张邦花, 田洪水, 杨传成, 张慎河. (2024). “泰山震”的震中在郯庐断裂带安丘地区的证据* [J]. 古地理学报, 26(3): 714-724.
ZHANG Banghua, TIAN Hongshui, YANG Chuancheng, ZHANG Shenhe. (2024). Evidences that epicenter of ‘Taishan earthquake’ was located in Anqiu area of Tanlu fault zone[J]. Journal Of Palaeogeography, 26(3): 714-724.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2024.03.060
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“泰山震”的震中在郯庐断裂带安丘地区的证据*
张邦花1, 田洪水2, 杨传成3, 张慎河2
1 山东建筑大学测绘地理信息学院,山东济南 250101
2 山东建筑大学土木工程学院,山东济南 250101
3 山东省地震研究中心,山东济南 250014

第一作者简介 张邦花,女,1970年生,博士、副教授,从事自然地理学与地震事件研究。E-mail: banghuazhang@163.com。

收稿日期:2022-10-29 修回日期:2023-01-20
基金资助:*山东建筑大学博士基金项目(编号: XNBS1708)、国家自然科学基金项目(编号: 41272066)和国家科技支撑计划项目(编号: BAK19B04-01)联合资助
摘要

“泰山震”发生于公元前1831年,是中国史料记载的最早的历史地震。据《竹书纪年》记载: 夏帝发七年(公元前1831年),当名为“发”的皇帝正在登泰山时,发生了一次强地震。因这次地震使皇帝受到了惊吓,因此,被名之为“泰山震”而首次记载下来。显然,名为“发”的皇帝受地震恐吓的地理位置是泰山坡麓。由于在泰山及其附近,地震地质学家一直未找到“泰山震”的地震地质记录。因此,“泰山震”的震中和震级一直是个谜。重新观察已发现的地震地质遗迹,结合一系列的测试、实验与剖析,本研究为“泰山震”是震中处在郯庐断裂带内安丘地区的强烈的历史地震提供了证据。首先,在距泰山以东约200 km远的郯庐断裂带安丘—夏庄盆地内的全新世湖沼相软土层中,存有震陷向斜与同震微断层等宏观的地震事件遗迹,它们记录的震中烈度Ⅸ度、震级达M7.0;二是借助于14C同位素年龄测定结果,结合计算相关土层的沉积时间,而获得了极为接近公元前1831年的发震时间(公元前1827年);三是依据华北地震烈度衰减模型,计算出该地震在泰山的衰减烈度为Ⅵ度。中国地震烈度表显示,Ⅵ度烈度完全使人站立不稳或惊逃户外,这符合当年登山皇帝受地震惊恐的史料记录。

关键词: 泰山震; 震中; 安丘; 震陷向斜; 郯庐断裂带; 证据
中图分类号:P546 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2024)03-0714-11
Evidences that epicenter of ‘Taishan earthquake’ was located in Anqiu area of Tanlu fault zone
ZHANG Banghua1, TIAN Hongshui2, YANG Chuancheng3, ZHANG Shenhe2
1 College of Surveying & Geoinformatics, Shandong Jianzhu University,Jinan 250101, China
2 School of Civil Engineering, Shandong Jianzhu University, Jinan 250101, China
3 Earthquake Engineering Research Center of Shandong Province, Jinan 250014, China

About the first author ZHANG Banghua,born in 1970,Ph.D.,an associate professor,is engaged in geography and seismic events research. E-mail: banghuazhang@163.com.

Fund:Co-funded by the Doctoral Fund Program of Shandong Jianzhu University(No.XNBS1708),the National Natural Science Foundation of China(No.41272066)and the National Science and Technology Major Project(No.BAK19B04-01)
Abstract

The‘Taishan earthquake’ named after Mount Taishan,occurred in 1831 BC,which was the earliest historical earthquake recorded by writing-materials in China. Bamboo Annals recorded that the strong earthquake occurred,when the emperor named “Fa”was climbing the Mount Taishan in the seventh year of Xia Di Fa(i.e.1831 BC). The earthquake shocked the emperor at that time,so for the first time,it was written and named after Mount Taishan. Apparently,the geographical position that the emperor “Fa”was threatened by the earthquake was at the hillside of the Mount Taishan. However,seismic geologists have been unable to find any seismic-geological records or traces of the historical earthquake in the Taishan area and its surroundings. Therefore,the epicenter and magnitude of the “Taishan earthquake”have been a mystery. By reobserving the discovered seismo-geological remains,combined with a series of tests,experiments and analysis,the paper provides evidences that the “Taishan earthquake”was a strong and historical earthquake with its epicenter located in the Anqiu area within the Tanlu fault zone. First of all,in the Holocene soft soil layers of limnetic facies in the Anqiu-Xiazhuang Basin of the Tanlu fault zone about 200 km away from Mount Taishan,there are macroscopical seismic traces such as seismic-subsidence synclines and co-seismic micro-faults,which recorded epicenter-intensity for degree of IX ,seismic magnitude for M7.0. Second,by means of the results of dating14C isotope,combining with calculating the sedimention time of the related soil layer,the earthquake time(i.e.1827 BC)obtained is very close to 1831 BC. Third,based on seismic intensity attenuation model in North China,the attenuation intensity induced by the earthquake is calculated to the degree of VI near Taishan. The Chinese earthquake intensity table shows that the VI intensity completely makes people stand unstable or escape outdoors,which accords with the historical records that the mountaineering emperor was frightened by the earthquake.

Key words: Taishan earthquake; epicenter; Anqiu; seismic-subsidence syncline; Tanlu fault zone; evidence

据《山东省自然灾害史》(魏光兴和孙昭民, 2000)阐述: 以泰山命名的“泰山震”发生于公元前1831年, 它是中国史料记载的最早的历史地震。《竹书纪年》也记载: 在夏帝发七年即公元前1831年, 当夏朝名为“发”的皇帝正登泰山时, 发生了一次强地震, 使当时正登泰山皇帝受到了惊吓(魏光兴和孙昭民, 2000)。显然, 这次地震发生在晚全新世, 然而, 晁洪太等(1999)在泰山周围的泰安地区, 开展了详细的地震地质调查, 发现最新的地震地质遗迹形成于晚更新世末—早全新世; 在泰安地区, 未曾找到更新的地震地质记录。因此, 关于这次地震的震中和强度, 长期以来无人做出确凿的解答。晁洪太等(1999)曾推断: “泰山震”可能属远离泰山的一次远震, 其震中可能位于附近的活动断裂带上。那么, 这次地震的震中的地理位置与确凿证据或地震地质记录是什么?其地震强度是多少?如果是在异地发生的一次强震, 那么这次强震传播到泰山产生的衰减烈度是否能引起人们惊吓?本研究据密切相关的地震地质记录和深入分析, 针对上述问题做了探索与印证性解答。

在郯庐断裂带内与泰山相距约200 km的安丘地区, 地震地质研究已从全新世黑土湖组中, 鉴别出了震陷向斜与同震微断层等地震事件遗迹; 经14C测年, 获得震陷向斜软土层顶部的平均年龄为公元前1887年(田洪水等, 2015a)。公元前1887年的年龄值反映了黑灰色软土层生成的时间, 接近于“泰山震”公元前1831年的发震时间, 但与“泰山震”的发震时间还差几十年。为了找到新的证据, 笔者对组成震陷向斜的土层做了细致分析, 找到了记录地震事件发生时间的新依据: 震陷向斜中最新的变形土层。运用沉积土层厚度和沉积速率与土层沉积时间关系, 计算求得了最新变形土层沉积过程所经历的年数。结合14C测年数据, 获得了与公元前1831年极为接近时间值。经与模拟地震实验变形结果对比, 确定这次地震的震中烈度, 并推算出其震级。并据华北地区现代地震烈度衰减模型, 求得其在泰山的衰减烈度, 这为当时的皇帝受到惊吓提供了证据。

1 地质与地理环境

泰山位于中国山东省泰安市的北部, 其主峰海拔1545 m, 有“五岳之首”之称。它处在中国东部郯庐断裂带中段西侧, 与该断裂带相距约200 km(图 1), 它所在构造单元称之为泰山凸起, 该凸起北邻济阳坳陷。泰山是新生代差异升降构造运动而形成的断块山, 其形成年龄约30 Ma左右(张明利等, 2000)。晁洪太等(1999)经专门的地震地质调查, 在泰山山前断裂带找到的断层最新活动的地震遗迹形成于1.42×104 a BP至7200 a BP。泰山南侧附近发育2个狭长的新生代断陷盆地(泰安—莱芜盆地和平邑盆地), 其中充填着厚度大于1500 m的新生代冲积—浅湖积相与山麓—洪积相地层(宋明春和王沛成, 2003)。田洪水等(2017)曾在泰安—莱芜盆地和平邑盆地中识别出了古近纪地震事件层, 但不存在全新世地震遗迹。

图 1 山东安丘地区和泰山的地理环境与地质简图
1—泰山和安丘地区的区域地质构造位置; 2—地层界线及地层不整合接触界线; 3—断层; 4—详细研究地点(左)和可能的“泰山震”震中(右); 5—全新统临沂组(冲积相); 6—全新统黑土湖组(湖—沼相); 7—新近系牛山组(玄武岩); 8—古近系五图群; 9—下白垩统; 10—寒武系—中奥陶统; 11—震旦系; 12—中元古代二长花岗岩; TLZ—郯庐断裂带; YSZ—沂沭断裂带Fig.1 Geographical environment and geological sketch of Anqiu area and Mount Taishan in Shandong Province, China

郯庐断裂带中段纵贯山东中部, 又称沂沭断裂带, 宽20~80 km, 它是一条长期活动的强地震带。在该断裂带内及其两侧附近地区, 发育丰富的地震记录, 这些地震记录以面状分布的地震引起的软沉积物变形构造为主(Qiao et al., 1994; 乔秀夫等, 2001; 田洪水等, 2003, 2006, 2011, 2015a, 2015b, 2016; 2017; 袁静, 2004; 殷秀兰和杨天南, 2005; 杨剑萍等, 2006; 吕洪波等, 2011; 何碧竹等, 2011, 2012; 张邦花等, 2012, 2016, 2017; He et al., 2015a, 2015b)。也发育呈线状沿活断层分布的崩积楔、充填楔、断层角砾岩、糜棱岩及假玄武玻璃等第四纪地震记录(王华林等, 1992; 晁洪太等, 1995, 1997; 施炜等, 2003; 王志才等, 2005, 2015), 沿活断层分布的此类地震成因岩石称之为震断层构造岩(田洪水等, 2007)。

安丘地区的中南部发育一箕状断陷盆地, 被称为夏庄盆地, 它是由沂沭断裂带中间2条NNE向主干超岩石圈断层(F1安丘—莒县断层; F2沂水—汤头断层)与NE向纪家屯—永乐官庄壳内断层(F3), 以及南侧汞丹山凸起所挟持的中—新生代断陷盆地(图 1)。NW走向的短小断层为浅层次断层。上述断层在新生代发生了强烈构造与地震活动(宋明春和王沛成, 2003)。

夏庄盆地中—北部的汶河河畔宽5~10 km的范围内, 发育全新统黑土湖组和临沂组等地层(图 1), 并在东纪庄东北侧和关王庙村附近均可见露头(图 2)。黑土湖组自下而上由厚度0.3~1.0 m的黑灰色富有机质的粉砂质黏土(淤泥类软土)和厚度0.2~0.8 m黄灰色砂质黏土组成, 但多被开垦为耕地。黑土湖组形成于几千年前的平原、山间盆地之背景下的湖泊—沼泽沉积环境。临沂组是全新世最年轻的地层, 由冲积相砂土与砂质砾石组成, 厚度2~8 m, 大多覆于上更新统大站组硬塑粉质黏土之上, 局部覆于黑土湖组之上(宋明春和王沛成, 2003)。由于大站组粉质黏土曾是湖底之下的隔水层, 其顶部(厚达0.8~1.2 m)遭受湖水的浸泡和湖沼动物的掘潜(含有动物的潜穴), 致使这部分粉质黏土在当时很可能呈软塑状态。该地区上更新统大站组由粉质黏土(次生黄土)组成, 厚3~7 m, 隐伏于全新统之下, 与全新统呈不整合接触(图 2)。

图 2 山东安丘东纪庄东侧全新世地震引起的震陷褶曲和同震微断层
A—人工开挖陡坎上的4个窄而深的震陷向斜(Ⅰ、Ⅱ、 Ⅲ和Ⅳ)与宽缓的背斜构成了隔槽式褶皱组合; 在沉陷向斜之下发育微断层。B—陡坎剖面地层: 大站组(Qp3d)和黑土湖组(Qhh), ①-粉质黏土(次生黄土); ②-含动物潜穴(充填着黑灰色砂质黏土)的粉质黏土; ③-淤泥质土(黑灰色含有机质的砂质黏土); ④-砂质黏土, 其表层被改造为耕作腐殖土。C—黄色圆点为14C同位素年龄样位置, 3个红色圆圈显示软土实验的取样位置; D—地震沉陷最深向斜的近照。Ⅰ、Ⅱ、 Ⅲ和Ⅳ各沉陷向斜的沉陷深度分别为0.54 m、0.66 m、0.45 m和1.08 m。所有照片的镜头均朝向西。人高1.70 mFig.2 Holocene earthquake-induced seismic subsidence folds of soft soil and co-seismic micro-faults in the east side of Dongji village, Anqiu area, Shandong Province

2 软土震陷与安丘震陷向斜等地震记录
2.1 软土、软土震陷与触变变形

软土是湖泊、沼泽和三角洲等静水—缓慢流水沉积环境形成的含有机质的黏性土, 它们常呈暗灰—黑灰色, 孔隙比大, 含水量高, 具有压缩性高及承载力低的工程性质(陈希哲和叶菁, 2013)。依据孔隙比(e), 软土被分为淤泥质土(e >1~1.5)和淤泥(e >1.5)。软土震陷有2方面的含义: 一是在强地震作用下, 软土分布区的地面及软土层之上建筑工程基础产生的震陷现象, 是最常见的震害; 二是地震触动使软土发生触变而产生的震陷构造(郁寿松和石兆吉, 1989; 李冬等, 2011; 陈希哲和叶菁, 2013), 属地震引发的非液化的软沉积物变形构造之一(苏德辰和乔秀夫, 2018)。图 2-A和图 2-B分别展示了安丘夏庄盆地4个震陷向斜(Ⅰ-Ⅳ)的剖面形态和相关土层性质与地层划分。

用环刀法从安丘夏庄盆地软土层的下部、中部和上部取3个样(图 2-C)做土工试验, 测得3项基本物理性质指标平均值为: 天然密度ρ=1.66 g/cm3; 土粒比重ds=2.48; 含水量w=11.0%。计算得到天然孔隙比e =0.66, 表明自其形成以来, 在其自重应力作用下, 软土发生了一定程度的固结。测得土粒成分质量含量为: 黏粒(高岭石和伊利石为主)52.5%; 细砂19.8%; 粉粒16.3%, 有机质11.4%。将土样置于水中浸泡, 以再造原湖沼相饱和软土。测得其饱和含水量为64.1%, 孔隙比e =1.28, 属流塑态淤泥质土。采用光电式液塑限仪与联合测定法, 测得重塑软土的液限为wL=47.6%; 塑限为wP=23.2%, 塑性指数IP=14.4, 液性指数IL=2.8。因IL>1.0, IP>10, 故其原始湖—沼相沉积土属流塑态黏性土(陈希哲和叶菁, 2013)。

受强震触动, 饱和黏性沉积物会发生流动触变变形(苏德辰和乔秀夫, 2018)。据《地质灾害分类分级》(DZ0238-2004)(中华人民共和国国土资源部, 2004), 软土震陷属地震灾害中的软土触变灾害。饱和砂土受强震振动会发生液化。但是, 由于饱和软土、软黏土及胶体的沉积颗粒细小(粒径小于0.005 mm), 颗粒表面带负电荷, 颗粒间具有静电引力(范德华力), 细小孔隙中的极性水分子被强烈吸附, 使这类沉积物具有高黏聚力, 所以, 这类饱和沉积物受强震作用不发生液化。

然而, 受强震或外力扰动, 其结构会被破坏, 其黏稠度和强度降低, 并发生塑性流动; 当强震外力停止后, 其黏稠度和强度会逐渐有限恢复, 饱和软黏性土及胶体等的这种“一触就变”的性质称为触变性(张虎臣, 1989; 侯万国等, 1998)。地震使饱和软土或黏性沉积物形成的触变变形构造, 包括触变褶曲、触变碗、触变楔、触变柱、触变脉以及泥质滑塌褶曲(Bowman et al., 2004; Montenat et al., 2007; Liang et al., 2018; 苏德辰和乔秀夫, 2018)。软土震陷的实质是软土受震发生触变沉陷, 震后又不能恢复的残留变形(李冬等, 2011)。郁寿松和石兆吉(1989)的研究表明, 在动荷载作用下, 随着软土震陷的发生和震陷值的增加, 饱和软土的塑性流动变形相应变大。

2.2 安丘震陷向斜与同震微断裂的形成过程

软土震陷及地震产生的微断裂的露头见于东纪庄东侧黑土湖组软土中及大站组的顶部。软土震陷作为一种震害(地震引发的地面陷坑), 由于遭受剥蚀和耕作改造, 所以, 在现在的地面上已消失。然而, 在人工开挖和流水侵蚀形成的陡坎剖面上, 依然清晰地看到震陷向斜和同震微断裂(图 2)。图 2-A显示, 陡坎剖面长37 m, 高2.4~4.3 m。各土层的总体产状为10°∠2°~3°, 南薄北厚。陡坎剖面自下而上分4层土(图 2-B)。4个窄而深的震陷向斜(图 2-A, Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ)的沉陷深度分别为0.54 m、0.66 m、0.45 m和1.08 m, 平均沉陷深度为0.68 m。

这些震陷向斜的转折端(底面)之下发育微断层, 断层面倾角为55°~70°。微断层纵向长0.5~1.8 m, 向下穿切湖底含动物潜穴的粉质黏土。微断层面总体不平整, 上部微张, 在其中下部存有局部较平直的剪切—滑动面, 剪切—滑动面上可见滑动痕迹。因此微断层面具先受拉张、后发生剪切—滑动的力学特征。它们是地震破坏先期固结的硬塑土(岩)层而成, 而略早于震陷向斜形成的时间, 因此称为同震微断层(田洪水等, 2015a)。

依据软土震陷形成的震陷向斜与同震微断层密切共生(图 2), 结合相关研究成果进行分析, 推定它们的形成机理与过程如图 3所示:

图 3 软土震陷向斜与同震微断层构造形成机理和过程Fig.3 Formation mechanism and process of structure association of subsidence fold of soft soil and co-seismic micro faults

1)地震发生前, 近水平产状的饱和沉积土层受均匀自重应力作用而暂时保持稳定。

2)强地震发生, 受拉张地震应力(σX)和竖向地震应力(σZ)作用, 软土层产生触变, 软土质点发生塑性流动。因地震应力为非均匀应力, 在较大竖向地震应力和拉张应力集中部位, 湖沼底之下可塑—硬塑土层(Qp3d)形成张性微断层。同时湖沼相饱和土层(Qhh)发生沉陷。在沉陷过程中, 呈流塑态的土层(Qhh)向应力较小的两侧流动, 致使两侧土层厚度变大。埋深较大、呈可塑—硬塑状态的上更新统粉质黏土(Qp3d), 除在地震应力集中部位形成同震微断裂之外, 仅发生轻微的扰动变形。

3)竖向地震应力增大, 微断裂发生冲剪滑动, 微断层向深处发展。震陷向深部发展, 发生了明显的沉陷, 结果在地面形成了碗形陷坑(触变碗)。

4)震后, 地震力消失, 触变土层的黏稠度和强度有一定程度恢复, 但触变沉陷褶曲和微断裂成为永久性变形被保留下来。后来, 地壳上升, 遭受剥蚀, 触变碗式陷坑消失。受耕作改造, 在地表形成了腐殖土层。

地震产生的地震记录总伴有微断层(Qiao et al., 1994; 乔秀夫等, 2001; 袁静, 2004; 殷秀兰和杨天南, 2005; 杨剑萍等, 2006; 何碧竹等, 2011, 2012), 微断层略先于震陷向斜形成, 震陷向斜又随微断层向深处发展而发展。微断层是震陷灾害产生的先导性因素。

3 震陷向斜记录的发震时间与震中确定

从震陷向斜之黑灰色软土层的顶部(图 2-C)黄圆点处)取土样约500 g, 测得14C年龄均值3901 a BP, 即公元前1887年(田洪水等, 2015a), 这应是黑灰色软土层顶部的形成年龄(图 2-B)。由于软土层之上黄色砂质黏土构成了震陷向斜的核部, 这表明有关地震事件发生于砂质黏土层生成之时或稍后。断陷湖泊相沉积物的沉积速率为2.4~12.5 mm/a, 均值为7.5 mm/a(冯增昭, 2013), 取平均沉积速率计算本文中砂质黏土的生成时长, 计算结果为60年(450 mm÷7.5 mm/a=60 a)。因此, 与此相关的地震事件发生于约公元前约1827(1887-60=1827)年, 显然, 也是震陷向斜记录的发震时间。由于这一时间与公元前1831年极为接近, 所以, 安丘地区地震成因的湖沼相软土变形构造是“泰山震”的遗迹。

在安丘夏庄盆地全新统湖沼相软土中发育的与“泰山震”的发震时间相吻合的震陷向斜和同震微断层等十分宏观的地震记录(图 2), 为确定这次历史地震的震中位置提供了翔实的证据; 所以, “泰山震”的震中应在安丘地区。“泰山震”的震中不在泰安地区, 另有3条根据理由: 一是前人的专题研究(晁洪太等, 1999)表明泰安地区的活动断裂带中没有“泰山震”的地震地质记录; 二是由笔者在泰安地区的山前地带及山间盆地完成的地震沉积事件的详细调研, 未见到全新世地震引发的遗迹(田洪水等, 2017); 三是在安丘夏庄盆地更大范围内, 如关王庙附近(图 1), 全新统湖沼相软土层中还发育震裂缝充填构造(图 4-A)和地震引发的狭缩—膨胀构造(图 4-B)(田洪水等, 2015a), 这表明该次强震留下的地震遗迹具有较大的广度。

图 4 山东安丘关王庙附近地震产生的震裂缝充填构造和软土狭缩—膨胀构造
A—震裂缝充填构造(箭头处), 尺长10 cm; B—暗灰色软土的狭缩—膨胀构造, 锤长0.3 m。地层代号同图 2, 照片的镜头均朝向南Fig.4 An Earthquake-induced filling structure of seismic fissure and a pinch-and-swell structure near Guanwangmiao in Anqiu area, Shandong Province

4 震级和烈度
4.1 震级与震中烈度

软土震陷是常见的地震灾害, 例如1976年中国唐山7.6级大地震曾使塘沽地区发生了大面积的软土震陷(刘恢先, 1986; 李冬等, 2011)。由唐山7.6级地震烈度图, 得知当时塘沽地区为唐山地震Ⅶ 度烈度区, 且产生的不均匀震陷平均值为8 cm, 而最大震陷值为18 cm(张久麒等, 2017)。但是, 到目前为止尚无据软土震陷规模及特征来确定震级的研究成果。张虎臣(1989)对饱和软土做三轴振动实验表明, 当地震烈度大于等于Ⅶ 度时, 饱和软土受震动开始发生触变, 其承载强度会降低50%以上。田洪水等(2015b)所完成的模拟地震实验证明: 饱和黏性土发生触变所需的最小地震强度为Ⅶ 度烈度; 而对振动台施加Ⅸ度地震烈度的加速度后, 实验模型中的饱和黏土层发生了显著的触变变形, 从而生成了触变楔和触变脉(图 5)。最近梁莲姬和张奇韬开展的模拟地震试验①(①梁莲姬, 张奇韬.2021.关于触变柱形成的模拟地震试验报告．)也表明: 当模拟地震强度达Ⅸ度烈度时, 模型箱内的饱和黏性土才发生显著触变变形。鉴于安丘地区全新世软土震陷幅度相当大, 最大的震陷深度达1.08 m(图 2-D), 平均震陷深度为0.68 m, 这表明达到了显著的触变变形的程度, 所以, 当时的地震烈度至少达到了Ⅸ度。根据震级M与震中烈度Io的经验关系公式 M=0.66Io+0.98(Tian et al., 2013, 2015), 取Io=Ⅸ度, 进行保守计算得到震级M=7.0。

图 5 模拟Ⅸ度地震烈度条件下饱和黏性土生成了触变楔和触变脉(据田洪水等, 2015b)Fig.5 Thixotropic wedges and veins were generated from saturated cohesive soil under simulated IX degree seismic intensity (after Tian et al., 2015b)

4.2 衰减烈度、等震线图与人的感觉

由前述可知, “泰山震”的震中在安丘, 其震级为M7.0且震中烈度约为Ⅸ度。那么, 该次历史地震会使当时登山的皇帝产生什么感觉?要解答这个问题, 必须从分析该次地震的衰减烈度入手, 并绘出等震线图。

根据华北地区现代地震的烈度衰减模型式(崔鑫等, 2010), 并取M=7级和数个震中距值代入模型式, 得到不同地点(含泰山在内)的衰减地震烈度, 并绘出了地震烈度衰减曲线(图 6-a)。鉴于中国东部地区地震烈度等震线图的长轴方向为NNE-NE向且与构造线一致(时振梁和李裕澈, 2001), 沂沭断裂带附近的等震线图的长轴方向应为NNE, 所以, “泰山震”之等震线图的长轴方向为NNE(图 6-b)。由于震中处在安丘地区, 泰山处在等震线图的短轴方向、震中以西约200 km 处, 即泰山的震中距R=200 km。在图 6-a中取R=200 km, 得短轴方向的烈度衰减曲线上投影点(见红点), 该投影点在纵轴(I)上对应的烈度值为Ⅵ 度, 即该次历史地震在泰山产生的衰减地震烈度, 这与短轴模型式计算结果(I=1.7865+1.4523×M-1.1155ln(R+13)=1.7865+1.4523×7.0-1.1155ln(200+13)=5.972≈6.0)一致。同理, 可求得其他地点的衰减地震烈度。

图 6 “泰山震”的烈度衰减曲线(a)和等震线图(b)Fig.6 Seismic intensity attenuation curves(a)and reconstructed isoseismal map of intensity(b)of ‘ Taishan earthquake’

查《中国地震烈度表》(GB/T 17742-2008)(中华人民共和国标准化管理委员会, 2008)可知: 在Ⅵ 度地震烈度区, 多数人站立不稳, 少数人惊逃户外。公元前1831年的“泰山震”的发生而导致泰山产生了Ⅵ 度的地震烈度, 这使正在登山的夏朝皇帝受到了惊吓。

5 讨论

在此有必要阐明震裂缝充填构造与震陷向斜的异同。将震陷向斜(图 2)与震裂缝充填构造(图 4-A)对比可知, 两者的共同之处都存在软沉积物的向下位移。然而, 震裂缝充填构造是半固结—未完全固结的沉积层受地震拉张应力作用而裂开, 生成了“V”字形的地裂缝, 震后, 软沉积物沉积充填于其内而成(Qiao et al., 1994; 乔秀夫等, 2001; 殷秀兰和杨天南, 2005; 张邦花等, 2016)。具有界线清晰的V形直边的震裂缝是地震事件记录, 其内的震后沉积充填物与上覆无变形的正常沉积层相连, 属正常沉积物, 即与地震事件无关。总结郯庐断裂带中段若干地震事件层中的地震事件记录(田洪水等, 2017), 也存有同层共生几个震裂缝情况, 其内的充填物的特征与图 4-A展示一致。图 2中的所有震陷向斜完全不同于震裂缝充填构造, 其内发育地震触变下凹弯曲的震褶曲层, 虽与下伏或两侧的浅黄色上更新统粉质黏土的界线清楚, 但界线是弯曲的, 即无V形直边界线; 震陷向斜与其下的2~4条同震微断层具有密切的成生关系(图 3); 图 2中的4个震陷向斜之间的湖沼相土层略向上拱曲而形成了同生的较开阔平缓的背斜, 它们与震陷向斜构成了隔槽式褶皱组合, 这也是与震裂缝不同的重要鉴别依据。

6 结论

研究表明, 泰山之东约200 km的安丘夏庄盆地发育的全新统湖沼相软土震陷向斜及震裂缝充填等土层变形构造, 是晚全新世发生在郯庐断裂带安丘地区的强地震事件记录。

依据震陷向斜中的黑灰色软土层14C年龄测定值, 并结合土层厚度和沉积速率参数, 得到震陷向斜核部土层的生成时长, 继而获得了安丘地区晚全新世强地震事件发生于公元前1827年, 这与文献记载的“泰山震”发生时间(公元前1831年)十分接近, 因此, “泰山震”极可能发生在安丘地区。

据模拟地震试验成果, 结合经验公式计算, 获得公元前19世纪发生的与“泰山震”发震时间基本一致的安丘地区强烈地震的震级M=7.0, 震中烈度为Ⅸ度。据华北地区现代地震烈度衰减模型式, 计算求得该次历史地震在泰山产生的衰减地震烈度为Ⅵ 度, 这会使人们站立不稳, 甚至惊逃户外。这恰与有关文献“使当时正登泰山皇帝受到了惊吓”的记载相吻合。

致谢14C测年由中国地震局地震动力学国家重点实验室的尹金辉研究员、郑勇刚和杨雪工程师完成; 土工实验由山东建筑大学土工实验室完成, 为此对他们表示真挚的感谢。

(责任编辑 李新坡; 英文审校 陈吉涛)

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