2011年日本9级大地震的同震和震后滑移＊

Shinzaburo Ozawa,Takuya Nishimura,Hisashi Suito,Tomokazu Kobayashi,Mikio Tobita,Tetsuro Imakiire

(Geospatial Info rmation Autho rity of Japan,Tsukuba,Ibaraki 305-0811,Japan)

日本东北部曾多次遭受沿日本海沟发生的7级(MW=7)板间地震袭击,此处,太平洋板块以73～78 mm/a的速率向鄂霍次克海板块俯冲(文献[7-8];图 1a)。然而,自1923年以来,并没有仪器记录到面波震级M超过7.5的沿日本海沟发生的板间地震,只有日本海沟最北部发生过M=7.9和M=7.6地震(图1b)。自17世纪以来,日本海沟也没有发生 MW＞8.5地震的历史记载。因此,尽管一些地质学证据表明过去有毁灭性海啸复发的情况——尤其是公元869年[1],而且也有证据表明沿海沟弹性应变在迅速积累,但此次东日本巨大(MW=9)地震的发生依然出乎预料。

基于数十年来的地震目录[9],沿日本海沟的地震耦合系数,即一次板间地震释放的滑移速率与板块相对运动速率之比,估计为10%～20%[2-3]。然而,1994年建成的连续GPS网络获得的地面位移数据表明,沿日本海沟存在强板块耦合作用[4-6](图1b)。根据现今形变估算的应变累积速率大大超过了历史地震平均释放的应变速率。有研究表明,偶尔发生的无震滑移——包括震后余滑——是巨大弹性应变释放的可能机制[4,15]。

图1 东日本大地震的构造背景。(a)日本列岛板块分布[10]。东日本大地震震源机制解来自全球矩心矩张量项目(Global CMT Project)[11]。红色箭头代表板块边界处两个板块之间的相对运动[7-8]。(b)震前耦合分布和近来沿日本海沟的地震活动。彩色阴影和轮廓线代表利用2000年4月到2001年3月记录到的 GPS数据估算出的太平洋俯冲板块和鄂霍次克海上驮板块间的耦合程度[4]。耦合程度用反向滑动速率表示[12],即源自相对板块速度的滑移缺失。五角星表示1923年以来发生的大地震(M≥6.8)震中。此次地震的主震、一次前震和M≥7.4的地震震中用黄色五角星表示,并标有震级和发震时刻。橙色区域是1994年 M=7.6震源区[13]。虚线代表菲律宾海俯冲板块(PHS)的东北边界[14]。此边界以北鄂霍次克海板块覆在太平洋板块之上,而边界以南菲律宾海板块覆在太平洋板块之上。灰色矩形代表用来估计反向滑动速率的断层段

本文中,我们首先描述了由日本国土地理院(Geospatial Information Authority of Japan)运作的 GPS地球观测网络(GPS Earth Observation Network)检测到的与东日本大地震相关的同震和震后形变[16],并利用所选 GPS测站记录到的地面位移进行大地测量学反演[17],估算出板块边界处同震滑移分布和随后的震后余滑分布。然后,我们讨论了同震和震后滑移模型之间的关系以及它们与震前耦合和应变积累失衡的关系。

观测到的同震位移显示出沿东北地区的海岸线相对福江测站向东移动达5.3 m,沉降达1.2 m(图 1、2a)。这些数值比从前GEONET建立以来发生在东北地区的 M7～M8级板间地震时记录到的要大一个数量级。在东日本大地震之后,发生了较大的震后形变(图2b)。尽管震后形变与同震位移场类似,但位移看起来分布得更为广泛。特别是,太平洋海岸区域的向东位移与西海岸区域的位移差别不大,然而,在同震场中太平洋海岸地区的向东位移却比西海岸地区位移大得多。此外,靠近震源区的太平洋海岸区域在震后出现了抬升。

图2 同震和震后位移及估算的滑移量。(a)2011年3月10—11日相对于福江测站的同震位移。黑色箭头代表 GPS测站的水平同震移动。彩色阴影代表垂直位移。五角星代表震中位置。虚线代表板块边界20 km间隔的等深线[18]。实线轮廓代表同震滑移量分布(单位m)。(b)2011年3月12—25日相对福江测站的震后位移分布。红色轮廓线代表震后余滑分布(单位m)。其他标记与(a)中含义相同

基于同震位移估算出的滑移分布显示震中附近区域滑移量高达27 m,滑移沿日本海沟延伸了约400 km,深达近60 km,而在该区这已经是沿俯冲板块孕震区的下限[19](图1b、2a)。假定均匀刚度为40 GPa,则矩估计值为3.43×1022N·m,相当于一次MW=9.0事件的地震矩。根据地震数据,40 GPa的均匀刚度是日本东北地区上地壳、下地壳和上地幔典型刚度29 GPa、41 GPa和50 GPa的粗略平均值[20]。我们的大地测量模型得到的矩量与文献[11]根据地震波形分析推断出的矩震级9.1比较一致。该模型的均方根差是0.011 m(补充图1、2),而估算滑移量误差远远超过了1σ(补充图3)。检测板和敏感性测试表明同震区滑移量的空间变化分辨率达到几十公里尺度,其主要模式表现出稳定的特征。

基于震后形变估算出的震后余滑发生在同震滑移区及其邻近区域,并向北、南方向及倾斜方向扩展(图2b、3)。震后余滑区有两个模态中心:同震滑移中心的西北和关东(Kanto)地区以东。这些中心反映出沿太平洋海岸发生了较大的震后位移,而且与同震位移不同,震后位移向南、北延伸(图2)。该模型的均方根差为0.007 m(补充图3、4)。3月2 5日震后余滑的矩估计值为3.35×1021N·m,相当于一次 MW=8.3事件的地震矩(图2b、3)。这一矩量大约为主震矩量的10%。我们假定震后形变的瞬变值仅仅缘于震后余滑,尽管它们还受到软流圈粘弹性弛豫和孔隙弹性回跳的影响[21]。通过简单计算,我们估计了这些影响因素的量值。当软流圈的粘性为1019Pa时,预计粘弹性驰豫模型中[22]两周的表面位移在1 cm以内。尽管孔隙弹性影响最大可达震后观测形变的20%,但它们的水平和垂直模式与实际观测却非常不同。因此,作为一级近似,我们假定这些影响此处可以忽略不计。

图3 同震滑移、震后滑移和余震分布。东日本大地震的同震滑移(黑色轮廓线,4 m间隔)和震后滑移(红色轮廓,0.2 m间隔)时间段与图2中所示时间段相同。绿色虚线代表菲律宾海板块的东北边界。蓝色虚线代表1994年M=7.6地震的破裂区[13]。灰色圆表示2011年3月11—25日东日本大地震的余震震中。其他标记与图2中含义相同

震后余滑量较大区域位于同震位移区的外围。此外,余震似乎也发生在震后余滑区,远离同震滑移大的区域(图3)。这与很多实例中所观测到的结果一致,即余震和较大震后余滑都发生在同震位移不是很大的区域[23-24]。震后形变期间,逆冲型余震的地震矩总和为1.5×1019N·m。这表明两周时间震后余滑模型的地震矩中余震贡献不足1%。尽管估算出的小的震后余滑与同震滑移有部分重叠,但我们不能排除这是缘于余滑估算中过渡平滑的可能性,因为平滑约束的敏感性测试表明,在未充分平滑的模型中震后余滑区远离了同震滑移大的区域。震后余滑区在倾角方向上的延伸深度达80～100 km,这是该区板块耦合的下限。

1994年三陆遥冲(Sanriku-Haruka-Oki)地震[13](M=7.6)和2003年十胜冲(Tokachi-Oki)地震[23](M=8.0)均观测到震后余滑延伸至比同震滑移区更深的区域,说明沿日本海沟和千岛海沟普遍存在倾斜方向的延伸。由于在超过100 km的深度上板间耦合速率几乎为零,所以我们认为震后余滑区终止于这一界限。

震后余滑区向北延伸至靠近1968年(M=7.9)和1994年(M=7.6)地震的破裂区(图3),并可能终止于此处,因为1994年地震的震源区现今处于强闭锁状态。其南向延伸到达关东地区(图1b、2b、3)。关东地区位于菲律宾海板块的东北边界以南,此处的菲律宾海板块覆在太平洋板块之上;而此边界以北,鄂霍次克海板块覆在太平洋板块之上[14](图1、3)。有可能是这种上驮板块的变化阻止了关东地区菲律宾海板块边界处震后余滑向南扩展。我们的模型按照1天间隔估算了震后余滑分布,在这一时间尺度上震后余滑区的两个模态中心似乎移动不大,而滑移量值却迅速增大。

东日本大地震的破裂区与估计的震前一直处于强耦合的区域非常吻合[4](图1b),但同震滑移区的中心比闭锁区的中心要浅。正如其他俯冲带所观测到的那样[15],这一结果说明 GPS观测对于俯冲地震发生的潜在可能性的评估极为重要。闭锁区域的更深部位可能会通过随后的震后余滑释放剩余的应变能。

据估计,沿日本海沟36°N和39.5°N之间太平洋板块俯冲造成的矩累积速率在震前大约为1.6×1020N·m/a[4]。如果不考虑震后余滑,MW＜8板间地震的重复发生促成了10%～20%的板块运动[2-3]。现在还不清楚东日本大地震震后余滑会释放多少能量。在1994年三陆遥冲地震中,1年期间震后余滑释放的矩量相当于主震释放的矩量(文献[15])。其他一些实例中,有报道称8级地震震后滑移几周之内就释放了相当于主震30%的地震矩[26]。据估计,2004年苏门答腊(Sumatra)地震震后余滑40天内释放的矩量约为主震的30%(文献[27])。如果假定东日本大地震震后余滑最终释放的能量为主震的30%～100%,并且把大地测量观测获得的板块耦合进行插值,那么我们会发现沿日本海沟需要近350～700年的时间才能积累与此次地震相当的能量。

最近有地质学研究表明类似东日本大地震之后的海啸曾重复袭击日本东北太平洋海岸,其复发间隔为约800～1 100年(文献[1]),这说明大型逆冲区地震也沿日本海沟重复发生。这次东日本巨大地震支持这一假说,也可能部分消除了应变积累失衡,但粗略估计的复发间隔比海啸回归周期要短。

震后太平洋海岸地区沉降达1.2 m。此外,由测潮仪[28]、水准测量和 GPS数据估算出的过去100年间太平洋海岸的沉降速率为5～10 mm/a。尽管大地测量观测证实了同震和震间沉降,但地貌学研究却发现第四纪晚期沿太平洋海岸存在长期的隆起[29]。这种矛盾说明有另外一种机制促成了阶段性的隆起,如震后形变[30]。事实上,通过两周的观测发现,太平洋海岸靠近震中的地区在东日本大地震之后开始抬升,其抬升量为1～4 cm(图2)。从如此短时间的观测去预测将来抬升随时间的演化是非常困难的。如果抬升持续时间足够长,则沉降与抬升之间的分歧就会消除。为了认识抬升机制,继续开展大地测量监测非常重要。

方法概述

同震和震后位移是基于收集到的6 h的GPS数据并利用BERNESE GPS软件分析获得的。我们利用覆盖日本东北部的近400个 GPS测站的东-西、南-北和上-下分量相对于福江测站进行测量。我们使用 Yabuki-Matsu’ura方法[17]估计板块边界上的滑移量分布,并且用宽约500 km、长约800 km的断层段代表该区域内的板块边界[18]。使用参数样条曲面代表断层段。计算格林函数[17]时假定为均匀半空间模型。关于 GPS反演方法细节描述,包括分辨率和敏感性分析,可以参见“方法详述”和补充图5—9。数据和反演结果见补充表1—4。

方法详述和相关补充资料均可通过www.nature.com/nature本文在线版获取。

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