中国大陆东部自早白垩世晚期到古近纪，经历了岩石圈加厚-减薄的过程.由于太平洋板块向欧亚板块下的俯冲，导致华北地区岩石圈减薄(Zheng et al.，2006，2007；Xu et al.，2008；朱日祥和郑天愉，2009; 朱日祥等，2012)，陆内伸展变形，岩浆活动剧烈而频繁，奠定了现今中国东部的构造地貌轮廓(葛肖虹等，2014).山东作为中国东部大陆的组成部分，经历了这一重要的地质演化进程：中新生代经历了早中生代的挤压改造、晚白垩世至中渐新世的拉张聚敛、中渐新世至早上新世的扩张断陷和晚上新世至全新世的俯冲沉降的大地构造演化过程.中生代早期主要受华北板块与扬子板块碰撞作用制约，表现为挤压构造体制；中晚期受太平洋板块向欧亚板块俯冲作用制约，构造体制转换为伸展为主.受板块构造演化和构造体制转折的影响，山东地区在基底构造单元的基础上形成了若干受伸展构造体制控制的隆起、盆地和凸起、凹陷等上叠构造单元(宋明春，2008b).山东地表构造表现为一坳(济阳坳陷)、两块(鲁西断块、胶辽断块)、两带(沂沐断裂带、苏鲁造山带)及一域(黄、渤海陆架海域)六大构造块体格局(宋明春，2008a).郯庐断裂带作为东亚陆缘一条重要的破裂带，成为岩石圈薄化和软流圈上涌的中心地带，在华北地区岩石圈减薄的过程中起着重要作用(张岳桥和董树文，2008)，所以对研究区开展三维层析成像，研究其深部构造与中国东部岩石圈减薄、鲁西地区存在的拆离构造等各体系之间的联系具有重要意义.

沂沭断裂带(郯庐断裂带山东段)和聊考断裂带是发育在山东境内的两大断裂(图 1)，控制了山东大地构造单元的划分，且地震活动频繁而强烈.沂沭断裂带是连接鲁西、鲁东隆起之间的构造结合带，其新构造变形沿走向表现不均一(晁洪太等，1997)，具有发生强震的孕震环境，全新世以来发生过3次大于或等于8.0级的古地震事件.1668年，郯城发生8½级地震，是我国大陆东部板块内部最强烈的一次地震.聊考断裂是鲁西隆起与华北盆地之间的分界断裂，是一条超壳深大断裂，发生过一系列中强级地震.另外，2000年以来，山东地区地震活动频繁，先后发生了崂山震群、长岛震群、乳山震群等典型的震群活动，这些震群的震源深度大部分集中在中上地壳.中上地壳频繁的地震活动应该受下地壳、上地幔深部介质的约束和控制.要揭示地震的发震机制，需从地球内部着手，探索地球内部构造特征，而地震波速度正是表征地下介质性质的地球物理学依据.

图 1

Fig. 1

图 1 山东及邻区大地构造图，参考《中国及邻区大地构造图》绘制(任纪舜，2002) 研究区在华北板块所处的位置见左上角小图中红色方框的位置.红线代表研究区内的活动断裂，图右侧的色标图例代表研究区地形高程. 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.

随着大量数字化地震台站的布设和高精度地震波到时数据的获取，层析成像已经成为研究壳幔结构的重要工具.国内许多研究者开展了各种尺度的层析成像(刘福田等，1989； Huang and Zhao，2006；田有等，2009).华北地区特别是首都圈地区是研究最为深入的区域之一(刘福田等，1986；丁志峰和曾融生，1994；孙若昧和刘福田，1995；Huang and Zhao，2004，2009；齐诚等，2006；Tian et al.，2009)，但对山东地区开展三维层析成像研究较少，少数涉及到的研究也受台站分布和数据样本的制约，存在分辨率偏低的情况.本文利用山东区域地震台网最新的高精度地震到时数据，对山东地区开展地壳三维地震层析成像研究，从地壳三维速度分布的角度，重点研究沂沭断裂带、鲁西地区滑脱构造等典型构造的地球物理学特征及地震活动的中深部构造环境和控制因素.

本文采用的数据来源于山东区域地震台网85个台站及周边11个地震台(图 2)，共计96个台站监测到的6939次地震(1975年到2014年1月).研究区内胶东半岛及鲁西地区台站较为密集，山东西北部台站分布相对较少.

图 2

Fig. 2

图 2 研究区内的台站和地震分布 黑色三角代表台站位置，黑色圆圈代表震中位置. Fig. 2 Distribution of seismic stations and earthquakes in the study region The triangles denote stations. Circles are the earthquake epicenters.

为确保数据样本精度，设定了以下标准对6939个原始地震进行筛选：(1)原始地震事件至少被5个台站接收；(2)原始震相走时残差小于3.0 s；(3)震源与台站之间的距离大于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，走时残差偏差小于2.0 s.最终，我们筛选出1369次地震的13781个P波到时数据进行层析成像研究(图 2).

本文利用赵大鹏的地震层析成像方法对山东地区地壳三维P波速度结构进行反演.该方法采用加入间断面的伪弯曲射线追踪计算地震到台站间的理论走时和射线路径，是一种高效的三维射线追踪技术(Zhao et al.，1992，1994).此次研究采用的数据集包括Pn，Pg两种震相，其中大多数为Pg.原始程序中，利用的数据类型为初至波到时，因此射线追踪计算的是最短走时射线路径.为充分利用收集到的所有震相，同时降低人为读取震相的误差(有可能将Pn识别为Pg)，我们对射线追踪程序进行了相应的修改：

(1)求取地震震源与台站间的所有震相的理论走时，包括直达波以及各间断面上的折射波.

(2)将所有震相的理论走时与观测走时进行比较，差距最小者对应的射线路径即为所求射线路径，这可以称为最小走时差射线追踪.

通过上述处理，可以确保理论走时与实际观测走时相吻合，在一定程度上解决了震相误读对反演的影响.同时，后续震相也参与反演，增加了数据样本.最后，利用走时残差建立与未知震源、速度参数间的大型稀疏方程组，方程组的求解采用带阻尼因子和平滑因子的LSQR 算法(Paige and Saunders，1982).

理想的地壳一维初始速度模型应尽可能接近实际地层结构，这样才能确保走时残差是由于地下介质的不均匀性引起的，研究中分别对3种初始速度结构划分方案进行了测试.3种初始速度结构划分方案见表 1和图 3，其中方案1是在参考嘉世旭和张先康(2005)对鲁西地块地壳速度结构相关研究的基础上，考虑了莫霍面起伏的影响(图 4，汤永安，1981；江为为等，2000；王光杰等，2007)；方案2是山东区域地震台网目前定位所采用的速度模型；方案3参考陈立华等(1990)对华北地区地壳上地幔P波速度结构的相关研究成果建立.3种方案的走时残差分布分别如图 5a、b、c所示，走时残差均方根分别为0.826 s、0.833 s和0.997 s.对比发现，方案1和方案2均比较理想，但方案1除了走时残差均方根稍好于方案2外，还考虑了研究区沉积盖层及莫霍面起伏的影响，更符合真实地层结构，最终确定采用方案1.

表 1(Table 1)

表 1 P波初始一维速度模型划分方案 Table 1 Subdivision schemes of 1D initial velocity model 层序号 方案1 方案2 方案3 层深度(km)/层速度(km·s-1) 层深度(km)/层速度(km·s-1) 层深度(km)/层速度(km·s-1) 1 2.0/4.0 21.4/6.01 4.0/4.0 2 21.0/6.25 32.4/6.88 16.0/6.1 3 34.0/6.7 32.4以下/7.98 21.0/6.4 4 34.0以下/7.8(平均莫霍面深度) 26.0/6.1 5 36.0/6.5 6 36.0以下/7.8

表 1 P波初始一维速度模型划分方案 Table 1 Subdivision schemes of 1D initial velocity model

图 3

Fig. 3

图 3 研究区P波速度一维速度模型 (a)本文最终采纳的速度模型；(b)山东地震台网定位采用的模型；(c)参考陈立华相关研究成果得到的速度模型(陈立华等，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).

图 4

Fig. 4

图 4 研究区内莫霍面深度分布 莫霍面深度来源于全球三维地壳模型CRUST1.0(Laske et al.，2013)，并参考汤永安(1981)、 江为为等(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).

图 5

Fig. 5

图 5 不同P波初始一维速度模型走时残差对比 Fig. 5 Comparison of travel time residual comparison of different 1D P wave velocity models

本研究在模型空间内设置了三维网格节点，根据研究区范围和台站分布情况，对多个网格划分方案进行了检测板测试(测试结果见第4节)，最终确定水平方向上的节点间距为0.5°×0.5°(约50 km间距)，深度方向上分别在1，10，20，30，40 km设置了节点层.包括网格节点处扰动和震源参数在内的未知参数共5788个，而参与反演的震相数据为13856个，约为未知参数的2.5倍.

在反演之前，根据初始速度模型，我们利用Geiger法和P波、S波震相到时数据对1369次地震进行了重新定位(Geiger，1912)，以获取更加准确的震源参数.重定位后，有27个地震的震源参数未发生变化，地震的走时残差均方根(RMS)由重定位前的0.826s(图 5a1)减小至0.473 s(图 5a2)，残差有了较大幅度的降低.

图 6展示的是研究区各深度范围内的射线密度分布，1~20 km范围内，除边缘地区外，山东内陆射线分布较为密集；30 km地震射线较为稀疏，这是因为在这个深度的地震数目较少.

图 6

Fig. 6

图 6 研究区不同深度处射线密度(深度标示在每个图的右下角) Fig. 6 Ray path coverage at different depths(The depth is shown in the right-bottom of each map)

在反演震源参数和三维网格节点处速度扰动时，如果穿过网格节点的射线数太少，反演的结果是不可靠的，因此，限定只计算射线数大于15条的网格节点处的速度扰动.研究区除边缘地区射线数较少外，大部分地区穿过每个网格节点的射线数远大于15.同时，只有走时残差小于2.0 s的震相参与反演.在求解大型稀疏方程过程中，我们测试了多个不同阻尼因子和平滑因子，以找到较为合理的方程解.图 7给出了3次迭代速度扰动与走时残差均方根对应的不同阻尼因子情况下的折衷曲线，可以看出，随着迭代次数的增加，速度扰动和走时残差均方根不断收敛.考虑到在降低走时残差的同时，应保证三维速度扰动的平滑性，最终确定5.0作为反演数据集和模型参数的阻尼因子.在确定阻尼因子后，选取7个平滑因子(10，50，100，200，300，500，600)进行测试，对比采用不同平滑因子得出的速度扰动图，确定进行反演所采用的平滑因子为100.

图 7

Fig. 7

图 7 不同阻尼因子对应的速度扰动和走时残差均方根关系曲线 圆圈、三角、方形分别代表第1次、第2次、第3次迭代不同阻尼因子在曲线上的位置.圆圈附近的数字代表第1次迭代所选取的阻尼因子，第2次、 第3次迭代与之对应.实心圆附近的数字代表理想的阻尼因子数值. 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.

为确保射线覆盖的准确性和最终获取的速度扰动图像的可靠性，开展了检测板分辨率测试(checkerboard resolution tests，简称CRTs)(Zhao et al.，1992，1994).在这种分辨率测试方法中，首先将三维网格节点赋予正负相间的幅值为3%的扰动，然后基于此检测板模型，利用同样的初始速度结构、地震震源及台站分布计算理论走时.最后以该理论走时作为数据样本，利用实际数据反演中所采用的反演方法和初始速度模型，对未添加扰动的三维网格节点处的速度值进行反演，根据三维网格节点处扰动值的恢复情况对成像结果进行评价.为能较合理地确定研究区的成像分辨率，我们分别对两种三维网格划分方案进行了检测板测试.一是水平方向网格按照0.3°×0.3°划分，二是水平方向网格按照0.5°×0.5°划分，深度方向均设置5层.图 8为0.3°×0.3°网格划分方案对应的4个深度处的检测板测试结果，各层位扰动正负间隔模式基本恢复，但扰动幅值大小的恢复结果相对较差.沂沭断裂带两侧的胶东半岛、鲁西地区测试结果相对较为理想，幅值能恢复到给定扰动值的50%.图 9为0.5°×0.5°网格划分方案对应的4个深度处的检测板测试结果.该方案对应的检测板测试结果要好于0.3°×0.3°网格划分方案，速度扰动正负间隔模式恢复很好，沂沭断裂带两侧的胶东半岛、鲁西地区大部分地区扰动幅值恢复至给定扰动值的60%~70%左右，1 km、10 km深度处速度扰动幅度基本完全恢复.尽管两种方案均能较好地恢复扰动正负间隔的模式，但为确保最终给出的三维速度扰动图的可靠性，本文最终确定采用水平方向0.5°×0.5°网格划分方案，水平方向成像的分辨率约为50 km.

图 8

Fig. 8

图 8 水平方向网格0.3°×0.3°划分对应的不同深度处检测板分辨率测试结果 每层深度标示在图的左下角，速度扰动比例尺标示在图的下方. 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.

图 9

Fig. 9

图 9 水平方向网格0.5°×0.5°划分对应的不同深度处检测板分辨率测试结果 每层深度标示在图的左下角，速度扰动比例尺标示在图的下方. Fig. 9 Results of a checkerboard resolution test at four layers with grid space of 0.5°×0.5°. The depth of each layer is shown at lower left corner of each map. The velocity perturbation scale is shown at the bottom of the maps.

经过3次迭代反演，走时残差均方根由反演前的0.473 s 分别降低为0.305 s、0.299 s和0.296 s，此时残差均方根已无明显改善，取此时的反演结果作为最终结果.走时残差均方根改善近40%.

图 10为各深度处的速度扰动分布图.1 km深度处的成像结果主要揭示了上地壳顶部的构造特征.沂沭断裂带高低速异常交替出现(图 10中H1、H2、L1、L2)，以NNW—SSE向展布为主.济阳坳陷(图 10中L3、L4)、胶东半岛北部海域(图 10中L6)、胶莱盆地(图 10中L5)主要受沉积岩的影响均表现为低速异常.济阳坳陷北部为埕宁隆起，南部为鲁西隆起，是向西收敛向东撒开的、近东西走向的一个构造单元.受济阳坳陷内的隆起和埕宁隆起影响，济阳坳陷的低速异常被一个较大范围的高速异常(H3)所分割.上述P波速度分布特征与前人对大华北地区及邻区地壳上地幔层析成像的研究具有一致性(王志铄，2005)，同时也与济阳凹陷区较高的大地热流背景(平均值为65.8±5.4 mW·m^-2，变化范围在52.9～81.5 mW·m^-2之间)相吻合(白嘉启等，1998).

图 10

Fig. 10

图 10 不同深度处P波层析成像结果 每一层对应的深度标示在图的右下方.红色和蓝色分别代表低速和高速.黑色圆圈表示1970年以来4.0≤ML＜5.0的地震震中，红色星号表示1970年以来ML≥5.0的地震震中，白色星号表示M≥7历史地震震中.黑色虚线标示低速区范围，白色虚线代表高速区范围.速度扰动色标(%)在图的右侧. Fig. 10 Map views of the P-wave velocity perturbations at four layers The 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.

10 km深度处的成像结果与1 km深度处相似，主要的高低速异常区的位置和分布范围基本一致，沂沭断裂带的高低速异常分段性更明显，这说明在1~10 km范围内，研究区介质垂向分布较为一致，垂向变化较小.

20 km深度处的成像结果揭示了鲁西断块内存在较大规模的低速异常区，该结果与李志伟等(2006)给出的研究结果相一致.沂沭断裂带自此深度处开始主要表现为低速异常(Tian et al.，2009).

30 km深度处的成像结果显示，鲁西地区仍表现出大范围的低速异常.沂沭断裂带南部主要以低速为主，与鲁西地区的低速异常连为一体，由此推测鲁西地区滑脱拆离构造的产生和演化可能与沂沭断裂带具有密切联系.

综合分析各深度处的速度扰动可以发现，研究范围内主要涉及的鲁西断块、胶辽断块及胶南断块3个大地构造单元的速度结构存在显著差异.在上地壳，鲁西断块除在济阳凹陷及沂沭断裂带上存在不同规模低速异常外，速度扰动整体上变化较小，胶辽断块、胶南断块以低速分布为主要特征；在下地壳，鲁西断块内出现较大规模的低速体，胶南断块整体上以高速分布为主要特征.胶辽断块渤海海峡内及胶南断块南黄海西部存在地壳尺度的低速异常.

为进一步揭示研究区地下介质垂向P波速度变化特征，我们给出了沿不同剖面(图 11a)的成像结果(图 11b—i).图 11c所示的BB′剖面位于断裂带内，大致沿断裂带走向布置.结果显示沂沭断裂带地壳P波速度变化特征复杂，高低速体交替分布；与BB′剖面近平行的AA′和CC′剖面分别位于沂沭断裂带两侧.AA′剖面(图 11b)跨沂沭断裂带北西向分支断裂，15 km深度以下，在分支断裂的北端和南端均存在宽约50 km近直立的低速体，两个低速体之间可能存在微弱的联系.CC′剖面(图 11d)P波速度变化不大，主要以高速体为主，与AA′剖面速度分布特征明显不同.对比AA′与CC′两个剖面的成像结果，可以推断沂沭断裂带在形成和演化过程中对其西侧构造块体产生了重要影响.

图 11

Fig. 11

图 11 P波速度扰动垂向剖面 (a)剖面位置图，黑线表示断裂分布，绿线表示测线位置；(b—i)速度扰动图像，红色和蓝色分别代表低速和高速，空心圆表示1970年以来发生在剖面两侧30 km范围内的震级3.5≤ML＜5.0的地震，红色星号表示1970年以来发生在剖面两侧30 km范围内的震级ML≥5.0的地震，白色星号表示M≥7历史地震震中.速度扰动色标在图右下方. Fig. 11 Vertical cross-sections of P-wave tomography The 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.

近垂直于沂沭断裂带的剖面中，11′剖面(图 11e)揭示了在胶东半岛北部海域(长岛附近)P波速度呈现低速特征，此处正是长岛震群地震活动集中区域.图 11(g—i)清晰地揭示了沂沭断裂带东西两侧分别为高速体和低速体，且异常展布形态与断层倾向吻合.

对郯庐断裂带各段运动性质及其邻区地球物理场和深部构造、盆地演化的研究表明郯庐断裂带及其邻区存在着显著的分段差异，揭示了郯庐断裂带各段及其邻区地壳、上地幔结构的强烈不均一性(张鹏等，2007).30 km深度的成像结果显示，沂沭断裂带东西两侧分别表现为高速异常和低速异常，表明在断裂带两侧莫霍面深度有着较大差别，西侧(鲁西地区)的莫霍面深度深于东侧(鲁东地区)，同时也意味着沂沭断裂带是一条切穿莫霍面的深大断裂，这与远震接收函数的结果是一致的(郭震等，2012).断裂带西侧低速体广泛分布，且西侧速度变化较东侧复杂(图 11g—i)，说明断裂带西侧地壳形变程度高于东侧(张碧秀和汤永安，1988，郭震等，2012).沂沭断裂带在各个深度处的速度扰动分布均呈现不同程度的高低速异常交替，说明该断裂带经历了复杂的构造运动.晁洪太等(1997)根据断错地貌、松散堆积物特征、断层本身的特点以及断层泥的显微构造标志将郯庐断裂带潍坊—嘉山段全新世活断层自北向南划分为安丘(剖面22′、33′，图 11f和g)、莒县—郯城(剖面44′、55′，图 11h和i)、新沂—泗洪3个独立的破裂段.成像结果显示沂沭断裂带在安丘段和莒县—郯城段具有不同的地壳速度结构特征，沂沭断裂带在安丘段主要表现为高速异常，而在莒县—郯城段呈低速异常.大量的研究表明，郯庐断裂带已深切至地幔，郯庐断裂提供了幔源玄武岩浆快速上升至地表的通道，也指示在新生代时郯庐断裂带深切入上地幔中(牛漫兰等，2005).安丘段和莒县—郯城段在中下地壳分别呈高低速异常，这与两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县—郯城段)，这可能与新生代沂沭断裂带主要在莒县—郯城段(潍坊、临朐、昌乐及沂水地区)发生了较大规模的玄武岩喷发活动有关(牛漫兰等，2005).1668年8½级震的地表破裂带位于莒县—郯城段，北起营县土岭，南至郯城窑上，延续130 km(李家灵等，1994).同时，古地震研究发现在莒县—郯城段上，除1668年8½级地震以外，全新世以来还有三次古地震事件，古地震复发间隔约为3500年(林伟凡和高维明，1987).多次地震事件造成了莒县—郯城段介质破裂程度较高.国家地震局地质研究所(1987)认为各断裂破碎带向北逐渐变窄，最后变成揉皱带，说明断裂的活动性南强北弱.地表破裂带的存在说明莒县—郯城段介质破裂度高，这与层析成像结果揭示的安丘段浅部呈高速异常(图 11f和g)、而莒县—郯城段呈低速异常(图 11h和i)是一致的.除了介质的破裂程度，通常浅部地震波速对地壳热状态(温度)也很敏感.通过分析沂沭断裂带地热资料发现，沂沭断裂带的沂水—汤头地区是成热地质条件优越的地段(杨启俭等，2008)，该地段位于莒县—郯城段，附近存在汤头、铜井、松山等温泉，是断裂带温泉集中分布区，而其他段落没有发现温泉分布(高维明等，1988)，这也与断裂带莒县—郯城段浅部呈低速异常是一致的(图 10、图 11h和i).

地质和地球物理研究表明，鲁西地区存在区域尺度的深、浅层次滑脱构造，深层次滑脱构造多发生在地壳约22 km及30 km处，早白垩世120 Ma左右和始新世44—37 Ma是区域性构造滑动的两个活跃期(李理等，2008，2012)，这与我们20 km和30 km深度处的成像结果(图 10)以及剖面44′和55′(图 11h和i)所揭示的鲁西地区大规模的低速异常体相一致.岩石学有关证据证明，鲁西地区在早白垩世存在广泛的岩浆活动(邱检生等，1996；许文良等，2003；杨承海等，2006).李理等(2008)认为晚三叠世—早侏罗世，沿沂沭断裂带发生的扬子板块和华北板块近东西向俯冲、碰撞引起地幔物质上涌，造成岩石圈—软流圈之间滑脱拆离产生原始岩浆上涌，进而控制了壳-幔、上地壳和浅层次滑脱构造的产生.这可以较好地解释第一期的构造滑动，但对于第二期的构造滑动并未给出深部地质成因.根据我们的成像结果，在20 km深度，鲁西地区的低速异常主要沿北西西向分布，在济阳坳陷南部沿北北东向分布，低速异常在20 km和30 km深度都有大范围分布，且仅在沂沭断裂带以西存在，同时深部层析成像显示，沂沭断裂带下部的上地幔发现低速异常，其起源深度大于500 km，可能代表起源于地幔转换带的上升热物质的“通道”(Zhao et al.，2012).因此我们认为，太平洋板块的西向俯冲是导致第二期滑脱构造产生的深部地质原因，这与华北克拉通破坏是一致的(朱日祥和郑天愉，2009；朱日祥等，2012).根据GPS测量结果，沂沭断裂带目前表现为张扭性活动背景，山东地壳运动速度场显示块体整体向东南方向运动，与中国东部相邻块体的运动方向基本一致(殷海涛等，2008).太平洋板块向西俯冲过程中的脱水作用导致板块上部地幔物质的熔融，生成的岩浆沿沂沭断裂上涌(图 11i)，而北西向分支断裂又进一步为岩浆提供了上涌通道(图 11h)，由于山东地壳的南东向运动，导致岩浆向西流动，进而造成了第二个滑脱构造活跃期的出现.

前人研究认为，地震的孕育与其周围介质性质密切相关，地震多发生在高速与低速的过渡带上(齐诚等，2006；Chen et al.，2014)，地震的发生可能与震源下方的下地壳及地幔最上部的结构有密切的联系(Salah and Zhao，2003).丁志峰和曾融生(1994)在研究京津唐地区地壳三维速度结构时提出，上地幔和地壳下部的低速区可能是地幔深处的物质上涌，使地壳中的应力发生变化，影响了该地区的地震活动.本文重点研究历史强震(M≥7)、1970年以来M_L4.0以上地震及地震活动集中区与速度分布的空间关系，探索中强地震、地震活动集中区的中深部控制因素及孕震机制.

历史地震资料记载，山东内陆自公元前70年以来，共发生M≥7地震3次，分别为公元前70年安丘7级地震，1668年郯城8½级地震及1937年菏泽7级地震.研究历史强震的震源分布与速度异常区的关系对探索强震的发震机制具有重要意义.由于这些地震是根据历史文献收集整理得到的，震源参数具有不确定性，特别是缺少震源深度信息，这给研究带来了一定的困难.根据前人对中国大陆地震震源深度分布特征的研究，华北地区6.0~7.8级地震优势分布在20 km左右(张国民等，2002)，据此我们假定安丘7级地震、菏泽7级地震的震源深度为20 km，而郯城8½级地震的震源深度为23 km(王华林和耿杰，1996).投影后(图 10、图 11b—i)我们发现，地震基本发生在高速区和低速区的过渡地带.1970年以来山东内陆共发生32次M_L4.0以上地震，其中22次发生在高低速过渡带或低速区内(图 10和11)，约占总地震数的70%，震源深度优势分布在中上地壳.中强震大都发生在高低速过渡区可能源于流变边界的应力集中(Artyushkov，1973; Zhang et al.，2009).研究区中上地壳地震活动较为频繁，可能是由于下地壳在上地幔热作用下易于流动，驱动脆性上地壳块体运动和变形，在断层闭锁部分积累应变，导致浅源地震发生，或是在区域性构造应力作用下，地壳脆弱部分发生破裂导致地震.根据中强地震与高低速体的空间位置关系，认为中强地震更易于发生高低速异常过渡带且有深大断裂穿过的地区.

周翠英等(2003)利用格点尝试法求取了山东地区中小地震震源机制解，认为山东地区地震构造走向的优势方向有NE和NW 向两组，综合震源机制解的走滑型和近走滑型、斜滑型及近倾滑型结果所占比例分别为65.14%、19.12%、15.14%.将山东地区分为11个小区，求取的各分区震源机制解显示除沂沭北、胶东北、胶东南、渤海东4个小区外，山东地区其余分区震源机制解均显示呈走滑或近走滑型.我们统计了37次走滑型和近走滑型地震的震源深度发现，有30次地震的震源深度在15 km以下.结合研究区成像结果，认为20~30 km深度处存在的大规模低速异常区可能是山东地区地震活动以走滑型和近走滑型为主的深部控制因素.

近年来，山东地区震群活动频繁，发生了长岛震群、青岛崂山震群、乳山震群，同时，山东、河南交界的濮阳地震集中区也备受关注.根据我们的成像结果，长岛震群、崂山震群和濮阳震群都发生在高低速过渡带，需警惕震群及周边地区发生中强震的可能性.

(1)层析成像结果揭示了山东地区地壳三维速度结构存在明显的不均匀性.沂沭断裂带介质速度结构复杂，呈现明显的分段特征，两侧块体速度存在差异，具有构造边界的特征.20~30 km深度处，沂沭断裂带附近分布有较大范围的低速异常，表明该断裂带是切穿地壳的深大断裂.

(2)鲁西地区20及30 km深度处存在大规模的低速异常区.根据低速体的展布形态，沂沭断裂带与始新世鲁西大规模滑脱拆离构造存在密切联系.可能是太平洋板块西向俯冲导致地幔热物质沿沂沭断裂带向上并向西涌动，从而造成滑脱构造体系的产生.

(3)层析成像结果显示，历史大震及M_L4.0以上中强震主要发生于高低速异常过渡带且深大断裂穿过的地区.研究区震源深度优势分布在中上地壳，发震机制可能是下地壳易于在上地幔热作用下流动，从而驱动脆性上地壳块体运动和变形，在断层闭锁部分积累应变，导致浅源地震发生，或是在区域性构造应力作用下，地壳脆弱部分发生破裂导致地震.山东地区震源机制解总体上显示呈走滑或近走滑型，结合研究区成像结果，认为20~30 km深度处存在的大规模低速异常区可能是山东地区地震活动以走滑型和近走滑型为主的深部控制因素.