新丰江地区地壳P波三维速度结构及活动构造研究

叶秀薇 黄元敏 刘吉平

广东省地震局（地震监测与减灾技术重点实验室），广州市先烈中路81号大院 510070

0 引言

新丰江地区特指广东省河源市新丰江水库及周边区域。该区是近年来华南地区地震最为活跃的区域之一，2012年1月～2014年7月广东数字地震台网已记录到发生在该区的9000多次ML≥0地震，其中7次为ML≥4.0地震，最大震级为2012年2月16日在库区西北边缘东源县锡场镇发生的4.8级地震。

2012年东源4.8级地震发生前，新丰江地区的地震活动主要集中于水库下游大坝附近，如1962年在距大坝仅1km处发生的6.1级地震。以往对新丰江地区地震的研究主要针对水库大坝区的地震（王妙月等，1976；魏柏林等，1991；郭贵安等，2004；丁原章等，1983、1992；丁原章，1989；陈益明，1982；潘建雄等，1982；沈崇刚等，1974），另外，受地震活动区域、台网分布及计算机技术等的限制，以往对新丰江地区上地壳速度结构的研究，也仅以一维速度模型对水库大坝附近极小的区域进行反演（郭贵安等，1992），精度低且范围小。随着库区数字地震台网的日益完善以及地震活动从库区大坝向NW库区边缘的扩展，对库区地震的研究亦扩展至近年来中等地震活跃的东源锡场附近。

在地震层析成像技术的发展过程中（Aki et al，1976；Thurber，1983；刘福田等，1989；Zhao et al，1992），三维地壳速度结构模型的建立为地震定位研究提供了方便。层析成像时加入震源项进行震源与速度结构的联合反演（Crosson，1976；Pavlis et al，1980；Spencer et al，1980；刘福田，1984；Michael，1988；Kissling et al，1994；周龙泉等，2006），可在提高定位精度的同时，得到较高分辨率的地壳速度结构，该方法已在我国很多地震序列研究中得到成功应用（周龙泉等，2007、2009；潘素珍等，2007；马宏生等，2008；刘福田等，1986）。本文采用上述方法获取新丰江地区地震序列的空间分布及精细的P波速度结构，并进一步研究主要断裂的产状特征及发震构造，以期为新丰江地区的震情研判提供深部结构的参考依据。

1 原理

震源深度与速度结构联合反演的基本原理在众多文献中已有详细介绍（刘福田，1984；周龙泉等，2009；马宏生等，2008），本文仅作如下简要说明。在联合反演过程中，走时残差δt由震源参数、速度的扰动引起，对于l个地震和j个台站，可写为如下形式

式中，δt为m维走时残差向量；δv为n维节点速度扰动向量；δx为4 l维震源参数扰动向量；A为m×n维走时对速度的偏导数矩阵；B为m×4l维走时对震源参数的偏导数矩阵。

由于式（1）中速度参数与震源参数是相互耦合的，而若在1个方程中同时反演2种不同量纲的参数，将会增加算法的数值不稳定性，消耗大量的计算机资源，因此，须进行参数分离。本文采用刘福田（1984）提出的正交投影算子，将式（1）分解为2个分别求解速度参数和震源参数的方程组

式中，PB为与震源参数有关的从Rm到B的像空间R（B）上的正交投影算子；I为单位矩阵。对速度参数和震源参数解耦后的分析表明，速度扰动量与震源深度扰动量无直接关系，仅与其初值有关，而震源深度扰动量则与速度扰动量明显相关。联合反演过程中由式（2）、（3）先确定研究区的速度结构参数，再确定震源参数，从而消除速度结构的不确定性对定位精度的影响。因此，通过震源深度与速度结构的联合反演可有效提高定位的精度，并在反演中得到研究区速度结构模型。

2 地震资料和初始速度模型

2.1 地震资料

广东省“十五”期间建设的数字地震台网自2007年6月开始运行，本文选取了2007年6月～2014年7月共计13247次地震的91666条P波走时记录进行速度结构的反演（图1）。新丰江地区是广东省地震活动最为活跃的地区，建有由5个地震台组成的新丰江数字地震台网，2012年东源4.8级地震后，3次设立流动地震台加密观测，序列记录较为完整，ML≥1.0地震基本无遗漏。

图1 用于反演的P波、S波走时

图2 研究区地震（M L≥1.0）与台站射线分布以及网格划分方案

地震与台站射线分布图显示（图 2），研究区（23.2°～24.4°N，114.4°～114.8°E）内部射线密度较高，边缘区域密度略低，进行速度结构反演时射线最密集的区域按0.03°～0.05°间距划分，外围地区按 0.1°～0.4°划分（图 2）。

2.2 初始速度模型

进行反演计算前，据相关文献①范玉兰等，1988，华南地区走时表（郑圻森等，2003、2004；江西省地质矿产局，1984；闻则刚等，2005；姚伯初等，1994；徐辉龙等，2006；赵明辉等，2004）得到了研究区域地壳各深度的 S波速度及部分深度的P波速度，对于未能查找到的部分深度的P波速度则使用插值法获得，最终确定了研究区地壳速度结构模型（表1）。

表1 本文使用的初始地壳速度模型

2.3 分辨率分析

本文采用检测板方法估算解的分辨率和可靠性。根据实际射线分布，通过正演计算得到理论走时数据，将理论走时数据加上一定的随机误差（扰动值取正常值的±3%）后作为观测数据进行反演，比较反演结果与检测板间的相似程度作为解的可靠性估计。该区地震震源主要集中在从水库大坝往NW方向延伸至东源锡场、深度为5～15km的地壳内，检测板结果（图3）与地震密集区域一致，震源深度超过15km则分辨率下降，此外，库区东北以及西南角由于射线密度稍差，分辨率下降，因此，本文仅讨论水库大坝至东源锡场间地震密集区域的速度结构。

图3 不同深度P波检测板分辨实验的检测结果

3 P波速度结构、序列空间分布与活动构造

为更直观地反映新丰江库区P波速度结构特征，对反演的三维模型选取几组典型的剖面（图4）进行分析：一是分别穿过东源锡场、水库大坝的EW向AB、CD剖面；二是穿过东源锡场的SN向GH剖面；三是穿越整个库区的NW-SE向EF剖面以及垂直于新丰江地区2条最重要的 NE向断裂（河源断裂（F1）、人字石断裂（F2））的NW-SE向MN剖面。

图4 新丰江地区地震（2007年6月～2014年7月M L≥1.5的及有震源机制的）震中、构造及剖面线位置

3.1 CD、M N剖面

CD剖面穿越了1962年6.1级地震震源区以及区内3条重要的断裂，即NE向河源断裂（F1）、人字石断裂（F2）以及 NNW 向石角-新港-白田断裂带（F5）（图 5（a））。MN剖面则与人字石断裂（F2）、河源断裂（F1）近乎垂直，能更好地反映断裂的产状特征（图5（b））。

图5 P波速度剖面及 M L≥1.0地震（2007年6月～2014年7月）空间分布

人字石断裂（F2）呈 NE-SW向纵贯全区，东北段由若干分支断层呈雁行排列，走向N50°E，倾向 SE，倾角 60°～80°不等；西南段走向 40°N～45°E③广东省地质局新丰江地质队，1964，广东省河源新丰江地区构造系统的初步研究④广东省地质局新丰江地质队，1964，广东河源新丰江地区地震活动与地质构造的关系。石角-新港-白田断裂带（F5）由许多条大小不等的断裂组成，是新活动性表现最为突出的断裂构造，其北段走向NNW，倾向SWW，倾角65°～75°；南段由1组走向NNW的断裂组成（丁原章，1989）⑤广东省地震预报研究中心，2006，新丰江水库诱发地震研究。河源断裂（F1）大致可分为北段、中段和南段，MN剖面经过之处为中段，呈 NNE走向，倾向SEE，倾角相对较缓（丁原章，1989）③广东省地质局新丰江地质队，1964，广东省河源新丰江地区构造系统的初步研究④广东省地质局新丰江地质队，1964，广东河源新丰江地区地震活动与地质构造的关系。

图5剖面清楚地揭示了 F1、F2、F5等3条断裂的下倾位置与产状。河源断裂（F1）倾向SE，在浅部倾角较大，深度超过10km后倾角转缓，断裂西盘埋深10～13km处存在横截面约4km×3km的速度为6.0km／s的高速体，有1组小震活动穿越高速体（图5（a））。1962年 6.1级地震震源位于高速体上部的高速度梯度带上，该处近年来小震较少，但不排除F1上盘存在与密集小震相关的反倾（NW倾）次级分支断裂。图5（a）揭示，石角断裂（F5）上密集的小震震源主要集中分布在该断裂上盘5～10km的深度，紧贴西盘密集小震活动区的东缘朝SWW向陡倾，不排除在该断裂西盘存在与密集小震相关的反倾（NEE倾）的次级分支断裂。地质研究表明，石角断裂（F5）由多条断裂组成，航磁异常显示，其为本区切割最深的 NNW向断裂系统（丁原章，1989）。人字石断裂（F2）倾向 SE，倾角较大（图5（b）），其南段（图5（a））断裂断面所在区域为低速区，近几年小震活动不显著，不排除下部有平行分支断裂；人字石断裂（F2）中段（图5（b））小震明显较南段活跃，小震活动截止于高速体下部约 14km处。

3.2 AB、GH剖面

AB、GH分别为东源锡场EW、NS向剖面（图6）。1962年6.1级地震后，新丰江库区的地震活动主要集中在库区大坝、上游大坝峡谷区以及库区中部等，2012年2月16日锡场4.8级地震后，地震活跃区域向NW转移，东源锡场成为库区新的地震活跃点。据文献资料，锡场附近最主要的构造为SN向的兰屋-太和洞断裂（F10），其南北长约17km，东西宽6～10km；另一条SN向构造为经过锡场镇西侧的锡场向斜（H2），其南北可见长约3km（部分淹没在水库中），东西宽约4km；在2条SN向断裂之间存在1条近EW向地表没有出露、由重磁资料推断的大坑南推断断裂（F12）。

由AB剖面推断，锡场向斜（H2）倾向东侧，埋深超过 15km，浅部倾角较大，深度超过13km后倾角转缓，东盘埋深8～12km处存在1个横截面约6km×7km的中心速度达6.2km／s的高速体，2012年以来东源锡场的地震活动主要分布在H2东盘高速体的西段。兰屋-太和洞断裂（F10）同样倾向东侧，高速体位于2条SN向断裂 H2、F10之间。114.7°E以东区域还存在石角断裂（F5）、人字石断裂（F2），但由于锡场 NE方向没有近距离地震台，这使得模型分辨率下降，因此，本文不作讨论。由图6（b）可见，震源集中分布在埋深5～14km处，倾角约80°，向南倾。震源位置在地表的投影与大坑南推断断裂（F12）的走向、位置基本一致。

4 讨论

（1）利用主动源深地震探测获得的沿英德-河源-陆河剖面（NW-SE）的速度结构显示，剖面穿越新丰江库区（杨卓欣等，2011），与本文的 EF剖面走向一致。此外，叶秀薇等（2013）以0.1°×0.1°网格对河源地区进行了P波速度结构反演。上述2组研究结果均显示，东源锡场至河源源城区间存在1个相对高速体，速度达6.1km／s，河源一端深度为3.5～8.5km，东源锡场一端略深，深度延伸至约10km。随着小震记录的大量增加，本研究进一步细分网格，在水库大坝至东源锡场核心区域采用 0.03°～0.05°网格划分，得到了 NW-SE向（EF）剖面（图7）。由图7及杨卓欣等（2011）、叶秀薇等（2013）的 EF剖面图可见，本研究结果分辨率更高，库区大坝至东源锡场间的高速体并不是1个完整连续的块体，而是由4个大小不等的高速体组成。其中，锡场下方的高速体Ⅰ体积最大（横截面约6km×7km），速度最高，中心速度达6.3km／s；水库大坝下方NW侧高速体Ⅲ次之（横截面约5km×6km），速度次之，中心速度亦达6.2km／s；其余2个体积较小，中心速度分别为6.2、6.1km／s。

（2）图 5、7剖面清楚地揭示，库区大坝下方在人字石断裂（F2）、南山-坳头断裂（F4）、石角断裂（F5）、河源断裂（F1）等切割的区域，深度7～8km之上的上地壳不同波速层的界面表现出明显的上拱变形，而在深度10～15km处沿主要断裂出现波速层界面的下凹变形。这反映了库区大坝下方存在大体以F1、F2、F4、F5等为中心的强烈构造变形区。

（3）在库区西北角东源锡场下方的以往并未引起重视的近SN向锡场向斜（H2）、近EW向大坑南推断断裂（F12）的深度均达到15km（图6），由于埋深超过15km后分辨率下降，因此，上述2组断裂埋深是否大于15km，有待其它方法的验证。库区中部的南山-坳头断裂（F4）以及河源断裂（F1）南段（图5）在深度10km左右倾角已显著转缓，NW-SE向速度剖面（图7）亦反映出库区西北部的震源深度要大于南部，整个库区的断裂大体上呈现自ES向WN逐步加深的趋势，这与新丰江地区重力场背景的研究结果一致⑥广东省地质局新丰江地质队，1964，广东河源新丰江地区地球物理探测的主要地质成果。

图6 P波速度剖面及地震（M L≥1.0）空间分布

（4）1962年新丰江6.1级地震后，迄今为止该区域共发生13次ML≥5.0地震，其中，9次发生在前述4个高速体边缘高速度梯度带上（图7），这种高、低速多层相间的结构显示了地壳层间相邻物质性质的差异，该差异利于层间滑动，也有利于应变能的积累和释放（刘福田等，1986），因而地震多发于这种速度梯度较大的区域。其中，高速体Ⅳ在水库蓄水初期地震最为活跃，发生了包括6.1级地震在内的5次ML≥5.0地震，能量释放较为彻底。而体积最大、速度最高的高速体Ⅰ自2012年开始打破平静，出现中等地震活跃现象，发生了2次ML≥5.0地震，5次ML4.0～4.9地震，且 b值扫描结果显示，在2次 ML≥5.0地震后该高速体边缘b值出现显著下降⑦广东省地震局，2015，2016年度广东省地震趋势研究报告，因此，对于东源锡场下方位于断层面上的高速体Ⅰ，目前虽b值较小，但不排除发展为中强震孕震凹凸体（Aki，1984）的可能。

图7 EF向P波速度剖面及M L≥1.0地震震源分布

（5）东源锡场 2012年 4.8级、2013年 4.7级地震序列的空间分布呈近 EW向展布（图8），ML≥1.0地震贯穿了高速体的西侧及中部（图6），近SN向兰屋-太和洞断裂没有发生ML≥1.0地震，故未参与锡场2012年至今的地震活动。结合前述锡场地区P波速度结构及活动构造产状、序列空间分布、2次地震震源机制（图4）、破裂面及破裂方式（叶秀薇等，2013）等初步判断，近 EW向大坑南断裂（F12）与近 SN向锡场向斜（H2）参与了东源锡场2012年至今的地震活动。

（6）潘建雄等（1982）、丁原章（1989）、丁原章等（1983）、沈崇刚等（1974）的研究显示，水库蓄水初期，大部分地震发生在蓄水至高水位时，震源极浅，1962年6.1级地震震源深度为5km。水库载荷在库基岩体中产生的位移场和应力场的影响主要在库区浅部，3～5km深度上水平位移已几乎为0，5km以下深度影响很弱（王妙月等，1976）。由本文的定位结果可见，2007年以来库区大坝附近震源深度为6～9km，较蓄水初期深，往NW方向过了河源断裂（F1），震源加深，为7～13km，东源锡场的震群震源同样集中在该深度范围，与广东其他非水库地区的地震震源深度相当。2012年至今东源锡场2次4.5级以上地震均发生在2月的枯水期且库水位变化较小，这表明地震活动与库水位变化间的关系不大，震源深度亦远大于5km，因此，本文得到的定位结果不支持2012年至今东源锡场的震群活动与水库蓄水相关的认识。

5 结论

（1）东源锡场至河源源城区间存在4个大小不等的高速体，其中，锡场下方的高速体Ⅰ体积最大（横截面约6km×7km），速度最高，中心速度达6.3km／s；水库大坝下方NW侧高速体Ⅲ次之（横截面约5km×6km），速度次之，中心速度亦达6.2km／s；其余2个体积较小，中心速度分别为 6.2、6.1km／s。

图8 东源2次4.5级以上地震序列重新定位后震中分布

（2）新丰江水库大坝下方存在大体以河源断裂（F1）、人字石断裂（F2）、南山-坳头断裂（F4）、石角-新港-白田断裂（F5）等为中心的强烈构造变形区。

（3）整个库区的断裂大体上表现为自ES向WN逐步加深的趋势。近EW向大坑南断裂（F12）与近SN向锡场向斜（H2）参与了东源锡场2012年至今的地震活动，本文得到的定位结果不支持2012年至今东源锡场的震群活动与水库蓄水相关的认识。

致谢：中国地震台网中心周龙泉研究员为本研究提供速度结构和震源深度联合反演的计算程序，广东省地震监测中心提供了高质量的震相报告，闻学泽研究员对速度剖面构造解释提出了宝贵意见并给予帮助，在此一并表示感谢。