甲烷震源和密集台阵观测研究粤港澳大湾区中心城区浅部P波三维速度结构

王力伟, 张云鹏, 王伟涛, 刘世烁, 叶秀薇, 杨微, 徐善辉, 马晓娜

1 广东省地震局, 中国地震局地震监测与减灾技术重点实验室, 广州 510070 2 广东省地震局, 广东省地震预警与重大工程安全诊断重点实验室, 广州 510070 3 中国地震局地球物理研究所, 北京 100081 4 中国地震局, 震源物理重点实验室, 北京 100081

0 引言

城市地下空间探测是地球物理学在我国快速城市化过程中面临的全新问题.对城市地下空间开展高质量的开发和可持续利用,需要多学科的协同研究,而利用地球物理方法开展城市下方三维结构探查是开展多种研究的基础(陈颙等,2003;王成善等,2019).

对不同深度的城市地下空间进行探测,往往采用不同的地球物理手段,也有不同的精度要求.近地表几十米到几百米的探测期望获得极浅层围岩和围土等的特性,可结合地质钻孔分析获取城市下方场地土、地层结构、隐伏断裂、地下水、地下工程和不良地质体等的综合地质信息(王栩等,2021;杨文采等,2021).利用经典的浅地表地震勘探、钻孔取样或测井等方法,可以对几百米以上的地下浅层精细结构开展研究.如通过主动源反射/折射地震勘探能够获取到精细的P波速度和界面信息(赵斌等,2018),通过主动源面波勘探也能得到极浅部的S波速度结构(Xia et al., 2005;夏江海等,2015).利用微重力、高密度磁法和电法等勘探方法,也可得到地下百米以上的高分辨率介质结构和物质组成信息(袁桂琴等,2011;李学军,2011).虽然相关技术均可获得较高精度的探测结果,但其探测范围和探测深度往往相对较小.

城市承载体下方几公里深度内的速度结构,也是开发城市地下空间和评估城市灾害风险的重要资料.首先,我国多数大城市分布于盆地和冲积平原上,城市浅部结构,尤其是沉积层对地震波有较强的放大作用(Kawase, 1996;Denolle et al., 2014),构建地下三维精细结构对科学评估潜在地震的强地面运动具备重要的科学意义(陈颙等,2003;张振国等,2014).再者,获取城市下方1～3 km深度和几百平方公里面积上的三维速度结构,对于分析整个城市承载体的构造分区和断层系统等也具有重要的实用意义(Lin et al., 2013;Li et al., 2016).将较大尺度的公里深度三维结构与较小区域的浅地表结构相结合,可以构建城市下方多尺度三维速度模型,有助于开展强地面运动模拟和灾害评估等研究,可以更好地服务于城市规划和重大工程建设(姚华建, 2020).

实现公里级深度的探测需要信号传播较远的距离,而在城市这一特殊地区,能量较大的炸药震源等往往无法使用.近年来,随着噪声成像和密集台阵的发展,很多研究人员利用背景噪声成像的方法在城市地区开展了研究.如Li等(2016)利用17个台站的噪声成像方法研究了合肥市区35 km2范围内,400 m深度以内的S波速度.李玲利等(2020)利用更大规模的台阵反演了合肥地区3.6 km深度以内的S波速度,并分析了城市隐伏断裂的空间展布和沉积环境的演化.梁锋等(2019)利用噪声成像分析了济南市区1 km深度以内的S波速度和岩体展布.基于背景噪声的探测方法成本低廉,且方法成熟,但往往只能获得S波的速度,成像结果较为平滑,此外噪声互相关函数的提取质量也会受到各个地区噪声源分布的影响(王奡等,2017).

相比噪声中的面波信号,体波走时信号可更好地反映P波以及地下界面的信息.为实现对城市地区较大范围的探测,近年来我们发展了甲烷气爆震源实现绿色探测(Wang et al., 2019).甲烷气爆震源将甲烷和氧气进行混合点火产生高压气体,将其快速释放形成定向冲击可产生地震波.相应化学反应的产物为二氧化碳和水,是一种绿色环保的新型震源.甲烷震源可以在竖井中激发,对周边建筑物无损害,适用于在城市地区开展绿色无损探测.甲烷震源的首次使用是在江西景德镇朱溪钨矿区开展的密集台阵观测实验中(Wang et al., 2019;Zhang et al., 2020).已有的研究表明甲烷震源激发的信号能量强,优势频率为10～80 Hz,单次激发的传播距离可达10～20 km,具备对地壳浅部结构进行探测的能力(Wang et al., 2019;Zhang et al., 2020).目前,甲烷震源已被用于城市地区浅部(徐善辉等,2021)以及断裂带(Shao et al., 2022)的精细结构探测.利用这种新型的绿色震源,结合密集台阵,可以对城市下方几公里深度内的三维P波速度进行成像分析.

为了全面构建大湾区地下浅层三维精细结构,评估其断裂分布和地震灾害风险,广东省地震局联合多家单位于2020年12月至2021年1月开展了粤港澳大湾区密集台阵探测实验(I期),布设了面状密集台阵,并开展了甲烷震源激发实验.本文根据甲烷震源在各个台站记录的体波到时信息,利用体波层析成像获取了大湾区中心城区高分辨率的地壳浅层三维P波速度结构.

1 粤港澳大湾区密集台阵探测实验介绍

粤港澳大湾区密集台阵探测实验从广州、佛山和东莞等城市开始,分期逐步观测.第I期于2020年12月至2021年1月在广州、佛山和东莞等城市部分地区开展(图1),探测区域长宽分别约60 km,总面积达3600 km2,台站观测由中国地震局地球物理勘探中心、南京大学、中交第四航务工程勘察设计院有限公司和南方科技大学四家单位共同承担完成.实验期间共布设有6172个流动台站(图1a),使用SmartSolo 16HR 3C(频带宽度5 s～150 Hz)、Zland 3C(频带宽度5 s～150 Hz)和EPS-2-M6Q(频带宽度5 s～150 Hz)三种短周期地震仪.观测系统由骨干台网和基本台网组成,其中,骨干台网台间距约2.25 km,一次覆盖完成,台站观测时长约25～40天.基本台网台间距约0.75 km,从南至北分三次覆盖完成,台站观测时长约5～25 d.

在密集台阵布设期间共开展了63炮甲烷震源激发实验(图1a中红色圆点),炮间距约7 km.激发装置为伟博WB-120-1000型震源,外径120 mm,长度1000 mm,容积约10.8 L.激发时震源置于直径140 mm的激发井中,井深8～15 m.注气时甲烷与氧气的体积比为1∶2,注气压力为7.5 MPa,震源激发时,周边30 km范围内的台站同步记录.

2 数据处理分析

2.1 甲烷震源震相分布与拾取

为了方便地进行数据处理,本文首先将搜集的数据整理成了统一的数据库(张云鹏等,2017).根据甲烷震源的激发时刻,从数据库中截取得到各激发点在各台站对应的三分量SAC波形,截取长度为激发时刻-5 s～10 s.为了保证震相拾取的准确性,先在原始波形中进行初至P波震相的拾取并利用滤波波形进行检验(图2).最终63炮甲烷震源共拾取到了16885条震相,其中,单个台站拾取的震相最多可达18条,在整个研究区可以形成非常密集的射线覆盖(图3).

图2 甲烷震源激发波形图(a) 中红色圆点和黑色三角形为图(b)对应的甲烷震源激发位置和当时在正常运行的观测台站; (b) 中波形为8～40 Hz滤波,红色圆点为初至P波震相拾取位置.Fig.2 Waveform excited by the methane sources The red dot and black triangles in (a) are the location of the methane source and observation stations corresponding to (b). The waveform in (b) is bandpass filtered from 8 to 40 Hz, and the red circles are the manually picked first arrival P-wave phases.

2.2 初始模型选取

在进行三维层析成像反演之前,本文首先通过VELEST程序(Kissling et al., 1994)对大湾区地壳浅层的一维P波速度模型进行了反演,该程序已被广泛应用于为三维速度反演构建初始模型(Matrullo et al., 2013).

通过设置0 km深度处不同的速度值和不同的速度梯度,本文共选取了30个初始一维速度模型(图4a中灰线)作为VELEST输入模型.分别经过15次迭代后,反演得到的速度模型呈现出相似的分布趋势(图4a中黑线),并与王力伟等(2021)利用气枪震源得到的一维P波速度在浅部具有较为一致的速度值.然后将黑线进行平均并再次作为VELEST的输入模型进行反演,最后将反演得到的速度模型进行线性化后作为最终的初始一维速度模型(图4c中绿线),用于simul2000三维层析成像反演的初始模型(Thurber, 1983, 1993;Evans et al., 1994;Thurber and Eberhart-Phillips, 1999;Lin et al., 2014).

在数学教学中教师可以在课堂上组织学生进行数学活动，提高学生的积极性，让学生在活动中提高自主意识，锻炼学生的自主学习能力，实现教学目标。因此在教学中教师需要加强对教学活动的重视，学生只有通过亲身的体会和实践，才能够实现对学生的有效培养，适应小学生的个性特点，组织学生主动进行探索，积极进行对学生的有效培养，推动数学课堂的教学发展。

图4 利用VELEST程序构建初始一维速度模型(a)中黑线为不同输入模型(包括1、2、和3 km·s-1·km-1三种不同梯度)经VELEST反演后得到的速度模型.(b)中蓝线为(a)中黑线的平均模型,红线为蓝线经VELEST反演后得到的速度模型.(c)中绿线为本文三维体波层析成像反演所使用的初始一维速度模型.Fig.4 Selection of the one-dimensional (1D) initial velocity models by the VELEST programBlack lines in (a) are the velocity models inverted from different starting models with three gradients (1, 2, and 3 km·s-1·km-1). The blue line in (b) is the average model from the black lines in (a), and the red line is the velocity model inverted from the blue line by the VELEST program. The green line in (c) is the final 1D initial velocity model for 3D body-wave tomography inversion in the paper.

3 三维速度结构反演

3.1 层析成像反演方法

本文在三维速度反演过程中采用了simul2000程序进行成像分析,该程序稳定可靠,在火山区、矿集区、大震震源区和断裂带等小尺度成像中均有广泛应用(Thurber, 1983, 1993;Lin et al., 2014;Zhang et al., 2020;张云鹏等,2020).

simul2000走时反演的主要原理为

(1)

(2)

3.2 网格划分及参数优化选取

在利用simul2000进行三维速度反演时,通过多次测试最终将水平和垂直网格分别设置为5 km和 0.3 km.此外,因为研究区台站的最大海拔为海平面以上0.26 km,本文在0.3 km处也设置了速度层.在反演过程中,由于甲烷震源的发震时刻、水平和深度位置都是精确已知的,本文仅反演速度模型.考虑到阻尼参数优化选取在体波层析成像中的重要作用,本文通过试验不同的阻尼值(10～9000),将反演得到的数据偏差与模型方差利用L曲线进行分析,最终选取200作为P波反演中的最优阻尼参数值(图5a).利用simul2000经过10次迭代反演后已经达到收敛.P波走时残差的均方根从0.12 s降为0.05 s.在反演之前,残差主要分布在-0.2～0.4 s,而P波走时残差在反演之后以0 s为中心在-0.2～0.2 s内呈现高斯分布(图5b).

图5 阻尼参数优化选取和三维体波层析成像反演前后残差分布Fig.5 Selection of the optimal damping factor (a) and the distribution of travel-time residuals after 3D body-wave tomography inversion (b)

3.3 速度结构反演结果

反演最终得到的成像结果如图6,最显著的分布特征是不同深度的速度分布在南北向存在显著差异,高低速度异常主要受瘦狗岭断裂(F2)控制(图6).在0 km,成像结果的高低速分布特征与研究区的区域地形具有很好的一致性.北部和中部断隆区呈现高VP,北部、西部、南部和东江断陷区则为低VP分布.在0～0.6 km,广从断裂(F1)、瘦狗岭断裂(F2)、石龙—厚街断裂(F3)和珠江口断裂(F5)两侧均具有明显的速度差异.此外,一些小的断裂,如中部断隆区南侧的新会—市桥断裂(F6)在南北两侧速度也有不同,分别呈高度和低速分布.在0.6 km以下,广从断裂(F1)和瘦狗岭断裂(F2)断裂起主要的控制作用.此外,断隆区下方的高速分布一直延伸到了1 km深度以下.

图6 不同深度VP分布图各图右上角为反演后该深度的平均VP值,F1为广从断裂,F2为瘦狗岭断裂,F3为石龙—厚街断裂,F4为紫金—博罗断裂,F5为珠江口断裂,F6为新会—市桥断裂,F7为白坭—沙湾断裂,F8为广三断裂.Fig.6 P-wave velocity images at different depths after the inversion The average velocity value is also shown for each depth. F1, Guangcong fault; F2, Shougouling fault; F3, Shilong-Houjie fault; F4, Zijin-Boluo fault; F5, Zhujiangkou fault; F6, Xinhui-Shiqiao fault; F7, Baini-Shawan fault; F8, Guangsan fault.

3.4 速度结果分辨能力分析

本文通过检测板测试对三维体波层析成像得到的速度模型进行了质量评估和分辨率分析.在检测板测试中,首先在初始一维速度模型中对相邻网格设置±5%的扰动来构建理论模型,然后按照实际中甲烷震源和密集台站的分布位置来计算理论的P波走时.最后选取与实际数据反演时相同的反演参数进行反演计算,将获得的速度模型与设计的理论模型进行对比分析以评估成像结果的分辨能力.最终的检测板测试结果如图7所示,整个研究区在0～1.5 km深度范围都能达到5 km的分辨.

图7 不同深度的P波检测板结果Fig.7 Checkerboard resolution test for P-wave at different depths

4 讨论

粤港澳大湾区位于欧亚板块东南缘的华南褶皱系中,经历了复杂的继承性断裂活动和断块差异升降(丁原章,1994;Yao et al., 2013;吴晓阳等,2022).研究区内的断裂多属于正断层,将其切割成了规模不等、运动速率差异很大的断陷区和断隆区,并控制了区域沉积构造(黄玉昆等,1983;Zong et al., 2009;董好刚等,2012;梁干和吴业彪,2013;余章馨等,2016).其中北部断隆区又称为帽峰山—罗浮山隆起区,是由早古生代混合花岗岩和元古界变质岩构成.北部断陷区为冲积平原区,主要是上古生界浅海相碎屑岩、灰岩和海陆交互相碎屑岩.东江断陷区最新始于早白垩纪,大部分区域被第四纪沉积覆盖,地貌上呈现为三角洲平原,断陷基底为白垩系和古近系.中部断隆区主要为残坡积堆积,出露了较多的元古界、下白垩统及燕山期花岗岩.南部断陷区则主要为冲海积平原.西部断陷区又称西北江断陷带,区内第四纪三角洲相沉积层分布为主体,第四系地层覆盖之下大多为白垩系-古近系沉积岩系.

为了对广从断裂(F1)、瘦狗岭断裂(F2)、珠江口断裂(F5)和白坭—沙湾断裂(F7)的性质及周围断陷和断隆区的速度结构有更深一步的认识,本文对跨这些断裂的速度剖面进行了分析,分别如图8、图9和图10所示.此外,为了直观地反映异常体是否能够被分辨,本文也绘制了各剖面的检测板测试结果.因为模型参数化过程是通过一系列矩形网格节点和三维线性插值来描述速度结构的,因此检测板中的异常幅值会因为测线方向和位置的分布出现差异.

图8 跨广从断裂的速度剖面及检测板结果F1为广从断裂;F2为瘦狗岭断裂;F3为石龙—厚街断裂;F4为紫金—博罗断裂;F5为珠江口断裂;F6为新会—市桥断裂; F7为白坭—沙湾断裂;F8为广三断裂.黑色虚线为根据速度分布差异预测的断裂倾向和倾角.绘图时纵轴放大率为2.Fig.8 Vertical depth profile of the P-wave velocity images and checkerboard resolution test across the Guangcong faultF1, Guangcong fault; F2, Shougouling fault; F3, Shilong-Houjie fault; F4, Zijin-Boluo fault; F5, Zhujiangkou fault; F6, Xinhui-Shiqiao fault; F7, Baini-Shawan fault; F8, Guangsan fault. The black dashed lines are predicted dips based on the velocity distribution for different faults. The vertical exaggeration is 2.

图10 跨珠江口和白泥—沙湾断裂的速度剖面及检测板结果图中F1为广从断裂; F2为瘦狗岭断裂; F3为石龙—厚街断裂; F4为紫金—博罗断裂; F5为珠江口断裂; F6为新会—市桥断裂; F7为白坭—沙湾断裂; F8为广三断裂.黑色虚线为根据速度分布差异预测的断裂倾向和倾角.绘图时纵轴放大率为2.Fig.10 Vertical depth profile of the P-wave velocity images and checkerboard resolution test across the Zhujiangkou and Baini-Shawan faultsF1, Guangcong fault; F2, Shougouling fault; F3, Shilong-Houjie fault; F4, Zijin-Boluo fault; F5, Zhujiangkou fault; F6, Xinhui-Shiqiao fault; F7, Baini-Shawan fault; F8, Guangsan fault. The black dashed lines are predicted dips based on the velocity distribution for different faults. The vertical exaggeration is 2.

4.1 广从断裂(F1)

广从断裂(F1)呈北东向延伸,为北部断隆区和北部断陷区的分界断裂,属于全新活动断裂,其活动性从北往南有逐渐增加的趋势,历史上绝大多数地震和现今很多小震都主要是由其引起(潘建雄,1992).广从断裂(F1)自中生代以来经历了多阶段、多期次和不同力学性质的构造运动,形成了宽阔的动力变质带.此外,广从断裂(F1)还控制着研究区内温泉和地热的分布(严国柱,1986;邓钟尉,2016).

广从断裂(F1)两侧具有明显的速度差异(图8).其西侧的北部断陷区沉积了上古生界地台型沉积建造,呈现低速异常,低速异常范围与广花盆地位置相一致.而东侧的北部断隆区为元古界后古老隆起,为普遍的高速分布.Wang等(2020)利用噪声成像得到的剪切波速度结果同样发现广从断裂(F1)两侧具有明显的速度差异,但本文分辨率较之稍微偏高且研究范围更大.严国柱(1986)对广从断裂(F1)基本特征及其形成演化的分析表明其断面主要倾向北西,倾角约40°～60°,与图8中根据速度差异预测的断裂倾向和倾角一致.广从断裂(F1)在南段的白云山隐伏进入广州城区,卫星影像特征也显示断层痕迹没有北边显著(梁干和吴业彪,2013),这可能是DD′剖面(图8)中断裂产状不明显的原因.从广从断裂(F1)两侧速度异常分布来看,断裂东侧和西侧分别以继承性上升和下降为主,具有明显的东升西降活动特征.

4.2 瘦狗岭断裂(F2)

瘦狗岭断裂(F2)形成于侏罗纪之前,是珠江三角洲的北部边界,切割了前震旦纪、白垩纪和燕山期花岗岩,也有小部分地段被第四纪地层覆盖(陈伟光等,2000;邹和平等,2001;梁干和吴业彪,2013).宋方敏等(2003)根据沉积厚度和14C测年的研究表明瘦狗岭断裂的垂直活动速率为0.19～0.21 mm·a-1,为中等活动水平.龙志强和吴克刚(1989)对一些露头剖面的研究表明瘦狗岭断裂的断面南倾,倾角约为60°,经历了长期多次活动并在风化剥蚀作用下展布了很多近东西向的残丘.

瘦狗岭断裂(F2)两侧具有明显的速度差异.其北侧的北部断隆区呈现高速异常.而南侧位于北部与中部断隆区交叉位置和东江断陷区内,表现为普遍的低速分布.从图9的速度异常结果来看,瘦狗岭断裂(F2)向南倾,在西部较东侧更陡,且在一些区域延伸到了1.8 km以下,与龙志强和吴克刚(1989)、梁干和吴业彪(2013)的野外地震地质调查结果一致.在CC′剖面中,瘦狗岭断裂(F2)下方呈现的低速异常是位于与珠江口断裂(F5)的交叉部位,可能对应复杂的断裂带破碎.Wang等(2020)获取的剪切波成像结果也表明瘦狗岭断裂(F2)的分界面向南倾且倾角近60°,同时可延伸到6 km深度,与本文预测倾向一致,但本文由于成像深度原因无法对断裂延展深度进行进一步约束.

Wang等(2020)对跨瘦狗岭断裂(F2)测线的水平/垂直谱比法(HVSR)研究发现断裂上盘具有较薄的沉积层厚度,与正断层的特性相矛盾,推测此断裂经历了断层反转,本文图9中BB′剖面在瘦狗岭断裂(F2)附近的低速分布深度也有此趋势.严国柱(1985)和Wang等(2020)认为瘦狗岭断裂(F2)曾经遭受了多期相反的构造运动,当南北向挤压占优势时,瘦狗岭断裂(F2)可能反转成为逆断层并形成压陷盆地,即图9中BB′剖面穿过的位置,造成断裂北侧也呈现较深的低速异常.

在北部断隆区(图8和图9),在大范围的高速分布下还存在一些特别高速的异常,可能对应帽峰山地区存在的零星分布的岩浆岩,主要为中元古代片麻花岗岩和加里东期花岗岩类(梁干和吴业彪,2013).另外,北部断隆区也夹杂着一些零星的低速异常,可能对应于该区域地热和温泉的分布(严国柱,1986).梁干和吴业彪(2013)研究表明东江断陷区最早可能是一些孤立的小型盆地,形成于早白垩世,而后在晚白垩世时发生急剧扩展,这可能造成了东江断陷区内存在大范围普遍的低速分布.此外,图9中DD′和EE′剖面的速度分布还显示东江断陷区内沉积层的厚度在北侧较厚,基底的埋藏深度约为1 km.

4.3 珠江口(F5)和白坭—沙湾断裂(F7)

珠江口断裂(F5)又称狮子洋断裂,分为文冲断裂(东支)和化龙断裂(西支),影响了沿岸第四纪盆地的展布和发育,倾角约50°～80°,仅在小部分位置出露地表(梁干和吴业彪,2013).白坭—沙湾断裂(F7)属于全新活动断裂,整体上倾向南西,局部段倾向北东.北段穿过了晚古生代-早中生代地层,控制了红层的分布,可见明显的断裂迹象.而南段则发育了宽达数十米的硅化破碎带,同样也大多隐伏于第四纪覆盖之下(付潮罡,2017;李嘉瑞,2021).

珠江口断裂(F5)两侧具有明显的速度差异.西侧的中部断隆区呈高速分布,而在东江断陷区呈低速异常.珠江口断裂(F5)切割了元古代变质岩、燕山期花岗岩及白垩系碎屑岩基底(麦炜伦,2018),断层两侧明显的速度差异分别对应了两侧强风化的细砂岩和全-强风化的混合花岗岩.徐善辉等(2021)在粤港澳大湾区珠江口断裂(F5)布设的约10 km长的密集测线与图10中BB′剖面有重合,其结果同样显示在断裂附近的沉积厚度从西往东不断增厚.此外,还有研究表明珠江口断裂(F5)附近的近代沉积是叠置在早期的断块格局之上的(黄玉昆等,1983;张馨予等,2019),这可能也使得断裂隐伏于珠江下游河道和第四纪覆盖之下,和图10中显示高低速差异未出露地表相一致.由于本文成像分辨率很高,可以很清晰地勾勒出珠江口断裂(F5)东西两条几乎平行的分支断裂,其两侧速度的差异也反映了东江断陷区相对于中部断隆区的差异性沉降运动.总体来说,珠江口断裂(F5)在大部分区域延展较浅,也有部分较深,西支的化龙断裂倾向北东,而东支的文冲断裂则倾向南西,但两者倾角均较陡,这也与钻探得到的结果相一致(梁干和吴业彪,2013).

对于白坭—沙湾断裂(F7),其两侧的P波速度结构也具有显著不同,西侧的西部断陷区呈低速异常,东侧的中部断隆区呈高速异常,西部和南部断陷区在浅层速度具有连贯性,但在稍深部依旧具有明显区别.图10中的速度剖面显示白坭—沙湾断裂(F7)是向南西倾,倾角也很陡,与已有研究根据露头确定的断裂带的展布情况一致,倾角大约为50°～80°(李出安等,2010;付潮罡,2017;李嘉瑞,2021).广东省地震局布设的一些浅层地震测线中表明白坭—沙湾断裂(F7)切割了第四纪沉积层,断距可达11～20 m(李出安等,2010;付潮罡,2017),本文因为成像纵向分辨率相对较低无法清晰分辨.

此外,2007年在广州市的南部曾布设过一条长70 km的深地震发射探测剖面(梁干和吴业彪,2013),和图10中AA′和BB′测线位置较为一致.反射地震勘探获取的白坭—沙湾断裂(F7)和珠江口断裂(F5)的断裂位置及倾向均与本文研究结果一致,并且也都勾勒出了中部断隆区内部次级断裂的形态.但反射地震勘探的结果还表明这些断层向下切割到了4～7 km深,到达了结晶基底以下,本文因为成像深度较浅无法对此进行深入分析.

5 结论

本文基于粤港澳大湾区密集台阵记录中的63炮甲烷震源信号开展了体波层析成像研究,获得了研究区内地壳浅层高精度的三维P波速度结构.可获得以下主要认识或结论:

(1) 浅层速度成像结果与区域地形和岩性分布有很好的对应关系.北部、东部和中部断隆区呈现高VP,对应于花岗岩和变质岩.而北部、西部、南部及东江断陷区则为低VP分布,与碎屑沉积岩岩性相符合.

(2) 不同深度的速度分布主要受广从断裂、瘦狗岭断裂、珠江口断裂和白坭—沙湾断裂影响,断裂两侧速度具有明显差异.其中瘦狗岭断裂的控制作用最明显,向南倾,且西侧倾角大于东侧.广从断裂倾向北西,倾角较陡.珠江口断裂的西支倾向北东、东支倾向南西,倾角陡且隐伏于第四纪沉积物之下.白坭—沙湾断裂倾向南西,倾角也较陡.

(3) 跨断层的速度剖面分布特征显示区域断裂控制着沉积层的展布,断陷区沉积层的基底埋藏深度可达1 km.

粤港澳大湾区密集台阵探测实验是首次利用甲烷震源和密集台阵观测在超大城市群开展结构探测.本文获取的高精度浅层三维速度结构可进一步深化对粤港澳大湾区内断层系统的认识,对研究区域构造特征、发震机制和进行地震风险评估等都具有重要意义.基于绿色主动震源和密集台阵的成像方法,可用于城市承载体的三维速度结构分析,具备实用和推广价值.

致谢感谢南方科技大学、南京大学、中国地震局地球物理勘探中心和中交第四航务工程勘察设计院有限公司等单位在密集台阵布设期间的艰辛努力.感谢审稿专家们提出的宝贵修改意见.本文图件的绘制均采用GMT(Wessel et al., 2013)软件,在此也表示感谢.