郯庐断裂带是贯穿我国东部的一条巨型断裂带，总体呈北北东向延伸，总长度超过3000 km，南起长江北岸湖北广济，经安徽庐江、江苏宿迁、山东郯城和渤海，过沈阳后分为西支的依兰—伊通断裂带和东支的密山—抚顺断裂带(Deng et al., 2013; 徐嘉炜等, 1984; 郑朗荪等, 1988; 朱光等, 2004).本文的研究区域为115°E—121°E，29.5°N—35°N，仅包含了郯庐断裂带的中南段，区域内地质结构比较复杂，主要的地质构造单元有大别造山带东缘、苏鲁造山带南部、合肥盆地、苏北盆地、长江中下游成矿带等(图 1).从时间尺度，该区域的演化主要可分为四个阶段：二叠纪末华北板块与华南板块碰撞形成大别苏鲁造山带；侏罗纪到早白垩纪郯庐断裂带经历了多次大规模的左行平移；早白垩纪到早第三纪，该区域处于拉张环境，中国东部出现大范围的火山活动及大量的拉张盆地的出现；晚第三纪以来，研究区处于挤压期，断裂带表现为右旋滑动(王小凤等, 2005; 朱光等, 2004).另一方面，郯庐断裂带现今仍属于活动的断层，1668年在郯城发生了8½级大地震，所以该断裂带具有较高的地震危险性，并且该区域包括了具有重要研究意义的大别苏鲁超高压变质带.由于该区域地质构造演化的复杂性和重要性，很多地球物理学家对郯庐断裂及其周围区域进行了一系列成像工作，以探究断裂带的形成演化与活动性.

图 1

Fig. 1

图 1 (a) 研究区域及周边主要构造单元.黑色线代表板块边界，红色方框为图1b所示的区域; (b)研究区域台站分布及区域构造 黑线代表断层，黑色粗线是重点讨论的断层，分别为: ①寿县—定远断裂; ②肥中断裂; ③金寨断裂; ④江南断裂; ⑤嘉山响水断裂; ⑥盱眙—建湖隐伏断裂(洪泽—沟墩断裂)；⑦南陵小丹阳断裂.蓝色大写字母代表区域构造单元：A徐淮逆冲弧构造，B蚌埠隆起，C大桥定远凹陷，D南部合肥盆地(大别造山带前陆盆地)，E大别造山带，F长江中下游成矿带，G张八岭隆起，H苏鲁造山带，I苏北盆地，J江南造山带.红色方框对应长江中下游成矿带几个矿集区，NW：宁芜矿集区，LZ：庐枞矿集区，AQ-GC：安庆贵池矿集区.黑色三角形代表使用的地震台站.红色、绿色、黑色圆点是图 6单点速度结构的位置.蓝色与红色线对应图 3c混合路径频散的位置. Fig. 1 (a) Study area and surrounding large-scale structural units. The black line represents the plate boundary, and the red box is the region shown in Fig. 1b; (b) Station distribution and regional structural units The black line represents the fault, and the black thick line is the fault of our main focus. These faults are ① Shouxian Dingyuan fault; ② Feizhong fault; ③ Jinzhai fault; ④ Jiangnan fault; ⑤ Jiashan Xiangshui fault; ⑥ Xuyi Jianhu hidden fault (Hongze Gundou fault); ⑦ Nanling Xiaodanyang fault. Blue capital letters represent the regional tectonic units, A: Xuhuai thrust arc structure, B: Bengbu uplift, C: Daqiao Dingyuan depression, D: Southern Hefei Basin (foreland basin of the Dabie orogen), E: Dabie orogenic belt, F: Middle-Lower Yangtze metallogenic belt, G: Zhang Baling uplift, H: Sulu orogenic belt, I: Subei basin, J: Jiangnan orogenic belt. The red box corresponds to several ore concentration zones in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt, NW: Ningwu Ore Concentration Zone, LZ: Luzong Ore Concentration Zone, AQ-GC: Anqing Guichi Ore Concentration Zone. Black triangles represent seismic stations. The red, green, and black dots are the positions of the single point velocity structure in Fig. 6. The blue and red lines correspond to the position of the mixed-path dispersion in Fig. 3c.

一些学者使用地震测深方法得到一系列大别苏鲁造山带的二维速度结构结果(董树文等, 1998; 刘福田等, 2003; 王椿镛等, 1997; 杨文采等, 1999). 徐佩芬等(1999, 2000)使用区内地震以及远震体波走时信号，得到中国东部三维P波速度结构，熊振等(2016)使用近震多震相体波走时得到更为精细的P波速度结构.黄忠贤等(2009)收集了中国及其相邻区域10~184 s基阶瑞利波群速度并反演得到横波速度结构，并且专门针对中国东部进行了讨论.也有很多学者使用背景噪声成像方法，对包含本研究区域的更大的区域进行了研究，例如郑现等(2012)利用瑞利面波得到了中国东部的群速度结构，Zhou等(2012)、吕坚等(2016)获得了瑞利面波相速度分布.Ouyang等(2014)、欧阳龙斌等(2015)探讨了长江中下游成矿带地壳上地幔横波速度结构，Luo等(2012, 2013)针对大别造山带地壳横波速度结构及径向各向异性进行了讨论.吴萍萍等(2015)研究区域与本研究基本一致，但台站相对较少，使用背景噪声方法得到的瑞利面波群速度横向分辨率相对较低.上述研究成果虽然有部分覆盖了本研究区域，但是成像精度不够，或者并没有针对郯庐断裂带中南段进行详细的讨论.且目前还缺乏针对郯庐断裂带中南段较为精细的地壳和上地幔方位各向异性和形变研究.

地震波速度对岩石的温度与成分最敏感，速度各向异性能够反应介质的变形特征，探测手段主要包括横波分裂、接收函数、地震体波或面波层析成像.地震波各向异性研究目前主要侧重于径向各向异性与方位各向异性，前者反映沿水平方向偏振的横波速度(V_sh)与沿垂直方向偏振的横波速度(V_sv)的速度差异，后者反映在同一水平面内沿不同方位角传播的地震波传播的速度存在差异.对于地壳方位各向异性，浅层主要受岩层裂隙分布或者断层主导(Leary et al., 1990)，深部主要是由于各向异性矿物(例如云母，角闪石等)的定向排列(Weiss et al., 1999)，尤其是由于以前区域构造作用的影响所遗留下来的化石各向异性.一些学者专门针对大别造山带及长江中下游成矿带的径向各向异性进行了研究(Luo et al., 2013; 欧阳龙斌等, 2015)，Shen等(2016)利用中国及周边地区多个地震台网的数据得到了该区域瑞利面波方位各向异性分布，但是研究区域较大，在郯庐断裂带中南段及其邻区的方位各向异性结果精度有限.常利军(2014)对本研究区域内的固定台站进行了横波分裂各向异性研究，但横波分裂方法仅对台站下方的方位各向异性结构敏感，其垂向分辨率较低，且不能应用于无台站区域.面波方法可以对整个研究区域进行方位各向异性成像，其横向分辨率主要取决于台站密度和波长(Liu and Yao, 2017)，所以通过背景噪声面波成像得到郯庐断裂带及其邻区的地震波速度以及方位各向异性特征，对认识郯庐断裂带中南段的地壳结构和变形机制，郯庐断裂带中南段邻区的大别苏鲁造山带、长江中下游成矿带以及盆地构造演化和岩浆活动、断裂带发生地震的危险性等都有重要的科学意义.

基于以上原因，本文利用安徽省与江苏省及其周边98个固定地震台站及7个临时流动台站14个月的连续波形数据，使用背景噪声层析成像方法，得到郯庐断裂带中南段及其邻区的较高分辨率的瑞利面波相速度分布和方位各向异性特征，然后再将每一个格点的各向同性相速度频散反演为一维横波速度结构模型，然后拼合起来组成三维各向同性的横波速度结构模型.本文将阐述各向同性及各向异性速度结构特征，并着重讨论结果与该区域历史构造活动及所引起的变形之间的内在联系.

我们收集安徽省与江苏省及其邻区共105个地震台站从2014年5月到2015年7月共14个月的垂直分量连续波形数据，其中绝大部分台站为各个省的固定台站(郑秀芬等, 2009)，7个台站为安徽省地震局在安徽省内布设的宽频带流动台站.从图 1b可看出上述台站分布相对均匀，适合利用瑞利波面波进行方位各向异性相速度层析成像.

考虑到垂直分量记录包含较强的瑞利面波能量，本研究仅使用台站的垂直分量连续波形数据计算背景噪声互相关函数，并进一步计算得到经验格林函数，提取瑞利面波频散曲线.原始数据处理分成两个阶段：单台站数据预处理与台站对之间的互相关函数计算.单台站数据预处理，首先把原始的每天多段的波形数据拼接成以天为单位的单个波形数据文件，中间的间断直接补零，再将拼接好的波形重采样到5Hz，然后去均值，去趋势，去仪器响应.经过上一步处理得到以天为单位的连续波形数据，然后计算两两台站对之间的噪声互相关函数(Noise Correlation Function, 简写为NCF).为了充分消除地震信号以及单一频率固定噪声源对互相关函数的影响，我们首先对数据进行频率域谱白化，并分四个频带(2~5 s, 5~10 s, 10~20 s, 20~40 s)分别进行滑动绝对平均时域归一化(Bensen et al., 2007)，之后再叠加成2~40 s周期的宽频带信号，然后计算两两台站对之间的互相关函数，并将同一台站对不同天的互相关函数归一化后叠加，得到一个台站对之间最终的互相关函数(图 2).图 2可以看到明显的瑞利面波信号，并且互相关函数的正负两支比较对称，通过对不同方位角的互相关函数的振幅分析，我们认为噪声源分布不均对频散曲线的影响较小(Yao and Van Der Hilst, 2009).

图 2

Fig. 2

图 2 所有台站对噪声互相关信号(8~32 s带通滤波后信噪比大于30).纵坐标是台间距(km)，横坐标是时间(s)，红线表示群速度3 km·s-1. Fig. 2 Ambient noise cross-correlation signals of all stations (signal-to-noise ratio greater than 30 after 8~32 s period band-pass filtering). The vertical axis gives the station distance (km), the horizontal axis gives the time (s), and the red lines show the group speed of 3 km·s-1.

叠加后的互相关函数通过希尔伯特变换转化为瑞利面波经验格林函数(Yao et al., 2011)，然后提取群速度和相速度频散曲线.频散曲线的提取使用Yao等(2006, 2011)提出的基于图像处理技术的多窗时频分析快速提取方式.在提取的过程中基于台站间距与经验格林函数的信噪比对频散曲线筛选，只提取信噪比大于等于5、台间距大于两倍波长，且相邻周期频散曲线没有明显跳变的周期的相速度值.提取完所有的频散曲线之后，计算每个周期的平均值与标准差，对超过一倍标准差频散曲线对应的互相关函数再多次提取，以保证我们提取的频散数据点没有明显错误.最后再根据相似路径的频散曲线相似的原则，剔除路径相似但相速度值差异比较大的数据点，最后得到2590条频散曲线，图 3a给出了5~32 s内各个周期的频散曲线条数.由于相速度的误差低于群速度(Bensen et al., 2008)，所以后面仅仅对相速度频散曲线反演.图 3c给出了BAS台站与CS台站、DYN台站与GAY台站提取的混合路径频散，前者穿过苏鲁造山带，后者穿过沉积盆地，所以前者相速度高于整个区域的平均相速度，而后者低于平均相速度.

图 3

Fig. 3

图 3 (a) 灰色条代表每个周期的相速度频散的数量，蓝线代表实际反演中该周期的各向同性相关长度，各向异性相关长度是各向同性的两倍；(b) 10 s瑞利波相速度混合路径覆盖图.红色三角形是台站，蓝色细线是郯庐断裂带，蓝色粗线内部是路径覆盖较密的区域，与图 5图形显示区域相同；(c)混合路径频散曲线，蓝线与红线分别是BAS台站与CS台站、DYN台站与GAY台站之间的相速度混合路径频散曲线，黑线是研究区域平均相速度频散曲线，误差棒长度表示其两倍标准差；(d)不同周期瑞利波相速度敏感核，计算敏感核时的横波速度使用反演得到的区域平均一维速度模型 Fig. 3 (a) Gray bar represents the number of phase velocity dispersion measurements per period, the blue line represents the isotropic correlation length in the actual inversion, and the anisotropic correlation length is twice that of the isotropic one; (b) 10s Rayleigh wave phase velocity mixed-path coverage map. The red triangle is the station and the thin blue line is the Tanlu fault zone. The thick blue lines enclose the region where the path coverage is denser and is the same as the tomographic area displayed in Fig. 5; (c) Mixed path dispersion curves. The blue line and the red line are the phase velocity mixed-path dispersion curves between the BAS station and the CS station and between the DYN station and the GAY station, respectively. The black line is the average phase velocity dispersion curve of the study area, and the length of the error bar represents twice of its standard deviation; (d) Sensitive kernels of Rayleigh wave phase velocities at different periods. The shear velocity model used for calculating sensitive kernels is the one- dimensional averaged velocity model from our inversion

得到每个台站对间的混合路径频散曲线之后，我们采用基于连续模型空间的广义反演方法(Liu and Yao, 2017; Montagner and Nataf, 1986; Tarantola and Valette, 1982; Yao et al., 2010)反演5~30 s周期瑞利面波方位各向异性相速度分布.对某一个频率的瑞利面波，其方位各向异性的相速度表达式为

这里C(M, θ)为位置在M格点、面波传播方位角为θ时的相速度，C₀(M)为M格点处各向同性的相速度，A(M)和B(M)分别为M格点处方位周期为180°时的相速度方位各向，快波方位角为.反演参数中的各向同性与各向异性参数的相关长度(即网格点之间的空间平滑长度)对反演结果影响最大.当路径较密且波长较短时如10 s(图 3c)，数据能够分辨小尺度异常，我们选用较小的相关长度；反之路径较少且波长较长的周期(如30 s)，我们选取较大的相关长度.每个周期相关长度的具体值通过一系列的检测板测试决定，各向同性的相关长度如图 3a中蓝线所示，为了保证方位各向异性参数反演的稳定性，各向异性参数的相关长度取为各向同性的两倍.

各周期检测板反演参数与实际相速度反演相同，频散曲线加上1%的随机高斯噪声，各向同性的异常幅度取为该周期相速度平均值的6%，各向异性异常幅度取为3%.本文仅显示0.75°×0.75°、1.5°×1.5°两种检测板测试的结果，但我们也进行了0.5°×0.5°与1°×1°的检测板测试，所有测试和反演网格点的间距均为0.25°.因为各向异性的分辨率要低于各向同性，所以为了更清楚地显示检测板测试的恢复性，0.75°×0.75°检测板测试仅显示各向同性的恢复结果(图 4a, 4b, 4c)，1.5°×1.5°仅显示各向异性的恢复结果(图 4d, 4e, 4f).检测板测试(图 4)显示研究区域的边缘无法分辨，这是由于边缘路径较稀疏(图 3b).方位各向异性在边缘的分辨率明显比各向同性差，因为只有路径分布较密并且不同方位路径分布较均匀时，方位各向异性才能够有更高的分辨率.根据检测板测试结果，反演的相速度各向同性的分辨率在0.75°左右，10~15 s路径较密的周期能够达到0.5°，25 s以后路径较小的周期对0.75°异常有一定的分辨率，但对1°的异常能够较好恢复.方位各向异性的分辨率明显弱于各向同性，5~17 s分辨率约为1°，17~25 s约为1.5°，26 s之后基本无法分辨1.5°异常尺度的方位各向异性.我们的相速度结果从大区域上与前人结果相似(Luo et al., 2012; Ouyang et al., 2014; 吕坚等, 2016)，但由于路径更为密集和均匀，我们的结果展示的结构细节更为丰富.

图 4

Fig. 4

图 4 检测板分辨率测试 (a) 0.75°×0.75°各向同性检测板输入模型, 各向同性异常设为6%，各向异性异常为3%; (b) 10 s相速度0.75°×0.75°检测板各向同性恢复模型; (c) 25 s相速度0.75°×0.75°检测板各向同性恢复模型; (d) 1.5°×1.5°方位各向异性检测板输入模型, 各向异性幅度值为3%，各向同性异常为6%; (e) 10 s相速度1.5°×1.5°检测板各向异性恢复模型; (f) 25 s相速度1.5°×1.5°检测板各向异性恢复模型.每个检测板恢复测试时各向异性和各向同性参数同时反演，但仅显示相应的各向同性或各向异性的恢复模型. Fig. 4 Checkerboard resolution tests (a) The input isotropic 0.75°×0.75° checkerboard model with the isotropic anomaly amplitude set as 6% and the anisotropic anomaly set as 3%; (b) The recovery of the isotropic part at period 10s for the 0.75°×0.75° checkerboard model; (c) The recovery of the isotropic part at period 25s for the 0.75°×0.75° checkerboard model; (d) The input azimuthally anisotropic 1.5°×1.5° checkerboard model with the anisotropic anomaly amplitude set as 3% and the isotropic anomaly set as 6%; (e) The recovery of the anisotropic part at period 10 s for the 1.5°×1.5° checkerboard model; (f) The recovery of the anisotropic part at period 25 s for the 1.5°×1.5° checkerboard model. During the inversion of each checkboard model, both the isotropic and anisotropic parameters are inverted for, but only the corresponding isotropic or anisotropic part of the recovered model is displayed.

图 3d给出瑞利面波不同周期相速度对横波和纵波速度的深度敏感核，计算敏感度的一维速度模型采用的是反演得到的整个研究区域的一维平均速度模型，可以看出随着周期变长相速度对横波速度的敏感深度变深，敏感深度范围变宽，对纵波速度的敏感度较小，基本位于上地壳浅层.5 s瑞利面波相速度对上地壳3~8 km横波速度结构最敏感，15 s对10~25 km中下地壳横波速度结构敏感，25 s敏感深度已经到达下地壳以及上地幔顶部.

图 5给出了5~30 s瑞利波相速度分布结果.5~10 s相速度图显示研究区域内华南板块相对高速，华北板块相对低速，更长周期的相速度分布并没有显示华南华北板块速度结构的明显差别.由于接下来会反演每一个格点上各向同性的横波速度，所以在此仅描述相速度各向异性特征，各向同性部分将在横波速度结果中具体阐述.

图 5

Fig. 5

图 5 不同周期瑞利波相速度分布图 黑线细线代表断层，黑色粗短线段长度与方向分别代表方位各向异性的幅值与快波方向，(a)图中的黑色圆圈是一些参考地点. Fig. 5 Rayleigh wave phase velocity map at different periods The black thin line represents the fault. The length and direction of the black thick line represent the amplitude and fast direction of the azimuthal anisotropy, respectively. The black circles in figure (a) gives some reference locations.

对于5 s瑞利波相速度方位各向异性(图 5a)，大别造山带方位各向异性较强，快轴方向为NNE向，而大别山前陆盆地的快波方向为NW向，张八岭隆起处各向异性的较强，快轴NE向，郯庐断裂带两侧方位各向异性快轴方向整体与郯庐断裂带走向一致，嘉山以北研究区内，两者走向一致性比较好，南部存在一定的角度.

南部合肥盆地(大别造山带前陆盆地)10 s方位各向异性比5 s更强(图 5a, 5b)，快轴方向与大别造山带的走向一致，该低速体与其方位各向异性趋势穿过了郯庐断裂带，在南陵小丹阳断裂处被阻断.苏鲁造山带南侧快轴方向为显著的南北向，张八岭隆起处于南北向与东西向快轴的转换处.10 s时长江中下游成矿带方位各向异性较强，快轴与成矿带方向较为一致.

15 s、20 s(图 5c, d)南部合肥盆地与北淮阳造山带相速度表现为明显的低速，各向异性幅度较大，约4%，快轴方向为NW向.20 s时大别造山带东部的长江中下游成矿带方位各向异性较强，快轴与成矿带方向基本一致，而15 s方位各向异性较弱并且没有统一朝向.郯庐断裂带合肥至嘉山段方位各向异性方向为NE向，与断裂带走向基本一致.

南部合肥盆地与大别造山带北部的NW向快轴的相速度方位各向异性在25 s(图 5e)仍然存在，长江中下游成矿带方位各向异性明显减弱.合肥到嘉山段的郯庐断裂快轴方向与15~20 s基本相同，都沿断裂带走向方向.

在反演得到每个周期的瑞利面波二维相速度分布图之后，抽取每一个格点5~30 s周期的相速度反演结果，再反演到格点下方的一维层状横波速度结构.初始速度模型分成地壳与地幔两部分，地壳部分使用均一模型，2 km划分一层，地幔使用另一个均一模型，上部为5 km一层，下部为10 km一层.地壳初始横波速度设为3.55 km·s^-1，纵波速度6.1 km·s^-1，V_P/V_S设为1.72，初始密度为2.74 g·cm^-3.地幔初始横波速度设为4.5 km·s^-1，纵波速度设为8.09 km·s^-1，V_P/V_S设为1.80，初始密度为3.33 g·cm^-3.反演过程V_P/V_S固定不变，密度根据Nafe-Drake经验公式计算(Nafe and Drake, 1957).在莫霍面附近设置渐变的速度模型，如图 6b虚线所示，目的是降低莫霍面深度不准确对结果的影响.由于采用面波频散反演横波速度对莫霍面深度有比较大依赖性，所以本文使用P波接收函数得到的莫霍面深度作为初始模型的莫霍面深度(He et al., 2014).我们采用迭代最小二乘方法(Herrmann and Ammon, 2002)反演得到每一个格点下方的横波速度结构，网格点为0.25°×0.25°，之后再将所有格点横波速度结构组成研究区域的三维横波速度结构.横波速度结构是使用反演到每一个网格点的相速度频散曲线再次反演得到，所以横波速度的横向空间分辨率与相速度反演分辨率相同.图 6显示了合肥盆地、大别造山带、长江中下游成矿带三个地区单点横波速度反演结果，都可以看到中地壳的高速体，其中117.5°E—33°N位于蚌埠隆起内部，5~7 s瑞利波相速度明显偏低，反演到横波速度存在明显的上地壳低速层(图 8a)，除此之外在大桥凹陷处也可以看到中地壳的高速体(图 7b, c).

图 6

Fig. 6

图 6 相速度到横波速度单点反演实例 左图不同颜色的圆点是反演得到的不同网格点的瑞利波相速度频散值，右图实线是相应单点频散反演得到的一维横波速度模型，虚线是与红线对应的横波速度初始模型，左图实线是右图横波速度模型正演得到的频散曲线.红线、绿线、黑线对应的位置分别处于长江中下游成矿带、蚌埠隆起以及大别造山带内(图 1b)，中地壳都表现为高速异常. Fig. 6 Examples of single point inversion from phase velocity dispersion to shear wave velocity The dots in different colors in the left figure are the obtained Rayleigh wave phase velocity dispersion at different grid locations. The right solid line gives the 1-D shear wave velocity model of the corresponding grid point from dispersion inversion. The dashed line is the initial shear wave velocity model corresponding to the final model of the red solid line. The solid line in the left figure is the dispersion curve obtained from the forward dispersion calculation using the corresponding shear wave velocity model in the right figure. The corresponding locations of the red, green, and black lines are in the Middle-Lower Yangtze metallogenic belt, the Bengbu uplift, and the Dabie orogenic belt, respectively, as shown in Figure 1b. The middle crust of these locations is characterized by high velocity anomaly.

图 7

Fig. 7

图 7 不同深度横波速度分布 图a白线表示图 8剖面的位置，黑色圆圈代表城市，黑色细线代表断层，黑色粗线代表海岸线.图b黑色圆圈代表地震，圆圈的大小表示震级的大小，实心圆代表震级大于5级.大于5级地震的时间范围是从公元前780到2017年，小于5级地震的时间范围是从1970年至2017年，这里仅显示大于3级的地震. Fig. 7 Shear wave velocity distribution at different depths The white line in (a) shows the location of the profiles in Figure 8, the black circles represent the cities, the black thin line represents the fault, and the black thick line represents the coastline. The circles in (b) represent the crustal earthquakes. The size of the circle indicates the magnitude of earthquakes, and solid circles indicate magnitude greater than 5. Earthquakes with magnitudes greater than 5 are from 780 BC to 2017, and earthquakes with magnitudes less than 5 are from 1970 to 2017. Only the earthquakes with magnitudes larger than 3 are shown here.

图 8

Fig. 8

图 8 横波速度纵剖面 剖面位置见图 7a中白线，TLF代表郯庐断裂带，黑色粗线是参考模型莫霍面(He et al., 2014). Fig. 8 Vertical profiles of shear wave velocity The locations of the profiles are shown as the white lines in Fig. 7a. TLF stands for the Tanlu fault zone. The thick black line shows the reference model Moho (He et al., 2014).

图 7给出了由瑞利面波相速度反演得到的不同深度的横波速度结果，图 8给出了图 7a中6条纵剖面的横波速度.对于研究区域浅部地壳横波速度结构(6 km)，张八岭隆起、大别造山带、江南造山带以及苏鲁造山带的郯城东侧区域均表现为高速，合肥盆地、大桥定远凹陷、蚌埠隆起北部和苏北盆地呈现低速异常.另外浅层速度结构与地形对应较好从一个方面说明反演结果的可靠性.

研究区域内中上地壳(12 km)与地壳浅部(6 km)横波速度结构有明显的差别.合肥盆地北部与大桥定远凹陷、蚌埠隆起北部、长江中下游成矿带由显著的低速转变为高速.大别造山带与苏北盆地并没有显著的变化，但江南造山带高速异常变弱.

中地壳(18 km)与中上地壳(12 km)相比，横波速度异常主要的变化是嘉山响水断裂北侧苏鲁造山带由低速异常变成了高速异常，其他变化较小；中下地壳或者下地壳(24 km)与中地壳横波速度结构相比有显著变化.大桥定远凹陷周边的速度低速异常加剧，高速异常变弱，长江中下游成矿带由高速异常变成低速异常，嘉山响水断裂南侧的低速异常体基本消失.

下地壳30 km与24 km横波速结构相比异常区域进一步扩大.合肥盆地、北淮阳造山带、长江中下游成矿带低速异常范围进一步扩大，巢湖及巢湖以北区域的高速异常体范围扩大连接在一起.嘉山响水断裂处高速体范围与幅度进一步增大.

研究区域内莫霍面平均深度在36 km左右(He et al., 2014)，所以该深度速度结构异常应与莫霍面起伏一致.36 km深度处大别造山带还在地壳范围内，速度较低，研究区域内的华南板块在该深度范围基本上都已进入地幔范围，速度相对较高.另外此深度范围的速度结构比较依赖于初始模型中的莫霍面深度，所以不同的初始莫霍面深度，对莫霍面附近的速度结构影响比较大，从纵剖面看有些区域(图 8)莫霍面上部会出现低速异常，这可能受莫霍面先验信息的影响，其可靠性需要进一步验证.

研究区域内中地壳存在多处高速异常体，分布在蚌埠隆起、合肥盆地、长江中下游成矿带与北大别区域(图 6，图 7，图 8).除合肥盆地外，这些中地壳高速体深度在10~22 km，合肥盆地高速体较其他三者范围更宽，从10~25 km，图 6显示这些区域的单点反演结果.

北大别在10~22 km表现为高速(图 7，图 8c)，横波速度约3.7 km·s^-1，Luo等(2012)通过背景噪声反演横波速度结构，也显示北大别中地壳存在高速体.北大别地表可见大量的火成岩，主要是花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩与钾长花岗(斑)岩，年龄主要是在132~125 Ma，峰期为128 Ma左右(Hacker et al., 1998; Wang et al., 2005; Xie et al., 2006; 刘晓强等, 2016; 魏春景和张立飞, 2000; 赵子福等, 2004).燕山早期(143~130 Ma)多数岩石具有高Sr/Y地球化学特征，部分发育定向等弱变形，暗示下地壳加厚然后部分熔融.燕山中期(129~125 Ma)岩石圈拆沉，晚期(120~119 Ma)减薄环境下中下地壳深熔，在地表形成小型A型花岗岩侵入体(刘晓强等, 2016).结合大别造山带形成背景，认为北大别中地壳高速异常体形成原因可能是扬子板块向华北板块俯冲形成岩石圈加厚的大别造山带，加厚的岩石圈在后碰撞期会发生拆沉，然后软流圈物质上涌，上涌地幔与中下地壳部分熔融产生岩浆，岩浆通过底辟与挤入作用进入上伏地壳，然后在中地壳直接冷却变成高速体(Zhao and Zheng, 2009; 刘晓强等, 2016)，形成时间应该在燕山运动的中晚期.从来源上分析，大别造山带继承锆石的年龄绝大部分为新元古代，Sr/Nd同位素与低O¹⁸指示，岩浆来源于华南块体Ⅰ，该块体新生地壳是由于中元古代晚期至早新元古代Rodinia古陆汇聚与裂解导致的壳幔分离产生，显生宙岩浆岩放射性同位素含量低(Zhao and Zheng, 2009; 赵子福等, 2013).所以北大别中地壳高速体是在早白垩纪华南块体俯冲之后岩石圈加厚然后拆沉、上涌地幔物质与中下地壳部分熔融产生的岩浆在中地壳冷却形成的.

大量的地震层析成像结果显示长江中下游成矿带上地幔中存在明显低速体(Huang and Zhao, 2006; Huang et al., 2003; Jiang et al., 2013; Ouyang et al., 2014; 江国明等, 2014)，尽管不同研究结果显示的低速体的深度不尽相同.层析成像也看到在成矿带410 km间断面上方存在高速层，并将其解释为岩石圈地幔的拆沉物质在410 km上方的堆积(Jiang et al., 2013; 江国明等, 2014).同位素测量显示长江中下游岩浆岩具有幔源性质(Xu et al., 2002; 王强等, 2001)，地学断面的结果也显示长江中下游成矿带存在软流圈隆起(朱光等, 2002b)，该地区的Moho面也较浅(Huang et al., 2015; Shi et al., 2013; 徐涛等, 2014).以上成像及地球化学结果都说明软流圈上涌、岩石圈的减薄与拆沉、地壳的减薄等事件都集中发生在长江中下游成矿带之下，反映出这些事件深部过程之间的有机联系(吕庆田等, 2014).从各向异性的角度，接收函数理论模拟表明，宁芜矿集区附近下地壳存在约10 km厚的低速体，各向异性幅值为5%，快轴方向为NE45°的低速体，即方位各向异性与长江中下游成矿带的走向一致(Shi et al., 2013).我们与徐涛等(2014)反演的P波速度也显示出下地壳为低速，20 s相速度方位各向异性快轴方向也与长江中下游成矿带走向较为一致.该矿集区附近不同后方位角计算的横波分裂的快波方向明显不同(Shi et al., 2013)，结合速度图像以及理论模拟认为该区的各向异性并非单一均匀各向异性层，可能具有由流动变形方向不同的多层物质构成的三明治结构(吕庆田等, 2014).本文反演的长江中下游成矿带地区横波速度上地壳与下地壳为低速，中地壳高速，速度结构也表现为三明治结构，尤其是在安庆—贵池及庐枞矿集区附近(图 8b, e).另一方面，长江中下游成矿带陆相火山岩盆地内岩浆岩形成于135~123 Ma，岩浆源区为成分接近富集的交代地幔，岩浆演化经历了结晶分异作用和同化混染作用，岩浆结晶分异作用主要发生于深部岩浆房中(周涛发等, 2011).基于前面的认识，初步认为是华南与华北板块碰撞增厚的岩石圈拆沉导致软流圈物质上涌，在下地壳部分熔融形成岩浆，然后上升到中地壳，变成巨大的岩浆房，岩浆在此积累后再上升到地表，在地表形成多种矿床(吕庆田等, 2014).部分岩浆在中地壳冷却使之表现为高速，这个成因与大别造山带北大别中地壳高速类似，不同的是长江中下游成矿带岩浆来源为华南块体Ⅱ，该块体新生地壳是由于古元古代Columbia古陆汇聚与裂解导致的壳幔分离产生，显生宙岩浆岩放射性同位素含量高(Zhao and Zheng, 2009).

蚌埠隆起有大范围火山岩与五河杂岩出露，五河杂岩的年龄为古元古代(1833±8 Ma)，与华北克拉通造山带的形成时间及胶东麻粒岩相变质作用的时间吻合，认为五河杂岩应属于华北克拉通的基底(许文良等, 2006)，并且认为蚌埠隆起是华北克拉通破坏的南缘(朱日祥等2012).该地区火成岩依据测年结果可以分成三期：晚侏罗世早期(160 Ma) (Xu et al., 2005; 邱瑞龙等, 1999)，早白垩世早期(130 Ma)(靳克等, 2003; 杨德彬等, 2005)，早白垩世晚期(110 Ma)(杨德彬等, 2005).但是也有学者得到123 Ma年龄(Liu et al., 2012)，但是以中生代白垩纪火成岩最广泛.这些岩浆物质源区既有扬子克拉通基底物质，也有华北克拉通基底物质(杨德彬等, 2005, 2007).Liu等(2012)认为华北克拉通边缘(蚌埠地区)增厚地壳部分熔融之后，长英质物质熔出，留下物质密度更大，由于重力不稳定而拆沉，该模型的整体与北大别、长江中下游成矿带的拆沉模型类似.所以我们认为地壳中的高速体是由岩浆在中地壳的冷却导致，地壳浅层的火成岩与长江中下游成矿带形成原因类似.

合肥盆地北部大桥凹陷中地壳表现为高速(图 7)，但在这个区域地表完全被沉积物所覆盖，仅仅在高速体的南缘合肥市区边缘的大蜀山与小蜀山有新生代火成岩的报道(从柏林等, 1996)，所以我们还难以得到这个区域的深部构造演化情况.但是在合肥盆地南部，有一些岩浆岩的出露，比如下白垩统朱巷组中夹有肥东龙山火山岩(朱光等, 2002a)，证明了合肥盆地在早白垩世有过岩浆活动.根据前面讨论的北大别与蚌埠隆起中地壳高速形成机制，以及白垩纪中国东部大范围的火山活动，推测大桥定远中地壳的高速可能是早白垩世的火山活动导致，但是更深层的形成机制仍需要进一步研究.

根据前面对北大别、长江中下游成矿带与蚌埠隆起中地壳高速体的讨论，直接原因是早白垩世大规模的火山活动，深层原因与岩石圈及下地壳拆沉有关.此外蚌埠隆起也在华北克拉通破坏的范围内，目前华北克拉通破坏的一级动力学机制更多人认为是在中生代古太平洋的俯冲，而下地壳的侧向拆沉被认为是二级机制(朱日祥等, 2012).Huang和Zhao(2006)通过体波层析成像也观察到古太平洋板块俯冲到华北克拉通及整个研究区域的下方，对华北克拉通的作用同样会对大别造山带与长江中下游成矿带起作用，所以更深一层的机制都可能是古太平洋板块的俯冲.此外岩浆来源上都含有华南板块物质，蚌埠隆起同时含有华北板块成分，相对较复杂，大桥凹陷由于沉积物覆盖地表并没有大量中生代岩浆岩出露，所以其岩浆物质来源仍需要进一步分析.

苏鲁造山带南部及嘉山—响水断裂南侧上地壳横波速度高于中地壳，地表高速体厚度约7 km，中地壳低速体深度约10 km.前人研究也观察到上地壳的高速体：黄耘等(2011)认为其存在深度为5~15 km，杨文采等(1999)认为在上地壳顶部，厚度小于10 km；S波速度0~8 km结果在南部苏鲁造山带显示相对的高速(黄忠贤等, 2009).

垂直于嘉山响水断裂，从南向北中上地壳低速体深度变浅(图 8d中33.25°N到34°N)，在进入超高压变质带区域之后低速体消失，在高压与超高压变质带接触位置被倾斜的高速体相隔(图 8d).Yang(2002)根据地震深反射结果看到华南板块向华北板块俯冲的痕迹，上地壳存在一系列迭瓦状的超高压变质岩.所以地表的高速体是叠瓦状的高压超高压变质岩，10 km左右低速体可能是高压超高压变质岩与扬子板块接触处的破碎体，所以这个低速体可能是扬子板块与华北板块接触的边界.另一方面对于方位各向异性，在嘉山响水断裂靠近郯庐断裂带一侧，相速度方位各向异性在5 s与嘉山响水断裂带近似平行，而10~20 s近似南北向，与嘉山响水断裂带接近垂直.5 s北东向瑞利波快轴方向应该是由于苏鲁造山带南侧及苏北盆地整个地区的断层构造体系被北东向主导所致.10~20 s近南北向瑞利波快轴方向与郯庐断裂带在嘉山位置的走向基本一致，并且与郯庐断裂带左侧快轴方向近乎平行，推测可能是郯庐断裂大规模走滑所致，但是南北向快轴区域在东西向跨度较宽，又因为该区域在造山带外侧，造山带内后期较强的岩浆作用在该区域影响应该较弱，所以这种区域大范围一致性较好的近南北向快轴方向可能叠加了碰撞造山时的痕迹，但也有可能是反演中水平方向上平滑的影响.

北淮阳造山带上地壳8 km深度显示为高速，15 km左右有明显的低速层，另外北大别中地壳为高速异常，而大别东南缘的华南块体中地壳表现为低速体(图 7、图 8c, 8f)，这些结果与Luo等(2012)的结果基本一致.对于北大别中地壳高速，Luo等(2012)认为是中生代岩浆岩上涌的结果.苏鲁超高压变质带中地壳低速体与北淮阳构造带中地壳低速体深度及厚度比较一致，而北淮阳构造带中地壳的低速可能是岩浆上升产生的相对破碎带，导致地震波速度较低，与长江中下游成矿带上地壳的低速异常体成因相似.

研究区域内方位各向异性分辨率高的区域主要包括六个区域：大别造山带、合肥盆地、大桥定远凹陷、蚌埠隆起、长江中下游成矿带、张八岭隆起.在整个地壳(瑞利波5~25 s)范围内，合肥至嘉山段郯庐断裂带两侧快轴方向与郯庐断裂带的走向基本一致.郯庐断裂带至今有多期活动，从三叠纪大别苏鲁碰撞造山，白垩纪大规模左行走滑，新生代时期的拉张，到现今较弱的右行走滑(Zhao et al., 2016).由于中国东部经历了多期地质构造，后期的地质活动对前期的地质结构改造比较严重，所以现今的横波速度各向异性结构可能保留更多的近期地质活动或者地质历史上有较大影响的地质活动信息.根据郯庐断裂带的演化历史，中生代大规模走滑与后期的拉张、大规模的岩浆活动遗迹应该会被更多地保留下来，但郯庐断裂带中生代与新生代岩浆活动基本不会改变郯庐断裂带的走向并且新生代的走滑活动并不强烈，所以我们认为该断裂带现今空间形态和介质变形特征基本取决于三叠纪碰撞期与白垩纪时期的大规模走滑活动.所以大桥定远凹陷、蚌埠隆起、张八岭隆起处(郯庐断裂合肥—嘉山两侧)瑞利波相速度快轴方向与郯庐断裂带走向基本一致，是白垩纪郯庐断裂带大规模左行走滑和华南华北板块碰撞期错动的结果.

大别造山带5~10 s相速度(反映上地壳深度)快轴方向与郯庐断裂带的走向一致，与造山带走向垂直.根据地表观测，在岳西县看到大量的NNE向与郯庐断裂带平行的早白垩纪岩脉群，并且这些岩脉与围岩的接触界面平直，指示岩脉的形成与郯庐断裂带早白垩纪期间的左行走滑有关(张媛媛等, 2017)，另外一系列沿郯庐断裂带发育的脆性变形特征指示断裂的左行平移.后期新生代的岩浆活动没有改变岩脉群与郯庐断裂带走向的关系，所以我们认为郯庐断裂带左侧的大别造山带内部相速度的快轴方向更多地保留早白垩世郯庐断裂走滑的信息，5~10 s相速度快轴的方向与岩脉群、郯庐断裂带走向一致也验证了这种判断.

穿过东大别的反射剖面揭露出，在北大别有明显的背形构造，高速隆起的核心在北大别接近晓天磨子潭断裂(刘福田等，2003)，这是早白垩纪岩浆热事件产生的穹窿(张媛媛等, 2017)，穹窿的形态并没有延伸到庐江，基于此我们认为前陆盆地及其以北地壳(合肥盆地南部)并没有大范围的岩浆岩.另一个原因是这个地区深部表现为极低的磁异常(Li et al., 2012)，研究表明大别造山带是一个快速的俯冲折返过程(Zheng et al., 2003)，在快速折返过程中由于地壳较冷不会记录更多的磁场，所以磁异常很低，这个区域的现今状态磁异常也非常低，后期不大可能有强的岩浆活动，否则会增强这个区域的磁异常，所以我们认为这个区域受后期岩浆事件的影响比较弱，那么这个区域的速度结构和变形特征保留了更多中生代走滑及碰撞期的信息.郯庐断裂带大规模左行平移会导致上地壳产生很多裂隙，如果有岩浆活动，这些裂隙会被充填，如岳西县岩脉群，在地震波速上反应为与断裂带走向平行的快波，但是随着深度的增加，压力增加，且岩石温度与韧性变强，基本不会产生这种裂隙，只能由滑动的拖拽产生矿物的定向排列，但是这种机制影响的范围会明显受限制.

合肥盆地南部15~20 s相速度(对应于中下地壳)快轴方向为NNW向，并没有像合肥盆地北部、苏鲁造山带南部、大别造山带上地壳一样，表现为与郯庐断裂带走向平行关系或近平行的关系，反而两者现在是近垂直的，所以这个区域相速度的快轴方向并不大可能由断裂带左行走滑产生，根据前面的分析该区域更多保留的是中生代走滑与碰撞期的信息，排除走滑期，推测更可能是三叠纪碰撞期的信息.在现今大别造山带的位置，华南与华北在碰撞后发生了快速折返，折返方向为从北西向南东折返.除了开始的快速折返，后期也有这个方向的缓慢挤出(Hacker et al., 2004; Li et al., 2010)，在这个折返挤出过程中会留下明显的快轴方向为北西向分布的矿物定向排列，只要这种信息不被后期的地质活动明显改造，就能够在现在的地震波各向异性反演结果中被观测到.根据前面的分析，这种痕迹在合肥盆地南部破坏的并不严重，所以我们认为15~20 s瑞利波相速度NNW方向快波是大别造山带超高压变质岩折返在中下地壳的痕迹，北淮阳构造带发育NW-SE向的矿物拉伸线理也是该折返方向的证据(林伟和王清晨, 2005).

我们反演得到的短周期(6 s左右)瑞利波方位各向异性主要受地壳浅层断裂及裂隙以及构造遗迹的影响，因为研究区域现今地质活动并不强烈，所以方位各向异性并不能反映现今的应力状态，但是现今的应力状态可以通过原位应力测量或者震源机制解反演得到.在研究区域内地震以走滑型为主，但是由于区域应力的影响也有正断型与逆断型，震源机制解得到的主压应力轴为北东东向或者近东西向(杨云等, 2017; 倪红玉等, 2013)，短周期瑞利波相速度快轴方向与此并不一致，没有显示出相关性.

郑朗荪等(1988)根据郯庐断裂带不同位置的构造活动性和地震活动性，将其细分为三段，黑龙江鹤岗—铁岭段(沈阳以北)，下辽河—莱州湾段(沈阳—潍坊)，沂沭段(潍坊—嘉山)，大别山—广济段(嘉山—广济)，本文涉及郯庐断裂带中段(沂沭段)南部以及南段.Deng等(2013)综合地壳地震波速度、莫霍面深度、地震震源特征、地壳流变学、地热场和断层穿透深度等地球物理场资料将31°N—46°N间的郯庐断裂带分成三段：31°N—34.5°N，34.5°N—42°N，42°N—46°N，在本研究区域包括了31°N—36°N之间的两段.熊振等(2016)根据浅层P波速度结构将本研究区域划分为32.5°N—33°N以南、32.5°N—33°N至35°N—35.3°N、35°N—35.3°N至37°N三段.结合本文浅层S波速度结构以及前人结果可以将本研究区域的郯庐断裂带分成30°N—31.2°N，31.2°N—32.5°N，32.5°N—34.5°N，34.5°N以北四段.

30°N—31.2°N段，从广济到庐江，左侧是大别造山带，对应浅层高速，右侧是长江中下游成矿带，浅层表现为低速(图 8f)，缺少大震，小震频发(图 7b)；31.2°N—32.5°N，从庐江到定远，左侧是合肥盆地，浅层横波速度较低，右侧是张八岭隆起的一部分，浅层高速，缺少大震，偶发中等强度地震，但小震较为活跃；32.5°N—34.5°N，从嘉山到郯城，左侧有蚌埠隆起和徐淮隆起的一部分，右侧是苏鲁造山带，两侧浅层横波速度结构变化稍大，但在更深层与其他段相比有明显区别(图 8a)，该区域近来没有历史大震，小震也较少；34.5°N以北在研究区域的边缘，分辨率低，在此并不讨论.地球物理场与地表断层以及地质学家划分的分段有比较好的对应关系.综合以上分析，可以看出郯庐断裂带对不同的构造单元具有明显的分割特性，应该是东西构造单元的边界.

此外，郯庐断裂带32.5°N—34.5°N段现今地震活动微弱，但是宿迁北马窑段、大红山段(安徽泗洪县峰山乡)、安徽紫浮山段、阳山段、女山湖段探槽显示第四纪以来有过多次地震活动(杨源源等, 2017; 姚大全等, 2016, 2017; 赵朋等, 2017a, 2017b)，泗县徐井段中更新世以来有过几次强烈的地震活动(郑海刚等, 2017)，所以该段可能是断裂的闭锁段，并且宿迁在大部分深度横剖面上都是高低速的转换位置，从长远来看，要注意郯庐断裂带宿迁段发生大震的可能.

本文收集了安徽省与江苏省及其邻区共105个地震台站14个月的垂直分量连续波形数据，使用背景噪声方法得到郯庐断裂带中南段及其邻区的三维地壳横波速度结构以及瑞利面波相速度方位各向异性结构，结合地质、地球化学以及其他地球物理资料，我们得到下面的结论.

(1) 在北大别、蚌埠隆起、长江中下游成矿带、合肥盆地北部大桥凹陷区域存在中地壳横波速度高速体，长江中下游成矿带上地壳与下地壳为低速，表现出三明治结构.由于扬子板块向华北板块俯冲，大别造山带与长江中下游成矿带岩石圈加厚，加厚的岩石圈在后碰撞期会发生拆沉，然后软流圈物质上涌，上涌地幔与中下地壳部分熔融产生岩浆，岩浆通过底辟与挤入作用进入上伏地壳，然后在中地壳直接冷却变成高速体.蚌埠隆起中地壳高速体成因与前两者类似，但是该地区处于华北克拉通破坏的南缘.合肥盆地北部大桥凹陷中地壳同样表现为高速，但是该地区地表被沉积物覆盖，所以形成机制仍需要进一步研究.这些中地壳的高速体直接与下地壳的拆沉相关，但是更深层次的原因可能与当时中国东部整体处于拉张环境、大范围的火山活动以及当时古太平洋向欧亚板块俯冲背景相关.

(2) 对于苏鲁造山带南缘，垂直于嘉山响水断裂，从南向北中上地壳低速体深度变浅，结合地表叠瓦状的高压变质岩以及华南板块向华北板块俯冲的背景，我们认为这个低速体可能是高压超高压变质岩与扬子板块接触处的破碎体，是扬子板块与华北板块接触的边界.

(3) 大桥定远凹陷、蚌埠隆起、张八岭隆起处(郯庐断裂合肥—嘉山两侧)以及大别造山带东缘短周期瑞利波相速度快轴方向与郯庐断裂带走向基本一致，可能是白垩纪郯庐断裂带大规模的左行走滑和华南华北板块碰撞期错动的结果.

(4) 合肥盆地南部中生代并没有剧烈的岩浆活动，该区域中下地壳存在北西—南东向的快轴方向，不大可能是由于白垩纪走滑形成，但是该方向与大别造山带折返方向一致，推测该区域中下地壳的快波方向是大别造山带折返的痕迹.

(5) 结合本文浅层横波速度结构以及前人结果可以将研究区域内的郯庐断裂带分成四段.一系列探槽古地震研究结果显示，32.5°N—34.5°N段(嘉山—郯城)尤其是宿迁附近，第四纪以来发生过多次强烈的地震活动，但是现今的地震活动较弱，推测该段现今可能处于闭锁状态，从长远来看，要注意宿迁地区发生大震的可能.