0 引言

晋冀蒙交界地区(112°—116°E，38°—41°N)盆岭相间，地质构造复杂，地震活动活跃，是地震和地质学家们的重点研究区域(王想等，2010；武敏捷等，2014；朱红彬等，2014)。近年来，许多地震学家和地球物理学家研究包含晋冀蒙交界地区的华北或京津地区三维速度结构(于湘伟等，2003；Huang J L et al，2004)，但由于晋冀蒙交界地区山区较多，地震台站较少，导致反演精度普遍不高(最高为0.5°)，且缺乏对典型盆地三维P波速度结构的分析。

2014年，北京大学、中国地震局地球物理研究所、河北省地震局、山西省地震局和内蒙古自治区地震局联合在晋冀蒙交界地区建立临时地震台网，在原有台网比较稀疏地区增加35个临时台站，显著增强了该区的地震监控能力，为开展该区域三维P波速度结构研究提供了丰富的资料。本文利用该区域2014年9月至2016年12月的地震资料，结合固定台和临时台P波走时，采用双差层析成像方法联合反演震源位置和三维P波速度，进一步分析典型盆地三维P波速度分布特征与地震活动性。双差层析成像方法(Zhang and Thurber, 2003)将绝对定位和相对定位结合，既集合了各自优点，又克服了各自缺点，因此比常规层析成像方法反演精度更高，近年来在三维P波速度结构反演领域普遍应用并取得了良好效果(邓文泽等，2014；王小娜，2015；吕子强等，2016；王伟平，2016)。

1 区域背景

晋冀蒙交界地区位于华北地堑盆地西北缘，地处山西地堑系和张家口—渤海北西向构造交接部位，地质构造复杂，在北西向主张应力场作用下，发育3个典型盆地(延怀盆地、大同盆地和忻定盆地)和一系列NE、NNE向正断层。该区历史上发生多次6级以上地震，且主要发生在控制盆地的边界断裂上(图 1)。盆地是人类活动的集中区，大震的发生对人民的生命财产造成巨大损失。

2 资料与方法 2.1 资料选取

搜集晋冀蒙交界地区2014年9月至2016年12月地震观测报告，整合临时台记录资料，为保证反演结果的可靠性，要求P波走时小于等于40 s，每个地震至少有5条P波走时记录，每个台站至少记录到3条P波走时，共选取169个地震台记录的2 319个地震的P波记录，其中固定台134个(图 2中三角形)、临时台35个(图 2中正方形)。地震与台站间的二维射线路径见图 2，所选地震P波走时曲线见图 3。从图 2可以看出，研究区东南部(114.5°—116°E，38°—39°N)射线较为稀疏，其他地区射线较为密集。地震对中2个相邻地震的最大距离为10 km，地震对与台站之间的最大距离为250 km。根据以上选取原则，得到P波绝对走时数据28 696条，相对走时数据159 552条。

2.2 分析方法

双差层析成像方法可联合反演地震位置和三维速度结构，在反演过程中充分利用绝对走时信息和相对走时信息，既考虑地震对路径之间的速度变化，又降低震源位置误差的影响，反演结果比常规地震层析成像方法更加精确。因此，选择双差层析成像方法，联合反演晋冀蒙交界地区地震位置和三维P波速度结构。鉴于双差层析成像原理及研究文献(Zhang and Thurber, 2003；王小娜，2015)较多，本文不再赘述。

冯向东等(2017)采用Velest程序(Kissling et al，1994)计算晋冀蒙交界地区"最小一维速度模型"，并取得较为合理的结果。本文以该最小一维速度模型作为研究区初始P波速度模型，参数见表 1。

在反演时，采用检测板法对反演结果的分辨率做测试(Spakman et al，1993)，首先对初始一维速度模型添加相间的±6%的速度扰动作为正演速度模型(检测板)，根据所选地震的震源和台站位置正演计算得到合成走时数据集，再以无速度扰动的初始一维速度模型作为反演的初始速度模型，对合成走时数据集进行双差地震层析成像，通过分析反演所得速度模型的恢复度可了解成像的分辨能力。经度和纬度的网格间隔分别取0.2°、0.25°、0.3°、0.4°、0.5°，经过检测板法检验，选择0.25°作为网格间隔(边缘0.5°)，检测结果见图 4。

由图 4可见，除0 km深度检测板恢复程度有所欠缺外，其他深度的检测板基本恢复(东南角除外)，本文0.25°的分辨率高于以往其他学者研究该区P波速度结构的分辨率(最高0.5°)。

3 结果分析

采用双差层析成像方法，以0.25°作为经纬度网格间隔(边缘0.5°)，利用28 696条P波绝对走时数据和159 552条P波相对走时数据，对晋冀蒙交界地区做联合反演，得到地震重定位和地壳三维P波速度结构结果。

3.1 地震重定位

经过24次迭代反演，走时残差从80.1 ms降到26.0 ms，深度定位平均误差由2.47 km降为0.74 km，误差降低。地震重定位前后震中分布见图 5，图中黑色圆为重定位前的地震，红色圆为重定位后的地震。由图 5可见：①地震重定位前后经纬度位置未发生明显变化，但重定位前深度分布比较散乱，呈棋盘格式，重定位后深度集中，带状分布更加明显；②晋冀蒙交界地区地震活动集中，其中忻定盆地和延怀盆地东部地震活动最为密集，其次为大同盆地和延怀盆地交汇部位。

绘制地震重定位前后震源深度统计图，见图 6，可见重定位前地震分散在5 — 20 km深度，重定位后震源深度呈正态分布，集中在8 — 17 km深度，更符合实际情况。

3.2 三维P波速度结构 3.2.1 不同深度层面P波速度扰动

将各深度层面上下0.74 km(深度定位平均误差值)内重定位后地震投影到该层面上，因为历史地震的震源深度大多无从考究，本文同时将该区历史上发生的6级以上地震投影到各深度层面上，综合分析P波速度扰动和地震活动性。不同深度层面P波速度扰动见图 7，其中0 km深度层面检测板恢复度有所欠缺(图 4)，下文不作分析。

(1) 4 km深度层面。平原为低速异常区，山区和大部分盆地为高速异常区。大同盆地东北缘和西南缘为低速异常，中部有高速体嵌入，说明大同盆地不同构造活动时期的活动特点不同，盆地东南缘2条错列的NE向主断裂能进一步说明该问题。根据历史上6级以上地震分布情况，大同盆地东北部低速体区域地震活动性较强。忻定盆地南缘表现为低速异常，延怀盆地南侧存在2条NE向断层，也表现为低速异常。

(2) 8 km深度层面。忻定盆地南部出现被大片高速体包围的小片低速体，高低速交界处发生过3次6级以上地震，该盆地北部边缘也出现高低速相间现象，周边发生过3次6级以上地震，表明忻定盆地历史构造活动强烈。大同盆地和延怀盆地交汇处表现为低速异常，延怀盆地南侧低速体依然存在并向北扩展，低速体北缘曾发生3次6级以上地震。现今地震主要在大同盆地东北部和延怀盆地活动，大部分发生在低速体及其边缘，少部分发生在高速体及其边缘。

(3) 12 km深度层面。存在2个条状低速体异常，一条在大同盆地北部，另一条由延怀盆地东侧沿一系列NE、NEE向断裂向西南延伸至忻定盆地中部，历史上6级地震基本发生在2条低速体及边缘，现今地震基本也在2条低速带和低速带边缘高低速交界处均匀分布，表明这些历史上构造活动强烈地区的介质现今在12 km深度仍较为破碎。

(4) 16 km深度层面。速度的各向异性明显降低，中部盆地和山区显示为成片弱低速体异常，集中在大同盆地和忻定盆地及其连接的山区部分，高速体零散分布，现今地震活动主要分布在成片弱低速体异常和高低速交界处。

(5) 20 km深度层面。中部盆地和山区低速体异常比16 km深度层面表现范围广、幅度大，高速体分布在东南部山区和平原交界部位，现今地震活动变弱，主要分布在忻定盆地南部高低速交界处，少部分分布在东北部高速体内。

(6) 25 km和30 km深度层面。与4 km深度层面相反，山区和盆地基本为低速异常，平原为高速异常，西南部平原地区从浅到深逐渐由低速异常转变为高速异常，山区从浅到深逐渐由高速异常转变为低速异常，盆地构造复杂，从浅至深逐渐由复杂的高低速相间转变为低速异常。25 km深度层面附近地震活动较弱，至30 km深度层面附近，地震活动基本停止。

3.2.2 不同剖面P波速度扰动与地震活动性关系

为进一步研究忻定、延怀、大同3个典型盆地速度结构及其与地震活动的关系，分别沿盆地纵向和横向作剖面，6个剖面划分见图 5，其中：AA′、BB′剖面分别为忻定盆地垂向和平向剖面，CC′、DD′剖面分别为延怀盆地垂向和平向剖面，EE′剖面和FF′剖面分别为大同盆地垂向和平向剖面。图 8展示了6个剖面的高程及P波速度扰动和重定位后的地震分布。

由图 8(a)可见，沿AA′剖面，忻定盆地西北部在8 — 16 km深度为高速区，东南部浅层为高速，8 — 12 km深度则表现为低速，地震主要在低速体及其下方活动；沿BB′剖面，忻定盆地中部5 — 10 km深度有低速体嵌入，东北部则表现为高速，地震活动集中在低速体及其下方。由图 8(b)可见，沿CC′剖面，延怀盆地浅层表现为高速，10 km深度附近存在一条低速带，从盆地西南到东北由浅到深，异常亦逐渐变弱，且西南部20 km深度以下表现为低速，地震活动主要集中在低速体及周边；沿DD′剖面，延怀盆地浅层表现为高速，10 km深度附近盆地西北部和东南部都存在低速体，20 km深度附近盆地西北部表现为低速而东南部表现为高速，且在盆地中部10 — 20 km深度则存在2个小型高速体，地震活动主要集中在10 km深度附近低速体及其边缘。由图 8(c)可见，沿EE′剖面，大同盆地10 km深度以上为高速体相间，10 km深度以下为低速体，近两年地震活动较弱，零散分布其间；沿FF′剖面，大同盆地20 km深度以上东北部表现为高速，西南部表现为低速，东北部低速体及周边地震活动强度高于西南部低速体及周边地震活动强度，20 km深度以下为广泛的低速体。综上所述，盆地下方高低速普遍存在，地震活动主要集中在低速体及边缘等弱化区，其活动强度远远高于高速体及其边缘。

4 结论

本文采用双差层析成像方法，对晋冀蒙交界地区临时地震台网记录的地震进行重定位及P波速度结构联合反演，得到以下结论：重定位结果显示绝对走时残差显著降低，震源深度分布更加合理；检测板恢复结果表明，P波速度反演结果基本可靠，0.25°的分辨率高于以往其他学者研究该区P波速度结构的分辨率；反演结果显示，浅层平原地区表现为低速异常，山区表现为高速异常，而深层P波速度扰动的表现则相反，盆地浅层复杂的高低速相间结构到深层则转变为低速异常；高速异常区与低速异常区及边缘均存在地震活动，低速异常区及边缘地震活动强于高速异常区及边缘。

本文仅采用2014年9月至2016年12月的地震资料反演晋冀蒙交界地区P波速度结构，反映了该时间段内该区P波速度扰动，对不同时段资料做反演可获得该区P波速度随时间的变化，有利于分析该区地下介质变化。