剪切波分裂揭示的华北克拉通中部造山带上地壳地震各向异性

王想, 高原, 吴鹏, 周依, 王时

1 河北红山巨厚沉积与地震灾害国家野外科学观测研究站， 河北邢台 054000 2 河北省地震局， 石家庄 050021 3 中国地震局地震预测研究所， 北京 100036 4 邯郸地震监测中心站， 河北邯郸 056001 5 石家庄监测中心站， 石家庄 050021

0 引言

华北克拉通(North China Craton)是中国最大的克拉通地块，也是世界最主要的太古宙克拉通之一，地处欧亚板块东缘(Kusky and Li，2003；Carlson et al.，2005).华北克拉通中部造山带(Central Orogenic Belt，以下简称COB)是完全被破坏的克拉通东部块体和保留完整的西部块体之间的过渡带，是中国大陆地区地貌、重力、岩石圈等结构和地球物理场的分界带.该区域是研究造山带与断陷盆地下方的地壳变形及壳幔构造关系的典型区域，对于华北克拉通破坏成因以及华北克拉通东西块体构造差异的探索具有重要意义(图1).

根据地质构造、台站分布及地震活动特征，COB主要涉及山西地堑、张家口—渤海地震活动带(以下简称张渤地震带)、太行山隆起以及华北盆地.张渤地震带是一个强烈的地震活动带，由NW、WNW以及近EW向的断裂组成，展布范围是根据航磁异常、重力异常、地壳形变、深部构造以及中、小地震活动分布图像等方面资料的研究成果综合分析界定的(韩孔艳，2009).研究区内NE、NW、EW向断裂纵横交错，形成了盆岭相间、错综复杂的构造格局，具有发生中强震的地质构造条件，根据地震目录，有历史记录(公元前780年)以来，COB虽然只占中国大陆约6%的国土面积，却发生过100多次5级、30次6级、5次7级、1次8级地震.

研究表明,地壳、地幔与地核等地球不同圈层都存在介质各向异性现象(Crampin，1981；Crampin and Gao，2018；滕吉文等，2012；Chen et al.，2009； Wu et al.，2015；高原等，2020).上地壳地震各向异性特性与地壳结构、应力状态、断裂构造等密切相关(Crampin et al.，1980，2008；高原等，1995；Zinke and Zoback，2000；Tadokoro and Ando，2002；Gao et al.，2011；Shi et al.，2020).地壳各向异性受控于介质变形和地质构造(Gao et al., 2011)，而断裂也会影响变形状态(Zhang et al.，2020).上地壳地震各向异性成因有多种，应力、岩石节理、水平分层结构及特定结构的排列方式等都会造成地震波的各向异性现象，但地壳中广泛存在的EDA(Extensive-Dilatancy Anisotropy，“大范围扩容各向异性”)微裂隙是造成上地壳地震各向异性的主要原因(Crampin and Peacock，2005；Crampin and Gao，2014；高原等，1995).地震的孕育和发生是地下介质与应力长期互相作用引起的变化(Gao and Crampin，2004；Crampin and Gao，2010).应力场的变化直接影响岩石裂隙几何参数发生变化，剪切波分裂对岩石裂隙结构的变化非常敏感.剪切波进入这种裂隙结构介质传播时会分裂出具有不同方向、不同速度的分量，即剪切波分裂(Shear-wave splitting，以下简称SWS)现象，其中快剪切波偏振方向(以下简称快波方向)在水平方向上近似平行于原地水平主压应力方向(Crampin and Atkinson，1985；高原等，1995；2018；Tadokoro and Ando，2002；Crampin and Peacock，2005； Gao et al.，2011)，这个特性可用于推断区域主压应力方向，获得的结果与地震应力反演、地应力测量等得到的区域主压应力结果有很好的一致性(高原等，2010，2018)，慢剪切波时间延迟(以下简称时间延迟)反映地下介质各向异性程度，时间延迟的值可反映区域主压应力的变化大小(Crampin，1984；Gao and Crampin，2004).因此，SWS方法是获取介质各向异性特征的途径之一，SWS参数是反映地球介质特性和应力状态的一个参考指标，对地震预测和地震危险性探讨等有重要的应用价值(Crampin et al.，2008；Crampin and Gao，2010).随着地震观测资料的不断丰富，地震观测质量的不断提高，地震各向异性的研究更深入，应用也更广泛.利用SWS方法除了探讨大尺度的地球介质物性特征和应力状态，还可以研究小尺度的区域各向异性特征及其应力状态变化(Crampin and Peacock，2005；高原等，1995；Gao et al., 2011，2019)，比如在鄂尔多斯块体西缘、汶川地区、青藏高原东南缘、天山构造带等中国大陆典型构造区域的各向异性特征及其应力状态研究都取得了重要进展(石玉涛等，2009；许英才等，2019；高原等，2020；李金等，2021).

研究COB介质各向异性及其应力状态变化特征，对了解该区域动力学特征和地壳形变、构造关系及其演化历史具有重要意义.Zhao 和 Zheng(2005)根据COB和东部块体SKS快波方向有显著差异，推测两个块体的边界可能是地幔流动发生偏转的边界；但常利军等(2008)与高原等(2010)的结果显示，COB的快波方向与东部或西部地区没有显著差异，但欠缺足够的数据约束.常利军等(2008)利用SKS波分裂结果推断华北地区上地幔的各向异性方向与板块绝对运动方向有很好的一致性；高原等(2010)发现近震S波的快波方向与远震SKS波的快波方向不一致，认为华北北部地壳和上地幔不是简单的耦合关系.Shi 等(2015)展示了华北克拉通东部的近震S波各向异性与远震SKS、PKS、SKKS的各向异性方向不一致的复杂分布形态.杨妍等(2018)采用远震接收函数约束地壳方位各向异性结构的方法，得到COB存在明显的地壳方位各向异性，推测该区域地壳变形可能主要与晚中生代到新生代以来的岩石圈改造和上地幔物质底侵有关.Zheng 等(2019)接收函数各向异性呈现了复杂的空间分布.COB的上地壳介质各向异性研究虽然取得了一些进展(吴晶等，2007；赵博等，2011；孙进等，2013；张玲等，2014)，但结果主要是区域框架性的，对于COB的上地壳各向异性的详细分布、整体形态、各向异性特征与应力状态和区域地质构造的关联、以及东、西部各向异性的异同与构造含义等问题仍需进一步的数据约束.本研究利用了多家单位联合布设的流动地震台站，同时增加了高密度流动地震台网记录的大量近场小震观测资料.

SWS结果的可靠程度取决于地震观测资料的质量和数量.高分辨率的地壳各向异性分布特征的获得依赖于高质量的地震台网资料(高原等，1995，2018).本研究充分利用布设在COB的高密度流动地震台网和区域固定地震台网记录的大量近场小震观测资料(图1)，使用SWS方法(高原等，2004)，研究COB上地壳地震各向异性参数分布特征及分区特征，为华北克拉通东西差异性构造及过渡带地壳结构提供地震学观测证据和约束.

图1 研究区构造背景与地震台站分布图中英文缩写代表的构造单元：TY：太原盆地；XD：忻定盆地；DT：大同盆地；ZX：张家口—宣化盆地；HZ：怀来—涿鹿盆地；XH：邢衡隆起. 右下小图中黄色框表示研究区域，灰色线表示华北克拉通轮廓，W(Western)代表华北克拉通西部块体，E(Eastern)代表华北克拉通东部块体，COB(Central Orogenic Belt)代表华北克拉通中部造山带；蓝色箭头表示区域主压应力方向(Heidbach et al.,2016).Fig.1 The geological structure and the distribution of stations in the study areaTY: Taiyuan Basin; XD: Xinding Basin; DT: Datong Basin; ZX: Zhangjiakou-Xuanhua Basin; HZ: Huailai-Zhuolu Basin; XH: Xing Heng uplift. In the lower right, the yellow box represents the research area, the gray line represents the outline of the North China Craton, W (Western) represents the Western block of the North China Craton, E (Eastern) represents the Eastern block of the North China Craton, and COB (Central Orogenic Belt)represents the Central Orogenic Belt of the North China Craton.

1 构造背景与分析方法

1.1 构造背景

研究区断裂构造总体上为NNE走向，从地质构造运动看，NNE走向的挤压变形带形成于燕山运动A幕，是古太平洋板块俯冲的结果(Xu et al.，1987；Zhu et al.，2005；Faure et al.，2012；Wang et al.，2013；朱光等，2018).山西地堑地处太行山隆起和吕梁山隆起之间，自北向南包括大同、忻定、太原和临汾断陷盆地，呈NE至NNE向展布，盆地周边及内部有大量正断层.张渤地震带经历过多次构造运动，形成了复杂的构造形迹，带内以NW走向活动断裂和NE走向活动断裂交汇分布，该区域的强震孕育和发生受控于NE向和NW向活动断裂的共同作用，通常NE向断裂为发震断裂、NW向断裂为控震断裂，二者共同决定了强震发生的空间位置.断裂活动和现代形变观测结果显示，张渤地震带具有左旋走滑的运动性质(韩孔艳，2009).华北盆地是华北克拉通新生代形成的最大规模的盆地，盆地内部为一系列小型断块活动控制的断陷盆地群.华北盆地西侧为太行山隆起，内部有一系列NNE向逆冲断裂.

1.2 数据

2014年7月至2016年11月，河北省地震局联合多家单位在COB架设了由39个流动地震台站组成的临时地震台网，包括宽频带地震计BBVS-60型(周期60 s)15台、短周期地震计FSS-3M(周期2 s)6台、DS-4A(周期1 s)18台，数据采集器型号EDAS-24IP，采样率为100 Hz.本研究利用COB内临时地震台网(2014年7月—2016年8月)和国家地震台网(2010年1月至2017年1月)记录的地震观测资料进行SWS分析.根据中国地震台网中心的地震目录，我们获得了研究区内121个台站的4991条近场地震波形数据，由于部分台站附近缺少小震活动，剪切波窗口(注：指剪切波射线入射角小于全反射角)内没有符合要求的小震或者波形质量差导致没有有效记录，最终得到55个台站记录的534条有效记录.55个台站中使用短周期地震计10个，宽频带地震计45个.研究中挑选深度大于5 km的地震事件，全部地震事件的平均震源深度约14 km(图2).根据河北地震台网观测报告，研究中绝大多数地震的定位精度为I类，震中误差≤5 km.55个台站中，13个台站记录了10个以上地震事件，36个台站记录了3个以上地震事件(表1).

1.3 分析方法

本研究采用剪切波分裂分析的SAM方法(高原等，2004)，获得COB内各台站的SWS参数，分析该地区上地壳介质各向异性特征.SAM方法(即“剪切波分裂系统分析法”)结合了相关函数、偏振分析(Crampin，1978)和旋转分析技术，弥补了单一分析方法计算误差较大的缺点.该方法结合了计算程序自动化分析和可视化操作的优点，计算流程主要包含三个步骤：(1) 相关函数计算，(2) 时间延迟校正，(3) 偏振分析检验.已有研究结果表明，该方法得到的结果可靠性较好(吴晶等，2007；张玲等，2014；Gao et al.，2011，2019；Shi et al.，2020).使用地面台站记录的地震波形进行SWS研究之前，需要筛选落入剪切波窗口内的数据.剪切波入射到地表时，若入射角大于临界角(全反射角)时会发生全反射现象，所以筛选落入剪切波窗口内的数据就是要筛选剪切波入射角小于临界角的数据进行研究.对于泊松介质(泊松比为0.25)，剪切波窗口理论值(临界角)约为35°.由于地壳顶部通常存在低速沉积层，地震波在接近地表时波速变低，会发生弯曲折射现象，实际入射角一般小于所计算的理论剪切波窗口值(临界角)，从均匀介质直线入射的角度，有效的剪切波窗口(临界角)可以拓宽至45°～50°(Crampin and Peacock，2005).考虑到COB沉积层的影响，本研究选择45°作为剪切波窗口(临界角).

图3展示了使用SAM方法对HNS(红山台)记录到的一次地震事件(2013年6月27日河北隆尧ML1.4级地震，震源深度9 km，震中距6 km)进行SWS的分析过程.使用SAM软件对原始波形数据进行滤波处理(在数据处理过程中均使用4阶Butterworth滤波器，滤波频率设置为1～20 Hz，并截取包含完整S波列的南北分量(图3b)和东西分量(图3c)，产生质点运动轨迹(图3a).S波在通过各向异性介质时分裂成快波和慢波，对快波和慢波重新投影，分别计算它们在不同方位和不同时间差的相关函数，最大相关系数所对应的旋转角度和时间差即为快波方向和时间延迟.在实际计算过程中，由于观测波形质量等因素，相关函数计算结果往往偏差较大，尤其是时间延迟误差较大.SAM方法把相关函数计算的结果作为参考，用可视化偏振分析图检验得出最优结果.在偏振图中快波到达后、慢波未到时，S波质点运动轨迹的方向与正北方向的夹角α即为快波偏振方向角(图3a).慢波到达后叠加到快波上，质点运动轨迹发生变化.将两个分量的S波同时旋转α角度可以分离出快波和慢波(图3e、3f).理论上，快、慢波是来自同一震源的同一列S波，使用最大相关系数得到的时间延迟值将慢波前移，时间延迟消除后，快、慢波质点运动轨迹表现为线性相关.经过时间延迟校正后，两列波质点的运动轨迹线性度越高，说明分析结果越可靠.本例的地震计采样率为100采样点/s, 即每个采样点为0.01 s.S波质点运动轨迹的方向与正北方向夹角为45°(图3a)，将慢波提前0.03 s，则快、慢波的质点运动轨迹(图3d)呈现出较好的线性关系.

表1 研究区55个台站SWS参数Table 1 Shear-wave splitting parameters of 55 stations in the study area

图2 研究区有效(剪切波窗口内)地震分布图中红色圆圈表示地震，黑色线表示华北克拉通轮廓.右侧与下侧的小图是地震位置的深度剖面.其他符号含义同图1.Fig.2 Effective earthquake events (within shear-wave window) in the study area Red circles represent the earthquakes and black lines represent the outline of the North China Craton. Both the right plot and the bottom plot are the depth profiles of earthquakes. Others are the same as Fig.1.

图3 HNS(红山台)地震记录的剪切波分裂分析HNS(红山台)记录的2013年6月27日河北隆尧ML1.4地震的剪切波波形.地震参数：震源深度9 km，震中距6 km； (a) 剪切波的质点运动轨迹，S1和S2分别表示快波和慢波的到时； (b)、(c) 分别为NS向和EW向记录； (d) 慢波时间延迟校正与快波偏振方向校正后的质点运动轨迹； (e)、(f) 分别为投影后的快波F和慢波S； (b)、(c)、(e)、(f) 中两条竖线之间为质点运动轨迹的剪切波部分.Fig.3 Shear-wave splitting analysis of seismic records (Hongshan station)This earthquake occurred on June 27, 2013, and recorded by HNS (Hongshan station), magnitude ML1.4, focal depth 9 km, epicenter distance 6 km; (a) Polarization diagrams of shear-wave, S1 and S2 represent the arrival time of fast wave and slow wave, respectively; (b) and (c) are records in the NS direction and EW direction, respectively. (d) Polarization diagrams of shear-wave after correction of slow wave delay and fast wave deflection direction; (e) and (f) are respectively fast wave F and slow wave S after correction.

图4 华北克拉通中部造山带快剪切波偏振方向分布图图中蓝色三角形代表获得3条以上(含3条)有效地震记录的台站.地图外侧列出了每个台站的快剪切波偏振方向等面积投影玫瑰图，红色短棒是每个有效地震记录的快波方向，离圆心的距离是该事件相对于台站的入射角.其他符号含义同图1. 断裂符号：F1怀涿盆地北缘断裂；F2 延矾盆地北缘断裂；F3 新保安—沙城断裂；F4 黄土窑—土木断裂；F5 怀安盆地北缘断裂；F6 太行山山前断裂；F7 晋县断裂；F8 新河断裂；F9 衡水断裂；F10 隆尧断裂；F11 元氏断裂；F12 口泉断裂；F13 六棱山北麓断裂；F14 恒山北麓断裂；F15 五台山北麓断裂；F16 系舟山山前断裂；F17 云中山山前断裂；F18 交城断裂；F19 太谷断裂.Fig.4 The equal area projection rose diagrams of polarization directions of fast shear-waves in COBThe blue triangle represents the stations obtained three or more individual measurements. The equal area projection rose diagrams of polarization directions of fast shear-waves are listed around the map. The red bar is the fast wave direction of each measurement. The distance from the circle center is the incident angle of the event relative to the station. Others are the same as figure 1. Symbols of faults: F1 Huailai basin northern margin fault; F2 Yanfan basin northern margin fault; F3 Xinbao′an-Shacheng fault; F4 Huangtuyao-Tumu fault; F5 Huai′an basin northern margin fault; F6 Taihang mountain piedmont fault; F7 Jinxian fault; F8 Xinhe fault; F9 Hengshui fault; F10 Longyao fault; F11 Yuanshi fault; F12 Kouquan fault; F13 Liulengshan north piedmont fault; F14 Heng mountain north piedmont fault; F15 Wutai mountain north piedmont fault; F16 Xizhou mountain piedmont fault; F17 Yunzhong mountain piedmont fault; F18 Jiaocheng fault; F19 Taigu fault.

图5 华北克拉通中部造山带快剪切波偏振方向等面积投影玫瑰图符号含义同图4.Fig.5 The equal area projection rose diagrams of polarization direction of fast shear waves in COBThe symbol meaning is the same as Fig.4.

2 台站快波方向与区域快波优势方向

本研究对COB内2010—2017年的地震波形数据进行SWS分析，得到55个台站的SWS参数(表1), 以及获得3条以上(含3条)地震记录的台站(36个)的快波方向等面积玫瑰投影图(图4)，其中DOS(东山台)获得的有效地震数量最多，有144个.统计COB各台站的计算结果，得到快波方向下半球等面积投影玫瑰图，结果显示，COB平均快波方向为51°±38°，大致呈NE向(图5)，与华北地区最大主压应力方向有所差别.由震源机制解资料得到的华北地区的最大主应力方向为近NE向至ENE向(李钦祖，1980)，由震源机制资料和深井钻探资料得出的华北地区平均最大主压应力方向为N71.6°E(许忠淮，2001)，GPS资料得出的华北地区最大主压应变方向为85°(张国民等，2005)，SWS得到的平均快波方向约为N86°E(Gao et al.，2011).COB虽然呈现NE或ENE向和WNW或NW向断裂交汇特征，但主要的断裂是NE或ENE走向(图1)，莫霍面等值线从西北向东南递减，走向沿NE向伸展(嘉世旭等，2005).COB的台站快波方向既受到区域背景应力环境的作用，又受到局部断裂的制约，局部构造对COB的影响起主要作用.本研究显示，COB特别是山西地堑内部区域最大主压应力大致为NE方向.

根据地质构造特征与得到的SWS参数结果，将研究区分为张渤地震带与山西地堑交汇区(A区)、太行山隆起与华北盆地交汇区(B区)、山西地堑(C区).A区构造形迹复杂，WNW、NE、NNE、NW向断裂相交和切割.1998年1月10日张北6.2级地震是中国东部最近的一次6级以上地震，发生在张渤地震带西北端.前人的研究认为，张北地震的发震断裂是NW向断裂(马淑田等，1998；杨智娴等，1999；车用太，1999；刁桂苓等，2001)，但主震后余震沿NNE向展布，反映震源区存在NW和NE向共轭断裂的活动.结合形态结构分段理论、地质、地貌、地壳形变、地球物理场、深部构造、地震活动性以及张渤地震带断裂的交切关系等研究成果，张渤地震带由西北到东南依次可以分为张渤地震带西段(张家口段)、张渤地震带中西段(北京段)、张渤地震带中东段(唐山段)和张渤地震带东段(蓬莱段)共四段(韩孔艳，2009).根据本文得到的SWS结果和区域构造特点，将A区进一步划分成两个子区：A1区(张渤地震带西段)和A2区(太行山隆起与张渤地震带交汇区).山西地堑(C区)则进一步划分成三个子区： C1区(大同盆地)、C2区(忻定盆地)和C3区(太原盆地)(图6).

2.1 张渤地震带与山西地堑交汇区(A区)

A区位于张渤地震带与山西地堑的交汇区(图6)，区内的SWS特征又呈现不同的特征.

A1区即张渤地震带西段，包括ZX(张家口—宣化盆地)，HZ(怀来—涿鹿盆地).张家口—宣化盆地是一个不规则的北西向盆地，其周边历史上发生过2次5级地震，4次4级地震，盆地内1997年发生过1次4.2级地震.怀来—涿鹿盆地主要受怀涿盆地北缘断裂(F1)和延矾盆地北缘断裂(F2)控制，同时受北西向的新保安—沙城断裂(F3)、黄土窑—土木断裂(F4)等的影响.SHC(沙城台)位于这四条断裂之间，由SWS结果分析可知，SHC的快波优势方向与区域主压应力场一致，并受这四条断裂影响较大，这与吴晶等(2007)的研究结果相符.XUH(宣化台)位于张家口—宣化盆地南侧，该台的快波优势方向为WNW向，主要反映了局部应力场的方向.

A2区位于太行山隆起和张渤地震带交汇区，区域内断层走向多为NNE-NE.LQS(龙泉寺台)、XBZ(西拨子台)、ZHT(斋堂台)、ZKD(周口店台)位置接近，受地形和断裂影响，快波方向均为NE向，LQS、ZKD还有一个近EW向的优势方向，LQS的结果与吴晶等(2007)的研究结果完全一致，LQS和ZKD更靠近华北盆地，同时受到华北ENE向的区域应力场的影响.TAS(塔寺台)位于NE向的孙庄子—乌龙沟断裂上，其快波方向与该断裂走向完全一致.ZHL(涿鹿台)快波方向为WNW向，与赖院根等(2006)的研究结果以及高原等(2010)提出的局部应力场方向一致，ZHL位于太行山隆起内部，区域构造较为稳定.HUA(怀安台)位于怀安盆地南缘，怀安盆地位于山西地堑晋北张性区的北端，主要受NE向怀安盆地北缘断裂控制，HUA的快波优势方向相对离散，既受到怀安盆地北缘断裂(F5)的影响，同样受到张渤地震带NW向应力场的影响.

2.2 太行山隆起与华北盆地交汇区(B区)

B区位于太行山隆起与华北盆地交汇区，主要涉及到华北盆地内的XH(邢衡隆起)，隆尧断裂以南为临清坳陷.研究区内断裂总体为NE向，主要断裂包括太行山山前断裂(F6)、晋县断裂(F7)、新河断裂(F8)、衡水断裂(F9)、隆尧断裂(F10)、元氏断裂(F11)等，其中衡水断裂走向近NW向，隆尧断裂走向近EW向，元氏断裂走向近NS向.研究区内5个台站的快波方向分别为：HNS(红山台)ENE向或近EW向；LIC(临城台)WNW向；ZAH(赞皇台)和XIY(昔阳台)NE向；SHX(深县台)的快波方向有两个：ENE向和NW向.HNS位于邢衡隆起和临清坳陷的交界处，HNS东、西两侧是NE走向且近乎平行的新河断裂和晋县断裂，南侧为近EW走向的隆尧断裂.HNS的快波方向NE向，与东、西两侧的新河断裂、晋县断裂走向基本一致.LIC位于太行山隆起与华北盆地的交汇处，西侧是太行山前断裂，东侧是元氏断裂，南侧是隆尧断裂.LIC的快波方向是WNW向，受多条走向不同的断裂和区域应力场的共同作用，导致LIC快波方向与区域主压应力方向不一致.从数据结果看，LIC受隆尧断裂的影响更大，2017年9月4日临城发生ML4.2级地震，此地震是该地区近20年来发生的最大地震，精定位结果显示，余震序列呈近EW向展布，与隆尧断裂一致.SHX位于NW走向的衡水断裂北侧，表现出两个快波优势方向，一个是ENE向，与这一地区的主压应力方向基本一致，另一个优势方向是NW向，与衡水断裂的走向一致，表明SHX受区域应力和断裂的双重影响.XIY位于太行山隆起内部，ZAH位于太行山隆起与华北盆地的交界处更靠近太行隆起区域，西侧是太行山前断裂，东侧是元氏断裂.这两个台的快波方向是NE向且较一致，表明太行山隆起内部应力环境较为稳定，局部特征并不显著.2013年5月20日河北赞皇发生ML3.2级小震群活动，震群活动持续近两个月，共记录地震事件220次.精定位结果显示：地震分布呈NE向展布，与太行山山前断裂走向一致，断层面走向NE41.28°±2.80°(李冬圣等，2015)，与赞皇台(ZAH)的快波方向39°也基本一致.ZAH和LIC均位于元氏断裂西侧，且距离断裂较近，但从快波方向来看，这两个台站受元氏断裂的影响并不显著.

2.3 山西地堑(C区)

C区位于山西地堑，自北向南依次为大同盆地(C1区)、忻定盆地(C2区)和太原盆地(C3区).

DT(大同盆地)西侧主控断裂为口泉断裂(F12)，东南侧主控断裂为六棱山北麓断裂(F13)和恒山北麓断裂(F14).恒山北麓断裂属全新活动正倾滑断裂.HSH(恒山台)和YMG(雁门关台)几乎同在恒山北麓断裂上，但距离较远，HSH位于北段，YMG位于南段.HSH的快波方向为NE向，与恒山北麓断裂在该台附近的走向一致，YMG的快波方向为ENE向，亦与恒山北麓断裂在该台附近的走向一致.位于同一断裂上的不同台站，因断裂各段的走向差异亦会造成快波方向的不同.ZCH(镇川台)和SHZ(大同台)同时位于口泉断裂东侧且距离口泉断裂距离相等，快波方向均为NE向，与断裂走向一致.

XD(忻定盆地)是由两个半地堑盆地组成，盆地东南侧的主控断裂有五台山北麓断裂(F15)、系舟山山前断裂(F16)，另一侧的主控断裂有云中山山前断裂(F17).DAX(代县台)、L1412(永乐村台)和L1409(峪里村台)位于五台山北麓断裂附近，DAX几乎位于北段ENE走向的断裂上，L1412位于中段近SN向ENE转向处附近，L1409位于南段近SN走向附近.DAX的快波方向为ENE向，L1412快波方向NE向，L1409快波方向NNE向，受五台山北麓断裂在台站附近区域的走向影响较大.L1408(官地村台)和L1410(南泉村台)同时位于云中山山前断裂上，且快波方向均为近NNE向，与云中山山前断裂一致.TIY(定襄台)位于系舟山山前断裂东侧，该断裂南段近NS走向，北段NE走向，该台快波方向既有NS向也有NE向，说明断裂不同段的走向差异对该台都造成了影响.

TY(太原盆地)的沉降中心靠近盆地西部，其西侧的主控断裂为交城断裂(F18)，东侧主控断裂为太谷断裂(F19).交城断裂为全新世活动断裂，大致呈NNE-NE向展布，分为五段：柴村、 晋祠、清徐—交城、文水和汾阳.JIC(晋祠台)位于ENE向的晋祠段和NE向的清徐—交城段连接处，另外近EW走向的晚更新世活动断裂田庄断裂与其交汇，JIC的快波方向有三个，分别为NNE向(近NS)、ENE向和ESE向(近EW)，与台站附近的断裂走向一致.TAG(太谷台)和L1417(药村台)均位于太谷断裂，两个台的快波方向一个为NE向，与断裂走向一致，另一个为EW向，与华北区域最大主压应力方向一致.DOS(东山台)快波方向为NE向，与台站周边的断裂走向完全一致.

YUY(右玉台)、LOF(娄烦台)、LIS(离石台)位于吕梁山隆起区内，与山西地堑相邻，YUY、LOF、LIS台均出现两个快波方向，其中一个方向为NW向，与鄂尔多斯块体东部的主压应变方向为NW向(刘巍等，1993；郭良迁等，2010)一致；另一个方向为NE向，与山西地堑最大主压应力NE向的结论一致(刘巍等，1993).

3 快波方向与时间延迟的分区特征

3.1 快波方向

根据各台站的快波方向的结果, COB不同构造分区快波方向差异较大(表1)，为了更直观地展现不同分区快波方向的差异，分别给出各分区平均快波方向玫瑰图(图6).A1区快波方向为WNW向，与张渤地震带走向平行，这一结果与赖院根等(2006)的一组快波方向平行，与高原等(2010)提出的背景应力场的主压应力为WNW方向一致，与赵博等(2011)得到的研究结果相符.但本文的A1区快波方向比赵博等(2011)的结果更离散，赵博等(2011)使用的台站更靠北，位于燕山隆起块体内部，本研究的A1区台站位于燕山隆起南侧以及盆地边缘，表明张渤带的张家口段北西向和北东向断裂相互限制，共同控制着张家口—宣化盆地和延庆—怀来盆地.A2区主要位于太行山隆起与张渤地震带交汇区，16个台站共有89条有效地震记录，平均快波方向为49°±38°，优势方向为NE向，但离散程度也相对较高.揭示了该区主要受区域内分布的多条NNE-NE走向的断裂和ENE向区域主压应力场共同作用的影响.

图6 华北克拉通中部造山带上地壳各向异性分区特征地图两侧的6个等面积投影玫瑰图显示了每个分区的快波偏振优势方向,蓝色直线代表平均快波偏振方向.图中颜色代表每个分区的慢波时间延迟.其他符号含义参见图1和图4.Fig.6 Zoning feature of seismic anisotropy in the upper crust in COBSix equal area projection rose diagrams at two sides of the map show the dominant polarization directions of fast shear-waves in six subzones. Blue straight line represents the mean polarization direction of fast shear-wave. The colors in the map represent the time delays of the slow shear-waves within each subzone. Others are the same as Figs.1 and 4.

B区主要位于华北盆地西缘，6个台站共有68条有效地震记录，平均快波方向为53°±33°，优势方向为ENE向, 这与震源机制资料得到的这一地区最大主压应力方向为NE-ENE的结果有较好的一致性(许忠淮，2001).但B区也清晰地展现出近EW方向的第二优势快波方向，平行于整个华北北部地区的优势快波方向(Gao et al.，2011).

C区属于山西地堑，从北向南依次是C1(大同盆地)、C2(忻定盆地)、C3(太原盆地)，C1区8个台站共有49条有效地震记录，平均快波方向为47°±26°，优势方向为NE向，大同盆地呈北东向展布；C2区9个台站共有35条有效地震记录，平均快波方向为38°±23°，优势方向为NNE向，忻定盆地呈北北东向展布；C3区8个台站共有184条有效地震记录，平均快波方向为51°士43°，优势方向为NE向，太原盆地呈北东向展布.从总体上看，C1区的快波方向与盆地展布方向一致.三个盆地呈右阶雁列式，盆地间以横向隆起相隔，各隆起自北向南依次为恒山隆起、石岭关隆起.其中大同盆地发育最早，中新世已经开始断陷，忻定和太原盆地上新世才开始形成，北东向展布的大同和太原盆地要大于北北东向展布的忻定盆地的断陷幅度.

3.2 时间延迟

如果不考虑其他因素的影响，时间延迟表达了各向异性的程度，而在上地壳的脆性岩体里，可以简单地等效为变形程度的强弱.本研究的结果显示，山西地堑与张-渤地震带交汇区域的时间延迟有明显的横向空间变化，太行山隆起与张渤带交汇A2区平均时间延迟大于张渤带西段A1区，因为A1区地震活动性强导致地壳变形相对较弱.太行山隆起和华北盆地交汇B区的平均时间延迟在整个研究区域最小，说明邢衡隆起的变形程度最小，对应了邢台老震区活跃的地震活动，难以积累更强的地壳变形.山西地堑从C1区到C3区平均时间延迟越来越大，说明山西地堑从北到南上地壳变形程度越来越大，太原盆地最大，大同盆地最小，有仪器记录以来，山西地堑的5.5级以上地震均发生在大同盆地.

4 结论与讨论

COB在鄂尔多斯块体、华北盆地及太行山隆起、燕山隆起等构造单元的共同作用下，呈现复杂的地质构造形态和地球物理特征.本研究利用研究区内临时地震台网和国家地震台网记录到的地震观测资料，获得符合条件的55个地震台站534条有效地震波形记录，得到了每个台站的SWS参数，展现了研究区上地壳各向异性参数分布特征与区域分区特征，分析了台站原地主压应力方向及区域主压应力方向特征.结果显示，台站优势快波方向主要平行于主压应力方向，或与断裂走向、构造走向一致，揭示了断裂与地质构造对各向异性的影响以及断裂构造与应力场的相互影响.

根据本文得到的全部有效记录的快波方向，研究区内上地壳优势快波方向为NE方向，但呈现出非常离散的特点，与Gao等(2011)得到的华北地区上地壳优势快波方向虽然明显但呈现区域性离散的结果一致.高原等(2010)采用去掉明显受到断裂影响的台站数据的方法，给出华北地区的背景应力场的主压应力方向是N95°E，Gao等(2011)给出华北地区上地壳平均快波方向是N86°E，但优势快波方向为近EW.快波方向上的这种数值差异本身就揭示了区域内复杂断裂分布的作用.本研究的快波优势方向为NE向，表明COB的台站快波方向既受到区域背景应力环境的作用，又受到局部断裂的制约，局部构造对COB的影响起主要作用.本研究得到的这种快波方向离散特征，同样体现了研究区域内复杂分布的断裂对应力场的扰动，并进而影响了地震各向异性分布.

更大范围的华北区域背景(构造)主压应力为近EW方向，COB的主压应力为NE方向，本研究得到的优势快波方向总体上也是NE方向，但研究区域的上地壳各向异性呈现出分区性.山西地堑的太原盆地、忻定盆地、大同盆地的优势快波方向大体上都是NE方向，但大同盆地的快波方向的离散性似乎更大一些.最大的差异在研究区的东北端部呈现，即山西地堑一系列断陷盆地的北端与张-渤地震带的西端的交汇区域(图6的A区)，在这个交汇区的北侧(A1区)展现出WNW的优势快波方向，与赵博等(2011)的结果有很好的一致性，但交汇区的南侧(A2区)则同样展现出NE方向的优势快波方向，离散比较大，类似于太原盆地的情况.在太行山隆起与华北盆地交汇区的邢衡隆起(B区)，优势快波方向同为NE方向，比较吴晶等(2008)与吴鹏等(2017)的结果，表明本研究得到的结果是可靠的，但该区域清晰地呈现出第二优势快波方向为近EW方向，这个方向正是体现了华北地区的特点(Gao et al.，2011).

山西地堑的时间延迟虽然变化不大，但呈现出从南到北逐渐减少的态势，太原盆地的时间延迟最大，大同盆地的时间延迟最小.山西地堑与张-渤地震带交汇区域的时间延迟有明显的横向空间变化，南侧(A2区)大，北侧(A1区)小.整个研究区域最小的时间延迟出现在太行山隆起与华北盆地交汇区的邢衡隆起(B区).

如果不考虑其他因素的影响，时间延迟表达了各向异性的程度，而在上地壳的脆性岩体里，可以简单地等效为变形程度的强弱.本研究的结果揭示，山西地堑的上地壳变形程度，太原盆地最大，大同盆地最小，但最小的地方则在山西地堑与张-渤地震带的交汇区域.整个研究区域变形程度最小的地方是邢衡隆起，对应了邢台老震区活跃的地震活动，难以积累更强的地壳变形.同理，山西地堑与张-渤地震带的交汇区域(A1区)，因历史地震活动性较强导致地壳变形较弱.

接收函数对地球内部间断面敏感，具有分辨地壳内部不同各向异性层的能力(Wu et al.，2019).面波具有较好的垂向分辨率，且能同时分辨方位各向异性和径向各向异性.接收函数Ps转换波分裂结果显示COB莫霍面以上整个地壳快波方向大致为NW-SE，与SKS波分裂得到的快波方向相似(杨妍，2018).接收函数成像结果显示该区具有较厚的壳幔转换带(Zheng et al.，2008)，利用接收函数的H-κ叠加方法观测到华北克拉通中部地壳厚度具有明显的横向变化，从东到西逐渐增大(Shi et al.，2014)，COB内19个剖面的接收函数图像构建的高分辨率莫霍面深度模型显示，莫霍面深度在该区也有显著变化(Zhang et al.，2019)，华北克拉通中东部地壳三维速度结构模型 HBCrust1.0表明，以太行山为界, 莫霍面有从东向西逐步加深的变化趋势(段永红等，2016；Zheng et al.，2017)，面波成像结果显示该区中下地壳到上地幔存在低速异常(Jiang et al.，2013).这些证据推测该区域遭受了局部的岩石圈减薄和改造，晚中生代中国东部强烈的NW-SE向伸展变形对该区有影响.SKS及PKS和SKKS各向异性研究结果显示(常利军等，2008；高原等，2010；于勇等，2016)，山西地堑以西区域呈现壳幔耦合形态，而COB的地壳与上地幔存在解耦的可能.结合山西地堑及东侧太行山的地壳各向异性杂乱分布形态(Zheng et al.，2019)，COB的壳幔耦合关系可能既不是简单的壳幔解耦型, 也不是壳幔强耦合型.本研究结果支持高原等(2010)提出的壳幔耦合关系可能是两种模式共存且不均匀分布于华北北部地区或者某种渐变模式的观点.然而必须看到，COB以及华北地区的壳幔变形机制问题尚需更深入的探讨，还需要多种观测资料的进一步验证.

致谢中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供了部分地震波形数据，研究过程中还得到了安徽省地震局鲍子文工程师、上海市地震局张艺工程师、河北经贸大学董一兵副教授的帮助，在此一并表示衷心的感谢.文中部分图件采用GMT绘制.感谢审稿专家提供宝贵建议.