華北克拉通地區基于程函方程的面波層析成像

包晶晶,王未來,蔡光耀,劉慧杰

中國地震局地球物理研究所,北京 100081

0 引言

華北克拉通是中國最大的克拉通構造(Carlson et al.,2005;Kusky and Li,2003).中生代以來,由于華北克拉通遭到了嚴重的破壞(Wang and Li,2008;Wang et al.,2017;朱日祥和徐義剛,2019),該地區經歷了大范圍的伸展變形運動、巖漿作用以及一系列的斷裂帶和盆地形成(Menzies et al.,2007;Li et al.,2018).目前對華北克拉通的研究表明,華北克拉通東部存在大范圍厚沉積層,巖石圈存在明顯的減薄現象(Hu et al.,2000;Xu et al.,2004;Tang Y J et al.,2013),而在其中部和西部,沉積層薄且巖石圈厚度較厚(Tapponnier and Molnar,1976;姜磊等,2021),體現了華北克拉通橫向和垂向構造變形的差異.同時,華北克拉通也是我國地震頻發的地區,例如在中東部,7級以上的地震就有1668年山東郯城8.5級地震,1969年渤海7.4級地震,1679年三河平谷8級地震等,在西部也曾發生過1739年寧夏銀川8.0級地震,1920年海源8.5級地震等(馬瑾,2015),相較于其他穩定的克拉通構造,強烈的地震活動也是華北克拉通的一個顯著特征.為了進一步探討華北克拉通橫向深淺部結構的變化,強震分布與深部結構的關系,獲得該地區地殼及其巖石圈深部的精細結構是必要的.

多年來,大量的專家學者利用不同的方法對華北克拉通的結構進行了一系列研究.人工地震剖面測深結果揭示鄂爾多斯盆地地殼呈現高速特征,華北克拉通中部中下地殼存在低速層(嘉世旭和張先康,2005;段永紅等,2015),華北克拉通東部上地殼速度結構橫向變化較大(段永紅等,2016).近震體波層析成像結果揭示,在上地殼范圍內,華北地區速度分布不均勻(齊誠等,2006;楊歧焱等,2018).遠震體波層析成像結果揭示,山西地區下方存在深至300～400 km的低速異常,克拉通西部鄂爾多斯下方存在深至400 km的高速異常(Lei,2012;鄭洪偉等,2012;毛慧慧等,2016;陳兆輝等,2018),克拉通中部、東部下方在200～400 km深度呈現低速異常(Lei,2012).然而,人工地震剖面測深和體波層析成像方法主要獲得的是P波的速度結構,P波對流體物質的響應要弱于S波.在接收函數方面,P波接收函數的研究結果揭示,華北克拉通地區地殼厚度呈現東部地殼厚度薄,西部地殼厚度較厚的特征(Wei et al.,2011;武巖等,2018;Zhang et al.,2019;姜磊等,2021),S波接收函數揭示巖石圈厚度分布顯示出強烈的不均勻性,華北克拉通東部地區巖石圈厚度明顯薄于中、西部地區,華北克拉通中部南北段、鄂爾多斯東南部與其西北部巖石圈厚度分布均存在差異(陳凌等,2010;Chen,2010;Chen et al.,2014;Wang et al.,2016).然而,接收函數方法的局限在于厚沉積層的存在會對結果產生較大的影響,而且,想要獲得分辨率較高的結果需要基于很好的面波資料.

面波成像能夠很好的揭示地震波傳播路徑上的速度特征,同時,利用面波的頻散特征能夠給出不同深度上的速度結構.前人的面波成像結果顯示,華北克拉通西部鄂爾多斯地區中上地殼和上地幔S波呈現高速分布特征(Tang Y J et al.,2013;吳建平等,2022);中部和東部地區S波速度結構存在明顯的橫向變化(Li et al.,2009;Feng et al.,2022).由于臺站位置、數據數量以及方法等多方面的影響,已獲得的結果要么是僅僅給出了研究區局部的速度特征,結果比較分散,缺少研究區全局速度分布的成像結果;要么是給出的全局結果缺少長周期的速度特征.

近幾年以來,在華北克拉通地區布設了大量的臺站,為開展該地區精細結構成像研究提供了足夠的數據量,同時臺站的布設較好的覆蓋了整個華北克拉通地區.本文利用來自克拉通地區布設的流動和固定臺站記錄所得的數據資料,采用基于程函方程的面波成像方法給出了整個華北克拉通地區15～150 s周期范圍內的相速度成像結果,同時基于獲得的頻散數據反演了S波結構,來研究該地區深部的結構特征,并對華北克拉通破壞和強震分布的相關問題做進一步的探討.

1 數據與方法

1.1 數據

文中使用的數據來源于“中國地震臺陣探測”二期、三期以及其他布設的流動臺站和固定臺站,固定臺站285個,流動臺站1292個,共計1577個地震臺站.其中,“中國地震臺陣探測”二期、三期流動臺站分別為463、514個,其他流動臺站315個.研究區內臺站間距約35 km,臺站分布完整、密集,較好的覆蓋了整個研究區(見圖1).收集了2006-10—2020-12期間的地震波形數據,按照震中距在10°～160°的范圍內,震源深度<50 km,震級>5.5的條件進行篩選,經過篩選后共得到了1570個地震事件.圖2a給出了中國地震臺陣探測三期的地震事件分布,圖2b給出了一個地震事件對應的臺站分布.然后將滿足條件的地震波形數據進行預處理,數據的初步處理可以提高數據的質量,減小誤差,提高成像結果的分辨率.

圖1 華北克拉通地區臺站分布和區域構造

圖2 (a) 中國地震臺陣探測三期地震事件分布圖(其中三角形代表臺陣中心位置,紅色圓形代表挑選出的地震事件);(b)一個地震事件對應的臺站分布圖;(c)隔離窗函數WS位置圖.藍色直線表示窗函數的起止位置.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

本文使用改進的程函方程面波層析成像方法計算華北克拉通地區相速度的分布(Lin et al.,2009;Jin and Gaherty,2015),該方法的基本原理是測量不同周期面波的走時場,然后利用程函方程求取相速度,避免了傳統面波成像方法中大圓路徑假設和反演帶來的影響.采用該方法獲取相速度分為以下幾個步驟:

第一步:采用高斯小波(Gee and Jordan,1992)擬合濾波后的互相關波形,得到對應臺站間的相延遲時間.具體的表達式可以寫為

Fi*[WCC(t)]≈AGa[σ(t-tg)]cos[ω(t-tp)],

(1)

c(t)=S1*WsS2,

(2)

其中,Fi代表第i個中心頻率相對應的高斯濾波器;WC表示隔離互相關函數主要能量的窗函數;C(t)表示相鄰臺站對記錄的波形的互相關函數,表達式如式(2)所示;S1,S2表示相鄰臺站記錄到的地震波形;Ws表示隔離垂直向地震記錄中基階瑞利波能量的窗函數,圖2c給出了一個地震事件的隔離窗函數的位置;A表示幅度;Ga表示高斯包絡函數;σ,ω分別表示濾波的半帶寬度和中心頻率;tg表示群延遲時間;tp表示相延遲時間.

第二步:利用第一步得到的相延遲時間,通過程函方程計算研究區內的面波相速度.

對二維波動方程的單頻解做高頻近似可得到程函方程(Wielandt,1993;Shearer,1999):

(3)

對應的標量形式為

(4)

由程函方程可知,走時場的梯度即為視速度場倒數(慢度)的分布(Wielandt,1993; Shearer,1999).相較于利用最小曲面擬合(Smith and Wessel,1990),利用慢度向量反演求解相速度的方法能夠很好的壓制噪聲造成的相速度變化(Jin and Gaherty,2015),從而得到分辨率更好的相速度結果.

相鄰臺站的相延遲時間與慢度之間的關系為

(5)

(5)式的離散形式可寫成:

δτp=∑i(SRi)dRi+STidTi.

(6)

通過光滑約束使得慢度穩定,反演慢度向量目標函數的表達式可以寫為

(7)

第三步:第二步反演后得到相應網格節點處的相速度分布,然后對研究區內所有網格節點處不同地震事件得到的相速度做加權平均處理,按照各個事件在格點上的射線密度值進行加權,射線密度跟格點附近臺站對數量有關,同時,用周期為 180°正弦信號對各個方位頻散進行了擬合,降低各向異性對結果帶來的影響,最終得到研究區相速度結果.

1.2.2 S波速度結構反演

本文使用接收函數與面波聯合反演的程序(Wang et al.,2023).在反演中,將接收函數的權重系數p設置0,以獲得完全基于面波頻散資料反演的結果.因為本文獲取的面波短周期頻散點較少,無法很好的約束地殼的結構,所以,我們直接使用段永紅等(2016)給出的克拉通速度模型中地殼的結果,地殼內的結構不再做進一步反演.模型設置為79層,其中1—4層層厚為0.5 km,5—12層層厚1 km,13—47層層厚為2 km,48—79層層厚為5 km.對于莫霍面以下,將上地幔頂部的S波初始速度設置為4.5 km·s-1,并加入±0.5 km·s-1的隨機擾動,得到10個初始模型.我們使用的平滑系數λ是0.1,對得到的初始模型進行10次反演迭代.

2 結果

2.1 可靠性與分辨率分析

為了確保結果的準確性,我們給出了研究區相速度不確定性分布圖(圖3),結果顯示,15～45 s周期相速度的不確定性值較小,表明結果的可靠性較高,在60～150 s周期內,雖然相速度不確定性的值有所增加,但是在同一周期范圍內,研究區內的相速度不確定性分布均勻,這說明相速度結果也能較好的反映出深部的速度結構特征.其次給出了射線密度分布圖(圖4),結果顯示,射線密度分布在研究區大部分地區均具有很好的覆蓋,除15 s周期外,其他周期射線密度覆蓋具有一致性.不考慮缺少臺站的區域,即使在在射線密度較低的15 s周期,射線密度最低的地方也達到1000～2000條左右,表明成像的分辨率較高.

圖3 研究區不同周期的相速度相應不確定性分布

圖4 研究區不同周期的相速度分布對應的射線密度

為了進一步證明成像結果的可靠性,將本文得到的頻散結果與Shen等(2016)使用背景噪聲和面波成像方法得到的瑞利波相速度(10～50 s)頻散結果,Li等(2022)使用背景噪聲和地震數據得到的瑞利波相速度(10～120 s)頻散結果進行對比,并在西部鄂爾多斯(圖5a),克拉通中部(圖5b)、華北盆地(圖5c)以及燕山地區(圖5d)各任取1個點,給出這4個點的頻散結果對比(圖5),結果表明在15～50 s周期范圍內,使用本文速度得到的頻散結果與Shen等(2016)、Li等(2022)的結果具有很好的一致性,頻散結果誤差很小;在50～120 s周期范圍內,與Li等(2022)的頻散結果也有較好的一致性,頻散誤差均在±0.15 km·s-1左右.對比結果表明本文得到的相速度成像結果可靠性較高,同時,相較于已有的研究,文中給出了更長周期的成像結果.

圖5 瑞利波相速度頻散對比圖

2.2 相速度結果

各個周期面波的相速度對其波長1/3處的S波速度相對敏感,因此利用不同周期面波相速度可以探討不同深度范圍內的結構特征(圖6).根據頻散靈敏度圖(蔡光耀等,2021):

圖6 華北克拉通地區不同周期的相速度成像結果

15 s周期的相速度對10～30 km深度范圍內的S波速度較敏感,可以揭示出淺部地質構造的差異.結果顯示,華北盆地、鄂爾多斯地塊及周邊盆地均呈現低速異常,陰山、燕山、太行山等地則呈現高速異常.黃翔等(2021)利用背景噪聲層析成像獲得的周期為16 s的相速度結果顯示華北、鄂爾多斯、河套等盆地區域呈現低速異常,陰山、太行山脈等山脈區域呈現高速異常.Wang等(2012)周期為15 s的相速度結果也表明在華北盆地呈現顯著的低速異常,陰山、燕山則呈現高速異常.

20～30 s周期的相速度對20～75 km深度范圍內的S波速度較敏感,主要揭示了研究區下地殼和莫霍面深度范圍內速度結構的特征.結果顯示隨著周期的增加,華北盆地低速異常程度逐漸減弱,周期增加至30 s時,整個華北東部呈現出高速異常特征.鄂爾多斯北部和西部逐漸被低速異常所包圍,而鄂爾多斯內部則為顯著的高速異常.張培震等(2002)指出鄂爾多斯內部相對穩定,而其周圍環繞著一系列斷陷盆地,本文的速度分布特征與這一構造特征具有很好的一致性,蔡光耀等(2021)也得到了這一速度分布特征.

45～60 s周期的相速度對40～136 km深度范圍內的S波速度較敏感,能夠較好的揭示研究區上地幔部分區域的速度結構特征.結果顯示鄂爾多斯仍呈現顯著的高速異常;華北克拉通中部36—38°N,110—114°E區域呈現弱高速.大同盆地及其附近地區呈現華北東部最低速特征,其最低速的分布特征在郭震等(2015)和蔡光耀等(2021)所得到的結果中也有所體現.隨著周期的增加,華北克拉通中部的低速范圍向東逐漸擴大,至60 s周期時,華北盆地、太行山、大同盆地等地連成大面積的低速異常.這種低速異常擴大與延伸的分布特征在前人的研究中也有所體現(Wang et al.,2012;王霞等,2019;蔡光耀等,2021).

90～150 s周期的相速度對82～330 km深度范圍內的S波速度較敏感,能夠較好的揭示研究區深部巖石圈的速度結構特征.結果顯示鄂爾多斯地塊南北部速度存在差異,隨著周期的增加,差異特征越來越顯著,南部一直呈現高速特征,這與其下方具有厚的、穩定的巖石圈結構(Tapponnier and Molnar,1976;于勇等,2016)相符,北部則呈現低速異常.90 s周期相速度結果顯示36—38°N,110—114°E區域高速程度減弱,周期增加至120～150 s時,該區域呈現出與華北盆地相似的低速分布.因此從整體來看,60 s周期存在的局部弱高速對整體的結構特征產生的影響很小,主體特征仍表現為華北克拉通中部大同盆地及其以南地區、太行山等區域與華北盆地的低速相連.青藏高原東北緣在15～120 s周期范圍內均表現出顯著的低速特征,而在150 s周期時,速度有所增加,表現為高速特征.燕山地區在15～60 s周期范圍內均呈現明顯的高速異常,90 s周期之后,盡管高速程度減弱,但相較于周圍區域仍呈現相對高速.Feng 等(2022) 利用背景噪聲和遠震面波成像得到的結果也揭示,在120 km深度,華北克拉通中部和東部表現為低速異常,鄂爾多斯則表現為高速異常.

2.3 S波速度

使用Wang 等(2023)的聯合反演的程序,反演了研究區的S波速度結構,圖7給出了部分區域反演的 S 波速度結果和相速度頻散曲線的擬合圖.圖8給出了4個不同深度上S波速度切片.

圖7 部分反演結果

圖8 不同深度S波速度切片

由于地殼內直接使用的是已有的模型(段永紅等,2016),并未做進一步的反演,因此這里結果主要展示研究區上地幔深度范圍內的速度特征.結果顯示,鄂爾多斯地塊在70～140 km范圍內都呈現高速特征,表明其具有厚的、穩定的巖石圈結構,這與使用接收函數與面波聯合反演(Wang et al.,2023;吳建平等,2022)和使用背景噪聲與地震面波數據(Feng et al.,2022)得到的結果具有很好的一致性.華北克拉通中部大同盆地及其附近區域在70 km深度上,呈現研究區最低速特征,Cai等(2021)也得到了同樣的特征;隨著深度的增加,該區域持續保持低速特征,到120～140 km深度時,與華北盆地低速相連,呈現大面積低速分布,尤其是在140 km時,整個克拉通中部都呈現明顯的低速特征.Feng等(2022)給出的120 km深度上的結果也顯示,克拉通中部為低速特征.燕山地區和華北盆地在70～90 km呈現高速特征,在120～140 km,呈現低速特征,但華北盆地的低速比燕山地區的更低一些.在90～100 km范圍內,Bao等(2015)給出的中國主要區域S波速度結構顯示,克拉通東部剪切波速度為4.3～4.4 km·s-1,Li等(2022)給出的東亞地區S波速度結構顯示,華北盆地S波速度為4.4～4.6 km·s-1,在90 km的結果更接近Li等的結果,Xu等(2004)指出克拉通東部巖石圈在新生代存在增厚的過程,這可能是其速度偏高的原因.

為了更加清晰的呈現研究區下方速度的結構特征,給出了幾條典型的剖面(位置如圖9所示)下方的S波速度結構圖(圖10).AA′和BB′途徑華北盆地、克拉通中部和鄂爾多斯,剖面結果顯示,鄂爾多斯地區巖石圈深度呈現顯著的高速異常,克拉通中部呈現相對低速特征,華北盆地呈現與鄂爾多斯相當的高速特征;鄂爾多斯巖石圈厚度較厚,克拉通中部和華北盆地巖石圈厚度相差不大.CC′和DD′南起華北盆地、北至燕山地區,結果顯示燕山地區巖石圈厚度要厚于華北盆地,在燕山和華北盆地交界區下方,巖石圈深度范圍的速度值低于兩側區域.

圖9 剖面位置圖(圖中五角星為圖7中給出的反演的S波速度結果和相速度頻散曲線的擬合圖的位置)

圖10 四個剖面下的S波速度

3 討論

3.1 克拉通破壞與動力學來源

克拉通構造是大陸中比較穩定的地質構造,典型的克拉通具有冷而厚的剛性巖石圈,在地質作用下,不易發生變形,具有較強的穩定性(Pearson,1999;Carlson et al.,2005;吳福元等,2008;朱日祥等,2011).然而,前人在對華北克拉通的研究中發現,華北克拉通自中生代開始遭到嚴重的破壞,穩定性喪失,表現出強烈的構造變形活動,動力學過程復雜(Griffin et al.,1998;Menzies et al.,2007;朱日祥和徐義剛,2019).多年來,華北克拉通破壞范圍及其動力學問題一直是諸多研究人員關注的重點問題.

明確克拉通破壞的分布范圍是進一步探討其動力學問題的關鍵.目前對華北克拉通破壞范圍的認識,普遍提出的觀點是華北克拉通東部發生了克拉通破壞,西部仍保留有典型克拉通的穩定性質(吳福元等,2008; 朱日祥等,2011,2012;Jiang et al.,2013;段永紅等,2015).然而,對克拉通中部是否發生破壞則存在不同的觀點,主要包括兩種:一種認為華北克拉通中部地區并沒有被破壞,只是存在局部的巖石圈減薄或改造(朱日祥等,2011,2012);還有一種觀點認為華北克拉通中部發生了破壞,但是破壞情況存在差異,一些地區可能已經被破壞,而一些地區可能存在或正在進行巖石圈的減薄(吳福元等,2008;段永紅等,2015;Cai et al.,2021).因此,我們將根據本文結果并結合已有的研究對克拉通的破壞做進一步的討論,明確華北克拉通的破壞范圍.

華北盆地位于華北克拉通東部,是公認的遭到嚴重克拉通破壞的區域.該地區存在>100 km的巖石圈減薄量(魏文博等,2002;Chen,2010;Tang Y C et al.,2013),地熱值發生了大幅度上升(Xu,2001;黃方等,2015),說明該地區冷而厚的巖石圈已經被熱而薄的新生代巖石圈取代(Xu et al.,2004;Zheng et al.,2007;吳福元等,2008).相速度中長周期(60～150 s)結果顯示,燕山地區與華北盆地速度結構存在差異,S波速度顯示燕山地區巖石圈厚度高于華北盆地.已有的研究表明,燕山地區中-新生代巖漿活動頻繁,伸展構造活動強烈(Wu et al.,2005;危自根等,2011),李曉勇(2003)也指出該區域發育顯著的巖漿活動,巖漿活動與構造事件有較好的偶合關系,可能是由于板塊相互作用和深部巖石圈活動造成的,這些均與典型克拉通的特征相悖,表明燕山地區的巖石圈存在一定程度地破壞.燕山地區較厚的巖石圈和與華北盆地相速度結構的差異,推測這可能是因為二者巖石圈破壞程度的不同造成的.

在華北克拉通中部,已有的研究表明,大同及其鄰區、太行山等地區巖石圈厚度約為75～90 km(Tang Y C et al.,2013),具有較高的熱流值(黃方等,2015;Guo et al.,2016),顯示出薄且熱的巖石圈特征;本文中S波的結果顯示克拉通中部在巖石圈深度呈現相對低速特征,與鄂爾多斯地塊速度結構存在明顯差異,這些特征表明該地區的巖石圈很大可能發生了破壞.

在華北克拉通西部,鄂爾多斯地塊在中長周期呈現出明顯的南北分區性.雖然銀川—河套盆地具有較薄的巖石圈(Chen et al.,2009),區域內地震等構造活動顯著,但S波結果顯示鄂爾多斯盆地下方仍保留著厚的、剛性的巖石圈,參照朱日祥等(2011)給出的定義,本研究認為在華北克拉通西部存在局部的克拉通改造,克拉通穩定性特征依然存在,南北速度結構的差異性正是由于局部克拉通改造引起的.

綜上分析得出,華北克拉通巖石圈破壞存在分區性,鄂爾多斯東緣以東是主要發生破壞的區域,且不同區域破壞程度具有一定的差異性,克拉通中部與燕山地區均存在克拉通破壞,但破壞程度不同.鄂爾多斯地塊北部存在局部克拉通改造,但克拉通穩定性特征依然存在,其南北部速度差異是由局部存在克拉通改造引起的.

太平洋的西向俯沖是大多數學者接受的克拉通破壞的動力源,他們認為由于太平洋板塊的俯沖作用,深部熱物質上涌,從而導致巖石圈遭到破壞(Xu,2001;許衛衛等,2011;Niu,2018;吳福元等,2014;王坤等,2018;Wu et al.,2019;朱日祥和徐義剛,2019).也有學者提出青藏高原熱物質運移的觀點,他們認為鄂爾多斯南部存在青藏高原物質東流的通道(于勇等,2016;Guo and Chen,2017;陳兆輝等,2018),熱物質通過繞流對巖石圈造成破壞.本文相速度中長周期(60～150 s)結果顯示,克拉通中部和東部除燕山地區外其他區域低速體的速度值比青藏高原東北緣的速度值更低,表明中部和東部的低速體不太可能來源于青藏高原東北緣;Lei(2012)的研究也指出在華北克拉通東部下方200～300 km深度存在顯著的低速異常,在大同火山和渤海下存在貫穿地幔的Y型低速異常體,這些結果均可表明太平洋板塊的西向俯沖.有研究指出,在太行山山前地幔過渡帶內存在滯留的太平洋俯沖板片,在停滯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),脫水反應導致大地幔楔中的熱物質上涌,造成克拉通破壞.本文中長周期的成像結果也揭示出中部和東部的低速異常是從深部上升至上地幔頂部的,相較于來自青藏高原的水平熱物質運移,由太平洋西向俯沖引起的垂直的熱物質上涌更可能造成華北克拉通破壞,因此我們認為克拉通破壞的主要動力學來源更可能是太平洋板塊的西向俯沖.

3.2 強震活動性

為了探討研究區強震活動性特征,我們將發生在華北克拉通地區6.0級及以上的地震投影到相速度結果圖上(圖6),文中使用馬瑾(2015)給出的地震目錄.結果顯示,青藏高原東北緣、銀川—河套盆地、張家口—蓬萊斷裂帶與山西斷陷帶所圍區域是研究區強震集中的主要區域.克拉通中部和東部的強震分布區與克拉通破壞區域重合,存在兩條明顯的強震集中帶,山西地震帶和張渤地震帶,大部分M≥7.0的地震以及4次M≥8.0的大地震均發生在這兩條地震帶內,顯示出較高的強震活動性.鄂爾多斯地塊沒有強震發生,一定程度上印證了該地區的穩定性.

速度的特征反映了巖石圈強度的變化(Li et al.,2022),S波速度的變化表明研究區巖石圈強度發生了變化,而深部巖石圈的結構與性質影響淺部地質(朱日祥等,2011).鄂爾多斯地塊和燕山地區在巖石圈深度具有較高的S波速度,二者都具有較厚的巖石圈,巖石圈強度較強,因而不容易產生塊體內部的變形;華北盆地巖石圈中生代被大量破壞后,后期經歷過巖石圈冷卻增生和巖石圈地幔巖石脫水(朱日祥等,2012; Xia et al.,2013),巖石圈強度增加(王愷等,2020),所以巖石圈S波速度較高;受克拉通破壞的影響,克拉通中部,尤其是西部與中部交界下方以及燕山和華北盆地交界區下方,巖石圈深度范圍的速度值低,巖石圈厚度薄,巖石圈強度弱,在構造作用及各種應力的作用下,容易發生變形.克拉通中部和東部地區大部分強震均發生在巖石圈強度邊界上,其中比較具有代表性的就是山西地震帶和張渤地震帶.巖石圈強度邊界是巖石圈強度發生變化的地方,在構造變形活動中,巖石圈強度較弱的地質構造更容易發生局部變形,從而帶動上方地殼范圍內介質的變形,產生大量的應力積累,進而造成大地震的發生,有研究指出由于受到巖石圈強度變化的影響,地震活動可能會局限于巖石圈強度邊界上(Lowry and Smith,1995;Becker et al.,2015).

4 結論

文中利用1577個臺站記錄到的地震波數據,使用基于程函方程的面波層析成像方法獲得了整個華北克拉通地區15～150 s周期的瑞利波相速度成像結果,給出了研究區速度在不同深度范圍內的特征,并結合S波結構,分析了克拉通巖石圈的破壞情況及動力學來源,探討了研究區強震的活動性等問題.主要獲得了以下認識:

(1)中長周期相速度結果顯示,鄂爾多斯地塊南北部速度存在差異,華北盆地呈現顯著的低速異常,燕山地區表現為高速特征,華北克拉通中部大同盆地及其以南地區、太行山等區域與華北盆地的低速相連,呈現大面積的低速異常.S波速度揭示鄂爾多斯巖石圈厚度較厚,克拉通中部和華北盆地巖石圈厚度相差不大,燕山地區巖石圈厚度要厚于華北盆地.綜合分析,本文認為華北克拉通巖石圈破壞存在分區性,鄂爾多斯東緣以東是主要發生破壞的區域,且不同區域破壞程度具有一定的差異性,克拉通中部與燕山地區均存在克拉通破壞,但破壞程度不同;鄂爾多斯地塊北部存在局部克拉通改造,但克拉通穩定性特征依然存在,其南北部速度差異是由局部存在克拉通改造引起的.

(2)中長周期相速度結果顯示,除燕山地區外,克拉通中部和東部的低速體的速度值比青藏高原東北緣的速度值更低,中部和東部的低速異常是從深部上升至上地幔頂部的,結合已有的更深范圍的速度結構,參考華北地區地幔過渡帶的相關研究結論,同時考慮克拉通破壞的范圍,我們認為克拉通破壞的主要動力學來源更可能是太平洋板塊的西向俯沖.

(3)研究區強震主要發生在青藏高原東北緣、銀川—河套盆地、張家口—蓬萊斷裂帶與山西斷陷帶所圍區域.克拉通中部和東部的強震分布區與克拉通破壞區域重合,大部分強震均發生在巖石圈強度邊界上,其中比較具有代表性的就是兩條強震帶.分析認為鄂爾多斯地塊弱強震活動性,一定程度上印證了該地區的穩定性,巖石圈強度的差異是巖石圈強度邊界上顯示出較高的強震活動性的原因.

致謝感謝段永紅老師為本文提供的克拉通地殼模型數據,中國地震局地球物理研究所數據中心提供的波形數據.