1936年4月1日在广西灵山县东北灵家村附近发生了6$\frac{3}{4}$级地震, 这是迄今为止有记载以来在华南陆地发生的最大地震, 国内许多学者(陳國達, 1938; 陈恩民等, 1984; 李伟琦, 1992; 任镇寰等, 1996)对本次地震进行过考察和研究。陈国达等于1936年5月初前往灾区进行了实地调查, 认为震中区位于罗阳山北麓, 高塘、 灵家、 泗洲等多处出现地裂缝、 崩塌、 地陷、 喷砂等现象, 极震区形状极端狭长(陳國達, 1938), 呈NE向展布, 面积约50km²。陈恩民等(1984)、 任镇寰(1996)、 李伟琦(1992)等在总结前人工作成果和后续历次现场考察的基础上认为, 此次地震极震区呈 “ T” 形, 包含NEE向和NNW向2个长轴方向, 笔者经过详细的野外地质地貌调查, 没有发现NNW向断裂晚更新世以来活动的地质地貌证据, 也未能找到NNW向地表破裂带, 同时在蕉根坪-友僚断裂(F₂)南段(图1)发现断层对基岩上覆的灰黑色标志土层无断错。目前发现NEE向的地表破裂带(李细光等, 2017)位于陳國達(1938)、 任镇寰(1996)绘制的烈度圈Ⅸ 度区内, 且其走向与烈度圈长轴方向基本一致。

图1

Fig. 1

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	图1 区域构造图(a)、 灵山地震地表破裂带展布图(b) F1灵山断裂北段西支; F2蕉根坪-友僚断裂; F3灵山断裂北段东支Fig. 1 Regional geological structure(a)and distribution of Lingshan earthquake surface rupture zones(b).

前人的研究大致确定了极震区的范围, 简单描述了地震地表破裂的类型等特征, 但对于进一步认识此次地震地表破裂带特征和发震构造还远远不够, 主要的不足在于: 1)未能找到确切的地震地表破裂带和同震变形的地貌特征, 仅记录了地裂缝等一些地震次生灾害现象; 2)没有准确记录和描述地震地表破裂带的几何结构、 破裂长度和位错量(水平、 垂直), 很难进一步研究震级大小、 极震区范围和发震构造等问题。

本文拟在前人研究的基础上, 通过震区详细的地质地貌调查、 勘探和微地貌位错测量, 研究地表破裂带更准确的地表破裂类型、 破裂长度及同震位错量(水平、 垂直)等参数特征, 并讨论本次地震与1936年甘肃康乐6$\frac{3}{4}$级地震地表破裂带参数之间存在的差异, 分析其原因。

研究区在大地构造上位于华南板块的西南缘, 经历了多期构造叠加演化(唐永等, 2015)。同时也是区域性NE向防城-灵山断裂带与NW向巴马-博白断裂带的交会部位, 其断裂活动具多期性和长期性的特点(何军等, 2012)。在李伟琦编制的广西新构造分区图上, 研究区位于桂东南断块差异隆起区, 该区新构造运动活跃, 以断块差异运动为主(李伟琦, 1989)。研究区构造总体呈NE向展布, 可见NW向断裂切割NE向断裂(图1a)。区域构造上属于防城-灵山断裂带灵山段(灵山断裂)北段, 南起佛子, 向NE经平山、 夏塘后, 转变为NEE走向, 在寨圩附近被NW向寨圩断裂截断, 全长约33km, 倾向NW, 倾角70° (周本刚等, 2008)。周本刚等(2008)发现该断层沿罗阳山北麓山前发育, 地形高差明显, 断裂错动沿线的山前冲洪积台地中更新世晚期地层, 山前第四纪中期后形成的水系也发生右旋偏转, 认为该断层晚更新世以来发生过断错地表的活动。本文研究的1936年灵山6$\frac{3}{4}$级地震地表破裂带正是沿着灵山断裂北段(F₁、 F₃)在高塘-夏塘-六蒙、 蕉根坪-合口一带断续出露(图1b)(李细光等, 2017)。

地表破裂类型受发震构造活动性质控制, 但诸如地震断层、 地震陡坎、 地震裂缝、 地震滑坡、 地震陷坑等常见破裂类型在任何活动方式的断裂上一旦发生7.0级以上的地震一般都会出现(宋方敏等, 2007)。本文所阐述的1936年灵山 6$\frac{3}{4}$级地震虽震级不到7.0级, 但通过野外详细地质地貌调查和槽探验证, 发现该地震地表破裂类型主要有地震断层、 地震陡坎、 地震裂缝、 地震崩积楔、 地震滑坡、 砂土液化等。

2.1 地震断层

夏塘、 蕉根坪地表破裂带上的5个探槽(图1)同时揭示出1936年灵山6$\frac{3}{4}$级地震形成的地震断层。探槽LSTC01/LSTC03揭露的地震断层依次错动基岩炭质泥岩、 晚更新世及全新世土层, 并对耕植土有扰动。探槽LSTC06位于蕉根坪小黄皮江的Ⅰ 级阶地, 其揭露的地震断层错动Ⅰ 级阶地, 甚至直通地表。探槽LSTC07位于山前洪积台地前缘, 其揭露的地震断层正断错动前缘耕植土下所有地层(图2a), 并扰动耕植土层①, 在层②中上部及中下部区域采集¹⁴C样品(C14-1、 C14-2), 年龄分别为 (110± 30)a、 (2 260± 30)a, 表明该断层全新世有过活动。探槽LSTC05(图1b)位于平村西50m附近河流阶地上(图2b), 其揭露的地震断层正断错动砾石层③、 含砾石粗砂层②, 断面附近砾石长轴定向排列, 层②OSL样品年龄为(2.36± 0.35)ka。根据以上现象, 结合灵山地区历史地震活动情况, 可以确定1936年灵山6$\frac{3}{4}$级地震形成的地表破裂带发育地震断层。

图2

Fig. 2

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	图2 探槽LSTC07(a)、 LSTC05西壁剖面图(b)Fig. 2 Cross-sections of trenchs LSTC07(a)and LSTC05(b).

2.3 地震裂缝

在夏塘东和校椅麓地震陡坎发育处均有伴生的张性地震裂缝。夏塘地震裂缝带位于探槽LSTC01/LSTC03 东北 15m的山坡上, 由多条平面上呈近平行束状排列的次级裂缝组成, 剖面上呈阶梯状或地堑状, 单条裂缝长0.5~2m不等, 宽30cm左右, 深约20cm。校椅麓地震裂缝位于校椅麓东南500m罗阳山北麓山前台地半坡处, 与该处地震陡坎伴生, 呈右旋张裂缝性质, 长约2m, 宽15~20cm, 深25cm(图3b)。

图 3

Fig. 3

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	图 3 LSTC01地震陡坎(a)、 校椅麓东南地震陡坎、 地震裂缝(b)、 地震崩积楔(c)、 LSTC02处的砂土液化(d)Fig. 3 Earthquake scarp in LSTC01(a), earthquake scarp and earthquake fissure at the southeast of Xiaoyilu(b), earthquake colluvial wedge in LSTC03(c), liquefaction of sand in LSTC02 trench(d).

图 4

Fig. 4

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	图 4 夏塘水库东山梁地震地表破裂带、 探槽展布(a)及地震陡坎剖面图(b)Fig. 4 The surface rupture zones and trenches(a), the cross-section of earthquake scarp(b) on the ridge of the east of Xiatang reservoir.

笔者通过实地考察测量获得灵山地震地表破裂长约12.5km, 最大右旋水平位移约2.9m, 垂直位移约1.02m。综合考虑地表破裂长度L和最大同震水平位移D, 依据叶文华等(1996)的经验公式计算的破裂长度(12.5km)与最大左旋位错(2.9m)之积为36.25, 与理论值相近, 符合经验关系式, 说明野外得到的地表破裂参数是可信的。为进一步研究灵山 6$\frac{3}{4}$级地震地表破裂带, 笔者将灵山地震地表破裂带参数与1936年甘肃康乐 6$\frac{3}{4}$级地震地表破裂(张波等, 2015)进行对比, 结果表明: 同为 6$\frac{3}{4}$级的甘肃康乐地震(地表破裂带长度14km, 最大水平和垂直位移分别为2.5m、 0.6m)发现的地表破裂长度大于灵山地震的; 最大水平和垂直位移比康乐地震的略大。2地震震级均为 6$\frac{3}{4}$级, 释放的地震能量相当, 从震源深度上分析, 李保昆等^①(①李保昆，郭培兰，周斌，等，2015，“1936年4月1日广西灵山县东北M6$\frac{3}{4}$地震震源参数测定”项目报告。)的最新研究表明1936年灵山 6$\frac{3}{4}$地震震源深度9~10km, 比甘肃康乐地震的12km略浅, 若仅考虑震源深度, 灵山地震形成的地表破裂长度应大于康乐地震, 但实际却比康乐地震小, 最大水平位移和垂直位移也存在差异。由于中强地震的地表破裂受震级强度、 震源深度、 发震断层特征、 场地效应、 构造环境和断裂摩擦强度或弱化程度等因素控制(唐茂云等, 2015), 推断2次地震地表破裂参数存在差异的原因有如下几点:

(1)陈国达(1939)认为灵山主震震级为 6$\frac{3}{4}$级, 李保昆^①等根据全球台站的仪器记录, 利用现代的参数测定方法和技术对灵山主震进行重新测定, 获得灵山主震震级为M_S7.0, 震源深度为9~10km。而灵山地震发生时, 国内地震台网缺乏, 仅有少数几个地震台站, 进行主震重新测定的数据大多来自国外地震台站。在灵山 6$\frac{3}{4}$地震发生前5min, 印度尼西亚卡拉克隆岛发生M_W7.7地震, 它的地震波记录强烈影响或覆盖灵山 6$\frac{3}{4}$地震的记录, 这使灵山主震难于分析, 同时灵山主震可用数据稀缺、 匮乏, 重新测定的主震震源参数精度较低, 即获得的震级大小、 震源深度与实际情况之间存在一定的误差。因此, 灵山地震实际震源参数与甘肃康乐地震参数的差异造成了它们形成的地表破裂长度和水平、 垂直位移量有所不同。

(2)地表地形起伏对地震破裂在近地表的衰减影响较大(唐茂云等, 2015), 灵山地震高塘-夏塘-六蒙地表破裂带(图1b)高塘-夏塘段位于山前洪积台地, 高塘以西为山前台地前缘, 地势平坦, 土层覆盖较浅, 人类改造严重, 即使有地表破裂发育, 也难以识别。夏塘-六蒙段位于低洼沟谷部位, 土层覆盖浅, 在六蒙附近地形由平原、 低洼沟谷地貌变为山地丘陵, 局部基岩出露, 地震能量在此衰减速度快, 地表破裂向E延伸长度及地震陡坎高度迅速减小。蕉根坪-合口地表破裂带位于山前冲洪积扇体前缘, 蕉根坪地处地形陡变过渡带, 以西地貌为山地丘陵, 地势险峻, 东为低矮山前台地、 河流阶地, 土层覆盖浅, 蕉根坪西由于地形的影响未发现地表破裂带, 合口地处低洼沟谷处, 东部可能存在地表破裂, 但是由于河流、 人类活动等因素的影响, 未识别出地表破裂带。

(3)灵山断裂北段发育在泥盆纪、 石炭纪泥页岩地层中, 由于多期次的压扭性构造作用, 平面上呈断片形式排列, 野外较多岩石露头发育劈理、 糜棱岩化等现象, 地层破碎风化较严重, 岩石较松散, 而松软介质不利于地震波的传播, 地震波能量衰减较快。 另外, 地表破裂带的垂直位移和水平位移较大, 消耗较多地震波能量, 使地表破裂的长度减小。

(4)灵山地震地表破裂的最大水平位移和垂直位移分别为2.9m、 1.02m, 比1936年甘肃康乐地震的2.5m、 0.6m略大, 笔者野外测量的水平标志为地表破裂带经过的具右旋位移的水系、 台地等, 垂直位移标志为地震陡坎。灵山断裂北段第四纪以来活动性较强, 或许曾经发生过多次古地震, 虽然尽可能地选取与1936年灵山地震关系最大的地貌标志, 但也不排除获得的位错是由多次地震事件叠加造成的可能; 且灵山地区降雨丰富, 人类活动频繁, 地表破裂带后期被改造的可能性非常大。因此, 诸多原因造成最大水平位错和垂直位错可能较大。

(1)1936年灵山 6$\frac{3}{4}$级地震地表破裂带沿罗阳山北麓山前灵山断裂北段发育, 分东西2支, 走向N55° ~60° E, 平面上呈斜列式展布, 东支在高塘-夏塘-六蒙一带断续出露, 西支出露在蕉根坪-合口一带, 全长约12.5km。该地震地表破裂类型主要有地震断层、 地震陡坎、 地震裂缝、 地震崩积楔、 地震滑坡、 砂土液化等。根据野外水平和垂直位移实测, 本次地震的最大右旋水平位移量约2.9m, 垂直位移量1.02m, 均位于夏塘水库东山梁探槽LSTC01/LSTC03附近, 两侧地表破裂带由于土层覆盖较浅, 基岩出露较多, 且大部分发育于山前冲洪积台地上, 其右旋水平和垂直位移量逐渐减小。

(2)与中国西部类似典型震例地表破裂参数对比, 灵山地震地表破裂带长度相对较小, 最大水平位移和垂直位移量略大, 其原因可能与灵山主震震源参数、 地表破裂带所处的场地条件及构造环境、 位移测量标志、 人类活动及气候因素等有关。

致谢 本文为“ 广西历史强震区发震构造探测研究--以灵山震区为例” 项目成果的综合体现, 在项目实施过程及阶段验收工作中, 多次得到了徐锡伟、 冉勇康、 杨晓平、 汪一鹏、 田勤俭、 何正勤、 李伟琦等专家在地表破裂带识别、 验证探槽选址等多方面的悉心指导和帮助, 这些机会和经验对于我们来说极为宝贵, 对各位专家的指导和帮助表示衷心感谢!同时感谢审稿人提出的宝贵意见!