平谷地裂縫基本特征與成因分析

劉振華，何付兵，崔玉斌，劉曉勇，王凱，張悅澤，趙艷英

(北京市地質調查研究所，北京 100195)

地裂縫(又稱為地裂)是指在自然營力(包括內營力、外營力)作用以及人類活動影響下，巖石和土層發生變形，當力的作用與積累超過巖石和土層內部的結合力時，它們的連續性遭到破壞而破裂[1]，并在地面形成具有一定規模(長度、寬度、深度)和破壞性的裂縫現象[2]。地裂縫現象多發于新構造活動明顯、人類活動頻繁的平原或盆地中[3-4]，因地裂縫塌陷、引張、位錯或走滑等引起的路面龜裂、地基下沉、墻體開裂、橋梁錯斷等災害時有發生。地裂縫也成為中國北方平原區最常見和最具破壞力的地質災害，和影響城市建設和發展的關鍵地質因素[5]。

研究表明，大多數地裂縫的發育均與構造活動或人類活動相關[6-7]。中國地裂縫主要分布在華北地區和華南長江三角洲，分布表現出與斷裂帶的密切相關性[8]。外國一些大型地裂縫的分布特征也受到典型大斷裂構造的控制，斷層活動造成的淺部松散層出現拉張裂隙，在地表降水的作用下使淺部松散沉積物下移形成地裂縫[9-11]。

北京地區地裂縫古已有之，并且常在地震時，與砂土液化伴生出現[12]。近些年來，伴隨首都城市發展，地裂縫數量和規模繼續發展，已成為平原區最重要的地質災害類型之一[13-14]。當前，北京地區地裂縫調查研究主要集中于地裂縫發育最為嚴重的順義、昌平和通州地區，這些地裂縫多與活動斷裂帶相伴而生，成因認識包括構造成因[15]、地下水不合理開采成因[16-18]和多因素復合成因[19-25]三類。1976年唐山地震時，在房山琉璃河、大興榆垡和平谷馬坊等地也有大量地裂縫發育，這些地裂縫伴隨震后恢復多數已經愈合[26]。然而，新近地質災害調查發現在平谷盆地現今仍發育大量地裂縫，且這些地裂縫表面形態等特征具有特殊性，由一連串呈不規則形狀塌陷坑洞或長條裂縫組成[27]。平谷地裂縫同樣具有一定破壞性，卻一直未引起關注。目前在北京建有重要工程且地裂縫發育的地區，已經對生產安全造成了巨大的隱患[28]。

為了保障城市的安全和發展，需要提前進行城市地質條件適宜性評價，從而有效避開地質災害發育區，這是支撐城市規劃建設和工程建設前期開展的必要地質工作。評價內容包括了活動斷裂和地裂縫等地質環境要素[29]。因此對平谷地裂縫的調查研究對平谷地區防災減災具有十分重要的意義。

綜上所述，前人對平谷地裂縫的分布和成因分析研究尚未有系統性結論，多數對其分布特征進行描述，認為其成因是活動斷裂或地下水因素導致。為此，在對平谷地裂縫進行系統調查的基礎上，分析研究地裂縫的分布規律，針對典型地裂縫布設物探剖面，研究其與隱伏活動斷裂的關系，并利用槽探對地裂縫進行揭示，在分析研究其與地層結構、地下水和夏墊隱伏斷裂的關系基礎上，探討其震動液化的根本成因和形成的地質條件，為將來調查同類地裂縫災害提供了新的研究思路。

1 研究區地質背景

北京市位于中國最古老的陸塊之一的華北斷塊東，經歷了太古宙和古元古代陸塊基底形成、中-新元古代和古生代(包括早-中三疊世)穩定蓋層發育，以及中、新生代伸展裂谷改造三大階段[30]。境內區域性的北北東、北東東和北西至近東西向大斷裂縱橫交錯，如赤城-古北口斷裂、黃莊-高麗營斷裂等，是區域發展演化的構造基礎(圖1[12,22-24,26,31])。自晚白堊世以來，北京及其外圍地區經歷了約30 Ma的長期風化剝蝕、均夷而廣泛準平原化，形成了遼闊的“華北準平原”[32]。古新世-漸新世，新生代裂陷作用使地殼拉張開裂，“華北準平原”解體，一些北北東向至北東東向斷裂拉張滑脫，形成一系列多隆多坳和多層次掀斜的復式盆-嶺構造系統[30]。境內則開始分化初始平原和山區，在黃莊-高麗營斷裂、南苑-通縣斷裂、夏墊-大興凸起東緣斷裂控制下，演化為“兩凸(西山、大興凸起)兩凹(北京、大廠-廊固凹陷)”基本構造格局[33]。新近紀以來，這一盆-嶺斷塊差異性升降進一步分化，西北部(西山)隆升加速而成今日之山岳，余則整體沉降而成今日之平原[33]。期間，又新生北西向南口-孫河斷裂，同先期北東向系列斷裂一起將分化出平原區切割成更小微小地塊單元，并形成一系列沉積中心，如平谷、馬池口凹陷等。

平谷地裂縫就位于新近紀以來新生平谷凹陷盆地(圖2)中，坐落于燕山南麓與華北平原北端的相交地帶，其東、南、北三面環山至山前地帶，南西面發育為鏈型“殘山”同廣袤的華北平原相接[34]。該盆地是由夏墊主、次斷裂(F12，又稱為大興莊斷裂和東高村斷裂)控制下的地塹盆地(圖1、圖2)。夏墊斷裂是華北地區一條重要的北北東向發震構造，1679年曾發生8.0級地震[35]。在此斷裂走滑兼伸展構造活動下，于斷裂最北段平谷地區新演繹出平谷盆地。盆地基底為中元古代薊縣系碳酸鹽巖地層，盆內則沉積了較厚的新生代新近系-第四系沉積物。鉆探揭示其巖性從北東高滲透礫石、粗砂向南西漸變為細砂、粉砂與黏土互層[34]，其由泃河、錯河的沖洪積作用形成，厚度從邊緣向盆地中心逐漸增厚，最大厚度為557 m，具有相對獨立的水文地質單元[36]。

F1為赤城-古北口斷裂；F2為延慶盆地北緣斷裂；F3為琉璃廟斷裂；F4為沿河城-南口斷裂；F5為大華山斷裂；F6為薊縣山前斷裂；F7為二十里長山斷裂；F8為南口-孫河斷裂；F9為黃莊-高麗營斷裂；F10為順義-前門-良鄉斷裂；F11為南苑-通縣斷裂；F12為夏墊斷裂；F13為大興凸起東緣斷裂；F14為河西務斷裂；F15為桐柏斷裂

2 地裂縫平面特征

平谷地裂縫在平谷多個村鎮均有所發現，中橋、蔡坨、放光莊、北城子、太平莊、東古、賈各莊、西鹿角和前芮營等地都有發育(圖2)。它們分布極度分散，線性特征并不明顯，距離活動夏墊主、次斷裂一般較遠，且在斷裂兩側均有發育。當前發現平谷地裂縫均發育于非居住區，主要發育于為耕地、林地、鄉村道路和河漫灘，基本沿著今錯河及其支流兩岸分布。走訪附近居民調查反映地裂縫形成時代較晚，2012年度雨季后一段時間相繼產生。地裂縫發育初規模較小，近年來有所加劇。

F5為大華山斷裂；F7為二十里長山斷裂；F12為夏墊斷裂

平谷地裂縫破壞均表現為地面塌陷，多數由一連串呈不規則形狀塌陷坑洞組成，以賈各莊村地裂縫為典型[圖3(a)]；少數由近平行長條裂縫帶組成，以前芮營村地裂縫為典型。這些地裂縫引發的地面塌陷長、寬規模不等，長一般為1.5～100 m，最長位于平谷前芮營村可達116 m[圖3(b)]，寬一般為0.3～1.5 m，均表現為引張裂隙，明顯不同于宋莊及北七家地裂縫復雜的引張、位錯及走滑復雜破壞[20,24]。地裂縫發育深度因塌陷內是否填充堆積物而有所差異，深一般為0.3～2 m，最深約為2.5 m。

若a>λ1或d>λ1,則μ<0。由引理2可知,存在大于1的特征值,因此indexW(F,(0,0))=0。

圖3 平谷地裂縫典型現象照片

平谷地裂縫引起的塌陷往往集群產出，具有一定的方向性，前芮營村地裂縫較好揭示了這一特征。本次高精度地表填圖表明，前芮營村地裂縫優勢走向發育為NE45°～NE68°和NW280°～NW310°兩組(圖2)。該兩組方向地裂縫相互交叉，多條北東向地裂縫近平行左階雁列排列，單條延伸較長，連續性好，可能為主裂隙帶。而北西向地裂縫無明顯排列規律，單條地裂縫延伸短，連續性也差，裂隙規模較小，可能為次級裂縫。賈各莊村地裂縫(圖2)塌陷單個發育走向極為凌亂，200多處不規則塌陷長軸走向統計優勢走向發育6組，分別為NW80°～NW90°、NW20°～NW30°、NE0°～NE10°、NE40°～NE50°、NE60°～NE70°和NE80°～NE90°[27]。然而，這些單個地裂縫塌陷串珠狀展布，組合形成優勢走向為NE55°～NE60°，寬為30～60 m，長達200～400 m，的地裂縫帶(圖2)，其特征基本又類似于前芮營村地裂縫特征。因此，可以推測賈各莊地裂縫塌陷現今可能處于地裂縫發育早期尚未全面貫通狀態。

3 地裂縫剖面特征

3.1 探槽剖面特征

為揭示地裂縫淺層剖面特征，在地裂縫發育最為典型的前芮營村垂直不同走向地裂縫實施了3組探槽剖面。單個探槽長8～14 m，槽底寬1.5 m，深5～6 m，具體探槽位置如圖2所示。探槽剖面(圖4)揭示，前芮營村地裂縫發育處，在6 m深度內共揭示巖性地層3大層，由頂向底依次為人工耕作腐殖土、黃褐色粉砂質黏土和深灰色黏土。

探槽揭露地裂縫清晰，槽底未見其根部。地裂縫顯示具有如下特征：①產狀均近直立，形態呈上寬下窄漏斗形；②兩側地層無垂直或走滑位錯量(圖4)，發育為引張型裂隙；③多數地裂縫曾發生垮塌并充填大量次生混雜堆積土，裂隙邊部普遍發育明顯的砂土淋失現象。這可能是由于塌陷時初期地表表現為數個獨立的小型橢圓形塌陷坑，伴隨地裂縫發展演化，這些塌陷坑逐漸貫通形成連續線性塌陷裂隙，同一長地裂縫塌陷深度差異較大，淋失混雜堆積砂土埋深深度不一。本次探槽a[圖4(a)]、探槽b[圖4(b)]和探槽c[圖4(c)]、近6 m深度均未完全揭示混雜堆積土的根，同時在探槽底部仍可見大量現代沖刷填埋的塑料袋等人工垃圾。

探槽b[圖4(b)]揭示地裂縫內除大量混雜堆積土外，向深部還充填有地震液化型粉砂。液化充填粉砂邊部可見定向排列的黏土質團塊，可能是捕虜圍巖而成，這一現象支持其地震液化成因和深部物源特征。液化脈顏色由上向下逐漸變淺，上部層位手可捻成條，向下部則漸變為不能捻成條，局部還可見淀積鈣質、泥質膠結物。這一特征還揭示砂脈由上向下黏土質成分逐漸減少，同時受到了淺表淋濾影響。

3.2 物探剖面特征

為揭示地裂縫延伸深度，由淺到深部署了地質雷達、高密度電阻率法和可控源音頻大地電磁測深法勘探剖面。地質雷達剖面(圖5)上，部署于賈各莊地裂縫處，剖面長41 m，探測時窗分別為150 ns和250 ns，探測深度0～5 m和0～10 m。高密度電阻率法剖面部署于賈各莊和前芮營地裂縫處，剖面長分別為100 m和230 m，點距為2 m和5 m，探測深度為16 m和40 m。可控源音頻大地電磁測深法剖面部署于賈各莊地裂縫處，剖面長1.2 km，點距為50 m，探測深度1.6 km。

圖5 平谷地裂縫地質雷達和高密度電阻率法剖面圖

地質雷達[圖5(a)]剖面上，250 ns深度范圍內可識別出8組水平強同相軸，解譯為不同巖性界面，是研究區細顆粒砂-泥互層巖性界面屬性特征表現[37]。在地裂縫發育場所，這些同相軸及其波形、能量、相位等特征信號呈現明顯異常：同相軸發生明顯斷開，裂隙上部同相軸出現扭曲，下部則呈現負相位背景下正相位反射。基于同相軸錯斷和裂隙頂底面異常，賈各莊地裂縫延伸深度約150 ns(7～8 m)，裂縫發育寬度1.5～2 m，地裂縫影響范圍僅限于淺表層中。

T01～T03為強反射同相軸；Qp1為早更新世；Qp2為中更新世；Qp3為晚更新世；Qh為全新世；F1、F2分別為夏墊主、次斷裂

4 夏墊斷裂構造

眾多北京地區地裂縫研究表明這些地裂縫同隱伏活動斷裂帶相伴而生，如北七家地裂縫與黃莊-高麗營斷裂帶密切有關[18,25]。平谷地裂縫發育地區也隱伏分布有夏墊活動斷裂[35]。為研究平谷地裂縫與斷裂構造關系，前人在地裂縫附近的夏墊斷裂上布設了一條可控源音頻大地電磁測深法和一條淺層二維地震勘探剖面[27]，具體剖面位置如圖2所示。可控源音頻大地電磁測深法剖面長1.5 km，點距為50 m，探測深度1.6 km。淺層二維地震剖面長2.0 km，采用道間距5 m，炮間距15 m、180道接收、45次覆蓋的觀測系統，單邊激發、小號端零偏移接收。

可控源音頻大地電磁測深法[圖6(b)]反演電阻率剖面上，淺部為低阻層，解譯為新生代松散沉積物，埋深250～300 m，地層總體連續。深部為高阻層，解譯為基底中元古代地層，其反演電阻率等值線橫向上不連續，在距測線起點1.3 km處電性明顯發生變化，表現為明顯的低阻帶，這是夏墊斷裂F1致使地層破碎的反映。低阻帶形態揭示夏墊斷裂上、下盤垂向錯動較小，傾向南東，傾角近直立。

淺層二維地震勘探[圖6(c)]剖面上，反射震相豐富，反射波能量較強，300 ms以上可識別出T01～T03共計3組強反射同相軸。結合此剖面附近平-17水文地質鉆孔的地質分層結果[38]，剖面底部T03反射波具有強反射振幅特征，在其之下基本看不到明顯的地層反射，表現為1個重要的物性差異分界面，解釋為第四系與基底中元古界地層分界面，其埋深在剖面上由北向南逐漸增大。T01、T02反射波總體連續，為第四系內部巖性界面，反射同相軸近水平展布，相對起伏不大。T01～T02反射結構類型為平行與亞平行反射，代表均勻沉降的盆地平原沉積環境，為中更新世砂-泥組合沉積[圖6(c)]；T02～T03反射同相軸類型為雜亂狀-亂崗狀反射，代表充填河道沉積環境，為早更新世厚層卵石或砂卵石沉積。在剖面樁號120和220附近，3組強反射軸被錯斷，解譯出兩條近平行夏墊斷裂構造(F1、F2)，斷距較小，傾向南東，視傾角75°，同可控源音頻大地電磁測深剖面特征一致。主斷裂F1上斷點直至T03反射界面之上，可能延伸至近地表。此斷裂可能是1679年三河-平谷8.0級地震發震斷裂構造。次級斷裂F2上斷點止于T03界面之下，晚更新世以來活動不明顯。

5 討論

5.1 地裂縫成因分析

平谷地裂縫表現為小規模線狀、散點狀地面塌陷，延伸長度有限，主要分布于今錯河及其支流兩岸，且地裂縫兩盤無明顯地層落差，深部無隱伏斷層構造。地面沉降監測結果還表明其不是地面沉降及差異沉降大區，地面沉降等值線同地裂縫方向也不具有明顯相關性[39]。這些特征反映了平谷地裂縫同地面沉降、斷裂構造關系不明顯。而其共性特征表現為深部發育有砂土液化脈，揭示了震動液化根本成因?，F今，在地裂縫突顯的塌陷附近還可見明顯的地表淋濾現象，又揭示了后期降水或灌溉淋濾作用下地裂縫再次復活的直接成因。

平谷地區所具有的震動液化發育地質條件與水文條件支持此成因機制。平谷盆地內發育錯河、泃河和洳河三大水系(圖2)，以泃河水系規模最大。且今泃河還是斷頭古白河下游，在地質歷史時期對北京平原區沉積具有重要的控制作用[40]。平谷盆地主體就發育于古白河沖洪積扇上，其巖性從北東高滲透礫石、粗砂向南西漸變為細砂、粉砂與黏土互層[34]。今沿著古白河沖洪積扇扇尾新疊加發育錯河河道，砂、泥沉積物相互疊壓，地勢低平，沉積物年代新，構成震動液化的最基本地質條件。

平谷盆地是首都北京重要的水源地，地下水資源豐富[36]。當前，盆地內淺層水開采深度一般小于100 m，水位埋深15～40 m，且年度變化幅度也較大[36,41]。平谷地裂縫發育于平谷盆地西南的錯河兩岸，隸屬于古白河山前沖洪積扇地下水溢出帶，是潛水和承壓水過渡區[40]。該地區不僅是盆地內地下水水位最淺地段，還是局部匯水或滲流條件滯緩的地段，為震動液化發生提供了另一個重要的條件。

5.2 與夏墊斷裂關系

正如上述，平谷地裂縫的特征反映了其同夏墊斷裂構造關系并不明顯。地裂縫分布同夏墊斷裂位置基本不一致；夏墊斷裂是華北平原地區一條重要的發震斷裂構造，在1679年曾發生著名的三河-平谷8.0級地震，其最新活動形式為走滑兼正斷[42-43]，夏墊斷裂這一運動學性質也不具備發育單一引張型地裂縫的構造條件。

然而，調查發現平谷地裂縫基本沿著活動的夏墊斷裂兩側錯河水系發育，平谷盆地內其他水系，如泃河、洳河水系等少有或沒有發育；平谷地裂縫還具有一定的方向性，以近NNE、NE向為主，其次發育NW、NWW向，極少發育其他方向(圖2)。高振寰研究表明對于發震斷層而言，它往往控制著震害分布的總趨勢，亦即控制著等震線分布的總體形狀[44]。1976年唐山地震時，沿著夏墊斷裂帶分布的烈度異常區不能排除該斷層的影響[44]，這就意味著平谷地裂縫可能與夏墊斷裂構造間又存在某種特定的關系。

研究表明，活動斷層帶附近往往形成應力集中區，數值模擬還表明一定距離工作震動會引起顯著的斷層活化現象，活化應力釋放更易于產生導水通道，發生突水(震動液化)現象[45]，這可能是平谷地裂縫多分布于夏墊活動斷裂附近的構造基礎。地震地裂縫是地震力作用下的地表破裂，其有些直接沿斷裂分布，有些同斷裂斜交分布于斷裂帶周圍，表現為斷面型和節理型兩類裂隙[8]，受活動斷裂運動性質及區域構造應力場控制。

當前，綜合多種地應力觀測或研究還表明華北平原區主構造應力方向為NEE～SWW向[46]。在此區域構造應力場背景下，北京平原區隱伏活動斷層表現出北西向左旋剪切，北東向右旋剪切運動特征。在北東向夏墊活動斷裂兩盤右旋相對運動過程中，斷裂兩盤應力集中區發育節理型破裂分別為一組張節理T和一組共軛剪節理S1和S2(圖7)。張節理一般呈近南北或近東西向，而剪節理均呈北西和北東向。因此，應力場構造背景與斷裂構造走向、運動形式制約了節理破裂的方向，可能還是限定震動液化長軸定向性的根本原因。

F為夏墊斷裂；T為張節理；S1、S2為剪節理；σ1為最大主應力；σ3為最小主應力

6 結論

對平谷盆地內隱伏夏墊活動斷裂和地裂縫開展地災調查、人工探槽、地質雷達等物探綜合勘探，總結了平谷地裂縫基本特征，探討了地裂縫形成的地質成因條件及其同夏墊斷裂關系，得出如下結論。

(1)平面上，平谷地裂縫主體呈北東或北西向兩組發育，還包括其他多組方向，表現出明顯張裂隙特性；剖面上，地裂縫呈現倒漏斗形脈狀，發育深度7～8 m，寬度 1.5～2 m，裂隙長、深規模有限，未發育“斷裂根”構造。

(2)平谷地裂縫發育于古白河沖洪積扇地下水溢出帶，地裂縫內近地表則發育水土流失混雜堆積，淺表層充填震動液化砂，地震震動液化是其根本成因。現今呈現裂縫塌陷是早期震動液化裂隙在降水或灌溉淋濾作用下砂土流失表現。

(3)隱伏夏墊活動斷裂同平谷地裂縫直接關系并不明顯，但對平谷地裂縫的發育也起到了一定影響，表現為斷裂構造可能制約了平谷地裂縫發育位置和地裂縫分布特征。夏墊斷裂帶附近應力集中和節理破裂可能是地裂縫發育構造基礎。