郯庐断裂带是一条横贯中国东部的NNE-SSW向大型陆内走滑断裂带(图 1)，它的形成演化过程十分复杂，深刻影响着中国东部的地质构造、岩浆活动、地震活动以及矿产资源的分布(丰成君等，2017).郯庐断裂带起源于印支期华北克拉通与扬子克拉通的碰撞、拼合(徐嘉炜，1980；徐嘉炜和马国锋，1992；Yin and Nie, 1993; Xu and Zhu, 1994; Li, 1994; 万天丰和朱鸿，1996; Lin et al., 1998; 王小凤等，2000；Zhang et al., 2003)，在早白垩世初随着太平洋板块的西向俯冲(Fukao et al., 1992; Zhao, 2004; Lei and Zhao, 2005, 2006; Huang and Zhao, 2006; Li et al., 2008; Lei, 2012)发生左行平移活动(徐嘉炜，1980；Xu and Zhu, 1994; 王小凤等，2000；朱光等, 2001, 2003).在白垩-古近纪期间，郯庐断裂带又经历了强烈的伸展活动(Ren et al., 2002; Zhang et al., 2003; 朱光等，2008)，转变为大规模的正断层并发育有一系列伸展盆地.第四纪以来，郯庐断裂带遭受强烈挤压，大量断陷盆地抬升，甚至消亡，同时涌现出许多逆冲活动(王小凤等，2000；朱光等，2002).郯庐断裂带经历如此复杂多变的演化过程，变形痕迹可能会在地壳或地幔处有所体现(刘保金等，2015).

图 1

Fig. 1

图 1 郯庐断裂带及其周边地区主要构造图 黑色实线代表主要活动断裂，黑色虚线为块体边界，圆圈为7级以上历史地震，红色五角星为郯城地震.North China Basin，华北盆地；Taihangshan Orogen，太行山造山带；Luxi Uplift，鲁西隆起；Jiaoliao Uplift，胶辽隆起；Sulu Belt，苏鲁褶皱带；North Yellow Sea Basin，北黄海盆地；Northern South Yellow Sea Basin，南黄海北部盆地；Southern South Yellow Sea Basin，南黄海南部盆地；Tanlu Fault，郯庐断裂带；Lower Yangzi fault-block，下扬子断块. Fig. 1 Sketch map of tectonics around the Tanlu fault zone and surrounding areas Black solid lines denote major active faults. Black dashed lines denote boundaries of blocks. Circles denote the epicenters of historic earthquakes with magnitudes greater than 7.0. Red star is the Tancheng earthquake.

上地幔顶部是壳幔能量传递和物质交换的关键区域(李志伟等，2011)，壳幔相互作用引起的岩石圈强度和温度差异可在一定程度上引起地震波速度的变化(McNamara et al., 1997; Hearn, 1996; Liang et al., 2004; He et al., 2017)，各向异性记录了过去和现在构造运动产生的变形痕迹(Bamford, 2010; Hearn, 1996; Liang et al., 2004).Pn波是沿莫霍面下方即上地幔顶部传播，是最先到达台站的下行波，是观测上地幔顶部速度结构和各向异性的最佳震相.近年来，Pn波层析成像在中国大陆地区广泛应用(汪素云等, 2001, 2003；Liang et al., 2004; Hearn et al., 2004; Pei et al., 2007; Zhou and Lei, 2016)，取得了有意义的结果，但是由于研究区尺度较大故分辨率较为有限.在小尺度成像方面，最近围绕郯庐断裂带也有一些研究结果.譬如，吕子强等(2016)利用中国地震台网观测报告资料和国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)提供的4级以上地震波形资料，反演了环渤海地区的Pn波速度结构及各向异性.环渤海地区与本文研究区域有部分重叠，但区域内4级以上地震事件较少，Pn射线覆盖密度略显不足.顾勤平等(2016)用观测报告中的6381个Pn走时构建了郯庐断裂带及邻区上地幔顶部速度结构和各向异性，由于使用了较大阻尼因子，因此难以对研究区地质构造等进行精细分析.影响Pn波层析成像的关键因素在于Pn到时数据提取精度和射线覆盖密度，因此本研究采用手工拾取了研究区域内2008—2016年2级以上地震事件的大量Pn波高质量到时资料.这些资料，相对于前人在数量上要多得多，在质量上相对于前人多人员多时间段提取来说减少了系统误差，因此本研究所用Pn波到时资料可获得一个高质量高分辨率Pn波成像结果.该结果对认识郯庐断裂带分段特性、理解强震发生机理以及深部动力学过程等均具有重要科学意义.

本文使用的波形资料来自国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)提供的2级以上地震波形，采用手工识别的方法提取Pn震相.为提高震相拾取精度，首先删掉丛集地震(Liang et al., 2004; Lei et al., 2014; Zhou and Lei, 2016)，在0.1°范围内只保留震级最大的地震事件，然后采用2~8 Hz的带通滤波对波形进行处理，最后按照如下准则进行识别：(1)震中距大于1.8°，确保初至震相为Pn；(2)震源深度小于33 km，所选地震要求发生在地壳内；(3)每个地震至少有8个台站的走时记录，同时每个台站至少记录8个地震事件；(4)走时残差在±4 s内.按上述准则，共提取到研究区域270个台站记录到1133个地震事件的27233条Pn到时资料.图 2给出了Pn波射线路径分布，可以看出除了研究区边缘和东部海域受台站布局等影响外，射线整体比较密集、交叉性覆盖良好.

图 2

Fig. 2

图 2 本研究所用的地震事件(红色圆圈)与台站(绿色方框)及Pn波上地幔顶部射线路径分布图 Fig. 2 Distributions of seismic events (red circles), stations (green squares), and ray paths of Pn waves in the uppermost mantle

本文所用的反演方法是Hearn(1996)提出的成像方法.该方法是将上地幔顶部按经纬度方向分成若干个二维网格，每个二维网格内均有一个不变的横向速度和带方位角的各向异性.Pn波走时残差t_ij即可表示为

(1)

式中a_i和b_j分别为台站和事件的静态延迟，d_ijk为穿过第k个网格中从第i个台站到第j个事件的射线长度，s_k是第k个网格内的慢度扰动，A_k、B_k是第k个速度网格的各向异性系数，ϕ为台站相对于事件的方位角(即反方位角).波速各向异性大小为，各向异性的快波方向为1/2arctan(B_k/A_k)+90°(Pei et al., 2007; Lei et al., 2014).

根据CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)和研究区新近成果(Chen et al., 2006; Li et al., 2014; He et al., 2014; 段永红等2016)，研究区上地幔顶部的Pn波平均速度为7.97 km·s^-1，地壳内P波传播的平均速度为6.20 km·s^-1，莫霍面平均深度为33 km，反演网格选择0.2°×0.2°，采用阻尼最小二乘迭代算法求解(1)式.为避免数据的随机误差和Pn波射线分布不均匀而导致反演结果的局部异常，研究中通常使用阻尼因子分别对速度和各向异性的平滑程度加以控制.阻尼因子选取采用与Hearn(1996)接近的方法.第一步，单独引入速度正弦变化模型，将不同阻尼因子反演计算获得的速度均方根和走时残差均方根绘制成L曲线，选取该曲线曲率最大点处的阻尼值作为最佳速度阻尼因子(图 3a)；第二步，固定所选的速度阻尼因子，选择不同的各向异性阻尼因子进行反演，当速度对各向异性的折中与各向异性对速度的折中相等时，所获得的各向异性阻尼值为最佳各向异性阻尼因子(图 3b).最后选定速度阻尼因子为70，各向异性阻尼因子为120，反演后的走时残差得到明显收敛(图 4)，标准差显著降低，由0.95 s降低到0.39 s.这种获取阻尼因子的方式，已成功地应用于Zhou和Lei(2015, 2016)和Du和Lei(2019)研究工作中.

图 3

Fig. 3

图 3 速度阻尼因子(a)与各向异性阻尼因子(b)的选取 Fig. 3 Damping parameters chosen for velocity (a) and anisotropy (b)

图 4

Fig. 4

图 4 资料走时曲线及残差分布图 (a) Pn资料绘制的走时曲线；(b)反演前走时残差分布；(c)反演后走时残差分布. Fig. 4 Distribution of observed travel time curves and residuals (a) Travel-time curve of observed travel-times versus epicentral distances; (b) Travel-time residuals before inversion; (c) Travel-time residuals after inversion.

为了检验郯庐断裂带反演结果可靠性和所用Pn波资料的分辨能力，本文开展了检测板分辨率实验.初始模型中，Pn波速度设定为7.97 km·s^-1，加入正负交替变化幅度为0.3 km·s^-1的速度扰动和南北、东西向交替变化幅度为0.4 km·s^-1的各向异性扰动，采用相同的反演方法重建不同尺度的检测板分辨率模型.图 5a为研究区1.0°×1.0°速度分辨率实验结果，可见射线覆盖密集地区速度异常的模式和幅度均获得较好的恢复，只有边缘局部地区恢复的异常存在变形，因此认为速度异常的分辨率能力可达1.0°×1.0°.图 5b展示出1.5°×1.5°各向异性分辨率实验结果，可以看出Pn波各向异性的分辨率可达1.5°×1.5°.

图 5

Fig. 5

图 5 Pn波速度异常尺度为1.0°×1.0°(a)和各向异性异常尺度为1.5°×1.5° (b)的检测板分辨率实验结果 Fig. 5 Results of checkerboard resolution tests for Pn velocities with an anomaly size of 1.0°×1.0° (a) and anisotropy with an anomaly size of 1.5°×1.5° (b)

图 6展示出研究区Pn波速度结构成像结果，可以看出区域内上地幔顶部存在明显的横向不均匀性，速度结构异常形态与地质结构吻合较好.研究区内Pn波速度平均值为7.97 km·s^-1，波速变化范围在± 0.3 km·s^-1左右.郯庐断裂带两侧的Pn波速度存在显著差异，具有明显的分段特性.大致以郯城地震为界，以北地区特别是渤海湾地区呈现高波速异常，而东侧胶辽隆起区表现为低速异常；以南地区与北段相反，高速异常出现在断裂带东部，西部华北盆地南端和大别造山带为低速异常.华北盆地内上地幔顶部Pn波速度结构横向不均匀性也十分明显，北部Pn波速度值的波动范围在7.80~8.25 km·s^-1，表现为高低速异常相间排列的模式；南部则为弱高速异常，速度值约在8.13 km·s^-1左右.华北盆地南缘与大别造山带相邻区域呈现低速异常，高低速异常分界线与华北盆地边缘基本吻合，推测是晚古生代-早三叠世华北地块整体向南东楔入秦岭—大别微陆块的结果(李三忠等, 2017).沿着太行山造山带Pn波速度结构呈条带状低波速异常，其值低至7.7 km·s^-1，走向与山脉基本一致，与太行山地区深地震测深结果(嘉世旭和张先康，2005)中存在低速层相一致.鲁西隆起和胶辽隆起等构造活动强烈的地区表现为不同程度的低波速异常，说明这两个隆起区上地幔顶部具有不同介质强度、发生不同程度变形.东部的海域盆地大多是高速异常，表明盆地内部地质结构比较稳定、基底介质刚度较高.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区Pn波速度与各向异性成像结果 红色代表低波速异常，蓝色代表高波速异常.黑色短细线代表Pn波各向异性结果，黑色短粗线代表SKS分裂结果(常利军等, 2009, 2012；吴萍萍等，2012)，其中长度代表各向异性强弱，走向代表各向异性快波方向. Fig. 6 Results of Pn velocity and anisotropy imaging in the study area Red and blue colors denote low and high velocity anomalies, respectively, the scale of which is shown on the top. Black and thin short lines denote Pn anisotropy results; black and thick short lines denote the SKS splitting results (Chang et al., 2009, 2012; Wu et al., 2012), the length and strike denote the anisotropic strength and fast direction of anisotropy, respectively.

图 6中圆圈代表 7级以上历史强震震中分布，红色五角星为中国东部震级最大、影响范围最广的1668年郯城8.5级地震的震中位置.郯庐断裂带地震最活跃的地区在是渤海内，历史上曾发生多次7~7.5级地震.从图中可以看出，壳内强震多数发生在低速区边缘或高低速过渡区，尤其是位于郯庐断裂带和苏鲁褶皱带交汇处的郯城8.5级地震，处于Pn波低波速异常边缘地区，说明强震的发生与上地幔顶部Pn波速度结构存在一定相关性，暗示壳内强震的发生可能受到来自上地幔顶部动力环境的影响.Pn波低速异常可能与地幔热物质上涌而导致的温度升高有关，高低速过渡带介质和温度存在差异，容易产生韧性形变、积累应力、孕育地震.

一般认为，上地幔顶部Pn波各向异性的主要是由物质形变导致橄榄岩晶格优势取向所致(Hess, 1964; Christensen, 1984; Nicolas and Christensen, 1987)，反映了地幔变形过程所遗留的痕迹.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底面的剪切拖曳带，各向异性的快波速方向平行于剪切带；在纯剪切变形情况下，如岩石圈中没有断裂活动的地区，快波速方向垂直于最大压缩方向，却与最大拉伸方向一致(Hearn, 1996).图 6展示出研究区Pn波快波方向分布情况，可以看出Pn波各向异性的强弱与速度结构存在一定关系.大体而言，Pn波高速异常区的各向异性相对较弱，如华北盆地北部以及黄海海域盆地，表明这些区域上地幔顶部结构比较稳定，不易发生形变；Pn波低速异常区和高低速过渡带的各向异性则较强，太行山造山带、大别—苏鲁褶皱带、华北盆地南部以及胶辽隆起区变形强度较大，应力容易集中.各向异性在郯庐断裂带的分段性上也有所体现，郯城地震震中附近地区Pn波各向异性不明显，推测是由于岩浆底侵或热侵蚀作用削弱了上地幔顶部的变形痕迹.郯城地震震中以南地区具有与断裂延展方向平行的近N-S向Pn波快波速方向，这与接收函数(刘云昌等，2019)得到的结论比较一致，说明该处郯庐断裂的活动是以简单剪切为主.郯城地震震中以北地区各向异性快波方向有所不同，如渤海地区紧邻郯庐断裂处为NE-SW向而西南部为NW-SE向，但与渤海地区主要断裂的方向(滕吉文等, 1997)基本保持一致.华北盆地内各向异性差别较大，西部与太行山交界处Pn波各向异性快波速方向为近E-W向，中部Pn波的弱低速区以及盆地南部各向异性快波速方向为近N-S向.太行山造山带和胶辽隆起区的Pn波各向异性快波速方向分别为近NE-SW向和NNE-SSW向，基本平行于断裂，与区域构造的伸展方向基本一致.SKS快波方向基本为NW-SE方向(常利军等, 2009, 2012；吴萍萍等，2012)，这种差别可能与SKS波分裂反映整个上地幔各向异性综合效应而Pn波则仅反映上地幔顶部一定深度范围内各向异性有关，表明该区域地幔岩石圈在一定深度范围内可能存在局部解耦现象.南黄海北部盆地以南和南部盆地东缘，Pn波各向异性快波方向基本为NE-SW向.南黄海南部盆地西部Pn波各向异性快波方向为近N-S方向，与构造伸展方向趋于一致，也与重力异常资料所揭示的黄海地区诸多岩石圈尺度断裂走向为N-S和NE-NNE向(郝天珧等, 2002; 王谦身等, 2003)相一致，说明郯庐断裂东侧南黄海扬子块体向北挤压、嵌入中朝块体的这一动力学过程在上地幔顶部有所体现.

台站延迟a_i主要由台站下方地壳厚度H和地壳慢度S_c相对于初始设定的地壳平均慢度S_c和平均地壳厚度H的变化决定，台站延迟a_i可以表示为

(2)

其中S为上地幔顶部慢度.当台站延时为负，表明地壳厚度较薄或平均速度偏高，正延迟则与之相反.对于研究区域中地壳内P波6.20 km·s^-1的平均速度，1 s的台站延迟对应约为9.87 km的地壳厚度变化；而对于平均33 km厚的地壳，1 s的台站延迟大致对应于0.74 km·s^-1的地壳速度变化.根据CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)和研究区新近成果(Chen et al., 2006; Li et al., 2014; He et al., 2014; 段永红等，2016)，研究区地壳P波平均速度介于5.75~6.58 km·s^-1之间，相对于平均速度6.20 km·s^-1，变化量在0.45 km·s^-1以内，因此地壳速度变化引起的台站延时最大为0.61 s，超过0.61 s的台站延迟主要反映了地壳厚度的变化.

由式(2)可知，在已知台站延时的情况下可以估算台站下方地壳厚度H, 公式为

(3)

因此，根据式(3)我们将研究区延时大于0.61 s的台站估算了莫霍面深度.图 7展示出本研究Pn波层析成像获得的台站延迟时间和莫霍面深度分布，可以看出研究区台站延迟存在较强的横向不均匀性，变化范围为±1.5 s内.研究区台站延迟总体呈现西正东负、北正南负，莫霍面深度由西向东、由北向南逐渐变浅，印证了多震相地震走时成像(黄耘等，2011)和面波成像(黄忠贤等，2009)所揭示的研究结果.郯庐断裂带两侧未发现台站延迟较大区域，表明断裂带两侧莫霍面深度基本保持一致，得到前人利用接收函数(Chen et al., 2006)和面波成像(黄忠贤等，2009)结果的支持，表明断裂的活动是以走滑型为主.太行山地区莫霍面深度较深，局部深度大于40 km.胶辽隆起和北黄海盆地交界处莫霍面显著减薄，部分区域小于30 km.华北盆地内莫霍面深度起伏较大，相对于平均值33 km来说北部明显增厚而南部则有所减薄.北京、天津地区的台站延时明显偏大，可能与该区处于研究区边缘难以较好约束有关.

图 7

Fig. 7

图 7 研究区台站延迟和莫霍面深度分布图 红色代表负延迟和较浅莫霍面，蓝色代表正延迟和较深莫霍面，叉号代表台站位置，其图例位于顶部. Fig. 7 Delay times for seismic stations and Moho depths in the study region Red color denotes negative delay times and shallower Moho depth, whereas blue color denotes positive delay times and deeper Moho depth. Crosses denote seismic stations, the scales of which are shown on the top.

本研究利用大量可靠的到时数据获得了较高的分辨率和可信度的上地幔顶部速度和各向异性模型(图 6)，该模型既显示出与前人结果(汪素云等, 2001, 2003; Pei et al., 2007; 胥颐等, 2008; 吕子强等, 2016)相一致性的结构特征，也揭示出一些新的结构特征.吕子强等(2016)在研究环渤海地区时得出华北盆地表现为明显高波速异常，而顾勤平等(2016)则认为华北盆地整体为低波速异常.本研究结果显示出华北盆地下方上地幔顶部速度结构明显的横向不均匀性，在北部呈现高低速异常相间排列(图 6)，这一特征不仅与Pn波层析成像结果(李志伟等，2011)接近，也得到三维成像结果(Lei et al., 2008; Lei, 2012; 郭慧丽等，2014)在类似深度上的支持.本研究结果还揭示出一些更精细的结构特征.郯城地震震中以北地区的郯庐断裂带东侧和以南地区西侧Pn波呈现低波速异常，而以北地区的西侧和以南地区东侧Pn波则为高波速异常，郯庐断裂带处于高低速异常分界处，由此推断郯庐断裂带的切割深度达到上地幔顶部(图 6).此外，前人研究结果也显示出地壳内地震波速度在郯庐断裂带两侧存在明显变化(Chen et al., 2006; Zheng et al., 2008; 李松林等，2011)，因此认为郯庐断裂带是一条从地表切穿整个地壳直抵上地幔顶部的断裂破碎带.断裂带东北侧和西南侧分别分布有与断裂带近平行的低波速异常条带的结构特征(图 6)与前人采用观测报告中到时资料得出的该段整体呈现明显低速特征(顾勤平等，2016)有所不同，但得到吕子强等(2016)使用观测报告并增加手工拾取震相到时资料的结果支持，可见数据质量和射线覆盖对Pn波层析成像结果具有重要的影响作用.

郯庐断裂带自形成以来，经历多期平移、拉伸和挤压等复杂的构造演化过程.大地电磁测深结构结果(肖骑彬等，2008; 张继红等，2010；王德华等，2018)显示，郯庐断裂带下方莫霍面处存在高导体，认为断裂带是地幔深部高温热物质的上涌通道.受太平洋板块西向俯冲影响，郯庐断裂带发生大规模左旋平移，将大别—苏鲁褶皱带大幅错开(李康，2016)，这一现象得到本文上地幔顶部成像结果(图 6)和朱光等(2006)地质构造方面研究结果的支持.图 6显示的大别造山带东端和苏鲁褶皱带西端均呈低波速异常，且速度值十分接近，约为7.7 km·s^-1.两个低速异常体相距大约400 km，与万天丰和朱鸿(1996)根据地壳变形速度和地质参考点的对比以及古地磁学资料分析获得的断裂带走滑断距吻合.朱光等(2006)研究发现大别造山带东端和苏鲁造山带西端的温度和压力条件基本相近，均存在左旋走滑韧性剪切活动.据此推测，在印支期到早白垩世初，郯庐断裂带发生的地幔深处高温热物质上涌主要集中在郯城地震震中及附近地区，上地幔顶部介质受热升温，Pn波速度降低；早白垩世初，随着郯庐断裂带发生大规模左行平移，大别—苏鲁褶皱带以及中段Pn波低速异常区被左行错开，最终形成断裂带东北侧和西南侧分别分布有与断裂带近平行的低波速异常条带.结合郯庐断裂带中段强震明显活跃的特征，说明强震的发生可能是由岩石圈地幔高温物质上涌影响的结果.

深部地球物理、岩浆演化以及地幔组成等方面的研究结果表明，华北克拉通破坏与太平洋板块西向深俯冲至地幔转换带形成“大地幔楔”结构密切相关(Zhao, 2004; Lei and Zhao, 2005, 2006; Huang and Zhao, 2006; 雷建设等, 2018).在“大地幔楔”结构中存在有俯冲的太平洋板块滞留、脱水与热湿物质上涌等动力学过程(吴福元和孙德有，1999; Zhao, 2004; Lei and Zhao, 2005, 2006; 牛耀龄，2005; Huang and Zhao, 2006; 朱日祥和郑天愉，2009; 朱日祥等, 2011, 2012; Lei, 2012; 雷建设等, 2018)，随着俯冲带后撤以及弧后盆地拉张导致岩石圈物质发生拆沉，上地幔热物质沿着拆沉部位(如郯庐断裂带下方)侵入形成高温低速体，进一步加剧了岩石圈减薄和克拉通破坏.朱守彪等(2010)通过数值模拟方式认为华北盆地下方低速异常体是强震发生的主要诱因.结合历史强震分布，华北盆地内部发生的1679年河北三河—平谷8级地震、1830年磁县7.5级地震、1966年邢台7.2级地震、1976年唐山7.8级以及渤海地区的3次7级以上地震均发生在Pn波低速异常区以及高低速异常过渡带.由台站延迟的研究结果显示，华北盆地地壳厚度变化明显(图 7)，揭示了华北克拉通破坏时局部地区出现上地幔隆升.Pn波各向异性快波方向在华北盆地内具有较大差异(图 6)，也反应了华北盆地上地幔顶部构造变形和岩浆活动的复杂性.

本研究通过手工拾取了大量Pn波到时资料，重构了郯庐断裂带及周边地区上地幔顶部高分辨率Pn波速度和各向异性结构模型，结果显示研究区上地幔顶部速度结构和各向异性横向变化明显，主要结果如下：

(1) 研究区Pn波速度变化为7.67~8.27 km·s^-1，速度结构异常形态与区域地质构造比较吻合.太行山造山带、鲁西隆起、大别造山带、苏鲁褶皱带、胶辽隆起以及华北盆地南端等活动地区主要表现为Pn波低波速异常，黄海北、南部海域盆地、渤海湾以及华北盆地北部等基底稳定性好、介质刚度高的凹陷区表现为高波速异常.郯庐断裂Pn波速度结构在断裂带东北侧和西南侧分别分布有与断裂带近平行的低波速异常条带，断裂附近的各向异性快波方向基本沿断裂带走向，可能是受太平洋板块西向俯冲影响作用，地幔高温热物质沿断裂带上涌，在上地幔顶部形成低速异常，导致强震活跃，之后又经历大约400 km左行平移所致.

(2) 华北盆地上地幔顶部Pn波速度结构横向不均匀性明显，快波各向异性具有较大差异，莫霍面深度变化显著，反映了华北盆地在华北克拉通破坏过程中经历了太平洋板块深俯冲至地幔转换带引起的地幔角流、板块滞留脱水和热物质上涌、莫霍面隆升以及岩石圈拆沉等复杂的动力学演化过程.

(3) 研究区Pn波各向异性与区域地质构造存在一定相关性.太行山造山带和胶辽隆起区Pn波快波速方向与区域构造伸展方向基本一致，平行于断裂带，但与SKS结果不同，说明该地区某一深度范围可能存在局部解耦合现象.南黄海北部盆地以南、南部盆地东缘和南黄海南部盆地以西地区的Pn波快波方向也分别与构造方向相一致，暗示扬子块体向北挤压、嵌入中朝块体的深度可能达到上地幔顶部.