1999年土耳其Izm it MW 7.6地震的持續(xù)成核過程＊

Michel Bouchon,Hayrullah Karabulut,Mustafa Aktar,Serdar?zalaybey,Jean Schmittbuhl,Marie-Paule Bouin

對(duì)于地震預(yù)測(cè)和風(fēng)險(xiǎn)評(píng)估而言,地震前可檢測(cè)出成核期的存在或觀測(cè)到這一成核期的存在是一項(xiàng)長期目標(biāo)。雖然一些地震前會(huì)發(fā)生前震已經(jīng)成為共識(shí),但迄今為止還沒有什么辦法能夠?qū)⑦@些前震與常規(guī)地震區(qū)別開來,因而在隨后發(fā)生了更大的地震之前沒有客觀的方式可以將這些地震事件識(shí)別為前震[1]。另一方面,對(duì)于某些地震記錄上出現(xiàn)持續(xù)時(shí)間很短的(幾秒甚至更短)成核期(可能表明地震前斷層上滑動(dòng)不穩(wěn)定性的提高),科學(xué)家有著激烈的爭(zhēng)議[2]。地震成核的實(shí)驗(yàn)室[3-6]和理論[7-14]模型預(yù)測(cè)顯示,地震之前應(yīng)該出現(xiàn)滑動(dòng)不穩(wěn)定性,但這種不穩(wěn)定性是否足夠大,以至于在真實(shí)地球情況下也能探測(cè)到,而且持續(xù)時(shí)間也足夠長,從而可以提供一些有用的信息,所有這些都不得而知[15]。在這種情況下,我們研究了到目前為止最大的一次記錄完整的走滑地震1999年土耳其Izmit地震前的地震信號(hào),以對(duì)任何可能存在的成核期特征進(jìn)行描述。

1 Izmit地震

Izmit地震發(fā)生在1999年8月17日0時(shí)1分38秒(世界時(shí)),在25秒之內(nèi)就使橫穿土耳其西北部的北安那托利亞斷層(一個(gè)主要板塊邊界)150 km長的區(qū)段破裂[16-19]。地震期間,分別處于斷層兩側(cè)的兩個(gè)板塊之間發(fā)生錯(cuò)動(dòng),平移了～3 m。板塊的突然移動(dòng)發(fā)生在地殼的脆性部分,在該地區(qū)這一部分是指從地球表面到～17 km的深度[20]。由于溫度升高,該深度以下的巖石更具韌性,此處兩個(gè)板塊持續(xù)運(yùn)動(dòng),且每年相對(duì)彼此移動(dòng)～2.5 cm[21]。地殼的脆性與韌性部分之間的過渡帶內(nèi)發(fā)生的事件可能包括非火山型顫動(dòng)會(huì)對(duì)大地震的成核產(chǎn)生影響,但我們對(duì)此過渡帶內(nèi)發(fā)生的事情幾乎一無所知。

此次地震的震源深度的估算值略有差異[16,20],但都在15±2 km范圍之內(nèi),表明成核帶位于脆性地殼底部附近。地震前曾發(fā)生過前震[20,22],最大一次前震由當(dāng)?shù)氐膬蓚€(gè)地震臺(tái)站報(bào)道[20,22]。距震中最近(14 km)的那個(gè)臺(tái)站報(bào)道了另外7次前震[20]。該臺(tái)站(UCG;圖S1)配有一臺(tái)單垂直分量的短周期(1 Hz,L 4C)地震儀,外加一臺(tái)數(shù)字記錄器[23]。儀器記錄了垂直地面速度,采樣率為100 Hz。在某種程度上,該記錄揭示了震前發(fā)生在一次大地震的震源區(qū)內(nèi)的力學(xué)過程。

2 成核信號(hào)

UCG臺(tái)站位于石灰?guī)r上,這種硬質(zhì)巖石基本上不會(huì)使地震波大幅衰減或?qū)ζ湓斐捎绊?因而可提供良好的記錄條件。它像許多地震臺(tái)站一樣以觸發(fā)模式運(yùn)轉(zhuǎn),即只有超過地面運(yùn)動(dòng)的預(yù)設(shè)閾值時(shí)它才會(huì)開始記錄[24]。地震前45 min期間,在總共6個(gè)觸發(fā)窗口中記錄地面運(yùn)動(dòng),提供了將近10 min(563 s)的記錄信息。在其中一個(gè)記錄中(地震前20 min),可以發(fā)現(xiàn)5次地震(圖1)。每一次都以P波序列開始,2.4 s之后出現(xiàn)振幅更高的S波。有些地震發(fā)生的間隔小于5 s。在6個(gè)觸發(fā)窗口中可由視覺識(shí)別出總共18次事件(圖2),震級(jí)從 0.3到2.7不等(表S1)。這些地震有兩個(gè)非常突出的特點(diǎn):在數(shù)字化精度范圍之內(nèi)(0.01 s),它們的S減P走時(shí)相同;盡管它們的震級(jí)涉及范圍較大,但其波形卻驚人地相似。

圖1 主震前20 m in垂直地面運(yùn)動(dòng)記錄。該記錄是第二個(gè)觸發(fā)窗的一部分。圖中號(hào)碼表示從序列開始算起按時(shí)間順序的前震編號(hào)

另有幾個(gè)位于震中的不同方位角的臺(tái)站也記錄到了最大的那次前震。在除UCG(圖S1)之外的距震中最近的臺(tái)站,P波波至清晰,因此最大前震與主震之間的時(shí)差可以測(cè)定得非常精確。在數(shù)字化精度范圍之內(nèi)(0.01 s),這一時(shí)差(105.22 s)與UCG測(cè)定的完全相同,表明從前震和主震震源到達(dá)臺(tái)站的P波走時(shí)相同,同時(shí)也意味著前震的發(fā)源地就是震源。此外,在所有記錄到最大前震的臺(tái)站,P波極性與主震相同,表明前震滑動(dòng)機(jī)制與主震的相同。

因?yàn)樗惺录牟ㄐ螏缀跻粯?所以其中一次事件的波形可用作檢測(cè)其信號(hào)在噪聲水平之內(nèi)的較小地震事件存在的模板。這一過程是通過將此模板與記錄互相關(guān)來實(shí)現(xiàn)的[24]。由此產(chǎn)生的結(jié)果是,又檢測(cè)出比視覺識(shí)別出的多得多的事件(圖3a),使確認(rèn)的事件總數(shù)達(dá)到了約40個(gè)。

圖2 從上至下按時(shí)間順序排列的前震記錄。圖中示出每一道的起始時(shí)間、P波波至和S波波至。對(duì)每一道都?xì)w一化處理至其峰值振幅,見表S1。時(shí)間軸的原點(diǎn)對(duì)應(yīng)于P波波至

圖3 (a)將其中一次前震的波形與記錄互相關(guān)后得到的信號(hào)。上道相對(duì)于第一個(gè)觸發(fā)窗的起點(diǎn),出現(xiàn)在第一次前震之前。下道相對(duì)于地震之前40 s內(nèi)的地面運(yùn)動(dòng)。相關(guān)中的峰值顯示出發(fā)生了多次波形與模板類似的事件。號(hào)碼17和18表示圖2中前震事件的時(shí)間順序。(b)臨震前的地震信號(hào)。所記錄的地面運(yùn)動(dòng)(上道)顯示主震前0.14 s和0.07 s發(fā)生了兩次地震。紅色的下道示出同一記錄的第一部分,該記錄與之前發(fā)生的前震(用藍(lán)色表示,前震2)的P波波形相比放大了10倍

3 事件間距

為確認(rèn)這些事件源自同一個(gè)或幾乎同一個(gè)地方,我們比較了最初的兩個(gè)事件。從視覺上看,它們的波形(圖4a)幾乎相同。其互相關(guān)結(jié)果(圖4b)顯示這兩次事件的S減 P走時(shí)差為～0.0006 s。這一處于測(cè)定分辨率極限的數(shù)值表明其間距為～5 m。雖然兩次事件的這一間距是由該臺(tái)站觀測(cè)得到的,由此也是實(shí)際間距在波的傳播路徑上的投影,但與震源大小相比,這一數(shù)值確實(shí)小得令人驚奇[25]。

圖4 (a)第一次與第二次前震記錄的疊加。第二個(gè)記錄已由時(shí)間增量進(jìn)行了時(shí)間上的變換(傅里葉域內(nèi)),該時(shí)間增量使兩個(gè)信號(hào)的互相關(guān)實(shí)現(xiàn)了最大化。圖中示出P波和S波的起始狀態(tài)。P波波至對(duì)應(yīng)于時(shí)間軸的原點(diǎn)。P波波至前的非零振幅顯示出記錄的噪聲水平。(b)使最先發(fā)生的兩次前震波形之間的相關(guān)性實(shí)現(xiàn)最大化的時(shí)間變換的演化。這種相關(guān)性是在一個(gè)128點(diǎn)長(1.28 s)的滑動(dòng)窗口上方得到的。第一個(gè)窗口始于P波波至,并與時(shí)間軸的原點(diǎn)相對(duì)應(yīng)。隨后的時(shí)間變換是相對(duì)于第一個(gè)窗口測(cè)定的。時(shí)間變換通過在每一個(gè)時(shí)間步長插入相關(guān)峰值來完成

我們又作了進(jìn)一步分析,方法是將所有可能結(jié)成對(duì)的事件(136次,因?yàn)榈?次前震的P波在觸發(fā)窗之外,所以沒有記錄)的 P波和S波互相關(guān),并計(jì)算每一對(duì)事件的S減P時(shí)間差。由于所選用于相關(guān)性分析的窗口位置和長度可能對(duì)結(jié)果產(chǎn)生影響(因?yàn)榇嬖谠肼?脈沖波形也不對(duì)稱),所以我們對(duì)于每一對(duì)事件都考慮了200個(gè)不同的窗口。結(jié)果顯示,無論我們考慮的相關(guān)窗口如何,這些事件中任何一次事件的S減 P走時(shí)都與大多數(shù)其他事件的走時(shí)相差不到0.0024 s。這說明任何一次地震與其他多數(shù)地震所處的位置相距不超過20 m。雖然這一間距是由臺(tái)站觀測(cè)得到的,但與幾次最大地震的震源相比,其數(shù)值之小說明所有事件都源自斷層上范圍不超過幾次最大事件規(guī)模的同一個(gè)區(qū)域。

4 滑動(dòng)加速

實(shí)驗(yàn)室和理論研究表明,地震之前會(huì)出現(xiàn)一個(gè)漸進(jìn)性的滑動(dòng)不穩(wěn)定階段,在此期間,斷層緩慢滑動(dòng),而后突然加速并最終導(dǎo)致動(dòng)態(tài)破裂[3-14]。摩擦實(shí)驗(yàn)中也觀測(cè)到了滑動(dòng)加速的起始與顫動(dòng)型信號(hào)釋放之間的相關(guān)性[26]。本序列中最大的幾次事件超過了觸發(fā)閾值,所以對(duì)于它們的檢測(cè)應(yīng)該是完整的。如果我們只考慮這些事件,我們會(huì)發(fā)現(xiàn)第四大事件發(fā)生在主震前43 min,第三大事件發(fā)生在主震前20 m in,第二大事件發(fā)生在主震前12 min,最大一次發(fā)生在主震前1 min 45 s(圖2;表S1)。第四、三、二次事件的震級(jí)比較接近,說明該序列的最初42 min內(nèi)有一個(gè)緩慢加速過程,而隨后在主震前2 min時(shí)突然加速。主震前40 s長的記錄中顯示至少發(fā)生了6次事件,這也說明確實(shí)出現(xiàn)了突然加速的情況(圖3a)。

主震前不到1 s時(shí),這一過程再次加速,不穩(wěn)定性急劇增大:主震前0.14 s發(fā)生了一次地震,0.07 s以后又發(fā)生了一次,最終就發(fā)生了主震(圖3b)。雖然最先發(fā)生的兩次地震的時(shí)間間隔很短,但還是能夠清晰地觀測(cè)到第一次地震的P波脈沖。其形狀與寬度與其他事件的相同(圖3b)。對(duì)這些事件的振幅進(jìn)行比較,可以發(fā)現(xiàn)其震級(jí)為～2.0。與先前發(fā)生的任何一次地震相比,緊隨其后的那次地震的P脈沖更寬,振幅也更大。主震就發(fā)生在0.07 s之后。在主震之前很短的時(shí)間段內(nèi)可能發(fā)生了多次或一連串的地震事件,但除了這兩次最接近主震的前震之外,數(shù)據(jù)分解無法識(shí)別出別的東西了。

5 重復(fù)事件?

主震前的地震信號(hào)顯示出波形相同的地震事件呈重復(fù)模式(圖2、3)。事件發(fā)生的間隔為40 s(第一個(gè)觸發(fā)窗內(nèi))、～10 s(平均)、～5 s,然后是1/10 s。

對(duì)這些地震的頻譜進(jìn)行比較(圖 S2),可以證實(shí)觀測(cè)到的波形的相似性。多數(shù)地震有著幾乎相同的頻譜形狀和拐角頻率(超過這個(gè)頻率,頻譜振幅就會(huì)衰減)。這種相似性在某些事件中尤為明顯(圖5)。特別是,兩次最強(qiáng)前震的頻譜形狀幾乎完全一致(圖5c)。仔細(xì)考慮這兩次事件,可知導(dǎo)致這種相似性的原因可能有兩個(gè):(ⅰ)它們的頻譜拐角頻率都比所示的最大頻率(35 Hz)高,意味著這兩次事件在所考慮的頻譜范圍之上作為點(diǎn)源出現(xiàn),其源的大小無法用數(shù)據(jù)來進(jìn)行解析。(ⅱ)或者是,因?yàn)槌^事件的拐角頻率,頻譜振幅迅速降低,所以兩次事件可能有著幾乎相同的拐角頻率。第一種假設(shè)意味著約 800 MPa的極高的應(yīng)力降(據(jù)文獻(xiàn)[27])。如此高的數(shù)值遠(yuǎn)遠(yuǎn)超出了構(gòu)造地震中測(cè)得的數(shù)值范圍[28-29]。由此看來,兩次事件的拐角頻率有可能相似。由于拐角頻率與震源大小成反比,所以這可能意味著它們的震源大小幾乎相等。這一結(jié)果確實(shí)令人驚奇,因?yàn)樗鼈兊恼穹詈艽?表S1)。

圖5 (a-c)部分地震事件的S波地面速度頻譜比較。號(hào)碼表示圖2中前震事件的時(shí)間順序。對(duì)所有頻譜都分別進(jìn)行了儀器響應(yīng)校正和歸一化處理。5 Hz以下的頻譜振幅受低頻地震背景噪聲(其水平因事件而異)影響。每一次事件的記錄峰值振幅在括弧內(nèi)給出,單位μm/s。圖c示出兩次最大前震

將這兩次事件的震源作為位于主震震源的剪切滑移的一個(gè)區(qū)段來進(jìn)行模擬,并將計(jì)算得到的頻譜形狀與觀測(cè)得到的頻譜形狀相匹配,便可得到兩次事件震源大小的估算值。由此得到一個(gè)尺度為～300 m的震源區(qū)(圖S3)。由于該計(jì)算結(jié)果不能解釋波的滯彈性衰減(尚不明了,而且可能將譜峰漂移到較低的頻段),所以這一測(cè)定結(jié)果應(yīng)該被視為震源尺度的上限。然而,無論確切數(shù)值如何,大大超出其譜峰的兩次事件的頻譜形狀的相似性似乎要求它們的震源大小必須差不多完全相等。從臺(tái)站觀測(cè)和兩次事件的波形互相關(guān)得到的估算值來看,兩次事件的間距很小(～9 m),這進(jìn)一步證實(shí)了兩次地震的震源位于同一區(qū)域的觀點(diǎn)。兩次地震的振幅相差10倍,說明其應(yīng)力降(震源區(qū)段上的應(yīng)力釋放)也相差10倍。如果兩次事件的應(yīng)力降類似的話,那么從其振幅比中就應(yīng)該知道它們的拐角頻率(地震矩,地震的物理量度,即震源大小的立方尺度)相差2倍多點(diǎn)。這顯然不是我們的觀測(cè)結(jié)果(圖5c)。推測(cè)的震源大小(圖S3)表明,平均來說,該區(qū)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)。由這些數(shù)值可得,最大事件的應(yīng)力降為～2.6 MPa,這一數(shù)值是地震的典型值;第二次事件的則為～0.3MPa,這一數(shù)值比通常測(cè)定的要低。

其他地震的頻譜相似性(圖 S2、S4)也很有意思,但解釋起來卻非常困難。這些事件的相對(duì)較小的震級(jí)使得拐角頻率太高,無法根據(jù)數(shù)據(jù)進(jìn)行解析,抑或所有這些地震的震源大小都幾乎相同,略小于兩次最大前震的震級(jí)。為了確認(rèn)這種頻譜相似性不是緣自臺(tái)站處的局部場(chǎng)地效應(yīng)(如可能是地質(zhì)構(gòu)造的地震共振)或沿波的傳播路徑的滯彈性衰減,我們也給出了幾次余震的波譜,這些余震發(fā)生在數(shù)天之后,其所處位置距臺(tái)站的距離大致相等(圖 S5)。我們測(cè)得的頻譜形狀范圍很大,說明這些地震的拐角頻率不是緣自場(chǎng)地效應(yīng)或衰減效應(yīng),而更可能緣自震源效應(yīng)。如果情況果真如此,那么這說明Izmit地震前的事件的震源大小近乎相等。其結(jié)果是,這些小地震事件有著極低的應(yīng)力降,可能相當(dāng)于構(gòu)成非火山型顫動(dòng)[32-33]的低頻地震的應(yīng)力降[30-31]。拋開這種可能性不說,這些事件中某些地震的波譜幾乎完全一樣,(圖5a、5b),僅這一點(diǎn)就可以說明至少發(fā)生了一些重復(fù)性事件,這正與兩次最強(qiáng)前震的情況類似。

6 斷層蠕動(dòng)

眾所周知,地震會(huì)在其所處的斷層區(qū)段上釋放應(yīng)力,因此,間隔數(shù)分鐘(事件13和事件16;圖5c)或可能數(shù)秒鐘(事件5和事件6;圖5b)的重復(fù)性事件的存在確實(shí)很令人好奇。同一斷層區(qū)段的重復(fù)破裂似乎需要事件之間斷層段上應(yīng)力的反復(fù)加載?？梢蕴峁┻@種反復(fù)加載的一個(gè)簡(jiǎn)單機(jī)制就是該區(qū)段周邊區(qū)域的蠕動(dòng)。在其他地方也觀測(cè)到重復(fù)事件,特別是在加州的圣安德烈斯斷層[34-38],其原因被歸咎于震源周邊地區(qū)的蠕動(dòng)。與本文討論的事件相比,那里的地震復(fù)發(fā)時(shí)間往往是數(shù)月或數(shù)年,震級(jí)也大致相同。本文測(cè)定的震級(jí)差別可能是由于Izmit地震的前震間隔時(shí)間極短,這會(huì)強(qiáng)行使斷層區(qū)段作出快速響應(yīng)。換句話說,加載速度太快,因此不能產(chǎn)生穩(wěn)定的響應(yīng)。另一種可能是,斷層區(qū)段不僅會(huì)對(duì)加載作出響應(yīng),而且會(huì)對(duì)加載速率作出響應(yīng),而加載速率可能是極不規(guī)則的。

該記錄另一個(gè)有趣的特征是出現(xiàn)在第一次前震之后的低頻地震背景噪聲的變化(圖6)。與第一次前震巧合的是低頻地面運(yùn)動(dòng)的增強(qiáng)。而后,盡管第一次前震的振幅在S波波至(圖6中的下道)之后迅速衰減,但低頻運(yùn)動(dòng)水平仍然比震前高(圖6中的上道)。從那時(shí)起,這種低頻信號(hào)(在未經(jīng)濾波的記錄上也能看到)連續(xù)出現(xiàn)在所有記錄上,一直持續(xù)至主震起始(圖 S6)。這種信號(hào)的波譜顯示其頻率在2 Hz以下(圖 S7)。雖然僅靠一個(gè)臺(tái)站不可能確定其起源,但這種起始時(shí)間與第一次前震同步的低頻噪聲可能是當(dāng)時(shí)震源區(qū)周圍正在發(fā)生的斷層蠕動(dòng)的地震特征。

圖6 第一個(gè)觸發(fā)窗內(nèi)記錄的地面運(yùn)動(dòng)(下道)以及相應(yīng)的經(jīng)低于3 Hz的低通濾波的信號(hào)。號(hào)碼表示最先發(fā)生的兩次前震

7 展望

以上觀測(cè)結(jié)果表明,此次特殊地震前出現(xiàn)了一個(gè)慢滑時(shí)段,慢滑就發(fā)生在脆性地殼底部。持續(xù)時(shí)間相對(duì)較長的成核過程以及成核期間發(fā)出特征信號(hào)的觀測(cè)結(jié)果對(duì)于可能的地震預(yù)警系統(tǒng)而言非常令人鼓舞,但這一情況是否適用于其他大地震仍然有待觀察。一些記錄完整的其他地震,如1999年臺(tái)灣集集地震或2004年加州 Parkfield地震,沒有顯示出類似前震或成核事件的證據(jù)。下一步要做的事情包括重新審查其他記錄完整的大地震的近斷層地震記錄,以求獲取類似信號(hào)。同時(shí),欲了解這種持續(xù)很久的成核事件是否適用于此次實(shí)例以外的其他地震,還需要持續(xù)的地震監(jiān)測(cè)網(wǎng)絡(luò)來予以支持。

[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]Toks?z 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,Toks?z 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]?akir 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]?zalaybey 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,Bi?men 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