陳昊 洪德全 李紅星 陳德興 吳從輝 丁煌暉

摘要：利用1976-2014年安徽、江蘇、河南、浙江省56個(gè)臺(tái)站記錄的近震數(shù)據(jù)，共提取4922條Pg波震相走時(shí)數(shù)據(jù)，對(duì)安徽中部地區(qū)上地殼速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了二維層析成像反演。反演結(jié)果顯示：安徽中部地區(qū)Pg波速度為6.50km/s，其橫向速度變化為-0.24～0.24km/s，研究區(qū)速度異常分布范圍較好地吻合于地表構(gòu)造單元形態(tài)，速度分布特征還反映出不同構(gòu)造單元在地質(zhì)演化中存在構(gòu)造機(jī)理和物質(zhì)組成方面的耦合現(xiàn)象。大別山高壓、超高壓變質(zhì)帶下方不存在大規(guī)模的高速體?！盎羯酱啊钡葞讉€(gè)地震高發(fā)區(qū)均位于高、低速度異常區(qū)的邊界地帶，說(shuō)明地殼速度的轉(zhuǎn)換帶亦是構(gòu)造上的不穩(wěn)定帶，易于發(fā)生應(yīng)力的轉(zhuǎn)換和能量集聚，造成該地區(qū)小震頻發(fā)或引發(fā)中強(qiáng)地震。

關(guān)鍵詞：層析成像；Pg波；上地殼；速度結(jié)構(gòu)；安徽中部地區(qū)

中圖分類(lèi)號(hào)：P313.2 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A 文章編號(hào)：1000-0666（2018）01-0118-07

0 引言

安徽中部地區(qū)地處華北、華南地塊的交匯部，地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，以郯廬斷裂帶為界，其西側(cè)屬于華北地塊，東側(cè)屬于揚(yáng)子地塊。該地區(qū)北部為平原，西部為大型山脈，南部為丘陵地帶，大別山造山帶南緣為沿江中新生代盆地。同時(shí)該地區(qū)也是我國(guó)地震活動(dòng)較為頻繁的地區(qū)之一，歷史上曾發(fā)生多次地震，主要集中于安徽霍山、六安地區(qū)和淮河中下游一帶，其特點(diǎn)表現(xiàn)為郯廬斷裂帶西側(cè)的地震活動(dòng)水平明顯高于東側(cè)。例如，2014年六安霍山MS4.3地震，2015年阜陽(yáng)穎泉MS4.3地震，都是近幾年該區(qū)震感較為強(qiáng)烈的地震。

復(fù)雜地質(zhì)構(gòu)造特征使安徽中部地區(qū)的地下波速變化長(zhǎng)期受到廣泛關(guān)注。王椿鏞等（1997）對(duì)橫穿大別造山帶的深地震測(cè)深剖面的地殼P波速度結(jié)構(gòu)和密度結(jié)構(gòu)進(jìn)行了研究；董樹(shù)文等（1998）給出了大別山造山帶的速度結(jié)構(gòu)模型；史大年等（1999）完成了大別山東部地殼結(jié)構(gòu)的層析成像及廣角反射等相關(guān)研究，給出了大別山超高壓變質(zhì)帶下方高速異常體的埋深約110km；徐佩芬等（2000）完成了大別一蘇魯碰撞造山帶的地震層析成像研究，重建了其巖石圈三維速度結(jié)構(gòu)，揭示了該區(qū)域巖石圈橫向速度具有顯著的不均勻性；劉福田等（2003）在安徽大別山段進(jìn)行了深地震寬角反射折射探測(cè)，從6條二維地殼速度結(jié)構(gòu)剖面獲取了該區(qū)域的構(gòu)造特征及歷史演化特征；王志鑠（2005）利用天然地震和人工地震數(shù)據(jù)相結(jié)合的方式得到了大華北及鄰區(qū)上地幔三維速度結(jié)構(gòu)；張杰等（2005）曾利用層析成像方法研究了安徽及鄰區(qū)中強(qiáng)地震的深部構(gòu)造背景；黃耘等（2011）完成了蘇魯皖3省大范圍的三維層析成像，發(fā)現(xiàn)揚(yáng)子斷塊總體速度偏低，華北斷塊速度高于下?lián)P子斷塊，且沿郯廬斷裂帶速度結(jié)構(gòu)具有分段性；鄭洪偉和李廷棟（2013）利用遠(yuǎn)震P波層析成像技術(shù)對(duì)長(zhǎng)江中下游成礦帶巖石圈深部結(jié)構(gòu)進(jìn)行了探討，對(duì)長(zhǎng)江中下游一代成礦來(lái)源給予闡述；洪德全等（2013）利用接收函數(shù)方法得到安徽地區(qū)臺(tái)站下方地殼厚度和波速比；鄒振軒等（2015）基于浙江數(shù)字地震臺(tái)網(wǎng)完成了本省體波走時(shí)層析成像工作；張?jiān)迄i等（2015）在長(zhǎng)江馬鞍山—安慶段開(kāi)展了氣槍流動(dòng)激發(fā)實(shí)驗(yàn)，獲取郯廬斷裂帶南端較為精細(xì)的地殼速度結(jié)構(gòu)，其215km深度的成像結(jié)果顯示出大區(qū)域高、低速異常區(qū)的清晰輪廓；田曉峰等（2016）利用安徽人工震源地下結(jié)構(gòu)探測(cè)科學(xué)實(shí)驗(yàn)的三維高分辨探測(cè)數(shù)據(jù)，獲得了沿長(zhǎng)江一線上地殼速度結(jié)構(gòu)的成像結(jié)果，發(fā)現(xiàn)沉積蓋層厚度和淺表速度在該區(qū)呈現(xiàn)明顯的隆升和坳陷相間的構(gòu)造特征；顧勤平等（2016）利用Pn波時(shí)間項(xiàng)層析成像法反演得到了鄭廬斷裂帶中南段及鄰區(qū)上地幔頂部Pn波速度結(jié)構(gòu)和各向異性，發(fā)現(xiàn)研究區(qū)上地幔頂部具有顯著的橫向非均勻性，Pn波速度在鄭廬斷裂帶中段和南段具有分段性特征。這些成果都有助于了解華東地區(qū)中強(qiáng)震頻繁發(fā)生部位的深部構(gòu)造背景，同時(shí)也為本文提供了重要的參考信息。相較于前人更偏重于大尺度的層析成像研究，以及側(cè)重于深部構(gòu)造的探討，或是研究華東地區(qū)成礦因素，本次二維層析成像工作將研究對(duì)象放在安徽中部這個(gè)較小的區(qū)域內(nèi)，且利用Pg波走時(shí)資料對(duì)該地區(qū)上地殼速度結(jié)構(gòu)開(kāi)展應(yīng)用研究。本文選取近幾年中強(qiáng)地震頻發(fā)的區(qū)域（30.8°～32.3°N，115.3°～118°E）作為研究對(duì)象，側(cè)重于討論該地區(qū)內(nèi)不同地塊之間的耦合關(guān)系以及“霍山窗”區(qū)域的發(fā)震機(jī)理。

1 研究方法

本文正演過(guò)程采用Pei和Chen（2012）在研究青海玉樹(shù)地區(qū)地下速度結(jié)構(gòu)時(shí)所用到的方法（Hearn et al.，1991，1996；裴順平等，2002），該方法將上地殼中Pg波的觀測(cè)走時(shí)表示為：

tobs=t+asta+bevt（1）式中：t為結(jié)合相關(guān)速度模型得到的地震射線在穿過(guò)上地殼時(shí)的預(yù)測(cè)旅行時(shí)；asta為臺(tái)站項(xiàng)修正，與臺(tái)站觀測(cè)時(shí)間誤差及地表地質(zhì)情況有關(guān)，用于補(bǔ)償臺(tái)站下方的速度結(jié)構(gòu)；bevt為修正事件項(xiàng)，表示震源深度和發(fā)震時(shí)刻方面的誤差，該方法認(rèn)為震源深度和發(fā)震時(shí)刻之間存在一個(gè)權(quán)衡關(guān)系，即較早的發(fā)震時(shí)刻可以被一個(gè)較深的震源深度所補(bǔ)償（Doug-las，1967），反之亦然，所以將這2項(xiàng)誤差結(jié)合成一個(gè)修正項(xiàng)來(lái)處理。將Pg波走時(shí)近似為地殼中恒定速度的直達(dá)波，假設(shè)震源深度為h的地震射線路徑為直線，震中距為Δ在平均速度為v的上地殼范圍內(nèi)（Pei，Chen，2012），那么預(yù)測(cè)旅行時(shí)表示為，將其帶人式（1）中，得到：對(duì)于大多數(shù)地震事件來(lái)說(shuō)都存在h<<△，所以式（2）左側(cè)的修正項(xiàng)對(duì)于觀測(cè)旅行時(shí)來(lái)說(shuō)是微乎其微的。通過(guò)不斷擬合，修正式（2）中與震中距相對(duì)的預(yù)測(cè)走時(shí)，便可以估算出上地殼平均速度。將所研究的上地殼模型離散化，并剖分成較小的二維網(wǎng)格，此時(shí)，走時(shí)殘差表示為：式中：tij為第j個(gè)地震事件到達(dá)第i個(gè)臺(tái)站的走時(shí)殘差；ai是對(duì)應(yīng)于第i個(gè)臺(tái)站的臺(tái)站修正項(xiàng)；bj是對(duì)應(yīng)于第j個(gè)事件的事件修正項(xiàng)；dijk是第ij條射線在第k個(gè)網(wǎng)格中所走過(guò)的距離，sk為慢度（速度的倒數(shù)），代表的是第k個(gè)網(wǎng)格中當(dāng)前的慢度值。需要指出的是，相較于偽彎曲法（Zhao et al，1992）、逐段迭代（高爾根等，2002）等常見(jiàn)的三維層析成像方法，本文使用的二維層析成像方法將震源與臺(tái)站間的射線路徑用直線來(lái)替代，這樣雖然犧牲了射線擬合的精度，但大大提高了正演效率。安徽及鄰區(qū)多為淺源近震，到達(dá)臺(tái)站的射線曲率較小，射線更接近直線，故認(rèn)為這種近似是符合實(shí)際情況的。反演方法仍然采用目前較為常見(jiàn)的線性反演方法，即帶約束的阻尼最小二乘法（LSQR），該方法常用于在混定的大型系數(shù)矩陣中求解全局最小值（Paige，Saunders，1982）。

2 數(shù)據(jù)選取及處理

由于層析成像研究一般要求震源和接收臺(tái)站均不能在所剖分的網(wǎng)格之外，所以必須收集到足夠多的近震Pg波到時(shí)數(shù)據(jù)。盡管近些年安徽及鄰區(qū)并沒(méi)有較大的淺源地震，但“霍山窗”的頻繁開(kāi)窗為本次研究提供了天然的數(shù)據(jù)源?！盎羯酱啊敝饕侵复髣e山隆起塊體和華北坳陷塊體接觸帶附近的北大別山沉降南緣，該區(qū)域微震、小震頻繁。“霍山窗”開(kāi)窗后，常會(huì)出現(xiàn)小震月頻次超過(guò)40次的情況，且每當(dāng)這種情況出現(xiàn)后，華東地區(qū)佛子嶺附近在未來(lái)3個(gè)月內(nèi)還存在著一定的中強(qiáng)地震對(duì)應(yīng)關(guān)系（鄭兆苾等，1999）。

本文用于上地殼層析成像研究的Pg波到時(shí)數(shù)據(jù)由安徽省地震局預(yù)報(bào)中心提供，包括2010-2014年安徽、江蘇、河南、浙江省共56個(gè)臺(tái)站所記錄到的近震，此外還加入了1976-2009年部分霍山地區(qū)的重要地震作為補(bǔ)充。通過(guò)編寫(xiě)shell腳本提取走時(shí)、方位角、地震事件及臺(tái)站信息等重要參數(shù)，最終形成了時(shí)間跨度為1976-2014年，覆蓋范圍達(dá)5個(gè)經(jīng)緯度的共5483條Pg波走時(shí)數(shù)據(jù)。從地震平面分布情況來(lái)看，地震事件集中于大別山造山帶與華北地塊結(jié)合的區(qū)域內(nèi)（圖1），而從地震的垂向分布來(lái)看（圖2），絕大多數(shù)地震都處于0～10km的發(fā)震層范圍內(nèi)，保證了提取到有效的Pg波走時(shí)。

在反演中將最小臺(tái)站和最小事件數(shù)均設(shè)為4，從而保證每個(gè)臺(tái)站接收的Pg射線數(shù)≥4條，且同一個(gè)地震至少有4個(gè)臺(tái)站記錄到Pg波，走時(shí)殘差≤2.0s，最終從5483條Pg到時(shí)數(shù)據(jù)中挑選出4922條Pg波到時(shí)數(shù)據(jù)用于反演。再通過(guò)對(duì)Pg波走時(shí)隨震中距變化進(jìn)行擬合，結(jié)合相關(guān)地質(zhì)資料，得到模型初始平均速度為6.50km/s。

從射線分布情況看（圖3），研究區(qū)域內(nèi)所覆蓋的射線密度較大，重點(diǎn)研究區(qū)域射線覆蓋密集，最大程度防止了反演后研究區(qū)域內(nèi)出現(xiàn)明顯的“孔”“洞”。

3 反演結(jié)果及分析

3.1 分辨率檢測(cè)板

為了確保反演結(jié)果可信，首先設(shè)計(jì)“分辨率檢測(cè)板”對(duì)成像結(jié)果的分辨率進(jìn)行討論，將初始速度模型中每個(gè)網(wǎng)格的慢度設(shè)置為大小相等、正負(fù)相反，使其形成一個(gè)類(lèi)似“國(guó)際象棋棋盤(pán)格”的分布模式，在此基礎(chǔ)上進(jìn)行正演計(jì)算，將其結(jié)果作為觀測(cè)旅行時(shí)，人為設(shè)置0.1s的拾取誤差用于反演計(jì)算，通過(guò)反演還原正負(fù)相間的速度模型，從而對(duì)反演能力和反演分辨率做出評(píng)估。

分辨率檢測(cè)板設(shè)置網(wǎng)格間距設(shè)置為15'×15'，阻尼系數(shù)為200，迭代次數(shù)為60。結(jié)果表明，在這種情況下，分辨率檢測(cè)板可以很好地反演出正負(fù)相間的初始模型，且分辨率較高，可以用于反演真實(shí)的上地殼波速分布情況（圖4）。而在皖北、皖南部分地區(qū)及蘇皖交界一帶可能由于射線覆蓋較為稀疏，導(dǎo)致分辨率檢測(cè)板出現(xiàn)擾動(dòng)及模糊的情況。

3.2 上地殼波速反演結(jié)果

上地殼波速反演結(jié)果如圖5所示，可以看出存在2個(gè)明顯的高速異常區(qū)和4個(gè)低速異常區(qū)，平均速度為6.5km/s。速度變化幅度主要集中在-0.24～0.24km/s，將這些速度異常區(qū)用英文字母（A，B，C，D，E，F(xiàn)）進(jìn)行標(biāo)注。其中上地殼Pg波波速異常的最高值出現(xiàn)在研究區(qū)域的西北部的A區(qū)，即淮南以西、六安以北、阜陽(yáng)以南的區(qū)域內(nèi)，其最高速度異常極值達(dá)到0.42km/s，該區(qū)為研究區(qū)內(nèi)面積最大的高速異常區(qū)，地表地貌為平原，反映華北克拉通南緣較大的基底碎塊。2個(gè)明顯的低速異常區(qū)B和D區(qū)，其負(fù)的異常極高值達(dá)到了-0.40km/s，其中，B區(qū)由于白堊紀(jì)中期華北克拉通南緣不同走向的斷裂發(fā)生斷陷而形成的斷陷盆地（曹忠祥，2007），表現(xiàn)為低速異常與華北克拉通巖石圈減薄的整體背景相一致。D區(qū)位于六安以南，屬于華北地塊南緣向大別山造山帶的過(guò)渡地帶。C區(qū)被夾于B，D，E及F低速異常區(qū)之間，處于華北斷塊區(qū)的東南緣，反映其碎裂的剛性基底。C區(qū)右側(cè)的相對(duì)高速區(qū)，與鄭廬斷裂帶走向一致，對(duì)應(yīng)于張八嶺隆起，該構(gòu)造位于揚(yáng)子地塊和華北地塊碰撞拼接帶的構(gòu)造轉(zhuǎn)換部位，其西界為鄭廬斷裂帶，東緣屬于揚(yáng)子地塊蓋層前陸的逆沖褶皺帶，存在著自北向南的推覆倒轉(zhuǎn)構(gòu)造（胡博，張?jiān)罉颍?007）。E區(qū)和F區(qū)位于揚(yáng)子地塊南緣，其地表地貌為平原及丘陵，另外，F(xiàn)區(qū)的低速異?？赡芊从吵鰧幨徟璧兀獸區(qū)位于研究區(qū)邊緣，射線覆蓋有限，可能存在多解性。D，E區(qū)以南為安徽沿江中新生代盆地，為先擠壓、后伸展形成的疊合盆地，該區(qū)域恰好處于大別山造山帶的南部，表現(xiàn)為自西南向東北，由高速向低速逐漸過(guò)渡的速度結(jié)構(gòu)特征，并且與揚(yáng)子地塊東北緣邊界走向相一致，其形成過(guò)程也長(zhǎng)期受到大別山造山帶的影響，歷史上曾出現(xiàn)過(guò)2次耦合關(guān)聯(lián)——楔入-分層逆沖隆起與前陸盆地耦合、拆沉均衡隆升與伸展斷陷盆地藕合（吳躍東等，2003）。

圖6a為反演前走時(shí)殘差的分布，在130km后出現(xiàn)了明顯發(fā)散，圖6b中反演后的走時(shí)殘差相較于反演前明顯收斂。再計(jì)算反演前后走時(shí)殘差的標(biāo)準(zhǔn)差，反演前其標(biāo)準(zhǔn)差為0.50s，反演后下降到0.31s。

4 討論

4.1 反演結(jié)果與上地殼地質(zhì)構(gòu)造演化特征關(guān)系分析

從反演結(jié)果（圖5）中可以看出，肥中斷裂以北為B低速區(qū)，肥中斷裂與肥西—韓擺渡斷裂中間為C高速區(qū)，肥西一韓擺渡斷裂以南至大別山造山帶前緣為D低速區(qū)。相關(guān)研究曾表明（孫連浦，2005），合肥盆地前中生代基底特征、斷裂特征及中生代構(gòu)造單元?jiǎng)澐衷诳v向上具雙層結(jié)構(gòu)，分為晚太古代一早元古代深變質(zhì)巖系和晚元古代一晚古生代淺變質(zhì)至未變質(zhì)海相構(gòu)造層。而平面上以肥中斷裂和肥西韓擺渡斷裂為界，分為華北地臺(tái)型、大陸邊緣過(guò)渡型和北淮陽(yáng)型3種類(lèi)型，這3種類(lèi)型恰好與B，C，D波速分布特征相吻合。

結(jié)合B，C，D三個(gè)區(qū)域的地質(zhì)演化過(guò)程，在早白堊世時(shí)期，郯廬斷裂帶發(fā)生大規(guī)模走滑運(yùn)動(dòng)，形成了張八嶺隆起，同時(shí)，大別山造山帶與合肥盆地也呈現(xiàn)出整體耦合，在此時(shí)期，強(qiáng)烈的構(gòu)造變化和相互的物質(zhì)填充，使得彼此在地質(zhì)構(gòu)造和物質(zhì)構(gòu)成上都存在著相關(guān)性。例如，合肥盆地周邊的造山運(yùn)動(dòng)制約著盆地的沉積作用，物質(zhì)構(gòu)成方面，盆地北部沉積填充受華北板塊影響較大，而南部受大別山造山帶影響較大，這種構(gòu)造和物質(zhì)組成差異可以使合肥盆地波速反演結(jié)果中南北分別呈現(xiàn)出高速和低速。

A區(qū)域新太古代一古元古代變質(zhì)結(jié)晶基底之上不整合覆蓋著巨厚的中一新元古代陸源碎屑巖一碳酸鹽巖沉積蓋層，而區(qū)域波速增大可能與強(qiáng)應(yīng)力作用有關(guān)。D區(qū)的低速異常受大別山造山帶控制，其邊界為構(gòu)造轉(zhuǎn)折部位，該區(qū)有3條斷裂帶穿過(guò)（肥西韓擺渡斷裂、梅山龍河口斷裂、磨子潭曉天斷裂），在晚更新世以后存在強(qiáng)度較弱的構(gòu)造變形現(xiàn)象，主要表現(xiàn)為地殼能量被緩慢釋放以及相應(yīng)斷裂發(fā)生微弱活動(dòng)。該區(qū)地殼晚第四紀(jì)以來(lái)具有微弱活動(dòng)性，且主要表現(xiàn)為蠕滑活動(dòng)方式（姚大全，劉加燦，2015）。A，D區(qū)在地質(zhì)演化過(guò)程中曾多次耦合關(guān)聯(lián)，在晚三疊—早侏羅世時(shí)期華北、揚(yáng)子兩大板塊發(fā)生碰撞，開(kāi)始造山運(yùn)動(dòng)，逐漸形成了大別山造山帶，在中侏羅早白堊世，拆離作用使得延伸斷陷和沖斷褶皺同時(shí)出現(xiàn)，在外部作用力下，該地區(qū)形成了盆地和多條斷裂。由此可知，該區(qū)域盡管形成了多種復(fù)雜的構(gòu)造單元，卻受控于相同的構(gòu)造應(yīng)力機(jī)制（余和中等，2005）。

本文結(jié)果顯示大別山造山帶下方并沒(méi)有明顯速度異常，其速度變化不超過(guò)平均速度的±0.12km/s，且大部分區(qū)域顯示出偏低速的特征，其速度值對(duì)應(yīng)的巖石巖性為酸性至中酸性，表明了大別山鎂鐵質(zhì)的巖石圈下無(wú)大規(guī)模的榴輝巖，從而驗(yàn)證了大別山高壓、超高壓變質(zhì)帶下方并不存在大規(guī)模高速體（董樹(shù)文等，1988）。

4.2 高低速轉(zhuǎn)換區(qū)與地震發(fā)生特征關(guān)系分析

從安徽近幾年的地震分布情況來(lái)看，較大的地震基本上均發(fā)生于速度異常區(qū)的邊界區(qū)域，如：“霍山窗”位于D低速異常區(qū)的東南邊界，2015年阜陽(yáng)MS4.3地震位于A高速異常區(qū)西北邊界，2014年肥東MS3.2地震恰好位于2個(gè)正負(fù)速度異常區(qū)（B、C）的過(guò)渡帶上。2014年4月20日霍山4.3級(jí)地震震源位于D低速異常區(qū)的南部邊緣，屬于大別山造山帶與華北地塊的過(guò)渡帶，是能量聚集與應(yīng)力轉(zhuǎn)換的部位，其震源機(jī)制解表明此次地震主要是由東西向的近水平擠壓與南北向近水平拉張作用引起的（劉澤民等，2015）。2015年3月14日阜陽(yáng)市再次發(fā)生4.3級(jí)地震，這種頻繁的地震活動(dòng)異常往往是對(duì)地殼應(yīng)力發(fā)生變化的響應(yīng)。有研究表明，我國(guó)的P波速度各向異性快波速方向與最大主壓應(yīng)力方向有著較好的一致性（裴順平，2002），地殼應(yīng)力變化可以通過(guò)上地殼波速變化來(lái)反映，而“霍山窗”所處的地區(qū)恰好位于大別山造山帶南緣與華北地塊交接的部位，屬于地下波速的轉(zhuǎn)換帶所反映的地質(zhì)構(gòu)造不穩(wěn)定帶，易于發(fā)生應(yīng)力的轉(zhuǎn)換和能量集聚之處，亦是震情監(jiān)測(cè)應(yīng)重點(diǎn)關(guān)注的區(qū)域。

5 結(jié)論

本文利用Pg波到時(shí)資料，得到了安徽中部地區(qū)上地殼的精細(xì)速度結(jié)構(gòu)成像，共反演出了6個(gè)速度異常區(qū)，其平均速度為6.5km/s，速度變化區(qū)間集中在-0.24～0.24km/s。研究區(qū)域的上地殼成像結(jié)果與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造具有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，合肥盆地對(duì)應(yīng)為明顯的低速區(qū)和高速區(qū)，張八嶺隆起表現(xiàn)為高速異常。華北地塊波速明顯要高于揚(yáng)子地塊，呈現(xiàn)出沿地塊結(jié)合部高低速差異成像的分布特征，大別山造山帶東南緣受華北地塊和揚(yáng)子地塊的共同作用，表現(xiàn)為明顯的低速異常區(qū)，華北活動(dòng)地塊區(qū)南緣阜南一霍邱地區(qū)作為華北地塊的邊緣區(qū)域可能正受到強(qiáng)應(yīng)力作用，表現(xiàn)為高速異常。

反演結(jié)果還反映出各構(gòu)造單元的地質(zhì)演化痕跡，合肥盆地受到華北板塊和大別山造山帶的聯(lián)合長(zhǎng)期作用下，形成了南北高低速差異。華北板塊南緣與大別山造山帶結(jié)合處，由于長(zhǎng)期的構(gòu)造轉(zhuǎn)折作用，斷裂集中的區(qū)域表現(xiàn)為強(qiáng)低速區(qū)。成像結(jié)果還驗(yàn)證了大別山高壓、超高壓變質(zhì)帶下方不存在大規(guī)模高速體的論斷。安徽地區(qū)地震較為活躍的幾個(gè)區(qū)域均處于速度異常區(qū)的邊界，其原因?yàn)樗俣鹊霓D(zhuǎn)換帶亦是構(gòu)造上的不穩(wěn)定帶，易于發(fā)生應(yīng)力的轉(zhuǎn)換和能量集聚，導(dǎo)致小震頻發(fā)或引發(fā)中強(qiáng)地震。

本次研究得到了多方的支持，所用程序由中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所裴順平教授提供，所用數(shù)據(jù)由安徽省地震局預(yù)報(bào)中心提供，安徽省地震局王行舟研究員和中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所李秋生教授為本文提出了諸多寶貴意見(jiàn)，龔辰給予了協(xié)助，本文評(píng)審專(zhuān)家也提出寶貴修改意見(jiàn)。在此，一并表示衷心感謝！

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