中國二氧化碳地質儲存安全及環境風險地質背景

中國位于西太平洋地震構造帶和喜馬拉雅—地中海地震構造帶之間，構造活動強烈，活動斷裂非常發育，總體區域地殼穩定性較差，是大陸內部少有的幾個多震地區之一。且活動斷裂帶與地震活動密切相關，若CO2地質儲存場地選址不當，這些活動斷裂將有可能成為人類無法控制的CO2構造泄漏通道，強震可能導致CO2地質儲存庫地質結構整體失穩或破壞。一、中國新構造運動(一)中國新構造運動特征據張春山等(1999)研究，中國大陸現代地形地貌主要形成于新構造期。新近紀以來中國西部地區強烈隆升，東部地區則相對下降，并且持續到現在。中國西部以近SN向主壓應力為主，表現為大幅度的上升和水平位移，形成特有的地殼結構和近EW向斷裂系統，可劃分為3個新構造區(馬杏垣，1990):喜馬拉雅山地區為強烈隆起區;雅魯藏布江以北的青、藏、滇地區為面狀大幅度隆起區;阿爾金山以北的新、甘、蒙地區為相對穩定地區和新生代造山帶相間分布的大幅度斷隆－斷陷區。中國東部與西部有很大不同，新構造運動總體上表現為幅度不等的差異升降運動。這種差異既表現在EW方向上，也表現在SN方向上。EW方向的差異表現為明顯的地貌臺階;SN方向的差異又將中國東部明顯地分成3個亞區———華南地區以幅度不大的整體抬升為主，華北地區主要表現為大范圍的差異升降，東北地區亦表現為大范圍的差異升降(運動幅度遠小于華北地區)和較強烈的巖漿活動。中國西部的上升和東部的相對下降均與巨大的擠壓、走滑和張性活動斷裂相伴生，構造盆地的性質直接反映了各區新構造的特征。中國西部的一些大型沉積盆地處于南北擠壓狀態，盆地南北兩側的斷裂多為傾向造山帶的逆斷層。在川滇西部地區，受走滑斷層控制，常形成一些剪切型的構造盆地，但規模一般較小。華北平原地區，在近EW向張應力作用下，盆地的堆積作用仍在強烈地進行，控制這些盆地邊界的斷層一般為正斷層。中國大陸現今地殼垂直變形大約以北緯35°(昆侖山至秦嶺)為界，呈現南升北降的特點。南部青藏高原上升速率達10mm/a，北部西北與東北下降速率達10mm/a(高慶華等，1996)。大約以銀川—昆明一線(賀蘭—川滇SN向構造帶)為界，西部升降幅度大，地殼運動強烈;東部升降幅度小，地殼運動平緩。總之，中國現今地殼運動特征是:西南部為強烈上升區，東南部為緩慢上升區，西北部為強烈沉降區，華北和東北部為緩慢沉降區。在沉降區和上升區的交界部位，大都存在規模巨大的活動性斷裂，其方向受所處的構造體系控制，是地震密集分布帶，崩塌、滑坡和泥石流等地質災害也比較發育。(二)新構造分區及主要特征根據新構造運動的發展、運動強度、運動方式及區域構造、深部構造和地震活動狀況等特征，黃汲清、馬杏垣等將我國劃分為2個構造域、6個構造區和20個構造亞區(圖8－6)。圖8－6中國新構造分區及主要活動斷裂分布圖(據自馬杏垣等，1987)1.特提斯喜馬拉雅新構造域(Ⅰ)位于中國南北構造帶(大致在銀川—昆明一線)以西，地處印度板塊與亞洲大陸板塊的碰撞擠壓區。新構造時期地殼發生了明顯的加厚、縮短與抬升，形成了以逆沖斷層、壓陷盆地、大型走滑斷層和擠壓構造等為主的構造型式。大致以帕米爾—昆侖山—祁連山為界，又可分為新疆新構造區(Ⅰ1)和青藏新構造區(Ⅰ2)。1)新疆新構造區(Ⅰ1):地殼厚度44～56km，在整體抬升的基礎上，發育了主要受NE、NW向兩組斷裂控制的壓陷性斷塊盆地，如塔里木、準噶爾和吐魯番等盆地，控盆斷裂多具逆沖和走滑性質。與壓陷盆地相鄰的是強烈隆起的斷塊山(如天山、祁連山等)，隆起和下沉幅度相差1000～12000m(馬杏垣等，1987)。該構造區自北而南又可分為:阿爾泰亞區(Ⅰ11)、準噶爾亞區(Ⅰ21)、天山亞區(Ⅰ31)、塔里木亞區(Ⅰ41)和阿拉善亞區(Ⅰ51)。2)青藏新構造區(Ⅰ2):地殼厚度52～72km。中、上新世以來整體抬升，上升幅度達2000～3000m。局部有差異性斷塊沉降。新生代晚期巖漿活動活躍，斷裂十分發育，多為具走滑性質的壓性弧形斷裂。在柴達木盆地的更新世地層中，還發育了一系列NW向褶皺。由于SN向推擠使巖石圈物質橫向流展，派生出次生的橫向引張應力場，在藏南形成了一系列近SN向的張性構造盆地。此區進一步分為:祁連－青海亞區(Ⅰ12)、藏北亞區(Ⅰ22)、藏南亞區(Ⅰ32)和川滇亞區(Ⅰ42)。2.濱太平洋新構造域(Ⅱ)位于南北構造帶以東的大陸地區。根據沉積盆地的分布和構造活動性可分為:內蒙古－東北新構造區(Ⅱ1)、華北新構造區(Ⅱ2)、華南新構造區(Ⅱ3)和東南沿海及南海海域新構造區(Ⅱ4)。1)內蒙古－東北新構造區(Ⅱ1):本區新構造的最大特點是火山活動強烈，如著名的五大連池和長白山等。地震活動相對較弱，本世紀有少量6級地震和一次7.3級地震發生，但震源較深。吉林地區是我國唯一的深震活動區，發育有松嫩盆地。上新世以來，山地最大抬升幅度約700m，盆地最大沉降幅度不足200m。區內地殼厚度較穩定，約34km。本區可進一步細分為內蒙古－大興安嶺亞區(Ⅱ11)、松嫩盆地亞區(Ⅱ21)和三江盆地－長白山亞區(Ⅱ31)。2)華北新構造區(Ⅱ2):是中國東部新構造活動最強的地區。發育有汾渭、河套、銀川和華北等斷陷盆地，新構造時期沉積厚度300～500m，最厚達2000m(如渭河盆地)。地震活動頻繁，強度大，至今已發生M≥8級地震6次，7.9～7級地震11次，6.6～6級地震43次。在大同、滄州、海興、無棣等地見有火山活動。以大青山—燕山一線作為其北界，南界為秦嶺－大別山。本區可進一步分出大青山－燕山(Ⅱ12)、鄂爾多斯(Ⅱ22)、黃淮海－下遼河盆地(Ⅱ32)和遼東－黃海－膠東(Ⅱ42)等亞區。3)華南新構造區(Ⅲ3):本區以整體緩慢上升為特征，新近紀以來大多數盆地均已結束沉積，僅有江漢－洞庭盆地、南陽盆地及沿海港灣沉積盆地仍有沉積。最大抬升幅可達1000m，一般為幾百米，最大沉降幅度不過200m。除東南沿海外，本區很少發生M>5級的地震，為少震、弱震區。廣東和海南島等地見有火山活動。本區又可分為兩湖－川貴(Ⅱ13)及華南－東南(Ⅱ23)2個亞區。4)東南沿海及南海新構造區(Ⅱ4):屬歐亞板塊的邊緣海，中國大陸架部分。新生代以來構造活動強烈，廣泛發育一系列與島弧平行的線狀褶皺與逆斷層。如在臺灣島上可見左旋走滑斷層，形成強烈的擠壓帶。臺灣島是本區最主要的抬升區，自新近紀蓬萊造山運動以來，中央山脈的內部隆起幅度超過2500m;本世紀以來大于6級地震達30次。大致以臺灣島南端的右旋走滑斷層為界，分為臺灣－東海新構造亞區(Ⅲ14)和南海新構造亞區(Ⅲ24)。本區大部分位于水下，許多新構造活動細節尚不清楚，有待深入研究。二、中國活動斷裂與構造成因地裂縫(一)主要活動斷裂中國是世界上活動斷裂非常發育的國家之一，活動斷裂遍布中國的大陸和海域。一般而言，中國的活動斷裂是指晚更新世(0.12～0.10Ma)以來活動過或現今仍在活動的斷裂。它們的活動性可以通過各種直接和間接方法觀測和識別。在我國大陸和海域既發育規模巨大的走滑活動斷裂，如阿爾金斷裂、班公湖斷裂、紅河斷裂、鮮水河斷裂和郯廬斷裂等，也發育張性活動斷裂，如秦嶺北緣斷裂、賀蘭山東麓斷裂、大青山山前斷裂、太行山東麓斷裂和太行山南麓斷裂等。同時，我國逆沖活動斷裂也很發育，如天山南緣的秋立塔格斷裂、柯坪斷裂和六盤山斷裂等。中國活動斷裂的分布與活動具有明顯的分區性特征。以中部的南北構造帶為界分為東、西兩個大區(鄧起東等，2007)(圖8－7)。西部地區的青藏高原是一個獨立的分區。西部在印度板塊向北推擠和歐亞板塊阻抗夾持下，形成一系列以逆沖、逆掩為主的近EW向斷裂和NWW—NW、NEE—NE向逆走滑型的巨大活斷裂帶為最突出的特點，同時發育了規模較小的近SN向的正斷層或走滑正斷層;西部斷層位移速率多在6mm/a以上。在塔里木及其以北地區，發育一系列NWW、NEE和近EW向逆沖斷裂和逆沖走滑斷裂。在準噶爾以北還發育有NNW向走滑斷裂。東部地區和海域，以發育NE、NNE向張性活動斷裂為主。以陰山—燕山構造帶和秦嶺構造帶為界，可進一步劃分為東北、華北和華南3個活動特征各異的小區。華北地區以發育一系列與新生代盆地相伴生的NE向張性右旋走滑斷裂為特征，同時發育一系列規模較小但分布廣泛的NW、NWW向橫向斷裂。華南和東北地區除臺灣及海峽西岸以外，活動斷裂活動較弱，發育的NE向張性斷裂以左旋走滑為主。南北帶上分布著NE、NW和SN幾個方向成折線狀斷續相連的活動斷裂帶，斷裂活動性質較復雜。南部青藏高原東緣以走滑逆沖活動為主，北部賀蘭山段以張性活動為主。中國活動斷裂的活動具有明顯的分段性，每一斷層段都有自己獨立破裂的歷史，各段落之間常以一定的界限區將其分開，界限區終止相鄰段落的破裂，起著障礙點的作用。一條斷層段的長度與破裂尺度和地震震級大小相關。中國的活動斷裂帶與地震活動密切相關，活動斷裂帶也是地震活動帶，強震常常沿著一條活動斷裂帶成系列地連續發生。活動斷裂帶的幾何學、運動學、滑動速率、分段性和破裂過程，決定了地震活動的強度與危險性。現代地球動力學研究結果顯示，中國板內現代構造活動的動力來源主要與印度板塊和太平洋板塊的運動和作用有關，板內深部動力學作用也不容忽視，可以說應是兩者聯合作用的結果。我國活動構造研究所獲得的斷裂水平滑動速率為每年幾毫米，最大10～15mm/a，與近期GPS觀測結果基本一致(王琪等，2001)。(二)構造成因的地裂縫我國地裂縫類型復雜，按成因可分為兩大類，即自然因素產生的地裂縫和人類活動引發的地裂縫，也有兩種因素共同作用形成的地裂縫。地裂縫已在陜西、山西、廣東、天津、河北、四川、湖南、貴州、山東和江蘇等24個省(區、市)200多個縣(市)發現1232余處(中國環境地質監測院，2008)。據李祥根(2003)研究，中國構造成因的地裂縫始于20世紀60～70年代，中國華北地區地面廣泛發育了以張性為主的地裂縫，排除各種非構造因素，其構造成因是明顯的。該構造裂縫是新構造斷裂運動最新活動的一種表現形式，并稱之為現代地裂運動。中國二氧化碳地質儲存地質基礎及場地地質評價圖8-7 中國活動構造圖（據鄧起東等，2007，略有修改）1966～1976年，中國華北地區強震頻發，進入了地震活躍期。從構造地質角度考慮，強震發生同斷裂(層)活動相關。現代華北地區地震震源機制表明，北東指向的擠壓構造應力在起主導作用。該應力作用可引發地震活動，也可以引發地裂運動。地殼構造運動除地震形式外，更大量的是非地震形式的變動(高名修，1995)。在這段構造地裂縫頻繁出現的時期內，地裂縫主要出現在廣闊的蘇魯皖豫地區、渭河盆地、晉中、晉北、邯鄲、北京和寧夏等地(表8－3)。表8－3主要構造地裂縫活動事件表王景明(2000)通過對西安地裂縫、大同地裂縫和邯鄲地裂縫多年深入的研究，發現它們都是斷層蠕滑活動的反映，地下水活動和人類工程經濟活動起促進、加深地裂縫形成和發展的作用。換言之，斷層蠕滑是這類地裂縫形成的主因，所以其特征、形態、產狀和活動方式與蠕滑斷層有相似性和一致性。與活動斷層運動有關的構造地裂縫可劃分為速滑地裂縫(地震構造地裂縫)和蠕滑地裂縫。其中，斷層蠕滑型地裂縫具有地裂縫與蠕滑斷裂的一致性，即在平面和剖面上直接與斷層相連接，地裂縫與蠕滑斷層產狀相近和地裂縫蠕滑斷裂活動方式一致，且與蠕滑斷層上下溝通(王景明，2000)。中國構造地裂縫分布區和中國地震區位置基本一致(圖8－8)，即東北地裂分布區與東北地震區位置基本一致，區內地裂縫極不發育，地震活動很弱。華北地裂縫分布區與華北地震區位置完全吻合，該區構造地裂縫極發育，且單條長，總體密集成多個條帶。已發現地裂縫3424條，總長497km，占全國地裂縫總數的79.5%以上，地震斷層地裂縫7條，累積長達320.5km。與其對應的地震活動強度大，頻度較高，占全國1900～1985年地震頻次的3%以上。圖8-8 中國地裂縫分布與分區圖（據中國地質環境監測院，2008）南華地裂縫分布區與華南地震區大體吻合，該區地裂縫不甚發育，已發現地裂縫800余條，總長45km，占全國地裂縫總數約19%以上，未見地震斷裂。與其對應的華南地震區，僅有中強震活動，頻度低，占全國1900～1985年地震頻次小于1%。臺灣地裂縫分布區與臺灣地震區一致，該區只見較長的地震斷層4條，總長129km。相應的地震活動強度大、頻度高，地震能量釋放1900～1985年占全國的16%。西部地裂縫分布區與青藏高原和新疆兩個地震區位置相合，該區尚未發現明顯的斷層蠕滑和區域微破裂開啟型地裂縫，但有極其發育且規模較大的地震斷層地裂縫66條，總長2696km。與此對應的青藏高原和新疆兩地震區1900～1985年地震能量占全國的79%，地震頻次占全國的41%。總而言之，中國各地裂縫分布區與中國各地震區的位置、區內地裂縫的發育程度、出現類型，與地震發生的強度、頻度和地震能量釋放量基本呈對應關系。中國地裂縫除有上述分區特點外，在區域分布上也不均一。那些成帶分布的地裂縫地區，實際上反映了與地裂縫直接有關的構造破裂帶的存在。這些地裂縫帶多數又對應有成帶地震集中分布，地震帶和與其對應存在的地裂縫帶一樣，同樣反映了與地震直接有關的構造破裂帶的存在，它們本同出一源，是構造破裂帶活動表現出的不同構造現象。此外，地裂縫和地震成帶分布區是我國新構造斷裂活動比較強烈的地帶。三、中國地震與區域地殼穩定性(一)地震中國的地震活動與新構造活動特征非常相似，也具有明顯的分區和分帶性。以南北構造帶為界，西部地區地震活動強烈，可進一步劃分為青藏高原區和西北區。沿青藏高原的北部邊界和高原內部的活動斷裂帶形成地震帶，如河西走廊地震帶、鮮水河地震帶等。青藏高原以北的西北地區，地震活動主要沿天山南北活動斷裂帶分布，形成天山南北地震帶。東部地區地震活動相對較弱，可進一步以陰山－燕山、秦嶺為界劃分為東北、華北和華南3個分區。東北地區地震活動微弱，僅在其東緣延吉地區發育一些深源地震。華北地區地震活動相對強烈，發育汾渭裂谷地震帶、太行山東緣地震帶和郯廬地震帶3個NE向地震帶，一個NWW向渤海灣－張北地震帶。華南地區除福建沿海地震活動較強外，全區地震活動微弱，基本沒有5級以上的地震發生。南北帶是除臺灣以外，中國地震活動最強烈的地區。臺灣是環太平洋地震帶的一部分，地震活動非常強烈。Chu Q Z(2000)主要依據第四紀期間區域構造活動水平、斷裂活動的時代、規模和強度、古地震、歷史地震和現代地震活動、地殼、巖石圈結構和地球物理場特征，以及中新生代區域地質的發展演化，將中國劃分為一級地震構造單元3個，二級構造單元7個，三級構造單元30個(圖8－9)。中國大陸位于西太平洋地震構造帶和喜馬拉雅—地中海地震構造帶之間，是大陸內部少有的幾個多震地區之一。中國大陸地震構造的基本特點主要表現在以下幾個方面(楚全芝等，2007)。1.地震活動強度高頻度大1900～2006年，在中國大陸及鄰近的邊緣地區共發生M≥7.0級地震75次，平均不到一年半就有一次大震(M≥7.0)發生。1900年至2006年在中國大陸共發生8級以上特大地震7次，平均約13年就有一次特大地震發生(圖8－10)。1996年以后的10年間，中國大陸共有6次7級以上的大震發生，皆出現在西部地區，平均1.4年就有一次大震發生，接近于1900年以來地震發生的平均頻次。發生M≥6.0級地震69次，平均每年約有7次強震發生。2.地震活動區域之間差異大以南北地震構造帶為界，大約有90%以上的M≥7.0級地震發生在西部區，而東部區僅占10%還要弱(楚全芝，1997)。以1900年至2006年期間的地震為例，中國大陸包括強余震在內共發生地震75次，其中東部區僅發生7次。西部區與東部區的大震之比約為9∶1。自1900年以來，M≥8.0級的特大地震皆發生在西部區。東部區在這期間沒有特大地震發生，M≥7.0級的地震也主要集中在華北地震構造區。在東北地區除深源地震外，歷史上只發生過一次海城地震。華南除東南沿海之外，無大震發生，即使6級左右的強震也少見。因此可以認為，造成地震活動在區域上差異的原因主要是斷裂帶活動的強弱及其規模。在青藏高原等一些活動強烈的地區，有大量全新世活動斷層分布，且斷層年滑動速率一般在幾毫米到十幾毫米之間(鄧起東等，1994)。在東北地區幾乎沒有全新世活斷層分布，且在第四紀期間斷層年滑動速率一般僅零點幾毫米，甚至更低。在斷裂活動較強的華北地區，其年滑動速率一般也只有幾個毫米至零點幾個毫米。地震斷裂帶的規模在不同地區相差甚遠。圖8－9中國地震構造分區略圖(據楚全芝等，2007)3.地震與活動構造的關系地震與活動構造有著密切的關系，但這種關系相當復雜，不是簡單的一一對應關系。地震與構造的關系，在認識上經歷了一個較長的過程。早期認為地震活動與新構造有關。其后認為與第四紀活動斷裂有關。隨后又發現地震活動，特別是大震活動，主要與晚更新世以來的活斷層有關。對活斷層的定義也有不同的觀點(徐煜豎，1982)，但目前多數人接受將晚更新世以來有過活動的斷層定義為活斷層。因此，某條斷層或斷裂帶在晚更新世以來是否活動，成為工程建設、地震安全性評價和地震危險性預測的重點研究對象和依據。圖8－10中國大震略圖(1900～2006年)(據楚全芝等，2007)4.地震與活斷層城市活斷層探測、地震安全性評價和工程建設中的活斷層鑒定都將斷層在晚更新世以來是否活動過作為重點研究內容，其原因就是認為強震的發生主要與晚更新世活動斷層關系密切。一般認為，如果某斷裂晚更新世以來不活動，那么就不會發生7級以上的大震，并且認為發生6級左右地震的可能性也大大減小。假設地震與晚更新世活斷層的關系成立，那么在分析研究發震地點時，有相當一部分第四紀斷層可以不予考慮。即使這樣，問題也不會變得簡單。到目前為止中國大陸內部已知的活斷層有數百條。活斷層是地震發生的有利地帶，但并不是所有的活斷層都會發生大震。地震分布不但在空間上是不均一的，即使在同一條地震斷裂帶上的不同斷層段或不同的地震斷裂帶之間，地震的強度和頻度的差別也相當大。在一個時間段內地震集中發生在某些活動斷層帶的某些特定部位，而在另一時間段內地震則集中發生在另外一些地區或部位。較為典型的就有是渤海－張家口－河套地震斷裂帶，1969年發生渤海大震之后僅僅7年就發生了1976年的唐山大震，兩次大震的震中距離僅僅約200km。它比西部的1920年海原大震與1927年的古浪地震的震中距離(約260km)還近。從古地震研究結果看，大震沿斷裂活動具有穩定期和活動期之分，但這種劃分并不具有物理意義上的周期性，只是在漫長的地質歷史過程中具有不規則的高低起伏。古地震的重現間隔從1000a左右至7000a左右不等。5.地震與地震構造塊體所謂地震構造塊體是指以活動斷裂帶為邊界組成的地質實體。塊體對地震活動的強弱變化及時空分布具有明顯的控制作用。根據地震構造塊體的形態、應力作用狀態和活動方式等，可劃分為擠壓型地震構造塊體和張裂型構造塊體。再根據塊體內部是否完整，又各自劃分為完整型塊體和破裂型塊體。如華北平原地震構造塊體屬于張裂型破裂塊體;鄂爾多斯地震構造塊體屬于張裂型完整塊體;川滇地震構造塊體屬于擠壓型破裂塊體;塔里木地震構造塊體屬于擠壓型完整塊體。不同地震構造塊體，地震活動強弱和時空分布不同。這主要和塊體所處的大地構造位置、塊體的規模和內部結構等因素有關。如川滇地震構造塊體的地震活動明顯比華北平原塊體的地震活動強。鄂爾多斯地震構造塊體，歷史上在其周緣發生了一系列的大震，如洪洞地震、華縣大地震、臨汾地震和銀川地震等。1739年銀川地震之后，該塊體逐漸進入穩定階段，在至今的268年的時間內沒有大震發生，6級以上的強震較少。在鄂爾多斯塊體的內部，有史以來沒有6級以上的強震記錄，5級左右的強震也為數不多。而川滇地震構造塊體雖然大多數強震發生在邊緣斷裂帶上，即紅河－金沙江帶和鮮水河－安寧河－小江帶，但其內部也多次發生7級以上的大震，如1996年發生的麗江大震(圖8－11)和1515年發生的永勝地震。圖8－11地震構造塊體與歷史大震(M≥7.0)(據楚全芝等，2007)(二)區域地殼穩定性區域地殼穩定性是指工程建設地區，在內、外動力(以內動力為主)作用下，現今地殼及其表層的穩定程度，以及這種穩定程度與工程建筑之間的相互作用和影響(李興唐，1987;孫葉等，1998)。即由地球內外動力作用形成的地質災害對工程建設地區人類和工程建筑安全的影響。中國地處環太平洋、地中海－喜馬拉雅兩個全球性活動構造帶的交匯部位，構造活動強烈、地質災害發育，總體區域穩定性相對較差。與中國地震活動特征相對應，中國50年超越概率10%地震動峰值加速度也具有相似的分區性和分帶性(圖8－12)。西部地區地震動峰值加速度相對較高，普遍在0.10g以上，沿主要活動斷裂帶和地震帶，地震動峰值加速度一般在0.20g以上。地震動峰值加速度高于0.30g的危險區大多都分布在我國西部。我國東部地震動峰值加速度總體相對較低，東北和華南地區大部分為0.05g或小于0.05g，華北地區相對較高，沿汾渭裂谷、太行山東緣、郯廬斷裂帶、河套盆地和渤海灣-張北形成地震動峰值加速度高值帶。圖8-12 中國地震動峰值加速度區劃圖（據GB 18306-2001）圖8-13 中國區域穩定性評價圖（據馬寅生等，2011，略有修改）受內、外動力地質作用及區域巖土體工程地質條件的控制，中國大陸不同地區的穩定性存在很大差異(圖8－13)。不穩定、次不穩定區主要沿青藏高原及其周邊、主要活動構造帶、地貌邊界帶分布。不穩定區包括阿爾金斷裂帶中、南部，祁連山北緣河西走廊的嘉峪關—張掖地區、武威地區、海原—天水一帶，青藏高原東緣龍門山北部文縣—平武一帶、汶川—瀘定—冕寧—德昌一帶，云南東川—石林地區、麗江—劍川地區，青藏高原南部雅魯藏布江大拐彎地區、當雄—羊八井地區、喜馬拉雅山地區，塔里木盆地西端喀什一帶，天山西段昭蘇一帶、東段吐哈地區，阿爾泰山西南緣富A—阿勒泰地區和臺灣南部等地。與我國新構造、活動構造、地質災害活動特征相似，我國的區域穩定性也具有明顯的分區性。以南北構造帶為界，總體上西部地區較東部地區穩定性差。西部近半數地區為次不穩定和不穩定區，穩定和基本穩定區主要在塔里木盆地腹地和阿拉善地區。東部地區主要為穩定和基本穩定區，次不穩定和不穩定區主要分布在鄂爾多斯周緣斷陷帶、太行山東緣、郯廬斷裂帶和臺灣地區。從北往南，東北、華北、華南的穩定性也各有差異。東北地區基本上都屬于穩定和基本穩定地區。華北的大部分地區為穩定和基本穩定區，沿汾渭斷陷盆地帶、河套地區、太行山東緣和郯廬斷裂帶分布一些次不穩定區。華南地區除臺灣和海峽西岸外，基本上屬穩定和基本穩定區。
備注：數據僅供參考，不作為投資依據。