地壳P波三维速度结构特征

图4.8～4.18是由华北地区中部21条人工地震宽角反射/折射深地震测深（DSS）剖面上二维速度结构资料，经数字化和网格化处理后绘制的地下不同深度上P波速度平面等值线图。它们可以比较详细地反映出华北地区中部人工地震研究区（东经110°～120°，北纬35°～41 °），从地表到50km深度，地壳的P波速度结构特征。

图4.8 华北地区中、北部研究区地面表层P波速度平面等值线

如图4.8～4.10所示，在华北地区中部，地面表层P波的传播速度约为2.2～5.8km/s，变化幅度大，平面结构较复杂，大体上可划分为相间排列的三个速度区，即位于研究区西南部的“神木—汾西—井陉—济源—濮阳”高速区（υP>4.6km/s），位于研究区中、东部的“大同—阜平—定兴—文安—黄骅—东营—莱州”低速区（υP<4.6km/s）和位于研究区北部的“集宁—张家口—北京”高速区（υP>4.6km/s）。

3个速度区的走向趋势都以北西向为主，但位于西南部的高速区在“绛县”却出现向位于北东向的“井陉”延伸的趋势。尤其令人瞩目的是位于海河平原（华北平原北部）和渤海湾、υP<3.6km/s的低速带，这是研究区范围内速度最低的低速区，它则是沿着“满城—涞源—阳原”延伸，呈北西走向。

当与研究区内地形、地貌特征进行认真对比时，我们似乎可以看出，区内地面表层P波速度结构与地形、地貌有一定关系。在平原和峡谷，P波传播速度较低；反之，沿山区传播速度较高。

图4.9为地下5km深处P波速度平面等值线图。总体上看，随着深度增大，介质的P波速度增大。在5km深处，区内P波速度值约为3.3～6.3km/s，但大部分面积的速度差异减小（5.5～6.3km/s），主要表现出相对高速区的特点（υP>5.9km/s），规模最大的低速区（υP<5.7km/s）仍位于华北北部的海河平原范围内。

图4.9 华北地区中、北部研究区地壳5km深处P波速度平面等值线

图4.10 华北地区中、北部研究区地壳10km深处P波速度平面等值线

以太行山脉为界，研究区分为东、西两部分。在东部，沿“磁县—威县—任丘—固安”出现一组北东向延伸的相对低速异常带，使得东部速度结构转而以北东走向为主；但在海河平原的低速区和地表一样，仍存在向应县（北西方向）延伸的趋势。在西部，由南向北，高、低相间排列的速度异常带均表现为北西走向的特征。

研究区范围内结晶基底以上的地层，其构造特征较复杂。区内东、西两部分的构造方向并不完全一致；东部的华北裂谷盆地，构造方向以北东向为主；西部包括山西地堑和鄂尔多斯地台东缘和中部，其构造方向则以北西向为主。东部低速异常区内的速度等值线分布反映了华北裂谷盆地的构造格局，P波速度值则反映这一深度上，盆地内地层的弹性力学性质远小于结晶基底（υP约为6.0km/s），这表明华北裂谷盆地的结晶基底深度远远大于5km。

在研究区西部，太行山脉与吕梁山脉挟持的山西地堑内也发现南、北两组相对低速异常带，反映了地堑内坳陷区的分布特点；与东部低速异常区相比，其范围和异常幅度小得多。由此可见，山西地堑内坳陷的规模和结晶基底深度都远比华北裂谷盆地小。

如图4.10所示，华北人工地震研究区内地下10km深处，P波速度已达6.03～6.33km/s，但速度差异并不大。这表明区内结晶基底面的深度小于10km，在这深度上的介质应该都是上地壳花岗质岩层，因而波速差异小。但是，和5km深度的波速结构相比，10km深度的速度结构变化较大。

从10km深度的速度等值线特征可以看出，区内的速度分布以相对低速（υP<6.17km/s）为主，只有位于研究区西南部的“神木—汾西—济源—濮阳”和东南部的“泰安—淄博—潍坊”（鲁西断隆）、中部的“平山—井陉—石家庄”等地区仍然保持高速异常带的特征，而燕山地区却由高速转变为低速异常带。

在10km深度，位于华北平原北部的海河平原低速异常带中心向西偏移到“饶阳—安平—肃宁—献县—武强”等地；而华北平原中部的“邯郸—安阳—新乡”低速异常带向西北延伸，与山西地堑的“太原—兴县—文水”低速异常相连；山西地堑的中、北部整体上表现为低速异常带的特征，其北部的低速异常带规模急剧增大、中心向北偏移到“大同—丰镇—阳高”等地，并向东与海河平原低速异常相接。因而，形成研究区内环形分布的低速异常带。

虽然，10km深度的P波速度结构与5km深度的结构有相似的特征，但也存在明显的差别。这说明，研究区内沉积盖层的地质构造与上地壳构造之间虽有一定继承性，但也存在较大的差别。

图4.11～4.13分别是华北地区人工地震研究区15km、20km和25km深度P波速度平面等值线图。如图所示，随着深度增大，P波速度总体上是增大的，但局部地区速度出现倒转，如山西地堑的“应县—代县—祁县—沁县”和“沁水—晋城—济源”等地；而当深度由10km增大到25km时，速度改变的幅度并不大，大约在0.17～0.31km/s之间，最大的变化率约（0.12～0.18km/s）/5km。

研究区仍以太行山脉为界，划分为东、西两区。当深度超出15km时，东区的海河平原低速异常逐渐消失，转而表现出相对高速异常的特点；而西区的山西地堑则以相对低速异常特征为主（图4.11）。在太行山脉与华北平原交界的地方出现明显的速度梯度带，其走向为北东方向。在25km深度，东区的P波速度已大于6.46km/s，最大为6.64km/s；而西区的波速却在6.2～6.48km/s之间（图4.12）。这似乎说明，在此深度上东区已表现出中地壳的特征，而西区尚未完全进入中地壳。

图4.11 华北地区中、北部研究区地壳15km深处P波速度平面等值线

图4.14～4.16为研究区30km、35km和40km深度P波速度平面等值线图。图中速度等值线的分布表明，在25～35km深度（图4.13～4.15），区内波速变化幅度明显增大，这可能主要反映了下地壳玄武质岩的特点。

图4.12 华北地区中、北部研究区地壳20km深处P波速度平面等值线

在研究区内，随着深度增大，以太行山为界划分的东、西两区，P波速度差异越来越明显；东区为相对高速区，西区则为相对低速区。

图4.13 华北地区中、北部研究区地壳25km深处P波速度平面等值线

图4.14 华北地区中、北部研究区地壳30km深处P波速度平面等值线

当深度达到30km时（图4.14），东区在“高唐—临清—聊城”一带波速最高，υP>7.35km/s（32km深时，υP已增大到7.9km/s），多数地方，υP在6.7～7.3km/s之间；而西区，在山西地堑内速度最低（6.3～6.5km/s）。当深度为35km时（图4.15），东区多数地方υP>7.5km/s，但在“高唐—临清—聊城”一带和山东半岛、渤海湾等地，υP已大于7.9km/s，然而在“大兴—蓟县—迁安”以北，P波速度却只有6.8～7.2km/s；而西区的波速虽然有所增大，却仍小于7.0km/s。当深度增大到40km时（图4.16），除“大兴—蓟县—迁安”以北地区之外，东区大多数范围内υP>7.9km/s（实际上，在38km深，υP>7.9km/s的范围已相当大）；而西区则除“应县—繁峙”以外，其余地区υp均大于7.0km/s。

图4.15 华北地区中、北部研究区地壳35km深处P波速度平面等值线

图4.16 华北地区中、北部研究区地壳40km深处P波速度平面等值线

图4.17 华北地区中、北部研究区地壳45km深处P波速度平面等值线

图4.18 华北地区中、北部研究区地壳50km深处P波速度平面等值线

如果以7.9km/s作为莫霍面的P波速度特征，那么研究区内太行山以东、“大兴—蓟县—迁安”以南地区，莫霍面的深度在32～40km之间变化。其中，“济南—东营—宁津—任县—广平—东平”范围内和山东半岛、渤海湾等地莫霍面最浅，约32km深度；其余地区，莫霍面深度则在34～40km之间。

研究区的西部和北京及燕山地区莫霍面深度变化，如图4.17和图4.18所示。两幅图分别是45km、50km深度P波速度平面等值线图。从图中速度等值线的分布看出，北京和燕山地区的莫霍面深度在40～45km之间（图4.17）。研究区西部的山西地堑中“离石—介休—沁源—晋城—绛县—乡宁—延长—米脂”一带，莫霍面深度小于45km；而“怀仁—朔州—代县—五台—阜平—灵丘”一带和内蒙古阴山地区莫霍面的深度最大，将近50km深；其余地区的莫霍面深度在45～50km之间变化（图4.18）。