衛(wèi)蕾華 何宏林 蔣漢朝 徐岳仁魏占玉 高 偉 鄒俊杰

1)中國地震局地質(zhì)研究所， 活動(dòng)構(gòu)造與火山重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 2)中國地震局地球物理勘探中心， 鄭州 450002 3)中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 4)中國地震局地震預(yù)測研究所， 北京 100036

黃土地區(qū)粒度與磁化率分層對(duì)古地震研究的意義
——以山西洞峪溝黃土剖面為例

衛(wèi)蕾華1，2)何宏林1)*蔣漢朝3)徐岳仁4)魏占玉1)高 偉1)鄒俊杰1)

1)中國地震局地質(zhì)研究所， 活動(dòng)構(gòu)造與火山重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 2)中國地震局地球物理勘探中心， 鄭州 450002 3)中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 北京 100029 4)中國地震局地震預(yù)測研究所， 北京 100036

探槽技術(shù)雖然已經(jīng)發(fā)展成為古地震研究的重要手段， 結(jié)合定年技術(shù)可以識(shí)別出古地震事件與地震重復(fù)間隔， 但是仍然存在較大的不確定性和局限性。例如， 目視解譯難以區(qū)分黃土沉積內(nèi)部的細(xì)層理， 嚴(yán)重影響了古地震事件發(fā)生位置或時(shí)間的判定。如何提高古地震研究的精度和準(zhǔn)確性， 降低古地震事件判定的不確定性， 是目前面臨的一個(gè)迫切問題。山西洞峪溝剖面位于山西臨汾盆地東北角， 橫跨霍山山前斷裂帶， 不僅揭示了較好的黃土沉積序列， 還揭露了明顯的地層錯(cuò)斷事件。因此， 該剖面是一個(gè)開展高精度探槽古地震研究， 降低判定古地震事件不確定性的理想場所。根據(jù)高精度的粒度與磁化率變化曲線， 結(jié)合目視分層解譯結(jié)果， 對(duì)洞峪溝黃土剖面進(jìn)行了精細(xì)分層， 界定了各層的厚度和邊界。依據(jù)細(xì)分層和斷層兩盤地層的對(duì)應(yīng)關(guān)系， 將u6層沉積以來的3次斷錯(cuò)事件的發(fā)生位置和時(shí)間作了再限定， 它們分別發(fā)生在u5-7、 u4以及u2的頂部， 對(duì)應(yīng)斷層上盤埋深7.1m、 4.7m與2.9m。根據(jù)釋光測年結(jié)果以及斷層上盤地層的平均沉積速率， 推測3次斷錯(cuò)事件發(fā)生的時(shí)間分別在 (48.1±1.5)～(43.2±2.5)ka BP接近45.8ka BP、 (35.0±2.4)～(30.6±1.3)ka BP接近32.8kaBP、 (26.4±0.8)～(20.9±0.7)ka BP接近23.3ka BP。根據(jù)3次黃土-古土壤沉積旋回的厚度差， 判定3次地震的同震垂直位移分別為0.5m、 0.4m和1.3m， 累計(jì)位移2.2m。依據(jù)高精度粒度與磁化率變化曲線的地層分層方法， 為有效降低黃土地區(qū)古地震研究的不確定性提供了一種很好的參考。

古地震研究 粒度與磁化率分析 目視分層 霍山山前斷裂帶 山西地塹系

0 引言

古地震學(xué)是一門揭露和研究地質(zhì)記錄中保存的過去地震信息的科學(xué)(冉勇康等， 1997)， 它能有效地延長地震活動(dòng)記錄， 提高地震危險(xiǎn)性評(píng)價(jià)的準(zhǔn)確性。探槽技術(shù)是古地震研究的一種重要手段， 通過探槽所揭露的地層位錯(cuò)關(guān)系， 崩積楔、 砂土液化等現(xiàn)象， 能夠有效地識(shí)別出古地震事件(朱海之， 1979； 朱海之等， 1982； 鄧起東等， 1984)， 結(jié)合測年技術(shù)， 還可以直接估算古地震事件發(fā)生的時(shí)間和重復(fù)間隔(Clarketal.， 1972； Siehetal.， 1978； 冉勇康等， 1988)。然而， 探槽古地震研究在事件發(fā)生的時(shí)間與古地震序列識(shí)別的完整性等方面仍存在較大的不確定性和局限性。這種不確定性主要是由探槽開挖地點(diǎn)的合理性， 野外肉眼識(shí)別沉積地層及其與斷層之間交切關(guān)系的準(zhǔn)確性， 以及地層樣品采集的可靠性等諸多因素引起的(程紹平等， 1991； 冉勇康等， 1999； 許洪泰， 2010)。在這些不確定因素中， 地層單元的識(shí)別不僅影響到古地震事件判定的合理性， 更重要的是直接關(guān)系到古地震事件發(fā)生時(shí)間估計(jì)的準(zhǔn)確性。斷層兩盤準(zhǔn)確的地層劃分與對(duì)比及其與斷層的交切關(guān)系的正確認(rèn)識(shí)， 是更好地識(shí)別古地震事件以及限定古地震發(fā)生時(shí)間的重要依據(jù)。

傳統(tǒng)的地層劃分的主要依據(jù)是沉積地層的顏色與成分、 結(jié)構(gòu)與構(gòu)造等特征(張宗祜等， 1989； 田明中等， 2009)， 以及個(gè)人經(jīng)驗(yàn)。這種目視分層方法只能識(shí)別出那些肉眼可以分辨的分層特征， 但對(duì)那些肉眼無法分辨的分層特征卻無能為力， 特別是對(duì)巨厚或塊狀堆積等分層結(jié)構(gòu)不明顯的地層， 比如黃土。黃土是形成于干燥氣候條件下的多孔性具有柱狀節(jié)理的黃色粉性土， 本身的分層特征不明顯， 除了依靠古土壤層作為分層標(biāo)志進(jìn)行肉眼識(shí)別與對(duì)比外， 通常需要通過年代地層、 磁性地層以及氣候地層等多種方法研究黃土地層。中國的黃土主要分布在西北的黃土高原和華北的黃土平原， 這些地區(qū)又是中國地震危險(xiǎn)性較強(qiáng)的地區(qū)， 在這些地區(qū)開展古地震研究就無法避開黃土。因此， 為了有效降低因地層單元的識(shí)別與劃分所引起的古地震事件判定的不確定性， 提高在黃土地區(qū)古地震研究的準(zhǔn)確性， 有必要在開展探槽古地震研究時(shí)增加定量化的地層學(xué)研究， 提高地層劃分的精度和可信度。

粒度是沉積物的主要特征之一， 可以作為沉積物分類和地層劃分的定量指標(biāo)(肖晨曦等， 2006)。早在20世紀(jì)五六十年代， 粒度的平均粒徑和標(biāo)準(zhǔn)差等特征就被用作馬蘭黃土與離石黃土下部第四紀(jì)黃土分段的指標(biāo)。后有學(xué)者根據(jù)平均粒徑值對(duì)洛川黃土各層進(jìn)行了巖石學(xué)分類， 提出洛川剖面各層黃土大部分為粉質(zhì)重亞黏土， 少數(shù)為粉質(zhì)中亞黏土或粉質(zhì)輕亞黏土， 而古土壤和埋藏風(fēng)化層絕大部分屬粉質(zhì)輕黏土(劉東生等， 1966， 1985)。根據(jù)粒度頻率曲線特征和粒度眾數(shù)分布特征， 張璞等(2005)將廈門湖濱西路鉆孔沉積物分成了多個(gè)組段及沉積旋回， 與測年數(shù)據(jù)、 地震探測、 孢粉及藻類組合特征等手段的分析結(jié)果一致， 證明了粒度分析曲線可以作為地層劃分的重要依據(jù)。而磁化率可以較好地反映陸相地層粒度的差異， 其縱向上的波動(dòng)特征與地層層序的旋回性有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。將層序地層學(xué)、 巖性巖相分析、 磁化率測定與第四紀(jì)測年相結(jié)合， 可望實(shí)現(xiàn)高精度地層對(duì)比的目標(biāo)(張世民等， 2007)。因此， 首先選用粒度與磁化率2個(gè)定量指標(biāo)， 重點(diǎn)嘗試在黃土地區(qū)進(jìn)行斷層兩側(cè)地層精細(xì)劃分和對(duì)比研究， 以期提高在黃土地區(qū)古地震研究的準(zhǔn)確性。

山西洞峪溝剖面(位置見圖1 中的五角星)揭示的黃土沉積連續(xù)性較好、 堆積速率相對(duì)較高， 是緊鄰黃土高原東南部地區(qū)的山間盆地中常見的保存較好的粉塵沉積記錄(Zhengetal.， 2007; 胡小猛等， 2014)， 較好地揭示了黃土-古土壤序列。該剖面還揭示了明顯的斷層活動(dòng)痕跡和古地震事件。因此， 選擇山西洞峪溝剖面作為本研究的目標(biāo)剖面。

1 區(qū)域背景

霍山山前斷裂帶是山西斷陷盆地帶中重要的活動(dòng)斷裂帶之一， 發(fā)生過1303年洪洞8級(jí)大地震。依據(jù)幾何結(jié)構(gòu)特點(diǎn)， 該斷裂帶可分為南段(霍州以南段)和北段(霍州以北段)。全新世以來該斷裂帶的活動(dòng)方式以傾滑為主， 并有一定的水平分量。斷裂帶東側(cè)為霍山山脈， 其南、 北兩端的巖性分別以古生代灰?guī)r、 白云質(zhì)灰?guī)r為主， 中段則以中太古代的變質(zhì)片麻巖和片麻巖為主； 斷裂帶的西側(cè)主要為盆地邊緣和黃土丘陵， 廣泛發(fā)育晚第四紀(jì)黃土， 特別在近山麓處發(fā)育了厚層黃土臺(tái)地或黃土參與形成的坡麓堆積(王克魯?shù)龋?1996)(圖1)。

圖1 霍山山前斷裂帶及地層分布(徐岳仁， 2013)Fig. 1 Geologic map of Huoshan piedmont fault(after Xu Yue-ren， 2013).藍(lán)色五角星指示洞峪溝剖面位置， 插圖表示目標(biāo)斷層的空間位置

山西洪洞廣勝寺鎮(zhèn)曹生村洞峪溝剖面， 位于霍山斷裂帶南段的蘇堡—廣勝寺段， 位于風(fēng)成黃土沉積形成的山前黃土丘陵前緣， 坐標(biāo)為36°16′44.07″N， 111°47′29.67″E， 海拔616m(位置見圖1 中的五角星)， 剖面走向325°， 長60m， 平均高10m(圖2)。該剖面揭露了晚更新世以來自底至頂?shù)狞S土-古土壤序列和斷層系列活動(dòng)。根據(jù)目視解譯， 徐岳仁(2013)將主斷層(F1)的上、 下盤分別劃分出10層和12層， 在斷層上、 下盤分別識(shí)別出4層和5層古土壤(表1)。同時(shí)， 采用從上至下逐步對(duì)應(yīng)的方法， 以兩盤的古土壤層作為對(duì)應(yīng)的標(biāo)志層(d2與u2對(duì)應(yīng), d4與u4對(duì)應(yīng)， d6與u6對(duì)應(yīng)， d9與u9對(duì)應(yīng))， 識(shí)別出了5次古地震事件： 最老的2次分別發(fā)生在d8和d6形成之前； 第3次地震事件發(fā)生在d6形成之后； 第4次地震事件發(fā)生在d4形成之后； 第5次地震事件發(fā)生在d2形成之后。其中， 最后2次地震事件只有主斷層產(chǎn)生了錯(cuò)動(dòng)。如果將古土壤層作標(biāo)志層， u2、 u4和u6三層古土壤分別被主斷層(F1)垂直位錯(cuò)了0.7m、 1.6m和2.7m， 記錄了斷層的累積位移， 反映3次古地震事件分別產(chǎn)生了0.7m、 0.9m和1.1m垂直同震位移。

表1 山西洞峪溝斷層剖面地層表

Table1 The description table of strata revealed by the geologic section in Dongyugou village， Shanxi Province

No斷層下盤No斷層上盤 地層描述 地層描述d1厚1～3m,灰黃色粉砂層,受地形切割和人為改造,斷層上、下盤頂部被人工改造成W向4級(jí)臺(tái)階u1厚約3m,淺灰黃色粉砂層,無位錯(cuò)的張裂隙發(fā)育,分布了少量植被根系,近地表30cm為灰黑色腐殖層,含少量炭屑d2厚約1m,灰黑色粉砂黏土層,為第1層古土壤u2厚0.5～1.0m,灰色粉砂黏土層,為第1層古土壤d3厚約1m,灰白色粉砂層,裂隙發(fā)育u3厚1.5m,灰黃色、淺紅色粉砂黏土層,含少量直徑1cm的鈣質(zhì)結(jié)核d4厚約1m,灰黑色粉砂黏土層,為第2層古土壤u4厚約1m,分布連續(xù)的淺褐紅色粉砂黏土層,為第2層古土壤d5厚約2m,灰黃色厚層粉砂層,張裂隙發(fā)育u5厚3～4m,灰黃色粉砂層,張裂縫發(fā)育d6厚約1m,紅褐色粉砂黏土層,為第3層古土壤u6厚約1m,鮮紅色黏土層,被多條斷層錯(cuò)斷,為第3層古土壤層d7厚約0.3m,灰白色粉砂層,含直徑1～3cm的灰白色鈣質(zhì)結(jié)核u7厚0.3～0.5m,薄層灰白色黏質(zhì)粉砂層,含直徑1～3cm的鈣質(zhì)結(jié)核d8厚2～5m,厚層灰黃色粉砂層,張裂縫發(fā)育u8厚0.3m,淺黃色粉砂層d9厚0.5～1m,淺紅褐色粉砂黏土層,為第4層古土壤層u9厚0.3～0.5m,薄層紅褐色含粉砂黏土層,為第4層古土壤層d10厚約1m,灰白色、淺黃色粉砂層,頂部15cm厚層中富含鈣質(zhì)結(jié)核u10厚1～3cm,灰白色含鈣質(zhì)結(jié)核粉砂層d11厚0.3～0.5m,淺紅褐色粉砂黏土層,為第5層古土壤d12粉砂層,未見底。頂部70cm厚層中含少量鈣質(zhì)結(jié)核;近斷層處地層破碎,混合了古土壤碎塊及黃土層團(tuán)塊

2 研究方法

首先， 對(duì)洞峪溝剖面進(jìn)行了表面清理， 在主斷層兩側(cè)以5mm間隔自頂至底分別采集粒度和磁化率樣品。其中， 上盤的采樣柱厚約10.5m， 距離主斷層約11m； 下盤采樣柱厚約12.2m， 距離主斷層約7m(圖2a中的黃色條帶)。光釋光樣品以0.5～2.9m不等間距采樣， 在斷層上盤和下盤分別采集了9個(gè)和5個(gè)光釋光測年樣品(圖2a中的黑色三角)。

光釋光樣品測試由中國地震局地質(zhì)研究所地震動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的釋光實(shí)驗(yàn)室完成。測試流程包括前處理、 光釋光等效劑量和環(huán)境劑量率測試、 數(shù)據(jù)處理4個(gè)部分(Luetal.， 2007)。在前處理中， 提取4～11μm純凈細(xì)顆粒石英， 每個(gè)樣品分別制備20個(gè)測片供測量使用。采用簡單多片再生法獲得樣品的等效劑量(Zhouetal.， 2001； 王旭龍等， 2005)， 樣品吸收的環(huán)境劑量率是通過石英礦物吸收環(huán)境劑量率與環(huán)境中U和Th、 K之間的換算關(guān)系， 以及樣品含水量和宇宙射線的環(huán)境劑量的貢獻(xiàn)計(jì)算出來的(Aitken， 1998)。最后， 樣品的等效劑量除以環(huán)境劑量率得到樣品的測年結(jié)果。

粒度與磁化率分析測試在中國地震局地質(zhì)研究所活動(dòng)構(gòu)造與火山重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。樣品的磁化率值測試使用Bartington MS2磁化率儀， 樣品自然晾干以后， 每個(gè)樣品稱取10g， 低頻(0.47 kHz)連續(xù)測量5次并求取平均值， 最后平均值除以質(zhì)量乘以10就得到磁化率值。粒度測試包括前處理和實(shí)驗(yàn)測試。前處理過程分以下幾個(gè)步驟： 首先加入10ml的10%雙氧水(H2O2)和10ml的10%鹽酸(HCL)溶液， 分別去除有機(jī)質(zhì)和碳酸鹽物質(zhì)； 靜置1夜后， 抽取蒸餾水， 加入10ml濃度為0.05ml/L的六偏磷酸鈉(NaPO3)6分散劑在超聲波中震蕩10min(鹿化煜等， 1997)。粒度分析采用美國麥克奇S3500系列激光粒度分析儀， 該儀器的測量范圍為0.02～2800μm， 測量精度達(dá)到0.6%。

圖3 兩個(gè)OSL樣品(DYW03和DYE02)的生長與衰退曲線Fig. 3 OSL growth curves and decay curves for two representative samples(DYW03 and DYE02).

3 實(shí)驗(yàn)結(jié)果

光釋光測年結(jié)果的分析是地層劃分的基礎(chǔ)。圖3 給出了2個(gè)代表樣品的生長和衰退曲線， 反映洞峪溝剖面的樣品具有較好的OSL信號(hào)。結(jié)合含水量、 α計(jì)數(shù)測量的U-Th貢獻(xiàn)以及K含量測量， 獲得了14個(gè)樣品的可靠年齡結(jié)果(表2)。其中DYW01-DYG02對(duì)應(yīng)斷層上盤自上而下的9個(gè)年齡， DYE01-DYG04對(duì)應(yīng)斷層下盤自上而下的5個(gè)年齡。根據(jù)主斷層上盤9個(gè)樣品的采樣位置及其年齡值， 獲得了洞峪溝黃土剖面的平均沉積速率為0.18m/ka(圖4)。高分辨率的粒度與磁化率測試結(jié)果(圖5)顯示， 曲線的變化與地層相吻合。古土壤層對(duì)應(yīng)磁化率高值、 粒度低值； 黃土層則相反。結(jié)合斷層上下盤的釋光測年結(jié)果， 發(fā)現(xiàn)斷層上、 下盤u6以上的地層具有很好的可對(duì)比性， 即上盤8.4m深度以上的地層對(duì)應(yīng)于下盤6.1m深度以上的地層。對(duì)斷層上、 下兩盤的黃土與古土壤層進(jìn)行對(duì)比分析， 根據(jù)粒度與磁化率曲線的變化將每層進(jìn)行細(xì)分層， 具體細(xì)分層的結(jié)果如下。

表2 山西洞峪溝剖面光釋光樣品測試表

Table2 Testing table of OSL samples taken from the Dongyugou geologic section， Shanxi Province

注 DYW01—DYG02為斷層上盤自上而下的光釋光樣品， DYE01—DYG04為斷層下盤自上而下的光釋光樣品。

圖4 斷層上盤地層柱狀圖(a)與黃土沉積速率圖(b)Fig. 4 Stratigraphic column diagram of the hanging wall(a); The deposition rate chart of loess in hanging wall(b).

圖5 斷層兩盤地層柱狀圖及其對(duì)應(yīng)的粒度與磁化率曲線-深度圖Fig. 5 Stratigraphic column diagrams of hanging wall and footwall， and their corresponding average grain size(Mz)-depth and magnetic susceptibility(SUS)-depth curves.a下盤： 自左向右分別代表斷層下盤的磁化率SUS曲線圖、 平均粒徑Mz曲線圖、 地層柱狀圖； b上盤： 自右向左分別代表斷層上盤的磁化率SUS曲線圖、 平均粒徑Mz曲線圖、 地層柱狀圖； 實(shí)線為地層界線， 虛線代表亞層界限， 紅色虛線連接了斷層兩盤對(duì)應(yīng)的古土壤層； 斷層下盤u6以下的地層粒度和磁化率都難以與斷層上盤的相應(yīng)地層對(duì)應(yīng)、 比較， 因此用d7—d14 編號(hào)以示與斷層上盤相應(yīng)地層的區(qū)別

u1層是頂部的黃土層， 沉積厚度大。斷層上盤沉積厚度為2.9m(深度2.9～0m)， 根據(jù)粒度與磁化率曲線的變化特征， 將其劃分為u1-1至u1-4四層。斷層下盤沉積厚度為1.6m， 將其細(xì)分了3層， 它們與斷層上盤u1層中的上部3個(gè)亞層對(duì)應(yīng)。斷層上盤的u1-4亞層(2.9～1.7m)粒度呈自底向上遞增趨勢， 平均粒徑由20μm增大至32μm， 磁化率值從100減小到46， 這種變化趨勢在下盤沒有找到對(duì)應(yīng)的層位(圖6)。u2層為1層古土壤層， 斷層上、 下盤的沉積厚度均為0.7m(上盤3.6～2.9m， 下盤2.3～1.6m)。兩盤粒度與磁化率的曲線變化一致， 都表現(xiàn)為一峰一谷模式。根據(jù)峰谷變化， 將兩盤再細(xì)分為u2-1與u2-22亞層(圖7)。

圖7 斷層兩盤u2古土壤層平均粒徑和磁化率曲線對(duì)比Fig. 7 The comparison of Paleosol u2 between two fault walls.

u3層是黃土層， 斷層兩盤的黃土層粒度變化趨勢大體一致， 但厚度有很大的差異， 上盤厚1.1m(4.7～3.6m)， 下盤厚0.7m(3～2.3m)。斷層上盤可分為3個(gè)亞層： u3-1(3.98～3.6m)， 磁化率自底向上逐漸變小， 粒度逐漸變粗； u3-2(4.5～3.98m)， 粒度與磁化率值相對(duì)穩(wěn)定只有小幅度波動(dòng)； u3-3(4.7～4.5m)， 磁化率出現(xiàn)u3層的最小值， 粒度值較u3-2層有增大的趨勢。斷層下盤的也可分為3個(gè)亞層(u3-1: 3～2.78m； u3-2: 2.78～2.58m和u3-3: 2.58～2.3m)， 但與上盤不同的是， 每個(gè)亞層都表現(xiàn)出磁化率與粒度同步變化的特征， 磁化率增大， 粒度也同步增大(圖8)。

圖8 斷層兩盤u3黃土層平均粒徑和磁化率曲線對(duì)比Fig. 8 The comparison of Loess u3 between two fault walls.

u4是發(fā)育相對(duì)較弱的古土壤層， 顏色呈淺紅褐色。上、 下盤沉積厚度差別不大， 上盤(5.7～4.7m)厚度只比下盤(3.9～3m)多0.1m； 粒度與磁化率曲線變化一致， 總體都呈現(xiàn)1個(gè)大的波峰， 因此未再細(xì)分亞層(圖9)。

圖9 斷層兩盤u4古土壤層平均粒徑和磁化率曲線對(duì)比Fig. 9 The comparison of Paleosol u4 between two fault walls.

u5是1厚黃土層， 斷層上、 下盤的沉積厚度分別為1.9m(7.6～5.7m)和1.4m(5.3～3.9m)， 上盤比下盤厚0.5m。斷層兩盤的粒度和磁化率曲線變化特征基本一致， 根據(jù)層內(nèi)曲線的峰谷相間變化特征， 將上、 下盤的u5都細(xì)分為8個(gè)亞層。8個(gè)亞層又可分為上、 下2個(gè)部分： 上部6個(gè)亞層(u5-1至u5- 6)， 下盤的磁化率曲線波動(dòng)幅度較大而上盤相對(duì)較平穩(wěn)， 厚度下盤小于上盤； 下部2個(gè)亞層(u5-7和u5-8)， 無論是橫軸的變化范圍還是縱軸的沉積區(qū)間， 或者是曲線的變化形態(tài)， 粒度和磁化率都表現(xiàn)出高度的一致性(圖10)。

圖10 斷層兩盤u5黃土層平均粒徑和磁化率曲線對(duì)比Fig. 10 The comparison of Loess u5 between two fault walls.

u6層是整個(gè)剖面中顏色較深， 發(fā)育相對(duì)較好的古土壤層。上、 下兩盤的沉積厚度一致， 都是0.8m(上盤8.4～7.6m， 下盤6.1～5.3m)。斷層兩盤的粒度與磁化率曲線變化較為平穩(wěn)一致， 沒有出現(xiàn)明顯的波動(dòng)， 因此沒有進(jìn)行分層(圖11)。

圖11 斷層兩盤u6古土壤層平均粒徑和磁化率曲線對(duì)比Fig. 11 The comparison of Paleosol u6 between two fault walls.

u1—u6的分層結(jié)果顯示(圖12)， 斷層上、 下盤的u6、 u4、 u2三層古土壤層的曲線形態(tài)一致， 厚度也近乎相等， 本次研究僅對(duì)u2層分了2層， u4與u6未再細(xì)分層。相比之下， 對(duì)應(yīng)的3層黃土層粒度和磁化率曲線形態(tài)變化較大。 首先， 斷層下盤相對(duì)于上盤缺失層u1- 4； 其次， 斷層上、 下盤粒度和磁化率曲線變化趨勢一致， 但粒度與磁化率橫軸的值域以及縱軸所示的沉積厚度都有很大差異， 如u5-1至u5- 6亞層。當(dāng)然， 在黃土層中也存在兩盤粒度與磁化率值的變化一致， 沉積厚度一致的亞層， 如u1-1至u1-3、 u5-7至u5-8。u6以下的地層， 斷層兩側(cè)在地層的顏色與厚度、 鈣質(zhì)結(jié)核層的厚度、 粒度與磁化率的曲線特征上差異較大， 難以對(duì)應(yīng)(圖5)， 不在本文展開詳細(xì)討論。

4 分析討論

利用粒度與磁化率劃分的黃土地層， 分辨率遠(yuǎn)高于野外目視解譯分層的結(jié)果， 更重要的是可以進(jìn)行斷層兩盤準(zhǔn)確的地層對(duì)比(圖2， 5)。首先， 根據(jù)斷層上、 下盤的粒度與磁化率變化曲線對(duì)比， 可以將地層劃分為2個(gè)層次。第1個(gè)層次黃土與古土壤相間排列的地層劃分， 與通過目視解譯獲得的地層劃分相互對(duì)應(yīng)。而且， 從粒度和磁化率的角度證實(shí)了主斷層兩側(cè)的地層可以對(duì)比， 并以此判斷斷層的垂直位錯(cuò)量。在第1個(gè)層次里， 與目視解譯最顯著的差別是在層d8中識(shí)別出1層古土壤， 這樣將斷層下盤的一級(jí)地層由目視解譯的12層增加為14層(圖5， 12)。第2個(gè)層次的地層劃分， 根據(jù)粒度與磁化率的變化曲線， 將黃土與古土壤層再細(xì)分成若干亞層。其次， 根據(jù)粒度與磁化率的變化曲線劃分的地層， 具有更明確的界限和厚度。比如斷層上盤的u1層， 目視分層的深度范圍大約為0～2.5m； 而根據(jù)粒度與磁化率的變化， u1層的范圍明確為0～2.9m。斷層下盤的u5層， 目視分層的深度范圍大約為3.6～5m， 粒度與磁化率分層的范圍明確在3.9～5.3m。

相對(duì)于目視定性分層， 根據(jù)粒度與磁化率的變化曲線的定量分層方法使我們對(duì)該剖面u6層以上的3次古地震事件有了更準(zhǔn)確的認(rèn)識(shí)。目視分層只能依據(jù)古土壤的錯(cuò)斷情況將3次古地震事件發(fā)生的時(shí)間大致限定在u6、 u4、 u2古土壤形成之后， 3次事件造成的位錯(cuò)量分別為0.7m、 0.9m、 1.1m(徐岳仁， 2013)。根據(jù)高分辨率的粒度與磁化率的定量變化特征， 將u6及其以上地層歸納為3個(gè)沉積演化旋回(u1與u2、 u3與u4、 u5與u6)， 而且每一次旋回都記錄到了1次地震事件。

u1層是頂部的黃土層， 沉積厚度大， 而且斷層上盤(厚2.9m)比斷層下盤(厚1.6m)多沉積了1.3m。根據(jù)粒度與磁化率的變化， 將斷層上、 下盤的u1分別細(xì)分為4個(gè)亞層(u1-1至u1-4)和3個(gè)亞層(u1-1至u1-3)， 上、 下盤的u1-1至u1-3 三個(gè)亞層對(duì)應(yīng)得非常好， 上盤的u1-4亞層在下盤沒有對(duì)應(yīng)層， 其1.2m的厚度基本上與上、 下盤地層厚度的差值對(duì)應(yīng)(圖6)。u2層為1古土壤層， 斷層上、 下盤的沉積厚度均為0.7m， 兩盤粒度與磁化率的變化曲線有較好的一致性， 都表現(xiàn)為一峰一谷模式(圖7)。u1-u2組合對(duì)應(yīng)1次地震事件及其后續(xù)坎前堆積過程： 0.7m厚的u2古土壤層形成后， 發(fā)生1次地震并形成1.3m高的斷層崖； 地震發(fā)生后在1個(gè)較長的時(shí)期內(nèi)， 只在斷層崖前的上盤沉積黃土u1-4， 其后斷層上下盤才同時(shí)接受u1-3沉積， 直到u1-1開始沉積前仍然可以辨別出該斷層坎的存在。

u3黃土層在主斷層上、 下盤的沉積厚度差為0.4m， 根據(jù)粒度與磁化率曲線的變化特征斷層上、 下盤的黃土層都可以細(xì)分為3個(gè)亞層(u3-1、 u3-2和u3-3)。盡管曲線長周期優(yōu)勢波的峰-谷組合在上、 下盤都能基本對(duì)應(yīng)， 但是， 斷層上、 下盤黃土沉積的每1個(gè)亞層的曲線高頻域頻率和厚度都存在差異(圖8)。u4古土壤層相對(duì)單一， 長周期的優(yōu)勢波只有半波長， 特別是磁化率。而且， u4古土壤層的沉積厚度不一致， 上盤比下盤厚約10cm。從粒度與磁化率曲線的變化趨勢看， 這10cm的差是對(duì)u4堆積之前原始地形的繼承(圖9)。u3-u4組合對(duì)應(yīng)1次地震事件及其后續(xù)坎前堆積過程： u3古土壤層形成時(shí)， 上一次地震形成的斷層坎仍然還存在約10cm的殘留， 當(dāng)u3發(fā)育成1層相對(duì)穩(wěn)定的古土壤層后， 發(fā)生1次地震并形成0.4m高的斷層崖； 地震發(fā)生后斷層上、 下盤同時(shí)接受沉積， 但是斷層兩盤上的沉積速率不同， 上盤的大于下盤(圖8)。

u5黃土層在主斷層上、 下盤的沉積厚度差為0.5m。根據(jù)粒度與磁化率的變化曲線的長周期優(yōu)勢波的特征， 斷層上、 下盤的黃土層均可以細(xì)分為8個(gè)亞層(u5-1至u5-8)(圖10)。這8個(gè)亞層， 根據(jù)粒度與磁化率的變化曲線的相似程度， 又可分成2段。上段包括u5-1至u5-6， 盡管長周期優(yōu)勢波的峰-谷組合在上、 下盤都能基本對(duì)應(yīng)， 上、 下盤每1個(gè)亞層的曲線高頻域頻率和厚度都存在差異， 反映了主斷層上、 下盤在沉積環(huán)境上存在的差異； 下段包括u5-7和u5-8， 無論是長周期優(yōu)勢波還是高頻變化， 上、 下盤之間的相似度都極高， 特別是磁化率。u6古土壤層相對(duì)單一， 長周期優(yōu)勢波還是高頻變化都十分相似， 特別是磁化率。而且， u6古土壤層的沉積厚度也一致， 約0.8m(圖11)。u5-u6組合對(duì)應(yīng)1次地震事件及其后續(xù)坎前堆積過程： 這一次地震發(fā)生在u6古土壤層和u5-7、 u5-8兩層黃土亞層形成之后； 地震造成了0.5m的斷層坎(圖10)， 該斷層坎直到u4古土壤層形成時(shí)仍然還存在約10cm的殘留(圖9)。

依據(jù)細(xì)分層和斷層兩盤地層的對(duì)應(yīng)關(guān)系， 將u6層沉積以來的3次斷錯(cuò)事件的發(fā)生位置和時(shí)間作了再限定， 它們分別發(fā)生在u5-7、 u4以及u2的頂部， 對(duì)應(yīng)斷層上盤埋深7.1m、 4.7m、 2.9m(圖12)。結(jié)合本次地層劃分、 釋光年代以及斷層上盤的沉積速率， 推斷第1次地震事件(E1)發(fā)生在距今 (48.1±1.5)～(43.2±2.5)ka接近45.8ka， 第2次地震事件(E2)發(fā)生在距今 (35.0±2.4)～(30.6±1.3)ka接近32.8ka， 第3次地震事件(E3)發(fā)生在距今 (26.4±0.8)～(20.9±0.7)ka接近23.3ka。這3次地震事件都發(fā)生在晚更新世， 揭示的地震重復(fù)間隔約為11ka(13ka和9.5ka)。根據(jù)3次黃土-古土壤沉積旋回的厚度差， 判定3次地震的同震垂直位移分別為0.5m、 0.4m和1.3m， 累計(jì)位移2.2m。

晚更新世以來古地震的研究結(jié)果顯示， 洞峪溝所在斷層段的地震活動(dòng)有2個(gè)特點(diǎn)： 1)地震活動(dòng)周期長(11ka)； 2)地震規(guī)模不大， 除最近一次(23ka)垂直同震位移達(dá)到1.3m外， 其他2次的同震垂直位移都沒有超過0.5m。這與在興旺峪-柏亭的探槽研究結(jié)果(徐岳仁， 2013)存在較大的差異。探槽研究(徐岳仁， 2013)發(fā)現(xiàn)了4次古地震， 最老的1次發(fā)生在晚更新世(距今(28.6～26.4)ka)， 其他3次都發(fā)生在全新世中晚期， 分別是距今709a(即1303年洪洞大地震)、 距今2 655～3 300a和5 370～5 808a， 平均復(fù)發(fā)間隔約2000a， 而3次地震的同震垂直位移量平均約為2.0m。這種顯著的差異表明， 洞峪溝所在斷層段的地震活動(dòng)性明顯弱于其北段(探槽揭示的段)。

此外， 洞峪溝剖面揭示了接近10萬a以來約14.5m厚的黃土堆積。根據(jù)u5-7層以來的3次地震事件所形成的2.2m的累積垂直位移， 獲得該段斷裂的平均垂直滑動(dòng)速率約為 0.048mm/a。該結(jié)果也與以北段的活動(dòng)速率存在較大差異， 相差1個(gè)數(shù)量級(jí)。其以北段上新世以來的平均垂直滑動(dòng)速率為 0.69mm/a(徐錫偉等， 1993)， 全新世以來的垂直滑動(dòng)速率為0.76～1.49mm/a(徐岳仁等， 2013)。這種差異也同樣反映出洞峪溝剖面所在斷層段的地震活動(dòng)性明顯弱于其北段(探槽揭示的段)。

5 結(jié)論

相對(duì)于目視解譯與地層劃分， 根據(jù)高精度粒度與磁化率曲線， 結(jié)合釋光年代測試結(jié)果的精細(xì)黃土地層分層， 精度顯著提高。不僅可以識(shí)別出目視解譯難以識(shí)別的地層， 矯正目視分層的地層厚度及地層邊界， 還可以提高斷層兩盤地層的對(duì)比精度， 更好地限定古地震發(fā)生的時(shí)間和同震位移量。據(jù)洞峪溝剖面的高精度粒度與磁化率分析得出如下認(rèn)識(shí)：

(1)u6層古土壤形成以來在洞峪溝斷層段發(fā)生過3次斷錯(cuò)事件， 它們分別發(fā)生在u5-7、 u4以及u2的頂部， 對(duì)應(yīng)斷層上盤埋深7.1m、 4.7m、 2.9m， 發(fā)生的年代分別是距今 (48.1±1.5)～(43.2±2.5)ka接近45.8ka、 (35.0±2.4)～(30.6±1.3)ka接近32.8ka和 (26.4±0.8)～(20.9±0.7)ka接近23.3ka。這3次地震事件都發(fā)生在晚更新世， 揭示的地震重復(fù)間隔約為11ka(13ka和9.5ka)。根據(jù)3次黃土-古土壤沉積旋回的厚度差， 判定3次地震的同震垂直位移分別為0.5m、 0.4m和1.3m， 累計(jì)位移2.2m。

(2)洞峪溝剖面揭示了接近10萬a以來約14.5m厚的黃土堆積。根據(jù)u5-7層以來的3次地震事件所形成的2.2m的累積垂直位移， 該斷裂的平均垂直滑動(dòng)速率估計(jì)為 0.048mm/a。該結(jié)果也與以北段的活動(dòng)速率存在較大差異， 相差1個(gè)數(shù)量級(jí)。

(3)依據(jù)高精度粒度與磁化率曲線變化特征的分層方法， 盡管有效地減小了黃土地區(qū)古地震研究的不確定性， 在資料解釋方面還存在一定的局限性和不確定性， 有待于做進(jìn)一步的研究。 例如， 粒度分析測試只適用于<2000μm的細(xì)粒沉積物， 不適用于非黃土地層或者粗顆粒沉積地層。

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WEI Lei-hua1，2)HE Hong-lin1)JIANG Han-chao3)XU Yue-ren4)WEI Zhan-yu1)GAO Wei1)ZOU Jun-jie1)

1)KeyLaboratoryofActiveTectonicsandVolcano，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China2)GeophysicalExplorationCenter,ChinaEarthquakeAdministration,Zhengzhou450002,China3)StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China4)InstituteofEarthquakeScience，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100036，China

As an important technology to paleoseismologic research， trenching has been used to identify paleo-earthquakes recorded in strata， combined with dating technology. However， there have been some bigger uncertainties and limitations. For instance， subtle strata in loess sediment cannot be interpreted only by naked-eye， which seriously affects identifying paleo-earthquake horizon and time. Therefore， how to improve the accuracy and reduce the uncertainty of paleo-earthquake identification is the important problem we are currently facing. Dongyugou loess section， located in the northeastern corner of Linfen Basin， Shanxi Province， cuts across the Huoshan piedmont fault. The section exposes not only the well-developed loess sequence， but also several obvious faulting events. Thus， this loess section is a better site to make a high resolution study to improve the accuracy and reduce the uncertainty of paleo-earthquake identification. Based on the high-resolution grain size and magnetic susceptibility analysis， and associated with visual interpretation by naked-eye， we made a high-resolution stratification of Dongyugou loess section， including high-resolution thickness of each stratum and its upper and bottom boundaries. Based on the high-resolution stratification and their comparison between two fault walls， we identified three earthquake events， which occurred after formation of u5-7， u4 and u2， corresponding to their stratification depth of 7.1m， 4.7m and 2.9m in hanging wall. Based on results of OSL dating and average sedimentation rate of hanging wall， we estimated that the three events occurred around 45.8ka(between (48.1±1.5)～(43.2±2.5)ka)， 32.8ka(between (35.0±2.4)～(30.6±1.3)ka) and 23.3ka(between (26.4±0.8)～(20.9±0.7)ka). According to the thickness difference of three loess-paleosol sedimentary cycles between two fault walls， we calculated the coseismic vertical displacements of the three events as 0.5m， 0.4 and 1.3m， respectively. Compared with other segments of the Huoshan piedmont fault zone， we found the southernmost segment is the weakest， with longer recurrence interval of about 11ka and lower vertical slip rate of 0.048mm/a. The high-accuracy grain size and magnetic susceptibility analysis offers an effective method for reducing the uncertainties of the paleo-earthquake research in loess area.

paleoseismology， grain-size and magnetic susceptibility analysis， visual interpretation by naked-eye， Huoshan piedmont fault， Shanxi graben systems

10.3969/j.issn.0253- 4967.2015.04.013

2015-03-23收稿， 2015-10-20改回。

國家自然科學(xué)基金(41372210， 41502204)、 中央級(jí)公益性科研院所基本科研業(yè)務(wù)專項(xiàng)重點(diǎn)項(xiàng)目(IGCEA1416)和地震行業(yè)科研專項(xiàng)重大項(xiàng)目(200908001)共同資助。 *通訊作者：何宏林， 研究員， E-mail: honglin@ies.ac.cn。

P315.2

A

0253-4967(2015)04-1096-19

衛(wèi)蕾華， 女， 1990年生， 2015年于中國地震局地質(zhì)研究所獲活動(dòng)構(gòu)造專業(yè)碩士學(xué)位， 電話： 18800184367， E-mail： weilh0216@163.com。