引言

中国大陆是全球板块内部强烈地震频发的地区之一． 板块构造理论成功地解释了全球板块边界大多数地震的活动性规律与机理，然而该理论在解释大陆板块内部地震(本文称大陆地震)方面却遇到了许多困难． 大陆地震的孕育、 发生和发展及其与地球深部构造的关系是当代固体地球科学的重点课题之一，涉及震源机制、 地壳结构、 活动断裂、 构造变形以及地球内部物理过程的数值模拟等方面的研究． 对强烈地震发生的深部构造环境的认识主要是通过深部地球物理探测和地震层析成像等方法对大地震震中区及其邻近地区地壳结构细节的探测，以及对地震活动性、 地震地质和地壳形变等观测资料的综合分析．

华北地区是中国大陆地震活动强烈的地区之一． 据文献记载，华北地区历史上发生了一系列强震，其中M8大震有： 1556年华县M8 1/4 地震，1668年郯城M8 1/2 地震，1679年三河—平谷M8地震，1739年平罗—银川M8地震，以及1303年和1695年的临汾M8地震(顾功叙，1983)． 至20世纪60年代，1966年邢台M_S7.2地震掀开了华北平原近期强震活动的序幕． 此后，在华北地区先后发生1969年渤海M_S7.4，1975年海城M_S7.3和1976年唐山M_S7.8等强烈地震，尤其是唐山M_S7.8地震给人民群众造成了生命财产的重大损失． 华北地区由此成为国际地球科学界关注的热点区域．

1966年邢台地震以来，地震研究人员在强烈地震的地震预测、 震源过程以及深部介质结构等方面进行了大量的研究． 对大震震源区结构与构造的探测和研究，以获取大震震源区的地壳细结构图像，一直是国际地球科学领域的重要研究课题． 1811—1812年国际上曾经连续发生3次M8地震． 对于美洲大陆内部新马德里地区，以及1838—1979年发生过多次破坏性地震的圣安德烈斯断层加利福尼亚州段，美国地震学家开展了详细的深部地球物理探测和研究，揭示了强烈地震发生的深部构造环境． 1994年洛杉矶北岭地区发生M_S6.7地震后，美国地质调查局(United States Geological Survey，简写为USGS)实施了洛杉矶区域地震实验(Los Angeles region seismic experiment，简称为LARSE)计划，利用人工地震和天然地震方法获得了洛杉矶地区下方直至孕震深度的地壳细结构图像，并结合天然地震的高精度定位，揭示了洛杉矶盆地下方存在与破坏性地震相联系的隐伏断层(如Murphy et al，2010)．

中国地震局“八五”期间全面实施了国家科技攻关项目“地震、 地质灾害及城市减灾重大技术方法研究(85-907)”的第二课题 “华北北部重点地区地壳细结构和介质物性的探测及其潜在震源区的预测”，“九五”期间继续实施了“首都圈深浅孕震构造精细探测研究(95-04)”等项目，在邢台、 唐山、 三河—平谷和海城等大震区以及延庆—怀来潜在危险区，综合多种地球物理探测手段进行了地壳结构的详细探测和研究． 1992年，在邢台M_S7.2地震震源区及其邻近地区，实施了基于深地震反射剖面、 深地震测深和大地电磁方法的野外基础性探测，在深部构造环境方面取得了一批有价值的研究成果． 随后，在唐山和三河—平谷地震区也开展了大量的探测研究工作，为进一步研究大陆地震成因及其孕育、 发展、 发生过程提供了重要的基础资料． 近年来，国家自然科学基金委启动了重大研究计划“华北克拉通破坏”，使华北地区再次成为国际地学界关注的热点区域． 本文试图回顾华北地区地壳上地幔结构探测和研究的主要成果，总结在华北大地震孕育环境和构造模式方面获取的新认识，并提出由于大陆地震构造的复杂性，许多问题仍需要深入地探讨． 加强流动地震观测，提高台站分布密度，取得高分辨率和高可信度的目标模型是解决问题的关键．

1.   华北地区大地构造背景以及地震活动性

1.1   大地构造背景

本文的华北地区(图 1)包括东部的华北裂陷盆地、 汾渭地堑、 鲁西隆起、 胶东隆起和河淮盆地，北部的阴山—燕山造山带，以及西部的鄂尔多斯地块等． NW--SE走向的秦岭大别造山带位于华北地块与扬子地块之间． 华北盆地在中生代以前是一个稳定的大陆地块，中、 新生代期间经历了几次重要的断裂和沉降阶段； 燕山运动时期遭受了强烈的构造运动，发育了一系列断裂； 晚白垩世和古新世期间总体抬升； 始新世至渐新世时期产生大量的新断裂，并发展成坳陷带； 晚第三纪和第四纪阶段，由于区域性的大面积沉降，早第三纪的坳陷和隆起被上第三系掩覆，形成现今的华北盆地(马杏垣等，1983; Ye et al，1985)； 自新生代至今，华北裂陷盆地的活动依旧强烈，近期显示出频繁地震活动的特征．

图  1  华北地区大地构造分区(汪一鹏等，1989)

1． 盆地隆起区; 2． 盆地坳陷区; 3． 海域坳陷区; 4． 块体运动方向; 5． 盆地伸展方向; 6． 块体扭动方向; 7． 断层; 8． 地震; 9． 盆地边界

Figure  1.  Geologic settings in North China(Wang et al，1989)

1． Basin uplift area; 2． Basin subsidence area; 3． Offshore subsidence area; 4． Block motion direction; 5． Basin extension direction; 6． Block shearing direction; 7． Fault; 8． Earthquake; 9． Basin boundary

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华北盆地内断裂分布以NNE--NE向断裂为主，部分断裂为WNW走向． 一两条老断裂带控制一个断陷带，并由此发育成早第三纪坳陷，从而呈现坳隆相间的构造面貌． 在华北盆地中部，自西向东依次为冀中坳陷、 沧县隆起、 黄骅坳陷、 埕宁隆起和济阳坳陷，这些大型坳陷通常由次级地堑和地垒组成复式结构，其中冀中坳陷的南部由晋县凹陷、 宁晋凸起、 束鹿凹陷、 新河凸起和南宫凹陷组成．

陈墨香等(1990)根据华北盆地165个热流测点的数据，获得了全区的热流平均值为(61.5±13.4)mW/m²，其中辽河坳陷为65.3 mW/m²，冀中坳陷为55.7 mW/m²，济阳坳陷为66.2 mW/m²，沧县隆起为61.5 mW/m²． 盆地四周隆起区广泛出露前寒武纪基岩，其热流平均值为(47.7±15.5)mW/m²． 因此，华北盆地具有相对高的热流背景值(60 mW/m²)． 华北地块西部的鄂尔多斯地块，其平均大地热流值为45 mW/m²，是低热流区(Hu et al，2000)．

1.2   地震活动性

除鄂尔多斯地块外，中小地震几乎遍布整个华北地区． 华北地区地震活动图像(图 2)反映出地震分布具有明显的分带性． 张四昌(1993)提出该区域内分布着3条主要的地震带： 张家口—渤海地震带(以下简称为“张渤地震带”)、 河北平原地震带和汾渭地震带． 张渤地震带西起太行山，横贯燕山与华北平原，东入渤海，是我国东部地区一条重要的NW向地震活动带． 据历史记载和现代仪器记录，该地震带上发生过26次M6以上的地震(顾功叙，1983)，其中M8地震1次(1679年三河—平谷M8地震)，M7.0—7.9地震6次(包括1969年渤海M_S7.4地震，1976年唐山M_S7.8地震)． 张渤地震带由一系列雁行排列的NW--WNW向断裂组成，与山西断陷带、 黄庄—高丽营断裂和夏垫断裂、 唐山—河间—磁县断裂带、 营口—潍坊断裂带、 黄河口—聊城—兰考断裂、 蓬莱—招远断裂和桃村—东陡山断裂等NNE--NE向断裂带交汇，形成了M6以上强震具有群集于与NE向断裂带交汇地段的特征，形成了张北—怀来段、 南口—三河段、 天津—塘沽段、 渤海中部段和蓬莱—烟台段等5个地震密集段(徐杰等，1998)．

图  2  公元前26年—2001年华北地区中强震(M≥5.0)震中分布图

1. 河北平原地震带; 2. 汾渭地震带; 3. 张家口—渤海地震带； 4. 诸城—郯城地震带． 图中显示了 本文重点涉及的4个地震的震中位置： ① 1966年邢台M_S7.2地震； ② 1976年唐山M_S7.8地震； ③ 1679年三河—平谷M8地震； ④ 1975年海城M_S7.3地震

Figure  2.  Epicentral map of medium-strong earthquakes (M≥5.0) in North China from 26 BC to 2001 AD

1. Hebei plain seismic belt; 2. Fen-Wei seismic belt; 3. Zhangjiakou-Bohai seismic belt; 4. Zhucheng- Tancheng seismic belt. Epicentral location: ① 1966 Xingtai M_S7.2 earthquake; ② 1976 Tangshan M_S7.8 earthquake； ③ 1679 Sanhe-Pinggu M8 earthquake; ④ 1975 Haicheng M_S7.3 earthquake

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河北平原地震带主要由4个强震(唐山M_S7.8、 磁县M7 1/2 、 河间M_S6.3、 邢台M_S7.2)序列的震中密集带串联而成． 该带的北段，在唐山地震序列发展的后期，地震序列向NE方向扩展． 该带的南段，在1830年磁县M7 1/2 地震极震区的长轴方向上，现今仍有一条NW向的弱震密集带； 1967年河间M_S6.3地震后，在该极震区方向上形成近E--W向的地震密集带； 1966年邢台M_S7.2地震后，除长约110 km的NE向地震密集带外，在其西侧还产生两条NW向的密集带．

汾渭地震带由山西断陷带和渭河断陷带的地震活动组成． 沿渭河断陷带，历史地震密集成NNE向的地震带，现今地震却相对稀疏． 山西断陷带的地震活动主要发生在由应县—呼和浩特密集带、 应县—张家口密集带、 大同西—黄旗海密集带和1976年和林格尔M_S6.2地震序列组成的NNE向密集带上．

另外，在研究区域的东南部，规模巨大的郯庐断裂带并没有形成统一的地震密集带，仅在沂沐断裂带的诸城—郯城段发育长约170 km的NEE向地震密集带，这可能是1668年郯城M8 1/2 地震长期活动的表现． 在诸城—郯城地震密集带的西侧历史上曾经形成过一条长约200 km的强震带，但现今却呈弱震活动状态，反映了历史与现今地震活动图像的差异(张四昌，1993)．

根据近期地震资料所得到的地震活动图像，总体上反映了华北地区地壳构造的活动状态． 华北北部现今地震与历史地震的活动图像具有一致性，说明了该地区构造活动的稳定性．

曾融生等(1991)对20世纪70年代以来华北地区所发生地震的震源深度作统计分析，结果表明大部分地震发生在深度为8—25 km的范围内，最密集的区间为10—15 km． 王椿镛等(1994d)对邢台地震及其余震的震源深度作统计分析，结果表明85%以上的M_S≥5地震落在10—20 km 的深度区间内，而震源深度分布中地震次数急剧减少的最大深度为25 km． 汪素云等(1995)对北京及邻区的348次现代微震(ML≥2.0)进行重新定位，结果显示： 定位结果的均方根残差的均值从原来的(0.80±0.40)s下降至(0.45±0.18)s； 重新定位后的震中分布显示出与活动断裂密切相关； 大部分地震深度分布在5—20 km的范围内，平均深度为12.7 km． 张国民等(2002)对中国大陆地震的震源深度作统计分析，获得华北盆地内所发生地震的平均震源深度为(14±7)km．

2.   已有的深部地球物理研究

2.1   深地震测深剖面探测

1968年实施的元氏—济南深地震测深(deep seismic sounding，简写为DSS)剖面(滕吉文等，1974)是华北地区首次实施的深部地球物理探测剖面． 自1968年以来，华北地区持续不断地开展DSS探测计划，截止2014年，总共完成了42条DSS剖面探测，其位置如图 3所示，这些剖面构成了京、 津、 唐地区的密集观测网(孙武城等，1988)． 张先康等(2003)及嘉世旭和张先康(2005)先后基于这些剖面的解释结果，对华北地区的不同构造块体，即西部鄂尔多斯中生代坳陷盆地、 东部新生代裂谷盆地、 中部太行山隆起带和北部的阴山—燕山造山带等，给出了各构造单元的地壳结构特征． 华北盆地地壳上部结构比较复杂，厚度约为10 km，可以进一步划分为3层： 上层为第四纪、 第三纪和部分中生代的沉积层，速度梯度较大； 中层为结晶基岩顶部的古生代沉积层，速度梯度中等； 下层为结晶基岩的中、 下部，速度梯度小，速度值为6.1—6.3 km/s． 中地壳主要为低速层，在低速层内有时具有高低速相间的特征； 下地壳为正速度梯度层，其顶部速度为6.2—6.4 km/s，底部速度为7.3—7.6 km/s，下地壳的厚度由东南部的10 km向山西高原加厚至15 km，从而导致莫霍界面下倾． 华北地区整体的地壳速度结构及其横向变化特征将在下文的HBCrust1.0模型(段永红等，2016)中详细叙述．

图  3  华北北部深地震测深剖面位置图( Duan et al，2016)

Figure  3.  Location of deep seismic sounding profiles in the northern North China(段永红等，2016)

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图 4给出了以NW--SE向通过山西断陷带、 太行山隆起和华北盆地的海兴—阳原—丰镇DSS剖面(位置见图 3剖面7)的二维地壳速度结构(孙武城等，1988)，其中地壳部分分为上、 中、 下共3层，地壳厚度从剖面东端的29.5 km增厚至西端的40 km． 平原地区地壳中部(中地壳)为低速层，速度为5.8—6.0 km/s，文安下方低速层最突出，有些地区的低速层具有高低速相间的特征； 剖面东、 西两端的中下地壳分界面的深度分别为24 km(东端)和29 km(西端)． 下部地壳为正速度梯度层，其上部速度为6.7 km/s，底部速度达7.3—7.6 km/s． 地壳与地幔之间的莫霍界面为一级速度间断面，速度值从下地壳的7.3—7.6 km/s 跳跃至8.0—8.1 km/s． 该剖面的易县—蔚县段下方莫霍界面的深度急剧增加(对应于太行山重力梯级带)．

图  4  海兴—阳原—丰镇DSS剖面二维地壳速度结构(孙武城等，1988)

Ⅰ. 上部地壳； Ⅱ. 中部地壳； Ⅲ. 下部地壳； Ⅳ. 上地幔顶部； M. 莫霍界面． 图中粗线表示地壳界面， 细线表示速度等值线

Figure  4.  2-D crustal structure along Haixing-Yangyuan-Fengzhen DSS profile(Sun et al，1988))

Ⅰ. Upper crust； Ⅱ. Middle crust； Ⅲ. Lower crust； Ⅳ. Uppermost mantle； M. Moho discontinuity. Thick lines denote the crustal interfaces， while thin lines denote the velocity isolines

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孙武城等(1988)基于华北地区DSS资料二维解释结果的综合分析，提出强烈地震的震源位于地壳薄壳区边缘的地壳厚度变异带上方，或莫霍界面波浪起伏的“拐点”附近上方，或莫霍界面不连续的深度突变带附近上方的新认识，并推断华北中、 强地震主要发生在高速层与低速层之间的过渡带(易震层)． 祝治平等(1999)对穿过山西中南部地区的5条DSS剖面的资料进行对比分析，结果显示在这些剖面通过的1830年磁县M7 1/2 地震区、 1695年临汾M8地震区和1966年邢台M_S7.2地震区内，均存在地壳和上地幔的异常速度结构和延伸至莫霍界面的地壳深断裂带，由此推断这可能是强震发生的深部构造背景．

段永红等(2016)基于华北地区1976年以来的深地震测深剖面(图 3)的探测成果，对二维剖面速度结构和界面结构进行网格化处理，然后采用克里金(Kriging)插值方法构建了华北克拉通中东部的地壳三维速度结构模型，简称为HBCrust1.0模型． 该模型的总体特征为基底界面、 康拉德界面和莫霍界面将地壳分为4层结构(图 5)，其中： 基底界面是沉积盖层与结晶地壳的分界面，其上方速度为5.0—5.5 km/s，下方速度为5.8—6.0 km/s； 康拉德界面是上、 下地壳的分界面，其上方速度为6.2—6.4 km/s，下方速度为6.5—6.6 km/s； 莫霍界面是地壳与上地幔的分界面，其速度从地壳底部的6.7—7.0 km/s跳跃至上地幔顶部的7.9—8.0 km/s． 基底界面之上的沉积盖层，其表层速度变化较大(2.0—5.6 km/s)，往下以正梯度逐步增加至5.0—5.8 km/s； 基底界面至康拉德界面为上地壳，其厚度为17—24 km，速度为5.8—6.4 km/s，部分地区存在低速层(体)； 康拉德界面至莫霍界面是下地壳，速度为6.5—7.0 km/s，层厚8—18 km． 上地壳和下地壳均具有从东向西变厚的趋势，地壳厚度由东南部沿海地区的30 km向山西高原加厚至40 km，莫霍界面呈下倾． 上地幔顶部的速度为7.9—8.0 km/s，太行山以东为一较大范围的地壳上地幔隆起区，其中心位于渤海湾南部．

图  5  HBCrust1.0地壳模型的康拉德界面(a)和莫霍界面(b)的深度分布图(段永红等，2016)

Figure  5.  Depth of Conrad interface(a)and Moho discontinuity(b)from the 3-D crustal model HBCrust1.0(Duan et al,2016)

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将华北地区的具有可靠震源深度参数的地震震源投放到HBCrust1.0模型上，结果显示： 大多数地震震源位于上地壳内，且主要分布在高低速分界靠高速一侧； 震源深度密集的层位(即发震层)位于康拉德界面上方，该界面附近区域为地壳内脆韧转换带． 特别注意到，唐山地震震源区下方莫霍界面的深度有明显变化，且其上地壳低速异常结构一直延续至下地壳，由此推断唐山地震的应力积累与地幔物质运移和变形密切相关(段永红等，2016)．

2.2   深地震反射剖面探测

华北地区的深地震反射剖面主要在大地震的震中区以及潜在震源区实施，如唐山地震区(陆涵行等，1988； 刘保金等，2011a)、 邢台地震区(王椿镛等，1993，1994c，d)、 延庆—怀来地区(张先康等，1996)、 三河—平谷地震区(张先康等，2002； 刘保金等，2011b)和北京地区(刘保金等，2009)等． 由于深地震反射剖面能够提供高分辨的地壳上地幔顶部结构图像，在进一步了解地壳细结构(包括界面的产状和性质)方面具有其它探测方法无法匹及的优点． 这些深地震反射剖面探测所获得的深部结构清晰的反射图像，弥补了其它探测方法因分辨率较低而导致图像较为模糊的不足，是揭示大地震地震构造的主要探测方法． 本文第三节将较详细地分析邢台、 唐山和三河—平谷地震区深地震反射剖面的探测结果．

2.3   大地电磁测深研究

1980年前后在华北地区完成了柏各庄—马兰峪、 怀来—马兰峪、 宁晋—马兰峪等一批大地电磁测深(magnetotelluric sounding，简写为MT)剖面的探测． 图 6给出了柏各庄—丰宁—正蓝旗DSS剖面东南段的柏各庄—马兰峪大地电磁测深剖面的电性结构(刘国栋等，1984)，包括用DSS资料反演的地壳速度结构(刘昌铨，嘉世旭，1986)和地壳上地幔的温度分布，显示出唐山地区壳内低速层与高导层的深度分布基本一致． 壳内高导层的温度从剖面东南段的600℃下降到西北段的400℃，上地幔高导层的温度约为1100℃．

图  6  华北平原北缘柏各庄—马兰峪综合二维地球物理剖面图(刘国栋等，1984)

一维速度结构引自刘昌铨和嘉世旭(1986)． 实心圆表示1976年唐山M_S7.8地震的震源位置， 斜线部分代表高导层剖面的位置， 虚线表示温度等值线

Figure  6.  2-D comprehensive geophysical section along Baigezhuang-Malanyu profile in the northern margin of North China plain(Liu et al，1984)

1-D velocity structures are referred from Liu and Jia (1986). The solid circle denotes the focal position of the Tangshan M_S7.8 earthquake in 1976， oblique lines denote the location of high conductivity layer， and dotted line is the isothermal line

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在邢台地震区完成4条MT剖面和一条电磁阵列剖面(electromagnetic array profiling，简称为EMAP)，其中3条MT测线(河北威县—山西定县，南宫—赵县和冀县—赵县)在束鹿凹陷内分别与3条深反射剖面(王椿镛等，1993)重合． 电磁阵列剖面采用多道仪器设备和密集的电磁极距，同时观测电磁场信号，从而对地壳的电性结构进行细致的成像． 邓前辉等(1998)经过EMAP阻抗求取、 空间滤波处理和二维反演解释，获得了清晰的电性细结构特征．

秦馨菱等(1991)于1985—1986年在唐山地震区及其周围地区开展大地电磁测深研究，测线从河北宣化至乐亭共31个测点． 该探测结果表明： 表层为低阻沉积层，上地壳为高阻层，其下方有一厚度为10—20 km的低阻层(8—30 Ω·m)，高阻与低阻的分界面起伏较大； 唐山地震区高阻层的厚度最大，主震位于高阻层下界面突出的部位． 刘国栋等(1983)将深部瞬变电磁法用于唐山地震区的探测，瞬变电场与磁场联合反演的结果显示剖面上有两条断裂，分别沿NE15°和NE30°延伸，其中： 沿NE15°延伸的断裂似与陡河断裂和唐山断裂相对应，但其走向偏西，推测为逆冲走滑断层； 沿NE30°延伸的断层分布在开平向斜内部，其倾角很陡，推测为具有逆冲分量的隐伏走滑断裂．

2.4   布格重力异常

华北地区的区域布格重力异常分布可以从全球重力模型EGM2008(Pavlis et al，2012)获得． 沿太行山脉分布的重力梯级带是纵贯中国大陆的大兴安岭—太行山—武陵山重力梯级带的一部分，也是华北地区最突出的重力异常特征． 该重力梯级带在华北地区的总体走向为NNE向； 在石家庄以北，梯级带走向为NE40°，向南则转为近N--S走向. 该重力梯级带北段宽约50 km，重力梯度较大，等值线密集； 南段宽达80 km，重力梯度较小． 在华北北部，太行山与燕山山脉相交，重力梯级带发生局部转折，转向NE走向． 太行山重力梯级带上布格重力异常的变化范围为-120×10^-5—-60×10^-5 m/s²，以该梯级带为界将华北地区的布格重力异常分布划分为太行山重力梯级带以东和以西两个区． 太行山重力梯级带以东，布格重力异常值为-60×10^-5—20×10^-5 m/s²． 其中，山东、 江苏沿海地区的布格重力异常为正，处于0—20×10^-5 m/s²，渤海和黄河海域为10×10^-5—30×10^-5 m/s²，华北盆地为负异常区． 太行山重力梯级带以西，布格重力异常值为-200×10^-5 —-120×10^-5 m/s²，且向西逐渐降低. 鄂尔多斯地块是重力异常平缓变化的大异常区，反映了鄂尔多斯地块的地壳构造完整； 其异常值西低东高，故推测鄂尔多斯块体曾发生过整体倾斜． 在鄂尔多斯地块周围的一系列断陷盆地，包括河套盆地、 大同盆地、 太原—晋中盆地、 汾渭地堑等，均显示了局部重力低异常．

基于华北地区的区域布格重力异常分布，王新胜等(2012)反演了华北克拉通的岩石圈密度结构，反演结果显示： 华北克拉通的岩石圈密度分布形态与地表构造格局有很好的相关性； 研究区地壳整体表现为低密度异常，地壳以下岩石圈部分则以高密度异常为主． 鄂尔多斯块体地壳范围内以低密度异常为主，80—120 km深度上为高密度异常，呈南北两端集中分布，并分别与秦岭造山带和阴山造山带的高密度异常分布相连，这可能意味着鄂尔多斯地块受到来自南北两端造山带深部动力学过程的影响． 在80—120 km深度上，华北克拉通东部地区的高密度异常呈南北向非均匀分布，可能表示该地区受到克拉通破坏后上地幔物质的分布特征．

2.5   地震层析成像研究

华北地区是我国大陆地区地震台站分布较密集的地区之一，区内建设了多个区域遥测地震台网，其中部分台网已经运行了将近30年． 这些台网积累了大量的地震记录，为研究地壳上地幔结构提供了宝贵的基础资料．

2.5.1   地震波走时层析成像

金安蜀等(1980)首次基于北京遥测地震台网的走时数据，使用ACH(Aki-Christofferson-Husebye)方法(Aki，Lee，1976)反演了北京及其邻近地区下方的三维P波地壳速度结构，其反演结果显示不同构造单元的地壳速度结构有明显差异． 刘福田等(1986)用较多的台站和较丰富的走时资料对华北地区的地壳上地幔进行了水平方向1°×1°网格的三维速度结构研究，结果显示地壳上地幔速度结构具有较强的横向不均匀性，并与强烈地震的分布密切相关． 自20世纪90年代以来，使用地震波走时数据反演华北地区(或首都圈)地壳三维速度结构的研究取得了许多成果(朱露培等，1990； 孙若昧，刘福田，1995； 李强等，1999； 于湘伟等，2003； Huang，Zhao，2004，2009； 王志铄，2005； 齐诚等，2006； Lei et al，2008； Tian et al，2008)，这些走时层析成像研究大多数采用刘福田等(1986)或Zhao等(1992)提出的算法． Lei等(2008)利用P和PmP震相到时数据参与反演，获得三维速度结构更全面的约束； 张风雪等(2011)则在用波形互相关技术提取P波初动到时数据的基础上，利用FMTT(fast marching teleseismic tomography)方法研究华北及邻区的上地幔P波速度结构． 根据孙若昧和刘福田(1995)的三维速度结构模型，梅世蓉(1995)提出了强震震源区的中上地壳内存在“坚固体”(高速体)．

图 7给出了近期采用Zhao等(1992)的算法进行P波与S波联合走时层析成像的一个结果． 该研究的基本数据集为华北及邻区475个地震台站所记录到的1976以来所发生的15714次区域地震的走时数据，从基本数据集中挑选出满足反演条件的P波和S波走时数据； 在简化的区域一维模型下对这些走时数据进行检验，最终用于反演的走时数据为181021个，其中P波数据96345个，S波数据84676个． 除鄂尔多斯地台外，在整个区域范围内参与反演的地震事件的分布比较均匀． 用检测板方法进行分辨测试的结果表明，现有的台站和走时数据可以达到0.5°×0.5°网格的分辨率(王志铄，2005)． 层析成像结果显示，在近地表的1 km深度上，P波速度异常分布(图 7a)与地表的地形相关，盆地的P波速度为负异常分布，而山地为正异常分布． 在10 km深度上，P波速度异常分布(图 7b)与地质构造存在明显的相关性，即沿太行山和燕山山脉为正异常分布，而河北平原冀中坳陷区为负异常分布，鲁西隆起和河淮盆地东部为正异常区． 近50年来发生的M5以上地震大多位于低速区或低速至高速的急剧过渡区，高速区仅有一些震级较小的地震发生． 在25 km深度上，华北地区总体呈现P波速度负异常分布(图 7c)，沿汾渭地堑、 燕山造山带、 冀中坳陷区和唐山地震区均表现为速度负异常，仅在河淮盆地东部呈现正异常． 华北地区大部分地震的震源深度小于25 km(曾融生等，1991)，因此，25 km深度上的负异常速度分布被认为是强烈地震发生的深部构造环境． 在42 km深度处的P波速度异常分布反映了上地幔顶部的特征，即华北盆地区显示为速度正异常，阴山—燕山造山带、 太行山隆起和汾渭盆地均呈负异常分布(图 7d)． 唐山地震区在42 km深度仍呈现负异常，但范围比其在25 km深度上的负异常区要小(王志铄，2005)．

图  7  华北地区三维P波速度结构(王志铄，2005)

背景为主要断裂分布，主要构造单元见图 1．(a)，(b)，(c)和(d)分别为1，10，25和42 km深度上的P波速度扰动分布，各深度上的参考速度分别为5.83，5.83，6.58，7.82 km/s

Figure  7.  Three-dimensional P-wave velocity structure in North China(Wang，2005)

Background is the major fault distribution，and the tectonic units are as same as Fig. 1. Figs.(a)，(b)，(c)and(d)show P-wave velocity anomaly at depths of 1，10，25，and 42 km，withreference velocity of 5.83，5.83，6.58，and 7.82 km/s，respectively

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秦岭—大别造山带两侧的华北地块与扬子地块有不同的速度异常分布，即华北地块大多为低速异常，而扬子地块则为正常或高速异常． 自新生代以来，华北地块的活动依然强烈，近期体现在频繁的地震活动上，这可能是造成华北地块低速异常的主要原因．

2.5.2   地震面波层析成像

面波的频散特性能够直观地反映传播路径上的平均剪切波速度及其变化，通过地震层析成像可以获得相应分辨率下的剪切波速度结构参数． 因此，面波频散分析是确定强震震源区附近介质速度结构的一种有效方法． 其中双台相速度频散方法作为一种经典的面波研究方法，其优点在于扣除了地震震中位置和发震时刻的误差，从而提高了面波频散的精度． 相速度分布图像反映了某一深度范围内速度结构的横向变化．

近年来，随着宽频带区域数字地震台网的建成和数据的积累，许多研究人员利用双台相速度频散方法研究区域范围的地壳剪切波三维速度结构． 徐果明等(2000)利用双台间的长周期瑞雷面波相速度反演了中国大陆东部的地壳上地幔剪切波三维速度结构． 易桂喜等(2008)根据中国大陆及周边102个数字化台站记录的长周期垂直向面波资料，利用双台互相关方法测量了538 条独立路径的基阶瑞雷面波相速度频散资料，反演获得了中国大陆及其邻区20—120 s范围内共21个周期的瑞雷波相速度的空间分布图像． 该研究的检测板测试结果显示，中国大陆中东部地区的横向分辨率可达3°，而西部及边邻地区大约为5°．

在华北地区，陈国英等(1991)用238条路径的群速度资料按4°×4°网格反演了地壳上地幔的剪切波速度结构，但由于其网格过大，导致其分辨率较低，尤其是对中上地壳速度结构的分辨明显不足． 2000年以后，宽频带固定台站有所增加，面波层析成像研究的分辨率有了一定的提高(如： 易桂喜等，2008； Huang et al，2009； Li et al，2009)． 但是，由于受到固定地震台网的宽频带台站密度的限制，华北地区面波层析成像的分辨率仍然比较低． 在“华北地下精细结构探查”项目的资助下，2006年在华北东北部布设了由197个宽频带数字地震台站组成的华北科学探测台阵，为研究华北地区的高分辨三维剪切波速度结构提供了机会． 房立华等(2009，2013)，鲁来玉等(2009)，何正勤等(2009)，Fang等(2010)，潘佳铁等(2011)，唐有彩等(2011)和Wang等(2012)用面波方法(包括环境噪声成像)获得了一系列研究成果．

何正勤等(2009)基于华北科学探测台阵的197个宽频带台站所记录的面波资料，用双台法测定了435条路径上周期为8—75 s的基阶瑞雷波的相速度频散曲线，采用Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的方法反演得到33个周期分辨率为30—50 km的相速度分布图像，结果显示在研究区域中部的部分地区分辨率可达30 km． 图 8给出了4个具有代表性周期(10 s，16 s，26 s，62 s)的相速度分布图像，其中紫线所围区域内分辨率长度R<50 km． 周期T=10 s的图像(图 8a)显示了与地表地质构造和地形特征的一致性，根据平原与山区相速度的明显差异，可以勾绘出盆地与山区及其内部次级构造单元的边界； 周期T=16 s的图像(图 8b)显示，华北东北部M6以上的强震分布在高、 低相速度变化的过渡带上，规模较大的断裂也位于过渡带的边界附近； 周期T=26 s的图像(图 8c)显示，在研究区域中部存在NE向展布的相速度梯度带，该梯度带与太行山重力梯级带相邻，大同—朔州一带呈低相速度，且比T=16 s的低相速度明显，而在T=10 s则为高速区，由此推断中下地壳中存在范围较大的低速层； T=62 s的图像(图 8d)揭示了地壳上地幔(约100 km深度范围内)内的平均变化特征，在张渤地震带以北的燕山山脉呈现高速异常，可能暗示着这些区域的软流圈或更大深度上的物质比较稳定．

图  8  华北东北部瑞雷波相速度(v_R)分布图像(何正勤等，2009)

(a)周期T=10 s的相速度分布，紫线表示山区与盆地的边界带；(b)T=16 s的相速度分布，红色圆点表示M_S≥6强震的震中位置，① 太行山山前断裂，② 沧东断裂；(c)T=26 s的相速度分布，AB表示重力梯级带；(d)T=62 s的相速度分布(紫线包围区域内的分辨长度R＜50 km)

Figure  8.  Rayleigh wave phase velocity(v_R)map in northeastern North China(He et al，2009)

(a)Rayleigh wave phase velocity map at period T=10 s. Purple line denotes the boundary between mountains and basins.(b)Rayleigh wave phase velocity map at T=16 s. Red dots denote earthquake epicenters of M_S≥6; ① Taihangshan piedmont fault; ② Cangdong fault.(c)Rayleigh wave phase velocity map at T=26 s； blue dotted line AB denotes the gravity lineament.(d)Rayleigh wave phasevelocity map at T=62 s. Resolution length R is less than 50 km in the area surrounded by purple line

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3.   强烈地震的地震构造和深部构造环境

自20世纪80年代以来，在邢台、 唐山、 海城和三河—平谷等大震区，研究人员使用多种地球物理探测手段对大震震源区的地壳细结构进行了详细探测和综合研究． 几乎所有的地震层析成像研究获得的结果均表明，强烈地震大多发生在高速区与低速区的过渡带上． 梅世蓉等(1999)以唐山、 邢台地震区的地震层析成像结果为基础，分析了这两次强震序列特征与三维速度结构的关系，认为这两个大震符合“坚固体”孕震模式，地壳内高速层与低速层的镶嵌分布以及地壳深断裂的存在可能形成多个应力相对集中区． 在华北地震构造特征的研究中遇到的问题是，大量的石油人工地震剖面显示，华北伸展构造区的浅部(上地壳)分布着控制新生代裂谷、 以NNE向为主的铲式正断层，而现代大地震的震源机制解则显示以高角度走滑分量为主，主压应力场为NEE向，二者存在某些不协调现象(张四昌，1993)． 这个问题在进一步研究中必须予以解决．

3.1   1966年邢台地震

1966年邢台地震发生在华北地区冀中平原中南部的一个狭长的NE向束鹿断陷及其附近区域内． 至1984年底，区域台网记录到的地震共有68 800余次，其中1966年3月8—29日共发生M_S≥6.0强震5次，尤其以3月8日马栏(牛家桥)M_S6.8地震和3月22日东汪M_S7.2地震破坏最严重(河北省地震局，1986)．

3.1.1   深地震反射剖面和深地震测深剖面

王椿镛等(1993，1994d)在邢台地震区实施了总长度为150 km的3条深地震反射剖面，其中临城—巨鹿剖面和宁晋—新河剖面分别穿过1966年3月8日和22日的M_S6.8和M_S7.2地震的震中(图 9a)． 两条深反射剖面的CDP叠加处理剖面图(图 9b，c)在双程走时1—4 s以上部分共同显示出束鹿断陷盆地的半地堑结构图像，其中： 连续性好、 呈倾斜状的局部强反射叠层对应于断陷盆地内部新生代早期沉积地层； 双程走时小于1 s的反射事件代表晚第三纪以来的沉积层； 新河断裂为断陷盆地东边界的主控断裂，其倾角上陡下缓，以铲形方式延伸到4 s(或8 km深度)以下，系统地切割了古生界、 中新元古界蓟县系和长城系及前长城系结晶变质岩．

图  9  邢台地震区深地震反射剖面位置和CDP叠加线描图(引自Wang et al，1997)

(a)区域构造背景以及3条深地震反射剖面和两次大地震(M_S6.8和M_S7.2)的震中位置． A为宁晋—新河剖面，B为临城—巨鹿剖面，C为任县—宁晋剖面，图中还显示了两次地震的震源机制解；(b)宁晋—新河剖面CDP叠加线描图；(c)临城—巨鹿剖面CDP叠加线描图，A表示中地壳的滑脱构造；(d)任县—宁晋剖面CDP叠加线描图，A表示拱形反射事件，B表示鳄鱼状反射事件． 图(b)和(c)中的粗虚线表示推断的高角度深断裂； 图(b)，(c)和(d)中的圆圈分别表示M_S7.2，M_S 6.8和M_S6.7地震的震源位置

Figure  9.  Location and line drawing sections of deep seismic reflection profiles in Xingtai earthquake area(from Wang et al，1997)

(a)Regional tectonic background and location of three deep seismic reflection profiles and epicenters of the earthquakes of M_S6.8 and M_S7.2. A is Ningjin-Xinhe profile，B is Lincheng-Julu profile，C is Renxian-Ningjin profile，and focal mechanisms of the earthquakes of M_S6.8 and M_S7.2 are also shown.(b)Line drawing section of Ningjin-Xinhe profile.(c)Line drawing section of Lincheng-Julu profile，where “A” denotes the detachment.(d)Line drawing section of Renxian-Ningjin profile，where “A” is the arcuate reflection events，and “B” is the crocodile reflection events. Thick dotted lines in Figs.(b)and(c)are the inferred high-angle deep fault，and the circles denote the focal locations of earthquake with M_S7.2，M_S6.8 and M_S6.7 in Figs.(b)，(c)and(d)，respectively

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由图 9c可以看出，临城—巨鹿剖面中部清晰地显示了一个向东缓倾的强反射叠层，其双程走时从西部的2.5 s向东部逐渐加深至4 s，推断为早第三纪时期控制地表盆岭构造发育的上中地壳的滑脱构造，新河断裂归并于这一构造． 该剖面中部的强反射事件可能起因于糜棱岩带，代表着新生代早期地壳伸展过程中上地壳内部的一种应变响应(王椿镛等，1994a，b)． Jones和Nur(1983)的实验室结果表明，在速度和密度差异不大的背景下，糜棱岩带由于存在较强的各向异性，反射波可被清晰地观测到．

在临城—巨鹿剖面和宁晋—新河剖面双程走时大于4 s的上地壳下部至下地壳(双程走时10 s左右)范围内，以震源为界，其东西两侧众多的反射事件具有不同的能量、 倾角和连续性，因此推断其中存在一条高角度的深断层，从滑脱面下方直至莫霍过渡带(图 9b，c)． 从深断裂与地壳中下部反射叠层之间的相互关系推测，深断裂应是代表最新构造变动事件，而反射叠层结构则是较早时期构造运动的产物． 任县—宁晋剖面显示出比临城—巨鹿剖面和宁晋—新河剖面复杂的中下地壳反射图像(王椿镛等，1994d)，在双程走时为4 s左右的反射事件呈拱形，对应于临城—巨鹿剖面和宁晋—新河剖面上滑脱面的位置． 拱形事件的下方显示出鳄鱼状反射特征(图 9d)，对应于挤压或剪切构造变形环境下的下地壳反射现象(Meissner，Wever，1992)．

3条深反射剖面上，双程走时大于11—11.5 s的清晰反射事件对应于壳幔过渡带，具有能量强、 连续性好和多循环的特点，在时间剖面上有较宽的持续时间，这一特征可以与高低速相间的壳幔过渡带模型(Sandmeier，Wenzel，1986)相联系． 在双程时间为10—11 s处的壳幔过渡带可能是由于岩浆的底侵作用所致，在震源下方的莫霍界面，其横向间断可能表示地幔物质侵入并使地壳部分熔融．

在滕吉文等(1974)对元氏—济南DSS剖面解释的基础上，陈学波等(1988)和林真明等(1990)先后根据冀中坳陷内石油地震探测剖面的结果对DSS剖面的数据作沉积层校正，然后对邢台地震震中区附近长达75 km范围内的DSS剖面作解释，获得了沿该剖面的二维地壳结构，如图 10所示． 可以看出： ① 在震源区(东汪)下方，中、 上地壳之间存在一层厚6.5 km、 宽约25 km的低速体，其速度为6.35 km/s； ② 下地壳细分为3层，上层速度为6.80 km/s，中层为6.38 km/s(低速层)，下层为7.10 km/s，推测下地壳为铁镁质和超铁镁质岩石所组成； ③ 震源区下方莫霍界面上拱． 下地壳低速带的存在可以认为是底侵作用和岩浆从上地幔侵入并上涌至下地壳的证据． 根据壳内界面深度和层速度的横向变化推测东汪东侧的中下地壳存在一条高角度的隐伏断层．

图  10  元氏—济南深地震测深剖面在邢台地震区东汪段的二维速度结构(林真明等，1990)

图中粗线条表示地壳界面，细线条表示速度等值线，虚线表示推断的高角度深断裂

Figure  10.  Two-dimensional velocity structure on the Dongwang segment of Xingtai earthquakearea in Yuanshi-Ji’nan DSS profile(Lin et al，1990)

Thick line denotes the crustal interface，while thin line denotes the velocity isoline. Thick dotted line is the inferred high-angle deep fault

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泰安—隆尧—忻县DSS剖面和任县—河间—武清DSS剖面(位置见图 3)的联合解释结果(祝治平等，1995； 宋松岩等，1997)显示： 震源区下方有一个局部的低速体(6.10 km/s)； 在牛家桥以东，莫霍界面反射波振幅强，以西则震相不清晰； 在深度22 km左右，牛家桥以西呈现一个清晰的反射面，以东则缺失，由此推断在牛家桥附近存在直至莫霍界面的构造分界． 另外，在震源下方7.8—16 km深处有一个局部的低速体． 二维结构的结果表明，在主震M_S7.2和强前震M_S6.8的震源下方存在性质相似并延伸至莫霍界面的高角度断层．

邢台大震区大地电磁阵列剖面位于宁晋—新河深反射剖面的东段(图 9a)，图 11为该剖面的电性成像结果，可以看出： 4 km深度以上电性简单，4—20 km深度电性复杂； 震源区电性复杂，源区之外电性简单； 震源区电性突变，显示隐伏高角度断裂，高角度部位即为发震断层． 在主震震源区存在一条陡直的电性分界线(或断裂带)，其两侧的电性层向断裂带倾伏，这可能意味着地壳经过了强烈的挤压变形(邓前辉等，1998)．

图  11  基于邢台大震区大地电磁阵列剖面反演获得的二维电性结构(邓前辉等，1998)

图中细线表示电阻率等值线，数字表示以10为底的对数值，单位为Ω·m； 实心圆表示M_S7.2地震的震源位置，震源下方的虚线表示推断的深断裂

Figure  11.  2-D conductivity structure along EMAP in Xingtai earthquake area(from 邓前辉等，1998)

Thin lines denote the conductivity isolines，and the number denotes value of the base-10 logarithm(unit: Ω·m). The solid circle denotes the focal position of the M_S7.2 earthquake，and thedashed line beneath the earthquake source is the inferred high-angle deep fault

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3.1.2   邢台地震的地震构造模型

陈学波等(1988)和林真明等(1990)对元氏—济南DSS剖面进行解释所获得的该剖面地壳结构的重要特征为： 束鹿盆地南部次凹下方的中、 下地壳发育了两条规模较大的断裂，彼此相背而倾，倾角较大； 深部西断裂错断了中地壳底界面直至莫霍界面，断裂上段倾向为NW，倾角为70°—85°，下段近于直立； 深部东断裂也错断了这几个界面． 徐杰等(1988)根据石油地震剖面和陈学波等(1988)的深地震测深解释结果认为，邢台M_S7.2地震的发震断裂不是单一的浅部缓倾铲形新河断裂或其下方的高角度断裂(中地壳内)和深部东断裂，而是东、 西部深部断层的组合． 邵学钟等(1993)用转换波探测方法获得的邢台地震区的地壳结构图像同样显示，束鹿盆地南部次凹下方中、 下地壳发育两条规模较大、 倾角较大且彼此相背而倾的深断裂． 然而，深反射剖面结果(王椿镛等，1993)仅显示一条存在于中下地壳的高角度深断裂，可以与DSS剖面的东断裂相对应； 但是深反射剖面图像上并不存在与DSS剖面西断裂相对应的反射事件．

临城—巨鹿深反射剖面揭示了中地壳存在向东缓倾的强反射事件，被解释为控制华北盆地早第三纪掀斜凹陷和凸起形成和演化的壳内滑脱构造． 深地震测深获得的二维速度结构图像(图 9)和大地电磁测深结果(邓前辉等，1998)显示中上地壳的滑脱构造下方存在一低速高导层，该层有利于上、 下盘构造的滑脱． Wang等(1997)认为这可能表示滑脱面下方的介质流变性随深度从脆性到塑性的变化，并根据抬升角度推测这一滑脱构造在太行山东缘的赞皇附近出露于地表． 野外地质调查和研究结果表明，在相对于强反射带出露地表附近，有一条发育于早元古代赞皇群之中的韧性剪切带． Wang等(1997)推测发育于束鹿凹陷下方并向NW方向逐渐抬升至地表的强反射带，可能就是组成上地壳内变质杂岩内部韧性剪切带的反射． Zeng等(1995)指出，中地壳滑脱构造的发现可能表明华北盆地的形成和演化受壳内大型滑脱构造所控制． 另外，深地震反射剖面在主震和强前震的震源下方显示延伸至莫霍界面的高角度断层，被推断为邢台地震的发震断层； 中下地壳内的强反射事件具有叠层状，并经受强烈的变形，表明存在地幔物质侵入的现象．

综上，深部地球物理探测揭示邢台地震的地震构造特征为： 浅部存在张性断裂，中下地壳内存在高角度的隐伏断裂，但二者并不连通； 震源位于深部隐伏断裂的顶部和深、 浅断裂互不连接的空间范围之中； 大震区存在中地壳的剪切滑脱面，该滑脱面在震源部位被隐伏深断裂所阻挡； 震源下方莫霍界面局部上隆．

王椿镛等(1993，1994c，d)根据临城—巨鹿剖面和宁晋—新河深反射剖面在上地壳的下部和下地壳内反射叠层事件的连续性和横向变化等推断，邢台M_S7.2和M_S6.8地震震源下方存在贯通下地壳直至莫霍面的高倾角深断裂，该断裂在地面的投影在东汪—牛家桥一线． 这不仅与长40 km NE走向的东汪—邢家湾余震密集带相一致，而且与基于形变资料推断的地震断层(陈运泰等，1975)一致． 张四昌等(1995)由邢台地震余震震源深度分布的数据得到该地震断层埋深为10—29 km，为近乎直立的高倾角断层，与两条深反射剖面显示的深断裂构造形态相同，从而证实了中下地壳的深断裂是邢台M_S6.8和M_S7.2地震的发震构造．

尹京苑等(1999)以邢台震区为例，应用三维有限单元法探讨了地壳结构的非均匀性对地壳应力场的影响． 假定在分层地壳结构中分别镶嵌高速块体、 低速块体、 高-低速块体这3种情况下，分别计算出了壳内平均应力和水平剪应力的变化图象． 为探讨地壳结构特征与强震孕育的关系，尹京苑等(1999)还计算了邢台地震区壳内应力场的扰动状态，结果表明，地壳内深、 浅断裂的存在造成沿直立断层带的应力相对集中和不同部位的应力变化．

王椿镛等(1994d)通过深地震反射探测发现，河北邢台地震区的地表铲形正断层及其控制的活动地堑、 半地堑构造系统仅发育于中地壳拆离带之上的上地壳，拆离带之下则发育高倾角的深部活动断裂或韧性变形带． 1966年邢台大地震的震源位于深、 浅部活动断裂与拆离带三者汇而不交的部位，是深部断裂向上扩展的结果． 此后，在华北其它一些大震区的探测(如徐锡伟等，2002)也发现类似的深-浅构造耦合关系，似乎说明邢台地震模式对华北张性构造区大地震区的深-浅构造关系具有代表性(邓起东，闻学泽，2008)．

3.2   1976年唐山地震

1976 年7月28日，唐山地区相继发生唐山M_S7.8地震和滦县M_S7.1地震，随后11月15日在宁河发生M_S6.7强余震(图 12a)． 唐山地震震中位于燕山褶皱带与华北平原坳陷带的接触部位． 虢顺民等(1977)指出，唐山地震发生在唐山菱形块体内部的唐山断裂带上，唐山断裂带由唐山—古冶断裂、 陡河断裂和唐山—巍山—长山南坡断裂3条紧密相邻的断裂组成，向SW方向延伸并在丰南附近合并成一条． 唐山断裂带走向为NE向，长约40 km，地表附近倾斜，第四纪活动明显，系统地切割了上新统—第四纪，南北两端分别被张家口—蓬莱断裂带内部的次级断裂NW向蓟运河断裂和滦县—乐亭断裂切割． 1976年唐山M_S7.8地震是唐山断裂带最新的一次地表破裂型地震事件，沿断裂形成了长约8 km的地表破裂带，最大右旋走滑位移量为2.3 m，最大垂直位移量为0.8 m(国家地震局《一九七六年唐山地震》编辑组，1982)．

图  12  唐山深地震反射剖面位置以及CDP叠加图

(a)唐山地震区构造背景及深地震反射剖面位置图． 粗线表示深地震反射剖面； 图中显示了唐山地震区发生的3次地震(M_S7.8，M_S7.1和M_S6.7)的震中位置和震源机制解，NE--SW向通过唐山市的黑线和箭头表示唐山M_S7.8地震的破裂方向(引自国家地震局《一九七六年唐山地震》编辑组，1982)；(b)TS2深反射剖面CDP叠加线描图(修改自陆涵行等，1988)，Fd为推断的深断裂，M为莫霍界面；(c)丰南深反射剖面(FN2011)CDP叠加线描图(刘保金等，2011a)，FS为推断的深断裂，该断裂错断了双程走时为10—11 s的壳幔过渡带

Figure  12.  Location of deep seismic reflection profiles in Tangshan earthquake area

(a)Geological setting of Tangshan earthquake area and location of the deep seismic reflection profiles(denoted by thick lines). Epicenters and focal mechanisms of the three earthquakes with M_S7.8，M_S7.1 and M_S6.7 are shown(from Editorial Group of The 1976 Tangshan Earthquake，State Seismological Editorial Group of The 1976 Tangshan Earthquake，State Seismological Bureau，1982).(b)Line drawing section of TS2 CDP stacking profile(modified from Lu et al，1988). F_d is the inferred deep fault，M is Moho discontinuity.(c)Line drawing section of Fengnan CDP stacking profile FN2011(Liu et al，2011a). FS is the inferred deep fault，which dislocated the crust-mantle transition at two-way travel time 10--11 s

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3.2.1   深地震反射和深地震测深剖面显示

1985年，国家地震局地球物理研究所与石油工业部物探局合作在唐山地震区实施了两条深反射剖面(TS1，TS2)探测． TS1测线从玉田县雅洪桥到唐山市吕家坨，TS2测线从唐山市马各庄到滦南县青坨营，两条测线总长64 km，30次覆盖． 深反射剖面浅部显示了前震旦纪地层被多条断裂所切割． 在双程走时10.5—11.0 s之间存在一组多循环、 能量强的反射事件，对应于壳幔过渡层，推测这一过渡层是由复杂的高低速夹层物质组成，可能表示某些地幔物质与地壳物质的混合层位． 陆涵行等(1988)认为由于唐山断裂带由唐山—古冶断裂、 陡河断裂、 唐山—巍山—长山南坡等多组断裂组成而形成了复杂的结点，新生代以来块体之间发生的差异上升和沉降提供了强烈地震孕育的条件，陡河断裂是发震的重要构造之一． TS2测线的CDP叠加剖面(图 12b)显示双程走时为4.0 s和7.0 s时存在呈水平状的强反射带． 根据这两个反射带以及10.5—11.0 s之间壳幔过渡层在唐山下方的反射事件横向不连续性，推测唐山震区下方存在高角度的深断裂． 曾融生等(1988)认为，在唐山地震区下方存在高角度的隐伏深断裂伸抵上地幔顶部，且深断裂与浅部断层之间存在一个并未连通的闭锁区(图 12b)． 陡河断裂是一条向SE 方向倾斜的正断层，位于震源的上方，唐山地震的发生可能是在区域水平应力作用下，深部热物质沿深断裂上涌，且相互耦合的结果． 在地震部位可能存在一个由脆性到塑性的过渡层，上地幔顶部的热物质向地壳迁移可能通过开平断裂产生，该断裂对地震的发生有双重影响，即在上部地壳附近产生张应力，同时软化开平断裂中的物质，使得走滑断层的滑动更加容易．

刘保金等(2011a)实施了一条长约50 km、 横跨唐山断裂带南段的唐山丰南深地震反射剖面FN2011，其CDP叠加剖面(图 12c)显示： 唐山断裂带在浅部表现为由一系列断裂组成的、 与褶皱相伴生的复杂构造带，这些断裂在剖面上呈花状构造特征展布，共同控制了该区上地壳结构与构造的形成及地层沉积； 在唐山断裂带下方，出现明显的反射事件横向间断和反射波能量的横向变化，据此推测在唐山断裂带下方可能存在错断中下地壳和莫霍界面的地壳深断裂． 该深断裂呈高倾角，其断裂面略向东倾，在丰南县与西葛各庄之间中下地壳反射和壳幔过渡带反射均被唐山深断裂错开，该断裂两侧的莫霍界面发生错断，显示出唐山深断裂的走滑作用． 刘保金等(2011a)认为这种深、 浅共存的断裂构造体系是控制该区地震孕育和发生的重要因素． CDP剖面还显示，下地壳具有良好的反射性质，并在下地壳和壳幔过渡带顶部出现斜列的楔形或弧形强反射体，可能反映了岩浆活动对下地壳物质和结构的强烈改造．

刘昌铨和嘉世旭(1986)对穿过唐山地震区NW--SE走向的柏各庄—丰宁—正蓝旗DSS剖面解释所获得的二维速度结构(图 13)显示： 丰南—唐山地区下方的莫霍界面呈现自NW向SE方向变浅的斜坡，唐山M_S7.8地震即位于莫霍界面局部上隆的东南侧; 震中区上地壳下部约20 km深度附近存在低速体，且延续至下地壳； 震中区下方对应上地幔顶部的隆起区，同时上地壳下部和下地壳的界面均显示局部上隆，由此推测震源下方存在上地幔的局部活动，地幔物质上升活动给地壳施加局部应力场，从而导致地震的发生．

图  13  柏各庄—丰宁—正蓝旗DSS剖面二维地壳速度结构图(刘昌铨，嘉世旭，1986)

粗线表示地壳界面，细线表示速度等值线(单位为km/s)，虚线表示推断的深断裂

Figure  13.  2-D crustal velocity(unit: km/s)structure along Baigezhuang-Fengning-Zhenglanqi DSS profile(Liu，Jia，1986).

Thick line denotes the crustal interface，while thinline denotes the velocity isoline. Dashed line denotes the inferred deep fault

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3.2.2   密集地震台阵观测结果

张先康等(1994)在唐山滦县震区进行了主动源三维地震透射探测，其结果揭示了该地区中上地壳存在一些带状的高、 低速的异常分布，1976年滦县M_S7.1地震震源区上方被一明显高速异常体所覆盖，并处于与滦县—卢龙断裂相应的深部NNE向低速异常带北缘与近EW向低速异常带的交汇部位．

刘启元等(2007)基于唐山地震区密集地震台阵的观测数据，利用接收函数反演方法研究唐山地区60 km深度范围内的三维地壳上地幔速度结构，结果显示： 在唐山菱形地块下方上地幔顶部存在高达10 km 的异常隆起； 唐山震区中上地壳S波速度存在明显的低速异常，且上地幔顶部有明显异常，故推测唐山大震区下方应有幔源物质的大规模侵入，并在中上地壳形成壳内低速体； 唐山大地震能量的积累并非限于震源附近的地壳深度，而是与地幔物质的运移和变形密切有关． 王未来等(2009)在华北科学探测台阵的唐海—商都宽频带地震剖面下方的地壳上地幔S波速度结构研究中，发现在唐山M_S7.8地震震区附近，地壳内部存在明显的低速体，并且接收函数剖面和S波速度结构剖面上均显示上地幔存在小的隆起，与刘昌铨和嘉世旭(1986)所发现的唐山震区有地壳减薄的现象一致．

3.3   1975年海城地震

1975年和1978年在辽宁相继发生了海城M_S7.3和M_S6.0地震． 为研究海城地震成因以及地壳上地幔结构与强烈地震的关系，自1980年以来，在海城地震区及周边地区相继开展了多方面的深部地球物理探测与研究(卢造勋，1985)，例如，卢造勋和夏怀宽(1993)实施了闾阳—海城—东沟DSS剖面的探测和内蒙古东乌珠穆沁旗—辽宁东沟地学断面的编制，卢造勋等(2002)对中朝地台东北缘地区进行了地震层析成像研究． 通过利用深地震测深、 大地电磁测深、 重力、 航磁、 大地热流等综合地球物理资料对辽南地区地壳与上地幔介质进行不同物性的正、 反演计算与研究，获得了辽南地区地壳与上地幔介质的速度结构、 电性结构、 密度结构和温度结构，揭示了该区介质的横向不均匀性及其重要特征． 在海城地震区一带，存在壳内低速、 高导、 低密度、 高热流等一系列重大地球物理异常，在空间上与震源区存在一致关系，为分析大震的震源物理过程提供了重要的依据．

3.3.1   深地震测深剖面

1980—1984年实施的闾阳—海城—东沟DSS剖面西起辽西义县，穿过辽河平原，通过海城震中区，直至黄海海滨的大孤山，全长350 km． 野外探测采用由7个爆破点构成的相遇和追逐观测系统． 深地震测深资料解释获得的二维速度结构(图 14a)显示，地壳分上、 中、 下共3层，厚度分别为13—15 km，14—16 km和5—8 km，总厚度为32—35 km． 上地壳速度随深度而增加，速度值的变化范围为2.0—6.3 km/s； 中地壳由两层组成，上层为速度稳定层或逆转层，下层为一正速度梯度层； 下地壳为强速度梯度层，速度值为6.8—7.5 km/s． 辽南地区地壳结构的一个重要特征是壳内低速层的存在． 通过剥皮法、 理论走时拟合、 射线追踪和理论地震记录图等多种正、 反演计算，确定壳内低速层分布于中层地壳内的15—23 km深处，厚度为4—5 km，速度值为6.1—6.2 km/s． 速度逆转最显著的地区位于新立至析木之间，该处低速层呈囊状透镜体，中部厚度最大处可达7 km，速度为6.0—6.1 km/s(卢造勋，1985)．

图  14  通过海城地震区的闾阳—海城—东沟剖面深部地球物理结构(卢造勋等，2001)

(a)4个参量(高程ΔH，航磁异常ΔT_a，布格重力异常Δg和大地热流ΔQ)沿剖面的分布；(b)沿该剖面的二维速度结构(单位： km/s)，粗线表示界面，细线表示等值线；(c)电性结构;(d)密度结构(单位： kg/m³)

Figure  14.  Deep geophysical structure on the Lüyang-Haicheng-Donggou profile passing through the Haicheng seismic region(卢造勋等，2001)

(a)Variation of four quantities，elevation ΔH，aeromagnetic anomaly ΔT_a，Bouguer gravityanomaly Δg，and terrestrial heat flow ΔQ，along the profile.(b)2-D crustal velocity structurealong the profile(unit: km/s). Thick line denotes the crustal interface，while thin line denotes the velocity isoline.(c)Electricity structure.(d)Density structure(unit： kg/m³)

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卢造勋等(2001)基于地壳厚度横向变化，从布格重力异常资料中去除浅部地质体的影响，获取了以反映深部介质和构造为主的三维空间地壳厚度分布． 辽河平原、 辽东湾和渤海地区为上地幔隆起区； 海城地震区位于下辽河平原上地幔隆起的东侧，在此背景上海城地区出现上地幔局部凸起，为该地区上地幔隆起最高的地区． 根据该地区大地电磁测深资料分析，卢造勋等(2001)获得了岩石圈厚度分布，结果显示，海城地震区位于上地幔低阻层顶界面隆起的东侧斜坡带上，其隆起幅度达20 km．

3.3.2   地震区深部地球物理结构综述

海城地震区位于地壳与上地幔结构横向变化较显著的地段，其西侧的下辽河地区和东侧的辽东地区，地壳结构有显著差异． 海城地震区西侧具有新生代裂谷特征，有巨厚的新生代沉积和相对较薄的地壳厚度，有深大断裂以及从深断裂上溢的镁铁质岩; 而其东侧则未显示这些特征． 因此，海城地震区是新构造运动横向差异较强烈的地区．

图 14b给出了沿闾阳—海城—东沟剖面的电性结构． 在下辽河平原内的莫霍界面下方约40 km深度上有一电阻率为4—11 Ω·m的高导薄层，厚度为2—4 km． 但是，在下辽河平原以东的海城地震区，莫霍界面下方的高导薄层消失，壳内则存在电阻率为4—6 Ω·m、 厚度为3—5 km的高导薄层，其顶界面埋深为15—17 km，与壳内低速层位置大体一致； 同时，沿该剖面上地幔高导层普遍发育． 在下辽河平原的下方，上地幔高导层上隆，其顶界面埋深86—88 km，向西迅速加深，至下辽河平原西侧的闾阳测点下方埋深达110 km． 下辽河平原向东，上地幔高导层顶界面则缓慢下倾，海城地震区即位于高导层隆起的东翼斜坡带上． 在该剖面东端辽东半岛的岫岩一带，该高导层顶界埋深达115—120 km．

图 14c显示了沿闾阳—海城—东沟剖面的地壳上地幔密度结构． 与速度分层相对应，辽南地区的密度结构可分为5层． 辽河平原与辽东半岛的过渡地带的密度变化明显，中地壳上部存在低密度区，其所表现的重力正异常可以被认为是上地幔高密度层隆起的主导作用所致． 尽管辽南地区地壳上地幔的密度存在明显的横向非均匀性，但其平均统计结果显示，该地区的地壳介质密度平均值为2.7—2.8 kg/m³，上地幔顶部介质密度平均值约为3.32 kg/m³，与正常值的差异并不明显．

卢造勋等(2001)根据热传递基本关系的傅里叶定律，基于二维空间的热传导方程，采用逐步逼近法，获得了沿剖面地表至深处地壳与上地幔的温度场分布，其结果显示，古城子—析木(即下辽河平原与辽东半岛的过渡区)一带壳内低速高导层(15—22 km)具有较高的温度值(500℃—640℃)，比两侧同一深度上的温度值高出130℃—200℃． 结合该层的热产生率值较高，推测该地区可能存在部分熔融的残留体． 过渡区范围内的岩石圈温度值最高，下辽河平原次之，辽东半岛最低． 辽东半岛和下辽河平原莫霍界面处的热流值分别为29和38 mW/m²，说明地表热流值有55%是由上地幔提供的； 而在过渡区范围内，莫霍界面处的热流值为25 mW/m²，与辽东半岛接近，但仅占地表热流值的30%，说明过渡区的高热流值基本上是由壳内的高导低速层提供的(卢造勋等，1990)．

由于研究区的地震大多发生在8—14 km的深度范围内，而14 km 深度上的地震层析成像基本上反映了“易震层”的速度横向分布特征． 卢造勋等(2002)的层析成像结果进一步表明: 14 km深度上的地壳介质表征为高速，而高速介质一般具有脆性特征； 其下方的中地壳内显示为低速异常，而下地壳却又为高速． 这种“易震区”高速介质至“易震区”下方低速介质，再至低速层下方高速介质的分布特征，有利于壳内能量的积累传递，是发生地震的有利环境． 在辽东湾至渤海湾地区未发现壳内低速异常层，但其在14 km深度上的速度横向变化是显著的，由此推测渤海湾发生强烈地震的震源构造环境及其介质性质与陆地地震有差异．

根据地震层析成像所揭示的NNW向低速度异常带，结合地球物理场、 深部构造和地震活动性分析，以及胶辽渤海地区布格重力异常(卢造勋等，2001)分析表明： 大连北的复县—绥中跨海一带存在显著的NW向布格重力异常梯级带； 该区地壳厚度分布反映了在此界线南、 北两侧分别存在上地幔隆起(卢造勋等，2002)． 从地震活动性的角度分析可知： 沿辽河平原、 辽东湾东侧是地震活动较强的地区，且辽河裂谷活动中心正向东移，目前已移至海城析木一带； 而在渤海湾及其附近地区，以渤海湾西部及其西侧的唐山一带为地震活动最强的地区，且上地幔隆起、 软流层隆起均偏向渤海湾西侧； 南、 北两区的布格重力异常走向、 性质等方面也均存在显著差别，因此推测NW向的低速异常条带是辽东湾—渤海湾裂谷分为南、 北两大部分的分界位置．

海城地震区的深部地球物理探测与研究，揭示了海城M_S7.3大震的深部构造环境： 震源区为高速脆性介质，其下部的中地壳内存在低速高导层，此层亦为高温层； 震源区两侧为深大断裂，深部为上地幔局部隆起、 软流圈隆起的斜坡．

3.4   三河—平谷地震

1679年三河—平谷M8地震是华北平原北部历史记载中震级最大的地表破裂型地震事件，发生在与NW向张家口—蓬莱断裂交切的NE向断裂上，地表形成一条长约10 km的NE向地震断层陡坎，并显示出东南盘下降、 西北盘抬升的正断倾滑性质，兼有右旋走滑分量(孟宪梁等，1983； 向宏发等，1988)．

3.4.1   深地震反射剖面的证据

中国地震局地球物理勘探中心在1679年三河—平谷M8地震区实施了两条总长140 km、 24次覆盖的深地震反射剖面探测(张先康等，2002)： 香山—牛栏山(SP-1)剖面和凤河营—平谷(SP-2)剖面，其位置如图 15a所示． SP-1剖面南起武清县北务屯，经香河、 夏垫、 杨镇、 牛栏山，至怀柔葛各庄，穿过二十里长山断裂、 南苑—通县断裂、 夏垫断裂、 香河断裂、 宝坻断裂和凤河营—平谷断裂； SP-2剖面南起通县德仁务镇，经永乐店、 大厂西、 马坊，至平谷东寺渠，穿过蓟县断裂和南口—孙河断裂．

图  15  三河—平谷M8.0地震区深地震反射剖面

(a)三河—平谷大震区地质背景和深地震探测剖面位置图(刘保金等，2011b).粗实线为24次CDP叠加剖面，细实线为石家庄—喀喇沁旗DSS剖面保定—兴隆段，粗虚线为单次覆盖剖面；(b)单次覆盖反射方法探测剖面(刘保金等，2011b)． F1为陡倾角夏垫断裂，T_C和T_M分别为地壳中部和壳幔过渡带的反射叠层；(c)SP-1剖面CDP叠加截面线描图(张先康等，2002). F1为新夏垫断裂，Fd为推断的深断裂，圆点表示推测的M8地震的震源位置

Figure  15.  Deep seismic reflection profiles in Sanhe-Pinggu M8.0 earthquake area

(a)Geological setting and locations of deep seismic reflection and DSS profiles(from Liu et al，2011b). Thick lines denote 24 fold CDP stacking profile，and thin line denotes Baoding-Xinglong segment of Shijiazhuang-Harqin Qi DSS profile; dashed line denotes single-fold reflection profile;(b)Record section of single-fold reflection profile(Liu et al，2011b). F1 is the high dip-angle Xiadian fault; T_C and T_M is the laminated layer of reflection events in middle crust and crust-mantle transition，respectively;(c)Line drawing section of CDP stacking profile along SP-1 line(Zhang et al，2002). F1 is the new Xiadian fault，Fd is the inferred deep fault，and the dot denotes the inferred focal location of the earthquake with magnitude of 8

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刘保金等(2011b)在三河—平谷M8地震区采用单次覆盖反射方法探测地壳深部结构和构造(图 15a)，并在分析浅部沉积层速度的基础上，对单次覆盖的反射剖面(图 15b)进行分析处理. 结果表明，该区地壳以双程走时为6—7 s左右的强反射带为界分为上地壳和下地壳，层厚度分别为18—21 km和13—15 km． 该剖面所揭示的地壳深断裂和浅部活动断裂具有上下一致的对应关系，其中陡倾角的深断裂切割了下地壳和壳幔过渡带，向上延伸至上地壳，将地壳深部构造与浅部活动断裂联系在一起，由此进一步推断陡倾角的夏垫断裂F1为大厂第四纪隐伏盆地与通县隆起的边界断裂，是1679年三河—平谷M8地震的发震断层，属新构造变动的产物． 在剖面上还可以看出，夏垫断裂以较陡的倾角从地表向下延伸，并切割了缓倾角的断裂和结晶基底，大约在20—21 km深度的上、 下地壳分界面附近，逐渐转换为一个具有一定宽度的反射能量突变带，并向下延伸至莫霍界面． 这种深、 浅共存的断裂构造体系是三河—平谷M8地震深、 浅构造关系的体现，控制着该区地震的孕育和发生．

从SP-1深地震反射剖面的CDP叠加剖面(图 15c)上可以看到： 上地壳顶部地震反射同相轴丰富，反映了沉积盖层复杂的地质构造； 在双程走时7 s左右的强反射叠层事件将地壳分为上地壳和下地壳，上地壳呈现反射“透明”的特征，下地壳为多反射叠层． 上地壳双程走时约为3 s的水平反射叠层可能代表早第三纪—晚第三纪时期地壳伸展环境下形成的滑脱面． “铲形断层”的倾角向下逐渐变缓，最终在双程走时约为3 s(约10 km深度)处汇聚． 断续延伸的特征表明，这一滑脱面现今处于融合消亡状态．

SP-1剖面的局部地段双程走时7 s以下存在两个反射能量集中区： 第一个在南苑—通县断裂下方，反射事件自莫霍界面向上一直延伸至上地壳，能量相对较强； 第二个在香河断裂和宝坻断裂下方，自莫霍界面近水平叠层上覆盖了一组向北倾斜的反射叠层． 在双程走时约为11—12.5 s时出现水平反射叠层，可以与壳幔过渡带相对应，暗示三河—平谷地震区的地壳厚度约为37 km(张先康等，2002)．

SP-2深地震反射剖面上所显示的各组反射事件的同相轴形态和能量的大小等均与SP-1剖面基本相同，反映了基本一致的地壳结构． 在SP-2剖面上，双程走时为3 s以内的上地壳上部清晰地显示了南口—孙河断裂和蓟县断裂的形态．

从图 15c可以看出，夏垫断裂下方反射波能量较剖面两侧明显减弱，同相轴中断，故推断存在一条地壳深断裂Fd，断层面较陡，近于直立，该断裂可能为三河—平谷M8大地震的发震断裂． 另外，在两条剖面SP-1和SP-2的下地壳和上地壳下部分别存在局部强反射能量团，应为上地幔物质上涌冷却形成的岩墙或岩体； 由于该处的岩浆活动造成了局部应力分布的差异，导致了地壳深断裂的形成，这可能是三河—平谷M8大震的深部构造背景．

3.4.2   深地震测深剖面的显示

NE--SW走向的石家庄—喀喇沁旗DSS剖面(图 3)在桩号585 km附近穿过三河—平谷地震区，沿该测线在9个炮点上进行了15 次爆破观测； NW--SE走向的宁河—北京—涿鹿DSS剖面(图 3)在三河—平谷地震区南侧的香河—通县一带通过． 赵金仁等(2004)基于石家庄—喀喇沁旗剖面保定—兴隆段(图 15a)即桩号为400—650 km之间的固安炮(SP 498 km)、 通县炮(SP 550 km)和三河炮(SP 588 km)的爆破观测资料，结合宁河—北京—涿鹿DSS剖面资料，确定了保定—兴隆段的二维速度结构，如图 16所示． 张先康等(2002)根据近期该地区的震源深度密集区分布在10 km 左右，推测三河—平谷M8地震的震源深度在该深度附近． 赵金仁等(2004)的二维速度结构显示三河—平谷地震震中区的震源下方和上地壳底部(深度为15—21 km)存在低速(约6.20 km/s)异常分布． 另一方面，大震震中位于地壳厚度由薄变厚的过渡带附近． 莫霍界面的深度在地震区约为36 km，在震区的西南侧为33—34 km，而东北侧增加至38—39 km； 但是，在震中区下方并未出现莫霍界面深度的急剧变化．

图  16  石家庄—喀喇沁旗DSS剖面通过三河—平谷M8地震区的二维速度结构(赵金仁等，2004)

粗线表示地壳界面，细线表示速度等值线； C1，C2和C3为壳内界面，M为莫霍界面； 圆点表示推测的M8地震的震源位置； 阴影区为低速异常区； H-06指示该剖面与宁河—北京—涿鹿剖面相交的位置

Figure  16.  2-D crustal structure on the Shijiazhuang-Harqin Qi DSS profile passing through the Sanhe-Pinggu seismic region(Zhao et al，2004)

Thick line denotes the crustal interface，while thin line denotes the velocity isoline. C1，C2 and C3 areintracrustal interfaces，M is Moho discontinuity. Dot denotes the inferred focal location of the earthquake with magnitude of 8. Shadow area is low velocity anomaly zone. H-06 indicatesthe intersecting position of this profile with the Ninghe-Beijing-Zhuolu profile

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3.4.3   三河—平谷地震的地震构造及深浅构造关系

浅层地震反射探测(徐锡伟等，2002)显示，三河—平谷M8地震区的地壳浅部存在倾角明显不同的两组断裂： 一组为缓倾角的正断层，控制着早第三纪—晚第三纪早期大厂半地堑状断陷盆地的形成，限制了下第三系和中新统的分布； 另一组为陡倾角正断层，向上与1679年三河—平谷M8地震断层相连，是带有倾滑正断分量的右旋走滑断层，且高倾角断层切割了缓倾角正断层． 因此，高倾角断层和缓倾角断层是两组不同时代的新生代断层(徐锡伟等，2002)． 对双程走时约为7 s和11—12.5 s的两个反射叠层的能量分布和同相轴连续性进行分析的结果表明，反射波能量在夏垫断裂下方明显减弱，同相轴中断，推断存在一条切割双程走时约为7 s和11—12.5 s两个反射叠层的深断裂，称之为夏垫地壳深断裂； 该断裂位于夏垫基底断裂的下方，可能是最新构造变动的产物(张先康等，2002； 刘保金等，2011b)．

深反射CDP叠加剖面显示的地壳界面强反射带在横向上的中断，与宽角反射剖面结构的界面上下两侧速度差异变化(图 15)，共同揭示了夏垫地壳深断裂的存在及其展布特征． 壳内出现的一些局部强反射事件可以认为是上地幔物质沿此深断裂上涌，以及岩浆侵入从而导致与周围介质有较强的波阻抗差所致，尤其在震源区下方左侧存在明显的叠层状局部反射事件，可视为岩浆侵入的异常区域，而在相应的深度又有低速异常体的存在，因此可将这些现象视为高温岩浆活动的表现． 莫霍界面起伏变化和较厚的反射叠层，以及局部复杂的楔形反射带的存在，均暗示地壳结构具有强烈挤压、 变形的背景． 故由此推测岩浆活动对下地壳进行了物质和结构的强烈改造，被认为是三河—平谷M8大地震发生的深部环境．

4.   讨论与结论

经过近50年持续不断的探测和研究，在华北地区强烈地震的孕震构造环境方面已经取得了许多共识，例如： 地壳深部存在高倾角隐伏断裂控制地震的发生和发展，震源下方的中地壳存在低速层(体)． 同时，华北孕震环境的研究突出了壳内低速体对应力集中和震源分布的影响，以及下地壳可能存在岩浆上涌引起局部附加应力对发震的影响． 从邢台、 唐山、 海城和三河—平谷强震区的探测研究结果，以及区域内其它强震区，如1830年磁县M7 1/2 地震区(祝治平等，1999)的探测结果来看，这些强震区具有共同的地壳结构特征，即地壳深部的高倾角隐伏断裂和中地壳低速层分布．

4.1   邢台地震的地震构造

邢台地震区的现代构造活动属性和地震活动特征在华北地区具有代表性． 该震区的大震震源机制解显示，断层均以高角度走滑分量为主，主压应力场为NEE向，完全不同于控制新生代裂谷、 以NNE向为主的浅部铲式正断层． 华北地区属于典型的大陆伸展构造环境(马杏垣等，1983)，与近期发生强烈地震的走滑型震源机制解不一致． 邢台地震构造的研究解决了走滑型地震震源机制与典型大陆伸展构造环境这一传统理论之间的矛盾．

王椿镛等(1993，1994c，d)根据临城—巨鹿剖面和宁晋—新河深反射剖面在上地壳的下部和下地壳内反射叠层事件的连续性和横向变化等推断，邢台M_S7.2和M_S6.8地震的震源附近存在贯通下地壳直至莫霍界面的高倾角深断裂，该断裂在地面的投影在东汪—牛家桥一线，投影位置不仅与NE向长40 km的东汪—邢家湾余震密集带相一致，而且与形变资料推断的地震断层位置一致(陈运泰等，1975)． 由邢台地震主震和余震的地震资料得到地震断层埋深为10—29 km，为近乎直立的高倾角断层，与两条深反射剖面所显示的深断裂构造形态相同，故推断这一中下地壳的深断裂是邢台M_S6.8和M_S7.2地震的发震构造(张四昌等，1995)． 华北大震区的断裂分布特征为： 浅部存在张性断裂，中下地壳内存在高角度的隐伏断裂，但两者并不连通； 震源位于深部隐伏断裂的顶部和深、 浅断裂互不连接的空间范围之中； 大震区存在中地壳的剪切滑脱面，该滑脱面似乎在震源部位被隐伏深断裂所阻挡； 震源下方莫霍界面局部上隆． 徐锡伟等(2000)认为，邢台地震断层是先存的地壳“深断裂”向上撕裂状扩展的“新生断层”．

造成浅层地质构造与地震活动图像不协调的原因在于两者在时间和空间上的差异(张四昌，1993； 张四昌等，1995)． 华北地区进入新构造阶段以后，沉积构造、 应力状态发生了明显的变化，早第三纪盆地的强烈拉张沉陷作用大大减弱，断层滑动的水平扭转幅度和平均速率均比垂直运动大得多； 地幔上隆、 地表张裂下陷模式已不再适于解释新构造阶段的许多特点(丁国瑜，卢演俦，1983)． 在空间上，由人工地震探测得到的大量正断层只存在于沉积盖层和上地壳，这些断层并不对应深部断裂，表明深浅构造的不一致性． 深浅构造的耦合关系，即地壳深部的震源构造与浅层地质构造之间的差异在华北地震区深部构造研究中具有重要意义． 另一方面，浅部断层在1966年邢台地震中是否活动的问题，仍存在争议． Wang等(1997)从深部探测结构和震源深度分布出发，认为浅部断层在地震中没有明显的活动； 但另一些研究从地表同震形变特点出发，认为浅部断层卷入了这次地震(国家地震局地震测量队，1975)．

邢台地震的发震构造模式得到了地震学界的普遍认同(邓起东，1999)． 自1994年以来，一批有关地震预测和地震构造的研究(如： 刘国栋，1994； Zeng et al，1995; 张四昌等，1995； 宋惠珍等，1996； 张国民等，1997； 梅世蓉等，1999； 徐锡伟等，2000，2002； 丁国瑜，2004； 邓起东，闻学泽，2008； 滕吉文等，2009)对这一模式作了详细的评述．

4.2   唐山地震深部构造环境

Butler等(1979)提出，唐山M_S7.8主震的震源机制解为高角度右旋走滑型错动，并包含走滑和逆冲事件． 张之立等(1980)根据唐山地震破裂过程的力学分析认为： 唐山地震除了水平应力场作用外，还可能有地下物质的变迁； 由于这种变迁使局部地壳受到的垂直力，局部地壳受到的垂直力与水平应力场共同作用，使断裂带快速扩展而发震． 张四昌和刁桂苓(1992)通过地质构造、 地震活动图像和震源机制资料的综合分析认为，唐山地震序列是一个由多条断裂参加并逐次活动的复杂构造过程，主要由唐山断裂带右旋剪切、 蓟运河断裂左旋剪切以及滦县—乐亭断裂右旋剪切和卢龙断裂右旋剪切组成．

金安蜀等(1980)提出，1976年唐山地震的震中位于速度差异带附近． 刘福田等(1986)进一步指出，华北强烈地震均发生在高速与低速的过渡带上，唐山地震区位于上地幔隆起高温区的边缘． 地震层析成像结果表明，唐山地震区下方的中下地壳呈现连续的低速异常分布(刘昌铨，嘉世旭，1986； 曾融生等，1991； 黄金莉，赵大鹏，2005； 王志铄，2005； Lei et al，2008； 杨婷等，2012)． 曾融生等(1985，1991)将这一现象解释为： 华北盆地内震源机制为水平走滑性质的地震，在浅部表现为张性正断裂为主的活动现象； 与地壳内的异常相比，上地幔顶部深度上的低速异常向西缩小； 在下地壳和上地幔深处连续的低速异常可能意味着上地幔热物质上涌，到达上地壳下部停止上升； 在热物质的上涌过程中，不同深处受热物质影响的范围也有所不同．

唐山地震区位于盆地隆起区，同时也位于下辽河—渤中—黄骅上地幔隆起区的边缘． 在伸展状态下，下地壳可能有熔融物质侵入，并影响到中上地壳，造成热应力的相对高值． 刘启元等(2007)报道唐山震区中上地壳S波速度存在明显的低速异常，且上地幔顶部有明显异常，由此推测唐山大震区下方应有幔源物质的大规模侵入，并在中上地壳形成壳内低速体，因而认为唐山大地震能量的积累并非仅限于震源附近的地壳深度，而是与地幔物质的运移和变形密切有关； 同时确认唐山地震区“坚固体”的存在，认为它是唐山地震孕育中的重要因素． 黄金莉和赵大鹏(2005)的研究则表明多数强烈地震(M≥6.0)的震源下方存在明显的低速和高导层，认为其与日本神户(Kobe)M_S7.2地震的情况(Zhao et al，1998)类似，并且指出这些低速高导异常与地壳流体有关． 至今，虽然对唐山大地震的成因仍有不同的认识，但唐山地震是这两类成因共同作用的结果应该比较客观地反映了当前的认识水平．

在1966年邢台M_S7.2地震发生之后开始进行的大陆地震构造探测和强烈地震的深部环境的研究，经过我国地震科研人员50多年来的努力，已经取得了很大的进展． 本文阐述了华北地区主要强震区(邢台，唐山，海城和三河—平谷)深部构造环境的探测和研究成果． 尽管各个强震区的研究程度由于探测方法和探测精度以及资料解释水平而有所不同，但是所获得的强震区深部结构的共同特征是可靠的和令人信服的． 华北强烈地震深部构造和孕震环境研究是深部地球物理探测与地表地震地质研究相结合的一个典范． 邓起东(1999)认为，“把地表地质工作与深部构造、 深部物质探测研究结合起来是一个正确的方向，是认识大地震孕育和发生条件的关键． ”

地震预测是地球科学中至今仍未解决的科学难题之一，深入了解强烈地震发生的深部构造环境有助于最终解决地震预测问题． “中国数字地震台网”，“华北科学探测台阵”和“华北克拉通破坏”等重大项目所产出的大量基础资料，为深部构造环境的研究提供了非常有利的条件． 然而，现有台网的数据成像分辨率和精度仍不足以识别地壳深处孕震区的细节． 由于大陆地震构造的复杂性，许多问题仍然需要深入地探讨． 加强流动地震观测，提高台站分布的密度，获取高分辨率和高可信度的目标模型是解决问题的关键． “中国地震科学台阵观测”计划拟在华北地区实施的大型流动地震台阵观测，将结合固定地震台网的资料，加上高分辨率深部地球物理探测，以获得高可信度的地壳上地幔三维精细结构及介质物性，是提高地震孕育和发生条件认识水平的一个有效途径．

作者感谢刘国栋、 张先康和刘启元等在中国大陆强烈地震深部构造环境探测研究领域的长期合作和帮助，同时感谢丁志峰、 王夫运、 刘保金、 李永华和房立华等在文献和资料收集过程中给予的支持和帮助．