2015, Vol. 58
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 大陆碰撞与高原隆升重点实验室, 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100101
选取19个方位角覆盖均匀的远场P波垂向波形记录和13个近场P波初动符号进行约束,基于剪切位错点源模型确定此次地震的震源机制解. 结合地质构造背景资料, 确定断层破裂面的走向. 在考虑海水层多次反射效应的影响下,采用18个远场P波垂向波形数据和21个远场SH波切向波形数据,利用有限断层模型,将断层面剖分为17×9块子断层单元来模拟破裂面上滑动的时空分布,通过波形反演的方法获得此次地震的震源破裂过程.
利用海水层地壳模型,剪切位错点源模型的反演结果为:走向323°,倾角86.1°,滑动角-180°,震源深度为10.6 km. 有限断层模型的反演结果表明, 此次地震的破裂过程相对简单,主要滑动量集中于震源上方35km×9 km的区域内, 破裂时间持续19s左右,平均破裂传播速度约为2.7 km·s-1,较大滑动量均沿着走向分布,最大滑动量为249 cm. 此次地震为发生在戈尔达板块内部的一次Mw6.9级的陡倾角走滑型地震.
此次地震为单纯的走滑型地震,断层面接近竖直方向,且发生在洋壳底部,因此破坏力不大,不会对沿岸城市造成重大损失. 陡倾角断层在走滑错动的过程中不会使海底地形发生大幅度变化,不会引起大面积水体的突然升降,因此不会诱发大规模海啸.
2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Key Laboratory of Continental Collision and Plateau Uplift (LCPU), Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
The focal mechanism of the earthquake is obtained by dislocation source model utilizing 19 far-field P vertical waveform records with uniform azimuth coverage and 13 near-field P-wave initial motions. Based on the obtained focal mechanism, we get the strike angle of fault rupture surface combined with the geological structure background. In the following finite fault inversion, the fault surface is divided into 17×9 subfaults to simulate the temporal and spatial distribution of the slips, along with the use of 18 far-field P vertical waveform records and 21 far-field SH tangent waveform records, then we can retrieve the rupture process of the earthquake using waveform inversion method with the multi-reflection effect under consideration.
Based on the seawater-layered model, the focal mechanism solution based on the shear dislocation source model indicates that this event occurred on the rupture plane (strike angle 323°, dip angle 86.1°, rake angle -180°, focal depth 10.6 km) is a high-angle strike-slip faulting. The rupture process is rather simple, the distribution of major slips is concentered in the region of 35 km×9 km above the source, the rupture lasts about 19 seconds, the average rupture velocity is about 2.7 km·s-1, the larger slips distribute along the strike direction, and the maximum slip is 249 cm. The earthquake is an Mw6.9 strike-slip event with steep dip angle that occurs in the Gorda plate.
The earthquake is a pure strike-slip faulting event occurring beneath the seabed, the fault surface is nearly vertical, so it did not cause great damage to the cities off the coast. Since the earthquake does not change the topography of the seafloor in the rupture process, so there is no big displacement of seawater, thus, it won't trigger a large-scale tsunami.
北京时间2014年3月10日13点18分在美国加利福尼亚州尤里卡的西北岸80公里处海域发生了一次强震. 地震发生后，在北加利福尼亚州沿岸以及俄勒冈州南部均有震感，但并未造成重大的人员伤亡和财产损失，根据太平洋海啸预警中心(PTWC)的报道，没有海啸的威胁.
根据美国地质调查局(USGS)的定位结果，此次地震的震中位置为：40.829°N，125.134°W，位于戈尔达板块内部，临近门多西诺三联点构造区. 门多西诺三联点大约形成于30个百万年之前太平洋—法拉龙洋脊俯冲到北美洲—法拉龙海沟之下的构造作用，太平洋板块，北美洲板块以及戈尔达板块(古法拉龙板块的残余部分)之间的相互作用为该构造运动的主要推动力(Atwater，1970). 该区域的地质构造特别复杂，三个板块之间的相互作用不但引起了快速的地面抬升和地壳变形，而且是地震活动的多发区域(Oppenheimer等，1993；Furlong和Schwartz，2004). 由于此次地震所处区域的构造作用形式复杂，因此对该区域的研究是一直是地震学与地球动力学的研究热点之一(Bolt等，1968; Seeber等，1970; Jachens和Griscom，1983； Litehiser，1989; Popov等，2012).
对于强震，通过远场宽频带数字记录，基于有限断层模型，利用波形反演的方法可获得地震时断层面上破裂过程的详细情况(姚振兴和纪晨，1997; 郭志等，2008; 王卫民等，2013). 地震发生后，我们利用国际地震学研究联合会(IRIS)提供的远场波形数据，通过波形反演方法分别获得了此次地震的震源机制解和震源破裂过程. 对于震中位置在海域中地震的破裂过程研究，前人往往未考虑海水层多次反射效应的影响(郭志等，2008; 郝金来等，2011). 本文在计算理论地震图时，考虑了海水层多次反射效应的影响，并简要讨论了剪切位错点源模型的反演结果受海水层多次反射影响的大小. 从获得的震源机制解及破裂的时空分布出发，解释了本次地震未引发重大伤亡及海啸的原因，为该区域断层特性的研究提供了参考和依据.
2 研究方法远场地震波形记录对地震的破裂过程具有较高的分辨率，因此根据远场地震波形记录可以迅速地测定震源破裂过程(王卫民等，2008).在基于有限断层模型(Hartzell和Heaton，1983；姚振兴和纪晨，1997；王卫民等，2008；郝金来等，2011；王卫民等，2013)进行求解时，首先需要通过剪切位错点源模型反演获得震源机制解. 待反演的震源参数有5个，分别为震源深度、滑动角度、节面走向、倾角与震源时间函数. 根据反演得到的两个节平面，结合当地的地质构造背景，确定震源破裂面的走向.
在点源模型确定的震源机制解的基础上，再进行有限断层模型反演. 先将地震断层根据破裂面的几何形态划分为M个子断层，对于每一个子断层面元有4个参数需要反演，即为错动角度λ，错动距离ΔD，破裂速度V以及错动时间函数的上升时间t. 在计算过程中共有4M个变量需要反演，因此这是 一个典型的非线性反演问题，采用模拟退火法进行反演(姚振兴和纪晨，1997). 本文采用的目标函数通过归一化，对振幅大小的偏差不敏感，而主要强调波形间的匹配关系(姚振兴和纪晨，1997)，误差函数如下所示：
式中，N为使用的台站个数，oi(t)为第i个地震台站的实际观测数据，fi(t)为第i个地震台站的理论地震图. 在本文中，我们采用广义射线法计算理论地震图，广义射线理论是计算远场理论地震图的有效方法(姚振兴和纪晨，1997). 对于剪切位错源，远场P波产生的垂向位移可表示为
(m=2)断层所对应的格林函数，D ·(t)为震源
远场时间函数，Am(λ，δ，θ)为剪切位错源的方向性函数，
M0为标量地震矩，ρ为震源处的介质密度，*表示褶积. 远场P波垂直位移的格林函数可表示为
，α和β分别为介质中P波和S波速度，p为射线参数，H为震源深度；rpp和rsp为pP和sP波在自由表面的反射系数，Rpz(p)为P波的接收函数，与地震台站下方的介质参数有关.
鉴于此次地震发生在太平洋底，上行的pP和sP波在海水层内会形成多次反射波，我们考虑了震源区附近海水层的多次反射波效应.如图 1所示(仅给出pP对应的三条多次反射波示意图)，对于pP波，考虑pP1，pP2，pP3三条多次反射波的贡献;对 于sP波，考虑sP1，sP2，sP3三条多次反射波的贡献(在图 1中未给出，原理与pP相同).
 | 图 1 震源区海水层的多次反射效应Fig. 1 Multi-reflection effect of the seawater layer in the source zone |
此时，在考虑海水层的多次反射效应的情况下，远场P波垂直位移的格林函数可表示为
，αw为海水层内的P波速度，D为海水深度.
3 点源模型反演结果 此次地震发生在海中，数据质量较差，选取信噪比较高且方位角覆盖比较均匀的19个远场(震中距范围为30°<Δ<90°)P波垂向波形数据，并利用13个起跳明显的近场(震中距范围为0°<Δ<20°)P波初动符号进行约束，分别在有和无海水层的情况下得到了剪切位错点源模型的震源机制解.
如图 2(a，b)所示分别为常规的点源反演与考虑海水层多次反射效应情况下的点源反演的震源机制解结果. 从波形拟合情况来看，在考虑有海水层时，后续波形拟合情况有一些改善，但从反演结果来看，除了震源深度之外，二者其余震源参数的反演结果差别不大，就此问题，我们将在后面的讨论部分给予简要的讨论. 在此采用考虑海水层多次反射效应获得的图 2b的结果. 点源反演得到两组节平面参数，节面一为：走向233°，倾角90°，滑动角0°；节面二为：走向323°，倾角86.1°，滑动角-180°. 其中节面二的走向与倾角信息与实际地质构造情况吻合较好，因此采用这一组的节面参数解作为断层破裂面. 点源模型确定震源位于洋壳下的深度为8.1 km，考虑震中的海水深度约为2.5 km(由谷歌地球卫星 数据获得)，因此震源深度最终定为10.6 km. 断层 倾角和滑动角表明此次地震为一次陡倾角的走滑型事件.
 | 图 2 美国加州西北岸Mw6.9级地震震源机制解 (a)未考虑海水层多次反射效应的结果；(b)考虑海水层多次反射效应结果.采用下半球投影，给出点源模型下的P波垂向位移理论图(红线)与实际资料(黑线)的拟合情况.图(a，b)左下方均给出了两组最优震源球节面解(其中λ，δ，θ分别代表断层滑移角，断层倾角以及断层的走向). 图(a)左下方中h代表震源深度，图(b)左下方中h代表了震源位于洋壳下的深度. 图(a，b)右下方均为各自点源模型的震源时间函数.Fig. 2 Focal mechanism of the Mw6.9 earthquake in the Northwestern coast of California (a)Result without the effect of seawater;(b)Result with the effect of seawater. Lower-hemisphere projection is used here. The observed P wave records(black line) and the synthetic seismograms(red line)based on the dislocation source model are compared. The parameters of two optimal fault planes are listed in both figure(a) and figure(b)，with λ，δ，θ indicating the rake angle，dip angle and strike angle respectively，h in figure(a)indicates the source depth，h in figure(b)indicates the depth beneath the oceanic crust. The source time function is plotted in the lower right corner of the figure. |
根据剪切位错点源模型的反演结果，断层面的走向为323°，断层面倾角为86.1°，结合此次地震发震后5小时内的余震分布情况，选用一条沿走向长为85 km，沿倾向长为27 km的断层面，并将其剖分成面积为(5×3)km2的17×9块子断层单元来模拟破裂面上滑动的时空分布. 在18个远场P波垂向波形数据的基础上，增加21个远场SH波切向波形数据反演震源破裂过程，获得了波形拟合的结果以及本次地震断层的破裂滑动分布情况.
如图 3所示为根据有限断层模型计算的理论地震图和观测波形数据的拟合结果，波形的主体部分相关性较好. 图 4c为断层面上破裂滑动的时空分布结果. 此次地震的破裂过程相对简单，滑动分布较为集中，主要滑动量在空间上分布于震源上方35 km×9 km的区域内.断层破裂面的较大滑动量主要集中在前9 s内，随着破裂传播时间的增加，滑动量的平均值快速下降，断层面上的平均滑动量约为47 cm，最大滑动量为249 cm. 子断层的滑动方向主要沿着走向方向，滑动方向的平均值为-181°. 反演得到的地震矩张量为3.12×1019N·m，换算成矩张量震级为Mw6.9. 图 5为标量地震矩释放随时间的变化图，此次地震的破裂过程大约持续了19 s，平均破裂传播速度约为2.7 km·s-1，标量地震矩释放的峰值出现在3~9 s之间，9 s之后此次地震的绝大部分能量得到了释放.
 | 图 3 利用有限断层模型获得的远场P波和SH波波形拟合结果 红线为实际观测数据，黑线为位移的理论地震图，并给出了每个记录的方位角(左上)，震中距(左下)，振幅比(上方)以及台站的名称(右).Fig. 3 The fitting results of the observed far field P and SH waveforms and the synthetic waveforms obtained by finite fault model The red line indicates the observed record， and the black line indicates the synthetic seismogram，the azimuth，epicentral distance，amplitude ration and station are also plotted. |
 | 图 4(a)有限断层模型在地表投影;(b)三维示意图;(c)地震断层面上滑动的时空分布 五角星表示震中位置，箭头大小表示滑动量大小，箭头方向表示滑动方向，图中数字为破裂传播时间.Fig. 4(a)Surface projection of the finite model;(b)3D view of the fault;(c)Slip distribution on the fault model The five-pointed star indicates the epicenter，the size of the arrow indicates the slip size，the direction of the arrow indicates the slip direction，the number in the figure is the rupture propagation time. |
 | 图 5 标量地震矩释放随时间变化关系Fig. 5 Relationship between scalar seismic moment rate and the time |
当利用远场P波波形求解发生在海洋下部地震震源机制解时，采用不考虑和考虑有海水层时获得的震源机制解结果较为相似，但后者对后续波形拟合的质量有所提高，如图 2a和图 2b所示. 其解释如下.
以台站TIXI为例，震中距为Δ=56.5°，分别采用均匀半无限模型(模型1)和海水层模型(模型2)给出计算体波理论地震图时各种反射P波对应幅值以及相对于直达波P时间延迟的计算结果，两种模型的震源深度值分别采用图 2a和图 2b的反演结果，具体参数分别如表 1和表 2所示.对于均匀半无 限模型，仅需计算自由表面反射波pP和sP的振幅及时间延迟；对于海水层模型，需同时计算在洋壳底部的反射波pP和sP以及经过海水层多次反射后的反射波pP1，pP2，pP3，sP1，sP2，sP3的振幅和时间延迟，具体计算结果分别如表 3和表 4所示.
 | 表 1 均匀半无限模型参数Table 1 Parameters of homogeneous semi-infinite model |
| 表 2 海水层模型参数Table 2 Parameters of seawater layer model |
| 表 3 半无限模型中的震相振幅及时间延迟Table 3 Seismic phase and time delay in homogeneous semi-infinite model |
| 表 4 海水层模型中的震相振幅及时间延迟Table 4 Seismic phase and time delay in seawater layer model |
由表 3的结果可知，对于模型1来说，三个震相的振幅比为p∶pP∶sP=1∶0.796∶0.843，当震源深度为7.7 km时，反射波pP和sP相对于直达波P的时间延迟分别为Δtp=2.3 s，Δts=3.4 s；由表 4的结果可知，对于模型2来说，P，pP及sP三个震相 占主要地位，振幅比为p∶pP∶sP=1∶0.647∶0.773，当 震源深度为10.6 km时(位于洋壳下的深度为8.1 km)， 相对时间延迟分别为Δtp=2.4 s，Δts=3.5 s. 远场体波理论图主要由P，pP和sP三个震相决定的. 在两种模型下，主要震相的振幅比和相对时间延迟(当改变震源深度后)较为接近，且海水层内的多次反射波振幅相对较小，因此在两种模型下求得的点源模型震源机制解很接近，由于在海水层模型中考虑了海水的实际深度，因此两种模型下的反演结果在震源深度上的差异主要体现在海水层的厚度上.
从表 4可知，海水层内多次波振幅与海底反射P波相比，虽小但不能忽略. 对比图 2a和图 2b中的波形拟合情况可知，利用海水层模型时，SFJD，MTDJ，TIXI，MAKZ等台站的波形拟合情况有了明显的改善.由此可见，当求解发生在海洋地区地震 点源模型震源机制解或利用有限断层模型研究其震 源破裂过程时，如本文所示，应当采用海水层地壳模型.
6 结论美国加州西北岸历史地震(Mw≥5.5)震源机制及震中区域的地质构造背景分别如图 6(a，b)所示. 此次地震的震中位于戈尔达板块内部，临近门多西诺三联点构造区. 如图 6a所示为从1980年1月1日至2014年3月10日之间发生在加州西海岸Mw≥5.5级地震的分布情况. 在三联点以南，北美洲板块与太平洋板块以5.8 cm·a-1的相对滑动速度(Litehiser，1989)交错挤压形成贯穿美国加利福尼亚州的圣安德列斯断层，震源类型以走滑型地震 为主(Popov et al., 2012).在三联点以北，沿着门多西诺破裂带以及布兰科破裂带分布的震源类型也以走 滑型为主；沿着加州西北岸，戈尔达板块以2.5 cm·a-1 的速度倾斜俯冲到北美洲板块之下形成逆冲断层(Jachens和Griscom，1983；Litehiser，1989)，为卡斯卡迪亚俯冲带的一部分，该区域的震源类型以逆冲型地震为主；在门多西诺角附近沿海及内陆地区，也以逆冲型断层为主，如1992年4月25日发生的 MS7.1级派多利亚地震(Oppenheimer et al., 1993)； Bolt等(1968)和Seeber等(1970)认为从门多西诺角至布兰达破裂带存在一条走滑型断层，该断层穿过戈尔达板块内部，为圣安德列斯断层的西北向分支. 如图 6b所示，为本次地震震中区域历史地震事件的放大图，从历史地震的震源机制类型来看，该位置以走滑型地震事件为主，且在戈尔达板块内部确实存在一系列沿着西北方向的走滑型地震事件，在一定程度上符合Bolt等(1968)和Seeber等(1970)认为在戈尔达板块内部存在西北向走滑断层的假设，因此无论是从本文获得的反演结果还是参考区域历史地震事件，此次地震的震源机制定性为一次陡倾角的走滑型事件，该结果是合理的.
 | 图 6(a)加州西北岸Mw≥5.5级地震的历史震源机制(1980-01-01—2014-03-10)，其中红色五角星表示此次地 震事件的震中，绿色圆点表示此次主震发生后5 h内的余震分布(来自美国哈佛大学提供的矩张量地震目录)；(b)图(a)中红框范围内地震震源机制解的放大图以及相应区域的地质构造背景Fig. 6(a)Focal mechanism of Mw≥5.5 historical earthquakes that happened in the northwestern coast of California(1980-01-01—2014-03-10)，the red five-pointed star indicates the epicenter of the event，the green dots indicate aftershocks of the event during five hours(provided by Harvard CMT catalog)；(b)The enlarge figure of focal mechanism for the earthquakes that happened in the red box area of figure(a) and geological structure background in the epicenter area. |
海底地震是诱发海啸的主要原因，它是由于地壳垂向错动造成大面积水体的突然升降引发的(于福江等，2011). 由于图 6b所示区域地震的断层类型以走滑型为主，对海底地形的影响很小，因此产生海啸的可能性不大(http://www.san and reasfault.org/tsunamis.html).对于走滑型断层来说，只有极少数情况下，才会引发海啸.例如1994年11月15日在菲律宾民都洛岛发生Mw7.1地震，诱发该地震的走滑断层伴随着“抑制弯曲-弹出”结构，从而引起局部范围内海啸(Tanioka和Satake，1996；Legg等，2003); 2010年1月12日海地Mw7.0地震引发较大规模海啸，为走滑断层和海岸滑坡双重作用下的结果(Hornbach等，2010). 通过上面的讨论可以看到，就震源机制而言，走滑型的断层不具有产生海啸的先天优势，但与具体地质背景相结合，由于特殊的板块作用模式，不排除诱发局部区域海啸的可能 性. 根据美国大气海洋局(NOAA)统计的从2001年1月13日至2014年3月1日发生的33次较大规模的由地震诱发的海啸事件(http://nctr.pmel.noaa.gov/database_devel.html)，除了“2010-01-12海地海啸”为走滑型断层引起之外，其余海啸均由倾滑或以倾滑为主的断层类型诱发，且海啸位置均不位于北美西海岸区域，可见该地区产生大规模海啸的可能性极小.
本次地震震中位置所处的构造环境较为复杂，震源类型呈现多样化. 利用远场P波垂向波形记录，通过点源模型反演，确定了此次地震的震源机制为陡倾角的走滑型事件，与Bolt等(1968)和Seeber等(1970)认为以门多西诺角为起点经过戈尔达板块存在着一条西北向走滑型断层的观点相一致，但是该地区更为精细准确的板块构造信息有待更多的地震事件来验证和科学工作者进一步的研究. 基于有限断层模型，利用远场P波垂向波形记录和远场SH波切向波形记录获得了2014年3月10日加州西北岸地震的震源破裂过程图像. 结果表明，此次地震为震级为Mw6.9，地震的震源破裂过程大约持续了19 s，平均破裂传播速度约为2.7 km·s-1，主 要滑动量沿走向方向集中分布，最大滑动量为249 cm. 不同于2004年印尼“12·26”地震(王敏等，2006)及2011年日本“3·11”地震(郝金来等，2011)，本次地震为单纯的走滑型地震，断层面接近竖直方向，且发生在洋壳底部，因此破坏力不大，不会对沿岸城市造成重大损失，陡倾角断层不会使海底地形发生大幅度变化，因此不会诱发大规模海啸.
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