郯廬斷裂帶中南段地殼厚度與泊松比研究

陳立藝， 王未來， 蔡光耀

中國地震局地球物理研究所， 北京 100081

0 引言

郯廬斷裂帶是中國東部最大的深大斷裂帶(李家靈等，1994a)，在中國境內(nèi)長2400 km，從湖北廣濟，向北經(jīng)過山東郯城，跨過渤海灣，一直延伸到俄羅斯(朱光等，2004；Xu, 1993).郯廬斷裂帶起源于印支期華北地塊和揚子地塊的碰撞，并于早白堊世發(fā)生大規(guī)模的左行平移(Yin and Nie, 1993；Li, 1994；朱光等，2001)；在晚白堊世時期，由于太平洋板塊的俯沖，又發(fā)育了強烈的伸展活動(朱光等，2001，2004，2008；Lei et al.，2018)；新生代以來，構(gòu)造應(yīng)力又變?yōu)橐詳D壓為主(王小鳳等，2000；朱光等，2002).由于郯廬斷裂帶的多期演化，構(gòu)成了其獨特的地質(zhì)構(gòu)造，因此對郯廬斷裂帶的研究有助于研究中國東部構(gòu)造演化.

位于渤海灣以南的郯廬斷裂帶中南段，是郯廬斷裂帶最早發(fā)育的區(qū)域，這里記錄著郯廬斷裂帶構(gòu)造演化的全過程.郯廬斷裂帶地震活動性較高的部分——沂沭斷裂帶、蘇魯高壓-超高壓變質(zhì)帶、成礦帶均位于渤海灣以南(滕吉文等，1983；Kern et al., 1999；徐紀人和趙志新，2004；董樹文等，2011)，并且這一區(qū)域還孕育了公元前70年的安邱地震和1668年的郯城地震.研究郯廬斷裂帶中南段及其鄰域的深部結(jié)構(gòu)，對了解郯廬斷裂帶的構(gòu)造演化過程、強震的孕震機制都具有重要意義.

莫霍面的起伏與地殼結(jié)構(gòu)及地球深部動力學(xué)過程緊密相連(張杰等，2020).近些年來，許多學(xué)者在郯廬斷裂帶中南段運用各種方法獲得了地殼厚度結(jié)果，主要包括人工測深剖面(DSS; 劉昌銓等，1987；張四維等，1988；鄭曄和滕吉文，1989；王椿鏞等，1997；Bai et al., 2007; Deng et al., 2013；徐濤等，2014；劉保金等，2015；段永紅等，2015)、接收函數(shù)(Chen et al., 2006；劉云昌等，2019；Wei et al., 2020).從人工測深剖面得到的結(jié)果是：蘇北盆地及其南部區(qū)域的地殼厚度約為31～32 km，位于郯廬斷裂帶西側(cè)的華北地塊約為35 km，魯西隆起的地殼厚度約為33～34 km，大別造山帶是郯廬斷裂帶沿線地殼厚度最大的區(qū)域，能達到37 km，大體上莫霍面為西深東淺的形態(tài).Wei等(2020)利用H-κ疊加方法獲得郯廬斷裂帶南段的西側(cè)地殼比東側(cè)更厚.劉云昌等(2019)利用接收函數(shù)分析獲得的結(jié)果顯示，位于斷裂帶西側(cè)的華北地塊的地殼要比東側(cè)揚子地塊的地殼薄3 km，這與人工測深剖面和Wei等(2020)得到的結(jié)果不一致.Chen等(2006)基于沿36.5°N布設(shè)的東西向密集臺陣數(shù)據(jù)，利用接收函數(shù)分析得到郯廬斷裂帶下方的莫霍面和巖石圈-軟流圈界面(LAB)存在上隆，這一點在段永紅等(2015)的人工測深剖面結(jié)果中也得到證實，但在Wei等(2020)的地殼厚度分布圖中，并沒有顯示出這一特征.各項研究成果之間存在一些差異，這需要更進一步的研究.

泊松比能夠反映巖石組分并約束地震波速度(Zandt and Ammon, 1995)，前人利用接收函數(shù)、層析成像方法獲得了郯廬斷裂帶中南段的泊松比分布.Wei等(2020)和何奕成等(2021)的結(jié)果均顯示在山東省內(nèi)郯廬斷裂帶下方的泊松比高于斷裂帶兩側(cè)的泊松比，在廬江至宿遷段，斷裂帶西側(cè)的泊松比明顯低于東側(cè)的泊松比.Wei等(2016)根據(jù)橫跨郯廬斷裂帶廬江—宿遷段的線性陣列得到的結(jié)果顯示斷裂帶下方的泊松比存在明顯的高值，但兩側(cè)的泊松比值沒有明顯的差異.不同研究結(jié)果之間的差異仍需要進一步的討論.郯廬斷裂帶及其鄰域存在沉積層，部分區(qū)域甚至厚達6 km(徐濤等，2014；劉保金等，2015；段永紅等，2015；秦晶晶等，2020)，厚沉積層的存在嚴重影響地殼平均泊松比的結(jié)果，因此還需要去除沉積層的影響來獲得一個更可靠的泊松比分布.

本文利用233個地震臺站的波形數(shù)據(jù)，基于接收函數(shù)H-κ疊加分析，去除了郯廬斷裂帶及鄰域內(nèi)沉積層的影響，獲得郯廬斷裂帶中南段的地殼厚度與地殼平均泊松比，并根據(jù)地質(zhì)學(xué)和地震學(xué)的特征進行分段，同時也討論了區(qū)域均衡情況以及1668年郯城地震的孕震環(huán)境.

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)

本文所使用的數(shù)據(jù)來自于研究區(qū)內(nèi)的共233個臺站(圖1)，包括119個寬頻帶固定臺站、54個喜馬拉雅三期流動臺站、中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所布設(shè)的34個的流動臺站、中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)布設(shè)的26個臺站.選取臺站運行期內(nèi)記錄的MS大于 5.5、震中距為30°～90°、震相清晰的遠震波形數(shù)據(jù)進行研究.圖2為喜馬拉雅三期臺陣的波形數(shù)據(jù)，波形數(shù)據(jù)質(zhì)量良好，可用于提取精確的接收函數(shù).

圖1 研究區(qū)臺站分布及地質(zhì)構(gòu)造背景紅色三角形表示固定臺站，藍色三角形表示喜馬拉雅三期臺陣，綠色三角形表示中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所布設(shè)的流動臺陣，黃色三角形表示中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)布設(shè)的流動臺陣.黑色粗線為主要斷裂，黃色五角星表示1668年郯城8.5級地震.Fig.1 Distribution of seismic stations and geological setting Red triangles indicate permanent stations. Blue triangles indicate temporary stations from ChinArray-Himalaya Phase Ⅲ. Green triangles indicate temporary stations from the Institute of Geology and Geophysics of the Chinese Academy of Sciences. Yellow triangles indicate temporary stations from the University of Science and Technology of China. Thick black lines show the main faults. Yellow star indicates the M 8.5 Tancheng earthquake in 1668.

圖2 喜馬拉雅三期臺陣的波形數(shù)據(jù)事件名為20190115U180634，震中距范圍為65°～74°.Fig.2 Waveform data from ChinArray-Himalaya Phase Ⅲ The event is 20190115U180634. The epicentral distance ranges from 65° to 74°.

在提取接收函數(shù)之前，要對波形數(shù)據(jù)進行預(yù)處理.截取理論P波到時-50～150 s的波形數(shù)據(jù)去趨勢、去均值，并在0.01～2 Hz進行帶通濾波(Chen et al.，2009).利用長短時窗能量均值比方法(STA/LTA)計算垂向波形信噪比，挑選出10個波形信噪比峰值大于4的臺站做波形互相關(guān)，擬合出參考波形.將每個臺站的波形與參考波形做互相關(guān)，只有互相關(guān)系數(shù)大于0.7且到時差小于 10 s的波形數(shù)據(jù)才能被進一步截取至-10～100 s來提取接收函數(shù).本文提取接收函數(shù)采用最大熵反褶積方法(吳慶舉等，2003)，高斯濾波系數(shù)取2.0，水準量系數(shù)取0.001.

1.2 H-κ疊加

接收函數(shù)H-κ疊加(Zhu and Kanamori, 2000)是利用莫霍面的初次轉(zhuǎn)換波(Ps)和多次轉(zhuǎn)換波(PpPs和PpSs+PsPs)與直達P波的到時差來估算地殼厚度H與波速比κ.各轉(zhuǎn)換波與直達P波的到時差為

(1)

(2)

(3)

其中，p為直達P波的射線參數(shù)，VP為地殼平均P波速度.H-κ疊加方程為

s(H,κ)=w1r(T1)+w2r(T2)-w3r(T3)，

(4)

1.3 去除沉積層影響的H-κ疊加

沉積層產(chǎn)生的震蕩波會掩蓋殼幔邊界的Ps轉(zhuǎn)換波，會嚴重影響H-κ疊加結(jié)果(Yu et al., 2015；圖3b).當沉積層厚度超過3 km時，H-κ疊加結(jié)果超出80%置信區(qū)間范圍(羅艷等，2008).根據(jù)沉積層厚度與接收函數(shù)首到波峰延遲時間的非線性關(guān)系(圖4；羅艷等，2008)，我們發(fā)現(xiàn)在研究區(qū)內(nèi)一些臺站下方的沉積層厚度超過3 km.通過改進方法可以增加在復(fù)雜情況下結(jié)果可靠性(Yu et al., 2015; Miao et al., 2021; Zheng et al., 2022)，本文利用Yu等(2015) 提出的方法去除了震蕩波的影響，獲得了研究區(qū)的地殼厚度與泊松比.Yu等(2015)設(shè)計了一個(1+r0e-iω Δt)的共振消除濾波來消除沉積層產(chǎn)生的多次震蕩波的影響，令莫霍面轉(zhuǎn)換波震相顯示清晰.其表示為

F(iω)=H(iω)(1+r0e-iωΔt)，

(5)

F(iω)為去除震蕩波后的接收函數(shù)頻譜，H(iω)為原始接收函數(shù)的頻譜，r0為反射強度，表示為第一個波谷的振幅與第一個波峰的振幅之比，Δt為第一個波峰和第一個波谷之間的時差，通常利用接收函數(shù)的歸一化自相關(guān)系數(shù)來確定r0和Δt的值.每條接收函數(shù)對應(yīng)一組(r0,Δt).

濾波后的接收函數(shù)可以利用加入時差校正后的H-κ疊加方法獲得結(jié)晶地殼的厚度與波速比：

s(H,κ)=w1r(T1+δt)+w2r(T2+Δt-δt)

-w3r(T3+Δt)，

(6)

其中δt為沉積層的轉(zhuǎn)換波相對于直達P波的延遲時間，其余參數(shù)表示與方程(4)相同.同理獲得沉積層的厚度與波速比：

s(H,κ)=w4r(T4)+w2r(T2)-w3r(T3)，

(7)

其中，T4為沉積層轉(zhuǎn)換波穿過結(jié)晶地殼和沉積層的理論到時，w4為相應(yīng)的加權(quán)系數(shù).

臺站H3.T18的原始接收函數(shù)受沉積層震蕩波的影響較為嚴重，接收函數(shù)各震相顯示不清晰，H-κ疊加圖譜的極值也不集中(圖3(b、e)).在去除了沉積層的影響后，接收函數(shù)各震相顯示清晰，獲得的疊加結(jié)果也更加可靠(圖3(c、f)).

圖3 臺站的接收函數(shù)和H-κ疊加圖譜臺站X3.37365的接收函數(shù)(a)和相應(yīng)的H-κ疊加圖譜(d)；臺站H3.T18初始的接收函數(shù)(b)和相應(yīng)的H-κ疊加圖譜(e)，以及去除沉積層影響后的接收函數(shù)(c)和相應(yīng)的結(jié)晶地殼的H-κ疊加圖譜(f).Fig.3 Two examples of estimated receiver function and H-κ stacking amplitude spectrum(a) and (d) represent the receiver function and corresponding H-κ stacking results at station X3.37365, respectively. (b) and (e) represent the initial receiver function and corresponding H-κ stacking results at station H3.T18, respectively. (c) and (f) represent receiver function and H-κ stacking results of crystalline crust at station H3.T18 after removing the influence of sediment, respectively.

圖4 沉積層厚度與首峰延遲時間的關(guān)系(修正自羅艷等(2008))Fig.4 Relation between the sediment thickness and the delay time of first arrival peak (modified from Luo et al. (2008))

2 結(jié)果

本文基于233個地震臺站的波形數(shù)據(jù)，將沉積層厚度、地殼厚度與泊松比插值到整個研究區(qū)，得到郯廬斷裂帶中南段的沉積層厚度(圖5)、地殼厚度(圖6a)與地殼泊松比(圖6b)分布圖.

圖5 沉積層厚度分布圖白色三角形表示臺站分布.Fig.5 Sedimentary thickness distribution map White triangle indicates seismic stations.

圖6 H-κ疊加獲得的地殼厚度(a)與泊松比(b)分布圖Fig.6 (a) Crustal thicknesses and (b) Poisson′s ratios from H-κ stacking

2.1 沉積層厚度分布

根據(jù)前人研究(徐濤等，2014；劉保金等，2015；段永紅等，2015；秦晶晶等，2020)，郯廬斷裂帶下方存在沉積層，但下方存在沉積層的臺站獲得的接收函數(shù)并非都有震蕩波.并且利用方程(7)獲得的沉積層的疊加圖譜在波速比方向上變化梯度過大，較小的厚度變化會引起波速比的劇烈變化(Yu et al., 2015)，較難獲得一個穩(wěn)定的沉積層厚度.因此我們采用利用延遲時間計算沉積層厚度的方法來獲得沉積層厚度分布(羅艷等，2008).

較厚的沉積層主要分布在研究區(qū)的中段和北段(圖5).在研究區(qū)中部，斷裂帶沿線的沉積層較厚，厚度約為2 km，斷裂帶東側(cè)的蘇北盆地存在大面積較厚的沉積層，厚度約在2.5 km，有些臺站下方的沉積層厚度甚至能達到4 km.在研究區(qū)北部，斷裂帶下方和五蓮—蓉城斷裂附近也存在2 km厚的沉積層.其他區(qū)域的沉積層較薄，在大別造山帶、江南隆起、魯西隆起這些區(qū)域，幾乎不受沉積層的影響.

2.2 地殼厚度分布

對于不受沉積層影響的臺站，地殼厚度取H-κ疊加獲得的結(jié)果；對于受到沉積層影響的臺站，地殼厚度取根據(jù)延遲時間計算的沉積層厚度與根據(jù)Yu等(2015)的方法計算的結(jié)晶地殼厚度之和.

研究區(qū)內(nèi)的地殼厚度主要分布在30～37 km范圍內(nèi)，并且在南北方向上存在明顯的分段差異(圖6a).在32°N以南，郯廬斷裂帶西側(cè)的大別造山帶的地殼厚度約為37 km，東側(cè)的地殼厚度為32 km，斷裂帶東西兩側(cè)存在明顯的地殼厚度差異，位于郯廬斷裂帶東側(cè)且距離較遠的江南隆起與大別造山帶的地殼厚度相同.在32°N—34.5°N，斷裂帶西側(cè)的平均地殼厚度約為33 km，東側(cè)的平均地殼厚度約為30 km，斷裂帶兩側(cè)也存在明顯的地殼厚度差異，但整體較32°N以南段更薄.在34.5°N以北，郯廬斷裂帶沿線的地殼厚度約為32 km，兩側(cè)的厚度約為35 km，地殼厚度自西向東呈現(xiàn)出“厚-薄-厚”的形態(tài).

根據(jù)人工測深剖面的結(jié)果，不同區(qū)域的地殼平均P波速度不一致，變化范圍為6.25～6.4 km·s-1，變化幅度在0.15 km·s-1以內(nèi)；我們在進行H-κ疊加計算時，Vp設(shè)置為 6.3 km·s-1.Vp變化 0.1 km·s-1，地殼厚度變化不超過 0.5 km(Zhu and Kanamori，2000).因此，H-κ疊加得到的地殼厚度受VP取值的影響不超過0.8 km，可靠性較高.

我們將H-κ疊加得到的地殼厚度與5條DSS剖面結(jié)果進行對比(圖7；劉昌銓等，1987；張四維等，1988；白志明和王椿鏞，2006；滕吉文等，1985；鄭曄和滕吉文，1989；王椿鏞等，1997；Bai et al., 2007；徐濤等，2014).二者結(jié)果相差較小，所有臺站的厚度差在4 km以內(nèi).在P1剖面上，H-κ疊加得到的地殼厚度在斷裂帶下方更薄，在蘇北盆地略高于DSS剖面的結(jié)果.在P2剖面上，H-κ疊加結(jié)果整體較DSS剖面的結(jié)果更小，我們認為這是由于去除了沉積層中震蕩波的影響使得計算的地殼厚度更薄.在P3和P4剖面上，H-κ疊加結(jié)果在郯廬斷裂帶西側(cè)更厚，在東側(cè)更薄，莫霍面西高東低的特征更為明顯.在P5測線的南部，H-κ疊加得到的下?lián)P子塊體的地殼更薄.

圖7 H-κ疊加與人工測深剖面得到的地殼厚度之間的差異P1：泗水—連云港剖面(劉昌銓等，1987)；P2：符離集—奉賢剖面(張四維等，1988；白志明和王椿鏞，2006)；P3：宜興—利辛剖面(徐濤，2014)；P4：隨縣—馬鞍山剖面(滕吉文等，1985；鄭曄和滕吉文，1989)；P5：莊墓—張公渡剖面(王椿鏞等，1997).圓圈表示用于比較的臺站，用不同顏色表示地殼厚度差值的大小.斷層表示同圖1.Fig.7 Crustal thickness differences between this study and the DSS profileP1: Sishui-Lianyungang profile, P2: Fuliji-Fengxian profile, P3: Yixing-Lixin profile, P4: Suixian-Ma′anshan profile, P5: Zhuangmu-Zhanggongdu profile. Circles indicate the station for comparison;colors indicate the crustal thickness differences. The faults are the same as in Fig.1.

我們也將H-κ疊加結(jié)果與Wei等(2020)的接收函數(shù)成像結(jié)果進行比較.二者結(jié)果整體表現(xiàn)較為一致，在34.5°N以南均獲得斷裂帶兩側(cè)莫霍面西深東淺的特征，且大別造山帶的地殼最厚.在33°N附近的下?lián)P子塊體，Wei等(2020)的部分臺站獲得的地殼厚度低于26 km，而我們得到的地殼厚度為30 km，我們認為Wei等(2020)的這一結(jié)果可能是不同方位上波形差異較大所導(dǎo)致的.因為當臺站位于斷層附近或者臺站下方存在傾斜莫霍面時，不同反方位角方向上的接收函數(shù)不同，H-κ疊加獲得的地殼厚度值也不同(Wang et al., 2017a).真實的地殼厚度可以利用莫霍面上傾的反方位角范圍內(nèi)的接收函數(shù)計算得到，而利用莫霍面下傾的反方位角范圍內(nèi)的接收函數(shù)計算得到的地殼厚度值會偏小(Wang et al., 2010b).因此在進行疊加計算時，我們參考了周邊臺站的數(shù)據(jù)，去除了波形存在異常的方位上的數(shù)據(jù).并且在34.5°N以北，我們獲得了沿郯廬斷裂帶更為清晰的莫霍面隆起帶，在34.5°N—36.5°N范圍內(nèi)郯廬斷裂帶沿線的地殼厚度較兩側(cè)更薄.

2.3 泊松比分布

對于不受沉積層影響的臺站，泊松比取H-κ疊加獲得的結(jié)果；對于受到沉積層影響的臺站，泊松比取自結(jié)晶地殼的泊松比.一方面是因為沉積層的疊加圖譜在波速比方向上變化梯度過大，較小的厚度變化會引起波速比的劇烈變化(Yu et al., 2015)；另一方面，相較于淺表較薄的沉積層，結(jié)晶地殼的泊松比變化才是我們關(guān)注的重點

研究區(qū)內(nèi)泊松比(σ)整體介于0.22～0.3之間(圖6b).Zandt和Ammon(1995)以0.26、0.28為分界點，將地殼平均泊松比分為低值、中值和高值，所對應(yīng)的地殼物質(zhì)組分分別以酸性長英質(zhì)巖石、中基性巖石、基性鐵鎂質(zhì)巖石為主.郯廬斷裂帶沿線的泊松比大多超過0.28，表現(xiàn)出高泊松比的特征；高泊松比除指示鐵鎂質(zhì)巖石外，還可能指示部分熔融(Zandt and Ammon, 1995).葛粲等(2011)認為大陸內(nèi)鐵鎂質(zhì)巖石比重增加，并不會使σ達到0.29，而部分熔融可以使σ超過0.3.同時，地震層析成像、巖石、地熱、地磁等方面的研究都證明，郯廬斷裂帶切穿地殼，成為地幔熱物質(zhì)上涌的主要通道(邱檢生等，1996；牛漫蘭等，2001；邱楠生等，2007；Zheng et al., 2008；Deng et al., 2013；Jiang et al., 2016；王德華等，2018；Lei et al., 2020；Peng et al., 2020)，熱侵蝕和化學(xué)侵蝕的共同作用造成郯廬斷裂帶沿線的高泊松比.

在郯廬斷裂帶的最南端，并沒有表現(xiàn)出高泊松比的特征,這一結(jié)果與前人使用接收函數(shù)的研究結(jié)果表現(xiàn)一致(Wei et al., 2020；楊曉瑜和李永華，2021；Liu et al., 2022).我們認為，在該區(qū)域斷裂帶并未切穿地殼(Bai et al., 2007)，地幔熱物質(zhì)上涌活動在這里并不強烈，所以該地才顯示為低泊松比.蘇北盆地沿海區(qū)域也存在高泊松比，這是由于較厚的沉積層導(dǎo)致的.

3 討論

3.1 地殼厚度與均衡

為進一步理解H-κ疊加獲得的地殼厚度的區(qū)域變化情況，我們考慮地表起伏對地殼厚度變化的影響.根據(jù)艾里地殼均衡理論，地殼厚度H與地表高程h存在以下的關(guān)系(Wang et al., 2010a)：

H=h(1+ρt/Δρ)+H0，

(8)

式中，ρt為地形密度，Δρ為殼幔之間的密度差，H0為海平面以下的平均地殼厚度.地表高程數(shù)據(jù)來自于數(shù)字高程模型ETOPO1(Amante and Eakins, 2009)，ρt取2.67g·cm-3,上地幔密度取3.33 g·cm-3(Wang et al., 2022)，Δρ取0.66 g·cm-3.中國東部沿海地區(qū)的地殼厚度大致約為30～32 km(馮銳，1985)，此處H0取31 km.

按照構(gòu)造特征和演化歷史，江蘇新沂是郯廬斷裂帶中段和南段的分界點(王小鳳等，2000)，我們也在新沂的南北兩側(cè)觀察到了不同的地殼厚度分布特征.同時，郯廬斷裂帶的走向從廬江以南的NW走向轉(zhuǎn)變?yōu)閺]江以北的NNW走向，廬江以南的地殼也較廬江以北的地殼更厚.因此，我們以新沂、廬江為界，將郯廬斷裂帶中南段分為三部分，以達到與地質(zhì)學(xué)上的統(tǒng)一.我們在三個分段區(qū)各選取了一條跨斷裂帶的剖面(圖6a)，繪制出這三條剖面上的地表起伏、根據(jù)艾里均衡理論計算的地殼厚度和H-κ疊加得到的地殼厚度(圖8).

圖8 地表起伏與地殼厚度分布圖剖面位置在圖6a中顯示， (a) 剖面AA′； (b) 剖面BB′； (c) 剖面CC′.每個子圖上半部分的灰色陰影表示該剖面40 km范圍內(nèi)的地表起伏范圍，粗黑線表示地表起伏的中值；子圖下半部分的黑線表示H-κ疊加得到的地殼厚度，紅線表示根據(jù)艾里均衡理論計算的地殼厚度.Fig.8 Surface undulation and crustal thickness distribution The locations of the profiles are shown in Fig.6a. (a) Profile AA′; (b) Profile BB′; (c) Profile CC′. Gray shading in the top half of each subplot indicates the surface undulation range within 40 km of the corresponding point. The thick black line indicates the median value of surface undulation within 40 km. Black lines and red lines in the bottom half of each subplot indicate the crustal thickness obtained by H-κ stacking and Airy isostasy theory, respectively.

剖面AA′位于廬江以南段，剖面自西向東分別經(jīng)過大別造山帶、下?lián)P子坳陷和江南隆起，對應(yīng)的平均地表高程分別為310、25和310 m，表現(xiàn)為先變低再變高，與地殼厚度先變薄再變厚的變化特征相一致(圖8a)，圖8a中根據(jù)艾里地殼均衡理論計算出來的地殼厚度與H-κ疊加得到的地殼厚度表現(xiàn)較為一致，該區(qū)域基本符合艾里地殼均衡模型.斷裂帶西側(cè)的大別造山帶是印支期華北板塊和揚子板塊碰撞形成的超高壓變質(zhì)帶(徐紀人和趙志新，2004；張交東等，2012；Zhang et al., 2009)，大別造山帶內(nèi)存在高壓變質(zhì)巖石，其中主要成分為高密度的鐵鎂質(zhì)巖石，這使得上地殼P波存在高速異常和高電阻率(Okay，1993；Ernst et al., 1995；楊文采，2003；趙志新和徐紀人，2009).重力反演結(jié)果顯示大別造山帶中地殼存在一個薄的低密度層(Deng et al., 2014；Deng and Levandowski, 2018)，下地殼山根的P波速度也表現(xiàn)為低速(趙志新和徐紀人，2009).我們認為大別造山帶復(fù)雜的構(gòu)造和物質(zhì)成分導(dǎo)致了這種高、低密度異常的分布，但是在整個地殼范圍內(nèi)，大別造山帶的殼內(nèi)平均密度與斷裂帶東側(cè)的下?lián)P子坳陷、江南隆起的殼內(nèi)平均密度相類似，符合艾里地殼均衡模型.

剖面BB′位于廬江—新沂段，郯廬斷裂帶兩側(cè)的地表高程差異不大(圖8b、圖9)，西側(cè)的平均高程比東側(cè)高15 m，理論上地殼厚度差異不大(圖8b)，但實際上郯廬斷裂帶兩側(cè)存在約3 km的地殼厚度差異，該區(qū)域不符合艾里地殼均衡模型.華北克拉通三維密度結(jié)構(gòu)顯示(王新勝等，2012)，在地殼內(nèi)部，斷裂帶西側(cè)存在更為明顯的低密度異常；在巖石圈地幔內(nèi)，斷裂帶西側(cè)的高密度異常較東側(cè)更為明顯.與該段斷裂帶東西兩側(cè)的差異相類似的是，四川盆地和鄂爾多斯盆地二者之間的差異：四川盆地和鄂爾多斯盆地的地殼厚度相似，但四川盆地的地表高程明顯低于鄂爾多斯盆地，這是由于四川盆地密度較高的巖石圈將整個地殼向下拖拽導(dǎo)致的(Wang et al., 2017b).因此，我們認為造成郯廬斷裂帶東西兩側(cè)差異的原因，可能與造成四川盆地和鄂爾多斯盆地差異的原因相同，是位于斷裂帶西側(cè)的華北克拉通的巖石圈比位于斷裂帶東側(cè)的揚子克拉通的巖石圈密度更高，更高密度的巖石圈會產(chǎn)生向下的“拖拽力”(Deng et al., 2014; Wang et al., 2017b)，導(dǎo)致莫霍面相對于理論值偏深.

剖面CC′位于新沂以北段，地表高程的變化較小，但地殼厚度變化較大(圖8c、圖9).圖8c中根據(jù)艾里均衡理論計算的地殼厚度與H-κ疊加得到的地殼厚度僅在斷裂帶下方表現(xiàn)較為一致，但在斷裂帶兩側(cè)H-κ疊加得到的地殼厚度更厚.在斷裂帶兩側(cè)，H-κ疊加得到的地殼厚度比艾里地殼均衡理論計算的地殼厚度更厚這一特征，與廬江—新沂段斷裂帶西側(cè)的情況類似(圖8b)，該區(qū)域也基本位于華北克拉通塊體.

圖9 臺站下方的地殼厚度與地表高程之間的相關(guān)性紅色圓點表示新沂以北的臺站，黃色圓點表示新沂—廬江段的臺站，藍色圓點表示廬江以南的臺站.Fig.9 The relationship between the crustal thickness and elevation The red circles represent the stations to the north of Xinyi. The yellow circles represent the stations in the area of Lujiang-Xinyi. The blue circles represent the stations to the south of Lujiang.

3.2 郯城8.5級地震的孕震環(huán)境

有記錄以來，1668年郯城8.5級地震是郯廬斷裂帶中南段發(fā)生的最大的地震，震中位于郯城、臨沂、臨沭三縣的交界位置(高維明等，1988)，屬于殼內(nèi)地震(Wang and Gao, 1996; Li and Hou, 2019).根據(jù)實地勘察發(fā)現(xiàn)，發(fā)震斷層是一條高角度的右旋走滑逆沖斷層(王華林和耿杰，1996)，整體呈NNW走向，造成的地表破裂范圍為120～230 km(高維明等，1988；王華林，1995；晁洪太等, 1997；曹筠等，2015)，其中斷層最大的水平位移為7～9 m(李家靈等, 1994a,b；Jiang et al., 2016).郯廬斷裂帶中部沿著郯城地震破裂帶線性分布的地震(圖10)也被認為是郯城地震長期衰減過程中的余震活動.

圖10 研究區(qū)北部的地質(zhì)構(gòu)造圖，范圍為圖1中紅框內(nèi)區(qū)域白色小圓點為2012—2021年該區(qū)域的1～3.5級地震(數(shù)據(jù)來自中國地震臺網(wǎng)中心)，不同的背景顏色代表不同的地殼厚度.F1：鄌郚—葛溝斷裂；F2：沂水—湯頭斷裂；F3：昌邑—大店斷裂；F4：安邱—莒縣斷裂，其他斷裂同圖1.Fig.10 Geological setting for the northern part of the study region, as shown by the red rectangle in Fig.1 White circles represent M 0.5～3.5 earthquakes from 2012 to 2021 (data from China Earthquake Networks Center). Colors represent different crustal thicknesses. F1: Tangwu—Gegou fault, F2: Yishui—Tangtou fault, F3: Changyi—Dadian fault, F4: Anqiu—Juxian fault, other faults are the same as shown in Fig.1.

莫霍面在廬江—新沂段表現(xiàn)為西高東低，在新沂以北段表現(xiàn)為斷裂帶下方的隆起(圖6a、圖8).對于廬江—新沂段斷裂帶東側(cè)的地塊，其西側(cè)和北側(cè)地塊的莫霍面都比它更深(圖8(a，b)).深部巖石圈的應(yīng)力在傳遞過程中，莫霍面之間的不平滑過渡阻礙了應(yīng)力的傳遞，這類似于凹凸體形成的閉鎖環(huán)境(Chen et al., 2022)，應(yīng)力容易在廬江—新沂段斷裂帶東側(cè)地塊的西側(cè)和北側(cè)的不平滑過渡面集中，這兩個過渡面的相交位置位于郯城地震破裂范圍內(nèi)，是應(yīng)力最容易集中的位置.同時，這兩個過渡面也是華北克拉通與揚子克拉通這兩個活動塊體的邊界，應(yīng)力也容易在此處集中(張國民等，2005).

郯廬斷裂帶從南部“一塹一壘”的構(gòu)造形態(tài)(王小鳳等，2000；國家地震局地質(zhì)研究所，1987)變?yōu)楸辈俊皟蓧q夾一壘”的構(gòu)造形態(tài)(劉保金等，2015).在自南向北發(fā)育過程中，斷裂帶在郯城附近發(fā)生了分叉(圖10).在郯城地震的破裂范圍內(nèi)，位于郯廬斷裂帶西側(cè)的蒼尼斷裂直接穿過郯廬斷裂帶，與郯廬斷裂帶相交(圖10)；郯廬斷裂帶東側(cè)的五蓮—蓉城斷裂也與郯廬斷裂帶相交.郯城既是郯廬斷裂帶的分叉位置，又是多條斷裂的交匯位置.分叉區(qū)是地質(zhì)非均質(zhì)性最大的區(qū)域，承受的應(yīng)力非均質(zhì)性也是最大的，容易誘發(fā)大地震(Huang et al., 2011；Sahara et al., 2018).

4 結(jié)論

本文利用密集臺陣波形資料，采用接收函數(shù)H-κ疊加方法對郯廬斷裂帶中南段的地殼厚度與泊松比進行研究，獲得了以下認識：

(1)以廬江和新沂為分段點，研究區(qū)內(nèi)的地殼厚度分布呈現(xiàn)南北向分段特征，這種分段特征與地質(zhì)上的分段相統(tǒng)一.在廬江以南段，郯廬斷裂帶西側(cè)的地殼厚度約為37 km，東側(cè)的地殼厚度約為32 km，斷裂帶東西兩側(cè)存在約5 km地殼厚度差異.在廬江—新沂段，斷裂帶西側(cè)的地殼厚度約為33 km，東側(cè)的地殼厚度約為30 km，郯廬斷裂帶東西兩側(cè)存在約3 km的地殼厚度差異；在新沂以北段，郯廬斷裂帶沿線的地殼厚度約為32 km，兩側(cè)的厚度約為35 km，斷裂帶下方的莫霍面出現(xiàn)明顯上隆.郯廬斷裂帶沿線的泊松比大多超過0.28，表現(xiàn)出高泊松比的特征，這可能是由于地幔的熱侵蝕和化學(xué)侵蝕導(dǎo)致的.

(2)根據(jù)艾里地殼均衡模型，在廬江以南段，地殼厚度與地表高程的變化相關(guān)性較高，該區(qū)域基本符合艾里地殼均衡模型.在廬江—新沂段，斷裂帶兩側(cè)地表高程基本相同，地殼厚度存在約3 km的差異，這表明該區(qū)域不符合艾里地殼均衡模型.這可能與斷裂帶西側(cè)的華北克拉通的巖石圈比東側(cè)揚子克拉通具有更高的密度有關(guān)，高密度的巖石圈會產(chǎn)生向下的“拖拽力”從而導(dǎo)致莫霍面相對理論值偏深.在新沂以北段，地殼厚度比理論值更厚，這與廬江—新沂段斷裂帶西側(cè)的情況類似，該區(qū)域基本位于華北克拉通塊體.

(3)在郯城地震破裂范圍內(nèi)，存在三類結(jié)構(gòu)特征：莫霍面存在不平滑的過渡；華北克拉通塊體與揚子克拉通塊體的邊界；郯廬斷裂帶在此分叉，并與蒼尼斷裂、五蓮—蓉城斷裂相交.以上這些結(jié)構(gòu)特征都讓應(yīng)力更容易集中，共同作用孕育了1668年郯城8.5級地震.

致謝感謝中國地震局地球物理研究所“中國地震科學(xué)探測臺陣數(shù)據(jù)中心”提供的數(shù)據(jù)資料，以及匿名審稿人和主編對本文的有益意見.