2014, Vol. 57
2. 中国科学院大学, 北京 100049
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
南海北部陆缘位于华南地块与南海海盆的过渡地带，其不仅保留了华南地块晚中生代强烈的构造和岩浆活动信息，同时也记录了新生代南海海盆的张裂演化过程，受中、新生代区域构造转换过程的影响和控制，南海北部陆缘的断裂构造十分发育，主要分布有NE、NW、NEE走向的三组断裂构造体系(林纪曾等，1980；刘以宣，1985；姚伯初，1993；张虎男和吴堑虹，1994；魏柏林，2001；卢邦华等，2006).其中NE向断裂主要形成于中生代，在燕山期活动强烈(刘以宣，1985；姚伯初，1993；张虎男和吴堑虹，1994)，沿断裂发育有大量中生代花岗岩和中酸性火山岩，该组断裂在中、新生代经历压剪和张剪性的变化，且控制了许多大型山脉和水系的分布；而NEE向断裂主要形成于前中生代(张虎男和吴堑虹，1994)，在南海海盆张裂演化期间以张性正断层为主，并兼有右行走滑特征(覃慕陶等，2000)，其主要控制了南海北部海岸线和新生代盆地的总体走向和分布；NW向断裂形成时代较晚，主要形成于燕山晚期或喜山期(刘以宣，1986)，在新构造运动时间表现出较强的活动性，多为盖层至地壳断裂，其新生性往往截切错断NE向和NEE向断裂，控制了第四纪断陷盆地和沿 海水系、港湾的发育.以上三组断裂体系相互叠加和 交织，构造了南海北部陆缘独特的断裂构造骨架(图 1).
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图1 南海北部陆缘地震活动与断裂分布图红色圆圈为6级以上的历史地震，黑色虚线为推测滨海断裂带的位置，蓝色方框为本文研究区. Fig.1 Seismicity and fault distribution in the northern margin of South China Sea Red circles indicate the magnitude of historical earthquakes great than 6, the black dashed lines represent the inferred locaton of Littoral Fault Zone, and the blue box indicates this paper′s research area. |
在菲律宾海板块北西向俯冲和印藏碰撞侧向应力传递的影响下，以上三组断裂体系较为活跃，形成了南海北部陆缘地震带(陈恩民和黄咏茵，1984).从历史强震的分布可知，该区大部分6级以上强震均分布在水深约30~50 m的海陆过渡带，指示该区存在一条NEE向的断裂带.依据地形地貌、地层变化、地震活动、温泉分布、卫星影像、重磁异常等资料，刘以宣等(1994)提出了海陆过渡带NEE向的控震断裂为滨海断裂带.但是对于滨海断裂带的构造属性一直存在较大的争议，曾维军(1992)根据华南加里东期古构造的特征，认为滨海断裂带是陆块碰撞的缝合带；冯志强等(1998)认为在珠江口外海陆之间存在一条古生代时期的板块缝合带，其北为华南陆块，其南为南海陆块；姚伯初(1998)认为福建—广东沿海地区的南澳－香港断裂两侧的地壳结构差异很大，断裂两侧的地块具有不同地质演化史，在一定地质时期沿该断裂缝合在一起，并推测该断裂是一条岩石圈断裂；吴进民(1998)认为碰撞结合带应具有蛇绿岩带等代表古洋壳残余的岩石组合，但是沿该带并未发现印支—燕山早期的蛇绿岩带，结合地层、古地磁和古生物等证据，认为南海北缘滨海断裂带不可能是南海北缘地体与华南板块的碰撞结合带，根据滨海断裂带对中生代北东向断裂的错移和新生代海陆沉积地层的差异，认为它可能是一条新生代早期的断裂；而徐杰等(2006)根据珠江口盆地的基底性质分析认为，滨海断裂带是发育于华南加里东褶皱带内部的断裂带，不是陆块之间的碰撞拼贴带；程世秀等(2012)根据滨海断裂带两侧古新统厚度差异较大，认为该断裂发育于古新世，是南海北部的控盆断裂.之所以造成这些争议，其中最重要的原因是滨海断裂带所处地理位置正好位于南海北部陆缘海陆过渡带，海水的覆盖导致不能直接开展野外露头的调查和研究，同时近岸密集的过往船只和渔网等人类活动又阻碍了地球物理等手段的直接探测，使得目前对于滨海断裂带的确切位置、走向、倾向等几何学特征的认识极为薄弱(刘以宣，1985；刘以宣，1986；丁原章和黄新辉，1995；钟建强，1987)，造成其形成时代和构造属性等运动学特征也存在较大分歧.
近年来，随着地球物理探测手段的进步以及华南沿海社会经济发展的需求，对滨海断裂带的研究逐渐从以往的地形地貌、地震活动、重磁异常等宏观特征方面过渡到了地球物理方法中精度最高、分辨率最好的人工地震学探测和精细特征的研究.从2001年和2004年汕头和香港外海海陆联合深地震探测实验所获得的二维地壳结构模型中(赵明辉等，2004；夏少红等，2008；夏少红等，2010)，探测到了一条穿越整个地壳的低速破碎带，并结合重磁异常特 征确定了该低速破碎带即为滨海断裂带.但是两次 深地震探测实验存在一定的缺陷，其接收台站均分布在滨海断裂带的靠陆一侧，导致地震射线的覆盖和交叉程度较差，获得的速度结构也相对粗糙.因此如何更进一步地获取滨海断裂带的形态、内部结构和几何学特征成为了我们急需解决的重要问题，正是在这一需求的推动下，2010年我们再次在珠江口海域开展了一条集海陆联合深地震和多道地震的探测剖面，此次探测弥补了以往海陆联合深地震探测的一些不足，在滨海断裂带的两侧均布置了陆基和海底地震接收台站，为深入研究该地区滨海断裂带的结构形态打下了坚实数据基础.
本文正是在这一最新的数据基础上，通过综合提取滨海断裂带从浅到深的精细构造形态、结构异常以及发育规模等信息，并结合该地区2006年ML4.0级天然地震的震源机制信息，系统地刻画滨海断裂带的地震学特征，为南海北部陆缘的构造演化研究提供参考，同时为珠三角地区的稳定性评价提供科学依据.
2010年7月在国家基金委南海共享航次的支持下，利用中国科学院南海海洋研究所“实验2号”地球物理考察船，在珠江口外完成一条海陆联合深地震测线(图 2).测线呈NW-SE向穿越推测的滨海 断裂带(图 2)，沿测线共布设9台OBS和4个流动地震台，流动地震台和OBS的间距均为20 km左右，其中OBS 1-8号站位为德国产短周期OBS(李湘云等，2007)，9号站位为国产宽频带微功耗OBS(游庆瑜等，2003；郝天珧和游庆瑜，2011)，同时利用广东省地震台网和香港天文台的固定地震台站进行气枪信号接收.震源由4支1500LL型Bolt气枪组成，枪震总容量为6000 in3 (1 in=2.54 cm)，海陆联合深地震测线由南往北放炮，共激发776炮，船速约 4.5 kn(1 kn=1.852 km·h-1)， 放炮时间间隔110 s(炮间距约250 m)，海上作业期间由于空压机问题放炮间隔稍有变化.海陆联合深地震测线完成后，沿原测线拖曳24道地震电缆进行反射地震数据的采集，检波器间距25 m，采样率2 ms，记录时间10 s，激发间距为50 m.海陆联合深地震测线和反射地震测线的炮点坐标均由Hypack导航系统记录.
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图2 珠江口盆地构造单元与海陆地震联测测线分布 Fig.2 The tectonic units in Pearl River Estuary Basin and the distribution of onshore-offshore joint seismic profile |
数据处理参照海陆联合深地震探测的处理流程(赵明辉等，2004；夏少红等，2007；夏少红等，2011)，主要包括导航炮点数据提取、地震数据解编和格式转换、地震台站的内部时钟和位置校正等步骤，从单台地震剖面图中可知本次实验获得的数据质量良好，33个地震台站接收明显的气枪信号，接收信号的最远距离为360 km(曹敬贺等，2012).根据反射地震剖面和区域地质资料，以流动地震台P4为原点建立初始模型，由于陆上固定台站CD台、SZN台、MEL台偏移测线较小，可以校正到测线上.利用RayInvr软件(Zelt et al., 1992)对沿测线分布的14个地震台站的垂直分量数据(OBS选取水听器分量)进行二维射线追踪和理论走时计算，通过不断调整初始模型使观测走时和理论走时逐渐逼近，最终获得沿测线分布、可以拟合所有台站的最优二维地壳结构模型.
本次反射地震测线穿越了滨海断裂带、北部断阶带、珠一凹陷、中央隆起带等地质单元.船载测深仪采集的数据显示，沿测线水深变化平缓，从担杆列岛外的41 m缓慢增加至番禺低隆起处的127 m.由于测线所在的南海北部陆架区水深较浅，导致海底多次波现象在浅层表现明显.本文选取信噪比较好的第12道数据，从地震剖面图中(图 3b、3c)可以清 楚地识别基底的轮廓，其被一系列倾向NW和SE的正断层所切割，为一个明显的破裂不整合面，表现出不连续的强振幅反射特征，这些切穿基底的正断层是新生代以来南海北部陆缘拉张的产物.在珠一凹陷内基底之上披覆的沉积物较厚，显示出高频、平行连续的震相特征.
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图3 (a) 反射地震测线的重磁异常；(b) 反射地震测线的单道地震剖面解释；(c) 滨海断裂带段的单道地震剖面解释 Fig.3 (a) Free-air gravity and magnetic anomaly of reflection seismic profile; (b) The interpretation of the single channel seismic profile; (c) The interpretation of the Littoral Fault Zone section of single channel profile |
滨海断裂带在担杆岛外西南12 km处发育，在反射地震剖面中表现为一宽约20 km的断裂破碎带，水深为40~50 m.断裂带主体倾向SE，其内部由一系列切穿基底、倾向SE和NW的正断层组成(图 4c)，基底的埋深根据测线附近钻井的时深转换关系求得(赵中贤等，2010)，断距最大约为1.5 km.滨海断裂带与陆侧的边界为一近垂直、倾向SE的正断层，该断层面在0.3~2.8 s双程走时之间表现明显，根据该断层面的高度与其对应断层面的宽度，求得该断层的倾角约为57°.
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图4(a) 2004年海陆联测测线OOS2004-1陆上台站Pg震相走时图; (b) 2010年海陆联测测线OOS2010-1担杆岛台的地震记录剖面图; (c)2010年海陆联测测线OOS2010-1鹤咀台地震记录剖面图 Fig.4 (a) First-arrival Pg picks from off-line stations of profile OOS2004-1; (b) Seismic record section of DGD permanent seismic station of profile OOS2010-1; (c) Seismic record section of CD permanent seismic station of profile OOS2010-1 |
滨海断裂带内部基底上的沉积层厚度较大，在双程走时0.3~0.8 s之间显示为高频、平行连续的强振幅沉积相特征，而在0.8 s至基底之上表现为不连续、混杂堆积的震相特征，断裂带的基底之下则显示为弱振幅反射特征.滨海断裂带向陆侧的沉积层厚度较薄，仅在0~0.4 s之间显示，在双程走时0.5~2.7 s之间表现为高频、平行连续的强振幅特征.与滨海断裂带相邻的北部断阶带的基底之上表现出不连续、强振幅反射特征，而基底下在双程走时1.2~2.7 s之间表现为连续的强振幅反射特征.滨海断裂带基底下部杂乱、弱反射特征与其两侧基底的平行连续、强振幅反射特征明显不同，说明断裂带内部岩石破碎较严重，破碎深度延伸至基底之下.在沿反射地震测线的重磁异常曲线中(图 3a)，滨海断裂带对应自由空间负异常区，重力异常值由0 mGal减小至-25 mGal左右，对应的磁异常值为-20~20 nT左右.
在陆上固定地震台站担杆岛台(图 4b)和香港天文台的鹤咀台(图 4c)的剖面中，Pg震相在滨海断裂带的发育位置存在明显的走时滞后现象，在断裂带北侧担杆岛台Pg震相的折合走时仅为0.15 s，而在进入断裂带内折合走时迅速增加至1.0 s左右，而鹤咀台的Pg震相在滨海断裂带北侧折合走时为0.35 s，在进入断裂带内折合走时增加至1.2 s左右.Pg震相的走时滞后主要是由断裂带内部岩石破碎和沉积层的突然加厚引起.在海域的OBS2台站地震剖面中(图 5)，其Pg震相折合走时在-5 km 至-8 km约为1.1~1.2 s左右，在-8 km到-25 km时 Pg震相的折合走时增加至1.6~1.75 s，滨海断裂带刚好发育在这一位置，这可能由于断裂带内岩 石破碎程度较高和破碎深度较大引起的.在-25 km 之后Pg震相的折合走时又迅速减小至1.2 s左右，表明滨海断裂带陆侧沉积层的厚度较浅.
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图5 OBS2地震记录剖面及震相识别 Fig.5 Seismic record section and the phase identification of OBS2 |
根据射线追踪和走时拟合等，我们最终得到滨海断裂带两侧的二维速度模型共分为6层：第1层是海水和地表层，海水的速度为1.5 km/s，陆区表层的速度为5.2 km/s；第2层为海域的沉积层，速度从1.8 km/s增加至4.7 km/s；第3层是上地壳层，速度从5.2~5.5 km/s增加到6.3~6.4 km/s； 第4层是下地壳顶部低速层，速度从5.5~5.9 km/s， 低速层的识别主要依据Pg与Pc震相的走时跳跃(赵明辉等，2004)，低速层厚度与速度的约束主要通过陆上台站的PmP走时来控制；第5层是下地壳层，速度从6.5~6.6 km/s增加到6.8 km/s；第6层是上地幔顶部，速度从8.0 km/s增加到35 km深度的8.1 km/s.最终模型的射线追踪和走时拟合以DGD(图 6)和OBS5(图 7)为例，可以看到各个震相的走时拟合得很好，其中担杆岛台的走时残差为0.087 s， 2的值为1.732，OBS5的走时残差为0.071 s， 2的值为1.566.从射线密度分布图(图 8b)中可以看到模型中大部分区域都有较好的射线覆盖，只是在模型的陆侧因沿测线陆上的地震台站分布较稀疏且距离海上炮点较远，只接收到来自地壳深部的震相，因此在模型的部分区域留有射线覆盖的空白区.但是在射线覆盖的大部分区域都有20次以上的射线覆盖，因此对模型中界面起伏和各层的速度分布都有较好的约束和分辨率.
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图6 DGD台站的计算模型、射线追踪(a)和走时拟合(b) (a)中虚线表示速度间断面; (b)中黑点是理论到时，竖线代表实测到时，颜色代表不同震相. Fig.6 The calculation model, ray-tracing (a) and tracing-time fits (b) of DGD station The dotted line in (a) represents the boundary of velocity discontinuity, the black dots in (b) indicate calculated arrival times, and the vertical lines points the observed arrival times, with the colors for different seismic phases. |
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图7 OBS5的计算模型、射线追踪(a)和走时拟合(b) (a)中虚线表示速度间断面; (b)中黑点是理论到时，竖线代表实测到时，颜色代表不同震相. Fig.7 The calculation model, ray-tracing (a) and tracing-time fits (b) of OBS5 station The dotted line in (a) represents the boundary of velocity discontinuity, the black dots in (b) indicate calculated arrival times, and the vertical lines points the observed arrival times, with the colors for different seismic phases. |
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图8 OOS2010-1测线滨海断裂带两侧的地壳速度结构(a)及射线密度分布图(b, 统计网格: 0.5 km×0.05 km) Fig.8 The crustal velocity structure and the ray density of the onshore-offshore seismic line OOS2010-1 (a)The crustal velocity of the line OOS2010-1; (b) The ray density and distribution of the profile OOS2010-1 |
滨海断裂带在最终的地壳结构模型中宽约18~20 km，断裂带陆侧海域的沉积层厚度仅为0.3 km，进入断裂带内部迅速增厚至2 km左右，断裂带内沉积层的纵波速度为1.8~3.5 km/s，其两侧的沉积层速度为1.8~4.4 km/s，比其两侧沉积层的速度低约0.8~0.9 km/s.滨海断裂带内上地壳厚度为12~13 km，纵波速度为5.2~6.1 km/s， 其陆侧上地壳速度为5.5~6.3 km/s，其海侧上地壳速度为5.5~6.4 km/s，比其两侧的上地壳速度低约0.3~0.4 km/s.下地壳低速层在滨海断裂带内厚度为1.5 km左右，埋深17 km左右，由其陆侧向海侧逐渐减薄尖灭，低速层在断裂带内纵波速度 为5.5~5.7 km/s，其两侧的速度为5.7~5.9 km/s. 滨海断裂带内下地壳厚度为11~12 km，纵波速度为6.3~6.6 km/s，其两侧的下地壳速度均为6.5~6.8 km/s，比其两侧的下地壳速度低约0.3 km/s.康氏面在速度模型中表现为一个弱速度不连续面，其在滨海断裂带海侧的埋深约为16 km.莫霍面的深度从陆区的32 km逐渐减小至番禺低隆起下方的25 km左右，在滨海断裂带处莫霍面深度发生突然的变化，其深度由断裂带陆侧的29 km抬升至海侧的27 km左右.滨海断裂带在速度模型中表现为一壳内的低速带，与其两侧的地壳结构存在明显的横向非均一性.
滨海断裂带是华南沿海重要的控震和发震断裂，其与NW向断裂带相交切的断裂构造型式，被认为是南海北部陆缘地震带的发震构造(徐辉龙等，2006；徐辉龙等，2010)，在断裂带的东西两端其地震活动性较强，但在滨海断裂带中段担杆列岛附近海域的地震活动性较弱，但在中国地震烈度区划图(1990)和广东省防震减灾“十二五”规划(2011年)中，都将这一地区划为地震基本烈度Ⅷ度区.研究发现，南海北部陆缘地震带的强震大多发生在NEE向的滨海断裂带与NW向断裂交汇的区域，而NEE向的滨海断裂带控制了华南沿海所有M≥7级的地震(徐辉龙等，2006).珠江口外担杆列岛海域位于滨海断裂带与NW向珠江口断裂带的交汇区域，具有与这些7级以上地震相同的构造背景，而且该区也是沿滨海断裂带7.0级以上地震震中等间距分布的空缺区，因此被认为是一个潜在的强震震源区(陆成斌等，1991；Lee et al.，1998).
历史上该区时有中小地震发生，1874年担杆岛东部海域发生53 / 4级地震，在香港地区造成的地震烈度为Ⅵ度(Chau et al.，2004)；在2006年9月14日担杆列岛附近海域发生ML4.0级地震(Wong et al.，2007)，震中位于21.99°N，114.23°E，震源深度为17 km，地震的发震机制显示为带有小正断层分量的NEE向与NW向走滑型地震，由于地震震中位于NEE向担杆岛断裂上，因此认为NEE向担杆岛断裂是这次地震的发震断裂，而担杆岛断裂是滨海断裂带的一部分(Lee et al.，1998).对这一地区的三维地震层析成像的研究发现，地震波速度穿过担杆岛断裂时变化明显，断裂带下方表现为明显的低速结构，而这一低速异常以近垂直的角度一直延伸至地下20 km处(Xia et al.，2012)，表明该断裂可能切至下地壳.
此外，华南沿海和海陆过渡带的地壳结构中广泛存在壳内低速层(赵明辉等，2004；嘉世旭等，2006)，本次实验所探测到的下地壳顶部低速层的发育深度为15~18 km，其成因可能与岩石中的含水矿物在一定的温压条件下发生部分熔融有关.壳内低速层位于上、下地壳间脆性向韧性过渡的位置，是地壳中的力学软弱带(杨晓松等，2003)，具有应力均衡调节作用.当地壳内应力环境发生扰动时，壳内低速层为了平衡应力，向滨海断裂带和与其近似正交的NW向断裂处传递应力，随着应变能的不断积累，在断裂交汇的薄弱部位应变能快速释放，引起断层的错动(Kenner et al.，2000)，诱发地震.
滨海断裂带将OOS2010-1测线下方的地壳结构分为特征明显不同的两段，在滨海断裂带的陆侧0~90 km之间为典型的陆壳结构，沉积层较薄，莫霍面埋深30~32 km，上下地壳的厚度基本相等，下地壳顶部低速层厚3 km左右，与华南陆区的深地震探测所得结果基本一致(廖其林等，1988；尹周勋等，1999)，反映该区的地壳拉张减薄程度较小；在滨海断裂带的海侧110~280 km之间表现为过渡型地壳结构特征，莫霍面的埋深向海逐渐抬升，上地壳顶部披覆1.5~4.7 km厚的沉积层，上、下地壳厚度比例向陆坡方向逐渐增大，说明在统一的区域应力场下韧性的下地壳拉伸减薄较快，没有看到下地壳高速层的存在，表明这一地区在陆缘张裂过程中没有大规模的地幔底侵发生.
滨海断裂带内部有许多小的正断层组成，大都切穿基底(栾锡武等，2011)，有的错断新近纪—第四纪地层(刘以宣，1985；中国科学院南海海洋研究所台湾海峡课题组等，1989)，表明滨海断裂带在新构造运动期间仍有较强的活动性.断裂带北侧为万山群岛隆起区，区内断层崖高达129.8 m(Chau et al.，2004)，南侧为珠江口盆地坳陷区，盆地内披覆厚达7000 m的古近系和新近系沉积以及250 m厚的第四系沉积(LEE et al.，1998)，说明滨海断裂带控制了两侧的沉积物分布，是新构造分区的边界.另一方面，莫霍面的深度由华南陆区向海域逐渐变浅，但在滨海断裂带处发生突然的抬升，由NW侧的29 km抬升至SE侧的27 km.由于断裂带内部岩石破碎而表现为一低速破碎带，其发育的位置存在明显的自由空间重力异常与布格异常，同时也对应着负磁异常梯度带(赵明辉等，2004).结合滨海断裂带两侧浅部沉积层与地壳结构的诸多差异，可以认为滨海断裂带是华南正常型大陆地壳与南海减薄型大陆地壳的分界断裂(赵明辉等，2004；夏少红等，2008；徐辉龙等，2010).
通过对在珠江口外完成的海陆联合深地震测线进行数据处理分析，获得了该区域滨海断裂带的几何学特征，并对珠江口外潜在强震区的发震特征进行了探讨，取得了以下几点认识：
(1)滨海断裂带在担杆岛外12 km处发育，在反射地震剖面中表现为宽约20 km的高角度正断层，断裂带主体倾向SE，内部由一系列小正断层组成，断距最大达1.5 km.滨海断裂带控制两侧的沉积物分布.陆上固定地震台站在对应滨海断裂带位置走时突然滞后，这一现象是由于断裂带内沉积物的突然增厚引起.
(2)在二维速度结构模型中，滨海断裂带表现为一宽约18~20 km、切至莫霍面的低速带. 断裂带内部沉积层厚约2 km，其纵波速度为1.8~3.5 km/s， 其上地壳速度5.2~6.1 km/s，下地壳顶部低速层 在此处厚约1.5 km，其纵波速度为5.5~5.7 km/s， 断裂带的下地壳速度为6.3~6.6 km/s，莫霍面在滨海断裂带处发生抬升，由其陆侧的29 km突变至海侧的27 km.滨海断裂带两侧的地壳结构特征明显不同，证实了该断裂带是华南陆区正常型陆壳与南海减薄型陆壳分界断裂的性质.
(3)在华南沿海和海陆过渡带位置探测到下地壳顶部低速层的存在，低速层在陆区厚约3 km，埋深15~18 km，低速层内速度为5.5~5.9 km/s.壳内低速层是地壳中的力学软弱带，具有应力均衡调节作用，与近似正交的NEE向滨海断裂带和NW向断裂带共同构成了该区地震活动的孕震构造.
致谢本研究得到2010年国家自然科学基金委员会南海共享航次的资助，参加野外实测工作的有中国科学院南海海洋研究所、广东省地震局、国家海洋局第二海洋研究所、中国科学院地质与地球物理研究所的部分科学家和“实验2号”船员及科考队，国家海洋局第二海洋研究所和中国科学院地质与地球物理研究所借用OBS，中国科学院地质与地球物理研究所常旭研究员参加出海并提供多道地震记录仪，文章写作过程中得到丘学林研究员和赵明辉研究员的指导帮助，在此一并致谢.
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