., 2013; 许忠淮等, 2003）.

图8 中国地区Pn波速度结构（修改自Pei et al., 2007）.JB：准噶尔盆地；TS：天山；TB：塔里木盆地；THB：吐哈盆地；QB：柴达木盆地；EHS：喜马拉雅东构造；YG：云贵高原；SB：四川盆地；NCB：华北盆地Fig.8 Pn velocity structure of China (modified from Pei et al.,2007)

华北地区Pn波平均速度较低，郯庐断裂带、鲁西隆起、渤海海域在大多数研究中呈现低Pn速度异常，可能是由于华北克拉通破坏，岩石圈减薄所伴生的软流圈热物质上涌导致（李志伟等, 2011;Liang et al., 2004; Lü et al., 2019, 2020; 汪素云等,2003; Wang et al., 2013; Zhou and Lei, 2016）.华北盆地以及鄂尔多斯地块表现为高速异常，反映了古老的太古代克拉通（Hearn et al., 2004; 李志伟等,2011; Lü et al., 2019; 汪素云等, 2003; Zhou and Lei,2016）.华南地块位于菲律宾海、太平洋和印度—澳大利亚板块的汇聚带，高Pn速度和弱各向异性反映了华南地块在岩石圈演化过程中比较稳定（Lü et al., 2014; Mi et al., 2021; 胥颐等, 2007），Lü等（2014）在海南地区下方观测到低速异常和高的

，进一步证明了海南地区下方可能存在地幔柱（Lei et al., 2009）.

陆内火山活动的起源是研究的热点问题.中国东北地区分布了多座新生代板内火山，研究认为与停滞的太平洋板块脱水有关（Guo et al., 2018; Lei and Zhao, 2005; Lei et al., 2019）.Lü等（2019）的Pn波成像研究分辨出长白山火山、镜泊湖火山下方独立的地幔顶部低速，而非前人较低分辨率成像结果中显示的大范围低速，认为火山下方地幔顶部存在单独的地幔热物质上涌，这一认识也得到了后续区域密集台阵噪声成像结果的支持（Fan et al.,2021）.Pn层析成像研究观测到的与火山活动有关的低速异常以及与热物质运移有关的Pn各向异性，为板内火山活动过程以及机制提供了约束（Du and Lei, 2019; Du et al., 2022; Lü et al., 2019; 殷伟伟等,2020）.

印度板块与欧亚板块的碰撞导致了青藏高原的隆升，然而，关于其变形分布和青藏高原隆升机制的一些基本问题仍然不确定，因此青藏高原及周边地区一直是众多地质和地球物理研究的焦点区域.该地区开展了比较丰富的Pn波层析成像研究，总体上Pn波速度呈现北低南高的宏观特征，青藏高原南部具有明显的东西向构造，Pn波高速异常描绘了印度岩石圈的北缘（Hearn et al., 2019; Illa et al., 2021; Lei et al., 2014; Li and Song, 2018; Liang et al., 2004; Liang and Song, 2006; Lü et al., 2017;Phillips et al., 2007）.多位学者的Pn成像研究观测到印度板块高速结构的不连续性（Hearn et al.,2019; Li and Song, 2018; Liang and Song, 2006; Lü et al., 2011; Zhou and Lei, 2016）.Liang和 Song（2006）的研究中Pn速度强烈对比边界与地表地质边界对应，表明地壳与上地幔存在变形耦合，南北走向的低速带穿过青藏高原南部，并与地表的亚东古陆裂谷重合.观测结果与青藏高原南部逆冲、北部缩短以及东部和东南部的挤压作用的动态模型一致，速度分布表明印度岩石圈在东部比西部进一步推进（图9）.Lei等（2014, 2019）在拉萨地块和柴达木盆地南部下方观测到高速异常和南北向Pn快波方向，表明印度—欧亚板块以小倾角进行双侧俯冲（图10），研究结果支持青藏高原东部地区存在大地幔楔结构，缅甸弧下印度板块俯冲角度较大，呈现低速异常，而喜马拉雅造山带下俯冲的印度板块倾角较小.Zhou和Lei（2016）观测到一个南北走向的Pn波低速带从喜马拉雅地块穿过拉萨地块到羌塘地块的裂谷下，认为是印度俯冲板块撕裂导致的热物质上涌.Li和Song（2018）研究指出印度岩石圈撕裂成至少四个不同俯冲角度和不同北部边界的部分（图11），该撕裂为青藏高原南部和中部的裂谷作用、现今地壳形变和中等深度地震提供了统一的机制，并表明地壳和地幔岩石圈的形变是强耦合的.

图9 喜马拉雅-青藏高原碰撞带示意图（修改自Liang and Song, 2006）.MBT：喜马拉雅主逆冲断层；YZS：雅鲁藏布缝合带；BNS：班公—怒江缝合带；JRS：金沙江缝合带；KLF：昆仑断裂带；ATF：阿尔金断裂带； LTF：龙门山断裂带；XF：鲜水河断裂带Fig.9 Schematic diagram of the Himalayan-Tibetan collision zone (modified from Liang and Song, 2006)

图10 青藏高原东部地区Pn波速度和各向异性结果及模型示意图（修改自Lei et al., 2014）.BNS：班公—怒江缝合带；ALS：阿拉善地块；SCB：四川盆地；NCDB：川滇块体北部；SCDB：川滇块体南部；TCV：腾冲火山Fig.10 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of eastern Tibet (modified from Lei et al., 2014)

图11 Pn波速度揭示的岩石圈分段俯冲（修改自Li and Song, 2018）.IML-F：印度地幔岩石圈北部边界；all dep：所有深度地震数量大于190的地震群；≥ 40 km：深度≥ 40 km的地震数量大于50的地震群；Events ≥ 70 km：震源深度≥70 km的中深地震；bulletins：地震报告；EHB+HQ：来自EHB目录和高质量测定的重定位中深地震事件Fig.11 Segmented lithospheric subduction revealed by Pn velocity (modified from Li and Song, 2018)

青藏高原地区的Pn快波方向反映了高原受到挤压后物质流动的方向，很多结果都显示Pn快波方向近似围绕喜马拉雅东构造旋转（崔仲雄和裴顺平, 2009; 黄金莉等, 2003; Lei et al., 2014; Liang et al., 2004; Lü et al., 2017; Pei et al., 2007; 汪素云等,2001），高原物质向东挤出后，在四川盆地和阿拉善地块的阻挡下，流动分成多支（Lei et al., 2014;黎源和雷建设, 2012; Lü et al., 2020）.除此之外，地幔物质可能还向新疆南部和塔里木盆地流动（裴顺平等, 2002; Pei et al., 2007）.中天山地区存在强烈的地壳变形，哈萨克地台的挤入造成的应力场的改变以及地幔热物质上涌均被Pn成像所观测到（Hapaer et al., 2022; He et al., 2019; 李志伟等,2007）.

川滇地区构造变形和地震活动强烈，四川盆地呈现Pn波高速异常，松潘甘孜褶皱带、腾冲火山及高热泉活动区域呈现明显的低速异常（Du et al.,2019; 黄金莉等, 2003; 李飞等, 2011; Li et al., 2012;Lü et al., 2014）.大部分的强震发生与Pn速度存在一定的对应关系，反映了上地幔构造会对地震孕育和发生产生影响（Du et al., 2019; 顾勤平等, 2016,2020; Lei et al., 2014, 2019; 李飞等, 2011; 吕子强等,2016; 苗庆杰等, 2021; 王倩等, 2018; 汪素云等,2003; 殷伟伟等, 2019）.

中国区域开展的Pn层析成像研究的观测结果为华北克拉通岩石圈变形和破坏、中国东北部的板内火山的成因、印度岩石圈俯冲特征和地幔动力学过程提供了可靠的地震学约束和认识.

3.2 西太平洋地区

在西太平洋地区，太平洋、鄂霍茨克、欧亚和菲律宾板块相互作用强烈，板块俯冲导致了频繁的地震和活跃的火山活动.Pn波成像在环太平洋弧后观测到低速异常（Li et al., 2017; Ritzwoller et al.,2002; Seward et al., 2009; Wang et al., 2013）.Lü等（2019）、Du等（2022）获得了西太平洋俯冲带更高分辨率的Pn速度和各向异性结构，弧下均呈现低速异常和弧平行的各向异性，而弧后呈现弧垂直的各向异性.Lü等（2019）提出了弧后地区存在俯冲主导的地幔对流以及中国东北地区地幔顶部存在深部热物质分股上涌的动力学模型（图12）.Mi等（2021）在琉球、吕宋岛、菲律宾和爪洼弧沿线的火山下方观测到明显低Pn速度，火山岛弧地区呈现海沟平行的Pn快波方向.Du等（2022）的成像结果显示了弧后地区的低速带，认为这些低速异常可能指示了大地幔楔中地幔流动驱动的物质和能量交换通道.

图12 西北太平洋地区Pn波速度和各向异性结果及模型示意图（修改自Lü et al., 2019）.PSP：菲律宾海板块；PAC：太平洋板块Fig.12 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of the northwestern Pacific area (modified from Lü et al., 2019)

3.3 欧亚大陆中西部地区

欧亚大陆及边缘海地区经历多次碰撞与增生，由不同板块或块体拼合而成.阿拉伯板块与欧亚板块南缘碰撞抬升了土耳其-伊朗高原和扎格罗斯山脉，阿尔卑斯造山运动对地幔的热状态、成分和变形结构产生了深远的影响.地中海、黑海、里海、伊朗地块、阿拉伯板块下方观测到高Pn波速度，在安纳托尼亚高原、高加索地区、土耳其-伊朗边界沿线下观测到低Pn波速度，与火山活动地区以及与减压熔融有关的热物质上涌有关（Al-Lazki et al., 2003, 2004; Díaz et al., 2013; Hearn and Ni, 1994;Lü et al., 2012, 2017; Mutlu and Karabulut, 2011; Pei et al., 2011），在板块碰撞区观测到平行于弧和大型断层的Pn各向异性（Lü et al., 2012）.Gans等（2009）观测到沿安纳托利亚断裂带Pn速度的急剧变化，可能代表了当阿拉伯板块与欧亚板块碰撞时，大洋板块沿比特利斯—扎格罗斯缝合线断裂的板片窗位置.Pei等（2011）研究表明大型构造线是Pn波高速和低速边界，如希腊弧、塞浦路斯弧、扎格罗斯缝合线、查曼断层和哈里—罗德断层，缝合线是具有高倾角的边界，板块边界是低角度逆冲断层.Lü等（2012）对比Pn各向异性方向、板块运动方向和地表断层走向，指出高加索地区地壳和上地幔之间存在解耦.Al-Lazki等（2014）研究结果表明阿拉伯半岛在扎格罗斯最南端的欧亚大陆下进一步向东北延伸，西马兰下方的低速异常的边界可能代表晚新近纪恢复活动的前寒武纪地体边界.阿法尔三联点将阿拉伯板块和非洲板块分开，由于阿法尔地幔柱的存在，因而具有丰富的岩浆活动，Corbeau等（2014）的研究结果表明亚丁湾及周围的软流圈经历了从阿法尔热点沿着亚丁和示巴山脊向东的通道流.

欧洲南部是新生代碰撞构造的发生地，岩石圈俯冲和大陆碰撞主导了地中海地区的地质演变.阿尔卑斯山的西侧和西北侧、伊比利亚半岛边缘观测到Pn波低速异常，波河平原、亚得里亚海和爱奥尼亚海观测到Pn波高速异常（Mele et al., 1998;Parolai et al., 1997; Serrano et al., 2005），地中海北部的碰撞弧观测到弧平行的各向异性（Díaz et al.,2013; Hearn, 1999）.Mele等（1998）认为亚平宁北部下方观测到的低速是拆沉作用导致的地幔顶部热异常.沿着卡拉布里亚弧的各向异性异常延伸到阿尔巴尼亚北部，表明在阿尔巴尼亚北部边界存在岩石圈不连续面.Lü等（2017）的研究认为亚得里亚海微板块存在向东西两侧的俯冲，Sun等（2019）的成像结果支持亚得里亚海微板块两侧是不同的俯冲方式.

3.4 美洲地区

北美洲主要分为西部的中新生代造山带区域和中东部的北美克拉通区域.北美西部地区地质构造复杂、构造活动强烈且具有密集的地震台站，是地震学研究的热点区域.Pn速度反演结果显示美国西部平均速度较低，反映了整个新生代时期美国西部热过程的主导地位.内华达山脉、蛇河平原、盆岭省南部下方观测到Pn波低速异常，被认为与火山活动、岩浆入侵、地幔小尺度对流以及地壳伸展作用有关.高速异常分布在落基山脉、科罗拉多高原（Buehler and Shearer, 2010, 2012, 2014; Hearn et al.,1991, 1994; Hearn, 1996; Zhao, 1993）.Hearn（1996）首次在美国西部获得Pn各向异性，结果显示Pn快波方向与胡安德富卡高原的东北方向平行，反映了与俯冲驱动有关的变形；大盆地的Pn快波方向变化很大，可能和部分熔融和地幔顶部小尺度对流有关.Buehler和Shearer（2010, 2012, 2014）认为在斯内克河平原观测到的Pn快波方向与软流圈流有关（Long et al., 2009）.与圣安德烈斯断层平行的各向异性在莫哈维沙漠和墨西哥北部变化成东西向，可能是方位角覆盖范围有限造成的伪影，而不是南北向压缩导致（Hearn, 1996）.

美国中东部相较于西部来说构造比较稳定，东部Pn速度比西部高（Buehler and Shearer, 2017）.Zhang等（2009）观测到北美克拉通下方的高Pn波速度，主要的板内地震带的地表位置位于高速体边缘附近，Pn各向异性结果表明地幔流动集中在高速块体的边缘.该模型不支持北美克拉通的古裂谷与低速异常或岩石圈地幔薄弱带有关，古裂谷与板内地震带缺乏空间关联表明古裂谷并不是造成地震活动的主要因素.Basu和Powell（2019）在下方观测到Pn波高速异常和以新马德里地震带为中心的圆形Pn快波方向，认为高速结构影响了岩浆流动模式.伊利诺伊盆地西南边缘、南俄克拉何马断层系统下方观测到Pn波低速异常，支持堪萨斯州南部的中大陆裂谷的伸展与南俄克拉何马断层系统相关的火成岩带来源于地幔深部.

阿拉斯加地区位于北美板块和太平洋板块交界处，地震和火山活动频繁，但是太平洋板块俯冲的北端却存在一个长达400 km的火山间隙，缺乏相应的火山活动.McNamara和Pasyanos（2002）在火山间隙下方观测到大规模Pn波速度异常，认为是由于弯曲的德奈利断层北端地壳的压力增加导致地幔楔熔融物质不能上升到地壳.He和Lü（2021）的成像结果不支持火山间隙下方有大量熔融物质，阿留申火山弧下方的低速异常被库克湾盆地下方明显的高速体分隔，显示俯冲的太平洋板块发生了撕裂.在俯冲带和夏洛特皇后—费尔韦瑟断层系统下都观测到板块边界平行的Pn各向异性.

中南美洲西北部地区存在多个板块的交汇碰撞，是研究板块俯冲动力学过程的重要区域.Lü等（2021, 2022）首次构建了该地区地幔顶部Pn速度和各向异性模型.结果表明，东加勒比地区弧后区域下的地幔顶部几乎没有受到深部地幔热物质的影响，尼加拉瓜弧后火山下呈现独立的低速异常，很可能是从主火山弧分离出来的热物质上涌，巴拿马东部观测到加勒比海板块向南俯冲脱水有关的低速异常，并提出哥伦比亚—厄瓜多尔地区包括弧垂直的地幔流和岩浆间隙的动力学模型（图13）.

图13 中南美洲地区Pn波速度和各向异性结果及模型示意图（修改自Lü et al., 2022）.AZ：阿祖尔火山；CR：哥斯达黎加； NPDB：北巴拿马变形带；NAB：北安第斯块体；MB：马拉开波块体Fig.13 Pn velocity and anisotropy results and a model diagram of Central America and northwestern South America (modified from Lü et al., 2022)

4 存在的问题及未来发展方向

Pn波层析成像方法经过不断发展完善，已成为研究地幔顶部精细结构的主要方法，为认识地球内部结构和动力学过程提供可靠的地球物理学依据.不过，在应用中仍然存在一些需要注意的地方：

（1）二维Pn反演数据震中距的选取不应过大，一般适宜选取震中距在2°～12°之间的Pn射线.更远震中距的射线穿透得较深，合并反演会引入较大误差.将Pn数据分成不同震中距范围进行反演会降低反演数据覆盖和分辨率.而三维反演中不同深度的结构在反演中有互相影响，在一些区域的成像结果精度有所降低.

（2）应注意反演参数的合理选取，比如阻尼因子、模型平滑度、网格划分尺度等.阻尼系数的选取需要综合考虑反演的稳定性和分辨率.阻尼越高，图像越平滑，但是反演模型速度异常偏小，速度分布特征尺度较大；过小的阻尼系数使得反演图像速度异常过大，会出现与构造无关的畸变.权衡曲线拐点法是一种方案，但拐点与选择的数据区间相关.在避免出现反演结果畸变的情况下，选择较小的阻尼系数是层析成像研究中合理的阻尼选择方法（Boyadzhiev et al., 2008; Foulger et al., 2013）.此外，反演网格的划分对反演精度和分辨能力也有直接影响.网格划分得过大，反演精度降低；网格划分得过小，则对射线稀疏的区域约束不足.可发展多尺度非均匀网格的Pn成像方法，重新调整数据信息的分布，使其对参数模型的控制程度更合理，从而提高射线密集区域的反演分辨能力.

（3）各向异性结果对射线分布的要求较速度结果更高，因而在射线密度较低或者方位角分布严重不均匀的区域，各向异性反演结果的精度较低，应避免对结果的过度解释.

（4）波形反演方法在理论上可以获取地震观测数据所携带的更多地球深部结构信息.现阶段波形反演方法仍处于发展阶段，还受到计算能力、反演参数复杂性等方面的制约.但随着计算能力和反演方法的不断发展，波形反演有潜力获得更准确的地球内部结构成像结果.

（5）地震数据的数量和质量是地震层析成像质量的根本，射线覆盖优势也是Pn成像方法在地幔顶部结构研究中具有优势的主要原因.因而，进一步提高射线覆盖仍是后续成像研究需要不断推进的重要方面.一方面应在关键研究区域，尤其是地震台站尚有欠缺的地区增加更多的观测台站；另一方面可以结合机器学习等震相识别技术，进一步增加可用震相数据，提高成像研究的精度和分辨能力.