河北寬城高于莊組震積巖與古地震發生頻率

鄭秀才　(長江大學工程技術學院，湖北 荊州 434020)

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河北寬城高于莊組震積巖與古地震發生頻率

鄭秀才(長江大學工程技術學院，湖北 荊州 434020)

[摘要]河北寬城中元古界高于莊組發育一系列特征明顯的震積巖，包括液化變形(底辟、液化脈及液化卷曲等構造)、擠壓變形(板刺狀角礫和丘-槽構造等)、拉伸變形(環狀構造)以及脆性變形(層間小斷層)。上述變形集中發育在組內第2段、第5段和第9段，代表了3個地震活躍期，地震活躍期的間隔(地震節律)約為13Ma，每個地震活躍期的持續時間約為3.5Ma，13Ma地震節律反映了燕山裂陷槽軸部同生斷裂活動規律。利用液化最大震中距估算出的震級為6～7級。

[關鍵詞]震積巖；地震節律；中元古代高于莊組；河北寬城

震積巖(seismite)最早由Seilacher于1969年提出，是指未固結沉積物受到地震活動改造再沉積的沉積層[1]，后在對比現代和古代震積成因的沉積物基礎上，提出粒序斷層、微褶皺紋理和均一層等震積成因的標志[2]。中國震積巖的研究開始于20世紀80年代末期[3]，廣大地質工作者對國內不同地區、不同時代形成的震積巖進行了廣泛且深入的研究，概括和總結了震積巖的分類和識別標志，建立起了碎屑巖地震液化序列[4]、海相碳酸鹽巖震動液化地震序列[5]、震積巖與震積巖不整合面序列[6，7]、大陸邊緣震積巖序列[8]。

華北中新元古代高于莊組(Chg)沉積時期為地震活躍期[9]，中朝板塊北部的燕遼裂陷槽軸部發育凌源-平泉-興隆-密云北東向同沉積斷裂[10],識別出的Chg震積巖均位于該斷裂附近[11]。劉鵬舉[12]、喬秀夫等[11]和梅冥相[13]對Chg震積巖的特征進行了詳細的研究，認為河北平泉Chg沉積時曾經歷了3個地震活躍期，計算出地震節律約65Ma，并且指出該地震節律反映的是燕山裂陷槽北部邊緣的斷裂活動規律。筆者在對燕山地區中新元古代儲層研究過程中，通過野外實測剖面和室內分析，結合揚子燕山裂陷槽的構造演化背景，識別出河北寬城Chg的震積巖，不僅是燕山地區震積巖研究的又一例證，而且對研究燕山裂陷槽活動演化的規律具有重要意義。

1區域地質背景

河北寬城中元古代位于燕遼裂陷槽軸部發育的凌源-平泉-興隆-密云同沉積斷裂帶中部南側。燕遼裂陷槽的演化經歷了長城系沉積時期的斷陷海槽、薊縣系沉積時期的強烈凹陷和青白口系沉積時期的穩定陸表海3個發展階段[14～16]，沉積了一套海相碳酸鹽巖夾碎屑巖地層,其橫向上分布穩定且厚度巨大，總厚度約8000～14000m，自下而上包括中元古界的長城系、薊縣系和新元古界的青白口系，該次研究的目的層段Chg位于中元古界長城系上部，上、下分別為大紅峪組和楊莊組。

Chg沉積時期，燕山北部地勢較為平坦，地殼持續平穩下降導致了海域面積擴大，沉積物由陸源碎屑巖轉變為以碳酸鹽巖為主。初期繼承了大紅峪期的淺水環境，發育碳酸鹽潮坪沉積；中期海平面上升，演化為盆地至斜坡相；晚期水體相對變淺發育潮坪沉積。實測剖面位于河北寬城尖山子(圖1)，Chg出露完整，厚度938.5m，自下而上包括官地亞組、桑樹鞍亞組、張家峪亞組和環秀寺亞組，依據巖性特征劃分為10個巖性段(圖2)。

圖1　研究區地理位置及地層分布略圖

圖2　寬城尖山子剖面綜合柱狀圖

1)官地亞組厚255.94m，以硅質條帶白云巖、疊層石白云巖和含錳白云巖為主，中部夾白云質泥巖和石英砂巖薄層或條帶，疊層石類型多樣，主要呈層狀、波狀、錐狀、柱狀和球狀，指示了潮上-潮間帶沉積的特征，底部石英砂巖與下覆大紅峪組整合接觸。

2)桑樹鞍亞組厚124.37m, 下部主要為薄層含錳泥質粉砂巖、含錳頁巖、含錳白云巖和含錳粉砂質白云巖，顏色以深灰色為主，產狀為薄層狀，表現為潮下帶沉積特征；上部主要為潮間帶灰色中-厚層含錳細晶白云巖。

3)張家峪亞組厚449.88m，主要為盆地至斜坡相的深灰色薄-中層狀灰質白云巖、白云質灰巖、含瘤狀灰巖的頁巖、瘤狀灰巖、灰色硅質巖和含炭的硅泥質頁巖。

4)環秀寺亞組厚108.62m，下部為潮下帶深灰色白云質灰巖和白云巖；上部為潮間帶燧石條帶白云巖和疊層石白云巖。

震積巖主要發育在官地亞組上部第2段、張家峪亞組中部第5段和環秀寺亞組第9段。

2震積巖特征

2.1液化變形

Chg白云巖中發育有大量的硅質，野外呈層狀、條帶狀、團塊狀和結核狀。正常沉積情況下，硅質產狀多為層狀或者斷續狀。但地震發生時，富含水的硅質物發生液化，形成形態各異的液化變形構造，主要有液化底辟構造、液化脈構造、液化卷曲變形構造和枕狀構造等。

2.1.1液化底辟構造

液化底辟構造表現為深灰色硅質含量較高的物質液化，向上穿刺上覆薄-中層狀較純的白云巖圍巖。底辟體呈錐狀，高度10～40cm，一般為20cm左右。錐體在層內沿走向順層多次出現，其內部不發育紋層，高角度穿刺圍巖。被穿刺的圍巖橫向上斷續順層展布，斷裂成可拼接的“角礫”(圖3(a))。 圍巖側向上不發育液化物，與液化錐體相接觸的圍巖向上牽引彎曲變形，指示向上液化流動特征(圖3(b))。錐體與下伏液化層相連通，表明其源于下伏液化沉積層[17～21]。

2.1.2液化脈構造

液化脈的形成是由于強烈地震引發的振動導致沉積物液化泄水的結果。區內液化脈的主要成分為硅質，脈體切割的圍巖為白云巖。野外露頭上硅質脈呈灰色或灰白色, 在空間上呈不規則板狀體。在不同層位中發育的硅質脈走向不同，剖面上總體表現出：與圍巖層面高角度相交產出的液化脈長而窄，一般呈線狀，脈寬1～5mm，長8～15cm；而大致平行層面產出的硅質液化脈，一般短而寬，脈寬5～10mm，長3～5cm。液化脈的硅質礦物主要為玉髓和微晶石英(圖4(a))，與液化硅質團塊相連(圖4(b))。顯微鏡下觀察，硅質脈顯示出明顯的流動特征(圖4(c))，表明其物質來源為液化硅質團塊。

圖3　底辟構造野外照片

圖4　硅質液化脈構造野外及鏡下照片

2.1.3液化卷曲變形構造

液化卷曲變形構造是地震發生時由于沉積物液化導致的一種層內彎曲變形構造,其主要特點是僅限于層內發育, 大小不一，形態各異,褶曲軸面無規律可循。該類震積巖在Chg中十分發育, 主要表現為硅質團塊或硅質條帶的塑性形變。野外觀察具有以下特征：①硅質團塊或硅質條帶液化卷曲變形限于層內部, 其上覆及下伏土褐色層狀中-厚層白云巖層均未受影響，具有良好的成層性，并夾有深灰、灰色順層發育的硅質團塊、硅質條帶或薄層(圖5(a))；②液化變形硅質團塊或硅質條帶形態各異，大小不等，可以單個出現，也可以多個相連；③液化變形硅質團塊或硅質條帶產狀雜亂，無明顯的順層產出特征，產狀多樣，甚至以高角度與上下巖層相交；④液化卷曲變形硅質團塊或硅質條帶的邊部呈現不規則的齒狀、刺狀、港灣狀(圖5(b))等，硅質本身具有明顯的液化流動特征, 其內部可以俘獲與圍巖成分相同的白云巖角礫，并且與液化硅質細脈共生；⑤圍巖為中-厚層白云巖層且不發育紋層，液化硅質物引起圍巖變形，從而難以識別，總體表現為成層性變差，而液化硅質本身的變形更為突出。

2.1.4枕狀層構造

枕狀層是指軟沉積物由于地震振動引發變形而形成的不規則枕狀、球狀層[19]，表現為巖層內密集的扁橢球體[20]。在野外露頭剖面上，枕狀層上球枕呈橢球體、串珠狀、豆莢狀、香腸狀排列，層內重疊在一起，大小不等，長度0.5～20cm，厚15～30cm(圖6(a))。層面上表現為不規則狀，大部分球枕體以不同形式交連，具有明顯軟變形特征(圖6(b))，主要以他形粒狀細粉晶方解石為主，含少量白云石、有機質和陸源砂。陸源砂多呈棱角-次棱角狀，成分主要為石英，粒徑多小于0.1mm。球枕體間的基質與球枕體不同，主要表現為泥質和硅質含量較高，幾乎不含陸源砂，礦物顆粒較細，基質見有變形紋層，當單個球枕出現時，因負載體下沉明顯使得基質紋層向下彎曲變形。

圖5　液化卷曲變形構造野外照片

圖6　枕狀層構造野外照片

2.2擠壓變形

2.2.1板刺狀角礫

板刺狀角礫是由宋天銳[3]在研究北京地區前寒武紀碳酸鹽巖地層中地震-海嘯序列時提出，是指“曾經被擾動過的紋層狀藻席(疊層石), 成為許多碎片, 表現為放射狀角礫, 從側面看, 每一個角礫具有刺狀外形”，并將其解釋為地震成因，出現在地震-海嘯序列的第2個單元。喬秀夫等[11]認為板刺狀角礫巖以橫向與直立緊密褶皺連接，礫石僅直立及疊瓦排列區別于風暴礫巖，是在地震持續擠壓力作用下形成的。

從區內板刺狀角礫層的特征看，多由直立及疊瓦緊密堆積排列的片狀硅化白云巖角礫構成，缺少螺旋狀、倒小字及雜亂狀等排列方式，單個角礫呈片狀、板狀，一般角礫長5～10cm，寬約3～5mm,棱角明顯，無分選，無磨圓，不同單層的角礫傾斜方向不同。板刺狀角礫層是半-未固結的薄層沉積巖層在地震時持續受到北東-南西向水平擠壓發生褶曲，當擠壓力足夠大時，褶曲層破裂形成板刺狀角礫(圖7)。

2.2.2微型褶皺

微型褶皺通常表現為小型的層間褶皺，沉積物液化和未固結的沉積巖層受到水平擠壓，形成微型褶皺。因此，與枕狀層和液化脈構造一樣，微型褶皺被認為是一種典型的地震驅動的軟沉積物變形構造[22]。區內微型褶皺發育在厚層白云巖所夾的含硅質條帶白云巖中，以硅質條帶的彎曲為特征。與后期構造形成的褶皺變形不同，微型褶皺屬于層內變形，其上覆及下伏巖層均未受到影響，褶皺形態不規則，單個褶曲變化較大(圖8)。

圖7　板刺狀角礫巖　　　　　　　　　　　　　　　　　　圖8　微型褶皺

2.2.3丘-槽構造

丘-槽構造是頂部的軟沉積物，在受到地震應力作用下擠壓變形而形成的褶皺[22～24]，夾于上、下未變形巖層之間，表現為一組交替出現的背斜(丘) 與向斜(槽)，沉積物在丘頂的上超是識別丘-槽構造的重要標志[20]。

區內丘-槽構造發育在第75層，軟沉積物擠壓變形形成的褶皺表現為零星斷續分布的白色硅質條帶，且具一定的彎曲變形。剖面上表現為2個小背斜夾一個小向斜的丘-槽-丘形態，對稱出現，丘、槽形態完整(圖9)。丘體底部長60cm，高20cm，一側較為平緩，與下伏巖層夾角約為30°，與槽相連的一側較陡，夾角約為70°，發育在成層性好的中層白云巖之上；槽體長約40cm，槽深約10cm，槽內沉積物為薄層泥質白云巖，向兩側的丘頂有明顯的上超。從上述特征來看，在丘-槽構造的兩側，地震導致的擠壓應力是相等的。

2.3拉伸變形

區內拉伸變形導致的環形構造是由一系列扁的薄層硅質白云巖同心環體構成，夾于厚層未變形的白云巖之間。野外剖面上，環形構造橫向上每個環形體沿走向順層分布，相鄰2個環狀體之間是被一組剪切力分割，拉伸變細甚至斷開(圖10)。Rodriguez-Pascua等[25]和袁靜等[26]將環形層解釋為深湖相或靜水弱4級以下地震晃動的產物。有研究表明，環狀構造不僅發育于湖泊季節性紋層，在陸表海的紋層狀巖石中同樣發育環形構造[17,20,27]。計算機模擬顯示，紋層狀碳酸鹽巖沉積在兩側的張性拉力下可以形成環形層[17]。

圖9　丘-槽構造圖　　　　　　　　　　　　　　　　　　　圖10　環形構造

圖11　層間小斷層

2.4脆性變形

研究區脆性變形導致的層間小斷層為一組斷距較小，近平行排列的正斷層，位于厚層白云巖中所夾的薄層內。層間小斷層主要截斷薄層白云巖，上覆及下伏巖層均未受到影響，以張性正斷裂為特點，斷裂面平直，產狀大致近似，相互平行，傾角近乎直立(圖11)。斷層上、下盤之間的斷距小，一般不大于5cm，未見褶皺或撕裂現象，表明薄層白云巖成巖后的脆性變形是導致層間小斷層形成的主要原因。層間小斷層被認為是震積巖中最典型的構造類型，是重要的古地震證據[1]。

3古地震發生頻率

河北寬城中元古位于燕遼裂陷槽中部，緊鄰燕遼裂陷槽軸部發育的凌源-平泉-興隆-密云同沉積斷裂帶，該斷裂帶始于中元古界常州溝組沉積期，長城紀持續活動，斷裂活動引發地震導致寬城中元古代Chg震積巖十分發育，主要集中在3個層段。

1)第2段該層段厚度約66.19m，震積巖以液化卷曲變形和液化脈震積巖為主，表現出壓應力形變特征，具典型的溝槽構造、微褶皺變形和板刺狀角礫巖。

2)第5段該層段厚度約65.57m，震積巖以枕狀層構造為特征，另外發育液化卷曲變形和粒序斷層。

3)第9段該層段厚度約65.5m，震積巖以張應力形變為特征，表現為小正斷層、環形構造和地裂縫等。

喬秀夫等[28]對受古郯廬斷裂帶和白云鄂博裂陷槽的活動所引起的地震研究后認為，華北地臺東部震旦系及下古生界中地震節律為40Ma及30Ma。劉鵬舉[12]對凌源-平泉-興隆-密云同沉積斷裂帶北側河北平泉Chg震積巖進行過詳細的研究，認為Chg沉積時期經歷了3個地震活躍期，計算出的地震節律約為65Ma，并認為該地震節律反映的是燕山裂陷槽北部邊緣的斷裂活動規律。

河北寬城Chg震積巖集中分布的3個層段代表了3個強烈的地震活躍期。Chg的沉積時限精確到1600～1550Ma，寬城尖山子實測的Chg厚度為938.55m，地層沉積速率約為18.8m/Ma。據此計算出的地震節律大致約為13Ma(12.2Ma和13.6Ma)，每個地震活躍期的持續時間大約為3.5Ma。以此與劉鵬舉計算的地震節律(約65Ma)對比，兩者區別主要在于Chg的沉積時限的選擇，該次研究選擇了梅冥相[13]對Chg沉積時限的最新研究成果，故可信度更高。

筆者認為，平泉和寬城Chg的地震節律反映出的是燕山裂陷槽軸部同生斷裂活動的規律。河北寬城與平泉相鄰，寬城位于河北平泉的南部，且寬城和平泉分別位于燕遼裂陷槽軸部凌源-平泉-興隆-密云同沉積斷裂帶的南北兩側，均受燕遼裂陷槽軸部同生斷裂帶構造活動的控制。

利用喬秀夫等繪制的震級與液化最大震中距的關系圖，將寬城到凌源-平泉-興隆-密云同沉積斷裂帶垂直距離確定為Chg沉積時期地震的震中距，估算出的震級約為6～7級。

4結論

1)河北寬城Chg識別出多種類型震積巖，包括軟沉積物液化變形、擠壓變形、拉伸變形和脆性變形等。

2)Chg沉積時期區內存在3個強烈的地震活躍期，每個地震活躍期的持續時間大約為3.5Ma，活躍期之間的間隔(地震節律)大致約為13Ma，估算出的震級為6～7級。

[參考文獻]

[1]Seilacher A. Fault-graded beds interpreted as seismites[J].Sedimentology，1969,13:155～159.

[2]Seilacher A. Sedimentary structures tentatively attributed to seismic events[J].Marine Geology,1984,55(1):1～12.

[3]宋天銳.北京十三陵前寒武紀碳酸鹽巖地層中的一套可能的地震—海嘯序列[J].科學通報, 1988,38(8):609～611.

[4]吳賢濤,尹國勛.四川峨眉晚侏羅世湖泊沉積中震積巖的發現及其意義[J].沉積學報, 1992,10(1): 19～26.

[5]喬秀夫,宋天銳,高林志,等.碳酸鹽巖振動液化地震序列[J].地質學報, 1994,68(1):16～34.

[6]梁定益,聶澤同,萬曉樵,等.試論震積巖及震積不整合:以川西滇西地區為例[J].現代地質, 1991,5(2):138～146.

[7]梁定益,聶澤同,宋志敏.再論震積巖及震積不整合:以川西滇西地區為例[J].地球科學, 1994,19(6):845～850.

[8]孫曉猛,梁定益,聶澤同.大陸邊緣震積巖序列：以金沙江中段震積巖為例[J].現代地質, 1995,9(3):271～278.

[9]喬秀夫,高林志.華北中新元古代及早古生代地震災變事件及與Rodinia 的關系[J].科學通報, 1999,44(16):1756～1758.

[10]和政軍,宋天銳,丁孝忠,等.燕山中元古代裂谷早期同沉積斷裂活動及其對事件沉積的影響[J].古地理學報, 2000,2(3):83～91.

[11]喬秀夫,高林志.燕遼裂陷槽中元古代古地震與古地理[J].古地理學報，2007,9(4):337～352.

[12]劉鵬舉.河北平泉中元古代高于莊組震積巖及地震節律[J].現代地質，2001,15(3):266～268.

[13]梅冥相.震動變形構造所表征的震積巖:以河北宣化中元古界高于莊組第三段為例[J].地學前緣.2012,19(2):239～247.

[14]溫獻德.華北北部中、上元古界的大陸裂谷模式和地層劃分[J].前寒武紀研究進展,1997,20(3):21～28.

[15]溫獻德.華北北部中晚元古代巖相古地理及其演化[J].石油大學學報(自然科學版),1989,13(2):13～21.

[16]陸克政,戴俊生.冀遼裂陷谷中上元古界構造特征及演化[J].石油大學學報(自然科學版), 1989,13(2):1～11.

[17]蘇德辰，孫愛萍.北京永定河谷中元古界霧迷山組軟沉積物變形與古地震發生頻率[J].古地理學報，2011，13(6)：591～614.

[18]Qiao X F,Song T R,Gao L Z,et al. Seismic sequence in carbonate rocks by vibrational liquefaction[J]. Acta Geologica Sinica, 1994,7(3) :243～265.

[19]Roep T B,Events A J. Pillow-beds:a new type of seismites? An example from an Oligocene turbidite fan complex,Alicante[J].Sedimentology, 1992,39:711～724.

[20]喬秀夫,李海兵.沉積物的地震及古地震效應[J].古地理學報, 2009,11(6)：593～610.

[21]杜遠生,龔一鳴.東澳大利亞南悉尼盆地二疊系與古地震有關的軟沉積變形構造[J].地質學報, 2007,81(4):511～518.

[22]Rossetti D F，Goes A M.Deciphering the sedimentological imprint of paleoseismic events: an example from the Aptian Codo Formation，Northern Brazi[J].Sedimentary Geology，2000，135(1-4)：137～156.

[23]Rossetti D F，Goes A M，Werner T，et al. Tsunami-induced large-scale scour-and-fill seructures in Late Albian to Cenomanian deposits of the Grajau Basin，northern Brazil[J].Sedimentology，2000,47(2):309～323.

[24]張傳恒,劉典波,張傳林,等.新疆博格達地區早二疊世軟沉積物變形構造:弧后碰撞前陸盆地地震記錄[J].地學前緣, 2006,13(4):255～266.

[25]Rodriguez-Pascua M A,Calvo J P,Vicete G D,et al. Soft-sediment deformation structure interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone，SE Spain,and their potential use as indicators of earthquakeMagnitudes during the Late Miocene[J].Sedimentary Geology，2000,135:117～135.

[26]袁靜,陳鑫,田洪水.濟陽坳陷古近紀軟沉積物變形層中的環狀層理及成因[J].沉積學報, 2006,24(5):672～680.

[27]田洪水，張增奇，杜圣賢.山東臨朐紅絲石層中的古地震記錄[J].中國地質, 2006,33(5):1137～1148.

[28]喬秀夫,李海兵,高林志.華北地臺震旦紀-早古生代地震節律[J].地學前緣, 1997,4(3-4):155～160.

[編輯]鄧磊

22 Seismites and Ancient Earthquake Frequency in Gaoyuzhuang Formation of Kuancheng in Hebei Province

Zheng Xiucai

(Author’sAddress:CollegeofEngineeringandTechnology，YangtzeUniversity,Jingzhou434020，Hubei，China)

Abstract:A series of distinctive tectonic characters of seismites were developed in Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation in Kuancheng Area of Hebei Province，which included liquefaction deformation(diapirs,liquefied veins and liquefied curl)，extrusion deformation(planar-spiny breccia and hillock-trough sructure)，tensile deformation(circular layer)and brittle deformation(small faults between layers).Most of relative seismites were concentrated in the second，fifth and ninth stratigraphic segments which represented three seismic active times.The interval of seismic active time (earthquake rhythm) was 13Ma，each of seismic active duration was about 3.5Ma.The 13Ma of earthquake rhythm reflected the contemporaneous fault regularity of trough axis on Yanshan rift.According to the second segment of seismite frequency，it can primarily estimate that the ancient seismic frequency is about 0.15Ma.By utilizing the relationship of magnitude and the largest liquefied epicenter distance, the estimated magnitude is 6 to 7.

Key words:seismite；earthquake rhythm；Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation；Kuancheng Area in Hebei Province

[文獻標志碼]A

[文章編號]1673-1409(2016)11-0022-08

[中圖分類號]P512.2

[作者簡介]鄭秀才(1963-)，男，研究員，主要從事沉積與儲層和高等教育方面的研究工作，1250709111@qq.com。

[基金項目]中國石油化工有限股份公司海相前瞻性研究項目(YPH08026)。

[收稿日期]2016-02-01

[引著格式]鄭秀才.河北寬城高于莊組震積巖與古地震發生頻率[J].長江大學學報(自科版),2016,13(11):22～29.