黄土高原区域稳定性

蔡军 王朋

黄土高原西邻青藏高原，东濒华北平原，南接秦岭山脉，北壤腾格里和毛乌素沙漠。高原自西向东依次由陇西高原、陇东高原、陕北高原和山西高原构成，其中陇西和陇东高原以六盘山为界，陇东和陕北高原以子午岭为界，陕北和山西以黄龙山为界。黄土高原地质构造的特点是稳定地块嵌于活动构造之间，因此区域稳定性在不同地域差异显著，地震受邻区活动带的影响突出。

1 黄土高原新构造分区

受区域构造和深部构造的控制，黄土高原及其临区自上新世以来，在整体隆升的背景下，具有显著的差异性运动，表现为构造地块嵌于断隆与断陷之间，稳定区被活动区环绕的格局。朱照宇[1］根据黄土高原的上新世和第四纪的沉积岩相、地貌组合和新构造期的变形特征对黄土高原及邻近地区做了新构造区划，作者在此基础上做了进一步划分，将该区域一般分为三种构造类型:1)构造地块;2)断隆带;3)断陷带。黄土高原构造地块包括阿拉善地块(A1)，北鄂尔多斯地块(A2)，陇西地块(A3)，陇东地块(A4)，陕北地块(A5);断陷带包括山西断陷带(B1)，渭河断陷带(B2)，银川断陷带(B3)，河套断陷带(B4);断隆带包括贺兰山断隆带(C1)，六盘山断隆带(C2)，白于山隆起带(C3)，子午岭断隆带(C4)，梁山断隆带(C5)，太行山断隆带(C6)(见图1)。

图1 黄土高原及临区的大地构造单元及新构造分区

2 黄土高原新构造运动

现代地貌是新构造活动以来所形成的，因此新构造运动反映在现代地貌和岩相特征上。黄土高原有三种区域地貌类型，即分水岭区，山前地带和梁茆发育区，谷地和塬区。朱照宇、闵隆瑞等[1，2］根据三类地貌形态和沉积旋回将新生代晚期黄土高原的新构造运动分为四个阶段。

第一阶段:上新世(N2)。上新世之前，黄土高原的部分分水岭地区，如六盘山、子午岭、北山等已高出周围地区，上新世继续隆升，遭受剥蚀。该阶段的早中期，在白于山南、北发生了构造分异，北鄂尔多斯地块上升受到侵蚀，南部陇东、陕北地块则沉积了巨厚的红色砂泥岩。六盘山以西的阿拉善地块和陇西地块为巨型盆地沉积;银川断陷及山西断陷形成。此时的主压应力总体为北东或东西向;高原北部的白于山地区由于块体南移而产生了区域性的主压应力，造成了近东西向的坳陷、隆起和湖盆。经历了晚期准平原化后，于末期发生了喜山期第一幕新构造运动，使准平原解体，产生不整合面、断裂、褶皱，大的地貌—构造格局形成。此时的主压应力总体为北东或东西向。

第二阶段:上新世末～早更新世(N2～Q1)。早期的分水岭地区继续上升，遭受剥蚀，白于山地区结束沉积，由构造下降转变为隆起，在其北部地区形成了无定河，至此整个分水岭地区变为隆升区。该时期，太行山以西的大型沉积盆地消失;陇西地块多发育了北西向的小型断陷盆地;阿拉善地块为风蚀～风积区;白于山以北的北鄂尔多斯地块仍以剥蚀～风蚀为主，有少量东西向的小湖盆;白于山以南的高原主体部分以小型坳陷的湖盆为主;汾渭盆地发育成连续的狭长断陷带。本阶段末期发生了喜山期第二幕构造运动，为黄土高原主隆起期，导致大部分湖盆消亡，现代黄河及支流水系初具规模，一系列断裂、褶皱和火山发育。

第三阶段:中更新世～晚更新世中期(Q2～)。分水岭地区沿袭早中更新世的剥蚀作用，继续上升，而白于山地区又下沉，接受了数十米的冲积沉积。白于山以北仍为剥蚀、风积、风蚀区，以南沉积了巨厚的黄土。陇西区断陷盆地消失，与阿拉善之间发育了粗碎屑沉积。汾渭地堑变窄收缩，沉积粒度加粗。地壳间歇性上升，在河流两岸形成多级阶地，大同等地发育多期火山运动。本阶段末期，发生了喜山期第三幕构造运动，致使白于山以南强烈上升形成深切河曲，以北强烈坳陷形成东西向湖盆，分水岭发生迁移，水文网局部改观，大同等地发生火山活动。

总的来说，第四纪以来黄土高原的构造运动，是先下降到缓慢上升，再强烈上升的一个过程，由此构成了一个由下降到上升的大的构造旋回，其上升过程是非平稳的，而是阶段性的。在地理环境上表现为分水岭环绕的湖盆发展为台地到高原的过程，同时部分地区分异为断陷。

据现代地壳垂直形变测量结果[3］，形变带与区域构造线一致，鄂尔多斯台坳基本以缓慢上升为主，一般0 mm/年～+1 mm/年，延安、洛川达+2.8 mm/年。周缘盆地均为继承性沉降活动，一般0 mm/年～－5 mm/年。断块山地仍以强烈上升为主，年均达+1 mm～+6 mm。除城市过量采水引起的地面沉降因素外，这种区域性的差异升降趋势，与新构造格局及继承性活动一致。

3 黄土高原地震活动性

黄土高原现今地震活动集中于鄂尔多斯周缘断陷带及西南缘六盘山断隆带，处于我国重要的强震活动带内。震中严格受盆地及其活动断裂控制，震源深度发生于上地壳。鄂尔多斯台坳内部，包括陇东地块、陕北地块和北鄂尔多斯地块，大地震很少出现，中强地震仅有零星出现。因此该地区地震活动特征与构造活动关系密切。

黄土高原及其邻近地区自公元前780年以来，共记录有51次6级以上地震，其中Ms≥8级5次，7级≤Ms＜8级10次，主要分布在鄂尔多斯台坳周缘。由于其周缘地震活动的差异，可分为3个地震活动带，东缘和南缘是汾渭地震带，它由山西断陷和渭河断陷组成;西缘地震活动带由三段组成，即银川断陷(北段)，陇西地块(中段)和六盘山断隆带(南段)组成;北缘是河套地震活动带，即河套断陷带[4］。其中鄂尔多斯台坳的西南边缘的六盘山断隆带断裂以逆冲走滑为主，其他断陷盆地以张性断裂为主。区域性地震构造及其控制性断裂如表1所示。

表1 鄂尔多斯台坳周缘活动断裂及其构造背景

这三个地震活动带中，西缘地震活动带地震活动频度、强度都最大，其次是东缘和南缘的汾渭地震带，地震活动最弱的是北缘的河套地震活动带。块体西缘和东缘及南缘1000年以来地震记载较全，但北缘地震记录遗漏较多，除公元849年包头西的63/4级地震外，其余6次6级多地震都是1929年以后发生的。地震活动的频次分布见表2。

4 黄土高原区域稳定分区

根据黄土高原区域构造背景、现代地壳活动、地震活动、断裂活动和地裂缝活动，将其区域稳定性划分为不稳定、次不稳定、基本稳定和稳定四个等级，各个级别的分布区域如图2所示，其特点分述如下。

表2 鄂尔多斯台坳周缘地震频次分布(公元1000年～公元2000年)

图2 黄土高原区域稳定划分略图

1)不稳定区域。

不稳定区域主要分布在现代断陷盆地中，包括渭河断陷、山西断陷和银川断陷、河套断陷。

渭河断陷和山西断陷首尾相连呈“S”形，统称汾渭裂谷系。主要展布于渭河盆地、汾河盆地、太原盆地、忻定盆地、大同盆地等断陷盆地或盆地中的反向隆起带。这些地域自形成之日起，即处于断陷沉降状态，不仅深断裂及基底断裂发育，而且派生出许多横向断裂。因此，基底破碎，次级断凹、断隆甚多，总的趋势是陷落，但不均匀沉降却非常突出，此种垂向差异活动不利于区域稳定。近千年来破坏性地震已出现四个高峰期。尤其是汾渭断陷盆地，垂向形变速率远大于其他盆地，莫霍面埋深较浅，汾渭断陷盆地未来的地震活动极可能进入新的活跃期。

各断陷盆地的第四纪沉积物厚度大，自数百米达千余米，粉细砂夹层多，上部多是结构疏松，具湿陷性的黄土，不利于抗震稳定。河谷平原一级阶地区黄土状土之下普遍夹粉细砂层，地下水埋藏浅，地震剧烈振动时由于孔隙水的动压力作用，易使砂层液化，不利于地基稳定。如平陆63/4级及朝邑7级地震的严重破坏区，因大规模喷水冒砂而引起地裂;洪洞、华县8级地震的极震区由于涌水冒砂而产生地裂、地陷及地滑。已有地震效应调查表明，盆地浅部饱水松散砂层在M＞63/4级地震的剧烈振动作用下会产生液化。

银川及河套两盆地的不稳定区域，多位于第四系厚逾千米的近代急剧下沉的凹陷带，尤其是银川盆地历史上发生过毁坏性大地震，近几十年来尽管无强震发生，次一级的地震年均高达一次以上，和汾渭盆地的震情类似。

两断陷盆地的砂层及砂砾层分布广泛，埋藏浅，一般只有3 m～5 m，甚至裸露，上部覆盖层为弱导水的砂质粘土或粘质砂土，凡M＞6级的历史地震，不论极震或严重破坏区均会导致砂土液化，如银川、五原、平罗等地震时均发生过喷水冒砂现象，可见这两个断陷盆地的砂基不利于抗震稳定。

2)次不稳定区。

次不稳定区分布于不稳定断陷盆地的边缘地带，虽有破坏性地震发生，但为数极少，主要是受不稳定域强震或大震的影响。该区域断裂切割深度浅、规模小，近代活动强度较弱;地震基本烈度为7度～8度。但是，此区域历史上受地震灾害所造成的地面破坏严重，相应损失巨大。

3)基本稳定区。

基本稳定区主要为稳定地块或断隆，诸陇东和陕北地块，子午岭断隆、吕梁断隆、太行断隆等构造区，近期构造活动以大面积上升为主，基岩裸露，地壳厚度较大。有的地区虽黄土覆盖较厚，但地下水位埋深大，近千余年发生过一些小地震，M＞6级地震未出现，主要受不稳定区地震波及的影响。地震基本烈度为6度～7度。总之，这些地区历史上震灾少。

4)稳定区。

稳定区位于北鄂尔多斯断块的伊盟隆起，为太古代的古老隆起，盖层甚薄，或结晶基底直接裸露于地表，基底稳固，极少地震发生。

[1]朱照宇.黄土高原及邻区新构造与新构造运动[J］.第四纪研究，1992(3):252-263.

[2]闵隆瑞.中国黄土高原第四纪构造运动[J］.中国地质科学院院报，1984(9):225-230.

[3]国家地震局.鄂尔多斯周缘活动断裂系[M］.北京:地震出版社，1998.

[4]彭 浩，彭美煊，啜永清.鄂尔多斯周缘地震活动性和近期地震趋势分析[J］.东北地震研究，2001，17(3):7-14.

[5]陕西省地质矿产局第二水文地质队.黄河中游区域工程地质[M］.北京:地质出版社，1986.