郯庐断裂是一条纵贯我国大陆东部、NNE走向的巨型深断裂带，对东部现代地震活动、区域构造和矿产资源的形成和分布都起着非常重要的控制作用.根据地震活动性、构造特点及演化历史等特征可将其划分为北、中及南三段，分段的结点为渤海湾和江苏新沂(王小凤等，2000).郯庐断裂带中南段及邻区(115°E—122°E，29°N—38°N)按照前人有关地质构造单元的划分(郑剑东等，1989)，自南往北跨越了华南褶皱系、扬子断块区及华北断块区这3个一级地质构造单元.此外，该区域还包含了被地学家公认为全世界规模最大的苏鲁大别超高压变质带(Xu et al.，1998)，整个研究区域的地质构造条件和演化非常复杂.由于该地区的复杂性和重要性，长期以来吸引了许多地球物理学家围绕郯庐断裂带的形成、演化和活动机制等问题展开研究，且获得了卓有成效的研究成果.

人工地震测深结果显示(马杏垣等，1991；陈沪生等，1993；赵志新和徐纪人，2009；刘保金等，2015)，郯庐断裂带为一个切割莫霍面、深达岩石圈并控制地幔高温热物质上涌及岩浆侵入的深大断裂带.大地电磁测深结果表明(肖骑彬等，2008；张继红等，2010)，郯庐断裂带深部为穿透Moho面，向下延伸至上地幔的走滑构造.以上研究表明郯庐断裂带中南段是切割整个地壳并深入上地幔的断裂破碎带和构造薄弱带，是上地幔高温高压热物质上涌的通道.天然地震的区域三维速度反演结果表明(徐佩芬等，2000；Chen et al.，2006；黄忠贤等，2009；黄耘等，2011；范小平等，2015)，郯庐断裂带中南段速度结构呈现分段性，地壳内地震波速度跨郯庐两侧出现明显的变化，南段两侧Moho面分界线清晰.重力研究表明(唐新功等，2006)，郯庐断裂带中南段东侧处于布格重力高值异常区，西侧处于低值异常区；磁法结果揭示(李春峰等，2009)，郯庐带构成东侧负磁异常区和西侧正磁异常区的边界.由此可见，郯庐带作为高低值过渡带清晰地勾勒出了不同块体的边界，该边界已切穿地壳直抵上地幔.这些研究成果虽然使用了不同的资料和方法，但从各个角度揭示了郯庐断裂带及周边地区不同埋藏深度的特征，为研究郯庐断裂带及邻区的演化、深部结构特征提供了丰富的地震学依据，但是没有专门针对郯庐断裂带上地幔顶部速度结构或者各向异性进行研究.

Moho面下方暨上地幔顶部是地壳和岩石圈地幔物质交换和能量传递的关键区域.Pn震相是地震波沿着莫霍界面滑行产生的迴折波，在上地幔顶部比其他震相(李大虎等，2015)能够得到更加密集的射线覆盖，从而分辨率和精度优于其他震相.因此，它成为研究上地幔顶部P波速度结构和波速方位各向异性的首选震相.近年来，一些学者使用Pn波震相研究了我国上地幔顶部的速度结构(丁志峰等，1992；汪素云等，2001，2003；李娟，2003；裴顺平等，2004；Liang et al.，2004；Pei et al.，2007；胥颐等，2008；李志伟等，2011；李飞等，2011)，结果表明波速存在明显的横向变化，并存在随空间变化的波速各向异性.但是，这些成果或者因为研究尺度较大导致分辨尺度不够；或者因为数据分布范围局限，不足以对郯庐断裂带中南段及郯城地震的深部构造细节进行研究.王良书等(1990)利用的Pn震相对本文研究区有所涉及，但其采用的参考台法应用范围比较小，且不能提供二维平面结果图，结果局限于参与计算的台站下方.截至目前，有关郯庐断裂带中、南段的分段结点仍存在争议，仍然未能见到专门针对郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部体波速度结构和波速方位各向异性的结果，本文采用Pn波时间项层析成像法试获得上述问题的一些地震学依据.

基于上述原因，本文利用国际地震中心(ISC)、中国地震台网和区域地震台网观测积累的Pn波资料，尤其注重补充2008年以来记录的高质量的Pn资料，采用Hearn和Ni(1994)提出的Pn波各向异性的时间项层析成像方法，重建了郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部1°×1°分辨尺度的体波速度结构和2°×2°分辨尺度的方位各向异性.研究结果为郯庐断裂带中南段的分段特征、作为不同块体的分界及郯城8.5级地震的深部动力成因提供了地震学依据；郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部结构的研究对于研究扬子地块与华北地块的陆陆碰撞过程及其两者的边界、超高压变质作用及大陆动力学等方面具有重要意义.

为使得本文研究的目标区能被更多的地震射线有效覆盖，本文扩大资料搜集范围为114°E—124°E、 28°N—39°N，该区自北向南跨越了华北断块、胶辽断块、苏鲁断块、下扬子断块、大别褶皱带及华南褶皱系.研究区内的主要地质构造和断裂见图 1，图件采用GMT软件完成(Wessel and Smith，1998)，底图为研究区的地形地貌图.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区的地形地貌特征及主要构造 ① 郯城—庐江断裂，② 江山—绍兴断裂，③ 淮阴—响水口断裂，④ 烟台—五莲断裂， ⑤ 茅山断裂， ⑥广济—襄樊断裂， ⑦ 肥中断裂， ⑧ 寿县—定远断裂. Fig. 1 The topographic and geomorphic features and main tectonic blocks in the study areas ① Tancheng-Lujiang fault，② Jiangshan-Shaoxing fault，③ Huaiyin-Xiangshuikou fault， ④ Yantai-Wulian fault，⑤ Maoshan fault， ⑥ Guangji-Xiangfan fault，⑦ Feizhong fault，⑧ Shouxian-Dingyuan fault.

本文搜集了ISC(1964—2014年)的地震观测 报告、中国地震台网(1986—2014年)及江苏(1984—2014年)、 山东(2008—2014年)、安徽(1976—2014年)、浙江(1988—2014年)、江西(1984—2014年)、湖北(1980—2014年)、河南(1981—2014年)、河北(2008—2014年)、上海(1983—2014年)九个省级地震台网的地震观测报告，从中严格挑选出符合条件的Pn波震相记录，为获得高质量的成像结果奠定了坚实的基础.挑选Pn波震相的原则是：(1)震中距大于1.2°，以保证最先到达的是Pn波；(2)震源 深度小于33 km；(3)每个地震能被3个以上台站同时观测获得Pn震相；(4)每个台站能记录到3个以上的Pn波震相；(5)删掉丛集地震(Liang et al.，2004)，分组距离定为4 km；(6)相对于7.95 km·s^-1 的Pn波平均速度，折合走时残差在3～9 s之间(图 2a).为了检查数据的准确性，做出Pn震相的震中距-走时时距关系图 2b.为了减少将Pg震相错判为Pn震相的概率，将走时残差控制在±2.5 s以内(图 2c).该 走时残差通过以下模型获得：地壳厚度33 km，地壳平均速度为6.2 km·s^-1，用迭代最小二乘法对Pn震相走时随震中距的变化进行线性拟合，拟合直线斜率的倒数为初始速度模型，最终得到本文目标区上地幔顶部的平均速度为7.95 km·s^-1，该值略低于全国水平，与前人获得该区域的结果一致(汪素云等，2003；胥颐等，2008).

图 2

Fig. 2

图 2 资料走时曲线及残差分布情况 (a) 相对7.95 km·s-1的平均速度得到的初始走时残差分布； (b) 经挑选后的数据体绘制的走时曲线； (c) 反演前基于初始模型的走时残差分布； (d) 反演后走时残差分布. Fig. 2 Distribution of travel time curves and residuals (a) Initial travel time residuals relative to average velocity of 7.95 km·s-1； (b) Travel time curves of chosen data； (c) Travel time residuals distribution based on the initial velocity model before inversion； (d) Time residuals after inversion.

按照上述挑选Pn震相的原则，共精心挑选出符合条件的443个地震事件和208个台站，合计6381条地震射线满足本文研究的条件.图 3给出了符合条件的地震震中、台站以及射线分布图，由图可见，总体上本文目标区即郯庐断裂带中南段及邻区(115°E—122°E，29°N—38°N)有较好的交叉覆盖，而在研究区边缘和海域，受地震或台站的分布影响，射线覆盖则不太理想.

图 3

Fig. 3

图 3 Pn波射线路径及台站(白色三角)、地震(白色小圆圈)分布 Fig. 3 Pn wave raypaths and distribution of stations (white triangles) and earthquakes (white circles)

将研究目标区上地幔顶部沿经纬度水平方向划分成n个15′×15′同等大小的网格，采用Hearn反演Pn波速度和各向异性的方法，反演计算Pn速度结构的同时将波速方位各向异性考虑在内，即考虑不同地震射线通过某个网格时，射线穿过的方位角不同速度不同，将Pn走时残差表示如下：

式中t_ij为台站观测走时与理论计算走时之差；a_i为第i个台站的走时延迟扰动；b_j为第j个地震事件的走时延迟扰动；d_ijk为第i个台站接收第j个地震时在通过第k个网格内的距离；s_k为第k个网格的慢度扰动；A_k、B_k为第k个速度网格内的各向异性系数；为地震震中相对接收台站的反方位角.Pn波速各向异性的大小用(A_k²+B_k²)^1/2表示，快波方向为1/2arctan(B_k/A_k)+90°.

震相数据的随机误差和地震射线的不均匀分布导致了所求方程具有病态特征和奇异值产生跳跃，为使得反演结果稳定我们加入了平滑约束，采用带阻尼的LSQR法求解以上方程中的A_k、B_k、a_i、b_j和s_k这五个未知参数.我们对迭代次数、速度扰动及各向异性系数的阻尼系数做了多次对比试算，最终确定迭代次数为120次，速度扰动及各向异性系数的阻尼都取为300.

利用Hearn和Ni(1994)提出的Pn波各向异性的时间项层析成像方法，反演得到了郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部相对于平均速度7.95 km·s^-1的Pn波速度横向变化及波速方位各向异性分布图 像.图 2c和2d分别为反演前、后走时残差分布的统计结果图，走时残差的标准差由反演前的1.21 s降低为0.75 s，经过反演走时残差得到了一定程度的收敛.

为验证反演结果的稳定性和可靠性，本文采用检测板(checkboard)方法对数据体的分辨能力进行了测验.检测板测试就是给定初始速度模型，加上一定的速度扰动作为观测走时，再采用同样的控制参数和反演方法进行反演计算，看反演的结果能否恢复事先给定的初始速度模型(裴顺平，2002).限于篇幅，这里仅给出网格大小为1.5°×1.5°、1.0°×1.0°的速度异常恢复图像(图 4)和2°×2°的各向异性恢复图像(图 5).反演结果的分辨率和可靠性依赖于数据的数量及质量，本文特别注重补充研究范围内2008年以来记录的大量高质量的Pn波震相资料，由于数据的充实，本次获得的速度结构所达到的1°×1°分辨率比前人(汪素云等，2003；Pei et al.，2007；胥颐等，2008)在该地区采用Pn波速度反演所获得的分辨率有所提高.各向异性分辨尺度相对 速度结构的分辨尺度而言，由于反演计算时增加了2个各向异性未知量即A_k、B_k的求解，在同等射线数的条件下分辨尺度不如速度结构，但由图 5可见，总体上2°×2°分辨较好.

图 4

Fig. 4

图 4 Pn波速度的检测板测试结果:(a)1.5°×1.5°和(b)1.0°×1.0° Fig. 4 Checkboard tests for Pn velocity with resolutions of (a) 1.5°×1.5° and (b) 1.0°×1.0°

图 5

Fig. 5

图 5 Pn波各向异性2°×2°的检测板测试结果 Fig. 5 Checkboard tests for Pn anisotropy with resolutions of 2°×2°

由图 4、5可以看出，研究范围内大部分地区的速度和波速各向异性能够较好恢复，南黄海由于台站布设限制、射线角度单一，导致分辨率有所下降.这也说明了可靠、稳定的反演结果须有较密集的射线覆盖和合理的射线分布.整体上，本文获得的反演结果在主要地区的速度结构及各向异性分布形态与已有的Pn波层析成像结果或者其他层析方法获得的结果总体一致(Wang et al.，2003；胥颐等，2008；赵志新和徐纪人，2009)，但本文给出了郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部体波速度结构和波速各向异性的更多细节，可以为分析研究目标区的深部结构特点提供更多新的信息.

物质的组成成分、含水量以及压强等的变化都能够引起Pn波速度的变化，但温度对其影响较大(Hearn，1984；Beghoul and Barazangi，1995；Hearn et al.，2004).图 6给出了利用Pn波时间项层析成像法反演得到的郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部Pn波速度结构分布图像，相对于平均速度7.95 km·s^-1 而言，其值在7.68～8.24 km·s^-1范围内变化.图中红色区域表示体波速度小于平均速度，蓝色区域表示大于平均速度.由图可以看出，研究范围内速度结构表现出明显的横向非均匀性.总体而言，波速分布形态不仅与前人采用相同方法(汪素云等，2003；Pei et al.，2007；胥颐等，2008)所得结果一致性较好，而且得到了由广角反射法探测获得的中国东部地壳三维P波在同等深度上结果的支持(赵志新和徐纪人，2009).广角反射分辨率和精度都优于天然地震，其所获得的结果具有较高的可信度，两者较好的契合关系表明了笔者所用的资料及方法反演获得的结果具有稳定性和可靠性.

图 6

Fig. 6

图 6 Pn波速度横向变化 黑色圆圈标识的是1900年以来大于6级的地震事件，黑色 圆点标识地名,红色五角星代表1668年郯城8.5级地震. Fig. 6 Pn velocity lateral variations The black circles denote large earthquake with magnitudes equal to or greater than M6.0 that occurred since 1900， black circles and dots denote homonym, red stars denote the 1668 Tancheng (8.5) earthquake.

郯庐断裂带两侧的速度异常和分布形态明显不同，断裂西侧的华北地块总体速度偏低，速度异常为北西方向展布，而断裂东侧的扬子地块速度较高，异常为北东或近东西向.Pn波速度沿郯庐断裂带表现出分段特征.沿中段及周边存在一平行于郯庐断裂带的明显NE向低速异常带，其值约为7.7～7.9 km·s^-1，极低速异常位于119.0°E，35.5°N.跨郯庐带中段布设的响水—满都拉地震剖面揭示郯庐带是曾伴随有深部物质上侵的巨大构造边界，中段切割Moho面、Moho面明显上隆但断裂两侧莫霍面起伏却不大(马杏垣等，1991).接收函数和面波结果显示(Chen et al.，2006；黄忠贤等，2009)，中段软流圈顶面及上地幔顶部均显著隆起，而断裂两侧莫霍面基本处于同一水平面.本文沿中段较低的Pn波速度进一步证实，该段剪切作用已深达上地幔顶部.郯庐断裂带中段Moho面附近电性结构也明显，存在高温、高导体(肖骑彬等，2008；张继红等，2010)，成为高温高压热物质上涌通道.郯庐断裂带热流值在53.9~81.6 mW·m^-2之间变动(马杏垣等，1991；胡圣标等，2001)，表现为高热流特征，与其长期活动性有关.郯庐断裂带在磁异常图上(李春峰等，2009)显示的线性串珠状暗示着地幔上穹与岩浆灌入.牛漫兰等(2005)通过对郯庐带中南段新生代的幔源玄武岩喷发的研究，认为这些时期断裂带的活动影响到了岩石圈地幔.综上所述，导致中段具有低速分布特征最有可能是岩石圈减薄和软流圈高温物质沿郯庐带中段上涌至地壳，而断裂两侧莫霍面基本连续、横向差异不明显是造成断裂两侧Pn波速没有明显变化的原因.

南段表现为NNE向弱高波速异常带，清晰地勾勒出了华北地块与扬子地块两个不同块体的边界，该边界在重磁异常分布图上(张鹏等，2007)及面波层析反演获得的Moho面埋深分布图上(黄忠贤等，2009)十分明显.边界以西的华北地块Pn波速度明显偏低，而边界以东的下扬子地区Pn波速度相对偏高，它们之间的分界大体上对应于郯庐断裂带南段，分界线被上地幔顶部的Pn震相探测获得，表明华北块体和扬子块体之间的边界带已深切至上地幔顶部.郯庐断裂带南段高、低速分界线在江苏域向华北地块NW方向凹近，这一特征在Wang等(2003)、赵志新和徐纪人(2009)采用广角反射法所获得的结果中也曾有所体现.这一凹进高速区(江苏新沂至泗洪段)也正是郯庐带中南段地震活动水平最低的区域.凹进现象从一定程度上揭示出了扬子块体向北西俯冲于华北地块之下.凹进弯曲的高速异常区与中段的低速区边界成为郯庐带Pn波速度横向变化最大的区域，在此容易产生应力集中和应力差，1668年郯城8.5级大地震就发生于该处.迄今为止，以上2个不同块体的分界特征也已由精度较高的深地震反射得以验证：中国东部灵璧—奉贤HQ-13地学断面(陈沪生等，1993)揭示，郯庐断裂带南段两侧莫霍面起伏明显，自东往西有下倾加深的趋势，断面近于直立.刘保金等(2015)采用深地震反射探测方法跨南段布设了一条长为100 km的地震剖面，结果表明Moho面和岩石 圈底界面在郯庐带南段两侧分别表现出存在约0.5 s和1.7 s的整体双程走时差，断裂两侧垂直落差明显.精度较高的地震深反射剖面证实了断裂两侧Moho面性质不连续、横向差异明显，加之断裂两侧块体的不同历史演化及性质，我们认为是导致Pn波速度沿郯庐带南段表现出明显的高低速分界带的原因.李飞等(2011)曾经得出这样的结论：在以走滑性质为主的鲜水河断裂两侧Pn波速度没有显著变化；而在具有倾滑性质的龙门山逆冲断层两侧Pn波速度表现出强烈差异.综上所述，我们推测郯庐带南段新生代以来具有倾滑性质的逆冲特征，这一特征与郯庐带晚第三纪以来遭受强烈挤压的过程相符(王小凤等，2000；刘保金等，2015)；而中段两侧莫霍面起伏不明显，表现出了显著的走滑构造特征.

Pn波速度分布形态与地壳浅表地质构造单元具有一定的相关性.整个研究范围内最为明显的高速异常为苏北盆地、南黄海一带，达到8.1 km·s^-1以上.苏北盆地未发现大规模热流活动的迹象和地幔扰动(胡圣标，2001；Wang et al.，2003)，结构基本完整且具有较强的刚性特征.位于其周边的合肥盆地、固镇盆地等也为明显的弱高波速特征，这说明盆地地区上地幔顶部温度低于周边造山带区域，内部构造活动较弱，表现出较大的应变强度.鲁西隆起及以南地区、大别—皖南地区及苏南隆起表现出明显的低速异常，在7.75～7.9 km·s^-1左右，表明隆起造山带岩石层地幔强度较弱、具有韧性，易于发生形变和流动.

前人研究结果显示(汪素云等，2003；Pei et al.，2007)，郯庐带中段以西的鲁西地体上地幔顶部表现为低速异常，本研究在补充最新的高质量数据后，发现中段以西的鲁西地体并不表现为一个整体低速异常区，实际情况是一近南北向的弱高波速异常带夹杂在郯庐带中段及鲁西地体中间；前人结果显示郯庐带中段东侧高速，而本文显示为低速异常区，该低速异常在广角反射法(赵志新和徐纪人，2009)获得的同等深度上的结果中也较为清楚.华北地块总体上表现为低速异常，低速可能与太平洋板块俯冲导致我国东部地壳的拉伸减薄和伴生的岩浆活动有关.华北NW向的低速异常区与弱高波速异常区相间排列，这一现象与北西或北北西向隆起、盆地相间排列的地形地貌基本一致.南黄海北部与胶东半岛都具有低Pn波速度异常且相连，两者岩石层地幔性质可能一致.南黄海其余地方Pn波速度较高，大于8.0 km·s^-1，不存在明显的低速异常分布，推测上地幔顶部不存在明显的热异常和大规模的地幔扰动.沿苏鲁造山带存在一个狭长的NE向低速带区域，该低速特征在广角反射下地壳30 km深度处也存在(赵志新和徐纪人，2009)，下地壳有可能存在着地壳山根.

图 7为研究区Pn波速各向异性方向分布图，将各向异性结果投影在速度结果图像上以便作对比讨论.由图可见，研究范围内Pn波速各向异性具有随空间变化的差异性，表明岩石圈地幔的构造形变较为复杂.Pn波各向异性通常被认为是由于上地幔顶部橄榄石晶格因变形导致其优势定向排列(LPO)造成的(Nicolas and Christensen，1987).Pn波速方位各向异性探测得到的是上地幔顶部最近一次构造运动被“冻结”的形变痕迹.获取上地幔各向异性的方法较多，如SKS波分裂方法(吴萍萍等，2012)、面波的方位各向异性和偏振各向异性(顾勤平等，2010；彭艳菊等，2007)、Pn波层析技术(Pei et al.，2007)等，本文使用Pn波层析技术获得了研究区上地幔顶部P波波速方位各向异性结果.

图 7

Fig. 7

图 7 Pn波速度各向异性 图中黑色短线长度表示各向异性大小，短线方向表示各向异性快波方向. Fig. 7 Tomographic image of Pn velocity anisotropy Black line segments are drawn parallel to the direction of fast Pn velocity，with their length proportional to the magnitude of anisotropy.

在Pn波方位各向异性较为明显的区域，快波方向与地壳浅表运动方向(杨国华等，2002)、最大主压应力方向一致性较好(许忠淮，2001；徐纪人和赵志新，2006)，表明物质运移在地壳和上地幔顶部之间存在一定的继承性.Pn波速方位各向异性的强弱分布与速度结构分布相关联.总体上，Pn波低速异常区或者高低速异常过渡带，其方位各向异性较为强烈，如具有Pn波低速分布的鲁西地体、大别—皖南及苏南隆起一带，这些造山带地区韧性大，容易发生变形；在鲁西块体北侧、茅山断裂西侧等高低速过渡带地区Pn波速各向异性较强，这些地方容易应力集中和产生应力差.而在稳定地块和盆地下方各向异性较弱，如研究区内具有最为明显的高波速异常的苏北盆地，其各向异性强度为整个研究区最弱，几乎不能被Pn波探测获得，表明苏北盆地岩石层地幔的构造变形较弱，具有构造稳定地区的特点，与该地区长期以来较低的地震活动水平相吻合.

Hearn(1996)指出，在简单剪切变形情况下，如板块边界和穿透地壳的剪切带以及岩石圈地幔的剪切拖曳带，各向异性的快波方向平行于剪切带；在纯剪切变形情况下，如岩石圈中没有断裂活动的地区，快波方向与最大拉伸方向一致.郯庐断裂带南段作为扬子断块与华北地块的边界带，在该处具有与断裂伸展方向近平行的NE向Pn波快波速方向，表明南段以剪切变形为主，该地区的各向异性主要受南段对Moho面切割变形的影响.已有研究表明(姜刚仁等，1989)，茅山断裂带的埋深也已深达岩石圈地幔，该处也存在着平行于断裂的Pn波快波方向.上地幔顶部快波方向与断裂伸展方向的一致说明这些地方地壳和上地幔存在一定的耦合关系.SKS波分裂是上地幔各向异性的综合效应，以上两处Pn波快波方向也与SKS波各向异性结果吻合(吴萍萍等，2012)，表明这些地方地幔上涌引起的物质流动已运移至上地幔顶部.沿郯庐断裂带方位各向异性总体较弱，尤其是中段，基本无法被Pn震相探测得到，这可能是上地幔顶部被“冻结”下来的各向异性痕迹被软流圈热物质沿郯庐带上涌这一强烈构造运动给削弱了.

扬子块体受郯庐带的剪切平移作用向北下插中朝块体，在南黄海海域形成多个NE—NNE向伸展的凹陷、隆起及断裂分布，在该地区Pn波快波方向以NE向为主、规律性较强，两者的契合表明南黄海扬子块体向北侧中朝块体的下插作用已深达上地幔顶部.华北地块Pn波快波方向主要是NW—SE和N—S向，该结果除与Pn波层析法获得的快波方向一致外(Wang et al.，2003)，也得到地幔SKS波分裂结果的支持(吴萍萍等，2012).鉴于各向异性及研究区构造演化的复杂性，加之本次数据体和方法的片面性，在此不再对各向异性做进一步的讨论.

图 6中黑色空心圆表示1900年以来仪器测定的6级以上的强震震中分布，郯城8.5级地震因其震级大、影响范围广，在讨论有仪器记录以来的强震与Pn波速度结构的关系时也将其考虑在内.由图可见，Pn波速度的分布与强震的发生具有一定的相关性.强震大部分发生在上地幔顶部Pn波高、低速的过渡地带或者低速区域内，高低速的边界附近应力容易集中和产生应力差，低速区可以认为容易发生韧性形变而诱发地震，这些区域可能更利于地下能量和物质的传递.上述结果表明，强震的孕育及发生与上地幔顶部介质结构的横向非均匀性及介质的运动紧密相关.

郯庐断裂带地震活动水平具有分段特征，地震活动总体呈现出中段强、南段弱的特征(张鹏等，2007；刘保金等，2015)，本文获得的Pn波速度在中段及南段具有截然不同的分布特征为这一认识提供了有利的地震学依据.沿郯庐断裂带中段表现出的低速异常带推测是由岩石圈地幔的高温物质沿构造薄弱带郯庐断裂上涌所形成，热物质的上涌导致地壳中应力的不均匀分布、降低了速度和刚度，它是该区域强震发生的深部动力来源，与该段地震活动水平高、强度大及历史强震主要发生在该段有着较好的契合关系.郯庐带南段成为高、低Pn波速度的分界，应力容易在此集中并产生应力差，我们认为自有仪器记录以来该段仍然处于应力集中阶段、未达到地震破裂程度，因此未曾记录到强震.郯庐断裂带江苏新沂至泗洪段现今地震活动微弱，仪器记录的小震也很少，李家灵等(1994)认为断层深部处于闭锁状态.本文获得的该段上地幔顶部Pn波高速特征为这一现象提供了地震学证据.郯城8.5级地震的震中(图 6中红色五角星)位于中段和南段之间速度结构横向差异最大的区域，该区域的强横向非均匀结构导致构造应力最易于集中和最易于产生应力差，震中深部具有强烈的非均匀性和十分明显的深部构造特征.此外，2012年江苏高邮市、宝应县交界(119.6°E，33.0°N)发生的M_S4.9破坏性地震，其震中位置位于两个高速区之间的相对低速部分，两个高速区之间相对低速部分同样也容易产生应力集中，本文结果说明此次破坏性地震同样存在着明显的深部结构特征.

本文搜集了国际地震中心(ISC)、中国地震台网和区域地震台网的Pn波到时资料，采用Hearn和Ni(1994)提出的Pn波时间项层析成像法，反演获得了郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部Pn波速度和各向异性.反演结果揭示了研究区上地幔顶部速度结构、方位各向异性的横向变化及速度分布特征与强震活动之间的关系.

(1)利用6381条Pn射线的走时资料，反演获得了郯庐断裂带中南段及邻区上地幔顶部Pn波速度结构及方位各向异性，结果表明研究区内Pn波平均速度为7.95 km·s^-1，横向变化量从-0.27～+0.29 km·s^-1，具有明显的空间差异性.Pn波速度分布形态沿郯庐断裂带具有分段性，中段及周边存在一明显的NE向低速异常带，推测构造薄弱带郯庐断裂带中段成为深部地幔高温物质上涌的通道，上涌形成的岩浆底侵或热侵蚀作用造成了岩石圈的减薄、降低了上地幔顶部的速度和刚度.郯庐断裂带南段表现为一NNE向Pn波弱高波速异常带，清晰地勾勒出了华北地块与扬子地块2个不同块体之间的分界，表明南段已切割至莫霍面、断裂两侧横向差异明显，具有明显的构造块体边界特征.南段作为华北与扬子2个不同块体的分界向NW方向凹进，这一凹进高速区(江苏新沂至泗洪段)也正是郯庐带中南段地震活动水平最低的区域.

(2)速度结构分布形态与地壳浅表地质构造的地形面貌有着较好的契合关系.在地质构造稳定的盆地和地块，如苏北盆地、合肥盆地及固镇盆地等，盆地内部构造变形及岩浆活动较弱，Pn波速度偏高表明盆地上地幔顶部温度较低，是构造上稳定的地区；在盆地周边构造活动强烈的造山带则速度偏低，如鲁西隆起及以南、大别—皖南及苏南隆起一带.这说明了稳定块体与活动造山带的岩石层地幔特性不同.

(3)在Pn波速方位各向异性明显的地方，Pn波快波方向与地壳浅表运动方向、最大主压应力方向在宏观上的基本一致，表明物质运移在地壳和上地幔之间是耦合的.Pn波速度各向异性强弱分布与速度异常分布相关联.整体上，如鲁西隆起及以南、大别—皖南等低速区或者茅山断裂带附近、鲁北等高低速过渡带，其速度各向异性较为强烈；而在具有高速或弱高波速的苏北盆地、合肥盆地等稳定地块和盆地下方各向异性相对弱些.郯庐断裂带附近方位各向异性较弱，尤其是中段，基本无法被Pn波探测获得，推测是上地幔顶部“冻结”下来的各向异性痕迹被软流圈热物质的上涌这一强烈构造运动削弱所致.南段具有与断裂伸展方向一致的NE向快波速方向，表明南段以剪切变形为主且已切割至莫霍面.

(4)强震的空间分布与Pn波速度分布存在一定相关性，强震主要发生在上地幔顶部Pn波速度的低速异常区或高低波速异常过渡带，表明强震的孕育及发生可能与上地幔顶部介质的横向不均匀性及地幔物质的运移密切相关.南段高低速边界在江苏域向华北地块NW一侧凹进弯曲，郯城8.5级地震的震中位于郯庐带中段和南段这一速度横向变化最大的区域，也是构造应力最易于集中和应力差最易于产生的地区，表明郯城地震具有十分明显的深部结构特点.郯庐带在纬度33°—34.5°范围仪器记录地震少、现今地震活动微弱，本文获得的该区间上地幔顶部P波高波速异常特征为这一现象提供了地震学依据.