地震学报  2010, Vol. 32 Issue (1): 12-22
欧亚大陆及西太平洋边缘海地区瑞雷波群速度结构与各向异性分布
顾勤平1 , 朱介寿2, 康清清1, 程先琼2, 边立恩3    
1. 江苏省地震局, 南京, 210014;
2. 成都理工大学信息工程学院, 成都, 610059;
3. 中海石油(中国)有限公司天津分公司勘探开发研究院, 300452
摘要:根据欧亚大陆及西太平洋地区102个数字化台站记录的近万次地震事件的长周期垂直向瑞雷波资料,利用时频分析方法测量并筛选后共得到11213条质量较高的基阶瑞雷波群速度频散资料.纯路径频散的反演中同时计算方位各向异性,反演获得了欧亚大陆及西太平洋边缘海地区(10°E-150°E,10°S-80°N)8-200 s共28个周期的瑞雷波群速度及各向异性空间分布图象.瑞雷波高分辨率层析成像表明,30-60 s周期,以青藏高原为中心呈极低速分布; 100-120 s周期,速度差异幅度较大,在东亚东部及西太平洋边缘海,自北向南显示出一条宽2500-4000 km,长约8000 km的巨型低速异常带.相对海洋来说,欧亚大陆各向异性强度较弱且快波方向较复杂.由于受到印度板块与欧亚板块的碰撞,中国大陆西部的各向异性强度明显大于东部.
关键词欧亚大陆    西太平洋    群速度    方位各向异性    瑞雷波    层析成像    
Rayleigh wave group velocity and its azimuthal anisotropy in the Eurasia and western Pacific marginal sea region
Gu Qinping1 , Zhu Jieshou2, Kang Qingqing1, Cheng Xianqiong2, Bian Lien3    
1. Earthquake Administration of Jiangsu Province, Nanjing, 210014;
2. College of Information Engineering, Chengdu University of Technology, Chengdu, 610059;
3. Research Institute of Exploration and Development, Tianjin Branch of China National Offshore Oil Company, 300452
Abstract: Using an frequency-time analysis method and vertical component Rayleigh wave records at 102 seismograph stations from nearly ten thousands earthquakes in the Eurasia and western Pacific marginal sea region, we measured fundamental mode Rayleigh wave group velocity dispersion curves in a period range from 8 s to 200 s for 11213 paths. We took azimuthal anisotropy into consideration when we performed pure-path dispersion inversion. Through the inversion we obtained 28 maps on spatial variation of group velocity and its azimuthal anisotropy for the periods from 8 s to 200 s in the Eurasia and western Pacific marginal sea region(10°E-150°E,10°S-80°N). The high-resolution Rayleigh wave tomographic images indicate that: for a period range from 30s to 60s, velocities are very low in and around the Qinghai-Xizang Plateau region; for a period range from 100 s to 120 s, a giant low-velocity anomaly belt, 2500 to 4000 km wide and 8000 km long, is seen in eastern part of the East Asia and Western Pacific marginal sea region. Compared with the sea region, a relatively weak anisotropy and complex azimuthal variation of the fast velocity direction is observed in the Eurasia continental region. As a result of the collision between the Indian and the Eurasian plate, the anisotropy in western part of China mainland is obviously more remarkable than that in its eastern part.
Key words: Eurasia region    western Pacific sea region    group velocity    azimuthal anisotropy    Rayleigh wave    tomography    
引言

早在二叠纪乌拉尔洋的最终闭合使俄罗斯地台与西伯利亚地台镶接,其间形成南北走向的乌拉尔褶皱带,从此欧亚大陆连为一体. 在经历漫长而又复杂的地质演化后,欧亚大陆及西太平洋边缘海拥有着世界上最复杂的地形地貌,面积最大的平原(亚马逊平原)、 世界上最高和最年轻的山系(喜马拉雅造山带)、 世界上最深的海底洼地(马里亚纳海沟)都在这一区域. 西太平洋具有世界上规模最大和最发育的沟弧盆体系. 独特的地形地貌特征及特殊的动力学背景使欧亚大陆及西太平洋边缘海成为当今地球物理学者研究的热点. 图 1为欧亚大陆及边缘海构造分区略图,显示了板块、 陆块、 海盆、 造山带的拼合关系. 这些主要的板块及造山带分别为: ① 前寒武纪巨型地盾及克拉通地块; ② 前寒武纪小型克拉通地块或板块; ③ 显生宙造山带及汇聚地块; ④ 陆-陆碰撞增厚型造山带及地块; ⑤ 新生代边缘海海盆; ⑥ 大陆裂谷盆地及增生地块(朱介寿等,2007).

20世纪50年代开始利用地震面波研究地壳上地幔结构,由于当时资料及反演方法的限制,只能获得大范围的水平层状结构. 到20世纪80年代中期,全球数字地震台网的建立,极大地拓展了面波研究地球结构的深度和精度. 利用瑞雷波频散研究地壳上地幔的速度结构已取得了不少成果. 冯锐等(1981)徐果明等(2007)先后利用瑞雷波相速度对中国大陆或部分区域的速度结构进行了研究. 而利用瑞雷波群速度频散资料的研究则相对较多(朱介寿等,2002宋仲和等,1992顾勤平等,2007). 这是因为瑞雷波群速度频散的提取要比相速度频散的提取容易得多. 但是瑞雷波群速度频散的提取有许多误差(徐果明等,2007),其主要来源有: ① 各向异性对面波传播的影响; ② 面波传播的非大圆路径效应; ③ 震中定位的不准确性; ④ 发震时间计算的误差; ⑤ 地震发震时断层破裂过程的影响. 因此,层析反演时若能将方位各向异性计算在内,则有可能改善对地壳和上地幔结构的理解.

地壳(主要是下地壳)和上地幔岩石通常是各向异性的,但是各向异性的起因并不是唯一的. 在地壳,裂隙分布扮演了各向异性的主要角色; 在上地幔,通常用α-橄榄石的晶格 优势方位来解释,并与板块运动和构造作用有关(王良书等,2005). 地球物理学家对地壳上地幔各向异性的研究已取得了大量成果(Forsyth,1975Tanimoto,Anderson,1985Trampert,Woodhouse,2003Huang et al,2004). Raitt(1963)首次在太平洋东北发现了Pn波传播速度随方位角改变而变化,随后Hess(1964)利用各向异性对这种现象进行了解释,成为地震各向异性研究的开端. 地震面波层析成像方法可以同时获得地壳上地幔S波速度结构和方位各向异性分布,并且水平传播的面波能够提供一定程度的垂直分辨率. 因此,面波层析成像是地壳上地幔S波速度结构及各向异性知识的重要来源. Forsyth(1975)首次在Nazla板块发现了瑞雷波群/相速度对方位角的依赖性这一现象. 瑞雷波各向异性分为两种: 第一种是由于瑞雷波和勒夫波极化方向的不同产生速度的差异,通常称为极化各向异性; 第二种是方位各向异性,即瑞雷波群/相速度与传播路径的方位角有关. Tanimoto和Anderson(1985)得到瑞雷波和勒夫波不同周期的方位各向异性分布图象; Trampert和Woodhouse(2003)得到全球基阶瑞雷波各向异性相速度分布图象; Huang等(2004)得到东亚地区瑞雷波的方位各向异性分布图象. 本文利用挑选出的2 006次地震事件得到的11 213条瑞雷波群速度频散资料,在提取每个网格内纯路径群速度值时把方位各向异性计算在内,反演得到了欧亚大陆及西太平洋边缘海地区8—200 s共28个周期的瑞雷波群速度及各向异性分布图象,并用检测板方法对周期为100 s的群速度反演结果的分辨率进行了测试.

图 1 欧亚大陆及边缘海地区构造分区略图(朱介寿等,2007) Fig. 1 A tectonic sketch map for Eurasia and surrounding marginal sea region(Zhu et al,2007)
1 资料处理及反演方法 1.1 资料选择

利用分布于欧亚大陆及西太平洋区域的宽频带数字地震仪(包括全球数字地震台网GDSN、 DWWSSN、 中国数字地震台网CDSN、 地球探测镜GEOSCOPE)记录,搜集了亚洲、 欧洲、 非洲部分地区和澳洲,以及印度洋、 西太平洋地区的102个数字地震台记录的40°W—180°E、 40°S—80°N范围内近万次地震事件,并从中挑选出1982—2007年的2 006次地震事件的长周期波形记录. 地震事件的震源参数(包括震中、 震源深度、 中心矩张量CMT)来自美国哈佛大学和国际地震中心(ISC)通报. 这些地震事件震级绝大部分在5.0—7.0之间,震源深度小于100 km,震中距一般大于10°.

每条路径的地震面波记录在采用之前都经过严格的筛选,筛选原则为: ① 选用的地震记录信噪比较高且记录没有发生超调的现象; ② 剔除两次或两次以上地震重叠的记录; ③ 要求选用的瑞雷波垂直波形记录较清晰,并且经过时频分析后能观察到连续清晰的波包能量到时. 所用台站及震中位置分布如图 2所示.

图 2 面波传播大圆路径分布. 图中的大三角符号表示台站,小圆表示震中 Fig. 2 Great circle paths of surface wave propagation. Big triangles represent stations, and small circles denote earthquake epicenters
1.2 瑞雷波群速度和各向异性反演

面波层析成像一般分为两步: 首先进行混合路径频散的测量,然后反演得到研究区域内纯路径频散的分布. 在第一步混合路径频散测量中采用Dziewonski等(1969)提出的多重滤波技术,提取了8—200 s共28个周期的瑞雷波群速度频散曲线. 该方法先在频率域中滤波分离出某一中心频率附近的成分,再经过傅里叶逆变换在时间域中观察其随时间的变化. 在时间-频率域中采用快速傅里叶变换提高了多重滤波的计算效率,在时频分析中采用高斯窗函数作为带通滤波器得到了最佳的时间-频率分辨能力. 经过筛选,共得到11 213条质量较高的频散曲线,射线路径分布如图 2所示,较好地覆盖了研究区域.

第二步纯路径频散测量时考虑瑞雷波群速度对方位角的依赖性. Smith和Dahlen(1973)研究了弱各向异性介质中的面波传播问题,给出了面波群/相速度与方位角之间的关系式

式(1)中,ω是角频率,是从波数矢量的方位角. 系数A0(ω)是各向同性介质中的速度; A1(ω),A2(ω),A3(ω)及A4(ω)表示各向异性系数. Montagner和Nataf(1986)根据实验数据指出,瑞雷面波传播时式(1)中的2项远大于4项,且通常4项可以忽略. 本研究中我们提取出所有路径上瑞雷波的群速度值, 然后沿经、 纬度方向将研究区域划分成1°×1°的网格,每个网格内的面波群速度值为

反演矩阵可以写成以下等价形式:

式(3)中矩阵 G为数据核,解矢量m包括待求解的所有模型参数(包括慢度扰动和每个网格内的各向异性参数),d为走时残差向量. 由于射线数的不均匀分布及数据误差等问题的影响使方程是高病态的,导致反演结果不稳定. 因此我们在求解过程中加入了光滑约束(Lees,Crosson,1989Liang et al,2004),使用阻尼最小二乘法(Paige,Saunders, 1982ab). 在本研究中对该算法作了预处理,一个预处理矩阵 P 被应用到式(3)从而得到等价式

式(4)中, G′=GP,m′=P-1m. 我们选择预处理矩阵 P 形式时参考了Hearn和Ni(1994)的作法,为

式(5)中的对角矩阵Pc,Pst和Peq的维数分别是网格单元总数的3倍、 台站数及地震事件数. 对角阵Pc中的元素由给定. 其中,Di表示射线路径i的总长度,di表示路径i在通过相关网格内的长度. 对角阵Pst和Peq中的元素由给定,Nr表示通过台站或事件的射线数. 反演时假定模型是横向均匀且各向同性的,同时反演研究区域不同周期的瑞雷波速度横向不均匀性和方位各向异性. 这样求解既保持了解的稳定性和光滑度,也使解更集中于大尺度的变化. 最后反演得到8—200 s之间共28个周期的纯路径群速度值. 由式(2)中的系数A1(ω)及A2(ω)求得方位各向异性的强度为[A1(ω)2+A2(ω)2]1/2,快波方向为(1/2)tan-1[A2(w)/A1(w)].

2 反演结果的分析

为了从整体上定量地分析分辨率,采用Checkboard方法计算了周期为100 s、 网格为2°×2°的群速度反演分辨率,检测板检验的结果如图 3所示. 由图可见,对于欧亚大陆可以得到较理想的分辨率,而部分边缘地区2°×2°分辨率则较差. 反演结果显示,面波群速度结构及各向异性总体分布特征与目前已有的研究结果基本一致(Trampert,Woodhouse,2003Debayle et al,2005),整个研究区域呈现出较为复杂的各向异性分布特征. 在成结果图时考虑到研究目的,相对搜集数据的区域而言,合理地缩小了成图范围. 程序计算时我们采用1°×1°的网格,成群速度及方位各向异性周期分布图时网格分别采用1°×1°和2°×2°. 下面对具有代表性的4个周期的瑞雷波群速度及方位各向异性分布图象作分析与讨论.

图 3 100 s周期时2°×2°的检测板分辨率测试结果 Fig. 3 Result of 2°×2° checkerboard test at period 100 s
2.1 主要构造单元的瑞雷波群速度结果分析

由于面波具有频散的性质,某一个特定周期的波的能量集中在相当大深度范围内(长剖面上的平均值),并与该深度上速度结构和方位各向异性的特征相联系. 反演结果显示: 同一类型的板块或地块的岩石圈或软流圈的速度结构十分相似,呈现出其独有的速度分布特征; 不同类型板块或地块的速度结构有重大差异. 短周期面波群速度对沉积层有清楚显示,中周期面波群速度对地壳厚度反映清楚,而长周期面波群速度则主要反映岩石圈的厚度和年龄(Priestley et al,2006).

3 0 s周期的瑞雷波群速度分布主要对20—50 km深度范围内的横波速度结构最为敏感,其分布图象受地形和地壳结构的影响较大. 从图 4a可以看出,相对海洋而言,欧亚大陆整体上显示为低速,其中尤以欧亚大陆南部地中海、 土耳其、 扎格罗斯造山带、 里海、 伊朗、 帕米尔、 青藏高原、 缅甸较为突出. 欧亚大陆的地盾和克拉通区(波罗的地盾、 东欧地台、 西西伯利亚地块、 西伯利亚地块、 印度地盾、 哈萨克斯坦地块)显示为较高速度. 中国大陆东部及其边缘海地区群速度明显高于西部,高速区呈北北东向分布. 以青藏高原为中心的大范围极低速异常已向周围延伸到塔里木、 华北、 上扬子及蒙古—贝加尔—大兴安岭地块. 松潘—甘孜地块的极低速区已向该地块的中西部收缩,认为是由于高原东部地壳厚度而表现出显著的低速. 这一观点与马杏垣(1989)的青藏高原东缘布格重力异常等值线吻合较好. 在这一深度范围速度差异dv/v达±0.16.

图 4 不同时期(T)的瑞雷波群速度及方位各向异性分布图像 Fig. 4 Rayleigh wave group velocity maps and azimuthal anisotropy at different periods

60 s周期的瑞雷面波群速度分布主要反映上地幔顶部(约至100 km)横波速度结构. 中国大陆西部主要是印度板块与欧亚板块碰撞引起的岩石圈汇聚增厚区,东部则主要是由于软流圈上涌(地幔热物质上升)引起的岩石圈拉张减薄区. 由于受地壳厚度的影响,中国大陆西部(105°E以西)地区的速度分布特征不同于中国大陆东部,东部的群速度值明显高于西部. 青藏高原至蒙古—贝加尔—大兴安岭地块、 西西伯利亚地块中部及扎格罗斯造山带仍显示为显著的低速异常. 青藏地块低速区受到南(印度板块)、 西北(塔里木盆地与天山)、 东(扬子板块)3个方向的高速结构的夹击,这些高速结构可能起着阻挡软流圈流动的作用,导致软弱的物质向东南方向逃逸. 欧亚大陆的地盾和克拉通区(波罗的地盾、 东欧地台、 西西伯利亚地块、 西伯利亚地块、 印度地盾、 哈萨克斯坦地块)显示为较高速度.

随着周期的增加,瑞雷波群速度分布特征由受地壳因素的影响转变为受岩石圈的构造特征控制. 图 4c显示,青藏高原仍为低速异常但范围已大大缩小,青藏高原具有“冷”幔“热”壳的特性. 喜马拉雅造山带及塔里木地块已由低速转为高速,而哈萨克斯坦地块则由高速转为低速且东部低速异常向北延伸. 东亚地区和西太平洋边缘海大范围的低速异常十分显著,其中尤以鄂霍次克海海盆、 日本海盆、 冲绳海沟、 海南岛及南海海盆、 苏禄海及苏拉威西海、 婆罗洲、 菲律宾海,以及华北地区的低速异常表现突出. 沿日本伊豆、 小笠原群岛至马里亚纳海沟(太平洋板块俯冲带)以及沿日本列岛、 菲律宾海沟及印度尼西亚岛弧出现高速异常带(西太平洋、 菲律宾海及印度洋板块俯冲带). 在这一深度范围速度差异dv/v为±0.05.

1 20 s周期的群速度分布可以反映软流圈的横向差异,软流圈埋深浅、 规模大的区域将表现出低速异常分布. 图 4d显示青藏高原除柴达木盆地显示为较低速异常外均显示较高速分布,其速度可与印度板块、 扬子、 塔里木等地块相比,表明青藏高原岩石圈地幔部分为较冷的和高速的克拉通地块. 这一结果与朱介寿等(2007)的研究结果基本一致. 扬子地块的西部表现为显著的较高速区并持续到更长的周期,认为扬子地块的核心部分有很深的地幔根. 欧亚大陆北部及西伯利亚地盾和克拉通区的高速异常十分突出. 波罗的地盾、 东欧地台、 西伯利亚地台及中亚地区、 印度地盾、 青藏高原、 塔里木、 上扬子地块仍为高速异常区. 伊豆、 小笠原群岛至马里亚纳海沟,以及菲律宾海沟都出现显著的高速异常.

2.2 主要构造单元的瑞雷波方位各向异性结果分析

地震波各向异性的观测结果可以提供地下矿物的性质,各向异性介质的内部结构,地球内部物质的流动,以及运动方式等信息,反映了地球内部地球动力学过程. 图 4给出了4个不同周期的瑞雷波群速度的各向异性分布图象. 图中短实线走向表示快波方向,短实线长短表示各向异性强度的大小,将各向异性投影在瑞雷波群速度图象上以便作对比分析. 由于大陆岩石圈比海洋岩石圈相对软弱,具有较高的流变性和粘度,较小的密度和较低的温度,因此自形成以来一直浮在地球表面漂移. 由图 4可以看出,整个欧亚大陆各向异性强度相对海洋来说较弱,但快波方向较为复杂,大陆岩石圈相对海洋岩石圈而言结构和运动方式较复杂.

图 4a给出了周期为30 s的瑞雷波群速度各向异性分布图象,与中下地壳或地幔顶部(海洋)对应. 30 s周期显示出大规模的方位各向异性存在,不但具有横向变化的特征,而且随深度变化. 大陆地壳中遍布裂隙,由应力引起的各种过程可能使裂隙从优取向,由裂隙引起的各向异性有可能成为大陆地壳中地震各向异性的主要成因. 由图 4a可以看出,整个研究区域内各向异性强度均较大,海洋上快波方向呈现出较强的规律性,而大陆地区则相对较为复杂. 巴伦支海、 阿拉伯海、 及菲律宾海快波方向呈NE- -SW向; 鄂霍茨克海及西太平洋快波方向呈NW- -SE向. 东欧地台、 西西伯利亚地块、 哈萨克斯坦地块及蒙古—贝加尔—大兴安岭地块各向异性强度较大; 快波方向呈NW- -SE向,阿尔卑斯构造带、 地中海、 土耳其、 黑海、 扎格罗斯造山带及阿拉伯板块北部快波方向呈NE向,与构造应力场主压优势方向(谢富仁等,2003)和GPS所观测得到的速度场之间有很好的一致性. 西伯利亚地块西部相对其东部而言各向异性强度较大且快波方向呈近NS向. 印度板块北部快波方向呈NW- -SE向,与板块绝对运动速度方向近似垂直. 青藏高原东缘羌塘地块东部、 松潘甘孜地块、 上扬子地块快波方向呈NW- -SE向. 印支地块、 华夏地块、 下扬子地块及华北地块东部各向异性强度大,快波方向呈NE- -SW向; 松辽—佳木斯地块比较稳定,各向异性强度比较小.

图 4b给出了周期为60 s的瑞雷波群速度各向异性分布图象,与地幔岩石圈相对应. 研究结果表明,上地幔普遍存在各向异性. 上地幔各向异性一般认为是由于形变导致橄榄岩等矿物晶格的优势排列引起的. 产生地幔物质形变的原因可能有多种多样,但是最为直接的原因是板块运动. 板块运动的速度和方向在很大程度上决定着上地幔各向异性的强度和方向. 随着周期(深度)的递增,大部分地区各向异性强度均有变小的趋势,局部地区快波方向发生转变. 相对大陆而言,海洋上各向异性强度较大且呈现出一定的规律性. 巴伦支海、 菲律宾海板块及西太平洋各向异性强度明显变小,巴伦支海和西太平洋快波方向分别由NE- -SW向与NW- -SE向转为近E- -W向与近N- -S向. 西西伯利亚地块北部及西伯利亚地块西部各向异性强度变小趋势较明显,快波方向由近N- -S向或NNW向转为近E- -W向. 波罗的前寒武纪地盾快波方向由近NS向或NNW- -SSE向转为NE- -SW向. 地中海、 土耳其、 黑海、 扎格罗斯造山带、 里海及图兰地块快波方向呈NE向. 青藏地块呈现出较复杂的快波方向,该地块中西部快波方向大致呈NE向,总体上反映出该地块有向北流动的趋势. 青藏高原东缘地幔岩石圈快波方向与中下地壳基本相同,呈NW- -SE向,与SKS波分裂研究结果一致(罗艳等,2004). 青藏高原在南有印度板块推挤,北有塔里木—天山、 阿拉善地体阻挡的作用下,一方面以高原地壳增厚来吸收南北方向的强烈挤压作用,另一方面在东西方向上寻求物质逃逸的通道,逃逸的通道上遇上四川盆地的阻挡致使物质流动方向由NW- -SE向转为近N- -S向. 我们的反演结果也反映出了青藏高原的地球动力学过程.

图 4c图 4d给出了周期为100 s和120 s的瑞雷波群速度各向异性分布图象. 该周期范围内瑞雷波群速度的各向异性分布主要与上地幔约120—200 km深度范围内的物质横波速度结构及各向异性特征相联系. 由图可以看出,随着周期(深度)的进一步增加,大陆上各向异性强度总体上相对海洋而言已经很小,并且仍有局部地区快波方向发生转变,少数地区各向异性强度增强. 印度板块北部快波方向突变尤为突出,其各向异性强度急剧变小且快波方向由NW- -SE向转为NE- -SW向. 随着深度的增加,西太平洋快波方向由地幔岩石圈的近N- -S向转为NE- -SW向. 菲律宾海板块北部各向异性强度相对地幔岩石圈有明显变大的迹象. 中国大陆西部的各向异性特征明显不同于中国大陆东部,中国大陆东部各向异性强度比中国大陆西部小,快波方向大致呈近NS向. 这是中国大陆东、 西部处于不同动力学环境的缘故,即印度板块以低角度向青藏高原下俯冲的原因. 喜马拉雅造山带及拉萨地块与印度板块在该深度范围内群速度值相当,表明印度板块岩石圈可能已经俯冲到喜马拉雅造山带和拉萨地块下面,从而导致青藏高原隆升,岩石圈增厚.

3 讨论与结论

利用瑞雷波群速度频散研究了欧亚大陆及西太平洋边缘海地区的群速度与方位各向异性分布特征. 主要特征如下:

1 )短周期瑞雷波群速度分布受地形和地壳厚度的影响较大. 30—60 s周期显示: 相对海洋而言,欧亚大陆南部地中海、 土耳其、 扎格罗斯造山带、 里海、 伊朗、 帕米尔、 青藏高原和缅甸较为突出. 100—120 s周期显示: 在东亚东部及西太平洋边缘海,速度差异幅度较大,自北向南显示出一条宽2 500—4 000 km、 长约8 000 km的巨型低速异常带. 中国大陆及邻区瑞雷面波群速度分布横向差异显著,根据横向不均匀性特征,在所有周期上以大约沿105°E线划分成东、 西两部分. 东西两部分群速度结构有着巨大的差异,西部主要是印度板块与欧亚板块碰撞引起的岩石圈汇聚增厚区,瑞雷面波群速度值比较低; 东部则主要是由于软流圈上涌(地幔热物质上升)引起的岩石圈拉张减薄区,瑞雷面波群速度值比较高. 青藏高原在100 km以上仍为低速异常,100 km以下急转为高速异常,表明这一陆-陆碰撞陆块的地壳与地幔的结构和特性有很大变化,即地幔部分可能为古老的冈瓦纳板块插入置换. 青藏高原南部具有“冷”幔“热”壳的特点.

2)地壳中遍布的裂隙及上地幔矿物的优势取向的改变分别是产生地壳及地幔中地震波速各向异性的主要成因. 地壳上地幔物质是强各向异性的,而且各向异性强度基本上会随着深度的增加而变小. 相对海洋上各向异性强度大且快波方向呈现一定的规律性特征而言,整个欧亚大陆各向异性强度较弱且快波方向较为复杂. 100—120 s周期显示: 印度板块呈NE向,并且喜马拉雅构造带及拉萨地块群速度值与印度板块相当. 我们认为,印度板块岩石圈可能已经俯冲到喜马拉雅造山带和拉萨地块下面,导致青藏高原隆升、 岩石圈增厚. 基阶瑞雷波的各向异性反映了大尺度的板块构造运动,大尺度各向异性与板块速度方向之间存在很好的统计一致性; 大尺度构造运动发生的区域,快瑞雷波与快Pn波波速方向基本一致. 这与Montagner和Griot-Pommera(2000)的看法吻合.

参考文献
[1] 冯锐,朱介寿,丁韫玉,陈国英,何正勤,杨树彬,周海南,孙克忠.1981.利用地震面波研究中国地壳结构[J].地震学报,3(4):335-350.(1)
[2] 顾勤平,朱介寿,伍练,陈磊.2007.欧亚大陆及西太平洋边缘海瑞利面波层析成像研究[J].CT理论与应用研究,16(2):36-41.(1)
[3] 罗艳,黄忠贤,彭艳菊,郑月军.2004.中国大陆及邻区SKS波分裂研究[J].地球物理学报,47(5):812-821.(1)
[4] 马杏垣(主编).1989.中国岩石圈动力学地图集[M].北京:中国地图出版社:56-187.(1)
[5] 宋仲和,陈国英,安昌强,陈立华,庄真,傅竹武,吕梓龄,胡家富.1992.中国东部及其相邻海域S波三维速度结构[J].地球物理学报,35(3):316-329.(1)
[6] 王良书,陈运平,米宁,刘绍文,李成,徐鸣洁,李华.2005.从地震波各向异性到各向异性地震学:地震波各向异性研究综述[J].高校地质学报,11(4):544-551.(1)
[7] 谢富仁,崔效锋,赵建涛.2003.全球应力场与构造分析[J].地学前缘,10(增刊):22-30.(1)
[8] 徐果明,姚华建,朱良保,沈玉松.2007.中国西部及其邻域地壳上地幔横波速度结构[J].地球物理学报,50(1):193-208.(2)
[9] 朱介寿,曹家敏,蔡学林,严忠琼,曹小林.2002.东亚及西太平洋边缘海高分辨率面波层析成像[J].地球物理学报,45(5):646-664.(1)
[10] 朱介寿,曹家敏,蔡学林,严忠琼.2007.欧亚大陆及边缘海岩石圈的结构特性[J].地球前缘,14(3):1-20.(2)
[11] 朱介寿,曹家敏,严忠琼.2007.中国及邻区瑞利面波高分辨率层析成像及其地球动力学意义[J].中国地质,34(5):759-767.(1)
[12] Dziewonski A,Bloch S,Landisman M.1969.A technique for the analysis of transient signals[J].Bull Seism Soc Amer,59(1):427-444.(1)
[13] Debayle E,Kennett B,Priestley K.2005.Global azimuthal seismic anisotropy and the unique plate-motion deformation of Australia[J].Nature,433(7025):509-512.(1)
[14] Forsyth D W.1975.The early structural evolution and anisotropy of the oceanic upper mantle[J].Geophys J R astr Soc,43:103-162.(2)
[15] Hess H.1964.Seismic anisotropy of the upper most mantle under oceans[J].Nature,203(9):629-631.(1)
[16] Hearn T M,Ni J F.1994.Pn velocities beneath continental collision zones:The Turkish-Iranian Plateau[J].Geophys J Int,117:273-283.(1)
[17] Huang Z,Luo Y,Peng Y J.2004.Azimuthal anisotropy of Rayleigh waves in East Asia[J].Geophys Res Lett,31(L15617),doi:10.1029/2004G020399.(2)
[18] Lees J M,Crosson R S.1989.Tomographic inversion for three-dimensional velocity structure at Mount St Helens using earthquake data[J].J Geophys Res,94:5716-5728.(1)
[19] Liang C T,Song X D,Huang J L.2004.Tomographic inversion of Pn travel times in China[J].J Geophys Res,109(B11304),doi:10.1029/2003JB002789.(1)
[20] Montagner J P,Nataf H C.1986.A simple method for inverting the azimuthal anisotropy of surface waves[J].J Geophys Res,91:511-520.(1)
[21] Montagner J P,Griot-Pommera D A.2000.How to relate body wave and surface wave anisotropy?[J].J Geophys Res,105(B8):19015-19027.(1)
[22] Paige C C,Saunders M A.1982a.LSQR:An algorithm for sparse linear equations and least squares problems[J].ACM Transaction on Mathematical Software,8(1):43-71.(1)
[23] Paige C C,Saunders M A.1982b.LSQR:Sparse linear equations and least squares problems[J].ACM Transaction on Mathematical Software,8(2):195-209.(1)
[24] Priestley K,Debayle E,Mc Kenzie D.2006.Upper mantle structure of eastern Asia from multimode surface waveform tomography[J].J Geophys Res,111:B10304,doi:10.1029/2005JB004082.(1)
[25] Raitt R W.1963.Seismic refraction studies of the Mendocino fracture zone(Abstract)[C]//Internatioal Union of Geodesy and Geophysics,General Assembly,Abstract of Papers,v.5:Berkeley,Calif.Internat.Assoc.Physical Oceanography:6-71.(1)
[26] Smith M L,Dahlen F A.1973.The azimuthal dependence of Love and Rayleigh wave propagation in a slightly anisotropic medium[J].J Geophys Res,78:3321-3333.(1)
[27] Tanimoto T,Anderson D L.1985.Lateral heterogeneity and azimuthal anisotropy of the upper mantle:Love and Rayleigh waves 100-250 s[J].J Geophys Res,90:1842-1858.(2)
[28] Trampert J,Woodhouse J H.2003.Global anisotropic phase velocity maps for fundamental mode surface waves between 40 and 150 s[J].Geophys J Int,154:154-165.(3)