馬起楊 許力生, 嚴 川 李春來 許康生

1) 中國北京100081中國地震局地球物理研究所2) 中國蘭州730000甘肅省地震局

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小江斷裂帶北段地殼淺層P波速度各向異性觀測的原理與數(shù)值試驗

1) 中國北京100081中國地震局地球物理研究所2) 中國蘭州730000甘肅省地震局

以二維情形下觀測速度場為各向同性場和各向異性場的疊加為前提， 提出了一種利用走時殘差估算地震波速度各向異性的方法， 即剩余慢度矢量法． 利用小江斷裂帶北段巧家流動地震臺陣24個臺站記錄的3181次地震事件的P波走時殘差， 采用剩余慢度矢量法計算了各觀測臺站周圍水平方向上尺度為0.5°×0.5°, 震源深度為0—5 km的剩余慢度矢量， 由此得到了P波快波和慢波方向． 計算結(jié)果表明， 大部分觀測臺站周圍的P波速度方向性較為一致， 快波方向為ESE向， 慢波方向為NNE向． 快波方向與小江斷裂帶北段應(yīng)力場P軸方向較為一致， 而慢波方向與應(yīng)力場T軸方向一致， 表明應(yīng)力的長期作用可能是導(dǎo)致P波速度各向異性的重要原因．

各向異性 P波速度 走時殘差 小江斷裂帶北段

引言

小江斷裂帶位于青藏高原東緣， 是川滇地塊與華南地塊的邊界帶， 也是眾多地學(xué)家所關(guān)注的熱點地帶． 近年來， 諸多研究者利用剪切波分裂法和Pn波走時成像法(Crampin， 1981)等在中國大陸西南地區(qū)及其周邊區(qū)域開展了大量關(guān)于各向異性的研究工作， 結(jié)果如圖1所示. 其中， 阮愛國和王椿鏞(2002)利用1999—2001年M>5.5， 震中距為85°—110°范圍內(nèi)的11次地震的SKS資料， 采用理論切向分量與實測切向分量擬合的方法研究了云南地區(qū)的各向異性， 結(jié)果表明在(25°N—28°N， 100°E—104°E)區(qū)域快波方向為近NS向， 而在(22°N—25°N， 100°E—104°E)區(qū)域快波方向則為NE--SW向． 黃金莉等(2003)挑選出由177個地震臺站觀測到的震中距為2°—12°的3403次地震的23298個Pn波走時資料， 采用Hearn(1996)反演Pn波速度及其各向異性的方法， 研究了川滇地區(qū)的波速結(jié)構(gòu)和各向異性， 結(jié)果表明： 在川滇菱形地塊北部(26°N—30°N， 100°E—104°E)快波方向為ESE向； 在川滇地塊以南印緬俯沖帶附近(18°N—22°N， 98°E—102°E)快波方向為EW向； 在川滇地塊以西(22°N—26°N， 96°E—98°E)快波方向為NS向． 石玉濤等(2006)利用2000—2003年云南遙測地震臺網(wǎng)的記錄資料， 采用剪切波分裂法研究了云南部分區(qū)域的S波速度各向異性， 結(jié)果表明： 在麗江、 團山、 保山、 滄源等地(22°N—27°N， 97°E—100°E)快波方向為近NS向； 在楚雄附近(24°N—26°N， 100°E—102°E)快波方向為SSE向； 在彌勒和通海附近(23°N—25°N， 102°E—104°E)快波方向為NS向． 崔仲雄和裴順平(2009)利用全國及地方地震臺網(wǎng)資料和1964—2006年ISC數(shù)據(jù)， 采用Pn波走時成像法研究了我國西部及其周邊地區(qū)的波速結(jié)構(gòu)和各向異性， 發(fā)現(xiàn)Pn波快波方向在西南地區(qū)東構(gòu)造結(jié)有順時針旋轉(zhuǎn)的趨勢， 在(25°N—32°N， 98°E—102°E)區(qū)域內(nèi)Pn波快波方向為ESE向． 李飛等(2011)采用Hearn(1996)的Pn波走時成像法研究了(21°N—34.5°N， 95.5°E—107°E)區(qū)域的波速結(jié)構(gòu)和各向異性， 結(jié)果表明： 在(27°N—30°N， 98°E—102°E)區(qū)域快波方向為ESE向， 且近似為EW向； 在(23°N—26°N， 100°E—103°E)區(qū)域快波方向近似為SSE向． 黎源和雷建設(shè)(2012)利用2010—2011年中國地震局地殼應(yīng)力研究所在云南地區(qū)布設(shè)的流動臺站記錄的Pn波走時數(shù)據(jù)和中國地震臺網(wǎng)觀測報告數(shù)據(jù)， 采用Pn波走時成像法(Hearn, 1996)研究了我國中西部地區(qū)的速度結(jié)構(gòu)和各向異性， 發(fā)現(xiàn)松潘—甘孜地塊朝南經(jīng)安寧河—則木河斷裂帶至川滇菱形地塊南部(24°N—33°N， 101°E—104°E)以及四川盆地東南部(24°N—28°N， 104°E—108°E)的快波方向為NW--SE向． 孫長青等(2013)利用370次M>5.5遠震事件的Pms震相， 采用切向能量最小化法研究了云南地區(qū)各臺站下方地殼的各向異性， 發(fā)現(xiàn)云南地區(qū)(22°N—26°N， 98°E—103°E)各向異性方向整體為近NS向．

圖1 近年來中國大陸西南地區(qū)及其周邊區(qū)域速度各向異性研究結(jié)果矩形框為各參考文獻的研究區(qū)域， 黑色虛線框為本文研究區(qū)域． 實線為利用P波走時成像法得到的快波方向, 點線為利用剪切波分裂法得到的快波方向

縱觀已有的研究可知， 中國西南地區(qū)各向異性特征主要表現(xiàn)為： ① 研究結(jié)果所揭示的空間尺度較大； ② 研究方法以Pn波走時成像法和S波偏振法居多； ③ 同一地區(qū)的不同研究結(jié)果之間存在明顯差別； ④ 研究對象主要集中于Pn波和S波．

本文將嘗試一種比較簡單的新方法----剩余慢度矢量法， 利用巧家流動地震臺陣記錄到的數(shù)千次地震事件的P波走時殘差數(shù)據(jù)， 研究小江斷裂帶北段地殼淺層的P波速度各向異性.

1 原理與方法

只考慮二維情形， 設(shè)各向異性介質(zhì)的慢度矢量場為一有散場， 即

(1)

將慢度矢量場分離成各向同性成分s′(r, φ)和各向異性成分s″(r, φ)， 即

(2)

其中，s′(r, φ)和s″(r, φ)分別滿足

式中， r為源點與場點的距離， φ為場點相對于源點的方位角.

將式(2)改寫為

為便于討論問題， 以任意一個慢度矢量為例， 即

或

(3)

可見， 任意一個各向異性慢度矢量等于總慢度矢量與各向同性慢度矢量的差．

現(xiàn)考慮地震波速各向異性， 有

(4)

(5)

如果地震事件相對于某觀測點全方位覆蓋， 那么只要確定各事件相對于觀測點的走時殘差， 即可確定慢度的各向異性． 然而， 觀測方位的有限性和觀測誤差的存在客觀上不允許我們認識和接受過于復(fù)雜的各向異性， 或者說， 討論過于復(fù)雜的各向異性圖像沒有實際意義． 因此， 我們只考慮一種簡單的情形， 即快波方向與慢波方向相互垂直的情形．

為表述方便， 令

首先， 將0°—360°平分成兩部分， 0°—180°和180°—360°； 然后分別計算合成的正剩余慢度矢量p+(φi)(走時殘差大于零)和負剩余慢度矢量p-(φi)(走時殘差小于零)， 即

(6)

(7)

最后將上述兩個矢量合成， 得到總剩余慢度矢量

(8)

為便于記憶， 人為定義走時殘差為理論走時減去觀測走時， 這樣正剩余慢度矢量方向便為快波方向， 負剩余慢度矢量方向便為慢波方向. 另外， 將這種利用走時殘差分析速度各向異性的方法稱為剩余慢度矢量法， 其核心是利用走時殘差計算剩余慢度矢量.

2 研究區(qū)域與數(shù)據(jù)

小江斷裂帶是川滇菱形地塊的東邊界， 是我國強震多發(fā)區(qū)地之一． 尤其是其北段， 被認為是未來發(fā)生M≥7.0地震可能性極高的地帶． 為加強對該地區(qū)地震信號的全面監(jiān)測， 探討大地震孕育、 發(fā)生和愈合的物理過程， 中國地震局地球物理研究所于2012年3月在云南巧家周圍沿小江斷裂帶布設(shè)了18套強震(加速度)地震儀、 18套寬頻帶(速度)地震儀和10套連續(xù)GPS(位移)觀測儀， 并于2012年10月增設(shè)了6套甚寬頻帶地震儀和2套GPS觀測儀， 構(gòu)成了臺間距約為15km的綜合觀測臺陣----巧家臺陣. 該臺陣所使用的強震地震儀為GURALPCMG-5TD， 寬頻帶地震儀為GURALPCMG-3ESPCD，GPS觀測儀為TOPCONGNSS．

自巧家臺陣架設(shè)以來， 共記錄了約8000次地震， 其震中分布如圖2a所示． 為了提高定位的可靠性和精度， 許力生等(2013a)提出了非線性定位法， 并利用巧家臺陣附近的人工地震進行檢驗， 同時利用人工地震給出了臺陣所在區(qū)域最佳的速度模型(許力生等， 2013b)． 考慮到臺陣的定位能力， 本文選取(25.9°N—27.5°N， 102.3°E—103.6°E)作為研究區(qū)域(圖2b)； 選擇該區(qū)域2012年3月—2015年3月發(fā)生的且震源深度小于5km的3181次地震的P波走時殘差數(shù)據(jù)作為本研究的初選數(shù)據(jù)．

圖2 巧家臺陣觀測臺站(藍色三角形)和所記錄地震事件(圓圈)分布(a) 2012年3月—2015年3月記錄的7565次地震事件(綠色圓圈)； (b) 圖2a中矩形框區(qū)內(nèi)震源深度為5 km以下的3565次地震事件(紫色圓圈)和震源深度為0—5 km的3181次地震事件(黃色圓圈)

3 數(shù)據(jù)處理與結(jié)果

為獲得某個區(qū)域的波速各向異性特征， 必須對該研究區(qū)域和觀測數(shù)據(jù)作必要的處理, 主要包括研究區(qū)域各向異性單元劃分、 剩余慢度計算、 數(shù)據(jù)精選以及剩余慢度矢量求和等, 具體處理過程如下：

1) 各向異性單元劃分． 究竟該討論多大空間的各向異性是我們考慮的首要問題． 對各向異性問題本身而言， 空間越小越好， 分辨率越高越好． 但觀測數(shù)據(jù)是否充分、 觀測誤差能否被消除以及觀測結(jié)果是否有意義等， 也均在我們的考慮之內(nèi)． 因此， 必須根據(jù)現(xiàn)有數(shù)據(jù)， 通過不斷嘗試， 選擇合適的空間單元． 鑒于本文僅聚焦地殼淺層的速度各向異性， 即只考慮二維問題， 所以在垂直方向上僅選擇地下0—5km厚的地層進行研究． 在水平方向上， 我們嘗試過0.2°×0.2°， 0.3°×0.3°和0.5°×0.5°的網(wǎng)格單元， 最終選擇0.5°×0.5°的網(wǎng)格單元． 因此， 最終確定的各向異性單元為水平方向上尺度為0.5°×0.5°， 震源深度為0—5km．

2) 剩余慢度計算． 以臺站為源點， 以震中為場點， 根據(jù)式(5)， 利用走時殘差計算場點與源點之間的剩余慢度值， 震中相對于臺站的方位即為剩余慢度矢量的方向．

3) 數(shù)據(jù)精選． 以臺站為源點， 以震中為場點， 分別計算給定單元內(nèi)正剩余慢度值和負剩余慢度值的平均值以及標準差， 剔除誤差大于1倍標準差的數(shù)據(jù)．

圖3給出了J04單元內(nèi)992次地震事件的正、 負剩余慢度矢量值. 以p=0為分界線， 上半部分為正剩余慢度值， 下半部分為負剩余慢度值， 兩部分平均值以綠色實線表示， 藍色虛線為1倍標準差界線. 可以看出， 僅紅色十字所對應(yīng)的數(shù)據(jù)為入選數(shù)據(jù)．

圖3 J04單元內(nèi)992次地震事件的P波剩余慢度值p紅色十字為用于計算剩余慢度矢量的數(shù)據(jù)， 黃色十字為剔除的數(shù)據(jù)． 上、 下兩條綠色實線分別為正、 負剩余慢度值的平均值， 與其相鄰的兩條藍色虛線為1倍標準差界線

4) 剩余慢度矢量求和． 由于我們只考慮一種簡單的各向異性情況， 即快波方向與慢波方向垂直的情況， 所以無需在360°范圍內(nèi)求和． 因此， 首先根據(jù)式(6)和式(7)分別將正剩余慢度矢量和負剩余慢度矢量對折； 然后按照式(8)計算總剩余慢度矢量．

圖4給出了一個各向異性單元的剩余慢度矢量的求和過程． 首先將圖3中992個數(shù)據(jù)進行絕對值大小歸一化并展示于圖4a， 其中正剩余慢度矢量531個， 負剩余慢度矢量461個； 然后剔除偏差大于1倍標準差的數(shù)據(jù)， 即圖4b中灰色數(shù)據(jù)， 保留剩余數(shù)據(jù)， 得到正剩余慢度矢量476個， 負剩余慢度矢量361個， 分別對應(yīng)圖4b中紅色和綠色數(shù)據(jù)； 接著將入選的數(shù)據(jù)進行絕對值歸一化并將方位角大于180°的數(shù)據(jù)對折到0—180°范圍內(nèi)， 如圖4c所示； 最后對所有矢量求和， 得到總慢度矢量(圖4d)． 最終得到的剩余慢度矢量值約為2ms/km， 方位為109°． 但為了突出剩余慢度矢量的方向， 我們將其大小進行了歸一化．

圖4 J04單元剩余慢度矢量值的確定過程(a) 所有的剩余慢度矢量； (b) 剔除(灰色)和所選用的剩余慢度矢量； (c) 對折前(灰色)和對折后的剩余慢度矢量； (d) 合成前(灰色)和合成后的剩余慢度矢量.圖中紅色為正剩余慢度矢量， 綠色為負剩余慢度矢量， 下同

通過剩余慢度矢量求和， 我們只能得到一個矢量(正矢量或者負矢量)． 如果得到的合成矢量為正矢量， 則與其垂直的矢量即為負矢量； 如果得到的合成矢量為負矢量， 則與其垂直的矢量即為正矢量． 重復(fù)上述過程， 每個單元可得到一對剩余慢度矢量——正剩余慢度矢量和負剩余慢度矢量， 也就得到了每個觀測臺站周圍給定單元的速度各向異性方向．

圖5—10展示了確定巧家臺陣24個觀測臺站周圍各向異性時所使用的地震事件覆蓋情況． 可以看出， 有些地震事件多(如B05臺站， 1195次地震事件)， 有些地震事件少(如C02臺站， 27次地震事件)， 有些方位覆蓋好(如B05臺站)， 有些方位覆蓋差(如C02臺站)． 總體而言， 臺陣北段數(shù)據(jù)多、 覆蓋好， 而臺陣南段數(shù)據(jù)少、 覆蓋差．

圖5 A01， A02， B01和C01臺站位置(a)及各臺站可用的地震事件覆蓋圖(b)N為地震事件數(shù)目， 黃色圓圈為地震事件震中， 黃線實線為地震射線，下同

圖6 B02， B03， B04和C02臺站位置(a)及各臺站可用的地震事件覆蓋圖(b)

圖7 A03， A04， J01和J02臺站位置(a)及各臺站可用的地震事件覆蓋圖(b)

圖11a和表1集中展示了巧家臺陣24個觀測臺站剩余慢度矢量的大小和方向． 可以看出： 24個觀測臺站中只有5個臺站的剩余慢度矢量為負， 其余均為正； 各觀測臺站的剩余慢度矢量大小不同， 但懸殊不大， 均約為2ms/km； 多數(shù)剩余慢度矢量方向為ESE向．

圖9 C03， C04， J04和J06臺站位置(a)以及可用的地震事件覆蓋圖(b)

圖10 B06， C05， C06和J07臺站位置(a)以及可用的地震事件覆蓋情況圖(b)

各觀測臺站剩余慢度值的差異是速度非均勻性的反映， 在此暫不討論． 為了突出速度的各向異性， 我們將P波快波方向和慢波方向展示于圖11b中， 圖中紅色表示快波方向， 綠色表示慢波方向． 可以看出， 除數(shù)據(jù)較少和(或)方位覆蓋較差的臺站外， 多數(shù)臺站的快波方向均為ESE向， 尤其是在數(shù)據(jù)密集的臺陣北段．

圖11 巧家臺陣各臺站單元剩余慢度矢量(a)和P波速度優(yōu)勢方向(b)v+和v-分別為P波快波和慢波速度方向

臺站位置東經(jīng)/°北緯/°pp/(ms·km-1)φ/°平均應(yīng)力軸P軸方位角/°A01103．226．3-2．223．345．0B01103．126．22．056．0107．3C01103．026．3-1．976．1116．3A02103．226．52．5110．7119．2B02103．126．4-1．695．760．3C02102．926．4-1．2148．041．1B03103．126．62．5117．7124．1B04103．026．8-1．799．1125．9J01103．326．62．8101．6121．1J02103．226．63．5136．2119．8A03103．326．72．885．450．9A04103．326．81．442．5150．7J03103．126．81．2121．7117．1A05103．227．01．170．9115．5A06103．027．12．394．5132．3B05102．927．01．893．5114．6C03102．826．71．6103．997．1C04102．826．81．8111．852．1J04102．926．92．0109．3110．1J06102．826．93．3110．491．1C05102．727．02．599．992．1J07102．827．02．791．387．3B06102．727．02．093．6101．7C06102．627．12．4120．3146．4

為考察上述結(jié)果的可靠性， 我們還嘗試了水平方向上尺度為0.2°×0.2°， 震源深度為0—5km和水平方向上尺度為0.3°×0.3°， 震源深度為0—5km的空間網(wǎng)格單元． 結(jié)果顯示， 盡管不同情況下的計算結(jié)果存在差異， 但小江斷裂帶北部地區(qū)P波速度各向異性的總體特征并沒有改變．

為了探究圖11所展示的24個臺站的剩余慢度矢量和快波方向空間特征的可能成因， 本文利用平均矩張量技術(shù)(嚴川， 2015)計算了相同各向異性空間單元的平均應(yīng)力軸方向， 結(jié)果如圖12所示． 比較圖11b與圖12b可以看出， 二者的總體特征相似， 不同之處主要表現(xiàn)在臺陣邊緣的觀測點和數(shù)據(jù)質(zhì)量較差的觀測點． 需要說明的是， 當我們確定這些臺站的剩余慢度矢量時， 不可避免地使用了一定數(shù)量的臺陣外的地震事件， 而這些地震事件的震源位置本身具有不確定性； 而當確定這些臺站的平均應(yīng)力軸方向時， 使用的地震事件主要分布在臺陣內(nèi)部， 缺乏臺陣外的事件(圖12a)． 所以， 本文認為這種差異主要是由于地震事件數(shù)目不足所引起的．

圖12 反演應(yīng)力場所使用的小震震源機制(a)和反演得到的P軸方向(b)

Red and green beach balls represent normal fault and reverse fault, blue and purple beach balls represent the left and right strike-slip faults

波速各向異性方向與應(yīng)力軸方向的對比分析表明， 二者表現(xiàn)出高度的一致性． P波快波方向即為震源機制解平均應(yīng)力軸P軸的方向， 相應(yīng)地， P波慢波方向即為平均應(yīng)力軸T軸的方向． 如果剔除大小和方向均大于1倍標準差的剩余慢度矢量， 計算其它剩余慢度矢量的平均方向， 由此得到的快波方向約為102°； 對所有臺站的平均應(yīng)力軸P軸作類似處理， 由此得到的P軸方位角約為111°． 我們認為快波方向與壓力軸P軸一致不是巧合， 二者存在必然聯(lián)系， 這可能是由于印度板塊向東俯沖擠壓青藏高原東南緣(Li， Yin， 2008； Leietal， 2009， 2014)， 引起巧家地區(qū)周圍介質(zhì)ESE--WNW向的長期作用， 從而導(dǎo)致P波速度加快， 介質(zhì)產(chǎn)生各向異性特征．

4 討論與結(jié)論

以二維情形下觀測速度場為各向同性場和各向異性場的疊加為前提， 本文提出了一種利用走時殘差計算剩余慢度矢量并由此確定快波方向和慢波方向的方法， 即剩余慢度矢量法． 由于該方法只考慮最簡單的情形， 即二維且快波方向與慢波方向垂直的情形， 因此本文研究僅局限于小江斷裂帶北段地殼淺層P波速度的各向異性． 從原理上講， 該方法也適用于三維問題， 以及快波方向與慢波方向未必垂直的復(fù)雜情形， 只是需要更多觀測數(shù)據(jù)的支持． 剩余慢度矢量法對巧家臺陣觀測數(shù)據(jù)的應(yīng)用結(jié)果表明， 該方法是可行的， 只要觀測數(shù)據(jù)充裕， 得到的結(jié)果便具有實際意義．

對小江斷裂帶北段P波速度的各向異性分析結(jié)果表明， 該地區(qū)快波方向為ESE向． 在24個觀測單元中， 大多數(shù)單元表現(xiàn)出相似的各向異性方向； 只有少數(shù)單元的各向異性特征較為奇特， 但由于數(shù)據(jù)較少， 我們無法確認其存在的原因． 不過， 小江斷裂帶北段總體的各向異性特征是毋庸置疑的．

小江斷裂帶北段各向異性總體特征顯示： P波快波方向為ESE向， 與當?shù)貞?yīng)力場壓力軸P軸方向一致； P波慢波方向為NNE向， 與當?shù)貜埩ST軸方向一致． 這種一致性不應(yīng)該是巧合， 我們認為該地區(qū)P波速度各向異性可能是由于印度板塊向東俯沖擠壓青藏高原東南緣， 引起巧家地區(qū)周圍介質(zhì)ESE--WNW向的長期應(yīng)力作用所致．

對比我國西南地區(qū)上地幔和地殼的研究(阮愛國， 王椿鏞， 2002； 黃金莉等， 2003； 石玉濤等， 2006， 2013； 崔仲雄， 裴順平， 2009； 李飛等， 2011； 黎源， 雷建設(shè)， 2012； 孫長青等， 2013)可以看出， 本文得到的P波快波方向與黃金莉等(2003)、 黎源和雷建設(shè)(2012)以及李飛等(2011)在其周圍得到的Pn波快波方向較為一致， 大致方向均為ESE向； 但與阮愛國和王春鏞(2002)得到的SKS快波方向以及石玉濤等(2006)得到的S波快波方向則截然不同． 因為研究對象不同， 研究區(qū)域也不盡相同， 所以如何理解這種相似和差異并非易事.

綜上， 本文得到以下結(jié)論： ① 剩余慢度矢量法是一種簡單有效的分析速度各向異性的方法； ② 小江斷裂帶北段地殼淺層的P波快波方向為ESE向， 慢波方向為NNE向； ③ 快波方向與主壓應(yīng)力方向一致， 小江斷裂帶北段地區(qū)各向異性特征與應(yīng)力的長期作用有關(guān)．

崔仲雄， 裴順平. 2009. 青藏高原東構(gòu)造結(jié)及周邊地區(qū)上地幔頂部Pn速度結(jié)構(gòu)和各向異性研究[J]. 地球物理學(xué)報， 52(9): 2245--2254.

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Observation of P-wave velocity anisotropy of the shallow crust in the northern Xiaojiang fault zone: Principle and numerical tests

1)InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China2)EarthquakeAdministrationofGansuProvince，Lanzhou730000，China

This paper proposes a new technique， residual slowness vector technique (RST)， for estimating anisotropy of the seismic velocity using the resi-duals of traveling times assuming that 2-D observed velocity field is taken as the superposition of anisotropic field and isotropic one. And then the technique is applied to P traveling time residuals of 3181 events recorded by 24 stations of the Qiaojia Array， a mobile array of seismic broadband stations installed across the northern Xiaojiang fault zone. The residual slowness vectors are calculated within a scale of 0.5°×0.5° in the horizontal direction and 0—5 km in the vertical direction around the observation stations. Finally the polarization directions of the fast P-velocity and slow P-velocity are obtained at all the stations by using the RST. The results show that the directions of the P-velocity at most of the stations are in good agreement. The fast-P directions point to ESE， which nearly agrees with thePaxis direction of stress field in northern Xiaojiang fault zone， while the slow-P directions point to NNE， which nearly agrees with theTaxis direction， implying that long period of stress action might be one of the important factors causing the P wave velocity anisotropy in this region.

anisotropy; P-wave velocity; travelling time residual; northern Xiaojiang fault zone

中國地震局地球物理研究所基本業(yè)務(wù)費專項(DQJB14B01)和國家自然基金(41474046)聯(lián)合資助．

2015-06-17收到初稿， 2015-07-09決定采用修改稿.

e-mail: xuls@cea-igp.ac.cnp

10.11939/jass.2016.01.002

P315.2

A

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