石家庄断陷盆地位于太行山与华北平原的过渡带上，一些学者通过对太行山山前断裂、太行山东缘地壳深部结构与浅部构造关系的研究，认为地壳与岩石圈结构是控制华北新生代构造的主要因素，复杂的基底结构与构造是长期地质历史演化的综合结果，部分断裂还控制了华北新生代盆地的发育，是继承性活动的结果(王椿镛等，1994；徐 杰等，2000；张家声等，2002).太行山山前断裂是华北地区一条重要的构造带，北起北京怀柔附近，向南经房山和河北涞水、保定、石家庄、邢台、邯郸，以及河南安阳、汤阴直至新乡，总体呈NE-NNE向展布，全长620 km(河北省地质矿产局，1989)，由黄庄—高丽营、徐水、保定—石家庄、邯郸、汤东和汤西等十多条断裂组成.太行山山前断裂的中段石家庄—保定断裂，自晚侏罗世—早白垩世开始控制了冀中坳陷盆地的发育，构成冀中坳陷的西界，沿断裂发育了石家庄、保定、徐水等凹陷，组成冀中坳陷的西部凹陷带.此断裂带不仅是地貌分区的界线，而且也是区域地质构造和地球物理场中重要的边界，一些研究者认 为它是一条深大断裂(黄汲清，1980；商宏宽等，1985； 河北省地质矿产局，1989)，有研究者认为它是活 动断裂带和地震构造带，或部分段落最新活动时代为晚更新世早期(李绍炳等，1984；江娃利和聂宗笙，1984； 高占武等，2014)，也有学者认为太行山山前断裂第四纪无明显活动(刘伯礼等，1991；徐杰等，2000).

地震的发生不但与地壳深部的构造活动有关，而且沿地壳浅部的活动断裂往往形成地震重灾带(Schonlz，1990；Crone and Haller，1991;徐锡伟等，2008)，说明深、浅构造之间存在着某种内在的力学联系或地壳变形的深浅转换.因此，探测研究地壳不同深度的构造特征、变形方式和深浅构造的几何配置(构造样式)，以及浅地表构造对深部构造运动的响应，对理解地壳深部与浅部物质运移的动力学机制、地震发生的深、浅构造背景等具有重要意义.本研究中采用深地震反射、浅层地震勘探和钻孔地质剖面相结合的探测方法，对太行山东麓冀中坳陷的地壳结构和近地表断裂的活动性进行了探测，获得了研究区范围的高分辨率地壳结构和太行山山前断裂活动性资料.文中根据获得的深、浅地震反射剖面和钻孔地质剖面结果，对冀中坳陷西部的地壳结构、深浅构造特征和断裂活动性进行了研究.其成果不仅可提高对该区深、浅构造关系和发震构造背景的 认识，而且对研究华北克拉通的破坏也具有借鉴意义.

石家庄深地震反射、浅层地震反射和钻探地质剖面均位于太行山隆起与冀中坳陷的接合部位(图 1).太行山隆起区内主要由前震旦纪变质岩系(Pt、Ar)、花岗岩(r₁)和古生代地层(Pz)组成，缺失中生代沉积，新生代以来继续隆起并产生局部坳陷.冀中坳陷被第四纪地层(Q)覆盖，其内部可以进一步分成石家庄凹陷、北席凸起、晋县凹陷、宁晋凸起、束鹿凹陷、新河凸起、南宫凹陷等次一级构造单元.钻探资料显示，石家庄东侧的藁城一带，冀中坳陷内第四纪沉积厚度达300 m(张兆吉，2009).研究区内主要断裂带有太行山山前断裂(F₁)、北席断裂(F₂)、栾城断裂(F₃)、晋县断裂(F₄)、新河断裂(F₅)、宁晋断裂(F₆)、明化镇断裂(F₇)、晋(城)－获(鹿)断裂(F₈)和衡水断裂(F₉)等.其中太行山山前断裂(F₁)为北北西向展布，该断裂不仅是地形地貌分界线，也是区域地质构造和地球物理场中重要边界.研究区内除晋—获断裂之外，其余断裂均隐伏于第四纪地层之下(河北地质矿产局，1989；徐杰等，2000).

图 1

Fig. 1

图 1 研究区地质构造与测线分布 (a) 研究区地质构造图与测线分布； (b) 研究区位置图.黑色方框为研究区大致位置. F1：太行山山前断裂；F2：北席断裂；F3：栾城断裂； F4：晋县断裂；F5：新河断裂；F6：宁晋断裂；F7：明化镇断裂；F8：晋—获断裂； F9：衡水断裂. Fig. 1 Geological structure map and the division of geophysical measured lines (a) Geological structure map and the division of geophysical measured lines in research area; (b) Location map of research area, black box is the approximate location of the study area. F1： Piedmont fault of Taihang Mountains； F2： Beixi fault； F3： Luancheng fault； F4：Jinxian fault； F5： Xinhe fault； F6： Ningjin fault； F7： Minghuazhen fault； F8： Jincheng-Huolu fault； F9： Hengshui fault.

本文实施的深地震反射剖面位于石家庄市区南部，起点位于井陉南，终点位于藁城贾市庄镇西南，测线长77.76 km(图 1).剖面西段(桩号25 km以西)处于太行山区，地形起伏较大，局部地形高差达200 m，地表以砂卵石层为主，厚度5~50 m不等，其下为基岩；剖面东段位于华北平原，地形平坦，人口密集，第四系厚度30~500 m不等.为获得石家庄南部太行山山前断裂(F₁)、北席断裂(F₂)和栾城断裂(F₃)的浅部结构及其活动性，还完成了2条总长度31.8 km的高分辨率浅层地震反射剖面和一排钻孔(图 1).

深地震反射剖面的数据采集采用了道间距30 m、 炮间距150 m、600道接收、60次覆盖的观测系统.地震波激发采用钻孔爆破源，激发孔深25~30 m，激发药量30 kg.考虑到地壳深部结晶岩内部的反射系数通常较小，由其产生的反射波能量较弱，现场工作中平均间距900 m还增加了药量为80~100 kg的大炮，以确保深层反射波的信噪比.地震波接收时采用了 固有频率10 Hz的检波器串(10个/道，线性组合)，地震仪器为美国I/O公司生产的SYSTEM-Ⅱ数字地震仪，采样率4 ms，记录长度20 s.

浅层地震剖面的数据采集分别采用了道间距4 m、 炮间距20 m，180道接收、18次覆盖(L1-3测线)和道间距8 m、炮间距40 m，240道接收、24次覆盖(L1-1测线)的观测系统.地震波激发使用美国IVI公司生产的Y2700型可控震源，扫描频带30~200 Hz，扫描长度8 s.地震波接收使用了固有频率60 Hz的检波器串(4个/道，点组合).地震仪器使用法国SERCEL公司生产的SN408UL数字地震仪，采用间隔0.5 ms，记录长度2 s.

无论是深地震剖面，还是浅层地震剖面，均采用了多次覆盖P波反射探测方法.为确保深、浅地震探测成果质量，现场工作时除对单炮记录及时进行现场回放和质量监控外，还采用Grisys地震反射数据处理系统，对每天采集的数据进行初步处理，依据初步叠加地震反射剖面效果检查数据采集质量、指导现场探测工作.采用上述的工作方法和技术措施，可保证高质量原始资料的取得.

深、浅地震反射资料的室内数据处理采用Focus地震数据处理系统，并结合了Grisys数据处理系统中的部分模块，充分利用了现有处理软件的交互性能.其数据处理流程和方法主要包括：初至折射静校正、时变带通滤波、二维倾角滤波、时变谱白化、速度分析、正常时差校正(NMO)、倾角时差校正(DMO)、共中心点(CMP)叠加、剩余静校正、叠后偏移和叠后剖面去噪等.

确定合理的地震波速度是获得良好反射波叠加剖面图像、计算反射界面埋深的关键.为获得剖面上不同深度的反射波叠加速度和剖面平均速度，在深地震反射资料处理和解释时，采用了不同的速度求取方法.对于双程到时5~6 s及以上的反射波组，其反射同相轴大多呈双曲线形态，资料处理中采用速度谱分析方法求取剖面沿线的叠加速度，并对相应的反射波组进行正常时差校正(即动校正)；对于双程到时5~6 s及以下的深层反射波，因相邻记录道之间的反射波正常时差较小，其反射同相轴近于平直，为获得深层反射波的叠加速度，数据处理中除采用反射波速度扫描方法求取反射波叠加速度外，还参照了中国地震局地球物理勘探中心2010年完成的盐城—石家庄—包头深地震宽角反射/折射剖面二维地壳速度结构资料¹⁾.在对浅层地震反射剖面资料进行动校正时，使用了速度扫描和速度谱分析方法得到反射波速度.采用上述数据处理方法获得了较高信噪比的深、浅地震反射剖面图像.为计算剖面上不同深度界面反射波的埋深，根据上述方法获得的剖面反射波叠加速度数据，通过速度平滑和迪克斯(DIX)公式得到了剖面沿线的地壳平均速度分布(图 2)，并以此对深地震反射时间剖面进行时-深转换和解释.

图 2

Fig. 2

图 2 深地震反射剖面的平均速度分布 Fig. 2 The average velocity distribution image of deep seismic reflection profile

1)中国地震局地球物理勘探中心.2010.中国大陆活动断层探察—华北构造区深地震探测研究报告.

由图 2的深地震剖面平均速度分布可以看出，地震波平均速度在纵向上由浅到深逐渐增加，横向上呈现出剖面西侧速度较高、东侧速度较低的分布特征.双程到时约3 s以上，平均速度总体小于3500 m·s^-1； TWT3s以下，平均速度逐渐增加，但变化幅度较缓，至双程到时8~8.5 s之间，平均速度增加至约5500 m·s^-1；大约在双程到时10.5~11.0 s之间，剖面平均速度约为5950~6050 m·s^-1，而在双程到时16 s之下，剖面平均速度大于7500 m·s^-1.

图 3给出了本项研究获得的深地震反射叠加时间剖面以及时-深转换后的剖面解释结果.由图可以看到，在双程到时5 s以下，剖面上有两组反射能量较强、横向上连续性较好的反射波组R_C和R_M，它们是划分该区地壳基本结构的重要依据.其中，反射波组R_C在剖面上出现的时间约为TWT5~6 s，该波组在剖面上自东向西倾伏，对应界面深度约为15~18 km，该界面被解释为上、下地壳的分界面.反射波组R_M解释为壳幔过渡带反射，其在剖面上的持续时间约为1.0~1.5 s，其底界相当于莫霍面的位置.莫霍面在剖面上自东向西倾伏，其埋深约在33~38 km之间变化.

图 3

Fig. 3

图 3 石家庄深地震反射剖面及解释图 (a) 深地震反射时间剖面及其构造解释图; (b) 深地震反射剖面线描和构造解释图.图中蓝色虚线示Moho面，蓝色实线为浅层地震剖面位置. TN：新近系反射界面；TE:古近系反射界面；Tc-p-∈：石炭-二叠-寒武系的反射界面；TB1、TB2:太行山内变质岩中的反射界面；Tg:拆离断层Fd上的反射界面；RC:上、下地壳分界面反射； RM:壳幔过渡带反射；Fa、Fb、Fc: 太行山内变质岩中的断层；L1-1、 L1-3:浅层地震测线，位置见图1.其他断层符号见文中说明. Fig. 3 Interpretation results of deep seismic reflection profile (a) Interpretation results of deep seismic reflection profile; (b) The line drawing figure and interpretation results of deep seismic reflection profile. Blue dotted line show the Moho, blue solid line show the location of shallow seismic reflection profile. TN：Neogene reflective interface； TE: Paleogene reflective interface； Tc-p-∈：Carboniferous-Permian-Cambrian reflective interface； TB1: Reflective interface within metamorphic rocks in Taihang Mountains； Tg: detachment fault reflective interface； RC: reflective interface between the upper and lower crust； RM: Crust-mantle transition zone reflective interface； Fa、Fb、Fc: Fauls in Taihang Mountains；L1-1、L1-3: shallow seismic reflection lines, the location see Fig.1.Other fault symbol see text description.

由剖面反射波特征看，本区上地壳反射大约以太行山为界，具有明显不同的反射波场特征.剖面东段的华北平原区，地层反射较为丰富，界面反射波能量较强，反射同相轴的分段连续性也较好.根据研究区的地质资料、石油地震剖面解释结果(孙冬胜等，2004; 戴福贵等，2008)以及深地震剖面的反射波组特征，把剖面上的反射波T_N解释为新近系的底界反射，T_E解释为古近系的底面，其下为石炭-二叠纪和寒武纪地层.剖面上这些地层反射起伏变化形态清楚，并均向南东方向倾斜，局部地段上这些反射还表现出受构造运动造成的地层褶皱、反射同相轴扭曲、界面产状和反射能量变化以及反射同相轴的错断等现象，表明相应位置上应有断裂存在.在剖面西段的太行山山区内，剖面反射波特征与华北平原区的反射波特征明显不同.在该区段内，除了可隐约看到有一定横向延续长度的、能量较弱的T_B1反射波外，在剖面2.0 s以浅，几乎看不到横向连续性较好的界面反射.地质资料表明，剖面西段的太行山内为变质岩出露区，既使局部地段上有少量的第四系覆盖，但厚度较薄，因此，在深地震反射剖面上难以获得连续性较好的反射.

在剖面桩号27~38 km之间(即太行山与华北平原的交接部位附近)，从剖面TWT2s之下的部分，可看到一条宽约10 km、近垂直分布的强能量的穹窿状反射带，它一直延伸到Moho面，且其两侧的R_C反射波和下地壳反射波特征也明显不同.剖面桩号27 km以西，R_C反射波自西向东倾伏.在剖面西段的下地壳内部，尽管下地壳反射波的横向延续长度较短，但反射能量明显比剖面东段要强，而且在横向上有大约2~5 km不等的延续度.在桩号38 km以东，上、下地壳分界面反射波R_C有着较好的横向连续性，其界面产状自东向西倾伏，在R_C和R_M之间的下地壳，从剖面上几乎看不到明显的反射震相.说明华北平原的下地壳与太行山之下的下地壳可能有着不同的结构和物质构成.出现在剖面桩号27~38 km之间的近垂直穹窿状强反射能量带是剖面上具有局部意义的一套反射事件，该套强反射从上地壳向下一直延伸到莫霍面，其外形上窄下宽，其波组形态和反射能量与其周围的壳内弱反射有很大区别，推测可能是上地幔热物质上涌至地壳的残留物.在大地电磁测深剖面上，该穹窿状强反射体表现为相对低阻特征，夹持在太行山山前断裂之下的两个高阻体之间(詹艳等，2011).远震层析成像结果显示 华北地区地幔中存在明显的低波速异常(Lei，2012)，也支持穹窿状强反射体可能为地幔热物质上涌至地壳的残留物.

变质核杂岩构造是地壳经历强烈伸展和减薄的标志之一，是地壳强烈伸展并使中下地壳物质直接剥露至地表的典型构造.一些研究表明，华北是中国最为典型的伸展构造发育地区，发育一系列的变质核杂岩构造，它们可能是中生代华北克拉通破坏(岩石圈减薄)的浅部构造表现和响应(王涛等，2007；Zhu et al.，2011).近十几年来，国内外学者对伸展构造开展了大量研究，鉴别出了一些典型的变质核杂岩，如太行(阜平及赞皇)(牛树银，1994；孙冬胜等，2004)、房山(宋鸿林，1996)、云蒙山(Zheng et al.，1988；张建新等，1997)、呼和浩特(王新社等，2002)以及辽南(杨中柱等，1996)等变质核杂岩，也发现和研究了一些与变质核杂岩相似的穹隆等伸展构造(刘正宏等，2002；刘俊来等，2006).深地震反射剖面在太行山与华北盆山结合部位所揭示的穹隆状强反射异常体、低角度拆离断层及其控制的沉积盆地与孙冬胜等(2004)利用石油地震剖面资料解释的阜平变质核杂岩以及北美科迪勒拉山地区的变质核杂岩构造(Davis and Lister，1988)相类似.我们认为深地震反射剖面揭示的这套近垂直的、具有局部意义的穹窿状反射体与变质核杂岩可能有一定关系.

R_M反射波组在剖面上表现为一组相互彼此近于平行的反射条带，该反射带解释为壳幔过渡带反射，在壳幔过渡带内部，多组反射波同相轴交叉或相互干涉.壳幔过渡带反射波在纵向上的延续时间约 为1.0~1.5 s，对应壳幔过渡带厚度约为3~4.5 km，壳幔过渡带厚度在剖面上自东向西逐渐变厚，剖面东段的华北平原区，壳幔过渡带较薄，约为3 km，而在剖面西段的太行山之下，壳幔过渡带厚度约为4.5 km.壳幔过渡带的底界解释为地壳底界，即莫霍面.由深度解释剖面(图 3)可以看出，本区莫霍面 自东向西逐渐加深，剖面东端莫霍面埋深约为33 km，西端深度约为38 km.

深地震反射剖面经过地区的断裂构造较为发育.根据图 3的剖面反射波特征，在剖面上共有9条特征明显的断裂.现分别描述如下：

断裂F_8-2：该断裂位于深地震反射剖面的西端，从剖面特征看，断裂F_8-2应是规模较大的地壳深断裂.从剖面西端点(桩号0 km)TWT1.0s左右开始，可看到一组倾角约45°~50°的东倾反射，该反射在剖面上断续分布，反射能量时强时弱，而且其两侧的反射波特征也明显不同，这说明两侧的岩石具有不同的物性差异和明显的波阻抗，这组倾斜反射被解释为断层面反射.断裂F_8-2自近地表向下延伸，向下切割了基底反射波T_g和上、下地壳分界面反射R_C，并一直可追踪至深约23~25 km的地壳深处，推测其延伸至下地壳，终止于近直立的强反射异常体之上.根据该断裂的断面倾角估算，该断裂在剖面西端1.0~1.2 km之间可能出露至地表.从区域地质资料看，我们推测该断裂与晋—获断裂中的一个分支断裂相吻合，因此，剖面上的断裂F_8-2应是晋—获断裂分支断裂的深部表现.

断裂F_d：断裂具有低角度拆离断层特征，在剖面桩号35.8 km以西的太行山内，它基本沿太行山内一个可能的构造拆离面展布，向西被断裂F_8-2所截.在桩号约35.8 km以东的华北平原区，断裂F_d沿结晶基底和沉积盖层底界面展布，大约以20°左右的倾角向华北平原区之下延伸，并控制了断裂上盘的地层沉积和构造发育.在剖面的东南端，推测断裂F_d大约在TWT5s(深度约15 km)收敛到上、下地壳分界面R_C之上.

断裂F_a、F_b和F_c：断裂均位于太行山内，其位置分别位于剖面桩号8.80 km、18.30 km和26.85 km附近.由于这3条断裂地处基岩出露区，断裂两侧的反射波特征不明显，因此，其可靠程度不高.但根据剖面上隐约存在的一些地层界面反射，推测这3条断裂的规模不大，向下深度约2~3 km均终止在缓倾角的断裂F_d上.

断裂F₁：该断裂是倾向南东的正断层，位于深地震反射剖面桩号30.1 km附近.由图 3可以看出，该断裂错断了深地震反射剖面上埋深最浅的一组地层反射，向下深度约800~1000 m与断裂F_d合并为一条向东倾的铲形断裂.从断裂F₁所处的位置和特征看，它应是太行山山前断裂(即石家庄凹陷的西边界断裂)的反映.

断裂F₂和F₃：断裂均位于断裂F₁以东的平原区，其位置分别位于深地震反射剖面桩号42.0 km和56.9 km附近.断裂F₂和F₃表现为面状或铲状正断层特征，在剖面上相背而倾，共同控制了宽度约5 km的新生代隆起.由剖面反射波组特征看，断裂F₂和F₃均错断了新近纪地层的底界反射波T_N，向下切割古近纪和石炭-二叠纪等基岩地层，向下收敛到东倾的铲形断裂F_d上.区域地质构造资料表明，北席断裂为倾向北西的正断层，是石家庄凹馅和北席凸起的边界断裂.栾城断裂倾向南东，是北席凸起与晋县凹陷的分界断裂.从这2条断层在剖面上的位置和特征分析，断裂F₂与北席断裂的位置有着较好的对应关系，而断裂F₃与栾城断裂的特征相一致.

断裂F_3-1：该断裂位于剖面桩号68.4 km附近.由图 3可以清楚地看出，断裂F_3-1为向东倾的正断层，该断裂错断了T_N反射波之下的古近纪地层反射波T_E等地层，向下终止于向东倾的缓倾角断裂F_d之上，属晋县凹陷内的一条次级断层.

为获得太行山山前断裂F₁的浅部结构，在深地震反射剖面北约1.0~1.5 km附近，横跨太行山山前断裂F₁完成了长度7.98 km的浅层地震反射剖面(其位置见图 1中的L1-3测线和图 3中的蓝色实线)，图 4a给出了该测线的浅层反射波叠加时间剖面.可以看出多组地层界面反射在剖面上的分布特征非常清楚，第四纪和新近纪地层自西向东倾斜，太行山山前断裂F₁位于桩号5460 km左右，错断了新近纪地层反射波T_N，并以铲形正断层方式向剖面深处延伸.除断层F₁外，在其东侧还可看到错断新近纪地层的断裂F_1-1，该断裂在剖面上向西倾，错断了新近纪地层的底界反射波T_N，深度大约在800m左右归并到断裂F₁之上，为太行山山前断层的伴生断层.

图 4

Fig. 4

图 4 浅层地震反射剖面图和构造解释 TQ:第四系底界反射界面；TN、TE同图3；F1、F2、F3同图1.F1-1：石家庄断裂的反向断层；F2-1：北席断裂的一条分支断层. Fig. 4 Shallow seismic reflection profiles and structure interpretation TQ: Bottom boundary reflection interface of Quaternary; TN、TE: The same as in Figure 2; F1、F2、F3: The same as in Fig.1; F1-1：The back-dip fault of Shijiazhuang fault；F2-1：a branch of Beixi fault.

在深地震反射剖面以北侧的马庄镇—冶河镇—方庄镇沿线，横跨北席断裂(F₂)和栾城断裂(F₃)完成了长23.85 km的浅层地震反射剖面(测线位置见图 1中的L1-1测线和图 3中的蓝色实线).图 4b给出了该测线的浅层地震反射波叠加时间剖面，由图可以看出，该剖面揭示了多组反射能量较强、横向连续性较好的新生界地层反射，这些地层反射在剖面上自西向东倾伏，新生界地层厚度西薄东厚.该剖面所揭示的断裂F_2-1位于浅层地震剖面桩号20 km附近，断层向西倾，错断了新近纪地层的底界，为石家庄凹陷内的一条断层.断层F₂和F₃分别位于桩号13 km和7.5 km附近，这2条断层在剖面上相背而倾，在2条断层之间的地层隆升，呈地垒状.从剖面特征来看，这3条断层均没有延伸到第四系内部，应是第四纪以来不活动的断层.

在图 4的浅层地震剖面上尽管可以看到太行山山前断裂F₁的近地表特征，但要根据浅层地震探测结果判定断裂的活动时代还存在不确定性.为了确定太行山山前断裂在石家庄附近的活动性，跨太行山山前断裂F₁完成了一条210 m的钻孔地质剖面，该剖面由5个孔深100~101.5 m的钻孔组成.图 5是根据5个钻孔的地层柱状图得到的钻孔地质剖面，剖面中的地层自上而下分别是上更新统、中更新统和下更新统.根据各钻孔中地层的岩性特征和年龄样品测试数据，钻孔地质剖面上揭露的地层特征如下：

图 5

Fig. 5

图 5 钻孔地质剖面图(断层为浅层地震探测确定的位置) Qp3：晚更新世地层；Qp2：中晚更新世地层；Qp1：早更新世地层；①—⑨地层的详细分层；SJZZK-1、SJZZK-2、SJZZK-3、SJZZK-4和SJZZK-5：钻孔编号; F1:太行山山前断裂. Fig. 5 Drilling geological profile(the location of F1 fault from shallow seismic profile) Qp3：Upper Pleistocene；Qp2：Middle Pleistocene；Qp1：Lower Pleistocene；①—⑨: the number of details layer；SJZZK-1、SJZZK-2、SJZZK-3、SJZZK-4 and SJZZK-5：drill number； F1, Piedment fault of Taihang.

上更新统：厚32.0~34.0 m，可细分为3段.其中上段层①厚11.6~14.0 m，岩性为灰黄、棕黄色亚黏土、亚砂土互层；中段层②厚6.5~11.4 m，岩性为灰黄、黄色粉细砂夹深灰、灰黑灰色淤泥质黏土；下段层③厚9~13.5 m，岩性为棕黄色、黄棕色亚黏土、砾石层.

中更新统：埋深32~99.6 m，可细分为5段.自上而下，第五段层④厚11.0~14.3 m，岩性为黄褐色、棕黄色砂质黏土，黄褐色、棕黄色砂砾石层；第四段层⑤厚10.0~11.6 m，岩性为灰色砂质黏土，黄褐色、灰色砂砾石层；第三段层⑥厚7.4~11.2 m，岩性为灰色夹棕黄色砂质黏土，黄褐色、灰色砂砾石层；第二段层⑦厚13.5~18.5 m，岩性为棕黄色砂质黏 土，灰色砂质黏土夹砂砾石层；第一段层⑧厚15.6~18.0 m，岩性为灰色砂质黏土层.

下更新统：仅钻探揭露0.6~1.5 m厚的地层(层⑨)，岩性为红褐色砂砾石层.

由图 5可见，下更新统顶面基本平缓，反映出浅层地震勘探确认的断层没有影响下更新统上部及其以上的堆积，至少反映早更新世晚期以来太行山山前断裂在石家庄附近不再活动.

克拉通是地球表面相对稳定的构造单元，它由 上部古老的大陆地壳和下部的岩石圈地幔组成.太古宙克拉通密度最轻、最冷，具有大于200 km的巨厚岩石圈根，不易破坏，因而能够稳定存在25亿年以上，表现在太古宙以后无明显构造-岩浆-成矿活动，现今也无明显地震活动，成为地球上最稳定的地区(Boyd et al.，1985；Pollack，1986；Sleep，2003，2005；Foley，2008).然而，华北克拉通却表现出与世界其他克拉通十分不同的特征，该克拉通保存有世界上罕见的大于38亿年的陆壳记录(Liu et al.，1992)，自18亿年华北克拉通形成后至古生代一直保持相对稳定，并存在巨厚的太古宙岩石圈根(Xu，2001;Gao et al.，2002).然而，构造地质学、地幔包体和岩浆岩岩石学和地球化学以及地球物理研究均证明，华北克拉通自中生代以来遭受了强烈的活化改造(翟明国等，2005；Yang et al.，2008；Chen et al.，2006；吴福元等，2008)，发生了大规模的构造变形和岩浆活动，形成了多种类型的盆地，并伴随产生了大量金属矿产和油气资源(Yang et al.，2003).原有克拉通的结构和性质遭到明显的破坏，活动断裂发育，并伴随有强烈的地震活动(Deng et al.，2003；张培震等，2013).

拆沉作用、热机械-化学侵蚀作用、橄榄岩-熔体相互作用、机械拉张作用、岩浆提取作用和岩石圈地幔水化模型是目前理解华北克拉通破坏机制的主要模型，但无论何种模型，它都能解释一些地质现象，也都存在一些难以回答的问题(吴福元等，2008).华北克拉通破坏机制是争论最激烈的地球科学问题之一，这一争论还将在未来一段时间内持续存在.目前出现一个倾向，即认为在华北的周边地区，板块俯冲而导致的拆沉作用可能是岩石圈减薄的主要机制，但在华北内部热侵蚀可能更为重要(吴福元等，2008).远震层析结果显示，华北地区地幔中存在明显低速异常的结果(Lei，2012)，支持上涌软流圈的热导“烘烤”会使岩石圈最底部物质发生软化，在软流圈水流动产生的切向剪切应力作用下，这部分物质就会转化成软流圈的一部分(吴福元等，2008).

石家庄地区位于华北克拉通的内部，詹艳等(2011)完成的宽频带大地电磁探测剖面西起太行山 区井陉西南的关镇，东端止于枣强县东北，长约167 km，自西向东穿越太行山隆起区和冀中坳陷(包括石家庄凹陷、北席凸起、晋县凹陷、宁晋凸起、束鹿凹陷和新河凸起等).获得的深部电性结构表明(图 6)，在太行山山前断裂带浅部，东倾的低角度滑脱断层和深部陡立的电性边界带构成了太行山隆起区和冀中坳陷接触区的深、浅构造组合形态.太行山山前断裂带东侧深部(10 km以下)、浅部(10 km以上)结构具有相互独立性，冀中坳陷内的晋县断裂、新河断裂延伸深度不超过10 km.1966年邢台地震的6.2级强余震震源位于上陡、下缓的新河断裂和其下隐伏的深部电性差异带的交会区，交会区上方及其东西两侧为具一定厚度和宽度的高阻体.在太行山山前断裂和新河断裂之间的中下地壳存在高导层，其中心对应石家庄－晋县凹陷.高导层中心部位较东、西两侧浅，推测与深部热物质的上升有关.根据深地震探测结果，图 6中也绘制了莫霍面(M)的深度，在太行山隆起区约为42 km，冀中坳陷区约为32 km(嘉世旭和张先康，2005).李松林等(2011)研究了诸城—宜川人工地震剖面后也发现，太行山重力梯度带附近岩石圈厚度出现了约30 km的突变，岩石圈地幔和下地壳介质的P波速度值东侧较低，西侧较高，倾向于热机械-化学侵蚀作用解释华北克拉通破坏.我们的结果显示，太行山山前断裂在石家庄附近表现为向东缓倾的拆离断层，拆离断层的上盘发育有地堑、地垒构造，构成冀中坳陷裂陷盆地区内次级的凹陷和凸起构造，它们的形成也可能与地幔热物质的上涌、地壳岩石圈的减薄和伸展有关.

图 6

Fig. 6

图 6 石家庄电磁剖面深部电性结构图(a)(詹艳等，2011)与地壳上地幔结构解释图(b) F1:太行山山前断裂； F2：北席断裂： F3：栾城断裂； F4：晋县断裂； F5：新河断裂； F7：明化镇断裂； F8：晋—获断裂； EZone1、EZone2：地壳内的电性结构过渡带;HRB: 高阻体；LRB：低阻体；Moho界面深度参考嘉世旭等(2005)的研究成果. Fig. 6 2-D geo-electrical structure model obtained by the NLCG along the profile (a) (from Zhan et al.,2011) and structure interpretation of Crust-upper mantle (b) F1：Piedmont fault of Taihang Mountains； F2：Beixi fault； F3：Luancheng fault； F4：Jinxian fault； F5：Xinhe fault； F7： Minghuazhen fault； F8：Jincheng-Huolu fault； EZone1、EZone2： Transition zone of electrical structure within crust. HRB:high resistivity body；LRB：lower resistivity body；The depth of Moho from Jia et al. (2005).

朱守彪等(2010)通过有限元数值分析方法，研究了断层下面存在高速异常体与低速异常体，在分别受到拉张与挤压构造力作用时，定量给出应力及应变能的空间分布特征.认为低速异常体对地震的发生起着促进作用，在变形较小的华北盆地要发生强震，低速异常体的存在是个非常关键的因素.嘉世旭和张先康(2005)利用华北地区约20000 km的深地震测深资料，得到三河、唐山强震区上地壳、下地壳中存在低速异常体.Lei等(2008)利用1500多个高质量的PmP波(Moho面反射波)走时资料和38500多个高质量的P波初至资料，反演了北京及周边地区的三维地壳速度结构，发现1679年三河—平谷8级地震和1976年唐山7.8级地震等强震的震源区下方均存在地震波低速异常区.刘福田等(1986)通过层析成像资料，提出我国大陆地震多发生在高速区与低速区的过渡带，且偏于高速带一侧.梅世蓉(1997)研究强震区三维速度结构时发现：(1)强震区的地壳一般具有高速、低速相间分布的多层 结构特征，壳内高速度层与壳内多震层基本一致；(2)强震震源区下的上地幔速度较低，且有上地幔隆起.臧绍先等(2002)研究发现，华北地区的大断裂与 热岩石圈底部的隆起相对应，华北地区M_S＞6.5的 地震大都发生于热岩石圈底部隆起区附近和Moho面温度的高值区.我们知道，中下地壳热的地方物质比较软弱，一般情况下地震波速度出现低速异常.因此，臧绍先等(2002)的发现从另一侧面印证了华北盆地的强震与软弱物质构造(低速度异常)的关系.尹京苑等(1999)用数字模拟的方法，对邢台地震区地壳深度结构特征与强震孕震、发生的关系进行了研究，并认为地壳内高、低速同时存在，有利于高应力在高速/高阻体以内及外侧附近地壳上、下部相对集聚，这是大震孕育和发生的有利的深部条件.

深部电性结构揭示，石家庄及其附近存在壳内高导层，在太行山隆起区和冀中坳陷接触区存在深部低阻带、壳内高导层以及高阻体相组合的结构，深部低阻带和壳内高导层推测为深部热物质上涌的通道(詹艳等，2011).当低速/低阻异常体上部存在断裂时，在水平向构造力的作用下，会使异常体上方应力集中、应变能积累(朱守彪等，2010).壳内高阻/高速、低阻/低速层以及附近切割莫霍面的低阻带的深部组合结构，是大地震孕育和发生有利的构造条件(詹艳等，2011).1966年邢台地震群就发生在这样的深部结构背景区域，太行山隆起带与冀中坳陷接触带，存在与1966年邢台地震类似的深、浅部构造背景，它们同处于相同的地球动力学环境和应力场条件下，应加强太行山山前沿线深部结构探测和地震活动监测.

本研究采用深、浅地震反射探测和钻孔地质剖面相结合的方法，获得了华北盆地石家庄附近高分辨率的地壳结构图像，揭示了研究区近地表断裂和地壳深部构造之间的关系，为进一步研究太行山东缘的深部构造环境、深浅构造关系及断裂活动性，以及发震构造提供了证据.

(1)深地震反射探测获得的反射波叠加剖面上共发现了9条特征明显的断裂.断裂F_8-2是深地震剖面上一条规模较大、错断深度较深的断裂.该断裂在剖面上向东倾、视倾角约为45°~50°，它切割了上、下地壳分界面R_C，延伸至下地壳；断裂F_d表现为低角度拆离断层特征，在剖面桩号35.8 km以西该断裂沿着构造反射面T_B2展布，向西被断裂F_8-2所截.在桩号约35.8 km以东断裂F_d沿基底面大约以20°左右的倾角向华北平原区之下延伸，并控制了断裂上盘的地层沉积和堑、垒构造的发育.在剖面的东南端，断裂F_d大约在TWT5s(深度约15 km)收敛到上、下地壳分界面R_C之上.F₁为太行山山前断裂，错断了新近纪地层底部的T_N反射层，在约800 m深度收敛于F_d断层上.

(2)深地震反射剖面揭示的壳幔过渡带反射波R_M表现为明显的叠层反射结构，该反射带在剖面上约在TWT10～11 s左右开始出现，对应顶界面深度约30～33 km；壳幔过渡带在剖面纵向上的持续时间大约1.0～1.5 s，对应壳幔过渡带厚度约3～4.5 km，其厚度自东向西逐渐加厚，壳幔过渡带的底界对应于莫霍面的位置，其深度约33～38 km.本区莫霍面自东向西逐渐加深，剖面东端，莫霍面埋深约33 km，剖面西端，其深度约为38 km. 显示出莫霍面自华北平原向太行山下方下插.

(3)深地震反射剖面的中部，即太行山和华北平原的交接部位，剖面还揭示了一个延伸到下地壳，宽约8~10 km、近垂直的强反射异常体.由剖面反射波特征来看，该异常体可能起源于莫霍面，向上穿过上、下地壳分界面R_C，并延伸至上地壳.在强反射 异常体的内部，几个纵向叠置、横向延伸约8~10 km 的穹窿状反射条带，其特征与其两侧的弱反射形成鲜明的对比.剖面上该强反射异常体呈穹隆状，其外形上窄下宽，反射波视频率随着深度的增加而变低，在地壳底部的莫霍面附近，壳幔过渡带反射也出现有明显的频率变低、以及界面扭曲和变形等现象.据此推断，该强反射异常体可能是上地幔物质上涌到地壳内部的侵入体，也可能是拆离构造中的变质核杂岩.它的存在使得剖面上部原始产状可能为近水平的低角度拆离断层F_d因穹隆作用出现上隆，断层面呈穹状弯曲.

(4)跨太行山山前断裂的浅层地震反射剖面和钻孔地质剖面结果把近地表断裂与深地震剖面揭示的地壳结构联系到一起，从而可以在地壳尺度范围分析石家庄地区的深、浅构造环境.结果表明，太行山山前断裂、北席断裂和栾城断裂没有断错下更新统顶部地层，未见中更新世以来断裂活动的证据，为不活动断裂.也说明向东缓倾的拆离断层已经停止伸展活动，华北断陷盆地可能进入一个新的演化阶段.

(5)电磁探测资料显示，太行山隆起区为高阻体，由古生代和前古生代沉积岩和变质岩组成，新河凸起下地壳为高阻体，组成地层与太行山隆起相同.石家庄—晋县凹陷下地壳为低阻体，莫霍面上隆，显示出深部地幔热物质上涌的现象.石家庄—晋县凹陷下地壳低阻体与新河凸起下地壳高阻体的接触带 于1966年3月22日、26日分别发生了7.2级和6.6 级地震.太行山隆起高阻体与石家庄—晋县凹陷下地壳低阻体接触带隐伏于太行山山前的华北平原之下，亦是不同物性介质的地质体的接触带，是否会孕育强烈地震值得进一步研究.