日本MW9.0地震前后郯庐断裂带中南段构造应力场动态变化特征

孙业君， 黄耘， 刘泽民， 郑建常， 江昊琳， 李婷婷， 杨浩， 王俊菲

1 江苏省地震局， 南京 210014 2 安徽省地震局， 合肥 230031 3 山东省地震局， 济南 250102 4 上海佘山地球物理国家野外科学观测研究站， 上海 201602

0 引言

由于太平洋板块在日本海沟处向欧亚板块下面斜向消减，使处于欧亚板块东南端的华北—东北地区受到显著影响，地幔物质对流、地幔或软流圈对上部脆性岩石圈的拖曳力都是可能的影响方式(Huang and Zhao，2006；朱日祥等，2011).太平洋板块西向俯冲挤压作用是华北—东北地区重要动力来源，板块俯冲带强震活动对华北—东北地区中强地震影响显著(虞雪君等，1994；郑建常和蒋海昆，2007).2011年3月11日日本东北部海域发生MW9.0地震，该地震是俯冲带上的一次典型板缘逆冲型巨震，是日本记录到的最大地震(Zhou et al．，2013).此次地震造成了巨大的同震及震后变形，震中区最大水平位移约为5.3 m(王敏等，2011)，对中国陆地东部，尤其是华北—东北地区造成显著影响，总体上使我国东北地区向东运动10～30 mm，华北地区向东运动3～8 mm(杨少敏等，2011).

日本9.0级地震的发生，对华北—东北地区，尤其对中国陆地东部最大型的郯庐断裂带构造活动产生的影响，引起了很多学者的关注.一些学者采用GPS资料研究认为，9.0级地震的发生，致使郯庐断裂带不同段落产生不同程度的张性应变，降低了应力应变水平，缓解了地震的危险性(王敏等，2011；陈为涛等，2012；王丽凤等，2013；顾国华等，2015)；另外部分学者同样基于GPS资料则认为，9.0级地震同震形变产生近东西向的拉张效应，改变了原有的近东西向构造应力挤压环境，打破部分地区较稳定的背景运动状态，有利于地震的发生(张晶等，2012；殷海涛等，2013；谭成轩等，2015).丰成君等(2013)通过有限元数值模拟及静态库仑破裂应力结果，分析认为9.0级地震同震应力效应对华北—东北地区影响较为有限.可见，不同学者对9.0级地震后郯庐断裂带地震危险性的认识存在明显差异.9.0级地震后中国陆地东部地震活动实况与以上学者的研究结论也存在一定偏差，这也表明了9.0级地震对中国陆地影响的复杂性.

另外一些学者还关注了日本9.0级地震前，中国陆地尤其是陆地东部连续观测资料变化特征，张晶等(2012)发现华北—东北地区大部分跨断层形变、定点形变资料在2009—2010年出现明显转折性异常变化，这与9.0级地震相关的可能性较大，主要反映了远场的中短期异常特征.赵国强和李鹏(2012)研究结果显示9.0级地震前数月，中国陆地东部多个GPS站点表现出向东运动速度变慢的趋势，认为可能是9.0级地震孕震后期临界状态的特征异常.顾国华等(2015)发现9.0级地震前3～4年，中国陆地GPS连续观测出现远场的水平位移异常，地壳运动异常范围和同震水平位移范围大体是一致的，震中区外附加在构造运动之上的弹性形变是大地震震前中短期远场形变异常的特征或机理.GRACE重力卫星观测结果显示，2008—2010年9.0级地震震中及大范围重力变化非常显著(邹正波等，2012；王武星等，2014)，2010年较2009年，以北美板块和菲律宾海板块与欧亚板块的边界为大概界线，形成东部重力下降，西部重力上升的变化格局，西侧欧亚板块沿中国东北、朝鲜半岛、琉球群岛到中国东部出现大范围的重力正变化，深部地幔物质运移与热对流引起壳内介质密度大范围改变引起了重力场变化.多学科观测资料的异常变化，反映了9.0级地震孕震后期，已经对远场的中国陆地东部产生明显影响.

岩石圈中的构造应力是导致地震和其他构造活动的最直接动力因素，利用震源机制解等资料可以反演得到构造应力的方向、结构等特征.由于震源机制反映了地震发震断层的运动学和几何学特征，相较于GPS等资料可以更好地揭示地壳深部应力状态信息，能较好地刻画震源区应力场动态变化过程.研究反演得到的应力场及其时空演化特征，就可以了解背景应力场、应力扰动和构造负载等，因此基于震源机制的构造应力场研究已成为认识地震发生机制、地球动力学过程等最为有效手段之一.有别于其他学者主要基于GPS资料分析9.0级地震前后地壳运动和应力状态特征，本文以郯庐断裂带中南段及周缘为研究区域(图1)，计算得到了研究区内大量地震震源机制解，利用震源机制解资料反演了研究区构造应力场，基于构造应力场时空变化特征分析了9.0级地震前后郯庐断裂带中南段及周缘应力场动态变化过程，并结合地震活动特征，探讨了日本俯冲带巨震、应力场变化与地震活动之间的内在动力学机制等.

图1 研究区示意图(GPS同震位移结果由王敏研究员提供(王敏等，2011))红色箭头表示同震位移方向和位移量，箭头越长表示位移量越大．Fig.1 Diagram of study area (The results of GPS displacement of coseismic were provided by Professor Wang et al. (2011))The red arrows indicate the direction and displacement， the longer the arrow， the greater the displacement.

1 数据及方法

1.1 数据

郯庐断裂带中南段及周缘主要涵盖了江苏、安徽、山东、上海及黄海等区域，区域内地震台站分布较为密集，台站平均间距为50～60 km，部分地区可达20～30 km.地震台站布局也相对合理，除黄海海域地震外，台站对区内多数地震有较好的包围(图2)，这为震源机制解的计算奠定了良好的资料基础.

图2 研究区地震和台站分布Fig.2 Distribution of earthquakes and seismic stations in the study area

目前，震源机制解的计算通常采用P波初动或振幅比方法(Snoke et al.，1984; Snoke，1989；Hardebeck and Shearer，2003)以及波形反演方法(Patton，1980；Dreger and Helmberger，1993；Zhu and Helmberger，1996).由于M≤4的小震信号相对较弱，短周期能量占优势，传播效应复杂，地壳各向异性和横向不均匀性影响明显，在通常使用的一维成层介质模型下无法有效地模拟其波场的传播，因此一般情况下使用波形反演的方法难以求解其震源机制(郑建常等，2015).相对而言，利用初动符号或振幅比的方法计算中小地震震源机制更为有效(Hardebeck and Shearer，2003).本文研究区主要以2～3级中小地震为主，故采用了国际上较为成熟和通用的主要适用于中小地震的P波、SV波、SH波初动和振幅比方法(Snoke et al.，1984; Snoke，1989).该方法充分利用了SH波、SV波的初动和振幅信息，输入尽可能多的信息有效地约束解的不确定性，使计算结果更为可靠(刘杰等，2004；孙长虹等，2012)，相较于其他中小地震震源机制解反演方法，其优势较为明显.由于篇幅限制，具体计算步骤及数据处理流程见孙业君等(2015).

计算得到了2001年数字化观测以来825次震源机制解，另外收集了模拟观测期间323次结果(刘泽民等，2011；郑建常等，2013；崔效锋(1)崔效锋，2016. 私人通信.)，最终，共计得到1970年8月至2016年10月1148次地震震源机制解(图3)，其中包括ML2.0-2.9地震724次，ML3.0-3.9地震343次，ML4.0-4.9地震57次，ML5.0以上地震24次.

图3 研究区震源机制解类型空间分布Fig.3 Spatial distribution of focal mechanism solutions in the study area

1.2 应力场反演方法

单次地震的震源机制特征不能等同于构造应力场特征，但利用大量的震源机制可以反演得到区域应力场.Michael(1984，1987)提出自助线性应力反演(LSIB)方法，该方法将非线性应力反演问题转化为线性化处理，通过最小二乘法相求得应力张量.Hardebeck 和 Michael(2006)在该方法的基础上引入平滑约束，进一步提出了阻尼应力张量反演方法：

{{GTG+e2DTD}m=GTd,

式中，m是待求解的应力张量的模型矢量， 包括每个网格单元应力张量；d为数据矢量，包括模型相对应的网格点内地震断层面滑动矢量的各分量；G为由每个地震断层面法向量得到的数据核矩阵，GT为G的转置矩阵.再加入一个模型平滑因子，用来最小化相邻格点之间应力张量的差异，因此引入阻尼矩阵D.e称之为阻尼系数，用于权衡模型复杂程度和反演误差之间的关系，通过两者拟合误差之间的权衡曲线构建一组可调整的阻尼参数模型，并采用平滑约束来抑制相邻单元之间应力模式的差异，以确保相邻网格之间应力张量的差异最小，采用自助重采样，对每个网格的数据进行不确定性评价，得到连续、稳定、可靠的反演结果.

由于计算性能、结果约束及减小误差等方面的优势，该方法得到了广泛应用(Zhao et al.，2013；Martínez-Garzón et al.，2014；罗艳等，2015；王晓山等，2015；孙业君等，2017；杨佳佳等，2018).此次反演我们利用了MSATSI软件包，分别在维度0D(一个网格点的单一法向)、1D(时间)及2D(空间)下完成.

2 应力场反演

前人研究结果显示，日本9.0级地震对中国陆地东部应力场造成了不同程度的影响，其中对郯庐断裂带中南段及周缘影响显著(殷海涛等，2013；谭成轩等，2015)，因此我们将其作为一个整体进行研究.

2.1 应力场时间变化特征

由于地震随时间分布的不均匀性及不同时间段内获得的地震震源机制解数量之间的差异，在维度1D反演过程中，为了利用尽可能多的震源机制解数量使反演得到的每个网格的应力场结果更为可靠，通常采用等地震数划分多个网格区间， 这在1999年土耳其伊兹米特7.4级地震应力场反演中得以较好的应用(Martínez-Garzón et al．，2014).依据此划分规则，我们将1970—2016年1148次震源机制解按照每个网格20次地震震源机制解共划分为57个网格，反演过程中，置信区间设为95%，由2000次自助重采样来完成对反演结果的不确定性评价，经计算取阻尼系数e=1.6，可以获得最佳应力场反演结果.反演得到了1970年8月至2016年4月57个网格应力场结果，应力场随时间连续分布特征即可反映应力场动态变化特征，应力场时间由网格内参与反演的地震发生时间决定.需要说明的是，由于不同时间段内地震震源机制解数量存在差异，每个网格所对应的时间呈不均匀分布，2000年以后地震台网进入数字化观测时代，且台站数量不断增加，资料质量大幅改善，计算得到的震源机制解数量相对较多，因此反演得到了更多的网格应力场结果.

图4为研究区应力场随时间变化结果.由图4中的三个主应力轴倾伏角(应力结构)随时间变化特征看，大致可分为3个阶段：第一阶段为1970年8月—2009年12月，第二阶段为2010年1月—2012年4月，第三阶段为2012年5月—2016年4月.图4a为3个阶段在维度0D下反演结果，由图可见第一阶段和第三阶段应力场特征较为接近，表现为水平作用，呈典型走滑型特征，而第二阶段应力场发生了明显变化，应力场趋于复杂，呈现出一定的正断性质.图4b为最大主应力σ1轴倾伏角随时间变化特征，第一阶段倾伏角变化总体连续平稳，平均值为9°，在19～20网格有小幅波动，最大倾伏角变化为38°；第二阶段倾伏角出现大幅变化，平均值为36°，最大为65°；第三阶段倾伏角有所减小，平均值为12°，基本恢复至第一阶段背景均值水平.图4c为中等主应力σ2轴倾伏角随时间变化特征，与σ1轴倾伏角有同步变化，第一阶段倾伏角变化趋势基本平稳，在70°～80°之间波动，平均值为76°，仅在19～20网格有小幅波动，最小为50°；第二阶段倾伏角出现较大幅度波动，平均值为53°，最小为23°；第三阶段倾伏角又明显增大，平均值为76°，恢复至第一阶段背景均值水平.图4d为最小主应力σ3轴倾伏角随时间变化特征，总体上倾伏角变化不大，在第二阶段略有小幅度变化.图4e为最大主应力σ1轴走向方位角随时间变化特征，走向总体上随时间变化较为平稳，反映了研究区长期处于NEE向水平挤压构造应力环境下，但第二阶段出现小幅逆时针偏转，走向方位角由背景均值84°减小为76°.

图4 研究区应力场随时间变化特征(a) 三个时段应力场三个主应力轴方向和倾伏角，黑色十字表示最优解，红色、绿色和蓝色点分别表示最大、中间和最小主应力95%置信区间； (b)、(c)和(d)分别为最大、中间和最小主应力轴倾伏角随时间变化结果； (e) 最大主应力方向随时间变化结果；灰色点表示95%置信区；红色实线表示2003年8.3级和2011年9.0级地震发震时间；黑色虚线为划分三个时段的起始时间． Fig.4 Characteristics of stress field changes with time in study area(a) The stress direction and plunge of three principal stress axes in three periods; the black cross represents the optimal solution，and the red, green and blue dots represent the 95% confidence intervals of the maximum, middle and minimum principal stresses respectively； (b), (c) and (d) show the results of the changes with time of the maximum, middle and minimum principal stress axes plunge； (e) The results of the changes with time of the maximum principal stress direction；The grey points represent the 95% confidence zone；The red solid line indicates the occurrence time of MW8.3 earthquake in 2003 and MW9.0 earthquake in 2011；The black dotted line indicates the starting time of dividing three periods．

由应力场随时间变化特征可见，第二阶段(2010年1月—2012年4月)构造应力场发生了显著变化，应力结构除表现为走滑性质外，还表现出正断性质，呈一定拉张效应，应力场发生了扰动变化，在背景应力场的基础上叠加了扰动应力场，分析认为这是日本9.0级地震造成的影响.9.0级地震使中国陆地东部地区出现向震中方向运动的同震位移和震后应力松弛，使东部大范围呈张性效应(王敏等，2011；陈为涛等，2012；王丽凤等，2013；殷海涛等，2013；顾国华等，2015；谭成轩等，2015)，应力场呈现一定的拉张作用.此拉张性应力环境持续到2012年4月(图4)，自9.0级地震后共持续13个月，谭成轩等(2015)研究结果表明9.0级地震对中国东部不同地区的影响周期为6—26个月，本文得到的应力场反演结果更好地反映了9.0级地震对研究区的动态影响过程和周期.9.0级地震后，基于震源机制得到的东北地区即郯庐断裂带北段及邻区的应力场同样出现了扰动变化，最大主应力方向发生明显偏转(Yu et al.，2016).可见，受9.0级地震影响，郯庐断裂带北段和中南段应力场出现协同扰动变化.

值得注意的是，这一变化始于震前14个月(2010年1月)，这表明在9.0级地震孕震后期，已经对远场的中国陆地应力场产生了扰动影响.其他研究也表明，在9.0级地震前中国陆地东部一些地球物理观测资料出现异常变化，尤其是2009—2010年较此前变化显著，主要表现出GPS水平位移异常(赵国强和李鹏，2012；顾国华等，2015)，重力场发生显著变化(邹正波等，2012；王武星等，2014)，形变资料趋势异常发生转折(张晶等，2012)等，观测资料异常与9.0级地震相关的可能性较大，主要反映了远场的异常特征(赵国强和李鹏，2012；顾国华等，2015；张晶等，2012；邹正波等，2012；王武星等，2014).地球物理观测资料和应力场同步变化过程，充分表明了9.0级地震对中国陆地东部的影响开始于震前.

我们还关注到图4中第一阶段内19～20网格(2002年5月—2004年3月)数据有所波动，最大主应力σ1轴由原来的平均9°增大至最大38°，分析认为该变化可能是受到2003年9月26日北海道8.3级地震的扰动影响.北海道8.3级地震位于日本俯冲带上，地震机制与日本9.0级地震类似，同样属于典型的板缘逆冲型地震，地震使太平洋板块在短时间内下沉3.6 m(张洪由，2003).虽然8.3级地震对研究区造成的应力场扰动现象与2011年日本9.0级地震类似，但应力场动态变化过程存在一定差异，这可能反映了不同量级、不同区域的地震孕育和发生过程对于远场的影响存在不同，这也体现了影响过程和影响机制的复杂性.近20年来日本俯冲带仅有的2次8.0级以上地震前后，研究区应力场均发生了显著变化，这在一定程度上进一步印证了我们的认识.

2.2 应力场空间变化特征

根据应力场时间变化特征可知，应力场随时间变化过程共分为三个阶段，第一阶段和第三阶段均显示为背景应力场特征，而第二阶段则是受日本9.0级地震影响下的扰动应力场，为了进一步分析背景应力场和扰动应力场的相对变化，分别反演了第一阶段背景应力场和第二阶段扰动应力场.在反演过程中，将研究区划分为1.0°×1.0°的网格，搜索每个网格节点1.0°×1.0°范围内的震源机制解作为输入数据，考虑到地震空间分布的不均匀性和尽可能得到连续结果，将解数量设置为最少5个，在95%的置信区间对原始数据进行2000次自助重采样评估结果不确定性.最终分别反演得到39个背景应力场和21个扰动应力场网格节点应力张量，然后使用主应力方向方法(Lund and Townend，2007)计算得到主应力轴参数.由于第二阶段震源机制解数量偏少和空间分布不均匀，得到的扰动应力场结果的数量明显少于背景应力场.由图5可见，39个网格背景应力场基本覆盖了研究区，21个网格扰动应力场分布则较为分散，其中有16个网格同时得到了背景应力场和扰动应力场结果(图中红色和绿色叠加的网格).背景应力场最大主应力方向较为一致和稳定，以NEE和近EW向为主，由西向东从近EW向逐渐过渡到NEE向，表现出空间连续性特征，且由北至南还表现出NE、NEE向逐渐向近EW和NWW向过渡的特征.而扰动应力场最大主应力方向虽然总体上呈NEE向和近EW向，但方向则较为凌乱，空间连续性较差.另外，比较16个网格叠加应力场，可以发现扰动应力场最大主应力方向相对于背景应力场发生了小幅偏转，其中有11个网格出现不同程度的逆时针偏转.这是由于地处震中SW向的郯庐断裂带中南段及周缘地区向NE方向运动，致使NEE向背景应力场发生扰动，最大主应力方向由NEE向往NE向偏转，显示为最大主应力σ1轴方位角变小，仍有部分网格最大主应力方向并未呈现一致变化，分析认为这可能是局部地质构造和应力环境差异导致的.类似的应力场变化特征在郯庐断裂带北段及邻区同样有所显示，Yu等(2016)研究显示，日本9.0级地震后，郯庐断裂带北段最大主应力方向发生明显变化，虽然每个网格不完全统一，但大部分网格节点最大主应力方向相对于震前背景应力场方向发生顺时针偏转，由NEE向偏转为近EW向或NWW向.郯庐断裂带北段和中南段最大主应力方向大体上分别发生顺时针和逆时针偏转，分析认为这是由于北段和中南段相对9.0级地震震中分别发生SE和NE向运动所致(图1).另外，图5还显示扰动应力场最大主应力σ1轴倾伏角变化明显，多数空间网格倾伏角有所变大，表明了以水平挤压为主的应力场表现出一定的拉张作用特征.

图5 两个阶段应力场空间分布特征红色线段表示第一阶段背景应力场结果，绿色线段表示第二阶段扰动应力场结果；线段的长短表示倾角的大小，线段越短表示倾伏角越大．Fig.5 Spatial distribution characteristics of stress field in two stagesThe red line represents the result of the background stress field in the first stage, and the green line represents the result of the disturbance stress field in second stage； The length of the line segment indicate the size of the plunge， the shorter the line segment，the larger the plunge.

3 地震活动及动力学机制

应力是地震的直接动力来源，应力场时空变化与地震活动密切相关，因此我们又研究了日本9.0级地震前后郯庐断裂带中南段及周缘中强地震活动特征，分析了构造应力场演化和地震活动之间的关系，探讨了一系列中强地震的动力学机制.

图6a中的红框为2000—2017年郯庐断裂带中南段及周缘记录的所有地震空间分布图，图6b是2000—2017年郯庐断裂带中南段及周缘地震月频度图和中强地震M-t图，为了反映地震活动动态变化过程，采用了3月累计和1月滑动进行统计频度.由图6b可见，2000—2008年3月累计频次均值仅为90次(图6b中蓝色虚线框)，自2009年开始地震活动频次明显增加，2009—2017年3月累计频次均值升高至440次(图6b中红色虚线框)，特别是2013年底至2015年底地震活动尤为频繁，在此期间乳山震群和霍山震群持续活动.地震活动显著增强过程中，中强地震活跃(图6b)，先后发生了2011年1月12日黄海MS4.8，2011年1月19日安徽安庆MS4.5，2012年7月20日高邮—宝应MS4.9，2013年4月21日黄海MS4.9和2014年4月1日山东荣城海域MS4.6地震等一系列中强地震(图6a红框内红色圈)，地震活动明显高于背景水平.

考虑到中国陆地东部不同程度受到日本9.0级地震影响，因此将包括郯庐断裂带中南段在内的中国东部地震活动作为一个整体进行了研究，图6a中蓝色框为中国陆地东部2000—2017年地震活动分布图，图6c为中国陆地东部频度图和中强地震M-t图.由图6c可见，中国陆地东部自2009年地震活动显著增强，由此前的3月累计频次470次上升至1380次(图6c中蓝色虚线框和红色虚线框)，2014年以后高频次主要是唐山和海城2个老震区爆发活动造成的，老震区复活现象在近年来是较为少见的，这也反映了大范围构造应力环境发生了显著变化.中国陆地东部在此过程中共发生了15次中强地震，地震能量呈明显加速释放状态.

图6 郯庐断裂带中南段和中国东部地震活动(a) 2000—2017年记录到所有地震震中分布图； (b) 郯庐断裂带中南段地震频度和中强地震M -t图； (c) 中国陆地东部地震频度和中强地震M -t图．蓝色虚线框为地震低频次时段，红色虚线框为地震高频次时段；黑色虚线为MS≥4.5地震活跃时段；红色实线表示2011年MW9.0地震发震时间．Fig.6 Seismicity in central and southern segment of Tan-Lu fault zone and Eastern China(a) The distribution of earthquakes recorded from 2000 to 2017； (b) The M -t map of earthquake frequency and moderate earthquakes in central and southern segment of Tan-Lu fault zone； (c) The M -t map of earthquake frequency and moderate earthquakes in Eastern China．The blue dotted box indicates the low frequency period of earthquake, and the red dotted box indicates the high frequency period of earthquake； The black dotted line indicates the active period of MS≥4.5 earthquakes； The red solid line indicates the occurrence time of the 2011 MW9.0 earthquake.

地震活动特征显示，郯庐断裂带中南段与中国陆地东部地震活动存在同步特征，按地震时序特征可以细分为三个阶段：第一阶段为日本9.0级地震前2年左右，地震活动性显著增强，明显高于背景水平，9.0级地震前2个月，先后发生了2011年1月12日黄海MS4.8和1月19日安徽安庆MS4.5地震；第二阶段为9.0级地震后13个月内，地震频次相比于9.0级地震前略有回落，在此期间中强地震处于平静状态；第三阶段为震后14个月开始，地震活动增强明显，特别是老震区、震群活动显著增强，中强地震频发，地震能量释放呈加速状态，自2012年5月28日河北滦县MS4.8地震开始，相继发生了2012年7月20日高邮—宝应MS4.9，2013年1月23日辽宁灯塔MS5.1，2013年4月21日黄海MS4.9，2013年4月22日辽蒙交界MS5.3，2013年5月18日黄海MS5.1地震及2013年10月31日—11月23日吉林前郭MS5.8强震群(MS≥5.0地震5次)，一年多时间内共发生中强地震13次，是近十几年来活动最为强烈的一段时间.2014年4月1日山东荣城海域MS4.6地震后，此轮中强地震集中活动趋于结束，但唐山和海城老震区、乳山震群、霍山震群等持续活动，中小地震持续活动时间长于中强地震.

综合应力场动态变化过程和地震活动特征，分析认为日本9.0级地震的孕育和发生对研究区应力场产生了明显扰动，应力场扰动导致地震活动增强.第一阶段(震前14个月)：受到9.0级地震孕震后期影响，应力场发生扰动变化，背景挤压应力场呈现出一定拉张作用，应力作用方式发生的变化致使地震活动频次显著升高，触发了个别中强地震；第二阶段(震后13个月内)：9.0级地震的发生，使中国陆地东部大范围内受同震位移及震后应力松弛影响，呈现明显张性效应，应力积累得到一定卸载，地震频次有所回落，中强地震呈平静状态；第三阶段(震后14个月之后)：应力场逐步由一定拉张作用回调恢复至背景挤压作用下，打破了此前呈一定拉张作用下的相对平衡状态，地震活动明显增强，中强地震异常活跃，老震区爆发活动，直到再次达到平衡状态，中强地震重新进入平静状态.地震活动与应力场变化在时间上具有较好的同步性，表明构造应力作用方式的改变是一系列中强地震的发生机制.Yu等(2016)研究结果也显示2009年前后东北地区地震活动频次升高，但以2011年3月11日为时间节点，认为9.0级地震前后频次和能量释放差异不大，而我们的研究显示，2009年之后的地震活动的增强过程正是由于受到9.0级地震的影响，影响开始于震前，不仅限于地震后.

此外，如前所述，图4中第一阶段的19～20网格(2002年5月—2004年3月)应力场出现小幅波动，推断这是受2003年8.3级地震影响所致.追踪这个时段的地震活动发现，2003年前后中国陆地东部也同样出现中强地震活动，地震能量释放明显加速(图6)，其现象和机理与9.0级地震的影响有相似之处.

任雅琼等(2012)通过国际MODIS地表温度数据产品，研究发现2000—2011年12年间在郯庐断裂带北段的依兰—伊通断裂出现过两次明显的降温现象，分别为2001年初和2010年初，认为降温与断裂带拉张增强有关，两次降温异常后，断裂带及附近于2002年6月28日和2010 年2月18日分别发生7.3级(震源深度566 km)和6.9级(震源深度578 km)地震，两次深源地震后1年左右，分别发生了2003年8.3级和2011年9.0级地震.从时间上看，两次降温、两次深源地震与本文得到的应力场扰动存在一定相关性，两次深源地震发生于应力场扰动开始阶段.我们认为，断裂带降温事件、东北深震、连续观测资料异常、应力场扰动、地震活动增强等存在明显相关性，均显示了日本俯冲带巨震孕震过程对远场的中国陆地造成了明显影响，也是太平洋板块向欧亚板块斜向俯冲的动力作用过程的体现.

4 反演结果稳定性检验

本文应力场结果是基于中小地震震源机制反演获得，因此震源机制质量是影响应力场结果可靠性的关键因素.虽然随着数据质量的不断提高，可以得到更多、更可靠的中小地震震源机制解，但结果可能仍然存在一定的不确定性.在相同条件下，震级越大，解的可靠性越高，这是达成共识的，基于这点我们利用不同震级的地震震源机制解结果分别反演得到应力场，通过比较反演结果的稳定性，判定其可靠性.

考虑到震源机制解的数量在不同时期存在明显差异，震源机制在空间上的覆盖率好于时间上，且不同震级地震震源机制反演的空间网格结果便于比较，因此选择在空间维度内进行反演结果稳定性分析.分别利用ML2.0、ML3.0和ML4.0以上地震震源机制解进行反演，反演参数设置同上，并给出了每个网格节点结果的不确定性.震级越大，地震样本数量越少，得到的反演结果就越少，3个震级分别得到了50、38及9个网格应力场参数结果(图7).由图7a、7b及7c可见，反演结果除网格覆盖存在差异外，反演结果较为稳定，仅是图7a反演结果误差在研究区东部个别边缘网格误差相对较大，这些网格主要分布在研究区边缘的黄海海域，可能受小震震源机制解不确定性及样本偏少等影响.

图7 不同震级地震震源机制反演得到的最大主应力方向不确定性及最优解(a)、(b)和(c)分别为ML2.0、ML3.0和ML4.0地震震源机制反演得到的最大主应力方向不确定性分布图； (d)为ML2.0、ML3.0和ML4.0地震震源机制解反演得到的最大主应力方向最优解叠加图， 绿色为 ML2.0结果， 红色为 ML3.0结果， 紫色为 ML4.0结果．Fig.7 The maximum principal stress direction uncertainty and optimal solution obtained from the focal mechanism inversion of different-magnitude earthquakes(a),(b) and (c) show the uncertainty distribution maps of the maximum principal stress direction obtained from the focal mechanism inversion of ML2.0, ML3.0 and ML4.0 earthquakes respectively； (d) The stacking map of the optimal solution of the maximum principal stress direction obtained from the focal mechanism inversion of ML2.0, ML3.0 and ML4.0 earthquakes， the green is the result of ML2.0, the red is the result of ML3.0, and the purple is the result of ML4.0.

为了更为直观地比较不同震级反演结果的差异性，我们将3个最大主应力最优解用不同的颜色同时绘于图7d中.由图7d可见，绝大多数空间网格最大主应力最优解差异很小，3个结果基本重合，仅个别网格差异略大，这表明了利用不同震级数据反演的最优解结果是稳定的，由大量的中小地震震源机制解可以反演得到较为稳定可靠的应力场结果.

5 结论

本文利用大量震源机制解，采用阻尼应力张量方法，反演了郯庐断裂带中南段及周缘构造应力场时空特征，重点分析了日本9.0级地震前后应力场发生的阶段性变化，探讨了日本俯冲带大震、构造应力场与地震活动之间的内在关系.

日本9.0级地震对郯庐断裂带中南段及周缘构造应力场产生了明显扰动，扰动开始于震前14个月，结束于震后13个月，共持续2年多时间.扰动表现为应力结构及应力方向发生变化，以挤压为主的背景应力场呈现出一定的拉张作用，且最大主应力方向发生小幅偏转.

应力场扰动变化过程中，地震活动显著增强，中强地震丛集活动，应力场态变化与地震起伏活动具有明显相关性，并先后呈现出3个阶段.构造应力作用方式的阶段性改变是地震活动增强和一系列中强地震发生的动力机制.

本文结果较好地反映了研究区受日本9.0级地震同震位移及震后应力松弛影响过程，还揭示了9.0级地震孕震后期已经对郯庐断裂带中南段及周缘产生了显著影响，地球物理场资料异常、深源地震、断裂带降温等也证实了这一影响.多学科观测资料的相关协同变化，反映了日本俯冲带大震孕育和发生过程对中国陆地东部有着显著影响，影响的动力过程和动力机制十分复杂，揭示了太平洋板块和欧亚板块的相互作用过程对中国陆地从地表到上地幔以及地幔过渡带的结构和物性都产生着强烈影响(朱日祥等，2011).

致谢刘红桂研究员给予了指导，崔效锋研究员、王敏研究员提供了重要资料，蒋长胜研究员、吴晶博士提供了宝贵建议，阮祥高级工程师、张帆高级工程师、赵小艳副研究员、王维高级工程师、毛培同志提供了帮助，审稿专家提出了宝贵意见和建议，在此一并表示衷心感谢！