首都圈地區精細地殼結構
——基于重力場的反演

姜文亮，張景發

中國地震局地殼應力研究所（地殼動力學重點實驗室），北京 100085

首都圈地區精細地殼結構
——基于重力場的反演

姜文亮，張景發

中國地震局地殼應力研究所（地殼動力學重點實驗室），北京 100085

本文以地質與地球物理資料作為約束條件，利用小波多尺度分析方法，對首都圈地區重力場進行了有效分離，應用Parker位場界面反演法及變密度模型對莫霍界面進行了反演分析，并構建了兩條地殼密度結構剖面模型，對該區精細地殼結構進行了深入研究.研究結果表明首都圈地區受多期構造運動的改造，形成坳、隆相鄰，盆、山相間，密度非均勻性，殼內結構與莫霍面埋深相差比較大的地殼分塊構造格局.受華北克拉通巖石圈伸展、減薄以及巖漿的上涌底侵作用，首都圈地區莫霍面起伏比較大，莫霍面區域構造方向呈NE—NNE方向，在盆地向太行山、燕山過渡地帶形成了莫霍面陡變帶；盆地內部莫霍面形成東西向排列、高低起伏的框架，最大起伏約5km，但平均地殼厚度比較小，北京、唐山地區地殼厚度最小約29km，武清凹陷地殼厚度最大約34km.在重力均衡調整作用下，西部太行山區地殼厚度較大，但地殼密度小于華北裂谷盆地內部；中上地殼重力場特征與地表地形及地貌特征具有很大的相關性.受新生代裂谷作用影響，首都圈中上地殼結構非常復雜，形成了NNE方向為主體的構造單元，斷層多下延至中地殼；下地殼發生明顯的褶曲構造，表現出高低密度異常相間排列的典型特征；首都圈地區地殼密度具有明顯的非均勻性.研究認為首都圈地區地震的發生與上地幔頂部及軟流層物質的上涌有一定關系.

首都圈地區，地殼結構，布格重力異常，密度界面，重力建模

1 引 言

華北克拉通在中新生代發生了重大的構造體制轉折，經歷了大規模的裂陷伸展、巖石圈減薄及巖漿活動［1－7］，形成一系列NNE向、平行于大陸邊緣的斷裂和張性斷陷［8］，地質構造復雜，構造活動強烈，是中國東部大陸強震區［9］.首都圈恰位于華北盆地西北緣，其西部與北部分別為太行山隆起構造帶和燕山隆起構造帶.客觀地認識該區地殼結構特征對研究其地球物理場特征、地震活動性等具有重要的現實意義.

隨著中國大陸地球物理探測工作的展開，重力、人工地震測深與地震層析成像等方法被廣泛應用到華北地區地球物理場的研究中，取得了許多重要成果［10－27］.太行山梯級帶是華北地區一條重要的重力梯級帶［10］，與板塊之間的相互作用及上地幔熱物質的運動相關［12］，整個華北地區深大斷裂兩側的巖性密度也存在著較大的差異［13］.首都圈地區Moho面的區域構造方向呈北東或北北東向展布，地殼由東南向西北方向逐漸增厚，平均厚度為34km［16］.華北平原、太行山和燕山隆起區內展現出明顯不同的速度結構變化特征［18］，具有明顯的橫向不均勻性［19－21］.上地殼速度圖像與地表地質、地形密切相關，華北盆地中的隆起與坳陷呈現出地震波速度高低交替的NE—SW向異常帶，速度異常方向與區域斷裂和構造的走向一致［18，22－23］.華北地區強震主要發生在低速異常區以及高、低速異常區的交界帶上面的地殼內［25］.北京地區上地殼速度結構、斷裂活動和物質性質三者之間存在密切關系［26］.沿華北盆地與太行山隆起的地震測深剖面，揭示了該區地殼結構分為上地殼、中地殼、下地殼頂部與殼幔過渡帶四個層次，受強烈的重熔與減薄作用，華北盆地下地殼厚度小于太行隆起區下地殼厚度，兩個區域經歷了不同的構造變形機制［27］.

相關研究成果增強了對華北地區地球物理場的認識.然而受資料質量、密度與覆蓋范圍等因素的限制，首都圈地區精細地殼結構及莫霍面形態還有待開展更深入的研究，特別是以往工作對活動斷裂的考慮不是很深入.因此我們收集了更大比例尺的地面重力數據，以最新的地質與地球物理資料作為約束條件，利用有效的位場分離方法與密度界面反演方法，對該區域地殼密度結構及莫霍面形態進行反演分析，厘定該區主要構造單元及其重力場特征，并建立地殼密度結構剖面模型.本文結果可以為首都圈地區地球物理場研究提供一些參考.

2 地質構造背景

本文研究區域位于華北地區中部，自中新生代以來，華北克拉通發生了重大的構造體制轉變，經歷了以擠壓為主到以伸展為主的轉變，形成北北東向的盆嶺格局［4］.在太行山重力梯度帶以西的華北克拉通受中生代構造轉折的改造程度較低，它們的下地殼和巖石圈地幔結構大致保持了華北克拉通破壞前的狀態；而太行山重力梯度帶以東的克拉通巖石圈地幔受到程度不等的交代、改造、置換和減薄，下地殼大規模重熔，地殼厚度也發生減薄，指示了強烈的殼幔解耦、物質交換和重新耦合的過程［7］.因此，以太行山重力梯級帶為界，其東西部地質與地球物理場特征存在很大差異［28］.

首都圈位于燕山隆起、太行山隆起與華北斷陷盆地三個構造單元相互接壤部位.北部為近東西向的燕山隆起，西部為北東向的太行山隆起，東部與南部為華北新生代斷陷盆地.兩個隆起區山前與華北盆地的過渡地帶分別形成了張家口—渤海構造帶與太行山山前構造帶，區域西緣山西斷陷帶向北東延伸末端與延懷盆地相交.華北裂陷盆地巨厚的新生代沉積與北部燕山、西南部太行山地表出露的前寒武結晶基底形成強烈的構造對比，山前斷距達數千米.在裂陷盆地內部，還存在北東走向相間排列的冀中坳陷、滄縣隆起、黃驊坳陷、埕寧隆起等，構成首都圈地區復雜的地質構造格局［29－30］.

首都圈周圍存在許多全新世及晚更新世活動斷裂，分別由NE或NEE向和NWW或NW向斷裂帶所組成（圖1）.NE或NEE向斷裂較為均勻地散布于太行—五臺斷塊隆起區和華北平原區的構造區域內，而一系列的NWW向斷裂較集中地構成了張渤帶，成為燕山隆起區與太行隆起區以及燕山隆起區與華北平原區的分界線［31］.北西向張渤帶與太行隆起兩側以及盆地內滄縣隆起兩側的北東向斷裂近垂直相交.

3 地殼結構特征

圖1顯示了首都圈地區主要活動斷裂在地表附近的走向分布，我們將以此為依據，參考其他地質與地球物理資料，利用地面采樣間隔為2km的布格重力數據，通過采用有效的重力位場分離方法，對該區分層地殼結構進行分析.

圖1 首都圈地區主要斷裂（活動斷層參考文獻［32］，并根據遙感與重力資料進行了修改）圖中黑色實線表示首都圈地區重要活動斷裂.黑色虛線A－A′與B－B′為重力建模中選取的兩條剖面.F1：保定—石家莊斷裂；F2：黃莊—高麗營斷裂；F3：順義—良鄉斷裂；F4：南苑—通縣斷裂；F5：大興斷裂；F6：夏墊斷裂；F7：南口—孫河斷裂；F8：南口山前斷裂；F9：薊縣斷裂；F10：寶坻斷裂；F11：河西務斷裂；F12：牛駝鎮凸起南緣斷裂；F13：滄西斷裂；F14：滄東斷裂；F15：天津南斷裂；F16：漢溝斷裂；F17：海河斷裂；F18：薊運河斷裂；F19：榛子鎮斷裂；F20：唐山斷裂；F21：紫荊關斷裂；F22：孫莊子—烏龍溝斷裂；F23：延礬盆地北緣斷裂；F24：懷涿盆地北緣斷裂；F25：張家口斷裂；F26：新開口斷裂；F27：蔚廣盆地南緣斷裂；F28：陽原盆地南緣斷裂；F29：徐黑西斷裂；F30：埕西—羊二莊斷裂；F31：興隆—建平斷裂.Fig.1 Distribution of active fault in the Capital area（Active faults are cited from Ref.［32］，and amended based on RS and gravity methods）Black solid lines represent active faults distributing in Capital area.Black dashed lines A－A′and B－B′are two typical profiles selected for gravity modeling.F1：Baoding－Shijiazhuang fault；F2：Huangzhuang－Gaoliying fault；F3：Shunyi－Liangxiang fault；F4：Nanyuan－Tongxian fault；F5：Daxing fault；F6：Xiadian fault；F7：Nankou－Sunhe fault；F8：Nankou Shanqian fault；F9：Jixian fault；F10：Baodi fault；F11：Hexiwu fault；F12：Niutuozhen southern fault；F13：Cangxi fault；F14：Cangdong fault；F15：Tianjin southern fault；F16：Hangou fault；F17：Haihe fault；F18：Jiyunhe fault；F19：Zhenzizhen fault；F20：Tangshan fault；F21：Zijingguan fault；F22：Sunzhuangzi－Wulonggou fault；F23：Yanfan basin northern fault；F24：Huaizhuo basin northern fault；F25：Zhangjiakou fault；F26：Xinkaikou fault；F27：Weiguang basin southern fault；F28：Yangyuan basin southern fault；F29：Xuheixi fault；F30：Chengxi－Yangerzhuang fault；F31：Xinglong－Jianping fault.

3.1 方 法

重力場包含了巖石圈不同層次的場源信息，深部場和淺部場信息疊加在一起，區域場和局部場信息疊加在一起，因此在利用重力數據研究構造特征時，需要采用合適有效的數據處理方法，進行重力場異常信息的分離，提取出與研究對象相關的信息部分，進而對場源所引起的局部場異常進行分析研究，這是利用重力資料進行地質體反演和解釋的關鍵步驟［33－34］.本文將采用二維小波多尺度分析方法［35－37］進行重力場的分離.

多尺度分析又稱多分辨分析，對于一維離散序列信號f（t）∈L2（R），其小波變換采用Mallat快速算法，信號經尺度j＝1，2，…，J層分解后，得到L2（R）中各正交閉子空間（W1，W2，…，WJ，VJ），若Aj∈Vj代表尺度為j的逼近部分，Dj∈Wj代表細節部分，則信號可以表示為據此函數可以根據尺度j＝J時的逼近部分和j＝1，2，…，J的細節部分進行重構［37］.在實際應用中，二維信號可用二元函數f（x，y）來表示.對于二元函數需要采用二維小波變換進行分析，許多文獻［35－37］有對二維小波多尺度分析方法的詳細介紹.設為一維多尺度分析，其尺度函數φ（x）和小波函數ψ（x）滿足雙尺度方程，令則構成一個二維多尺度分析，尺度函數為

小波函數為

而

于是，對于二維重力異常同樣可以進行小波多尺度分解，分解表達式為

其中，A4G是四階小波變換低頻逼近部分，DjG是第j階小波變換高頻細節部分，其中j＝1，…，4［37－38］.二維小波多尺度分析方法已經被廣泛應用于地球物理信號處理，相關研究充分證明了該方法能夠有效分解與重構重力異常［39－41］.

本文采用重磁勘探軟件（GMS3.0）［38］的二維小波多尺度分析方法對重力場進行了最高五階的分解，得到了各階小波變換逼近場與細節場.小波變換逼近場是對區域重力異常信息的反映，主要體現了深部場源所引起的低頻區域異常信息；小波變換細節場是對局部重力異常信息的反映，主要體現了高頻細節異常信息.小波變換逼近場在以往的文章中已有詳細介紹［15］，此處不再做闡述，將重點分析小波變換細節場.通過采用功率譜分析方法［42］，可以得到小波變換細節場所反映的近似場源深度（表1）.功率譜是20世紀70年代發展起來的一種重磁場解釋處理方法，它可以借助重磁異常的對數功率譜分析，來估計重磁異常的場源頂深、底深以及中心深度，是重磁深度反演的常用方法之一.1970年，Spector等運用統計結構的基本假設，引入“總體平均”的概念，推導分析了航磁圖的能譜公式，把關于矩形棱柱體的譜的某些性質推廣到塊狀體，討論了塊狀體的水平尺寸、深度和厚度對譜的影響，得出利用對數功率譜的斜率可以確定場源似深度的結論［42］.此后，Bhattacharyya等也提出了似能譜法、矩譜法等分析方法［43］.國內學者也曾將功率譜方法成功運用于重磁資料深度計算，并取得了較好的應用效果［41，44－45］.需要注意的是，對數功率譜斜率所反映的不是準確的深度，只是近似場源深度.由于一階細節主要反映了近地表附近沉積層的密度變化，該層次的地殼密度非均勻性特征不明顯，因此本文將重點分析二至五階細節場所揭示的深部地殼結構信息.

表1 小波細節場近似場源深度表Table 1 Approximate source depths in wavelet analysis

3.2 地殼結構分析

根據對重力場的反演，首都圈地區地殼介質密度在橫向與縱向上呈現明顯的非均勻特性，密度差異在中下地殼表現最復雜，而在上地殼相對簡單.由于細節圖是對局部重力異常的反映，反映的是高頻信息，而首都圈地區地質構造體在縱向上不是簡單地發育在地殼的某一層位，而是在地殼多個層次上都有一定反映，故在二至五階細節圖中存在很多相似信息.下面結合地質與地球物理資料，根據各細節圖分析首都圈不同層次地殼結構.

二階細節圖（圖2a）主要反映了上地殼介質密度差異造成的布格重力異常.據圖可知上地殼重力異常比較弱，特別是在盆地內部，反映了上地殼總體密度差異不大，但在主要地質體發育的邊緣，仍然存在一些密度結構上的異常.華北盆地內部，大興凸起（H12）、北京凹陷（L11）、京西隆起（H10）與大廠凹陷（L31）等次級構造單元表現比較清晰，但規模較小.相鄰凸起與凹陷之間具有比較清晰的重力梯級帶，呈NE及NW走向相互交織在北京地區.位于冀中坳陷（L3）北部的武清凹陷（L13），表現為負重力低異常，與北側相鄰的寶坻凸起（H14）產生的正重力高異常形成對比.唐山地區，重力高異常呈條帶狀沿NNE方向延伸，向南與滄縣隆起（H4）在天津附近連接.太行山隆起區，重力異常形態與地形、地貌分布特征具有很大的相關性，表現為沿山西斷陷盆地分布的重力低以及盆地邊緣的重力梯級帶，反映了太行山隆起區上地殼介質密度的差異特征.北部燕山隆起區表現為NE—NEE方向延伸的條帶狀重力異常，體現了該區優勢構造方向呈NE—NEE方向.

三階細節圖（圖2b）主要反映了中地殼介質密度差異造成的布格重力異常.該層次重力異常比上地殼重力異常要復雜，在橫向上的密度結構特征十分明顯.華北盆地內部表現為NE向展布的高、低密度地質體相間排列，反映了華北盆地內部基本構造格局，即中、新生代以來的裂解與差異沉降構造活動使得盆地內部形成若干坳陷、隆起相間排列、地殼結構性質截然不同的更小級別的地殼分塊［46］.自西向東依次是太行山山前構造帶（H1）、冀中坳陷（L3）、滄縣隆起（H4）等，在此基礎上發育了規模更小的密度異常單元，異常邊界被斷裂控制.大興凸起（H12）重力高異常在三階細節圖中規模擴大，其西北部的北京凹陷（L11）在南口—孫河斷裂的錯動下呈亞鈴狀，這兩個構造體與大廠凹陷共同位于NE向太行山山前構造帶（H1）與NW向張渤帶（H2）的交匯處，是兩個構造體系共同作用的產物.在張渤帶（H2）與滄縣隆起（H4）的交匯區域，重力異常信息也非常豐富，形成了許多規模較小的重力高異常圈閉，呈串珠狀沿NE向延伸，代表了發育在滄縣隆起（H4）背景之上的小的凸起單元.控制滄縣隆起（H4）東西邊界的滄東斷裂與滄西斷裂同時也控制了黃驊坳陷（L5）與冀中坳陷（L3）的沉積邊界.同二階細節圖（圖2a）相似，太行山隆起區（L7）重力異常形態與地形、地貌特征仍然具有很大的相關性，盆地邊緣斷裂形成了密集的重力梯級帶，包括延礬盆地（L35）北緣斷裂、懷涿盆地（L36）北緣斷裂、尉廣盆地（L37）邊緣斷裂、陽原盆地（L39）邊緣斷裂、懷安鎮盆地北緣斷裂，這些斷裂向上延伸錯斷上地殼直至地表，向下延伸至中地殼，是太行山地殼隆起過程中，由于地殼伸展作用而形成的控制斷陷盆地的同沉積斷層.與上述幾個盆地不同的是，位于張渤帶（H2）西北端的宣化盆地（H8）沒有表現出與地貌形態相關的負重力低異常現象，其重力值高于周圍地質體，由于宣化盆地（H8）既處于張渤帶（H2）的西北末端，又處于燕山造山帶的基底斷裂帶上，推測在盆地底部存在較強烈的上地幔巖漿上涌作用.

圖2 布格重力異常小波多尺度分解細節圖像（a，b，c，d）分別為二至五階二維小波多尺度分解細節圖.（a，b）圖中黑色實線表示首都圈地區重要活動斷裂，斷裂名稱見圖1.圖中“H”表示布格重力高異常區，“L”表示布格重力低異常區，數字1—50表示地質體與重力異常編號，地質體名稱見表2.Fig.2 Detailed maps of Bouguer gravity anomaly using 2－dimensional multi－scale wavelet analysis method（a，b，c，d）are the 2nd to 5th－order detailed images of 2－dimensional multi－scale wavelet analysis method respectively.Black solid lines in（a，b）denote active faults around Capital area.Names of active faults can be seen in Fig.1.“H”means high Bouguer gravity anomalies；“L”means low Bouguer gravity anomalies.The numbers of“1”to“50”following“H”and“L”represent numbers of geologic units and gravity anomalies，names of geologic units can be seen in Table 2.

四階細節圖（圖2c）揭示了中地殼底部至下地殼頂部介質密度造成的重力異常情況.下地殼重力異常特征在橫向上的變化更加突出，其密度結構特征也更加明顯.在太行山山前地帶的涿州西南，保定—石家莊斷裂兩側分別形成了高、低重力異常，該斷裂控制了冀中坳陷（L3）的西邊界，同時也控制了北華北盆地的西邊界.涿州以北至懷柔地區，由大型凸起、北京凹陷（L11）、大廠凹陷等產生的重力異常長軸走向NE，與石家莊—保定斷裂走向一致，且位于太行山山前，因此認為同屬于太行山前構造體系［15］.在華北巖石圈伸展與巖漿強烈上涌作用［5］以及太行山山前構造與張渤帶（H2）共同作用下，北京地區下地殼結構非常復雜.張渤帶（H2）與冀中坳陷（L3）的交匯部位，武清凹陷（L13）重力低圈閉的北部存在一個重力高圈閉，為寶坻凸起（H14）所產生，最高重力異常值達到13mGal，遠大于武清凹陷（L13）重力低圈閉中心的－15mGal，該凸起處于燕山山前隆起區邊緣，近東西向寶坻斷裂控制了寶坻凸起（H14）與武清凹陷（L13）的邊界，同時也構成了燕山隆起與冀中坳陷（L3）的重要分界，該區域是張渤帶（H2）上地震多發區.在冀中坳陷（L3）內部，發育了其他一系列小規模的凸起與凹陷單元，包括牛駝鎮凸起（H15）、高陽凸起（H28）、寧晉凸起（H30）、固安凹陷（L16）、霸縣凹陷（L17）、任饒凹陷、保定—石家莊凹陷（L18）、文安凹陷、河間凹陷［47－48］等，這些構造在四階細節圖中都有極為清晰的重力異常特征.由基底隆起形成的滄縣隆起（H4）表現為帶狀正重力高異常，自阜城縣，經泊頭、滄州到達天津東北部，北東與遷西—唐山重力高（H32）相鄰，與張渤帶（H2）走向幾乎正交.兩個構造帶相交區域，主要發育了NE、NW向斷裂，進一步控制了次級構造單元.與滄縣隆起（H4）重力高相鄰的遷西—唐山重力高位于燕山隆起區（L9）邊緣，是由于沿邊緣斷裂上涌的巖漿物質，使得該區地殼發生隆升而產生重力高異常.滄東隆起所控制的黃驊坳陷（L5），具有與冀中坳陷（L3）相似的重力異常特征，由許多次級規模的密度異常體構成，因此認為華北盆地內的大型坳陷是由次級地塹和地壘組成的復式盆地［24］.京西北地區，張渤帶（H2）與太行山隆起構造帶交匯處產生的重力異常反映了該區域地殼密度的非均勻性.延礬盆地（L35）、懷涿盆地（L36）以及西南部的尉廣盆地（L37），形成了一個軸向NE的負重力低，與太行山東緣的重力高異常形成鮮明對比，反映了太行山隆起區（L7）底部的高密度基底界面埋深要大于東部盆山過渡區域基底界面埋深.延慶負重力低圈閉與懷來—涿鹿負重力低圈閉位于太行山隆起構造與張渤帶（H2）的交匯處，西部由于基底隆起［49］造成的宣化盆地（H8）重力高仍然存在，并向張家口與懷安方向凸出.

五階細節圖（圖2d）主要反映了下地殼底部至上地幔頂部的重力異常.圖中，張渤帶（H2）與太行山山前重力高異常特征非常顯著.盆地內部，四條大規模的NE向重力高與重力低條帶相間排列，分布在北京至天津以東地區，自西向東分別對應了太行山山前隆起（H1）、冀中坳陷（L3）、滄縣隆起（H4）及黃驊坳陷（L5），四條構造帶與NWW向的張渤帶（H2）近垂直相交，構成了華北裂谷盆地的基本構造格局.華北裂谷盆地底部大范圍的軟流層高密度物質上涌與莫霍面隆起現象，造成了下地殼發生褶曲構造，形成了密度高低異常相間排列的現象.北京地區受太行山山前構造帶（H1）與張渤帶（H2）兩條大規模構造帶的共同作用，巖漿活動強烈，形成大規模的重力高異常.冀中坳陷（L3）在重力異常圖中表現為長軸沿NE方向的重力低異常，南接燕山隆起區（L9），西鄰太行山隆起，東鄰滄縣隆起（H4），是在華北古地臺基底上發育起來的中、新生代沉積坳陷，也是華北盆地西部規模最大的構造單元.武清凹陷（L13）恰位于冀中坳陷（L3）與燕山山前構造帶的交匯處，西北與大興凸起（H12）相鄰，其重力低異常特征十分明顯，呈等軸狀重力低圈閉，軸長約50km.滄縣隆起（H4）呈條帶狀重力高圈閉，圈閉的長軸走向約NE40°，與近EW向的燕山山前重力高異常條帶相交，整個條帶寬度比較均勻，約50km.滄縣隆起（H4）的重力異常高于兩側的冀中坳陷（L3）與黃驊坳陷（L5），反映了該區底部存在巖漿上升與基底的隆起.滄縣隆起（H4）與冀中坳陷（L3）之間的重力異常梯級帶對應了區域一條隱伏斷裂，是北部華北盆地最為活躍的區域，構成了著名的唐山—河間—磁縣地震帶的中北段，是一條新生的地震構造帶［50］.滄縣隆起（H4）與燕山構造帶的交匯處，也是張渤帶上地震活動最強烈的地區，在該階次重力異常圖中，唐山地區呈明顯的重力高異常，唐山MS7.6級地震就發生在該區域，推測唐山地震的發生與沿張渤帶（H2）上涌的高密度熱流物質有關.滄縣隆起（H4）與東側的黃驊坳陷（L5），通過滄東斷裂分隔開，二者之間形成密集的重力梯級帶.京西北地區，張渤帶與太行山隆起及山西地塹系發生作用.受重力均衡調整作用的影響，太行山隆起區（L7）整體表現為重力低現象，并形成了NNE向排列的串珠狀重力低圈閉，其中延慶重力低圈閉將張渤帶東西部重力高分隔開，以此為分界，張渤帶東西兩段的構造特征存在較大差異.宣化盆地（H8）底部莫霍面上隆使得該區密度大于周圍地區，形成重力高異常.宣化盆地（H8）所形成的重力高被周圍的重力低現象包圍，包括崇禮重力低圈閉、延慶重力低圈閉等.這些重力低圈閉是由新生代小的山間斷陷盆地所產生，恰處于NWW向張渤帶（H2）上，是NNE向山西走滑拉分斷裂帶的東北端引張帶的一部分.北部燕山隆起區（L9），沿張家口—承德形成了近東西向的重力高異常區，為燕山斷隆區基底斷裂存在的證據.

3.3 地質單元厘定

本文根據小波變換細節圖中所表現出的局部重力異常特征，結合地質與地球物理資料，對首都圈地區重要地質體及其重力場特征進行了厘定與總結，以幫助我們更好地認識該區地殼結構，綜合見圖2、圖3與表2.

4 莫霍面反演

在莫霍面的反演中，需要將布格重力異常中的局部異常去除，得到反映區域場特征的重力異常，然后利用Parker密度界面反演方法［51－52］，對密度分界面的幾何形態進行計算.該方法要求反演界面平均深度值與界面上下地質體密度差值作為已知條件，因此，利用深地震測深方法得到的平均地殼厚度及速度結構作為本文的約束條件［27］（表3）.

以往在利用重力資料對莫霍面進行反演時多采用均勻密度模型，然而在實際中地殼介質的密度是隨深度而變化的，因此殼幔密度差也是變化的.一些學者曾對變密度模型反演殼幔結構等進行了研究［53－55］，本文也將采用密度隨深度呈指數變化的變密度模型來反演莫霍面深度.假定地殼表層與地幔的密度差為Δρ0，殼幔密度差指數模型為

表2 首都圈地區主要地質構造體及相應重力異常特征列表Table 2 List of typical tectonic units and its gravity feature in Capital area

圖3 首都圈地質構造綜合解釋圖（活動斷層參考文獻［32］，并根據大比例尺遙感與重力資料進行了適當修改）斷裂名稱見圖1.圖中“H”表示布格重力高異常區，“L”表示布格重力低異常區，數字1—50表示地質體與重力異常編號，地質體名稱見表2.Fig.3 Comprehensive interpretation map of geological structure in Capital areaNames of active faults can be seen in Fig.1.“H”means high Bouguer gravity anomalies；“L”means low Bouguer gravity anomalies.The numbers of“1”to“50”following“H”and“L”represent numbers of geologic units and gravity anomalies，names of geologic units can be seen in Table 2.

表3 首都圈地區P波速度、地殼密度、平均厚度列表Table 3 List of P wave velocity，crustal density and average crust thickness of Capital area

式中μ為變密度因子，z為深度.

根據地震測深資料，華北裂谷區平均地殼厚度為30.2km，太行山隆起區東部平均地殼厚度為36.8km，而太行山隆起主體部分地殼厚約40～42km［56］.此外，本文通過利用密度與P波速度之間的經驗公式ρ＝0.77＋0.32VP［57］，獲得了相應層位的介質密度（表3），利用變密度模型計算得到該區域最佳變密度因子約為0.027.

為了消除局部重力異常現象從而得到區域重力異常，對布格重力數據進行向上延拓處理.當上延高度達到20km時，所得到的布格重力異常圖中局部異常基本消失（圖4），基本反演了莫霍面及上地幔頂部所產生重力異常情況，因此以上延20km重力異常圖為基礎，采用Parker密度界面反演法與變密度模型來計算得到了該區域莫霍面分布圖（圖5）.該區地殼厚度圖可由莫霍面深度圖與地形高程圖求和獲得.

由首都圈地區莫霍面分布圖（圖5）可知，莫霍面在橫向上起伏比較大，并且具有比較明顯的分區特征，區域莫霍面形態與地表地形呈負相關性.在太行山與燕山前山地帶形成了莫霍面陡變帶，分別向NW與N方向傾斜.華北盆地內部地殼厚度明顯小于西部太行山隆起與北部燕山隆起，表明太行山與燕山在區域隆起過程中受重力均衡調整作用而使得莫霍面下傾.

中新生代以來，華北地區巖石圈強烈伸展、地殼減薄與巖漿上涌作用［1－7］，使得華北裂谷盆地地殼厚度整體偏小，但仍然變化大、比較復雜.盆地內部，莫霍面自西向東總體表現為高低起伏相間排列、NE向展布的格局，莫霍面起伏約5～6km.盆地內部的冀中坳陷與黃驊坳陷，地殼厚度偏大，平均約32～34km，其中冀中坳陷北部的武清凹陷地殼厚度最大達到34km.冀中坳陷與黃驊坳陷夾持的滄縣隆起地殼厚度偏小，約30～32km.而沿太行山山前地帶巖漿的上涌作用，則使得太行山山前莫霍面比較淺，特別是在北京地區，強烈的巖漿上涌使得下地殼重熔、減薄與置換，下地殼發生上隆，唐山地區也存在同樣的地殼減薄現象，使得北京、唐山地區地殼厚度最小約29～30km，秦皇島附近地殼厚度最薄達到28～29km.盆地內部復雜的地殼厚度變化特征，顯示了華北盆地地殼結構的復雜性以及不同地質單元的構造差異性.

太行山隆起區地殼厚度比較大，從太行山重力梯級帶東側的31km左右迅速上升到西側的40km以上，兩側地殼厚度與地質地貌特征形成鮮明對比，揭示了太行山重力梯級帶兩側巖石圈經歷的不同的構造作用.在北京至石家莊之間，莫霍面陡變帶走向NE，傾向NW，而在石家莊以南地區，莫霍面陡變帶變為南北方向，傾向西，北京以北地區，走向轉為近東西向.張家口—宣化盆地地殼厚度最薄，約38km，大同盆地地殼厚度也比較薄，大約38～39km，集寧西北地區地殼厚度最大超過43km.

北部燕山隆起區地殼厚度也有較大變化.在前山地帶，地殼厚度由山前的29km上升至34km，沿北京、秦皇島平行方向的北側形成了一條東西向莫霍面陡變帶.而在承德北部存在另一條由基底斷裂造成的NEE向莫霍面陡變帶，傾向NNW，沿承德—灤平—張家口一線分布，該斷裂是一條巖石圈斷裂［49］，陡變帶北側地殼厚度快速增厚至40km.

以上結果與該區以往有關莫霍面的研究相比，總體變化特征比較相似，華北裂谷盆地莫霍面深度小于太行山隆起與燕山隆起，盆地內部莫霍面表現為NE向展布、高低起伏的分布狀況，首都圈地區平均地殼厚度約34km［16］.但是，仍然存在一些差異性的研究結果.這主要是因為以往研究中利用的地震觀測數據，受地震觀測臺站數量的限制，反演精度比較低.而本文利用的布格重力數據采樣間隔為2km，因此可以得到更加精細的莫霍面形態.

5 重力建模

為了更直觀地認識該區地殼結構，我們沿NW—SE方向選取了兩條剖面A－A′與B－B′，兩條剖面縱切太行山隆起東緣及華北裂谷盆地，與區內主要構造帶近垂直相交.以地震測深成果作為約束條件［27］，利用GM－SYS 4.7正演軟件，結合本文對不同層次地殼結構及莫霍面的反演結果，建立了兩條地殼密度結構剖面模型（圖6）.將該區地殼結構可以劃分為沉積層、上地殼、中地殼以及下地殼四個層次.作為建模中的重要參數，密度可以通過與測深數據中P波速度間的經驗關系［54］獲得.對于地殼密度在橫向上的變化，可以根據布格重力值在橫向上的變化情況，在建模過程中通過正演方法對重力值進行擬合計算，從而求得地殼密度值.需要強調的是，模型中的密度值只是作為參考值，并不代表實際地殼密度值.

圖6 剖面A－A′與B－B′重力模型圖圖（a）為剖面A－A′布格重力異常及地殼密度模型圖，圖（b）為剖面B－B′布格重力異常及地殼密度模型圖.密度模型圖中數值為局部介質密度值，密度單位為g／cm3.圖中黑色實線為橫跨剖面的活動斷裂，斷層名稱見圖1.Fig.6 Gravity model of sections A－A′and B－B′（a）represents Bouguer gravity anomalies and density model of section A－A′.（b）represents Bouguer gravity anomalies and density model of section B－B′.Numbers in the two models are values of local crustal density.The density unit is g／cm3.The black solid lines represent active fault transverse to profiles.Names of active faults can be seen in Fig.1.

剖面A－A′（圖6a）平行于張渤帶，位于華北盆地北緣、燕山山前地帶，其西北端延伸至宣化盆地，縱切首都圈周圍主要構造單元.在橫向剖面模型A－A′中，布格重力值最高約40mGal，最低小于－120mGal，并且以黃莊—高麗營斷裂為界，整體上表現為東南高、西北低的分布特征.華北裂谷盆地除冀中坳陷外，布格重力異常值位于零值以上；西部太行隆起區，布格重力值整體為負值.大興凸起、滄縣隆起受底部巖漿上涌作用，地殼發生上隆褶曲，造成了布格重力值的峰值分布.與此同時，華北裂谷盆地下地殼受巖漿底侵與置換作用，下地殼厚度小于太行隆起區下地殼厚度，并且造成下地殼密度值偏高，整體密度值達到3.00g／cm3以上，最高達到3.12g／cm3，遠大于西部的2.9～3.0g／cm3.剖面中莫霍面呈現東南淺西北深的分布特征，布格重力值與莫霍面深度形成正相關關系.在中上地殼，斷層控制了凸起與坳陷構造單元的邊界，地殼密度在橫向上變化比較大，非均勻特征比較明顯.新生代伸展構造作用下形成的冀中坳陷，其北區沉積邊界由大興凸起東緣斷裂所控制，該斷裂上陡下緩，淺層表現為伸展斷層，在深層具有拆離斷層的特征［58］.華北盆地下地殼以褶曲變形為主要特征，高密度與低密度構造單元相間排列，構成盆地底部下地殼的基本構造格局.西北部的宣化盆地，既處于張渤帶的西北端，同時又位于基底斷裂帶上，存在巖漿的上涌，因此宣化盆地的地殼厚度明顯小于周圍區域.

剖面B－B′（圖6b）東端縱切華北裂谷盆地，延伸至埕寧隆起，西端則穿越太行山隆起區到達山西斷陷帶.在橫向剖面模型B－B′中，華北裂谷盆地布格重力值起伏不大，最高約30mGal，而太行山向西區域，布格重力值迅速下降，最低約－140mGal.控制冀中坳陷西界的保定—石家莊斷裂是太行山東斷裂帶的重要組成部分，淺層表現為伸展斷層，而在深層具有拆離斷層的特征［59］.在中下地殼，由于沿太行山前存在高密度物質的上涌現象，推測沿山前地帶存在一條直達莫霍面的巖漿上涌通道.沿斷裂帶及西側下地殼底部強烈的巖漿上涌現象，使得莫霍面上隆，并造成中下地殼密度的增大，形成了高重力異常現象，這在前文的分析中已有提及.高重力異常以西莫霍面快速下傾，加上地殼密度的降低，形成了太行山山前斷裂帶與紫荊關斷裂帶之間著名的太行山重力梯級帶［10，12］.同時，區域構造背景下的伸展邊界控制了黃驊坳陷與滄縣隆起的沉積邊界，滄東斷裂為該邊界的重要組成部分，為一條犁狀—坡－坪狀正斷層，大致在中地殼層中拆離滑脫［60］.太行山重力梯級帶以東的華北盆地，地殼密度整體較高，但地殼厚度小于西部隆起區.盆地內部的滄縣隆起與埕寧隆起地殼厚度較小，但密度偏高；冀中坳陷與黃驊坳陷地殼厚度較大，密度偏低.太行山重力梯級帶東西兩側地殼密度、地殼厚度以及地殼結構的鮮明對比，反映了兩側經歷了強度截然不同的構造作用.

6 討論與結論

華北克拉通東部在中生代發生的重大構造機制轉變，造成了巖石圈的裂陷伸展、減薄及巖漿活動，使得克拉通基底發生了破壞、置換和再造［1－7］，同時也使得首都圈地殼結構非常復雜.在太行山重力梯度帶以西受中生代構造轉折的改造程度較低，它們的下地殼和巖石圈地幔結構大致保持了華北克拉通破壞前的狀態［7］，在重力均衡調整作用下地殼厚度比較大，大約41～43km，張家口附近地殼厚度最薄約38km.在太行山重力梯度帶以東，下地殼在巖漿底侵作用下發生重熔，受到程度不等的改造、置換和減薄［7］，地殼厚度大大小于西部太行隆起區，從太行山重力梯級帶西側的40km迅速下降到東側的31km左右，在太行山山前存在錯斷莫霍面的斷層通道［14］.在華北裂谷盆地底部，受巖石圈伸展與巖漿活動的強烈影響，莫霍面起伏比較大，形成了北東向延伸、東西向高低起伏相間展布的分布格局，與盆地內部的構造格局相呼應.冀中坳陷與黃驊坳陷地殼厚度比較大，平均在32～34km，最大厚度為冀中坳陷北部的武清凹陷.受軟流層與上地幔高密度巖漿物質的上涌作用，沿太行山山前構造帶與滄縣隆起構造帶，地殼發生上隆并減薄，約30～32km.沿燕山山前構造帶，即張渤帶，同樣存在強烈的巖漿物質上涌，地殼厚度也比較小.在NW向與NE向隆起構造帶的交匯處，地殼厚度最小值低于30km，比如北京與唐山地區.受重力均衡調整作用，燕山隆起區地殼厚度大于盆地內部，在35km以上.此外，燕山隆起區存在著兩條莫霍面陡變帶，一條位于盆山過渡地帶，另一條沿區域性基底斷裂［49］展布，地殼厚度以兩條陡變帶為界，在南北方向產生較大差異.布格重力異常值、地形高程與地殼厚度表現出了一定的相關特性.

通過對重力場的反演分析可知，首都圈地區地殼結構在中上地殼比較復雜，下地殼結構相對簡單.在區域上，華北盆地主要表現為高、低密度異常條帶相間排列的格局，由西向東分別為太行山山前構造帶、冀中坳陷、滄縣隆起、黃驊坳陷，沿NNE方向近平行狀排列，是盆地內部比較重要的二級構造單元.

在中上地殼，盆地內部的大型構造單元分別由多個次級構造體組成，包括不同方向、不同規模的斷裂構造及其控制形成的地塹與地壘，在中上地殼產生的重力高低異常的邊界被斷裂控制.受巖石圈伸展與巖漿上涌作用，盆地內部下地殼發生大規模的褶曲構造，造成橫向上密度高低異常條帶相間排列的典型特征.在中上地殼，西部太行山隆起區重力異常特征與地形地貌特征具有很大的相關性，表現為沿盆地分布的狹長條帶，條帶形狀與盆地輪廓相似，盆地內部呈重力低，盆地兩側臺地呈重力高，盆地與臺地之間的過渡帶表現為高梯度的梯級帶，這些梯級帶是盆地邊緣斷裂存在的最直觀證據，并且切穿上地殼達到地表，包括延懷盆地、宣化盆地、陽原—蔚縣盆地、大同盆地及忻定盆地等，這些盆地恰處于NNE向山西走滑拉分斷裂帶的東北端與張渤帶西段交匯處.隨著場源深度的增加，這種由盆地表現出來的局部異常現象逐漸消失，轉變為區域性重力低異常.華北盆地地殼密度大于太行隆起與燕山隆起區，因此具有比較高的布格重力異常值.

在下地殼，華北裂谷盆地經歷了更加強烈的底侵與重熔作用，下地殼介質密度值非常高，超過了3.0g／cm3，并且下地殼厚度遠遠小于西部隆起區的下地殼厚度.而西部與北部在區域性隆起過程中，受重力均衡調整作用下地殼處于質量虧損狀態，下地殼比較破碎，呈低密度異常區，密度值在2.9g／cm3左右，表現為大范圍的負重力低異常.首都圈地殼介質密度在橫向上表現出比較明顯的非均勻性特征.

首都圈地區地震分布主要集中在巖漿上涌比較強烈的區域，包括張渤帶、滄縣隆起構造帶邊緣、太行山山前構造帶北部的大興凸起以及山西斷陷帶，特別是該區域曾經發生過的兩次大震，三河8.0級地震與唐山7.8級地震，都位于地殼厚度比較小的北京與唐山地區，在這些位置普遍存在著莫霍面的隆起，因此，認為在首都圈地區地震的發生與深部軟流層及上地幔頂部高密度物質的上涌作用有很大的關系，相關層析成像結果也揭示了這一現象［23］.總之，華北地塊經歷的多期運動改造，使得首都圈周圍塊體分解，形成盆、山相間，坳、隆相鄰，密度非均勻性顯著，殼內結構與莫霍面埋深相差較大的地殼分塊構造格局.

致 謝 感謝中國地震局地殼應力研究所張世民、江娃利與黃忠賢研究員的有益建議.感謝審稿專家與編輯提出的寶貴修改意見.文中使用了中國地質大學（武漢）地球物理與空間信息學院開發的重磁勘探軟件，對其實驗室人員所提供的幫助，在此表示感謝.

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Fine crustal structure beneath Capital area of China derived from gravity

JIANG Wen－Liang，ZHANG Jing－Fa

Key Laboratory of Crustal Dynamics，Institute of Crustal and Dynamics，China Earthquake Administration，Beijing100085，China

In this paper the multi－scale wavelet method is used to separate gravity field.Moho topography of Capital area is determined using 3DParker density interface inversion method and variable density model，constrained by deep seismic data.And at last，two typical gravity profiles are modeled.The results indicate that the crustal structure of Capital area rebuilded by multiple tectonic movements is very complicated，with adjoining depressions and uplifts，alternating basins and hills，and inhomogeneous density.Influenced by strong extension，thinning and erosion of North China Craton lithosphere，Moho topography around Capital area fluctuates greatly.The dominating tectonic direction of the Moho topography strikes from NE to NNE.Two steep slopes exist between North China Basin and Western Taihang uplift and Northern Yanshan uplift，respectively.Moho depth in North China Basin varies greatly，with the largest difference of 5km，but the average thickness of crust in the basin is small.The thinnest is about 29km，beneath Beijing and Tangshan area.The thickest crust is about 34km in Wuqing depression.Adjusted by gravity equilibrium，crust thickness of western Taihang uplift areaincreases greatly.However，the density of western area is lower than the eastern basin.Gravity anomalies in upper and middle crusts are related to surface relief and topographic features.Affected by Cenozoic rifting，crustal structure of Capital area is very complicated in upper and middle crusts.Many geological tectonic units striking NNE are formed in different tectonic movements.Most faults cut through to the middle crust.Fold structures are formed in lower crust.High and low density anomalies are distributed alternatevely.Crustal density in Capital area is remarkably inhomogeneous.Research concludes that occurrences of strong earthquakes in Capital area are probably related to upwelling of asthenosphere and uppermost mantle high density materials.

Capital area，Crustal structure，Bouguer gravity anomaly，Density interface，Gravity modeling

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.022

P312

2011－09－29，2012－03－27收修定稿

中國地震局地殼應力研究所基本科研業務專項（ZDJ2007－1，ZDJ2010－11）資助.

姜文亮，男，1982年生，助理研究員，主要從事遙感、重磁技術構造地質應用研究.E－mail：jiang＿wenliang＠163.com

姜文亮，張景發.首都圈地區精細地殼結構——基于重力場的反演.地球物理學報，2012，55（5）：1646－1661，

10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.022.

Jiang W L，Zhang J F.Fine crustal structure beneath Capital area of China derived from gravity.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（5）：1646－1661，doi：10.6038／j.issn.0001－5733.2012.05.022.

（本文編輯 何 燕）