剪切波分裂揭示的華北克拉通中部造山帶上地殼地震各向異性

王想, 高原, 吳鵬, 周依, 王時

1 河北紅山巨厚沉積與地震災害國家野外科學觀測研究站， 河北邢臺 054000 2 河北省地震局， 石家莊 050021 3 中國地震局地震預測研究所， 北京 100036 4 邯鄲地震監測中心站， 河北邯鄲 056001 5 石家莊監測中心站， 石家莊 050021

0 引言

華北克拉通(North China Craton)是中國最大的克拉通地塊，也是世界最主要的太古宙克拉通之一，地處歐亞板塊東緣(Kusky and Li，2003；Carlson et al.，2005).華北克拉通中部造山帶(Central Orogenic Belt，以下簡稱COB)是完全被破壞的克拉通東部塊體和保留完整的西部塊體之間的過渡帶，是中國大陸地區地貌、重力、巖石圈等結構和地球物理場的分界帶.該區域是研究造山帶與斷陷盆地下方的地殼變形及殼幔構造關系的典型區域，對于華北克拉通破壞成因以及華北克拉通東西塊體構造差異的探索具有重要意義(圖1).

根據地質構造、臺站分布及地震活動特征，COB主要涉及山西地塹、張家口—渤海地震活動帶(以下簡稱張渤地震帶)、太行山隆起以及華北盆地.張渤地震帶是一個強烈的地震活動帶，由NW、WNW以及近EW向的斷裂組成，展布范圍是根據航磁異常、重力異常、地殼形變、深部構造以及中、小地震活動分布圖像等方面資料的研究成果綜合分析界定的(韓孔艷，2009).研究區內NE、NW、EW向斷裂縱橫交錯，形成了盆嶺相間、錯綜復雜的構造格局，具有發生中強震的地質構造條件，根據地震目錄，有歷史記錄(公元前780年)以來，COB雖然只占中國大陸約6%的國土面積，卻發生過100多次5級、30次6級、5次7級、1次8級地震.

研究表明,地殼、地幔與地核等地球不同圈層都存在介質各向異性現象(Crampin，1981；Crampin and Gao，2018；滕吉文等，2012；Chen et al.，2009； Wu et al.，2015；高原等，2020).上地殼地震各向異性特性與地殼結構、應力狀態、斷裂構造等密切相關(Crampin et al.，1980，2008；高原等，1995；Zinke and Zoback，2000；Tadokoro and Ando，2002；Gao et al.，2011；Shi et al.，2020).地殼各向異性受控于介質變形和地質構造(Gao et al., 2011)，而斷裂也會影響變形狀態(Zhang et al.，2020).上地殼地震各向異性成因有多種，應力、巖石節理、水平分層結構及特定結構的排列方式等都會造成地震波的各向異性現象，但地殼中廣泛存在的EDA(Extensive-Dilatancy Anisotropy，“大范圍擴容各向異性”)微裂隙是造成上地殼地震各向異性的主要原因(Crampin and Peacock，2005；Crampin and Gao，2014；高原等，1995).地震的孕育和發生是地下介質與應力長期互相作用引起的變化(Gao and Crampin，2004；Crampin and Gao，2010).應力場的變化直接影響巖石裂隙幾何參數發生變化，剪切波分裂對巖石裂隙結構的變化非常敏感.剪切波進入這種裂隙結構介質傳播時會分裂出具有不同方向、不同速度的分量，即剪切波分裂(Shear-wave splitting，以下簡稱SWS)現象，其中快剪切波偏振方向(以下簡稱快波方向)在水平方向上近似平行于原地水平主壓應力方向(Crampin and Atkinson，1985；高原等，1995；2018；Tadokoro and Ando，2002；Crampin and Peacock，2005； Gao et al.，2011)，這個特性可用于推斷區域主壓應力方向，獲得的結果與地震應力反演、地應力測量等得到的區域主壓應力結果有很好的一致性(高原等，2010，2018)，慢剪切波時間延遲(以下簡稱時間延遲)反映地下介質各向異性程度，時間延遲的值可反映區域主壓應力的變化大小(Crampin，1984；Gao and Crampin，2004).因此，SWS方法是獲取介質各向異性特征的途徑之一，SWS參數是反映地球介質特性和應力狀態的一個參考指標，對地震預測和地震危險性探討等有重要的應用價值(Crampin et al.，2008；Crampin and Gao，2010).隨著地震觀測資料的不斷豐富，地震觀測質量的不斷提高，地震各向異性的研究更深入，應用也更廣泛.利用SWS方法除了探討大尺度的地球介質物性特征和應力狀態，還可以研究小尺度的區域各向異性特征及其應力狀態變化(Crampin and Peacock，2005；高原等，1995；Gao et al., 2011，2019)，比如在鄂爾多斯塊體西緣、汶川地區、青藏高原東南緣、天山構造帶等中國大陸典型構造區域的各向異性特征及其應力狀態研究都取得了重要進展(石玉濤等，2009；許英才等，2019；高原等，2020；李金等，2021).

研究COB介質各向異性及其應力狀態變化特征，對了解該區域動力學特征和地殼形變、構造關系及其演化歷史具有重要意義.Zhao 和 Zheng(2005)根據COB和東部塊體SKS快波方向有顯著差異，推測兩個塊體的邊界可能是地幔流動發生偏轉的邊界；但常利軍等(2008)與高原等(2010)的結果顯示，COB的快波方向與東部或西部地區沒有顯著差異，但欠缺足夠的數據約束.常利軍等(2008)利用SKS波分裂結果推斷華北地區上地幔的各向異性方向與板塊絕對運動方向有很好的一致性；高原等(2010)發現近震S波的快波方向與遠震SKS波的快波方向不一致，認為華北北部地殼和上地幔不是簡單的耦合關系.Shi 等(2015)展示了華北克拉通東部的近震S波各向異性與遠震SKS、PKS、SKKS的各向異性方向不一致的復雜分布形態.楊妍等(2018)采用遠震接收函數約束地殼方位各向異性結構的方法，得到COB存在明顯的地殼方位各向異性，推測該區域地殼變形可能主要與晚中生代到新生代以來的巖石圈改造和上地幔物質底侵有關.Zheng 等(2019)接收函數各向異性呈現了復雜的空間分布.COB的上地殼介質各向異性研究雖然取得了一些進展(吳晶等，2007；趙博等，2011；孫進等，2013；張玲等，2014)，但結果主要是區域框架性的，對于COB的上地殼各向異性的詳細分布、整體形態、各向異性特征與應力狀態和區域地質構造的關聯、以及東、西部各向異性的異同與構造含義等問題仍需進一步的數據約束.本研究利用了多家單位聯合布設的流動地震臺站，同時增加了高密度流動地震臺網記錄的大量近場小震觀測資料.

SWS結果的可靠程度取決于地震觀測資料的質量和數量.高分辨率的地殼各向異性分布特征的獲得依賴于高質量的地震臺網資料(高原等，1995，2018).本研究充分利用布設在COB的高密度流動地震臺網和區域固定地震臺網記錄的大量近場小震觀測資料(圖1)，使用SWS方法(高原等，2004)，研究COB上地殼地震各向異性參數分布特征及分區特征，為華北克拉通東西差異性構造及過渡帶地殼結構提供地震學觀測證據和約束.

圖1 研究區構造背景與地震臺站分布圖中英文縮寫代表的構造單元：TY：太原盆地；XD：忻定盆地；DT：大同盆地；ZX：張家口—宣化盆地；HZ：懷來—涿鹿盆地；XH：邢衡隆起. 右下小圖中黃色框表示研究區域，灰色線表示華北克拉通輪廓，W(Western)代表華北克拉通西部塊體，E(Eastern)代表華北克拉通東部塊體，COB(Central Orogenic Belt)代表華北克拉通中部造山帶；藍色箭頭表示區域主壓應力方向(Heidbach et al.,2016).Fig.1 The geological structure and the distribution of stations in the study areaTY: Taiyuan Basin; XD: Xinding Basin; DT: Datong Basin; ZX: Zhangjiakou-Xuanhua Basin; HZ: Huailai-Zhuolu Basin; XH: Xing Heng uplift. In the lower right, the yellow box represents the research area, the gray line represents the outline of the North China Craton, W (Western) represents the Western block of the North China Craton, E (Eastern) represents the Eastern block of the North China Craton, and COB (Central Orogenic Belt)represents the Central Orogenic Belt of the North China Craton.

1 構造背景與分析方法

1.1 構造背景

研究區斷裂構造總體上為NNE走向，從地質構造運動看，NNE走向的擠壓變形帶形成于燕山運動A幕，是古太平洋板塊俯沖的結果(Xu et al.，1987；Zhu et al.，2005；Faure et al.，2012；Wang et al.，2013；朱光等，2018).山西地塹地處太行山隆起和呂梁山隆起之間，自北向南包括大同、忻定、太原和臨汾斷陷盆地，呈NE至NNE向展布，盆地周邊及內部有大量正斷層.張渤地震帶經歷過多次構造運動，形成了復雜的構造形跡，帶內以NW走向活動斷裂和NE走向活動斷裂交匯分布，該區域的強震孕育和發生受控于NE向和NW向活動斷裂的共同作用，通常NE向斷裂為發震斷裂、NW向斷裂為控震斷裂，二者共同決定了強震發生的空間位置.斷裂活動和現代形變觀測結果顯示，張渤地震帶具有左旋走滑的運動性質(韓孔艷，2009).華北盆地是華北克拉通新生代形成的最大規模的盆地，盆地內部為一系列小型斷塊活動控制的斷陷盆地群.華北盆地西側為太行山隆起，內部有一系列NNE向逆沖斷裂.

1.2 數據

2014年7月至2016年11月，河北省地震局聯合多家單位在COB架設了由39個流動地震臺站組成的臨時地震臺網，包括寬頻帶地震計BBVS-60型(周期60 s)15臺、短周期地震計FSS-3M(周期2 s)6臺、DS-4A(周期1 s)18臺，數據采集器型號EDAS-24IP，采樣率為100 Hz.本研究利用COB內臨時地震臺網(2014年7月—2016年8月)和國家地震臺網(2010年1月至2017年1月)記錄的地震觀測資料進行SWS分析.根據中國地震臺網中心的地震目錄，我們獲得了研究區內121個臺站的4991條近場地震波形數據，由于部分臺站附近缺少小震活動，剪切波窗口(注：指剪切波射線入射角小于全反射角)內沒有符合要求的小震或者波形質量差導致沒有有效記錄，最終得到55個臺站記錄的534條有效記錄.55個臺站中使用短周期地震計10個，寬頻帶地震計45個.研究中挑選深度大于5 km的地震事件，全部地震事件的平均震源深度約14 km(圖2).根據河北地震臺網觀測報告，研究中絕大多數地震的定位精度為I類，震中誤差≤5 km.55個臺站中，13個臺站記錄了10個以上地震事件，36個臺站記錄了3個以上地震事件(表1).

1.3 分析方法

本研究采用剪切波分裂分析的SAM方法(高原等，2004)，獲得COB內各臺站的SWS參數，分析該地區上地殼介質各向異性特征.SAM方法(即“剪切波分裂系統分析法”)結合了相關函數、偏振分析(Crampin，1978)和旋轉分析技術，彌補了單一分析方法計算誤差較大的缺點.該方法結合了計算程序自動化分析和可視化操作的優點，計算流程主要包含三個步驟：(1) 相關函數計算，(2) 時間延遲校正，(3) 偏振分析檢驗.已有研究結果表明，該方法得到的結果可靠性較好(吳晶等，2007；張玲等，2014；Gao et al.，2011，2019；Shi et al.，2020).使用地面臺站記錄的地震波形進行SWS研究之前，需要篩選落入剪切波窗口內的數據.剪切波入射到地表時，若入射角大于臨界角(全反射角)時會發生全反射現象，所以篩選落入剪切波窗口內的數據就是要篩選剪切波入射角小于臨界角的數據進行研究.對于泊松介質(泊松比為0.25)，剪切波窗口理論值(臨界角)約為35°.由于地殼頂部通常存在低速沉積層，地震波在接近地表時波速變低，會發生彎曲折射現象，實際入射角一般小于所計算的理論剪切波窗口值(臨界角)，從均勻介質直線入射的角度，有效的剪切波窗口(臨界角)可以拓寬至45°～50°(Crampin and Peacock，2005).考慮到COB沉積層的影響，本研究選擇45°作為剪切波窗口(臨界角).

圖3展示了使用SAM方法對HNS(紅山臺)記錄到的一次地震事件(2013年6月27日河北隆堯ML1.4級地震，震源深度9 km，震中距6 km)進行SWS的分析過程.使用SAM軟件對原始波形數據進行濾波處理(在數據處理過程中均使用4階Butterworth濾波器，濾波頻率設置為1～20 Hz，并截取包含完整S波列的南北分量(圖3b)和東西分量(圖3c)，產生質點運動軌跡(圖3a).S波在通過各向異性介質時分裂成快波和慢波，對快波和慢波重新投影，分別計算它們在不同方位和不同時間差的相關函數，最大相關系數所對應的旋轉角度和時間差即為快波方向和時間延遲.在實際計算過程中，由于觀測波形質量等因素，相關函數計算結果往往偏差較大，尤其是時間延遲誤差較大.SAM方法把相關函數計算的結果作為參考，用可視化偏振分析圖檢驗得出最優結果.在偏振圖中快波到達后、慢波未到時，S波質點運動軌跡的方向與正北方向的夾角α即為快波偏振方向角(圖3a).慢波到達后疊加到快波上，質點運動軌跡發生變化.將兩個分量的S波同時旋轉α角度可以分離出快波和慢波(圖3e、3f).理論上，快、慢波是來自同一震源的同一列S波，使用最大相關系數得到的時間延遲值將慢波前移，時間延遲消除后，快、慢波質點運動軌跡表現為線性相關.經過時間延遲校正后，兩列波質點的運動軌跡線性度越高，說明分析結果越可靠.本例的地震計采樣率為100采樣點/s, 即每個采樣點為0.01 s.S波質點運動軌跡的方向與正北方向夾角為45°(圖3a)，將慢波提前0.03 s，則快、慢波的質點運動軌跡(圖3d)呈現出較好的線性關系.

表1 研究區55個臺站SWS參數Table 1 Shear-wave splitting parameters of 55 stations in the study area

圖2 研究區有效(剪切波窗口內)地震分布圖中紅色圓圈表示地震，黑色線表示華北克拉通輪廓.右側與下側的小圖是地震位置的深度剖面.其他符號含義同圖1.Fig.2 Effective earthquake events (within shear-wave window) in the study area Red circles represent the earthquakes and black lines represent the outline of the North China Craton. Both the right plot and the bottom plot are the depth profiles of earthquakes. Others are the same as Fig.1.

圖3 HNS(紅山臺)地震記錄的剪切波分裂分析HNS(紅山臺)記錄的2013年6月27日河北隆堯ML1.4地震的剪切波波形.地震參數：震源深度9 km，震中距6 km； (a) 剪切波的質點運動軌跡，S1和S2分別表示快波和慢波的到時； (b)、(c) 分別為NS向和EW向記錄； (d) 慢波時間延遲校正與快波偏振方向校正后的質點運動軌跡； (e)、(f) 分別為投影后的快波F和慢波S； (b)、(c)、(e)、(f) 中兩條豎線之間為質點運動軌跡的剪切波部分.Fig.3 Shear-wave splitting analysis of seismic records (Hongshan station)This earthquake occurred on June 27, 2013, and recorded by HNS (Hongshan station), magnitude ML1.4, focal depth 9 km, epicenter distance 6 km; (a) Polarization diagrams of shear-wave, S1 and S2 represent the arrival time of fast wave and slow wave, respectively; (b) and (c) are records in the NS direction and EW direction, respectively. (d) Polarization diagrams of shear-wave after correction of slow wave delay and fast wave deflection direction; (e) and (f) are respectively fast wave F and slow wave S after correction.

圖4 華北克拉通中部造山帶快剪切波偏振方向分布圖圖中藍色三角形代表獲得3條以上(含3條)有效地震記錄的臺站.地圖外側列出了每個臺站的快剪切波偏振方向等面積投影玫瑰圖，紅色短棒是每個有效地震記錄的快波方向，離圓心的距離是該事件相對于臺站的入射角.其他符號含義同圖1. 斷裂符號：F1懷涿盆地北緣斷裂；F2 延礬盆地北緣斷裂；F3 新保安—沙城斷裂；F4 黃土窯—土木斷裂；F5 懷安盆地北緣斷裂；F6 太行山山前斷裂；F7 晉縣斷裂；F8 新河斷裂；F9 衡水斷裂；F10 隆堯斷裂；F11 元氏斷裂；F12 口泉斷裂；F13 六棱山北麓斷裂；F14 恒山北麓斷裂；F15 五臺山北麓斷裂；F16 系舟山山前斷裂；F17 云中山山前斷裂；F18 交城斷裂；F19 太谷斷裂.Fig.4 The equal area projection rose diagrams of polarization directions of fast shear-waves in COBThe blue triangle represents the stations obtained three or more individual measurements. The equal area projection rose diagrams of polarization directions of fast shear-waves are listed around the map. The red bar is the fast wave direction of each measurement. The distance from the circle center is the incident angle of the event relative to the station. Others are the same as figure 1. Symbols of faults: F1 Huailai basin northern margin fault; F2 Yanfan basin northern margin fault; F3 Xinbao′an-Shacheng fault; F4 Huangtuyao-Tumu fault; F5 Huai′an basin northern margin fault; F6 Taihang mountain piedmont fault; F7 Jinxian fault; F8 Xinhe fault; F9 Hengshui fault; F10 Longyao fault; F11 Yuanshi fault; F12 Kouquan fault; F13 Liulengshan north piedmont fault; F14 Heng mountain north piedmont fault; F15 Wutai mountain north piedmont fault; F16 Xizhou mountain piedmont fault; F17 Yunzhong mountain piedmont fault; F18 Jiaocheng fault; F19 Taigu fault.

圖5 華北克拉通中部造山帶快剪切波偏振方向等面積投影玫瑰圖符號含義同圖4.Fig.5 The equal area projection rose diagrams of polarization direction of fast shear waves in COBThe symbol meaning is the same as Fig.4.

2 臺站快波方向與區域快波優勢方向

本研究對COB內2010—2017年的地震波形數據進行SWS分析，得到55個臺站的SWS參數(表1), 以及獲得3條以上(含3條)地震記錄的臺站(36個)的快波方向等面積玫瑰投影圖(圖4)，其中DOS(東山臺)獲得的有效地震數量最多，有144個.統計COB各臺站的計算結果，得到快波方向下半球等面積投影玫瑰圖，結果顯示，COB平均快波方向為51°±38°，大致呈NE向(圖5)，與華北地區最大主壓應力方向有所差別.由震源機制解資料得到的華北地區的最大主應力方向為近NE向至ENE向(李欽祖，1980)，由震源機制資料和深井鉆探資料得出的華北地區平均最大主壓應力方向為N71.6°E(許忠淮，2001)，GPS資料得出的華北地區最大主壓應變方向為85°(張國民等，2005)，SWS得到的平均快波方向約為N86°E(Gao et al.，2011).COB雖然呈現NE或ENE向和WNW或NW向斷裂交匯特征，但主要的斷裂是NE或ENE走向(圖1)，莫霍面等值線從西北向東南遞減，走向沿NE向伸展(嘉世旭等，2005).COB的臺站快波方向既受到區域背景應力環境的作用，又受到局部斷裂的制約，局部構造對COB的影響起主要作用.本研究顯示，COB特別是山西地塹內部區域最大主壓應力大致為NE方向.

根據地質構造特征與得到的SWS參數結果，將研究區分為張渤地震帶與山西地塹交匯區(A區)、太行山隆起與華北盆地交匯區(B區)、山西地塹(C區).A區構造形跡復雜，WNW、NE、NNE、NW向斷裂相交和切割.1998年1月10日張北6.2級地震是中國東部最近的一次6級以上地震，發生在張渤地震帶西北端.前人的研究認為，張北地震的發震斷裂是NW向斷裂(馬淑田等，1998；楊智嫻等，1999；車用太，1999；刁桂苓等，2001)，但主震后余震沿NNE向展布，反映震源區存在NW和NE向共軛斷裂的活動.結合形態結構分段理論、地質、地貌、地殼形變、地球物理場、深部構造、地震活動性以及張渤地震帶斷裂的交切關系等研究成果，張渤地震帶由西北到東南依次可以分為張渤地震帶西段(張家口段)、張渤地震帶中西段(北京段)、張渤地震帶中東段(唐山段)和張渤地震帶東段(蓬萊段)共四段(韓孔艷，2009).根據本文得到的SWS結果和區域構造特點，將A區進一步劃分成兩個子區：A1區(張渤地震帶西段)和A2區(太行山隆起與張渤地震帶交匯區).山西地塹(C區)則進一步劃分成三個子區： C1區(大同盆地)、C2區(忻定盆地)和C3區(太原盆地)(圖6).

2.1 張渤地震帶與山西地塹交匯區(A區)

A區位于張渤地震帶與山西地塹的交匯區(圖6)，區內的SWS特征又呈現不同的特征.

A1區即張渤地震帶西段，包括ZX(張家口—宣化盆地)，HZ(懷來—涿鹿盆地).張家口—宣化盆地是一個不規則的北西向盆地，其周邊歷史上發生過2次5級地震，4次4級地震，盆地內1997年發生過1次4.2級地震.懷來—涿鹿盆地主要受懷涿盆地北緣斷裂(F1)和延礬盆地北緣斷裂(F2)控制，同時受北西向的新保安—沙城斷裂(F3)、黃土窯—土木斷裂(F4)等的影響.SHC(沙城臺)位于這四條斷裂之間，由SWS結果分析可知，SHC的快波優勢方向與區域主壓應力場一致，并受這四條斷裂影響較大，這與吳晶等(2007)的研究結果相符.XUH(宣化臺)位于張家口—宣化盆地南側，該臺的快波優勢方向為WNW向，主要反映了局部應力場的方向.

A2區位于太行山隆起和張渤地震帶交匯區，區域內斷層走向多為NNE-NE.LQS(龍泉寺臺)、XBZ(西撥子臺)、ZHT(齋堂臺)、ZKD(周口店臺)位置接近，受地形和斷裂影響，快波方向均為NE向，LQS、ZKD還有一個近EW向的優勢方向，LQS的結果與吳晶等(2007)的研究結果完全一致，LQS和ZKD更靠近華北盆地，同時受到華北ENE向的區域應力場的影響.TAS(塔寺臺)位于NE向的孫莊子—烏龍溝斷裂上，其快波方向與該斷裂走向完全一致.ZHL(涿鹿臺)快波方向為WNW向，與賴院根等(2006)的研究結果以及高原等(2010)提出的局部應力場方向一致，ZHL位于太行山隆起內部，區域構造較為穩定.HUA(懷安臺)位于懷安盆地南緣，懷安盆地位于山西地塹晉北張性區的北端，主要受NE向懷安盆地北緣斷裂控制，HUA的快波優勢方向相對離散，既受到懷安盆地北緣斷裂(F5)的影響，同樣受到張渤地震帶NW向應力場的影響.

2.2 太行山隆起與華北盆地交匯區(B區)

B區位于太行山隆起與華北盆地交匯區，主要涉及到華北盆地內的XH(邢衡隆起)，隆堯斷裂以南為臨清坳陷.研究區內斷裂總體為NE向，主要斷裂包括太行山山前斷裂(F6)、晉縣斷裂(F7)、新河斷裂(F8)、衡水斷裂(F9)、隆堯斷裂(F10)、元氏斷裂(F11)等，其中衡水斷裂走向近NW向，隆堯斷裂走向近EW向，元氏斷裂走向近NS向.研究區內5個臺站的快波方向分別為：HNS(紅山臺)ENE向或近EW向；LIC(臨城臺)WNW向；ZAH(贊皇臺)和XIY(昔陽臺)NE向；SHX(深縣臺)的快波方向有兩個：ENE向和NW向.HNS位于邢衡隆起和臨清坳陷的交界處，HNS東、西兩側是NE走向且近乎平行的新河斷裂和晉縣斷裂，南側為近EW走向的隆堯斷裂.HNS的快波方向NE向，與東、西兩側的新河斷裂、晉縣斷裂走向基本一致.LIC位于太行山隆起與華北盆地的交匯處，西側是太行山前斷裂，東側是元氏斷裂，南側是隆堯斷裂.LIC的快波方向是WNW向，受多條走向不同的斷裂和區域應力場的共同作用，導致LIC快波方向與區域主壓應力方向不一致.從數據結果看，LIC受隆堯斷裂的影響更大，2017年9月4日臨城發生ML4.2級地震，此地震是該地區近20年來發生的最大地震，精定位結果顯示，余震序列呈近EW向展布，與隆堯斷裂一致.SHX位于NW走向的衡水斷裂北側，表現出兩個快波優勢方向，一個是ENE向，與這一地區的主壓應力方向基本一致，另一個優勢方向是NW向，與衡水斷裂的走向一致，表明SHX受區域應力和斷裂的雙重影響.XIY位于太行山隆起內部，ZAH位于太行山隆起與華北盆地的交界處更靠近太行隆起區域，西側是太行山前斷裂，東側是元氏斷裂.這兩個臺的快波方向是NE向且較一致，表明太行山隆起內部應力環境較為穩定，局部特征并不顯著.2013年5月20日河北贊皇發生ML3.2級小震群活動，震群活動持續近兩個月，共記錄地震事件220次.精定位結果顯示：地震分布呈NE向展布，與太行山山前斷裂走向一致，斷層面走向NE41.28°±2.80°(李冬圣等，2015)，與贊皇臺(ZAH)的快波方向39°也基本一致.ZAH和LIC均位于元氏斷裂西側，且距離斷裂較近，但從快波方向來看，這兩個臺站受元氏斷裂的影響并不顯著.

2.3 山西地塹(C區)

C區位于山西地塹，自北向南依次為大同盆地(C1區)、忻定盆地(C2區)和太原盆地(C3區).

DT(大同盆地)西側主控斷裂為口泉斷裂(F12)，東南側主控斷裂為六棱山北麓斷裂(F13)和恒山北麓斷裂(F14).恒山北麓斷裂屬全新活動正傾滑斷裂.HSH(恒山臺)和YMG(雁門關臺)幾乎同在恒山北麓斷裂上，但距離較遠，HSH位于北段，YMG位于南段.HSH的快波方向為NE向，與恒山北麓斷裂在該臺附近的走向一致，YMG的快波方向為ENE向，亦與恒山北麓斷裂在該臺附近的走向一致.位于同一斷裂上的不同臺站，因斷裂各段的走向差異亦會造成快波方向的不同.ZCH(鎮川臺)和SHZ(大同臺)同時位于口泉斷裂東側且距離口泉斷裂距離相等，快波方向均為NE向，與斷裂走向一致.

XD(忻定盆地)是由兩個半地塹盆地組成，盆地東南側的主控斷裂有五臺山北麓斷裂(F15)、系舟山山前斷裂(F16)，另一側的主控斷裂有云中山山前斷裂(F17).DAX(代縣臺)、L1412(永樂村臺)和L1409(峪里村臺)位于五臺山北麓斷裂附近，DAX幾乎位于北段ENE走向的斷裂上，L1412位于中段近SN向ENE轉向處附近，L1409位于南段近SN走向附近.DAX的快波方向為ENE向，L1412快波方向NE向，L1409快波方向NNE向，受五臺山北麓斷裂在臺站附近區域的走向影響較大.L1408(官地村臺)和L1410(南泉村臺)同時位于云中山山前斷裂上，且快波方向均為近NNE向，與云中山山前斷裂一致.TIY(定襄臺)位于系舟山山前斷裂東側，該斷裂南段近NS走向，北段NE走向，該臺快波方向既有NS向也有NE向，說明斷裂不同段的走向差異對該臺都造成了影響.

TY(太原盆地)的沉降中心靠近盆地西部，其西側的主控斷裂為交城斷裂(F18)，東側主控斷裂為太谷斷裂(F19).交城斷裂為全新世活動斷裂，大致呈NNE-NE向展布，分為五段：柴村、 晉祠、清徐—交城、文水和汾陽.JIC(晉祠臺)位于ENE向的晉祠段和NE向的清徐—交城段連接處，另外近EW走向的晚更新世活動斷裂田莊斷裂與其交匯，JIC的快波方向有三個，分別為NNE向(近NS)、ENE向和ESE向(近EW)，與臺站附近的斷裂走向一致.TAG(太谷臺)和L1417(藥村臺)均位于太谷斷裂，兩個臺的快波方向一個為NE向，與斷裂走向一致，另一個為EW向，與華北區域最大主壓應力方向一致.DOS(東山臺)快波方向為NE向，與臺站周邊的斷裂走向完全一致.

YUY(右玉臺)、LOF(婁煩臺)、LIS(離石臺)位于呂梁山隆起區內，與山西地塹相鄰，YUY、LOF、LIS臺均出現兩個快波方向，其中一個方向為NW向，與鄂爾多斯塊體東部的主壓應變方向為NW向(劉巍等，1993；郭良遷等，2010)一致；另一個方向為NE向，與山西地塹最大主壓應力NE向的結論一致(劉巍等，1993).

3 快波方向與時間延遲的分區特征

3.1 快波方向

根據各臺站的快波方向的結果, COB不同構造分區快波方向差異較大(表1)，為了更直觀地展現不同分區快波方向的差異，分別給出各分區平均快波方向玫瑰圖(圖6).A1區快波方向為WNW向，與張渤地震帶走向平行，這一結果與賴院根等(2006)的一組快波方向平行，與高原等(2010)提出的背景應力場的主壓應力為WNW方向一致，與趙博等(2011)得到的研究結果相符.但本文的A1區快波方向比趙博等(2011)的結果更離散，趙博等(2011)使用的臺站更靠北，位于燕山隆起塊體內部，本研究的A1區臺站位于燕山隆起南側以及盆地邊緣，表明張渤帶的張家口段北西向和北東向斷裂相互限制，共同控制著張家口—宣化盆地和延慶—懷來盆地.A2區主要位于太行山隆起與張渤地震帶交匯區，16個臺站共有89條有效地震記錄，平均快波方向為49°±38°，優勢方向為NE向，但離散程度也相對較高.揭示了該區主要受區域內分布的多條NNE-NE走向的斷裂和ENE向區域主壓應力場共同作用的影響.

圖6 華北克拉通中部造山帶上地殼各向異性分區特征地圖兩側的6個等面積投影玫瑰圖顯示了每個分區的快波偏振優勢方向,藍色直線代表平均快波偏振方向.圖中顏色代表每個分區的慢波時間延遲.其他符號含義參見圖1和圖4.Fig.6 Zoning feature of seismic anisotropy in the upper crust in COBSix equal area projection rose diagrams at two sides of the map show the dominant polarization directions of fast shear-waves in six subzones. Blue straight line represents the mean polarization direction of fast shear-wave. The colors in the map represent the time delays of the slow shear-waves within each subzone. Others are the same as Figs.1 and 4.

B區主要位于華北盆地西緣，6個臺站共有68條有效地震記錄，平均快波方向為53°±33°，優勢方向為ENE向, 這與震源機制資料得到的這一地區最大主壓應力方向為NE-ENE的結果有較好的一致性(許忠淮，2001).但B區也清晰地展現出近EW方向的第二優勢快波方向，平行于整個華北北部地區的優勢快波方向(Gao et al.，2011).

C區屬于山西地塹，從北向南依次是C1(大同盆地)、C2(忻定盆地)、C3(太原盆地)，C1區8個臺站共有49條有效地震記錄，平均快波方向為47°±26°，優勢方向為NE向，大同盆地呈北東向展布；C2區9個臺站共有35條有效地震記錄，平均快波方向為38°±23°，優勢方向為NNE向，忻定盆地呈北北東向展布；C3區8個臺站共有184條有效地震記錄，平均快波方向為51°士43°，優勢方向為NE向，太原盆地呈北東向展布.從總體上看，C1區的快波方向與盆地展布方向一致.三個盆地呈右階雁列式，盆地間以橫向隆起相隔，各隆起自北向南依次為恒山隆起、石嶺關隆起.其中大同盆地發育最早，中新世已經開始斷陷，忻定和太原盆地上新世才開始形成，北東向展布的大同和太原盆地要大于北北東向展布的忻定盆地的斷陷幅度.

3.2 時間延遲

如果不考慮其他因素的影響，時間延遲表達了各向異性的程度，而在上地殼的脆性巖體里，可以簡單地等效為變形程度的強弱.本研究的結果顯示，山西地塹與張-渤地震帶交匯區域的時間延遲有明顯的橫向空間變化，太行山隆起與張渤帶交匯A2區平均時間延遲大于張渤帶西段A1區，因為A1區地震活動性強導致地殼變形相對較弱.太行山隆起和華北盆地交匯B區的平均時間延遲在整個研究區域最小，說明邢衡隆起的變形程度最小，對應了邢臺老震區活躍的地震活動，難以積累更強的地殼變形.山西地塹從C1區到C3區平均時間延遲越來越大，說明山西地塹從北到南上地殼變形程度越來越大，太原盆地最大，大同盆地最小，有儀器記錄以來，山西地塹的5.5級以上地震均發生在大同盆地.

4 結論與討論

COB在鄂爾多斯塊體、華北盆地及太行山隆起、燕山隆起等構造單元的共同作用下，呈現復雜的地質構造形態和地球物理特征.本研究利用研究區內臨時地震臺網和國家地震臺網記錄到的地震觀測資料，獲得符合條件的55個地震臺站534條有效地震波形記錄，得到了每個臺站的SWS參數，展現了研究區上地殼各向異性參數分布特征與區域分區特征，分析了臺站原地主壓應力方向及區域主壓應力方向特征.結果顯示，臺站優勢快波方向主要平行于主壓應力方向，或與斷裂走向、構造走向一致，揭示了斷裂與地質構造對各向異性的影響以及斷裂構造與應力場的相互影響.

根據本文得到的全部有效記錄的快波方向，研究區內上地殼優勢快波方向為NE方向，但呈現出非常離散的特點，與Gao等(2011)得到的華北地區上地殼優勢快波方向雖然明顯但呈現區域性離散的結果一致.高原等(2010)采用去掉明顯受到斷裂影響的臺站數據的方法，給出華北地區的背景應力場的主壓應力方向是N95°E，Gao等(2011)給出華北地區上地殼平均快波方向是N86°E，但優勢快波方向為近EW.快波方向上的這種數值差異本身就揭示了區域內復雜斷裂分布的作用.本研究的快波優勢方向為NE向，表明COB的臺站快波方向既受到區域背景應力環境的作用，又受到局部斷裂的制約，局部構造對COB的影響起主要作用.本研究得到的這種快波方向離散特征，同樣體現了研究區域內復雜分布的斷裂對應力場的擾動，并進而影響了地震各向異性分布.

更大范圍的華北區域背景(構造)主壓應力為近EW方向，COB的主壓應力為NE方向，本研究得到的優勢快波方向總體上也是NE方向，但研究區域的上地殼各向異性呈現出分區性.山西地塹的太原盆地、忻定盆地、大同盆地的優勢快波方向大體上都是NE方向，但大同盆地的快波方向的離散性似乎更大一些.最大的差異在研究區的東北端部呈現，即山西地塹一系列斷陷盆地的北端與張-渤地震帶的西端的交匯區域(圖6的A區)，在這個交匯區的北側(A1區)展現出WNW的優勢快波方向，與趙博等(2011)的結果有很好的一致性，但交匯區的南側(A2區)則同樣展現出NE方向的優勢快波方向，離散比較大，類似于太原盆地的情況.在太行山隆起與華北盆地交匯區的邢衡隆起(B區)，優勢快波方向同為NE方向，比較吳晶等(2008)與吳鵬等(2017)的結果，表明本研究得到的結果是可靠的，但該區域清晰地呈現出第二優勢快波方向為近EW方向，這個方向正是體現了華北地區的特點(Gao et al.，2011).

山西地塹的時間延遲雖然變化不大，但呈現出從南到北逐漸減少的態勢，太原盆地的時間延遲最大，大同盆地的時間延遲最小.山西地塹與張-渤地震帶交匯區域的時間延遲有明顯的橫向空間變化，南側(A2區)大，北側(A1區)小.整個研究區域最小的時間延遲出現在太行山隆起與華北盆地交匯區的邢衡隆起(B區).

如果不考慮其他因素的影響，時間延遲表達了各向異性的程度，而在上地殼的脆性巖體里，可以簡單地等效為變形程度的強弱.本研究的結果揭示，山西地塹的上地殼變形程度，太原盆地最大，大同盆地最小，但最小的地方則在山西地塹與張-渤地震帶的交匯區域.整個研究區域變形程度最小的地方是邢衡隆起，對應了邢臺老震區活躍的地震活動，難以積累更強的地殼變形.同理，山西地塹與張-渤地震帶的交匯區域(A1區)，因歷史地震活動性較強導致地殼變形較弱.

接收函數對地球內部間斷面敏感，具有分辨地殼內部不同各向異性層的能力(Wu et al.，2019).面波具有較好的垂向分辨率，且能同時分辨方位各向異性和徑向各向異性.接收函數Ps轉換波分裂結果顯示COB莫霍面以上整個地殼快波方向大致為NW-SE，與SKS波分裂得到的快波方向相似(楊妍，2018).接收函數成像結果顯示該區具有較厚的殼幔轉換帶(Zheng et al.，2008)，利用接收函數的H-κ疊加方法觀測到華北克拉通中部地殼厚度具有明顯的橫向變化，從東到西逐漸增大(Shi et al.，2014)，COB內19個剖面的接收函數圖像構建的高分辨率莫霍面深度模型顯示，莫霍面深度在該區也有顯著變化(Zhang et al.，2019)，華北克拉通中東部地殼三維速度結構模型 HBCrust1.0表明，以太行山為界, 莫霍面有從東向西逐步加深的變化趨勢(段永紅等，2016；Zheng et al.，2017)，面波成像結果顯示該區中下地殼到上地幔存在低速異常(Jiang et al.，2013).這些證據推測該區域遭受了局部的巖石圈減薄和改造，晚中生代中國東部強烈的NW-SE向伸展變形對該區有影響.SKS及PKS和SKKS各向異性研究結果顯示(常利軍等，2008；高原等，2010；于勇等，2016)，山西地塹以西區域呈現殼幔耦合形態，而COB的地殼與上地幔存在解耦的可能.結合山西地塹及東側太行山的地殼各向異性雜亂分布形態(Zheng et al.，2019)，COB的殼幔耦合關系可能既不是簡單的殼幔解耦型, 也不是殼幔強耦合型.本研究結果支持高原等(2010)提出的殼幔耦合關系可能是兩種模式共存且不均勻分布于華北北部地區或者某種漸變模式的觀點.然而必須看到，COB以及華北地區的殼幔變形機制問題尚需更深入的探討，還需要多種觀測資料的進一步驗證.

致謝中國地震局地球物理研究所“國家數字測震臺網數據備份中心”為本研究提供了部分地震波形數據，研究過程中還得到了安徽省地震局鮑子文工程師、上海市地震局張藝工程師、河北經貿大學董一兵副教授的幫助，在此一并表示衷心的感謝.文中部分圖件采用GMT繪制.感謝審稿專家提供寶貴建議.