引言

华北克拉通不仅是我国最古老的克拉通，也是世界上最古老的克拉通之一（邱瑞照等，2004）。华北克拉通于太古代末期完成克拉通化后长期保持着相对稳定的状态（Gao et al，2002；翟明国，2008，2011；Zhai，Santosh，2011；郑建平，戴宏坤，2018），但自中生代后开始发生活化、破坏；在中侏罗世至早白垩世，由于古太平洋的俯冲剪切，华北克拉通先后受到南北向、北北西—南南东向的挤压作用（燕山运动A幕和B幕）并伴随着强烈的岩浆活动，产生了一系列逆冲断层、褶皱（Zhang et al，2014；唐杰等，2016；朱日祥，徐义刚，2019）。早白垩世—新生代是华北克拉通遭到破坏和岩石圈减薄的关键阶段（郑建平，戴宏坤，2018）。在经历早白垩纪强烈的伸展作用后，华北克拉通出现了大量的断陷盆地、拆离断层并伴随着岩石圈和地幔介质性质的转变（朱日祥等，2011，2012）。晚中生代以来，由于西太平洋板块的俯冲、后撤，华北克拉通破坏主要表现为岩石圈减薄（Menzies et al，1993；徐义刚，1999；Chen et al，2008；武岩等，2018）、大规模的岩浆活动（Xu，2001；Zhang et al，2014）、软流圈物质上涌、浅部地壳滑脱以及在伸展作用下形成浅部断陷、盆地（Zheng et al，2007；郑建平，戴宏坤，2018）。华北克拉通破坏主要集中于东部地区，该地区构造运动复杂，曾多次发生破坏性地震，1966年邢台大地震和1976年唐山大地震就发生在该区内。华北盆地是华北克拉通东部破坏较为明显的地区之一（Chen et al，2008，2009；王帅军等，2014；刘志等，2015；段永红等，2015），其内部构造也较为复杂，分布着冀中坳陷、黄骅坳陷、沧县隆起等次级构造单元，也分布着多条断裂（图1）。华北克拉通发生破坏后失去了克拉通原有属性且频繁发生破坏性地震，该区已成为国内外地震学研究的热点（于湘伟等，2010a；Pei et al，2010；杨婷等，2012；朱日祥，徐义刚，2019）。此外，华北地区不仅是我国政治、文化中心，而且是经济发达和人口分布密集区域，频繁的地震活动给我国带来了巨大的损失（嘉世旭等，2005）。无论是研究华北克拉通的破坏机制、内部的深浅构造运动，还是研究地震孕育环境与发生机理，地壳三维速度结构都是其重要的约束和基础。

图  1  研究区构造背景及台站分布

Figure  1.  Structural background and station distribution in the studied area

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地震层析成像是探测地下介质结构和深部隐伏断裂的一种重要的地球物理学方法（于湘伟等，2003；王长在等，2011；左可桢，陈继锋，2018），目前应用于华北克拉通地区的层析成像方法主要有体波走时层析成像、面波层析成像以及有限频层析成像等（郭慧丽，徐佩芬，2011；王椿镛等，2017）。在地震波场中，体波走时信息相对于其它信息有更高的精度和可靠性，因此体波层析成像相比于其它成像法被更加广泛地应用于壳幔结构研究中（田有等，2009）。二十世纪八十年代，金安蜀等（1980）在我国首次使用地震体波层析成像法（ACH方法）反演了北京地区的地壳上地幔三维速度结构；随着观测条件的逐步改善，对华北地壳结构的研究也越来越深入，所获相关成果具有重要的指导意义（刘福田等，1986；Shedlock，Roecker，1987；朱露培等，1990；李强等，1999；段永红等，2002；黄金莉，赵大鹏，2005；齐诚等，2006；Lei et al，2008；Tian et al，2009）。二十一世纪初发展起来的双差层析成像法（Zhang，Thurber，2003，2006）将震源区三维速度结构与地震定位相结合，能够更准确地显示地震活动的空间分布特征，刻画地壳深部断层的展布形态（Lei et al，2012；曲均浩等，2015；左可桢，陈继锋，2018）。利用双差层析成像法研究华北地区的地壳结构取得了高质量的成果，例如：于湘伟等（2010）采用该方法利用Pg波联合反演了京津唐地区的地壳三维速度结构和震源参数，结果表明该方法改进了研究区的精细速度结构图像；杨峰（2019）基于Pg波数据采用该方法反演了华北北部的地壳三维速度结构，并探讨了速度结构与地震活动的关系以及太平洋板块俯冲对华北北部地壳结构的影响，其结果表明华北北部地区的强震活动以及地壳结构的非均匀性与太平洋板块俯冲、滞留引起的深部过程密切相关。因此利用近几年华北科学台阵提供的大量、密集且质量更高的数据，并在反演中加入Sg波和首波数据，有望得到分辨率更高的地壳结构，从而进一步了解华北克拉通的岩石圈改造与减薄以及地震的孕育环境与发生机理。

基于上述考虑，本研究利用从中国地震编目系统下载到的2008年6月1日至2018年6月1日期间的P波和S波（Pg，Pn和Sg，Sn）走时数据，使用双差层析成像法建立华北地区（37°N—42°N，113.5°E—118.5°E）（图1）的地壳三维P波和S波速度结构并对所用地震进行重新定位，以期获得分辨率更高的P波、S波地壳精细速度结构，并在此基础上结合该区地质构造背景、华北克拉通破坏机制以及该区以往深部结构的重要研究成果来分析地壳速度结构与地震活动性的关系，以揭示华北克拉通破坏、壳幔间的物质交换等对该地区地震孕育环境、地震活动性以及地壳速度结构所产生的影响。

1.   方法与数据

1.1   双差层析成像方法

双差层析成像法是一种在反演三维速度结构的同时对地震进行定位的方法（Zhang，Thurber，2003，2006），该方法对同一台站接收到的两个射线路径相似的地震的观测与理论到时差作差得到双差数据，并利用该数据进行速度结构反演和地震定位。

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双差层析成像法之所以能够降低射线路径差异对反演结果造成的影响，是因为该方法在反演过程中同时利用绝对到时和到时差两种数据（Waldhauser，Ellsworth，2000）。利用这两种数据可分别确定震源区内部（到时差数据）和外部（绝对到时数据）的速度结构与震源位置。双差层析成像法使用这两种数据相互促进来提高地震定位和三维速度结构的精度，较仅使用绝对到时的标准层析成像法更精确（Zhang，Thurber，2003；Okada et al，2005；左可桢，陈继锋，2018；杨峰，2019）。

1.2   数据资料与反演参数

根据中国地震编目系统记录到的华北地区（37°N—42°N，113.5°E—118.5°E） 2008年6月1日至2018年6月1日的震相报告，获得Pg波走时15万3 549个、Sg波走时16万7 071个、Pn波走时1万4 548个、Sn波走时2 517个，涉及地震事件6 350个。该区内共有133个固定台站。为了保证反演结果的可靠性，对获取的震相到时按照以下标准筛选：仅选取震级M≥1.0、走时残差≤ 0.5 s且至少被8个地震台站观测到的地震事件；剔除偏离地震波走时曲线较大的震相数据，并基于实际数据确定的震中距临界值对直达波和首波加以筛选（图2）。为使反演结果最优，对控制参数进行调试，最终的控制参数设置为：每个地震配对数量不大于20个，地震对到台站的距离不大于500 km，每对地震之间的距离介于0.1—10 km之间，每个地震对需要的震相数介于8—50之间。这样最终获取了5 515个有效地震事件，其中P波和S波绝对到时数据分别为9万8 704条和9万7 761条，P波和S波相对到时数据分别为55万578条和56万4 824条。因初始P波、S波震相数据的拾取精度不同，所以设P波权重为1.0，S波权重为0.5。

图  2  初至P波（a）和S波（b）的时距曲线

Figure  2.  Time-distance curves of initial P （a） and S （b） waves

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双差层析成像法是基于三维规则网格进行模型参数化。为选取最佳网格节点间距，我们结合本研究的震相资料、台站分布以及地震震中位置反复进行分辨率试验。通过对比使用不同网格节点间距得到的分辨率结果，最终将研究区域三维速度结构模型在水平方向以0.3°×0.3°划分，在垂直方向0—35 km深度上以5 km为间隔划分，在42 km和50 km深度处设置更深部节点（图3）。基于于湘伟等（2010）、段永红等（2016）和杨峰（2019）的华北地区速度结构反演结果，通过多次反演测试建立了本文所用的初始一维速度模型，如图4所示。利用和达法拟合该研究区P波和S波的波速比为1.73。反演过程中利用光滑因子和阻尼因子来确保反演结果的稳定（Thurber et al，2009），本文利用L曲线（Eberhart-Phillips，1986）经多次测试后设定光滑因子为20，阻尼因子为500 （图5）。

图  3  反演网格划分及射线分布

Figure  3.  Inversion gridding and ray path distribution

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图  4  初始速度一维模型

Figure  4.  Initial one-dimensional velocity model

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图  5  利用L曲线选取阻尼因子（a）和光滑因子（b）

Figure  5.  Trade-off curves for determinig the best values of damping （a） and smoothing （b） parameters

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2.   反演结果

2.1   检测板测试结果

本文利用检测板测试来确定反演结果是否可靠。在初始速度模型网格节点间添加±5%的扰动后反演得到检测板测试结果，若检测板结果呈正负相间的速度变化，则证明其分辨率较高，反演结果较为可靠。由图6和图7所示的P波和S波检测板测试结果可知：P波和S波在5—25 km深度范围内的反演结果分辨率较高，在30 km和35 km深度处的分辨率较低，这是因为该区域在此深度基本无地震发生，且射线密度较低；P波在42 km和50 km深度处（上地幔顶部）获得较好的分辨率，这是因为Pn波主要集中于上地幔顶部传播；25 km深度以下S波分辨率较低，这是由于Sn震相数据较少所致。

图  6  P波检测板不同深度的测试结果

Figure  6.  Results of P-wave checkerboard tests at different depths

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图  7  S波检测板不同深度的测试结果

Figure  7.  Results of S-wave checkerboard tests at different depths

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2.2   反演结果分析

利用双差层析成像法经15次反演迭代后得到5 515个地震事件的重定位结果，如图8所示，可见重定位后的地震更加紧密地沿断裂走向分布，尤其在新河断裂、唐山断裂上，震中更紧密地集中在断裂附近，显示了地震活动与地质构造之间存在着紧密联系。定位前、后的地震沿经度方向和纬度方向的分布（图8）显示重定位地震在垂直方向上更加集中，但不再是集中分布于上地壳的某一深度，而是沿着深度方向展布在6—16 km之间（图9）。地震重定位前、后的走时残差均方根分布发生了明显的变化，如图10所示。可见：重定位后的走时残差均方根平均值明显降低，由0.265 s降至0.008 s；重定位后地震的误差平均值在东北向上为586.85 m，南北向上为560.92 m，深度上为925.13 m。

图  8  重定位前后的地震分布图

Figure  8.  Earthquake distribution before and after relocation

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图  9  反演前（a）、后（b）的震源深度分布

Figure  9.  Focal depth distribution before （a） and after （b） inversion

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图  10  反演前（a）、后（b）的地震走时残差均方根分布

Figure  10.  RMS distribution of seismic travel time residuals before （a） and after （b） inversion

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图11和图12给出了研究区内不同深度P波、S波速度结构以及每个深度层面上下2.5 km范围内的地震分布。在5 km深度的P波、S波速度结构中（图11a，12a）：燕山隆起和太行隆起为大面积的高速区；唐山地区虽地处华北平原地区，但其位于张渤地震带上隆起的地块中（高文学，马瑾，1993），因此也呈现为高速特征；华北盆地中的沧县隆起为明显的高速区，而其两侧的黄骅坳陷和冀中坳陷均呈低速特征；邢台东北部为明显低速区；大多数断裂位于高速区，少数断裂位于高低速过渡区；P波、S波低速区的走向与平原、凹陷的盆地走向基本一致，P波、S波高速区的走向则与隆起的山区走向基本一致，这种特征与前人关于华北地区的研究结果（汪素云等，2003；于湘伟等，2003；潘佳铁等，2011；杨峰，黄金莉，2013；杨峰，2019）相吻合。由上述可知，5 km深度处的P波和S波速度结构与该区的区域构造有较好的对应，且P波与S波的高低速分布有较好的一致性，这在一定程度上佐证了本文的反演结果具有较高的分辨率和可靠性。

图  11  华北地区不同深度h处的P波速度结构（白色圆点为重定位地震分布 ）

Figure  11.  P-wave velocity structure in Noth China at different depths h where white dots are relocated earthquakes

（a） h＝5 km；（b） h＝10 km；（c） h＝15 km；（d） h＝20 km；（e） h＝25 km；（f） h＝30 km； （g） h＝35 km；（h） h＝42 km；（i） h＝50 km

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图  12  华北地区不同深度h处的S波速度结构（白色圆点为重定位地震）

Figure  12.  S-wave velocity structure in North China at different depths h where the white dots are relocated earthquakes

（a） h＝5 km；（b） h＝10 km；（c） h＝15 km；（d） h＝20 km；（e） h＝25 km；（f） h＝30 km

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在10 km深度的P波、S波速度结构（图11b，12b）中：蔚县—涞水北部—北京西部呈环状高速带包围着延庆—怀来盆地的低速区；唐山—沧县—石家庄—曹家务—凤河营呈半环状高速条带，两侧的黄骅坳陷和冀中坳陷均为低速区。在5 km和10 km深度上，唐山断裂和新河断裂及周边分布着一系列成簇的地震，唐山断裂及周边的地震主要分布在高速区内，而新河断裂及周边的地震主要分布于高低速过渡带上。

在15 km深度的P波、S波速度结构（图11c，12c）中，唐山地区和邢台东北部地区下方均存在低速体，唐山断裂、新河断裂及其周边的地震主要分布在高低速过渡带上。在20 km深度的P波、S波速度结构（图11d，12d）中，黄骅及周边地区为高速区，唐山地区和邢台东北部地区下方存在低速体。在25 km深度的P波、S波速度结构（图11e，12e）中：在唐山东部—天津北部—大城—邢台东北部地区形成P波低速带，其两侧分布着一系列高速区；延庆—怀来—张家口—蔚县呈环状低速条带，对内部的高速区形成了全包围；唐山东部为S波高速区，该处P波、S波的速度特征变化可能是由于此处的地下介质发生改变而引起。由于25 km深度以下S波反演结果的分辨率（图7）较低，因此25 km深度以下的S波速度结构本文不给予讨论。在30 km深度的P波速度结构（图11f）中，邢台以北、北京以南、大城以西和石家庄以东包围的华北盆地中心区域呈现高速异常，周围地区则呈低速异常，这与段永红等（2016）利用地震测深得到的结果一致。华北盆地中心区域被认为是华北克拉通东部破坏程度最严重的区域，主要表现为该区域岩石圈的大量减薄（Chen et al，2008，2009；王帅军等，2014；段永红等，2015；刘志等，2015）。段永红等（2016）认为华北盆地中心区域下地壳呈现高速异常可能与岩浆的底侵作用有关。

本文研究区的莫霍面深度大约处于32—40 km之间（王峻等，2009a；段永红等，2016），在35 km深度的P波速度结构中（图11g），石家庄—涞水—张家口为大面积低速区，邢台北部—保定—曹家务、廊坊—夏垫、玉田—唐山和延庆—怀来呈大面积高速区。对比王峻等（2009a）和段永红等（2016）关于华北地区地壳厚度的研究结果，我们发现延庆—怀来和北京以东区域呈大面积壳幔隆升，该深度的P波高低速区分布与壳幔界面形态大体一致。研究中使用一定数量的Pn波数据进行反演，获得了具有一定分辨率的上地幔顶部P波速度结构（图11i），结果显示燕山隆起和华北平原呈大面积高速区，太行山隆起主要表现为低速异常，该结果与该地区的地震层析成像结果（汪素云等，2003；黄金莉，赵大鹏，2005）以及基于重力资料得到的结果（高文学，马瑾，1993）较为一致。

为了近一步了解该研究区速度结构与地震活动性的关系，沿图1中的四条剖面a，b，c和d横切研究区，得到了横剖面的P波、S波速度结构，如图13和图14所示。可见：太行山隆起在上地壳呈大面积的高速区（图13，14a，b，c）；华北盆地在上地壳内主要呈低速特征；华北盆地中的黄骅坳陷、冀中坳陷下方低速异常已延至约10 km深度（图13，14a），说明这两坳陷处的结晶基底较深（嘉世旭，张先康，2005；段永红等，2016；杨峰，2019）；唐山断裂处地震较多且呈条带状集中分布（图13，14c），唐山下方地区P波、S波在5—10 km深度呈高速特征，中、下地壳则呈连续低速特征（图13，14b），该结果与一系列的地震测深（李松林等，2001）、地震走时层析成像（Huang，Zhao，2004；王志铄等，2008；段永红等，2016；杨峰，2019）以及接收函数结果（刘启元等，2007）较为一致。

图  13  沿图1四条剖面a （a），b （b），c （c）和d （d）的P波速度剖面图（白色圆点为地震）

Figure  13.  P-wave velocity profiles along the four sections a （a），b （b），c （c） and d （d） as shown in Fig. 1 （White dots denote earthquakes）

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图  14  沿图1四条剖面a （a），b （b），c （c）和d （d）的S波速度剖面图（白色圆点为地震）

Figure  14.  P-wave velocity profilees along the four sections a （a），b （b），c （c） and d （d） as shown in Fig. 1 （White dots denote earthquakes）

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3.   讨论与结论

重定位后的地震在地质构造上主要分布于断裂带上且呈条带状分布（图8），在速度结构上主要分布于高低速过渡带上且偏高速区一侧，也有部分地震发生在高、低速体内（图12，13），这说明地震活动的发生与介质的不均匀性有密切的关系（王椿镛等，2017）。高低速过渡带周围介质的分布及其物性（密度、压力、重力、温度、磁性及弹塑性等）最不均匀，但此处恰是应力高度集中的部位，也是介质相对脆弱的部位（于湘伟等，2003；郑建常等，2007）。高速体相比于低速体更易使应力在其内部高度集中，而在高、低速过渡带上更有利于应力在高速体内部高度集中，当应力集中到一定程度，低速体周围介质让位于高速体周围介质从而导致断层错位变形继而引发地震。

研究区内地壳速度结构复杂，具有明显的高、低速交错分布的特征。对比壳内纵向速度结构可知地块在不同深度具有不同的速度特征：上地壳的高、低速分布与大地构造、断裂分布有一定的相关性，这说明大地构造、断裂对上地壳速度有控制作用；中下地壳高、低速分布特征与上部地壳差异较大，不同地区的中地壳与上地壳高低速转换明显，下地壳呈现大面积高速特征，这可能是由于中下地壳的速度与壳幔间作用、莫霍面以及软流圈物质上涌等有关。

刘国栋等（1983，1984）关于华北地区大地电磁测深的研究结果显示唐山、邢台震源区中下地壳存在高导层，本文中的结果“唐山、邢台东北部地区中、下地壳内低速异常连续分布”与其相吻合。高导低速层的出现可能是由于唐山、邢台震源区下方存在低强度流体，流体有利于将区域应力集中于上覆的脆性岩层上，从而导致大地震的孕育发生（Zhao et al，1996，2010）。因此唐山、邢台震源区地震的发生可能与流体有关。

唐山、邢台东北部地区在15—25 km深度呈现连续的低速异常，而在30 km深度呈高速异常（图12），图14b的剖面结果中蓝色高速区顶部边界处显示了壳幔边界的位置，该边界在唐山下方的位置明显高于周围地区，这些结果均表明唐山及邢台东北部地区下方的莫霍面隆升。唐山震源区和邢台震源区的地震主要分布在唐山和新河两大断裂上（图9）。唐山、邢台地区的地震反射剖面及接收函数研究结果（陈学波等，1988；徐杰等，1988；王椿镛等，1993，1994；刘启元等，2007；王峻等，2009b；刘保金等，2011）显示，唐山断裂、新河断裂下方存在高角度错断中下地壳和莫霍面的深断裂。结合本研究结果显示的唐山、邢台震源区中下地壳内存在连续低速异常，我们进一步推测地幔热物质、高温岩浆、深部流体已沿着深部断裂、裂隙上涌，侵入中下地壳，甚至在某些地区已经侵入上地壳，并在地壳内部形成低速体。

朱日祥等（2012，2015）关于华北克拉通破坏的研究显示岩石圈在华北克拉通破坏期间的伸展方向变化规律与西太平洋板块的运动方向一致，并且其破坏区的展布方向也平行于太平洋俯冲带。之后，朱日祥和徐义刚（2019）在此基础上指出太平洋板块的西向俯冲作用是华北克拉通破坏的主要驱动力。太平洋板块西向俯冲于中国大陆东部上地幔，在其深部形成地幔楔结构，滞留在地幔转换带的板块经脱水作用产生大量流体，流体向上移动至地幔和岩石圈，引发华北克拉通东部岩石圈内部的强烈弱化、地幔对流等，这使得其地幔岩石圈失去稳定性，最终导致华北克拉通发生破坏（朱日祥等，2012，2015）。根据华北地区构造格局、演化过程、前人成果以及本文的地壳速度结构模型，我们推测可能由于太平洋板块的西向俯冲导致软流圈热物质上涌、岩石圈拆沉以及滞留板块的脱水产生流体等过程，华北克拉通发生破坏，继而岩石圈大幅度减薄、软流圈热物质上涌，这促使深部流体、热物质和高温岩浆沿着深部断裂、裂隙上涌侵入中下地壳，导致中下地壳发震层的部分熔融与弱化，从而为地震的孕育和发生创造了条件。华北地区强震的发生与地壳上地幔介质的不均匀性、克拉通破坏以及岩石圈减薄等有着紧密的联系。

本文基于2008年6月—2018年6月间华北地区（37°N—42°N，113.5°E—118.5°E）内的133个固定地震台站记录到的初至P波、S波震相资料，利用双差层析成像法反演了该区地壳P波和S波速度结构，并且对该地区的地震进行了重新定位。本文在研究过程中加入Sg波及首波数据，使得模型分辨率提高，与前人的研究结果对比，本文研究结果更加精细，中下地壳的高低速界限更加明显，为进一步深入探讨研究区内地震孕育的深部构造活动及背景提供了有价值的观测依据。所得结论如下：

1） 地震重定位后的走时残差均方根平均值明显下降，由0.265 s降至0.008 s，重定位地震在东西向、南北向、深度方向上的误差平均值分别为586.85 m，560.92 m，925.13 m，震源深度主要分布在6—16 km上。重定位后的地震在地质构造上主要呈条带状分布于断裂上，在速度结构上主要分布于高、低速过渡带上且偏于高速区一侧。高、低速过渡带上更有利于应力在高速体内部高度集中，当应力集中到一定程度，低速体周围介质让位于高速体周围介质，导致断层错位变形从而引发地震。

2） 唐山、邢台震源区壳内存在低速异常，这可能是由于地幔热物质、深部流体、高温岩浆沿深部断裂、裂隙上涌，侵入中下地壳，甚至在某些地区侵入上地壳，并在地壳内部形成低速体.

3） 研究区内地壳速度结构复杂，具有明显的高、低速交错分布的特征。上地壳的高低速分布与大地构造、断裂分布具有一定的相关性，这表明上地壳的速度结构主要受大地构造与断裂控制。中下地壳高、低速分布特征与上地壳差异较大，这可能是因为中下地壳的速度分布与壳幔间作用、莫霍面隆升以及软流圈物质上涌等有着紧密的联系。

华北地区强震的发生与地壳上地幔介质的不均匀性、岩石圈减薄以及克拉通的破坏等紧密相关。华北克拉通破坏后，岩石圈大幅度减薄，软流圈热物质上涌，促使深部流体、热物质和高温岩浆沿着深部断裂、裂隙上涌侵入中下地壳，导致中下地壳发震层部分熔融与弱化，从而为地震的孕育和发生创造条件。

本文在研究过程中使用了直达波和首波数据，由于研究区地震基本发生在30 km深度以上且Sn波数据较少，对莫霍面的S波速度结构难以给出可靠的约束，希望今后可以加入更多的波形数据对研究区莫霍面的精细速度结构予以进一步研究。

中国科学技术大学地球和空间科学学院张海江教授提供了TomoDD程序，中国地震局地球物理研究所吴庆举研究员和李永华研究员提出了有益的建议，作者在此一并表示衷心的感谢。