地球物理学报  2010, Vol. 53 Issue (9): 2102-2109   PDF    
山西断陷带地壳结构的接收函数研究
唐有彩 , 冯永革 , 陈永顺 , 周仕勇 , 宁杰远 , 魏松峤 , 李鹏 , 俞春泉 , 范文渊 , 王海洋     
北京大学地球与空间科学学院地球物理研究所, 北京 100871
摘要: 利用2006年8月到2008年3月北京大学在山西断陷带南部架设的两条东西向流动观测地震台阵记录的远震资料, 提取各台站接收函数, 然后进行倾斜叠加(Slant stack)和台阵偏移成像, 获得了沿台阵横穿山西断陷带的地壳和上地幔的精细结构变化.研究结果显示, 山西断陷带下面莫霍面存在明显不连续, 莫霍面上隆约4~6 km, 纵横波速比从两侧的1.75上升为山西断陷带内部2.0左右, 且中、下地壳可能存在一个低速层.山西断陷带的构造模式沿相距140 km的两条剖面表现出明显差异:南端的临汾盆地为拉张作用下的纯剪切模式, 向北转化为太原盆地的简单剪切模式.
关键词: 接收函数      山西断陷带      临汾盆地      太原盆地      莫霍面     
Receiver function analysis at Shanxi Rift
TANG You-Cai, FENG Yong-Ge, CHEN Yongshun John, ZHOU Shi-Yong, NING Jie-Yuan, WEI Song-Qiao, LI Peng, YU Chun-Quan, FAN Wen-Yuan, WANG Hai-Yang     
Institute of Theoretical and Applied Geophysics (ITAG), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
Abstract: Shanxi Rift, which separates the stable Ordos Block and extensional North China Basin, is thought to have resulted from the differential extrusion of Tibean Plateau between the North and South China blocks. During August 2006 to March 2008, Peking University deployed two linear arrays (140 km apart) of 45 portable broadband seismometers across the southern part of Shanxi Rift. Slant-stacking and migration images of receiver functions reveal an uplift about 4~6 km of the Moho and an increase of the VP/VS ratio from about 1.75 beneath Ordos Block and Taihang uplift to 2.0 under the rift. A low velocity layer may exist in the crust beneath the rift. We conclude that Shanxi Rift has accommodated much of the difference in stress field and tectonic activity between Ordos and North China Basin. We also observe a transition in the basin formation mechanism from a pure-shear model at Linfen Basin in the south to a simple-shear model at Taiyuan Basin..
Key words: Receiver functions      Shanxi Rift      Linfen Basin      Taiyuan Basin      Moho discontinuity     
1 引言

山西断陷带处于鄂尔多斯地块东缘(图 1),是鄂尔多斯周边断陷带中最年轻的一个.该断陷带东、西分别与太行山和吕梁山隆起相邻,总体展布呈“S”形,自北而南由5个断陷盆地右行斜列组成,即延怀盆地、大同盆地、忻定盆地、太原盆地和临汾盆地.野外地质考察表明该断陷带是一条大型右旋剪切拉张带[1, 2],也是我国东部地区一个重要的地震活动带,历史上曾多次发生大地震,如1303年的洪洞8级地震,1695年的临汾7.75级地震和1614年的平遥6.5级地震[3]图 1).

图 1 (a)山西断陷带构造背景.(b)本文所用地震震中分布,黑点表示震中,红五星表示台阵中心.(c)地震台站分布图.红色和蓝色的三角形分别表示两条剖面的台站位置,几个台的编号也标于其中. Fig. 1 (a) and (c) Topography and tectonic sketch maps of study region. Seismic stations are marked as red and blue triangles for the two linear arrays, respectively. Some stations' name are also shown. (b) Epicenter distribution of the earthquakes used tn this study. The red star denotes the center of the seismic array and black dots are earthquakes.

山西断陷带将华北克拉通分为东部华北盆地和西部鄂尔多斯地块两个结构和活动性截然不同的构造块体[4].鄂尔多斯是华北地区一个非常稳定的地块,基本保持了自克拉通形成时期的结构[5];而东部华北盆地却在中生代和新生代遭遇了大规模的破坏活动,产生了多处地壳拉张断陷带,岩石圈减薄[6].山西断陷带处于这两个构造单元之间,岩石圈和地壳活动强烈,记录了大量变形和演化的关键信息,一直是地学界关注的热点地区之一.对这一地区的研究,将有助于我们了解稳定的鄂尔多斯地块和伸展断陷的华北盆地之间的相互耦合关系,西部地区(青藏高原向东北扩张引起)的挤压作用到东部地区拉张构造的转换过程,并且有助于我们进一步了解青藏高原向东逃逸过程所产生的主要裂谷体系[7].

近年来我国在此地区开展了大量研究工作[8~14],尤其是中国科学院地质与地球物理研究所近年来布设了一条横跨山西断陷带北端的流动地震台阵[15~18].北京大学在2006年8月份到2008年3月份期间在山西断陷带的南部布设了两条宽频带流动地震观测台阵,它们相距140km,分别跨越了临汾盆地和太原盆地(图 1).本文利用这两条高密度流动地震台阵的远震记录,采用接收函数方法,探测沿台阵横穿山西断陷带的地壳和上地幔的精细结构变化,讨论山西断陷带的构造变形的特征和动力学问题.

2 数据和方法

从2006年8月份到2008年3月份,北京大学在山西断陷带的南部架设了两条宽频带数字流动观测地震台阵(图 1),分别横穿临汾盆地和太原盆地.太原盆地AA′剖面西部在鄂尔多斯地块内部,向东穿越吕梁山和太原盆地,进入太行山地区.太原盆地是山西断陷带内一系列新生代断陷盆地之一,位于断陷带中部,是一个呈北东向规则的矩形盆地,东西边界分别为太古断裂和交城断裂与太行山和吕梁山相隔.临汾盆地BB′剖面基本平行于AA′剖面,且横穿了临汾盆地,两个剖面相距140km.临汾盆地位于太原盆地南面,也是山西断陷带的最南端.该盆地形成于上新世初,新生界沉积最厚处达2km[19].临汾盆地和太原盆地之间以灵石隆起相隔,该隆起现在高出两侧盆地约400m,两侧发育有断层,控制并构成盆地的边界[19].

横穿临汾盆地和太原盆地的两条北京大学流动地震台阵剖面共安装有45台宽频带地震仪.其中北京大学的39台地震仪都配以GuralpCMG-3ESP式地震计和Reftek130数字采集器,另外有6台BKD-2型地震仪是租借中国科学院地质与地球物理研究所的.台站间距10~15km,每条剖面总长度超过250km.本文利用这两条台阵剖面记录到的天然地震记录来提取各个台站的远震接收函数,共选取使用了全球大于5.5级、震中距在30°~90°之间的255个远震记录(图 1b).

台站的接收函数是利用远震P波入射到台站下方时在介质速度间断面上产生的P-to-S(Ps)转换震相与透射P波的倒时差来研究台站下方该介质间断面的深度.本文采用时间域迭代的方法[20]来提取接收函数.首先将三分量地震记录旋转到垂向、径向和切向,然后用垂向分量对径向分量作反卷积得到径向接收函数.

3 结果 3.1 径向接收函数

图 2是南北两个台阵剖面各个台站的接收函数,每一条记录是该台站的所有径向接收函数的叠加结果.从图中可以看到,在5s附近有很强的莫霍面转换震相(Ps).此震相清晰并且连续,在盆地内部有上拱趋势,可能对应于盆地下面的莫霍面上隆.地壳内的多次波(PpPs)也很明显,并且具有跟Ps一样的变化趋势,即在盆地内部上隆.另一个明显的特征是,在盆地内由于受沉积层的影响,在直达P波(t=0处)后面很长一段时间内(t>30s)都有很强的多次波.

图 2 每个台站叠加后的径向接收函数 AA′剖面和BB′剖面的见图 1.横轴是从西往东的台站序号. Fig. 2 Stacked radial receiver functions at each station The location of profiles AA' and BB' are shown in Fig. 1. The lateral axis is the order number of the station from west to east.
3.2 地壳厚度和波速比

如果假定地壳只有一层,给定一个P波初始速度VP,以及地壳厚度(H)和波速比υVP/VS),就可以计算出接收函数的Ps、PpPs以及PsPs+PpSs等震相的到时:

(1)

(2)

其中p是射线参数,然后将对应于这三个时间的接收函数振幅R按一定的权重ω1ω2ω3相加,记为S

(3)

给定不同的(Hυ)就可以计算出SH,υ),其最大值所对应的(Hυ)即为地壳厚度和平均波速比[21].通过这种将接受函数倾斜叠加搜索得到的地壳平均波速比υ和地壳厚度H,将会与初始P波速度VP有很大关系.将(1)代入(2)可以得到:

(4)

其中θ是P在地壳内的入射角,p=sinθ/VP.由(4)式可以看出,用这种方法估算出的地壳平均波速比υ与P波平均速度VP无关,因此它的结果基本不受初始速度VP的影响.而地壳厚度H则依赖于VP,为正比关系.如果将大量不同入射角的接收函数叠加,这种依赖性会在一定程度上减少,但是不会改变太多.为了与偏移成像结果对比,我们采用偏移成像的输入模型的平均地壳速度6.3km/s,来估算地壳的厚度H.

图 3分别给出了两条剖面上位于不同构造单元的4个台站的结果.台站HX01和LW7位于鄂尔多斯地块,而台站FY11和LE1则分别位于太原盆地和临汾盆地内部.可以看出,盆地内部具有地壳厚度薄,波速比高的特征.

图 3 4个台的倾斜叠加结果 HX01和LW7位于鄂尔多斯地块内,FY11和LE1台位于山西断陷带内(图 1).红色五角星代表最佳的地壳厚度和波速比(Hυ Fig. 3 Results of slant-stacking at four stations, two (HX01 and LW7) locate in Ordos and two (FY11 and LE1) locate in Shanxi

图 4展示了北部太原剖面AA′和南部临汾剖面BB′的地壳厚度(黑色圆点)和波速比(绿色加号)的横向变化.两条剖面显示鄂尔多斯地块和太行山地区内部的地壳厚度变化不大,在40~43km之间,而在盆地内部地壳厚度则有明显减薄,最薄处仅有32km.同样,倾斜叠加获得的波速比也在盆地内部有明显升高,由鄂尔多斯地块和太行山地区内部的1.75左右上升到2.0左右.这可能与山西断陷带的地壳被拉张(剪切)破坏有关;断陷带下方地幔物质上涌造成的地壳部分熔融也会导致波速比升高.该方法估计出的波速比在临汾盆地内部有不稳定跳跃(BB′剖面),可能与该盆地内的不均匀沉积层有关.虽然,波速比υ的估计结果与给定的地壳平均速度VP关系不大,但由于沉积层的存在,对波速比υ的估计将会带来较大误差:一方面是因为沉积层本身的波速比υ(一般大于2.0)与地壳结晶基底的波速比有较大差异;另一方面,沉积层可以引起强烈的多次波(图 2),而掩盖了莫霍面的多次波能量,也会给波速比估计带来误差.第四纪时期,临汾盆地内部有强烈的升降差异运动[19],如处于BB′剖面上的临汾凹陷和浮山隆起[22],各地区的沉积层厚度有较大的差异,从小于200 m到大于2000 m不等.因此,造成了波速比υ在盆地内部的不稳定性变化.而太原盆地内部相对较为平整(图 4),结晶基底也近似水平,所以估计的波速比υ误差较小.

图 4 AA′、BB′两条剖面上接收函数的偏移成像结果 红色和蓝色分别表示接收函数振幅的正负极性:正极性(红色)表示转换面下面的S波速度比转换面上面的S波速度大,负极性(蓝色)正好相反.绿色加号和黑色圆点分别表示接收函数倾斜叠加搜索得到的波速比和地壳厚度.蓝线表示地表海拔,黑色三角代表台站位置.问号处的虚线可能是地幔内的一个速度间断面,需要更多的数据来证实. Fig. 4 Results migration images of receiver functions across the two linear array of AA. and BB. Positive and negative polarity energy shown in red and blue, respectively. Positive energy (red) indicates that the S-velocity beneath the converter is bigger than that above the converter, while negative (blue) indicates the inverse situation. Blue lines at the top denote the topography. Green crosses and black dots denote the ratio and crustal thickness from slant-stacking, respectively. The black triangles are seismic stations. The dashed lines may indicate a discontinuity in the mantle which need more data and method to check t out.
3.3 接收函数偏移成像

偏移成像方法通常考虑了地下速度和间断面的横向变化,能够使倾斜界面上产生的转换波归位到它们真正的地下界面位置,并且使散射波收敛到散射点,达到精确定位地下间断面的深度和形态,以此增强接收函数成像的空间分辨率.本文采用常用的克希霍夫偏移技术[23],分别对研究区的两个剖面的接收函数进行偏移成像(图 4).偏移所用的地壳速度模型修改自郑州-临汾-靖边DSS剖面结果[24],具体速度列于表 1,地幔采用IASP91模型.在偏移成像过程中已将各台站的高程去掉,因此在图 4中偏移结果的纵轴为相对于海平面的深度.用接收函数倾斜叠加搜索得到的地壳厚度也已经减去了各个台站的海拔高度.

表 1 偏移成像所用的地壳速度模型 Table 1 Velocity model in crust used for the migration image

两条剖面都显示鄂尔多斯地块的莫霍面较为平坦,深度在40~43km之间,而盆地下面莫霍面有明显的上隆趋势,南部剖面的临汾盆地最浅处只有约32km,并且有很明显的不连续性.虽然两条剖面相距不过140km,处于相同的构造单元上,但是盆地下面的莫霍面形态却显示出很大的差异.临汾盆地的莫霍面隆起区处于盆地凹陷的正下方,显示出纯剪切拉张模式.而太原盆地的莫霍面隆起区却位于盆地的东缘,显示出了简单剪切的形态.

另一个很明显的特征是,太原AA′剖面在鄂尔多斯地块的下面显示出一个上地幔的速度间断面(图 4中虚线);而该间断面在临汾BB′剖面下方却不太清晰.这个上地幔的速度界面是否真实存在,或者是对应地壳内部的多次波,需要更多的数据和方法来证实.

4 讨论

本文利用北京大学布设的两条分别穿越山西断陷带南部太原盆地和临汾盆地的宽频带流动观测地震台阵的远震记录,提取各台站接收函数,然后进行倾斜叠加和台阵偏移成像,获得了沿台阵横穿山西断陷带的地壳和上地幔的精细结构变化.

对各台站从远震记录提取的接收函数进行倾斜叠加和台阵偏移成像,这两种独立的处理分析方法给出了基本一致的结果:鄂尔多斯地块内莫霍面较为平坦,在断陷带内莫霍面明显上隆.在鄂尔多斯地区,地壳结构简单,水平成层,两种方法吻合较好;在盆地内部,由于沉积层的影响,再加上莫霍面上隆弯曲,两种方法有较大的差异(图 4).由于倾斜叠加方法假设地壳是一个水平的单一层结构,在盆地内部不太符合这一假设,所以我们更倾向于台阵偏移成像的结果.

本文的主要研究结果表明,山西断陷盆地带的下面有明显的地幔上隆(4~6km)(图 4),这一结果也得到了对该地区的布格重力异常分析研究的支持[10, 22].郑州-临汾-靖边DSS剖面也表明,在山西断陷带内部莫霍面也有明显的上隆现象[24].因此,山西断陷带是一个切穿莫霍面的裂谷带,它的形成与上地幔物质运动过程有密切关系,即该断陷带是岩石圈范围的(lithospheric-scale).北京大学前期布设的穿越鄂尔多斯南缘渭河地堑的流动地震台阵也观测到了同样的现象[25].这些研究结果表明鄂尔多斯周边断陷带是岩石圈范围的,主要受控于中国大陆构造形变,即青藏高原向东逃逸和西太平洋俯冲的共同作用.

我们得到的纵横波速比在断陷带内部要比两侧的山区高,这一结果与本地区的高热流观测一致.山西断陷带处于高地温场[22, 26, 27],比平均的大陆热流要高21%左右[27],反映可能存在局部上地幔物质上涌,导致中、下地壳偏热,并造成波速比升高,这也和该地区较低的Lg尾波Q[28]和较低的ML剪切波Q[29]的研究结果相一致.临汾盆地自上新世形成以来,盆地内的凹陷一直处于断陷沉降状态,断陷幅度最大可达2200 m[19, 22].重力研究表明,山西断陷带是一个重力低异常带和负均衡异常带[22],预示着该断陷带内上地幔物质目前仍在继续上涌,并对地壳加热,有利于在裂谷作用下山西盆地的发育,GPS观测也证实了这一点[14].

接收函数偏移成像结果显示(图 4)山西断陷带和太行山下面的地壳有明显的负能量信号(蓝色条带),这是远震P波从低速区入射到高速区时的转换震相,可能反映了该处存在低速层.P波层析成像结果也显示在山西断陷带和太行山的下地壳内存在有一个低速层[30].大地电磁测深显示该地区的下地壳内有一个高导层[22, 31].这个高导、低速层是否为一个可自由滑动的拆离面,或者是连接鄂尔多斯地块和华北盆地的一个下地壳物质流动通道,以及它在山西断陷带的孕震过程中扮演了什么角色,需要更进一步的研究.

山西断陷带下方上地幔物质上涌,导致波速比升高,相对于两侧的隆起是一个构造软弱带.这个岩石圈尺度的软弱带作为稳定的鄂尔多斯地块和伸展断陷的华北盆地之间过渡带,吸收了该东、西两个构造单元的应力和位移之间的差异[24].山西断陷带内部强烈的地震活动,应该就是从西部地区的挤压作用到东部地区拉张构造的一个调整,释放了由于两边的差异运动而积累的应变或能量.

另一个值得注意的地方是,临汾盆地和太原盆地虽然同处山西断陷带这一大型右旋剪切拉张带[1, 2],但是莫霍面形态却有明显差异(图 4).临汾盆地的莫霍面隆起区处于盆地凹陷的正下方,显示出纯剪切拉张盆地模式.而太原盆地的莫霍面隆起区却位于盆地的东缘,显示出了简单剪切的形态.临汾盆地位于山西断陷带最南端,与渭河断陷带和秦岭相接.由于青藏高原向东逃逸,造成了华北和扬子块体之间沿秦岭-大别剪切带的差异运动[10, 32],这种差异运动引起的拉张应力场,直接控制了位于山西断陷带最南端的临汾盆地的形成和发育,盆地发育为纯剪切模式.太原盆地位于山西断陷带的中部,更多地受到该地区北东-南西的挤压应力场以及鄂尔多斯地块的逆时针旋转派生的右旋滑动控制,因而盆地发育表现为简单剪切模式.同时,历史地震研究[3]也显示,震源机制解从南边的临汾盆地到北面的太原盆地有极大的差异(图 1).在临汾盆地内部,1695年的临汾7.8级地震以倾向滑动分量为主,构造应力以拉张为主.而位于临汾盆地最北端的1303年洪洞8.0级大地震和太原盆地内部的平遥6.5级地震均以走滑分量为主.临汾地震与洪洞地震相距不过40km,但是震源机制和断层走向却相差极大.虽然这两次历史地震的震源机制解是根据野外地质考察和烈度换算的结果[3],可能存在有较大的误差,但是,我们仍然认为临汾盆地北端到太原盆地是一个构造应力场转换的地区.

总之,山西断陷带是青藏高原向东逃逸过程在华北克拉通内所产生的主要裂谷体系之一[7],本文的接收函数偏移成像结果显示,研究区内裂谷一直向下延伸到上地幔,上地幔物质明显上涌,断陷带内部的地壳有明显的低速层.南端的临汾盆地为拉张作用下纯剪切模式,向北转化为太原盆地的简单剪切模式.对于山西断陷带内这种盆地演化模式转换的深入认识还需要进一步对断陷带北部其他盆地的流动地震台阵观测研究.

致谢

作者向参与山西断陷带北京大学流动地震台阵的架设、数据采集工作的同志表示衷心的感谢,并感谢山西省地震局在野外工作和数据共享方面的大力支持.同时也感谢中国科学院地质与地球物理研究所为我们提供的6台宽频带地震仪以及侯广兵工程师提供的野外现场技术支持.本文的最终稿件得益于匿名审稿人的建设性意见,在此表示感谢.

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