菲律賓海板塊內(nèi)發(fā)生的日本岐阜縣美濃東部地震（M5.6）的震源機制

雑賀 敦 大久保 慎人

引言

2011年12月14日13時01分，在岐阜縣瑞浪市發(fā)生了氣象廳震級（Mj）5.1的板內(nèi)地震。在瑞浪市觀測到的最大烈度為4度，當?shù)刈灾误w極為關(guān)注這次地震的發(fā)生。我們在震中周圍進行了高密度的觀測，對Mj5.1的主震及其余震進行了觀測。

位于瑞浪市的東濃地區(qū)處于東海地震帶（例如Ando et al，1975）的西北延長線上，東海地震帶在過去以大約150年的間隔曾多次發(fā)生MW8的大地震。在通過GPS觀測地殼變動時發(fā)現(xiàn)，菲律賓海板塊朝西北方向以每年2～6cm的速度向歐亞板塊擠壓（水藤，小澤，2009）。2008年，我們沿著東海到東濃地區(qū)的測線對板塊邊界在內(nèi)的深層地下構(gòu)造進行了稠密的地震觀測，Kato等（2010）確定了島弧地殼（歐亞板塊）和俯沖的海洋地殼（菲律賓海板塊），以及地幔楔的詳細地震波速度結(jié)構(gòu)，明確了深層低頻地震發(fā)生在俯沖的海洋地殼和地幔楔的交界處。此外，對三維地震波速度結(jié)構(gòu)的分析研究也有很多（Hirose et al，2008；Matsubara et al，2008）。Hirosee等（2008）還估計了菲律賓海板塊的上層形狀。東濃地區(qū)下菲律賓海板塊內(nèi)發(fā)生的多數(shù)地震最小主壓縮軸為東西向，與板塊走向相互平行（Toda and Matsumura，2006）。

東濃地區(qū)和東海地區(qū)的地下構(gòu)造與菲律賓海板塊的俯沖結(jié)構(gòu)密切相關(guān)?？紤]到此次大地震發(fā)生在東海地震帶深部延長帶上，有助于更好地理解菲律賓海板塊的俯沖結(jié)構(gòu)，因此我們嘗試對此次地震的發(fā)生機制進行研究。

1 東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)

圖1 東濃地區(qū)東濃地震科學(xué)研究所（TRIES）地震臺站的位置（插圖中的藍色矩形）。深蘭（原圖為彩色圖——譯注）、深紅和紅色三角形分別表示東濃地震科學(xué)研究所密集地震臺網(wǎng)的加速度儀臺站（地下型和井下型）和寬頻帶地震儀臺站。藍色空心三角形表示Hi－net臺站（Obara et al，2005）。深紅點表示深低頻地震事件（LFE）的震中。紅色等值線表示俯沖的菲律賓海板塊的上邊界（Hirose et al，2008）。使用等面積下半球投影繪出了美濃東部地震的國家地球科學(xué)與防災(zāi)研究所的矩心矩張量解。白色和紅色區(qū)分別代表震源的拉張區(qū)和壓縮區(qū)。白色和紅色圓圈分別表示T軸和P軸

公益財團法人地震預(yù)知綜合研究所振興會東濃地震科學(xué)研究所（TRIES），于1998年開始在岐阜縣東濃地區(qū)布設(shè)了地震觀測網(wǎng)（青木等，1999）。這一地區(qū)以高靈敏度地震觀測網(wǎng)（Hi－net）為代表的地震基礎(chǔ)觀測網(wǎng)很少，因此東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)就成為東濃地區(qū)地震研究的基礎(chǔ)。

東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)由超高密度地震觀測網(wǎng)（37個點）、寬頻帶地震觀測網(wǎng)（6個點）、深層鉆孔地震觀測網(wǎng)（6個點）共49個觀測點組成（圖1）。表1顯示的是東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)中49個觀測點的位置和觀測模式。超高密度地震觀測網(wǎng)和深層鉆孔地震觀測網(wǎng)使用的是過衰減型加速度計，由三豐公司生產(chǎn)，具有10V／G高靈敏度輸出功率（響應(yīng)特性參見大久保等，2012）。記錄到的地震動主要由白山工業(yè)制造的具有24位解析能力的LS7000交換機轉(zhuǎn)換成數(shù)字記錄，并對GPS信號每隔一小時或每發(fā)生1.5℃的溫差變化進行一次時刻校正，最后以WIN格式（ト部，1994）存入CF卡中。同時利用互聯(lián)網(wǎng)傳給東濃地震科學(xué)研究所（大久保，2008；大久保，2011a）。連續(xù)觀測始于2008年，到平成22年3月實現(xiàn)了在線傳輸，使得時時解析地震波形數(shù)據(jù)成為可能。至此，東濃地區(qū)開始實行了烈度情報對公眾公開（大久保，2011b）。

2 分析方法

在進行初始震源定位、相對震源定位以及確定震源機制解時，首先從氣象廳匯總的地震目錄中選出Mj5.1地震后活躍的余震記錄。從主震的發(fā)生到2012年3月末為止，共發(fā)生余震18次，抽取東濃地震科學(xué)研究所臺網(wǎng)和Hi－net臺網(wǎng)記錄的這些地震的波形數(shù)據(jù)，利用 WIN系統(tǒng)（卜部，束田，1992）讀取P波初動走時、S波初動走時、P波初動極性以及上下動分量波形的最大振幅。東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)的超高密度地震觀測網(wǎng)及深層鉆孔地震觀測網(wǎng)的地震波形數(shù)據(jù)中為加速度的記錄，所以可通過積分計算作為速度波形加以分析。圖2表示的是超高密度地震觀測網(wǎng)觀測到的主震的速度波形。對上下動分量和水平動分量分別以最大振幅進行歸一化。上下動分量上可以觀測到P波初動和約0.1秒后到達的P波最大振幅，水平分量上可以觀測到S波最大振幅。紅色三角是讀取到的P波、S波的主要破裂，藍色三角表示的是P波初動的到達時間。由于對初期破裂的S波到達時間讀取困難，因此有關(guān)主震震源的定位，采用P波、S波的主破裂走時數(shù)據(jù)，而震源機制解的確定，采用P波初動數(shù)據(jù)。震級的確定采用微震震級確定的渡邊（1971）算式，通過Hi－net波形的上下動最大振幅進行求解。

初始定位采用 HYPOMH（Hirata and Matsu'ura，1987）程序。這時，瑞浪市地下的速度結(jié)構(gòu)，從日本列島三維地震波的速度構(gòu)造表示軟件（Matsubara et al，2008）中獲得一維P波速度結(jié)構(gòu)，S波則采用VP／VS的比值1.73進行計算。超高密度地震觀測網(wǎng)的下面，存在著土岐花崗巖層（VP＝5.1±0.6km／s）的地震基盤，其上是新第三紀沉積層的瑞浪地層群（VP＝2.3±0.2km／s）（糸魚川，1980；大久保等，2012）。瑞浪地層群的厚度約100m，其速度比我們平時采用的地表速度結(jié)構(gòu)要緩慢。由于端浪層群的存在，估算出的震源的絕對深度可能會加深200m左右。由于200m對于深度誤差來說較小，所以無需進行觀測點校正，直接使用讀取到的數(shù)值來進行震源定位。

其次，為調(diào)查主震和余震的相對位置的關(guān)系，采用雙差震源定位法（Waldhauser and Ellsworth，2000）進行相對地震定位。速度結(jié)構(gòu)使用用于初始震源定位的一維速度結(jié)構(gòu)。在詳細的震源定位中，應(yīng)當采用將沉積層的厚度和板塊的形狀考慮在內(nèi)的三維速度結(jié)構(gòu)，但由于觀測點和震中都集中在瑞浪市，而且大部分地震波射線是幾乎垂直入射的，因此水平方向的速度不均勻性的影響很小，可直接使用一維的速度結(jié)構(gòu)。作為相對震源定位的輸入數(shù)據(jù)，使用同一觀測點、不同地震組中記錄到的P波、S波初動走時差。采用的走時差數(shù)據(jù)含有P波2704個，S波3141個?？紤]到讀取精度，S波的分析權(quán)重應(yīng)為P波的1／3。

最后，利用P波初動極性數(shù)據(jù)和HASH（Hardebeck and Shearer，2002）程序確定震源機制解?；贖ardebeck和Shearer（2002）的研究，選取震源機制解滿足4個指標的地震 ［①臺站分布比例（Reasenberg and Oppenheimer，1985）在0.55以上；②斷層面誤差在25度以內(nèi)；③機制解概率在0.78以上；④平均擬合差在0.20以內(nèi)］，共獲得了12次地震的震源機制解。

表1 東濃地震科學(xué)研究所地震臺站的位置和地震儀靈敏度

3 結(jié)果

通過相對震源定位確定出的主震和余震的位置以及發(fā)震時刻見表2。另外主震和余震的震源分布和震源機制解如圖4所示。主震的震級為里氏5.6級，深度約47.7km。本研究得出的震級大于Mj和由寬頻帶觀測網(wǎng)（F－net）波形計算的矩震級（MW），這是由于確定震級的方法不同造成的。本研究在WIN系統(tǒng)中采用微震震級（M）計算公式（渡辺，1971）。一般情況下，微震存在M大于Mj的傾向，震級是可以進行相對比較的。

通過相對地震定位可知，余震的分布趨勢為向東側(cè)傾斜。觀測走時差和計算走時差的殘差為P波0.026秒，S波0.037秒（圖5）。考慮到俯沖帶內(nèi)的P波速度為7.9km／s，S波速度為4.5km／s，推測相對位置的誤差在200m左右。參考余震分布情況，采用最小二乘法推測斷層面走向為N1°E±2°，傾斜角為54°±2°。主震的震源機制解為正斷型，T軸為東西方向，P軸為垂直方向。多數(shù)余震的震源機制解與主震相同，為T軸近東西方向的正斷型地震，但在東傾斜的斷層面深處發(fā)生的最大余震（M4.0）震源機制解含有走滑分量。

主震伴有M1.6規(guī)模的初期破裂，推測其震中位于主破裂的東北方向，距離大約300m。確定初期破裂的震源深度時，由于不能采用S波走時，定位誤差較大，于是利用初期破裂和主破裂的P波到達時間差進行確定。利用震源正上方觀測點的初期破裂和主破裂的P波到時差（ΔT）、P波速度（VP）和破裂傳播速度（Vr）估計初期破裂和主破裂的震源深度差（Δd），如下式所示：

圖2 東濃地震科學(xué)研究所地震臺網(wǎng)記錄的美濃東部地震的地震波形。對每個臺站的最大振幅進行了歸一化。（a）垂直分量。藍色（原圖為彩色圖——譯注）倒三角表示P波初動的向下起跳點。紅色倒三角表示P波的主要震動。（b）東西分量。紅色倒三角表示S波的主要震動

圖3 地震定位分析使用的東濃地區(qū)一維P波速度結(jié)構(gòu)（Matsubara et al，2008）

表2 美濃東部地震及余震的發(fā)震時刻、位置和震級

圖4 美濃東部地震（M5.6）和17次余震的震源分布。紅色實心圓（原圖為彩色圖——譯注）表示重定位的M5.6地震的震源及其初震。紅色空心圓表示重定位的余震震源。黑色十字表示每個地震事件的平均2σ相對定位誤差。在重定位的震源附近用等面積下半球投影繪出了使用P波初動極性確定的震源機制解?？招膱A和實心圓分別表示向下的初動和向上的初動。白色和綠色區(qū)表示初動的壓縮和拉張地區(qū)。震級在震源附近或震源機制解上用藍色字標出。藍色三角形表示東濃地震科學(xué)研究所的地震臺站?？v向深度剖面中的虛線表示用最小平方法估計的主震和余震的斷層面。右下圖表示美濃東部地震初震的震源機制解和斷層類型示意圖

通過距震中5km以內(nèi)14個觀測點的值確定ΔT為0.153±0.016s，若假設(shè)Vr為S波速度的0.7倍，那么 Δd 為350m（310～380m）。初期破裂震源的深度估計為48.1km（圖6，表2）。若將初期破裂到主破裂位置的破裂傳播時間作為初期破裂持續(xù)時間，那么初期破裂的持續(xù)時間為0.11s。

圖5 （a）P波和（b）S波觀測走時與計算走時的殘差直方圖

圖6 ΔT（初震與主震之間P波的到時差）與Vr（破裂速度）和Δd（初震與主震之間的震源深度差）的關(guān)系（原圖為彩色圖——譯注）

4 考察

Hirose等（2008）曾推測，瑞浪市下方的俯沖帶上層深度為大約42km。主震的震源深度約為47.7km，根據(jù)平均海洋地殼的厚度約為7km（White et al，1992）以及東海地區(qū)通過接收函數(shù)解析求出海洋地殼約8km（Kato et al，2010）的數(shù)據(jù)可推論出：主震發(fā)生在俯沖帶頂層向下約6km的俯沖帶內(nèi)（板塊莫霍面附近）。參照松田（1975）得出主震的斷層長約2～3km。余震活動發(fā)生在近54度的向東傾斜的斷層面上，從主震震源機制解中35度東側(cè)傾斜節(jié)面來看，東側(cè)傾斜斷層為這次地震活動的主破裂面。初期破裂發(fā)生在主破裂下方大約350m深處，向主破裂處傳播，直至主破裂處。根據(jù)很多余震發(fā)生在莫霍面附近以及主震下方這一特征，可以判斷當時的情況是：主破裂在距板塊頂部向下約6km處的板塊內(nèi)發(fā)生后，朝深處蔓延，后到達莫霍面附近。

根據(jù)Hirose等（2008）研究的俯沖帶頂層分布可知，這一地區(qū)俯沖帶有的地區(qū)是向下凸起的。主震的震源機制解為T軸東西方向，P軸垂直方向的正斷層型，根據(jù)F－net觀測網(wǎng)記錄推測的矩心矩張量解也得出同樣的結(jié)果。通常通過初動極性推導(dǎo)的機制解對應(yīng)的是初期破裂，F(xiàn)－net推導(dǎo)的震源機制解對應(yīng)的是主破裂，但從這次地震的初期破裂、主破裂顯示出相同的機制現(xiàn)象來看，應(yīng)該是東西走向伸展的巖層受到垂直方向的擠壓后產(chǎn)生了地震（圖7）。

在板塊同樣呈現(xiàn)向下凸起形狀的紀伊半島南部，也發(fā)生了T軸方向與斷層走向一致的正斷層型板內(nèi)地震（Mizoue et al，1983；池田等，2001）。并且其正上方的下地殼也發(fā)生了正斷型地震。下地殼與俯沖板塊的相互作用，在垂直方向產(chǎn)生了很強的擠壓，形成了向下凸起的俯沖形狀。另一方面，這次板內(nèi)地震震源區(qū)的正上方，瑞浪市周圍的下地殼中幾乎沒有發(fā)生地震。這是因為在瑞浪市周圍的地下，菲律賓海板塊的俯沖速度（Heki and Miyazaki，2001）、俯沖板塊傾斜角以及距海溝軸距離不同，導(dǎo)致下地殼與俯沖板塊不直接接觸，處于被隔離的應(yīng)力狀態(tài)。與Kato等（2010）確定的地下構(gòu)造比較，本次地震位于深層低頻地震向深部延伸的地區(qū)，位于板塊與地幔楔的相接處。由于地震發(fā)生在俯沖板塊的走向方向，應(yīng)力狀態(tài)為上下方向壓縮變形，因此地幔楔與俯沖板塊之間發(fā)生了很強的相互作用。板塊的變形是長期作用形成的現(xiàn)象，板塊自身黏性影響很大，但關(guān)于板塊黏性的討論，目前還沒有足夠的論據(jù)。那么，地幔楔的存在能否影響到板塊變形，要通過以下公式推導(dǎo)出板塊和地幔楔的剛性系數(shù)μ：

式中，ρ代表密度，VS代表S波速度。若假設(shè)地幔楔和俯沖板塊的密度分別為3 300kg／m3和3 000kg／m3（Dziewonski and Anderson，1981；Iwamori，2007），則根據(jù)Matsubara等（2008）的研究，可將瑞浪市地下40km、50km處的S波速度（4.36km／s、4.54km／s）分別作為地幔楔和板塊的S波速度。這時地幔楔和板塊的剛性率分別為62.7GPa和61.8GPa。地幔楔的剛性率略高，可見地幔楔的存在能夠?qū)Π鍓K的變形產(chǎn)生影響。今后，為了詳細了解俯沖板塊莫霍面附近的正斷型地震的發(fā)生原因，必須調(diào)查板塊變形與其黏性的聯(lián)系。

圖7 瑞浪市地下結(jié)構(gòu)示意圖（原圖為彩色圖——譯注）。菲律賓海板塊在該地區(qū)為凸面向下。美濃東部地震發(fā)生在張性應(yīng)力場與俯沖板塊邊緣平行的海洋莫霍面附近

作為板塊內(nèi)部正斷型地震的發(fā)震機制，也與板塊內(nèi)部會因含水礦物的脫水而伴生脆化現(xiàn)象有關(guān)（Kirby et al，1996；瀬野，2009），這時在海洋板塊內(nèi)部與海溝軸平行（margin－parallel）的地區(qū)，海溝外緣隆起型斷層面再次產(chǎn)生活動（Savage，1969；Ranero et al，2003），此次的地震是與海溝軸正交的（margin－normal）斷層面產(chǎn)生活動的結(jié)果。但是，Toda與 Matsumura（2006）認為，東濃和東海地區(qū)發(fā)生的板內(nèi)地震最小主壓縮軸為東西向，也就是說，此次地震并非是海溝外緣隆起型地震的再次活動，而是當前構(gòu)造運動產(chǎn)生的應(yīng)力場造成的。

4 結(jié)論

本文在東濃地震科學(xué)研究所地震觀測網(wǎng)數(shù)據(jù)中加入了Hi－net的數(shù)據(jù)，研究了岐阜縣美濃東部地震的震源定位和震源機制解。主震中存在著初期破裂（M1.6）和主破裂（M5.6），在深度48.1km的位置發(fā)生初期破裂后，破裂向約350m的淺處以及約300m的西南方向傳播，到達深47.7km處發(fā)生了主破裂。初期破裂和主破裂的震源機制解類似，都是T軸近東西方向，P軸近垂直方向的正斷型地震。余震發(fā)生在約54°向東傾斜的斷層面上，深度比主震略深，破裂一直延伸到俯沖板塊莫霍面附近。多數(shù)余震的震源機制解與主震類似，是T軸近東西方向的正斷型地震。T軸與俯沖板塊走向方向一致，板塊形狀向下方凸起，表明存在比板塊剛性略高的地幔楔。由此可知，在俯沖板塊莫霍面附近，由于現(xiàn)今狀態(tài)的構(gòu)造應(yīng)力場的影響，造成了這次正斷型地震的發(fā)生。