姜磊， 丁志峰,2* ， 高天扬， 黄翔,3

1 中国地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中国地震局震源物理重点实验室， 北京 100081 3 北京大学地球与空间科学学院， 北京 100871

0 引言

华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一，大量研究表明，大约18.5亿年前，华北克拉通由东、西两个太古宙陆块碰撞拼合而成，随后，华北克拉通基底经历了一段相对稳定的沉积过程，覆盖了较厚的古生代沉积物(Wang and Mo，1995；Zheng et al.，2017).进入中生代后华北克拉通开始遭受强烈破坏，在侏罗-白垩纪期间受制于古太平洋俯冲的燕山运动对华北克拉通的破坏起了重要作用(Wang and Li，2008；朱日祥等，2011，2012，2019；Wang et al.，2015a，2017b)，在该过程中以北西-南东向挤压为主，岩浆活动、火山活动频繁，形成了各种断层、褶皱.在新生代，受控于东侧太平洋板块俯冲和西侧印度—欧亚板块碰撞作用，发生了广泛的构造伸展变形和岩浆作用(Menzies et al.，2007；刘俊来等，2008；Li et al.，2018)，孕育了大量的断陷及裂谷盆地.现今，华北克拉通周围被不同时期形成的造山带环绕 (凌媛等，2017)，北侧为中亚造山带，南侧为秦岭—大别造山带和祁连造山带.华北克拉通的破坏具有强烈的复杂性，即：东部块体破坏严重，西部块体相对保持稳定.诸多学者构建了多种模型来探讨其破坏机制，主要有地幔柱上涌模型、岩石圈或地壳拆沉模型等(乔彦超等，2013；Wang et al.，2015b；程华冬等，2016；程华冬和黄金水，2017；王永明等，2017).岩浆底侵和拆沉作用是两个相反的过程，主导了不同构造环境下的壳-幔演化过程(樊祺诚等，2001，2005)，岩浆底侵作用主要是岩浆上涌导致岩石圈及地壳发生软化并在应力作用下造成破坏，而拆沉作用是由于重力失稳引起重力垮塌，造成地壳及岩石圈地幔断裂下沉破坏.然而何种机制起主导作用目前仍存在诸多争议.华北克拉通破坏的强烈非均匀性，表现在各块体在地貌特征，岩石物理、化学性质及深部结构存在强烈的非均匀性.整体来看，华北克拉通地壳厚度由西向东逐渐减薄(Wei et al.，2011；危自根等，2015)，并由地堑-地垒相间分布，该区大致可以被北东或北北东向构造带分为东、中、西部块体，块体边界大概与南北重力梯度带重合.华北克拉通东部是克拉通破坏最显著的区域，地质构造复杂，该区在新生代的裂陷作用下，发育多条张性断裂，并发生大规模沉降(Zheng et al.，2017).华北克拉通东部的华北盆地覆盖较厚的沉积层，可细分有冀中坳陷、沧县隆起、黄骅坳陷、埕宁隆起、济阳坳陷等次级构造单元(段永红等，2016)，这些次级构造单元相间分布.与东部相比，中部和西部保持相对稳定，地壳及岩石圈较厚，沉积层较薄.地壳结构的差异反映了华北克拉通改造机制的差异，东部地壳整体破坏主要由中新生代以来东侧太平洋板块俯冲引起，而中、西部地壳改造可能是其非均匀性质构造带在长期演化过程中被连续的热-构造事件多次改造活化的叠加所造成的(陈凌等，2010；危自根等，2015).华北克拉通也是我国地震频发地区，有史以来记录到23次7级以上的地震，这种强烈的地震构造活动也是其区别于其他稳定克拉通的主要特征.地震科学家们对地震的孕育条件及其发生的机制进行了探索，到目前为止仍是尚未解决的难题.前人研究表明在华北克拉通，脆性的上地壳是主要的孕震层也是一个多震层，上、下地壳分界面附近是地壳内部的脆韧转换带(段永红等，2016)，由此可见地壳上地幔的非均匀性是导致地震产生的主要原因，所以对华北克拉通地壳上地幔精细结构的探测是我们揭示其孕震环境，探讨地震发生机理的重要手段.

长期以来华北克拉通的构造演化历程一直是热点问题，随着数字化地震观测系统的发展，利用各种地球物理手段针对华北地区地壳结构进行了大量的探测和研究，取得了显著的成果，包括接收函数、面波成像、人工地震测深、大地电磁测深(Yao et al.，2008；房立华等，2009，2013；陈凌等，2010；Fang et al.，2010；Zheng et al.，2011；武岩等，2011，2014，2018；Tang et al.，2013；Fu et al.，2015；段永红等，2016；凌媛等，2017；王椿镛等，2017；Ouro-Djobo等，2018；Xu et al.，2018).近年来，由于华北地区科学台阵布设，为利用密集台阵开展壳幔结构成像提供了大量数据.然而，由于华北克拉通东部块体覆盖有较厚的沉积层，对该区地壳结构研究造成一定的困难，因而由不同的方法得到的地壳厚度，壳幔速度结构仍存在诸多差异.

近十年来，背景噪声成像方法得到广泛的应用.该方法是利用不同台站长时间的连续记录进行互相关得到经验格林函数，进而通过反演获得台站群(相)速度.很多学者利用背景噪声进行了诸多有意义的研究.例如，房立华等(2009，2013)得到了华北克拉通瑞利面波(勒夫波)群(相)速度分布图.Feng等(2017)利用噪声干涉确定了华北地区的410 km和660 km不连续面.Tang等(2013)利用背景噪声和面波数据反演了华北地区壳幔结构，分析了华北盆地和鄂尔多斯块体的热、化学性质，并对其壳幔演化过程进行了探讨.然而，由于面波对S波速度结构敏感而对速度间断界面不敏感，故单独利用面波数据反演壳、幔速度结构有显著的非唯一性问题.因此很多学者开始尝试联合接收函数与面波频散数据反演S波速度结构(Shen et al.，2013；Zheng et al.，2016；郑晨等，2016，2018；Wang et al.，2017a)并取得了很好的效果，这主要是利用接收函数对台站下方的速度界面的敏感性与面波数据对绝对速度的敏感性的互补.相比于地震面波，背景噪声对短周期瑞利面波有很好的反映，即能较好的反映中上地壳的S波速度(陈俊磊等，2019).因此我们利用噪声数据和接收函数联合反演能够更好地反映地壳浅部的速度结构特征.

本文所用数据源自于华北克拉通地区(111°E—120°E，37°N—42°N)布设的188个宽频带流动台站(图1).我们通过对提取的背景噪声瑞利面波群速度和接收函数进行联合反演得到华北克拉通地壳S波速度结构，沉积层厚度及莫霍面深度，并对其构造演化过程进行分析.

1 数据和方法

1.1 面波频散

我们收集了2007年1月到2007年12月华北科学台阵的188个宽频带流动台站(台站分布见图1)的连续地震波形数据.地震计为CMG-3ESP，频带范围：50 Hz～60 s.根据Bensen等(2007)介绍的方法及步骤对垂直分量(经重采样：1 Hz、去仪器响应、带通滤波5～50 s、时域归一化)处理得到经验格林函数，筛选得到信噪比>7，台站间距>3倍波长的数据.利用姚华建等(2004)编制的多重滤波图像分析软件提取5～30 s瑞利面波群速度频散.得到频散曲线后，使用Ditmar和Yanovskaya(1987)、Yanovskaya和Ditmar(1990)提出的面波层析成像方法反演得到的瑞利面波群速度分布，反演网格大小为0.25°×0.25°.从中提取各台站对应的瑞利面波群速度数据作为联合反演的面波频散数据.关于华北地区该数据已有诸多背景噪声瑞利面波成像的研究成果，如Fang等(2010)与本文使用数据一致且结果相似，因此本文不再罗列成像结果.

图1 研究区区域构造及台阵分布图蓝色三角形代表流动台站位置，蓝色实线表示主要的断裂分布，红色实线为剖面K和L的位置，灰色实线为南北重力梯度带.主要次级构造单元有：JY：济阳坳陷，CN：埕宁隆起，HH：黄骅坳陷，CX：沧县隆起，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 接收函数

采用来自于武岩等(2018)利用时间域反褶积计算得到的接收函数.对于不同震中距的接收函数，其Ps转换波与P波到时差不同，因此首先我们对其进行动校正到67°参考震中距并叠加得到平均接收函数(Yuan et al.，1997；郑晨等，2018)，然后截取前15 s的波形作为联合反演的接收函数数据.

1.3 联合反演

本文利用改进的NA算法(Sambridge，1999；郑晨等，2016，2018)联合反演背景噪声面波和接收函数数据构建地壳S波三维速度结构，并得到沉积层厚度，莫霍面深度.该方法通过在模型空间进行随机搜索，计算200个模型对应的失配值，失配值由公式(1)计算，

+ω3‖m-m0‖+ω4‖Lm‖,

(1)

式中，G表示接收函数及背景噪声面波数据，ω1，ω2，ω3，ω4分别的代表计算失配值时各部分的权重，m是模型参数，L是Laplacian算子.反演过程中需要设置各部分权重，其中ω3，ω4越大得到的结果越稳定但相应的数据失配值会增大，经过尝试我们分别将其设置为为1.0和0.3.对于ω1和ω2，根据各台站波形拟合程度做出调整，即对于拟合较差的数据适当的调大其权重.

每次迭代选取失配值最低的5个模型，并再次均匀随机游走产生新的100个模型进行新一次迭代，整个过程共进行500次迭代.

反演过程中我们将台站下方划分为沉积层、地壳、上地幔三个部分，根据武岩等(2014，2018)对渤海湾地区沉积层厚度以及地壳厚度的研究，我么将反演沉积层厚度参数搜索范围设置为0～7 km，并且将莫霍面搜索范围设置为25～50 km.同时，固定各层vP/vS值，沉积层设置为2.0，地壳及地幔分别设定为1.75和1.795.在反演中利用样条曲线表示S波速度结构，将沉积层搜索厚度设置为0.1 km，地壳及上地幔顶部设置为2 km，其余上地幔部分设置为5 km(郑晨等，2016).各层密度根据Nafe-Drake速度-密度公式(Nafe and Drake，1963)计算.

通过对各台站逐个进行反演发现，位于基岩上的台站反演的接收函数和面波频散数据与实际数据有很好的拟合(图2a)，但是部分台站，特别是华北盆地地区反演效果相对较差，这主要是由于接收函数数据和面波频散数据分辨率的不同，接收函数对沉积层十分敏感，而面波频散数据却无法有效的反映沉积层(Shen et al.，2013)，即面波频散高频成分的速度是地壳浅层速度的平均效应，其无法反映沉积层极低的剪切波速度.对此类台站我们适当的截掉小部分高频成分使我们的结果更为准确(图2b，2c).

图2 台站A103(a)、A605(b)、K046(c)联合反演结果(a1,b1,c1)中红色实线失配值最低的S波速度结构，黑色背景为200组次优解；(a2,b2,c2)中黑色实线为真实接收函数，红色实线为反演拟合的接收函数； (a3,b3,c3)中蓝色星形代表真实面波频散数据，红色实线为反演拟合的面波频散曲线.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 结果

通过插值，我们得到了研究区沉积层厚度，莫霍面深度及地壳S波速度结构.图3a展示了研究区沉积层厚度分布，整个研究区沉积层厚度范围在0～7 km，以太行山为界，两侧反映出了不同的沉积层厚度分布.其中太行山西侧及燕山造山带区域沉积层厚度较小小于1 km，但是在山西地堑带沉积层厚度较大，约为2～3 km.东侧华北盆地沉积层明显较厚大于3 km，局部地区可达到5～6 km.可以看出沉积盖层厚度与地质构造相对应，坳陷区沉积层厚度较大，隆起区沉积层厚度较小.

地壳厚度成像结果与前人结果较为一致(嘉世旭等，2009；葛粲等，2011；Tang et al.，2013；武岩等，2018)，从图3b可以看出地壳厚度变化范围约29～46 km，由西向东逐渐减薄.同样以太行山为界，华北克拉通东部华北盆地地壳厚度小于34 km，燕山造山带东侧地壳厚度小于36 km.而华北克拉通中、西部地壳厚度较大约为36～46 km，在山西地堑莫霍面局部隆起约36～39 km.研究区地壳最厚的地区位于清水河附近大于43 km，地壳最薄地区位于保定附近及渤海湾周边地区，莫霍面轻微隆起.

图3 (a)研究区沉积层厚度及(b)研究区地壳厚度Fig.3 Map of sedimentary thickness (a) and crustal thickness (b) in study region

研究区0～5 km范围内的平均S波速度结构(图4a)显示，华北盆地存在显著的低速异常，其中沧县隆起区S波速度相对略高于其两侧的冀中坳陷和黄骅坳陷.在南北重力梯度带以西地区，清水河—朔州地区呈现显著的高速异常，太行山和燕山造山带区域也显示高速特征，而山西地堑区域S波速度略低于造山带.整体来看，在0～5 km范围内，华北克拉通东部与中、西部地区速度分界明显，且速度结构基本与地表地质和构造带相对应，坳陷区速度相对较低，隆起区速度相对较高.

图4 联合反演获得的研究区地壳平均S波速度分布(a) 地壳顶部(0～5 km)平均S波速度分布； (b) 中、上地壳(5～20 km)平均S波速度分布； (c) 下地壳(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).

图4b展示了研究区5～20 km 范围的平均S波速度结构，该范围主要反映了研究区沉积层以下的中、上地壳的S波速度结构.在这一深度范围内的S波速度结构仍然基本与区内主要的构造带相对应，但是与结晶基底以上的S波速度结构存在显著的差异.研究区内主要的两条造山带(太行山造山带、燕山造山带)显示较低的S波速度.在研究区内可以非常清楚的识别出三个高速异常区域，分别是清水河—朔州—大同地区、天津—唐山地区以及华北盆地地区.

下地壳S波速度结构(图4c)显示研究区下地壳存在多个明显的高速异常区域，分别是华北盆地区域、北京北部区域、清水河—朔州及大同区域.而在张北、太行山造山带及天津—唐山周边地区显示出低速异常，特别是天津—唐山周边地区低速异常显著.与中、上地壳速度结构相比，研究区下地壳在天津—唐山周边地区发生了明显的速度反转.

3 讨论

华北克拉通破坏不仅是发生在岩石圈地幔的破坏，而且也造成其下地壳甚至整个地壳的破坏.目前，对于华北克拉通破坏机制主要有拆沉作用和热-化学侵蚀作用.华北克拉通历史上发生过多次构造活动，尤其是中、新生代以来，发生了燕山运动和古太平洋板块的俯冲作用，使得华北克拉通地壳和岩石圈发生强烈的破坏，其表现在沉积层厚度、地壳厚度、S波速度结构等方方面面.南北重力梯度带是华北克拉通一条重要的分界线，其两侧经历了不同的构造演化过程.在本文的结果中，无论是沉积层厚度还是地壳厚度或者地壳S波速度结构都明显以该重力梯度带为界，其两侧表现出截然不同的特征.目前对该区已经有不少的研究成果，我们将对本文所得到的结果与前人的结果进行对比分析.

华北克拉通东部覆盖的巨厚沉积层给该区的研究带来一定的困难，诸多学者利用不同的方法对该区的沉积层厚度进行了研究(罗艳等，2008；武岩等，2014，段永红等，2016).我们的结果与这些研究结果有着良好的对应，华北盆地沉积层较厚约为3～7 km，其中在冀中坳陷东侧可达到5～6 km.山西地堑带沉积层厚度大约2～3 km，太行山造山带与燕山造山带结晶基底几乎出露地表(沉积层厚度<1 km).研究区地壳厚度由西向东逐渐减薄，以南北重力梯度带为界，两侧厚度剧烈变化.诸多研究表明古太平洋大约于180 Ma年前开始向欧亚大陆之下俯冲(Wang et al.，2015a，2017b)，东部严重破坏减薄与古太平洋的俯冲及其引起的弧后拉张作用有重要关联(朱日祥等，2011，2012，2019；Wang et al.，2018).

研究区内浅层(0～5 km)S波速度结构主要受到低速的沉积层影响，其速度分布特点与我们所得到沉积层厚度分布结果相吻合，并基本与地表地质构造带相对应，华北盆地低速特征明显，山西地堑速度相对于造山带偏低，华北盆地与山西地堑厚的沉积层是其呈现相对低速的主要原因.同时，在华北盆地中的次级构造带的隆起区与坳陷区也存在差异，速度分界较为明显，房立华等(2013)也得到了相似的结果，这也反映了不同次级构造单元结晶基底埋深的差异性.

研究区沉积层以下中、上地壳(5～20 km)，造山带和盆地区的速度结构相对于结晶基底以上的速度结构显示出不同的特征，在华北盆地地区显示高速异常，而太行山造山带及燕山造山带显示低速异常，自新生代以来，整个华北盆地产生张裂和不均匀的沉降(曾融生等，1991)，华北盆地中、上地壳相对高速可能与沉降所造成的相对高的岩石强度相关.清水河—朔州及大同地区显示高速异常并一直延伸到下地壳，该区高速异常在其他学者相关研究中也都有体现(房立华等，2009，2013；Wang et al.，2012；Tang et al.，2013)，该区玄武岩广泛出露，推测可能与玄武质岩浆冷却凝固有关.

下地壳是壳幔物质交换的重要纽带，本文结果显示S波速度结构较为复杂，并且研究区内不同块体间速度对比相比于中、上地壳更为强烈.华北盆地区域显示强烈的高速异常，Tang等(2013)和Fu等(2015)也得到了华北盆地下地壳显示高速异常的结果.然而一些研究成果显示华北盆地地区在下地壳为低速异常，他们将其解释为岩浆侵入造成下地壳大范围部分熔融，从而导致下地壳低速，但是泊松比研究显示华北东部地区内没有出现异常高的泊松比(ν>0.31), 暗示地壳内不存在大规模的部分熔融(Owens and Zandt，1997)，并且华北东部块体南部泊松比值比较低，这被认为是由拆沉作用造成的(许卫卫等，2005；刘俊来等，2008；武岩等，2018).岩石学证据也表明华北克拉通东部伸展与拆离作用强烈，存在大规模的变质核杂岩(Darby et al.，2004；Liu et al.，2006).结合泊松比特征及岩石学证据，我们推测拆沉作用可能是华北克拉通东部地壳强烈破坏的主导因素，该区下地壳高速异常可能是由于华北盆地在古太平洋俯冲挤压后经历不同程度的下地壳拆沉作用，随后大规模的伸展作用相伴随的幔源基性铁镁质岩浆底侵至下地壳结晶所造成的.太行山造山带及以西地区显示低速异常，武岩等(2018)研究显示太行山山前断裂的泊松比可达到0.30以上，Ji等(2009)研究显示张北—张家口—怀来、保定—繁峙及太行山一带为岩浆底侵区域，与我们得到的下地壳低速异常区形态基本吻合(图4b)，根据其华北克拉通伸展分区模式，推论在太行山隆起区下地壳存在岩浆底侵造成区域部分熔融.唐山地震区位于燕山造山带与华北盆地的交界部位，我们的结果显示该区下地壳存在显著的低速异常，暗示该区存在地幔物质上涌通道，对于该区下地壳低速异常在其他学者的相关研究中也都有体现，地幔热物质向地壳运移被认为是导致该区应力累积和发生地震的重要因素(曾融生等，1991；刘启元等，2007；段永红等，2016).

为了进一步了解研究区壳内高、低速体与构造之间的关系，我们沿K测线(图5a)和L测线(图5b)绘制两条速度结构垂直剖面图.王未来等(2009)利用双台法得到的面波频散曲线与接收函数联合反演得到了K测线0～100 km的S波速度结构，与其相比我们利用噪声面波频散数据包含更短的周期，对测线下方地壳浅部有更好的分辨能力.结果显示测线下方速度变化较好的勾画了沉积层和莫霍面形态，由西向东沉积层厚度增大、莫霍面深度减小.在20 km以上范围内，S波速度较低，主要反映中、上地壳的速度特征.在下地壳内存在多个低速体(20～40 km)，其中张北附近地区下地壳低速体最为明显，岩石学和地球化学观测显示在张北地区玄武岩捕掳体广泛出露(Zhang et al.，2018)，三维导电性模型显示该区下地壳高导电性异常(Zhang et al.，2016)，这些证据意味着张北附近地区存在强烈的壳幔热化学作用造成下地壳部分熔融.在唐山—唐海、三河—宝坻、商都以西及繁峙地区也存在一定范围的下地壳低速体，在前文中已指出这些区域可能存在一定范围的岩浆底侵作用或者存在幔源物质上涌通道，从而导致S波速度低速异常.

唐山地震区一直是地球物理学家们研究的重点区域，梅世蓉等(1999)根据唐山地震区层析成像结果提出震源区的中、上地壳存在较大规模的高速体，而四周速度较低的孕震模式.在这种模式下，中、上地壳由于岩石强度存在差异在受到水平应力场和垂向应力场的作用下更容易积累应力进而产生破裂.图5a显示，在唐山地震区表现出在沉积层下存在较大范围的高速体，并且该高速体又被其下低S波速度包裹的特征，表明唐山地区符合这种孕震模式.除了唐山地震区外，张北地区及太行山与华北盆地块体交界地带下方速度结构也存在这种特征，历史上在这两个区域附近也曾分别发生过1998年张北6.2级地震和1679年三河—平谷8级地震(震源深度不详)，该特征是否具有广泛的代表性仍有待进一步研究.

图5 沿图1中L剖面(a)和K剖面(b)S波速度模型垂直切片绿色五角星圆圈从左至右依次表示：张北—尚义6.2级地震，三河—平谷8.0级地震和唐山7.8级地震.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.

华北克拉通尤其是东部地区地壳结构复杂，地堑-地垒构造交替分部，强烈的不均匀性是导致地震发生的直接原因.面波和接收函数是深入了解地壳结构的有效手段.在研究区范围内发生过多次7级以上大震并造成了巨大的人员财产损失，尤其是唐山地震.通过开展地壳精细结构的研究有利于我们探索其孕震机制.我们利用华北地区188个台站连续1年的波形数据互相关并用频时分析得到噪声瑞利面波数据并联合接收函数反演得到了华北克拉通沉积层厚度、莫霍面深度及地壳S波速度结构，并与前人的结果进行对比分析，讨论了华北克拉通破坏机制及其孕震环境.具体总结如下：

(1)华北克拉通沉积层厚度坳陷带和隆起带分界明显，其中华北盆地存在巨厚的沉积层，并且在冀中坳陷东部达到最大(5～6 km)，山西地堑也显示较厚的沉积层.地壳由东向西逐渐增厚(29～46 km)，与中、西部地区相比，东部华北盆地地壳厚度<34 km，表示该区域可能经历了强烈的伸展减薄作用，严重破坏减薄与古太平洋的俯冲引起的弧后拉张作用有重要关联.

(2)S波速度结构显示，在地壳顶部速度特征与地形地貌、地壳厚度存在对应关系，华北盆地、山西地堑受到沉积层影响表现为低速异常.在中、上地壳范围内华北盆地的高速异常可能与该区新生代以来多次沉降有关.清水河—朔州及大同区域显示高速异常并延伸到下地壳，可能与玄武质岩浆冷却凝固有关.

(3)在下地壳范围内，华北盆地地区显示显著高速异常.该区下地壳高速异常可能是由于华北盆地在古太平洋俯冲挤压后经历不同程度的下地壳拆沉作用，随后大规模的伸展作用相伴随的幔源基性铁镁质岩浆底侵至下地壳结晶所造成的.张北及太行山造山带表现出低速异常，暗示岩浆侵入造成下地壳部分熔融.唐山地震区及周边显示显著的低速异常，该区地震多发可能与地幔物质的运移有关.

(4)剖面显示多个发生过强震的区域表现出沉积层下方存在较大范围的(约10 km)高速体，并且高速体又被其下低S波速度包裹的特征，壳内岩石强度的差异为应力积累及地震发生提供条件.该特征是否具有广泛的代表性仍有待进一步研究.

致谢武岩博士提供了接收函数数据.郑晨及王兴臣博士在数据处理期间给予了指导.审稿专家及编辑给出了修改意见.中国地震局地球物理研究所“中国地震科学探测台阵数据中心”为本研究提供了地震波形数据.在此一并致谢.