引言

克拉通因其具备难熔、低热流和巨厚岩石圈等特征，自形成以后较少地遭受到其它地质构造作用的影响，易于长期保持其整体的稳定性（Griffin et al，1998；Carlson et al，2005）。华北克拉通位于欧亚大陆东部，是我国面积最大、演化历史最长、地质记录最完整的早前寒武纪陆块（吴福元等，2008；朱日祥等，2020）。华北克拉通在约18.5亿年前的古元古代末由其东部陆块和西部陆块沿中部造山带发生陆-陆碰撞拼合而成（图1）（Zhao，2001；Zhao G C et al，2012）。经过一系列构造事件，在早中生代三叠纪以后，华北克拉通北部与中亚造山带接触，南部通过秦岭—大别造山带与扬子地块接触，西南部与青藏高原东北缘接触，东部边界为一大型活动断裂带—郯庐断裂带（图1）。

图  1  研究区构造背景分布图

图中地震为1970年以来记录到的5级以上地震（国家地震局震害防御司，1995；中国地震局震害防御司，1999）。左上角图中图显示了华北克拉通及其周边区域更大范围的构造背景。其中蓝色矩形代表放大区域范围；红色实线代表板块边界（Bird，2003）；黑色空心箭头示意板块运动方向（Kreemer et al，2014）

Figure  1.  Tectonic setting of the studied area

The represented earthquakes are M_S≥5.0 recorded since 1970 （Department of Earthquake Disaster Prevention，State Seismological Bureau，1995；Department of Earthquake Disaster Prevention，China Earthquake Administration，1999）. The upper left image shows the larger tectonic background of the North China Craton and its surrounding region；The blue rectangle represents the location of this study area；the solid red lines represent plate boundaries （Bird，2003）； the black hollow arrows indicate the motion direction of the plates （Kreemer et al，2014）

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大量研究表明，古生代时期华北克拉通主体部分的岩石圈仍然保持厚（约200 km）、冷（约40 mW/m²）和难熔的典型克拉通稳定属性。然而，晚中生代时期克拉通东部广泛发育变质核杂岩、断陷盆地并伴随着强烈的岩浆活动，其岩石圈性质发生了根本性改变，转变为薄（约60—80 km）、热（约80 mW/m²）和饱满的特征（Menzies et al，1993，2007；Griffin et al，1998；郑建平等，1999；Fan et al，2000；Xu，2001，2007；吴福元等，2008，2014；郑建平，2009；朱日祥等，2012；郑永飞等，2018；Liu et al，2019；汤艳杰等，2021）．在早期的研究中，地球科学家提出了“地台活化”、“岩石圈减薄”和“岩石圈去根”等概念来描述华北克拉通的构造活化（陈国达，1956；范蔚茗，Menzies，1992；Menzies et al，1993；邓晋福等，1994）。随着研究的深入，人们逐渐认识到华北克拉通东部不仅发生了岩石圈厚度的巨量减薄，并且其物质组成和物理化学性质发生了根本性改变（吴福元等，2008；朱日祥，郑天愉，2009；朱日祥等，2011，2012）。

岩石圈结构信息是探讨克拉通构造演化、破坏范围、破坏过程及其动力学机制等一系列科学问题的重要依据。接收函数研究结果揭示了华北克拉通下方的地壳厚度和岩石圈厚度存在显著的区域性差异，总体趋势具有“西厚东薄”的变化特征（Chen，2010；葛粲等，2011；Li et al，2014；Wang C Y et al，2014；危自根等，2015；Wang W L et al，2017；武岩等，2018；Zhang P et al，2019；Zhang Y Y et al，2019；Cheng et al，2022）。接收函数成像研究结果在中部地块地壳内部发现了东西部陆块碰撞拼合的构造痕迹，以及在岩石圈地幔内部发现了一系列大陆演化残留下来的痕迹（Zheng et al，2008，2009，2012），并在鄂尔多斯地块北部发现古元古代碰撞带下方存在地壳根的证据（Wang C Y et al，2017）。体波成像结果显示鄂尔多斯地块下方的高速异常可延伸到250 km以下深度，华北克拉通中东部地区上地幔呈现多尺度横向非均匀结构，并且在太行山东侧地幔过渡带内部发现了与太平洋板片俯冲滞留体相关的高速异常（Huang，Zhao，2006；Tian et al，2009；Li，van der Hilst，2010；Lei，2012；Zhao et al，2012；Wang J et al，2014；Chen et al，2015；徐小兵等，2018；Tao et al，2018；Ma et al，2019）。面波成像结果也揭示了研究区域内部较大尺度的结构差异，华北克拉通西部、中部和东部地块之间速度结构存在显著的区域性差异（Huang et al，2009；黄忠贤，2011；Zheng et al，2011；郑现等，2012；Bao et al，2013；Cheng et al，2013；Jiang et al，2013；Tang et al，2013；Shen et al，2016；宫猛等，2017；胥鸿睿，2018；Li et al，2018；Ai et al，2019；Yao et al，2020；蔡光耀等，2021；Cai et al，2021；Feng et al，2022；Wu et al，2022；Xu et al，2022；Zhou et al，2022）。这些成像结果为我们认识华北克拉通的岩石圈结构提供了重要依据，但受观测条件或者成像范围的限制，横跨整个华北克拉通的岩石圈高分辨率成像研究结果仍然较少，限制了我们对深部结构变形和动力学机制等问题的进一步研究。

随着“中国地震科学台阵探测”项目 Ⅱ 期和Ⅲ期的实施，覆盖研究区的密集宽频带流动地震台站获取了大量高质量观测数据，为横跨整个华北克拉通和青藏高原东北缘的大范围高分辨岩石圈速度结构成像提供了条件。本文利用1 355个流动台站以及158个固定台站记录的远震面波资料，采用程函面波成像方法得到了研究区内部10—120 s周期范围的瑞雷面波相速度分布，应用线性化迭代反演方法获得了研究区200 km深度范围内的高分辨率S波速度结构，并对研究区下方岩石圈的特征、介质变形和深部动力学机制等进行了讨论。

1.   数据与方法

1.1   数据

本研究共搜集了1 513个地震台站记录的面波波形数据，涉及的台站包括“中国地震科学台阵探测”项目 Ⅱ 期670个、Ⅲ期第一部分361个和Ⅲ期第二部分324个流动地震台站（中国地震科学探测台阵数据中心，2011），以及中国区域地震台网中158个固定台站（图2）。这是迄今为止在研究区域内布设最为密集的观测台站，平均台站间距约为35 km。研究中使用的“中国地震科学台阵探测”项目 Ⅱ 期数据的观测时段为2013年9月至2016年6月，Ⅲ期第一部分数据的观测时段为2016年11月至2019年1月，Ⅲ期第二部分数据的观测时段为2017年11月至2020年11月，固定台站数据观测时段为2016年4月至2019年1月。筛选出同时满足震中距在10°以上、震源深度在50 km以内且震级大于M_S5.0的地震事件，并对波形数据进行预处理，包括去均值、去倾斜、去仪器响应和数据重采样（降至１Hz）。最终挑选出1 871个地震事件（图3）用于面波成像研究。

图  2  本研究所用地震台站分布

Figure  2.  Distribution of seismic stations in this study

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图  3  研究中所用地震事件分布

Figure  3.  Distribution of seismic events in the study

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1.2   方法

本研究采用两步法获取研究区下方200 km深度范围的S波速度结构。首先，应用程函面波成像方法得到不同周期的面波相速度分布，提取出纯路径频散曲线；然后，应用线性迭代反演方法得到一维S波速度模型；最后，将所有的一维S波速度模型组合起来，得到三维S波速度模型。

1.2.1   程函面波成像

Lin等（2009）首次提出了程函面波成像方法，并将该方法应用于美国西部地区密集台阵的噪声成像研究中。此后，Lin和Ritzwoller （2011）又将该方法推广到天然地震面波成像研究中，大大拓宽了其适用的周期范围。Jin和Gaherty （2015）发展了基于多通道波形互相关技术的程函面波成像方法，首次将广义地震数据泛函分析方法（Gee，Jordan，1992）应用于观测波形的互相关函数上以提取频散参数，并开发了相应的面波相速度自动测量程序。本研究采用该方法获取基阶瑞雷面波相速度分布，相关方法原理和技术细节可参照Jin和Gaherty （2015）以及钟世军（2016）。应用多道互相关相延迟测量技术可快速构建出各地震事件在台阵范围内面波相速度传播的二维空间走时场分布，利用慢度向量反演方法可得到各周期的相速度分布。之后在不同位置对各周期相速度值逐一加权叠加，得到多地震事件的综合相速度分布结果。

为了得到可靠的相延迟测量结果，互相关台站对的距离上限设置为200 km，波形一致性参数阈值设置为0.6，并对单事件相延迟测量结果进行筛选，舍弃偏离其时距曲线（相延迟时间和台站间距拟合直线）±0.2倍区间范围的测量值。慢度向量反演过程中，光滑权重需根据不同周期的平均信噪比以及波长变化设置，同时还需考虑成像结果的误差分布以及对地质构造的分辨能力（Jin，Gaherty，2015）．相速度加权叠加过程中，选择舍弃偏离初次迭代均值附近±2%区间范围的测量值，并保证每个网格节点有不少于30个有效事件的相速度测量值。

1.2.2   S波速度反演

本研究采用Herrmann （2013）的线性迭代反演方法得到地表各网格节点下方的一维S波速度模型。不同周期的地震面波对不同深度范围的S波速度敏感，且随着周期增大其敏感深度逐渐增加，本研究10—120 s周期的面波相速度可反映200 km以深的S波速度结构（图4）。反演采用的初始速度模型参考Li等（2022）的噪声和面波数据联合成像结果，应用线性插值方法从该三维模型中提取得到地表各网格节点下方的初始一维S波速度模型。其中，在0—80 km深度取层厚2 km，80—200 km取层厚5 km，200—400 km取层厚10 km，共计84层。反演过程中莫霍面所在层位权重设置为10.0，1—10 km层位权重设置为0.5，10 km至莫霍面深度范围层位权重为1.0，莫霍面以下至200 km层位权重为1.0，200—400 km层位权重设置为0.5。共进行30次迭代反演，其中前两次反演阻尼因子设置为10.0，后28次反演阻尼因子设置为0.5。图5给出了一维S波速度模型的反演示例。将所有网格节点反演得到的一维S波速度模型组合在一起，最终得到研究区下方地壳至上地幔200 km深度范围的三维S波速度结构。

图  4  不同周期的基阶瑞雷面波相速度对S波速度的敏感曲线

Figure  4.  Sensitivity kernel curves of fundamental Rayleigh wave phase velocity to shear wave velocity at different periods

（a） 10—40 s；（b） 40—120 s

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图  5  面波频散曲线反演一维S波速度结构示例（35.00°N，112.25°E）

（a） 反演前后的一维S波速度模型；（b） 反演前后频散曲线的拟合情况；（c） 反演前后的频散残差分布

Figure  5.  Example of inversion of surface wave dispersion data for S-wave velocity （35.00°N，112.25°E）

（a） The 1-D S-wave velocity models pre- and post-inversion；（b） The fitting distribution of dispersion curves pre- and post-inversion；（c） The dispersion residual distribution pre- and post-inversion

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2.   结果

图6给出了相速度的误差分布。可以看出，大部分区域在中短周期10—40 s的相速度误差小于0.05 km/s，在中长周期50—120 s的误差介于0.05—0.10 km/s之间。河套断陷带西部区域误差相对偏大，可能是受该区较厚的沉积层分布和剧烈的横向速度变化影响。不同观测时段的台阵之间衔接区域附近误差有所增加，可能反映了不同观测条件的差异会对结果产生一定影响。总体上，本研究所得的面波相速度分布结果可信度较高，可用于后续的S波速度反演。

图  6  相速度误差分布

Figure  6.  Error distribution of the phase velocity

（a） T＝10 s；（b） T＝14 s；（c） T＝20 s；（d） T＝25 s；（e） T＝32 s；（f） T＝40 s；（g） T＝50 s； （h） T＝60 s；（i） T＝70 s；（j） T＝80 s；（k） T＝100 s；（l） T＝120 s

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2.1   相速度分布结果

10—14 s周期相速度（图7a，b）对地壳浅部的S波速度比较敏感，除了年轻的青藏高原前缘造山带区域外，总体上显示盆地区域为低速分布，而基岩出露的隆起区或造山带为高速分布。20—40 s周期相速度（图7c−f）对15—60 km深度范围的S波速度比较敏感，总体上呈西低东高的分布特征，与研究区下方地壳厚度西厚东薄的变化趋势具有较好的对应关系（Li et al，2014；Wang W L et al，2017；Cheng et al，2022）。青藏高原东北缘区域低速异常十分显著。山西断陷带北部区域显示出较显著的低速异常，并且随周期增大异常范围逐渐扩大。50—80 s周期相速度（图7g−j）对50—150 km深度范围的S波速度比较敏感，华北东部平原区逐渐转变为较显著的低速分布特征，并与山西断陷带的低速异常区相连。华北平原北侧燕山构造带总体呈现弱高速分布特征。鄂尔多斯地块内部的显著高速异常范围逐渐向南部区域收缩。青藏高原东北缘区域的低速异常逐渐减弱，局部区域开始逆转为弱高速分布。100—120 s周期相速度（图7k，l）对研究区上地幔100—250 km深度范围的S波速度比较敏感，该周期段相速度分布总体上与80 s周期的特征相似，与长周期段敏感深度重叠范围较大相对应。

图  7  瑞雷面波相速度分布图像（图中v₀代表每个周期T对应的平均相速度）

Figure  7.  Rayleigh wave phase velocity maps at different periods （v₀ represents the average phase velocity corresponding to each period T）

（a） T＝10 s；（b） T＝14 s；（c） T＝20 s；（d） T＝25 s；（e） T＝32 s；（f） T＝40 s；（g） T＝50 s； （h） T＝60 s；（i） T＝70 s；（j） T＝80 s；（k） T＝100 s；（l） T＝120 s

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2.2   S波速度分布结果

10—20 km深度的速度图像（图8a，b）主要反映中上地壳的结构变化。10 km深度的速度分布与地表构造具有较强的相关性，低速异常主要位于沉积层较厚的华北东部平原、环鄂尔多斯周缘断陷带等区域，高速异常位于青藏高原东北缘、秦岭、吕梁山、太行山、阴山和燕山等造山带或隆起区域。在20 km深度处，华北东部的鲁西和胶东隆起区转变为较显著的高速分布，低速异常区主要限制在渤海湾盆地内部。山西断陷带北部大同火山区附近已转变为低速异常分布特征。除祁连造山带东部为弱高速分布，青藏高原东北缘区域显示为较显著的低速异常分布特征。

图  8  不同深度的S波速度分布（图中v₀代表每个深度h对应的平均速度）

Figure  8.  S-wave velocity maps at different depths （v₀ represents the average S-wave velocity corresponding to each depth h）

（a） h＝10 km；（b） h＝20 km；（c） h＝40 km；（d） h＝50 km；（e） h＝60 km；（f） h＝80 km； （g） h＝100 km；（h） h＝150 km；（i） h＝200 km

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40—60 km深度的速度分布（图8c−e）与研究区下方地壳厚度西部厚东部薄的变化特征具有较强的相关性（Li et al，2014；Wang et al，2017；Cheng et al，2022）。青藏高原东北缘地区地壳明显增厚（约50—60 km），对应显著的低速异常分布，华北东部地区地壳明显减薄（约30—35 km），对应显著的高速异常分布。华北中西部地区地壳厚度大致介于二者之间（约35—45 km），除鄂尔多斯地块周缘断陷局部区域外，该区速度值总体上也介于二者之间，但存在显著的横向不均匀性。

80—100 km深度的速度图像（图8f，g）显示华北东部平原区为低速异常，而其北侧的燕山构造带总体呈现弱高速分布特征。山西断陷带北部区域存在大范围显著低速异常，而其中南部区域存在明显的高速异常。青藏高原东北缘区域低速异常明显减弱，并且部分区域逆转为高速分布特征。

150—200 km深度的速度图像（图8h，i）显示低速异常主要分布于华北中东部区域，而在200 km深度处华北东部平原区与燕山构造带局部区域存在较明显的高速异常。太行山中南部区域转变为较显著的低速分布特征，并与山西断陷带北部区域的低速异常相连。鄂尔多斯地块内部高速异常范围向其南部区域收缩，而北部区域则显示为低速异常分布特征。

3.   分析与讨论

3.1   岩石圈厚度

岩石圈厚度是研究大陆动力学演化的重要资料之一。通常认为，地球最外层的刚性岩石圈以热传导为主，在深度方向具有较大的温度梯度。而岩石圈下方的软流圈则具有较好的流动性，能够产生多种尺度的物质对流，因此其内部温度梯度较小。Priestley和McKenzie （2006）提出了上地幔S波速度与压力和温度之间存在以下经验关系式：

式中：v_S为S波速度；$ {{v}_{\mathrm{S}}}^{*} $为经过压力校正后的上地幔速度；Θ和T分别为摄氏温度和绝对温度；P为深度z处对应的压力，通过关系式P＝∫ρgdz计算得到，ρ和g分别为密度和重力加速度；常量b_v，m，c，A，E，v_a和R取值分别为3.8×10⁻⁴/km，−2.8×10⁻⁴ km/sC，4.72 km/s，1.8×10¹³ km/s，409 kJ/mol，10⁻⁵ m³/mol和8.314 J/（mol·K）。利用面波资料获得的S波速度v_S可以估算出岩石圈厚度分布（Priestley，McKenzie，2006），该方法结合了热学岩石圈厚度和地震学岩石圈厚度的优势。该经验公式是根据太平洋板块的岩石圈得到的，在不同的区域可能会存在一定差异，研究中并未具体考虑。不同区域的岩石圈底界面参考速度和温度会存在一定差异，特别是在一些比较复杂的区域不容易确定。

我们采用以上经验关系式，利用2.2节获得的S波速度v_S可以得到经过压力校正后的速度${{v}_{\mathrm{S}}}^{*} $以及温度Θ的分布，然后将压力校正后的速度值4.35 km/s及温度区间1 320—1 380℃作为岩石圈底界面的参考位置。图9为采用上述方法利用本研究所获取的三维S波速度模型估算得到的岩石圈厚度分布结果。

图  9  华北克拉通及其周边区域岩石圈厚度分布

Figure  9.  Thickness of the lithosphere in North China Craton and its surrounding regions

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3.1.1   与其它结果对比

与S波接收函数方法所得结果相比（Zhang Y Y，2019；Chen，2010），本研究也得到华北克拉通岩石圈厚度具有“西部厚，东部薄”的分布特征。但在鄂尔多斯地块内部，我们的结果呈现“南厚北薄”的分布特征，最厚区域位于地块东南部，而接收函数显示“南北厚，中间薄”的分布特征，鄂尔多斯地块东北部的岩石圈厚度超过180 km。Li等（2022）基于噪声和地震面波资料获取的岩石圈厚度显示，鄂尔多斯地块内部存在两个较厚的区域，分别位于地块的西北部和西南部。Tao等（2018）基于全波形反演得到的P波和S波速度结构显示，与鄂尔多斯岩石圈有关的高速异常范围和延续深度较大的区域与本文的岩石圈厚度分布具有良好的一致性。王恺等（2020）基于热结构研究给出的鄂尔多斯地区岩石圈厚度也与本文的结果相近。在大同火山区附近，本文给出的岩石圈厚度与华北平原大多数地区的相近，这与Tao等（2018）揭示的该区域80 km深度的低速异常与华北平原地区相近或更低的结果相一致。我们给出的岩石圈厚度的横向分辨率明显高于早期基于固定地震台站观测资料的研究结果（Huang et al，2003；An，Shi，2006；黄忠贤等，2009；Feng et al，2010），这些结果尽管给出的华北克拉通地区岩石圈具有“西厚东薄”的特征，但很难揭示环鄂尔多斯岩石圈厚度的变化特征等。与Wu等（2022）基于接收函数与面波联合反演获得的结果相比，两者在中西部地区具有良好的一致性，但该研究没有给出东部地区的成像结果。

3.1.2   岩石圈厚度分布及西部地区速度特征

本文的研究结果显示，华北克拉通下方岩石圈厚度最突出的特征是存在显著的东西向差异，总体上呈现“西厚东薄”的分布特征。这一特征在之前的研究结果中也有所显示（An，Shi，2006；Huang et al，2009；Chen，2010；Zhang Y Y，2019）。除了这种大尺度的一级特征外，本文结果还揭示了一些小尺度岩石圈厚度差异的高分辨率分布特征。例如，在中亚造山带南部且靠近华北克拉通北部边界带存在一个近WNW-ESE向展布的岩石圈减薄区域（＜100 km），该特征首次在本文的结果中被揭示。

尽管鄂尔多斯地块的岩石圈普遍较厚（＞150 km），但仍存在明显的横向不均匀性，总体上呈现出“南厚北薄”的特征。与鄂尔多斯地块内部相比，其周缘断陷带地区岩石圈厚度存在不同程度的减薄。渭河断陷带的岩石圈厚度约为110—130 km，山西断陷带中南部地区岩石圈厚度介于110—140 km，河套断陷带东部及山西断陷带北部岩石圈厚度约为80—100 km。

山西断陷北部区域的岩石圈显著减薄与深部强烈的岩浆活动密切相关。本文的成像结果显示大同火山区下方存在显著的低速异常，其来源深度超过200 km。地球化学研究指示，大同火山群的第四纪岩浆活动由碱性玄武岩向拉斑玄武岩的过渡反映了该区岩石圈可能逐渐减薄至约60—80 km （Xu et al，2005）。河套断陷东部区域上地幔顶部的低速异常与大同火山区下方的显著低速异常相互连通（图7h−g），前人成像结果也显示出了类似特征（Li et al，2018；Ai et al，2019；Cai et al，2021；Wu et al，2022）。体波层析成像揭示大同火山区的低速异常可能与上地幔过渡带中西太平洋滞留板块有关（Tao et al，2018）。我们认为，鄂尔多斯北部的深部热物质上涌不仅限于大同火山区附近，而是向西可达鄂尔多斯地块北缘的中部，并导致该地区岩石圈的减薄与改造。

华北东部燕山构造带及其以北区域与华北平原之间的岩石圈厚度存在显著差异，前者相对较厚（约100—130 km），后者较薄（约60—90 km），在渤海湾附近约为60 km。表明燕山构造带及其以北区域岩石圈在中—新生代所遭受的破坏改造程度明显弱于华北平原地区，可能经历了不同的深部动力学演化过程。

青藏高原东北缘区域岩石圈厚度较周边稳定地块明显减薄。阿拉善地块岩石圈的厚度总体上大于青藏高原东北缘，小于鄂尔多斯地块内部，仅在局部区域保留有较厚的岩石圈根。阿拉善块体的岩石圈速度结构与鄂尔多斯地块存在的差异，可能与中生代之前属于不同的独立地块有关（黄汲清等，1977；马杏垣等，1979；任纪舜等，1980；Zhao L et al，2012；Zhang et al，2013；Dan et al，2016）。在阿拉善地区，北部地区的岩石圈厚度略大于南部地区．在20 km和40 km深度，阿拉善南部地区的S波速度明显低于北部地区（图8b，c）。阿拉善地块内部地壳速度和岩石圈厚度等存在的南北差异可能表明，青藏高原东北缘的强烈隆升扩张已导致阿拉善地块南部地区发生明显的构造变形。

3.2   华北克拉通中部

前人的面波成像结果均得到，在华北克拉通中部地块下方存在不同程度的低速异常（Bao et al，2013；Jiang et al，2013；Tang et al，2013；郭震等，2015；Li et al，2018；Ai et al，2019；刘靖等，2021；Cai et al，2021；Feng et al，2022；Xu et al，2022），但由于采用的研究方法和观测数据不同，这些结果之间仍然存在较大差异。本研究使用了覆盖该区域最为密集的台阵观测数据，得到了其下方200 km深度的高分辨成像结果，为约束上地幔浅部的低速异常分布范围以及浅部与深部低速异常的连通关系提供了新的约束。

本文结果显示，在山西断陷带北部中下地壳和上地幔存在显著的低速异常，其深度可以延伸至200 km以下（图8b-i，图10d−e）。山西断陷南部的运城盆地和东部的太行山隆起区在60 km以下深度开始出现低速异常，但异常强度和分布范围均小于北部地区（图8e-i，图10a，10g）。南北两个低速异常区之间（约35.0°N—37.0°N）存在一个明显的高速异常，深度范围为60—100 km，并与鄂尔多斯地块的高速异常相连，向东可延伸至太行山东缘（图8e-g，图10b）。在100 km深度以下，中部的高速异常明显减弱，并向西收缩至断陷盆地西侧区域（图8h-i，图10b），同时大同火山区下方的低速异常向南一直延续至太行山南部，形成一条明显的NNE向展布的带状低速异常（图10h），表明南北部的低速异常在深部可能是连通的。

图  10  S波速度纵向剖面（a—k）及剖面位置（l）

Figure  10.  Vertical profiles of the S-wave velocity （a−k） and location of these profiles （l）

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大尺度地震体波成像结果显示，太平洋俯冲板块在上地幔过渡带滞留的前缘可达我国的南北重力梯度带附近，且在其上方的上地幔存在较显著的低速异常（Ma et al，2019），但这些成像结果在地壳和上地幔浅部垂向分辨率较差，难以确认上地幔深部的低速异常与浅部结构之间的联系，以及浅部低速异常的分布范围和形态。在150—200 km深度，本文结果与体波成像得到的低速异常分布范围具有较好的对应关系（Zhao L et al，2012；Wang J et al，2014；徐小兵等，2018；Ma et al，2019）。结合本文150 km以浅深度成像结果可以看出，上地幔浅部和深部的低速异常互相连通。该区处于滞留板片的前缘区域（Huang，Zhao，2006；Wei et al，2012；Ma et al，2019），其上地幔的低速异常可能与地幔过渡带滞留板片的脱水（Wang et al，2016）以及局部对流（He，2015）等导致的深部热物质上涌有关。热物质上涌对其上方岩石圈形成自下而上的热-化学侵蚀作用，可导致岩石圈的破坏减薄。

本文结果揭示，山西断陷带中南部地区的岩石圈厚度（110—140 km）明显比北部和南部地区的厚、上地幔低速异常的幅值相对较小，表明太平洋滞留板块引起的深部热作用对华北克拉通中部地区岩石圈的破坏作用存在明显的不均匀性。山西断陷带中南部地区岩石圈高速异常与鄂尔多斯内部地区相连，且各向异性特征具有明显的相似性（Liu et al，2021），表明该地区可能还保留有部分古老的华北克拉通岩石圈根。

3.3   燕山构造带与华北平原北部区域

燕山构造带与其南侧的华北平原北部区域之间存在较显著的深部结构差异。在地壳内部，燕山构造带主要显示为弱高速异常，而华北平原北部区域呈现显著的低速异常（图8a，8b，图10i-k），前人的噪声成像结果也反映出相似特征（房立华等，2009；潘佳铁等，2011）。燕山构造带下方岩石圈厚度主要分布在100—130 km深度范围，华北平原北部地区的岩石圈厚度主要介于60—90 km深度之间，其中渤海湾附近最薄（图9）。华北平原北部岩石圈下方（约80—150 km）存在显著的低速异常，燕山构造带下方则以弱高速异常为主（图8e-h，图10i−k）。体波成像结果也显示在燕山构造带的上地幔存在较明显的高速异常（吕作勇，吴建平，2010；张风雪等，2011；徐小兵等，2018），但深度方向的分辨率较低。

华北平原下方显著的上地幔低速异常代表该地区存在较“热”的软流圈地幔，可能由上地幔过渡带滞留板块的脱水和较强的地幔对流引起（Tian et al，2009；朱日祥等，2012；Guo et al，2016；Ma et al，2019）。而燕山构造带下方软流圈地幔相对较“冷”，遭受的岩石圈改造破坏程度较其南侧的华北平原区域明显减弱，现今热扰动现象并不明显。区域尺度的体波走时和波形成像等揭示，燕山构造带以南地区上地幔过渡带中存在明显的西太平洋滞留板块，但在燕山构造带以北地区附近并不明显（Huang，Zhao，2006；Wei et al，2012；Tao et al，2018）。我们认为，燕山构造带及其以北地区与华北平原地区岩石圈及其以下深度速度结构和可能的热结构的显著差异，与上地幔过渡带中的西太平洋滞留板块的分布特征有关。滞留板块的存在和脱水效应等促使深部热物质上涌，是导致华北平原地区上地幔具有较低S波速度的主要原因。

在燕山构造带和华北平原的交界处，形成了岩石圈以及软流圈结构明显不同的过渡带，这与张家口—渤海地震带的位置相吻合。现今燕山构造带的断层活动、地震活动性和地表GPS运动速率等均比华北平原北部地区弱，并在过渡带地区形成强烈的左旋剪切带（徐锡伟等，2002；Zhang et al，2018；Wang et al，2020）。震源机制和地应力测量结果表明，华北地区东部存在明显挤压构造应力场（许忠淮，2001；谢富仁等，2004；武敏捷等，2011；Heidbach et al，2016；张岳桥等，2019）。这些结果表明青藏高原扩张挤压的影响已达华北北部地区。我们认为岩石圈结构和深部热作用的显著差异，以及青藏高原扩张挤压的远场效应的共同作用，可能是导致张家口—渤海构造带地震活动性较强的主要原因。

在燕山构造带、华北平原北部以及渤海湾附近，200 km深度处存在一些较明显的高速异常（图8i，图10d，10e，10i，10j），体波成像结果也显示出类似的现象（Tian et al，2009；Zhao L et al，2012；Wang J et al，2014；徐小兵等，2018；Lei et al，2020）。在这些高速异常的上方可以观察到不同程度的低速异常，我们推测可能与岩石圈的局部拆沉有关，代表了下沉到软流圈内部的太古代克拉通岩石圈残留。已有的一些研究认为，岩石圈拆沉作用虽然不是华北克拉通破坏的主要动力学机制，但在华北克拉通的破坏过程中也可能起到一定作用（朱日祥等，2011，2012）。

4.   结论

利用新近布设的密集流动地震台站以及区域固定台站的观测资料，采用程函面波成像方法获取了华北克拉通及周边区域10—120 s周期的瑞雷面波相速度分布，使用线性化反演方法获得了研究区高分辨率三维S波速度结构，通过S波速度与温度和压力的经验关系给出了该地区岩石圈厚度分布图像。新的结果为认识该区域的岩石圈空间变化特征和深部动力学过程提供了重要依据。

华北克拉通内部岩石圈厚度除存在“西厚东薄”的一级分布特征外，还存在一些小尺度差异，包括鄂尔多斯地块内部岩石圈“南厚北薄”、鄂尔多斯地块周缘断陷带岩石圈显著的不均匀减薄以及燕山构造带与其南侧华北平原之间的显著差异。

山西断陷带北部与南部地区上地幔浅部（＜100 km）存在不同程度的低速异常，它们被中部的高速异常区所分隔。该高速异常与鄂尔多斯内部高速异常的延续性以及各向异性特征的相似性等表明，该地区保留有部分古老的华北克拉通岩石圈根。在150 km以下深度从太行山南缘向北至山西断陷北缘存在一条NNE向展布的显著低速异常带，表明上地幔浅部南北部的低速异常在深部相连。结合已有的其它成像结果，我们推测这些低速异常起源于更深处（＞200 km），并与太平洋俯冲板块在上地幔过渡带滞留和脱水导致上地幔热物质上涌和小尺度地幔对流等密切相关。

燕山构造带与华北平原北部地区存在较显著的岩石圈结构差异。华北平原下方较薄的岩石圈和显著的低速异常表明，该地区具有较热的上地幔。我们认为华北平原与其北部的燕山构造带等地区壳幔速度和热结构的显著差异，与上地幔过渡带中的西太平洋滞留板块的分布特征有关。张家口—渤海地震带位于岩石圈及软流圈结构具有显著差异的过渡带，岩石圈结构和深部热作用的显著差异，以及青藏高原远场挤压效应的共同作用可能是导致该区带地震活动性较强的主要因素。

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”为本研究提供了高质量地震波形数据，哥伦比亚大学金戈博士提供了面波相速度自动测量软件包（Automated Surface-Wave Measure System，缩写为ASWMS），圣路易斯大学Herrmann博士提供了地震学计算程序包（Computer Programs in Seismology，缩写为CPS330），作者在此一并表示感谢。