山西地區地殼S波速度結構

周　銘　徐朝繁　耿　偉　魏運浩

1　中國地震局地球物理勘探中心，鄭州市文化路75號，450002 2　山西省地震局長治中心地震臺，長治市新營街135號，046000

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山西地區地殼S波速度結構

周銘1徐朝繁1耿偉2魏運浩1

1中國地震局地球物理勘探中心，鄭州市文化路75號，450002 2山西省地震局長治中心地震臺，長治市新營街135號，046000

利用山西及周邊共44個寬頻地震臺2014-01～07地震噪聲數據，反演瑞利波群速度和相速度頻散，得到研究區域的三維剪切波速度。上地殼中，山西斷陷帶表現為較低的速度異常，而兩側的隆起區則顯示高速異常；中下地殼主要表現為以北緯38.5°左右為界的南高北低的速度特征。大同盆地從淺部到中下地殼整體呈現為低速特征，與該地區廣泛存在的火山群有關。

山西斷陷帶；群速度；相速度；背景噪聲

研究山西地區的地殼結構，對解釋該地區的深部構造以及鄂爾多斯塊體和華北盆地之間的耦合關系等地球動力學問題具有重要的科學意義[1]。學者們利用不同的方法對山西斷陷帶進行了大量研究，如人工地震探測[2]、面波層析成像[3-4]、體波層析成像[5]、背景噪聲層析成像[6]等。但這些研究方法存在一些不足，如人工地震剖面較少，不足以覆蓋整個山西地區。面波層析成像方法因震源信息的不確定性會影響反演的結果，同時由于該方法利用中長周期的面波數據反演速度結構，主要反映的是上地幔巖石圈的物質和速度結構，缺少精細的地殼速度結構。遠震體波層析成像中，震源位置分布的不均勻性可能會使研究區域的分辨率降低。而背景噪聲層析成像不依賴于地震的發生，且不受震源分布不均勻性的影響，可以獲得高質量的高頻面波信息。由于短周期的頻散對淺層的S波速度較敏感，因此能夠更準確地約束地殼和上地幔的結構。陳強森等[6]利用背景噪聲數據反演鄂爾多斯塊體及南緣地區速度結構，得到了0～80 km的S波速度結構。但其主要研究了區域構造單元的差異，研究尺度較大、分辨率低，無法提供山西地區更為細致的速度結構。本文利用山西地區的寬頻地震臺連續波形記錄，反演研究區域的瑞利面波速度結構和剪切波速度結構，分析該地區的深部構造，并探討其動力學意義。

1　數據來源和處理方法

收集2014-01～07山西及周邊省份44個地震臺(包括35個寬頻臺站和9個甚寬頻臺站，見圖1)的三分量數據連續波形數據。 將原始數據由seed格式轉化為標準的sac地震數據格式。為計算方便，以1 h為間隔將連續數據按照GMT時間進行切割。

圖1　臺站分布圖和研究區域地形圖Fig.1　Distribution of seismic stations in the study regions

數據處理遵循背景噪聲層析成像方法[7]。對單臺數據進行去儀器響應、帶通濾波(0.01～0.5 Hz)、去均值、去趨勢，對連續記錄數據進行重采樣(1 Hz)以及頻率域歸一化處理。每兩個臺站之間進行互相關計算，將7個月的互相關數據疊加得到經驗格林函數。利用時頻分析和相位匹配技術提取瑞利波群速度和相速度頻散曲線。最后，根據提取的頻散數據得到不同周期的路徑覆蓋數目和不同周期的路徑覆蓋情況。 瑞利波的群速度和相速度在8～30 s之間具有較多的覆蓋路徑測量數目，30 s以后隨著周期的增長，路徑覆蓋數目減少。

通常，不同周期的面波對不同深度的地球結構敏感，短周期內的群速度和相速度傾向于反映近地表物質的組成，長周期與地球深部構造密切相關。由于斷陷盆地在淺層多被沉積層覆蓋，而沉積層速度較低，所以群速度和相速度在短周期中顯示低速特征。圖2為橫跨不同地質構造單元的臺站對之間的瑞利波群速度和相速度頻散結果。在中短周期內(<24 s)，橫穿斷陷盆地的JIC-XAX臺站對和LCH-LNQ臺站對得到的頻散曲線表現出低于研究區域平均群速度和平均相速度的特征，說明短周期的速度值可能受到淺層沉積層的影響，顯示低速特征。LCH-LNQ臺站對的速度值高于JIC-XAX臺站對，可能與兩個地區的沉積層厚度不同有關。QSH-SUDE臺站對的頻散在短周期均高于平均速度值，是因為該地區的基底較淺。周期大于24 s之后，JIC-XAX臺站對的速度隨著周期逐漸增長，最后高于平均頻散速度；LCH-LNQ臺站對依舊表現出較低的速度特征，說明該區域中下地殼可能存在低速區；位于斷陷帶西側的QSH-SUDE臺站對沒有出現這一低速特征，說明該地區可能沒有明顯的低速層存在，是一個比較穩定的區域。

圖2　不同區域群速度和相速度頻散對比圖Fig.2　Group velocity and phase velocity dispersion curves measured from station-pairs located in different tectonic units

2　群速度和相速度層析成像

根據瑞利波群速度和相速度混合路徑頻散，利用Occam反演得到面波群速度和相速度值。利用檢測板測試方法來確定研究區域的網格劃分和分辨率。在檢測板測試中，初始模型的速度值為2.7 km/s,擾動值為±0.135 km/s,網格劃分為0.4°×0.4°，分辨率為0.8°×0.8°。經過測試可以看出，黑色實線勾勒的范圍中分辨能力較好(圖3)。

圖3　射線分布和測試結果Fig.3　Distribution of ray paths and results

利用某一周期在n條混合路徑上的群速度和相速度值，可反演得到該周期的瑞利面波群速度和相速度的橫向分布圖。圖4顯示了瑞利波在8 s、15 s、20 s、25 s和30 s的群速度和相速度層析成像結果，圖5為相應的深度靈敏核圖。

由圖4可見，周期為8 s和15 s的瑞利波群速度分布主要反映的是地殼淺層速度結構特征，山西斷陷帶兩側的呂梁山隆起和太行山隆起表現為低速特征。周期為20 s和25 s的群速度分布結果顯示，太原盆地、臨汾盆地和運城盆地依舊表現為較低的速度特征，而大同盆地低速特征和短周期的速度特征相比更加明顯；呂梁山隆起和太行山隆起依舊表現高速特征，并且高速的范圍明顯縮小。周期為30 s的群速度結果主要反映的是中下地殼的速度結構，大同盆地依舊顯示低速特征，斷陷帶南段低速特征逐漸減小并消失，太行山隆起依舊表現為高速特征。以北緯38.5°左右為界，整體呈現南高北低的速度特征。

圖4　周期為8 s、15 s、20 s、25 s和30 s的群速度和相速度層析成像結果Fig.4　Inversion results of group velocity and phase of Rayleigh wave at periods 8 s、15 s、20 s、25 s and 30 s

圖5　瑞利波群速度和相速度深度靈敏核Fig.5　Group velocity and phase velocity sensitivity kernels of Rayleigh and Love waves at different periods

周期為8 s的相速度異常與研究區域的地表地質構造單元存在較大的關聯性，斷陷帶呈現為較低的速度特征，而斷陷帶兩側隆起則表現為較高的速度特征，斷陷帶與兩側隆起的邊緣被清晰地勾勒出來。周期為15 s時，研究區域的整體特征依舊表現為斷陷帶較低、兩側較高的速度特征，不同的是大同盆地的低速特征向盆地邊緣擴張。周期為20 s和25 s的相速度分布特征顯示，大同盆地依舊表現為低速，忻定盆地、太原盆地、臨汾盆地和運城盆地的低速特征逐漸消失；太原盆地表現為低速特征。周期為30 s的相速度層析成像結果顯示，以北緯38.5°左右為界，速度特征為南高北低。

從圖5中可以看出，短周期的群速度和相速度通常對淺部的剪切波比較敏感，而中長周期的數據對深部的剪切波更為敏感。

3　SV波速度結構

在不同深度范圍，面波在約束剪切波速度結構和橫波速度橫向變化方面能提供有用的信息[8]。面波頻散是各層厚度h、密度ρ、縱波速度α和橫波速度β的非線性函數，其反演計算實質上是一個多極值問題的求解。對瑞利波而言，每層有4個待求參數(h,ρ,α,β)，因此，n層模型就有4n個參數。研究表明，并不需要把所有的模型參量都作為獨立變量進行反演，因為面波頻散函數對縱波速度、橫波速度及密度變化的靈敏度不一樣。對瑞利波而言，雖然在某些周期范圍內密度是一個重要的變量，但起主要作用的仍然是橫波速度。因此，每層待反演的參數實際上可以只考慮厚度及橫波速度兩個未知量[9]。密度及縱波速度均作為非獨立變量，縱波速度可根據經驗關系由波速比求得，密度利用經驗公式[10]由S波速度計算求得。根據從群速度提取的每個網格點純路徑頻散曲線，利用Herrmann等[11]開發的線性程序來反演每個網格點下方的剪切波速度，將這些點的速度結構組合起來得到三維的S波速度結構。本文根據橫穿研究區域的人工地震剖面參數作為S波初始速度模型，反演S波速度結構。

利用瑞利波群速度和相速度反演獲得研究區域1～45 km的三維SV波速度結構(圖6)。深度為5 km的S波速度結構分布圖顯示，山西斷陷帶中，運城盆地、臨汾盆地、太原盆地以及忻定盆地表現為低速特征，山西斷陷帶兩側的呂梁山隆起和太行山隆起表現為高速特征，盆地和山區的速度異常與地表地貌和地表地形具有較好的關聯性。研究區域的速度差異還體現在以北緯38.5°左右為界，呈現南低北高的特征。斷陷盆地的低速特征也存在一定的差異，較強的低速異常出現在臨汾盆地和太原盆地。15 km的剪切波速度分布主要顯示了上地殼的速度分布特征。運城盆地、臨汾盆地、太原盆地和忻定盆地依舊表現為低速特征，但是臨汾盆地、太原盆地和忻定盆地的低速較弱，較強的低速異常分布在運城盆地和大同盆地，暗示在該深度大同盆地可能存在低速異常；太行山隆起和呂梁山隆起北段則表現為高速特征，說明這些區域由地表到該深度可能沒有較大的速度變化，整體表現為斷陷盆地低速、隆起高速的特征，最大的高速異常出現在呂梁山隆起。 25 km深度的S波速度分布主要揭示中地殼的速度分布特征。主要的斷陷盆地出現了與淺部不同的速度特征。運城盆地、臨汾盆地、太原盆地和忻定盆地顯示為高速特征，臨汾和太原盆地交接處以及大同盆地顯示為明顯的低速特征； 兩側的呂梁山和太行山隆起依舊表現為高速特征，呂梁山隆起的速度明顯大于太行山隆起的速度。35 km的剪切波速度特征為：運城盆地、臨汾盆地、太原盆地和忻定盆地出現了與淺部速度結構相反的特征，表現為較高的速度特征，而大同斷陷盆地依舊表現為低速特征，該深度的速度特征主要顯示了下地殼的速度特征。在臨汾盆地和大同盆地交接處25 km深度發現低速特征消失，在35 km深度表現為高速異常。

圖6下部為剖面AA′和BB′的剪切波隨深度變化的垂向截面圖。AA′剖面西起呂梁山隆起、跨過太原盆地向東到達長治盆地。太原盆地到長治盆地地表具有較厚的沉積層，所以在淺層顯示了較低的速度特征。同時由于沉積厚度的不同導致了兩個盆地的低速異常厚度不同，太原盆地的沉積厚度明顯大于長治盆地的厚度。呂梁山隆起具有較淺的結晶基地，所以其隆起表現為明顯的高速特征。隨著深度的增加，剪切波速度也逐漸增大，中下地殼速度結構比較均勻，沒有較為明顯的速度異常存在。剖面BB′穿過運城盆地、臨汾盆地、太原盆地、忻定盆地和大同盆地，盆地下方

圖6　深度為5 km、15 km、25 km和35 km的剪切波速度結構及剖面位置圖和圖中所示測線AA′和BB′垂直截面剪切波速度Fig.6　Results of shear wave velocity of 5 km，15 km，25 km and 35 km，and locations of the profiles of AA′， BB′，S wave velocity structure of two profiles AA′ and BB′

的低速異常由南向北逐漸減弱，運城盆地的低速異常最厚，大同盆地的低速異常最薄。隨著深度的增加，運城盆地、臨汾盆地和忻定盆地中下地殼表現為較高的速度特征，而臨汾盆地和太原盆地交接處下方則顯示為較弱的低速特征，大同盆地的中下地殼則存在一個明顯的低速異常。

4　討　論

本文利用噪聲成像技術獲得了山西地區的SV波速結構特征。深度為5 km時，呂梁山隆起和太行山隆起因為具有較淺的結晶基地，表現為較高的速度特征。山西斷陷帶多為沉積盆地，所以顯示了低速的特征，其低速異常一直從地表沉積延伸到地下15 km左右，將呂梁山和太行山隆起的邊界清楚地勾畫出來。以往的研究表明，斷陷盆地的地熱場值較高，兩側隆起地熱場值較低[12]；山西地區的大多數地震集中在5～15 km深度的斷陷盆地內[5]。這些證據都說明，山西斷陷帶構造活動相比兩側的隆起是一個構造軟弱帶。這個軟弱帶作為鄂爾多斯地塊和華北盆地之間的過渡帶，吸收了兩側構造單元的應力和位移之間的差異。山西斷陷帶內部強烈的地震活動，釋放了由于兩邊的差異運動而積累的應變或能量[1]。

深度為25 km的剪切波速度分布圖中，斷陷盆地的低速逐漸消失，開始表現為高速特征，而大同盆地依舊表現為低速，其他成像方法也顯示大同盆地在該深度存在低速異常[3,13]。剖面圖BB′結果顯示，大同盆地下地殼30～35 km存在低速特征，這與張建師等[2]人工地震勘探的結果一致。前人在該區域發現了大面積的新生代幔源巖漿巖出露[1]，反映了該地區有過強烈的巖漿活動。該地區的低速異常可能與地幔熱物質上涌和地殼物質混雜有關。

剖面圖BB′中可以看到，臨汾盆地和太原盆地交界的下方中地殼存在一個低速異常而下地殼為高速異常。接收函數的結果[1]顯示，臨汾盆地和太原盆地的形成和發育方式存在差異，兩個盆地內部發生的較大震級地震的震源機制和斷層走向不同。山西斷陷帶由南向北的構造運動依次減弱，太原盆地恰好處于斷陷帶“S”形的中間位置。該地區是一個明顯的地震密集區[3]，地震活動水平較高，大地熱流值較高。推測山西斷陷帶在臨汾盆地和太原盆地交界處分成了南北兩個部分，其兩側的構造運動和構造應力并不相同，從而導致了該地區地幔熱物質上涌而造成太原盆地剪切波速度較低。

呂梁山(大約38°～41°N，110°～112°E)從地表至30 km深度均呈現高速異常，與前人研究結果一致[14]。該地區恰好位于鄂爾多斯塊體的東緣。鄂爾多斯塊體位于華北克拉通西部，內部穩定，具有較好的整體性，內部沒有發生過6級以上的大地震[6]。地球物理探測表明，該區殼內速度結構呈正梯度，無殼內低速層，超過200 km的克拉通根基堅固穩定，沒有活化和改造的跡象[4]，具有典型的大陸克拉通巖石圈結構特征。所以，該地區的高速異常與其相對穩定的速度結構有關。

5　結　語

本文利用背景噪聲層析成像兩步法，對山西及周邊地區44個臺站的連續背景噪聲數據進行反演，得到了該區域的群速度和相速度分布特征。短周期的速度特征主要與地殼淺層的地質構造和地貌相關聯：斷陷盆地淺層由于大量沉積物的堆積，在短周期顯示為低速特征；兩側的隆起地區則由于具有較淺或者出露的基巖，從而具有較高的速度分布。隨著周期的增加(長周期的速度特征主要反映了中下地殼的結構特征)，速度結構反映的深度范圍也逐漸增加。研究區域在長周期的速度差異主要表現為以北緯38.5°左右為界呈現南高北低的特征。淺層剪切波速度很好地反映了淺層地殼的橫向結構變化，斷陷盆地的沉積層以及黃土高原的沉積是造成這些低速異常的主要原因。斷陷帶兩側的隆起由于具有較薄的蓋層，所以顯示為高速特征。中下地殼的大同盆地低速特征與該地區分布較廣的火山群有關。位于具有穩定克拉通性質的鄂爾多斯塊體東緣的呂梁山隆起則表現為高速的特征。由于鄂爾多斯塊體的逆時針旋轉和華北盆地的拉伸作用，導致山西斷陷帶從南到北開始拉張，斷陷盆地中下地殼存在的低速異常有利于斷陷盆地的形變和形成，同時高熱流值也說明山西斷陷帶是一個構造軟弱帶。而位于S形斷陷盆地中間部位的臨汾盆地和太原盆地交接處存在的低速異常可能說明，斷陷盆地以該地區為界南北兩側存在構造運動和構造應力差異。

謹以此文向中國地震局地球物理勘探中心成立60周年獻禮！

[1]唐有彩,馮永革，陳永順,等.山西斷陷帶地殼結構的接收函數研究[J]. 地球物理學報, 2010，53(9):2 102-2 109(Tang Youcai, Feng Yongge, Chen Yongshun et al. Receiver Function Analysis at Shanxi Rift[J]. Chinese J Geophys，2010, 53(9)：2 102-2 109)

[2]張建獅，祝治平，張先康，等.山西高原北部地殼上地幔地震波速結構與深部構造[J]. 地震地質,1997,19(3): 220-226(Zhang Jianshi，Zhu Zhiping，Zhang Xiankang，et al. The Seismic Velocity Structure of Crust and Upper Mantle and Deep Structure Feature in North Shanxi Plateau[J].Seismology and Geology，1997,19(3): 220-226)

[3]宋美琴，何正勤，鄭勇，等.山西地區面波相速度分布圖像[J].地球物理學進展,2013,28(4): 1 836-1 848(Song Meiqin, He Zhengqin, Zheng Yong,et al. Rayleigh-Wave Phase Velocity Distribution in Shanxi Region[J]. Progress in Geophysics,2013,28(4):1 836-1 848)

[4]李多，周仕勇，陳永順，等.鄂爾多斯地區上地幔巖石圈三維速度結構面波反演研究[J]. 地球物理學報,2012,55(5):1 613-1 623(Li Duo, Zhou Shiyong, Chen Yongshun, et al. 3-D Lithospheric Structure of Upper Mantle Beneath Ordos Region from Rayleigh-Wave Tomography[J]. Chinese J Geophys，2012,55(5): 1 613-1 623)

[5]宋美琴，鄭勇，葛粲，等.山西地震帶中小震精確位置及其顯示的山西地震構造特征[J]. 地球物理學報,2012,55(2): 513-525(Song Meiqin, Zheng Yong, Ge Can, et al. Relocation of Small to Moderate Earthquakes in Shanxi Province and Its Relation to the Seismogenic Structures[J]. Chinese J Geophys,2012,55(2): 513-525)

[6]陳強森，鮑學偉，徐樹斌，等.利用背景噪聲反演鄂爾多斯塊體及其南緣地區地殼速度結構[J]. 高校地質學報,2013,54(3): 504-512(Chen Qiangsen, Bao Xuewei, Xu Shubin, et al. The Crustal Velocity Structure of the Ordos Block and Its Southern Edge Revealed from the Ambient Seismic Noise Extraction[J]. Geological Journal of China Universities, 2013,54(3): 504-512)

[7]Bensen G D, Ritzwoller M H, Barmin M P, et al. Processing Seismic Ambient Noise Data to Obtain Reliable Broad-Band Surface Wave Dispersion Measurements[J]. Geophysical Journal International, 2007,169(3): 1 239-1 260

[8]彭艷菊，蘇偉，鄭月軍，等.中國大陸及海域Love波層析成像[J]. 地球物理學報,2002,45(6): 792-801(Peng Yanju, Su Wei, Zheng Yuejun, et al. Love Wave Seismic Tomography of China and Vicinal Sea Areas[J]. Chinese J Geophys, 2002,45(6): 792-801 )

[9]朱介壽.地震學中的計算方法[M].北京:地震出版社,1981(Zhu Jieshou. The Calculation Method of Seismology[M]. Beijing:Seismological Press, 1981)

[10]Dziewonski A M, Anderson D L. Physics of the Earth and Planetary Interiors[J].Preliminary Reference Earth Model, 1981, 25(4): 297-356

[11]Herrmann R B, Ammon C J. Computer Programs in Seismology: Surface Waves, Receiver Functions and Crustal Structure,Version 3.30[Z].St Louis University, 2002

[12]吳乾蕃，祖金華，廉雨方，等.山西斷陷帶地熱特征與地震活動性[J]. 華北地震科學,1993,11(2): 14-22(Wu Qianfan, Zu Jinhua, Lian Yufang, et al. The Geothermal Field Characteristics and Seismic Activities in Shanxi Fault Depression Area[J]. North China Earthquake Sciences, 1993,11(2): 14-22)

[13]呂作勇，吳建平.華北地區地殼上地幔三維P波速度結構[J]. 地震學報,2010,32(1): 1-11(Lü Zuoyong, Wu Jianping. 3-D P-Wave Velocity Structure of Crust and Upper Mantle Beneath North China[J]. Acta Seismologica Sinica, 2010,32(1):1-11)

[14]房立華，吳建平，呂作勇.華北地區基于噪聲的瑞利面波群速度層析成像[J]. 地球物理學報,2009,52(3): 663-671(Fang Lihua, Wu Jianping, Lü Zuoyong. Rayleigh Save Group Velocity Tomography from Ambient Seismic Noise in North China[J].Chinese J Geophys, 2009,52(3):663-671)

About the first author:ZHOU Ming，assistant engineer, majors in ambient noise tomography, E-mail: zmplay1234@163.com.

The Crustal S-Wave Velocity Structure of Shanxi Region

ZHOUMing1XUZhaofan1GENGWei2WEIYunhao1

1Geophysical Exploration Center，CEA，75 Wenhua Road, Zhengzhou 450002，China 2Changzhi Digital Seismic Network，Earthquake Administration of Shanxi Province, 135 Xinying Street, Changzhi 046000，China

In this paper, we use ambient noise tomography to study the Shanxi regional crustal velocity structure and deep tectonics.The data includes 7 months (2014 January to 2014 July) three-component continuous data recorded at 44 seismic stations of Shanxi province digital seismic networks and its surrounding . The S-wave velocity structure of the crust is inverted from Rayleigh wave dispersion maps. The S-wave velocity maps show clear lateral variations that correlate well with major geological structures and tectonic units in the study regions: in the upper crust, S-wave velocities of the Shanxi fault depression zone are relatively low at shallow depth, while the uplifts on sides of Shanxi fault depression zone show high velocity. In the mid-lower crust, the latitude ～38.5°N divides the region into a northern part with a low velocity anomaly and a southern part with a high velocity anomaly. Datong basin shows low velocity in the crust,possibly related to the wide distribution of volcanoes.

Shanxi fault depression; group velocity; phase velocity; ambient noise

Active Fault Detection of Changzhi, No.GK-C-2Ⅱ.

2015-09-02

周銘，助理工程師，主要從事背景噪聲層析成像研究，E-mail：zmplay1234@163.com。

10.14075/j.jgg.2016.10.015

1671-5942(2016)010-0912-06

P315

A

項目來源：長治市活斷層探測項目(GK-C-2Ⅱ)。