2011年日本9級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)

日本東北部曾多次遭受沿日本海溝發生的7級(MW=7)板間地震襲擊,此處,太平洋板塊以73～78 mm/a的速率向鄂霍次克海板塊俯沖(文獻[7-8];圖 1a)。然而,自1923年以來,并沒有儀器記錄到面波震級M超過7.5的沿日本海溝發生的板間地震,只有日本海溝最北部發生過M=7.9和M=7.6地震(圖1b)。自17世紀以來,日本海溝也沒有發生 MW＞8.5地震的歷史記載。因此,盡管一些地質學證據表明過去有毀滅性海嘯復發的情況——尤其是公元869年[1],而且也有證據表明沿海溝彈性應變在迅速積累,但此次東日本巨大(MW=9)地震的發生依然出乎預料。

基于數十年來的地震目錄[9],沿日本海溝的地震耦合系數,即一次板間地震釋放的滑移速率與板塊相對運動速率之比,估計為10%～20%[2-3]。然而,1994年建成的連續GPS網絡獲得的地面位移數據表明,沿日本海溝存在強板塊耦合作用[4-6](圖1b)。根據現今形變估算的應變累積速率大大超過了歷史地震平均釋放的應變速率。有研究表明,偶爾發生的無震滑移——包括震后余滑——是巨大彈性應變釋放的可能機制[4,15]。

圖1 東日本大地震的構造背景。(a)日本列島板塊分布[10]。東日本大地震震源機制解來自全球矩心矩張量項目(Global CMT Project)[11]。紅色箭頭代表板塊邊界處兩個板塊之間的相對運動[7-8]。(b)震前耦合分布和近來沿日本海溝的地震活動。彩色陰影和輪廓線代表利用2000年4月到2001年3月記錄到的 GPS數據估算出的太平洋俯沖板塊和鄂霍次克海上馱板塊間的耦合程度[4]。耦合程度用反向滑動速率表示[12],即源自相對板塊速度的滑移缺失。五角星表示1923年以來發生的大地震(M≥6.8)震中。此次地震的主震、一次前震和M≥7.4的地震震中用黃色五角星表示,并標有震級和發震時刻。橙色區域是1994年 M=7.6震源區[13]。虛線代表菲律賓海俯沖板塊(PHS)的東北邊界[14]。此邊界以北鄂霍次克海板塊覆在太平洋板塊之上,而邊界以南菲律賓海板塊覆在太平洋板塊之上。灰色矩形代表用來估計反向滑動速率的斷層段

本文中,我們首先描述了由日本國土地理院(Geospatial Information Authority of Japan)運作的 GPS地球觀測網絡(GPS Earth Observation Network)檢測到的與東日本大地震相關的同震和震后形變[16],并利用所選 GPS測站記錄到的地面位移進行大地測量學反演[17],估算出板塊邊界處同震滑移分布和隨后的震后余滑分布。然后,我們討論了同震和震后滑移模型之間的關系以及它們與震前耦合和應變積累失衡的關系。

觀測到的同震位移顯示出沿東北地區的海岸線相對福江測站向東移動達5.3 m,沉降達1.2 m(圖 1、2a)。這些數值比從前GEONET建立以來發生在東北地區的 M7～M8級板間地震時記錄到的要大一個數量級。在東日本大地震之后,發生了較大的震后形變(圖2b)。盡管震后形變與同震位移場類似,但位移看起來分布得更為廣泛。特別是,太平洋海岸區域的向東位移與西海岸區域的位移差別不大,然而,在同震場中太平洋海岸地區的向東位移卻比西海岸地區位移大得多。此外,靠近震源區的太平洋海岸區域在震后出現了抬升。

圖2 同震和震后位移及估算的滑移量。(a)2011年3月10—11日相對于福江測站的同震位移。黑色箭頭代表 GPS測站的水平同震移動。彩色陰影代表垂直位移。五角星代表震中位置。虛線代表板塊邊界20 km間隔的等深線[18]。實線輪廓代表同震滑移量分布(單位m)。(b)2011年3月12—25日相對福江測站的震后位移分布。紅色輪廓線代表震后余滑分布(單位m)。其他標記與(a)中含義相同

基于同震位移估算出的滑移分布顯示震中附近區域滑移量高達27 m,滑移沿日本海溝延伸了約400 km,深達近60 km,而在該區這已經是沿俯沖板塊孕震區的下限[19](圖1b、2a)。假定均勻剛度為40 GPa,則矩估計值為3.43×1022N·m,相當于一次MW=9.0事件的地震矩。根據地震數據,40 GPa的均勻剛度是日本東北地區上地殼、下地殼和上地幔典型剛度29 GPa、41 GPa和50 GPa的粗略平均值[20]。我們的大地測量模型得到的矩量與文獻[11]根據地震波形分析推斷出的矩震級9.1比較一致。該模型的均方根差是0.011 m(補充圖1、2),而估算滑移量誤差遠遠超過了1σ(補充圖3)。檢測板和敏感性測試表明同震區滑移量的空間變化分辨率達到幾十公里尺度,其主要模式表現出穩定的特征。

基于震后形變估算出的震后余滑發生在同震滑移區及其鄰近區域,并向北、南方向及傾斜方向擴展(圖2b、3)。震后余滑區有兩個模態中心:同震滑移中心的西北和關東(Kanto)地區以東。這些中心反映出沿太平洋海岸發生了較大的震后位移,而且與同震位移不同,震后位移向南、北延伸(圖2)。該模型的均方根差為0.007 m(補充圖3、4)。3月2 5日震后余滑的矩估計值為3.35×1021N·m,相當于一次 MW=8.3事件的地震矩(圖2b、3)。這一矩量大約為主震矩量的10%。我們假定震后形變的瞬變值僅僅緣于震后余滑,盡管它們還受到軟流圈粘彈性弛豫和孔隙彈性回跳的影響[21]。通過簡單計算,我們估計了這些影響因素的量值。當軟流圈的粘性為1019Pa時,預計粘彈性馳豫模型中[22]兩周的表面位移在1 cm以內。盡管孔隙彈性影響最大可達震后觀測形變的20%,但它們的水平和垂直模式與實際觀測卻非常不同。因此,作為一級近似,我們假定這些影響此處可以忽略不計。

圖3 同震滑移、震后滑移和余震分布。東日本大地震的同震滑移(黑色輪廓線,4 m間隔)和震后滑移(紅色輪廓,0.2 m間隔)時間段與圖2中所示時間段相同。綠色虛線代表菲律賓海板塊的東北邊界。藍色虛線代表1994年M=7.6地震的破裂區[13]。灰色圓表示2011年3月11—25日東日本大地震的余震震中。其他標記與圖2中含義相同

震后余滑量較大區域位于同震位移區的外圍。此外,余震似乎也發生在震后余滑區,遠離同震滑移大的區域(圖3)。這與很多實例中所觀測到的結果一致,即余震和較大震后余滑都發生在同震位移不是很大的區域[23-24]。震后形變期間,逆沖型余震的地震矩總和為1.5×1019N·m。這表明兩周時間震后余滑模型的地震矩中余震貢獻不足1%。盡管估算出的小的震后余滑與同震滑移有部分重疊,但我們不能排除這是緣于余滑估算中過渡平滑的可能性,因為平滑約束的敏感性測試表明,在未充分平滑的模型中震后余滑區遠離了同震滑移大的區域。震后余滑區在傾角方向上的延伸深度達80～100 km,這是該區板塊耦合的下限。

1994年三陸遙沖(Sanriku-Haruka-Oki)地震[13](M=7.6)和2003年十勝沖(Tokachi-Oki)地震[23](M=8.0)均觀測到震后余滑延伸至比同震滑移區更深的區域,說明沿日本海溝和千島海溝普遍存在傾斜方向的延伸。由于在超過100 km的深度上板間耦合速率幾乎為零,所以我們認為震后余滑區終止于這一界限。

震后余滑區向北延伸至靠近1968年(M=7.9)和1994年(M=7.6)地震的破裂區(圖3),并可能終止于此處,因為1994年地震的震源區現今處于強閉鎖狀態。其南向延伸到達關東地區(圖1b、2b、3)。關東地區位于菲律賓海板塊的東北邊界以南,此處的菲律賓海板塊覆在太平洋板塊之上;而此邊界以北,鄂霍次克海板塊覆在太平洋板塊之上[14](圖1、3)。有可能是這種上馱板塊的變化阻止了關東地區菲律賓海板塊邊界處震后余滑向南擴展。我們的模型按照1天間隔估算了震后余滑分布,在這一時間尺度上震后余滑區的兩個模態中心似乎移動不大,而滑移量值卻迅速增大。

東日本大地震的破裂區與估計的震前一直處于強耦合的區域非常吻合[4](圖1b),但同震滑移區的中心比閉鎖區的中心要淺。正如其他俯沖帶所觀測到的那樣[15],這一結果說明 GPS觀測對于俯沖地震發生的潛在可能性的評估極為重要。閉鎖區域的更深部位可能會通過隨后的震后余滑釋放剩余的應變能。

據估計,沿日本海溝36°N和39.5°N之間太平洋板塊俯沖造成的矩累積速率在震前大約為1.6×1020N·m/a[4]。如果不考慮震后余滑,MW＜8板間地震的重復發生促成了10%～20%的板塊運動[2-3]。現在還不清楚東日本大地震震后余滑會釋放多少能量。在1994年三陸遙沖地震中,1年期間震后余滑釋放的矩量相當于主震釋放的矩量(文獻[15])。其他一些實例中,有報道稱8級地震震后滑移幾周之內就釋放了相當于主震30%的地震矩[26]。據估計,2004年蘇門答臘(Sumatra)地震震后余滑40天內釋放的矩量約為主震的30%(文獻[27])。如果假定東日本大地震震后余滑最終釋放的能量為主震的30%～100%,并且把大地測量觀測獲得的板塊耦合進行插值,那么我們會發現沿日本海溝需要近350～700年的時間才能積累與此次地震相當的能量。

最近有地質學研究表明類似東日本大地震之后的海嘯曾重復襲擊日本東北太平洋海岸,其復發間隔為約800～1 100年(文獻[1]),這說明大型逆沖區地震也沿日本海溝重復發生。這次東日本巨大地震支持這一假說,也可能部分消除了應變積累失衡,但粗略估計的復發間隔比海嘯回歸周期要短。

震后太平洋海岸地區沉降達1.2 m。此外,由測潮儀[28]、水準測量和 GPS數據估算出的過去100年間太平洋海岸的沉降速率為5～10 mm/a。盡管大地測量觀測證實了同震和震間沉降,但地貌學研究卻發現第四紀晚期沿太平洋海岸存在長期的隆起[29]。這種矛盾說明有另外一種機制促成了階段性的隆起,如震后形變[30]。事實上,通過兩周的觀測發現,太平洋海岸靠近震中的地區在東日本大地震之后開始抬升,其抬升量為1～4 cm(圖2)。從如此短時間的觀測去預測將來抬升隨時間的演化是非常困難的。如果抬升持續時間足夠長,則沉降與抬升之間的分歧就會消除。為了認識抬升機制,繼續開展大地測量監測非常重要。

方法概述

同震和震后位移是基于收集到的6 h的GPS數據并利用BERNESE GPS軟件分析獲得的。我們利用覆蓋日本東北部的近400個 GPS測站的東-西、南-北和上-下分量相對于福江測站進行測量。我們使用 Yabuki-Matsu’ura方法[17]估計板塊邊界上的滑移量分布,并且用寬約500 km、長約800 km的斷層段代表該區域內的板塊邊界[18]。使用參數樣條曲面代表斷層段。計算格林函數[17]時假定為均勻半空間模型。關于 GPS反演方法細節描述,包括分辨率和敏感性分析,可以參見“方法詳述”和補充圖5—9。數據和反演結果見補充表1—4。

方法詳述和相關補充資料均可通過www.nature.com/nature本文在線版獲取。

[1]Minoura K,Imamura F,Sugawara D,et al.The 869 Jogan tsunami deposit and recurrence interval of large-scale tsunamion the Pacific coast of no rtheast Japan.J.Nat.Disaster Sci.,2001,23:83-88

[2]Peterson E T,Seno T.Factors affecting seismic moment release rates in subduction zones.J.Geophys.Res.,1984,89:10233-10248

[3]Pacheco J F,Sykes L R,Scholz C H.Nature of seismic coup ling along simple p late boundaries of the subduction type.J.Geophys.Res.,1993,98:14133-14159

[4]Nishimura T,Hirasawa T,Miyazaki S,et al.Temporal change of interp late coup ling in northeastern Japan during 1995—2002 estimated from continuous GPS observations.Geophys.J.Int.,2004,157:901-916

[5]Hashimoto C,Noda A,Sagiya T,et al.Interp late seismogenic zones along the Kuril-Japan trench from GPS data inversion.Nature Geosci.,2009,2:141-144

[6]Suwa Y,Miura S,Hasegawa A,et al.Interp late coupling beneath NE Japan inferred from three-dimensional disp lacement field.J.Geophys.Res.,2006,111:B04402

[7]Sella G F,Dixon T H,Mao A.REVEL:amodel fo r recent p late velocities from space geodesy.J.Geophys.Res.,2002,107:2081

[8]Apel E V,Burgmann R,Steblov G,et al.Independent activemicrop late tectonics of northeast Asia from GPS velocities and block modeling.Geophys.Res.Lett.,2006,33:L 11303

[9]Utsu T.Chronological table of earthquakes in Japan with a moment magnitude larger than 6.0 and disastrous earthquakes from 1885 to 1980.Bull.Earthq.Res.Inst.,1983,57:401-463

[10]Bird P.An updated digitalmodel of p late boundaries.Geochem.Geophys.Geosyst.,2003,4:1027

[11]Global CMT Web Page.Global Centroid Moment Tenso r Project＜http:∥www.globalcm t.o rg/＞ (accessed 30 March 2011)

[12]Savage J C.A dislocation model of strain accumulation and release at a subduction zone.J.Geophys.Res.,1983,88:4984-4996

[13]Nishimura T,Miura S,Tachibana K,et al.Distribution of seismic coup ling on the subducting plate boundary in northeastern Japan inferred from GPS observations.Tectonophysics,2000,323:217-238

[14]Uchida N,Matsuzawa T,Nakajima J,et al.Subduction of a wedge-shaped Philippine Sea p late beneath Kanto,central Japan,estimated from converted waves and small repeating earthquakes.J.Geophys.Res.,2010,115:B07309

[15]Heki K,Miyazaki S,Tsuji H.Silent fault slip follow ing an interplate thrust earthquake at the Japan Trench.Nature,1997,386:595-597

[16]Sagiya T,Miyazaki S,Tada T.Continuous GPS array and p resent-day crustal deformation of Japan.Pure App l.Geophys.,2000,157:2303-2322

[17]Yabuki T,Matsu’ura M.Geodetic data inversion using a Bayesian info rmation criterion fo r spatial distribution of fault slip.Geophys.J.Int.,1992,109:363-375

[18]Nakajima J,Hasegawa A.Anomalous low-velocity zone and linear alignment of seismicity along it in the subducted Pacific slab beneath Kanto,Japan:reactivation of subducted fracture zone?Geophys.Res.Lett.,2006,33:L16309

[19]Igarashi T,Matsuzawa T,Umino N,et al.Spatial distribution of focal mechanisms for and intrap late earthquakesassociated with the subducting Pacific p late beneath the northeastern Japan arc:a triple-p laned deep seismic zone.J.Geophys.Res.,2001,106:2177-2191

[20]Nakajima J,Matsuzawa T,Hasegawa A,et al.Seismic imaging of arc magma and fluids under the central part of northeast Japan.Tectonophysics,2001,341:1-17

[21]Shearer P,Burgmann R.Lessons learned from the 2004 Sumatra-Andaman megathrust rup ture.Annu.Rev.Earth Planet.Sci.,2010,38:103-131

[22]Pollitz F.Gravitational viscoelastic postseismic relaxation on a layered spherical earth.J.Geophys.Res.,1997,102:17921-17941

[23]Ozawa S,Kaidzu M,Murakami M,et al.Coseismic and postseismic crustal deformation after the MW8 Tokachi-Oki earthquake in Japan.Earth Planets Space,2004,56:675-680

[24]Hsu Y,Simons M,Avouac J P,et al.Frictional afterslip follow ing the 2005 Nias-Simeulue earthquake,Sumatra.Science,2006,312:1921-1926

[25]Mo reno M,Rosenau M,Oncken O.2010 Maule earthquake slip co rrelates w ith p re-seismic locking of Andean subduction zone.Nature,2010,467:198-202

[26]Melbourn T I, Webb F H,Stock JM,et al.Rapid postseismic transients in subduction zones from continuous GPS.J.Geophys.Res.,2002,107:2241

[27]Chlieh M,Avouac J P,Hjo rleifsdottir V,et al.Coseismic slip and afterslip of the great MW9.15 Sumatra-Andaman earthquake of 2004.Bull.Seism.Soc.Am.,2007,97:S152-S173

[28]Kato T.Secular and earthquake-related vertical crustalmovements in Japan as deduced from tidal records(1951—1981).Tectonophysics,1983,97:183-200

[29]Matsu’ura T,Furusawa A,Saomoto H.Long-term and short-term vertical velocity profiles across the forearc in the NE Japan subduction zone.Quat.Res.,2009,71:227-238

[30]Suito H,Freymueller J T.A viscoelastic and afterslip postseismic deformation model for the 1964 Alaska earthquake.J.Geophys.Res.,2009,114:B11404