引言

临汾盆地呈NNE向展布于山西断陷带中南部，是历史地震多发区． 据史料记载，自公元1177年起，该强震区内发生M8和M7 3/4 大震各一次，M≥6地震2次，M≥5地震6次，小震活动也十分频繁(谢富仁等，1993)． 特别是发生于1303年洪洞M8地震和1695年临汾M7 3/4 地震，两次地震时间相隔392年，震中仅相距40 km(武烈，1985)，这在华北地区是罕见的． 因此该区域长期以来被地质和地球物理研究者所关注，并围绕该地区开展了大量的研究工作． 人工地震测深结果表明： 临汾地区地壳厚度约40 km，较相邻地区薄； 临汾盆地下方约11—14 km处存在一个低速薄层(祝治平等，1994； 嘉世旭，刘昌铨，1995)，对地震转换波的研究也得到了相似的结论(邵学钟等，1993). 在与低速层一致的位置上，介质电导率较高(赵文星，1988； 孙洁等，1993)，即在临汾盆地下方存在一个低速高导薄层． 临汾强震区内大地热流值较高，且呈现出较低的重力异常状态(赵文星，1988； 祝治平等，1994)． 武烈(1985)通过对临汾强震区区域地震活动背景进行研究，得到了洪洞、 临汾两次特大地震的发震特点和闭锁结构，认为临汾强震区为一共轭结构孕震区． 另外，刁桂苓等(2007)通过研究临汾强震区内小地震的震源机制，得到了洪洞、 临汾两次特大历史地震震源断层间的相互作用模式，并进一步对临汾强震区内的地震活动趋势作出了判断． 上述研究获得的基础性资料和成果，对于揭示临汾强震区地壳深部结构和发震机理有着重要作用．

为研究华北地区地壳结构，2008年中国地震局地球物理勘探中心在宜川—诸城一线布设了深地震测深(deep seismic sounding，简写为DSS)剖面. 该测线穿过临汾强震区，得到了包括临汾盆地在内的剖面速度结构(李松林等，2011)． 为深入研究该剖面地壳密度结构，2013—2014年沿该剖面布设了一条高精度重力勘探测线(宜川—泰安). 该测线自西向东经过吕梁山、 临汾盆地、 长治盆地和太行山等主要构造单元，总长为640 km，点距为2.5 km，在太行山附近观测点距加密为1 km(图 1). 本文搜集了华北地区1∶25万重力异常资料，旨在综合地震和重力等多种方法，以点(临汾强震区)、 线(DSS和高精度重力测线)、 面相结合的方法，研究该地区(110°E—114°E，35.5°N—37.5°N)介质性质、 地下结构与发震机理及动力学等问题． 为克服重力反演的多解性，本文试图以地震速度结构为约束，通过重力拟合得到符合地壳实际情况的密度结构，结合研究区内平面布格重力异常处理结果，进一步探讨300余年间相继发生的洪洞、 临汾两次强烈地震的深部构造背景，这对于揭示和认识该地区强震的孕育环境有着重要的现实意义．

图  1  研究区域内构造背景示意图  F₁： 蒲县断裂； F₂： 罗云山山前断裂； F₃： 交城断裂； F₄： 太谷断裂； F₅： 霍山山前断裂； F₆： 晋获断裂

Figure  1.  Schematic diagram of tectonic settings in the studied area, where the DSS and gravity profiles are denoted by blue line F₁: Puxian fault; F₂: Luoyunshan piedmont fault; F₃: Jiaocheng fault; F₄: Taigu fault; F₅: Huoshan piedmont fault; F₆: Jinhuo fault

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1.   研究区概况

临汾盆地位于鄂尔多斯地块东南缘的山西断陷带中南段，北与灵石隆起和太原盆地相隔，南与峨眉台地和运城盆地为邻，基本形态为南宽北窄，走向为NNE向． 主控断裂为东西两侧的霍山山前断裂和罗云山山前断裂． 另外，临汾盆地内还存在诸多横向断裂(安卫平等，1995)．

临汾盆地形成于新生代上新世(张世民，刘光勋，1993)，主要由辛置凸起、 浮山凸起、 襄汾凸起、 临汾凹陷和侯马凹陷等5个次级构造组成，其中以临汾凹陷活动性最强，主要受西侧罗云山断裂中段所控制，临汾凹陷新生界沉降幅度最大达2200 m(贺明华等，1988)． 其基底上覆盖层在临汾凹陷和洪洞凹陷的沉降中心最大达6000 m左右． 基岩主要为变粒岩、 混合岩和片麻岩，夹有角闪岩和石英岩薄层(马宝林，1993)． 该基底以下岩性以霍山出露的结晶基底岩石为代表(马宝林，1993； 张家声，1993)．

现代地球物理探测发现，临汾强震区地下13 km左右存在低速薄层(刘昌铨，嘉世旭，1993； 祝治平等，1994)，该强震区内多数地震都发生在这一低速薄层附近． 该低速层内介质密度相对较低(刘占坡等，1993)，其附近介质电导率较高(孙洁等，1993)． 临汾盆地下地壳和上地幔存在局部隆起，莫霍面最浅处约为38 km． 另外，临汾强震区地壳内可能存在一组陡立的深大断裂(邵学钟等，1993； 赖晓玲等，2006)，或为地幔物质的上涌通道．

2.   资料处理

资料处理分为剖面和平面两部分． 剖面上，以速度结构为约束，通过拟合大比例尺高精度重力实测数据得到剖面密度结构； 平面上，通过对临汾强震区平面布格重力异常进行分析，得到不同深度的重力异常分布．

2.1   沿DSS测线上的二维密度结构

重力场是地下介质密度信息的综合反映． 由于重力反演结果具有多解性，因此，若要得到较为准确的剖面密度信息，必须加入约束条件． 人工地震测深是研究地下结构常用的方法，DSS技术在地壳结构探测研究中能够有效地获得探测剖面上的地壳分层构造和层间速度分布，其垂向分辨能力相对较高． 在开展的人工地震测深剖面上，采用重力与地震相互约束进行联合正反演拟合，可以克服单一方法存在的缺陷和不足，使解释结果更接近测深剖面的实际情况．

由波动力学给出的纵波波速方程可知，纵波波速中包含介质密度信息，因此速度与密度之间可以建立转换关系(周蕙兰，1990)． 通过对华北地区大量地震资料进行研究，冯锐等(1986)总结出适合华北地区的速度-密度关系式，即

本文将目标地层的地质体视为二度半体． 对于该地质体，假设其沿y轴延伸长度为L，x-z截面上坐标为(x_i，z_i)(i=1，2，…，N)的顶点，绕y轴旋转φ_i后坐标为(u_i，ω_i)，则其在坐标原点处产生的重力异常可表示为

其中，

式中，G为万有引力常数，σ为地质体剩余密度(Pedersen，1977； Ramussen，1979)．

以宜川—诸城DSS剖面速度结构(李松林等，2011)为约束条件，结合式(1)构建初始密度模型，并利用式(2)对沿DSS剖面的高精度重力勘探数据进行正反演拟合，得到了穿过临汾强震区的高精度重力勘探剖面二维密度结构，如图 2所示．

图  2  穿过临汾强震区的高精度重力勘探剖面二维密度结构

Figure  2.  Two-dimensional density structure of high-precision gravity exploration profile passing through the Linfen meizoseismal area

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2.2   平面重力异常

在获得二维速度、 密度结构的基础上，为了深入研究临汾强震区的深部结构特征，进一步收集了研究区大比例尺的布格重力异常资料． 由于平面布格异常是不同地质体密度信息的综合反映，一般浅部地质体引起的异常变化较为剧烈，多为高频成分； 较深处的地质体引起的异常变化较为平缓． 为研究某些特定目标地质体的信息，必须在叠加的异常中将目标地质体所引起的异常分离出来，即对平面布格重力异常进行场分离．

根据小波多尺度分解原理，对于重力异常g(x，y)∈V²， 可以分解为

记作

式中： A_ig为重力的第i阶近似，即异常中的低频成分； D_jg为经j次分解后得到的各阶小波细节(侯遵泽，杨文采，1997)． 另外，由于功率谱斜率增大与中心场源埋藏深度增加成正比，因此利用功率谱斜率可以得到小波细节对应的场源深度信息(杨文采等，2001)．

本文通过多尺度小波分解法对平面布格异常进行滤波，消除高频异常和区域异常的影响，以得到目标层的重力异常，如图 3所示． 通过功率谱斜率判断目标层的异常深度大致为15—18 km，与临汾地震和洪洞地震震源深度一致(武烈，1985)． 结合二维密度结构图(图 2)可知，该深度对应临汾盆地下方低密度介质的中下部位．

图  3  临汾强震区平面重力异常 区域①为低重力异常区； 区域②—④为高重力异常区

Figure  3.  Plane gravity anomaly in Linfen meizoseismal area   The area ① is low gravity anomaly area， and the area ②—④ are high gravity anomaly area

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由图 3可以看出，临汾强震区重力异常大致由一个低异常区①和3个高异常区②—④构成． 历史上临汾地震和洪洞地震分布在这一椭圆形低异常区长轴两端的重力异常梯度带上． 这些异常梯度带有可能代表了不同次级构造的边界． 为了突出这些边界，我们对滤波结果进行一阶求导，得到的重力异常水平一阶导数模如图 4所示．

图  4  临汾强震区重力异常水平一阶导数模． A和B为重力异常梯度带

Figure  4.  Horizontal first-order derivative modulus of gravity anomaly in Linfen meizoseismal area， where A and B are gravity anomaly gradient zones

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3.   分析与解释

一般而言，地震发生需要具备两个基本因素，一个是力源，另一个是孕震条件，即有能够储存应变能的介质和能够发生相对运动的构造． 因此，下文将从介质和构造两方面来讨论临汾强震区的结构特征和发震背景．

3.1   区域介质

高精度重力观测值表明临汾地区总体呈西低东高的态势，但在临汾盆地却出现明显的低重力异常，其最低值达到-1.6×10^-3 m/s²左右(图 2)，说明在临汾盆地地壳内存在低密度构造． 从本文得到的密度剖面可以对重力异常的这种变化特征作出解释． 由密度剖面可以看出，临汾盆地内沉积盖层厚度约为2 km，密度在1.7—1.8 g/cm³之间，对应地表浮土和第四纪沉积物，基底最深处约为5 km． 临汾盆地上地壳内存在明显的低密度构造，其深度最大可达18 km，介质密度为2.73—2.81 g/cm³，低于其左右两侧(2.84 g/cm³)，这是造成临汾盆地出现较大负重力异常的主要原因； 临汾盆地下地壳内出现3个不同的密度层，其位置位于上述低密度构造的正下方，在深度约为30—40 km的位置上发生转换，可能是盆地内深大断裂(祝治平等，1994)的反映． 由于均衡作用，自吕梁山至临汾盆地，莫霍面(深度约为38 km)相对两侧(莫霍面深度为41—42 km)隆起，地壳减薄，可能会导致深部塑性较强的物质沿壳内断裂上涌．

研究人员通过对深地震测深剖面的研究，发现临汾盆地下方存在明显的低速薄层(厚约3 km)，其深度大致为14—16 km(贺明华等，1988； 邓起东等，1999)． 地震转换波的研究也得到了一致的结果(邵学钟等，1993)． 在与低速层对应的位置上存在高导体(刘占坡等，1993； 孙洁等，1993)，洪洞、 临汾两次历史大震的震源(深度约15 km)与这一高导低速层位于同一深度． 上述低速层对应的密度值与本文剖面中相应深度的密度值一致，因此本文认为，图 2中上地壳的介质组分或与上述低速体相似． 这种低速高导介质弹性相对较弱，也就是说，这种介质的边界是弹性介质与塑性介质的分界面． 当不同构造地块之间产生相对运动时，在该界面介质上易积累应变能，若应变能超过介质的承受极限，介质便会发生破裂、 释放能量从而产生地震．

由图 3可以看出，在15—18 km深度范围内，临汾强震区显示出较低的重力异常，即在此深度范围内存在密度较低的介质． 在介质组分差异不大的情况下，密度较低的介质通常对应较低的硬度． 结合上文可以推断，低重力异常区内介质塑性较周边地区强，而周边介质的弹性则相对较高. 在这些弹性不同的地块发生相对运动的过程中，弹-塑性转换边界上弹性较强一侧的介质内容易积累应变能进而发生破裂，形成地震． 因此可认为异常边界上的重力梯度带是弹-塑性介质边界在平面上的反映，地震容易发生在这些梯度带上． 事实上，洪洞地震和临汾地震的宏观震中也正是位于这些位置上．

3.2   区域构造

对重力异常进行滤波后(图 3)，研究区内不同的密度构造得以突出． 特别是在临汾强震区周边，其异常尤为明显，位于中心的低异常区被周边3个高异常区环绕，其边界附近重力异常梯度大． 结合地质资料可知，低重力异常区在地表的投影对应于临汾凹陷(区域①)，3个高重力异常区的投影分别对应浮山凸起(区域②)和吕梁山隆起(区域③和④)． 1303年洪洞M8地震发生在低重力异常区①与高异常区②和③之间，1695年临汾M7 3/4 地震则发生在低异常区①与高异常区④的边界上． 因此，洪洞和临汾两次地震局部环境可能与这4组不同介质所对应的次级构造单元有关．

重力异常水平一阶导数模(图 4)显示出低重力异常区边缘的重力异常梯度带可以分为A和B两组，它们代表了不同次级密度构造的边界，是弹-塑性介质的转换边界． 重力异常梯度带A在地表的投影对应临汾盆地与吕梁山隆起的边界，梯度带B对应临汾凹陷与浮山凸起的分界线． 洪洞地震震中位于A和B两组重力异常梯度带(NNE向)的交接部位上，而临汾地震震中则位于B组梯度带的尾端(ENE-近EW向)． 两处震中位置所处的梯度带走向与一般认为的临汾地震和洪洞地震的发震断层走向(武烈，1985)接近．

3.3   发震背景

临汾强震区位于鄂尔多斯地块与华北平原的转换边界上． 断裂带内的断陷盆地均为右旋正断裂式地堑型盆地(邓起东等，1999)． 以往研究结果显示，控制临汾盆地地震活动的应力场较为稳定，表现为NE-ENE向挤压，NW-WNW向拉张(王汝雕，1983； 安美建，李方全，1998； 贾晓东等，2012)． 根据山西地区GPS资料可以看出，山西断陷带整体围绕着太原盆地北部作逆时针运动. 临汾盆地呈北压南张的应力状态，其北部挤压作用强烈，东南部以NW向的拉张作用为主. 临汾盆地东侧位移速度较西侧大，呈拉张状态(郭良迁等，2010)． 从临汾盆地区域位移矢量速度结果(郭良迁等，2010)(图 5)来看，太原盆地及临汾北部地区向洪洞地区作中心汇聚状相对运动，其东部浮山构造和西部吕梁山构造从两侧挤压临汾地区，而临汾地区南部构造之间的相对运动方向为近EW向，但速率不大．

图  5  2006—2009年临汾盆地主应变率(a)和位移矢量速度(b)(郭良迁等，2010)

Figure  5.  Principal strain rate(a) and displacement vector velocity(b)of Linfen basin during the period of 2006-2009(after Guo et al，2010)

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因此，临汾地区周边的地震活动多与图 3中重力异常区所对应的构造单元间的介质差异及相对运动有关． 在西部的构造单元向SE方向运动的过程中，遭遇东部构造单元的阻挡，在二者的共同挤压下，位于中心的椭圆形区域(区域①)南北两侧将成为应变能最为集中的区域． 这种作用在洪洞地震震中附近表现得尤为明显． 在3个次级构造单元(区域①—③)的共同作用下，位于洪洞附近的地壳介质在弹-塑性转换边界上积累了大量应变能，最终引发弹性介质破裂，产生地震． 由于临汾盆地北段受霍山山前断裂控制(宋美琴等，2012)，故洪洞地震的发震断层应与霍山山前断裂一致，呈NNE向．

低密度体南部同样受到来自西侧构造单元的挤压作用，但有所不同的是，处在西南部的高密度体与中心低密度体的边界为NW-SE向． 从图 4可以看出，该处东西两侧的高密度体(区域②和③)并未直接相连，因此来自东部的阻挡也比北部弱． 在西部构造单元向东运动的过程中，其与中心的低密度异常区之间的相对运动方向以EW向的左旋走滑运动为主，因此临汾地震的发震断层应为近EW向的左旋走滑断层． 从图 4还可以看出，临汾地震发生在A和B两条梯度带的转换部位上，其发震断层可能位于该转换部位上近EW向的横向断裂． 因此可以说，洪洞地震和临汾地震发生在同一构造单元上，但两次地震所处的局部构造环境有所差异． 由于两次地震发生在同一构造单元上，因此在相同的时期这两个区域积累的应变能水平是相当的． 但由于两次地震所处的局部构造环境的差异，导致了其在发震时间、 发震断层和震级上有所不同，而且两次地震中任何一次地震的单独发生都不足以使另外一次地震所在区域的应力得到释放，但可能会诱发另一地区地震的发生(秦保燕，阎维彰，1992； 刁桂苓等，2007)．

4.   讨论与结论

临汾强震区内相继发生洪洞和临汾两次历史大震，这在华北地区地震史上极其罕见，从本文研究结果可以看出，两次大震是由于其独特的介质条件和构造环境所造成的，具体表现为：

1)临汾强震区地下存在塑性相对较强的介质，在与周边弹性较强介质的分界面上，即弹-塑性介质的转换边界附近容易积累应变能，这是临汾强震区发生大地震的介质条件．

2)在大震震源所处深度范围内，地壳中的低密度、 低强度构造被周围的高强度地块所限制，它们之间的重力梯度带代表了这些密度不同的次级构造的边界，即弹-塑性介质转换边界． 洪洞地震主要是由重力异常区①—③所对应的次级构造之间的相对运动所造成的，作为盆地主控断裂的霍山山前断裂也从附近穿过； 而临汾地震主要由重力异常区①和④所对应的次级构造之间的近E-W向相对运动所引发的，发震断层为局部横向断裂． 南北两处局部构造有所不同，在相同的区域构造环境下同时积累应变能，类似一种“并联”关系，因此两次地震在发震时间上只相隔近400年，且在发震断层和震级上存在一定差异．

另外，张先等(2003)认为华北地区M≥8.0地震区存在3个共同特征： ① 震源区存在超壳断裂； ② 地壳中存在电磁特性和强度较大的构造地块，大地震往往发生在其边缘位置； ③ 震源区地壳中存在低速层构造． 从本文所得结果来看，这3个共同特征在临汾强震区也都有体现．

综上，本文主要利用重力与地震相结合的方法，从介质物性和构造两方面对临汾强震区的结构特征和发震背景进行了讨论，并对洪洞和临汾两次历史大震的相继发生给出了解释． 然而临汾强震区内何以形成这一明显的低重力异常区以及周边的特殊构造，仍未能给予充分的解释． 本文认为，从地球动力学、 地质学等角度对上述问题进行研究，对于深入揭示临汾强震区的构造特征及孕震模式有着重要的意义．

中国地质大学(北京)姚长利教授和郑元满工程师在数据处理、 解释过程中给予了帮助，中国地震局地球物理勘探中心郭文斌、 徐志萍工程师以及中国地震局地球物理研究所张恩会等在论文撰写过程中提出了宝贵意见，谨在此一并表示感谢．