Una breve introducción a la estabilidad de la corteza terrestre y al análisis sísmico en el área de aglomeración urbana de la península de Shandong

El período desde el Neoarqueano medio (Movimiento Fuping 2600 Ma) hasta el Neoproterozoico medio en la provincia de Shandong es la etapa en la que la corteza continental se consolida para formar un bloque estable y se desarrolla rígidamente. A principios del Siniense, toda la región todavía se encontraba en una etapa de elevación estable, y solo el área del estrecho de Yishu se hundió y recibió sedimentos marinos. Desde finales del Siniense hasta principios del Cámbrico, recibió sedimentos marinos epicontinentales del norte de China. En el Ordovícico temprano, hubo una falla norte-noreste, que hizo que el área de Yantai-Qingdao se convirtiera en tierra. A finales del Ordovícico, Shandong fue ascendido al antiguo continente del norte de China, que duró hasta el Carbonífero Inferior. Durante este período, bajo la influencia del movimiento tectónico de Caledonia, las rocas carbonatadas del Cámbrico-Ordovícico experimentaron paleokarst, y este fue también el período en el que el paleokarst se desarrolló generalmente en el norte de China.

A finales del Carbonífero, apareció en Qingdao un antiguo continente con tendencia NE, mientras que otras zonas de Shandong todavía eran mares costeros y poco profundos en el norte de China. En el Pérmico temprano, el área de Qingdao-Yantai era una zona montañosa, y las otras áreas eran la cuenca del norte de China. Estaban compuestas por depósitos marinos y continentales alternos, que contenían carbón, rocas clásticas y carbonatadas. Hasta finales del Pérmico, todavía era la cuenca del norte de China y el antiguo continente, y las cuencas interiores eran depósitos fluviales y lacustres. En el Triásico Temprano, Yantai-sureste de Jinan era un continente antiguo, y otras áreas todavía eran la cuenca del norte de China. A finales del Triásico Medio, se elevó hasta la meseta del norte de China. Hasta el Cretácico Inferior, Shandong todavía pertenecía a la meseta del norte de China, pero Qingdao y parte de la bahía de Jiaozhou se convirtieron en una cuenca interior. En el Cretácico Superior, Shandong pertenecía a la cuenca de Subei, con tendencia norte-noreste, y a la cuenca del norte de China. En el Paleógeno, la cuenca de Subei se contrajo y la cuenca del norte de China se expandió; en el Neógeno, la cuenca del norte de China se conectó con la cuenca del norte de Subei, formando una cuenca costera en forma de herradura de sedimentos fluviales y lacustres en el norte-suroeste-sureste. zona de Jinán.

A principios del Pleistoceno, Shandong todavía era una cuenca con depósitos de grava de río y depósitos de lagos de agua dulce. A finales del Pleistoceno, Qingdao-Yantai-Jinan eran continentes antiguos, y otras zonas se depositaron alternativamente entre el mar y la tierra.

A partir del proceso de evolución del entorno geológico anterior, el Complejo Taishan se depositó en la Era Proterozoica y se generaron rocas ígneas clástico-carbonatadas que se desarrollaron ampliamente desde el Cámbrico hasta el Ordovícico Medio, y luego ascendieron a terrestre. pero el paleokarst se desarrolló hasta finales del Carbonífero. Luego se produjo un hundimiento y levantamiento en el área de Shandong, y las antiguas cuencas continentales se diferenciaron. Sin embargo, los mares poco profundos y las cuencas costeras se distribuyeron ampliamente, y el área de Yantai-Qingdao se convirtió en tierra firme durante mucho tiempo.

El paisaje de la península de Shandong actualmente controlado principalmente por factores tectónicos se muestra en la Figura 4.

2. Análisis de la estabilidad de la estructura cortical en la región de Bohai Rim.

La Tierra tiene cuatro capas: litosfera, hidrosfera, atmósfera y biosfera. La litosfera se refiere principalmente a la corteza sólida más externa de la Tierra. ¿Qué espesor tiene la litosfera y dónde están las interfaces? Esta comprensión se desarrolla a medida que la gente profundiza su comprensión de la Tierra. En 1909 se descubrió que existe una interfaz a más de 50 kilómetros bajo tierra en el sur de Europa, llamada superficie de Moho, que también se considera el límite inferior de la corteza terrestre. Debajo del Moho, se considera el manto. La corteza terrestre primitiva también estaba dividida en capas de silicio-aluminio y capas de silicio-magnesio. En 1925, se descubrió una interfaz con cambios obvios en la velocidad de las ondas sísmicas entre el fondo de la roca sedimentaria y la superficie de Moho, llamada superficie de Conrad, que sirve como límite entre la capa de silicio-aluminio y la capa de silicio-magnesio. En el pasado, el límite inferior de la litosfera también se encontraba en la superficie de Moho. Desde la década de 1960, una gran cantidad de datos de exploración geofísica han demostrado el análisis de B. Gutenberg (Birch, 1952) en la década de 1920, que creía que existe una capa de ondas sísmicas de baja velocidad dentro del rango de 100 a 200 km por debajo. la superficie. En el pasado, se creía que el espesor de la corteza de la meseta Qinghai-Tíbet (sobre la superficie de Moho) era de 60 kilómetros, el de las llanuras era de 20 a 40 kilómetros y el de las cuencas oceánicas era de sólo 5 a 8 kilómetros. En las dorsales oceánicas se elevan grandes cantidades de material del manto. Datos posteriores sobre la velocidad de las ondas sísmicas mostraron que dentro del rango de 60 a 250 km, hay algo más blando que las rocas superiores e inferiores: la astenosfera. El límite superior de la astenosfera es el límite superior de la capa de baja velocidad, que también es una interfaz del manto superior. Actualmente, la mayoría de los estudiosos también lo consideran el límite inferior de la litosfera. Aún no se ha determinado el espesor de la astenosfera. En la astenosfera existe un flujo trifásico formado por sólido, líquido y gas, que está estrechamente relacionado con la formación de recursos minerales y la aparición de desastres geológicos. La estructura de la astenosfera se muestra en la Figura 5 (Lu Yaoru, 1999).

El gradiente de temperatura debajo del Moho es de 12°C/km, y la temperatura en el Moho es de aproximadamente 500 ~ 700°C. Los sistemas abiertos en la astenosfera están expuestos al fondo marino. Según investigaciones sobre erupciones de magma en Hawaii y otros lugares, la temperatura del basalto de las profundidades subterráneas alcanza los 1200 ~ 1300 ℃. El magma primario se forma entre 50 y 200 km y es un lugar activo en la astenosfera. La astenosfera es el origen de la actividad magmática a gran escala, y el movimiento global de expansión del fondo marino muestra el papel de la astenosfera.

El calor en la astenosfera proviene de la transformación de elementos radiactivos, así como de la difusión térmica, convección térmica y conducción térmica del manto. Los materiales de la astenosfera se originan a partir de agua y materia volátil diferenciada del manto inferior, y también se originan en el fondo del cinturón orogénico, es decir, la erosión interna del límite de la litosfera por la astenosfera, provocando que la litosfera se erosione y se derrita. , convirtiéndose en los componentes de la astenosfera. El espesor de los objetos litosféricos erosionados y fundidos se estima en varios cientos de kilómetros. La litosfera se desplaza sobre la astenosfera en estado fundido a alta temperatura. Este es el mecanismo del movimiento de las placas litosféricas. Según el principio de equilibrio, las montañas y la espesa litosfera se hundirán más en la astenosfera (similar al principio de Arquímedes). De esta manera, la interfaz interna entre la astenosfera y la litosfera debe continuar derritiéndose y erosionándose. La interacción entre la litosfera y la astenosfera hace que el campo de flujo del flujo trifásico gas-líquido-sólido cambie continuamente. La expansión del fondo marino y las erupciones volcánicas hacen que la astenosfera y la litosfera cambien continuamente, formando un ciclo de equilibrio-desequilibrio-equilibrio. -desequilibrio. , dando lugar a una serie de procesos geológicos activos y cambios en las condiciones hidrogeológicas.

Los principales componentes minerales de la astenosfera son el olivino, la plagioclasa, el clinopiroxeno y el granate. La litosfera produce diferentes minerales a diferentes profundidades y presiones. La litosfera continental es más espesa que la litosfera oceánica, con un promedio de 120 km. El magma basáltico continental se forma principalmente en la astenosfera entre 100 y 150 km.

Aún no se ha determinado la interfaz entre la astenosfera inferior y el manto inferior. La viscosidad del manto superior es de 1020 ~ 1021 MPa·s (McConnell, 1968), y la viscosidad del manto inferior se estima en 1022 ~ 1028. La diferenciación del manto inferior proporciona agua y volátiles a la astenosfera, lo que resulta en una baja viscosidad y una mayor fluidez en la astenosfera. Por otro lado, los materiales de la astenosfera también pueden hundirse en el manto inferior y dividirse en sulfuros y óxidos metálicos, mientras que en el fondo aumentan los componentes de magnesio y níquel. El manto inferior es también una fuente de elementos de depósito mineral debido a la acumulación desigual de materiales pesados ​​profundos durante la evolución de la Tierra. Los minerales de silicato de hierro y magnesio en el manto inferior cambian gradualmente de una estructura de acumulación escasa a una estructura de acumulación densa y generan óxidos de alta presión como MgO, FeO, SiO2_2. Estos componentes migran hacia arriba y afectan estrechamente los cambios de las rocas carbonatadas, como la dolomitización y la silicificación (Niu Wenyuan, 1981; Linwood, 1981).

Figura 4 Mapa esquemático de las formas del relieve del área de aglomeración urbana de la península de Shandong (proporcionado por el Departamento de Tierras y Recursos de la provincia de Shandong)

Figura 5 Mapa esquemático de la estructura de la astenosfera ( basado en Lu Yaoru, 1999)

En los cinturones orogénicos donde chocan montañas y placas, debido a que la litosfera se hunde profundamente en la astenosfera, los materiales de flujo trifásico (sólido, líquido, gaseoso) que fluyen en la astenosfera son Bloqueada, y bajo alta temperatura y presión, el interior de la litosfera se erosiona, fluyendo en parte por sólidos, aumentando la viscosidad y provocando también adsorción interna hacia zonas adyacentes. La proliferación interna aumenta el espesor de la corteza, lo que a su vez provoca la inmersión de la corteza, lo que resulta en hundimiento y hundimiento. Este flujo trifásico es una causa importante de cambios tectónicos y altibajos de la corteza terrestre, y es también el origen de desastres como erupciones volcánicas y terremotos.

La profundidad del Moho alrededor del mar de Bohai no cambia mucho (Tian Depei, 2005), y la profundidad del Moho en la península de Shandong es de unos 30 km, lo que indica que la zona de actividad del flujo trifásico en la corteza en esta área es poco profundo. Las isóbatas de Moho alrededor del mar de Bohai se muestran en la Figura 6.

La distribución de las zonas estructurales alrededor del Mar de Bohai se muestra en la Figura 7.

3. Análisis de la estructura cortical y la estabilidad cortical del área de aglomeración urbana de la Península de Shandong.

El apartado anterior ofrecía una visión general de la evolución del entorno geológico y de los movimientos tectónicos en Shandong. Es necesario destacar que el Movimiento Yanshan también tuvo un impacto significativo en Shandong. Después del Cretácico, se produjeron cambios en la cuenca continental y muchas estructuras de fallas se heredaron y desarrollaron, creando nuevas características estructurales. Para la provincia de Shandong, especialmente para la aglomeración urbana de la Península, la zona de falla de Tanlu es la zona de falla activa más importante.

La zona de falla de Tan-Lu es una zona de falla entre Tan y Lu. Es una zona de falla gigante en el borde continental del este de China. Generalmente tiene una tendencia hacia el noreste y tiene más de 2.400 kilómetros. largo. Esta zona de falla se extiende por el macizo nororiental de Hebei, la placa del norte de China y el cinturón tectónico de las montañas Dabie y Sulu, y tiene diferentes historias evolutivas. Su formación y evolución están estrechamente relacionadas con las litofacies sedimentarias, el entorno paleogeográfico, el magmatismo, los minerales metálicos y los campos de petróleo y gas del este de China desde el Mesozoico. La zona de falla de Tanlu ocurrió durante el proceso de empalme de la placa del norte de China y la placa del sur de China al final de Indosinia. Esta zona de falla manifiesta principalmente deformación por corte dúctil del lado izquierdo en la corteza media e inferior. El período Yanshanian es su principal período activo.

Figura 6 Mapa de contorno de profundidad de Moho alrededor del Mar de Bohai (basado en Tian Depei, 2005)

Figura 7 Mapa de distribución de zonas tectónicas activas alrededor del Mar de Bohai (basado en Tian Depei, 2005) 2005)

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La zona de falla de Tanlu en realidad comienza en la orilla norte del río Yangtze en Wuxue (anteriormente conocido como Guangji) en Hubei, y pasa por Susong, Qianshan, Lujiang y Jiashan en Anhui, Sihong y Suqian en Jiangsu, Tancheng y Shandong Yishui y Weifang pasan por la bahía de Bohai, atraviesan las tres provincias del noreste y se extienden hasta Xunke en Heilongjiang, entrando en Rusia. La zona de la falla de Tanlu se puede dividir en tres secciones: la sección norte se caracteriza por fallas secundarias, incluidas la falla de Dunhua-Mishan, la falla de Yilan-Yitong, la falla de Dongxunke y la falla de Sunwu en la llanura de Songliao; la sección media es la falla de Yishu; compuesta por cuatro fallas principales aproximadamente paralelas (Figura 8); en la sección sur, la falla Jiashan-Lujiang y la falla Wuhe-Hefei constituyen la falla principal este-oeste.

La sección media de la zona de falla de Tanlu se compone de cuatro fallas principales aproximadamente paralelas. De este a oeste, son la zona de falla de Changyi-Dadian, la zona de falla de Anqiu-Juxian y la falla de Yishui-Tangtou. zona y la zona de falla Tangwu-Gegou. Los predecesores midieron el valor de paleoestrés σ 1-σ 3 de la zona de falla de Tanlu en 29,1 ~ 176,3 MPa. El valor de paleoesfuerzo de la deformación dúctil en la zona de falla de Tanlu y sus áreas adyacentes es 40,35 ~ 118,83 MPa. Los σ 1-σ 3 de otras zonas de fallas activas famosas en el país y en el extranjero son 20 ~ 150 MPa (Estados Unidos, Francia, Australia, Escocia, etc.) (Wang Xiaofeng, 2002).

La zona de falla de Tanlu es principalmente una fractura frágil o una deformación frágil después de una deformación dúctil ordinaria en la etapa inicial (antes del período Yanshaniano) (después del período Yanshaniano). Utilizando el método de emisión acústica de rocas, se estima que los valores de tensión principal tectónica en diferentes etapas de deformación de la roca en la zona de falla de Tanlu son 565, 438+0.3 ~ 65, 438+092.8 MPa, y la resistencia a la compresión es 87.6 ~ 240,7MPa. La dirección de tensión principal σ1 de la deformación dúctil en la zona de falla de Tanlu se muestra en la Tabla 1.

Además de la influencia de la zona de falla de Tanlu, toda la provincia de Shandong se ve afectada por las unidades tectónicas secundarias de la depresión del norte de China, el levantamiento de Shandong occidental, el levantamiento de Shandong oriental y el orógeno Jiaonan-Weihai. .

4. Descripción general de la actividad sísmica

En resumen, la zona de falla de Tanlu todavía está activa en el Holoceno, concentrándose desde Shangling en el condado de Ju hasta Sunpai en el condado de Sihong, con toda su extensión. longitud Aproximadamente 200 km, entre los cuales la falla F5 experimentó un terremoto de magnitud 8 en 1668. El modo de falla moderno es compresión y deslizamiento lateral derecho. La zona de falla Tangwu-Gegou y la zona de falla Yishui-Tangtou en la rama occidental de la zona de falla Tanlu también tienen evidencia de actividad del Pleistoceno tardío, que es un deslizamiento dextral que hizo erupción de una gran cantidad de basalto del Cenozoico tardío entre Yishui y Weifang; En el suroeste de Shandong, la zona de falla de Mengshan y la zona de falla de Cangni también estuvieron activas durante el Pleistoceno tardío.

Figura 8 Mapa estructural de la sección media de la Zona de Falla de Tanlu (según Guo, 1985)

Tabla 1 Dirección principal de tensión de compresión σ1 de la deformación dúctil en la Zona de Falla de Tanlu

( Según Wang Xiaofeng, 2002)

La formación de una serie de cuencas en la península de Shandong está estrechamente relacionada con las actividades tectónicas y de las zonas de falla. La mayoría de las cuencas, como la cuenca de Yiyuan, la cuenca de Linqu, la cuenca de Juxian y la cuenca de Huangxian, tuvieron actividad tectónica en el Pleistoceno temprano, pero se debilitaron gradualmente y algunas todavía estaban activas en el Holoceno, como la cuenca de Juxian.

Del análisis sísmico regional, además de la zona de falla de Tanlu, también están la zona sismotectónica del Mar Amarillo del Sur y la zona sismotectónica del Mar de Yanshan-Bohai, que están estrechamente relacionadas con la estabilidad de la corteza terrestre y los terremotos en el área de aglomeración urbana de la península de Shandong.

La zona sísmica del Sur del Mar Amarillo está controlada principalmente por las fallas activas del Cuaternario noroeste-noreste y noroeste-noroeste. La zona sísmica de magnitud 7 y 8 está ubicada en la intersección de dos conjuntos de fallas, y la zona sísmica de magnitud 6 está ubicada en una determinada parte de la zona tectónica.

La zona tectónica sísmica de Yanshan-Bohai se refleja principalmente en la zona de fuertes terremotos de Bohai-Weihai y en la zona de terremotos de intensidad media-fuerte de Zhucheng-Huimin. La primera está controlada por las zonas de falla con tendencia noroeste y noroeste. Es una nueva zona de falla activa desarrollada desde el Neógeno. Cruza la zona de falla de Tanlu en el mar de Bohai central y es propensa a fuertes terremotos de alta intensidad y alta frecuencia. zona. Este último se benefició del control de la falla Dudu y la zona de falla Shuangshan-Lijiazhuang, que alguna vez ocurrió en Linqu.

Investigación sobre el entorno ecológico geológico y el desarrollo sostenible de zonas de aglomeración urbana en la península de Shandong

terremotos de magnitud. La profundidad focal del terremoto de la península de Shandong se muestra en la Figura 9.

Figura 9 Mapa de distribución de profundidades focales de terremotos modernos en la aglomeración urbana de la península de Shandong y áreas cercanas (1970 ~ 2005.12) (Oficina Sismológica Provincial de Shandong)

5. el área de aglomeración urbana de la península de Shandong.

(1) Zonificación y agrupación de terremotos

Según los registros de observación de 1480 a 2005, los terremotos de magnitud 4,7 o superior que ocurrieron en la península de Shandong fueron obviamente afectados por zonas de fallas activas. y apareció en forma de banda. Los terremotos fuertes ocurren en la intersección de grandes estructuras y continúan desarrollándose en grupos. En la Figura 10 se muestra la distribución del epicentro y el análisis estructural de terremotos con magnitudes superiores a 4,7 en el área de aglomeración urbana de la península de Shandong.

Figura 10 Distribución de epicentros de terremotos de magnitud superior a 4,7 en la aglomeración urbana de la península de Shandong y áreas adyacentes (1480 ~ 2005)

Según datos relevantes de monitoreo de terremotos, la zona de la falla de Tanlu y Los terremotos Ms > 5 y Ms > 6 en la península de Shandong se muestran en las Tablas 2 y 3.

Tabla 2 Actividad episódica de terremotos superiores a magnitud 5 en la zona de falla de Tanlu (1480 ~ 2005)

Tabla 3 Relación entre la aglomeración urbana de la península de Shandong y sus áreas adyacentes y la actividad episódica de terremotos en el norte de China

(2) Situación sísmica integral

La situación sísmica integral de la península de Shandong se muestra en la Figura 11, que muestra que toda la península se encuentra en un área con una grado de ruptura sísmica de ⅶ o superior, siendo el más alto ⅷ grado. Partes de Juxian, Rizhao, Wulian, Zhucheng y Anqiu se encuentran dentro del distrito ⅸ, y una proporción mayor también se encuentra en el distrito ⅷ.

Figura 11 Mapa isosísmico completo del área de aglomeración urbana de la península de Shandong (según la Oficina Provincial de Terremotos de Shandong)