利用背景噪聲和接收函數研究華北克拉通地殼結構

姜磊， 丁志峰,2* ， 高天揚， 黃翔,3

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國地震局震源物理重點實驗室， 北京 100081 3 北京大學地球與空間科學學院， 北京 100871

0 引言

華北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，大量研究表明，大約18.5億年前，華北克拉通由東、西兩個太古宙陸塊碰撞拼合而成，隨后，華北克拉通基底經歷了一段相對穩定的沉積過程，覆蓋了較厚的古生代沉積物(Wang and Mo，1995；Zheng et al.，2017).進入中生代后華北克拉通開始遭受強烈破壞，在侏羅-白堊紀期間受制于古太平洋俯沖的燕山運動對華北克拉通的破壞起了重要作用(Wang and Li，2008；朱日祥等，2011，2012，2019；Wang et al.，2015a，2017b)，在該過程中以北西-南東向擠壓為主，巖漿活動、火山活動頻繁，形成了各種斷層、褶皺.在新生代，受控于東側太平洋板塊俯沖和西側印度—歐亞板塊碰撞作用，發生了廣泛的構造伸展變形和巖漿作用(Menzies et al.，2007；劉俊來等，2008；Li et al.，2018)，孕育了大量的斷陷及裂谷盆地.現今，華北克拉通周圍被不同時期形成的造山帶環繞 (凌媛等，2017)，北側為中亞造山帶，南側為秦嶺—大別造山帶和祁連造山帶.華北克拉通的破壞具有強烈的復雜性，即：東部塊體破壞嚴重，西部塊體相對保持穩定.諸多學者構建了多種模型來探討其破壞機制，主要有地幔柱上涌模型、巖石圈或地殼拆沉模型等(喬彥超等，2013；Wang et al.，2015b；程華冬等，2016；程華冬和黃金水，2017；王永明等，2017).巖漿底侵和拆沉作用是兩個相反的過程，主導了不同構造環境下的殼-幔演化過程(樊祺誠等，2001，2005)，巖漿底侵作用主要是巖漿上涌導致巖石圈及地殼發生軟化并在應力作用下造成破壞，而拆沉作用是由于重力失穩引起重力垮塌，造成地殼及巖石圈地幔斷裂下沉破壞.然而何種機制起主導作用目前仍存在諸多爭議.華北克拉通破壞的強烈非均勻性，表現在各塊體在地貌特征，巖石物理、化學性質及深部結構存在強烈的非均勻性.整體來看，華北克拉通地殼厚度由西向東逐漸減薄(Wei et al.，2011；危自根等，2015)，并由地塹-地壘相間分布，該區大致可以被北東或北北東向構造帶分為東、中、西部塊體，塊體邊界大概與南北重力梯度帶重合.華北克拉通東部是克拉通破壞最顯著的區域，地質構造復雜，該區在新生代的裂陷作用下，發育多條張性斷裂，并發生大規模沉降(Zheng et al.，2017).華北克拉通東部的華北盆地覆蓋較厚的沉積層，可細分有冀中坳陷、滄縣隆起、黃驊坳陷、埕寧隆起、濟陽坳陷等次級構造單元(段永紅等，2016)，這些次級構造單元相間分布.與東部相比，中部和西部保持相對穩定，地殼及巖石圈較厚，沉積層較薄.地殼結構的差異反映了華北克拉通改造機制的差異，東部地殼整體破壞主要由中新生代以來東側太平洋板塊俯沖引起，而中、西部地殼改造可能是其非均勻性質構造帶在長期演化過程中被連續的熱-構造事件多次改造活化的疊加所造成的(陳凌等，2010；危自根等，2015).華北克拉通也是我國地震頻發地區，有史以來記錄到23次7級以上的地震，這種強烈的地震構造活動也是其區別于其他穩定克拉通的主要特征.地震科學家們對地震的孕育條件及其發生的機制進行了探索，到目前為止仍是尚未解決的難題.前人研究表明在華北克拉通，脆性的上地殼是主要的孕震層也是一個多震層，上、下地殼分界面附近是地殼內部的脆韌轉換帶(段永紅等，2016)，由此可見地殼上地幔的非均勻性是導致地震產生的主要原因，所以對華北克拉通地殼上地幔精細結構的探測是我們揭示其孕震環境，探討地震發生機理的重要手段.

長期以來華北克拉通的構造演化歷程一直是熱點問題，隨著數字化地震觀測系統的發展，利用各種地球物理手段針對華北地區地殼結構進行了大量的探測和研究，取得了顯著的成果，包括接收函數、面波成像、人工地震測深、大地電磁測深(Yao et al.，2008；房立華等，2009，2013；陳凌等，2010；Fang et al.，2010；Zheng et al.，2011；武巖等，2011，2014，2018；Tang et al.，2013；Fu et al.，2015；段永紅等，2016；凌媛等，2017；王椿鏞等，2017；Ouro-Djobo等，2018；Xu et al.，2018).近年來，由于華北地區科學臺陣布設，為利用密集臺陣開展殼幔結構成像提供了大量數據.然而，由于華北克拉通東部塊體覆蓋有較厚的沉積層，對該區地殼結構研究造成一定的困難，因而由不同的方法得到的地殼厚度，殼幔速度結構仍存在諸多差異.

近十年來，背景噪聲成像方法得到廣泛的應用.該方法是利用不同臺站長時間的連續記錄進行互相關得到經驗格林函數，進而通過反演獲得臺站群(相)速度.很多學者利用背景噪聲進行了諸多有意義的研究.例如，房立華等(2009，2013)得到了華北克拉通瑞利面波(勒夫波)群(相)速度分布圖.Feng等(2017)利用噪聲干涉確定了華北地區的410 km和660 km不連續面.Tang等(2013)利用背景噪聲和面波數據反演了華北地區殼幔結構，分析了華北盆地和鄂爾多斯塊體的熱、化學性質，并對其殼幔演化過程進行了探討.然而，由于面波對S波速度結構敏感而對速度間斷界面不敏感，故單獨利用面波數據反演殼、幔速度結構有顯著的非唯一性問題.因此很多學者開始嘗試聯合接收函數與面波頻散數據反演S波速度結構(Shen et al.，2013；Zheng et al.，2016；鄭晨等，2016，2018；Wang et al.，2017a)并取得了很好的效果，這主要是利用接收函數對臺站下方的速度界面的敏感性與面波數據對絕對速度的敏感性的互補.相比于地震面波，背景噪聲對短周期瑞利面波有很好的反映，即能較好的反映中上地殼的S波速度(陳俊磊等，2019).因此我們利用噪聲數據和接收函數聯合反演能夠更好地反映地殼淺部的速度結構特征.

本文所用數據源自于華北克拉通地區(111°E—120°E，37°N—42°N)布設的188個寬頻帶流動臺站(圖1).我們通過對提取的背景噪聲瑞利面波群速度和接收函數進行聯合反演得到華北克拉通地殼S波速度結構，沉積層厚度及莫霍面深度，并對其構造演化過程進行分析.

1 數據和方法

1.1 面波頻散

我們收集了2007年1月到2007年12月華北科學臺陣的188個寬頻帶流動臺站(臺站分布見圖1)的連續地震波形數據.地震計為CMG-3ESP，頻帶范圍：50 Hz～60 s.根據Bensen等(2007)介紹的方法及步驟對垂直分量(經重采樣：1 Hz、去儀器響應、帶通濾波5～50 s、時域歸一化)處理得到經驗格林函數，篩選得到信噪比>7，臺站間距>3倍波長的數據.利用姚華建等(2004)編制的多重濾波圖像分析軟件提取5～30 s瑞利面波群速度頻散.得到頻散曲線后，使用Ditmar和Yanovskaya(1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的面波層析成像方法反演得到的瑞利面波群速度分布，反演網格大小為0.25°×0.25°.從中提取各臺站對應的瑞利面波群速度數據作為聯合反演的面波頻散數據.關于華北地區該數據已有諸多背景噪聲瑞利面波成像的研究成果，如Fang等(2010)與本文使用數據一致且結果相似，因此本文不再羅列成像結果.

圖1 研究區區域構造及臺陣分布圖藍色三角形代表流動臺站位置，藍色實線表示主要的斷裂分布，紅色實線為剖面K和L的位置，灰色實線為南北重力梯度帶.主要次級構造單元有：JY：濟陽坳陷，CN：埕寧隆起，HH：黃驊坳陷，CX：滄縣隆起，JZ：冀中坳陷.Fig.1 Map showing tectonic setting of the study area and station distributionThe blue triangles are seismic stations, the blue solid lines denote major fracture distribution, the red solid line is the location of the cross sections K and L, and the gray line is north-south gravity gradient zone. The main secondary structural units are: JY: Jiyang depression, CN: Chengning uplift, HH: Huanghua depression, CX: Cangxian uplift, JZ: Jinzhong depression.

1.2 接收函數

采用來自于武巖等(2018)利用時間域反褶積計算得到的接收函數.對于不同震中距的接收函數，其Ps轉換波與P波到時差不同，因此首先我們對其進行動校正到67°參考震中距并疊加得到平均接收函數(Yuan et al.，1997；鄭晨等，2018)，然后截取前15 s的波形作為聯合反演的接收函數數據.

1.3 聯合反演

本文利用改進的NA算法(Sambridge，1999；鄭晨等，2016，2018)聯合反演背景噪聲面波和接收函數數據構建地殼S波三維速度結構，并得到沉積層厚度，莫霍面深度.該方法通過在模型空間進行隨機搜索，計算200個模型對應的失配值，失配值由公式(1)計算，

+ω3‖m-m0‖+ω4‖Lm‖,

(1)

式中，G表示接收函數及背景噪聲面波數據，ω1，ω2，ω3，ω4分別的代表計算失配值時各部分的權重，m是模型參數，L是Laplacian算子.反演過程中需要設置各部分權重，其中ω3，ω4越大得到的結果越穩定但相應的數據失配值會增大，經過嘗試我們分別將其設置為為1.0和0.3.對于ω1和ω2，根據各臺站波形擬合程度做出調整，即對于擬合較差的數據適當的調大其權重.

每次迭代選取失配值最低的5個模型，并再次均勻隨機游走產生新的100個模型進行新一次迭代，整個過程共進行500次迭代.

反演過程中我們將臺站下方劃分為沉積層、地殼、上地幔三個部分，根據武巖等(2014，2018)對渤海灣地區沉積層厚度以及地殼厚度的研究，我么將反演沉積層厚度參數搜索范圍設置為0～7 km，并且將莫霍面搜索范圍設置為25～50 km.同時，固定各層vP/vS值，沉積層設置為2.0，地殼及地幔分別設定為1.75和1.795.在反演中利用樣條曲線表示S波速度結構，將沉積層搜索厚度設置為0.1 km，地殼及上地幔頂部設置為2 km，其余上地幔部分設置為5 km(鄭晨等，2016).各層密度根據Nafe-Drake速度-密度公式(Nafe and Drake，1963)計算.

通過對各臺站逐個進行反演發現，位于基巖上的臺站反演的接收函數和面波頻散數據與實際數據有很好的擬合(圖2a)，但是部分臺站，特別是華北盆地地區反演效果相對較差，這主要是由于接收函數數據和面波頻散數據分辨率的不同，接收函數對沉積層十分敏感，而面波頻散數據卻無法有效的反映沉積層(Shen et al.，2013)，即面波頻散高頻成分的速度是地殼淺層速度的平均效應，其無法反映沉積層極低的剪切波速度.對此類臺站我們適當的截掉小部分高頻成分使我們的結果更為準確(圖2b，2c).

圖2 臺站A103(a)、A605(b)、K046(c)聯合反演結果(a1,b1,c1)中紅色實線失配值最低的S波速度結構，黑色背景為200組次優解；(a2,b2,c2)中黑色實線為真實接收函數，紅色實線為反演擬合的接收函數； (a3,b3,c3)中藍色星形代表真實面波頻散數據，紅色實線為反演擬合的面波頻散曲線.Fig.2 Joint inversion results under station A103 (a)、A605 (b)、K046 (c)The red solid line in the left figure represents the best vS model with smallest misfit value while the black background for the best 200 models; In top right figure, receiver function data are shown in black solid curve and predicted waveform is in dashed line. In the bottom right, the blue stars represent real surface wave dispersion data and the solid lines denote predicted surface wave dispersion.

2 結果

通過插值，我們得到了研究區沉積層厚度，莫霍面深度及地殼S波速度結構.圖3a展示了研究區沉積層厚度分布，整個研究區沉積層厚度范圍在0～7 km，以太行山為界，兩側反映出了不同的沉積層厚度分布.其中太行山西側及燕山造山帶區域沉積層厚度較小小于1 km，但是在山西地塹帶沉積層厚度較大，約為2～3 km.東側華北盆地沉積層明顯較厚大于3 km，局部地區可達到5～6 km.可以看出沉積蓋層厚度與地質構造相對應，坳陷區沉積層厚度較大，隆起區沉積層厚度較小.

地殼厚度成像結果與前人結果較為一致(嘉世旭等，2009；葛粲等，2011；Tang et al.，2013；武巖等，2018)，從圖3b可以看出地殼厚度變化范圍約29～46 km，由西向東逐漸減薄.同樣以太行山為界，華北克拉通東部華北盆地地殼厚度小于34 km，燕山造山帶東側地殼厚度小于36 km.而華北克拉通中、西部地殼厚度較大約為36～46 km，在山西地塹莫霍面局部隆起約36～39 km.研究區地殼最厚的地區位于清水河附近大于43 km，地殼最薄地區位于保定附近及渤海灣周邊地區，莫霍面輕微隆起.

圖3 (a)研究區沉積層厚度及(b)研究區地殼厚度Fig.3 Map of sedimentary thickness (a) and crustal thickness (b) in study region

研究區0～5 km范圍內的平均S波速度結構(圖4a)顯示，華北盆地存在顯著的低速異常，其中滄縣隆起區S波速度相對略高于其兩側的冀中坳陷和黃驊坳陷.在南北重力梯度帶以西地區，清水河—朔州地區呈現顯著的高速異常，太行山和燕山造山帶區域也顯示高速特征，而山西地塹區域S波速度略低于造山帶.整體來看，在0～5 km范圍內，華北克拉通東部與中、西部地區速度分界明顯，且速度結構基本與地表地質和構造帶相對應，坳陷區速度相對較低，隆起區速度相對較高.

圖4 聯合反演獲得的研究區地殼平均S波速度分布(a) 地殼頂部(0～5 km)平均S波速度分布； (b) 中、上地殼(5～20 km)平均S波速度分布； (c) 下地殼(20 km～莫霍面)平均S波速度分布.Fig.4 Average of S-wave velocity distribution in the crustal from the joint inversion in study region(a) Average S-wave velocity distribution in uppermost crust (0～5 km); (b) Average S-wave velocity distribution in the middle and upper crust (5～20 km); (c) Average S-wave velocity distribution in the lower crust (20 km～Moho).

圖4b展示了研究區5～20 km 范圍的平均S波速度結構，該范圍主要反映了研究區沉積層以下的中、上地殼的S波速度結構.在這一深度范圍內的S波速度結構仍然基本與區內主要的構造帶相對應，但是與結晶基底以上的S波速度結構存在顯著的差異.研究區內主要的兩條造山帶(太行山造山帶、燕山造山帶)顯示較低的S波速度.在研究區內可以非常清楚的識別出三個高速異常區域，分別是清水河—朔州—大同地區、天津—唐山地區以及華北盆地地區.

下地殼S波速度結構(圖4c)顯示研究區下地殼存在多個明顯的高速異常區域，分別是華北盆地區域、北京北部區域、清水河—朔州及大同區域.而在張北、太行山造山帶及天津—唐山周邊地區顯示出低速異常，特別是天津—唐山周邊地區低速異常顯著.與中、上地殼速度結構相比，研究區下地殼在天津—唐山周邊地區發生了明顯的速度反轉.

3 討論

華北克拉通破壞不僅是發生在巖石圈地幔的破壞，而且也造成其下地殼甚至整個地殼的破壞.目前，對于華北克拉通破壞機制主要有拆沉作用和熱-化學侵蝕作用.華北克拉通歷史上發生過多次構造活動，尤其是中、新生代以來，發生了燕山運動和古太平洋板塊的俯沖作用，使得華北克拉通地殼和巖石圈發生強烈的破壞，其表現在沉積層厚度、地殼厚度、S波速度結構等方方面面.南北重力梯度帶是華北克拉通一條重要的分界線，其兩側經歷了不同的構造演化過程.在本文的結果中，無論是沉積層厚度還是地殼厚度或者地殼S波速度結構都明顯以該重力梯度帶為界，其兩側表現出截然不同的特征.目前對該區已經有不少的研究成果，我們將對本文所得到的結果與前人的結果進行對比分析.

華北克拉通東部覆蓋的巨厚沉積層給該區的研究帶來一定的困難，諸多學者利用不同的方法對該區的沉積層厚度進行了研究(羅艷等，2008；武巖等，2014，段永紅等，2016).我們的結果與這些研究結果有著良好的對應，華北盆地沉積層較厚約為3～7 km，其中在冀中坳陷東側可達到5～6 km.山西地塹帶沉積層厚度大約2～3 km，太行山造山帶與燕山造山帶結晶基底幾乎出露地表(沉積層厚度<1 km).研究區地殼厚度由西向東逐漸減薄，以南北重力梯度帶為界，兩側厚度劇烈變化.諸多研究表明古太平洋大約于180 Ma年前開始向歐亞大陸之下俯沖(Wang et al.，2015a，2017b)，東部嚴重破壞減薄與古太平洋的俯沖及其引起的弧后拉張作用有重要關聯(朱日祥等，2011，2012，2019；Wang et al.，2018).

研究區內淺層(0～5 km)S波速度結構主要受到低速的沉積層影響，其速度分布特點與我們所得到沉積層厚度分布結果相吻合，并基本與地表地質構造帶相對應，華北盆地低速特征明顯，山西地塹速度相對于造山帶偏低，華北盆地與山西地塹厚的沉積層是其呈現相對低速的主要原因.同時，在華北盆地中的次級構造帶的隆起區與坳陷區也存在差異，速度分界較為明顯，房立華等(2013)也得到了相似的結果，這也反映了不同次級構造單元結晶基底埋深的差異性.

研究區沉積層以下中、上地殼(5～20 km)，造山帶和盆地區的速度結構相對于結晶基底以上的速度結構顯示出不同的特征，在華北盆地地區顯示高速異常，而太行山造山帶及燕山造山帶顯示低速異常，自新生代以來，整個華北盆地產生張裂和不均勻的沉降(曾融生等，1991)，華北盆地中、上地殼相對高速可能與沉降所造成的相對高的巖石強度相關.清水河—朔州及大同地區顯示高速異常并一直延伸到下地殼，該區高速異常在其他學者相關研究中也都有體現(房立華等，2009，2013；Wang et al.，2012；Tang et al.，2013)，該區玄武巖廣泛出露，推測可能與玄武質巖漿冷卻凝固有關.

下地殼是殼幔物質交換的重要紐帶，本文結果顯示S波速度結構較為復雜，并且研究區內不同塊體間速度對比相比于中、上地殼更為強烈.華北盆地區域顯示強烈的高速異常，Tang等(2013)和Fu等(2015)也得到了華北盆地下地殼顯示高速異常的結果.然而一些研究成果顯示華北盆地地區在下地殼為低速異常，他們將其解釋為巖漿侵入造成下地殼大范圍部分熔融，從而導致下地殼低速，但是泊松比研究顯示華北東部地區內沒有出現異常高的泊松比(ν>0.31), 暗示地殼內不存在大規模的部分熔融(Owens and Zandt，1997)，并且華北東部塊體南部泊松比值比較低，這被認為是由拆沉作用造成的(許衛衛等，2005；劉俊來等，2008；武巖等，2018).巖石學證據也表明華北克拉通東部伸展與拆離作用強烈，存在大規模的變質核雜巖(Darby et al.，2004；Liu et al.，2006).結合泊松比特征及巖石學證據，我們推測拆沉作用可能是華北克拉通東部地殼強烈破壞的主導因素，該區下地殼高速異常可能是由于華北盆地在古太平洋俯沖擠壓后經歷不同程度的下地殼拆沉作用，隨后大規模的伸展作用相伴隨的幔源基性鐵鎂質巖漿底侵至下地殼結晶所造成的.太行山造山帶及以西地區顯示低速異常，武巖等(2018)研究顯示太行山山前斷裂的泊松比可達到0.30以上，Ji等(2009)研究顯示張北—張家口—懷來、保定—繁峙及太行山一帶為巖漿底侵區域，與我們得到的下地殼低速異常區形態基本吻合(圖4b)，根據其華北克拉通伸展分區模式，推論在太行山隆起區下地殼存在巖漿底侵造成區域部分熔融.唐山地震區位于燕山造山帶與華北盆地的交界部位，我們的結果顯示該區下地殼存在顯著的低速異常，暗示該區存在地幔物質上涌通道，對于該區下地殼低速異常在其他學者的相關研究中也都有體現，地幔熱物質向地殼運移被認為是導致該區應力累積和發生地震的重要因素(曾融生等，1991；劉啟元等，2007；段永紅等，2016).

為了進一步了解研究區殼內高、低速體與構造之間的關系，我們沿K測線(圖5a)和L測線(圖5b)繪制兩條速度結構垂直剖面圖.王未來等(2009)利用雙臺法得到的面波頻散曲線與接收函數聯合反演得到了K測線0～100 km的S波速度結構，與其相比我們利用噪聲面波頻散數據包含更短的周期，對測線下方地殼淺部有更好的分辨能力.結果顯示測線下方速度變化較好的勾畫了沉積層和莫霍面形態，由西向東沉積層厚度增大、莫霍面深度減小.在20 km以上范圍內，S波速度較低，主要反映中、上地殼的速度特征.在下地殼內存在多個低速體(20～40 km)，其中張北附近地區下地殼低速體最為明顯，巖石學和地球化學觀測顯示在張北地區玄武巖捕擄體廣泛出露(Zhang et al.，2018)，三維導電性模型顯示該區下地殼高導電性異常(Zhang et al.，2016)，這些證據意味著張北附近地區存在強烈的殼幔熱化學作用造成下地殼部分熔融.在唐山—唐海、三河—寶坻、商都以西及繁峙地區也存在一定范圍的下地殼低速體，在前文中已指出這些區域可能存在一定范圍的巖漿底侵作用或者存在幔源物質上涌通道，從而導致S波速度低速異常.

唐山地震區一直是地球物理學家們研究的重點區域，梅世蓉等(1999)根據唐山地震區層析成像結果提出震源區的中、上地殼存在較大規模的高速體，而四周速度較低的孕震模式.在這種模式下，中、上地殼由于巖石強度存在差異在受到水平應力場和垂向應力場的作用下更容易積累應力進而產生破裂.圖5a顯示，在唐山地震區表現出在沉積層下存在較大范圍的高速體，并且該高速體又被其下低S波速度包裹的特征，表明唐山地區符合這種孕震模式.除了唐山地震區外，張北地區及太行山與華北盆地塊體交界地帶下方速度結構也存在這種特征，歷史上在這兩個區域附近也曾分別發生過1998年張北6.2級地震和1679年三河—平谷8級地震(震源深度不詳)，該特征是否具有廣泛的代表性仍有待進一步研究.

圖5 沿圖1中L剖面(a)和K剖面(b)S波速度模型垂直切片綠色五角星圓圈從左至右依次表示：張北—尚義6.2級地震，三河—平谷8.0級地震和唐山7.8級地震.Fig.5 Cross sections of vS model along L profile (a) and K profile (b) in Fig.1From left to right, the earthquake marked in green stars are: Zhangbei-Shangyi M 6.2 earthquake, Sanhe-Pinggu M 8.0 earthquake, and Tangshan M 7.8 earthquake.

華北克拉通尤其是東部地區地殼結構復雜，地塹-地壘構造交替分部，強烈的不均勻性是導致地震發生的直接原因.面波和接收函數是深入了解地殼結構的有效手段.在研究區范圍內發生過多次7級以上大震并造成了巨大的人員財產損失，尤其是唐山地震.通過開展地殼精細結構的研究有利于我們探索其孕震機制.我們利用華北地區188個臺站連續1年的波形數據互相關并用頻時分析得到噪聲瑞利面波數據并聯合接收函數反演得到了華北克拉通沉積層厚度、莫霍面深度及地殼S波速度結構，并與前人的結果進行對比分析，討論了華北克拉通破壞機制及其孕震環境.具體總結如下：

(1)華北克拉通沉積層厚度坳陷帶和隆起帶分界明顯，其中華北盆地存在巨厚的沉積層，并且在冀中坳陷東部達到最大(5～6 km)，山西地塹也顯示較厚的沉積層.地殼由東向西逐漸增厚(29～46 km)，與中、西部地區相比，東部華北盆地地殼厚度<34 km，表示該區域可能經歷了強烈的伸展減薄作用，嚴重破壞減薄與古太平洋的俯沖引起的弧后拉張作用有重要關聯.

(2)S波速度結構顯示，在地殼頂部速度特征與地形地貌、地殼厚度存在對應關系，華北盆地、山西地塹受到沉積層影響表現為低速異常.在中、上地殼范圍內華北盆地的高速異常可能與該區新生代以來多次沉降有關.清水河—朔州及大同區域顯示高速異常并延伸到下地殼，可能與玄武質巖漿冷卻凝固有關.

(3)在下地殼范圍內，華北盆地地區顯示顯著高速異常.該區下地殼高速異常可能是由于華北盆地在古太平洋俯沖擠壓后經歷不同程度的下地殼拆沉作用，隨后大規模的伸展作用相伴隨的幔源基性鐵鎂質巖漿底侵至下地殼結晶所造成的.張北及太行山造山帶表現出低速異常，暗示巖漿侵入造成下地殼部分熔融.唐山地震區及周邊顯示顯著的低速異常，該區地震多發可能與地幔物質的運移有關.

(4)剖面顯示多個發生過強震的區域表現出沉積層下方存在較大范圍的(約10 km)高速體，并且高速體又被其下低S波速度包裹的特征，殼內巖石強度的差異為應力積累及地震發生提供條件.該特征是否具有廣泛的代表性仍有待進一步研究.

致謝武巖博士提供了接收函數數據.鄭晨及王興臣博士在數據處理期間給予了指導.審稿專家及編輯給出了修改意見.中國地震局地球物理研究所“中國地震科學探測臺陣數據中心”為本研究提供了地震波形數據.在此一并致謝.