孕震構造塊體與相應地震區劃分方法

吳曉媧，秦四清，薛雷，張珂，陳竑然，翟夢陽

1)北京市勘察設計研究院有限公司，北京，100038；2)中國科學院地質與地球物理研究所中國科學院頁巖氣與地質工程重點實驗室，北京，100029；3)中國科學院地球科學研究院，北京，100029；4)中國科學院大學地球與行星科學學院，北京，100049

內容提要: 可靠地劃分地震區可奠定地震預測與地震危險性評價的地質基礎，具有十分重要的意義。筆者等通過研究分析指出板內孕震構造塊體側向邊界可由區域性大斷層或由區域性大斷層與板塊邊界界定，底邊界為康拉德面或低速高導層；板間孕震構造塊體為俯沖板塊，可由區域性大斷層和(或)板塊邊界約束；在同一個孕震構造塊體和同一輪地震周期的地震具有內在聯系。因此，地震區可定義為代表相應孕震構造塊體地震活動的區域，其可表征該塊體內源自鎖固段破裂的地震活動。基于筆者等提出的孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則，把全球兩大地震帶(環太平洋地震帶和歐亞地震帶)劃分為62個地震區；每個地震區的分區方案均通過了多鎖固段脆性破裂理論的檢驗，這說明方案可靠。進而，筆者等歸納總結了地震區劃分方法。

可靠地劃分地震區可奠定地震預測與地震危險性評價的地質基礎，具有十分重要的意義。由于地震活動在空間上并非完全隨機分布，而是分布在一定的空間范圍(Cornell，1968)，因此不少學者根據地震空間分布特征給出了地震區的多種定義。例如，陸遠忠等(1985)認為地震區是地震相對密集區；任鎮寰和羅振暖(1998)把地震活動與新構造活動具有一定相關性的地區稱為地震區；王鍾琦等(1994)認為地震區是地震活動頻繁而強烈的區域；袁一凡和田啟文(2012)指出，同一地震區地震活動在時間、空間、強度上具有共同特征和相互聯系；Bhasker(2013)將地震區定義為地震傾向集中的區域，如美國中部的新馬德里地震區和瓦巴什山谷地震區。

在此基礎上，諸多地震學家亦提出了多種地震區劃分方法。例如，Nishenko和Jacob(1990)沿太平洋板塊和北美洲板塊邊界的大致走向劃分了夏洛特皇后—阿拉斯加—阿留申地震區；Nishenko(1991)根據板塊邊界把環太平洋地區劃分為智利地震區、秘魯地震區等；Marku?ic和Herak(1998)利用地震地質資料和地球物理數據，把克羅地亞及其鄰區劃分為17個地震區；有些學者(Kelson et al.，1996；Kenner and Segall，2000；Grollimund and Zoback，2001； Tuttle et al.，2002)在研究1811～1812年美國新馬德里3次大地震時，把密蘇里州、阿肯色州、田納西州和肯塔基州交界區域劃分為新馬德里地震區；Bus 等(2000)認為地震區應根據震中分布和該地區已知斷層性質(數量、走向、長度)進行劃分；Cid 等(2001)利用數值模擬方法把巴塞羅那市劃分為4個地震區；Mu?o 等(2002)根據地震構造和地震空間分布資料，把阿爾巴尼亞地區劃分為8個地震區；Magsi(2014)指出，地震區劃分應考慮深部構造、區域構造、地殼形變強度、地球物理參數、震源深度與地震烈度資料；有些地震學家(Bufe and Varnes，1993；Papazachos and Papazachos，2000，2001；彭克銀等，2003；Scordilis et al.，2004；Bowman et al.，2012)提出了孕震區域臨界半徑與震級的統計關系式，通過對比不同的搜索半徑篩選最優地震區，但據其劃分的地震區很有可能橫穿區域性大斷層(塊體邊界斷層)，導致把屬于不同構造塊體的地震歸為一起。

盡管前人劃分地震區的方法不同，但主要目的一致，即通過統計分析區內的地震活動評價地震危險性。這意味著在同一個地震區內的地震存在潛在關聯性。然而，根據上述方法劃分的地震區在空間區域界定上具有強人為性和不確定性，其不僅缺乏嚴格且統一的地質依據，而且未采用科學理論檢驗分區方案的可靠性和合理性，以至于很有可能將不相關的地震劃分到同一個地震區，或者出現地震區重疊現象。這會導致兩個問題：①不能可靠地確定監測數據的空間統計范圍；②難以區分地震事件類型和界定地震周期。

在筆者等以前的工作中，基于當時還不夠完善的多鎖固段脆性破裂理論(秦四清等，2010)，曾初步提出了表征構造塊體內部地震活動關聯性的地震區劃分方法(秦四清等，2015a，b，2016a，b，c)，但尚未妥善解決孕震構造塊體(孕育且發生較大地震的塊體)和相應地震區邊界確定原則這一關鍵問題。隨著該理論的逐漸完善，目前其能很好地描述淺源、中源與深源構造地震產生過程(吳曉媧等，2016；楊百存，2019)。鑒于此，本文將在以前工作基礎上，根據該理論與大地構造學說，闡明孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則，并結合全球兩大地震帶地震區的分區實踐提出更為系統完善的地震區劃分方法。

圖1 板內構造塊體、地震區與鎖固段示意圖Fig. 1 Schematic illustration of intraplate tectonic blocks, seismic zones and locked segments(1)巖橋；(2)斷層中的堅固體；(3)凹凸體；(4)斷層所圍限的塊體(1) A rock bridge; (2) a strong junction of two intersecting faults; (3) an asperity; (4) a block bounded by faults

1 理論依據

1.1 多鎖固段脆性破裂理論

鎖固段(秦四清等，2010；陳竑然等，2019)是構造塊體內承受應力集中且具有高承載力的地質結構(圖1和圖2)，常賦存于斷層中或由斷層圍限而成；其主控構造地震產生，即不同規模的脆性破裂產生不同量級的地震。大尺度、扁平狀的鎖固段承受極其緩慢的剪切加載且處于高溫高壓環境，導致其具有強非均勻性和低脆性(陳竑然等，2019；楊百存，2019；楊百存等，2020)，應呈現特定的斷裂前兆和破裂演化規律。一些學者(秦四清等，2010；薛雷等，2018；陳竑然等，2019；楊百存，2019)闡明鎖固段體積膨脹點處的高能級破裂事件為可判識斷裂前兆，且體積膨脹點和峰值強度點之間的地震序列呈現“兩頭大、中間小”模式；定義發生在鎖固段體積膨脹點和峰值強度點處的地震為標志性地震，兩點之間的地震為預震，臨近峰值強度點的預震為前震；發現在同一個地震區和同一輪地震周期，標志性地震的演化遵循如下指數律：

εf(k)=1.48kεc

(1)

圖2 板間構造塊體、地震區與鎖固段示意圖Fig. 2 Schematic illustration of interplate tectonic blocks, seismic zone and locked segments

式中，εc為第1鎖固段體積膨脹點處標志性地震的臨界剪切應變值，εf(k)為第k鎖固段峰值強度點處標志性地震的臨界剪切應變值。式(1)說明，標志性地震的演化遵循確定性規律，故其具有可預測性。

Benioff應變為地震波輻射能的平方根(Benioff，1951)，可根據震級與輻射能關系求得，累積Benioff應變(CBS)為Benioff應變之和。由于CBS比正比于剪切應變比(楊百存，2019；楊百存等，2020)，則式(1)可變為：

Sf(k)=1.48kSc

(2)

式中，Sc為第1鎖固段體積膨脹點處標志性地震的臨界CBS值，Sf(k)為第k鎖固段峰值強度點處標志性地震的臨界CBS值。

由于某一地震區當前地震周期的地震目錄通常包含與鎖固段脆性破裂無關的地震事件，因此秦四清等(2015c)設置最小有效性震級Mv以確定鎖固段破裂事件的門檻震級。考慮到第1鎖固段體積膨脹點前不小于Mv的地震目錄通常不完整，初始CBS誤差可能出現，秦四清等(2010)導出了如下誤差修正公式：

(3)

式中，Δ為誤差值，Sc*和Sf*(1)分別為誤差修正前第1鎖固段體積膨脹點和峰值強度點處標志性地震的臨界CBS監測值。

進行誤差修正后，可把第1鎖固段體積膨脹點處標志性地震的臨界CBS值作為已知值，據式(2)可預測后續標志性地震的臨界CBS值。

若在某地震區的當前地震周期共發生了n次標志性地震，那么第n次標志性地震為主震。在統一震級標度情況下，對第i次到第i+j次標志性地震， 當Mi + j

Mi-Mi + j≤ 0.2 (1≤i≤n- 2，j≥ 1和i+j≤n- 1)

(4)

對兩次相鄰標志性地震， 當Mi+1≥Mi，其震級的上限約束滿足：

Mi+1-Mi≤0.5 (1≤i≤n-2)

(5)

對相鄰標志性地震之間的預震，其震級的上限約束滿足：

Mp≤min(Mi,Mi +1)-0.2 (1≤i≤n-1)

(6)

式中，Mi、Mi +j和Mi + 1分別表示第i次、第(i+j)次和第(i+ 1)次標志性地震的震級。

當最后一個鎖固段被加載至峰值強度點發生斷裂時，主震發生。經理論推導(楊百存等，2020)，可得到如下主震判識準則：

Mn-Mn-1> 0.5

(7)

式中，Mn和Mn-1分別表示主震和最后一個鎖固段體積膨脹點處標志性地震的震級。

鑒于震級測定值存在誤差，且目前不同地震臺網給出的地震震級值均保留一位小數，當兩次相鄰標志性地震的震級差接近0.5時，根據式(7)容易誤判主震。為此，建議根據特定地震區某次標志性地震后的地震活動特征做進一步判斷(薛雷等，2018)。若后續不小于Mv的地震初期集中發生于該標志性地震震中附近的較小區域，之后隨時間延續地震活動趨于平靜，則可確認該標志性地震為主震；若后續不小于Mv的地震在該地震區內隨機發生且保持活躍，則可認為該標志性地震不為主震(楊百存等，2020)。此時應參考不同地震臺網對該震的測定值，根據式(5)修訂震級。

1.2 大地構造學說

Carlson(1989)認為大地震的發生僅與某特定斷層(帶)相關，并且認為斷層(帶)之間并無影響。然而，實則不然。例如，傅承義等(1979)認為地震時能量的釋放固然集中在斷層錯動的地方，但能量積累所涉及的范圍卻大得多，因此不應將注意力僅僅集中在發震斷層附近；有些學者(Brent，2017；Hamling et al.，2017；Mason，2017)指出2016年新西蘭卡爾弗登MW7.8 地震涉及到的斷層多達十幾條；馬瑾(1999)強調中國大陸地震在空間上呈片狀分布，因此在分析地震活動時要從以活動斷層為中心轉變為以活動地塊為中心。鑒于此，研究地震成因機制時，不應僅研究發震斷層(帶)，還應考慮其它斷層(帶)的參與作用，即需要研究孕震構造塊體和相應地震區的劃分。

板塊構造理論(Wilson，1965；McKenzie and Parker，1967；Le Pichon，1968；Morgan，1968)認為巖石圈可分為多個不同大小的板塊，其是相對剛性和相對穩定的巖石圈塊體，在軟流圈表面上作相對運動；板塊邊界分為離散型(以海嶺和裂谷為邊界)、匯聚型(以島弧—海溝、山弧—海溝、山弧—地縫合線和地中海型陸間海為邊界)和剪切轉換型(轉換斷層帶)。板塊邊界類型決定了板間地震活動的分布及其強弱(鄧起東等，2009)。

斷塊構造學說(張文佑等，1978；張文佑，1984)認為，巖石圈被斷層分割成大小不等、深淺不一、厚薄不同和發展歷史各異的斷塊，由此構成巖石圈的多層、多級和多期發展的斷塊構造格局(圖3)；“板塊”是最高一級的斷塊——“巖石圈斷塊”。他根據斷層深度將斷層分為：①蓋層斷層：切穿沉積蓋層到達結晶基底(花崗巖質層或硅鋁層)頂面的斷層；②基底斷層：切穿基底到達玄武巖質層(硅鎂層)頂面的斷層；③地殼斷層：切穿整個地殼到達上地幔頂部的斷層；④巖石圈斷層：切穿整個巖石圈到達軟流圈頂面的斷層。此外，黃汲清等(1977)將切穿巖石圈、深入軟流圈的斷層定義為超巖石圈斷層，其是規模最大的第一級深斷層，一般構成大陸與大洋之間的分界。

鄧起東等(2009)指出，斷塊構造是地球構造運動最基本的型式，活動斷塊是現今構造運動最基本的型式，其既控制主要活動構造帶和地震活動帶的分布，也控制不同地區地震活動特征的差異；據此，他們編制了中國活動斷塊劃分圖。然而，其劃分的活動斷塊是否為相對獨立的構造單元，即斷塊內的地震活動是否存在關聯，尚不清楚，亟需發展可靠的方法予以判定。

圖3 巖石圈內不同層級斷塊示意圖(據張文佑等，1978修改)Fig. 3 Schematic illustration of hierarchical fault-blocks in the lithosphere (modified after Zhang Wenyou et al., 1978#)

2 孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則

筆者等認為，板塊構造理論和斷塊構造學說各有優勢，前者可作為劃分板間構造塊體的地質依據，后者可作為劃分板內構造塊體的地質依據，兩者均可為劃分相應地震區提供理論指導。

2.1 板內孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則

某條斷層在構造變形與地質演化中所起的作用，主要取決于其切割深度和規模，且斷層在平面上的延伸與影響范圍，一般也與其深度成正相關。大規模的基底斷層、地殼斷層、巖石圈斷層和超巖石圈斷層，往往是構造塊體間相對交錯運動的構造大變形地帶，其可被定義為區域性大斷層。如上所述，地球巖石圈由被不同尺度斷層(帶)分割、可相對運動的層級構造塊體組成，如構造板塊(Wilson，1965)、斷塊(張文佑，1984)與活動地塊(張培震等，2003)。特別地，被區域性大斷層圍限而成的構造塊體，由于其內部變形遠小于區域性大斷層的構造變形，故其基本上作為一個單元運動(Keilis-Borok and Soloviev，2003)，這說明區域性大斷層可作為塊體側向邊界。由此而論，板內構造塊體可由區域性大斷層或由區域性大斷層與板塊邊界界定。

自從板塊構造理論被廣為認可后，巖石圈底界面一直被認為是板塊運移的主要滑脫面，甚至是惟一滑脫面(萬天豐，2004)。然而，在大陸巖石圈構造研究中，諸多學者(金翔龍和高金耀，2001；許志琴等，2003；萬天豐，2012；焦煜媛等，2017)逐漸認識到巖石圈內還存在其他滑脫面(圖1和圖3)，如康拉德面和莫霍面，有可能沿其發生不同程度的滑脫。

板內構造塊體是否易沿某滑脫面滑脫，取決于該面的發育程度、該面的摩擦阻力與施加的切向構造荷載；而塊體能否發生較大地震，則取決于其能否沿滑脫面發生較大的相對運動和其內是否存在鎖固段。鑒于此，需厘清塊體沿某滑脫面的易滑脫性和塊體內鎖固段的存在性，即需確定孕震構造塊體底邊界。

蓋層斷層切割范圍僅局限于地殼表層的沉積巖層，蓋層范圍內巖石較破碎，其通常不發生較大地震；其下才是完整性較好、強度大的花崗巖層主體，是大地震震源孕育的層位(秦保燕，1999)。因此，筆者等認為蓋層構造塊體中不存在鎖固段，但可能存在非鎖固段(承載力介于鎖固段和軟弱介質之間; 楊百存等，2020)，其破裂會發生較小地震。這說明蓋層構造塊體不能作為孕震構造塊體，即其底部滑脫面(蓋層底界面)不能作為孕震構造塊體的底邊界。

不少學者(Meissner et al.，1987；Mooney and Braile，1989；曾融生等，1995；朱介壽等，1997；Artemieva and Thybo，2013；Reguzzoni et al.，2013；郝天珧等，2014)研究了全球莫霍面深度變化，發現大部分地區莫霍面的起伏變化較大，且有些地區莫霍面呈現非常明顯的“波浪式”起伏(王紅霞和郭玉貴，2005；羅艷等，2008；胡衛劍等，2014)，故十分不利于構造塊體沿莫霍面滑脫，這說明該面亦難以作為孕震構造塊體底邊界。

徐常芳(1996)指出，構造活動和地震活動較強的地區，常發育中地殼低速高導層(地震波速低、電導率高)，其深度與康拉德面有較好的對應關系，該層以上地震活動強烈，以下以韌性變形和顯著流變為主(周真恒等，1998)，構造變形的強度顯著變弱，是很少發生地震的圈層；萬天豐(2004)認為，從與地表貫通的斷層和相關巖漿活動的地質證據來看，中國大陸中地殼低速高導層是主要的滑脫面，滑脫量最為顯著，而沿蓋層與基底之間界面的滑脫量以及沿莫霍面的滑脫量可能較小；顧芷娟等(1995)認為低速高導層在世界各地廣泛存在。在低速高導層的物理力學性質研究方面，楊曉松等(2003)指出，地殼中部的低速高導層很可能具有力學軟弱帶的物理內涵，可作為滑脫面；一些學者(胡德昭等，1989；顧芷娟等，1995；范景輝，2002)的研究表明，低速高導層有一定厚度且含水，與莫霍面相比較軟弱，在較小的上覆壓力下構造塊體易沿該層滑脫。

圖4 板內地震區的3種類型邊界斷層(黃圈表示地震)Fig. 4 Three types of boundary faults in an intraplate seismic zone (Earthquakes are denoted by yellow circles) (1) 基本連續斷層；(2) 不連續斷層；(3) 隱伏斷層(1) An almost continuous fault; (2) a discontinuous fault;(3) a blind fault

從震源深度來看，筆者等推測全球板內較大構造地震主要位于康拉德面或低速高導層之上。例如，唐新功等(2012)指出青藏高原山區康拉德面深度和莫霍面深度分別約為35 km和67 km，羅文行等(2008)指出該區不小于5級地震的震源深度主要分布在10～35 km；李松林等(2001)指出首都圈地區康拉德面和莫霍面深度分別為21～25 km和31～42 km，陳向軍等(2018)指出新疆地區康拉德面和莫霍面深度分別為22～30 km和約54 km，筆者等通過查閱地震目錄得知這兩個地區不小于MS5.5地震主要位于康拉德面之上。這意味著：①即使下地殼硅鎂層中發育有鎖固段，但由于在更高的溫壓環境下其承載力大幅減小，即其已退化為非鎖固段，也難以發生較大地震；②鎖固段分布在蓋層底部滑脫面和康拉德面或低速高導層之間；③孕震構造塊體不應包括康拉德面或低速高導層以下的圈層。

綜上，康拉德面或低速高導層可作為孕震塊體底邊界。由此而論，只要是切穿基底的大規模斷層，均可視為廣義上的區域性大斷層，皆可作為孕震構造塊體側向邊界。顯然，這樣厘定的孕震構造塊體涉及到非鎖固段破裂(地震)事件，故在數據處理時應盡量剔除這些事件，這可通過引入門檻震級Mv實現。

根據區域性大斷層線(斷層與地面的交線)確定地震區范圍時，常遇到3種類型邊界(許才軍等，2009；圖4)，須分情況處理：①基本連續斷層(成熟邊界)：其通常能切穿地殼或整個巖石圈，劃分地震區時應首選該類斷層為邊界；②不連續斷層(發展中邊界)：根據斷層延伸方向連接斷層線端點，可形成封閉的地震區邊界; ③隱伏斷層：連接已有斷層線端點可形成封閉的地震區邊界，其連線能大致代表隱伏斷層走向。

2.2 板間孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則

鑒于板間構造塊體涉及到俯沖板塊和仰沖板塊(圖2)，故需厘清賦存有鎖固段的板塊，才能明確孕震構造塊體。一些學者(Stern，2002；洪漢凈等，2009；董金龍等，2015；Lay，2015)指出板間地震沿板塊邊界呈帶狀分布，其產生和分布主要受俯沖板塊控制，這意味著鎖固段分布在其內，即俯沖板塊為孕震構造塊體。鑒于此，且參考上述板內構造塊體側向邊界確定原則，筆者等認為板間地震區邊界可由區域性大斷層和(或)板塊邊界約束，且應優先考慮匯聚型板塊邊界約束。以此為指導，則可按如下原則制訂板間地震區的分區方案：①若某板塊周圍均有板塊邊界，如鄂霍次克板塊，則可據其且囊括主要匯聚型邊界附近較大地震確定地震區邊界；②若主要匯聚型邊界周圍有區域性大斷層和其他板塊邊界，以后兩者作為地震區邊界；③若邊界斷層資料缺失，可沿主要匯聚型板塊邊界延伸方向且囊括其兩側或單側較大地震初劃地震區，進而考慮相鄰地震區的地震強度和(或)震源深度的顯著差異性厘清相鄰邊界，最終確定相鄰地震區各自的分區方案。

因為這樣劃分的地震區涉及到俯沖板塊和仰沖板塊(常賦存有非鎖固段)兩個構造塊體，而地震區應僅涉及前者且應表征前者的地震活動，故在數據處理時應盡量剔除后者的地震事件，這可通過引入門檻震級Mv實現。

3 地震區劃分方法

顯然，在同一個孕震構造塊體和同一輪地震周期的地震具有內在聯系；相鄰塊體通過剪切和(或)擠壓產生相互作用，但各塊體的地震(不小于Mv)演化規律互不影響。因此，地震區是代表相應孕震構造塊體地震活動的區域，其可表征相應塊體內源自鎖固段破裂的地震活動。

基于上述孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則，筆者等以全球兩大地震帶(環太平洋地震帶和歐亞地震帶，圖5)為研究對象，參考《中國活動構造圖》(鄧起東等，2007)、《中國新疆及鄰區地震構造圖》(沈軍，2014)、《亞歐地震構造圖》(張裕明等，1981)、《全球構造體系圖》(苗培實，2010)、《亞歐地質圖》(李廷棟等，1997)、《Active faults of the world》(Yeats，2012)等資料，共劃分了62個地震區(圖5)，其中包括中國及其鄰區的33個地震區(圖6)。

圖5 全球兩大地震帶地震區劃分圖(據秦四清等，2016d)Fig. 5 Seismic zoning map of two major seismic belts (the Circum-Pacific seismic belt and the Eurasia seismic belt) worldwide (from Qin Siqing et al., 2016d&)

圖6 中國及其鄰區地震區劃分圖(據秦四清等，2016b，d)Fig. 6 Seismic zoning map in China and its neighboring areas (from Qin Siqing et al., 2016b&, d&)

若上述全球兩大地震帶每個地震區的分區方案可靠，則均能通過多鎖固段脆性破裂理論的檢驗。筆者等對62個地震區的震例分析表明，全部分區方案均通過了理論檢驗，即不僅每個地震區歷史標志性地震的演化能夠被回溯(秦四清等，2016a，b，c)，而且對某些地震區標志性地震的前瞻性預測也已得到證實(秦四清等，2011，2012，2013，2014a，b，c；楊百存等，2018)。

結合全球兩大地震帶地震區的分區實踐，筆者等歸納總結出地震區劃分方法的要點為：

(1)以地質構造和地震資料為參考，以孕震構造塊體和地震區邊界確定原則為依據，以保證地震區之間不重疊和“無縫銜接”為宗旨，初定多個地震區的分區方案；

(2)根據多鎖固段脆性破裂理論檢驗每個地震區的分區方案可靠性。若其中一個或幾個地震區的分區方案未通過檢驗，則按要點(1)重新厘定邊界，直至全部方案均通過檢驗，這樣可確定最終方案。在邊界斷層為不連續或隱伏的情況下，可進行如下操作：對不連續斷層，當斷層線端點之間的連線上或連線附近有較大地震分布時，根據該理論判斷地震的歸屬，據此可微調邊界；對隱伏斷層，連接已有斷層線端點的連線方式亦可照此進行。當然，若后續研究揭示了隱伏斷層分布，則據此確定邊界。

以下，以北海道板間地震區和運城板內地震區為例，具體闡述該方法的實施步驟。

(1)北海道地震區。該地震區位于歐亞板塊、北美洲板塊、太平洋板塊與菲律賓板塊之間，幾乎對應鄂霍次克板塊。由于該板塊周圍存在清晰的板塊邊界，據此且考慮較大的地震分布可確定地震區范圍(圖7或圖5中編號38)。以下，將通過多鎖固段脆性破裂理論檢驗該地震區的分區方案可靠性。

圖7 北海道地震區地震構造圖Fig. 7 Seismotectonic map of the Hokkaido seismic zone

該地震區當前地震周期曾發生標志性地震3次，分別為1898年6月5日日本海溝Muk8.7地震、1952年11月4日堪察加東部近海MW8.9地震和2011年3月11日日本宮城東部近海MW9.0地震(楊百存，2019)。由圖8看出，經誤差修正后該地震區當前地震周期標志性地震的臨界CBS值很好地滿足式(2)。需指出的是，1933年3月2日日本海溝MW8.5地震，是1952年標志性地震前的1次顯著預震；1963年10月13日千島群島MW8.5地震，是2011年標志性地震前的1次顯著預震(秦四清等，2016a)。這兩次預震是不同鎖固段破裂發生的最大預震。顯然，標志性地震的震級滿足式(5)，預震的震級滿足式(6)。因此，無論從標志性地震演化規律上看，還是從震級約束關系上看，北海道地震區的分區方案可靠，可據之預測未來的標志性地震。

圖8 考慮誤差Δ修正后北海道地震區當前地震周期公元144年2月15日～2016年2月24日之間MW ≥ 7.0(Mv = MW7.0)地震的CBS與時間關系Fig. 8 Time variations of CBS of MW ≥ 7.0 (Mv = MW7.0) earthquakes from February 15, 144 to February 24, 2016, in the Hokkaido seismic zone and its current seismic period after introducing the initial error Δ

圖9 運城地震區及其相鄰地震區地震構造圖Fig. 9 Seismotectonic map of the Yuncheng seismic zone and its neighboring seismic zones

圖10 考慮誤差Δ修正后運城地震區當前地震周期公元前2300～2015-11-21之間MS ≥ 6.0(Mv = MS6.0)地震的CBS與時間關系Fig. 10 Time variations of CBS of MS ≥ 6.0 (Mv = MS6.0) earthquakes from 2300 B.C. to November 21, 2015, in the Yuncheng seismic zone and its current seismic period after introducing the initial error Δ

(2)運城地震區。運城地震區(圖9或圖5和圖6中編號24)的邊界斷層為八里罕斷層、太行山山前斷層、太行山大斷層、封門口—五指嶺斷層、溫塘斷層、華山山前斷層、華山西麓斷層、秦嶺北麓斷層、隴縣—寶雞斷層、六盤山斷層、黃河—靈武斷層、正誼關斷層、巴彥烏拉山斷層、狼山山前斷層和陰山—燕山斷層。其中，陰山—燕山斷層為巖石圈斷層(張文佑等，1983)；黃河—靈武斷層深度大于40 km，向下切割了莫霍面(雷啟云等，2014)；華山山前斷層為巖石圈斷層(任雋，2012)；太行山山前斷層已切穿莫霍面(李志偉等，2006；張嶺等，2007；呂作勇和吳建平，2010)，為一巖石圈斷層；太行山大斷層為一深大斷層，深切莫霍面(曹現志等，2013；于洋，2016)。以下，將通過多鎖固段脆性破裂理論檢驗該地震區的分區方案可靠性。

該地震區當前地震周期曾發生標志性地震3次，分別為1303年9月25日山西洪洞MS8.0地震、1556年2月2日陜西華縣MS8.2地震和1695年5月18日山西臨汾MS8.0地震；該區歷史上預震的震級不超過MS7.0(楊百存，2019)。由圖10看出，經誤差修正后該地震區當前地震周期標志性地震的臨界CBS值很好地滿足式(2)；此外，標志性地震和預震的震級分別滿足式(5)和(6)。這說明運城地震區的分區方案可靠，可據之預測未來的標志性地震。

4 結論

(1)提出了孕震構造塊體和相應地震區邊界確定原則，并結合全球兩大地震帶地震區的分區實踐歸納總結了地震區劃分方法。

(2)本文劃分的62個地震區，奠定了地震預測和地震危險性評價的地質基礎。