华北克拉通地区基于程函方程的面波层析成像

包晶晶,王未来,蔡光耀,刘慧杰

中国地震局地球物理研究所,北京 100081

0 引言

华北克拉通是中国最大的克拉通构造(Carlson et al.,2005;Kusky and Li,2003).中生代以来,由于华北克拉通遭到了严重的破坏(Wang and Li,2008;Wang et al.,2017;朱日祥和徐义刚,2019),该地区经历了大范围的伸展变形运动、岩浆作用以及一系列的断裂带和盆地形成(Menzies et al.,2007;Li et al.,2018).目前对华北克拉通的研究表明,华北克拉通东部存在大范围厚沉积层,岩石圈存在明显的减薄现象(Hu et al.,2000;Xu et al.,2004;Tang Y J et al.,2013),而在其中部和西部,沉积层薄且岩石圈厚度较厚(Tapponnier and Molnar,1976;姜磊等,2021),体现了华北克拉通横向和垂向构造变形的差异.同时,华北克拉通也是我国地震频发的地区,例如在中东部,7级以上的地震就有1668年山东郯城8.5级地震,1969年渤海7.4级地震,1679年三河平谷8级地震等,在西部也曾发生过1739年宁夏银川8.0级地震,1920年海源8.5级地震等(马瑾,2015),相较于其他稳定的克拉通构造,强烈的地震活动也是华北克拉通的一个显著特征.为了进一步探讨华北克拉通横向深浅部结构的变化,强震分布与深部结构的关系,获得该地区地壳及其岩石圈深部的精细结构是必要的.

多年来,大量的专家学者利用不同的方法对华北克拉通的结构进行了一系列研究.人工地震剖面测深结果揭示鄂尔多斯盆地地壳呈现高速特征,华北克拉通中部中下地壳存在低速层(嘉世旭和张先康,2005;段永红等,2015),华北克拉通东部上地壳速度结构横向变化较大(段永红等,2016).近震体波层析成像结果揭示,在上地壳范围内,华北地区速度分布不均匀(齐诚等,2006;杨歧焱等,2018).远震体波层析成像结果揭示,山西地区下方存在深至300～400 km的低速异常,克拉通西部鄂尔多斯下方存在深至400 km的高速异常(Lei,2012;郑洪伟等,2012;毛慧慧等,2016;陈兆辉等,2018),克拉通中部、东部下方在200～400 km深度呈现低速异常(Lei,2012).然而,人工地震剖面测深和体波层析成像方法主要获得的是P波的速度结构,P波对流体物质的响应要弱于S波.在接收函数方面,P波接收函数的研究结果揭示,华北克拉通地区地壳厚度呈现东部地壳厚度薄,西部地壳厚度较厚的特征(Wei et al.,2011;武岩等,2018;Zhang et al.,2019;姜磊等,2021),S波接收函数揭示岩石圈厚度分布显示出强烈的不均匀性,华北克拉通东部地区岩石圈厚度明显薄于中、西部地区,华北克拉通中部南北段、鄂尔多斯东南部与其西北部岩石圈厚度分布均存在差异(陈凌等,2010;Chen,2010;Chen et al.,2014;Wang et al.,2016).然而,接收函数方法的局限在于厚沉积层的存在会对结果产生较大的影响,而且,想要获得分辨率较高的结果需要基于很好的面波资料.

面波成像能够很好的揭示地震波传播路径上的速度特征,同时,利用面波的频散特征能够给出不同深度上的速度结构.前人的面波成像结果显示,华北克拉通西部鄂尔多斯地区中上地壳和上地幔S波呈现高速分布特征(Tang Y J et al.,2013;吴建平等,2022);中部和东部地区S波速度结构存在明显的横向变化(Li et al.,2009;Feng et al.,2022).由于台站位置、数据数量以及方法等多方面的影响,已获得的结果要么是仅仅给出了研究区局部的速度特征,结果比较分散,缺少研究区全局速度分布的成像结果;要么是给出的全局结果缺少长周期的速度特征.

近几年以来,在华北克拉通地区布设了大量的台站,为开展该地区精细结构成像研究提供了足够的数据量,同时台站的布设较好的覆盖了整个华北克拉通地区.本文利用来自克拉通地区布设的流动和固定台站记录所得的数据资料,采用基于程函方程的面波成像方法给出了整个华北克拉通地区15～150 s周期范围内的相速度成像结果,同时基于获得的频散数据反演了S波结构,来研究该地区深部的结构特征,并对华北克拉通破坏和强震分布的相关问题做进一步的探讨.

1 数据与方法

1.1 数据

文中使用的数据来源于“中国地震台阵探测”二期、三期以及其他布设的流动台站和固定台站,固定台站285个,流动台站1292个,共计1577个地震台站.其中,“中国地震台阵探测”二期、三期流动台站分别为463、514个,其他流动台站315个.研究区内台站间距约35 km,台站分布完整、密集,较好的覆盖了整个研究区(见图1).收集了2006-10—2020-12期间的地震波形数据,按照震中距在10°～160°的范围内,震源深度<50 km,震级>5.5的条件进行筛选,经过筛选后共得到了1570个地震事件.图2a给出了中国地震台阵探测三期的地震事件分布,图2b给出了一个地震事件对应的台站分布.然后将满足条件的地震波形数据进行预处理,数据的初步处理可以提高数据的质量,减小误差,提高成像结果的分辨率.

图1 华北克拉通地区台站分布和区域构造

图2 (a) 中国地震台阵探测三期地震事件分布图(其中三角形代表台阵中心位置,红色圆形代表挑选出的地震事件);(b)一个地震事件对应的台站分布图;(c)隔离窗函数WS位置图.蓝色直线表示窗函数的起止位置.地震信息:2018-08-19 14∶56∶27.490,-8.319,116.627,21.0,MW6.9

1.2 方法

1.2.1 相速度求取

本文使用改进的程函方程面波层析成像方法计算华北克拉通地区相速度的分布(Lin et al.,2009;Jin and Gaherty,2015),该方法的基本原理是测量不同周期面波的走时场,然后利用程函方程求取相速度,避免了传统面波成像方法中大圆路径假设和反演带来的影响.采用该方法获取相速度分为以下几个步骤:

第一步:采用高斯小波(Gee and Jordan,1992)拟合滤波后的互相关波形,得到对应台站间的相延迟时间.具体的表达式可以写为

Fi*[WCC(t)]≈AGa[σ(t-tg)]cos[ω(t-tp)],

(1)

c(t)=S1*WsS2,

(2)

其中,Fi代表第i个中心频率相对应的高斯滤波器;WC表示隔离互相关函数主要能量的窗函数;C(t)表示相邻台站对记录的波形的互相关函数,表达式如式(2)所示;S1,S2表示相邻台站记录到的地震波形;Ws表示隔离垂直向地震记录中基阶瑞利波能量的窗函数,图2c给出了一个地震事件的隔离窗函数的位置;A表示幅度;Ga表示高斯包络函数;σ,ω分别表示滤波的半带宽度和中心频率;tg表示群延迟时间;tp表示相延迟时间.

第二步:利用第一步得到的相延迟时间,通过程函方程计算研究区内的面波相速度.

对二维波动方程的单频解做高频近似可得到程函方程(Wielandt,1993;Shearer,1999):

(3)

对应的标量形式为

(4)

由程函方程可知,走时场的梯度即为视速度场倒数(慢度)的分布(Wielandt,1993; Shearer,1999).相较于利用最小曲面拟合(Smith and Wessel,1990),利用慢度向量反演求解相速度的方法能够很好的压制噪声造成的相速度变化(Jin and Gaherty,2015),从而得到分辨率更好的相速度结果.

相邻台站的相延迟时间与慢度之间的关系为

(5)

(5)式的离散形式可写成:

δτp=∑i(SRi)dRi+STidTi.

(6)

通过光滑约束使得慢度稳定,反演慢度向量目标函数的表达式可以写为

(7)

第三步:第二步反演后得到相应网格节点处的相速度分布,然后对研究区内所有网格节点处不同地震事件得到的相速度做加权平均处理,按照各个事件在格点上的射线密度值进行加权,射线密度跟格点附近台站对数量有关,同时,用周期为 180°正弦信号对各个方位频散进行了拟合,降低各向异性对结果带来的影响,最终得到研究区相速度结果.

1.2.2 S波速度结构反演

本文使用接收函数与面波联合反演的程序(Wang et al.,2023).在反演中,将接收函数的权重系数p设置0,以获得完全基于面波频散资料反演的结果.因为本文获取的面波短周期频散点较少,无法很好的约束地壳的结构,所以,我们直接使用段永红等(2016)给出的克拉通速度模型中地壳的结果,地壳内的结构不再做进一步反演.模型设置为79层,其中1—4层层厚为0.5 km,5—12层层厚1 km,13—47层层厚为2 km,48—79层层厚为5 km.对于莫霍面以下,将上地幔顶部的S波初始速度设置为4.5 km·s-1,并加入±0.5 km·s-1的随机扰动,得到10个初始模型.我们使用的平滑系数λ是0.1,对得到的初始模型进行10次反演迭代.

2 结果

2.1 可靠性与分辨率分析

为了确保结果的准确性,我们给出了研究区相速度不确定性分布图(图3),结果显示,15～45 s周期相速度的不确定性值较小,表明结果的可靠性较高,在60～150 s周期内,虽然相速度不确定性的值有所增加,但是在同一周期范围内,研究区内的相速度不确定性分布均匀,这说明相速度结果也能较好的反映出深部的速度结构特征.其次给出了射线密度分布图(图4),结果显示,射线密度分布在研究区大部分地区均具有很好的覆盖,除15 s周期外,其他周期射线密度覆盖具有一致性.不考虑缺少台站的区域,即使在在射线密度较低的15 s周期,射线密度最低的地方也达到1000～2000条左右,表明成像的分辨率较高.

图3 研究区不同周期的相速度相应不确定性分布

图4 研究区不同周期的相速度分布对应的射线密度

为了进一步证明成像结果的可靠性,将本文得到的频散结果与Shen等(2016)使用背景噪声和面波成像方法得到的瑞利波相速度(10～50 s)频散结果,Li等(2022)使用背景噪声和地震数据得到的瑞利波相速度(10～120 s)频散结果进行对比,并在西部鄂尔多斯(图5a),克拉通中部(图5b)、华北盆地(图5c)以及燕山地区(图5d)各任取1个点,给出这4个点的频散结果对比(图5),结果表明在15～50 s周期范围内,使用本文速度得到的频散结果与Shen等(2016)、Li等(2022)的结果具有很好的一致性,频散结果误差很小;在50～120 s周期范围内,与Li等(2022)的频散结果也有较好的一致性,频散误差均在±0.15 km·s-1左右.对比结果表明本文得到的相速度成像结果可靠性较高,同时,相较于已有的研究,文中给出了更长周期的成像结果.

图5 瑞利波相速度频散对比图

2.2 相速度结果

各个周期面波的相速度对其波长1/3处的S波速度相对敏感,因此利用不同周期面波相速度可以探讨不同深度范围内的结构特征(图6).根据频散灵敏度图(蔡光耀等,2021):

图6 华北克拉通地区不同周期的相速度成像结果

15 s周期的相速度对10～30 km深度范围内的S波速度较敏感,可以揭示出浅部地质构造的差异.结果显示,华北盆地、鄂尔多斯地块及周边盆地均呈现低速异常,阴山、燕山、太行山等地则呈现高速异常.黄翔等(2021)利用背景噪声层析成像获得的周期为16 s的相速度结果显示华北、鄂尔多斯、河套等盆地区域呈现低速异常,阴山、太行山脉等山脉区域呈现高速异常.Wang等(2012)周期为15 s的相速度结果也表明在华北盆地呈现显著的低速异常,阴山、燕山则呈现高速异常.

20～30 s周期的相速度对20～75 km深度范围内的S波速度较敏感,主要揭示了研究区下地壳和莫霍面深度范围内速度结构的特征.结果显示随着周期的增加,华北盆地低速异常程度逐渐减弱,周期增加至30 s时,整个华北东部呈现出高速异常特征.鄂尔多斯北部和西部逐渐被低速异常所包围,而鄂尔多斯内部则为显著的高速异常.张培震等(2002)指出鄂尔多斯内部相对稳定,而其周围环绕着一系列断陷盆地,本文的速度分布特征与这一构造特征具有很好的一致性,蔡光耀等(2021)也得到了这一速度分布特征.

45～60 s周期的相速度对40～136 km深度范围内的S波速度较敏感,能够较好的揭示研究区上地幔部分区域的速度结构特征.结果显示鄂尔多斯仍呈现显著的高速异常;华北克拉通中部36—38°N,110—114°E区域呈现弱高速.大同盆地及其附近地区呈现华北东部最低速特征,其最低速的分布特征在郭震等(2015)和蔡光耀等(2021)所得到的结果中也有所体现.随着周期的增加,华北克拉通中部的低速范围向东逐渐扩大,至60 s周期时,华北盆地、太行山、大同盆地等地连成大面积的低速异常.这种低速异常扩大与延伸的分布特征在前人的研究中也有所体现(Wang et al.,2012;王霞等,2019;蔡光耀等,2021).

90～150 s周期的相速度对82～330 km深度范围内的S波速度较敏感,能够较好的揭示研究区深部岩石圈的速度结构特征.结果显示鄂尔多斯地块南北部速度存在差异,随着周期的增加,差异特征越来越显著,南部一直呈现高速特征,这与其下方具有厚的、稳定的岩石圈结构(Tapponnier and Molnar,1976;于勇等,2016)相符,北部则呈现低速异常.90 s周期相速度结果显示36—38°N,110—114°E区域高速程度减弱,周期增加至120～150 s时,该区域呈现出与华北盆地相似的低速分布.因此从整体来看,60 s周期存在的局部弱高速对整体的结构特征产生的影响很小,主体特征仍表现为华北克拉通中部大同盆地及其以南地区、太行山等区域与华北盆地的低速相连.青藏高原东北缘在15～120 s周期范围内均表现出显著的低速特征,而在150 s周期时,速度有所增加,表现为高速特征.燕山地区在15～60 s周期范围内均呈现明显的高速异常,90 s周期之后,尽管高速程度减弱,但相较于周围区域仍呈现相对高速.Feng 等(2022) 利用背景噪声和远震面波成像得到的结果也揭示,在120 km深度,华北克拉通中部和东部表现为低速异常,鄂尔多斯则表现为高速异常.

2.3 S波速度

使用Wang 等(2023)的联合反演的程序,反演了研究区的S波速度结构,图7给出了部分区域反演的 S 波速度结果和相速度频散曲线的拟合图.图8给出了4个不同深度上S波速度切片.

图7 部分反演结果

图8 不同深度S波速度切片

由于地壳内直接使用的是已有的模型(段永红等,2016),并未做进一步的反演,因此这里结果主要展示研究区上地幔深度范围内的速度特征.结果显示,鄂尔多斯地块在70～140 km范围内都呈现高速特征,表明其具有厚的、稳定的岩石圈结构,这与使用接收函数与面波联合反演(Wang et al.,2023;吴建平等,2022)和使用背景噪声与地震面波数据(Feng et al.,2022)得到的结果具有很好的一致性.华北克拉通中部大同盆地及其附近区域在70 km深度上,呈现研究区最低速特征,Cai等(2021)也得到了同样的特征;随着深度的增加,该区域持续保持低速特征,到120～140 km深度时,与华北盆地低速相连,呈现大面积低速分布,尤其是在140 km时,整个克拉通中部都呈现明显的低速特征.Feng等(2022)给出的120 km深度上的结果也显示,克拉通中部为低速特征.燕山地区和华北盆地在70～90 km呈现高速特征,在120～140 km,呈现低速特征,但华北盆地的低速比燕山地区的更低一些.在90～100 km范围内,Bao等(2015)给出的中国主要区域S波速度结构显示,克拉通东部剪切波速度为4.3～4.4 km·s-1,Li等(2022)给出的东亚地区S波速度结构显示,华北盆地S波速度为4.4～4.6 km·s-1,在90 km的结果更接近Li等的结果,Xu等(2004)指出克拉通东部岩石圈在新生代存在增厚的过程,这可能是其速度偏高的原因.

为了更加清晰的呈现研究区下方速度的结构特征,给出了几条典型的剖面(位置如图9所示)下方的S波速度结构图(图10).AA′和BB′途径华北盆地、克拉通中部和鄂尔多斯,剖面结果显示,鄂尔多斯地区岩石圈深度呈现显著的高速异常,克拉通中部呈现相对低速特征,华北盆地呈现与鄂尔多斯相当的高速特征;鄂尔多斯岩石圈厚度较厚,克拉通中部和华北盆地岩石圈厚度相差不大.CC′和DD′南起华北盆地、北至燕山地区,结果显示燕山地区岩石圈厚度要厚于华北盆地,在燕山和华北盆地交界区下方,岩石圈深度范围的速度值低于两侧区域.

图9 剖面位置图(图中五角星为图7中给出的反演的S波速度结果和相速度频散曲线的拟合图的位置)

图10 四个剖面下的S波速度

3 讨论

3.1 克拉通破坏与动力学来源

克拉通构造是大陆中比较稳定的地质构造,典型的克拉通具有冷而厚的刚性岩石圈,在地质作用下,不易发生变形,具有较强的稳定性(Pearson,1999;Carlson et al.,2005;吴福元等,2008;朱日祥等,2011).然而,前人在对华北克拉通的研究中发现,华北克拉通自中生代开始遭到严重的破坏,稳定性丧失,表现出强烈的构造变形活动,动力学过程复杂(Griffin et al.,1998;Menzies et al.,2007;朱日祥和徐义刚,2019).多年来,华北克拉通破坏范围及其动力学问题一直是诸多研究人员关注的重点问题.

明确克拉通破坏的分布范围是进一步探讨其动力学问题的关键.目前对华北克拉通破坏范围的认识,普遍提出的观点是华北克拉通东部发生了克拉通破坏,西部仍保留有典型克拉通的稳定性质(吴福元等,2008; 朱日祥等,2011,2012;Jiang et al.,2013;段永红等,2015).然而,对克拉通中部是否发生破坏则存在不同的观点,主要包括两种:一种认为华北克拉通中部地区并没有被破坏,只是存在局部的岩石圈减薄或改造(朱日祥等,2011,2012);还有一种观点认为华北克拉通中部发生了破坏,但是破坏情况存在差异,一些地区可能已经被破坏,而一些地区可能存在或正在进行岩石圈的减薄(吴福元等,2008;段永红等,2015;Cai et al.,2021).因此,我们将根据本文结果并结合已有的研究对克拉通的破坏做进一步的讨论,明确华北克拉通的破坏范围.

华北盆地位于华北克拉通东部,是公认的遭到严重克拉通破坏的区域.该地区存在>100 km的岩石圈减薄量(魏文博等,2002;Chen,2010;Tang Y C et al.,2013),地热值发生了大幅度上升(Xu,2001;黄方等,2015),说明该地区冷而厚的岩石圈已经被热而薄的新生代岩石圈取代(Xu et al.,2004;Zheng et al.,2007;吴福元等,2008).相速度中长周期(60～150 s)结果显示,燕山地区与华北盆地速度结构存在差异,S波速度显示燕山地区岩石圈厚度高于华北盆地.已有的研究表明,燕山地区中-新生代岩浆活动频繁,伸展构造活动强烈(Wu et al.,2005;危自根等,2011),李晓勇(2003)也指出该区域发育显著的岩浆活动,岩浆活动与构造事件有较好的偶合关系,可能是由于板块相互作用和深部岩石圈活动造成的,这些均与典型克拉通的特征相悖,表明燕山地区的岩石圈存在一定程度地破坏.燕山地区较厚的岩石圈和与华北盆地相速度结构的差异,推测这可能是因为二者岩石圈破坏程度的不同造成的.

在华北克拉通中部,已有的研究表明,大同及其邻区、太行山等地区岩石圈厚度约为75～90 km(Tang Y C et al.,2013),具有较高的热流值(黄方等,2015;Guo et al.,2016),显示出薄且热的岩石圈特征;本文中S波的结果显示克拉通中部在岩石圈深度呈现相对低速特征,与鄂尔多斯地块速度结构存在明显差异,这些特征表明该地区的岩石圈很大可能发生了破坏.

在华北克拉通西部,鄂尔多斯地块在中长周期呈现出明显的南北分区性.虽然银川—河套盆地具有较薄的岩石圈(Chen et al.,2009),区域内地震等构造活动显著,但S波结果显示鄂尔多斯盆地下方仍保留着厚的、刚性的岩石圈,参照朱日祥等(2011)给出的定义,本研究认为在华北克拉通西部存在局部的克拉通改造,克拉通稳定性特征依然存在,南北速度结构的差异性正是由于局部克拉通改造引起的.

综上分析得出,华北克拉通岩石圈破坏存在分区性,鄂尔多斯东缘以东是主要发生破坏的区域,且不同区域破坏程度具有一定的差异性,克拉通中部与燕山地区均存在克拉通破坏,但破坏程度不同.鄂尔多斯地块北部存在局部克拉通改造,但克拉通稳定性特征依然存在,其南北部速度差异是由局部存在克拉通改造引起的.

太平洋的西向俯冲是大多数学者接受的克拉通破坏的动力源,他们认为由于太平洋板块的俯冲作用,深部热物质上涌,从而导致岩石圈遭到破坏(Xu,2001;许卫卫等,2011;Niu,2018;吴福元等,2014;王坤等,2018;Wu et al.,2019;朱日祥和徐义刚,2019).也有学者提出青藏高原热物质运移的观点,他们认为鄂尔多斯南部存在青藏高原物质东流的通道(于勇等,2016;Guo and Chen,2017;陈兆辉等,2018),热物质通过绕流对岩石圈造成破坏.本文相速度中长周期(60～150 s)结果显示,克拉通中部和东部除燕山地区外其他区域低速体的速度值比青藏高原东北缘的速度值更低,表明中部和东部的低速体不太可能来源于青藏高原东北缘;Lei(2012)的研究也指出在华北克拉通东部下方200～300 km深度存在显著的低速异常,在大同火山和渤海下存在贯穿地幔的Y型低速异常体,这些结果均可表明太平洋板块的西向俯冲.有研究指出,在太行山山前地幔过渡带内存在滞留的太平洋俯冲板片,在停滞的板片上方形成了大地幔楔(Zhao et al.,2004,2009;Lei and Zhao,2005;Lei et al.,2013;Zhang et al.,2020),脱水反应导致大地幔楔中的热物质上涌,造成克拉通破坏.本文中长周期的成像结果也揭示出中部和东部的低速异常是从深部上升至上地幔顶部的,相较于来自青藏高原的水平热物质运移,由太平洋西向俯冲引起的垂直的热物质上涌更可能造成华北克拉通破坏,因此我们认为克拉通破坏的主要动力学来源更可能是太平洋板块的西向俯冲.

3.2 强震活动性

为了探讨研究区强震活动性特征,我们将发生在华北克拉通地区6.0级及以上的地震投影到相速度结果图上(图6),文中使用马瑾(2015)给出的地震目录.结果显示,青藏高原东北缘、银川—河套盆地、张家口—蓬莱断裂带与山西断陷带所围区域是研究区强震集中的主要区域.克拉通中部和东部的强震分布区与克拉通破坏区域重合,存在两条明显的强震集中带,山西地震带和张渤地震带,大部分M≥7.0的地震以及4次M≥8.0的大地震均发生在这两条地震带内,显示出较高的强震活动性.鄂尔多斯地块没有强震发生,一定程度上印证了该地区的稳定性.

速度的特征反映了岩石圈强度的变化(Li et al.,2022),S波速度的变化表明研究区岩石圈强度发生了变化,而深部岩石圈的结构与性质影响浅部地质(朱日祥等,2011).鄂尔多斯地块和燕山地区在岩石圈深度具有较高的S波速度,二者都具有较厚的岩石圈,岩石圈强度较强,因而不容易产生块体内部的变形;华北盆地岩石圈中生代被大量破坏后,后期经历过岩石圈冷却增生和岩石圈地幔岩石脱水(朱日祥等,2012; Xia et al.,2013),岩石圈强度增加(王恺等,2020),所以岩石圈S波速度较高;受克拉通破坏的影响,克拉通中部,尤其是西部与中部交界下方以及燕山和华北盆地交界区下方,岩石圈深度范围的速度值低,岩石圈厚度薄,岩石圈强度弱,在构造作用及各种应力的作用下,容易发生变形.克拉通中部和东部地区大部分强震均发生在岩石圈强度边界上,其中比较具有代表性的就是山西地震带和张渤地震带.岩石圈强度边界是岩石圈强度发生变化的地方,在构造变形活动中,岩石圈强度较弱的地质构造更容易发生局部变形,从而带动上方地壳范围内介质的变形,产生大量的应力积累,进而造成大地震的发生,有研究指出由于受到岩石圈强度变化的影响,地震活动可能会局限于岩石圈强度边界上(Lowry and Smith,1995;Becker et al.,2015).

4 结论

文中利用1577个台站记录到的地震波数据,使用基于程函方程的面波层析成像方法获得了整个华北克拉通地区15～150 s周期的瑞利波相速度成像结果,给出了研究区速度在不同深度范围内的特征,并结合S波结构,分析了克拉通岩石圈的破坏情况及动力学来源,探讨了研究区强震的活动性等问题.主要获得了以下认识:

(1)中长周期相速度结果显示,鄂尔多斯地块南北部速度存在差异,华北盆地呈现显著的低速异常,燕山地区表现为高速特征,华北克拉通中部大同盆地及其以南地区、太行山等区域与华北盆地的低速相连,呈现大面积的低速异常.S波速度揭示鄂尔多斯岩石圈厚度较厚,克拉通中部和华北盆地岩石圈厚度相差不大,燕山地区岩石圈厚度要厚于华北盆地.综合分析,本文认为华北克拉通岩石圈破坏存在分区性,鄂尔多斯东缘以东是主要发生破坏的区域,且不同区域破坏程度具有一定的差异性,克拉通中部与燕山地区均存在克拉通破坏,但破坏程度不同;鄂尔多斯地块北部存在局部克拉通改造,但克拉通稳定性特征依然存在,其南北部速度差异是由局部存在克拉通改造引起的.

(2)中长周期相速度结果显示,除燕山地区外,克拉通中部和东部的低速体的速度值比青藏高原东北缘的速度值更低,中部和东部的低速异常是从深部上升至上地幔顶部的,结合已有的更深范围的速度结构,参考华北地区地幔过渡带的相关研究结论,同时考虑克拉通破坏的范围,我们认为克拉通破坏的主要动力学来源更可能是太平洋板块的西向俯冲.

(3)研究区强震主要发生在青藏高原东北缘、银川—河套盆地、张家口—蓬莱断裂带与山西断陷带所围区域.克拉通中部和东部的强震分布区与克拉通破坏区域重合,大部分强震均发生在岩石圈强度边界上,其中比较具有代表性的就是两条强震带.分析认为鄂尔多斯地块弱强震活动性,一定程度上印证了该地区的稳定性,岩石圈强度的差异是岩石圈强度边界上显示出较高的强震活动性的原因.

致谢感谢段永红老师为本文提供的克拉通地壳模型数据,中国地震局地球物理研究所数据中心提供的波形数据.