大陆裂谷是大陆岩石圈在刚性板块内受到拉张应力作用下发生伸展变形的区域^[1]。S型的山西断陷带作为全球最大的新生代大陆裂谷之一，亦是中国二级活动构造带的重要组成部分^[2-3]。该断陷带位于华北克拉通（North China Craton，NCC）中部，西邻鄂尔多斯块体，东接华北地块，构成华北克拉通东西部之间的一条关键性转换带。普遍观点认为，山西断陷带的形成始于上新世，其形成过程受到太平洋板块西向深俯冲和印度-欧亚板块的碰撞挤压的共同影响，由南向北逐渐形成^[4-9]。在地质结构上，断陷带内部从南至北呈雁列状排列着一系列新生代裂谷盆地，包括运城盆地、临汾盆地、太原盆地、忻定盆地和大同盆地（图1）。

图  1  山西断陷带及其周边区域地质构造

注：（a）为山西断陷带周边的主要地质构造单元；（b）为山西断陷带内部的主要地质构造。其中，（a）中的黑色虚线框为本研究的研究区域，黑色线段代表地块边界，红色三角形代表大同火山；（b）中黑色线段代表断层，蓝色圆圈代表该区域历史上发生过的5~8级地震，其余符号与图（a）相同。YSOB，阴山−燕山造山带；HTB，河套盆地；Ordos Block，鄂尔多斯块体；FWB，汾渭盆地；QDOB，秦岭−大别造山带；Shanxi rift zone，山西断陷带；HCB，华北盆地；DTV，大同火山；DTB，大同盆地；XDB，忻定盆地；TYB，太原盆地；LFB，临汾盆地；YCB，运城盆地；Lüliang OB，吕梁山造山带；Taihang OB，太行山造山带；SLG，石岭关隆起；LS，灵石隆起。

Figure  1.  Geological structures of the Shanxi rift zone and surrounding areas

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由于其独特的地理位置和形成机制，山西断陷带经历了剧烈的构造差异性运动。GPS研究结果显示，山西断陷带目前仍以每年（4±2） mm的速度持续扩展^[10]。这种持续的扩展导致该区域及其邻近地区频繁发生中强地震。历史记录表明，山西断陷带历史上共发生过11次震级大于或等于6.0的地震，这些地震占华北地区历史记录的四分之一^[11]。鉴于该地区强震的高发性，山西断陷带被认为是世界上最活跃的新生代裂谷之一^[12-13]。

位于山西断陷带北端的大同火山群，是华北地区最大的第四纪板内火山群之一。该火山群由30余座火山锥组成，其火山活动始于早更新世末期至中更新世初期，并在中更新世中后期达到活动高峰，喷发产物主要为拉斑玄武岩和碱性玄武岩，而岩浆活动一直延续至晚更新世末期^[14-15]。目前，该火山群的活动水平较低。作为华北克拉通的重要地质构造单元，大同火山群的岩浆活动可能与山西断陷带的构造演化及华北克拉通的破坏过程密切相关。因此，关于大同火山群的形成机制及岩浆来源一直是前人关注的重点。

目前，关于大同火山群岩浆来源的观点主要有3种：① Huang等^[16]通过P波成像研究提出可能由于太平洋板块西向深俯冲及其引发的滞留脱水作用影响从而产生火山活动；②Li等^[17]依据背景噪声和远震面波成像结果认为岩浆可能源自青藏高原东北缘下方的软流圈；③Lei^[18]通过远震P波到时层析成像的分析结果推测大同火山的岩浆可能与下地幔深部热柱有关。综合这些研究，认为山西断陷带及其周边地区的地壳三维S波速度结构的研究，对于深入理解新生代大陆裂谷机制及相关板内火山活动，具有重要的科学意义。

近年来，众多学者运用接收函数、体波层析成像、面波层析成像、大地电磁以及人工地震测深方法等多种地球物理手段，对山西断陷带进行了广泛研究。譬如，潘纪顺等^[19]通过P波接收函数的H-κ扫描叠加技术，推算出山西断陷带地壳厚度在34~46 km范围内，并发现莫霍面存在显著的不连续性；Cai等^[20]利用接收函数和面波频散联合反演方法表明山西裂谷北部地壳增厚和减薄的空间分布特征；张娜等^[21]采用双差层析成像技术，获得了山西断陷带南部的三维P波速度结构；Zhang等^[22]利用大地电磁测深技术，描绘了大同地区的电导率结构。

背景噪声层析成像技术因其具有不依赖于天然地震分布的特性，并能实现对地壳及上地幔顶部的高分辨率成像，已在多个尺度的区域研究中展现出显著的应用价值^[23-27]。众多学者运用该技术也对山西断陷带进行了深入研究^[28-32]。这些研究发现，山西断陷带北部中下地壳存在大范围的低速异常，并呈现出南硬北软的特征。然而，前人的研究成果多基于背景噪声成像两步法获得，即先反演相速度分布图再反演横波速度结构，窦立婷等^[33]虽采用面波直接反演成像法对该地区进行了研究，但其研究重点主要集中在太原地区。本研究则着重探讨大同火山群与山西断陷带的相互作用。此外，本研究采用的数据覆盖了长达两年的完整时间序列，相较于以往研究，数据时间跨度更长。本研究利用山西断陷带及其周边地区布设的固定台站，应用背景噪声面波直接反演成像技术^[34]，构建了山西断陷带及其周边地区地壳和上地幔顶部的三维高分辨率S波速度模型。该模型为理解山西断陷带地区形成机制和板内火山活动提供了新的地震学证据。

1.   数据与方法

1.1   数据

本研究从地震科学国际数据中心数据服务平台（www.esdc.ac.cn）收集在山西、河南、陕西、河北、内蒙古和北京布设的113个省级固定台站，时间跨度从2021年1月至2022年12月，共计两年的垂直向连续波形资料（图2）。台站分布覆盖了整个山西断陷带，分布较为均匀，能够有效地约束该地区的横波速度结构。

图  2  山西断陷带及其周边区域台站分布

注：黑色线段代表断层，红色三角形代表大同火山，蓝色和白色三角形代表本研究所使用的113个固定台站。其中，白色三角为图3所用的台站ANZ。

Figure  2.  Distribution of seismic stations in the Shanxi rift zone and surrounding areas

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首先，根据Bensen等^[35]提出的处理流程，分别对各个台站的波形数据进行预处理，包括将原始波形重采样至1 Hz，去除仪器响应、去均值、去线性趋势等；随后，进行5~40 s的带通滤波和频域归一化、时域归一化处理^[36]，继而对预处理后的数据执行互相关函数计算；然后，通过线性叠加得到双台间的噪声互相关波形。图3显示了叠加后的互相关函数波形图，清晰地呈现出近乎对称的瑞利面波信号，表明互相关波形质量较高。

图  3  在5~40 s周期范围内台站ANZ（如图2中的白色三角所示）与所有台站的噪声互相关函数。在正负延迟中均能清楚地看到一致的瑞利波信号

Figure  3.  The noise cross-correlation functions between station ANZ (as indicated by the white triangle in Fig.2) and all other stations in the 5~40 s period range. Consistent Rayleigh wave signals can be clearly observed in both positive and negative delays

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基于互相关函数的获取，本研究使用姚华建等^[37]开发的面波频散提取软件EGFnalysisTimeFreq，该软件已得到广泛应用并取得显著成果^[38]。面波频散曲线的质量对成像结果的准确性具有决定性影响，因此，在提取过程中，本研究实施多项质量控制措施：①仅选取信噪比大于5的频散数据；②选择台间距大于2倍波长的频散数据，以符合远场近似条件；③排除周期过短、斜率过大、趋势完全错误以及偏离平均值过多的频散数据。在这些严格的质量控制条件下，本研究最终获取了5~40 s周期范围内共4951条高质量频散数据（图4）。图5展示5~40 s每个周期的频散曲线数量。

图  4  质量控制后用于最终反演的5~40 s周期相速度频散曲线。黄色实线是每个周期的平均相速度

Figure  4.  Phase velocity dispersion curves for the 5~40 s period range used in the final inversion after quality control. The yellow solid line represents the average phase velocity in each period

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图  5  5~40 s不同周期的射线路径数量

Figure  5.  Number of ray paths for different periods in the 5~40 s range

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为确保数据的可靠性，我们首先检查了面波路径覆盖并进行深度敏感核测试。如图6所示，展示了周期分别为5、10、15、20、25、30、35和40 s的射线路径覆盖图，可以看到射线路径较好的覆盖了整个研究区域，表明该数据组能够有效的解析该区域的地壳结构。图7展示根据反演结果得到的平均一维S波速度模型计算得到的不同周期瑞利面波相速度的敏感核测试结果。结果表明，随着周期的增加，S波速度的敏感深度逐渐加深，长周期瑞利波相速度的敏感深度可达上地幔顶部。

图  6  不同周期的台站射线路径覆盖

注：蓝色三角形代表台站，黑线代表射线路径，各周期射线路径的数量见图件上部。

Figure  6.  Ray-path coverage for different periods

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图  7  （a）反演后速度模型，（b）敏感核测试结果

Figure  7.  (a) Velocity model after inversion， (b) Sensitivity kernel test

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1.2   方法

本研究采用基于快速射线追踪的面波直接反演成像方法^[34]来反演相速度频散获得三维S波速度结构模型。和传统面波成像方法（“两步法”）相比，该方法省略了群速度图或相速度图的中间反演步骤，并考虑了复杂介质中面波层析成像的射线弯曲效应。根据棋盘分辨率测试结果，整个研究区域在水平方向上的网格大小选择为0.5°×0.5°，并在0、5、10、15、20、30、40和50 km深度处设置8个网格节点。

在进行S波速度结构反演时，合适的初始速度模型是确保反演结果可靠性的必要条件。由于基阶瑞利面波相速度对其三分之一波长深度处的S波最为敏感，因此对于均匀半空间的泊松介质，瑞利波相速度C和S波速度 V_S之间的关系可近似为C=0.92 V_S^[39]。本文的初始速度模型设置如图8中红色线条所示，可以看出本研究获得的速度模型经过反演后拟合效果良好。

图  8  （a）S波初始模型（红线）和最终模型（蓝线）对比图，（b）不同周期Rayleigh波相速度平均观测频散曲线（黑色实线）、初始模型拟合的频散曲线（红色虚线）和最终模型拟合的频散曲线（蓝色虚线）对比图

Figure  8.  (a) Comparison of the initial S-wave model (red line) and final model (blue line). (b) Comparison of the average observed Rayleigh wave phase velocity dispersion curves (black solid line), dispersion curve fitted by the initial model (red dashed line), and dispersion curve fitted by the final model (blue dashed line) for different periods

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2.   结果

2.1   检测板实验结果

为检验反演获得的模型的空间分辨率及可靠性，本研究采用三维检测板模型进行测试。在初始模型构建中，反演模型的网格尺寸设定为0.5°×0.5°，速度扰动参数设置为平均速度的±10%，并在此基础上对走时数据施加2%的高斯随机噪声。通过执行大量检测板实验，鉴于本文篇幅限制，本文仅呈现水平方向上速度异常尺度为2°×2°、1.5°×1.5° 和1.0°×1.0° 的分辨率实验结果。图9、图10和图11分别展示出模型在水平方向上异常尺寸分别为2°×2°、1.5°×1.5° 和1.0°×1.0° 的分辨率实验结果，深度分别对应5、20和40 km。由图可知，除1.0°×1.0° 的速度异常体在射线覆盖密度较低的区域恢复效果有限外，其他区域的速度异常均能被较好地恢复，这表明本研究数据在水平方向上达到1.0°×1.0° 的空间分辨能力。另外，本研究还展示出检测板实验在垂直剖面上的结果，可以看出研究区大部分区域均能有效地恢复速度异常特征。

图  9  水平方向异常尺度为 2°×2° 检测板实验结果

注：红色三角形为研究区域内的大同火山，黑色实线表示为活动断层和构造边界。

Figure  9.  Results of a checkerboard resolution test for velocity anomalies on a 2° × 2° horizontal scale

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图  10  水平方向异常尺度为 1.5°×1.5° 检测板实验结果

注：红色三角形为研究区域内的大同火山，黑色实线表示为活动断层和构造边界。

Figure  10.  Results of a checkerboard resolution test for velocity anomalies on a 1.5°× 1.5° horizontal scale

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图  11  水平方向异常尺度为 1°×1° 模型检测板实验结果

注：红色三角形为研究区域内的大同火山，黑色实线表示为活动断层和构造边界。

Figure  11.  Results of a checkerboard resolution test for velocity anomalies on a 1 °× 1 °horizontal scale

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2.2   成像结果

采用上述描述的一维速度模型构建方法和检测板结果，我们采用面波直接反演方法对提取到的相速度频散曲线进行了反演。由图12（a）可以看到走时残差均方根（RMS）随迭代次数的增加而逐渐减小，由首次迭代的1.923 s减小到最后一次迭代的0.424 s，其中在前3次迭代时下降幅度明显，后续趋于稳定。由图12（b）可以看出，反演后走时残差明显收敛且主要集中在±2 s以内，分布相对集中，表明我们的数据与得到的模型拟合效果良好。

图  12  （a）面波均方根走时残差随反演迭代次数的变化，（b）反演前（虚线）和反演后（实线）的频散

Figure  12.  (a) Variation in surface wave root-mean-square (RMS) travel time residuals with number of inversion iterations. (b) Dispersion curves before (dashed line) and after (solid line) inversion

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图13展示研究区域的三维S波速度的平面图，显示出明显的横向非均质性。在5 km深度处，本研究结果的S波速度特征与研究区的地质构造特征存在很好的相关性。断陷带内部的盆地及断陷带周边的河套盆地、华北盆地均表现出明显的低速异常，推测与盆地下方覆盖有较厚的新生代沉积层有关。两侧的太行山造山带和吕梁山造山带及盆地中间的灵石隆起和石岭关隆起表现为高速异常，与这些区域的基岩露头和较薄的风化层有关。在10 km深度处，断陷带内部的低速异常减少，但速度异常的分布特征与5 km深度的基本相似，此深度处地震活动较浅层较为频繁，且主要集中发生在速度变化的交界处。在20 km深度处，大同火山地区呈现较大范围的低速异常，主要集中在火山东北部，前人研究结果表明该地区分布有大量的新生代幔源岩浆岩，与火山活动引起的低速异常相一致^[40]；而断陷带南部也呈现出较强的低速异常，推测可能由于新生代以来，印度−欧亚板块的持续碰撞挤压和太平洋板块的西向深俯冲的共同作用导致中地壳出现大面积软弱物质，从而呈现大范围的低速异常。

图  13  不同深度的S波速度成像结果图

注：DTV，大同火山；XZ，忻州；SLG，石岭关隆起；TY，太原；LS，灵石隆起；LF，临汾；YC，运城。不同深度的平均速度见在图件上部。色标位于图底。其余符号标注与图1相同。

Figure  13.  Images of S-wave velocities at different depths

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在地壳30 km深度处，大同火山群下方的低速异常显著增强并向四周扩散，其扩散范围逐渐蔓延至火山群北部的阴山−燕山造山带及南部的太行山脉，这可能代表了地幔岩浆在下地壳中的侵入范围。与此同时，华北盆地、汾渭地堑和太原盆地的高速异常显示这些区域在该深度已经接近或到达了上地幔顶部，暗示这些地区地壳较薄。

在40 km深度处，大同火山下方的低速异常增强，但范围明显缩小，低速区的中心逐渐向西北方向转移至鄂尔多斯板块东北角下方，并与阴山−燕山造山带及河套盆地下方的低速异常相连，可能代表着地幔热物质在上地幔顶部的上涌通道。另外，火山群东南部呈部分高速异常，推测可能与岩浆冷却结晶有关。断陷带南部高速异常明显，以北纬38° 为界，呈现南高北低的特征，可能与莫霍面的南北差异有关。华北盆地出现大范围的高速异常，可能代表了上地幔岩石圈结构。

为更好的了解山西断陷带及其周边重要地质构造单元的构造特征，我们绘制4条穿过火山区的纵剖面（图14）。由穿过山西断陷带的剖面AA′ 可以看到运城盆地、临汾盆地、太原盆地、忻定盆地与大同盆地在上地壳均表现为低速异常，而在石岭关隆起和灵石隆起则显示出高速异常。在中下地壳深度处，山西断陷带南部转变为高速异常，而北部普遍呈大范围低速异常。在穿过火山区的东西向剖面BB′ 可以看出，大同火山区存在一条由下地壳延伸至浅层地表的连续的弱低速异常，且与鄂尔多斯下方的低速异常相连。大同火山西部的吕梁山脉以及鄂尔多斯地块在中上地壳表现为明显的高速异常。由穿过火山区的南北向剖面CC′ 中可以看到太行山脉在浅层地壳处表现为高速异常，在中下地壳与大同火山下方的低速异常相连。在纵剖面DD′中，大同火山下方的低速异常持续向西扩展，并随着深度的增加低速异常逐渐增强，华北盆地由低速异常转变为高速异常。

图  14  不同垂向剖面的S波速度成像结果图

注：DTV，大同火山；XZ，忻州；SLG，石岭关隆起；TY，太原；LS，灵石隆起；LF，临汾；YC，运城。色标位于图底。速度扰动相对于一维平均速度模型。每条剖面的地形在顶部绘制。

Figure  14.  Vertical S-wave velocity profiles

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2.3   合成测试

为进一步证实本研究结果中大同火山群下方低速异常构造特征的可靠性，我们通过改变初始模型中低速异常的深度范围，开展一系列拟合试验。由于篇幅的原因，这里仅展示穿过大同火山群的两个剖面的恢复测试结果（图15）。可以看出，除输出模型中存在一些非输入模型中的细小结构特征外，所有输出模型均展示出与输入模型相类似的结构特征，即大同火山群下方由地表延深至下地壳或上地幔顶部的低速异常以及下地壳大范围低速异常均是可靠的结构特征。

图  15  合成测试结果

注：色标位于图底，剖面位置如左图所示。

Figure  15.  Synthetic test results

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3.   讨论

3.1   前人研究对比

本研究结果（图13和图14）在浅部地壳清晰勾勒出山西断陷带内部及华北盆地和太行山脉的交界线；在中下地壳以北纬38° 为界，呈现南高北低的特征，整个山西断陷带北部包括大同火山群下方地壳内部均存在大范围低速异常，推测可能由于莫霍面的南部差异造成，这与前人面波成像结果^[41-44]相类似，证实了本研究结果的可靠性。然而，本研究结果也揭示出一些新的结构特征。窦立婷等^[33]成像模型中在火山区下方地壳中的低速异常没有形成明显的柱状结构形态，而我们的研究模型却显示出明显的连续低速异常（图14（a））。

另外，我们的模型（图13）更清晰揭示出断陷盆地以及盆地之间隆起的轮廓以及大同火山群下方下地壳更广范围的低速异常分布特征。这些相对于前人研究结果的明显改进，得到了拟合实验结果（图15）的证实，可能与本研究使用高质量频散曲线所获得的模型分辨率提升有关。

3.2   大同火山区及其热物质来源

在本研究得到的三维S波速度结构中，大同火山区在浅层地壳处呈现明显低速异常（图13），可能由于大同火山岩浆喷发导致盆地内完全被第四纪沉积物所覆盖，这与前人的研究结果相一致^{[28, 45]}。图13展示的水平向成像结果显示，大同火山群下方的低速异常逐渐向西部和南部转移，并随着深度的增加低速异常愈发明显，这可能代表了大同火山下方的岩浆源于地幔深处的热物质大规模上涌的结果。

前人利用背景噪声成像和远震面波层析成像也给出了相关的地震学证据^{[17, 32, 46-50]}。大同火山群于中更新世初期开始活动^{[14, 51]}，中更新世中期为主要活动期，在该时期大同地区出现大量以橄榄玄武岩为主的幔源基性火山岩，岩石学和地球化学研究结果表明，该地区地壳和地幔发生了一定的混合作用^[52-53]。Zheng等^[54]采用接收函数研究发现大同地区的地壳较厚，并且壳幔过渡带厚度显著增加，推测可能是由于上地幔软流圈热物质底侵和壳幔物质混合的结果。这些研究均表明，大同火山群下方的幔源热物质上涌和岩浆底侵引发了强烈的壳幔物质相互作用，并可能导致中下地壳存在部分熔融物质。

大同火山区下方的低速异常在下地壳处逐渐扩大至山西断陷带北部，并逐渐向西部转移至鄂尔多斯东北角下方，向南延伸至38°N（图13），这可能代表了大同火山下方的地幔热物质来源的上涌方向及地幔热物质在上地幔顶部的入侵位置。Ai等^[55]利用固定台站获得的结果显示了大同地区在上地幔顶部存在低速异常，但并未清晰的揭示中下地壳的低速层。Pn波速度结构和各向异性成像研究结果表明，大同火山群在上地幔顶部存在部分熔融，其各向异性强度差异可能主要受到岩浆活动的影响^{[48, 56-57]}。热结构研究表明，大同火山区由地表至300 km深度均存在高温^[58]。Zhang等^[22]通过大地电磁成像发现大同地区中下地壳至上地幔存在高电导率异常。这些特征均表明，大同地区下方存在大量热物质。此外，大同火山区广泛分布有新生代玄武岩，根据岩石化学元素分析，这些玄武岩主要来自深部软流圈，表明大同火山下方可能存在一条热物质上涌通道^{[2, 40]}。远震层析成像结果显示大同火山下方400 km深度处存在低速异常，表明软流圈上升流可能是由于滞留的太平洋板块脱水引起的^[16]。然而，由于代表滞留的太平洋板块的高速异常距离大同盆地较远，因此Lei^[18]提出大同火山下方的低速异常可能代表了来自下地幔的地幔柱。尽管深层成因尚未得出统一的结论，但是我们可以得出大同火山下方的热物质来源可能与软流圈上升流有关。

3.3   山西断陷带南北裂陷机制

在本研究中，由穿过山西断陷带内部的纵剖面（图14）可以看出，在中下地壳，山西裂谷南段的低速异常由浅至深转变为高速异常，并与南部三大盆地的控盆断裂对应结果良好，而山西断陷带北部则呈现大范围的低速异常，并以北纬38° 为界呈现南高北低的特征。Ai等^[55]利用背景噪声面波与接收函数联合反演证实了这一结果。普遍观点认为，山西断陷带是自南向北发育的^[59-60]，但是山西断陷带北部地区大范围的低速异常可能意味着断陷带南北地区之间的裂陷机制不同。

山西断陷带形成于始新世晚期，持续至渐新世早期，并沿着断陷带向东北方向逐渐发展，而断陷带南部盆地的形成主要发生在中新世至上新世^[61-62]。与山西断陷带北部相比，断陷带南部的岩浆活动较少，因此断陷带南部的扩展可能受到地幔热物质上涌的影响较少。考虑到渭河盆地裂解和青藏高原物质东向挤压的共同影响，我们推测可能是青藏高原的早期抬升增强了该区域的应力场，从而诱发了断陷带南部地区的裂解。由于青藏高原持续挤压导致整个鄂尔多斯块体逆时针旋转^{[55, 63]}，断陷带南部的裂解过程传递到了断陷带北部。Ai等^[55]研究发现在断陷带南部存在两个高速体，推测其为克拉通遗迹，其阻挡了断陷带从南向北的发展过程，从而导致山西断陷带出现多阶段的被动伸展。

山西断陷带北部在新近纪和第四纪经历了多阶段的火山喷发。地球化学研究表明，大同火山区的玄武岩来源于软流圈，而山西断陷带北部在该时期也经历了逐渐的岩石圈减薄现象^[40]，这与本研究中在上地幔顶部呈现大范围的低速异常（图13）相吻合。尽管火山的深部起源仍然不明，但它可能是由地幔柱、太平洋板块俯冲引发的软流圈上涌、印度−欧亚板块碰撞挤压共同作用所致。因此，地幔热物质上涌对于山西断陷带北部的裂解过程发挥了重要作用。

4.   结论

在本研究中，我们利用山西及其邻区共计113个固定台站观测的2021年至2022年两年的连续波形数据，使用面波直接反演成像方法获得了山西断陷带的三维精细S波速度结构。

（1）在上地壳，研究区内断陷带及盆地均表现为低速异常，包括断陷带内部盆地、大同火山、河套盆地、汾渭地堑和华北盆地等，推测可能与这些区域浅部覆盖的新生代沉积层有关；两侧山脉由于基岩露头和较薄的风化层表现为高速异常，与地表地质构造相对应。

（2）在中下地壳深度处，大同火山群下方的低速异常随深度增加而增强并向四周扩散，低速区中心转移至鄂尔多斯板块东北角以下，并与河套盆地下方的低速异常相连，可能代表着地幔热物质上涌。结合前人研究结果，我们推测大同火山下方的热物质可能与地幔热柱、太平洋板块西向深俯冲及印度−欧亚板块碰撞挤压等动力学过程相关。

本研究获得的S波速度结构模型可通过https://zenodo.org/records/14892090下载。