黃土高原區域穩定性

蔡軍 王朋

黃土高原西鄰青藏高原，東瀕華北平原，南接秦嶺山脈，北壤騰格里和毛烏素沙漠。高原自西向東依次由隴西高原、隴東高原、陜北高原和山西高原構成，其中隴西和隴東高原以六盤山為界，隴東和陜北高原以子午嶺為界，陜北和山西以黃龍山為界。黃土高原地質構造的特點是穩定地塊嵌于活動構造之間，因此區域穩定性在不同地域差異顯著，地震受鄰區活動帶的影響突出。

1 黃土高原新構造分區

受區域構造和深部構造的控制，黃土高原及其臨區自上新世以來，在整體隆升的背景下，具有顯著的差異性運動，表現為構造地塊嵌于斷隆與斷陷之間，穩定區被活動區環繞的格局。朱照宇[1］根據黃土高原的上新世和第四紀的沉積巖相、地貌組合和新構造期的變形特征對黃土高原及鄰近地區做了新構造區劃，作者在此基礎上做了進一步劃分，將該區域一般分為三種構造類型:1)構造地塊;2)斷隆帶;3)斷陷帶。黃土高原構造地塊包括阿拉善地塊(A1)，北鄂爾多斯地塊(A2)，隴西地塊(A3)，隴東地塊(A4)，陜北地塊(A5);斷陷帶包括山西斷陷帶(B1)，渭河斷陷帶(B2)，銀川斷陷帶(B3)，河套斷陷帶(B4);斷隆帶包括賀蘭山斷隆帶(C1)，六盤山斷隆帶(C2)，白于山隆起帶(C3)，子午嶺斷隆帶(C4)，梁山斷隆帶(C5)，太行山斷隆帶(C6)(見圖1)。

圖1 黃土高原及臨區的大地構造單元及新構造分區

2 黃土高原新構造運動

現代地貌是新構造活動以來所形成的，因此新構造運動反映在現代地貌和巖相特征上。黃土高原有三種區域地貌類型，即分水嶺區，山前地帶和梁茆發育區，谷地和塬區。朱照宇、閔隆瑞等[1，2］根據三類地貌形態和沉積旋回將新生代晚期黃土高原的新構造運動分為四個階段。

第一階段:上新世(N2)。上新世之前，黃土高原的部分分水嶺地區，如六盤山、子午嶺、北山等已高出周圍地區，上新世繼續隆升，遭受剝蝕。該階段的早中期，在白于山南、北發生了構造分異，北鄂爾多斯地塊上升受到侵蝕，南部隴東、陜北地塊則沉積了巨厚的紅色砂泥巖。六盤山以西的阿拉善地塊和隴西地塊為巨型盆地沉積;銀川斷陷及山西斷陷形成。此時的主壓應力總體為北東或東西向;高原北部的白于山地區由于塊體南移而產生了區域性的主壓應力，造成了近東西向的坳陷、隆起和湖盆。經歷了晚期準平原化后，于末期發生了喜山期第一幕新構造運動，使準平原解體，產生不整合面、斷裂、褶皺，大的地貌—構造格局形成。此時的主壓應力總體為北東或東西向。

第二階段:上新世末～早更新世(N2～Q1)。早期的分水嶺地區繼續上升，遭受剝蝕，白于山地區結束沉積，由構造下降轉變為隆起，在其北部地區形成了無定河，至此整個分水嶺地區變為隆升區。該時期，太行山以西的大型沉積盆地消失;隴西地塊多發育了北西向的小型斷陷盆地;阿拉善地塊為風蝕～風積區;白于山以北的北鄂爾多斯地塊仍以剝蝕～風蝕為主，有少量東西向的小湖盆;白于山以南的高原主體部分以小型坳陷的湖盆為主;汾渭盆地發育成連續的狹長斷陷帶。本階段末期發生了喜山期第二幕構造運動，為黃土高原主隆起期，導致大部分湖盆消亡，現代黃河及支流水系初具規模，一系列斷裂、褶皺和火山發育。

第三階段:中更新世～晚更新世中期(Q2～)。分水嶺地區沿襲早中更新世的剝蝕作用，繼續上升，而白于山地區又下沉，接受了數十米的沖積沉積。白于山以北仍為剝蝕、風積、風蝕區，以南沉積了巨厚的黃土。隴西區斷陷盆地消失，與阿拉善之間發育了粗碎屑沉積。汾渭地塹變窄收縮，沉積粒度加粗。地殼間歇性上升，在河流兩岸形成多級階地，大同等地發育多期火山運動。本階段末期，發生了喜山期第三幕構造運動，致使白于山以南強烈上升形成深切河曲，以北強烈坳陷形成東西向湖盆，分水嶺發生遷移，水文網局部改觀，大同等地發生火山活動。

總的來說，第四紀以來黃土高原的構造運動，是先下降到緩慢上升，再強烈上升的一個過程，由此構成了一個由下降到上升的大的構造旋回，其上升過程是非平穩的，而是階段性的。在地理環境上表現為分水嶺環繞的湖盆發展為臺地到高原的過程，同時部分地區分異為斷陷。

據現代地殼垂直形變測量結果[3］，形變帶與區域構造線一致，鄂爾多斯臺坳基本以緩慢上升為主，一般0 mm/年～+1 mm/年，延安、洛川達+2.8 mm/年。周緣盆地均為繼承性沉降活動，一般0 mm/年～－5 mm/年。斷塊山地仍以強烈上升為主，年均達+1 mm～+6 mm。除城市過量采水引起的地面沉降因素外，這種區域性的差異升降趨勢，與新構造格局及繼承性活動一致。

3 黃土高原地震活動性

黃土高原現今地震活動集中于鄂爾多斯周緣斷陷帶及西南緣六盤山斷隆帶，處于我國重要的強震活動帶內。震中嚴格受盆地及其活動斷裂控制，震源深度發生于上地殼。鄂爾多斯臺坳內部，包括隴東地塊、陜北地塊和北鄂爾多斯地塊，大地震很少出現，中強地震僅有零星出現。因此該地區地震活動特征與構造活動關系密切。

黃土高原及其鄰近地區自公元前780年以來，共記錄有51次6級以上地震，其中Ms≥8級5次，7級≤Ms＜8級10次，主要分布在鄂爾多斯臺坳周緣。由于其周緣地震活動的差異，可分為3個地震活動帶，東緣和南緣是汾渭地震帶，它由山西斷陷和渭河斷陷組成;西緣地震活動帶由三段組成，即銀川斷陷(北段)，隴西地塊(中段)和六盤山斷隆帶(南段)組成;北緣是河套地震活動帶，即河套斷陷帶[4］。其中鄂爾多斯臺坳的西南邊緣的六盤山斷隆帶斷裂以逆沖走滑為主，其他斷陷盆地以張性斷裂為主。區域性地震構造及其控制性斷裂如表1所示。

表1 鄂爾多斯臺坳周緣活動斷裂及其構造背景

這三個地震活動帶中，西緣地震活動帶地震活動頻度、強度都最大，其次是東緣和南緣的汾渭地震帶，地震活動最弱的是北緣的河套地震活動帶。塊體西緣和東緣及南緣1000年以來地震記載較全，但北緣地震記錄遺漏較多，除公元849年包頭西的63/4級地震外，其余6次6級多地震都是1929年以后發生的。地震活動的頻次分布見表2。

4 黃土高原區域穩定分區

根據黃土高原區域構造背景、現代地殼活動、地震活動、斷裂活動和地裂縫活動，將其區域穩定性劃分為不穩定、次不穩定、基本穩定和穩定四個等級，各個級別的分布區域如圖2所示，其特點分述如下。

表2 鄂爾多斯臺坳周緣地震頻次分布(公元1000年～公元2000年)

圖2 黃土高原區域穩定劃分略圖

1)不穩定區域。

不穩定區域主要分布在現代斷陷盆地中，包括渭河斷陷、山西斷陷和銀川斷陷、河套斷陷。

渭河斷陷和山西斷陷首尾相連呈“S”形，統稱汾渭裂谷系。主要展布于渭河盆地、汾河盆地、太原盆地、忻定盆地、大同盆地等斷陷盆地或盆地中的反向隆起帶。這些地域自形成之日起，即處于斷陷沉降狀態，不僅深斷裂及基底斷裂發育，而且派生出許多橫向斷裂。因此，基底破碎，次級斷凹、斷隆甚多，總的趨勢是陷落，但不均勻沉降卻非常突出，此種垂向差異活動不利于區域穩定。近千年來破壞性地震已出現四個高峰期。尤其是汾渭斷陷盆地，垂向形變速率遠大于其他盆地，莫霍面埋深較淺，汾渭斷陷盆地未來的地震活動極可能進入新的活躍期。

各斷陷盆地的第四紀沉積物厚度大，自數百米達千余米，粉細砂夾層多，上部多是結構疏松，具濕陷性的黃土，不利于抗震穩定。河谷平原一級階地區黃土狀土之下普遍夾粉細砂層，地下水埋藏淺，地震劇烈振動時由于孔隙水的動壓力作用，易使砂層液化，不利于地基穩定。如平陸63/4級及朝邑7級地震的嚴重破壞區，因大規模噴水冒砂而引起地裂;洪洞、華縣8級地震的極震區由于涌水冒砂而產生地裂、地陷及地滑。已有地震效應調查表明，盆地淺部飽水松散砂層在M＞63/4級地震的劇烈振動作用下會產生液化。

銀川及河套兩盆地的不穩定區域，多位于第四系厚逾千米的近代急劇下沉的凹陷帶，尤其是銀川盆地歷史上發生過毀壞性大地震，近幾十年來盡管無強震發生，次一級的地震年均高達一次以上，和汾渭盆地的震情類似。

兩斷陷盆地的砂層及砂礫層分布廣泛，埋藏淺，一般只有3 m～5 m，甚至裸露，上部覆蓋層為弱導水的砂質粘土或粘質砂土，凡M＞6級的歷史地震，不論極震或嚴重破壞區均會導致砂土液化，如銀川、五原、平羅等地震時均發生過噴水冒砂現象，可見這兩個斷陷盆地的砂基不利于抗震穩定。

2)次不穩定區。

次不穩定區分布于不穩定斷陷盆地的邊緣地帶，雖有破壞性地震發生，但為數極少，主要是受不穩定域強震或大震的影響。該區域斷裂切割深度淺、規模小，近代活動強度較弱;地震基本烈度為7度～8度。但是，此區域歷史上受地震災害所造成的地面破壞嚴重，相應損失巨大。

3)基本穩定區。

基本穩定區主要為穩定地塊或斷隆，諸隴東和陜北地塊，子午嶺斷隆、呂梁斷隆、太行斷隆等構造區，近期構造活動以大面積上升為主，基巖裸露，地殼厚度較大。有的地區雖黃土覆蓋較厚，但地下水位埋深大，近千余年發生過一些小地震，M＞6級地震未出現，主要受不穩定區地震波及的影響。地震基本烈度為6度～7度。總之，這些地區歷史上震災少。

4)穩定區。

穩定區位于北鄂爾多斯斷塊的伊盟隆起，為太古代的古老隆起，蓋層甚薄，或結晶基底直接裸露于地表，基底穩固，極少地震發生。

[1]朱照宇.黃土高原及鄰區新構造與新構造運動[J］.第四紀研究，1992(3):252-263.

[2]閔隆瑞.中國黃土高原第四紀構造運動[J］.中國地質科學院院報，1984(9):225-230.

[3]國家地震局.鄂爾多斯周緣活動斷裂系[M］.北京:地震出版社，1998.

[4]彭 浩，彭美煊，啜永清.鄂爾多斯周緣地震活動性和近期地震趨勢分析[J］.東北地震研究，2001，17(3):7-14.

[5]陜西省地質礦產局第二水文地質隊.黃河中游區域工程地質[M］.北京:地質出版社，1986.