張北地震區三維深部電性結構與孕震環境

彭遠黔，孫翔宇，詹艷，趙凌強，劉雪華，冉志杰，王莉森

1 河北省地震局，石家莊 050021 2 中國地震局地質研究所，地震動力學國家重點實驗室，北京 100029 3 山西太原大陸裂谷動力學國家野外科學觀測研究站，北京 100029 4 中國地震局第二監測中心，西安 710043

0 引言

張家口—渤海地震構造帶(張渤帶)是華北平原北部、山西高原東北部一系列不連續的北西向活動構造帶的總稱，是華北乃至中國東部地區一條重要的北西向活動構造帶(高戰武，2001)(圖1a中紅色虛線)，也是中國著名的強震集中帶，地震以強度大、頻次高、破壞嚴重為特點.GPS速度場(王敏和沈正康，2020)表明張渤帶相對于穩定的歐亞板塊，表現出整體南東向運動的趨勢.張渤帶中東段曾發生過1679年三河—平谷8級地震(向宏發等，1988)、1969年渤海7.4級地震(張四昌等，1995)、1976年唐山7.8級地震(王椿鏞等，2016)，張渤帶西北端于1989年、1991年和1999年相繼發生了5次5.6～5.9級的大同—陽高地震序列(馮永革等，2016)，1998年1月發生了張北6.2級地震(徐錫偉等，1998).

圖1 (a)華北地塊及其鄰區地貌圖和(b)張渤帶西段區域構造圖區域構造劃分和斷裂修改自周月玲(2011)和孫穩(2018)；中強地震(公元231—2018年)引自劉燕翔等(2017)和胡慧文等(2021)；GPS數據引自王敏和沈正康(2020).Fig.1 (a) Geomorphic map of North China block and its adjacent area and (b) Tectonics of the western section of Zhangbo zoneRegional structure and faults are modified from Zhou (2011)and Sun (2018)； Moderate and strong earthquakes (231—2018 A.D.) are from Liu et al. (2017) and Hu et al. (2021)； GPS data is from Wang and Shen (2020).

張北6.2級地震的宏觀震中為北緯41.15°、東經114.45°，位于張北縣大河鎮至海流圖之間(圖2)，是發生在張家口壩上高原弱地震活動區的一次破壞性中強地震，共造成48人死亡(張國民等，1999).震后地質調查未發現具有“地震斷層”意義的地表破裂，但是形成了大量主要沿北北東和北西西向延伸的非構造地裂縫(徐錫偉等，1998；蔡華昌等，2001).地質學家一直在確認張北地震的發震構造和該地區下一個大震的孕育地點.徐錫偉等(1998)通過衛星遙感影像的解譯認為張北地震發震斷裂是北東向的大滿—前黑沙土斷裂(F1)；高戰武(2001)則認為北東、北西西向斷裂相互制約，同時為孕震構造，但發震構造為北東向斷裂；周月玲等(2019)認為赤城—尚義斷裂(F4)可能是發震構造.張北地震發生后，中國地震臺網和哈佛大學給出的震源深度為15 km，美國地質調查局(United States Geological Survey，USGS)和北京遙測地震臺網給出的震源深度為9～10 km.鄭秀芬等(1998)對張北地震及其余震序列進行了多種方法精定位，認為主震位于宏觀震中西北方向，震源深度10 km，小震分布與北北東向大滿—前黑沙土斷裂(F1)一致.楊智嫻等(2002)、楊智嫻和陳運泰(2004)采用兩種小震定位方法獲取的主震震中位于宏觀震中北東方向，震源深度為12.8～15 km.高景春等(2002)給出的小震重新定位結果震源深度是7.6 km.前人的這些研究成果表明，目前對于張北地震發震構造和震源深度，不同方法得到的認識存在爭議，尚無法給出確切的答案.

深地震測深剖面揭示張北地震區莫霍面和殼內界面有1～2 km的上隆，區內速度具有橫向和縱向的不均勻性，是強烈活動的地區(祝治平等，1999).賴曉玲等(2002)在張北地震區及其附近區域開展的地震層析成像結果顯示，震源區周圍分布有北西和北東向相交的低速異常帶，北東向和北西向及北北東向的3條斷裂交匯于單晶河附近，認為張北地震是這3條斷裂構造活動的結果.區域大地電磁研究結果認為張北地震區殼內主震和絕大多數余震都發生在殼內低阻帶以上(趙國澤等，1998).Zhang等(2016)利用5條MT剖面的結果揭示出漢諾壩玄武巖區至大同火山區深部存在高導物質，認為該區地幔熱物質上涌弱化了地殼中部的斷裂強度并導致破裂，從而促進了中強地震頻繁發生.吳萍萍等(2021)通過波速模型約束的大地電磁反演結果發現張渤帶下方的高導區域與幔源物質侵入有關，地震主要發生在淺部和深部高導異常不連續區域.這些研究結果表明，目前對于張北地震發震斷裂和孕震機制等問題也存在著不同認識，對于這些可能發震的斷裂深部延伸狀態和接觸關系，有無孕育大震的可能等相關研究較少，亟待開展更多的工作予以確認.

據中國地震臺網中心統計，2020年以來在張渤帶中東段唐山和西段張北區域中小地震頻繁發生，其中在2020年7月唐山古治區發生了5.1級地震，2021年在張北地震區附近發生了多個3級左右的中小地震，最大的是6月22日張北3.9級地震，這些中小地震聚集在張北地震西北側附近(圖2)，顯示出張渤帶地震進入了地震活躍態勢.利用大地電磁方法開展張北地震區及其鄰區三維深部結構探測，準確認識張北地震的震源深度和發震斷裂，有助于全面理解認識張北地震活躍區的孕震機制和孕震環境，對該區的中長期地震危險性分析和地震風險評估有著十分重要現實意義.大地電磁方法能夠靈敏地觀測巖體電導率的變化，在揭示地震孕震環境和斷裂帶深部延展研究中獲得了較好的應用效果(Unsworth et al.，2004；譚捍東等，2004；Becken et al.，2011；Zhao et al.，2012；Zhang et al.，2016；Lin et al.，2017；詹艷等，2017，2021；Cai et al.，2017；余年等，2017；王緒本等，2018；葉濤等，2018；Yang et al.，2019；李俊秀等，2021).近十多年來，青藏高原東緣發生了如汶川、蘆山、九寨溝等一系列中強地震(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Wang et al.，2014；Sun et al.，2019，2020)，在龍門山構造帶、阿爾金構造帶、祁連—海原—六盤山構造帶等斷裂不同區段上開展的大地電磁探測研究(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Wang et al.，2014；Xiao et al.，2017；詹艷等，2017；趙凌強等，2015，2019；Cai et al.，2017；Sun et al.，2019，2020)，揭示出沿活動斷裂不同段落的深部電阻率結構差異及一系列強震、大震的深部構造環境，表明中強地震及余震與地下介質電阻率結構具有較強的相關性.Ye等(2018)基于滇西地區大地電磁陣列數據，全面揭示出騰沖火山帶下地殼三維電阻率特征和巖漿的分布.此后Ye等(2020)在前期工作的基礎上，在滇西地區完成了一個更大區域的陣列三維大地電磁探測工作，系統地揭示了該地區多個地震的發震構造.新近發生的2021年瑪多7.4級地震和2021年漾濞6.4級地震以及2022年門源6.9級地震前開展的大地電磁探測研究結果(詹艷等，2021；葉濤等，2021；趙凌強等，2022)，揭示出這三個中強地震發震位置具有特殊的深部介質電阻率結構特征.基于這些成功的案例，本研究在張北地震區實施了陣列三維大地電磁探測，以厘清張北地震區的發震結構，解譯張北地震區以及近期頻繁發生中小地震的深部孕育環境.

圖2 張北地震區構造和MT測點分布圖地質圖、漢若壩玄武巖、斷裂信息據(劉若新，1992；蔡華昌等，2002；彭遠黔和孟立朋，2017)；1998年張北6.2級地震震中據(鄭秀芬等，1998；張國民等，1999；楊智嫻等，2002; 楊智嫻和陳運泰，2004)；其他地震震中數據來源于中國地震臺網中心(http:∥data.earthquake.cn).F1：大滿—前黑沙土斷裂；F2：廟東營—大營灘斷裂；F3：大河鎮—海流圖斷裂，F4：赤城—尚義斷裂；F5：張家口斷裂；F6：新開口斷裂.Fig.2 Tectonics of the Zhangbei earthquake region and location of MT stationsGeological map, Hanruoba basalt, and fault are from (Liu，1992；Cai et al.，2002；Peng and Meng，2017)；The epicenter of the Zhangbei M 6.2 earthquake in 1998 is from (Zheng et al.，1998；Zhang et al.，1999； Yang et al.，2002; Yang and Chen，2004)；Earthquake epicenters of other earthquakes are downloaded from http:∥data.earthquake.cn.F1: Daman-Qianheishatu fault；F2: Miaodongying-Dayingtan fault；F3: Dahezhen-Hailiutu fault，F4: Chicheng-Shangyi fault；F5: Zhangjiakou fault；F6: Xinkaikou fault.

1 區域構造和大地電磁探測

研究區位于燕山斷隆、鄂爾多斯斷隆和山西斷陷接觸區域(圖1).燕山斷隆在新生代表現為整體間歇性緩慢隆起，是一個相對穩定的地殼塊體.鄂爾多斯斷隆、山西斷陷內活動斷裂縱橫交錯，發育一系列北西向和北東向斷裂以及共同控制的第四紀斷陷小盆地(徐杰等，1998；徐錫偉等，1998).研究區內新構造運動相對強烈，主要表現為多級層狀地貌、強烈的火山活動、斷裂活動、地塊掀斜等(王行軍等，2006)，區內中生代以來火山活動頻繁，新生代仍有繼續(郝躍生，2010).

圖2給出了張北地震區的地質構造和大地電磁實測點位圖.研究區內北西-南東向展布的赤城—尚義斷裂(F4)是一條重要的地質構造分界線，其大部分地段展布在前寒武紀變質巖中，是一條前新生代強烈活動深達上地幔的斷裂帶，控制著區內的構造演化、巖漿活動、地震分布及礦床形成(傅朝義，1990).在張北地震區及其鄰近的張北、尚義、張家口和崇禮等境內覆蓋著中新世裂隙或溢流玄武巖，即漢諾壩玄武巖(劉若新，1992)(見圖2).漢諾壩玄武巖是中新世時期幔源玄武巖漿沿近東西向的赤城—尚義斷裂和北西向的張渤帶噴溢的結果.在漢諾壩玄武巖覆蓋區，從地表看不到明顯活動的斷裂，但通過陸地衛星遙感影像解譯可知，地殼淺部可能發育著北東向和北北西向兩組隱伏斷裂，其中北東向斷裂稱為大滿—前黑沙土斷裂(F1)，北北西向斷裂稱為廟東營—大營灘斷裂(F2)(徐錫偉等，1998).此外，在地震震中區還發育一條近南北走向的隱伏斷裂，即大河鎮—海流圖隱伏斷裂(F3)(賴曉玲等，2002；蔡華昌等，2003)，地震區以南還發育北西向晚第四紀活動高角度北傾逆沖或南傾正斷的左旋走滑張家口斷裂(F5)以及北東走向晚第四紀活動的新開口斷裂(F6).

針對張北地震區發育南北、東西走向的斷裂構造，大地電磁探測布置方案采用陣列狀布設，以張北地震區為中心，沿南北方向5條測線(L1、L2、L3、L4、L5)上的52個測點開展電磁數據觀測，5條測線的線間距約為20 km，沿測線上大多數測點間距小于5 km，并在張北地震區加密了15個測點(圖2).

2 數據采集和處理分析

2.1 數據采集處理

大地電磁野外測量在2020年8—9月期間開展，使用了加拿大鳳凰公司MTU-5A型大地電磁觀測系統進行數據采集.各測點布極方向為正南北和正東西，記錄了五分量的大地電磁數據，其中包括南北和東西兩個方向的電場分量，東西、南北和垂直三個磁場分量.張北地震區風力發電站密布，為保證數據質量，所有測點記錄時間均超過40 h，另外在700 km外的內蒙古鄂托克前旗布置了遠參考點(圖1中的YCK)與測區進行同步記錄，對測區數據進行遠參考處理(Gamble et al.，1979；韓靜等，2022)來消除測區近場電磁干擾，最后在67個測點上獲取了優質數據.

圖3給出了北西-南東向(圖2中的L7，綠色三角形)和東西向(圖2中的L8，藍色三角形)跨過張北地震區的12個典型測點視電阻率和阻抗相位曲線圖.004A，227A，009A，012A，226A，008A，317A和013A八個測點位于漢諾壩玄武巖覆蓋區，其中008A和317A號測點位于張北地震震中附近.如圖3所示，漢諾壩玄武巖覆蓋區測點曲線特征整體一致，南北和東西曲線呈合離式，幾十赫茲以上的頻段視電阻率值約為幾十到上百歐姆米，隨著頻率減小，南北方向的視電阻率數值急劇增大到幾千歐姆米，而東西方向的視電阻率數值則趨于減小，特別是位于張北震區008A和317A號測點上兩條曲線的分離程度最大，這種曲線特征指示漢諾壩玄武巖覆蓋區深部為高阻結構，在地震區深部電性存在東西、南北差異.111A和112A號測點兩條曲線基本重合，視電阻率數值整體低于漢諾壩玄武巖覆蓋測點；415A和416A號測點位于第四紀盆地區域，視電阻率數值較低.

2.2 區域電性走向和維性分析

使用相位張量分解技術(Caldwell et al.，2004)對5條南北剖面上的測點分別進行了相位張量主軸走向統計(圖4A)，西側的L1剖面整體為南北或者東西方向，中部的L2、L3和L4剖面為北北西或者南東東方向，東側的L5剖面為北西或者南東方向.研究區自西向東的電性走向變化特征彰顯出該區斷裂體系的復雜性，即在測區西側區域電性走向接近南北走向，在測區中部為北北西走向，向東逐漸轉為北西走向.

圖3 典型MT測點視電阻率和阻抗相位曲線圖紅色：XY模式，藍色：YX模式.Fig.3 Apparent resistivity and impedance phase curve of typical MT stationsRed dots denote XY mode，blue dots denote YX mode.

圖4 5條剖面相位張量電性走向玫瑰圖(A)和相位張量二維偏離度角|β|(B)分布圖Fig.4 The electrical strike rose diagrams of the five profiles (A) and 2D skew angle |β| (B) obtained from phase tensor decomposition

圖4B展示了相位張量分解獲取的二維偏離度|β|值隨周期變化圖(Caldwell et al.，2004；Booker，2014)，考慮到張北地震區數據誤差情況，確定當β的絕對值大于6時可以指示其結構具有三維性(Cai et al.，2017).如圖所示，張北測區在周期約0.1 s以上|β|值都基本小于6，大部分區域在0.1 s以下低頻段的|β|值隨周期的增大而逐漸增大到大于6，特別是在斷裂發育附近的測點，說明測區深部電性結構呈現明顯的三維性.區域整體深部電性走向差異較大，較深部表現為三維特征，將采用三維電磁反演技術獲取沿剖面的深部電性結構圖像.

3 三維反演

使用ModEM(Egbert and Kelbert，2012；Kelbert et al.，2014)對張北地震區的67個測點開展了三維反演.三維反演初始模型水平網格剖分包含涵蓋各測點的核心部分和邊界網格剖分，核心部分包括30×24個大小為3 km(南北向)×5 km(東西向)的網格(圖5).在4個水平方向上各包含8個擴展網格.水平方向網格共有46×40個.垂向的網格采用遞增式增厚方法構建，垂向網格劃分共計69層，首層網格厚度為10 m，網格厚度向下分段按不同比例增長，在2 km內的增長因子為1.2，2～60 km內的增長因子為1.1，60～80 km內增長因子為1.2，80～150 km內的增長因子為1.3，150～800 km內的增長因子為1.4(圖5).

圖5 張北地震區三維反演網格剖分(a) 水平網格剖分圖； (b) 核心區水平網格剖分圖； (c) 垂直網格剖分圖.紅色圓點為大地電磁測點.Fig.5 Grid used for the 3D inversion of Zhangbei earthquake region(a) Horizontal grid； (b) Horizontal grid of central part； (c) Vertical grid. The red dots denote MT stations.

為了更好地約束模型，三維反演使用了320 Hz～7300 s內35個頻點的全阻抗數據，同時考慮到主對角元素相比副對角元素質量略差，分別對主對角元素和副對角元素添加10%和5%的門檻誤差，使副對角元素在反演中的權重更高.在反演前對數據中的飛點進行甄別并添加極大的誤差，降低其在反演中的權重.經統計，其中有19個測點包含周期5000 s以上的數據，52個測點包含周期2000 s以上的數據.使用100 Ωm的均勻半空間作為初始模型，正則化因子的初始值為5000，當反演不再收斂時，正則化因子縮小為原來值的十分之一.經過88次迭代，各測點三維反演的副對角元素響應與實測數據擬合較好.少量測點主對角元素數據質量較副對角元素數據質量稍差，導致主對角元素均方根誤差(RMS)值接近5.最終全部測點的RMS為2.4(圖6).

4 結果和討論

4.1 研究區深部電性結構特征

圖7給出了研究區三維反演得到的12個深度水平切片圖.在深度2.5 km平面圖中繪制了張北地震的等震線.從圖7中12個深度結構圖像可看出，在近地表到深度20 km之間，赤城—尚義斷裂(F4)南北兩側的電性結構差異明顯，該斷裂在張北一帶被漢諾壩玄武巖覆蓋，斷裂沿線斷續出露斷層崖等地貌(周月玲等，2019).赤城—尚義斷裂(F4)北側以張北地震區為核心向外輻射區域的深部結構整體表現為高電阻結構特征(R1)，電阻率值大于1000 Ωm，與玄武巖的電阻率值相近(龍凡和韓天成，2002；吳萍萍等，2021).圖2地質圖顯示張北震區及其附近區域覆蓋了中新世漢諾壩玄武巖，這可能與該區域廣泛存在的高阻體相對應，鉆孔剖面與電阻率成像對比資料也能夠進一步證明這些高阻體可能為漢諾壩玄武巖(劉漢彬等，2001).7.5～15 km深度范圍，測區西北域逐漸有低阻結構(C1)侵入，使得R1范圍逐漸趨于西南-北東展布的橢圓狀；而赤城—尚義斷裂(F4)南側，西北端和東南端深部電性結構整體為低阻(C2和C3)特征，在中段夾持了高阻體(R1).在深度15 km到25 km區間，C1的范圍向西南擴大，C2和C3連通為一體，從西北到東南呈現為兩低夾持一高的帶狀結構特征，赤城—尚義斷裂(F4)的尚義段不存在電性差異；在25～35 km范圍，高阻結構R1東北端的邊界逐漸回退到張北附近，在40 km及其以下深度，全區的電阻率結構趨于低阻性質.大滿—前黑沙土斷裂(F1)在上地殼隱伏在高阻體之中，地表地質調查該斷裂長約130 km，呈北東走向，是一條隱伏的斷裂(徐錫偉等，1998)，這與本次大地電磁探測結果對應.大滿—前黑沙土斷裂(F1)從12.5 km開始逐漸出現，是C1和R1的分界帶，并一直向深部延伸至中下地殼，表明該斷裂可能是研究區較為重要的一條大型斷裂帶.

圖6 張北地震區各測點4個分量的均方根誤差分布Fig.6 The four components RMS misfit at each site of the Zhangbei earthquake region

圖8 研究區北部中下地殼低阻體可靠性測試Fig.8 The reliability test of low resistivity bodies in the middle and lower crust in the north of the study area

圖9 研究區南部中下地殼低阻體可靠性測試Fig.9 The reliability test of low resistivity bodies in the middle and lower crust in the south of the study area

圖10 三維反演獲取的沿L1、L2、L3、L4、L5剖面的深部電性結構圖Fig.10 Deep electrical structure of five profiles (L1，L2，L3，L4，L5) from 3D inversion model

圖11 張北地震區的3條剖面深部電性結構圖Fig.11 Deep electrical structure of three profiles cross the Zhangbei earthquake region

研究區北部中下地殼的大規模低阻體C1位于張北地震震中位置下方，該低阻體的存在對于理解張北地震的孕震環境具有重要意義，有可能是Zhang等(2016)在大同火山下方發現的幔源物質的北延部分，因此有必要進行可靠性檢驗.研究區南部邊緣也存在著明顯的低阻體C2和C3，該低阻體位于研究區測點邊緣，可能出現由于約束不足導致失真的情況，也有必要對其可靠性進行驗證.使用Hill等(2015)、Lin等(2017)前人研究中描述的測試方法，對這兩處低阻體進行了測試，證明其存在是否具有合理性.

圖8中C1的電阻率值大約為十幾到幾十歐姆米，深度在10～35 km范圍.將該低阻體賦值為與周圍高阻體相似的500 Ωm，再進行正演計算，與原來的擬合曲線進行對比.選擇低阻體上方4個測點進行對比，對比圖如圖8中左側所示，賦值為500 Ωm后，4個測點的正演曲線的擬合情況均不如原始的反演結果，這表明原始反演結果獲得的低阻體的存在性是合理的.使用同樣的賦值方法，對研究區南部邊緣的低阻體也進行了同樣的測試，選擇了低阻體上方4個測點進行比較.結果如圖9所示，4個測點的正演曲線的擬合情況也不如原始的反演結果，這表明研究區南部邊緣原始反演結果獲得的低阻體的存在性是合理的.

4.2 斷裂體系和構造單元深部電性結構特征

圖10中繪制了南北展布的5條測線的電阻率結構剖面圖，前人的地表地質調查結果給出的斷裂位置也被標識在相應的剖面上(周月玲，2011；孫穩，2018).從圖10中5條南北向剖面的結構圖可見，該區域上地殼電性結構橫向變化較顯著，高低阻相互交替出現，而中下地殼存在橫向不連續性的低阻層，電性結構特征與地表斷裂構造格局相對應.赤城—尚義斷裂(F4)在西端的L1到L4剖面上為明顯的電性差異帶，斷裂北側為高阻結構，南側明顯為低阻，而且電性差異帶向下延展的角度自西向東逐漸從向南傾斜到變成較陡立的樣式.赤城—尚義斷裂(F4)的東延部分最新活動時代為中更新世晚期，該斷裂的西段被中、上新世玄武巖覆蓋，且有眾多古火山口分布，中、上新世玄武巖中出現眾多近東西向次級斷裂，最新活動時代為中更新世晚期(周月玲等，2019)，結合此次大地電磁探測結果推測赤城—尚義斷裂(F4)中更新世晚期仍有較強烈的活動(徐錫偉等，1998).大滿—前黑沙土斷裂(F1)是張北地震區一條北東向的隱伏斷裂，在L2剖面上，F1為向南傾的明顯電性差異帶，深部延伸至中下地殼，深度可達30 km，表明該斷裂是一條規模較大的斷裂，其與遙感解譯結果相吻合(徐錫偉等，1998).張家口斷裂(F5)是區內東南部一條北西走向斷裂，在L4 和L5剖面上，F5為明顯的電性差異帶，深部延伸至8 km，自西向東電性差異存在著減弱趨勢，與該斷裂的分段活動特點相對應(周月玲和尤惠川，2010).從幾條剖面圖中來看平面圖中展示的R1深部賦存形態，R1在5條測線上南側的南、北延展寬度以及向下發育深度有一定差別，在深度約20 km以上，R1的寬度為西窄、東寬，埋深則顯示西深、東淺，即西側L1剖面上R1南北寬度最窄，但是深達40 km向東到L2、L3和L4剖面逐漸增寬，深度逐漸降低，到東側的L5剖面最寬，深度且減到約30 km.

綜合該地區已有的地震學資料(趙金仁等，2005；嘉世旭和張先康, 2005; 嘉世旭等，2009)分析發現，研究區地表0～2.5 km范圍內電性層普遍存在著低阻層，屬于沉積結構(嘉世旭和張先康，2005).而斷裂附近的表層主要以高阻電性介質為主，電性梯度帶位置與地表斷裂相對應.研究區在5～25 km深度范圍為高阻層，屬于上地殼(趙金仁等，2005)，殼內高阻層的分布不均勻，厚度變化也較大.張北地區在15～25 km 深度以下存在殼內低阻體，其與地震學所認識的殼內低速體相吻合(趙金仁等，2005；嘉世旭和張先康，2005; 嘉世旭等，2009)，與赤城—尚義斷裂(F4)以南的盆地區相比，張北地震區殼內低阻體深度大，厚度也較小.

4.3 張北地震區深部結構

1998年在張渤帶西北端的張北附近曾發生過6.2級地震，進入2021年以來，張北地震區域中小地震頻繁發生，在經歷多個3級左右的小震之后，2021年6月又發生了一次3.9級地震，這些中小地震的密集發生顯示出該區域可能進入了地震活躍態勢.此次大地電磁探測結果揭示出了張北地震區精細的三維深部電性結構特征，這些結果不但能夠揭示張北地震的發震構造和可能的震源位置，還有助于進行該地區的綜合孕震環境研究和中長期地震危險性分析.圖11中展示了3條不同方向(L6、L7、L8)跨過張北主震區的深部結構剖面圖.

目前地震學資料對于張北6.2級地震震源深度是8～10 km(鄭秀芬等，1998；高景春等，2002)還是12～15 km(楊智嫻等，2002; 楊智嫻和陳運泰，2004)，存在兩種看法，而對發震斷裂也存在著不同認識(徐錫偉等，1998；蔡華昌等，2001，2002；高戰武，2001；周月玲等，2019).大地電磁方法揭示的地震區精細結構可以為該次地震的震源深度和發震斷裂等提供一定的約束.張北地震空間上位于電性過渡區(圖11)，從垂直剖面切片結果(圖11的L6、L7)可以進一步看到，縱向深度上震源區地殼結構在15 km深度左右存在一個高低阻電性分界面，張北地震位于高低阻電性過渡區并發生在15 km以上高阻地殼層內，即張北地震發生在電性結構中的高低阻過渡區靠近高阻的一側，這與楊智嫻等(2002)、楊智嫻和陳運泰(2004)地震學資料認為的張北地震震源深度12～15 km的推測相吻合.吳萍萍等(2021)通過波速模型約束的大地電磁結果認為張渤帶下方的高導區域與幔源物質侵入有關，并發現該地區的地震事件主要發生在淺部和深部高導異常不連續區域.Zhang等(2016)獲取了張北地震區所在的漢諾壩玄武巖區至大同火山區的大尺度的深部電性結構特征，結果發現漢諾壩玄武巖區與大同火山區之間存在著一條延伸到地幔的高導體，并提出了這條高導體可能是來自地幔部分熔融熱物質，這些地幔熱物質的存在不但主導了漢諾壩玄武巖區與大同火山區的火山活動，其攜帶的流體對地殼中部斷裂強度的弱化和破裂作用，孕育和促進了該地區的地震發生.

本次大地電磁探測結果3條不同方向(L6、L7、L8)獲得張北地震主震區精細的電性結構特征，結果顯示出張北地震主震區西北側存在著明顯的來自深部的低阻體C1，向上延伸至15 km深度范圍逐漸消失，該低阻體與Zhang等(2016)前期結果發現的延伸至大同火山區的高導體相對應，推測這可能是大同火山區高導體的北延伸部分，結合Zhao(2009)資料，推測這可能是來自地幔部分熔融熱物質.此外，平面電性結構圖顯示低阻體C1與東南部高阻體R1在中下地殼存在著明顯的電性邊界帶，對應地表的大滿—前黑沙土斷裂(F1).從穿過張北地震區的L6、L7、L8三條剖面來看，該電性邊界帶也可能是隱伏在漢諾壩玄武巖區下方的大河鎮—海流圖斷裂(F3)的深部體現.

將2021年發生在張北地震區附近3級左右中小地震的深度投影在L6、L7、L8三條剖面上，如圖11所示，這些中小地震活動主要介于大河鎮—海流圖斷裂(F3)和大滿—前黑沙土斷裂(F1)之間，在近垂直于F1、F3兩條斷裂的L6和L8上來看，中小地震位置更靠近于大河鎮—海流圖斷裂(F3)附近.1998年張北6.2級地震震源機制解顯示該次地震為逆沖加右旋作用(Ekstr?m et al.，2012)，如圖1b中GPS運動場所示張家口地區以南東向運動為主，主壓應力為北東東-南西西向(陳阜超等，2020)，與大河鎮—海流圖斷裂(F3)的走向較為對應，加之斷裂東側相對高阻體的阻擋，應具有逆沖運動性質，這與以逆沖為主的張北地震震源機制解相吻合(馬淑田等，1998).1998年張北地震震中投影位置恰好位于來自地幔深部的低阻體C1涌動的端點，并靠近上地殼高阻體的底部，震中位置更靠近大河鎮—海流圖斷裂(F3)附近.這種震源區介質電阻率屬性遵循該區的流變結構特征，也符合大量中強地震區地震震源發生在高/低阻介質接觸區且偏向于高阻介質一側的規律(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Arora et al.，2017；Cai et al.，2017)，所以傾向于認為張北地震的發震斷裂為大河鎮—海流圖斷裂(F3).

葉濤等(2021)發現云南漾濞6.4級地震發生在高低阻電性過渡區附近的高阻一側，將其歸納為強震孕育與發生的“剛柔性過渡區現象”，這也與詹艷等(2021)在2021青海瑪多7.4級地震區的結果相類似.張北地震區上地殼的高阻體可能代表著漢諾壩玄武巖區，屬于機械性(剛性)較強的巖性，發育在漢諾壩玄武巖區內的斷層可以持續累積足夠的應力孕育中強地震.漢諾壩玄武巖區下方的低阻體可能代表著地幔巖漿熱物質(Zhao，2009；Zhang et al.，2016；吳萍萍等，2021)，這些地幔熱物質持續的向上侵入和上涌作用可能會削弱漢諾壩玄武巖區內的大河鎮—海流圖斷裂(F3)等斷層的穩定性，產生了非均勻應力積累和變形并弱化了斷層強度，導致了張北地震的發生.此次大地電磁探測結果支持張北地震的震源深度位于12～15 km之間，發震斷裂是隱伏在漢諾壩玄武巖區下方的大河鎮—海流圖斷裂(F3)，并揭示出該次地震的孕震環境主要與中下地殼地幔巖漿熱物質活動密切相關.由于張北地震區深部具有這種特殊的構造環境，所以該地區是張家口—渤海地震構造帶未來應該長期關注的地震危險重點區域.

5 結論

本文利用位于1998年張北6.2級地震區的面狀分布的大地電磁數據，獲得了該區域精細三維地殼電性結構，分析了張北地震震源區的電性結構特征和孕震環境，為全面認識張北地震活躍區的孕震機制提供了由地殼至地幔的多層次的地球物理信息，本文得到的結論有如下幾點：

(1)電性結構模型顯示，張北地震活躍區上地殼電性結構主要以高阻體為主，部分斷裂帶分布區域存在著高阻、低阻相互交替的現象，而中下地殼主要以規模較大、橫向不連續性的低阻層為主.電性結構特征與地表地質構造格局相對應，大滿—前黑沙土斷裂(F1)和赤城—尚義斷裂(F4)以及張家口斷裂(F5)在電性結構上均表現為明顯的電性差異帶.

(2)大地電磁探測結果支持張北地震的震源深度位于12～15 km之間，發震斷裂可能是隱伏在漢諾壩玄武巖區下方的大河鎮—海流圖斷裂(F3).震源區位置恰好位于來自地幔深部的低阻體涌動的端點并靠近上地殼高阻體的底部，這種震源區介質電阻率屬性遵循該區的流變結構特征，也符合大量中強地震區地震震源發生在高/低阻介質接觸區且偏向于高阻介質一側的規律.

(3)綜合前人地震地質和地球物理探測結果、張北地震震源參數、震源機制解以及地震區的三維大地電磁探測結果，對該區域的孕震機制有了更深入的認識，該區的上地殼高阻體可能代表著剛性較強的漢諾壩玄武巖區，漢諾壩玄武巖區下方的低阻體可能代表著地幔巖漿熱物質，這些地幔熱物質持續的向上侵入和上涌作用可能會削弱漢諾壩玄武巖區內發育的斷層穩定性，持續累積足夠的應力，產生了非均勻應力積累和變形并弱化了斷層強度，導致了張北地震的發生.鑒于張北地震區深部具有的特殊構造環境，該地區仍然是張家口—渤海地震構造帶未來應該長期關注的地震危險重點區域.

致謝野外數據采集過程中得到張家口市應急管理局、河北省地震局張家口地震監測中心站有力支持，應急管理部國家自然災害防治研究院陳小斌研究員和蔡軍濤博士、中國地震局地質研究所劉鐘尹博士提供三維反演計算MTP和Topeak軟件及詳細指導，電磁數據三維反演計算在中國地震局地質研究所超算中心進行，在此一并表示感謝，同時感謝審稿專家提出的寶貴意見.文中部分圖件由GMT(Wessel et al.，2013)繪制.