山東地區(qū)地殼P波三維速度結(jié)構(gòu)及其與地震活動(dòng)的關(guān)系

蘇道磊, 范建柯, 吳時(shí)國(guó),4*, 陳傳緒,2, 董曉娜， 陳時(shí)軍

1 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所，中國(guó)科學(xué)院海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 青島　266071 2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)， 北京　100049 3 濟(jì)南市地震局， 濟(jì)南　250001 4 中國(guó)科學(xué)院三亞深?？茖W(xué)與工程研究所， 海南三亞　582000 5 山東省地震局， 濟(jì)南　250014

山東地區(qū)地殼P波三維速度結(jié)構(gòu)及其與地震活動(dòng)的關(guān)系

蘇道磊1,2,3, 范建柯1, 吳時(shí)國(guó)1,4*, 陳傳緒1,2, 董曉娜5， 陳時(shí)軍5

1 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所，中國(guó)科學(xué)院海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 青島266071 2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)， 北京100049 3 濟(jì)南市地震局， 濟(jì)南250001 4 中國(guó)科學(xué)院三亞深?？茖W(xué)與工程研究所， 海南三亞582000 5 山東省地震局， 濟(jì)南250014

摘要利用山東及周邊區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)1975—2014年1月期間記錄到的1369個(gè)地震的13781個(gè)P波到時(shí)數(shù)據(jù)對(duì)山東地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)進(jìn)行了層析成像研究.結(jié)果表明，山東地區(qū)地殼速度結(jié)構(gòu)存在明顯的不均勻性.沂沭斷裂帶介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)復(fù)雜，呈現(xiàn)明顯的分段特征，兩側(cè)塊體速度存在差異，具有塊體邊界的構(gòu)造特征.魯西斷塊20 km以下深度處存在大規(guī)模的低速異常區(qū)，這與該地區(qū)始新世發(fā)生的大規(guī)模滑脫拆離構(gòu)造有關(guān)，可能產(chǎn)生于太平洋板塊的西向俯沖導(dǎo)致地幔熱物質(zhì)沿沂沭斷裂帶向上并向西涌動(dòng).歷史大震及ML4.0以上中強(qiáng)震大部分為走滑型地震，主要發(fā)生于高低速異常過渡帶且有深大斷裂穿過的地區(qū).震群主要發(fā)生于低速體上部或周邊，且震源深度優(yōu)勢(shì)分布在中上地殼，這與地下介質(zhì)富含流體并導(dǎo)致應(yīng)力集中有關(guān).

關(guān)鍵詞山東地區(qū)； 地震層析成像； 三維地殼結(jié)構(gòu)； 地震活動(dòng)性

1引言

中國(guó)大陸東部自早白堊世晚期到古近紀(jì)，經(jīng)歷了巖石圈加厚-減薄的過程.由于太平洋板塊向歐亞板塊下的俯沖，導(dǎo)致華北地區(qū)巖石圈減薄(Zheng et al., 2006，2007；Xu et al.，2008；朱日祥和鄭天愉, 2009; 朱日祥等，2012)，陸內(nèi)伸展變形，巖漿活動(dòng)劇烈而頻繁，奠定了現(xiàn)今中國(guó)東部的構(gòu)造地貌輪廓(葛肖虹等，2014).山東作為中國(guó)東部大陸的組成部分，經(jīng)歷了這一重要的地質(zhì)演化進(jìn)程：中新生代經(jīng)歷了早中生代的擠壓改造、晚白堊世至中漸新世的拉張聚斂、中漸新世至早上新世的擴(kuò)張斷陷和晚上新世至全新世的俯沖沉降的大地構(gòu)造演化過程.中生代早期主要受華北板塊與揚(yáng)子板塊碰撞作用制約，表現(xiàn)為擠壓構(gòu)造體制；中晚期受太平洋板塊向歐亞板塊俯沖作用制約，構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換為伸展為主.受板塊構(gòu)造演化和構(gòu)造體制轉(zhuǎn)折的影響，山東地區(qū)在基底構(gòu)造單元的基礎(chǔ)上形成了若干受伸展構(gòu)造體制控制的隆起、盆地和凸起、凹陷等上疊構(gòu)造單元(宋明春，2008b).山東地表構(gòu)造表現(xiàn)為一坳(濟(jì)陽(yáng)坳陷)、兩塊(魯西斷塊、膠遼斷塊)、兩帶(沂沐斷裂帶、蘇魯造山帶)及一域(黃、渤海陸架海域)六大構(gòu)造塊體格局(宋明春，2008a).郯廬斷裂帶作為東亞陸緣一條重要的破裂帶，成為巖石圈薄化和軟流圈上涌的中心地帶，在華北地區(qū)巖石圈減薄的過程中起著重要作用(張?jiān)罉蚝投瓨湮模?008)，所以對(duì)研究區(qū)開展三維層析成像，研究其深部構(gòu)造與中國(guó)東部巖石圈減薄、魯西地區(qū)存在的拆離構(gòu)造等各體系之間的聯(lián)系具有重要意義.

沂沭斷裂帶(郯廬斷裂帶山東段)和聊考斷裂帶是發(fā)育在山東境內(nèi)的兩大斷裂(圖1)，控制了山東大地構(gòu)造單元的劃分，且地震活動(dòng)頻繁而強(qiáng)烈.沂沭斷裂帶是連接魯西、魯東隆起之間的構(gòu)造結(jié)合帶，其新構(gòu)造變形沿走向表現(xiàn)不均一(晁洪太等，1997)，具有發(fā)生強(qiáng)震的孕震環(huán)境，全新世以來發(fā)生過3次大于或等于8.0級(jí)的古地震事件.1668年，郯城發(fā)生81/2級(jí)地震，是我國(guó)大陸東部板塊內(nèi)部最強(qiáng)烈的一次地震.聊考斷裂是魯西隆起與華北盆地之間的分界斷裂，是一條超殼深大斷裂，發(fā)生過一系列中強(qiáng)級(jí)地震.另外，2000年以來，山東地區(qū)地震活動(dòng)頻繁，先后發(fā)生了嶗山震群、長(zhǎng)島震群、乳山震群等典型的震群活動(dòng)，這些震群的震源深度大部分集中在中上地殼.中上地殼頻繁的地震活動(dòng)應(yīng)該受下地殼、上地幔深部介質(zhì)的約束和控制.要揭示地震的發(fā)震機(jī)制，需從地球內(nèi)部著手，探索地球內(nèi)部構(gòu)造特征，而地震波速度正是表征地下介質(zhì)性質(zhì)的地球物理學(xué)依據(jù).

隨著大量數(shù)字化地震臺(tái)站的布設(shè)和高精度地震波到時(shí)數(shù)據(jù)的獲取，層析成像已經(jīng)成為研究殼幔結(jié)構(gòu)的重要工具.國(guó)內(nèi)許多研究者開展了各種尺度的層析成像(劉福田等，1989； Huang and Zhao, 2006；田有等，2009).華北地區(qū)特別是首都圈地區(qū)是研究最為深入的區(qū)域之一(劉福田等，1986；丁志峰和曾融生，1994；孫若昧和劉福田，1995；Huang and Zhao, 2004，2009；齊誠(chéng)等，2006；Tian et al., 2009)，但對(duì)山東地區(qū)開展三維層析成像研究較少，少數(shù)涉及到的研究也受臺(tái)站分布和數(shù)據(jù)樣本的制約，存在分辨率偏低的情況.本文利用山東區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)最新的高精度地震到時(shí)數(shù)據(jù)，對(duì)山東地區(qū)開展地殼三維地震層析成像研究，從地殼三維速度分布的角度，重點(diǎn)研究沂沭斷裂帶、魯西地區(qū)滑脫構(gòu)造等典型構(gòu)造的地球物理學(xué)特征及地震活動(dòng)的中深部構(gòu)造環(huán)境和控制因素.

圖1　山東及鄰區(qū)大地構(gòu)造圖，參考《中國(guó)及鄰區(qū)大地構(gòu)造圖》繪制(任紀(jì)舜，2002)研究區(qū)在華北板塊所處的位置見左上角小圖中紅色方框的位置.紅線代表研究區(qū)內(nèi)的活動(dòng)斷裂，圖右側(cè)的色標(biāo)圖例代表研究區(qū)地形高程.Fig.1　Map showing the major geological features in Shandong Province and surrounding regions after Tectonic map of China and its adjacent regions(Ren J S, 2002)The red box shows the location of the study area. The red lines denote active faults. The terrain elevation scale is shown right the map.

2數(shù)據(jù)和方法

本文采用的數(shù)據(jù)來源于山東區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)85個(gè)臺(tái)站及周邊11個(gè)地震臺(tái)(圖2)，共計(jì)96個(gè)臺(tái)站監(jiān)測(cè)到的6939次地震(1975年到2014年1月).研究區(qū)內(nèi)膠東半島及魯西地區(qū)臺(tái)站較為密集，山東西北部臺(tái)站分布相對(duì)較少.

為確保數(shù)據(jù)樣本精度，設(shè)定了以下標(biāo)準(zhǔn)對(duì)6939個(gè)原始地震進(jìn)行篩選： (1)原始地震事件至少被5個(gè)臺(tái)站接收； (2)原始震相走時(shí)殘差小于3.0 s； (3)震源與臺(tái)站之間的距離大于50 km； (4)定位前后的水平向偏差小于6 km，震源深度偏差小于8 km，走時(shí)殘差偏差小于2.0 s.最終，我們篩選出1369次地震的13781個(gè)P波到時(shí)數(shù)據(jù)進(jìn)行層析成像研究(圖2).

本文利用趙大鵬的地震層析成像方法對(duì)山東地區(qū)地殼三維P波速度結(jié)構(gòu)進(jìn)行反演.該方法采用加入間斷面的偽彎曲射線追蹤計(jì)算地震到臺(tái)站間的理論走時(shí)和射線路徑，是一種高效的三維射線追蹤技術(shù)(Zhao et al.,1992,1994).此次研究采用的數(shù)據(jù)集包括Pn, Pg兩種震相，其中大多數(shù)為Pg.原始程序中，利用的數(shù)據(jù)類型為初至波到時(shí)，因此射線追蹤計(jì)算的是最短走時(shí)射線路徑.為充分利用收集到的所有震相，同時(shí)降低人為讀取震相的誤差(有可能將Pn識(shí)別為Pg)，我們對(duì)射線追蹤程序進(jìn)行了相應(yīng)的修改：

(1) 求取地震震源與臺(tái)站間的所有震相的理論走時(shí)，包括直達(dá)波以及各間斷面上的折射波.

(2) 將所有震相的理論走時(shí)與觀測(cè)走時(shí)進(jìn)行比較，差距最小者對(duì)應(yīng)的射線路徑即為所求射線路徑，這可以稱為最小走時(shí)差射線追蹤.

通過上述處理，可以確保理論走時(shí)與實(shí)際觀測(cè)走時(shí)相吻合，在一定程度上解決了震相誤讀對(duì)反演的影響.同時(shí)，后續(xù)震相也參與反演，增加了數(shù)據(jù)樣本.最后，利用走時(shí)殘差建立與未知震源、速度參數(shù)間的大型稀疏方程組，方程組的求解采用帶阻尼因子和平滑因子的LSQR 算法(Paige and Saunders,1982).

3模型參數(shù)化及反演

3.1初始一維速度模型的確定

理想的地殼一維初始速度模型應(yīng)盡可能接近實(shí)際地層結(jié)構(gòu)，這樣才能確保走時(shí)殘差是由于地下介質(zhì)的不均勻性引起的，研究中分別對(duì)3種初始速度結(jié)構(gòu)劃分方案進(jìn)行了測(cè)試.3種初始速度結(jié)構(gòu)劃分方案見表1和圖3，其中方案1是在參考嘉世旭和張先康(2005)對(duì)魯西地塊地殼速度結(jié)構(gòu)相關(guān)研究的基礎(chǔ)上，考慮了莫霍面起伏的影響(圖4，湯永安，1981；江為為等，2000；王光杰等，2007)；方案2是山東區(qū)域地震臺(tái)網(wǎng)目前定位所采用的速度模型；方案3參考陳立華等(1990)對(duì)華北地區(qū)地殼上地幔P波速度結(jié)構(gòu)的相關(guān)研究成果建立.3種方案的走時(shí)殘差分布分別如圖5a、b、c所示，走時(shí)殘差均方根分別為0.826 s、0.833 s和0.997 s.對(duì)比發(fā)現(xiàn)，方案1和方案2均比較理想，但方案1除了走時(shí)殘差均方根稍好于方案2外，還考慮了研究區(qū)沉積蓋層及莫霍面起伏的影響，更符合真實(shí)地層結(jié)構(gòu)，最終確定采用方案1.

表1　P波初始一維速度模型劃分方案

3.2模型參數(shù)化

本研究在模型空間內(nèi)設(shè)置了三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)，根據(jù)研究區(qū)范圍和臺(tái)站分布情況，對(duì)多個(gè)網(wǎng)格劃分方案進(jìn)行了檢測(cè)板測(cè)試(測(cè)試結(jié)果見第4節(jié))，最終確定水平方向上的節(jié)點(diǎn)間距為0.5°×0.5°(約50 km間距)，深度方向上分別在1, 10, 20, 30, 40 km設(shè)置了節(jié)點(diǎn)層.包括網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)處擾動(dòng)和震源參數(shù)在內(nèi)的未知參數(shù)共5788個(gè)，而參與反演的震相數(shù)據(jù)為13856個(gè)，約為未知參數(shù)的2.5倍.

3.3地震重定位及射線分布

在反演之前，根據(jù)初始速度模型，我們利用Geiger法和P波、S波震相到時(shí)數(shù)據(jù)對(duì)1369次地震進(jìn)行了重新定位(Geiger, 1912)，以獲取更加準(zhǔn)確的震源參數(shù).重定位后，有27個(gè)地震的震源參數(shù)未發(fā)生變化，地震的走時(shí)殘差均方根(RMS)由重定位前的0.826s(圖5a1)減小至0.473 s(圖5a2)，殘差有了較大幅度的降低.

圖6展示的是研究區(qū)各深度范圍內(nèi)的射線密度分布，1～20 km范圍內(nèi)，除邊緣地區(qū)外，山東內(nèi)陸射線分布較為密集；30 km地震射線較為稀疏，這是因?yàn)樵谶@個(gè)深度的地震數(shù)目較少.

3.4求解方程

在反演震源參數(shù)和三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)處速度擾動(dòng)時(shí)，如果穿過網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的射線數(shù)太少，反演的結(jié)果是不可靠的，因此，限定只計(jì)算射線數(shù)大于15條的網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)處的速度擾動(dòng).研究區(qū)除邊緣地區(qū)射線數(shù)較少外，大部分地區(qū)穿過每個(gè)網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)的射線數(shù)遠(yuǎn)大于15.同時(shí)，只有走時(shí)殘差小于2.0 s的震相參與反演.在求解大型稀疏方程過程中，我們測(cè)試了多個(gè)不同阻尼因子和平滑因子，以找到較為合理的方程解.圖7給出了3次迭代速度擾動(dòng)與走時(shí)殘差均方根對(duì)應(yīng)的不同阻尼因子情況下的折衷曲線，可以看出，隨著迭代次數(shù)的增加，速度擾動(dòng)和走時(shí)殘差均方根不斷收斂.考慮到在降低走時(shí)殘差的同時(shí)，應(yīng)保證三維速度擾動(dòng)的平滑性，最終確定5.0作為反演數(shù)據(jù)集和模型參數(shù)的阻尼因子.在確定阻尼因子后，選取7個(gè)平滑因子(10,50,100,200,300,500,600)進(jìn)行測(cè)試，對(duì)比采用不同平滑因子得出的速度擾動(dòng)圖，確定進(jìn)行反演所采用的平滑因子為100.

圖3　研究區(qū)P波速度一維速度模型(a) 本文最終采納的速度模型； (b) 山東地震臺(tái)網(wǎng)定位采用的模型； (c) 參考陳立華相關(guān)研究成果得到的速度模型(陳立華等，1990).Fig.3　1D P-wave velocity models (a) Final velocity model used in this study； (b) Velocity model adopted by the Shandong seismic network； (c) Velocity model modified from Chen et al (1990).

圖4　研究區(qū)內(nèi)莫霍面深度分布莫霍面深度來源于全球三維地殼模型CRUST1.0(Laske et al., 2013)， 并參考湯永安(1981)、 江為為等(2000)、王光杰等(2007).Fig.4　Moho depth distribution in the study area The Moho depths are from 3D global crustal model CRUST1.0 (Laske et al., 2013),Tang(1981),Jiang et al (2000) and Wang et al (2007).

4成像分辨率測(cè)試

為確保射線覆蓋的準(zhǔn)確性和最終獲取的速度擾動(dòng)圖像的可靠性，開展了檢測(cè)板分辨率測(cè)試(checkerboard resolution tests，簡(jiǎn)稱CRTs)(Zhao et al.,1992,1994).在這種分辨率測(cè)試方法中，首先將三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)賦予正負(fù)相間的幅值為3%的擾動(dòng)，然后基于此檢測(cè)板模型，利用同樣的初始速度結(jié)構(gòu)、地震震源及臺(tái)站分布計(jì)算理論走時(shí).最后以該理論走時(shí)作為數(shù)據(jù)樣本，利用實(shí)際數(shù)據(jù)反演中所采用的反演方法和初始速度模型，對(duì)未添加擾動(dòng)的三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)處的速度值進(jìn)行反演，根據(jù)三維網(wǎng)格節(jié)點(diǎn)處擾動(dòng)值的恢復(fù)情況對(duì)成像結(jié)果進(jìn)行評(píng)價(jià).為能較合理地確定研究區(qū)的成像分辨率，我們分別對(duì)兩種三維網(wǎng)格劃分方案進(jìn)行了檢測(cè)板測(cè)試.一是水平方向網(wǎng)格按照0.3°×0.3°劃分，二是水平方向網(wǎng)格按照0.5°×0.5°劃分，深度方向均設(shè)置5層.圖8為0.3°×0.3°網(wǎng)格劃分方案對(duì)應(yīng)的4個(gè)深度處的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果，各層位擾動(dòng)正負(fù)間隔模式基本恢復(fù)，但擾動(dòng)幅值大小的恢復(fù)結(jié)果相對(duì)較差.沂沭斷裂帶兩側(cè)的膠東半島、魯西地區(qū)測(cè)試結(jié)果相對(duì)較為理想，幅值能恢復(fù)到給定擾動(dòng)值的50%.圖9為0.5°×0.5°網(wǎng)格劃分方案對(duì)應(yīng)的4個(gè)深度處的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果.該方案對(duì)應(yīng)的檢測(cè)板測(cè)試結(jié)果要好于0.3°×0.3°網(wǎng)格劃分方案，速度擾動(dòng)正負(fù)間隔模式恢復(fù)很好，沂沭斷裂帶兩側(cè)的膠東半島、魯西地區(qū)大部分地區(qū)擾動(dòng)幅值恢復(fù)至給定擾動(dòng)值的60%～70%左右，1 km、10 km深度處速度擾動(dòng)幅度基本完全恢復(fù).盡管兩種方案均能較好地恢復(fù)擾動(dòng)正負(fù)間隔的模式，但為確保最終給出的三維速度擾動(dòng)圖的可靠性，本文最終確定采用水平方向0.5°×0.5°網(wǎng)格劃分方案，水平方向成像的分辨率約為50 km.

圖5　不同P波初始一維速度模型走時(shí)殘差對(duì)比Fig.5　Comparison of travel time residual comparison of different 1D P wave velocity models

圖6　研究區(qū)不同深度處射線密度(深度標(biāo)示在每個(gè)圖的右下角)Fig.6　Ray path coverage at different depths(The depth is shown in the right-bottom of each map)

5結(jié)果

經(jīng)過3次迭代反演，走時(shí)殘差均方根由反演前的0.473 s 分別降低為0.305 s、0.299 s和0.296 s，此時(shí)殘差均方根已無明顯改善，取此時(shí)的反演結(jié)果作為最終結(jié)果.走時(shí)殘差均方根改善近40%.

圖7　不同阻尼因子對(duì)應(yīng)的速度擾動(dòng)和走時(shí)殘差均方根關(guān)系曲線圓圈、三角、方形分別代表第1次、第2次、第3次迭代不同阻尼因子在曲線上的位置.圓圈附近的數(shù)字代表第1次迭代所選取的阻尼因子， 第2次、 第3次迭代與之對(duì)應(yīng).實(shí)心圓附近的數(shù)字代表理想的阻尼因子數(shù)值.Fig.7　Trade-off curves for the variance of velocity perturbation and root-mean-square(RMS) of travel-time residuals The numbers beside the circles denote the values of damping parameter. The number besides the filled circle denotes the optimal damping parameter.

5.1地殼不同深度水平向地下介質(zhì)P波速度結(jié)構(gòu)

圖10為各深度處的速度擾動(dòng)分布圖.1 km深度處的成像結(jié)果主要揭示了上地殼頂部的構(gòu)造特征.沂沭斷裂帶高低速異常交替出現(xiàn)(圖10中H1、H2、L1、L2)，以NNW—SSE向展布為主.濟(jì)陽(yáng)坳陷(圖10中L3、L4)、膠東半島北部海域(圖10中L6)、膠萊盆地(圖10中L5)主要受沉積巖的影響均表現(xiàn)為低速異常.濟(jì)陽(yáng)坳陷北部為埕寧隆起，南部為魯西隆起，是向西收斂向東撒開的、近東西走向的一個(gè)構(gòu)造單元.受濟(jì)陽(yáng)坳陷內(nèi)的隆起和埕寧隆起影響，濟(jì)陽(yáng)坳陷的低速異常被一個(gè)較大范圍的高速異常(H3)所分割.上述P波速度分布特征與前人對(duì)大華北地區(qū)及鄰區(qū)地殼上地幔層析成像的研究具有一致性(王志鑠，2005)，同時(shí)也與濟(jì)陽(yáng)凹陷區(qū)較高的大地?zé)崃鞅尘?平均值為65.8±5.4 mW·m-2，變化范圍在52.9～81.5 mW·m-2之間)相吻合(白嘉啟等，1998).

10 km深度處的成像結(jié)果與1 km深度處相似，主要的高低速異常區(qū)的位置和分布范圍基本一致，沂沭斷裂帶的高低速異常分段性更明顯，這說明在1～10 km范圍內(nèi)，研究區(qū)介質(zhì)垂向分布較為一致，垂向變化較小.

20 km深度處的成像結(jié)果揭示了魯西斷塊內(nèi)存在較大規(guī)模的低速異常區(qū)，該結(jié)果與李志偉等(2006)給出的研究結(jié)果相一致.沂沭斷裂帶自此深度處開始主要表現(xiàn)為低速異常(Tian et al.，2009).

30 km深度處的成像結(jié)果顯示，魯西地區(qū)仍表現(xiàn)出大范圍的低速異常.沂沭斷裂帶南部主要以低速為主，與魯西地區(qū)的低速異常連為一體，由此推測(cè)魯西地區(qū)滑脫拆離構(gòu)造的產(chǎn)生和演化可能與沂沭斷裂帶具有密切聯(lián)系.

綜合分析各深度處的速度擾動(dòng)可以發(fā)現(xiàn)，研究范圍內(nèi)主要涉及的魯西斷塊、膠遼斷塊及膠南斷塊3個(gè)大地構(gòu)造單元的速度結(jié)構(gòu)存在顯著差異.在上地殼，魯西斷塊除在濟(jì)陽(yáng)凹陷及沂沭斷裂帶上存在不同規(guī)模低速異常外，速度擾動(dòng)整體上變化較小，膠遼斷塊、膠南斷塊以低速分布為主要特征；在下地殼，魯西斷塊內(nèi)出現(xiàn)較大規(guī)模的低速體，膠南斷塊整體上以高速分布為主要特征.膠遼斷塊渤海海峽內(nèi)及膠南斷塊南黃海西部存在地殼尺度的低速異常.

5.2垂向剖面成像結(jié)果

為進(jìn)一步揭示研究區(qū)地下介質(zhì)垂向P波速度變化特征，我們給出了沿不同剖面(圖11a)的成像結(jié)果(圖11b—i).圖11c所示的BB′剖面位于斷裂帶內(nèi)，大致沿?cái)嗔褞ё呦虿贾?結(jié)果顯示沂沭斷裂帶地殼P波速度變化特征復(fù)雜，高低速體交替分布；與BB′剖面近平行的AA′和CC′剖面分別位于沂沭斷裂帶兩側(cè).AA′剖面(圖11b)跨沂沭斷裂帶北西向分支斷裂，15 km深度以下，在分支斷裂的北端和南端均存在寬約50 km近直立的低速體，兩個(gè)低速體之間可能存在微弱的聯(lián)系.CC′剖面(圖11d)P波速度變化不大，主要以高速體為主，與AA′剖面速度分布特征明顯不同.對(duì)比AA′與CC′兩個(gè)剖面的成像結(jié)果，可以推斷沂沭斷裂帶在形成和演化過程中對(duì)其西側(cè)構(gòu)造塊體產(chǎn)生了重要影響.

近垂直于沂沭斷裂帶的剖面中，11′剖面(圖11e)揭示了在膠東半島北部海域(長(zhǎng)島附近)P波速度呈現(xiàn)低速特征，此處正是長(zhǎng)島震群地震活動(dòng)集中區(qū)域.圖11(g—i)清晰地揭示了沂沭斷裂帶東西兩側(cè)分別為高速體和低速體，且異常展布形態(tài)與斷層傾向吻合.

5.3深大斷裂速度結(jié)構(gòu)不均一性與下地殼滑脫拆離構(gòu)造

對(duì)郯廬斷裂帶各段運(yùn)動(dòng)性質(zhì)及其鄰區(qū)地球物理場(chǎng)和深部構(gòu)造、盆地演化的研究表明郯廬斷裂帶及其鄰區(qū)存在著顯著的分段差異，揭示了郯廬斷裂帶各段及其鄰區(qū)地殼、上地幔結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈不均一性(張鵬等，2007).30 km深度的成像結(jié)果顯示，沂沭斷裂帶東西兩側(cè)分別表現(xiàn)為高速異常和低速異常，表明在斷裂帶兩側(cè)莫霍面深度有著較大差別，西側(cè)(魯西地區(qū))的莫霍面深度深于東側(cè)(魯東地區(qū))，同時(shí)也意味著沂沭斷裂帶是一條切穿莫霍面的深大斷裂，這與遠(yuǎn)震接收函數(shù)的結(jié)果是一致的(郭震等，2012).斷裂帶西側(cè)低速體廣泛分布，且西側(cè)速度變化較東側(cè)復(fù)雜(圖11 g—i)，說明斷裂帶西側(cè)地殼形變程度高于東側(cè)(張碧秀和湯永安，1988，郭震等，2012).沂沭斷裂帶在各個(gè)深度處的速度擾動(dòng)分布均呈現(xiàn)不同程度的高低速異常交替，說明該斷裂帶經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造運(yùn)動(dòng).晁洪太等(1997)根據(jù)斷錯(cuò)地貌、松散堆積物特征、斷層本身的特點(diǎn)以及斷層泥的顯微構(gòu)造標(biāo)志將郯廬斷裂帶濰坊—嘉山段全新世活斷層自北向南劃分為安丘(剖面22′、33′，圖11f和g)、莒縣—郯城(剖面44′、55′，圖11h和i)、新沂—泗洪3個(gè)獨(dú)立的破裂段.成像結(jié)果顯示沂沭斷裂帶在安丘段和莒縣—郯城段具有不同的地殼速度結(jié)構(gòu)特征，沂沭斷裂帶在安丘段主要表現(xiàn)為高速異常，而在莒縣—郯城段呈低速異常.大量的研究表明，郯廬斷裂帶已深切至地幔，郯廬斷裂提供了幔源玄武巖漿快速上升至地表的通道，也指示在新生代時(shí)郯廬斷裂帶深切入上地幔中(牛漫蘭等，2005).安丘段和莒縣—郯城段在中下地殼分別呈高低速異常，這與兩段具有不同的莫霍面深度是一致的(安丘段莫霍面深度小于莒縣—郯城段)，這可能與新生代沂沭斷裂帶主要在莒縣—郯城段(濰坊、臨朐、昌樂及沂水地區(qū))發(fā)生了較大規(guī)模的玄武巖噴發(fā)活動(dòng)有關(guān)(牛漫蘭等，2005).1668年81/2級(jí)震的地表破裂帶位于莒縣—郯城段，北起營(yíng)縣土嶺，南至郯城窯上,延續(xù)130 km(李家靈等，1994).同時(shí)，古地震研究發(fā)現(xiàn)在莒縣—郯城段上，除1668年81/2級(jí)地震以外，全新世以來還有三次古地震事件，古地震復(fù)發(fā)間隔約為3500年(林偉凡和高維明，1987).多次地震事件造成了莒縣—郯城段介質(zhì)破裂程度較高.國(guó)家地震局地質(zhì)研究所(1987)認(rèn)為各斷裂破碎帶向北逐漸變窄，最后變成揉皺帶，說明斷裂的活動(dòng)性南強(qiáng)北弱.地表破裂帶的存在說明莒縣—郯城段介質(zhì)破裂度高，這與層析成像結(jié)果揭示的安丘段淺部呈高速異常(圖11f和g)、而莒縣—郯城段呈低速異常(圖11h和i)是一致的.除了介質(zhì)的破裂程度，通常淺部地震波速對(duì)地殼熱狀態(tài)(溫度)也很敏感.通過分析沂沭斷裂帶地?zé)豳Y料發(fā)現(xiàn)，沂沭斷裂帶的沂水—湯頭地區(qū)是成熱地質(zhì)條件優(yōu)越的地段(楊啟儉等，2008)，該地段位于莒縣—郯城段，附近存在湯頭、銅井、松山等溫泉，是斷裂帶溫泉集中分布區(qū)，而其他段落沒有發(fā)現(xiàn)溫泉分布(高維明等，1988)，這也與斷裂帶莒縣—郯城段淺部呈低速異常是一致的(圖10、圖11h和i).

圖8　水平方向網(wǎng)格0.3°×0.3°劃分對(duì)應(yīng)的不同深度處檢測(cè)板分辨率測(cè)試結(jié)果每層深度標(biāo)示在圖的左下角，速度擾動(dòng)比例尺標(biāo)示在圖的下方.Fig.8　Results of the checkerboard resolution test at four layers with grid space of 0.3°×0.3°The depth of each layer is shown at lower left corner of each map. The velocity perturbation scale is shown at the bottom of maps.

圖10　不同深度處P波層析成像結(jié)果每一層對(duì)應(yīng)的深度標(biāo)示在圖的右下方.紅色和藍(lán)色分別代表低速和高速.黑色圓圈表示1970年以來4.0≤ML<5.0的地震震中，紅色星號(hào)表示1970年以來ML≥5.0的地震震中， 白色星號(hào)表示M≥7歷史地震震中.黑色虛線標(biāo)示低速區(qū)范圍，白色虛線代表高速區(qū)范圍.速度擾動(dòng)色標(biāo)(%)在圖的右側(cè).Fig.10　Map views of the P-wave velocity perturbations at four layersThe depth of each layer is shown at the right bottom of each map. Red and blue denote low and high velocities, respectively. The open circles denote the earthquakes between 4.0(ML) and 5.0(ML) since 1970. The red stars denote the earthquakes greater than 5.0(ML) since 1970.The white stars denote historical earthquakes greater than 7.0. The scale of the velocity perturbation (%) is shown at the right of the map.

圖11　P波速度擾動(dòng)垂向剖面(a) 剖面位置圖，黑線表示斷裂分布，綠線表示測(cè)線位置；(b—i) 速度擾動(dòng)圖像，紅色和藍(lán)色分別代表低速和高速，空心圓表示1970年以來發(fā)生在剖面兩側(cè)30 km范圍內(nèi)的震級(jí)3.5≤ML<5.0的地震， 紅色星號(hào)表示1970年以來發(fā)生在剖面兩側(cè)30 km范圍內(nèi)的震級(jí)ML≥5.0的地震，白色星號(hào)表示M≥7歷史地震震中.速度擾動(dòng)色標(biāo)在圖右下方.Fig.11　Vertical cross-sections of P-wave tomographyThe locations of the profiles are shown in (a). Black lines denote the fault location. The green lines denote the location of the profiles. Red and blue colors denote low and high velocities, respectively. The open circles denote the earthquakes between 3.5(ML) and 5.0(ML) since 1970 and the red stars denote the earthquakes greater than 5.0(ML) since 1970, the white stars denote the history earthquakes greater than 7.0. The velocity perturbation scale (in %) is shown at lower right corner of the map.

地質(zhì)和地球物理研究表明，魯西地區(qū)存在區(qū)域尺度的深、淺層次滑脫構(gòu)造，深層次滑脫構(gòu)造多發(fā)生在地殼約22 km及30 km處，早白堊世120 Ma左右和始新世44—37 Ma是區(qū)域性構(gòu)造滑動(dòng)的兩個(gè)活躍期(李理等，2008，2012)，這與我們20 km和30 km深度處的成像結(jié)果(圖10)以及剖面44′和55′(圖11h和i)所揭示的魯西地區(qū)大規(guī)模的低速異常體相一致.巖石學(xué)有關(guān)證據(jù)證明，魯西地區(qū)在早白堊世存在廣泛的巖漿活動(dòng)(邱檢生等，1996；許文良等，2003；楊承海等，2006).李理等(2008)認(rèn)為晚三疊世—早侏羅世，沿沂沭斷裂帶發(fā)生的揚(yáng)子板塊和華北板塊近東西向俯沖、碰撞引起地幔物質(zhì)上涌，造成巖石圈—軟流圈之間滑脫拆離產(chǎn)生原始巖漿上涌，進(jìn)而控制了殼-幔、上地殼和淺層次滑脫構(gòu)造的產(chǎn)生.這可以較好地解釋第一期的構(gòu)造滑動(dòng)，但對(duì)于第二期的構(gòu)造滑動(dòng)并未給出深部地質(zhì)成因.根據(jù)我們的成像結(jié)果，在20 km深度，魯西地區(qū)的低速異常主要沿北西西向分布，在濟(jì)陽(yáng)坳陷南部沿北北東向分布，低速異常在20 km和30 km深度都有大范圍分布，且僅在沂沭斷裂帶以西存在，同時(shí)深部層析成像顯示，沂沭斷裂帶下部的上地幔發(fā)現(xiàn)低速異常，其起源深度大于500 km，可能代表起源于地幔轉(zhuǎn)換帶的上升熱物質(zhì)的“通道”(Zhao et al., 2012).因此我們認(rèn)為，太平洋板塊的西向俯沖是導(dǎo)致第二期滑脫構(gòu)造產(chǎn)生的深部地質(zhì)原因，這與華北克拉通破壞是一致的(朱日祥和鄭天愉，2009；朱日祥等，2012).根據(jù)GPS測(cè)量結(jié)果，沂沭斷裂帶目前表現(xiàn)為張扭性活動(dòng)背景，山東地殼運(yùn)動(dòng)速度場(chǎng)顯示塊體整體向東南方向運(yùn)動(dòng)，與中國(guó)東部相鄰塊體的運(yùn)動(dòng)方向基本一致(殷海濤等，2008).太平洋板塊向西俯沖過程中的脫水作用導(dǎo)致板塊上部地幔物質(zhì)的熔融，生成的巖漿沿沂沭斷裂上涌(圖11i)，而北西向分支斷裂又進(jìn)一步為巖漿提供了上涌通道(圖11h)，由于山東地殼的南東向運(yùn)動(dòng)，導(dǎo)致巖漿向西流動(dòng)，進(jìn)而造成了第二個(gè)滑脫構(gòu)造活躍期的出現(xiàn).

5.4地震活動(dòng)性

前人研究認(rèn)為, 地震的孕育與其周圍介質(zhì)性質(zhì)密切相關(guān)，地震多發(fā)生在高速與低速的過渡帶上(齊誠(chéng)等，2006；Chen et al., 2014)，地震的發(fā)生可能與震源下方的下地殼及地幔最上部的結(jié)構(gòu)有密切的聯(lián)系(Salah and Zhao, 2003).丁志峰和曾融生(1994)在研究京津唐地區(qū)地殼三維速度結(jié)構(gòu)時(shí)提出，上地幔和地殼下部的低速區(qū)可能是地幔深處的物質(zhì)上涌，使地殼中的應(yīng)力發(fā)生變化，影響了該地區(qū)的地震活動(dòng).本文重點(diǎn)研究歷史強(qiáng)震(M≥7)、1970年以來ML4.0以上地震及地震活動(dòng)集中區(qū)與速度分布的空間關(guān)系，探索中強(qiáng)地震、地震活動(dòng)集中區(qū)的中深部控制因素及孕震機(jī)制.

歷史地震資料記載，山東內(nèi)陸自公元前70年以來，共發(fā)生M≥7地震3次，分別為公元前70年安丘7級(jí)地震，1668年郯城81/2級(jí)地震及1937年菏澤7級(jí)地震.研究歷史強(qiáng)震的震源分布與速度異常區(qū)的關(guān)系對(duì)探索強(qiáng)震的發(fā)震機(jī)制具有重要意義.由于這些地震是根據(jù)歷史文獻(xiàn)收集整理得到的，震源參數(shù)具有不確定性，特別是缺少震源深度信息，這給研究帶來了一定的困難.根據(jù)前人對(duì)中國(guó)大陸地震震源深度分布特征的研究，華北地區(qū)6.0～7.8級(jí)地震優(yōu)勢(shì)分布在20 km左右(張國(guó)民等，2002)，據(jù)此我們假定安丘7級(jí)地震、菏澤7級(jí)地震的震源深度為20 km，而郯城81/2級(jí)地震的震源深度為23 km(王華林和耿杰，1996).投影后(圖10、圖11b—i)我們發(fā)現(xiàn)，地震基本發(fā)生在高速區(qū)和低速區(qū)的過渡地帶.1970年以來山東內(nèi)陸共發(fā)生32次ML4.0以上地震，其中22次發(fā)生在高低速過渡帶或低速區(qū)內(nèi)(圖10和11)，約占總地震數(shù)的70%，震源深度優(yōu)勢(shì)分布在中上地殼.中強(qiáng)震大都發(fā)生在高低速過渡區(qū)可能源于流變邊界的應(yīng)力集中(Artyushkov, 1973; Zhang et al., 2009).研究區(qū)中上地殼地震活動(dòng)較為頻繁，可能是由于下地殼在上地幔熱作用下易于流動(dòng)，驅(qū)動(dòng)脆性上地殼塊體運(yùn)動(dòng)和變形，在斷層閉鎖部分積累應(yīng)變，導(dǎo)致淺源地震發(fā)生，或是在區(qū)域性構(gòu)造應(yīng)力作用下，地殼脆弱部分發(fā)生破裂導(dǎo)致地震.根據(jù)中強(qiáng)地震與高低速體的空間位置關(guān)系，認(rèn)為中強(qiáng)地震更易于發(fā)生高低速異常過渡帶且有深大斷裂穿過的地區(qū).

周翠英等(2003)利用格點(diǎn)嘗試法求取了山東地區(qū)中小地震震源機(jī)制解，認(rèn)為山東地區(qū)地震構(gòu)造走向的優(yōu)勢(shì)方向有NE和NW 向兩組，綜合震源機(jī)制解的走滑型和近走滑型、斜滑型及近傾滑型結(jié)果所占比例分別為65.14%、19.12%、15.14%.將山東地區(qū)分為11個(gè)小區(qū)，求取的各分區(qū)震源機(jī)制解顯示除沂沭北、膠東北、膠東南、渤海東4個(gè)小區(qū)外，山東地區(qū)其余分區(qū)震源機(jī)制解均顯示呈走滑或近走滑型.我們統(tǒng)計(jì)了37次走滑型和近走滑型地震的震源深度發(fā)現(xiàn)，有30次地震的震源深度在15 km以下.結(jié)合研究區(qū)成像結(jié)果，認(rèn)為20～30 km深度處存在的大規(guī)模低速異常區(qū)可能是山東地區(qū)地震活動(dòng)以走滑型和近走滑型為主的深部控制因素.

近年來，山東地區(qū)震群活動(dòng)頻繁，發(fā)生了長(zhǎng)島震群、青島嶗山震群、乳山震群，同時(shí)，山東、河南交界的濮陽(yáng)地震集中區(qū)也備受關(guān)注.根據(jù)我們的成像結(jié)果，長(zhǎng)島震群、嶗山震群和濮陽(yáng)震群都發(fā)生在高低速過渡帶，需警惕震群及周邊地區(qū)發(fā)生中強(qiáng)震的可能性.

6結(jié)論

(1) 層析成像結(jié)果揭示了山東地區(qū)地殼三維速度結(jié)構(gòu)存在明顯的不均勻性.沂沭斷裂帶介質(zhì)速度結(jié)構(gòu)復(fù)雜，呈現(xiàn)明顯的分段特征，兩側(cè)塊體速度存在差異，具有構(gòu)造邊界的特征.20～30 km深度處，沂沭斷裂帶附近分布有較大范圍的低速異常，表明該斷裂帶是切穿地殼的深大斷裂.

(2) 魯西地區(qū)20及30 km深度處存在大規(guī)模的低速異常區(qū).根據(jù)低速體的展布形態(tài)，沂沭斷裂帶與始新世魯西大規(guī)模滑脫拆離構(gòu)造存在密切聯(lián)系.可能是太平洋板塊西向俯沖導(dǎo)致地幔熱物質(zhì)沿沂沭斷裂帶向上并向西涌動(dòng)，從而造成滑脫構(gòu)造體系的產(chǎn)生.

(3) 層析成像結(jié)果顯示，歷史大震及ML4.0以上中強(qiáng)震主要發(fā)生于高低速異常過渡帶且深大斷裂穿過的地區(qū).研究區(qū)震源深度優(yōu)勢(shì)分布在中上地殼，發(fā)震機(jī)制可能是下地殼易于在上地幔熱作用下流動(dòng)，從而驅(qū)動(dòng)脆性上地殼塊體運(yùn)動(dòng)和變形，在斷層閉鎖部分積累應(yīng)變，導(dǎo)致淺源地震發(fā)生，或是在區(qū)域性構(gòu)造應(yīng)力作用下，地殼脆弱部分發(fā)生破裂導(dǎo)致地震.山東地區(qū)震源機(jī)制解總體上顯示呈走滑或近走滑型，結(jié)合研究區(qū)成像結(jié)果，認(rèn)為20～30 km深度處存在的大規(guī)模低速異常區(qū)可能是山東地區(qū)地震活動(dòng)以走滑型和近走滑型為主的深部控制因素.

References

Artyushkov E. V. 1973. Stresses in the lithosphere caused by crustal thickness in homogeneities.J.Geophys.Res., 78(32): 7675-7708.

Bai J Q, Wang X F, Feng X Y. 1998. The geothermal field around the Tancheng-Lujiang Fault Zone in east China.JournalofGeomechanics(in Chinese), 4(1): 78-88.

Chao H T, Li J L, Cui Z W, et al. 1997. Mode of motion of the Holocene fault in Weifang-Jiashan segment of the Tanlu fault zone and earthquake-generating model.JournalofSeismologicalResearch(in Chinese), 20(2): 218-226.Chen C X, Zhao D P, Wu S G. 2014. Crust and upper mantle structure of the New Madrid Seismic Zone: Insight into intraplate earthquakes.Phys.EarthPlanet.Int., 230: 1-14.

Chen L H, Song Z H. 1990. Crust-upper mantle P wave velocity structure beneath northern China.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 33(5): 540-547.

Ding Z F, Zeng R S. 1994. The 3D velocity structure inversion in Beijing-Tianjin-Tangshan area by using local earthquake data.NorthChinaEarthquakeSciences(in Chinese), 12(2): 14-20.

Gao W M, Zheng L S, Li J L, et al. 1988. The seismogenic structure of Tancheng 8.5 earthquake in 1668.EarthquakeResearchinChina(in Chinese), 4(3): 9-15.

Ge X H, Liu J L, Ren M S, et al. 2014. The formation and evolution of the Mesozoic-Cenozoic continental tectonics in eastern China.GeologyinChina(in Chinese), 41(1): 19-38.

Geiger L. 1912. Probability method for the determination of earthquake epicenters from the arrival time only.Bull.St.Louis.Univ., 8: 60-71.

Guo Z, Tang Y C, Chen John, et al. 2012. A study on crustal and upper mantle structures in east part of North China Craton using receiver functions.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 55(11):3591-3600, dio:10. 6038/j. issn. 0001-5733. 2012. 11. 008.Huang J L, Zhao D P. 2004. Crustal heterogeneity and seismotectonics of the region around Beijing, China.Tectonophysics, 385(1-4): 159-180. Huang J L, Zhao D P. 2006. High-resolution mantle tomography of China and surrounding regions.J.Geophys.Res., 111: B09305.Huang J L, Zhao D P. 2009. Seismic imaging of the crust and upper mantle under Beijing and surrounding regions.Phys.EarthPlanet.Int., 173(3-4): 330-348.

Jia S X, Zhang X K. 2005. Crustal structure and comparison of different tectonic blocks in North China.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 48(3): 611-620.

Jiang W W, Hao T Y, Jiao C M, et al. 2000. The characters of gravity and magnetic fields and crustal structure from Qingzhou to Muping, Shandong Province.ProgressinGeophysics(in Chinese), 15(4): 18-26.

Laske G, Masters G, Ma Z T, et al. 2013. Update on CRUST1.0-

A 1-degree Global Model of Earth′s crust. Geophys. Res. Abstracts, 15, Abstract EGU, 2013-2658.

Li J L, Chao H T, Cui Z W, et al. 1994. Seismic fault of 1668 Tancheng earthquake(M=81/2) and its mechanism.SeismologyandGeology(in Chinese), 16(3): 229-237.

Li L, Zhong D L, Shi X M, et al. 2008. The detachment and its deep structure background in western Shandong.ProgressinNaturalScience(in Chinese), 18(6): 651-661.

Li L, Zhong D L, Yang C C, et al. 2012. Extension order and its deep geological background: Evidence from Western Shandong Rise and Jiyang Depression in the Late Mesozoic-Cenozoic.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 19(5): 255-273.

Li Z W, Xu Y, Hao T Y, et al. 2006. Seismic tomography and velocity structure in the crust and upper mantle around Bohai Sea area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 49(3): 797-804.

Lin W F, Gao W M. 1987. The recurrence intervals of large earthquake in the Yishu fault zone.Earthquake.EarthquakeResearchinChina(in Chinese), 3(3): 34-40.

Liu F T, Qu K X, Wu H, et al. 1986. Seismic tomography of north China region.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 29(5): 442-449.

Liu F T, Qu K X, Wu H, et al. 1989. Seismic tomography of the Chinese continent and adjacent region.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 32(3): 281-291.

Niu M L, Zhu G, Liu G S, et al. 2005. Cenozoic volcanic activities and deep processes in the middle-south sector of the Tan-Lu fault zone.ChineseJournalofGeology(in Chinese), 40(3): 390-403.

Paige C C, Saunders M A. 1982. LSQR: An algorithm for sparse linear equations and sparse least squares.ACMTrans.Math.Software, 8(1): 43-71.

Qi C, Zhao D P, Chen Y, et al. 2006. 3-D P and S wave velocity structures and their relationship to strong earthquakes in the Chinese capital region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 49(3): 805-815.

Qiu J S, Wang D Z, Zhou J C, et al. 1996. Geology, geochemistry and genesis of the Mesozoic shoshonitic volcanic rocks in Shandong Province.EarthScience(in Chinese), 21(5): 546-552.

Ren J S. 2002. Tectonic Map of China and Its Adjacent Regions (in Chinese). Beijing: Geological Publishing House.

Salah M K, Zhao D P. 2003. 3-D seismic structure of Kii Peninsula in southwest Japan: evidence for slab dehydration in the forearc.Tectonophysics, 364(3-4): 191-213.

Song M C. 2008a. Tectonic framework and tectonic evolution of the Shandong province [Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing: Chinese Academy of Geological Sciences, 185.

Song M C. 2008b. The composing, setting and evolution of tectonic units in Shandong Province.GeologicalSurveyandResearch(in Chinese), 31(3): 165-175.

State Seismology Bureau. 1987. Tanlu Fault Zone (in Chinese). Beijing: Seismological Press.

Sun R M, Liu F T. 1995. Crust structure and strong earthquake in Beijing, Tianjing, Tangshan area: 1: P wave velocity structure.ActaGeophysicaSinica(in Chinese), 38(5): 599-607.Tang Y A. 1981. The crustal structure and earthquake in central south areas of Shandong Province.CrustalDeformationandEarthquake(in Chinese), (1): 66-72.

Tian Y, Zhao D P, Liu C, et al. 2009. A review of body-wave tomography and its applications to studying the crust and mantle structure in China.EarthScienceFrontiers(in Chinese), 16(2): 347-360.

Tian Y, Zhao D P, Sun R M, et al. 2009. Seismic imaging of the crust and upper mantle beneath the North China Craton.Phys.EarthPlanet.Int., 172(3-4): 169-182.

Wang G J, Teng J W, Zhang X K. 2007. The crustal structure of western Shandong and the high-velocity body in the crust.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 50(5): 1480-1487.

Wang H L Geng J. 1996. Discussion about focus parameters of Tancheng earthquake ofMs8.5 in 1668.JournalofSeismology(in Chinese), (4): 27-33.

Wang Z S. 2005. Seismic tomography of crust and upper mantle 3-Dimension velocity structure in north China and around it [Ph. D. thesis] (in Chinese). Beijing: Institute of Geophysics, China Earthquake Administration, 44-51.

Xu W L, Wang D Y, Wang Q H, et al. 2003. Petrology and geochemistry of two types of mantle-derived xenoliths in Mesozoic diorite from western Shandong Province.ActaPetrologicaSinica(in Chinese), 19(4): 623-636.Xu Y, Li Z W, Hao T Y, et al. 2007. Pn wave velocity and anisotropy in the northeastern South China Sea and adjacent region.ChineseJ.Geophys. (in Chinese), 50(5): 1473-1479.

Xu Y G, Blusztajn J, Ma J L, et al. 2008. Late Archean to Early Proterozoic lithospheric mantle beneath the western North China Craton: Sr-Nd-Os isotopes of peridotite xenoliths from Yangyuan and Fansi.Lithos, 102(1-2): 25-42.

Yang C H, Xu W L, Yang D B, et al. 2006. Petrogenesis of the Mesozoic high-Mg diorites in west Shandong: evidence from chronology and petro-geochemistry.EarthScience(in Chinese), 31(1): 81-92.Yang Q J, Yang M, Li N. 2008. Study on the Geotherm-forming Geological Condition in the Yishu River Fault Zone.GeologicalSurveyandResearch(in Chinese), 31(3): 278-284.

Yin H T, Li J, Zhang L, et al. 2008. Analysis of crustal movement features in Shandong Area based on the Data of GPS observation network.NorthwesternSeismologicalJournal(in Chinese), 30(3): 276-281.Zhang B X, Tang Y A. 1988. The crustal structure feature of Yishu fault.EarthquakeResearchinChina(in Chinese), 4(3): 16-22.

Zhang G M, Wang S Y, Li L, et al. 2002. The earthquake focal depth and its tectonic implications in Chinese mainland.ChineseScienceBulletin(in Chinese), 47(9): 663-668.

Zhang P, Wang L S, Zhong K, et al. 2007. Research on the segmentation of Tancheng-Lujiang fault zone.GeologicalReview(in Chinese), 53(5): 586-591.Zhang Q, Sandvol E, Liu M. 2009. Lithospheric velocity structure of the New Madrid Seismic Zone: a joint teleseismic and local P tomographic study.Geophys.Res.Lett., 36: L11305, doi: 10.1029/2009GL037687.

Zhang Y Q, Dong S W. 2008. Mesozoic tectonic evolution history of the Tan-Lu fault zone, China: Advances and new understanding.GeologicalBulletinofChina(in Chinese), 27(9): 1371-1390.Zhao D P, Hasegawa A, Horiuchi S. 1992. Tomographic imaging of P and S wave velocity structure beneath northeastern Japan.J.Geophys.Res., 97: 19909-19928.

Zhao D P, Hasegawa A, Kanamori H. 1994. Deep structure of Japan subduction zone as derived from local, regional, and teleseismic events.J.Geophys.Res., 99(B11): 22313-22329.

Zhao L, Allen R, Zheng T Y, et al. 2012. High-resolution body wave tomography models of the upper mantle beneath eastern China and the adjacent areas.Geochem.Geophys.Geosyst., 13: Q06007, doi: 10.1029/2012GC004119.

Zheng J P, Griffin W L, O′Reilly S Y, et al. 2006. Mineral chemistry of peridotites from Paleozoic, Mesozoic and Cenozoic lithosphere: constraints on mantle evolution beneath Eastern China.J.Petrol., 47(11): 2233-2256.

Zheng J P, Griffin W L, O′Reilly S Y, et al. 2007. Mechanism and timing of lithospheric modification and replacement beneath the eastern North China Craton: peridotitic xenoliths from the 100 Ma Fuxin basalts and a regional synthesis.Geochim.Cosmochim.Acta, 71(21): 5203-5225.Zhou C Y, Hua A J, Jiang H K, et al. 2003. Focal mechanism solutions obtained by grid points test method for contemporary moderate and small earthquakes in Shandong area.SeismologicalResearchofNortheastChina(in Chinese), 19(1): 1-11.Zhu R X, Xu Y G, Zhu G, et al. 2012. Destruction of the North China Craton.Sci.ChinaEarthSci., 55(10): 1565-1587, doi: 10.1007/s11430-012-4516-y.

Zhu R X, Zheng T Y. 2009. Destruction geodynamics of the North China Craton and its Paleoproterozoic plate tectonics.ChineseSci.Bull., 54(19): 3354-3366, doi: 10.1007/s11434-009-0451-5.

附中文參考文獻(xiàn)

白嘉啟, 王小鳳, 馮向陽(yáng). 1998. 郯廬斷裂帶地溫場(chǎng)研究. 地質(zhì)力學(xué)學(xué)報(bào), 4(1): 78-88.

晁洪太, 李家靈, 崔昭文等. 1997. 郯廬斷裂帶濰坊—嘉山段全新世活斷層的活動(dòng)方式與發(fā)震模式. 地震研究, 20(2): 218-226.

陳立華, 宋仲和. 1990. 華北地區(qū)地殼上地幔P波速度結(jié)構(gòu).地球物理學(xué)報(bào), 33(5): 540-546.

丁志峰, 曾融生. 1994. 用近震資料反演京津唐地區(qū)的地殼三維速度結(jié)構(gòu). 華北地震科學(xué), 12(2): 14-20.

高維明, 鄭郎蓀, 李家靈等. 1988. 1668年郯城8.5級(jí)地震的發(fā)震構(gòu)造. 中國(guó)地震, 4(3): 9-15.

葛肖虹, 劉俊來, 任收麥等. 2014. 中國(guó)東部中-新生代大陸構(gòu)造的形成與演化. 中國(guó)地質(zhì), 41(1): 19-38.

國(guó)家地震局地質(zhì)研究所. 1987. 郯廬斷裂帶. 北京: 地震出版社.

郭震, 唐有彩, 陳永順, 等. 2012. 華北克拉通東部地殼和上地幔結(jié)構(gòu)的接收函數(shù)研究. 地球物理學(xué)報(bào), 55(11): 3591-3600, dio:10. 6038/j. issn. 0001-5733.2012.11.008.

嘉世旭, 張先康. 2005. 華北不同構(gòu)造塊體地殼結(jié)構(gòu)及其對(duì)比研究. 地球物理學(xué)報(bào), 48(3): 611-620.

江為為, 郝天珧, 焦丞民等. 2000. 山東青州—牟平重、磁場(chǎng)特征及地殼結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)進(jìn)展, 15(4): 18-26.

李家靈, 晁洪太, 崔昭文等. 1994. 1668年郯城81/2級(jí)地震斷層及其破裂機(jī)制. 地震地質(zhì), 16(3): 229-237.

李理, 鐘大賚, 時(shí)秀明等. 2008.魯西地區(qū)的滑脫構(gòu)造及其形成的深部背景. 自然科學(xué)通報(bào), 18(6): 651-661.

李理, 鐘大賚, 楊長(zhǎng)春等. 2012. 伸展作用序列及其深部背景: 以晚中生代以來魯西隆起和濟(jì)陽(yáng)坳陷為例. 地學(xué)前緣, 19(5): 255-273.

林偉凡, 高維明. 1987. 沂沭斷裂帶大地震復(fù)發(fā)周期. 中國(guó)地震, 3(3): 34-40.

李志偉, 胥頤, 郝天珧等. 2006. 環(huán)渤海地區(qū)的地震層析成像與地殼上地幔結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 49(3): 797-804.

劉福田, 曲克信, 吳華等. 1986. 華北地區(qū)的地震層面成象. 地球物理學(xué)報(bào), 29(5): 442-449.

劉福田, 曲克信, 吳華等. 1989. 中國(guó)大陸及其鄰近地區(qū)的地震層析成象. 地球物理學(xué)報(bào), 32(3): 281-291.

牛漫蘭, 朱光, 劉國(guó)生等. 2005. 郯廬斷裂帶中-南段新生代火山活動(dòng)與深部過程. 地質(zhì)科學(xué), 40(3): 390-403.

齊誠(chéng), 趙大鵬, 陳颙等. 2006. 首都圈地區(qū)地殼P波和S波三維速度結(jié)構(gòu)及其與大地震的關(guān)系. 地球物理學(xué)報(bào), 49(3): 805-815.

邱檢生, 王德滋, 周金城等. 1996. 山東中生代橄欖安粗巖系火山巖的地質(zhì)、地球化學(xué)特征及巖石成因. 地球科學(xué), 21(5): 546-552.

任紀(jì)舜. 2002. 中國(guó)及鄰區(qū)大地構(gòu)造圖. 北京: 地質(zhì)出版社.

宋明春. 2008a. 山東省大地構(gòu)造格局和地質(zhì)構(gòu)造演化[博士論文]. 北京: 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院, 185.

宋明春. 2008b. 山東省大地構(gòu)造單元組成、背景和演化. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 31(3): 165-175.

孫若昧, 劉福田. 1995. 京津唐地區(qū)地殼結(jié)構(gòu)與強(qiáng)震的發(fā)生-Ⅰ: P波速度結(jié)構(gòu). 地球物理學(xué)報(bào), 38(5): 599-607.

湯永安. 1981. 魯中南地區(qū)地殼構(gòu)造與地震. 地殼形變與地震, (1): 66-72.

田有, 趙大鵬, 劉財(cái)?shù)? 2009. 體波走時(shí)層析成像方法及其在中國(guó)殼幔結(jié)構(gòu)研究中的應(yīng)用評(píng)述. 地學(xué)前緣, 16(2): 347-360.

王光杰, 滕吉文, 張先康. 2007. 魯西地區(qū)的地殼結(jié)構(gòu)及殼內(nèi)近直立高速異常體的發(fā)現(xiàn). 地球物理學(xué)報(bào), 50(5): 1480-1487.

王華林, 耿杰. 1996. 1668年郯城8.5級(jí)地震震源參數(shù)及其討論. 地震學(xué)刊, (4): 27-33.

王志鑠. 2005. 大華北及其鄰區(qū)地殼上地幔三維速度結(jié)構(gòu)的地震層析成像研究[博士論文]. 北京: 中國(guó)地震局地球物理研究所, 41-55.

許文良, 王冬艷, 王清海等. 2003. 魯西中生代閃長(zhǎng)巖中兩類幔源捕虜體的巖石學(xué)和地球化學(xué). 巖石學(xué)報(bào), 19(4): 623-636.

楊承海, 許文良, 楊德彬等. 2006. 魯西中生代高M(jìn)g閃長(zhǎng)巖的成因: 年代學(xué)與巖石地球化學(xué)證據(jù). 地球科學(xué), 31(1): 81-92.

楊啟儉, 楊 明, 李 寧. 2008. 沂沭斷裂帶成熱地質(zhì)條件研究. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 31(3): 278-284.

殷海濤, 李杰, 張玲等. 2008. 基于GPS觀測(cè)網(wǎng)的山東地區(qū)地殼運(yùn)動(dòng)特征分析. 西北地震學(xué)報(bào), 30(3): 276-281.

張碧秀, 湯永安. 1988. 沂沭斷裂帶地殼結(jié)構(gòu)特征. 中國(guó)地震, 4(3): 16- 22.

張國(guó)民, 汪素云, 李麗等. 2002. 中國(guó)大陸地震震源深度及其構(gòu)造含義. 科學(xué)通報(bào), 47(9): 663-668.

張鵬, 王良書, 鐘鍇等. 2007. 郯廬斷裂帶的分段性研究. 地質(zhì)評(píng)論, 53(5): 586-591.

張?jiān)罉? 董樹文. 2008. 郯廬斷裂帶中生代構(gòu)造演化史: 進(jìn)展與新認(rèn)識(shí). 地質(zhì)通報(bào), 27(9): 1371-1390.

周翠英, 華愛軍, 蔣海昆等. 2003. 以格點(diǎn)嘗試法求取的山東地區(qū)現(xiàn)代中小地震震源機(jī)制解. 東北地震研究, 19(1): 1-11.

朱日祥, 徐義剛, 朱光等. 2012. 華北克拉通破壞. 中國(guó)科學(xué): 地球科學(xué), 42(8): 1135-1159.

朱日祥, 鄭天愉. 2009. 華北克拉通破壞機(jī)制與古元古代板塊構(gòu)造體系. 科學(xué)通報(bào), 54(14): 1950-1961.

(本文編輯張正峰)

3D P wave velocity structures of crust and their relationship with earthquakes in the Shandong area

SU Dao-Lei1,2,3, FAN Jian-Ke1, WU Shi-Guo1,4*, CHEN Chuan-Xu1,2,DONG Xiao-Na5, CHEN Shi-Jun5

1KeylaboratoryofMarineGeologyandEnvironment,InstituteofOceanology,ChineseAcademyofSciences,Qingdao266071,China2UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,China3EarthquakeAdministrationofJinanCity,Jinan250001,China4SanyaInstituteofDeep-seaScienceandEngineering,ChineseAcademyofSciences,HainanSanya582000,China5EarthquakeAdministrationofShandongProvince,Jinan250014,China

AbstractA high-resolution 3D P-wave velocity structure of the crust in Shandong area was imaged by inverting 13781 arrival times from 1369 local events recorded by Shandong seismic network from 1975 to January 2014. Tomographic results reveal that the P-wave velocity structure of the crust of Shandong area has significant heterougeneities. The blocks on both sides of the Tanlu fault zone show different velocity structures, implying that the Tanlu fault may be a boundary fault. Our results also show that large-scale low velocity anomalies related to the Luxi large-scale detachment structure of Eocene exists below 20 km depth in the Luxi area, which was possibly associated with the westwards subduction of the Pacific plate that made the hot mantle material ascend along the Tanlu fault zone. The distribution of major earthquakes, most of which are of strike-slip type, spatially coincides with the transition zone between the low-velocity zone and high velocity zone, accompanied by the deep fault zone. These low-velocity anomalies may be related to the enriched fluid, which may weaken the lithospheric strength and make the tectonic stresses easier to accumulate there. The boundaries between the low-velocity and high-velocity anomalies may act as an elastic boundary along which tectonic stresses easily accumulate and transfer to the shallow depth of the crust and generate earthquakes.

KeywordsShandong area； Seismic tomography； 3D Crustal structure； Seismicity

基金項(xiàng)目中國(guó)科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(xiàng)(XDA11030102)、國(guó)家自然科學(xué)基金(41476046)和中國(guó)地震局科技星火項(xiàng)目(XH13015)聯(lián)合資助.

作者簡(jiǎn)介蘇道磊，男，1980年生， 2002年畢業(yè)于成都理工大學(xué)，博士，主要從事地震層析成像研究. E-mail：daoleisu@126.com *通訊作者吳時(shí)國(guó)，男，中國(guó)科學(xué)研究三亞深海科學(xué)與工程研究所研究員，主要從事深水油氣、天然氣水合物、海底構(gòu)造及海洋地球物理研究. E-mail：swu@sidsse.ac.cn

doi:10.6038/cjg20160415 中圖分類號(hào)P315

收稿日期2015-04-08，2016-03-12收修定稿

蘇道磊, 范建柯, 吳時(shí)國(guó)等. 2016. 山東地區(qū)地殼P波三維速度結(jié)構(gòu)及其與地震活動(dòng)的關(guān)系.地球物理學(xué)報(bào)，59(4):1335-1349,doi:10.6038/cjg20160415.

Su D L, Fan J K, Wu S G, et al. 2016. 3D P wave velocity structures of crust and their relationship with earthquakes in the Shandong area.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(4):1335-1349,doi:10.6038/cjg20160415.