本研究区域位于华北北部地区(111°E—120°E，37°N—42°N). 该地区地震活动强烈，历史上曾多次发生强震，造成了巨大经济和社会损失. 受多次构造运动的影响，华北地区地质构造十分复杂(图 1)，存在一系列的隆起、 断裂带，如张渤地震带、 太行山山前断裂带. 近年来，华北克拉通破坏和岩石圈减薄为这一地区的研究热点(朱日祥，2007)，弄清该地区地壳上地幔速度结构将有助于人们对华北克拉通的破坏过程进行更深入的研究.

图 1(Fig. 1)

图 1 研究区地形和构造示意图 Fig. 1 Topography and tectonic sketch map of study region

20世纪80年代以来，许多学者利用地球物理探测方法，研究了该地区的地壳上地幔结构，取得了一系列有意义的结果(刘福田等，1986； 朱露培等，1990； 丁志峰，1999； 黄金莉，赵大鹏，2005； 齐诚等，2006； 李志伟等，2006； 张岭等，2007； Lei et al，2008； Tian et al，2009). 然而，由于受台站、 资料等的限制，对该地区地下结构的研究还主要集中在地壳，对上地幔及更深部的研究相对较少. 华北地震科学台阵的布设为我们研究地壳及上地幔结构提供了良好的数据平台. 本文利用华北地震科学台阵获得的近震和远震资料以及首都圈台网的近震资料，研究华北地区地壳上地幔三维P波速度结构，得到了深至400 km、 高分辨率的层析成像结果.

自2006年11月起，中国地震局地球物理研究所在华北地区布设了250套流动地震观测设备，其中190套为宽频带地震计，10套为甚宽带地震计，50套为短周期地震计. 本文使用的数据取自华北地震科学台阵和首都圈台网，台站分布如图 2所示. 华北地震科学台阵布设了两条北西向测线： 一条从唐海经过唐山、 三河、 北京、 张家口到商都； 另一条从陵县经过德州、 衡水、 行唐、 朔州到清水河. 测线上地震台站的间距约10 km，而在测线两边面上布设的地震台站的间距约35 km，在唐山一带地震台站的间距为10 km左右. 首都圈台网的地震台站的间距为10—60 km，其中北京和天津一带地震台站分布比较密集.

图 2(Fig. 2)

图 2 研究区台站分布. 三角形表示科学台阵的台站，棱形表示首都圈台站 Fig. 2 Distribution of seismic stations used in this study. Trigon denotes stations of seismic array; rhombus represents stations of Capital Circle Seismic Network

近震资料由首都圈107个台站在2001—2007年记录的4 347次地震和华北科学台阵250个台站在2006—2007年记录的164次地震的P波到时数据组成，共有46 266个P波到时. 在挑选资料时，要求每个事件至少有5个台站记录到，实际上大多数事件的P波到时都在15个以上. 这些P波到时资料都是由分析人员在计算机上拾取清晰的震相得到，因此本研究中的到时数据精度较高. 震中分布见图 3a. 近震资料在反演前使用Geiger方法对震源位置重新定位，定位前后的走时残差分布(图 4)表明，重新定位后的走时残差明显减小.

图 3(Fig. 3)

图 3 近震(a)和远震(b)震中分布(圆圈表示震中位置) Fig. 3 Epicenters of regional(a) and teleseismic events(b) (circles denote the epicenter)

图 4(Fig. 4)

图 4 研究区内地震在重新定位前(a)和重新定位后(b)走时残差分布 Fig. 4 Distribution of travel time residuals before(a) and after(b)earthquake relocation

远震资料由华北科学台阵250个台站在2006年10月—2008年4月记录的625次远震的55 442个P波到时数据组成. 远震P波到时按每次地震的记录台站不少于10的条件来选取，并且震级都不小于5.0，震中距都在30°—90°. 远震P波到时资料在人工拾取震相后又进行多台波形互相关校正，大大提高了远震P波到时的精度. 远震震源参数参考ISC(国际地震中心)、 NEIS(美国国家地震信息中心)公布的地震目录，其震中分布如图 3b所示.

本研究采用Zhao等(1992)以及Zhao和Akira(1994)提出的地震层析成像反演方法. 该方法允许模型空间内存在几个复杂形状的间断面，且地震波速度可以在三维空间中变化. 在模型空间中设置一系列的三维网格节点，这些节点处的速度扰动作为反演中的未知数被求解，而模型中其它任意点的速度扰动可由与之相邻的8个节点的速度扰动通过线性插值得到. 为了快速、 精确地计算理论走时和地震射线路径，迭代应用伪弯曲技术和斯奈尔定律进行三维射线跟踪. 采用带阻尼因子的LSQR方法求解大型稀疏的观测方程组，通过迭代的线性反演求解层析成像问题. 在每一次迭代中震源参数和速度结构可同时进行反演.

采用网格节点对研究区模型参数化. 水平方向采用0.5°×0.5°均匀划分网格，模型边缘间隔为2°. 在深度方向从地表至600 km之间，每层的深度分别设为5，20，40，60，90，120，150，200，250，300，350 km和400 km. 模型中引入康拉德界面(Conrad)和莫霍面两个速度间断面，康拉德界面深度设为常数20 km，莫霍面深度参照滕吉文等(2002)文章. 地壳中初始速度模型参考人工地震测深的结果(嘉世旭等，2005； 田晓峰等，2006)(图 5). 莫霍面以下初始速度结构采用ISPA91模型.

图 5(Fig. 5)

图 5 地壳中初始一维速度模型 Fig. 5 Initial crustal velocity model

采用checkerboard方法(Zhao et al，1992)对反演结果的分辨率进行评估. 通过该方法不仅可以评价反演结果的速度异常区域是否可信，而且可以衡量地震射线在空间内交叉情况，进而作为调整模型设置的依据. 在checkerboard方法中，速度结构模型的格点设置采用空间“棋盘式”分布，即每一格点的周围格点的初始速度与该格点的初始速度大小相等，互为正负. 本研究采用±5%的相对一维速度的扰动值，并在计算理论走时过程中加入标准差为0.1 s的随机误差来检测在该模型下反演结果的稳定性. 通过采用checkerboard方法，对测试结果可以非常直观地进行判别. 若反演结果扰动值按照“棋盘式”分布，则表明该区域分辨率较好.

采用不同格点间距模型进行分辨率测试，我们给出了水平间距在0.5°(约50 km)时的分辨率测试结果(图 6、 图 7). 从图中可以看出，除5 km和400 km深度外，各层大部分区域均有较好的分辨率. 由于我们使用的远震数据多数发生于环太平洋沿岸，即地震多数分布在研究区域的东部，因此研究区域西部、 尤其是西北部的分辨较差. 图 6和图 7给出了在5，20，40，60，90，120，150，200，250，300，350 km和400 km深度处的检测板结果. 检测板测试表明，大部分区域的水平分辨率都约为50 km，大于该尺度的速度异常体均可被发现.

图 6(Fig. 6)

图 6 5—200 km深度0.5°×0.5°检测板结果(每层的深度标在各图的下面) Fig. 6 Results of checkerboard resolution test at 5—200 km depths，with grid spacing of 0.5°×0.5°． Layer depth is shown on bottom of each map

图 7(Fig. 7)

图 7 250—400 km深度0.5°×0.5°检测板结果(每层的深度标在各图的下面) Fig. 7 Results of checkerboard resolution test at 250—400 km depths，with grid spacing of 0.5°×0.5°． Layer depth is shown on bottom of each map

利用上述反演方法，本文得到了华北地区地壳上地幔不同深度的P波速度扰动图象(图 8、 图 9).

图 8(Fig. 8)

图 8 5—200 km深度层上P波速度扰动图象每层的深度标在各图的下面，各图右边的色棒为速度扰动百分比，图中的白色线表示断层 Fig. 8 Obtained P wave velocity images at representative layers Layer depth is shown on bottom of each map; velocity perturbation scale in percentage is shown in color bar; white lines denote faults

图 9(Fig. 9)

图 9 Obtained P wave velocity images at representative layers Layer depth is shown on bottom of each map; velocity perturbation scale in percentage is shown in color bar; white lines denote faults Fig. 9 250—400 km深度层上P波速度扰动图象 每层的深度标在各图的下面，各图右边的色棒为速度扰动百分比，图中的白色线表示断层

5 km深度处的速度扰动图象反映了地壳浅部的特征，其速度分布与地表地质构造分布相一致. 在燕山和太行山区古生代地层和前寒武纪基岩广泛出露的地区表现为高速异常，而位于华北平原区域的冀中坳陷、 黄骅坳陷和一些山间盆地附近均呈现低速异常. 华北盆地内部的冀中坳陷、 沧县隆起、 黄骅坳陷都可以清楚地分辨出来. 这一深度的结果与有关该地区的P波速度结构研究结果基本一致(黄金莉，赵大鹏，2005； 李志伟等，2006； 齐诚等，2006； 张岭等，2007； Lei et al，2008).

在20 km深度层上高低速异常相间分布，与地表构造单元的对应关系减弱. 冀中凹陷仍然为低速，只是范围较小； 沧县隆起和黄骅坳陷分别呈现高速异常和低速异常.

40 km深度的速度扰动图象反映了壳幔过渡带的速度结构，P波速度变化高达6%. 太行山以西表现为低速异常，以东的冀中坳陷呈现为高速异常； 北京、 天津附近以及燕山隆起局部表现为低速异常. 汪素云等(2003)指出，山西地堑一带为低速异常，冀中坳陷为高速异常. 本文的结果与这一结果一致. 而该深度层上的低速异常则可能是由上地幔热物质 上涌、 侵入、 地壳增温等因素导致的. 壳幔过渡带物质组成的不均匀性也是造成该深度层上速度不均匀性的一个因素.

宋仲和等(1992)利用面波层析成像方法，反演得到了华北平原和山西隆起的上地幔低速层埋深较小，为73—78 km. 朱介寿等(1997)的结果显示华北平原—渤海等地区的岩石圈厚度仅为80—100 km，当深度为100 km时，中国东部已经全部进入软流圈. 刘建华等(2005)体波层析成像结果显示，华北地区东部上地幔低速层的顶面大约在70 km深度，而在110 km深处，华北全区均表现为低速特征，表明华北地区的岩石圈具有西部厚度大，向东逐渐减薄的特点. Tian等(2009)利用P波层析成像方法得出华北盆地内部岩石圈的底界面为60 km，太行山以西的岩石圈厚度大概为100 km. 由此可见，多数学者对华北地区壳幔结构的研究都认为华北地区的岩石圈厚度是减薄的，但对岩石圈的厚度及分布规律的认识却各有不同. 我们在研究中使用了较多远震数据，因此这一结果对探讨华北地区的岩石圈厚度很有意义.

60—150 km深度的速度扰动图象反映了岩石圈和软流圈的速度结构特征. 在60 km深度层上燕山隆起和太行山隆起为高速异常，华北盆地和山西断陷盆地为大范围的低速异常且被太行山断裂分隔. 受不同区域岩石圈厚度的影响，这一深度上表现出明显的横向不均匀性，P波速度扰动高达6%. 结合已有的结果，我们认为华北盆地的岩石圈底界面埋深在60 km，这与Tian等(2009)的结果一致. 这一结果比宋仲和等(1992)和朱介寿等(1997)得出的岩石圈厚度稍薄，其主要原因是由于所用方法不同. 我们和Tian等(2009)使用的都 是P波到时数据，对软流层、 低速层等不是很敏感； 而宋仲和等(1992)和朱介寿等(1997)则利用面波层析成像反演得到的S波速度，S波对低速层和软流圈更为敏感，但由于受台站数量和仪器带宽的限制，他们的结果存在分辨率不高、 探测深度有限等问题，因此我们的结果与宋仲和等(1992)和朱介寿等(1997)的结果略有差别. 如果在地震层析成像时同时使用P波和S波震相的到时进行反演，则会对岩石圈的厚度约束更好. 山西裂陷盆地呈现大范围的低速异常，可能是大同火山区上地幔低速层引起的，也可能表明这一地区的岩石圈厚度较薄. 燕山隆起带呈现明显的高速异常，表明这一区域的岩石圈厚度要大于华北盆地和山西裂陷盆地.

9 0 km深处的速度扰动图象与60 km相似，燕山隆起和太行山隆起仍为高速异常，华北盆地和山西裂陷盆地为低速异常，但是大范围的低速异常开始变成小的区块. 太行山断裂带已经开始变得模糊，推测这一断裂带的下界面在60—90 km之间. 120 km深度层上张北、 涿鹿、 承德及唐海以东一带为高速异常，华北平原为低速异常； 而在150 km深度层上则变为大范围的低速异常，只在涿鹿至浑源一带出现高速异常，说明在150 km深度上地幔软流圈已经大范围出现，燕山隆起的岩石圈厚度可能在120—150 km之间. 以往的研究成果表明(马杏垣，1989； 何正勤等，2002； 洪学海等，2003)，在60—150 km深度上，高速异常一般表示岩石圈厚度比较大，而低速异常则表示岩石圈的减薄和地幔物质的向上侵入(胥颐等，2006). 在120 km和150 km深度上，渤海及华北平原一带大范围的低速异常可能与中国东部裂谷拉张及地幔上涌的动力学背景有关，这也说明研究区上地幔热活动强烈(李志伟等，2006).

在200，250，300，350 km和400 km深度层上的速度扰动图象反映了上地幔软流圈至410 km速度间断面附近的速度结构特征. 在这几个深度层上高低速异常并存，反映了该地区上地幔在横向上的不均匀性，但其强度明显变小，400 km深处的速度扰动最大只有3％左右. 在200 km深度层上燕山隆起及华北平原存在的高速异常能延续到300 km深度上. 华北地区岩石圈从晚白垩世到古近纪发生了大规模的减薄，这些高速异常可能是一部分残留的太古代大陆岩石圈物质(邓晋福等，1994; 蔡学林等，2006； Tian et al，2009). 这些相对高速异常也反映了该处地幔物质的温度较低、 刚性较大，揭示了上地幔物质的岩石组成、 热状态和结构等的不均匀性.

本文利用地震层析成像方法，研究了华北地区的地壳上地幔三维P波速度结构. 通过分析研究各深度层上的速度扰动图象，得出以下结论：

1 )华北北部地区地壳速度结构存在明显的横向不均匀性. 浅部速度结构与地表地质具有较好的相关性. 太行山隆起、 燕山隆起、 沧县隆起表现为高速异常，而冀中坳陷、 黄骅坳陷及西部的山间盆地等则表现为低速异常.

2)研究区域的壳幔过渡带速度结构横向差异明显. 一些深断裂的痕迹一直延续到莫霍面附近，尤以太行山山前断裂带最为明显. 结果表明，太行山山前断裂的底界面可能为60—90 km. 由于台站分布的限制，研究区边缘的郯庐深大断裂在各深度层的速度扰动图象上没能反映出来.

3 )研究区上地幔岩石圈明显减薄，燕山隆起的岩石圈厚度大概在120—150 km之间，明显大于太行山隆起和华北盆地的岩石圈厚度. 山西裂陷盆地和华北平原在60 km处出现大范围的低速异常，我们推测华北盆地内部的岩石圈厚度大概为60 km. 山西裂陷盆地一带的低速异常可能是受大同火山区上地幔低速层的影响，也可能表明这一区域的岩石圈厚度也在60 km左右.

4)上地幔顶部大范围的低速异常反映了深部热物质上涌的特点. 上地幔软流圈热物质的上涌为岩石圈减薄及地壳内构造活动提供了动力来源，同时也改变了地壳和岩石圈地幔的内部结构. 研究区上地幔软流圈顶面形态极不规则，起伏大，底界和厚度变化也大，与中国东部裂谷拉张及软流圈上涌的动力学背景关系密切. 层析成像结果表明在华北平原及燕山隆起下方200—300 km处存在的高速异常，可能是太古代大陆板块岩石圈的残留体.

感谢参与华北地震科学台阵仪器架设、 数据采集及数据处理的全体人员； 感谢赵大鹏研究员提供了计算程序.