临汾盆地位于山西断陷带地震活动最强烈的主干剪切段(图 1)，是山西断陷带地震较密集、地震强度较大的盆地，历史上曾发生1303年洪洞M8地震和1695年临汾M7 3/4地震。两次地震间隔392 a，震中距为46 km，地震极震区重叠65%，短时间内同位置发生2次大地震，在全国有历史地震记录以来实属罕见。临汾盆地新构造运动主要表现为断裂活动与地块持续升降，至上新世以来一直保持较高的沉降速率^[1]，现今临汾盆地内小震依然频发。鉴于上述原因，临汾盆地一直以来均处于地震危险性较高的地区，对临汾盆地地震构造和地震危险性进行研究一直受到国内外学者关注。

为揭露临汾盆地地震构造机理、地震发震特殊条件及临汾“大震周期”等科学问题，众多学者采用人工地震测深法、天然地震反演、大地电磁法、重力法等多种地球物理手段对临汾盆地开展研究工作，并取得一系列重要成果。其中，对于临汾盆地壳幔研究较为统一的认识为盆地下构造复杂，地壳中存在低速高导层，莫霍面与盆地基底呈镜像关系^[2]。但是，前人研究使用的地球物理研究方法具有多解性、数据观测质量较低、观测方法有限或不够成熟等，因此需要对临汾盆地及周边区域壳幔结构及演化史、发震机理和地震活动性等进行重新认识与研究。

《中国地震科学台阵探测——华北地区中部》项目于2016年开始实施，该项目通过布设宽频带、密集分布的大型流动地震台阵，获取宽频带地震观测记录，可为研究华北地区中部地壳与上地幔地震波三维速度结构、介质物性空间分布，建立该区动力学模型提供依据。双差层析成像与传统层析成像方法相比，可以利用高精度的到时差数据获取精度更高的震源区精细结构和震源位置^[3]。本研究使用固定台网数据和喜马拉雅三期台阵数据，采用双差层析成像方法对临汾盆地及周边地区开展速度结构成像和精定位研究，以期揭示临汾盆地及周边地区地壳速度结构及演化史、发震构造及机理、地震活动性等一系列问题。

1 资料和方法 1.1 地震资料

研究区位于山西断陷带中南部(34.5°~38°N, 110°~113.5°E)。本研究使用37个固定台和58个喜马拉雅三期流动台数据，喜马拉雅三期台阵震相数据采用PhaseNet方法自动拾取^[4]。融合固定台站(2010-01~2020-12)和喜马拉雅三期台阵(2017-01~2018-12)记录的地震事件，选择震级大于0且至少被5个台站记录的9 751个地震，台站及反演前地震分布如图 1所示。通过震相时距曲线去除部分明显的错误震相和误差较大的震相，从而提高震相数据质量，时距曲线如图 2(a)和2(b)所示。最终获得用于反演的P震相101 072个，S震相116 277个，其中研究区喜马拉雅三期台阵P震相17 953个，S震相22 796个。本研究TomoDD反演前后残差如图 2(c)所示，地震重定位均方根残差由重定位前的0.2 s左右下降至重定位后的0.02 s左右，说明本次反演具有很好的收敛性，模型结果可靠。

1.2 双差地震层析成像方法

地震体波从地震事件i到地震台站k的到时T可以使用射线理论中的路径积分来表达:

$ T_k^i=\tau^i+\int_i^k u \mathrm{~d} s $

(1)

式中，τⁱ为地震事件i的初始事件，u是慢度场，ds为路径长度单元。对于局部地震层析成像，射线路径、慢度场、地震源点坐标(x₁, x₂, x₃)和地震时间为未知量。地震定位与地震到时为非线性关系，使用截断的泰勒级数展开，使得方程(1)线性化。使用3D网格离散化速度结构模型，同时将观测的到时数据与预测到时作差得到r_kⁱ，该残差与震源参数和速度结构参数的扰动有关:

$ r_k^i=\sum\limits_{l=1}^3 \frac{\partial T_k^i}{\partial x_l^i} \Delta x_l^i+\Delta \tau^i+\int_i^k \delta u \mathrm{~d} s $

(2)

式中，Δx_lⁱ(l=1, 2, 3)表示震源位置在空间的扰动，Δτⁱ表示发震时刻扰动项，δu表示地震波慢度扰动。

同样地，地震j到台站k也存在类似方程。将地震事件i、j得到的方程作差：

$ \begin{gathered} r_k^i-r_k^j=\sum\limits_{l=1}^3 \frac{\partial T_k^i}{\partial x_l^i} \Delta x_l^i+\Delta \tau^i+\int_i^k \delta u \mathrm{~d} s- \\ \left(\sum\limits_{l=1}^3 \frac{\partial T_k^j}{\partial x_l^j} \Delta x_l^j+\Delta \tau^j+\int_j^k \delta u \mathrm{~d} s\right) \end{gathered} $

(3)

式(3)即为双差^[5]，可表示两个事件观测到时与预测到时差之差，该式也可表示为：

$ r_k^i-r_k^j=\left(T_k^i-T_k^j\right)_{\mathrm{obs}}-\left(T_k^i-T_k^j\right)_{\mathrm{cal}} $

(4)

通过联合反演，可获得式(3)中地震精定位和震源区三维速度结构。

1.3 初始模型选取

本研究使用Xin等^[6]的中国地区三维速度结构模型。根据研究区地震及台站分布情况，经反复测试采用网格间距为0.2°×0.2°的模型，该间距在棋盘格测试中具有较好的分辨率，网格点分布如图 1所示。为便于体现截取的三维速度结构模型，本文对该速度模型不同深度求平均，结果见表 1。

1.4 正则化参数选择

光滑权重和阻尼因子参数的选择会影响模型光滑程度和反演收敛性，本研究采用L曲线进行正则化参数选择。模型稳定性和结果残差具有矛盾特性，当模型方程和数据方程同时达到最小时，阻尼因子和光滑权重最为合适。通过对光滑权重(1~1 000)和阻尼因子(20~1 400)进行最优化选择，本研究最终选择阻尼因子为400，光滑权重为40，结果如图 3所示。

1.5 检测板测试

为保证反演结果的可靠性，对所使用的反演数据及参数使用棋盘格测试，结果如图 4所示，图中蓝色曲线为出露断层位置。由棋盘格测试结果可知，10~25 km具有较高的恢复度，分辨率可达0.2°×0.2°。本研究部分区域不具有0.2°×0.2°分辨率，但由于该初始速度模型在中国东部150 km深度以上具有0.5°×0.5°分辨率，因此这些区域的反演结果同样具有一定可靠性^[6]。由地震和台站分布特征可知，山西断陷带内棋盘格恢复度较好。对比棋盘格测试的P波和S波恢复度发现，P波比S波恢复度好，因此本研究主要利用反演获得的P波速度结构对研究区进行解释。

2 层析成像结果 2.1 重定位结果

由地震水平分布投影可知(图 5)，地震主要分布在山西断陷带内，东西两侧隆起区地震分布较少。重定位后地震丛集现象明显，地震分布具有条带性，这与研究区地质构造及断层分布有关。研究区存在一地震条带贯穿太原盆地、灵石隆起和临汾盆地，呈现“S”状，该地震条带在临汾盆地次级构造单元洪洞凹陷和辛置凸起下方地震较为密集(图 5)。由垂直地震切面投影可知(图 6)，重定位后地震丛集现象较明显，地震地层下界清晰，地震最深处位于洪洞凹陷与辛置凸起交界处，震源深度达30 km。从图 6(c)和6(d)可以看出，研究区地震垂直分布具有两个优势地震地层，且下层地震分布更多。统计重定位后震源深度分布可知，研究区震源深度主要分布于5~9 km和18~25 km，其中18~25 km为主要发震层。

2.2 双差层析成像结果及与地震活动性关系分析

模型分辨率除采用棋盘格测试获取外，还可以通过计算射线分布密度获得。DWS代表模型节点的加权相对射线密度，其不仅考虑节点之间的距离同时还考虑节点周围射线长度，因此DWS在反映结果精度方面比节点射线密度更有优势，具有更高的可靠性。根据前人研究，当DWS大于100时，反演结果具有很好的分辨率，同时也具有较高的可信度^[7]。图 7为DWS > 100切割后水平P波速度切面，图中黑色散点为不同深度切面上地震投影，蓝色曲线为地表出露断层。

由图 7可知，2 km和5 km水平速度结构切面与出露的山西断陷带地质构造相吻合，10 km水平切面也基本延续浅部构造特征，从12 km开始与浅部构造特征不同。浅层层析成像结果和出露的地质环境具有很好的一致性，表明反演结果具有可靠性，该区域地壳总体呈现深浅构造不一致的特征，这对山西断陷带中南部壳幔结构及演化史、发震机理、地震活动性等研究具有指导意义。

山西断陷带走向从西南至东北，经过拉张、断陷和成盆等过程。已有研究表明，山西中南部盆地形成初期临汾盆地和太原盆地通过古河道相连通，后期发生断块式穹状隆起，这些隆起覆盖有湖泊与河流沉积物，最后经过一定时期的夷平运动形成现有地貌^[8]。由10 km、12 km水平速度切面可知，山西断陷带南部除临汾盆地中北部沉积盖层厚度为11 km左右以外，其余区域沉积盖层厚度不超过10 km。由12 km、15 km和20 km水平速度切面可以看出，临汾盆地次级构造单元浮山凸起12 km以下存在一个低速体，该低速体呈柱状，同时向临汾盆地东南方向延伸。

由图 7可知，灵石隆起西侧为相对高速构造，东侧为相对低速构造。青藏高原在往东部移动时受到四川盆地阻挡作用，转向东北和东南方向，其中东北方向鄂尔多斯块体受到华北块体阻挡而发生逆时针旋转^[9-10]。在该构造应力场作用下，灵石隆起东部的深层高速结构对临汾盆地北端岩体运动具有很大阻挡作用，使得断裂转向灵石隆起相对较低速、易破裂的西部区域。由于灵石隆起的阻挡作用，临汾盆地北端及灵石隆起均会长期处于高压应力状态，在这种应力状态下，破裂首先沿着灵石隆起西侧断裂带展布，这可能是该区域地震带呈“S”型展布的原因。郭良迁等^[11]通过GPS数据对临汾盆地的主应力及位移速率进行研究，结果表明，临汾盆地南部拉张、北部挤压作用强烈，这与本研究具有相同之处。

对研究区速度结构及地震分布进行垂直剖面分析，剖面位置如图 8所示。从BB′垂直剖面可知(图 9)，太原盆地、临汾盆地和灵石隆起西侧具有相同的沉积厚度，说明这三个构造具有相同的沉积过程，且连通太原盆地和临汾盆地的古河道位于灵石隆起西侧。由AA′垂直剖面可知(图 10)，临汾盆地沉积厚度大于太原盆地，这与前人研究认为山西断陷带盆地是从南到北的演化过程或断裂过程一致^[12]，这些发现可为山西断陷带及临汾盆地的形成演化提供重要的地球物理学依据。

临汾盆地历史上曾发生两次8级左右强震，分别为洪洞1303年M8地震和临汾1695年M7 3/4地震，震源深度在10~20 km范围内^[13]。由图 10和图 11可知，临汾1695年M7 3/4地震发生在临汾盆地与襄汾凸起交界处，属于速度转换带，该区域地震较少；洪洞1303年M8地震发生在洪洞凹陷区，属于高速构造区，该区域地震活动频繁，且呈现钩状。两次地震发生在不同的速度构造区和地震活动性区，反映出发震构造及发震机理有所不同。

李勇江等^[14]在诸城-宜川人工地震速度剖面约束下使用重力测线数据进行密度结构反演，结果表明临汾盆地低密度层一直持续到18 km左右。在同一位置对本研究速度结构进行剖面分析，结果如图 11所示。由图可知，临汾盆地低速构造一直持续到18 km左右，这与重力测线密度结构具有一致性，说明该低速结构为低密度结构，弹性较弱。临汾盆地18 km以上范围内普遍存在由于退变质作用形成的含水矿物^[1]，这很可能是该区域为低速、低密度结构的原因。临汾1695年M7 3/4地震发生在速度转换带上，该转换带刚好也为弹性塑性分界面，该界面上容易积累应变能，当应力达到一定程度时，该界面易破裂而发生地震。

3 结语

使用固定台网和喜马拉雅三期台阵数据，采用双差层析成像方法对临汾盆地及周边地区的地震位置和速度结构进行联合反演研究，得到以下结论：

1) 临汾盆地地震具有明显的丛集性，发震层下界清晰，地震具有两个优势地震地层，分别为5~9 km和18~25 km，且下层地震多于上层。存在地震条带贯穿太原盆地、灵石隆起和临汾盆地，呈现“S”状。临汾盆地次级构造单元洪洞凹陷和辛置凸起下方地震密集成簇，呈现钩状，震源深度最深的小震全部集中在该区域。

2) 研究区盆山边界与浅层速度梯度带高度吻合，表明反演结果具有可靠性，12 km以下速度结构与浅层结构不同，说明该区域地壳总体呈现深浅构造不一致的特征。临汾盆地低速结构一直持续到18 km左右，这与重力测线密度结构具有一致性，说明该低速、低密度结构与临汾盆地下方含水构造有关。

3) 灵石隆起、临汾盆地和太原盆地的速度结构剖面揭示灵石隆起和两侧盆地具有相同的沉积过程，同时也说明灵石隆起西侧先期存在连通临汾盆地和太原盆地的古河道，并刻画出该古河道位置，可为山西断陷带演化研究提供地球物理依据。灵石隆起及两侧盆地中地震条带呈“S”型展布的原因为，在鄂尔多斯块体逆时针旋转作用下，灵石隆起东部的高速结构对临汾盆地北端物质运动起到阻挡作用，临汾盆地断裂进而转向灵石隆起相对较低速、易破裂的西部区域。

4) 临汾1695年M7 3/4地震发生在速度转换带上，该区域地震较少；洪洞1303年M8地震发生在高速构造区，该区域地震活动频繁，表明两次地震的发震构造及发震机理有所不同。

致谢: 中国科学技术大学张海江教授为本研究提供tomoDD程序。