近年来, 随着地震观测水平的提高, 固定地震台网以及流动地震台阵的布设质量与密度得到了相应的提升.应用区域近场地震波形资料, 可以获得地壳介质各向异性信息, 还能够揭示区域应力信息.研究显示, 剪切波分裂是研究地壳介质各向异性的有效手段, 快剪切波的偏振方向反映台站下方地壳主压应力方向(Crampin, 1984; Crampin and Gao, 2010), 慢剪切波的时间延迟反映出区域各向异性程度, 时间延迟的变化反映出区域应力场的变化(Gao and Crampin, 2004; Gao et al., 2011), 采用剪切波偏振分析方法, 研究区域地壳各向异性、探讨区域应力信息及其变化特征已经得到了广泛应用(吴晶等, 2010; 赵博等, 2011; 张辉等, 2012; 高原等, 2013; 石玉涛等, 2013; 刘莎等, 2014; 刘庚等, 2015).

位于青藏高原东北缘的秦岭造山带大致东西走向, 是华北地块和华南地块的分界线, 北侧是鄂尔多斯地块, 南侧为四川盆地, 秦岭造山带西端与陇中盆地交汇, 受到六盘山断裂、汾渭断裂带、龙门山断裂带等构造共同影响(如图 1), 在中国大陆构造研究中具有极其特殊的重要地位.秦岭造山带的成因与演化过程还存在争议, 目前, 最普遍的认识是：其为经历了复杂的演化而形成的典型的复合型大陆构造带, 是分割中国大陆南北的东西向陆内山脉, 是我国东部华北地块与扬子地块的分界线(张国伟等, 1995a, 1995b; 滕吉文等, 2014).秦岭造山带由于其复杂的演化过程及其在中国大陆构造的特殊性, 一直是研究的热点地区.

图 1

Fig. 1

图 1 秦岭造山带及邻区构造环境和台站分布 F1:固关—宝鸡断裂; F2:岐山—马召断裂; F3:乾县—蒲城断裂; F4:口镇—关山断裂; F5:渭河断裂; F6:秦岭北侧大断裂; F7:华山北侧断裂; F8:铁炉子断裂; F9:商县—丹凤断裂; F10:略阳—月河断裂; F11:勉县—阳平关断裂. AB:阿拉善地块; OB：鄂尔多斯地块; QTB:青藏地块; SCB:华南地块; NCPB:华北平原地块.文中的灰色箭头为主压应力背景场(邓起东等, 1979; 谢富仁等, 2004; Wan, 2010).图中地震为中国大陆有史料记载(公元前780年—2013年12月)以来发生的地震(国家地震局震害防御司, 1995; 中国地震局震害防御司, 1999). Fig. 1 Tectonic map and station distribution in Qinling Orogen and its both sides F1:Gugan-Baoji Faults; F2:Qishan-Mazhao Faults; F3:Qianxian-Pucheng Faults; F4:Kouzhen-Guanshan Faults; F5:Weihe Faults; F6:The big faults on north side of Qinling; F7: The faults on north side of Huashan; F8:Tieluzi Faults; F9:Shangxian-Danfeng Faults; F10:Lueyang-Yuehe Faults; F11:Mianxian-Yangpingguan Faults. AB: Alxa block; OB: Ordos block; QTB: Qinghai-Tibet block; SCB: South China block. NCPB: North China Plain block. The gray arrows in this figure represent tectonic stress field (Deng et al., 1979; Xie et al., 2004; Wan, 2010). The gray dots indicate the historical earthquakes from historical records with MS6 in China (Department of Earthquake Preparedness and Disaster Mitigation, 1995, 1999).

了解秦岭造山带及其邻区应力场分布, 对于了解该区动力特征和认识秦岭的形成与演化具有重要的参考意义.诸多学者(姜家兰, 1991; 杜兴信和张春生, 1994)对研究区应力场分布状况进行了一定研究, 鉴于研究方法、地震资料的局限性等原因, 未能将应力分布状况与区域构造结合起来, 也未能反应区域构造的复杂程度.原则上, 单条有效剪切波波形就可以提供有关裂隙排列和应力的信息, 因此剪切波分析方法在研究地壳介质各向异性上具有准确方便的特征.考虑到剪切波分裂参数会受到复杂地质结构的影响, 因此需要将剪切波分裂得到的结果和区域构造特征结合起来.本文将利用剪切波分裂分析方法研究秦岭造山带及其两侧区域地壳介质各向异性特征, 以获得区域应力方向分布状况, 探讨区域各向异性与构造之间的联系.

秦岭造山带东西紧邻华北平原地块和青藏地块, 南北夹持于华南地块和鄂尔多斯地块之间(如图 1).研究区地壳总体为东薄西厚, 鄂尔多斯地块和秦岭造山带地壳较厚(≥40 km), 渭河盆地地壳较薄(34~40 km)(刘春等, 2009), 其中, 秦岭地壳厚度呈向北减薄的趋势, 南鄂尔多斯盆地地壳厚度变化缓慢(司芗等, 2016).历史地震表明, 研究区内大地震主要发生于渭河盆地(其中, 公元1556年造成83万人死亡的华县大地震就发生在该区), 其次为南北地震带的六盘山地震带和秦岭构造带, 鄂尔多斯地块发生4级以上地震较少(方永安, 1997).鄂尔多斯地块、渭河盆地、秦岭造山带分别属于稳定克拉通、拉张盆地、造山带型的构造单元, 其地壳结构和物质组成存在明显的差异(徐树斌等, 2013).鄂尔多斯地块位于青藏高原与华北平原两个不同构造体转换过渡带, 受两个区域共同影响, 内部不发育大规模的活动断层, 鄂尔多斯地块被认为是华北克拉通自中生代破坏后残留的稳定的克拉通地块, 其浅部是叠加在华北克拉通基底上的大型中生代陆内沉积盆地(张岳桥等, 2003).渭河盆地是中国大陆周边地块陆陆碰撞挤压作用形成的新生代断陷盆地, 是中国大陆现今构造活动较为强烈的区域(权新昌, 2005).渭河盆地地势西高东低, 活动断裂以EW、NEE、NE向为主, NW向次之(徐树斌等, 2013), 其Moho面隆起, 最浅达到30 km, 推测可能是青藏高原地壳上地幔物质向东挤出并上涌造成的(贾萌等, 2015).地质构造结果表明秦岭造山带是华北克拉通和扬子克拉通两大陆块之间的复合造山带(张国伟等, 1995b), 是我国人文地理和地质构造等重要的转换和过渡带.秦岭造山带中存在两条重要的缝合带:商(南)丹(风)缝合带和勉(县)略(阳)缝合带(李春昱, 1975; Mattauer et al., 1985).商丹缝合带将秦岭造山带划分为北秦岭和南秦岭两个构造单元(Hsü et al., 1987; Zhang et al., 1989), 锆石的Hf同位素组成显示, 北秦岭是发育在华北克拉通南缘基底上的构造单元, 南秦岭是发育在扬子北缘基底上的构造单元(时毓, 2012), 在大地构造属性上, 南秦岭被普遍认为是扬子地块(属华南地块)的一部分(李三忠等, 2003; 张国伟等, 2003; 肖安成等, 2011).以勉略缝合带为界, 南秦岭可进一步划分为秦岭微地块和扬子地块北缘(张国伟等, 1995b, 1996, 2001).两个重要的缝合带中, 商丹缝合带形成于中古生代华北地块与华南地块之间的碰撞, 勉略缝合带形成于晚三叠世南秦岭(秦岭微板块)和华南地块之间的碰撞, 二者之间的南秦岭洋(勉略洋)消失, 形成了勉略缝合带(张国伟等, 1995b).研究结果表明扬子地块、秦岭地块依次向北俯冲, 构成岩石圈尺度的向北叠置俯冲, 秦岭北部的华北地壳南缘向南俯冲, 形成秦岭反向俯冲叠置的构造总格局(张国伟, 1995a).秦岭造山带地层为最古老的震旦系变质岩系上覆巨厚的古生界海相沉积, 秦岭造山带具有“三块夹两缝”的构造划分方案, 即以商丹和勉略缝合带为分界线, 秦岭造山带划分为华北地块南缘、秦岭微板块和扬子地块北缘(张国伟等, 1995b, 1996, 2001; 王宗起等, 2009).

本文利用地壳剪切波分裂系统分析方法——SAM方法, 对区域近震波形进行处理分析, 得到区域地壳介质的各向异性特征.该方法在相关函数计算基础上, 增加了时间延迟校正和偏振分析检验, 因此得到的结果具有较好的稳定性和可靠性(高原等, 2004, 2008).

进行剪切波分析时, 需要确保波形数据为剪切波窗口内的数据.剪切波入射到自由表面时, 是由波密介质向波疏介质传播, 当入射角大于临界角时, 会发生全反射现象.因此要确保记录到的剪切波的入射角小于临界角.对于泊松介质, 剪切波窗口约为35°.考虑到地表沉积层的影响, 入射角范围可以扩展到45°, 也就是说剪切波数据应当满足震源深度大于震中距的条件.统计本研究中的近震数据目录得到:区域内小震的最大深度为18 km, 其中震源深度小于10 km的数据所占比例约为96.8%.

本研究使用陕西区域地震台网29个固定台站、7个流动台站及甘肃与陕西交界处的甘肃地震台网8个固定台站, 其中陕西地震台网中的汉中台、榆林台、西安台又分别有两个地震台, 因此此次研究中涉及到的台站数量达到47个.由于有的台站附近缺少小震活动, 没有符合要求的剪切波窗口内的地震记录或者波形质量太差, 本研究最终获得了17个台站记录到有效波形数据, 分别是陕西区域的15个固定台站, 2个流动台站.其中有5个台站中只有一个有效波形, 有11个台站有效记录不少于3个.陕西数字测震台网1997年10月建成并通过验收, 当时共有7个数字台(狄秀玲等, 2012).1997年10月到2001年12月, 陕西地震台站为模拟和数字同时记录时期, 2002年1月, 陕西测震台网完全实现了数字化.通过“九五”模拟数字化技术改造及“十五”观测网络项目建设, 陕西台站达到29个, 使陕西省地震监测能力得到很大提高(王平等, 2014).本文根据陕西地区地壳速度结构(任隽等, 2012), 最终挑选出17个记录到“剪切波窗口”内数据的台站, 并对波形数据好的记录进行了分析.图 2和图 3分别为JYAT和LINT两个台站波形记录的数据分析过程, 均位于渭河盆地.通过剪切波分裂的SAM方法分析, 得到其快波偏振方向均为NE向.

图 2

Fig. 2

图 2 JYAT台记录波形数据的剪切波分裂分析 地震时间为2012年8月24日, JYAT记录到的震级ML为1.8的地震波形, 震源深度7 km, 震中距为7.13 km的地震, 采样频率为100 Hz.上图分别为垂直、南北和东西向的地震波形; 左下图显示为南北(NS)和东西(EW)分量的质点运动轨迹图与剪切波波形, 图中S1和S2分别表示快剪切波和慢剪切波到时.右下图显示已消除时间延迟影响后的快(F)和慢(S)剪切波的质点运动轨迹图与快、慢剪切波波形, 其中横坐标表示采样点个数, 纵坐标表示振幅.两条竖线表示出用于分析剪切波分裂的波形.本次事件的快波偏振方向为40°, 慢波时间延迟为0.05 s. Fig. 2 Shear-wave splitting analysis of seismic wave recorded by station JYAT The earthquake event was in August 24, 2012, recorded by station JYAT, with the magnitude (ML)1.8, the focal depth 7 km, the epicenter distance 7.13 km, the sampling rate 100 Hz. The upper is original waveforms of vertical, north-south and east-west components. The lower-left is polarization diagram of original shear-wave and waveforms of north-south and east-west components. The S1 and S2 respectively indicate the start position of fast shear-wave and slow shear-wave. The lower-right is fast shear-wave (F) and slow shear-wave (S), and polarization diagram of fast shear-wave and slow shear-wave, which have eliminated the effect of time delay. The ordinate is the count value of amplitude. The abscissa is the number of sampling points. Two erected straight lines point out the segment of shear waveform showed in polarization diagram. The polarization of fast shear waves (PFS) and time delay of slow shear-wave in this event are 40° and 0.05 s, respectively.

图 3

Fig. 3

图 3 LINT台记录波形数据的剪切波分裂分析 地震时间为2013年3月16日, LINT台记录到的震级ML为1.2的地震波形, 震源深度8 km, 震中距为5.52 km的地震; 本次地震事件的快波偏振方向为60°, 时间延迟为0.04 s.其它含义如图 2. Fig. 3 Shear-wave splitting analysis of seismic wave recorded by station LINT This event came out in March 16th in 2013, recorded by station LINT, with the magnitude (ML)1.2, the focal depth 8 kilometers, the epicenter distance 5.52 kilometers, the sampling frequency 100Hz. The polarization of fast shear waves (PFS) and time delay of slow shear-wave in this event are 60° and 0.04s respectively. Other meaning is the same as in Fig. 2.

商丹缝合带和勉略缝合带是秦岭造山带两条重要的地块分界线(图 5)(张国伟等, 1996, 2003), 在本文得到的结果中也得到了很好的体现.根据各个台站快剪切波平均偏振方向的等面积投影玫瑰图(图 4)及各分区等面积玫瑰投影(图 5), 可以看出研究区的快剪切波偏振呈现出显著的分区特征, 由此将研究区分为四个区域：A区为鄂尔多斯地块和渭河盆地地区, 快剪切波表现出来了较好的NEE-SWW和NE-SW向的优势偏振方向, 展现出与区域断裂构造走向一致的特点, 与华北地块主压应力方向有一致性; B区为鄂尔多斯地块西南缘, 表现出复杂的快波偏振方向, 虽然方向比较离散, 但总体上有明显的NW-SE或NWW-SEE方向的快波偏振, 显示出NWW与NEE两个走向的断裂在该区域的交汇对各向异性参数产生了影响; C区为秦岭微板块地区, 表现出了NWW-SEE向的快波优势偏振方向, 与华南地块主压应力方向一致, 也与秦岭造山带的走向大致一致; D区为扬子地块北缘地区, 表现出NE-SW向的快波优势偏振方向, 但同时在西南角的LD1台也显示出一个近EW向的快波优势偏振方向(图 4和图 5), 该区受到青藏高原东北缘NE向挤压, 揭示了区域受到局部地区应力与构造的共同影响.根据台站等面积投影玫瑰图(图 4)可以看出, JYAT台与MIAX台位于断裂带附近, 其快波偏振优势方向与断裂带走向方向一致.然而同样位于断裂带附近的台站, 如LUYA台和TABT台, 包括展现出复杂快波偏振方向的HUYT台, 快波优势偏振方向与断裂走向并不一致, 反映出原地主压应力的方向.

图 4

Fig. 4

图 4 秦岭造山带及其两侧区域快剪切波偏振方向的等面积投影玫瑰图 蓝色线条表示行政边界, 绿色实线代表地块边界, 黑色线段为研究区断裂, 红色三角形代表用于研究的台站位置. Fig. 4 The homolographic projection rose diagrams of each seismic station in the Qinling Orogen and its both sides Blue lines indicate the administrative boundaries. Green lines represent the block boundaries. Black lines are the faults in researched regions. Red triangles indicate the location of the seismic stations.

图 5

Fig. 5

图 5 研究区内各台站快剪切波偏振平均方向以及各分区快波偏振玫瑰图 A区为鄂尔多斯和渭河盆地地区; B区为鄂尔多斯西南缘地区; C区为秦岭微板块地区; D区为扬子地块北缘地区. SF1：商丹缝合带; SF2:勉略缝合带.文中的灰色箭头为应力背景场.红色小线段代表数据台站所得到的快剪切波偏振方向的平均方向.黄色圆代表平均慢剪切波时间延迟.其他含义如图 4. Fig. 5 The average fast shear-wave polarization at station and the average fast shear-wave polarization in different sub-zones Sub-zone A: basin of Ordos and Weihe Basin; Sub-zone B: the areas adjacent to southwest edge of Ordos basin; Sub-zone C: Qinling tiny plate; Sub-zone D: North edge of Yangtze plate. SF1: Shang-Dan suture belt; SF2: Mian-Lue suture belt. The gray arrows in this figure represent contemporary tectonic stress field. The red little lines show the average fast shear-wave polarization in stations. The yellow circles represent the average time-delay of slow-wave. Other meanings are the same as in Fig. 4.

中国东部地区, 力源主要来自于太平洋板块和菲律宾板块分别对欧亚板块向西、北西向的俯冲, 华北地块最大主压应力方向以NEE-SWW向为主导, 华南地区以NW-SE到NWW-SEE为主导(谢富仁等, 2004).鄂尔多斯地块和华北平原地块均为华北地块的二级活动地块(韩竹军等, 2003), 现代构造应力场表明鄂尔多斯地块应力场主要为NE-SW, 华北平原地块应力场为NEE-SWW (邓起东等, 1979; Wan, 2010).

本文研究区域多位于华北、华南地块两大地块内.

GPS观测资料表明鄂尔多斯地块整体性和运动一致性较好, 主要向东运动(张培震等, 2002), 近期的GPS资料表明：地块内部GPS站点向NEE方向运动(崔笃信等, 2016), 水平运动受到自身的逆时针旋转和中国东部大陆整体运动共同影响(陈小斌等, 2005).渭河盆地夹持于鄂尔多斯地块和秦岭造山带之间. GPS资料以及渭河盆地有限元动力学模型均表明：渭河盆地地壳应力场差异性显著, 西部地区以NW-SE向压应力为主, 中、东部地区以NW-SE向拉张应力为主, 差异性构造应力导致了渭河盆地东、西部地裂缝发育不均衡, 渭河盆地地裂缝具有强构造属性(瞿伟等, 2011; 张勤等, 2012).本研究的有效数据虽然不多, 但各向异性的空间分布特征与这种构造格局有较好的相关性.

YULG、TOCH、BIXT、JYAT、LINT台位于鄂尔多斯地块内部和渭河盆地, 整体表现出NEE-SWW和NE-SW向的优势偏振方向(如图 4、图 5).区域快波优势偏振方向与震源机制解(姜家兰, 1991)以及小震断层面解反演鄂尔多斯地块、渭河盆地得到的平均应力场(杜兴信和张春生, 1994)方向一致, 并与华北地块NEE向的主压应力方向一致.远震SKS (SKKS)波形得到鄂尔多斯内部的剪切波偏振资料, 快波方向在北部是近NS向, 南部是近EW向, 鄂尔多斯南缘的快波偏振方向主要是NWW-SEE和近EW方向(常利军等, 2011).远震剪切波分裂快波偏振方向揭示了鄂尔多斯地块上地幔的变形特征, 远震剪切波偏振方向与本文地壳剪切波偏振方向存在一定的差异, 反应了区域上地幔与中上地壳应力场的差异, 表明该区上地幔变形与地壳变形(至少中上地壳)可能存在不同的机制(王琼等, 2013).鄂尔多斯内部台站资料的双平面波方法获得的结果同样表明鄂尔多斯岩石圈上下部存在着由不同变形机制导致的各向异性(姚志祥等, 2014).HUYT台位于华山北侧断裂和渭河断裂交汇区域, 处于华北平原地块(属华北地块)的西南部边界(如图 1).公元1556年造成83万人死亡的华县大地震就发生在这个区域. HUYT台站快波偏振方向较为离散, 可能反映了台站下方复杂构造环境.

鄂尔多斯地块西南缘是陇中盆地、秦岭造山带和鄂尔多斯地块三个构造单元的转折过渡区.震源机制解表明, 鄂尔多斯西南缘受到青藏高原北东向挤压作用, 震源机制解类型主要为逆冲、逆冲走滑和走滑型(盛书中等, 2015); GPS观测资料也表明鄂尔多斯地块运动的主要驱动力来自青藏地块东北缘NE向挤压(陈小斌等, 2005).本文中的LIYO、QLIT台位于鄂尔多斯西南缘, 台站表现出复杂的快波偏振方向(见图 4和图 5), 反映处于三个构造单元转折过渡区的鄂尔多斯地块西南缘具有复杂的区域构造背景.

台站SHAZ、Ld5、NSHT、HZHG、TABT位于秦岭微板块, 表现出NW-SE到NWW-SEE的快波偏振方向, 与华南地区主压应力场方向一致.

龙门山断裂北东段延伸到本文的扬子地块北缘区域.龙门山断裂西南段和北东段活动性和活动方式存在明显差异(陈国光等, 2007; 石玉涛等, 2013), 北东段的台站快波偏振方向为北东向与龙门山断裂带走向一致, 西南段台站下方快剪切波偏振方向与断裂走向垂直(石玉涛等, 2013).地震资料表明略阳—勉县以西反射界面明显抬升, 略阳—勉县地区的莫霍面最深, 达到54 km, 可能是由青藏高原隆起及向东北缘扩张引起的(李英康等, 2015).GPS运动矢量数据同样显示出该区受到NE向挤压(白相东等, 2015). Ld1、HZHT、MIAX、LUYA位于扬子地块北缘, 快剪切波偏振方向与龙门山断裂东北段NE向断裂走向一致, 与华南地块主压应力方向垂直.本文的研究结果与龙门山东北段研究结果一致(石玉涛等, 2013), 反映出该区可能受到青藏地块向东北扩张挤压的影响(李英康等, 2015; 白相东等, 2015).

根据有效记录不少于两条的台站的平均慢剪切波时间延迟得到(如图 5)：A区JYAT和LINT台, 时间延迟分别为1.67±0.76 ms·km^-1和2.03±0.05 ms·km^-1. B区的LIYO台和QLIT台, 时间延迟分别为1.62±1.13 ms·km^-1和1.98±0.84 ms·km^-1; HUYT台位于华山北侧断裂和渭河断裂交汇区域, 慢波时间延迟为1.77±0.89 ms·km^-1; NSHT、TABT、HZHG和Ld5台位于C区, 其慢波时间延迟分别为1.43±0.66 ms·km^-1、1.85±0.65 ms·km^-1、2.52±1.26 ms·km^-1和1.47±0.46 ms·km^-1. D区的台站LUYA、MIAX、HZHT、Ld1台, 时间延迟较为一致, 时间延迟范围为2.27±1.15 ms·km^-1到2.65±0.65 ms·km^-1.由以上分析可知, 研究区内慢剪切波时间延迟变化不大, 时间延迟值分布在1.43±0.66 ms·km^-1到2.65±0.65 ms·km^-1范围内, 位于扬子地块北缘D区的慢波时间延迟较其他区域的大.研究认为, 该区受到青藏高原东北缘NE向挤压, 台站下方的慢剪切波时间延迟反应了该区地壳各向异性较强.鄂尔多斯地块内部得到有效波形数据的台站较少, 因此需要更多的资料对鄂尔多斯地区慢波时间延迟特征进行验证.

表 1(Table 1)

表 1 研究区内地震台站的剪切波分裂参数 Table 1 The results of shear-wave splitting beneath the research area

表 1 研究区内地震台站的剪切波分裂参数 Table 1 The results of shear-wave splitting beneath the research area

表 2(Table 2)

表 2 研究区内四个分区的剪切波分裂参数 Table 2 The parameters of fast shear-wave polarization in four regions

表 2 研究区内四个分区的剪切波分裂参数 Table 2 The parameters of fast shear-wave polarization in four regions

本文采用陕西区域地震台网2006年1月—2015年7月期间记录的小震波形数据, 得到了秦岭造山带及两侧区域17个台站的快剪切波偏振方向和慢剪切波时间延迟的空间分布特征, 快波偏振方向表现出明显的分区特征.秦岭造山带以商丹缝合带和勉略缝合带为界可以划分为华北地块南缘、秦岭微板块和扬子地块北缘(张国伟等, 1995b).剪切波分裂结果表明：位于鄂尔多斯地块和渭河盆地的台站, 其记录到的波形数据表现出NEE-SWW和NE-SW向的快波优势偏振方向, 与华北地区主压应力方向一致性较好.华北地块南缘北秦岭中段构造应力与华北地块区域构造应力场方向基本一致(徐文龙, 1991), 反映了鄂尔多斯地块, 渭河盆地以及华北地块南缘地区区域应力场与华北地块主压应力场一致; 位于秦岭造山带秦岭微板块中的台站的快波偏振方向表现出NWW-SEE的快波偏振方向, 与华南地区主压应力场特征一致；扬子地块北缘区域的台站, 快波偏振方向表现出高度的一致性, 为NE-SW向的快波偏振方向, 与龙门山北东段和区域NE向断裂走向方向一致, 与华南地块背景构造场主压应力方向几乎垂直.主要是由于该区受到青藏地块向东北缘扩张挤压的影响, 龙门山断裂带北东段断裂表现出走滑性质, 导致该区域主压应力方向与断裂走向一致(石玉涛等, 2009).本文剪切波分裂快波偏振方向与秦岭造山带“三块夹两缝”的划分方案相符.

HUYT台位于渭河盆地东部, 处于华山北侧断裂和渭河断裂的交界处(如1), 其快波偏振方向比较离散, 反映出该区复杂区域应力背景.

位于鄂尔多斯西南缘的台站, 快剪切波偏振方向较为复杂, 该区位于陇中盆地、秦岭造山带和鄂尔多斯地块三个构造单元的转折过渡区, 快剪切波偏振方向的复杂性反映出该区的构造复杂性.

慢波时间延迟结果表明：扬子地块北缘地区台站的慢波时间延迟一致性较好, 大于其他区域的时间延迟, 可能说明了该地区的区域构造较为一致并且各向异性程度大于其他地区.然而, 由于鄂尔多斯地块内部记录到有效波形的台站较少, 因此需要更多的资料对鄂尔多斯地区慢波时间延迟特征进行补充和验证.

陕西省地震局为本研究提供了地震波形数据, 感谢两位匿名评审专家、复审专家以及责任编辑给本文提供的有益帮助和提出的宝贵意见, 在此一并致谢.