郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区(后文简称研究目标区)跨越了华北克拉通中东部、秦岭—大别造山带、下扬子断块区、苏鲁造山带、华南褶皱系及胶辽断块，并将我国东部规模最大的断裂带——郯庐断裂带包含了在内(见图 1)，区内的地质构造条件和深部结构环境较为复杂.研究区内地震活动明显(图 1)，震中分布尤其是强震沿断裂带或者地震带多表现出具有成带、成丛的空间展布特征.一些疑惑长期困扰着地球科学工作者们，研究区内强震的分布与岩石圈地幔的速度结构之间存在着怎样的联系？郯庐断裂带江苏段不仅缺失强震，而且中小震也零星分布、较为稀疏，李家灵等(1994)认为该段处于闭锁状态，究竟是怎样的深部结构条件引起了这样的弱地震活动特征使其成为地震学上的空区？郯庐带江苏段是否具备发生强震的深部结构条件？其上地幔顶部现今处于何种状态？此外，不同的地学家们(万桂梅等，2009)根据郯庐断裂带在地表，或地壳浅部，甚至岩石圈地幔所具有的不同地球物理场和地质构造特征给出了不同的分段划分法，但是，有关其分段研究至今仍存在着较大的分歧.针对研究区开展上地幔顶部Pn波及方位各向异性的地震层析成像研究，不仅有助于提高对研究区深部结构、强震的孕震环境及发震机理的认识，帮助我们认识郯庐断裂带在上地幔顶部的分段特征；还有利于探讨岩石圈演化、壳幔形变及小尺度对流分布和形态等.

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地形地貌、主要构造特征及地震分布.红色实心圆表示公元前780年至今6级以上强震，灰色实心圆表示1960年以来6级以下地震 Fig. 1 Topography and landforms, main tectonic features and earthquake distribution in the study area. Red solid circles indicate strong earthquakes of magnitude 6 or higher since 780 BC, and grey solid circles represent earthquakes below magnitude 6 since 1960

郯庐断裂带自1957年通过航磁手段被探测发现以来，因其重要性和复杂性吸引了国内外学者围绕其形成、演化、分段及活动机制等进行了大量的科学探索和研究，并形成了百家争鸣的局面.万桂梅等(2009)根据地质结构特点将其自北向南划分为3段：北段(肇兴—昌图)、中段(昌图—嘉山)及南段(嘉山—广济).北段结构较简单且地震活动水平最低，有史记载以来发生过最大地震的震级为5.8级；中段结构复杂、新活动性强(许汉刚等，2016)，于1668年发生了郯城8.5级特大地震；南段地震活动强度也不大，但较北段略高一些.本文的研究对象主要是针对活动性较强的局部中段和南段——郯庐断裂带鲁苏皖段开展科学探索研究工作.近年来，地球物理工作者围绕郯庐断裂带活动性较强的鲁苏皖段及邻区展开了地学断面(马杏垣等，1991)和深、浅地震反射(刘保金等，2015；许汉刚等，2016)、大地电磁测深(肖骑彬等，2008；叶高峰等，2009)、天然地震层析成像(汪素云等，2003a；李志伟等, 2006, 2011；顾勤平等, 2016, 2020；殷伟伟等，2019)、接收函数(Chen et al., 2006, 2008, 2009；郭震等，2012)及各向异性(高原等，2010；Gao et al., 2011；Shi et al., 2015)等研究.这一系列非常宝贵的科研成果提高了对郯庐断裂带鲁苏皖段深、浅部结构的认知水平，帮助我们认识到郯庐带的产生与华北地块和扬子地块的碰撞、挤压及深俯冲密切相关.但是，对地壳和岩石圈地幔顶部的分界——Moho面却鲜有涉及.然而，它是地壳和地幔物质交换和能量传递的重要区域；郯庐断裂带切穿Moho面已成为地学界的共识并得到了深地震反射剖面的支撑(刘保金等，2015).上地幔顶部Pn波速度从某种意义上而言能够体现出岩石圈的强度，而地震活动的深部构造背景与岩石圈的强度密切相关；此外，上地幔各向异性特征记录和保留了岩石形变的历史痕迹.由此可见，开展郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部Pn波速度结构及方位各向异性的研究有助于研究该区强震的发震机理、深部孕震环境及深部构造的变形和运动力学.

研究表明在地球内部不同深度域均存在着地震各向异性的现象，其研究已成为推断大陆深部结构与演化以及大陆下部地壳上地幔形变模式等的有效途径之一(易桂喜等，2010).Hess(1964)发表在Nature期刊上的文献解释了太平洋Pn波速度随方位角变化而改变的现象，拉开了地学界对地震各向异性的研究序幕.不久，Backus(1965)成功推导了上地幔顶部Pn波方位各向异性的求解公式.采用Pn震相开展研究的方法主要包括3种：参考台法、时间项法和联合反演法.时间项法按照数据体区分，又能够分为单台走时(Hearn and Ni, 1994; Hearn, 1996；汪素云等, 2003a, 2003b, 2013；Liang et al., 2004；裴顺平，2002；胥颐等，2008；Lei et al., 2014；Lü et al., 2017；Du and Lei, 2019)和双台到时差(李志伟等，2011)这两种方法.本文采用了将各向异性考虑在内的单台时间项层析反演方法，这有助于提高对郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地壳和上地幔结构的理解.前人曾对郯庐断裂带鲁苏皖段及周缘展开了Pn波研究，包括单台的参考台法(王良书，1990)、时间项法(汪素云等, 2001, 2003b；Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；胥颐等，2008；李志伟等，2011；顾勤平等，2016；吕子强等，2016；Zhou and Lei, 2016；王倩等，2018；Lü，2019；殷伟伟等，2019)及双台Pn波到时差法(李志伟等，2011).这些科学研究和探索取得了一些非常有意义的科学认识，提高了对郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的深部构造特征和孕震环境的认识.

然而，各位学者的研究目标不同从而选择的研究区范围也不同，如有的研究整个中国大陆壳幔分界面非均匀性和各向异性特征(汪素云等, 2001, 2003b；裴顺平，2002；Hearn et al., 2004；Liang et al., 2004；Zhou and Lei, 2016；王倩等，2018)，有的学者探讨华北克拉通的破坏与岩石圈减薄现象(汪素云等，2003a；李志伟等，2011)，有的学者探究黄海及邻区上地幔顶的岩石层结构与构造(胥颐等，2008)，也有的研究环渤海地区的岩石圈破坏和减薄(吕子强等，2016).这些研究虽对郯庐带鲁苏皖段及邻区有所涉及，但因研究的目的和对象不同，圈选研究范围的限制或分辨率的不足导致难以对郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区这一特定区域上地幔顶部的Pn波速度和各向异性展开讨论，尤其是对郯庐带岩石圈地幔顶部的分段特征揭示得仍然不是很清楚.近期，殷伟伟等(2019)针对郯庐断裂带及邻区开展了Pn波层析工作，但是，上地幔顶部Pn速度与地形地貌及地质构造特征等吻合不佳.本次工作在前文(顾勤平等，2016)的基础上，将研究目标区范围扩大的同时，增加了2015年以来研究区内积累的Pn震相资料，着重分析了郯庐断裂带在上地幔顶部这一特殊区域的分段特征，对比分析了区内Pn波速度和地形地貌、大地热流、强震活动及地壳厚度的关系，讨论了Pn波各向异性与地震各向异性其他观测手段结果的异同点，为郯庐带鲁苏皖段及邻区的深部构造背景、强震孕育和发震机理提供了地震学依据.

因Pn震相具有近乎水平地沿上地幔顶部传播的这一特殊路径，它在上地幔顶部这个特殊区域能够较其他震相获得更为密集的射线分布，开展天然地震层析成像结果的分辨率和精度相对更高，从而成为开展上地幔顶部P波速度和方位各向异性层析成像的首选震相.

前文(顾勤平等，2016)收集的Pn震相观测报告时间节点为2014年底，本文补充了2015年至2018年底间最新记录的Pn震相数据.此外，为更好地分析郯庐断裂带在上地幔顶的分段特征，不仅扩大了研究目标区的范围，而且增添了郯庐断裂带渤海湾段及周缘的数据，即扩充了北京、天津及辽宁等省属地震台网2008—2018年积累的Pn震相数据.按照前文所述的Pn震相筛选原则，经过反复试验共挑选出满足条件的2163个地震及301个地震台站，总计9156条地震射线符合本文研究的条件.较密集的路径覆盖和合理的路径分布为获得高分辨率和可靠的反演结果奠定了基础.图 2是本文所用台站、地震震中及射线的分布示意图.由图可见，本文研究区域有着较好的射线路径覆盖.研究区东部的黄海海域虽存在着缺失地震台站分布的弊端，但其相对密集、分布均匀的地震起到了拾遗补缺的作用.使用这些挑选出来的射线走时数据，采用最小二乘迭代法将Pn走时随震中距的变化进行线性拟合，获得研究区上地幔顶部的Pn波平均速度为7.97 km·s^-1，该值较前文略有增大，后文推测是受渤海湾盆地、南黄海大面积的高速异常引起.

图 2

Fig. 2

图 2 Pn波射线路径及台站(红色三角)、地震(黑色实心圆)分布 Fig. 2 Pn ray paths of the data set and distribution of stations (red triangle) and earthquakes (black solid circle)

Pn波射线的路径可以分为3段：震源传播至上地幔顶、沿上地幔顶部滑行段及上地幔顶部至接收台站段.本文在反演计算Pn波速度的同时将方位各向异性考虑在内，即考虑不同地震射线穿过某个网格时射线穿过的方位角不同从而速度不同.采用了Hearn(1996)提出的时间项层析成像反演方法求解Pn波速度和各向异性参数.我们假设波在地幔中传播时的变化是受波速随方位角变化的横向各向异性扰动引起的，将研究目标区上地幔顶部沿水平方向划分成N个0.25°网格大小等间隔的速度、方位各向异性网格，则地震—台站对Pn波的走时可展示为如下公式：

(1)

公式(1)中，t_ij为射线从第i个台站到第j个地震的走时，a_i和b_j分别为第i个台站和第j个地震的走时延迟扰动，其中，b_j同震源处Moho面埋深、地壳内速度和震源深度有关.当实际的地壳厚度大于计算时的理论地壳厚度时，为正延迟；反之则为负延迟.d_ijk为射线从第i个台站到第j个地震在上地幔顶部穿过第k个网格内的路径长度，s_k表示第k个网格内的慢度扰动，A_k及B_k表示第k个网格内的方位各向异性系数，ϕ_ijk表示第k个网格内地震事件相对于台站的反方位角.公式(1)中的a_i、b_j、s_k、A_k及B_k为待求的未知数，最终我们通过公式和1/2arctan(B_k/A_k)来分别求解各个网格内方位各向异性的强度大小及快波方向.每一条地震至台站的射线路径构成一个方程，则公式(1)最终将构建成如下式的一个超大线性方程组：

(2)

公式(2)中A为系数矩阵，x为待求的未知参数，b为Pn波走时残差Δt_ij的综合体.由公式(1)和(2)可以看出，如有一定数量的射线，即可同时求解出慢度s_k和各向异性参数A_k、B_k.本文采用DLSQR阻尼最小二乘法(Paige and Saunders, 1982)进行迭代求解公式(1)，迭代次数为100次.为减小射线不均匀分布和数据随机误差导致的局部异常，在反演计算过程中使用两个阻尼因子分别约束慢度s_k和各向异性扰动参数的求解，用它们去平衡解和分辨率的不确定性.高阻尼虽能降低解的不确定性，但会使分辨率降低；反之，低阻尼虽能提高分辨率，但解的不确定性也随之加大.经过一系列的试验，速度及方位各向异性的阻尼因子分别选为500和650，既能有效压制噪声又能获取尽可能高的横向分辨率.

1979年美国斯坦福大学教授Efron提出了Bootstrap方法(Efron，1979；Efron and Tibshirani, 1986).其基本思想是：在原始数据的范围内作有放回的再抽样，样本容量仍然为n，原始数据中每个观察单位每次被抽到的概率相等，为1/n，所得样本称为Bootstrap样本.尔后，对重采样的数据反演计算速度和各向异性，得到结果x_i.重复进行A次试验就能够获得A个结果.对这些结果进行统计求得解的标准差即解的误差为

(3)

本文采用Bootstrap方法(Hearn and Ni, 1994)计算了每个网格内Pn波速度和方位各向异性反演解的误差分布.图 3a和3b分别给出了Pn波速度和方位各向异性的误差分布.由图 3a可见，经100次Bootstrap反演，研究区内大部分地区Pn波速扰动的标准误差小于0.05 km·s^-1，有些地区可能由于射线覆盖不好或者射线方向单一(如渤海湾、大别东南部)导致误差较大，但总体上误差都控制在了0.1 km·s^-1.对比图 3a和3b，各向异性比速度存在更大的误差，是因为在同等射线数的条件下反演求解时多出2个各向异性未知参数A_k及B_k的缘故所导致，但是除局部地区误差较大外，大部分误差控制在了0.10 km·s^-1以内，较小的误差说明本文计算获得的反演结果是可靠的.

图 3

Fig. 3

图 3 由Bootstrap方法计算得到的Pn速度及方位各向异性的误差分布 Fig. 3 The error distribution of Pn velocity and azimuthal anisotropy calculated by Bootstrap method

前人(裴顺平，2002)发现在求解Pn速度结构时将方位各向异性考虑在内，求解获得的速度能够与地质构造特征吻合得更好.这里给出本次工作中反演计算郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区Pn波速度结构时不考虑方位各向异性(图 4a)和考虑方位各向异性(图 4b)的结果分布图，通过对比分析，讨论方位各向异性在求解时的重要性和必要性.笔者认为天然地震层析成像反演结果的可靠性和稳定性除了通过射线密度和分布、误差分布以及检测板(checkerboard)测试外，与地质结构特征的吻合与否才是最重要的评判标准.本文在补充一定数量的数据后，研究区内上地幔顶部Pn波速度结构与地质构造特征的吻合度得到了明显提升，由此认为本文的结果具有更高的可靠性.

图 4

Fig. 4

图 4 Pn速度横向变化(a)不含各向异性(b)含各向异性.图中白色实心圆为历史上发生的M≥6.0级以上的强震；图中蓝色和红色分别表示高速和低速异常，平均速度为7.97 km·s-1 Fig. 4 Pn lateral velocity variations without anisotropy (a) and with anisotropy (b). The white solid circle in the picture denote earthquake with magnitudes equal to or greater than M6.0 that occurred in history. Blue and red in the figure indicate high velocity and low velocity. The average Pn velocity is 7.97 km·s-1

由于本文研究的针对性更强，相比前人有关研究区上地幔顶部Pn波速度的结果(裴顺平，2002；汪素云等，2003a；Hearn et al., 2004；李志伟等，2006；Pei et al., 2007；胥颐等，2008；顾勤平等，2016；吕子强等，2016；王倩等，2018；Lü，2019；殷伟伟等，2019)，很多细节尤其是郯庐断裂带深部结构特征方面得到了更好的体现.包括：(1)郯庐断裂带在上地幔顶部的分段特征得到了更好的展示(后文4.1小节重点介绍分段特征).(2)Pn波高速或低速区很好地勾勒出了各个地质构造体的形态(在图 1中以虚线示意)，如渤海湾盆地、鲁西隆起及苏北—南黄海盆地，尤其是考虑各向异性的结果图 4b中效果更为理想.(3)一些地震带和深大断裂带也被清晰地揭露了出来，如在渤海湾盆地中NE-SW向展布的弱高波速异常带将华北平原地震带(图 4中玫红色虚线椭圆)清晰地勾勒了出来，值得注意的是该地震带在研究区的地震震中分布图 1上得到了清晰展示.作为渤海湾盆地和胶辽隆起的边界——郯庐断裂带，在考虑各向异性反演获得的结果图 4b中表现为Pn波高速和低速的线性边界特征清晰.此外，商城—麻城断裂为大别造山带东、西段的分界构造线，断裂两侧岩石组合、构造样式及成矿背景等都具有明显的差异性，本文Pn结果显示该断裂作为Pn波高、低速的边界特征十分清楚，该特征在前人结果(汪素云等，2003a；殷伟伟等，2019)中也得到了很好的展示.(4)值得注意的是，在南黄海西部高速区域内存在一条NNE-SSW方向展布的弱高波速异常带(图 4中黑色虚线椭圆)，该异常带被强震震中清晰地勾勒了出来，尤其是不考虑各向异性的反演结果图 4a中更为突出，据此推测其下方存在着一条切割Moho面的幔源深大断裂.综上所述，这些好的结果既能反映出本文所采用的数据和算法的有效性，同时，在求解速度横向非均匀性的同时，将方位各向异性考虑在内时获得的反演结果能够与地质构造特征吻合得更为贴切，由此，后文给出的结果均是基于考虑各向异性反演获得的.

图 4b给出了利用时间项层析成像法，在考虑各向异性的情况下反演计算得到的郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部Pn波速度的分布图像，相对于7.97 km·s^-1的平均速度而言，其数值在7.7~8.27 km·s^-1范围内浮动.由图可见，研究目标区内不论是华北克拉通东部块体还是扬子克拉通板块和黄海海域都表现出明显却又复杂的横向非均匀性特征，表明研究区上地幔地质构造条件的复杂性.在华北克拉通东部块体，渤海湾盆地的Pn波高速异常分布特征表现得最为明显，其值达到8.2 km·s^-1；受深大断裂及主要构造体的影响，速度扰动多呈现出NE-NNE向展布的特点；该区域在其他层析成像结果(汪素云等，2003a；Hearn et al., 2004；李志伟等，2006；胥颐等，2008；吕子强等，2016；王倩等，2018；Lü，2019；殷伟伟等，2019)也发现Moho面下方的岩石圈地幔具有类似的速度分布特征，据此我们推测上地幔顶部仍残留有部分太古代古老克拉通岩石圈地幔.此外，在高速体中间夹杂有小范围条带状展布的低速区域或相对低速区域，如图 4中以玫红色虚线椭圆圈出的相对低速带——NE-SW向展布的华北地震带.接收函数结果(Chen et al., 2008, 2009)显示，岩石圈在渤海湾盆地及周缘遭受破坏作用不明显，其厚度在80~110 km，本文上地幔顶部的高Pn波速度结果也支持该处克拉通的破坏与减薄作用不明显；而郯庐断裂带、渤海海域(郯庐带东侧)及鲁西隆起地区岩石圈遭受破坏较严重，厚度仅为60~80 km，上地幔顶部的低Pn波速度表明岩石圈的破坏与减薄作用在这些地方相对明显一些.华北克拉通东部鲁西隆起的低速可能是由于软流圈内的高温物质上涌后置换了上地幔顶部的原有物质，该克拉通破坏的拆沉模式得到了证实(Gao et al., 2002).河淮盆地总体上呈现出高、低速相间分布的特征.东、西大别以商城—麻城断裂为界，分别表现为低速和高速分布特征，Pn波高、低速边界很好地勾勒出了其深部展布特征，其边界断裂的切割深度是否已深抵Moho面有待进一步考证.华北克拉通东部的扬子块体总体上表现为高速特征，它是构造上相对稳定的地块，最为明显的异常结构为苏北—南黄海盆地一带的高速异常，Pn波速度达到8.2 km·s^-1，与前人(汪素云等，2003a；胥颐等，2008；顾勤平等，2016；吕子强等，2016；Lü，2019；殷伟伟等，2019)结果吻合；大地热流结果(图 8)显示该片区大面积展现为低温区，表现出具有稳定克拉通的特征.

图 5给出了郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部Pn波速方位各向异性的分布图像，图中白色细实线的方向和长短分别表示Pn波各向异性的快波方向及强度大小.由图可见，研究区内的Pn波方位各向异性具有随着空间变化的差异性.因岩石圈地幔各向异性反映的是最新一次构造运动保留的岩石层形变痕迹，表明不同区域有着不同的构造运动背景和动力学机制.总体而言，构造强烈活动的地区各向异性较强，如黄海海域、渤海湾盆地、鲁西隆起、苏南隆起、大别及苏鲁造山区；构造稳定区各向异性较弱，如图中最为明显的河淮盆地，扬子板块南部地区等等.

图 5

Fig. 5

图 5 郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区Pn波速度方位各向异性分布.红色、绿色及黄色粗线表示由SKS波分裂方法获得的各向异性强度及快波方向 Fig. 5 Azimuthal anisotropy distribution of Pn velocity in the Shandong-Jiangsu-Anhui section and its adjacent area. The red, green and yellow thick lines indicate the anisotropic strength and fast wave direction obtained by the SKS wave splitting method

Pn波各向异性沿郯庐断裂带的展布特征相对速度而言具有更为详细却又复杂的分段特征.按照后文4.1小节给出的郯庐断裂带分段特征，A段各向异性强度较大，其北部和南部Pn快波方向分别表现为NW-SE和NNE-SSW向，南、北部的分界点大致对应为北纬37.5°，这一Pn快波方向的拐点在前人的结果(吕子强等，2016；Lü，2019；殷伟伟等，2019)中也得到了一定程度的体现.B段北部和南部分别呈现为NW-SE向和NE-SW向，两者夹角近垂直；1668年郯城地震震中位于北纬34.8°、东经118.5°，该位置正好处于Pn快波方向的转折点，我们推测郯城地震的发生与方位各向异性快波方向的突变有关.C段快波方向相对单一，表现为NEE-SWW向；各向异性强度较大，该段Pn波速度结果图上显示为高、低速交汇处，强各向异性加之应力容易集中的高、低速交汇，我们推测该处具备未来发生强震的可能性.D段各向异性表现出南强北弱的特征(Pn波速度南侧较北面更低)，北部快波方向为NNW-SSE向；南部快波方向为NE-SW向，平行于郯庐断裂带的空间展布方向，与前文(顾勤平等，2016)结果具有较好的一致性，推测是受郯庐断裂带剪切形变拖曳形成的.

此外，研究区内Pn波各向异性在横向上呈现出显著变化，变化特征与区内构造分块有着比较紧密的关联.扬子块体的快波方向总体上为NE-SW向，体现了扬子板块自南往北向华北板块碰撞挤压的变形特征，这也与其壳内产生的一系列北东-北北东向构造的空间展布特征相吻合.华北板块北部地震活动性较强(图 1)，其各向异性也相对南部强许多，Pn快波方向表现得杂乱无序，与其遭受强烈的改造和破坏作用相对应.大别以商城—麻城断裂为界，西边以NW-SE向为主，Pn快波方向平行于秦岭—大别造山带展布方向；东部以NE-SW向，平行于郯庐断裂带的空间展布方向，推测是受郯庐断裂带剪切形变拖曳形成的.

地球各向异性的观测手段包括接收函数、面波方位各向异性和偏振各向异性、Pn波成像及SKS波分裂法等.接收函数利用Moho面Ps转换波随方位角的变化特征来研究地壳内的各向异性特征(杨妍等，2018；Zheng et al., 2019).面波具有沿地球表面水平传播的特性，不同周期(深度)的面波能够提供不同埋深各向异性的信息，能够同时具有可观的水平和垂向分辨能力(彭艳菊等，2007；黄忠贤等，2011；Fu et al., 2015, 2016).SKS波分裂(Liu et al., 2008；高原等，2010；Gao et al., 2011；Shi et al., 2015)是自震源到接收台站穿越壳幔的综合效应.Pn波方位各向异性(Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；Lei et al., 2014)反映的是上地幔顶部这一特定界面的各向异性，SKS波分裂和Pn波各向异性分别是对岩石圈地幔各向异性结构的垂直取样和水平取样.

图 5中将前人SKS波分裂观测法获得的上地幔各向异性结果(常利军等, 2009, 2012；吴萍萍等，2012)投影到Pn波方位各向异性结果图中，图中以红色、黄色及绿色的粗线表示；各向异性均投影在以Pn速度结果为背景的图上.限于篇幅和图件大小，其他学者的研究成果不在图件上展示.由Pn波和SKS波观测获得的研究区内岩石圈地幔各向异性特征有相同点，如两种观测方法在扬子克拉通东部的苏北盆地均表现为NE-SW或NEE-SWW向，这与该区域一系列近地表NE-SW向断裂的空间展布特征吻合.当两者得到的快波方向一致，则可以认为各向异性结构随垂向变化不大，反之岩石圈地幔垂直方向内存在各向异性层.由此可见，Pn波方位各向异性和SKS波观测的各向异性是对地震各向异性的不同表现形式.两种观测方法在苏北盆地的一致性表明这里垂向各向异性不强，这也与该地区稳定、地震零星分布的特征吻合；而35.5°E、118.7°N处不一致的快波方向表明存在较强的垂向各向异性层，这附近中、强震多发(图 1).

我们选择和本文研究目标区交集、各向异性研究成果较多的华北克拉通作为探讨对象.渤海湾盆地天津市(经度117.2°E，纬度39.12°N)附近Pn波快波优势方向呈现为近EW向，这与该区域壳内SKS波分裂的平均偏振方向N86°E(高原等，2010；Gao et al., 2011；吴晶等，2011)和反映Moho面以上整个地壳平均方位各向异性的接收函数结果(杨妍等，2018)一致性较好，但是，其地幔各向异性结果显示为NW-SE向展布(Liu et al., 2008；常利军等, 2009, 2012；高原等，2010)，由此可见Moho界面及其以浅各向异性快波方向具有较好的整体一致性.但是，地壳与上地幔的观测结果存在一定夹角.事实上，不同地球科学工作者得到的SKS波分裂参数本身也有显著差异(图 5)，我们推测该区域并非归属简单的壳幔耦合关系.前些年，高原等(2010)采用S波分裂分别计算了华北地区地壳和上地幔内各向异性偏振方向，根据二者的平均值相差十几度的观测结果也得出了类似的结果.我们推测该地区近EW向的快波方向可能是受N71.6°E的当今最大水平主压应力(许忠淮，2001)和早白垩纪期间NW-SE向地壳拉张变形的综合受力结果.面波在短周期(10 s、16 s)即地壳内快波方向为NE-SW向(黄忠贤，2011；Fu et al., 2016)，这个观测结果不仅和反演地壳各向异性的接收函数和S波分裂结果不一致，还与本文反映上地幔顶部的Pn波快波方向出入较大，我们推测是由于不同周期面波获得的各向异性反映的是一定深度范围内的平均值，导致不同各向异性观测手段的结果有时候无法直接对比.但是，25 s周期根据面波分辨核函数可知其敏感深度在33km上下—Moho面附近，其方位各向异性的快波方向为NW-SE向，与地幔SKS(常利军等, 2009, 2012；Gao et al., 2011)波分裂结果非常一致.鲁西隆起西部，地幔SKS波分裂(常利军等, 2009, 2012；高原等，2010；吴萍萍等，2012；Shi et al., 2015)、面波25s周期结果(黄忠贤，2011)和Pn波快波方向均呈现为NW-SE向，表明地幔内各向异性矿物晶格的定向排列具有较好的垂直连贯性.研究目标区北西角的太行山地区无论是地壳(高原等，2010)还是地幔SKS波分裂结果表现出一致的NW-SE向(Liu et al., 2008；高原等，2010；常利军等，2012；吴萍萍等，2012；Shi et al., 2015)，该地区的隆起常被解释与该区NW-SE向的伸展构造有关，但是，这都与Pn快波NNE-SSW或近SN的优势方向相差较大，可能是该地区垂直方向上存在各向异性层；但存在差异的原因不排除是Pn波各向异性结果处于研究区的边缘，是由反演结果的分辨能力和可靠性稍差所导致.然而，我们发现Pn快波方向与反应中上地壳各向异性的接收函数结果(Zheng et al., 2019)具有类似的地方.

各种地震各向异性观测手段从原理上来讲可能存在着本质上的区别，但却反映着地震各向异性特征的不同侧面(高原和滕吉文，2005).单个地震各向异性研究手段的观测结果均具有片面及分辨能力低等问题，只有联合多种观测手段的计算结果来综合探讨壳幔形变和地球动力学等的探索工作才具有实际意义.例如，已有学者(高原等，2010)结合自地表至岩石圈地幔的观测结果：地表GPS、使用近场记录直达剪切波计算获得的地壳各向异性以及地幔SKS波分裂，并综合不同周期(一定深度域的平均结果)面波方位各向异性结果，多方位刻画壳幔各向异性性质来研究华北地区壳幔耦合，最终认为该区域壳幔耦合不是简单的壳幔解耦，也并非壳幔强耦合型.由此我们认为，联合多种地震各向异性观测手段无疑能够提高各向异性探测的能力和可信度.

本次工作最终参与反演计算的地震台站共计301个，反演获得的台站时间延迟项在－0.95~+0.75 s内浮动，时间延迟项能够反映出地震台站下方壳内平均速度或者地壳厚度的变化.本次的延迟量较前人在相近地区(汪素云等，2003a)的－1.25~+2.57 s延迟量小了不少，表明郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地壳厚度总体较薄、起伏不大，与华北克拉通东部及邻区遭受强烈改造和破坏的认识一致.根据Hearn等(2004)给出的地震台站延迟项为

(4)

其中，z_i为地壳厚度，v_crust表示地壳平均速度，v_mantle表示地幔平均速度.当上地幔顶部速度为7.97 km·s^-1、地壳平均速度为6.3 km·s^-1时，地震台站1 s的时间延迟量相当于10.3 km的地壳厚度起伏变化；或者固定地壳厚度为33 km、上地幔顶Pn速度为7.97 km·s^-1，地震台站1 s的时间延迟相当于1.4 km·s^-1的壳内速度浮动.由此可见，地壳厚度和壳内平均速度的影响仅从地震台站的时间延迟项还难以区分开.研究区内上地幔顶部Pn波速度变化量≤0.3 km·s^-1，大致对应于0.2 s的台站延迟.因此，可以认为研究区内台站的时间延迟量大于0.2 s主要受地壳厚度的起伏变化.

本文获得的台站时间延迟分布特征(图 6a)同前人(汪素云等，2003a；殷伟伟等，2019)的结果吻合，总体上郯庐断裂带东南以负延迟为主、北西以正延迟量为主，这与Crust1.0模型(Laske et al., 2013)、接收函数(Chen et al., 2006)及地震勘探深反射(刘保金等，2015)得出的莫霍面埋深特征一致；其中Moho面埋藏较深处主要位于大别、渤海湾以西及太行山脉等区域.Moho界面埋藏深度的起伏变化必然是受到了板块间的碰撞、挤压和热物质交换及深部物质分异、调整等制约的综合结果.图 6b给出了2163个地震事件的延迟分布图.地震延迟的时间项相对台站延迟项显得更为复杂和零乱，在受壳内速度及Moho面厚度影响以外还受到震源深度的影响，而震源深度的测定具有较大不确定性，在此仅将其反演结果进行展示(图 6b)，不再就地震的时间延迟做进一步分析和讨论.

图 6

Fig. 6

图 6 郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地震台站延迟图(a)和地震事件延迟图(b).蓝色和红色圆圈分别代表正延迟和负延迟，圆圈的大小表示延迟的大小，“+”或“×”表示使用的台站和地震的位置.图中数值的单位是s Fig. 6 Distributions of seismic station delays (a) and event delays (b). The blue and red circles represent positive and negative delays, respectively. The sizes of circles denote the value of delays. The crosses mark the locations of the stations and events used in this work. The unit of the values in the figure is second

万桂梅等(2009)根据郯庐断裂带各段地质结构的不同，将其自南往北划分为南(广济—嘉山)、中(嘉山—昌图)、北(昌图—肇兴)3段，同时又把中段细分成嘉山—潍坊和潍坊—渤海湾2个亚段.本次工作获得的研究区上地幔顶部Pn波速度沿郯庐断裂带的展布具有明显的分段特征，我们自北向南将其划分为A段(36.5°N—40°N)、B段(34.8°N—36.5°N)、C段(32.5°N—34.8°N)及D段(30°N—32.5°N).本文给出的D段与广济—嘉山段对应，而B段加上C段对应于嘉山—潍坊段.图 7给出了投影于地形地貌背景底图的郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部Pn波速度分布图，下面分述这4段特征如下：

图 7

Fig. 7

图 7 投影于地形地貌背景底图的郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部Pn波速度分布 Fig. 7 Pn wave velocity distribution map on top of mantle in the study area projected on topographic background map

A段在上地幔顶部Pn波速度图上表现为NE-SW方向展布、高低速分布的线性边界，很好地勾勒出了隆(胶辽隆起)、凹(渤海湾盆地)构造的边界——郯庐断裂带.作为高、低速边界的A段应力比较容易集中，故而在历史上发生了较多的强震(见图 1).

B段及两侧表现为低速异常分布.跨该段布设的响水—满都拉剖面(马杏垣等，1991)表明，郯庐断裂带切割Moho界面，Moho面在其下方向上隆起，但两侧起伏不大；接收函数剖面(Chen et al., 2006；郭震等，2012)也揭露出郯庐断裂带具有类似的特征.上地幔顶部Pn速度在该段及两侧显示的低速特征，为郯庐带该段的剪切作用已深抵上地幔、热物质的上涌及走滑的构造特征提供了地震学依据，深部热物质的上涌是该段浅部具有较强地震活动性(许汉刚等，2016)的动力来源.

C段同样表现为Pn波高、低速的边界，高、低速的空间展布位置正好与A段相反.高、低速的交界处通常被认为应力容易集中和产生应力差，便于物质和能量的运移和传递而发生地震，然而由图 1可见，该段不仅缺失强震的发生，中小震的分布也呈现出较为稀疏的特征，李家灵等(1994)认为该段处于闭锁状态，我们推测该段地震空区具备未来发生强震的可能性；本文采用近些年来的资料获得其深部结构仅表明其近期仍处于应力集中期，待应力集中到一定程度必将诱发地震.

D段呈现出低速异常分布特征，与前人(汪素云等，2003a；Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；顾勤平等，2016；Zhou and Lei, 2016)获得的结果相吻合.该段的低速原因可能是由于大别造山带下方Moho面较平均深度埋藏更深导致其仍处于下地壳.

研究区上地幔顶部Pn波速度的展布及分段特征不仅与前人相同方法获得的结果(Hearn et al., 2004；顾勤平等，2016；Lü，2019；殷伟伟等，2019)具有一致性，而且得到了由高分辨率广角反射地震探测获得的P波速度在相近深度上结果的支持(徐纪人等，2003；赵志新和徐纪人，2009)，为郯庐断裂带在Moho面的分段提供了地震学依据和制约.郯庐断裂带深、浅耦合的现象表明郯庐断裂带鲁苏皖段是一条贯穿地壳、深抵Moho面的幔源深大断裂带，这一特征尤其是C段已经得到了分辨率很高的深地震反射结果(刘保金等，2015)的证实.由此可见，由上地幔顶部Pn波速度揭示的郯庐断裂带分段特征较前人(万桂梅等，2009)根据郯庐带各段地表的地质构造特征给出的分段结果更为详细.

为分析和对比研究区上地幔顶部Pn波速度结构与地形地貌的关系，笔者将速度结果投影到地形地貌图上(见图 7).由图可见，山地隆起区如鲁西隆起、胶辽隆起、苏南隆起、江南造山带、苏鲁—大别高压-超高压变质带、太行山脉及燕山等表现为低速异常分布，推测其下方上地幔存在着热物质上涌的现象；而在地形上表现为平原的盆地或者凹陷区，如渤海湾盆地、苏北—南黄海盆地及河淮盆地则主要表现为高速异常或弱高波速异常分布，这些地区上地幔顶部强度较大，具有较强的稳定性.由此可以看出，研究区内Pn波高、低速的分布与地形地貌呈反相关的关系，也就说是说，山地隆起区通常呈现为Pn波低速异常区，而平原或凹陷区则表现为Pn波高速异常展布特征.

大地热流是地球内部热动力过程最直接的地表展示，反映了能量平衡和岩石圈的热状态.Pn波速度和大地热流的对比关系，实质上反映的是上地幔顶部Pn波速度和上地幔顶部温度变化间的关系.Jackson和Rigden(1998)和Geos等(2000)的研究结果表明，上地幔顶部温度变化是引起地震波速度发生变化的主要因素.本文利用中国大陆地区大地热流数据第四版汇编结果(姜光政等，2016)，采用最小曲率插值算法(Minimum Curvature Interpolation Algorithms)绘制出郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的大地热流分布图 8，以便于将研究区Pn波速度与大地热流作对比分析，为方便与速度结果对比，高温采用红色，低温采用蓝色显示.

图 8

Fig. 8

图 8 研究区大地热流分布图(观测值据姜光政等，2016).白色五角星符号为热流值测点的地理位置，未测点采用最小曲率插值算法求得 Fig. 8 Distribution of observed Earth heat flow in the study area (observed value from Jiang et al., 2016). The white five-pointed star symbols mark the locations of heat flow value measurement point. Unmeasured points are obtained by the minimum curvature interpolation algorithm

由图可见，研究区内的大地热流分布同样表现出具有明显的横向非均匀性.值得注意的是，本文4.1小节讨论的研究区内郯庐断裂带的分段特征在大地热流图 8中仍然能够得到类似的展现，分段特征效果稍差的原因是大地热流值的测点较为稀疏，本文采用插值算法获得的研究区大地热流平面展布图的采样率和横向分辨均不如Pn波层析成像.对比Pn速度分布(图 4b)和图 8发现，Pn波高速异常区总体上对应于低热流分布地区，如具有明显高速的渤海湾盆地和苏北—南黄海盆地表现为低热流区，而在鲁西隆起、胶辽隆起、太行山及大别东段等一系列的低速分布区具有较明显的高热流值，高温意味着其下方可能存在着幔源高压、高温热物质的上涌.由此可见，在郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区的Pn波速度与大地热流总体上呈负相关的关系，上地幔存在温度差异是导致研究区上地幔顶部Pn速度变化的主要原因.

上地幔顶部速度变化有可能反映岩石圈强度的变化，而岩石圈强度的变化与地震活动的深部构造背景密切相关.汪素云等(2013)认为，上地幔顶部Pn波速度分布是了解强震孕育和发生的深部构造背景、研究强震发生机理的重要手段之一.为了探讨研究区上地幔顶部Pn波速度与强震震中分布间的关系，我们将研究区内历史上震级M≥6.0的强震用白色实心圆圈投影于Pn速度结果图上(图 4).

由图可见，Pn波速度的横向变化与强震的发生具有一定的关联性.首先，在Pn速度结构图上表现为线性异常带的地震带或深大断裂带由强震震中分布很好地勾勒出来，如渤海湾盆地内的NW-SE向弱高波速异常带——华北平原地震带，南黄海高速区域中NNE-SSW向的弱高波速异常带——本文推测存在的切割Moho面的深大断裂带，这些速度异常中的一些线性带能被强震震中很好地描绘出来.其次，强震大多数发生在研究区上地幔顶部Pn波低速区域或者高、低速的过渡地带，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和运移.由此可见，研究区内强震的孕育及发生与上地幔顶部介质具有的横向非均匀性密切相关，强震主要发生在高、低速过渡带或者低速异常区的地壳内，这一认识与前人(汪素云等，2003a；吕子强等，2016)观点一致.

本文(后面简称为后文)为着重探讨郯庐断裂带鲁苏皖段的分段特征及其深部结构特征，在前文(顾勤平等，2016)的基础上不仅扩大了研究目标区的范围，同时也补充了区内近几年积累的Pn震相数据，再一次反演重构了该区上地幔顶部Pn波速度及方位各向异性分布.前文得出研究区(29°N—38°N，115°E—122°E)上地幔顶部Pn波平均速度为7.95 km·s^-1，本文在扩大研究区范围(29°N—40°N，113°E—124°E)后得到的平均速度增大为7.97 km·s^-1，由图 4可见渤海湾盆地及南黄海盆地大多呈高速异常分布，推测是由这些区域的高速引起了整个研究区域平均速度的提升.下面将对前、后文的一些异、同点展开简要的讨论.

总体上，前、后文获得的Pn波速度展布特征具有高度的相似性.按照4.1节的郯庐断裂带分段法，前、后文在A段(潍坊以北)和C段(新沂—嘉山)均呈现为Pn波高、低速的边界；B段(潍坊—新沂)和D段(嘉山—广济)均表现为低速异常分布，这些特征在前人的研究结果(Hearn and Ni, 2004；Pei et al., 2007；吕子强等，2016；Lü，2019；王倩等，2018；殷伟伟等，2019)中也得到了较好的展示，在研究目标区的核心部位——郯庐断裂带处获得的结果具有高度的一致性，表明反演结果可信；但是，后文的反演结果与地质构造特征吻合得更为理想，例如，隆(胶辽隆起)、凹(渤海湾盆地)构造的边界即郯庐断裂带由Pn波高、低速勾勒的特征在后文中得到了更为充分的展示.前、后文Pn波高、低速的分布与区内的地形地貌均呈现出负相关的关系，然而，这一反向关系在本文体现得更佳.例如，前文在鲁西隆起低速分布区中间夹杂有一条NNE-SSW向弱高波速异常带，而由本文得出的Pn波低速特征将近圆形的鲁西隆起边界勾勒得很是清晰，其间不再夹杂有弱高波速带，与地质构造特征吻合更佳的结果表明本文获得的结果更具可靠性.不仅如此，在扩大研究区范围、补充数据量后，由Pn波速度勾勒出的渤海湾盆地、苏北—南黄海盆地等地质构造单元的边界也变得较前文(顾勤平等，2016)和前人(裴顺平，2002；Hearn et al., 2004；Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；Lü，2019；殷伟伟等，2019)的结果更为清晰.此外，本文更是获得了一些前文(顾勤平等，2016)和前人(裴顺平，2002；汪素云等，2003a；Hearn et al., 2004；Liang et al., 2004；Pei et al., 2007；李志伟等，2011；吕子强等，2016；Zhou and Lei, 2016；王倩等，2018；Lü，2019；殷伟伟等，2019)所未能分辨的细节之处，如由强震震中分布勾勒出的渤海湾盆地内NE-SW向展布的弱高波速异常带——华北平原地震带和南黄海海域中NNE-SSW向弱高波速异常带——我们推测下方存在一切割Moho面的深大构造带(图 4).

前、后文的Pn波方位各向异性存在一定程度上的相似性，如苏鲁造山带以及南黄海北部，Pn快波方向均表现为NE-SW向展布；苏南隆起快波优势方向为NE-SW向；然而，前、后文方位各向异性的吻合度不如速度结果那么好.前文得出“Pn波各向异性的强弱与速度分布存在一定的关联性，即低速区或高低速过渡区各向异性强度较大”；本文将这一早期的初步认识修正为“Pn波各向异性的强弱与地质构造的活动性相关，活动性越强各向异性强度越大”，我们认为这样的结论更为贴切实际情况.例如，渤海湾盆地、渤海区域以及南黄海这些地震活动频度高、震级大的地区(见图 1)，Pn波方位各向异性强度也较强，这些现象在前人的结果(吕子强等，2016；殷伟伟等，2019)中也能观测到，然而，这些区域的Pn波速度大多呈现为高速或者高、低速相间分布.此外，前文得出表现为明显高Pn波速异常的苏北盆地，具有整个区内最弱的方位各向异性—几乎不能被Pn波探测观察到，而本文在增加一定数据量后反演得出在该构造单元内不仅具有Pn波高速异常分布，而且方位各向异性强度也不弱，这与前人采用相同方法获得的结果(汪素云等，2003a；Zhou and Lei, 2016；Lü，2019；殷伟伟等，2019)保持一致；同时，快波方向呈现出与NE-SW向断裂构造展布一致的方向，Pn波方位各向异性观测的是上地幔顶部最近一次构造运动被“冻结”的形变痕迹，两者保持一致表明后文的反演结果更为可信.

由此可见，本文在扩大研究范围、补充足量的Pn震相数据后，反演结果的可靠性和分辨能力较前文有所提高，尤其是由Pn波速度揭露的郯庐断裂带分段特征与地质构造特征吻合得更佳，据此，我们有理由相信本文的反演结果更为可靠，在补充不断积累的Pn震相数据后开展更为精细的反演推算工作，我们对郯庐断裂带深部结构的认识也在随之提高，这是值得我们欣喜的.

本文采用时间项法研究了郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区(28°N—40°N，113°E—124°E)上地幔顶部Pn波速度结构及方位各向异性的基本特征，不仅与前文(顾勤平等，2016)和前人(汪素云等，2003a；王倩等，2018；Lü，2019；殷伟伟等，2019)相似地区的反演结果展开了对比，并且与区域地质构造特征、地表地形地貌、强震活动分布、地壳厚度及大地热流作了对比研究，据此发现本文获得的反演结果具有较高的可靠性.有针对性地圈选郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区为研究目标区，更为鲜明地将郯庐断裂带在上地幔顶部的分段特征给展示了出来.将Pn波快波方向与包括面波、接收函数及地壳和上地幔SKS波各向异性结果及研究区最大水平主压应力展开对比，最后认为单个地震各向异性研究手段的观测结果均具有片面及低分辨等问题，只有联合多种观测手段的结果来综合探讨壳幔形变和地球动力学等的探索研究工作才具有实际意义.研究结果有助于提高区内深部结构条件、孕震环境和强震发震机理的认识.此外，考虑各向异性的反演结果，有助于探讨岩石圈演化、壳幔形变及小尺度对流分布和形态等问题.

在前文基础上扩大了研究范围并补充了Pn震相数据，经筛选后采用由2163个地震及301个地震台站构成的总计9156条地震射线，反演得到了郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区Pn波平均速度为7.97 km·s^-1.结果表明，郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区上地幔顶部存在明显的横向非均匀性和具有随空间分布的各向异性特征，不同地质构造单元有着不同的动力学驱动机制.特征如下：(1)Pn波速度在活动构造区呈现出低速分布，而在构造稳定区则显示为高速分布.(2)Pn高、低速分布与地形地貌、大地热流呈现出负相关的关系.(3)Pn波速度很好地勾勒出了郯庐断裂带的分段特征，本文的研究结果支持郯庐断裂带在研究范围内、上地幔顶部可细分为4个亚段.(4)Pn波速度与强震的发生具有一定的关联性，强震绝大多数发生在Pn高、低速的过渡地带或者低速区域的地壳内.(5)Pn波各向异性的强弱与地质构造的活动性相关，活动性越强各向异性强度越大.(6)在南黄海海域发现一条NNE-SSW向展布的弱高波速异常带，该异常带被强震震中分布清晰地勾勒出来，推测沿该异常带存在一条切割Moho界面的深大断裂.(7)由地震台站的时间延迟项分布可以反映出研究区地壳厚度的埋深情况，总体上自SE往NW呈增厚的趋势.