2012, Vol. 55
2. 中国地震局地震预测研究所,北京 100086
2. Institute of Earthquake Science, China Earthquake Administration, Beijing 100086,China
大别-苏鲁及邻区(110°E-125°E、29°N-39°N)，位于我国东部沿海地区，横跨山东、江苏、安徽、河南和湖北5省，跨越了具有不同演化历史的大别-苏鲁造山带、郯庐断裂带、华北板块和扬子板块，是我国东部重要的构造活动带.图 1展示了大别-苏鲁及邻区构造背景，大别-苏鲁造山带为华北板块与扬子板块碰撞形成的造山带.大别和苏鲁造山带在印支期为同一造山带，即由扬子板块向华北板块之下自南向北俯冲，表现出近南北向的碰撞挤压，形成中国东部中央造山带.在燕山期，由于郯庐断裂大规模由南西向北东方向的左旋走滑运动，形成两侧地块相对旋转(扬子板块发生约63°的旋转[1])，将苏鲁造山带和大别造山带错开，分别位于郯庐断裂带的东西两侧[2-3].从始新世开始，郯庐断裂带进入以伸展为主的构造期，形成右旋走滑构造格局.大别与苏鲁造山带超高压变质岩是华北与扬子板块碰撞的产物，自20世纪80年代中期以来，很多地质学家致力于该造山带高压变质岩研究，包括岩石学[4]、矿物学[5-6]、构造地质[2-3]、地球化学[7]、年代学[8]等方面.地球物理研究提供了造山带重要的深部信息，包括苏鲁-大别天然地震三维速度反演[9-10]、用接收函数研究郯庐断裂带地壳上地幔的结构[11]、重磁探测研究东部沿海地区的结构[12]、研究苏鲁大别造山带和郯庐断裂的形成的数值模拟[13-14]等等.
地震各向异性是地幔变形过程的直接体现.在地球深部高温高压的条件下，岩石发生塑性变形而产生特征性的各向异性结构，这种结构反应着深部物质的运动过程[15].剪切波分裂是一种研究各向异性较为直接的手段.用SKS分裂的方法研究该地区上地幔的各向异性，对于了解该地区的岩石圈和地幔动力机制具有重要的意义[16].近些年来随着数字地震台站的增加，已发表了很多关于中国东部地区各向异性的文章:郑斯华等(1994)用中国数字地震台网资料的SKS 分裂研究中国大陆的上地幔各向异性[17]；TakashiIidaka等(2000)用SKS和PnSms研究中国东部地区岩石圈和上地幔的各向异性[18]；常利军等用SKS 分裂研究中国东部及华北上地幔的各向异性[19-21]；高原等(2010)利用壳幔地震各向异性探索华北地区壳幔耦合关系[22]；YuanyuanV.Fu等(2010)研究了中国地区的各向异性[23]；赵亮等(2011)用SKS 的结果探讨了东部地区地幔的流动与印度-欧亚板块碰撞的关系[24]等等.他们的研究成果在本文研究区内有部分覆盖，然而由于受到研究区选择和台站分布的限制，这些研究成果并没有详细讨论大别-苏鲁及邻区上地幔的形变方式.中国地震局“十五”期间在山东、江苏、安徽、河南和湖北共布设了上百台宽频地震台站，到目前为止已经累积了大量的观测资料.本文利用最新的观测资料，针对大别-苏鲁及邻区上地幔各向异性的特点，探究苏鲁大别造山带、华北与扬子克拉通块体上地幔的流变特征，深化理解地震各向异性与构造过程、应力应变场的关系.
2 背景、数据和方法 2.1 数据来源研究区域位于110°E-125°E、29°N-39°N 范围内(图 1)，包括了大别-苏鲁造山带、郯庐断裂带主要的构造地带.本文针对研究区的构造特点，收集了国家数字地震台网(CDSN)和中国区域地震数据台网5省(山东、安徽、江苏、河南和湖北)共96个宽频地震台站(2006年5月-2011年5月)的远震记录[25].根据SKS 震相在球对称的地球中近垂直出射的特点，选取震中距为85°~130°、震级大于5.5级的地震.对这些地震进行进一步分析筛选，主要的考虑因素为SKS 震相的信噪比(SNR)和计算结果的稳定性，最后筛选出59个远震事件(图 2).从图 2中可以看出可用地震并没有很均匀的分布在各个方位，主要集中在南太平洋地区的斐济-汤加一带，这说明利用SKS 震相计算各向异性会受到地震分布方位的影响.
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图 1 研究区主要构造背景和台站分布 Ⅰ-大别造山带；Ⅱ-华北板块；Ⅲ-扬子板块；Ⅳ-苏鲁造山带；黑色三角形，研究所用的台站；彩色线段标已发表的S波分裂结果:黄色，文献[24]；绿色，文献[31]；红色，文献[19]；白色，文献[23]. Fig. 1 Regional tectonic map of the study region and location of stations I-Dabie orogenic belt； II-North China block； III- Yangtze block； IV-Sulu orogenic belt； black triangles, stations used in study； color bars show the results of S wave splitting from references： yellow[24] ，green[31] ，red[19] ，white[23]. |
地幔的各向异性可以通过多种震相进行研究，但通过实践可知SKS 震相比其它震相能更直接提供地幔各向异性的信息[26].通过射线理论可知，SKS波偏振的产生是由在CMB 界面的P-S的转换形成的，这种转换去除了震源区地幔各向异性的影响，主要体现了台站下方地幔的各向异性.
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图 2 研究中所用到的地震分布 色标表示深度；圆圈的大小表示震级. Fig. 2 Epicenter of events used n the study Color represents depth； the sizse of circle represent magnitude. |
法处理偏振数据---SC 法(切向最小能量法)[28]和RC 法(旋转相关法)[29]，对单个地震记录的SKS震相进行偏振分析，求取各向异性参数(快波偏振方向Φ 和延迟时间δt).这两种处理方法的基本步骤如下:将三分量地震图旋转到射线坐标系下；对地震图进行0.01~0.4 Hz的滤波处理；参照ISPAI91 模型的理论到时选取一个完整周期SKS震相；对所选的震相通过网格搜索得到δt(0~4s内搜索)和Φ(-90°~90°内搜索).剪切波在没有穿过各向异性介质时是线性偏振的，当穿过各向异性介质时将会有明显的椭圆形的偏振运动，通过观察SKS震相的质点运动图用来初步判断剪切波是否分裂.
对这两种方法得到结果质量的评价主要有4个方面:
(1) 所选SKS 震相SNR 值比较高(软件提供SC 方法的SNR 值，要求SNRSC大于6方可用)；
(2) 校正后切向的振幅变得很小(图 3 b2、图 3 c2)；
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图 3 利用SplitLab [27]软件用RC 方法和SC 方法处理SKS震相实例.数据来源于在江苏省的DH 台，地震是2011年4月18日发生在震中距为90°和方位角为134°的太平洋西部地区.(a1)，(a2)为W-E 和N-S向的地震记录，虚线表示IASP91模型的理论到时；阴影表示选取SKS震相的时间窗；右上角径向(虚线)和切向方向(实线)的地震图；(b1-b4)和(c1-c4)分别用RC 和SC 方法得到分裂参数图，从左到右分别为:(b1)、(c1)表示校正过后的快波(虚线)和慢波(实线)的地震图；(b2)、(c2)表示校正后径向(实线)和切向(虚线)地震图；(b3)、(c3)表示初始粒子运动(实线)和消除了分裂因素影响(虚线)；(b4)、(c4)表示用网格收索方法得到分裂参数ΦRC和δtRC Fig. 3 Example of a SKS splitting measurement using the SplitLab package[27].Data are form station DH in Jiangsu for an event (Mw = 6.4) on April 18, 2011 located in the western Pacific ocean at an epicentral distance of 90°and a backazimuth of 134° (a1),(a2) Original W-Eand N-Ecomponents with filtered of 0.01 〜0.4 Hz; dashed lines are the phase arrival times computed IASP91 model; the right-hand panel shows an extended section of the Q(solid, red) and T(dashed, blue) component before anisotropy correction.(b1 - b4) and (1) -(4) display the result from the RC and SC method, respectively.From left-hand to right-hand side: (b1) and (1) present fast(solid) and slow(dashed) components, corrected forthe calculated splitting delay time; (b2) and (2) present corrected radial (solid) and transverse (dashed) components; (b3) and (3) present particle motion before(dashed) and after (solid) correction; (b4) and (4) presentcontour plotfor themaximum value of correlation coefficient and for l^he energy on transverse component as function of delay ime and fast polarization angle |
(3) 校正前质点运动图为椭圆，校正后近似为一条直线(图 3 b3、图 3 c3)；
(4) RC 方法和SC 方法得到的Φ 相差在10°左右，δt相差在0.2s左右.图 3例子的结果为ΦRC=78°，δtRC=1.0s；ΦRC=80°，δtSC=1.0s.
如果所得到的数据满足上面的4个要求才能选为可用的结果.从图 3可以看出，同时使用多种方法开展SKS震相分裂研究，求取的各向异性参数较任何一种单一方法得到的结果都要可靠[30].但一般认为，目前的S波分裂测量方法中，利用最小能量法测量得到的结果相对更稳定、可靠，因此下文的结果讨论中以最小能量法得到的结果为准.
3 剪切波分裂计算结果根据前面叙述方法和结果评价标准，逐一对大别-苏鲁及邻区的96个台站记录资料进行分析.表 1为96个地震台站得到的分裂参数的平均结果.经统计可知，SC 方法与RC 法得到偏振参数Φ 相差在10°以内的个数有92 个，延迟时间δt相差在0.2s以内的有87个.这就充分地说明了这两种方法所得到的结果基本一致.表中(ΔΦRC，ΔδtSC)和(ΔΦRC，ΔδtRC)分别表示每个台站用SC 法和RC 法得到的所有结果的标准差，用来对每个台站计算结果进行综合评定(其中有8个台站只有1个地震，没有计算其标准差).每个台站SC 方法和RC 方法得到的标准差也具有很好的一致性.这样的结果充分地说明了用多种方法对S波分裂进行研究，比用单一的方法要可靠.
为了观察震中方位角对剪切波处理的影响，本文选用了地震来源至少两个方位并含有效SKS 震相分裂数据10个以上的台站，画其分裂参数及其反方位角的分布图(图 4)，共14 个台站.从图 4 中可以看出有效地震基本来自南太平洋的斐济-汤加一带.其中只有JUN 台和CSH 台每个方位都可得到有效的SKS分裂结果，而且从图中可以看出这两个台站得到的SKS 分裂结果随着方位的变化很小，ANQ 和XFA 有三个方位的结果，剩下的台站只有两个方位有结果.虽然ANQ 台得到的分裂结果随着方位有一定的变化，但由于其地震分布不是全方位，并且大多数台站的结果与方位角没有多大的关系，因此本文不考虑双层各向异性模型.基于以上的分析，我们采用了单一层各向异性模型，对每个台站得到的所有分裂参数对(Φ，δt)取平均值，来研究大别-苏鲁及邻区上地幔的各向异性.
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图 4 14个台站SKS波分裂测量结果 同心圆半径大小表示SKS波入射角，由里向外从5°增加到15°；黑色线段表示偏振方向，长度表示延迟时间. Fig. 4 Result of anisotropy measurements of SKS splitting at stations Radius of concentric circle denotes the incident angle of SKS,Radius of inner circle is 5°andoutward circle is 15° The black line denotes the fast-wave direction, the line length denotes delay time. |
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表 1 研究区各台站的SKS分裂参数 Table 1 Splitting parameters for SKS phase in the study region |
图 5显示了大别-苏鲁及邻区上地幔各向异性的结果.从图中可以看出:(1)分布大别造山的地震台(如YXI、DJI、SJH、DWU、NY、XY、SC、BZY、JZA)快波方向为NWW-SEE 向，与大别造山带的构造一致，仅在大别造山带东侧有部分台站快波偏振方向由NWW-SEE 突变为NEE-SWW 向(如HME、LNA、FZL)；(2)分布于苏鲁造山带的台站(如HUA、WUL、JUX、RZH 等20 余台)快波偏振方向为NEE-SWW 向，与地表构造有一定的夹角；(4)华北的30余个台站整体上表现的是近N-W 向，个别台站呈现NEE-SWW 向，这可能是受到了地形的影响；(5)分布于扬子板块的地震台有20余台，从图中可以清楚地看出，扬子板块的快波偏振方向就比较复杂，在大别造山带的东侧的扬子板块快波偏振方向一致为NEE-SWW，而在大别造山带的南侧，则表现为与大别造山带近垂直(如XSH、NZH).研究区各个台站的快慢波时间延迟范围在0.5~1.63s之间.
现在将我们得到的结果与已有的研究结果进行对比(图 1和图 5).从这两种图中，我们可以发现在大别、苏鲁、华北和扬子区域内，所得结果都与本文结果较为一致，但有些结果还是存在一定的偏差，这可能与地震选取、处理标准和地震数据质量有关.已有的研究中，大别造山带表现出平行于构造走向的特点[31]，苏鲁造山带内部的台站表现出NEE-SWW向，华北表现出近E-W 向，位于大别东侧和南侧的扬子板块各向异性复杂.虽然已有的研究结果在研究区内有一定程度的覆盖，但是由于他们研究区的选择和台站的分布限制，其并不足以用来讨论大别-苏鲁及邻区上地幔的各向异性.我们的台站在研究区内有密集的覆盖，并且波形数据有较高的信噪比，在探索大别-苏鲁及邻区上地幔的各向异性及其动力机制更具有优势.
4 讨论与结论 4.1 各向异性层的深度由于SKS震相是P波在CMB界面上转化成S波，它的分裂参数包含了接收路径上各个各向异性信息，比如地壳、上地幔等.因此单独用S 波分裂无法确切地得到台站下方各向异性的深度，但我们可以结合其它地球物理资料定性地对各向异性的深度分布给出约束.根据中国东部的地学断面(马杏恒等，1991；陈沪生等，1993)可知，苏北-胶东地区地壳总厚度为29~33km, 鲁西地块33~34km.中国东部地壳产生的平均延迟为3.53ms·km-1[19]，据此推算地壳的各向异性产生的延迟为0.1~0.12s.因此，SKS波分裂得到的各向异性主要来自于上地幔.根据岩石物理测量结果[32](1s延迟时间相当于115km 厚的各向异性层)，计算研究区各向异性层的厚度约为57.5~187.45km(延迟时间为0.5~1.63s).中国东部的岩石圈厚度约为100km[33-34]，因此大别-苏鲁及邻区上地幔的各向异性包含了软流圈和岩石圈地幔的各向异性信息.
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图 5 大别-苏鲁及邻区上地幔各向异性结果图 黑色直线段表示地震台得到的各向异性结果，长度表示延迟时间的大小；蓝色直线段表示只有一个地震的台站的各向异性结果；红色箭头表示绝对板块运动(APM)测量结果. Fig. 5 Anisotropic image of upper mantle beneath Dabie-Sulu and its adjacent areas Black lines represent anisotropic parameters at stations, the length of the lines represent delay time； blue bar represent the anisotropic parameters at stations which only have one result； red arrows represents the direction of absolute plate motion(APM). |
板块运动体现的是上覆于软流圈的刚性块体的运动，因此理论上在不受侧向作用的单一板块及软流圈流动方向也不受阻挡的情况下，板块运动的方向应该与软流圈流动的方向一致[35].但从本文的结果看出，绝对板块运动的方向与研究区内的四个构造区S波偏振方向都有所差别，这可能是因为上覆刚体板块之间相互约束形成的.图 5 显示的是参照GSRM v1.2 模型的绝对板块运动的结果(参考系NNR).在研究区内，绝对板块的运动方向几乎不变，我们取110.8°作为研究区板块运动的方向.为了研究大别造山带、苏鲁造山带、华北板块和扬子板块与绝对板块运动的关系，我们分别统计了分布于这4个地区的台站，分别将各个台站得到的快波偏振方向与绝对板块运动的方向相减取绝对值，每相差10°统计个数，最后求得统计个数与对应构造区台站总数的百分比.图 6为统计的结果柱状图.从图中可以看出华北板块与大别造山带相差集中分布在10°~20°范围内，板块运动的方向较为一致.大别造山带的快波方向与构造走向一致，已有研究表明大别造山带各向异性可能是岩石圈各向异性的体现[31]，而华北板块的各向异性则更侧重于软流圈各向异性的反应[19, 21].扬子板块和苏鲁造山带与板块运动方向相差较大，集中分布在20°~40°之间，结合该地区的地质资料，我们推测扬子板块和苏鲁造山带的各向异性是由岩石圈和软流圈共同作用的结果.
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图 6 4个构造区快波偏振方向与绝对板块运动方向相差统计分布 Fig. 6 Distribution of angular difference between fast wave polarization and plate motion |
华北板块是一个特殊的克拉通块体，处于活化期，岩石圈大规模的减薄.研究区内只包含了华北东南边界的近30余个台站.从各向异性的结果来看，华北东南区表现出较为一致的结果，为近E-W 向.已有层析成像的结果发现中国东部地区660km 处有太平洋板片滞留[36-37].地质资料结果说明只有受到太平洋板块俯冲作用的强烈影响，触发地幔的非稳态流动，形成一定规模的对流，华北克拉通才可能发生减薄[38].因此，我们推测研究区内的华北板块受到对流活动的影响和边界断层的制约，上地幔橄榄岩沿近E-W 向定向排列，形成现今观测到地震各向异性为近E-W 向.
4.3.2 扬子板块相对于华北块体而言，扬子板块是一个岩石圈较厚的稳定板块.研究区的扬子块体与华北块体处于同一构造环境下，受到太平洋俯冲作用的影响很大，软流圈流动方向与华北板块下覆软流圈流动方向一致.但从各向异性的结果来看，很清楚看出扬子板块与华北板块的各向异性结果不一致，在大别南侧的扬子板块的快波方向与大别造山带近垂直，而在大别东侧则表现为NEE-SWW 向.扬子板块经历过多期的构造变形改造，在印支期，扬子板块由南向北与华北板块俯冲拼合，形成中国东部中央造山带，扬子板块的构造应力与中央造山带走向近垂直.由于在郯庐断裂的约束下，大别东侧的扬子板块沿着断裂带形成NE 向移动，并逆时针旋转.而在燕山早期，华北板块向扬子俯冲，大别南侧的扬子板块构造应力仍表现与中央造山走向近垂直的特点，而大别东侧扬子块体则在NE 向的应力作用下，呈现出NE向的移动，在地表形成NE 向构造特点[39].扬子板块在大别的南侧和东侧表现出不同的各向异性结果，可能是在不同的构造应力场条件下，岩石圈地幔以“化石各向异性”记录下来，大别南侧和东侧的扬子板块的地震各向异性是由于印支-燕山期构造运动遗留在岩石圈中“化石各向异性”造成的.
4.3.3 大别-苏鲁造山带大别造山带和苏鲁造山带是由扬子板块向华北板块碰撞俯冲形成的同一时期的造山带.由于西太平洋相对东亚大陆左旋力偶作用[3, 40]，导致郯庐左行平移引起两侧板块相对旋转，把大别-苏鲁造山带平移错开为东西两端.大别造山带和苏鲁造山带虽然地处于同一造山带，但不同的构造区域有不同的特点，从上地幔的各向异性也能看出这个特点.位于大别造山带地区的地震台站快波偏振方向基本为NWW 向，平行于造山带构造走向.根据已有相关方面的研究[31]，我们的推断大别造山带各向异性的形成可能与扬子板块向南向北俯冲碰撞导致岩石圈缩短有关，大别造山带轴部物质相对于两侧由北西向南东流动.快波偏振方向与绝对板块运动方向基本一致，说明大别造山带岩石圈和软流圈垂向耦合.
苏鲁造山带地表构造，如断层、褶皱带和高压变质带，呈NE-SW 向延伸.苏鲁造山带地区剪切波分裂的结果为NEE-SWW，与地表的构造不一致.偏振方向与地表构造不一致，可能是岩石圈和软流圈形变垂向不连贯引起的.自中侏罗以来，由于扬子板块的俯冲作用和郯庐断裂左旋走滑作用，苏鲁造山带相对大别造山带左行水平移动上千公里[39]，岩石圈物质受到强烈的NE-SW 向的挤压，导致浅层呈现出NE-SW 向的断裂和褶皱构造特点，在岩石圈地幔中残留了NE-SW 向的各向异性信息，层析成像的结果也显示了苏鲁造山带地幔残留了扬子板块俯冲板片[41].现今由于西太平洋向欧亚板块俯冲，软流圈在中国东部形成对流活动，在研究区内形成NWW-SEE 向的流动.SKS 近垂直入射，体现了接收路径上的各向异性，包含了软流圈和岩石圈.苏鲁造山带快波的偏振方向为NEE-SWW，可能是岩石圈和软流圈共同作用的结果.
在大别造山带与郯庐断裂带交界处快波偏振方向由SEE-NWW 向(SJH 、BZY)转变为NEE-SWW向(LNA、SCH，HME)，这暗示了大别造山带东侧与郯庐断裂交界的地方是一个重要的转折带.在扬子板块向华北板块俯冲过程中，由于介质的非均匀性，形成向南凸的弧形边界，并以这个边界为始端，郯庐断裂左行剪切滑动[39].
5 结论大别-苏鲁是扬子板块与华北板块的边界，现今受到西太平洋俯冲的影响很大，是中国东部重要的构造区.本文采用SC 方法和RC 方法对SKS 震相进行偏振分析.研究结果得到，剪切波分裂的延迟时间在0.5~1.63s之间，推测各向异性层深度为57.5~187.56km, 包含了岩石圈和软流圈的各向异性层信息.华北板块受到软流圈对流的影响比较大，快波方向表现为近E-W.大别造山带快波偏振方向与绝对板块和地表的主要构造走向一致，可能是该造山带的岩石圈与软流圈垂向耦合.在大别南侧和东侧的扬子板块快波偏振方向分别表现为近垂直于大别造山带走向和NEE-SWW，苏鲁造山带偏振方向为NEE-SWW，但与主构造走向不一致，分析推测为岩石圈和软流圈的共同作用的结果.
致谢感谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”和中国数字地震台网为本研究提供地震波形数据.在资料收集过程中，郑秀芬博士提供无私的帮助；感谢李永华副研究员和叶庆东博士在数据处理和解释上提供宝贵的意见；感谢两位审稿人提出的修改意见和建议，对本文的完善和提高有很大的帮助.
| [1] | 王清晨, 丛柏林, 朱日祥. 大别山超高压变质岩形成的地球动力学. //寸丹集. 北京: 科学出版社, 1998: 568-579. Wang Q C, Cong B L, Zhu R X. Geodynamics in Formation of Ultrhigh-pressure Metamorphic Rocks from the Dabie Mountains (in Chinese). Beijing: Science Press, 1998:568-579. |
| [2] | 朱光, 徐佑德, 刘国生, 等. 郯庐断裂带中—南段走滑构造特征与变形规律. 地球科学 , 2006, 41(2): 226–241. Zhu G, Xu Y D, Liu G S, et al. Structural and geochronological evidence for mul-tiple episodes of deformation since Paleocene along the Ailao shan-Red river shear zone, southeastern Asia. Chinese Journal of Geology (in Chinese) , 2006, 41(2): 226-241. |
| [3] | Stuart A G, Leloup P H, Vincent C, et al. Tectonic evolution of the Tancheng-Lujiang (Tan-Lu) fault via middle Triassic to early Cenozoic paleomagnetic data. J. Geophys. Res. , 1999, 104(B7): 15365-15390. DOI:10.1029/1999JB900123 |
| [4] | Zheng Y F, Zhou J B, Wu Y B, et al. Low-grade metamorphic rock in the Dabie-Sulu orogenic belt: A passive-margin accretionary wedge deformed during continent subduction. Int. Geol. Rev. , 2005, 47(8): 861-871. |
| [5] | Okay A I, Xu S T, Sengor A M C. Coesite from the Dabie Shan eclogites, central China. Eur. J. Mineral. , 1989, 1: 595-598. DOI:10.1127/ejm/1/4/0595 |
| [6] | Liu X M, Jin Z M, Green H W II. Clinoenstatite exsolution in diopsidic augite of Dabieshan: Garnet peridotite from depth of 300 km. Am. Mineral. , 2007, 92(4): 546-552. DOI:10.2138/am.2007.2232 |
| [7] | Zheng Y F, Wu Y B, Zhao Z F, et al. Matamorphic effect on zircon Lu-Hf and U-Pb isotope systems in ultrahigh-pressure eclogite-facies metagranite and metabasite. Earth. Planet. Sci. Lett. , 2005, 240(2): 378-400. DOI:10.1016/j.epsl.2005.09.025 |
| [8] | Wang Y. The onset of the Tan-Lu fault movement in eastern China: constraints from zircon (SHRIMP) and 40Ar/39Ar dating. Terra Nova , 2006(18): 423-431. |
| [9] | 徐纪人, 杨文采, 赵志新, 等. 苏鲁大别造山带岩石圈三维P波速度结构特征. 地质学报 , 2003, 77(4): 577–582. Xu J R, Yang W C, Zhao Z X, et al. Three-dimensional velocity structures of the Sulu-Dabie orogen belt. Acta Geologica Sinica (in Chinese) , 2003, 77(4): 577-582. |
| [10] | 赵志新, 徐纪人. 广角反射地震探测得到的中国东部地壳三维P波速度结构. 科学通报 , 2009, 54(8): 1387–1397. Zhao Z X, Xu J R. Three-dimensional crustal velocity structure of P-wave in East China from wide-angle reflection and refraction survey. Chinese Sci. Bull. (in Chinese) , 2009, 54(8): 1387-1397. |
| [11] | Chen L, Zheng T Y, Xu W W. A thinned lithosphere image of the Tanlu Fault Zone, eastern China: Constructed from wave equation based receiver function migration. J. Geophys. Res. , 2006, 111: B09312. DOI:10.1029/2005JB003974 |
| [12] | 吴其反, 路风香, 王懋基, 等. 中国东部新编重磁异常图及构造解释研究. 地球学报 , 2004, 25(1): 83–88. Wu Q F, Lu F X, Wang M J, et al. The new magnetic and gravity maps of Eastern China and their interpretation. Acta Geoscientica Sinica (in Chinese) , 2004, 25(1): 83-88. |
| [13] | 徐纪人, 赵志新. 苏鲁—大别造山带及其周围现代地壳应力场与构造运动区域特征. 地质学报 , 2006, 80(12): 1952–1961. Xu J R, Zhao Z X. Regional characteristics of modern crustal stress field and tectonic motions in and around the Sulu-Dabie orogen belt. Acta Geologica Sinica (in Chinese) , 2006, 80(12): 1952-1961. |
| [14] | 催军文, 王连捷, 张晓卫, 等. 苏鲁高压—超高压变质带折返抬升过程中构造界面和应力场的变化. 岩石学报 , 2006, 22(7): 1817–1826. Cui J W, Wang L J, Zhang X W, et al. Changes in tectonic boundaries and stress fields during exhumation and uplift of the Sulu HP-UHP metamorphic belt. Acta Petrologica Sinica (in Chinese) , 2006, 22(7): 1817-1826. |
| [15] | Nicolas A, Christensen N I. Formation of anisotropy in upper mantle peridotites: a review, in composition structure and dynamics of the lithosphere-asthenosphere system. Geodyn. Ser. , 1987, 16: 111-123. DOI:10.1029/GD016 |
| [16] | Hess H H. Seismic anisotropy of the upper most mantle under oceans. Nature , 1964, 203(4945): 629-631. DOI:10.1038/203629a0 |
| [17] | 郑斯华, 高原. 中国大陆岩石层的方位各向异性. 地震学报 , 1994, 16(2): 131–140. Zheng S H, Gao Y. The study of azimuthal anisotropy beneath China continental lithosphere. Acta Seismologica Sinica (in Chinese) , 1994, 16(2): 131-140. |
| [18] | Iidaka T, Niu F L. Mantle and crust anisotropy in the eastern China region inferred from waveform splitting of SKS and PpSms. Earth Planet Space , 2002, 53(3): 159-168. |
| [19] | 常利军, 王椿镛, 丁志峰. 中国东部上地幔各向异性研究. 中国科学(D辑): 地球科学 , 2009, 39(9): 1169–1178. Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. Seismic anisotropy of upper mantle in Easter China. Science in China (Ser. D) (in Chinese) , 2009, 39(9): 1169-1178. |
| [20] | Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. Upper mantle anisotropy beneath the North China from shear-ware splitting measurements. Tectonophysics , 2012, 522-523: 235-242. DOI:10.1016/j.tecto.2011.12.009 |
| [21] | 常利军, 王椿镛, 丁志峰. 华北上地幔各向异性研究. 地球物理学报 , 2012, 55(3): 886–896. Chang L J, Wang C Y, Ding Z F. Upper mantle anisotropy beneath North China. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2012, 55(3): 886-896. |
| [22] | 高原, 吴晶, 易桂喜, 等. 从壳幔地震各向异性初探华北地区壳幔耦合关系. 中国科学(D辑) , 2009, 39(9): 1169–1178. Gao Y, Wu J, Yi G X, et al. Crust-mantle coupling in North China: Preliminary analysis from seismic anisotropy. Science in China(Ser. D) (in Chinese) , 2009, 39(9): 1169-1178. |
| [23] | Fu Y Y V, Chen Y J, Li A B. Seismic anisotropy beneath the Chinese mainland. Earthq. Sci. , 2010, 23(6): 583-595. DOI:10.1007/s11589-010-0758-y |
| [24] | Zhao L, Zhen T Y, Ai Y S. 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. DOI:10.1111/gji.2011.187.issue-2 |
| [25] | 郑秀芬, 欧阳飚, 张东宁, 等. "国家数字测震台网数据备份中心"技术系统建设及其对汶川大地震研究的数据支撑. 地球物理学报 , 2009, 52(5): 1412–1417. Zheng X F, Ouyang B, Zhang D N, et al. Technical system construction of data backup centre for China Seismograph Network and the data support to researches on the Wenchuan earthquake. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(5): 1412-1417. |
| [26] | Maureen D L, Paul G S. Shear wave splitting and mantle anisotropy: measurements, interpretation, and new directions. Surv. Geophys. , 2009, 30(4-5): 407-461. DOI:10.1007/s10712-009-9075-1 |
| [27] | Wüstefeld A, Bokelmann G. Null detection in shear-wave splitting measurements. Bulletion of the Seismological Society of America , 2007, 97(4): 1204-1211. DOI:10.1785/0120060190 |
| [28] | Silver P G, Chan W W. Shear wave splitting and subcontinental mantle deformation. J. Geophys. Res. , 1991, 96(B10): 16429-16454. DOI:10.1029/91JB00899 |
| [29] | Bowman J R, Ando M. Shear wave splitting in the upper mantle wedge above the Tonga subduction zone. Geophys. J. R. Astron. Soc. , 1987, 88(1): 25-41. DOI:10.1111/j.1365-246X.1987.tb01367.x |
| [30] | 李永华, 吴庆举, 冯强强, 等. 青海地区S波分裂研究. 地球物理学报 , 2009, 52(5): 1412–1417. Li Y H, Wu Q J, Feng Q Q, et al. Seismic anisotropy beneath Qinghai province revealed by shear wave splitting. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2009, 52(5): 1412-1417. |
| [31] | 张丽芬, 姚运生, 廖武林, 等. 湖北地区上地幔各向异性及其动力学意义. 地球物理学报 , 2011, 54(1): 35–43. Zhang L F, Yao Y S, Liao W L, et al. Research on the upper mantle seismic anisotropy beneath Hubei and its geodynamic implication. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2011, 54(1): 35-43. DOI:10.1002/cjg2.v54.1 |
| [32] | Christensen N I. The magnitude, symmetry and origin of upper mantle anisotropy based on fabric analyses of ultramafic tectonics. Geophys. J. R. Astr. Soc. , 1984, 76: 89-112. DOI:10.1111/j.1365-246X.1984.tb05025.x |
| [33] | An M, Shi Y. Lithospheric thickness of the Chinese continent. Phys. Earth Planer. Inter. , 2006, 159(3-4): 257-266. DOI:10.1016/j.pepi.2006.08.002 |
| [34] | Xiao Y, Zhang H F, Fan W M, et al. Evolution of lithospheric mantle beneath the Tan-Lu zone, eastern North China Craton: evidence from petrology and geochemistry of peridotite xenoliths. Lithos , 2010, 117(1-4): 229-246. DOI:10.1016/j.lithos.2010.02.017 |
| [35] | Vinnik L P, Makeyeva L I, Milev A, et al. Global patterns of azimuthal anisotropy beneath the Tibet Plateau. J. Geophys. Res. , 1994, 99: 13655-13665. DOI:10.1029/93JB03406 |
| [36] | Lei J S, Zhao D P. P-wave tomography and origin of Changbai intraplate volcano in Northeast Asia. Tectonophysics , 2005, 397(3-4): 281-295. DOI:10.1016/j.tecto.2004.12.009 |
| [37] | Huang J L, Zhao D P. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions. J. Geophys. Res. , 2006, 111: B09305. DOI:10.1029/2005JB004066 |
| [38] | 朱日祥, 陈凌, 吴福元, 等. 华北克拉通破坏的时间、范围与机制. 中国科学(D辑) , 2011, 54(6): 789–797. Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Science in China (Ser. D) (in Chinese) , 2011, 54(6): 789-797. DOI:10.1007/s11430-011-4203-4 |
| [39] | 王小风, 李中坚, 陈柏林, 等. 郯庐断裂带. 北京: 地质出版社, 2000 . Wang X F, Li Z J, Chen B L, et al. Tan-Lu Fault (in Chinese). Beijing: Geology Press, 2000 . |
| [40] | 万天峰, 朱鸿, 赵磊, 等. 郯庐断裂带的形成与演化: 综述. 现代地质 , 1966, 10(2): 159–220. Wang T F, Zhu H, Zhao L, et al. Formation and evolution of Tancheng-Lujiang Fault zone: a review. Geoscience (in Chinese) , 1966, 10(2): 159-220. |
| [41] | 徐佩芬, 刘福田, 王清晨, 等. 大别—苏鲁碰撞造山带的地震层析成像研究—岩石圈三维速度结构. 地球物理学报 , 2000, 43(3): 379–385. Xu P F, Liu F T, Wang Q C, et al. Seismic tomography beneath the Dabie-Sulu collision orogen-3-D velocity structures of lithosphere. Chinese J. Geophys. (in Chinese) , 2000, 43(3): 379-385. |