河北石家庄地区深部结构大地电磁探测

詹 艳 赵国泽 王立凤 王继军 肖骑彬

(中国地震局地质研究所，北京 100029)

河北石家庄地区深部结构大地电磁探测

詹 艳 赵国泽 王立凤 王继军 肖骑彬

(中国地震局地质研究所，北京 100029)

石家庄位于太行山隆起带和华北平原冀中坳陷盆地接触区，西邻太行山山前断裂带，1966年在其东南曾发生邢台7.2级强震。为研究该区的深部构造背景，并为分析地震活动性趋势提供基础资料，2010年10月采用宽频带大地电磁法对该区的深部结构进行探测研究。大地电磁剖面穿过石家庄南侧区域，长约167km，获得了64个测点数据。采用远参考和Roubst技术进行数据处理，使用多点、多频率GB张量分解方法计算分析区域的电性走向，使用NLCG二维反演方法对TE和TM模式进行联合反演，获得深部电性结构。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西倾的电性边界带，构成了太行山隆起带和华北平原冀中坳陷接触区的深、浅构造的组合形态;太行山山前断裂带东侧深(10km以下)、浅部(10km以上)结构具有相互独立性，冀中坳陷内的晋县断裂、新和断裂延伸深度不超过10km;邢台百尺口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。高导层中心部位比东西两侧浅，推测与深部热物质的上升有关。1966年邢台地震群就发生在该地区附近。

太行山山前断裂带 冀中坳陷 电性结构 壳内高导层

0 引言

大地震的重灾带和破裂带都集中在它们各自的发震断层沿线及其附近地带，其发震位置、地震重灾带和破裂带的空间分布很大程度上取决于发震活动断层本身的几何结构特征。对具有发震能力的活动断层的空间位置进行探查，有可能避让活动断层从而减轻地震造成的危害(邓起东等，2002;徐锡伟等，2002)。强震又是断层整体滑动失稳的结果，断层由深部向上扩展过程中发生的强震，需要一个解耦层为断层的整体错动提供条件，地壳中强度相对较低的“弱”低速/低阻层可以提供这种解耦作用(马瑾等，1996)。因而地震的发生与中下地壳的“弱”低速/低阻层分布密切相关(徐常芳，1996;Yasuo et al.，2004)。

活动断层和地壳内部的流体可能是地震活动重要的因素，流体在时间和空间上的变化可以使岩石孔隙压力增大，降低岩石破裂所需要的剪应力，促进地震蠕动、滑移的发生(Sleep et al.，1992;Johnson et al.，1995)。流体的存在和运移可以引起地壳内部和断裂带内的电导率值大幅度增加，而大地电磁测深方法对地壳内岩体电导率反映灵敏、分辨力高(陈乐寿等，1990)。早在1982年日本学者就利用大地电磁方法探测研究得到一个与活动断层结构密切相关的低阻异常带(Electromagnetic Research Group for the Active fault，1982)。近年来各国更加关注活断层分段结构与强震的关系，以及大震区深部孕震环境的探测研究(赵国泽等，1998;Chow et al.，2000;Unsworth et al.，2000，2004;Bedrosian et al.，2002;Tank et al.，2003;Gurer et al.，2004;詹艳等，2004，2008;Tadanori et al.，2005;Malcom，2005;Zhao et al.，2010)。对美国圣安德列斯断裂带进行的高精度大地电磁探测研究，不仅揭示了断裂带花状结构样式，也发现其闭锁段和蠕滑段的电性结构存在明显的差异。海原和古浪大震区大地电磁探测结果清楚地揭示了这2个不同类型8级地震的不同深部电性结构特征。可见，利用高密度测点、宽频带大地电磁探方法，可探测得到活断层的几何形态、断裂带物性分布、断裂两侧的深部结构以及地震的深部孕震环境等，从而有助于研究断裂的活动习性和强震破裂环境等。

石家庄位于太行山隆起带和华北平原冀中坳陷接触区，西邻太行山山前断裂带，在其东侧发育隐伏在第四纪地层下的一系列NE向断裂(徐杰等，2000)。华北地区地震精定位结果显示，石家庄及其附近区域位于地震空区，其东、西侧区域都有NE向地震带分布(于湘伟等，2010)。1966年3月在其东南束鹿盆地发生了邢台7.2级强震及一系列强余震(徐杰等，1988)，随后通过浅层地震、地震反射/折射、地震转换波和大地电磁测深等方法对邢台地震区的地壳-上地幔细结构等进行了探测，了解了邢台地震区地壳上地幔的分层速度结构和深浅构造的基本格局，认为浅部铲形断层、缓倾角滑脱面和中下地壳的陡倾角深断裂的组合是邢台地震的发震构造(腾吉文等，1975;邵学钟等，1993;嘉世旭等，1996，2005;Wang et al.，1997;邓前辉等，1997，1998;赵成斌等，1999)。邢台地震是在最新构造应力场作用下，先存地壳“深断裂”向上撕裂状扩展引发的(徐锡伟等，2000)。上述开展的研究成果丰富了对邢台地震的认识，但是这些探测研究工作大多集中在邢台地震区，特别是已开展的大地电磁探测研究工作是在90年代初期开展的。由于当时仪器性能、数据质量、周期长度、剖面长度、测点密度、反演方法等方面的限制，所得到的探测研究结果不能满足对石家庄及附近区域浅层和深层断裂空间组合样式以及深部孕震环境的进一步研究。

2010年10月，我们采用高密度测点、宽频带大地电磁方法对石家庄及附近地区的太行山山前断裂、晋县断裂、新河断裂延伸情况及其与深部隐伏高角度断裂深部组合架构状况、区域深部结构进行了探测，为研究分析判断该区是否存在发生大地震的深部构造背景提供资料。本文介绍了这条电磁探测剖面的结果。

1 研究区概况和大地电磁剖面

石家庄电磁探测研究区位于太行山隆起带和华北冀中坳陷盆地接合部位 (图1)。太行山隆起带内主要由前震旦纪变质岩系(Pt)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拗陷。华北冀中坳陷盆地内由第四纪地层(Q)覆盖，其内部可以进一步分成石家庄-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。研究区内主要断裂带自西北向东南有晋-获断裂(F4)、太行山山前断裂(F1)、北席断裂(F2)、栾城断裂(F3)、晋县断裂(F5)、新河断裂(F6)和明化镇断裂(F7)等。其中太行山山前断裂(F1)为SN向展布，该断裂带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一条重要边界。晋县断裂(F5)、新河断裂(F6)和明化镇断裂(F7)都为NE走向，隐伏于第四纪地层之下(河北地质局，1968;徐杰等，2000)。

大地电磁剖面穿过石家庄市和栾城县南侧区域，剖面方位约N10°W，NW端起于太行山区娘子关镇东北，向SE经过山尹村、南智丘，SE端止于冀县西北，剖面长度约167km，获得了64个测点数据。在太行山山前、北席和栾城断裂附近测点间距较小，为1km左右。电磁剖面SE段跨过了1966年邢台地震群中的百尺口6.2级强余震区(徐锡伟等，2000)。

图1 石家庄地区地质构造图和大地电磁剖面点(蓝色实心圆)位置图Fig.1 Map showing tectonics and magnetotelluric sites in the Shijiazhuang area.

2 数据采集和处理

2.1 数据采集和处理

大地电磁探测剖面位于人文环境干扰大的石家庄市城区附近，对大地电磁测深研究来说是一次挑战。为了保证大地电磁野外数据的质量，在数据采集和处理中使用了远参考和Robust处理技术。远参考道技术是一种能抑制相关噪声的有效措施，能大大提高大地电磁野外数据采集质量(Gamble et al.，1979)。其原理是地表水平磁场在较大范围内相对均匀，且不受地质条件的影响。这样，在满足平面波假设的前提下，在距测区测点较远且人文干扰较小的地方设定一个参考站，与测区同步记录，由于参考站与测区相距较远，测区局部噪声和远参考站上一般是不相关的，对测区测点进行数据处理时，使用参考站记录的磁场分量做参考参与阻抗张量元素计算，就可抑制局部相关噪声对传输函数的影响。Robust数据处理方法(Egbert et al.，1986;Chave et al.，1987)是将Robust统计原理运用到时间序列分析和阻抗张量求取中，在观测资料误差满足统计规律的条件下，对观测误差的剩余功率谱的大小进行加权，降低受噪音干扰数据的权，从而抑制部分受相关噪音影响的数据给计算结果带来的偏差。

大地电磁野外数据采集工作于2010年10—12月进行，使用加拿大凤凰公司生产的5套MTU-5A电磁系统进行数据采集。每个测点同时记录3个磁信号(Hx、Hy、Hz)和2个水平电场信号(Ex、Ey)，同时在距离测区500km以外的湖北潜江布置了远参考站点，与测区同步测量2个水平磁场分量。每个测点数据记录时间＞20h，其中有1/3测点的记录时间超过了40h。使用了远参考和Robust处理方法对全部测点的数据进行了处理。图2给出了A11、A12、A15和A57测点远参考处理前、后的视电阻率和相位曲线对比，可见经过远参考处理后的数据质量得到了明显改善，特别是在近场干扰严重的10～0.1Hz频段的资料质量改善最大。

图2 A11、A12、A15和A57测点远参考处理前(上)、后(下)视电阻率和阻抗相位曲线Fig.2 Apparent resistivity and impedance phase curves before(up)and after(down)remote reference processing at sites A11，A12，A15and A57.

2.2 二维性和电性走向分析

使用GB阻抗张量分解技术(Gary et al.，2001)计算了各测点的二维偏离度、剪切度、扭度和电性走向参数。图3给出了各测点全频段二维偏离度、剪切度和扭度分布图。图中可见沿剖面仅在太行山隆起带6个测点附近区域低频段的二维偏离度、剪切度以及扭度数值较大外，在其他地段测点的大多数频段的二维偏离度数值都＜0.2，剪切度和扭度也都基本接近0°。说明沿剖面除太行山隆起带部分区域较低频段二维特性不明显外，沿剖面其余地段从高频到低频都表现为二维特性，对该剖面的数据进行二维反演所得到的结构可以较好地揭示出地下真实结构的特征。

对多点多频率GB分解计算得到走向参数，按照太行山山前断裂以西(A00J—A17测点)、太行山山前断裂到晋县断裂(A18—A45测点)和晋县断裂以东(A46—A64测点)3段，同时按照周期0.01 ～0.1s、0.1 ～1s、1 ～10s、10 ～100s、100 ～1 000s和0.01 ～1 000s等 6 个频带绘制了电性主轴方向玫瑰花瓣图 (图4)。由图中看出，A00J—A17测点之间周期0.01～1s的电性走向基本为均匀指向，结合地质资料分析，周期0.1s～1 000s的电性走向指向约N10°E，周期0.01～1 000s电性走向总体指向SN。A18—A45和A46—A64测点在周期0.01～10s电性走向基本为均匀指向，周期10～1 000s指向约 N30°E，周期0.01～1 000s走向基本指向N30°E。电性走向指向说明沿剖面地下结构在高频段主要为一维结构;在低频段太行山山前断裂带以西区域电性走向为NNE，主要受NNE走向的太行山山前断裂的影响;以东区域电性走向指向N30°E，与NE走向的晋县和新河断裂基本一致。

图3 石家庄大地电磁剖面多点多频率GB分解的二维偏离度(a)、剪切度(b)、扭度(c)Fig.3 Skewness(up)，shear(middle)and twist(down)using the multi-site，multi-frequency tensor decomposition technique along the MT profile.

图4 石家庄地区大地电磁剖面多点多频率GB分解玫瑰花瓣走向图Fig.4 The rose diagrams of the geoelectric strike direction using the multi-site，multi-frequency tensor decomposition technique along the MT profile.

2.3 视电阻率和阻抗相位曲线特征

观察分析各测点的视电阻率曲线形态和数值变化可以定性了解沿剖面各构造单元的电性特征。图5给出了剖面上8个典型测点的测量方向视电阻率和阻抗相位曲线图。纵观本剖面64个测点的视电阻率曲线形态和数值变化，可清楚看出A15测点附近东西两侧测点的视电阻率曲线形态和数值发生了明显的变化，该位置即是太行山山前断裂带(F1)的位置，说明太行山山前断裂带是一较大的电性边界带。太行山山前断裂以西的太行山隆起带内的15个测点两个方向的视电阻率曲线形态自高频到低频一般都表现为合离式，全频段数值几乎都＞100Ω·m，说明太行山隆起带为相对高电阻区。太行山山前断裂带(F1)以东的冀中坳陷盆地内49个测点的视电阻率曲线数值全频段都＜100Ω·m，说明冀中坳陷盆地内总体为相对低阻区，同时能看出这49个测点在周期1s以下的低频段视电阻率数值和形态仍然存在差异，说明在冀县坳陷盆地内一定深度下具有不同的深部电性结构特征，表现出其内部次一级构造单元具有不同的深部结构样式。

3 二维反演和结果分析

根据对电性走向和区域构造走向的分析，可确认沿剖面在太行山山前断裂以西区域的电性走向总体为N10°E，以东区域约为N30°E。对A00J到A17测点在测量方向的基础上向东旋转10°，A18测点到A64测点向东旋转30°，这样旋转得到的NE向数据为TE模式，与之垂直的SE向数据为TM模式。对旋转后的各测点视电阻率曲线的静位移情况进行了分析，发现A00J、A01、A03、A04、A05、A06、A08、A36测点上TE和TM两个方向的视电阻率曲线首枝平行分离，而相位曲线是重合的。说明这些测点的视电阻率曲线产生了静位移。采用比较相邻处于同一构造单元测点的视电阻率曲线形态和数值，对上述测点进行了静位移校正。

图5 石家庄大地电磁剖面8个典型测点测量方向视电阻率和阻抗相位曲线图Fig.5 Typical curves of apparent resistivity，impedance phase of the eight sites along the MT profile.

利用NLCG二维反演方法(Rodi et al.，2001)，对各测点的TE和TM两种极化方式的视电阻率和阻抗相位数据进行联合二维反演计算，以增加对反演模型的约束，提高二维反演结果的可靠性。在二维反演开始之前，对各测点的视电阻率、阻抗相位曲线上偏离的“飞点”剔除，反演中通过加大误差降低这些“飞点”在计算中的权。对其他频点的视电阻率和阻抗相位数据分别使用5%和2.5%的误差。采用TE和TM两个模式的数据进行联合反演。采用电阻率为100Ω·m的均匀半空间作为初始模型。通过不同的Tau值的多次计算，最后选定Tau=3的反演结果。整个计算过程都是在“MTDATABASE”(肖骑彬，2004)大地电磁数据处理反演集成系统下进行。图6给出了NLCG二维反演得到的理论响应和实测的视电阻率和阻抗相位数据直方柱状对比图，图中空白部分为不参加反演的“飞点”。比较实测数据和二维理论响应，可见实测视电阻率和阻抗相位数据被理论响应较好的拟合，表明沿剖面二维反演得到的二维电性结构可以一定程度地反映地下的真实结构。

图7是反演得到的二维电性结构图。根据地质构造单元划分、断裂位置及其他地球物理探测结果(Wang et al.，1997;徐杰等，2000)，在图7上部给出了构造单元划分方案和地表断裂位置，基于电性结构特征对主要断裂带深部延展情况进行了解译。根据地震测深结果，在图7中也绘制了莫霍面(M)深度，在太行山隆起带约为42km，冀中坳陷内约32km(嘉世旭 et al.，2005)。图7中也放置了1966年3月26日百尺口6.2级强余震的震源位置。以下就深部电性结构所反映出的各断裂带、构造单元的深部结构以及地震孕震背景进行分析。

图6 石家庄电磁剖面实测的TE(a1～a4)和TM(b1～b4)极化模式视电阻率和阻抗相位与2-D模型理论响应值的柱状图比较Fig.6 Comparison of TE and TM apparent resistivity and impedance phase of measured values and calculated values from 2-D theoretical response along the profile.

3.1 断裂带深部电性结构特征

由深部电性结构图(图7)可以看出，在深度10km以上和以下电性差异边界具有相对独立的架构。深度10km以上太行山山前断裂(F1)、晋县断裂(F5)、新河断裂(F6)和明化镇断裂(F7)是主要电性分界，与地表地质划分的断裂位置相同。深部电性结构显示自山尹村(A15测点)附近向东延伸约30km范围，存在倾向东、倾角缓和断面上陡、下缓的高、低阻边界带，为太行山山前断裂带(F1)，它控制了石家庄-晋县凹陷盆地的西界。晋县断裂(F5)地表位于范庄附近(A46测点)，为明显的电性差异带，断裂上盘为低阻、下盘为高阻，向西延伸约10km、深度约7km，倾角平缓，最终归并于东倾的低角度滑脱带内，是石家庄-晋县凹陷盆地的东边界。新河断裂(F6)地表位置在南智丘(A54测点)附近，向西倾并延伸到约5km深度。明化镇断裂(F7)位置与地表地质构造单元划分稍有差别，位于巨鹿以东约20km(A63测点)附近，表现为向西倾斜的低阻破碎带。晋-获断裂(F4)、北席断裂(F2)和栾城断裂(F3)没有上述4条断裂带电性差异明显，其中晋-获断裂(F4)仅是高阻体内部的电性差异带，北席(F2)和栾城(F3)断裂表现为低阻块体内部相对的电性差异带，延伸深度不大，约在1km以上。

深部电性结构10km深度以下显示，沿剖面存在2个较大的深部隐伏电性差异带。差异带Ⅰ(Blind F1)地表位置在栾城附近，电性上表现为一定宽度的低阻带，较陡立且深部略向SW倾斜，延伸深度可达50km，推测切割了M面，对应于深部的太行山山前断裂。差异带Ⅱ(BlindF2)地表位置在南智丘附近，延伸深度约30km。其西侧存在明显的壳内低阻层(HCL)，东侧为西深东浅的次低阻带，厚度和电阻率值都明显小于西侧发育的壳内低阻层，推测延伸深度终止于M面之上。

图7 石家庄电磁剖面深部电性结构图Fig.72-D geo-electrical structure model obtained by the NLCG along the profile.F

3.2 深部电性结构特征

图7的深部电性结构显示了太行山隆起带和冀中坳陷盆地具有完全不同的深部电性结构特征。太行上隆起带自地表到深度50km左右都表现为高电阻体(HRB1)，电阻率值可达到上千Ω·m，其形态为上部(10km以上)较宽、下部随深度增大逐渐向西收缩的样式。冀中坳陷盆地内总体为低电阻特性，但是其内浅部(10km以上)和深部(10km以下)的构造构架完全不同。

冀中坳陷盆地内在深度10km以上电性结构分为3段。在低角度滑脱断层太行山山前断裂带F1和晋县断裂(F5)之间区域自地表到深度7km左右，电性表现为低阻特性，显示出明显的盆地样式，其下电阻率值增大，该段为石家庄-晋县凹陷。晋县断裂(F5)到明化镇断裂(F7)之间区域自地表到深度2km左右存在埋深起伏的低阻层，其埋深起伏变化表现出宁晋凸起、束鹿凹陷和新河凸起次一级构造单元的深部结构差异，在低阻层之下为高电阻体(HRB2)，厚6～7km，电阻率值约为几百Ω·m。明化镇断裂(F7)以东区域，地表到深度5km左右为低电阻层，对应于南宫凹陷，其下电阻率升高到上千Ω·m，电磁剖面仅进入该构造单元的西端。根据地质资料，华北平原盆地区主要是新近系和第四纪地层覆盖，该区在中生代晚期次级隆起和断陷基础上，接受了古近系沉积，在凹陷区古近系厚度达3 500m以上，而隆起区古近纪地层缺失或仅数百m(徐杰等，2000)。电性结构揭示从太行山前断裂带以西区域自地表到深度7km左右发育的低阻层，应该对应于由松散沉积物组成的古近系以上地层(E-Q)，沿剖面的低阻层厚度不一，反映了华北冀中坳陷内新近系以上地层(E-Q)的沉积厚度变化情况。

冀中坳陷盆地深度10km以下深部电性结构不再有3段特征，明显分为2段，以南智丘为界，其西侧明显存在壳内低阻层(HCL)，电阻率值约为几Ω·m，厚度约为20km，其赋存形态表现为中部突起、东西两侧下倾的样式，在低阻层(HCL)之下电阻率值增大到几十Ω·m;南智丘东侧区域深部则表现为西深、东浅的次低阻层，其电阻率值大于其西侧的壳内高导层，厚度较薄约为10km，推测为含水破碎带，其下为延伸到35km深度的上千Ω·m的高电阻体(HRB3)。

3.3 壳内高导层分布和成因及地震孕育的构造背景分析

深部电性结构揭示了在太行山山前断裂带(F1)以西区域的太行山隆起带自地表到下地壳都为高电阻体，无壳内高导层发育。冀中坳陷盆地内自太行山山前断裂到新河断裂之间区域中下地壳明显发育低阻层(HCL)，电阻率值约为几Ω·m，埋深约为10km，厚约20km，并表现为中部凸起、东西两侧下倾的形态，在壳内高导层(HCL)西侧下方存在一上接壳内高导层(HCL)、向下切穿了莫霍面的低阻带。地震测深结果揭示了该区域存在壳内低速层(嘉世旭等，2005)，即本区壳内高导层和低速层发育位置一致。在该区域地表测量到高大地热流值(张汝慧等，1993)，推测该区壳内高导-低速层可能起因于长英质矿物的部分熔融，与上地幔的热物质上涌有关(刘国栋等，1984;赵国泽等，1986)。

从深部电性结构图7中还清楚看出，1966年3月26日发生的邢台百尺口的6.2级强余震震源位于高、低阻边界带交接区域，并偏于高电阻体内，处于上陡、下缓的新河断裂和其下较陡立的隐伏深部电性差异带Ⅱ(BlindF2)的衔接位置，震源上方上覆一定厚度和宽度的高阻体(HRB2)，其下西侧发育壳内高导层(HCL)。对邢台地震区地壳速度结构特征与强震孕育发生的关系数字模拟研究结果说明地壳内高、低速同时存在，有利于高应力在高速/高阻体内以及外侧附近区域地壳上、下部相对集聚，这是大地震孕育和发生的最有利的深部孕育条件(尹京苑等，1999)。深部电性结构揭示，在太行山隆起带和冀中坳陷接触区存在深部低阻断裂带、壳内高导层以及高阻体组合结构，深部低阻断裂带和壳内高导层推测为深部物质上涌和弹性能运移的通道，使得深部弹性能运移到相邻的易积累高弹性能的高速/高阻特性的岩层中。1966年邢台地震群就发生在这样的深部结构背景区域。

4 结论

石家庄大地电磁探测是在靠近石家庄市这样一个发展程度较高、人文环境干扰大的城市附近进行的，对大地电磁测深工作来说是一次挑战。在实际测量工作中，进行了多次野外踏勘，调整选择了最佳剖面位置。在资料采集过程中采用了远参考和Robust处理技术，加长记录时间，有效提高和保证了数据质量。在资料处理定性分析中，使用了多点、多频率张量分解的方法，对不同构造单元、不同频段的区域电性走向进行了详细分析，确定沿剖面采用分段电性走向的数据来进行反演。最后获得的深部电性结构较细致地揭示了沿剖面主要断裂带深部延展情况、深部电性结构特征和壳内低阻层发育状况等。主要结论如下:

(1)深部电性结构揭示了沿剖面太行山隆起带和华北平原冀中坳陷盆地的接触关系和太行山山前断裂带(F1)的深部延伸情况。上地壳存在向东倾、低角度滑脱断裂带，向东延伸到石家庄-晋县凹陷之下，在中下地壳存在明显的高、低电阻边界带，深度可达到50km左右。浅部东倾低角度滑脱断层、深部陡立电性边界带，构成太行山隆起和华北平原断陷盆地接触区深浅构造的特殊组合。

(2)深部电性结构揭示了沿剖面太行山隆起带和华北平原冀中坳陷盆地具有完全不同的深部电性结构特征。太行山隆起带自地表到地下50km深度都为高电阻率特性，而冀中坳陷内浅部(10km以上)和深部(10km以下)的断裂和结构明显不同。在10km深度以上，自地表到深度约7km沿剖面分布层状的低阻层，其埋深和厚度沿剖面存在明显的起伏变化，显示了沿剖面的凹陷、凸起的深部结构形态，对应于由松散沉积物组成的古近系以上地层;其内发育的晋县断裂(F5)和新河断裂(F6)向西倾，为主要电性差异带，发育深度不超过10km，新生代构造均位于10km深度以上。10km深度以下构造格局与10km以上完全不同。

(3)深部电性结构揭示了石家庄及其附近区域存在壳内高导层，在其下部西侧存在上接壳内高导层、向下切穿莫霍面的低阻带，在石家庄地区东、西两侧的新河断裂带和太行山山前断裂带西侧附近区域深部存在高阻体。这种壳内高、低电阻层以及附近存在切割莫霍面的低阻带的深部赋存组合结构，是大地震孕育和发生的最有利的深部孕育条件。1966年邢台地震群就发生在这样的深部结构背景区域。据此应加强对新河断裂带和太行山隆起带南北一线区域的深部分段结构探测和监测研究。

致谢 本项目实施过程中，杨晓平、徐杰、卢造勋研究员给予了指导，在野外测量过程中河北省地震局、石家庄市地震局、江汉石油管理局物探公司711电法队给予了大力支持，在此一并感谢。

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DEEP STRUCTURE IN SHIJIAZHUANG AND THE VICINITY BY MAGNETOTELLURICS

ZHAN Yan ZHAO Guo-ze WANG Li-feng WANG Ji-jun XIAO Qi-bin
(Institute of Geology，China Earthquake Administration，Beijing 100029，China)

The Shijiazhuang City in Hebei Province lies at the junction between the Taihangshan uplift in the west and the Jizhong depression of North China in the east，abutting the front-range fault zone of the Taihangshan in the west.The Xingtai M7.2 earthquake of March 1966 occurred southeast to this area.In October 2010，a broadband magnetelluric(MT)survey was conducted in the Shijiazhuang City and adjacent regions to probe the deep structure.The 167km-long MT profile began from the Niangziguan town，extended southeastward through southern Shijiazhuang City，and terminated at Wangchang town of Jixian county.MT data were collected at 64 sites along this profile.In MT data processing，in addition to the remote reference and robust techniques，the multi-point and multifrequency tensor decomposition was employed to determine the regional electric strike，and the NLCG 2D inversion was performed on TE and TM data.The result shows that a combination of an eastdipping low-angle normal fault in the shallow subsurface and a steep electric boundary at depth characterizes the deep structure beneath the study area.The electric structures in the shallow crust(above 10km)and deep crust(below 10km)seem to be independent.The Jinxian Fault and Xinhe Fault extend to a depth of less than～7km.High conductivity layer(HCL)is present below the depth of 10km between the front-range fault zone of the Taihangshan and the Xinhe Fault.There is a low resistivity boundary zone below the HCL and it cuts through the Moho.The hypocenter of the 1966 Xingtai Baichikou strong aftershock is located at the linkage between Xinhe Fault and deep electrical boundary，and on its top is a high resistance body and below it is the high conductivity layer(HCL).The HCL and the deep low resistivity boundary zone below the HCL are a channel of deep thermal upwelling and elastic energy migration.The 1966 Xingtai earthquake swarm is closely related to the deep material damping.

the piedmont fault zone of Taihangshan，Jizhong depression，deep electrical structure，high conductivity layer

P631.3+25

A

0253-4967(2011)04-0913-15

10.3969/j.issn.0253-4967.2011.04.015

2011-09-27收稿，2011-11-04改回。

地震行业科研专项“中国地震活动断层探察-华北构造区”(200908001)、石家庄市活断层探测与地震危险性评价(HBYHT2007321-A11)和国家自然科学基金(41074046)共同资助。

詹艳，女，1969年生，2008年在中国地震局地质研究所获得博士学位，研究员，主要从事地震、火山活动区深部电性结构探测研究，电话:010-62009163，E-mail:zhanyan66@vip.sina.com。