郯庐断裂带是中国东部发育规模最大的断裂构造，郯庐断裂带因其复杂的地壳结构，强烈的构造运动以及活跃的地震活动，使得郯庐断裂带成为地学界关注和研究的热点.针对郯庐断裂带中南段 (苏鲁段) 开展了大量的探测与研究工作，如地壳速度结构研究 (马杏垣等, 1991；董树文等, 1998；杨文采等, 1999a, 1999b；刘启元等, 2005; 刘因等, 2009；黄耘等, 2011；刘保金等，2015；杨从杰等, 2016)、断裂活动性研究 (李家灵等, 1994; 晁洪太等, 1997；施炜等, 2003；徐溶等, 2014)、电性结构研究 (肖骑彬等, 2008; 张继红等, 2010) 以及深部综合地球物理场研究 (王良书等, 1995; 郝天姚等，2004；李春峰等，2009) 等，上述研究结果从不同角度 (速度、或密度、或电阻率) 均揭示出郯庐断裂带中南段地壳介质呈现强烈的横向非均匀性.

通常用速度扰动率 (σ) 及非均匀体尺度 (a) 来描述 (Sato, 1984; Sato et al., 1998; Saito et al., 2002) 介质非均匀性，由于σ和a并不解耦 (Sato, 1984; Sato, 1989; Saito et al., 2002)，并不能直接获取σ和a的值，但σ²a可求 (Ritter et al., 1998; 2000)，且σ²a为地震波散射强度 (吴如山等, 1993；Ritter et al., 1998; 2000)，描述了地壳介质对地震波作用的强弱程度 (Sato, 1984；吴如山等, 1993).σ²a值越大，介质非均匀性程度就越强，反之，则表明介质非均匀性程度相对较弱.远震扰动场法 (Teleseismic fluctuation wavefield method，TFWM) 可实现对σ²a的量化估计 (Ritter et al., 1998; 2000)，该方法是利用区域不同观测台站对同一远震事件响应的差异性来获取观测台站下方介质结构信息，最初应用于台阵研究中 (Mach, 1969；Langston, 1989；Hock et al., 2004；Ritter et al., 1998, 2000)，现逐渐拓展应用到区域介质非均匀性研究 (Korn, 1990, 1993).

前人对介质非均匀性的描述基于介质物性参数 (速度、或密度、或电阻率)，这些参数虽可以揭示介质非均匀性分布特征，但却不能反映介质非均匀性的强弱程度.地壳介质散射强度是通过研究地壳介质对同一入射波响应程度的差异性来量化介质非均匀性，融合了地壳介质速度扰动和非均匀体尺度信息，将研究介质物性问题转化成一种地震波的现象来认识.本文通过对郯庐断裂带中南段地壳介质散射强度的研究，分析研究区地壳介质散射强度空间分布特征，并对地壳介质散射强度与郯庐断裂带的发育、郯庐断裂带的分段性、区域地质构造单元以及地震活动水平之间的关系进行讨论.

郯庐断裂带中南段及邻近地区，涉及华北断块区的冀东—渤海断块、鲁西断块、胶辽断块、徐淮断块，扬子断块区的下扬子断块，秦岭—大别断褶系的大别断褶带及鲁苏断褶带以及华南断褶系.图 1为郯庐断裂带中南段及邻区大地构造单元图.由图 1可以看出，北北东向的郯庐断裂带 (F₁)、北东向的江绍断裂 (F₂) 是区内重要的构造分界线，F₁断裂分割了华北断块、大别断褶带与下扬子断块及苏鲁断褶带，F₂断裂分割了下扬子断块与华南褶皱系.沿郯庐断裂带发育了一系列次级断裂构造，如淮阴—响水口断裂 (f₁)、五莲—荣城断裂 (f₂)、齐广断裂 (f₃)、聊考断裂 (f₄)、铁佛沟断裂 (f₅)、六安断裂 (f₆) 等，这些断裂将华北断块、秦岭—大别断褶系分割成多个次级断块.

图 1

Fig. 1

图 1 郯庐断裂带及邻区主要地质构造及台站位置图 (图中主要断裂构造选自“中国活动构造基本特征”，邓起东等，2002) F1：郯庐断裂带，F2：江绍断裂. f1：淮阴—响水口断裂；f2：五莲—荣城断裂；f3：齐广断裂；f4：聊考断裂；f5：铁佛沟断裂；f6：六安断裂. Fig. 1 Geological structures and seismic stations in the middlesouth section of Tanlu fault zone and its adjacent regions F1: Tancheng-Lujiang fault zone, F2: Jiangshao fault, f1:Huaiying-Xiangshuikou fault; f2:Wulian-Rongcheng fault; f3:Qiguang fault; f4:Liaokao fault; f5:Tiefogou fault; f6:Lu′an fault.

受非均匀体的作用，地震波穿过非均匀介质层时会引起地震波的散射.地震波场可分为稳定波场和散射波场，稳定波场反映了均匀介质的结构信息，散射波场则包含了非均匀介质的结构信息.在非均匀介质中任意一点r，任意时刻t，地震波场可以表示为 (Ritter et al., 1998; 2000)

(1)

其中, U_t(r, t)、〈U(r, t)〉和U_f(r, t) 分别代表在空间r(x, y, z) 处、t时刻的总波场、稳定波场和散射波场，三角括号代表对波场进行空间 (统计) 平均.那么，散射波场的扰动强度可用无量纲参数ε来描述：

(2)

如果不考虑介质黏弹性对地震波的衰减，地震波的能量损失主要由非均匀介质中非均匀体的散射所引起，那么根据能量守恒原理，地震波场强度可表示为

(3)

其中，I_t、I_c和I_f分别代表总波场强度、稳定波场强度和散射波场强度，I_t=|〈U_t〉|²，I_c=|〈U〉|²，I_f=|U_f|².由 (3) 式，方程 (2) 可以表示为

(4)

由 (2)—(4) 式可以看出，若〈ε²〉≪1，也就意味着稳定波场强度远远大于散射波场强度，则表明介质非均匀性程度相对较弱；若〈ε²〉≫1，意味着散射场强度远大于稳定波场强度，则表明介质非均匀性程度相对较强.因此，方程 (4) 可用来研究地壳上地幔介质非均匀性强弱程度.

对于高斯型或指数型随机介质，〈ε²〉与非均匀介质结构参数 (c、σ、a和L) 之间的关系可表示为 (Ritter et al., 1998; 2000)

(5)

其中，c为背景介质速度，a为非均匀介质相关长度，L为非均匀介质中地震波传播路径，σ为介质速度扰动率.由 (5) 式可以看出，ln (〈ε²〉+1) 与频率f呈正相关，通过最小二乘法在频率域对ln (〈ε²〉+1) 进行拟合，拟合系数γ是与地震波散射强度有关的物理量.对于某一特定的研究区域，散射层的厚度L及介质P波传播速度可根据宽角反射、折射资料或其他资料获取，在计算出散射层结构参数L/c²后，通过 (5) 式可求取σ²a的取值及变化范围.

本文收集了2007年1月─2010年12月之间山东省、河南省、安徽省、江苏省、浙江省及上海市数字地震观测台网134个地震台站记录 (郑秀芬等, 2009) 的139次地震事件波形.这些记录必须满足以下几个条件：(1) 震中距大于70°以便获取垂直入射的P波波场；(2) 震源深度大于70 km，以便避开_PP震相；(3) P波初至清楚、简单，137个观测台站均记录到该事件.同时为了避免其他震相远震P波波场的干扰，我们对每个地震事件进行速度谱分析，将“速度振幅-时间域”记录转换到“慢度-时间域”，其慢度变化范围为3.5~7.5 s/°，步长为0.2 s/°；并根据“慢度-时间域”震相分布范围，剔除P波尾波20 s内有其他震相的地震事件.最后挑选出10次地震事件进行了计算分析，远震地震事件参数见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 远震事件参数表 Table 1 Hypocentral parameters of studied teleseismic events 编号 发震日期 发震时刻 震级 纬度 (°) 经度 (°) 震源深度 (km) 1 2010-03-04 22:39:25 6.3 -22.3 -68.3 105 2 2010-05-24 16:18:27 6.4 -8.1 -71.6 565 3 2010-06-30 4:30:59 6.3 -23.2 -179.2 536 4 2010-08-12 11:54:16 7.1 -1.3 -77.3 211 5 2011-01-01 9:56:59 7.0 -63.1 -63.1 584 6 2011-09-03 22:55:36 7.0 26.8 -169.7 132 7 2011-09-15 19:31:02 7.3 -21.6 -179.4 626 8 2013-02-09 14:16:06 7.0 1.1 -77.4 129 9 2013-05-23 17:19:04 7.4 -23.0 -177.1 171 10 2014-07-21 14:54:41 6.9 -19.8 -178.4 616

表 1 远震事件参数表 Table 1 Hypocentral parameters of studied teleseismic events

为获取研究区地壳介质地震散射强度，需要对远震记录进行下面几个步骤的处理.(1) 首先对原始波形进行0.1~6.0 Hz的带通滤波，去除低频和相对高频干扰；(2) 对远震事件进行P波初至对齐，将对齐后的P波波场进行叠加，获取稳定场；(3) 用各观测台原始记录减去稳定波场，获取散射波场；(4) 对散射场和稳定场进行傅氏变换；(5) 用散射场谱除以稳定场谱，获取散射波场强度；(6) 在对数空间对散射波场能量上升段进行最小二乘拟合，获取反映地震波散射强度的参数γ；(7) 根据散射层厚度 (L) 及相应层P波速度 (C)，计算观测台L/c²；(8) 根据公式 (5) 可获取σ²a值.

分别对134个观测台站重复执行上述8个步骤，便可获取一个地震事件的计算结果.为了增加结果的可靠性，减少随机误差，对表 1中10个地震事件分别进行计算，并将每个台站10个地震事件计算结果平均，作为该台站的最终结果，这样便可获取σ²a值的空间分布特征.

为了获取研究区134个观测台站下方地壳内介质地震波散射强度，建立双层 (上地壳和下地壳) 散射模型，综合区内宽角反射/折射 (马杏垣等, 1991；国家地震局《地学断面》编委会, 1992; 董树文等, 1998；杨文采等, 1999a, b)、远震接收函数 (刘启元等, 2005; 刘因等, 2009)、天然地震资料统计分析 (Chen et al., 2006; 黄耘等, 2011) 研究成果确定各观测台站的散射层的厚度 (L) 及弹性P波速度 (C)，各参数值见表 2.

表 2(Table 2)

表 2 散射层厚度及其平均P波速度 Table 2 Thickness and P velocity of scattering layers 散射层 散射层厚度 L/km 平均波速 C/(km·s-1) L/C2 (s-2·km-1) 上地壳 14.5 5.4 0.50 12.2 5.4 0.37 10.9 5.4 0.73 13.8 5.4 0.47 14.8 5.4 0.51 14.4 5.4 0.49 17.7 5.4 0.61 下地壳 17.2 6.2 0.45 20.0 6.1 0.59 21.8 6.2 0.54 19.8 6.2 0.52 19.8 6.2 0.52 19.8 6.2 0.52 17.2 6.2 0.45

表 2 散射层厚度及其平均P波速度 Table 2 Thickness and P velocity of scattering layers

图 2a中第一行为稳定波场记录，其余各行分别为宿迁 (SQ) 台、合肥 (HEF) 台、济南 (JIN) 台及麻城 (MCH) 台记录的原始地震波波形，各观测台站记录的散射波波场见图 2b.由图 2a可以看出，稳定波场信噪比明显高于其他各观测台，散射引起的高频信息得到了有效压制，主要震相得以突出显示；由图 2b可以看出，不同观测台散射波场均存在差异 (图 2b)，如宿迁 (SQ) 台与麻城 (MCH) 台记录的散射波场无论是频率还是波形形态均有明显差异，这种差异性可能与观测台站下方介质结构有一定的关系.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区典型稳定波场 (a) 与散射波场 (b) 记录 Fig. 2 Typical seismic wave records of mean wave filed (a) and fluctuating wave filed (b) in study area

由图 3可以看出，合肥台 (HEF)、定远台 (DYN) 和靖江台 (JJ) 散射波场能量与稳定波场能量存在明显差异.在0.1~0.8 Hz区间，稳定波场能量强于JJ台散射波场，但JJ台从0.8 Hz开始散射波场能量强于稳定波场，而HEF台、DYN台在0.1~6 Hz频段内，散射波场能量强于稳定波场.就散射波场而言，HEF台散射波场强度最强，JJ台相对最弱，DYN台除在4~5 Hz区间段与JJ台散射波场能量强度相当外，其余频段DYN台则强于JJ台.由不同台站记录散射波场的差异性可以看出，虽具有相同的激发震源、几乎相同的地震波传播路径，但由于台站下方物质结构的差异，导致了不同的散射波场特征.HEF台位于徐淮断块区的合肥盆地内，而JJ台则属于下扬子断块区、DYN台则位于郯庐断裂带的西侧，复杂的地质构造运动史、复杂的深部介质结构及深部物质的差异性，可能导致了HEF台、DYN台及JJ台对同一入射地震波响应的差异性.

图 3

Fig. 3

图 3 研究区稳定波场与典型散射波场频谱图 (稳定场：黑色实线；JJ台：蓝色；DYN台：红色；HEF台：绿色) Fig. 3 Frequency spectra of mean field and typical scattering wave fields in study area

图 4a为合肥台 (HEF)、靖江台 (JJ) 及定远台 (DYN) 典型散射波场强度，图 4b分别为HEF台、JJ台及DYN台散射系数拟合图.由图 4可以看出，因台站分布区域不同，散射波场强度不同，散射波场对频率的响应也有差异.HEF台、JJ台及DYN台截止频率分别为1.1 Hz、1.24 Hz、1.59 Hz；HEF台、JJ台及DYN台散射系数分别为3.265、1.143及1.002.各观测台地震波散射系数不同，体现了台站下方介质结构对地震波作用程度不同，进一步说明了各台站下方介质结构的差异性，也说明了研究区介质非均匀性程度的差异性.

图 4

Fig. 4

图 4 研究区典型散射波场强度 (a) 散射波场强度；(b) 散射系数拟合. Fig. 4 Typical scattering intensity of fluctuation wave field in study area (a) Scattering intensity of fluctuation wave filed; (b) Fitting the scattering strength.

对区内134个观测台站上、下地壳介质散射强度进行插值，可获取区内上、下地壳介质地震波散射强度分布，如图 5、图 6所示.图中不同颜色代表不同强度的地震散射强度，蓝色区域代表散射强度高值区，红色区域代表散射强度低值区，介质散射强度高表明介质非均匀性程度较高，介质较为破碎；散射强度越低表明介质非均匀性程度较低，介质相对较为均匀、完整.

图 5

Fig. 5

图 5 上地壳介质散射强度分布 Fig. 5 Map of seismic scattering strength of the upper crust medium in study area

图 6

Fig. 6

图 6 下地壳介质散射强度分布 Fig. 6 Map of seismic scattering strength of the lower crust medium in study area

由图 5可以看出，上地壳介质散射强度呈现强烈的横向不均匀性.下扬子断块地震散射强度呈现相对低值，而华北断块及秦岭—大别断褶系的东部区域地震散射强度呈现相对高值，这反映了下扬子断块地壳介质非均匀性程度相对较弱，而华北断块及秦岭—大别断褶系的东部区域地壳介质非均匀性程度相对较强.华北断块区内，散射强度高值区主要集中在徐淮断块西部、南部区域以及鲁西断块.秦岭—大别断褶系内，散射强度高值区主要集中在胶南块体的西南、东北部、大别山褶皱带内以及苏鲁断褶带西北角.下扬子断块内，苏北盆地地壳介质散射强度相对较弱，而苏南勿南沙隆起区介质散射强度相对较强.上地壳，散射强度峰值区主要分布在六安 (Lu′an)、莒南 (Junan)、嘉山 (Jiashan)、烟台 (Yantai) 等地.

下地壳介质散射强度分布形态 (图 6) 与上地壳基本一致，散射强度高值区主要分布在郯庐断裂带西侧、胶南断块西部及东北部以及苏鲁断褶带西北角；而下扬子断块、徐淮断块东北部以及苏鲁断褶带西南部散射强度则呈现相对低值分布.下地壳，散射强度峰值主要分布在六安 (Lu′an)、莒南 (Junan)、烟台 (Yantai) 等地区.相比较而言，下地壳散射强度高值区分布范围比上地壳的小，可能反映了上、下地壳介质横向非均匀性程度的差异.

由图 5—6可以看出，郯庐断裂带为地壳介质散射强度的分界线，散射强度强弱程度与构造块体具有较强的相关性.深部介质物质成分、状态及岩石结构的差异均可导致介质散射强度的变化 (范小平等, 2016).在晚三叠世-早侏罗世，华南－华北两大板块的碰撞造山活动使得郯庐断裂带发生了显著的左旋走滑剪切变形 (王小凤等，2000)，强烈的地质构造活动导致了郯庐断裂带两侧深部物质结构的差异性，这种差异性可能导致了郯庐断裂带两侧地壳介质散射强度存在差异性的原因.在郯庐断裂带后期演化过程中，又发生了一系列的伸展活动和挤压活动 (朱光等, 2003, 2005)，不同时期、不同尺度的地质构造活动，可能是导致不同构造块体地壳介质散射强度存在差异的原因之一.

沿郯庐断裂带地壳介质散射强度呈现分段性特征 (图 5、图 6).根据地壳介质散射强度变化特征可分为三段，即潍坊至临沂段、临沂至嘉山段以及嘉山至九江段.潍坊至临沂段，地壳介质散射强度呈现相对高值分布，而临沂至嘉山段，散射强度则呈现相对低值分布，嘉山至九江段，散射强度又呈现相对高值分布，散射强度分段性特征在下地壳表现的更为明显 (图 6).依据地壳介质散射强度变化特征对郯庐断裂带分段性的认识与介质速度结构 (黄耘等，2011；熊振等，2016)、介质电性结构 (肖骑彬等，2008) 以及断裂带的活动强度 (高维明和郑朗荪，1991; 施炜等，2003) 等为依据的分析结果具有一致性.郯庐断裂带作为一条巨型平移断层，产状陡、切割深，在经历挤压、伸展、再挤压等多次活动中均伴随着岩浆活动 (徐嘉炜等, 1995; 朱光等, 2001, 2003, 2004)，不同时期、不同规模的岩浆活动 (牛漫兰等, 2001; 朱光等, 2003) 可能是导致沿郯庐断裂带地壳介质散射强度存在分段性的原因之一.

地震活动与地壳介质散射强度梯度 (单位距离散射强度的变化率) 有较强相关性.由图 5、图 6可以看出，中、强地震基本分布在散射强度的梯度带上，如郯城8¹/₂级地震 (李清河等，2014)、溧阳M5.5、M6.0地震、苍山M5.2地震、九江M5.7地震等；小震活动分段性与地壳介质散射强度分段特征具有较强的一致性，如潍坊至临沂段、嘉山至九江段小震活动活跃，此段地壳介质散射强度变化较为明显，而临沂至嘉山段小震活动频度相对较弱，此段地壳介质散射强度则无明显变化.散射强度大小本质上反映了介质对地震波作用的强、弱程度，介质完整性越差、破碎程度越高，其对地震波的作用程度就越强.介质的破碎程度又与地震活动频度、强度有关，震后震源区介质的完整性往往较差，介质较为破碎 (周连庆，2009).如扬子断块中、强地震活动较弱，其地壳介质散射强度较小；而华北断块、大别山断褶带及鲁苏断褶带中、强地震活动较强，地壳介质散射强度相对较大.如郯庐断裂带的潍坊至临沂段曾发生了1668年8¹/₂级地震及多次7级大地震 (李清河等, 2014; 王华林和耿杰, 1996)，频繁的强震活动可能致使震源区介质完整性较差，因而该段介质散射强度较大，嘉山至九江段，中、强地震活动比较活跃，该段介质散射强度也相对较大.值的注意的是郯庐断裂带的临沂至嘉山段，介质散射强度相对较弱，说明介质较为均匀、完整，相应的地震活动也较弱，但考虑到郯庐断裂带具备孕育大地震的深部构造背景 (高孟潭，2015；晁洪太等，1997)，而且岩石的完整性有利于深部构造应力的积累 (马宏生等, 2010)，是否意味着临沂至嘉山段是郯庐断裂带未来可能大地震的区域？

中国地震局地球物理研究所“国家数字测震台网数据备份中心”为本研究提供地震波形数据，在此表示感谢!感谢评审专家提出的宝贵意见，使得本文论述更趋完善.