山西断陷带东邻华北盆地、太行山造山带，西接鄂尔多斯块体，总体呈NE-SW向的“S”型展布，全长约1200 km(Xu and Ma, 1992；徐锡伟等，1992)，由一系列新生代断陷盆地、构造隆起带及活动断裂共同组成，自北向南依次展布有大同盆地、忻定盆地、太原盆地、临汾盆地和运城盆地，是新生代至今中国现存最大的大陆裂谷(图 1).在印度洋板块的持续挤压和太平洋板块向欧亚板块下方俯冲(Fukao et al., 1992; Huang and Zhao, 2006; Lei and Zhao, 2005, 2006; Lei, 2012; Lei et al., 2013, 2020；Li et al., 2008; Zhao, 2004)的共同作用下，上新世形成的山西断陷带将华北克拉通分为东、西两部分.东部华北盆地在中生代和新生代经历了大规模的地壳拉张、岩石圈减薄与破坏活动(Menzies et al., 1993; Griffin et al., 1998; 张培震等，2003).西部鄂尔多斯块体则非常稳定，基本保持了克拉通形成时的岩石圈结构(陈国英等, 1991; 邱瑞照等，2004；Chen et al., 2009).处于过渡区域的山西断陷带地壳运动十分活跃，岩石圈破坏程度和范围仍存在争议，受到地球科学家的广泛关注，是研究裂谷动力学演化与发展的理想区域.

图 1

Fig. 1

图 1 山西断陷带及邻区主要构造示意图. 黑色虚线表示断陷盆地边界，黑色实线为华北克拉通构造边界，黑色五角星代表了大同火山，黑色小圆圈为7级以上地震震中.(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，(6)吕梁山，(7)太行山 Fig. 1 Sketch map of major tectonics in and around the Shanxi rift zone. Black dashed lines represent boundaries of rifted basins, whereas black solid lines denote the boundary of the North China Craton. The black star is the Datong volcano, whereas the small black circles are the epicenters of historic earthquakes with magnitudes greater than 7.0. (1) Datong Basin, (2) Xinding Basin, (3) Taiyuan Basin, (4) Linfen Basin, (5) Yuncheng Basin, (6) Lüliangshan Mountain, (7) Taihang Mountain

近年来，诸多学者利用大地电磁测深(赵国泽等，1997；魏文博等，2006)、人工地震探测(张建狮等，1997；刘宝峰等，2000；赵金仁等，2006；李自红，2014)、远震体波层析成像(王志铄，2005；Lei, 2012; 张风雪等，2011)、接收函数(唐有彩等，2010；葛粲等，2011；武岩等，2011；郭震等，2012)、背景噪声成像(Zheng et al., 2011; 唐有彩等，2011；郭震等，2015)和面波层析成像(Huang et al., 2009; Zheng et al., 2011; Tang et al., 2013)等多种地球物理方法围绕山西断陷带开展了大量的研究工作.研究成果展示了山西断陷带地壳、上地幔速度结构，探讨了山西断陷带深部的孕震环境、岩石圈结构演化与华北克拉通的破坏关系等科学问题，但是缺乏针对研究区上地幔顶部精细速度结构和各向异性的研究.上地幔顶部是壳幔能量传递以及物质交换的关键区域(李志伟等，2011)，地震波速度的变化能够反映由壳幔相互作用引起的岩石圈强度和温度差异，各向异性则记录了构造运动产生的变形痕迹.由于Pn射线近乎水平沿上地幔顶部传播，获得的射线交叉程度比三维成像要高，结果也更为可靠，因此被认为是反演上地幔顶部速度结构最有效的地震学手段.2000年以来，地震工作者利用Pn波层析成像对中国大陆以及局部地区做过大量研究工作(汪素云等, 2001, 2003a, b; Liang et al., 2004; Hearn et al., 2004; Pei et al., 2007；Lei et al., 2014; Zhou and Lei, 2015, 2016; 吕子强等，2016；王倩等，2018；Du and Lei, 2019; 殷伟伟等, 2019)，取得了有意义的成果.前人也不乏针对华北克拉通上地幔顶部的深部结构研究(汪素云等, 2003a, b；李志伟等，2011)，其研究范围与文本研究区域有部分交叉重叠，但是前人所用的数据主要来自有一定系统误差的中国测震台网观测报告，其模型分辨能力也不足，因此难以对山西断陷带及邻区上地幔顶部结构及其所反映的动力学过程进行有意义的分析.众所周知，Pn震相的拾取精度和射线交叉性覆盖密集程度直接影响着Pn波层析成像结果质量(殷伟伟等，2019)，因此本研究使用了大量的高质量Pn波到时资料进行层析成像，这些数据在研究区上地幔顶部形成良好的射线交叉性覆盖，可获得高质量高分辨率成像结果.本文研究结果对理解大同火山深部动力学、华北克拉通破坏机制、山西断陷带壳内强震的孕震机制以及山西断陷带深部动力学过程均有重要科学意义.

本研究使用的数据资料主要有两个来源：(1)国家数字测震台网数据备份中心(郑秀芬等，2009)和山西、河南、河北、陕西、内蒙古等台网提供的2008—2019年M>2级地震的事件波形；(2)为提高稳定的鄂尔多斯块体内Pn射线覆盖及方位角分布质量，本研究增加了发生在陕西神木、府谷等地区M>3的非天然地震事件波形.针对所有的地震资料，我们均采用手工识别的方法提取Pn震相，这样不仅可以有效减少不同人员在不同时间段内提取造成的系统误差，还能够有效增加观测报告中没有跨越省界线的远距离Pn射线.为降低地震分布不均匀性的影响，同时保持研究区Pn射线的覆盖密度，本研究首先对所选地震事件进行筛选，剔除0.1°×0.1°网格内震级较小的地震事件(Liang et al., 2004; Lei et al., 2014)，在此基础上利用2~8 Hz的带通滤波对波形资料进行处理.在拾取和挑选Pn震相时遵循如下几方面标准：(1)震中距在1.8°~10°之间；(2)所选地震事件的震源深度小于莫霍面平均埋深；(3)每个台站记录10个以上的Pn震相；(4)每个地震同时有10个以上台站记录到Pn到时；(5)剔除走时残差绝对值大于4s的Pn震相.最终，本文共获得了研究区域内274个台站记录到2461次地震事件的25304条Pn到时资料(图 2).由图可知，整个研究区域内Pn波射线比较密集、交叉覆盖良好，只有109°E以西的鄂尔多斯块体内相对稀疏；震中位置条带状分布，地震主要发生在鄂尔多斯块体周边的断陷盆地中.

图 2

Fig. 2

图 2 本研究所用的Pn射线路径(蓝线)(a)与射线覆盖密度(b)分布图. 红色圆圈为地震事件，台站用绿色方框表示 Fig. 2 Maps of Pn ray paths (blue lines) (a) and ray density (b) used in the present study. Red circles stand for seismic events, whereas green squares denote seismic stations

本研究使用上述Pn波到时资料和Hearn(1996)Pn成像方法来反演研究区上地幔顶部速度与各向异性模型，但在反演前模型需做网格参数化.经不同的检测板分辨率实验，将研究区上地幔顶部划分为0.2°×0.2°网格反演效果比较理想.假设每个网格内的横向速度和带方位角的各向异性均保持不变，则Pn波由地震j传播到台站i的走时残差t_ij表达式为

(1)

式中，a_i为台站静态延迟，b_j为事件的静态延迟，d_ijk为穿过第k个网格中从第i个台站到第j个事件的射线长度，s_k是第k个网格的慢度扰动，A_k、B_k是第k个网格的各向异性系数，ϕ为台站相对于事件的方位角.Pn波各向异性大小为，方向为1/2arctan(B_k/A_k)+90°(Pei et al., 2007; Lei et al., 2014).利用带阻尼的最小二乘法(Paige and Saunders, 1982)求解方程(1)中a_i、b_j、s_k、A_k和B_k5个未知量.影响台站延迟a_i的主要因素包括两方面：(1)台站所处位置的地壳厚度H与研究区平均地壳厚度H的差异；(2)台站下方地壳慢度s_c相对于地壳平均慢度s_c的变化.因此，台站延迟a_i可表达为

(2)

其中，s为上地幔顶部慢度.

阻尼因子的选用分两步进行，(1)独立设定正弦变化的速度模型，反演时将速度阻尼因子从10逐渐增大到1000，计算不同速度阻尼值对应的速度和走时残差的均方根，并拟合“L”曲线，曲率半径最小处的速度阻尼即为所选；(2)保持选定的速度阻尼因子不变，调整各向异性阻尼重新反演，速度和各向异性分别对彼此的折中一致时，各向异性阻尼因子最佳.最终确定速度阻尼因子为45(图 3a)，各向异性阻尼因子为80(图 3b).走时残差经反演后收敛显著(图 4)，标准差由反演前的0.83 s降低到0.32 s，减少了近62%.需要说明的是，反演前Pn波走时残差均在±4.0 s以内，而反演后仅有14条Pn波走时残差落在±4.0 s之外.相对于反演前的25304条Pn波到时数据来说，不会影响研究区射线覆盖，也不会影响反演结果的结构特征.

图 3

Fig. 3

图 3 速度(a)与各向异性(b)阻尼因子的选取 Fig. 3 Choosing the velocity (a) and anisotropy (b) damping parameters

图 4

Fig. 4

图 4 Pn波走时残差反演前(a)和反演后(b)分布情况 Fig. 4 Distributions of Pn travel-time residuals before (a) and after (b) inversions

为了检验山西断陷带及邻区Pn波层析成像结果的可靠性，本文针对不同网格分辨率利用检测板进行了详尽的实验.首先设定初始模型，本文研究范围内Pn波平均速度为8.05 km·s^-1，速度扰动为±0.3 km·s^-1，各向异性扰动的大小为0.4 km·s^-1，方向为N-S、E-W交替.其次，检测板反演使用的方法、地震台站数量以及射线路径均与实际反演相同.图 5a和5b分别是研究区0.3°×0.3°和1.0°×1.0°速度分辨率实验结果，可以看出白色椭圆内速度分辨能力能够达到0.3°×0.3°(图 5a)，而椭圆区域外的分辨能力为1.0°×1.0°(图 5b).图 6a和6b分别展示出1.0°×1.0°和1.5°×1.5°各向异性分辨率实验结果，显然研究区内射线覆盖密集的区域Pn波各向异性的分辨率可达1.0°×1.0°，只有109°E以西的鄂尔多斯块体内分辨率为1.5°×1.5°.因此，以下仅讨论结构特征较为可靠的研究结果.

图 5

Fig. 5

图 5 Pn波速度结构检测板分辨率测试结果. (a)异常尺度为0.3°×0.3°；(b)异常尺度为1.0°×1.0° Fig. 5 Results of checkerboard resolution tests for Pn velocities. (a) Velocity anomaly sizes of 0.3°×0.3°; (b) Velocity anomaly sizes of 1.0°×1.0°

图 6

Fig. 6

图 6 Pn波各向异性检测板分辨率测试结果. (a)异常尺度为1.0°×1.0°；(b)异常尺度为1.5°×1.5° Fig. 6 Results of checkerboard resolution tests for Pn anisotropy. (a) Anisotropy anomaly sizes of 1.0°×1.0°; (b) Anisotropy anomaly size with 1.5°×1.5°

图 7给出了山西断陷带及邻区上地幔顶部高分辨率Pn波速度结构图像，Pn波速度平均值为8.05 km·s^-1，变化范围在±0.3 km·s^-1左右.速度结构存在明显横向不均匀性，异常形态与地表地质构造单元和强震活动有较好的对应关系.位于华北克拉通中部的山西断陷带Pn波速度存在明显的横向差异，运城盆地、临汾盆地北部、太原盆地以及大同盆地北部呈现明显的高波速异常，说明这些块体结构比较稳定，上地幔热流值偏低；而在大同盆地南部区域(大致以大同火山为界)以及忻定盆地均表现为显著的低波速异常，这与Rayleigh波群速度和相速度揭示的特征(王霞等，2019)相似，可能是大同火山以及上地幔岩浆活动的结果.山西断陷带东部的太行山造山带下方存在明显的低波速异常，其值为7.75 km·s^-1，低速异常体呈条带状，且延伸方向大致平行于太行山走向.P波层析成像结果(Wang et al., 2014b)显示，华北克拉通中部造山带下方300 km呈低速异常，印证了本文的观点.西侧的吕梁山隆起区未出现大范围的低波速异常，仅太原盆地西南方向存在直径大约100 km范围的低速异常，且与太行山低速体在太原盆地和临汾盆地之间的灵石隆起相互连通.华北克拉通西部的鄂尔多斯块体Pn波速度主要表现为高波速异常，但也存在一定的横向不均匀性：南部整体呈高波速异常，而在39°N附近存在近E-W向条带状弱低速体，并向东延伸至大同火山下方.鄂尔多斯块体上地幔顶部速度结构与地幔热流分布(Liu et al, 2016)和深部电性结构(杨虎，2012)结果比较相近，说明鄂尔多斯块体深部存在一定的热作用不均匀性(黄方等，2015)，可能与深部岩浆底侵或热侵蚀作用有关.华北克拉通东部的华北盆地Pn波速度结构与鄂尔多斯块体相反，华北盆地北部表现为高波速异常，南部则以低速异常为主.秦岭—大别造山带上地幔顶部没有明显低波速异常，与背景噪声成像结果(Zheng et al., 2010)具有一致特征，推测该区域上地幔顶部深度范围内不可能成为青藏高原深部物质向东流动的通道.研究区北部的阴山—燕山造山带Pn波速度结构与地质构造不相吻合，可能是由于研究区边缘射线覆盖稀疏导致.

图 7

Fig. 7

图 7 研究区Pn波速度成像结果.蓝色表示高速，红色代表低速，色标位于图底；黑色虚线表示断陷盆地边界，黑色实线为华北克拉通构造边界，黑色五角星代表了大同火山，黑色小圆圈为7级以上地震震中. (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，(6)吕梁山，(7)太行山 Fig. 7 Results of Pn velocity images in the study region. Blue colors denote high velocities, whereas red colors represent low velocities, the scale of which is shown on the bottom. Black dashed lines represent boundaries of rifted basins, whereas black solid lines denote the boundaries of the North China Craton. The black star is the Datong volcano, whereas the small black circles are the epicenters of historic earthquakes with magnitudes greater than 7.0. (1) Datong Basin, (2) Xinding Basin, (3) Taiyuan Basin, (4) Linfen Basin, (5) Yuncheng Basin, (6) Lüliang Mountain, (7) Taihang Mountain

图 7中黑色小圆圈代表历史7级以上强震震中位置，壳内强震多数发生在Pn波低速或高低速过渡区，说明山西断陷带及邻区发生的壳内强震不仅与地壳内部活动构造相关，还有可能与上地幔顶部的介质结构以及深部动力环境作用有密切联系.这与青藏高原东缘地壳强震和上地幔顶部结构相关联(Lei et al., 2014)类似.地幔深处热物质上涌，造成上地幔顶部温度升高，呈低速异常.持续上涌的地幔热物质在引起下地壳温度升高的同时，还会导致介质粘度的降低，由此导致某些矿物发生脱水作用.脱出的水上移存储于地壳内可起到润滑作用，这势必会影响断层带的结构和应力状态，诱发已存在的应力释放，造成孕震区的弱化，进而触发地震(Lei and Zhao, 2009).

上地幔顶部各向异性与板块运动及应力状态有密切关系，产生的原因是地幔物质发生形变过程中不可避免的造成橄榄岩晶体中晶格的优势排列所致(Hess, 1964; Christensen, 1984; Nicolas and Christensen, 1987)，直观、明显地记录了研究区最新构造运动所遗留的变形痕迹.图 8呈现了山西断陷带及邻区上地幔顶部Pn波速度和各向异性的分布，可以看出Pn波各向异性快波速方向分布比较复杂，与华北克拉通相同深度处P波各向异性的结果(Wei et al., 2016)类似.同时，Pn波各向异性强弱的分布和速度结构之间存在一定联系，在低速异常或高低速过渡区的各向异性较强，如鄂尔多斯北部、大同火山、华北盆地南部以及太行山造山带变形强度较大，应力容易集中；而太原盆地、运城盆地、华北盆地北部和鄂尔多斯等高速异常区域，上地幔顶部结构比较稳定、变形程度较低，各向异性相对较弱，这与青藏高原东北缘定量统计的结果(Lei et al., 2014)相一致.

图 8

Fig. 8

图 8 研究区Pn波速度与各向异性成像结果.蓝色表示高速，红色代表低速.黑色短线的长度和方向分别指示了各向异性强弱和快波方向. 其他符号与图 7中相同 Fig. 8 Results of Pn velocity and anisotropy images in the region. Blue colors denote high velocities, whereas red colors represent low velocities. The length and strike of black lines denote the strength and fast direction of anisotropy. The other labeling is the same as in Fig. 7

山西断陷带Pn波各向异性快波速方向整体呈NE-SW向，与地质构造的展布方向、SKS波(常利军等, 2009, 2012；于勇等，2016)以及相同深度的P波(Wei et al., 2016)各向异性的特征基本一致，反映了地幔物质的迁移方向，揭示出山西断陷带的变形以简单剪切为主，且在演化过程中地幔上涌引起的物质流动已经上延至壳幔边界附近.然而，仍然有局部地区存在一定的差异.大同火山南部区域向东南方向延伸，直至太行山造山带，Pn波各向异性快波速方向逼近NNE-SSW向，与太行山断裂的走向基本平行.太原盆地南端至临汾盆地中部存在Pn波各向异性快波速方向基本为E-W向的条带状异常体，该异常体向西延伸到鄂尔多斯块体，向东越过太行山直至华北盆地，在太行山地区各向异性明显减弱.这可能与山西断陷带南段地处西侧挤压和东侧拉张的构造转换环境中有关(Ren et al., 2002; Wang et al., 2014a)，导致了临汾盆地表现为纯剪切模式，而相邻太原盆地表现为简单剪切模式(唐有彩等，2010).鄂尔多斯块体北部，Pn波各向异性快波速方向由N-S向逐步转变成NNW-SSE向.华北盆地内Pn波各向异性快波速方向差异比较大，基本由E-W至NNW-SSE再到NEE-SWW向变化，反映了华北盆地在克拉通破坏过程中经历复杂的构造变形.

由公式(2)可知，台站所处位置的地壳速度和厚度的变化直接影响着台站延时.当台站延时为负值时，表明地壳厚度较薄或台站下方存在高速体；如果是正延时，则与之相反.根据CRUST1.0模型(Laske et al., 2013)、人工地震测深(嘉世旭和刘昌铨，1995；嘉世旭和张先康，2005)以及研究区其他成果(邓晋福等，2007；殷伟伟等，2018)，研究区上地幔顶部的Pn波平均速度为8.05 km·s^-1，莫霍面平均深度为39 km，地壳内P波传播的速度介于5.85~6.70 km·s^-1，相对于平均速度6.22 km·s^-1，最大变化量为0.48 km·s^-1.当不考虑地壳厚度变化的影响时，地壳速度变化0.48 km·s^-1相当于台站延迟改变0.78 s.因此，本文认为大于0.78 s的台站延迟是由地壳厚度的变化造成，台站延迟变化1 s，反映台站所处位置的莫霍面深度改变9.79 km.

图 9展示了本研究得出的台站延迟时间，山西断陷带及邻区台站延迟变化幅度较大，范围在±1.5 s内.台站延迟由西向东、从北到南逐渐由正变负的特征与莫霍面深度西深东浅、北深南浅的分布规律印证良好，得到了接收函数(唐有彩等，2010；李传金等，2010；危自根等，2015)等研究结果的支持.山西断陷带南部的地壳厚度明显小于北部，可能与北部大同火山深部岩浆作用对下地壳的底侵作用造成地壳增厚，以及断陷带是由南向北逐渐撕裂拉张形成有关.临汾盆地、运城盆地、渭河盆地以及太行山东南缘均存在明显负台站延迟，说明相对于平均值39 km来说这些区域莫霍面明显减薄，这可能是华北地区上地幔巨大隆起使下地壳物质发生横向运移的结果.断陷盆地莫霍面“上拱”现象不明显，可能受台站分布稀疏和多数台站分布在盆地周边隆起区所致.研究区内仅鄂尔多斯块体西部台站存在较大的正延迟，表明鄂尔多斯块体西部地壳厚度较厚，可能受青藏高原挤压所致；而秦岭—大别造山带台站存在负延迟，说明该区莫霍面较浅，可能反映了该区地壳已遭受一定破坏，与岩石圈厚度西厚东薄的特点(Guo et al., 2016；Xu et al., 2016)较为一致.

图 9

Fig. 9

图 9 研究区台站延迟分布图. 红色为负延迟，蓝色为正延迟，叉号代表台站位置 Fig. 9 Delay times for seismic stations in the region Red colors denote negative delay times, whereas blue colors denote positive delay times. Crosses denote the locations of seismic stations

尽管很少有学者专门针对山西断陷带及邻区进行Pn波层析成像，但在过去十多年间对整个中国大陆以及华北克拉通上地幔顶部速度结构和各向异性的研究(汪素云等, 2001, 2003a, b; Hearn et al., 2004; Liang et al., 2004; 裴顺平等，2004；Pei et al., 2007; 李志伟等，2011; Zhou and Lei, 2016)却层出不穷.前人研究使用的数据主要来自2008年以前中国地震台网和International Seismological Centre (ISC)震相报告，Pn射线覆盖密度略显不足，研究主要集中于大尺度区域的上地幔顶部速度结构，认为华北克拉通中部块体的上地幔顶部以明显的低速异常特征为主.本研究所用的数据是2008—2019年中国数字化地震台网记录的Pn波到时资料，这段时间中国地震区域台网发展迅猛，积累了大量高质量观测资料.为了提高Pn到时的拾取精度，本研究采用手工拾取了研究区内2级以上地震事件的Pn波到时.这些资料不仅数量多，在研究区内具有较好的射线覆盖，且系统误差小、质量高，因此能够给出山西断陷带及邻区上地幔顶部速度结构和各向异性的精细结构特征.山西断陷带及邻区上地幔顶部存在的低速异常，主要集中在太行山地区、忻定盆地、大同盆地南部区域以及各断陷盆地之间的构造隆起区；而太原盆地、临汾盆地北部、运城盆地以及吕梁山地区整体为高波速异常(图 7).由于地表地质构造可能反映了从地表至壳内甚至地幔岩石圈一定深度范围内不同构造的综合效应，而Pn波速度图像则显示的是莫霍界面以下一定深度的速度结构.山西断陷带上地幔顶部速度结构形态与隆起区、凹陷区的地表地质构造边界比较吻合，这在一定程度上佐证了本文结果的可靠性，同时说明山西断陷带是一个切穿莫霍面的岩石圈范围的过渡带，它的形成与上地幔物质运移过程密切相关.

大同火山位于山西断陷带北部的大同盆地，是第四纪以来中国内陆最大的火山之一.大同火山首次喷发是在距今74万年前的更新世，但在中更新世火山喷发和玄武岩岩浆活动最为活跃，最近的一次喷发则是在距今只有6万年的晚更新世，喷出的火山岩主要以拉斑玄武岩和碱性玄武岩为主(Xu et al, 2005).前人研究结果(Huang and Zhao, 2006; Zhao et al, 2009; Lei, 2012; Zhang et al, 2016)表明，大同火山下方存在低速、低阻体，且该低速体自中地壳一直向下延伸至200km深度左右的上地幔或更深至下地幔.不同的学者对大同火山下方低速体的来源持有不同的学术观点，Huang和Zhao(2006)认为大同火山区深部物质来源于西太平洋板块的深俯冲至地幔转换带，将低速层与太平洋板块俯冲脱水过程联系起来；Lei(2012)和Zhao等(2009)在大同火山区下方观测到了一个延伸至700 km深度的低速体，认为可能是由于更深源的地幔柱产生；Zhang等(2016)利用大地电磁的方法观测到大同火山区下方高导体随深度增加逐渐西向倾斜，认为可能是由于印度板块向欧亚板块下方俯冲造成鄂尔多斯西南缘上地幔物质向东逃逸的结果.

本文的研究结果显示，大同火山上地幔顶部呈现明显的低速异常，低速体以大同火山为中心分别向北西、南南东和南西西三个方向扩散延伸，火山东部区域未发现明显低速异常.其中，北西向的低速异常体扩散至河套地堑；南南东向的低速异常较强，异常体穿过大同盆地南部以及忻定盆地与太行山造山带下方的低速异常体相互连通；较弱的南西西向低速异常体向西延伸至鄂尔多斯块体，在39°N附近形成近东西向条带状弱低速体.各向异性结果显示，大同火山西北向延伸的低速异常形态与相同位置处的近NNW-SSE向快波速方向较为一致；南南东向延伸的低速异常体与相同位置近NNW-SSE向快波方向较为一致，与太行山断裂的走向基本一致；南西西向低波速异常处的Pn快波方向，由鄂尔多斯块体东缘的NWW-SEE向往西到块体中部逐渐转变为接近N-S向.我国东北地区Pn波成像结论认为，上地幔顶部低速区能够为火山区的物质和能量交换提供通道(Du and Lei, 2019)，说明本研究反演的Pn波各向异性快波速方向也为认识研究区的构造演化提供了重要科学依据.尽管数值模拟结果说明大同盆地软流圈物质以上升流为主(石云等，2017)，但本研究结果却展示出明显的近“发散状”的方位各向异性特征(图 8)，说明大同火山的深部起源由深部地幔物质上涌但在上地幔顶部形成近水平向物质流.本文观点不仅得到了SKS研究结果(常利军等, 2009, 2012；吴萍萍等，2012)的支持，同时P波径向各向异性成像(Wang et al., 2014b)也显示该区域从下地壳直至300 km深处均呈现正径向各向异性，推测是由于岩石圈-软流圈边界发生变化，软流圈上升流发生水平偏转所致.这种深部热物质上涌可能与深部地幔柱作用密切相关(Lei, 2012)，也可能太平洋板块俯冲形成“大地幔楔”结构与动力学过程密切相关(Lei and Zhao, 2005, 2006; Huang and Zhao, 2006; 鲁明文等, 2019; Lei et al., 2020).

山西断陷带是华北克拉通拼合形成过程中的交界区域(Zhao et al., 2005)，中、新生代以来，受太平洋板块西向俯冲至地幔转换带而形成的“大地幔楔”结构与动力学(Lei and Zhao, 2005, 2006; Huang and Zhao, 2006; Lei et al., 2013, 2020)的影响，岩石圈下方地幔流动呈快速和不稳定特征，造成软流圈热物质上涌、引起岩浆活动(朱日祥和郑天愉，2009).重力低异常和负均衡异常预示着山西断陷带内的地幔热物质目前仍在继续上涌(马宗晋，1993).背景噪声成像结果显示，山西断陷带从地表沉积层一直深入到下地壳呈低速异常，明显地将高速异常体太行山和鄂尔多斯块体分割开(房立华，2009；唐有彩等，2011)，是一个构造软弱带.接收函数成像(唐有彩等，2010)、P波层析成像(Chang et al., 2007)以及大地电磁测深(魏文博等，2008)结果显示，山西断陷带下地壳存在低速、高导层，认为下地壳存在一个物质流动通道.

本文研究结果显示上地幔顶部的低速异常主要集中在太行山地区和大同火山附近(图 7和图 8)，可能是由于太行山和大同火山附近的地幔深处热物质沿着断陷带已有的裂隙和破碎带向西南方向上涌、挤入或充填到地壳薄弱带从而导致物质局部熔融和脱水.部分低速体穿过太原、临汾盆地之间的灵石隆起、直抵吕梁山下方，在部分区域的地壳深处形成低速体.这一结果得到面波相速度成像(宋美琴等，2013)和面波、重力联合反演结果(郭震等，2015)的证实，也得到山西断陷带长期处于剪切拉张状态(安美建和李方全，1998；王秀文等，2010)且在断陷盆地及其边缘发育纵横交错的断裂带(邓起东等，1973；魏荣珠等，2017)结果的支持.大同火山下方存在地幔柱(Lei, 2012)和太行山造山带岩浆的底侵或热侵蚀作用可能是山西断陷带岩石圈破坏的主导因素，为华北克拉通的破坏和岩石圈减薄提供了动力学背景，这与华北克拉通的热-化学侵蚀破坏模型(朱日祥和郑天愉，2009)有着良好的一致性.

本文通过手工拾取了2008—2019年25304条高质量Pn波到时数据，反演了山西断陷带及邻区上地幔顶部高分辨率Pn波速度和各向异性结构模型，揭示了该区域复杂的构造特性.主要结论概括如下：

(1) 山西断陷带及周边地区上地幔顶部速度结构存在明显横向不均匀性，Pn波速度平均值为8.05 km·s^-1，变化范围在±0.3 km·s^-1.运城盆地、临汾盆地北部、太原盆地、大同盆地北部、华北盆地北部以及鄂尔多斯块体呈现明显的高波速异常，说明这些构造单元比较稳定，上地幔热流值偏低；大同盆地火山以南区域、忻定盆地、太行山造山带、华北盆地南部以及吕梁山局部地区表现为显著的低波速异常，这可能与地幔热物质上涌促使上地幔顶部温度升高有关.Pn波各向异性与速度结构存在明显相关性，低速异常或高低速过渡区的各向异性较强，而高速异常区的各向异性则相对较弱.

(2) 山西断陷带Pn波速度结构异常形态与地表地质构造单元有较好的对应关系，Pn快波方向和SKS波各向异性的特征基本一致，说明山西断陷带是一个切穿莫霍面的岩石圈范围的过渡带，变形形式以简单剪切为主，其形成和演化过程与上地幔物质运移过程密切相关.

(3) 大同火山深部起源可能与地幔深部的地幔柱作用有关.地幔深处热物质沿大同火山上涌，在上地幔一定深度范围内向河套地堑和太行山造山带方向扩散流动，且沿裂隙和断裂带上侵进入山西断陷带地壳甚至到达地表.地幔热物质上涌过程中，在上地幔顶部温度增高，物质发生熔融和脱水，从而在壳幔边界和在地壳内形成低速异常体.因此，推测岩浆的底侵或热侵蚀作用造成了山西断陷带岩石圈的破坏以及整个华北克拉通的“活化”，这一推论符合克拉通的热-化学侵蚀破坏模型.