山西裂谷帶北部地殼速度結構雙差成像及其發震構造分析*

李 哲，鄭 勇

(中國地質大學(武漢) 地球物理與空間信息學院，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，認識其地殼速度結構和發震構造對于認識華北克拉通的破壞有著重要的意義。GPS結果顯示：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，情況十分復雜，沿斷層開始表現出相對擠壓，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部，與構造走向基本一致，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域，地殼厚度可以達到42 km(Chen，2021)。與北厚南薄的地殼結構所不同，地震的震源深度則表現為：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)。面波成像結果顯示山西裂谷帶中下地殼速度結構存在明顯差異，在南北兩端表現為相對低速，中部則表現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、結構特征和發震構造如此明顯的差異(Tang，2013)顯示出南北兩段在構造背景和形成機制上存在差異。Ai等(2019a，b)認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上涌的影響。這些研究雖然給出了山西裂谷帶地區的結構和可能的動力學機制，但是主要集中于對下地殼和地幔的研究，而與地震關系更為緊密的中上地殼結構則缺乏高分辨率成像結果。

結合地震信號，研究中上地殼的精細結構及地震的精細位置，一直是地震學研究的主要目標。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、火山等地震高發區域，地震速度結構往往十分復雜，簡單的初始模型并不能很好地反映地下真實的結構信息，因此在進行地震定位的同時，需提供一個高精度的地殼速度模型。Zhang 和 Thurber(2003)在雙差定位的基礎上提出可以同時反演地下速度結構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，提高地下速度結構精度(Um，Thurber，1987；Zhang，Thurber，2006；周茜茜等，2020)。

由于地殼速度結構是研究地震發震構造、分析區域構造背景的關鍵性依據，而雙差層析成像方法在地震發震區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構進行成像，并討論這一區域的發震構造和速度結構之間的關系。

1 數據和方法

雙差定位是將相鄰地震結為地震對，利用地震對之間地震波的相對到時，對地震位置進行定位。使用地震對到時殘差數據，可以消除源區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據相減得到絕對到時殘差。再對相鄰地震的絕對到時殘差進行計算，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范數最小為目標函數(Paige，Saunders，1982)，使用雙差數據(絕對到時殘差和相對到時殘差)對震源區域的地下速度結構和地震位置同時進行多次迭代反演，可以得到精確的地震相對位置和地下三維速度結構，對于地殼的速度結構特別是發震區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生了較多的中小地震，為利用雙差成像研究該區域的地殼結構和發震構造提供了良好的基礎。本文選取研究區域2009—2020年中國地震臺網記錄到的3 460個地震(圖1)，其中P波震相39 388個，S波震相38 909個。為了保證數據的準確度，將地震震相擬合成直線，選取震中距200 km范圍內誤差小于5 s的震相記錄，如圖2所示。選取間距小于10 km，且觀測數大于4個的地震結為地震對，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—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：洗馬林斷裂；F12：新保安—沙城斷裂

圖2 Pg波(a)和Sg波(b)地震走時曲線

初始模型和網格選取對于反演結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)，設置水平方向網格大小為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域進行反演。為了保證反演結果的可靠性和合理性，本文將不同反演參數組合，根據L型曲線搜索最佳控制參數，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，且呈現正態分布的特點。使用0.4°大小的異常體對速度結構進行棋盤檢測，可以發現在地震主要集中的8 km和12 km的深度上，反演區域有著較好的恢復度(圖5)。在其它深度，由于地震射線分布不足，只有部分區域有著良好的恢復能力。一般情況下，反演網格內地震射線長度相對網格中心偏導總和()，可以用來反映反演區域的數據分布程度。在本文只選取>300，反演結果可靠的區域進行討論。

圖4 反演前(a)、后(b)地震到時殘差直方圖

2 結果分析

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構和地表地形特征有良好的對應關系(圖6)。在0和4 km深度上，無論P波還是S波，在研究區域中部存在連續的、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，存在著相對高速異常，高速異常在地形上對應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，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變為低速異常(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 研究區東北角低速異常

在研究區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)，這一區域射線分布較好。檢測板在不同深度都有一定的恢復能力(圖5a-3～ a-6，b-3～b-6)，說明波速異常區域并非是由于反演所致，而是來自于地下異常結構。

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，在研究區右下角存在一個明顯穩定的低速異常，位于華北平原的下方，與地形有著良好的對應關系，在整個上地殼都表現為相對低速。在20 km的深度，低速異常轉變為高速異常。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，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—陽高斷裂和口泉斷裂附近(圖6a-1，b-1)。在4～16 km深度，地震數目增多，在山西裂谷內部沿斷層分布。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)水平層位速度結構(斷層構造與圖1相同)

3 討論

相比遠震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構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據反演得到了山西裂谷帶北部的中上地殼速度結構。本文得到的速度結構整體形態上與前人研究結果較為一致，都表現出山西裂谷帶內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。在細部結構上存在差異，本文結果與背景噪聲層析成像得出的山西裂谷帶內部單一的低速異常結果有所不同(Ai，2019a，b；Dou，2021；Bao，2013)。本文的體波層析成像結果解析地殼淺部區域更多細節特征，發現山西裂谷帶內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構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關系。這些高速異常體可能與山西裂谷帶內部的拉張盆地間的擠壓關系有關。震源機制給出的應力場分布以及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致盆地間的擠壓褶皺，也可能導致了中上地殼的高速異常現象。

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度相對太行山脈更高，可能和山西裂谷帶兩側的差異性破壞有關。在地殼厚度方面，呂梁地區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)。這種速度結構和地殼厚度上的差異可能與太平洋板塊的俯沖有關，太行山脈的山根構造可能已經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在深部的構造上，因此，太行山脈山根破壞的機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圖1中AA′線段，紅色虛線劃分不同的次級塊體)

從發震構造和地震分布來看，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，難以積累較大的應力，這可能與山西裂谷帶的拉張構造的形成過程有較密切的關系。從本文成像結果可以發現，山西裂谷帶北部速度結構在較淺層位上表現為構造裂谷特征，在地形較高的區域表現為高速異常，而在盆地中則表現為低速異常，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結構成像也印證了本文的結果，火山下方的低速異常主要分布在12 km以下。Lei(2012)通過遠震體波反演，發現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的上涌。軟流圈熱物質的上涌，改變了中下地殼的構造環境，難以積累足夠的應力產生地震，使得地震的震源深度相較于裂谷南部更淺，這在速度結構上表現為相對低速。

4 結論

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層析成像結構。在上地殼，層析成像速度結果與地形有著很好的相關性。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上涌的影響，這也是該區域地震活躍且地震分布較淺的主要原因。在山西裂谷內部，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，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系。

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