李 哲，鄭 勇

(中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球物理與空間信息學(xué)院，湖北 武漢 430074)

0 引言

山西裂谷帶是華北克拉通的主要組成部分，認(rèn)識其地殼速度結(jié)構(gòu)和發(fā)震構(gòu)造對于認(rèn)識華北克拉通的破壞有著重要的意義。GPS結(jié)果顯示：在山西裂谷帶北部，斷層活動主要為右旋走滑，由西向東右旋走滑分量逐漸減弱，尤其是在裂谷帶東側(cè)，情況十分復(fù)雜，沿斷層開始表現(xiàn)出相對擠壓，平均擠壓量為1 mm/a；在其南部，雖然斷層的主要活動仍為右旋走滑，但主要集中于斷裂內(nèi)部，與構(gòu)造走向基本一致，平均滑移量大于1.5 mm/a(王秀文，楊國華，2017)。從地殼厚度上來看，山西裂谷帶南北區(qū)域也存在差異：在南部運城盆地附近地殼厚度約為37 km，而在北段大同盆地，尤其是在西部呂梁山脈區(qū)域，地殼厚度可以達(dá)到42 km(Chen，2021)。與北厚南薄的地殼結(jié)構(gòu)所不同，地震的震源深度則表現(xiàn)為：北部地震震源深度較淺，集中在10 km，而在南部地震震源深度較深，約為20 km(宋美琴等，2012；Dou，2021)。面波成像結(jié)果顯示山西裂谷帶中下地殼速度結(jié)構(gòu)存在明顯差異，在南北兩端表現(xiàn)為相對低速，中部則表現(xiàn)為與西華北克拉通接近的高速異常(Bao，2013)。山西裂谷帶南北兩段的巖石物性、結(jié)構(gòu)特征和發(fā)震構(gòu)造如此明顯的差異(Tang，2013)顯示出南北兩段在構(gòu)造背景和形成機(jī)制上存在差異。Ai等(2019a，b)認(rèn)為山西裂谷帶南部主要受到青藏高原對于鄂爾多斯塊體的旋轉(zhuǎn)擠壓，因此引起山西裂谷帶南部的被動拉張，而在其北部，則受到大同火山下方地幔物質(zhì)上涌的影響。這些研究雖然給出了山西裂谷帶地區(qū)的結(jié)構(gòu)和可能的動力學(xué)機(jī)制，但是主要集中于對下地殼和地幔的研究，而與地震關(guān)系更為緊密的中上地殼結(jié)構(gòu)則缺乏高分辨率成像結(jié)果。

結(jié)合地震信號，研究中上地殼的精細(xì)結(jié)構(gòu)及地震的精細(xì)位置，一直是地震學(xué)研究的主要目標(biāo)。為了提高地震定位的精度，Waldhauser 和 Ellsworth(2000)提出了雙差定位的方法，用于地震定位。但是由于該方法僅能確定地震的位置，地震走時的正演計算仍然依賴于初始模型。在斷層、火山等地震高發(fā)區(qū)域，地震速度結(jié)構(gòu)往往十分復(fù)雜，簡單的初始模型并不能很好地反映地下真實的結(jié)構(gòu)信息，因此在進(jìn)行地震定位的同時，需提供一個高精度的地殼速度模型。Zhang 和 Thurber(2003)在雙差定位的基礎(chǔ)上提出可以同時反演地下速度結(jié)構(gòu)和震中位置的雙差層析成像方法，不僅降低了速度模型誤差對地震定位精確度的影響，而且精確的地震位置也可以減小震中的走時誤差，提高地下速度結(jié)構(gòu)精度(Um，Thurber，1987；Zhang，Thurber，2006；周茜茜等，2020)。

由于地殼速度結(jié)構(gòu)是研究地震發(fā)震構(gòu)造、分析區(qū)域構(gòu)造背景的關(guān)鍵性依據(jù)，而雙差層析成像方法在地震發(fā)震區(qū)域有著良好分辨能力，因此本文使用雙差層析成像方法對山西裂谷帶北部地殼速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行成像，并討論這一區(qū)域的發(fā)震構(gòu)造和速度結(jié)構(gòu)之間的關(guān)系。

1 數(shù)據(jù)和方法

雙差定位是將相鄰地震結(jié)為地震對，利用地震對之間地震波的相對到時，對地震位置進(jìn)行定位。使用地震對到時殘差數(shù)據(jù)，可以消除源區(qū)外相似路徑上的速度模型誤差對地震定位的影響。與雙差定位方法類似，雙差層析成像方法假設(shè)相鄰地震到同一臺站的射線路徑相似。通過基于射線理論的偽彎曲算法，計算地震的理論到時(Um，Thurber，1987)，將理論到時與實際觀測數(shù)據(jù)相減得到絕對到時殘差。再對相鄰地震的絕對到時殘差進(jìn)行計算，得到相對到時殘差。雙差成像方法采用阻尼最小二乘算法，以總走時殘差L范數(shù)最小為目標(biāo)函數(shù)(Paige，Saunders，1982)，使用雙差數(shù)據(jù)(絕對到時殘差和相對到時殘差)對震源區(qū)域的地下速度結(jié)構(gòu)和地震位置同時進(jìn)行多次迭代反演，可以得到精確的地震相對位置和地下三維速度結(jié)構(gòu)，對于地殼的速度結(jié)構(gòu)特別是發(fā)震區(qū)域有著很好的分辨能力(Zhang，Thurber，2003，2006)。

近幾十年來山西裂谷帶發(fā)生了較多的中小地震，為利用雙差成像研究該區(qū)域的地殼結(jié)構(gòu)和發(fā)震構(gòu)造提供了良好的基礎(chǔ)。本文選取研究區(qū)域2009—2020年中國地震臺網(wǎng)記錄到的3 460個地震(圖1)，其中P波震相39 388個，S波震相38 909個。為了保證數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確度，將地震震相擬合成直線，選取震中距200 km范圍內(nèi)誤差小于5 s的震相記錄，如圖2所示。選取間距小于10 km，且觀測數(shù)大于4個的地震結(jié)為地震對，共得到346 501個地震對。

F1：口泉斷裂；F2：恒山山前斷裂；F3：五臺山山前斷裂；F4：岱海南斷裂；F5：天鎮(zhèn)—陽高斷裂；F6：懷安盆地南緣斷裂；F7：陽原盆地北緣斷裂；F8：陽原盆地南緣斷裂；F9：蔚廣斷裂；F10：孫莊子—烏龍溝斷裂；F11：洗馬林?jǐn)嗔?；F12：新保安—沙城斷裂

圖2 Pg波(a)和Sg波(b)地震走時曲線

初始模型和網(wǎng)格選取對于反演結(jié)果的可靠性和分辨率具有較為重要的影響。本文選取Ustc1.0速度模型作為初始模型(Xin，2019)，設(shè)置水平方向網(wǎng)格大小為0.1°，深度分別為-3、0、2、4、8、12、16、20、30、40和60 km，使用阻尼最小二乘法對研究區(qū)域進(jìn)行反演。為了保證反演結(jié)果的可靠性和合理性，本文將不同反演參數(shù)組合，根據(jù)L型曲線搜索最佳控制參數(shù)，最終選取阻尼因子為300、圓滑因子為30(圖3)。

圖3 選擇阻尼因子(a)和圓滑因子(b)的折中曲線

反演前后理論地震到時殘差變化顯示，反演后地震走時均方根殘差由1.251 s下降到0.261 s(圖4)，反演后走時誤差明顯降低，且呈現(xiàn)正態(tài)分布的特點。使用0.4°大小的異常體對速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行棋盤檢測，可以發(fā)現(xiàn)在地震主要集中的8 km和12 km的深度上，反演區(qū)域有著較好的恢復(fù)度(圖5)。在其它深度，由于地震射線分布不足，只有部分區(qū)域有著良好的恢復(fù)能力。一般情況下，反演網(wǎng)格內(nèi)地震射線長度相對網(wǎng)格中心偏導(dǎo)總和()，可以用來反映反演區(qū)域的數(shù)據(jù)分布程度。在本文只選取>300，反演結(jié)果可靠的區(qū)域進(jìn)行討論。

圖4 反演前(a)、后(b)地震到時殘差直方圖

2 結(jié)果分析

2.1 山西裂谷帶下方低速異常

山西裂谷帶下方地殼淺層速度結(jié)構(gòu)和地表地形特征有良好的對應(yīng)關(guān)系(圖6)。在0和4 km深度上，無論P(yáng)波還是S波，在研究區(qū)域中部存在連續(xù)的、明顯的低速異常，該速度異常分布范圍與山西裂谷帶的分布范圍一致(圖6a-1，a-2，b-1，b-2)。在低速異常的兩側(cè)，存在著相對高速異常，高速異常在地形上對應(yīng)著太行山脈和呂梁山脈。隨著深度的增加，在8 km的深度上，低速異常逐漸減弱(圖6a-3，b-3)。在12 km及以下深度，山西裂谷帶下方低速異常逐漸消失。低速異常分為兩部分，北部主要集中于大同盆地(40.5°N，113.5°E)，而南部則分布于太行山脈(38.5°～40.5°N)，原有的高速范圍減小(圖6a-4，a-5，b-4，b-5)。在更深的深度上，低速異常連接成一個整體(圖6a-6，b-6)。

2.2 呂梁山脈下方高速異常

成像結(jié)果顯示，呂梁山脈下方存在明顯的高速異常：在0～8 km深度內(nèi)，高速異常主要存在于口泉斷裂的北段(40.2°N，113.2°E)(圖6a-1～a-3，b-1～b-3)，在12 km深度高速異常主要分布在口泉斷裂以西(40°N，113°E)和恒山斷裂的南部(39°N，113°E)(圖6a-4，b-4)，而在16 km和20 km深度上，口泉斷裂以西的高速異常轉(zhuǎn)變?yōu)榈退佼惓?40°N，113°E)(圖6a-5，b-5，a-6，b-6)，高速異常主要分布于恒山斷裂、口泉斷裂的南部(39°N，113°E)(圖6a-4，b-4)。隨著深度的增加，呂梁山脈下方的高速異常逐漸向南遷移，表明基巖的深度由北向南逐漸加深。

2.3 研究區(qū)東北角低速異常

在研究區(qū)東北角存在明顯的低速異常(41°N，114.8°E)，整體成NW走向，與懷安裂谷走向一致。與低速異常相鄰還存在著明顯的高速異常。高速異常存在于整個中上地殼(圖6b-2～b-5)。從分布來看(圖6白色實線)，這一區(qū)域射線分布較好。檢測板在不同深度都有一定的恢復(fù)能力(圖5a-3～ a-6，b-3～b-6)，說明波速異常區(qū)域并非是由于反演所致，而是來自于地下異常結(jié)構(gòu)。

圖5 VP波(a)和VS波(b)0.4°速度異常不同深度的棋盤檢測

2.4 華北平原低速異常

圖6顯示，在研究區(qū)右下角存在一個明顯穩(wěn)定的低速異常，位于華北平原的下方，與地形有著良好的對應(yīng)關(guān)系，在整個上地殼都表現(xiàn)為相對低速。在20 km的深度，低速異常轉(zhuǎn)變?yōu)楦咚佼惓?。這可能暗示了東華北克拉通遭到了破壞，地殼減薄，但是由于地震位置和臺站分布的影響，這一區(qū)域分辨能力不足，在此不做過多的討論。

2.5 地震位置分布

山西裂谷帶北部地震主要分布在0～20 km深度內(nèi)，地震沿斷層走向分布。不同深度層位，地震的空間分布存在差異，近地表地震主要分布在天鎮(zhèn)—陽高斷裂和口泉斷裂附近(圖6a-1，b-1)。在4～16 km深度，地震數(shù)目增多，在山西裂谷內(nèi)部沿斷層分布。在20 km深度，地震逐漸減少，集中分布于研究區(qū)南部的恒山斷裂南段、五臺山斷裂南段，以及北部的孫莊子烏龍溝斷裂附近(圖6a-6，b-6)。

圖6 P波(a)，S波(b)水平層位速度結(jié)構(gòu)(斷層構(gòu)造與圖1相同)

3 討論

相比遠(yuǎn)震P波和背景噪聲層析成像(Bao， 2013；Lei，2012)，近震體波層析成像對于地殼結(jié)構(gòu)有著更好的分辨能力。因此本文通過雙差層析成像方法，利用近震體波震相到時數(shù)據(jù)反演得到了山西裂谷帶北部的中上地殼速度結(jié)構(gòu)。本文得到的速度結(jié)構(gòu)整體形態(tài)上與前人研究結(jié)果較為一致，都表現(xiàn)出山西裂谷帶內(nèi)部的低速異常被太行山脈和呂梁山脈下方的高速異常所包圍。在細(xì)部結(jié)構(gòu)上存在差異，本文結(jié)果與背景噪聲層析成像得出的山西裂谷帶內(nèi)部單一的低速異常結(jié)果有所不同(Ai，2019a，b；Dou，2021；Bao，2013)。本文的體波層析成像結(jié)果解析地殼淺部區(qū)域更多細(xì)節(jié)特征，發(fā)現(xiàn)山西裂谷帶內(nèi)部存在多個離散的高速異常：在陽高斷裂北部、陽原南斷裂、懷安南斷裂下方的地殼速度結(jié)構(gòu)中都存在相對的高速異常，這些高速異常僅僅分布在中上地殼，并且與地形有著良好的對應(yīng)關(guān)系。這些高速異常體可能與山西裂谷帶內(nèi)部的拉張盆地間的擠壓關(guān)系有關(guān)。震源機(jī)制給出的應(yīng)力場分布以及GPS觀測得出的地殼運動都表明，山西裂谷帶北部盆地之間存在相對擠壓(Middleton，2017；Li，2018)，這種擠壓作用不僅導(dǎo)致盆地間的擠壓褶皺，也可能導(dǎo)致了中上地殼的高速異?，F(xiàn)象。

在呂梁山脈北部存在明顯的剪切波高速異常(圖7)，這種異常相較于太行山脈下方的高速異常更為顯著，延伸深度也更深。這表明呂梁山脈的上地殼強(qiáng)度相對太行山脈更高，可能和山西裂谷帶兩側(cè)的差異性破壞有關(guān)。在地殼厚度方面，呂梁地區(qū)的地殼深度與鄂爾多斯塊體較為接近，約為43 km；而太行山脈下方地殼厚度僅為36 km(Chen，2021)。這種速度結(jié)構(gòu)和地殼厚度上的差異可能與太平洋板塊的俯沖有關(guān)，太行山脈的山根構(gòu)造可能已經(jīng)由于太平洋板片的俯沖作用遭到了破壞，而呂梁山脈仍然保留古老克拉通的構(gòu)造特征。但本文反演的深度比較淺，而太平洋板塊俯沖作用更多的體現(xiàn)在深部的構(gòu)造上，因此，太行山脈山根破壞的機(jī)制和過程仍然需要更多的研究。

圖7 沿剖線的地形起伏及剖線下方S波速度剖面(剖面的水平投影對應(yīng)圖1中AA′線段，紅色虛線劃分不同的次級塊體)

從發(fā)震構(gòu)造和地震分布來看，山西裂谷帶北部地震主要的震源深度為0～20 km，相比約47 km的莫霍面深度，該區(qū)域的地震分布較淺(He，2021)，這可能意味著山西裂谷帶北部的淺層構(gòu)造時間形成相對較早，中下地殼相對較軟，難以積累較大的應(yīng)力，這可能與山西裂谷帶的拉張構(gòu)造的形成過程有較密切的關(guān)系。從本文成像結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)，山西裂谷帶北部速度結(jié)構(gòu)在較淺層位上表現(xiàn)為構(gòu)造裂谷特征，在地形較高的區(qū)域表現(xiàn)為高速異常，而在盆地中則表現(xiàn)為低速異常，隨著深度的增加，低速異常主要位于大同盆地下方。 He等(2021)對大同火山速度精細(xì)結(jié)構(gòu)成像也印證了本文的結(jié)果，火山下方的低速異常主要分布在12 km以下。Lei(2012)通過遠(yuǎn)震體波反演，發(fā)現(xiàn)了山西裂谷帶北部下方存在巖石圈尺度的低速異常。因此我們認(rèn)為造成山西裂谷帶北部的地震的震源深度較裂谷中南部更淺的原因是軟流圈熱物質(zhì)的上涌。軟流圈熱物質(zhì)的上涌，改變了中下地殼的構(gòu)造環(huán)境，難以積累足夠的應(yīng)力產(chǎn)生地震，使得地震的震源深度相較于裂谷南部更淺，這在速度結(jié)構(gòu)上表現(xiàn)為相對低速。

4 結(jié)論

本文通過雙差層析成像方法得出了山西裂谷帶中上地殼精細(xì)層析成像結(jié)構(gòu)。在上地殼，層析成像速度結(jié)果與地形有著很好的相關(guān)性。隨著深度的增加，低速異常主要集中在大同盆地下方，這反映了山西裂谷帶北部可能受到大同火山下方物質(zhì)上涌的影響，這也是該區(qū)域地震活躍且地震分布較淺的主要原因。在山西裂谷內(nèi)部，還存在多個斷裂盆地，盆地間的相對擠壓，形成離散的高速異常。在山西裂谷兩側(cè)，西部的呂梁山脈相較于東部的太行山脈有更深的山根，這可能與華北克拉通差異性破壞存在關(guān)系。

本文使用中國地震科學(xué)中心的地震目錄數(shù)據(jù)和由中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)張海江教授提供的tomoDD程序，制圖全部通過Generic Mapping Tools(GMT)完成，在此表示感謝。