李勇江 方盛明 秦建增 羅翔飛 黃超杰

1) 中國北京100081中國地震局地球物理研究所 2) 中國鄭州450002中國地震局地球物理勘探中心

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臨汾強震區(qū)地殼結構及發(fā)震背景研究*

1) 中國北京100081中國地震局地球物理研究所 2) 中國鄭州450002中國地震局地球物理勘探中心

以諸城—宜川深地震測深速度剖面為約束， 對沿該剖面得到的高精度重力數(shù)據(jù)進行擬合， 并對臨汾強震區(qū)平面布格重力異常進行處理， 得到了該地區(qū)地殼密度結構及平面重力異常分布． 利用上述結果分析了臨汾強震區(qū)的地殼結構及構造環(huán)境， 結合前人相關研究成果， 認為臨汾強震區(qū)地殼中存在塑性相對較強的介質， 洪洞和臨汾兩次歷史地震皆發(fā)生在其與周邊彈性介質的轉換邊界上． 另外， 臨汾凹陷南北兩側局部構造環(huán)境存在差異， 在區(qū)域應力場作用下， 導致了洪洞地震和臨汾地震的發(fā)生. 兩次地震在發(fā)震時間、 地點和震級等地震要素上有所不同．

臨汾強震區(qū) 深地震測深剖面 重力異常 發(fā)震背景

引言

為研究華北地區(qū)地殼結構， 2008年中國地震局地球物理勘探中心在宜川—諸城一線布設了深地震測深(deep seismic sounding， 簡寫為DSS)剖面. 該測線穿過臨汾強震區(qū)， 得到了包括臨汾盆地在內的剖面速度結構(李松林等， 2011)． 為深入研究該剖面地殼密度結構， 2013—2014年沿該剖面布設了一條高精度重力勘探測線(宜川—泰安). 該測線自西向東經(jīng)過呂梁山、 臨汾盆地、 長治盆地和太行山等主要構造單元， 總長為640 km， 點距為2.5 km， 在太行山附近觀測點距加密為1 km(圖1). 本文搜集了華北地區(qū)1∶25萬重力異常資料， 旨在綜合地震和重力等多種方法， 以點(臨汾強震區(qū))、 線(DSS和高精度重力測線)、 面相結合的方法， 研究該地區(qū)(110°E—114°E， 35.5°N—37.5°N)介質性質、 地下結構與發(fā)震機理及動力學等問題． 為克服重力反演的多解性， 本文試圖以地震速度結構為約束， 通過重力擬合得到符合地殼實際情況的密度結構， 結合研究區(qū)內平面布格重力異常處理結果， 進一步探討300余年間相繼發(fā)生的洪洞、 臨汾兩次強烈地震的深部構造背景， 這對于揭示和認識該地區(qū)強震的孕育環(huán)境有著重要的現(xiàn)實意義．

1 研究區(qū)概況

臨汾盆地位于鄂爾多斯地塊東南緣的山西斷陷帶中南段， 北與靈石隆起和太原盆地相隔， 南與峨眉臺地和運城盆地為鄰， 基本形態(tài)為南寬北窄， 走向為NNE向． 主控斷裂為東西兩側的霍山山前斷裂和羅云山山前斷裂． 另外， 臨汾盆地內還存在諸多橫向斷裂(安衛(wèi)平等， 1995)．

圖1 研究區(qū)域內構造背景示意圖

臨汾盆地形成于新生代上新世(張世民， 劉光勛， 1993)， 主要由辛置凸起、 浮山凸起、 襄汾凸起、 臨汾凹陷和侯馬凹陷等5個次級構造組成， 其中以臨汾凹陷活動性最強， 主要受西側羅云山斷裂中段所控制， 臨汾凹陷新生界沉降幅度最大達2200 m(賀明華等， 1988)． 其基底上覆蓋層在臨汾凹陷和洪洞凹陷的沉降中心最大達6000 m左右． 基巖主要為變粒巖、 混合巖和片麻巖， 夾有角閃巖和石英巖薄層(馬寶林， 1993)． 該基底以下巖性以霍山出露的結晶基底巖石為代表(馬寶林， 1993； 張家聲， 1993)．

現(xiàn)代地球物理探測發(fā)現(xiàn)， 臨汾強震區(qū)地下13 km左右存在低速薄層(劉昌銓， 嘉世旭， 1993； 祝治平等， 1994)， 該強震區(qū)內多數(shù)地震都發(fā)生在這一低速薄層附近． 該低速層內介質密度相對較低(劉占坡等， 1993)， 其附近介質電導率較高(孫潔等， 1993)． 臨汾盆地下地殼和上地幔存在局部隆起， 莫霍面最淺處約為38 km． 另外， 臨汾強震區(qū)地殼內可能存在一組陡立的深大斷裂(邵學鐘等， 1993； 賴曉玲等， 2006)， 或為地幔物質的上涌通道．

2 資料處理

資料處理分為剖面和平面兩部分． 剖面上， 以速度結構為約束， 通過擬合大比例尺高精度重力實測數(shù)據(jù)得到剖面密度結構； 平面上， 通過對臨汾強震區(qū)平面布格重力異常進行分析， 得到不同深度的重力異常分布．

2.1 沿DSS測線上的二維密度結構

重力場是地下介質密度信息的綜合反映． 由于重力反演結果具有多解性， 因此， 若要得到較為準確的剖面密度信息， 必須加入約束條件． 人工地震測深是研究地下結構常用的方法， DSS技術在地殼結構探測研究中能夠有效地獲得探測剖面上的地殼分層構造和層間速度分布， 其垂向分辨能力相對較高． 在開展的人工地震測深剖面上， 采用重力與地震相互約束進行聯(lián)合正反演擬合， 可以克服單一方法存在的缺陷和不足， 使解釋結果更接近測深剖面的實際情況．

由波動力學給出的縱波波速方程可知， 縱波波速中包含介質密度信息， 因此速度與密度之間可以建立轉換關系(周蕙蘭， 1990)． 通過對華北地區(qū)大量地震資料進行研究， 馮銳等(1986)總結出適合華北地區(qū)的速度-密度關系式， 即

(1)

本文將目標地層的地質體視為二度半體． 對于該地質體， 假設其沿y軸延伸長度為L，x-z截面上坐標為(xi，zi)(i=1， 2， …，N)的頂點， 繞y軸旋轉φi后坐標為(ui，ωi)， 則其在坐標原點處產(chǎn)生的重力異?？杀硎緸?/p>

(2)

其中，

(3)

(4)

式中，G為萬有引力常數(shù)，σ為地質體剩余密度(Pedersen， 1977； Ramussen， 1979)．

以宜川—諸城DSS剖面速度結構(李松林等， 2011)為約束條件， 結合式(1)構建初始密度模型， 并利用式(2)對沿DSS剖面的高精度重力勘探數(shù)據(jù)進行正反演擬合， 得到了穿過臨汾強震區(qū)的高精度重力勘探剖面二維密度結構， 如圖2所示．

2.2 平面重力異常

在獲得二維速度、 密度結構的基礎上， 為了深入研究臨汾強震區(qū)的深部結構特征， 進一步收集了研究區(qū)大比例尺的布格重力異常資料． 由于平面布格異常是不同地質體密度信息的綜合反映， 一般淺部地質體引起的異常變化較為劇烈， 多為高頻成分； 較深處的地質體引起的異常變化較為平緩． 為研究某些特定目標地質體的信息， 必須在疊加的異常中將目標地質體所引起的異常分離出來， 即對平面布格重力異常進行場分離．

根據(jù)小波多尺度分解原理， 對于重力異常g(x，y)∈V2， 可以分解為

(5)

記作

(6)

式中：Aig為重力的第i階近似， 即異常中的低頻成分；Djg為經(jīng)j次分解后得到的各階小波細節(jié)(侯遵澤， 楊文采， 1997)． 另外， 由于功率譜斜率增大與中心場源埋藏深度增加成正比， 因此利用功率譜斜率可以得到小波細節(jié)對應的場源深度信息(楊文采等， 2001)．

本文通過多尺度小波分解法對平面布格異常進行濾波， 消除高頻異常和區(qū)域異常的影響， 以得到目標層的重力異常， 如圖3所示． 通過功率譜斜率判斷目標層的異常深度大致為15—18 km， 與臨汾地震和洪洞地震震源深度一致(武烈， 1985)． 結合二維密度結構圖(圖2)可知， 該深度對應臨汾盆地下方低密度介質的中下部位．

圖2 穿過臨汾強震區(qū)的高精度重力勘探剖面二維密度結構

圖3 臨汾強震區(qū)平面重力異常

由圖3可以看出， 臨汾強震區(qū)重力異常大致由一個低異常區(qū)①和3個高異常區(qū)②—④構成． 歷史上臨汾地震和洪洞地震分布在這一橢圓形低異常區(qū)長軸兩端的重力異常梯度帶上． 這些異常梯度帶有可能代表了不同次級構造的邊界． 為了突出這些邊界， 我們對濾波結果進行一階求導， 得到的重力異常水平一階導數(shù)模如圖4所示．

圖4 臨汾強震區(qū)重力異常水平一階導數(shù)模． A和B為重力異常梯度帶

3 分析與解釋

一般而言， 地震發(fā)生需要具備兩個基本因素， 一個是力源， 另一個是孕震條件， 即有能夠儲存應變能的介質和能夠發(fā)生相對運動的構造． 因此， 下文將從介質和構造兩方面來討論臨汾強震區(qū)的結構特征和發(fā)震背景．

3.1 區(qū)域介質

高精度重力觀測值表明臨汾地區(qū)總體呈西低東高的態(tài)勢， 但在臨汾盆地卻出現(xiàn)明顯的低重力異常， 其最低值達到-1.6×10-3m/s2左右(圖2)， 說明在臨汾盆地地殼內存在低密度構造． 從本文得到的密度剖面可以對重力異常的這種變化特征作出解釋． 由密度剖面可以看出， 臨汾盆地內沉積蓋層厚度約為2 km， 密度在1.7—1.8 g/cm3之間， 對應地表浮土和第四紀沉積物， 基底最深處約為5 km． 臨汾盆地上地殼內存在明顯的低密度構造， 其深度最大可達18 km， 介質密度為2.73—2.81 g/cm3， 低于其左右兩側(2.84 g/cm3)， 這是造成臨汾盆地出現(xiàn)較大負重力異常的主要原因； 臨汾盆地下地殼內出現(xiàn)3個不同的密度層， 其位置位于上述低密度構造的正下方， 在深度約為30—40 km的位置上發(fā)生轉換， 可能是盆地內深大斷裂(祝治平等， 1994)的反映． 由于均衡作用， 自呂梁山至臨汾盆地， 莫霍面(深度約為38 km)相對兩側(莫霍面深度為41—42 km)隆起， 地殼減薄， 可能會導致深部塑性較強的物質沿殼內斷裂上涌．

研究人員通過對深地震測深剖面的研究， 發(fā)現(xiàn)臨汾盆地下方存在明顯的低速薄層(厚約3 km)， 其深度大致為14—16 km(賀明華等， 1988； 鄧起東等， 1999)． 地震轉換波的研究也得到了一致的結果(邵學鐘等， 1993)． 在與低速層對應的位置上存在高導體(劉占坡等， 1993； 孫潔等， 1993)， 洪洞、 臨汾兩次歷史大震的震源(深度約15 km)與這一高導低速層位于同一深度． 上述低速層對應的密度值與本文剖面中相應深度的密度值一致， 因此本文認為， 圖2中上地殼的介質組分或與上述低速體相似． 這種低速高導介質彈性相對較弱， 也就是說， 這種介質的邊界是彈性介質與塑性介質的分界面． 當不同構造地塊之間產(chǎn)生相對運動時， 在該界面介質上易積累應變能， 若應變能超過介質的承受極限， 介質便會發(fā)生破裂、 釋放能量從而產(chǎn)生地震．

由圖3可以看出， 在15—18 km深度范圍內， 臨汾強震區(qū)顯示出較低的重力異常， 即在此深度范圍內存在密度較低的介質． 在介質組分差異不大的情況下， 密度較低的介質通常對應較低的硬度． 結合上文可以推斷， 低重力異常區(qū)內介質塑性較周邊地區(qū)強， 而周邊介質的彈性則相對較高. 在這些彈性不同的地塊發(fā)生相對運動的過程中， 彈-塑性轉換邊界上彈性較強一側的介質內容易積累應變能進而發(fā)生破裂， 形成地震． 因此可認為異常邊界上的重力梯度帶是彈-塑性介質邊界在平面上的反映， 地震容易發(fā)生在這些梯度帶上． 事實上， 洪洞地震和臨汾地震的宏觀震中也正是位于這些位置上．

3.2 區(qū)域構造

重力異常水平一階導數(shù)模(圖4)顯示出低重力異常區(qū)邊緣的重力異常梯度帶可以分為A和B兩組， 它們代表了不同次級密度構造的邊界， 是彈-塑性介質的轉換邊界． 重力異常梯度帶A在地表的投影對應臨汾盆地與呂梁山隆起的邊界， 梯度帶B對應臨汾凹陷與浮山凸起的分界線． 洪洞地震震中位于A和B兩組重力異常梯度帶(NNE向)的交接部位上， 而臨汾地震震中則位于B組梯度帶的尾端(ENE--近EW向)． 兩處震中位置所處的梯度帶走向與一般認為的臨汾地震和洪洞地震的發(fā)震斷層走向(武烈， 1985)接近．

3.3 發(fā)震背景

臨汾強震區(qū)位于鄂爾多斯地塊與華北平原的轉換邊界上． 斷裂帶內的斷陷盆地均為右旋正斷裂式地塹型盆地(鄧起東等， 1999)． 以往研究結果顯示， 控制臨汾盆地地震活動的應力場較為穩(wěn)定， 表現(xiàn)為NE--ENE向擠壓， NW--WNW向拉張(王汝雕， 1983； 安美建， 李方全， 1998； 賈曉東等， 2012)． 根據(jù)山西地區(qū)GPS資料可以看出， 山西斷陷帶整體圍繞著太原盆地北部作逆時針運動. 臨汾盆地呈北壓南張的應力狀態(tài)， 其北部擠壓作用強烈， 東南部以NW向的拉張作用為主. 臨汾盆地東側位移速度較西側大， 呈拉張狀態(tài)(郭良遷等， 2010)． 從臨汾盆地區(qū)域位移矢量速度結果(郭良遷等， 2010)(圖5)來看， 太原盆地及臨汾北部地區(qū)向洪洞地區(qū)作中心匯聚狀相對運動， 其東部浮山構造和西部呂梁山構造從兩側擠壓臨汾地區(qū)， 而臨汾地區(qū)南部構造之間的相對運動方向為近EW向， 但速率不大．

因此， 臨汾地區(qū)周邊的地震活動多與圖3中重力異常區(qū)所對應的構造單元間的介質差異及相對運動有關． 在西部的構造單元向SE方向運動的過程中， 遭遇東部構造單元的阻擋， 在二者的共同擠壓下， 位于中心的橢圓形區(qū)域(區(qū)域①)南北兩側將成為應變能最為集中的區(qū)域． 這種作用在洪洞地震震中附近表現(xiàn)得尤為明顯． 在3個次級構造單元(區(qū)域①—③)的共同作用下， 位于洪洞附近的地殼介質在彈-塑性轉換邊界上積累了大量應變能， 最終引發(fā)彈性介質破裂， 產(chǎn)生地震． 由于臨汾盆地北段受霍山山前斷裂控制(宋美琴等， 2012)， 故洪洞地震的發(fā)震斷層應與霍山山前斷裂一致， 呈NNE向．

圖5 2006—2009年臨汾盆地主應變率(a)和位移矢量速度(b)(引自郭良遷等， 2010)

低密度體南部同樣受到來自西側構造單元的擠壓作用， 但有所不同的是， 處在西南部的高密度體與中心低密度體的邊界為NW--SE向． 從圖4可以看出， 該處東西兩側的高密度體(區(qū)域②和③)并未直接相連， 因此來自東部的阻擋也比北部弱． 在西部構造單元向東運動的過程中， 其與中心的低密度異常區(qū)之間的相對運動方向以EW向的左旋走滑運動為主， 因此臨汾地震的發(fā)震斷層應為近EW向的左旋走滑斷層． 從圖4還可以看出， 臨汾地震發(fā)生在A和B兩條梯度帶的轉換部位上， 其發(fā)震斷層可能位于該轉換部位上近EW向的橫向斷裂． 因此可以說， 洪洞地震和臨汾地震發(fā)生在同一構造單元上， 但兩次地震所處的局部構造環(huán)境有所差異． 由于兩次地震發(fā)生在同一構造單元上， 因此在相同的時期這兩個區(qū)域積累的應變能水平是相當?shù)模?但由于兩次地震所處的局部構造環(huán)境的差異， 導致了其在發(fā)震時間、 發(fā)震斷層和震級上有所不同， 而且兩次地震中任何一次地震的單獨發(fā)生都不足以使另外一次地震所在區(qū)域的應力得到釋放， 但可能會誘發(fā)另一地區(qū)地震的發(fā)生(秦保燕， 閻維彰， 1992； 刁桂苓等， 2007)．

4 討論與結論

臨汾強震區(qū)內相繼發(fā)生洪洞和臨汾兩次歷史大震， 這在華北地區(qū)地震史上極其罕見， 從本文研究結果可以看出， 兩次大震是由于其獨特的介質條件和構造環(huán)境所造成的， 具體表現(xiàn)為：

1) 臨汾強震區(qū)地下存在塑性相對較強的介質， 在與周邊彈性較強介質的分界面上， 即彈-塑性介質的轉換邊界附近容易積累應變能， 這是臨汾強震區(qū)發(fā)生大地震的介質條件．

2) 在大震震源所處深度范圍內， 地殼中的低密度、 低強度構造被周圍的高強度地塊所限制， 它們之間的重力梯度帶代表了這些密度不同的次級構造的邊界， 即彈-塑性介質轉換邊界． 洪洞地震主要是由重力異常區(qū)①—③所對應的次級構造之間的相對運動所造成的， 作為盆地主控斷裂的霍山山前斷裂也從附近穿過； 而臨汾地震主要由重力異常區(qū)①和④所對應的次級構造之間的近E--W向相對運動所引發(fā)的， 發(fā)震斷層為局部橫向斷裂． 南北兩處局部構造有所不同， 在相同的區(qū)域構造環(huán)境下同時積累應變能， 類似一種“并聯(lián)”關系， 因此兩次地震在發(fā)震時間上只相隔近400年， 且在發(fā)震斷層和震級上存在一定差異．

另外， 張先等(2003)認為華北地區(qū)M≥8.0地震區(qū)存在3個共同特征： ① 震源區(qū)存在超殼斷裂； ② 地殼中存在電磁特性和強度較大的構造地塊， 大地震往往發(fā)生在其邊緣位置； ③ 震源區(qū)地殼中存在低速層構造． 從本文所得結果來看， 這3個共同特征在臨汾強震區(qū)也都有體現(xiàn)．

綜上， 本文主要利用重力與地震相結合的方法， 從介質物性和構造兩方面對臨汾強震區(qū)的結構特征和發(fā)震背景進行了討論， 并對洪洞和臨汾兩次歷史大震的相繼發(fā)生給出了解釋． 然而臨汾強震區(qū)內何以形成這一明顯的低重力異常區(qū)以及周邊的特殊構造， 仍未能給予充分的解釋． 本文認為， 從地球動力學、 地質學等角度對上述問題進行研究， 對于深入揭示臨汾強震區(qū)的構造特征及孕震模式有著重要的意義．

中國地質大學(北京)姚長利教授和鄭元滿工程師在數(shù)據(jù)處理、 解釋過程中給予了幫助， 中國地震局地球物理勘探中心郭文斌、 徐志萍工程師以及中國地震局地球物理研究所張恩會等在論文撰寫過程中提出了寶貴意見， 謹在此一并表示感謝．

安美建， 李方全. 1998. 山西地塹系現(xiàn)今構造應力場[J]. 地震學報， 20(5): 461--465.

An M J， Li F Q. 1998. The recent stress field in Shanxi Graben[J].ActaSeismologicaSinica， 20(5): 461--465 (in Chinese).

安衛(wèi)平， 蘇宗正， 程新原. 1995. 臨汾盆地的橫向斷裂[J]. 山西地震， (3/4): 68--77.

An W P， Su Z Z， Cheng X Y. 1995. Lateral fractures in Linfen basin[J].EarthquakeResearchinShanxi， (3/4): 68--77 (in Chinese).

鄧起東， 程紹平， 閔偉， 楊桂枝， 任殿衛(wèi). 1999. 鄂爾多斯塊體新生代構造活動和動力學的討論[J]. 地質力學學報， 5(3): 13--21.

Deng Q D， Cheng S P， Min W， Yang G Z， Ren D W. 1999. Discussion on Cenozoic tectonics and dynamics of Ordos block[J].JournalofGeomechanics， 5(3): 13--21 (in Chinese).

刁桂苓， 胡新亮， 張驍， 李光， 馬利軍， 王成亮， 路正. 2007. 洪洞臨汾大震震源斷層的相互作用和地震趨勢分析[J]. 華北地震科學， 25(2): 1--4.

Diao G L， Hu X L， Zhang X， Li G， Ma L J， Wang C L， Lu Z. 2007. Analysis on the interaction between the focal fault of Hongtong and Linfen earthquake and its earthquake tendency[J].NorthChinaEarthquakeSciences， 25(2): 1--4 (in Chinese).

馮銳， 嚴惠芬， 張若水. 1986. 三維位場的快速反演方法及程序設計[J]. 地質學報， 60(4): 390--403.

Feng R， Yan H F， Zhang R S. 1986. The rapid inversion of 3-D potential field and program design[J].ActaGeologicaSinica， 60(4): 390--403 (in Chinese).

郭良遷， 占偉， 楊國華， 薄萬舉. 2010. 山西斷陷帶的近期位移和應變率特征[J]. 大地測量與地球動力學， 30(4): 36--42.

Guo L Q， Zhan W， Yang G H， Bo W J. 2010. Short-term displacement and characteristics of strain rate of Shanxi fault subsidence zone[J].JournalofGeodesyandGeodynamics， 30(4): 36--42 (in Chinese).

賀明華， 蘇宗正， 閻鳳忠. 1988. 臨汾盆地新構造格局與地震活動[J]. 山西地震， (4): 7--12.

He M H， Su Z Z， Yan F Z. 1988. The neotectonic pattern and seismic activity of Linfen basin[J].EarthquakeResearchinShanxi， (4): 7--12 (in Chinese).

侯遵澤， 楊文采. 1997. 中國重力異常的小波變換與多尺度分析[J]. 地球物理學報， 40(1): 85--95.

Hou Z Z， Yang W C. 1997. Wavelet transform and multi-scale analysis on gravity anomalies of China[J].ActaGeophy-sicaSinica， 40(1): 85--95 (in Chinese).

嘉世旭， 劉昌銓. 1995. 華北地區(qū)人工地震測深震相與地殼結構研究[J]. 地震地質， 17(2): 97--105.

Jia S X， Liu C Q. 1995. Study on the seismic phase of DSS in North China[J].SeismologyandGeology， 17(2): 97--105 (in Chinese).

賈曉東， 武艷強， 閆偉， 杜雪松. 2012. 山西斷裂帶跨斷層形變觀測資料動態(tài)特征分析[J]. 大地測量與地球動力學， 32(3): 31--35， 40.

Jia X D， Wu Y Q， Yan W， Du X S. 2012. Dynamic analysis of Shanxi fault zone cross-fault deformation observational data[J].JournalofGeodesyandGeodynamics， 32(3): 31--35， 40 (in Chinese).

賴曉玲， 孫譯， 劉志. 2006. 華北強震區(qū)地震測深研究[J]. 大地測量與地球動力學， 26(1): 55--62.

Lai X L， Sun Y， Liu Z. 2006. Study of deep seismic sounding in strongly seismic regions of North China[J].JournalofGeodesyandGeodynamics， 26(1): 55--62 (in Chinese).

李松林， 賴曉玲， 劉寶峰， 王志鑠， 何加勇， 孫譯. 2011. 由諸城—宜川人工地震剖面反演結果看太行山兩側巖石圈結構的差異[J]. 中國科學: 地球科學， 41(5): 668--677.

Li S L， Lai X L， Liu B F， Wang Z S， He J Y， Sun Y. 2011. Differences in lithospheric structures between two sides of Taihang Mountain obtained from the Zhucheng-Yichuan deep seismic sounding profile[J].ScienceChina：EarthSciences， 54(6): 871--880.

劉昌銓， 嘉世旭. 1993. 山西高原及臨汾盆地地殼上地幔速度結構[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 231--235.

Liu C Q， Jia S X. 1993. Velocity structure of crust and upper mantle in Shanxi plateau and Linfen basin[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 231--235 (in Chinese).

劉占坡， 殷秀華， 劉鐵生. 1993. 利用重力資料研究臨汾及其周圍地區(qū)地殼上地幔結構特征[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 215--223.

Liu Z P， Yin X H， Liu T S. 1993. Research on the crust and upper mantle structure in Linfen and its surroundings with gravity data[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 215--223 (in Chinese).

馬寶林. 1993. 山西裂谷帶南段地殼巖相結構和殼內異常層[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 387--396.

Ma B L. 1993. Petrographic structure and abnormal layer of crust in southern Shanxi rift belt[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 387--396 (in Chinese).

秦保燕， 閻維彰. 1992. 1695年臨汾8級大震成因討論[J]. 災害學， 7(3): 14--18.

Qin B Y， Yan W Z. 1992. Study on the cause of 1695 Linfen great earthquake[J].JournalofCatastrophology， 7(3): 14--18 (in Chinese).

邵學鐘， 張家茹， 徐朝繁， 李振江， 李鴻生. 1993. 山西洪洞8級大震區(qū)霍山深部斷裂的地震轉換波測深研究[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 251--260.

Shao X Z， Zhang J R， Xu C F， Li Z J， Li H S. 1993. Study on seismic converted wave sounding on Huoshan deep fault in HongtongM=8.0 seismic area, Shanxi Province[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 251--260 (in Chinese).

宋美琴， 鄭勇， 葛粲， 李斌. 2012. 山西地震帶中小震精確位置及其顯示的山西地震構造特征[J]. 地球物理學報， 55(2): 513--525.

Song M Q， Zheng Y， Ge C， Li B. 2012. Relocation of small to moderate earthquakes in Shanxi Province and its relation to the seismogenic structures[J].ChineseJournalofGeophysics， 55(2): 513--525 (in Chinese).

孫潔， 史書林， 江釗， 王繼軍， 晉光文， 徐常芳. 1993. 山西臨汾盆地及外圍地區(qū)大地電磁與地殼構造活動研究[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 261--274.

Sun J， Shi S L， Jiang Z， Wang J J， Jin G W， Xu C F. 1993. Study on magnetotelluric and crustal tectonic activity in Linfen basin and its outlying areas in Shanxi Province[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 261--274 (in Chinese).

王汝雕. 1983. 臨汾盆地歷史強震發(fā)震條件的初步討論[J]. 山西地震， (3): 1--7.

Wang R D. 1983. Preliminary discussion of historical earthquakes occurred in Linfen basin[J].EarthquakeResearchinShanxi， (3): 1--7 (in Chinese).

武烈. 1985. 洪洞和臨汾八級地震的閉鎖結構及發(fā)震構造[J]. 地震研究， 8(1): 65--72.

Wu L. 1985. The locked configuration and seismogenic structure of Hongdong and Linfen earthquakes (M=8)[J].JournalofSeismologicalResearch， 8(1): 65--72 (in Chinese).

謝富仁， 劉巍， 梁海慶， 劉光勛. 1993. 山西斷陷帶及周緣構造應力場分析[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 59--66.

Xie F R， Liu W， Liang H Q， Liu G X. 1993. Analysis of stress field in Shanxi fault subsidence zone and its surrounding area[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 59--66 (in Chinese).

楊文采， 施志群， 侯遵澤， 程振炎. 2001. 離散小波變換與重力異常多重分解[J]. 地球物理學報， 44(4): 534--541.

Yang W C， Shi Z Q， Hou Z Z， Cheng Z Y. 2001. Discrete wavelet transform for multiple decomposition of gravity anomalies[J].ChineseJournalofGeophysics， 44(4): 534--541 (in Chinese).

張家聲. 1993. 臨汾地區(qū)地殼結構和強震成因[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 397--405.

Zhang J S. 1993. Crust structure and cause of strong earthquakes in Linfen area[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 397--405 (in Chinese).

張世民， 劉光勛. 1993. 山西及臨區(qū)新構造運動分區(qū)及其特征概述[G]∥山西臨汾地震研究與系統(tǒng)減災. 北京: 地震出版社: 23--30.

Zhang S M， Liu G X. 1993. Overview of divisions of neotectonics and its features in Shanxi and its adjacent area[G]∥EarthquakeResearchandReduceDisasterSystematicallyinShanxiLinfen. Beijing: Seismological Press: 23--30 (in Chinese).

張先， 張先康， 劉敏， 趙麗. 2003. 華北地區(qū)8級大震的深部構造特征及地震成因的探討[J]. 地震學報， 25(2): 136--142.

Zhang X， Zhang X K， Liu M， Zhao L. 2003. Deep structural characteristics and seismo-genesis of theM=8.0 earthquakes in North China[J].ActaSeismologicaSinica， 25(2): 136--142 (in Chinese).

趙文星. 1988. 臨汾地區(qū)的深部構造綜合研究[J]. 山西地震， (4): 18--24， 28.

Zhao W X. 1988. Comprehensive study on deep structure in Linfen area[J].EarthquakeResearchinShanxi， (4): 18--24， 28 (in Chinese).

周蕙蘭. 1990. 地球內部物理[M]. 北京: 地震出版社: 82--86.

Zhou H L. 1990.InteriorPhysicsoftheEarth[M]. Beijing: Seismological Press: 82--86 (in Chinese).

祝治平， 張建獅， 周雪松， 朱晚霞. 1994. 山西臨汾震區(qū)地殼上地幔構造的研究[J]. 華北地震科學， 12(1): 77--84.

Zhu Z P， Zhang J S， Zhou X S， Zhu W X. 1994. Study on the structure of the crust and upper mantle in Linfen earthquake region in Shanxi[J].NorthChinaEarthquakeSciences， 12(1): 77--84 (in Chinese).

Pedersen L B. 1977. Interpretation of potential field data： A generalized inverse approach[J].GeophysProsp， 25(5): 199--230.

Ramussen R. 1979. End correction in potential field modeling[J].GeophysProsp， 27(4): 749--760.

Crustal structure and background of earthquake occurrence in Linfen meizoseismal area

1)InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China2)GeophysicalExplorationCenter，ChinaEarthquakeAdministration，Zhengzhou450002，China

Using the velocity profile of the Zhucheng--Yichuan deep seismic sounding (DSS) profile as a constraint to fitting the high precision gravity data along the profile, we processed the plane Bouguer gravity anomaly in Linfen meizoseismal area, and obtained the crustal density structure and distribution of the plane gravity anomaly in Linfen meizoseismal area. And then we analyzed the crustal structure and tectonic settings. In combination with previous research results， it is believed that there were more plastic crustal media in Linfen meizoseismal area, and the Hongtong and Linfen historical earthquakes all took place on the elastic-plastic transitional boundary. Moreover， there were differences between north and south sides of Linfen depression in local tectonic environment. Therefore, the Linfen and Hongtong earthquakes occurred under the regional stress field with different occurrence time, epicenter location and magnitude.

Linfen meizoseismal area； deep seismic sounding profile； gravity anomaly； background of earthquake occurrence

10.11939/jass.2015.06.005.

國家自然科學基金項目(41274113)資助.

2014-12-29收到初稿， 2015-03-10決定采用修改稿.

e-mail: smfang2009@163.com

10.11939/jass.2015.06.005

P312.1

A

李勇江, 方盛明, 秦建增, 羅翔飛, 黃超杰. 2015. 臨汾強震區(qū)地殼結構及發(fā)震背景研究. 地震學報, 37(6): 937--947.

Li Y J, Fang S M, Qin J Z, Luo X F, Huang C J. 2015. Crustal structure and background of earthquake occurrence in Linfen meizoseismal area.ActaSeismologicaSinica, 37(6): 937--947. doi:10.11939/jass.2015.06.005.