据中国地震台网报道：北京时间2014年9月6日16时37分41.8秒河北省逐鹿县发生4.3级地震，震中位置为北纬40°18′0.28″，东经115°23′55.53″，震源深度10 km.至当日19时30分，已发生余震8次，其中最大余震1.5级，地震类型为主震-余震型.怀—涿地区是我国首都圈重要地震活动区之一，自公元294年以来共发生8次超过5级的地震，其中大于6级的地震有3次，它们分别是1337年怀来6.5级地震、1484年延庆6.7级地震和1720年怀来6.7级地震.据不完全统计，2002—2013年期间仪器记录到276个地震事件，其中大于2.0级地震达24次(据国家地震科学数据共享中心网).4.0级以上的地震大都发生在盆地差异运动强烈的地段和新活动断裂交汇处，震源深度基本在5~20 km范围内，且震中位置主要集中在怀—涿盆地的西北缘和东南缘的盆岭交界部位(王培德等，1997；许向彤等，1997)，前者震中群呈现NW向排列，后者呈现NE向排列，本次地震震中位置也隶属于此区(如图 1).由于首都圈在政治、经济和文化上处于特殊位置，加之人口稠密，因此怀—涿震区严重威胁着首都圈西侧人民生命和财产安全(高学文和马瑾，1993)，为了查明该区域深部地质结构，进而分析震区孕震环境、发震机制及再次发震可能性，已做了大量地质与地球物理工作：许向彤等(1997)、文彦君和郑文涛(2004)、谢福仁等(2007)利用怀来数字地震台网的记录资料，分析了怀来地区近期地震活动性和构造应力场，指出怀来盆地的主压应力轴的方位角为56°，与NEE向的华北地区的区域构造应力场的方位一致；张先康等(1996)、祝治平等(1997)、王帅军等(2011)利用深反射地震和宽反射/折射研究了延—怀地区壳幔速度结构，发现中下地壳存在低速体；刘国栋等(1984)应用大地电磁测深在论述华北地区壳内高导层及其与地壳构造活动性的关系中指出怀—涿地区存在壳内高导层；刘明清等(1994)对延庆、怀来地区航磁资料进行了数据处理与反演，通过对结果的分析认为延—怀地区地震发生与壳幔热物质上涌、块体之间差异运动有密切关系.

图 1

Fig. 1

图 1 延—怀盆地地形与构造简图 F1怀—涿盆地北缘断裂；F2桑干河隐伏断裂；F3延—矾盆地北缘断裂；F4黄土窑—土木隐伏断裂. Fig. 1 Sketch map showing topography and tectonics of the Yan-Huai basin F1 Huai-Zhuo basin north edge fault; F2 Sanggan river hidden fault; F3 Yan-Fan basin north edge fault; F4 Huangtuyao-Tumu hidden fault.

大地电磁测深法是现今探测地球深部结构的重要手段之一.为了进一步揭示怀—涿地区深部地质结构特征，了解本次地震的深部孕震环境、怀—涿盆地西北缘与东南缘两个震区之间的内在关联及本次发震机制，开展了一条近东西向的大地电磁测深剖面探测，经二维反演获得了该区电性结构剖面，并对已有重磁数据进行三维聚焦反演，根据以上重磁电反演结果，对以上问题进行了分析和探讨.

如图 1所示，怀—涿盆地位于燕山褶皱带南缘，太行山隆起北部，西接宣化盆地，东临华北断坳.主要由怀—涿盆地和延—矾盆地两个彼此相互连通的次级盆地构成，为新生代时期形成的北东向沉积盆地(吴子荣等，1979).由太古界桑干群片岩及片麻岩构成的结晶基岩，在燕山褶皱带区广泛出露；寒武-奥陶系主要分布在太行山隆起区及其西侧；侏罗系在太行山区西侧和燕山地区分布较广；白垩系局部分布在张家口一带；沉积厚度为2 km左右的新生代盖层分布在断陷盆地内(祝治平等，1997).区域性的差异升降，形成一系列NE、NW向延伸的控盆断裂构造，主干断裂有四条，分别为怀—涿盆地北缘断裂(F1)、延庆—矾山盆地北缘断裂(F2)、桑干河断裂(F3) 和黄土窑—土木断裂(F4).其中怀—涿盆地北缘断裂和延庆—矾山盆地北缘断裂分别是怀—涿盆地和延—矾盆地的北缘西北边界，二者均为晚更新世-全新世活动正断层，前者起始于溪源，途经鸡鸣山、新保安，直达黄土窑东北部，全长约58 km，呈弧形展布，整体走向为NEE，断层面倾向为SE，倾角50°~75°(徐锡伟等，2002).后者起始于黑山寺，途经桑园堡、狼山村、向东北直达黄柏寺，全长约58 km，由一系列不连续的正断层组合而成，整体走向为NEE，断层面倾向为50°~80°(冉勇康等，1998).桑干河断裂为北倾隐伏正断层, 位于涿鹿盆地南部老君山山前晚更新世冲洪积扇台地北缘与桑干河南岸之间，晚更新世晚期仍有活动，全长约32 km, 总体走向近EW，断层倾向N，倾角70°左右.徐锡伟认为该断裂最晚活动时代为晚更新世晚期，全新世以来活动不明显.本次地震的发震构造可能为此构造的次级断裂构造.黄土窑—土木断裂是一条北西向基底隐伏正断裂，全长26 km，倾向为SW，倾角65°~75°，全新世有活动(车用太等，2001).

为了查明怀涿地震区的深部地下结构，我们对该区开展了大地电磁测深测量工作，剖面西起涿鹿县青山村，东至怀来县后郝窑村.工作中所使用仪器为加拿大凤凰公司生产的MTU-5A宽频大地电磁测深仪，采集频段为320~0.0005 Hz，观测时间为24 h，平均点距为4.5 km，共8个物理点，剖面总长度约为32 km(如图 1).对各测点的原始时间序列数据经傅里叶变换由时间域转化为频率域，并通过Robust估计处理技术求得视电阻率、相位和阻抗等信息(Egbert and Booker, 1986；Chave et al., 1987).进一步对频率域数据进行功率谱的筛选、静态校正、阻抗张量旋转等数据处理技术后(Caldwell et al., 2004；蔡军涛等, 2010, 蔡军涛和陈小斌，2010；赵凌强等，2015)，经二维带地形光滑模型反演(OCCAM)获得了该区18 km以上的电性结构(Constable et al., 1987)，反演网格为40×30，首层厚度设置为20 m，比例系数为1.2，层数为30层，初始模型为10 Ωm的均匀半空间模型，并采用效果较好的TM模式数据(蔡军涛和陈小斌，2010)，反演拟合差RMS为2.327(如图 2).

图 2

Fig. 2

图 2 大地电磁测深各测点TM模式视电阻率曲线与拟合曲线对比图 Fig. 2 Comparison of measured and fitted apparent resistivity curves of TM mode at magnetotelluric sounding sites

如图 3所示，怀—涿盆地深部电性结构呈现纵向分层的特点，基本可以分为三层结构：第一层为低阻异常的沉积盖层，厚度从0.5~2.5 km不等，电阻率值约50 Ωm，主要岩性为中晚更新世黄土、晚更新世河湖相沉积、晚第三系砂砾石夹黏土以及第四系黏土.从电性异常分布可以清楚地看出盆地边缘沉积盖层厚度较薄，从盆地边缘向中间逐渐增厚，但有一定的不对称性，在3号点的涿鹿县附近沉积厚度达到2 km，而在6号点的暖泉村附近为怀—涿盆地的沉积中心，沉积厚度约为2.3 km，这与此处钻井资料所揭示的结果一致(吴子荣等，1979；胡华斌，2000).第二层为高阻异常区，电阻率值范围在1000~4000 Ωm之间，结合地质资料，推测为怀—涿盆地的太古宙片岩及片麻岩构成的结晶基底，在此层位中最为显著的是在3号点和7号点下部出现明显的电性梯度带，表明此处存在大倾角基底隐伏断裂.而结晶基底的隐伏断裂控制不同断块之间差异升降，其中F6和F7断裂倾向相反，构成Y型断裂，涿鹿地震震中位置就在两条基底断裂的交汇处，这种现象产生的原因可能是由于在水平压力环境中，深部物质对浅层岩体冲压和缓斜冲压造成的；第三层为壳内高导层，这与刘国栋等人的大地电磁测深结果(85-907-02-03报告)所显示怀来下方16 km以下存在高导体结果一致，其电阻率值在5~20 Ωm，盆地边缘埋藏较深，中间3号和7号测点隆起，顶界面大体形态呈M型，在隆起区切断结晶基底的F5、F6和F7大倾角断裂均终止于此，而F6和F7断裂位置恰恰是地表温泉出露的位置，表明怀—涿盆地下部壳内高导体可能为高温流体，且与地表流体有直接或者间接的连通性.

图 3

Fig. 3

图 3 怀—涿地区二维电性结构模型及地质解译 Fig. 3 Two-dimensional electrical model and geological interpretation in the Huai-Zhuo area

为从区域密度结构角度认识和约束延—怀地区深部孕震环境，本文对该区1:20万布格重力异常数据进行非线性共轭梯度三维聚焦反演(陈闫等，2014；Zhdanov et al., 2004)，反演时地下模型空间剖分为200×200×50个立方体单元网格，首层厚度为70 m，比例系数为1.05，反演深度为30 km，数据权系数矩阵W_d=(1)，参考模型M_ref=(0)，反演约束为0 ≤Δσ≤1，反演拟合差约束为0.01.图 4展示实测布格重力异常场与反演拟合场对比情况，从图中可以看出二者十分吻合，表明经聚焦反演所获得的三维剩余密度结构模型是可靠的.

图 4

Fig. 4

图 4 布格重力异常场与三维聚焦反演拟合场对比 (a)实测Δg异常场；(b)三维聚焦反演拟合场.白色线框为重点研究区(下同). Fig. 4 Comparison of Bouguer gravity anomalies and three-dimensional focusing inversion fitting field (a) Measured Bouguer gravity anomalies; (b) Three-dimensional focusing inversion fitting field. White box is focused research area (same below).

怀—涿盆地处于中国一级的大兴安岭—太行山重力异常梯度上，盆地内为相对平缓的重力负异常(如图 4)，表明盆地内密度结构相对简单而平稳，但盆岭交界部位重力异常梯度较大，可能为控盆断裂的反映(郑书真等，1996).图 5展示延—怀地区布格重力异常三维聚焦反演结果不同深度的水平切片，从图中可以取得以下两点认识：1) 怀—涿盆地与延—矾盆地内部均为低密度异常，但随着深度的增加密度值有所增加，表明地壳浅部与深部物质的不同，即存在纵向分层的特点，这与电性结构剖面所展示的特点是一致的.2) 怀—涿盆地边缘为高异常体，且在盆地西北缘与东南缘两个震区该异常体均不连续，表明两震区深部岩石结构稳定性较差.尤其是怀—涿盆地与延—矾盆地之间老君山高密度异常体，自浅至深连续性逐渐变差，标志着地壳内界面的陡倾、错断、破碎和相变的存在.至-16 km深度处已由高密度转变为低密度异常，说明在此深度处岩石已经相变.涿鹿地震就发生在盆岭交界的强烈变化的密度梯度带上，表明壳内密度的不均匀性是诱发本次地震的重要背景.

图 5

Fig. 5

图 5 怀—涿地区布格重力异常三维聚焦反演水平切片 A、B分别代表怀—涿盆地西北缘与东南缘两个地震多发区(下同). Fig. 5 Horizontal slices of Bouguer gravity anomalies in Huai-Zhuo area from three-dimensional focusing inversion A and B are two seismically active areas in northwestern and southeastern margins of the Huai-Zhuo basin (same below).

为从区域磁性结构角度认识和约束延—怀地区深部孕震环境，本文对该区1:20万航磁ΔT异常数据进行非线性共轭梯度三维聚焦反演(陈闫等，2014；Portniaguine and Zhdanov, 1999，2002)，首先对区域航磁进行化极处理，以便消除斜磁化.反演时地下模型空间剖分为200×200×50个立方体单元网格，首层厚度为70 m，比例系数为1.05，反演深度为30 km，数据权系数矩阵W_d=(1)，参考模型M_ref=(0)，反演拟合差约束为0.1.图 6展示实测航磁ΔT异常场与反演拟合场对比情况，从图中可以看出二者一致性较好，表明经聚焦反演所获得的三维磁化强度结构模型有较高的可靠性.

图 6

Fig. 6

图 6 航磁ΔT异常场(a)与三维聚焦反演拟合场(b)对比 Fig. 6 Comparison of measured aeromagnetic ΔT anomaly field (a) and three-dimensional focusing inversion fitting field (b)

如图 6所示，从航磁异常图上怀—涿盆地呈片状负异常，整个负异常场为NE-SW向延伸，一般为-150~-250 nT，其间分布一些规模大小不等的次级正异常，负磁场背景上叠加的局部正异常，反映了后期岩浆沿断裂的活动状况(刘明清等，1994)，图 7展示磁化强度不同深度切片，从图中可以看出在4 km深度处怀—涿盆地及周围深部以中高磁异常为主，推测为太古界桑干群结晶基底的反映.在8 km深度处，在怀来县的暖泉村一带出现小面积低磁异常，表明低磁异常体在此区域埋藏最浅.随着深度的增加该低磁异常体范围逐渐扩大，呈NEE向的椭球状展布于涿鹿县与怀来县之间，并在盆地的西南缘与辉耀乡低磁异常体相互连通.而怀—涿盆地周围-4~-16 km均为高磁异常体，尤其在延庆与怀来之间存在规模较大的高磁性异常体，为燕山时期形成的大海陀岩体，该岩体对低磁异常体的分布起到一定制约作用，并且盆地边缘高磁异常在A、B震区均不连续，这与三维密度结构所显示的特点基本一致，表明上述区域可能存在基岩破裂带现象.本次涿鹿地震隶属于B震区，深部磁性结构较为明显的特点是在-12 km处怀—涿盆地与延—矾盆地之间的老君山中高磁异常体最为狭窄，而此深度与震源深度相当，震中位于磁性梯度带上，表明不同深部的磁性地质体的构造运动和它们力学性质的差异，对应力的积累、调整和释放提供了一定的条件.

图 7

Fig. 7

图 7 三维航磁聚焦反演结果水平切片 Fig. 7 Horizontal slices of three-dimensional aeromagnetic focusing inversion results

当地下温度达到居里温度时地壳岩石中铁磁性矿物变为顺磁性矿物，所以在居里面以下岩石就不具有磁性.而影响地壳居里面深度变化的最主要因素为壳内的温度，所以居里温度大致反映了地壳温度场的分布(张先等，2000).通过三维磁性反演结果可以进一步得到延怀地区居里等温面(郝书俭等，1982；张先等，2000).如图 8所示，怀—涿盆地居里面深度约19 km，地表有暖泉村、后郝窑村等10余处温泉出露，其中后郝窑温泉泉水温度达到89.8 ℃，表明怀—涿盆地为热盆型.而邻区延—矾盆地居里面深度约24 km，表明延—矾盆地为冷盆型.居里面的起伏与深部热事件有着重要的联系，若壳幔物质上侵，则深部热流上升，地壳温度增加，居里面抬升.涿鹿地震发生地杏园村正处在怀涿热盆地与延矾冷盆地之间的梯度带上，说明地震的发生与深部热物质运动有一定的联系.

图 8

Fig. 8

图 8 怀—涿地区居里温度等温面埋深曲面 Fig. 8 Map showing Curie temperature isotherm depths beneath the Huai-Zhuo area

前人在不同时期所做的多条深地震测深(DSS)剖面及解释结果，为我们揭示出怀—涿盆地地下深部的速度结构特征.延怀盆地位于上地幔微隆区，地壳厚度约39 km(李松林等，2001).上、中地壳厚度约24 km，可分三层结构：第一层为P波速1.32~2.80 km·s^-1、S波速为1.2~1.7 km·s^-1的新生代沉积盖层，厚度数十米至2.5 km；第二层为P波速5.40~6.20 km·s^-1、S波速3.15~3.45 km·s^-1，层厚度为2.5~6.5 km的震旦系片岩及片麻岩；第三层表现为低速层，顶界面深度为11.0~13.0 km，底面深度为15.0~18.0 km，P波速为6.00~6.10 km·s^-1，与围岩的相对速度差为2.4%，S波速3.50 km·s^-1，与周边相比，降低了0.2 km·s^-1(赵金仁等, 1999, 2005；祝治平等，1997).P和S波速的降低表明该层位可能存在流体.另外嘉世旭等(2005)、李松林等(2001)利用多年来首都地区所做的人工地震数据进行三维反演，进一步揭示出地壳存在向西南倾斜的低速异常体，范围与延怀盆地基本一致.下地壳厚度约15 km，P波速为6.30~6.90 km·s^-1，S波速从3.65 km·s^-1递增到3.96 km·s^-1.怀—涿地区纵向上速度结构的差异表征该区深部地质结构的差异性.

根据以上综合地球物理探测揭示出怀—涿盆地中上地壳存在高导、低密度、低磁、低速、高温的同源物性异常体.本次涿鹿地震震中位置杏园村附近就在该异常体边界，表明盆岭之间的物性结构与温度的不同是发生地震的重要地质背景，涿鹿地震的发生除受浅层断裂活动的影响和控制外，更重要的是受到地壳深部的物质变异、运移的影响和控制.

地震层析成像的研究显示怀—涿盆地在地下10~20 km之间存在P波低速异常体(如图 9中B)(黄金莉和赵大鹏，2005)，这与重磁电及人工地震结果是一致的，更大尺度的层析成像结果揭示出该异常体向西南延伸至鄂尔多斯地块深部400 km左右(如图 9中C)(Santosh et al., 2010)，表明怀—涿地区中下地壳的异常体的形成与地幔物质上涌有直接关系.而怀来温泉气中的He气体有7.5%~9.7%来自于幔源(张炜斌，2013)，进一步证明了研究区存在上涌的地幔物质.该区地幔物质上涌可能为太平洋板块向华北板块俯冲作用对地幔扰动，引起重力分异所致(许志琴等，2010).上涌地幔物质在大同地区形成火山，而在怀—涿地区贮存在中下地壳，另外，怀来地区后郝窑温泉水源来自于大气降水，而水循环深度大于8 km(王莹，2010)，表明部分地表水沿着控盆断裂及基底断裂带也进入中地壳与上涌的地幔物质相互作用，并形成高温流体区(车用太等，1998).部分流体成分受热膨胀沿着F5和F6断裂带上升至地表，形成温泉.研究区中下地壳高温流体的存在为地震的发生埋下伏笔.

图 9

Fig. 9

图 9 怀—涿地区地壳地幔结构 (a) MT二维反演解释图；(b) P波速度扰动图(据黄金莉和赵大鹏，2005)；(c) P波速度层析成像解释图(据Santosh et al.，2010). Fig. 9 Crustal and mantle structure beneath the Huai-Zhuo area (a) 2D inversion interpretation of MT; (b) P wave velocity disturbance (from Huang and Zhao, 2005); (c) P wave velocity tomography interpretation (from Santosh et al., 2010).

韩立波博士的矩阵张量反演结果表明2014年9月6日发生的4.3级地震为走滑型，地震断层节面Ⅰ：走向220°，倾角80°，滑动角-170°；节面Ⅱ：走向128°，倾角80°，滑动角-10°，矩心深度14 km(如图 9所示).地震震源区是一个三维异常体，而不是一个简单的二维断层面(Tsuboi, 1956)，地震过程中的岩石破裂只是地震过程中的一种力学现象，而温度和密度的不均性是诱发地震重要原因.浅源地震的发生是地壳内物质温度和密度从不均一性向均一性调整的结果，地壳中岩石只是载体，断裂是一种表现形式.怀—涿盆地现今构造应力以NEE向挤压、NNW向拉张为主(谢福仁等，2007)，位于燕山褶皱带与太行山隆起区的交汇部位，地壳厚度约39 km，而地幔的小幅上隆塑造了怀涿地区特殊高温环境的地质背景(祝治平等，1997).受区域构造应力和重力共同作用，低密度高温流体在深部以垂向运动为主，而浅部主要以水平运动为主.NEE向脉动式构造应力(构造应力以脉动的方式作用主要有三点理由：1) 火山喷发在一段时间内具有间歇性的，如日本富士山和冰岛火山的喷发；2) 地震的发生也同样具有间歇性，如本震区；3) 太平洋中脊条带型磁异常带，在垂直洋中脊方向不具有连续性，而具有周期性，这种周期性表明，在一定时间尺度上，洋中脊部位地幔物质上涌是间歇性的，因此太平洋板块向西扩张所产生的区域构造应力表现为脉动式挤压作用)，促使中下地壳高温流体以涌动式向NNW方向水平逐步推进过程中，遇到大海陀岩体而受阻(如图 10所示)，因怀—涿盆地的西北缘(A区)和东南缘(B区)深部岩石稳定性较差，随着地壳内的高温流体层厚度和压力逐渐增大，便在这两个区域形成了复杂的应力集中，在不断冲击周围深部高密度太古宙脆性结晶基底的同时积累能量.从区域重磁三维反演结果可知，在高温流体的冲压下两个震区深部岩壁已经较为薄弱，一旦应力积累达到岩石极限强度时，就会导致岩石破裂(Hubbard and Shaw, 2009)，发生地震，因此两震区是在同一高温流体与围岩相互作用下形成的，这种作用主要体现在高温流体促使孔隙压力增大、岩石强度弱化和降低了破裂面之间的摩擦系数等方面(车用太和鱼金子，2014).2014年9月6日发生的4.3级涿鹿地震就是因为在NEE向受构造应力作用下，地下深部高温流体向NNW方向缓慢迁移，当遇到大海陀岩体阻挡后，转而从岩石结构稳定性较差的老君山亚口向东部延—矾盆地迁移，在流体迁移的过程中促使杏园村—万窑村一带的老君山体发生右旋走滑型断裂，引发地震.

图 10

Fig. 10

图 10 涿鹿地震矩张量反演结果(引自中国地震局) 红色为理论地震波形，黑色为实际观测地震波形.图下方第一行数字为各段理论地震波形相对实际观测波形的移动时间，正值表示理论波形相对观测波形超前.第二行数字为理论波形与观测波形的相关系数(百分比).波形图左侧字母为台站，其下方数字分别为台站震中距(km)以及理论地震图相对实际观测数据整体移动时间.震源球上黑色区域代表压缩区，白色代表拉张区. Fig. 10 Moment tensor inversion results of the Zhuolu earthquake (From China Earthquake Administration) Red shows theoretical seismic waveforms. Black shows observations. Numbers in the lower left of seismograms are the time shifts (upper) and cross-correlation coefficient in percent (lower). Positive time shifts mean that the observational data are delayed. The letters on the left side are stations. Numbers below them are epicentral distances (km) and time shifts between synthetics and the observed data. Black color in beach-ball denotes compression, while white color is extension.

图 11

Fig. 11

图 11 怀—涿地区深部孕震环境及涿鹿地震发震机制模型 Fig. 11 Deep seismogenic environment of Huai-Zhuo area and mechanism model for the 2014 Zhuolu earthquake

在孕震到发震过程中，高温流体主要作用为：流体的富集导致岩体孔隙压的增大、摩擦系数的减小，使得岩体破裂强度降低，易于触发地震.另外需要说明的是低密度高温流体的存在可能是诱发本次地震主要原因而非单一原因，地震的孕育和发生是综合作用的结果，且震前高温流体的富集和运移可能是一个相当缓慢的过程，只有在震中时期才较为显著.每一次地震的发生，就会损失部分高温流体及其能量，如果中下地壳蕴含的高温流体得不到补充，蓄积的能量达不到岩石的极限强度，就很难再一次引发地震.反之，则会发震.从怀—涿地区深部地质结构及近年来频发地震来看，很可能该区域中下地壳蕴含的高温流体在不间断得到补充，地震间歇期就是高温流体的补充时期，有再次发震的可能.

通过以上重磁电结构分析可以获得以下几点结论：

(1) 盆地内部与边缘物质、温度的不均一是怀—涿地区深部重要的孕震环境.怀—涿盆地中下地壳存在低密度、低磁性和高导性的同源物质异常体，在温泉屯一带埋藏最浅，约12 km.而盆地边缘岩体地球物理特征表现为高密度、中高磁性和高电阻率.震中多发生在盆岭交汇处，而震源位置则处在物性结构梯度带上，表明中下地壳不同物质的电性、密度、磁性及温度的差异是怀—涿地区深部重要的孕震环境.

(2) 怀—涿地区中下地壳高导异常体可能为上涌的地幔物质与沿断裂带进入地壳内部的地表水共同的反映.

(3) 在怀—涿盆地西北缘和东南缘形成的两大震区与盆地内部高温流体的运移有着密切关系，即两大震区为同一高温流体在中下地壳与围岩作用的结果.根据三维重磁结构可知盆地西北缘与东南缘两个震区无论是密度结构还是磁性结构均存在不连续的现象，说明地下深部岩石稳定性较差，而流体易在岩石结构薄弱区富集，形成复杂的应力，当积累的应力大于岩石的极限强度时，岩石就会破裂，发生地震，所以在上述两个区域形成了地震多发区.

(4) 本次涿鹿地震发生可能的机制为：在NNW向受剪应力作用下，地下高温流体向NEE方向缓慢迁移，当遇到大海陀岩体阻挡后，转而从岩石结构稳定性较差的老君山亚口向东部延—矾盆地迁移，在流体迁移的过程中促使杏园村—万窑村一带的老君山体发生右旋走滑型断裂.

感谢中国地震局地球物理研究所韩立波博士的帮助及国家地震科学数据共享中心提供的数据支持，另外感谢两位审稿专家的宝贵意见！