2015, Vol. 58
For deep seismic reflection data acquisition, a receiver interval of 25 m, 720 receiving channels and 60-fold spread geometry were used. To get reflection wave information of interfaces from different depths, we apply large-small combination shots in seismic wave explosion, among which the small shot spacing is 150 m, the drill hole depth is 25~30 m and the dynamite is 24 kg. The large shot spacing is 750 m, the drill hole depth is 50 m and the dynamite is 200~300 kg.
According to the complex seismic wave field in the raw data, we lay more considerations on keeping effective reflector and improving the signal/noise ratio of data during the data processing. Methods mainly include surface consistent amplitude compensation, tomographic static correction, time-varying band-pass filter and 2-D filter, surface consistent deconvolution, velocity analysis, several iterations of the residual static correction and post-stack eliminating noise. While calculating the average velocity distribution of the lithosphere along the profile, we refer to the velocity structure information of deep seismic wide-angle reflection/refraction profile in the research area.
The research results show that along the profile the crustal thickness is about 31~36 km and the lithospheric thickness is about 75~86 km, where crustal and lithospheric thickness there is a mutation under the TLFZ fault zone. The TLFZ cuts the whole crust and the lithosphere mantle, and there are the different tectonic features in the crust and lithospheric mantle. In the crust, the TLFZ is a large "flower-shaped" structure by consisting of multiple major-fault. while in the lithospheric mantle, the TLFZ shows as the upper mantle tectonic zone being composed of two steep dip-angle faults, which is wide above and narrow below with the width being about 15 km at the bottom of the crust, while being about 6~8 km in the lithospheric mantle. In addition, two deep crustal faults are also found on the west margin of the Sulu orogenic belt on the eastern side of TLFZ, which cut the crustal structure beneath the layer of about 4.5 km and combine into a fault system with the TLFZ at the bottom of crust, about the depth of 30 km.
As the boundary tectonic zone between the North China and Yangtze blocks, the TLFZ is with complicated formation and evolution processes. Inside the zone there are a series of compression folds, flower-shaped structures, fault basin and its boundary normal faults which indicate the zone has experienced a sophisticated formation and evolution processes like strike-slip, compression and stretch. From the shallow to the deep, this fault zone cuts near-surface sediment, upper crust and lower crust, the Moho interface and lithospheric mantle, of which transforms from brittle, brittle-ductile to ductile with increasing depth. Hot material from asthenosphere upwelling to lithosphere along the fault zone, magmatic under-plating or thermal erosion leads to the lithospheric extension and thinning, which probably causes changes in lithospheric structure and its substance composition. The results of this paper and other studies all indicate that the TLFZ is a large fault tectonic belt in the lithospheric scale and a mechanically weak zone, which plays an important role during the lithospheric destruction and thinning in the eastern of the North China Craton.
横贯中国东部的郯庐断裂带是亚洲东部著名的深大断裂带之一，有着复杂的形成和演化历史，对中国东部的区域构造、岩浆活动、矿产资源的形成和分布以及现代地震活动都有重要的控制作用.自20世纪50年代根据航磁异常确定了郯庐深大断裂带以来，地球科学家围绕郯庐断裂带的形成、演化和活动机制问题做了大量的研究工作，并取得了一系列重要的研究成果.关于郯庐断裂带的起源，多数学者认为华北克拉通与扬子克拉通印支期的碰撞、拼合是郯庐断裂带启动的构造背景(徐嘉炜，1980；徐嘉炜和马国锋，1992；Yin and Nie， 1993；Xu and Zhu， 1994；Li，1994；万天丰和朱鸿，1996；Lin et al., 1998；王小凤等，2000；Zhang et al., 2003).断裂带上一系列走滑糜棱岩的同位素年龄及早白垩世大量的岩浆活动，表明其早白垩世发生了大规模的左行平移(徐嘉炜等，1980；Xu et al., 1994；王小凤等，2000；朱光等， 2001，2003).晚白垩世—早第三纪沿郯庐断裂带发育的一系列断陷盆地，指示这期间郯庐断裂带经历了强烈的伸展活动(Ren et al., 2002；Zhang et al., 2003；朱光等，2008).晚第三纪以来，断裂带又遭受挤压，断陷盆地普遍抬升、消亡，并出现有广泛的逆冲活动(国家地震局地质所，1987；王小凤等，2000；朱光等，2002).由此可见，郯庐断裂带自中生代以来经历了强烈的左行平移、伸展和挤压等复杂多变的演化过程，这些演化过程必然会在深部和浅部结构上有所反映，并留下其演化的印迹.
20世纪80年代以来，围绕郯庐断裂带开展了人工地震测深、大地电磁、宽频带地震台阵和重磁等深部地球物理探测工作(马杏垣等，1991；陈沪生等，1993；唐新功等，2006；Chen et al，2006；Zheng et al., 2008；叶高峰等，2009；张继红等，2010；李松林等，2011；黄耘等，2011)，这些研究结果揭示了郯庐断裂带的深部特征，为研究郯庐断裂带特征、演化及其动力学成因提供了丰富的深部结构信息，大大提高了对郯庐断裂带深部结构的认识水平，但这些成果主要揭示了断裂带的宏观特征，对断裂带内部的复杂结构、断裂构造样式还难以做到精细刻画，从而影响了对郯庐断裂带演化过程以及深、浅构造关系的认识.本文采用深地震反射探测方法对郯庐断裂带中南段的岩石圈结构和其内部复杂的构造样式进行了解剖，获得了断裂带近地表至岩石圈尺度的精细结构和构造图像，明确了断裂带内不同力学性质断裂的位置、形态及其影响深度，为分析研究断裂带走滑、挤压、伸展构造体系组成及其演化过程提供了地震学证据. 2 地质构造和地震活动性概况 2.1 地质构造概况
全长约2400 km的郯庐断裂带南起长江北岸的湖北广济，经安徽庐江、江苏宿迁、山东郯城、渤海湾、辽宁沈阳、北至黑龙江的萝北.按构造习性、演化历史和地震活动性可将其分为南、中、北三段，分段的结点为渤海湾和江苏新沂(徐嘉炜等，1992；国家地震局地质所，1987；王小凤等，2000).
郯庐断裂带有着长期的演化和活动历史，且不同区段、不同时期的活动方式不尽相同，其内部结构颇为复杂.作为郯庐断裂带主体部分的郯庐断裂带中段(即渤海—江苏新沂段)，第四纪以来的活动断层最为发育，也是我国主要的地震活动带之一(方仲景等，1980；吴大铭等，1981；国家地震局地质所，1987；李家灵等，1994；晁洪太等，1997).就郯庐断裂带现今所呈现出的面貌而论，断裂带中段主要由4条主干断裂组成，自东向西分别为昌邑—大店断裂F1、安丘—莒县断裂F2、沂水—汤头断裂F3和鄌郚—葛沟断裂F4，这4条主干断裂在郯庐断裂带中段的沂沭段表现为“两堑夹一垒”的构造形式，而在沂沭段的南部，“两堑夹一垒”的构造形态由一堑一垒所代替(国家地震局地质所，1987；王小凤等，2000).在江苏新沂以南的江苏段，郯庐断裂带的4条主干断裂分别称为山左口—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、纪集—王集断裂分别为郯庐断裂带的东、西边界，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；李起彤，1994；汤加富等，2003；张鹏等，2011).
穿过郯庐断裂带中南段的地学断面结果显示，郯庐断裂带为一个深达岩石圈、产状陡倾并控制地幔热物质上涌及岩浆侵入的深大断裂带(马杏垣等，1991；陈沪生等，1993).大地电磁测深研究结果表明，郯庐断裂带深部为切穿莫霍面，向下延入上地幔的走滑构造，其浅部为伸展断层及断陷盆地所叠加(叶高峰等，2009；张继红等，2010).人工源深地震测深和宽频带地震台阵的接收函数结果显示，郯庐断裂带附近的岩石圈厚度约为60～80 km，地壳厚度约为32～35 km，且壳内地震波速度在郯庐断裂带的东、西两侧也出现有明显的变化(刘昌铨等，1987；Chen et al., 2006；Zheng et al., 2008；李松林等，2011).上述研究表明，郯庐断裂带不仅在浅部表现为堑-垒结构的复杂构造带，而且是1个切穿整个地壳直抵上地幔的断裂破碎带和速度变异带. 2.2 地震活动性概况
已有研究表明，郯庐断裂带的地震活动具有明显的分段性，地震活动总体呈现出其南段和北段较弱，而中段较强的特征，且历史强震主要发生在郯庐断裂带的中段(即渤海—新沂段)，最大为1668年的郯城8.5级地震.而在郯庐断裂带的江苏新沂至安徽嘉山段，地震活动的频度低、强度小，且缺少M≥6.5以上的历史强震(方仲景等，1980；吴大铭等，1981；国家地震局地质所，1987；林怀存等，1994；黄耘等，2008；郑颖平等，2014).
近年来，在郯庐断裂带的江苏新沂至安徽嘉山段及其附近地区，也有5级以下的地震发生，这些地震多数发生在郯庐断裂带的东、西两侧以及断裂带与NWW向或NE向断裂近于交汇或汇而未交的构造部位上，而发生在郯庐断裂带内的地震并不多(图 1).对区域小震震源机制解的分析有利于对区域应力状态的判断和地震活动状态的预测.一些大地震前，区域中小地震往往出现压应力轴的转向现象(Gupta，1975；李钦祖等，1980；刁桂苓等， 1994，2005).有关研究区震源机制的研究结果显示，郯庐断裂带附近的地震震源机制解为NNE向，与郯庐断裂带近于平行，而在郯庐断裂带东、西两侧的地震则与郯庐断裂带有较大的夹角(吴大铭等，1981；刘东旺等，2006)，如果假设这些地震发生在已有的断裂面上，其发震构造的走向及其倾向都与郯庐断裂带不一致.古地震和历史强震研究结果显示，郯庐断裂带潍坊—嘉山段的强震活动在不同段落上周期性地重复发生.在渤海—新沂段上，除1668年的郯城8.5级地震外，全新世以来还发现有三次古地震事件，古地震复发间隔约为3500年(林伟凡和高维明等，1987；高维明和郑郎荪，1991).在新沂—泗洪段也发现了三次古地震事件，其大震复发间隔为4000年左右(李家灵等，1994；晁洪太等，1997).
 | 图 1 研究区地质构造和深地震反射剖面位置Fig. 1 Geological structure and the location of deep seismic reflection profiles in the research region |
地震地质学家通过构造地貌、第四纪地质和古地震遗迹的区域考察与研究，发现郯庐断裂带潍坊—嘉山段的活动断层最为发育，历史强震往往发生在断裂带与NW向和NE向的活动断层相交切的构造部位上，且地震活动与晚第四纪以来的断裂活动性差异、各段落所处的的大地构造单元及其深部构造特征密切相关.一些学者认为，虽然历史强震均集中分布在活动断层最为发育、断层滑动速率较大的郯庐断裂带中段，考虑到大震复发间隔、断层发育程度、区域应力场变化以及现代小震活动等诸多因素，对于那些缺少历史强震或曾发生过强震但距今较远的构造交叠部位，如郯庐断裂带的苏北—安徽段，发生强震的危险性较大(方仲景等，1980；高维明和郑郎荪，1991；李家灵等，1994；晁洪太等，1997；郑颖平等，2014).因此，查明郯庐断裂带中南段的深部结构，不但可为深入理解研究区的深部动力学过程、分析研究深浅断裂构造关系提供地震学证据，而且对该区的地震危险性评价也有重要意义. 3 数据采集和资料处理 3.1 数据采集
本文实施的深地震反射剖面位于郯庐断裂带中南段的江苏宿迁附近，剖面方向为近东西向，其长度为100 km(图 1).剖面东端点位于江苏泗阳县史集镇东(118.66°E；33.76°N)，西端点位于安徽灵璧县渔沟镇北(117.60°E；33.89°N).
深地震反射剖面的数据采集采用了道间距25 m、 炮间距150 m、720道接收、60次覆盖的观测系统.地震波激发采用钻孔爆破震源，激发孔深25～30 m，激发药量24 kg.考虑到地壳深部结晶岩内部的反射系数通常较小，由此产生的深层反射波能量较弱.为获得岩石圈深度的深层反射信息，沿剖面平均每间隔750 m还增加了1个激发孔深50 m、药量为200～300 kg的大炮，这样，单由大炮地震记录构成的观测系统也可达到12次的CMP叠加，从而保证了剖面深层反射波的信噪比.地震波接收使用了固有频率10 Hz的检波器串(12个/道，线性组合).地震仪器使用法国SERCEL公司生产的SN408UL数字地震仪，采样率2 ms，记录长度30 s.
为确保探测成果质量，现场工作中除对获得的原始单炮地震记录及时进行现场回放和质量监控外，还采用GRISYS地震反射数据处理系统，对每天采集的原始数据进行了初步处理，根据初叠剖面效果检查数据采集质量、指导现场探测工作.采用上述的工作方法和技术措施，保证了高质量原始资料的取得. 3.2 数据处理和剖面速度结构
本项研究的深地震反射剖面数据处理流程和方法主要包括，数据解编与记录编辑、地表一致性振幅补偿、层析静校正、时变带通滤波和二维滤波、时变谱白化、地表一致性反褶积、速度分析和多次迭代剩余静校正以及叠后剖面去噪等.
确定合理的地震波速度是获得良好反射波叠加剖面图像、计算反射界面埋深的关键.为获得剖面沿线近地表至岩石圈的地震波速度分布，资料处理中利用深地震反射记录上清楚的初至折射波信息，采 用基于非线性折射波走时算法(Zhang and Toksz，1998)的初至波层析成像方法得到了剖面沿线的近地表速度结构(图 2a)，并以此对深地震反射数据进行静校正以及近地表结构和构造分析；对于记录到时5～6 s以上的反射波组，其反射同相轴大多呈双曲线形态，资料处理中采用速度谱分析方法求取剖面沿线的叠加速度，并对相应的反射波组进行正常时差校正(即动校正)；对于记录到时6 s以下的深层反射波，因相邻记录道之间的反射波正常时差较小，其反射同相轴近于平直(见图 2b)，为获得精度较高的深层反射波叠加速度，数据处理中除采用反 射波速度扫描方法求取反射波叠加速度外，还参照了中国地震局地球物理勘探中心2012年完成 的江苏盐城—内蒙包头深地震宽角反射/ 折射剖面1)和李松林等(2011)的深地震宽角反射/折射剖面的岩石圈二维P波速度结构资料.为计算剖面上不同界面反射波的埋深，利用获得的剖面反射波叠加速度数据，通过速度平滑和迪克斯(DIX)公式以及不同界面反射波的双程到时，得到了剖面沿线的岩石圈平均速度分布(图 2c).
 | 图 2 近地表速度结构(a)、共炮点道集(b)和岩石圈平均速度分布(c)Fig. 2 The near-surface velocity structure(a)，the common-shot gather(b) and the Lithospheric averge velocity distribution image(c) |
1)中国地震局地球物理勘探中心，中国大陆活动断层探察—华北构造区深地震探测研究报告，2012 由剖面沿线的近地表速度结构(图 2a)可以看出，研究区的浅部地质结构是非常复杂的，近地表速度总体呈现出明显的纵向分层和横向分块特征，且各层有着不同的速度梯度结构.深度200～250 m以浅，多数地段的近地表速度小于3000 m·s-1，推测剖面沿线的松散沉积层厚度不大，深度约500 m以下，速度的变化较为强烈，且在横向上具有高、低速相间的速度分布特点，表明剖面沿线的基岩埋深有着凹隆相间的构造形态，速度突变处可能反映了断裂的存在.
剖面沿线的岩石圈平均速度分布(图 2c)显示，地震波平均速度在纵向上由浅到深逐渐增加，但在横向上平均速度的变化幅度较为平缓.双程到时(以下简称TWT)2.5 s以上，地震波平均速度小于4500 m·s-1，在 TWT 10.2～11 s之间的莫霍面附近，剖面平均速度增加至6000～6100 m·s-1；在TWT20 s左右(对应于图 2b中西倾的LAB反射)，地震波平均速度为7500～7600 m·s-1，在 TWT 22～23 s之下，剖面平均速度大于8000 m·s-1. 4 深地震反射剖面的岩石圈反射结构
本项研究的深地震反射剖面(图 3)获得了TWT 25 s(深约100 km)以上较为清楚的岩石圈精细结构图像.由图可以看出，本区岩石圈结构在横向上显示出以郯庐断裂带为界的块状结构特征，在纵 向上以出现在TWT10.2～11.8 s(深约31～36 km)的Moho强反射为界，可分为上、下具有不同反射波场特征的两个部分，即莫霍面以上的地壳和莫霍面以下的岩石圈地幔，现分别对其反射结构特征概述如下.
 | 图 3 地质构造(a)和深地震反射剖面解释结果(b)Fig. 3 Geological structure(a) and interpretation results of deep seismic reflection profile(b) |
深地震反射剖面自西向东跨过了华北地块东缘、郯庐断裂带和苏鲁造山带的西南端(见图 1)，郯庐断裂带的平面位置大约位于剖面桩号34～68 km之间.图 3的深地震反射剖面揭示了多组较为清楚的壳内界面反射(R1～R4)、壳慢过渡带和Moho反射，且它们均以郯庐断裂带为界有着两侧明显不同的反射结构，主要体现在如下四个方面：
其一，由下地壳底层反射和Moho强反射构成的壳幔过渡带(图中蓝色虚线所标)厚度及其形态以郯庐断裂带为界有着不同的反射结构特征.在剖面桩号68 km以西的华北地块东缘，壳幔过渡带由一系列近于平行的西倾强反射构成，该反射带在剖面上的纵向持续时间约1.8～2.0 s，对应壳幔过渡带厚度约为5～6 km.剖面桩号45 km以东，即郯庐断裂带东侧和苏鲁造山带西缘之下，壳幔过渡带表现为楔形反射结构，其厚度自东向西逐渐变薄，剖面东端壳幔过渡带厚约6.0～6.5 km，至剖面桩号45 km左右，其厚度变薄至2.5～3.0 km；与剖面西段的壳幔过渡带内部反射结构相比，剖面东段的壳幔过渡带主要由反射能量较弱、横向延续长度较短的西倾反射构成，且壳幔过渡带的底界反射还呈现出明显的波状起伏.在桩号45～68 km之间，即郯庐断裂带的下方，壳幔过渡带反射出现明显上隆，其厚度较其两侧明显减薄，深度变浅.
其二，郯庐断裂带与两侧地块的莫霍面展布形态和地壳厚度不同.本区莫霍面展布总体上具有西深、东浅的特征，剖面桩号45 km以东，莫霍面出现明显的波状起伏变化，地壳厚度约为31～34 km；在桩号45～70 km之间的郯庐断裂带下方，下地壳强反射和莫霍面出现拱起，莫霍面埋深约28～30 km；在桩号68 km以西的华北地块东缘之下，莫霍面向西倾伏，地壳厚度为33～36 km.上述现象表明，郯庐断裂带不但是华北地块和扬子地块的分界带，而且是一个地壳厚度的突变带.
其三，郯庐断裂带与两侧地块的壳内反射界面展布形态和反射结构特征不同.在剖面东、西两端的苏鲁造山带西缘和华北地块东缘之下，地壳内都存在有2～3组反射能量较强、横向可被连续追踪的强反射震相，即剖面上的R3和R4反射，但它们在郯庐断裂带两侧的反射界面产状是不同的，在郯庐断裂带以东，R3和R4反射在剖面上均向东倾，而在剖面西段的华北地块东缘，R3和R4反射则向西倾，并出现横向上的起伏变化.而在郯庐断裂带内部，剖面上的多组壳内反射呈拱弧状，且在横向上的延续长度不等，反射能量时强时弱，相互之间出现交叉、中断和上下叠置，反映了郯庐断裂带地壳结构的复杂性.
其四，在深度约800 m以浅，深地震反射剖面(图 3)和近地表速度结构(图 2a)都清楚地显示了隆起和凹陷相间的构造形态.总的看来，位于剖面桩号34～68 km之间的郯庐断裂带部位的沉积层厚度和近地表速度结构与两侧地块明显不同.郯庐断裂带以西，反射波R1的埋深约为200 m，且其下的地震波速高于4000 m·s-1.在桩号34～68 km之间的郯庐断裂带内，近地表波速明显低于其东、西两侧，其沉积层厚度分布具有东、西两侧薄，而中间较厚的特征，最厚处位于剖面桩号55 km的陵城镇附近.在郯庐断裂带以东，R1反射波的埋深变浅，近地表速度增高，沉积层厚度变薄，至桩号12～27 km之间，剖面揭示了一个宽约15 km的沉积凹陷.该区地质资料显示，郯庐断裂带部位的Q+N地层厚度约200～400 m，与下伏白垩纪地层呈不整合接触，而在隆起部位上，Q+N地层减薄，并缺失白垩纪地层沉积(李起彤，1994；张鹏等，2011).剖面浅部的R1和R2反射较清楚地显示出了近地表沉积层的横向变化和断裂所引起的地层错段等特征，综合R1和R2反射波在深地震反射剖面上的展布特征、近地表速度分布(图 2a)和该区地质资料，我们把剖面上的反射波R1解释为Q+N的底界，反射波R2解释为来自白垩纪地层的反射. 4.2 岩石圈地幔的反射特征
深地震反射剖面揭示的最深一组界面反射波标示为LAB，该组反射波在剖面桩号55 km以东向西倾，其在剖面上出现的双程到时为19.5～21.5 s，对应界面埋深约75～86 km，界面倾角约11.3°；剖面桩号68 km以西，LAB反射波的产状近于水平，其埋深约为75 km.已有深部地球物理研究结果显示，郯庐断裂带作为华北和扬子地块间的构造薄弱带，其地壳内部广泛发育有低速层，岩石圈厚度在60～80 km之间，是华北克拉通岩石圈减薄最强烈的地区(Chen et al., 2006，2008； Zheng et al., 2008；朱日祥等，2011；李松林等，2011).穿过山东临沂的江苏响水—内蒙古满都拉地学断面结果显示，郯庐断裂带附近的岩石圈厚度70～80 km(马杏垣等，1991).HQ-13地学断面从深地震反射剖面南部的五河—嘉山附近穿过郯庐断裂带，其结果显示，岩石圈在郯庐断裂带下方减薄至90～100 km(陈沪生等，1993；王小凤等，2000).我们的深地震反射剖面结果显示，剖面经过地区的岩石圈厚度为75～86 km，比马杏垣等(1991)、Chen等(2006)和李松林等(2011)在郯庐断裂带沂沭段得到的岩石圈厚度要厚，而比HQ-13地学断面结果要薄，这表明郯庐断裂带潍坊—嘉山段的岩石圈厚度自南向北是逐渐减薄的.
在莫霍面和LAB反射波组之间的岩石圈地幔内，深地震反射剖面还揭示了几个界面产状、波组形态和反射能量变化较大的反射波组(即RA、RB和RU)，其中，反射波RA和RB在剖面上呈上、下叠置的拱弧状反射结构，且仅在郯庐断裂带下方TWT 11～15 s 之间可看到它们的存在，可见RA和RB是具有局部意义的反射事件，其波组形态和反射能量与其上、下的莫霍面强反射和LAB反射有很大区别，推测可能是软流圈热物质顺断裂带上涌的侧向残留物.上地幔反射波组RU在郯庐断裂带的东、西两侧有着不同的界面产状和反射能量，剖面桩号68 km以西(即郯庐断裂带以西)，反射波组RU的能量较强，在剖面上自西向东倾伏，其埋深约54.5～58.5 km.剖面桩号25～50 km之间，反射波组RU略向西倾，其埋深约66.5 km.桩号约25 km以东，从剖面上几乎看不到反射波RU的存在与形态. 5 剖面揭示的郯庐断裂带特征
深地震反射剖面蕴涵着丰富的地下结构和构造信息，剖面上反射波能量及其波组特征的变化与地下结构和构造的赋存形态密切相关.由深地震反射剖面的解释结果(图 3)可以看到，剖面揭示的郯庐断裂带是一个切割整个地壳、深达岩石圈的断裂构造系统，而且，郯庐断裂带在地壳和岩石圈地幔内的构造特征是不同的.
在莫霍面之下的岩石圈地幔内，郯庐断裂带表现为一个倾角近乎直立、形态上宽下窄、其两侧地壳和岩石圈厚度不同的弱反射能量变化带，表明郯庐断裂带不仅是一个切割岩石圈地幔的断裂构造带，而且还是地壳和岩石圈厚度的突变带.断裂带两侧Moho、LAB和RU等反射波组出现的反射能量和波组特征变化，暗示郯庐断裂带与其两侧的岩石圈地幔物质组构可能不同.Moho和LAB反射以及上地幔反射RU在断裂带两侧出现的埋藏深度变化，说明断裂带两侧的莫霍面、RU反射界面和岩石圈底界都存在有垂直落差，且其落差自上而下逐渐增大，结合断裂带下地壳底层和莫霍面出现的挠曲隆起和变形，可以认为在郯庐断裂带的形成和演化过程中，不但有着较大的走滑运动分量，而且还经历了较为强烈的、具有继承性的拉张和挤压作用.除上述特征外，深地震反射剖面还显示了郯庐带西侧地块的壳幔过渡带和莫霍面向东仰冲，而东侧地块的壳幔过渡带和莫霍面以及岩石圈底界低角度向西俯冲的反射结构，这似乎说明郯庐带东侧地块有着俯冲于西侧地块之下的可能，由于这些结构面被晚期形成的高角度郯庐走滑断裂带所切割，加之深地震反射剖面的长度太短，使得我们难以从剖面上可靠确定是否存在这种构造现象.
在莫霍面之上的地壳内部，深地震反射揭示的郯庐断裂带表现为由多条断裂组成的复杂断裂构造带，这些断裂的构造面在剖面上呈近于直立的舒缓波状形态，并由深到浅分叉撒开，构成典型的“花状”构造.“花状”构造是走滑断裂系在剖面域的一种特殊构造形式，其构造样式与伸展构造背景下形成的“犁形”或“铲形”正断层特征明显不同，显示出郯庐断裂带的走滑作用.另外，在郯庐带的各条主干断裂之间，还可以看到一些横向延续长度不等的地层褶皱，且被断裂所切割的多组壳内界面反射呈上拱的背形，反映了郯庐断裂带的挤压构造性质，这说明郯庐断裂带在左旋走滑活动过程中，还兼具较大的逆冲运动分量.剖面浅部发育的白垩纪断陷盆地及其边界控制性正断层，指示在郯庐断裂带的形成和演化过程中还经历了较强烈的伸展断陷活动.
总的看来，郯庐断裂带在地壳内的构造组合形式比其在岩石圈地幔内要复杂.在岩石圈地幔内，郯庐带是一个由岩石圈深断裂FL1和FL2组成的断裂构造带，该构造带向下伸抵软流圈，向上延伸至地壳，其宽度上宽下窄，在岩石圈地幔内其宽度约6～8 km，在莫霍面附近，其宽度约为15 km.其中，断裂FL1向上延伸至15～18 km的深度上，控制了郯庐带西侧的下地壳结构和变形，而断裂FL2向上与多条断裂组成的花状构造相联系.以往研究认为，郯庐断裂带在江苏宿迁以南主要由4条主干断裂F1—F4组成(国家地震局地质所，1987；李起彤，1994；张鹏等，2011).在深地震反射剖面上，这4条主干断裂在地壳浅部以正断层方式错段了近地表沉积层，控制了白垩纪盆地的发育和堑-垒构造的形成；向下切割多组壳内界面向地壳深处汇聚，在下地壳底层汇聚为一个断裂系，并与其下的岩石圈深断裂带联系到一起.除了上述4条主干断裂外，在郯庐断裂带东边界断裂F1的东侧，深地震反射剖面还揭示了2条壳内隐伏断裂(即F5和F6)，这2条断裂切割了壳内的R3和R4反射层，控制了TWT 2s(深约4.5 km)以下的地壳结构和变形，大约在深度28～30 km的地壳深处与断裂F1—F4组成的断裂系合并为一个构造系统，我们认为断裂F5和F6也是郯庐带的壳内组成部分，但向上没有延伸至地表. 6 结论
在华北克拉通与扬子克拉通印支期的碰撞、拼合构造背景下形成的郯庐断裂带，自中生代以来经历了强烈的左行平移、挤压和伸展等复杂多变的演化过程.这些演化过程必然会在深部和浅部结构上留下其演化的印迹，并可被地球物理方法检测到.我们的深地震反射探测剖面较清楚地重现出了郯庐断裂带及其两侧地块的岩石圈精细结构、断裂带演化的主要构造形迹及其复杂的构造样式组合和深、浅断裂的几何配置.
断裂带结构及其几何形态与其动力学过程密切相关.走滑断裂的倾角通常是近于直立的，而“花状”构造是走滑断裂在剖面域的一种特殊构造形式，其构造样式与伸展构造背景下形成的铲形正断层或挤压环境下形成的低角度逆断层特征明显不同.深地震反射剖面揭示的郯庐断裂带不是简单的铲形正断层或低角度逆断层，而是一个构造面形态随深度变化、断层面倾角近于直立、由多条断裂组成的大型“花状”构造，且组成郯庐断裂带的各条主干断裂还表现出了张、压、扭结构面共存的复杂结构.表明郯庐断裂带是一个以走滑为主的、并兼有逆冲和正断运动分量的复杂断裂构造带.该断裂带由浅到深依次切割了近地表沉积层、壳内分界面、莫霍面和岩石圈地幔，其变形方式有规律地从脆性、脆-韧性和韧性逐渐转换过渡，属于岩石圈尺度的深大断裂带.
郯庐断裂带作为华北地块和扬子地块间的边界带，其两侧的地壳和岩石圈厚度也是不同的.在断裂带以西的华北地块东缘，莫霍面向西倾伏，岩石圈底界面产状近于水平，地壳厚度约33～36 km，岩石圈厚度约为75 km.郯庐断裂带以东，莫霍面出现波状起伏，岩石圈底界面向西倾，地壳厚度约31～34 km，岩石圈厚度约75～86 km.在郯庐断裂带之下，莫霍面出现约4～6 km的拱起，且岩石圈厚度出现约10 km的厚度变化.上述现象表明，郯庐断裂带不仅是一个切割岩石圈的大型断裂构造带，而且还是地壳和岩石圈厚度的突变带.该断裂带的存在为软流圈高温高压热物质上涌提供深部动力学来源，而软流圈物质的上涌、岩浆底侵或热侵蚀作用导致岩石圈出现拉张伸展和岩石圈减薄，并可能使岩石圈结构及其物质成分发生改变.郑建平等(2000，2006)通过对郯庐断裂带内、外地幔包体的对比分析发现，断裂带内的地幔交代明显加强，古老的岩石圈地幔完全被新生岩石圈物质所置换，而在远离郯庐断裂带的华北克拉通内部，仍有古老岩石圈地幔的残留，这表明该断裂带是新生软流圈物质上涌及地幔改造与置换作用的良好通道.本文的结果及其他研究结果均指示郯庐断裂带是一个岩石圈尺度的深大断裂带和构造薄弱带，是上地幔热物质上涌的通道，其在华北克拉通东部的岩石圈破坏和岩石圈减薄中扮演了重要角色.
| [1] | Chao H T, Li J L, Cui Z W, et al. 1997. Mode of motion of the Holocene fault in Weifang-Jiashan segment of the Tanlu fault zone and earthquake-generating model. Journal of Seismological Research (in Chinese), 20(2): 218-226. |
| [2] | Chen H S, Zhou X Q, Li D Q, et al. 1993. Geosciences Transect of Lingbi-Fengxian (HQ-13) in Eastern China (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House. |
| [3] | Chen L, Zheng T Y, Xu W W. 2006. A thinned lithospheric image of the Tanlu Fault Zone, eastern China: Constructed from wave equation based receiver function migration. J. Geophys. Res., 111(B9): B09312. |
| [4] | Chen L, Wang T, Zhao L, et al. 2008. Distinct lateral variation of lithospheric thickness in the Northeastern North China Craton. Earth Planet. Sci. Lett., 267(1-2): 56-68. |
| [5] | Diao G L, Yu L M, Li Q Z. 1994. Variation of stress field in the source region around a strong shock: an example. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 16(1): 64-69. |
| [6] | Diao G L, Wang H T, Gao G Y, et al. 2005. A deflection process for stress field of the Jiashi strong earthquake sequence. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 48(5): 1062-1068. |
| [7] | Fang Z J, Ding M L, Ji F J, et al. 1980. Geological analysis of the seismicity in the Tancheng-Lujiang fault zone, east Chian. Seismology and Geology (in Chinese), 2(4): 39-45. |
| [8] | Gao W M, Zheng L S. 1991. Active fault segmentation and the identification of potential seismic zones along the Tanlu fault zone. Earthquake Research in China (in Chinese), 7(4): 87-91. |
| [9] | Gupta I N. 1975. Precursory reorientation of stress axes due to vertical migration of seismic activity. JGR, 80(2): 272-273. |
| [10] | Huang Y, Li Q H, Zhang Y S, et al. 2008. Relocation of earthquakes in Jiangsu and neighboring areas, China and analysis of structural features. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(1): 175-185. |
| [11] | Huang Y, Li Q H, Zhang Y S, et al. 2011. Crustal velocity structure beneath the Shangdong-Jiangsu-Anhui segment of the Tancheng-Lujiang fault zone and adjacent areas. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 54(10): 2549-2559, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.012. |
| [12] | Institute of Geology, CEA. 1987. Tan-Lu Fault Zone (in Chinese). Beijing: Seismological Press. |
| [13] | Li J L, Chao H T, Cui C W, et al. 1994. Segmentation of active fault along the Tancheng-Lujiang fault zone and evaluation of strong earthquake risk. Seismology and Geology (in Chinese), 16(2): 121-126. |
| [14] | Li Q T. 1994. New evidence for the Holocene movement along the Jiangsu Segment of the Tan-Lu fault zone.//Research on Active Fault in China (in Chinese). Beijing: Seismological Press. |
| [15] | Li Q Z. 1980. General features of the stress field in the crust of North China. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 23(4): 376-388. |
| [16] | Li S L, Lai X L, Liu B F, et al. 2011. Differences in lithospheric structures between two sides of Taihang Mountain obtained from the Zhucheng-Yichuan deep seismic sounding profile profile. Sci. China Earth Sci., 54(6): 871-880. |
| [17] | Li Z X. 1994. Collision between the north and south blocks: A crust-detachment model for suturing in the region east of the Tan-Lu fault. Geology, 22: 739-742. |
| [18] | Lin A M, Miyata T, Wan T F. 1998. Tectonic characteristics of the central segment of the Tancheng-Lujiang fault zone, Shandong Peninsula, eastern China. Tectonophysics, 293(1-2): 85-104. |
| [19] | Lin H C, Guo A X, Hua A J. 1994. Characteristics of the seismicity in the Tanlu fracture zone. Earthquake Research in Plateau (in Chinese), 6(1): 47-54. |
| [20] | Lin W F, Gao W M. 1987. The recurrence intervals of large earthquake in the Yishu fault zone. Earthquake Research in China (in Chinese), 3(3): 34-40. |
| [21] | Liu C Q, Liu G X, Du G H. 1987. Preliminary study on the crustal structure of mid-section of the fossil Tanlu rift valley-interpretation result by the method of two-dimensional dynamic ray tracing. North China Earthquake Sciences (in Chinese), 5(2): 1-12. |
| [22] | Liu D W, Xia R L, Liu Z M, et al. 2006. Characteristics of recent seismicity and stress fields in Anhui sector of the Tancheng-Lujiang fault zone. Chinese Journal of Geology (in Chinese), 41(2): 278-290. |
| [23] | Ma X Y, Liu C Q, Liu G D. 1991. Xiangshui (Jiangsu Province) to mandal (Nei Monggol) geoscience transect. Acta Geologica Sinica (in Chinese), (3): 199-215. |
| [24] | Ren J Y, Tamaki K, Li S T, et al. 2002. Late Mesozoic and Cenozoic rifting and its dynamic setting in eastern China and adjacent areas. Tectonophysics, 344(3-4): 175-205. |
| [25] | Tang J F, Li H K, Lou Q. 2003. Progress in the study of the southern segment of the Tanlu fault and a discussion of the nature of the fault. Geological Bulletin of China (in Chinese), 22(6): 426-436. |
| [26] | Tang X G, Chen Y S, Tang Z. 2006. Bouguer gravity study of middle section of Tan-Lu fault. Acta Seismologica Sinica (in Chinese), 28(6): 603-610. |
| [27] | Wan T F, Zhu H. 1996. The maximum sinistral strike-slip and its forming age of Tancheng-Lujiang fault zone. Geological Journal of Universities (in Chinese), 2(1): 14-27. |
| [28] | Wang X F, Li Z J, Chen B L, et al. 2000. On Tan-Lu fault Zone (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House. |
| [29] | Wu D M, Zhang Y M, Fang Z J, et al. 1981. On the activity of the Tancheng-Lujiang fault zone in China. Seismology and Geology (in Chinese), 3(4): 15-26. |
| [30] | Xu J W. 1980. The great left-lateral horizontal displacement of Tancheng-Lujiang fault zone, eastern China. Journal of Hefei Polytechnic University (Natural Science) (in Chinese), (1): 1-26. |
| [31] | Xu J W, Ma G F. 1992. Review of ten years (1981—1991) of research on the Tancheng-Lujiang fault zone. Geological Review (in Chinese), 38(4): 316-324. |
| [32] | Xu J W, Zhu G. 1994. Tectonic models of the Tan-Lu fault zone, eastern China. International Geology Review, 36(8): 771-784. |
| [33] | Ye G F, Wei W B, Jin S, et al. 2009. Study of the electrical structure and its geological meanings of the middle part of Tancheng-Lujiang fault zone. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 52(11): 2818-2825. |
| [34] | Yin A, Nie S Y. 1993. An indentation model for the North and South China collision and the development of the Tan-Lu and Honam fault system, eastern Asia. Tectonics, 12(4): 801-813. |
| [35] | Zhang J, Toksöz M N. 1998. Nonlinear refraction traveltime tomography. Geophysics, 63(5): 1726-1737. |
| [36] | Zhang J H, Zhao G Z, Xiao X B, et a1. 2010. Analysis of electric structure of the central Tan-Lu fault zone(Yi-Shu fault zone, 36°N) and seismogenic condition. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 53(3): 605-611, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.03.014. |
| [37] | Zhang P, Li L M, Zhang J F, et al. 2011. A discuss of the characteristics of activities in quaternary for the Jiangsu segment of Tan-Lu fault zone and its geodynamic setting. Journal of Disaster Prevention and Mitigation Engineering (in Chinese), 31(4): 389-396. |
| [38] | Zhang Y Q, Shi W, Dong S W. 2003. Cenozoic deformation history of the Tancheng-Lujiang fault zone, north China and dynamic implications. The Island Arc, 12(3): 281-293. |
| [39] | Zheng J P, Lu F X, Griffin W L, et al. 2006. Lithospheric thinning accompanying mantle lateral spreading, erosion and replacement beneath the eastern part of North China: evidence from peridotites. Earth Science Frontiers (China University of Geosciences, Beijing; Peking University) (in Chinese), 13(2): 76-85. |
| [40] | Zheng T Y, Zhao L, Xu W W, et al. 2008. Insight into modification of North China Craton from seismological study in the Shandong Province. Geophys. Res. Lett., 35(22): L22305, doi: 10.1029/2008GL035661. |
| [41] | Zheng Y P, Yao D Q, Zhang Y, et al. 2014. New Evidence of late Quaternary activity in the segment from Xinyi to Wuhe in the Tancheng-Lujiang fault zone. Earthquake Research in China (in Chinese), 30(1): 23-29. |
| [42] | Zhu G, Song C Z, Wang D X, et al. 2001. Studies on 40Ar/39Ar thermochronology of strike-slip time of the Tan-Lu fault zone and their tectonic implications. Science in China D: Earth Sciences, 44(11): 250-256. |
| [43] | Zhu G, Liu G S, Niu M L, et al. 2002. Post-Eogene compressive activities on the Tan-Lu fault zone and their deep processes. Seismology and Geology (in Chinese), 24(2): 265-277. |
| [44] | Zhu G, Liu G S, Niu M L, et al. 2003. Transcurrent movement and genesis of the Tan-Lu fault zone. Geological Bulletin of China (in Chinese), 22(3): 200-207. |
| [45] | Zhu G, Hu Z Q, Chen Y S, et al. 2008. Evolution of Early Cretaceous extensional basins in the eastern North China craton and its implication for the craton destruction. Geological Bulletin of China (in Chinese), 27(10): 1594-1604. |
| [46] | Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. 2011. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Sci. China Earth Sci., 54(6): 789-797, doi: 10.1007/sl1430.011-4203-4." |
| [47] | 晁洪太, 李家灵, 崔昭文等. 1997. 郯庐断裂带潍坊—嘉山段全新世活断层的活动方式与发震模式. 地震研究, 20(2): 218-226. |
| [48] | 陈沪生, 周雪清, 李道珙等. 1993. 中国东部灵璧—奉贤(HQ-13)地学断面. 北京: 地质出版社. |
| [49] | 刁桂苓, 于利民, 李钦祖. 1994. 强震前后震源区应力场变化一例. 地震学报, 16(1): 64-69. |
| [50] | 刁桂苓, 王海涛, 高国英等. 2005. 伽师强震系列应力场的转向过程. 地球物理学报, 48(5): 1062-1068. |
| [51] | 方仲景, 丁梦林, 计凤桔等. 1980. 郯城—庐江断裂带地震活动的地质分析. 地震地质, 2(4): 39-45. |
| [52] | 高维明, 郑郎荪. 1991. 郯庐断裂带的活断层分段与潜在震源区的划分. 中国地震, 7(4): 87-91. |
| [53] | 国家地震局地质研究所. 1987. 郯庐断裂. 北京: 地震出版社. |
| [54] | 黄耘, 李清河, 张元生等. 2008. 江苏及邻区地震重新定位和构造特征分析. 地球物理学报, 51(1): 175-185. |
| [55] | 黄耘, 李清河, 张元生等. 2011. 郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区地壳速度结构. 地球物理学报, 54(10): 2549-2559, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2011.10.012. |
| [56] | 李家灵, 晁洪太, 崔昭文等. 1994. 郯庐活断层的分段及其大震危险性分析. 地震地质, 16(2): 121-126. |
| [57] | 李起彤. 1994. 郯庐断裂带江苏段全新世活动新证据. ∥中国活动断层研究. 北京: 地震出版社. |
| [58] | 李钦祖. 1980. 华北地壳应力场的基本特征. 地球物理学报, 23(4): 376-388. |
| [59] | 李松林, 赖晓玲, 刘宝峰等. 2011. 由诸城——宜川人工地震剖面反演结果看太行山两侧岩石圈结构的差异. 中国科学: 地球科学, 41(5): 668-677. |
| [60] | 林怀存, 郭爱香, 华爱军. 1994. 郯庐断裂带地震活动特征. 高原地震, 6(1): 47-54. |
| [61] | 林伟凡, 高维明. 1987. 沂沭断裂带大地震复发周期. 中国地震, 3(3): 34-40. |
| [62] | 刘昌铨, 刘光夏, 杜官恒. 1987. 郯庐古裂谷中段地壳结构的初步研究——二维动力学射线追踪方法的解释结果. 华北地震科学, 5(2): 1-12. |
| [63] | 刘东旺, 夏瑞良, 刘泽民等. 2006. 郯庐断裂带安徽段现代地震活动及应力场特征. 地质科学, 41(2): 278-290. |
| [64] | 马杏垣, 刘昌铨, 刘国栋. 1991. 江苏响水至内蒙古满都拉地学断面. 地质学报, (3): 199-215. |
| [65] | 汤加富, 李怀坤, 娄清. 2003. 郯庐断裂南段研究进展与断裂性质讨论. 地质通报, 22(6): 426-436. |
| [66] | 唐新功, 陈永顺, 唐哲. 2006. 应用布格重力异常研究郯庐断裂构造. 地震学报, 28(6): 603-610. |
| [67] | 万天丰, 朱鸿. 1996. 郯庐断裂带的最大左行走滑断距及其形成时期. 高校地质学报, 2(1): 14-27. |
| [68] | 王小凤, 李中坚, 陈柏林等. 2000. 郯庐断裂带. 北京: 地质出版社. |
| [69] | 吴大铭, 张裕明, 方仲景等. 1981. 论中国郯庐断裂带的活动. 地震地质, 3(4): 15-26. |
| [70] | 徐嘉炜. 1980. 郯—庐断裂带巨大的左行平移运动. 合肥工业大学学报, (1): 1-26. |
| [71] | 徐嘉炜, 马国锋. 1992. 郯庐断裂带研究的十年回顾. 地质论评, 38(4): 316-324. |
| [72] | 叶高峰, 魏文博, 金胜等. 2009. 郯庐断裂带中段电性结构及其地学意义研究. 地球物理学报, 52(11): 2818-2825. |
| [73] | 张继红, 赵国泽, 肖骑彬等. 2010. 郯庐断裂带中段(沂沭断裂带)电性结构研究与孕震环境. 地球物理学报, 53(3): 605-611, doi: 10.3969/j.issn.0001-5733.2010.03.014. |
| [74] | 张鹏, 李丽梅, 张景发等. 2011. 郯庐断裂带江苏段第四纪活动特征及其动力学背景探讨. 防灾减灾工程学报, 31(4): 389-396. |
| [75] | 郑建平, 路凤香, Griffin W L等. 2006. 华北东部橄榄岩与岩石圈减薄中的地幔伸展和侵蚀置换作用. 地学前缘(中国地质大学(北京)), 13(2): 76-85. |
| [76] | 郑颖平, 姚大全, 张毅等. 2014. 郯庐断裂带新沂—五河段晚第四纪活动的新证据. 中国地震, 30(1): 23-29. |
| [77] | 朱光, 宋传中, 王道轩等. 2001. 郯庐断裂带走滑时代的40Ar/39Ar年代学研究及其构造意义. 中国科学(D辑), 31(3): 250-256. |
| [78] | 朱光, 刘国生, 牛漫兰等. 2002. 郯庐断裂带晚第三纪以来的浅部挤压活动与深部过程. 地震地质, 24(2): 265-277. |
| [79] | 朱光, 刘国生, 牛漫兰等. 2003. 郯庐断裂带的平移运动与成因. 地质通报, 22(3): 200-207. |
| [80] | 朱光, 胡召齐, 陈印等. 2008. 华北克拉通东部早白垩世伸展盆地的发育过程及其对克拉通破坏的启示. 地质通报, 27(10): 1594-1604. |
| [81] | 朱日祥, 陈凌, 吴福元等. 2011. 华北克拉通破坏的时间、范围与机制. 中国科学: 地球科学, 41(5): 583-592. |