2021, Vol. 64
2. 江苏省地震局, 南京 210014
, FAN XiaoPing1
, ZHAO QiGuang2, HUO ZhuQing2, YANG CongJie2, ZHENG LeiMing1, QIAN Hao1, ZHENG Tuo1
2. Earthquake Administration of Jiangsu Province, Nanjing 210014, China
郯庐断裂带是中国东部规模最大的断裂带，以形成时间长、活动性强、切割深度深为其主要特点(朱光等，2001).郯庐断裂带控制并影响着中国东部地壳的发育、断裂构造的演化以及地震的活动，是一条重要的大地构造界线.郯庐断裂带的起源、延伸、内部结构以及演化历史等问题一直是地学界研究的热点(Zhu et al., 2009, 2010, 2012；Yin et al., 2020；Zhao et al., 2020, 2021).
普遍认为华北克拉通和扬子克拉通印支期的碰撞、拼合是郯庐断裂带形成的构造背景(王小凤等，2000；朱光等，2003).郯庐断裂带自中生代以来经历了早白垩世大规模左行平移(朱光等, 2001, 2003)，晚白垩世-早第三纪强烈的伸展运动以及晚第三纪剧烈的逆冲活动(王小凤等，2000；朱光等，2002).诸多研究表明郯庐断裂带是切穿岩石圈的深大断裂，是热的软流圈物质和深部流体上涌的通道(Chen et al., 2006；Li et al., 2018；Peng et al., 2020；Tian et al., 2020；Wei et al., 2020).复杂多变的演化过程导致郯庐断裂带具有复杂的深部构造体系，地壳结构呈现出分段特征(施炜等，2003；熊振等，2016)，且不同段落平移时间和平移距离均有明显的差异(徐嘉炜等，1995；朱光等，2001).
按构造习性和地震活动性，习惯上由北向南将郯庐断裂带(沈阳以南)划分为三段，即北段(沈阳—渤海段)、中段(山东段)和南段(苏皖段)(图 1)(张鹏等，2007).李家灵等(1994)从断裂活动性的角度将郯庐断裂带中南段(潍坊—嘉山)划分为三段，分别为：安丘段、莒县—郯城段和新沂—泗洪段.黄耘等(2011)认为郯庐断裂带鲁苏皖段地壳速度结构呈现分段性特征，由浅至深可分为三段，地壳浅部区域分段位置与地质分段位置基本一致(熊振等，2016).Wei等(2020)认为郯庐断裂带中南段地壳厚度与泊松比及S波速度结构均呈现分段特征，大致以铁佛沟断裂和六安断裂为界分为三段.顾勤平等(2020)通过Pn波速度结构特征认为郯庐断裂带中南段可分为三段，分别为渤海湾至潍坊段，潍坊至嘉山段及嘉山至广济段.Bem等(2020)根据S波速度结构特征和地震空间位置的相关性，将郯庐断裂带中南段划分为宿迁以南段及宿迁至郯城段.沿郯庐断裂带不仅深部地球物理场(王良书等，1995；郝天珧等，2004；李春峰等，2009；张继红等，2010)具有分段性，而且地壳介质非均性(杨从杰等，2016)、中小地震分布(李清河等，2014；范小平等，2017)、构造应力场(孙业君等，2015)等也呈现出分段特征.研究郯庐断裂带的分段特征无论对认识其形成演化历史，还是对认识地震的孕育、断裂构造发育及活动性等特征都具有重要意义.
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图 1 研究区主要断裂、构造及台站、地震分布图 (a) 主要断裂、构造分布图；(b) 台站、地震、地震射线分布图. F1: 郯庐断裂带，F2: 江绍断裂. f1: 淮阴响水口断裂，f2: 五莲—容城断裂，f3: 无棣—益都断裂，f4: 齐广断裂，f5: 聊考断裂，f6: 铁佛沟断裂，f7: 六安断裂，f8: 无锡—宿迁断裂，f9: 苍尼断裂. Fig. 1 Geological setting and seismic stations, earthquakes used in the study area (a) Main faults and geological setting; (b) Distribution of seismic stations, earthquakes, and ray paths. F1: Tan-Lu fault zone, F2: Jiangshao fault. f1: Huaiyin-Xiangshuikou fault, f2: Wulian-Rongcheng fault, f3: Wudi-Yidu fault, f4: Qiguang fault, f5: Liaokao fault, f6: Tiefugou fault, f7: Liu′an fault, f8: Wuxi-Suqian fault, f9: Cangni fault. |
前人通过断裂活动性分析(李家灵等，1994；施炜等，2003)、地震层析成像(黄耘等，2011；熊振等，2016；Wei et al., 2020；顾勤平等，2020；Bem et al., 2020)、地球物理场延拓(王良书等，1995；郝天珧等，2004；张鹏等，2007；李春峰等，2009)等方法发现了郯庐断裂带中南段地壳结构具有分段特征，但因研究问题的角度、方法和基础数据的差异，不同研究者给出的分段位置有所差异，同时前人对郯庐断裂带分段特征的研究多基于一种地质或地球物理特征，并未探究这种现象与深部物质之间的某种联系.已有研究表明，郯庐断裂带在演化过程中伴随着地壳的伸展、挤压与变形过程，壳幔相互作用引起的物质交换会导致地壳介质物性参数发生变化(殷伟伟等，2019).由于介质泊松比(σ)对于岩石组分非常敏感，壳幔的变形及物质交换必然会在泊松比上反应出来，因此，可以通过研究地壳介质泊松比的变化来认识郯庐断裂带中南段地壳结构的分段特征，探讨郯庐断裂带演化及其地球动力学过程.
郯庐断裂带中南段及邻区(30°N—38°N，115°E—122°E，下文简称研究区)，涉及华北断块区(NCC)的冀东—渤海断块(JDB)、鲁西断块(LXF)、胶辽断块(JLF)、徐淮断块(XHF)、扬子断块区的下扬子断块(LYZ)、秦岭—大别断褶系的大别造山带(DBF)、苏鲁造山带(SLF)以及华南断褶系(SCB).图 1为研究区大地构造纲要图.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.郯庐断裂分割了华北断块、大别造山带与下扬子断块及苏鲁造山带，江绍断裂分割了下扬子断块与华南断褶系.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—容城断裂(f2)、无棣—益都断裂(f3)、齐广断裂(f4)、聊考断裂(f5)、铁佛沟断裂(f6)、六安断裂(f7)、无锡宿迁断裂(f8)、苍尼断裂(f9)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.沿郯庐断裂带发育了一系列的断陷盆地，如合肥盆地、苏北盆地、鲁西南盆地及渤海湾盆地等.一系列断裂构造和断陷盆地的发育表明郯庐断裂带中南段具有复杂的形成与演化过程.
本文利用双差地震层析成像方法研究郯庐断裂带中南段中上地壳速度结构及泊松比变化特征，分析郯庐断裂带中南段地壳结构分段特征，并探讨地壳结构的分段性与地质构造单元、断裂构造、地震活动之间的关系及其所蕴含的地球动力学过程.
1 方法和数据 1.1 数据本文收集研究区内1998年1月至2016年12月发生的10617个地震事件的初至P波和初至S波到时资料，震级分布范围为M0.0~5.4.为保证震相到时数据的可靠性，使用时距曲线剔除离散过大的数据，图 2和图 3分别为剔除异常数据前、后的时距曲线.此外，将地震事件对与台站之间的最大距离设置为800 km，两个事件对之间的最大间距设置为30 km，最小间距设置为0.1 km.每个事件对所需要的震相数最大值设置为120，最小值设置为8.最终从10671个事件中挑选出10455个地震事件、200083个绝对到时以及2206782个相对到时数据参与地震定位与速度结构联合反演.台站、地震事件及射线路径分布见图 1b.
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图 2 原始数据时距曲线 Fig. 2 Travel-time curves of original data |
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图 3 剔除异常数据后走时曲线 Fig. 3 Travel-time curves with outliers rejected |
本文采用Zhang和Thurber(2003, 2006)提出的双差地震层析成像方法对研究区的三维速度结构和地震位置进行联合反演.基于射线理论，从地震i到台站k的体波到时可以表示为
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(1) |
式中，τi是第i次地震事件的发震时刻，u表示慢度场，ds表示积分路径上的积分元素.
双差层析成像方法使用地震对之间的相对到时差数据约束震源区附近的速度结构，使用地震事件的绝对到时数据约束震源区以外的速度结构，因而双差层析成像的反演系统可以表示为
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(2) |
式中，rki表示地震i到台站k的观测到时和理论到时的残差，(2)式的矩阵表达为
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(3) |
式中，GhT代表震源的灵敏度矩阵，下标h表示震源；GvT代表速度模型mv的灵敏度矩阵；dT为数据向量，包含了绝对到时数据和到时差数据.为了区分P波和S波，我们将模型参数分解为：δmv=[δmP]，因此式(3)可以表示为
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(4) |
式中，GhTP和GhTS分别为P波到时和S波到时相对于震源参数(h)的灵敏度矩阵，GvPTP和GvSTS分别为P波和S波速度的灵敏度矩阵.δh表示对震源位置和发震时刻的扰动量；δmP和δmS分别表示P波和S波速度模型的扰动量；w1和w2分别表示P波和S波到时数据的权重，dTP和dTS分别为P波和S波的绝对到时和到时差数据.该反演系统通过LSQR方法进行求解(Paige and Saunders, 1982).
双差层析成像方法正演时采用伪弯曲法进行射线追踪计算理论走时，反演时采用阻尼最小二乘法，使得由绝对到时残差和相对到时残差构成的目标函数的二范数取得最小值，同时反演P波和S波速度结构.此外，与传统的层析成像方法不同，双差层析成像方法使用联合反演的方式，同时进行地震定位和速度结构反演，明显提高了地震定位和速度结构的精度(Zhang and Thurber, 2003, 2006；王小娜等，2015；肖卓和高原，2017；Li et al., 2021).
在反演获得研究区P波和S波速度后，本文根据(5)式计算泊松比的值：
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(5) |
由于三维速度结构反演对初始速度模型的依赖性较强，本文综合了区内地震宽角反射/折射结果、速度结构最新研究成果(黄耘等，2011；李细兵等，2018)来确定P波初始速度模型(表 1)，S波初始速度模型由P波初始速度模型换算得到，两者之间的换算关系满足
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表 1 P波初始速度模型 Table 1 Initial P wave velocity model |
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图 4 反演网格及沿郯庐断裂带剖面位置示意图 Fig. 4 Inversion grids and the position of profile along the Tan-Lu fault zone |
阻尼参数和平滑参数对反演结果存在较大影响，阻尼参数主要控制反演后的速度模型与初始速度模型之间的差异，假如阻尼因子取的过大，则反演后的速度模型和初始速度模型会很接近，反演后的模型变的很平滑，但是数据的拟合效果会变差；假如阻尼因子取的过小，则能提高数据的拟合程度，但是会导致反演结果出现较大扰动，模型变的很粗糙.平滑参数主要控制相邻的反演网格之间的速度扰动，假如平滑因子取的过大则反演网格之间的速度会过于平滑，假如取的过小，会导致相邻网格之间的速度过于尖锐.因此需要选择合适的阻尼和平滑因子，通常采用L-curve的方式来确定反演的阻尼和平滑因子.图 5为本文的反演系统对应的L-curve，通过L-curve最终确定平滑因子为20，阻尼因子为500.
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图 5 利用L-curve选择最佳的正则化参数 (a) 最佳的平滑因子；(b) 最佳平滑因子下的阻尼因子. Fig. 5 Best regularization parameter was selected by L-curve method (a) Choosing best smooth factor; (b) Choosing best damping factor under best smooth factor. |
本文使用棋盘格分辨率测试(Spakman et al., 1993)的方法对反演结果的质量进行评价，采用±5%的棋盘格速度模型作为正演模型计算理论走时，然后使用理论走时数据集和初始速度模型进行反演.分辨率测试结果见图 6和图 7.由图 6和图 7可以看出，深度在20 km以上，沿郯庐断裂带分布在31°N—37°N之间的P波、S波速度均能得到较好的恢复，因此下文对郯庐断裂带速度结构的认识只针对分辨率测试合格的区域.
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图 6 不同深度的P波棋盘格分辨率测试结果 Fig. 6 The checkboard resolution test of VP at different depths (a) 5 km; (b) 10 km; (c) 15 km; (d) 20 km. |
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图 7 不同深度的S波棋盘格分辨率测试结果 Fig. 7 The checkboard resolution test of VS at different depths (a) 5 km; (b) 10 km; (c) 15 km; (d) 20 km. |
黄耘等(2011)和熊振等(2016)也对相似区域的地壳速度结构进行了研究，与他们的工作的相比，本文参与反演的地震事件数量更丰富，网格更小，结果更加精细，且反演成果中包含了P波和S波速度结构及泊松比的结果.本文获得的P波速度结构变化特征与黄耘等(2011)和熊振等(2016)的结果基本一致，S波速度结构变化特征与前人通过面波背景噪声成像方法获得的结果也基本一致(Li et al., 2018, 2020；Bem et al., 2020；Peng et al., 2020).因此本文只对研究区速度结构的趋势性特点做简要描述，重点对郯庐断裂带的分段特征进行讨论.
图 8和图 9分别为P波、S波速度结构成像结果.由图 8和图 9可以看出，研究区中上地壳速度结构具有显著的构造特征.5~15 km范围内，地壳速度结构横向差异明显，鲁西断块、胶辽断块、大别造山带及苏鲁造山带速度结构均呈现相对高速，而徐淮断块、下扬子断块呈现相对低速.20 km处，地壳速度结构横向差异性减弱，P波和S波速度分布特征也出现差异.P波速度在鲁西断块局部区域(邹县、滕州至泗水一带)、大别造山带、苏北盆地局部区域(建湖隆起)以及胶辽断块均呈现相对高速，其它区域则呈现相对低速；S波速度在鲁西断块局部区域(邹县至泗水一带)、大别造山带呈现相对高速，其它区域则呈现相对低速.
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图 8 不同深度P波速度成像结果 (a) 5 km；(b) 10 km；(c) 15 km；(d) 20 km. Fig. 8 P wave velocity at different depth slices |
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图 9 不同深度S波速度成像结果 (a) 5 km；(b) 10 km；(c) 15 km；(d) 20 km. Fig. 9 S wave velocity at different depth slices |
沿郯庐断裂带不同深度，P波和S波速度分布特征不一致.P波速度在5~20 km范围内，高速区主要分布在安丘至新沂段以及庐江以南地区；而S波速度在10~15 km范围内，高速区主要分布在莒县至新沂段以及庐江以南地区，在5 km和20 km深度处，S波速度在大别造山带呈现高速分布特征.P波、S波高速异常分布的不同步性，可能与地壳内介质物理性质及赋存状态有关.
图 10为研究区泊松比结果图.由图 10可以看出，泊松比在中上地壳仍具有清晰的构造特征.5~15 km深度处，鲁西南隆起区、大别造山带、苏北盆地(建湖隆起)以及郯庐断裂带莒南至郯城一带，泊松比为高值区，大于0.26，其它区域泊松比呈现相对低值；20 km深度处，泊松比高值出现在镇江、扬州一带，低值区主要分布在苏鲁造山带及鲁西隆起区.
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图 10 不同深度泊松比成像结果 Fig. 10 Poison′s ratio at different depth slices (a) 5 km; (b) 10 km; (c) 15 km; (d) 20 km. |
沿郯庐断裂带泊松比呈现不连续的分布特征.5 km深度处，泊松比高值分布在莒县至郯城一带；10 km深度处，泊松比高值分布在莒南至临沂一带；15 km深度处，泊松比高值分布在莒县至莒南段、临沂至郯城段、宿迁至泗洪段以及庐江至桐城一带；20 km深度处，高值主要分布在潍坊至安丘段、临沂至郯城段、镇江及扬州一带.
3 地壳结构的分段性为了进一步讨论沿郯庐断裂带中南段地壳结构的分段性，沿郯庐断裂带由南西至北东向切一条纵向剖面AB(图 4).图 11(a、b、c)分别为沿该剖面的P波、S波速度、泊松比剖面图.Zheng等(2001)认为郯庐断裂带宽度为20~60 km，本文取断裂带两侧各30 km作为投影带.图 11中的灰色圆圈为重定位后的地震，白色圆圈为1668年郯城81/2地震的震中，取其震源深度为25 km(Zhou et al., 2010; 李清河等，2014).
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图 11 沿郯庐断裂带的速度和泊松比剖面 (a) P波速度剖面；(b) S波速度剖面；(c) 泊松比剖面. Fig. 11 Seismic velocity profile along the Tan-Lu fault zone (a) VP; (b) VS; (c) Poison′s ratio. |
由图 11可以看出，沿郯庐断裂带P波、S波速度横向差异明显，速度结构呈现出明显的分段特征.沿郯庐断裂带可划分为三段(图 8、图 9、图 11(a，b))，即：庐江(LJ)以南段，庐江至郯城(TC)段及郯城以北段，郯城以北段又可以细分为郯城至五莲(WL)和五莲以北两个亚段.庐江以南段及郯城以北段地壳介质呈现相对高速，庐江至郯城段则为相对低速，郯城至五莲亚段地壳速度明显高于五莲以北亚段.图 11c为沿郯庐断裂带泊松比分布图.根据泊松比的横向差异性，同样可以将郯庐断裂带划分为三段，分段方式与速度结构分段性一致.庐江以南段和郯城以北段地壳介质泊松比表现为相对高值，庐江至郯城段则表现为相对低值，郯城至五莲亚段泊松比高于五莲以北亚段.本文利用地壳速度结构与介质泊松比对郯庐断裂带中南段分段性的认识与Wei等(2020)根据地壳厚度和波速比结果的分段性认识基本一致.李家灵等(1994)认为郯庐断裂带沂沭段(山东段)可划分为安丘段、莒县至郯城段、新沂至泗洪段.其中安丘段与本文划分的五莲以北亚段对应，莒县至郯城段与五莲至郯城亚段相对应.
郯庐断裂带中南段地壳结构分段与区域性断裂构造有较强的相关性(图 8—11).庐江以南段属于大别造山带，该段以六安断裂(f7)为北边界；六安断裂与铁佛沟断裂(f6)之间为庐江至郯城段，铁佛沟断裂与五莲—蓉城断裂(f2)之间为郯城至五莲亚段，五莲—蓉城断裂以北为五莲以北亚段.地壳结构的分段性与不同规模断裂构造之间的相关性，可能反映了郯庐断裂带多期构造活动特征.
郯庐断裂带中南段地壳结构的分段与地震活动具有较强的相关性(图 8—11).将郯庐断裂带内部地震活动与地壳速度结构、泊松比对比可以看出：(1)地震活动频度和强度较高的区域，地壳速度呈现相对高速，且有深大断裂发育，如庐江以南段(六安断裂(f7))、郯城至五莲段(苍尼断裂(f9)及无棣—益都断裂(f3))(图 11)；(2)地震活动与泊松比梯度有一定的相关性，如庐江以南段、郯城至五莲段等地震多发生在泊松比的梯度带上(图 11c).庐江以南段及郯城以北段的地震活动强度及频度明显高于庐江至郯城段，如1668年郯城M81/2地震、公元前700年山东诸城M7地震均发生在郯城以北段；1652年霍山M6地震发生在庐江以南段.郯城以北段强震的孕育机制可能与湿热的地幔上涌流体和岩石圈的拆沉作用有关(Lei et al., 2020).庐江以南段地震活动可能与该地区的火山活动、深部物质的侵入有关(Li et al., 2020).郯城至五莲段高频度的中小地震的活动可能与郯城地震长时间、慢衰减下的余震活动有关(朱艾斓等，2018)，也可能与郯庐断裂带对于区域应力场的响应有关(Bem et al., 2020).此外，6.0级以上的地震几乎都发生在高低速度的过渡带上(图 8、图 9)，中小地震多分布在速度梯度带上或速度梯度带靠近高速的一侧(Lei et al., 2008；Wang et al., 2017；Bem et al., 2020).
4 结论本文采用双差地震层析成像方法对郯庐断裂带中南段地壳速度和泊松比结构进行了研究，获得了郯庐断裂带中南段地壳结构的分段特征.郯庐断裂带中南段可划分为三段，即庐江以南段、庐江至郯城段及郯城以北段，郯城以北段可以细分为郯城至五莲和五莲以北两个亚段.各区段的边界多为地壳速度、泊松比的梯度带，且伴有深大断裂发育；沿郯庐断裂带地震活动呈现分段特征.郯庐断裂带中南段地壳结构分段性、地震活动的差异性可能与郯庐断裂带多期活动和深部物质的运移有关.
致谢 衷心感谢中国科学技术大学张海江教授无私提供的TOMODD程序.感谢审稿专家对本文提出的修改意见及建议.本文使用了GMT(Wessel et al.，2013)进行制图，山东省地震台网为本文提供了波形数据和余震序列地震目录.
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