利用大地电磁密集阵列研究蚌埠地震构造环境

蔡军涛，陈小斌，方良好，戚浩，王培杰，张赟昀，刘钟尹，谢兴兵，周磊

1 应急管理部国家自然灾害防治研究院，北京 100085 2 安徽省地震局，合肥 230031 3 中国地震局地质研究所，北京 100029 4 长江大学地球物理与石油资源学院，武汉 430100

0 引言

地震是对城市破坏性最大、危害最严重的突发性自然灾害.城市地震灾害主要是由位于城市范围内的活动断层突然快速错动所导致的地震引起的.通过开展城市活动断层的探测和评价，准确了解活动断层的分布和危害性，并采取有效措施，可以大大减轻城市地震灾害(徐锡伟等, 2015).蚌埠地区位于华北克拉通东南缘，华北板块与扬子板块的结合部位，处在中国东部重要的地震活动带——郯庐断裂带的西侧(朱日祥等, 2020).蚌埠地区目前地震活动性较弱，但历史上蚌埠及邻近地区也曾发生过多次破坏性地震，其中包括安徽历史上最大的地震——1831年凤台M61/4地震(姚大全等, 2003).地震的孕育和发生主要受深部物性结构和动力环境的影响，在蚌埠地区开展深部结构和孕震环境研究，对判断可能的地震危险区及蚌埠防震减灾工作都具有重要意义.

蚌埠及其邻近地区开展了比较多的地震成像工作，既有利用远震体波获得的P波速度结构(熊振等, 2016; 徐佩芬等, 2000)，也有使用背景噪声成像方法获得的瑞利面波、勒夫波速度结构(吴萍萍等, 2015; 叶庆东等, 2014; 郑现等, 2012).但他们的研究区域范围都比较大，台站相对较少，得到的速度结构横向分辨率较低.孟亚锋等(2019)利用较为密集的台站数据得到的郯庐断裂带中南段及邻区三维各向同性的横波速度结构模型，其横向分辨率也仅是25～30 km.这些工作对于蚌埠地区这种局部小区域的地震构造研究来说，分辨率仍然是非常粗糙的，所提供的信息比较有限，急需开展高精度的三维精细结构探测工作.近些年来，大地电磁方法在中强地震区的地震构造、孕震背景的探测研究取得了诸多进展，大量的电磁探测结果不仅能揭示隐伏地震构造，而且能显示中强地震的发生与活动构造区地下介质电阻率结构分布特征有密切关系.随着大地电磁三维反演技术发展和成熟应用，使得地震构造复杂区电性结构的反演解释结果更加真实可靠(Cai et al., 2017; 叶涛等, 2021; 詹艳等, 2021).鉴于大地电磁方法在这些地震构造复杂区探测研究中的成功应用，在蚌埠城市区开展小点距密集阵列的三维大地电磁探测工作，不仅能获得该区域精细的三维深部结构，还能为蚌埠地区的深部孕震环境研究和地震危险性评价提供重要的科学依据.

但在城市地区开展大地电磁密集阵列探测是一项极具挑战性的工作.在点距较小、可供选择的合适测点位置较少，电磁干扰非常严重的环境下如何获得高质量的观测数据是目前大地电磁方法实际应用中亟待解决的重要问题之一.

在蚌埠市活动断层探测与地震危险性评价项目的支持下，首次在电磁干扰严重的城市区开展了大地电磁三维密集阵列探测工作.本文利用在蚌埠地区采集的面状分布的大地电磁密集阵列探测数据，通过精细的数据处理和三维反演技术，获得了蚌埠及邻区可靠的三维电性结构模型，在此基础上结合地质、地震成像、重力、GPS和小震精定位等资料，分析了蚌埠地区的深部构造特征和孕震环境，并探讨了可能的地震驱动机制.

1 区域构造背景和地震分布

蚌埠地区在大地构造位置上处于华北克拉通东南缘，华北板块与扬子板块的结合部位，郯庐断裂带的西侧，东侧与苏鲁造山带西南端相连，南侧与合肥盆地相接(朱日祥等, 2020)，地理位置特殊(图1a).本文研究区主要位于蚌埠隆起区内，蚌埠隆起主要由基底变质岩系组成，变质基底的构造形迹主要为东西向，隆起东侧的郯庐断裂带的走向主要为北北东向，因此，蚌埠隆起基本构造格架是由东西向和北北东向构造组成(董法先等, 1995).此外，蚌埠隆起还发育有北西向、北东向一系列断裂构造.研究区北部的固镇盆地是晚侏罗纪开始形成，白垩纪时盆地东部向北扩张，古近纪时盆地向南迁徙(韩树棻, 1996).固镇盆地的南界认为在怀远—黄家湾断裂(F3)，北界可能在太和—五河断裂(F7)一带.研究区东北部是喜山期形成的五河凹陷，地表均为第四系松散层所覆盖，其下隐伏新近系、古近系、白垩系和侏罗系的沉积地层，而且厚度较大，基底是震旦系和上太古界五河杂岩(韩树棻, 1996).

研究区的地层从上太古界至第四系，除缺失中奥陶统至中石炭统及中上三叠统外，其余发育比较齐全.区域内第四系分布广泛，上更新统和全新统大面积覆盖地表，仅在测区南部出露早古生代、元古代和太古代地层.测区南部广泛出露不同时期的花岗质岩体(安徽省地质矿产局, 1987)(图1b).

图1 蚌埠及邻区构造背景及大地电磁测点位置图

蚌埠及其邻区构造活动复杂，发育一系列的活动断裂.研究区东侧紧邻的郯庐断裂带是中国东部重要的地质构造带和地震活动带(王小凤等, 2000)，自全新世以来曾经发生6次M8级以上的古地震事件，其中最近的1668年郯城M81/2地震，是中国境内历史记录震级最大的地震事件(李家灵等, 1994).最新研究认为蚌埠地区所在的郯庐断裂带淮河—女山湖段为晚更新世-全新世活动的断裂，最新活动性质为右旋走滑兼逆冲(姚大全等, 2017).临泉—刘府断裂(F8)为蚌埠隆起与淮南坳陷之间的分界断裂，燕山中期活动最为强烈，新构造期仍有活动，有感小震活动较频繁(姚大全等, 2003).怀远—黄家湾断裂(F3)为固镇盆地的南边界断裂，断层在地表很少显示，但处于重力梯度密集带和正负磁异常急剧交变带上，插花庙一带曾发生多次小震.太和—五河断裂(F7)总体走向近东西，为隐伏断裂.在重力一阶方向导数图上，该断裂两侧表现出明显的差异异常.该断裂对基底隆起与褶皱、中生代凸起和凹陷有明显的控制作用，是一条切割较深、具多期活动的区域性控制断裂，在其与郯庐断裂交汇处的五河附近1829年曾发生M51/2地震(姚大全等, 2003).涡河断裂(F9)在重力剖面和电测深剖面中有明显的反映(王立会等, 2015)，第四纪以来具有较强的活动性，是一条具有一定影响范围及规模的断裂(方良好等, 2015)，1481年涡阳M6地震和1525年亳州M51/2地震与该断裂的最新活动有关(陈安国等, 2009).明龙山—上窑断裂(F10)是一条规模较大的北西向断裂，具有逆冲分量，1831年凤台M61/4地震与该断裂的最新活动有关(方良好等, 2017).固镇—怀远断裂(F6)强烈活动期在中生代，活动性质为压剪性，它将东西向构造线左旋位移达1～2 km，进入新生代以来，仍具有一定活动性，未发现晚更新世以来活动证据.

历史上蚌埠及邻近地区发生过二次破坏性地震(图1a)，一次是1644年安徽凤阳M51/2地震，影响烈度达Ⅵ度；另一次是1979年固镇M5.0地震，影响烈度达Ⅴ度.研究区遭受地震影响的最大烈度为Ⅶ度，即1668年7月山东郯城M81/2大地震.根据“中国地震烈度区划图”，蚌埠地区地震基本烈度为Ⅶ度(安徽省地方志编纂委员会, 1989).近30年来蚌埠地区地震活动性较弱，以中小震为主，没有5级以上地震发生.1990—2022年小震定位的结果(5级以下)显示研究区目前地震活动主要集中在怀远—黄家湾断裂(F3)北侧地区，在研究区东南侧、西南侧有零星小震分布，研究区目前地震活动性似乎并不活跃(朱艾斓等, 2018).

2 大地电磁测点分布和野外数据采集

在蚌埠及邻区50 km×50 km范围开展大地电磁三维密集阵列数据观测工作，完成宽频带大地电磁测点100个，按照面状网格分布布设，平均点距5 km左右.野外测点采用大、小间距相结合的布设方法-相间台阵观测技术.相间台站观测技术是一种多尺度探测方式.由于大地电磁方法的体积效应，对于某个频率而言，其纵向探测多深，横向影响就有多远.对探测深度10 km的频率(地下介质电阻率取100 Ωm，探测深度按趋肤深度的一半估算，大致对应15 s频率)，其单侧横向影响范围一般也会有10 km.对于探测深度10 km的频率，测点间距10 km，互相之间是有比较好的约束的.为了加强约束，认为对于探测深度为10 km的频率，测点间距最密为5 km就足够了，更小间距的测点无需具备比此频率更低的频率数据.这就意味着要控制某一探测深度，并不需要所有测点都达到需要的最低频率，而只需要一定间距测点达到最低频率数据要求即可.二维、三维理论模型和实测数据的反演结果表明，相间台站观测的反演结果与全部加密点距长观测时间测点数据的反演结果差别很小，似乎相间台站观测的反演结果还更好一些.

相间台站观测的好处是可以缩短加密点的观测时间.事实上，由于反演模型对实际响应的近似性，过于密集的长周期测点在反演计算中可能出现矛盾测点的现象，对反演结果并无帮助.因此，相间台站观测在一定程度上可以提高反演结果的可靠性.反演模型的分辨率是由台站密度决定的，因为所有测点高频数据都是完整的，因此，相间台站观测技术不会减少浅部结构的分辨率.

在研究区的相间台站观测设计中，分为10 km点距和5 km点距两类测点.10 km间距的测点观测周期要大于1000 s，需要观测35 h以上；5 km间距的测点观测周期达到100 s，只需观测5 h以上.其中10 km间距测点合计25个，5 km间距测点75个，具体测点位置见图1b所示.野外数据采集采用加拿大凤凰公司的MTU-5A仪器，每个测点按“十字型”五分量观测方式布设，记录南北和东西方向的电、磁场水平分量和垂直磁场分量.为了消除观测区域内的相关噪声干扰，在距离研究区 1000 km 外的内蒙古鄂托克前旗选择了一个电磁环境安静、地壳结构简单的地点布设连续记录的远参考站，与研究区内的仪器进行同步观测.

3 数据处理和定性分析

3.1 时间序列处理

蚌埠地区观测环境中干扰因素多样，区内铁路、高速公路纵横交错，多条铁路贯穿整个测区；城镇居民点密集，工厂林立，部分测点不得已布置在高压电网或变压器等强干扰源附近，很多测点数据都受到了极强的电磁噪声干扰，这给时间序列处理工作带来了极大的挑战.为降低测区的电磁噪声对数据质量的影响，取得尽可能高质量的观测数据，在野外观测中除采用了远参考道数据采集技术外(Gamble et al., 1979)，对于不相关的随机噪声干扰，我们采用Robust技术进行了叠加处理(Egbert and Booker, 1986).对于具有很强相关性的近源电磁噪声造成的近场干扰，采用我们最新提出的远参考道+非Robust+精细谱编辑技术进行处理(张赟昀等, 2022)，消除强相关的近场干扰影响(处理效果见附录A).这些技术有效地抑制了测区内噪声干扰影响，获得了高质量的功率谱数据，为后面的数据分析和反演奠定了坚实的数据基础.

3.2 数据分析

通过对获取的大地电磁测深资料进行数据分析，可得到地下导电介质的维性信息、构造走向、电性基本分布特征等信息，这些信息不仅能增加对构造特征的了解，还能为反演结果及其解释提供约束信息.本文采用应急管理部国家自然灾害防治研究院(以下简称国家灾研院)电磁测深学科组自主研制的可视化集成处理与解释系统MT-Pioneer进行阻抗张量分解和构造维性分析工作(陈小斌等, 2004a).

3.2.1 相位张量和感应矢量分析

根据相位张量椭圆的形状和二维偏离度β可定性分析测区电性结构的宏观几何特征(Caldwell et al., 2004).当区域电性结构是一维或者二维的，此时二维偏离度β等于0，如果区域电性结构是一维的，相位张量椭圆的长短轴相等，相位张量进一步退变成圆.在理想情况下，相位张量二维偏离度β大于0表示结构是三维的，但考虑到实际野外观测数据含有一定的噪声和误差，一般认为β大于5°时表示三维结构(Booker, 2014).相位张量参数φ2是相位张量最大相位和最小相位的几何平均值，表示相位沿极化方向的平均变化程度(Heise et al., 2008).φ2高值表示电阻率减小，而φ2低值表示电阻率增大.该变量数值不会受到局部畸变和静位移的影响，由于相位响应只包含电阻率梯度或者变化的信息，因此并不能据φ2数值确定地下结构的具体电阻率数值大小，但可以用来定性分析地下结构电阻率的变化趋势.

磁感应矢量是用来分析电性结构的一个重要物理参量，磁感应矢量实部反映地下介质导电性分布的横向不均匀性，矢量大小反映横向导电性差异的大小，矢量方向指向电流汇聚的地方，一般由高阻指向高导(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阻抗数据确定电性主轴方位的90°模糊性问题.

分别计算了4个频点的相位张量二维偏离度β、相位张量参数φ2和实感应矢量分布(图2).由于阻抗张量分解方法确定的电性主轴方向存在90°的模糊性，我们也同时画出了电性主轴正交方向的相位张量椭圆.从图2可以看到一个显著的特点是在高频段，怀远—黄家湾断裂(F3断裂)以北地区的二维偏离度β小于5°(图2a)，相位张量椭圆是圆形，怀远—黄家湾断裂以北的磁感应矢量非常小(图2i)，这表明怀远—黄家湾断裂以北地区的浅部结构是比较均匀的一维介质；相位张量参数φ2也显示以怀远—黄家湾断裂为界，以北地区浅部的φ2是高值，指示其浅部电阻率值较低(图2e).综合以上基本可以推测怀远—黄家湾断裂以北浅部应是沉积盆地，结合地质资料其对应是固镇盆地，根据定性分析结果可以确定怀远—黄家湾断裂是固镇盆地的南边界.从二维偏离度β的分布来看，探测目标区浅部的二维性还是比较好(图2a—b)，深部的三维性明显增加(图2c—d).深部实感应矢量的幅度较大，而且没有较明确的指向，也表明测区深部的三维性较强.相位张量参数φ2显示中高频(图2e—f)以怀远—黄家湾断裂为边界，研究区北部的结构较为均匀，且相对高导，对应固镇沉积盆地，厚度也较大，南部结构具有较强的横向不均匀性，这从实感应矢量的幅度南部比北部要大也可以看出(图2i—j).南部φ2值较低，显示高阻特征，是该区域地壳浅部大量分布的花岗质岩体的反映.而在中频段(图2g)，结构样式发生明显转变，怀远—黄家湾断裂以北区域的φ2值明显减小，显示高阻特征，而南部φ2值增大，显示低阻特征.而到更深部(图2h)，怀远—黄家湾(F3)和临泉—刘府断裂(F8)之间的区域φ2值整体要稍高于北侧和南侧区域，表明研究区深部的电阻率结构在南北方向上是近似高阻-低阻-高阻的平面展布特征.

图2 相位张量和实感应矢量

3.2.2 多频点-多测点阻抗张量分解统计成像分析

阻抗张量分解技术能压制近地表三维局部小异常体的影响，为二维反演提供可靠的区域阻抗张量数据，同时可获得随测点、频点变化的区域电性主轴方位.在对观测数据进行共轭阻抗法(CCZ)张量分解后(蔡军涛等, 2010)，利用最新发展的多测点-多频点统计成像技术对数据进行了分析(陈小斌等, 2014).所有测点的全频段玫瑰统计图(图3a)显示电性主轴的优势方向是NNE(或NWW)方向，其次是NEE(或NNW)方向.频率分布云图(图3b)展示了电性主轴随频率的变化情况，即电性主轴在深度上的分布.从图中可以看到，电性主轴在频率上分为三段：高频段(45～0.5 Hz)、中频段(0.3～0.003 Hz)和低频段(<0.003 Hz).图3c—e分别是这三个频段上电性主轴方向的统计玫瑰图，高频(浅部)主轴方向介于EW(或SN)和NEE(或NNW)和方向之间，这与研究区地表断裂主要是EW和NNE方向展布是一致的.中频段(中等深度)主轴方向优势方向是NNE(或NWW)方向.低频段(深部)电性主轴方向就比较杂乱了，结合前面相位张量和实感应矢量的分析结果，推测这可能是深部构造的三维性造成的.

图3 电性主轴多频点-多测点阻抗张量统计成像结果

通过对数据的相位张量、实感应矢量和多频点-多测点阻抗张量统计成像的分析，对研究区的主要电性结构特征获得了初步的定性认识.虽然在中频段(中等深部)存在比较集中的电性主轴方向，但整个研究区域还是基本以三维性为主的.这就意味着要想得到研究区真实可靠的深部电性结构，需要采用大地电磁三维反演技术，获得研究区三维电阻率结构模型.

4 三维反演与可靠性分析

三维反演采用国家灾研院电磁测深学科组研发的基于C/S架构和互联网平台的大地电磁三维反演云计算系统toPeak(刘钟尹等, 2022)，该软件系统集成了非线性共轭梯度三维反演算法程序ModEM(Egbert and Kelbert, 2012; Kelbert et al., 2014).在反演实施中，根据测点数据质量和疏密分布，最终选择了99个测点参与反演.反演采用XY和YX模式的视电阻率和相位数据，频率方面，选取80～0.000137 Hz之间总计30个频点.视电阻率的反演门槛误差设置为3%，相应的相位门槛误差为0.86°.反演采用多重网格法结合多次迭代重构反演技术(叶涛等, 2013)，先采用初始的背景电阻率模型为100 Ωm的均匀半空间模型，进行粗网格反演计算，然后以其结果为元模型，采用印模法，进行细网格反演计算.进行了多次反演，包括粗网格、细网格、印模法等方法的各种试探性测试.通过拟合情况和结果模型的比较，最终三维模型计算核心区域采用1 km×1 km的均匀网格，边界乘以1.6的比例因子向外扩展.垂向网格的首层厚度为50 m，按分段采用不同比例因子向深部扩展.最终生成的反演网格为74(东西方向)×74(南北方向)×89(垂直深度方向，包含7层空气层)，总反演网格为487364个，延伸范围为800 km(东西方向)×800 km(南北方向)×750 km(垂向).图4a是最后一次反演的拟合误差迭代曲线，从图中可以看到反演拟合误差从最开始的17.65递减到最终的2.167.图4b是每个测点的反演拟合误差分布，大部分测点的拟合误差在3以下.所有测点的部分频点的观测响应和理论响应的对比，显示差异也是比较小的(附录B).这些都表明反演的数据拟合是非常好的.

图4 反演拟合误差收敛曲线(a)和最终模型的拟合误差分布(b)

图5是研究区最终三维电性结构模型的水平切片图.从图中可见浅部的电性结构以怀远—黄家湾断裂(F3)为界，北侧的固镇盆地区域是显著的低阻，南侧是相对高阻区域(图5a).随着深度的增加，固镇盆地区域的电阻率逐渐增高，但存在局部的高导异常体C2.蚌埠隆起南部浅部在临泉—刘府断裂(F8)和马头城—临淮关断裂(F4)之间存在显著的高导异常体C1(图5a—c).在中地壳深度(10～20 km)，研究区存在高导异常体C2和C3，其被中间的北东向高阻体分隔开，而且高导异常体C3是多条断裂交汇的区域.

图5 蚌埠研究区三维电性结构模型

对于大地电磁三维反演而言，反演结果的非唯一性也是比较严重的，因此需要对反演得到的电性结构进行可靠性评估(Burd et al., 2013).本文采用正演验证法对研究区最终三维反演结果模型的主要特征进行评估，将主要电性结构电阻率值分别进行修改，得到对应的扰动模型.然后通过三维正演得到扰动模型的响应数据，并将其与原始结果模型的拟合响应和观测响应进行比较.为了对误差变化进行定量分析，这里我们采用的误差变化量定义为

(1)

式中RMS是扰动模型的均方差，RMS0是原始结果模型的均方差.正的ΔRMS表明扰动模型相对原始模型的数据拟合误差变差，而负的ΔRMS表明扰动模型相对原始模型的数据拟合误差变好.

对位于研究区域核心位置的高导异常体C1、C2和C3进行了可靠性验证.其中高导体C1深度范围大致在0.5～8.5 km，高导体C2深度范围大致在1.5～15 km，高导体C3深度范围大致在10～20 km.将C1高导体所在区域的电阻率修改为附近围岩的电阻率值，为了避免人为造成电性结构突变，我们采用渐变过渡填充的方法.扰动模型的修改区域深度范围0.5～8.5 km，图6a和图6b分别是2 km深度原始结果模型和扰动模型示意图.对修改后的模型做三维正演，获得扰动模型的理论响应曲线和拟合误差.总的拟合误差从原始模型的2.167增大到扰动模型的2.953.图6c是原始反演结果模型和扰动模型的拟合误差的差值分布，从图中可以清楚地看到，扰动模型中位于高导异常体C1附近的多个测点的拟合误差明显变差.扰动模型的典型测点曲线从高频开始就显著偏离观测响应曲线(图6d).这些结果表明高导异常体C1受到观测数据约束，在最终的结果模型中是可靠的.采用同样的方法分别对高导体C2和C3进行了可靠性测试(具体过程见附录C)，结果表明高导体C2和C3是受到观测数据约束的可靠结构.

图6 高导体C1可靠性验证

5 结果分析与讨论

5.1 电性结构与构造分布特征

研究区主要位于蚌埠隆起范围内，北部是叠置于蚌埠隆起上的固镇盆地，东北部是五河凹陷.从图5可见目标区浅部的电性结构与地表构造对应是比较好的，以怀远—黄家湾断裂(F3)为界，北侧大范围低阻区对应固镇盆地浅部沉积层，南侧高阻是地表出露的不同地质时代各种花岗质岩体的综合反映(图5a)(杨德彬等, 2007).随着深度的增加，固镇盆地区域电阻率值逐渐增高，但存在局部的高导异常体C2.浅部电性结构特征和前面相位张量不变量φ2的分析结果是一致的.

研究区东北部的五河凹陷与西侧固镇盆地电性结构是不同的，两者大致以张集—龙子河断裂(F2)为界，浅部两者都是低阻，但在深部五河凹陷的电阻率值明显低于固镇盆地(图5a—c).高精度航磁测量在五河凹陷也发现显著的低磁异常，认为这是前震旦系弱磁性基底坳(断)陷、盖层沉积较厚的反映(王培建等, 2016).结合航磁的结果，认为五河凹陷浅部显著的低阻层是地表较厚的沉积盖层造成的，而固镇盆地的低阻沉积层较薄，基底相对较浅.

蚌埠隆起的南部和北部深部结构是存在差异的.南部地区浅部低阻，厚度较薄，中等深度高阻，电阻率值较高，深部低阻，电阻率值较低；北部地区的固镇盆地浅部低阻层厚度较大，中等深度高阻层电阻率值要低于南部，但深部电阻率值要高于南部.蚌埠隆起南部区域，浅部在临泉—刘府断裂(F8)和马头城—临淮关断裂(F4)之间存在显著的高导异常体C1，其从浅部一直延伸到8 km左右深度(图5a—c).在中地壳深度(10～20 km)，研究区内同时存在高导异常体C2和C3，其被中间的北东向高阻体条带分隔开，而且高导异常体C3是多条断裂交汇的区域(图5d—e).下地壳深度(20～30 km)，与中上地壳只存在局部范围的高导异常相比，目标区存在近北西向的高导条带(HCL)，其北侧和南侧结构都是相对高阻(图5f—h).蚌埠隆起上早白垩世伸展构造的强度和广泛性存在表明，当时的地壳浅部发育大范围的断陷盆地(宋利宏等, 2016).但现在仅在蚌埠隆起的北部存在较厚的沉积盆地，南部原有的断陷盆地基本没有保存下来.研究者根据蚌埠隆起南部出露的一系列晚中生代花岗岩类岩体(图1b)，认为当时南部存在强烈的岩浆活动，伸展隆升也强(Ma et al., 2022)，从而使得上叠的断陷盆地基本被剥蚀殆尽(Yang et al., 2010; 宋利宏等, 2016).蚌埠隆起北部浅部低阻层(沉积盆地)厚，深部电阻率高，而南部浅部电阻率高(花岗质岩体出露多)，深部电阻率低，这种南、北部电性结构显著的差异，也支持蚌埠隆起南部和北部存在不同的构造演化过程和变形机制的观点.

电性结构水平切片图中显示蚌埠隆起内部存在多个切割高阻异常体的低阻条带，其分别对应构造断裂带.为了研究这些构造断裂带的深部延伸情况，分别截取了6条垂直测线剖面，剖面位置见图5h.图7是6条剖面的电性结构，同时将剖面两侧距离5 km以内的小震也投影到剖面上.

临泉—刘府断裂(F8)是蚌埠隆起和淮南坳陷的分界断裂.据岩相古地理资料，临泉—刘府断裂(F8)可能是蚌埠隆起不断隆升，淮南坳陷不断下沉过程中形成的(姚大全等, 2003).从电性结果来看临泉—刘府断裂是一条明显的电性分界带，浅部沿着断裂分布显著的高导异常体C1(图5).剖面结果显示临泉—刘府断裂是连接深部高导异常的低阻通道，其分隔开南北两侧的高阻结构，切开高阻的中上地壳并与中下地壳的高导异常体C3相连通(图7).从电性结构形态看临泉—刘府断裂的倾角较陡，断层面略向北倾.该断裂位于深部高导异常隆起的上方，其形成和演化可能受下地壳高导异常体的控制.

图7 蚌埠研究区电性结构立体图和垂直剖面图

怀远—黄家湾断裂(F3)地质上推测可能是固镇盆地南部边界断裂.三维电性结构结果也表明怀远—黄家湾断裂(F3)是固镇盆地的南边界，但断裂延伸好像比较浅，基本在上地壳范围内.根据断裂电性结构形态特征，推测断层面倾向北，而且断层倾角随走向存在变化，西段和中段较为平缓，东段较陡立.

电性结果显示太和—五河断裂(F7)可能是一条隐伏断裂，浅部被低阻沉积层覆盖，其延伸较浅，断层面南倾，倾角稍陡.断裂西段是较为明显电性边界，东段电性差异不显著.

在研究区的深部还存在一个较为明显的电性边界带，分隔北侧的高阻构造和南侧的高导异常HCL.该边界带大致沿着古城、魏桥、梅桥至沫河口一线展布，西段是近北西向，东段是近东西向，从大约15 km深度开始一直延伸到下地壳，并和浅部的高导异常体C2相连，推测其可能是一条隐伏的深部断裂.该隐伏断裂与下地壳的高导异常HCL连通，其形成和演化可能受到深部高导异常HCL的控制.

研究区其他几条东西向和北西向断裂马头城—临淮关断裂(F4)、陶山—上吴家断裂(F5)在电性结构上差异较小，推测其是规模较小的浅部断裂.

固镇—怀远断裂(F6)的南段和北段显示相对低阻，断裂两侧电阻率值较高，其中北段穿过高导异常体C2，表现为显著的低阻异常.中段固镇—怀远断裂(F6)与两侧介质存在一定的电性差异，但差异相对较小.从小震分布来看，固镇—怀远断裂(F6)北段小震较多，而且正好是高导异常C2向上隆起的地方，表明该断裂的北段还是具有一定的活动性，小震活动可能与高导异常体C2有关.

张集—龙子河断裂(F2)是目标区北北东向断裂中一条电性特征相对比较显著的断裂，北段是蚌埠隆起和五河凹陷的分界，断裂浅部的低阻沉积层较厚，电性差异不明显，但在深部是一条非常显著的电性分界面，分隔开西侧的蚌埠隆起高阻和东侧的五河凹陷低阻.根据电性结构形态特征，推测断层面倾向东.张集—龙子河断裂(F2)东侧的五河凹陷沉积地层明显比西侧的蚌埠隆起地表沉积层厚，推测张集—龙子河断裂(F2)这里可能是正断的.

刘集—西泉街断裂(F1)浅部被地表的新生代低阻沉积层覆盖，北段深部控制了高导异常体C2的东边界.刘集—西泉街断裂(F1)和怀远—黄家湾断裂(F3)交汇的梅桥一带小震活动比较集中，可能表明目前这两条断裂还有一定的活动性.

从三维电性结构图上看，与北西向和东西向断裂相比，北北东断裂的电性差异性相对要小一些，这可能是因为北北东断裂形成时间要晚，因此规模相对于形成时间更长的北西向和东西向断裂要小.

5.2 深部孕震环境和地震驱动机制的讨论

断裂的活动与地震的发生都要受到深部介质的约束.岩石实验结果显示，电阻率对于岩石的温度和流体含量极其敏感.热的或流体含量高的岩石强度低，易于变形，一般具有较高的电导率；而冷的或流体含量低的岩石强度高，不易于变形，一般具有较高的电阻率.因此，高导介质与韧性变形关联度高，而高阻介质一般与脆性破裂关联度高.这是利用电性结构研究大地构造运动与变形的实验物理基础.根据岩石物理实验结果，强度大的岩石更易于积累较大的应力，而强度较小的岩石积累应力的能力就较弱.一般认为高阻介质结构是相对比较完整，因此介质强度高，积累大应力的能力强；高导介质结构相对破碎，介质强度低，积累应力能力弱.因此强震多发生于高低阻过渡区并靠近高阻一侧，就是因为这个原因.这一深部孕震电性结构特征已被诸多强震区的电性结构研究结果验证(Cai et al., 2017; 陈小斌等, 2011, 2019; 叶涛等, 2021; 詹艳等, 2021).

通过多年来对多个典型地震区深部电性结构的分析和总结，我们发现对于可能的强震发生地点的判定有两个基本原则：一是所在区域存在活动断裂，这需要结合活动断裂地质调查的结果确定；二是所在区域必须能够积累应力，要求是高阻/高速介质地区，这需要深部结构的探测结果确定.这两个条件表明有活动断裂通过的、并夹在高阻区中间的低阻区更易于发生中强地震.这是因为高阻区容易积累比较大的应力，集聚比较大的能量，而活动断裂的存在为地震的产生提供了构造的基础，具有地震成核的能力.而存在于这些部位的低阻区则是相对的薄弱区，在大应力条件下，这些低阻薄弱区是首先突破其应力极限，发生破裂错动的地方，因此是中强地震产生的危险区.

基于上面的认知，结合三维电性结构模型，我们发现蚌埠及邻区可能的危险区基本都位于高导异常体C2和C3附近，特别是高导体C3所在区域.高导异常体C3可能是强度较弱的易于变形的软弱介质，周围高阻介质强度较高，易于积累较大应力，且其附近有多条活动断裂交汇，具备地震成核的可能，存在地震孕育和发生的深部结构环境.高导异常体C2也是位于多条断裂的交汇处，而且现在的小震活动也比较多(图1b)，但其介质电阻率值要稍高，其地震危险性可能要小于高导异常体C3附近的区域.

中强地震的发生除了需要具备一定的深部物性结构条件外，必要的驱动力也是控制地震发生的一个非常重要的因素.在研究区内已经开展了一些地球物理、地质工作，包括地震成像、重力、磁法、形变等.基于本文得到的蚌埠及邻区的三维电性结构模型，结合这些其他学科的研究成果，分析蚌埠隆起下地壳高导异常体的成因，对蚌埠研究区深部孕震环境进行综合研究，并讨论研究区现今构造变形的驱动机制问题.

孟亚锋等(2019)利用密集台站数据得到的郯庐断裂带中南段三维横波速度结构模型结果显示，在浅部(6 km)，蚌埠隆起北部呈现低速异常，中上地壳(12 km)与地壳浅部横波速度结构有明显的差别，蚌埠隆起北部由显著的低速转变成高速.中地壳深度(18 km)，蚌埠隆起呈现显著的高速异常.中下地壳或者下地壳(24 km)深度，蚌埠隆起的高速异常变弱，低速异常增强.他们认为蚌埠隆起地壳中的高速体是由岩浆在中地壳的冷却导致.横波速度结构主要特征和我们的三维电性结构变化趋势是非常一致的，但横波速度结构的分辨率是比较粗糙的(25～30 km)，而我们采用的密集三维大地电磁阵列探测，显然提供了更多的精细的深部结构特征.

电性结构的结果显示蚌埠隆起的中下地壳存在显著的高导异常，横波速度结构也揭示蚌埠隆起的中下地壳存在低速异常，这种结构特征是什么原因造成的？来自地幔的热物质隆升更容易同时造成高导低速现象，但如果存在比较丰富的流体，也可能造成这种高导低速异常.高导低速异常的不同成因，对蚌埠地区的构造变形作用是不同的，因此确定是何种因素对我们研究蚌埠地区的深部孕震环境是非常重要的.

地幔热物质的隆升不仅会造成莫霍面深度变浅，而且也会形成热异常.地幔物质侵入地壳会引起地壳介质密度升高，出现重力正异常.Li等(2014)根据远震接收函数得到的中国大陆莫霍面深度结果显示(图5e)，研究区莫霍面深度大致在31～32 km左右.蚌埠隆起北部的莫霍面稍浅，而南部的莫霍面是逐渐变深的.王鑫等(2016)重力反演得到的区域莫霍面深度也显示蚌埠隆起下方的莫霍面是变深的，其计算得到的蚌埠地区是重力负异常.莫霍面深度分布和重力异常结果表明蚌埠隆起下方不存在地幔热物质的隆升.邵世德等(1992)计算了安徽及邻区的居里面深度，结果显示蚌埠隆起的居里面深度范围在24～26 km，是相对变深的，表明蚌埠隆起下方没有明显的热异常，这也意味着不应该有地幔的热物质隆升.

地壳高导异常的成因主要有金属矿物、石墨、流体和部分熔融.蚌埠隆起地壳内如此大范围的高导异常很难用金属矿物来解释，而石墨会降低电阻率值，但不会降低地震波速.蚌埠隆起的重力负异常、莫霍面深度增加、居里面变深和没有明显的热异常，这些特征意味着蚌埠隆起下方显著的高导低速异常也不是地幔热物质的隆升造成的.因此蚌埠隆起下方的高导低速异常应该是地壳内存在含量较为丰富的流体造成的，较多的流体渗入到早先多条断裂切割所造成的破碎带中，形成显著的高导低速异常.因为不存在地幔热物质的隆升，深部物质对蚌埠隆起区构造变形的作用可能并不显著.

蚌埠地区现今的构造变形受到华北地块、华南地块和郯庐断裂带的共同影响的.地震的发生过程是地壳运动引起区域应力-应变积累、集中、释放的过程，因此，研究地壳应变积累集中区是地震危险性判定的有效途径之一.李腊月等(2020)利用华北地区两期GPS速度场数据，反演了郯庐断裂中南段的断层闭锁程度和滑动亏损速率分布，其结果显示泗洪以南到嘉山段断层闭锁程度比较高，是历史地震的未破裂段，同时该地区小震不活跃，易于应力积累.从三维电性结构结果来看，郯庐断裂带嘉山—泗洪段是一条非常显著的电性分界，整体电阻率较高，而且延伸较深.在中上地壳(20 km以浅)深度范围内，存在多处切割高阻的低阻带，具备强震孕育的深部结构环境(范晔等, 2022)，蚌埠研究区正好位于该区段内，其地震危险性也需要关注.

虽然印度板块向欧亚板块的碰撞与推挤是中国大陆东部地壳运动与形变的主要驱动力已被地学界所公认，但太平洋板块向欧亚板块下面的俯冲作用对中国大陆东部地区现今地壳运动与形变是否产生影响目前尚无统一的认识.Wang等(2001)研究成果表明，相对于稳定的欧亚大陆，青藏高原东面的华北和华南块体一致性地向南东东向运动，但两个块体之间存在3～4 mm·a-1的速度差异，华南块体速度要大一些.李延兴等(2006)基于中国大陆及周边地区GPS 的最新观测成果，发现华北块体东部地壳存在一致的向西或北西西向运动，并认为这是太平洋板块俯冲对中国大陆影响的重要表现形式.张培震等(2005)认为整个华南地块内部不存在明显的速度梯度带，内部没有重要的差异运动，华南地块确实作为一个整体向南东东方向运动.华南和东南沿海地区在新构造运动上属于比较稳定的地块，内部不发育明显的活动断裂和褶皱，地震活动性与华北和西部比相对较弱.陈小斌(2007)认为印度板块北北东方向的推挤是中国大陆构造变形的主要驱动力，印度板块北东向的推挤作用，在西伯利亚地盾以及东部板块的联合作用下，推动着中国东部块体向南东东方向运动.其明确提出华北地区水平运动的主要力源为青藏东北缘北东向的推挤作用和华南地块南东向的剪张作用(陈小斌, 2005).韩竹军等(2020)认为尽管现今地壳运动观测资料表明长江中下游地区运动速率变化平缓，但在太平洋板块运动俯冲导致的华北块体西向运动与青藏高原东缘对华南块体南东东向侧向推挤的共同作用下，华北块体与华南块体之间形成了一个宽泛的、左旋剪切作用的构造动力学环境.震源机制解显示本区现今的最大主压应力场是东西方向的(郑颖平等, 2020).综合上面的分析可知，蚌埠及其邻区的现今活动构造变形的驱动机制目前还有待探讨.

6 结论

本文基于在蚌埠及邻区采集的面状分布的100个宽频带大地电磁密集阵列数据，采用多种数据处理技术对原始观测数据进行了精细的处理，获得高质量的大地电磁数据，证实了在城市地区开展三维大地电磁探测的可行性.利用阻抗张量成像分析、三维反演等技术手段，详细研究了该地区地壳电性结构分布情况.在对反演所得的电性结构模型的可靠性进行了较为充分验证的基础上，分析了电性结构与构造分布的关系，结合其他学科资料，研究了蚌埠及其邻区深部孕震环境，探讨了可能的地震驱动机制.取得的主要认识如下：

(1)蚌埠隆起大致浅部以怀远—黄家湾断裂(F3)为界，深部以推测的隐伏断裂为界分为南部和北部区域.北部浅部是厚度较大的低阻沉积盆地，深部电阻率高，南部浅部大面积存在的高阻介质是广泛分布的花岗质岩体的反映，深部电阻率值低.蚌埠隆起南、北部电性结构存在的显著差异，支持其南部和北部存在不同的构造演化和变形机制的观点.

(2)蚌埠隆起内部存在多个低阻条带，切割高阻异常体，其分别对应构造断裂带.基于三维电性结构结果，对主要构造断裂带的空间分布和深部延伸形态进行了解释推断.

(3)综合多学科数据资料分析认为，蚌埠隆起中下地壳存在的显著高导低速异常不是热物质隆升造成的，应是含量较为丰富的流体造成的，较多的流体渗入到早先多条断层切割所造成的破碎带中，形成高导低速异常.因为不存在地幔热物质的隆升，深部物质对蚌埠隆起区构造变形的作用可能并不显著.

(4)本文研究认为蚌埠及其邻近地区存在多处分割高阻呈现为相对低阻的断裂，具备强震孕育的深部结构环境，但对于研究区构造变形的驱动机制仍有待探讨.

致谢感谢上海市地震局朱艾斓研究员提供的郯庐断裂中南段地震精定位数据.感谢蚌埠市地震局、安徽省地震工程院和方盛明研究员对本项工作给予的大力支持.三维反演计算在国家超算广州中心的“天河”超级计算机上完成，感谢广州超算中心的技术服务.感谢三位审稿专家提出的宝贵意见，文中部分图件用GMT绘制完成(Wessel et al., 2013).

附录A时间序列处理方法的结果对比

研究区部分受干扰严重的原始测点数据采用非Robust+远参考+精细谱编辑后的处理结果对比，从附图1中可以看出此处理方法对于中频近源强干扰非常有效.

附图1 不同时间序列处理方法的结果对比

附录B观测响应和反演拟合响应对比

附图2是计算的所有测点3个频点的观测响应和三维反演拟合响应的对比，每张图中第一行是观测响应，第二行是反演拟合响应.

附图2 观测响应和拟合响应对比

附录C 高导体C2和C3可靠性验证

将高导体C2所在区域的电阻率值修改为附近围岩的电阻率值，采用方法与高导体C1相同.扰动模型的修改区域深度范围1.5～15 km，附图3a和3b分别是5 km深度原始结果模型和扰动模型示意图.总的拟合误差从原始模型的2.167增大到扰动模型的2.331.附图3c是原始反演结果模型和扰动模型的拟合误差的差值分布，从图中可以看到，扰动模型中位于高导异常体C2范围附近的多个测点的拟合误差明显变差.修改模型的典型测点曲线从中频开始就显著偏离观测响应曲线(附图3d).这些结果表明高导异常体C2是受到观测数据约束的，在最终的结果模型中是可靠的.

附图3 高导体C2可靠性验证

将高导体C3所在区域的电阻率值修改为附近围岩的电阻率值，采用方法与高导体C1相同.扰动模型的修改区域深度范围10～20 km，附图4a和4b分别是10.5 km深度原始结果模型和扰动模型示意图.总的拟合误差从原始模型的2.167增大到扰动模型的2.272.附图4c是原始反演结果模型和扰动模型的拟合误差的差值分布，从图中可以清楚地看到，扰动模型中位于高导异常体C3附近的多个测点的拟合误差明显变差.扰动模型的典型测点曲线从中频开始就偏离观测响应曲线(附图4d).这些结果表明高导异常体C3是受到观测数据约束的，在最终的结果模型中是可靠的.

附图4 高导体C3可靠性验证