张北地震区三维深部电性结构与孕震环境

彭远黔，孙翔宇，詹艳，赵凌强，刘雪华，冉志杰，王莉森

1 河北省地震局，石家庄 050021 2 中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 3 山西太原大陆裂谷动力学国家野外科学观测研究站，北京 100029 4 中国地震局第二监测中心，西安 710043

0 引言

张家口—渤海地震构造带(张渤带)是华北平原北部、山西高原东北部一系列不连续的北西向活动构造带的总称，是华北乃至中国东部地区一条重要的北西向活动构造带(高战武，2001)(图1a中红色虚线)，也是中国著名的强震集中带，地震以强度大、频次高、破坏严重为特点.GPS速度场(王敏和沈正康，2020)表明张渤带相对于稳定的欧亚板块，表现出整体南东向运动的趋势.张渤带中东段曾发生过1679年三河—平谷8级地震(向宏发等，1988)、1969年渤海7.4级地震(张四昌等，1995)、1976年唐山7.8级地震(王椿镛等，2016)，张渤带西北端于1989年、1991年和1999年相继发生了5次5.6～5.9级的大同—阳高地震序列(冯永革等，2016)，1998年1月发生了张北6.2级地震(徐锡伟等，1998).

图1 (a)华北地块及其邻区地貌图和(b)张渤带西段区域构造图区域构造划分和断裂修改自周月玲(2011)和孙稳(2018)；中强地震(公元231—2018年)引自刘燕翔等(2017)和胡慧文等(2021)；GPS数据引自王敏和沈正康(2020).Fig.1 (a) Geomorphic map of North China block and its adjacent area and (b) Tectonics of the western section of Zhangbo zoneRegional structure and faults are modified from Zhou (2011)and Sun (2018)； Moderate and strong earthquakes (231—2018 A.D.) are from Liu et al. (2017) and Hu et al. (2021)； GPS data is from Wang and Shen (2020).

张北6.2级地震的宏观震中为北纬41.15°、东经114.45°，位于张北县大河镇至海流图之间(图2)，是发生在张家口坝上高原弱地震活动区的一次破坏性中强地震，共造成48人死亡(张国民等，1999).震后地质调查未发现具有“地震断层”意义的地表破裂，但是形成了大量主要沿北北东和北西西向延伸的非构造地裂缝(徐锡伟等，1998；蔡华昌等，2001).地质学家一直在确认张北地震的发震构造和该地区下一个大震的孕育地点.徐锡伟等(1998)通过卫星遥感影像的解译认为张北地震发震断裂是北东向的大满—前黑沙土断裂(F1)；高战武(2001)则认为北东、北西西向断裂相互制约，同时为孕震构造，但发震构造为北东向断裂；周月玲等(2019)认为赤城—尚义断裂(F4)可能是发震构造.张北地震发生后，中国地震台网和哈佛大学给出的震源深度为15 km，美国地质调查局(United States Geological Survey，USGS)和北京遥测地震台网给出的震源深度为9～10 km.郑秀芬等(1998)对张北地震及其余震序列进行了多种方法精定位，认为主震位于宏观震中西北方向，震源深度10 km，小震分布与北北东向大满—前黑沙土断裂(F1)一致.杨智娴等(2002)、杨智娴和陈运泰(2004)采用两种小震定位方法获取的主震震中位于宏观震中北东方向，震源深度为12.8～15 km.高景春等(2002)给出的小震重新定位结果震源深度是7.6 km.前人的这些研究成果表明，目前对于张北地震发震构造和震源深度，不同方法得到的认识存在争议，尚无法给出确切的答案.

深地震测深剖面揭示张北地震区莫霍面和壳内界面有1～2 km的上隆，区内速度具有横向和纵向的不均匀性，是强烈活动的地区(祝治平等，1999).赖晓玲等(2002)在张北地震区及其附近区域开展的地震层析成像结果显示，震源区周围分布有北西和北东向相交的低速异常带，北东向和北西向及北北东向的3条断裂交汇于单晶河附近，认为张北地震是这3条断裂构造活动的结果.区域大地电磁研究结果认为张北地震区壳内主震和绝大多数余震都发生在壳内低阻带以上(赵国泽等，1998).Zhang等(2016)利用5条MT剖面的结果揭示出汉诺坝玄武岩区至大同火山区深部存在高导物质，认为该区地幔热物质上涌弱化了地壳中部的断裂强度并导致破裂，从而促进了中强地震频繁发生.吴萍萍等(2021)通过波速模型约束的大地电磁反演结果发现张渤带下方的高导区域与幔源物质侵入有关，地震主要发生在浅部和深部高导异常不连续区域.这些研究结果表明，目前对于张北地震发震断裂和孕震机制等问题也存在着不同认识，对于这些可能发震的断裂深部延伸状态和接触关系，有无孕育大震的可能等相关研究较少，亟待开展更多的工作予以确认.

据中国地震台网中心统计，2020年以来在张渤带中东段唐山和西段张北区域中小地震频繁发生，其中在2020年7月唐山古治区发生了5.1级地震，2021年在张北地震区附近发生了多个3级左右的中小地震，最大的是6月22日张北3.9级地震，这些中小地震聚集在张北地震西北侧附近(图2)，显示出张渤带地震进入了地震活跃态势.利用大地电磁方法开展张北地震区及其邻区三维深部结构探测，准确认识张北地震的震源深度和发震断裂，有助于全面理解认识张北地震活跃区的孕震机制和孕震环境，对该区的中长期地震危险性分析和地震风险评估有着十分重要现实意义.大地电磁方法能够灵敏地观测岩体电导率的变化，在揭示地震孕震环境和断裂带深部延展研究中获得了较好的应用效果(Unsworth et al.，2004；谭捍东等，2004；Becken et al.，2011；Zhao et al.，2012；Zhang et al.，2016；Lin et al.，2017；詹艳等，2017，2021；Cai et al.，2017；余年等，2017；王绪本等，2018；叶涛等，2018；Yang et al.，2019；李俊秀等，2021).近十多年来，青藏高原东缘发生了如汶川、芦山、九寨沟等一系列中强地震(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Wang et al.，2014；Sun et al.，2019，2020)，在龙门山构造带、阿尔金构造带、祁连—海原—六盘山构造带等断裂不同区段上开展的大地电磁探测研究(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Wang et al.，2014；Xiao et al.，2017；詹艳等，2017；赵凌强等，2015，2019；Cai et al.，2017；Sun et al.，2019，2020)，揭示出沿活动断裂不同段落的深部电阻率结构差异及一系列强震、大震的深部构造环境，表明中强地震及余震与地下介质电阻率结构具有较强的相关性.Ye等(2018)基于滇西地区大地电磁阵列数据，全面揭示出腾冲火山带下地壳三维电阻率特征和岩浆的分布.此后Ye等(2020)在前期工作的基础上，在滇西地区完成了一个更大区域的阵列三维大地电磁探测工作，系统地揭示了该地区多个地震的发震构造.新近发生的2021年玛多7.4级地震和2021年漾濞6.4级地震以及2022年门源6.9级地震前开展的大地电磁探测研究结果(詹艳等，2021；叶涛等，2021；赵凌强等，2022)，揭示出这三个中强地震发震位置具有特殊的深部介质电阻率结构特征.基于这些成功的案例，本研究在张北地震区实施了阵列三维大地电磁探测，以厘清张北地震区的发震结构，解译张北地震区以及近期频繁发生中小地震的深部孕育环境.

图2 张北地震区构造和MT测点分布图地质图、汉若坝玄武岩、断裂信息据(刘若新，1992；蔡华昌等，2002；彭远黔和孟立朋，2017)；1998年张北6.2级地震震中据(郑秀芬等，1998；张国民等，1999；杨智娴等，2002; 杨智娴和陈运泰，2004)；其他地震震中数据来源于中国地震台网中心(http:∥data.earthquake.cn).F1：大满—前黑沙土断裂；F2：庙东营—大营滩断裂；F3：大河镇—海流图断裂，F4：赤城—尚义断裂；F5：张家口断裂；F6：新开口断裂.Fig.2 Tectonics of the Zhangbei earthquake region and location of MT stationsGeological map, Hanruoba basalt, and fault are from (Liu，1992；Cai et al.，2002；Peng and Meng，2017)；The epicenter of the Zhangbei M 6.2 earthquake in 1998 is from (Zheng et al.，1998；Zhang et al.，1999； Yang et al.，2002; Yang and Chen，2004)；Earthquake epicenters of other earthquakes are downloaded from http:∥data.earthquake.cn.F1: Daman-Qianheishatu fault；F2: Miaodongying-Dayingtan fault；F3: Dahezhen-Hailiutu fault，F4: Chicheng-Shangyi fault；F5: Zhangjiakou fault；F6: Xinkaikou fault.

1 区域构造和大地电磁探测

研究区位于燕山断隆、鄂尔多斯断隆和山西断陷接触区域(图1).燕山断隆在新生代表现为整体间歇性缓慢隆起，是一个相对稳定的地壳块体.鄂尔多斯断隆、山西断陷内活动断裂纵横交错，发育一系列北西向和北东向断裂以及共同控制的第四纪断陷小盆地(徐杰等，1998；徐锡伟等，1998).研究区内新构造运动相对强烈，主要表现为多级层状地貌、强烈的火山活动、断裂活动、地块掀斜等(王行军等，2006)，区内中生代以来火山活动频繁，新生代仍有继续(郝跃生，2010).

图2给出了张北地震区的地质构造和大地电磁实测点位图.研究区内北西-南东向展布的赤城—尚义断裂(F4)是一条重要的地质构造分界线，其大部分地段展布在前寒武纪变质岩中，是一条前新生代强烈活动深达上地幔的断裂带，控制着区内的构造演化、岩浆活动、地震分布及矿床形成(傅朝义，1990).在张北地震区及其邻近的张北、尚义、张家口和崇礼等境内覆盖着中新世裂隙或溢流玄武岩，即汉诺坝玄武岩(刘若新，1992)(见图2).汉诺坝玄武岩是中新世时期幔源玄武岩浆沿近东西向的赤城—尚义断裂和北西向的张渤带喷溢的结果.在汉诺坝玄武岩覆盖区，从地表看不到明显活动的断裂，但通过陆地卫星遥感影像解译可知，地壳浅部可能发育着北东向和北北西向两组隐伏断裂，其中北东向断裂称为大满—前黑沙土断裂(F1)，北北西向断裂称为庙东营—大营滩断裂(F2)(徐锡伟等，1998).此外，在地震震中区还发育一条近南北走向的隐伏断裂，即大河镇—海流图隐伏断裂(F3)(赖晓玲等，2002；蔡华昌等，2003)，地震区以南还发育北西向晚第四纪活动高角度北倾逆冲或南倾正断的左旋走滑张家口断裂(F5)以及北东走向晚第四纪活动的新开口断裂(F6).

针对张北地震区发育南北、东西走向的断裂构造，大地电磁探测布置方案采用阵列状布设，以张北地震区为中心，沿南北方向5条测线(L1、L2、L3、L4、L5)上的52个测点开展电磁数据观测，5条测线的线间距约为20 km，沿测线上大多数测点间距小于5 km，并在张北地震区加密了15个测点(图2).

2 数据采集和处理分析

2.1 数据采集处理

大地电磁野外测量在2020年8—9月期间开展，使用了加拿大凤凰公司MTU-5A型大地电磁观测系统进行数据采集.各测点布极方向为正南北和正东西，记录了五分量的大地电磁数据，其中包括南北和东西两个方向的电场分量，东西、南北和垂直三个磁场分量.张北地震区风力发电站密布，为保证数据质量，所有测点记录时间均超过40 h，另外在700 km外的内蒙古鄂托克前旗布置了远参考点(图1中的YCK)与测区进行同步记录，对测区数据进行远参考处理(Gamble et al.，1979；韩静等，2022)来消除测区近场电磁干扰，最后在67个测点上获取了优质数据.

图3给出了北西-南东向(图2中的L7，绿色三角形)和东西向(图2中的L8，蓝色三角形)跨过张北地震区的12个典型测点视电阻率和阻抗相位曲线图.004A，227A，009A，012A，226A，008A，317A和013A八个测点位于汉诺坝玄武岩覆盖区，其中008A和317A号测点位于张北地震震中附近.如图3所示，汉诺坝玄武岩覆盖区测点曲线特征整体一致，南北和东西曲线呈合离式，几十赫兹以上的频段视电阻率值约为几十到上百欧姆米，随着频率减小，南北方向的视电阻率数值急剧增大到几千欧姆米，而东西方向的视电阻率数值则趋于减小，特别是位于张北震区008A和317A号测点上两条曲线的分离程度最大，这种曲线特征指示汉诺坝玄武岩覆盖区深部为高阻结构，在地震区深部电性存在东西、南北差异.111A和112A号测点两条曲线基本重合，视电阻率数值整体低于汉诺坝玄武岩覆盖测点；415A和416A号测点位于第四纪盆地区域，视电阻率数值较低.

2.2 区域电性走向和维性分析

使用相位张量分解技术(Caldwell et al.，2004)对5条南北剖面上的测点分别进行了相位张量主轴走向统计(图4A)，西侧的L1剖面整体为南北或者东西方向，中部的L2、L3和L4剖面为北北西或者南东东方向，东侧的L5剖面为北西或者南东方向.研究区自西向东的电性走向变化特征彰显出该区断裂体系的复杂性，即在测区西侧区域电性走向接近南北走向，在测区中部为北北西走向，向东逐渐转为北西走向.

图3 典型MT测点视电阻率和阻抗相位曲线图红色：XY模式，蓝色：YX模式.Fig.3 Apparent resistivity and impedance phase curve of typical MT stationsRed dots denote XY mode，blue dots denote YX mode.

图4 5条剖面相位张量电性走向玫瑰图(A)和相位张量二维偏离度角|β|(B)分布图Fig.4 The electrical strike rose diagrams of the five profiles (A) and 2D skew angle |β| (B) obtained from phase tensor decomposition

图4B展示了相位张量分解获取的二维偏离度|β|值随周期变化图(Caldwell et al.，2004；Booker，2014)，考虑到张北地震区数据误差情况，确定当β的绝对值大于6时可以指示其结构具有三维性(Cai et al.，2017).如图所示，张北测区在周期约0.1 s以上|β|值都基本小于6，大部分区域在0.1 s以下低频段的|β|值随周期的增大而逐渐增大到大于6，特别是在断裂发育附近的测点，说明测区深部电性结构呈现明显的三维性.区域整体深部电性走向差异较大，较深部表现为三维特征，将采用三维电磁反演技术获取沿剖面的深部电性结构图像.

3 三维反演

使用ModEM(Egbert and Kelbert，2012；Kelbert et al.，2014)对张北地震区的67个测点开展了三维反演.三维反演初始模型水平网格剖分包含涵盖各测点的核心部分和边界网格剖分，核心部分包括30×24个大小为3 km(南北向)×5 km(东西向)的网格(图5).在4个水平方向上各包含8个扩展网格.水平方向网格共有46×40个.垂向的网格采用递增式增厚方法构建，垂向网格划分共计69层，首层网格厚度为10 m，网格厚度向下分段按不同比例增长，在2 km内的增长因子为1.2，2～60 km内的增长因子为1.1，60～80 km内增长因子为1.2，80～150 km内的增长因子为1.3，150～800 km内的增长因子为1.4(图5).

图5 张北地震区三维反演网格剖分(a) 水平网格剖分图； (b) 核心区水平网格剖分图； (c) 垂直网格剖分图.红色圆点为大地电磁测点.Fig.5 Grid used for the 3D inversion of Zhangbei earthquake region(a) Horizontal grid； (b) Horizontal grid of central part； (c) Vertical grid. The red dots denote MT stations.

为了更好地约束模型，三维反演使用了320 Hz～7300 s内35个频点的全阻抗数据，同时考虑到主对角元素相比副对角元素质量略差，分别对主对角元素和副对角元素添加10%和5%的门槛误差，使副对角元素在反演中的权重更高.在反演前对数据中的飞点进行甄别并添加极大的误差，降低其在反演中的权重.经统计，其中有19个测点包含周期5000 s以上的数据，52个测点包含周期2000 s以上的数据.使用100 Ωm的均匀半空间作为初始模型，正则化因子的初始值为5000，当反演不再收敛时，正则化因子缩小为原来值的十分之一.经过88次迭代，各测点三维反演的副对角元素响应与实测数据拟合较好.少量测点主对角元素数据质量较副对角元素数据质量稍差，导致主对角元素均方根误差(RMS)值接近5.最终全部测点的RMS为2.4(图6).

4 结果和讨论

4.1 研究区深部电性结构特征

图7给出了研究区三维反演得到的12个深度水平切片图.在深度2.5 km平面图中绘制了张北地震的等震线.从图7中12个深度结构图像可看出，在近地表到深度20 km之间，赤城—尚义断裂(F4)南北两侧的电性结构差异明显，该断裂在张北一带被汉诺坝玄武岩覆盖，断裂沿线断续出露断层崖等地貌(周月玲等，2019).赤城—尚义断裂(F4)北侧以张北地震区为核心向外辐射区域的深部结构整体表现为高电阻结构特征(R1)，电阻率值大于1000 Ωm，与玄武岩的电阻率值相近(龙凡和韩天成，2002；吴萍萍等，2021).图2地质图显示张北震区及其附近区域覆盖了中新世汉诺坝玄武岩，这可能与该区域广泛存在的高阻体相对应，钻孔剖面与电阻率成像对比资料也能够进一步证明这些高阻体可能为汉诺坝玄武岩(刘汉彬等，2001).7.5～15 km深度范围，测区西北域逐渐有低阻结构(C1)侵入，使得R1范围逐渐趋于西南-北东展布的椭圆状；而赤城—尚义断裂(F4)南侧，西北端和东南端深部电性结构整体为低阻(C2和C3)特征，在中段夹持了高阻体(R1).在深度15 km到25 km区间，C1的范围向西南扩大，C2和C3连通为一体，从西北到东南呈现为两低夹持一高的带状结构特征，赤城—尚义断裂(F4)的尚义段不存在电性差异；在25～35 km范围，高阻结构R1东北端的边界逐渐回退到张北附近，在40 km及其以下深度，全区的电阻率结构趋于低阻性质.大满—前黑沙土断裂(F1)在上地壳隐伏在高阻体之中，地表地质调查该断裂长约130 km，呈北东走向，是一条隐伏的断裂(徐锡伟等，1998)，这与本次大地电磁探测结果对应.大满—前黑沙土断裂(F1)从12.5 km开始逐渐出现，是C1和R1的分界带，并一直向深部延伸至中下地壳，表明该断裂可能是研究区较为重要的一条大型断裂带.

图6 张北地震区各测点4个分量的均方根误差分布Fig.6 The four components RMS misfit at each site of the Zhangbei earthquake region

图8 研究区北部中下地壳低阻体可靠性测试Fig.8 The reliability test of low resistivity bodies in the middle and lower crust in the north of the study area

图9 研究区南部中下地壳低阻体可靠性测试Fig.9 The reliability test of low resistivity bodies in the middle and lower crust in the south of the study area

图10 三维反演获取的沿L1、L2、L3、L4、L5剖面的深部电性结构图Fig.10 Deep electrical structure of five profiles (L1，L2，L3，L4，L5) from 3D inversion model

图11 张北地震区的3条剖面深部电性结构图Fig.11 Deep electrical structure of three profiles cross the Zhangbei earthquake region

研究区北部中下地壳的大规模低阻体C1位于张北地震震中位置下方，该低阻体的存在对于理解张北地震的孕震环境具有重要意义，有可能是Zhang等(2016)在大同火山下方发现的幔源物质的北延部分，因此有必要进行可靠性检验.研究区南部边缘也存在着明显的低阻体C2和C3，该低阻体位于研究区测点边缘，可能出现由于约束不足导致失真的情况，也有必要对其可靠性进行验证.使用Hill等(2015)、Lin等(2017)前人研究中描述的测试方法，对这两处低阻体进行了测试，证明其存在是否具有合理性.

图8中C1的电阻率值大约为十几到几十欧姆米，深度在10～35 km范围.将该低阻体赋值为与周围高阻体相似的500 Ωm，再进行正演计算，与原来的拟合曲线进行对比.选择低阻体上方4个测点进行对比，对比图如图8中左侧所示，赋值为500 Ωm后，4个测点的正演曲线的拟合情况均不如原始的反演结果，这表明原始反演结果获得的低阻体的存在性是合理的.使用同样的赋值方法，对研究区南部边缘的低阻体也进行了同样的测试，选择了低阻体上方4个测点进行比较.结果如图9所示，4个测点的正演曲线的拟合情况也不如原始的反演结果，这表明研究区南部边缘原始反演结果获得的低阻体的存在性是合理的.

4.2 断裂体系和构造单元深部电性结构特征

图10中绘制了南北展布的5条测线的电阻率结构剖面图，前人的地表地质调查结果给出的断裂位置也被标识在相应的剖面上(周月玲，2011；孙稳，2018).从图10中5条南北向剖面的结构图可见，该区域上地壳电性结构横向变化较显著，高低阻相互交替出现，而中下地壳存在横向不连续性的低阻层，电性结构特征与地表断裂构造格局相对应.赤城—尚义断裂(F4)在西端的L1到L4剖面上为明显的电性差异带，断裂北侧为高阻结构，南侧明显为低阻，而且电性差异带向下延展的角度自西向东逐渐从向南倾斜到变成较陡立的样式.赤城—尚义断裂(F4)的东延部分最新活动时代为中更新世晚期，该断裂的西段被中、上新世玄武岩覆盖，且有众多古火山口分布，中、上新世玄武岩中出现众多近东西向次级断裂，最新活动时代为中更新世晚期(周月玲等，2019)，结合此次大地电磁探测结果推测赤城—尚义断裂(F4)中更新世晚期仍有较强烈的活动(徐锡伟等，1998).大满—前黑沙土断裂(F1)是张北地震区一条北东向的隐伏断裂，在L2剖面上，F1为向南倾的明显电性差异带，深部延伸至中下地壳，深度可达30 km，表明该断裂是一条规模较大的断裂，其与遥感解译结果相吻合(徐锡伟等，1998).张家口断裂(F5)是区内东南部一条北西走向断裂，在L4 和L5剖面上，F5为明显的电性差异带，深部延伸至8 km，自西向东电性差异存在着减弱趋势，与该断裂的分段活动特点相对应(周月玲和尤惠川，2010).从几条剖面图中来看平面图中展示的R1深部赋存形态，R1在5条测线上南侧的南、北延展宽度以及向下发育深度有一定差别，在深度约20 km以上，R1的宽度为西窄、东宽，埋深则显示西深、东浅，即西侧L1剖面上R1南北宽度最窄，但是深达40 km向东到L2、L3和L4剖面逐渐增宽，深度逐渐降低，到东侧的L5剖面最宽，深度且减到约30 km.

综合该地区已有的地震学资料(赵金仁等，2005；嘉世旭和张先康, 2005; 嘉世旭等，2009)分析发现，研究区地表0～2.5 km范围内电性层普遍存在着低阻层，属于沉积结构(嘉世旭和张先康，2005).而断裂附近的表层主要以高阻电性介质为主，电性梯度带位置与地表断裂相对应.研究区在5～25 km深度范围为高阻层，属于上地壳(赵金仁等，2005)，壳内高阻层的分布不均匀，厚度变化也较大.张北地区在15～25 km 深度以下存在壳内低阻体，其与地震学所认识的壳内低速体相吻合(赵金仁等，2005；嘉世旭和张先康，2005; 嘉世旭等，2009)，与赤城—尚义断裂(F4)以南的盆地区相比，张北地震区壳内低阻体深度大，厚度也较小.

4.3 张北地震区深部结构

1998年在张渤带西北端的张北附近曾发生过6.2级地震，进入2021年以来，张北地震区域中小地震频繁发生，在经历多个3级左右的小震之后，2021年6月又发生了一次3.9级地震，这些中小地震的密集发生显示出该区域可能进入了地震活跃态势.此次大地电磁探测结果揭示出了张北地震区精细的三维深部电性结构特征，这些结果不但能够揭示张北地震的发震构造和可能的震源位置，还有助于进行该地区的综合孕震环境研究和中长期地震危险性分析.图11中展示了3条不同方向(L6、L7、L8)跨过张北主震区的深部结构剖面图.

目前地震学资料对于张北6.2级地震震源深度是8～10 km(郑秀芬等，1998；高景春等，2002)还是12～15 km(杨智娴等，2002; 杨智娴和陈运泰，2004)，存在两种看法，而对发震断裂也存在着不同认识(徐锡伟等，1998；蔡华昌等，2001，2002；高战武，2001；周月玲等，2019).大地电磁方法揭示的地震区精细结构可以为该次地震的震源深度和发震断裂等提供一定的约束.张北地震空间上位于电性过渡区(图11)，从垂直剖面切片结果(图11的L6、L7)可以进一步看到，纵向深度上震源区地壳结构在15 km深度左右存在一个高低阻电性分界面，张北地震位于高低阻电性过渡区并发生在15 km以上高阻地壳层内，即张北地震发生在电性结构中的高低阻过渡区靠近高阻的一侧，这与杨智娴等(2002)、杨智娴和陈运泰(2004)地震学资料认为的张北地震震源深度12～15 km的推测相吻合.吴萍萍等(2021)通过波速模型约束的大地电磁结果认为张渤带下方的高导区域与幔源物质侵入有关，并发现该地区的地震事件主要发生在浅部和深部高导异常不连续区域.Zhang等(2016)获取了张北地震区所在的汉诺坝玄武岩区至大同火山区的大尺度的深部电性结构特征，结果发现汉诺坝玄武岩区与大同火山区之间存在着一条延伸到地幔的高导体，并提出了这条高导体可能是来自地幔部分熔融热物质，这些地幔热物质的存在不但主导了汉诺坝玄武岩区与大同火山区的火山活动，其携带的流体对地壳中部断裂强度的弱化和破裂作用，孕育和促进了该地区的地震发生.

本次大地电磁探测结果3条不同方向(L6、L7、L8)获得张北地震主震区精细的电性结构特征，结果显示出张北地震主震区西北侧存在着明显的来自深部的低阻体C1，向上延伸至15 km深度范围逐渐消失，该低阻体与Zhang等(2016)前期结果发现的延伸至大同火山区的高导体相对应，推测这可能是大同火山区高导体的北延伸部分，结合Zhao(2009)资料，推测这可能是来自地幔部分熔融热物质.此外，平面电性结构图显示低阻体C1与东南部高阻体R1在中下地壳存在着明显的电性边界带，对应地表的大满—前黑沙土断裂(F1).从穿过张北地震区的L6、L7、L8三条剖面来看，该电性边界带也可能是隐伏在汉诺坝玄武岩区下方的大河镇—海流图断裂(F3)的深部体现.

将2021年发生在张北地震区附近3级左右中小地震的深度投影在L6、L7、L8三条剖面上，如图11所示，这些中小地震活动主要介于大河镇—海流图断裂(F3)和大满—前黑沙土断裂(F1)之间，在近垂直于F1、F3两条断裂的L6和L8上来看，中小地震位置更靠近于大河镇—海流图断裂(F3)附近.1998年张北6.2级地震震源机制解显示该次地震为逆冲加右旋作用(Ekström et al.，2012)，如图1b中GPS运动场所示张家口地区以南东向运动为主，主压应力为北东东-南西西向(陈阜超等，2020)，与大河镇—海流图断裂(F3)的走向较为对应，加之断裂东侧相对高阻体的阻挡，应具有逆冲运动性质，这与以逆冲为主的张北地震震源机制解相吻合(马淑田等，1998).1998年张北地震震中投影位置恰好位于来自地幔深部的低阻体C1涌动的端点，并靠近上地壳高阻体的底部，震中位置更靠近大河镇—海流图断裂(F3)附近.这种震源区介质电阻率属性遵循该区的流变结构特征，也符合大量中强地震区地震震源发生在高/低阻介质接触区且偏向于高阻介质一侧的规律(Zhao et al.，2012；Zhan et al.，2013；Arora et al.，2017；Cai et al.，2017)，所以倾向于认为张北地震的发震断裂为大河镇—海流图断裂(F3).

叶涛等(2021)发现云南漾濞6.4级地震发生在高低阻电性过渡区附近的高阻一侧，将其归纳为强震孕育与发生的“刚柔性过渡区现象”，这也与詹艳等(2021)在2021青海玛多7.4级地震区的结果相类似.张北地震区上地壳的高阻体可能代表着汉诺坝玄武岩区，属于机械性(刚性)较强的岩性，发育在汉诺坝玄武岩区内的断层可以持续累积足够的应力孕育中强地震.汉诺坝玄武岩区下方的低阻体可能代表着地幔岩浆热物质(Zhao，2009；Zhang et al.，2016；吴萍萍等，2021)，这些地幔热物质持续的向上侵入和上涌作用可能会削弱汉诺坝玄武岩区内的大河镇—海流图断裂(F3)等断层的稳定性，产生了非均匀应力积累和变形并弱化了断层强度，导致了张北地震的发生.此次大地电磁探测结果支持张北地震的震源深度位于12～15 km之间，发震断裂是隐伏在汉诺坝玄武岩区下方的大河镇—海流图断裂(F3)，并揭示出该次地震的孕震环境主要与中下地壳地幔岩浆热物质活动密切相关.由于张北地震区深部具有这种特殊的构造环境，所以该地区是张家口—渤海地震构造带未来应该长期关注的地震危险重点区域.

5 结论

本文利用位于1998年张北6.2级地震区的面状分布的大地电磁数据，获得了该区域精细三维地壳电性结构，分析了张北地震震源区的电性结构特征和孕震环境，为全面认识张北地震活跃区的孕震机制提供了由地壳至地幔的多层次的地球物理信息，本文得到的结论有如下几点：

(1)电性结构模型显示，张北地震活跃区上地壳电性结构主要以高阻体为主，部分断裂带分布区域存在着高阻、低阻相互交替的现象，而中下地壳主要以规模较大、横向不连续性的低阻层为主.电性结构特征与地表地质构造格局相对应，大满—前黑沙土断裂(F1)和赤城—尚义断裂(F4)以及张家口断裂(F5)在电性结构上均表现为明显的电性差异带.

(2)大地电磁探测结果支持张北地震的震源深度位于12～15 km之间，发震断裂可能是隐伏在汉诺坝玄武岩区下方的大河镇—海流图断裂(F3).震源区位置恰好位于来自地幔深部的低阻体涌动的端点并靠近上地壳高阻体的底部，这种震源区介质电阻率属性遵循该区的流变结构特征，也符合大量中强地震区地震震源发生在高/低阻介质接触区且偏向于高阻介质一侧的规律.

(3)综合前人地震地质和地球物理探测结果、张北地震震源参数、震源机制解以及地震区的三维大地电磁探测结果，对该区域的孕震机制有了更深入的认识，该区的上地壳高阻体可能代表着刚性较强的汉诺坝玄武岩区，汉诺坝玄武岩区下方的低阻体可能代表着地幔岩浆热物质，这些地幔热物质持续的向上侵入和上涌作用可能会削弱汉诺坝玄武岩区内发育的断层稳定性，持续累积足够的应力，产生了非均匀应力积累和变形并弱化了断层强度，导致了张北地震的发生.鉴于张北地震区深部具有的特殊构造环境，该地区仍然是张家口—渤海地震构造带未来应该长期关注的地震危险重点区域.

致谢野外数据采集过程中得到张家口市应急管理局、河北省地震局张家口地震监测中心站有力支持，应急管理部国家自然灾害防治研究院陈小斌研究员和蔡军涛博士、中国地震局地质研究所刘钟尹博士提供三维反演计算MTP和Topeak软件及详细指导，电磁数据三维反演计算在中国地震局地质研究所超算中心进行，在此一并表示感谢，同时感谢审稿专家提出的宝贵意见.文中部分图件由GMT(Wessel et al.，2013)绘制.