曹敬賀，孫金龍，徐輝龍，夏少紅＊

1 中國科學(xué)院邊緣海地質(zhì)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國科學(xué)院南海海洋研究所，廣州 510301

2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

1 引言

南海北部陸緣位于華南地塊與南海海盆的過渡地帶，其不僅保留了華南地塊晚中生代強(qiáng)烈的構(gòu)造和巖漿活動(dòng)信息，同時(shí)也記錄了新生代南海海盆的張裂演化過程，受中、新生代區(qū)域構(gòu)造轉(zhuǎn)換過程的影響和控制，南海北部陸緣的斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，主要分布有NE、NW、NEE走向的三組斷裂構(gòu)造體系（林紀(jì)曾等，1980；劉以宣，1985；姚伯初，1993；張虎男和吳塹虹，1994；魏柏林，2001；盧邦華等，2006）.其中NE向斷裂主要形成于中生代，在燕山期活動(dòng)強(qiáng)烈（劉以宣，1985；姚伯初，1993；張虎男和吳塹虹，1994），沿?cái)嗔寻l(fā)育有大量中生代花崗巖和中酸性火山巖，該組斷裂在中、新生代經(jīng)歷壓剪和張剪性的變化，且控制了許多大型山脈和水系的分布；而NEE向斷裂主要形成于前中生代（張虎男和吳塹虹，1994），在南海海盆張裂演化期間以張性正斷層為主，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線和新生代盆地的總體走向和分布；NW向斷裂形成時(shí)代較晚，主要形成于燕山晚期或喜山期（劉以宣，1986），在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)時(shí)間表現(xiàn)出較強(qiáng)的活動(dòng)性，多為蓋層至地殼斷裂，其新生性往往截切錯(cuò)斷NE向和NEE向斷裂，控制了第四紀(jì)斷陷盆地和沿海水系、港灣的發(fā)育.以上三組斷裂體系相互疊加和交織，構(gòu)造了南海北部陸緣獨(dú)特的斷裂構(gòu)造骨架（圖1）.

在菲律賓海板塊北西向俯沖和印藏碰撞側(cè)向應(yīng)力傳遞的影響下，以上三組斷裂體系較為活躍，形成了南海北部陸緣地震帶（陳恩民和黃詠茵，1984）.從歷史強(qiáng)震的分布可知，該區(qū)大部分6級以上強(qiáng)震均分布在水深約30～50m的海陸過渡帶，指示該區(qū)存在一條NEE向的斷裂帶.依據(jù)地形地貌、地層變化、地震活動(dòng)、溫泉分布、衛(wèi)星影像、重磁異常等資料，劉以宣等（1994）提出了海陸過渡帶NEE向的控震斷裂為濱海斷裂帶.但是對于濱海斷裂帶的構(gòu)造屬性一直存在較大的爭議，曾維軍（1992）根據(jù)華南加里東期古構(gòu)造的特征，認(rèn)為濱海斷裂帶是陸塊碰撞的縫合帶；馮志強(qiáng)等（1998）認(rèn)為在珠江口外海陸之間存在一條古生代時(shí)期的板塊縫合帶，其北為華南陸塊，其南為南海陸塊；姚伯初（1998）認(rèn)為福建—廣東沿海地區(qū)的南澳－香港斷裂兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)差異很大，斷裂兩側(cè)的地塊具有不同地質(zhì)演化史，在一定地質(zhì)時(shí)期沿該斷裂縫合在一起，并推測該斷裂是一條巖石圈斷裂；吳進(jìn)民（1998）認(rèn)為碰撞結(jié)合帶應(yīng)具有蛇綠巖帶等代表古洋殼殘余的巖石組合，但是沿該帶并未發(fā)現(xiàn)印支—燕山早期的蛇綠巖帶，結(jié)合地層、古地磁和古生物等證據(jù)，認(rèn)為南海北緣濱海斷裂帶不可能是南海北緣地體與華南板塊的碰撞結(jié)合帶，根據(jù)濱海斷裂帶對中生代北東向斷裂的錯(cuò)移和新生代海陸沉積地層的差異，認(rèn)為它可能是一條新生代早期的斷裂；而徐杰等（2006）根據(jù)珠江口盆地的基底性質(zhì)分析認(rèn)為，濱海斷裂帶是發(fā)育于華南加里東褶皺帶內(nèi)部的斷裂帶，不是陸塊之間的碰撞拼貼帶；程世秀等（2012）根據(jù)濱海斷裂帶兩側(cè)古新統(tǒng)厚度差異較大，認(rèn)為該斷裂發(fā)育于古新世，是南海北部的控盆斷裂.之所以造成這些爭議，其中最重要的原因是濱海斷裂帶所處地理位置正好位于南海北部陸緣海陸過渡帶，海水的覆蓋導(dǎo)致不能直接開展野外露頭的調(diào)查和研究，同時(shí)近岸密集的過往船只和漁網(wǎng)等人類活動(dòng)又阻礙了地球物理等手段的直接探測，使得目前對于濱海斷裂帶的確切位置、走向、傾向等幾何學(xué)特征的認(rèn)識極為薄弱（劉以宣，1985；劉以宣，1986；丁原章和黃新輝，1995；鐘建強(qiáng)，1987），造成其形成時(shí)代和構(gòu)造屬性等運(yùn)動(dòng)學(xué)特征也存在較大分歧.

圖1 南海北部陸緣地震活動(dòng)與斷裂分布圖紅色圓圈為6級以上的歷史地震，黑色虛線為推測濱海斷裂帶的位置，藍(lán)色方框?yàn)楸疚难芯繀^(qū).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.

近年來，隨著地球物理探測手段的進(jìn)步以及華南沿海社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展的需求，對濱海斷裂帶的研究逐漸從以往的地形地貌、地震活動(dòng)、重磁異常等宏觀特征方面過渡到了地球物理方法中精度最高、分辨率最好的人工地震學(xué)探測和精細(xì)特征的研究.從2001年和2004年汕頭和香港外海海陸聯(lián)合深地震探測實(shí)驗(yàn)所獲得的二維地殼結(jié)構(gòu)模型中（趙明輝等，2004；夏少紅等，2008；夏少紅等，2010），探測到了一條穿越整個(gè)地殼的低速破碎帶，并結(jié)合重磁異常特征確定了該低速破碎帶即為濱海斷裂帶.但是兩次深地震探測實(shí)驗(yàn)存在一定的缺陷，其接收臺站均分布在濱海斷裂帶的靠陸一側(cè)，導(dǎo)致地震射線的覆蓋和交叉程度較差，獲得的速度結(jié)構(gòu)也相對粗糙.因此如何更進(jìn)一步地獲取濱海斷裂帶的形態(tài)、內(nèi)部結(jié)構(gòu)和幾何學(xué)特征成為了我們急需解決的重要問題，正是在這一需求的推動(dòng)下，2010年我們再次在珠江口海域開展了一條集海陸聯(lián)合深地震和多道地震的探測剖面，此次探測彌補(bǔ)了以往海陸聯(lián)合深地震探測的一些不足，在濱海斷裂帶的兩側(cè)均布置了陸基和海底地震接收臺站，為深入研究該地區(qū)濱海斷裂帶的結(jié)構(gòu)形態(tài)打下了堅(jiān)實(shí)數(shù)據(jù)基礎(chǔ).

本文正是在這一最新的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)上，通過綜合提取濱海斷裂帶從淺到深的精細(xì)構(gòu)造形態(tài)、結(jié)構(gòu)異常以及發(fā)育規(guī)模等信息，并結(jié)合該地區(qū)2006年ML4.0級天然地震的震源機(jī)制信息，系統(tǒng)地刻畫濱海斷裂帶的地震學(xué)特征，為南海北部陸緣的構(gòu)造演化研究提供參考，同時(shí)為珠三角地區(qū)的穩(wěn)定性評價(jià)提供科學(xué)依據(jù).

2 2010年珠江口海陸聯(lián)合深地震探測

2010年7月在國家基金委南海共享航次的支持下，利用中國科學(xué)院南海海洋研究所“實(shí)驗(yàn)2號”地球物理考察船，在珠江口外完成一條海陸聯(lián)合深地震測線（圖2）.測線呈NW－SE向穿越推測的濱海斷裂帶（圖2），沿測線共布設(shè)9臺OBS和4個(gè)流動(dòng)地震臺，流動(dòng)地震臺和OBS的間距均為20km左右，其中OBS 1－8號站位為德國產(chǎn)短周期OBS（李湘云等，2007），9號站位為國產(chǎn)寬頻帶微功耗OBS（游慶瑜等，2003；郝天珧和游慶瑜，2011），同時(shí)利用廣東省地震臺網(wǎng)和香港天文臺的固定地震臺站進(jìn)行氣槍信號接收.震源由4支1500LL型Bolt氣槍組成，槍震總?cè)萘繛?000in3（1in＝2.54cm），海陸聯(lián)合深地震測線由南往北放炮，共激發(fā)776炮，船速約4.5kn（1kn＝1.852km·h－1），放炮時(shí)間間隔110s（炮間距約250m），海上作業(yè)期間由于空壓機(jī)問題放炮間隔稍有變化.海陸聯(lián)合深地震測線完成后，沿原測線拖曳24道地震電纜進(jìn)行反射地震數(shù)據(jù)的采集，檢波器間距25m，采樣率2ms，記錄時(shí)間10s，激發(fā)間距為50m.海陸聯(lián)合深地震測線和反射地震測線的炮點(diǎn)坐標(biāo)均由Hypack導(dǎo)航系統(tǒng)記錄.

圖2 珠江口盆地構(gòu)造單元與海陸地震聯(lián)測測線分布Fig.2 The tectonic units in Pearl River Estuary Basin and the distribution of onshore－offshore joint seismic profile

數(shù)據(jù)處理參照海陸聯(lián)合深地震探測的處理流程（趙明輝等，2004；夏少紅等，2007；夏少紅等，2011），主要包括導(dǎo)航炮點(diǎn)數(shù)據(jù)提取、地震數(shù)據(jù)解編和格式轉(zhuǎn)換、地震臺站的內(nèi)部時(shí)鐘和位置校正等步驟，從單臺地震剖面圖中可知本次實(shí)驗(yàn)獲得的數(shù)據(jù)質(zhì)量良好，33個(gè)地震臺站接收明顯的氣槍信號，接收信號的最遠(yuǎn)距離為360km（曹敬賀等，2012）.根據(jù)反射地震剖面和區(qū)域地質(zhì)資料，以流動(dòng)地震臺P4為原點(diǎn)建立初始模型，由于陸上固定臺站CD臺、SZN臺、MEL臺偏移測線較小，可以校正到測線上.利用RayInvr軟件（Zelt et al.，1992）對沿測線分布的14個(gè)地震臺站的垂直分量數(shù)據(jù)（OBS選取水聽器分量）進(jìn)行二維射線追蹤和理論走時(shí)計(jì)算，通過不斷調(diào)整初始模型使觀測走時(shí)和理論走時(shí)逐漸逼近，最終獲得沿測線分布、可以擬合所有臺站的最優(yōu)二維地殼結(jié)構(gòu)模型.

3 濱海斷裂帶的地震學(xué)特征

3.1 濱海斷裂帶的淺部結(jié)構(gòu)特征

本次反射地震測線穿越了濱海斷裂帶、北部斷階帶、珠一凹陷、中央隆起帶等地質(zhì)單元.船載測深儀采集的數(shù)據(jù)顯示，沿測線水深變化平緩，從擔(dān)桿列島外的41m緩慢增加至番禺低隆起處的127m.由于測線所在的南海北部陸架區(qū)水深較淺，導(dǎo)致海底多次波現(xiàn)象在淺層表現(xiàn)明顯.本文選取信噪比較好的第12道數(shù)據(jù)，從地震剖面圖中（圖3b、3c）可以清楚地識別基底的輪廓，其被一系列傾向NW和SE的正斷層所切割，為一個(gè)明顯的破裂不整合面，表現(xiàn)出不連續(xù)的強(qiáng)振幅反射特征，這些切穿基底的正斷層是新生代以來南海北部陸緣拉張的產(chǎn)物.在珠一凹陷內(nèi)基底之上披覆的沉積物較厚，顯示出高頻、平行連續(xù)的震相特征.

濱海斷裂帶在擔(dān)桿島外西南12km處發(fā)育，在反射地震剖面中表現(xiàn)為一寬約20km的斷裂破碎帶，水深為40～50m.斷裂帶主體傾向SE，其內(nèi)部由一系列切穿基底、傾向SE和NW的正斷層組成（圖4c），基底的埋深根據(jù)測線附近鉆井的時(shí)深轉(zhuǎn)換關(guān)系求得（趙中賢等，2010），斷距最大約為1.5km.濱海斷裂帶與陸側(cè)的邊界為一近垂直、傾向SE的正斷層，該斷層面在0.3～2.8s雙程走時(shí)之間表現(xiàn)明顯，根據(jù)該斷層面的高度與其對應(yīng)斷層面的寬度，求得該斷層的傾角約為57°.

濱海斷裂帶內(nèi)部基底上的沉積層厚度較大，在雙程走時(shí)0.3～0.8s之間顯示為高頻、平行連續(xù)的強(qiáng)振幅沉積相特征，而在0.8s至基底之上表現(xiàn)為不連續(xù)、混雜堆積的震相特征，斷裂帶的基底之下則顯示為弱振幅反射特征.濱海斷裂帶向陸側(cè)的沉積層厚度較薄，僅在0～0.4s之間顯示，在雙程走時(shí)0.5～2.7s之間表現(xiàn)為高頻、平行連續(xù)的強(qiáng)振幅特征.與濱海斷裂帶相鄰的北部斷階帶的基底之上表現(xiàn)出不連續(xù)、強(qiáng)振幅反射特征，而基底下在雙程走時(shí)1.2～2.7s之間表現(xiàn)為連續(xù)的強(qiáng)振幅反射特征.濱海斷裂帶基底下部雜亂、弱反射特征與其兩側(cè)基底的平行連續(xù)、強(qiáng)振幅反射特征明顯不同，說明斷裂帶內(nèi)部巖石破碎較嚴(yán)重，破碎深度延伸至基底之下.在沿反射地震測線的重磁異常曲線中（圖3a），濱海斷裂帶對應(yīng)自由空間負(fù)異常區(qū)，重力異常值由0mGal減小至－25mGal左右，對應(yīng)的磁異常值為－20～20nT左右.

在陸上固定地震臺站擔(dān)桿島臺（圖4b）和香港天文臺的鶴咀臺（圖4c）的剖面中，Pg震相在濱海斷裂帶的發(fā)育位置存在明顯的走時(shí)滯后現(xiàn)象，在斷裂帶北側(cè)擔(dān)桿島臺Pg震相的折合走時(shí)僅為0.15s，而在進(jìn)入斷裂帶內(nèi)折合走時(shí)迅速增加至1.0s左右，而鶴咀臺的Pg震相在濱海斷裂帶北側(cè)折合走時(shí)為0.35s，在進(jìn)入斷裂帶內(nèi)折合走時(shí)增加至1.2s左右.Pg震相的走時(shí)滯后主要是由斷裂帶內(nèi)部巖石破碎和沉積層的突然加厚引起.在海域的OBS2臺站地震剖面中（圖5），其Pg震相折合走時(shí)在－5km至－8km約為1.1～1.2s左右，在－8km到－25km時(shí)Pg震相的折合走時(shí)增加至1.6～1.75s，濱海斷裂帶剛好發(fā)育在這一位置，這可能由于斷裂帶內(nèi)巖石破碎程度較高和破碎深度較大引起的.在－25km之后Pg震相的折合走時(shí)又迅速減小至1.2s左右，表明濱海斷裂帶陸側(cè)沉積層的厚度較淺.

圖3 （a）反射地震測線的重磁異常；（b）反射地震測線的單道地震剖面解釋；（c）濱海斷裂帶段的單道地震剖面解釋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

3.2 濱海斷裂帶的深部結(jié)構(gòu)特征

根據(jù)射線追蹤和走時(shí)擬合等，我們最終得到濱海斷裂帶兩側(cè)的二維速度模型共分為6層：第1層是海水和地表層，海水的速度為1.5km／s，陸區(qū)表層的速度為5.2km／s；第2層為海域的沉積層，速度從1.8km／s增加至4.7km／s；第3層是上地殼層，速度從5.2～5.5km／s增加到6.3～6.4km／s；第4層是下地殼頂部低速層，速度從5.5～5.9km／s，低速層的識別主要依據(jù)Pg與Pc震相的走時(shí)跳躍（趙明輝等，2004），低速層厚度與速度的約束主要通過陸上臺站的PmP走時(shí)來控制；第5層是下地殼層，速度從6.5～6.6km／s增加到6.8km／s；第6層是上地幔頂部，速度從8.0km／s增加到35km深度的8.1km／s.最終模型的射線追蹤和走時(shí)擬合以DGD（圖6）和OBS5（圖7）為例，可以看到各個(gè)震相的走時(shí)擬合得很好，其中擔(dān)桿島臺的走時(shí)殘差為0.087s，2的值為1.732，OBS5的走時(shí)殘差為0.071s，2的值為1.566.從射線密度分布圖（圖8b）中可以看到模型中大部分區(qū)域都有較好的射線覆蓋，只是在模型的陸側(cè)因沿測線陸上的地震臺站分布較稀疏且距離海上炮點(diǎn)較遠(yuǎn)，只接收到來自地殼深部的震相，因此在模型的部分區(qū)域留有射線覆蓋的空白區(qū).但是在射線覆蓋的大部分區(qū)域都有20次以上的射線覆蓋，因此對模型中界面起伏和各層的速度分布都有較好的約束和分辨率.

圖4 （a）2004年海陸聯(lián)測測線OOS2004－1陸上臺站Pg震相走時(shí)圖；（b）2010年海陸聯(lián)測測線OOS2010－1擔(dān)桿島臺的地震記錄剖面圖；（c）2010年海陸聯(lián)測測線OOS2010－1鶴咀臺地震記錄剖面圖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

圖5 OBS2地震記錄剖面及震相識別Fig.5 Seismic record section and the phase identification of OBS2

濱海斷裂帶在最終的地殼結(jié)構(gòu)模型中寬約18～20km，斷裂帶陸側(cè)海域的沉積層厚度僅為0.3km，進(jìn)入斷裂帶內(nèi)部迅速增厚至2km左右，斷裂帶內(nèi)沉積層的縱波速度為1.8～3.5km／s，其兩側(cè)的沉積層速度為1.8～4.4km／s，比其兩側(cè)沉積層的速度低約0.8～0.9km／s.濱海斷裂帶內(nèi)上地殼厚度為12～13km，縱波速度為5.2～6.1km／s，其陸側(cè)上地殼速度為5.5～6.3km／s，其海側(cè)上地殼速度為5.5～6.4km／s，比其兩側(cè)的上地殼速度低約0.3～0.4km／s.下地殼低速層在濱海斷裂帶內(nèi)厚度為1.5km左右，埋深17km左右，由其陸側(cè)向海側(cè)逐漸減薄尖滅，低速層在斷裂帶內(nèi)縱波速度為5.5～5.7km／s，其兩側(cè)的速度為5.7～5.9km／s.濱海斷裂帶內(nèi)下地殼厚度為11～12km，縱波速度為6.3～6.6km／s，其兩側(cè)的下地殼速度均為6.5～6.8km／s，比其兩側(cè)的下地殼速度低約0.3km／s.康氏面在速度模型中表現(xiàn)為一個(gè)弱速度不連續(xù)面，其在濱海斷裂帶海側(cè)的埋深約為16km.莫霍面的深度從陸區(qū)的32km逐漸減小至番禺低隆起下方的25km左右，在濱海斷裂帶處莫霍面深度發(fā)生突然的變化，其深度由斷裂帶陸側(cè)的29km抬升至海側(cè)的27km左右.濱海斷裂帶在速度模型中表現(xiàn)為一殼內(nèi)的低速帶，與其兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)存在明顯的橫向非均一性.

圖6 DGD臺站的計(jì)算模型、射線追蹤（a）和走時(shí)擬合（b）（a）中虛線表示速度間斷面；（b）中黑點(diǎn)是理論到時(shí)，豎線代表實(shí)測到時(shí)，顏色代表不同震相.Fig.6 The calculation model，ray－tracing（a）and tracing－time fits（b）of DGD stationThe 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.

3.3 討論

3.3.1 濱海斷裂帶的控震與發(fā)震

濱海斷裂帶是華南沿海重要的控震和發(fā)震斷裂，其與NW向斷裂帶相交切的斷裂構(gòu)造型式，被認(rèn)為是南海北部陸緣地震帶的發(fā)震構(gòu)造（徐輝龍等，2006；徐輝龍等，2010），在斷裂帶的東西兩端其地震活動(dòng)性較強(qiáng)，但在濱海斷裂帶中段擔(dān)桿列島附近海域的地震活動(dòng)性較弱，但在中國地震烈度區(qū)劃圖（1990）和廣東省防震減災(zāi)“十二五”規(guī)劃（2011年）中，都將這一地區(qū)劃為地震基本烈度Ⅷ度區(qū).研究發(fā)現(xiàn)，南海北部陸緣地震帶的強(qiáng)震大多發(fā)生在NEE向的濱海斷裂帶與NW向斷裂交匯的區(qū)域，而NEE向的濱海斷裂帶控制了華南沿海所有M≥7級的地震（徐輝龍等，2006）.珠江口外擔(dān)桿列島海域位于濱海斷裂帶與NW向珠江口斷裂帶的交匯區(qū)域，具有與這些7級以上地震相同的構(gòu)造背景，而且該區(qū)也是沿濱海斷裂帶7.0級以上地震震中等間距分布的空缺區(qū)，因此被認(rèn)為是一個(gè)潛在的強(qiáng)震震源區(qū)（陸成斌等，1991；Lee et al.，1998）.

圖8 OOS2010－1測線濱海斷裂帶兩側(cè)的地殼速度結(jié)構(gòu)（a）及射線密度分布圖（b，統(tǒng)計(jì)網(wǎng)格：0.5km×0.05km）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

歷史上該區(qū)時(shí)有中小地震發(fā)生，1874年擔(dān)桿島東部海域發(fā)生53／4級地震，在香港地區(qū)造成的地震烈度為Ⅵ度（Chau et al.，2004）；在2006年9月14日擔(dān)桿列島附近海域發(fā)生ML4.0級地震（Wong et al.，2007），震中位于21.99°N，114.23°E，震源深度為17km，地震的發(fā)震機(jī)制顯示為帶有小正斷層分量的NEE向與NW向走滑型地震，由于地震震中位于NEE向擔(dān)桿島斷裂上，因此認(rèn)為NEE向擔(dān)桿島斷裂是這次地震的發(fā)震斷裂，而擔(dān)桿島斷裂是濱海斷裂帶的一部分（Lee et al.，1998）.對這一地區(qū)的三維地震層析成像的研究發(fā)現(xiàn)，地震波速度穿過擔(dān)桿島斷裂時(shí)變化明顯，斷裂帶下方表現(xiàn)為明顯的低速結(jié)構(gòu)，而這一低速異常以近垂直的角度一直延伸至地下20km 處（Xia et al.，2012），表明該斷裂可能切至下地殼.

此外，華南沿海和海陸過渡帶的地殼結(jié)構(gòu)中廣泛存在殼內(nèi)低速層（趙明輝等，2004；嘉世旭等，2006），本次實(shí)驗(yàn)所探測到的下地殼頂部低速層的發(fā)育深度為15～18km，其成因可能與巖石中的含水礦物在一定的溫壓條件下發(fā)生部分熔融有關(guān).殼內(nèi)低速層位于上、下地殼間脆性向韌性過渡的位置，是地殼中的力學(xué)軟弱帶（楊曉松等，2003），具有應(yīng)力均衡調(diào)節(jié)作用.當(dāng)?shù)貧?nèi)應(yīng)力環(huán)境發(fā)生擾動(dòng)時(shí)，殼內(nèi)低速層為了平衡應(yīng)力，向?yàn)I海斷裂帶和與其近似正交的NW向斷裂處傳遞應(yīng)力，隨著應(yīng)變能的不斷積累，在斷裂交匯的薄弱部位應(yīng)變能快速釋放，引起斷層的錯(cuò)動(dòng)（Kenner et al.，2000），誘發(fā)地震.

3.3.2 濱海斷裂帶的分界斷裂屬性

濱海斷裂帶將OOS2010－1測線下方的地殼結(jié)構(gòu)分為特征明顯不同的兩段，在濱海斷裂帶的陸側(cè)0～90km之間為典型的陸殼結(jié)構(gòu)，沉積層較薄，莫霍面埋深30～32km，上下地殼的厚度基本相等，下地殼頂部低速層厚3km左右，與華南陸區(qū)的深地震探測所得結(jié)果基本一致（廖其林等，1988；尹周勛等，1999），反映該區(qū)的地殼拉張減薄程度較??；在濱海斷裂帶的海側(cè)110～280km之間表現(xiàn)為過渡型地殼結(jié)構(gòu)特征，莫霍面的埋深向海逐漸抬升，上地殼頂部披覆1.5～4.7km厚的沉積層，上、下地殼厚度比例向陸坡方向逐漸增大，說明在統(tǒng)一的區(qū)域應(yīng)力場下韌性的下地殼拉伸減薄較快，沒有看到下地殼高速層的存在，表明這一地區(qū)在陸緣張裂過程中沒有大規(guī)模的地幔底侵發(fā)生.

濱海斷裂帶內(nèi)部有許多小的正斷層組成，大都切穿基底（欒錫武等，2011），有的錯(cuò)斷新近紀(jì)—第四紀(jì)地層（劉以宣，1985；中國科學(xué)院南海海洋研究所臺灣海峽課題組等，1989），表明濱海斷裂帶在新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)期間仍有較強(qiáng)的活動(dòng)性.斷裂帶北側(cè)為萬山群島隆起區(qū)，區(qū)內(nèi)斷層崖高達(dá)129.8m（Chau et al.，2004），南側(cè)為珠江口盆地坳陷區(qū)，盆地內(nèi)披覆厚達(dá)7000m的古近系和新近系沉積以及250m厚的第四系沉積（LEE et al.，1998），說明濱海斷裂帶控制了兩側(cè)的沉積物分布，是新構(gòu)造分區(qū)的邊界.另一方面，莫霍面的深度由華南陸區(qū)向海域逐漸變淺，但在濱海斷裂帶處發(fā)生突然的抬升，由NW側(cè)的29km抬升至SE側(cè)的27km.由于斷裂帶內(nèi)部巖石破碎而表現(xiàn)為一低速破碎帶，其發(fā)育的位置存在明顯的自由空間重力異常與布格異常，同時(shí)也對應(yīng)著負(fù)磁異常梯度帶（趙明輝等，2004）.結(jié)合濱海斷裂帶兩側(cè)淺部沉積層與地殼結(jié)構(gòu)的諸多差異，可以認(rèn)為濱海斷裂帶是華南正常型大陸地殼與南海減薄型大陸地殼的分界斷裂（趙明輝等，2004；夏少紅等，2008；徐輝龍等，2010）.

4 結(jié)論

通過對在珠江口外完成的海陸聯(lián)合深地震測線進(jìn)行數(shù)據(jù)處理分析，獲得了該區(qū)域?yàn)I海斷裂帶的幾何學(xué)特征，并對珠江口外潛在強(qiáng)震區(qū)的發(fā)震特征進(jìn)行了探討，取得了以下幾點(diǎn)認(rèn)識：

（1）濱海斷裂帶在擔(dān)桿島外12km處發(fā)育，在反射地震剖面中表現(xiàn)為寬約20km的高角度正斷層，斷裂帶主體傾向SE，內(nèi)部由一系列小正斷層組成，斷距最大達(dá)1.5km.濱海斷裂帶控制兩側(cè)的沉積物分布.陸上固定地震臺站在對應(yīng)濱海斷裂帶位置走時(shí)突然滯后，這一現(xiàn)象是由于斷裂帶內(nèi)沉積物的突然增厚引起.

（2）在二維速度結(jié)構(gòu)模型中，濱海斷裂帶表現(xiàn)為一寬約18～20km、切至莫霍面的低速帶.斷裂帶內(nèi)部沉積層厚約2km，其縱波速度為1.8～3.5km／s，其上地殼速度5.2～6.1km／s，下地殼頂部低速層在此處厚約1.5km，其縱波速度為5.5～5.7km／s，斷裂帶的下地殼速度為6.3～6.6km／s，莫霍面在濱海斷裂帶處發(fā)生抬升，由其陸側(cè)的29km突變至海側(cè)的27km.濱海斷裂帶兩側(cè)的地殼結(jié)構(gòu)特征明顯不同，證實(shí)了該斷裂帶是華南陸區(qū)正常型陸殼與南海減薄型陸殼分界斷裂的性質(zhì).

（3）在華南沿海和海陸過渡帶位置探測到下地殼頂部低速層的存在，低速層在陸區(qū)厚約3km，埋深15～18km，低速層內(nèi)速度為5.5～5.9km／s.殼內(nèi)低速層是地殼中的力學(xué)軟弱帶，具有應(yīng)力均衡調(diào)節(jié)作用，與近似正交的NEE向?yàn)I海斷裂帶和NW向斷裂帶共同構(gòu)成了該區(qū)地震活動(dòng)的孕震構(gòu)造.

致謝 本研究得到2010年國家自然科學(xué)基金委員會(huì)南海共享航次的資助，參加野外實(shí)測工作的有中國科學(xué)院南海海洋研究所、廣東省地震局、國家海洋局第二海洋研究所、中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所的部分科學(xué)家和“實(shí)驗(yàn)2號”船員及科考隊(duì)，國家海洋局第二海洋研究所和中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所借用OBS，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所常旭研究員參加出海并提供多道地震記錄儀，文章寫作過程中得到丘學(xué)林研究員和趙明輝研究員的指導(dǎo)幫助，在此一并致謝.

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