葉秀薇 黃元敏 劉吉平

廣東省地震局（地震監(jiān)測與減災技術重點實驗室），廣州市先烈中路81號大院 510070

0 引言

新豐江地區(qū)特指廣東省河源市新豐江水庫及周邊區(qū)域。該區(qū)是近年來華南地區(qū)地震最為活躍的區(qū)域之一，2012年1月～2014年7月廣東數(shù)字地震臺網已記錄到發(fā)生在該區(qū)的9000多次ML≥0地震，其中7次為ML≥4.0地震，最大震級為2012年2月16日在庫區(qū)西北邊緣東源縣錫場鎮(zhèn)發(fā)生的4.8級地震。

2012年東源4.8級地震發(fā)生前，新豐江地區(qū)的地震活動主要集中于水庫下游大壩附近，如1962年在距大壩僅1km處發(fā)生的6.1級地震。以往對新豐江地區(qū)地震的研究主要針對水庫大壩區(qū)的地震（王妙月等，1976；魏柏林等，1991；郭貴安等，2004；丁原章等，1983、1992；丁原章，1989；陳益明，1982；潘建雄等，1982；沈崇剛等，1974），另外，受地震活動區(qū)域、臺網分布及計算機技術等的限制，以往對新豐江地區(qū)上地殼速度結構的研究，也僅以一維速度模型對水庫大壩附近極小的區(qū)域進行反演（郭貴安等，1992），精度低且范圍小。隨著庫區(qū)數(shù)字地震臺網的日益完善以及地震活動從庫區(qū)大壩向NW庫區(qū)邊緣的擴展，對庫區(qū)地震的研究亦擴展至近年來中等地震活躍的東源錫場附近。

在地震層析成像技術的發(fā)展過程中（Aki et al，1976；Thurber，1983；劉福田等，1989；Zhao et al，1992），三維地殼速度結構模型的建立為地震定位研究提供了方便。層析成像時加入震源項進行震源與速度結構的聯(lián)合反演（Crosson，1976；Pavlis et al，1980；Spencer et al，1980；劉福田，1984；Michael，1988；Kissling et al，1994；周龍泉等，2006），可在提高定位精度的同時，得到較高分辨率的地殼速度結構，該方法已在我國很多地震序列研究中得到成功應用（周龍泉等，2007、2009；潘素珍等，2007；馬宏生等，2008；劉福田等，1986）。本文采用上述方法獲取新豐江地區(qū)地震序列的空間分布及精細的P波速度結構，并進一步研究主要斷裂的產狀特征及發(fā)震構造，以期為新豐江地區(qū)的震情研判提供深部結構的參考依據(jù)。

1 原理

震源深度與速度結構聯(lián)合反演的基本原理在眾多文獻中已有詳細介紹（劉福田，1984；周龍泉等，2009；馬宏生等，2008），本文僅作如下簡要說明。在聯(lián)合反演過程中，走時殘差δt由震源參數(shù)、速度的擾動引起，對于l個地震和j個臺站，可寫為如下形式

式中，δt為m維走時殘差向量；δv為n維節(jié)點速度擾動向量；δx為4 l維震源參數(shù)擾動向量；A為m×n維走時對速度的偏導數(shù)矩陣；B為m×4l維走時對震源參數(shù)的偏導數(shù)矩陣。

由于式（1）中速度參數(shù)與震源參數(shù)是相互耦合的，而若在1個方程中同時反演2種不同量綱的參數(shù)，將會增加算法的數(shù)值不穩(wěn)定性，消耗大量的計算機資源，因此，須進行參數(shù)分離。本文采用劉福田（1984）提出的正交投影算子，將式（1）分解為2個分別求解速度參數(shù)和震源參數(shù)的方程組

式中，PB為與震源參數(shù)有關的從Rm到B的像空間R（B）上的正交投影算子；I為單位矩陣。對速度參數(shù)和震源參數(shù)解耦后的分析表明，速度擾動量與震源深度擾動量無直接關系，僅與其初值有關，而震源深度擾動量則與速度擾動量明顯相關。聯(lián)合反演過程中由式（2）、（3）先確定研究區(qū)的速度結構參數(shù)，再確定震源參數(shù)，從而消除速度結構的不確定性對定位精度的影響。因此，通過震源深度與速度結構的聯(lián)合反演可有效提高定位的精度，并在反演中得到研究區(qū)速度結構模型。

2 地震資料和初始速度模型

2.1 地震資料

廣東省“十五”期間建設的數(shù)字地震臺網自2007年6月開始運行，本文選取了2007年6月～2014年7月共計13247次地震的91666條P波走時記錄進行速度結構的反演（圖1）。新豐江地區(qū)是廣東省地震活動最為活躍的地區(qū)，建有由5個地震臺組成的新豐江數(shù)字地震臺網，2012年東源4.8級地震后，3次設立流動地震臺加密觀測，序列記錄較為完整，ML≥1.0地震基本無遺漏。

圖1 用于反演的P波、S波走時

圖2 研究區(qū)地震（M L≥1.0）與臺站射線分布以及網格劃分方案

地震與臺站射線分布圖顯示（圖 2），研究區(qū)（23.2°～24.4°N，114.4°～114.8°E）內部射線密度較高，邊緣區(qū)域密度略低，進行速度結構反演時射線最密集的區(qū)域按0.03°～0.05°間距劃分，外圍地區(qū)按 0.1°～0.4°劃分（圖 2）。

2.2 初始速度模型

進行反演計算前，據(jù)相關文獻①范玉蘭等，1988，華南地區(qū)走時表（鄭圻森等，2003、2004；江西省地質礦產局，1984；聞則剛等，2005；姚伯初等，1994；徐輝龍等，2006；趙明輝等，2004）得到了研究區(qū)域地殼各深度的 S波速度及部分深度的P波速度，對于未能查找到的部分深度的P波速度則使用插值法獲得，最終確定了研究區(qū)地殼速度結構模型（表1）。

表1 本文使用的初始地殼速度模型

2.3 分辨率分析

本文采用檢測板方法估算解的分辨率和可靠性。根據(jù)實際射線分布，通過正演計算得到理論走時數(shù)據(jù)，將理論走時數(shù)據(jù)加上一定的隨機誤差（擾動值取正常值的±3%）后作為觀測數(shù)據(jù)進行反演，比較反演結果與檢測板間的相似程度作為解的可靠性估計。該區(qū)地震震源主要集中在從水庫大壩往NW方向延伸至東源錫場、深度為5～15km的地殼內，檢測板結果（圖3）與地震密集區(qū)域一致，震源深度超過15km則分辨率下降，此外，庫區(qū)東北以及西南角由于射線密度稍差，分辨率下降，因此，本文僅討論水庫大壩至東源錫場間地震密集區(qū)域的速度結構。

圖3 不同深度P波檢測板分辨實驗的檢測結果

3 P波速度結構、序列空間分布與活動構造

為更直觀地反映新豐江庫區(qū)P波速度結構特征，對反演的三維模型選取幾組典型的剖面（圖4）進行分析：一是分別穿過東源錫場、水庫大壩的EW向AB、CD剖面；二是穿過東源錫場的SN向GH剖面；三是穿越整個庫區(qū)的NW-SE向EF剖面以及垂直于新豐江地區(qū)2條最重要的 NE向斷裂（河源斷裂（F1）、人字石斷裂（F2））的NW-SE向MN剖面。

圖4 新豐江地區(qū)地震（2007年6月～2014年7月M L≥1.5的及有震源機制的）震中、構造及剖面線位置

3.1 CD、M N剖面

CD剖面穿越了1962年6.1級地震震源區(qū)以及區(qū)內3條重要的斷裂，即NE向河源斷裂（F1）、人字石斷裂（F2）以及 NNW 向石角-新港-白田斷裂帶（F5）（圖 5（a））。MN剖面則與人字石斷裂（F2）、河源斷裂（F1）近乎垂直，能更好地反映斷裂的產狀特征（圖5（b））。

圖5 P波速度剖面及 M L≥1.0地震（2007年6月～2014年7月）空間分布

人字石斷裂（F2）呈 NE-SW向縱貫全區(qū)，東北段由若干分支斷層呈雁行排列，走向N50°E，傾向 SE，傾角 60°～80°不等；西南段走向 40°N～45°E③廣東省地質局新豐江地質隊，1964，廣東省河源新豐江地區(qū)構造系統(tǒng)的初步研究④廣東省地質局新豐江地質隊，1964，廣東河源新豐江地區(qū)地震活動與地質構造的關系。石角-新港-白田斷裂帶（F5）由許多條大小不等的斷裂組成，是新活動性表現(xiàn)最為突出的斷裂構造，其北段走向NNW，傾向SWW，傾角65°～75°；南段由1組走向NNW的斷裂組成（丁原章，1989）⑤廣東省地震預報研究中心，2006，新豐江水庫誘發(fā)地震研究。河源斷裂（F1）大致可分為北段、中段和南段，MN剖面經過之處為中段，呈 NNE走向，傾向SEE，傾角相對較緩（丁原章，1989）③廣東省地質局新豐江地質隊，1964，廣東省河源新豐江地區(qū)構造系統(tǒng)的初步研究④廣東省地質局新豐江地質隊，1964，廣東河源新豐江地區(qū)地震活動與地質構造的關系。

圖5剖面清楚地揭示了 F1、F2、F5等3條斷裂的下傾位置與產狀。河源斷裂（F1）傾向SE，在淺部傾角較大，深度超過10km后傾角轉緩，斷裂西盤埋深10～13km處存在橫截面約4km×3km的速度為6.0km／s的高速體，有1組小震活動穿越高速體（圖5（a））。1962年 6.1級地震震源位于高速體上部的高速度梯度帶上，該處近年來小震較少，但不排除F1上盤存在與密集小震相關的反傾（NW傾）次級分支斷裂。圖5（a）揭示，石角斷裂（F5）上密集的小震震源主要集中分布在該斷裂上盤5～10km的深度，緊貼西盤密集小震活動區(qū)的東緣朝SWW向陡傾，不排除在該斷裂西盤存在與密集小震相關的反傾（NEE傾）的次級分支斷裂。地質研究表明，石角斷裂（F5）由多條斷裂組成，航磁異常顯示，其為本區(qū)切割最深的 NNW向斷裂系統(tǒng)（丁原章，1989）。人字石斷裂（F2）傾向 SE，傾角較大（圖5（b）），其南段（圖5（a））斷裂斷面所在區(qū)域為低速區(qū)，近幾年小震活動不顯著，不排除下部有平行分支斷裂；人字石斷裂（F2）中段（圖5（b））小震明顯較南段活躍，小震活動截止于高速體下部約 14km處。

3.2 AB、GH剖面

AB、GH分別為東源錫場EW、NS向剖面（圖6）。1962年6.1級地震后，新豐江庫區(qū)的地震活動主要集中在庫區(qū)大壩、上游大壩峽谷區(qū)以及庫區(qū)中部等，2012年2月16日錫場4.8級地震后，地震活躍區(qū)域向NW轉移，東源錫場成為庫區(qū)新的地震活躍點。據(jù)文獻資料，錫場附近最主要的構造為SN向的蘭屋-太和洞斷裂（F10），其南北長約17km，東西寬6～10km；另一條SN向構造為經過錫場鎮(zhèn)西側的錫場向斜（H2），其南北可見長約3km（部分淹沒在水庫中），東西寬約4km；在2條SN向斷裂之間存在1條近EW向地表沒有出露、由重磁資料推斷的大坑南推斷斷裂（F12）。

由AB剖面推斷，錫場向斜（H2）傾向東側，埋深超過 15km，淺部傾角較大，深度超過13km后傾角轉緩，東盤埋深8～12km處存在1個橫截面約6km×7km的中心速度達6.2km／s的高速體，2012年以來東源錫場的地震活動主要分布在H2東盤高速體的西段。蘭屋-太和洞斷裂（F10）同樣傾向東側，高速體位于2條SN向斷裂 H2、F10之間。114.7°E以東區(qū)域還存在石角斷裂（F5）、人字石斷裂（F2），但由于錫場 NE方向沒有近距離地震臺，這使得模型分辨率下降，因此，本文不作討論。由圖6（b）可見，震源集中分布在埋深5～14km處，傾角約80°，向南傾。震源位置在地表的投影與大坑南推斷斷裂（F12）的走向、位置基本一致。

4 討論

（1）利用主動源深地震探測獲得的沿英德-河源-陸河剖面（NW-SE）的速度結構顯示，剖面穿越新豐江庫區(qū)（楊卓欣等，2011），與本文的 EF剖面走向一致。此外，葉秀薇等（2013）以0.1°×0.1°網格對河源地區(qū)進行了P波速度結構反演。上述2組研究結果均顯示，東源錫場至河源源城區(qū)間存在1個相對高速體，速度達6.1km／s，河源一端深度為3.5～8.5km，東源錫場一端略深，深度延伸至約10km。隨著小震記錄的大量增加，本研究進一步細分網格，在水庫大壩至東源錫場核心區(qū)域采用 0.03°～0.05°網格劃分，得到了 NW-SE向（EF）剖面（圖7）。由圖7及楊卓欣等（2011）、葉秀薇等（2013）的 EF剖面圖可見，本研究結果分辨率更高，庫區(qū)大壩至東源錫場間的高速體并不是1個完整連續(xù)的塊體，而是由4個大小不等的高速體組成。其中，錫場下方的高速體Ⅰ體積最大（橫截面約6km×7km），速度最高，中心速度達6.3km／s；水庫大壩下方NW側高速體Ⅲ次之（橫截面約5km×6km），速度次之，中心速度亦達6.2km／s；其余2個體積較小，中心速度分別為6.2、6.1km／s。

（2）圖 5、7剖面清楚地揭示，庫區(qū)大壩下方在人字石斷裂（F2）、南山-坳頭斷裂（F4）、石角斷裂（F5）、河源斷裂（F1）等切割的區(qū)域，深度7～8km之上的上地殼不同波速層的界面表現(xiàn)出明顯的上拱變形，而在深度10～15km處沿主要斷裂出現(xiàn)波速層界面的下凹變形。這反映了庫區(qū)大壩下方存在大體以F1、F2、F4、F5等為中心的強烈構造變形區(qū)。

（3）在庫區(qū)西北角東源錫場下方的以往并未引起重視的近SN向錫場向斜（H2）、近EW向大坑南推斷斷裂（F12）的深度均達到15km（圖6），由于埋深超過15km后分辨率下降，因此，上述2組斷裂埋深是否大于15km，有待其它方法的驗證。庫區(qū)中部的南山-坳頭斷裂（F4）以及河源斷裂（F1）南段（圖5）在深度10km左右傾角已顯著轉緩，NW-SE向速度剖面（圖7）亦反映出庫區(qū)西北部的震源深度要大于南部，整個庫區(qū)的斷裂大體上呈現(xiàn)自ES向WN逐步加深的趨勢，這與新豐江地區(qū)重力場背景的研究結果一致⑥廣東省地質局新豐江地質隊，1964，廣東河源新豐江地區(qū)地球物理探測的主要地質成果。

圖6 P波速度剖面及地震（M L≥1.0）空間分布

（4）1962年新豐江6.1級地震后，迄今為止該區(qū)域共發(fā)生13次ML≥5.0地震，其中，9次發(fā)生在前述4個高速體邊緣高速度梯度帶上（圖7），這種高、低速多層相間的結構顯示了地殼層間相鄰物質性質的差異，該差異利于層間滑動，也有利于應變能的積累和釋放（劉福田等，1986），因而地震多發(fā)于這種速度梯度較大的區(qū)域。其中，高速體Ⅳ在水庫蓄水初期地震最為活躍，發(fā)生了包括6.1級地震在內的5次ML≥5.0地震，能量釋放較為徹底。而體積最大、速度最高的高速體Ⅰ自2012年開始打破平靜，出現(xiàn)中等地震活躍現(xiàn)象，發(fā)生了2次ML≥5.0地震，5次ML4.0～4.9地震，且 b值掃描結果顯示，在2次 ML≥5.0地震后該高速體邊緣b值出現(xiàn)顯著下降⑦廣東省地震局，2015，2016年度廣東省地震趨勢研究報告，因此，對于東源錫場下方位于斷層面上的高速體Ⅰ，目前雖b值較小，但不排除發(fā)展為中強震孕震凹凸體（Aki，1984）的可能。

圖7 EF向P波速度剖面及M L≥1.0地震震源分布

（5）東源錫場 2012年 4.8級、2013年 4.7級地震序列的空間分布呈近 EW向展布（圖8），ML≥1.0地震貫穿了高速體的西側及中部（圖6），近SN向蘭屋-太和洞斷裂沒有發(fā)生ML≥1.0地震，故未參與錫場2012年至今的地震活動。結合前述錫場地區(qū)P波速度結構及活動構造產狀、序列空間分布、2次地震震源機制（圖4）、破裂面及破裂方式（葉秀薇等，2013）等初步判斷，近 EW向大坑南斷裂（F12）與近 SN向錫場向斜（H2）參與了東源錫場2012年至今的地震活動。

（6）潘建雄等（1982）、丁原章（1989）、丁原章等（1983）、沈崇剛等（1974）的研究顯示，水庫蓄水初期，大部分地震發(fā)生在蓄水至高水位時，震源極淺，1962年6.1級地震震源深度為5km。水庫載荷在庫基巖體中產生的位移場和應力場的影響主要在庫區(qū)淺部，3～5km深度上水平位移已幾乎為0，5km以下深度影響很弱（王妙月等，1976）。由本文的定位結果可見，2007年以來庫區(qū)大壩附近震源深度為6～9km，較蓄水初期深，往NW方向過了河源斷裂（F1），震源加深，為7～13km，東源錫場的震群震源同樣集中在該深度范圍，與廣東其他非水庫地區(qū)的地震震源深度相當。2012年至今東源錫場2次4.5級以上地震均發(fā)生在2月的枯水期且?guī)焖蛔兓^小，這表明地震活動與庫水位變化間的關系不大，震源深度亦遠大于5km，因此，本文得到的定位結果不支持2012年至今東源錫場的震群活動與水庫蓄水相關的認識。

5 結論

（1）東源錫場至河源源城區(qū)間存在4個大小不等的高速體，其中，錫場下方的高速體Ⅰ體積最大（橫截面約6km×7km），速度最高，中心速度達6.3km／s；水庫大壩下方NW側高速體Ⅲ次之（橫截面約5km×6km），速度次之，中心速度亦達6.2km／s；其余2個體積較小，中心速度分別為 6.2、6.1km／s。

圖8 東源2次4.5級以上地震序列重新定位后震中分布

（2）新豐江水庫大壩下方存在大體以河源斷裂（F1）、人字石斷裂（F2）、南山-坳頭斷裂（F4）、石角-新港-白田斷裂（F5）等為中心的強烈構造變形區(qū)。

（3）整個庫區(qū)的斷裂大體上表現(xiàn)為自ES向WN逐步加深的趨勢。近EW向大坑南斷裂（F12）與近SN向錫場向斜（H2）參與了東源錫場2012年至今的地震活動，本文得到的定位結果不支持2012年至今東源錫場的震群活動與水庫蓄水相關的認識。

致謝：中國地震臺網中心周龍泉研究員為本研究提供速度結構和震源深度聯(lián)合反演的計算程序，廣東省地震監(jiān)測中心提供了高質量的震相報告，聞學澤研究員對速度剖面構造解釋提出了寶貴意見并給予幫助，在此一并表示感謝。