引言

乳山震群自2013年10月1日M_L3.8地震发生以来已起伏持续5年有余，截至2018年12月31日，山东地震台网共记录到地震13 720余次，其中可定位地震3 529次，M_L≥3.0地震31次，最大地震为2015年5月22日M_L5.0地震。乳山震群是该地区有记录以来持续时间最长、发震频次最高的序列活动。乳山地区历史上曾发生1046年岠嵎山M5.5和1939年乳山下初M5.5地震，这两次地震的发震构造均为NE向金牛山—乳山断裂或其延伸断裂（蔡克明，1987；迟镇乐等，1992）。1997年和2005年也曾分别记录到大孤山M_L4.1和乳山寨M_L4.3震群，但由于当时记录条件有限，这两次震群活动记录的余震数量有限，依据震源区宏观烈度考察和余震分布，也认为NE向断裂是其发震构造（周焕鹏等，2005）。

2013年乳山M_L3.8震群活动的余震序列呈条带状沿NW−SE向展布，与震群中诸如2014年1月7日M_S4.2和4月4日M_S4.0这样较大地震的震源机制解中一个节面的走向基本一致（刘方斌等，2018）。郑建常等（2015）分别基于固定台网和流动台阵资料对乳山序列进行精定位，其结果显示二者存在一定差距，但序列仍然都沿NW−SE方向分布。我们在序列震源区附近的1 ∶ 50万区域地质图上并未发现NW向断裂，据精定位及震源机制解的研究结果推测认为，乳山序列的发震断层为NW向或WNW向、倾角较陡的走滑型隐伏断裂（刘方斌等，2018）或为两种不同性质岩体边界的新生断裂（郑建常等，2015）。

地震精定位和层析成像是研究地下隐伏断裂、获得深部介质结构的有效方法。精定位后的震源空间分布可以刻画断层在地壳深部的延展形态，层析成像所揭示的震源区速度结构能够反映地壳介质的属性变化，为隐伏断裂的存在提供速度结构证据，两者结合则可为地震发生机理和孕震环境研究提供重要依据。利用双差层析成像技术对小区域精细化速度结构的研究已经取得了许多重要的认识（Zhang，Thurber，2003；Okada et al，2007；Panayotopoulos et al，2014；王小娜等，2015）。Panayotopoulos等（2014）通过双差层析成像反演得到了日本系鱼川—静冈（Itoigawa-Shizuoka）构造的断层系统三维速度结构，认为该构造北段在地壳深部延伸至大地沟（Fossa Magna）裂谷盆地的底部，并形成低角度的东倾断层。王小娜等（2015）利用双差层析成像方法给出了2013年芦山M_S7.0强震震源区的P波速度结构，其结果显示芦山主震南西、北东两段的速度结构存在较大差异，主震位于高速异常体包围的低速异常前缘。对于乳山震群，曲均浩等（2019）基于台阵数据利用双差层析成像技术反演了震源区速度结构，推测在不同性质岩体的边界可能存在隐伏断裂。但是笔者认为由于乳山震群的震中分布过于集中，射线路径重复率相对偏高，并且曲均浩等（2019）获得的速度结构范围太小，不能为隐伏断裂的存在提供速度结构的证据。鉴于此，本文在乳山台阵数据的基础上收集了乳山震群周围较大范围、更长时间尺度的地震资料，拟利用双差层析成像方法再次反演乳山序列震源区及附近地区的地壳速度结构，以期使用更丰富的射线路径所反映的介质信息讨论导致乳山序列发生的深部结构特征。

1.   研究区地质背景

乳山地区在地质构造上位于胶南—威海造山带东北端的乳山—荣成断隆区。胶南—威海造山带是华北板块与扬子板块之间的拼合带（马杏垣，1989），中生代以来经过洋壳俯冲、陆块俯冲与折返、岩石层拆沉和减薄等一系列强烈而复杂的大地构造运动而形成大范围超高压变质结晶基底并蕴含着丰富的矿产资源（吴福元等，2003；李三忠等，2004）。区内发育有大型韧性剪切构造，形成了密集的强变形带与弱变形域交生的构造格局。NNE向牟平断裂、米山断裂、荣成断裂与石岛断裂大致在乳山—海阳一带聚敛（图1a），呈扇形散开，均具有逆掩−走滑性质（张长厚，宋鸿林，1996；张宏远等，2006）。乳山境内介质构造复杂（图1b），石岛断裂南侧海洋所镇附近为苏鲁超高压变质岩，推测为扬子克拉通结晶基底（郭敬辉等，2005）；而其北侧牟平断裂与米山断裂之间，是由复式花岗岩体及不同尺度的变质岩透镜体和岩片组成的具有混杂特点的昆嵛山边界杂岩带（翟明国等，2000）。石岛断裂北部区域NNE向断裂发育，其中乳山断裂就由四条NNE向集中发育的压扭性次级断裂组成，这些断裂基本呈等间距平行排列，走向为NE5°—20°，倾向SE，局部倾向NW，倾角为65°—85°，对区内金矿的形成和分布起着控制作用（杨喜安等，2011）。乳山断裂东南侧也存在一些规模很小的NW向断裂，如峒岭—小陶家断裂，呈近NS−NNW345°走向，表现为张性−张扭性、压性活动特征，具有多期活动特点（辛魏，2017）。

图  1  胶南—威海造山带地质略图（a）和乳山地区岩体划分略图（b） ［ 据翟明国等（2000），杨喜安等（2011）和曲均浩等（2019）修改 ］

Figure  1.  Geological map of Jiaonan-Weihai orogenic belt （a） and rock masses in and around Rushan area （b） （revised from Zhai et al，1998；Yang et al，2011；Qu et al，2019）

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2.   数据和方法

2.1   数据资料

2008年以来山东区域数字地震台网相继建成，尤其是在沂沭断裂带沿线和胶东半岛地区形成了较密集的地震观测台网并产出了大量的观测数据。乳山序列及附近地区布设固定台站11个，2014年5月7日开始在乳山震群周围临时架设流动地震记录仪18台套，平均台站间距约为0.5 km。这些东南侧海岛台的架设，在一定程度上弥补了固定台站布局的缺陷，形成了对整个乳山震群震源区全方位包围的台站构架（图2a，b），所记录的地震资料为研究区精细速度结构的反演提供了有力的数据支撑。

图  2  地震与台站间的射线分布（a）和乳山台阵分布 （b）

Figure  2.  Distributions of rays between earthquakes and stations （a） and Rushan array （b）

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为获得更多不同方向、不同深度穿过乳山震源区（36.72°N—36.98°N，121.55°E—121.85°E）的射线路径，本文收集了2008年10月至2018年7月山东地震台网和2014年5月至2015年8月乳山台阵（图2b）记录到的胶东半岛东部及附近海域（35°N—38.5°N，120°E—123°E）发生的8 709个地震事件的初至P波和初至S波到时资料（图2a）。 每个地震事件原则上要求至少具备3个以上台站记录的到时，平均走时残差小于±2.0 s。由图2a可见，乳山地区及周围更大区域完全被地震射线覆盖，尤其东南侧近海地震射线为乳山序列外围地区的速度成像提供了保障。为保证这些震相到时数据的可靠性，我们利用震相走时与震中距关系曲线进行数据筛选，选取走时与时距曲线差小于5 s的数据（图3中绿色线以内数据），所选取震相的走时-震中距拟合关系近似线性，数据可靠性较高。最后选用了由41个台站记录到的6 902个天然地震事件，其中3 295个地震事件为乳山台阵记录。在地震对匹配时，限定相邻地震对所需相同震相至少为6个，地震对之间的最大距离为10 km，这样最终选取了6 176个地震事件的16万781条P波绝对走时数据和131万3 217条P波相对走时数据以及15万9 548条S波绝对走时数据和131万514条S波相对走时数据用于速度结构的联合反演，乳山台阵记录的P波、S波走时数据的权重均设置为1。

图  3  初至波走时−震中距关系曲线

Figure  3.  Travel time versus distance of P and S waves

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2.2   双差层析成像原理

双差层析成像（Zhang，Thurber，2003，2006）是将双差定位法（Waldhauser，Ellsworth，2000）和地震层析成像技术相结合，利用相邻地震事件的高精度到时差确定地震位置和震源区精细速度结构的联合反演方法。在反演过程中，首先通过网格节点法进行模型参数化，由相邻节点的速度插值即可得到任意节点的速度值，然后利用伪弯曲射线追踪法进行震源与接收点之间理论走时、射线路径的模拟计算，再借助带阻尼的最小二乘法求解震源位置与速度结构的耦合方程，通过多次迭代直至双差走时数据残差、绝对走时数据残差的二范数系统构成的目标函数最小化，即可实现三维速度结构、震源的相对位置和绝对位置的反演。该方法联合使用相对走时数据和绝对走时数据，前者主要用于确定震源区的精细结构，后者主要用于确定震源区以外区域的速度结构（肖卓，高原，2017）。

与传统地震层析成像法相比，双差层析成像方法改善了地震波传播路径的差异和介质速度结构的空间不均匀性，有效地约束了地震的空间位置，因此可获得更精确的地震定位结果；双差数据的引入以及对反演模型的光滑约束，显著提高了震源密集区速度结构的分辨率。因此，双差地震层析成像能够更精确地确定地震活动带附近的速度结构，有助于对断层结构、地震破裂过程及震间和震后介质形变的有效认识。

2.3   反演参数选取

层析成像是通过使用走时残差对初始速度模型不断地修正最终得到理想的速度结构，初始速度与研究区介质的速度结构越接近，成像效果越好。本文采用穿过研究区的主动源深地震探测剖面结果（潘素珍等，2015）作为乳山序列震源区的初始速度模型。表1给出了P波初始速度模型，P波与S波的速度比为1.73。

表  1  乳山震群及附近地区P波初始速度模型（潘素珍等，2015）

Table  1.  Initial P wave velocity structure in Rushan area and its vicinity （Pan et al，2015）

上界面深度/km	vP/（km·s−1）		上界面深度/km	vP/（km·s−1）
0	4.35		15	6.27
4	5.24		20	6.45
7	5.90		25	6.61
10	6.14		30	6.75

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双差层析成像方法采用阻尼最小二乘算法，通过阻尼因子和光滑因子控制速度图像的平滑度和反演结果的误差，其中阻尼因子可以在迭代过程中保证迭代的稳定、快速收敛，光滑因子则可以解决迭代过程中模型的跳变现象。本文分别以10—800和10—90作为阻尼因子和光滑因子权重的测试范围，通过不同阻尼因子和光滑因子组合构建权衡曲线（Eberhart-Philips，1986；Lin et al，2010）来寻求最佳参数值（图4）。经过反复测试，我们最终确定阻尼因子和光滑因子权重的最优值分别为200和20。

图  4  阻尼因子和光滑因子的权衡曲线

Figure  4.  Trade-off curves of damping and smoothing weight parameters

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利用规则网格节点进行模型参数化适用于处理速度连续变化的情况，而非均匀网格划分的模型参数化，既能充分利用数据信息，又不会带来反演盲区（王亚强，2013）。为了获得尽可能精细的三维P波速度结构，本文依据乳山震群及附近台站的空间分布情况，尝试多种网格节点划分方式之后，最终将震群密集区及其NW向延长线在内的区域沿水平方向划分为0.03°×0.03°的网格面，外围区域则以0.04°×0.04°的网格延展（图5），垂直方向划分为1，4，7，10，15，20，25，30 km等8个节点。

图  5  反演网格和重定位后地震分布

Figure  5.  Tomography grids and relocation earthquakes distribution

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2.4   解的可靠性评价

通常对解的可靠性评价包括射线密度方法（罗炬等，2011）、模型分辨率和协方差法（Golub，Reinsch，1970；Paige，Saunders，1982）和空间分辨率（Zhao et al，1992）。比较每个单元格优劣的重要指标是射线条数，通过单元格的射线条数越多，反演的空间分辨率就越高。双差层析成像利用棋盘格测试法衡量反演速度结构的可靠性，同时提供了网格内偏导权重总值（derivative weight sum，缩写为DWS）和理论模型恢复分辨率矩阵Res。DWS被用来定量地分析对每个节点有影响的相对射线密度，并利用射线离模型节点的距离来衡量该射线长短的重要程度；Res可以看作是每个节点空间位置附近各参数理论值的加权平均。由于乳山地区除台阵记录序列数据外，早期序列数据及周围震相走时均由距离较远些的乳山台（RSH）、海阳台（HAY）和文登台（WED）记录，其余台站的震中距均超过75 km，而序列震中位置又过于集中使得射线路径的分布均匀度欠佳。在棋盘格恢复测试时，除台阵包围的小部分空间尚可勉强恢复，其它区域的恢复程度很不理想。DWS在反映射线密度方面比不加权的射线总和更有优势（Thurber，Eberhart-Phillips，1999），因此本文采用DWS来分析解的可靠性。诸多研究结果显示，当DWS＞100时，反演结果的可信度较高（Thurber et al，2007；邓文泽等，2014；王霞等，2015）。图6分别给出了研究区P波在不同深度层的DWS分布情况，可以看出：在地壳浅层1 km和4 km时，DWS高值区域与乳山序列分布的走向基本一致，序列密集区的DWS值在1000以上；在地壳中上层的7 km和10 km处，乳山陆域地区DWS值均在500以上，高值区呈现出向序列密集区两侧横向拉伸的趋势，这是因为距离序列西侧最近的固定台站为海阳台（33 km），距离东北侧最近的台站为文登台（43 km），这两个台站及乳山台在乳山序列前期记录了大量的走时信息，因此射线密度较高；15 km深度层的DWS值明显降低很多，研究区域的DWS值基本在100以上；20 km深度层的DWS值除乳山台阵包围区域外，其它地区均在100以下。整体来看，4 km，7 km和10 km深度层分布的射线密度最高，1 km和15 km深度层的DWS值尽管相对偏低，但也达到了速度结构的反演需求。因此，本文在讨论研究区的P波三维速度结构分布特征时，认为15 km以上的反演结果比较可靠。

图  6  P波解的评价（不同深度h的网格内偏导权重总值DWS分布）

Figure  6.  Evaluation of P-wave solution （DWS distribution at different depths）

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3.   反演结果及讨论

3.1   地震精定位结果

利用双差层析成像方法也得到了研究区的地震精定位结果。地震重新定位前、后的走时残差直方分布图（图7）显示：初始定位残差大多数分布在−0.4—0.4 s范围内（图7a），重定位后（图7b）绝大部分地震的走时残差分布于−0.05—0.05 s之间，走时残差由重定位前的±0.4 s降低至定位后的±0.05 s，表明重定位后的走时残差大幅减小，定位精度显著提高。乳山震群及附近地区重定位后的地震空间分布结果（图5）显示，乳山序列沿NW向密集分布在约10×3 km²范围内，与其周围稀疏的地震分布形成鲜明对比，序列走向西北端的成丛地震活动沿乳山断裂分布明显，东南端近海区域几乎无地震发生，说明乳山序列的破裂断层独立且尺度较小。分析序列的垂向剖面可知（图9）：乳山序列的空间分布复杂且具有分段特征；沿序列优势分布方向的剖面AA′显示震源存在于两个相对集中的区域，东南段震源深度分布范围较广，为2—13 km；西北段地壳浅层地震稀疏，震源集中分布于4—9 km的深度范围内，震源分布整体与地表呈大约60°夹角。

图  7  定位前后地震走时残差均方根直方图

Figure  7.  Histograms of travel time residual RMS before （a） and after （b） relocation

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图  9  垂向剖面的P波速度结构及震群分布

Figure  9.  Vertical cross-sections of P-waves velocity structure and distribution of earthquakes

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为了清晰地展示震源的空间分布特征，垂直于序列走向AA′做4条震源截断面（图5），并将断面两侧3 km范围内的地震投影至截面图上。由图9可见：BB′剖面上余震呈宽约1 km的近似直立分布，倾向SW；CC′和DD′剖面的余震宽约3 km，倾角较陡，震源空间分布出现了两个相对集中区，NE侧震源较SW侧明显偏深；EE′剖面余震宽约2 km，浅层震源分布明显偏少。上述表明乳山序列的破裂断层底面呈现NW浅、SE深或SW浅、NE深的不规则形态，断层破裂由沿海向内陆逐渐变宽，断层纵向破裂由沿海向内陆逐渐变浅。

3.2   P波速度三维反演结果及讨论

图8给出了基于双差层析成像反演得到的不同深度层的P波速度结构，同时将发生在该层面上下各2 km范围内的地震垂直投影至该层面上，可以看出，研究区地壳结构存在明显的横向非均匀性。深度为1 km和4 km的成像结果（图8a，b）代表了地壳浅部和中、新生代沉积层的速度。1 km深度层P波速度与研究区已知地质构造相符，山区与坳陷的界线分明，白沙滩和海陆交汇地区为第四纪覆盖层，表现为低速特征；西侧大孤山一带属于昆嵛山岩体，以基性火成岩为主，表现为高速特征；南侧海洋所镇附近为苏鲁超高压变质岩结晶基底隆起区，同样表现为P波高速特征；少量浅层的地震以近NS向分布在海岸线附近的高低速过渡带附近。深度为4 km的成像结果（图8b）显示坳陷内低速体范围明显变小，大孤山附近的高速特征相对减弱，而海洋所镇附近的高速区域越发明显且向东逐渐扩展；序列活动在低速区域沿WNW向展布，表现为两个相对的余震集中区。深度为7 km和10 km的成像结果（图8c，d）反映了结晶基底附近的速度结构。在7 km深度层（图8c），大孤山、白沙滩附近表现为低速特征，海洋所镇附近高速特征明显减弱，而垛崮山附近出现显著高速特征，余震活动密集分布在白沙滩与垛崮山之间的速度转换带内。10 km深度层的速度结构（图8d）与7 km深度层相似，海洋所镇附近的高速特征持续减弱，垛崮山附近的高速区域沿海岸线向荣成方向延伸；余震活动在这一深度层明显减少，优势分布方向由浅层的WNW向转变为NW向；除海岸线附近的密集区外，白沙滩西北的余震活动呈现经大孤山向乳山断裂线性分布的特征。15 km深度层的速度结构（图8e）整体低于7 km和10 km的深度层，由南向北呈高、低速相间的层状结构，这一深度层几乎无余震发生。

图  8  研究区不同深度h的水平层析成像结果

Figure  8.  Horizontal slices of velocity at different depths by tomoDD in the study area

（a） h＝1 km； （b） h＝4 km；（c） h＝7 km；（d） h＝10 km；（e） h＝15 km

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乳山地区位于胶东东部苏鲁超高压变质带，在超高压地体内发育有大量中生代岩浆侵入体以及与构造岩浆活动有关的金矿（郭敬辉等，2005）。结合区域地质构造图（图1），分析序列震中展布与高、低速体的空间方位及不同岩性地质构造体之间的位置关系可知，乳山序列主要位于侏罗纪垛崮山岩体与海洋所镇苏鲁超高压地体之间的接触带上偏高速体一侧。由此推测，P波速度的差异可能源于岩性成分的不同。震中北侧的高速体为垛崮山附近的侏罗纪花岗岩，除了受西侧昆嵛山岩体侵入外，在早白垩世还受到北侧三佛山岩体的侵入，出露岩体主要为块状含斜长石、石英石及少量黑云母的昆嵛山二长花岗岩、斑状中细粒含黑云母的垛崮山闪长花岗岩及中生代晚期似斑状三佛山正长花岗岩（张华锋等，2006）。震中南侧的中—深苏鲁变质岩系，因长期的构造隆起使其缺失古生代至三叠纪地层，致使结晶基底埋深较浅因而波速较高（潘素珍等，2015）。处于两种岩系过渡带之间的乳山沿海及白沙滩附近低速区的地层主要为新生代第四系沉积物，岩性为灰黄色含砾砂质黏土、黏土质粉砂、含砾中砂和砾砂层。这种第四纪覆盖层下的低速体可能源于高压（超高压）变质基性岩组合，因为乳山序列震源区处于EN向石岛推覆体的韧性剪切带内，该剪切带为麻粒岩相和榴辉岩相的叠加变质组合带（张宏远等，2006；李增达等，2018）。两陆块的部分地质体在地壳浅部相互堆叠混杂，因而导致波速偏低。15 km深度层明显的高、低速相间带，也许是扬子板块北缘经历了多期大陆深俯冲作用并折返之后，形成密集的强变形带与弱变形域交生的格局在地壳浅部的反映。

为更精细地刻画P波速度分布与断裂构造的相关性，根据双差层析成像给出的地震重新定位结果，沿乳山序列的优势分布方向及其垂直方向分别做了五条剖面（位置见图5），并将剖面两侧10 km （AA′剖面）及3 km （垂直于AA′的剖面）范围内的地震进行投影。AA′剖面全长16.5 km，主要穿过序列的延展区域；BB′，CC′，DD′及EE′剖面均长7.8 km，分别位于海域沿岸、序列中部两个震中相对集中区及序列NW向延伸尾端。从图9可以看出，剖面经过区域的地形落差不大，乳山序列位于地壳浅部第四纪沉积层最厚的区域。从AA′剖面投影看：上地壳低速层为两端薄、中间厚，剖面的中间位置为白沙滩凹地，NW端为大孤山隆起的过渡地带，SE端沿海地区为苏鲁超高压结晶基底推隆边界，与已知的地质构造相符；地壳中上部约10 km以下的区域，从沿海向内陆出现倾角逐渐增大的大范围相对低速区域，乳山序列集中发生在这一低速区域与上地壳沉积层之间的高速夹层内。与AA′剖面垂直的BB′，CC′，DD′剖面及EE′剖面的中上地壳内同样出现类椭圆形状的低速区域，且其范围沿序列展布方向由SE向NW逐渐缩小，其中：DD′剖面SW侧的上地壳内也出现一个小范围的低速区域，并与上述低速区域连成一体，与其NE侧的高速区域形成明显的速度间断面，这也许就是震中在这一范围出现两个相对集中区的原因；EE′剖面下方的低速区域似乎受到高速体的阻挡而逐渐消失，乳山序列在这一地区的发震数量也显著减少。

对比速度结构与序列震中分布可以看出，速度结构的非均匀变化是控制余震分布的主要因素。对于地壳下方10—15 km深度处存在的小尺度相对低速体，从地理位置和地质环境看存在两种可能。 其一，研究区南侧白沙滩—海洋所镇一带存在高压（超高压）变质基性岩组合，区内主要有石英脉、煌斑岩脉、闪长岩脉等，其中石英脉多呈NNW向展布（辛魏，2017）。这种石英脉主要由超高压矿物释放羟基所形成的弥散式或隧道式流体在榴辉岩内部流动而形成，并在超高压板片“热”折返过程中，在不同岩性接触带或裂隙带的有限开放体系中运移（郑永飞，2004；Chen et al，2003；陈仁旭等，2019），因而，这一低速区的介质属性很可能是现存的高压石英岩脉。其二，研究区构造部位处于华北板块与扬子板块的缝合带，深部结构特征与西太平洋板块的俯冲挤压密切相关。乳山序列具有阶段性、丛集性的活动特点符合裂纹扩展模式，说明震源区可能存在流体侵入（郑建常等，2015）。速度结构剖面显示出的类椭圆形低速梯度带，也可能是区域应力增强背景下不同岩性接触带发生外部流体渗滤的深部证据。综上，无论低速体为哪种属性，综合考虑速度结构特征：乳山序列（图8）两侧存在高低速体差异，位于不同岩性接触带；震中下方存在明显类椭圆状低速特征区（图9），因此本文认为在区域应力调整背景下，乳山序列发生的构造原因可能是存在隐伏断层，也可能是局部介质的不稳定性所致。

陈为涛等（2012）根据GPS观测结果获得中国东部地区水平主应变分布随时间的演化过程，其结果显示，2011年日本宫城M_S9.0大地震后我国东北和华北地区的应变场呈现NW−SE向拉张且自东向西逐渐减弱，而郯庐断裂带中段未产生明显的错动和拉张，仅使其震后的右旋运动速率轻微加快。谭成轩等（2015）的研究结果显示，日本宫城M_S9.0大地震后6个月左右，山东平度及其周围地区最大水平主压应力平均优势方位（近EW方向）已基本调整恢复至日本大地震前的现代地应力环境，并认为在区域构造应力作用方向转换的过程中可能会诱发重大地质事件。日本宫城M_S9.0地震后中国大陆沿海于2011年11月8日发生东海M_S7.2地震，2012年1月1日日本本州东部海域发生M_S7.0地震，而大陆东部也先后发生辽宁灯塔M_S5.1、内蒙通辽M_S5.3、吉林前郭M_S5.8和河北滦县M_S4.8、山东莱州M_S4.6及乳山M_S4.3等一系列围绕渤海及郯庐断裂带中北段的典型地震事件，尤其是NW向分布的辽宁海城、盖州和山东乳山的震群事件，持续时间之长、释放能量之大为历史罕见。这些现象表明中国大陆东北部地区在突发外力作用下所导致的应力回调过程中，某些原本构造较为破碎或介质多样化的区域更容易失稳，促使断层面低应力摩擦而引发地震事件或能量不太大的震群活动。乳山地区的断裂多为NE向走滑断裂，在NW−SE向张应力增强的背景环境下，断裂走向与受力方向近乎垂直使剪应力过小，因而断层面足以维持原有的平稳状态，此时与背景作用力方向相同的局部较小断层或不同属性介质的接触面附近则更容易顺势产生应力释放。由速度结构剖面（图9）看：乳山序列下方的中上地壳中存在的类椭圆状低速区基本在10—15 km深度范围内呈NW向水平层状分布，且明显由沿海向内陆收缩；序列精定位剖面投影由沿海向内陆逐渐呈扩散状，未表现出统一的断层倾向。另外，乳山序列震源区集中在10×3 km²的范围内，即震源体积较小。这些特征使我们更倾向于认为乳山序列发生的构造背景是在区域应力转换过程中介质不均匀性起主导作用。

4.   结论

本文应用双差层析成像方法对乳山序列震源区及附近地区的P波速度结构进行了反演成像，给出了较高分辨率的三维P波速度结构及地震精定位结果，并得到以下结论：

1） 乳山序列台网记录和台阵记录的6 176条地震记录的重定位结果显示乳山序列沿NW−SE方向密集分布于约10×3 km²的范围，震源深度集中在4—9 km之间，断层倾向SW，倾角近直立，明显揭示出断层破裂底面呈现NW浅、SE深或SW浅、NE深的不规则形态。

2） 乳山序列震源区下方地壳速度结构的横向非均匀性显著，各水平层速度结构存在明显的继承性。乳山序列集中发生在上地壳侏罗纪垛崮山岩体与海洋所镇苏鲁超高压地体之间的接触带上偏高速体一侧，与小范围仅用乳山台阵数据反演得到的震源区速度结构结果（曲均浩等，2019）一致。

3） 随着深度的增加，P波速度逐步增加，但在序列下方中上地壳10—15 km之间由沿海向内陆出现明显类椭圆状相对低速区域，乳山序列活动位于该低速区域与第四纪盖层之间的高速夹层内。一般认为，P波速度偏低表明岩体破碎或可能存在气态或液态流体，这些流体在扩大已有裂隙的同时能够促使新裂隙的产生，影响岩体抗压强度，从而形成释放地震能量的通道。综合乳山序列震源区速度结构、序列展布方向、不同岩性构造间的位置关系及外围地震活动情况等因素，推测认为乳山序列的发生是在区域应力增强的背景下，局部介质的不均匀性起主导作用。

本文讨论了乳山序列余震分布与震源区速度结构的相关性，对认识序列的发震构造及区域地震活动特征具有重要意义，下一步将对序列及周围地区地震的震源机制解和区域应力场的演变过程进行追踪研究，进一步探讨触发序列的背景应力来源及更精细的序列发震构造。

中国科技大学张海江教授团队提供了双差层析程序，山东省地震局乳山台阵项目组汇集了数据并进行了资料处理，作者在此一并表示感谢！