潘纪顺 李朋辉 段永红 赵延娜 彭诣淙 孙凯旋

1)华北水利水电大学， 郑州 450046 2)中国地震局地球物理勘探中心， 郑州 450002 3)中国煤炭地质总局第一勘探局地质勘查院， 邯郸 056004

0 引言

华北克拉通形成于太古代时期， 是中国最古老的克拉通。中生代以前， 华北克拉通一直保持着相对稳定状态(原世豪等， 2015)。中生代以后， 华北克拉通发生了一系列复杂的构造运动与演化进程， 使得华北克拉通地块自西向东分为3个明显不同的构造单元——西部块体、 中部块体和东部块体。在华北克拉通东部， 由于克拉通的活化造成岩石圈的厚度大规模减薄， 因浅部地质效应形成了一系列裂陷盆地， 地壳结构也呈现出复杂的构造形态， 且地震活动性较强(Gaoetal.， 2004)。相对而言， 西部鄂尔多斯地块的地壳结构简单， 岩石圈厚度大， 其克拉通特征较为明显， 在鄂尔多斯地块内部并没有发生大的破坏(嘉世旭等， 2005)。始新世初期， 受到喜马拉雅运动的影响(卢海峰等， 2009)， 在鄂尔多斯地块周围区域产生了一系列断陷带， 其中包括山西断陷带。山西断陷带位于华北克拉通东部地块与西部鄂尔多斯地块之间， 其地壳与岩石圈结构从西部稳定的克拉通结构变化为东部被严重破坏的克拉通结构， 过渡特征明显， 其地壳厚度介于东部地块和西部地块之间(Chenetal.， 2009； 贾萌等， 2015； 危自根等， 2015)， 地壳和岩石圈明显受到拉伸和减薄。因此， 研究山西断陷带及其两侧的构造特征对研究华北克拉通的破坏机理及其破坏动力学过程具有重要意义。文中的华北克拉通中西部地区指鄂尔多斯地块西部和山西断陷带(以下简称研究区)。

自20世纪90年代以来， 不少学者对研究区及其邻近区域的地壳结构进行过研究。于利民等(1995)利用远震体波资料， 将计算理论地震图与实际测得的资料进行拟合对比， 得到山西地区莫霍面的深度为37～39km。祝治平等(1999)利用山西中南部地区的5条地震测深剖面揭示了探测区上地壳的P波速度为6.2km/s， 下地壳的P波速度为6.5km/s， 地壳的平均厚度为40km。唐有彩等(2010)利用在山西断陷带南部布设的2条EW向地震测线记录的远震资料提取了接收函数， 并进行倾斜叠加和台阵偏移成像， 得到了山西断陷带南部的地壳结构。葛粲等(2011)基于华北克拉通区域宽频带地震台记录的远震波形资料提取了台站下方的接收函数， 所得结果表明山西断陷带的地壳厚度小于鄂尔多斯地块， 而其泊松比却大于鄂尔多斯块体。任枭等(2012)采用接收函数方法研究了该区的莫霍面的深度变化特征， 结果显示该区的莫霍面深度介于33～45km之间， 波速比(VP/VS)为1.6～1.9， 且莫霍面的深度以及波速比(VP/VS)在鄂尔多斯地块与山西断陷带之间具有明显的区域分布特征。宋美琴等(2013)根据山西及周边地区的数字地震台网记录的面波资料， 利用地震双台法得到了该地区面波速度结构， 结果显示山西地区壳幔结构具有横向不均匀性以及相速度纵向变化的特征。李自红等(2014)采用深、 浅反射地震相结合的方法揭示出临汾盆地的地壳厚度为38～42km。郭震等(2015)利用华北地震科学台阵采集的数据对山西断陷带的三维地壳结构进行了面波与布格重力异常联合反演， 揭示出吕梁山地区的中下地壳存在低速异常。上述众多学者的研究表明， 鄂尔多斯地块与山西断陷带之间具有明显的区域分布特征， 并且山西地区的壳幔速度结构具有横向不均匀性和相速度纵向变化的特征， 吕梁山地区的中下地壳存在低速异常。这些研究成果深化了对鄂尔多斯地块以及山西断陷带地区壳幔速度结构的认识。 但是， 以上研究所涉及的区域偏小， 往往是针对鄂尔多斯地块以及山西断陷带的某个局部区域展开的， 因此缺少对研究区壳幔结构的大范围、 整体性的研究。

本文利用2016年11月—2019年1月的华北流动台阵资料， 采用P波接收函数H-κ扫描叠加法(Zhuetal.， 2000)以及共转换点叠加法(Zhu， 2000)获得了研究区台站下方的地壳厚度及泊松比， 据此分析研究区的莫霍面形态和地壳岩石组成等特征。研究区内的山西断陷带地处印度板块、 太平洋板块与欧亚板块相互作用的区域， 是中国东、 西部大地构造的分界带和解耦带， 也是鄂尔多斯、 华北等构造块体差异运动的调节带， 构造比较复杂。 因此， 了解其地壳结构的变形、 物质组成、 莫霍面起伏等特征有助于揭示华北克拉通的破坏机理和破坏过程。

1 数据资料

本研究的观测台阵由150台流动宽频带地震仪组成， 台间距平均为35～70km(图 1)。采用的数据为该台阵于2016年11月—2019年1月连续记录的三分量远震波形数据。从中挑选出震中距为30°～95°、MS≥5.5、 震相清晰且信噪比较高的760次事件的波形数据。从震中位置分布图(图 2)可以看出， 本研究所选事件基本位于研究区的四周， 具有较好的方位角分布， 有利于获得较好的计算结果。

图 1 台站分布图Fig. 1 Distribution of stations in the study area.HF 河套断陷带； OB 鄂尔多斯地块； SF 山西断陷带； TU 太行隆起； NCB 华北盆地。 ①大同盆地； ②忻定盆地； ③太原盆地； ④临汾盆地； ⑤运城盆地。蓝色实线表示断裂(邓起东等， 2003)， 黑色实线为活动地块边界 (张培震等， 2003； 张国民等， 2005)

图 2 所用远震事件的震中分布图Fig. 2 Epicenter distribution of teleseismic events.

2 数据处理方法

2.1 提取接收函数

地震仪器记录到的地震波信号可表示为震源时间函数、 震源区介质响应、 地震波传播路径响应、 接收区介质响应和仪器响应的褶积。当震中距为30°～95°的远震P波入射到三分量地震台站下方时， 可以看作以陡角入射的平面波。采用反褶积去除波形数据水平分量中的震源时间函数， 即可得到P波接收函数。

提取接收函数时， 首先基于原始的波形数据提取P波到时。考虑到P波到时前20s—后150s这段时间的波形数据几乎包含了地球各个界面所产生的转换波震相(何凯等， 2018)， 故以P波到时为基准， 截取P波到时前20s—后150s的波形数据提取接收函数， 并对地震记录进行去仪器响应、 均值、 线性趋势及波形尖灭等预处理， 采用0.05～2.50Hz巴特沃斯带通滤波器滤波。为了突出P波在主轴上的能量分布， 将地震记录的E、N和Z三分量坐标旋转至R、T和Z坐标， 从而更好地计算接收函数。本文采用时间域反褶积计算接收函数(吴庆举等， 1998； Zhuetal.， 2000)， 在计算过程中用脉冲状对称光滑的高斯函数对接收函数做低通滤波， 高斯系数设为2.5， 这样既可消除1Hz以上的高频信号， 也保留了远震波形的有效成分(段永红等， 2005； 赵延娜等， 2015)。手动挑选出震相清晰的接收函数数据， 共得到16745条高质量的接收函数。

2.2 H-κ扫描叠加

通过反褶积获得的径向接收函数包括直达P波、 PS波、 多次反射波PPPS、 PSPS+PPSS等震相。这些震相的到时与莫霍面的深度H、 P波和S波的速度VP、VS是相关联的。采用式(1)计算地壳的厚度H， 其中，p为射线参数， tPs为PS震相与P波的到时差。同理，tPpPs为PPPS震相与P波的到时差，tPsPs+PpSs为PSPS+PPSS震相与P波的到时差。

(1)

由式(1)可知， 给定射线参数p即可求出莫霍面深度H和波速比κ=VP/VS。基于远震P波在接收区近垂直入射和地球半径已知的前提下， 根据p=r·sinλ/V可求得射线参数p。 因此， 给出地壳的平均P波速度即可根据式(1)求得莫霍面的深度H和波速比κ。 叠加时P波的平均速度模型参考了张先康等(2003)的研究结果， 选取6.3km/s， 在计算时PS、 PPPS以及PPSS+PSPS所占比重分别为60%、 30%和10%。分别设定H和VP/VS的变化范围为20～60km和1.5～2.0， 若台站数据质量较差则适当缩小地壳厚度和波速比的变化范围， 以搜索最优的地壳平均厚度(H)和地壳平均波速比(VP/VS)。同时， 利用bootstrap法计算平均地壳厚度与平均波速比的误差。通过波速比与泊松比之间的正相关关系， 根据式(2)计算地壳的泊松比：

(2)

式中，σ为泊松比，κ为波速比(VP/VS)。

2.3 共转换点(CCP)叠加

共转换点(CCP)叠加法是Zhu(2000)根据共反射点叠加法所提出的， 可获得直观的叠加剖面。首先， 根据初始速度模型进行射线追踪， 所使用的速度模型来自华北克拉通三维地壳模型HBCrust1.0(段永红等， 2016)。通过射线追踪可获得射线路径， 并把接收函数的每个振幅看作某个深度的界面产生的PS转换波， 在对接收函数做时深转换和入射角校正之后， 这些振幅可转化为产生这些振幅的深度面。以0.5km为厚度对台站下方的深度进行划分， 之后在每层内设定共转换点单元和像素的大小。进行CCP叠加时， 根据接收函数将某一层某个共转换点单元内的所有转换点对应的振幅进行叠加作为此像素点范围的叠加结果， 这样叠加之后便可对台站下方的介质结构进行成像， 获得直观的CCP叠加剖面。通过调整共转换点单元的大小和光滑系数， 增加共转换点单元内参与叠加的射线的数量， 以增强莫霍面界面的转换波PS的成像效果(武岩等， 2011； 赵延娜等， 2015)。

3 结果与分析

3.1 接收函数的结果及其可靠性

山西断陷带内有太原盆地、 临汾盆地等多个盆地， 盆地内部由于受沉积层多次波的影响， 一些台站接收函数的H-κ扫描结果能量不集中。经过认真筛选， 剔除H-κ扫描质量较差的台站结果。表1 给出了所有台站的H-κ扫描叠加结果。图 3 为不同构造单元中最厚和最薄的地壳H-κ扫描结果图， 其中13825台与13835台位于太行隆起区域、 14834台与14890台位于山西断陷带区域、 61086台与61095台位于鄂尔多斯地块内， 台站位置见图 1 中的红色三角。从图 3 中可以看出， 6个台站的接收函数都具有清晰的PS转换波震相， 射线参数基本覆盖了0.04～0.08s/km范围。从表1 可以看出， 绝大部分台站的接收函数质量较高， 数量均>33个， 且CCP叠加所得的结果与H-κ叠加的结果具有很好的一致性， 说明接收函数的计算结果是可信的。然而， 位于不同构造区域台站的接收函数波形具有不同的特征， 表明不同构造区域的地壳结构不同。相对于鄂尔多斯地块的台站而言， 位于沉积层较厚的山西断陷带内的台站的接收函数波形比较复杂， P波震相附近存在明显的双峰， 在P和PS震相之间存在一些次级震相， 这些多次波主要是由沉积层造成的， 使得沉积层较厚区域的接收函数成像较为困难， 这也就是表1 中个别位于山西断陷带盆地内的台站接收函数数量少于33个的原因。而鄂尔多斯块体内台站(如61112台)的接收函数就相对简单一些， 就位于同一构造单元的台站而言， 其叠加接收函数的形态差异不大。

表1 台站下方区域的地壳厚度H、 地壳平均波速比κ以及泊松比σTable1 Crustal thickness H， wave velocity ratio κ and Poisson’s ratio σ under some stations

图 3 研究区6个台站的接收函数以及H-κ扫描叠加结果Fig. 3 Receiver functions and H-κ stacking results of 6 stations in the study area.

3.2 莫霍面的形态

采用CCP叠加可以直观地反映出测线下方地壳结构的变化。图 4 为6条测线的CCP叠加剖面(剖面位置见图 1)， 图中黑色十字符号表示利用H-κ扫描叠加法得到的相应台站下方的莫霍面深度。整体来看， 图 4 所揭示的莫霍面深度与地表地形起伏具有良好的对应性， 其中鄂尔多斯地块与太行隆起区域的莫霍面具有良好的连续性(图4d， f)， 因此可以推断鄂尔多斯地块是作为一个刚性整体在构造应力的作用下发生变形， 内部变形小。BB′剖面与CC′剖面(图4b， c)显示在鄂尔多斯地块与山西断陷带2个构造单元之间的莫霍面并没有大的起伏变化； 而AA′剖面(图4a)显示出明显的莫霍面起伏变化。山西断陷带下面有明显的地幔上隆， 上隆量达4～10km， 莫霍面隆起区位于临汾盆地凹陷的正下方， 而H-κ扫描叠加结果也表明鄂尔多斯地块的地壳厚度明显大于吕梁山区以及山西断陷带， 这个现象可能是华北克拉通被破坏造成的浅部效应在2个构造单元中的体现。EE′(图4e)为一条SN向的跨越鄂尔多斯地块与山西断陷带的CCP叠加剖面， 从图中可以看出， 山西断陷带的莫霍面呈现出明显的不连续性， 位于太原盆地与临汾盆地之间的灵石、 霍州区域的地壳较薄， 地幔上隆6～14km。对于山西断陷带的形成机制而言， 分析认为断陷带是由于板块之间的相互作用所产生的拉张应力造成地幔上涌、 地壳减薄， 岩石圈被拉张， 从而使地表下沉形成断陷带。

图 4 研究区6条CCP叠加剖面Fig. 4 Six CCP stacking profiles in the study area.a AA′剖面； b BB′剖面； c CC′剖面； d DD′剖面； e EE′剖面； f FF′剖面

对研究区范围内的H-κ扫描结果进行统计， 得到如图 5 所示的华北克拉通中、 西部地区地壳厚度与波速比分布范围统计图。统计结果显示： 华北克拉通中、 西部地区台站下方地壳厚度变化范围大致为30～47km， 其中大部分台站下方地壳厚度为41～45km； 台站下方的波速比为1.63～2.09， 且以1.76～1.84为主。为了直观地显示研究区的地壳厚度、 泊松比及波速比分布特征， 将表1 的结果绘制于如图 6 和图 7 所示的平面上。

图 5 华北克拉通中、 西部地区的地壳厚度与波速比分布范围统计Fig. 5 Distribution of crustal thickness and Poisson’s ratio in the central and western parts of the North China Craton.

图 6 单个台站下方的地壳厚度Fig. 6 Thickness of crust under a single station.

图 7 a 单个台站下方的泊松比； b 波速比图Fig. 7 Poisson’s ratio(a) and VP/VS (b)under a single station.

从图 6 可以看出， 本研究所采用的台站数量比以往研究更多、 台站间距更小。从表1 及图 6 可以看出， 不同构造单元间的地壳厚度差异较大， 且从西向东具有逐渐减薄的横向变化， 与已有的研究结果较为一致(Xuetal.， 1992； Heetal.， 2003； 唐有彩等， 2010)。研究表明， 鄂尔多斯地块的地壳较厚， 为37～47km， 太行山隆起区域的地壳厚度为33～44km， 研究区东边缘华北平原的地壳最薄， 为30～33km， 山西断陷带的地壳厚度介于鄂尔多斯地块及太行隆起之间。

3.3 地壳的泊松比及其组成

Christensen(1996)通过大量的岩石物理实验提出泊松比与岩石SiO2的含量呈反比关系， 因此， 泊松比的变化可以反映地壳岩石组分的变化。研究表明， 对于下地壳岩石组分而言， 泊松比<0.26时反映地壳岩石由酸性成分组成； 当0.28>泊松比≥0.26时， 表示地壳岩石由中性成分组成； 当泊松比≥0.28时， 表示地壳岩石由基性成分组成(Zandtetal.， 1995)。从H-κ扫描叠加结果(表1)与台站下方地壳泊松比与波速比分布信息(图 7)可以看出， 在研究区鄂尔多斯地块中地区(109°～110.9°E)地壳泊松比偏低(0.23～0.29)， 但在鄂尔多斯地块与山西断陷带的交界处泊松比的分布并不均匀， 变化较大(0.20～0.29)； 太行隆起处台站下方的波速比值介于1.68～1.96， 泊松比值在0.23～0.32之间； 山西断陷带台站下方的波速比值介于1.72～1.92之间， 平均值为1.81， 泊松比值在0.25～0.31之间， 与两侧的地质单元相比， 山西断陷带区域显示出较高的泊松比值。泊松比结果表明研究区地壳的岩石组分较为复杂， 鄂尔多斯地块中部地区(109°～110.9°E)地壳的岩石组分以酸性成分为主； 鄂尔多斯地块与山西断陷带的交界地壳岩石组分以酸性和基性岩石为主； 山西断陷带的岩石组分以基性成分为主。对山西断陷带周边几个台站而言， 38°N以北台站下方地壳的泊松比比南部大， 高于0.26， 达0.3以上； 以南区域的泊松比低于0.26， 仅1个台站(14890台)出现高于0.26的情况， 这可能是因为断陷带内沉积层较厚， 个别台站的接收函数质量较差，H-κ扫描结果误差较大所致。

泊松比和地壳厚度之间也存在一定关系， 二者在不同的地质单元表现出不同的依赖关系， 了解这种依赖关系有助于我们对地壳构造演化过程的理解(嵇少丞等， 2009； 赵延娜等， 2017)。通过对研究区不同构造单元内的地壳厚度以及其波速比进行统计， 得到如图 8 所示的波速比与地壳厚度之间的相关关系。其中， 鄂尔多斯地块参与统计的台站个数最多， 为77个； 山西断陷带参与统计的台站个数最少， 为12个； 太行隆起区域参与统计的台站个数为45个。台站的数量可以说明统计结果的可靠性。如图 8 所示， 3个构造单元内部地壳整体的波速比随着地壳厚度的增加而出现不同程度的减小。

图 8 波速比与地壳厚度的相关性Fig. 8 The correlation of VP/VS and the crustal thickness.

区域布格重力异常是构造历史演化的 “活化石”， 其异常特征具有明显的分块结构特征(陈石等， 2011)。根据已有的布格重力异常资料(马宗晋等， 2006； 唐新功等， 2008； 石岚等， 2017)可知， 太行隆起的西部地区整体呈现出负的布格重力异常， 太行隆起的东部地区整体呈现出正的布格重力异常值， 这与本研究所得到的研究区地壳厚度的分布特征一致。

4 讨论

对从各个台站远震记录中提取的接收函数进行H-κ扫描叠加以及共转换点(CCP)叠加成像， 均得出了一致的结果： 鄂尔多斯地块内的地壳厚度为37～47km， 且莫霍面较为平坦； 山西断陷带的地壳厚度为34～46km， 而莫霍面并不连续， 在临汾盆地凹陷的正下方， 莫霍面呈现出明显的上隆(4～10km)。郑州—临汾—靖边的DSS剖面也表明， 在山西断陷带的临汾盆地地区也有明显的莫霍面上隆现象(祝治平等， 1994)， 推断山西断陷带的形成与地幔物质运动有着密切的关系。从区域构造运动角度而言， 早期西太平洋俯冲的作用所产生的拉张应力造成地幔上涌、 地壳减薄、 岩石圈被拉张， 从而使地面下沉形成断陷带。

在研究区内， 鄂尔多斯地块内的波速比分布并不均匀， 其中109°～111.5°E区域内地壳的泊松比介于0.23～0.29， 而鄂尔多斯地块与山西断陷带的交界处泊松比为0.20～0.29， 呈现出明显的过渡特征。山西断陷带下方的上地幔物质上涌导致其泊松比要比其两侧的山区高。从整体上来看， 研究区的泊松比分布以111.5°E为界， 东侧泊松比值较高， 西侧相对较低。115°E西侧为鄂尔多斯地块， 其泊松比<0.26(VP/VS=1.75)， 该地区的地球物理资料(陈九辉等， 2005； 陈凌等， 2010； 唐有彩等， 2010)显示， 该地块具有稳定古老地块特征， 地壳结构相对简单， 因而显示出相对较低的泊松比特征。111.5°E以东依次为山西断陷带、 太行隆起区和华北平原， 山西断陷带附近及华北平原地区显示出较高的泊松比， 约达0.32， 这一方面可能是受到了沉积层的影响， 另一方面与山西断陷带的构造背景有关： 断陷带下方地壳受上涌的地幔物质影响， 可能存在部分熔融或地幔中的基性物质， 导致泊松比较高。山西断陷带北部的高热流观测结果显示， 山西断陷带处于较高的地温场(吴乾蕃等， 1988)， 大同火山区也在该区域。深地震测深研究成果表明在大同附近10～20km的深度范围存在P波速度为6.1km/s的低速体(段永红等， 2015)， 推断在山西断陷带内38°N以北区域的地壳中存在部分熔融物质， 故呈现出低速特征； 而38°N以南泊松比值较高， 地壳结构仍然保持着稳定地壳的一些结构特征， 这与王霞等(2019)通过背景噪声成像得出的结论比较一致。邢集善等(1991)认为在38°N纬线附近古缝合带北部的晋北(软块)的岩石圈厚75～80km， 而晋南(硬块)的岩石圈厚100～120km。此外， 唐有彩等(2010)利用接收函数的研究结果揭示太行山北段下地壳出现部分熔融， 而南段仍保持稳定(北段泊松比>0.3， 南段泊松比为0.25～0.26)， 其南、 北2段正经历着不同的地质过程。山西断陷带地处印度板块、 太平洋板块与欧亚板块相互作用的区域， 是中国东、 西部大地构造的分界带和解耦带， 也是鄂尔多斯、 华北等构造块体差异运动的调节带， 构造比较复杂。 山西断陷带南、 北2个区域的地壳构造和物质组成有差异， 可能是与山西断陷带不均匀沉降有关， 关于其动力学过程需要更多的资料进行综合研究。嵇少丞等(2009)提出了泊松比与地壳厚度相关性的流变学构造模式， 认为在构造伸展作用下， 随着地壳整体厚度减少， 具有深大断裂或剪切带的区域内部可能发生上地幔部分熔融的现象， 导致玄武岩浆底侵到其上方的深部地壳， 使地壳内基性岩的比重增加。研究区内部3个不同构造单元的地壳平均波速比随着地壳厚度的增加而减小， 与山西断陷带内部存在上地幔部分熔融的现象一致。

5 结论

本文基于华北地区150个台站的最新数据提取了P波接收函数， 并利用H-κ扫描叠加法以及CCP共转换点叠加法获取了研究区台站下方的地壳厚度和泊松比， 所得结果反映了鄂尔多斯地块与山西断陷带不同构造单元的地壳结构。

接收函数的H-κ扫描叠加法与CCP共转换点叠加法得到的结果显示， 鄂尔多斯地块内的地壳厚度为37～47km， 且莫霍面较为平坦； 山西断陷带的地壳厚度为34～46km， 而莫霍面并不连续， 在临汾盆地凹陷的正下方， 莫霍面呈现出明显的上隆， 上隆量达4～10km。郑州—临汾—靖边DSS剖面也表明， 在山西断陷带的临汾盆地地区存在莫霍面上隆的现象(祝治平等， 1994)， 二者有一致的结论。推断山西断陷带的形成与地幔物质运动有着密切的关系， 从区域构造运动的角度来看， 早期西太平洋俯冲的作用所产生的拉张应力造成地幔上涌、 地壳减薄、 岩石圈被拉张， 从而使地表下沉形成断陷带。

鄂尔多斯地块内的波速比分布并不均匀， 其中109°～111.5°E区域内地壳的泊松比介于0.23～0.29， 而鄂尔多斯地块与山西断陷带交界处的泊松比为0.20～0.29， 呈现出明显的过渡特征。山西断陷带下方的上地幔物质上涌导致其泊松比比两侧的山区更高。整体看来， 研究区的泊松比分布以111.5°E为界， 其东侧泊松比值较高， 而西侧相对较低。115.5°E西侧为鄂尔多斯地块， 其泊松比<0.26(VP/VS=1.75)， 表明该地块具有稳定古老地块特征， 地壳结构相对简单， 因而显示出相对较低的泊松比。研究区111.5°E以东依次为山西断陷带、 太行隆起区和华北平原， 山西断陷带附近以及华北平原地区显示出较高的泊松比， 约达0.32。这一方面可能是受到沉积层的影响； 另一方面与山西断陷带的构造背景有关： 断陷带下方地壳受上涌的地幔物质影响， 可能存在部分熔融或地幔中的基性物质， 导致泊松比较高。推断山西断陷带内38°N以北区域的地壳中存在部分熔融物质而呈现出低速特征， 而38°N以南区域的泊松比值较高， 地壳结构仍然保持着稳定地壳的一些结构特征。

通过与该区域已有的布格重力异常资料进行对比可知， 研究区地壳厚度的分布特征与太行隆起东、 西部地区分别呈现出正、 负的布格重力异常分布特征一致。研究区内不同构造单元内的地壳厚度以及波速比的统计结果表明， 3个构造单元地壳的波速比随着地壳厚度的增加均呈现不同程度的减小， 根据嵇少丞等(2009)提出泊松比与地壳厚度相关性的流变学构造模式， 反映出山西断陷带内部可能存在上地幔部分熔融的现象。

山西断陷带地处印度板块、 太平洋板块与欧亚板块相互作用的区域， 是中国东、 西部大地构造的分界带和解耦带， 也是鄂尔多斯、 华北等构造块体差异运动的调节带， 构造比较复杂。 山西断陷带南、 北2个区域的地壳构造和物质组成存在差异， 可能与山西断陷带的不均匀沉降有关， 了解其相关的动力学过程需要基于更多资料开展进一步综合研究。

致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”为本研究提供了地震波形数据(doi: 10.12001/ChinArray.Data)； 审稿专家对本文提出了建设性意见。在此一并表示感谢!