宜川—泰安剖面的密度結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征和地震活動(dòng)

羅翔飛 李忠良 李勇江 王澤源 姬計(jì)法 何 辛 于 博

(中國(guó)地震局地球物理勘探中心,鄭州 450002)

0 引言

華北地區(qū)是中國(guó)地震活動(dòng)頻繁的地區(qū)之一,該區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜、斷裂發(fā)育(馬杏桓等,1989; 鄧起東等,2007; 王椿鏞等,2016),歷史上曾發(fā)生1303年山西洪洞8級(jí)、1556年陜西華縣8級(jí)、1679年河北三河-平谷8級(jí)和1668年山東郯城8.5級(jí)等災(zāi)難性大地震,1966年邢臺(tái)7.2級(jí)地震和1976年唐山7.8級(jí)地震更是不堪回首。近年來(lái),中等強(qiáng)度地震活動(dòng)增多,引發(fā)人們對(duì)該區(qū)未來(lái)地震形勢(shì)的擔(dān)憂。1966年邢臺(tái)7.2級(jí)地震以來(lái),研究人員在震源機(jī)制、介質(zhì)結(jié)構(gòu)、巖石圈結(jié)構(gòu)、地幔動(dòng)力學(xué)過(guò)程和地震預(yù)測(cè)等方面對(duì)該區(qū)進(jìn)行了大量研究(徐杰等,2001; 徐義剛,2006; 張學(xué)民等,2006,2012; 吳福元等,2008; 朱守彪等,2010; 李松林等,2011),并使用了電磁、地?zé)?、重磁和地震反射等地球物理探測(cè)方法,獲得了許多有價(jià)值的成果(馮銳等,1986; 方劍等,1999; 申重陽(yáng)等,2003; 嘉世旭等,2005; 楊寶俊等,2005; 唐新功等,2008; 陳石等,2011; 吳晶等,2011)。但上述不同方法的結(jié)果往往存在差異,且其中對(duì)地殼結(jié)構(gòu)的細(xì)化研究不多,尤其是與密度結(jié)構(gòu)相關(guān)的研究偏少。地震的孕育、發(fā)展、發(fā)生伴隨著地殼密度結(jié)構(gòu)的變化,掌握華北地區(qū)的地殼密度結(jié)構(gòu)和地殼厚度分布對(duì)認(rèn)識(shí)該區(qū)中強(qiáng)地震的孕育及預(yù)測(cè)具有重要意義。

為研究華北地區(qū)地殼結(jié)構(gòu),中國(guó)地震局地球物理勘探中心于2008年完成了一條宜川—諸城的EW向?qū)捊欠瓷?折射地震探測(cè)剖面(DSS),獲得了沿線的地殼速度結(jié)構(gòu)。為深入研究該區(qū)的地殼密度結(jié)構(gòu),在國(guó)家自然基金的資助下,于2013年完成了自宜川至泰安且與該DSS探測(cè)剖面完全重合的高精度重力勘探測(cè)線。本文以此數(shù)據(jù)為依據(jù),結(jié)合區(qū)域已有的地質(zhì)構(gòu)造、深部探測(cè)成果和沿線7級(jí)以上歷史地震資料(包括1695年山西臨汾7級(jí)地震、1303年山西洪洞8級(jí)地震、1830年河北磁縣7.5級(jí)地震。歷史地震資料中無(wú)震中位置,在研究分析中按統(tǒng)計(jì)平均值15km作為3次地震的震源深度),分析該區(qū)的密度結(jié)構(gòu)、構(gòu)造特征、地震活動(dòng)和動(dòng)力學(xué)等問(wèn)題,對(duì)地震孕育、發(fā)生和發(fā)展的深部介質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境進(jìn)行探討,并為地震預(yù)防提供基礎(chǔ)資料。

1 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造背景

華北地區(qū)(圖1)東鄰渤海,南鄰秦嶺大別山造山帶,北鄰近EW向的陰山、燕山褶皺帶,西部跨越山西斷陷帶與鄂爾多斯斷塊相接,中部為大陸內(nèi)部的大型呈菱形的裂谷盆地,也是最古老的大陸地殼(馬杏桓等,1989)。其現(xiàn)代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)十分活躍,斷層活動(dòng)性強(qiáng),是典型的斷塊構(gòu)造系統(tǒng)(張文佑,1980; 張文佑等,1983),按地殼結(jié)構(gòu)特點(diǎn)可分為3塊:西部的鄂爾多斯盆地基底結(jié)構(gòu)完整、地殼結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單,中部隆起的燕山、陰山和太行山地區(qū)地殼中下部有輕微逆轉(zhuǎn),東部裂陷盆地基底下陷、破碎,地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜,具有低速特征,地殼厚度減小,橫向結(jié)構(gòu)差異明顯。根據(jù)深地震測(cè)深結(jié)果(段永紅等,2002)可知,華北地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造十分復(fù)雜,殼內(nèi)低速層發(fā)育,整個(gè)區(qū)域由一系列NNE向、部分NWW向的張性形變斷裂組成(張文佑,1980)。中生代以來(lái),受構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的多次影響和古太平洋的擴(kuò)張分解及庫(kù)拉板塊的推擠作用(馬杏垣等,1989),古老的剛性華北板塊被斷陷、分割,形成一系列斷裂、隆起帶,構(gòu)成了華北區(qū)域現(xiàn)今地質(zhì)構(gòu)造的基本格局。

圖1 剖面位置和研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造圖(據(jù)鄧起東等(2007)修改)

2 剖面數(shù)據(jù)采集處理和重力異常分布特征

2.1 數(shù)據(jù)采集和處理

宜川—泰安重力剖面近EW向橫穿華北中東部,自西向東穿越了鄂爾多斯斷塊(呂梁山隆起)、山西斷陷帶(臨汾盆地、山西隆起)、太行山斷塊(太行山隆起)、華北平原斷塊(華北斷陷盆地、魯西隆起)等不同地質(zhì)單元。全長(zhǎng)約620km,共有363個(gè)測(cè)點(diǎn)(包括14個(gè)控制點(diǎn)),點(diǎn)距一般為2.5km,跨太行山重力梯級(jí)帶及其兩側(cè)的觀測(cè)點(diǎn)距為1.0km。根據(jù)國(guó)家地震局頒布的《地震重力測(cè)量規(guī)范》,以沿線14個(gè)中國(guó)地震重力監(jiān)測(cè)網(wǎng)觀測(cè)點(diǎn)為重力聯(lián)測(cè)控制點(diǎn),用2臺(tái)CG-5型重力儀雙程往返觀測(cè),并于當(dāng)天閉合測(cè)量,共獲取了363個(gè)測(cè)點(diǎn)的觀測(cè)值。對(duì)觀測(cè)值進(jìn)行儀器漂移、潮汐、格值改正后,用LGADJ程序進(jìn)行經(jīng)典平差計(jì)算,平差后的聯(lián)測(cè)精度為50×10-8m/s2,滿足《區(qū)域重力調(diào)查規(guī)范》(DZ/T 0082-2006)規(guī)定的精度(0.3×10-5m/s2),并得到各測(cè)點(diǎn)的實(shí)測(cè)重力值。解算GNSS各測(cè)點(diǎn)的坐標(biāo)(經(jīng)度、緯度、高程),計(jì)算各測(cè)點(diǎn)的誤差(平面精度優(yōu)于0.2m,高程精度優(yōu)于0.3m),按《區(qū)域重力調(diào)查規(guī)范》(DZ/T 0082-2006)和《大比例尺重力勘查規(guī)范》(DZ/T 0171-1997)對(duì)重力值進(jìn)行各項(xiàng)改正,得到各測(cè)點(diǎn)的布格重力異常。由于研究剖面橫跨太行山,地形起伏大,不能忽視地形影響。為得到正確的解釋和反演結(jié)果,將起伏觀測(cè)面上的異常轉(zhuǎn)化為平面上的異常(曲化平)。本文采用多次迭代逼近泰勒級(jí)數(shù)法進(jìn)行曲化平處理(劉金蘭等,2007),對(duì)重力數(shù)據(jù)的曲面位場(chǎng)進(jìn)行延拓校正。該方法將任意高度的重力異常用泰勒公式展開為某高度上的異常函數(shù)及其k階空間導(dǎo)數(shù),由位場(chǎng)異常的頻譜性質(zhì),通過(guò)二維傅里葉變換方法求任意高度位場(chǎng)異常的k階垂向?qū)?shù),并通過(guò)公式變換構(gòu)造出迭代形式,依照以上過(guò)程依次進(jìn)行迭代,當(dāng)?shù)趎-1、n次的迭代結(jié)果滿足給定的誤差條件后,則迭代終止。異常曲化平后的結(jié)果見圖2,在下文中均使用此結(jié)果對(duì)剖面分布模型開展分析。

圖2 剖面的布格重力異常、GNSS高程值與斷裂位置的關(guān)系

2.2 重力異常分布特征

由圖2可知,自由空間異常與高程的相關(guān)性較好,可作為補(bǔ)償深度為零的均衡異常(孟令順,1983),重力異常數(shù)值東高西低,變化范圍為-(161.7～5.5)×10-5m/s2。根據(jù)重力異常幅差變化可分為3段:第1段為宜川—臨汾—安澤段,重力異常幅度為-(161.7～72.6)×10-5m/s2,呈低背景逐漸平緩上升趨勢(shì),地形較為陡峭,高差起伏較大,重力異常與相應(yīng)位置的高程呈現(xiàn)“同步型”變化特點(diǎn)。該段分布羅云山斷裂、霍山山前斷裂、晉獲斷裂。在羅云山斷裂、霍山山前斷裂,布格異常存在明顯“凹陷”,推測(cè)這與臨汾盆地的上地殼存在與圍巖有密度差的低密度構(gòu)造,出現(xiàn)密度“虧損”有關(guān)。第2段為長(zhǎng)治—太行山—林縣段,重力異常幅度為-(107.2～39.6)×10-5m/s2,呈自低背景轉(zhuǎn)為高背景并逐漸上升的趨勢(shì),重力異常與相應(yīng)位置的高程由“同步型”變化轉(zhuǎn)為“鏡像型”,異常突然下降,后又出現(xiàn)上升,這個(gè)趨勢(shì)變化一方面反映了此處存在太行山山前斷裂(徐杰等,2000),另一方面也反映出莫霍面的起伏。根據(jù)區(qū)域地質(zhì)資料可知,太行山斷裂帶是活動(dòng)斷裂帶和地震構(gòu)造帶(李紹炳等,1984; 高占武等,2014),也是區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地球物理場(chǎng)中的一條重要邊界(周國(guó)藩等,1985),同時(shí)還是地形地貌分區(qū)的界線。該段分布林縣斷裂、湯東斷裂。第3段為安陽(yáng)—南樂(lè)—泰安段,異常幅度為-(74.8～5.5)×10-5m/s2,地形平緩,呈高背景上升趨勢(shì),重力異常與相應(yīng)位置的高程呈現(xiàn)“鏡像型”關(guān)系,在高背景下分布許多局部異常和規(guī)模較小的梯度帶,可能與內(nèi)部的次級(jí)凹陷、隆起有關(guān)。該段分布長(zhǎng)垣斷裂、聊城-蘭考斷裂。

分析重力異?？芍?低背景和高背景異常是地殼厚薄的反映,沿線重力異常梯度的位置均有斷裂分布,布格重力異常變化可能受控于斷裂的發(fā)育。

3 剖面密度分布模型及其分析

地殼物質(zhì)的不均勻分布引起了布格重力異常。對(duì)布格重力數(shù)據(jù)進(jìn)行剩余密度相關(guān)成像法處理(不作任何先驗(yàn)信息約束的重力反演),獲得了地下密度分布的初始模型(郭良輝等,2009)。再結(jié)合已有的人工地震結(jié)果和地質(zhì)、地球物理信息進(jìn)行重力反演,獲得了沿線的地殼密度結(jié)構(gòu)分布特征。

3.1 剩余密度相關(guān)成像

剩余密度相關(guān)成像方法將地下空間分成二維平均網(wǎng)格,計(jì)算每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)單位的實(shí)測(cè)異常(扣除了重力場(chǎng)的背景信息)和剩余物性差所產(chǎn)生的異常在一定窗口范圍內(nèi)的歸一化互相關(guān)系數(shù),從而突出地殼結(jié)構(gòu)的非均勻性,可反映沿線物質(zhì)的密度分布差異。相關(guān)系數(shù)的大小表示質(zhì)量盈余和虧損的程度。利用重力多參量數(shù)據(jù)相關(guān)成像系統(tǒng)(GravCI3D)(郭良輝等,2009)獲得剖面異常分離的相關(guān)成像結(jié)果(圖3),其表達(dá)式為

(1)

圖3 宜川—泰安剖面剩余密度相關(guān)成像

其中,N為剖面測(cè)點(diǎn)總數(shù),(xi,yi,zi)為剖面第i個(gè)觀測(cè)點(diǎn)的坐標(biāo),Δg(xi,yi,zi)為該測(cè)點(diǎn)的實(shí)測(cè)重力異常。式中,

(2)

(xq,yq,zq)為測(cè)區(qū)下任意點(diǎn)的坐標(biāo),Bq(xi,yi,zi)為第q個(gè)點(diǎn)質(zhì)量的基函數(shù)。根據(jù)施瓦茨(Schwarz)不等式可知:

(3)

因此,式(1)的相關(guān)系數(shù)Cq的范圍為-1≤Cq≤1。

當(dāng)Cq為負(fù)值時(shí),該點(diǎn)存在質(zhì)量虧損; 若Cq為正值,則該點(diǎn)質(zhì)量盈余。Cq值越接近于-1,該點(diǎn)質(zhì)量虧損越大;Cq值越接近于1,該點(diǎn)質(zhì)量盈余越大。零值表示既不盈余也不虧損。

圖3 清晰地展示了剖面地下介質(zhì)的分段特征(橫向)和縱向構(gòu)造差異,從西向東,中、下地殼的相關(guān)系數(shù)變化較大,隆起和盆地區(qū)域的相關(guān)系數(shù)明顯不同。通過(guò)相關(guān)系數(shù)的大小可推測(cè)剖面地殼密度擾動(dòng)盈余的程度,除在約20km以淺處存在物質(zhì)虧損(負(fù)值)外,其他區(qū)域呈盈余狀態(tài)(正值),越向深處盈余越多。從上到下相關(guān)系數(shù)逐漸增大,說(shuō)明密度盈余程度也逐漸增加,即隆起區(qū)域的盈余比盆地更多,該現(xiàn)象在太行山隆起處尤為明顯。根據(jù)區(qū)域資料可知,相關(guān)系數(shù)變化與內(nèi)部收縮、擠壓和褶皺運(yùn)動(dòng)有關(guān),收縮、擠壓和褶皺運(yùn)動(dòng)除導(dǎo)致隆起升高、地殼增厚外,還將使地殼內(nèi)部的密度增大,出現(xiàn)質(zhì)量盈余。盆地則相反,一是盆地內(nèi)部較厚的新生代沉積使得地殼的平均密度小于周圍密度; 二是斷裂不斷仰沖,盆地塊體的沉積加厚,插入較深的地幔,從而出現(xiàn)質(zhì)量虧損。按均衡理論,受均衡調(diào)整力的作用,太行山隆起地殼的下降使山根增厚,構(gòu)造力大于均衡調(diào)整力,故太行山區(qū)至今不斷上升; 盆地則與之相反。

從圖3還可看出,在斷裂帶附近存在局部密度差,說(shuō)明密度異常體與斷裂帶有關(guān),剩余密度體的發(fā)育可能受斷裂控制。

3.2 地殼密度分層結(jié)構(gòu)

從人工地震探測(cè)剖面(DSS)(李松林等,2011)二維地殼速度結(jié)構(gòu)模型和剩余密度相關(guān)成像結(jié)果可以看出,地殼密度結(jié)構(gòu)具有縱向分層、橫向分塊的特征。以人工地震速度剖面為約束,采用速度和密度的換算公式(馮銳等,1986)得到各區(qū)域的地殼初始密度(表1)。

表1 剖面地殼密度的初始模型

馮銳等(1986)通過(guò)對(duì)華北地區(qū)人工地震資料的研究,得出該區(qū)的密度-波速關(guān)系式:

ρ=2.78+0.27(VP-6.0) (VP<5.5)

ρ=2.78+0.56(VP-6.0) (5.5≤VP≤6.0)

ρ=3.07+0.29(VP-7.0) (6.0

ρ=3.22+0.20(VP-7.5) (7.5≤VP≤8.5)

(4)

其中,密度(ρ)的單位為g/cm3,速度(VP)的單位為km/s。

根據(jù)上述成果,采用人機(jī)交互選擇法構(gòu)建重力二維密度(多邊形棱柱體)初始模型,在此基礎(chǔ)上,使用中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)開發(fā)的MASK軟件,通過(guò)正、反演擬合對(duì)結(jié)果進(jìn)行修正或調(diào)整,獲得如圖4所示的剖面密度結(jié)構(gòu),剖面的擬合誤差為0.66×10-5m/s2。

圖4 宜川—泰安剖面的密度結(jié)構(gòu)

由圖4可知,剖面地殼密度分布具有明顯的不均勻性,密度呈現(xiàn)分段性,密度結(jié)構(gòu)從上到下總體可分為4層:G為沉積層底界面,密度為1.60～2.40g/cm3,埋深為0～3.5km; C1為上地殼底界面,密度為2.78～2.84g/cm3,在太行山隆起區(qū)密度有所增大,達(dá)2.87g/cm3,臨汾盆地存在深約18km的明顯低密度體,密度為2.6～2.81g/cm3,低于東、西兩側(cè)的密度(2.84g/cm3),這在圖3密度相關(guān)成像中也有明顯反映,是造成臨汾盆地出現(xiàn)重力負(fù)異常的主要原因,底面埋深12～20km,整體趨勢(shì)自西向東逐漸抬升; C2為中地殼底界面,密度為2.90g/cm3,在太行山斷塊東側(cè)和華北斷陷盆地有低密度體分布,密度為2.86g/cm3,這些低密度體呈扁平狀,厚3～6km,互相之間不太連續(xù),底面埋深23～27km,自西向東與上地殼底界面同步逐漸抬升; M為下地殼底界面(莫霍面),密度為2.93～3.01g/cm3,地殼內(nèi)有低密度體,密度為2.91g/cm3,分布、形態(tài)和中地殼相似,底面埋深38～42km,總體趨勢(shì)和中地殼基本同步,但在臨汾盆地和華北斷陷盆地附近莫霍面上隆,在呂梁山、太行山隆起地區(qū)莫霍面出現(xiàn)下凹,地殼增厚,均衡地殼厚度小于實(shí)際地殼厚度,二者的差異約為2km(秦建增等,2017)。莫霍面以深的介質(zhì)密度為3.3g/cm3。

對(duì)密度分布模型進(jìn)行分析還可以得出以下結(jié)論:

(1)剖面密度在橫向和縱向上有明顯的不均勻性,深度越大則密度差越小。

(2)密度分布與構(gòu)造有一定關(guān)系(圖3,4),不同構(gòu)造塊體的密度差異明顯,臨汾盆地表現(xiàn)為低密度體,太行山表現(xiàn)為高密度體。低密度體可能與沉積新生代物質(zhì)有關(guān),高密度體可能與收縮、擠壓與褶皺運(yùn)動(dòng)有關(guān),還可能是拆沉后殘留的難熔、高密度的太古代大陸板塊巖石圈的殘留體。

(3)太行山隆起東側(cè)和華北斷陷盆地中地殼存在明顯的低密度異常體,可能是在地幔隆起過(guò)程中,深部塑性較強(qiáng)的物質(zhì)或深部巖漿沿?cái)嗔蚜鲃?dòng)上涌并發(fā)生軟化,產(chǎn)生熱侵蝕作用,熱侵蝕可能是地殼內(nèi)低密度體形成的原因。這一低密度體兩側(cè)介質(zhì)的物理性質(zhì)差異較大,歷史上的強(qiáng)震正是發(fā)生在這一區(qū)域,被稱為“易震層”。

(4)圖4還表明,布格重力異常趨勢(shì)主要反映地殼厚度的變化趨勢(shì),自西向東地殼厚度逐漸減薄,鄂爾多斯斷塊和山西斷陷帶附近的地殼厚度約為38～42km,華北平原斷塊的厚度約為36～40km,太行山斷塊的厚度介于兩者之間,同時(shí)該區(qū)也是地殼厚度陡變帶,變化幅值達(dá)6～8km。臨汾盆地和華北斷陷盆地的莫霍面上隆,由于大量新生代物質(zhì)在裂陷區(qū)沉積,致使裂陷區(qū)的密度較低,力學(xué)性質(zhì)較弱,在一定的剪切應(yīng)力作用下,殼內(nèi)的低密度介質(zhì)發(fā)生剪切運(yùn)動(dòng)和膨脹作用,導(dǎo)致隆起地塊的地殼比盆地厚,同時(shí)也使地殼內(nèi)部的密度增大。

(5)密度異常體與斷裂帶有關(guān),在斷裂帶附近存在局部密度差,密度體的發(fā)育可能受斷裂的控制。在斷裂帶下方密度不均勻處,應(yīng)力容易集中在低密度一側(cè),這種構(gòu)造環(huán)境可能是發(fā)生地震的原因之一。

4 討論和結(jié)論

4.1 地殼結(jié)構(gòu)的分段特征和地震活動(dòng)的關(guān)系

研究區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜,縱、橫向不均勻顯著。朱守彪等(2010)認(rèn)為華北克拉通在巖石圈減薄的過(guò)程中,地殼、地幔發(fā)生大規(guī)模能量和物質(zhì)交換,巖漿對(duì)地殼的底侵作用使得地殼物質(zhì)發(fā)生改造、重熔和混合,形成很不均勻的地殼。很多學(xué)者對(duì)該區(qū)的孕震機(jī)制進(jìn)行了研究:曾融生等(1991)認(rèn)為華北地區(qū)出現(xiàn)莫霍面斷裂,熱物質(zhì)沿?cái)嗔褟纳系蒯Ｌ幧仙降貧ぶ?并在地殼內(nèi)產(chǎn)生附加張應(yīng)力,從而在地殼中部誘發(fā)地震; 梅世蓉(1995)提出“高速異常體孕震模式”,認(rèn)為應(yīng)變能集中的重要條件是地殼內(nèi)有高速異常體,地震發(fā)生在低速軟弱層的上部,即在相鄰的低速與高速異常體陡變帶中偏向高速異常體一側(cè)更易發(fā)生地震; 張培震等(2003)認(rèn)為塊體間的差異運(yùn)動(dòng)是中國(guó)大地震發(fā)生和孕育的主要因素,中國(guó)近90%的7級(jí)以上和8級(jí)大地震都發(fā)生在活動(dòng)塊體邊界上; Brace等(1966)認(rèn)為板塊邊界(或先存斷層)的突然滑動(dòng)是構(gòu)造地震發(fā)生的控制因素。從以上研究可以看出,莫霍面斷裂處或塊體邊界,又或低速、高導(dǎo)軟弱層均為地殼的薄弱地帶,即我們常說(shuō)的“脆弱帶”。下文將根據(jù)前人的研究成果和本文的工作,結(jié)合區(qū)域構(gòu)造資料,分別對(duì)鄂爾多斯地塊、山西斷陷帶、太行山斷塊、華北平原斷塊地殼結(jié)構(gòu)特征和地震活動(dòng)進(jìn)行分析。

鄂爾多斯斷塊:鄂爾多斯塊體周緣被斷陷地帶所圍限,形成于晚太古宙—早元古宙(鄧起東等,1985),受印度板塊與歐亞板塊碰撞作用力的影響,其地殼和巖石圈經(jīng)歷了中生代地臺(tái)“活化”和“改造”。因太行山斷塊的阻擋,太平洋俯沖板塊未到達(dá)鄂爾多斯斷塊,鄂爾多斯斷塊受到的影響較小,塊體內(nèi)部相對(duì)穩(wěn)定,地殼結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單、基底完整。該區(qū)地震活動(dòng)水平低。

山西斷陷帶:受青藏高原隆升和印歐陸-陸碰撞及太平洋板塊俯沖的間接影響(張培震等,2003; 張國(guó)民等,2004),山西斷陷帶形成于上新世,是鄂爾多斯塊體周緣形成最晚,地震活動(dòng)強(qiáng)度最大、頻度最高的斷陷帶。斷陷帶內(nèi)的臨汾盆地全新世活動(dòng)斷裂發(fā)育,活動(dòng)強(qiáng)烈,深部軟流圈上隆和側(cè)向分流導(dǎo)致巖石圈地幔和下地殼發(fā)生自下而上的同向連鎖流變,拖曳力使上覆地殼拉張裂陷被快速隆升剝蝕產(chǎn)生的碎屑物充填沉積,沉積了大量新生代物質(zhì),密度較低,力學(xué)性質(zhì)較弱,在一定的剪切應(yīng)力作用下,斷層閉鎖面積減小。隨著外部持續(xù)應(yīng)力增加,當(dāng)能量和應(yīng)力積累到極限后,斷層將產(chǎn)生錯(cuò)動(dòng),發(fā)生地震。有史料記載以來(lái),斷陷帶內(nèi)所有7級(jí)以上地震都發(fā)生在盆地內(nèi),有地震儀器記錄以來(lái)的中小地震也主要分布在斷陷盆地帶內(nèi),僅有少量地震發(fā)生在兩側(cè)的隆起區(qū)域。該區(qū)地震活動(dòng)水平高。

太行山斷塊:羅照華等(1997)對(duì)太行山構(gòu)造帶的巖漿活動(dòng)特征進(jìn)行了研究,認(rèn)為太行山造山帶是一種新的造山帶類型,受板緣俯沖遠(yuǎn)距離作用效應(yīng)的影響,應(yīng)力來(lái)源主要為上地幔。徐杰等(2001)認(rèn)為太行山斷裂是大型拆離構(gòu)造,沿其拉張滑脫形成山隆和盆降。山脈隨盆地發(fā)育,盆山具有統(tǒng)一的形成機(jī)制和相同的動(dòng)力條件,太行山中地殼的低密度介質(zhì)與東部盆地的低密度介質(zhì)連成一片,也印證了太行山斷塊與華北平原斷塊的構(gòu)造演化運(yùn)動(dòng)較為密切,深部背景更是趨于一致。朱日祥等(2009)認(rèn)為太行山斷裂可能以熱侵蝕為主導(dǎo),但考慮到該區(qū)中新生代巖漿活動(dòng)較為強(qiáng)烈,目前也不能排除該區(qū)發(fā)生拆沉后地殼底部發(fā)生大規(guī)模巖漿底侵的可能性,太行山地殼的高密度特征也印證了這一結(jié)果。

華北平原斷塊:王春華等(1990)認(rèn)為,改變物質(zhì)相態(tài)的能量是地球內(nèi)部的熱能,熱能不僅能破壞地球內(nèi)部的重力均衡,還可引起重力不斷調(diào)整,對(duì)塑造華北盆地地殼凹陷和隆起具有重要作用。受太平洋俯沖影響,華北平原在燕山造山過(guò)程中被“活化”(吳晶等,2011),地殼成分被改造和替換,基底下陷、破碎,地殼結(jié)構(gòu)復(fù)雜,殼內(nèi)低密度介質(zhì)發(fā)育,地殼減薄,橫向結(jié)構(gòu)差異明顯。太平洋板塊的俯沖攜帶了巖石圈的水到地球深部(朱日祥等,2012),深部物質(zhì)脫水后上涌使得大量水進(jìn)入俯沖帶的地幔楔,使中、下地殼的含水量增大,這可能是華北平原低密度特征形成的主要原因。低密度體的塑性較強(qiáng),周圍地殼的應(yīng)力容易集中、應(yīng)變能容易積累,當(dāng)應(yīng)力達(dá)到所能承受的極限時(shí),發(fā)生破壞,從而引發(fā)地震。另外華北平原斷塊整體介質(zhì)較軟,易積累彈性應(yīng)變能,這也是易發(fā)生地震的原因,該區(qū)地震活動(dòng)水平高。

4.2 沿線7級(jí)以上地震孕育構(gòu)造環(huán)境的共性和局部差異

根據(jù)區(qū)域資料可知,剖面沿線曾發(fā)生過(guò)3個(gè)7級(jí)以上地震(1695年山西臨汾7級(jí)地震、1303年山西洪洞8級(jí)地震、1830年河北磁縣7.5級(jí)地震),震中均位于重力梯度帶上,即布格重力轉(zhuǎn)折部位。1695年山西臨汾7級(jí)地震、1303年山西洪洞8級(jí)地震發(fā)生在臨汾盆地東緣的深大斷裂——羅云山斷裂附近,該處為布格重力由高變低、莫霍面深度由淺至深的轉(zhuǎn)折部位,這2次地震具有相似的地質(zhì)構(gòu)造和地震活動(dòng)背景; 1830年河北磁縣7.5級(jí)地震發(fā)生在活動(dòng)斷裂帶——湯東斷裂附近,該處的布格重力由低變高,莫霍面深度由深變淺。剖面密度分布模型顯示,這3次地震都發(fā)生在密度變化的部位,即發(fā)生在高密度與低密度異常體相鄰的陡變帶中偏向高密度異常體的一側(cè),揭示了3次地震孕育構(gòu)造環(huán)境的共性和局部差異,同時(shí)驗(yàn)證了地震的發(fā)生與斷裂和地殼介質(zhì)的不均勻性有關(guān)。

4.3 結(jié)論

本文通過(guò)對(duì)剖面布格重力異常和密度分布模型的特征分析,研究了地殼密度結(jié)構(gòu)與地震活動(dòng)的關(guān)系。太平洋板塊俯沖是研究區(qū)重要的動(dòng)力學(xué)因素,地殼介質(zhì)的不均勻性是地震活動(dòng)的主要原因。鄂爾多斯斷塊內(nèi)部的地殼介質(zhì)相對(duì)均勻,不容易積累能量,地震活動(dòng)水平低; 山西斷陷帶和華北平原斷塊則相反,具有顯著的不均勻性,地震活動(dòng)頻繁。斷裂帶控制密度異常體的發(fā)育,斷裂活動(dòng)與地震的發(fā)生有密切關(guān)系,活動(dòng)斷裂對(duì)應(yīng)的低密度和高密度過(guò)渡帶更易發(fā)生地震。