利用接收函数研究太行山前断裂南部地区地壳厚度
2008 年汶川 Ms8.0 级地震的深部构造环境
中国科学 D 辑:地球科学 2008年 第38卷 第10期: 1207 ~ 1220 1207《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境—远震P 波接收函数和布格重力异常的联合解释楼海①, 王椿镛①*, 吕智勇②, 姚志祥①, 戴仕贵②, 尤惠川①① 中国地震局地球物理研究所, 北京100081 ② 四川省地震局, 成都610041 * 联系人, E-mail: wangcy@ 收稿日期: 2008-07-10; 接受日期: 2008-09-02国家自然科学基金(批准号: 40334041, 40774037)和地震科学联合基金(批准号: 1040062)资助摘要 对龙门山及其邻近地区20个宽频带地震台站的记录提取远震P 波接收函数, 并应用H -k 叠加方法, 求得每个台站下方的地壳厚度和波速比. 以此为约束, 进一步作接收函数反演, 获得各个台站下方的S 波速度结构. 后龙门山与松潘-甘孜地块的地壳速度结构相似, 而前龙门山的地壳速度结构则与四川盆地相似. 由此说明, 中央主断裂带是青藏高原东部与扬子地块之间主要的边界断裂. 松潘甘孜地块至后龙门山中南部地区存在下地壳低速层, 有利于中上地壳物质的滑脱作用. 远震接收函数和布格重力异常的分析结果支持龙门山断裂带深部构造为滑脱-逆冲型的论断. 在松潘-甘孜地块内可能具有双层的滑脱构造. 上层滑脱发生在10~15 km 的深度上, 该滑脱带表现为高温韧性滑脱剪切带. 下层滑脱则发生在30 km 左右的深度上, 其下方为青藏高原东部广泛存在的下地壳流. 布格重力异常的分析表明, 在中上地壳, 四川盆地的密度较高, 松潘-甘孜地块密度相对较低. 龙门山断裂带位于密度较高的一侧, 是松潘-甘孜地块向东南方的四川盆地逆冲的结果. 在地壳下部, 四川盆地为高P 波速度和高密度区, 表明地壳物质是坚硬的. 松潘-甘孜块体是低S 波速度和低密度区, 表明物质比较软弱. 高密度块体阻挡了青藏高原东部下地壳物质向四川盆地下方的流动. 受印度板块往北运动的影响, 青藏高原下地壳物质向东流动. 中上地壳物质向东运动受到刚性强度较大的扬子地块的阻挡, 在龙门山断裂带上产生应力集中, 导致中央断裂带上应力突然释放, 产生汶川M s8.0级地震.关键词龙门山断裂带 汶川M s8.0级地震 深部构造环境 远震P 波接收函数龙门山绵延逶迤于川西高原和四川盆地之间. 在小于100 km 的水平距离上龙门山上升了超过5000 m 的高度, 如同喜马拉雅山一样给人深刻印象. 自45 Ma 以来, 印度洋板块和欧亚板块的碰撞使青藏高原抬升, 高原下方的地壳增厚. 印度板块向北运动, 俯冲到欧亚板块之下. 龙门山则受青藏高原东缘断裂作用而强烈上升, 而四川盆地则相对下沉. 2008年5月12日汶川大地震发生在青藏高原东部边界的龙门山断裂带上.位于高原东缘的松潘-甘孜地块和龙门山断裂带, 在两个地质时期经历了强烈的地壳变形和断裂作用: 主要的变形发生在晚三叠世和早侏罗世, 较年轻的变形则发生在晚新生代. 前一个事件产生了松潘-甘孜地块的所有褶皱, 以及该块体东部的局部高度变楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1208质作用. 它们与块体内部较大的深成活动相联系. 后一个事件比前一个事件弱得多. 它表现在微弱的地壳缩短, 但却有显著的高原隆升. 长期以来, 地球科学家一直在关注青藏高原东缘地区强烈的地壳变形和断裂作用, 以及频繁的地震活动和严重的地质灾害. 他们对这一地区进行许多的研究, 在获得龙门山的中南段的地壳在中新世-上新世时期缩短了大约100 km 的结论的同时, 并没有找到第四纪大规模缩短的证据[1]. 新近的GPS 观测结果[2,3]把跨越龙门山的水平缩短限定在(0 ± 5) mm/a. 对此, 地质学家提出了许多假设, 如下地壳流动模型[4~6], 其中地壳内的横向压力梯度被平衡, 从而减小了地形和地壳厚度的变化.龙门山断裂带是青藏高原和扬子地台之间的边界构造带. 虽然先前已经作过许多研究[7~21], 但这个边界带的深部动力机制仍不够清楚. 本文试图利用在龙门山及其附近地区的宽频带地震台站的记录, 确定该地区的地壳厚度和平均波速比, 反演地壳和上地幔顶部的S 波速度结构, 并结合布格重力异常资料的分析, 给出5.12汶川M s8.0级地震的深部构造背景.1 区域地质背景以及前人的深部地球物理研究本文的研究区域涉及到北东-南西走向的龙门山断裂带及其两侧的构造单元: 东南侧的扬子地块和西北侧的松潘-甘孜地块. 一般将龙门山断裂带分为前、后龙门山两部分, 它由与龙门山脉走向一致的3条断裂组成[22]: 江油-都江堰断裂(前山断裂)、北川-映秀断裂和茂县-汶川断裂(后山断裂)、 北川-映秀断裂是前龙门山和后龙门山之间的分界线, 又称为龙门山主中央断裂(图1). 扬子地块由前寒武纪的变质基底和震旦纪到中生代的沉积盖层组成海相沉积, 早、中侏罗世之后为陆相碎屑岩堆积, 新生代地层主图1 研究区域的地质构造背景以及宽频带数字地震台站位置图F1, F2和F3分别表示龙门山断裂带的后山断裂、中央主断裂和前山断裂; 黑三角形表示地震台站中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1209要分布在成都盆地. 松潘-甘孜地块边缘或内部的断裂带中有少量古生界地层甚至前寒武系的变质岩出露, 如康定杂岩和炉霍等地的二叠系. 三叠纪末的印支运动使该地区褶皱连山, 强烈变形[3].龙门山位于我国南北地震带的中段. 龙门山地震带北起青川, 经北川、茂县、汶川、都江堰、宝兴、天全至泸定附近, 长约400 km, 宽约70 km. 龙门山地区的强烈褶皱和地形特征表明这里曾经是一条规模巨大的地震活动带. 但在有历史记载以来从未发生过M >7级的地震, 而6级以上的地震也仅有1657年汶川6.5级地震, 1958年北川6.2级地震和1970年大邑6.2级地震. 2008年5月12日的汶川M s8.0级地震发生在龙门山断裂带中段, 震中位于汶川县映秀镇(图1). 该地震的发生表明, 龙门山地震带开始了新的活动期. 位于松潘-甘孜地块内的鲜水河断裂带是一条自20 Ma 以来具有多期活动的左旋平移剪切带. 该断裂带的滑动速率高, 地震强度大且频度高, 一直受到地震学家们的广泛关注.从20世纪80年代以来, 实施了一批穿过龙门山断裂带的深部构造探测和研究计划(图2). 深地震测深方面有龙门山三角地震剖面[12], 花石峡-简阳地震剖面[13], 竹巴龙-资中地震剖面[14,15]. 这些剖面在龙门山脉地区的观测数据相对较少, 其结果未能提供龙门山断裂带的深部构造细节. 大地电磁测深方面, 阿坝-泸州剖面[16]发现在11∼37 km 的深度上存在厚度为5.5∼11 km 、电阻率为几到几十欧姆·米的壳内低阻层, 以及在80∼145 km 的深度上存在电阻率为十几或几十欧姆·米的上地幔低阻层; 巴塘-资中、乡城-俄日和新都桥-金川剖面[17]清晰显示鲜水河以西地区上地壳含有高导体. 用天然地震走时资料确定的川滇地区的三维速度结构[18~20], 由于当时龙门山以西地区的地震台站数量偏少, 走时反演结果仅反映该地区图2 布格重力异常分布和深地震测深剖面位置示意图布格重力异常的等值线间隔为25 mGal. 黑线表示地震剖面位置: 1, 花石峡-简阳剖面; 2, 龙门山三角剖面; 3, 竹巴龙-资中剖面; 4, 奔子栏-唐克剖面. 虚线表示本文的重力剖面和接收函数叠加剖面位置. 三角形表示龙门山及其附近地区宽频带地震台站的位置楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1210大致的速度异常分布. 自2000年后, 四川、甘肃和陕西等地区固定地震台站增加, 且都安装了宽频带地震仪, 加上一些流动地震台站的布设, 为进一步研究深部结构提供了有利的条件.布格重力异常急剧变化是龙门山地区最显著的地球物理场特征, 表现为走向NNE, 宽近 150 km 长约 900 km 的重力梯级带(图2). 李勇等[21]探讨了龙门山均衡重力异常对青藏高原东缘山脉地壳隆升的约束. 本文将对用龙门山地区重力异常数据模拟地壳密度结构作较详细的论述.2 宽频带地震资料与解释方法研究区域内20个宽频带数字台站的分布如图1所示, 其中小金(XJI)、马尔康(MEK)、黑水(HSH)、松潘(SPA)、平武(PWU)在松潘-甘孜地块内; 姑咱(GUN)、天全(TQN)、汶川(WCH)、茂县(MXI)、青川(QCH)、安县(AXI)、仲家沟(ZJG)、剑门关(JMG)和垠台山(YTS)在龙门山断裂带内; 蒙顶山(MDS)、邛崃(QLN)、油罐顶(YGD)、油榨坪(YZP)、成都(CD2)和金鸡寺(JJS)在扬子地块内. 这些宽频带数字台站绝大多数是固定台站, 有良好的观测条件, 且仪器正常运行已经接近两年时间, 其中有些台站已经超过5年. 对这些台站所记录的地震观测资料, 挑选出震中距在30°~90°、震级M >5.5、信噪比较高的远震事件, 计算相应的接收函数, 并将其转换为径向和切向分量. 大部分远震事件位于西北和西南太平洋海域, 以及印度尼西亚等地(图3). 对计算获得的接收函数逐个作检验, 具有清晰的初至震相的接收函数才用于本研究. 为了抑制噪声干扰以及速度横向不均匀造成的散射效应, 对每个台站的远震接收函数按不同的方位区间进行叠加.在接收函数的计算中, 为克服频率域反褶积的不稳定现象, 通常引入一定的“水准量”来保证频率域相除的不稳定性. 本文在接收函数的提取中采用了时间域的最大熵谱反褶积方法[23], 在反褶积稳定性上取得了很好的效果. 此外, 还使用了系数α为2.0 (大约1.5 Hz)的高斯滤波器对接收函数作低通滤波. 作为一个例子, 图4为MEK 台站的接收函数计算结果, 其径向和横向分量按反方位角顺序排列. 图中显示了清晰的莫霍界面的转换震相PmS, 它在直达P 震图3用于接收函数计算的远震事件分布, 大部分远震事件来自西北和西南太平洋海域, 以及印度尼西亚等地相之后7 s 左右到达.地壳泊松比和地壳厚度是描述地壳结构和介质性质的两个重要参数. P 波和S 波的波速比k = V p/V s 与泊松比σ = 0.5[1−1/(k 2−1)] 密切相关. 它对地壳成分所提供的约束, 要比仅用P 波或S 波速度提供的约束强得多, 因此, 波速比在约束地壳成分方面具有潜在重要性. 利用接收函数的多次反射震相信息估计地壳厚度和平均波速比是一种常用的方法. 远震体波波形中含有的莫霍界面的转换震相PmS 以及两个后至震相PPmS 和PSmS 可以用来求得地壳厚度H 和波速比k , 称之为接收函数的H -k 叠加方法[24]. 由于多次反射震相对间断面上速度或密度的反差敏感, 当一个台站的接收函数中含有清晰的多次反射震相时, 这种方法对确定地壳厚度和平均波速比是行之有效的.在反演台站下方S 波速度结构中, 用反射率法[25]计算理论接收函数, 并用Randall [26]发展的快速算法计算微分地震图. 接收函数反演使用的地壳上地幔初始速度模型由一组厚度2 km 的薄层构成. 每个薄层内的速度是常数, 其中P 波速度α和介质密度ρ用由前面的H -k 叠加分析获得P 波与S 波的波速比以及中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1211图4 MEK 台站的接收函数径向(a)和横向分量(b)纵坐标为反方位角ρ = 0.32α+0.77 确定. 通过引入模型光滑度约束, 对波形拟合精度和模型光滑度之间进行适当的取舍, 以便得到合理的台站下方的S 波速度结构.3 远震P 波接收函数的反演及其结果3.1 地壳厚度以及P 和S 波的波速比根据研究区域内20个台站提取的远震P 波接收函数, 用H -k 叠加分析方法[24,27]求取各台站下方的地壳厚度和波速比. 图5显示了4个台站在H -k 叠加分析中所使用的接收函数, 地壳厚度和平均地壳波速比, 以及用V p = 6.20 km/s 作叠加分析获得的(H , k )最佳解作预测走时曲线的位置. 这4个台站(MEK, MXI, AXI 和JJS)分别选自研究区域包含的4个构造单元.表1为用各台站的接收函数求得的地壳厚度和波速比. 每个台站参与叠加分析的接收函数个数都大于40, 其中运行时间较长的JJS, MEK 和YTS 台站, 记录数超过150. 大部分台站的接收函数显示出比较清晰的多次波(图5), 叠加分析获得的地壳厚度的标准偏差小于2.5 km, 平均地壳波速比的标准偏差小于0.04. 这些结果是可以接受的.图6(a)显示了各台站下方的地壳厚度分布. 对龙门山断裂带中段和北段作分析, 其西侧的松潘-甘孜地块的平均地壳厚度为50.4 km, 后龙门山平均地壳厚度为47.0 km, 前龙门山平均地壳厚度为41.7 km, 四川盆地平均地壳厚度为41.3 km. 松潘-甘孜地块的楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1212 图5用H-k叠加分析获得4个台站下方的地壳厚度和平均地壳波速比,以及用Vp=6.2km/s作叠加分析获得的(H,k)最佳解作预测的走时曲线(Ps,PpPs,PpSs+PsPs)的位置.(H,k)图中还显示了不确定性分析的误差椭圆.(a)MEK台;(b)MXI台;(c)AXI台;(d)JJS台中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1213表1 研究区域内的地震台站下方地壳厚度和波速比(以及标准偏差)编号 台站名 台站代码 地壳厚度/km 波速比 记录数1 安县 AXI 41.5 ± 2.60 1.75 ± 0.03 452 成都 CD2 42.5 ± 2.18 1.80 ± 0.03 85 3 黑水 HSH 53.6 ± 2.12 1.73 ± 0.04 56 4 姑咱 GUN 58.4 ± 2.84 1.88 ± 0.05 45 5 金鸡寺 JJS 40.5 ± 1.87 1.77 ± 0.02 1746 剑门关 JMG 42.0 ± 2.24 1.75 ± 0.04 547 蒙顶山 MDS 42.4 ± 3.06 1.82 ± 0.06 428 马尔康 MEK 55.5 ± 2.01 1.72 ± 0.02 2059 茂县 MXI 45.6 ± 2.21 1.71 ± 0.03 55 10 平武 PWU 44.5 ± 2.86 1.69 ± 0.05 45 11 青川 QCH 42.9 ± 3.04 1.70 ± 0.04 45 12 邛崃 QLN 39.6 ± 2.37 1.90 ± 0.05 54 13 松潘 SPA 48.0 ± 2.37 1.78 ± 0.05 46 14 天全 TQN 45.2 ± 2.15 1.71 ± 0.04 46 15 汶川 WCH 52.6 ± 1.97 1.70 ± 0.04 80 16 小金 XJI 53.0 ± 2.65 1.78 ± 0.04 65 17 油罐顶 YGD 43.0 ± 2.55 1.83 ± 0.05 45 18 垠台山 YTS 43.6 ± 2.65 1.74 ± 0.02 179 19 油榨坪 YZP 40.9 ± 1.81 1.87 ± 0.04 60 20仲家沟ZJG 39.6 ± 2.48 1.75 ± 0.03 68图6 区域内地壳厚度和平均地壳波速比分布图(a) 地壳厚度分布图; (b) 地壳平均波速比分布图地壳由北东向南西逐渐加厚(45~55 km). 后龙门山的地壳厚度小于松潘-甘孜地块, 相差 3.4 km, 也是由北东向南西逐渐加厚. 平武(PWU)台的位置已经靠近后山断裂, 其地壳厚度也接近后龙门山. 前龙门山和后龙门山之间平均地壳厚度的差异达5.3 km. 本文的结果虽不能够判断中央断裂带是否切穿莫霍界面,或其两侧是否存在莫霍界面的断错, 但是前、后龙门山之间较大的地壳厚度变化是无疑的. 位于第四纪冲积平原的台站下方, 地壳厚度则为40~43 km, 与前龙门山的地壳厚度差别不大.图6(b)显示了各台站下方的平均地壳波速比分布. 根据各台站的结果获得各构造单元下方的平均楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1214地壳波速比: 松潘-甘孜地块为1.73; 后龙门山为1.70; 前龙门山为1.75; 而四川盆地南部则为1.83. 后龙门山的波速比偏低, 可能是由于该地区上地壳S 波速度较高(正异常)[20]. 位于成都第四纪冲积平原内各台站的地壳波速比普遍较高(>1.80), 除四川盆地是一个较稳定的刚性地块, 地壳平均速度较高(6.45∼6.50 km/s)[14]的原因外, 可能还由于存在巨厚的沉积层(∼6 km), 且其中的剪切波速度偏低.3.2 地壳S 波速度结构接收函数叠加方法利用速度界面产生的转换波和界面间的多次反射波确定地壳厚度和平均波速比, 因此莫霍界面深度是可靠的. 从接收函数反演获得的S 波速度结构与初始速度模型有一定的关系, 在反演中增加莫霍界面深度和地壳平均波速比的约束可以减少结果的不确定性. 同时, 依据该地区已有的地壳速度结构资料[12,13], 通过前面获得的地壳平均波速比将P 波速度换算成S 波速度, 作为设置初始模型的主要依据. 图7显示了位于后龙门山和前龙门山的两个台站(WCH, ZJG)的接收函数拟合程度(WCH 和ZJG 台站的RMS 失配分别为0.0265和0.0243)和最终的S 波速度结构.图8显示了20个台用接收函数反演得到的地壳上地幔顶部的S 波速度结构. 研究区域内松潘-甘孜地块的5个台站(XJI, MEK, HSH, SPA 和PWU), 位于龙门山断裂带的西北侧, 下地壳显示出低速异常特征, 与沿北纬30°线巴塘-康定段的接收函数反演结 果[28]一致. 位于后龙门山南部的汶川(WCH)和茂县(MXI)台站, 中下地壳显示低速异常, 而北部的青川(QCH)台站有所不同, 其下地壳不存在低速异常, 但是在上地壳则有明显的低速层. 后龙门山南部的中下地壳低速异常, 与松潘-甘孜地块一致, 可以认为是青藏高原东部地区的一个较大范围的构造特征[29]. 在前龙门山, 主要的速度异常在上地壳, 中下地壳则是速度连续递增. 垠台山(YTS)的速度结构与前龙门山的其他台站有较大的差异, 可能与该台站位置靠近秦岭大巴山地区有关. 在四川盆地, 莫霍界面清晰, 地壳内速度随深度正常分布, 属于克拉通地壳结构类型. 虽然个别台站的速度结构中存在小规模的低速层, 但仅是局部现象. 总体而言, 前龙门山的地壳速度结构与四川盆地相似, 而后龙门山则与松潘-甘孜地块的地壳速度结构相似. 因此, 我们认为中央主断裂带是青藏高原东部与扬子地块之间的边界断裂.在沿平行于构造带走向的地壳结构横向变化不大的情况下, 沿垂直于构造带的剖面上进行相关的接收函数的偏移和叠加是可行的(Schulte-Pelkum 等[30]). 前面的H -k 叠加分析和接收函数反演结果表明, 沿龙门山走向的地壳结构横向变化不大, 因此, 我们可以在图2中用虚线表示的剖面位置上对相关的接收函数进行偏移和叠加. 图9显示了用接收函数的叠加和偏移方法[31]获得该剖面的地下结构. 由于 剖面上的台站分布不均匀, 部分的台站间距过大,图7接收函数反演获得的台站下方S 波速度结构((a), (c)), 以及观测(实线)和理论计算(虚线)的接收函数的拟合程度((b), (d)). (a)和(b), WCH 台;(c)和(d), ZJG 台中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1215图8 区域内20个台站接收函数反演获得的S 波速度结构箭头表示莫霍界面的位置. (a)~(e) 松潘-甘孜地块; (f)~(n) 龙门山断裂带; (o)~(t) 四川盆地偏移叠加得到的地壳结构图像是初步的. 在与龙门山断裂带正交的剖面上, 显示了从松潘-甘孜地块, 穿过龙门山断裂带, 进入扬子克拉通地壳厚度减薄的有意义的横向变化. 松潘-甘孜地块的下地壳存在的低速异常, 而扬子地块则无明显的低速异常.4 布格重力异常分析和横穿断裂带的二维地壳密度剖面图2显示的川滇地区的布格重力异常资料[32], 其标准误差为 3.0 mGal [33]. 在龙门山断裂带及其附近地区, 布格重力异常从马尔康的−375 mGal 急剧上升至盆地内的−125 mGal. 利用小波分析方法[34]可将川滇地区的布格重力异常分离为局部异常和区域异常, 从而得到地壳上地幔不同深度的密度扰动分布图像[32]. 局部重力异常由中上地壳密度不均匀性引起, 而区域异常则由地壳下部和上地幔顶部的密度变化所引起. 依据同样的方法和步骤, 得到了在龙门山及其附近地区的视密度分布(图10), 在中上地壳(称为浅楼海等: 2008年汶川M s8.0级地震的深部构造环境1216图9 远震接收函数偏移叠加的二维地壳剖面图10 龙门山及其邻近地区浅部和深部平均密度扰动分布图(a) 中上地壳密度变化; (b) 下地壳和上地幔顶部密度变化部), 四川盆地的密度较高, 松潘-甘孜地块密度较低. 龙门山断裂带位于密度较高的一侧, 显示出松潘-甘孜地块向东南方的扬子地块逆冲的结果. 在地壳下部和上地幔顶部(称为深部), 四川盆地依然为高密度区(密度扰动: +0.05 Mg/m 3), 但位置与浅部稍有不同. 盆地下方存在高密度物质, 表明四川盆地是一个坚硬的块体. 松潘-甘孜块体依然是低密度区(密度扰动:−0.05 Mg/m 3), 表明物质相对比较软弱, 有利于下地壳物质的流动. 四川盆地高密度块体阻挡了青藏高原东部下地壳物质向盆地下方的流动.从图2的布格重力异常数据按照虚线位置截取出横穿龙门山断裂带的重力异常剖面, 并进一步求取沿剖面的二维地壳密度结构. 根据该地区已有的P 波地壳速度结构模型[12~14], 以及用接收函数叠加和中国科学 D 辑: 地球科学 2008年 第38卷 第10期1217偏移的方法获得的二维图像(图9), 使用密度和P 波速度之间的经验关系式, 即Nafe-Drake 曲线[35,36], 构成二维地壳上地幔顶部的密度初始模型. 然后, 用 对布格重力异常数据作正向拟合方法[37]来改进初始模型.沿该剖面的二维地壳密度结构如图11所示. 沿剖面密度结构计算的重力异常与实际观测的重力异常值之间的均方差为1.1 mGal. 四川盆地的沉积层厚度为6 km 左右, 密度为2460 kg/m 3. 沿剖面的密度结构以龙门山断裂带为界, 在6 km 以下的各个地壳层位上, 断裂带东南侧盆地内的密度比西北侧高原内的密度高出大约20 kg/m 3. 在地壳二维密度模型中, 盆地和高原内部的每一层内密度仍可能有少量的横向变化, 但这里并未顾及到. 高原下方深度在10~ 15 km 范围内存在低密度层, 它与深地震测深和大地电磁测深得到的低速-高导层[14,15]相对应. 在上地 幔顶部, 四川盆地的平均密度值比川西高原高出100 kg/m 3.本文的接收函数(H, k)叠加结果表明, 后龙门山的地壳厚度小于松潘-甘孜地块, 差距为 3.4 km. 前龙门山和后龙门山之间平均地壳厚度的差异达 5.3 km. 因此, 地壳厚度变化最剧烈的地区在龙门山断裂带内. 然而, 布格重力异常梯度最大的地区位于龙门山断裂带的西北侧. 如前所述, 二者不一致的原因来自龙门山断裂带的逆冲构造.远震P 波接收函数和布格重力异常的联合分析结果支持龙门山断裂带的深部构造为滑脱-逆冲型的论断[8,38]. 在松潘-甘孜地块很可能存在双层的滑脱构造. 上层滑脱发生在10~15 km 的深度上[14~16], 该滑脱构造表现为高温韧性滑脱剪切带. 下层滑脱则发生在30 km 左右的深度上, 其下方为青藏高原东部广泛存在的下地壳流[5,6,16,28,29,39,40]. 图12显示了龙门山断裂带深部构造环境及其向下延伸的可能模式.5 讨论和结论远震接收函数方法是研究地壳结构和组成的一种有效方法[41]. 利用龙门山及邻近地区的20个宽频带地震台站远震记录, 用接收函数叠加方法求得龙门山断裂带西侧的松潘-甘孜地块的平均地壳波速比为1.73. 后龙门山为1.70; 前龙门山为1.76. 四川盆地南部为1.82. 实验室测试表明[42], 波速比的变化主要是由于SiO 2含量的变化所引起, 较多铁镁质的地壳对应着较高的波速比, 而与温度和压力关系不大. 无论是斜长石含量的增加或SiO 2含量的减少都可以导致波速比的增加. 在地壳温度和压力条件下对最可能成分的实验室测试得到, 波速比的变化从上地图11 根据布格重力异常获得的二维地壳剖面密度分布以及拟合效果(a)中连续曲线表示观测值, 加号表示依据二维密度模型的计算值. (b)中F1, F2和F3与图1表述相同. 剖面位置见图2虚线。
太行山的地貌特征及成因分析——以太行山中、南段嶂石岩地貌为例
2019年9期研究视界科技创新与应用Technology Innovation and Application太行山的地貌特征及成因分析———以太行山中、南段嶂石岩地貌为例雷庆，刘定坤，李圣，季玮（成都理工大学地球科学学院，四川成都610059）1太行山的地质概况1.1太行山的地层特征根据钻井资料，三叠系在华北地块中部岩性为长石砂岩以及砂砾岩，厚达1200m （王桐和，1995），但在在渤海湾盆地内部大部分缺失，仅在坳陷内部零星分布。
中-下侏罗统岩性以泥岩、砂岩以及大量的火山碎屑岩为主。
上侏罗统以火山岩为主，分布于太行山北部。
下白垩统以泥岩、火山碎屑岩、火山岩为主，分布于华北地块东部盆地。
上白垩统以砖红色中细粒砂岩夹泥岩为主，分布较少。
至新生代时期，渤海湾盆地内部为一套河湖相沉积，最底层为砂岩，但砂岩中间夹有生油层（叶琳，2013）。
1.2太行山经历的构造运动晚侏罗世华北板块多向汇聚，在板块边缘形成了多个方向逆冲推覆构造。
其中太行山地区主体构造方向为NNE-NE 向，表明主要受古太平洋板块俯冲的影响。
至早白垩世晚期，研究区东部由挤压体制转变为伸展体制形成了大量的断陷盆地，而西部仍处于挤压构造应力场下，此时太行山隆起于两者之间。
至新生代，在伸展构造作用下华北高原彻底垮塌形成了渤海湾盆地。
至中新世末-上新世初，太行山地区进入新构造运动阶段，山西地堑系、太行山南北缘以及太行山内部山间盆地开始形成（曹现志，2014）。
借此认为，太行山地区的构造运动使得太行山东西两侧产生了强烈的地势差为后来研究区的地貌形成提供了动力。
2嶂石岩地貌的特征及形成嶂石岩地貌形成于北方的低温少雨的环境中，其岩体为元古界石英砂岩地层，具有明显的区域性特点。
2.1嶂石岩的地貌特征嶂石岩在垂直景观上可分为沟底、底栈、二栈、三栈和顶栈五个层次（如图1所示），嶂石岩风光主要集中在三层剥蚀面分割的悬崖绝壁部分，众多的嶂谷又从纵向上组合成了一系列的次级景观单元。
太行山构造带壳幔结构分段性特征
区发 展 ， 构 愈 加 复 杂 化 ； 段 到 达 北 京 地 区 ， 结 北 由于 该 区 是 太 行 山 与 燕 山构 造 带 的 交 汇 地 区 ， 下 地 壳 出现 薄 高 低 中 速 转 换 层 位 ， 现 不 稳 定 状 态 。沿 太 行 山 构 造 带 东 缘 是 地 震 活 动 带 一河 北 平 原 地 震 带 ， 过 对 比 速 度 结 构 与 地 震 呈 通
１ 理 论 与方 法
１ １ 纯 Ｓ波 拟 合 理 论 ．
而太行 山构 造 带 速 度 结 构 稳 定 ， 下 地 壳 都 比 较 中
厚 ［ｌ ４。
本 文仅 讨论 深源 远震 Ｓ波入 射 台下 壳幔层 状 介 质结 构情 况 ， 每层 介 质 为 水 平 、 匀 、 向同性 和完 均 各 全弹性 。设 第 ｎ界 面 是 被 拟 合 的 台下 介 质 的 底 界 面 ， 是 Ｐ波 的位 移势 函数 ， 是 Ｓ 波 的 位移 势 函 Ｖ 数 ， 标 一表示 上行 波 ， 上 ＋表示 下 行 波 。 由于 只 有 Ｓ 波入射 ， 故 ＋ ：０ 地 表 自由 面应 力 为 ０ 则 在 柱 １ ， ， 坐标 系统 Ｂ， Ｃ标矢 中 ， Ｐ， ｎ层 水 平 层 状介 质 的地 面 泣侈 的矩 阵方 程为 ：
撞 导致 介质 的向东 挤 出 ， 是 与 华 北 整 个 岩石 圈减 还
薄的过 程有 关 ， 然 是 目前 争 论 的焦 点 。本 文 从 研 仍 究 沿太 行 山构造 带 的深 部 剪 切 波 速 度 结 构 出发 ， 分 析 山脉 下方 的介 质 性 质 ， 山 脉 的演 化 给 出一 定 的 对 约束 （ １ 。 图 ）
地理-2023届苏州市高三高考考前地理冲刺卷(一)试卷
2023届苏州市高三高考考前冲刺卷（一）地理2023.05 本试卷分第Ⅰ卷（选择题）和第Ⅱ卷（综合题）两部分。
共100分。
考试用时75分钟。
注意事项：1．答卷前，考生务必用黑色字迹的钢笔或签字笔将自己的姓名和考生号、考试号、座位号填写在答题卡上。
2．选择题每小题选出答案后，用“2B”铅笔把答题卡上对应题目选项的答案信息点涂黑，如需改动，用橡皮擦干净后，再选涂其他答案，答案不能答在试卷上。
3．非选择题必须用黑色字迹钢笔或签字笔作答，答案必须写在答题卡各题目指定区域内相应位置上；如需改动，先划掉原来的答案，然后再写上新的答案；不准使用铅笔和涂改液，不按以上要求作答的答案无效。
4．考生必须保持答题卡的整洁。
考试结束后，将试卷和答题卡一并交回。
第Ⅰ卷（选择题共46分）一、单项选择题：本大题共23小题，每小题2分，共46分。
在每小题给出的四个选项中，只有一项是符合题目要求的。
风云三号E星是全球第一颗在晨昏轨道运行的太阳同步气象卫星，与在轨的风云三号C星、D星形成“晨昏、上午、下午”三星组网格局，可实现全球观测资料的完全覆盖。
E星装载最先进的微光成像仪，可大幅提高弱光条件下的监测精度。
图1示意晨昏轨道、上午轨道和下午轨道。
读图回答1～2题。
1．与上午轨道卫星和下午轨道卫星相比，晨昏轨道卫星A．太阳能补充不足 B．两侧温度差异小C．对地观测时，成像仪检测精度较低D．对地观测时，当地的太阳高度角小图12．2021年7月17日（农历六月初八），当E星观测到巴西圣保罗（23°S，47°W）的万家灯火时，下列现象可信的是A．中国北极黄河站（79°N 12°E）极光绚烂B．夏威夷火奴鲁鲁（21°N 158°W）烈日当空C．冰岛雷克雅未克（64°N 22°W）月亮摇挂东面天空D．墨西哥圣地亚哥（23°N 110°W）此时地表气温最低研究人员将1971～2020年间云贵高原地区持续7天以上的锋线事件进行合成，并根据其移动特征划分为三种锋面类型。
豫西焦作北山地区构造特征及其演化过程分析
豫西焦作北山地区构造特征及其演化过程分析徐江红;朱淑慧;乔雨;刘思聪【摘要】太行山南缘的构造特征、区域演化史及应力场一直是众多学者所研究的热点.豫西焦作北山地区位于太行山背斜的东南方向,太行山山前大断裂由此穿过,造成该地区构造特征的复杂性.在对豫西地区的区域地质背景分析的基础上,通过大量野外构造现象调查,分析了豫西焦作北山地区构造的几何学特征;在此基础上,探讨了研究区的构造演化史及其动力学机制.研究结果表明:豫西焦作北山地区构造现象比较复杂,区域构造以断裂构造和宽缓波状褶曲为主,伴随发育许多拖曳褶皱、推覆构造、次级小断层等构造现象.显著的地貌标志、构造标志和地层缺失等地质现象都印证了凤凰岭断层的存在;研究区构造演化主要受燕山期的太行山背斜和凤凰岭大断层的控制.该研究完善了太行山南部山前断裂发育特征及其演化的基础地质资料,并对豫西地区构造控矿规律有重要的实践意义.【期刊名称】《科学技术与工程》【年(卷),期】2016(016)020【总页数】7页(P15-21)【关键词】构造特征;构造演化;动力学机制;豫西焦作北山地区【作者】徐江红;朱淑慧;乔雨;刘思聪【作者单位】河南理工大学资源环境学院,焦作454000;河南理工大学资源环境学院,焦作454000;河南理工大学资源环境学院,焦作454000;河南理工大学资源环境学院,焦作454000【正文语种】中文【中图分类】P542.2太行山山前断裂带横穿华北地区的中部，是太行山隆起区和华北平原的构造分界线；该断裂带由一系列呈NNE向展布或近SN向展布的相间排列的隆起和坳陷区构造组成的深大断裂，北起北京怀柔，经过涞水、保定、石家庄、邢台、邯郸、安阳、鹤壁、新乡和焦作等地区[1—3]。
太行山构造带长期以来一直是华北地区受地质工作者关注的地质构造单元之一。
前人对太行山的构造特征与焦作煤层发育的关系做了很多研究，并取得了大量的成果[4—7]，关于太行山造山机制的研究、中生代隆升时间等具体问题仍然存在很大的争议[8—11]。
中国台湾海峡海底地壳厚度、地层岩性及断裂构造
中国台湾海峡海底地壳厚度、地层岩性及断裂构造胡经国据报道（20121110），中国台湾海峡海底地质调查研究程度较低。
台湾海峡西部直接钻探还未开展，仅其东部直接钻探开展较多。
因此，对台湾海峡海底地质的了解主要根据其东部地质资料及地球物理勘探成果综合解释。
一、地壳厚度由于缺乏深地震测深资料，因而主要利用布格重力异常推算地壳厚度。
台湾海峡及邻区地壳厚度具有明显特征。
㈠、海峡地壳属于减薄型地壳大陆地壳平均厚度为35公里，而台湾海峡地壳厚度仅仅在29公里以下。
与相邻的闽、台陆域地壳相比较薄，如台湾中央山脉地壳厚度达35公里，福建大川、漳平一带地壳厚度为34公里左右。
㈡、自陆向海地壳厚度呈波状起伏台湾海峡西侧陆地地壳厚度较大，至台湾海峡地壳厚度减小，向东至台湾地壳厚度又增大，台湾东部外海地壳厚度又减小至20公里，形成波状起伏的地壳厚度变化。
这显示台湾海峡内具有地幔上隆、地壳减薄，台湾中央山脉地壳加厚，受大洋板块俯冲挤压造山的特征。
㈢、地壳分区明显台湾海峡与邻区构成4个地壳分区：海峡减薄型地壳区、东侧台湾岛与西侧福建地壳区、东南台湾西南海域大陆－大洋地壳过渡区（由27公里直减至20公里）。
二、地层岩性根据地球物理勘测、石油勘探研究成果，海区内白垩系－新生界地层都有不同程度的发育。
但是，由于台湾海峡东、西部地质工作程度不一致，西部目前仅根据地震反射层划分地层层组，还未直接钻探揭示。
现按由老到新的时代顺序介绍如下。
㈠、白垩系（K）白垩系已在台湾海峡东部的南北部大部分地区被揭露。
其主要为一套海相碎屑岩建造；但是在不同地区其发育程度、厚度和埋深等均有差异。
台湾海峡南部地区的白垩系已在澎湖、台湾浅滩和台西南盆地等处钻孔中钻遇。
除了台湾浅滩东缘（CEJ-1井）属于中白垩统以外，其余主要属于下白垩统。
澎湖一带白垩系下统发现于通梁1号井（TL-1井）的503.5米以下，由含燧石且受到热液蚀变的长石砂岩、砂岩、粉砂岩和玄武岩等组成。
江苏及邻区地壳上地幔结构研究
（ 者 电子 信 箱 ，房 立 华 ： ｈ ｃａｉ ．ｃｅ ） 作 ｌ ｆ ＠ ｅ— ｐ ａ．ｎ ｇ
江 苏 及 邻 区地 壳上 地 幔 结构 研 究
黄 耘
１０ ８ ） ０ ０ １ （ 中国地震局 地球 物理 研究所 ， 京 北
中 图分 类 号 ： Ｐ １ ． ； ３ ３ ２ 文 献 标 识 码 ： Ａ；
２ ｍ逐 渐 向西 北方 向变厚 ， 入 山西高 原 、张家 口地 区达 到 ４ ｍ， ８ｋ 进 ４ｋ 其横 向变化达 １ ｍ。 ６ｋ 在
太 行 山 山前 断裂 附近 ，莫霍 面厚度 由东部 的 ３ ｍ 左 右 ，至西 部 突 变为 ４ ｍ 左右 。燕 山隆 ６ｋ ０ｋ 起 带地 壳厚度 由渤 海边 的 ３ ｍ，向西逐 渐加深 至 约 ４ ｍ。 ２ｋ ４ｋ
（ ）采用 远震 体 波接 收 函数 方 法 ，研 究 了江 苏 及 邻 区不 同构 造 部 位 台站 下 方 的深 部 结 ３
构 ，第 一次获 得 了研 究 区不 同构造 块体 的岩 石 圈厚度 ，为 该 区地 球 动 力 学模 型 的研 究提供 了
一
定 的证据 。
（ ）通过对 ３个二级构造单元 的各层速度分布、加权 Ｒ Ｓ ４ Ｍ 速度、莫霍面深度 、 震源深度
造 非 常复杂 。
本文首先 回顾 了研究区的地质构造背景 ， 分析 了研 究区已有的深部结构研 究成果 ， 然后 采用多种方法系统研究 了江苏及邻区的深部结构。 本文 具有 以下几个 创 新点 ： （ ）有效地 将双 差法和 遗传 法 两种 定位 方法相 结合 ，第一次 对研 究 区丰 富 的地震 进行 重 １
第 ２期
中 国地震局地球 物理研究所 ２０ ０ ９届博 士学位论文摘要
鲁西隆起、沂沭断裂带及胶南隆起区域地壳厚度、泊松比分析
鲁西隆起、沂沭断裂带及胶南隆起区域地壳厚度、泊松比分析申金超;张斌;苏道磊;刘晨【摘要】利用远震接收函数方法得到鲁西隆起、沂沭断裂带及胶南隆起区域30个宽频带地震台站下方的地壳厚度、泊松比值.结果显示:该区域地壳厚度和泊松比呈现不均一、变化大的特征,其中泰山地区、沂沭断裂带郯城-莒县段及RZH台下方地壳厚度值小、泊松比值高.经分析认为,鲁西隆起地壳厚度薄、泊松比值高的区域与底部地幔物质上涌及热侵蚀作用相关;沂沭断裂带地壳厚度和泊松比具有明显分段的特征,体现在断裂带郯城-莒县段地壳厚度薄、泊松比高;莒县-安丘段与断裂两侧的地壳厚度、泊松比值相近,说明其壳幔相互作用主要体现在郯城-莒县段;胶南隆起地区仅RZH台站下方地壳厚度值低、泊松比值高,结合该区域重力异常梯度带特征,推测大型的北北东向断裂带可能是造成RZH台站下方低地壳厚度值和高泊松比值的原因.【期刊名称】《地震研究》【年(卷),期】2016(039)002【总页数】9页(P246-254)【关键词】远震接收函数;地壳厚度;泊松比;鲁西隆起、沂沭断裂带及胶南隆起区【作者】申金超;张斌;苏道磊;刘晨【作者单位】济南市地震局,山东济南250099;济南市地震局,山东济南250099;中国科学院青岛海洋所,山东青岛266071;济南市地震局,山东济南250099【正文语种】中文【中图分类】P315.7鲁西隆起、沂沭断裂带及胶南隆起区域位于华北板块和扬子板块碰撞拼合地带，构造环境复杂，以沂沭断裂带为界，鲁西隆起和胶南隆起分别位于断裂带西侧和东侧，其中鲁西隆起为华北板块内部伸展作用的结果，沂沭断裂带为大型走滑剪切构造带，胶南隆起属于碰撞造山的产物，多种类型的构造作用导致该区域地壳变形强烈。
目前鲁西隆起伸展构造的成因模式还存在多种观点：(1)受郯庐断裂剪切和后期南北向拉张作用，形成的以掀斜断块为特征的伸展构造(李万程,1998)；(2)受地幔作用影响而形成的伸展隆起构造(牛树银等,2004;燕守勋,1994)；(3)类变质核杂岩模式(王桂梁等,1992; 张自恒,1995)等。
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利 用 接 收 函数 研 究 太 行 山前 断 裂
南 部 地 区地 壳厚 度
陈 睿 ） ， ２ 闰俊 岗 闰 楷２ 万 娜２ 张予 川２
１ ） 中 国湖 北 ４ ３ ０ ０ ７ ４中 国地 质 大 学 （ 武汉 ） ２ ） 中 国郑 卅【 ４ ５ ０ ０ １ ６河 南省 地 震 局 ３ ） 中 国 河北 ０ ５ ６ ０ ０ ６邯 郸 中心地 震 台 摘 要 利 用 太 行 山 前 断 裂 南 部地 区 宽 频 带 数 字 化 地 震 台站 的远 震 体 波记 录 ， 采用 频率 域 反 褶 积 方 法 提 取 接 收 函 数 ， 由 Ｈ－ －Ｋ ａ ｐ ｐ ａ 叠 加 方法 反 演 得 到 各 台站 下 方 地 壳 厚 度 和 泊 松
阴洼 陷堆 积 厚 ２ ８ ０ ０ ｍ 的下 第 三 系 ，上 第 三 系厚 ７ ０ ０余 米 。
该地 区地 震 活 动相 对 频 繁 ，历 史 记 载 的最 大破 坏 性 地 震 是 １ ８ ３ ０年 ６月 １ ２ 日河北 磁 县７ 级地震 ； １ ９ ７ ０年 以来 现 代 地 震 记 录 显 示 ，磁 县 、林 州 地 震 活动 相 对 密 集 ，呈 团簇
邯郸 一 安 阳段 主 要 是邯 郸 断 裂南 段 。邯 郸 断 裂带 北 起邢 台 以北 ，南至 安 阳南 断 裂 ，长 １ ３ ０ ｋ ｍ， 由梧东 、双 西和 邯郸 断 裂 组成 。邯 郸 断裂 是 其 主干 断裂 ，总体 走 向 ＮＥ １ ０ 。 一２ ０ 。 ，
倾向 Ｓ Ｅ Ｅ ，倾角一般 ４ ０ 。 一６ ０ 。 ，正断裂性质。此断裂中、新生代有明显活动 ，据石油地质 勘探资料 （ 石油物探局地质研究院 ，１ ９ ９ １ ） ，南段与临漳断裂一起控制邯郸 中、新生代凹陷 的发育。邯郸凹陷为双侧断陷 ， 堆积厚 １ ０ ０ ０ ｍ的上侏罗统和 白垩系 ， 下第三系厚 １ ９ ０ ０ ｍ。 安 阳一 新 乡 段 为 汤 西 和 汤 东 断 裂 及 其 控 制 的 汤 阴 凹 陷 。 汤东 断 裂 、汤 西 断 裂 近 平 行 分布 于太 行山山前断裂带南段 ，正断裂性质 ，共 同控 制汤阴凹陷的发育 。汤西断裂走 向
分 布 有 关 ，石 英 、 长石 含 量 高 。
关键 词
接 收 函数 ；地 壳 厚 度 ； Ｈ－ － Ｋａ ｐ ｐ ａ ；叠 加
０ 引言
太 行 山 山前 断 裂 带 位 于 太 行 山 脉 与 华 北 平 原 的过 渡 地 带 ，北 起 北 京 怀 柔 附 近 ， 向
南经房 山和河北 省的涞水 、保 定 、石家庄 、邢 台、邯 郸及河南省 的安 阳、汤 阴至新 乡 ， 总 体 呈 ＮＥ —Ｎ ＮＥ向展 布 ，全 长 约 ６ ２ ０ ｋ ｍ ，是 华 北 及 中 国 东 部 地 区 的 一 条 重 要 构 造 带
第 ３ ６卷
２ ０１ ５钲
第 ５期
１ ０月
地 震 地 磁 观 测 与 研 究
ＳＥ１ ＳＭ ＯＬＯＧＩ ＣＡＬ ＡＮＤ ＧＥＯＭ ＡＧＮＥＴＩ Ｃ ＯＢＳ ＥＲ ＶＡＴＩ ＯＮ ＡＮＤ ＲＥＳＥＡＲＣＨ
Ｖｏ１ ． ３６ Ｎ ｏ．５ ０ｃ ｔ ． ２０１ ５
ｄ ｏ ｉ ： １ ０ ． ３ ９ ６ ９ ／ ｊ ． ｉ ｓ ｓ ｎ ． １ ０ ０ ３ — ３ ２ ４ ６ ． ２ ０ １ ５ ． ０ ５ ． ０ ０ １
比。 结 果 显 示 ：① 该 区 域 地 壳 厚 度 分 布 为 西 部 较 厚 ，东 部 较 薄 ，莫 霍 面 呈小 角度 向 西 倾 斜 。 西 部 长 治 盆地 地 壳厚 度 ４ ０ ． ２ ｋ ｍ，东 部 平 原 地 区地 壳 较薄 ，厚 度 ３ １ ． ８ ｋ ｍ，地 壳 变 化 落差约 ９ ｋ ｍ ；② 在太 行 山 与平 原 交接 地 带 ，特 别 是 沿 太 行 山 弧 形分 布 的主 峰 外 缘 ，即 一 级 夷 平 面 和 二 级 夷 平 面 的 分 界 线 附 近 地 壳 厚 度 变 化 较快 ；③ 接 收 函数 反 演 的 地 壳 厚 度 与 人 工 地 震 测 深 结 果 吻合 ， 太 行 山 隆起 区地 壳 变 厚 ， 汤 阴地 堑 地 壳 变 薄 ， 内黄 隆 起地 壳 变 厚 ， 表 明 深 部 莫 霍 面 或 上 地 幔 的 隆 起 、凹 陷 与 地 面 起 伏 呈 镜像 对称 ；④ 区域 内 泊 松 比值 变 化 不 大 ，约 ０ ． ２ ３ 一Ｏ ． ２ ７ ，表 明 该 地 区地 下介 质 主 要 由 中酸 性 岩 组 成 ，与 较 大范 围 的 花 岗 岩
地
震
地
究
靠 近 断 裂 下 降 盘 一 侧 ，下 第 三 系 厚 ３ ０ ０ ０ ｍ。 晚第 三 纪 断 裂 有 过 强 烈 活 动 ，控 制 了千 余 米厚 的上 第 三 系沉 积 。汤 东 断 裂 走 向 ＮＥ ３ ０ 。 ，倾 向 ＮＷ Ｗ ，长 ９ ０多 千 米 。断 裂 下 降盘 汤
ＮＥ ３ ０ 。 ，倾 向 Ｓ Ｅ Ｅ，长 约 ７ ０ ｋ ｍ。 该 断 裂 南 段 早 第 三 纪 活 动 强 烈 ，汤 阴 凹 陷 的 汲 县 洼 陷
作者简 介 ：陈睿 （ １ ９ ７ ９ 一） ，男 ，工程 师 ，中国地 质大学在 读硕士 ，主要 从事地震监测 预报研究工作 。
Ｅ — ｍａ ｉ ｌ ： ｃ ｈ ｒ ８ ８ ６ ０ ＠１ ２ ６ ， ｃ ｏ ｎ ｒ 基 金 项 目 ：河 南 省 地 震 局 ２ Ｏ １ ４年 科 研 基 金 资 助 本 文 收 到 日期 ： ２ Ｏ １ ５ 一 Ｏ ４ ２ ０
（ 徐 杰 等 ，２ ０ ０ ０ ） 。本 文 主 要 研 究 太 行 山前 断 裂 带 南 部 地 区 ，研 究 区 域 范 围为 ３ ５ 。 ｏ ０ 一
３ ６ 。 ５ ４ Ｎ，１ １ ３ 。ｏ ０ 一ｌ １ ５ 。 ０ ０ Ｅ，主要 地 质 构 造 包括 邯 郸一 安 阳段 和 安 阳一 新 乡 段 。