孕震构造块体与相应地震区划分方法

2021-03-30吴晓娲秦四清薛雷张珂陈竑然翟梦阳

地质论评 2021年2期

吴晓娲，秦四清，薛雷，张珂，陈竑然，翟梦阳

1)北京市勘察设计研究院有限公司，北京，100038；2)中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院页岩气与地质工程重点实验室，北京，100029；3)中国科学院地球科学研究院，北京，100029；4)中国科学院大学地球与行星科学学院，北京，100049

内容提要: 可靠地划分地震区可奠定地震预测与地震危险性评价的地质基础，具有十分重要的意义。笔者等通过研究分析指出板内孕震构造块体侧向边界可由区域性大断层或由区域性大断层与板块边界界定，底边界为康拉德面或低速高导层；板间孕震构造块体为俯冲板块，可由区域性大断层和(或)板块边界约束；在同一个孕震构造块体和同一轮地震周期的地震具有内在联系。因此，地震区可定义为代表相应孕震构造块体地震活动的区域，其可表征该块体内源自锁固段破裂的地震活动。基于笔者等提出的孕震构造块体和相应地震区边界确定原则，把全球两大地震带(环太平洋地震带和欧亚地震带)划分为62个地震区；每个地震区的分区方案均通过了多锁固段脆性破裂理论的检验，这说明方案可靠。进而，笔者等归纳总结了地震区划分方法。

可靠地划分地震区可奠定地震预测与地震危险性评价的地质基础，具有十分重要的意义。由于地震活动在空间上并非完全随机分布，而是分布在一定的空间范围(Cornell，1968)，因此不少学者根据地震空间分布特征给出了地震区的多种定义。例如，陆远忠等(1985)认为地震区是地震相对密集区；任镇寰和罗振暖(1998)把地震活动与新构造活动具有一定相关性的地区称为地震区；王锺琦等(1994)认为地震区是地震活动频繁而强烈的区域；袁一凡和田启文(2012)指出，同一地震区地震活动在时间、空间、强度上具有共同特征和相互联系；Bhasker(2013)将地震区定义为地震倾向集中的区域，如美国中部的新马德里地震区和瓦巴什山谷地震区。

在此基础上，诸多地震学家亦提出了多种地震区划分方法。例如，Nishenko和Jacob(1990)沿太平洋板块和北美洲板块边界的大致走向划分了夏洛特皇后—阿拉斯加—阿留申地震区；Nishenko(1991)根据板块边界把环太平洋地区划分为智利地震区、秘鲁地震区等；Markušic和Herak(1998)利用地震地质资料和地球物理数据，把克罗地亚及其邻区划分为17个地震区；有些学者(Kelson et al.，1996；Kenner and Segall，2000；Grollimund and Zoback，2001； Tuttle et al.，2002)在研究1811～1812年美国新马德里3次大地震时，把密苏里州、阿肯色州、田纳西州和肯塔基州交界区域划分为新马德里地震区；Bus 等(2000)认为地震区应根据震中分布和该地区已知断层性质(数量、走向、长度)进行划分；Cid 等(2001)利用数值模拟方法把巴塞罗那市划分为4个地震区；Muço 等(2002)根据地震构造和地震空间分布资料，把阿尔巴尼亚地区划分为8个地震区；Magsi(2014)指出，地震区划分应考虑深部构造、区域构造、地壳形变强度、地球物理参数、震源深度与地震烈度资料；有些地震学家(Bufe and Varnes，1993；Papazachos and Papazachos，2000，2001；彭克银等，2003；Scordilis et al.，2004；Bowman et al.，2012)提出了孕震区域临界半径与震级的统计关系式，通过对比不同的搜索半径筛选最优地震区，但据其划分的地震区很有可能横穿区域性大断层(块体边界断层)，导致把属于不同构造块体的地震归为一起。

尽管前人划分地震区的方法不同，但主要目的一致，即通过统计分析区内的地震活动评价地震危险性。这意味着在同一个地震区内的地震存在潜在关联性。然而，根据上述方法划分的地震区在空间区域界定上具有强人为性和不确定性，其不仅缺乏严格且统一的地质依据，而且未采用科学理论检验分区方案的可靠性和合理性，以至于很有可能将不相关的地震划分到同一个地震区，或者出现地震区重叠现象。这会导致两个问题：①不能可靠地确定监测数据的空间统计范围；②难以区分地震事件类型和界定地震周期。

在笔者等以前的工作中，基于当时还不够完善的多锁固段脆性破裂理论(秦四清等，2010)，曾初步提出了表征构造块体内部地震活动关联性的地震区划分方法(秦四清等，2015a，b，2016a，b，c)，但尚未妥善解决孕震构造块体(孕育且发生较大地震的块体)和相应地震区边界确定原则这一关键问题。随着该理论的逐渐完善，目前其能很好地描述浅源、中源与深源构造地震产生过程(吴晓娲等，2016；杨百存，2019)。鉴于此，本文将在以前工作基础上，根据该理论与大地构造学说，阐明孕震构造块体和相应地震区边界确定原则，并结合全球两大地震带地震区的分区实践提出更为系统完善的地震区划分方法。

图1 板内构造块体、地震区与锁固段示意图Fig. 1 Schematic illustration of intraplate tectonic blocks, seismic zones and locked segments(1)岩桥；(2)断层中的坚固体；(3)凹凸体；(4)断层所围限的块体(1) A rock bridge; (2) a strong junction of two intersecting faults; (3) an asperity; (4) a block bounded by faults

1 理论依据

1.1 多锁固段脆性破裂理论

锁固段(秦四清等，2010；陈竑然等，2019)是构造块体内承受应力集中且具有高承载力的地质结构(图1和图2)，常赋存于断层中或由断层围限而成；其主控构造地震产生，即不同规模的脆性破裂产生不同量级的地震。大尺度、扁平状的锁固段承受极其缓慢的剪切加载且处于高温高压环境，导致其具有强非均匀性和低脆性(陈竑然等，2019；杨百存，2019；杨百存等，2020)，应呈现特定的断裂前兆和破裂演化规律。一些学者(秦四清等，2010；薛雷等，2018；陈竑然等，2019；杨百存，2019)阐明锁固段体积膨胀点处的高能级破裂事件为可判识断裂前兆，且体积膨胀点和峰值强度点之间的地震序列呈现“两头大、中间小”模式；定义发生在锁固段体积膨胀点和峰值强度点处的地震为标志性地震，两点之间的地震为预震，临近峰值强度点的预震为前震；发现在同一个地震区和同一轮地震周期，标志性地震的演化遵循如下指数律：

εf(k)=1.48kεc

(1)

图2 板间构造块体、地震区与锁固段示意图Fig. 2 Schematic illustration of interplate tectonic blocks, seismic zone and locked segments

式中，εc为第1锁固段体积膨胀点处标志性地震的临界剪切应变值，εf(k)为第k锁固段峰值强度点处标志性地震的临界剪切应变值。式(1)说明，标志性地震的演化遵循确定性规律，故其具有可预测性。

Benioff应变为地震波辐射能的平方根(Benioff，1951)，可根据震级与辐射能关系求得，累积Benioff应变(CBS)为Benioff应变之和。由于CBS比正比于剪切应变比(杨百存，2019；杨百存等，2020)，则式(1)可变为：

Sf(k)=1.48kSc

(2)

式中，Sc为第1锁固段体积膨胀点处标志性地震的临界CBS值，Sf(k)为第k锁固段峰值强度点处标志性地震的临界CBS值。

由于某一地震区当前地震周期的地震目录通常包含与锁固段脆性破裂无关的地震事件，因此秦四清等(2015c)设置最小有效性震级Mv以确定锁固段破裂事件的门槛震级。考虑到第1锁固段体积膨胀点前不小于Mv的地震目录通常不完整，初始CBS误差可能出现，秦四清等(2010)导出了如下误差修正公式：

(3)

式中，Δ为误差值，Sc*和Sf*(1)分别为误差修正前第1锁固段体积膨胀点和峰值强度点处标志性地震的临界CBS监测值。

进行误差修正后，可把第1锁固段体积膨胀点处标志性地震的临界CBS值作为已知值，据式(2)可预测后续标志性地震的临界CBS值。

若在某地震区的当前地震周期共发生了n次标志性地震，那么第n次标志性地震为主震。在统一震级标度情况下，对第i次到第i+j次标志性地震，当Mi + j

Mi-Mi + j≤ 0.2 (1≤i≤n- 2，j≥ 1和i+j≤n- 1)

(4)

对两次相邻标志性地震，当Mi+1≥Mi，其震级的上限约束满足：

Mi+1-Mi≤0.5 (1≤i≤n-2)

(5)

对相邻标志性地震之间的预震，其震级的上限约束满足：

Mp≤min(Mi,Mi +1)-0.2 (1≤i≤n-1)

(6)

式中，Mi、Mi +j和Mi + 1分别表示第i次、第(i+j)次和第(i+ 1)次标志性地震的震级。

当最后一个锁固段被加载至峰值强度点发生断裂时，主震发生。经理论推导(杨百存等，2020)，可得到如下主震判识准则：

Mn-Mn-1> 0.5

(7)

式中，Mn和Mn-1分别表示主震和最后一个锁固段体积膨胀点处标志性地震的震级。

鉴于震级测定值存在误差，且目前不同地震台网给出的地震震级值均保留一位小数，当两次相邻标志性地震的震级差接近0.5时，根据式(7)容易误判主震。为此，建议根据特定地震区某次标志性地震后的地震活动特征做进一步判断(薛雷等，2018)。若后续不小于Mv的地震初期集中发生于该标志性地震震中附近的较小区域，之后随时间延续地震活动趋于平静，则可确认该标志性地震为主震；若后续不小于Mv的地震在该地震区内随机发生且保持活跃，则可认为该标志性地震不为主震(杨百存等，2020)。此时应参考不同地震台网对该震的测定值，根据式(5)修订震级。

1.2 大地构造学说

Carlson(1989)认为大地震的发生仅与某特定断层(带)相关，并且认为断层(带)之间并无影响。然而，实则不然。例如，傅承义等(1979)认为地震时能量的释放固然集中在断层错动的地方，但能量积累所涉及的范围却大得多，因此不应将注意力仅仅集中在发震断层附近；有些学者(Brent，2017；Hamling et al.，2017；Mason，2017)指出2016年新西兰卡尔弗登MW7.8 地震涉及到的断层多达十几条；马瑾(1999)强调中国大陆地震在空间上呈片状分布，因此在分析地震活动时要从以活动断层为中心转变为以活动地块为中心。鉴于此，研究地震成因机制时，不应仅研究发震断层(带)，还应考虑其它断层(带)的参与作用，即需要研究孕震构造块体和相应地震区的划分。

板块构造理论(Wilson，1965；McKenzie and Parker，1967；Le Pichon，1968；Morgan，1968)认为岩石圈可分为多个不同大小的板块，其是相对刚性和相对稳定的岩石圈块体，在软流圈表面上作相对运动；板块边界分为离散型(以海岭和裂谷为边界)、汇聚型(以岛弧—海沟、山弧—海沟、山弧—地缝合线和地中海型陆间海为边界)和剪切转换型(转换断层带)。板块边界类型决定了板间地震活动的分布及其强弱(邓起东等，2009)。

断块构造学说(张文佑等，1978；张文佑，1984)认为，岩石圈被断层分割成大小不等、深浅不一、厚薄不同和发展历史各异的断块，由此构成岩石圈的多层、多级和多期发展的断块构造格局(图3)；“板块”是最高一级的断块——“岩石圈断块”。他根据断层深度将断层分为：①盖层断层：切穿沉积盖层到达结晶基底(花岗岩质层或硅铝层)顶面的断层；②基底断层：切穿基底到达玄武岩质层(硅镁层)顶面的断层；③地壳断层：切穿整个地壳到达上地幔顶部的断层；④岩石圈断层：切穿整个岩石圈到达软流圈顶面的断层。此外，黄汲清等(1977)将切穿岩石圈、深入软流圈的断层定义为超岩石圈断层，其是规模最大的第一级深断层，一般构成大陆与大洋之间的分界。

邓起东等(2009)指出，断块构造是地球构造运动最基本的型式，活动断块是现今构造运动最基本的型式，其既控制主要活动构造带和地震活动带的分布，也控制不同地区地震活动特征的差异；据此，他们编制了中国活动断块划分图。然而，其划分的活动断块是否为相对独立的构造单元，即断块内的地震活动是否存在关联，尚不清楚，亟需发展可靠的方法予以判定。

图3 岩石圈内不同层级断块示意图(据张文佑等，1978修改)Fig. 3 Schematic illustration of hierarchical fault-blocks in the lithosphere (modified after Zhang Wenyou et al., 1978#)

2 孕震构造块体和相应地震区边界确定原则

笔者等认为，板块构造理论和断块构造学说各有优势，前者可作为划分板间构造块体的地质依据，后者可作为划分板内构造块体的地质依据，两者均可为划分相应地震区提供理论指导。

2.1 板内孕震构造块体和相应地震区边界确定原则

某条断层在构造变形与地质演化中所起的作用，主要取决于其切割深度和规模，且断层在平面上的延伸与影响范围，一般也与其深度成正相关。大规模的基底断层、地壳断层、岩石圈断层和超岩石圈断层，往往是构造块体间相对交错运动的构造大变形地带，其可被定义为区域性大断层。如上所述，地球岩石圈由被不同尺度断层(带)分割、可相对运动的层级构造块体组成，如构造板块(Wilson，1965)、断块(张文佑，1984)与活动地块(张培震等，2003)。特别地，被区域性大断层围限而成的构造块体，由于其内部变形远小于区域性大断层的构造变形，故其基本上作为一个单元运动(Keilis-Borok and Soloviev，2003)，这说明区域性大断层可作为块体侧向边界。由此而论，板内构造块体可由区域性大断层或由区域性大断层与板块边界界定。

自从板块构造理论被广为认可后，岩石圈底界面一直被认为是板块运移的主要滑脱面，甚至是惟一滑脱面(万天丰，2004)。然而，在大陆岩石圈构造研究中，诸多学者(金翔龙和高金耀，2001；许志琴等，2003；万天丰，2012；焦煜媛等，2017)逐渐认识到岩石圈内还存在其他滑脱面(图1和图3)，如康拉德面和莫霍面，有可能沿其发生不同程度的滑脱。

板内构造块体是否易沿某滑脱面滑脱，取决于该面的发育程度、该面的摩擦阻力与施加的切向构造荷载；而块体能否发生较大地震，则取决于其能否沿滑脱面发生较大的相对运动和其内是否存在锁固段。鉴于此，需厘清块体沿某滑脱面的易滑脱性和块体内锁固段的存在性，即需确定孕震构造块体底边界。

盖层断层切割范围仅局限于地壳表层的沉积岩层，盖层范围内岩石较破碎，其通常不发生较大地震；其下才是完整性较好、强度大的花岗岩层主体，是大地震震源孕育的层位(秦保燕，1999)。因此，笔者等认为盖层构造块体中不存在锁固段，但可能存在非锁固段(承载力介于锁固段和软弱介质之间; 杨百存等，2020)，其破裂会发生较小地震。这说明盖层构造块体不能作为孕震构造块体，即其底部滑脱面(盖层底界面)不能作为孕震构造块体的底边界。

不少学者(Meissner et al.，1987；Mooney and Braile，1989；曾融生等，1995；朱介寿等，1997；Artemieva and Thybo，2013；Reguzzoni et al.，2013；郝天珧等，2014)研究了全球莫霍面深度变化，发现大部分地区莫霍面的起伏变化较大，且有些地区莫霍面呈现非常明显的“波浪式”起伏(王红霞和郭玉贵，2005；罗艳等，2008；胡卫剑等，2014)，故十分不利于构造块体沿莫霍面滑脱，这说明该面亦难以作为孕震构造块体底边界。

徐常芳(1996)指出，构造活动和地震活动较强的地区，常发育中地壳低速高导层(地震波速低、电导率高)，其深度与康拉德面有较好的对应关系，该层以上地震活动强烈，以下以韧性变形和显著流变为主(周真恒等，1998)，构造变形的强度显著变弱，是很少发生地震的圈层；万天丰(2004)认为，从与地表贯通的断层和相关岩浆活动的地质证据来看，中国大陆中地壳低速高导层是主要的滑脱面，滑脱量最为显著，而沿盖层与基底之间界面的滑脱量以及沿莫霍面的滑脱量可能较小；顾芷娟等(1995)认为低速高导层在世界各地广泛存在。在低速高导层的物理力学性质研究方面，杨晓松等(2003)指出，地壳中部的低速高导层很可能具有力学软弱带的物理内涵，可作为滑脱面；一些学者(胡德昭等，1989；顾芷娟等，1995；范景辉，2002)的研究表明，低速高导层有一定厚度且含水，与莫霍面相比较软弱，在较小的上覆压力下构造块体易沿该层滑脱。

图4 板内地震区的3种类型边界断层(黄圈表示地震)Fig. 4 Three types of boundary faults in an intraplate seismic zone (Earthquakes are denoted by yellow circles) (1) 基本连续断层；(2) 不连续断层；(3) 隐伏断层(1) An almost continuous fault; (2) a discontinuous fault;(3) a blind fault

从震源深度来看，笔者等推测全球板内较大构造地震主要位于康拉德面或低速高导层之上。例如，唐新功等(2012)指出青藏高原山区康拉德面深度和莫霍面深度分别约为35 km和67 km，罗文行等(2008)指出该区不小于5级地震的震源深度主要分布在10～35 km；李松林等(2001)指出首都圈地区康拉德面和莫霍面深度分别为21～25 km和31～42 km，陈向军等(2018)指出新疆地区康拉德面和莫霍面深度分别为22～30 km和约54 km，笔者等通过查阅地震目录得知这两个地区不小于MS5.5地震主要位于康拉德面之上。这意味着：①即使下地壳硅镁层中发育有锁固段，但由于在更高的温压环境下其承载力大幅减小，即其已退化为非锁固段，也难以发生较大地震；②锁固段分布在盖层底部滑脱面和康拉德面或低速高导层之间；③孕震构造块体不应包括康拉德面或低速高导层以下的圈层。

综上，康拉德面或低速高导层可作为孕震块体底边界。由此而论，只要是切穿基底的大规模断层，均可视为广义上的区域性大断层，皆可作为孕震构造块体侧向边界。显然，这样厘定的孕震构造块体涉及到非锁固段破裂(地震)事件，故在数据处理时应尽量剔除这些事件，这可通过引入门槛震级Mv实现。

根据区域性大断层线(断层与地面的交线)确定地震区范围时，常遇到3种类型边界(许才军等，2009；图4)，须分情况处理：①基本连续断层(成熟边界)：其通常能切穿地壳或整个岩石圈，划分地震区时应首选该类断层为边界；②不连续断层(发展中边界)：根据断层延伸方向连接断层线端点，可形成封闭的地震区边界; ③隐伏断层：连接已有断层线端点可形成封闭的地震区边界，其连线能大致代表隐伏断层走向。

2.2 板间孕震构造块体和相应地震区边界确定原则

鉴于板间构造块体涉及到俯冲板块和仰冲板块(图2)，故需厘清赋存有锁固段的板块，才能明确孕震构造块体。一些学者(Stern，2002；洪汉净等，2009；董金龙等，2015；Lay，2015)指出板间地震沿板块边界呈带状分布，其产生和分布主要受俯冲板块控制，这意味着锁固段分布在其内，即俯冲板块为孕震构造块体。鉴于此，且参考上述板内构造块体侧向边界确定原则，笔者等认为板间地震区边界可由区域性大断层和(或)板块边界约束，且应优先考虑汇聚型板块边界约束。以此为指导，则可按如下原则制订板间地震区的分区方案：①若某板块周围均有板块边界，如鄂霍次克板块，则可据其且囊括主要汇聚型边界附近较大地震确定地震区边界；②若主要汇聚型边界周围有区域性大断层和其他板块边界，以后两者作为地震区边界；③若边界断层资料缺失，可沿主要汇聚型板块边界延伸方向且囊括其两侧或单侧较大地震初划地震区，进而考虑相邻地震区的地震强度和(或)震源深度的显著差异性厘清相邻边界，最终确定相邻地震区各自的分区方案。

因为这样划分的地震区涉及到俯冲板块和仰冲板块(常赋存有非锁固段)两个构造块体，而地震区应仅涉及前者且应表征前者的地震活动，故在数据处理时应尽量剔除后者的地震事件，这可通过引入门槛震级Mv实现。

3 地震区划分方法

显然，在同一个孕震构造块体和同一轮地震周期的地震具有内在联系；相邻块体通过剪切和(或)挤压产生相互作用，但各块体的地震(不小于Mv)演化规律互不影响。因此，地震区是代表相应孕震构造块体地震活动的区域，其可表征相应块体内源自锁固段破裂的地震活动。

基于上述孕震构造块体和相应地震区边界确定原则，笔者等以全球两大地震带(环太平洋地震带和欧亚地震带，图5)为研究对象，参考《中国活动构造图》(邓起东等，2007)、《中国新疆及邻区地震构造图》(沈军，2014)、《亚欧地震构造图》(张裕明等，1981)、《全球构造体系图》(苗培实，2010)、《亚欧地质图》(李廷栋等，1997)、《Active faults of the world》(Yeats，2012)等资料，共划分了62个地震区(图5)，其中包括中国及其邻区的33个地震区(图6)。

图5 全球两大地震带地震区划分图(据秦四清等，2016d)Fig. 5 Seismic zoning map of two major seismic belts (the Circum-Pacific seismic belt and the Eurasia seismic belt) worldwide (from Qin Siqing et al., 2016d&)

图6 中国及其邻区地震区划分图(据秦四清等，2016b，d)Fig. 6 Seismic zoning map in China and its neighboring areas (from Qin Siqing et al., 2016b&, d&)

若上述全球两大地震带每个地震区的分区方案可靠，则均能通过多锁固段脆性破裂理论的检验。笔者等对62个地震区的震例分析表明，全部分区方案均通过了理论检验，即不仅每个地震区历史标志性地震的演化能够被回溯(秦四清等，2016a，b，c)，而且对某些地震区标志性地震的前瞻性预测也已得到证实(秦四清等，2011，2012，2013，2014a，b，c；杨百存等，2018)。

结合全球两大地震带地震区的分区实践，笔者等归纳总结出地震区划分方法的要点为：

(1)以地质构造和地震资料为参考，以孕震构造块体和地震区边界确定原则为依据，以保证地震区之间不重叠和“无缝衔接”为宗旨，初定多个地震区的分区方案；

(2)根据多锁固段脆性破裂理论检验每个地震区的分区方案可靠性。若其中一个或几个地震区的分区方案未通过检验，则按要点(1)重新厘定边界，直至全部方案均通过检验，这样可确定最终方案。在边界断层为不连续或隐伏的情况下，可进行如下操作：对不连续断层，当断层线端点之间的连线上或连线附近有较大地震分布时，根据该理论判断地震的归属，据此可微调边界；对隐伏断层，连接已有断层线端点的连线方式亦可照此进行。当然，若后续研究揭示了隐伏断层分布，则据此确定边界。

以下，以北海道板间地震区和运城板内地震区为例，具体阐述该方法的实施步骤。

(1)北海道地震区。该地震区位于欧亚板块、北美洲板块、太平洋板块与菲律宾板块之间，几乎对应鄂霍次克板块。由于该板块周围存在清晰的板块边界，据此且考虑较大的地震分布可确定地震区范围(图7或图5中编号38)。以下，将通过多锁固段脆性破裂理论检验该地震区的分区方案可靠性。

图7 北海道地震区地震构造图Fig. 7 Seismotectonic map of the Hokkaido seismic zone

该地震区当前地震周期曾发生标志性地震3次，分别为1898年6月5日日本海沟Muk8.7地震、1952年11月4日堪察加东部近海MW8.9地震和2011年3月11日日本宫城东部近海MW9.0地震(杨百存，2019)。由图8看出，经误差修正后该地震区当前地震周期标志性地震的临界CBS值很好地满足式(2)。需指出的是，1933年3月2日日本海沟MW8.5地震，是1952年标志性地震前的1次显著预震；1963年10月13日千岛群岛MW8.5地震，是2011年标志性地震前的1次显著预震(秦四清等，2016a)。这两次预震是不同锁固段破裂发生的最大预震。显然，标志性地震的震级满足式(5)，预震的震级满足式(6)。因此，无论从标志性地震演化规律上看，还是从震级约束关系上看，北海道地震区的分区方案可靠，可据之预测未来的标志性地震。

图8 考虑误差Δ修正后北海道地震区当前地震周期公元144年2月15日～2016年2月24日之间MW ≥ 7.0(Mv = MW7.0)地震的CBS与时间关系Fig. 8 Time variations of CBS of MW ≥ 7.0 (Mv = MW7.0) earthquakes from February 15, 144 to February 24, 2016, in the Hokkaido seismic zone and its current seismic period after introducing the initial error Δ

图9 运城地震区及其相邻地震区地震构造图Fig. 9 Seismotectonic map of the Yuncheng seismic zone and its neighboring seismic zones

图10 考虑误差Δ修正后运城地震区当前地震周期公元前2300～2015-11-21之间MS ≥ 6.0(Mv = MS6.0)地震的CBS与时间关系Fig. 10 Time variations of CBS of MS ≥ 6.0 (Mv = MS6.0) earthquakes from 2300 B.C. to November 21, 2015, in the Yuncheng seismic zone and its current seismic period after introducing the initial error Δ

(2)运城地震区。运城地震区(图9或图5和图6中编号24)的边界断层为八里罕断层、太行山山前断层、太行山大断层、封门口—五指岭断层、温塘断层、华山山前断层、华山西麓断层、秦岭北麓断层、陇县—宝鸡断层、六盘山断层、黄河—灵武断层、正谊关断层、巴彦乌拉山断层、狼山山前断层和阴山—燕山断层。其中，阴山—燕山断层为岩石圈断层(张文佑等，1983)；黄河—灵武断层深度大于40 km，向下切割了莫霍面(雷启云等，2014)；华山山前断层为岩石圈断层(任隽，2012)；太行山山前断层已切穿莫霍面(李志伟等，2006；张岭等，2007；吕作勇和吴建平，2010)，为一岩石圈断层；太行山大断层为一深大断层，深切莫霍面(曹现志等，2013；于洋，2016)。以下，将通过多锁固段脆性破裂理论检验该地震区的分区方案可靠性。

该地震区当前地震周期曾发生标志性地震3次，分别为1303年9月25日山西洪洞MS8.0地震、1556年2月2日陕西华县MS8.2地震和1695年5月18日山西临汾MS8.0地震；该区历史上预震的震级不超过MS7.0(杨百存，2019)。由图10看出，经误差修正后该地震区当前地震周期标志性地震的临界CBS值很好地满足式(2)；此外，标志性地震和预震的震级分别满足式(5)和(6)。这说明运城地震区的分区方案可靠，可据之预测未来的标志性地震。