大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波的成因机制

卷（Ｖｏｌｕｍｅ）３５，期（Ｎｕｍｂｅｒ）４，总（ＳＵＭ）１３１　页（Ｐａｇｅｓ）６２８～６４７，２０１１，１１（Ｎｏｖｅｍｂｅｒ，２０１１）　大地构造与成矿学　Ｇｅｏｔｅｃｔｏｎｉｃａ　ｅｔ　Ｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｉａ　大洋板块俯冲带地震波各向异性　及剪切波的成因机制　孙圣思　，嵇少丞　（１．加拿大蒙特利尔大学工学院民用、地质、采矿工程系，蒙特利尔Ｈ３Ｃ　３Ａ７；２．中国地质科学院地质研究　所，国土资源部动力学重点实验室，北京１０００３７）　摘要：大洋板块俯冲带是许多重要地质作用（例如脱水、部分熔融、岩浆和地震活动）发生的场所。对位于俯冲带　之上的地震台站所检测到的不同剪切波的数据解析，可以获得源于上覆板块、地幔楔、俯冲板块和板下地幔的地震　波各向异性的关键信息。本文系统总结了世界各地大洋俯冲带的剪切波样式，对目前国际上流行的大洋俯冲　带的地震波各向异性的主要成因模式（例如地幔楔拐角流、与海沟迁移有关的平行海沟的地幔流、橄榄石位错蠕变　形成各类组构以及蛇纹石化的影响等）进行了较为详尽地评述。由橄榄石（０１０）［１００］、（０１０）［００１］、（１００）　［００１］、｛０ｋｌ｝［１００］、（００１）［１００］和｛１１０ｆ［００１］位错蠕变形成的晶格优选定向（ＬＰＯ）分别称之为Ａ型、Ｂ型、ｃ型、　Ｄ型、Ｅ型和Ｆ型组构，其中Ａ型、Ｄ型和Ｅ型组构总是导致剪切快波的偏振方向（　）平行于地幔流的方向，而Ｂ　型组构则导致（ｂ垂直于地幔流的方向。ｃ型组构虽然也能使　平行于地幔流方向，但快慢波之间的延迟时间　（８￡）则不如同等条件下Ａ型组构形成的那么大。Ｆ型组构导致剪切波在垂直于地幔流动面的方向上传播时几乎　不发生。叶蛇纹石是俯冲板块地幔和地幔楔中最主要的含水矿物，具极低的流变强度、很低的地震波速和很　大的弹性各向异性。蛇纹石化程度越高，变形地幔岩的各向异性就越大，则弧前地幔楔的剪切波愈强。只要　蛇纹石的含量超过１０％～２０％，则变形地幔岩的地震波各向异性特征将由蛇纹石的ＬＰＯ主导。地幔楔的剪切波　特征主要取决于其蛇纹石化程度与俯冲角度，陡倾的俯冲和高程度的蛇纹石化有利于形成平行于海沟的　。　关键词：大洋俯冲带；地震波各向异性；剪切波；橄榄石组构；海沟迁移；蛇纹岩化；地幔楔　中图分类号：Ｐ５４１；Ｐ３１５．２　文献标志码：Ａ　文章编号：１００１—１５５２（２０１１）０４—０６２８—０２０　０　引　言　在各向异性介质中传播的剪切波（Ｓ波）会　成两个偏振方向相互垂直、速度不同的子波，速度　快的是快波（　），速度慢的是慢波（Ｖｓ　），两者之　间的走时差或称延迟时间（８ｔ）是剪切波穿越途径上　介质的弹性各向异性的度量。快波的偏振方向（　）　定的几何关系。　和８ｔ是目前量化地壳和上地幔　剪切波各向异性的两个重要参数。　板块俯冲带不仅是地球上构造活动极为活跃的　地区，而且是相变、脱水、部分熔融、岩浆作用和地　震活动的重要场所，因而理所当然地成为剪切波分　裂研究的重要对象。通过分析俯冲带之上地震台站　所检测到的不同剪切波数据可以区分各向异性的来　平行于该介质中与剪切波传播方向垂直的面上的速　度最快的方向，与有限应变椭球主轴（　，ｙ，Ｚ）或　主切面（例如构造线理和面理或剪切面）方位具一　收稿日期：２０１１—０７—０８　源：上覆板块、地幔楔、俯冲板块或俯冲板块之下的　地幔（图１）。　项目资助：加拿大自然科学与工程委员会（ＮＳＥＲＣ）和中国地质调查局地质调查项目基金资助。　第一作者简介：孙圣思（１９８５一），女，博士研究生，主要从事岩石物理、构造地质学研究。　通讯作者：嵇少丞，Ｅｍａｉｌ：ｓｊｉ＠ｐｏｌｙｍｔ１．ｃａ　６３２　犬’斟挝二ｊ宙ｉ矿ｉｌ｝　第３５卷　２０００），这与一些弧后地区的剪切波的资料吻　合，如汤加一克马德克俯冲带的西部（Ｆｉｓｃｈｅｒ　ａｎｄ　Ｗｉｅｎｓ，１９９６）和伊豆一小笠原的弧后地区（Ｆｏｕｃｈ　ａｎｄ　Ｆｉｓｃｈｅｒ，１９９６）。从理论上说，靠近海沟即接近　地幔楔的楔角顶部（图４），地幔可能会出现滞流，　形成的ＬＰＯ强度也就弱，因为那里的应变量并不　大，甚至会出现平行海沟的侧向流动，使得　平　行于海沟，形成较为复杂的ＬＰＯ样式及其随空间位　置的变化，导致４）　和８ｔ　数据的离散。　Ｂｕｔｔｌｅｓ　ａｎｄ　Ｏｌｓｏｎ（１９９８）对拐角流进行了简易　的物理模拟实验，说明板块俯冲角度对地幔楔内矿　物的ＬＰＯ强度有着较为重要的影响。Ｆｉｓｃｈｅｒ　ｅｔ　ａ１．　（２０００）做过一些数值模拟实验，其结果表明由拐角　流所形成的橄榄石和斜方辉石的ＬＰＯ样式可以解　释汤加俯冲带之上地幔楔的剪切波的特征。然　而，二维拐角流模型目前尚无法解释某些地区地幔　楔　平行于海沟的特征，甚至对４）　垂直于海沟　的地幔楔的解释也仍需进一步完善。此外，二维拐　角流模式预言的８￡　与板块运动速度呈正相关，这　与实际观测数据的统计结果尚不吻合（Ｌｏｎｇ　ａｎｄ　Ｓｉｌ—　ｖｅｒ，２００８）。　３　海沟迁移　Ｒｕｓｓｏ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ（１９９４）首次在剪切波的解　释中注意到板块后退（Ｓｌａｂ　ｒｏｌｌｂａｃｋ）和海沟迁移　（Ｔｒｅｎｃｈ　ｍｉｇｒａｔｉｏｎ）的影响（图５），认为它们是引发　平行海沟的地幔流（图４）、形成南美洲平行于海沟　走向的　的主要因素。对此，Ｂｕｔｔｌｅｓ　ａｎｄ　Ｏｌｓｏｎ　（１９９８）还进行了物理模拟实验，实验结果证明俯冲　板块后退导致的平行海沟的地幔流足以形成所观察　到的平行海沟的　，他们预言地震波速各向异性　的强度与海沟的总迁移量有关。其他学者也对平行　海沟的三维地幔流开展了一系列物理模拟（Ｋｉｎｃａｉｄ　ａｎｄ　Ｇｒｉｆｉｔｈｓ，２００３；Ｆｕｎｉｃｉｅｌｌｏ　ｅｔ　ａ１．，２００６）和数值　模拟（Ｐｉｒｏｍａｌｌｏ　ｅｔ　ａ１．，２００６；Ｓｔｅｇｍａｎ　ｅｔ　ａ１．，２００６；　Ｓｃｈｅｌｌａ￣ｅｔ　ａ１．，２００７；Ｂｅｃｋｅｒ　ａｎｄ　Ｆａｃｃｅｎｎａ，２００９）。　最近，Ｌｏｎｇ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ（２００８，２００９）又对海沟或俯　冲板块迁移引发的平行于海沟的地幔流的概念做了　进一步的发展和完善。当大洋板块的俯冲角度由缓　变陡（图５ａ），位于大洋一侧的板下地幔必然受到　俯冲板块的挤压，导致平行海沟的塑性流动，形成　橄榄石［１００］方向平行于海沟的强烈的ＬＰＯ，其结　果导致　平行于海沟走向。大洋板块俯冲角度的　由缓变陡可能是一种较为普遍的地质现象（Ｈｓｕｉ　ｅｔ　ａ１．，１９９０；Ｈｏｕｓｅｍａｎ　ａｎｄ　Ｇｕｂｂｉｎｓ，１９９７），俯冲洋　壳（玄武岩和辉长岩）先转变成密度大的榴辉岩然　后再转变成密度更大的石榴子石岩（Ｒｉｎｇｗｏｏｄ，　１９９１；ｊｉ　ａｎｄ　Ｚｈａｏ，１９９４）；在地幔转换带（Ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ　ｚｏＤｅ）内，橄榄石也会转变成密度更大的尖晶石（　相），俯冲的大洋板块在重力作用下必然要发生由　缓变陡的旋转；另一种地质作用也可以导致平行海　沟的地幔流，即海沟迁移。若俯冲板块后退，则迁　移的板块挤压着板下地幔（图５ｂ），导致　平行于　海沟走向（图４）。若俯冲板块前进，则迁移的俯冲　—————　图５　俯冲板块旋转（ａ）、后退（ｂ）和前进（ｃ）的模式示　意图。虚线和实线分别表示变化前后俯冲板块的　位置，箭头表示板块的运动方向　Ｆｉｇ．５　Ｓｃｈｅｍａｔｉｃ　ｄｉａｇｒａｍｓ　ｏｆ　ｒｏｔａｔｉｎｇ（ａ），ｒｅｔｒｅａｔｉｎｇ　（ｂ）ａｎｄ　ａｄｖａｎｃｉｎｇ（Ｃ）ｓｌａｂｓ．Ｄａｓｈｅｄ　ａｎｄ　ｓｏｌｉｄ　ｌｉｎｅｓ　ｉｎｄｉｃａｔｅ　ｓｌａｂ　ｌｏｃａｔｉｏｎｓ　ｂｅｆｏｒｅ　ａｎｄ　ａｆｔｅｒ　ｔｈｅ　ｃｈａｎｇｅ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．Ａｒｒｏｗｓ　ｉｎｄｉｃａｔｅ　ｔｈｅ　ｍｏ－　ｔｉｏｎｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｔｒｅｎｃｈ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｓｌａｂ　６３４　据。例如，在伊豆一小笠原俯冲带，海沟迁移速率　约为５　ｃｍ／ａ，ｖ，／Ｖｏ比值约为１，Ｌｏｎｇ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ　（２００８，２００９）把该俯冲带归人海沟迁移主导的类　型，即俯冲板块之上的地幔楔的　平行于海沟，　然而实际观察到的却是垂直海沟。阿留申俯冲带的　海沟几乎静止不动，既不前进也不后退，Ｌｏｎｇ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ（２００８，２００９）将之划归二维拐角流主导的类　型，然而，实际观察的４）　却是平行海沟的（图２）。　此外，世界上大多数俯冲带的海沟迁移速度　总　比板块俯冲速度　要小得多，即Ｖ　／Ｖ　＜＜１，理应　在大多数情况下二维拐角流强于三维地幔流，即垂　直于海沟的　要比平行于海沟的　更为常见，　这个问题尚有待进一步探讨。　另外，Ｌｏｎｇ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ（２００８，２００９）提出的三维　地幔流的可行性的三个必要条件皆有疑问。第一个　条件是，俯冲板块与其板下地幔之间不发生流变学　耦合，这样大洋板块在俯冲过程中才不会拖曳着板　下地幔向着俯冲方向一起流动，板下地幔才能作平　行于海沟的侧向流动。为了满足上述条件，Ｍｏｒｇａｎ　ｅｔ　ａ１．（２００７）假设在俯冲板块与板下地幔之间存在　着一个流变强度极低的薄层（１０～３０　ｋｍ），它可能　是高温的、含水量高的软流圈的物质，被强拖到俯　冲板块与板下地幔之间，该假说还有待证实。三维　地幔流可行性的第二个条件要求在地幔转变带深度　（４１０　ｋｍ）或上下地幔边界（６６０　ｋｍ）位置存在高强　度的力学阻隔层（例如石榴子石岩层，Ｒｉｎｇｗｏｏｄ，　１９９１），低温高强度的俯冲板块能够通过而高温低　强度的板下地幔流却不能通过，这样，地幔流就可　以在俯冲板块迁移的驱赶下作平行于海沟的侧向水　平流动。目前，震源和地震波层析数据已证实俯冲　板块可以穿越转变带和６６０　ｋｍ不连续面并插入下　地幔（ｖａｎ　ｄｅ　Ｈｉｌｓｔ　ｅｔ　ａ１．，１９９７；Ｌｉ　ｅｔ　ａ１．，２００８）。　但是，上地幔的板下地幔流能否进入下地幔以及转　变带内地幔流的强度与规模，目前尚无定论，争议　依然很大（Ｔａｃｋｌｅｙ，２００８）。三维地幔流可行性的第　三个条件要求，在垂直俯冲带方向的远处存在某种　强大的力量，驱赶着热的、流变强度低的板下地幔　物质向着俯冲带方向运动，靠近俯冲板块时，由于　冷的高强度的俯冲板块的阻挡，地幔流被迫作平行　于海沟的侧向水平流动（Ｂｕｔｔｌｅｓ　ａｎｄ　Ｏｌｓｅｎ，１９９８；　Ｋｉｎｃａｉｄ　ａｎｄ　Ｇｒｉｆｉｆｔｈｓ，２００３）。上述神秘的力量或许　就是热一浮力驱动的上升地幔流或地幔柱。据此推　理，靠近洋中脊的南美洲西海岸的板下地幔的８￡　应该大于远离洋中脊的汤加一克马德克一新西兰俯　第３５卷　冲带的板下地幔的８￡　，然而，事实并非如此，可　见上述的第三个条件并非必要条件。　４橄榄石Ｂ型组构的特殊性　传统的实验资料（Ｃａｒｔｅｒ　ａｎｄ　Ａｖｅ　Ｌａｌｌｅｍａｎｔ，　１９７０）表明，在实验室应变速率条件下，橄榄石的　位错滑移系随温度升高逐渐由（１００）［００１］过渡到　｛１１０｝［００１］，然后再变为｛０ｋｌ｝［１００］，最后到　（０１０）［１００］（图７ａ），这４个滑移系之间相互转变　的临界温度随围压增加而逐渐减小。在正常的上地　幔温压条件下，最流行的橄榄石滑移系应该是　（０１０）［１００］，这与世界上许多地方玄武岩或金伯　利岩中地幔包体的橄榄石组构是一致的（Ｎｉｃｏｌａｓ　ａｎｄ　Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ，１９８７；Ｍａｉｎｐｒｉｃｅ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ，１９９３；　Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，１９９４，１９９６；Ｓａｒｕｗａｔａｒｉ　ｅｔ　ａ１．，２００１）。但　是，Ｃａｎｅｒ　ａｎｄ　Ａｖｅ　Ｌａｌｌｅｍａｎｔ（１９７０）的实验是在固　体围压介质的Ｇｒｉｇｇｓ装置上完成的，由于当时技术　条件的局限性，差应力的测量精度不够，岩石试样　中甚至还可能存在较大的温度不均匀性，同时水的　影响亦没有得到有效地控制。　近年来，美国耶鲁大学唐户俊一郎（Ｓｈｕｎ－ｉｃｈｉｒｏ　Ｋａｒａｔｏ）教授领导的研究组（Ｊｕｎｇ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ，２００１；　Ｋａｒａｔｏ，２００２；Ｋａｔａｙａｍａ　ｅｔ　ａ１．，２００４；Ｓｋｅｍｅｒ　ｅｔ　ａ１．，　２００６；Ｊｕｎｇ　ｅｔ　ａ１．，２００６）针对水对橄榄石ＬＰＯ类型　的影响做了一系列的实验探讨（图７ｂ），他们认为，　在正常差应力（＜３５０～４００　ＭＰａ）作用下，随着水含　量的增加，橄榄石的位错滑移系从（０１０）［Ｉ１００］先　转变成（００１）［１００］，然后再转变到（１００）［００１］。　但在高差应力（＞３５０～４００　ＭＰａ）作用下，橄榄石在　低水含量和中一高水含量的情况下分别出现｛０ｋｌ｝　［１００］和（０１０）［００１］滑移系。由滑移系（０１０）　［１００］、（０１０）［００１］、（１００）［００１］、｛０ｋｌ　Ｉ［１００］、　（００１）［１００］和｛１１０｝［００１］位错蠕变形成的ＬＰＯ分　别称之为Ａ型、Ｂ型、Ｃ型、Ｄ型、Ｅ型和Ｆ型组构　（图７ｃ）。　然而，学界对唐户俊一郎等的结论目前尚存很　大的争议，主要因为他们的实验结果尚未被其他实　验室重复验证（Ｌｉ　ｅｔ　ａ１．，２００３ａ，ｂ；Ｃｏｕｖｙ　ｅｔ　ａ１．，　２００４；Ｌｉ　ｅｔ　ａ１．，２００４；Ｒａｔｅｒｒｏｎ　ｅｔ　ａ１．，２００４，２００７；　Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，２００７）。例如，美国纽约大学石溪分校的　矿物物理研究所和法国里尔大学固体结构与性质　实验室的研究人员更强调围压对橄榄石位错滑移　系转变的重要性。Ｃｏｕｖｙ　ｅｔ　ａ１．（２００４）报道，在围压　６３６　知斟键二　第３５卷　石晶体中波速最大的方向（图３）。所以，这三种类　型中任一种ＬＰＯ总会使得剪切快波的偏振方向平　行于地幔的流动方向。但是，若在地幔流动过程　中，橄榄石作｛１１０｝［００１］滑移，［００１］（中间波速）　的最大集密平行于拉张线理（　），而［１００］（最大　波速）和［０１０］（最小波速）方向皆形成垂直于拉张　线理的环带，构成Ｆ型组构，当剪切波在垂直于地　幔流动面（ＸＹ面）方向上传播时几乎不发生。　若在地幔的塑性流动过程中，橄榄石作（１００）　［００１］滑移，［００１］（中间波速）的最大集密平行于　拉张线理，［１００］（最大波速）方向垂直于面理，　［０１０］（最小波速）方向平行于面理且垂直于拉张　线理，构成Ｃ型组构，当剪切波在地幔流动面的垂　直方向上传播时，快波的偏振方向依然平行于地幔　流方向，但是此时快慢波之间的延迟时间就不如同　等条件下Ａ型组构形成的那么大。　橄榄石的Ｂ型组构（图７）造成的地震波各向异　性的样式和其他类型组构的明显不同，有必要在此　作重点讨论。Ｂ型组构是由（０１０）［００１］位错滑移　造成的，［００１］（中间波速）方向的最大密集平行于　拉张线理，［０１０］（最小波速）方向垂直于面理，　［１００］（最大波速）方向平行于面理且垂直于拉张　线理。如果地幔作近乎水平的流动，则最小波速近　乎垂直，而在水平面上最大波速则垂直于地幔流动　方向。当剪切波在地幔流动面的垂直方向上传播　时，快波的偏振方向就会垂直于而不是平行于地幔　流的方向，这和所有其他类型橄榄石组构造成的地　震波各向异性是截然不同的。　目前最关键的问题是Ａ型与Ｂ型组构之间准　确的转变条件，迄今尚不清楚。如果Ｂ型组构形成　的必要条件是高水含量（＞２００×１０　Ｈ／Ｓｉ）和高差　应力（＞３２０　ＭＰａ，Ｊｕｎｇ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ，２００１；Ｊｕｎｇ　ｅｔ　ａ１．，２００６；Ｋａｒａｔｏ　ｅｔ　ａ１．，２００８），那么我们可进行如　下探讨。在地幔岩的部分熔融过程中，水会优先进　入熔体（Ｋａｒａｔｏ，１９８６；Ｈｉｒｔｈ　ａｎｄ　Ｋｏｈｌｓｔｄｔ，１９９６；嵇　少丞等，２００８），水在熔体和橄榄石之间的分配系　数是１０　：１（Ｇｒａｎｔ　ｅｔ　ａ１．，２００７）。所以，部分熔融　程度越高，其难熔的残余组分如橄榄石就愈“干　燥”，也就愈不容易形成Ｂ型组构。大洋岩石圈地　幔相对于其下的软流圈地幔经过了更高程度的部分　熔融，洋中脊就是地幔发生部分熔融的场所，大洋　岩石圈地幔可以看成是由经过较高程度部分熔融之　后的残余组分（方辉橄榄岩和纯橄岩）构成的，其中　橄榄石的含水量甚少，所以，Ｂ型组构在大洋岩石　圈地幔中是不可能大规模存在的。在岛弧之下，地　幔楔也发生了较为强烈的部分熔融，水优先进入玄　武岩熔体并侵入地壳或喷发到地表，岩浆源区的方　辉橄榄岩中的橄榄石就相对变干，所以也不会形成　Ｂ型组构。有的学者认为最有可能形成Ｂ型组构的　地区是弧前地幔楔（Ｋａｔａｙａｍａ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ，２００６；　Ｋｎｅｌｌｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２００５，２００７，２００８），因为由俯冲板　块脱水作用释放出来的水扩散进入地幔楔内的橄榄　石晶体。然而，这些水也能与弧前地幔楔中的橄榄　岩发生水化反应生成蛇纹石，蛇纹石的流变强度比　橄榄石的低得多（图８，Ｂｒｏｄｉｅ　ａｎｄ　Ｒｕｔｔｅｒ，１９８７；　Ｅｓｃａｒｔｉｎ　ｅｔ　ａ１．，２００１；Ｈｉｌａｉｒｅｔ　ｅｔ　ａ１．，２００７；Ｃｈｅｎａｋ　ａｎｄ　Ｈｉｒｔｈ，２０１０），应变将发生局部化并优先集中到　蛇纹石之中。所以，在蛇纹石化橄榄岩中差应力是　不可能很高的，那么需要在很高差应力条件下才能　形成的橄榄石的Ｂ型组构也不可能出现在蛇纹石　化的弧前地幔楔中。　羔　一　图８　橄榄石和蛇纹石流变强度的比较及其蛇纹石化的　作用。曲线边上的数字表示应变速率。建图数据　取自Ｂｒｏｄｉｅ　ａｎｄ　Ｒｕｔｔｅｒ（１９８７）　Ｆｉｇ．８　Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎ　ｏｆ　ｆｌｏｗ　ｓｔｒｅｎｇｔｈｓ　ｂｅｔｗｅｅｎ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ａｎｄ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ．Ｓｔｒａｉｎ　ｒａｔｅ（ｉｎ　Ｓ　）ｉｓ　ｉｎｄｉｃａ－　ｔｅｄ　ｆｏｒ　ｅａｃｈ　ｃｕｒｖｅ．Ｄａｓｈｅｄ　ｃｕｒｖｅ　ｓｈｏｗｓ　ｔｈｅ　ｅｆｆｅｃｔ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ．　（Ｄａｔａ　ｆｒｏｍ　Ｂｒｏｄｉｅ　ａｎｄ　Ｒｕｔｔｅｒ。１９８７）　６３８　（１）镁橄榄石＋顽辉石＋水一叶蛇纹石　１４Ｍｇ２ＳｉＯ４＋２０ＭｇＳｉＯ３＋３１　Ｈ２Ｏ　Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２　（２）镁橄榄石＋滑石＋水一蛇纹石　６Ｍｇ２ＳｉＯ４＋Ｍｇ３Ｓｉ４０１０（ＯＨ）２＋９Ｈ２０—｝　５Ｍｇ，Ｓｉ２０　（ＯＨ）　或１８Ｍｇ２ＳｉＯ４＋４Ｍｇ３Ｓｉ４０ｌ０（ＯＨ）２＋２７Ｈ２０　Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２　（３）镁橄榄石＋二氧化硅＋水一低温蛇纹石　３Ｍｇ２ＳｉＯ４＋ＳｉＯ２＋４Ｈ２Ｏ一２Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４　（４）镁橄榄石＋水一蛇纹石＋水镁石　２Ｍｇ２ＳｉＯ４＋３Ｈ２Ｏ—Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４＋　Ｍｇ（ＯＨ）　或３４Ｍｇ２ＳｉＯ４＋５ＩＨ２０＿÷Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２＋　２０Ｍｇ（ＯＨ）　（５）顽辉石＋水一叶蛇纹石＋滑石　９０ＭｇＳｉＯ３＋４５Ｈ２０　Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２＋　１４Ｍｇ３Ｓｉ４０ｌ。（ＯＨ）２　（６）铁镁橄榄石＋水＋二氧化碳一低温蛇纹石　＋磁铁矿＋甲烷　（Ｆｅ，Ｍｇ）２ＳｉＯ　＋Ｈ２０＋ＣＯ２一Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４　＋Ｆｅ　０４＋ＣＨ４　（７）铁镁橄榄石＋水十二氧化碳一低温蛇纹石　＋磁铁矿＋菱镁矿＋二氧化硅　（Ｆｅ，Ｍｇ）２ＳｉＯ４＋Ｈ２０＋ＣＯ２＿Ｍｇ３Ｓｉ２０５（Ｏｉｌ）４　＋Ｆｅ　３０４＋ＭｇＣＯ３＋ＳｉＯ２　（８）镁橄榄石＋水＋二氧化碳一滑石＋菱镁矿　４Ｍｇ２ＳｉＯ４＋Ｈ２０＋５ＣＯ２—｝Ｍｇ３Ｓｉ４０ｌｏ（ＯＨ）２＋　５ＭｇＣＯ３　（９）滑石＋水一低温蛇纹石＋二氧化硅　Ｍｇ３Ｓｉ４０１０（ＯＨ）２＋Ｈ２０一Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４＋　２ＳｉＯ２　（１０）滑石＋菱镁矿＋水一低温蛇纹石＋二氧　化碳　Ｍｇ３Ｓｉ４０１０（ＯＨ）２＋３ＭｇＣＯ３＋３Ｈ２Ｏ一２Ｍｇ３Ｓｉ２０５　（ＯＨ）４＋３ＣＯ２　低温的利蛇纹石和纤蛇纹石向高温叶蛇纹石转　变的反应式如下：　（１　１）低温蛇纹石一叶蛇纹石＋水镁石　１７Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４一Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２＋　３Ｍｇ（ＯＨ）　（１２）低温蛇纹石＋二氧化硅一叶蛇纹石＋水　１６Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４＋２ＳｉＯ２　Ｍｇ４８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２　＋Ｈ　０　第３５卷　（１３）低温蛇纹石一叶蛇纹石＋镁橄榄石＋水　２０Ｍｇ３Ｓｉ２０５（ＯＨ）４一Ｍｇ　８Ｓｉ３４０８５（ＯＨ）６２＋　６Ｍｇ２ＳｉＯ４＋９Ｈ２０　反应式（１～２）和（１　１）的温压条件见图１０，其　他反应式的温压条件尚有待进一步的实验确定。蛇　纹石的脱水反应是式（１～１０）水化反应的逆反应。　近年来蛇纹岩对于俯冲带动力学的意义受到了　越来越多的关注，主要原因如下：（１）蛇纹岩具有　很特别的物理性质，例如低的Ｐ和ｓ波速（图１　１），　高的地震波各向异性和剪切波（图ｌ２，表１），　以及高的　／　比值或泊松比（Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，２００２；Ｄｅ・　ｗａｎｄｅｌ　ｅｔ　ａ１．，２１Ｊ０３；Ｗａｔａｎａｂｅ　ｅｔ　ａ１．，２００７；Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，２００９），利用这些特性就可研发出研究俯冲带　特性的地球物理方法（Ｂｏｓｔｏｃｋ　ｅｔ　ａ１．，２００２；Ｆａｃｅｅｎ—　ｄａ　ｅｔ　ａ１．，２００８；Ｂｏｕｄｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２００９；Ｋａｔａｙａｍａ　ｅｔ　ａ１．，２００９）；（２）蛇纹石作为俯冲带中最重要的水　的载体（～１３％，Ｓｃｈｍｉｄｔ　ａｎｄ　Ｐｏｌｌ，１９９８；Ｕｌｍｅｒ　ａｎｄ　Ｔｒｏｍｍｓｄｏｒｆｆ，１９９５），在深部高温条件下通过脱水作　用释放出水，造成地幔楔的部分熔融，形成岛弧的　岩浆作用（Ｈｙｎｄｍａｎ　ａｎｄ　Ｐｅａｃｏｃｋ，２００３；Ｗａｄａ　ｅｔ　ａ１．，２００８）；（３）蛇纹岩具有极低的流变强度（图８，　Ｂｒｏｄｉｅ　ａｎｄ　Ｒｕｔｔｅｒ，１９８７；Ｅｓｅａｒｔｉｎ　ｅｔ　ａ１．，２００１；Ｈｉ—　ｌａｉｒｅｔ　ｅｔ　ａ１．，２００７；Ｃｈｅｎａｋ　ａｎｄ　Ｈｉｒｔｈ，２０１０）和较小　的摩擦系数（Ｍｏｏｒｅ　ｅｔ　ａ１．，１９９６；Ｍｏｏｒｅ　ａｎｄ　Ｌｏｃｋ—　ｔｉｅｒ，２００７），所以俯冲板块蛇纹石化的程度直接影　响俯冲带的热产出、地震活动性以及俯冲板块与地　幔楔之间的力学耦合，蛇纹石化程度高的区段以蠕　滑为主，难以产生强震，热产出也少，甚至影响俯　冲板块内部的热结（Ｈｉｒａｕｃｈｉ　ａｎｄ　Ｙａｍａｇｕｃｈｉ，　２００７）。　大洋板块俯冲到一定的深度，含水矿物（如蛇　纹石、滑石、水镁石）开始脱水，释放出大量的含水　流体，进入地幔楔，一方面会造成地幔楔的部分熔　融，形成岛弧的岩浆作用，另一方面在地幔楔内形　成蛇纹石矿物，在深部主要是叶蛇纹石，但在弧前　地幔楔的浅部，由于那里的温度相对较低，利蛇纹　石和纤蛇纹石也可能稳定存在（Ｅｖａｎｓ，１９７７，　２００４）。已有的地质（如在伊豆一小笠原一马里亚　纳群岛出现大量的蛇纹石泥火山）和地球物理（如　低的地震波速和高的　／　比值）数据表明，弧前　地幔楔的蛇纹石化是一个全球性的普遍现象。例　如，北美洲西海岸的卡斯卡迪亚（Ｂｏｓｔｏｅｋ　ｅｔ　ａ１．，　２００２；Ｂｒｏｔｈｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２００３）、日本西南部（Ｋａｍｉｙａ　ａｎｄ　Ｋｏｂａｙａｓｈｉ，２０００；Ｓｅｎｏ　ｅｔ　ａ１．，２００１）、南美洲的　第４期　孙圣思等：大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波的成因机制　６３９　Ｏ　Ｐ＝６００ＭＰａ　０　Ｏ　１６８　（ｍ．　｛　一●　雠（　　．　ｓ＼舀　ｍ　５．０　　，十蛇纹石　ｎ二　。　－水镁石　纤蛇纹石　绿泥石　滑石　０　２　８３７　＋８．０６２　－利蛇纹石　Ｒ　０　８９２　４　０【－——－－－－・－－－－－Ｊ－－－—－－－—－－－－－ＪＬ－－－・－－－－—－－－－ｌ－－－－－－－・－－－—－ｔ－－－－－－－－—－－－－Ｊ—－－－－－－－・・－－－ＪＬ－－－－－－－－－・－＿Ｌ＿　Ｏ．０　０　ｌ　０．２　０．３　０．４　０．５　０．６　０．７　蛇纹石体含量　（ｂ）　５．Ｏ　檄榄石　古铜辉石—　４．５　ｉ　ｏ　ｃＰ　Ｐ＝６Ｎ００　ＭＰａ　１　３９　透辉石　４．ｏ　三３．５　３．０　羝ｎ　０　０　０＼　０　。　＝一滑石　叶蛇纹石　Ｄ　０　水镁石　纤蛇纹石　绿泥石　２．５　２　１１８　＋４．５０４　ｏ　ｏ　ｏ　ｌ　１．Ｏ　利蛇纹石　Ｒ一＝０．８９８　２．Ｏ　————ｊ—————ｉ—————Ｌ——————————　—————　—————Ｌ————Ｊ—————　———一　０．０　０．１　０．２　０．３　０，４　０．５　Ｏ．６　Ｏ．７　０．８　０．９　蛇纹石体含量　图ｌ１　地幔岩的Ｐ波（ａ）和ｓ波（ｂ）速度随蛇纹石化程度的增加而呈近线性地减小。波速测量的围压为６００　ＭＰａ，Ｎ为样　品总数。地幔岩的主要矿物橄榄石、古铜辉石和透辉石及其主要水化矿物叶蛇纹石、纤蛇纹石、利蛇纹石、滑石、水　镁石和绿泥石的多晶集合体的波速也标注到图上，以便比较　Ｆｉｇ．１　１　（ａ）ａｎｄ　Ｖ　（ｂ）ａｓ　ａ　ｆｕｎｃｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ　ｃｏｎｔｅｎｔ　ｆｏｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｒｏｃｋｓ．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ　ｗｅｒｅ　ｍｅａｓｕｒｅｄ　ａｔ　６００　ＭＰａ，Ｎ　ｉｎｄｉｃａｔｅｓ　ｓａｍｐｌｅ　ｎｕｍｂｅｒｓ．Ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ　ｏｆ　ｍａｉｎ　ｒｏｃｋ・ｆｏｒｍｉｎｇ　ｍｉｎｅｒａｌｓ（ｏｌｉｖｉｎｅ，ｂｒｏｎｚｉｔｅ，ａｎｄ　ｄｉｏｐｏｓｉｄｅ）　ａｎｄ　ｈｙｄｒｏｕｓ　ｍｉｎｅｒａｌｓ（ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ，ｌｉｚａｒｄｉｔｅ，ｃｈｒｙｓｏｔｉｌｅ，ｔａｌｃ，ｂｒｕｃｉｔｅ，ａｎｄ　ｃｈｌｏｒｉｔｅ）ａｒｅ　ａｌｓｏ　ｉｎｄｉｃａｔｅｄ　ｆｏｒ　ｅｏｍ－　ｐａｒｉｓｏｎ　安第斯山脉中部（Ｇｒａｅｂｅｒ　ａｎｄ　Ａｓｃｈ，１９９９）和中美　洲的哥斯达黎加（ＤｅＳｈｏｎ　ａｎｄ　Ｓｃｈｗａｒｔｚ，２００４）的弧　前地幔楔均已发生了蛇纹岩化。　１９９７），在经受强烈大变形的剪切带（如俯冲板块边　界层）内，上述的剪切面（即俯冲板块边界）和剪切　方向（即板块俯冲方向）分别近乎平行于变形岩石　的面理和拉张线理。一般来说，由橄榄石的Ａ型　ＬＰＯ形成的地震波各向异性仅为３％～５％，而且具　有正交对称性：最大、中间与最小Ｐ波速度分别平　行于有限应变椭球的三个主轴方向，即Ｘ（矿物拉　张线理）、Ｙ（平行于面理且垂直于线理）和ｚ方向　（垂直面理）。而由蛇纹石ＬＰＯ形成的各向异性总　是很强（＞１０％），且具有轴对称性：最小波速垂直　于面理，但在面理面上波速近乎各向同性。所以，　橄榄石单晶体的Ｐ和ｓ波的各向异性分别为　～２３％和一２０％（图３，Ｋｕｍａｚａｗａ　ａｎｄ　Ａｎｄｅｒｓｏｎ，　１９６９；Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，２００２），而叶蛇纹石单晶体的各向　异性比这大得多（图ｌ２），其Ｐ和ｓ波速的各向异　性分别高达４６％和６６％（Ｂｅｚａｃｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２０１０）。　加之，叶蛇纹石流变强度ｑｌ￣ｄ，（图８），极易发生塑　性变形，形成强烈的ＬＰＯ：（００１）面和［１００］方向分　别平行于蛇纹岩的剪切面和剪切方向（Ｋａｔａｙａｍａ　ｅｔ　ａ１．，２００９；Ｈｉｒａｕｃｈｉ　ｅｔ　ａ１．，２０１０；Ｋｅｒｎ　ｅｔ　ａ１．，　蛇纹石含量的增加总是增强变形蛇纹石化橄榄岩在　６４０　第３５卷　５．００＼＼｛　ｙ／　图１２　叶蛇纹石单晶体中　。、　，、　。和ａｖ，（：　一　）的等值线分布图（单位为ｋｍ／ｓ），下半球赤平投影；图中。和ｂ分　别表示０和ｂ晶轴，Ｃ　表示（００１）的法线方向。叶蛇纹石单晶体的弹性系数由Ｂｅｚａｃｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．（２０１０）测定　Ｆｉｇ．１　２　Ｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ　ｏｆ　ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ　ｓｉｎｇｌｅ　ｃｒｙｓｔａ１．Ｖ口，Ｖ　Ｖ　２　ａｎｄ　６ｙ　（＝Ｖ。ｌ—Ｖ　２）ａｒｅ　ｓｈｏｗｎ　ｉｎ　ｅｑｕａｌ　ａｒｅａ　ｓｔｅｒｅｏ－　ｇｒａｐｈｉｃ　ｐｒｏｊｅｃｔｉｏｎ　ｗｉｔｈ　ｒｅｓｐｅｃｔ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｃｒｙｓｔａｌｌｏｇｒａｐｈｉｃ　ｏｒｉｅｎｔａｔｉｏｎｓ　ｏｆ　ａ，ｂ，ａｎｄ　Ｃ　，ｗｈｅｒｅ　Ｃ　ｉｓ　ｐｅｒｐｅｎｄｉｃｕｌａｒ　ｔｏ　（００１）ｐｌａｎｅ．Ｅｌａｓｔｉｃｉｔｙ　ｄａｔａ　ｏｆ　ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ　ａｒｅ　ｆｒｏｍ　Ｂｅｚａｃｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．（２０１０）　表１　常温常压下叶蛇纹石单晶体的弹性模量（实验数据来　自Ｂｅｚａｅｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２０１０）　Ｔａｂｌｅ　１　Ｅｌａｓｔｉｃ　ｃｏｎｓｔａｎｔｓ（ＧＰａ）ａｎｄ　ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ｏｆ　ａｎ－　平行和垂直于面理方向上地震波速的差别，即各向　异性。只要蛇纹石的含量超过～２０％，则变形蛇纹　石化橄榄岩的地震波各向异性特征将由蛇纹石的　ＧＰａ　ｔｉｇｏｒｉｔｅ　ｓｉｎｇｌｅ・ｃｒｙｓｔａｌ　ａｔ　ａｍｂｉｅｎｔ　ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ（Ｄａｔａ　ｆｒｏｍ　Ｂｅｚａｃｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．．２０１０　ｃ　Ｃ１　１　ＬＰＯ主导，在面理上利用地震波速将无法区别　和　ｌ，方向。　Ｃ２２　Ｃ３３　Ｃ４４　Ｃ５５　Ｋａｔａｙａｍａ　ｅｔ　ａ１．（２００９）在围压１．０　ＧＰａ和温度　３００—４００℃的实验条件下简单剪切了叶蛇纹石多　Ｃ６６　Ｃｌ２　Ｃ１３　Ｃ２３　Ｃ１５　Ｃ２５　晶集合体，在剪切应变　一２．０时该蛇纹岩的剪切　波各向异性（Ａ　）高达３２％，这与自然变形的蛇纹　岩的各向异性相当（Ｋｅｒｎ　ｅｔ　ａ１．，１９９７；Ｊｉ　ｅｔ　ａ１．，　２００２；Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ，２００４；Ｗａｎｇ　ｅｔ　ａ１．，２００５；Ｗａｔａｎ—　２．５　Ｃ３５　Ｃ４６　ａｂｅ　ｅｔ　ａ１．，２００７）。由此可见，蛇纹石化必然会对俯　１３　Ｋｓ（ＧＰａ）　Ｇ（ＧＰａ）　６８．５　３８．５　２．６　６．７６　３．８３　冲带及其地幔楔的地震波速各向异性大小与样式影　响很大，可惜以前的理论模式往往忽视了蛇纹石化　的贡献。　Ｄｅｎｓｉｔｙ（ｇ／ｃｍ　）　Ｖ．　（ｋｍ／ｓ）　（ｋｍ／ｓ）　例如，在西太平洋的琉球岛弧，剪切快慢波之　６４２　斟挝启　第３５卷　换。物理模拟和实验观察证实大洋俯冲板块上层发　育的张断裂近乎垂直或陡倾（Ｆｅｃｃｅｎｄａ　ｅｔ　ａ１．，　２００８；Ｊｉａｏ　ｅｔ　ａ１．，２０００；Ｒａｎｅｒｏ　ｅｔ　ａ１．，２００５）。每条　断裂的两壁上超基性岩的主要造岩矿物橄榄石和辉　石经水化形成蛇纹石、滑石和水镁石等层状矿物。　Ｂｏｕｄｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．（２００９）利用透射电镜（ＴＥＭ）和电子背　散射衍射（ＥＢＳＤ）技术研究了Ｕｔａｈ－Ｆａｒａｌｌｏｎ俯冲带　内超基性岩中叶蛇纹石和橄榄石组构之间的定向关　系，发现了两种拓扑关系：（１）橄榄石的（１００）面平　行于叶蛇纹石的（００１）面，橄榄石的［００１］方向平　行于叶蛇纹石的［０１０］方向，橄榄石的［０１０］方向　平行于叶蛇纹石的［１００］方向，这样拓扑关系记着：　（１００）０ｌ∥（００１）ａｔｇ，［００１］ｏｌ／／［０１０］ａｔｇ，［０１０］ｏｌ／／　［１００］ａｔｇ；（２）橄榄石的（０１０）面平行于叶蛇纹石的　（００１）面，橄榄石的［００１］方向平行于叶蛇纹石的　嵇　Ａ　，　ｔ　［０１０］方向，橄榄石的［１００］方向平行于叶蛇纹石的　［１００］方向，这样的拓扑关系记着（０１０）ｏｌ／／（００１）　ａｔｇ，［００１］０ｌ∥［０１０］ａｔｇ，［００１］０ｌ∥［１００］ａｔｇ。　其中第一种拓扑关系在俯冲板块中更为常见，　橄榄岩发育Ａ型组构（图７），橄榄石［１００］的优选　方向平行于橄榄岩的拉张线理，而张裂隙则垂直于　该线理，裂隙内叶蛇纹石的（００１）面平行于裂隙面　生长，故叶蛇纹石的（００１）面垂直橄榄石［１００］的　优选方向。因为橄榄石的快波极化方向平行其　［１００］方向，而蛇纹石的快波极化方向平行于　（００１）面方向，所以具第一种拓扑关系的蛇纹石化　橄榄岩的剪切波特征取决于岩石中橄榄石的　ＬＰＯ强度、蛇纹石的含量及其ＬＰＯ强度。一般来　说，由橄榄石ＬＰＯ形成的地震波各向异性仅为３％　～５％，而由蛇纹石ＬＰＯ形成的各向异性总是很强　（甚至可以高达１５％～２５％）。所以，只要蛇纹石　的含量超过２０％，则蛇纹石化橄榄岩的剪切波　就由蛇纹石的ＬＰＯ主导。如图１３ｂ所示，由蛇纹石　ＬＰＯ主导的剪切快波偏振方向平行于张裂隙的走　向，俯冲板块上层中这些陡倾的张裂隙又垂直于板　块的总体运动方向或平行于海沟走向，这就很容易　解释为什么剪切快波偏振方向平行于海沟的走向。　地幔楔的地震波各向异性特征应是叶蛇纹石　ＬＰＯ和Ａ型橄榄石ＬＰＯ相互竞争的结果。在地幔　楔内的拐角流作用下，橄榄石形成Ａ型组构，理应　使得　垂直于海沟走向。但是，蛇纹石化作用将　改变地幔楔各向异性的样式。例如，占全岩体积约　１０％～２０％的蛇纹石化作用几乎能全部抵消由橄榄　石ＬＰＯ形成的各向异性，使整体岩石近乎各向同　性。如果地幔楔橄榄岩中蛇纹石的体积分数大于　２０％，且具有前述的第一种拓扑关系（Ｂｏｕｄｉｅｒ　ｅｔ　ａ１．，２００９），那么地幔楔整体的　则受蛇纹石　ＬＰＯ的控制。由于蛇纹石的（００１）面垂直于海沟走　向，故测量到的　是平行于海沟的。如果上述解　释是正确的，那么　与海沟走向的几何定向关系　就是地幔楔中蛇纹石化程度与分布的度量。　参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）：　Ａ　Ａ　Ａ　Ｂ　Ｂ　ｔ　（　（　Ｃ　Ｃ　Ｂ　Ｚ　第４期　孙圣思等：大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波的成因机制　６４３　Ｍ　Ａ．２００３．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ｗｉｄｅｓｐｒｅａｄ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｆｏｒｅａｒｃ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ａｌｏｎｇ　ｔｈｅ　Ｃａｓｅａｄｉａ　ｍａｒｇｉｎ．Ｇｅｏｌｏｇｙ，　３１：２６７—２７０．　Ｂｒｏｄｉｅ　Ｋ　Ｈ　ａｎｄ　Ｒｕｔｔｅｒ　Ｅ　Ｈ．１　９８７．Ｔｈｅ　ｒｏｌｅ　ｏｆ　ｔｒａｎｓｉｅｎｔｌｙ　ｆｉｎｅ—　ｇｒａｉｎｅｄ　ｒｅａｃｔｉｏｎ　ｐｒｏｄｕｃｔｓ　ｉｎ　ｓｙｎｔｅｃｔｏｎｉｃ　ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ：　Ｎａｔｕｒａｌ　ａｎｄ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌ　ｅｘａｍｐｌｅｓ．Ｃａｎ　Ｊ　Ｅａｒｔｈ　Ｓｃｉ，２４：　５５６—５６４．　Ｂｕｔｔｌｅｓ　Ｊ　ａｎｄ　Ｏｌｓｏｎ　Ｐ．１９９８．Ａ　ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　ｍｏｄｅｌ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，１６４：２４５—２６２．　Ｃａｒｔｅｒ　Ｎ　Ｌ　ａｎｄ　Ａｖｅ　Ｌａｌｌｅｍａｎｔ　Ｈ　Ｇ．１９７０．Ｈｉｇｈ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｌｆｏｗ　ｏｆ　ｄｕｎｉｔｅ　ａｎｄ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ．Ｇｅｏｌ　Ｓｏｃ　Ａｍｅｒ　Ｂｕｌｌ。８　１：　２ｌ　８１—２２０２，　Ｃｈｅｎａｋ　Ｌ　Ｊ　ａｎｄ　Ｈｉｒｔｈ　Ｇ．２０１０．Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ　ｓｅｒ—　ｐｅｎｔｉｎｉｔｅ　ａｔ　ｈｉｇｈ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ａｎｄ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２９６：２３—３３．　Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ　Ｄ　Ｈ　ａｎｄ　Ａｂｅｒｓ　Ｇ　Ａ．２０　１　０．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｕｎ－　ｄｅｒ　ｃｅｎｔｒａｌ　Ａｌａｓｋａ　ｆｒｏｍ　ＳＫＳ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ．Ｊ　Ｇｅｏ—　ｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１　１５．Ｂ０４３１５，ｄｏｉ：１０．１Ｏ２９／２００９ＪＢＯ０６７１２．　Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ　Ｎ　Ｉ．２００４．Ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ，ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ　ａｎｄ　ｓｅｉｓｍｏｌｏｇｙ．　１ｎｔ　Ｇｅｏｌ　Ｒｅｖ，４６：７９５—８１６．　Ｃｏｕｖｙ　Ｈ，Ｆｒｏｓｔ　Ｄ　Ｊ，Ｈｅｉｄｅｌｂａｃｈ　Ｆ，Ｎｙｉｌａｓ　Ｋ，Ｕｎｇａｒ　Ｔ　ａｎｄ　Ｍａｃｋｗｅｌｌ　Ｓ．２００４．Ｓｈｅａｒ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ　ｏｆ　ｆｏｒ—　ｓｔｅｒｉｔｅ　ａｔ　１　１　ＧＰａ一１４００℃ｉｎ　ｔｈｅ　ｍｕｈｉａｎｖｉｌ　ａｐｐａｒａｔｕｓ．Ｅｕｒ　Ｊ　Ｍｉｎｅｒａ２，１６：８７７—８８９．　Ｃｒａｍｐｉｎ　Ｓ　ａｎｄ　Ｂｏｏｔｈ　Ｄ　Ｃ．１　９８５．Ｓｈｅａｒ—ｗａｖｅ　ｐｏｌａｒｉｚａｔｉｏｎｓ　ｎｅａｒ　ｔｈｅ　Ｎｏｒｔｈ　Ａｎａｔｏｌｉａｎ　ｆａｕｌｔ，ＩＩ，Ｉｎｔｅｒｐｒｅｔａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｔｅｒｍｓ　ｏｆ　ｃｒａｃ－　ｋｉｎｄｕｃｅｄ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｒ　Ａｓｔｒｏｎ　Ｓｏｃ，８３：７５—９２．　Ｃｕｒｒｉｅ　Ｃ　Ａ，Ｃａｓｓｉｄｙ　Ｊ　Ｆ，Ｈｙｎｄｍａｎ　Ｒ　ａｎｄ　Ｂｏｓｔｏｃｋ　Ｍ　Ｇ．２００４．　Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｃａｓｃａｄｉａ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ａｎｄ　ｗｅｓｔｅｒｎ　Ｎｏｒｔｈ　Ａｍｅｒｉｃａｎ　ｃｒａｔｏｎ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｉｎｔ，　１５７　１　３４ｌ一３５３．　ＤｅＳｈｏｎ　Ｈ　Ｒ　ａｎｄ　Ｓｃｈｗａｒｔｚ　Ｓ　Ｙ．２００４．Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉ—　ｚａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｆｏｒｅａｒｃ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ａｌｏｎｇ　ｔｈｅ　Ｎｉｃｏｙａ　Ｐｅｎｉｎ—　ｓｕｌａ，Ｃｏｓｔａ　Ｒｉｃａ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，３１，ｄｏｉ：１０．１０２９／　２００４ＧＬ０２１　１７９．　Ｄｅｗａｎｄｅｌ　Ｂ，Ｂｏｕｄｉｅｒ　Ｆ，Ｋｅｒｎ　Ｈ，Ｗａｒｓｉｃ　Ｗ　ａｎｄ　Ｍａｉｎｐｒｉｃｅ　Ｄ．　２００３．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ａｎｄ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｏｍａｎ　ｏｐｈｉｏｌｉｔｅ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓ，３７０：７７—９４．　Ｅｓｃａｒｔｉｎ　Ｊ，Ｈｉｒｔｈ　Ｇ　ａｎｄ　Ｅｖａｎｓ　Ｂ　Ｗ．２００１．Ｓｔｒｅｎｇｔｈ　ｏｆ　ｓｌｉｇｈｔｌｙ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｃｄ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｔｈｅ　ｔｅｃｔｏｎｉｃｓ　ｏｆ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｇｅｏｌｏｇｙ，２９（１　１）：１０２３—１０２６．　Ｅｖａｎｓ　Ｂ　Ｗ．１９７７．Ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｓｍ　ｏｆ　ａｌｐｉｎｅ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ　ａｎｄ　ｓｅｒ—　ｐｅｎｔｉｎｉｔｅｓ．Ａｎｎｕ　Ｒｅｖ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ，５：３９７—４４８．　Ｅｖａｎｓ　Ｂ　Ｗ．２００４．Ｔｈｅ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｔｅ　ｍｕｈｉｓｙｓｔｅｍ　ｒｅｖｉｓｉｔｅｄ：　Ｃｈｒｙｓｏｔｉｌｅ　ｉｓ　ｍｅｔａｓｔａｂｌｅ．Ｉｎｔ　Ｇｅｏｆ　Ｒｅｖ，４６：４７９—５０６．　Ｆａｃｃｅｎｄａ　Ｍ，Ｂｕｒｌｉｎｉ　Ｌ，Ｇｅｒｙａ　Ｔ　Ｖ　ａｎｄ　Ｍａｉｎｐｒｉｃｅ　Ｄ．２００８．　Ｆａｕｌｔ＇ｉｎｄｕｃｅｄ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｙ　ｈｙｄｒａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｐｌａｔｅｓ．Ｎａｔｕｒｅ，４５５：１０９７—１　１０１．　Ｆｉｓｃｈｅｒ　Ｋ　Ｍ　ａｎｄ　Ｗｉｅｎｓ　Ｄ　Ａ．１９９６．Ｔｈｅ　ｄｅｐｔｈ　ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ　ｏｆ　ｍａｎｔｌｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｔｏｎｇａ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ．　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，１４２：２５３—２６０．　Ｆｉｓｃｈｅｒ　Ｋ　Ｍ，Ｐａｒｍｅｎｔｉｅｒ　Ｅ　Ｍ，Ｓｔｉｎｅ　Ａ　Ｒ　ａｎｄ　Ｗｏｌｆ　Ｅ　Ｒ．２０００．　Ｍｏｄｅｌｉｎｇ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｐｌａｔｅ—ｄｒｉｖｅｎ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｔｏｎｇａ　ｓｕｂ—　ｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ｂａｃｋ　ａｒｃ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ．１０５：１６１８１—１６１９１．　Ｆｏｕｃｈ　Ｍ　Ｊ　ａｎｄ　Ｆｉｓｃｈｅｒ　Ｋ　Ｍ．１９９６．Ｍａｎｔｌｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｎｏｒｔｈｗｅｓｔ　Ｐａｃｉｆｉｃ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０１：　１５９８７—１６００２．　Ｆｒｅｄｅｒｉｋｓｅｎ　Ａ　Ｗ，Ｆｏｌｓｏｍ　Ｈ　ａｎｄ　Ｚａｎｄｔ　Ｇ．２００３．Ｎｅｉｇｈｂｏｕｒ—　ｈｏｏｄ　ｉｎｖｅｒｓｉｏｎ　ｏｆ　ｔｅｌｅｓｅｉｓｍｉｃ　Ｐｓ　ｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｌａｙｅｒ　ｄｉｐ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　ｌｎｔ，１５５：２００—２１２．　Ｆｕｋａｏ　Ｙ．１９８４．Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｒｏｍ　ｃｏｒｅ—ｒｅｆｌｅｃｔｅｄ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅｓ　ｆｏｒ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｅａｒｔｈ　ｓ　ｍａｎｔｌｅ．Ｎａｔｕｒｅ，３０９：６９５—６９８．　Ｆｕｎｉｃｉｅｌｌｏ　Ｆ，Ｆａｃｃｅｎｎａ　Ｃ，Ｈｅｕｒｅｔ　Ａ，Ｌａｌｌｅｍａｎｄ　Ｓ，Ｄｉ　Ｇｉ－　ｕｓｅｐｐｅ　Ｅ　ａｎｄ　Ｂｅｃｋｅｒ　Ｔ　Ｗ．２００８．Ｔｒｅｎｃｈ　ｍｉｇｒａｔｉｏｎ，ｎｅｔ　ｒｏｔａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｓｌａｂ—ｍａｎｔｌｅ　ｃｏｕｐｌｉｎｇ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，　２７１：２３３—２４０．　Ｆｕｎｉｃｉｅｌｌｏ　Ｆ，Ｍｏｒｏｎｉ　Ｍ，Ｐｉｒｏｍａｌｌｏ　Ｃ，Ｆａｅｃｅｎｎａ　Ｃ，Ｃｅｎｅｄｅｓｅ　Ａ　ａｎｄ　Ｂｕｉ　Ｈ　Ａ．２００６．Ｍａｐｐｉｎｇ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｄｕｒｉｎｇ　ｒｅｔｒｅａｔｉｎｇ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ：Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　ｍｏｄｅｌｓ　ａｎａｌｙｚｅｄ　ｂｙ　ｆｅａｔｕｒｅ　ｔｒａｃｋ—　ｉｎｇ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１１１，Ｂ０３４０２，ｄｏｉ：１０．１０２９／　２００５　ＪＢ００３７９２．　Ｇｏｄｆｒｅｙ　Ｎ　Ｊ，Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ　Ｎ　Ｉ　ａｎｄ　Ｏｋａｙａ　Ｄ　Ａ．２０００．Ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｓｃｈｉｓｔｓ：Ｃｏｎｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓ　ｏｆ　ｃｒｕｓｔａｌ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｔｏ　ａｃｔｉｖｅ　ｓｏｕｒｃｅ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ　ａｎｄ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｏｂｓｅｒ—　ｖａｔｉｏｎｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０５（Ｂ１２）：２７９９１—２８００７．　Ｇｒａｅｂｅｒ　Ｆ　Ｍ　ａｎｄ　Ａｓｃｈ　Ｇ．１９９９．Ｔｈｒｅｅ　ｄｉｍｅｎｓｉｏｎａｌ　ｍｏｄｅｌｓ　ｏｆ　Ｐ－．ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ａｎｄ　Ｐ－・ｔｏ・－Ｓ　ｖｅｌｏｃｉｔｙ　ｒａｔｉｏ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈｅｒｎ　ｃｅｎｔｒａｌ　Ａｎｄｅｓ　ｂｙ　ｓｉｍｕｌｔａｎｅｏｕｓ　ｉｎｖｅｒｓｉｏｎ　ｏｆ　ｌｏｃａｌ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅ　ｄａｔａ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ．１０４：２０２３７—２０２５６　Ｇｒａｎｔ　Ｋ　Ｊ，Ｋｏｈｎ　Ｓ　Ｃ　ａｎｄ　Ｂｒｏｏｋｅｒ　Ｒ　Ａ．２００７．Ｔｈｅ　ｐａｒｔｉｔｉｏｎｉｎｇ　ｏｆ　ｗａｔｅｒ　ｂｅｔｗｅｅｎ　ｏｌｉｖｉｎｅ，ｏｒｔｈｏｐｙｒｏｘｅｎｅ　ａｎｄ　ｍｅｌｔ　ｓｙｎｔｈｅ—　ｓｉｓｅｄ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｙｓｔｅｍ　ａｌｂｉｔｅ—ｆｏｒｓｔｅｒｉｔｅ－Ｈ２　０．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２６０：２２７—２４１　Ｇｒｉｐｐ　Ａ　Ｅ　ａｎｄ　Ｇｏｒｄｏｎ　Ｒ　Ｇ．２００２．Ｙｏｕｎｇ　ｔｒａｃｋｓ　ｏｆ　ｈｏｔ　ｓｐｏｔ　ａｎｄ　ｃｕｒｒｅｎｔ　ｐｌａｔｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｉｎｔ．１５０：３２１—３６１．　Ｈａｍｍｏｎｄ　Ｊ　Ｏ　Ｓ，Ｗｏｏｋｅｙ　Ｊ，Ｋａｎｅｓｈｉｍａ　Ｓ，Ｉｎｏｕｅ　Ｈ，Ｙａｍａｓｈｉ—　ｎａ　Ｔ　ａｎｄ　Ｈａｒｊａｄｉ　Ｐ．２０１０．Ｓｙｓｔｅｍａｔｉｃ　ｖａｒｉａｔｉｏｎ　ｉｎ　ａｎｉｓｏｔｒｏ。　ＰＹ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｊａｖａ－・Ｓｕｍａｔｒａ　ｓｕｂｄｕｃ—・　ｔｉｏｎ　ｓｙｓｔｅｍ　ｆｒｏｍ　ｓｈｅａｒ—ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ．１７８：１８９—２０１．　Ｈｅｒｑｕｅｌ　Ｇ，Ｗｉｔｔｌｉｎｇｅｒ　Ｇ　ａｎｄ　Ｇｕｉｌｂｅｒｔ　Ｊ．１　９９５．Ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｃｒｕｓｔａｌ　ｔｈｉｃｋｎｅｓｓ　ｏｆ　ｎｏｒｔｈｅｒｎ—Ｔｉｂｅｔ：Ｎｅｗ　ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ　ｆｏｒ　ｔｅｅ—　ｔｏｎｉｃ　ｍｏｄｅｌｌｉｎｇ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，２２（１４）：１９２５—１９２８．　Ｈｅｓｓ　Ｈ　Ｈ．１　９６４．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒｍｏｓｔ　ｍａｎｔｌｅ　ｕｎｄｅｒ　ｏｃｅａｎｓ．Ｎａｔｕｒｅ，２０３：６２９—６３１．　Ｈｅｕｒｅｔ　Ａ　ａｎｄ　Ｌａｌｌｅｍａｎｄ　Ｓ．２００５．Ｐｌａｔｅ　ｍｏｔｉｏｎｓ，ｓｌａｂ　ｄｙｎａｍｉｃｓ　ａｎｄ　ｂａｃｋ—ａｒｃ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ。１４９：　３ｌ一５】．　６４４　Ｈｉｌａｉｒｅｔ　Ｎ，Ｒｅｙｎａｒｄ　Ｂ，Ｗａｎｇ　Ｙ，Ｄａｎｉｅｌ　Ｉ，Ｍｅｒｋｅｌ　Ｓ　ａｎｄ　Ｎｉｓｈ—　ｉｙａｍａ　Ｎ．２００７．Ｈｉｇｈ—ｐｒｅｓｓｕｒｅ　ｃｒｅｅｐ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ，ｉｎｔｅｒ—　第３５卷　Ｋａｒａｔｏ　ｏｎ”Ｐｅｔｒｏｆａｂｒｉｅｓ　ａｎｄ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ｏｆ　ｇａｒｎｅｔ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　ＵＳＰ　Ｓｕｌｕ　Ｔｅｒｒａｎｅ（Ｃｈｉｎａ）”ｂｙ　Ｘｕ　ｅｔ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｉｎｉｔｉａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，　３１８：１９１０—１９１３．　Ｈｉｒａｕｃｈｉ　Ｋ　Ｉ　ａｎｄ　Ｙａｍａｇｕｃｈｉ　Ｈ．２００７．Ｕｎｉｑｕｅ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ　ｉｎｖｏｌｖｉｎｇ　ｔｈｅ　ｒｅｃｒｙｓｔａｌ¨ｚａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｃｈｒｙｓｏｔｉｌｅ　ｗｉｔｈｉｎ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｔｅ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ａｓｅｉｓｍｉｃ　ｓｌｉｐ　ｅｖｅｎｔｓ　ｗｉｔｈｉｎ　ａ１．［Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ　４２１（２００６）：１１１—１２７］．Ｔｅｃｔｏｎｏ—　ｐｈｙｓｉｃｓ，４２９：２９１—２９６．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｗａｎｇ　Ｑ，Ｘｉａ　Ｂ　ａｎｄ　Ｍａｒｃｏｔｔｅ　Ｄ．２００４．Ｍｅｃｈａｎｉｃａｌ　ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ｏｆ　ｍｕｈｉｐｈａｓｅ　ｍａｔｅｒｉａｌｓ　ａｎｄ　ｒｏｃｋｓ：Ａ　ｓｉｍｐｌｅ　ｐｈｅ—　ｎｏｍｅｎｏｌｏｇｉｃａｌ　ａｐｐｒｏａｃｈ　ｕｓｉｎｇ　ｇｅｎｅｒａｌｉｚｅｄ　ｍｅａｎｓ．Ｊ　Ｓｔｒｕｃｔ　Ｇｅｏ２．２６：１３７７—１３９０．　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ．Ｔｅｒｒａ　Ｎｏｖａ，１９（６）：４５４—４６１．　Ｈｉｒａｕｃｈｉ　Ｋ　Ｉ，Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ，Ｕｅｈａｒａ　Ｓ，Ｍｉｙａｈａｒａ　Ｍ　ａｎｄ　Ｔａｋａｉ　Ｙ．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｚｈａｏ　Ｘ，Ｆｒａｎｃｉｓ　Ｄ．１９９４．Ｃａｌｉｂｒａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｈｅａｒ—ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｓｕｂｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｂｅｎｅａｔｈ　ａｃｔｉｖｅ　２０　１　０．Ｉｎｈｉｂｉｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｔｈｒｕｓｔ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ　ｂｙ　ｌｏｗ—　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｐｌａｓｔｉｃ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２９５：３４９—５７．　Ｈｉｒｔｈ　Ｇ　ａｎｄ　Ｋｏｈｌｓｔｅｄｔ　Ｄ　Ｌ．１９９６．Ｗａｔｅｒ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎ—　ｔｉｅ－－Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｒｈｅｏｌｏｇｙ，ｍｅｈ　ｅｘｔｒａｃｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｅｖｏｌｕ—　ｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，１４４：９３—１０８．　Ｈｏｅｒｎｌｅ　Ｋ，Ａｂｔ　Ｄ　Ｌ，Ｆｉｓｃｈｅｒ　Ｋ　Ｍ，Ｎｉｃｈｏｌｓ　Ｈ，Ｈａｕｆｆ　Ｆ　ａｎｄ　Ａｂｅｒｓ　Ｇ　Ｐ．２００８．Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌ　ａｎｄ　ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ　ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ａｒｃ—ｐａｒａｌｌｅｌ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｂｅｎｅａｔｈ　Ｃｏｓｔａ　Ｒｉｃａ　ａｎｄ　Ｎｉｃａｒａｇｕａ．Ｎａｔｕｒｅ，４５１：１０９４—１０９８．　Ｈｏｕｓｅｎｌａｎ　Ｇ　Ａ　ａｎｄ　Ｇｕｂｂｉｎｓ　Ｄ．１　９９７．Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ　Ｊｏｕｒｎａｌ　Ｉｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌ，　１３１：５３５—５５１．　Ｈｓｕｉ　Ａ　Ｔ，Ｔａｎｇ　Ｘ　Ｍ　ａｎｄ　Ｔｏｋｓｏｚ　Ｍ　Ｎ．１９９０．Ｏｎ　ｔｈｅ　ｄｉｐ　ａｎｇｌｅ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｐｌａｔｅｓ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｐｓｉｃｓ，１７９：１６３—１７５．　Ｈｕａｎｇ　Ｚ，Ｚｈａｏ　Ｄ　ａｎｄ　Ｗａｎｇ　Ｌ．２０１　１．Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｃｒｕｓｔ，ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ａｎｄ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　Ｐａｃｉｆｉｃ　ｓｌａｂ　ｕｎｄｅｒ　ｎｏｒｔｈｅａｓｔ　Ｊａｐａｎ．Ｇｅｏｃｈｅｍ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｇｅｏｓｙｓｔ，１２，Ｑ０１００２，　ｄｏｔ：１０．１Ｏ２９／２Ｏ１０ＧＣＯＯ３３４３．　Ｈｙｎｄｍａｎ　Ｒ　Ｄ　ａｎｄ　Ｐｅａｃｏｃｋ　Ｓ　Ｍ．　２００３．　Ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｆｏｒｅａｒｃ　ｍａｎｔｌｅ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２１２：４１７—４３２．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ．２００８．Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　Ｍｅｃｈａｎｉｓｍｓ，Ｒｈｅｏｌｏｇｙ　ａｎｄ　Ｓｅｉｓｍｉｃ　Ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ｏｆ　Ｒｏｃｋｓ．　Ｂｅｉｊｉｎｇ：Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ　Ｐｕｂｌｉｃａｔｉｏｎ　Ｈｏｕｓｅ：５３９．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ　ａｎｄ　Ｓａｌｉｓｂｕｒｙ　Ｍ．１　９９３．Ｓｈｅａｒ—ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ，ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｈｉｇｈ　ｇｒａｄｅ　ｍｙｌｏｎｉｔｅｓ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，　２２１：４５３—４７３．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ　ａｎｄ　Ｚｈａｏ　Ｐ．１９９４．Ｌａｙｅｒｅｄ　ｒｈｅｏｌｏｇｉｃａｌ　ｓｔｒｕｃｔｕｒｅ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃ—　ｔｉｎｇ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，１２４：７５—９４．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｒｏｎｄｅｎａｙ　Ｓ，Ｍａｒｅｓｃｈａｌ　Ｍ　ａｎｄ　Ｓｅｎｅｃｈａｌ　Ｇ．１９９６．Ｏｂ—　ｌｉｑｕｉｔｙ　ｂｅｔｗｅｅｎ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｄ　ｅｌｅｃｔｒｉｃａｌ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｉｅｓ　ａｓ　ａｎ　ｉｎ—　ｄｉｅａｔｏｒ　ｏｆ　ｍｏｖｅｍｅｎｔ　ｓｅｎｓｅ　ｆｏｒ　ｄｕｃｔｉｌｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｓｈｅａｒ　ｚｏｎｅｓ．　Ｇｅｏｌｏｇｙ，２４：１０３３—１０３６．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｗａｎｇ　Ｑ　ａｎｄ　Ｘｉａ　Ｂ．２００２．Ｈａｎｄｂｏｏｋ　ｏｆ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｐｒｏｐｅｒ－　ｔｉｅｓ　ｏｆ　ｍｉｎｅｒａｌｓ，ｒｏｃｋｓ　ａｎｄ　ｏｒｅｓ．Ｍｏｎｔｒｅａｌ：Ｐｏｌｙｔｅｃｈｎｉｃ　Ｉｎ—　ｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌ　Ｐｒｅｓｓ：６３０．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｗａｎｇ　Ｑ　ａｎｄ　Ｓａｌｉｓｂｕｒｙ　Ｍ　Ｈ．２００９．Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｔｅｃｔｏｎｉｃ　ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｃｈｉｎｅｓｅ　ｅｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　ｃｒｕｓｔ　ｃｏｎ—　ｓｔｒａｉｎｅｄ　ｂｙ　Ｐｏｉｓｓｏｎ　ｓ　ｒａｔｉｏ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，４６３：１５—３０．　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｗａｎｇ　Ｑ　ａｎｄ　Ｘｕ　Ｚ　Ｑ．２００７．Ｒｅｐｌｙ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｃｏｍｍｅｎｔ　ｏｆ　Ｓ．　ｏｒｏｇｅｎｉｃ　ｂｅｌｔｓ　ｕｓｉｎｇ　ｕｌｔｒａｍａｆｉｃ　ｘｅｎｏｌｉｔｈｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　Ｃａｎａｄｉａｎ　Ｃｏｒｄｉｌｌｅｒａ　ａｎｄ　Ａｌａｓｋａ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，２３９：１—２７．　Ｊｉａｏ　Ｗ，Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ，Ｆｅｉ　Ｙ　ａｎｄ　Ｐｒｅｗｉｔｔ　Ｃ　Ｔ．２０００．Ｄｏ　ｉｎｔｅｒｍｅ—　ｄｉａｔｅ－－ａｎｄ　ｄｅｅｐ－・ｆｏｃｕｓ　ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ　ｏｃｃｕｒ　ｏｎ　ｐｒｅｅｘｉｓｔｉｎｇ　ｗｅａｋ　ｚｏｎｅｓ？Ａｎ　ｅｘａｍｉｎａｔｉｏｎ　ｏｆ　Ｔｏｎｇａ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０５：２８１２５—２８１３８．　Ｊｕｎｇ　Ｈ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００１．Ｗａｔｅｒ－ｉｎｄｕｃｅｄ　ｆａｂｒｉｃ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｓ　ｉｎ　ｏｌｉｖｉｎｅ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，２９３：１４６０—１４６３．　Ｊｕｎｇ　Ｈ，Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ，Ｊｉａｎｇ　Ｚ，Ｈｉｒａｇａ　Ｔ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００６．　Ｅｆｆｅｃｔ　ｏｆ　ｗａｔｅｒ　ａｎｄ　ｓｔｒｅｓｓ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｌａｔｔｉｃｅ—ｐｒｅｆｅｒｒｅｄ　ｏｒｉｅｎｔａｉｏｎ　ｏｆ　ｏｌｉｖｉｎｅ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，４２１：１—２２．　Ｊｕｎｇ　Ｈ．Ｍｏ　Ｗ　ａｎｄ　Ｇｒｅｅｎ　Ｈ　Ｗ．２００９．Ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｒｅｓｕｌｔｉｎｇ　ｆｒｏｍ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ—ｉｎｄｕｃｅｄ　ｓｌｉｐ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ　ｉｎ　ｏｌｉｖｉｎｅ．Ｎａｔ　Ｇｅｏｓｃｉ，２：７３—７７．　Ｋａｍｉｙａ　Ｓ　ａｎｄ　Ｋｏｂａｙａｓｈｉ　Ｙ．２０００．Ｓｅｉｓｍｏｌｏｇｉｃａｌ　ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ｔｈｅ　ｅｘｉｓｔｅｎｃｅ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｗｅｄｇｅ　ｍａｎｔｌｅ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ．２７：８１９—８２２．　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．１９８６．Ｄｏｅｓ　ｐａｒｔｉａｌ　ｍｅｌｔｉｎｇ　ｒｅｄｕｃｅ　ｔｈｅ　ｃｒｅｅｐ　ｓｔｒｅｎｇｔｈ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ？Ｎａｔｕｒｅ．３１９：３０９—３１０．　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００２．Ｔｈｅ　Ｄｙｎａｍｉｃｓ　Ｓｔｒｕｃｔｕｒｅ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｄｅｅｐ　Ｅａｒｔｈ：Ａ“　Ｉｎｔｅｒｄｉｓｃｉｐ１ｉｎａ　ｙ　Ａｐｐｒｏａｃｈ．Ｎｅｗ　Ｊｅｒｓｅｙ：Ｐｒｉｎｃｅｔｏｎ　ａｎｄ　Ｏｘ—　ｆ０ｒｄ：２４１．　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ　ａｎｄ　Ｗｕ　Ｐ．１　９９３．Ｒｈｅｏｌｏｇｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ：Ａ　ｓｙｎｔｈｅｓｉｓ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，２６０：７７１—７７８．　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ，Ｊｕｎｇ　Ｈ，Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ　ａｎｄ　Ｓｋｅｍｅｒ　Ｐ．２００８．Ｇｅｏｄｙ—　ｎａｍｉｃ　ｓｉｇｎｉｉｆｃａｎｃｅ　ｏｆ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎ—　ｔｉｅ：Ｎｅｗ　ｉｎｓｉｇｈｔｓ　ｆｒｏｍ　ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　ｓｔｕｄｉｅｓ．Ａｎｎｕ　Ｒｅｖ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ，３６：５９—９５．　Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００６．Ｅｆｆｅｃｔｓ　ｏｆ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｏｎ　ｔｈｅ　Ｂ—ｔｏ　Ｃ—ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ　ｉｎ　ｏｌｉｖｉｎｅ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔ，１５７：３３—４５．　Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ，Ｈｉｒａｕｃｈｉ　Ｋ　Ｉ，Ｍｉｃｈｉｂａｙａｓｈｉ　Ｋ　ａｎｄ　Ａｎｄｏ　Ｊ　Ｉ．　２００９．Ｔｒｅｎｃｈ—ｐａｒａｌｌｅｌ　ａｎｉｓｏｔｏｒｐｙ　ｐｒｏｄｕｃｅｄ　ｂｙ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｈｙｄｒａｔｅｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ．Ｎａｔｕｒｅ，４６１：　１ｌ１４—１１１８．　Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ．Ｊｕｎｇ　Ｈ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００４．Ｎｅｗ　ｔｙｐｅ　ｏｆ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｆｒｏｍ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ　ａｔ　ｍｏｄｅｓｔ　ｗａｔｅｒ　ｃｏｎｔｅｎｔ　ａｎｄ　ｌｏｗ　ｓｔｒｅｓｓ．Ｇｅｏｌｏｇｙ，３２：１０４５—１０４８．　Ｋｅｎｄａｌｌ　Ｊ　Ｍ．１　９９４．Ｔｅｌｅｓｅｉｓｍｉｃ　ａｒｒｉｖａｌｓ　ａｔ　ａ　ｍｉｄ—ｏｃｅａｎ　ｒｉｄｇｅ：　第４期　孙圣思等：大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波的成因机制　６４５　Ｅｆｆｅｃｔｓ　ｏｆ　ｍａｎｔｌｅ　ｍｅｌｔ　ａｎｄ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，　２１：３０１—３０４．　Ｋｅｒｎ　Ｈ，Ｌｉｕ　Ｂ　ａｎｄ　Ｐｏｐｐ　Ｔ．１９９７．Ｒｅｌａｔｉｏｎ　ｂｅｔｗｅｅｎ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　Ｐ　ａｎｄ　Ｓ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ　ａｎｄ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ａｔｔｅｎｕａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｓｅｒｐｅｎ－　ｉｆｎｉｔｅ　ａｎｄ　ａｍｐｈｉｂｏｌｉｔｅ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０２：３０５１—３０６５．　Ｋｉｎｃａｉｄ　Ｃ　ａｎｄ　Ｇｒｉｆｆｉｔｈｓ　Ｒ　Ｗ．２００３．Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　ｍｏｄｅｌｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｔｈｅｒｍａｌ　ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｄｕｒｉｎｇ　ｒｏｌｌｂａｃｋ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ．　Ｎａｔｕｒｅ，４２５：５８—６２．　Ｋｎｅｌｌｅｒ　Ｅ　Ａ，Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　ｖａｎ　Ｋｅｋｅｎ　Ｐ　Ｅ．２００８．Ｏｌｉｖｉｎｅ　ｆａｂ－　ｒｉｅ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｓ　ａｎｄ　ｓｈｅａｒ—ｗａｖｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｒｙｕｋｙｕ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｓｙｓｔｅｍ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ。２６８：２６８—２８２。　Ｋｎｅｌｌｅｒ　Ｅ　Ａ，ｖａｎ　Ｋｅｋｅｎ　Ｐ　Ｅ，Ｋａｒａｔｏ　Ｓ　ａｎｄ　Ｐａｒｋ　Ｊ．２００５．Ｂ—　ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ：Ｉｎｓｉｇｈｔｓ　ｆｒｏｍ　ｈｉｇｈ—ｒｅｓｏｌｕ－　ｔｉｏｎ　ｎｏｎ．Ｎｅｗｔｏｎｉａｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ｍｏｄｅｌｓ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２３７：７８１—７９７．　Ｋｎｅｌｌｅｒ　Ｅ　Ａ，Ｖａｉｌ　Ｋｅｋｅｎ　Ｐ　Ｅ，Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００７．　Ｓｔｒｅｓｓ，ｓｔｒａｉｎ　ａｎｄ　Ｂ—ｔｙｐｅ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｆｏｒｅ—ａｒｅ　ｍａｎ—　ｔｉｅ：Ｓｅｎｓｉｔｉｖｉｔｙ　ｔｅｓｔｓ　ｕｓｉｎｇ　ｈｉｇｈ—ｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎ　ｓｔｅａｄｙ—ｓｔａｔｅ　ｓｕｂ－　ｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ｍｏｄｅｌｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１　１２，ｄｏｉ：１０．１０２９／　２Ｏ０６ＪＢＯ０４５４４．　Ｋｕｍａｚａｗａ　Ｍ　ａｎｄ　Ａｎｄｅｒｓｏｎ　Ｏ　Ｌ．１９６９．Ｅｌａｓｔｉｃ　ｍｏｄｕｌｉ，ｐｒｅｓ—　ｓｕｒｅ　ｄｅｒｉｖａｔｉｖｅｓ　ａｎｄ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅ　ｄｅｒｉｖａｔｉｖｅｓ　ｏｆ　ｓｉｎｇｌｅ—ｃｒｙｓｔａｌ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ａｎｄ　ｓｉｎｇｌｅ—ｃｒｙｓｔａｌ　ｆｏｒｓｔｅｒｉｔｅ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，７４：　５９６ｌ一５９７２．　Ｌｅｖｉｎ　Ｖ，Ｄｒｏｚｎｉｎ　Ｄ，Ｐａｒｋ　Ｊ　ａｎｄ　Ｇｏｒｄｅｅｖ　Ｅ．２００４．Ｄｅｔａｉｌｅｄ　ｍａｐ—　ｐｉｎｇ　ｏｆ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｗｉｔｈ　ｌｏｃａｌ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅｓ　ｉｎ　ｓｏｕｔｈｅａｓｔ—　ｅｒｎ　Ｋａｍｃｈａｔｋａ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ／ｎｔ，１５８：１００９—１０２３．　Ｌｉ　Ｃ，ｖａｎ　ｄｅｒ　Ｈｉｌｓｔ　Ｒ　Ｄ，Ｅｎｇｄａｈｌ　Ｅ　Ｒ　ａｎｄ　Ｂｕｒｄｉｃｋ　Ｓ．２００８．Ａ　ｎｅｗ　ｇｌｏｂａｌ　ｍｏｄｅｌ　ｆｏｒ　Ｐ　ｗａｖｅ　ｓｐｅｅｄ　ｖａｒｉａｔｉｏｎｓ　ｉｎ　Ｅａｒｔｈ　ｓ　ｍａｎｔｌｅ．Ｇｅｏｃｈｅｍ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｇｅｏｓｙｓｔ，９，Ｑ０５０１８，ｄｏｉ：１０．　１０２９／２００７ＧＣＯＯｌ　８０６．　¨Ｌ．Ｒａｔｅ．ｏｎ　Ｐ．Ｗｅｉｄｎｅｒ　Ｄ　ａｎｄ　Ｃｈｅｎ　Ｊ．２００３ａ．Ｏｌｉｖｉｎｅ　ｆｌｏｗ　ｕｌｅｃｈ．　ａｎｉｓｍｓ　ａｔ　８　ＧＰａ．Ｐ　ｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，１３８：１１３—１２９．　Ｌｉ　Ｌ，Ｗｅｉｄｎｅｒ　Ｄ，Ｒａｔｅｒｒｏｎ　Ｐ，Ｃｈｅｎ　Ｊ　ａｎｄ　Ｖａｕｇｈａｎ　Ｍ．２００４．　Ｓｔｒｅｓｓ　ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ　ｏｆ　ｄｅｆｏｒｍｉｎｇ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ａｔ　ｈｉｇｈ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ．　Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，１４３：３５７—３６７．　Ｌｉ　Ｔ　Ｆ．Ｙａｎｇ　Ｊ　Ｓ　ａｎｄ　Ｚｈａｎｇ　Ｒ　Ｙ．２００３ｂ．Ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　ｐｒｅ—ｐｉｌｏｔ　ｈｏｌｅ（ＰＰ１）ｏｆ　Ｃｈｉｎｅｓｅ　ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　ｓｃｉｅｎｔｉｆｉｃ　ｄｒｉｌｌ－　ｉｎｇ　ｐｒｏｊｅｃｔ　ａｎｄ　ｉｔｓ　ｂｅａｒｉｎｇ　ｏｎ　ｄｅｐｌｅｔｅｄ　ａｎｄ　ｍｅｔａｓｏｍａｔｉｅ　ｕｐ—　ｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ．Ａｃｔａ　Ｇｅｏｌ　Ｓｉｎ，７７：４９２—５０９．　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　Ｂｅｃｋｅｒ　Ｔ　Ｗ．２０１０．Ｍａｎｔｌｅ　ｄｙｎａｍｉｃｓ　ａｎｄ　ｓｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２９７：３４１—３５４．　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ．２００８．Ｔｈｅ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅ　ｆｌｏｗ　ｆｉｅｌｄ　ｒｆｏｍ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ：Ａ　ｇｌｏｂａｌ　ｖｉｅｗ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，３１９：３１５　３１８．　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ．２００９．Ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｓｙｓ—　ｔｅｒｎｓ：Ｔｈｅ　ｓｕｂｓｌａｂ　ｆｌｏｗ　ｆｉｅｌｄ　ａｎｄ　ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｄｙｎａｍｉｃｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１１４，Ｂ１０３１２，ｄｏｉ：１０．１０２９／　２００８ＪＢ００６２００．　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　ｖａｎ　ｄｅｒ　Ｈｉｌｓｔ　Ｒ　Ｄ．２００５．Ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏ—　ＰＹ　ｂｅｎｅａｔｈ　Ｊａｐａｎ　ｆｒｏｍ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，１５１：２０６—２２２．　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ　ａｎｄ　ｖａｎ　ｄｅｒ　Ｈｉｌｓｔ　Ｒ　Ｄ．２００６．Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｆｒｏｍ　ｌｏｃａｌ　ｅｖｅｎｔｓ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｒｙｕｋｙｕ　ａｒｃ：Ｔｒｅｎｃｈ－ｐａｒａｌｌｅｌ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，　１５５：３００—３１２．　Ｍａｉｎｐｒｉｃｅ　Ｄ．２００７．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｄｅｅｐ　Ｅａｒｔｈ　ｆｒｏｍ　ａ　ｍｉｎｅｒａｌ　ａｎｄ　ｒｏｃｋ　ｐｈｙｓｉｃｓ　ｐｅｒｓｐｅｃｔｉｖｅ／／Ｓｃｈｕｂｅｒｔ　Ｇ．Ｔｒｅａ—　ｔｉｓｅ　ｏａ　Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，２：４３７—４９２．　Ｍａｉｎｐｒｉｃｅ　Ｄ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ．１　９９３．Ｉｎｔｅｒｐｒｅｔａｔｉｏｎ　ｏｆ　ＳＫＳ－ｗａｖｅｓ　ｕ—　ｓｉｎｇ　ｓａｍｐｌｅｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　ｓｕｂ—ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．Ｐ＾ｗ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，７８：２５７—２８０．　Ｍａｒｓｏｎ—Ｐｉｄｇｅｏｎ　Ｋ　Ｍ，Ｓａｖａｇｅ　Ｋ，Ｇｌｅｄｈｉｌｌ　Ｋ　ａｎｄ　Ｓｔｕａｒｔ　Ｇ．１９９９．　Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　ｌｏｗｅｒ　ｈａｌｆ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｎｏｒｔｈ　Ｉｓｌａｎｄ，　Ｎｅｗ　Ｚｅａｌａｎｄ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０４：２０２７７—２０２８６．　ＭｃＫｅｎｚｉｅ　Ｄ．１　９７９．Ｆｉｎｉｔｅ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｄｕｒｉｎｇ　ｆｌｕｉｄ　ｆｌｏｗ．Ｇｅｏ—　ｐｈｙｓ　Ｊ，５８：６８９—７１５．　ＭｃＮａｍａｒａ　Ｄ　Ｅ，Ｏｗｅｎｓ　Ｔ　Ｊ，Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ　ａｎｄ　Ｗｕ　Ｆ．１９９４．Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，９９（Ｂ７）：１　３６５５一ｌ３６６５．　Ｍｉｃｈｉｂａｙａｓｈｉ　Ｋ，Ｔａｓａｋａ　Ｍ，Ｏｈａｒａ　Ｙ，Ｉｓｈｉｉ　Ｔ，Ｏｋａｍｏｔｏ　Ａ　ａｎｄ　Ｆｒｙｅｒ　Ｐ．２００７．Ｖａｒｉａｂｌｅ　ｍｉｅｒｏｓｔｒｕｃｔｕｒｅ　ｏｆ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ　ｓａｍ－　ｐｉｅｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈｅｒｎ　Ｍａｒｉａｎａ　Ｔｒｅｎｃｈ：Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｏｆ　ａ　ｃｏｎｌ—　ｐｌｅｘ　ｔｅｃｔｏｎｉｃ　ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，４４４：１　１　１—１　１８．　Ｍｉｚｕｋａｍｉ　Ｔ．Ｗａｌｌｉｓ　Ｓ　Ｒ　ａｎｄ　Ｙａｍａｍｏｔｏ　Ｊ．２００４．Ｎａｔｕｒａｌ　ｅｘａｍ—　ｐｌｅ　ｏｆ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ｌａｔｔｉｃｅ　ｐｒｅｆｅｒｒｅｄ　ｏｒｉｅｎｔａｔｉｏｎ　ｐａｔｔｅｒｎｓ　ｗｉｔｈ　ａ　ｌｆｏｗ－ｎｏｍａｌ　ａ—ａｘｉｓ　ｍａｘｉｍｕｍ．Ｎａｔｕｒｅ．４２７：２９—３２．　Ｍｏｏｒｅ　Ｄ　Ｅ　ａｎｄ　Ｌｏｃｋｎｅｒ　Ｄ　Ａ．２００７．Ｃｏｍｐａｒａｔｉｖｅ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｂｅｈａｖｉｏｒ　ｏｆ　ｍｉｎｅｒａｌｓ　ｉｎ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｕｈｒａｍａｆｉｃ　ｒｏｃｋ：Ａｐ—　ｐｌｉｅａｔｉｏｎ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｓｌａｂ－ｍａｎｔｌｅ　ｉｎｔｅｒｆａｃｅ　ｉｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ．　Ｉｎｔ　Ｇｅｏ２　Ｒｅｖ，４９：４０１—４１５．　Ｍｏｏｒｅ　Ｄ　Ｅ，Ｌｏｃｋｎｅｒ　Ｄ　Ａ，Ｓｕｍｍｅｒｓ　Ｒ，Ｍａ　Ｓ　ａｎｄ　Ｂｙｅｒｌｅｅ　Ｊ　Ｄ．　１　９９６．Ｓｔｒｅｎｇｔｈ　ｏｆ　ｃｈｒｙｓｏｔｉｌｅ—ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｔｅ　ｇｏｕｇｅ　ｕｎｄｅｒ　ｈｙ—　ｄｒｏｔｈｅｒｍａＩ　ｃｏｎｄｉｔｉｏｎｓ：Ｃａｎ　ｉｔ　ｅｘｐｌａｉｎ　ａ　ｗｅａｋ　Ｓａｎ　Ａｎｄｒｅａｓ　ｆａｕｌｔ？Ｇｅｏｌｏｇｙ，２４：１０４１—１０４４．　Ｍｏｒｇａｎ　Ｐ　Ｊ，Ｈａｓｅｎｃｌｅｖｅｒ　Ｊ，Ｈｏｒｔ　Ｍ，Ｒａｐｋｅ　Ｌ　ａｎｄ　Ｐａｒｍｅｎｔｉｅｒ　Ｅ　Ｍ．２００７．Ｏｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｓｌａｂ　ｅｎｔｒａｉｎｍｅｎｔ　ｏｆ　ｂｕｏｙａｎｔ　ａｓ—　ｔｈｅｎｏｓｐｈｅｒｅ．Ｔｅｒｒａ　Ｎｏｖａ，１９：１６７—１７３．　Ｎａｋａｊｉｍａ　Ｊ　ａｎｄ　Ｈａｓｅｇａｗａ　Ａ．２００４．Ｓｈｅａｒ－ｗａｖｅ　ｐｏｌａｒｉｚａｔｉｏｎ　ａｎ—　ｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ—ｉｎｄｕｃｅｄ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｏｆ　ｎｏｒｔｈｅｒｎ　Ｊａｐａｎ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２２５：３６５—３７７．　Ｎｉｃｏｌａｓ　Ａ　ａｎｄ　Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ　Ｎ　Ｉ．１９８７．Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ－－Ａ　ｒｅｖｉｅｗ／／Ｆｕｃｈｓ　Ｋ　ａｎｄ　Ｆｒｏｉｄｅｏａｕｘ　Ｃ．Ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ，Ｓｔｒｕｃｔｕｒｅ　ａｎｄ　Ｄｙｎａｍｉｃｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ—Ａｓｔｈｅｎｏｓｐｈｅｒｅ　Ｓｙｓｔｅｍ．　Ｗａｓｈｉｎｇｔｏｎ　Ｄ　Ｃ：　ＡＧＵ，１６：１１１—１２３．　Ｏｋａｙａ　Ｄ，Ｃｈｒｉｓｔｅｎｓｅｎ　Ｎ　Ｉ，Ｓｔａｎｌｅｙ　Ｄ　ａｎｄ　Ｓｔｅｒｎ　Ｔ．１　９９５．Ｃｒｕｓ—　ｔａｌ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｖｉｃｉｎｉｔｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ａｌｐｉｎｅ　Ｆａｕｌｔ　ｚｏｎｅ，Ｓｏｕｔｈ　６４６　皂　名　第３５卷　Ｉｓｌａｎｄ。Ｎｅｗ　Ｚｅａｌａｎｄ．Ｊ　Ｇｅｏｌ　Ｇｅｏｐｈｙｓ，３８：５７９—５８３．　Ｏｚａｃａｒ　Ａ　Ａ　ａｎｄ　Ｚａｎｄｔ　Ｇ．２００４．Ｃｒｕｓｔａｌ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｅｅｎｔｒａ１　Ｔｉｂｅｔ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎａｌ　ｓｔｙｌｅ　ａｎｄ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｃｒｕｓｔ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，３１，ｄｏｉ：１０．１０２９／　２００４ＧＬ０２１０９６．　Ｐａｄｒｏｎ—Ｎａｖａｒｔａ　Ｊ　Ａ．Ｈｅｒｍａｎｎ　Ｊ，Ｇａｒｒｉｄｏ　Ｃ　Ｊ、Ｓａｎｃｈｅｚ—Ｖｉｚｅａｌｎｏ　Ｖ　Ｌ　ａｎｄ　Ｇ６ｍｅｚ—Ｐｕｇｎａｉｒｅ　Ｍ　Ｔ．２０１０．Ａｎ　ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔａｌ　ｉｎｖｅｓｔｉｇａ—　ｔｉｏｎ　ｏｆ　ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ　ｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎ　ｉｎ　ｎａｔｕｒａｌ　ｓｉｌｉｃａ－ｅｎｒｉｃｈｅｄ　ｓｅｒｐｅｎ－－　ｔｉｎｉｔｅ．Ｃｏｎｔｒｉｂ　Ｍｉｎｅｒａｆ　Ｐｅｔｒｏｆ．１５９：２５—４２．　Ｐｅｙｔｏｎ　Ｖ　Ｖ，Ｌｅｖｉｎ　Ｊ，Ｐａｒｋ　Ｍ，Ｂｒａｎｄｏｎ　Ｍ，Ｌｅｅｓ　Ｊ，Ｇｏｒｄｅｅｖ　Ｅ　ａｎｄ　Ｏｚｅｒｏｖ　Ａ．２００１．Ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ａｔ　ａ　ｓｌａｂ　ｅｄｇｅ：Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｋａｍｃｈａｔｋａ　ｒｅｇｉｏｎ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，２８：　３７９—３８２．　Ｐｉｒｏｍａｌｌｏ　Ｃ．Ｂｅｃｋｅｒ　Ｔ　Ｗ，Ｆｕｎｉｃｉｅｌｌｏ　Ｆ　ａｎｄ　Ｆａｃｃｅｎｎａ　Ｃ．２００６．　Ｔｈｒｅｅ—ｄｉｍｅｎｓｉｏｎａｌ　ｉｎｓｔａｎｔａｎｅｏｕｓ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｉｎｄｕｃｅｄ　ｂｙ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，３３，Ｌ０８３０４．ｄｏｉ：１０．１０２９／　２００５　ＧＬ０２５３９０　Ｐｏｌｅｔ　Ｊ，Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ　ａｎｄ　Ｂｅｃｋ　Ｓ．２０００．Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ａｎｄｅｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　ＢＡＮＪ０．ＳＥＤＡ　ａｎｄ　ＰＩＳＣＯ　ｅｘ—　ｐｅｒｉｍｅｎｔｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１０５：６２８７—６３０４．　Ｐｏｚｇａｙ　Ｓ　Ｈ，Ｗｉｅｎｓ　Ｄ　Ａ，Ｃｏｎｄｅｒ　Ｊ　Ａ，Ｓｈｉｏｂａｒａ　Ｈ　ａｎｄ　Ｓｕｇｉｏｋａ　Ｈ．２００７．Ｃｏｍｐｌｅｘ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｍａｒｉａｎａ　ｓｕｂｄｕｅｔｉｏｎ　ｓｙｓｔｅｍ：Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｒｏｍ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｉｎｔ，　１７０：３７１—３８６．　Ｐｕｌｆｏｒｄ　Ａ，Ｓａｖａｇｅ　Ｍ　ａｎｄ　Ｓｔｅｒｎ　Ｔ．２００３．Ａｂｓｅｎｔ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ：　Ｔｈｅ　ｐａｒａｄｏｘ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｓｏｕｔｈｅｒｎ　Ａｌｐｓ　ｏｒｏｇｅｎ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ　Ｌｅｔｔ，　３Ｏ（２０），２０５１，ｄｏｉ：１Ｏ．１０２９／２００３ＧＬＯ１７７５８．　Ｒａｎｅｒｏ　Ｃ　Ｒ，Ｖｉｌｌａｓｅｎｏｒ　Ａ，Ｍｏｒｇａｎ　Ｐ　Ｊ　ａｎｄ　Ｗｅｉｎｒｅｂｅ　Ｗ．２００５．　Ｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ　ｂｅｔｗｅｅｎ　ｂｅｎｄ－－ｆａｕｌｔｉｎｇ　ａｔ　ｔｒｅｎｃｈｅｓ　ａｎｄ　ｉｎｔｅｒｍｅ－　ｄｉａｔｅ—ｄｅｐｔｈ　ｓｅｉｓｎｆｉｃｉｔｙ．　Ｇｅｏｃｈｅｍ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｇｅｏｓｙｓｔ，６，　Ｑｌ２００２．ｄｏｉ：ｌ０．１０２９／２００５ＧＣ０００９９７．　Ｒａｔｅｒｒｏｎ　Ｐ，Ｃｈｅｎ　Ｊ，¨Ｌ，Ｗｅｉｄｎｅｒ　Ｄ　ａｎｄ　Ｃｏｒｄｉｅｒ　Ｐ．２００７．　Ｐｒｅｓｓｕｒｅ－ｉｎｄｕｃｅｄ　ｓｌｉｐ—ｓｙｓｔｅｍ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ　ｉｎ　ｆｏｒｓｔｅｒｉｔｅ：Ｓｉｎｇｌｅ—　ｃｒｙｓｔａｌ　ｒｈｅｏｌｏｇｉｃａｌ　ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ａｔ　ｍａｎｔｌｅ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ　ａｎｄ　ｔｅｒｎ—　ｐｅｒａｔｕｒｅ．Ａｍ　Ｍｉｎｅｒａｌ，９２：１４３６—１４４５．　Ｒａｔｅｒｒｏｎ　Ｐ　Ｗｕ　Ｙ，Ｗｅｉｄｎｅｒ　Ｄ　Ｊ　ａｎｄ　Ｃｈｅｎ　Ｊ．２００４．Ｌｏｗ—ｔｅｍ—　ｐｅｒａｔｕｒｅ　ｏｌｉｖｉｎｅ　ｒｈｅｏｌｏｇｙ　ａｔ　ｈｉｇｈ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，１４５：ｌ４９—１５９．　Ｒｉｂｅ　Ｎ　Ｍ．１　９８９．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ．Ｊ　Ｇｅｏ—　ｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，９４：４１２３—４２２３．　Ｒｉｎｇｗｏｏｄ　Ａ．１　９９　１．Ｐｈａｓｅ　ｔｒａｎｓｆｏｒｍａｔｉｏｎｓ　ａｎｄ　ｔｈｅｉｒ　ｂｅａｒｉｎｇｓ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｃｏｎｓｔｉｔｕｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｄｙｎａｍｉｃｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ．Ｇｅｏｃｈｅｍ　Ｃｏｓ—　ｍｏｃｈｅｍ　Ａｃｔａ．５５：２０８３—２１１０．　Ｒｕｓｓｏ　Ｒ　Ｍ．２００９．Ｓｕｂｄｕｃｔｅｄ　ｏｃｅａｎｉｃ　ａｓｔｈｅｎｏｓｐｈｅｒｅ　ａｎｄ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｊｕａｎ　ｄｅ　Ｆｕｅａ　ｓｌａｂ．Ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ，１：　１９５—２０５．　Ｒｕｓｓｏ　Ｒ　Ｍ　ａｎｄ　Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ．１９９４．Ｔｒｅｎｃｈ—ｐａｒａｌｌｅｌ　ｆｌｏｗ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｎａｚｅａ　ｐｌａｔｅ　ｆｒｏｍ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，２６３：　１１０５一¨ｌ１．　Ｓａｌａｈ　Ｍ　Ｋ，Ｓｅｎｏ　Ｔ　ａｎｄ　Ｉｉｄａｋａ　Ｔ．２００８．Ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏ—　ＰＹ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｃｅｎｔｒａｌ　ａｎｄ　ｓｏｕｔｈｗｅｓｔ　Ｊａｐａｎ：Ａｎ　ｉｎｓｉｇｈｔ　ｉｎｔｏ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ—ｉｎｄｕｃｅｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ．Ｊ　Ｇｅｏｄｙｎ．４６：２１—３７．　Ｓａｒｕｗａｔａｒｉ　Ｋ，Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｌｏｎｇ　Ｃ　Ｘ　ａｎｄ　Ｓａｌｉｓｂｕｒｙ　Ｍ　Ｈ．２００１．　Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｉｅｓ　ｏｆ　ｍａｎｔｌｅ　ｘｅｎｏｌｉｔｈｓ　ａｎｄ　ｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｓ　ｏｎ　ｔｈｅ　ｕｐｐｅｒ　ｍａｎｔｌｅ　ｓｔｒｕｃｔｕｒｅｓ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　ｓｏｕｔｈｅｒｎ　Ｃａｎａｄｉａｎ　Ｃｏｒｄｉｌｌｅｒａ．Ｔｅｃｔｏｎｏｐｈｙｓｉｃｓ，３３９：３９９—４２２．　Ｓａｖａｇｅ　Ｍ　Ｋ．１　９９９．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ：　Ｗｈａｔ　ｈａｖｅ　ｗｅ　ｌｅａｒｎｅｄ　ｆｒｏｍ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ？Ｒｅｖ　Ｇｅｏ—　ｐｈｙｓ，３７：６５—１０６．　Ｓｃｈｅｌｌａｒｔ　Ｗ　Ｐ，Ｆｒｅｅｍａｎ　Ｊ，Ｓｔｅｇｍａｎ　Ｄ　Ｒ，Ｍｏｒｅｓｉ　Ｌ　ａｎｄ　Ｍａｙ　Ｄ．　２００７．Ｅｖｏｌｕｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｄｉｖｅｒｓｉｔｙ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｅｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ　ｃｏｎ—　ｔｒｏｌｌｅｄ　ｂｙ　ｓｌａｂ　ｗｉｄｔｈ．Ｎａｔｕｒｅ，４４６：３０８—３１１．　Ｓｅｈｍｉｄｔ　Ｍ　Ｗ　ａｎｄ　Ｐｏｌｉ　Ｓ．１９９８．Ｅ　ｐｅｒｉｍｅｎｔａｌｌｙ　ｂａｓｅｄ　ｗａｔｅｒ　ｂｕｄｇｅｔｓ　ｆｏｒ　ｄｅｈｙｄｒａｔｉｎｇ　ｓｌａｂｓ　ａｎｄ　ｃｏｎｓｅｑｕｅｎｃｅｓ　ｆｏｒ　ａｒｃ　ｍａｇｍａ　ｇｅｎｅｒａｔｉｏｎ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，１６３：３６１—３７９．　Ｓｅｎｏ　Ｔ，Ｚｈａｏ　Ｄ，Ｋｏｂａｙａｓｈｉ　Ｙ　ａｎｄ　Ｎａｋａｍｕｒａ　Ｍ．２００１．Ｄｅｈｙ—　ｄｒａｔｉｏｎ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｓｌａｂ　ｍａｎｔｌｅ：Ｓｅｉｓｍｉｃ　ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｆｒｏｍ　ｓｏｕｔｈｗｅｓｔ　Ｊａｐａｎ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔｓ　Ｓｐａｃｅ，５３：８６１—８７　１．　Ｓｈｅｒｒｉｎｇｔｏｎ　Ｈ　Ｆ，Ｚａｎｄｔ　Ｇ　ａｎｄ　Ｆｒｅｄｅｒｉｋｓｅｎ　Ａ．２００４．Ｃｒｕｓｔａｌ　ｆａｂｒｉｃ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｔｉｂｅｔａｎ　Ｐｌａｔｅａｕ　ｂａｓｅｄ　ｏｎ　ｗａｖｅｆｏｒｍ　ｉｎｖｅｒｓｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｐａｒａｍｅｔｅｒｓ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１　０９，　Ｂ０２３１２，ｄｏｉ：１０．１０２９／２０Ｏ２ＪＢ００２３４５．　Ｓｈｉｈ　Ｘ　Ｒ．Ｓｃｈｎｅｉｄｅｒ　Ｊ　Ｆ　ａｎｄ　Ｍｅｙｅｒ　Ｒ　Ｐ．１９９１．Ｐｏｌａｒｉｔｉｅｓ　ｏｆ　Ｐ　ａｎｄ　Ｓ　ｗａｖｅｓ　ａｎｄ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｏｂｓｅｒｖｅｄ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　Ｂｕ—　ｃａｒａｍａｎｇａ　ｎｅｓｔ，Ｃｏｌｏｍｂｉａ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，９６（Ｂ７）：　ｌ２０６９—１２０８２．　Ｓｉｌｖｅｒ　Ｐ　Ｇ．１　９９６．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　ｃｏｎｔｍ　ｅｎｔｓ：　Ｐｒｏｂｉｎｇ　ｔｈｅ　ｄｅｐｔｈｓ　ｏｆ　ｇｅｏｌｏｇｙ．Ａｎｎｕ　Ｒｅｖ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ，　２４：３８５—４３２．　Ｓｋｅｍｅｒ　Ｐ，Ｋａｔａｙａｍａ　Ｉ　ａｎｄ　Ｋａｒａｔｏ　Ｓ．２００６．Ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｆａｂｒｉｃｓ　ｏｆ　ｔｈｅ　Ｃｉｍａ　ｄｉ　Ｇａｇｎｏｎｅ　Ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅ　Ｍａｓｓｉｆ，Ｃｅｎｔｒａｌ　Ａｌｐｅｓ，　Ｓｗｉｚｅｒｌａｎｄ：Ｅｖｉｄｅｎｃｅ　ｏｆ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｕｎｄｅｒ　ｗａｔｅｒ—ｒｉｃｈ　ｃｏｎ—　ｄｉｔｉｏｎｓ　ａｔ　ｌｏｗ　ｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｓ．Ｃｏｎｔｒｉｂ　Ｍｉｎｅｒａｌ　Ｐｅｔｒｏｆ，１　５２：　４３—５１．　Ｓｍｉｔｈ　Ｇ　Ｐ，Ｗｉｅｎｓ　Ｄ　Ａ，Ｆｉｓｃｈｅｒ　Ｋ　Ｍ，Ｌｅｒｏｙ　Ｍ　Ｄ，Ｗｅｂｂ　Ｓ　Ｃ　ａｎｄ　Ｈｉｌｄｅｂｒａｎｄ　Ｊ　Ａ．２００　１．Ａ　ｃｏｍｐｌｅｘ　ｐａｔｔｅｒｎ　ｏｆ　ｍａｎｔｌｅ　ｌｆｏｗ　ｉｎ　ｔｈｅ　Ｌａｕ　ｂａｃｋ—ａｒｃ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，２９２：７１３—７１６．　Ｓｔｅｇｍａｎ　Ｄ　Ｒ，Ｆｒｅｅｍａｎ　Ｊ，Ｓｅｈｅｌｌａｒｔ　Ｗ　Ｐ，Ｍｏｒｅｓｉ　Ｌ　ａｎｄ　Ｍａｙ　Ｄ．　２００６．Ｉｎｆｌｕｅｎｃｅ　ｏｆ　ｔｒｅｎｃｈ　ｗｉｄｔｈ　ｏｎ　ｓｕｂｄｕｅｔｉｏｎ　ｈｉｎｇｅ　ｒｅｔｒｅａｔ　ｒａｔｅｓ　ｉｎ　３一Ｄ　ｍｏｄｅｌｓ　ｏｆ　ｓｌａｂ　ｒｏｌｌｂａｃｋ．Ｇｅｏｃｈｅｍ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｇｅｏ—　ｓｙｓｔ，７，Ｑ０３０１２，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００５ＧＣ００１０５６．　Ｔａｃｋｌｅｙ　Ｐ　Ｊ．２００８．Ｇｅｏｄｙｎａｍｉｃｓ：Ｌａｙｅｒ　ｃａｋｅ　ｏｒ　ｐｌｕｍ　ｐｕｄｄｉｎｇ？　Ｎａｔ　Ｇｅｏｓｃ　．１：１５７—１５８．　Ｔａｓａｋａ　Ｍ．Ｍｉｃｈｉｂａｙａｓｈｉ　Ｋ　ａｎｄ　Ｍａｉｎｐｒｉｅｅ　Ｄ．２００８．Ｂ－ｔｙｐｅ　ｏｌｉ—　ｖｉｎｅ　ｆａｂｒｉｃｓ　ｄｅｖｅｌｏｐｅｄ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｆｏｒｅ—ａｒｃ　ｓｉｄｅ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ａｌｏｎｇ　ａ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｓｌａｂ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｓｃｉ　Ｌｅｔｔ，２７２：　７４７—７５７．　Ｕｈｎｅｒ　Ｐ　ａｎｄ　Ｔｒｏｍｍｓｄｏｒｆｆ　Ｖ．１９９５．Ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ　ｓｔａｂｉｌｉｔｙ　ｔｏ　ｍａｎ—　第４期　孙圣思等：大洋板块俯冲带地震波各向异性及剪切波的成因机制　６４７　ｔｉｅ　ｄｅｐｔｈｓ　ａｎｄ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ—ｒｅｌａｔｅｄ　ｍａｇｍａｔｉｓｍ．Ｓｃｉｅｎｃｅ，　１　１４，Ｂ０９２０２，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００８ＪＢ００６１６７．　２６８：８５８—８６１．　Ｗａｎｇ　Ｑ，Ｊｉ　Ｓ　Ｃ，Ｓａｌｉｓｂｕｒｙ　Ｍ，Ｘｉａ　Ｂ，Ｐａｎ　Ｍ　Ｂ　ａｎｄ　Ｘｕ　Ｚ　Ｑ．　Ｖａｎ　ｄｅｒ　Ｈｉｌｓｔ　Ｒ　Ｄ，Ｗｉｄｉｙａｎｔｏｒｏ　Ｓ　ａｎｄ　Ｅｎｇｄａｈｌ　Ｅ　Ｒ．１９９７．Ｅｖ－　２００５．Ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓ　ａｎｄ　Ｐｏｉｓｓｏｎ　ｓ　ｒａｔｉｏｓ　ｏｆ　ｕｌｔｒａ－　ｉｄｅｎｃｅ　ｆｏｒ　ｄｅｅｐ　ｍａｎｔｌｅ　ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ　ｆｒｏｍ　ｇｌｏｂａｌ　ｔｏｍｏｇｒａｐｈｙ．　ｈｉｇｈ－ｐｒｅｓｓｕｒｅ　ｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃ　ｒｏｃｋｓ　ｆｒｏｍ　ｔｈｅ　Ｄａｂｉｅ・－Ｓｕｌｕ　ｏｒｏ－　Ｎａｔｕｒｅ，３８６：５７８—５８４．　ｇｅｎｉｃ　ｂｅｌｔ，Ｃｈｉｎａ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ　ｆｏｒ　ｔｈｅ　ｃｒｕｓｔａｌ　ｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ．　Ｖｉｎｎｉｋ　Ｌ　Ｐ，Ｍａｋｅｙｅｖａ　Ｌ　Ｉ　ａｎｄ　Ｍｉｌｅｖ　Ａ．１９９２．Ｇｌｏｂａｌ　ｐａｔｔｅｒｎｓ　Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，１　１０，ｄｏｉ：１０．１０２９／２ＯＯ４ＪＢ０Ｏ３４３５．　ｏｆ　ａｚｉｍｕｔｈａｌ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｓ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　Ｗａｔａｎａｂｅ　Ｔ．Ｋａｓａｍｉ　Ｈ　ａｎｄ　Ｏｈｓｈｉｍａ　Ｓ．２００７．Ｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎａｌ　ｍａｎｔｌｅ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｉｎｔ，１１１：４３３—４４７．　ａｎｄ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｐｅｒｉｄｏｔｉｔｅｓ　ｕｐ　ｔｏ　Ｗａｄａ　Ｉ，Ｗａｎｇ　Ｋ，Ｈｅ　Ｊ　ａｎｄ　Ｈｙｎｄｍａｎ　Ｒ　Ｄ．２００８．Ｗｅａｋｅｎｉｎｇ　２００ＭＰａ．Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔｓ　Ｓｐａｃｅ，５９（４）：２３３—２４４．　ｏｆ　ｔｈｅ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｉｎｔｅｒｆａｅｅ　ａｎｄ　ｉｔｓ　ｅｆｆｅｃｔｓ　ｏｎ　ｓｕｒｆａｅｅ　ｈｅａｔ　Ｗｉｒｔｈ　Ｅ　ａｎｄ　Ｌｏｎｇ　Ｍ　Ｄ．２０１０．Ｆｒｅｑｕｅｎｃｙ—ｄｅｐｅｎｄｅｎｔ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｌｆｏｗ，ｓｌａｂ　ｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｓ。ｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ．　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　Ｊａｐａｎ　ａｎｄ　Ｉｚｕ—Ｂｏｎｉｎ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，　１１３，　Ｂ０４４０２，ｄｏｉ：１０．１０２９／　ｚｏｎｅｓ．Ｐｈｙｓ　Ｅａｒｔｈ　Ｐｌａｎｅｔ　Ｉｎｔｅｒ，１８１：１４１—１５４．　２００７ＪＢ００５　１９０．　Ｗｏｏｋｅｙ　Ｊ，Ｋｅｎｄａｌｌ　Ｊ　Ｍ　ａｎｄ　Ｒｕｍｐｋｅｒ　Ｇ．２００５．Ｌｏｗｅｒｍｏｓｔ　Ｗａｎｇ　Ｑ　ａｎｄ　Ｊｉ　Ｓ　Ｃ．２００９．Ｐｏｉｓｓｏｎ　ｓ　ｒａｔｉｏ　ｏｆ　ｃｒｙｓｔａｌｌｉｎｅ　ｒｏｃｋｓ　ａｓ　ｍａｎｔｌｅ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｂｅｎｅａｔｈ　ｔｈｅ　ｎｏｒｔｈ　Ｐａｃｉｆｉｃ　ｆｒｏｍ　ｄｉｆｅｒｅｎｔｉａｌ　ａ　ｆｕｎｃｔｉｏｎ　ｏｆ　ｈｙｄｒｏｓｔａｔｉｃ　ｃｏｎｆｉｎｉｎｇ　ｐｒｅｓｓｕｒｅ．Ｊ　Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｒｅｓ，　Ｓ－ＳｃＳ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ．Ｇｅｏｐｈｙｓ　Ｊ　Ｉｎｔ，１６１：８２９—８３８．　Ｏｎ　ｔｈｅ　Ｆｏｒｍａｔｉｏｎ　ｏｆ　Ｓｅｉｓｍｉｃ　Ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　Ｓｈｅａｒ　Ｗａｖｅ　Ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｉｎ　Ｏｃｅａｎｉｃ　Ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　Ｚｏｎｅｓ　ＳＵＮ　Ｓｈｅｎｇｓｉ　ａｎｄ　ＪＩ　Ｓｈａｏｃｈｅｎｇ　＇　（１．Ｄ＠ａｒｔｅｍｅｎｔ　ｄｅｓ　Ｇｇｎｉｅｓ　Ｃｉｖｉｌ，Ｇｄｏｌｏｇｉｑｕｅ　ｅｔ　ｄｅｓ　Ｍｉｎｅｓ，ｄｃｏｌｅ　Ｐｏｌｙｔｅｃｈｎｉｑｕｅ　ｄｅ　Ｍｏｎｔｒｄａｌ，Ｍｏｎｔｒｄａｌ　Ｈ３　Ｃ　３Ａ７，　Ｃａｎａｄａ；２．Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ　Ｇｅｏｌｏｇｙ，Ｃｈｉｎｅｓｅ　Ａｃａｄｅｍｙ　Ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ　Ｓｃｉｅｎｃｅｓ；Ｋｅｙ　Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ　０厂Ｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌ　Ｄｙｎａｍｉｃｓ，　Ｍｉｎｉｓｔｒｙ　ｏ厂Ｌａｎｄ　ａｎｄ　Ｒｅｓｏｕｒｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ　１　０００３７，Ｃｈｉｎａ）　Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ　ａｒｅ　ｃｒｉｔｉｃａｌｌｙ　ｉｍｐｏｒｔａｎｔ　ｒｅｇｉ　ｏｎｓ　ｗｈｅｒｅ　ｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｔ　ｇｅｏｌｏｇｉｃａｌ　ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ（ｅ．ｇ．，ｐｈａｓｅ　ｔｒａｎｓｉｔｉｏｎ，ｄｅｈｙｄｒａｔｉｏｎ，ｐａｒｔｉａｌ　ｍｅｈｉｎｇ，ｖｏｌｃａｎｉｓｍ，ａｎｄ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｃｔｉｖｉｔｙ）ｔａｋｅ　ｐｌａｃｅ．Ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｆｏｒｍｅｄ　ｂｙ　ｄｉｆｆｅｒｅｎｔ　ｐａｒｔｓ　ｏｆ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｓｙｓｔｅｍ（ｉ．ｅ．，ｔｈｅ　ｏｖｅｒｒｉｄｉｎｇ　ｐｌａｔｅ，ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ，ｔｈｅ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｓｌａｂ，ａｎｄ　ｔｈｅ　ｓｕｂｓｌａｂ　ｍａｎｔｌｅ）ｃａｎ　ｂｅ　ｄｉｓｔｉｎｇｕｉｓｈｅｄ　ｂｙ　ａｎａｌｙｚｉｎｇ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｗａｖｅ　ｒａｙｐａｔｈｓ．Ｈｅｒｅ　ｗｅ　ｐｒｏｖｉｄｅ　ａ　ｓｔａｔｅ—ｏｆ—ａｒｔ　ｏｖｅｒｖｉｅｗ　ｏｎ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｐａｔｔｅｒｎｓ　ｍｅａｓｕｒｅｄ　ｆｒｏｍ　ｇｌｏｂａｌ　ｏｃｅａｎｉｃ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ，ａｎｄ　ｏｎ　ｍｅｃｈａｎｉｓｍ　ｍｏｄｅｌｓ［ｅ．ｇ．，　２　Ｄ　ｃｏｒｎｅｒ　ｆｌｏｗ，３　Ｄ　ｔｒｅｎｃｈ—ｐａｒａｌｌｅｌ　ｆｌｏｗ　ｉｎｄｕｃｅｄ　ｂｙ　ｔｒｅｎｃｈ　ｍｉｇｒａｔｉｏｎ，ｏｌｉｖｉｎｅ　ｌａｔｔｉｃｅ　ｐｒｅｆｅｒｒｅｄ　ｏｒｉｅｎｔａｔｉｏｎｓ（ＬＰＯ）　ａｎｄ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ］．ＯｌｉＶｉｎｅ　ＬＰＯｓ　ｆｏｒｍｅｄ　ｂｙ（０１０）［１００］，（０１０）［Ｏ０１］，（１Ｏ０）［００１］，｛０ｋｌ　１００］，（００１）　［１００］ａｎｄ｛１１０｝［００１］ｓｌｉｐ　ｓｙｓｔｅｍｓ　ａｒｅ　ｉｄｅｎｔｉｆｉｅｄ　ａｓ　Ａ，Ｂ，Ｃ，Ｄ，Ｅ　ａｎｄ　Ｆ－ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃｓ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．Ｔｈｅ　Ａ，　Ｄ，ａｎｄ　Ｅ－ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃｓ　ｃａｕｓｅ　ｆａｓｔ　ｐｏｌａｒｉｚａｔｉｏｎ　ｄｉｒｅｃｔｉｏｎｓ（　）ｐａｒａｌｌｅｌ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｗｈｉｌｅ　ｆｏｒｍｅｄ　ｂｙ　Ｂ—ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｉｓ　ｐｅｒｐｅｎｄｉｃｕｌａｒ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ．Ｏｌｉｖｉｎｅ　Ｃ—ｔｙｐｅ　ＬＰＯ　ａｌｓｏ　ｒｅｓｕｌｔｓ　ｉｎ　ａ　ｐａｒａｌｌｅｌ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ，ｂｕｔ　ｔｈｅ　ｒｅｓｕｌｔａｎｔ　ｄｅｌａｙ　ｔｉｍｅ（８ｔ）ｉｓ　ｍｕｃｈ　ｓｍａｌｌｅｒ　ｔｈａｎ　ｔｈａｔ　ｏｆ　Ａ—ｔｙｐｅ．Ｆ－ｔｙｐｅ　ｆａｂｒｉｃ　ｒｅｓｕｌｔｓ　ｉｎ　ａｌｍｏｓｔ　ｎｏ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｉｎ　ｔｈｅ　ｄｉｒｅｃｔｉｏｎ　ｎｏｒｍａｌ　ｔｏ　ｔｈｅ　ｍａｎｔｌｅ　ｆｌｏｗ　ｐｌａｎｅ．Ｉｎ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ａｎｄ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇ　ｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ　ｍａｎｔｌｅ，ｔｈｅ　ｍｏｓｔ　ｉｍｐｏｒｔａｎｔ　ｈｙｄｒｏｕｓ　ｍｉｎｅｒａｌ　ｉｓ　ａｎｔｉｇｏｒｉｔｅ，ｗｈｉｃｈ　ｉｓ　ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄ　ｂｙ　ｅｘｔｒｅｍｅｌｙ　ｌｏｗ　ｆｌｏｗ　ｓｔｒｅｎｇｔｈ，ｌｏｗ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓ，ａｎｄ　ｈｉｇｈ　ｅｌａｓｔｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ．Ａｃｃｏｒｄｉｎｇｌｙ，ｔｈｅ　ｅｘｔｅｎｓｉｖｅｌｙ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｒｏｃｋｓ　ｕｓｕａｌｌｙ　ｈａｖｅ　ｒｅｌａｔｉｖｅ　ｈｉｇｈ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ａｎｄ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ．Ｉｆ　ｍｏｒｅ　ｔｈａｎ　１　０％～２０％ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ　ｏｃｃｕｒｓ，ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｅ　ＬＰＯ　ｗｏｕｌｄ　ｃｏｎｔｒｏｌ　ｔｈｅ　ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ　ｏｆ　ｔｈｅ　ｄｅｆｏｒｍｅｄ　ｍａｎｔｌｅ　ｒｏｃｋｓ．Ａｓ　ｔｈｅ　ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ　ｉｎ　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ　ｄｅ—　ｐｅｎｄｓ　ｏｎ　ｂｏｔｈ　ｔｈｅ　ｄｅｇｒｅｅ　ｏｆ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉｏｎ　ａｎｄ　ｔｈｅ　ｓｌａｂ　ｄｉｐ，ｔｈｏｓｅ　ｈｉｇｈｌｙ　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚｅｄ　ａｎｄ　ｓｔｅｅｐｌｙ　ｄｉｐｐｅｄ　ｓｕｂ—　ｄｕｃｔｉｏｎ　ｓｙｓｔｅｍｓ　ａｒｅ　ｍｏｒｅ　ｌｉｋｅｌｙ　ｔｏ　ｐｒｏｄｕｃｅ　ａ　ｔｒｅｎｃｈ—ｐａｒａｌｌｅｌ小．　Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：ｏｃｅａｎｉｃ　ｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎ　ｚｏｎｅｓ；ｓｅｉｓｍｉｃ　ａｎｉｓｏｔｒｏｐｙ；ｓｈｅａｒ　ｗａｖｅ　ｓｐｌｉｔｔｉｎｇ；ｏｌｉｖｉｎｅ　ｆａｂｒｉｃ；ｔｒｅｎｃｈ　ｍｉｇｒａｔｉｏｎ；　ｓｅｒｐｅｎｔｉｎｉｚａｔｉ０ｎ；　ｍａｎｔｌｅ　ｗｅｄｇｅ