2011, Vol. 54
2. 中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
华北地区是现今我国最古老的克拉通断块系统之一，该地区地壳形成的证据可追溯到40 亿年左右.历史上华北克拉通体系曾受到了不同规模的破坏(东部破坏西部基本保持稳定)，其峰值约在120~130Ma之间.华北克拉通破坏的动力学机制与太平洋板块的俯冲密切相关，主要由于深部地幔热物质的上涌，岩石圈地幔发生大规模破坏和不同程度的减薄，断裂和岩浆活动都十分活跃，导致大范围的地壳运动产生了众多块状断陷和隆起[1].
在近代历史上，华北地区曾经发生过多次灾难性大地震.根据1992~2001 年对华北GPS 测点水平运动的研究表明[2]，华北地区内部构造块体以刚性运动为主，应变累积速率在较低水平，现阶段比较稳定[3]；在块体边界带上的差异性运动不大，除鄂尔多斯块体的北边界表现为压性运动外，其余边界主要均表现为张性活动.但根据更短时间内(几年尺度)的跟踪发现，地壳运动的时间分布是不均匀的，东、西部构造应力存在明显的差异性[4].
华北地区的构造演化历史表现为前寒武纪活跃、古生代稳定直至中新生代再活跃的过程.中生代侏罗纪晚期，由于太平洋俯冲引起了地幔物质上涌，岩石圈拉张减薄.之后在早第三纪晚期，由于印度与欧亚板块碰撞，以北东东向挤压为主，形成现在块体构造的基本特征[5， 6].华北地区构造演化史中，由于大规模深部物质上涌和岩石圈拉张减薄等构造运动，伴随着强烈的热事件和之后的重力均衡调整过程[7]，形成了现今的高原、大山、平原和丘陵等不同地貌特征的次级构造单元.华北地区的岩石圈减薄主要与该区中、新生代以来的岩石圈拉张、地幔热隆升、构造热冷却等地球动力学过程有关[8].但中、新生代以来的这几种深部地球动力学过程分别产生多大的地壳减薄量仍然是悬而未决的问题.
因此，本文依据均衡学原理，考虑重力和地热两种作用力，依据华北地区地热流测量数据[9~11]，岩石圈热结构参数和多条地震剖面速度结构模型为基础开展热均衡研究.主要针对构造热冷却导致的地壳减薄过程，重点构建岩石圈热结构模型，结合重力均衡原理，通过研究地壳减薄过程中的重力均衡调整、地热流和地形之间的关系，定量计算构造热冷却过程导致的地壳减薄量及其主要影响因素.本文第二部分应用最新的全球重力场模型TopexV18.1数据，计算得到了区域布格重力异常，反演了华北地区的Moho面分布特征；第三部分详细阐述了本文使用的热均衡方法原理；第四部分，针对华北地区10个次级单元块体的热均衡特点进行了详细对比计算，并选择了空间均匀分布已有的61个地热流测点数据进行了分析.第五部分对本文结果进行了详细的讨论和分析.
2 华北构造背景和重力异常场华北地区现代构造运动十分活跃，断层活动性强，整个区域内以张性形变为主，是典型的断块构造系统[12]，区内由深大断裂分隔为胶辽断块、冀鲁断块、太行断块、鄂尔多斯断块、豫淮断块和内蒙断块6大断块单元.嘉世旭(2005)应用华北及其周边开展的多条人工地震宽角反射/折射深地震(DSS)剖面研究表明[13]，华北古大陆经过中、新生代多期构造运动后，形成多个内部次级块体结构，按地壳结构特点可分为三类:西部的鄂尔多斯盆地地壳结构简单、基底完整，中部隆起的太行山、阴山和燕山地区地壳中下部有轻微速度逆转，地壳厚度增加；东部裂陷盆地地壳结构复杂，基底下陷、破碎，具有低速特征，地壳减薄横向结构差异明显.根据深地震测深研究结果[14]，岩石圈横向不均匀性特征显著，壳内低速层发育，Moho面起伏较大.复杂的断裂系统和构造活动带，将华北地区分成了众多次级的块体单元[15].根据华北地区的断层活动特点和地震活动性[16]，可以以安阳-菏泽-临沂活动构造带、唐山-河间-磁县活动构造带为界，进一步将华北平原2级活动地块划分为3 个3 级活动地块，其分别为太行山地块、冀鲁地块和豫淮地块(如图 1所示).
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图 1 华北地区地形、历史地震和构造边界分布 图中黑色实线代表活动断裂带，红色虚线代表次级活动地块和构造边界，其中字母含义如下：活动地块：鄂尔多斯活动地块（K1)，华北平 原活动地块（K2)，鲁东-黄海活动地块（K3);太行山次级活动地块（K2-1)，冀鲁次级活动地块（K2-2)，豫淮次级活动地块（K2-3);活动构 造带：秦岭一大别山活动构造带（D1-1)，张家口一北京一篷莱活动构造带（D1-2)，山西断陷盆地带（D2-1)，郯庐断裂带（D2-2)，安阳一 菏泽一临沂活动构造带（D3-1)，唐山一河间一磁县活动构造带（D3-2)，活动地块和构造带边界引自韩竹军等（2003)[16] Fig. 1 Topography，history earthquakes and tectonic boundary in the north China The black solid lines represent the active fault zone，the red dotted lines represent the tectonic boundary of secondary active block. The meanings of letters as follows: 1 Active b 1 ocks (AB): Erdos AB (K1)，North China p 1 ain AB(K2)，Ludong-IIuanghai AB (K3)，Taihangshan secondary AB (K2-1)，Jilu secondary AB(K2-2)，Yuhuai secondary AB(K2-3) ; 2 Active Tectonic Zones(ATZ)： Qinling-Dabie ATZ (Dl-1)，Zhangjiakou-Beijing-PenglaiATZ (Dl-2)，Shanxi fault basin zone(D2-1)，Tan-Lu fault zone (D2-2)，Anyang-IIeze-Linxi ATZ(D3-1)，Tangshan-IIejian-Cixian ATZ(D3-2). AB and the boundary of tectonic zone dataset cited from Han et al. (2003)[16] |
一般认为，区域重力异常分布特征与构造分区有直接的相关关系，通过研究区域重力背景场特征，可以划分构造边界位置和断裂带走向等.本文重力数据来源于最新全球海陆卫星重力场模型TopexV18.1[17， 18]，该数据除高纬度地区外已经基本覆盖全球，并对海陆接边地区的数据进行了较好的融合处理.此数据在中国大陆部分主要来源于EGM2008模型，网格化精度可以达到1′×1′.本文提取了华北地区(108°E~124°E，30°N~43°N)的自由空气重力异常数据，如图 2 所示.图 2中标注的主要活动断裂带[19]，历史地震震中位置和构造块体分区数据的空间分布特征与自由空气异常有较好的相关性.另外，图 2中的自由空气重力异常特征与地形也呈一定相关关系，其中华北平原由于地壳平均密度偏低，存在新生代巨厚沉积，广泛发育数千米厚的低速层和电性高导层，因此存在大面积的低值重力异常[20].另外，一些断陷盆地和基底凹陷区对应低重力异常，如太原盆地和关中盆地等.高自由空气重力异常与密度较高的古老基底出露区对应较好，如燕山和胶东地区等.
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图 2 华北地区自由空气重力异常（TopexV18.1) 图中黑色实线为主要活动断裂带，黑色虚线为构造块体边界. Fig. 2 Free-air gravity anomaly in the north China The black solid lines represent active fault zone，the black dotted lines represent the tectonic block boundary. |
重力异常场作为一种综合性的地球物理数据模型，包含了多种异常场源信息.一般研究深部构造问题，通常需要对数据进行局部和区域异常场分离.区域异常特点由于一定程度上剔除了浅部的高频干扰因素，与深部构造起伏和断裂系统分布有更好的一致性.为了更好地了解华北地区重力异常背景场信息，认识观测到的重力变化，我们对华北地区的自由空气重力异常，分别采用向上延拓、功率谱分析后，确定最佳分离参数，采用滑动平均方法进行了区域异常的分离处理.在区域自由空气重力异常场基础上，结合GTopo30数字地形模型，采用频率域地形改正方法，计算得到了华北地区的布格重力异常场如图 3所示.
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图 3 华北地区区域布格重力异常场 Fig. 3 Regional bouguer gravity anomaly in the north China |
从图 3中的区域布格重力异常上看，异常特征表现为明显的分块结构特征.异常总体形态呈东正西负分布，异常形态和北东向分布的断裂带较一致.鄂尔多斯活动地块(K1)整体布格重力异常为负，太行山次级活动地块(K2-1)正处于布格重力异常过渡的梯级带附近，其西部位于两个地块之间的山西断陷盆地(D2-1)，区域历史地震十分活跃；冀鲁次级活动地块(K2-2)整体布格重力异常高于西部，正负相间分布，异常走向与北东向和北东东向的断裂带一致；豫淮次级活动地块(K2-3)内的主要断裂带走向为东西向或北西西向，区域内在阜阳东侧有一条明显的近南北向重力异常梯级带；鲁东-黄海活动地块(K3)以郯庐断裂带为界，以东呈现整体的布格重力异常高值分布.整个华北地区内由于断陷盆地形成了复杂多样化的构造特点，裂解、热隆升和差异性沉降形成了盆地内部坳陷和隆起相间的地壳分块格局，区域布格重力异常正是反应这些构造历史演化的“活化石".
对于整个华北地区，大多数中、强地震活动主要发生在华北北部和鄂尔多斯周边与新生代裂陷边缘有关的构造区域，主要分布于三类地区:环鄂尔多斯块体周边断陷带、张-渤断陷带及华北裂陷盆地内部的次级块体构造边缘.这种块体边缘接触带地区的地壳厚度变化剧烈，在物性和深部构造上存在明显的差异性.本文以区域布格重力异常为基础，采用频率域密度界面反演算法，参考华北地区的人工地震反演剖面解释结果，最终通过多个模型对比，选择平均界面深度35km 和壳幔密度差0.32g/cm3 为参数的模型，迭代反演得到了图 4所示的Moho界面深度分布，与人工地震剖面解释结果趋势一致.从地壳深度分布结构上看，华北地区内部的二、三级次级块体边界存在明显的地壳结构变化，特别是山西断陷盆地内部地区的地震震中分布与地壳深度变化相关性明显，在地壳厚度变化明显地区，地震活动强烈，在地壳厚度梯级带周围地区更容易发生地震活动.
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图 4 华北地区Moho面深度分布 Fig. 4 The depth of Moho structure in the north China |
通常研究地震活动，更趋向用均衡重力异常来解释[21~23]，因为均衡重力异常在布格重力异常基础上去掉了地壳界面起伏的影响，主要反映了壳内异常场源引起的重力异常；以均衡运动观点，地壳总是趋向更均衡的方向发展，均衡异常大小直接与构造活动或地震活动相关[24， 25].对华北地区均衡重力异常的研究结果表明[26， 27]，华北均衡重力异常波长小于300km 的高频成分，即中小尺度的地表非均匀负荷有较大的重力影响，是破坏华北地区均衡状态的主要因素.对华北岩石圈构造的综合研究表明[28]:华北地台整体上处于亚均衡状态，局部补偿是主要的，均衡补偿深度大于莫霍面深度，约50km.
本文也在前人工作基础上，对本文使用的数据体进行了Airy均衡异常校正，得到了如图 5所示的华北地区的Airy均衡重力异常图.从图 5的区域均衡重力异常特征情况看，异常形态同断裂分布较一致，去掉了东正西负的地壳起伏的趋势背景后，图 5能较好地反映壳内横向密度分布的不均衡性.
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图 5 华北地区Airy均衡重力异常 Fig. 5 Airy isostasy gravity anomaly in the north China |
一般认为均衡重力异常起伏是地壳和地幔应变程度的标志，图 5中的均衡异常正负变化梯级带处多有强震发生.由于华北岩石圈有效弹性厚度偏低，上地幔顶部的强度和黏性系数小，容易发生深部热物质的流动，中下地壳的黏滞流体产生的累积应变，产生较高的地壳不均衡性，对应明显的均衡重力异常起伏特征.图 5的均衡重力异常中，整个鄂尔多斯活动地块(K1)和豫淮次级活动地块(K2-3)区域内变化不明显，特别值得注意的是秦岭-大别山活动构造带(D1-1)内无明显的均衡重力异常变化，这也许与该区内地震活动性低有一定联系.而在张家口-北京-蓬莱活动构造带(D1-2)内的均衡重力异常特征变化复杂，主要以正均衡异常为主，正负异常交替分布.主要表现在首都圈地区，京南大兴-房山为均衡重力异常高值区，京北密云-怀柔为均衡重力异常低值区.三河-唐山-秦皇岛为均衡重力异常高值区.而天津-保定-沧州一带对应均衡重力异常低值区.整个均衡重力异常与上地幔密度分布较一致，渤海-冀中地区岩石圈薄、密度小，而郯庐断裂东侧和京西北的山区和汾渭断陷盆地周围的山区呈相反趋势.
3 热均衡方法原理通常Airy或Pratt均衡理论认为，在均衡面以上由于地形负载和横向密度分布的差异性，会引起重力作用下的均衡调整.这种地表地形和深部均衡面起伏之间，往往呈镜像关系.但是，由于岩石圈热状态和结构的差异性特征，特别是由于岩石圈拉张减薄后的热物质上涌，对地壳产生类似于热胀冷缩的作用效果[29].在全球地热流分布图中，经常可以发现地表热流的观测值与地形呈一定正相关趋势，但这种趋势对大陆岩石圈情况较为复杂.本文收集了华北地区地表热流观测数据、由地震反射方法得到的块体单元平均速度结构、深度参数和岩石圈各层热参数模型估算值，来计算岩石圈热结构，采用地热-重力均衡综合分析方法[30， 31]研究其岩石圈热均衡模式[32].
温度场计算采用瞬态热传导方程.在不考虑对流项情况条件下，其方程可表示为:
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(1) |
其中:k为热导率(W·m-1·K-1)，T为摄氏温度，A为放射性元素生热率(W·m-3)，ρ 为密度，c为比热(取1200J·kg-1·K-1).通常对于稳态问题，可以去掉方程右端项，对方程进一步简化可以得到一维稳态热传导问题的解析公式(2).由于大陆岩石圈内部热传导和放射性生热占主要导作用，考虑到构造理论模型的一般性需要，本文采用公式(2)，用于构造理论分层地热标准参考模型.
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(2) |
其中Ti-1为第i层顶部的温度，qi-1为第i层顶部热流，Δzi为第i层厚度，ki为第i层热导率，Ai为第i层生热率.
地表至上地幔岩石圈的热过程通常认为热传导占主导机制，而在地幔中由于热对流作用，这种单纯的热传导占优假设将不合适，地震学研究表明在岩石圈与下地幔接触的部分存在可能由于部分熔融而导致的地震低速带，因此，在岩石圈底部有对流主导的热传递机制出现，此时，用热传导方程(2)构造岩石圈低温线的方法将不再合适，在岩石圈底部，通常人们用岩石绝热梯度公式(3)来表达岩石圈底部的热状态.
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(3) |
其中:z为深度，Ta 可以取1573K，这时的地幔绝热梯度约为0.3K/km[24].
从高温高压实验结果表明[33， 34]，岩石热导率k随温度T和压力P变化而变化，一般在等压条件下，岩石热导率k随温度升高而减小.McKenzie对海洋和大陆岩石圈热结构的研究给出了地幔岩石圈由于温度、压力的变化对热导率k影响的经验公式[35]，及其相关系数:
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(4) |
其中，b=5.3，c=0.0015，d0 =1.753×10-2，d1 =-1.0365×10-4，d2=2.2451×10-7，d3=-3.4071×10-11.
本文研究岩石圈热均衡问题的理论分层地热模型将依据公式(2)、(3)、(4)构建.其中，由于需要同时计算热导率k和温度T，因此，采用牛顿迭代法求解.
按照大陆热均衡研究理论和方法[30， 31]，可以通过地表高程和热流的相关关系来研究热均衡问题.对于大多数地球参数测量而言，高程测量相对容易，因此，常用作各种地质、地球物理建模和数值模拟的重要参数条件，而现今观测的高程量是曾在地质演化过程中已被多次改造，通常说的重力均衡、热沉降、构造拉张、对流剥蚀等多种地球动力学过程都将对现今高程量产生不同程度影响.Hasterokl(2007)提出的均衡分析技术[30， 31]，可以较好地对由于密度差异产生的重力均衡量进行校正，恢复在热均衡过程中由于地温梯度变化对区域高程变化产生的相关关系，进而为认识区域热均衡历史提供定量依据.在重力-热均衡方法中，假设各种校正后得到剩余高程为εres, 而剩余高程可以表示为观测高程量εobs和各种校正量之和的形式，如公式(5).
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(5) |
其中，ΔεT 为由于温度变化产生的地形缩放量，而ΔεC 为由于横向密度差异、重力作用引起的均衡调整量.在一些地质、地球物理资料丰富的地区，还可以引入更多物理过程产生的校正量代入(5)式.对于公式中的ΔεT 量的计算可以根据公式(6)得到.
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(6) |
其中，α 为岩石热膨胀系数，本文取3.0×10-5K-1，T(z)为计算区域的地温结构，而Tref(z)为标准化参考地温结构，可以取现今或过去某一区域的地温结构作为参考标准.积分上限zmax为岩石圈底界深度.在本文研究的华北地区，取值为zmax=180km.对于公式中的组份均衡调整量ΔεC 的计算可以通过图 6的组分均衡模式图来进行计算，根据重力均衡理论，可以给出形如公式(7)的等式关系.
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图 6 地壳重力均衡模式调整示意图[30] (LOC为补偿深度，MSL为平均海平面） Fig. 6 Schematic diagram of parameters used in gravitational correction for elevation[30] (LOC represent the compensation depth，MSL represent the mean sea level) |
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(7) |
其中，ρc 为计算区的地壳平均密度，hc 为计算区的地壳平均厚度，ρc′为标准参考区的地壳平均密度(取2850kg/m3)，hc′为标准参考区的地壳平均厚度(取40km)，ρm 为在均衡面之上的地幔物质密度(取3340kg/m3)，hm 为在均衡面之上的地幔物质厚度.我们可以将公式中的地幔物质厚度hm 表示为公式(8)，其中，Δε为组份均衡调整量.
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(8) |
将公式(8)代入(7)式，化简后得到公式(9):
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(9) |
另外，上面讨论中的地壳平均密度ρc 的确定，我们以地震P 波平均速度与密度的经验公式(10)给出[36]，地壳平均厚度hc 可以根据地震解释模型结果给出.
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(10) |
本文中a取400，b取382.
4 华北块体单元热均衡分析中国大陆地区现今热流不但地势高的青藏高原表现为高热流(>80 mW/m2)，而且地势较低的东部沿海也表现为较高热流(60~75 mW/m2)，较类似于北美大陆的情况.热流分布整体格局而言，主要为东高、中低，西南高和西北低，产生这种格局主要受中、新生代岩石圈构造-热活动控制[11].本文共收集研究区范围内的华北地热流测量数据A 类测点151个，由于热流测点空间位置分布极其不均匀(如图 7中等值线所示)，因此，首先通过Kriging 空间数据插值方法，将热流数据插值到1°×1°的空间网格节点上(如图 7所示)，作为整个区域的热流平均值；其次，去掉其中空间位置分布较近，并且热流值相差很大的数据点；最后，选取了61 个热流数据测点进行分析(分布如图 7中的红色菱形图标).
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图 7 华北地区地热流测点及热流平均分布特征 图中红色菱形标志为热流测点，等值线为华北地区热流分布，背景为 1°×1热流平均值 Fig. 7 Heat llow survey position and its average feature in the north China The red diamond represent the heat flow point,the contour represent the distribution of heat flow in North China,the background is the average value of 1°×1° heat flow. |
本文设计的华北地区岩石圈结构分为5层[37]，沉积层热导率k取2.2 W/(m·K)，生热率A取1.08μW/m3；上地壳、中地壳和下地壳的热导率k分别取3.0、2.75、2.5 W/(m·K)，生热率A分别取1.25、0.83、0.4μW/m3；岩石圈地幔热导率k计算方法根据公式4取得，生热率A取0.03μW/m3.本文计算了一维华北岩石圈地温线，如图 8a所示，地表热流为40，50，…，120mW/m2 的9条曲线，计算间隔为10mW/m2，等熵关系依据公式(3).我们根据公式(6)，计算了理论的由于温度变化产生的地形缩放量，并用图 8b给出了同热流理论关系.一般内陆地区参考标准均衡模型的热流值多选择40mW/m2，但是由于华北地区的平均热流值偏高，因此，分别选择热流值为50 mW/m2(图 8b中的黑色虚线)和60mW/m2(图 8b中的黑色实线)的两个参考模型作为标准.
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图 8 热流结构和块体热均衡调整 (a)理论模型岩石圈等温线结构；（b)华北次级块体热均衡调整模式；（c)华北地区 61个测点的热均衡调整模式；(d)地壳平均密度和厚度与重力均衡调整关系. Fig. 8 Geothermal structure and block thermal isostastic adjustment pattern (a) Theory lithosphere isotherm；(b)Thermal isostastic adjustment pattern of the secondary block in North China ;(c)Thermal isostastic adjustment pattern of 61 points m North China； (d) The sostastic adjustment relationship of gravity between crustal mean density and thickness. |
华北地区由于现今典型的断陷型块体构造特点，不同地块单元之间的差异性明显.因此，本文依据现有对华北地区10 个典型次级块体单元之间的地震勘探资料为参考[13]，根据上述的热流平均值和平均高程，统计了对每个块体进行热均衡分析需要的模型参数，见表 1.
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表 1 华北地区10个次级地块热均衡分析模型参数表 Table 1 Data summary of thermal isostasy model analysis for the north China |
现今每个块体单元的热流和高程关系如图 8b中菱形块体所示，本文应用热均衡理论分析方法，将表 1中各参数带入公式(9)，计算得出每个块体单元相对于标准参考模型，由于密度差异和地壳厚度，在重力作用下产生的均衡调整量.去掉重力均衡作用引起的地表高程变化，恢复了高程-热流关系，如图 8b中的方形标志.为了更进一步说明每个块体单元的密度和地壳取值对计算结果的敏感性关系，在图 8d中，给出了平均地壳密度和地壳厚度在可能取值范围内的重力均衡产生的高程变化等值线图，其中，标出了零值线位置，零值线表示与参考对比的标准模型之间由于重力均衡作用产生的高程变化相差为零，零值线左边的等值线为正，代表重力均衡作用使该区地表高程向正方向调整，而零值线右边情况相反.图 8d中方形图标给出了10 个块体单元在给定地壳密度和深度后的重力作用均衡调整量.对华北10个次级块体单元对比计算后，文本又分别对选取均匀空间分布的61个地热流测点进行了计算，结果如图 8c所示，图中的菱形代表原始观测的高程-热流关系，方形为去掉重力均衡作用对地表高程影响后的高程-热流关系，同时给出了标准热结构模型下的理论参考高程-热流关系.
从图 8d所示的10个块体的重力均衡作用引起地形的调整量与每个块体单元的平均高程存在一定关系，鲁西隆起(WSD)和苏南台褶带(SJU)由于重力均衡作用相对于参考标准均衡模型产生一定隆起，阴山隆起(YSU)和太行隆起(THU)由于平均地形较高，重力均衡作用使其产生一定的下陷.这与重力均衡理论所表达的思想也是一致的.从图 8b计算的10组块体结果看，除燕山隆起(YAS)和冀中坳陷(MHB)两个块体恢复的地形-热流关系不明显外，其他块体都比较好地符合标准参考模型(60mW/m2)的理论曲线.从计算结果看，通过有效的重力均衡校正，有助于恢复热流-高程关系，了解该区域的热均衡状态.从图 8c的较均匀分布于华北地区的61 组实测地热流点的热流-高程恢复关系上看，恢复后的地形分布特点不能用单一的标准参考曲线拟合，这也说明了经过中新生代的华北块体各个单元之间的均衡关系较复杂，不同区域不同块体单元差异性特征显著，但是从华北地区现有数据恢复的热流-高程关系特征看，选择60mW/m2 作为标准参考模型开展对比研究是比较合适的.
5 结论和讨论华北地区在中新生代曾经经历十分活跃的构造运动，由于地幔上隆或地壳拉张作用形成了整个岩石圈形变，造成水平方向上的强烈伸长和垂直方向上的强烈减薄.当进入热沉降阶段，构造热冷却导致岩石圈收缩、地表沉降，由于横向密度的差异和地壳厚度不同，在重力作用下的均衡作用也从未停止.而现今形成的断陷块体单元，已经被多种地球动力学过程改造，包括:重力均衡、风化剥蚀、河流搬运、沉积等，原有的热流-高程相关关系遭受到了一定程度的破坏.
本文依据全球重力场模型TopexV18.1 数据，计算了华北区域布格重力异常，反演了Moho界面分布特征，通过收集的区域速度结构模型和岩石圈热参数构建了理论岩石圈参考模型，并利用该区已经得到的地热流测量结果，开展不同块体单元之间和各测点的热演化和区域均衡对比分析，计算了该区均衡校调整量.根据计算结果表明，文中给出的华北地区五层岩石圈结构合理，采用的热均衡分析方法可以恢复由于地壳和岩石圈减薄产生的热均衡调整量.所得主要结论如下:
(1) 在华北地区的岩石圈和地壳减薄过程中，由于构造块体单元之间横向密度结构的差异性引起的非均匀重力均衡作用，导致了热流-高程关系与理论关系不相符，通过重力均衡校正技术，可以有效地去除在当前相对均衡状态下，由于横向密度和地壳结构变化导致的热流-地形关系非协调变化量；通过建立一个标准岩石圈热结构模型，可对比分析各个单元和测点的热流-高程关系，实现从现今观测的地表热流、高程数据入手，直接开展区域动力学过程的对比研究.
(2) 本文研究在历史构造热冷却过程中，对比华北地区10个块体单元由于平均密度和地壳厚度的差异，块体单元之间的重力均衡作用产生相对大约2.0km 的地形差异(图 8d).而由于地表区域平均热流不同，可以产生约1.0km 的地形差异(图 8b).因此，横向构造密度差异产生的重力均衡量作用要大于热均衡作用的影响，重力均衡力是主要改变华北地区地形特征的作用之一.
(3) 从重力异常场特征和反演得到的Moho面分布特征上看，Moho面的变形剧烈区域地震活动性明显，同时这些地区的Airy均衡重力异常梯度也较大.这些区域也与华北地区现在的各个活动块体单元之间的边界位置一致，从这些研究结果表明，这些次级块体单元不但地表的地球物理特征存在差异，而且深部构造特征也不尽相同.
本文在实际计算中，对横向密度结构差异性约束，主要参考前人的地震剖面解释成果，从地壳平均地震波速和密度之间的线性关系考虑，对各个块体单元之间的对比研究只在平均意义下是较可靠的.另外需要指出的是，华北地区地壳减薄是岩石圈张裂过程中拉伸、地幔上隆以及张裂后构造热冷却等综合地质作用的结果，我们只通过地热和重力两种均衡作用考虑了热冷却收缩形成的地壳减薄量，并且通过重力均衡量校正技术恢复了热演化中由于横向密度和地壳结构不均一产生的地表高程调整量，虽然结果与理论曲线趋势较一致，但计算的均衡调整量级仅局限于距离现今较近扩张条件下的构造演化过程.此外，在华北地区地壳减薄过程中，由于高热流、多期构造拉张减薄对地壳产生的横向差异性影响，在不同地区均衡持续时间不同，因此，这是出现了有些地区的热流-高程分布无法和标准曲线拟合的原因之一.
本文方法依据热胀冷缩原理和重力均衡原理，计算了两种均衡校正量.但实际地质演化过程中还要考虑一些局部测点的测量误差，浅部放射性元素产热率的异常，特别是华北地区地壳减薄区域，浅部的局部高温区域由断裂构造活动诱导的岩浆活动，从而产生个别地区的高热流背景的影响.这也是大陆比大洋热均衡更复杂的原因之一.因此，在未来研究中，我们将研究重点放在对扩展该方法的校正量计算范围，将更多的地质演化作用及物理过程考虑进来，参与计算，恢复热效应影响，分析地热史，为建立地质模型过程中的参数选区提供数据基础和定量依据.
致谢本文研究过程中与中国地震局地球物理研究所高孟潭研究员和楼海研究员进行了多次有益的讨论，两位匿名论文评审专家给出了诸多十分中肯的意见，在此一并表示感谢.
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