李自紅，劉保金，袁洪克，酆少英，陳文，李穩(wěn)，寇昆朋

1太原理工大學(xué)，太原 030024

2山西省地震局，太原 030021

3中國(guó)地震局地球物理勘探中心，鄭州 450002

1 引言

臨汾盆地位于山西地塹系南部，東鄰沁水中生代盆地，西與呂梁山褶皺帶相連，其南北分別為運(yùn)城和太原盆地，是華北地區(qū)的歷史強(qiáng)震區(qū)之一.臨汾盆地的新構(gòu)造活動(dòng)十分強(qiáng)烈，在盆地內(nèi)及盆地邊緣發(fā)育有一系列NNE向或近EW向的第四紀(jì)活動(dòng)斷層，控制著盆地的地震與地質(zhì)構(gòu)造活動(dòng)，1303年的洪洞M8.0級(jí)地震、1695年的臨汾M73／4級(jí)地震均發(fā)生在臨汾盆地內(nèi)（馬宗晉，1993；高名修，1995；程新原等，1995；國(guó)家地震局地震地質(zhì)大隊(duì)等，1979）.近年來(lái)，人們對(duì)活動(dòng)斷層的研究日益受到重視，其原因之一是地震的發(fā)生不但與地殼深部的構(gòu)造活動(dòng)有關(guān)，而且，地震還可誘發(fā)先存斷層的重新活動(dòng)，從而加重活動(dòng)斷層沿線的建筑物破壞和地面災(zāi)害（易桂喜等，2004；Scholz，1990；Crone and Haller，1991；鄧起東，2002；徐錫偉等，2008；李自紅等，2013）.

20世紀(jì)80年代以來(lái)，在臨汾盆地及其鄰區(qū)開(kāi)展了重磁、人工源深地震探測(cè)、大地電磁測(cè)深等深部地球物理探測(cè)工作，并取得了一系列重要的研究成果（邢集善等，1989；劉昌銓和嘉世旭，1993；鄧晉福等，2007；王西文，1990；魏文博等，2008；李松林等，2011；唐有彩等，2010）.一些學(xué)者通過(guò)對(duì)臨汾盆地深部結(jié)構(gòu)與淺部構(gòu)造關(guān)系的研究，認(rèn)為地殼、巖石圈結(jié)構(gòu)是控制該區(qū)新生代構(gòu)造的主要因素，復(fù)雜的基底結(jié)構(gòu)與構(gòu)造是長(zhǎng)期地質(zhì)歷史的綜合響應(yīng)，部分?jǐn)嗔讶匀恢萍s著臨汾盆地的發(fā)育，是構(gòu)造繼承性活動(dòng)的結(jié)果（邢集善等，1991，2007；邢作云等，2005）.上述研究結(jié)果為分析研究該區(qū)的深部結(jié)構(gòu)和構(gòu)造特征、盆地形成和演化提供了重要信息，但這些成果主要揭示了臨汾盆地深部結(jié)構(gòu)的宏觀特征，對(duì)臨汾盆地復(fù)雜的地殼結(jié)構(gòu)、斷裂構(gòu)造樣式、深淺構(gòu)造組合特征還難以做到精細(xì)刻畫(huà).為了研究臨汾盆地的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)和斷裂的深、淺構(gòu)造關(guān)系，2012年，作者在臨汾盆地完成了1條長(zhǎng)度55km的深地震反射剖面，同時(shí)，為了確定穿過(guò)臨汾市區(qū)的幾條隱伏斷裂的位置及其活動(dòng)特征，還完成了3條跨斷裂的高分辨率淺層地震反射剖面.本文根據(jù)最新獲得的深、淺地震反射剖面探測(cè)結(jié)果，對(duì)臨汾盆地的地殼精細(xì)結(jié)構(gòu)、深淺構(gòu)造特征進(jìn)行了討論，其結(jié)果將有助于我們認(rèn)識(shí)臨汾伸展盆地的地殼深部結(jié)構(gòu)和斷裂的深、淺構(gòu)造關(guān)系.

2 地質(zhì)構(gòu)造概況和地震剖面位置

臨汾盆地是山西地塹系中一系列新生代斷陷盆地之一，盆地總體走向NNE，主要由侯馬、臨汾和洪洞3個(gè)凹陷組成，各凹陷之間均被近EW向的斷裂所分隔（圖1）.臨汾盆地的新構(gòu)造特征主要表現(xiàn)為：斷裂的活動(dòng)和地塊的差異升降，盆地的東、西兩側(cè)分別為霍山—浮山隆起帶和呂梁山隆起帶，其東、西邊界均以規(guī)模較大的活動(dòng)斷裂為界.

位于臨汾盆地中北部NWW向的洪洞—蘇堡斷裂將盆地分割成南北兩部分（圖1）.盆地北部主要受霍山山前斷裂控制，為東深西淺的不對(duì)稱(chēng)箕狀盆地，沉積中心靠近洪洞；盆地南部主要受羅云山山前斷裂控制，為西深東淺的箕狀斷陷盆地，沉積中心位于臨汾至甘亭一帶.新生代以來(lái)，該區(qū)表現(xiàn)為較顯著的斷陷活動(dòng)，新生界從盆地兩側(cè)的山前向盆地內(nèi)逐漸增厚，最大沉積厚度達(dá)2200～2500m，其中第四系厚度可達(dá)800m，表明盆地具有長(zhǎng)期持續(xù)下降的特征（鄧起東等，1993；國(guó)家地震局鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系課題組，1988）.

本文實(shí)施的深地震反射剖面位于臨汾盆地中部，剖面方向?yàn)镹W-SE向，其長(zhǎng)度為55km（圖1中的DSRP）.剖面東南端點(diǎn)位于浮山縣北約2km的候家灣（東經(jīng)111°52′29.0″，北緯35°59′32.5″），終點(diǎn)位于臨汾市堯都區(qū)的臥口村附近（東經(jīng)111°22′18.4″，北緯36°15′40.4″）.剖面自西向東跨過(guò)的斷裂主要有羅云山山前斷裂、汾西斷裂、汾東斷裂、曲亭斷裂、大陽(yáng)斷裂和浮山斷裂等.

考慮到深地震反射剖面難以對(duì)剖面淺部的地下結(jié)構(gòu)和構(gòu)造進(jìn)行成像，為了確定穿過(guò)臨汾市城區(qū)的汾西斷裂、汾東斷裂和曲亭斷裂的準(zhǔn)確位置，研究斷裂的近地表構(gòu)造特征，結(jié)合臨汾市活斷層探測(cè)項(xiàng)目，還完成了3條橫跨汾西斷裂、汾東斷裂和曲亭斷裂的高分辨率淺層地震反射剖面（圖1的SSP1-SSP3）.

3 數(shù)據(jù)采集、資料處理和地殼速度結(jié)構(gòu)

3.1 數(shù)據(jù)采集

深地震反射剖面的數(shù)據(jù)采集，采用了道間距30m、炮間距240m、800道接收、50次覆蓋的觀測(cè)系統(tǒng)，為兼顧淺部的地層反射和有利于傾斜界面成像，采用了排列內(nèi)部激發(fā)、雙邊不對(duì)稱(chēng)零偏移距接收的工作方法.地震波激發(fā)采用鉆孔爆破震源，激發(fā)孔深25～30m，激發(fā)藥量30kg.考慮到地殼深部結(jié)晶巖內(nèi)部的反射系數(shù)通常較小，由此產(chǎn)生的反射波能量較弱，現(xiàn)場(chǎng)工作中，平均每間隔900m還增加了1個(gè)藥量為120kg的大炮，以確保深層反射波的信噪比.地震波接收使用了固有頻率10Hz的檢波器串（12個(gè)／道，線性組合），地震儀器為法國(guó)SERCEL公司生產(chǎn)的SN388數(shù)字地震儀，采樣率2ms，記錄長(zhǎng)度20s.

淺層地震剖面的數(shù)據(jù)采集，采用了道間距3m、炮間距12m、120道接收、15次覆蓋的觀測(cè)系統(tǒng).地震波激發(fā)使用美國(guó)Metrz公司生產(chǎn)的M615-18型可控震源，掃描頻帶30～200Hz，掃描長(zhǎng)度8s.為壓制干擾、提高資料的信噪比，數(shù)據(jù)采集時(shí)，對(duì)每個(gè)激發(fā)點(diǎn)上的單次震動(dòng)信號(hào)在相關(guān)后進(jìn)行了12～15次垂直疊加.地震波接收使用了固有頻率60Hz的檢波器串（4個(gè)／道，點(diǎn)組合），地震儀器使用德國(guó)DMT公司生產(chǎn)的SUMMIT有線遙測(cè)數(shù)字地震儀，采樣間隔0.5ms，記錄長(zhǎng)度2s.

為確保深、淺地震剖面的探測(cè)成果質(zhì)量，現(xiàn)場(chǎng)工作中，除對(duì)獲得的原始單炮記錄及時(shí)進(jìn)行現(xiàn)場(chǎng)回放和質(zhì)量監(jiān)控外，還采用GRISYS地震反射數(shù)據(jù)處理系統(tǒng)，對(duì)每天采集的原始數(shù)據(jù)進(jìn)行了初步處理，根據(jù)初疊剖面效果，檢查數(shù)據(jù)采集質(zhì)量、指導(dǎo)現(xiàn)場(chǎng)探測(cè)工作.采用上述的工作方法和技術(shù)措施，保證了高質(zhì)量原始資料的取得.

3.2 數(shù)據(jù)處理和地殼速度結(jié)構(gòu)

本項(xiàng)研究的深、淺地震反射資料的室內(nèi)數(shù)據(jù)處理采用FOCUS地震反射處理系統(tǒng).其數(shù)據(jù)處理流程和方法主要包括：振幅能量均衡、初至折射靜校正、時(shí)變帶通濾波、二維傾角濾波、時(shí)變譜白化、速度分析、正常時(shí)差校正（NMO）、傾角時(shí)差校正（DMO）、共中心點(diǎn)（CMP）疊加、剩余靜校正、疊后偏移和疊后剖面去噪等.

確定合理的地震波速度是獲得良好反射波疊加剖面圖像、計(jì)算反射界面埋深的關(guān)鍵.本項(xiàng)研究的深地震反射剖面的地震波速度求取，采用了反射波速度掃描、速度譜分析方法（剖面淺部）和已有深地震寬角反射／折射剖面二維地殼速度結(jié)構(gòu)（剖面深部）.圖2給出了晉城—臨汾—延川深地震寬角反射／折射剖面（DSS剖面）的二維地殼速度結(jié)構(gòu)（劉昌銓等，1993），圖3是根據(jù)反射波速度分析并結(jié)合DSS剖面的地殼速度結(jié)構(gòu)，得到平均速度剖面.由圖2可以看到，臨汾盆地下方的地震波速度明顯低于東、西兩側(cè)的隆起區(qū)，在深度6～8km以淺和深度30～40km之間，地震波速度變化較大，且在臨汾盆地的上地殼下部出現(xiàn)有低速層，其速度約為5.9～6.0km·s-1；本區(qū)下地殼底部整體呈現(xiàn)出較強(qiáng)的速度梯度變化，其速度由莫霍面上方的7.0～7.3km·s-1躍變到莫霍面的8.0km·s-1，而且，下地殼底部還呈現(xiàn)出以臨汾盆地為界的橫向速度變化，這表明臨汾盆地與其兩側(cè)地塊的地殼速度結(jié)構(gòu)和殼內(nèi)物質(zhì)組成應(yīng)該不同.深地震反射剖面的平均速度剖面（圖3）顯示，剖面沿線的地震波平均速度呈現(xiàn)出由東向西、由淺到深逐漸增加的趨勢(shì)，臨汾盆地的地震波平均速度低于其兩側(cè)的隆起區(qū)，表明盆地松散沉積層是影響盆地地震波速度的主要因素.二維地殼速度結(jié)構(gòu)（圖2）和深地震反射剖面沿線的地殼平均速度剖面（圖3）為深地震反射剖面的數(shù)據(jù)處理、反射界面深度的計(jì)算以及資料分析解釋提供了重要依據(jù).

圖1 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造和深地震剖面位置圖F1羅云山山前斷裂；F2汾西斷裂；F3汾東斷裂；F4曲亭斷裂；F5淹底斷裂；F6大陽(yáng)斷裂；F7浮山斷裂；F8郭家莊斷裂；F9離石斷裂；F10襄汾凸起北緣斷裂；F11洪洞—蘇堡斷裂；F12萬(wàn)安斷裂；F13霍山山前斷裂.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.

圖2 晉城—臨汾—延川DSS剖面二維地殼速度結(jié)構(gòu)（劉昌銓等，1993）（圖中數(shù)字單位為km·s-1）Fig.2 2Dcrustal velocity structure of the Jincheng-Linfen-Yanchuan DSS profile（Liu etal.，1993）

圖3 深地震反射剖面地殼平均速度Fig.3 The crustal average velocity along deep seismic reflection profile

4 臨汾盆地的地殼反射結(jié)構(gòu)特征

圖4為本項(xiàng)研究獲得的深地震反射疊加時(shí)間剖面.由圖可以看出，本區(qū)地殼結(jié)構(gòu)以埋深約15～17km的反射界面RC1為界，具有深、淺不同的反射結(jié)構(gòu)特點(diǎn)；在反射界面RC1之上的上地殼，剖面揭示了一系列反射能量強(qiáng)弱變化較大、地層產(chǎn)狀和界面起伏變化形態(tài)清楚、隆起和凹陷相間的反射結(jié)構(gòu)，表明臨汾盆地內(nèi)各沉積層界面之間，以及盆地與兩側(cè)隆起之間的地殼物質(zhì)有著明顯的密度和地震波速度差異.而在反射界面RC1之下的中-下地殼，剖面反射圖像總體表現(xiàn)為能量較弱的反射“透明”組構(gòu)，顯示出本區(qū)中、下地殼物質(zhì)的密度差異和地震波速度差異較小，或具有較好的均質(zhì)性和各向同性特征.反射能量較強(qiáng)的反射波組RC2解釋為中、下地殼的分界，其深度約27～30km，其與DSS剖面（圖2）中的C2界面相吻合.本區(qū)地殼底層具有良好的反射性質(zhì)，在雙程到時(shí)TWT12.5～14.0s之間，在剖面上可看到一組橫向可連續(xù)追蹤、縱向持續(xù)時(shí)間約1.0～1.2s、且向上拱起的反射帶RCM，我們將其稱(chēng)為殼幔過(guò)渡帶，其厚度約3.0～3.6km，殼幔過(guò)渡帶的底界相應(yīng)于莫霍面（圖4中的藍(lán)色虛線）.莫霍面在臨汾盆地下方出現(xiàn)上隆，與盆地基底呈鏡像對(duì)應(yīng)關(guān)系，莫霍面最淺處位于臨汾盆地之下，其埋深約38～39km，而在剖面的東、西兩側(cè)，莫霍面變深至41～42km.

位于山西地塹系南端的臨汾盆地是一個(gè)新生代斷陷盆地.該區(qū)地質(zhì)演化主要經(jīng)歷了前寒武紀(jì)結(jié)晶基底形成、中生代強(qiáng)烈的構(gòu)造巖漿活動(dòng)、新生代裂谷形成等3個(gè)重要時(shí)期（馬宗晉，1993）.本區(qū)結(jié)晶基底由古、中元古界的淺變質(zhì)巖系和太古界的深變質(zhì)巖系組成，沉積巖包括寒武系-奧陶系的碳酸鹽巖建造、上石炭統(tǒng)-下二疊統(tǒng)煤系地層、上二疊統(tǒng)-三疊系-侏羅系-白堊系的陸相砂泥巖沉積，以及新生界沉積蓋層（鄧晉福等，2007；邢作云等，2005；國(guó)家地震局鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系課題組，1988）.我們的深地震反射剖面圖像較清楚地揭示了該區(qū)地質(zhì)構(gòu)造演化的痕跡、基底結(jié)構(gòu)與構(gòu)造以及新生代沉積層的縱橫向展布等信息.在圖4的深地震反射剖面上，臨汾盆地表現(xiàn)為西深、東淺的箕狀斷陷盆地特征，其西側(cè)受羅云山山前斷裂控制，東側(cè)以浮山斷裂為界，沉積中心位于臨汾附近.

根據(jù)臨汾盆地石油地震剖面的地質(zhì)解釋結(jié)果1）山西省地礦局物探隊(duì).1983.臨汾盆地石油普查工作報(bào)告.，對(duì)剖面TWT3.0以淺的沉積層反射進(jìn)行了層組劃分，可以看到，盆地內(nèi)的新生代沉積層反射在剖面上總體向西傾伏，且界面橫向起伏和地層厚度變化較大，受斷裂控制作用明顯.位于新生代之下的中生代-古生代地層在剖面上也有著較強(qiáng)的反射能量，這些地層界面反射在剖面上雖有明顯的起伏變化，但其起伏變化的幅度小于新生界，說(shuō)明新生代是臨汾盆地差異升降運(yùn)動(dòng)最強(qiáng)烈的時(shí)期.

基底反射波Tg在剖面上表現(xiàn)為強(qiáng)能量的不整合面反射特征，且基底面上、下的剖面反射波組特征明顯不同；在Tg反射面以上，沉積層反射豐富，界面起伏變化形態(tài)清晰；而在Tg反射面之下，出現(xiàn)在剖面上的為一些能量較弱、且無(wú)規(guī)律可尋的短小反射，可能代表了強(qiáng)烈變形的結(jié)晶變質(zhì)巖系.大約在深度10～15km（TWT3.5～5.0s之間）的上地殼下部，從剖面上可看到由強(qiáng)反射RU1-RU3和RC1構(gòu)成的強(qiáng)能量反射疊層，而在臨汾盆地的下方，這套強(qiáng)反射疊層消失.出現(xiàn)在剖面東、西兩側(cè)上地殼下部的這套強(qiáng)反射疊層與其上方的弱反射“透明區(qū)”形成了鮮明的對(duì)比，暗示臨汾盆地兩側(cè)隆起區(qū)下方的結(jié)晶基底可能具有深、淺兩套不同的變質(zhì)巖結(jié)構(gòu)，淺層結(jié)晶變質(zhì)巖系在剖面上表現(xiàn)為較好的均質(zhì)性和各向同性的無(wú)反射“透明區(qū)”特征，而深層結(jié)晶變質(zhì)巖系具有薄層狀、非均質(zhì)性和各向異性的強(qiáng)反射條帶特征.

5 地震反射剖面揭示的斷裂特征

根據(jù)深地震反射剖面所揭示的殼內(nèi)反射界面展布形態(tài)和該區(qū)的地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)，在圖4的深地震反射剖面上解釋了8條特征明顯的斷裂，現(xiàn)分別概述如下.

圖4 深地震反射疊加時(shí)間剖面及其解釋Fig.4 Stacked time section and its interpretation of deep seismic reflection profile

5.1 羅云山山前斷裂F1

羅云山山前斷裂F1為臨汾盆地的西邊界控制斷裂，位于深地震反射剖面樁號(hào)45.2km左右.該斷裂在剖面上傾向SE，具鏟形正斷層特征.斷裂F1的西側(cè)為呂梁山隆起區(qū)，剖面反射圖像呈現(xiàn)出弱能量的基巖反射波場(chǎng)特征，斷裂東側(cè)為臨汾盆地，在盆地內(nèi)可看到多組成層性較好的沉積層反射，且地層產(chǎn)狀傾向斷裂一側(cè).

羅云山山前斷裂在剖面上幾乎可以追蹤至地表，向下切割多組沉積層、結(jié)晶基底和上地殼，一直可延伸至深約30km的地殼深處，因此，該斷裂是1條規(guī)模大、切割深度深、活動(dòng)性強(qiáng)、且具有多期活動(dòng)的斷裂.地表地質(zhì)調(diào)查研究結(jié)果表明（馬宗晉，1993；許建紅等，2011；王挺梅等，1993；鄧起東等，1993），羅云山山前斷裂第四紀(jì)以來(lái)的活動(dòng)具有明顯的分段性，而深地震反射剖面經(jīng)過(guò)地段的羅云山山前斷裂土門(mén)—峪里段，第四紀(jì)以來(lái)的差異運(yùn)動(dòng)幅度最大，斷裂兩側(cè)的第四系厚度達(dá)700m以上，平均沉降速率為0.29mm·a-1.斷裂在該段的斷層地貌非常清晰，表現(xiàn)為三角面山，基巖陡坡與山前洪積扇直接接觸，中更新世末至晚更新世初和晚更新世末至全新世初均發(fā)生過(guò)強(qiáng)烈活動(dòng)，是羅云山山前斷裂活動(dòng)最強(qiáng)的段落.

5.2 汾西斷裂F2

汾西斷裂F2是發(fā)育在汾河以西的1條隱伏斷裂，與羅云山山前斷裂大致平行.在圖4的深地震反射剖面上，汾西斷裂F2為傾向SE的正斷層，切割了盆地內(nèi)多組沉積層反射，控制了臨汾盆地內(nèi)甘亭沉降中心的西界，其斷層面傾角約65°～70°，大約在深度5km左右歸并到向東傾的羅云山山前斷裂上.可以認(rèn)為，汾西斷裂F2是在羅云山山前斷裂和臨汾凹陷的發(fā)育和發(fā)展過(guò)程中，在羅云山山前斷裂上盤(pán)形成的一條新斷層，與羅云山山前斷裂同屬一個(gè)斷裂系統(tǒng).

汾西斷裂在平面展布上穿過(guò)了臨汾市堯都區(qū)的泊莊、吳村和臨汾市西開(kāi)發(fā)區(qū).為了確定汾西斷裂的準(zhǔn)確位置及其淺部構(gòu)造特征，以便為斷裂活動(dòng)性的判定提供基礎(chǔ)資料，跨汾西斷裂F2完成了1條長(zhǎng)度3000m的淺層地震測(cè)線（圖1的SSP1）.圖5為該測(cè)線的淺層地震反射波疊加剖面，由圖可以看出，在淺層地震剖面樁號(hào)1930m左右可看到一個(gè)明顯的斷裂分界線，且斷裂兩側(cè)的地層反射波特征明顯不同，斷裂西側(cè)，地層反射波能量相對(duì)較強(qiáng)，界面產(chǎn)狀近于水平；斷裂東側(cè)，地層反射波能量弱于斷裂西側(cè)，地層界面反射向東傾伏.在圖4的深地震反射剖面上，汾西斷裂F2兩側(cè)的第四系厚度明顯不同，斷裂西側(cè)第四系厚度約500m，其東側(cè)第四系厚度約為800～850m.在圖5的淺層地震反射剖面上，汾西斷裂F2及其反向斷層F2-1均錯(cuò)斷了埋深150～160m的第四紀(jì)地層反射波T2，因此，斷裂F2及其反向斷層F2-1都是第四紀(jì)以來(lái)的活動(dòng)斷裂.由于缺少斷裂附近的第四紀(jì)地層年代數(shù)據(jù)，還不能確定其最新活動(dòng)時(shí)代.

5.3 汾東斷裂F3

汾東斷裂F3位于深地震反射剖面樁號(hào)32km附近，該斷裂在剖面上為傾向NW的正斷層，錯(cuò)斷了盆地內(nèi)的多組沉積層反射，控制了臨汾凹陷內(nèi)甘亭沉降中心的東界，大約在深度5km左右的基底面附近，與傾向SE的羅云山山前斷裂F1和汾西斷裂F2合并為1條斷裂.

在圖4的深地震反射剖面上盡管可以看到汾東斷裂F3的存在與形態(tài)，但該斷裂在第四系內(nèi)部的特征并不非常清楚，為了確定該斷裂的確切位置及其淺部特征，跨汾東斷裂完成了1條長(zhǎng)度4000m的淺層地震測(cè)線（圖1的SSP2）.圖6的淺層地震反射疊加時(shí)間剖面顯示，汾東斷裂F3錯(cuò)斷了埋深約100～120m之下的所有地層，且斷裂兩盤(pán)的地層反射波特征和第四系厚度明顯不同.斷裂F3-1位于斷裂F3的下降盤(pán)，其上斷點(diǎn)埋深約140m、與斷裂F3呈Y字形展布、屬斷裂F3的反向正斷層，大約在深度750m左右歸并到向西傾的汾東斷裂F3上.位于汾東斷裂上升盤(pán)的LK7水文地質(zhì)鉆孔顯示，斷裂上升盤(pán)的第四系厚度為376m.可見(jiàn)，斷裂F3和F3-1均錯(cuò)斷了第四紀(jì)上部地層，屬第四紀(jì)以來(lái)的隱伏活動(dòng)斷裂.

5.4 曲亭斷裂F4和淹底斷裂F5

曲亭斷裂和淹底斷裂均是臨汾盆地內(nèi)的隱伏斷裂，在深地震反射剖面樁號(hào)28～25km之間，可清楚地看到2條相背而傾的斷裂F4和F5共同控制了一個(gè)小型的地壘構(gòu)造（圖4）.其中，斷裂F4傾向NW，錯(cuò)斷了深地震反射剖面上的所有沉積層反射，大約在深度6km左右收斂到向東傾的羅云山山前斷裂F1上.另外，在斷裂F4的下降盤(pán)（樁號(hào)約30.6km附近），從深地震反射剖面上還可看到1條向東傾的斷裂F4-1，該斷裂為斷裂F4的反向正斷層.可見(jiàn)，曲亭斷裂在近地表由2條相向而傾的斷裂F4和F4-1組成，它們共同控制了斷裂F4下降盤(pán)的第四紀(jì)地層沉積.淹底斷裂F5傾向SE，控制了該斷裂東側(cè)的一個(gè)新生代凹陷，向下延伸至基底面附近終止到西傾的大陽(yáng)斷裂F6上.

橫跨曲亭斷裂F4和淹底斷裂F5的淺層地震測(cè)線長(zhǎng)度為2800m（圖1中的SSP3），相應(yīng)的淺層反射波疊加剖面見(jiàn)圖7.由圖可以看出，該剖面所揭示的近地表沉積層界面展布和斷裂構(gòu)造特征非常清楚，曲亭斷裂F4位于淺層地震剖面樁號(hào)710m左右，該斷裂向西傾，錯(cuò)斷了埋深約90～100m之下的所有地層.淹底斷裂F5為向東傾的正斷層，其上斷點(diǎn)埋深約為60～70m.在斷裂F5的下降盤(pán)，剖面還揭示了2條西傾的反向正斷層F5-1和F5-2，它們共同控制了淹底斷裂東側(cè)的新生代地層沉積.該區(qū)地質(zhì)資料顯示2）山西省地震工程勘察研究院.2009.臨汾市區(qū)活斷層探測(cè)與地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)初勘施工設(shè)計(jì).，該淺層地震剖面經(jīng)過(guò)地段的Q+N地層厚度約為600～800m，其中，第四系厚度約為350～400m，而曲亭斷裂F4和淹底斷裂F5的上斷點(diǎn)埋深均小于100m，因此，它們均屬于第四紀(jì)活動(dòng)斷裂.由于沒(méi)有可靠的鉆孔資料和地層年代數(shù)據(jù)，因此還不能給出這些斷裂的具體活動(dòng)時(shí)代.

圖5 跨汾西斷裂的淺層地震反射疊加時(shí)間剖面Fig.5 Stacked time section of shallow seismic reflection across Fenxi fault

圖6 跨汾東斷裂的淺層地震反射疊加時(shí)間剖面Fig.6 Stacked time section of shallow seismic reflection across Fendong fault

5.5 大陽(yáng)斷裂F6

在深地震反射剖面樁號(hào)15km左右，可清楚地看到大陽(yáng)斷裂F6表現(xiàn)為1條西傾正斷層特征，該斷裂錯(cuò)斷了剖面上的多組沉積層反射和基底反射波Tg，向下消失在上地殼下部的結(jié)晶變質(zhì)巖中.大陽(yáng)斷裂F6在地貌上表現(xiàn)為北北東至北東向延伸的黃土陡坡帶，其兩側(cè)的最大地貌高差可達(dá)70m，局部地段上出露有三疊系的基巖斷坎（程新原等，1995；鄧起東等，1993）.在深地震反射剖面上該斷裂表現(xiàn)為分割臨汾盆地東、西兩個(gè)次級(jí)構(gòu)造的分界斷裂，西部的臨汾凹陷內(nèi)沉積層厚度大、沉降深，基底埋深最深處位于臨汾市的下方，其最大沉積層厚度約5～6km；東部浮山凸起上沉積層厚度薄、沉降淺，相應(yīng)的基底面埋深小于3km.

5.6 浮山斷裂F7和斷裂FX

圖7 橫跨曲亭斷裂和淹底斷裂的淺層地震反射疊加時(shí)間剖面Fig.7 Stacked time section of shallow seismic reflection across Quting fault and Yandi fault

浮山斷裂F7為臨汾盆地的東邊界斷裂，位于深地震反射剖面樁號(hào)2.8km附近，剖面上浮山斷裂F7傾向NW，為東南盤(pán)上升、西北盤(pán)下降的正斷層，剖面淺部，該斷裂明顯錯(cuò)斷了基底反射波Tg，對(duì)應(yīng)基底面的斷距約500～550m；深度8～15km之間，該斷裂表現(xiàn)為強(qiáng)、弱反射能量變化帶的分界，大約在深度16～18km左右，與羅云山山前斷裂F1合并為1條斷裂，向下延伸至中地殼底部.

斷裂FX是本次深地震反射研究發(fā)現(xiàn)的1條新斷裂，位于深地震反射剖面樁號(hào)約9km左右.該斷裂在剖面上傾向北西，為正斷層，錯(cuò)斷了剖面上的新生代下部地層和基底反射波Tg，向下延伸至上地殼下部的結(jié)晶變質(zhì)巖中.由于該斷裂位于西佐鄉(xiāng)附近，我們暫將其稱(chēng)為西佐斷裂.

6 結(jié)論

基于“密集點(diǎn)距、密集炮距和多次覆蓋”技術(shù)的反射地震勘探方法用于地下結(jié)構(gòu)和構(gòu)造成像具有較高的分辨率.本文在臨汾盆地實(shí)施的道間距30m、炮間距240m、50次覆蓋的深地震反射剖面和道間距3m、炮間距12m、15次覆蓋的淺層地震反射剖面，獲得了臨汾盆地高分辨率的地殼結(jié)構(gòu)圖像和斷裂的深、淺部構(gòu)造特征，這為進(jìn)一步分析研究臨汾盆地的深部構(gòu)造環(huán)境和深、淺構(gòu)造關(guān)系以及斷裂活動(dòng)性提供了地震學(xué)證據(jù).

深地震反射剖面結(jié)果顯示，臨汾盆地是一個(gè)典型的“箕狀”斷陷，盆地內(nèi)一系列西傾的沉積層不整合地覆蓋在一套古老的結(jié)晶變質(zhì)巖之上，顯示出該區(qū)曾經(jīng)歷過(guò)沉積間斷和多期構(gòu)造活動(dòng).羅云山山前斷裂F1和浮山斷裂F7作為臨汾盆地的西邊界和東邊界控制斷裂，具有規(guī)模大、切割深度深、活動(dòng)性強(qiáng)、且具有多期活動(dòng)的特征.除了這2條邊界控制性斷裂外，在臨汾盆地內(nèi)，地震反射剖面還揭示了6條第四紀(jì)以來(lái)的隱伏活動(dòng)斷裂.這8條斷裂在剖面上形態(tài)各異、錯(cuò)段深度不等，呈“負(fù)花狀”構(gòu)造特征展布，并共同控制了臨汾盆地的上地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造的形成及其地層沉積.

研究區(qū)地殼以反射波組RC1、RC2和RCM為界，具有清晰的上、中、下地殼結(jié)構(gòu)特征，其中，上地殼厚15～17km，中地殼厚10～12km，下地殼厚14～15km.莫霍面起伏變化形態(tài)與盆地基底呈鏡像對(duì)應(yīng)關(guān)系，莫霍面最淺處位于臨汾盆地的下方，其深度約38～39km，而在盆地東、西兩側(cè)的隆起區(qū)，莫霍面變深至41～42km，顯示出臨汾盆地為純剪拉張盆地模式.研究區(qū)的地殼地震波速度分布總體呈現(xiàn)出盆地東、西兩側(cè)P波速度較高，而盆地內(nèi)P波速度較低的特征，表明盆地內(nèi)的低密度松散沉積層是影響地震波速度的主要因素.

地震是深部構(gòu)造活動(dòng)的結(jié)果，而地震又可誘發(fā)地殼淺部斷裂的重新活動(dòng)，并在近地表形成一系列活動(dòng)斷層.橫跨盆地內(nèi)的汾西斷裂F2、汾東斷裂F3、曲亭斷裂F4和淹底斷裂F5的淺層地震剖面結(jié)果顯示，這些斷裂在淺部均錯(cuò)斷了第四紀(jì)上部地層，為第四紀(jì)以來(lái)的隱伏活動(dòng)斷裂，其深部與深地震反射剖面揭示的深部斷裂構(gòu)造有著上、下一致的對(duì)應(yīng)關(guān)系，對(duì)斷裂兩側(cè)的地層沉積和褶皺形成起著控制作用，是構(gòu)造繼承性活動(dòng)的結(jié)果.一旦發(fā)生地震，在活動(dòng)斷裂所在的薄弱地帶，將可能形成沿?cái)鄬拥牡卣鹬貫?zāi)帶，因此，這些斷裂應(yīng)是臨汾市防震減災(zāi)工作中需要重點(diǎn)關(guān)注的斷裂.

深地震反射剖面揭示的殼內(nèi)反射界面RC1、RC2和Moho面在縱向上的起伏變化幅度明顯不同，其中，Moho面在縱向上的起伏變化幅度最大（其隆起幅度約為3km），而RC1、RC2界面次之，這說(shuō)明研究區(qū)的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和地殼結(jié)構(gòu)變形的動(dòng)力學(xué)來(lái)源主要來(lái)自于深部.另外，下地殼底層發(fā)育的厚約2～3km的殼幔過(guò)渡帶，呈現(xiàn)出了多相位的復(fù)雜強(qiáng)反射疊層結(jié)構(gòu)特點(diǎn)，可能對(duì)應(yīng)于高、低速物質(zhì)的變化帶，這從另一個(gè)側(cè)面反映了上地幔熱物質(zhì)向地殼侵入的深部過(guò)程.巖漿的底侵作用和向地殼內(nèi)部的侵入導(dǎo)致了下地殼底部的強(qiáng)反射和具有一定厚度的殼幔過(guò)渡帶（Brown etal.，1987；王椿鏞等，1993；張先康等，1996）.重力研究表明，山西地塹系是一個(gè)重力低異常帶和負(fù)均衡異常帶，預(yù)示著山西地塹系內(nèi)的上地幔物質(zhì)目前仍在繼續(xù)上涌，并對(duì)地殼加熱，有利于在裂谷作用下臨汾盆地的形成與發(fā)育（馬宗晉，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，F(xiàn)eng 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.

附中文參考文獻(xiàn)

程新原，蘇宗正，安衛(wèi)平.1995.1695年山西臨汾大地震發(fā)生的構(gòu)造背景.山西地震，（3-4）：43-48.

鄧晉福，魏文博，邱瑞照等.2007.中國(guó)華北地區(qū)巖石圈三維結(jié)構(gòu)及演化.北京：地質(zhì)出版社.

鄧起東，蘇宗正，王挺梅等.1993.臨汾盆地晚第四紀(jì)沉積與新構(gòu)造運(yùn)動(dòng).∥馬宗晉主編.山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災(zāi).北京：地震出版社，111-129.

鄧起東.2002.城市活動(dòng)斷裂探測(cè)和地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)問(wèn)題.地震地質(zhì)，24（4）：601-605.

高名修.1995.1695年山西臨汾大震發(fā)震構(gòu)造探討.山西地震，（3-4）：24-27，48.

李松林，賴(lài)曉玲，劉寶峰等.2011.由諸城-宜川人工地震剖面反演結(jié)果看太行山兩側(cè)巖石圈結(jié)構(gòu)的差異.中國(guó)科學(xué)：地球科學(xué)，41（5）：668-677.

李自紅，劉鴻福，張敏等.2013.地震與活動(dòng)斷裂空間關(guān)系的三維可視化建模.地震地質(zhì)，35（3）：565-575.

劉昌銓?zhuān)问佬?1993.山西高原及臨汾盆地地殼上地幔速度結(jié)構(gòu).∥馬宗晉主編.山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災(zāi).北京：地震出版社，231-235.

馬宗晉.1993.山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災(zāi).北京：地震出版社.

國(guó)家地震局地震地質(zhì)大隊(duì)，北京大學(xué)地質(zhì)地理系.1979.臨汾盆地活動(dòng)構(gòu)造體系與地震.∥中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)力學(xué)研究所編.地質(zhì)力學(xué)論叢（5）.北京：科學(xué)出版社，140-150.

唐有彩，馮永革，陳永順等.2010.山西斷陷帶地殼結(jié)構(gòu)的接收函數(shù)研究.地球物理學(xué)報(bào)，53（9）：2102-2109.

國(guó)家地震局鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系課題組.1988.鄂爾多斯周緣活動(dòng)斷裂系.北京：地震出版社.

王椿鏞，王貴美，林中洋等.1993.用深地震反射方法研究邢臺(tái)地震區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào)，36（4）：445-452.

王挺梅，鄭炳華，李新元等.1993.羅云山山前斷裂帶第四紀(jì)活動(dòng)特征.∥馬宗晉主編.山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災(zāi).北京：地震出版社，159-171.

王西文.1990.重磁反演在研究臨汾盆地深部構(gòu)造中的應(yīng)用.西安石油學(xué)院學(xué)報(bào)，5（2）：7-11.

魏文博，葉高峰，金勝等.2008.華北地區(qū)東部巖石圈導(dǎo)電性結(jié)構(gòu)研究—減薄的華北巖石圈特點(diǎn).地學(xué)前緣，15（4）：204-216.

邢集善，楊巍然，邢作云等.2007.中國(guó)東部深部構(gòu)造特征及其與礦集區(qū)關(guān)系.地學(xué)前緣，14（3）：114-130.

邢集善，姚典群，黎明等.1989.試從地球物理資料論山西地塹系的構(gòu)造特征.山西地質(zhì)，14（2）：95-109.

邢集善，葉志光，孫振國(guó)等.1991.山西板內(nèi)構(gòu)造及其演化特征初探.山西地質(zhì)，6（1）：3-15.

邢作云，趙斌，涂美義等.2005.汾渭裂谷系與造山帶耦合關(guān)系及其形成機(jī)制研究.地學(xué)前緣，12（2）：247-262.

許建紅，謝新生，孫昌斌.2011.山西羅云山山前斷裂帶中段龍祠—峪口全新世活動(dòng)證據(jù).地震地質(zhì)，33（4）：855-864.

徐錫偉，聞學(xué)澤，葉建青等.2008.汶川8.0級(jí)地表破裂帶及其發(fā)震構(gòu)造.地震地質(zhì)，30（3）：597-629.

易桂喜，聞學(xué)澤，徐錫偉.2004.山西斷陷帶太原—臨汾部分的強(qiáng)地震平均復(fù)發(fā)間隔與未來(lái)危險(xiǎn)段落研究.地震學(xué)報(bào)，26（4）：387-395.

張先康，王椿鏞，劉國(guó)棟等.1996.延慶—懷來(lái)地區(qū)地殼細(xì)結(jié)構(gòu)—利用深地震反射剖面.地球物理學(xué)報(bào)，39（3）：356-364.