黄翔， 丁志峰 ， 宁杰远， 常利军

1 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 北京大学地球与空间科学学院， 北京 100871

0 引言

华北克拉通是世界上最古老的太古代克拉通之一，与其他稳定且拥有巨厚岩石圈的典型克拉通不同，其东部的华北盆地，在显生宙经历了显著的热构造活化和岩石圈破坏，其岩石圈地幔以及地壳都受到了不同程度的改造和减薄(Menzies et al., 1993; Griffin et al., 1998; Zheng et al., 2006)，其演化过程和破坏机制一直是地球科学界关注的热点问题.前人研究认为在1.8 Ga前华北克拉通由其东部块体和西部块体碰撞合并而成，在其中部形成了华北中部造山带(Trans-North China Orogen)(Zhao et al., 2005)，主要由太行造山带、吕梁造山带以及山西地堑等构造单元组成.一般认为华北克拉通西部的鄂尔多斯块体仍然保留了其克拉通特性，内部比较稳定，而位于鄂尔多斯块体与华北盆地中间的中部造山带则表现出更为复杂的构造特征(Ai et al., 2019).前人在该区域进行的层析成像和各向异性研究大都基于固定台站(Li et al., 2011; Bao et al., 2013; Li S L et al., 2018; Lü, 2019; Ai et al., 2020; 顾勤平等, 2020a)或只能覆盖研究区域局部范围的台阵(Chen et al., 2015; Zheng et al., 2019)，受限于台站覆盖范围及密度不足等原因，目前对于整个华北克拉通中部造山带高分辨率的三维速度结构以及复杂的构造活动和变形特征的认识还比较有限.

山西地堑位于太行造山带与吕梁造山带之间，北起燕山造山带，南连渭河地堑，是华北克拉通中部最重要的组成单元之一，其速度结构和构造运动历史都非常复杂，历来都是地球物理学以及地质学等地球科学领域的重点研究区.前人基于地质调查研究认为渭河—山西裂谷系统是在渐新世至上新世期间，从渭河裂谷开始逐步发展到山西裂谷中部至北部，即裂谷作用是由南向北进行的(Zhang et al., 1998).然而，该系统的演化发展机制还存有争议，如对于造成华北克拉通的伸展变形的原因，有的学者认为主要与亚洲大陆东缘下方太平洋板块的西向俯冲有关(Northrup et al., 1995)，另一部分学者则认为印度—亚洲板块碰撞的远场效应是引起华北克拉通的大陆内部裂谷作用的主要原因(Molnar and Tapponnier, 1977； Liu et al., 2004)，也有学者将两种原因结合讨论其对华北克拉通伸展作用的影响(Zhang et al., 1998； Xu et al., 2004; Xu, 2007).Ai等(2019)基于背景噪声和地震面波反演得到的S波速度模型认为渭河—山西裂谷系统南北段的驱动机制不同，其中北段目前主要是由地幔物质上涌驱动的，而南段则主要受青藏高原持续隆升的影响.

大同火山群位于山西地堑的最北端，是华北克拉通最大的第四纪板内火山区之一(陈文寄等, 1992)，在早更新世(0.74 Ma)首次喷发，岩浆活动持续到晚更新世(陈文寄等, 1992; Xu et al., 2005).虽然岩浆规模相对较小(Xu and Ma, 1992)，但作为板内火山，大同火山活动与山西地堑的演化发展密切相关，是华北克拉通内备受关注的构造单元之一.前人对大同火山的研究大都针对其岩浆的深部来源.如Lei (2012)基于远震P波到时层析成像结果认为大同火山的岩浆可能来源于下地幔深部上涌的地幔柱；Li S L等(2018)基于背景噪声和远震面波层析成像结果认为大同火山的岩浆可能来源于青藏高原东北缘下的软流圈.然而大同火山岩浆在地壳内的上涌通道以及岩浆分布范围目前还不清楚.因此，开展该区域高分辨率的背景噪声成像研究对于揭示大同火山群下方岩浆活动机制具有重要意义.

地震各向异性是研究岩石圈变形和构造单元演化过程的重要工具.前人利用远震SKS分裂、接收函数Ps转换波、Pn波走时成像等方法对该区域地壳及上地幔各向异性进行了大量的研究(常利军等, 2011; Li et al., 2011; Lü, 2019； Zheng et al., 2019).常利军等(2011)基于SKS分裂结果与GPS观测的运动场认为鄂尔多斯块体周缘壳幔形变符合垂直连贯变形模式；Zheng等(2019)基于Ps接收函数各向异性结果与GPS观测速度场结果和SKS分裂结果对比，认为华北克拉通中部造山带的西北部表现为壳幔耦合变形模式，而东部则表现为壳幔解耦的变形模式；高原等(2010)基于近震剪切波分裂结果与远震SKS分裂结果对比，提出华北地区地壳与上地幔不是简单的壳幔解耦型，也不是强耦合型.因此，对于华北克拉通区域壳幔变形的耦合情况目前仍然存在争议.此外，由于SKS分裂得到的各向异性主要来自于上地幔，接收函数Ps转换波的结果是整个地壳的平均结果，Pn波成像只反映上地幔顶部的各向异性，很难得到地壳尺度内随深度的变化的各向异性特征.而不同周期面波的方位各向异性可以反映不同深度的速度结构方位各向异性(顾勤平等, 2020b)，有着更好的垂向分辨率，因此利用面波层析成像获得华北克拉通区域的速度结构及其方位各向异性对于解释该区域的构造变形和壳幔耦合特征及其地球动力学机制具有重要意义.Chen等(2015)利用Rayleigh波层析成像得到了华北克拉通东北部的各向异性结果，然而由于台站覆盖范围有限，对整个华北克拉通中部造山带的研究不足.本文基于华北克拉通中部306个宽频带流动地震台站的波形记录，利用背景噪声互相关技术获得了研究区8～35 s的Rayleigh波相速度及其方位各向异性，得到了具有高分辨率的成像结果，进而对山西地堑南北段不同的速度结构及变形特征、大同火山群下地幔热物质上涌通道、区域内的地壳与地幔耦合关系等问题进行了探讨.

1 数据和方法

本文使用了中国地震科学台阵探测项目三期一阶段布设于华北克拉通中部的306个台站从2017年1月1日至2017年7月28日观测的垂向连续波形数据，台站统一应用了型号为REFTEK数据采集器和CMG-3T地震计(频带范围为50 Hz～120 s)，台间距～30 km，位置如图1所示.台站的分布主要覆盖了华北克拉通中部造山带及其邻近区域，包括鄂尔多斯块体的东半部分和华北盆地的西部局部地区.

图1 研究区域构造背景图(a)和研究所用台站分布图(b)(a) 图中黑实线表示华北克拉通构造线(Zhao et al., 2005)，红色实线代表断层分布，红色三角形代表大同火山群； (b) 图中蓝色三角形代表本研究使用的台站.Fig.1 Tectonic settings of the study area (a) and the location of seismic stations for this study (b)(a) The black solid lines in the figure represent the tectonic lines of North China Craton (Zhao et al., 2005), the red solid lines represent the locations of faults, and the red triangle represents the Datong Volcanos; (b) The blue triangles represent the stations used in this study.

单台数据预处理过程主要参照Bensen等(2007)提出的处理方法.首先将原始数据重采样至1 Hz，然后进行去仪器响应、带通滤波(5～50 s)、去线性趋势和去均值处理，图2展示了部分台站一天的连续记录经过上述处理过后的波形，除了少数波形存在局部间断外，绝大部分观测数据质量都比较好.接着采用滑动绝对平均法对波形进行时域归一化，并进行了频域谱白化.

完成数据预处理之后，对所有的台站对每天的记录进行了波形互相关运算，为了提高波形的信噪比，我们采用两步法对每天的互相关波形进行叠加.首先，把每天的互相关结果按时间排序并对每5天的记录进行线性叠加，然后利用Li G L等(2018)提出的时频相位加权叠加法(tf-PWS)对5天叠加结果进行进一步叠加得到最终的台站对间的互相关波形.相对于传统的线性叠加，该方法被证明能够有效地提升波形信噪比同时保持波形的频散特性.其中，波形的信噪比是参照Bensen等(2007)进行定义的，即信号窗内的最大振幅与信号窗之后500 s的噪声窗内振幅的均方根之比.为了进一步提高信噪比，我们将互相关波形的因果信号与果因信号进行叠加得到最后的对称分量进行频散曲线的提取，以台站13801为例，图3展示了最后的互相关对称分量波形.

图2 经过去仪器响应、带通滤波(5～50 s)、去线性趋势和去均值处理的连续波形Fig.2 Continuous waveforms after removing instrument response, bandpass filtering (5～50 s), de-linear trend and de-mean

图3 以台站13801为中心的互相关对称分量波形Fig.3 Symmetric component of the cross-correlations between station 13801 and other stations

图4 华北克拉通中部Rayleigh波层析成像分辨率测试结果Fig.4 Resolution test results of Rayleigh wave tomography in the central North China Craton

图5 不同周期Rayleigh波相速度和方位各向异性分布图(a) YM：阴山山脉；LM：吕梁山脉；TM：太行山脉；HG：河套地堑；OB：鄂尔多斯盆地；DB：大同盆地；TB：太原盆地；YB：运城盆地；SR：山西地堑；WR：渭河地堑；NCB：华北盆地. (g)红色五角星标注了约35 km的深震位置.Fig.5 Maps for phase velocity and azimuthal anisotropy of Rayleigh waves at different periods(a) YM: Yinshan Mountains; LM: Luliang Mountains; TM: Taihang Mountains; HG: Hetao Graben; OB: Ordos Basin; DB: Datong Basin; TB: Taiyuan Basin; YB: Yuncheng Basin; SR: Shanxi Rift; WR: Weihe Rift; NCB: North China Basin. (g)The red star marks the location of the deep earthquake at ～35 km depth.

图6 (a) 研究区域的平均S波速度模型(红色)，蓝色线条是AK135速度模型(Kennett et al., 1995)； (b) 不同周期Rayleigh波相速度对S波速度的敏感核Fig.6 (a) The average S-wave velocity model (red line) of the study area. The blue line is the AK135 earth model (Kennett et al., 1995); (b) Sensitivity kernels to S-wave velocity for Rayleigh wave phase velocities at different periods

本文采用Levshin和Ritzwoller(2001)发展的自动频时分析方法(FTAN)来获取每个台站对之间8～35 s的Rayleigh波相速度频散曲线.为满足远场近似条件，我们要求台站对之间的距离大于三倍波长，同时为了进一步提高Rayleigh波相速度的可靠性，只采用信噪比大于20的互相关结果.

经过对台站对间的频散曲线进行初步筛选后，我们采用了Barmin等(2001)发展的一种基于线性射线理论的阻尼最小二乘法反演方法来反演二维Rayleigh波相速度及其方位各向异性.对于弱各向异性介质，面波相速度(或群速度)可以表示为(Smith and Dahlen， 1973)

c(T)=c0(T)+c1(T)cos(2θ)+c2(T)sin(2θ)

+c3(T)cos(4θ)+c4(T)sin(4θ),

(1)

其中T为面波周期，θ为方位角，c0为各向同性分量，c1,c2为2θ项各向异性分量，c3,c4为4θ项各向异性分量.考虑到4θ项通常可以被忽略(Montagner and Nataf, 1986; Debayle and Sambridge, 2004)，本文只反演2θ项，各向异性强度和快波方位角分别可由(2)、(3)式得到

(2)

(3)

为了进一步剔除频散曲线测量中可能的异常值，我们采用了两步反演法来获取最终的二维Rayleigh波相速度模型.首先利用初步筛选的频散结果进行第一次反演，接着参考Guo等(2016)的标准对反演的走时残差进行评估，剔除了走时残差大于6 s的测量值，然后将筛选过后的测量值再次进行反演，最终得到了二维Rayleigh波相速度模型.在反演过程中，发现各向异性的绝对强度受到选择的平滑参数的影响，而相对各向异性强度和快波方向基本不受影响，因此本文只对各向异性强度的相对变化和快波方向进行讨论.

反演采用0.25°×0.25°的网格进行插值，为检测结果的可靠性，同时进行了分辨率测试.图4 展示了不同周期的分辨率测试结果，测试显示研究区域内的大部分地区都能得到小于25 km的分辨率.随着周期增加，研究区域的边缘部分分辨率有所下降，而研究区域中心的大部分都保持了高分辨率，保证了反演结果的可靠性.

2 反演结果

基于上述反演过程，我们得到了8～35 s的Rayleigh波各向同性相速度及其方位各向异性结果.图5展示了不同周期的Rayleigh波相速度及其方位各向异性反演结果，黑色短棒代表方位各向异性强度和快波方向.

为评估不同周期相速度对不同深度范围速度结构的反映，我们利用研究区域内的平均S波速度模型计算了不同周期Rayleigh波相速度对S波速度的深度敏感核函数(Sensitivity Kernel)，如图6所示.本文将利用不同周期Rayleigh波相速度及其方位各向异性来讨论对应的研究区域上、中、下地壳及上地幔顶部的速度结构和方位各向异性.8～12 s的相速度主要对上地壳的剪切波速度敏感，随着周期增大，相速度的敏感深度范围也逐渐增加，因此短周期相速度对剪切波速度结构分辨率较高，而长周期相速度的分辨率有所降低.16～20 s 的相速度主要反映中地壳的速度结构，而24～30 s 的相速度主要反映的是下地壳速度结构，35 s则主要反映上地幔顶部的速度结构.

8～12 s的相速度异常主要与地表的结晶基底和沉积层的分布有关.在华北盆地、鄂尔多斯盆地以及河套地堑、渭河地堑、山西地堑中的断陷盆地等区域表现出明显的低速异常，其中沿着渭河、山西地堑的断陷盆地主要有运城盆地、太原盆地以及大同盆地，区域内低速异常反映了这些区域拥有较厚的沉积层.阴山山脉、吕梁山脉以及太行山脉等造山带地区则表现出显著的高速异常，这与地表的地质构造背景也基本吻合.该周期段的面波方位各向异性也主要与地表的地质构造背景有关，在盆地和地堑与造山带的交汇处，各向异性强度相对较大且快波方向主要沿着交汇边界的走向分布，如华北盆地与太行造山带的分界线附近，以及河套地堑与阴山造山带的分界线附近，都表现出该特性，这与高原和吴晶(2008)基于直达剪切波分裂的结果在太行造山带东缘表现出与边界大致平行的快波方向相符合.而在构造单元内部，各向异性强度则相对较小且快波方向主要沿着构造单元的走向分布，如在阴山造山带内部，快波方向以E-W向为主，而在吕梁、太行造山带内部，快波方向则以NNE-SSW方向为主，这与前人的面波各向异性研究的结果(Shen et al., 2016；胥鸿睿，2018)大致符合.值得注意的是鄂尔多斯块体内部大部分区域都表现出较弱的低速异常和较弱的方位各向异性，而其东北角邻近大同火山群的部分地区则表现为极大的高速异常以及较强的NNE-SSW向各向异性.

16～20 s 的相速度异常主要反映了研究区域中部地壳的速度结构，随着周期增大，相速度异常表现出与较短周期不同的特性.如华北盆地、河套地堑、渭河地堑区域的低速异常逐渐减弱，阴山、吕梁、太行造山带地区的高速异常也同样减弱.而大同火山群附近的低速异常区域逐渐增大，其范围扩展至太行造山带北段、阴山造山带东部，向西与河套地堑低速异常相连接，向南延伸至山西地堑北段，且低速异常逐渐增强，可能与大同火山群的岩浆活动有关.随着周期增加，山西地堑南段的低速异常逐渐减小，转变为高速异常，即沿着山西地堑，其南段与北段表现出完全不同的速度异常，可能代表着沿着山西地堑在中地壳存在明显的南北差异.还有一个值得注意的变化是华北盆地的低速异常随着周期增大开始向高速异常转变，可能代表在该区域已经逐渐接近下地壳.该周期段的方位各向异性强度相对短周期有所减小，但总体的快波方向基本保持不变，即沿山西地堑整体表现为NNE-SSW方向为主，而在阴山造山带表现为E-W向为主，与前人基于直达剪切波分裂的结果(高原和吴晶，2008; 赵博等，2011)大致吻合.与Ps波接收函数的结果相比，阴山造山带近E-W向的快波方向与杨妍等(2018)的结果一致，而大同盆地附近区域NNE-SSW向的快波方向与Zheng等(2019)的结果相符合.其中，杨妍等(2018)和Zheng等(2019)的结果在大同盆地区域存在差异，我们的结果与Zheng等(2019)的结果更为接近.在鄂尔多斯块体内部以及华北盆地方位各向异性强度趋近于0，在大同火山群附近表现出较弱的NNE-SSW向快波方向.值得注意的是在20 s 周期，山西地堑南段的快波方向逐渐开始向NEE-SWW向转变.

24～30 s 的相速度异常主要代表了下地壳的速度结构特性，在该周期段内，研究区域内最显著的低速异常主要集中在大同火山群及其邻近的鄂尔多斯东北角并向西延伸至河套地堑.随着周期增大，低速异常的范围以及强度也逐渐变大，该低速异常的中心表现出向西迁移的特性，可能反映了岩浆上升的通道.在鄂尔多斯内部整体依然表现为高速异常，代表其仍然保留着克拉通的特性.而山西地堑中南段则完全转变为高速异常，与西边的鄂尔多斯东南部和东边的太行造山带的高速异常连为一体，表现出与山西地堑北段完全不同的速度结构特征.华北盆地则完全转变为高速异常，代表该区域可能已经到达了上地幔顶部.该周期段方位各向异性的分布与较短周期也有所不同，在阴山造山带和山西地堑最北端靠近大同火山群低速异常体的区域出现了围绕该低速异常体的环状快波方向分布，即在该低速异常体的西北边缘表现为近NE-SW或NEE-SWW向，而东北边缘表现为较弱的NWW-SEE向.另一个值得注意的变化是在山西地堑中段，即太原盆地附近，快波方向由NE-SW向转变为NEE-SWW向，逐渐与山西地堑南段表现一致.

35 s的相速度异常主要反映了上地幔顶部的速度结构.在该周期段内，研究区域内的低速异常分布与下地壳较为一致，大同火山群区域的低速异常体中心逐渐迁移至其西边150 km处，低速异常的范围基本保持不变.值得注意的变化是在该低速异常的南端出现了向东南方向扩展的趋势，即太原盆地东边的太行造山带中部逐渐转变为低速异常.鄂尔多斯块体、山西地堑中南段依旧表现为高速异常，而华北盆地的高速异常有所减弱.整体的方位各向异性强度相对于下地壳有所增强，围绕大同火山群附近的低速异常中心环状的各向异性更为明显，可能代表了上地幔顶部软流圈物质的上涌位置.另一个较为显著的现象是在山西地堑中南段附近各向异性强度较大，且快波方向表现为近E-W向，这与山西地堑北段NNE-SSW向的快波方向有显著差异.

3 讨论

本研究得到的Rayleigh波相速度各向同性分量和方位各向异性分量反映了研究区域地壳至上地幔顶部50 km深度左右显著的水平不均匀性和复杂的构造变形特征.其中相速度主要对介质的剪切波速度敏感，同时也与介质的温度、组成成分和介质内的流体性质有关，而造成相速度方位各向异性的因素却非常复杂.地壳中的各向异性通常被归因于裂隙的走向或矿物的定向排列(Rabbel and Mooney, 1996).其中在上地壳浅部，一般认为地震波的方位各向异性可能是由区域地壳应力场导致的地层裂隙和构造单元的走向引起的(Crampin, 1994)，因此上地壳的方位各向异性主要与地表的构造特征有关，一般表现为与断层走向一致.而在更深处的下地壳和上地幔中的各向异性则一般认为是形变导致的各向异性矿物定向排列造成的，其中下地壳和上地幔方位各向异性分别主要与角闪石和橄榄岩的定向排列有关(Liu et al., 2016).岩石圈地幔主要由橄榄石组成，其各向异性可以在构造期内长期保存，因此可以用来研究构造变形历史以及与相邻构造块体的相互作用过程，而软流圈地幔的各向异性可能与地幔流的流动方向有关(Long and Becker, 2010).考虑到本研究获得的相速度最大周期可能无法有效反映软流圈地幔的各向异性信息，我们将主要讨论华北克拉通中部地壳及上地幔顶部的速度结构和构造变形特征.

3.1 山西地堑

本研究得到的Rayleigh波相速度以及方位各向异性结果都显示出山西地堑南北段在中地壳至上地幔顶部存在显著差异.在上地壳对应周期段(8～12 s)，相速度的结果显示山西地堑南北段包括大同盆地、太原盆地、运城盆地等区域都存在低速异常，推测可能与这些区域内的新生代沉积层有关(Zhang et al., 1998).南北段的方位各向异性表现出相似特性，即主要沿NNE-SSW方向，与该区域断层以及构造单元的走向大致吻合，推测山西地堑上地壳的相速度方位各向异性主要来自于断层裂隙和地表构造单元走向.在中下地壳以及上地幔对应周期段(16 s以上)，山西地堑北段的低速异常逐渐增强且范围逐渐增大，主要与该区域第四纪大同火山群的岩浆活动有关(唐有彩等, 2011; Li S L et al., 2018).而在山西地堑的南段，随着周期增加，低速异常逐渐消失，取而代之的是与西侧鄂尔多斯块体和东侧太行造山带一致的高速异常，表明山西地堑的岩浆活动目前只在北段较为活跃(Bao et al., 2013).在该周期段内，相速度方位各向异性也表现出不同特征，北段的各向异性强度较弱，且主要沿NNE-SSW或NE-SW向，而中南段的各向异性强度较大且快波方向逐渐由NNE-SSW向顺时针旋转至E-W向.南北段的各向异性强度差异可能主要受到岩浆活动的影响，即北段由于地幔热物质上涌使得下地壳以及上地幔顶部的矿物排列方向受到影响导致方位各向异性强度相对较弱.Li等(2015)利用山西地堑的震源机制解得到了该区域的应力场分布，结果显示山西地堑的最大压应力方向在北段主要呈NE-SW向，而在南段则主要呈NEE-SWW向，这与我们得到的地壳对应周期的Rayleigh波快波方向大致吻合，同时也与Qu等(2014)基于GPS观测结果得到的区域应变场的方向比较对应.Ai等(2020)结合临汾盆地附近区域的震源深度达到35 km以及表现出较高的速度异常，认为在该区域中下地壳表现出较强的脆性变形，这与本文结果显示该区域地壳内快波方向与最大压应力方向大致平行比较符合.因此我们认为华北克拉通中部地壳内的面波方位各向异性主要受应力场的影响，但北段还受到岩浆活动影响.结合Li等(2015)应力场的研究结果，山西地堑北段主要表现为NW-SE向的拉张，南段则表现为NNW-SSE向的拉张，可能与GPS观测到的鄂尔多斯块体逆时针旋转有关(李延兴等, 2005)，即青藏高原隆升对鄂尔多斯西南角的持续东北向挤压导致了其逆时针旋转，进而造成山西地堑南段形成了NNW-SSE方向的简单剪切，而在北段则形成NW-SE方向的纯剪切.在上地幔顶部对应的周期(35 s)，山西地堑中南段的快波方向呈E-W向，这与常利军等(2021)得到的SKS分裂快波方向比较吻合，可能与地幔物质流动有关.综合以上讨论，我们的结果倾向于支持山西地堑的演化发展主要受印度—亚洲板块碰撞的远场效应影响.

3.2 大同火山群

大同火山群区域的低速异常是本研究中非常突出的一个相速度异常特征，该低速异常体在前人的研究观测中也可以被观察到(Tang et al., 2013; Chen et al., 2015; Li S L et al., 2018).由于本研究使用的台站覆盖更为密集，因此结果分辨率更高，可以得到地壳及上地幔顶部更精细的结果.本文结果显示该低速异常体沿深度方向可以被连续观测到且其特性表现出很强的垂向变化，包括低速异常强度、范围、位置等.在上地壳对应周期(8～12 s)，该区域低速异常较弱，且范围较小，中心位于大同盆地，推测应该是由盆地浅部的低速沉积层造成.其方位各向异性较强且主要沿NEE-SWW和NE-SW向，与该区域断层走向一致，推测是由地表断层构造产生的.在中下地壳以及上地幔顶部对应周期段(16 s以上)，其低速异常强度随深度(周期)有所增加，且范围逐渐增大，低速体的中心逐渐向西偏移至150 km处.中下地壳以及上地幔顶部的低速异常主要与大同火山群的岩浆活动有关，该结果也和前人观测到的新生代地幔源岩浆岩出露相一致(Xu et al., 2005)，Zhang等(2016)利用大地电磁观测到大同火山群下存在的低阻体同样反映了地壳中的岩浆活动.该低速异常随深度表现出强度增加以及范围扩大可能代表了自下而上的热物质上涌对地壳的加热甚至可能导致了部分熔融.而其中心向西偏移可能代表了地幔热物质上涌的通道，即地幔热物质从鄂尔多斯东北角之下的软流圈经鄂尔多斯东北角与中部造山带之间向西倾斜的剪切带上涌，形成了第四纪大同火山群的玄武质岩浆喷发，如图7所示.

图7 大同火山群下方岩浆上涌示意图Fig.7 Schematic diagram of magma upwelling under DatongVolcanos

下地壳至上地幔顶部对应周期(24 s以上)的相速度方位各向异性围绕该低速异常体的环状快波方向大致勾勒出地幔热物质在不同深度的侵入位置和范围，与相速度低速异常相吻合.这种环状快波方向分布在常利军等(2021)在该区域利用SKS分裂得到的结果中也被观测到，证实该环状分布的快波方向延伸到了上地幔.低速异常体中心的各向异性较弱，而边缘的各向异性较强，类似的特性也被前人在该区域的面波各向异性研究观察到(Chen et al., 2015)，推测可能是地幔热物质上涌导致了矿物排列方向的垂向排列，形成了径向各向异性，而方位各向异性被减弱(Iyer and Hirahara, 1993; Chen et al., 2015).其边缘较强的环状快波方向则可能是由热物质上涌对地壳的加热甚至部分熔融导致该低速体边缘较高的速度梯度所造成.因此，本研究结合面波速度异常及其方位各向异性对大同火山群下地幔热物质在地壳中上涌的通道有了很好的限制，而热物质更深处的来源还有待进一步的研究.

3.3 壳幔耦合分析

壳幔之间的耦合关系与岩石圈的历史动力学过程密切相关，同时也受到现今板块运动的巨大影响.华北克拉通的壳幔耦合关系对于研究华北地区深部动力学机制和运动模型具有非常重要的意义.本研究使用背景噪声互相关得到的相速度及方位各向异性的周期范围反映的速度结构及变形特征限于地壳以及上地幔顶部，而一般认为SKS分裂得到的各向异性主要来自上地幔(常利军等, 2008, 2011)，因此结合本研究得到的方位各向异性以及前人的SKS分裂结果，可以对研究区域的地壳与地幔运动变形的耦合问题进行探讨.图8显示了本研究得到的下地壳对应周期的Rayleigh波相速度快波方向与常利军等(2011, 2012, 2021)得到的SKS分裂结果的对比.可以观察到相速度快波方向与SKS分裂快波方向在局部区域存在着显著的差异.如在山西地堑北段大同火山群邻近区域，下地壳的面波快波方向主要表现为NE-SW和NNE-SSW方向，该结果与Zheng等(2019)利用Ps波接收函数和张晖等(2020)利用直达剪切波分裂在该区域得到的地壳快波方向比较吻合，而SKS分裂的快波方向则表现出与相速度快波方向近乎垂直的NW-SE和NWW-SEE方向，这与Chen等(2015)利用面波各向异性得到的该区域在30 km和80 km快波方向不同比较对应.壳幔不一致的快波方向似乎表现出壳幔解耦的变形特征，然而考虑到该区域受岩浆活动影响剧烈，面波的各向异性来源非常复杂，可能无法准确反映地壳变形特性(Yao et al., 2010).常利军等(2011)基于GPS观测的地表运动速度场与SKS分裂快波方向推测鄂尔多斯周缘的壳幔变形符合垂直连贯变形模式，而高原等(2010)根据华北克拉通东北部近场资料得到的剪切波分裂快波方向与远震SKS分裂快波方向存在差异，提出华北地区地壳与上地幔不是简单的壳幔解耦型，也不是强耦合型.考虑到GPS一般被认为可以代表上地壳的形变特征(鲁来玉等, 2014)，而中下地壳变形模式可能非常复杂，同时该区域还受到岩浆活动的影响，因此该区域的壳幔耦合情况还有待进一步的研究.而在山西地堑中南段及其邻近区域，下地壳以及上地幔顶部的相速度表现为高速异常，其快波方向主要表现为NEE-SWW和E-W向，这与常利军等(2011)SKS分裂在该区域表现出沿E-W、NEE-SWW和NWW-SEE的快波方向大致吻合，因此推测在山西地堑中南段地壳与地幔的运动变形更符合耦合特性，即该区域表现出壳幔的垂直连贯变形特征.考虑到地壳和地幔中的方位各向异性的来源非常复杂，可能受到多种因素的影响，因此该区域准确的壳幔变形模式还需要利用不同资料和方法进一步进行探测.

图8 Rayleigh波30 s和35 s的方位各向异性快波方向(黑色短棒)与SKS分裂(常利军等, 2021)快波方向(红色短棒)对比图Fig.8 Comparison of azimuthal anisotropic fast wave directions from Rayleigh wave at 30 s and 35 s (black bars) and SKS splitting (red bars) (Chang et al., 2021)

4 结论

本文利用背景噪声层析成像获得了华北克拉通中部区域8～35 s的Rayleigh波相速度及其方位各向异性分布.结果显示，短周期面波在山西地堑南北段都表现出低速异常，可能与山西地堑内断陷盆地中的新生代沉积层有关，其方位各向异性的快波方向主要与区域内断层走向以及构造单元走向一致.中长周期面波代表的山西地堑南北段的速度结构以及方位各向异性都存在较大的差异.随着周期增大，北段的大同火山群低速异常逐渐增强且范围逐渐变大，其中心逐渐向西迁移至大同火山群西部150 km处，可能代表了地幔热物质在地壳内沿鄂尔多斯东北角与中部造山带之间向西倾斜的剪切带上涌的通道，而中南段的低速异常逐渐消失，取而代之的是垂向上连续而稳定的高速异常，一直延伸到上地幔顶部，可能代表着目前山西地堑的岩浆活动只在北段比较活跃.南北段方位各向异性强度的差异可能主要与北段大同火山群第四纪岩浆活动有关，北段受地幔热物质上涌影响导致方位各向异性减小，快波方向围绕上涌的热物质呈环状分布，与低速异常表现的地幔热物质上涌通道吻合.地壳对应周期的面波快波方向与区域最大主压应力方向大致符合，推测地壳内的方位各向异性主要受地壳应力场的影响，但北段还受到岩浆活动影响.中南段的下地壳至上地幔顶部表现为高速异常，其快波方向逐渐与前人SKS分裂结果一致，可能代表了该区域的壳幔耦合变形模式.而北段的下地壳和上地幔顶部的快波方向与SKS分裂结果不一致，似乎表现出壳幔解耦特征，但考虑到北段受到岩浆活动影响，其壳幔变形模型有待进一步研究.

致谢感谢中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供地震波形数据.感谢Rice University的Li G L博士为我们提供了数据处理程序.