2017, Vol. 37
2. 武汉地震工程研究院, 武汉市洪山侧路40号，430071
房县盆地位于秦岭褶皱系南缘, 紧邻扬子准地台, 呈东西向展布, 长约27 km, 宽约12 km。南秦岭皱褶带内, 受造山运动的影响, 发育众多山间盆地, 类型以张性盆地为主。房县、青峰一线, 近东西向展布的盆地在结构上与其他盆地存在较大的差异, 关于盆地的类型主要存在拉分、拉张断陷和挤压凹陷等不同认识[1]。而房县盆地因其范围大、沉积厚和构造现场丰富而备受关注, 对其形成与演化过程的探讨也是研究秦岭褶皱系与扬子准地台边界新构造期以来地质环境的重要手段。本文结合近年来在该区开展的工作, 对房县盆地的沉积、结构、构造等进行分析与讨论, 为深入研究鄂西北地区地震构造环境及潜在地震能力提供依据。
1 盆地结构 1.1 地形地貌盆地内地势西高东低, 南陡北缓, 中为河谷平坝。以盆地为界, 北部山地海拔在800~1 000 m之间, 山脉走向一般为东西、东北或东南向, 坡度一般为10°~50°, 山背开阔, 山顶垣状, 其间有河谷盆地零星分布。南部为山区, 山势巍峨陡峻, 大部分在1 km以上。
盆地表现为南部平直、北部弧形外突的扇形。盆地中北部温泉寺、白鹤乡、泰山庙、观音堂和叶家河街一带, 属红色岩层组成的剥蚀丘陵(图 1)。地形波状起伏, 丘顶浑圆, 地面高程500~800 m, 切割深度小, 相对高差一般为100~200 m。其间沟谷发育, 多南北向展布, 河谷开阔, 为U型沟谷, 自北而南或自南而北流入马栏河。在马栏河及其支流两岸, 地形平坦开阔, 为马栏河一、二级阶地, 地面高程400~450 m, 相对高差一般不足10 m。
|
图 1 房县盆地地质图 Fig. 1 Geological map of Fangxian basin |
盆地内部发育有白垩系、古近系、新近系、晚更新统及全新统地层。
白垩系分布于盆地东北缘, 主要岩性组合为紫红色粗砾岩、中厚层状含砾砂岩和中细砂岩。与下伏武当岩群等基底呈角度不整合接触, 厚度220 m。
古近纪广泛发育于房县盆地内, 出露地层包括玉皇顶组、大仓房组、核桃园组和上寺组等。玉皇顶组分布于房县盆地北部, 该组岩性横向变化较大。东部岩性组合主要为灰褐色中细砾岩、紫红色含砾砂岩和含钙质结核粉细砂岩不等厚互层, 局部并见灰岩透镜体；西部自下而上由灰褐色中细砾岩、紫红色含砾砂岩和含钙质结核粉细砂岩逐渐过渡为粉砂岩、泥岩夹灰白色中厚层灰岩, 局部见含膏泥岩、纤维状石膏和不规则团块状、斑点状透明石膏及脉状石膏。与下伏寺沟组呈整合接触, 厚度550~650 m。大仓房组分布于房县盆地中部, 主要岩性组合为中细砾岩、含砾砂岩, 向上逐渐过渡为具交错层理、斜层理、平行层理砂岩、粉砂岩和泥质粉砂岩。与下伏玉皇顶组呈假整合接触, 厚度223 m。核桃园组分布于房县盆地中南部, 该组岩性横向变化也较大。盆地中偏西南部岩性组合主要为灰褐色中厚层状中粗砾岩与紫红色块状粉细砂岩或泥质粉砂岩不等厚互层；盆地中南部偏断裂一侧岩性组合为紫灰色中厚层生物屑微晶灰岩与中薄层含粉砂生物屑灰岩不等厚互层, 向上逐渐过渡为淡红白色斑杂状、块状含泥钙含砾砂质粉砂岩及粉砂质粘土岩。与下伏大仓房组呈整合接触, 厚度358 m。
上寺组分布于房县盆地南部靠断裂一侧, 主要岩性组合为灰褐色中厚层状中粗砾岩与紫红色块状粉细砂岩或泥质粉砂岩不等厚互层。与下伏核桃园组呈整合接触, 厚度大于25 m。
新近纪分布于盆地西南部靠断裂一侧, 出露地层仅见沙坪组。主要岩性组合为灰褐色厚层块状中粗砾岩, 局部见漂砾, 杂乱排列, 几乎无分选, 局部偶见砂岩透镜体。与下伏上寺组呈微角度不整合或假整合接触, 厚度大于34 m。
第四纪主要分布于盆地中心马栏河及其支流两岸, 均由松散沉积物构成。根据时代和成因可进一步划分为更新统残坡积层、冲积层和全新统冲洪积层两部分。更新统残坡积层、冲积层主要分布于马栏河及其支流二级阶地及山麓地带, 岩性组合为粉质粘土、砂质粘土层夹砾石层。与下伏前第四系基底均呈角度不整合接触, 厚度16 m。全新统冲洪积层主要分布于马栏河及其支流一级阶地及河床上, 岩性组合为淤泥质粉质粘土、粉质粘土、粉细砂、粗砂和砾石层。与下伏更新统呈侵蚀切割接触, 厚度3~8 m。
1.3 盆地深部结构岩石圈底界面由南向北倾斜插入秦岭之下, 盆地以南呈近水平状显示稳定的扬子地块特征, 房县-郧县段软流圈顶界面以50°~60°倾角向北下插(图 2)[2-3], 其深度由南部约100 km向北加深至200 km以下, 电阻率2~20 Ωm。
|
图 2 房县盆地南北向横剖面图 Fig. 2 South-north cross section of Fangxian basin |
从区域不同深度的S波分布看, 区域的地壳结构南北分明, 自南向北的地壳模型中作深切剖面。据湖北省地震局的相关研究, 本地区的康拉德面主要深度在22 km左右, 上地壳S波速度一般不大于3.6 km/s, 莫霍面一般在33~40 km, 界面的S波速在4.0 km/s左右。所以剖面中的上下地壳的界面和莫霍面界线清晰, 地壳结构的层状分明。在青峰断裂向下与安康断裂等汇合后, 最深在莫霍面有比较清晰的反映, 北部向南部有较大距离的逆冲, 下地壳北薄南厚, 在三峡地区有上隆的趋势。在康拉面以上有一低速体, 之上发育的多个推覆体沿低速体的上部产生长距离的滑移。在此脆延转换部位, 地震多有发生。从地区638阶(10 km)卫星重力异常图(图 3)也可以看出, 此深度的重力异常与浅地表的断裂构造关系密切, 特别是房县、竹溪以及十堰等地区的低重力异常, 多挟于两断裂带之间。随着深度的加大, 重力异常与多数地表构造的关系已不明显, 只是与莫霍面的深度表现出相似的趋势, 仅在局部呈现出以十堰至襄樊一线北西向南北分界。
|
图 3 房县及邻区638阶(10 km)卫星重力异常[3] Fig. 3 Satellite gravity anomalies of Fangxin basin and its neighbor area |
在盆地内布设大地音频测线TCFXMT01, 结果表明，600 m深度范围内分为3层, 由上而下依次为卵石层、红层和盆地底部的灰岩。由北向南, 高阻区急剧下降, 新生代地层增厚, 而第四系厚度变化小, 盆地的北部整体呈现红层与老地层的不整合接触(图 4)。
|
图 4 TCFXMT01视电阻率剖面 Fig. 4 Apparent resistivity section of TCFXMT01 |
房县盆地内部新生代地层内断裂构造较为发育，主要为近东西向、北西向和北东向3组。断裂均表现出张性正断的特点, 其中北西向的隐伏断裂还显示了一定的左旋走滑迹象。近东西向的学房岭断裂则正断明显, 规模较大, 断裂向北倾, 上断点延入上覆中更新统地层内。北东向断裂在整个盆地内均有分布, 红层内可见大型正断层发育, 倾向北西, 最大断距达1.5 m。在盆地的东部, 受北东向断裂正断作用的影响, 沿断裂第四系出现较明显的优势沉积。在盆地内部的断裂断面多数平直, 较光滑, 氧化程度低, 拖曳现象极不发育, 呈现出快速破裂过程。
2 盆地边界构造 2.1 安康-房县断裂带该断裂带走向NW, 倾向SW/NE, 由陈家铺断裂和苦桃河断裂等一系列平行断裂组成, 共同构成了房县盆地西缘的边界。据卫星影像, 从房县化龙至竹山全长约40 km, 沿北西向陈家铺断裂表现为弧形弯曲的深切沟谷状3条右行左阶的雁列地貌陡坎, 陡坎高差平均约500 m, 长度分别为19 km、13 km和9 km。值得指出, 第2种沿断裂分布的构造地貌形迹均不与其早期断裂地表迹线完全重合, 反映了该断裂在新生代复活时显著走滑所伴生的雁行扭裂。
2.2 青峰断裂房县段青峰断裂房县段是一条宽大的断裂带, 由多条断裂组成, 构造岩带宽大。断裂走向近EW, 倾向N, 倾角较陡, 构成盆地南缘边界断裂。第四纪以来, 该断裂有不同程度的活动[4-5]。
在房县三海堰进山口西侧, 断层发育在志留系片岩(S)与新近系上新统(N2)砾岩夹砂岩地层中。断层上盘为新近系上新统砾岩、砂岩、泥岩互层, 产状平缓, 倾向S, 倾角在20°左右。下盘为志留系片岩, 露头十分破碎, 倾向N, 倾角较陡。主断层面处为一冲沟, 受侵蚀及覆盖, 未见清晰断面, 但根据两侧地层、岩性、地形地貌判定，断裂自此处通过, 可见灰黑、灰白色断层岩粉、断层泥、角砾岩岩带, 整个断层带可见宽度几十米(图 5)。上覆第四系残坡积层未见明显扰动, 推测主要活动时代可能在第四纪早、中更新世。
|
图 5 青峰断裂房县盆地段三海堰进山口西侧地质剖面 Fig. 5 Geologic profile of the west side to the pass of Sanhaiyan in Fangxian basin section of Qingfeng fault 1第四系残坡积层；2砾岩; 3泥岩；4砂岩；5片岩；6构造岩带 |
在断裂北(上)盘新近系上新统(N2)中, 可见小型断裂发育(图 6)。f1断面倾向N, 倾角75°, 近乎直立, 左旋走滑特征, 北盘上升, 有其牵引现象。断面平整, 较光滑, 有大于60°的斜向擦痕、擦阶。但根据砂岩层错段, 判定断层最新具有正断性质, 断距1.5 m。断面砾石定向排列, 受扰变形带宽30~50 cm, 棕褐色充填粘土沿断面呈薄片状, 光滑波状弯曲。砾岩中砂岩层见砂岩呈扁平透镜体状分布, 厚度不均。
|
图 6 青峰断裂房县盆地段三海堰进山口西侧断裂北盘地质剖面 Fig. 6 Geologic profile of the north plate of the fault on west side to the pass of Sanhaiyan in Fangxian basin section of Qingfeng fault 1第四系残坡积层；2砾岩; 3砂岩；4砂岩透镜体；5变形带，砾石定向排列 |
沿断裂的现代水系发生错动, 尤其是北盘的水系和伸入盆地的山脊线展布, 显示出青峰断裂带具左旋特征。震源机制解也表明, 在区域北东向的挤压应力下, 青峰断裂以左旋走滑为主。
2.3 白鹤断裂断裂呈NNE向展布, 倾向NW。断裂规模不大, 长度大于10 km。断裂南起石堰村, 向北经解家湾、白窝、白鹤等, 延伸出盆地北东，构成房县盆地东缘边界。在石堰村断层发育在中元古界(Pt2)石英片岩与古近系始新统(E2)砾岩之间。中元古界地层产状305°∠30~45°, 始新统地层315°∠15~20°。整条断裂带宽约10余米, 主断面产状315°∠50~70°。经探槽揭露, 断裂上部上盘为中更新世紫红色粘土(Q2), 下盘为构造岩带的一部分, 主要为断层角砾岩带, 呈灰色、灰白色状, 变形强烈。上断点未切穿全新世地层, 岩性为人工堆积层、耕作层。
3 盆地的发展与演化早侏罗世到晚白垩世, 研究区发生滨太平洋板块与欧亚板块相互作用[6-7]。受其影响, 沿青峰断裂带形成少量北西向压剪性平移断层。这些断裂将青峰断裂分隔成长短不一的段落, 其中房县、青峰等地的断裂段就是后来盆地形成的基础。
晚白垩世到古近纪时期, 区域构造体制由前期挤压俯冲造山转变为造山后伸展[7], 青峰断裂带活动性质发生变化, 由前期挤压逆冲推覆向伸展拉张活动转化, 同时发生同沉积正断层活动, 不仅构成房县及其东延分支次级盆地的边界, 而且控制其沉积, 宏观上则表现为盆-岭构造格局。
新近纪时(即喜马拉雅构造运动晚期)，研究区再次受到近南北向挤压应力作用[8], 房县及其东延分支次级盆地相继封闭, 青峰断裂再次发生构造反转, 形成近东西向或北西向逆(掩)断层及脆性逆冲推覆构造, 并伴随少许粗碎屑沉积(沙坪组)。这一阶段, 青峰断裂一方面构成沿线断陷盆地的活动边界并控制其沉积, 另一方面又使北侧老地层直接覆于新地层寺沟组(K2s)之上, 同时局部可见由南向北的浅表层次逆冲断层叠加改造, 从而在剖面上呈现南北对冲的构造格局, 但仍以由北向南的逆冲为主。
第四纪以来, 研究区主要表现为差异升降活动, 青峰断裂的继续活动使盆地内的小型断裂持续活动, 北东向白鹤断裂伴随着同沉积作用, 也使得盆地东部温泉发育, 近代地震活动多发。
4 结语房县盆地是比较典型的半地堑断陷盆地, 受北西和北东向断裂的影响, 青峰断裂带被切隔成若干段落, 其中房县段在区域拉张作用下形成盆地。而青峰等地与房县条件类似, 虽也形成了青峰和寺坪等盆地, 但盆地的规模由西向东逐渐减小, 活动时代也由新到老。反映出在新生代以来的区域应力条件下, 青峰断裂的活动受横向安康-房县断裂的影响较大。结合地壳S波速度结构, 也可认为断裂在20 km处, 在房县与北西向断裂汇合。随着断裂新的活动, 安康-房县断裂成为青峰断裂的几何障碍体, 前期控制断裂的活动地段, 后期与青峰断裂贯通, 形成一个整体。但房县盆地作为断裂转换的关键部位, 活动幅度大, 活动性强, 应力更易积累, 其地震危险性是值得关注的问题[8-10]。
盆地内北西向断裂发育, 在地表地质调查和地球物理勘探中均发现了断裂发育的迹象, 但与房县盆地内影像所表现出的平直和宽大的线性构造还存在较大差距[11], 活动程度也有所不及。研究工作证明了北西向隐伏断裂的存在, 却不能完全反映断裂的规模和活动性, 这也是今后应进行深入研究的课题。
| [1] |
甘家思, 刘锁旺, 李愿军. 南秦岭房县拉分盆地的构造发育特征[J]. 大地测量与地球动力学, 2003, 23(4): 87-91 (Gan Jiasi, Liu Suowang, Li Yuanjun. Tectonic Development Features of Fangxian Pull-Apart Basin of South Qinling[J]. Journal of Geodesy and Geodynamics, 2003, 23(4): 87-91)
(  0) |
| [2] |
张国伟, 张本仁, 袁学诚, 等. 秦岭造山带与大陆动力学[M]. 北京: 科学出版社, 2001 (Zhang Guowei, Zhang Benren, Yuan Xuecheng, et al. Qinling Orogenic Belt and Continental Dynamics[M]. Beijing: Science Press, 2001)
( 0) |
| [3] |
Barthelmes F.International Centre for Global Earth Models (ICGEM)[EB/OL].http://icgem.gfz-potsdam.de/ICGEM/, 2012
( 0) |
| [4] |
雷东宁, 蔡永建, 吴建超, 等. 青峰断裂带房县段第四纪活动特征分析[J]. 大地测量与地球动力学, 2012, 32(4): 46-50 (Lei Dongning, Cai Yongjian, Wu Jianchao, et al. Quaternary Active Characteristics of Fangxian Segment of Qingfeng Fault Belt[J]. Journal of Geodesy and Geodynamics, 2012, 32(4): 46-50)
( 0) |
| [5] |
李树钧, 王国芝. 湖北房县青峰断裂带的变形与变质作用研究[J]. 成都地质学院学报, 1993, 20(4): 46-54 (Li Shujun, Wang Guozhi. A Research on Deformation and Metamorphism of Qingfeng Fault Zone in Fang County, Hubei Province[J]. Journal of Chengdu College of Geology, 1993, 20(4): 46-54)
( 0) |
| [6] |
徐亚军, 杨坤光, 马昌前. 秦岭地区城口-房县断裂带变形特征及ESR定年[J]. 现代地质, 2005, 19(1): 127-132 (Xu Yajun, Yang Kunguang, Ma Changqian. Deformation Characteristics and the ESR Dating of Chengkou-Fangxian Fault Zone in the Qinling Area[J]. Geoscience, 2005, 19(1): 127-132 DOI:10.3969/j.issn.1000-8527.2005.01.019)
( 0) |
| [7] |
李三忠, 张国伟, 李亚林, 等. 秦岭造山带勉略缝合带构造变形与造山过程[J]. 地质学报, 2002, 76(4): 469-483 (Li Sanzhong, Zhang Guowei, Li Yalin, et al. Deformation and Orogeny of the Mian-Lue Suture Zone in the Qinling Orogenic Belt[J]. Acta Geologica Sinica, 2002, 76(4): 469-483 DOI:10.3321/j.issn:0001-5717.2002.04.006)
( 0) |
| [8] |
刘锁旺.南秦岭造山带喜马拉雅期以来的构造变形特征[A]//地震研究文集[M].北京: 地震出版社, 1992 (Liu Suowang. Tectonic Deformation Feature of South Qingling Orogenic Belt since Himalayan Period[A]//Seismic Research Symposium[M]. Beijing: Seismological Press, 1992)
( 0) |
| [9] |
国家地震局震害防御司. 中国历史强震目录[M]. 北京: 地震出版社, 1995 (The Department of Seismic Hazard Prevention, CEA. China Historical Strong Earthquake Catalogue[M]. Beijing: Seismological Press, 1995)
( 0) |
| [10] |
熊继平. 湖北地震史料汇考[M]. 北京: 地震出版社, 1986 (Xiong Jiping. Hubei Historical Earthquake Materials Exploration[M]. Beijing: Seismological Press, 1986)
( 0) |
| [11] |
刘锁旺, 丁忠孝. 湖北省地震志[M]. 北京: 地震出版社, 1990 (Liu Suowang, Ding Zhongxiao. Earthquake Record of Hubei Province[M]. Beijing: Seismological Press, 1990)
( 0) |
2. Wuhan Institute of Earthquake Engineering, 40 Hongshance Road, Wuhan 430071, China