2020, Vol. 63
2. 山东省地震局, 济南 250102;
3. 东华理工大学江西省数字国土重点实验室, 南昌 330013;
4. 山东省国土测绘院, 济南 250102
, GAN WeiJun1
, JIA Yuan2, YIN HaiTao2, XIAO GenRu3, LI Jie2, LIANG ShiMing1, ZHANG HaiPing4
2. Shandong Earthquake Agency, Jinan 250014, China;
3. Key Laboratory for Digital Land and Resources of Jiangxi Province, East China University of Technology, Nanchang 330013, China;
4. Land Surveying and Mapping Institute of Shandong Province, Jinan 250102, China
郯庐断裂带是中国东部地区规模最大的活动断裂带，总体走向N30°E左右，它南起长江北岸的广济地区，北经我国东北三省进入俄罗斯境内.2011年3月11日发生在日本东海岸海域(142.86°E，38.10°N)的MW9.0地震(下文简称日本地震)，对我国大陆东部造成了最大值达35mm的显著同震位移(Wang et al., 2011; 杨少敏等，2011)，势必对郯庐断裂带造成影响.作为华北平原地块和鲁东—黄海地块的边界带，郯庐断裂带对区域地震活动具有重要控制作用(张培震等，2003；图 1).在其北段，曾发生1969年渤海MS7.4和1975年海城MS7.3等一系列强震；在其中南段，曾发生公元前70年安丘MS7.0和1668年郯城MS8.5等强震.由于郯庐断裂带与日本海沟同属一个地质构造系统，均受到太平洋板块俯冲的影响(李延兴等，2006)，因此，日本地震对郯庐断裂带的影响非常值得关注(杨少敏等，2011).
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图 1 研究区构造及地震活动分布.图中黑色实线为断裂，YSF表示沂沭断裂带，F1至F5为沂沭断裂带组成断裂，LKF为聊城—兰考断裂带，PWF为蓬莱—威海断裂带；黄色虚线为新构造单元分界；粉色三角形为陆态网络站点；左上插图蓝色矩形框表示研究区域，红色五角星为日本地震震中，黄色实线为活动地块划分(张培震等，2003)；右上图为2007至2016年研究区ML0以上地震月频次曲线 Fig. 1 Tectonics setting and earthquake distribution in the study area. Black lines represent faults, where YSF represents Yishu fault zone which is made up of F1—F5, LKF represents Liaocheng-Lankao fault zone, PWF represents Penglai—Weihai fault zone; Yellow dotted lines represent boundary of tectonic units; Pink triangles represent CMONOC sites; Blue rectangle box in the upper left illustration gives position of the study area, red five-pointed star represents epicenter of the Tohoku MW9.0 earthquake, yellow full lines represent the division of active blocks (Zhang et al., 2003); Illustration at upper right is monthly seismic frequency above ML0 in the study area during 2007—2016 |
郯庐断裂带位于山东的区段称为沂沭断裂带，是其新构造活动和地震活动最强烈的段落(满洪敏，2005)，前文述及的安丘MS7.0和郯城MS8.5地震即发生于该段.日本地震以后，沂沭断裂带及其两侧地区中小地震活动显著增强(图 1)，2013年11月23日沂沭断裂带东侧的胶东半岛区域发生了莱州ML5.0地震，为山东地区自1995年苍山MS5.2地震以来最大的陆地地震，并在该地震前后形成了持续时间较长的地震序列；2013年10月1日胶东半岛区域发生乳山ML3.8地震后形成乳山震群，发生了13000余次可定位地震，其中4次ML4.1~5.0地震；同样位于胶东半岛区域的长岛震情窗在2013至2017年多次“开窗”活动.
已有研究表明日本地区的强震活动对我国华北地区、沂沭断裂带两侧地区的地震活动具有重要影响(李文英和王秀英，1996；郑建常和蒋海昆，2007；朱成林等，2018)，那么沂沭断裂带及其两侧地区地壳运动受2011年日本地震的同震影响如何？2011年以来的地震活动增强是否与该地震有关？该地震对沂沭断裂带及其两侧地区的地震潜势有怎样的影响？本文将基于GPS观测资料对上述问题进行研究.
1 区域地质构造概况山东陆块位于中国大陆地壳一级构造区中朝陆块的东南缘和中央造山区的东端，地质构造复杂、演化历史漫长.现代构造运动处于多个活动地块的交汇处(张培震等，2003；图 1)，动力环境受太平洋、北美板块与欧亚板块的相互作用影响.研究区由不同时代、不同性质、不同构造层次的地质块体互相拼贴组合而成(宋明春，2008)，内部的沂沭断裂带、蓬莱—威海断裂带、聊考断裂带等构造带将研究区划分为若干个新构造单元(图 1，晁洪太等，1997；苏道磊等，2016).
沂沭断裂带呈NNE向贯穿山东省中东部，构造整体上表现为“两堑夹一垒”的复式地堑.东地堑边界为近平行的昌邑—大店断裂(F1)和白芬子—浮来山断裂(F2)，西地堑边界为近平行的沂水—汤头断裂(F3)和鄌郚—葛沟断裂(F4).断裂带宽度从南到北由大约25 km增加至大约55 km.地质学的研究表明(宋明春，2008)，沂沭断裂带中生代时期两边的地堑表现为典型的大陆裂谷构造，新生代以来裂谷构造遭受挤压逐渐消亡，裂谷中的中生代地层强烈褶皱隆起.在晚第三纪至第四纪早期，沂沭断裂带西侧两断层活动强烈，玄武岩浆多处喷发.在第四纪中期，整个沂沭断裂带停止活动，剥蚀平面广泛发育.在第四纪后期，沂沭断裂带东侧两断层重新活动，裂谷中的中生代地层强烈褶皱隆起，转化为右旋走滑兼挤压性质的安丘—莒县断裂(F5).沂沭断裂带中新世以来的构造活动控制了研究区的地貌特征，形成了以山地丘陵为骨架，平原盆地交错环列其间的地形格局(图 1).沂沭断裂带西侧中部分布前第三系(AnE)隆起地层(Ⅰ2区域)，若干个新第三纪(N)小盆地环其西北(Ⅰ1区域)；沂沭断裂带东侧的南部(Ⅱ3区域)、北部(Ⅱ1区域)分布前第三系(AnE)隆起地层，二者中间为第四纪(Q)盆地(Ⅱ2区域).结合断裂带分布、地形地貌及地震活动性，可以将研究区划分为冀东—渤海断块(Ⅰ1)、鲁西断块(Ⅰ2)、胶辽断块和胶南断块(Ⅱ3)等新构造单元，其中胶辽断块可以进一步划分为鲁东隆起(Ⅱ1)和胶莱盆地(Ⅱ2)两个新构造单元(晁洪太等，1997).这些新构造单元具有不同的深部构造特征(苏道磊等，2016)，控制着研究区的地震活动(晁洪太等，1995).
2 GPS数据及其处理方法收集了研究区112个在日本地震前后连续观测的GPS观测站数据用于计算同震形变场，收集了地震前具有长期观测的88个CMONOC非连续观测站用于计算背景形变场，具体的GPS观测数据信息见表 1.数据解算采用GIPSY/OASIS获得单日松弛约束解后利用QOCA软件进行严密平差，获得各观测站在日本地震前后的坐标时间序列和震前速度场.具体解算策略如下.
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表 1 本文所用GPS数据的相关信息 Table 1 Information of GPS data used in this paper |
(1) 从JPL网站获取各观测日的IGS精密卫星轨道、卫星时钟改正、卫星掩蔽信息等，采用精密单点定位(PPP，Zumberge et al., 1997)方法，解算本地站和部分IGS核心参考站的单日坐标松弛约束解.以消除电离层影响的线性组合作为观测量，卫星截止高度角和数据采样率分别选取15°和30 s.先验对流层干延迟模型和对流层投影函数分别为全球大气压和温度模型GPT和GMF(Boehm et al., 2006).在数据处理中充分考虑了海洋潮汐影响的改正，具体由FES2004海洋潮汐模型基于格林函数在线计算获得(http://holt.oso.chalmers.se/loading).处理过程中考虑星历、钟差、仪器偏差(DCB)、接收机天线相位中心和卫星相位中心等产品的自洽性(Schmid et al., 2007).估计参数除基准站坐标和接收机钟差外，还包括对流层延迟参数.
(2) 将已获得精密单点定位结果的所有站点组网，进一步采用载波相位整周模糊度解的Ambizap算法(Blewitt，2008)，对网中所有独立的站间基线进行整周模糊度影响改正，进一步提高单日坐标松弛约束解的精度.
(3) 根据JPL提供的每日参考框架转换参数，将单日松弛约束解通过7参数转换到ITRF2008框架下.利用QOCA软件对所有单日解进行平差得到时间序列和震前速度场.
3 日本地震前及同震形变场考虑到GPS观测精度，利用震前、震后各10天的GPS观测序列，采用图 2a所示方法通过震前、震后时间序列线性拟合计算同震位移，利用最小二乘法估计同震位移C及其误差.具体估算中采用了以下假设：(a)因为研究区距离日本地震震中超过2245 km，短时期内震后蠕滑等非线性效应可忽略不计(杨少敏等，2011；陈为涛等，2012)，同震位移C反映了地震对研究区产生的永久同震位移；(b)短时间范围可以避开气象、环境等长周期干扰因素.图 2b给出了基于SDRC、SDZB和ZHCU(站点位置见图 3a)东向坐标序列获取同震位移的应用实例.
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图 2 永久同震位移提取方法(a)及应用实例(b) Fig. 2 Extraction method (a) and application examples (b) of permanent coseismic displacement |
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图 3 同震位移及背景速度场.(a)绿色箭头为背景速度(1999—2009)，蓝色箭头为日本地震同震位移；背景颜色为东向位移，黑色虚线为等值线；误差椭圆的置信区间为95%.(b)同震位移方向统计 Fig. 3 Horizontal coseismic displacement field and background velocity field. (a) Background velocity is represented as green arrows and coseismic displacement represented as blue arrows; Background color represents eastward coseismic displacement, black dotted line represents contour line. The confidence interval of error ellipse is 95%; (b) Azimuth statistics of coseismic displacement |
基于上述方法给出了研究区的同震位移场(图 3a蓝色箭头)，水平向同震位移平均精度优于2 mm.日本地震对研究区的同震影响以东向位移为主(Wang et al., 2011；杨少敏等，2011)，用张力样条插值给出连续的东向同震位移场(图 3a背景色).相较于前人仅基于8个陆态网络GPS观测站(图 1)的观测结果(Wang et al., 2011；杨少敏等，2011；陈为涛等，2012)，本文同震形变场基于稠密的站点显示了更多细部特征：研究区同震位移量级范围为7.1~15.5 mm，从东北部向西南部衰减，但衰减存在不均匀性，鲁西断块(Ⅰ2)的隆起区存在高同震位移区；方向呈近似正态分布，平均方位角为N83.2°E(图 3b).为了对比同震位移场与震前长期地壳运动状态的相互关系，本文选取具有10年观测资料GPS站点，确定了它们相对于稳定欧亚参考框架的背景速度场(图 3a绿色箭头).
基于GPS位移(速度)场计算地壳应变(率)场有一系列成熟方法(Savage et al., 2001; Gan et al., 2007; Wu et al., 2011)，为了克服GPS观测站空间分布不均的影响，将位移(速度)场空间插值后在地球坐标系下计算应变(率)(Savage et al., 2001).首先采用τ=0.95的张力样条内插算法(Gan et al., 2007)，将离散的GPS位移(速度)场按0.25°×0.25°网格内插为规则位移(速度)场；然后对每个单元利用相关的9个网格值计算其平均应变，由此获得空间上连续分布的应变(率)场及误差估计.为了降低空间插值对边界的影响，将研究区外围1°的站点纳入计算.计算的日本地震震前背景应变率场和同震应变场如图 4所示，它们明显高于于它们的误差水平(图 5)，观测结果可信.
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图 4 研究区的应变(率)场.背景颜色表示面应变(率)，交叉箭头为主应变(率)矢量.(a)日本地震前背景应变率场(1999—2009)；(b)日本地震同震应变场 Fig. 4 Strain (rate) field in the study area. Background color represents dilatation strain (rate) and crossed arrows represents principal strain (rate) vector. (a) Background strain rate field before the Tohoku MW9.0 earthquake; (b) Coseismic strain field caused by the MW9.0 earthquake |
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图 5 研究区的应变(率)场误差估计.图例和图 4一致 Fig. 5 Error estimation of strain (rate) field in the study area. The legends are consistent with these in Fig. 4 |
研究区的背景应变率整体较弱(图 4a)，符合中国大陆东部地壳差异运动较弱的特征.研究区西北部的高应变区和此处长期地面沉降(杜存鹏等，2019)产生的非构造变形有关，除此之外在鲁东隆起(Ⅱ1)区域存在较高应变转换区；沂沭断裂带区域应变较弱，整体上北段呈压性、南段呈张性变化；同震应变场(图 4b)显示，日本地震产生的东向拉张使研究区整体上处于张性应变状态.但由于研究区复杂的构造特征特别是新构造单元间的构造差异，来自地壳下方的拖拽可能会对其上层地壳产生不均匀拉张，并在局部区域产生挤压特征，其中莱州湾至海州湾的挤压条带穿过沂沭断裂带对断裂带南北两段产生了不同的同震作用，对南段具有拉张作用，对北段产生挤压作用.
4 分析与讨论 4.1 定点地球物理观测同震响应反映的应变状态在定点地球物理观测中，应变观测(包括钻孔应变观测和硐体应变观测)和井水位观测通常能记录到地震的同震响应.地震发生会引起应变观测台站所处位置的应力场发生张性或压性变化，进而使应变观测曲线产生同震阶变(邱泽华和石耀霖，2004)；类似地，井水位的同震阶变亦能反映震时井区应力调整，井水位同震阶升可以反映井区压应力作用增强(Zhang and Huang, 2011; 周志华等，2013).本文收集了研究区出现同震阶变的8个台点，它们反映的同震张压特征(图 6)与GPS同震应变具有很好的一致性(表 2)，验证了本文GPS同震应变场的可靠性.
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图 6 研究区应变及井水位观测记录的日本地震同震响应.中间的GPS应变分布图同图 4b，定点地球物理观测用填色圆圈标于其上，黑色表示压性，白色表示张性，并用黑色虚线指向其观测曲线图，各观测信息见表 2 Fig. 6 Coseismic response of the Tohoku MW9.0 earthquake recorded by strainmeters and well water level observations in the study area. The GPS strain field in the middle is same as Fig. 4b, on which fixed-point geophysical observations are marked as filled circles, black represents pressure and white represents tension. Black dotted lines point to the observation curves, and the information of each fixed-point geophysical observation is shown in Table 2 |
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表 2 定点地球物理观测的同震响应，表中代码和图 6中的观测标识代码及观测曲线代码一致 Table 2 Coseismic response of fixed-point geophysical observations, codes in the table are consistent with these of fixed-point geophysical observations and their observation curves in Fig. 6 |
地震b值来源于古登堡—里克特的震级-频度关系log10N=a-bM (Gutenberg and Richter, 1941)，从实验室发现岩石破裂应力与b值的关系(Scholz, 1968)开始，大量观测结果(Urbancic et al., 1992; Stefan and Benoit, 1996; Murru et al., 2007)都表明b值与差应力存在负相关关系.由于地震b值与地震活动及地壳应力状态关系密切(Mogi, 1967; Nuannin et al., 2012; Nampally et al., 2018; Bora et al, 2018)，经常被视作地壳“应力计”使用(刘雁冰和裴顺平，2017).可以通过最小二乘法、最大似然估计和稳健回归估计等方法来计算地震b值.由于最小二乘法受奇异值影响容易出现显著偏差不再推荐使用，而最大似然估计对地震记录的完整性非常敏感，相比而言，稳健回归估计利用样本点距离拟合直线的距离定权，在最小完整震级不够准确时也能获得稳定的拟合效果(Han et al., 2015).
岩石实验中差应力用最大主应力和最小主应力之差(σ1-σ3)来表示，与此相对应，当不考虑垂直地壳形变时，可以用平面最大剪应变(ε1-ε2)近似反映区域差应力状态.最大剪应变场(图 7)显示日本地震的同震形变场在鲁东隆起(Ⅱ1)区域和鲁西断块(Ⅰ2，鲁西隆起)产生了明显的剪应变，在沂沭断裂带南段产生了一定剪应变，对北段则未产生剪应变.因此，可以在不同剪应变区域研究地震b值的变化.其中，A区域(图 7中半径为100 km的圆形A范围)位于鲁东隆起地块，B区域位于鲁西断块(图 7中半径为100 km的圆形B范围)，C区域位于沂沭断裂带北段(图 7中虚线框C范围)，D区域位于沂沭断裂带南段(图 7中虚线框D范围).利用稳健回归估计方法，以2年为窗长(起始窗口为2000年3月11日至2002年3月10日)、0.5年为步长进行窗口滑动，计算各区ML1.0以上地震b值的变化曲线，同时根据地震的矩震级计算总地震矩释放Mo的变化曲线(图 8).
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图 7 日本地震对研究区产生的最大剪应变场.黑色粗虚线所围成的A、B、C、D区域为计算地震b值的区域 Fig. 7 Maximum shear strain field in the study area caused by the Tohoku MW9.0 earthquake. A, B, C and D enclosed by thick dotted black lines are areas for calculating seismic b-value |
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图 8 地震b值和地震矩释放时间曲线.4个子图分别表示图 7中A、B、C、D四个区域的计算结果，图中蓝色曲线表示b值及其误差棒，红色曲线为地震矩释放的常用对数，图中黑色虚线的时间范围为2011-03-11—2013-03-11 Fig. 8 Scanning curves of seismic b-value and released seismic moment. The 4 subgraphs represent respectively the calculation results of regions of A, B, C and D, which are marked in Fig. 7. Blue curves in the subgraphs represent seismic b-value and its error bar, red curves represent common logarithm of released seismic moment, and the time range of black dotted line is 2011-03-11—2013-03-11 |
结果表明A、B区域的地震b值在日本地震以后的3年内出现显著下降，伴随着地震矩释放逐步加快，均于2014年达到释放峰值(图 8a、图 8b)，说明日本地震的同震形变对上述区域的构造应力和地震活动均产生影响.A、B区域内活动断层多为正断层，日本地震在该区域产生的张性变化有利于改变其应力状态并累积地震矩.另外，在沂沭断裂带南段的D区域(图 8d)，地震b值在日本地震以后出现下降变化，而在沂沭断裂带北段的C区域(图 8c)，地震b值在日本地震前后变化不显著，可能由于日本地震的同震形变在沂沭断裂带南段产生了剪应变，而对北段未产生剪应变.不同剪应变区域的地震b值变化验证了日本地震同震形变对研究区构造应力的改变.
4.3 日本地震前和同震地震矩累积状态及其叠加分析地震矩累积率作为一个评估潜在地震危险性的指标，已被广泛应用(Ward, 1998; Gan and Prescott, 2001; Slejko et al., 2010; Maurer et al., 2017).Kostrov(1974)推导表明一个区域的地震矩累积率正比于该区域的平均体应变率.Savage and Simpson(1997)推导了某网格区域标量地震矩累积率与地壳表面应变率之间如式(1)的关系：
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(1) |
式(1)中，μ为弹性地壳层的刚度，A为所关心区域的面积，H为弹性地壳层的厚度，
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图 9 研究区地震矩累积与释放.(a)日本地震之前的地震矩累积率(1999—2010)；(b)日本地震同震时地震矩累积；(c)日本地震之前地震矩释放率(1996—2011)；(d)日本地震之后地震矩释放率(2011—2016) Fig. 9 Seismic moment accumulation and release in the study area. (a) seismic moment accumulation rate before the Tohoku MW9.0 earthquake (1999—2011); (b) coseismic moment accumulation caused by the MW9.0 earthquake; (c) seismic moment release rate before the MW9.0 earthquake (1996—2011); (d) seismic moment release rate after the MW9.0 earthquake (2011—2016) |
地震矩累积和地震发生引起的地震矩释放之间有何关系？日本地震的同震形变对研究区的地震活动能否造成影响？下面将对此展开分析.由于面波震级MS与矩震级MW相差甚微(Liu et al., 2006)，因此可以利用面波震级代替矩震级计算日本地震前后研究区的实际地震矩释放率，计算中采用的网格划分保持一致.计算结果表明(图 9)，日本地震之前，鲁东隆起(Ⅱ1)区域地震矩释放相对较快(图 9c)，可能和GPS观测的地震矩累积较快有关(图 9a).研究区西北部的高地震矩累积率区和此处长期地面沉降(杜存鹏等，2019)产生的非构造变形有关.日本地震的同震形变在鲁东隆起(Ⅱ1)和鲁西断块(Ⅰ2)产生了明显的地震矩(图 9b)，日本地震以来上述区域地震矩释放明显加快(图 9c、图 9d)，前者可能促进了后者.
如果同震应变场和背景应变率场的张压属性相同，同震形变有利于该区域应变能进一步累积，增加地震潜势；如果两者张压属性相反，同震形变则可以抵消该区域已累积的地震矩，降低地震潜势.式(1)表明地震矩累积(率)为无符号的标量，据此由同震应变场计算得到的地震矩累积无法考虑其对背景地震矩状态的增加或释放作用.为此，本文对日本地震之前及同震地震矩状态进行张量叠加分析，以确定日本地震的同震形变对区域地震矩累积状态的影响.根据地震矩累积率张量
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(2) |
式(2)中参数含义参考式(1).应变率张量
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(3) |
应变张量Stc可以通过坐标旋转得到主应变ε1和ε2，根据式(1)可以得到地震产生的同震标量地震矩Mrc.若将震前速度场和同震位移场采用相同的数学内插方法归化到相同的网格上，即可计算每个网格区域的震前地震矩累积率和同震形变产生的同震地震矩增量，从而判定同震形变对区域地震潜势的影响.只有将同震地震矩和震前地震矩累积率量纲统一才可以对两者进行叠加分析，为此定义同震地震矩的累积率
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(4) |
带入式(2)、(3)至式(4)，可以得到
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令
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(6) |
叠加应变率张量
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(7) |
即，
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(8) |
式(8)中M′rc考虑了同震应变场与背景应变率场的张量叠加，是同震形变作用于背景形变场基础上所产生的地震矩增量.而利用式(3)中同震应变张量通过式(1)计算得到的同震标量地震矩Mrc为无符号标量，显然无法考虑同震形变与背景形变场的相互作用.不同于Mrc，M′rc可能出现负值，此时表示同震形变场对震前累积的地震矩具有抵消作用.区别于同震标量地震矩Mrc，本文将M′rc称为“有效同震标量地震矩”.
由式(5)、式(8)可见，同震形变场产生的有效同震标量地震矩M′rc和n密切相关.因此本文分别假设n=1a、3a、50a从短期、长期影响计算研究区有效同震标量地震矩M′rc (图 10a—c).作为对比，基于同样的网格划分，对震前(图 9c)、震后(图 9d)实际地震矩释放率作差分得到日本地震前后地震矩释放率的变化(图 10d).结果表明，日本地震同震形变场的短期影响(n=1a、3a时)对鲁西断块(Ⅰ2)、鲁东隆起(Ⅱ1)和沂沭断裂带南段等区域均产生有效地震矩(图 10a，图 10b)，可能有助于上述区域在日本地震以后地震矩释放加快、地震活动增强(图 10d)，对沂沭断裂带北段区域的原有地震矩具有释放作用；日本地震同震形变场的长期影响(当n=50a时)对研究区产生的有效地震矩明显减弱，对鲁东隆起(Ⅱ1)和沂沭断裂带南段产生有效地震矩，对鲁西断块(Ⅰ2)和沂沭断裂带北段未产生有效地震矩.无论是长期影响还是短期影响，日本地震的同震形变在沂沭断裂带南段累积了一定地震矩，在北段则对震前的地震矩具有释放作用，这或许是日本地震后沂沭断裂带南段地震活动增强、北段地震活动减弱的原因(图 10d).从上述区域的地震b值曲线看出，日本地震的同震形变场在较短时间(3年内)内影响了它们的应力状态，同时地震矩释放曲线在3年内达到释放峰值(图 8)，因此日本地震同震形变场对研究区的影响可能为短期影响(如n≤3a).
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图 10 日本地震前后研究区地震矩累积和释放状态的叠加分析. (a) n=1a时有效同震地震矩累积；(b) n=3a时有效同震地震矩累积；(c) n=50a时有效同震地震矩累积；(d)震后与震前地震矩的释放速率变化 Fig. 10 Overlay analysis of seismic moment accumulation and release states in the study area before and after the Tohoku MW9.0 earthquake. (a) Effective coseismic moment accumulation when n=1a; (b) Effective coseismic moment accumulation when n=3a; (c) Effective coseismic moment accumulation when n=50a; (d) Change of seismic moment release rate after and before the MW9.0 earthquake |
上述分析可见，叠加分析可以在分析研究区背景地震矩累积状态的基础上研究同震应变场对背景地震矩的累积或释放作用，进而研究地震潜势.但以下因素可能给地震矩叠加分析带来一些不确定性：(1)地震矩累积和地震的发生之间尚不存在必然的关系；(2)短时间内计算的地震矩累积/释放率不能完全代表一个地震周期内的地震矩累积/释放率；(3)GPS观测误差及非构造因素的影响也不可忽略.这些问题也是值得进一步探讨和研究的.
5 结论本文基于112个连续GPS观测站获取了日本地震对研究区造成的高空间分辨率同震形变场，显示了更多的细部特征.8个定点地球物理观测同震响应所反映的应力/应变特征验证了该同震形变场的可靠性.日本地震在研究区产生了7.1~15.5 mm同震位移，其中在鲁东隆起(Ⅱ1)和鲁西断块(Ⅰ2)的隆起区域同震位移显著.日本地震产生的东向拉张使研究区整体上处于张性同震应变状态，但不均匀拉张在局部区域产生挤压应变，其中莱州湾至海州湾的挤压条带穿过沂沭断裂带并对断裂带南北两段产生了不同的同震作用，由于鲁西断块(Ⅰ2)隆起区域的显著同震位移，对北段产生了推挤作用.
同震形变在鲁东隆起(Ⅱ1)和鲁西断块(Ⅰ2)的隆起区域产生了显著的剪应变，地震b值显示上述区域的构造应力在日本地震后出现上升变化.在沂沭断裂带南段，地震b值在日本地震以后出现下降变化，而在沂沭断裂带北段，地震b值变化不显著，可能由于同震形变在沂沭断裂带南段产生了剪应变，而对北段未产生.不同剪应变区域的地震b值变化验证了日本地震同震形变对研究区构造应力的改变.
地震矩张量叠加分析显示日本地震同震形变场短期在鲁西断块(Ⅰ2)、鲁东隆起(Ⅱ1)区域均累积了地震矩，可能有助于上述区域日本地震以后地震矩释放加快.对于沂沭断裂带，在南段累积了地震矩，在北段则对震前的地震矩具有释放作用，这或许是日本地震后沂沭断裂带南段地震活动增强、北段减弱的原因.
致谢 感谢陆态网络(CMONOC)、山东省卫星定位连续运行综合应用服务系统(SDCORS)和山东省地震监测预警中心提供的GPS观测数据和地震目录，感谢潍坊市应急管理局李栋梁工程师、淄博市应急救援指挥保障服务中心陈童工程师提供的部分井水位观测数据.感谢审稿专家和编辑部提出的修改意见.
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