0 引言

郯庐断裂带是中国东部发育规模最大的断裂构造，其中段地震活动频繁。自全新世以来，曾经发生6次M>8的古地震事件，其中最近的1668年的郯城8.5级地震，是中国境内历史记载震级最大的地震事件(郯庐活动断裂带地质填图课题组，2013)。因此，研究该地震的深部地壳结构特别是电性结构，对认识郯城8.5级地震发震机理以及评价郯庐断裂带地区的孕震环境具有非常重要的科学和应用价值。许多学者围绕这一课题开展了非常广泛的地质与地球物理研究，取得了许多重要成果，万桂梅等(2009)对这些研究成果进行了系统的梳理。

利用台站资料进行地壳三维速度成像，从宏观上可获得郯庐断裂带的速度结构特征，并且这些结构特征反映了郯庐断裂带相应的地质发展史(徐佩芬等，2000；黄耘等，2008；黄耘等，2011；周翠英等，2013)；而剖面域的观测可以完成对郯庐断裂带结构特征的精细刻画(刘昌铨等，1983；严乐佳等，2014；刘保金等，2015)，并在纵向上揭示该断裂带为岩石圈尺度的深大断裂，具有走滑特征。所有这些工作显示郯庐断裂带具有南北分段特点，也是华北地块与扬子地块和胶辽地块的构造单元边界。

图 1 研究区构造示意图 Fig. 1 Schematic map of tectonics and MT profiles in the study area. 1 诸城剖面(张继红等，2010)，2 日照—泰安剖面(叶高峰等，2009)，3 滨海—平邑剖面(肖骑彬等，2008)，4 响水—泗水剖面(马杏垣等，1991)，5 q105剖面(宋国奇，2006)，6 本文剖面；F1昌邑-大店断裂，F2安丘-莒县断裂，F3沂水-汤头断裂，F4鄌郚-葛沟断裂

大地电磁测深作为地球物理探测的重要技术手段，被广泛应用于深部构造特征、地震孕震环境和活动性评价等方面的研究(Bai et al.，1994；汤吉等，1998；赵国泽等，2004，2009，2015；汤吉等，2005；詹艳等，2008，2013；白登海等，2011；曾思红等，2013)。探测结果表明，强烈地震与地震孕震区地壳及上地幔的结构有关，特别是与地壳或上地幔内较软弱的导电层关系密切，主震和绝大多数余震集中在壳内低阻带之上较坚硬的地层内，或者是电性剧烈变化的梯度带中。

一只不认识的黑色小虫撞到蛛网上，被粘住了。木盆捡了根小树枝，挑破蛛网，把虫子身上的蛛网拈掉，它扇动翅膀，飞走了。

在郯庐断裂带(中段)也曾开展了多次大地电磁测深剖面测量工作(图1)，这些工作在电性上揭示该段断裂带具有由F1到F4 4条主干断裂组成 “两堑夹一垒”的构造样式；F1作为主控断裂，已经切穿莫霍面，深达岩石圈顶部，具有一定的走滑特征。在其西侧的华北地块深部，存在低阻异常(江钊等，1990)。综观已有的成果，过极震区的大地电磁测点较稀，电性结构上反映的断裂带的特征不够精细；虽然张继红等(2010)的剖面电性特征较精细，但离震中较远，未能有效揭示郯城8.5级地震孕震区地质结构特征；同时，关于郯庐断裂带的空间结构，特别是在郯城地震极震区的结构，不同的MT剖面揭示的特征因为研究目的不同也存在一定的差异。

为了进一步研究1668年郯城8.5级地震发震机理，获取震中区郯庐断裂带壳内电性精细结构，本次研究在郯城市北侧距离郯城大地震震中(李清河等，2014)约20km位置布设了1条垂直跨郯庐断裂带的近EW向大地电磁剖面，以研究郯庐断裂带的地壳范围内电性结构特征。根据前人的研究成果，剖面域郯庐断裂带宽度约20km(郯庐活动断裂带地质填图课题组，2013)；为了获得横向电阻率结构，剖面长度设计为近50km以覆盖整个断裂带。

1 数据采集和资料处理

本次研究的大地电磁剖面布置在郯城—临沂之间，剖面近EW向，东起东海县存村，西到兰陵县层山镇吴庄(图2)。为避开干扰，剖面南距1668年地震震中约20km。沿剖面共布置17个测点，平均点距3km，剖面长度48km。沿剖面地形较为平坦，地表地质情况较为简单，西段为第四系盖层，东段为变质岩，部分地段花岗岩出露。

图 2 工区测点位置分布图 Fig. 2 Measurement sites in the study area.

图 3 东海县存村—兰陵县吴庄大地电磁测深原始视电阻率和相位曲线以及拟合情况 Fig. 3 Raw electric resistivity and phase curves and fitting results for MT sounding profile from Chunchun village，Donghai county to Wuzhuang village，Lanling county. 红色圈点表示XY分量；蓝色实点表示YX分量

大地电磁数据采集时间为2014年12月，测量采用V5-2000大地电磁仪，十字形布极，观测Ex、Ey、Hy和Hx 4个分量。每个测点的采集时间最少20h。

测量在强干扰的工业环境中进行。为了尽可能得到质量高的数据，在野外对观测数据进行现场处理。对于质量不符合要求的，进一步采用远参考技术处理；如果数据质量仍然达不到要求，则改变测点位置重新观测。图3 为本次测量所获得的所有测点的有效数据曲线。从图3可见，视电阻率和相位曲线除2、7、8和10号点在0.1Hz左右存在较大不连续，其他各个测点曲线都连续光滑。其中，7和8号点在1～0.1Hz的中频段，视电阻率呈45°上升，相位趋于0°，表现为近场特征，反映了数据受到非常强的工业干扰。

2 数据分析

在二维反演前，首先需要进行构造走向分析和维性分析。本文利用GB分解(Groom et al.，1989)进行构造走向分析，图2 给出了0.003～1s、1～100s、100～3i000s 3个频段所有测点的电性主轴方位角玫瑰图。从图2中可以看出，高频段和中频段都有明显的电性主轴方位角，大约是N20°E，这和野外测线基本垂直。因此，N20°￣E的视电阻率和阻抗相位为平行于构造的TE模式数据，S70°￣E的视电阻率和阻抗相位为垂直于构造的TM模式数据。

例2：Weetabix to Be Sold to US Company Post Holdings(BBC,18 Apr 2017)

图 4 测点相位张量椭圆图 Fig. 4 Ellipses of phase tensors at measurement sites.

为了对比分析，图3 中所有测点的视电阻率坐标轴范围都在10～104Ω·m，相位坐标范围在0°～90°。经过处理后，频率范围都在320～3.4×10-4Hz之间。沿剖面的各个测点电性变化呈现如下的规律：

(1)曲线总体呈现K型或者HK型曲线特征，反映了由浅到深电阻率从低到高然后又降低的变化规律。

在反演数据准备方面，做了如下考虑： 1)质量不好的频点，不参与反演；2)二维反演前，对原始阻抗旋转20°；3)除了9—14号点附近相对较小的起伏外，整个剖面的高程基本在40m左右，因此，观测数据基本不存在地形效应的影响；4)沿剖面的地表地质条件相对简单，没有对数据进行静态效应校正；5)7—10号点的1～0.1Hz中频数据受到人工干扰，在反演时采取舍弃策略。除此之外，在对获得的数据进行反演时，没有对数据做进一步的编辑和滤波。

(2)除6、11、12点外，其余测点的首枝基本重合，说明测量结果受静态效应影响不大；那些首枝曲线分离的测点，从剖面地质构造上看，推断位于构造边界上，首枝的分离应该为接触带电阻率差异所致，不完全属于静态效应的影响(石应骏等，1985)。

《寓山注》记载了寓园建造的历史。序文说，“往予童稚时，季超、止祥两兄，以斗粟易之。剔石栽松，躬荷畚锸，手足为之胼胝。予时亦同拏小艇，或捧土作婴儿戏。迨后余二十年，松渐高，石亦渐古，季超兄辄弃去，事宗乘；止祥兄且构‘柯园’为菟裘矣”[1]150。孩提年少时，祁彪佳尾随填石栽树造园的季超、止祥两兄玩耍，有了20多年“松渐高，石亦渐古”的积蓄，才成为寓山的继承人、造园家。可谓“园林兴造，高台大榭，转瞬可成，乔木参天，辄需时日”[2]11。

(3)大致以11号点为界，剖面西侧电阻率总体在103Ω·m 以下，呈现相对低阻特征；而在剖面东侧，电阻率明显增大，达到104Ω·m；这种电阻率变化大致对应于华北板块和具有断陷特征的郯庐断裂带与苏鲁隆起带。

(6)从相位变化情况看，整个剖面各测点相位曲线连续。但在7、8和9号点曲线在0.1～1Hz范围内脱节，反映了数据受到人工电磁信号干扰。

(4)XY方向的曲线沿剖面基本都为K型，但11—17号点的浅部低阻层较薄，导致K型曲线首枝特征不明显。该方向的数据对电阻率的横向变化反应灵敏度较差。

(5)YX方向视电阻率曲线沿剖面变化相对复杂，1—5号点为K型，6、7和8号点似Q型，9号和10号点又表现为K型，11—17号点基本呈现A型或者G型特征。因为该方向数据对应于TM模式，故适宜于对构造精细研究。

691 Treatment of ureterovesical junction stricture with stones

本文使用相位张量(Caldwell et al.，2004)进行维性分析。图4 是所有测点在全频率范围下的相位张量椭圆，椭圆长轴的方位代表构造走向，椭圆的颜色代表二维偏离度，颜色越深表示三维性越强。可以看出，所有测点的大部分频段的二维偏离度<￣10°，说明地下结构接近于二维，可以进行二维反演。同时，从椭圆长轴的方位角大部分约为N20°￣E，和阻抗张量分析结果类似。

3 反演及电性结构特征

档案实验数据集包含文字和照片两种类型，针对该类型档案数据特点，设定以下9个特征视图集，特征视图集合中包含档案特征视图共9项，见表1。

反演模型的各层厚度近似等厚，表层厚度0.950km，按照1.02的比例逐渐增厚，共31层，最后1层厚度近似2km，模型总厚度40km；水平方向网格间距为0.75km，共64个网格。二维反演的初始模型由各测点观测数据的几何平均视电阻率的Bostic近似反演电阻率在全剖面插值得到，反演迭代8次结束，总体拟合差为2.5，单个测点的拟合差情况如图5 所示，单个测点反演的拟合情况在图3 中展示。

值得关注的是对应于中部郯庐断裂带的低阻异常区。在10km断面浅部，该异常呈现出明显的4低夹3高的低高阻相间分布特征，并且局部的高阻异常区向下逐渐尖灭，夹持这些高阻异常的低阻异常在深部会合成单一低阻异常。在40km深度的电阻率剖面上，上述浅部的异常特征保留外，整个剖面的电性构造特征总体变化规律更加明显，即浅部的低阻异常区向深部伸展，并且逐渐靠拢，合并为单个略微W倾的近直立的低阻异常；在其西侧的鲁西隆起深部30～40km之间，出现明显的近水平横向电阻率低值区，向东终止于该近直立低阻异常。

大地电磁二维反演目前采用模型光滑度约束的二维高斯-牛顿反演方法或者非线性共轭梯度反演方法(Constable et al.，1987；陈小斌，2005；胡祖志等，2006)。本次数据反演使用的程序为SCS2D*http: ∥zonge.com/instruments-home/software/modeling-amt/。，其采用的是高斯-牛顿反演方案。

图 5 反演中测点的拟合差情况 Fig. 5 Fitting errors of inversion at measurement sites.

图 6 大地电磁测深二维反演电阻率断面 Fig. 6 Profile of resistivity from 2-D MT inversion. a 10km深的反演电阻率断面，b 40km深的电阻率断面；红线为推测的断层，F0—F4为断层编号，黑色圆圈为1668年8.5级大地震震中沿NNE方向在剖面的投影，黑色虚线为推测的Moho面

为了突出浅部异常，保持模型的横向网格宽度0.75km不变，将模型的表层网格减薄，首层厚度0.2km，下伏各层厚度按照1.03的比例增加，共31层，最底层厚度约0.51km。模型总厚度压缩到10km。反演同样从各点视电阻率Bostic反演电阻率在全剖面插值得到的初始模型开始，迭代进行了8次结束。2种不同深度的二维反演电阻率断面如图6 所示。

从图6 的10km深断面的浅部电阻率特征看，在横向上电阻率表现出明显的高—低—高3段，基本对应于鲁西隆起、郯庐断裂带和苏鲁隆起3个构造单元。其中，鲁西隆起的电阻率较高，在1i000￣Ω·m 左右；郯庐断裂带为中低阻特征，电阻率基本在300Ω·m 以下；而东侧的苏鲁隆起电阻率最高，达到104Ω·m。这种电阻率的差异，反映了沿剖面3个构造单元岩性的变化，西部为花岗岩质的华北地台区，中部具有低阻断陷沉积特征，东部为苏鲁超高压变质带。

本文在研究过程中，采用TE模式、TM模式、以及TE+TM的联合模式数据分别进行了反演，结果表明TE+TM模式数据反演得到的电阻率特征更加符合地质规律。因此，最终的反演数据采用TE+TM模式阻抗信息。

4 认识与讨论

4.1 断裂带结构

从电性特征看，剖面上大致存在5条断层，自东向西依次编号为F0—F4。其中，W倾的F1为隐伏断层，其顶部被逆冲的E倾F0所冲断。F2、F3和F4基本平行排列，并在深部为F1依次切断。因此，郯庐断裂带以F1为主控断层，并且深部向W倾(马文璞，1992)。F1和F2—F4间的断层组合关系反映了郯庐断裂带内部的拉张构造特征。正是由于燕山晚期—喜山早期发生的强烈正断活动，形成了F2、F3和F4，并且，F2、F3和F4均向E倾，和已有的地质研究基本一致(郯庐活动断裂带地质填图课题组，2013)，也和前人地震反射成像的结果吻合(刘保金等，2015)。值得指出的是，通过本次的大地电磁研究，揭示作为主控构造的F1断层可能已经转换为隐伏断层，而目前地表已知F1断层(郯庐活动断裂带地质填图课题组，2013)和本次研究得到的F1断层不同，更可能对应于电性剖面上发现的E倾F0断层，该断层具有明显的逆冲构造特征，也可能预示着郯庐断裂带构造应力场由拉张转化为挤压应力环境。

4.2 构造特征

上述根据大地电磁探测得到的断层空间展布规律，清楚表现出花状断层构造特征(张交东等，2003)，从而从电性结构角度较为清晰地展示了过1668年大地震震中的郯庐断裂带具有明显走滑的特征。而主控断层W倾，则反映了扬子地块受太平洋板块W向俯冲挤压而向下消减在华北板块下，郯庐断裂带由原先的走滑特征叠加现今挤压特征。这种走滑构造特征，在日照—阿拉善左旗剖面上(叶高峰等，2009)有一定的显示，更被最新的过宿迁附近的地震深反射剖面进一步验证(刘保金等，2015)，并且这种走滑构造特征还向S继续延伸，其叠加的逆冲构造特征更加明显(李云平等，2006；张交东等，2010)。

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4.3 震因分析

关于1668年8.5级地震的位置，前人已经有丰富的成果(周翠英等，2013；熊振等，2016)。但由于计算依据和方法的差异，没有一致的结论。最新的成果推测震中在(35.1°￣N，118.6°￣E)，震源深度约20km(李清河等，2014)。结合本次研究成果，按照NNE向构造主轴方向将该震中位置向剖面投影后，在地面大致对应于剖面的8号测点；在该测点下方，断裂F1和F3相交，交点深度约15km。该深度对应于目前郯城大地震震中估计深度12～40km的深度范围的中值。因此，推测1668年大地震是F3的1次活化或者断层配置关系调整过程；也可能太平洋板块向W俯冲挤压，导致苏鲁隆起沿F0逆冲，导致深部F1的活动，造成F3的活动并调整应力的过程。在表面，震源释放的应力直接通过F3上盘的坚硬基底传导到地面，从而在地面将对应于F2断层附近新发现的安丘-莒县(F5)断层作为1668年大地震发震断裂(郯庐活动断裂带地质填图课题组，2013)。

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前人的研究指出，地震多发生在电性变化梯度带上，本次关于1668年8.5级大地震的研究剖面同样符合这样的规律；本次电性探测结果以及深反射地震探测结果(王夫运等，2015)表明，大地震更容易发生在构造交叉部位。

5 结论

过郯城1668年8.5级大地震震中布置了1条跨郯庐断裂带的近EW向大地电磁测深剖面。剖面由17个测点组成，平均点距3km；采用十字形布极，每个点观测时间≥20h。通过对数据的处理和反演，获得剖面二维电阻率分布特征。

电性特征显示，在震中附近，郯庐断裂带由5条主断裂组成，其中东侧边界断层F1为主控断层，W倾，高角度，深达下地壳；西侧边界断层F4浅部E倾，深部逐渐转为W倾，并断穿整个地壳，在Moho面附近与F1会合为1条深大断裂。F1是郯庐断裂的主控断裂。但F1断层已经为F0断层所推覆，转化为隐伏断裂。

整个断裂带构造样式呈现花状构造特征，反映了郯庐断裂带的走滑性质。而主断层W倾，反映了扬子地块受太平洋板块W向俯冲挤压而下冲到华北板块下的特征，说明该段郯庐断裂带的构造性质在走滑基础上叠加了挤压特征。上述的构造特征与深反射地震的研究结果一致。

详细的电性结构特征还揭示郯城大地震的震中位于F3断层和F1断层的接触部位，其深度在15km左右。

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致谢 本次研究数据来源于“宿迁市活动断层探测与地震危险性评价项目”的成果。工作过程中，得到了江苏省地震局地震工程院的许汉刚高级工程师、赵启广工程师的技术支持和帮助；李清河研究员和刘建达研究员对本次研究成果的认识和分析给出了非常有益的指导，在此一并表示感谢。

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