基于背景噪聲和地震面波聯(lián)合反演華北克拉通中部巖石圈結(jié)構(gòu)＊

黃 翔 丁志峰 寧杰遠(yuǎn) 徐小明

1）中國北京 100081 中國地震局地球物理研究所

2）中國北京 100871 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院

引言

華北克拉通是世界上最古老的太古代克拉通之一，通常認(rèn)為其主要由三部分組成，包括東部、西部兩個太古代地塊以及兩者在古元古代相互碰撞縫合形成的中部造山帶（Zhaoet al，2005）.華北克拉通在早古生代依然保留著典型的太古代克拉通特性（Griffinet al，1998），然而自晚中生代以來經(jīng)歷了劇烈的熱構(gòu)造活化和不同程度的破壞減薄.一般認(rèn)為，在太平洋板塊的西向俯沖作用的影響下，華北克拉通東部地塊，即華北盆地，經(jīng)歷了劇烈的構(gòu)造活化和巖石圈破壞減薄，而西部的鄂爾多斯盆地則未遭受到構(gòu)造活化作用的破壞，依然保留著克拉通特性，位于鄂爾多斯盆地和華北盆地之間的中部造山帶則可能遭受了不同程度的局部改造（Griffinet al，1998；Menzieset al，2007；Zhuet al，2011，2012）.

大量的巖石學(xué)、地球化學(xué)等研究表明，華北克拉通東部地塊在晚中生代表現(xiàn)出伸展作用強(qiáng)烈、熱流值大、巖漿活動強(qiáng)烈等特點(diǎn)（Menzieset al，1993；Griffinet al，1998；Fanet al，2000），巨厚的克拉通巖石圈（＞180 km）經(jīng)受了強(qiáng)烈的破壞改造，導(dǎo)致大部分區(qū)域巖石圈厚度顯著減?。ǎ?00 km），失去了典型的克拉通特性.而最近的地震學(xué)研究顯示，華北克拉通中部造山帶也存在局部的改造和減?。–hen，2010；Tanget al，2013；Aiet al，2019）.從晚中生代至新生代，中部造山帶表現(xiàn)出一系列的伸展和裂谷作用以及廣泛的巖漿活動.前人在該研究區(qū)域進(jìn)行了大量的研究，揭示了很多重要的信息.如Tang等（2013）基于背景噪聲和地震面波成像得到了華北克拉通中部的巖石圈厚度模型，提出華北盆地的巖石圈受到的破壞和減薄比較嚴(yán)重，厚度約為60—65 km，并提出巖石圈破壞和減薄不僅局限于華北盆地，可能對中部造山帶和鄂爾多斯盆地也有顯著的影響，包括河套、渭河裂谷等.Ai等（2019）基于背景噪聲和地震面波成像獲得了華北克拉通中部的巖石圈模型，提出中部造山帶北部遭受的巖石圈改造相對于南部更加顯著且造成兩者的原因不同；根據(jù)Lei （2012）基于P波成像的結(jié)果顯示大同火山群下方的低速體穿過太平洋停滯板塊中的缺口延伸至下地幔，認(rèn)為北部的巖石圈減薄原因來源于下地幔，而南部的巖石圈減薄則是由停滯的板塊脫水反應(yīng)引起的.

大同火山群位于山西裂谷北端，是華北克拉通最大的第四紀(jì)板內(nèi)火山之一，最早噴發(fā)于早更新世，巖漿活動持續(xù)至晚更新世，巖漿規(guī)模相對較小（陳文寄等，1992；Xu，Ma，1992；Xuet al，2005）.作為華北克拉通重要的構(gòu)造單元之一，大同火山群的巖漿活動對華北克拉通破壞以及山西裂谷演化等過程起著至關(guān)重要的作用，因此，其形成機(jī)制與巖漿深部來源一直是研究人員關(guān)注的熱點(diǎn)問題，但目前對于相關(guān)問題的解釋仍存在爭議：Huang和Zhao（2006）基于P波走時成像結(jié)果提出大同火山群可能與太平洋板塊的深部俯沖脫水有關(guān)；Lei（2012）基于遠(yuǎn)震P波到時層析成像結(jié)果認(rèn)為大同火山的巖漿可能來源于下地幔深部上涌的地幔柱；Li等（2018）基于背景噪聲和遠(yuǎn)震面波層析成像結(jié)果認(rèn)為大同火山的巖漿可能來源于青藏高原東北緣下的軟流圈.

由于構(gòu)造背景復(fù)雜而且地震臺陣不夠密集等原因，目前關(guān)于華北克拉通的破壞機(jī)制和動力學(xué)過程認(rèn)識還不夠充分，對于華北克拉通巖石圈精細(xì)結(jié)構(gòu)和破壞程度等問題仍存在爭議.例如：Huang等（2009）基于面波成像計(jì)算的鄂爾多斯盆地巖石圈厚度約為160 km；Tang等（2013）基于S波速度與溫度經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算的鄂爾多斯盆地巖石圈厚度約為120 km；汪洋和程素華（2011）基于局部地殼均衡分析得到鄂爾多斯盆地巖石圈厚度為130—140 km，認(rèn)為下方不存在巖石圈根；這些研究結(jié)果之間都存在一定的差異，且與Chen等（2009）基于接收函數(shù)得到的結(jié)果（＞200 km）相差較大.在地球動力學(xué)中，巖石圈通常被定義為對流地幔的熱邊界，巖石圈底部一般與固定的溫度相對應(yīng)，而在50—250 km深度范圍內(nèi)，地震波的速度主要與溫度相關(guān)（Goeset al，2000；An，Shi，2006）.因此，利用更加密集的臺陣觀測資料來獲取該區(qū)域精細(xì)的巖石圈速度結(jié)構(gòu)對于理解華北克拉通巖石圈破壞機(jī)制和破壞程度具有重要意義.另外，地幔熱物質(zhì)的上涌通常會產(chǎn)生局部高溫，進(jìn)而造成地震波的低速異常，因此，我們可以利用更加密集的臺陣觀測資料來獲取該區(qū)域的高分辨率三維速度模型來研究大同火山群巖漿活動在地殼內(nèi)的上涌通道及其深部來源.

本研究擬基于ChinArray三期一階段覆蓋華北克拉通中部造山帶的密集流動臺陣觀測數(shù)據(jù)，利用背景噪聲互相關(guān)和地震面波層析成像獲得的瑞雷面波頻散信息，聯(lián)合反演以期獲得研究區(qū)域巖石圈尺度精細(xì)的三維 S波速度模型.相對于前人的研究（Jianget al，2013；Tanget al，2013；Aiet al，2019），本研究的速度模型有望達(dá)到更高的分辨率，可揭示華北克拉通中部巖石圈速度結(jié)構(gòu)的更多細(xì)節(jié)，以期進(jìn)一步探討華北克拉通巖石圈的厚度以及改造減薄程度的局部差異以及破壞機(jī)制，并研究山西裂谷北端的大同火山群巖漿活動在地殼內(nèi)的上涌通道及其在地幔中的深部來源.

1 數(shù)據(jù)與方法

本文使用中國地震科學(xué)臺陣探測項(xiàng)目（ChinArray）三期一階段在華北克拉通中部布設(shè)的流動臺陣（中國地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心，2011）的觀測數(shù)據(jù)來進(jìn)行華北克拉通中部的巖石圈結(jié)構(gòu)成像研究.其中，背景噪聲層析成像的數(shù)據(jù)集采集自2017年1月1日至7月28日臺陣記錄的連續(xù)波形.地震面波程函方程成像的數(shù)據(jù)集采集自2016年11月1日至2019年1月21日臺陣記錄的地震事件波形.臺陣統(tǒng)一使用了CMG-3T地震計(jì)（頻帶為50 Hz—120 s）和REFTEK數(shù)據(jù)采集器，平均臺間距約為30 km，臺站位置分布如圖1b所示.該臺陣覆蓋了北克拉通中部造山帶及其西邊的鄂爾多斯地塊東部和其東邊的華北盆地西部，覆蓋范圍大致為（34°N—44°N，109°E—115°E），是目前為止布設(shè)在該研究區(qū)域最為密集且均勻的臺陣，有助于獲取該區(qū)域更為精細(xì)的巖石圈結(jié)構(gòu).

圖1 研究區(qū)地形、構(gòu)造背景（a）及本研究使用的臺陣分布（b）Fig. 1 Topography and tectonic settings of the studied area （a）and the distribution of array used in this study （b）

1.1 背景噪聲成像

背景噪聲成像的數(shù)據(jù)預(yù)處理過程主要參照Bensen等（2007）提出的方法：包括重采樣至1 Hz、去均值、去線性趨勢、去儀器響應(yīng)和帶通濾波等處理；然后使用滑動平均法進(jìn)行波形的時域歸一化處理，并進(jìn)行頻域譜白化；最后對每兩個臺站對每天的波形記錄進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算.

為提高波形信噪比，本文采用兩步疊加法進(jìn)行波形疊加處理：① 將每五天的互相關(guān)波形進(jìn)行線性疊加；② 使用Li等（2018）發(fā)展的時頻相位加權(quán)疊加法（time-frequency domain phase-weighted stacking，縮寫為tf-PWS）將每五天的線性疊加結(jié)果進(jìn)一步疊加得到臺站對之間最終的互相關(guān)波形.為了進(jìn)一步提高信噪比，將每兩個臺站對之間的互相關(guān)波形的因果信號與果因信號進(jìn)行對稱疊加用于頻散曲線的提取，然后使用Levshin和Ritzwoller （2001）發(fā)展的自動頻時分析方法（frequency-time analysis，縮寫為FTAN）進(jìn)行頻散曲線的提取.為控制頻散曲線的質(zhì)量，剔除臺站間距小于3倍波長，信噪比小于20的數(shù)據(jù)，得到的不同周期的頻散數(shù)量如圖2所示.

圖2 不同周期的瑞雷面波相速度頻散數(shù)量Fig. 2 The number of Rayleigh wave phase velocity dispersions at different periods

經(jīng)過初步質(zhì)量控制后，我們使用Barmin等（2001）發(fā)展的一種基于線性射線理論的阻尼最小二乘反演方法來反演二維瑞雷面波相速度.為了進(jìn)一步剔除頻散中可能存在的異常值，我們進(jìn)行了兩次反演計(jì)算：① 對初步得到的頻散曲線進(jìn)行初始的二維反演，得到較為光滑的相速度模型；② 把走時殘差大于4 s的測量值剔除，將篩選后的頻散再次進(jìn)行二維反演得到最終的0.25°×0.25°的二維瑞雷面波相速度模型.

1.2 地震面波成像

為獲取更長周期的面波速度，本文使用Jin和Gaherty （2015）發(fā)展的基于程函方程的面波成像方法進(jìn)行地震面波層析成像.該方法利用相鄰地震臺站之間記錄的地震波形的互相關(guān)函數(shù)來計(jì)算臺站間的相位差，然后基于程函方程將相位差反演成二維相速度模型.本文收集了2016年11月1日至2019年1月21日臺陣記錄的979個地震事件的垂向波形.數(shù)據(jù)的前期處理工作主要包括：① 參考前人研究（鐘世軍等，2017），對地震事件進(jìn)行了初步篩選，要求地震震級不小于MS5.5，震中距在10°—160°之間，震源深度小于50 km，得到了592個符合條件的地震事件，事件的方位分布見圖3；② 對符合條件的地震事件波形進(jìn)行預(yù)處理，處理過程與上述背景噪聲數(shù)據(jù)預(yù)處理一致.

圖3 地震事件相對于臺陣中心的方位分布Fig. 3 The azimuth distribution of seismic events relative to the center of the array

面波相速度計(jì)算主要包括以下步驟：① 對于每個事件?臺站對，截取波形記錄中的基階瑞雷面波能量；② 對于同一事件，對一定距離內(nèi)（200 km）的不同臺站記錄的波形進(jìn)行互相關(guān)計(jì)算；③ 對互相關(guān)波形進(jìn)行窄帶通濾波，濾波帶寬為中心頻率的10%；④ 使用包含振幅因子、窄帶波形的半帶寬、窄帶波形的中心頻率、群延遲和相延遲五參數(shù)的高斯小波來擬合該互相關(guān)波形，從而獲得兩個臺站間的相位延遲，圖4為波形擬合示意圖；⑤ 利用得到的臺站間的相位延遲反演慢度矢量；⑥ 依次利用程函方程和亥姆霍茲方程獲得研究區(qū)域內(nèi)0.25°×0.25°網(wǎng)格的二維相速度模型（Jin，Gaherty，2015）.相比于使用傳統(tǒng)的雙臺法計(jì)算相速度，基于程函方程的面波成像方法不需要進(jìn)行射線追蹤，允許射線傳播方向存在彎曲，更符合真實(shí)情況，能夠得到更可靠的面波相速度模型（Linet al，2009）.但該方法對臺陣要求較高，需要臺陣分布相對密集且均勻，本研究使用的臺陣滿足這一條件.

圖4 互相關(guān)波形擬合示意圖Fig. 4 The fitting of the cross-correlation waveform

分別利用背景噪聲互相關(guān)和地震面波計(jì)算得到不同周期的瑞雷面波頻散后，將基于兩種數(shù)據(jù)集計(jì)算的頻散曲線進(jìn)行拼接.考慮到背景噪聲成像可以獲得可靠的較短周期的相速度而地震面波成像可以獲得可靠的較長周期的相速度，經(jīng)過對兩種數(shù)據(jù)集獲得的頻散曲線的觀察和測試，我們選取了6—15 s周期的基于背景噪聲互相關(guān)計(jì)算的相速度和30—140 s 周期的基于地震事件程函成像的相速度作為各周期對應(yīng)的相速度值.對于20 s和25 s的重疊周期，參考Fadel等（2020）的方法采用了3 ∶ 7的比例進(jìn)行加權(quán)平均，即在20 s，使用0.7權(quán)重的背景噪聲互相關(guān)計(jì)算結(jié)果和0.3權(quán)重的地震事件程函成像計(jì)算結(jié)果的和，而在25 s，使用0.3權(quán)重的背景噪聲互相關(guān)計(jì)算結(jié)果和0.7權(quán)重的地震事件程函成像計(jì)算結(jié)果的和.最終得到了研究區(qū)域6—140 s的二維瑞雷面波相速度模型用于進(jìn)行S波速度模型的反演.

圖5展示了部分周期的二維瑞雷面波相速度分布，圖6展示了各周期的瑞雷面波相速度對于 S波速度的敏感核曲線.結(jié)果顯示，在短周期（6—12 s）相速度分布主要與地表地質(zhì)構(gòu)造相關(guān)，在河套裂谷、山西裂谷、渭河裂谷以及華北盆地和鄂爾多斯盆地局部表現(xiàn)出低速特征，而陰山造山帶、呂梁造山帶、太行造山帶表現(xiàn)出高速特征；20 s周期的相速度主要對應(yīng)中下地殼結(jié)構(gòu)，較為明顯的速度異常是在大同火山群區(qū)域的低速，向西與河套裂谷下方的低速相連，向南擴(kuò)散至山西裂谷北段；40 s周期的相速度主要與上地幔頂部的速度結(jié)構(gòu)相關(guān)，大同火山群區(qū)域表現(xiàn)出更加顯著的低速特征，低速范圍也有所擴(kuò)大，低速的中心偏移至大同火山群西側(cè)，另外太行山與華北盆地的交界線以及太行山南端也出現(xiàn)了帶狀低速；60 s以上周期的相速度主要與上地幔結(jié)構(gòu)相關(guān)，表現(xiàn)出較為相似的速度分布，而大同火山群區(qū)域低速中心隨深度增加延伸至華北盆地下方，可能顯示了大同火山群巖漿活動的深部來源.

圖5 華北克拉通中部不同周期的瑞雷面波相速度分布圖（Ave表示每個周期T對應(yīng)的平均相速度）Fig. 5 Maps of Rayleigh surface wave phase velocity at different periods in the central North China Craton The average phase velocity Ave for each period T is shown in the lower right corner

圖6 一維參考模型（a）和不同周期的瑞雷面波相速度對于S波速度的敏感核曲線（b）Fig.6 1-D reference model （a）and sensitive kernel curves of the Rayleigh wave phase velocity at different periods relative to the S wave velocity（b）

1.3 一維S波速度聯(lián)合反演

本文使用Li等（2019）發(fā)展的基于馬爾科夫鏈蒙特卡羅（Markov chain Monte Carlo，縮寫為MCMC）隨機(jī)采樣的非線性反演方法對背景噪聲和地震面波計(jì)算的瑞雷面波相速度進(jìn)行聯(lián)合反演，獲取每個網(wǎng)格點(diǎn)的一維S波速度模型，并據(jù)此整合成研究區(qū)域內(nèi)0.25°×0.25°網(wǎng)格的三維S波速度模型.MCMC反演方法主要通過抽取收斂于貝葉斯后驗(yàn)概率分布的隨機(jī)樣本，對抽取的樣本進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，從而獲得后驗(yàn)分布的一些性質(zhì).近些年該方法在地球物理反演中得到了廣泛應(yīng)用，其原理也得到了詳細(xì)的闡述（Bodinet al，2012；Afonsoet al，2013；Shenet al，2013），在此不作贅述.

對于每個網(wǎng)格點(diǎn)，利用背景噪聲和地震事件得到的相速度頻散聯(lián)合反演S波速度.我們將一維初始速度模型設(shè)置為三層，包括低速沉積層，地殼和上地幔，每一層的厚度都隨S波速度一起反演.其中沉積層由4個參數(shù)約束，包括頂部和底部的S波速度、沉積層厚度和沉積層中的波速比；地殼和上地幔的S波速度各由4個三次B樣條參數(shù)約束，地殼厚度由莫霍面深度約束.因此總共設(shè)置了可在固定范圍內(nèi)擾動的13個獨(dú)立參數(shù)用于反演一維S波速度.本文參考Crust1.0全球模型（Laskeet al，2013）來設(shè)置沉積層的初始厚度擾動范圍.莫霍面的初始深度來源于Wang等（2017）基于接收函數(shù)的結(jié)果，并允許其在±5 km范圍內(nèi)擾動.本文采用PREM模型（Dziewonski，Anderson，1981）作為地殼和地幔的初始S波速度，其擾動范圍設(shè)置為±20%.參照Li等（2019）的方法，利用馬爾可夫鏈蒙特卡羅抽樣算法在模型空間搜索采樣并求解反演問題，對于每個網(wǎng)格點(diǎn)，進(jìn)行十萬次優(yōu)化采樣，利用馬爾可夫鏈中最終被接受的4 000個模型來估計(jì)后驗(yàn)概率密度分布，并采用其均值作為每個網(wǎng)格點(diǎn)最終的一維S波速度.圖7展示了其中三個網(wǎng)格點(diǎn)的一維S波速度模型反演結(jié)果，其位置以藍(lán)色圓點(diǎn)標(biāo)注在圖1中.三個網(wǎng)格點(diǎn)下方的一維S波速度模型表現(xiàn)出不同的特征，其中：網(wǎng)格點(diǎn)1（38°N，109.5°E）（圖7a，7d）位于鄂爾多斯盆地，在上地幔整體表現(xiàn)出高速特征；網(wǎng)格點(diǎn)2（40°N，112°E）（圖7b，7e）位于大同火山群西側(cè)，表現(xiàn)出相對較深的莫霍面和較低的上地幔速度；網(wǎng)格點(diǎn)3 （37.5°N，115°E）（圖7c，7f）位于華北盆地，表現(xiàn)出較薄的地殼和相對低速的巖石圈結(jié)構(gòu).

圖7 一維S波速度模型反演舉例，其位置在圖1中以藍(lán)色圓點(diǎn)表示（a?c）瑞雷波相速度頻散；（d?f）一維S波速度模型.黑色圓點(diǎn)代表觀測的頻散曲線，灰色線條代表計(jì)算的頻散曲線，藍(lán)色曲線代表最終的平均S波速度模型Fig.7 Examples of 1-D S-wave velocity model inversion. Their positions are represented by blue dots in Fig. 1（a?c）Rayleigh wave phase velocity dispersions；（d?f）1-D S wave velocity models. The black dots represent the observed dispersion curves，and the gray lines represent the calculated dispersion curves，and the blue curve represents the final average S-wave velocity model

2 結(jié)果與分析

計(jì)算得到每個網(wǎng)格點(diǎn)的一維S波速度模型后，將其整合成研究區(qū)域0.25°×0.25°網(wǎng)格的三維S波速度模型，圖8展示了不同深度的S波速度異常結(jié)果，各個深度的平均S波速度標(biāo)注在右下角.可以觀察到，在不同深度S波速度都表現(xiàn)出比較明顯的橫向不均勻性.

圖8 華北克拉通中部不同深度的S波速度水平切片（圖中Ave表示每個深度h對應(yīng)的S波平均速度）Fig.8 Horizontal slices of S-wave velocities at different depths in the central North China Craton. The average S wave velocity Ave of each depth is shown in the lower right corner（a）h＝5 km；（b）h＝15 km；（c）h＝30 km；（d）h＝50 km；（e）h＝70 km；（f）h＝100 km；（g）h＝140 km；（h）h＝200 km

在地殼深度范圍內(nèi)，5 km的S波速度切片（圖8a）展示了上地殼速度結(jié)構(gòu)，主要與地表地質(zhì)構(gòu)造有關(guān).在該深度處，研究區(qū)域內(nèi)的裂谷帶和盆地都表現(xiàn)為低速，包括山西裂谷，渭河裂谷，河套裂谷和華北盆地，太原盆地以及鄂爾多斯盆地等，推測是與這些區(qū)域淺部覆蓋的新生代沉積層有關(guān).而山脈區(qū)域的S波都表現(xiàn)為高速特征，包括陰山山脈，呂梁山脈和太行山脈，與這些區(qū)域結(jié)晶基底的出露相對應(yīng).本文模型與地表地質(zhì)構(gòu)造表現(xiàn)出很好的相關(guān)性，證明了結(jié)果的可靠性.

15 km深度處的S波速度切片（圖8b）大致對應(yīng)中地殼的速度結(jié)構(gòu)，其中，一個較為顯著的低速區(qū)主要集中于大同火山群附近，向西延伸至河套裂谷東部，向北擴(kuò)散至陰山—燕山造山帶，覆蓋了整個山西裂谷的北段，主要與位于山西裂谷北端的大同火山群的巖漿活動有關(guān).另外，華北盆地也表現(xiàn)為低速異常，可能與新生代以來地殼活化有關(guān)（Tanget al，2013）.渭河裂谷表現(xiàn)為低速異常，反映了裂谷作用導(dǎo)致的較弱的地殼.鄂爾多斯盆地和呂梁、太行造山帶整體表現(xiàn)為高速，反映了這些區(qū)域較為穩(wěn)定的地殼結(jié)構(gòu).

30 km深度處的S波速度切片（圖8c）主要反映了下地殼結(jié)構(gòu)，相較于中上地殼，大同火山群附近的低速異常明顯增強(qiáng)，且范圍增大，低速異常蔓延至整個陰山—燕山造山帶，可能代表了在下地殼中巖漿的侵入范圍，大同火山群附近區(qū)域的下地殼被上涌的地幔熱物質(zhì)侵入加熱，表現(xiàn)出大范圍的顯著低速區(qū)域.華北盆地，渭河裂谷，太原盆地轉(zhuǎn)變?yōu)楦咚佼惓?，可能表示這些區(qū)域在該深度已經(jīng)接近或到達(dá)上地幔頂部，代表這些區(qū)域有著較薄的地殼厚度.鄂爾多斯盆地整體依舊表現(xiàn)為高速，證明其下地殼未遭受破壞，依然保持穩(wěn)定.

50 km深度處的S波速度切片（圖8d）主要反映了上地幔頂部的結(jié)構(gòu)，大同火山群附近的低速異常相較于地殼中有所增強(qiáng)，但范圍縮小，低速區(qū)的中心向西偏移至鄂爾多斯盆地的東北角以下，與陰山、河套裂谷處的低速異常相連，可能預(yù)示了地幔熱物質(zhì)在上地幔頂部的上涌通道.太行造山帶和華北盆地的交界線，對應(yīng)了南北重力梯度線，在沿線附近表現(xiàn)出南北走向的低速帶，且與太行山南端的低速異常相連接.鄂爾多斯盆地下方依然表現(xiàn)為穩(wěn)定的高速，與山西裂谷南段的高速相連.

70，100，140，200 km深度處的S波速度切片（圖8e?h）表現(xiàn)出大致相同的分布特征，反映了上地幔中的速度結(jié)構(gòu).可以觀察到，隨著深度的增加，低速區(qū)的分布位置基本保持不變，即主要集中于大同火山群附近、沿南北重力梯度帶以及中部造山帶南端，而低速異常的幅度和范圍逐漸減小.值得注意的是，在200 km深度，大同火山群東南方向的華北盆地表現(xiàn)出相對較強(qiáng)的低速異常，可能顯示了大同火山群下方巖漿活動的深部來源.另外，鄂爾多斯盆地和山西裂谷南段下方則繼續(xù)表現(xiàn)出較強(qiáng)的高速異常.

3 討論

3.1 地殼結(jié)構(gòu)

因?yàn)楸狙芯坷昧吮尘霸肼暢上竦玫降亩讨芷诿娌ㄋ俣冗M(jìn)行聯(lián)合反演，所以本文S波速度模型在淺部也有著較高的分辨率.上地殼的速度異常分布主要與地表的構(gòu)造和地形有關(guān)，華北盆地、河套裂谷、渭河裂谷、太原盆地以及鄂爾多斯盆地北緣等區(qū)域的低速異?？赡芘c淺部的新生代沉積層有關(guān)（Zhanget al，1998）.其中，華北盆地、河套裂谷的低速異常尤為顯著，可能代表這些區(qū)域的沉積層相對較厚.上地殼中，山西裂谷整體表現(xiàn)為低速特征，NNE?SSW向的低速帶與山西裂谷的位置走向相對應(yīng)，證明我們的模型與地表構(gòu)造比較吻合.李自紅等（2014）基于地震反射剖面結(jié)果認(rèn)為山西裂谷南段的臨汾盆地是一個受拉張的純剪切盆地，而Yin等（2017）基于大地電磁剖面的研究結(jié)果則支持簡單剪切模型.在本研究中，從東西向的剖面CC′和DD′ （圖9c，9d）可以觀察到，在中下地殼，山西裂谷南段的低速異常隨深度增加逐漸向東傾斜至太行造山帶下方，東向傾斜的低速帶可能顯示了裂谷在地殼內(nèi)的破裂面.因此，我們的結(jié)果為山西裂谷南段屬于簡單剪切變形模式（Yinet al，2017）提供了證據(jù).經(jīng)過陰山造山帶和鄂爾多斯盆地的南北走向剖面EE′ （圖9e）顯示，河套裂谷下地殼附近存在顯著的低速，并向北傾斜延伸至上地幔中，可能代表了深部上涌的地幔熱物質(zhì)侵入了下地殼，造成河套裂谷下方大范圍的低速，并導(dǎo)致了巖石圈的改造和減薄，這與陳凌等（2010a）研究觀察到的該區(qū)域較薄的巖石圈厚度相符合.

圖9 S波速度模型垂直剖面，其位置以黑色虛線標(biāo)注在圖8h中，圖中黑色粗實(shí)線代表莫霍面深度Fig. 9 Vertical sections of the S-wave velocity model，the positions of which are marked with black dotted lines in Fig. 8h，the thick black lines denote the Moho depth

3.2 巖石圈結(jié)構(gòu)

本文的巖石圈模型中，最為顯著的S波速度特征就是在上地幔中華北克拉通中部造山帶南北兩端的大范圍低速異常區(qū)域以及連接兩者的太行造山帶東側(cè)的低速異常帶.其中，北段的低速異常一般認(rèn)為與大同火山群的巖漿活動有關(guān)，地幔上涌的熱物質(zhì)形成了第四紀(jì)火山的噴發(fā)（Tanget al，2013；Liet al，2018）.Xu等（2005）基于第四紀(jì)大同火山群堿性玄武巖成分分析表明該處巖石圈發(fā)生了減薄，這與本文巖石圈模型在該區(qū)域下地殼及上地幔表現(xiàn)為大尺度的低速異常相對應(yīng)，證明大同火山群區(qū)域的巖石圈已經(jīng)被上涌的巖漿侵蝕發(fā)生了改造和減薄.同時本文的巖石圈速度模型顯示該低速異常區(qū)域擴(kuò)散至陰山造山帶以及河套裂谷下方，可能代表這些區(qū)域的巖石圈也遭受到了不同程度的改造和減?。℉uanget al，2009；Tanget al，2013；Donget al，2014）.

中部造山帶南端的低速異常代表其南部可能也遭受了巖石圈改造和減薄，但本文的模型顯示其低速異常相對北段較弱（圖8e?g），可能代表了南部的改造程度相對較低，巖石圈相對較厚，這與Tang等（2013）的研究結(jié)果一致.另外，該低速區(qū)在前人的地震成像研究中也被觀察到（Baoet al，2013；Jianget al，2013；Guo，Chen，2017），但在細(xì)節(jié)上存在差異.Guo和Chen （2017）基于背景噪聲和接收函數(shù)得到的模型顯示該低速體在約70 km和大于100 km深度侵入了鄂爾多斯盆地下方，提出鄂爾多斯盆地東南部下方的巖石圈地幔存在局部改造；而Bao等（2013）基于背景噪聲成像的結(jié)果在鄂爾多斯盆地東南部未發(fā)現(xiàn)顯著的低速區(qū)域，認(rèn)為鄂爾多斯盆地整體保持穩(wěn)定.在本文的高分辨率模型中，鄂爾多斯盆地東南部下方的巖石圈地幔50—100 km深度處觀察到局部的低速體（圖8d?f），可能代表了局部的巖石圈改造，因此本文的結(jié)果支持鄂爾多斯盆地東南部巖石圈存在局部改造的結(jié)論.

另外，沿著太行造山帶與華北盆地交界線的大范圍低速帶與南北重力梯度線的位置相對應(yīng)，可能代表著華北克拉通中部造山帶的巖石圈東側(cè)已經(jīng)被改造，這與梯度線以東較薄的地殼和巖石圈相對應(yīng)（陳凌等，2010b）.由西向東的S波速度遞減可能代表了中部造山帶的巖石圈厚度由西向東逐漸減薄，這與基于接收函數(shù)的結(jié)果一致（Chenet al，2009），這種由西向東逐漸增強(qiáng)的巖石圈破壞可能與太平洋板塊的西向俯沖有關(guān)（Huang，Zhao，2006）.值得注意的是，中部造山帶的中南段在上地幔中（50—140 km）表現(xiàn)出與鄂爾多斯盆地東南部相連的高速異常（圖8d?g），表明該區(qū)域的巖石圈可能未遭受嚴(yán)重破壞，整體保持相對穩(wěn)定.地質(zhì)年代學(xué)研究表明，華北克拉通東、西地塊在約1.85 Ga前發(fā)生碰撞并最終導(dǎo)致華北克拉通的融合，同時形成了中部造山帶（Zhaoet al，2005）.在本文的巖石圈模型中，中部造山帶巖石圈不同位置的改造差異可能與華北克拉通復(fù)雜的構(gòu)造演化活動和地幔深部的流體運(yùn)動以及這些區(qū)域早期本身的不均一性有關(guān)（朱日祥等，2011）.本文的模型還顯示出，在上地幔中，華北克拉通中部造山帶南北兩端的低速異常通過沿南北重力梯度線分布的低速帶相連，且延伸至華北盆地下方，可能代表造成中部造山帶南北兩端的巖石圈改造減薄的機(jī)制相同，即華北盆地下方的地幔上涌的熱物質(zhì)侵入太行造山帶下的巖石圈地幔并流向中部造山帶南北兩端，造成局部的巖石圈的改造減薄作用，這與朱日祥和鄭天愉（2009）提出的該區(qū)域的巖石圈破壞以巖漿底侵或熱侵蝕作用為主相符合.Huang和Zhao（2006）基于體波成像的結(jié)果顯示，西向俯沖的太平洋板塊前緣停滯在南北重力梯度線東側(cè)，與本研究觀察到的上述低速帶位置相對應(yīng).而前人的研究表明，停滯的太平洋俯沖板塊的脫水會導(dǎo)致上地幔軟流圈熱物質(zhì)上涌，從而造成S波低速異常（Fukaoet al，1992；Zhao，2004；Lei，Zhao，2006）.因此，我們推測中部造山帶上地幔中的低速體可能來源于停滯的太平洋俯沖板塊脫水作用，也就是說，中部造山帶巖石圈的改造減薄主要與太平洋板塊的西向俯沖有關(guān)，這與朱日祥等（2012）提出的太平洋板塊俯沖是華北克拉通破壞的主要動力因素相符合.

鄂爾多斯盆地下方除東南緣局部區(qū)域外，整體表現(xiàn)為持續(xù)的高速特征直至200 km以下（圖8，9），證明其巖石圈厚度可能達(dá)到了200 km以上，整體保持了克拉通的屬性.這與前人的面波成像結(jié)果顯示鄂爾多斯盆地下方較薄的巖石圈存在差異（Huanget al，2009；Tanget al，2013），與基于接收函數(shù)和體波成像的研究結(jié)果相符合（Huang，Zhao，2006；Chenet al，2009）.因此本文的高分辨率S波速度模型傾向于支持位于華北克拉通腹地的鄂爾多斯盆地巖石圈整體未受到破壞減薄，保留了克拉通特性，與陳凌等（2010a）的研究結(jié)果相符.

3.3 大同火山群巖漿活動

在本研究得到的巖石圈速度模型中，大同火山群附近區(qū)域的顯著低速特征由中下地殼一直延伸至上地幔中，其在深度上連續(xù)的分布可能顯示了上地幔熱物質(zhì)由下而上的上涌通道和侵入范圍.圖8的水平切片顯示，隨著深度增加，大同火山群下方的低速區(qū)域在下地殼與上地幔頂部呈現(xiàn)向西偏移的特征，前人也觀察到類似的特征（Tanget al，2013；Liet al，2018；Aiet al，2019）.在50 km深度，低速異常最強(qiáng)且范圍集中于鄂爾多斯盆地東北角下方，可能顯示了地幔熱物質(zhì)在上地幔頂部的侵入位置.基于接收函數(shù)的研究觀察到該區(qū)域較深的莫霍面可能與巖漿的板底作用導(dǎo)致的地殼增厚有關(guān)（Xuet al，2005；Wanget al，2017）.巖漿從該位置侵入地殼且向周圍擴(kuò)散，將該區(qū)域附近的下地殼加熱甚至可能導(dǎo)致部分熔融，造成了鄂爾多斯盆地東北角下方大范圍的低速區(qū)域.而在地殼內(nèi)繼續(xù)上涌的過程中受到鄂爾多斯盆地東北角的上地殼阻擋，發(fā)生東向流動，隨后上升至大同火山群區(qū)域正下方，形成了大同火山群的巖漿活動.

在上地幔中，該低速體的范圍隨深度的增加而逐漸擴(kuò)大，但中心位置不再向西偏移，而是垂直向下延伸.在200 km深度左右大同火山群下方的低速異常逐漸減弱，而在其東南方向的華北盆地觀測到相對較強(qiáng)的低速異常（圖8h）.圖9a中沿東西向的AA′剖面能夠更加直觀地觀察到該低速體在垂向上的分布變化，剖面顯示該低速體位于大同火山群西側(cè)的鄂爾多斯盆地東北角下方，沿垂向一直延伸至約170 km深度，然而在更深處低速異常卻逐漸減弱，可能表明該低速體不是來源于垂直向下的更深處，而是來源于其它方向的水平流動.另一條沿南北走向穿過大同火山群的FF′剖面顯示，隨著深度的增加，大同火山群下方的低速體逐漸向南延伸至約38°N—39°N之間，連續(xù)的低速異常到達(dá)200 km以下（圖9f）.而穿過該低速區(qū)域的東西走向的剖面BB′顯示，隨深度的增加，該低速體向東延伸到華北盆地200 km以下（圖9b），可能顯示了大同火山群巖漿的深部來源.

綜合以上分析，我們推測由華北盆地下方地幔中上升的熱物質(zhì)沿西北方向上涌至中部造山帶北段西側(cè)的鄂爾多斯盆地東北角下方，在該處侵入地殼后在繼續(xù)上升過程中受到該區(qū)域上地殼阻擋，發(fā)生東向流動，最終到達(dá)大同火山群下方，為大同火山群的巖漿活動提供熱物質(zhì)來源.因此，本文的研究結(jié)果不支持Li等（2018）提出的大同火山群巖漿來源于青藏高原東北緣的地幔流，而更傾向于支持大同火山群巖漿來源于華北盆地下方的上地幔.考慮到目前沒有在大同火山群區(qū)域發(fā)現(xiàn)明確的地球化學(xué)方面的證據(jù)支持該區(qū)域在新生代存在地幔柱活動（Menzieset al，2007），而深部的俯沖板塊脫水作用會造成大規(guī)模的軟流圈熱物質(zhì)上涌（Fukaoet al，1992；Zhao，2004；Huang，Zhao，2006），從而為大同火山巖漿活動提供熱物質(zhì)來源.因此，基于本研究所得到的S波速度模型，推測大同火山群的巖漿活動深部來源可能與西向俯沖的太平洋停滯板塊有關(guān).

4 結(jié)論

基于ChinArray三期一階段密集臺陣觀測數(shù)據(jù)，利用背景噪聲和地震面波層析成像聯(lián)合反演了華北克拉通中部造山帶及其鄰近區(qū)域地幔巖石圈的高分辨率三維S波速度模型.本文的速度模型為研究華北克拉通破壞減薄機(jī)制和橫向的破壞改造程度差異以及大同火山群巖漿活動在地殼內(nèi)的上涌通道和深部來源提供了新的證據(jù).結(jié)果顯示，華北克拉通不同地塊的巖石圈結(jié)構(gòu)存在很強(qiáng)的橫向變化，鄂爾多斯盆地腹地下方除東南緣存在小范圍的局部改造外，整體保留了穩(wěn)定的克拉通屬性，北緣的河套裂谷區(qū)域存在自下而上的巖石圈改造減薄作用.東部的華北盆地巖石圈被強(qiáng)烈破壞減薄，顯示出較薄的低速地殼；中部造山帶南北兩端以及沿南北重力梯度線的巖石圈也被不同程度地改造減薄，其中北端大同火山群下方的巖石圈改造最為強(qiáng)烈，南端的改造程度相對較弱；而南北兩端的低速體通過南北重力梯度線下方的低速帶相連并延伸至華北盆地地幔深處，可能代表了相同的改造減薄機(jī)制，即華北盆地下方地幔上涌的熱物質(zhì)侵入太行造山帶下的巖石圈地幔并流向中部造山帶南北兩端，造成巖石圈局部的改造減薄作用，地幔熱物質(zhì)的深部來源可能與太平洋板塊的西向俯沖有關(guān)；大同火山群的巖漿活動可能來源于華北盆地下方的地幔熱物質(zhì)沿西北方向上涌，在鄂爾多斯東北角下方侵入地殼，在地殼內(nèi)上升過程中受到上地殼阻擋發(fā)生東向流動，到達(dá)大同火山群下方.因此，本文的結(jié)果傾向于支持大同火山群的巖漿活動在深部可能來源于西向俯沖的太平洋停滯板塊的脫水作用.

中國地震局地球物理研究所“中國地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心”為本研究提供了地震波形數(shù)據(jù)，作者在此表示感謝.