王 霞 宋美琴* 王 亮 李宏偉 吳昊昱 羅 勇

1)山西省地震局， 太原 030021 2)中國科學(xué)院測量與地球物理研究所， 大地測量與地球動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 武漢 430077 3)遼寧省地震局， 沈陽 110034

口泉斷裂及其鄰近地區(qū)的地殼速度結(jié)構(gòu)

王 霞1，2)宋美琴1，2)*王 亮3)李宏偉1)吳昊昱1)羅 勇1)

1)山西省地震局， 太原 030021 2)中國科學(xué)院測量與地球物理研究所， 大地測量與地球動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 武漢 430077 3)遼寧省地震局， 沈陽 110034

利用震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法， 對1981—2013年山西北部地區(qū)的地震進(jìn)行了重定位， 反演得到了三維速度結(jié)構(gòu)， 并重點(diǎn)對口泉斷裂進(jìn)行了分析。重定位結(jié)果顯示， 口泉斷裂中北段地震集中， 其南北兩端地震分布較少， 表明該斷裂中北段活動強(qiáng)而南北兩端弱； 速度結(jié)構(gòu)顯示口泉斷裂地震集中段位于高速體內(nèi)的相對低速區(qū)域，其南段顯示持續(xù)的低速異常。從垂直口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)剖面上可以識別出口泉斷裂附近的速度呈現(xiàn)明顯下凹的梯度帶， 初步推測這可能是口泉斷裂(或基底拆離帶)存在的深部證據(jù)； 平行口泉斷裂的速度(波速比)剖面顯示其中北段地震叢位于高、 低速(高低波速比)陡變帶之間。

速度結(jié)構(gòu) 聯(lián)合反演 口泉斷裂

0 引言

從20世紀(jì)80年代開始， 國內(nèi)外眾多學(xué)者對地震層析成像的理論、 方法進(jìn)行了研究， 并利用它研究地球內(nèi)部的速度結(jié)構(gòu)， 得到了許多地區(qū)的結(jié)構(gòu)圖像， 再結(jié)合震例探討了孕震特點(diǎn)和孕震環(huán)境(Thurberetal.， 1993； 孫若昧等， 1995； Zhaoetal.， 2002； Huangetal.， 2002； 周龍泉等， 2007； Leietal.， 2008， 2009； 周民都等， 2012； Andrietal.， 2012； Linetal.， 2013)， 這已成為近30a來地震學(xué)發(fā)展的最重要的成果。已有的研究結(jié)果發(fā)現(xiàn)， 很多地區(qū)的大地震多發(fā)生在高速塊體內(nèi)或高、低速度帶邊界上或高速與低速相交地帶偏高速體的一側(cè)； 通過上部地殼中的橫向速度變化， 可將地表斷層外推到深部， 通常斷裂被成像為傾斜舌狀低速帶或變化強(qiáng)烈的橫向速度梯度帶(Lutteretal.， 1994， 1999; Eberhartetal.， 1995; Thurberetal.， 1997)。

在山西地區(qū)已有一些學(xué)者開展了深部結(jié)構(gòu)和強(qiáng)震及構(gòu)造關(guān)系的研究， 取得了一些有意義的研究成果， 其中部分成果是采用不同的方法獲取了大同-陽高震區(qū)地殼或上地幔速度結(jié)構(gòu)， 并側(cè)重分析大同-陽高地震序列與速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系(徐揚(yáng)等， 1997； 張成科等， 1998； 靳玉科等， 2010)， 涉及口泉斷裂的分析甚少； 部分成果是利用寬角反射/折射地震測深剖面獲取并研究山西局部地區(qū)(如山西高原北部、 五臺山地區(qū)、 臨汾震區(qū)、 山西中南部等)的殼幔結(jié)構(gòu)(祝治平等， 1994， 1999； 張建獅等， 1997； 趙金仁等， 2006； 李自紅等， 2014)； 張學(xué)民等(2003)采用S波理論波形擬合的方法獲得了山西省6個臺站下方的剪切波速度結(jié)構(gòu)， 并探討其與地震的關(guān)系； 唐有彩等(2010)通過接收函數(shù)方法對山西斷陷帶太原盆地和臨汾盆地的地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究， 但其對地殼的結(jié)構(gòu)分辨率較低； 李鵬等(2010)利用天然地震面波層析成像方法得到了鄂爾多斯塊體及周緣斷陷盆地的瑞利波相速度結(jié)構(gòu)和三維剪切波速度結(jié)構(gòu)， 但其橫向分辨率在100km以上， 無法給出山西斷陷帶較為細(xì)致的結(jié)構(gòu)構(gòu)造特征； 宋美琴等(2013)則是應(yīng)用面波相速度分布圖像揭示了山西地區(qū)殼幔速度結(jié)構(gòu)， 區(qū)域尺度相對大， 對地殼上部的速度結(jié)構(gòu)分辨率較低； 雖然上述研究結(jié)果加深了我們對山西地區(qū)殼幔速度結(jié)構(gòu)的認(rèn)識， 但對口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)研究程度較弱。因此， 本文將采用震源和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演的方法獲取山西北部地區(qū)三維速度結(jié)構(gòu)， 并重點(diǎn)對口泉斷裂附近的地震分布及其速度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行分析討論。

1 研究方法

雖然地震層析成像的方法和應(yīng)用有了很多發(fā)展， 不同應(yīng)用的模型和數(shù)據(jù)亦不同， 但在理論上通常具體可由如下步驟組成：

(1)模型參數(shù)化。地震層析成像過程中， 首先要對研究區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)模型參數(shù)化。由于在地震層析成像中需要計(jì)算的參數(shù)較多， 主要應(yīng)用的是模型離散化的方法， 主要可分為塊體法和網(wǎng)格法。本文采用的Simulps14軟件(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)為了得到更準(zhǔn)確的結(jié)果， 將地球考慮成1個橢球， 在研究具體區(qū)域時進(jìn)行了直角坐標(biāo)與橢球坐標(biāo)的轉(zhuǎn)化。模型參數(shù)化則采用網(wǎng)格法。

(2)計(jì)算正問題(射線追蹤)。目前用體波進(jìn)行層析成像主要應(yīng)用的正演算法是射線追蹤法?；旧峡煞譃?類， 一類是試射法， 另一類是彎曲法。

本文所運(yùn)用的聯(lián)合反演程序Simulps14(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)提供的是ART_PB方法(近似射線追蹤+偽彎曲)。主要由2步構(gòu)成： 1)近似射線追蹤， 通過連接震源與接收臺站2點(diǎn)， 選取不同曲率半徑的圓弧作為射線， 與不同入射面角度相互疊加， 得到1個初始的射線路徑； 2)偽彎曲法， 通過第1步得到的初始射線路徑， 應(yīng)用Snell定律， 并依據(jù)沿路徑每段射線走時最小的原則擾動射線， 得到最后的射線路徑。

由于不只對P波進(jìn)行層析成像， 同時也可對波速比和S波進(jìn)行層析成像分析， 本文應(yīng)用的Simulps14軟件也獲得了波速比和S波的結(jié)果(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)。

(3)地震層析成像反演方法。反演方法可分為2類， 第1類是基于算法的線性或擬線性反演方法； 第2類是基于模型的完全非線性反演方法。阻尼最小二乘法屬于線性反演方法， 該方法最早由Aki等在最小二乘法基礎(chǔ)上列入了阻尼系數(shù)來壓制解的奇異性， 并提出了阻尼最小二乘法。阻尼最小二乘法的缺點(diǎn)是計(jì)算費(fèi)時， 計(jì)算需要的內(nèi)存大。因此， 這種方法只用于數(shù)據(jù)量和未知數(shù)少于幾千個這種情況的問題。引入?yún)?shù)分離技術(shù)后， 阻尼最小二乘法得到了改進(jìn)。本文應(yīng)用的Simulps14軟件選用的就是阻尼最小二乘法(Thurber， 1983; Kisslingetal.， 1994)。

(4)解的可靠性評價(jià)。地球內(nèi)部成像結(jié)果反映的不僅是真實(shí)速度結(jié)構(gòu)的非均勻性， 而且還有數(shù)據(jù)誤差、 有限的地震射線采樣、 模型參數(shù)化、 線性化以及實(shí)施算法等因素帶來的影響。這些異常不能輕易被分離出來， 因而經(jīng)常導(dǎo)致最終圖像的虛假異常。因此， 反演后需要對解進(jìn)行評價(jià)， 解的評價(jià)主要為解的分辨率分析。聯(lián)合反演方法中分辨率可以用網(wǎng)格內(nèi)射線數(shù)、 分辨率對角元素(RDE)、 偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)值(DWS)和展布函數(shù)來分析。Simulps14軟件同時給出了分辨率對角元素值RDE和DWS值。分辨率對角元素(RDE)顯示了1個模型參數(shù)的解的獨(dú)立性， DWS被用來定量分析對每個節(jié)點(diǎn)有影響的相對射線密度， 利用射線距離模型節(jié)點(diǎn)的距離來衡量該射線長短的重要程度。關(guān)于Simulps14的研究中， 前人給出了DWS值最低為50左右， 而分辨率矩陣在0.4以上可以反映該區(qū)的結(jié)果是相對可靠的。本文主要采用DWS來分析解的可靠性。

本文討論的震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演， 就是在地震層析成像過程中加入震源項(xiàng)， 同時確定三維速度結(jié)構(gòu)和地震震源參數(shù)。聯(lián)合反演結(jié)果精度較高， 但參數(shù)較多， 運(yùn)算量也增大。

具體的原理和方法可參見文獻(xiàn)(王亮， 2012； 王亮等， 2014)， 本文不再贅述。

2 震源位置和速度結(jié)構(gòu)的聯(lián)合反演

2.1 地震數(shù)據(jù)整理

圖1 本文使用的地震臺站 Fig. 1 The seismic stations used in the study.

本文的研究區(qū)域?yàn)樯轿鞅辈康貐^(qū)(38.5°～41.5°N， 111°～115.5°E)， 使用1981—2013年山西、 內(nèi)蒙古和河北的模擬地震臺網(wǎng)、 數(shù)字地震臺網(wǎng)記錄的地震震相觀測報(bào)告， 通過和達(dá)法逐次地震判斷(假定發(fā)震時間差<30s的2個臺網(wǎng)記錄事件為同一事件)， 將三省的地震震相觀測報(bào)告合并。另外， 為了增強(qiáng)反演結(jié)果的可靠性， 使穿過研究區(qū)的地震射線盡可能增多， 本文擴(kuò)大了記錄臺站的區(qū)域(36.5°～42.5°N， 110°～116.5°E)， 參與反演計(jì)算的臺站總數(shù)達(dá)91個(圖1)。選取山西北部地區(qū)4個以上臺站記錄的地震震相報(bào)告， 共7,870個地震； 并使用和達(dá)曲線進(jìn)行數(shù)據(jù)檢驗(yàn)， 以確保數(shù)據(jù)真實(shí)可靠(圖2)。

圖2 本文用于反演的P波和S波走時Fig. 2 The P- and S-wave travel time curves used in the inversion.

表1 一維參考速度模型

Table1 1D initial P wave velocity model

深度/km0315243342速度/km·s-12.565.506.156.306.508.00

2.2 初始速度模型

用網(wǎng)格法對速度模型進(jìn)行參數(shù)化， 平面方向上將研究區(qū)劃分成0.3°×0.3°的均勻網(wǎng)格， 垂直方向上劃分如表1 所示。本文查閱了該地區(qū)多年來發(fā)表的地殼速度結(jié)構(gòu)研究成果(張建獅等， 1997； 張成科等， 1998)， 選定研究區(qū)的一維參考速度模型如表1 所示。

2.3 解的可靠性評價(jià)

反演結(jié)果的可靠性主要依靠解的評價(jià)， 本文主要采用偏導(dǎo)權(quán)重總數(shù)(DWS)對解的可靠性進(jìn)行評價(jià)， 一般認(rèn)為DWS的極限值不低于50， 反演結(jié)果較好。由于聯(lián)合反演方法的特性， 本次反演僅得到P波和波速比的解的評價(jià)結(jié)果， 從本次研究0km、 3km、 15km、 24km深度的DWS分布情況來看(以P波為例， 圖3)， P波和波速比的分布結(jié)果相類似， 分析認(rèn)為研究區(qū)24km深度以淺的三維P波和波速比反演結(jié)果是比較可靠的， 下文簡稱“24km以淺”。同時， 根據(jù)數(shù)據(jù)的質(zhì)量情況， P波和S波的射線數(shù)基本相同， S波的DWS分布應(yīng)與P波的分布類似， 因此認(rèn)為研究區(qū)24km深度以淺的S波的結(jié)果也是較可靠的。

圖3 P波解的評價(jià)(不同深度的DWS分布)Fig. 3 The result of evaluation of P-wave solutions(DWS distribution of different depths).

2.4 精定位結(jié)果

利用震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演的simulps14軟件包對研究區(qū)地震重新定位， 經(jīng)過3次迭代反演后， 6,879次地震得到了重新定位后的震源參數(shù)(圖4)， 其中震源深度>0km的有6,615次； 反演后P波走時的均方根殘差(RMS)為0.66s。重點(diǎn)分析口泉斷裂附近的地震， 顯示其分布不均勻， 39.9°N以北地震集中分布， 39.9°N以南地震稀疏(圖4)； 而近幾年來的地質(zhì)調(diào)查結(jié)果顯示口泉斷裂分段活動性總體呈現(xiàn)出中北段強(qiáng)、 南北兩端弱的態(tài)勢(徐偉等， 2011b； 李煜航等， 2013)， 口泉斷裂中段(圣水溝至鵝毛口)是口泉斷裂活動最強(qiáng)的地段(王貞海， 2008)， 且懷仁沉降中心也位于此段(最大沉積厚度達(dá)到1.8km)， 地震分布同樣表明口泉斷裂該段活動強(qiáng)烈。

圖4 研究區(qū)精定位后的震中分布圖和速度剖面位置圖Fig. 4 The epicenter distribution of the relocated earthquakes and the profile location in the study area.

2.5 反演獲得的速度結(jié)構(gòu)

研究區(qū)深度為3km、 7km、 11km和15km的速度結(jié)構(gòu)結(jié)果顯示(圖5)， 山西北部地區(qū)的地震主要分布在高速體區(qū)域內(nèi)； 而深度為19km和23km的速度結(jié)構(gòu)顯示(圖5)， 該區(qū)的地震主要分布在高速、 低速過渡帶區(qū)域。已有的面波和體波層析成像研究表明， 大地震多發(fā)生在高速和低速體過渡的梯度帶上， 通常速度變化強(qiáng)烈的部位是介質(zhì)非均勻性、 物性變化大的區(qū)域， 這些相對脆弱的部位在構(gòu)造應(yīng)力作用下易于積累應(yīng)變能而發(fā)生地震(金安蜀等， 1980； 朱露培等， 1990； Huangetal.， 2002; 齊誠等， 2006； 周龍泉等； 2009； 宋美琴等， 2013)。因此， 研究區(qū)深度15km以淺的高速體一般認(rèn)為與上地殼較脆、 較強(qiáng)的巖體有關(guān)， 而19km以深的地震分布與中上地殼速度結(jié)構(gòu)的變化有直接關(guān)系。

圖5 山西北部地區(qū)不同深度P波速度及相應(yīng)地震分布(指定深度上下2km的地震分布)Fig. 5 P wave velocity structures and earthquakes distribution of different depths(0～23km)in the north of Shanxi(the distribution of earthquakes at a depth interval of 4km).

深度3km、 7km速度結(jié)構(gòu)顯示口泉斷裂以39.9°N為界， 北段呈現(xiàn)高速異常， 南段為低速異常； 深度11km、 15km、 19km和23km速度結(jié)構(gòu)有所不同， 結(jié)果顯示口泉斷裂39.4°N以北為高速體異常， 39.9°～40.2°N則是高速體內(nèi)相對低速的區(qū)域， 39.4°N以南則呈現(xiàn)出低速的特點(diǎn)(圖5)。從對應(yīng)深度范圍內(nèi)的地震分布來看， 多集中在39.9°～40.2°N這一相對低速區(qū)內(nèi)， 其他區(qū)域地震稀少。根據(jù)已有的研究結(jié)果發(fā)現(xiàn)(Thurberetal.， 1993； 孫若昧等， 1995； Zhaoetal.， 2002； Huangetal.， 2002； 周龍泉等， 2007； Leietal.， 2008， 2009； 周民都等， 2012； Andrietal.， 2012； Linetal.， 2013)， 大地震多發(fā)生在高速塊體內(nèi)或高、 低速度帶邊界上或高速與低速相交地帶偏高速體的一側(cè)， 但對于微震還沒有太多的認(rèn)識， 從口泉斷裂附近速度結(jié)構(gòu)與微震關(guān)系來看， 高速體內(nèi)的相對低速區(qū)是易于釋放能量的區(qū)域。

圖6 平行、 垂直口泉斷裂深度剖面的P波速度結(jié)構(gòu)圖像Fig. 6 The parallel and vertical P wave velocity profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉斷裂， BB′ 垂直口泉斷裂

為了深入了解口泉斷裂及其附近區(qū)域的地下速度結(jié)構(gòu)情況， 平行和垂直口泉斷裂各給出1條P波速度和小震深度二維縱剖面圖(圖6)。垂直口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)剖面圖顯示口泉斷裂下方存在1個較大范圍的高速體(地下20～30km)， 地震主要發(fā)生在這一高速體的上方。平行口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)剖面圖顯示沿?cái)嗔逊较驕\層速度變化比較平穩(wěn)， 但在15～30km深度可見明顯的高、 低速相間帶， 這可能與研究區(qū)大同盆地內(nèi)部坳隆相鄰、 次級盆山相間的構(gòu)造有關(guān)， 而地震叢就位于高、 低速陡變帶附近。

本文也給出了平行、 垂直口泉斷裂的S波的速度結(jié)構(gòu)剖面(與P波速度剖面位置相同)。由于S波對于橫向變化較P波敏感， 垂直口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)剖面(圖7)清晰地顯示出速度呈現(xiàn)向下凹的梯度帶， 這與已有的地質(zhì)調(diào)查結(jié)果給出的地表口泉斷裂位置相吻合， 初步推測此速度梯度帶可能是口泉斷裂存在的深部證據(jù)； 而六棱山山前斷裂附近地震的震源深度相比口泉斷裂附近的地震深度淺， 這與大同盆地呈西側(cè)深陡、 東側(cè)淺緩的不對稱箕狀斷陷特征相吻合； 同時， 速度呈現(xiàn)向下凹的梯度帶也是盆地西側(cè)深部存在基底拆離帶的間接證據(jù)， 東側(cè)的六棱山斷裂為基底拆離帶上方的反傾正斷層， 要比西側(cè)的口泉斷裂的埋深淺很多， 在本剖面上難以刻畫， 還需開展更高分辨率的淺部速度結(jié)構(gòu)工作來進(jìn)一步佐證。

同樣與P波速度剖面一致的是口泉斷裂下方也存在1個較大范圍的高速體異常(地下20～30km深度)(圖7)， 地震主要發(fā)生在這一高速異常體的上方， 但是上文給出研究區(qū)24km以淺的反演結(jié)果是較可靠的， 因此這個高速體異常僅是初步結(jié)果， 有待于今后獲得更深部速度資料的證實(shí)。平行口泉斷裂的速度剖面更明顯地顯示了15km深度以下的高、 低速相間帶， 地震叢就位于高、 低速陡變帶附近； 研究表明， 速度變化急劇的地段往往是介質(zhì)極不穩(wěn)定容易誘發(fā)地震的主要構(gòu)造部位(Cerveny， 1979; 劉國棟等， 1984； Wangetal.， 2003; 賴院根等， 2006； 胥頤等； 2006； 王帥軍等， 2007， 2013； Zhengetal.， 2008)。

圖7 平行、 垂直口泉斷裂深度剖面的S波速度結(jié)構(gòu)圖像Fig. 7 The parallel and vertical S wave velocity profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉斷裂， BB′ 垂直口泉斷裂

圖8 平行、 垂直口泉斷裂深度剖面的波速比圖像Fig. 8 The parallel and vertical P/S wave velocity ratio profiles along the Kouquan Fault.AA′ 平行口泉斷裂， BB′ 垂直口泉斷裂

同時， 垂直口泉斷裂的波速比剖面(圖8)清晰地顯示出口泉斷裂地震集中的中北段位于相對高波速比區(qū)域， 明顯被周圍低波速比地區(qū)包圍； 六棱山山前斷裂附近的地震主要位于低波速比區(qū)域。平行口泉斷裂的波速比剖面(圖8)也明顯地顯示15km以下的高、 低波速比相間帶， 地震叢就位于高低波速比陡變帶附近， 這與P、 S波速度剖面結(jié)果類似。

值得一提的是， 沿口泉斷裂走向的剖面呈現(xiàn)出3個高低速陡變帶， 而只有中部發(fā)生了很多微震， 其他區(qū)域只有零星分布。由于沒有收集到斷裂附近深部地層巖性或介質(zhì)性質(zhì)資料， 這3個梯度陡變帶是否由于巖性或介質(zhì)不同導(dǎo)致， 有待于深入開展進(jìn)一步的研究。

3 結(jié)論

本文應(yīng)用震源位置和速度結(jié)構(gòu)聯(lián)合反演方法對山西北部地區(qū)進(jìn)行了聯(lián)合反演計(jì)算， 得到了研究區(qū)的精定位結(jié)果和三維速度結(jié)構(gòu)。精定位結(jié)果顯示口泉斷裂中北段地震集中， 其南北兩端地震分布較少， 這與地質(zhì)調(diào)查結(jié)果相一致， 且懷仁沉降中心也與地震集中段相吻合， 均表明口泉斷裂中北段活動強(qiáng)而南北兩端弱； 結(jié)合平面速度結(jié)構(gòu)結(jié)果， 口泉斷裂地震集中段位于高速體內(nèi)相對低速區(qū)域， 其南段3km以深的速度結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)持續(xù)的低速異常， 表明中上地殼的高速體通常具有較高的強(qiáng)度， 可積累較強(qiáng)的孕震能量， 而低速體難以積累能量。

垂直口泉斷裂的P、 S波速度結(jié)構(gòu)剖面圖顯示口泉斷裂附近的速度呈現(xiàn)明顯向下凹的梯度帶， 初步推測這可能是口泉斷裂(或基底拆離帶)存在的深部證據(jù)； 在口泉斷裂地震集中段下方存在1個較大范圍的高速體異常(地下20～30km)， 還需要今后獲得更深部速度資料的證實(shí)。平行口泉斷裂的速度結(jié)構(gòu)(波速比)剖面圖顯示沿?cái)嗔逊较驕\層速度變化比較平穩(wěn)， 但在15km以深出現(xiàn)明顯的高、 低速(高低波速比)相間帶， 這可能與研究區(qū)大同盆地內(nèi)部坳隆相鄰、 次級盆山相間的構(gòu)造相關(guān)， 而地震叢位于高、 低速(高低波速比)陡變帶之間。

致謝 感謝鄭勇研究員在數(shù)據(jù)準(zhǔn)備和程序調(diào)試中給予了熱心幫助， 感謝審稿專家對本文提出的建設(shè)性修改意見。

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STUDY ON CRUSTAL VELOCITY STRUCTURE BENEATH KOUQUAN FAULT AND ADJACENT AREA

WANG Xia1，2)SONG Mei-qin1，2)*WANG Liang3)LI Hong-wei1)WU Hao-yu1)LUO Yong1)

1)EarthquakeAdministrationofShanxiProvince，Taiyuan030021，China2)StateKeyLaboratoryofGeodesyandEarth’sDynamics，InstituteofGeodesyandGeophysics，ChineseAcademyofSciences，Wuhan430077，China3)EarthquakeAdministrationofLiaoningProvince，Shenyang110034，China

Through simultaneous inversion of earthquake hypocenters and velocity structure， we obtained the precise locations of earthquakes occurring from 1981 to 2013 in northern Shanxi and the 3D velocity structure， and analyzed emphatically the Kouquan Fault. The result of earthquake relocation shows that earthquakes are concentrated in the central-north segment of Kouquan Fault and the distribution is sparse towards both south and north end of the fault， which indicates that the strong activity is in the central-north segment of Kouquan Fault and the seismicity becomes weaker towards both ends. The result of velocity structure shows that the earthquake concentrated segment of Kouquan Fault is on the side of relative low-velocity area in the high-velocity body, and the south segment of Kouquan Fault is the continuous low velocity. We can recognize the velocity gradient zone from the obvious depression near the Kouquan Fault， which， as we preliminarily speculate， may be the evidence of the presence of Kouquan Fault(or basement detachment)at the deep part. The parallel velocity profile (velocity ratio profile) to Kouquan Fault shows that the earthquake cluster in the central-north segment of Kouquan Fault is located in the abrupt change zone from high to low velocity(from high to low velocity ratio).

velocity structure， simultaneous inversion， Kouquan Fault

2015-01-21收稿， 2015-10-26改回。

大地測量與地球動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開放基金(SKLGED201444E)、 中國地震局星火計(jì)劃(Xh15007)和2014年度震情跟蹤專項(xiàng)工作任務(wù)(2014020111)共同資助。 *通訊作者： 宋美琴， 女， 1968年生， 研究員， E-mail： smq28@126.com。

P315.5

A

0253-4967(2015)04-0939-14

王霞， 女， 1987年生， 2012年畢業(yè)于中國地質(zhì)大學(xué)(北京)礦產(chǎn)普查與勘探專業(yè)， 獲碩士學(xué)位， 工程師， 主要從事地震綜合預(yù)測等研究， 電話： 0350-5610572， E-mail： 365372858@qq.com。