郯庐断裂带中段地震活动性与深部地壳电性结构关系的探讨

2014-09-09胡惟朱光严乐佳詹润

地质论评 2014年1期

胡惟，朱光，严乐佳，詹润

合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥，230009

内容提要：郯庐断裂带（郯城—庐江断裂带）中段地震活动强度大、频率高，是中国东部一条重要的地震活动带。强震沿该断裂带中段局部发生，弱震不均匀分布，一些部位为无震区。本文利用5条大地电磁测深剖面，对该断裂带中段地震孕育的深部背景进行了对比分析。结果表明，该断裂带切穿整个地壳，地壳电性结构显著不均一，但普遍出现陡立的低阻带与高阻带相间排列的现象，从而成为强烈的新构造活动带。该断裂带上3处≥Ms7级强震的地壳电性结构实例显示，带内上地壳中、下部出现刚性高阻层连接旁侧或两侧刚性高阻体时才会出现大的应力积累，从而成为强震发生必要的深部结构条件。而该断裂带弱震区显示全地壳尺度陡立软弱低阻带与刚性高阻带相间排列现象，其中的高阻带内只能积累有限应力而诱发弱震。该断裂带无震区上地壳出现了巨厚的异常软弱低阻层，成为极易蠕滑带，旁侧的刚性高阻体完全无法积累应力而诱发地震。上述实际对比分析表明，大型活动断裂带内上地壳的电性结构和流变学与地震活动性密切关联。

板内地震的震源深度多位于上地壳下部。国内外大型活动断裂带（如龙门山断裂、San Andreas断裂等）的地震活动性多显示与其深部结构与构造之间的密切关联性（Serrano et al.，2003；Bedrosian et al.，2004；Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010；Wang Zhi et al.，2011）。虽然上地壳整体是刚性的而成为地震层，但是其中低速、高导的软弱层因难以积累较大应力也会成为蠕滑区而不诱发强震（Bedrosian et al.，2004）。上地壳内强硬的高速、高阻体可以积累较大的应力，常成为诱发地震的部位（Serrano et al.，2003；Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010）。由于大型活动断裂带深部结构与构造的多变性及影响因素的多样性（Xu Yi et al.，2010；Pei Shunping et al.，2010；Wang Zhi et al.，2011），因而关于其与地震活动性的关系需要开展具体的分析。

郯庐断裂带（郯城—庐江断裂带）是我国东部一条NNE走向的巨型断裂带，也是一条重要的地震活动带（徐嘉炜，1980，1985；徐嘉炜等，1992，1995；乔秀夫，1981；乔秀夫等，2002；万天丰.1995，1996；万天丰等，1996a，1996b；王小凤等，2000；汤加富等，2002；张鹏等，2007；万桂梅等，2009；王书琴等，2012）。该断裂带山东—渤海段（简称为中段）是整个断裂带地震活动强度大、频率高的地区，历史上发生过多次6级以上强震。这些地震沿该断裂带中段呈现为不均匀分布的现象。关于其地震活动性及浅部活断层方面已取得了较为清楚的认识（魏光兴等，1993；邓起东，2007；李西双等，2010；严乐佳等，2013；胡惟等，2013），但对其地震活动性与深部结构关系的研究仍十分有限。一些学者认为郯庐断裂带内部地震的发生与地壳结构及介质的应力积累有关，壳内低阻体之上的高阻体或电性陡变带是地震易发部位（牛雪等，2000；张继红等，2010）。另一些学者通过对地壳速度结构的研究，主张震源深度与低速层位置关系密切，地震大多数位于上、下两个低速层所夹持的的高速层内或速度变化带的高速层内（牛雪等，2000；张学民等，2005；王兆国等，2009）。还有一些学者通过对郯庐断裂带岩石圈热结构的研究，发现震源区具有上地幔隆起、地壳厚度减薄的现象（祖金华等，1996；刘光夏等，1996；白嘉启等，1998；臧绍先等，2002；赖晓玲等，2007；王兆国等，2009），呈现为较高的地温场和地表热流值（祖金华等，1996；白嘉启等，1998；臧绍先等，2002；赖晓玲等，2007；王兆国等，2009），多位于地幔隆起区的边缘。总之，关于郯庐断裂带中段地震活动性与深部结构、构造的关系，仍存在着不同的认识，缺乏系统的对比分析。

正确认识郯庐断裂带中段地震活动与深部结构的关系，对于探索其地震孕育的深部结构、构造环境具有重要意义。本文利用胜利油田分公司完成的5条大地电磁测深剖面（宋国奇，2006，2007），结合浅部活断层的特征，对郯庐断裂带中段的地震活动性与深部电性结构与构造进行对比分析，探讨其孕震的深部背景。

1 区域地质概况

郯庐断裂带中段包括山东段（沂沭断裂带）和渤海段（营潍断裂带）两部分，总体呈NNE向展布，长达760 km（图1）。山东段介于西侧的鲁西隆起（华北板块）与东侧的苏鲁造山带、胶莱盆地及胶北隆起之间，胶莱盆地与胶北隆起也属于华北板块。该段由4条近平行的主干脆性断裂组成，自东向西依次为昌邑—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）。其渤海段是华北板块内部渤海湾盆地的东侧边界，自潍坊向北进入莱州湾，穿过渤海东部、辽东湾后，至辽宁营口西侧进入下辽河平原。该段由东、西两支主干断裂构成，东支与南部的昌邑—大店断裂相连，西支则与鄌郚—葛沟断裂相接。

郯庐断裂带起源于华北与华南板块印支期碰撞之中（Yin An et al.，1993；Li Zhengxiang，1994；Gilder et al.，1999；Zhu Guang et al.，2009），将大别与苏鲁造山带左行错开。该断裂带晚侏罗世再次发生大规模左行平移活动并向北进入渤海（Zhu Guang et al.，2005，2010），开始形成营潍断裂带。白垩纪时郯庐断裂带转变为伸展活动（Ren Jianye et al.，2002；Zhang Yueqiao et al.，2003；Zhu Guang et al.，2010，2012），在山东段形成了4条NNE走向正断层及＂两堑夹一垒＂构造（也称为东、西地堑），并在渤海地区控制了一系列断陷盆地的发育。古近纪时期，华北克拉通东部再次发生强烈伸展活动，形成了大型渤海湾断陷盆地。沂沭断裂带该期间基本不活动，而营潍断裂带发生强烈伸展活动并控制了渤海湾盆地东部的发育，成为内部凹陷与凸起的边界（Ren Jianye et al.，2002；Qi Jiafu et al.，2008；Zhu Guang et al.，2012；严乐佳等，2013；詹润，2013）。继古近纪末的一次挤压反转之后，新近纪期间郯庐断裂带渤海段在近南北向弱拉张应力状态下发生弱伸展活动（詹润，2013），对应着拗陷式盆地的发育。第四纪期间郯庐断裂带进入新构造活动期。

2 新构造活动特征与地震活动性

2.1 新构造活动特征

第四纪以来郯庐断裂带中段新构造活动强烈，活断层十分发育（图1），总体上继承了前期伸展活动产生的断层格局。该期间山东段在F1和F2断裂之间发育了一条新生的F5活断层（图1）。已有的研究表明（严乐佳等，2013；胡惟等，2013），郯庐断裂带中段第四纪以来处于NEE—SWW向区域挤压应力作用下，活断层表现为逆右行平移活动。沂沭断裂带全新世活断层主要沿F1和F2断裂中、南部断续分布，多呈左阶雁列状。东部F1和F2断裂的活动性明显强于西部F3和F4断裂（严乐佳等，2013），总体上新构造活动性自南向北、自东向西逐渐减弱。郯庐断裂渤海段在中部渤中地区活动性最强，两条主干活断层均为全新世活断层，各自也呈左阶雁列状。而渤海段南、北部两支主干活断层的活动性较弱，为晚更新世—第四纪活断层（胡惟等，2013）。

2.2 地震活动性

根据中国地震台网中心提供的1.0～8.0级地震震中数据（1970年1月1日～2012年12月11日，34.5°～41.5°N，118°～123°E）以及历史上该区域大于5.0级地震资料（林怀存等，1995；董旭光等，1999；赵根模等，2006），本次工作中绘制了郯庐断裂带中段地震震中分布图（图1）。该图显示，郯庐断裂带中段地震活动十分活跃，强震（≥7级）沿断裂带局部发生，弱震（≤5级）不均匀分布，一些部位为无震区。中段历史上曾发生过3次≥7级强震，近代（1970年）以来以弱震为主，未发生过≥7级强震。此外，1978年唐山7.8级和1975年海城7.3级地震区以及NW向的张家口—蓬莱断裂带呈现为近代地震的密集分布区，后者还诱发了1548年和1597年两次7级地震（林怀存等，1995；董旭光等，1999）。营潍断裂带在渤中地区诱发了1969年渤海7.4级地震（38.2°N，119.4°E），其发震断层是郯庐西支断裂（李西双等，2009），震源深度小于16 km（汪素云等，1991）。该段还在莱州湾地区诱发了1046年莱州湾6.5级地震（董旭光等，1999），但关于这次地震的资料十分有限。历史地震分布显示（图1），营潍断裂带地震活动性自南向北呈现弱—强—弱的特点。断裂带上地震主要集中在渤中地区，且西支断裂的活动性强于东支，多沿渤海7.4级地震区密集分布。莱州湾北部地区郯庐东、西支断裂上发生过几次5级以下弱震成为弱震区，莱州湾南部至潍北地区近代不发生地震而成为无震区。北部辽东湾地区沿断裂仅发生过几次弱震，无强震记录。

图1 郯庐断裂带中段活断层和地震震中分布图（1970年1月1日以来地震资料，据中国地震台网中心数据，较早地震资料据林怀存等，1995；董旭光等，1999；赵根模等，2006；活断层资料据邓起东，2007；严乐佳等，2013；胡惟等，2013）Fig.1 Map for active faults and earthquake epicenters along the middle segment of the Tan-Lu Fault Zone（The earthquake data since January 1，1970 from China Earthquake Networks Center，earlier data from Lin Huaicun et al.，1995；Dong Xuguang et al.，1999；Zhao Genmo et al.，2006；the active fault data from Deng Qidong， 2007； Yan Lejia et al.，2013；Hu Wei et al.，2013）

沂沭断裂带历史上发生过两次强震，即公元前70年诸城7.0级地震和1668年郯城8.5级地震（34.8°E，118.5°N）。诸城地震发生在沂沭断裂带北部，由于年代久远关于其震源参数及发震断层的资料较少并存在认识上分歧（王华林，1990；张继红等，2010），但多认为震中位于安丘西南的F5断裂处（晁洪太等，1994）。郯城地震震中位于F1和F2断裂之间的安丘—莒县地堑南部，推测震源深度约12.4 km（王华林等，1996）。其发震断层由5条雁列式活断层构成，南部沿F2断裂分布，北部沿F1断裂分布，全长约130 km（李家灵等，1994；鞠林雪等，2012，图1）。历史地震分布显示（图1），沂沭断裂带东部F1和F2断裂的地震活动性明显强于西部F3和F4断裂，弱震主要分布在F1和F2断裂上，多沿郯城地震发震断层及诸城地震附近分布。

前人研究表明，华北地区震源平均深度在15.7 km左右，多浅于20 km，即上地壳是主要发震部位（汪素云等，1991）。一些学者通过对郯庐断裂带中段近代地震的分析，认为震源深度在10～20 km范围内（李家灵，1992；王华林等，1996；谢卓娟等，2008），与上述华北地区的研究结果相一致，皆属于发生在上地壳的板内浅源地震。

综上所述，郯庐断裂带中段地震活动在空间上分布不均匀，发生过3次≥7级强震，弱震常集中分布，部分段近代不发生地震。1970年以来沿断裂带主要发生弱震，无强震记录。断裂带上的地震震源深度多在20 km以内，属于发生在上地壳的板内浅源地震。该带地震活动性强弱与断层的活动性密切相关。沂沭断裂带东地堑的地震活动明显强于西地堑，对应着F1和F2断裂新构造活动性强于F3和F4断裂。营潍断裂带在渤中地区地震密集分布，而莱州湾和辽东湾地区较少发生地震，这与断层活动性在中部渤中地区强而南、北部较弱相吻合。

2.3 地震破裂分段行为

上述现象表明，渤海海域内地震具有强度高、频次高的特征，它们沿着渤中地区的营潍断裂带与张家口—蓬莱断裂带集中出现。渤中地区不但7级以上强震具有群集特征，中强震与弱震同样显示群集与继承特征（杨港生等，2000；周斌等，2000；孟建国等，2009；图1）。渤中地区的营潍断裂带中段同样显示地震的群集特征（晁洪太等，1999），而辽东湾地区的北段与莱州湾南部至潍坊的南段基本上为无震区（图1），表明营潍断裂带活断层由此可分为三段，各自具有独立的地震破裂行为。营潍断裂带中段强烈而群集的地震活动主要是由于该处与北西西向张家口—蓬莱地震带相交。由此造成的地震破裂分段行为及长期的地震记录更支持其北段与南段无震区应该是蠕滑行为的结果而非锁闭段的＂地震空区＂。

沂沭断裂带的地震破裂分段及其行为前人进行过详细的分析（李家灵等，1994；晁洪太等，1994，1997，1999；满洪敏，2005），观点基本一致。其东堑活断层各种特征显示可分为南、中、北三段，南、中段分别对应1668年郯城地震破裂（莒县土岭至郯城窑上）与公元前70年安丘地震破裂（安丘至莒县土岭的F5活断层）。这两段活动断层的历史地震记录与位移特征显示它们皆是特征滑动行为，各次地震所造成的不均匀断层位移分布周期性地原地重复出现（晁洪太等，1994，1997，1999）。由此导致了各段强震原地重复发生（李家灵等，1994），缺失中强地震，属于特征地震现象。安丘以北的沂沭断裂带北段，历史上基本上无地震发生（图1）。该段活断层全新世晚期以来没有发生过活动（王志才等，2005），明显不同于南、中段的地震断层。满洪敏（2005）研究表明，沂沭断裂带的地震破裂分段是由于北西向断层的切割与阻碍所致，从而造成了各段显著不同的地震活动性。这种地震破裂分段性与南、中段的特征地震现象，也不支持北段无震区属于锁闭段的＂地震空区＂，更可能是蠕滑型活断层段（杨一冲和高维明，1994）。

3 深部电性结构特征

3.1 大地电磁测深数据简介

近年来胜利油田分公司完成了5条穿过郯庐断裂带中段的大地电磁测深剖面（宋国奇，2006，2007），其中渤海段3条（q101线、q109线和 t101线，图2a、b、c），山东段 2条（t102线和 q105线，图2d和e）。在使用大地电磁测深仪进行野外数据采集工作之后（每个测点采集时间不小于9.5 h），进行了噪音处理和静态校正的预处理，消除数据中的不同干扰。然后采用二维连续介质反演法将频率域的定性资料转换为空间域的定量地电断面，获得了地下不同深度的电性参数（图2）。其具体原理和方法见宋国奇（2006，2007）。这5条大地电磁测深剖面揭示了郯庐断裂带中段丰富的深部地壳信息。本文将利用这5条大地电磁测深剖面分析郯庐断裂带深部地壳结构与构造特征。

3.2 电性结构特征

依据大地电磁测深剖面（图2），本文将地壳划分为上地壳和下地壳。郯庐断裂带中段及周边上地壳厚约15 km，下地壳厚度约7～20 km。这一地壳厚度的解释与前人利用深反射地震获得的结果相吻合（Zheng Tianyu et al.，2006；Chen Ling，2010；Zhang Zhongjie et al.，2011）。

大地电磁测深剖面显示（图2），郯庐断裂带中段深部地壳多表现为陡立的低阻带与高阻带相间排列，其间直立边界为主断面所在。各剖面显示该断裂带陡立，切穿整个地壳，并控制了整个地壳的结构和构造。这些低阻带对应相对较软的地壳，而高阻带对应着较强硬的地壳。断裂带内这些陡立的低阻带向下可延入上地幔上部。

q101线位于渤中地区，正好切过1969年渤海7.4级地震的震中部位（图2）。剖面上郯庐东、西支断裂皆向西陡倾，切穿整个地壳，并进入上地幔（图2a）。断裂带浅部4～5 km以上为低阻层，对应盆地新生代沉积。断裂带内5～30 km深处存在一高阻层。西支断裂西侧的垦东凸起5 km以下出现高阻带。两高阻体上部在郯庐西支断裂附近靠近（上地壳底部），连接处电阻率中等。

q109线位于莱州湾地区，剖面上郯庐断裂带由相向陡倾的两支主干断裂构成，皆切穿地壳而进入上地幔（图2b）。其浅部控制发育了古近纪莱州湾凹陷。西支断裂构成东、西侧高、低阻带的陡立边界，其东侧上地壳下部存在一异常高阻层，而其西侧（青东凹陷下）上地壳下部为低阻层。东支断裂皆处于地壳低阻带内，更东侧胶北隆起下整体为高阻体。

t101线穿过潍北凹陷，剖面上郯庐断裂由东、西两支陡立主干断裂构成，介于潍北凸起与胶北隆起之间（图2c）。断裂带内3～5 km深处存在一相对高阻层，对应侏罗—白垩纪的陆相盆地沉积物。该相对高阻层之上为一低阻层，对应着新生代沉积物。断裂带内5～20 km深处为巨厚的异常低阻层。东支断裂构成胶北隆起高阻体与断裂带内低阻体的边界。西侧潍北凸起由浅至深出现低阻—高阻—低阻的变化。西支断裂介于东侧低阻带和西侧变化带之间，其两侧上地壳底部皆为低阻层。

t102线从诸城7.0级地震震中南侧穿过。该处郯庐断裂带介于鲁西隆起和胶莱盆地之间，由F1—F5五条陡立的分支断裂构成（图2d）。断裂带东侧的白垩纪胶莱盆地上地壳中、下部（＞3～5 km）为巨厚的低阻层，而西侧的鲁西隆起表现为高阻带。该处断裂带深部陡立的高阻带与低阻带相间出现，F1—F5断裂为高阻带与低阻带之间的陡立边界。其中F3与F4断裂之间深部低阻带（进入下地壳）之上存在一高阻层，将鲁西隆起下高阻带同汞丹山地垒下高阻带连接起来。而F2与F5断裂之间的低阻带仅限于上地壳中、上部，下部已转变为高阻体。

q105线从郯城8.5级地震震中南侧穿过。该处郯庐断裂带介于鲁西隆起和苏鲁造山带之间，后两者在深部皆为高阻体（图2e）。断裂带内部3 km之上为低阻层，对应白垩纪陆相断陷盆地沉积物。15 km以下为延入上地幔的低阻带，而3～15 km之间为一高阻层，对应高级变质基底，并连接断裂带两侧的高阻体。

综上所述，郯庐断裂带中段深部地壳电性结构不均一，不但侧向上变化大，沿走向上也变化明显。主干断裂切穿整个地壳，产状近直立，多成为高阻带与低阻带之间的边界。一方面可以见到地壳内陡立的低阻带完全分割两侧的高阻带，另一方面也可见低阻带内夹有高阻层连接一侧或两侧的高阻带。

郯庐断裂带起源于大型的走滑断裂带，在印支期和晚侏罗世分别经历了两次左行平移运动（Yin An et al.，1993；Li Zhengxiang，1994；Gilder et al.，1999；Zhu Guang et al.，2005，2009，2010）。走滑断裂带以产状陡立为特征，沿陡立断面的平移运动使异地不同块体沿断裂带接触，造成了断裂带两侧深部地壳电性结构的显著差异，成为电性陡变带之间的陡立边界。白垩纪至古近纪期间，郯庐断裂带发生了强烈的伸展活动（Ren Jianye et al.，2002；Zhang Yueqiao et al.，2003；Qi Jiafu et al.，2008；Zhu Guang et al.，2012），地壳浅部叠加出现了一系列正断层，早期陡立断面同时活动。断裂带的伸展活动一方面控制了浅部断陷盆地的形成，另一方面造成地壳强烈破碎而在深部发育了低阻层/带。上述大地电磁测深剖面上低阻层/带总是与浅部断陷盆地对应出现也支持这一推断。q109线和t101线剖面显示（图2b、c），断裂带局部上地壳出现明显的逆冲构造，切过古近纪的正断层，应是古近纪末挤压时盆地反转中的产物。

4 地震活动与上地壳电性结构的关系

4.1 电性结构与地壳流变性的关系

前文已述，郯庐断裂带中段地震震源深度多在20 km以内，表明地震多发生在上地壳下部。对于同一条断层而言，随着深度增加围压相应增加，从而抗剪强度也不断增加（Sibson，1982）。因而，上地壳内断层要发生活动就得首先突破其底部最大的抗剪强度，此突破点就为震源部位。因此可见，上地壳下部的流变学与地震活动性密切关联，也是本文关注的焦点。

众所周知，华北克拉通盖层之下为高级变质的基底及侵入其中的岩体。这两类刚性岩石广泛存在于华北克拉通上地壳的下部。苏鲁造山带上地壳下部也广泛为高级变质岩和侵入体。本次大地电磁测深剖面上，郯庐断裂带内部及旁侧上地壳下部的高阻体就对应着这些高级变质岩和侵入体，皆属于刚性体。

对于本次大地电磁测深剖面内上地壳中、下部（部分贯穿整个地壳）的低阻层/带，前人的地震测深资料显示它们也是低速层/带（卢造勋等，1999；杨文采等，1999；Zheng Tianyu et al.，2006；Chen Ling，2010；Zhang Zhongjie et al.，2011）。这种低阻（高导）、低速体可以是富含流体的结果，也可以是局部高温的结果，但上地壳相对较低的背景温度排除了局部熔体的可能性。它们与断裂带或拆离带紧密的伴生关系更支持它们是上地壳破碎带富流体的结果（魏文博等，2006；张继红等，2010）。众所周知，地壳深部的岩石当温度升高或富含流体时都会使强度大为降低而成为软弱层/带，从而相当于塑性体。因而，无论是高温或富流体的成因，都会使这些低阻层/带成为上地壳的软弱带，使得上地壳的流变学状态呈现非均匀性。

4.2 地壳流变性与应力积累的关系

一般而言，上地壳因温度较低整体上是脆性层，也是地震层（图3a），可以积累较高的应力而诱发地震。下地壳因较高的温度一般为塑性层，受应力作用时发生韧性变形或塑性流动，断层只发生蠕滑，难以积累较高应力而诱发地震。因而，板内地震的震源深度常对应着上、下地壳之间脆—韧性转换带的深度。

地震的孕育与应力积累密切相关。只有当应力积累到一定程度时，才会出现断层的粘滑性活动，从而诱发地震。当上地壳内断层本身的锁固程度较低时，难以积累较高应力，只能发生蠕滑，从而不会诱发地震。如前文所述，上地壳内的低阻体是软弱带，相当于塑性体，也难以积累较大的应力而诱发地震。因而，低阻体内或其边界上的断层同理也难以积累较大的应力。而上地壳高阻体是脆性、强硬体，容易积累强应力，其中锁固程度较高的断层就会发生粘滑而诱发地震。因此，地震震源处一般位于高阻体内锁固程度高的断层部位。由此可见，上地壳的流变性与应力积累及地震活动性紧密关联。

4.3 差异性地震活动与上地壳电性结构的对比分析

本文根据大地电磁测深剖面（图2）绘制出各测线深部地壳电性结构如图3所示。结合郯庐断裂带中段地震活动性的空间变化（图1），可对比分析该断裂带强震（≥7级）、弱震（≤5级）以及无震区分布与上地壳电性结构的关系。

4.3.1 强震区

沿郯庐断裂带中段发生的渤海、诸城及郯城强震的震中区基本上分别对应q101、t102线和q105线剖面，从而可以分析其强震发生的深部背景。

渤海7.4级强震震中正好位于q101测线上，发震断层是郯庐西支断裂（图3 b）。该剖面上郯庐西支断裂附近上地壳上部为低阻层，而上地壳下部两侧高阻体相连。西支断裂西侧深部高阻体从上地壳下部延伸进入上地幔，东侧的高阻层从上地壳中部延伸进入下地壳。渤海7.4级地震震源位于西支断裂深部上地壳底部两高阻体之间的连接处，震源深度在16 km左右。该高阻体（层）连接处电阻率的下降现象（图2a）可能与震后地壳结构或电阻率的部分改变有关。总之，该剖面揭示郯庐西支断裂切入两侧上地壳底部刚性高阻体的连接处，一方面易发生断层滑动，另一方面也能积累较大应力而诱发强震。

公元前70年诸城7.0级地震震中位于t102测线北侧。根据前人对该地震震源参数和发震断层的研究（王华林，1990；晁洪太等，1994；王志才等，2005），推断这次强震位于安丘西南的F5断裂上，震源深度在15 km左右。t102测线剖面上F2断裂西侧的汞丹山地垒深部为高阻带，F5与F1之间也为高阻带（图3c）。剖面上F2和F5断裂之间上地壳中、上部为一陡立的低阻带，而其间上地壳底部为高阻体，连接两侧的高阻带。该次强震震源位于F2与F5断裂之间上地壳底部的高阻体内（图3c）。由此可见，诸城地震震源位于两主干断裂之间上地壳底部刚性高阻体与两侧高阻刚性体的连接处，也是易于积累高应力处，从而诱发了此次强震。

图3 郯庐断裂带中段深部电性结构解释剖面（图中红圈分别代表渤海、诸城及郯城强震震源位置）Fig.3 Interpretation profiles for deep electrical textures of the middle segment of the Tan-Lu Fault Zone（red circles represent the Bohai，Zhucheng and Tancheng earthquake focus）

郯城8.5级地震震中位于q105测线北侧（图2）。依据其震源深度（12.4 km，王华林等，1996）推测震源位于上地壳高阻层底部F2断裂内（图3d）。该断裂带内高阻层之下为低阻带，而高阻层本身连接两侧的高阻带（图3d）。由此可见，该剖面断裂带内上地壳中、下部的刚性高阻体与两侧刚性高阻体相连，可以积累高应力，从而诱发了郯城8.5级强震。

由上述分析可见，一方面郯庐断裂带造成了地壳内陡立低阻带的存在，使其整体属于易滑动带而成强烈的新构造活动带；另一方面上地壳下部存在刚性高阻体连接两侧或一侧刚性高阻体才能保障高应力的积累而诱发强震。这些实例说明大型地震断裂孕育强震需要特定的深部结构与构造条件，两者存在密切的关联性。

4.3.2 弱震区

郯庐断裂带中段弱震主要集中在渤中地区、莱州湾北部地区以及沂沭断裂带F1和F2断裂上。弱震可以是强震后的余震。强震前积累的应力经过突然释放后，震源及邻区的应力状态随之改变。因而，强震后会发生应力调整，从而造成余震。1969年渤海地震区郯庐西支断裂两侧近代弱震密布现象就验证了这一点（图1）。诸城和郯城地震区（包括发震断层）较多的近代地震也应与此有关。

莱州湾北部地区郯庐东、西支断裂上发生过几次5级以下弱震，其间还发生过1046年6.5级莱州湾地震（董旭光等，1999）。但后者因记载资料有限，具体信息不详。q109测线穿过该弱震区（图3e）。该处郯庐东、西两支断裂处于地壳内陡立低阻带与高阻带之间的边界上，整体显示陡立刚性高阻带与软弱低阻带的相间排列现象。这种地壳内的软弱带属于易滑动带或蠕滑带，难以出现显著的应力积累。但是，其旁侧的刚性带内仍能积累一定的应力，从而会诱发弱震而成为弱震区。

4.3.3 无震区

地震分布图显示（图1），莱州湾南部至潍坊以北的郯庐断裂带上未发生过地震。t101测线穿过该无震区。该处郯庐断裂带内部整体表现为低阻带（图3f），特别是上地壳中、下部出现异常低的低阻层（图2c）。可能是这类异常的软弱低阻层极易滑动，完全吸收了位移，使其旁侧的刚性体也完全无法积累应力，从而成为完全的蠕滑区而不诱发地震。前文关于郯庐断裂带中段地震破裂分段行为也支持该无震区是完全的蠕滑段，而非锁闭的＂地震空区＂。

综上所述，郯庐断裂带中段的地震活动与其上地壳电性结构关系密切，而后者又与上地壳流变性密切关联。上地壳的流变性和结构直接影响到应力积累的程度，从而影响到地震活动性。郯庐断裂带内上地壳下部存在相连的刚性高阻体时，可以积累高应力而诱发强震。当上地壳地震层呈现陡立的高阻带与软弱低阻带相间排列时，这类高阻带内多诱发弱震。而当上地壳下部出现异常低的软弱低阻带时，成为极易蠕滑区，从而对应无震区。