临汾盆地地壳精细结构和构造——地震反射剖面结果

李自红，刘保金，袁洪克，酆少英，陈文，李稳，寇昆朋

1太原理工大学，太原 030024

2山西省地震局，太原 030021

3中国地震局地球物理勘探中心，郑州 450002

1 引言

临汾盆地位于山西地堑系南部，东邻沁水中生代盆地，西与吕梁山褶皱带相连，其南北分别为运城和太原盆地，是华北地区的历史强震区之一.临汾盆地的新构造活动十分强烈，在盆地内及盆地边缘发育有一系列NNE向或近EW向的第四纪活动断层，控制着盆地的地震与地质构造活动，1303年的洪洞M8.0级地震、1695年的临汾M73／4级地震均发生在临汾盆地内（马宗晋，1993；高名修，1995；程新原等，1995；国家地震局地震地质大队等，1979）.近年来，人们对活动断层的研究日益受到重视，其原因之一是地震的发生不但与地壳深部的构造活动有关，而且，地震还可诱发先存断层的重新活动，从而加重活动断层沿线的建筑物破坏和地面灾害（易桂喜等，2004；Scholz，1990；Crone and Haller，1991；邓起东，2002；徐锡伟等，2008；李自红等，2013）.

20世纪80年代以来，在临汾盆地及其邻区开展了重磁、人工源深地震探测、大地电磁测深等深部地球物理探测工作，并取得了一系列重要的研究成果（邢集善等，1989；刘昌铨和嘉世旭，1993；邓晋福等，2007；王西文，1990；魏文博等，2008；李松林等，2011；唐有彩等，2010）.一些学者通过对临汾盆地深部结构与浅部构造关系的研究，认为地壳、岩石圈结构是控制该区新生代构造的主要因素，复杂的基底结构与构造是长期地质历史的综合响应，部分断裂仍然制约着临汾盆地的发育，是构造继承性活动的结果（邢集善等，1991，2007；邢作云等，2005）.上述研究结果为分析研究该区的深部结构和构造特征、盆地形成和演化提供了重要信息，但这些成果主要揭示了临汾盆地深部结构的宏观特征，对临汾盆地复杂的地壳结构、断裂构造样式、深浅构造组合特征还难以做到精细刻画.为了研究临汾盆地的地壳精细结构和断裂的深、浅构造关系，2012年，作者在临汾盆地完成了1条长度55km的深地震反射剖面，同时，为了确定穿过临汾市区的几条隐伏断裂的位置及其活动特征，还完成了3条跨断裂的高分辨率浅层地震反射剖面.本文根据最新获得的深、浅地震反射剖面探测结果，对临汾盆地的地壳精细结构、深浅构造特征进行了讨论，其结果将有助于我们认识临汾伸展盆地的地壳深部结构和断裂的深、浅构造关系.

2 地质构造概况和地震剖面位置

临汾盆地是山西地堑系中一系列新生代断陷盆地之一，盆地总体走向NNE，主要由侯马、临汾和洪洞3个凹陷组成，各凹陷之间均被近EW向的断裂所分隔（图1）.临汾盆地的新构造特征主要表现为：断裂的活动和地块的差异升降，盆地的东、西两侧分别为霍山—浮山隆起带和吕梁山隆起带，其东、西边界均以规模较大的活动断裂为界.

位于临汾盆地中北部NWW向的洪洞—苏堡断裂将盆地分割成南北两部分（图1）.盆地北部主要受霍山山前断裂控制，为东深西浅的不对称箕状盆地，沉积中心靠近洪洞；盆地南部主要受罗云山山前断裂控制，为西深东浅的箕状断陷盆地，沉积中心位于临汾至甘亭一带.新生代以来，该区表现为较显著的断陷活动，新生界从盆地两侧的山前向盆地内逐渐增厚，最大沉积厚度达2200～2500m，其中第四系厚度可达800m，表明盆地具有长期持续下降的特征（邓起东等，1993；国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组，1988）.

本文实施的深地震反射剖面位于临汾盆地中部，剖面方向为NW-SE向，其长度为55km（图1中的DSRP）.剖面东南端点位于浮山县北约2km的候家湾（东经111°52′29.0″，北纬35°59′32.5″），终点位于临汾市尧都区的卧口村附近（东经111°22′18.4″，北纬36°15′40.4″）.剖面自西向东跨过的断裂主要有罗云山山前断裂、汾西断裂、汾东断裂、曲亭断裂、大阳断裂和浮山断裂等.

考虑到深地震反射剖面难以对剖面浅部的地下结构和构造进行成像，为了确定穿过临汾市城区的汾西断裂、汾东断裂和曲亭断裂的准确位置，研究断裂的近地表构造特征，结合临汾市活断层探测项目，还完成了3条横跨汾西断裂、汾东断裂和曲亭断裂的高分辨率浅层地震反射剖面（图1的SSP1-SSP3）.

3 数据采集、资料处理和地壳速度结构

3.1 数据采集

深地震反射剖面的数据采集，采用了道间距30m、炮间距240m、800道接收、50次覆盖的观测系统，为兼顾浅部的地层反射和有利于倾斜界面成像，采用了排列内部激发、双边不对称零偏移距接收的工作方法.地震波激发采用钻孔爆破震源，激发孔深25～30m，激发药量30kg.考虑到地壳深部结晶岩内部的反射系数通常较小，由此产生的反射波能量较弱，现场工作中，平均每间隔900m还增加了1个药量为120kg的大炮，以确保深层反射波的信噪比.地震波接收使用了固有频率10Hz的检波器串（12个／道，线性组合），地震仪器为法国SERCEL公司生产的SN388数字地震仪，采样率2ms，记录长度20s.

浅层地震剖面的数据采集，采用了道间距3m、炮间距12m、120道接收、15次覆盖的观测系统.地震波激发使用美国Metrz公司生产的M615-18型可控震源，扫描频带30～200Hz，扫描长度8s.为压制干扰、提高资料的信噪比，数据采集时，对每个激发点上的单次震动信号在相关后进行了12～15次垂直叠加.地震波接收使用了固有频率60Hz的检波器串（4个／道，点组合），地震仪器使用德国DMT公司生产的SUMMIT有线遥测数字地震仪，采样间隔0.5ms，记录长度2s.

为确保深、浅地震剖面的探测成果质量，现场工作中，除对获得的原始单炮记录及时进行现场回放和质量监控外，还采用GRISYS地震反射数据处理系统，对每天采集的原始数据进行了初步处理，根据初叠剖面效果，检查数据采集质量、指导现场探测工作.采用上述的工作方法和技术措施，保证了高质量原始资料的取得.

3.2 数据处理和地壳速度结构

本项研究的深、浅地震反射资料的室内数据处理采用FOCUS地震反射处理系统.其数据处理流程和方法主要包括：振幅能量均衡、初至折射静校正、时变带通滤波、二维倾角滤波、时变谱白化、速度分析、正常时差校正（NMO）、倾角时差校正（DMO）、共中心点（CMP）叠加、剩余静校正、叠后偏移和叠后剖面去噪等.

确定合理的地震波速度是获得良好反射波叠加剖面图像、计算反射界面埋深的关键.本项研究的深地震反射剖面的地震波速度求取，采用了反射波速度扫描、速度谱分析方法（剖面浅部）和已有深地震宽角反射／折射剖面二维地壳速度结构（剖面深部）.图2给出了晋城—临汾—延川深地震宽角反射／折射剖面（DSS剖面）的二维地壳速度结构（刘昌铨等，1993），图3是根据反射波速度分析并结合DSS剖面的地壳速度结构，得到平均速度剖面.由图2可以看到，临汾盆地下方的地震波速度明显低于东、西两侧的隆起区，在深度6～8km以浅和深度30～40km之间，地震波速度变化较大，且在临汾盆地的上地壳下部出现有低速层，其速度约为5.9～6.0km·s-1；本区下地壳底部整体呈现出较强的速度梯度变化，其速度由莫霍面上方的7.0～7.3km·s-1跃变到莫霍面的8.0km·s-1，而且，下地壳底部还呈现出以临汾盆地为界的横向速度变化，这表明临汾盆地与其两侧地块的地壳速度结构和壳内物质组成应该不同.深地震反射剖面的平均速度剖面（图3）显示，剖面沿线的地震波平均速度呈现出由东向西、由浅到深逐渐增加的趋势，临汾盆地的地震波平均速度低于其两侧的隆起区，表明盆地松散沉积层是影响盆地地震波速度的主要因素.二维地壳速度结构（图2）和深地震反射剖面沿线的地壳平均速度剖面（图3）为深地震反射剖面的数据处理、反射界面深度的计算以及资料分析解释提供了重要依据.

图1 研究区地质构造和深地震剖面位置图F1罗云山山前断裂；F2汾西断裂；F3汾东断裂；F4曲亭断裂；F5淹底断裂；F6大阳断裂；F7浮山断裂；F8郭家庄断裂；F9离石断裂；F10襄汾凸起北缘断裂；F11洪洞—苏堡断裂；F12万安断裂；F13霍山山前断裂.Fig.1 Geological features and location of deep seismic profiles in research region F1Frontal fault of Luoyunshan mountain；F2Fenxi fault；F3Fendong fault；F4Quting fault；F5Yandi fault；F6Dayang fault；F7Fushan fault；F8Guojiazhuang fault；F9Lishi fault；F10North marginal fault of Xiangfen uplift；F11Hongdong-Supu fault；F12Wan′an fault；F13Frontal fault of Huoshan mountain.

图2 晋城—临汾—延川DSS剖面二维地壳速度结构（刘昌铨等，1993）（图中数字单位为km·s-1）Fig.2 2Dcrustal velocity structure of the Jincheng-Linfen-Yanchuan DSS profile（Liu etal.，1993）

图3 深地震反射剖面地壳平均速度Fig.3 The crustal average velocity along deep seismic reflection profile

4 临汾盆地的地壳反射结构特征

图4为本项研究获得的深地震反射叠加时间剖面.由图可以看出，本区地壳结构以埋深约15～17km的反射界面RC1为界，具有深、浅不同的反射结构特点；在反射界面RC1之上的上地壳，剖面揭示了一系列反射能量强弱变化较大、地层产状和界面起伏变化形态清楚、隆起和凹陷相间的反射结构，表明临汾盆地内各沉积层界面之间，以及盆地与两侧隆起之间的地壳物质有着明显的密度和地震波速度差异.而在反射界面RC1之下的中-下地壳，剖面反射图像总体表现为能量较弱的反射“透明”组构，显示出本区中、下地壳物质的密度差异和地震波速度差异较小，或具有较好的均质性和各向同性特征.反射能量较强的反射波组RC2解释为中、下地壳的分界，其深度约27～30km，其与DSS剖面（图2）中的C2界面相吻合.本区地壳底层具有良好的反射性质，在双程到时TWT12.5～14.0s之间，在剖面上可看到一组横向可连续追踪、纵向持续时间约1.0～1.2s、且向上拱起的反射带RCM，我们将其称为壳幔过渡带，其厚度约3.0～3.6km，壳幔过渡带的底界相应于莫霍面（图4中的蓝色虚线）.莫霍面在临汾盆地下方出现上隆，与盆地基底呈镜像对应关系，莫霍面最浅处位于临汾盆地之下，其埋深约38～39km，而在剖面的东、西两侧，莫霍面变深至41～42km.

位于山西地堑系南端的临汾盆地是一个新生代断陷盆地.该区地质演化主要经历了前寒武纪结晶基底形成、中生代强烈的构造岩浆活动、新生代裂谷形成等3个重要时期（马宗晋，1993）.本区结晶基底由古、中元古界的浅变质岩系和太古界的深变质岩系组成，沉积岩包括寒武系-奥陶系的碳酸盐岩建造、上石炭统-下二叠统煤系地层、上二叠统-三叠系-侏罗系-白垩系的陆相砂泥岩沉积，以及新生界沉积盖层（邓晋福等，2007；邢作云等，2005；国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组，1988）.我们的深地震反射剖面图像较清楚地揭示了该区地质构造演化的痕迹、基底结构与构造以及新生代沉积层的纵横向展布等信息.在图4的深地震反射剖面上，临汾盆地表现为西深、东浅的箕状断陷盆地特征，其西侧受罗云山山前断裂控制，东侧以浮山断裂为界，沉积中心位于临汾附近.

根据临汾盆地石油地震剖面的地质解释结果1）山西省地矿局物探队.1983.临汾盆地石油普查工作报告.，对剖面TWT3.0以浅的沉积层反射进行了层组划分，可以看到，盆地内的新生代沉积层反射在剖面上总体向西倾伏，且界面横向起伏和地层厚度变化较大，受断裂控制作用明显.位于新生代之下的中生代-古生代地层在剖面上也有着较强的反射能量，这些地层界面反射在剖面上虽有明显的起伏变化，但其起伏变化的幅度小于新生界，说明新生代是临汾盆地差异升降运动最强烈的时期.

基底反射波Tg在剖面上表现为强能量的不整合面反射特征，且基底面上、下的剖面反射波组特征明显不同；在Tg反射面以上，沉积层反射丰富，界面起伏变化形态清晰；而在Tg反射面之下，出现在剖面上的为一些能量较弱、且无规律可寻的短小反射，可能代表了强烈变形的结晶变质岩系.大约在深度10～15km（TWT3.5～5.0s之间）的上地壳下部，从剖面上可看到由强反射RU1-RU3和RC1构成的强能量反射叠层，而在临汾盆地的下方，这套强反射叠层消失.出现在剖面东、西两侧上地壳下部的这套强反射叠层与其上方的弱反射“透明区”形成了鲜明的对比，暗示临汾盆地两侧隆起区下方的结晶基底可能具有深、浅两套不同的变质岩结构，浅层结晶变质岩系在剖面上表现为较好的均质性和各向同性的无反射“透明区”特征，而深层结晶变质岩系具有薄层状、非均质性和各向异性的强反射条带特征.

5 地震反射剖面揭示的断裂特征

根据深地震反射剖面所揭示的壳内反射界面展布形态和该区的地质构造特点，在图4的深地震反射剖面上解释了8条特征明显的断裂，现分别概述如下.

图4 深地震反射叠加时间剖面及其解释Fig.4 Stacked time section and its interpretation of deep seismic reflection profile

5.1 罗云山山前断裂F1

罗云山山前断裂F1为临汾盆地的西边界控制断裂，位于深地震反射剖面桩号45.2km左右.该断裂在剖面上倾向SE，具铲形正断层特征.断裂F1的西侧为吕梁山隆起区，剖面反射图像呈现出弱能量的基岩反射波场特征，断裂东侧为临汾盆地，在盆地内可看到多组成层性较好的沉积层反射，且地层产状倾向断裂一侧.

罗云山山前断裂在剖面上几乎可以追踪至地表，向下切割多组沉积层、结晶基底和上地壳，一直可延伸至深约30km的地壳深处，因此，该断裂是1条规模大、切割深度深、活动性强、且具有多期活动的断裂.地表地质调查研究结果表明（马宗晋，1993；许建红等，2011；王挺梅等，1993；邓起东等，1993），罗云山山前断裂第四纪以来的活动具有明显的分段性，而深地震反射剖面经过地段的罗云山山前断裂土门—峪里段，第四纪以来的差异运动幅度最大，断裂两侧的第四系厚度达700m以上，平均沉降速率为0.29mm·a-1.断裂在该段的断层地貌非常清晰，表现为三角面山，基岩陡坡与山前洪积扇直接接触，中更新世末至晚更新世初和晚更新世末至全新世初均发生过强烈活动，是罗云山山前断裂活动最强的段落.

5.2 汾西断裂F2

汾西断裂F2是发育在汾河以西的1条隐伏断裂，与罗云山山前断裂大致平行.在图4的深地震反射剖面上，汾西断裂F2为倾向SE的正断层，切割了盆地内多组沉积层反射，控制了临汾盆地内甘亭沉降中心的西界，其断层面倾角约65°～70°，大约在深度5km左右归并到向东倾的罗云山山前断裂上.可以认为，汾西断裂F2是在罗云山山前断裂和临汾凹陷的发育和发展过程中，在罗云山山前断裂上盘形成的一条新断层，与罗云山山前断裂同属一个断裂系统.

汾西断裂在平面展布上穿过了临汾市尧都区的泊庄、吴村和临汾市西开发区.为了确定汾西断裂的准确位置及其浅部构造特征，以便为断裂活动性的判定提供基础资料，跨汾西断裂F2完成了1条长度3000m的浅层地震测线（图1的SSP1）.图5为该测线的浅层地震反射波叠加剖面，由图可以看出，在浅层地震剖面桩号1930m左右可看到一个明显的断裂分界线，且断裂两侧的地层反射波特征明显不同，断裂西侧，地层反射波能量相对较强，界面产状近于水平；断裂东侧，地层反射波能量弱于断裂西侧，地层界面反射向东倾伏.在图4的深地震反射剖面上，汾西断裂F2两侧的第四系厚度明显不同，断裂西侧第四系厚度约500m，其东侧第四系厚度约为800～850m.在图5的浅层地震反射剖面上，汾西断裂F2及其反向断层F2-1均错断了埋深150～160m的第四纪地层反射波T2，因此，断裂F2及其反向断层F2-1都是第四纪以来的活动断裂.由于缺少断裂附近的第四纪地层年代数据，还不能确定其最新活动时代.

5.3 汾东断裂F3

汾东断裂F3位于深地震反射剖面桩号32km附近，该断裂在剖面上为倾向NW的正断层，错断了盆地内的多组沉积层反射，控制了临汾凹陷内甘亭沉降中心的东界，大约在深度5km左右的基底面附近，与倾向SE的罗云山山前断裂F1和汾西断裂F2合并为1条断裂.

在图4的深地震反射剖面上尽管可以看到汾东断裂F3的存在与形态，但该断裂在第四系内部的特征并不非常清楚，为了确定该断裂的确切位置及其浅部特征，跨汾东断裂完成了1条长度4000m的浅层地震测线（图1的SSP2）.图6的浅层地震反射叠加时间剖面显示，汾东断裂F3错断了埋深约100～120m之下的所有地层，且断裂两盘的地层反射波特征和第四系厚度明显不同.断裂F3-1位于断裂F3的下降盘，其上断点埋深约140m、与断裂F3呈Y字形展布、属断裂F3的反向正断层，大约在深度750m左右归并到向西倾的汾东断裂F3上.位于汾东断裂上升盘的LK7水文地质钻孔显示，断裂上升盘的第四系厚度为376m.可见，断裂F3和F3-1均错断了第四纪上部地层，属第四纪以来的隐伏活动断裂.

5.4 曲亭断裂F4和淹底断裂F5

曲亭断裂和淹底断裂均是临汾盆地内的隐伏断裂，在深地震反射剖面桩号28～25km之间，可清楚地看到2条相背而倾的断裂F4和F5共同控制了一个小型的地垒构造（图4）.其中，断裂F4倾向NW，错断了深地震反射剖面上的所有沉积层反射，大约在深度6km左右收敛到向东倾的罗云山山前断裂F1上.另外，在断裂F4的下降盘（桩号约30.6km附近），从深地震反射剖面上还可看到1条向东倾的断裂F4-1，该断裂为断裂F4的反向正断层.可见，曲亭断裂在近地表由2条相向而倾的断裂F4和F4-1组成，它们共同控制了断裂F4下降盘的第四纪地层沉积.淹底断裂F5倾向SE，控制了该断裂东侧的一个新生代凹陷，向下延伸至基底面附近终止到西倾的大阳断裂F6上.

横跨曲亭断裂F4和淹底断裂F5的浅层地震测线长度为2800m（图1中的SSP3），相应的浅层反射波叠加剖面见图7.由图可以看出，该剖面所揭示的近地表沉积层界面展布和断裂构造特征非常清楚，曲亭断裂F4位于浅层地震剖面桩号710m左右，该断裂向西倾，错断了埋深约90～100m之下的所有地层.淹底断裂F5为向东倾的正断层，其上断点埋深约为60～70m.在断裂F5的下降盘，剖面还揭示了2条西倾的反向正断层F5-1和F5-2，它们共同控制了淹底断裂东侧的新生代地层沉积.该区地质资料显示2）山西省地震工程勘察研究院.2009.临汾市区活断层探测与地震危险性评价初勘施工设计.，该浅层地震剖面经过地段的Q+N地层厚度约为600～800m，其中，第四系厚度约为350～400m，而曲亭断裂F4和淹底断裂F5的上断点埋深均小于100m，因此，它们均属于第四纪活动断裂.由于没有可靠的钻孔资料和地层年代数据，因此还不能给出这些断裂的具体活动时代.

图5 跨汾西断裂的浅层地震反射叠加时间剖面Fig.5 Stacked time section of shallow seismic reflection across Fenxi fault

图6 跨汾东断裂的浅层地震反射叠加时间剖面Fig.6 Stacked time section of shallow seismic reflection across Fendong fault

5.5 大阳断裂F6

在深地震反射剖面桩号15km左右，可清楚地看到大阳断裂F6表现为1条西倾正断层特征，该断裂错断了剖面上的多组沉积层反射和基底反射波Tg，向下消失在上地壳下部的结晶变质岩中.大阳断裂F6在地貌上表现为北北东至北东向延伸的黄土陡坡带，其两侧的最大地貌高差可达70m，局部地段上出露有三叠系的基岩断坎（程新原等，1995；邓起东等，1993）.在深地震反射剖面上该断裂表现为分割临汾盆地东、西两个次级构造的分界断裂，西部的临汾凹陷内沉积层厚度大、沉降深，基底埋深最深处位于临汾市的下方，其最大沉积层厚度约5～6km；东部浮山凸起上沉积层厚度薄、沉降浅，相应的基底面埋深小于3km.

5.6 浮山断裂F7和断裂FX

图7 横跨曲亭断裂和淹底断裂的浅层地震反射叠加时间剖面Fig.7 Stacked time section of shallow seismic reflection across Quting fault and Yandi fault

浮山断裂F7为临汾盆地的东边界断裂，位于深地震反射剖面桩号2.8km附近，剖面上浮山断裂F7倾向NW，为东南盘上升、西北盘下降的正断层，剖面浅部，该断裂明显错断了基底反射波Tg，对应基底面的断距约500～550m；深度8～15km之间，该断裂表现为强、弱反射能量变化带的分界，大约在深度16～18km左右，与罗云山山前断裂F1合并为1条断裂，向下延伸至中地壳底部.

断裂FX是本次深地震反射研究发现的1条新断裂，位于深地震反射剖面桩号约9km左右.该断裂在剖面上倾向北西，为正断层，错断了剖面上的新生代下部地层和基底反射波Tg，向下延伸至上地壳下部的结晶变质岩中.由于该断裂位于西佐乡附近，我们暂将其称为西佐断裂.

6 结论

基于“密集点距、密集炮距和多次覆盖”技术的反射地震勘探方法用于地下结构和构造成像具有较高的分辨率.本文在临汾盆地实施的道间距30m、炮间距240m、50次覆盖的深地震反射剖面和道间距3m、炮间距12m、15次覆盖的浅层地震反射剖面，获得了临汾盆地高分辨率的地壳结构图像和断裂的深、浅部构造特征，这为进一步分析研究临汾盆地的深部构造环境和深、浅构造关系以及断裂活动性提供了地震学证据.

深地震反射剖面结果显示，临汾盆地是一个典型的“箕状”断陷，盆地内一系列西倾的沉积层不整合地覆盖在一套古老的结晶变质岩之上，显示出该区曾经历过沉积间断和多期构造活动.罗云山山前断裂F1和浮山断裂F7作为临汾盆地的西边界和东边界控制断裂，具有规模大、切割深度深、活动性强、且具有多期活动的特征.除了这2条边界控制性断裂外，在临汾盆地内，地震反射剖面还揭示了6条第四纪以来的隐伏活动断裂.这8条断裂在剖面上形态各异、错段深度不等，呈“负花状”构造特征展布，并共同控制了临汾盆地的上地壳结构与构造的形成及其地层沉积.

研究区地壳以反射波组RC1、RC2和RCM为界，具有清晰的上、中、下地壳结构特征，其中，上地壳厚15～17km，中地壳厚10～12km，下地壳厚14～15km.莫霍面起伏变化形态与盆地基底呈镜像对应关系，莫霍面最浅处位于临汾盆地的下方，其深度约38～39km，而在盆地东、西两侧的隆起区，莫霍面变深至41～42km，显示出临汾盆地为纯剪拉张盆地模式.研究区的地壳地震波速度分布总体呈现出盆地东、西两侧P波速度较高，而盆地内P波速度较低的特征，表明盆地内的低密度松散沉积层是影响地震波速度的主要因素.

地震是深部构造活动的结果，而地震又可诱发地壳浅部断裂的重新活动，并在近地表形成一系列活动断层.横跨盆地内的汾西断裂F2、汾东断裂F3、曲亭断裂F4和淹底断裂F5的浅层地震剖面结果显示，这些断裂在浅部均错断了第四纪上部地层，为第四纪以来的隐伏活动断裂，其深部与深地震反射剖面揭示的深部断裂构造有着上、下一致的对应关系，对断裂两侧的地层沉积和褶皱形成起着控制作用，是构造继承性活动的结果.一旦发生地震，在活动断裂所在的薄弱地带，将可能形成沿断层的地震重灾带，因此，这些断裂应是临汾市防震减灾工作中需要重点关注的断裂.

深地震反射剖面揭示的壳内反射界面RC1、RC2和Moho面在纵向上的起伏变化幅度明显不同，其中，Moho面在纵向上的起伏变化幅度最大（其隆起幅度约为3km），而RC1、RC2界面次之，这说明研究区的构造运动和地壳结构变形的动力学来源主要来自于深部.另外，下地壳底层发育的厚约2～3km的壳幔过渡带，呈现出了多相位的复杂强反射叠层结构特点，可能对应于高、低速物质的变化带，这从另一个侧面反映了上地幔热物质向地壳侵入的深部过程.岩浆的底侵作用和向地壳内部的侵入导致了下地壳底部的强反射和具有一定厚度的壳幔过渡带（Brown etal.，1987；王椿镛等，1993；张先康等，1996）.重力研究表明，山西地堑系是一个重力低异常带和负均衡异常带，预示着山西地堑系内的上地幔物质目前仍在继续上涌，并对地壳加热，有利于在裂谷作用下临汾盆地的形成与发育（马宗晋，1993；唐有彩等，2010）.

Brown L D，Wille D M，Zheng L，etal.1987.COCORP：New perspectives on the deep crust.Geophys J.Int.，89（1）：47-54.

Cheng X Y，Su Z Z，An W P.1995.Triggering seismic tectonic background of 1695Linfen macroquake.Earthquake Research in Shanxi（in Chinese），（3-4）：43-48.

Crone A J，Haller K M.1991.Segmentation and the coseismic behavior of basin and range normal faults：Examples from east central Idaho and southwestern Montana，USA.J.Struct.Geol.，13（2）：151-164.

Deng J F，Wei W B，Qiu R Z，etal.2007.The Three-Dimensional Structure of Lithosphere and Its Evolution in North China（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House.

Deng Q D，Su Z Z，Wang T M，etal.1993.Late Quaternary deposition and neotectonic movement of Linfen Basin.∥Ma Z J ed.Linfen Earthquake Research and Systematic Disaster Reduction in Shanxi（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，111-129.

Deng Q D.2002.Exploration and seismic hazard assessment of active faults in urban areas.Seismology and Geology（in Chinese），24（4）：601-605.

Gao M X.1995.Study on the seismogenic tectonics of 1695Linfen macroquake.Earthquake Research in Shanxi（in Chinese），（3-4）：24-27，48.

［8］Li S L，Lai X L，Liu B F，etal.2011.Differences in lithospheric structures between two sides of Taihang Mountain obtained from the Zhucheng-Yichuan deep seismic sounding profile.Sci.China Earth Sci.，54（6）：871-880.

Li Z H，Liu H F，Zhang M，etal.2013.3Dvisualization and modeling of spatial relationship between earthquakes and active faults.Seismology and Geology（in Chinese），35（3）：565-575.

Liu C S，Jia S X.1993.Crustal and upper mantle velocity structure of the Shanxi highland and Linfen basin.∥Ma Z J ed.Linfen Earthquake Research and Systematic Disaster Reduction in Shanxi（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，231-235.

Ma Z J.1993.Research on the Earthquake and Systematic Disaster Reduction in Linfen City，Shanxi Province（in Chinese）.Beijing：Seismological Press.

Scholz H C.1990.The Mechanics of Earthquakes and Faulting.Cambridge：Cambridge University Press，73-96.

Seismo-geological Brigade，State Seismological Bureau，Geology and Geography Department，Peking University.1979.Active tectonic system and earthquake in Linfen Basin.∥Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geologica1Sciences ed.Collected Papers and Notes on Geomechanics（5）（in Chinese）.Beijing：Science Press，140-150.

Tang Y C，Feng Y G，Chen Y S，etal.2010.Receiver function analysis at Shanxi Rift.Chinese J.Geophys.（in Chinese），53（9）：2102-2109.

The Research Group on Active Fault System Around Ordos Massif，State Seismological Bureau.1988.Active Fault System Around Ordos Massif（in Chinese）.Beijing：Seismological Press.

Wang C Y，Wang G M，Lin Z Y，etal.1993.A study on fine crustal structure in Xingtai earthquake area based on deep seismic reflection profiling.Chinese J.Geophys.（in Chinese），36（4）：445-452.

Wang T M，Zheng B H，Li X Y，etal.1993.Quaternary activity characteristics of the Luoyunshan frontal fault zone.∥Ma Z J ed.Linfen Earthquake Research and Systematic Disaster Reduction in Shanxi（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，159-171.

Wang X W.1990.Application of gravity and magnetic inversion in studying the deep tecnonics of Linfeng basin.Journal of Xi′an Petroleum Institute（in Chinese），5（2）：7-11.

Wei W B，Ye G F，Jin S，etal.2008.Geoelectric structure of lithosphere beneath eastern North China：features of a thinned lithosphere from magnetotelluric soundings.Earth Science Frontiers（in Chinese），15（4）：204-216.

Xing J S，Yang W R，Xing Z Y，etal.2007.Deep-seated structure characteristics of eastern China and its relation with metal mineralization-concentrated region.Earth Science Frontiers（in Chinese），14（3）：114-130.

Xing J S，Yao D Q，Li M，etal.1989.The structure features of Shanxi rift valley resulted from geophysical data.Shanxi Geology（in Chinese），14（2）：95-109.

Xing J S，Ye Z G，Sun Z G，etal.1991.Shanxi innerplate structure and its evolvement.Shanxi Geology（in Chinese），6（1）：3-15.

Xing Z Y，Zhao B，Tu M Y，et a1.2005.The formation of the Fenwei rift valley.Earth Science Frontiers（in Chinese），12（2）：247-262.

Xu J H，Xie X S，Sun C B.2011.The holocene active evidence on the Longci-Yukou segment of Luoyunshan frontal fault zone，Shanxi.Seismology and Geology（in Chinese），33（4）：855-864.

Xu X W，Wen X Z，Ye J Q，etal.2008.The Ms8.0Wenchuan earthquake surface ruptures and its seismogenic structure.Seismology and Geology（in Chinese），30（3）：597-629.

Yi G X，Wen X Z，Xu X W.2004.Average recurrence intervals of strong earthquake and potential risky segments along the Taiyuan-Linfen portion of the Shanxi Graben system.Acta Seismologica Sinica（in Chinese），26（4）：387-395.

Zhang X K，Wang C Y，Liu G D，et a1.1996.Fine crustal structure in Yanqing-Huailai region by deep seismic reflection profiling.Chinese J.Geophys.（in Chinese），39（3）：356-364.

附中文参考文献

程新原，苏宗正，安卫平.1995.1695年山西临汾大地震发生的构造背景.山西地震，（3-4）：43-48.

邓晋福，魏文博，邱瑞照等.2007.中国华北地区岩石圈三维结构及演化.北京：地质出版社.

邓起东，苏宗正，王挺梅等.1993.临汾盆地晚第四纪沉积与新构造运动.∥马宗晋主编.山西临汾地震研究与系统减灾.北京：地震出版社，111-129.

邓起东.2002.城市活动断裂探测和地震危险性评价问题.地震地质，24（4）：601-605.

高名修.1995.1695年山西临汾大震发震构造探讨.山西地震，（3-4）：24-27，48.

李松林，赖晓玲，刘宝峰等.2011.由诸城-宜川人工地震剖面反演结果看太行山两侧岩石圈结构的差异.中国科学：地球科学，41（5）：668-677.

李自红，刘鸿福，张敏等.2013.地震与活动断裂空间关系的三维可视化建模.地震地质，35（3）：565-575.

刘昌铨，嘉世旭.1993.山西高原及临汾盆地地壳上地幔速度结构.∥马宗晋主编.山西临汾地震研究与系统减灾.北京：地震出版社，231-235.

马宗晋.1993.山西临汾地震研究与系统减灾.北京：地震出版社.

国家地震局地震地质大队，北京大学地质地理系.1979.临汾盆地活动构造体系与地震.∥中国地质科学院地质力学研究所编.地质力学论丛（5）.北京：科学出版社，140-150.

唐有彩，冯永革，陈永顺等.2010.山西断陷带地壳结构的接收函数研究.地球物理学报，53（9）：2102-2109.

国家地震局鄂尔多斯周缘活动断裂系课题组.1988.鄂尔多斯周缘活动断裂系.北京：地震出版社.

王椿镛，王贵美，林中洋等.1993.用深地震反射方法研究邢台地震区地壳细结构.地球物理学报，36（4）：445-452.

王挺梅，郑炳华，李新元等.1993.罗云山山前断裂带第四纪活动特征.∥马宗晋主编.山西临汾地震研究与系统减灾.北京：地震出版社，159-171.

王西文.1990.重磁反演在研究临汾盆地深部构造中的应用.西安石油学院学报，5（2）：7-11.

魏文博，叶高峰，金胜等.2008.华北地区东部岩石圈导电性结构研究—减薄的华北岩石圈特点.地学前缘，15（4）：204-216.

邢集善，杨巍然，邢作云等.2007.中国东部深部构造特征及其与矿集区关系.地学前缘，14（3）：114-130.

邢集善，姚典群，黎明等.1989.试从地球物理资料论山西地堑系的构造特征.山西地质，14（2）：95-109.

邢集善，叶志光，孙振国等.1991.山西板内构造及其演化特征初探.山西地质，6（1）：3-15.

邢作云，赵斌，涂美义等.2005.汾渭裂谷系与造山带耦合关系及其形成机制研究.地学前缘，12（2）：247-262.

许建红，谢新生，孙昌斌.2011.山西罗云山山前断裂带中段龙祠—峪口全新世活动证据.地震地质，33（4）：855-864.

徐锡伟，闻学泽，叶建青等.2008.汶川8.0级地表破裂带及其发震构造.地震地质，30（3）：597-629.

易桂喜，闻学泽，徐锡伟.2004.山西断陷带太原—临汾部分的强地震平均复发间隔与未来危险段落研究.地震学报，26（4）：387-395.

张先康，王椿镛，刘国栋等.1996.延庆—怀来地区地壳细结构—利用深地震反射剖面.地球物理学报，39（3）：356-364.