黎哲君 黃顯良 鄭海剛 王俊 王燚坤 袁泉 談昕

1)安徽省地震局，合肥 230031 2)安徽蒙城地球物理國(guó)家野外科學(xué)觀測(cè)研究站，安徽蒙城 233500

0 引言

本文研究范圍(29.5°N～32.5°N，114.7°E～118.3°E)為大別造山帶東段及周邊區(qū)域(圖1)。大別造山帶為華北地塊和揚(yáng)子地塊之間的碰撞造山帶，該地區(qū)早中生代曾發(fā)生劇烈碰撞擠壓，造成地殼增厚及發(fā)生殼幔物質(zhì)交換(董樹(shù)文等，1993；滕吉文等，2000；劉啟元等，2005；Zhao et al，2019)?，F(xiàn)今的大別造山帶東段為鄂皖交界地區(qū)地震活動(dòng)集中部位，小震活動(dòng)在霍山附近地區(qū)表現(xiàn)出明顯的聚集分布特征，歷史上該地區(qū)曾發(fā)生多次5級(jí)以上地震，且主要沿落兒嶺—土地嶺斷裂(LTF)分布，大別造山帶東段的深部結(jié)構(gòu)，特別是莫霍面的深度變化可為該地區(qū)地震活動(dòng)構(gòu)造背景研究提供約束。

注：圖中紅色圓圈為歷史地震，其他顏色圓圈為現(xiàn)代地震(顏色代表震源深度)，現(xiàn)代地震的時(shí)間范圍為1970年至今，歷史地震的時(shí)間范圍為公元前780年至今；主要斷裂：FZF肥中斷裂、LHF六安—合肥斷裂、FHF肥西—韓擺渡斷裂、MLF梅山—龍河口斷裂、QXF青山—曉天斷裂、XGF襄樊—廣濟(jì)斷裂、SMF商城—麻城斷裂、LTF落兒嶺—土地嶺斷裂、TLF郯廬斷裂帶、SZF宿松—樅陽(yáng)斷裂、DZF東至斷裂、GYF葛公鎮(zhèn)—殷家匯斷裂、XJF宣城—涇縣斷裂、ZWF周王斷裂。

大別造山帶是我國(guó)地球物理研究較充分的地區(qū)，在造山帶東段殼幔結(jié)構(gòu)研究方面，已有不少學(xué)者開(kāi)展過(guò)相關(guān)工作，例如，跨大別造山帶東段的大地電磁探測(cè)剖面研究(董樹(shù)文等，1993)勾勒了造山帶地殼結(jié)構(gòu)剖面圖像；人工地震測(cè)深剖面(王椿鏞等，1997、1999；滕吉文等，2000)揭示了大別造山帶下局部地區(qū)莫霍面起伏特征，發(fā)現(xiàn)大別造山帶下存在明顯的莫霍面錯(cuò)斷及下凹；近南北向穿越大別造山帶的二維地震臺(tái)陣觀測(cè)剖面研究(劉啟元等，2005)發(fā)現(xiàn)大別造山帶地殼有明顯的分塊結(jié)構(gòu)，殼幔界面可能存在若干斷錯(cuò)，最大斷距達(dá)數(shù)千米；天然地震波速度成像(趙志新等，2005)、地震走時(shí)反演(黃耘等，2011)和瑞利波層析成像(滕吉文等，2006；丁文秀等，2017)等研究給出了大別造山帶及周邊地區(qū)地下速度結(jié)構(gòu)，發(fā)現(xiàn)大別造山帶地殼明顯厚于周邊地塊，郯廬斷裂帶對(duì)其東部邊界的深部結(jié)構(gòu)有明顯的控制作用。在基于重力資料的深部構(gòu)造研究方面，Zhao等(2019)利用WGM2012模型重力異常反演了大別—蘇魯造山帶莫霍面，表明華北地塊、華南地塊和蘇魯—大別造山帶莫霍面深度有顯著差異；張交東等(2012)計(jì)算了大別造山帶北部局部地區(qū)重力異常，與航磁數(shù)據(jù)結(jié)合分析認(rèn)為華北陸塊向南俯沖到大別山下。已有的研究成果初步描繪了大別造山帶東段地殼結(jié)構(gòu)特征，但大多數(shù)研究工作以剖面測(cè)量為主，覆蓋范圍有限。在研究方法上，重力學(xué)研究特別是基于實(shí)測(cè)重力資料的研究工作較少。作為區(qū)域地震活動(dòng)集中分布區(qū)，大別造山帶東段的深部構(gòu)造與地震活動(dòng)關(guān)系研究亦不充分。

本文主要利用大別造山帶東段實(shí)測(cè)和模型融合的布格異常資料，通過(guò)頻率域反演方法計(jì)算大別造山帶東段莫霍面三維空間分布，結(jié)合已有的地質(zhì)構(gòu)造和地震活動(dòng)等資料，探討大別造山帶東段殼幔結(jié)構(gòu)特征及其構(gòu)造含義，為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)大別造山帶東段地殼結(jié)構(gòu)、地球動(dòng)力學(xué)背景和地震活動(dòng)的深部構(gòu)造條件，理解造山帶形成和演化過(guò)程及華北地塊和揚(yáng)子地塊之間相互作用方式提供深部構(gòu)造支撐。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 重力異常數(shù)據(jù)

本文使用的實(shí)測(cè)重力異常數(shù)據(jù)為安徽省勘查技術(shù)院編制的安徽省1︰25萬(wàn)布格異常成果，其數(shù)據(jù)覆蓋安徽省全境，研究區(qū)域內(nèi)原始數(shù)據(jù)測(cè)量點(diǎn)位密度優(yōu)于4km2/點(diǎn)，布格異常均方誤差優(yōu)于±0.6mGal(1mGal=10-5m/s2)，分辨率和精度均遠(yuǎn)高于現(xiàn)有的衛(wèi)星重力資料和地球重力場(chǎng)模型等資料。安徽省境外區(qū)域使用EGM2008布格異常進(jìn)行補(bǔ)充，其中EGM2008布格異常計(jì)算采用基于DEM的重力地形改正方法(黎哲君等，2019；楊光亮等，2020)，地形數(shù)據(jù)來(lái)自最新的ASTER GEDM V3版本數(shù)字高程模型。實(shí)測(cè)布格異常和EGM2008布格異常數(shù)據(jù)的融合采用基于“移去-恢復(fù)”的最小二乘融合方法，具體技術(shù)路線為：①相同點(diǎn)位實(shí)測(cè)布格異常減去對(duì)應(yīng)位置EGM2008布格異常，得到布格異常殘差；②任意2個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)組成點(diǎn)對(duì)，按點(diǎn)對(duì)距離進(jìn)行分組，統(tǒng)計(jì)距離與布格異常殘差協(xié)方差，并進(jìn)行協(xié)方差函數(shù)擬合，本文采用的協(xié)方差函數(shù)為局部重力異常Hirvonen協(xié)方差函數(shù)(Moritz，1976)

(1)

其中，C0為布格異常殘差的方差，ρ為點(diǎn)對(duì)間距離，m為大于0的實(shí)數(shù)，b為待擬合的參數(shù)，計(jì)算得到最佳擬合參數(shù)C0=114.492mGal2，m=0.5，b=2.602；③基于擬合協(xié)方差函數(shù)，以實(shí)測(cè)布格異常與EGM2008布格異常之間殘差為信號(hào)，按最小二乘推估公式(Moritz，1978)計(jì)算無(wú)實(shí)測(cè)布格異常區(qū)域的重力異常殘差；④將推估的布格異常殘差與對(duì)應(yīng)位置EGM2008布格異常相加，得到布格異常推估值。

通過(guò)上述方法實(shí)現(xiàn)實(shí)測(cè)布格異常和EGM2008布格異常融合，得到研究區(qū)域完整布格異常，如圖2所示。融合結(jié)果保留了實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的精度和分辨率，同時(shí)滿足了頻譜分析和莫霍面反演計(jì)算對(duì)數(shù)據(jù)覆蓋完整性的要求。

圖2 融合后的區(qū)域布格異常

1.2 重力異常頻譜分析

布格異常是重力觀測(cè)值經(jīng)過(guò)緯度改正、自由空氣改正、地形改正和布格板改正等改正計(jì)算后的結(jié)果。在假定地殼密度均勻的理想狀態(tài)下，布格異常主要反應(yīng)莫霍面起伏特征。然而實(shí)際的地殼結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜，布格異常受地表以下物質(zhì)質(zhì)量變化的綜合影響，如低密度沉積層、地殼內(nèi)部密度橫向變化等均會(huì)對(duì)布格異常產(chǎn)生干擾。為定量分析不同波長(zhǎng)布格異常對(duì)應(yīng)的場(chǎng)源深度，對(duì)融合后的布格異常進(jìn)行功率譜分析，計(jì)算其徑向平均功率譜并擬合出似場(chǎng)源深度(Syberg，1972；任飛龍等，2018)。頻譜分析結(jié)果如圖3所示，從功率譜曲線中至少可辨別出3個(gè)線性特征明顯的數(shù)據(jù)段，通過(guò)擬合直線的斜率計(jì)算得到似場(chǎng)源深度分別為6.7km、11.7km和35.7km。已有研究結(jié)果(王椿鏞等，1997；滕吉文等，2000；劉福田等，2003；劉啟元等，2005)表明大別造山帶莫霍面深度總體處于30～42km左右，因此可以認(rèn)為6.7km和11.7km深度場(chǎng)源分別對(duì)應(yīng)地殼上部和中上部物質(zhì)密度不均勻變化，35.7km深度場(chǎng)源則大致對(duì)應(yīng)莫霍面起伏引起的物質(zhì)密度橫向變化，該部分長(zhǎng)波長(zhǎng)重力異常信號(hào)可用于莫霍面的反演計(jì)算。

圖3 布格異常對(duì)數(shù)功率譜分析

1.3 莫霍面反演關(guān)鍵參數(shù)及反演結(jié)果檢驗(yàn)

基于融合的布格異常，采用Parker-Oldenburg位場(chǎng)反演方法(Parker，1973；Oldenburg，1974；Gómez-Ortiz et al，2005；Gao et al，2019)反演莫霍面三維分布。該方法的可靠性已在多項(xiàng)研究中得到驗(yàn)證(Shin et al，2007；Zhao et al，2019)。采用該方法進(jìn)行莫霍面反演需要事先確定密度界面參考深度、布格異常頻率范圍、下地殼和上地幔的密度差等參數(shù)。根據(jù)P波速度結(jié)構(gòu)研究結(jié)果(王椿鏞等，1999；劉福田等，2003)，大別造山帶東段下地殼平均P波速度為 6.8km/s，上地幔平均P波速度為 8.1km/s，據(jù)速度-密度轉(zhuǎn)換經(jīng)驗(yàn)公式(Berteussen，1977)求得下地殼和上地幔密度差為416kg/m3。根據(jù)頻譜分析結(jié)果(圖3)，布格異常頻率范圍取35.7km深度對(duì)應(yīng)的頻率范圍。為確定最佳的密度界面參考深度，在32～37km范圍內(nèi)每隔0.5km取一個(gè)值作為參考深度進(jìn)行莫霍面反演。采用大別造山帶地區(qū)二維地震臺(tái)陣觀測(cè)剖面獲取的莫霍面深度(劉啟元等，2005)來(lái)驗(yàn)證反演效果。由于重力反演結(jié)果比較平滑，無(wú)法反應(yīng)莫霍面深度突變，因而對(duì)比過(guò)程中剔除了剖面中4個(gè)存在明顯突跳的數(shù)據(jù)點(diǎn)，表1給出了反演結(jié)果與二維地震臺(tái)陣觀測(cè)結(jié)果最接近的5組數(shù)據(jù)對(duì)比統(tǒng)計(jì)值。由對(duì)比結(jié)果可知，反演結(jié)果對(duì)密度界面參考深度的變化比較敏感，當(dāng)取參考深度為33.5km時(shí)，莫霍面反演結(jié)果與地震觀測(cè)結(jié)果一致性最好(圖4)，其最大差異為2.9km，標(biāo)準(zhǔn)偏差1.7km，平均差異僅-0.1km，證明取該參考深度時(shí)莫霍面反演結(jié)果是可靠的。

表1 莫霍面重力反演結(jié)果與地震觀測(cè)結(jié)果對(duì)比

注：用于與反演結(jié)果進(jìn)行對(duì)比的莫霍面深度數(shù)據(jù)引自劉啟元等(2005)，參考深度33.5km。

2 計(jì)算結(jié)果及討論

2.1 莫霍面深度特征

基于融合布格異常數(shù)據(jù)的莫霍面反演結(jié)果如圖5所示，該結(jié)果與地震學(xué)方法研究結(jié)果(王椿鏞等，1997；劉福田等，2003；劉啟元等，2005；黃耘等，2011)及地球物理方法研究獲得的莫霍面空間分布(Zhao et al，2019)具有較好的一致性。由于使用了高精度實(shí)測(cè)重力數(shù)據(jù)和模型重力數(shù)據(jù)的融合結(jié)果，并基于現(xiàn)有研究成果及布格異常頻譜分析結(jié)果合理選擇反演關(guān)鍵參數(shù)，本研究獲得的莫霍面反演結(jié)果實(shí)現(xiàn)了對(duì)研究區(qū)域的完整覆蓋，提供了可靠的深部構(gòu)造信息。由圖5可知，研究區(qū)域莫霍面深度范圍處于29～42km之間，最大深度位于大別造山帶內(nèi)岳西與羅田之間區(qū)域，最小深度位于郯廬斷裂帶東側(cè)。各地塊莫霍面深度差異明顯，大別造山帶最深，揚(yáng)子地塊次之，華北地塊最淺。

注：圖中地震標(biāo)志的含義同圖1。

A-B剖面圖(圖6)顯示，自NW向SE方向，莫霍面自大別造山帶向揚(yáng)子地塊抬升，靠近郯廬斷裂帶部位抬升最快，在郯廬斷裂帶東側(cè)達(dá)到深度最小值，而后向揚(yáng)子地塊緩慢下凹至36km左右。C-D剖面圖(圖7)顯示，自SW向NE方向，莫霍面從揚(yáng)子地塊向大別造山帶劇烈下凹，在大別造山帶核心部位達(dá)到最深值，隨后向北快速抬升，在合肥盆地達(dá)到約32km深度，并以十分緩慢的速度向北繼續(xù)抬升。大別造山帶莫霍面深度處于32～42km之間，總體上呈現(xiàn)西淺東深的特征，在靠近郯廬斷裂帶一側(cè)的岳西以西部位達(dá)到最大深度，向北、向南和向東3個(gè)方向快速變淺，并形成莫霍面深度變化梯度帶。大別造山帶腹地莫霍面較深，最深達(dá)到42km，表明大別山存在明顯的山根，平均莫霍面深度為36km，山根厚度約為6km，與地震測(cè)深剖面顯示的大別造山帶腹地至今仍保留6～8km厚的山根(董樹(shù)文等，1998)的結(jié)果十分吻合。揚(yáng)子地塊莫霍面深度處于29～37km之間，靠近郯廬斷裂帶一側(cè)較淺，向SE方向逐漸加深，在皖南山區(qū)(GYF以東、ZWF以南的山區(qū))達(dá)到36km左右。研究表明，早白堊紀(jì)后，隨著古太平洋板塊向亞洲大陸的俯沖，中國(guó)東部構(gòu)造作用以地殼引張和巖石圈減薄為主導(dǎo)(張鵬等，2007)，晚中生代以來(lái)的軟流圈上涌造成了華南東部下?lián)P子地區(qū)巖石圈地幔局部破壞，地幔部分熔融及形成花崗質(zhì)巖漿上侵(葉卓等，2020)。本文莫霍面反演結(jié)果顯示，皖南山區(qū)為局部莫霍面下凹區(qū)，認(rèn)為該區(qū)域在經(jīng)歷了地幔上涌底侵作用和巖石圈減薄過(guò)程后，可能存在一定程度的山根。華北地塊莫霍面深度總體處于31～35km范圍，深度變化較小，僅靠近郯廬斷裂帶和大別造山帶部位莫霍面略深。郯廬斷裂帶對(duì)莫霍面特征的分割作用明顯，沿?cái)嗔褞|側(cè)的宿松—安慶—巢湖一線為明顯的莫霍面深度低值區(qū)，走向與郯廬斷裂帶一致。

注：A-B剖面位置見(jiàn)圖5。

注：C-D剖面位置見(jiàn)圖5；圖中紅色細(xì)虛線表示CRUST1.0殼內(nèi)界面，自上而下分別為上、中地殼界面和中、下地殼界面；地震標(biāo)志含義同圖1，紅色圓圈為歷史地震(均標(biāo)注在0深度處)，其他顏色圓圈為現(xiàn)代地震(顏色代表震源深度)。

2.2 莫霍面與區(qū)域構(gòu)造

大別造山帶南側(cè)為顯著的NW向莫霍面深度陡變帶，與大別造山帶走向基本一致。莫霍面深度變化最劇烈的部位位于羅田—蘄春附近，莫霍面深度快速變化可能與揚(yáng)子地塊向北俯沖至華北地塊之下有關(guān)，表明上述2個(gè)地塊在此部位相互碰撞形成的深部結(jié)構(gòu)轉(zhuǎn)換帶至少切割至殼幔邊界深度，這一莫霍面形態(tài)特征與現(xiàn)有研究成果(滕吉文等，2000；高銳等，2004；肖騎彬等，2007；顧勤平等，2016)相吻合。前人認(rèn)為XGF是揚(yáng)子地塊與大別造山帶的縫合位置(Zhai et al，1995；滕吉文等，2006)，從莫霍面反演結(jié)果來(lái)看，其深部縫合帶位置應(yīng)位于地表縫合帶以北的羅田—蘄春之間，這一結(jié)果與梁學(xué)堂等(2016)基于大別造山帶湖北段重力異常特征的分析結(jié)果類似。地表縫合帶與深部縫合帶位置的差異以及深地震反射剖面(高銳等，2004)和地震層析成像(李佳蔚等，2018)揭示的莫霍面向北傾斜的形態(tài)也高度一致，是中生代揚(yáng)子陸塊向北俯沖的深部構(gòu)造證據(jù)。

大別造山帶北側(cè)有近NW向的莫霍面陡變帶，深度自北向南快速增加，變化最快部位位于QXF附近。三疊紀(jì)末揚(yáng)子地塊與華北地塊在QXF碰撞縫合，導(dǎo)致造山帶下部地殼或巖石圈增厚(肖騎彬等，2007)，QXF附近莫霍面的陡變特征印證了這一研究結(jié)論。大別造山帶北緣的重磁電震解析結(jié)果(張交東等，2012)也表明由于華北地塊的俯沖，華北地塊和揚(yáng)子地塊之間的縫合帶被推覆到大別造山帶內(nèi)部的北淮陽(yáng)構(gòu)造帶之下。此外，多項(xiàng)研究結(jié)果均表明，大別造山帶的殼幔界面在QXF之下發(fā)生錯(cuò)斷，斷距超過(guò)4km，殼幔界面錯(cuò)斷進(jìn)一步強(qiáng)化了莫霍面陡變特征(王椿鏞等，1997；劉福田等，2003；劉啟元等，2005)。

大別造山帶東側(cè)莫霍面深度等值線走向與郯廬斷裂帶走向平行，莫霍面由大別造山帶向揚(yáng)子地塊陡升。莫霍面的快速變化體現(xiàn)了郯廬斷裂帶作為構(gòu)造塊體分界帶的鮮明特征，說(shuō)明郯廬斷裂帶對(duì)深部結(jié)構(gòu)的影響至少已到達(dá)殼幔邊界，也可能與郯廬斷裂帶巨大的左行平移造成斷裂帶兩側(cè)殼幔結(jié)構(gòu)顯著差異有關(guān)(徐嘉煒等，1992；朱光等，2004；滕吉文等，2006)。P波速度結(jié)構(gòu)結(jié)果(顧勤平等，2016；殷偉偉等，2019)和背景噪聲層析成像研究(丁文秀等，2017)也表明，郯廬斷裂帶中南段已深切至上地幔頂部。揚(yáng)子地塊內(nèi)靠近大別造山帶和華北地塊的宿松—安慶—巢湖區(qū)域可見(jiàn)一個(gè)近NE向的莫霍面隆起帶，沿著郯廬斷裂帶及其東側(cè)分布，在大別造山帶段尤為明顯，表明郯廬斷裂帶下方存在莫霍面上拱(徐嘉煒等，1992)，可能是郯廬斷裂帶作為地幔深部高溫?zé)嵛镔|(zhì)的上涌通道所導(dǎo)致(殷偉偉等，2019)。

在大別造山帶內(nèi)部，SMF將造山帶分隔為2個(gè)莫霍面深度差異較大的區(qū)域，西側(cè)深度較淺，東側(cè)為莫霍面顯著凹陷區(qū)，造成莫霍面深度等值線呈現(xiàn)近葫蘆狀的輪廓。地震層析成像研究認(rèn)為，以SMF為界，大別造山帶東側(cè)地塊與西側(cè)地塊地殼速度有顯著差異(徐佩芬等，2000)。這種莫霍面深度及地殼速度結(jié)構(gòu)差異可能與沿著郯廬斷裂帶上涌的熔融熱物質(zhì)混入大別山中下地殼，并造成造山帶差異隆升有關(guān)(丁文秀等，2017)。

2.3 莫霍面與地震活動(dòng)

如圖5所示，地震活動(dòng)在研究區(qū)域內(nèi)大部分地區(qū)均有分布，但從其空間分布與莫霍面深度關(guān)系角度仍可發(fā)現(xiàn)一定的規(guī)律。在造山帶東側(cè)揚(yáng)子地塊內(nèi)，地震活動(dòng)主要沿著宿松—安慶—巢湖一線呈帶狀分布，對(duì)應(yīng)與郯廬斷裂帶走向平行的莫霍面隆起帶。在造山帶北側(cè)的華北地塊內(nèi)，地震活動(dòng)主要分布在舒城—合肥一線以東靠近郯廬斷裂帶的部位，以及FZF以南的大別造山帶外圍區(qū)域，這些區(qū)域?qū)?yīng)著不同莫霍面深度特征區(qū)的轉(zhuǎn)換部位。在大別造山帶內(nèi)部，地震活動(dòng)規(guī)律性較強(qiáng)，多數(shù)地震沿LTF分布，在LTF與QXF交匯部位尤為集中。為清晰顯示莫霍面與地震活動(dòng)關(guān)系，沿LTF方向，同時(shí)也是近乎垂直于莫霍面深度等值線的方向提取剖面(圖5中C-D剖面)布格重力異常、地形高程和莫霍面深度值，并將其兩側(cè)20km范圍內(nèi)地震投影至該剖面，缺少震源深度資料的歷史地震繪制在0深度處，為便于討論，在圖中描繪了CRUST1.0(Laske et al，2013)殼內(nèi)界面深度(圖7)。從C-D剖面可以看出，該區(qū)域現(xiàn)代地震震源深度均位于莫霍面以上，絕大多數(shù)地震發(fā)生于中上地殼。在水平位置上，造山帶北部地震活動(dòng)最集中的區(qū)域?qū)?yīng)莫霍面由大別造山帶向華北地塊快速抬升并逐步轉(zhuǎn)折趨平的部位，即地震活動(dòng)集中在華北地塊向大別造山帶之下俯沖的深部構(gòu)造縫合帶之上，造山帶南部現(xiàn)代地震活動(dòng)較弱，C-D剖面附近僅有一次5級(jí)以上歷史地震，其震中水平位置處于莫霍面由南向北快速下降的區(qū)域，對(duì)應(yīng)揚(yáng)子地塊和大別造山帶之間的深部構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶，由此推測(cè)大別造山帶與北側(cè)華北地塊及南側(cè)揚(yáng)子地塊之間的相互作可能是相關(guān)區(qū)域地震活動(dòng)的主要?jiǎng)恿?lái)源。大別造山帶存在多處殼幔結(jié)構(gòu)錯(cuò)斷(王椿鏞等，1999；滕吉文等，2000；劉福田等，2003；劉啟元等，2005)，巖石圈結(jié)構(gòu)不完整，不利于較大應(yīng)力的積累，以致在中上地殼內(nèi)的脆弱部位頻繁釋放應(yīng)力，霍山—六安一帶正好處于LTF與QXF、MLF的交會(huì)部位，地殼結(jié)構(gòu)破壞較嚴(yán)重，因而該區(qū)域歷史地震和現(xiàn)代小震活動(dòng)均較為集中。因此，在大別造山帶東段地震危險(xiǎn)性分析過(guò)程中，除了要分析深部構(gòu)造條件外，還應(yīng)特別關(guān)注淺部斷裂的構(gòu)造活動(dòng)性。

3 結(jié)論與認(rèn)識(shí)

本文基于實(shí)測(cè)布格異常和EGM2008布格異常的融合結(jié)果，利用地震學(xué)研究成果和布格異常頻譜分析結(jié)果確定反演關(guān)鍵參數(shù)，通過(guò)Parker-Oldenburg方法反演了大別造山帶東段莫霍面三維分布。通過(guò)與地震臺(tái)陣剖面結(jié)果進(jìn)行對(duì)比，證明本文反演結(jié)果是可靠的。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造和地震活動(dòng)等資料進(jìn)行分析和討論，深化了對(duì)大別造山帶東段莫霍面深度特征的認(rèn)識(shí)和對(duì)區(qū)域構(gòu)造特征、地球動(dòng)力學(xué)背景的理解，并探討了區(qū)域地震活動(dòng)的深部構(gòu)造背景。主要研究結(jié)論如下：

(1)大別造山帶東段莫霍面深度特征體現(xiàn)了區(qū)域構(gòu)造塊體的差異性。大別造山帶莫霍面最深，揚(yáng)子地塊深度次之，華北地塊最淺。大別山莫霍面平均深度約36km，造山帶東部最深達(dá)到42km，說(shuō)明大別山之下有明顯的山根。揚(yáng)子地塊皖南山區(qū)在經(jīng)歷了地幔上涌底侵作用和巖石圈減薄過(guò)程后，可能存在一定程度的山根。大別造山帶北側(cè)、東側(cè)及南側(cè)均分布有莫霍面深度陡變帶。郯廬斷裂帶及其東側(cè)部位有與斷裂帶走向平行的莫霍面隆起帶，隆起頂部最小深度約29km。

(2)大別造山帶南側(cè)和北側(cè)的莫霍面深度陡變帶分別體現(xiàn)了揚(yáng)子地塊和華北地塊向大別造山帶之下俯沖的構(gòu)造特征。北側(cè)陡變帶指示華北地塊和大別造山帶之間深部構(gòu)造縫合帶應(yīng)位于QXF之下；南側(cè)陡變帶指示揚(yáng)子地塊與大別造山帶之間深部構(gòu)造縫合帶應(yīng)位于XGF以北的大別造山帶內(nèi)。莫霍面深度特征表明郯廬斷裂帶為顯著的區(qū)域構(gòu)造邊界帶，其切割深度至少已達(dá)到殼幔邊界；郯廬斷裂帶及其東側(cè)區(qū)域莫霍面上拱可能與郯廬斷裂帶之下地幔熱物質(zhì)上涌導(dǎo)致的地殼上隆有關(guān)。大別造山帶東段內(nèi)部莫霍面深度東西差異表明大別造山帶東段經(jīng)歷了差異隆升。

(3)研究區(qū)域內(nèi)現(xiàn)代地震基本均發(fā)生于莫霍面以上的中上地殼內(nèi)，在水平位置上主要分布在莫霍面陡變帶、隆起帶及不同莫霍面深度特征區(qū)的轉(zhuǎn)換部位。莫霍面深度陡變、隆起等變化為地震活動(dòng)提供深部構(gòu)造背景。大別造山帶殼幔結(jié)構(gòu)不完整，不利于較大應(yīng)力的積累，華北地塊和揚(yáng)子地塊之間相互作用產(chǎn)生的應(yīng)力在中、上地殼脆弱部位釋放，是大別造山帶局部地區(qū)小震活動(dòng)聚集的主要原因。因此，在大別造山帶東段地震危險(xiǎn)性判斷過(guò)程中，應(yīng)特別注意地震活動(dòng)深部構(gòu)造背景與淺部構(gòu)造條件的綜合考慮。