历史地震记录表明，安徽霍山地区是整个大别山及周边地区地震活动最频繁、最集中的地区，历史上曾发生多次5级以上地震.2014年4月20日M_S4.3地震是大别山地区近44年来发生的最大地震.从大地构造分布来看，霍山地震区位于大别造山带北缘扬子板块与华北板块的接触带上，华北板块与扬子板块自三叠纪在大别造山带发生碰撞以来经历了多期次的构造演化(Hacker et al., 1998；Lin et al., 2005；王清晨，2013；Song et al., 2015；Zhao et al., 2016)，形成了霍山地震区的主要构造框架.霍山地震区内北东、北西向等各组构造相互交叉，其相互作用目前尚不清楚.该区内地震的频繁发生和集中，必定与该地区特殊的深部构造有关.已有的地球物理资料为整个造山带的构造演化动力学问题提供了重要的深部信息(徐佩芬等，2000；Xu et al., 2001；Wang et al., 2000；Yuan et al., 2003；杨文采，2003；董树文等，2005；肖骑彬等，2007；Xu et al., 2016；He and Zheng, 2018)，但较少涉及造山带北缘的霍山地震区，对于该地震区的深部构造认识不足，造成发震构造鉴定存在认识上的差异(姚大全等，2003).因此有必要开展深部构造的研究，以合理的解释该地区的发震构造.

大量的震例研究已经证明大地电磁探测方法是研究深部震源区及孕震环境的一种可靠、有效的手段(Cai et al., 2017；Zhao et al., 2012；詹艳等, 2013, 2014；赵凌强等，2015).岩石试验结果表明，高导层一般由热的或流体含量高的岩石组成，强度低，与韧性变形关联度高，而高阻层一般由冷的或流体含量低的岩石组成，强度大，与脆性破裂关联度高(Wang et al., 2016；顾芷娟等；1995)，这是利用电性结构研究岩石圈变形的物理基础.近年来随着三维反演方法的进步和超级计算机的应用，带地形的大地电磁三维反演技术已经成熟(刘钟尹等，2017；Lin et al., 2017；Xu et al., 2016；Cai et al., 2017).本文用分布在霍山地震区的83个测点组成的大地电磁三维阵列数据进行带地形的三维反演，结合小震精定位结果，探讨了霍山地震区的发震构造及深部孕震环境的特征.

霍山地震区位于大别造山带北部、华北平原南部边界上，其东西两侧分别为北东向延伸的郯庐断裂带和商城—麻城断裂带.如图 1a所示，霍山地震区位于郯庐断裂带和商城—麻城断裂带的中间位置，其附近显著的构造带为北西向延伸的大别北边界构造，由数条断裂带构成，包括晓天—磨子潭断裂、梅山—龙河口断裂、金寨—舒城断裂等，另有一条北东向的落儿岭—土地岭断裂与它们相交.4条断裂呈“卅”字形分布.晓天一磨子潭断裂早期左行韧性剪切、晚期向北伸展运动(江来利等，2000；徐树桐等，1992)，由深部的韧性断裂和浅部的脆性断裂组成(林伟等，2003; Lin et al., 2005).金寨—舒城断裂和梅山—龙河口断裂是造山带和华北平原的分界线，梅山—龙河口断裂断面向SW陡倾，性质为东压西张(姚大全等，2003).落儿岭—土地岭断裂总体走向NE，断层倾向NW，倾角64°~84°，但深部断面产状不详(刘泽民等，2015；疏鹏等，2018).断层泥的研究表明该断裂属于更新世以来的地震活动断裂(姚大全等，2003).

图 1

Fig. 1

图 1 安徽霍山地震区构造、地震和MT测点分布图 Fig. 1 Earthquakes and MT sites distribution and geological setting in Huoshan earthquake area

如图 1b所示，北西向的三条断裂将霍山地震区内分割为三个构造单元，由南向北依次为北大别构造带、北淮阳构造带和六安盆地.其中，晓天—磨子潭断裂隔离了北大别构造带和北淮阳构造带，梅山—龙河口断裂和金寨—舒城断裂隔离了北淮阳构造带和六安盆地.北大别构造带岩石成分为较复杂的变质岩，同时产出有大量燕山期花岗岩(江来利等，2000；肖骑彬等，2007)，北淮阳构造带主要由佛子岭群浅变质岩组成(Lin，2005)，可能是被刮削下来未卷入深俯冲的构造残片形成的构造增生楔的残余部分(周建波等，2001；Zheng et al., 2005)，六安盆地是一个中生代的沉积盆地，侏罗系不整合覆盖在古生界和前寒武纪基底之上(孟庆任等，2005).在区域应力的作用下，三个构造单元通过上述三条断裂发生相互作用，控制了霍山地震区的构造运动变形.

从图 1a中的地震分布情况可以看出，绿色方框内的霍山地震区是整个区域内地震活动最集中的地方.图 1b将图 1a中的绿色方框扩大，图中红点是用双差地震定位法对1990年到2017年之间发生在霍山地震区的地震事件进行重新定位的结果(朱艾斓等，2017).从图中可以看出地震活动主要沿NE向分布，与落儿岭—土地岭断裂的延伸方向一致.在落儿岭—土地岭断裂和晓天—磨子潭断裂的交汇处，地震分布尤其集中.2014年4月20日的M_S4.3霍山地震发生在晓天—磨子潭断裂南侧的北大别构造区，震源机制解表明该地震为走滑兼拉张型地震.这种地震空间分布特征受着何种深部构造的制约、落儿岭—土地岭断裂与晓天—磨子潭断裂之间又是何种深部接触关系，需要深部结构给出相应的解释.

图 1b中绿色三角形表示宽频带大地电磁测点，共计83个.大地电磁阵列主要由3条北东向的测线和2条北西向的测线组成，并在空区补充了测点，平均线距和平均点距分别为10 km和3 km.野外采集工作在2014年3月21日至2014年4月28日进行.测点布置采用“十”字形正南北东西向布极方式，所有测点记录时间均超过40小时，有效频率范围320 Hz~2000 s.在湖北潜江布置了远参考站与测区进行同步记录.采集设备为加拿大凤凰公司的MTU-5A宽频带大地电磁观测仪.时间序列处理过程中应用了远参考道、Robust方法(Egbert and Booker, 1986；Chave et al., 1987)，有效抑制了噪声干扰，提高了MT观测响应数据的质量.

图 2为霍山地震区三个不同构造区域内观测得到的视电阻率(R_xy和R_yx)与相位(P_xy和P_yx)数据，可以看出大多数观测数据的有效频率超过0.005 Hz，同一构造带内的数据形态较为一致.六安盆地(图 2b)中的视电阻率在1~0.1 Hz后开始快速下降，1 Hz之前的大部分值在1000 Ωm以下，部分测点低频段值小于1 Ωm；相位以1~0.1 Hz为界，高频小于45°，低频大于45°，与视电阻率的变化较为一致.北大别构造带(图 2c)各测点的视电阻率的最高值普遍超过1000 Ωm，部分测点超过10000 Ωm，极大值出现在10~1 Hz；相位在10~1 Hz前后表现出先低后高的形态.北淮阳构造带(图 2d)视电阻率同样在10~1 Hz频率范围出现极大值，但其纵向分布范围较广；其相位与北大别构造带内相位数据形态相似.北淮阳构造带(图 2d)视电阻率中R_xy分量在低频段以100 Ωm为界分为上下两支，在R_xy和P_xy中分别用品红色和红色区分这两支数据，同样在R_yx和P_yx中用蓝绿色和蓝色区分这两支数据.在测点分布图(图 2a)将北淮阳构造带中R_xy低频大于100 Ωm的测点用品红色表示，发现这些测点都分布在靠近北大别构造带的一侧.

图 2

Fig. 2

图 2 观测的视电阻率和相位数据(红色和品红色为视电阻率Rxy和相位Pxy，蓝色和蓝绿色为视电阻率Ryx和相位Pyx) (a)台站分布; (b)六安盆地13个测点; (c)北大别构造带36个测点; (d)北淮阳构造带34个测点. Fig. 2 Measured apparent resistivity and phase data (Red and magenta: Rxy and Pxy, blue and cyan: Ryx and Pyx) (a) MT sites distribution; (b) Data in Lu′an basin; (c) Data in North Dabie tectonic belt; (d) Data in North Huaiyang tectonic belt.

观测数据的整理及频点的筛选检查主要用大地电磁资料处理与解释可视化集成系统MT pioneer(陈小斌等，2004a)完成.首先剔除了明显的飞点，然后采用一维Rhoplus反演对各测点的视电阻率和相位曲线进行了一致性检验，并以其拟合曲线为参考依据，选择参与三维反演的频点数据.

视电阻率和实感应矢量分别由两个转换函数阻抗和倾子转化得到.视电阻率是对地下不均匀电性结构的均匀等效，其分布可以一定程度上体现地下电性结构的变化.实感应矢量由倾子中两个复数的实部组成，其模的大小表示电阻率横向变化的梯度，方向指向电流汇聚的地方，一般由高阻指向高导(Schmucker，1964；陈小斌等，2004b).在理论二维各向同性介质中，实感应矢量指向构造的倾向，因此可以用它来解决电性主轴方位的90°模糊性问题.由于视电阻率和实感应矢量物理意义明确，所以可以被用于大地电磁测深数据的定性分析.

图 3中展示了5个频率(10 Hz、1.13 Hz、0.141 Hz、0.0117 Hz和0.0011 Hz)的视电阻率R_xy分量、实感应矢量及研究区内的断裂分布.在5个不同的频率内视电阻率值均由六安盆地向北大别构造带显著增高，同一构造单元内低频的视电阻率值低于高频的视电阻率值.视电阻率的分布表明：北大别构造带下方可能存在显著高阻体，盆地下方为相对高导结构，北淮阳构造带为造山带到盆地的过渡区域，造山带下方的高阻层的厚度是有限的.

图 3

Fig. 3

图 3 实感应矢量和视电阻率Rxy分量平面图 (a)、(b)、(c)、(d)和(e)分别对应10、1.13、0.141、0.0117和0.0011 Hz. Fig. 3 Real induction arrows and apparent resistivity Rxy (a), (b), (c), (d) and (e) are corresponding to 10, 1.13, 0.141, 0.0117 and 0.0011 Hz respectively.

从图 3中可以看出：实感应矢量的幅值在10 Hz时较大，在1.13 Hz时幅值达到最大，之后随着频率的降低幅值也开始降低，在0.141 Hz时略有减小，在0.0117 Hz和0.0011 Hz处幅值大幅减小.这表明在频率高于0.141 Hz时，电性结构的差异比较大，尤其是在1.13 Hz的时候，电性结构的横向差异非常显著.在0.0117 Hz以下，不同区域的电性差异不是很大，和浅部形成鲜明对比.

实感应矢量的方向在不同的频率也有差异.10 Hz时实感应矢量的方向较乱，可能和浅表的复杂地质和地形环境有关；1.13 Hz时大致以晓天—磨子潭断裂为界，北部和南部的实感应矢量分别明显地指向北部和南部，可以大致推断晓天—磨子潭断裂附近在该频率对应的深度应该为显著高阻，其北部箭头指向六安盆地的方向，南部的箭头向南指可能是由电性的相对差异引起；0.141 Hz时以梅山—龙河口断裂为界，北部的实感应矢量继续指向盆地方向，南部箭头的方向较散乱且幅度小；0.0117 Hz时实感应矢量方向一致性好，北淮阳北部及以北为NNE或NE向的盆地方向，南部及以南的实感应矢量指向NE或NNE向；一条NNE向横贯大别山的大地电磁剖面(肖骑彬等，2007)中展示了北淮阳带中下地壳的高导体，该高导体位于霍山地震区东南侧，0.0011 Hz时北淮阳北部及以北箭头方向为NE或E向，可能是受盆地和该高导体的共同影响，南部及以南箭头指向E或SEE向的高导体.还值得注意的一点是，研究区域北淮阳带西北角的实感应矢量在1.13~0.141 Hz方向一致为NNE向，与北淮阳带东南侧散乱的方向形成对比.

通过分析视电阻率和实感应矢量的分布可以得到霍山地震区中上地壳电性差异大，上地壳在晓天—磨子潭断裂附近为显著高阻体，六安盆地下方为相对高导结构等一些对地震区深部结构的定性认识，同时也有助于三维反演结果的评判.显然，要得到整个地震区地下的精细电性结构，需要对大地电磁阵列做三维反演.

最新研发的基于C/S架构和互联网技术的大地电磁三维反演软件系统toPeak(刘钟尹等，2017)使得大规模带地形的三维反演非常容易实现.toPeak中集成了多种三维反演算法程序，本论文选择了得以广泛应用的ModEM算法程序(Egbert and Kelbert, 2012).值得指出的是，原有ModEM算法程序对于视电阻率和相位数据的反演存在一定的问题，陈小斌和刘钟尹对此进行了改进.同时，toPeak中还可以进行反演网格设计和多种初始模型的构建，实现了本文所使用的多重网格的反演方案和印模法迭代重构技术(叶涛等，2013).多重网格即先用粗网格反演，对粗网格反演的结果模型进行处理保留其主要轮廓，作为下次反演的初始模型，再用细网格进行反演.本次反演中共用了三重网格，在最细的网格上采用印模迭代重构反演技术.图 4a、b和c分别是由粗到细的三重网格核心区的水平网格和深度50 km以上垂直网格以及参与反演的MT测点分布.图 4d为第三重网格核心区及延展区的网格及测点分布.

图 4

Fig. 4

图 4 多重网格法网格剖分示意图 红色点表示MT测点的位置.(a), (b)和(c)分别为10 km×10 km、5 km×5 km和2.4 km×2.4 km的核心区水平网格和深度50 km以上的垂直网格. (d)为核心区2.4 km×2.4 km水平网格、水平扩展网格和垂直网格. Fig. 4 Diagram of meshes in multi-grid method The red solid points show the positions of the MT sites. (a), (b) and (c) respectively are 10 km×10 km, 5 km×5 km and 2.4 km×2.4 km horizontal grids in focal area and vertical grids above depth of 50 km. (d) shows 2.4 km×2.4 km horizontal grids in focal area, horizontal expanding grids and vertical grids.

反演中使用了阻抗副对角元素对应的视电阻率(R_xy和R_yx)与相位(P_xy和P_yx)数据，反演过程如下：

(a) 如图 4a所示，反演第一步首先采用10 km水平网格，延展网格数10，延展步长1.5，垂直网格首层厚度100 m，之后厚度按1.2的比例因子递增至746 km.在东西、南北、垂直方向上网格个数为27×26×58.均匀选取16个测点，在3~0.00037 Hz之间均匀选取14个频点，用100 Ωm的均匀初始模型进行反演.

(b) 如图 4b所示，反演第二步采用5 km水平网格，延展网格个数与步长和(a)相同，垂直网格首层厚度100 m，之后厚度分别按1.2、1.1、1.02、1.15和1.25的比例因子分别递增至2.5 km、6.5 km、46.5 km、150 km和710 km，在东西、南北、垂直方向上的网格个数为34×31×103.均匀选取42个测点，在80~0.00037 Hz之间均匀选取19个频点，用印模法对(a)的反演结果进行处理，底部印模深度为150 km，顶部印模深度为10 km，保留模型的主要结构作为初始模型进行反演.

(c) 如图 4c所示，反演第三步采用2.4 km水平网格，延展网格个数与步长和(a)、(b)相同，垂直网格首层厚度50 m，之后厚度分别按1.2、1.1、1.02、1.15和1.25的比例因子递增至2.55 km、6.55 km、46.55 km、150 km和709 km，反演网格个数在东西、南北、垂直方向上为47×44×125.选取全部83个测点，在160~0.00037 Hz之间均匀选取21个频点，用和(b)中相同的印模参数对(b)的反演结果进行印模处理，保留模型的主要结构作为初始模型进行反演.

(d) 反演第四步保持与(c)相同的网格，选取全部83个测点，选取320~0.000183 Hz之间的连续43个频点，取27 km的印模深度对(c)的反演结果进行印模，印模结果作为初始模型进行反演，获得最终反演结果.

多重网格法和印模法都是保留已有反演结果的宏观轮廓，去掉过拟合带来的局部结构细节，使初始模型在大的轮廓方面逐步向真实模型逼近，增加初始模型的合理性和反演的稳定性.其中第二、三步反演在初始模型的处理中用了较深的底部和顶部印模深度，是为了较好的保持模型轮廓，同时消除异常值对下一步反演的影响.不同于第二、三步反演，第四步反演在原模型过渡区选取底部印模深度，消除了之前粗网格在深部的不可靠残留.反演模型包含了1.65 km厚的地形层.四步反演中均采用了5%视电阻率门槛误差，相位门槛误差为2，当相对均方根误差(RMS)下降率小于0.25%时正则化因子(λ)由1000开始按比例因子5递减，第一步至第四步反演的最小λ分别为10×10^-3、10×10^-5、10×10^-8和10×10^-8.四步反演总共进行了235次迭代，最终的RMS为3.366.

图 5a给出三维反演得到的深部电性结构不同深度的水平切片和沿3条北东向测线的垂直切片.从电性结构中可以看出：六安盆地南缘和大别造山带中上地壳的电阻率值存在明显差异，北淮阳构造带和北大别构造带中上地壳为显著的高阻，下地壳电阻率值相对较低.深度25 km以上部分，电性结构横向差异显著，25 km以下部分，电性横向差异不太明显.这些结果和前面定性分析中的结果一致.霍山地震区附近已有的地球物理剖面资料(刘福田等，2003；Dong et al., 1993；杨文采，2003；肖骑彬等，2007；张交东等，2012)也显示北大别构造带和北淮阳构造带的中上地壳均为高阻/高速，显著不同于六安盆地低阻/低速的中上地壳，这和反演得到的电性结构特征一致.在二维反演中，剖面长度对反演结果的有效深度有着重要制约.要获得可靠的深部电性结构，一般要求剖面长度要大于目标探测深度(杨静和陈小斌，2010)，这个认识对于三维反演应该也是适用的.图 5所示的三维反演结果中，电性结构35 km深度以下逐渐趋于均匀，可能和大地电磁阵列的布设范围较小有关.图 5b展示了每个测点最终RMS的分布情况和4个典型测点的观测数据和模型响应曲线.从图中可以看出RMS较大的测点大都沿着晓天—磨子潭断裂分布，反映出模型可能在该断裂附近的分辨能力较弱.模型响应曲线总体上较好的拟合了观测数据的形态.

图 5

Fig. 5

图 5 三维反演结果 (a) 壳内三维反演结果水平切片和垂直切片(R 表示高阻异常体,并用白色虚线限定,C表示高导异常体); (b) 各测点的 RMS分布与典型测点的观测数据及模型响应. Fig. 5 Result model of 3-D inversion (a) Horizontal and vertical cross sections extracted from the 3-D inversion result model in crust (R is resistive body delineated by white dashed line. C is conductor). (b) The RMS of all 83 sites, model response and measured data of typical sites.

北大别构造单元从地表至深部大致可以划分为3个主要的电性层.第一层为上部高阻层，该高阻层R在落儿岭—土地岭断裂与晓天—磨子潭断裂的交汇处最厚，厚度超过20 km.向NW和SE两侧该高阻体逐渐减薄，在NW侧最薄，AA′剖面上高阻体厚度小于15 km.该高阻层在深度10 km以上的电阻率值达到了10⁴Ωm以上，其中在晓天—磨子潭断裂下方的电阻率值最大，达到了10⁵Ωm以上，这和实感应矢量在1.5 Hz分别指向晓天—磨子潭断裂两侧的表现一致.该高阻层主要是板块汇聚时期扬子上地壳物质堆叠和燕山期就地侵入的花岗岩浆及上地幔花岗质岩浆侵位的结果(肖骑彬等，2007).第二层为高阻层下方的相对低阻层，其中落儿岭—土地岭断裂东南侧存在一个显著的高导体.该相对低阻层可能是由幔源物质的扰动下早期增厚的地壳产生部分熔融及拆沉后形成.第三层为深度30 km以下电阻率值趋于一致的均匀层，该层电阻率值整体低于盆地下方同一深度的电阻率值.

北淮阳构造单元  为造山带边缘，其浅部的高阻层呈楔状与北大别单元浅部高阻层相连.高阻层的中部及东南侧的厚度明显高于西北侧. AA′剖面中高阻层厚度只有约7.5 km，高阻层在落儿岭—土地岭断裂下方的高阻体R处最厚，厚度接近20 km.高阻层从造山带向六安盆地呈楔状分布并尖灭在盆地南部.北淮阳楔状高阻层可能是板块俯冲过程中形成的增生楔(周建波等，2001；Zheng et al., 2005).在构造单元的西北侧深度10~15 km出现一个高导体C，随着深度的增加该高导体逐渐减弱并消失，这和北淮阳带西北部统一指向NNE向的中频段实感应矢量对应.在深度到达25~35 km时电阻率值趋于一致，接近北大别单元均匀层的电阻率值.

六安盆地  电性结构表现为明显水平的四层结构样式.第一层为电阻率值约为几十欧姆米、厚度1 km左右的浅表沉积层.第二层为深度1~7 km的高阻层，该高阻层是北淮阳楔状高阻体的延伸并向NE尖灭.第三层为深度7~9 km处的水平高导层，其电阻率最低值低于1 Ωm，该高导层印证了北淮阳北部及盆地区域实感应矢量中高频的大幅值和优势方向.该高导层与北淮阳NW侧深度10~15 km处的高导体相连.第四层为深度15 km以下电阻率值趋于一致的均匀层，该层的电阻率值高于北大别块体和北淮阳块体下方均匀层的电阻率值.该层可能是华北板块基底，电性结构中表现出向南汇聚的形态.

梅山—龙河口断裂紧靠金寨—舒城断裂南侧，这两条断裂在地表分隔了造山带高阻层和盆地浅表层，在深度7~9 km为六安盆地水平高导层的SW边界.在中下地壳断裂NE侧的电阻率值略高于断裂SW侧的电阻率值.晓天—磨子潭断裂北西段在深度15 km左右为北淮阳西北部高导体C的南界.其中段及东南段穿过了造山带高阻层，断裂两侧电阻率值没有明显差异；在造山带高阻层以下的下地壳其两侧电阻率值也没有太大差异.落儿岭—土地岭断裂水平剖面上从造山带高阻体R内部穿过，其西北侧深度15~25 km处高阻体R与高导体C的分界线与该断裂平行.图 5中的3个垂直剖面上双差地震定位结果显示：地震主要发生在深度20 km以上的高阻层内；AA′剖面上地震集中分布在北大别高阻层深度5~10 km的边界上；BB′剖面上分布的地震较多，且集中分布在F1下方，CC′剖面上的地震很少.电性结构和地震定位的结果显示F1在AA′剖面和BB′剖面上切穿了上地壳高阻层.岩石线理的研究表明白垩纪伴随大别山的隆升，北淮阳构造带沿晓天—磨子潭断裂向北的重力滑塌主要发生在北淮阳西段(Xiang et al., 2008)，这可能是造成AA′剖面中晓天—磨子潭断裂北倾分割了两侧高阻层而BB′剖面和CC′剖面上断裂没有明显界线的主要原因.晓天—磨子潭断裂附近的RMS值较大，可能模型对该断裂的分辨能力有限.

图 6中的DD′剖面和EE′剖面分别近平行和近垂直于NE走向的地震条带.NW向的EE′剖面上地震非常集中地分布在落儿岭—土地岭断裂下方高阻层内一条向NW陡倾的直线上(其倾角和倾向和该断裂在地表观测到的倾角和倾向吻合)，显然该断裂是一条切穿北大别构造带高阻层的断裂，但是在电性结构高阻层中没有显示，即不能被分辨.NE向的DD′剖面上，地震分布没有EE′剖面上集中，但可以看出大多数地震集中在晓天—磨子潭断裂下方北大别高阻层R1和北淮阳高阻层R2之间的边界上，呈折线分布.折线在深度7 km以上向NE倾，在深度7 km以下向SW倾，和R1与R2之间的边界的形态吻合.根据DD′剖面上的电性结构和地震分布推断剖面上的这种折线形态应该代表了晓天—磨子潭断裂在深部的形态，这种形态与许多已有的研究结果相一致(杨文采，2003；肖骑彬等，2007；Wang et al., 2000).剖面AA′和DD′上的电性结构显示晓天—磨子潭断裂是一条分隔北大别高阻层和北淮阳高阻层的边界断裂，该断裂无论在造山期的碰撞挤压运动中还是造山之后的伸展运动中都是一条重要的构造边界(Lin et al., 2005；Xiang et al., 2008；王清晨，2013).由于曾经长期的活动，沿晓天—磨子潭断裂的岩体可能比较破碎，形成霍山地震区的构造薄弱带.

图 6

Fig. 6

图 6 穿过2014年MS4.3霍山地震震中位置的电性结构垂直切片 DD′剖面近垂直于F1, F2和F3断裂. EE′剖面近垂直于F4断裂.R1和R2表示高阻体, C表示高导体.震源球表示三维震源球在对应水平面或垂直剖面上的投影. Fig. 6 Cross sections of 3-D electrical structure across the epicenter of 2014 Huoshan MS4.3 earthquake DD′ profile is perpendicular to faults F1, F2 and F3. EE′ profile is perpendicular to faults F4. R1, R2 and C respectively represent two resistive bodies and one conductor. The 'beachballs' is projections of focal sphere in corresponding sections.

霍山地震区及周边的震源机制解资料表明霍山地震区受近东西向水平挤压和南北向水平拉张区域应力作用(刘泽民等，2015；孙业君等，2015).地震分布特征表明落儿岭—土地岭断裂切穿浅部高阻层，在区域应力的作用下，落儿岭—土地岭断裂两侧物质沿断裂发生右旋滑动，断裂带中小震的大量分布，说明该断裂强度较小，推测是该断层两侧岩体之间的摩擦系数较小的缘故.活动的落儿岭—土地岭断裂在穿过晓天—磨子潭断裂时，充分利用了晓天—磨子潭断裂早期形成的构造薄弱带，相对高导的破碎薄弱带成为一个可以轻松释放应力的区域，故大量中小地震集中于此区域.深度15~25 km处落儿岭—土地岭断裂西北侧高导体C与断裂东南侧高阻体R的边界可能是断裂在深部的延伸，其中的高导体C与六安盆地下方的高导薄层相连表明其可能来源于华北板块地壳，蕴含丰富的流体.地震断层是壳内深部流体的通道，地震破裂带内岩石与流体的相互作用导致其具有与地壳完整岩石完全不同的特性(杨晓松等，2014；Yang et al., 2016).断裂下方高导体C中的流体可能沿断裂向上传播，进一步降低断层有效应力，弱化断层的强度，使得小地震易于发生.据此，我们认为：霍山地震区的主要发震断裂为北东向落儿岭—土地岭断裂，该断裂在发生右旋走滑运动时，继承利用了晓天—磨子潭断裂早期活动所形成的相对高导的构造薄弱带，造成地震在两条断裂交汇区附近的集中分布；深度15~25 km处落儿岭—土地岭断裂西北侧高导体中的流体可能沿着断层面向上传播，填充在晓天—磨子潭和落儿岭—土地岭的断层面中，使得断层强度进一步弱化，从而使得小地震易于发生；落儿岭—土地岭断裂穿过北大别—北淮阳高阻区，在电性结构上尚未产生可以识别的相对高导破碎带，表明该断裂是一条较新的活动断裂；由于霍山地震区存在显著的高阻地层，存在发生6级以上中强地震的深部孕震条件.

2014年4月20日M_S4.3霍山地震震中位于地震集中分布的北东向条带上.其震源机制解与霍山地震区东西挤压南北拉张的区域应力特征一致.DD′剖面和EE′剖面穿过了M_S4.3霍山地震震中并分别垂直于震源机制解两个界面的走向.EE′剖面中地震位置接近落儿岭—土地岭断裂，震源机制解NE走向节面向NW的倾向与落儿岭—土地岭断裂在深部的倾向一致，但倾角稍缓.这些特征表明2014年4月20日M_S4.3霍山地震是发生在落儿岭—土地岭断裂上的一次典型的右旋走滑地震.从DD′剖面上可以看到震源位置离电性结构和地震定位结果显示的晓天—磨子潭断裂的位置较远，即远离构造薄弱带.这使得震源处有条件积累较大的应力，发生该区域内44年来的最大地震.从震源深度上看，该地震发生在浅部巨型高阻体向深部相对高导体快速过渡的梯度带上，依然是发震构造带的局部薄弱位置，由于地震震级较小，该地震产生的破裂不会向上演化.要使得上覆10⁵Ωm高阻岩体产生破裂，需要更大震级的地震.

本文介绍的大地电磁阵列覆盖了大别山地区及邻区地震集中的霍山地震区.大地电磁三维反演得到的三维电性结构图像清楚地呈现出深部断裂的展布情况以及各构造单元的深部电性结构特征.结合三维电性结构、双差地震定位结果及其他资料讨论了该地震区内地震分布特征和电性结构之间关系、区域内孕震环境及2014年M_S4.3霍山地震的发震构造.本文研究发现，北大别带、北淮阳带的中上地壳为电阻率1000 Ωm以上的高阻区，中下地壳为电阻率数十欧姆米的相对低阻区，六安盆地电阻率整体较低，中地壳存在显著的电阻率为几欧姆米的壳内高导层.北西向的晓天—磨子潭断裂分隔了北大别高阻层和北淮阳高阻层，在浅部向NE倾，深部向SW倾；北东向的落儿岭—土地岭断裂切穿北大别上地壳高阻层.小震双差定位结果表明，地震主要发生在NE向延伸的落儿岭—土地岭断裂附近的北大别、北淮阳中上地壳的高阻区，并集中于NW向的晓天—磨子潭断裂运动所造成的构造薄弱带中；2014年M_S4.3霍山地震震源深度较深，位于北大别高阻区内部的电性梯度较大的区域.综合上述结果我们认为，霍山地震区内的主要发震断裂为北东向落儿岭—土地岭断裂，断裂在发生右旋走滑运动时，继承利用了晓天—磨子潭断裂早期活动所形成的相对高导的构造薄弱带，断裂下方壳源高导体中的流体沿断层传播使断层强度弱化，造成地震在两条断裂交汇区附近的集中分布；落儿岭—土地岭断裂穿过北大别—北淮阳高阻区，在电性结构上尚未产生可以识别的相对高导破碎带，表明该断裂是一条较新的活动断裂；由于霍山地震区存在显著的高阻地层，存在发生6级以上中强地震的深部孕震条件.