密集台阵背景噪声成像揭示郯庐断裂带潍坊段地壳浅层速度结构及变形特征

靳佳琪，罗松，姚华建,2*，田晓峰

1 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026 2 中国科学技术大学蒙城地球物理国家野外科学观测研究站，安徽蒙城 230026 3 中国地震局地球物理勘探中心，郑州 450003

0 引言

郯庐断裂带位于中国东部,总体呈S型,走向为NNE向,规模巨大,构造活动复杂(徐嘉炜和马国锋, 1992; 万天丰等, 1996).该断裂带全长约3600 km,在我国境内延伸约2400 km(方仲景等, 1986).根据地球物理场特征、构造习性、地震活动性、平面展布特征等,通常将其分为北、中、南三段(张鹏等, 2007).目前,关于郯庐断裂带晚中生代以来的构造活动包括左旋走滑、伸展、挤压等已达成初步共识(徐嘉炜, 1980; 徐嘉炜等, 1995; 牛漫兰等, 2001),但也有学者认为其左旋走滑和伸展是多期次的,并在新生代挤压期,存在右旋走滑运动(王小凤, 2000; 李洪奎, 2010).对于郯庐断裂带构造演化的动力来源,学界普遍接受其与古、新太平洋板块的俯冲、后撤及印度板块的北向碰撞有关(朱光等, 2001, 2002, 2003).这些多期次的构造活动对郯庐断裂带深浅部结构和构造变形起到了重要作用.

本文研究区位于沂沭断裂带北部——潍坊段.沂沭断裂带属于郯庐断裂带中段(图1a),途经山东、江苏境内,全长约360 km,主体呈10°N—25°N展布(严乐佳等, 2014),东西两侧分别为鲁东和鲁西地块.该段是郯庐断裂带的主体,也是郯庐断裂带上构造行迹出露最清晰的区段,同时还是第四纪以来构造活动最为强烈的部分(郑朗荪等, 1988).它由4条主干断裂和一系列呈NNE向、NE向和NW向的次级断裂组成(邹为雷和沈远超, 2001).其中4条主干断裂,自东向西分别为昌邑—大店断裂(F1)、安丘—莒县断裂(F2)、沂水—汤头断裂(F3)和鄌郚—葛沟断裂(F4).这4条主断裂构成了“两堑夹一垒”的复式地堑构造.东、西地堑分别以F1、F2和F3、F4为边界,两地堑中间为汞丹山凸起.现今普遍认为郯庐断裂带的伸展作用,控制了沂沭段垒堑构造的发育(Zhu et al., 2010; Zhu and Shi, 2011).研究该区浅层精细结构及变形特征,有助于深入了解郯庐断裂带潍坊段的深部动力学过程.同时,该区位于华北克拉通东部,对揭示华北克拉通破坏造成的浅部响应具有重要意义.此外,郯庐断裂带在山东境内沿线经过人口稠密区,未来发生大地震的可能性尚不清楚,因此对郯庐断裂带潍坊段的浅层结构开展研究可以为该地区的地震危险性评估提供重要参考模型.

图1 (a)研究区位置及近代中小型地震分布(3≤MS≤5).黑色实线为主要断裂(邓起东等, 2002).黄色圆圈代表1970—2017年间的中小型地震(来源于中国地震台网中心), 圆圈大小反映震级大小.郯庐断裂带中南段经过的主要城市包括：昌邑(CY)、潍坊(WF)、安丘(AQ)、沂水(YS)、临沂(LY)、郯城(TC)、嘉山(JS)、合肥(HF)、庐江(LJ).(b)研究区台站分布及主要地质构造单元.蓝色三角形代表台站, 红色三角形指示图2中的0533台.黑色粗实线为主要断裂, 其中郯庐断裂带(Tanlu Fault Zone)的四条分支包括昌邑—大店断裂(CY-DD fault)、安丘—莒县断裂(AQ-JX fault)、沂水—汤头断裂(YS-TT fault)和鄌郚—葛沟断裂(TW-GG fault).此外研究区内还有上五井断裂(SWJ fault)、李家庄断裂(LJZ fault)和景芝断裂(JZ fault).黑色虚线为构造边界.研究区内的主要地质构造单元有：潍北凹陷(WB depression)、潍县凸起(WX uplift)、潍坊凹陷(WF depression)和汞丹山凸起(GDS uplift).研究区内还包括鲁西隆起(LX uplift)和鲁东地体(LD terrane).研究区内的主要城市有：昌邑(CY)、潍坊(WF)、昌乐(CL)、临朐(LQ)和安丘(AQ)

前人在地质、地貌、岩石学、同位素年代学、地球化学等方面的研究构建了郯庐断裂带的构造演化历史.构造活动必然会引起地下结构变形,而地震成像方法是获得地下结构和变形特征的核心手段之一.接收函数结果(Chen et al., 2006; Li et al., 2014)显示郯庐断裂带下方存在莫霍面上隆,表明其可能作为软流圈物质上涌的通道.体波层析成像结果(李志伟等, 2006; 张岭等, 2007; 黄耘等, 2011; 熊振等, 2016)表明郯庐断裂带为一条切穿岩石圈的深大断裂带,且表现出明显的构造块体边界特征.面波层析成像结果(徐果明等, 2000; 何正勤等, 2002; 易桂喜等, 2008)揭示出郯庐断裂带速度结构的分区分块特征明显,且与大地构造单元有密切的对应关系.背景噪声成像结果(吴萍萍等, 2015; 欧阳龙斌等, 2015; 孟亚锋等, 2019; 顾勤平等, 2020)揭示了郯庐断裂带中南段及其邻区地壳上地幔速度结构具有横向分块和纵向成层的非均匀性特征.

上述研究成果主要集中在郯庐断裂带中南段,并且研究区域和研究尺度较大,成像精度相对较低.近年来,一些学者对山东地区进行了地球物理研究.例如,苗庆杰等(2016)基于剪切波分裂,获得了山东地区15个台站的剪切波分裂参数,然而该方法仅能反映台站下方平均的各向异性特征,难以反映潍坊段的精细变形特征.苏道磊等(2016)利用三维射线追踪技术,反演得到了山东地区地壳三维P波速度结构,但台站分布较为稀疏,在断裂带潍坊段的成像精度仍然有限.Wei等(2020)利用接收函数和面波数据的联合反演,得到郯庐断裂带中南段的地壳结构.他们的成像结果虽然包含我们的研究区,但对浅层结构的分辨率相对较低.申金超等(2016)和曲平等(2020)应用远震接收函数,得到山东地区的地壳厚度和泊松比分布,对该区的深部动力学过程有一定的启示.近年来,也有学者专门针对本研究区进行了地震成像方面的研究.Ma等(2020)采用与我们相同的数据集,基于传统面波成像法(“两步法”),反演得到了断裂带潍坊段8 km深度内的三维S波速度模型,但他们并未涉及各向异性及变形特征研究,对深部动力学过程的探讨较为有限.

地震波各向异性主要表现为地震波沿不同偏振方向或不同方位角传播时具有不同的波速.前者被称为径向各向异性,后者被称为方位各向异性.地球内部介质具有各向异性特征.通常,在上地壳顶部,各向异性主要来源于微裂缝及裂缝充填物的定向排列(SPO,shape-preferred orientation)(Leary et al., 1990);而在中下地壳及上地幔顶部,各向异性主要来源于成岩矿物晶格的定向排列(LPO,lattice-preferred orientation),例如地壳中的角闪石和云母、上地幔中的辉石和橄榄石(Weiss et al., 1999).对地下结构开展方位各向异性研究,可以得到波速随方位角的变化情况,进而为区域地下介质的构造演化和变形机制提供依据,是全面认识地下结构的重要手段.

我们的研究区范围为118.5°E—119.85°E、36.3°N—37°N(图1).研究区南部包含沂沭断裂带的4条主干断裂,到北部,断裂带仅出露2条.东西断裂之间发育了新生代的凸起和凹陷,自北向南依次为潍北凹陷、潍县凸起、潍坊凹陷和汞丹山凸起等地质构造单元.本研究利用郯庐断裂带潍坊段短周期密集流动台站的背景噪声数据,基于面波直接成像方法(Fang et al., 2015; Liu et al., 2019),反演得到了该区地壳浅层(0～7.5 km)三维高分辨率各向同性和方位各向异性横波速度模型.结合新模型所揭示的异常体特征和区域构造背景,我们详细讨论了断裂带东、西支的差异特征和凹隆构造单元的变形机制,并将地壳浅层精细结构及区域地震活动性特征与郯庐断裂带南段进行对比,以探究郯庐断裂带的分段性特征.

1 数据和方法

1.1 背景噪声互相关计算

我们使用的数据来自中国地震局地球物理勘探中心布设在山东潍坊及其周边地区的302个短周期流动台站组成的面状密集台阵.台站均匀排列为北北东倾斜方向、与断裂带走向基本一致的平行四边形.台站间隔约为5 km(图1b),仪器是自然周期为5 s的三分量EPS地震仪.数据记录时间段为2017年8月至10月.

在噪声源分布较为均匀的情况下,利用背景噪声垂向分量连续波形数据的互相关函数,可以获得面波经验格林函数,进一步可以提取Rayleigh面波的频散曲线.我们参考了Bensen等(2007)和Zhang等(2018)提出的数据处理流程.首先将连续波形分割成以天为单位的记录,并将波形数据重采样至10 Hz.然后对波形数据进行去除仪器响应、去均值、去趋势.为了压制地震和单一频率固定噪声源等异常信号,我们对数据进行了频域归一化,并分三个频带(0.5～2 s,2～5 s,5～10 s)分别进行时域滑动时窗绝对值归一化,之后将其叠加成0.5～10 s周期的信号.

预处理后,对每两个台站单日的数据计算互相关,再将不同天的互相关归一化后进行线性叠加,将叠加后的波形作为台站对之间的互相关函数.叠加后,共得到45753个互相关函数.图2为其中一个台站(图1b中红色三角形所示)与其他所有台之间的互相关函数,从中可以观察到明显的群速度在1.8～3.8 km·s-1的Rayleigh面波信号.

图2 0533台与其他台站之间的噪声互相关函数.互相关函数的周期为0.6～10 s

1.2 Rayleigh波频散数据测量

我们将台站对之间的互相关函数左右两支叠加取平均,然后进行希尔伯特变换,转换为面波的经验格林函数(Yao et al., 2011).之后基于Yao等(2006, 2011)提出的移动时窗图像分析技术提取Rayleigh面波的相速度频散曲线.为了满足远场近似的条件,保证频散曲线的提取质量,我们只提取了台间距大于2倍波长、信噪比大于等于5,且相邻周期频散曲线没有较大突变的频散数据(Zhang et al., 2018).

为了剔除频散曲线中存在的异常值,需要对频散曲线进行质量控制(图3).我们采用路径聚束分析法(Zhang et al., 2018).该方法的原理是射线路径相近的台站对,频散曲线也应具有相似性.我们首先计算任意两个台站的台间距L，然后分别以两个台站为圆心,以L/n为半径(n通常取6～8)确定两个圆形区域,将这两个圆形区域内的所有台站间的频散曲线筛选出来作为聚束路径(图3b),并认为这些频散曲线具有相似性; 之后对聚束路径进行处理,将偏离各个周期1.5倍标准偏差的频散数据标记为不合格数据并予以剔除,如图3a中绿色星号所示.当一条频散曲线上的不合格点数超过总数据量的40%时,认为整条频散曲线不合格并予以剔除.经过质量控制,我们最终得到了17614条0.6～10 s周期的Rayleigh波相速度频散曲线.

图3 对0701和1939台站对进行路径聚束分析

图4给出了质量控制后的相速度频散数据和各周期的射线路径数目分布.从频散数据可见,研究区速度变化较大.0.6～6 s周期范围内的射线路径数目非常丰富,其中,2～4 s周期内,各周期混合路径频散曲线多于10000条,到6 s左右仍有4000条以上的路径数据.考虑到6 s之后的路径数目相对较少,我们认为0.6～6 s的频散数据对地下结构的约束较为可靠.图5为1、2、4和6 s周期的Rayleigh波射线路径分布情况.可见,除了研究区西北侧1 s及以下周期的路径覆盖相对较稀疏外，Rayleigh波射线路径可以很好地覆盖研究区的大部分区域.充足的频散数据和密集的路径覆盖为我们反演得到该区高分辨率的地下结构提供了保障.

图4 (a)Rayleigh波相速度频散数据.黑线代表不同路径的频散分布.黄线代表各个路径下频散数据的平均值.(b)不同周期下射线路径数目的统计图

图5 不同周期Rayleigh波射线路径分布情况

1.3 面波直接反演方法

Fang等(2015)提出的面波直接反演方法(“一步法”)可以通过Rayleigh波混合路径频散数据直接反演得到三维横波速度结构,从而省略了传统面波成像(“两步法”)中反演群速度或相速度图的中间步骤.该方法采用Rawlinson和Sambridge(2004)提出的快速行进法进行射线追踪,来模拟面波的真实传播路径,从而考虑到了复杂介质中面波非大圆路径传播的影响,弥补了传统面波成像法的不足.此外,该方法虽然只反演了横波速度,但在反演过程中,依据Brocher(2005)给出的经验公式,将纵波速度和密度与横波速度耦合在一起,因此反演结果中也包含了纵波速度和密度的影响.

面波直接反演方法得到的横波速度结构,是基于地下介质横向各向同性的假设.实际上,在构造应力的作用下,地下介质会发生变形,从而表现出各向异性特征.Liu等(2019)基于面波直接反演方法,通过在慢度表达式中加入方位信息(Smith and Dahlen, 1973; Montagner and Nataf, 1986),发展了由Rayleigh波混合路径频散直接反演得到三维方位各向异性横波速度模型的方法.

在本次研究中,我们设置水平方向上0.05°×0.05°的网格.在深度上,考虑到面波频散的分辨率随深度逐渐降低,我们设置0～1.2 km深度每0.2 km一层,1.2～1.5 km深度每0.3 km一层,1.5～3 km深度每0.5 km一层,3～6 km深度每1 km一层,6～7.5 km深度每1.5 km一层.由于研究区范围较小,为了获取较为准确的初始参考模型,我们首先将各周期的频散数据取平均,得到研究区的平均频散数据(图4a中的黄线),之后利用CPS程序(Herrmann, 2013)反演得到浅部一维平均速度模型，再结合包含该研究区的较大范围的速度模型(Luo et al., 2022)作为深部约束,得到与该区域平均频散数据相匹配的一维横波速度模型(图6a)作为一步法反演的初始模型.我们反演中使用的是0.6～6 s周期的频散数据,通过计算这些周期频散数据的深度敏感核(图6b)可见,数据对7.5 km以浅的上地壳结构具有较高的敏感性.

图6 深度敏感核分析

依据初始模型和Rayleigh波混合路径频散数据,我们首先利用“一步法”(DSurfTomo程序包; Fang et al., 2015)反演得到该区的三维各向同性横波速度结构.接着用该速度结构作为初始模型,直接同时反演三维各向同性横波速度模型和方位各向异性速度参数Gc/L和Gs/L.其中,L为横向各向同性介质弹性参数，Gc和Gs为方位各向异性弹性参数.三维方位各向异性的幅值可表示为

(1)

图7给出了反演后模型的走时残差分布.初始模型、各向同性模型和方位各向异性模型的走时残差均值分别为0.22、0.14和0.13 s,标准偏差分别为1.20、0.88和0.87 s.可见,残差逐步递减,反演后模型的走时残差分布更接近高斯分布,模型得到了明显改进.虽然从三维各向同性模型反演到三维方位各向异性模型的走时残差及标准差降低较少,但很多研究通过模型恢复性测试以及检测版测试均表明获得的方位各向异性模型是非常稳定和可靠的(Liu et al., 2019; Zhang et al., 2022; Bem et al., 2022).另外,由一维初始模型反演得到的各向同性模型已经可以很好地拟合数据了,随后我们又以该各向同性模型为初始模型,联合反演各向同性和方位各向异性模型,各向异性的加入并不会使数据拟合发生太大变化,这正是我们所希望看到的.

图7 Rayleigh波走时残差分布

2 反演结果

2.1 检测板测试

为了更加直观地展示频散数据对研究区地下结构的分辨能力,我们进行了检测板测试.对于各向同性检测板,我们设置了0.1°×0.1°和0.15°×0.15°两种速度异常体的棋盘模型.速度扰动为参考模型的±5%,并加入1%的高斯随机噪声.对于各向异性检测板,考虑到各向异性的横向分辨率弱于各向同性的分辨率,我们设置了0.15°×0.15°和0.2°×0.2°两种异常体,且在检测板测试中,只设置各向异性参数异常,而保持各向同性参数不变.方位各向异性幅值设为2%,相邻异常网格内设置方向相互垂直的快波方向,并加入0.2%的高斯随机噪声.深度上,以4 km深度为界,设置异常模式相反的上下两层.反演网格和反演参数的设置,与实际数据反演时一致.

各向同性检测板测试结果(图8)显示，两种异常尺度下,浅部和深部均能得到较好的恢复.研究区西北侧由于短周期数据质量较差,频散路径分布较稀疏,0～2 km对0.1°异常体的恢复情况较差(图8b),但能较好地恢复0.15°异常体(图8e).另外,区域边缘路径覆盖有限,分辨率低于区域内部.方位各向异性模型的恢复情况如图9所示.在射线路径覆盖较好的中间区域,两种异常尺度下,快波方向均可以较好地恢复.受随机噪音的影响,异常幅值恢复情况略差,但0.2°异常体下幅值的恢复情况要强于0.15°异常体.同样,西北侧和边缘区域由于射线路径较稀疏,恢复情况不如中间区域.从深度上看,各向同性和各向异性检测板均可以有效恢复7.5 km处的异常.

图8 各向同性检测板测试结果

图9 方位各向异性检测板测试结果

检测板测试结果表明,在研究区大部分区域,我们的反演结果可以较好地分辨0.1°的各向同性速度异常和0.15°的方位各向异性异常.对于路径覆盖较差的区域也可以分辨0.15°以上的异常体.尽管受噪音影响,方位各向异性的幅值很难较好地恢复,但反演得到的快波方向比较稳定.因此,在后续的反演结果中,我们并不过分关注各向异性幅值,主要对快波方向进行分析和讨论.

2.2 各向同性速度结构

图10和图11分别是反演所得三维横波速度模型的水平剖面和垂直剖面,垂直剖面的位置如图10a,b所示.各向同性速度结构的水平剖面显示,0～4 km深度(图10a—d),低速异常主要出现在断裂带东支、凹陷区、研究区西北部和鲁东地块内的景芝断裂处,而隆起区和断裂带东侧的鲁东地体均呈现高速异常.4～7.5 km深度(图10e—f),断裂带东支和景芝断裂由显著的低速异常转变为高速,汞丹山凸起和鲁东地体的高速异常变弱,并出现局部低速异常.

图10 研究区三维横波速度模型在0.8～1、1.5～2、2.5～3、3～4、5～6和6～7.5 km处的水平剖面

图11 研究区域AA′～JJ′的横波速度垂直剖面

断裂带东、西支的速度结构存在显著差异.断裂带东支沿走向方向出现连续的条带状低速异常,边界特征明显.由横跨郯庐断裂带的四条剖面(AA′—DD′)和断裂带东支内的HH′剖面可见(图11),这种条带状低速异常可以持续到大约4 km深度处.相比之下,断裂带西支(图11,FF′剖面)的边界特征不明显,速度分布具有横向和纵向的不均匀性.

断裂带东、西支之间的凹陷区和隆起区(图11,GG′剖面)分别呈现低速和高速异常,且异常特征较为连续,均可持续到模型底部.浅层高低速异常分布与地表构造单元具有较好的一致性,也说明了反演模型较为可靠.

EE′剖面(图11)经过鲁西地块,剖面北部被沉积物覆盖,显示连续的低速异常; 剖面南部属于鲁西隆起区,呈现高速异常.II′剖面(图11)经过鲁东地块,呈现连续的条带状高速异常.JJ′剖面(图11)经过景芝断裂,约3 km以上表现为低速异常,3 km以下表现为高速异常.

2.3 方位各向异性结构及恢复性测试

研究区地壳浅层的变形特征主要呈现出两种趋势: NNE向、NE向和NEE向、近EW向,并且这两种趋势大致以地下4 km深度为界.

郯庐断裂带东支方位各向异性较强.0～4 km,快波方向主要表现为NNE向和NE向(图10a—d,玫瑰图L1),与断裂带走向近平行,但东支的南、北段,快波方向的变化趋势存在差异(图11,HH′剖面).南段快波方向随深度由NE向逐渐转为NNE向,表现为快波方向逐渐平行于断裂带走向; 而北段快波方向随深度由NNE向逐渐转为NE向,表现为快波方向逐渐偏离断裂带走向.4～7.5 km(图10e—f,玫瑰图L1),断裂带东支的快波方向都有由NNE向和NE向逐渐转为NEE向的趋势.

断裂带两支之间的凹隆构造单元分别表现出不同的方位各向异性特征.潍北凹陷0～4 km(图10a—d)快波方向沿断裂带走向,4～7.5 km(图10e—f)快波方向变为NEE向,整体变形特征与断裂带东支类似,且凹陷内越靠近断裂带东支,方位各向异性越强.潍县凸起0～2 km(图10a—b)方位各向异性很弱,2～7.5 km(图10c—f)表现为稳定的近EW向.潍坊凹陷0～4 km(图10a—d,玫瑰图L2)快波方向沿凹陷边缘呈“圆环状”分布,4～7.5 km(图10e—f,玫瑰图L2)快波方向变为NEE向.汞丹山凸起0～2 km(图10a—b,玫瑰图L3)受断裂带影响,快波方向为NE向,2～7.5 km(图10c—f,玫瑰图L3)快波方向变为近EW向.

我们对方位各向异性模型进行了恢复性测试,以检验数据对模型的恢复能力.具体做法是,首先将反演所得模型作为初始模型,生成理论走时数据;其次,为了模拟随机噪声对数据的影响,我们在理论走时中加入0.2%的高斯随机噪声; 之后重新反演,得到恢复模型.图12展示了恢复性测试的结果,可见快波方向和各向异性幅值均恢复较好,说明我们反演所得的方位各向异性模型较为可靠.

图12 方位各向异性模型恢复性测试

3 讨论

中生代以来,郯庐断裂带经历了复杂的构造演化活动,包括走滑、伸展、挤压、岩浆活动等.这些构造演化活动对地下结构的改造作用剧烈,所引起的介质变形可以被我们的各向同性和方位各向异性结果观测到.接下来,我们将讨论研究区内主要地质单元的速度结构和变形特征,包括断裂带东、西支和凹隆构造单元.同时,我们还将结合前人对郯庐断裂带南段的地球物理观测结果,将地壳浅层精细结构及地震活动性进行对比,以便更好地认识郯庐断裂带的分段性特征.

3.1 断裂带东、西支差异性特征

我们的成像结果显示出郯庐断裂带清晰的东边界(图10).断裂带东支表现为显著的条带状低速异常(图10a—d),与东侧鲁东地块的条带状高速异常形成鲜明的高低速异常过渡现象,且这种现象可以持续到模型4 km深度处(图10d).这种边界特征也被很多学者观测到.黄耘等(2011)利用多震相地震走时成像法反演了郯庐断裂带鲁苏皖段及邻区三维地壳速度结构,在2～5 km的速度水平剖面上显示出断裂带两侧高低速相间分布的格局,但他们的研究区较大,无法呈现出较多的细节特征.Wei等(2020)使用接收函数和面波数据联合反演方法对郯庐断裂带中南段进行研究,也观测到类似的特征,但他们的模型对浅层结构的分辨率较低,仅显示出2 km深度处的高低速异常过渡现象.Ma等(2020)在本研究区的面波“两步法”成像结果中同样观察到断裂带清晰的东边界,这种特征在5 km深度处仍存在.可见,断裂带东支的边界特征是比较可靠的,且大约可以持续到地下4～5 km.

与断裂带东支不同的是，断裂带西支的边界特征不明显,速度结构复杂(图10,11),这与前人的研究结果一致(Tian et al., 2020; Ma et al., 2020; Wei et al., 2020).东、西支断裂速度结构表现出的显著差异,可能与新构造活动期以来两支断裂的活动特征不同有关.现有地质调查和研究表明(郑朗荪等, 1988; 王志才等, 2005; 王勇生等, 2009),沂沭断裂带西地堑内未发现全新世断层,虽然发育有晚更新世断层,但活动强度远小于东地堑; 相比之下,东地堑的两支断裂第四纪以来,构造活动频繁,且强度较大,其中,昌邑—大店断裂(F1)发现有晚更新世活动迹象,安丘—莒县断裂(F2)为全新世的活动断裂,活动强度最大.沂沭断裂带新生代东强西弱的构造活动特征,造成东地堑内存在较多脆性破碎带,从而显示出沿断裂带走向的条带状低速异常.

针对断裂带两支活动性差异的原因,也有学者进行了研究.黄伟师(1988)提出沂沭断裂东西支的活动性差异,可能与岩浆系统的焊接作用有关,该区第四纪早期大规模的火山活动主要出现在断裂带西支附近,冷凝的岩浆阻滞了断裂带的活动,从而造成西支的活动水平明显低于东支.满洪敏(2005)对沂沭断裂带内部的差异活动进行了分析,发现鲁西地块内多条NW向断裂与沂沭带西支相交汇,沂沭带西侧的断裂活动和地震事件更多地体现在NW向断裂,而非沂沭带西地堑断裂上,因此她认为这些NW向断裂有效地释放着沂沭带西侧的应力积累,从而缓释了西地堑断裂的活动,而东侧断裂缺乏与之相交汇的次级断裂,应力积累只能沿着东地堑断裂释放.

方位各向异性结构显示,断裂带东支0～4 km呈现出NNE向和NE向的快波方向,与断裂带走向基本平行(图10a—d,玫瑰图L1),说明其变形特征主要受控于断裂带结构,可能是早白垩世郯庐断裂带大规模左旋走滑所致(朱光等, 2018).HH′剖面(图11)可见东支断裂的南北段,快波方向随深度的变化趋势存在差别(见本文2.3),我们认为,这是南北段受力和活动差异的体现.现阶段对沂沭断裂带的研究表明(郑朗荪等, 1988; 王志才等, 2005; 王勇生等, 2009),四条主干断裂除了东西分带的特点,南北段也存在显著的活动差异,主要表现为北段活动早于南段,南强北弱.严乐佳等(2014)对沂沭断裂带主断裂的活断层进行研究,表明东地堑两断裂的活断层在结构上由北向南呈现为不活动断层、断层泥型活断层和破碎型活断层,反映断裂活动性由北向南逐渐增强的特点.

4～7.5 km,断裂带东支南、北段的快波方向均逐渐转为NEE向,可能指示该区域深部结构受到了同一构造作用的控制.白垩世,由于古太平洋板块俯冲角度和速度的变化以及后撤形成弧后拉张,中国东部交替处于近N-S向挤压环境和NWW-SEE向伸展环境中(朱光等，2021).此外,Gao等(2011)指出现今华北地区最大主压应力场方向为NEE-SWW向和近EW向.因此我们推测研究区4 km以深出现的NEE向和近EW向快波方向可能是白垩世地壳伸展变形(NWW-SEE向)和现今华北地区最大主压应力场(NEE-SWW向和近EW向)共同作用的结果.

3.2 凹隆构造单元

晚白垩纪—早第三纪,郯庐断裂带发生大规模的伸展活动,控制发育了一系列断陷盆地.沂沭断裂带的4条主干断裂和“两堑夹一垒”的构造格局,形成于晚白垩纪,而潍坊以北的断陷发生在古近纪(Zhu et al., 2012).断陷活动总体上表现为南早北晚、由南向北迁移的规律(朱光等, 2001).

潍北凹陷(图11,GG′剖面)出现低速异常,并且可以持续到模型底部,这与第四纪以来接受稳定的沉积有关.凹陷东侧靠近断裂带东支,受控于断裂带结构,呈现出更低的速度异常和更强的方位各向异性.

潍县凸起和汞丹山凸起(图11,GG′剖面)均呈现连续的高速异常,与地质构造单元一致.李洪奎等(2017)表明汞丹山凸起内出露太古宙泰山群变质岩系及前寒武纪花岗岩类侵入体,这与汞丹山凸起内的高速异常相对应.方位各向异性结构显示,0～2 km,潍县凸起的各向异性很弱,而汞丹山凸起的快波方向为NE向,接近于断裂带走向,说明潍县凸起受断裂带的影响较弱,而汞丹山凸起在浅部可能受到了断裂带左旋走滑的影响.2～7.5 km,两个隆起区的快波方向均转为近EW向,可能受到了白垩世地壳伸展变形和现今近EW向的主压应力场的共同影响.

潍坊凹陷受该区构造活动及变形的影响,0～4 km快波方向环绕凹陷边界呈“圆环状”分布(图10a—d,玫瑰图L2),我们认为这可能与岩浆流动引起的介质流变和断裂带的右行走滑有关.研究区新生代中新世-上新世发生了多期次火山活动,新生代玄武岩主要分布在潍坊、昌乐、临朐等地,且多沿山前平原边部发育,受大地构造控制作用明显,在地貌上形成较大面积的熔岩台地(金隆裕, 1985, 1989; 田海芹等, 2000; 张春池等, 2010).新生代玄武岩大规模喷发时,中国东部正处于近EW向挤压环境中,断裂带局部兼有右行平移(朱光等, 2002; 牛漫兰等, 2005).熔岩沿山前平原边部溢流时,可能同时受到了断裂带右行走滑的影响,最终形成我们所观察到的“圆环状”各向异性特征.王先美等(2010)通过地质调查发现,F2和F3断裂夹持的汞丹山凸起多处发育糜棱岩,其面理变化特征与我们成像结果中观察到的“圆环状”快波方向类似,这或许是断裂带右行走滑的另一种启示.

3.3 与郯庐南段地壳浅层精细结构及地震活动性的对比

Gu等(2019),Li等(2020)和Luo和Yao(2021)分别通过密集台阵背景噪声成像对郯庐断裂带南段(31.5°N—32°N，31°N—31.5°N，31.2°N—31.8°N)的地壳浅部结构进行了研究,结果显示南段断裂带内部主要表现为高速异常,与岩浆侵入形成的变质岩有关.合肥盆地自白垩纪以来接受广泛的沉积,呈现低速异常.张八岭隆起、银屏山和大别造山带东源表现为高速异常.与我们的研究结果对比可知：(1)中段与南段,断裂带内部的结构特征明显不同,体现了中、南两段不同的构造活动影响.中段独特的垒堑构造和新生代以来的活动差异,使得断裂带东西支的结构存在显著差异,即东支活动性较强,在断裂带内形成连续的脆性破碎带,在我们的观测结果上表现为连续的条带状低速异常,而西支活动性较弱,速度结构的边界特征不明显,岩浆活动在该段造成的影响主要体现在西地堑断裂,局部表现为高速异常; 而南段受岩浆活动影响,存在冷凝的岩浆岩,在断裂带内部表现为连续的高速异常,且不存在分支性差异.(2)地壳浅层的高低速异常分布与地表构造单元普遍一致.凹陷或盆地区由于沉积而表现低速异常,隆起区由于出露古老岩石或存在冷凝岩浆岩而显示高速异常.

郯庐断裂带地震活动性的分段特征明显，郑朗荪等(1988)根据断裂带不同位置的构造活动性和地震活动性,将其分为四段: 黑龙江鹤岗—铁岭段,为弱活动深震、中深震带; 下辽河—莱州湾段,为强活动、高频强震带; 鲁苏沂沭段,为强活动、低频强震带; 南大别—广济段,为弱活动弱震带.熊振等(2016)根据浅层P波速度结构将郯庐断裂带鲁苏皖段划分为三段,并发现这三个分段的地震活动水平差异较大: 约35°N以北,对应地质上的安丘段,地震活动水平高,发生了公元前70年安丘7级地震,中小地震也很多;32.5°N—35°N间,对应地质上的莒县—郯城段,地震频次不高,但发生了1668年郯城8.5级大震; 32.5°N以南,对应地质上的新沂—泗洪段,小地震较多,但最大震级为5～6级.

本文研究区位于36.3°N—37°N,地质上属于安丘段.依据浅层速度结构,我们可以将研究区细分为两段: 36.6°N—37°N,即潍坊及其以北地区,主要为沉积凹陷区,以低速异常为主,而该段的地震活动水平较低,近代中小型地震分布较为稀疏; 36.3°N—36.6°N,即安丘及其以南地区,存在隆起区,有大范围高速异常,与断裂带东地堑内的低速异常相间分布,而该段地震活动水平较高,近代中小型地震分布较为集中,且受断裂带东地堑的控制作用明显.地震活动的分段特征与速度结构的分段特征具有较好的一致性.

4 结论

本文利用密集台阵背景噪声数据,基于面波直接成像法,反演得到了郯庐断裂带潍坊段地壳浅层(0～7.5 km)三维高分辨率各向同性和方位各向异性横波速度模型,主要结论如下：

(1)断裂带东、西支存在显著差异.断裂带东支呈现连续的条带状低速异常,大约可持续到地下4 km,构造边界特征明显; 而西支的速度结构复杂且无边界特征,反映新构造期以来东、西支活动存在差异,东强西弱.东地堑南、北段的快波方向存在相反的变化趋势,可能与沂沭段南强北弱的活动特征有关.

(2)凹隆区的速度异常结构与地表构造单元对应较好.潍北凹陷、潍坊凹陷和研究区西北部沉积物覆盖区显示出连续的低速异常,潍县凸起、汞丹山凸起、鲁西隆起区和鲁东地体表现为高速异常.

(3)研究区变形特征主要表现为NNE向、NE向和NEE向、近EW向.0～4 km,快波方向主要表现为NNE向和NE向,且主要分布在低速异常区,包括断裂带东支、西北部沉积物覆盖区和潍北凹陷,可能与早白垩世郯庐断裂带的左旋走滑有关.4～7.5 km,研究区出现大范围的NEE向和近EW向快波方向,可能是白垩世地壳伸展变形(NWW-SEE向)和现今华北地区最大主压应力场(NEE-SWW向和近EW向)共同作用的结果.潍坊凹陷区0～4 km出现环绕凹陷边界的“圆环状”快波方向,这可能与新生代研究区西地堑附近大规模岩浆活动形成的熔岩沿凹陷边部溢流和同期断裂带在近EW向挤压应力作用下发生的右行平移有关.

致谢感谢两位审稿人对本文提出的修改意见和建议.