2011年5月中国东北Mw5.7深震的非同寻常震源机制：区域波形反演与成因探讨

李圣强，陈棋福，赵 里，朱露培，高金哲，李闽峰，刘桂平，王 斌

1 中国科学技术大学地球与空间科学学院，合肥 230026

2 中国地震局地震预测研究所（地震预测重点实验室），北京 100036

3 中国科学院地球深部研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

4 中研院地球科学研究所，台北 115

5 Department of Earth ＆ Atmospheric Sciences，Saint Louis University，St.Louis，MO 63108

6 吉林省地震局，长春 130022

1 引 言

太平洋板块向欧亚板块俯冲（常称为日本俯冲带）经日本海沟插入中国东北大陆下约600km深处［1］，到达吉林珲春一带，造成东北地区频繁发生深震活动［2］.不少研究［3－4］认为，太平洋板块俯冲是中国东北及邻区岩石圈减薄和伸展作用的重要动力来源，但较缺乏直接相关的观测依据.2011年3月11日在太平洋板块俯冲带的上部日本东北近海（38.1°N，142.6°E）发生的Mw9.0巨大地震及其造成的大范围南东东向同震位移［5－7］（图1）和震后持续的滑移［5，7－8］，为太平洋板块俯冲动力作用提供了前所未有的观测机遇.而Mw9.0地震后2个月的2011年5月10日，在俯冲带深部发生的Mw5.7深震与俯冲板块上端发生的Mw9.0地震是否相关，对深入探讨俯冲板块动力作用是一难得的观测研究资料.

中国地震台网（http：∥www.csndmc.ac.cn［2013－01－10］）测定的该深震震源深度为560km，震中位于中国东北中俄边界处（43.3°N、131.2°E），但中国地震台网未给出其震源机制解，而全球矩张量解gCMT网站（http：∥www.globalcmt.org［2013－01－10］）给出的该深震震源机制解的最佳双力偶解二个节面 （走向／倾角／滑动角）分别为 31°／53°／－175°和298°／86°／－37°，Mw＝5.7，震源深度为564.5km.但gCMT给出的矩心矩张量解，较以往该区域发生的深震震源机制有着明显的差异（参见图2），其补偿线性矢量偶极（CLVD）的相对强度（200×｜ε｜%）［9］几乎达到90%.这里的ε≈－0.45以－λ2／max（｜λ1｜，｜λ3｜）计算［9－10］，其中λ1≥λ2≥λ3为震源机制矩张量解的3个特征向量值，ε＝±0.5为纯CLVD机制，ε＝0为纯双力偶机制.CLVD的正（负）ε值表明最大绝对特征向量值为张（压）应力主轴，即以张裂（挤压）变形为主［11］.对gCMT这一非同寻常的矩张量结果，在用以探讨其与日本俯冲带下插板片上边界发生的Mw9.0逆冲地震相关性之前，考虑到gCMT常规的矩张量反演将其各向同性源（ISO）变化约束为0［9，12］，而将震源区介质破坏可能致使的ISO变化转化到CLVD部分［13］，以及gCMT多利用远震波形记录（几乎没能利用中国区域地震台网的近场资料）来进行震源参数的反演［11］，有可能给出非真实的全矩张量结果，故本文应用全矩张量波形拟合gCAP（generalized Cut and Paste）方法［14］，以区域台网记录的近震波形数据对该深震进行震源反演，并结合该区域以往的深震震源机制数据反演确定俯冲带深处的区域应力场方向，对该深震的成因进行探讨.

2 用于深震反演的gCAP方法

gCAP全矩张量反演方法［14］是在CAP波形反演最佳双力偶（DC）震源机制解［15］基础上，将震源机制在主轴坐标系中分解为各向同性源（ISO）、DC和CLVD的组合［14］，通过对Pnl（P波及其后续震相）和S波（或面波）波形部分分别赋予不同权重，进行理论和观测波形的拟合来反演确定地震的全矩张量.CAP方法已经成功地应用区域波形资料反演得到了浅源［16－19］和中源深度［20］的最佳双力偶震源机制解.对新改进的gCAP反演方法［14］，本研究首先对研究区内2010年2月18日发生的中俄交界Mw6.9深震（中国地震台网测定的震中为：42.6°N、130.8°E，震源深度540km），利用图2和表1所示的10个中国区域台站的近震波形数据，进行全矩张量的反演，以验证gCAP对于深震震源反演的适用性.

图1 GPS观测的日本东北近海Mw9.0地震同震位移和震后滑移［6－7］图中红色、黑色、灰色带箭头线为日本东北近海Mw9.0地震产生的GPS同震位移，其中红色和黑色线为文献［6］给出结果，灰色和绿色线为文献［7］给出结果，绿色线为GPS日变水平分量在9.0级地震后120天的滑移.图中有红色填充的圆分别为2011年3月11日Mw9.0地震和5月10日Mw5.7深震的gCMT矩张量解；穿过2矩张量解的黑线为图5和图7剖面的位置；红点线表示Gudmundsson等［1］给出的俯冲深度，相应深度标在线上.Fig.1 GPS-observed coseismic and postseismic displacements associated with the Tohoku-oki Mw9.0earthquake［6－7］Black，red and gray lines with arrows are coseismic displacements［6－7］， while green lines are 120-day postseismic horizontal displacements［7］.Beach balls with red fillings are gCMT mechanisms of the Tohoku-oki Mw9.0earthquake and the Mw5.7deep earthquake on May 10，2011.The black line linking the two earthquakes indicates the location of the profile shown in Figs.5and 7.The red dashed lines are equi-depth contours of the subducting slab given by Gudmundsson and Sambridge［1］.

对表1所列10个台站的原始速度记录去除仪器响应并旋转到径向、切向和垂向，且将波形分解为Pnl和S波（或面波）二部分，然后分别进行0.05～0.2Hz和0.03～0.1Hz的4阶带通滤波来压制噪音的处理.gCAP反演中的理论地震图采用广泛使用的 频 率－波 数 法［21］（F－K 方 法），基 于iasp91 模型［22］进行计算.对计算得到的理论地震图与观测波形进行同样的滤波处理，得到每个台站Pnl波的垂向和径向分量及S波（或面波）的垂向、径向和切向5个部分.通过波形互相关计算理论地震图和观测波形各部分的波形拟合残差时，对Pnl和S波（或面波）部分赋予不同权重，且对二部分采用不同的时移约束来消除未考虑的速度模型缺陷及地震定位误差等效应.

表1 用于反演的区域地震台站参数Table 1 Relevant information of the regional stations used in this study

图2 区域台站和深源地震震源机制分布图图中红色三角表示台站；绿色充填为1977—2008年的深震gCMT震源机制，其发震时间以“年／月／日”标注；2011年5月10日事件震源机制解的gCMT和本研究结果分别用绿色和红色表示；2010年2月18日事件的gCMT和本研究结果也分别用绿色和红色表示，2010年2月18日深震的USGS不同结果以兰色表示，但用不同测定方式的首个字母（见表2）来标注.黑线为图5剖面的位置；红色和白色标注的俯冲深度点线同图1.Fig.2 Distributions of regional stations and focal mechanisms of deep earthquakesRed triangles denote stations used in this study.Beach balls with green fillings and labeled Year／Month／Day are mechanisms retrieved from gCMT catalog.The red beach balls are our gCAP results for the deep events on February 18，2010and May 10，2011.The blue beach balls labeled CMT，BWMT，and WPMT are various USGS results for the deep events on February 18，2010.The black line indicates the location of the profile shown in Fig.5.The dashed lines are the equi-depth contours of the subducting slab as in Fig.1.

对该深震先采用大参数间隔搜索，即在可能深度范围（500～650km）内以10km深度为间隔、震源机制解的走向／倾角／滑动角间隔为10°，通过格点搜索法进行波形拟合反演，可确定震源深度在560～600km之间存在误差极小值.进而在550～610km深度范围以5km间隔、走向／倾角／滑动角间隔5°进行细搜索.震源深度搜索的拟合表现出明显的深“V”特征（图3b），较好地收敛在585km左右，且观测波形与理论波形拟合得甚好（图3a）.由图3a可以看出，在10个台站共计50个波段中，若从相关系数大小判断，拟合较好（70%以上）的波段达38段，其中相关系数大于90%以上的波段达30个，仅DNI台和CBT台有3个或4个波段拟合不大好.反演得到的矩震级（Mw）为6.84，地震矩（M0）为2.32×1019Nm，矩张量解（Mrr／Mtt／Mpp／Mrt／Mrp／Mtp）为0.219／－0.112／－0.101／0.102／－0.977／0.028；其最佳双力偶解的节面1（走向／倾角／滑动角）为334°／5°／71°，节面2为174°／85°／92°.

图3 2010年2月18日深震震源参数反演的波形拟合结果和反演误差随深度变化图（a）为各台站理论地震图与实际观测地震图拟合波形，红线表示理论地震图，黑线表示实际观测地震，拟合较差的观测波形用绿色表示；其下的数字分别表示理论地震图相对观测地震图的相对移动时间和二者的相关系数（用百分比表示）.左侧大写字母缩写为台站名，台站名下的数字为震中距（km）和相对偏移时间（s）；（b）不同震源深度下搜索的最佳震源机制解所对应的误差，深度反演搜索的最优结果为587.8±1.8km.Fig.3 gCAP inversion showing waveform fits（a）and focal depth search（b）for the 18February 2010deep earthquakeIn（a），the stations with their epicentral distances in kilometers are given on the left.Fits of Pnl and S waves are shown with observations in black（or green for bad fits）solid lines and synthetics in red lines.The numbers below each trace are relative time shift and crosscorrelation coefficient.In（b），fitting error is plotted as a function of source depth with the best focal mechanism.The error reaches global minimum at a depth of 587.8km.

表2 2010年2月18日深震几种最佳双力偶震源机制反演结果的对比Table 2 Comparison of source parameters of the best double－couple solutions for the 18February 2010deep earthquake

表2是本研究反演的最佳双力偶结果与gCMT和美国地质调查局（USGS）分别用不同方法或波形资料反演给出的最佳双力偶结果（中国地震部门未公布此地震的震源机制结果），由表2和图2可见，所得到的反演结果与gCMT和 USGS（http：∥earthquake.usgs.gov／earthquakes／eqinthenews／2010／us2010swaf／［2013－01－10］）给出的结果基本一致，仅震源深度略深些.gCAP反演结果中少许的CLVD成分，与研究区以往深震（见图2）和中国台湾以东地区［23］及首都圈地区［24］浅源地震中存在的少许CLVD成分相差不大，从对比结果以及gCAP的波形拟合效果（图3a）看，利用区域台记录的宽频波形数据基于gCAP方法来反演研究区的深震震源矩张量是可行的.

3 2011年5月10日深震震源机制反演

对2011年5月10日深震，同样以如图2和表1所示的区域地震台站记录资料，采用与2010年2月18日深震震源机制同样的数据处理方式和gCAP方法来进行反演.所使用台站与该深震震中的水平距离为50～340km，台站覆盖的方位角约为180°.

经搜索迭代获得观测波形与理论波形拟合最优矩张量（图4和表3）的震源深度为564.4±1.4km，矩震级Mw5.41，最佳双力偶解的二个节面（走向／倾角／滑动角）为45°／21°／152°、161°／80°／71°，主应力轴（方位／倾角）P 轴为267°／33°、T 轴为50°／51°.约束该解的Pnl波垂向分量Pz（图4a的黑线）的拟合相关系数大都在94%以上，仅几乎位于震源正上方东宁台（DNI）的Pnl波相对不太发育而稍小（68%）.Pnl波径向分量Pr整体较垂向分量弱，拟合相关系数较低，而敦化台（DHT）Pnl波径向分量的大波动，是否与特殊的台站方位或区域结构有关，有待研究.距该地震最近的东宁台（DNI）、珲春台（HCT）、延边台（YNB）和牡丹江台（MDJ）等4个台的S波记录较为发育，与理论波形拟合的相关系数大都在90%以上，尽管牡丹江台（MDJ）的振幅拟合不太理想.其余台因距离及方位的原因，致使S波（或面波）辐射振幅较弱而对矩张量解的约束能力较弱.

本研究基于区域宽频带波形记录反演得到的震源深度（564.8km）与gCMT的结果相当一致，矩震级（5.4）虽比gCMT的小一些（参见表3），然而本研究和gCMT的矩张量反演结果都一致显示出：2011年5月10日在中国东北中俄边界附近发生的深震震级虽不大，但得到的震源机制与研究区以往发生的深震震源机制有着较明显的差异（参见图2和图5），即除具有双力偶的剪切位错部分外，还具有相对较强的CLVD部分.对本研究给出的震源机制计算常用以度量CLVD成分［9－10］得到的绝对ε值（－0.324）较gCMT结果的（ε≈－0.450）小，以Zhu和Ben－Zion［14］新改进gCAP时提出的＝计算，本反演结果的绝对值（0.32）也较gCMT 结果的（≈0.45）小.gCAP反演得到的CLVD绝对量值较gCMT结果少，即CLVD部分所占比例小的原因，较可能是gCAP反演中将ISO部分的变化计入考虑的结果，反演得到的ISO部分量值为0.13，相较ISO的变化范围（－1～1）而言量值并不算大.

图5是以日本东北近海9.0级地震在研究区产生的GPS同震位移滑移方向（南东东向，见图1）剖面投影的gCMT震源机制解在地幔转换带（410～660km）附近的分布图像，可见在地幔转换带深处1977—2010年间23个深震震源机制的大部分（20／23≈87%）十分相似，仅1977年9月9日Mw5.2、2008年5月19日Mw5.6和2009年3月13日Mw5.2深震（图5中蓝色标注发震时间的3个地震）存在较明显的非双力偶成分.这3个深震的CLVD部 分 量 值ε值 分 别 为 －0.264、－0.395和0.217，虽较gCMT及本研究反演给出的2011年5月10日深震的CLVD量值相比并非十分显著，但与以往研究发现［11，25－27］相对高比例的深震比浅源地震含有较显著的CLVD成分甚为相符.而2011年5月10日深震中含有如此显著CLVD成分的原因，需结合研究区的构造应力场进行分析探讨.

表3 2011年5月10日深震震源参数对比Table 3 Comparison of source parameters of the deep earthquake on May 10，2011

图4 2011年5月10日深震反演的波形拟合结果（a）和反演误差随深度变化图（b）（图例同图3）Fig.4 gCAP inversion showing waveform fits（a）and focal depth search（b）for the 2011deep earthquake with the same legends as in Fig.3

图5 深源地震震源机制沿日本Mw9.0地震的GPS同震位移滑移方向的深度剖面分布剖面位置参见图1和图2；震源机制球均已做了旋转以便视线为西南—东北向并垂直于该剖面.图中为清晰显示2011年深震的gCMT和gCAP震源机制，对其震源深度分别上下偏移10km；图中黑x和白圆点分别表示P轴和T轴，其他图例同图2.Fig.5 Focal mechanisms of deep earthquakes projected to the profile shown in Fig.2 The beach balls have been rotated so that the line-of-sight is from southwest to northeast and perpendicular to the profile.The gCMT and gCAP beach balls for the 2011deep earthquake are shifted±10km in depth to avoid overlap.The black crosses and white dots indicate P-and T-axes，respectively.

4 研究区深部地幔转换带的背景应力状态

研究区的深震活动与板块俯冲带的应力状态及其变形密切相关［2，28－29］，俯冲带内的地震震源机制解提供了俯冲板片应力状态的重要信息［30－31］.赵大鹏等［32］对日本俯冲带震源深度200～600km的gCMT震源机制解分析，表明几乎所有地震的主压应力轴均平行于板片的下插方向，200～600km深处的日本俯冲带处于压应力状态［32］.

图6 由gCMT 1977—2010年23个事件LSIB反演的应力场方向（置信度为95%）σ1为最大主压应力，σ2为中间应力，σ3为最小主压应力，比例因子R＝（σ2－σ3）／（σ1－σ3）.红色点表示σ1，空心小方块为平均σ1值；蓝色点为σ3，空心小圆为平均σ3值；绿色点为σ2，空心小三角形为平均σ2值.Fig.6 LSIB stress field inversion result from gCMT solutions of 23deep events during 1977—2010with 95%confidence level using 2000bootstrap resamplingR＝（σ2－σ3）／（σ1－σ3），whereσ1，σ2andσ3are the maximum，intermediate and minimum compressional stresses，respectively.Red dots stand forσ1with the square showing the mean value of σ1；blue dots stand forσ3with the circle showing the mean value ofσ3；solid dots stand forσ2with the triangle showing the mean value ofσ2.

为了确切地获得研究区地幔转换带处的应力场方向，本研究采用 Michael［33－34］的自助线性应力反演（LSIB）方法，对从gCMT检索出的1977—2010年的23个震源机制解（图2和图5）反演确定最佳应力张量，并采用LSIB的自助（bootstrap）方法，通过重复采样模拟原始数据来估计最佳应力张量解的置信度［34］.如本研究的95%置信度为在重复取样2000次的情况下，其中1900次取样得到的结果都接近最佳解的样本所组成的范围，即为95%的置信度范围.应用LSIB方法反演得到如图6的结果，在高置信度下得到的三个应力轴均较集中，说明研究区地幔转换带处的背景构造应力场较为稳定.

反演得到的最大主压应力呈近东西向（274.6°），轴向近水平（26.2°）；最小主压应力呈南东东向，轴倾角为62.4°；主应力相对大小比例因子R＝（σ2－σ3）／（σ1－σ3）值为0.791，说明中间应力较接近主压应力，表明所研究的地幔转换带处于近东西向近水平压应力和南东东向倾角62.4°张应力为主的构造应力作用中，这一应力场反演结果与赵大鹏等［32］的地震层析成像得到的太平洋板块俯冲图像较为一致，与研究区的地幔转换带处于上覆地壳和上地幔的挤压及俯冲板片拖曳共同作用的构造环境甚为相符.由图5可见，gCMT和本研究得到的2011年深震P轴和T轴方向与LSIB反演得到的背景应力场方向也较为相符，表明2011年深震发生时的背景构造应力场方向并无明显改变.

5 分析讨论

有研究［11，25］将CLVD震源解释为2个断层面的双力偶震源破裂的叠加效应，这是否可以解释2011年5月10日深震出现非同寻常的CLVD部分，需从发生该深震的日本俯冲带的动力作用过程来进行分析探讨.

将国 际地震中 心 （http：∥www.isc.ac.uk［2013－01－25］）给出的图1所示范围内1964年1月至2012年10月M≥4.5地震，沿9.0级地震的同震位移滑移方向投影展示的日本俯冲带大体轮廓如图7所示.图7同时标出了2011年3月日本Mw9.0地震和5月中国东北深震的震源位置（图中星号所示）和相应旋转的震源机制解.由图7可见，2011年5月深震发生在日本俯冲带上，位于太平洋板块俯冲至欧亚板块深处的俯冲板片作用面上.

根据日本Mw9.0地震震源附近地区观测到的南东东近东西向的同震［5］和震后水平滑移（http：∥www.gsi.go.jp／cais／topic110315.2－index－e.html［2013－01－25］），对比在研究区 GPS观测到的高达35mm同震位移［6］和震后120天（2011年7月上旬）仍观测到不少于13mm的同方向持续水平滑移［7］（图1），结合应力场反演得到的研究区地幔转换带的应力方向，可以认为研究区由地表至地幔转换带深部皆受控于太平洋板块的俯冲构造作用.而俯冲板片下插处突然发生的Mw9.0地震，巨大的逆冲运动显现为俯冲板片克服了太平洋板块一侧的挤压力，从而导致震后持续的南东东向构造运动.从日本巨震导致的研究区地表同震和震后持续的滑移方向，推测地幔转换带处在日本Mw9.0地震后，其南东东向的拉张应力可能有所增强.由于区域构造环境的突然变化，可能如图7右下插图所示［11］几乎同时发生纯双力偶的2个地震，从而导致gCMT和本研究给出的2011年深震震源机制解较研究区以往的震源机制出现非同寻常的显著CLVD成分.

图7 ISC给出的1964—2012年M≥4.5地震沿图1剖面投影及2011年深震发生的可能机制Fig.7 Distribution of earthquakes with M≥4.5during 1964—2012from the International Seismological Centre along the profile shown in Fig.1.The inset figure is a schematic explanation of the 2011deep earthquake

人们试图从相变致裂、脱水致脆、热剪切失稳和预存断层活化等方面来解释深震的成因（见文献［27］及其参考文献），但提出的各种成因解释与所观测到的深震活动现象仍有着或多或少的出入，深震发生的物理过程至今仍是个有待深入研究的问题［27］.在特殊构造应力状态下发生的2011年5月10日深震及其所具有的非同寻常CLVD成分，为深入探讨深震的物理成因提供了难得的观测资料.本研究用于反演2011年5月10日东北深震的区域观测波形虽然有限，但反演得到与gCMT甚为接近的非同寻常的震源机制结果，与该深震发生时特殊的构造应力环境是相符的，而矩张量反演中出现的ISO部分变化，是否与相变致裂和脱水致脆成因提出的断层形成和破裂［35］相关，则需收集更多的区域观测波形并分析更多的深震震源机制反演结果.

6 结 论

本研究利用中国东北区域宽频地震台站波形数据，采用gCAP方法反演得到的2010年2月18日和2011年5月10日深震矩张量解结果与全球地震矩张量测定机构的结果比较一致，表明基于区域波形资料的gCAP反演可获得较可靠的中国东北附近地区的深震震源机制结果.

基于我国东北深震区1977—2010年的gCMT深震震源机制结果，应用自助线性应力反演方法得到了我国东北太平洋俯冲前缘地幔转换带的构造应力场，即最大主压应力方向为近东西向（274.6°），最大主压应力轴向近水平（26.2°），中间应力方向近南北向（8.6°），而最小主压应力倾角稍大（62.4°）.正是在这一构造应力场作用下，日本东北近海Mw9.0地震在我国东北附近地区造成了大范围同震水平位移和震后滑移，展现出明显受控于太平洋板块构造运动的特征.

2011年3月11日日本东北近海Mw9.0地震发生之后，2个月内（5月10日）在中国东北中俄边界发生的深震活动，应用gCAP方法以中国区域地震台网波形记录反演的全矩张量结果证实了gCMT给出的具有显著CLVD成分的震源机制结果.2011年5月深震的非同寻常震源机制，可能是属于日本俯冲带动力作用过程中的响应活动，即在区域构造应力方向没有明显改变的情况下，由于日本东北近海Mw9.0地震造成南东东向拉张应力的变化，可能致使有着不同DC破裂机制的2个地震几乎同时发生，从而展现出具有显著CLVD成分的震源机制结果.

由于观测、实验和模拟等所限，人们对俯冲板块深处发生的深震活动及其成因的研究仍有待加强，2011年3月11日日本东北近海的Mw9.0及其后发生的深震活动，为进一步研究深震成因和俯冲板块动力作用提供了难得的观测资料，更多的中小地震震源参数的观测和研究结果可为2011年5月10日深震的震源机制结果提供佐证或约束.

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