引用本文
王小娜, 邓志辉, 叶秀薇, 王力伟. 广东阳江地区的地壳速度结构与地震活动性[J]. 地震地质, 2020,42(5): 1153-1171.
WANG Xiao-na, DENG Zhi-hui, YE Xiu-wei, WANG Li-wei. THE STUDY OF CRUSTAL VELOCITY STRUCTURE AND SEISMICITY IN YANGJIANG AREA OF GUANGDONG PROVINCE[J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2020,42(5): 1153-1171.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2020.05.008
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广东阳江地区的地壳速度结构与地震活动性
王小娜1,2,3,4), 邓志辉1,2),*, 叶秀薇1,3,4), 王力伟1,3,4)
1)广东省地震局, 广州 510070
2)南方海洋科学与工程广东省实验室, 珠海 519000
3)中国地震局地震监测与减灾技术重点实验室, 广州 510070
4)广东省地震预警与重大工程安全诊断重点实验室, 广州 510070
*通讯作者: 邓志辉, 男, 1962年生, 博士, 研究员, 主要从事地震动力学及地质学方面的研究, E-mail: deng6789@163.com。

〔作者简介〕 王小娜, 女, 1987年生, 2015年于中国科学院大学获固体地球物理学专业博士学位, 高级工程师, 主要从事地震层析成像、 震源机制解等数字地震学方面的研究工作, 电话: 020-87688797, E-mail: wangxiaona16@163.com。

收稿日期: 2020-01-09 修回日期: 2020-05-19
基金项目: 国家自然科学基金(41604055,41676057)、广东省科技计划项目(2019B020208014,2017B030314082)和南方海洋科学与工程广东省实验室“环南海地质过程与灾害”项目(99147-42080024)共同资助
摘要

文中基于广东、 广西和海南地震台网共49个台站于1990年1月—2019年8月记录的6 390个地震的43 225条P波绝对到时数据和422 956条相对到时数据, 利用双差地震层析成像方法获得了阳江地区0.1°×0.1°的三维地壳P波速度结构及6 255个地震的精定位结果。 结果表明, 阳江地区的浅层P波速度较高, 可能与该区沉积层较薄且普遍出露的燕山期花岗岩、 印支期花岗岩和寒武纪变质岩有关。 浅层速度的分布与断裂构造及地质构造具有明显的对应关系, 马水—蒲白一带的高、 低速转换带与阳春-织篢断裂的NE走向有明显的一致性, 西侧的低速体多对应燕山期花岗岩系的分布区, 而东侧的高速体多对应寒武纪变质岩系。 阳江6.4级地震位于燕山期花岗岩系低速异常所夹的高速孕震层内, 其下方为低速异常, 推测下方的低速层属于延性剪切层, 地幔楔熔融以及玄武岩的底侵作用使得该层岩石部分熔融,表现出低速异常。 20km深度附近存在大范围的低速异常, 验证了阳江地区存在华南大陆的中地壳低速层; 30km深度处陆区到沿海呈现出NW低速、 SE高速的特征, 验证了华南沿海大陆的地壳减薄特征。 推测NEE向的洋边海—平岗地震条带位于平岗断裂西南的逆冲隐伏段上, 该隐伏段与洋边海断裂交会处发生的3次5级以上地震可能均为洋边海断裂和平岗断裂共同作用的结果。 隐伏段在地下4~13km深度处延伸, 走向为N78°E, 倾向NW, 倾角约为85°, 位于高、 低速异常交界处并偏向于高速一侧, 其NW侧为高速区, SE侧为低速区, 反映了中新世以来NW盘抬升、 SE盘下降的构造活动特征, 亦与2004年阳江4.9级地震的逆断兼具少量左旋走滑的性质吻合。 平岗断裂隐伏段与NE段的产状差异较大, 推测平岗断裂可能在平岗附近扭为 “麻花”状, 两侧表现出不同的构造和运动性质。

关键词: 阳江地区; 双差地震层析成像; 速度结构; 低速层; 地壳减薄; 平岗断裂隐伏段
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2020)05-1153-19
THE STUDY OF CRUSTAL VELOCITY STRUCTURE AND SEISMICITY IN YANGJIANG AREA OF GUANGDONG PROVINCE
WANG Xiao-na1,2,3,4), DENG Zhi-hui1,2), YE Xiu-wei1,3,4), WANG Li-wei1,3,4)
1)Guangdong Earthquake Agency, Guangzhou 510070, China
2)Southern Marine Science and Engineering Guangdong Laboratory,Zhuhai 519000, China
3)CEA Key Laboratory of Earthquake Monitoring and Disaster Mitigation Technology, Guangzhou 510070, China
4)Guangdong Provincial Key Laboratory of Earthquake Early Warning and Safety Diagnosis of Major Projects, Guangzhou 510070, China
Abstract

This paper collects 43 225 absolute first arrival P wave arrival times and 422 956 high quality relative P arrival times of 6 390 events occurring in Yangjiang and its adjacent area from Jan. 1990 to Aug, 2019. These seismic data is recorded by 49 stations from Guangdong seismic network, Guangxi seismic network and Hainan seismic network. Based on the seismic data above, we simultaneously determine the crustal 3-D P wave velocity structure and the hypocenter parameters of 6 255 events in Yangjiang and its adjacent area by applying double-difference seismic tomography. The result shows that shallow P wave velocity in Yangjiang area is higher due to the thinner sedimentary layer and widely exposed Yanshanian granite, Indosinian granite and Cambrian metamorphic rocks. There are obvious correspondences between the distribution of shallow velocity and fault structure as well as geological structure. The velocity transfer zone along Mashui-Pubai correlates with the NE strike of Yangchun-Zhilong Fault, and the low velocity anomaly on the west corresponds to the Yanshanian granite system, while the high velocity anomaly on the east corresponds to the Cambrian epimetamorphic rock system. The Yangjiang M6.4 earthquake locates at the high velocity seismogenic body among the low velocity anomalies due to Yanshanian granite system. Besides, there is a low velocity anomaly existing below the high velocity seismogenic body as mentioned above, we speculate the low velocity anomaly is a ductile shear zone due to partial melting of lower and middle crust caused by mantle wedge melting and basaltic underplating. Moreover, a wide range of low velocity anomaly exists in 20km depth, which verifies the low velocity layer in the middle crust at Yangjiang area of South China continent. The velocity image from land to ocean in 30km depth shows low velocity in NW side and high velocity in SE side, which verifies the characteristic of crust thinning in South China coastal continent. The NEE seismic belt from Yangbianhai to Pinggang is speculated to locate in a buried fault in the southwest segment of Pinggang Fault. The buried thrust fault is a N78°E strike fault, dipping to NW with a dip angle of 85°. In addition, the buried fault locates in the abnormal junction of high velocity on the NW side and low velocity on the SE side, which reflects the tectonic activity characteristic of NW plate uplifting and SE plate declining from Miocene period. The characteristic of activity in the buried fault shows thrust movement with a small strike-slip component, which is consistent with the focal mechanism of the M4.9 earthquake occurring in 2004. Finally, there is a large difference of formation occurrence between the southwest buried fault of Pinggang Fault and the northeast segment of Pinggang Fault. We speculate that, the formation occurrence of Pinggang Fault changes near Pinggang area in the form of “dough-twist”, which causes different velocity structure and movement characteristic.

Keyword: Yangjiang area; double-difference seismic tomography; velocity structure; low velocity layer; crust thinning; the buried segment of Pinggang Fault
0 引言

广东阳江地区位于东南沿海地震带的西段, 是华南地区地震活动最为活跃的地区之一(图 1)。 1969年7月26日, 阳江地区的洋边海发生6.4级地震, 是广东省有仪器记录以来所发生的最大地震, 共造成33人死亡, 近千人受伤。 阳江6.4级地震发生至今, 阳江地区中小地震活动频繁, 目前已发生7次4.0级以上强余震, 最大为1986年1月28日及1987年2月25日2次5.0级地震, 最近一次为2004年9月17日的4.9级地震, 地震危险性不容忽视。 此外, 阳江地区ML3.0以上的地震活动可作为东南沿海地震带的地震 “ 窗口” (叶秀薇等, 2013)。 研究阳江地区地下介质的结构及地震活动情况, 对经济发达的华南沿海地区地震危险性评价具有重要意义。

图 1 阳江地区的地质构造图
1 第四系; 2 古近系; 3 白垩系; 4 二叠系; 5 三叠系; 6 石炭系; 7 泥盆系; 8 寒武系; 9 燕山期花岗岩; 10 加里东期花岗岩; 11 早第四纪断裂; 12 晚第四纪断裂; 13 推测断裂; 14 隐伏断裂; 15 正断层; 16 逆断层; 17 走滑断层; 18 6.4级地震震中; 19 历史强余震Fig. 1 Tectonic map of Yangjiang area.

1 阳江地区的地质构造背景

阳江地区位于浙粤地穹系中绍广地洼列的SW端, 地处新华夏构造体系第二个巨型隆起带的西缘南端(李四光, 1984), 地震地质构造情况较为复杂(邓起东等, 2007)。 根据阳江市城区地震小区划报①可知, 阳江地区主要发育4条断裂(图 1), 分别为吴川-四会断裂的东支— — 阳春-织篢断裂(F1)、 恩平-新丰断裂的西支— — 苍城-海陵断裂的西南段(F2)、 洋边海断裂(F3)和平岗断裂(F4)。 阳春-积篢断裂(F1)总体走向为NE或NNE, 北起新兴附近, 往SW经阳春、 阳西到沙扒一带入海, 推测其继续向SW延伸, 陆上部分长150km, 倾向以NW为主, 局部倾向SE, 倾角60° ~80° 。 该断裂生于印支期, 且具有逆冲性质, 在燕山运动期间重新活动并转化为正断层(魏柏林, 2000)。 苍城-海陵断裂西南段(F2)总体走向NE, NE起自恩平, 经大槐、 那龙至阳江, 穿过海陵岛延入南海, 长约40km, 倾向NW, 倾角> 60° (钟贻军等, 2003)。 苍城-海陵断裂多由高角度逆断层组成, 切割下古生界、 上古生界、 燕山期花岗岩、 白垩系和古近系, 控制了白垩纪和古近纪断陷盆地的沉积边界。 洋边海断裂又称丰头河断裂(F3), 在洋边海东北岸海滩出露, 走向NW, 倾向NE或SW, 倾角为65° ~75° , 全长约25km, 可分为南、 北2段。 北段主要沿洋边海延伸, 绝大部分隐伏水下, 为左旋正断层, 仅在洋边海右岸海滩露出水面。 南段见于海陵岛的沙角、 北汀和广陵等乡村中, 断层滑动面清晰, 其擦痕显示出左旋走滑性①。 平岗断裂(F4)走向NE— NEE, NE起自北惯西南, 往SW延入洋边海, 全长约25km, 是典型的南海系右旋正断层, 东北段倾向SE, 倾角为60° ~70° , 西南段的倾角变陡, 甚至直立(魏柏林, 2000)。

地质与地球物理学者曾在阳江地区开展过断裂性质、 地震活动特征等方面的研究(钟贻军等, 2003; 叶秀薇等, 2006, 2009; 康英等, 2007; 林群等, 2018)。 钟贻军等(2003)综合阳江地区的地震地质构造、 形变、 断层气测量结果, 对阳江6.4级地震的宏观影响场、 震源机制解及余震分布特征进行了分析, 认为该地震的发震构造为NEE向的平岗断裂。 叶秀薇等(2006)利用S波、 P波拐角频率的方向性计算了阳江地区13次ML≥ 2.5地震的发震断层走向, 认为2004年阳江4.9级地震序列的主要破裂方向为NNW向。 康英等(2007)对阳江地区的地震进行了重新定位, 结果显示地震呈NW和NE向共轭分布, 而NW向地震条带与阳江4.9级地震震源机制解节面及断层破裂的方位角一致。 林群等(2018)根据阳江地区断层面的反演结果, 分析认为平岗断裂和程村断裂的断层面陡直, 且近垂直相交于近海, 以走滑错动为主。 上述研究为阳江地区的地震活动性分析奠定了坚实的基础, 但要进一步了解阳江地区深部的孕震环境, 还需获取地壳速度结构特征。 因此, 本文基于阳江及周边地区1990年以来的天然地震资料, 利用双差地震层析成像方法(Zhang et al., 2003, 2006)获取阳江地区地壳三维速度结构, 并结合地震活动及断裂构造特征, 尝试解释地下介质的不均匀性与地震之间的关系, 这对深入了解该区孕震环境和深部介质特征有着重要意义。

2 资料与方法

为提高阳江地区三维速度结构的分辨率, 本研究利用尽可能多的可靠地震数据进行反演, 为此收集了广东、 广西以及海南地震台网记录的1990年1月— 2019年8月的P波到时资料(郑秀芬等, 2009; 刘军等, 2015; 姜喜姣等, 2018), 其中2007年6月之前, 特别是2000年之前的模拟地震记录精度较低, 故使用双差地震定位方法(Waldhauser et al., 2000)对2007年6月之前的地震进行重新定位, 得到重新定位后的震相报告。 对上述地震资料进行进一步筛选, 剔除偏离理论走时曲线2s之外的震相数据, 且保证每个地震至少被3个台站记录到, 最终获得了49个台站记录的震源深度为0~32km的6 390个地震(包括2007年6月前的地震736个)的43 225条P波绝对到时数据和422 956条相对到时数据用于反演计算(图 2)。 其中, 2007年6月前、 后地震的震级范围分别为ML0.9~4.4和ML0.2~4.2。

图 2 研究所用的地震及台站分布图
蓝色和红色空心圆分别表示2007年6月前、 后的地震, 粉色和蓝色三角分别表示2007年6月前、 后的台站, 黄色五角星表示4.9级以上历史地震, 黑框表示研究区域。 F1 阳春-织篢断裂; F2 苍城-海陵断裂西南段; F3 洋边海断裂; F4 平岗断裂。图中的断裂数据源自邓起东等(2007)的研究成果, 震源机制解数据源自康英等(2005)的研究成果Fig. 2 The distribution map of earthquakes and seismic stations.

地震走时层析成像方法通过射线追踪方法获得介质内传播的地震射线, 并利用计算的理论到时和观测到时差来反演介质属性, 计算量相对较小, 计算效率高, 是国内外应用最为广泛的速度结构反演方法之一(Zhao et al., 1992, 1994, 1996, 2002; Lei et al., 2008, 2009, 2011, 2016; Huang et al., 2009; Han et al., 2014)。 本文使用走时成像方法中的双差地震层析成像方法(Zhang et al., 2003, 2006)进行阳江地区三维速度结构的反演。 该方法基于双差地震定位(Waldhauser et al., 2000)的思想提出, 使用绝对到时数据和相对到时数据进行地下速度结构和震源位置的联合反演。 其中, 使用相对到时数据可消除地震到台站之间的速度不均匀性对反演结果的影响, 以获得震源区更为精细的速度结构和更加精确的震源参数。 该方法使用伪弯曲法进行射线追踪, 给定每个网格节点处的初始速度值并进行反演, 其它任一点的速度值基于其周边8个节点的速度值通过线性插值获得。 目前, 该方法在国内外已有了较为广泛的应用(Pei et al., 2010; 王小娜等, 2014, 2015; Guo et al., 2017; 刘白云等, 2018; Xin et al., 2018)。

3 模型分辨率及反演计算

为确定现有地震资料对地下速度结构的最佳分辨能力, 本研究分别使用0.2° × 0.2° 和0.1° × 0.1° 的网格间隔对阳江地区进行检测板检验。 垂直向的网格节点分别设在0km、 5km、 9km、 14km、 20km、 25km、 31km和40km处, 所用的初始模型为根据前人资料(郑圻森等, 2003; 闻则刚等, 2005; 叶秀薇等, 2009; 田轶等, 2018; 吴国瑞等, 2018; Xin et al., 2018)获取的阳江及邻区一维P波速度模型(MODEL_1d, 表1)。

表1 阳江及其邻区的一维P波速度结构模型 Table1 The 1-D P wave velocity model of Yangjiang and its adjacent regions

在进行检测板检验时, 使用射线密度的量度(DWS)(Thurber, 1983; Foulger et al., 1989; Toomey et al., 1994)和恢复度(RD)来定量反映每个节点的恢复效果。 当DWS大于DWS均值的2%或RD> 0.75时认为恢复效果较好, 所得结果可反映真实的地下结构, 否则认为恢复效果不好, 不予讨论, 在后续绘图时将进行白化处理。

检测板检验结果表明, 使用0.2° × 0.2° 的网格间隔时, 对阳江地区陆域和海域的恢复效果有明显不同, 陆域在5~31km深度恢复效果较好(图 3), 而海域仅在靠近陆地的区域恢复效果较好。 使用0.1° × 0.1° 的网格间隔时, 陆域在9km和14km深度的恢复效果较好(图 4), 而在5km及20km深度, 仅阳江震源区(黑色方框)附近能得到较好的恢复效果。 由此可见, 若使用0.2° × 0.2° 的网格间隔, 则在研究区域的各个深度层面均能得到较好的分辨效果, 但鉴于阳江震源区的范围约为0.2° × 0.2° , 若仅使用0.2° × 0.2° 的网格间隔并不能精细地反映震源区的情况。 而使用0.1° × 0.1° 的网格间隔时, 阳江震源区(黑色方框)能达到较好的分辨效果, 但震源区外的分辨效果并不理想。

图 3 0.2° 网格间隔的检测板检验结果
颜色表示速度扰动, 即速度变化与一维初始速度的百分比, 蓝色表示高速, 红色表示低速Fig. 3 Results of checkerboard test with the grid interval of 0.2° .

图 4 0.1° 网格间隔的检测板检验结果
颜色表示速度扰动, 即速度变化与一维初始速度的百分比, 蓝色表示高速, 红色表示低速。 黑框表示阳江震源区Fig. 4 Results of checkerboard test with the grid interval of 0.1° .

为了解决上述问题, 我们首先使用0.2° × 0.2° 的网格间隔进行双差地震层析成像(tomoDD)反演, 获取阳江及周边地区速度结构(MODEL_0.2); 之后对MODEL_0.2进行线性插值, 得到0.1° × 0.1° 网格间隔的速度模型(MODEL_0.1), 再将MODEL_0.1作为初始模型, 再次使用双差地震层析成像方法(tomoDD)进行反演计算, 得到阳江地区最终的速度结构(MODEL_Final)。 上述方案(图 5)将0.2° × 0.2° 和0.1° × 0.1° 2种间隔的网格相结合, 既能获得非震源区0.2° × 0.2° 网格间隔的速度结构, 又能获得震源区0.1° × 0.1° 网格间隔的速度结构, 适用于台站数量相对较少的震源区速度结构研究。

图 5 速度结构反演的流程图Fig. 5 Flow diagram of velocity structure inversion.

4 结果与讨论

以速度模型MODEL_0.1作为初始模型进行0.1° × 0.1° 网格间隔的成像反演计算, 经过20次迭代, 最终获得阳江地区三维地壳P波速度结构及6 255个地震的精定位结果。 地震走时残差的均方根由365ms降为0.1ms, 反演前、 后的走时残差满足高斯分布(图 6), 反演前的走时残差为-0.6~0.6s, 而反演后残差显著降低, 主要为-0.1~0.1s, 其中残差位于[-0.05, 0.05]s 内的数据量达到93%。

图 6 定位前(空心棒)、 后(实心棒)走时残差分布的直方图Fig. 6 Histograms of travel time residual(RMS)before (hollow bars)and after(solid bars)relocation.

4.1 水平层面速度分布

经过双差地震层析成像的反演计算, 本研究最终得到阳江地区高精度的三维P波速度模型(MODEL_Final)。 图 7 展示了5~31km共6个深度层面的速度分布图, 可以看出阳江及邻区速度结构的横向不均匀性特征较为明显, 5km深度的速度分布与断裂构造及地质构造(图 1)有明显的对应关系。 马水— 河口— 塘口— 蒲牌一带处于高、 低速异常转换带上, 该转换带在塘口以北与阳春-织篢断裂走向一致, 在塘口以南断裂偏向于高速一侧。 转换带西侧的三甲— 新圩— 爵山一带表现为明显的低速异常, 与该区燕山期花岗岩系对①, 并一直延伸到地下20km处, 之后新圩— 爵山一带在25km深度处逐渐转为高速异常。 转换带东侧的阳春— 阳西一带表现为NE向高速异常, 对应寒武纪变质岩系, 阳春-织篢断裂的南段位于该高速异常体内, 断裂带两侧出现2簇震群, 其中西侧的震群位于高、 低速转换带上, 东侧的新湖水库震群位于高速体内。 NE向高速异常体的东侧表现为幅度较小的低速异常, 对应燕山期和加里东期花岗岩系, 但程村附近分布有小范围的寒武纪变质岩(图 1), 因此低速带在程村附近被洋边海断裂所处的高速异常所截断。 平岗断裂位于高、 低速异常交界处, 并偏向于高速异常一侧。 洋边海断裂和平岗断裂交会处的地震较为集中, 1969年6.4级地震便发生在此处(陈家超等, 1986), 其震源机制为走滑型(图 2, 表2)(康英等, 2005), 2个节面分别为NNW和NEE向, 与洋边海断裂和平岗断裂的走向一致。 结合6.4级地震后的现场调查资料推测, 6.4级地震的孕震过程受平岗断裂和洋边海断裂共同作用的影响。

图 7 各深度层面的速度分布图
a 五角星表示1969年阳江6.4级地震; b 五角星表示1986年及1987年2次5.0级地震; c 五角星表示2004年4.9级地震; 颜色色标表示绝对速度, 蓝色为相对(一维初始速度)高速, 红色为相对低速。 红色曲线表示断裂, 其中: F1 阳春-织篢断裂; F2 苍城-海陵断裂西南段; F3 洋边海断裂; F4 平岗断裂。 黄色虚线表示NEE向地震条带的拟合线; 黑点表示水平层面附近的地震投影, 以相邻2层面的平均深度为界, 上方的地震投影到上层面, 下方的地震投影到下层面Fig. 7 Map views of P wave velocity and its perturbation at difference depth slices.

表2 阳江地区4.5级以上地震的震源机制解 Table2 Focal mechanism solutions of M> 4.5 earthquakes in Yangjiang area

在9km深度(图7b), 高速异常的范围增大, 古山— 河口— 塘口— 蒲牌一带为高、 低速异常转换带, 其西侧为低速异常、 东侧为高速异常, 海陵— 雅韶— 北惯一带为低速异常。 洋边海— 平岗的NEE向地震条带(图7b黄色虚线)与平岗断裂及洋边海断裂相交, 条带表现为高、 低速异常的分界, 其NW为高速异常, SE为低速异常, 1986年和1987年2次5.0级地震均发生在NEE向地震条带和洋边海断裂的交会处, 其中1986年5.0级地震位于洋边海断裂南、 北段的交接处, 其震源机制解(图 2, 表2)(康英等, 2005)的节面1走向与洋边海断裂的南段一致, 而1987年5.0级地震位于洋边海断裂北段, 其震源机制解的节面1走向与洋边海断裂的北段一致。

在14km深度(图7c), 洋边海断裂位于高、 低速异常交界处, 平岗附近转为低速异常, 随着深度的增加, 平岗附近的低速异常扩大, 并在20km深处与三甲— 新圩— 爵山一带的低速异常连为一体。 在20km深度(图7d), 速度结构整体表现为低速异常, 洋边海— 平岗NEE向地震成带的现象消失, 阳春-织篢断裂两侧的震群活动消失。 在25~31km深度(图7e, f), 6.5km/s速度等值线逐渐转为与海岸线平行。

4.2 垂直剖面的速度分布

为进一步分析速度结构在深部的特征, 本研究沿NEE向(与洋边海— 平岗NEE向地震条带方向一致)和NNW向建立了8条深度剖面(位置见图 2), 其速度VP及相对速度扰动Δ VP的分布如图 8、 图 9 所示, 阳江地区浅层(5km以浅)的P波速度普遍较高, 可达5.5~6.0km/s, 这可能是由于本区的第四系沉积层较薄, 仅在沿河和海湾有5~20m厚的沉积层, 普遍出露燕山期花岗岩、 印支期花岗岩和寒武纪变质岩(魏柏林, 2000; Lü et al., 2018)。 从AA'、 BB'剖面可以看出(图8a— d), 阳江-织篢断裂(F1)位于高、 低速异常交界处, 西侧为与低速异常对应的燕山期花岗岩系, 东侧为与高速异常对应的寒武纪变质岩系, 断裂带两侧出现2簇震群, 其地震分布在剖面上均表现出近垂直(略倾向SWW)向下延伸的性质。 断裂西侧的震群(图8b, d)是2014年之后新生的震群, 震源深度范围为2~10km, 亦位于高、 低速异常交界处, 其西侧的低速异常对应燕山期花岗岩系, 东侧的高速异常对应寒武纪变质岩系。 断裂东侧的震群位于新湖水库附近, 震源深度范围为0~15km, 水库面积为17km2, 水位年变化仅2m, 排除水库对震群地震活动性的影响(王力伟等, 2018; 马晓静等, 2019), 地震主要位于寒武纪变质岩系所在的高速体内部, 其下方为低速异常, 这种速度结构有利于能量的累积。 但鉴于高速异常幅度不大(约2%), 岩石所能承受的极限应力并不高, 发生破坏性地震的可能性不大, 目前发生的最大地震为2018年3月20日的ML4.2地震。 从CC'、 DD'剖面来看(图8e— h), 阳江6.4级地震发生于燕山期花岗岩系低速异常所夹的高速异常体内, 高速体下方为低速异常, 这种结构在1976年唐山地震(Lei et al., 2008)、 1995年日本神户地震(Zhao et al., 1996)、 2001年印度Bhju地震(Mishra et al., 2003)、 2008年汶川地震(雷建设等, 2009)和2012年彝良双震(王小娜等, 2014)中均有出现。 6.4级地震发生后, 余震亦多集中在上述低速体所包围的高速体内。 推测6.4级地震所在的高度异常体下方的低速层属于延性剪切层, 地幔楔熔融以及玄武岩的底侵作用使得该层岩石部分熔融表现出低速异常, 地表出露的温泉也为此提供了佐证(Zhou et al., 2000)。 根据Teng 等(2013)的研究成果, 孕震层下方介质的速度与孕震层速度之差多为0.1~0.9km/s, 差值越小则孕震能力越强。 由于低速层的存在, 阳江6.4级地震孕震层下方介质的速度与孕震层速度之差< 0.0km/s, 孕震能力较强, 具有较高的地震活动性。 沿CC'剖面(图8e, g), 地震分布特征有明显的差异性, 以深度40km为界, 西侧洋边海断裂附近震源深度范围较大, 可从地表延伸到地下约25km处, 而东侧沿平岗断裂的浅层地震分布较少, 约处于4~13km的深度范围。

图 8 NEE向剖面上的VP及Δ VP分布图
红色五角星表示震级4.9级以上的历史地震, 黑色空心圆表示剖面附近5km内的地震投影, 白色直线表示断裂深部延展情况。 F1 阳春-织篢断裂; F2 苍城-海陵断裂西南段; F3 洋边海断裂; F4 平岗断裂Fig. 8 Map views of P wave velocity and its perturbation at cross sections along NEE direction.

图 9 NNW向剖面上的VP及Δ VP分布图
红色五角星表示震级为4.9级以上的历史地震, 黑色空心圆表示剖面附近5km内的地震投影, 白色直线表示断裂深部延展情况。 F1 阳春-织篢断裂; F4 平岗断裂Fig. 9 Map views of P wave velocity and its perturbation at cross sections along NNW direction.

从EE'、 FF'剖面来看(图9a— d), 结合BB'剖面(图8b, d)的地震投影可知, 阳春-织篢断裂(F1)西侧和东侧的小地震群均表现为倾向SE的高倾角地震条带, 西侧的震群位于高、 低速异常交界处, 其SE盘的高速物质抬升, 说明该处具有SE倾向的逆断性质, 与阳春-织篢断裂的印支期逆冲运动相对应(魏柏林, 2000)。 通过FF'和GG'剖面可知(图9b, d, e, g), 平岗附近的地震主要集中在深度3km之下, 形成了1条倾向NW的地震条带, 条带位于高、 低速异常分界处, 并偏向于NW侧的高速异常。 根据成丛地震发生在断层附近的原则, 联合使用模拟退火算法和高斯牛顿算法(万永革等, 2008)对平岗附近地震条带进行断层面参数反演, 最终得到的断层走向约为N78° E, 倾角约为85° , 倾向NW, 断裂长约16km, 断层深度为4~13km。 结合现场考察结果, 在条带对应的地表并未发现断裂出露, 推测平岗地震条带所在的断层可能为隐伏逆断层, 属于平岗断裂的西南隐伏段, 该隐伏段倾向NW, NW盘抬升、 SE盘下降, 这与平岗断裂(F4)中新世以来NW盘抬升、 SE盘下降的构造特征一致(钟贻军等, 2003), 与2004年9月17日阳江4.9级地震的震源机制解— — 逆断兼少量左旋走滑的性质吻合(图 2, 表2)(康英等, 2005)。 值得注意的是, 以平岗为界, 平岗断裂NE段的地质考察结果显示其为正断层, 而西南隐伏段则表现为逆断层, 推测平岗断裂的东北段和西南隐伏段的断层面在平岗附近扭为 “ 麻花” 状, 东北段倾向SE, 倾角为60° ~90° , 在平岗附近变陡, 甚至直立, 经平岗往SW延伸, 但未出露地表, 西南隐伏段的倾向转为NW, 倾角约为85° 。

人工测深资料显示(廖其林等, 1988; 尹周勋等, 1999; Xia et al., 2010, 2015; 曹敬贺等, 2014; Lü et al., 2018), 华南大陆的地壳中部普遍发育有低速层, 而本研究中的8条垂直剖面(图 8, 9)显示在20km深度附近均存在基本贯穿全剖面的低速异常, 亦说明阳江地区的中地壳存在低速层, 为华南大陆低速层的存在再次提供了佐证(嘉世旭等, 2006; Wang et al., 2007; Zhang et al., 2013)。 此外, 根据人工测深资料及地壳厚度反演结果, 华南沿海大陆莫霍面深度具有由陆区向沿海逐渐减薄的特征(廖其林等, 1988; 尹周勋等, 1999; 沈玉松等, 2013; Huang et al., 2016), 阳江地区位于华南大陆沿海地区, 正处于地壳减薄的区域。 由于射线追踪方法的限制, 本研究所得的速度结构变化均为梯度变化, 无法精细刻画出莫霍面的位置, 但仍能通过速度的横向不均匀性反映莫霍面减薄的特征: NNW向的4条剖面在30km深度附近均表现出NW低速、 SE高速的特征, 这是因为地壳由NW侧的陆区向SE侧的海域逐渐减薄, 使得陆区30km深度附近主要为地壳物质, 而沿海及海域为地幔物质, 故在速度结构上表现出NW低速、 SE高速的特征。

5 结论

本研究利用双差地震层析成像方法, 对广东、 广西和海南地震台网的49个台站于1990年1月— 2019年8月记录的6 390个地震的43 225条P波绝对到时数据和422 956条相对到时数据进行了反演计算。

根据检测板检验结果可知, 0.2° × 0.2° 网格间隔的检测板恢复效果最佳, 而0.1° × 0.1° 网格间隔的检测板在震源区能得到较好的恢复, 因此本研究将0.2° × 0.2° 网格间隔获得的成像结果作为0.1° × 0.1° 网格间隔成像反演的初始模型, 最终得到非震源区0.2° × 0.2° 和震源区0.1° × 0.1° 的速度成像结果, 这种方案适用于台站数量相对较少的震源区速度结构的研究。

根据层析成像结果可知, 阳江地区的浅层P波速度较高, 可达5.5~6.0km/s, 这可能与该区沉积层较薄且普遍出露的燕山期花岗岩、 印支期花岗岩和寒武纪变质岩有关。 浅层速度分布与断裂构造及地质构造有明显的对应关系。 阳江6.4级地震发生于燕山期花岗岩系低速异常所夹的高速孕震层内, 其下方为低速异常, 推测下方低速层属于延性剪切层, 地幔楔熔融以及玄武岩的底侵作用使得该层岩石部分熔融, 表现出低速异常。 阳江地区20km深度附近存在大范围的低速异常, 验证了在阳江地区存在华南大陆中地壳低速层。 此外, 在30km深度附近, 从陆区到沿海呈现NW低速、 SE高速的特征, 验证了华南沿海大陆的莫霍面深度由陆区向沿海逐渐减薄的观点。

洋边海— 平岗NEE向地震条带是阳江地区最为显著的地震活动现象, 推测该条带为平岗断裂向SW的隐伏延伸, 该隐伏段与洋边海断裂交会处发生过3次5级以上地震, 分别为1969年6.4级地震、 1986年5.0级地震以及1987年5.0级地震, 推测3次地震均为洋边海断裂和平岗断裂共同作用的结果。 而2004年阳江4.9级地震的发震构造为平岗断裂西南逆冲隐伏段, 受洋边海断裂的影响较小, 这也可以解释3次5.0级以上地震与2004年阳江4.9级地震在震源机制方面的差异。 此外, 平岗断裂东北段的地质考察结果为正断层, 走向为NE— NEE, 倾向SE, 倾角为60° ~90° , 与西南隐伏段产状差异较大, 推测平岗东北段和西南隐伏段断层面可能在平岗附近扭为 “ 麻花” 状, 两侧表现出不同的构造和运动性质。

致谢 国家测震台网数据备份中心及广东省地震局监测中心为本研究提供了地震数据; 中国科技大学张海江教授为本研究提供了tomoDD程序; 防灾科技学院万永革教授提供了断层面参数反演程序; 审稿专家为本文提出了宝贵的意见。 在此一并表示感谢!

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