根据重磁资料解释河北断裂体系与地震地质构造

方 菲

(河北省地震局，河北 石家庄 050021)

0 引言

河北是我国历史上和现在强震的主要发生区之一。历史上，河北曾发生过1679年三河—平谷8级地震、1830年磁县7.5级地震、1966年邢台6.8级地震和7.2级地震、1967年河间6.3级地震、1976年唐山 7. 8级地震、滦县7.1级地震、宁河6.9级地震等[1-3]。研究河北省地质构造，特别是新构造活动特征，对认识该区地震地质构造有重要意义。

张亚东等[4]在完成中国地质调查局全国矿产资源潜力评价项目中，利用区域重力资料解释了河北省断裂体系，但仅利用重力资料，实际上，航磁资料也能提供断裂分析的重要信息。李文广等[5]根据河北省航磁局部异常特征分析其与成矿的关系，施兴等[6]分析了河北省航磁资料的研究程度与找矿潜力，以上作者都未对河北省地质构造进行分析，也未将重力与航磁资料应用于河北省地震地质构造方面的研究。

河北省主要断裂带方向为NNE、 NW、 NE与NWW，分布有5级以上地震活动带。具有破坏性的地震多数都在NNE、 NE和NWW断裂带上，特别是断裂的交叉点上[1,7]。

以往对河北省地震地质构造的研究主要通过地表观察、石油勘探的人工地震资料及少量的人工地震测深剖面等，虽然也利用区域重力、航磁资料进行解释，但往往资料精度较低且不系统，处理解释方法也较陈旧。

笔者收集了中国地质调查局最新的1∶20万区域重力资料、1∶20万～1∶5万航磁资料，采用小波多尺度分析与断裂分析方法，系统研究河北省断裂体系，并应用于地震地质构造分析，重点分析了1966年邢台、1976年唐山与1679年三河—平谷地震的发震断裂特征。同时指出，利用重力航磁资料处理解释地震地质构造是一种有效、快捷及经济的方法，它能够为地震地质构造研究提供重要的信息。

1 河北重磁场特征

1.1 重力场特征

由河北省布格重力异常图(图1)可以看出，重力场自东南平原向西北山区呈降低趋势，受太行山—大兴安岭NE向重力梯度带影响，重力场总体呈NNE-NE向分布，冀东、冀西北为近EW向。重力场的区域性变化是地壳厚度自ES向WN逐渐增厚的结果，而梯度带则反映了地壳厚度的陡变。

从剩余重力异常图(小波分析2阶与3阶细节)(图2)可以看出，以秦皇岛—玉田—三河—蔚县为界，以北的冀北山区剩余重力异常以EW向为主；以南剩余重力异常以NE向为主，高低相间，平行排列分布。自东至西主要有：埕宁重力高、黄骅重力低、沧州重力高、冀中重力低、太行山重力高。相邻重力高、低之间均为梯级带，它们是基底隆起与凹陷的反映。

对剩余重力异常进行功率谱分析，得出引起剩余重力异常的场源似深度约7 km，主要反映结晶基底以上的密度不均匀体的特征，即沉积盖层中的凹陷隆起及与围岩有密度差异的火成岩体的特征。

1.2 航磁异常特征

由河北省航磁ΔT异常图(图3)与化极磁异常图(图4)可以看出，河北磁异常主要以块状、条块状磁异常为特征，航磁异常走向主要为NE向和NNE向，也有近EW向和SN向异常，强度约为-250～600 nT。航磁异常特征反映河北省构造走向以NE向和NNE向为主，其中发育有EW向和SN向构造；构造变动较小，太古宇结晶岩系的基底上覆的沉积盖层厚度大，岩浆活动弱。

图1 河北省及北京布格重力异常 图2 河北省及北京剩余重力异常Fig.1 Bouguer gravity anomaly in Hebei Province and Beijing Fig.2 Residual gravity anomaly in Hebei Province and Beijing

图3 河北省及北京航磁ΔT 图4 河北省及北京化极磁异常Fig.3 Aeromagnetic ΔT anomaly in Hebei Province and Beijing Fig.4 Polarized magnetic anomaly in Hebei Province and Beijing

河北航磁异常主要由如下因素引起：① 地层因素。磁性基底太古宇及下元古界的变质岩具有不同强度的磁性，正异常为基底埋深浅造成，负异常与弱的正异常则是基底埋深大造成。② 岩体因素。早期的超基性、基性岩类能够形成较强的磁异常；燕山期的中酸性岩类能形成不同强度的磁异常。③ 构造因素。深大断裂使基底抬升或下降，形成不同的磁异常，由于深大断裂是岩浆岩侵入的通道，因此也能形成局部磁异常。

根据线性磁异常带、串珠状磁异常及不同形态磁场特征可以划分断裂与各种火成岩体，而深大断裂带附近及刚性火成岩体之间的软弱地带则是地震发生的场所[5,8]。

综上所述，河北省重磁异常组合特征有：① 高重高磁异常是具较高密度和磁性，并有一定规模的超基性、基性和部分中性侵入岩体引起。② 低重低磁异常为燕山期和海西期酸性、中酸性岩体侵入于太古宇地层引起；低重高磁异常则为它们侵入于元古宇、古生界等地层引起。③ 高密度高磁性的结晶基底在隆起区为高重高磁异常，在凹陷区为低重低磁异常。④ 重力场梯度带、条带状、串珠状磁异常带与剩余重力异常为深大断裂特征[4]。

2 重磁场小波断裂分析

断裂体系分析是重磁数据处理的一个环节，根据重磁异常特征对断裂体系进行定性或定量分析以实现地质构造解释的目的，如等轴状、串珠状、条带状往往反映了沿断裂分布的岩墙、岩脉等矿带或侵入体，等值线密集分布的重磁梯度带往往反映台阶状断层、断裂带或者具有不同密度和磁性的岩体陡直接触带。

利用重磁异常识别地质体边界的常用方法有：垂向导数(VDR)、水平一阶方向导数、总水平导数(THDR)、解析信号振幅(ASM)、倾斜角(Talt-angle)θ图(ThetaMap)[9-13]。这些方法往往采用重磁异常的导数及其比值，所以计算结果及图件能很好地平衡高幅值异常和低幅值异常，起到边缘增强的效果。但是这些方法由于采用了导数运算，导数运算是一种高通滤波，因此也对误差及各种干扰起了放大作用，造成计算结果图件杂乱无章，无法利用。

磁场小波断裂分析方法是利用小波奇异性检测[14-22]，对由于断裂的存在引起重磁异常的不规则变化进行识别的一种方法。

地球物理信号中的奇异性或突变部分往往反映了地下物性不连续的情况，如地层分界面处波阻抗变化引起地震信号的突变，断裂引起重磁异常的变化等。小波具有奇异性检测能力，利用小波的局部化特性识别和检测突变信号，是小波分析方法的重要应用领域。

可以得出，小波断裂分析不仅对信号奇异点和奇异度分析非常有效，而且小波的多尺度分析能够消除误差及各种干扰的影响，它优于基于导数计算的边界识别方法。

我们用一个三维地质体模型说明重磁场小波分析在地质体边缘检测中的应用。如图5a和图 5b所示，地质体模型为一个长方体，长、宽均为400 m，高为100 m，剩余密度为1.0 g/cm3，测区大小为 1 000 m×1 000 m。图5c为地质体引起的重力异常。图5d是利用重力场小波变换得到小波系数(尺度因子s=1，x方向和y方向分别作小波变换后叠加)，然后提取其小波模极大值的结果，计算结果较准确地指示出地质体的边界特征。计算中为了突出地质体边界特征，采用多个尺度上小波系数叠加的办法：是先对重力异常进行多尺度分解，再分别提取其小波模极大值，然后将不同尺度上的小波模极大值叠加，就得到了图5d的结果。

图5 利用小波模极大值识别地质体边界Fig.5 Recognition of geological body boundary by wavelet modulus maximum

图6 其他边界识别方法对比(图中黑框为模型边界)Fig.6 Comparison of other boundary recognition methods(The black box in the picture is the boundary of the model)

图6分别是其他边界识别方法(水平总梯度模(THDR)、倾斜角(Tilt-angle)、θ图法)的计算结果，这些方法识别模型的边界较差。

3 河北地区断裂体系

3.1 重磁异常小波断裂分析

张文佑[23]对不同规模的断裂进行分类并指出它们的标志及与地震的关系，其中深大断裂的分析是研究地壳活动性和地震的基础。

1) 岩石圈断裂 ：切穿整个岩石圈到软流圈一定深度(深度在40 km以上)，沿断裂出现超基性岩及金伯利岩等、中深高压变质岩带；区域重力异常有巨大梯级带，莫霍面巨大突变。控制强和中强地震带、高热流带。

2) 地壳断裂：切穿整个地壳到达上地幔顶部(莫霍面)(深约26～40 km)，沿断裂带出现基性火成岩中、浅变质带；航磁和局部或区域重力异常梯级带，莫霍面深度突变带。控制中强和地震带(Ms>6 )、地热带。

3) 基底断裂：切穿整个花岗岩层到达康氏面(深约18～20 km)，沿断裂带出现中酸性火成岩，中新生代断陷盆地、新生代湖泊；磁异常梯度带。控制小和中强(Ms<6)地震带。

4) 盖层断裂：切割沉积岩层，到达结晶基底顶面 (深约6～10 km)，沉积岩层错位变形缺乏火成岩带；地球物理标志缺乏。不控制或控制微震。

对重磁异常进行小波断裂分析，分别计算布格重力异常与化极磁异常2阶细节的对角线、水平与垂直方向的小波模极大值，计算结果如图7、8。

根据图7、图8计算结果，解释了该区一级构造断裂(含地壳断裂或称深断裂)、二级构造断裂(含基底断裂或称大断裂、盖层断裂)(图9)。将解释结果与布格重力异常图与剩余重力异常图对比(图1、图2)，发现它们与重力梯度带、局部重力高与重力低的边界对应较好，我们将它作为该区断裂体系。

值得指出的是，航磁所反映的断裂在北部多而南部少，其原因是南部沉积层厚度大，结晶基底埋深大，引起的航磁异常较弱，因此所反映的断裂也较少。其次，重力所反映的断裂主要是沉积盖层断裂，不具磁性，而航磁反映的是具磁性的基底断裂，所以二者不会完全一致。

(a)、(b)、(c)、(d)为小波二阶细节45°、135°、90°、0°投影(a), (b), (c) and (d) are the projections of 45°, 135°, 90° and 0° of the second-order details of wavelet图7 河北省及北京重力异常小波断裂分析Fig.7 Wavelet fracture analysis of gravity anomalies in Hebei Province and Beijing

(a)、(b)、(c)、(d)为小波二阶细节45°、135°、90°、0°投影Note: (a), (b), (c) and (d) are the projections of 45°, 135°, 90° and 0° of the second-order details of wavelet图8 河北省及北京航磁小波断裂分析Fig.8 Wavelet fracture analysis of aeromagnetic anomalies in Hebei province and Beijing

图9 河北省及北京根据重磁资料解释的断裂体系Fig.9 Fault systems interpreted from gravity and magnetic data in Hebei Province and Beijing

3.2 一级构造断裂

3.2.1 怀柔—涞水—保定—石家庄深断裂F1(太行山山前断裂)[1，24-27]

太行山山前断裂F1是华北平原地震带的西界，在石家庄以北为NE向，以南为近SN向。在布格重力异常图上，该断裂为本区最显著的重力梯度带，梯度带位于重力高的东侧。太行山山前断裂F1是河北省西部的活动断裂带，是太行山地块隆起和冀渤地块陷陷的分界。本次根据重磁资料解释结果将北段东移至昌平西。

3.2.2 紫荆关—灵山深断裂F2

在剩余重力异常(小波2阶与3阶细节)图上，为NE向重力高西侧的梯度带。

3.2.3 蔚县—丰宁深断裂F3(张亚东(2011)称乌龙沟—上黄旗深断裂)

在剩余重力异常(小波2阶与3阶细节)图上，蔚县—怀来为NE向正负异常带，该断裂位于正负异常过渡带，往北被NW向的正异常带切割，可断续延伸到丰宁。

3.2.4 张家口—赤城—滦平—承德深断裂F4

也称尚义一赤城一承德一平泉深断裂与丰宁一隆化深断裂。在布格重力异常图上为EW向的梯度带，是二级构造单元的分界线。

3.2.5 石家庄—邢台—磁县深断裂F5

石家庄—邢台—磁县深断裂F5在布格重力异常与剩余重力异常图上为SN向重力高东侧的梯度带，是二级构造单元的分界线。

3.2.6 赞皇—武安深断裂F6

位于石家庄—邢台—磁县深断裂F5西，并与其平行。在布格重力异常与剩余重力异常图上，它是SN向的重力高西侧的梯度带。

3.2.7 宁河—沧州—大名深断裂F7(沧东断裂)

沧东深断裂在布格重力异常与剩余重力异常图上为NE向正负异常过渡带，是一条上陡下缓的铲状断裂，在10 km深处的上地壳底部，断面变为近水平的拆离滑脱面。高战武等[28]根据地质和地球物理资料，认为该断裂晚第三纪以来活动微弱，不是一条活动断裂带。

3.2.8 康保—围场深断裂F8

在布格重力异常图上，康保一围场深大断裂为EW走向显著的梯度带。它为内蒙板块南缘(内蒙—大兴安岭褶皱带)的南界，毗邻华北地台，是一级构造单元的分界线。

3.3 二级构造断裂

3.3.1 涉县—磁县—大名大断裂f1

走向为NW，长度约90 km，为中生代继承性活动断裂。在布格重力异常与剩余重力异常图上，该断裂错断了NE向异常。历史上的大名地震发生在NW向断裂与NE向断裂交汇处；临漳地震发生在磁县—大名断裂与—临漳断裂的交汇处；磁县地震发生在太行山山前断裂带的交汇处；涉县地震发生在磁县—大名断裂与涉县断裂带的交汇处。

3.3.2 衡水—无极—阜平大断裂f2

该断裂长度约为200 km。在布格重力异常与剩余重力异常图上，该断裂错断了NE向异常。该断裂切过太行山山前深断裂，对两侧的中、新生代的沉积有明显的控制作用。

3.3.3 宝坻—滦南—秦皇岛大断裂f3

在布格重力异常与剩余重力异常图上，该断裂在宝坻—滦南为近EW向梯度带，往秦皇岛转NE向梯度带。

3.3.4 青龙—昌平—灵山北大断裂f4

在布格重力异常与剩余重力异常图上，该断裂在灵山北—昌平为近EW向梯度带，往青龙转NE向梯度带。

3.3.5 玉田—武清—河间—衡水大断裂f5

在布格重力异常图上，玉田—武清—河间—衡水大断裂f5为较明显的重力梯度带，它是唐山—河间—涉县地震构造带中的一条主要断裂。唐山—河间—涉县地震构造带走向NE，长600 km余，宽40～60 km[1,10]。在布格重力异常与剩余重力异常图上，该断裂为NE向正异常西侧的梯度带。

唐山—河间—涉县地震带是一条晚第三纪开始发育的新生地震构造带。徐杰[26]认为邢台、河间和唐山等地震并非发生在那些形成历史长、且规模较大的活动断裂，而是发生在新生地震构造带。

3.3.6 海兴—宁津断裂f6

在布格重力异常图上，海兴—宁津断裂f6为较明显的重力梯度带。海兴—宁津断裂f6是黄骅凹陷和埕宁隆起的分界，长度80 km以上，走向NNE，位于沧州—大名隐伏断裂的东侧。

3.3.7 新河断裂f7

在布格重力异常图上，新河断裂与束鹿凹陷东断裂为较明显的重力梯度带。邢台7.2级地震震中位于束鹿断陷盆地南部次凹的东部，靠近新河断裂。走向NNE，长度为70 km，属正断层。断裂上部为铲状，上部倾角约35°，往下变缓，约为30°。断裂上端深为200 m，下端深达8 500 m，断至结晶基底。

3.3.8 夏垫断裂f8

在航磁异常图与布格重力异常图上，夏垫断裂为条带状高异常带与不连续的重力梯度带。它是燕山构造带南缘断裂一个分支，人工地震测深表明夏垫断裂从地表向下延伸约10 km，上陡下缓，然后归并到近水平的地层上；深部倾角较陡，近似直立，底部切穿莫霍界面。

3.3.9 唐山断裂f9

在布格重力异常图上，唐山断裂为不连续的重力梯度带。刘保金等[28]根据深反射地震剖面得出，唐山断裂带浅部为花状构造，深部切穿莫霍面，唐山断裂带是多条断裂组成的复杂构造带。

4 邢台、唐山及三河地震地质构造分析

4.1 邢台7.2级地震

邢台7.2级地震震中位置在束鹿断陷盆地南部次凹东，靠新河断裂，震源深度9 km(图10)。发震断层为走滑断层，断层面走向NE20°，倾角80°左右[30]。新河断裂下延深度8.5 km，与震源深度9 km以下不一致，因此，前人认为新河断裂不是邢台7.2级地震的发震断裂。徐杰等[27]根据人工地震测深资料与浅层地震认为束鹿断陷之下9 km深，近于直立的断裂才是发震断裂，浅层断裂和深部断裂不贯通，地震测深解释的深断裂与石油地震勘探解释的浅部断裂没有任何关系(如图13)。徐锡伟等[31]根据震中区的浅层人工地震剖面认为，邢台地震地表无明显破裂带，发震断层尚未到达地表。而江娃利[32]认为，以上认识尚缺少有说服力的证据[11-13,24-25]。

由于人工地震剖面覆盖范围有限，不能得出面上大范围的观测结果，本文利用区域重力与航磁资料对邢台地震构造进行分析。

图10a是重力小波分析的一阶细节，其场源似深度约1.52 km，即该局部重力场大致反映1.52 km以上的地下密度不均匀特征。根据图10重力梯度带特征解释的断裂有：① NE向束鹿断陷东断裂Fs1，其南段即新河断裂f7；② 宁晋断裂Fs2；3. NW向大曹庄断裂Fs3；曹庄陆梁南断裂Fs4。图10b是重力小波分析的二阶逼近，场源似深度约16.7 km，在束鹿断陷东有明显的NE向梯度带，说明在束鹿断陷东断裂Fs1的深部有一NE向断裂(图10)，但形态与浅部束鹿断陷东断裂Fs1不完全一致。图11是根据石油地震资料解释的束鹿断陷的地质构造，NE向新河断裂与重力解释结果完全一致，重力解释结果还指出新河断裂继续往NE延伸，是束鹿断陷的东界。

重力解释结果得出，石油勘探解释的浅部断裂(图12上部)与人工地震测深解释的深部断裂(图12下部)，其平面位置重叠(图10)，浅部断裂与深部断裂关系密切，下部断裂是发震的主断裂，邢台7.2级地震是下部深断裂与浅部新河断裂共同作用的结果。

图10 重力异常小波分析Fig.10 Wavelet analysis of gravity anomalies

1—一般断裂；2—主要断裂；3—地震勘探测线；4—地震震中(数字为震级)图11 束鹿南部次凹断裂与强震震中分布Fig.11 Fault and epicenter distribution of strong earthquakes in southern sub-depression of Shulu fault basin

1—纵波速度(km/s)；2—断裂；3—破碎带；4—M=7.2;5—M=6.7；6—M=5～5.9；7—M=4～4.9；8—震源断层面图12 新河断裂石油地震勘探与人工地震测深结果Fig.12 Petroleum seismic exploration and artificial seismic sounding results of Xinhe fault

4.2 唐山7.8级地震

通常认为，唐山7.8级地震是由唐山断裂带引起。唐山断裂带是由NE向的唐山—古冶断裂、陡河断裂与巍山—长山南坡断裂组成。从重力异常小波分解不同尺度的细节可以看出(图13)，重力异常1～4阶细节梯度带呈NE向，并且从浅到深有继承性，该梯度带在深度28.4 km仍然存在，是一条深大断裂。深地震反射探测结果证实了重力解释的唐山断裂带从浅到深有继承性，浅部为花状构造，深部切割了莫霍面[30]。

4.3 三河—平谷8级地震

通常认为，三河—平谷8级地震是由夏垫断裂引起，夏垫断裂是燕山构造带南缘断裂一个分支。从航磁异常小波分解不同尺度的细节可以看出(图14)，航磁异常1～4阶细节梯度带呈NE向，并且从浅到深有继承性，深度达28.4 km仍然存在，是一条深大断裂。三河—平谷8级地震是深部与浅部断裂共同作用的结果。人工地震测深证实了重磁异常解释的结果，张先[31]根据人工地震测深结果指出夏垫断裂下部有一条深大断裂，切穿了莫霍面。浅部断裂下延约10 km，上陡下缓，深部断裂近于直立。

图13 唐山重力小波分析(图中红线为唐山断裂)Fig.13 Tangshan gravity wavelet analysis( the red line in the figure is Tangshan fault)

图14 三河—平谷航磁异常小波分析(图中红线为夏垫断裂)Fig.14 Wavelet analysis of aeromagnetic anomalies in Sanhe-Pinggu(the red line in the figure is Xiadian fracture)

5 结论

1) 区域重力、航磁资料是研究地震地质构造的一种有效、快捷及经济的方法。它覆盖范围广，如河北省已有覆盖全省的1∶20万重力与航磁，部分地区有1∶5万、1∶1万等不同比例尺的地面重力、高精度磁测，且重磁方法成本低，它能够为地震地质构造研究提供重要的信息。

2) 根据重磁资料解释得出河北省一级构造断裂8条，二级构造断裂7条，这些结果为研究河北断裂构造特征及活动断层提供了信息。重点分析了1966年邢台7.2级、1976年唐山7.8级及1679年三河—平谷8级地震的发震断裂特征，发现新河断裂、唐山断裂与夏垫断裂，其浅部断裂与深部断裂密切相关。

3) 根据重磁资料解释得出邢台7.2级地震的发震断裂，石油勘探解释的浅部断裂与人工地震测深解释的深部断裂平面位置重叠、走向一致，邢台7.2级地震是下部深断裂与浅部新河断裂共同作用的结果。