胡惟，朱光，嚴樂佳，詹潤

合肥工業(yè)大學資源與環(huán)境工程學院，合肥，230009

內(nèi)容提要：郯廬斷裂帶（郯城—廬江斷裂帶）中段地震活動強度大、頻率高，是中國東部一條重要的地震活動帶。強震沿該斷裂帶中段局部發(fā)生，弱震不均勻分布，一些部位為無震區(qū)。本文利用5條大地電磁測深剖面，對該斷裂帶中段地震孕育的深部背景進行了對比分析。結(jié)果表明，該斷裂帶切穿整個地殼，地殼電性結(jié)構(gòu)顯著不均一，但普遍出現(xiàn)陡立的低阻帶與高阻帶相間排列的現(xiàn)象，從而成為強烈的新構(gòu)造活動帶。該斷裂帶上3處≥Ms7級強震的地殼電性結(jié)構(gòu)實例顯示，帶內(nèi)上地殼中、下部出現(xiàn)剛性高阻層連接旁側(cè)或兩側(cè)剛性高阻體時才會出現(xiàn)大的應力積累，從而成為強震發(fā)生必要的深部結(jié)構(gòu)條件。而該斷裂帶弱震區(qū)顯示全地殼尺度陡立軟弱低阻帶與剛性高阻帶相間排列現(xiàn)象，其中的高阻帶內(nèi)只能積累有限應力而誘發(fā)弱震。該斷裂帶無震區(qū)上地殼出現(xiàn)了巨厚的異常軟弱低阻層，成為極易蠕滑帶，旁側(cè)的剛性高阻體完全無法積累應力而誘發(fā)地震。上述實際對比分析表明，大型活動斷裂帶內(nèi)上地殼的電性結(jié)構(gòu)和流變學與地震活動性密切關聯(lián)。

板內(nèi)地震的震源深度多位于上地殼下部。國內(nèi)外大型活動斷裂帶（如龍門山斷裂、San Andreas斷裂等）的地震活動性多顯示與其深部結(jié)構(gòu)與構(gòu)造之間的密切關聯(lián)性（Serrano et al.，2003；Bedrosian et al.，2004；Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010；Wang Zhi et al.，2011）。雖然上地殼整體是剛性的而成為地震層，但是其中低速、高導的軟弱層因難以積累較大應力也會成為蠕滑區(qū)而不誘發(fā)強震（Bedrosian et al.，2004）。上地殼內(nèi)強硬的高速、高阻體可以積累較大的應力，常成為誘發(fā)地震的部位（Serrano et al.，2003；Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010）。由于大型活動斷裂帶深部結(jié)構(gòu)與構(gòu)造的多變性及影響因素的多樣性（Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010；Wang Zhi et al.，2011），因而關于其與地震活動性的關系需要開展具體的分析。

郯廬斷裂帶（郯城—廬江斷裂帶）是我國東部一條NNE走向的巨型斷裂帶，也是一條重要的地震活動帶（徐嘉煒，1980，1985；徐嘉煒等，1992，1995；喬秀夫，1981；喬秀夫等，2002；萬天豐.1995，1996；萬天豐等，1996a，1996b；王小鳳等，2000；湯加富等，2002；張鵬等，2007；萬桂梅等，2009；王書琴等，2012）。該斷裂帶山東—渤海段（簡稱為中段）是整個斷裂帶地震活動強度大、頻率高的地區(qū)，歷史上發(fā)生過多次6級以上強震。這些地震沿該斷裂帶中段呈現(xiàn)為不均勻分布的現(xiàn)象。關于其地震活動性及淺部活斷層方面已取得了較為清楚的認識（魏光興等，1993；鄧起東，2007；李西雙等，2010；嚴樂佳等，2013；胡惟等，2013），但對其地震活動性與深部結(jié)構(gòu)關系的研究仍十分有限。一些學者認為郯廬斷裂帶內(nèi)部地震的發(fā)生與地殼結(jié)構(gòu)及介質(zhì)的應力積累有關，殼內(nèi)低阻體之上的高阻體或電性陡變帶是地震易發(fā)部位（牛雪等，2000；張繼紅等，2010）。另一些學者通過對地殼速度結(jié)構(gòu)的研究，主張震源深度與低速層位置關系密切，地震大多數(shù)位于上、下兩個低速層所夾持的的高速層內(nèi)或速度變化帶的高速層內(nèi)（牛雪等，2000；張學民等，2005；王兆國等，2009）。還有一些學者通過對郯廬斷裂帶巖石圈熱結(jié)構(gòu)的研究，發(fā)現(xiàn)震源區(qū)具有上地幔隆起、地殼厚度減薄的現(xiàn)象（祖金華等，1996；劉光夏等，1996；白嘉啟等，1998；臧紹先等，2002；賴曉玲等，2007；王兆國等，2009），呈現(xiàn)為較高的地溫場和地表熱流值（祖金華等，1996；白嘉啟等，1998；臧紹先等，2002；賴曉玲等，2007；王兆國等，2009），多位于地幔隆起區(qū)的邊緣?？傊P于郯廬斷裂帶中段地震活動性與深部結(jié)構(gòu)、構(gòu)造的關系，仍存在著不同的認識，缺乏系統(tǒng)的對比分析。

正確認識郯廬斷裂帶中段地震活動與深部結(jié)構(gòu)的關系，對于探索其地震孕育的深部結(jié)構(gòu)、構(gòu)造環(huán)境具有重要意義。本文利用勝利油田分公司完成的5條大地電磁測深剖面（宋國奇，2006，2007），結(jié)合淺部活斷層的特征，對郯廬斷裂帶中段的地震活動性與深部電性結(jié)構(gòu)與構(gòu)造進行對比分析，探討其孕震的深部背景。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

郯廬斷裂帶中段包括山東段（沂沭斷裂帶）和渤海段（營濰斷裂帶）兩部分，總體呈NNE向展布，長達760 km（圖1）。山東段介于西側(cè)的魯西隆起（華北板塊）與東側(cè)的蘇魯造山帶、膠萊盆地及膠北隆起之間，膠萊盆地與膠北隆起也屬于華北板塊。該段由4條近平行的主干脆性斷裂組成，自東向西依次為昌邑—大店斷裂（F1），安丘—莒縣斷裂（F2），沂水—湯頭斷裂（F3）和鄌郚—葛溝斷裂（F4）。其渤海段是華北板塊內(nèi)部渤海灣盆地的東側(cè)邊界，自濰坊向北進入萊州灣，穿過渤海東部、遼東灣后，至遼寧營口西側(cè)進入下遼河平原。該段由東、西兩支主干斷裂構(gòu)成，東支與南部的昌邑—大店斷裂相連，西支則與鄌郚—葛溝斷裂相接。

郯廬斷裂帶起源于華北與華南板塊印支期碰撞之中（Yin An et al.，1993；Li Zhengxiang，1994；Gilder et al.，1999；Zhu Guang et al.，2009），將大別與蘇魯造山帶左行錯開。該斷裂帶晚侏羅世再次發(fā)生大規(guī)模左行平移活動并向北進入渤海（Zhu Guang et al.，2005，2010），開始形成營濰斷裂帶。白堊紀時郯廬斷裂帶轉(zhuǎn)變?yōu)樯煺够顒樱≧en Jianye et al.，2002；Zhang Yueqiao et al.，2003；Zhu Guang et al.，2010，2012），在山東段形成了4條NNE走向正斷層及＂兩塹夾一壘＂構(gòu)造（也稱為東、西地塹），并在渤海地區(qū)控制了一系列斷陷盆地的發(fā)育。古近紀時期，華北克拉通東部再次發(fā)生強烈伸展活動，形成了大型渤海灣斷陷盆地。沂沭斷裂帶該期間基本不活動，而營濰斷裂帶發(fā)生強烈伸展活動并控制了渤海灣盆地東部的發(fā)育，成為內(nèi)部凹陷與凸起的邊界（Ren Jianye et al.，2002；Qi Jiafu et al.，2008；Zhu Guang et al.，2012；嚴樂佳等，2013；詹潤，2013）。繼古近紀末的一次擠壓反轉(zhuǎn)之后，新近紀期間郯廬斷裂帶渤海段在近南北向弱拉張應力狀態(tài)下發(fā)生弱伸展活動（詹潤，2013），對應著拗陷式盆地的發(fā)育。第四紀期間郯廬斷裂帶進入新構(gòu)造活動期。

2 新構(gòu)造活動特征與地震活動性

2.1 新構(gòu)造活動特征

第四紀以來郯廬斷裂帶中段新構(gòu)造活動強烈，活斷層十分發(fā)育（圖1），總體上繼承了前期伸展活動產(chǎn)生的斷層格局。該期間山東段在F1和F2斷裂之間發(fā)育了一條新生的F5活斷層（圖1）。已有的研究表明（嚴樂佳等，2013；胡惟等，2013），郯廬斷裂帶中段第四紀以來處于NEE—SWW向區(qū)域擠壓應力作用下，活斷層表現(xiàn)為逆右行平移活動。沂沭斷裂帶全新世活斷層主要沿F1和F2斷裂中、南部斷續(xù)分布，多呈左階雁列狀。東部F1和F2斷裂的活動性明顯強于西部F3和F4斷裂（嚴樂佳等，2013），總體上新構(gòu)造活動性自南向北、自東向西逐漸減弱。郯廬斷裂渤海段在中部渤中地區(qū)活動性最強，兩條主干活斷層均為全新世活斷層，各自也呈左階雁列狀。而渤海段南、北部兩支主干活斷層的活動性較弱，為晚更新世—第四紀活斷層（胡惟等，2013）。

2.2 地震活動性

根據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心提供的1.0～8.0級地震震中數(shù)據(jù)（1970年1月1日～2012年12月11日，34.5°～41.5°N，118°～123°E）以及歷史上該區(qū)域大于5.0級地震資料（林懷存等，1995；董旭光等，1999；趙根模等，2006），本次工作中繪制了郯廬斷裂帶中段地震震中分布圖（圖1）。該圖顯示，郯廬斷裂帶中段地震活動十分活躍，強震（≥7級）沿斷裂帶局部發(fā)生，弱震（≤5級）不均勻分布，一些部位為無震區(qū)。中段歷史上曾發(fā)生過3次≥7級強震，近代（1970年）以來以弱震為主，未發(fā)生過≥7級強震。此外，1978年唐山7.8級和1975年海城7.3級地震區(qū)以及NW向的張家口—蓬萊斷裂帶呈現(xiàn)為近代地震的密集分布區(qū)，后者還誘發(fā)了1548年和1597年兩次7級地震（林懷存等，1995；董旭光等，1999）。營濰斷裂帶在渤中地區(qū)誘發(fā)了1969年渤海7.4級地震（38.2°N，119.4°E），其發(fā)震斷層是郯廬西支斷裂（李西雙等，2009），震源深度小于16 km（汪素云等，1991）。該段還在萊州灣地區(qū)誘發(fā)了1046年萊州灣6.5級地震（董旭光等，1999），但關于這次地震的資料十分有限。歷史地震分布顯示（圖1），營濰斷裂帶地震活動性自南向北呈現(xiàn)弱—強—弱的特點。斷裂帶上地震主要集中在渤中地區(qū)，且西支斷裂的活動性強于東支，多沿渤海7.4級地震區(qū)密集分布。萊州灣北部地區(qū)郯廬東、西支斷裂上發(fā)生過幾次5級以下弱震成為弱震區(qū)，萊州灣南部至濰北地區(qū)近代不發(fā)生地震而成為無震區(qū)。北部遼東灣地區(qū)沿斷裂僅發(fā)生過幾次弱震，無強震記錄。

圖1 郯廬斷裂帶中段活斷層和地震震中分布圖（1970年1月1日以來地震資料，據(jù)中國地震臺網(wǎng)中心數(shù)據(jù)，較早地震資料據(jù)林懷存等，1995；董旭光等，1999；趙根模等，2006；活斷層資料據(jù)鄧起東，2007；嚴樂佳等，2013；胡惟等，2013）Fig.1 Map for active faults and earthquake epicenters along the middle segment of the Tan-Lu Fault Zone（The earthquake data since January 1，1970 from China Earthquake Networks Center，earlier data from Lin Huaicun et al.，1995；Dong Xuguang et al.，1999；Zhao Genmo et al.，2006；the active fault data from Deng Qidong， 2007； Yan Lejia et al.，2013；Hu Wei et al.，2013）

沂沭斷裂帶歷史上發(fā)生過兩次強震，即公元前70年諸城7.0級地震和1668年郯城8.5級地震（34.8°E，118.5°N）。諸城地震發(fā)生在沂沭斷裂帶北部，由于年代久遠關于其震源參數(shù)及發(fā)震斷層的資料較少并存在認識上分歧（王華林，1990；張繼紅等，2010），但多認為震中位于安丘西南的F5斷裂處（晁洪太等，1994）。郯城地震震中位于F1和F2斷裂之間的安丘—莒縣地塹南部，推測震源深度約12.4 km（王華林等，1996）。其發(fā)震斷層由5條雁列式活斷層構(gòu)成，南部沿F2斷裂分布，北部沿F1斷裂分布，全長約130 km（李家靈等，1994；鞠林雪等，2012，圖1）。歷史地震分布顯示（圖1），沂沭斷裂帶東部F1和F2斷裂的地震活動性明顯強于西部F3和F4斷裂，弱震主要分布在F1和F2斷裂上，多沿郯城地震發(fā)震斷層及諸城地震附近分布。

前人研究表明，華北地區(qū)震源平均深度在15.7 km左右，多淺于20 km，即上地殼是主要發(fā)震部位（汪素云等，1991）。一些學者通過對郯廬斷裂帶中段近代地震的分析，認為震源深度在10～20 km范圍內(nèi)（李家靈，1992；王華林等，1996；謝卓娟等，2008），與上述華北地區(qū)的研究結(jié)果相一致，皆屬于發(fā)生在上地殼的板內(nèi)淺源地震。

綜上所述，郯廬斷裂帶中段地震活動在空間上分布不均勻，發(fā)生過3次≥7級強震，弱震常集中分布，部分段近代不發(fā)生地震。1970年以來沿斷裂帶主要發(fā)生弱震，無強震記錄。斷裂帶上的地震震源深度多在20 km以內(nèi)，屬于發(fā)生在上地殼的板內(nèi)淺源地震。該帶地震活動性強弱與斷層的活動性密切相關。沂沭斷裂帶東地塹的地震活動明顯強于西地塹，對應著F1和F2斷裂新構(gòu)造活動性強于F3和F4斷裂。營濰斷裂帶在渤中地區(qū)地震密集分布，而萊州灣和遼東灣地區(qū)較少發(fā)生地震，這與斷層活動性在中部渤中地區(qū)強而南、北部較弱相吻合。

2.3 地震破裂分段行為

上述現(xiàn)象表明，渤海海域內(nèi)地震具有強度高、頻次高的特征，它們沿著渤中地區(qū)的營濰斷裂帶與張家口—蓬萊斷裂帶集中出現(xiàn)。渤中地區(qū)不但7級以上強震具有群集特征，中強震與弱震同樣顯示群集與繼承特征（楊港生等，2000；周斌等，2000；孟建國等，2009；圖1）。渤中地區(qū)的營濰斷裂帶中段同樣顯示地震的群集特征（晁洪太等，1999），而遼東灣地區(qū)的北段與萊州灣南部至濰坊的南段基本上為無震區(qū)（圖1），表明營濰斷裂帶活斷層由此可分為三段，各自具有獨立的地震破裂行為。營濰斷裂帶中段強烈而群集的地震活動主要是由于該處與北西西向張家口—蓬萊地震帶相交。由此造成的地震破裂分段行為及長期的地震記錄更支持其北段與南段無震區(qū)應該是蠕滑行為的結(jié)果而非鎖閉段的＂地震空區(qū)＂。

沂沭斷裂帶的地震破裂分段及其行為前人進行過詳細的分析（李家靈等，1994；晁洪太等，1994，1997，1999；滿洪敏，2005），觀點基本一致。其東塹活斷層各種特征顯示可分為南、中、北三段，南、中段分別對應1668年郯城地震破裂（莒縣土嶺至郯城窯上）與公元前70年安丘地震破裂（安丘至莒縣土嶺的F5活斷層）。這兩段活動斷層的歷史地震記錄與位移特征顯示它們皆是特征滑動行為，各次地震所造成的不均勻斷層位移分布周期性地原地重復出現(xiàn)（晁洪太等，1994，1997，1999）。由此導致了各段強震原地重復發(fā)生（李家靈等，1994），缺失中強地震，屬于特征地震現(xiàn)象。安丘以北的沂沭斷裂帶北段，歷史上基本上無地震發(fā)生（圖1）。該段活斷層全新世晚期以來沒有發(fā)生過活動（王志才等，2005），明顯不同于南、中段的地震斷層。滿洪敏（2005）研究表明，沂沭斷裂帶的地震破裂分段是由于北西向斷層的切割與阻礙所致，從而造成了各段顯著不同的地震活動性。這種地震破裂分段性與南、中段的特征地震現(xiàn)象，也不支持北段無震區(qū)屬于鎖閉段的＂地震空區(qū)＂，更可能是蠕滑型活斷層段（楊一沖和高維明，1994）。

3 深部電性結(jié)構(gòu)特征

3.1 大地電磁測深數(shù)據(jù)簡介

近年來勝利油田分公司完成了5條穿過郯廬斷裂帶中段的大地電磁測深剖面（宋國奇，2006，2007），其中渤海段3條（q101線 、q109線和 t101線，圖2a、b、c），山東段 2條（t102線和 q105線，圖2d和e）。在使用大地電磁測深儀進行野外數(shù)據(jù)采集工作之后（每個測點采集時間不小于9.5 h），進行了噪音處理和靜態(tài)校正的預處理，消除數(shù)據(jù)中的不同干擾。然后采用二維連續(xù)介質(zhì)反演法將頻率域的定性資料轉(zhuǎn)換為空間域的定量地電斷面，獲得了地下不同深度的電性參數(shù)（圖2）。其具體原理和方法見宋國奇（2006，2007）。這5條大地電磁測深剖面揭示了郯廬斷裂帶中段豐富的深部地殼信息。本文將利用這5條大地電磁測深剖面分析郯廬斷裂帶深部地殼結(jié)構(gòu)與構(gòu)造特征。

3.2 電性結(jié)構(gòu)特征

依據(jù)大地電磁測深剖面（圖2），本文將地殼劃分為上地殼和下地殼。郯廬斷裂帶中段及周邊上地殼厚約15 km，下地殼厚度約7～20 km。這一地殼厚度的解釋與前人利用深反射地震獲得的結(jié)果相吻合（Zheng Tianyu et al.，2006；Chen Ling，2010；Zhang Zhongjie et al.，2011）。

大地電磁測深剖面顯示（圖2），郯廬斷裂帶中段深部地殼多表現(xiàn)為陡立的低阻帶與高阻帶相間排列，其間直立邊界為主斷面所在。各剖面顯示該斷裂帶陡立，切穿整個地殼，并控制了整個地殼的結(jié)構(gòu)和構(gòu)造。這些低阻帶對應相對較軟的地殼，而高阻帶對應著較強硬的地殼。斷裂帶內(nèi)這些陡立的低阻帶向下可延入上地幔上部。

q101線位于渤中地區(qū)，正好切過1969年渤海7.4級地震的震中部位（圖2）。剖面上郯廬東、西支斷裂皆向西陡傾，切穿整個地殼，并進入上地幔（圖2a）。斷裂帶淺部4～5 km以上為低阻層，對應盆地新生代沉積。斷裂帶內(nèi)5～30 km深處存在一高阻層。西支斷裂西側(cè)的墾東凸起5 km以下出現(xiàn)高阻帶。兩高阻體上部在郯廬西支斷裂附近靠近（上地殼底部），連接處電阻率中等。

q109線位于萊州灣地區(qū)，剖面上郯廬斷裂帶由相向陡傾的兩支主干斷裂構(gòu)成，皆切穿地殼而進入上地幔（圖2b）。其淺部控制發(fā)育了古近紀萊州灣凹陷。西支斷裂構(gòu)成東、西側(cè)高、低阻帶的陡立邊界，其東側(cè)上地殼下部存在一異常高阻層，而其西側(cè)（青東凹陷下）上地殼下部為低阻層。東支斷裂皆處于地殼低阻帶內(nèi)，更東側(cè)膠北隆起下整體為高阻體。

t101線穿過濰北凹陷，剖面上郯廬斷裂由東、西兩支陡立主干斷裂構(gòu)成，介于濰北凸起與膠北隆起之間（圖2c）。斷裂帶內(nèi)3～5 km深處存在一相對高阻層，對應侏羅—白堊紀的陸相盆地沉積物。該相對高阻層之上為一低阻層，對應著新生代沉積物。斷裂帶內(nèi)5～20 km深處為巨厚的異常低阻層。東支斷裂構(gòu)成膠北隆起高阻體與斷裂帶內(nèi)低阻體的邊界。西側(cè)濰北凸起由淺至深出現(xiàn)低阻—高阻—低阻的變化。西支斷裂介于東側(cè)低阻帶和西側(cè)變化帶之間，其兩側(cè)上地殼底部皆為低阻層。

t102線從諸城7.0級地震震中南側(cè)穿過。該處郯廬斷裂帶介于魯西隆起和膠萊盆地之間，由F1—F5五條陡立的分支斷裂構(gòu)成（圖2d）。斷裂帶東側(cè)的白堊紀膠萊盆地上地殼中、下部（＞3～5 km）為巨厚的低阻層，而西側(cè)的魯西隆起表現(xiàn)為高阻帶。該處斷裂帶深部陡立的高阻帶與低阻帶相間出現(xiàn)，F(xiàn)1—F5斷裂為高阻帶與低阻帶之間的陡立邊界。其中F3與F4斷裂之間深部低阻帶（進入下地殼）之上存在一高阻層，將魯西隆起下高阻帶同汞丹山地壘下高阻帶連接起來。而F2與F5斷裂之間的低阻帶僅限于上地殼中、上部，下部已轉(zhuǎn)變?yōu)楦咦梵w。

q105線從郯城8.5級地震震中南側(cè)穿過。該處郯廬斷裂帶介于魯西隆起和蘇魯造山帶之間，后兩者在深部皆為高阻體（圖2e）。斷裂帶內(nèi)部3 km之上為低阻層，對應白堊紀陸相斷陷盆地沉積物。15 km以下為延入上地幔的低阻帶，而3～15 km之間為一高阻層，對應高級變質(zhì)基底，并連接斷裂帶兩側(cè)的高阻體。

綜上所述，郯廬斷裂帶中段深部地殼電性結(jié)構(gòu)不均一，不但側(cè)向上變化大，沿走向上也變化明顯。主干斷裂切穿整個地殼，產(chǎn)狀近直立，多成為高阻帶與低阻帶之間的邊界。一方面可以見到地殼內(nèi)陡立的低阻帶完全分割兩側(cè)的高阻帶，另一方面也可見低阻帶內(nèi)夾有高阻層連接一側(cè)或兩側(cè)的高阻帶。

郯廬斷裂帶起源于大型的走滑斷裂帶，在印支期和晚侏羅世分別經(jīng)歷了兩次左行平移運動（Yin An et al.，1993；Li Zhengxiang，1994；Gilder et al.，1999；Zhu Guang et al.，2005，2009，2010）。走滑斷裂帶以產(chǎn)狀陡立為特征，沿陡立斷面的平移運動使異地不同塊體沿斷裂帶接觸，造成了斷裂帶兩側(cè)深部地殼電性結(jié)構(gòu)的顯著差異，成為電性陡變帶之間的陡立邊界。白堊紀至古近紀期間，郯廬斷裂帶發(fā)生了強烈的伸展活動（Ren Jianye et al.，2002；Zhang Yueqiao et al.，2003；Qi Jiafu et al.，2008；Zhu Guang et al.，2012），地殼淺部疊加出現(xiàn)了一系列正斷層，早期陡立斷面同時活動。斷裂帶的伸展活動一方面控制了淺部斷陷盆地的形成，另一方面造成地殼強烈破碎而在深部發(fā)育了低阻層/帶。上述大地電磁測深剖面上低阻層/帶總是與淺部斷陷盆地對應出現(xiàn)也支持這一推斷。q109線和t101線剖面顯示（圖2b、c），斷裂帶局部上地殼出現(xiàn)明顯的逆沖構(gòu)造，切過古近紀的正斷層，應是古近紀末擠壓時盆地反轉(zhuǎn)中的產(chǎn)物。

4 地震活動與上地殼電性結(jié)構(gòu)的關系

4.1 電性結(jié)構(gòu)與地殼流變性的關系

前文已述，郯廬斷裂帶中段地震震源深度多在20 km以內(nèi)，表明地震多發(fā)生在上地殼下部。對于同一條斷層而言，隨著深度增加圍壓相應增加，從而抗剪強度也不斷增加（Sibson，1982）。因而，上地殼內(nèi)斷層要發(fā)生活動就得首先突破其底部最大的抗剪強度，此突破點就為震源部位。因此可見，上地殼下部的流變學與地震活動性密切關聯(lián)，也是本文關注的焦點。

眾所周知，華北克拉通蓋層之下為高級變質(zhì)的基底及侵入其中的巖體。這兩類剛性巖石廣泛存在于華北克拉通上地殼的下部。蘇魯造山帶上地殼下部也廣泛為高級變質(zhì)巖和侵入體。本次大地電磁測深剖面上，郯廬斷裂帶內(nèi)部及旁側(cè)上地殼下部的高阻體就對應著這些高級變質(zhì)巖和侵入體，皆屬于剛性體。

對于本次大地電磁測深剖面內(nèi)上地殼中、下部（部分貫穿整個地殼）的低阻層/帶，前人的地震測深資料顯示它們也是低速層/帶（盧造勛等，1999；楊文采等，1999；Zheng Tianyu et al.，2006；Chen Ling，2010；Zhang Zhongjie et al.，2011）。這種低阻（高導）、低速體可以是富含流體的結(jié)果，也可以是局部高溫的結(jié)果，但上地殼相對較低的背景溫度排除了局部熔體的可能性。它們與斷裂帶或拆離帶緊密的伴生關系更支持它們是上地殼破碎帶富流體的結(jié)果（魏文博等，2006；張繼紅等，2010）。眾所周知，地殼深部的巖石當溫度升高或富含流體時都會使強度大為降低而成為軟弱層/帶，從而相當于塑性體。因而，無論是高溫或富流體的成因，都會使這些低阻層/帶成為上地殼的軟弱帶，使得上地殼的流變學狀態(tài)呈現(xiàn)非均勻性。

4.2 地殼流變性與應力積累的關系

一般而言，上地殼因溫度較低整體上是脆性層，也是地震層（圖3a），可以積累較高的應力而誘發(fā)地震。下地殼因較高的溫度一般為塑性層，受應力作用時發(fā)生韌性變形或塑性流動，斷層只發(fā)生蠕滑，難以積累較高應力而誘發(fā)地震。因而，板內(nèi)地震的震源深度常對應著上、下地殼之間脆—韌性轉(zhuǎn)換帶的深度。

地震的孕育與應力積累密切相關。只有當應力積累到一定程度時，才會出現(xiàn)斷層的粘滑性活動，從而誘發(fā)地震。當上地殼內(nèi)斷層本身的鎖固程度較低時，難以積累較高應力，只能發(fā)生蠕滑，從而不會誘發(fā)地震。如前文所述，上地殼內(nèi)的低阻體是軟弱帶，相當于塑性體，也難以積累較大的應力而誘發(fā)地震。因而，低阻體內(nèi)或其邊界上的斷層同理也難以積累較大的應力。而上地殼高阻體是脆性、強硬體，容易積累強應力，其中鎖固程度較高的斷層就會發(fā)生粘滑而誘發(fā)地震。因此，地震震源處一般位于高阻體內(nèi)鎖固程度高的斷層部位。由此可見，上地殼的流變性與應力積累及地震活動性緊密關聯(lián)。

4.3 差異性地震活動與上地殼電性結(jié)構(gòu)的對比分析

本文根據(jù)大地電磁測深剖面（圖2）繪制出各測線深部地殼電性結(jié)構(gòu)如圖3所示。結(jié)合郯廬斷裂帶中段地震活動性的空間變化（圖1），可對比分析該斷裂帶強震（≥7級）、弱震（≤5級）以及無震區(qū)分布與上地殼電性結(jié)構(gòu)的關系。

4.3.1 強震區(qū)

沿郯廬斷裂帶中段發(fā)生的渤海、諸城及郯城強震的震中區(qū)基本上分別對應q101、t102線和q105線剖面，從而可以分析其強震發(fā)生的深部背景。

渤海7.4級強震震中正好位于q101測線上，發(fā)震斷層是郯廬西支斷裂（圖3 b）。該剖面上郯廬西支斷裂附近上地殼上部為低阻層，而上地殼下部兩側(cè)高阻體相連。西支斷裂西側(cè)深部高阻體從上地殼下部延伸進入上地幔，東側(cè)的高阻層從上地殼中部延伸進入下地殼。渤海7.4級地震震源位于西支斷裂深部上地殼底部兩高阻體之間的連接處，震源深度在16 km左右。該高阻體（層）連接處電阻率的下降現(xiàn)象（圖2a）可能與震后地殼結(jié)構(gòu)或電阻率的部分改變有關?？傊?，該剖面揭示郯廬西支斷裂切入兩側(cè)上地殼底部剛性高阻體的連接處，一方面易發(fā)生斷層滑動，另一方面也能積累較大應力而誘發(fā)強震。

公元前70年諸城7.0級地震震中位于t102測線北側(cè)。根據(jù)前人對該地震震源參數(shù)和發(fā)震斷層的研究（王華林，1990；晁洪太等，1994；王志才等，2005），推斷這次強震位于安丘西南的F5斷裂上，震源深度在15 km左右。t102測線剖面上F2斷裂西側(cè)的汞丹山地壘深部為高阻帶，F(xiàn)5與F1之間也為高阻帶（圖3c）。剖面上F2和F5斷裂之間上地殼中、上部為一陡立的低阻帶，而其間上地殼底部為高阻體，連接兩側(cè)的高阻帶。該次強震震源位于F2與F5斷裂之間上地殼底部的高阻體內(nèi)（圖3c）。由此可見，諸城地震震源位于兩主干斷裂之間上地殼底部剛性高阻體與兩側(cè)高阻剛性體的連接處，也是易于積累高應力處，從而誘發(fā)了此次強震。

圖3 郯廬斷裂帶中段深部電性結(jié)構(gòu)解釋剖面（圖中紅圈分別代表渤海、諸城及郯城強震震源位置）Fig.3 Interpretation profiles for deep electrical textures of the middle segment of the Tan-Lu Fault Zone（red circles represent the Bohai，Zhucheng and Tancheng earthquake focus）

郯城8.5級地震震中位于q105測線北側(cè)（圖2）。依據(jù)其震源深度（12.4 km，王華林等，1996）推測震源位于上地殼高阻層底部F2斷裂內(nèi)（圖3d）。該斷裂帶內(nèi)高阻層之下為低阻帶，而高阻層本身連接兩側(cè)的高阻帶（圖3d）。由此可見，該剖面斷裂帶內(nèi)上地殼中、下部的剛性高阻體與兩側(cè)剛性高阻體相連，可以積累高應力，從而誘發(fā)了郯城8.5級強震。

由上述分析可見，一方面郯廬斷裂帶造成了地殼內(nèi)陡立低阻帶的存在，使其整體屬于易滑動帶而成強烈的新構(gòu)造活動帶；另一方面上地殼下部存在剛性高阻體連接兩側(cè)或一側(cè)剛性高阻體才能保障高應力的積累而誘發(fā)強震。這些實例說明大型地震斷裂孕育強震需要特定的深部結(jié)構(gòu)與構(gòu)造條件，兩者存在密切的關聯(lián)性。

4.3.2 弱震區(qū)

郯廬斷裂帶中段弱震主要集中在渤中地區(qū)、萊州灣北部地區(qū)以及沂沭斷裂帶F1和F2斷裂上。弱震可以是強震后的余震。強震前積累的應力經(jīng)過突然釋放后，震源及鄰區(qū)的應力狀態(tài)隨之改變。因而，強震后會發(fā)生應力調(diào)整，從而造成余震。1969年渤海地震區(qū)郯廬西支斷裂兩側(cè)近代弱震密布現(xiàn)象就驗證了這一點（圖1）。諸城和郯城地震區(qū)（包括發(fā)震斷層）較多的近代地震也應與此有關。

萊州灣北部地區(qū)郯廬東、西支斷裂上發(fā)生過幾次5級以下弱震，其間還發(fā)生過1046年6.5級萊州灣地震（董旭光等，1999）。但后者因記載資料有限，具體信息不詳。q109測線穿過該弱震區(qū)（圖3e）。該處郯廬東、西兩支斷裂處于地殼內(nèi)陡立低阻帶與高阻帶之間的邊界上，整體顯示陡立剛性高阻帶與軟弱低阻帶的相間排列現(xiàn)象。這種地殼內(nèi)的軟弱帶屬于易滑動帶或蠕滑帶，難以出現(xiàn)顯著的應力積累。但是，其旁側(cè)的剛性帶內(nèi)仍能積累一定的應力，從而會誘發(fā)弱震而成為弱震區(qū)。

4.3.3 無震區(qū)

地震分布圖顯示（圖1），萊州灣南部至濰坊以北的郯廬斷裂帶上未發(fā)生過地震。t101測線穿過該無震區(qū)。該處郯廬斷裂帶內(nèi)部整體表現(xiàn)為低阻帶（圖3f），特別是上地殼中、下部出現(xiàn)異常低的低阻層（圖2c）?？赡苁沁@類異常的軟弱低阻層極易滑動，完全吸收了位移，使其旁側(cè)的剛性體也完全無法積累應力，從而成為完全的蠕滑區(qū)而不誘發(fā)地震。前文關于郯廬斷裂帶中段地震破裂分段行為也支持該無震區(qū)是完全的蠕滑段，而非鎖閉的＂地震空區(qū)＂。

綜上所述，郯廬斷裂帶中段的地震活動與其上地殼電性結(jié)構(gòu)關系密切，而后者又與上地殼流變性密切關聯(lián)。上地殼的流變性和結(jié)構(gòu)直接影響到應力積累的程度，從而影響到地震活動性。郯廬斷裂帶內(nèi)上地殼下部存在相連的剛性高阻體時，可以積累高應力而誘發(fā)強震。當上地殼地震層呈現(xiàn)陡立的高阻帶與軟弱低阻帶相間排列時，這類高阻帶內(nèi)多誘發(fā)弱震。而當上地殼下部出現(xiàn)異常低的軟弱低阻帶時，成為極易蠕滑區(qū)，從而對應無震區(qū)。

5 結(jié)論

通過對郯廬斷裂帶中段地震活動性與深部構(gòu)造與電性結(jié)構(gòu)的對比分析，本文得出以下主要結(jié)論：

（1）郯廬斷裂帶中段深部地殼電性結(jié)構(gòu)縱向上與側(cè)向上皆顯著不均一，各主干斷裂是分割低、高阻帶的近直立邊界。這些地殼內(nèi)陡立軟弱低阻帶的存在，使得郯廬斷裂帶中段在新構(gòu)造活動中整體易滑動，從而成為大型的地震活動帶。

（2）郯廬斷裂帶中段的強震發(fā)生與上地殼電性結(jié)構(gòu)關系密切。三次強震發(fā)生處的地殼電性結(jié)構(gòu)實例顯示，斷裂帶內(nèi)上地殼中、下部存在剛性高阻層連接一側(cè)或兩側(cè)剛性高阻體時，才能造成大的應力積累，從而是強震發(fā)生的必要條件。

（3）郯廬斷裂帶中段弱震區(qū)的地殼電性結(jié)構(gòu)特征顯示，斷裂帶內(nèi)上地殼軟弱低阻帶與剛性高阻帶相間排列時，剛性高阻帶可以積累一定程度的應力而誘發(fā)弱震，但不會造成強震。

（4）郯廬斷裂帶中段無震區(qū)的上地殼內(nèi)出現(xiàn)了巨厚的異常軟弱低阻層，成為極易滑動帶且完全吸收位移，旁側(cè)的剛性高阻體完全無法積累應力，從而成為無震區(qū)。