中国东部由中国东北地区(中亚造山带东段)、华北克拉通、苏鲁造山带及华南地块构成，地处欧亚板块东南部，紧邻西太平洋板块俯冲带.受太平洋板块西向俯冲的影响(Fukao et al., 1992；Zhao，2004；Huang and Zhao, 2006)，该区有着复杂的地质构造和深部结构(图 1).自中生代以来，华北克拉通发生了大规模的破坏(吴福元等，2008；朱日祥等，2012)，而中国东北地区也受到多次构造运动的改造.Huang和Zhao(2006)层析成像结果表明，在50 km深度上(接近上地幔顶部)，中国东部呈现大范围的低速异常，可能是太平洋板块俯冲引起的软流圈热物质上涌的体现.由此，研究中国东部上地幔顶部的结构有助于我们更好地理解在大陆动力演化过程中深部构造变动对浅层结构的影响.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区主要构造特征图 黑色虚线为大兴安岭—太行山重力梯度带，黑色粗实线表示郯庐断裂及其在中国东北的两个分支，灰色线代表构造边界，红色三角形代表火山.图中缩写含义：NCC，华北克拉通；SLOB，苏鲁造山带；FWG，汾渭地堑；SGB，松潘—甘孜地块；WY，滇西地区；OB，鄂尔多斯块体；WDLC，五大连池火山；CB，长白山火山；DT，大同火山；TC，腾冲火山；SLB，松辽盆地；HrB，海拉尔盆地；EB，二连盆地；XLB，下辽河盆地；SB，四川盆地；JB，江汉盆地. Fig. 1 Map showing the major geological features of the study area Black dashed line represents North-South Gravity Lineament. Thick black lines denote the Tanlu fault and its two branches in Northeast China. Gray lines represent tectonic boundary. Red triangles denote volcanoes. The abbreviations are North China Craton (NCC), Sulu orogenic belt (SLOB), FenWei graben (FWG), Songpan-Garzê block (SGB), western Yunnan (WY), Ordos block (OB), Wudalianchi volcano (WDLC), Changbaishan volcano (CB), Datong volcano (DT), Tengchong volcano (TC), Songliao basin (SLB), Hailar basin (HrB), Erlian basin (EB), Xialiaohe basin (XLB), Sichuan basin (SB), and Jianghan basin (JB).

近年来，不少学者应用Pn层析成像方法研究了整个中国大陆上地幔顶部结构(汪素云等，2001；Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；Wang et al., 2013；Zhou and Lei, 2016)，其中早期的研究主要应用了来自地震观测报告(如中国地震年报以及各省区域台网观测报告)的Pn到时资料，最近Zhou和Lei(2016)除了利用新疆地区观测报告的到时资料外还从波形上补充了中国固定地震台站和青藏高原流动台阵记录的Pn到时数据，重点研究了中国西部地区，而中国东部的东北、华南地区由于所用资料不够充分，分辨率仍有待改进.

在本次研究中，我们充分利用ISC(国际地震中心)报告、中国地震年报和中国区域地震台网观测报告的Pn到时资料，还特别补充了中国东北流动台阵、华北流动台阵以及区域地震台网记录的地震事件，拾取了大量高精度的Pn波到时数据，使得整个中国东部具有很好的Pn射线覆盖.研究采用Hearn(1996)提出的Pn波各向异性的时间项层析成像方法，重建了中国东部及其邻区上地幔顶部速度结构及各向异性.

为了使整个研究区有较好的Pn波射线覆盖，我们将挑选数据的范围扩大到15°N—55°N、95°E—140°E的区域.该区南到海南岛，北至中国最北端漠河，东部包括朝鲜半岛、日本及菲律宾板块俯冲带区域.

本文采用的Pn波到时数据主要有如下6种来源：(1)1985—2007年国际地震中心(ISC)的EHB报告(Engdahl et al., 1998)和中国地震年报；(2)2008—2014年中国东部各省份区域地震台网的地震观测报告，在这些观测报告中，各省的地震台站只记录本省内部发生地震的Pn波到时；(3)截取了2007—2014年发生在中国东部及俯冲带上100多个5.5级以上的地震事件，手动拾取Pn波到时，这些到时数据由中国东部的全部区域地震台站(图 2中蓝色三角形)记录；(4)截取2006年11月到2009年4月华北流动台阵(图 2中绿色三角形)记录的区域地震事件手动拾取的Pn到时；(5)截取2009年9月到2011年7月东北流动台阵(图 2中红色三角形)记录的区域地震事件手动拾取的Pn到时；(6)由于华南地区地震活动较弱、发生的地震震级较小，致使以上5种来源的Pn射线仍不能很好地覆盖该区.为此，我们专门挑选了2011年到2015年发生在华南的81个3.5级以上地震(图 3中白色实心圆)(郑秀芬等，2009)，截取华南及相邻区域台网记录的地震波形，由手动拾取Pn到时.

图 2

Fig. 2

图 2 本次研究所用地震台站分布 图中，蓝色三角形为固定地震台站(包括中国国家地震台、区域地震台和ISC台)，红色三角形为东北流动台站，绿色三角形为华北流动台站. Fig. 2 Distribution of seismic stations used in this study Blue triangles represent permanent seismic stations of Chinese national stations, Chinese regional stations and the ISC stations. Red triangles represent temporal stations deployed in Northeast China. Green triangles represent temporal stations deployed in North China.

图 3

Fig. 3

图 3 本次研究所用地震及射线密度分布 其中灰色背景为射线密度对数分布，色标位于左上角，“×”为所用地震事件，白色实心圆为补充的华南中小地震事件 Fig. 3 Distribution of earthquakes used in this study and ray density Gray background shows the distribution of ray density logarithm. The scale is shown at the top-left corner. Seismic events used are shown by "×". White solid circles represent added small and medium-sized earthquake in South China.

对上述6个来源的Pn到时数据，我们进行了精心的整理和归并，为了保证数据可靠，再按以下条件挑选：(1)震中距大于2°，小于12°；(2)震源深度小于35 km，对于研究区内Moho面深度小于35 km的地区的地震震源深度，进行了专门统计，避免震源深度位于莫霍面下方；(3)每个地震有5个以上台站同时观测到Pn到时；(4)每个台站有5个以上的Pn波记录；(5)Pn走时残差在-6~6 s之间.最终挑选到2049个台站(图 2)记录的24072次地震(图 3)、240814条Pn波到时数据，其中手动拾取的Pn波到时数据31333条，虽然这些数据占总数据量的比例不大，但它们的加入很好地弥补了中国东北和华南地区Pn到时数据的不足，使整个东部地区Pn射线密集覆盖(图 3).

本文采用Hearn(1996)的Pn层析成像方法，将研究区上地幔顶部划分成N个15′×15′的网格，并考虑各向异性，则第j个地震到第i个台站的走时残差t_ij可表达为:

(1)

式中a_i是第i个台站校正到大地水准面上后的走时延迟(简称台站延迟，与台站处的地壳厚度有关)；b_j是第j个地震校正到大地水准面上后的走时延迟(与震源处的地壳厚度有关)；d_ijk是第j个地震到第i个台站的射线通过第k个网格的长度；ϕ_ijk是在第k个网格中由第j个地震到第i个台站的射线方位角，s_k是第k个网格的慢度扰动；A_k、B_k是第k个网格的各向异性系数，在该网格中Pn波速各向异性的大小为，快波方向由给定.其中a_i，b_j，s_k，A_k，B_k为未知数，i=1, 2, …, I(台站数)，j=1, 2, …, J(事件数)，k=1, 2, …, N(网格数).每条射线对应一个方程，I个台站接收到J个地震的Pn到时，则(1)式最终将形成一个超大的线性方程组，采用阻尼LSQR算法迭代求解上述方程中的未知数.在选取阻尼系数和迭代次数等参数时我们经过了多次反复的试验，以在有效压制噪声并获得较高分辨率的反演结果之间折中.在上述原则下，采用慢度及各向异性系数的阻尼为400，通过60次迭代获得本次研究的最终结果.

初始速度模型为单层水平地壳，参照人工地震测深结果(Teng et al., 2014)取地壳P波平均速度为6.3 km·s^-1；通过对Pn走时数据的拟合，得到研究区的地壳平均厚度为35 km，上地幔顶部Pn波平均速度为8.06 km·s^-1.由于采用的是时间项方法，所以不考虑地壳厚度变化和Moho面起伏对结果影响不大.

本文反演得到了中国东部及其邻区上地幔顶部的Pn波速度及方位各向异性.图 4a和4b分别为反演前、后的走时残差分布，可以看到反演后的走时残差明显减小.

图 4

Fig. 4

图 4 反演前后Pn走时残差分布 (a)反演前; (b)反演后. Fig. 4 Distribution of Pn travel-time residuals (a) Before inversion; (b) After inversion.

为了验证反演结果的可靠性，本文利用检测板测试方法对不同网格大小下的分辨率进行了详细的检测.图 5a给出了网格1.5°×1.5°的速度分辨率检测结果，而图 5b是2°×2°各向异性分辨率的检测结果，可以看到，除了部分海域，大部分地区速度分辨率都可以达到1.5°×1.5°.我们还检测了网格大小为1°和2°下的Pn速度结构分辨率，检测结果表明当网格为1°×1°时，在射线分布密集的华北地区、四川盆地及龙门山一带和东北的部分区域也能很好地恢复.各向异性的分辨尺度相对速度结构而言，由于反演计算时增加了2个各向异性未知量的求解，在同等射线覆盖的条件下，分辨尺度比速度结构的尺度要大，但在研究区内总体上可以达到2°×2°.研究中我们利用50次bootstrap方法计算了解的误差，整个研究区的误差都较小，只在研究区的边界及东部海域速度误差稍微偏大，但最大的误差不超过0.06 km·s^-1，这些结果表明本研究得到的Pn速度结构和各向异性结果是可靠的.

图 5

Fig. 5

图 5 Pn波速度结构及各向异性的检测板测试结果 (a) 1.5°×1.5°速度结构分辨率检测结果; (b) 2°×2°各向异性分辨率检测结果. Fig. 5 Results of the checkerboard resolution test for Pn velocity and anisotropy (a) Checkerboard resolution test for Pn velocity with 1.5°×1.5° grid; (b) Checkerboard resolution test for Pn anisotropy with 2°×2° grid.

为了进一步验证Pn波各向异性结果的可靠性，我们还选取了分别位于东北、华北和华南的三个小区域，这三区域的各向异性较强且射线分布较为密集，根据Pn波视速度随方位角的变化得到视速度快波方向，与反演得到的Pn波快波方向进行比较.结果显示，在这三个区域内，Pn视速度随方位变化与反演的Pn快波方向都较为一致，且各向异性大小都在0.1~0.3 km·s^-1范围内，这进一步说明在射线密集区本次研究得到的各向异性结果都是非常可靠.

图 6给出上地幔顶部Pn波速度结构，相对于8.06 km·s^-1的平均速度，速度变化范围为7.81~8.32 km·s^-1，说明该区上地幔顶部速度结构存在明显的横向非均匀性.总体而言，在重力梯度带以西，除汾渭地堑、滇西地区及松潘—甘孜地块以外，区域以高速异常为主，而以东区域则表现为主体低速.统计得到重力梯度带以东和以西地区的平均速度分别为8.02 km·s^-1和8.07 km·s^-1，西侧的平均速度要略高于东侧.高速异常主要分布在沉积盆地区，不仅大型的四川盆地、鄂尔多斯盆地和松辽盆地的北部展现为明显的高速，而且一些小型盆地如海拉尔、二连、下辽河以及江汉都呈现高速特征，这说明本次研究获得了较高分辨率的结果.我们还看到台湾海峡一带为高速，华南地区的速度也偏高，特别是在四川盆地、江汉盆地区高速异常的分布范围与盆地形态较吻合.低速异常范围更加广泛，主要分布在华北克拉通中、东部和龙门山及佳木斯一带，长白山及腾冲火山区和郯庐断裂带揭示出明显的低速，而从日本南部经琉球岛弧直到台湾岛形成最为显著的低速带.

图 6

Fig. 6

图 6 上地幔顶部Pn波速度结构 红色代表低速，蓝色代表高速，色标位于图的左上角，黑色三角形代表火山，白色的实心圆代表 1990—2011年间6级以上的地震，其他标识同图 1. Fig. 6 Pn lateral velocity variation Red represents low velocity and blue represents high velocity. The scale is shown at the top-left corner. Black triangles denote volcanoes. White solid circles represent earthquakes with magnitudes greater than M6.0 which occurred during 1990—2011. Other labels are the same as those in Fig. 1.

图 7同时给出了上地幔顶部Pn波速度和各向异性的分布，可以看到Pn速度各向异性在不同的构造区具有明显的差异.总体表现为沿海比陆地各向异性强，而在陆地则是西强东弱；另外，渤海湾附近区域各向异性较为显著，华北克拉通西部和扬子克拉通西部均显示较强的各向异性，且呈现了一定的旋转变化趋势.龙门山断裂带呈现较强的各向异性，且与低速异常趋势一致.松辽盆地附近各向异性较为显著，快波方向呈现左旋趋势变化，四川盆地附近也显示了较强的各向异性.而最强烈的各向异性分布于日本南部经琉球岛弧直到台湾岛.

图 7

Fig. 7

图 7 上地幔顶部Pn波速度及各向异性 图中彩色背景为上地幔顶部速度结构，黑色短线的方向代表Pn快波方向，线段长短代表各向异性的大小，色标位于左上角，其他标识同图 6. Fig. 7 Pn velocity and anisotropy lateral variations Color background represents Pn velocity. Black line segments are drawn parallel to the direction of highest velocity, with their length proportional to the magnitude of anisotropy. The scale is shown at the top-left corner. Other labels are the same as those in Fig. 6.

图 8给出了台站延迟分布，共有2049个地震台站(图 3)的Pn到时用于反演，这些台站较为密集地分布于中国东部及其他陆地.台站的静延迟项主要反映了Moho面深度的变化，但地壳速度的变化也会带来影响.负延迟表示台站下方地壳较薄或存在高速体，因此Pn波到达早；反之正延迟则表示该台站下方地壳较厚或存在低速体.

图 8

Fig. 8

图 8 台站延迟分布图 圆圈代表负延迟，+字代表正延迟，圆圈和+字的大小正比于台站延迟的大小，图例位于左上角，其他标识同图 6. Fig. 8 Distribution of station delays Circles and "+" indicate negative and positive delays, respectively, with their size proportional to the amplitude of the delays. The scale is shown at the top-left corner. Other labels are the same as those in Fig. 6.

本次研究得到的台站延迟所反映的整体趋势为地壳厚度从内陆向沿海变薄，在研究区最南部地壳很薄，华北克拉通中、东部地壳厚度明显减薄，而贯穿南北的大兴安岭-太行山重力梯度带北段附近的负延迟可能代表下方明显的高速异常.

一般认为，Pn波速度变化与上地幔顶部的物质组成、压力、含水量等因素有关，但主要受温度影响(Hearn et al., 1991).Pn速度分布揭示稳定的块体和沉积盆地显示为高速(图 6)，如华北克拉通西部鄂尔多斯盆地呈现明显的高速异常，该区热流值也较低(胡圣标等，2001)，体波层析成像揭示其下的高速异常可延伸至~200 km深(Huang and Zhao, 2006; Wang et al., 2014)，这意味着鄂尔多斯岩石圈未造成明显的破坏.四川盆地内的高速异常具有明显的分块特征(图 6)，这一特征在以往同类方法的研究中并未提及，而已有研究揭示该盆地在沉积前具有不同的基底物质(Zhang et al., 2006; Wu et al., 2012)，这一特征也得到了重力异常结果(熊小松等，2015)的支持.江汉盆地表现为明显的高速，且热流值较低(姜光政等，2016)，这意味着盆地内部构造变形相对较弱，岩浆活动也很弱，表现为构造上稳定的特征.前人研究结果大多显示台湾海峡呈现Pn波低速(Wang et al., 2013；Zhou and Lei, 2016)，而本文补充数据后得到的结果显示该区为高速异常(图 6)，这与胥颐等(2007)得到的结果一致，他们认为台湾海峡为大陆向海区的延伸，虽然平均热流值相对升高，但还是远低于中央海盆.另外，渤海湾西部的Pn速度也较高(图 6)，这与Zhou和Lei(2016)的结果一致，可能反映了太古代岩石圈的残余.

对Pn速度结构(图 6)进一步分析看到，在构造活动区、火山区表现为低速.华北克拉通中、东部明显的低速异常与岩石圈发生明显减薄和破坏的区域(Chen et al., 2008, 2009)相吻合，很可能是软流圈热物质上涌形成岩浆底侵或造成岩石圈拆沉而降低了上地幔顶部的速度.长白山、大同和腾冲火山区都呈现明显的低速异常，这与强烈的地热活动和现代构造活动相对应.郯庐断裂带、龙门山断裂带附近的低速可能是深大断裂成为深部热物质上涌通道的体现.前人研究揭示，龙门山断裂带的低速异常呈南北向，与狭义的南北地震带方向相同(李飞等，2011; Lei et al., 2014)，本文得到的结果与之较为一致.东南沿海地区的低速异常(图 6)也与较高的热流值(姜光政等，2016)对应，热源很可能来自于上地幔或更深的层位，由于该地区由大陆型地壳向海洋地壳过渡，地壳厚度逐渐减薄，可能经历过拉伸破坏作用，容易导致深部热物质上涌.

Pn波速度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.本次结果揭示华北克拉通东部各向异性相对较弱(图 7)，部分地区的各向异性弱到几乎没有被Pn波探测到，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上涌这一强烈构造运动削弱(顾勤平等, 2016).而华北克拉通西部的鄂尔多斯盆地各向异性则较强，由东部复杂的快波方向逐渐转为西部的近E—W向(图 7)，地震体波层析成像结果也揭示存在负的径向各向异性(Wang et al., 2014)，这表明鄂尔多斯块体形成时，古老的各向异性可能就已经被固定.台湾海峡一带的各向异性较强，这可能与该区处于复杂的板块碰撞边界相关.

Hearn(1996)曾推断，在简单剪切形变情况下，如板块边界和穿透地壳的剪切带，各向异性的快波方向平行于剪切带；在纯剪切形变情况下，如岩石圈中没有断裂活动的地区，快波方向平行于最大拉伸方向.郯庐断裂带和龙门山断裂带Pn快波方向均为NE—SW方向(图 7)，与断裂走向大致平行，这意味着这两条大型断裂带都以简单剪切形变为主，且剪切作用可能深至上地幔顶部(顾勤平等, 2016；吕子强等, 2016).

在图 7中，我们将各向异性结果投影在Pn速度图像上，可以看到，Pn波各向异性与速度结构存在一定的关联.总体上，在Pn波低速异常区和高低速异常过渡带，各向异性较为强烈，如从日本南部经琉球岛弧到台湾岛这一显著的低速带也是各向异性最强烈地带，Pn低速的龙门山断裂带、腾冲火山区等各向异性也较明显，可能是因为这些地区构造运动活跃，容易发生变形，而那些高、低速异常过渡带则容易应力集中和产生应力差，容易形成较强的各向异性，而这些区域的上地壳也容易发生强震(图 6)；而在盆地及其附近的高速区Pn各向异性也较强，如四川盆地、鄂尔多斯盆地等，这可能反映了盆地演化过程中的伸展构造背景.

由于增加了东北地区120多个流动台站记录的大量Pn波到时数据，因而获得了比以往同样方法更高分辨的结果，揭示了东北地区上地幔顶部结构和变形的一些细节.以往研究结果显示东北地区呈现大范围的低速异常(Pei et al., 2007；Wang et al., 2013；Zhou and Lei, 2016)，而本文结果则揭示该区为高低速度不均匀分布，东北的东部区域呈现明显的低速异常，中部表现为高低速交错，西部主要为高速异常.此外还揭示出海拉尔、二连及下辽河等小型盆地均呈现较明显的高速(图 6)，且高速的分布范围与盆地形态较为吻合.

最近的Pn层析成像结果(Zhou and Lei, 2016)显示松辽盆地呈现明显的低速异常，而本次研究得到该盆地北部呈高速，南部表现为低速(图 6)，其中高、低速分别与较低(44.4~51.5 mW·m^-2)和较高(59.9~90 mW·m^-2)的热流值对应(姜光政等，2016).背景噪声和接收函数联合反演得到的结果(Guo et al., 2015)也揭示在27.5 km深度层上(接近东北地区上地幔顶部层位)，该区S波速度也有类似的特征.以往和本文的结果都揭示，一些构造稳定的沉积盆地区Pn一般呈现高速异常，那么松辽盆地南部的低速异常或许暗示其下方的岩石圈可能已经遭到了改造.体波成像结果(Li and van der Hilst, 2010；Wei et al., 2012；张风雪等, 2014)显示在松辽盆地下方更深的层位尽管也存在低速异常，但仍以高速特征为主，这意味着该区破坏程度较华北克拉通东部明显要弱.另外，松辽盆地南部的低速与长白山火山区的低速具有连通性(图 6)，这可能为下地幔热物质上涌提供了一个通道.长白山火山区及佳木斯地块明显的低速异常(图 6)可能与太平洋板块俯冲引起深部热物质上涌有关.

东北地区上地幔顶部复杂的Pn波各向异性表明该区岩石圈地幔的构造形变较为复杂.在松辽盆地附近各向异性呈旋转趋势，由东部的NE向转为西部的NW向，反映了该盆地形成演化过程中的伸展构造背景.最新的SKS波分裂结果(Li et al., 2017)显示松辽盆地及其附近的快波方向与本文结果有较好的一致性，由此表明这些区域地幔上涌引起的物质流动已运移至上地幔顶部.背景噪声面波层析成像(Liu et al., 2016)得到的周期为25 s时的Rayleigh波各向异性(代表 15~50 km深度范围内的平均结果)与本文结果也较为一致，但本文结果与SKS波分裂(Li and Niu, 2010)显示的松辽盆地以外区域的结果有一定的偏差，这可能说明该区地幔岩石圈在一定深度范围内可能存在局部解耦现象.

采用Pn波层析成像方法反演获得了中国东部及其邻区上地幔顶部速度结构及各向异性，主要结论如下：

(1) 中国东部地区上地幔顶部平均速度为8.06 km·s^-1，变化范围为7.81~8.32 km·s^-1.东北地区东部表现为显著的低速, 可能是受太平洋板块俯冲的影响以及长白山火山区上涌的热物质的体现；华北克拉通中、东部呈现低速，而西部地区则表现为高速异常，这或许说明西部的鄂尔多斯块体是稳定的，而中东部区域则经历了破坏或改造；稳定的华南地块主体表现为高速.

(2) 一些小型盆地如江汉、下辽河、二连及海拉尔等都显示出高速异常，而大型的四川盆地和松辽盆地内部则表现出不均匀的结构特征.四川盆地的高速异常显示出明显的分块现象，这可能是该盆地在沉积前具有不同的基底物质；松辽盆地的北部呈现为高速，而南部却表现为低速异常，这一特征与大地热流的结果较为一致，可能意味着该盆地南部的岩石圈已经遭受了改造.

(3) Pn各向异性与速度结构相互关联，并与强震的发生存在一定的关系.上地幔顶部低速区和高低速过渡带也具有强烈的各向异性，且大部分强震发生在这些区域之上的地壳内，这一结果可能说明这些区域容易发生变形而应力集中或产生应力差.

Thomas M. Hearn提供了Pn波层析成像程序，国际地震中心(ISC)和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为本研究提供地震数据，两位审稿专家对本文提出了建设性建议，在此一并致谢.