范曄, 陳小斌, 湯吉， 崔騰發(fā)， 孫翔宇， 王培杰， 劉鐘尹

1 中國地震局地質研究所地震動力學國家重點實驗室， 北京 100029 2 中國地震臺網中心， 北京 100045 3 應急管理部國家自然災害防治研究院， 北京 100085 4 中國地震局地震預測研究所， 北京 100036

0 引言

郯廬斷裂帶是中國東部長約2400 km的巨型斷裂帶，沿北北東向穿越了多個大地構造單元，控制著中國東部的主要構造格局.位于蘇魯造山帶西側及以南的區(qū)段被劃分為郯廬斷裂帶中南段(晁洪太等，1997; 施煒等，2003).在中生代中晚期，揚子板塊和華北板塊發(fā)生碰撞，古太平洋板塊向西北方向俯沖(Zhu et al., 2008; Zhu and Zheng, 2009)，郯廬斷裂帶發(fā)生大規(guī)模左旋走滑運動，將蘇魯造山帶和大別造山帶左旋錯開400多公里(萬天豐，1996；徐嘉煒和馬國鋒，1992；張鵬等，2007).之后郯廬斷裂帶中南段經歷了中生代晚期的斷陷和新生代早期的側向擠壓等多期次演化(朱光等，2001；鄭朗蓀等，1988)，在新生代晚期以來表現為右旋走滑兼逆沖的活動特征(方仲景等，1980；張鵬等，2010).

按照斷裂的構造習性和地震活動性，一般以嘉山為界將郯廬斷裂帶中南段劃分為中段和南段(鄭朗蓀等，1988；徐嘉煒和馬國鋒，1992；張鵬等，2007).嘉山以北的中段是第四紀活動斷裂集中分布的段落，由4～5條近似平行的主要斷裂組成；嘉山以南的南段由2條主要斷裂組成，新構造變形較弱(晁洪太等，1997; 李臘月等，2020).南北兩側斷層性質和形態(tài)的分段可能受控于斷層的空間展布和深部物性結構特征.歷史地震表明，郯廬斷裂帶中段發(fā)生過郯城8.5級地震、渤海7級地震等強震，南段少有6級以上地震發(fā)生.數值模擬結果表明郯廬斷裂帶渤海以南的中南段可能處于高閉鎖狀態(tài)(李彥川等，2016)，較低的b值也顯示郯廬斷裂帶南段積累了較高的應力(朱艾斕等，2018).從小震精定位空間分布來看(朱艾斕等，2018)，嘉山以南地震活動性較弱.造成這些現象的原因究竟是郯廬斷裂帶南段處于斷層閉鎖造成的地震沉默期，還是此區(qū)域缺乏強震孕育的深部環(huán)境或外部驅動力？由于目前缺少該區(qū)段有針對性的三維高分辨率深部資料，無法給出確切答案.此外，郯廬斷裂帶合肥—宿遷段是連接大別造山帶與蘇魯造山帶的樞紐，其深部結構的研究對認識郯廬斷裂帶的形成和分段差異性亦有重要意義.

目前已開展的地震成像結果(劉保金等，2015；秦晶晶等，2018；孟亞峰等，2019；范小平等，2017；Bem et al., 2020; 顧勤平等，2020；Luo et al., 2021)給出了包含研究區(qū)的深部速度模型，并根據速度模型對斷裂帶進行了分段分析，但有關斷裂帶展布范圍、延伸深度、分段特征等方面還有不同認識.重力和磁法勘察結果表明，郯廬斷裂帶在磁場上呈現出一條NNE走向線性磁異常帶，重力場表現為規(guī)模較大的布格重力異常梯度帶，并且斷裂帶兩側磁場和重力場在場值、異常展布形態(tài)等方面有明顯區(qū)別(霍光輝等，2009；王鑫等，2016)，居里面深度在兩側也有明顯差異(邵世德和嚴曉紅，1992)，表現出西深東淺的特征.這些研究都著重于大結構(重磁和地震層析成像)，或者單條剖面所途徑的區(qū)域(地震反射)，對于分析郯廬帶合肥—宿遷段這個局部區(qū)段，所能提供的信息比較有限.

在郯廬斷裂帶中南段已經開展了一些大地電磁研究工作.張繼紅等(2010)依據郯廬帶諸城段的深部電性結構，認為郯廬帶中段存在著與殼內高導體分布相關的強震孕育環(huán)境.肖騎彬等(2008)通過臨沂段的剖面結果，發(fā)現蘇魯超高壓變質巖以大高阻特征為標志，且深入到地幔，郯廬斷裂帶在臨沂附近是一條殼內斷裂.葉高峰等(2009)在泰安—日照剖面的結果中，發(fā)現沂沭斷裂帶淺部的兩塹夾一壘特征顯著.宋國奇(2006，2007)依據渤海和魯蘇皖段幾條深部電性結構剖面發(fā)現，沂沭斷裂帶盆地與深部的殼內高導體存在對應關系.胡惟等(2014)對比分析了強震組、弱震組和無震組的電性結構特征，也對郯廬帶中段的孕震環(huán)境進行了討論.翁愛華等(2018)布置了通過郯城地震震中的E-W向剖面，分析了主干斷裂深部延伸狀態(tài)和郯城地震震中位置.這幾項研究集中于研究區(qū)以北，目前在研究區(qū)內部的大地電磁研究結果很少.陳小斌和郭春玲(2017)利用阻抗張量分解統(tǒng)計成像技術，發(fā)現在一條穿過郯廬斷裂帶南段的壽縣—溧水大地電磁剖面中，中高頻和中低頻的電性結構主軸方位存在很大的系統(tǒng)性差異，推測研究區(qū)中上地殼和下地殼之間存在結構不整合性，不適合頻率整體性的二維反演；在此基礎上，郭春玲和陳小斌(2018)發(fā)展了交錯結構大地電磁二維反演技術，結果發(fā)現郯廬斷裂帶具有聯(lián)通地幔的高導體.然而，對于上下主軸差異很大的地區(qū)，這種交錯模型二維反演技術是否能得到合理可靠的結果，還需要驗證.綜上，目前已開展的工作主要集中在研究區(qū)以北和南側，且都是通過大地電磁二維反演技術獲得單條剖面的結果，對比性不強.

由于數學上的復雜性和計算量問題，大地電磁數據長期處于二維反演解釋階段，但在實際條件下，尤其在構造復雜區(qū)，大地介質多是三維結構的.最近幾年，隨著三維反演技術的蓬勃發(fā)展，三維帶地形反演已經成熟，有效提高了大地電磁探測結果的可靠性和可解釋性.本文中，我們利用覆蓋郯廬斷裂帶合肥—宿遷段的較為均勻的大地電磁陣列數據，通過三維反演技術獲得了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段高精度電性結構，為深入認識郯廬斷裂帶合肥—宿遷段的構造演化、分段性和可能的發(fā)震構造提供深部電性結構依據.

1 構造背景與大地電磁測點分布

1.1 構造背景

郯廬斷裂帶合肥—宿遷段位于郯廬斷裂帶的中南段(圖1a)，其西側為華北板塊，東側的蘇魯造山帶和揚子板塊以淮陰—響水斷裂為界相連.蘇魯造山帶內部又以海泗斷裂為界，分成膠南榴輝巖帶(超高壓變質帶)和張八嶺藍片巖帶(高壓變質帶).張八嶺隆起緊鄰郯廬斷裂帶東側，其中分布的藍片巖帶北與蘇魯造山帶南部的藍片巖帶相連，南與大別造山帶東側的藍片巖帶相連(Xu et al.，2009; 徐樹桐等，1994；圖1b).郯廬斷裂帶西側的華北板塊中，由北向南分布著徐淮弧形逆沖推覆構造、固鎮(zhèn)盆地、蚌埠隆起、肥東拗陷、合肥盆地等多個構造單元(安徽省地質礦產局, 1987).斷裂帶兩側構造的主要走向差異明顯，東側的主要斷裂如淮陰—響水斷裂、洪澤—溝墩斷裂、海泗斷裂、滁河斷裂、江浦—六合斷裂和江南斷裂多以北東走向為主，而西側的渦河斷裂、肥中斷裂等多以東西走向為主(圖1c).

郯廬斷裂帶宿遷以北的沂沭段由4～5條主干斷裂組成，自東向西分別是昌邑—大店斷裂、安丘—莒縣斷裂、白芬子—浮來山斷裂、沂水—湯頭斷裂和鄌郚—葛溝斷裂(劉保金等，2015；張鵬等，2010).沂水—湯頭斷裂和鄌郚—葛溝斷裂被新近系地層覆蓋，地震活動性較弱；安丘—莒縣斷裂是新生代以來產生的一條發(fā)震斷裂(晁洪太等, 1997)，與昌邑—大店斷裂在第四紀仍有右行走滑活動，地震危險性較大(王華林等，2017).江蘇段主要由4條主干斷裂組成，自東向西分別是山左口—泗洪斷裂、新沂—新店斷裂、墨河—陵城斷裂和紀集—王集斷裂，其中，山左口—泗洪斷裂和紀集—王集斷裂向北分別與昌邑—大店斷裂和鄌郚—葛溝斷裂相連(王小鳳等，2000；張鵬等，2011).嘉山以南由西側的池河—太湖斷裂和東側的嘉山—廬江斷裂組成(湯加富和許衛(wèi), 2002; 張交東等, 2010).研究區(qū)南北兩側地形存在差異，嘉山以北以平原地形為主，多被第四紀構造覆蓋；嘉山以南地形起伏明顯，含蚌埠隆起、張八嶺隆起、肥東坳陷等構造(圖1c).

研究區(qū)近30年(1990—2020)地震活動性較弱，以中小震為主，沒有5級以上地震發(fā)生(朱艾斕等，2018；圖1c).這些地震主要分布在斷裂帶兩側的華北板塊和揚子板塊上，郯廬斷裂主干上地震較少，只有在肥中斷裂與郯廬斷裂交界處地震較集中.

圖1 研究區(qū)構造簡圖及測點位置圖

1.2 大地電磁數據采集

我們在長約315 km的郯廬斷裂帶合肥—宿遷段及其兩側區(qū)域完成了180個寬頻帶大地電磁測點的數據采集工作.這些測點構成的大地電磁臺陣基本均勻地分布在整個研究區(qū)，覆蓋了斷裂帶兩側寬約120 km的范圍，一些測點沿NWW-NEE方向延伸超過240 km，平均測點間距約10 km，測點位置如圖1c所示.

所有測點的野外數據采集工作均使用加拿大Phoenix公司生產的V5-2000寬頻帶大地電磁測深系統(tǒng)完成，測點布置采用“十”字形沿正南北東西向布極，X軸指向磁北方向，Y軸指向磁東方向，Z軸指向垂向.記錄包含2個相互垂直的水平電場分量和3個兩兩垂直的磁場分量的時間序列，每個測點觀測超過36 h.對受干擾的測點采用了偏移復測、延長采集時間等方式改善觀測質量，保證測點的有效周期在2000 s以上.在數據處理中，對于主要受隨機噪聲干擾測點采用遠參考道和Robust方法(Parker and Booker, 1996)進行處理，對于主要受強干擾人文噪聲測點采用遠參考道和非Robust方法(張赟昀和陳小斌，2020)進行處理，這些技術有效地抑制了噪聲干擾，提高了數據質量.使用大地電磁數據管理、處理和分析軟件MTPioneer(陳小斌等，2004a)建立測區(qū)大地電磁數據集，然后進行詳細處理、分析.

2 數據分析

2.1 視電阻率和阻抗相位

觀測獲得的視電阻率和阻抗相位數據是地下深部結構的原始響應.分析不同構造單元上大地電磁測點的視電阻率和阻抗相位曲線特征，可以初步定性分析各構造單元的電性結構特征.圖2給出研究區(qū)不同構造單元部分測點的視電阻率和相位曲線，具體測點位置在圖1c中用綠色三角形表示.

圖2 郯廬斷裂帶合肥—宿遷段及鄰區(qū)典型MT測點的視電阻率和相位曲線圖

郯廬斷裂帶西側，北部(測點1,2)和南部(測點5,6)的視電阻率值較小，基本上在100 Ωm以下，曲線較為平緩.中間兩個位于蚌埠隆起區(qū)的測點(測點3,4)視電阻率值高于南北兩側測點，低頻和高頻視電阻率和相位曲線起伏較大，與蚌埠隆起區(qū)較復雜的構造特征相對應，表明蚌埠隆起區(qū)下方可能存在局部高阻體.郯廬斷裂帶內部，南端(測點11,12)和北端(測點7,8)的視電阻率值相對較??；中部(測點9)視電阻率值較大且存在明顯的升高趨勢，這表明郯廬斷裂帶合肥—宿遷段存在明顯的結構不均勻性，中部存在局部高阻體且分布較深.在郯廬斷裂帶東側，除測點18和測點13的xy模式外，各測點視電阻率曲線均存在從高頻到低頻逐漸升高的趨勢，表明郯廬斷裂帶東側深部可能存在大范圍的高阻異常體，與郯廬斷裂帶東側的蘇魯造山帶、張八嶺隆起相對應.阻抗相位值小與大基本上與視電阻率的起與伏相對應.

四個不同頻率下的視電阻率和阻抗相位的等頻率分布情況如圖3所示.阻抗相位反映視電阻率的變化，一般高相位表示視電阻率相對較低，低相位表示視電阻率相對較高.蘇魯造山帶地區(qū)阻抗相位在3 Hz時很低，與該區(qū)域視電阻率在高頻段迅速升高對應.在低頻時相位處于中值，與深部此區(qū)域視電阻率達到平穩(wěn)狀態(tài)對應.郯廬斷裂帶西側在中低頻阻抗相位存在高值，表明此區(qū)域視電阻率在深部下降，可能存在高導體.

圖3 視電阻率、阻抗相位等頻率分布圖

視電阻率是對地下不均勻電性結構的均勻等效，從分布情況可以分析地下結構的變化.在全部四個頻段上張八嶺隆起和蚌埠隆起東側呈現高值，合肥盆地為低值.淮陰—響水斷裂帶以北的蘇魯造山帶在中低頻呈現高值.在0.00293Hz視電阻率等頻率圖中，郯廬斷裂帶東側連續(xù)存在顯著的高異常，表明郯廬斷裂帶兩側物質在深部存在明顯的電性差異，郯廬斷裂帶是一條明顯的電性分界.

2.2 相位張量和感應矢量分析

相位張量法(Caldwell et al., 2004)沒有預設的二維性假設條件，用其進行阻抗張量分解可以有效消除局部小異常體的影響，得到的二維偏離度(β)和相位張量不變量(φ2)參數來分析深部結構的維性和優(yōu)勢走向等信息.用橢圓表示相位張量時，橢圓的長短軸表示構造的兩個可能走向，顏色代表二維偏離度角和相位張量不變量.通過這些信息不僅可以定性分析深部結構特征，也可以印證反演結果的可靠性.圖4給出了通過相位張量分解獲得的二維偏離度(圖4a—4d)、相位張量不變量(圖4e—4h)和實感應矢量(圖4i—4l)的等頻率分布圖.

圖4 相位張量橢圓和感應矢量

一般認為二維偏離度β小于3°表示介質接近一維或者二維，β越大表示此區(qū)域越趨于三維結構(Caldwell et al., 2004; Booker et al., 2014).從圖4a—4d展示的四個不同頻率的相位張量結果，可以看出在3 Hz二維偏離度普遍小于3°，僅有個別測點二維偏離度大于3°.同時相位張量橢圓長短軸接近，說明淺部結構表現近一維.在0.56 Hz時沿郯廬斷裂帶宿遷—嘉山段存在高值，表明沿該段可能存在三維結構.在0.0234 Hz時，嘉山以北橢圓長軸普遍指向NE向，且以淮陰—響水斷裂及延向為界，北部二維偏離度普遍小于3°，南部二維偏離度大于3°的分布.在0.00293 Hz，除了蘇魯造山帶內部，其他區(qū)域都呈現高值.綜合來看，在中頻段和低頻段都存在β較大的區(qū)域，研究區(qū)的整體構造較復雜，深部以三維結構為主.

相位張量不變量(φ2)是相位張量最大值和最小值的幾何平均值(Heise et al., 2008)，是衡量電阻率隨深度變化趨勢的參數，高φ2對應電阻率值下降，一般情況下對應于相對低阻區(qū)，低φ2對應電阻率值升高，對應于相對高阻區(qū).從各個測點的φ2值隨頻率的分布來看(圖4e—4h)，郯廬斷裂帶西側，高頻段φ2值較低，低頻段φ2值較高，說明西側淺部電阻率較高，深部電阻率下降，斷裂帶兩側φ2值差異性大，說明兩側電性結構有明顯不同.

感應矢量由傾子中兩個復數的實部組成，模的大小表示電阻率橫向變化的梯度，方向指向電流匯聚方向(Parkinson,1962； 陳小斌等，2004b).在二維各向同性介質中，感應矢量指向構造的傾向.圖4i—4l顯示，3 Hz時感應矢量幅值較小，方向亂，表明淺層可能受小異常體影響，電性結構復雜，低頻時各測點幅值變大，方向沿不同地質塊體表現不同特性，表明深部為電性結構差異明顯的構造塊體.

通過對視電阻率、阻抗相位、相位張量橢圓和感應矢量的分析，初步定性認識了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段的電性結構特征.個別地質單元的走向單一，但整個研究區(qū)域以三維為主.想要對區(qū)域深部電性結構進行更精細認識，需要利用大地電磁三維反演技術對數據集進行反演，獲得該區(qū)域三維電阻率結構模型.

3 三維反演和結果

3.1 三維反演

大地電磁野外布極是沿著南北和東西方向進行的，譜數據的編輯工作也基于這兩個方向進行，這種情況下旋轉網格和數據會導致數據質量變差，影響反演擬合.因此本文使用沒有進行旋轉的數據進行反演.在大地電磁阻抗張量中，反對角元素對應于大地電磁響應主分量元素，從一維、二維反演時代開始，主分量元素特征經過長時期的研究分析，質量好壞易于甄別.雖然對角元素(次分量元素)也包含了部分深部結構信息，但其在一維、二維模型中不存在，故其響應特征目前還不是很了解，數據較難進行編輯和選擇.相對于直接對阻抗數據進行選擇，對視電阻率和阻抗相位單獨進行數據選擇，可以保留更多數據.同時，由于本研究中所用的大地電磁臺陣分布較密且均勻，只用主分量元素(xy和yx分量)也可以為反演提供足夠的約束.

反演中使用了有效頻率周期為320～0.000067 Hz之間的46個頻點的數據.反演前利用Roplus一維反演方法(Parker and Booker, 1996)對視電阻率和阻抗相位的匹配度進行檢測，剔除影響視電阻率和阻抗相位匹配的數據.

模型網格劃分的方向和數據觀測時的方位一致，為正南北東西方向，初始模型網格的數量為Nx×Ny×Nz=81×125×128.核心區(qū)y軸網格間距為2.5 km，x軸網格間距為5.9 km，核心區(qū)以外水平網格以1.5的比例因子向外擴展10個網格.垂直網格單層最大厚度為50 km.為了讓模型更接近實際，模型中還加入了13個地形層以模擬實際地形，每層厚度30 m.模型網格如圖5所示.

圖5 三維反演網格

本研究使用基于非線性共軛梯度法的ModEM算法(Egbert and Kelbert, 2012)進行三維反演研究工作.大地電磁三維反演軟件系統(tǒng)toPeak(Liu et al.，2018)為本次研究中三維反演數據的管理，帶地形的初始模型建立，反演參數的設置等工作提供了極大便利.反演中視電阻率、阻抗相位所用的門檻誤差分別為5%、1.4324.每一輪反演中，正則化因子從1000開始，當均方根誤差的相對變化小于0.0025時，以0.2的比例因子下降，當正則化因子小于最小值1×10-8時反演結束.

反演中使用了印模重構法(葉濤等，2013)，以增加初始模型的合理性和反演的穩(wěn)定性.首先使用100 Ωm的均勻半空間作為初始模型進行反演并獲得反演結果，然后通過印模重構保留前一步反演結果宏觀輪廓，去掉模型中的一些極值，使其作為下一步反演的初始模型.經過三次反演和兩次印模重構，分別迭代了96、64、44次，最終的均方根誤差(RMS misfit)為1.962，獲得了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段三維電阻率模型(圖6).圖7顯示了研究區(qū)南、北兩條較長剖面上的擬斷面圖，從圖中可以看出兩條剖面上觀測獲得的視電阻率和阻抗相位與基于結果模型計算獲得的視電阻率和阻抗相位十分相似，表明數據擬合的較好.

圖6 郯廬斷裂帶合肥-宿遷段立體電性結構分布圖

圖7 兩條長剖面上觀測和基于結果模型計算的視電阻率和阻抗相位擬斷面圖

我們也嘗試了利用其它不同類型的數據組合(視電阻率和阻抗相位加傾子、全阻抗數據、全阻抗加傾子數據)進行反演，分別迭代了86、62、71次，均方根誤差分別為2.407、7.98、6.13.對比這些數據類型的反演結果后發(fā)現，結果模型之間十分近似，其中視電阻率和阻抗相位數據反演的深部分辨率相對較高，數據擬合的最好.(Newman et al, 2008)曾發(fā)現因為xx和yy元素數據基數較低，信噪比較低，使用全阻抗數據組合反演會降低反演性能.本文研究區(qū)位于我國東部發(fā)達地區(qū)，環(huán)境干擾較多，數據處理時功率譜的選擇是以xy和yx分量為標準，對于xx和yy分量未做任何有效選擇，導致噪聲影響很多隱藏在xx和yy分量中.目前關于對角元素數據正確形態(tài)的認識尚不明確，反演頻點的選取難以把握，可能會影響反演的可靠性.同時過多的數據可能會引起反演中的欠擬合，使數據無法有效地約束模型.而研究區(qū)的均勻面狀測點分布，可以彌補由于缺少對角元素帶來的約束不夠，我們認為選用xy和yx反對角元素進行三維反演是比較穩(wěn)妥的辦法.因此本文選用視電阻率和阻抗相位反演結果作為最終結果.

3.2 可靠性測試

大地電磁探測深度受到電磁波趨膚深度和地下電性結構的共同影響，在進行電性特征分析和地質解釋之前，有必要進行可靠性測試，以確定模型受觀測數據約束的情況.嘉山附近的相對低阻區(qū)LR分隔了南北兩側的高阻體R1和R2，合肥盆地深部存在低阻異常體C2，它們分布在模型核心區(qū)域，對認識該地區(qū)的深部結構有非常重要的意義.如圖8所示，對LR和C2進行可靠性測試.

圖8 三維電性結構可靠性驗證區(qū)域與曲線擬合情況

在LR位置將深度范圍3～30 km(圖8a)中小于1000 Ωm的電阻率值修改為與周圍高阻體電阻率值相當的1000 Ωm，修改后的電阻率模型如圖8b所示.在C2位置將深度范圍20～60 km(圖8c)中小于100 Ωm的電阻率值修改為與鄰區(qū)接近的100 Ωm，修改后的電阻率模型如圖8d所示.

對修改后的模型進行三維正演，得到預測的視電阻率和阻抗相位響應曲線.從圖8e可以看出，模型修改后嘉山區(qū)域相對低阻LR里幾個測點的視電阻率在中頻段開始出現抬升，阻抗相位在中頻段下降，擬合程度與模型修改前相比變差，表明我們得到的電阻率模型中相對低阻體LR是受到數據良好約束的可靠結構.對C2修改后，其范圍內的幾個測點在低頻段預測數據與觀測數據的擬合相比與模型修改前也變差了，表明電阻率模型中低阻體C2也是被觀測數據約束的可靠結構.

3.3 三維電阻率模型

上述三維反演結果和可靠性分析，表明我們得到了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段較為可靠的三維電阻率模型.從三維電性立體圖可以看出沿郯廬斷裂帶走向從淺至深呈現高阻特征(圖6a)，嘉山附近是郯廬斷裂帶內的相對低阻區(qū)LR；同時也發(fā)現研究區(qū)內郯廬斷裂帶東西兩側電性結構有明顯差異，郯廬斷裂帶作為蘇魯高阻體R1與張八嶺高阻體R2的西邊界，向下延伸較深，傾角近直立(圖6b).此外，反演結果還揭示了斷裂帶東側高阻由南(R2)向北(R1)呈現加深加寬的形態(tài)；西側淺部高低阻分布不均，下地殼高導體C1與C2較明顯.反演結果的主要電性特征與前文數據定性分析的認識基本一致，印證了反演結果的可靠性.

由電性水平截面可看出(圖9)，研究區(qū)淺部受小斷裂和構造地塊發(fā)育影響高低阻相間，而深部逐漸形成以郯廬斷裂帶為界的西低東高的電性結構.在15 km以上深度，郯廬斷裂帶兩側均有高阻分布，而到15 km深度以下，郯廬斷裂帶東側的高阻結構R1和R2一直顯著，斷裂帶西側的高阻逐漸消減，并在嘉山以北沿郯廬斷裂帶西側出現了一條明顯的高導異常C1，西南側出現明顯的高導體C2，且C2在30 km深度分布最廣.在40 km深度，嘉山以北斷裂帶西側的高導條帶C1消減，合肥盆地下方的高導體C2、蘇魯造山帶高阻體R1和張八嶺高阻體R2依然存在.值得注意的是在5～30 km的深度上，郯廬斷裂帶東側蘇魯造山帶內的高阻體R1與張八嶺高阻體R2之間，嘉山周圍存在一片相對低阻區(qū)LR將兩個高阻分離.

圖9 郯廬斷裂帶合肥—宿遷段電性結構平面圖

郯廬斷裂帶在深部主要作為蘇魯高阻體R1和張八嶺高阻體R2的西邊界出現(圖10).AA′截面中，R1邊界從淺到深靠近郯廬斷裂帶中東側位置，淮陰響水斷裂作為蘇魯造山帶的南邊界，分隔了北側中上地殼的高阻體與南側的高導異常.BB′截面中R1邊界向西陡傾，淺部靠近斷裂帶東側，深部靠近斷裂帶西側；郯廬斷裂帶西側10 km深度以上有高阻出現，低阻體C1分布深度在12～40 km之間.CC′截面中，R1邊界從淺到深靠近斷裂帶的西側，截面西側20 km深度以上有低阻C1和高阻分布.三個截面中，R1寬度在40～60 km之間，最大深度超過50 km，電阻率在500Ωm以上；C1分布寬度在40 km以內.DD′截面穿過高阻體R1與R2分隔區(qū)域，斷裂帶下方呈現相對低阻(低于R1和R2)，深部的高阻分布可能是受高阻體R1和R2的影響，西側高阻體R3分布在20 km以上深度；EE′截面中，張八嶺高阻R2邊界從淺到深靠近郯廬斷裂帶的東側，西側深部為高導體C2；FF′截面中高阻體R2西邊界在淺部靠近郯廬斷裂帶西側，西側20 km以上呈現高阻，深部為高導C2，在向東接近郯廬斷裂帶時C2向上延伸至淺部.最南側兩個截面中，R2寬度在20 km左右，分布深度變化范圍較大，電阻率在30 km以上深度超過500 Ωm，更深處則逐漸變低；C2的最大分布寬度超過100 km.

圖10 郯廬斷裂帶合肥—宿遷段電性結構垂直剖面圖

4 討論

4.1 電性結構與構造分布特征

從上面電性結構模型中，可以看出研究區(qū)存在4個大的電性分界或陡變帶，電性結構有6個典型電性分區(qū)，它們的特征分別是：

郯廬斷裂帶：是華北板塊與揚子板塊的構造單元邊界，具有南北分段特點(王小鳳等，2000).在深部電性上呈現高阻與低阻之間的陡立邊界，是典型的平移斷裂特征，也是切割深度超過地殼的深大斷裂.在斷裂帶內嘉山南北有明顯不同，嘉山以北主斷裂由4～5支組成，在電性結構上對應北部較大的高阻R1，嘉山以南由2支組成，電性結構上對應南部較窄的高阻R2，兩個高阻體之間的嘉山地區(qū)是相對低阻區(qū)LR.依據獲得的電性結構，嘉山地區(qū)是郯廬斷裂帶中段和南段的分段點，與一些學者從構造習性、演化歷史、地震成像等方面的分段結果一致(晁洪太等，1997；熊振等，2016).

海泗斷裂：是蘇魯造山帶中超高壓變質帶(西北側)和高壓變質帶(東南側)的分界線.從水平切片圖9看，5 km深度一個條帶狀高阻體沿海泗斷裂西側分布；10 km深度，沿海泗斷裂的高阻條帶逐漸消減.

淮陰—響水斷裂：是蘇魯造山帶與楊子板塊相接斷裂，在嘉山周圍與郯廬斷裂帶交匯.從AA′截面看，是蘇魯造山帶高阻與蘇北盆地低阻的分界，產狀較緩，向NE緩傾.由于嘉山周邊測點密度不夠，蘇魯造山帶與張八嶺兩個高阻體在此區(qū)域的切斷，是否和淮陰—響水斷裂有關有待驗證.

潁上—定遠斷裂：呈北西西方向展布，處于郯廬斷裂帶西側并與其垂直，為徐淮地塊與合肥盆地的分界斷裂.在重力和磁場勘察結果中，均表現為顯著的異常梯度帶(安徽省地質礦產局，1987).DD′截面沿該斷裂截取，處于郯廬主斷裂由4條變2條的關鍵區(qū)域，在電性結構垂直剖面圖中斷裂下方中上地殼呈現高阻特征，是否阻隔了西側2條主斷裂的繼續(xù)南延值得進一步思考.

蘇魯造山帶：西側以郯廬斷裂為界與華北地塊相鄰，南側以淮陰—響水斷裂為界與楊子板塊相接.蘇魯造山帶西側下方為高阻結構，其深度范圍超過莫霍面，與研究區(qū)北部蘇魯造山帶高阻深度范圍超過80 km的結果(肖騎彬等，2008；翁愛華等，2018)比較一致.

張八嶺隆起：緊鄰郯廬斷裂帶東側寬約20 km的高阻條帶R2與張八嶺隆起對應，從淺至深一直比較顯著(圖9).在郯廬斷裂帶向南延伸的合肥—廣濟段的深部電性結構研究結果中，張八嶺隆起下方的高阻條帶與大別造山帶中上地殼的高阻體相連(崔騰發(fā)，2019).從巖性結果(Xu et al.，2009; 徐樹桐等，1994)也表明張八嶺隆起在變形前可能是大別—蘇魯碰撞帶的一部分.張八嶺高阻條帶R2可能是在郯廬斷裂帶強烈的左旋走滑運動拖拽下，彎曲變形并沿著斷裂帶東側分布.

嘉山盆地：夾持于郯廬斷裂帶內，南端以潁上—定遠斷裂為界與合肥盆地東北隅相接(韓樹棻，1996).嘉山盆地南部在電性上呈現相對低阻區(qū)LR(DD′截面)，阻隔了張八嶺隆起與蘇魯造山帶下方的高阻體，控制了郯廬斷裂帶結構不均勻性，此處可能是張八嶺條帶構造在變形過程中的一個薄弱區(qū)域.作為高阻體之間的相對低阻區(qū)，其強度低于南北兩側的高阻體，在新構造時期可能阻礙了斷層中應力與應變的連續(xù)傳遞，造成了斷層活動在嘉山南北兩側的分段以及斷層幾何結構的變化(徐嘉煒和馬國鋒, 1992; 張鵬等, 2007).

蚌埠隆起：位于郯廬斷裂帶西側，基底為五河群，屬低角閃巖相區(qū)域變質巖系(安徽省地質礦產局, 1987).其在深部對應郯廬斷裂帶西側的高阻體R3(DD′截面)，R3深度與橫波速度結構中蚌埠隆起下方約為20 km深度的高速異常體吻合(孟亞鋒等, 2019).

固鎮(zhèn)盆地：位于蘇魯造山帶和郯廬斷裂帶西側，在電性結構中位置與低阻體C1對應.

合肥盆地：東界為郯廬斷裂帶的嘉山—廬江斷裂，北界為潁上—定遠斷裂，因不同時期盆地擴張、分解和遷徙，發(fā)育范圍變化很大(韓樹棻，1996).其中下地殼與電性結構中的高導體C2對應，與此處地震結果下地殼低速異常一致(Zheng et al., 2017)，可能是巖漿作用造成地殼發(fā)生熔融或破碎所致.高導體C2在肥中斷裂與郯廬斷裂帶之間延伸至淺部，同時是地震活動比較密集區(qū)域.合肥盆地中部電性結構成層性明顯(FF′截面).

從研究區(qū)三維電性結構來看，以主要斷裂帶為界，電性結構呈現明顯橫向分塊特征，并且高低阻分布特征與區(qū)域構造基本一致，不同地塊的電性結構存在顯著差異.郯廬斷裂帶西側華北板塊中上地殼的電性結構較為破碎，這可能和華北克拉通東部乃至整個中國東部在早白堊世的伸展活動和強烈的巖漿活動有關(Wu et al., 2005; Zhu et al., 2012).軟流圈熱流上涌促使地殼底部發(fā)生底侵，引起地殼巖石的部分熔融，可能是高導體C1和C2形成的主要原因.而張八嶺高阻條帶和蘇魯造山帶高阻體分布較深，在伸展活動和巖漿活動中未被明顯改造，從而形成了郯廬斷裂帶兩側明顯的電性結構差異.研究區(qū)以北郯廬斷裂帶山東段的大地電磁三維反演結果，同樣顯示了斷裂帶兩側西低東高的電阻率特征(Ye et al., 2021).

4.2 電性結構與地震活動性關系

研究區(qū)域內的地震以淺源小震為主，斷裂帶兩側的華北與揚子板塊內部地震多于郯廬斷裂帶主干斷裂(圖1c).小震一般發(fā)生在高阻體的邊緣或其它地區(qū)，高阻體內部很少有地震發(fā)生(圖9).一般認為高阻巖石具有較高強度，不易變形，在積累較大應力后可以產生脆性破裂；低阻的巖石相對破碎，強度較弱，積累應力能力弱(趙國澤等，2008; Cai et al., 2017).因此區(qū)域內的地震主要發(fā)生在高阻體與周圍構造相互作用的邊界上.主干斷裂上的地震較少，只在肥中斷裂與郯廬斷裂帶交匯處地震較集中，但是對斷層現今形變的研究結果表明，郯廬斷裂帶合肥—宿遷段斷層b值低(朱艾斕等, 2018)，可能閉鎖程度高，具備了較高的應力水平(李彥川等，2016; 李臘月等，2020).

斷層的地震危險性不僅和現今的變形特征有關，還受深部結構的制約.郯廬斷裂帶在深部作為蘇魯造山帶高阻體R1的西邊界，傾角近直立，與地震反射剖面的結果非常一致(劉保金，2015).震源機制解顯示宿遷—嘉山段主壓應力方向(NWW向)垂直于斷裂的走向(朱艾斕等，2018)，斷面摩擦力增大，易于應力積累，造成斷層閉鎖.在宿遷—泗洪段，高阻體R1邊界位于斷裂帶東側；而在泗洪—嘉山段，蘇魯造山帶高阻體R1南端向西發(fā)生偏轉，郯廬斷裂帶穿過了高阻體R1.在最近一期的GPS觀測中，泗洪—嘉山段斷層的平行斷層滑動虧損率明顯高于宿遷—泗洪段，而兩段具有相近的垂直斷層滑動虧損率(李臘月等，2020)，這可能與凸出的局部高阻結構R1對泗洪—嘉山段斷層平行滑動的阻礙有關.當斷層面上的剪應力超過斷層的抗剪強度時會發(fā)生巨大位移，因此泗洪—嘉山段的地震危險性值得關注.郯廬斷裂帶在嘉山以南的主壓應力方向以NWW和EW向為主(朱艾斕等，2018)，局部應力狀態(tài)為擠壓兼走滑.郯廬斷裂帶嘉山—合肥段深部為高阻體R2的陡立邊界，但有較高的平行斷層滑動虧損率(李臘月等，2020)，易于積累應力，斷層容易閉鎖.造成此現象原因可能是受高阻體R2向西南方向延伸的具體結構的限制(崔騰發(fā)，2019).

5 結論

本文基于由180個寬頻帶大地電磁測點組成的觀測臺陣，利用三維反演技術得到了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段的三維電性結構，詳細分析了該區(qū)域電性結構分布情況，并結合地質、大地測量、地震學等資料，綜合分析了郯廬斷裂帶合肥—宿遷段電性結構與構造分布，地震活動孕育環(huán)境的關系，具體結論如下：

(1)郯廬斷裂帶是一個直立型、切穿地殼的深大斷裂帶，切割深度達莫霍面，淺部電性結構受小斷裂和構造發(fā)育影響高低阻相間，而深部逐漸形成以郯廬斷裂帶為界西低東高的兩側具有明顯差異的電性特征.

(2)從深部電性結構上論證了郯廬斷裂帶具有分段性特點.南北兩處高阻體在嘉山附近的分離，引起郯廬斷裂帶深部電性結構明顯的分段變化，高阻體之間的相對低阻區(qū)阻礙了斷層上應力的傳遞，造成了嘉山北、南兩側斷裂帶構造變形強、弱的變化；

(3)沿郯廬斷裂帶東側分布的蘇魯造山帶高阻體在泗洪—嘉山段向西偏轉，使得斷裂帶穿過了高阻體，可能會成為阻礙斷層活動的障礙體，引起應力積累，需重點關注泗洪—嘉山段.

致謝感謝朱艾斕研究員和房立華研究員提供的地震定位結果.感謝審稿專家和編輯對本文提出的重要修改意見.