華北強(qiáng)烈地震深部構(gòu)造環(huán)境的探測(cè)與研究*

王椿鏞 段永紅 吳慶舉 王志鑠

1) 中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地球物理研究所 2) 中國(guó)鄭州450002中國(guó)地震局地球物理勘探中心3) 中國(guó)鄭州450016河南省地震局

?

華北強(qiáng)烈地震深部構(gòu)造環(huán)境的探測(cè)與研究*

王椿鏞1),*段永紅2)吳慶舉1)王志鑠3)

1) 中國(guó)北京100081中國(guó)地震局地球物理研究所 2) 中國(guó)鄭州450002中國(guó)地震局地球物理勘探中心3) 中國(guó)鄭州450016河南省地震局

20世紀(jì)六七十年代以來，華北地區(qū)發(fā)生了一系列強(qiáng)烈地震．強(qiáng)烈地震的孕育、發(fā)生和發(fā)展與深部構(gòu)造密切相關(guān)．近50年來，我國(guó)地震科學(xué)領(lǐng)域在強(qiáng)烈地震的地震構(gòu)造和深部環(huán)境方面開展了大量的研究．深部地球物理探測(cè)和地震層析成像結(jié)果揭示了華北地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的基本特征，并在強(qiáng)烈地震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境等問題上取得了重要進(jìn)展．本文在回顧華北地區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)探測(cè)的基礎(chǔ)上，對(duì)1966年邢臺(tái)MS7.2，1976年唐山MS7.8，1975年海城MS7.3和1679年三河—平谷M8.0地震的地震構(gòu)造和深部構(gòu)造環(huán)境進(jìn)行評(píng)述．深部地球物理數(shù)據(jù)的綜合分析表明，震源下方的低速異常帶，高角度超殼深斷裂，地殼深淺構(gòu)造的不一致，偏低的上地幔頂部速度和局部隆起的莫霍界面，是華北伸展構(gòu)造區(qū)深部孕震環(huán)境的共同特征．

大陸地震 地殼結(jié)構(gòu) 伸展構(gòu)造區(qū) 地震構(gòu)造 深部構(gòu)造環(huán)境

引言

中國(guó)大陸是全球板塊內(nèi)部強(qiáng)烈地震頻發(fā)的地區(qū)之一．板塊構(gòu)造理論成功地解釋了全球板塊邊界大多數(shù)地震的活動(dòng)性規(guī)律與機(jī)理，然而該理論在解釋大陸板塊內(nèi)部地震(本文稱大陸地震)方面卻遇到了許多困難．大陸地震的孕育、發(fā)生和發(fā)展及其與地球深部構(gòu)造的關(guān)系是當(dāng)代固體地球科學(xué)的重點(diǎn)課題之一，涉及震源機(jī)制、地殼結(jié)構(gòu)、活動(dòng)斷裂、構(gòu)造變形以及地球內(nèi)部物理過程的數(shù)值模擬等方面的研究．對(duì)強(qiáng)烈地震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境的認(rèn)識(shí)主要是通過深部地球物理探測(cè)和地震層析成像等方法對(duì)大地震震中區(qū)及其鄰近地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)細(xì)節(jié)的探測(cè)，以及對(duì)地震活動(dòng)性、地震地質(zhì)和地殼形變等觀測(cè)資料的綜合分析．

華北地區(qū)是中國(guó)大陸地震活動(dòng)強(qiáng)烈的地區(qū)之一．據(jù)文獻(xiàn)記載，華北地區(qū)歷史上發(fā)生了一系列強(qiáng)震，其中M8大震有：1556年華縣M8地震，1668年郯城M8地震，1679年三河—平谷M8地震，1739年平羅—銀川M8地震，以及1303年和1695年的臨汾M8地震(顧功敘，1983)．至20世紀(jì)60年代，1966年邢臺(tái)MS7.2地震掀開了華北平原近期強(qiáng)震活動(dòng)的序幕．此后，在華北地區(qū)先后發(fā)生1969年渤海MS7.4，1975年海城MS7.3和1976年唐山MS7.8等強(qiáng)烈地震，尤其是唐山MS7.8地震給人民群眾造成了生命財(cái)產(chǎn)的重大損失．華北地區(qū)由此成為國(guó)際地球科學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)區(qū)域．

1966年邢臺(tái)地震以來，地震研究人員在強(qiáng)烈地震的地震預(yù)測(cè)、震源過程以及深部介質(zhì)結(jié)構(gòu)等方面進(jìn)行了大量的研究．對(duì)大震震源區(qū)結(jié)構(gòu)與構(gòu)造的探測(cè)和研究，以獲取大震震源區(qū)的地殼細(xì)結(jié)構(gòu)圖像，一直是國(guó)際地球科學(xué)領(lǐng)域的重要研究課題．1811—1812年國(guó)際上曾經(jīng)連續(xù)發(fā)生3次M8地震．對(duì)于美洲大陸內(nèi)部新馬德里地區(qū)，以及1838—1979年發(fā)生過多次破壞性地震的圣安德烈斯斷層加利福尼亞州段，美國(guó)地震學(xué)家開展了詳細(xì)的深部地球物理探測(cè)和研究，揭示了強(qiáng)烈地震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境．1994年洛杉磯北嶺地區(qū)發(fā)生MS6.7地震后，美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局(United States Geological Survey, 簡(jiǎn)寫為USGS)實(shí)施了洛杉磯區(qū)域地震實(shí)驗(yàn)(Los Angeles region seismic experiment，簡(jiǎn)稱為L(zhǎng)ARSE)計(jì)劃，利用人工地震和天然地震方法獲得了洛杉磯地區(qū)下方直至孕震深度的地殼細(xì)結(jié)構(gòu)圖像，并結(jié)合天然地震的高精度定位，揭示了洛杉磯盆地下方存在與破壞性地震相聯(lián)系的隱伏斷層(如Murphyetal，2010)．

中國(guó)地震局“八五”期間全面實(shí)施了國(guó)家科技攻關(guān)項(xiàng)目“地震、地質(zhì)災(zāi)害及城市減災(zāi)重大技術(shù)方法研究(85-907)”的第二課題 “華北北部重點(diǎn)地區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu)和介質(zhì)物性的探測(cè)及其潛在震源區(qū)的預(yù)測(cè)”，“九五”期間繼續(xù)實(shí)施了“首都圈深淺孕震構(gòu)造精細(xì)探測(cè)研究(95-04)”等項(xiàng)目，在邢臺(tái)、唐山、三河—平谷和海城等大震區(qū)以及延慶—懷來潛在危險(xiǎn)區(qū)，綜合多種地球物理探測(cè)手段進(jìn)行了地殼結(jié)構(gòu)的詳細(xì)探測(cè)和研究．1992年，在邢臺(tái)MS7.2地震震源區(qū)及其鄰近地區(qū)，實(shí)施了基于深地震反射剖面、深地震測(cè)深和大地電磁方法的野外基礎(chǔ)性探測(cè)，在深部構(gòu)造環(huán)境方面取得了一批有價(jià)值的研究成果．隨后，在唐山和三河—平谷地震區(qū)也開展了大量的探測(cè)研究工作，為進(jìn)一步研究大陸地震成因及其孕育、發(fā)展、發(fā)生過程提供了重要的基礎(chǔ)資料．近年來，國(guó)家自然科學(xué)基金委啟動(dòng)了重大研究計(jì)劃“華北克拉通破壞”，使華北地區(qū)再次成為國(guó)際地學(xué)界關(guān)注的熱點(diǎn)區(qū)域．本文試圖回顧華北地區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)探測(cè)和研究的主要成果，總結(jié)在華北大地震孕育環(huán)境和構(gòu)造模式方面獲取的新認(rèn)識(shí)，并提出由于大陸地震構(gòu)造的復(fù)雜性，許多問題仍需要深入地探討．加強(qiáng)流動(dòng)地震觀測(cè)，提高臺(tái)站分布密度，取得高分辨率和高可信度的目標(biāo)模型是解決問題的關(guān)鍵．

1 華北地區(qū)大地構(gòu)造背景以及地震活動(dòng)性

1.1 大地構(gòu)造背景

本文的華北地區(qū)(圖1)包括東部的華北裂陷盆地、汾渭地塹、魯西隆起、膠東隆起和河淮盆地，北部的陰山—燕山造山帶，以及西部的鄂爾多斯地塊等．NW--SE走向的秦嶺大別造山帶位于華北地塊與揚(yáng)子地塊之間．華北盆地在中生代以前是一個(gè)穩(wěn)定的大陸地塊，中、新生代期間經(jīng)歷了幾次重要的斷裂和沉降階段；燕山運(yùn)動(dòng)時(shí)期遭受了強(qiáng)烈的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，發(fā)育了一系列斷裂；晚白堊世和古新世期間總體抬升；始新世至漸新世時(shí)期產(chǎn)生大量的新斷裂，并發(fā)展成坳陷帶；晚第三紀(jì)和第四紀(jì)階段，由于區(qū)域性的大面積沉降，早第三紀(jì)的坳陷和隆起被上第三系掩覆，形成現(xiàn)今的華北盆地(馬杏垣等，1983; Yeetal，1985)；自新生代至今，華北裂陷盆地的活動(dòng)依舊強(qiáng)烈，近期顯示出頻繁地震活動(dòng)的特征．

圖1 華北地區(qū)大地構(gòu)造分區(qū)(引自汪一鵬等，1989)1．盆地隆起區(qū); 2．盆地坳陷區(qū); 3．海域坳陷區(qū); 4．塊體運(yùn)動(dòng)方向; 5．盆地伸展方向;6．塊體扭動(dòng)方向; 7．?dāng)鄬? 8．地震; 9．盆地邊界

華北盆地內(nèi)斷裂分布以NNE--NE向斷裂為主，部分?jǐn)嗔褳閃NW走向．一兩條老斷裂帶控制一個(gè)斷陷帶，并由此發(fā)育成早第三紀(jì)坳陷，從而呈現(xiàn)坳隆相間的構(gòu)造面貌．在華北盆地中部，自西向東依次為冀中坳陷、滄縣隆起、黃驊坳陷、埕寧隆起和濟(jì)陽(yáng)坳陷，這些大型坳陷通常由次級(jí)地塹和地壘組成復(fù)式結(jié)構(gòu)，其中冀中坳陷的南部由晉縣凹陷、寧晉凸起、束鹿凹陷、新河凸起和南宮凹陷組成．

陳墨香等(1990)根據(jù)華北盆地165個(gè)熱流測(cè)點(diǎn)的數(shù)據(jù)，獲得了全區(qū)的熱流平均值為(61.5±13.4) mW/m2，其中遼河坳陷為65.3 mW/m2，冀中坳陷為55.7 mW/m2，濟(jì)陽(yáng)坳陷為66.2 mW/m2，滄縣隆起為61.5 mW/m2．盆地四周隆起區(qū)廣泛出露前寒武紀(jì)基巖，其熱流平均值為(47.7±15.5) mW/m2．因此，華北盆地具有相對(duì)高的熱流背景值(60 mW/m2)．華北地塊西部的鄂爾多斯地塊，其平均大地?zé)崃髦禐?5 mW/m2，是低熱流區(qū)(Huetal，2000)．

1.2 地震活動(dòng)性

除鄂爾多斯地塊外，中小地震幾乎遍布整個(gè)華北地區(qū)．華北地區(qū)地震活動(dòng)圖像(圖2)反映出地震分布具有明顯的分帶性．張四昌(1993)提出該區(qū)域內(nèi)分布著3條主要的地震帶：張家口—渤海地震帶(以下簡(jiǎn)稱為“張渤地震帶”)、河北平原地震帶和汾渭地震帶．張渤地震帶西起太行山，橫貫燕山與華北平原，東入渤海，是我國(guó)東部地區(qū)一條重要的NW向地震活動(dòng)帶．據(jù)歷史記載和現(xiàn)代儀器記錄，該地震帶上發(fā)生過26次M6以上的地震(顧功敘，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MS7.4地震，1976年唐山MS7.8地震)．張渤地震帶由一系列雁行排列的NW--WNW向斷裂組成，與山西斷陷帶、黃莊—高麗營(yíng)斷裂和夏墊斷裂、唐山—河間—磁縣斷裂帶、營(yíng)口—濰坊斷裂帶、黃河口—聊城—蘭考斷裂、蓬萊—招遠(yuǎn)斷裂和桃村—東陡山斷裂等NNE--NE向斷裂帶交匯，形成了M6以上強(qiáng)震具有群集于與NE向斷裂帶交匯地段的特征，形成了張北—懷來段、南口—三河段、天津—塘沽段、渤海中部段和蓬萊—煙臺(tái)段等5個(gè)地震密集段(徐杰等，1998)．

河北平原地震帶主要由4個(gè)強(qiáng)震(唐山MS7.8、磁縣M7、河間MS6.3、邢臺(tái)MS7.2)序列的震中密集帶串聯(lián)而成．該帶的北段，在唐山地震序列發(fā)展的后期，地震序列向NE方向擴(kuò)展．該帶的南段，在1830年磁縣M7地震極震區(qū)的長(zhǎng)軸方向上，現(xiàn)今仍有一條NW向的弱震密集帶；1967年河間MS6.3地震后，在該極震區(qū)方向上形成近E--W向的地震密集帶；1966年邢臺(tái)MS7.2地震后，除長(zhǎng)約110 km的NE向地震密集帶外，在其西側(cè)還產(chǎn)生兩條NW向的密集帶．

圖2 公元前26年—2001年華北地區(qū)中強(qiáng)震(M≥5.0)震中分布圖1. 河北平原地震帶; 2. 汾渭地震帶; 3. 張家口—渤海地震帶；4. 諸城—郯城地震帶．圖中顯示了本文重點(diǎn)涉及的4個(gè)地震的震中位置：① 1966年邢臺(tái)MS7.2地震；② 1976年唐山MS7.8地震；③ 1679年三河—平谷M8地震；④ 1975年海城MS7.3地震

汾渭地震帶由山西斷陷帶和渭河斷陷帶的地震活動(dòng)組成．沿渭河斷陷帶，歷史地震密集成NNE向的地震帶，現(xiàn)今地震卻相對(duì)稀疏．山西斷陷帶的地震活動(dòng)主要發(fā)生在由應(yīng)縣—呼和浩特密集帶、應(yīng)縣—張家口密集帶、大同西—黃旗海密集帶和1976年和林格爾MS6.2地震序列組成的NNE向密集帶上．

另外，在研究區(qū)域的東南部，規(guī)模巨大的郯廬斷裂帶并沒有形成統(tǒng)一的地震密集帶，僅在沂沐斷裂帶的諸城—郯城段發(fā)育長(zhǎng)約170 km的NEE向地震密集帶，這可能是1668年郯城M8地震長(zhǎng)期活動(dòng)的表現(xiàn)．在諸城—郯城地震密集帶的西側(cè)歷史上曾經(jīng)形成過一條長(zhǎng)約200 km的強(qiáng)震帶，但現(xiàn)今卻呈弱震活動(dòng)狀態(tài)，反映了歷史與現(xiàn)今地震活動(dòng)圖像的差異(張四昌，1993)．

根據(jù)近期地震資料所得到的地震活動(dòng)圖像，總體上反映了華北地區(qū)地殼構(gòu)造的活動(dòng)狀態(tài)．華北北部現(xiàn)今地震與歷史地震的活動(dòng)圖像具有一致性，說明了該地區(qū)構(gòu)造活動(dòng)的穩(wěn)定性．

曾融生等(1991)對(duì)20世紀(jì)70年代以來華北地區(qū)所發(fā)生地震的震源深度作統(tǒng)計(jì)分析，結(jié)果表明大部分地震發(fā)生在深度為8—25 km的范圍內(nèi)，最密集的區(qū)間為10—15 km．王椿鏞等(1994d)對(duì)邢臺(tái)地震及其余震的震源深度作統(tǒng)計(jì)分析，結(jié)果表明85%以上的MS≥5地震落在10—20 km 的深度區(qū)間內(nèi)，而震源深度分布中地震次數(shù)急劇減少的最大深度為25 km．汪素云等(1995)對(duì)北京及鄰區(qū)的348次現(xiàn)代微震(ML≥2.0)進(jìn)行重新定位，結(jié)果顯示：定位結(jié)果的均方根殘差的均值從原來的(0.80±0.40) s下降至(0.45±0.18) s；重新定位后的震中分布顯示出與活動(dòng)斷裂密切相關(guān)；大部分地震深度分布在5—20 km的范圍內(nèi)，平均深度為12.7 km．張國(guó)民等(2002)對(duì)中國(guó)大陸地震的震源深度作統(tǒng)計(jì)分析，獲得華北盆地內(nèi)所發(fā)生地震的平均震源深度為(14±7) km．

2 已有的深部地球物理研究

2.1 深地震測(cè)深剖面探測(cè)

1968年實(shí)施的元氏—濟(jì)南深地震測(cè)深(deep seismic sounding，簡(jiǎn)寫為DSS)剖面(滕吉文等，1974)是華北地區(qū)首次實(shí)施的深部地球物理探測(cè)剖面．自1968年以來，華北地區(qū)持續(xù)不斷地開展DSS探測(cè)計(jì)劃，截止2014年，總共完成了42條DSS剖面探測(cè)，其位置如圖3所示，這些剖面構(gòu)成了京、津、唐地區(qū)的密集觀測(cè)網(wǎng)(孫武城等，1988)．張先康等(2003)及嘉世旭和張先康(2005)先后基于這些剖面的解釋結(jié)果，對(duì)華北地區(qū)的不同構(gòu)造塊體，即西部鄂爾多斯中生代坳陷盆地、東部新生代裂谷盆地、中部太行山隆起帶和北部的陰山—燕山造山帶等，給出了各構(gòu)造單元的地殼結(jié)構(gòu)特征．華北盆地地殼上部結(jié)構(gòu)比較復(fù)雜，厚度約為10 km，可以進(jìn)一步劃分為3層：上層為第四紀(jì)、第三紀(jì)和部分中生代的沉積層，速度梯度較大；中層為結(jié)晶基巖頂部的古生代沉積層，速度梯度中等；下層為結(jié)晶基巖的中、下部，速度梯度小，速度值為6.1—6.3 km/s．中地殼主要為低速層，在低速層內(nèi)有時(shí)具有高低速相間的特征；下地殼為正速度梯度層，其頂部速度為6.2—6.4 km/s，底部速度為7.3—7.6 km/s，下地殼的厚度由東南部的10 km向山西高原加厚至15 km，從而導(dǎo)致莫霍界面下傾．華北地區(qū)整體的地殼速度結(jié)構(gòu)及其橫向變化特征將在下文的HBCrust1.0模型(段永紅等，2016)中詳細(xì)敘述．

圖4給出了以NW--SE向通過山西斷陷帶、太行山隆起和華北盆地的海興—陽(yáng)原—豐鎮(zhèn)DSS剖面(位置見圖3剖面7)的二維地殼速度結(jié)構(gòu)(孫武城等，1988)，其中地殼部分分為上、中、下共3層，地殼厚度從剖面東端的29.5 km增厚至西端的40 km．平原地區(qū)地殼中部(中地殼)為低速層，速度為5.8—6.0 km/s，文安下方低速層最突出，有些地區(qū)的低速層具有高低速相間的特征；剖面東、西兩端的中下地殼分界面的深度分別為24 km(東端)和29 km(西端)．下部地殼為正速度梯度層，其上部速度為6.7 km/s，底部速度達(dá)7.3—7.6 km/s．地殼與地幔之間的莫霍界面為一級(jí)速度間斷面，速度值從下地殼的7.3—7.6 km/s 跳躍至8.0—8.1 km/s．該剖面的易縣—蔚縣段下方莫霍界面的深度急劇增加(對(duì)應(yīng)于太行山重力梯級(jí)帶)．

圖3 華北北部深地震測(cè)深剖面位置圖(引自段永紅等，2016)

圖4 海興—陽(yáng)原—豐鎮(zhèn)DSS剖面二維地殼速度結(jié)構(gòu)(引自孫武城等，1988)Ⅰ. 上部地殼；Ⅱ. 中部地殼；Ⅲ. 下部地殼；Ⅳ. 上地幔頂部；M. 莫霍界面．圖中粗線表示地殼界面，細(xì)線表示速度等值線

孫武城等(1988)基于華北地區(qū)DSS資料二維解釋結(jié)果的綜合分析，提出強(qiáng)烈地震的震源位于地殼薄殼區(qū)邊緣的地殼厚度變異帶上方，或莫霍界面波浪起伏的“拐點(diǎn)”附近上方，或莫霍界面不連續(xù)的深度突變帶附近上方的新認(rèn)識(shí)，并推斷華北中、強(qiáng)地震主要發(fā)生在高速層與低速層之間的過渡帶(易震層)．祝治平等(1999)對(duì)穿過山西中南部地區(qū)的5條DSS剖面的資料進(jìn)行對(duì)比分析，結(jié)果顯示在這些剖面通過的1830年磁縣M7地震區(qū)、1695年臨汾M8地震區(qū)和1966年邢臺(tái)MS7.2地震區(qū)內(nèi)，均存在地殼和上地幔的異常速度結(jié)構(gòu)和延伸至莫霍界面的地殼深斷裂帶，由此推斷這可能是強(qiáng)震發(fā)生的深部構(gòu)造背景．

段永紅等(2016)基于華北地區(qū)1976年以來的深地震測(cè)深剖面(圖3)的探測(cè)成果，對(duì)二維剖面速度結(jié)構(gòu)和界面結(jié)構(gòu)進(jìn)行網(wǎng)格化處理，然后采用克里金(Kriging)插值方法構(gòu)建了華北克拉通中東部的地殼三維速度結(jié)構(gòu)模型，簡(jiǎn)稱為HBCrust1.0模型．該模型的總體特征為基底界面、康拉德界面和莫霍界面將地殼分為4層結(jié)構(gòu)(圖5)，其中：基底界面是沉積蓋層與結(jié)晶地殼的分界面，其上方速度為5.0—5.5 km/s，下方速度為5.8—6.0 km/s；康拉德界面是上、下地殼的分界面，其上方速度為6.2—6.4 km/s，下方速度為6.5—6.6 km/s；莫霍界面是地殼與上地幔的分界面，其速度從地殼底部的6.7—7.0 km/s跳躍至上地幔頂部的7.9—8.0 km/s．基底界面之上的沉積蓋層，其表層速度變化較大(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為上地殼，其厚度為17—24 km，速度為5.8—6.4 km/s，部分地區(qū)存在低速層(體)；康拉德界面至莫霍界面是下地殼，速度為6.5—7.0 km/s，層厚8—18 km．上地殼和下地殼均具有從東向西變厚的趨勢(shì)，地殼厚度由東南部沿海地區(qū)的30 km向山西高原加厚至40 km，莫霍界面呈下傾．上地幔頂部的速度為7.9—8.0 km/s，太行山以東為一較大范圍的地殼上地幔隆起區(qū)，其中心位于渤海灣南部．

圖5 HBCrust1.0地殼模型的康拉德界面(a)和莫霍界面(b)的深度分布圖(引自段永紅等，2016)

將華北地區(qū)的具有可靠震源深度參數(shù)的地震震源投放到HBCrust1.0模型上，結(jié)果顯示：大多數(shù)地震震源位于上地殼內(nèi)，且主要分布在高低速分界靠高速一側(cè)；震源深度密集的層位(即發(fā)震層)位于康拉德界面上方，該界面附近區(qū)域?yàn)榈貧?nèi)脆韌轉(zhuǎn)換帶．特別注意到，唐山地震震源區(qū)下方莫霍界面的深度有明顯變化，且其上地殼低速異常結(jié)構(gòu)一直延續(xù)至下地殼，由此推斷唐山地震的應(yīng)力積累與地幔物質(zhì)運(yùn)移和變形密切相關(guān)(段永紅等，2016)．

2.2 深地震反射剖面探測(cè)

華北地區(qū)的深地震反射剖面主要在大地震的震中區(qū)以及潛在震源區(qū)實(shí)施，如唐山地震區(qū)(陸涵行等，1988；劉保金等，2011a)、邢臺(tái)地震區(qū)(王椿鏞等，1993，1994c，d)、延慶—懷來地區(qū)(張先康等，1996)、三河—平谷地震區(qū)(張先康等，2002；劉保金等，2011b)和北京地區(qū)(劉保金等，2009)等．由于深地震反射剖面能夠提供高分辨的地殼上地幔頂部結(jié)構(gòu)圖像，在進(jìn)一步了解地殼細(xì)結(jié)構(gòu)(包括界面的產(chǎn)狀和性質(zhì))方面具有其它探測(cè)方法無法匹及的優(yōu)點(diǎn)．這些深地震反射剖面探測(cè)所獲得的深部結(jié)構(gòu)清晰的反射圖像，彌補(bǔ)了其它探測(cè)方法因分辨率較低而導(dǎo)致圖像較為模糊的不足，是揭示大地震地震構(gòu)造的主要探測(cè)方法．本文第三節(jié)將較詳細(xì)地分析邢臺(tái)、唐山和三河—平谷地震區(qū)深地震反射剖面的探測(cè)結(jié)果．

2.3 大地電磁測(cè)深研究

1980年前后在華北地區(qū)完成了柏各莊—馬蘭峪、懷來—馬蘭峪、寧晉—馬蘭峪等一批大地電磁測(cè)深(magnetotelluric sounding，簡(jiǎn)寫為MT)剖面的探測(cè)．圖6給出了柏各莊—豐寧—正藍(lán)旗DSS剖面東南段的柏各莊—馬蘭峪大地電磁測(cè)深剖面的電性結(jié)構(gòu)(劉國(guó)棟等，1984)，包括用DSS資料反演的地殼速度結(jié)構(gòu)(劉昌銓，嘉世旭，1986)和地殼上地幔的溫度分布，顯示出唐山地區(qū)殼內(nèi)低速層與高導(dǎo)層的深度分布基本一致．殼內(nèi)高導(dǎo)層的溫度從剖面東南段的600℃下降到西北段的400℃，上地幔高導(dǎo)層的溫度約為1100℃．

在邢臺(tái)地震區(qū)完成4條MT剖面和一條電磁陣列剖面(electromagnetic array profiling，簡(jiǎn)稱為EMAP)，其中3條MT測(cè)線(河北威縣—山西定縣，南宮—趙縣和冀縣—趙縣)在

圖6 華北平原北緣柏各莊—馬蘭峪綜合二維地球物理剖面圖(引自劉國(guó)棟等，1984)一維速度結(jié)構(gòu)引自劉昌銓和嘉世旭(1986)．實(shí)心圓表示1976年唐山MS7.8地震的震源位置，斜線部分代表高導(dǎo)層剖面的位置，虛線表示溫度等值線

束鹿凹陷內(nèi)分別與3條深反射剖面(王椿鏞等，1993)重合．電磁陣列剖面采用多道儀器設(shè)備和密集的電磁極距，同時(shí)觀測(cè)電磁場(chǎng)信號(hào)，從而對(duì)地殼的電性結(jié)構(gòu)進(jìn)行細(xì)致的成像．鄧前輝等(1998)經(jīng)過EMAP阻抗求取、空間濾波處理和二維反演解釋，獲得了清晰的電性細(xì)結(jié)構(gòu)特征．

秦馨菱等(1991)于1985—1986年在唐山地震區(qū)及其周圍地區(qū)開展大地電磁測(cè)深研究，測(cè)線從河北宣化至樂亭共31個(gè)測(cè)點(diǎn)．該探測(cè)結(jié)果表明：表層為低阻沉積層，上地殼為高阻層，其下方有一厚度為10—20 km的低阻層(8—30 Ω·m)，高阻與低阻的分界面起伏較大；唐山地震區(qū)高阻層的厚度最大，主震位于高阻層下界面突出的部位．劉國(guó)棟等(1983)將深部瞬變電磁法用于唐山地震區(qū)的探測(cè)，瞬變電場(chǎng)與磁場(chǎng)聯(lián)合反演的結(jié)果顯示剖面上有兩條斷裂，分別沿NE15°和NE30°延伸，其中：沿NE15°延伸的斷裂似與陡河斷裂和唐山斷裂相對(duì)應(yīng)，但其走向偏西，推測(cè)為逆沖走滑斷層；沿NE30°延伸的斷層分布在開平向斜內(nèi)部，其傾角很陡，推測(cè)為具有逆沖分量的隱伏走滑斷裂．

2.4 布格重力異常

華北地區(qū)的區(qū)域布格重力異常分布可以從全球重力模型EGM2008(Pavlisetal，2012)獲得．沿太行山脈分布的重力梯級(jí)帶是縱貫中國(guó)大陸的大興安嶺—太行山—武陵山重力梯級(jí)帶的一部分，也是華北地區(qū)最突出的重力異常特征．該重力梯級(jí)帶在華北地區(qū)的總體走向?yàn)镹NE向；在石家莊以北，梯級(jí)帶走向?yàn)镹E40°，向南則轉(zhuǎn)為近N--S走向. 該重力梯級(jí)帶北段寬約50 km，重力梯度較大，等值線密集；南段寬達(dá)80 km，重力梯度較小．在華北北部，太行山與燕山山脈相交，重力梯級(jí)帶發(fā)生局部轉(zhuǎn)折，轉(zhuǎn)向NE走向．太行山重力梯級(jí)帶上布格重力異常的變化范圍為-120×10-5—-60×10-5m/s2，以該梯級(jí)帶為界將華北地區(qū)的布格重力異常分布劃分為太行山重力梯級(jí)帶以東和以西兩個(gè)區(qū)．太行山重力梯級(jí)帶以東，布格重力異常值為-60×10-5—20×10-5m/s2．其中，山東、江蘇沿海地區(qū)的布格重力異常為正，處于0—20×10-5m/s2，渤海和黃河海域?yàn)?0×10-5—30×10-5m/s2，華北盆地為負(fù)異常區(qū)．太行山重力梯級(jí)帶以西，布格重力異常值為-200×10-5—-120×10-5m/s2，且向西逐漸降低. 鄂爾多斯地塊是重力異常平緩變化的大異常區(qū)，反映了鄂爾多斯地塊的地殼構(gòu)造完整；其異常值西低東高，故推測(cè)鄂爾多斯塊體曾發(fā)生過整體傾斜．在鄂爾多斯地塊周圍的一系列斷陷盆地，包括河套盆地、大同盆地、太原—晉中盆地、汾渭地塹等，均顯示了局部重力低異常．

基于華北地區(qū)的區(qū)域布格重力異常分布，王新勝等(2012)反演了華北克拉通的巖石圈密度結(jié)構(gòu)，反演結(jié)果顯示：華北克拉通的巖石圈密度分布形態(tài)與地表構(gòu)造格局有很好的相關(guān)性；研究區(qū)地殼整體表現(xiàn)為低密度異常，地殼以下巖石圈部分則以高密度異常為主．鄂爾多斯塊體地殼范圍內(nèi)以低密度異常為主，80—120 km深度上為高密度異常，呈南北兩端集中分布，并分別與秦嶺造山帶和陰山造山帶的高密度異常分布相連，這可能意味著鄂爾多斯地塊受到來自南北兩端造山帶深部動(dòng)力學(xué)過程的影響．在80—120 km深度上，華北克拉通東部地區(qū)的高密度異常呈南北向非均勻分布，可能表示該地區(qū)受到克拉通破壞后上地幔物質(zhì)的分布特征．

2.5 地震層析成像研究

華北地區(qū)是我國(guó)大陸地區(qū)地震臺(tái)站分布較密集的地區(qū)之一，區(qū)內(nèi)建設(shè)了多個(gè)區(qū)域遙測(cè)地震臺(tái)網(wǎng)，其中部分臺(tái)網(wǎng)已經(jīng)運(yùn)行了將近30年．這些臺(tái)網(wǎng)積累了大量的地震記錄，為研究地殼上地幔結(jié)構(gòu)提供了寶貴的基礎(chǔ)資料．

2.5.1 地震波走時(shí)層析成像

金安蜀等(1980)首次基于北京遙測(cè)地震臺(tái)網(wǎng)的走時(shí)數(shù)據(jù)，使用ACH (Aki-Christofferson-Husebye)方法(Aki，Lee，1976)反演了北京及其鄰近地區(qū)下方的三維P波地殼速度結(jié)構(gòu)，其反演結(jié)果顯示不同構(gòu)造單元的地殼速度結(jié)構(gòu)有明顯差異．劉福田等(1986)用較多的臺(tái)站和較豐富的走時(shí)資料對(duì)華北地區(qū)的地殼上地幔進(jìn)行了水平方向1°×1°網(wǎng)格的三維速度結(jié)構(gòu)研究，結(jié)果顯示地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)具有較強(qiáng)的橫向不均勻性，并與強(qiáng)烈地震的分布密切相關(guān)．自20世紀(jì)90年代以來，使用地震波走時(shí)數(shù)據(jù)反演華北地區(qū)(或首都圈)地殼三維速度結(jié)構(gòu)的研究取得了許多成果(朱露培等，1990；孫若昧，劉福田，1995；李強(qiáng)等，1999；于湘?zhèn)サ龋?003；Huang，Zhao，2004，2009；王志鑠，2005；齊誠(chéng)等，2006；Leietal，2008；Tianetal，2008)，這些走時(shí)層析成像研究大多數(shù)采用劉福田等(1986)或Zhao等(1992)提出的算法．Lei等(2008) 利用P和PmP震相到時(shí)數(shù)據(jù)參與反演，獲得三維速度結(jié)構(gòu)更全面的約束；張風(fēng)雪等(2011)則在用波形互相關(guān)技術(shù)提取P波初動(dòng)到時(shí)數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，利用FMTT(fast marching teleseismic tomography)方法研究華北及鄰區(qū)的上地幔P波速度結(jié)構(gòu)．根據(jù)孫若昧和劉福田(1995)的三維速度結(jié)構(gòu)模型，梅世蓉(1995)提出了強(qiáng)震震源區(qū)的中上地殼內(nèi)存在“堅(jiān)固體”(高速體)．

圖7給出了近期采用Zhao等(1992)的算法進(jìn)行P波與S波聯(lián)合走時(shí)層析成像的一個(gè)結(jié)果．該研究的基本數(shù)據(jù)集為華北及鄰區(qū)475個(gè)地震臺(tái)站所記錄到的1976以來所發(fā)生的15714次區(qū)域地震的走時(shí)數(shù)據(jù)，從基本數(shù)據(jù)集中挑選出滿足反演條件的P波和S波走時(shí)數(shù)據(jù)；在簡(jiǎn)化的區(qū)域一維模型下對(duì)這些走時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行檢驗(yàn)，最終用于反演的走時(shí)數(shù)據(jù)為181021個(gè)，其中P波數(shù)據(jù)96345個(gè)，S波數(shù)據(jù)84676個(gè)．除鄂爾多斯地臺(tái)外，在整個(gè)區(qū)域范圍內(nèi)參與反演的地震事件的分布比較均勻．用檢測(cè)板方法進(jìn)行分辨測(cè)試的結(jié)果表明，現(xiàn)有的臺(tái)站和走時(shí)數(shù)據(jù)可以達(dá)到0.5°×0.5°網(wǎng)格的分辨率(王志鑠，2005)．層析成像結(jié)果顯示，在近地表的1 km深度上，P波速度異常分布(圖7a)與地表的地形相關(guān)，盆地的P波速度為負(fù)異常分布，而山地為正異常分布．在10 km深度上，P波速度異常分布(圖7b)與地質(zhì)構(gòu)造存在明顯的相關(guān)性，即沿太行山和燕山山脈為正異常分布，而河北平原冀中坳陷區(qū)為負(fù)異常分布，魯西隆起和河淮盆地東部為正異常區(qū)．近50年來發(fā)生的M5以上地震大多位于低速區(qū)或低速至高速的急劇過渡區(qū)，高速區(qū)僅有一些震級(jí)較小的地震發(fā)生．在25 km深度上，華北地區(qū)總體呈現(xiàn)P波速度負(fù)異常分布(圖7c)，沿汾渭地塹、燕山造山帶、冀中坳陷區(qū)和唐山地震區(qū)均表現(xiàn)為速度負(fù)異常，僅在河淮盆地東部呈現(xiàn)正異常．華北地區(qū)大部分地震的震源深度小于25 km(曾融生等，1991)，因此，25 km深度上的負(fù)異常速度分布被認(rèn)為是強(qiáng)烈地震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境．在42 km深度處的P波速度異常分布反映了上地幔頂部的特征，即華北盆地區(qū)顯示為速度正異常，陰山—燕山造山帶、太行山隆起和汾渭盆地均呈負(fù)異常分布(圖7d)．唐山地震區(qū)在42 km深度仍呈現(xiàn)負(fù)異常，但范圍比其在25 km深度上的負(fù)異常區(qū)要小(王志鑠，2005)．

秦嶺—大別造山帶兩側(cè)的華北地塊與揚(yáng)子地塊有不同的速度異常分布，即華北地塊大多為低速異常，而揚(yáng)子地塊則為正?；蚋咚佼惓＃孕律詠?，華北地塊的活動(dòng)依然強(qiáng)烈，近期體現(xiàn)在頻繁的地震活動(dòng)上，這可能是造成華北地塊低速異常的主要原因．

圖7 華北地區(qū)三維P波速度結(jié)構(gòu)(引自王志鑠，2005)背景為主要斷裂分布，主要構(gòu)造單元見圖1．(a)，(b)，(c)和(d)分別為1，10，25和42 km深度上的P波速度擾動(dòng)分布，各深度上的參考速度分別為5.83，5.83，6.58，7.82 km/s

2.5.2 地震面波層析成像

面波的頻散特性能夠直觀地反映傳播路徑上的平均剪切波速度及其變化，通過地震層析成像可以獲得相應(yīng)分辨率下的剪切波速度結(jié)構(gòu)參數(shù)．因此，面波頻散分析是確定強(qiáng)震震源區(qū)附近介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)的一種有效方法．其中雙臺(tái)相速度頻散方法作為一種經(jīng)典的面波研究方法，其優(yōu)點(diǎn)在于扣除了地震震中位置和發(fā)震時(shí)刻的誤差，從而提高了面波頻散的精度．相速度分布圖像反映了某一深度范圍內(nèi)速度結(jié)構(gòu)的橫向變化．

近年來，隨著寬頻帶區(qū)域數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)的建成和數(shù)據(jù)的積累，許多研究人員利用雙臺(tái)相速度頻散方法研究區(qū)域范圍的地殼剪切波三維速度結(jié)構(gòu)．徐果明等(2000)利用雙臺(tái)間的長(zhǎng)周期瑞雷面波相速度反演了中國(guó)大陸東部的地殼上地幔剪切波三維速度結(jié)構(gòu)．易桂喜等(2008)根據(jù)中國(guó)大陸及周邊102個(gè)數(shù)字化臺(tái)站記錄的長(zhǎng)周期垂直向面波資料，利用雙臺(tái)互相關(guān)方法測(cè)量了538 條獨(dú)立路徑的基階瑞雷面波相速度頻散資料，反演獲得了中國(guó)大陸及其鄰區(qū)20—120 s范圍內(nèi)共21個(gè)周期的瑞雷波相速度的空間分布圖像．該研究的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果顯示，中國(guó)大陸中東部地區(qū)的橫向分辨率可達(dá)3°，而西部及邊鄰地區(qū)大約為5°．

在華北地區(qū)，陳國(guó)英等(1991)用238條路徑的群速度資料按4°×4°網(wǎng)格反演了地殼上地幔的剪切波速度結(jié)構(gòu)，但由于其網(wǎng)格過大，導(dǎo)致其分辨率較低，尤其是對(duì)中上地殼速度結(jié)構(gòu)的分辨明顯不足．2000年以后，寬頻帶固定臺(tái)站有所增加，面波層析成像研究的分辨率有了一定的提高(如：易桂喜等，2008；Huangetal，2009；Lietal，2009)．但是，由于受到固定地震臺(tái)網(wǎng)的寬頻帶臺(tái)站密度的限制，華北地區(qū)面波層析成像的分辨率仍然比較低．在“華北地下精細(xì)結(jié)構(gòu)探查”項(xiàng)目的資助下，2006年在華北東北部布設(shè)了由197個(gè)寬頻帶數(shù)字地震臺(tái)站組成的華北科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣，為研究華北地區(qū)的高分辨三維剪切波速度結(jié)構(gòu)提供了機(jī)會(huì)．房立華等(2009，2013)，魯來玉等(2009)，何正勤等(2009)，F(xiàn)ang等(2010)，潘佳鐵等(2011)，唐有彩等(2011)和Wang等(2012)用面波方法(包括環(huán)境噪聲成像)獲得了一系列研究成果．

圖8 華北東北部瑞雷波相速度(vR)分布圖像(引自何正勤等，2009)(a) 周期T=10 s的相速度分布，紫線表示山區(qū)與盆地的邊界帶；(b) T=16 s的相速度分布，紅色圓點(diǎn)表示MS≥6強(qiáng)震的震中位置，① 太行山山前斷裂，② 滄東斷裂；(c) T=26 s的相速度分布，AB表示重力梯級(jí)帶；(d) T=62 s的相速度分布(紫線包圍區(qū)域內(nèi)的分辨長(zhǎng)度R<50 km)

何正勤等(2009)基于華北科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣的197個(gè)寬頻帶臺(tái)站所記錄的面波資料，用雙臺(tái)法測(cè)定了435條路徑上周期為8—75 s的基階瑞雷波的相速度頻散曲線，采用Ditmar和Yanovskaya(1987)提出的方法反演得到33個(gè)周期分辨率為30—50 km的相速度分布圖像，結(jié)果顯示在研究區(qū)域中部的部分地區(qū)分辨率可達(dá)30 km．圖8給出了4個(gè)具有代表性周期(10 s，16 s，26 s，62 s)的相速度分布圖像，其中紫線所圍區(qū)域內(nèi)分辨率長(zhǎng)度R<50 km．周期T=10 s的圖像(圖8a)顯示了與地表地質(zhì)構(gòu)造和地形特征的一致性，根據(jù)平原與山區(qū)相速度的明顯差異，可以勾繪出盆地與山區(qū)及其內(nèi)部次級(jí)構(gòu)造單元的邊界；周期T=16 s的圖像(圖8b)顯示，華北東北部M6以上的強(qiáng)震分布在高、低相速度變化的過渡帶上，規(guī)模較大的斷裂也位于過渡帶的邊界附近；周期T=26 s的圖像(圖8c)顯示，在研究區(qū)域中部存在NE向展布的相速度梯度帶，該梯度帶與太行山重力梯級(jí)帶相鄰, 大同—朔州一帶呈低相速度，且比T=16 s的低相速度明顯，而在T=10 s則為高速區(qū)，由此推斷中下地殼中存在范圍較大的低速層；T=62 s的圖像(圖8d)揭示了地殼上地幔(約100 km深度范圍內(nèi))內(nèi)的平均變化特征，在張渤地震帶以北的燕山山脈呈現(xiàn)高速異常，可能暗示著這些區(qū)域的軟流圈或更大深度上的物質(zhì)比較穩(wěn)定．

3 強(qiáng)烈地震的地震構(gòu)造和深部構(gòu)造環(huán)境

自20世紀(jì)80年代以來，在邢臺(tái)、唐山、海城和三河—平谷等大震區(qū)，研究人員使用多種地球物理探測(cè)手段對(duì)大震震源區(qū)的地殼細(xì)結(jié)構(gòu)進(jìn)行了詳細(xì)探測(cè)和綜合研究．幾乎所有的地震層析成像研究獲得的結(jié)果均表明，強(qiáng)烈地震大多發(fā)生在高速區(qū)與低速區(qū)的過渡帶上．梅世蓉等(1999)以唐山、邢臺(tái)地震區(qū)的地震層析成像結(jié)果為基礎(chǔ)，分析了這兩次強(qiáng)震序列特征與三維速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系，認(rèn)為這兩個(gè)大震符合“堅(jiān)固體”孕震模式，地殼內(nèi)高速層與低速層的鑲嵌分布以及地殼深斷裂的存在可能形成多個(gè)應(yīng)力相對(duì)集中區(qū)．在華北地震構(gòu)造特征的研究中遇到的問題是，大量的石油人工地震剖面顯示，華北伸展構(gòu)造區(qū)的淺部(上地殼)分布著控制新生代裂谷、以NNE向?yàn)橹鞯溺P式正斷層，而現(xiàn)代大地震的震源機(jī)制解則顯示以高角度走滑分量為主，主壓應(yīng)力場(chǎng)為NEE向，二者存在某些不協(xié)調(diào)現(xiàn)象(張四昌，1993)．這個(gè)問題在進(jìn)一步研究中必須予以解決．

3.1 1966年邢臺(tái)地震

1966年邢臺(tái)地震發(fā)生在華北地區(qū)冀中平原中南部的一個(gè)狹長(zhǎng)的NE向束鹿斷陷及其附近區(qū)域內(nèi)．至1984年底，區(qū)域臺(tái)網(wǎng)記錄到的地震共有68 800余次，其中1966年3月8—29日共發(fā)生MS≥6.0強(qiáng)震5次，尤其以3月8日馬欄(牛家橋)MS6.8地震和3月22日東汪MS7.2地震破壞最嚴(yán)重(河北省地震局，1986)．

3.1.1 深地震反射剖面和深地震測(cè)深剖面

王椿鏞等(1993，1994d)在邢臺(tái)地震區(qū)實(shí)施了總長(zhǎng)度為150 km的3條深地震反射剖面，其中臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河剖面分別穿過1966年3月8日和22日的MS6.8和MS7.2地震的震中(圖9a)．兩條深反射剖面的CDP疊加處理剖面圖(圖9b，c)在雙程走時(shí)1—4 s以上部分共同顯示出束鹿斷陷盆地的半地塹結(jié)構(gòu)圖像，其中：連續(xù)性好、呈傾斜狀的局部強(qiáng)反射疊層對(duì)應(yīng)于斷陷盆地內(nèi)部新生代早期沉積地層；雙程走時(shí)小于1 s的反射事件代表晚第三紀(jì)以來的沉積層；新河斷裂為斷陷盆地東邊界的主控?cái)嗔眩鋬A角上陡下緩，以鏟形方式延伸到4 s(或8 km深度)以下，系統(tǒng)地切割了古生界、中新元古界薊縣系和長(zhǎng)城系及前長(zhǎng)城系結(jié)晶變質(zhì)巖．

圖9 邢臺(tái)地震區(qū)深地震反射剖面位置和CDP疊加線描圖(引自Wang et al，1997)(a) 區(qū)域構(gòu)造背景以及3條深地震反射剖面和兩次大地震(MS6.8和MS7.2)的震中位置．A為寧晉—新河剖面，B為臨城—巨鹿剖面，C為任縣—寧晉剖面，圖中還顯示了兩次地震的震源機(jī)制解；(b) 寧晉—新河剖面CDP疊加線描圖；(c) 臨城—巨鹿剖面CDP疊加線描圖，A表示中地殼的滑脫構(gòu)造；(d) 任縣—寧晉剖面CDP疊加線描圖，A表示拱形反射事件，B表示鱷魚狀反射事件．圖(b)和(c)中的粗虛線表示推斷的高角度深斷裂；圖(b)，(c)和(d)中的圓圈分別表示MS7.2，MS 6.8和MS6.7地震的震源位置

(a) Regional tectonic background and location of three deep seismic reflection profiles and epicenters of the earthquakes ofMS6.8 andMS7.2.Ais Ningjin-Xinhe profile，Bis Lincheng-Julu profile，Cis Renxian-Ningjin profile，and focal mechanisms of the earthquakes ofMS6.8 andMS7.2 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 withMS7.2，MS6.8 andMS6.7 in Figs.(b)，(c) and (d)，respectively

由圖9c可以看出，臨城—巨鹿剖面中部清晰地顯示了一個(gè)向東緩傾的強(qiáng)反射疊層，其雙程走時(shí)從西部的2.5 s向東部逐漸加深至4 s，推斷為早第三紀(jì)時(shí)期控制地表盆嶺構(gòu)造發(fā)育的上中地殼的滑脫構(gòu)造，新河斷裂歸并于這一構(gòu)造．該剖面中部的強(qiáng)反射事件可能起因于糜棱巖帶，代表著新生代早期地殼伸展過程中上地殼內(nèi)部的一種應(yīng)變響應(yīng)(王椿鏞等，1994a，b)．Jones和Nur(1983)的實(shí)驗(yàn)室結(jié)果表明，在速度和密度差異不大的背景下，糜棱巖帶由于存在較強(qiáng)的各向異性，反射波可被清晰地觀測(cè)到．

在臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河剖面雙程走時(shí)大于4 s的上地殼下部至下地殼(雙程走時(shí)10 s左右)范圍內(nèi)，以震源為界，其東西兩側(cè)眾多的反射事件具有不同的能量、傾角和連續(xù)性，因此推斷其中存在一條高角度的深斷層，從滑脫面下方直至莫霍過渡帶(圖9b，c)．從深斷裂與地殼中下部反射疊層之間的相互關(guān)系推測(cè)，深斷裂應(yīng)是代表最新構(gòu)造變動(dòng)事件，而反射疊層結(jié)構(gòu)則是較早時(shí)期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的產(chǎn)物．任縣—寧晉剖面顯示出比臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河剖面復(fù)雜的中下地殼反射圖像(王椿鏞等，1994d)，在雙程走時(shí)為4 s左右的反射事件呈拱形，對(duì)應(yīng)于臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河剖面上滑脫面的位置．拱形事件的下方顯示出鱷魚狀反射特征(圖9d)，對(duì)應(yīng)于擠壓或剪切構(gòu)造變形環(huán)境下的下地殼反射現(xiàn)象(Meissner，Wever，1992)．

3條深反射剖面上，雙程走時(shí)大于11—11.5 s的清晰反射事件對(duì)應(yīng)于殼幔過渡帶，具有能量強(qiáng)、連續(xù)性好和多循環(huán)的特點(diǎn)，在時(shí)間剖面上有較寬的持續(xù)時(shí)間，這一特征可以與高低速相間的殼幔過渡帶模型(Sandmeier，Wenzel，1986)相聯(lián)系．在雙程時(shí)間為10—11 s處的殼幔過渡帶可能是由于巖漿的底侵作用所致，在震源下方的莫霍界面，其橫向間斷可能表示地幔物質(zhì)侵入并使地殼部分熔融．

在滕吉文等(1974)對(duì)元氏—濟(jì)南DSS剖面解釋的基礎(chǔ)上，陳學(xué)波等(1988)和林真明等(1990)先后根據(jù)冀中坳陷內(nèi)石油地震探測(cè)剖面的結(jié)果對(duì)DSS剖面的數(shù)據(jù)作沉積層校正，然后對(duì)邢臺(tái)地震震中區(qū)附近長(zhǎng)達(dá)75 km范圍內(nèi)的DSS剖面作解釋，獲得了沿該剖面的二維地殼結(jié)構(gòu)，如圖10所示．可以看出：① 在震源區(qū)(東汪)下方，中、上地殼之間存在一層厚6.5 km、寬約25 km的低速體，其速度為6.35 km/s；② 下地殼細(xì)分為3層，上層速度為6.80 km/s，中層為6.38 km/s(低速層)，下層為7.10 km/s，推測(cè)下地殼為鐵鎂質(zhì)和超

圖10 元氏—濟(jì)南深地震測(cè)深剖面在邢臺(tái)地震區(qū)東汪段的二維速度結(jié)構(gòu)(引自林真明等，1990)圖中粗線條表示地殼界面，細(xì)線條表示速度等值線，虛線表示推斷的高角度深斷裂

鐵鎂質(zhì)巖石所組成；③ 震源區(qū)下方莫霍界面上拱．下地殼低速帶的存在可以認(rèn)為是底侵作用和巖漿從上地幔侵入并上涌至下地殼的證據(jù)．根據(jù)殼內(nèi)界面深度和層速度的橫向變化推測(cè)東汪東側(cè)的中下地殼存在一條高角度的隱伏斷層．

泰安—隆堯—忻縣DSS剖面和任縣—河間—武清DSS剖面(位置見圖3)的聯(lián)合解釋結(jié)果(祝治平等，1995；宋松巖等，1997)顯示：震源區(qū)下方有一個(gè)局部的低速體(6.10 km/s)；在牛家橋以東，莫霍界面反射波振幅強(qiáng)，以西則震相不清晰；在深度22 km左右，牛家橋以西呈現(xiàn)一個(gè)清晰的反射面，以東則缺失，由此推斷在牛家橋附近存在直至莫霍界面的構(gòu)造分界．另外，在震源下方7.8—16 km深處有一個(gè)局部的低速體．二維結(jié)構(gòu)的結(jié)果表明，在主震MS7.2和強(qiáng)前震MS6.8的震源下方存在性質(zhì)相似并延伸至莫霍界面的高角度斷層．

邢臺(tái)大震區(qū)大地電磁陣列剖面位于寧晉—新河深反射剖面的東段(圖9a)，圖11為該剖面的電性成像結(jié)果，可以看出：4 km深度以上電性簡(jiǎn)單，4—20 km深度電性復(fù)雜；震源區(qū)電性復(fù)雜，源區(qū)之外電性簡(jiǎn)單；震源區(qū)電性突變，顯示隱伏高角度斷裂，高角度部位即為發(fā)震斷層．在主震震源區(qū)存在一條陡直的電性分界線(或斷裂帶)，其兩側(cè)的電性層向斷裂帶傾伏，這可能意味著地殼經(jīng)過了強(qiáng)烈的擠壓變形(鄧前輝等，1998)．

圖11 基于邢臺(tái)大震區(qū)大地電磁陣列剖面反演獲得的二維電性結(jié)構(gòu)(引自鄧前輝等，1998)圖中細(xì)線表示電阻率等值線，數(shù)字表示以10為底的對(duì)數(shù)值，單位為Ω·m；實(shí)心圓表示MS7.2地震的震源位置，震源下方的虛線表示推斷的深斷裂

3.1.2 邢臺(tái)地震的地震構(gòu)造模型

陳學(xué)波等(1988)和林真明等(1990)對(duì)元氏—濟(jì)南DSS剖面進(jìn)行解釋所獲得的該剖面地殼結(jié)構(gòu)的重要特征為：束鹿盆地南部次凹下方的中、下地殼發(fā)育了兩條規(guī)模較大的斷裂，彼此相背而傾，傾角較大；深部西斷裂錯(cuò)斷了中地殼底界面直至莫霍界面，斷裂上段傾向?yàn)镹W，傾角為70°—85°，下段近于直立；深部東斷裂也錯(cuò)斷了這幾個(gè)界面．徐杰等(1988)根據(jù)石油地震剖面和陳學(xué)波等(1988)的深地震測(cè)深解釋結(jié)果認(rèn)為，邢臺(tái)MS7.2地震的發(fā)震斷裂不是單一的淺部緩傾鏟形新河斷裂或其下方的高角度斷裂(中地殼內(nèi))和深部東斷裂，而是東、西部深部斷層的組合．邵學(xué)鐘等(1993)用轉(zhuǎn)換波探測(cè)方法獲得的邢臺(tái)地震區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)圖像同樣顯示，束鹿盆地南部次凹下方中、下地殼發(fā)育兩條規(guī)模較大、傾角較大且彼此相背而傾的深斷裂．然而，深反射剖面結(jié)果(王椿鏞等，1993)僅顯示一條存在于中下地殼的高角度深斷裂，可以與DSS剖面的東斷裂相對(duì)應(yīng)；但是深反射剖面圖像上并不存在與DSS剖面西斷裂相對(duì)應(yīng)的反射事件．

臨城—巨鹿深反射剖面揭示了中地殼存在向東緩傾的強(qiáng)反射事件，被解釋為控制華北盆地早第三紀(jì)掀斜凹陷和凸起形成和演化的殼內(nèi)滑脫構(gòu)造．深地震測(cè)深獲得的二維速度結(jié)構(gòu)圖像(圖9)和大地電磁測(cè)深結(jié)果(鄧前輝等，1998)顯示中上地殼的滑脫構(gòu)造下方存在一低速高導(dǎo)層，該層有利于上、下盤構(gòu)造的滑脫．Wang等(1997)認(rèn)為這可能表示滑脫面下方的介質(zhì)流變性隨深度從脆性到塑性的變化，并根據(jù)抬升角度推測(cè)這一滑脫構(gòu)造在太行山東緣的贊皇附近出露于地表．野外地質(zhì)調(diào)查和研究結(jié)果表明，在相對(duì)于強(qiáng)反射帶出露地表附近，有一條發(fā)育于早元古代贊皇群之中的韌性剪切帶．Wang等(1997)推測(cè)發(fā)育于束鹿凹陷下方并向NW方向逐漸抬升至地表的強(qiáng)反射帶，可能就是組成上地殼內(nèi)變質(zhì)雜巖內(nèi)部韌性剪切帶的反射．Zeng 等(1995)指出，中地殼滑脫構(gòu)造的發(fā)現(xiàn)可能表明華北盆地的形成和演化受殼內(nèi)大型滑脫構(gòu)造所控制．另外，深地震反射剖面在主震和強(qiáng)前震的震源下方顯示延伸至莫霍界面的高角度斷層，被推斷為邢臺(tái)地震的發(fā)震斷層；中下地殼內(nèi)的強(qiáng)反射事件具有疊層狀，并經(jīng)受強(qiáng)烈的變形，表明存在地幔物質(zhì)侵入的現(xiàn)象．

綜上，深部地球物理探測(cè)揭示邢臺(tái)地震的地震構(gòu)造特征為：淺部存在張性斷裂，中下地殼內(nèi)存在高角度的隱伏斷裂，但二者并不連通；震源位于深部隱伏斷裂的頂部和深、淺斷裂互不連接的空間范圍之中；大震區(qū)存在中地殼的剪切滑脫面，該滑脫面在震源部位被隱伏深斷裂所阻擋；震源下方莫霍界面局部上?。?/p>

王椿鏞等(1993，1994c，d)根據(jù)臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河深反射剖面在上地殼的下部和下地殼內(nèi)反射疊層事件的連續(xù)性和橫向變化等推斷，邢臺(tái)MS7.2和MS6.8地震震源下方存在貫通下地殼直至莫霍面的高傾角深斷裂，該斷裂在地面的投影在東汪—牛家橋一線．這不僅與長(zhǎng)40 km NE走向的東汪—邢家灣余震密集帶相一致，而且與基于形變資料推斷的地震斷層(陳運(yùn)泰等，1975)一致．張四昌等(1995)由邢臺(tái)地震余震震源深度分布的數(shù)據(jù)得到該地震斷層埋深為10—29 km，為近乎直立的高傾角斷層，與兩條深反射剖面顯示的深斷裂構(gòu)造形態(tài)相同，從而證實(shí)了中下地殼的深斷裂是邢臺(tái)MS6.8和MS7.2地震的發(fā)震構(gòu)造．

尹京苑等(1999)以邢臺(tái)震區(qū)為例，應(yīng)用三維有限單元法探討了地殼結(jié)構(gòu)的非均勻性對(duì)地殼應(yīng)力場(chǎng)的影響．假定在分層地殼結(jié)構(gòu)中分別鑲嵌高速塊體、低速塊體、高-低速塊體這3種情況下，分別計(jì)算出了殼內(nèi)平均應(yīng)力和水平剪應(yīng)力的變化圖象．為探討地殼結(jié)構(gòu)特征與強(qiáng)震孕育的關(guān)系，尹京苑等(1999)還計(jì)算了邢臺(tái)地震區(qū)殼內(nèi)應(yīng)力場(chǎng)的擾動(dòng)狀態(tài)，結(jié)果表明，地殼內(nèi)深、淺斷裂的存在造成沿直立斷層帶的應(yīng)力相對(duì)集中和不同部位的應(yīng)力變化．

王椿鏞等(1994d)通過深地震反射探測(cè)發(fā)現(xiàn)，河北邢臺(tái)地震區(qū)的地表鏟形正斷層及其控制的活動(dòng)地塹、半地塹構(gòu)造系統(tǒng)僅發(fā)育于中地殼拆離帶之上的上地殼，拆離帶之下則發(fā)育高傾角的深部活動(dòng)斷裂或韌性變形帶．1966年邢臺(tái)大地震的震源位于深、淺部活動(dòng)斷裂與拆離帶三者匯而不交的部位，是深部斷裂向上擴(kuò)展的結(jié)果．此后，在華北其它一些大震區(qū)的探測(cè)(如徐錫偉等，2002)也發(fā)現(xiàn)類似的深-淺構(gòu)造耦合關(guān)系，似乎說明邢臺(tái)地震模式對(duì)華北張性構(gòu)造區(qū)大地震區(qū)的深-淺構(gòu)造關(guān)系具有代表性(鄧起東，聞學(xué)澤，2008)．

3.2 1976年唐山地震

1976 年7月28日，唐山地區(qū)相繼發(fā)生唐山MS7.8地震和灤縣MS7.1地震，隨后11月15日在寧河發(fā)生MS6.7強(qiáng)余震(圖12a)．唐山地震震中位于燕山褶皺帶與華北平原坳陷帶的接觸部位．虢順民等(1977)指出，唐山地震發(fā)生在唐山菱形塊體內(nèi)部的唐山斷裂帶上，唐山斷裂帶由唐山—古冶斷裂、陡河斷裂和唐山—巍山—長(zhǎng)山南坡斷裂3條緊密相鄰的斷裂組成，向SW方向延伸并在豐南附近合并成一條．唐山斷裂帶走向?yàn)镹E向，長(zhǎng)約40 km，地表附近傾斜，第四紀(jì)活動(dòng)明顯，系統(tǒng)地切割了上新統(tǒng)—第四紀(jì)，南北兩端分別被張家口—蓬萊斷裂帶內(nèi)部的次級(jí)斷裂----NW向薊運(yùn)河斷裂和灤縣—樂亭斷裂切割．1976年唐山MS7.8地震是唐山斷裂帶最新的一次地表破裂型地震事件，沿?cái)嗔研纬闪碎L(zhǎng)約

圖12 唐山深地震反射剖面位置以及CDP疊加圖

(a) 唐山地震區(qū)構(gòu)造背景及深地震反射剖面位置圖．粗線表示深地震反射剖面；圖中顯示了唐山地震區(qū)發(fā)生的3次地震(MS7.8，MS7.1和MS6.7)的震中位置和震源機(jī)制解，NE--SW向通過唐山市的黑線和箭頭表示唐山MS7.8地震的破裂方向(引自國(guó)家地震局《一九七六年唐山地震》編輯組，1982)；(b) TS2深反射剖面CDP疊加線描圖(修改自陸涵行等，1988)，F(xiàn)d為推斷的深斷裂，M為莫霍界面；(c) 豐南深反射剖面(FN2011)CDP疊加線描圖(引自劉保金等，2011a)，F(xiàn)S為推斷的深斷裂，該斷裂錯(cuò)斷了雙程走時(shí)為10—11 s的殼幔過渡帶

Fig.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 withMS7.8，MS7.1 andMS6.7 are shown (from Editorial Group ofThe1976TangshanEarthquake，State Seismological Bureau，1982). (b) Line drawing section of TS2 CDP stacking profile (modified from Luetal，1988).Fdis the inferred deep fault, M is Moho discontinuity. (c) Line drawing section of Fengnan CDP stacking profile FN2011 (from Liuetal，2011a).FSis the inferred deep fault，which dislocated the crust-mantle transition at two-way travel time 10--11 s

8 km的地表破裂帶，最大右旋走滑位移量為2.3 m，最大垂直位移量為0.8 m(國(guó)家地震局《一九七六年唐山地震》編輯組，1982)．

3.2.1 深地震反射和深地震測(cè)深剖面顯示

1985年，國(guó)家地震局地球物理研究所與石油工業(yè)部物探局合作在唐山地震區(qū)實(shí)施了兩條深反射剖面(TS1，TS2)探測(cè)．TS1測(cè)線從玉田縣雅洪橋到唐山市呂家坨，TS2測(cè)線從唐山市馬各莊到灤南縣青坨營(yíng)，兩條測(cè)線總長(zhǎng)64 km，30次覆蓋．深反射剖面淺部顯示了前震旦紀(jì)地層被多條斷裂所切割．在雙程走時(shí)10.5—11.0 s之間存在一組多循環(huán)、能量強(qiáng)的反射事件，對(duì)應(yīng)于殼幔過渡層，推測(cè)這一過渡層是由復(fù)雜的高低速夾層物質(zhì)組成，可能表示某些地幔物質(zhì)與地殼物質(zhì)的混合層位．陸涵行等(1988)認(rèn)為由于唐山斷裂帶由唐山—古冶斷裂、陡河斷裂、唐山—巍山—長(zhǎng)山南坡等多組斷裂組成而形成了復(fù)雜的結(jié)點(diǎn)，新生代以來塊體之間發(fā)生的差異上升和沉降提供了強(qiáng)烈地震孕育的條件，陡河斷裂是發(fā)震的重要構(gòu)造之一．TS2測(cè)線的CDP疊加剖面(圖12b)顯示雙程走時(shí)為4.0 s和7.0 s時(shí)存在呈水平狀的強(qiáng)反射帶．根據(jù)這兩個(gè)反射帶以及10.5—11.0 s之間殼幔過渡層在唐山下方的反射事件橫向不連續(xù)性，推測(cè)唐山震區(qū)下方存在高角度的深斷裂．曾融生等(1988)認(rèn)為，在唐山地震區(qū)下方存在高角度的隱伏深斷裂伸抵上地幔頂部，且深斷裂與淺部斷層之間存在一個(gè)并未連通的閉鎖區(qū)(圖12b)．陡河斷裂是一條向SE 方向傾斜的正斷層，位于震源的上方，唐山地震的發(fā)生可能是在區(qū)域水平應(yīng)力作用下，深部熱物質(zhì)沿深斷裂上涌，且相互耦合的結(jié)果．在地震部位可能存在一個(gè)由脆性到塑性的過渡層，上地幔頂部的熱物質(zhì)向地殼遷移可能通過開平斷裂產(chǎn)生，該斷裂對(duì)地震的發(fā)生有雙重影響，即在上部地殼附近產(chǎn)生張應(yīng)力，同時(shí)軟化開平斷裂中的物質(zhì)，使得走滑斷層的滑動(dòng)更加容易．

劉保金等(2011a)實(shí)施了一條長(zhǎng)約50 km、橫跨唐山斷裂帶南段的唐山豐南深地震反射剖面FN2011，其CDP疊加剖面(圖12c)顯示：唐山斷裂帶在淺部表現(xiàn)為由一系列斷裂組成的、與褶皺相伴生的復(fù)雜構(gòu)造帶，這些斷裂在剖面上呈花狀構(gòu)造特征展布，共同控制了該區(qū)上地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造的形成及地層沉積；在唐山斷裂帶下方，出現(xiàn)明顯的反射事件橫向間斷和反射波能量的橫向變化，據(jù)此推測(cè)在唐山斷裂帶下方可能存在錯(cuò)斷中下地殼和莫霍界面的地殼深斷裂．該深斷裂呈高傾角，其斷裂面略向東傾，在豐南縣與西葛各莊之間中下地殼反射和殼幔過渡帶反射均被唐山深斷裂錯(cuò)開，該斷裂兩側(cè)的莫霍界面發(fā)生錯(cuò)斷，顯示出唐山深斷裂的走滑作用．劉保金等(2011a)認(rèn)為這種深、淺共存的斷裂構(gòu)造體系是控制該區(qū)地震孕育和發(fā)生的重要因素．CDP剖面還顯示，下地殼具有良好的反射性質(zhì)，并在下地殼和殼幔過渡帶頂部出現(xiàn)斜列的楔形或弧形強(qiáng)反射體，可能反映了巖漿活動(dòng)對(duì)下地殼物質(zhì)和結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈改造．

劉昌銓和嘉世旭(1986)對(duì)穿過唐山地震區(qū)NW--SE走向的柏各莊—豐寧—正藍(lán)旗DSS剖面解釋所獲得的二維速度結(jié)構(gòu)(圖13)顯示：豐南—唐山地區(qū)下方的莫霍界面呈現(xiàn)自NW向SE方向變淺的斜坡，唐山MS7.8地震即位于莫霍界面局部上隆的東南側(cè); 震中區(qū)上地殼下部約20 km深度附近存在低速體，且延續(xù)至下地殼；震中區(qū)下方對(duì)應(yīng)上地幔頂部的隆起區(qū)，同時(shí)上地殼下部和下地殼的界面均顯示局部上隆，由此推測(cè)震源下方存在上地幔的局部活動(dòng)，地幔物質(zhì)上升活動(dòng)給地殼施加局部應(yīng)力場(chǎng)，從而導(dǎo)致地震的發(fā)生．

3.2.2 密集地震臺(tái)陣觀測(cè)結(jié)果

張先康等(1994)在唐山灤縣震區(qū)進(jìn)行了主動(dòng)源三維地震透射探測(cè)，其結(jié)果揭示了該地區(qū)中上地殼存在一些帶狀的高、低速的異常分布，1976年灤縣MS7.1地震震源區(qū)上方被一明顯高速異常體所覆蓋，并處于與灤縣—盧龍斷裂相應(yīng)的深部NNE向低速異常帶北緣與近EW向低速異常帶的交匯部位．

圖13 柏各莊—豐寧—正藍(lán)旗DSS剖面二維地殼速度結(jié)構(gòu)圖(引自劉昌銓，嘉世旭，1986)粗線表示地殼界面，細(xì)線表示速度等值線(單位為km/s)，虛線表示推斷的深斷裂

劉啟元等(2007)基于唐山地震區(qū)密集地震臺(tái)陣的觀測(cè)數(shù)據(jù)，利用接收函數(shù)反演方法研究唐山地區(qū)60 km深度范圍內(nèi)的三維地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)，結(jié)果顯示：在唐山菱形地塊下方上地幔頂部存在高達(dá)10 km 的異常隆起；唐山震區(qū)中上地殼S波速度存在明顯的低速異常，且上地幔頂部有明顯異常，故推測(cè)唐山大震區(qū)下方應(yīng)有幔源物質(zhì)的大規(guī)模侵入，并在中上地殼形成殼內(nèi)低速體；唐山大地震能量的積累并非限于震源附近的地殼深度，而是與地幔物質(zhì)的運(yùn)移和變形密切有關(guān)．王未來等(2009)在華北科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣的唐海—商都寬頻帶地震剖面下方的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)研究中，發(fā)現(xiàn)在唐山MS7.8地震震區(qū)附近，地殼內(nèi)部存在明顯的低速體，并且接收函數(shù)剖面和S波速度結(jié)構(gòu)剖面上均顯示上地幔存在小的隆起，與劉昌銓和嘉世旭(1986)所發(fā)現(xiàn)的唐山震區(qū)有地殼減薄的現(xiàn)象一致．

3.3 1975年海城地震

1975年和1978年在遼寧相繼發(fā)生了海城MS7.3和MS6.0地震．為研究海城地震成因以及地殼上地幔結(jié)構(gòu)與強(qiáng)烈地震的關(guān)系，自1980年以來，在海城地震區(qū)及周邊地區(qū)相繼開展了多方面的深部地球物理探測(cè)與研究(盧造勛，1985)，例如，盧造勛和夏懷寬(1993)實(shí)施了閭陽(yáng)—海城—東溝DSS剖面的探測(cè)和內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗—遼寧東溝地學(xué)斷面的編制，盧造勛等(2002)對(duì)中朝地臺(tái)東北緣地區(qū)進(jìn)行了地震層析成像研究．通過利用深地震測(cè)深、大地電磁測(cè)深、重力、航磁、大地?zé)崃鞯染C合地球物理資料對(duì)遼南地區(qū)地殼與上地幔介質(zhì)進(jìn)行不同物性的正、反演計(jì)算與研究，獲得了遼南地區(qū)地殼與上地幔介質(zhì)的速度結(jié)構(gòu)、電性結(jié)構(gòu)、密度結(jié)構(gòu)和溫度結(jié)構(gòu)，揭示了該區(qū)介質(zhì)的橫向不均勻性及其重要特征．在海城地震區(qū)一帶，存在殼內(nèi)低速、高導(dǎo)、低密度、高熱流等一系列重大地球物理異常，在空間上與震源區(qū)存在一致關(guān)系，為分析大震的震源物理過程提供了重要的依據(jù)．

3.3.1 深地震測(cè)深剖面

1980—1984年實(shí)施的閭陽(yáng)—海城—東溝DSS剖面西起遼西義縣，穿過遼河平原，通過海城震中區(qū)，直至黃海海濱的大孤山，全長(zhǎng)350 km．野外探測(cè)采用由7個(gè)爆破點(diǎn)構(gòu)成的相遇和追逐觀測(cè)系統(tǒng)．深地震測(cè)深資料解釋獲得的二維速度結(jié)構(gòu)(圖14a)顯示，地殼分上、中、下共3層，厚度分別為13—15 km，14—16 km和5—8 km，總厚度為32—35 km．上地殼速度隨深度而增加，速度值的變化范圍為2.0—6.3 km/s；中地殼由兩層組成，上層為速度穩(wěn)定層或逆轉(zhuǎn)層，下層為一正速度梯度層；下地殼為強(qiáng)速度梯度層，速度值為6.8—7.5 km/s．遼南地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)的一個(gè)重要特征是殼內(nèi)低速層的存在．通過剝皮法、理論走時(shí)擬合、射線追蹤和理論地震記錄圖等多種正、反演計(jì)算，確定殼內(nèi)低速層分布于中層地殼內(nèi)的15—23 km深處，厚度為4—5 km，速度值為6.1—6.2 km/s．速度逆轉(zhuǎn)最顯著的地區(qū)位于新立至析木之間，該處低速層呈囊狀透鏡體，中部厚度最大處可達(dá)7 km，速度為6.0—6.1 km/s(盧造勛，1985)．

盧造勛等(2001)基于地殼厚度橫向變化，從布格重力異常資料中去除淺部地質(zhì)體的影響，獲取了以反映深部介質(zhì)和構(gòu)造為主的三維空間地殼厚度分布．遼河平原、遼東灣和渤海地區(qū)為上地幔隆起區(qū)；海城地震區(qū)位于下遼河平原上地幔隆起的東側(cè)，在此背景上海城地區(qū)出現(xiàn)上地幔局部凸起，為該地區(qū)上地幔隆起最高的地區(qū)．根據(jù)該地區(qū)大地電磁測(cè)深資料分析，盧造勛等(2001)獲得了巖石圈厚度分布，結(jié)果顯示，海城地震區(qū)位于上地幔低阻層頂界面隆起的東側(cè)斜坡帶上，其隆起幅度達(dá)20 km．

3.3.2 地震區(qū)深部地球物理結(jié)構(gòu)綜述

海城地震區(qū)位于地殼與上地幔結(jié)構(gòu)橫向變化較顯著的地段，其西側(cè)的下遼河地區(qū)和東側(cè)的遼東地區(qū)，地殼結(jié)構(gòu)有顯著差異．海城地震區(qū)西側(cè)具有新生代裂谷特征，有巨厚的新生代沉積和相對(duì)較薄的地殼厚度，有深大斷裂以及從深斷裂上溢的鎂鐵質(zhì)巖; 而其東側(cè)則未顯示這些特征．因此，海城地震區(qū)是新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)橫向差異較強(qiáng)烈的地區(qū)．

圖14b給出了沿閭陽(yáng)—海城—東溝剖面的電性結(jié)構(gòu)．在下遼河平原內(nèi)的莫霍界面下方約40 km深度上有一電阻率為4—11 Ω·m的高導(dǎo)薄層，厚度為2—4 km．但是，在下遼河平原以東的海城地震區(qū)，莫霍界面下方的高導(dǎo)薄層消失，殼內(nèi)則存在電阻率為4—6 Ω·m、厚度為3—5 km的高導(dǎo)薄層，其頂界面埋深為15—17 km，與殼內(nèi)低速層位置大體一致；同時(shí)，沿該剖面上地幔高導(dǎo)層普遍發(fā)育．在下遼河平原的下方，上地幔高導(dǎo)層上隆，其頂界面埋深86—88 km，向西迅速加深，至下遼河平原西側(cè)的閭陽(yáng)測(cè)點(diǎn)下方埋深達(dá)110 km．下遼河平原向東，上地幔高導(dǎo)層頂界面則緩慢下傾，海城地震區(qū)即位于高導(dǎo)層隆起的東翼斜坡帶上．在該剖面東端遼東半島的岫巖一帶，該高導(dǎo)層頂界埋深達(dá)115—120 km．

圖14c顯示了沿閭陽(yáng)—海城—東溝剖面的地殼上地幔密度結(jié)構(gòu)．與速度分層相對(duì)應(yīng)，遼南地區(qū)的密度結(jié)構(gòu)可分為5層．遼河平原與遼東半島的過渡地帶的密度變化明顯，中地殼上部存在低密度區(qū)，其所表現(xiàn)的重力正異常可以被認(rèn)為是上地幔高密度層隆起的主導(dǎo)作用所致．盡管遼南地區(qū)地殼上地幔的密度存在明顯的橫向非均勻性，但其平均統(tǒng)計(jì)結(jié)果顯示，該地區(qū)的地殼介質(zhì)密度平均值為2.7—2.8 kg/m3，上地幔頂部介質(zhì)密度平均值約為3.32 kg/m3，與正常值的差異并不明顯．

盧造勛等(2001)根據(jù)熱傳遞基本關(guān)系的傅里葉定律，基于二維空間的熱傳導(dǎo)方程，采用逐步逼近法，獲得了沿剖面地表至深處地殼與上地幔的溫度場(chǎng)分布，其結(jié)果顯示，古城子—析木(即下遼河平原與遼東半島的過渡區(qū))一帶殼內(nèi)低速高導(dǎo)層(15—22 km)具有較高的溫度值(500℃—640℃)，比兩側(cè)同一深度上的溫度值高出130℃—200℃．結(jié)合該層的熱產(chǎn)生率值較高，推測(cè)該地區(qū)可能存在部分熔融的殘留體．過渡區(qū)范圍內(nèi)的巖石圈溫度值最高，下遼河平原次之，遼東半島最低．遼東半島和下遼河平原莫霍界面處的熱流值分別為29和38 mW/m2，說明地表熱流值有55%是由上地幔提供的；而在過渡區(qū)范圍內(nèi)，莫霍界面處的熱流值為25 mW/m2，與遼東半島接近，但僅占地表熱流值的30%，說明過渡區(qū)的高熱流值基本上是由殼內(nèi)的高導(dǎo)低速層提供的(盧造勛等，1990)．

圖14 通過海城地震區(qū)的閭陽(yáng)—海城—東溝剖面深部地球物理結(jié)構(gòu)(引自盧造勛等，2001)(a) 4個(gè)參量(高程ΔH，航磁異常ΔTa，布格重力異常Δg和大地?zé)崃鳓)沿剖面的分布；(b) 沿該剖面的二維速度結(jié)構(gòu) (單位：km/s)，粗線表示界面，細(xì)線表示等值線；(c) 電性結(jié)構(gòu); (d) 密度結(jié)構(gòu)(單位：kg/m3)

由于研究區(qū)的地震大多發(fā)生在8—14 km的深度范圍內(nèi)，而14 km 深度上的地震層析成像基本上反映了“易震層”的速度橫向分布特征．盧造勛等(2002)的層析成像結(jié)果進(jìn)一步表明: 14 km深度上的地殼介質(zhì)表征為高速，而高速介質(zhì)一般具有脆性特征；其下方的中地殼內(nèi)顯示為低速異常，而下地殼卻又為高速．這種“易震區(qū)”高速介質(zhì)至“易震區(qū)”下方低速介質(zhì)，再至低速層下方高速介質(zhì)的分布特征，有利于殼內(nèi)能量的積累傳遞，是發(fā)生地震的有利環(huán)境．在遼東灣至渤海灣地區(qū)未發(fā)現(xiàn)殼內(nèi)低速異常層，但其在14 km深度上的速度橫向變化是顯著的，由此推測(cè)渤海灣發(fā)生強(qiáng)烈地震的震源構(gòu)造環(huán)境及其介質(zhì)性質(zhì)與陸地地震有差異．

根據(jù)地震層析成像所揭示的NNW向低速度異常帶，結(jié)合地球物理場(chǎng)、深部構(gòu)造和地震活動(dòng)性分析，以及膠遼渤海地區(qū)布格重力異常(盧造勛等，2001)分析表明：大連北的復(fù)縣—綏中跨海一帶存在顯著的NW向布格重力異常梯級(jí)帶；該區(qū)地殼厚度分布反映了在此界線南、北兩側(cè)分別存在上地幔隆起(盧造勛等，2002)．從地震活動(dòng)性的角度分析可知：沿遼河平原、遼東灣東側(cè)是地震活動(dòng)較強(qiáng)的地區(qū)，且遼河裂谷活動(dòng)中心正向東移，目前已移至海城析木一帶；而在渤海灣及其附近地區(qū)，以渤海灣西部及其西側(cè)的唐山一帶為地震活動(dòng)最強(qiáng)的地區(qū)，且上地幔隆起、軟流層隆起均偏向渤海灣西側(cè)；南、北兩區(qū)的布格重力異常走向、性質(zhì)等方面也均存在顯著差別，因此推測(cè)NW向的低速異常條帶是遼東灣—渤海灣裂谷分為南、北兩大部分的分界位置．

海城地震區(qū)的深部地球物理探測(cè)與研究，揭示了海城MS7.3大震的深部構(gòu)造環(huán)境：震源區(qū)為高速脆性介質(zhì)，其下部的中地殼內(nèi)存在低速高導(dǎo)層，此層亦為高溫層；震源區(qū)兩側(cè)為深大斷裂，深部為上地幔局部隆起、軟流圈隆起的斜坡．

3.4 三河—平谷地震

1679年三河—平谷M8地震是華北平原北部歷史記載中震級(jí)最大的地表破裂型地震事件，發(fā)生在與NW向張家口—蓬萊斷裂交切的NE向斷裂上，地表形成一條長(zhǎng)約10 km的NE向地震斷層陡坎，并顯示出東南盤下降、西北盤抬升的正斷傾滑性質(zhì)，兼有右旋走滑分量(孟憲梁等，1983；向宏發(fā)等，1988)．

3.4.1 深地震反射剖面的證據(jù)

中國(guó)地震局地球物理勘探中心在1679年三河—平谷M8地震區(qū)實(shí)施了兩條總長(zhǎng)140 km、24次覆蓋的深地震反射剖面探測(cè)(張先康等，2002)：香山—牛欄山(SP-1)剖面和鳳河營(yíng)—平谷(SP-2)剖面，其位置如圖15a所示．SP-1剖面南起武清縣北務(wù)屯，經(jīng)香河、夏墊、楊鎮(zhèn)、牛欄山，至懷柔葛各莊，穿過二十里長(zhǎng)山斷裂、南苑—通縣斷裂、夏墊斷裂、香河斷裂、寶坻斷裂和鳳河營(yíng)—平谷斷裂；SP-2剖面南起通縣德仁務(wù)鎮(zhèn)，經(jīng)永樂店、大廠西、馬坊，至平谷東寺渠，穿過薊縣斷裂和南口—孫河斷裂．

圖15 三河—平谷M8.0地震區(qū)深地震反射剖面(a) 三河—平谷大震區(qū)地質(zhì)背景和深地震探測(cè)剖面位置圖(引自劉保金等，2011b). 粗實(shí)線為24次CDP疊加剖面，細(xì)實(shí)線為石家莊—喀喇沁旗DSS剖面保定—興隆段，粗虛線為單次覆蓋剖面；(b) 單次覆蓋反射方法探測(cè)剖面(引自劉保金等，2011b)．F1為陡傾角夏墊斷裂，TC和TM分別為地殼中部和殼幔過渡帶的反射疊層；(c) SP-1剖面CDP疊加截面線描圖(引自張先康等，2002).F1為新夏墊斷裂，F(xiàn)d為推斷的深斷裂，圓點(diǎn)表示推測(cè)的M8地震的震源位置

(a) Geological setting and locations of deep seismic reflection and DSS profiles (from Liuetal，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 (from Liuetal，2011b).F1is the high dip-angle Xiadian fault; TCand TMis 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 (from Zhangetal，2002).F1is the new Xiadian fault，F(xiàn)dis the inferred deep fault，and the dot denotes the inferred focal location of the earthquake with magnitude of 8

劉保金等(2011b)在三河—平谷M8地震區(qū)采用單次覆蓋反射方法探測(cè)地殼深部結(jié)構(gòu)和構(gòu)造(圖15a)，并在分析淺部沉積層速度的基礎(chǔ)上，對(duì)單次覆蓋的反射剖面(圖15b)進(jìn)行分析處理. 結(jié)果表明，該區(qū)地殼以雙程走時(shí)為6—7 s左右的強(qiáng)反射帶為界分為上地殼和下地殼，層厚度分別為18—21 km和13—15 km．該剖面所揭示的地殼深斷裂和淺部活動(dòng)斷裂具有上下一致的對(duì)應(yīng)關(guān)系，其中陡傾角的深斷裂切割了下地殼和殼幔過渡帶，向上延伸至上地殼，將地殼深部構(gòu)造與淺部活動(dòng)斷裂聯(lián)系在一起，由此進(jìn)一步推斷陡傾角的夏墊斷裂F1為大廠第四紀(jì)隱伏盆地與通縣隆起的邊界斷裂，是1679年三河—平谷M8地震的發(fā)震斷層，屬新構(gòu)造變動(dòng)的產(chǎn)物．在剖面上還可以看出，夏墊斷裂以較陡的傾角從地表向下延伸，并切割了緩傾角的斷裂和結(jié)晶基底，大約在20—21 km深度的上、下地殼分界面附近，逐漸轉(zhuǎn)換為一個(gè)具有一定寬度的反射能量突變帶，并向下延伸至莫霍界面．這種深、淺共存的斷裂構(gòu)造體系是三河—平谷M8地震深、淺構(gòu)造關(guān)系的體現(xiàn)，控制著該區(qū)地震的孕育和發(fā)生．

從SP-1深地震反射剖面的CDP疊加剖面(圖15c)上可以看到：上地殼頂部地震反射同相軸豐富，反映了沉積蓋層復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造；在雙程走時(shí)7 s左右的強(qiáng)反射疊層事件將地殼分為上地殼和下地殼，上地殼呈現(xiàn)反射“透明”的特征，下地殼為多反射疊層．上地殼雙程走時(shí)約為3 s的水平反射疊層可能代表早第三紀(jì)—晚第三紀(jì)時(shí)期地殼伸展環(huán)境下形成的滑脫面．“鏟形斷層”的傾角向下逐漸變緩，最終在雙程走時(shí)約為3 s(約10 km深度)處匯聚．?dāng)嗬m(xù)延伸的特征表明，這一滑脫面現(xiàn)今處于融合消亡狀態(tài)．

SP-1剖面的局部地段雙程走時(shí)7 s以下存在兩個(gè)反射能量集中區(qū)：第一個(gè)在南苑—通縣斷裂下方，反射事件自莫霍界面向上一直延伸至上地殼，能量相對(duì)較強(qiáng)；第二個(gè)在香河斷裂和寶坻斷裂下方，自莫霍界面近水平疊層上覆蓋了一組向北傾斜的反射疊層．在雙程走時(shí)約為11—12.5 s時(shí)出現(xiàn)水平反射疊層，可以與殼幔過渡帶相對(duì)應(yīng)，暗示三河—平谷地震區(qū)的地殼厚度約為37 km(張先康等，2002)．

SP-2深地震反射剖面上所顯示的各組反射事件的同相軸形態(tài)和能量的大小等均與SP-1剖面基本相同，反映了基本一致的地殼結(jié)構(gòu)．在SP-2剖面上，雙程走時(shí)為3 s以內(nèi)的上地殼上部清晰地顯示了南口—孫河斷裂和薊縣斷裂的形態(tài)．

從圖15c可以看出，夏墊斷裂下方反射波能量較剖面兩側(cè)明顯減弱，同相軸中斷，故推斷存在一條地殼深斷裂Fd，斷層面較陡，近于直立，該斷裂可能為三河—平谷M8大地震的發(fā)震斷裂．另外，在兩條剖面SP-1和SP-2的下地殼和上地殼下部分別存在局部強(qiáng)反射能量團(tuán)，應(yīng)為上地幔物質(zhì)上涌冷卻形成的巖墻或巖體；由于該處的巖漿活動(dòng)造成了局部應(yīng)力分布的差異，導(dǎo)致了地殼深斷裂的形成，這可能是三河—平谷M8大震的深部構(gòu)造背景．

3.4.2 深地震測(cè)深剖面的顯示

NE--SW走向的石家莊—喀喇沁旗DSS剖面(圖3)在樁號(hào)585 km附近穿過三河—平谷地震區(qū)，沿該測(cè)線在9個(gè)炮點(diǎn)上進(jìn)行了15 次爆破觀測(cè)；NW--SE走向的寧河—北京—涿鹿DSS剖面(圖3) 在三河—平谷地震區(qū)南側(cè)的香河—通縣一帶通過．趙金仁等(2004)基于石家莊—喀喇沁旗剖面保定—興隆段(圖15a)即樁號(hào)為400—650 km之間的固安炮(SP 498 km)、通縣炮(SP 550 km)和三河炮(SP 588 km)的爆破觀測(cè)資料，結(jié)合寧河—北京—涿鹿DSS剖面資料，確定了保定—興隆段的二維速度結(jié)構(gòu)，如圖16所示．張先康等(2002)根據(jù)近期該地區(qū)的震源深度密集區(qū)分布在10 km 左右，推測(cè)三河—平谷M8地震的震源深度在該深度附近．趙金仁等(2004)的二維速度結(jié)構(gòu)顯示三河—平谷地震震中區(qū)的震源下方和上地殼底部(深度為15—21 km)存在低速(約6.20 km/s)異常分布．另一方面，大震震中位于地殼厚度由薄變厚的過渡帶附近．莫霍界面的深度在地震區(qū)約為36 km，在震區(qū)的西南側(cè)為33—34 km，而東北側(cè)增加至38—39 km；但是，在震中區(qū)下方并未出現(xiàn)莫霍界面深度的急劇變化．

圖16 石家莊—喀喇沁旗DSS剖面通過三河—平谷M8地震區(qū)的二維速度結(jié)構(gòu)(引自趙金仁等，2004)粗線表示地殼界面，細(xì)線表示速度等值線；C1，C2和C3為殼內(nèi)界面，M為莫霍界面；圓點(diǎn)表示推測(cè)的M8地震的震源位置；陰影區(qū)為低速異常區(qū)；H-06指示該剖面與寧河—北京—涿鹿剖面相交的位置

3.4.3 三河—平谷地震的地震構(gòu)造及深淺構(gòu)造關(guān)系

淺層地震反射探測(cè)(徐錫偉等，2002)顯示，三河—平谷M8地震區(qū)的地殼淺部存在傾角明顯不同的兩組斷裂：一組為緩傾角的正斷層，控制著早第三紀(jì)—晚第三紀(jì)早期大廠半地塹狀斷陷盆地的形成，限制了下第三系和中新統(tǒng)的分布；另一組為陡傾角正斷層，向上與1679年三河—平谷M8地震斷層相連，是帶有傾滑正斷分量的右旋走滑斷層，且高傾角斷層切割了緩傾角正斷層．因此，高傾角斷層和緩傾角斷層是兩組不同時(shí)代的新生代斷層(徐錫偉等，2002)．對(duì)雙程走時(shí)約為7 s和11—12.5 s的兩個(gè)反射疊層的能量分布和同相軸連續(xù)性進(jìn)行分析的結(jié)果表明，反射波能量在夏墊斷裂下方明顯減弱，同相軸中斷，推斷存在一條切割雙程走時(shí)約為7 s和11—12.5 s兩個(gè)反射疊層的深斷裂，稱之為夏墊地殼深斷裂；該斷裂位于夏墊基底斷裂的下方，可能是最新構(gòu)造變動(dòng)的產(chǎn)物(張先康等，2002；劉保金等，2011b)．

深反射CDP疊加剖面顯示的地殼界面強(qiáng)反射帶在橫向上的中斷，與寬角反射剖面結(jié)構(gòu)的界面上下兩側(cè)速度差異變化(圖15)，共同揭示了夏墊地殼深斷裂的存在及其展布特征．殼內(nèi)出現(xiàn)的一些局部強(qiáng)反射事件可以認(rèn)為是上地幔物質(zhì)沿此深斷裂上涌，以及巖漿侵入從而導(dǎo)致與周圍介質(zhì)有較強(qiáng)的波阻抗差所致，尤其在震源區(qū)下方左側(cè)存在明顯的疊層狀局部反射事件，可視為巖漿侵入的異常區(qū)域，而在相應(yīng)的深度又有低速異常體的存在，因此可將這些現(xiàn)象視為高溫巖漿活動(dòng)的表現(xiàn)．莫霍界面起伏變化和較厚的反射疊層，以及局部復(fù)雜的楔形反射帶的存在，均暗示地殼結(jié)構(gòu)具有強(qiáng)烈擠壓、變形的背景．故由此推測(cè)巖漿活動(dòng)對(duì)下地殼進(jìn)行了物質(zhì)和結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈改造，被認(rèn)為是三河—平谷M8大地震發(fā)生的深部環(huán)境．

4 討論與結(jié)論

經(jīng)過近50年持續(xù)不斷的探測(cè)和研究，在華北地區(qū)強(qiáng)烈地震的孕震構(gòu)造環(huán)境方面已經(jīng)取得了許多共識(shí)，例如：地殼深部存在高傾角隱伏斷裂控制地震的發(fā)生和發(fā)展，震源下方的中地殼存在低速層(體)．同時(shí)，華北孕震環(huán)境的研究突出了殼內(nèi)低速體對(duì)應(yīng)力集中和震源分布的影響，以及下地殼可能存在巖漿上涌引起局部附加應(yīng)力對(duì)發(fā)震的影響．從邢臺(tái)、唐山、海城和三河—平谷強(qiáng)震區(qū)的探測(cè)研究結(jié)果，以及區(qū)域內(nèi)其它強(qiáng)震區(qū)，如1830年磁縣M7地震區(qū)(祝治平等，1999)的探測(cè)結(jié)果來看，這些強(qiáng)震區(qū)具有共同的地殼結(jié)構(gòu)特征，即地殼深部的高傾角隱伏斷裂和中地殼低速層分布．

4.1 邢臺(tái)地震的地震構(gòu)造

邢臺(tái)地震區(qū)的現(xiàn)代構(gòu)造活動(dòng)屬性和地震活動(dòng)特征在華北地區(qū)具有代表性．該震區(qū)的大震震源機(jī)制解顯示，斷層均以高角度走滑分量為主，主壓應(yīng)力場(chǎng)為NEE向，完全不同于控制新生代裂谷、以NNE向?yàn)橹鞯臏\部鏟式正斷層．華北地區(qū)屬于典型的大陸伸展構(gòu)造環(huán)境(馬杏垣等，1983)，與近期發(fā)生強(qiáng)烈地震的走滑型震源機(jī)制解不一致．邢臺(tái)地震構(gòu)造的研究解決了走滑型地震震源機(jī)制與典型大陸伸展構(gòu)造環(huán)境這一傳統(tǒng)理論之間的矛盾．

王椿鏞等(1993，1994c，d)根據(jù)臨城—巨鹿剖面和寧晉—新河深反射剖面在上地殼的下部和下地殼內(nèi)反射疊層事件的連續(xù)性和橫向變化等推斷，邢臺(tái)MS7.2和MS6.8地震的震源附近存在貫通下地殼直至莫霍界面的高傾角深斷裂，該斷裂在地面的投影在東汪—牛家橋一線，投影位置不僅與NE向長(zhǎng)40 km的東汪—邢家灣余震密集帶相一致，而且與形變資料推斷的地震斷層位置一致(陳運(yùn)泰等，1975)．由邢臺(tái)地震主震和余震的地震資料得到地震斷層埋深為10—29 km，為近乎直立的高傾角斷層，與兩條深反射剖面所顯示的深斷裂構(gòu)造形態(tài)相同，故推斷這一中下地殼的深斷裂是邢臺(tái)MS6.8和MS7.2地震的發(fā)震構(gòu)造(張四昌等，1995)．華北大震區(qū)的斷裂分布特征為：淺部存在張性斷裂，中下地殼內(nèi)存在高角度的隱伏斷裂，但兩者并不連通；震源位于深部隱伏斷裂的頂部和深、淺斷裂互不連接的空間范圍之中；大震區(qū)存在中地殼的剪切滑脫面，該滑脫面似乎在震源部位被隱伏深斷裂所阻擋；震源下方莫霍界面局部上?。戾a偉等(2000)認(rèn)為，邢臺(tái)地震斷層是先存的地殼“深斷裂”向上撕裂狀擴(kuò)展的“新生斷層”．

造成淺層地質(zhì)構(gòu)造與地震活動(dòng)圖像不協(xié)調(diào)的原因在于兩者在時(shí)間和空間上的差異(張四昌，1993；張四昌等，1995)．華北地區(qū)進(jìn)入新構(gòu)造階段以后，沉積構(gòu)造、應(yīng)力狀態(tài)發(fā)生了明顯的變化，早第三紀(jì)盆地的強(qiáng)烈拉張沉陷作用大大減弱，斷層滑動(dòng)的水平扭轉(zhuǎn)幅度和平均速率均比垂直運(yùn)動(dòng)大得多；地幔上隆、地表張裂下陷模式已不再適于解釋新構(gòu)造階段的許多特點(diǎn)(丁國(guó)瑜，盧演儔，1983)．在空間上，由人工地震探測(cè)得到的大量正斷層只存在于沉積蓋層和上地殼，這些斷層并不對(duì)應(yīng)深部斷裂，表明深淺構(gòu)造的不一致性．深淺構(gòu)造的耦合關(guān)系，即地殼深部的震源構(gòu)造與淺層地質(zhì)構(gòu)造之間的差異在華北地震區(qū)深部構(gòu)造研究中具有重要意義．另一方面，淺部斷層在1966年邢臺(tái)地震中是否活動(dòng)的問題，仍存在爭(zhēng)議．Wang等(1997) 從深部探測(cè)結(jié)構(gòu)和震源深度分布出發(fā)，認(rèn)為淺部斷層在地震中沒有明顯的活動(dòng)；但另一些研究從地表同震形變特點(diǎn)出發(fā)，認(rèn)為淺部斷層卷入了這次地震(國(guó)家地震局地震測(cè)量隊(duì)，1975)．

邢臺(tái)地震的發(fā)震構(gòu)造模式得到了地震學(xué)界的普遍認(rèn)同(鄧起東，1999)．自1994年以來，一批有關(guān)地震預(yù)測(cè)和地震構(gòu)造的研究(如：劉國(guó)棟，1994；Zengetal，1995; 張四昌等，1995；宋惠珍等，1996；張國(guó)民等，1997；梅世蓉等，1999；徐錫偉等，2000，2002；丁國(guó)瑜，2004；鄧起東，聞學(xué)澤，2008；滕吉文等，2009)對(duì)這一模式作了詳細(xì)的評(píng)述．

4.2 唐山地震深部構(gòu)造環(huán)境

Butler等(1979)提出，唐山MS7.8主震的震源機(jī)制解為高角度右旋走滑型錯(cuò)動(dòng)，并包含走滑和逆沖事件．張之立等(1980)根據(jù)唐山地震破裂過程的力學(xué)分析認(rèn)為：唐山地震除了水平應(yīng)力場(chǎng)作用外，還可能有地下物質(zhì)的變遷；由于這種變遷使局部地殼受到的垂直力，局部地殼受到的垂直力與水平應(yīng)力場(chǎng)共同作用，使斷裂帶快速擴(kuò)展而發(fā)震．張四昌和刁桂苓(1992)通過地質(zhì)構(gòu)造、地震活動(dòng)圖像和震源機(jī)制資料的綜合分析認(rèn)為，唐山地震序列是一個(gè)由多條斷裂參加并逐次活動(dòng)的復(fù)雜構(gòu)造過程，主要由唐山斷裂帶右旋剪切、薊運(yùn)河斷裂左旋剪切以及灤縣—樂亭斷裂右旋剪切和盧龍斷裂右旋剪切組成．

金安蜀等(1980)提出，1976年唐山地震的震中位于速度差異帶附近．劉福田等(1986)進(jìn)一步指出，華北強(qiáng)烈地震均發(fā)生在高速與低速的過渡帶上，唐山地震區(qū)位于上地幔隆起高溫區(qū)的邊緣．地震層析成像結(jié)果表明，唐山地震區(qū)下方的中下地殼呈現(xiàn)連續(xù)的低速異常分布(劉昌銓，嘉世旭，1986；曾融生等，1991；黃金莉，趙大鵬，2005；王志鑠，2005；Leietal，2008；楊婷等，2012)．曾融生等(1985，1991)將這一現(xiàn)象解釋為：華北盆地內(nèi)震源機(jī)制為水平走滑性質(zhì)的地震，在淺部表現(xiàn)為張性正斷裂為主的活動(dòng)現(xiàn)象；與地殼內(nèi)的異常相比，上地幔頂部深度上的低速異常向西縮?。辉谙碌貧ず蜕系蒯Ｉ钐庍B續(xù)的低速異?？赡芤馕吨系蒯嵛镔|(zhì)上涌，到達(dá)上地殼下部停止上升；在熱物質(zhì)的上涌過程中，不同深處受熱物質(zhì)影響的范圍也有所不同．

唐山地震區(qū)位于盆地隆起區(qū)，同時(shí)也位于下遼河—渤中—黃驊上地幔隆起區(qū)的邊緣．在伸展?fàn)顟B(tài)下，下地殼可能有熔融物質(zhì)侵入，并影響到中上地殼，造成熱應(yīng)力的相對(duì)高值．劉啟元等(2007)報(bào)道唐山震區(qū)中上地殼S波速度存在明顯的低速異常，且上地幔頂部有明顯異常，由此推測(cè)唐山大震區(qū)下方應(yīng)有幔源物質(zhì)的大規(guī)模侵入，并在中上地殼形成殼內(nèi)低速體，因而認(rèn)為唐山大地震能量的積累并非僅限于震源附近的地殼深度，而是與地幔物質(zhì)的運(yùn)移和變形密切有關(guān)；同時(shí)確認(rèn)唐山地震區(qū)“堅(jiān)固體”的存在，認(rèn)為它是唐山地震孕育中的重要因素．黃金莉和趙大鵬(2005)的研究則表明多數(shù)強(qiáng)烈地震(M≥6.0)的震源下方存在明顯的低速和高導(dǎo)層，認(rèn)為其與日本神戶(Kobe)MS7.2地震的情況(Zhaoetal，1998)類似，并且指出這些低速高導(dǎo)異常與地殼流體有關(guān)．至今，雖然對(duì)唐山大地震的成因仍有不同的認(rèn)識(shí)，但唐山地震是這兩類成因共同作用的結(jié)果應(yīng)該比較客觀地反映了當(dāng)前的認(rèn)識(shí)水平．

在1966年邢臺(tái)MS7.2地震發(fā)生之后開始進(jìn)行的大陸地震構(gòu)造探測(cè)和強(qiáng)烈地震的深部環(huán)境的研究，經(jīng)過我國(guó)地震科研人員50多年來的努力，已經(jīng)取得了很大的進(jìn)展．本文闡述了華北地區(qū)主要強(qiáng)震區(qū)(邢臺(tái)，唐山，海城和三河—平谷)深部構(gòu)造環(huán)境的探測(cè)和研究成果．盡管各個(gè)強(qiáng)震區(qū)的研究程度由于探測(cè)方法和探測(cè)精度以及資料解釋水平而有所不同，但是所獲得的強(qiáng)震區(qū)深部結(jié)構(gòu)的共同特征是可靠的和令人信服的．華北強(qiáng)烈地震深部構(gòu)造和孕震環(huán)境研究是深部地球物理探測(cè)與地表地震地質(zhì)研究相結(jié)合的一個(gè)典范．鄧起東(1999)認(rèn)為，“把地表地質(zhì)工作與深部構(gòu)造、深部物質(zhì)探測(cè)研究結(jié)合起來是一個(gè)正確的方向，是認(rèn)識(shí)大地震孕育和發(fā)生條件的關(guān)鍵．”

地震預(yù)測(cè)是地球科學(xué)中至今仍未解決的科學(xué)難題之一，深入了解強(qiáng)烈地震發(fā)生的深部構(gòu)造環(huán)境有助于最終解決地震預(yù)測(cè)問題．“中國(guó)數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)”，“華北科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣”和“華北克拉通破壞”等重大項(xiàng)目所產(chǎn)出的大量基礎(chǔ)資料，為深部構(gòu)造環(huán)境的研究提供了非常有利的條件．然而，現(xiàn)有臺(tái)網(wǎng)的數(shù)據(jù)成像分辨率和精度仍不足以識(shí)別地殼深處孕震區(qū)的細(xì)節(jié)．由于大陸地震構(gòu)造的復(fù)雜性，許多問題仍然需要深入地探討．加強(qiáng)流動(dòng)地震觀測(cè)，提高臺(tái)站分布的密度，獲取高分辨率和高可信度的目標(biāo)模型是解決問題的關(guān)鍵．“中國(guó)地震科學(xué)臺(tái)陣觀測(cè)”計(jì)劃擬在華北地區(qū)實(shí)施的大型流動(dòng)地震臺(tái)陣觀測(cè)，將結(jié)合固定地震臺(tái)網(wǎng)的資料，加上高分辨率深部地球物理探測(cè)，以獲得高可信度的地殼上地幔三維精細(xì)結(jié)構(gòu)及介質(zhì)物性，是提高地震孕育和發(fā)生條件認(rèn)識(shí)水平的一個(gè)有效途徑．

作者感謝劉國(guó)棟、張先康和劉啟元等在中國(guó)大陸強(qiáng)烈地震深部構(gòu)造環(huán)境探測(cè)研究領(lǐng)域的長(zhǎng)期合作和幫助，同時(shí)感謝丁志峰、王夫運(yùn)、劉保金、李永華和房立華等在文獻(xiàn)和資料收集過程中給予的支持和幫助．

陳國(guó)英, 宋仲和, 安昌強(qiáng), 陳立華, 莊真, 傅竹武, 呂梓齡, 胡家富. 1991. 華北地區(qū)三維地殼上地幔結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 34(2): 172--181.

Chen G Y, Song Z H, An C Q, Chen L H, Zhuang Z, Fu Z W, Lü Z L, Hu J F. 1991. Three-dimensional crust and upper mantle structure of the North China region[J].ActaGeophysicaSinica, 34(2): 172--181 (in Chinese).

陳墨香, 汪集暘, 汪緝安, 鄧孝, 楊淑貞, 熊亮萍, 張菊明. 1990. 華北斷陷盆地地?zé)釄?chǎng)特征及其形成機(jī)制[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 64(1): 80--91.

Chen M X, Wang J Y, Wang J A, Deng X, Yang S Z, Xiong L P, Zhang J M. 1990. The characteristics of the geothermal field and its formation mechanism in the North China down-faulted basin[J].ActaGeologicaSinica, 64(1): 80--91 (in Chinese).

陳學(xué)波, 吳玉榮, 李金森. 1988. 邢臺(tái)地震震中區(qū)深淺構(gòu)造關(guān)系的研究[C]∥地殼構(gòu)造與地殼應(yīng)力文集. 北京: 地震出版社: 143--158.

Chen X B, Wu Y R, Li J S. 1988. Study on the relationship between shallow and deep strctures in epicenter of Xingtai earthquake[C]∥SymposiumofCrustalStructureandCrustalDynamics. Beijing: Seismological Press: 143--158 (in Chinese).

陳運(yùn)泰, 林邦慧, 林中洋, 李志勇. 1975. 根據(jù)地面形變的觀測(cè)研究1966年邢臺(tái)地震的震源過程[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 18(3): 164--182.

Chen Y T, Lin B H, Lin Z Y, Li Z Y. 1975. Study on earthquake source process of Xingtai earthquakes in 1966 based on the ground deformation[J].ActaGeophysicaSinica, 18(3): 164--182 (in Chinese).

鄧起東. 1999. 世紀(jì)之交的地震地質(zhì)學(xué)回顧與展望[C]∥中國(guó)地震學(xué)會(huì)成立20周年紀(jì)念文集. 北京: 地震出版社: 11--17.

Deng Q D. 1999. Retrospect and prospect of seismogeology at switching point of 20--21th century[C]∥Proceedingsofthe20AnniversaryoftheFoundingoftheChineseSeismologicalSociety. Beijing: Seismological Press: 11--17 (in Chinese).

鄧起東, 聞學(xué)澤. 2008. 活動(dòng)構(gòu)造研究：歷史、進(jìn)展和建議[J]. 地震地質(zhì), 30(1): 1--30.

Deng Q D, Wen X Z. 2008. A review on the research of active tectonics: History, progress, and suggestions[J].SeismologyandGeology, 30(1): 1--30 (in Chinese).

鄧前輝, 張木生, 詹艷, 劉國(guó)棟, 趙國(guó)澤, 湯吉. 1998. 邢臺(tái)7.2級(jí)地震震源區(qū)的電磁陣列剖面法測(cè)量與電性特征研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 41(2): 218--225.

Deng Q H, Zhang M S, Zhan Y, Liu G D, Zhao G Z, Tang J. 1998. The observation of electromagnetic array profiling and electrical characteristics of the crust in XingtaiMS7.2 earthquake area[J].ActaGeophysicaSinica, 41(2): 218--225 (in Chinese).

丁國(guó)瑜, 盧演儔. 1983. 華北地塊新構(gòu)造變形基本特點(diǎn)的討論[J]. 華北地震科學(xué), 1(2): 1--9.

Ding G Y, Lu Y C. 1983. A discussion on basic features of neotectonic deformation in North China block[J].NorthChinaEarthquakeSciences, 1(2): 1--9 (in Chinese).

丁國(guó)瑜. 2004. 發(fā)震構(gòu)造確定的原則和方法[G]∥核電廠地震安全性評(píng)價(jià)中的地震構(gòu)造研究. 北京: 中國(guó)電力出版社: 154--180.

Ding G Y. 2004. Principles and methods for determining seismogenic structure[G]∥SeismotectonicsStudyofSeismicSafetyEvaluationintheNuclearPowerPlant. Beijing: China Power Press: 154--180 (in Chinese).

段永紅, 王夫運(yùn), 張先康, 林吉焱, 劉志, 劉保峰, 楊卓欣, 郭文斌, 魏運(yùn)浩. 2016. 華北克拉通中東部地殼三維速度結(jié)構(gòu)模型(HBCrust1.0)[J]. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué), 46(6): 845--856.

Duan Y H, Wang F Y, Zhang X K, Lin J Y, Liu Z, Liu B F, Yang Z X, Guo W B, Wei Y H. 2016. Three-dimensional crustal velocity structure model of the middle-eastern North China Craton (HBCrust1.0)[J].ScienceChinaEarthSciences, 59(7): 1477--1488.

房立華, 吳建平, 呂作勇. 2009. 華北地區(qū)基于噪聲的瑞利面波群速度層析成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 52(3): 663--671.

Fang L H, Wu J P, Lü Z Y. 2009. Rayleigh wave group velocity tomography from ambient seismic noise in North China[J].ChineseJournalofGeophysics, 52(3): 663--671 (in Chinese).

房立華, 吳建平, 王未來, 王長(zhǎng)在, 楊婷. 2013. 華北地區(qū)勒夫波噪聲層析成像研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 56(7): 2268--2279.

Fang L H, Wu J P, Wang W L, Wang C Z, Yang T. 2013. Love wave tomography from ambient seismic noise in North China[J].ChineseJournalofGeophysics, 56(7): 2268--2279 (in Chinese).

國(guó)家地震局地球物理研究所. 1984. 中國(guó)地震年報(bào)[M]. 北京: 地震出版社：1--98.

Institute of Geophysics, State Seismological Bureau. 1984.AnnualsofChineseEarthquakes[M]. Beijing: Seismological Press: 1--98 (in Chinese).

國(guó)家地震局地震測(cè)量隊(duì). 1975. 1966年邢臺(tái)地震的地形變[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 18(3): 153--163.

The Geodetic Survey Brigade for Earthquake Research, State Seismological Bureau. 1975. Crustal deformation associated with the Xingtai earthquake in March, 1966[J].ActaGeophysicaSinica, 18(3): 153--163 (in Chinese).

國(guó)家地震局《一九七六年唐山地震》編輯組. 1982. 一九七六年唐山地震[M]. 北京: 地震出版社: 4--23.

Editorial Group ofThe1976TangshanEarthquake, State Seismological Bureau. 1982.The1976TangshanEarthquake[M]. Beijing: Seismological Press: 4--23 (in Chinese).

顧功敘. 1983. 中國(guó)地震目錄(公元前1831--公元1969年)[M]. 北京: 科學(xué)出版社: 1--894.

Gu G X. 1983.CatalogofChineseEarthquakes(1831BC--1969AD)[M]. Beijing: Science Press: 1--894 (in Chinese).

虢順民, 李志義, 程紹平, 陳獻(xiàn)程, 陳孝德, 楊主恩, 李如成. 1977. 唐山地震區(qū)域構(gòu)造背景和發(fā)震模式的討論[J]. 地質(zhì)科學(xué), 12(4): 305--321.

Guo S M, Li Z Y, Cheng S P, Chen X C, Chen X D, Yang Z E, Li R C. 1977. Discussion on the regional structural background and the seismogenic model of the Tangshan earthquake[J].ScientiaGeologicaSinica, 12(4): 305--321 (in Chinese).

河北省地震局. 1986. 一九六六年邢臺(tái)地震[M]. 北京: 地震出版社: 58--68.

Seismological Bureau of Hebei Province. 1986.XingtaiEarthquakesin1966[M]. Beijing: Seismological Press: 58--68 (in Chinese).

何正勤, 葉太蘭, 丁志峰. 2009. 華北東北部的面波相速度層析成像研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 52(5): 1233--1242.

He Z Q, Ye T L, Ding Z F. 2009. Surface wave tomography for the phase velocity in the northeastern part of North China[J].ChineseJournalofGeophysics, 52(5): 1233--1242 (in Chinese).

黃金莉, 趙大鵬. 2005. 首都圈地區(qū)地殼三維P波速度細(xì)結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震孕育的深部構(gòu)造環(huán)境[J]. 科學(xué)通報(bào), 50(4): 348--355.

Huang J L, Zhao D P. 2005. Fine three-dimensional P-wave velocity structure beneath the capital region and deep environment for the nucleation of strong earthquakes[J].ChineseScienceBulletin, 50(6): 544--552.

嘉世旭, 張先康. 2005. 華北不同構(gòu)造塊體地殼結(jié)構(gòu)及其對(duì)比研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 48(3): 611--620.

Jia S X, Zhang X K. 2005. Crustal structure and comparison of different tectonic blocks in North China[J].ChineseJournalofGeophysics, 48(3): 611--620 (in Chinese).

金安蜀, 劉福田, 孫永智. 1980. 北京地區(qū)地殼和上地幔的三維P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 23(2): 172--182.

Jin A S, Liu F T, Sun Y Z. 1980. Three-dimensional P velocity structure of the crust and upper mantle under Beijing region[J].ActaGeophysicaSinica, 23(2): 172--182 (in Chinese).

李強(qiáng), 王椿鏞, 劉瑞豐, 王溪莉, 陳光英, 陳光, 李桂銀. 1999. 應(yīng)用層析成像技術(shù)研究華北地殼速度結(jié)構(gòu)[J]. 地震地磁觀測(cè)與研究, 20(5): 88--97.

Li Q, Wang C Y, Liu R F, Wang X L, Chen G Y, Chen G, Li G Y. 1999. Application of tomography to the studies of crustal structure in North China[J].SeismologicalandGeomagneticObservationandResearch, 20(5): 88--97 (in Chinese).

林真明, 邵學(xué)鐘, 陳學(xué)波. 1990. 1966年邢臺(tái)震區(qū)地震測(cè)深資料的再解釋[J]. 華北地震科學(xué), 8(3): 55--66.

Lin Z M, Shao X Z, Chen X B. 1990. Re-analyzing for the seismic sounding data in Xingtai seismic area in 1966[J].NorthChinaEarthquakeSciences, 8(3): 55--66 (in Chinese).

劉保金, 胡平, 孟勇奇, 酆少英, 石金虎, 姬計(jì)法. 2009. 北京地區(qū)地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)的深地震反射剖面探測(cè)研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 52(9): 2264--2272.

Liu B J, Hu P, Meng Y Q, Feng S Y, Shi J H, Ji J F. 2009. Research on fine crustal structure using deep seismic reflection profile in Beijing region[J].ChineseJournalofGeophysics, 52(9): 2264--2272 (in Chinese).

劉保金, 曲國(guó)勝, 孫銘心, 劉亢, 趙成彬, 徐錫偉, 酆少英, 寇昆朋. 2011a. 唐山地震區(qū)地殼結(jié)構(gòu)和構(gòu)造: 深地震反射剖面結(jié)果[J]. 地震地質(zhì), 33(4): 901--912.

Liu B J, Qu G S, Sun M X, Liu K, Zhao C B, Xu X W, Feng S Y, Kou K P. 2011a. Crustal structures and tectonics of Tangshan earthquake area: Results from deep seismic reflection profiling[J].SeismologyandGeology, 33(4): 901--912 (in Chinese).

劉保金, 張先康, 陳颙, 酆少英, 姬計(jì)法, 袁洪克, 左瑩. 2011b. 三河—平谷8.0級(jí)地震區(qū)地殼結(jié)構(gòu)和活動(dòng)斷裂研究：利用單次覆蓋深反射和淺層地震剖面[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 54(5): 1251--1259.

Liu B J, Zhang X K, Chen Y, Feng S Y, Ji J F, Yuan H K, Zuo Y. 2011b. Research on crustal structure and active fault in the Sanhe-Pinggu earthquake (M8.0) zone based on single-fold deep seismic reflection and shallow seismic reflection profiling[J].ChineseJournalofGeophysics, 54(5): 1251--1259 (in Chinese).

劉昌銓, 嘉世旭. 1986. 唐山地震區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)特征: 二維非均勻介質(zhì)中理論地震圖計(jì)算和結(jié)果分析[J]. 地震學(xué)報(bào), 8(4): 341--353.

Liu C Q, Jia S X. 1986. Structural property of the crust and the upper mantle in the Tangshan earthquake region: A method of computing body wave theoretical seismogram and the result of analysis of 2-D inhomogeneous media[J].ActaSeismologicaSinica, 8(4): 341--353 (in Chinese).

劉福田, 曲克信, 吳華, 李強(qiáng), 劉建華, 胡戈. 1986. 華北地區(qū)的地震層面成象[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 29(5): 442--449.

Liu F T, Qu K X, Wu H, Li Q, Liu J H, Hu G. 1986. Seismic tomography of North China region[J].ActaGeophysicaSinica, 29(5): 442--449 (in Chinese).

劉國(guó)棟, 顧群, 史書林, 孫潔, 石障松, 劉金漢. 1983. 京津唐渤和周圍地區(qū)地殼上地幔電性結(jié)構(gòu)及其與地震活動(dòng)性的關(guān)系[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 26(2): 149--157.

Liu G D, Gu Q, Shi S L, Sun J, Shi Z S, Liu J H. 1983. The electrical structure of the crust and upper mantle and its relationship with seismicity in the Beijing-Tianjin-Tangshan region and adjacent area[J].ActaGeophysicaSinica, 26(2): 149--157 (in Chinese).

劉國(guó)棟, 史書林, 王寶鈞. 1984. 華北地區(qū)殼內(nèi)高導(dǎo)層及其與地殼構(gòu)造活動(dòng)性的關(guān)系[J]. 中國(guó)科學(xué): B輯, 14(9): 839--848.

Liu G D, Shi S L, Wang B J. 1984. Relationship between intracrustal high-conductivity layer and activity of crustal tectonics[J].ScienceinChina:SeriesB, 14(9): 839--848 (in Chinese).

劉國(guó)棟. 1994. 中國(guó)大陸巖石圈結(jié)構(gòu)與動(dòng)力學(xué)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 37(增刊): 65--81.

Liu G D. 1994. Lithospheric structure and geodynamics in Chinese continent[J].ActaGeophysicaSinica, 37(Suppl): 65--81 (in Chinese).

劉啟元, 王峻, 陳九輝, 李順成, 郭飚. 2007. 1976年唐山大地震的孕震環(huán)境: 密集地震臺(tái)陣觀測(cè)得到的結(jié)果[J]. 地學(xué)前緣, 14(6): 205--213.

Liu Q Y, Wang J, Chen J H, Li S C, Guo B. 2007. Seismogenic tectonic environment of 1976 great Tangshan earthquake: Results given by dense seismic array observations[J].EarthScienceFrontiers, 14(6): 205--213 (in Chinese).

陸涵行, 曾融生, 郭建明, 林中洋. 1988. 唐山震區(qū)可控震源深反射剖面結(jié)果分析[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 31(1): 27--36.

Lu H X, Zeng R S, Guo J M, Lin Z Y. 1988. Results from deep seismic reflection profiling in Tangshan region[J].ActaGeophysicaSinica, 31(1): 27--36 (in Chinese).

魯來玉, 何正勤, 丁志峰, 姚志祥. 2009. 華北科學(xué)探測(cè)臺(tái)陣背景噪聲特征分析[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 52(10): 2566--2572.

Lu L Y, He Z Q, Ding Z F, Yao Z X. 2009. Investigation of ambient noise source in North China array[J].ChineseJournalofGeophysics, 52(10): 2566--2572 (in Chinese).

盧造勛. 1985. 海城震區(qū)的深部地球物理探測(cè)[J]. 中國(guó)地震, 1(1): 56--65.

Lu Z X. 1985. Progress of geophysical prospecting study on the deep structure of Haicheng earthquake area[J].EarthquakeResearchinChina, 1(1): 56--65 (in Chinese).

盧造勛, 劉國(guó)棟, 魏夢(mèng)華, 孟樸在, 趙俊猛. 1990. 中國(guó)遼南地區(qū)地殼與上地幔介質(zhì)的橫向不均勻性與海城7.3級(jí)地震[J]. 地震學(xué)報(bào), 12(4): 367--378.

Lu Z X, Liu G D, Wei M H, Meng P Z, Zhao J M. 1990. Lateral inhomogeneity of the crust and upper mantle in south Liaoning, China and its relationship with theMS7.3 Haicheng earthquake[J].ActaSeismologicaSinica, 12(4): 367--378 (in Chinese).

盧造勛, 夏懷寬. 1993. 內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗—遼寧東溝地學(xué)斷面[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 36(6): 765--772.

Lu Z X, Xia H K. 1993. Geoscience transect from Dong Ujimqinqi, Nei Mongol, to Donggou, Liaoning, China[J].ActaGeophysicaSinica, 36(6): 765--772 (in Chinese).

盧造勛, 潘科, 蔣秀琴. 2001. 膠遼渤海地區(qū)地殼上地幔結(jié)構(gòu)特征與地震活動(dòng)[G]∥活動(dòng)斷裂研究(8). 北京：地震出版社：9--31.

Lu Z X, Pan K, Jiang X Q. 2001. Structure characteristics of the crust and upper mantle and seismicity in the Jiaoliao and Bohai Sea area[G]∥ResearchonActiveFaults(8). Beijing: Seismological Press: 9--31 (in Chinese).

盧造勛, 蔣秀琴, 潘科, 白云, 姜德錄, 肖立萍, 劉建華, 劉福田, 陳輝, 何建坤. 2002. 中朝地臺(tái)東北緣地區(qū)的地震層析成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 45(3): 338--351.

Lu Z X, Jiang X Q, Pan K, Bai Y, Jiang D L, Xiao L P, Liu J H, Liu F T, Chen H, He J K. 2002. Seismic tomography in the northeast margin area of Sino-Korean platform[J].ChineseJournalofGeophysics, 45(3): 338--351 (in Chinese).

馬杏垣, 劉和甫, 王維襄, 汪一鵬. 1983. 中國(guó)東部中、新生代裂陷作用和伸展構(gòu)造[J]. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 57(1): 22--32.

Ma X Y, Liu H F, Wang W X, Wang Y P. 1983. Meso-Cenozoic taphrogeny and extensional tectonics in eastern China[J].ActaGeologicaSinica, 57(1): 22--32 (in Chinese).

梅世蓉. 1995. 地震前兆場(chǎng)物理模式與前兆時(shí)空分布特征與機(jī)制研究(一): 堅(jiān)固體孕震模式的由來與證據(jù)[J]. 地震學(xué)報(bào), 17(3): 273--282.

Mei S R. 1995. On the physical model of earthquake precursor field and the mechanism of precursor’s time-space distribution: Origin and evidences of the strong body earthquake-generating model[J].ActaSeismologicaSinica, 17(3): 273--282 (in Chinese).

梅世蓉, 薛艷, 尹京苑. 1999. 唐山、邢臺(tái)地震序列特征與三維速度結(jié)構(gòu)的關(guān)系：兼論強(qiáng)震群型地震的預(yù)測(cè)問題[J]. 地震學(xué)報(bào), 21(2): 159--165.

Mei S R, Xue Y, Yin J Y. 1999. Relationship between the earthquake sequences of Tangshan and Xingtai and the three dimensional velocity structure: Discussing on predicting strong earthquakes of swarm type[J].ActaSeismologicaSinica, 12(2): 175--182.

孟憲梁, 杜春濤, 王瑞, 劉士平. 1983. 1679年三河—平谷大震的地震斷裂帶[J]. 地震, (3): 18--23.

Meng X L, Du C T, Wang R, Liu S P. 1983. Seismic fault belt of 1679 Sanhe-Pinggu large earthquake[J].Earthquake, (3): 18--23 (in Chinese).

潘佳鐵, 吳慶舉, 李永華, 張風(fēng)雪, 張廣成. 2011. 華北地區(qū)瑞雷面波相速度層析成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 54(1): 67--76.

Pan J T, Wu Q J, Li Y H, Zhang F X, Zhang G C. 2011. Rayleigh wave tomography of the phase velocity in North China[J].ChineseJournalofGeophysics, 54(1): 67--76 (in Chinese).

齊誠(chéng), 趙大鵬, 陳颙, 陳棋福, 王寶善. 2006. 首都圈地區(qū)地殼P 波和S 波三維速度結(jié)構(gòu)及其與大地震的關(guān)系[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 49(3): 805--815.

Qi C, Zhao D P, Chen Y, Chen Q F, Wang B S. 2006. 3D P and S wave velocity structures and their relationship to strong earthquakes in the Chinese capital region[J].ChineseJournalofGeophysics, 49(3): 805--815 (in Chinese).

秦馨菱, Pederson L B, 趙玉林, 張平, 錢復(fù)業(yè), 錢衛(wèi), 李正南, 杜靜嫻. 1991. 唐山地震區(qū)地殼電性結(jié)構(gòu)及MT探索潛在震源的可能性[J]. 地震學(xué)報(bào), 13(3): 354--363.

Qin X L, Pederson L B, Zhao Y L, Zhang P, Qian F Y, Qian W, Li Z N, Du J X. 1991. Conductivity structure of crust in the Tangshan earthquake area and the possibility of exploring potential seismic sources by magnetotelluric method[J].ActaSeismologicaSinica, 13(3): 354--363 (in Chinese).

邵學(xué)鐘, 張家茹, 章思亞, 楊清源, 李鴻生, 范會(huì)吉. 1993. 邢臺(tái)地震區(qū)深部構(gòu)造背景的地震轉(zhuǎn)換波探測(cè)和研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 36(5): 609--620.

Shao X Z, Zhang J R, Zhang S Y, Yang Q Y, Li H S, Fan H J. 1993. Study of deep structures in Xingtai earthquake area by method of converted waves of earthquakes[J].ActaGeophysicaSinica, 36(5): 609--620 (in Chinese).

宋惠珍, 劉潔, 劉國(guó)棟. 1996. 1966年邢臺(tái)地震震源過程研究[J]. 地震地質(zhì), 18(增刊): 99--111.

Song H Z, Liu J, Liu G D. 1996. A study of the focal process of Xingtai earthquakes in 1966[J].SeismologyandGeology, 18(Suppl): 99--111 (in Chinese).

宋松巖, 周雪松, 王椿鏞, 張先康, 宋建立, 龔怡. 1997. 泰安—忻州剖面S波資料解釋及其與邢臺(tái)地震的相關(guān)性分析[J]. 地震學(xué)報(bào), 19(1): 13--21.

Song S Y, Zhou X S, Wang C Y, Zhang X K, Song J L, Gong Y. 1997. Interpretation of S-wave data from Tai’an-Xinzhou DSS profile and its relationship with Xingtai earthquakes[J].ActaSeismologicaSinica, 19(1): 13--21 (in Chinese).

孫若昧, 劉福田. 1995. 京津唐地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震的發(fā)生: Ⅰ. P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 38(5): 599--607.

Sun R M, Liu F T. 1995. Crust structure and strong earthquake in Beijing, Tianjin, Tangshan area: Ⅰ. P wave velocity structure[J].ActaGeophysicaSinica, 38(5): 599--607 (in Chinese).

孫武城, 祝治平, 張利, 宋松巖, 張成科, 鄭遠(yuǎn)涇. 1988. 對(duì)華北地殼上地幔的探測(cè)與研究[G]∥中國(guó)大陸深部構(gòu)造的研究與進(jìn)展. 北京: 地質(zhì)出版社: 19--37.

Sun W C, Zhu Z P, Zhang L, Song S Y, Zhang C K, Zheng Y J. 1988. Exploration and study on the crust and upper mantle in North China[G]∥DevelopmentsontheResearchofDeepStructureofChineseContinent. Beijing: Geology Publishing House: 19--37 (in Chinese).

唐有彩, 陳永順, 楊英杰, 丁志峰, 劉瑞豐, 馮永革, 李鵬, 俞春泉, 魏松嶠, 范文淵, 王海洋, 周仕勇, 寧杰遠(yuǎn). 2011. 華北克拉通中部地區(qū)背景噪聲成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 54(8): 2011--2022.

Tang Y C, Chen Y S, Yang Y J, Ding Z F, Liu R F, Feng Y G, Li P, Yu C Q, Wei S Q, Fan W Y, Wang H Y, Zhou S Y, Ning J Y. 2011. Ambient noise tomography in North China Craton[J].ChineseJournalofGeophysics, 54(8): 2011--2022 (in Chinese).

滕吉文, 馮熾芬, 李金森, 陳學(xué)波, 聞昆娣, 張家茹, 熊成君. 1974. 華北平原中部地區(qū)深部構(gòu)造背景及邢臺(tái)地震(一)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 17(4): 255--271.

Teng J W, Feng C F, Li J S, Chen X B, Wen K T, Zhang J R, Xiong C J. 1974. Crustal structure of the central part of North China plain and the Xingtai earthquake (I)[J].ActaGeophysicaSinica, 17(4): 255--271 (in Chinese).

滕吉文, 張中杰, 楊頂輝, 張永謙, 張雪梅, 楊輝, 阮小敏. 2009. 地震波傳播理論與地震“孕育”、發(fā)生和發(fā)展的深部介質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境[J]. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 24(1): 1--19.

Teng J W, Zhang Z J, Yang D H, Zhang Y Q, Zhang X M, Yang H, Ruan X M. 2009. The seismic wave propagation theory and the deep medium and tectonic environment of the earthquake “pregnancy”, generation and development[J].ProgressinGeophysics, 24(1): 1--19 (in Chinese).

王椿鏞, 王貴美, 林中洋, 張四維, 劉運(yùn)生, 毛桐恩, 劉元生, 段以偉. 1993. 用深地震反射方法研究邢臺(tái)地震區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 36(4): 445--452.

Wang C Y, Wang G M, Lin Z Y, Zhang S W, Liu Y S, Mao T E, Liu Y S, Duan Y W. 1993. A study on fine crustal structure in Xingtai earthquake area based on deep seismic reflection profiling[J].ActaGeophysicaSinica, 36(4): 445--452 (in Chinese).

王椿鏞, 吳慶舉, 張先康. 1994a. 冀中坳陷內(nèi)深地震反射剖面揭示的滑脫構(gòu)造[J]. 科學(xué)通報(bào), 39(7): 625--628.

Wang C Y, Wu Q J, Zhang X K. 1994a. A detachment revealed by deep seismic reflection profiling in Jizhong depression[J].ChineseScienceBulletin, 39(13): 1112--1116.

王椿鏞, 張先康, 吳慶舉, 祝治平. 1994b. 華北盆地滑脫構(gòu)造的地震學(xué)證據(jù)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 37(5): 613--620.

Wang C Y, Zhang X K, Wu Q J, Zhu Z P. 1994b. Seismic evidence of detachment in North China basin[J].ActaGeophysicaSinica, 37(5): 613--620 (in Chinese).

王椿鏞, 張先康, 林中洋, 李學(xué)清. 1994c. 束鹿斷陷盆地及其鄰近的地殼結(jié)構(gòu)特征[J]. 地震學(xué)報(bào), 16(4): 472--479.

Wang C Y, Zhang X K, Lin Z Y, Li X Q., 1994c. Characteristic of crustal structure in the Shulu fault basin and its vicinity[J].ActaSeismologicaSinica, 7(4): 587--594.

王椿鏞, 張先康, 趙靜嫻，祝治平. 1994d. 邢臺(tái)地震區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu)研究及對(duì)地震構(gòu)造的新認(rèn)識(shí)[G]∥中國(guó)固體地球物理學(xué)進(jìn)展. 北京: 海洋出版社: 31--40.

Wang C Y, Zhang X K，Zho J X, Zhu Z P. 1994d. Study on fine crustal structure in Xingtai earthquake area and new knowledge of seismotectonics[G]∥AdvancesofSolidEarthGeophysicsinChina. Beijing: China Ocean Press: 31--40 (in Chinese).

王未來, 吳建平, 房立華. 2009. 唐海—商都地震臺(tái)陣剖面下方的地殼上地幔S波速度結(jié)構(gòu)研究[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 52(1): 81--89.

Wang W L, Wu J P, Fang L H. 2009. Crust and upper mantle S wave velocity structure beneath Tanghai-Shangdu seismic array profile[J].ChineseJournalofGeophysics, 52(1): 81--89 (in Chinese).

王新勝, 方劍, 許厚澤, 鄭偉. 2012. 華北克拉通巖石圈三維密度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 55(4): 1154--1160.

Wang X S, Fang J, Hsu H, Zheng W. 2012. Density structure of the lithosphere beneath North China Craton[J].ChineseJournalofGeophysics, 55(4): 1154--1160 (in Chinese).

王志鑠. 2005. 大華北及其鄰區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)的地震層析成像研究[D]. 北京: 中國(guó)地震局地球物理研究所: 10--100.

Wang Z S. 2005.SeismicTomographyStudyon3-DVelocityStructureofCrustandUpperMantleinNorthChinaandAdjacentRegions[D]. Beijing: Institute of Geophysics, China Earthquake Administration: 10--100 (in Chinese).

汪素云, 許忠淮, 俞言祥, 環(huán)文林. 1995. 北京及其鄰區(qū)現(xiàn)代微震的重新定位及其構(gòu)造含義[J]. 中國(guó)地震, 11(3): 222--230.

Wang S Y, Xu Z H, Yu Y X, Huan W L. 1996. Relocation of microearthquakes in Beijing and its neighboring areas and its tectonic implications[J].EarthquakeResearchinChina, 10(1): 42--50.

汪一鵬, 鄧起東, 朱世龍. 1989. 華北地區(qū)巖石圈動(dòng)力學(xué)特征[G]∥中國(guó)巖石圈動(dòng)力學(xué)地圖集. 北京: 中國(guó)地圖出版社: 59.

Wang Y P, Deng Q D, Zhu S L. 1989. Lithospheric dynamics of North China[G]∥LithosphericDynamicsAtlasofChina. Beijing: China Cartographic Publising House: 59 (in Chinese).

向宏發(fā), 方仲景, 徐杰, 李如成, 賈三發(fā), 郝書儉, 王景缽, 張晚霞. 1988. 三河—平谷8級(jí)地震區(qū)的構(gòu)造背景與大震重復(fù)性研究[J]. 地震地質(zhì), 10(1): 15--28.

Xiang H F, Fang Z J, Xu J, Li R C, Jia S F, Hao S J, Wang J B, Zhang W X. 1988. Tectonic background of Sanhe-Pinggu seismic area and research on large earthquake repeatability[J].SeismologyandGeology, 10(1): 15--28 (in Chinese).

徐果明, 李光品, 王善恩, 陳虹, 周虎順. 2000. 用瑞利面波資料反演中國(guó)大陸東部地殼上地幔橫波速度的三維構(gòu)造[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 43(3): 366--376.

Xu G M, Li G P, Wang S E, Chen H, Zhou H S. 2000. The 3-D structure of shear waves in the crust and mantle of east continental China inverted by Rayleigh wave data[J].ChineseJournalofGeophysics, 43(3): 366--376 (in Chinese).

徐杰, 方仲景, 楊理華. 1988. 1966年邢臺(tái)7.2級(jí)地震的構(gòu)造背景和發(fā)震構(gòu)造[J]. 地震地質(zhì), 10(4): 51--59.

Xu J, Fang Z J, Yang L H. 1988. Tectonic background and causative fault of 1966 XingtaiMS7.2 earthquake[J].SeismologyandGeology, 10(4): 51--59 (in Chinese).

徐杰, 宋長(zhǎng)青, 楚全芝. 1998. 張家口—蓬萊斷裂帶地震構(gòu)造特征的初步探討[J]. 地震地質(zhì), 20(2): 146--154.

Xu J, Song C Q, Chu Q Z. 1998. Preliminary study on the seismotectonic characters of the Zhangjiakou-Penglai fault zone[J].SeismologyandGeology, 20(2): 146--154 (in Chinese).

徐錫偉, 于貴華, 王峰, 顧夢(mèng)林, 孫振國(guó), 劉保金, 尤惠川. 2000. 1966年邢臺(tái)地震的發(fā)震構(gòu)造模型: 新生斷層形成?先存活斷層摩擦滑動(dòng)?[J]. 中國(guó)地震, 16(4): 364--378.

Xu X W, Yu G H, Wang F, Gu M L, Sun Z G, Liu B J, You H C. 2000. Seismogenic model for the 1966 Xingtai earthquakes: Nucleation of newborn fault or stick slip of preexisting fault?[J].EarthquakeResearchinChina, 16(4): 364--378 (in Chinese).

徐錫偉, 吳衛(wèi)民, 張先康. 2002. 首都圈地區(qū)地殼最新構(gòu)造變動(dòng)與地震[M]. 北京: 科學(xué)出版社: 1--376.

Xu X W, Wu W M, Zhang X K. 2002.TheLatestTectonismofCrustandEarthquakesintheRegionAroundBeijing[M]. Beijing: Science Press: 1--376 (in Chinese).

楊婷, 吳建平, 房立華, 王未來, 呂作勇. 2012. 華北地區(qū)地殼上地幔S波三維速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)進(jìn)展, 27(2): 441--454.

Yang T, Wu J P, Fang L H, Wang W L, Lü Z Y. 2012. 3-D S-wave velocity structure of crust and upper mantle beneath North China[J].ProgressinGeophysics, 27(2): 441--454 (in Chinese).

易桂喜, 姚華建, 朱介壽, van der Hilst R D. 2008. 中國(guó)大陸及鄰區(qū)Rayleigh面波相速度分布特征[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 51(2): 402--411.

Yi G X, Yao H J, Zhu J S, van der Hilst R D. 2008. Rayleigh-wave phase velocity distribution in China continent and its adjacent regions[J].ChineseJournalofGeophysics, 51(2): 402--411 (in Chinese).

尹京苑, 梅世蓉, 薛艷. 1999. 邢臺(tái)地震區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)特征與強(qiáng)震孕育發(fā)生的關(guān)系[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 42(5): 629--639.

Yin J Y, Mei S R, Xue Y. 1999. Relationship between crustal velocity structure and occurrence of strong earthquakes in Xingtai earthquake area[J].ChineseJournalofGeophysics, 42(5): 629--639 (in Chinese).

于湘?zhèn)? 陳運(yùn)泰, 王培德. 2003. 京津唐地區(qū)中上地殼三維P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地震學(xué)報(bào), 25(1): 1--14.

Yu X W, Chen Y T, Wang P D. 2003. Three-dimensional P wave velocity structure in Beijing-Tianjin-Tangshan area[J].ActaSeismologicaSinica, 25(1): 1--14 (in Chinese).

曾融生, 張少泉, 周海南, 何正勤. 1985. 唐山地震區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)及大陸地震成因的探討[J]. 地震學(xué)報(bào), 7(2): 125--142.

Zeng R S, Zhang S Q, Zhou H N, He Z Q. 1985. Crustal structure of Tangshan epicentral region and its relation to the seismogenic process of a continental earthquake[J].ActaSeismologicaSinica, 7(2): 125--142 (in Chinese).

曾融生, 陸涵行, 丁志峰. 1988. 從地震折射和反射剖面結(jié)果討論唐山地震成因[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 31(4): 383--398.

Zeng R S, Lu H X, Ding Z F. 1988. Seismic refraction and reflection profilings across Tangshan epicentral region and their implication to seismogenic processes[J].ActaGeophysicaSinica, 31(4): 383--398 (in Chinese).

曾融生, 朱露培, 何正勤, 丁志峰, 孫為國(guó). 1991. 華北盆地的震源模型兼論強(qiáng)震和盆地的成因[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 34(3): 288--301.

Zeng R S, Zhu L P, He Z Q, Ding Z F, Sun W G. 1991. A seismic source model of the large earthquakes in North China extensional basin and discussions on the genetic processes of the extensional basin and earthquakes[J].ActaGeophysicaSinica, 34(3): 288--301 (in Chinese).

張風(fēng)雪, 李永華, 吳慶舉, 丁志峰. 2011. FMTT方法研究華北及鄰區(qū)上地幔P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 54(5): 1233--1242.

Zhang F X, Li Y H, Wu Q J, Ding Z F. 2011. The P wave velocity structure of upper mantle beneath the North China and surrounding regions from FMTT[J].ChineseJournalofGeophysics, 54(5): 1233--1242 (in Chinese).

張國(guó)民, 李麗, 焦明若. 1997. 我國(guó)地震預(yù)報(bào)研究近十年的發(fā)展與展望[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 40(增刊): 396--410.

Zhang G M, Li L, Jiao M R. 1997. Development in earthquake prediction research during the last decade in China and its prospects[J].ActaGeophysicaSinica, 40(Suppl): 396--410 (in Chinese).

張國(guó)民, 汪素云, 李麗, 張曉東, 馬宏生. 2002. 中國(guó)大陸地震震源深度及其構(gòu)造含義[J]. 科學(xué)通報(bào), 47(9): 663--680.

Zhang G M, Wang S Y, Li L, Zhang X D, Ma H S. 2002. Focal depth research of earthquakes in Mainland China: Implication for tectonics[J].ChineseScienceBulletin, 47(12): 969--974.

張四昌, 刁桂苓. 1992. 唐山地震序列的構(gòu)造過程[J]. 中國(guó)地震, 8(2): 73--80.

Zhang S C, Diao G L. 1992. The tectonic process of the Tangshan earthquake sequence[J].EarthquakeResearchinChina, 8(2): 73--80 (in Chinese).

張四昌. 1993. 華北地區(qū)地震活動(dòng)圖象反映的地震構(gòu)造特征[J]. 中國(guó)地震, 9(3): 223--228.

Zhang S C. 1993. The feature of earthquake tectontics displayed by the seismicity pattern in North China[J].EarthquakeResearchinChina, 9(3): 223--228 (in Chinese).

張四昌, 趙軍, 刁桂苓. 1995. 華北地區(qū)震源斷層與深淺構(gòu)造關(guān)系的初步研究[J]. 華北地震科學(xué), 13(2): 1--10.

Zhang S C, Zhao J, Diao G L. 1995. A preliminary study of the relation between focal faults and deep and shallow structures in North China area[J].NorthChinaEarthquakeSciences, 13(2): 1--10 (in Chinese).

張先康, 楊玉春, 趙平, 趙金仁, 羅力雷, 王春林, 宋建立. 1994. 唐山灤縣震區(qū)的三維地震透射研究: 中、上地殼速度層析成像[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 37(6): 759--766.

Zhang X K, Yang Y C, Zhao P, Zhao J R, Luo L L, Wang C L, Song J L. 1994. Three-dimensional seismic transmission experiment in the Tangshan-Luanxian earthquake region of North China: Tomographic determination of the upper and middle crustal structure[J].ActaGeophysicaSinica, 37(6): 759--766 (in Chinese).

張先康, 王椿鏞, 劉國(guó)棟, 宋建立, 羅力雷, 吳濤, 吳建春. 1996. 延慶—懷來地區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu): 利用深地震反射剖面[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 39(3): 356--364.

Zhang X K, Wang C Y, Liu G D, Song J L, Luo L L, Wu T, Wu J C. 1996. Fine crustal structure in Yanqing-Huailai region by deep seismic reflection profiling[J].ActaGeophysicaSinica, 39(3): 356--364 (in Chinese).

張先康, 趙金仁, 劉國(guó)華, 宋文榮, 劉保金, 趙成斌, 成雙喜, 劉建達(dá), 顧夢(mèng)林, 孫振國(guó). 2002. 三河—平谷8.0級(jí)大震區(qū)震源細(xì)結(jié)構(gòu)的深地震反射探測(cè)研究[J]. 中國(guó)地震, 18(4): 326--336.

Zhang X K, Zhao J R, Liu G H, Song W R, Liu B J, Zhao C B, Cheng S X, Liu J D, Gu M L, Sun Z G. 2002. Study on fine crustal structure of the Sanhe-Pinggu earthquake (M8.0) region by deep seismic reflection profiling[J].EarthquakeResearchinChina, 18(4): 326--336 (in Chinese).

張先康, 李松林, 王夫運(yùn), 嘉世旭, 方盛明. 2003. 青藏高原東北緣、鄂爾多斯和華北唐山震區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)差異: 深地震測(cè)深結(jié)果[J]. 地震地質(zhì), 25(1): 52--60.

Zhang X K, Li S L, Wang F Y, Jia S X, Fang S M. 2003. Differences of crustal structures in northeastern edge of Tibet Plateau, Ordos and Tangshan earthquake region in North China: Results of deep seismic sounding[J].SeismologyandGeology, 25(1): 52--60 (in Chinese).

張之立, 李欽祖, 谷繼成, 靳雅敏, 楊懋源, 劉萬琴. 1980. 唐山地震的破裂過程及其力學(xué)分析[J]. 地震學(xué)報(bào), 2(2): 111--129.

Zhang Z L, Li Q Z, Gu J C, Jin Y M, Yang M Y, Liu W Q. 1980. The fracture processes of the Tangshan earthquake and its mechanical analysis[J].ActaSeismologicaSinica, 2(2): 111--129 (in Chinese)

趙金仁, 張先康, 張成科, 張建獅, 楊卓欣, 劉寶峰, 劉保金, 趙成斌. 2004. 利用寬角反射/折射和深反射探測(cè)剖面揭示三河—平谷大震區(qū)深部結(jié)構(gòu)特征[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 47(4): 646--653.

Zhao J R, Zhang X K, Zhang C K, Zhang J S, Yang Z X, Liu B F, Liu B J, Zhao C B. 2004. Deep structural features of the Sanhe-Pinggu great earthquake area imaged by wide-angle and deep seismic reflection profiling[J].ChineseJournalofGeophysics, 47(4): 646--653 (in Chinese).

朱露培, 曾融生, 劉福田. 1990. 京津唐張地區(qū)地殼上地幔三維P波速度結(jié)構(gòu)[J]. 地球物理學(xué)報(bào), 33(3): 267--277.

Zhu L P, Zeng R S, Liu F T. 1990. Three-dimensional P-wave velocity structure under the Beijing network area[J].ActaGeophysicaSinica, 33(3): 267--277 (in Chinese).

祝治平, 張先康, 蓋玉杰, 張建獅, 聶文英, 石金虎, 張成科, 阮紅. 1995. 邢臺(tái)地震區(qū)及相鄰地區(qū)地殼上地幔速度結(jié)構(gòu)[J]. 地震學(xué)報(bào), 17(3): 328--334.

Zhu Z P, Zhang X K, Gai Y J, Zhang J S, Nie W Y, Shi J H, Zhang C K, Ruan H. 1995. Velocity structure of the crust and upper mantle in Xingtai earthquake region and its adjacent area[J].ActaSeismologicaSinica, 8(3): 405--412.

祝治平, 張建獅, 張成科, 趙金仁, 劉明清, 唐周瓊, 蓋玉杰, 任青芳, 聶文英, 楊清. 1999. 山西中南部殼幔結(jié)構(gòu)的研究[J]. 地震學(xué)報(bào), 21(1): 42--49.

Zhu Z P, Zhang J S, Zhang C K, Zhao J R, Liu M Q, Tang Z Q, Gai Y J, Ren Q F, Nie W Y, Yang Q. 1999. Study on the crust-mantle structure in the central and southern parts of Shanxi[J].ActaSeismologicaSinica, 12(1): 46--54.

Aki K, Lee W H K. 1976. Determination of three-dimensional velocity anomalies under a seismic array using first P arrival times from local earthquakes: 1. A homogeneous initial model[J].JGeophysRes, 81(23): 4381--4399.

Butler R, Stewart G S, Kanamori H. 1979. The July 27, 1976 Tangshan, China earthquake: A complex sequence of intraplate events[J].BullSeismolSocAm, 69(1): 207--220.

Ditmar P G, Yanovskaya T B. 1987. A generalization of the Backus-Gilbert method for estimation of lateral variations of surface wave velocity[J].PhysSolidEarth,IzvestiaAcadSciUSSR, 23(61): 470--477.

Fang L H, Wu J P, Ding Z F, Panza G F. 2010. High-resolution Rayleigh wave group velocity tomography in North China from ambient seismic noise[J].GeophysJInt, 181(2): 1171--1182.

Hu S B, He L J, Wang J Y. 2000. Heat flow in the continental area of China: A new data set[J].EarthPlanetSciLett, 179(2): 407--419.

Huang J L, Zhao D P. 2004. Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing, China[J].Tectonophysics, 385(1/2/3/4): 159--180.

Huang J L, Zhao D P. 2009. Seismic imaging of the crust and upper mantle under Beijing and surrounding regions[J].PhysEarthPlanetInter, 173(3/4): 330--348.

Huang Z X, Li H Y, Zheng Y J, Peng Y J. 2009. The lithosphere of North China Craton from surface wave tomography[J].EarthPlanetSciLett, 288(1/2): 164--173.

Jones T, Nur A. 1983. Velocity and attennation in sandstone at elevated temperatures and pressures[J].GeophyResLett, 10(2): 140--143.

Lei J S, Xie F R, Lan C X, Xing C Q, Ma S Z. 2008. Seismic images under the Beijing region inferred from P and PmP data[J].PhysEarthPlanetInter, 168(3/4): 134--146.

Li Y H, Wu Q J, Zhang R Q, Pan J T, Zhang F X, Zeng R S. 2009. The lithospheric thinning of the North China Craton inferred from Rayleigh waves inversion[J].GeophysJInt, 177(3): 1334--1342.

Meissner R, Wever T. 1992. The possible role of fluids for the structuring of the continental crust[J].Earth-SciRev, 32(1/2): 19--32.

Murphy J M, Fuis G S, Ryberg T, Lutter W J, Catchings R D, Goldman M R. 2010. Detailed P- and S-wave velocity models along the LARSE II transect, southern California[J].BullSeismolSocAm, 100(6): 3194--3212.

Pavlis N K, Holmes S A, Kenyon S C, Factor J K. 2012. The development and evaluation of the Earth Gravitational Model 2008 (EGM2008)[J].JGeophysRes, 117(B4): B04406.doi:10.1029/2011JB008916.

Sandmeier K J, Wenzel F. 1986. Synthetic seismograms for a complex crustal model[J].GeophysResLett, 13(1): 22--25.

Tian Y, Zhao D P, Sun R M, Teng J W. 2008. Seismic imaging of the crust and upper mantle beneath the North China Craton[J].PhysEarthPlanetInter, 172(3/4): 169--182.

Wang C Y, Zhang X K, Lin Z Y, Wu Q J, Zhang Y S. 1997. Crustal structure beneath Xingtai earthquake area in the North China and its tectonic implications[J].Tectonophysics, 274(4): 307--319.

Wang W L, Wu J P, Fang L H. 2012. High resolution Rayleigh wave phase velocity tomography in northern North China[J].GeophysJInt, 189(1): 647--658.

Ye H, Shedlock K M, Hellinger S J, Sclater J G. 1985. The North China basin: An example of a Cenozoic rifted intraplate basin[J].Tectonics, 4(2): 153--169.

Zeng R S, Wang C Y, Zhang D N. 1995. On the dynamics of extensional basin[J].PureApplGeophys, 145(3/4): 579--603.

Exploration on the deep tectonic environment of strong earthquakes in North China and relevant research findings

Wang Chunyong1),*Duan Yonghong2)Wu Qingju1)Wang Zhishuo3)

1)InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China2)ResearchCenterofGeophysicalExploration，ChinaEarthquakeAdministration，Zhengzhou450002，China3)EarthquakeAdministrationofHenanProvince，Zhengzhou450016，China

In the 1960--1970s，North China has undergone a series of strong earthquakes. The nucleation，development and occurrence mechanisms of strong earthquakes are closely related to the deep structure. For nearly 50 years，Chinese seismologists have carried out a great deal of researches in the fields of seismotectonics and deep environment of strong earthquakes. Deep geophysical survey and seismic tomography imaging revealed the basic characteristics of crustal structures in North China，and significant progresses have been made in the issues of the deep tectonic environment of strong earthquake occurrence. Based on the large-scale exploration of crustal and upper mantle structures in North China，this paper presents a review on the study of the seismotectonics and deep environment of 1966 XingtaiMS7.2，1976 TangshanMS7.8，1975 HaichengMS7.3 and 1679 Sanhe-PingguM8.0 earthquakes. Deep seismic reflection profilings revealed that there is a high-angle deep fault in the vicinity of focal source，which passes through lower crust to the Moho. The geometry of high-angle deep fault is basically consistent with the seismic fault plane of the focal mechanism solutions，thus it is considered as the seismogenic fault. A new model of the relation between shallow and deep structures is that the shallow listric normal fault and its related tectonic system of active graben and half graben only developed above the detachment in mid-crust，while the high-angle deep active fault or ductility deformation zone developed below. The tectonic model of Xingtai earthquakes has resolved the contradiction between the typical continental extensional tectonic environment and the strike-slip focal mechanism of strong earthquakes in North China. Based on the massive broadband seismic data in North China，seismic tomography shows that most of large earthquakes occurred in the transition between the high-velocity and low-velocity zones. Comprehensive analysis of deep geophysical data reveals that the low-velocity anomaly belt beneath the source，high-angle ultracrustal deep fault，inconsis-tency of the deep and shallow structures in crust，lower-velocity in the uppermost mantle，and local Moho uplift are the seismogenic environment features held in common by strong earthquakes in the extensional tectonic region of North China. The migration and deformation of the mantle material would contribute to the energy accumulation of a large earthquake，which leads to the Tangshan earthquake occurrence. The hypothesis of the “solid body” seismo-genic model extends the ideas to address the seismogenic environment of strong earthquakes. However，despite the deep seismic reflection profiling and the seismic tomography research greatly enriched the knowledge of seismogenic environment in deep，we still face some deep-seated problems which need further research.

continental earthquake；crustal structure；extensional tectonic area；seismotectonics；deep tectonic environment

10.11939/jass.2016.04.002.

綜 述

國(guó)家自然科學(xué)基金(91014006，90914005，41474073)資助.

2016-06-24收到初稿，2016-06-30決定采用修改稿.

10.11939/jass.2016.04.002

P315.2

A

王椿鏞，段永紅，吳慶舉，王志鑠. 2016. 華北強(qiáng)烈地震深部構(gòu)造環(huán)境的探測(cè)與研究. 地震學(xué)報(bào), 38(4): 511--549.

Wang C Y，Duan Y H，Wu Q J, Wang Z S. 2016. Exploration on the deep tectonic environment of strong earthquakes in North China and relevant research findings.ActaSeismologicaSinica, 38(4): 511--549.doi:10.11939/jass.2016.04.002.

*通訊作者 e-mail: wangcy@cea-igp.ac.cn