1999年土耳其Izm it MW 7.6地震的持续成核过程＊

Michel Bouchon,Hayrullah Karabulut,Mustafa Aktar,SerdarÖzalaybey,Jean Schmittbuhl,Marie-Paule Bouin

对于地震预测和风险评估而言,地震前可检测出成核期的存在或观测到这一成核期的存在是一项长期目标。虽然一些地震前会发生前震已经成为共识,但迄今为止还没有什么办法能够将这些前震与常规地震区别开来,因而在随后发生了更大的地震之前没有客观的方式可以将这些地震事件识别为前震[1]。另一方面,对于某些地震记录上出现持续时间很短的(几秒甚至更短)成核期(可能表明地震前断层上滑动不稳定性的提高),科学家有着激烈的争议[2]。地震成核的实验室[3-6]和理论[7-14]模型预测显示,地震之前应该出现滑动不稳定性,但这种不稳定性是否足够大,以至于在真实地球情况下也能探测到,而且持续时间也足够长,从而可以提供一些有用的信息,所有这些都不得而知[15]。在这种情况下,我们研究了到目前为止最大的一次记录完整的走滑地震1999年土耳其Izmit地震前的地震信号,以对任何可能存在的成核期特征进行描述。

1 Izmit地震

Izmit地震发生在1999年8月17日0时1分38秒(世界时),在25秒之内就使横穿土耳其西北部的北安那托利亚断层(一个主要板块边界)150 km长的区段破裂[16-19]。地震期间,分别处于断层两侧的两个板块之间发生错动,平移了～3 m。板块的突然移动发生在地壳的脆性部分,在该地区这一部分是指从地球表面到～17 km的深度[20]。由于温度升高,该深度以下的岩石更具韧性,此处两个板块持续运动,且每年相对彼此移动～2.5 cm[21]。地壳的脆性与韧性部分之间的过渡带内发生的事件可能包括非火山型颤动会对大地震的成核产生影响,但我们对此过渡带内发生的事情几乎一无所知。

此次地震的震源深度的估算值略有差异[16,20],但都在15±2 km范围之内,表明成核带位于脆性地壳底部附近。地震前曾发生过前震[20,22],最大一次前震由当地的两个地震台站报道[20,22]。距震中最近(14 km)的那个台站报道了另外7次前震[20]。该台站(UCG;图S1)配有一台单垂直分量的短周期(1 Hz,L 4C)地震仪,外加一台数字记录器[23]。仪器记录了垂直地面速度,采样率为100 Hz。在某种程度上,该记录揭示了震前发生在一次大地震的震源区内的力学过程。

2 成核信号

UCG台站位于石灰岩上,这种硬质岩石基本上不会使地震波大幅衰减或对其造成影响,因而可提供良好的记录条件。它像许多地震台站一样以触发模式运转,即只有超过地面运动的预设阈值时它才会开始记录[24]。地震前45 min期间,在总共6个触发窗口中记录地面运动,提供了将近10 min(563 s)的记录信息。在其中一个记录中(地震前20 min),可以发现5次地震(图1)。每一次都以P波序列开始,2.4 s之后出现振幅更高的S波。有些地震发生的间隔小于5 s。在6个触发窗口中可由视觉识别出总共18次事件(图2),震级从 0.3到2.7不等(表S1)。这些地震有两个非常突出的特点:在数字化精度范围之内(0.01 s),它们的S减P走时相同;尽管它们的震级涉及范围较大,但其波形却惊人地相似。

图1 主震前20 m in垂直地面运动记录。该记录是第二个触发窗的一部分。图中号码表示从序列开始算起按时间顺序的前震编号

另有几个位于震中的不同方位角的台站也记录到了最大的那次前震。在除UCG(图S1)之外的距震中最近的台站,P波波至清晰,因此最大前震与主震之间的时差可以测定得非常精确。在数字化精度范围之内(0.01 s),这一时差(105.22 s)与UCG测定的完全相同,表明从前震和主震震源到达台站的P波走时相同,同时也意味着前震的发源地就是震源。此外,在所有记录到最大前震的台站,P波极性与主震相同,表明前震滑动机制与主震的相同。

因为所有事件的波形几乎一样,所以其中一次事件的波形可用作检测其信号在噪声水平之内的较小地震事件存在的模板。这一过程是通过将此模板与记录互相关来实现的[24]。由此产生的结果是,又检测出比视觉识别出的多得多的事件(图3a),使确认的事件总数达到了约40个。

图2 从上至下按时间顺序排列的前震记录。图中示出每一道的起始时间、P波波至和S波波至。对每一道都归一化处理至其峰值振幅,见表S1。时间轴的原点对应于P波波至

图3 (a)将其中一次前震的波形与记录互相关后得到的信号。上道相对于第一个触发窗的起点,出现在第一次前震之前。下道相对于地震之前40 s内的地面运动。相关中的峰值显示出发生了多次波形与模板类似的事件。号码17和18表示图2中前震事件的时间顺序。(b)临震前的地震信号。所记录的地面运动(上道)显示主震前0.14 s和0.07 s发生了两次地震。红色的下道示出同一记录的第一部分,该记录与之前发生的前震(用蓝色表示,前震2)的P波波形相比放大了10倍

3 事件间距

为确认这些事件源自同一个或几乎同一个地方,我们比较了最初的两个事件。从视觉上看,它们的波形(图4a)几乎相同。其互相关结果(图4b)显示这两次事件的S减 P走时差为～0.0006 s。这一处于测定分辨率极限的数值表明其间距为～5 m。虽然两次事件的这一间距是由该台站观测得到的,由此也是实际间距在波的传播路径上的投影,但与震源大小相比,这一数值确实小得令人惊奇[25]。

图4 (a)第一次与第二次前震记录的叠加。第二个记录已由时间增量进行了时间上的变换(傅里叶域内),该时间增量使两个信号的互相关实现了最大化。图中示出P波和S波的起始状态。P波波至对应于时间轴的原点。P波波至前的非零振幅显示出记录的噪声水平。(b)使最先发生的两次前震波形之间的相关性实现最大化的时间变换的演化。这种相关性是在一个128点长(1.28 s)的滑动窗口上方得到的。第一个窗口始于P波波至,并与时间轴的原点相对应。随后的时间变换是相对于第一个窗口测定的。时间变换通过在每一个时间步长插入相关峰值来完成

我们又作了进一步分析,方法是将所有可能结成对的事件(136次,因为第8次前震的P波在触发窗之外,所以没有记录)的 P波和S波互相关,并计算每一对事件的S减P时间差。由于所选用于相关性分析的窗口位置和长度可能对结果产生影响(因为存在噪声,脉冲波形也不对称),所以我们对于每一对事件都考虑了200个不同的窗口。结果显示,无论我们考虑的相关窗口如何,这些事件中任何一次事件的S减 P走时都与大多数其他事件的走时相差不到0.0024 s。这说明任何一次地震与其他多数地震所处的位置相距不超过20 m。虽然这一间距是由台站观测得到的,但与几次最大地震的震源相比,其数值之小说明所有事件都源自断层上范围不超过几次最大事件规模的同一个区域。

4 滑动加速

实验室和理论研究表明,地震之前会出现一个渐进性的滑动不稳定阶段,在此期间,断层缓慢滑动,而后突然加速并最终导致动态破裂[3-14]。摩擦实验中也观测到了滑动加速的起始与颤动型信号释放之间的相关性[26]。本序列中最大的几次事件超过了触发阈值,所以对于它们的检测应该是完整的。如果我们只考虑这些事件,我们会发现第四大事件发生在主震前43 min,第三大事件发生在主震前20 m in,第二大事件发生在主震前12 min,最大一次发生在主震前1 min 45 s(图2;表S1)。第四、三、二次事件的震级比较接近,说明该序列的最初42 min内有一个缓慢加速过程,而随后在主震前2 min时突然加速。主震前40 s长的记录中显示至少发生了6次事件,这也说明确实出现了突然加速的情况(图3a)。

主震前不到1 s时,这一过程再次加速,不稳定性急剧增大:主震前0.14 s发生了一次地震,0.07 s以后又发生了一次,最终就发生了主震(图3b)。虽然最先发生的两次地震的时间间隔很短,但还是能够清晰地观测到第一次地震的P波脉冲。其形状与宽度与其他事件的相同(图3b)。对这些事件的振幅进行比较,可以发现其震级为～2.0。与先前发生的任何一次地震相比,紧随其后的那次地震的P脉冲更宽,振幅也更大。主震就发生在0.07 s之后。在主震之前很短的时间段内可能发生了多次或一连串的地震事件,但除了这两次最接近主震的前震之外,数据分解无法识别出别的东西了。

5 重复事件?

主震前的地震信号显示出波形相同的地震事件呈重复模式(图2、3)。事件发生的间隔为40 s(第一个触发窗内)、～10 s(平均)、～5 s,然后是1/10 s。

对这些地震的频谱进行比较(图 S2),可以证实观测到的波形的相似性。多数地震有着几乎相同的频谱形状和拐角频率(超过这个频率,频谱振幅就会衰减)。这种相似性在某些事件中尤为明显(图5)。特别是,两次最强前震的频谱形状几乎完全一致(图5c)。仔细考虑这两次事件,可知导致这种相似性的原因可能有两个:(ⅰ)它们的频谱拐角频率都比所示的最大频率(35 Hz)高,意味着这两次事件在所考虑的频谱范围之上作为点源出现,其源的大小无法用数据来进行解析。(ⅱ)或者是,因为超过事件的拐角频率,频谱振幅迅速降低,所以两次事件可能有着几乎相同的拐角频率。第一种假设意味着约 800 MPa的极高的应力降(据文献[27])。如此高的数值远远超出了构造地震中测得的数值范围[28-29]。由此看来,两次事件的拐角频率有可能相似。由于拐角频率与震源大小成反比,所以这可能意味着它们的震源大小几乎相等。这一结果确实令人惊奇,因为它们的振幅差很大(表S1)。

图5 (a-c)部分地震事件的S波地面速度频谱比较。号码表示图2中前震事件的时间顺序。对所有频谱都分别进行了仪器响应校正和归一化处理。5 Hz以下的频谱振幅受低频地震背景噪声(其水平因事件而异)影响。每一次事件的记录峰值振幅在括弧内给出,单位μm/s。图c示出两次最大前震

将这两次事件的震源作为位于主震震源的剪切滑移的一个区段来进行模拟,并将计算得到的频谱形状与观测得到的频谱形状相匹配,便可得到两次事件震源大小的估算值。由此得到一个尺度为～300 m的震源区(图S3)。由于该计算结果不能解释波的滞弹性衰减(尚不明了,而且可能将谱峰漂移到较低的频段),所以这一测定结果应该被视为震源尺度的上限。然而,无论确切数值如何,大大超出其谱峰的两次事件的频谱形状的相似性似乎要求它们的震源大小必须差不多完全相等。从台站观测和两次事件的波形互相关得到的估算值来看,两次事件的间距很小(～9 m),这进一步证实了两次地震的震源位于同一区域的观点。两次地震的振幅相差10倍,说明其应力降(震源区段上的应力释放)也相差10倍。如果两次事件的应力降类似的话,那么从其振幅比中就应该知道它们的拐角频率(地震矩,地震的物理量度,即震源大小的立方尺度)相差2倍多点。这显然不是我们的观测结果(图5c)。推测的震源大小(图S3)表明,平均来说,该区段上最大一次地震的滑移略小于1 cm(0.8 cm),其他一次略小于1 mm(0.8 mm)。由这些数值可得,最大事件的应力降为～2.6 MPa,这一数值是地震的典型值;第二次事件的则为～0.3MPa,这一数值比通常测定的要低。

其他地震的频谱相似性(图 S2、S4)也很有意思,但解释起来却非常困难。这些事件的相对较小的震级使得拐角频率太高,无法根据数据进行解析,抑或所有这些地震的震源大小都几乎相同,略小于两次最大前震的震级。为了确认这种频谱相似性不是缘自台站处的局部场地效应(如可能是地质构造的地震共振)或沿波的传播路径的滞弹性衰减,我们也给出了几次余震的波谱,这些余震发生在数天之后,其所处位置距台站的距离大致相等(图 S5)。我们测得的频谱形状范围很大,说明这些地震的拐角频率不是缘自场地效应或衰减效应,而更可能缘自震源效应。如果情况果真如此,那么这说明Izmit地震前的事件的震源大小近乎相等。其结果是,这些小地震事件有着极低的应力降,可能相当于构成非火山型颤动[32-33]的低频地震的应力降[30-31]。抛开这种可能性不说,这些事件中某些地震的波谱几乎完全一样,(图5a、5b),仅这一点就可以说明至少发生了一些重复性事件,这正与两次最强前震的情况类似。

6 断层蠕动

众所周知,地震会在其所处的断层区段上释放应力,因此,间隔数分钟(事件13和事件16;图5c)或可能数秒钟(事件5和事件6;图5b)的重复性事件的存在确实很令人好奇。同一断层区段的重复破裂似乎需要事件之间断层段上应力的反复加载。可以提供这种反复加载的一个简单机制就是该区段周边区域的蠕动。在其他地方也观测到重复事件,特别是在加州的圣安德烈斯断层[34-38],其原因被归咎于震源周边地区的蠕动。与本文讨论的事件相比,那里的地震复发时间往往是数月或数年,震级也大致相同。本文测定的震级差别可能是由于Izmit地震的前震间隔时间极短,这会强行使断层区段作出快速响应。换句话说,加载速度太快,因此不能产生稳定的响应。另一种可能是,断层区段不仅会对加载作出响应,而且会对加载速率作出响应,而加载速率可能是极不规则的。

该记录另一个有趣的特征是出现在第一次前震之后的低频地震背景噪声的变化(图6)。与第一次前震巧合的是低频地面运动的增强。而后,尽管第一次前震的振幅在S波波至(图6中的下道)之后迅速衰减,但低频运动水平仍然比震前高(图6中的上道)。从那时起,这种低频信号(在未经滤波的记录上也能看到)连续出现在所有记录上,一直持续至主震起始(图 S6)。这种信号的波谱显示其频率在2 Hz以下(图 S7)。虽然仅靠一个台站不可能确定其起源,但这种起始时间与第一次前震同步的低频噪声可能是当时震源区周围正在发生的断层蠕动的地震特征。

图6 第一个触发窗内记录的地面运动(下道)以及相应的经低于3 Hz的低通滤波的信号。号码表示最先发生的两次前震

7 展望

以上观测结果表明,此次特殊地震前出现了一个慢滑时段,慢滑就发生在脆性地壳底部。持续时间相对较长的成核过程以及成核期间发出特征信号的观测结果对于可能的地震预警系统而言非常令人鼓舞,但这一情况是否适用于其他大地震仍然有待观察。一些记录完整的其他地震,如1999年台湾集集地震或2004年加州 Parkfield地震,没有显示出类似前震或成核事件的证据。下一步要做的事情包括重新审查其他记录完整的大地震的近断层地震记录,以求获取类似信号。同时,欲了解这种持续很久的成核事件是否适用于此次实例以外的其他地震,还需要持续的地震监测网络来予以支持。

[1]Scholz C H.The Mechanics of Earthquakes and Faulting.Cambridge Univ.Press,Cambridge,1990

[2]Ellsworth W L,Beroza G C.Seismic evidence fo r an earthquake nucleation phase.Science,1995,268(5212):851-855

[3]Dieterich J H.Preseismic fault slip and earthquake prediction.J.Geophys.Res.,1978,83(B8):3940-3948

[4]Dieterich J H.Earthquake nucleation on faults w ith rate-and state-dependent strength.Tectonophysics,1992,211(1-4):115-134

[5]Ohnaka M.Critical size of the nucleation zone of earthquake rup ture inferred from immediate foreshock activity.J.Phys.Earth,1993,41:45-56

[6]Ohnaka M,Shen L F.Scaling of the shear rupture process from nucleation to dynamic propagation:Implications of geometric irregularity of the rupturing surfaces.J.Geophys.Res.,1999,104(B1):817-844.doi:10.1029/1998JB900007

[7]Das S,Scholz C H.Theo ry of time-dependent rup ture in the Earth.J.Geophys.Res.,1981,86(B7):6039-6051.doi:10.1029/JB086iB07p06039

[8]Rice J R.Spatio-tempo ral comp lexity of slip on a fault.J.Geophys.Res.,1993,98(B6):9885-9907.doi:10.1029/93JB00191

[9]Shibazaki B,Matsu’ura M.Transition p rocess from nucleation to high-speed rup ture p ropagation:Scaling from stick-slip experiments to natural earthquakes.Geophys.J.Int.,1998,132(1):14-30.doi:10.1046/j.1365-246x.1998.00409.x

[10]Campillo M,Favreau P,Ionescu IR,et al.On the effective friction law of a heterogeneous fault.J.Geophys.Res.,2001,106(B8):16307-16322.doi:10.1029/2000JB900467

[11]Cocco M,Bizzarri A.On the slip-weakening behavior of rate-and state-dependent constitutive law s.Geophys.Res.Lett.,2002,29:1516,4 PP.doi:10.1029/2001GL013999

[12]Favreau P,Campillo M,Ionescu IR.Initiation of shear instability in three-dimensional elastodynamics.J.Geophys.Res.,2002,107(B7):2147.doi:10.1029/2001JB000448

[13]Lapusta N,Rice J R.Nucleation and early seismic p ropagation of small and large events in a crustal earthquake model.J.Geophys.Res.,2003,108(B4):2205,18 PP.doi:10.1029/2001JB000793

[14]Ampuero J P,Rubin A M.Earthquake nucleation on rate and state faultsAging and slip law s.J.Geophys.Res.,2008,113:B01302,21 PP.doi:10.1029/2007JB005082

[15]Abercrombie R E,Agnew D C, W yatt F K.Testing amodel of earthquake nucleation.Bull.Seis.Soc.Am.,1995,85(6):1873-1878

[16]Toksöz MN,Reilinger R E,Doll C G,et al.Izmit(Turkey)earthquake of 17 August 1999:First repo rt.Seismol.Res.Lett.,1999,70(6):669-679

[17]Barka A,Akyüz H S,A ltunel E,et al.The surface rup ture and slip distribution of the 17 August 1999 Izmit earthquake(M7.4),No rth Anatolian Fault.Bull.Seis.Soc.Am.,2002,92(1):43-60.doi:10.1785/0120000841

[18]Bouchon M,Toksöz MN,Karabulut H,et al.Space and time evolution of rup ture and faulting during the 1999 Izmit(Turkey)Earthquake.Bull.Seis.Soc.Am.,2002,92(1):256-266.doi:10.1785/0120000845

[19]Çakir Z,de Chabalier J-B,A rmijo R,et al.Coseismic and early post-seismic slip associated w ith the 1999 Izmit earthquake(Turkey),from SAR interferometry and tectonic field observations.Geophys.J.Int.,2003,155(1):93-110.doi:10.1046/j.1365-246X.2003.02001.x

[20]Özalaybey S,Ergin M,Aktar M,et al.The 1999 Izmit Earthquake sequence in Turkey:Seismological and tectonic aspects.Bull.Seis.Soc.Am.,2002,92(1),376-386.doi:10.1785/0120000838

[21]Reilinger R,McClusky S,Vernant P.GPS constraints on continental defo rmation in the Africa-A rabia-Eurasia continental collision zone and imp lications for the dynamics of p late interactions.J.Geophys.Res.,2006,111:B05411,26 PP.doi:10.1029/2005JB004051

[22]Polat O,Haessler H,Cisternas A,et al.The Izmit(Kocaeli),Turkey earthquake of 17 August 1999:Previous seismicity,aftershocks,and seismotectonics.Bull.Seis.Soc.Am.,2002,92(1):361-375.doi:10.1785/0120000816

[23]Aktar M,Biçmen F.Seismic data acquisition in remote regions.Cah.Cent.Eur.Géodyn.Séism.,1989,1,11

[24]Materials and methods are available as suppo rting material on Science Online

[25]Assuming a stress drop of 3 MPa fo r the events,w hich is close to the averageof the values commonly observed,and a circular source would lead to source dimension(diameter)of～66 and 108 m for the first two fo reshocks,respectively,and 290 m for the largest one

[26]Zigone D,Voisin C,Larose E,et al.Slip acceleration generates seismic tremor like signals in friction experiments.Geophys.Res.Lett.,2011,38:L 01315,5 PP.doi:10.1029/2010GL 045603

[27]Madariaga R.Dynamics of an expanding circular fault.Bull.Seis.Soc.Am.,1976,66(3),639-666

[28]Abercrombie R E.Earthquake source scaling relationships from-1 to 5 MLusing seismograms reco rded at 2.5-km dep th.J.Geophys.Res.,1995,100(B12):24015-24036.doi:10.1029/95JB02397

[29]Imanishi K,Ellswo rth W L,Prejean S G.Earthquake source parameters determined by the SA FOD Pilo t Hole seismic array.Geophys.Res.Lett.,2004,31:L12S09.doi:10.1029/2004GL019420

[30]Ide S,Beroza G C,Shelly D R,et al.A scaling law for slow earthquakes.Nature,2007,447:76-79.doi:10.1038/nature05780

[31]Beroza G C,Ide S.Deep tremo rs and slow quakes.Science,2009,324(5930):1025-1026.doi:10.1126/science.1171231

[32]Shelly D R,Beroza G C,Ide S,et al.Low-frequency earthquakes in Shikoku,Japan,and their relationship to episodic tremor and slip.Nature,2006,442:188-191.doi:10.1038/nature04931

[33]Shelly D R,Beroza G C,Ide S.Non-volcanic tremor and low-frequency earthquake swarm s.Nature,2007,446:305-307.doi:10.1038/nature05666

[34]Vidale J E,Ellswo rth W L,Cole A,et al.Variations in rup ture p rocessw ith recurrence interval in a repeated small earthquake.Nature,1994,368:624-626.doi:10.1038/368624a0

[35]Marone C,Vidale J E,Ellswo rth W L.Fault healing inferred from time dependent variations in source p ropertiesof repeating earthquakes.Geophys.Res.Lett.,1995,22(22):3095-3098.doi:10.1029/95GL 03076

[36]Schaff D P,Beroza G,Shaw B E.Postseismic response of repeating aftershocks.Geophys.Res.Lett.,1998,25(24):4549-4552.doi:10.1029/1998GL900192

[37]Nadeau R M,McEvilly T V.Fault slip rates at dep th from recurrence intervals of repeating microearthquakes.Science,1999,285(5428):718-721.doi:10.1126/science.285.5428.718

[38]LenglinéO,Marsan D.Inferring the coseismic and postseismic stress changes caused by the 2004 momentmagnitude=6 Parkfield earthquake from variations of recurrence times of microearthquakes.J.Geophys.Res.,2009,114:B10303,19 PP.doi:10.1029/2008JB006118