1739年平罗8级地震发震构造

雷启云 柴炽章 杜 鹏 俞晶星 王 银 谢晓峰

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)宁夏回族自治区地震局，银川 750001

0 引言

1739年平罗8级地震是银川平原上有史以来发生的最大一次破坏性地震。这次地震毁坏城镇、村庄，引起严重的砂土液化，5万余人丧生(宁夏回族自治区地震局，1988)。研究这次地震的发震构造对认识银川盆地的孕震环境和地震危险性具有重要意义，也对类似地区的工程抗震设防具有借鉴意义。因此，关于这次地震的发震构造一直受到有关学者的关注，并经历了一个不断深入的认识过程。

20世纪60年代，石油地震勘探揭示了银川隐伏断裂的存在。由于该断裂的展布和1739年平罗8级地震的极震区在空间上吻合，一度被认为就是1739年平罗8级地震的发震构造(宁夏地质局研究队地质力学编图组，1980;李梦銮等，1984;郭增建等，1988)。随着红果子明长城错动的发现以及对贺兰山东麓断裂地表破裂带研究的深入(张维岐等，1982;廖玉华等，1982a，b;邓起东等，1984，1985;杨景春等，1985;汪一鹏等，1986;崔黎明等，1990)，贺兰山东麓断裂被认为是1739年平罗8级地震的主要发震构造，但没有排除在极震区存在另一条地表破裂带的可能性(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988)。也有学者指出平罗8级地震的发震构造就是贺兰山东麓断裂(丁国瑜等，1993;Deng et al.，1996;白铭学等，2005)。近年来，随着银川市活断层探测和跨盆地人工深地震反射探测的开展，查清了银川隐伏断裂的活动时代和盆地的深部结构(柴炽章等，2006，2011;雷启云等，2008，2011;方盛明等，2009)，据此，又提出了贺兰山东麓断裂和银川隐伏断裂同步牵连破裂的认识，并认为由于受巨厚松散地层的吸收和消减，银川隐伏断裂的破裂未抵达地表(柴炽章等，2011)。近期，有学者对红果子长城及附近的断层陡坎进行测量和调查，认为红果子长城在1739年平罗8级地震中并未错动，银川隐伏断裂才是该次地震的发震构造(Lin et al.，2013)。

可见，关于1739年平罗8级地震发震构造的认识仍有争议，突出表现在两个方面:1)贺兰山东麓断裂和银川隐伏断裂哪个是1739年平罗8级地震的发震构造?2)2条断裂在1739年8级地震时是否发生了牵连同步破裂?

本文在银川市、石嘴山市活断层探测以及贺兰山东麓断裂1/5万地震地质填图等资料的基础上，对红果子长城开展调查和测量，重新讨论1739年平罗8级地震的发震构造。

1 区域构造背景和极震区分布概况

银川盆地为鄂尔多斯周缘发育的一系列新生代断陷盆地之一，北起石嘴山，南至青铜峡，长160m，最宽55km;以永宁为界，以北为NNE向，以南转向SN向(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988)。银川盆地位于青藏、阿拉善和鄂尔多斯三大活动地块相接复合之处(张培震等，2003)，新构造运动强烈，盆地内的新生界厚度超过7 000m，钻孔揭示的第四系厚度＞1 600m(李克勤，1992;李清河等，1999)。盆地内发育4条主要活动断裂，历史上曾发生多次破坏性地震，1739年平罗8级地震就发生在其中，是中国南北地震带北段的重要组成部分(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988;柴炽章等，2011)。黄河自南向北贯穿银川盆地，盆地内沉积了巨厚的松散粉细砂，地下水位高，在盆地北部低洼处甚至溢流于地表，土地盐渍化严重。

1739年平罗8级地震破坏严重，波及范围广(宁夏回族自治区地震局，1988)。这次地震的宏观震中位于姚伏附近，极震区北起平罗宝丰，南抵银川大新，沿宝丰—平罗—姚伏—银川一线分布，长约84km，宽20km，地震烈度最高可达Ⅹ+(图1)，区内城垣、房舍、庙宇倒毁，并发生严重的砂土液化、喷砂冒水、地基下陷、地裂缝等灾害，以平罗、新渠(现姚伏)、宝丰三县最为严重。此外，新城、灵州、中卫等城池亦遭破坏，300～400km外的陕西省府谷、榆林、绥德、清涧和甘肃省庆阳、靖远等一带都有破坏。有感范围远达700～800km外的陕西、山西、河北、河南等省的一些地区。

2 贺兰山东麓断裂地表破裂的时代限定

2.1 贺兰山东麓断裂地表破裂带的测年证据

贺兰山东麓断裂上发育了醒目的地表破裂带，尤以红果子长城附近和苏峪口两段最为清楚。该破裂事件的发生时间，前人仅用统计地貌学的方法间接推测，没有直接的测年结果(国家地震局“鄂尔多斯课题组”，1988)。我们在红果子沟附近开挖一个大型探槽，通过释光测年获得了该次事件的年龄下限。

图1 银川盆地与周边断裂及1739年平罗8级地震等震线分布图Fig.1 Distribution of the active faults in the Yinchuan Basin and the isoseismal line of the Pingluo earthquake..

红果子沟探槽位于一全新世的小洪积扇上(图2a)，横跨断层陡坎。陡坎走向NNE，向北和错动红果子长城的主断层陡坎连为一体，探槽与红果子长城相距3.7km。在探槽附近，断层陡坎实测高度为3.5m，并残留了高约1m的断层自由面(图2b)。探槽清楚地揭露了陡坎下断层活动的遗迹，根据探槽内地层错断、小地堑、构造充填楔、崩积楔和构造岩等信息，识别了4次地震事件(杜鹏，2010)。

在探槽中，最后一次事件形成的坎前崩积楔形态清楚，特征明显，和地表残留的自由面一道印证了最后一次事件的存在(图2c)。崩积物之下的地层中发育层理，倾角和断层上盘地貌面坡度相近，表明3.5m高的断层陡坎是由一次事件形成。为了限定这次事件的下限时间，我们在最后一次事件崩积物底部含砾粉砂层中采集了2个光释光样品，测试结果分别为距今(0.6±0.03)ka和距今(0.7±0.03)ka(表1)。同一层中2个样品的测试结果很接近，表明测试结果可靠。

因此，从红果子沟探槽揭示的现象和测试结果可知，贺兰山东麓断裂的最后一次地表破裂事件发生在距今600～700a之后，同震位移达3.5m，全新世洪积扇上的断层陡坎是一次事件所形成。

图2 红果子沟探槽周边地貌照片及南壁剖面图Fig.2 Fault scarp topography and cross section in the southern wall of the trench at Hongguozigou.

表1 红果子沟探槽最新一次事件下限OSL测年结果aTable 1 OSL dating results of lower limit age of the latest event at Hongguozigou trench

2.2 红果子明长城错动的新证据

宁夏红果子明长城错动是贺兰山东麓断裂在1739年8级地震发生破裂最有力的证据，前人已开展大量工作，特别是在长城两侧开挖探槽，并揭示了长城墙基的错动现象(廖玉华等，1982a)。然而，由于时隔久远，前人探槽已坍塌，一些现象难以再次直接观察，关于墙基错动也仅见于前人的文字描述之中。近期有学者通过调查和测量，认为长城是在先存断层陡坎修筑，并没有发生错动(Lin et al.，2013)。从文物保护的角度，重新在长城两侧开挖新探槽已不现实，因此，需要寻求其他有关明长城错动的证据。据前人结果，红果子长城错动有两处，西支断层长城错动因受人为改观，原貌已不复存在。本文仅在长城错动原貌保存较好的主断层陡坎上开展调查工作，寻找长城错动的新证据(图3a)。图3b是长城附近T1、T2、T3地貌面及测线分布图。

图3 红果子长城与周边遥感影像及断裂垂直位移测线分布图Fig.3 The remote sensing images and the distribution of survey lines of vertical displacement near the Great Wall at Hongguozi town.

2.2.1 长城夯层反映的长城错动

据前人考证，宁夏红果子明长城修筑于明代正德(1506年)之后，又称“边墙”(杨明芝等，2007)，分土筑长城和石砌长城2类。本文研究段为土筑长城，由粉土杂砂砾碎石分段逐层夯筑而成，同段同一夯层厚度大致相等，各夯层、长城顶面以及长城底三者间大致平行，长城顶面延伸连续，无台阶变化。

长城在主断层陡坎附近已坍塌为宽约7m的豁口，豁口两侧长城保留较完整，夯层清晰可辨(图4)。豁口两侧长城墙体的厚度不同，西侧长城较厚，其墙基比东侧宽约1m余，两侧长城南墙面基本对齐。西侧长城在陡坎附近高约3.5m，夯层倾角约15°，夯层厚度多为20cm，可分辨夯层数约16层;东侧长城在豁口附近高约1.9m，远离豁口高度过渡为3.5m，最大夯层厚度近30cm，夯层倾角也为15°，可分辨夯层数约15层。墙体宽度、夯层厚度和夯层数的差异表明豁口两侧长城为分段夯筑而成，从残留墙基看，两者分界应在豁口中央附近。

前人在长城北侧断层陡坎上开挖了探槽(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988)，根据残留南壁的岩性差异可辨出断层的位置，大致位于豁口中央。断层附近下盘长城基础和地面的界线清楚，延伸至断层处;断层附近上盘长城基础和原始地貌面受到后期掩埋，两者界线不清。沿着长城顶面观察，除了豁口东侧附近长城顶面有所剥离之外，其余段长城顶面平整，覆盖较多的小砾石，顶面和夯层保持平行，高度均为3.5m，表明长城顶面是完整的，没有受到显著的剥蚀，现今夯层数和修筑时的夯层数相同。对长城北墙面上的夯层的延伸变化进行了仔细的对比，发现在豁口东侧附近长城顶仅剥离了1.5层，长度不足2m，而距顶面第10～15层均被掩埋(图4)。根据未埋深的夯层延伸趋势以及各夯层相互平行的观测事实，推测倒塌前长城的顶底位置，发现长城的顶面和墙基在断层附近均存在明显的落差。在邻近2km长的土筑长城上没有发现类似的现象，表明该现象不应是长城修筑时人工所为。

图4 夯层反映的长城错动Fig.4 The dislocation revealed by the changes of the rammed layers in the Great Wall.

因此，跨断层长城基础和顶面存在的同步落差，绝非偶然，红果子明长城被断层错动的可能性极大。

2.2.2 不同时期地貌面(线)的垂直位移及形态对比

主断层陡坎长城豁口向南约10m处，在T2洪积扇面上发育一条小冲沟，横跨断层陡坎。小冲沟两侧残留较清楚的小阶地(T1)。该小冲沟北岸小阶地(T1)、与其紧邻残留的T2台地面、以及T3台地面均发生了错动，形成了明显的断层陡坎(图5)。利用差分GPS对小阶地T1、台地T2、台地T3、长城顶面分别进行了垂直地形剖面测量。测量结果显示，小阶地T1垂直位移1.423m，T2台地垂直位移1.412m，两者相近，表明最后一次错动发生在小冲沟阶地T1形成之后，取两者平均值，得到此次错动的垂直位移为1.42m;另外，发现长城顶面和T3台地面的垂直位移相近，分别为4.48m与4.45m，两者接近4.5m，表明长城在断层两侧高度相当，但并不能判断长城修筑于T1错动之前或之后。因为只要长城高度相等，不论之前或之后修筑，均可得到同样的测量结果，长城顶面的垂直位移，反映了断层两侧长城的整体落差。

为了分析长城修筑于T1错断之前还是之后，也即长城有没有发生错动，对断层陡坎附近的长城顶面和T3台地面的实测地形曲线进行了形态对比。断层两侧长城的实测高度相同，为3.5m。据此，将T3台地面实测地形曲线整体上移3.5m，如图5。发现除断层附近外，上移后的T3台面曲线和长城顶面的地形曲线吻合度很高，由此也反证长城高度确为3.5m。在断层陡坎后缘，长城顶面相对略为凸起，而在坡脚，长城顶面明显下凹。如果长城没有发生错动，按理，长城顶面和T3台面的地形曲线形态应当完全一致，这种实测曲线形态的差异，只能用陡坎后缘剥蚀后退和坡脚长城顶面的剥蚀倒塌加以解释。但是，前已述及，长城顶面剥蚀很局部，剥蚀厚度也仅为30cm。根据调查结果恢复倒塌前的长城顶面曲线(图5中的蓝色虚线)后，发现2条曲线的差别更加显著，难以用陡坎后退和长城剥离来解释。如果长城发生了错动，错动垂直位移必然和T1、T2相当，将断层上盘长城顶面曲线同步上移1.42m，发现豁口两侧长城顶面延伸线重合，这如实反映了长城未错动前的顶面形态。

图5 红果子沟长城错动景观及垂直位移对比图Fig.5 Comparison chart of dislocation landscape and vertical displacement of the Great Wall at Hongguozigou.

可见，通过对测量地形曲线形态的分析对比，表明长城的确发生了位移为1.42m的垂直错动。不难想象，地震发生之前，长城修筑在高为3.08m的断层陡坎上，长城顶面和原始地面的形态相同，斜坡上长城夯层倾角和坡度相同;地震发生之后，长城和原始地面同步错动1.42m，原始地面以新形成的断层陡坎为界，后缘开始剥蚀后退，而在坎前加积填高，以“削平”新形成的1.42m的陡坎，逐渐演化形成现今实测的剖面形态，而长城顶面除了部分坍塌之外，并不存在断层陡坎那样的剥蚀后退、坎前加积的演化过程，仍然保留了原始的形态。

3 银川隐伏断裂全新世活动段的破裂事件及原地复发

3.1 银川隐伏断裂全新世活动段的长度

早期，银川隐伏断裂的展布主要根据石油勘探资料推测，而全新世活动段的长度至少和1739年平罗8级地震的极震区的长轴相当，并居于极震区的中央位置(李梦銮等，1984)。

银川市活断层探测的开展，查清了该断裂以NNE向展布于永宁县—银川东—贺兰县一带，断裂向西倾斜。根据浅层地震勘探、钻探、槽探结果确定该断裂大致以银川市银古路口为界，分为两段，北段为全新世活动断层，而南段为晚更新世活动断层(柴炽章等，2006，2011;雷启云等，2008)。但是，由于向北没有测线控制，银川隐伏断裂自贺兰县向北延伸及活动情况不明，全新世活动段的长度也不甚明了。

在实施石嘴山市活断层探测时，曾在姚伏镇布设一条浅层地震测线PLDC1，以期查明银川隐伏断裂全新世活动段向北的延伸情况。该测线长3km，道间距5m，揭示出2条向东倾的断裂，最浅上断点埋深75～83m，断距仅4～5m(图6)。向北布设的其他浅层地震测线也揭示了类似性质的断层，但上断点埋深已超过100m，根据相邻已有钻孔测年数据大致推测，该断裂活动时代当在晚更新世之前。鉴于倾向、规模、活动时代和银川隐伏断裂明显不同，二者为2条不同的断裂，将该断裂称之为平罗东断裂。

图6 PLDC1测线反射波叠加时间剖面Fig.6 Stack time section of seismic reflection of PLDC1 profile.

由此表明，银川隐伏断裂全新世活动段向北延伸不会超过姚伏镇，银川隐伏断裂全新世活动段的长度不会＞36km。

3.2 银川隐伏断裂的地表破裂事件及最新破裂时间

在浅层地震勘探和钻探的基础上，我们曾在银川隐伏断裂全新世活动段开挖2个大型探槽，其中以新渠稍探槽信息最为丰富(图7)。根据新渠梢探槽揭露的地层错断、液化砂土的侵入和喷发、构造张裂充填、地层变形及其局部不整合等构造信息，分析该探槽内发生过5次古地震事件(柴炽章等，2006，2011)。

图7 新渠稍探槽地质剖面(柴炽章等，2006)Fig.7 The geological section in the trench at Xinqushao(after CHAI Chi－zhang et al.，2006).

在5次事件中，第2次事件和第3次事件发生了明显的地表破裂，引起地层错动和地表喷砂现象，这是银川隐伏断裂直接活动的结果。第4次事件仅表现为若干的张裂缝，这些张裂缝的形成理应是银川隐伏断裂活动的结果，可能由于这次破裂事件规模相对偏小，新渠稍探槽又位于破裂的末端，只在断层附近形成张裂缝。14C样品测试结果表明这次事件发生在距今(3.40±0.077)ka之前不久，而银川市历史上曾发生过1143年级、1477年级、1739年8级3次强地震，均未在探槽相应时代地层中产生地裂缝，这也从另一个角度证明第4次事件的张裂缝和银川隐伏断裂活动密切相关。

第5次事件表现为砂土液化，切割了第4次事件形成的裂隙，但未喷砂于地表，其发生时代难以限定，只能确定其发生于第4次事件之后。该事件是否由银川隐伏断裂引发地震所引起，难以定论。也不能排除其他地震引起探槽场地砂土液化的可能。从3次历史强震对探槽场地的影响烈度看，这次事件的砂土液化可能是由1739年平罗8级地震引起，因为这次地震对探槽场地的影响烈度高达Ⅹ度。当然，也不能排除银川隐伏断裂活动引发的非地表破裂的中强地震的可能。不论这次事件由哪条断裂发生的地震引起，有一个基本结论是:银川隐伏断裂在距今(3.40±0.077)ka以来，再没有发生过能引起地表破裂的地震事件。换言之，银川隐伏断裂最后一次地表破裂事件发生于距今(3.40±0.077)ka之前不久。

3.3 银川隐伏断裂的生长特性和破裂的原地复发性

与新渠稍探槽位于同一地点的钻探剖面显示了银川隐伏断裂在百米尺度范围的错动情况(图8)。断裂两侧的地层发生了明显的错断，而且断距随着埋深的增加而增大，反映了银川隐伏断裂持续破裂活动的特点。

图8 新渠梢钻孔联合地质剖面图(雷启云等，2008)Fig.8 The composite drilling geological section at Xinqushao(after LEI Qi－yun et al.，2008).

测年结果显示，层④顶界的沉积年龄约为距今(13.59±0.124)ka，而该界线的断距为2.25m，表明断裂在距今(13.59±0.124)ka以来的累计位移为2.25m。新渠稍槽探揭示的同震位移为0.31m，表明在距今(13.59±0.124)ka以来，银川隐伏断裂发生了多次破裂错动事件，而这些事件均错动了层④的顶界线(埋深约13m)。尽管没有揭示出该界线以上地层位移的细微变化，但是，我们相信，发生在该时期内的数次地震破裂事件在错动层④顶界的同时，破裂必然抵达古地表。因为，10m多的上覆层不足以抵挡或者吸收断裂的破裂位移，而且，已有3次破裂事件已为槽探所证实。

在钻探剖面中，层②、层③、层④、层⑤在断裂两侧的厚度不相等，上盘厚度大于下盘厚度，表现出明显的生长地层特征(图7，表2)。生长地层的普遍发育，表明银川隐伏断裂的每次断错均能抵达古地表，引起断裂上盘古地表的整体下移，为上盘地层加积提供空间。若断裂破裂不能抵达地表，将难以解释生长地层的形成。

另外，钻探剖面中断层附近地层上下界线平缓而无明显变形，这表明不存在所谓的破裂未抵达地表而被松散地层吸收的现象。因为一旦破裂发生，即便是在顶部松散层存在吸收现象，错动位移也不会嘎然而止，而是在终止部位引起地层的变形以吸收破裂面扩张。例如，在盲冲断层的顶部，地层必然发生褶皱变形以吸收破裂的扩展。但是，在钻探剖面中以及浅层地震勘探剖面中，断裂附近的地层界线平缓，没有类似的变形现象存在。

表2 钻孔联合剖面地层厚度及断距Table 2 The stratigraphic thickness and the fault throw of the composite drilling section

因此，断距随深度增加和生长地层的存在，表明了银川隐伏断裂长期的持续破裂行为，而且，每次破裂活动均能抵达地表，并未消减吸收于100m内的松散沉积层之中。

4 讨论与结论

4.1 贺兰山东麓断裂与1739年平罗8级地震

贺兰山东麓断裂的地表破裂带长达98km，最大同震位移4.4m(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988)。1739年平罗地震的极震区长轴长度和贺兰山东麓断裂的地表破裂长度相近，且二者平行分布。在极震区附近，除贺兰山东麓断裂外，还有芦花台隐伏断裂、银川隐伏断裂、西大滩隐伏断裂以及黄河断裂。我们对这些断裂开展了浅层地震勘探、钻探、槽探等多手段的综合探测，结果表明这些断裂没有地表破裂遗迹存在，最新活动时代距今数千年以上。而且，这些断裂的全新世活动段长度、晚第四纪累计位移、平均滑动速率、同震位移均显著小于贺兰山东麓断裂，发震能力也远不及8级地震(柴炽章等，2011;雷启云等，2014)。因此，贺兰山东麓断裂是极震区附近惟一可与1739年8级地震相匹配的活动断裂。

贺兰山东麓断裂上发育醒目的地表破裂带，自由面现今残留高度1～2m，表明该断裂上发生过一次较新的大地震。红果子沟探槽测年结果证实这次地震发生于距今600～700a之后，同震位移达3.5m。而红果子明长城的错动将这次地震事件限定在距今500a以内。银川盆地自古为产粮之地，最早就修筑了秦渠、汉渠、唐渠等水利设施引用黄河水进行农业灌溉，是历朝历代的一个重要产粮基地，西夏王朝的都城兴庆府更是修筑于银川。该地区的历史记录完备，在近千年的历史中遗漏大地震的可能性微乎其微。有历史以来记录到的最大地震为1739年平罗8级地震。

因此，贺兰山东麓断裂形成的地表破裂要晚于600～700a，并且错动了500a前修筑的明长城，形成高为3.5m的断层陡坎，它是1739年平罗8级地震形成的地表破裂，贺兰山东麓断裂为1739年平罗8级地震的发震构造。

4.2 银川隐伏断裂非1739年平罗8级地震的发震断裂

银川隐伏断裂全新世活动段仅位于平罗8级地震极震区的南部，长度≤36km，探槽揭露的同震位移为0.31m，钻探揭示晚更新世以来的累计位移为2.25m，其发震能力难以达到8级地震的水平。新渠稍探槽揭示了银川隐伏断裂发生过3次地表破裂事件，最晚一次地表破裂事件发生在距今(3.40±0.077)ka之前不久。因此，银川隐伏断裂难以引发1739年平罗8级地震，而且，在1739年平罗地震时并没有发生地表破裂。

那么，银川隐伏断裂是否发生牵连破裂，但未抵达地表而被松散沉积层所吸收呢?已有资料并不支持这一认识。首先，探槽揭示银川隐伏断裂曾发生过地表破裂事件，表明其具备发生地表破裂的能力。钻孔联合剖面也显示不同深度的标志层发生了错断，而且断距随着深度增加，并发育显著的生长地层，表明银川隐伏断裂在地质历史时期的破裂均抵达古地表。另外，如果银川隐伏断裂的破裂被松散层吸收而未抵达地表，那么，在相应的吸收消减部位必然存在一定的地层变形，如同盲冲断裂顶部的地层变形一样。然而，不论是浅层地震勘探剖面，还是钻探剖面均未发现类似的变形现象。所以，如果银川隐伏断裂受到贺兰山东麓断裂的牵连发生破裂，必然会抵达地表，留下相应的构造遗迹。

而且，2条断裂地面位置相隔27km，地下相交于约20km深处，2条断裂在地震时同时错动的可能性不大。假设银川断裂受牵连而发生了破裂，那么银川断裂的破裂可能要晚于贺兰山东麓断裂，表现为主－余震序列。但是，据历史资料记载，1739年平罗8级地震的最大余震为级，如此级别的地震难以令人相信和银川隐伏断裂的牵连破裂有关。而且，这次余震和主震一样，银川市均有地声来自西北方向的历史记录(宁夏回族自治区地震局，1988)。

如果假设贺兰山东麓断裂和银川隐伏断裂在平罗地震时发生牵连破裂，与银川隐伏断裂对应的贺兰山东麓断裂苏峪口段，同震位移达4.4m，大于北部红果子段的3.5m。从能量释放的角度看，这种牵连发震构造释放的能量将远大于北部，南部所形成的破坏范围必然要大于北部。但事实上，极震区在南北部的差别不大。

石油剖面揭示了在更深范围、更长时间尺度银川隐伏断裂的演化过程(图9)。仅从断裂两侧的地层厚度来看，银川隐伏断裂在中新世、第四纪生长地层特征明显，表明断裂在该时期的强烈活动。与贺兰山东麓断裂相比，两者在长期活动历史中并不同步，银川隐伏断裂具有自身独特的演化活动历史。可见，银川隐伏断裂具有其独特的演化历史，具有独立的活动能力，其长期的活动并不与贺兰山东麓断裂同步。

图9 银川盆地中部的结构特征(严烈宏等，2002)Fig.9 Structural characteristics in the middle part of Yinchuan Basin(after YAN Lie－hong et al.，2002).

综上所述，银川隐伏断裂不具备发生8级地震的能力，但有发生地表破裂的可能。该断裂最后一次地表破裂事件发生在距今3.4ka前不久，在1739年平罗8级地震中没有发生地表破裂，也没有发生同步的牵连破裂活动。

4.3 平罗8级地震发震构造和极震区的异位问题

一般而言，大地震的烈度以发震断层为中心向周围衰减，发震断层产生的地表破裂处于极震区的中央位置。然而，贺兰山东麓断裂作为1739年平罗8级地震的发震断裂，与极震区的分布并不一致。这种发震构造和极震区的异位现象正是引起对平罗8级地震发震构造争论的主要原因之一。据史料记载，极震区的城垣、仓廒、庙宇、官府民房在地震时一并倒塌，并发生了严重的砂土液化现象，极震区的烈度达到Ⅹ度。但是，距离发震断层很近的建筑物却并未遭破坏，例如拜寺口的双塔、大武口的武当庙，甚至跨断层的红果子明长城，倒塌也不足10m。总之，一方面极震区不以发震断层为中心分布，另一方面烈度衰减也与发震断层无关联。这和一般大地震的发震断层和烈度的分布规律严重不符。

事实上，这种现象并非1739年平罗8级地震所独有，849年内蒙古河套8级地震和1556年陕西华县8级地震均具有类似的特征(国家地震局“鄂尔多斯活动断裂系”课题组，1988)。这些地震均发生于断陷盆地内，发震断层均为盆地边界的铲形正断层，而极震区明显偏向于盆地中心地带。数值模拟结果也表明，在断陷盆地内，发震断层的倾角较缓时，强震动的最大区域可以向发震断层上盘盆地内偏移，而并不位于发震断层之上(张冬丽等，2013)。可见，对于有巨厚松散沉积的断陷盆地，边缘铲形正断层引发的大地震，由于受断层产状、盆地结构、松散层厚度等因素的综合影响，极震区偏向于发震断层上盘的盆地中心。

另外，邻近发震断层地表破裂附近建筑物完好无损的现象也并非个例，在汶川地震、台湾集集地震中亦有表现(徐锡伟等，2008)。银川平原是黄河冲积平原，地下水埋深极浅，特别是在极震区的北部，地下水排泄不畅，甚至溢积于地表，土壤盐渍严重。地基土又为黄河冲积粉细砂、细砂土和湖沼淤泥组成，在猛烈的地震动突然作用下，地基液化失去承载能力，在地表形成大面积不均匀沉陷，造成许多城垣、仓廒，房屋、建筑物的严重毁坏。

可见，特殊的盆地结构类型和复杂的工程地质条件共同导致了这种发震断层和极震区异位的特殊现象。巨厚松散层沉积的新生代断陷盆地中，边界铲形正断层引发的大地震的极震区可能分布于盆地中心而非发震断层附近，这类地震应在抗震设防中引起重视，其机制也有待深入研究。