河北宽城高于庄组震积岩与古地震发生频率

郑秀才　(长江大学工程技术学院，湖北 荆州 434020)



河北宽城高于庄组震积岩与古地震发生频率

郑秀才(长江大学工程技术学院，湖北 荆州 434020)

[摘要]河北宽城中元古界高于庄组发育一系列特征明显的震积岩，包括液化变形(底辟、液化脉及液化卷曲等构造)、挤压变形(板刺状角砾和丘-槽构造等)、拉伸变形(环状构造)以及脆性变形(层间小断层)。上述变形集中发育在组内第2段、第5段和第9段，代表了3个地震活跃期，地震活跃期的间隔(地震节律)约为13Ma，每个地震活跃期的持续时间约为3.5Ma，13Ma地震节律反映了燕山裂陷槽轴部同生断裂活动规律。利用液化最大震中距估算出的震级为6～7级。

[关键词]震积岩；地震节律；中元古代高于庄组；河北宽城

震积岩(seismite)最早由Seilacher于1969年提出，是指未固结沉积物受到地震活动改造再沉积的沉积层[1]，后在对比现代和古代震积成因的沉积物基础上，提出粒序断层、微褶皱纹理和均一层等震积成因的标志[2]。中国震积岩的研究开始于20世纪80年代末期[3]，广大地质工作者对国内不同地区、不同时代形成的震积岩进行了广泛且深入的研究，概括和总结了震积岩的分类和识别标志，建立起了碎屑岩地震液化序列[4]、海相碳酸盐岩震动液化地震序列[5]、震积岩与震积岩不整合面序列[6，7]、大陆边缘震积岩序列[8]。

华北中新元古代高于庄组(Chg)沉积时期为地震活跃期[9]，中朝板块北部的燕辽裂陷槽轴部发育凌源-平泉-兴隆-密云北东向同沉积断裂[10],识别出的Chg震积岩均位于该断裂附近[11]。刘鹏举[12]、乔秀夫等[11]和梅冥相[13]对Chg震积岩的特征进行了详细的研究，认为河北平泉Chg沉积时曾经历了3个地震活跃期，计算出地震节律约65Ma，并且指出该地震节律反映的是燕山裂陷槽北部边缘的断裂活动规律。笔者在对燕山地区中新元古代储层研究过程中，通过野外实测剖面和室内分析，结合扬子燕山裂陷槽的构造演化背景，识别出河北宽城Chg的震积岩，不仅是燕山地区震积岩研究的又一例证，而且对研究燕山裂陷槽活动演化的规律具有重要意义。

1区域地质背景

河北宽城中元古代位于燕辽裂陷槽轴部发育的凌源-平泉-兴隆-密云同沉积断裂带中部南侧。燕辽裂陷槽的演化经历了长城系沉积时期的断陷海槽、蓟县系沉积时期的强烈凹陷和青白口系沉积时期的稳定陆表海3个发展阶段[14～16]，沉积了一套海相碳酸盐岩夹碎屑岩地层,其横向上分布稳定且厚度巨大，总厚度约8000～14000m，自下而上包括中元古界的长城系、蓟县系和新元古界的青白口系，该次研究的目的层段Chg位于中元古界长城系上部，上、下分别为大红峪组和杨庄组。

Chg沉积时期，燕山北部地势较为平坦，地壳持续平稳下降导致了海域面积扩大，沉积物由陆源碎屑岩转变为以碳酸盐岩为主。初期继承了大红峪期的浅水环境，发育碳酸盐潮坪沉积；中期海平面上升，演化为盆地至斜坡相；晚期水体相对变浅发育潮坪沉积。实测剖面位于河北宽城尖山子(图1)，Chg出露完整，厚度938.5m，自下而上包括官地亚组、桑树鞍亚组、张家峪亚组和环秀寺亚组，依据岩性特征划分为10个岩性段(图2)。

图1　研究区地理位置及地层分布略图

图2　宽城尖山子剖面综合柱状图

1)官地亚组厚255.94m，以硅质条带白云岩、叠层石白云岩和含锰白云岩为主，中部夹白云质泥岩和石英砂岩薄层或条带，叠层石类型多样，主要呈层状、波状、锥状、柱状和球状，指示了潮上-潮间带沉积的特征，底部石英砂岩与下覆大红峪组整合接触。

2)桑树鞍亚组厚124.37m, 下部主要为薄层含锰泥质粉砂岩、含锰页岩、含锰白云岩和含锰粉砂质白云岩，颜色以深灰色为主，产状为薄层状，表现为潮下带沉积特征；上部主要为潮间带灰色中-厚层含锰细晶白云岩。

3)张家峪亚组厚449.88m，主要为盆地至斜坡相的深灰色薄-中层状灰质白云岩、白云质灰岩、含瘤状灰岩的页岩、瘤状灰岩、灰色硅质岩和含炭的硅泥质页岩。

4)环秀寺亚组厚108.62m，下部为潮下带深灰色白云质灰岩和白云岩；上部为潮间带燧石条带白云岩和叠层石白云岩。

震积岩主要发育在官地亚组上部第2段、张家峪亚组中部第5段和环秀寺亚组第9段。

2震积岩特征

2.1液化变形

Chg白云岩中发育有大量的硅质，野外呈层状、条带状、团块状和结核状。正常沉积情况下，硅质产状多为层状或者断续状。但地震发生时，富含水的硅质物发生液化，形成形态各异的液化变形构造，主要有液化底辟构造、液化脉构造、液化卷曲变形构造和枕状构造等。

2.1.1液化底辟构造

液化底辟构造表现为深灰色硅质含量较高的物质液化，向上穿刺上覆薄-中层状较纯的白云岩围岩。底辟体呈锥状，高度10～40cm，一般为20cm左右。锥体在层内沿走向顺层多次出现，其内部不发育纹层，高角度穿刺围岩。被穿刺的围岩横向上断续顺层展布，断裂成可拼接的“角砾”(图3(a))。 围岩侧向上不发育液化物，与液化锥体相接触的围岩向上牵引弯曲变形，指示向上液化流动特征(图3(b))。锥体与下伏液化层相连通，表明其源于下伏液化沉积层[17～21]。

2.1.2液化脉构造

液化脉的形成是由于强烈地震引发的振动导致沉积物液化泄水的结果。区内液化脉的主要成分为硅质，脉体切割的围岩为白云岩。野外露头上硅质脉呈灰色或灰白色, 在空间上呈不规则板状体。在不同层位中发育的硅质脉走向不同，剖面上总体表现出：与围岩层面高角度相交产出的液化脉长而窄，一般呈线状，脉宽1～5mm，长8～15cm；而大致平行层面产出的硅质液化脉，一般短而宽，脉宽5～10mm，长3～5cm。液化脉的硅质矿物主要为玉髓和微晶石英(图4(a))，与液化硅质团块相连(图4(b))。显微镜下观察，硅质脉显示出明显的流动特征(图4(c))，表明其物质来源为液化硅质团块。

图3　底辟构造野外照片

图4　硅质液化脉构造野外及镜下照片

2.1.3液化卷曲变形构造

液化卷曲变形构造是地震发生时由于沉积物液化导致的一种层内弯曲变形构造,其主要特点是仅限于层内发育, 大小不一，形态各异,褶曲轴面无规律可循。该类震积岩在Chg中十分发育, 主要表现为硅质团块或硅质条带的塑性形变。野外观察具有以下特征：①硅质团块或硅质条带液化卷曲变形限于层内部, 其上覆及下伏土褐色层状中-厚层白云岩层均未受影响，具有良好的成层性，并夹有深灰、灰色顺层发育的硅质团块、硅质条带或薄层(图5(a))；②液化变形硅质团块或硅质条带形态各异，大小不等，可以单个出现，也可以多个相连；③液化变形硅质团块或硅质条带产状杂乱，无明显的顺层产出特征，产状多样，甚至以高角度与上下岩层相交；④液化卷曲变形硅质团块或硅质条带的边部呈现不规则的齿状、刺状、港湾状(图5(b))等，硅质本身具有明显的液化流动特征, 其内部可以俘获与围岩成分相同的白云岩角砾，并且与液化硅质细脉共生；⑤围岩为中-厚层白云岩层且不发育纹层，液化硅质物引起围岩变形，从而难以识别，总体表现为成层性变差，而液化硅质本身的变形更为突出。

2.1.4枕状层构造

枕状层是指软沉积物由于地震振动引发变形而形成的不规则枕状、球状层[19]，表现为岩层内密集的扁椭球体[20]。在野外露头剖面上，枕状层上球枕呈椭球体、串珠状、豆荚状、香肠状排列，层内重叠在一起，大小不等，长度0.5～20cm，厚15～30cm(图6(a))。层面上表现为不规则状，大部分球枕体以不同形式交连，具有明显软变形特征(图6(b))，主要以他形粒状细粉晶方解石为主，含少量白云石、有机质和陆源砂。陆源砂多呈棱角-次棱角状，成分主要为石英，粒径多小于0.1mm。球枕体间的基质与球枕体不同，主要表现为泥质和硅质含量较高，几乎不含陆源砂，矿物颗粒较细，基质见有变形纹层，当单个球枕出现时，因负载体下沉明显使得基质纹层向下弯曲变形。

图5　液化卷曲变形构造野外照片

图6　枕状层构造野外照片

2.2挤压变形

2.2.1板刺状角砾

板刺状角砾是由宋天锐[3]在研究北京地区前寒武纪碳酸盐岩地层中地震-海啸序列时提出，是指“曾经被扰动过的纹层状藻席(叠层石), 成为许多碎片, 表现为放射状角砾, 从侧面看, 每一个角砾具有刺状外形”，并将其解释为地震成因，出现在地震-海啸序列的第2个单元。乔秀夫等[11]认为板刺状角砾岩以横向与直立紧密褶皱连接，砾石仅直立及叠瓦排列区别于风暴砾岩，是在地震持续挤压力作用下形成的。

从区内板刺状角砾层的特征看，多由直立及叠瓦紧密堆积排列的片状硅化白云岩角砾构成，缺少螺旋状、倒小字及杂乱状等排列方式，单个角砾呈片状、板状，一般角砾长5～10cm，宽约3～5mm,棱角明显，无分选，无磨圆，不同单层的角砾倾斜方向不同。板刺状角砾层是半-未固结的薄层沉积岩层在地震时持续受到北东-南西向水平挤压发生褶曲，当挤压力足够大时，褶曲层破裂形成板刺状角砾(图7)。

2.2.2微型褶皱

微型褶皱通常表现为小型的层间褶皱，沉积物液化和未固结的沉积岩层受到水平挤压，形成微型褶皱。因此，与枕状层和液化脉构造一样，微型褶皱被认为是一种典型的地震驱动的软沉积物变形构造[22]。区内微型褶皱发育在厚层白云岩所夹的含硅质条带白云岩中，以硅质条带的弯曲为特征。与后期构造形成的褶皱变形不同，微型褶皱属于层内变形，其上覆及下伏岩层均未受到影响，褶皱形态不规则，单个褶曲变化较大(图8)。

图7　板刺状角砾岩　　　　　　　　　　　　　　　　　　图8　微型褶皱

2.2.3丘-槽构造

丘-槽构造是顶部的软沉积物，在受到地震应力作用下挤压变形而形成的褶皱[22～24]，夹于上、下未变形岩层之间，表现为一组交替出现的背斜(丘) 与向斜(槽)，沉积物在丘顶的上超是识别丘-槽构造的重要标志[20]。

区内丘-槽构造发育在第75层，软沉积物挤压变形形成的褶皱表现为零星断续分布的白色硅质条带，且具一定的弯曲变形。剖面上表现为2个小背斜夹一个小向斜的丘-槽-丘形态，对称出现，丘、槽形态完整(图9)。丘体底部长60cm，高20cm，一侧较为平缓，与下伏岩层夹角约为30°，与槽相连的一侧较陡，夹角约为70°，发育在成层性好的中层白云岩之上；槽体长约40cm，槽深约10cm，槽内沉积物为薄层泥质白云岩，向两侧的丘顶有明显的上超。从上述特征来看，在丘-槽构造的两侧，地震导致的挤压应力是相等的。

2.3拉伸变形

区内拉伸变形导致的环形构造是由一系列扁的薄层硅质白云岩同心环体构成，夹于厚层未变形的白云岩之间。野外剖面上，环形构造横向上每个环形体沿走向顺层分布，相邻2个环状体之间是被一组剪切力分割，拉伸变细甚至断开(图10)。Rodriguez-Pascua等[25]和袁静等[26]将环形层解释为深湖相或静水弱4级以下地震晃动的产物。有研究表明，环状构造不仅发育于湖泊季节性纹层，在陆表海的纹层状岩石中同样发育环形构造[17,20,27]。计算机模拟显示，纹层状碳酸盐岩沉积在两侧的张性拉力下可以形成环形层[17]。

图9　丘-槽构造图　　　　　　　　　　　　　　　　　　　图10　环形构造

图11　层间小断层

2.4脆性变形

研究区脆性变形导致的层间小断层为一组断距较小，近平行排列的正断层，位于厚层白云岩中所夹的薄层内。层间小断层主要截断薄层白云岩，上覆及下伏岩层均未受到影响，以张性正断裂为特点，断裂面平直，产状大致近似，相互平行，倾角近乎直立(图11)。断层上、下盘之间的断距小，一般不大于5cm，未见褶皱或撕裂现象，表明薄层白云岩成岩后的脆性变形是导致层间小断层形成的主要原因。层间小断层被认为是震积岩中最典型的构造类型，是重要的古地震证据[1]。

3古地震发生频率

河北宽城中元古位于燕辽裂陷槽中部，紧邻燕辽裂陷槽轴部发育的凌源-平泉-兴隆-密云同沉积断裂带，该断裂带始于中元古界常州沟组沉积期，长城纪持续活动，断裂活动引发地震导致宽城中元古代Chg震积岩十分发育，主要集中在3个层段。

1)第2段该层段厚度约66.19m，震积岩以液化卷曲变形和液化脉震积岩为主，表现出压应力形变特征，具典型的沟槽构造、微褶皱变形和板刺状角砾岩。

2)第5段该层段厚度约65.57m，震积岩以枕状层构造为特征，另外发育液化卷曲变形和粒序断层。

3)第9段该层段厚度约65.5m，震积岩以张应力形变为特征，表现为小正断层、环形构造和地裂缝等。

乔秀夫等[28]对受古郯庐断裂带和白云鄂博裂陷槽的活动所引起的地震研究后认为，华北地台东部震旦系及下古生界中地震节律为40Ma及30Ma。刘鹏举[12]对凌源-平泉-兴隆-密云同沉积断裂带北侧河北平泉Chg震积岩进行过详细的研究，认为Chg沉积时期经历了3个地震活跃期，计算出的地震节律约为65Ma，并认为该地震节律反映的是燕山裂陷槽北部边缘的断裂活动规律。

河北宽城Chg震积岩集中分布的3个层段代表了3个强烈的地震活跃期。Chg的沉积时限精确到1600～1550Ma，宽城尖山子实测的Chg厚度为938.55m，地层沉积速率约为18.8m/Ma。据此计算出的地震节律大致约为13Ma(12.2Ma和13.6Ma)，每个地震活跃期的持续时间大约为3.5Ma。以此与刘鹏举计算的地震节律(约65Ma)对比，两者区别主要在于Chg的沉积时限的选择，该次研究选择了梅冥相[13]对Chg沉积时限的最新研究成果，故可信度更高。

笔者认为，平泉和宽城Chg的地震节律反映出的是燕山裂陷槽轴部同生断裂活动的规律。河北宽城与平泉相邻，宽城位于河北平泉的南部，且宽城和平泉分别位于燕辽裂陷槽轴部凌源-平泉-兴隆-密云同沉积断裂带的南北两侧，均受燕辽裂陷槽轴部同生断裂带构造活动的控制。

利用乔秀夫等绘制的震级与液化最大震中距的关系图，将宽城到凌源-平泉-兴隆-密云同沉积断裂带垂直距离确定为Chg沉积时期地震的震中距，估算出的震级约为6～7级。

4结论

1)河北宽城Chg识别出多种类型震积岩，包括软沉积物液化变形、挤压变形、拉伸变形和脆性变形等。

2)Chg沉积时期区内存在3个强烈的地震活跃期，每个地震活跃期的持续时间大约为3.5Ma，活跃期之间的间隔(地震节律)大致约为13Ma，估算出的震级为6～7级。

[参考文献]

[1]Seilacher A. Fault-graded beds interpreted as seismites[J].Sedimentology，1969,13:155～159.

[2]Seilacher A. Sedimentary structures tentatively attributed to seismic events[J].Marine Geology,1984,55(1):1～12.

[3]宋天锐.北京十三陵前寒武纪碳酸盐岩地层中的一套可能的地震—海啸序列[J].科学通报, 1988,38(8):609～611.

[4]吴贤涛,尹国勋.四川峨眉晚侏罗世湖泊沉积中震积岩的发现及其意义[J].沉积学报, 1992,10(1): 19～26.

[5]乔秀夫,宋天锐,高林志,等.碳酸盐岩振动液化地震序列[J].地质学报, 1994,68(1):16～34.

[6]梁定益,聂泽同,万晓樵,等.试论震积岩及震积不整合:以川西滇西地区为例[J].现代地质, 1991,5(2):138～146.

[7]梁定益,聂泽同,宋志敏.再论震积岩及震积不整合:以川西滇西地区为例[J].地球科学, 1994,19(6):845～850.

[8]孙晓猛,梁定益,聂泽同.大陆边缘震积岩序列：以金沙江中段震积岩为例[J].现代地质, 1995,9(3):271～278.

[9]乔秀夫,高林志.华北中新元古代及早古生代地震灾变事件及与Rodinia 的关系[J].科学通报, 1999,44(16):1756～1758.

[10]和政军,宋天锐,丁孝忠,等.燕山中元古代裂谷早期同沉积断裂活动及其对事件沉积的影响[J].古地理学报, 2000,2(3):83～91.

[11]乔秀夫,高林志.燕辽裂陷槽中元古代古地震与古地理[J].古地理学报，2007,9(4):337～352.

[12]刘鹏举.河北平泉中元古代高于庄组震积岩及地震节律[J].现代地质，2001,15(3):266～268.

[13]梅冥相.震动变形构造所表征的震积岩:以河北宣化中元古界高于庄组第三段为例[J].地学前缘.2012,19(2):239～247.

[14]温献德.华北北部中、上元古界的大陆裂谷模式和地层划分[J].前寒武纪研究进展,1997,20(3):21～28.

[15]温献德.华北北部中晚元古代岩相古地理及其演化[J].石油大学学报(自然科学版),1989,13(2):13～21.

[16]陆克政,戴俊生.冀辽裂陷谷中上元古界构造特征及演化[J].石油大学学报(自然科学版), 1989,13(2):1～11.

[17]苏德辰，孙爱萍.北京永定河谷中元古界雾迷山组软沉积物变形与古地震发生频率[J].古地理学报，2011，13(6)：591～614.

[18]Qiao X F,Song T R,Gao L Z,et al. Seismic sequence in carbonate rocks by vibrational liquefaction[J]. Acta Geologica Sinica, 1994,7(3) :243～265.

[19]Roep T B,Events A J. Pillow-beds:a new type of seismites? An example from an Oligocene turbidite fan complex,Alicante[J].Sedimentology, 1992,39:711～724.

[20]乔秀夫,李海兵.沉积物的地震及古地震效应[J].古地理学报, 2009,11(6)：593～610.

[21]杜远生,龚一鸣.东澳大利亚南悉尼盆地二叠系与古地震有关的软沉积变形构造[J].地质学报, 2007,81(4):511～518.

[22]Rossetti D F，Goes A M.Deciphering the sedimentological imprint of paleoseismic events: an example from the Aptian Codo Formation，Northern Brazi[J].Sedimentary Geology，2000，135(1-4)：137～156.

[23]Rossetti D F，Goes A M，Werner T，et al. Tsunami-induced large-scale scour-and-fill seructures in Late Albian to Cenomanian deposits of the Grajau Basin，northern Brazil[J].Sedimentology，2000,47(2):309～323.

[24]张传恒,刘典波,张传林,等.新疆博格达地区早二叠世软沉积物变形构造:弧后碰撞前陆盆地地震记录[J].地学前缘, 2006,13(4):255～266.

[25]Rodriguez-Pascua M A,Calvo J P,Vicete G D,et al. Soft-sediment deformation structure interpreted as seismites in lacustrine sediments of the Prebetic Zone，SE Spain,and their potential use as indicators of earthquakeMagnitudes during the Late Miocene[J].Sedimentary Geology，2000,135:117～135.

[26]袁静,陈鑫,田洪水.济阳坳陷古近纪软沉积物变形层中的环状层理及成因[J].沉积学报, 2006,24(5):672～680.

[27]田洪水，张增奇，杜圣贤.山东临朐红丝石层中的古地震记录[J].中国地质, 2006,33(5):1137～1148.

[28]乔秀夫,李海兵,高林志.华北地台震旦纪-早古生代地震节律[J].地学前缘, 1997,4(3-4):155～160.

[编辑]邓磊

22 Seismites and Ancient Earthquake Frequency in Gaoyuzhuang Formation of Kuancheng in Hebei Province

Zheng Xiucai

(Author’sAddress:CollegeofEngineeringandTechnology，YangtzeUniversity,Jingzhou434020，Hubei，China)

Abstract:A series of distinctive tectonic characters of seismites were developed in Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation in Kuancheng Area of Hebei Province，which included liquefaction deformation(diapirs,liquefied veins and liquefied curl)，extrusion deformation(planar-spiny breccia and hillock-trough sructure)，tensile deformation(circular layer)and brittle deformation(small faults between layers).Most of relative seismites were concentrated in the second，fifth and ninth stratigraphic segments which represented three seismic active times.The interval of seismic active time (earthquake rhythm) was 13Ma，each of seismic active duration was about 3.5Ma.The 13Ma of earthquake rhythm reflected the contemporaneous fault regularity of trough axis on Yanshan rift.According to the second segment of seismite frequency，it can primarily estimate that the ancient seismic frequency is about 0.15Ma.By utilizing the relationship of magnitude and the largest liquefied epicenter distance, the estimated magnitude is 6 to 7.

Key words:seismite；earthquake rhythm；Mesoproterozoic Gaoyuzhuang Formation；Kuancheng Area in Hebei Province

[文献标志码]A

[文章编号]1673-1409(2016)11-0022-08

[中图分类号]P512.2

[作者简介]郑秀才(1963-)，男，研究员，主要从事沉积与储层和高等教育方面的研究工作，1250709111@qq.com。

[基金项目]中国石油化工有限股份公司海相前瞻性研究项目(YPH08026)。

[收稿日期]2016-02-01

[引著格式]郑秀才.河北宽城高于庄组震积岩与古地震发生频率[J].长江大学学报(自科版),2016,13(11):22～29.