郯庐断裂带合肥—宿迁段及邻区大地电磁三维成像

范晔, 陈小斌, 汤吉， 崔腾发， 孙翔宇， 王培杰， 刘钟尹

1 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室， 北京 100029 2 中国地震台网中心， 北京 100045 3 应急管理部国家自然灾害防治研究院， 北京 100085 4 中国地震局地震预测研究所， 北京 100036

0 引言

郯庐断裂带是中国东部长约2400 km的巨型断裂带，沿北北东向穿越了多个大地构造单元，控制着中国东部的主要构造格局.位于苏鲁造山带西侧及以南的区段被划分为郯庐断裂带中南段(晁洪太等，1997; 施炜等，2003).在中生代中晚期，扬子板块和华北板块发生碰撞，古太平洋板块向西北方向俯冲(Zhu et al., 2008; Zhu and Zheng, 2009)，郯庐断裂带发生大规模左旋走滑运动，将苏鲁造山带和大别造山带左旋错开400多公里(万天丰，1996；徐嘉炜和马国锋，1992；张鹏等，2007).之后郯庐断裂带中南段经历了中生代晚期的断陷和新生代早期的侧向挤压等多期次演化(朱光等，2001；郑朗荪等，1988)，在新生代晚期以来表现为右旋走滑兼逆冲的活动特征(方仲景等，1980；张鹏等，2010).

按照断裂的构造习性和地震活动性，一般以嘉山为界将郯庐断裂带中南段划分为中段和南段(郑朗荪等，1988；徐嘉炜和马国锋，1992；张鹏等，2007).嘉山以北的中段是第四纪活动断裂集中分布的段落，由4～5条近似平行的主要断裂组成；嘉山以南的南段由2条主要断裂组成，新构造变形较弱(晁洪太等，1997; 李腊月等，2020).南北两侧断层性质和形态的分段可能受控于断层的空间展布和深部物性结构特征.历史地震表明，郯庐断裂带中段发生过郯城8.5级地震、渤海7级地震等强震，南段少有6级以上地震发生.数值模拟结果表明郯庐断裂带渤海以南的中南段可能处于高闭锁状态(李彦川等，2016)，较低的b值也显示郯庐断裂带南段积累了较高的应力(朱艾斓等，2018).从小震精定位空间分布来看(朱艾斓等，2018)，嘉山以南地震活动性较弱.造成这些现象的原因究竟是郯庐断裂带南段处于断层闭锁造成的地震沉默期，还是此区域缺乏强震孕育的深部环境或外部驱动力？由于目前缺少该区段有针对性的三维高分辨率深部资料，无法给出确切答案.此外，郯庐断裂带合肥—宿迁段是连接大别造山带与苏鲁造山带的枢纽，其深部结构的研究对认识郯庐断裂带的形成和分段差异性亦有重要意义.

目前已开展的地震成像结果(刘保金等，2015；秦晶晶等，2018；孟亚峰等，2019；范小平等，2017；Bem et al., 2020; 顾勤平等，2020；Luo et al., 2021)给出了包含研究区的深部速度模型，并根据速度模型对断裂带进行了分段分析，但有关断裂带展布范围、延伸深度、分段特征等方面还有不同认识.重力和磁法勘察结果表明，郯庐断裂带在磁场上呈现出一条NNE走向线性磁异常带，重力场表现为规模较大的布格重力异常梯度带，并且断裂带两侧磁场和重力场在场值、异常展布形态等方面有明显区别(霍光辉等，2009；王鑫等，2016)，居里面深度在两侧也有明显差异(邵世德和严晓红，1992)，表现出西深东浅的特征.这些研究都着重于大结构(重磁和地震层析成像)，或者单条剖面所途径的区域(地震反射)，对于分析郯庐带合肥—宿迁段这个局部区段，所能提供的信息比较有限.

在郯庐断裂带中南段已经开展了一些大地电磁研究工作.张继红等(2010)依据郯庐带诸城段的深部电性结构，认为郯庐带中段存在着与壳内高导体分布相关的强震孕育环境.肖骑彬等(2008)通过临沂段的剖面结果，发现苏鲁超高压变质岩以大高阻特征为标志，且深入到地幔，郯庐断裂带在临沂附近是一条壳内断裂.叶高峰等(2009)在泰安—日照剖面的结果中，发现沂沭断裂带浅部的两堑夹一垒特征显著.宋国奇(2006，2007)依据渤海和鲁苏皖段几条深部电性结构剖面发现，沂沭断裂带盆地与深部的壳内高导体存在对应关系.胡惟等(2014)对比分析了强震组、弱震组和无震组的电性结构特征，也对郯庐带中段的孕震环境进行了讨论.翁爱华等(2018)布置了通过郯城地震震中的E-W向剖面，分析了主干断裂深部延伸状态和郯城地震震中位置.这几项研究集中于研究区以北，目前在研究区内部的大地电磁研究结果很少.陈小斌和郭春玲(2017)利用阻抗张量分解统计成像技术，发现在一条穿过郯庐断裂带南段的寿县—溧水大地电磁剖面中，中高频和中低频的电性结构主轴方位存在很大的系统性差异，推测研究区中上地壳和下地壳之间存在结构不整合性，不适合频率整体性的二维反演；在此基础上，郭春玲和陈小斌(2018)发展了交错结构大地电磁二维反演技术，结果发现郯庐断裂带具有联通地幔的高导体.然而，对于上下主轴差异很大的地区，这种交错模型二维反演技术是否能得到合理可靠的结果，还需要验证.综上，目前已开展的工作主要集中在研究区以北和南侧，且都是通过大地电磁二维反演技术获得单条剖面的结果，对比性不强.

由于数学上的复杂性和计算量问题，大地电磁数据长期处于二维反演解释阶段，但在实际条件下，尤其在构造复杂区，大地介质多是三维结构的.最近几年，随着三维反演技术的蓬勃发展，三维带地形反演已经成熟，有效提高了大地电磁探测结果的可靠性和可解释性.本文中，我们利用覆盖郯庐断裂带合肥—宿迁段的较为均匀的大地电磁阵列数据，通过三维反演技术获得了郯庐断裂带合肥—宿迁段高精度电性结构，为深入认识郯庐断裂带合肥—宿迁段的构造演化、分段性和可能的发震构造提供深部电性结构依据.

1 构造背景与大地电磁测点分布

1.1 构造背景

郯庐断裂带合肥—宿迁段位于郯庐断裂带的中南段(图1a)，其西侧为华北板块，东侧的苏鲁造山带和扬子板块以淮阴—响水断裂为界相连.苏鲁造山带内部又以海泗断裂为界，分成胶南榴辉岩带(超高压变质带)和张八岭蓝片岩带(高压变质带).张八岭隆起紧邻郯庐断裂带东侧，其中分布的蓝片岩带北与苏鲁造山带南部的蓝片岩带相连，南与大别造山带东侧的蓝片岩带相连(Xu et al.，2009; 徐树桐等，1994；图1b).郯庐断裂带西侧的华北板块中，由北向南分布着徐淮弧形逆冲推覆构造、固镇盆地、蚌埠隆起、肥东拗陷、合肥盆地等多个构造单元(安徽省地质矿产局, 1987).断裂带两侧构造的主要走向差异明显，东侧的主要断裂如淮阴—响水断裂、洪泽—沟墩断裂、海泗断裂、滁河断裂、江浦—六合断裂和江南断裂多以北东走向为主，而西侧的涡河断裂、肥中断裂等多以东西走向为主(图1c).

郯庐断裂带宿迁以北的沂沭段由4～5条主干断裂组成，自东向西分别是昌邑—大店断裂、安丘—莒县断裂、白芬子—浮来山断裂、沂水—汤头断裂和鄌郚—葛沟断裂(刘保金等，2015；张鹏等，2010).沂水—汤头断裂和鄌郚—葛沟断裂被新近系地层覆盖，地震活动性较弱；安丘—莒县断裂是新生代以来产生的一条发震断裂(晁洪太等, 1997)，与昌邑—大店断裂在第四纪仍有右行走滑活动，地震危险性较大(王华林等，2017).江苏段主要由4条主干断裂组成，自东向西分别是山左口—泗洪断裂、新沂—新店断裂、墨河—陵城断裂和纪集—王集断裂，其中，山左口—泗洪断裂和纪集—王集断裂向北分别与昌邑—大店断裂和鄌郚—葛沟断裂相连(王小凤等，2000；张鹏等，2011).嘉山以南由西侧的池河—太湖断裂和东侧的嘉山—庐江断裂组成(汤加富和许卫, 2002; 张交东等, 2010).研究区南北两侧地形存在差异，嘉山以北以平原地形为主，多被第四纪构造覆盖；嘉山以南地形起伏明显，含蚌埠隆起、张八岭隆起、肥东坳陷等构造(图1c).

研究区近30年(1990—2020)地震活动性较弱，以中小震为主，没有5级以上地震发生(朱艾斓等，2018；图1c).这些地震主要分布在断裂带两侧的华北板块和扬子板块上，郯庐断裂主干上地震较少，只有在肥中断裂与郯庐断裂交界处地震较集中.

图1 研究区构造简图及测点位置图

1.2 大地电磁数据采集

我们在长约315 km的郯庐断裂带合肥—宿迁段及其两侧区域完成了180个宽频带大地电磁测点的数据采集工作.这些测点构成的大地电磁台阵基本均匀地分布在整个研究区，覆盖了断裂带两侧宽约120 km的范围，一些测点沿NWW-NEE方向延伸超过240 km，平均测点间距约10 km，测点位置如图1c所示.

所有测点的野外数据采集工作均使用加拿大Phoenix公司生产的V5-2000宽频带大地电磁测深系统完成，测点布置采用“十”字形沿正南北东西向布极，X轴指向磁北方向，Y轴指向磁东方向，Z轴指向垂向.记录包含2个相互垂直的水平电场分量和3个两两垂直的磁场分量的时间序列，每个测点观测超过36 h.对受干扰的测点采用了偏移复测、延长采集时间等方式改善观测质量，保证测点的有效周期在2000 s以上.在数据处理中，对于主要受随机噪声干扰测点采用远参考道和Robust方法(Parker and Booker, 1996)进行处理，对于主要受强干扰人文噪声测点采用远参考道和非Robust方法(张赟昀和陈小斌，2020)进行处理，这些技术有效地抑制了噪声干扰，提高了数据质量.使用大地电磁数据管理、处理和分析软件MTPioneer(陈小斌等，2004a)建立测区大地电磁数据集，然后进行详细处理、分析.

2 数据分析

2.1 视电阻率和阻抗相位

观测获得的视电阻率和阻抗相位数据是地下深部结构的原始响应.分析不同构造单元上大地电磁测点的视电阻率和阻抗相位曲线特征，可以初步定性分析各构造单元的电性结构特征.图2给出研究区不同构造单元部分测点的视电阻率和相位曲线，具体测点位置在图1c中用绿色三角形表示.

图2 郯庐断裂带合肥—宿迁段及邻区典型MT测点的视电阻率和相位曲线图

郯庐断裂带西侧，北部(测点1,2)和南部(测点5,6)的视电阻率值较小，基本上在100 Ωm以下，曲线较为平缓.中间两个位于蚌埠隆起区的测点(测点3,4)视电阻率值高于南北两侧测点，低频和高频视电阻率和相位曲线起伏较大，与蚌埠隆起区较复杂的构造特征相对应，表明蚌埠隆起区下方可能存在局部高阻体.郯庐断裂带内部，南端(测点11,12)和北端(测点7,8)的视电阻率值相对较小；中部(测点9)视电阻率值较大且存在明显的升高趋势，这表明郯庐断裂带合肥—宿迁段存在明显的结构不均匀性，中部存在局部高阻体且分布较深.在郯庐断裂带东侧，除测点18和测点13的xy模式外，各测点视电阻率曲线均存在从高频到低频逐渐升高的趋势，表明郯庐断裂带东侧深部可能存在大范围的高阻异常体，与郯庐断裂带东侧的苏鲁造山带、张八岭隆起相对应.阻抗相位值小与大基本上与视电阻率的起与伏相对应.

四个不同频率下的视电阻率和阻抗相位的等频率分布情况如图3所示.阻抗相位反映视电阻率的变化，一般高相位表示视电阻率相对较低，低相位表示视电阻率相对较高.苏鲁造山带地区阻抗相位在3 Hz时很低，与该区域视电阻率在高频段迅速升高对应.在低频时相位处于中值，与深部此区域视电阻率达到平稳状态对应.郯庐断裂带西侧在中低频阻抗相位存在高值，表明此区域视电阻率在深部下降，可能存在高导体.

图3 视电阻率、阻抗相位等频率分布图

视电阻率是对地下不均匀电性结构的均匀等效，从分布情况可以分析地下结构的变化.在全部四个频段上张八岭隆起和蚌埠隆起东侧呈现高值，合肥盆地为低值.淮阴—响水断裂带以北的苏鲁造山带在中低频呈现高值.在0.00293Hz视电阻率等频率图中，郯庐断裂带东侧连续存在显著的高异常，表明郯庐断裂带两侧物质在深部存在明显的电性差异，郯庐断裂带是一条明显的电性分界.

2.2 相位张量和感应矢量分析

相位张量法(Caldwell et al., 2004)没有预设的二维性假设条件，用其进行阻抗张量分解可以有效消除局部小异常体的影响，得到的二维偏离度(β)和相位张量不变量(φ2)参数来分析深部结构的维性和优势走向等信息.用椭圆表示相位张量时，椭圆的长短轴表示构造的两个可能走向，颜色代表二维偏离度角和相位张量不变量.通过这些信息不仅可以定性分析深部结构特征，也可以印证反演结果的可靠性.图4给出了通过相位张量分解获得的二维偏离度(图4a—4d)、相位张量不变量(图4e—4h)和实感应矢量(图4i—4l)的等频率分布图.

图4 相位张量椭圆和感应矢量

一般认为二维偏离度β小于3°表示介质接近一维或者二维，β越大表示此区域越趋于三维结构(Caldwell et al., 2004; Booker et al., 2014).从图4a—4d展示的四个不同频率的相位张量结果，可以看出在3 Hz二维偏离度普遍小于3°，仅有个别测点二维偏离度大于3°.同时相位张量椭圆长短轴接近，说明浅部结构表现近一维.在0.56 Hz时沿郯庐断裂带宿迁—嘉山段存在高值，表明沿该段可能存在三维结构.在0.0234 Hz时，嘉山以北椭圆长轴普遍指向NE向，且以淮阴—响水断裂及延向为界，北部二维偏离度普遍小于3°，南部二维偏离度大于3°的分布.在0.00293 Hz，除了苏鲁造山带内部，其他区域都呈现高值.综合来看，在中频段和低频段都存在β较大的区域，研究区的整体构造较复杂，深部以三维结构为主.

相位张量不变量(φ2)是相位张量最大值和最小值的几何平均值(Heise et al., 2008)，是衡量电阻率随深度变化趋势的参数，高φ2对应电阻率值下降，一般情况下对应于相对低阻区，低φ2对应电阻率值升高，对应于相对高阻区.从各个测点的φ2值随频率的分布来看(图4e—4h)，郯庐断裂带西侧，高频段φ2值较低，低频段φ2值较高，说明西侧浅部电阻率较高，深部电阻率下降，断裂带两侧φ2值差异性大，说明两侧电性结构有明显不同.

感应矢量由倾子中两个复数的实部组成，模的大小表示电阻率横向变化的梯度，方向指向电流汇聚方向(Parkinson,1962； 陈小斌等，2004b).在二维各向同性介质中，感应矢量指向构造的倾向.图4i—4l显示，3 Hz时感应矢量幅值较小，方向乱，表明浅层可能受小异常体影响，电性结构复杂，低频时各测点幅值变大，方向沿不同地质块体表现不同特性，表明深部为电性结构差异明显的构造块体.

通过对视电阻率、阻抗相位、相位张量椭圆和感应矢量的分析，初步定性认识了郯庐断裂带合肥—宿迁段的电性结构特征.个别地质单元的走向单一，但整个研究区域以三维为主.想要对区域深部电性结构进行更精细认识，需要利用大地电磁三维反演技术对数据集进行反演，获得该区域三维电阻率结构模型.

3 三维反演和结果

3.1 三维反演

大地电磁野外布极是沿着南北和东西方向进行的，谱数据的编辑工作也基于这两个方向进行，这种情况下旋转网格和数据会导致数据质量变差，影响反演拟合.因此本文使用没有进行旋转的数据进行反演.在大地电磁阻抗张量中，反对角元素对应于大地电磁响应主分量元素，从一维、二维反演时代开始，主分量元素特征经过长时期的研究分析，质量好坏易于甄别.虽然对角元素(次分量元素)也包含了部分深部结构信息，但其在一维、二维模型中不存在，故其响应特征目前还不是很了解，数据较难进行编辑和选择.相对于直接对阻抗数据进行选择，对视电阻率和阻抗相位单独进行数据选择，可以保留更多数据.同时，由于本研究中所用的大地电磁台阵分布较密且均匀，只用主分量元素(xy和yx分量)也可以为反演提供足够的约束.

反演中使用了有效频率周期为320～0.000067 Hz之间的46个频点的数据.反演前利用Roplus一维反演方法(Parker and Booker, 1996)对视电阻率和阻抗相位的匹配度进行检测，剔除影响视电阻率和阻抗相位匹配的数据.

模型网格划分的方向和数据观测时的方位一致，为正南北东西方向，初始模型网格的数量为Nx×Ny×Nz=81×125×128.核心区y轴网格间距为2.5 km，x轴网格间距为5.9 km，核心区以外水平网格以1.5的比例因子向外扩展10个网格.垂直网格单层最大厚度为50 km.为了让模型更接近实际，模型中还加入了13个地形层以模拟实际地形，每层厚度30 m.模型网格如图5所示.

图5 三维反演网格

本研究使用基于非线性共轭梯度法的ModEM算法(Egbert and Kelbert, 2012)进行三维反演研究工作.大地电磁三维反演软件系统toPeak(Liu et al.，2018)为本次研究中三维反演数据的管理，带地形的初始模型建立，反演参数的设置等工作提供了极大便利.反演中视电阻率、阻抗相位所用的门槛误差分别为5%、1.4324.每一轮反演中，正则化因子从1000开始，当均方根误差的相对变化小于0.0025时，以0.2的比例因子下降，当正则化因子小于最小值1×10-8时反演结束.

反演中使用了印模重构法(叶涛等，2013)，以增加初始模型的合理性和反演的稳定性.首先使用100 Ωm的均匀半空间作为初始模型进行反演并获得反演结果，然后通过印模重构保留前一步反演结果宏观轮廓，去掉模型中的一些极值，使其作为下一步反演的初始模型.经过三次反演和两次印模重构，分别迭代了96、64、44次，最终的均方根误差(RMS misfit)为1.962，获得了郯庐断裂带合肥—宿迁段三维电阻率模型(图6).图7显示了研究区南、北两条较长剖面上的拟断面图，从图中可以看出两条剖面上观测获得的视电阻率和阻抗相位与基于结果模型计算获得的视电阻率和阻抗相位十分相似，表明数据拟合的较好.

图6 郯庐断裂带合肥-宿迁段立体电性结构分布图

图7 两条长剖面上观测和基于结果模型计算的视电阻率和阻抗相位拟断面图

我们也尝试了利用其它不同类型的数据组合(视电阻率和阻抗相位加倾子、全阻抗数据、全阻抗加倾子数据)进行反演，分别迭代了86、62、71次，均方根误差分别为2.407、7.98、6.13.对比这些数据类型的反演结果后发现，结果模型之间十分近似，其中视电阻率和阻抗相位数据反演的深部分辨率相对较高，数据拟合的最好.(Newman et al, 2008)曾发现因为xx和yy元素数据基数较低，信噪比较低，使用全阻抗数据组合反演会降低反演性能.本文研究区位于我国东部发达地区，环境干扰较多，数据处理时功率谱的选择是以xy和yx分量为标准，对于xx和yy分量未做任何有效选择，导致噪声影响很多隐藏在xx和yy分量中.目前关于对角元素数据正确形态的认识尚不明确，反演频点的选取难以把握，可能会影响反演的可靠性.同时过多的数据可能会引起反演中的欠拟合，使数据无法有效地约束模型.而研究区的均匀面状测点分布，可以弥补由于缺少对角元素带来的约束不够，我们认为选用xy和yx反对角元素进行三维反演是比较稳妥的办法.因此本文选用视电阻率和阻抗相位反演结果作为最终结果.

3.2 可靠性测试

大地电磁探测深度受到电磁波趋肤深度和地下电性结构的共同影响，在进行电性特征分析和地质解释之前，有必要进行可靠性测试，以确定模型受观测数据约束的情况.嘉山附近的相对低阻区LR分隔了南北两侧的高阻体R1和R2，合肥盆地深部存在低阻异常体C2，它们分布在模型核心区域，对认识该地区的深部结构有非常重要的意义.如图8所示，对LR和C2进行可靠性测试.

图8 三维电性结构可靠性验证区域与曲线拟合情况

在LR位置将深度范围3～30 km(图8a)中小于1000 Ωm的电阻率值修改为与周围高阻体电阻率值相当的1000 Ωm，修改后的电阻率模型如图8b所示.在C2位置将深度范围20～60 km(图8c)中小于100 Ωm的电阻率值修改为与邻区接近的100 Ωm，修改后的电阻率模型如图8d所示.

对修改后的模型进行三维正演，得到预测的视电阻率和阻抗相位响应曲线.从图8e可以看出，模型修改后嘉山区域相对低阻LR里几个测点的视电阻率在中频段开始出现抬升，阻抗相位在中频段下降，拟合程度与模型修改前相比变差，表明我们得到的电阻率模型中相对低阻体LR是受到数据良好约束的可靠结构.对C2修改后，其范围内的几个测点在低频段预测数据与观测数据的拟合相比与模型修改前也变差了，表明电阻率模型中低阻体C2也是被观测数据约束的可靠结构.

3.3 三维电阻率模型

上述三维反演结果和可靠性分析，表明我们得到了郯庐断裂带合肥—宿迁段较为可靠的三维电阻率模型.从三维电性立体图可以看出沿郯庐断裂带走向从浅至深呈现高阻特征(图6a)，嘉山附近是郯庐断裂带内的相对低阻区LR；同时也发现研究区内郯庐断裂带东西两侧电性结构有明显差异，郯庐断裂带作为苏鲁高阻体R1与张八岭高阻体R2的西边界，向下延伸较深，倾角近直立(图6b).此外，反演结果还揭示了断裂带东侧高阻由南(R2)向北(R1)呈现加深加宽的形态；西侧浅部高低阻分布不均，下地壳高导体C1与C2较明显.反演结果的主要电性特征与前文数据定性分析的认识基本一致，印证了反演结果的可靠性.

由电性水平截面可看出(图9)，研究区浅部受小断裂和构造地块发育影响高低阻相间，而深部逐渐形成以郯庐断裂带为界的西低东高的电性结构.在15 km以上深度，郯庐断裂带两侧均有高阻分布，而到15 km深度以下，郯庐断裂带东侧的高阻结构R1和R2一直显著，断裂带西侧的高阻逐渐消减，并在嘉山以北沿郯庐断裂带西侧出现了一条明显的高导异常C1，西南侧出现明显的高导体C2，且C2在30 km深度分布最广.在40 km深度，嘉山以北断裂带西侧的高导条带C1消减，合肥盆地下方的高导体C2、苏鲁造山带高阻体R1和张八岭高阻体R2依然存在.值得注意的是在5～30 km的深度上，郯庐断裂带东侧苏鲁造山带内的高阻体R1与张八岭高阻体R2之间，嘉山周围存在一片相对低阻区LR将两个高阻分离.

图9 郯庐断裂带合肥—宿迁段电性结构平面图

郯庐断裂带在深部主要作为苏鲁高阻体R1和张八岭高阻体R2的西边界出现(图10).AA′截面中，R1边界从浅到深靠近郯庐断裂带中东侧位置，淮阴响水断裂作为苏鲁造山带的南边界，分隔了北侧中上地壳的高阻体与南侧的高导异常.BB′截面中R1边界向西陡倾，浅部靠近断裂带东侧，深部靠近断裂带西侧；郯庐断裂带西侧10 km深度以上有高阻出现，低阻体C1分布深度在12～40 km之间.CC′截面中，R1边界从浅到深靠近断裂带的西侧，截面西侧20 km深度以上有低阻C1和高阻分布.三个截面中，R1宽度在40～60 km之间，最大深度超过50 km，电阻率在500Ωm以上；C1分布宽度在40 km以内.DD′截面穿过高阻体R1与R2分隔区域，断裂带下方呈现相对低阻(低于R1和R2)，深部的高阻分布可能是受高阻体R1和R2的影响，西侧高阻体R3分布在20 km以上深度；EE′截面中，张八岭高阻R2边界从浅到深靠近郯庐断裂带的东侧，西侧深部为高导体C2；FF′截面中高阻体R2西边界在浅部靠近郯庐断裂带西侧，西侧20 km以上呈现高阻，深部为高导C2，在向东接近郯庐断裂带时C2向上延伸至浅部.最南侧两个截面中，R2宽度在20 km左右，分布深度变化范围较大，电阻率在30 km以上深度超过500 Ωm，更深处则逐渐变低；C2的最大分布宽度超过100 km.

图10 郯庐断裂带合肥—宿迁段电性结构垂直剖面图

4 讨论

4.1 电性结构与构造分布特征

从上面电性结构模型中，可以看出研究区存在4个大的电性分界或陡变带，电性结构有6个典型电性分区，它们的特征分别是：

郯庐断裂带：是华北板块与扬子板块的构造单元边界，具有南北分段特点(王小凤等，2000).在深部电性上呈现高阻与低阻之间的陡立边界，是典型的平移断裂特征，也是切割深度超过地壳的深大断裂.在断裂带内嘉山南北有明显不同，嘉山以北主断裂由4～5支组成，在电性结构上对应北部较大的高阻R1，嘉山以南由2支组成，电性结构上对应南部较窄的高阻R2，两个高阻体之间的嘉山地区是相对低阻区LR.依据获得的电性结构，嘉山地区是郯庐断裂带中段和南段的分段点，与一些学者从构造习性、演化历史、地震成像等方面的分段结果一致(晁洪太等，1997；熊振等，2016).

海泗断裂：是苏鲁造山带中超高压变质带(西北侧)和高压变质带(东南侧)的分界线.从水平切片图9看，5 km深度一个条带状高阻体沿海泗断裂西侧分布；10 km深度，沿海泗断裂的高阻条带逐渐消减.

淮阴—响水断裂：是苏鲁造山带与杨子板块相接断裂，在嘉山周围与郯庐断裂带交汇.从AA′截面看，是苏鲁造山带高阻与苏北盆地低阻的分界，产状较缓，向NE缓倾.由于嘉山周边测点密度不够，苏鲁造山带与张八岭两个高阻体在此区域的切断，是否和淮阴—响水断裂有关有待验证.

颍上—定远断裂：呈北西西方向展布，处于郯庐断裂带西侧并与其垂直，为徐淮地块与合肥盆地的分界断裂.在重力和磁场勘察结果中，均表现为显著的异常梯度带(安徽省地质矿产局，1987).DD′截面沿该断裂截取，处于郯庐主断裂由4条变2条的关键区域，在电性结构垂直剖面图中断裂下方中上地壳呈现高阻特征，是否阻隔了西侧2条主断裂的继续南延值得进一步思考.

苏鲁造山带：西侧以郯庐断裂为界与华北地块相邻，南侧以淮阴—响水断裂为界与杨子板块相接.苏鲁造山带西侧下方为高阻结构，其深度范围超过莫霍面，与研究区北部苏鲁造山带高阻深度范围超过80 km的结果(肖骑彬等，2008；翁爱华等，2018)比较一致.

张八岭隆起：紧邻郯庐断裂带东侧宽约20 km的高阻条带R2与张八岭隆起对应，从浅至深一直比较显著(图9).在郯庐断裂带向南延伸的合肥—广济段的深部电性结构研究结果中，张八岭隆起下方的高阻条带与大别造山带中上地壳的高阻体相连(崔腾发，2019).从岩性结果(Xu et al.，2009; 徐树桐等，1994)也表明张八岭隆起在变形前可能是大别—苏鲁碰撞带的一部分.张八岭高阻条带R2可能是在郯庐断裂带强烈的左旋走滑运动拖拽下，弯曲变形并沿着断裂带东侧分布.

嘉山盆地：夹持于郯庐断裂带内，南端以颍上—定远断裂为界与合肥盆地东北隅相接(韩树棻，1996).嘉山盆地南部在电性上呈现相对低阻区LR(DD′截面)，阻隔了张八岭隆起与苏鲁造山带下方的高阻体，控制了郯庐断裂带结构不均匀性，此处可能是张八岭条带构造在变形过程中的一个薄弱区域.作为高阻体之间的相对低阻区，其强度低于南北两侧的高阻体，在新构造时期可能阻碍了断层中应力与应变的连续传递，造成了断层活动在嘉山南北两侧的分段以及断层几何结构的变化(徐嘉炜和马国锋, 1992; 张鹏等, 2007).

蚌埠隆起：位于郯庐断裂带西侧，基底为五河群，属低角闪岩相区域变质岩系(安徽省地质矿产局, 1987).其在深部对应郯庐断裂带西侧的高阻体R3(DD′截面)，R3深度与横波速度结构中蚌埠隆起下方约为20 km深度的高速异常体吻合(孟亚锋等, 2019).

固镇盆地：位于苏鲁造山带和郯庐断裂带西侧，在电性结构中位置与低阻体C1对应.

合肥盆地：东界为郯庐断裂带的嘉山—庐江断裂，北界为颍上—定远断裂，因不同时期盆地扩张、分解和迁徙，发育范围变化很大(韩树棻，1996).其中下地壳与电性结构中的高导体C2对应，与此处地震结果下地壳低速异常一致(Zheng et al., 2017)，可能是岩浆作用造成地壳发生熔融或破碎所致.高导体C2在肥中断裂与郯庐断裂带之间延伸至浅部，同时是地震活动比较密集区域.合肥盆地中部电性结构成层性明显(FF′截面).

从研究区三维电性结构来看，以主要断裂带为界，电性结构呈现明显横向分块特征，并且高低阻分布特征与区域构造基本一致，不同地块的电性结构存在显著差异.郯庐断裂带西侧华北板块中上地壳的电性结构较为破碎，这可能和华北克拉通东部乃至整个中国东部在早白垩世的伸展活动和强烈的岩浆活动有关(Wu et al., 2005; Zhu et al., 2012).软流圈热流上涌促使地壳底部发生底侵，引起地壳岩石的部分熔融，可能是高导体C1和C2形成的主要原因.而张八岭高阻条带和苏鲁造山带高阻体分布较深，在伸展活动和岩浆活动中未被明显改造，从而形成了郯庐断裂带两侧明显的电性结构差异.研究区以北郯庐断裂带山东段的大地电磁三维反演结果，同样显示了断裂带两侧西低东高的电阻率特征(Ye et al., 2021).

4.2 电性结构与地震活动性关系

研究区域内的地震以浅源小震为主，断裂带两侧的华北与扬子板块内部地震多于郯庐断裂带主干断裂(图1c).小震一般发生在高阻体的边缘或其它地区，高阻体内部很少有地震发生(图9).一般认为高阻岩石具有较高强度，不易变形，在积累较大应力后可以产生脆性破裂；低阻的岩石相对破碎，强度较弱，积累应力能力弱(赵国泽等，2008; Cai et al., 2017).因此区域内的地震主要发生在高阻体与周围构造相互作用的边界上.主干断裂上的地震较少，只在肥中断裂与郯庐断裂带交汇处地震较集中，但是对断层现今形变的研究结果表明，郯庐断裂带合肥—宿迁段断层b值低(朱艾斓等, 2018)，可能闭锁程度高，具备了较高的应力水平(李彦川等，2016; 李腊月等，2020).

断层的地震危险性不仅和现今的变形特征有关，还受深部结构的制约.郯庐断裂带在深部作为苏鲁造山带高阻体R1的西边界，倾角近直立，与地震反射剖面的结果非常一致(刘保金，2015).震源机制解显示宿迁—嘉山段主压应力方向(NWW向)垂直于断裂的走向(朱艾斓等，2018)，断面摩擦力增大，易于应力积累，造成断层闭锁.在宿迁—泗洪段，高阻体R1边界位于断裂带东侧；而在泗洪—嘉山段，苏鲁造山带高阻体R1南端向西发生偏转，郯庐断裂带穿过了高阻体R1.在最近一期的GPS观测中，泗洪—嘉山段断层的平行断层滑动亏损率明显高于宿迁—泗洪段，而两段具有相近的垂直断层滑动亏损率(李腊月等，2020)，这可能与凸出的局部高阻结构R1对泗洪—嘉山段断层平行滑动的阻碍有关.当断层面上的剪应力超过断层的抗剪强度时会发生巨大位移，因此泗洪—嘉山段的地震危险性值得关注.郯庐断裂带在嘉山以南的主压应力方向以NWW和EW向为主(朱艾斓等，2018)，局部应力状态为挤压兼走滑.郯庐断裂带嘉山—合肥段深部为高阻体R2的陡立边界，但有较高的平行断层滑动亏损率(李腊月等，2020)，易于积累应力，断层容易闭锁.造成此现象原因可能是受高阻体R2向西南方向延伸的具体结构的限制(崔腾发，2019).

5 结论

本文基于由180个宽频带大地电磁测点组成的观测台阵，利用三维反演技术得到了郯庐断裂带合肥—宿迁段的三维电性结构，详细分析了该区域电性结构分布情况，并结合地质、大地测量、地震学等资料，综合分析了郯庐断裂带合肥—宿迁段电性结构与构造分布，地震活动孕育环境的关系，具体结论如下：

(1)郯庐断裂带是一个直立型、切穿地壳的深大断裂带，切割深度达莫霍面，浅部电性结构受小断裂和构造发育影响高低阻相间，而深部逐渐形成以郯庐断裂带为界西低东高的两侧具有明显差异的电性特征.

(2)从深部电性结构上论证了郯庐断裂带具有分段性特点.南北两处高阻体在嘉山附近的分离，引起郯庐断裂带深部电性结构明显的分段变化，高阻体之间的相对低阻区阻碍了断层上应力的传递，造成了嘉山北、南两侧断裂带构造变形强、弱的变化；

(3)沿郯庐断裂带东侧分布的苏鲁造山带高阻体在泗洪—嘉山段向西偏转，使得断裂带穿过了高阻体，可能会成为阻碍断层活动的障碍体，引起应力积累，需重点关注泗洪—嘉山段.

致谢感谢朱艾斓研究员和房立华研究员提供的地震定位结果.感谢审稿专家和编辑对本文提出的重要修改意见.