2015, Vol. 58
2. 陕西省地震局, 西安 710068
, FENG Xi-Jie2, HUANG Xiong-Nan1, SONG Fang-Min1, LI Gao-Yang2, CHEN Xian-Cheng1, ZHANG Ling1, HUANG Wei-Liang1
2. Shanxi Earthquake Administration, Xi'an 710068, China
On July 21, 1654, the Lixian M=8 earthquake occurred at the east part of Lixian County, Gansu Province, China, in the middle-northern segment of the South-North Seismic Belt. In this region the tectonic activities and deformation are closely related to the north-eastward growth of Tibetan Plateau. Their complicated structural geometries were controlled by the Eastern Kunlun fault, Northern Marginal fault of West-Qinling, and a series of north-east trending faults. The Lixian-Luojiabu fault is a northeast trending sinistral strike-slip active fault and is 150 km long consisted by three sub-segments aligned in right-step-echelon. The fault cuts the T1 terrace (lowest terrace in this area) deposits which contain the red ceramic fragments marking the Yangshao layer. On the terrace surface, the height of fault scarp is about 1.5 m. Along the Lixian-Luojiabu fault, the sinistral displacement of gullies about 3~10 m and the height of fault scarps about 4.5~8 m are found in a number of locations. And the Knickpoints about 3.5~3.9 m high are found 16 m away from the fault scarps. According to knickpoint recession rates at the same environment, these knickpoints may be formed as a 1654 earthquake in Lixian. A large number of landslides are distributed in a belt along Lixian-Yanguan-Luojiabu-Tianshui towns line, and its major axis direction is consistent with the trending of the Lixian-Luojiabu fault. Rear walls and side walls of the landslides are steep, with the outcrops of Late Quaternary loess and little vegetation cover. The Lixian-Luojiabu active fault is the seismogenic fault of the Lixian M=8 earthquake in 1654. The south-eastward sliding of the Lixian Sub-block, which is surrounded by the Northern Marginal fault of West-Qinling, Lixian-Luojiabu fault, and the Minxian-Dangchang fault, led to the occurring of the Lixian M=8 earthquake in 1654. Differences in electrical structure for the crust on the two sides of Lixian—Luojiabu fault reveals the structural condition for strong earthquake generation. Lixian-Luojiabu fault is a sinistral strike-slip active fault, which generated M=8 Lixian earthquake on July 21, 1654. This earthquake produced 7~10 m horizontal offset and with 3~4 m fault scarps along the Lixian-Luojiabu fault. Tectonically, it took place on the middle-northern segment of the South-North Seismic Belt where a series of M>5 had already occurred. Based on analysis of activity of other faults, GPS vector field and deep structural condition, the Lixian-Luojiabu fault activities and deformation are closely related to the north-eastward growth of Tibetan Plateau.
1 引言
1654年7月21日，甘肃省天水市西南罗家堡附近(地理坐标34.3°N，105.5°E)发生8级地震(顾功叙，1983; 国家地震局震害防御司，1995). 极震区天水罗家堡七十峪及木门里(天水、西和、礼县交界处)一带山崩水壅，塞河为潭，或两山合为一处，压埋村落近十里，地震年余不止. 天水城垣、官署崩圮殆尽，摇倒房屋3600余间，震塌窑呰不可胜计，吕家坡范珠寺震圮，压死7400余人. 礼县、西和、秦安城墙垛墙尽塌，人口伤亡不知其数.上述记载，主要为建筑物和人员伤亡方面. 韩竹军等(2001)根据野外发现的少量断层剖面及横跨断裂的冲沟位移，认为礼县—罗家堡断裂为1654年礼县8级地震的发震断裂. 刘白云(2012)通过小震反演和地震地质调查等，认为与礼县—罗家堡断裂汇而不交、北西走向的杨河—红河断裂为此次地震的主发震断裂之一. 对这次地震的发震构造和地表破裂特征仍处于争论之中. 这次地震发生在南北地震带的中北段、构造特征复杂的甘东南地区. 大地构造位置上是我国东西构造分区与南北构造分区的交汇部位(张国伟等，1995; 1996).
本文将根据野外科学考察获得的极震区内的活动断裂、地震破裂和滑坡分布等资料，结合区域地球物理、GPS观测资料探讨礼县8级地震的孕震环境和机制. 1654年礼县8级地震(又称天水南8级地震)和1879年武都南8级地震同属我国南北地震带中北段的两次特大地震，作者希望通过本文的讨论，促进甘东南地区特大地震发震构造的研究，进而为该区强震预测预防提供理论支撑和基础资料. 2 礼县8级地震区域构造背景
印度板块与欧亚板块的碰撞及其后的印度板块向北楔入作用所引起的挤压应力是造成青藏高原隆 升的原因(Dewey and Burke， 1973; Molnar and Tapponnier， 1975; Tapponnier et al., 1982，2001; Métivier et al., 1998; Molnar and Stock， 2009)，位于青藏高原东北部的陕甘川地区，在大地构造位置上是中国构造分区中南北与东西构造分区的交汇位置(张国伟等， 1995，1996; 姜春发等，2000; 袁道阳等，2004; 李传友，2005). 该地区2条主要的边界控制性断裂——东昆仑断裂(F1)和西秦岭北缘断裂(F2)的运动是该地区构造变形的主要控制因素. 另外，青藏高原的向北东挤压作用造就了甘东南地区从东昆仑断裂向西秦岭北缘断裂逐渐转换过渡的复杂构造系统(图 1). 迭部—白龙江断裂带(F3)、光盖山—迭山断裂带(F4)、临潭—宕昌断裂带(F5)、文县—康县—略阳断裂(F6)、康县—略阳断裂带(F7)、成县盆地南缘断裂(F8)、两当—江洛断裂(F9)、礼县—罗家堡断裂(F10)、哈南—青山湾—稻畦子断裂(F11)等多条规模较大的断裂共同组成了该地区复杂的构造体系(袁道阳，2003; 袁道阳等，2004; 郑文俊等， 2005，2013a，2013b; 俞晶星等，2012)，它们是该地区新构造变形强烈、地震活动频繁的重 要因素. 东昆仑断裂的左旋走滑速率是10 mm·a-1，西秦岭北缘断裂只有2.5 mm·a-1，位于东昆仑断裂与西秦岭北缘断裂之间的迭部—白龙江断裂、光盖山—迭山断裂和临潭—宕昌断裂等，在平面上表现为向北东凸出的弧形，其运动性质为以逆冲为主、兼具左旋走滑. 这些断裂的逆冲和左旋运动转换和吸收了两条主边界断裂之间约7 mm·a-1的左旋走滑位移速率，其间的次级地块同时也向南东方向移动(袁道阳等，2004).
 | 图 1 甘东南地区主要断裂分布图 Fig. 1 Major fault distribution map for southeast region of Gansu province |
在地震活动性方面，陕甘川地区历史上曾发生1654年天水南、1879年武都南两次8级地震和2008年汶川8级地震(顾功叙，1983; 国家地震局震害防御司，1995; 张培震等，2008; 徐锡伟等，2008)，同时还有公元前186年甘肃武都7级地震、143年甘谷西7级地震、734年天水7级地震、842年碌曲6~7级地震等数次历史大震发生(顾功叙，1983; 国家地震局震害防御司，1995)，近年来也曾 发生多次破坏性地震(郑文俊等， 2005，2013a，2013b; 何文贵等，2006)，这些均说明现今陕甘川地区构造活动显著. 陕甘川地区是南北地震带及其青藏高原东北部的重要组成部分，其复杂的断裂几何结构、构造变形和构造活动特征是该地区强地震孕育和发生的重要因素. 3 礼县8级地震极震区的活动断裂
根据《中国历史强震目录》(国家地震局震害防御司，1995)给出的资料，1654年礼县8级地震等震线长轴走向北东. 极震区长轴走向为NNE走向，大致包含了礼县、罗家堡等地区. 经遥感影像分析和野外地质调查，极震区内仅有一条活动断裂，即礼县—罗家堡断裂. 3.1 断裂的几何结构
礼县—罗家堡断裂带平面上主要由3条斜列的次级断裂段组成，总长约150 km，走向60°. 西段从宕昌东到礼县东，长约90 km. 中段从礼县南到罗家堡东北，长约40 km. 东段从天水镇西到平南镇东，长约20 km. 宕昌东到礼县东断裂段，断裂主要发育在前新生界泥盆系中，部分段落发育在石炭系、古近系、新近系中，有些段落构成泥盆系与石炭系、古近系或燕山期岩浆岩之间的界线. 礼县南到罗家堡段，断裂主要发育在古近系、新近系和上更新统中，局部段落发育在泥盆系中. 天水镇西到平南镇段，主要发育在新近系内部，局部段落发育在泥盆系中. 3条次级断裂段之间呈右阶斜列(图 2).
 | 图 2 礼县—罗家堡断裂平面分布图 Fig. 2 Geological map along Lixian-Luojiabu fault |
断裂构成泥盆系与石炭系、古近系之间的界线，剖面上一般发育多条断面，断面之间出现断层破碎带，整个断层带的宽度可达几十米或几百米. 苏永奇等(2013)将宕昌—礼县段分为宕昌—黄咀和洮坪—礼县两个次级段，在其中的宕昌—黄咀段发现断层三角面、反向断层陡坎，小冲沟左旋位错量为2~3 m，山脊同步左旋位错为5 m，认为该断层段在全新世活动明显. 在洮坪—礼县段的礼县西南马泉一带，断裂发育在中泥盆统内部，有3条倾向南东的主要断面，另有2条倾向北西的断面，整个断层带 可见宽度50 m，3条倾向南东断面之间的破碎带宽 度30 m左右. 礼县县城西刘沟村冲沟中，见宕昌东—礼县断裂段另一组断层剖面，断裂发育在中泥盆统中，可见2条倾向南东的断面(f1、f2)和宽约80 m断层破碎带. 2条断面向上皆切割上更新统风成黄土，其中沿f1断面在地表形成裂隙，沿f2断面地貌上形成陡坎(图 3a). 另外一条冲沟中出露的地质剖面显示，泥盆纪砂岩与晚更新世黄土呈断层接触(图 3b).
 | 图 3 礼县—罗家堡断层地质剖面 Fig. 3 Geological profiles of Lixian-Luojiabu fault |
盐官镇西南的毛家庄附近，南丹河出山口处发育一级河流阶地，其中一级阶地的高阶地(T12)拔河高度8 m左右，在河流两岸连续分布. 一级阶地的低阶地(T11)分布不连续，拔河高度6 m左右(图 4a、d).在河流右岸出露连续完整的地层剖面(图 4d)，其中含有距今7000年左右的仰韶文化层中典型红色砂质陶片(图 4b)，由此可以断定该阶地堆积物时代属于全新世.
 | 图 4 毛家庄附近断错地貌和断层剖面图 Fig. 4 Offset l and forms and fault geological profiles，nearby the Maojiazhuang village |
河流右岸出露的地质剖面上，可以清楚辨认出黄土中的两条断层(图 4e). f1断层切割阶地堆积下部的砾石层(图 4e)，使得断层上盘的砾石层向北倾斜，断层下盘的砾石层夹粘土层中发育多条断距仅几个厘米的小断层(图 4f). f2断层切割了阶地堆积下部的砾石层和上部的黄土层，使断层上盘的粘土砾石层向北倾斜，倾角15°左右. f2断层的活动在河流右岸的T12阶地面形成了高1.5 m的断层陡坎(图 4c、d、e)，而河流左岸阶地上由于人为改造，断层陡坎已经不明显，仅表现为向南缓倾的斜坡，但其坡角明显大于断层南北两侧阶地面的地形坡度.
赵家砖厂一带的黄土台地前缘，黄土层中发育三个古土壤层，它们被一系列走向北东东的断层切割(图 5a、d). 其中f3和f4断层的位移较小，垂直位移仅20~30 cm(图 5d).f6断层错断S3黄土的垂直位移为3.5 m，错断S2黄土的垂直位移约1 m，未 见错断S1黄土(图 5d). f5断层错断S2黄土，垂直 位移达6 m(图 5d、f). f2断层错断S1黄土，垂直位移达21.5 m(图 5d、e). f1断层出露在黄土台地与西汉水河一级阶地之间的地貌转折部位，错断上新世黄绿色砂质泥岩、细砂岩和晚更新世黄土(图 5a，b，c)，估计垂直位移较大.
 | 图 5 赵家砖厂附近断层剖面图 Qp3eol: 晚更新世黄土; Qp2eol: 中更新世黄土; N2：上新世砂质泥岩; S1: S1黄土; S2: S2黄土; S3: S3黄土． Fig. 5 Fault geological profiles nearby the Zhaojia brick factory Qp3eol:Late Pleistocene loess; Qp2eol: Middle Pleistocene loess; N2：Pliocene s and y mudstone; S1: S1 loess; S2：S2 loess; S3：S3 loess． |
天水镇西南蒲家窑一带相邻的2条冲沟皆见天水镇—平南段断裂剖面. 北侧的冲沟接近沟口的位置(N34°18′07.0″，E105°33′06.1″)，见下部切割上新世灰绿色泥岩，向上切割晚更新世黄土的断层剖面，断面产状50°/SE∠75°，沿断面还形成宽约2 m的破碎带(图 3c). 该剖面所在冲沟，东南为上游，西北为下游，断层面是倾向上游的正断层，上新统和上更新统都是南东盘下掉，根据断层两盘上新统和上 更新统之间界面测量，断裂的垂直位移量大于10 m.
另外，沿断层或接近断层的位置地貌上都发育清楚的陡坎，虽然这些陡坎受人类活动的影响易与梯田坎相混淆，但断层经过处的陡坎高度还是明显大于梯田坎的高度，地形上有一明显的转折. 因此，断层活动对现今地形地貌起明显的控制作用.
上述资料均反映，断层切割的最新地层为晚更新世黄土和全新世阶地堆积物，且南丹河一级阶地上保留有高约1.5 m的断层陡坎. 结合下文中给出 的资料，认为礼县—罗家堡断裂是一条具左旋走滑性质的全新世活动断裂. 4 地震地表破裂带和类型
沿礼县—罗家堡断裂调查发现的活动断层、断层陡坎、槽地、滑坡和冲沟同步水平位错等与现今强地震所产生的地表破裂类型相似，初步认为这些地质、地貌记录可能与1654年礼县8级地震的地表破裂有关. 4.1 地震地表破裂带 4.1.1地震断层陡坎和冲沟水平位移
礼县—罗家堡断裂是一条全新世活动断层，断裂位置与文献记载的1654年天水西南8级地震极震区位置一致. 野外地质调查过程中，沿礼县—罗家堡断裂发现多处黄土中的断层直通地表，或冲沟 同步左旋位错和高度不等的断层陡坎等. 如前述的 刘沟断层陡坎(图 3)、南丹河一级阶地上的断层陡坎(图 4a、c)等，它们应属于地震断层陡坎.
盐官镇西北穿越断层陡坎相邻的四条冲沟发生同步左旋水平位移(图 6a)，它们均发育在晚更新世黄土中. 其中冲沟1、冲沟2和冲沟3发育在150 m 范围内，其左旋水平位移量分别为3 m(图 6d)、3.5 m(图 6c)和3.5 m(图 6b)，冲沟附近断层陡坎的高度分别为7 m、5.3 m和4.6 m.在冲沟2和冲沟3中，距离断层陡坎16 m的位置均发现跌水，跌水高度分别为3.9 m和3.5 m(图 6a).在冲沟3西南约150 m处发育另外一条冲沟，左旋位移量约为3 m.
王堡村西北的一条冲沟东壁上发现出露良好的断层剖面，其中北侧的一条断层(f2)直通地表(图 7). 地表保留延续长度达150 m的北东向断层陡坎，高约5~8 m.穿越陡坎的冲沟在陡坎上游下切深度8 m，在陡坎下游下切深度2.5 m，左旋水平位移为4 m(图 6e，7a).
 | 图 6 盐关镇西北冲沟的水平位错 Fig. 6 Gully level dislocations map at the northwest of Yanguan Town |
 | 图 7 王堡村北的断层陡坎与断层剖面 (1)被扰动的松散黄土，含少量蜗牛壳;(2)浅灰色较松散的黄土;(3)厚层黄土，坚硬; (4)厚层灰白色黄土，含多个破裂面;(5)粗砂砾石层;(6)现代崩积黄土. Fig. 7 Fault scarp distribution and geological profile，Wangbu village (1)Pertured loose loess，containing some snail shells;(2)Light gray loose loess;(3)thick layer and hard loess; (4)Thick layer and gray loess，with multiple fracture plane;(5)Coarse gravel layer;(6)Modern colluvial loess. |
在王堡村西南约1.3 km处，相邻的两条小冲 沟发生同步左旋水平位错，水平位移量为 7~10 m，在地表保留的断层陡坎高4.2~6 m.
王堡村出露的断层剖面上(图 7b)，层(2)为松散的浅灰色团块状结构的黄土，与下伏的层(4)黄土、f2断层下盘的层(3)明显不同，后两层黄土为均匀致密的厚层状. 我们认为层(2)为1654年礼县地震形成的地震楔，楔体的厚度约2 m，与f2断层北侧最新的地形陡坎高度基本一致，这个值也和韩竹军等(2001)得到1.9 m的垂直位移基本一致. 南丹河 一级阶地上残留的断层陡坎高度约1.5 m，修整田地可能使其断层北侧地形高度变低，导致现今测量得到的断层陡坎高度偏小. Hancks等(1984)在研究崩积楔的厚度与事件的位移量时发现，崩积楔的厚度为事件位移量的一半. 由此可以推断，1654年礼县8级地震的垂直位移是3~4 m左右. 由上文可知，沿礼县—罗家堡断裂发现的断层陡坎高为4~8 m，可能是两次地震事件形成的断层陡坎. 2008年汶川8级地震时，沿龙门山断裂带形成240 km 的地震地表破裂带，地震断层陡坎的最大高度为6.2 m，一般为2~4.5 m(徐锡伟等，2008).1654年礼县8级地震的垂直位移约为3~4 m，其高度宜可与汶川8级地震形成的断层陡坎高度对比.
横穿盐关镇西北断层陡坎的3条冲沟左旋位移为3~3.5 m(图 6b、c、d)，王堡村冲沟的左旋水平位移为4 m(图 6e)，王堡村西南横穿断层陡坎的两条冲沟的左旋水平位移达7~10 m.由于1654年礼县8级地震发生于距今360年，已发现的地震断层陡坎分布在黄土地区，黄土区冲沟的沟壁极易发生崩塌，可能导致对地震断层水平位移的识别产生较大的偏差. 盐关镇和王堡村发生左旋位错的4条冲沟深3~5 m，沟壁崩塌比较严重，测量到的左旋位错可能偏小. 王堡村西南约1.3 km的两条冲沟深2~3 m，冲沟壁保持完整，测量得到的水平位移7~10 m应代表了1654年8级地震的同震位错. 韩竹军等(2001)在王城村东北，观察到一次突发性事件最大水平位移为5.2 m，略小于本次工作得到的同震水平位移. 4.1.2 地震沟槽
地震沟槽是地震时沿发震断层形成的槽地，研究区通常出露在黄土构成的台地上. 地震时由于发震断层的垂直或水平运动，使沿断层堆积的黄土产生剧烈震动而陷落，从而沿断层位置形成沟槽. 地震沟槽在走滑断裂带上最常见，有两条相互平行的次级断层控制下的地堑式沟槽，有单条次级断层控制下的半地堑式沟槽，还有多条次级断层控制下的复合式沟槽. 祁家东北砖厂附近黄土台地上，发育一个复合式沟槽，即在宽的沟槽一侧发育窄的沟槽，前者宽约80 m，后者宽约30.5 m(图 8a). 窄沟槽两侧坎高估计2 m左右(因遭破坏无法获真实高度)，初步认为是1654年8级地震形成的地震沟槽. 盐 关西北断裂通过处的黄土台地上，分布有宽29.5 m、 南东侧坎高1.6~1.8 m槽地(图 8b).在槽地南东侧的陡坎上，可以见到走向46°、倾向南东、倾角70°的一组断层面.
 | 图 8 盐官镇西北的地震沟槽 Fig. 8 Earthquake Trough at the northwest of Yanguan town |
滑坡的形成原因有多种，伴随大地震的强烈震动、降水、边坡失稳等都会形成滑坡. 但大地震在极震区形成的滑坡往往密度大，单个滑坡体的规模大，且宏观上沿发震断裂呈带状分布. 近年来的研究表明，地震滑坡也是研究发震构造位置的重要指 标(Xu et al., 2013，许冲等，2013; 郑文俊等，2013b).
通过对高分辨率遥感影像解释，沿礼县—罗家堡断裂两侧发育若干大小不等的滑坡体，卫星影像上可以清晰地识别出单体滑坡、或滑坡群的范围(图 9b，b).初步统计显示，399个滑坡体在平面构成一个长轴53 km、短轴20 km的椭圆形. 滑坡带的长轴方向与礼县—罗家堡活动断裂的走向一致. 天水镇石滩子村滑坡体宽200~300 m，后缘到前端长约400 m，滑坡体后缘和侧缘为高约10~15 m的陡崖，晚更新世黄土出露于地表，无植被发育(图 9c). 罗家堡南侧的山丘由黄土和新近纪泥岩组成，其中分布的大小滑坡连接成巨大的滑坡群，滑坡体后缘和侧缘上出露晚更新世黄土，也无植被生 长(图 9d). 盐官镇西北分布的滑坡长度可达1000 m，滑坡体的后缘靠近山丘的顶部，滑坡体由晚更新世黄土和新近纪砂岩、砂质泥岩组成，其后缘陡崖高约10~15 m，出露的地层为晚更新世黄土，无植被覆盖(图 9e). 礼县西北的刘沟村一带，巨大的滑坡体后缘和侧缘上出露黄土，亦无植被生长(图 9f).
 | 图 9 典型滑坡照片(红色箭头指示滑坡体后缘、侧缘的位置) (a)王城北滑坡;(b)祁山村北滑坡;(c)天水镇东石滩子滑坡;(d)罗家堡西汉水南岸滑坡;(e)盐关镇西北滑坡;(f)礼县西刘沟滑坡. Fig. 9 Photos of typical l and slide(red arrows show the sites of trailing edge or lateral margin of l and slide) (a)Wangcheng l and slide;(b)Qishan l and slide;(c)Shitanzi l and slide at east side of Tianshui town;(d)L and slides at the south bank of Xihanshui river;(e)Yanguan town l and slide;(f)Liugou l and slide at the west of Lixian town. |
罗家堡西的稠泥河两岸在1654年礼县8级地震中发生了大滑坡. 国家地震局地球物理研究所和复旦大学中国历史地理研究所(1990)编制“中国历史地震图集(清时期)”时，对该处滑坡的描述为“罗家堡七十里峪，两山拽成一处，壅河成潭”. 经过360年的演变，至今仍可看到由新近纪泥岩、砂岩和晚第四纪黄土组成的滑坡体横亘于河床之上，堰塞坝的形态清晰可见. 4.2 冲沟裂点及其形成时代
在盐关西北近垂直穿越断层陡坎的冲沟2和冲沟3中，发现距离断层陡坎16m的位置存在冲沟裂点(跌水)，裂点的高度分别为3.9 m和3.5 m，它们发育在晚更新世黄土中.
毕丽思等(2011)研究了横穿霍山山前断裂冲沟 的裂点，发现最新一级裂点自断裂向上游迁移了40~70 m，次新一级裂点主要分布在距离断裂150~250 m 的河段内，第三级裂点距离断裂300~500 m，且认 为最新一级裂点与1303年洪洞8级地震有关，由此可以推算出 最新一级裂点的后退迁移速率为5.67~9.91 cm·a-1，进一步计算出第二级、第三级裂点的形成时间为距今3336~2269a和5618~4504a之间，与徐锡伟等(1993)用探槽方法揭露的古地震事件发生的时代和复发间隔大致相当. 孙昌斌等(2012)以山西交城断裂为例，研究了冲沟裂点与全新世断层活动事件的关系，认为断层上游长500~ 1000 m的冲沟中二级裂点的后退速率为4.6 cm·a-1，长200~500 m的冲沟中一级裂点的后退速率为2.7~3.3 cm·a-1.
山西中部地区的气候环境与甘肃南部礼县地区的气候环境基本一致，年降雨量均为500 mm左右. 冲沟2和冲沟3的长度(断层陡坎到冲沟沟尾的距离)约为430~600 m，参考孙昌斌等(2012)的研究结果，若假定横切礼县—罗家堡断裂的冲沟裂点后退速率为3.3~4.6 cm·a-1，则得到冲沟2和冲沟3中裂点后退16 m所用的时间为348~485a. 礼县8级地震发生于1654年，距今为360a，与裂点后退经历的时间大体一致. 5 深部构造背景
詹艳等(2014)在南北地震带和西秦岭构造交汇区完成了两条大地电磁测深剖面的研究，其中的LMS-L3测线北起陇西盆地的通渭县以北，向南穿越西秦岭造山带、碧口地块、龙门山构造带，终止于四川盆地茶店附近，近南北向穿越礼县—罗家堡断裂(图 1). 其电性结构如图 10所示.
 | 图 10 LMS-L3剖面二维电性结构图，根据詹艳等(2014)修改 LXB:陇西盆地; SCB:四川盆地; WQLOZ:西秦岭造山带; BKB:碧口地块; LMSFZ:龙门山构造带; F2:西秦岭北缘断裂; F10:礼县—罗家堡断裂; F9:成县盆地北缘断裂; F7:康县断裂; F11:平武—青川断裂; F12:茶坝—林庵寺断裂; F13:隐伏断裂. Fig. 10 Electrical resistivity models derived by 2D inversion of the MT data along the profile LMS-L3(Zhan Y et al., 2014)，modify LXB:Longxi Basin;SCB:Sichuan Basin;WQLOZ:West Qinling Orogenic Zone;BKB:Bikou Block;LMSFZ:Longmenshan Fault Zone.F2:West Qinling northern fault;F10:Lixian-Luojiabu fault;F9:Chengxian basin northern fault; F7:Kangxian fault;F11:Pingwu-Qingchuan fault;F12:Chaba-Lin′ansi fault;F13:Blind fault. |
主要断裂电性特征：西秦岭北缘断裂带(F2)自浅部到深部都较直立，深部可延伸到莫霍面附近，北侧为高阻，南侧为低阻. 礼县—罗家堡断裂(F10)总体向北倾斜，在浅部(埋深5~10 km)，断裂北侧为高阻体，南侧为低阻体; 在深部，断裂北侧为低阻体(埋深10~40 km)，断裂南侧也为低阻体(埋深10~30 km)，断裂带为具有一定宽度的相对高阻带，断裂延伸深度可达40 km左右. 成县盆地北缘断裂(F9)在LMS-L3剖面上为北侧电阻率低、南部电阻率高梯度带. 康县断裂(F7)为具有一定宽度的低阻带，两侧地块均为高阻特征. 平武—青川断裂带(F11)为向北西倾斜的具有一定宽度的低阻带.
西秦岭造山带：图 10剖面上F2到F7断裂之间为西秦岭造山带，它被F9断裂分为北秦岭和南秦岭，南秦岭的地壳电性结构整体表现为高电阻，且宽度随深度增大而增大. 北秦岭地壳整体电阻率较低，浅表有厚几公里的高电阻层，之下为低电阻层.礼县—罗家堡断裂(F10)把低电阻层分成两部分.
历史记载以来，沿西秦岭北缘断裂发生了多次6.5~7.5级的地震(图 1)，活动构造研究也揭示了晚第四纪以来西秦岭断裂上发生了多次古地震事件(李传友等，2010)，这些强震发生在陇西高阻体与北秦岭低阻体过渡部位的西秦岭北缘断裂上.礼县—罗家堡断裂是西秦岭造山带内部的一条断裂，其南、北两侧地壳的电性结构存在较大差异，断裂带本身为一个具有一定宽度的高阻带，1654年礼县8级地震可能发生在礼县—罗家堡断裂高阻带与其南侧低阻体的过渡部位. 青藏高原周边发生的1920年海原8级地震、1927年古浪8级地震、2008年汶川8级地震和2013年芦山7级地震区的地壳电性结构显示，这些强烈地震均发生在地壳中高阻体与低阻体的过渡部位(詹艳等， 2005，2008，2013; 赵国泽等，2009). 6 发震构造分析
1654年礼县8级大地震发生在青藏高原东北缘，是南北地震带与西秦岭断裂带、东昆仑断裂带等深大断裂的交汇部位，也是青藏高原与秦岭造山带的过渡地带(图 1).这次地震是发生在距今360年的一次历史特大地震，极震区位于礼县到罗家堡一带黄土分布区. 这里是古秦人的发祥地，人口密集，农耕文化发达. 以上这些因素导致长期以来对这次地震发震构造的认识存在分歧，是否存在地震地表破裂是其中一个重要的争论焦点(国家地震局兰州地震研究会，1993; 韩竹军等，2001; 刘白云，2012). 赖晓玲等(2009)根据在天水、武都两个8级地震区布设的两条相互垂直的高分辨率地震折射剖面以及相应的多扇形剖面，利用扇形地震记录截面所得的三维反演结果，从7 km至10 km的深度水平截面的地壳结构可以清晰的看出，除在105°E存在一个速度陡变带外，沿北东方向的礼县至天水一线也存在速度陡变带，北侧为低速异常，南侧为高速异常，进一步推测沿105°E的地壳速度陡变带与1654年天水和1879年武都两个8级地震有关. 詹艳等(2014)发表的二维电性结构图可知，礼县—罗家堡断裂分布的位置，在地下埋深10~40 km的范围内为低阻体，但断裂为一个具有一定宽度的高阻带. 礼县—罗家堡断裂可能向下延伸达40 km左右，与西秦岭北缘断裂具有类似深部构造背景. 西秦岭地区的地壳结构十分复杂，面波速度三维成像结果显示了在106°经度两侧的北秦岭地区的速度结构完全不同，西侧为低速、东侧为高速(Zhang et al．，2011)，与电磁探测结果显示的西侧为低阻、东侧为高阻对应(詹艳等，2014).
东昆仑断裂和西秦岭断裂是甘东南地区两条主要边界断裂，郑文俊等(2013b)通过对该地区活动断裂的活动速率定量研究，认为甘东南地区近于平行的北西向断裂及其与这些断裂组成“V”字型构造的北东向断裂系统，通过各条断裂相对较低的滑动速率，以及断裂之间隆起山脉和盆地的变形，承担了东昆仑断裂向西秦岭北缘断裂过渡过程中运动分量的吸收和转换；这与袁道阳等(2003；2004；2007)认为临潭—宕昌断裂、光盖山—迭部断裂、迭部—白龙江断裂等吸收了东昆仑断裂的左旋滑动速率，使得西秦岭断裂的左旋滑动速率低于东昆仑断裂的观点一致. 从甘东南地区主要断裂的几何结构分析，断裂走滑位移的转换主要是通过青藏高原向NE方向的扩展和局部次级块体的侧向滑动调整所完成的(图 1)，而运动转换过程造成了过渡断层上的局部应力集中促使地震发生，特别是临潭—宕昌断裂是东昆仑断裂系统和西秦岭断裂系统之间一个重要的转换纽带，其可能受来自西秦岭北缘断裂本身及青藏高原向北东推挤过程的影响，因此更容易发生地震(郑文俊等， 2005，2013a，2013b).从现代地震、历史地震和古地震的角度看，东昆仑断裂和西秦岭断裂均发生过大于等于7级地震，它们之间的过渡性北西向断裂仅发生一些中强地震(袁道阳等，2007; 李传友等，2010; 郑文俊等， 2013a，2013b). 构成甘东南地区“V”字型断裂系统中的北东向断裂，如礼县—罗家堡断裂发生了礼县8级地震，临江断裂或哈南—青山湾—稻畦子断裂发生了1879 年武都8级地震(冯希杰等，2005; 侯康明等，2005)，这些北东向活动断裂均为左旋走滑活动断裂. 被西秦岭北缘断裂、礼县—罗家堡断裂和临潭—宕昌断裂围限的礼县次级地块向南东滑动可能导致了1654年礼县8级地震的发生，沿礼县—罗家堡断裂形成地表破裂带. 该地表破裂带的走向与礼县—天水地壳速度陡变带分布一致，它切穿下地壳，具有深部构造背景. 同理，被东昆仑断裂、临潭—宕昌断裂或光盖山—迭山断裂带和哈南—青山湾—稻畦子断裂围限的武都次级地块向南东方向的滑动可能导致了1879年武都8级地震的发生.
GPS观测结果也反应了青藏高原东北缘整体向北东扩展的同时发生局部旋转变形(Zhang et al., 2004; Gan et al., 2007).崔笃信等(2009)利用1999—2001年的GPS观测数据，给出的青藏高原东北缘GPS速度场显示，礼县—罗家堡断裂附近有 5个GPS站点，断裂北侧的三个站点的速度矢量 方向分别为140°、145°和155°，矢量大小分别为6.5 mm·a-1、5 mm·a-1和6.5 mm·a-1.断裂南侧有两个站点的速度矢量方向分别为150°和155°，大小为5 mm·a-1和6.5 mm·a-1.礼县—罗家堡断裂总体走向60°，与断裂附近GPS站点观测到的现今地壳水平运动速度矢量的夹角为70°~85°. 杨国华等(2012)利用1999—2007年、2009—2011年的GPS观测资料，给出了青藏高原东北缘地区现今地壳水平运动场，显示陕甘川地区为整体向南运动，速度矢量方向为近南北向，水平运动速率北侧略大于南侧，与礼县—罗家堡断裂的夹角为60°，断裂两侧GPS站点的运动速率大小基本一致，或断裂北侧的站点略大于断裂南侧的站点. 王敏和王阎昭提供的GPS数据显示(詹艳等，2014)，礼县—罗家堡断裂北侧GPS站点的运动方向北东向，南侧站点的运动方向为北北东向，北侧站点的运动速率明显大于南侧. 张培震等(2009)的研究结果表明，万年尺度的地震地质研究、千年尺度的历史地震研究、十年尺度的GPS形变测量研究均表明龙门山断裂带活动速率很低，在2008年汶川8级地震发生前处于闭锁状态. 青藏高原东北缘水平运动速度场(崔笃信等，2009; 杨国华等，2012; 詹艳等，2014)显示，礼县—罗家堡活动断裂北、南两侧的GPS观测站点的水平运动方向存在差异，南侧站点的运动速率略小于北侧站点的，是否说明礼县—罗家堡断裂开始进入闭锁阶段值得进一步研究.
礼县—罗家堡断裂是青藏高原东缘一条重要的活动断裂，对它的地质地貌特征、第四纪以来的活动特征、大地震复发规律，以及在青藏高原东北缘构造变形中的调节作用等仍缺乏清晰的认识，也是今后努力工作的方向. 7 结论
陕甘川地区是青藏高原东北部和我国著名的南北地震带的重要组成部分，复杂多样的构造变形样式、深部构造环境，以及不同次级地块现今地壳运动矢量的差异是该地区强地震孕育和发生的重要原因. 陕甘川交接地区北西西向的断裂(东昆仑断裂、临潭—宕昌断裂、光盖山—迭山断裂、西秦岭断裂等)与北东向的断裂(礼县—罗家堡断裂、哈南—青山湾—稻畦子断裂、两当—江洛断裂等)构成该地区特殊的“V”字形活动构造图像. 礼县—罗家堡断裂为一条左旋走滑活动断裂，1654年7月21日礼县8级地震沿该在断裂产生7~10 m的左旋水平位移和3~4 m左右的垂直位移，断裂带附近历史上还发生了多次5级以上地震. 从区域活动断裂几何特征、运动特征和GPS观测资料分析，认为青藏高原东北部的向北推挤和次级地块向南东方向运动是该地区北东向断裂带应力集中的主要动力.
致谢 詹艳研究员提供了西秦岭地区深部电性结构解释,审稿人对本文提出的宝贵意见和建议,促进论文的完善和成熟. 在此一并表示感谢.| [1] | Bi L S, He H L, Xu Y R, et al. 2011. The extraction of knickpoint series based on the high resolution DEM data and the identification of paleo-earthquake series—A case study of the Huoshan Mts. piedmont fault. Seismology and Geology (in Chinese), 33(4): 963-977, doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2011.04.019. |
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