2004年蘇門答臘(MW9.1)地震前的長期地震平靜

Kei Katsumata

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2004年蘇門答臘(MW9.1)地震前的長期地震平靜

Kei Katsumata

摘要2004年蘇門答臘(MW9.1)地震之前的地震平靜開始于主震之前13年。分析了研究區(qū)(80°～110°E，10°S～20°N)內(nèi)國際地震中心建立的1964～2004年期間的地震目錄，包括1 153個震源深度小于100km，體波震級為5.0≤mb≤6.7的地震。用網(wǎng)格化技術(shù)(ZMAP)對該地震目錄的詳細分析顯示地震平靜區(qū)位于3°N和6°N之間，它覆蓋了震源區(qū)的東南部，包括2004年蘇門答臘地震的破裂起始點。觀察到的平靜區(qū)的空間圖像可以用位于主震斷層較深邊緣的長期緩慢滑動引起的應(yīng)力擾動來解釋，這可以通過基于實驗室實驗得出的摩擦定律的數(shù)值模擬來預(yù)測。雖然該地震平靜在統(tǒng)計上不顯著，但這種異常平靜會與以前研究中報告的其他長期異常(包括b值降低和潮汐觸發(fā)減少)在幾乎相同的時間和地點發(fā)生仍被認為是不大可能的。

0引言

2004年12月26日在印度尼西亞蘇門答臘北部西海岸近海的印度洋發(fā)生了一次巨震(圖1)。美國地質(zhì)調(diào)查局(USGS)確定的震源位置為3.30°N，95.98°E，深度為30km。根據(jù)全球矩心矩張量(CMT)解(Arvidsson and Ekstr?m，1998)，震源機制為低角度逆沖型(走向為329°，傾角為8°，滑動角為110°)，地震矩M0為3.95×1022N·m(MW9.0)。美國地質(zhì)調(diào)查局測定的震級為MW9.1。這次引人矚目的事件是俯沖的印澳板塊與逆掩的歐亞板塊交界處典型的俯沖帶地震。2004年蘇門答臘地震破裂的震源區(qū)沿安達曼海槽從2°～14°N延伸了1 200～1 300km(Ammonetal，2005；Taniokaetal，2006；Chliehetal，2007；Tanioka and Gusman，2012)。值得注意的是，全球定位系統(tǒng)臺網(wǎng)檢測到主震前幾十分鐘在震源區(qū)周圍電離層總電子含量有明顯的前兆正異常(Heki，2011)，盡管這種異常是一個有爭議的問題(例如，Thomasetal，2012；Heki and Enomoto，2013；Kamogawa and Kakinami，2013)。

人們對地震發(fā)生周期最后階段發(fā)生什么知之甚少。了解這種最后階段的重要線索之一是地震活動率的變化。通常，俯沖帶地區(qū)在地震之間以恒定的發(fā)生率發(fā)生小地震。根據(jù)地震平靜假說，當大地震迫近時，在后續(xù)主震引發(fā)破裂的地區(qū)及周圍小地震會減少(Mogi，1969)。幾個案例都支持這一假說(例如，Mogi，1969；Ohtakeetal，1977；Wyss，1985)。Wyss和Habermann(1988)總結(jié)了主震前具有前兆地震平靜的17個案例，震級范圍從M4.7到M8.0，并發(fā)現(xiàn)：(1)地震減少率范圍從45%到90%；(2)前兆持續(xù)時間范圍為15～75個月。近來，報道了幾個更可靠的前兆地震平靜：1988年斯皮塔克地震(M7.0；Wyss and Martiros-yan，1998)，1992年蘭德斯地震(M7.5；Wiemer and Wyss，1994)，1994年北海道東北近海地震(M8.3；Katsumata and Kasahara，1999)，1995年兵庫縣南部地震(M7.3；Enescu and Ito，2001)，以及2003年十勝近海地震(M8.3；Katsumata，2011a)。

另一方面，對巨震(M9)前的地震平靜的例子卻知之甚少。Kanamori(1981)指出，一些大地震之前的地震平靜持續(xù)時間超過20多年。Katsumata(2011b)報道了2011年東北太平洋海岸近海地震(M9.0)的長期地震平靜始于主震前23.4年。Imoto和Yamamoto(2008)檢測到2004年蘇門答臘地震之前2～4年地震活動率開始上升，而Bansal和Ogata(2013)發(fā)現(xiàn)在2004年蘇門答臘地震之前大約4.5年即2000年7月中旬起地震開始活躍。這兩項研究將傳染型余震序列(ETAS)模型應(yīng)用于地震活動，從而恰當?shù)啬M了地震活動的時間變化并準確地估計了統(tǒng)計顯著性。然而，由于空間分辨率相對較差，因此他們可能無法檢測長期地震平靜。本研究的目的是用盡可能高的空間和時間分辨率來識別和表征2004年蘇門答臘地震之前地震活動率的長期變化(即平靜和/或活躍)。

圖1　本研究中沿蘇門答臘—安達曼俯沖帶的研究區(qū)域以及用于計算Z值的地震(1964年1月1日至2004年12月25日，5.0≤mb≤6.7，0≤震源深度≤100km)震中分布圖，這是應(yīng)用了去叢集處理后的國際地震中心地震目錄。圖中顯示了包括2004年蘇門答臘、2005年尼亞斯和2007年明古魯MW8.5及以上特大地震的震源機制(這是由全球矩心矩張量項目測定的)。箭頭表示相對歐亞板塊的板塊運動方向(DeMets et al，1994)

1數(shù)據(jù)

本研究使用了1964年1月1日至2004年12月25日的國際地震中心(ISC)地震目錄。國際地震中心目錄中公布了各種震級，包括體波震級mb，面波震級MS，矩震級MW以及一些近震震級。國際地震中心在1964到2004年之間連續(xù)測定并公布了體波震級mb。面波震級的公布始于1978年。本項研究使用了mb的地震列表。選擇了沿安達曼群島、尼科巴群島和大巽他群島的震源深度小于100km的地震，包括弧后地區(qū)地殼中的淺源地震。

使用Wiemer和Wyss(2000)的方法，檢查了地震目錄中地震累積數(shù)與震級之間的關(guān)系來估計震級完整度Mc。結(jié)果是，Mc從1964年至1970年期間的約5.0逐漸降低到2004年的4.0。因此，本文使用1964年至2004年期間mb≥5.0且定位成功的地震。由于mb不能合理代表大地震的大小，因此本研究只使用5.0≤mb≤6.7的地震。

使用由Zhuang等(2002)開發(fā)的隨機去叢集方法從國際地震中心目錄中去掉了如震群和余震的叢集地震。該方法根據(jù)傳染型余震序列模型將地震活動分為兩個過程：背景地震和叢集地震。在下面的分析中使用背景地震。將原始未去叢集的國際地震中心目錄與背景地震目錄進行比較以檢查該方法是否有效。使用此方法對體波震級段為5.0≤mb≤6.7的國際地震中心目錄去叢集。雖然沒有包含mb6.7以上的地震，但對大地震后余震的刪除相當有效。例如，2000年6月4日M7.8的特大地震后一個月內(nèi)在南北向延伸100km以上的余震區(qū)內(nèi)發(fā)生了27次余震。我證實通過使用隨機去叢集方法明顯刪除了余震。

最終，在應(yīng)用了隨機去叢集方法(Zhuangetal，2002)后，我使用了從國際地震中心地震目錄中選擇的1964～2004年期間震源深度淺于100km，5.0≤mb≤6.7范圍的1 153個地震，這是本研究分析的基礎(chǔ)(圖1)。

2分析

2.1網(wǎng)格化技術(shù)

使用簡單的網(wǎng)格化技術(shù)(ZMAP；Wie-mer and Wyss，1994)系統(tǒng)地搜索了地震發(fā)生率在空間和時間上的變化。網(wǎng)格化技術(shù)的分析參數(shù)見表1。本文研究區(qū)(10°S～20°N，80°～110°E)內(nèi)的網(wǎng)格尺度是0.5°×0.5°。計算了所有地震對和節(jié)點的震中距，我在每個節(jié)點周圍選擇N=40個地震。當選擇N=40個地震時，圍繞每個節(jié)點畫一個圓，其半徑增大至包含40個震中位置。對所有節(jié)點固定參數(shù)N以便進行統(tǒng)計比較。用N=40地震對中的最大震中距來定義節(jié)點的空間分辨率r：如果地震活動率高，r就?。蝗绻卣鸹顒勇实?，r就大。選擇的40個地震都發(fā)生在t0(1964年1月1日)至te(2004年12月25日)期間。根據(jù)每個節(jié)點的累積數(shù)曲線，按如下方法計算Z值。首先，我以開始時間為Ts，結(jié)束時間為Ts+Tw設(shè)置時間窗，此時假設(shè)Tw=5年。其次，計算時間窗Tw內(nèi)的平均地震活動率Rw和背景時間段內(nèi)的平均地震活動率Rbg。Rbg在時間段t0到te之間確定，不包括Tw。然后，通過下列公式得到Z值：

(1)

式中Sbg和nbg分別是背景時段內(nèi)的方差和樣本數(shù)，Sw和nw分別是時間窗Tw內(nèi)的方差和樣本數(shù)。計算研究區(qū)內(nèi)所有節(jié)點在開始時間Ts的Z值，按0.1年的步長移動時間窗。Katsumata(2011a)也用實例描述了該網(wǎng)格化技術(shù)方法。

圖2顯示了國際地震中心地震目錄Ts等于1975～1999年期間Z值分布圖的時間圖。在計算Z值之前應(yīng)用了隨機去叢集處理。對于每個時間片，如果分辨率圓的半徑r小于或等于170km，那么研究區(qū)內(nèi)的所有網(wǎng)格點都被著色，這是有效網(wǎng)格點的定義。每個時間片有261個有效網(wǎng)格點，并且因為有359個時間片，用于計算Z值的網(wǎng)格點總數(shù)是93 699。

表1　本研究中網(wǎng)格化技術(shù)的特征參數(shù)1)

1)網(wǎng)格化技術(shù)分析的基礎(chǔ)是將N=40個地震的累積數(shù)作為時間的函數(shù)。累積數(shù)的圖開始時間為t0(1964年1月1日)，結(jié)束時間為te(2004年12月25日)。時間窗的開始時間為Ts，結(jié)束時間為Ts+Tw，其中t0≤Ts≤Ts+Tw≤te

2.2地震平靜

在261個網(wǎng)格點中，只有6個的Z值等于+6.6，這是1964.1

異常1體內(nèi)的震中空間范圍如圖3所示。大多數(shù)的震中都集中在4°和6°N之間，這里是2004年主震破裂的起始點并觀測到大的同震滑動。異常1體內(nèi)的地震累積數(shù)顯示地震平靜突然開始于1991年中期，地震活動率每年從0.91個地震下降到0.17個(下降81%)。平靜期持續(xù)到1999年，之后到主震前地震活動率立即恢復(fù)。在Z值為+6.4的異常1附近的網(wǎng)格點(4.0°N，96.5°E)也觀察到相似的時間行為(圖3)。

通過計算AS(t)函數(shù)(Habermann，1987；Wiemer and Wyss，1994)得到異常1的開始時間是1991年7月。AS(t)函數(shù)定量地估計累積數(shù)曲線斜率的改變點。因此，地震平靜開始于主震前13.3年(2004年9月至1991年7月共為13.3年)。地震平靜區(qū)的空間范圍由異常1附近Z值大于等于+6.4的網(wǎng)格點來確定(圖4)。以這些網(wǎng)格點為圓心的圓圈內(nèi)地震的震中分布表明該地區(qū)經(jīng)歷了地震平靜。根據(jù)這個定義，地震平靜區(qū)從2004年蘇門答臘地震破裂震源區(qū)的東南端向西北方向延伸了400km。在該破裂區(qū)的東南部觀察到了大的同震滑動(Ammonetal，2005；Chliehetal，2007；Tanioka and Gusman，2012)。這個空間匹配表明該地震平靜與2004年主震之間存在一些關(guān)系。

為了確認空間圖像，我下載了經(jīng)過雙差定位法(Pesiceketal，2010)重新定位的震源數(shù)據(jù)并將它們繪制在豎向橫截面上(圖4)。可識別出震源位置朝東北方向分布，這與印澳板塊的俯沖作用有關(guān)。平靜區(qū)內(nèi)的震源經(jīng)過重定位后不但沿深度超過30km的俯沖板塊分布，而且在大陸下面的地殼內(nèi)。

圖2　使用去叢集后的國際地震中心地震目錄計算的各時間的Z值分布。時間窗起始于Ts，結(jié)束于Ts+Tw，其中Tw=5年。如果分辨率圓的半徑小于170km，則所有網(wǎng)格點都著色。紅色(正Z值)和藍色(負Z值)分別代表地震活動率的降低和增加(原圖為彩色圖——譯注)。Ts=1 994.0和1 999.0的時間片內(nèi)的空心五角星分別表示2004年蘇門答臘地震和2007年明古魯?shù)卣鸬恼鹬形恢?/p>

2.3地震平靜的統(tǒng)計顯著性

在所有有效節(jié)點計算的Z值直方圖直觀地顯示出此時觀測到的大于+6.0的Z值很少(圖5)。例如，等于或大于+6.4的Z值有180個，這占93 699的很少一部分。報警立方圖是顯示可能是虛報的Z值異常的另一種方法(Wiemer，1996；Wyssetal，1996；Wyss and Martirosyan，1998)。在圖5中，橫軸表示研究區(qū)的空間坐標，縱軸表示時間?！罢惓！北欢x為當N=40，Tw=5年的情況下在任何節(jié)點及Ts=1964.1～1999.9的任何時間上Z≥+6.3的情形。其中，報警立方體只包含兩個標記為A1和A2的顯著正異常，這直觀說明Z=+6.6的異常似乎是該地區(qū)這個時期的一個異?，F(xiàn)象。

Z=+6.6確實是異?，F(xiàn)象嗎？即使我們通過使用統(tǒng)計參數(shù)發(fā)現(xiàn)了顯著的地震平靜，但這一發(fā)現(xiàn)也往往并不真實(Matthews and Reasenberg，1988)。為了估計本研究中檢測到的Z值異常的統(tǒng)計顯著性，進行了數(shù)值模擬。首先，從1964年1月1日至2004年12月25日之間隨機抽取一個日期并重復(fù)1 153次來生成一個具有1 153個地震的合成地震目錄。其次，將所抽取的天數(shù)分配給每個地震；而對震中經(jīng)度和緯度的原始值都保留。因為只有時間有變動，地震活動的分布保持不變。第三，用上述同樣的方式計算Z值，然后獲得最大Z值(Zmax)。這個過程重復(fù)2 000次，并對每次重復(fù)估算Zmax。

結(jié)果，所有2 000次重復(fù)都顯示Zmax=+6.6。這個結(jié)果意味著在1964～2004年期間在某處至少觀察到一次Z=+6.6異常，雖然地震活動隨機發(fā)生。因此，本研究中檢測到的Z=+6.6異常并非罕見現(xiàn)象。2004年蘇門答臘地震之前在破裂區(qū)東南端周圍觀測到了Z=+6.6的地震平靜；然而，該異常是偶然巧合的可能性很高。

2.4美國地質(zhì)調(diào)查局震的初定目錄

Bansal和Ogata(2013)比較了兩種地震目錄：美國地質(zhì)調(diào)查局震的初定目錄(PDE目錄國家地震信息中心)和國際地震中心地震目錄；他們認為國際地震中心地震目錄不適合調(diào)查2004年蘇門答臘地震前的地震活動。這里，我也比較了美國地質(zhì)調(diào)查局和國際地震中心的地震目錄以說明美國地質(zhì)調(diào)查局地震目錄的結(jié)果與國際地震中心地震目錄的結(jié)果幾乎相同。本研究使用的美國地質(zhì)調(diào)查局地震目錄包含1974年1月1日至2004年12月25日期間M≥5.0，震源深度淺于100km的位于圖1顯示區(qū)內(nèi)的所有地震，對此沒有應(yīng)用去叢集處理。

在分辨率圓同樣的半徑內(nèi)選擇異常1體內(nèi)的震中，即與圖3所示和圖6中所繪的具有相同的圓形區(qū)域。異常1的開始時間是1991年中期，這與使用國際地震中心目錄獲得的開始時間一致。每年的地震活動率從2.1個地震降低到1.1個(下降48%)，這與國際地震中心地震目錄的結(jié)果一致，而下降的比例較小。

總之，這兩種地震目錄之間的一致性證實在2004年蘇門答臘地震之前在震源區(qū)的東南部及周圍有明顯的平靜。有待解決的問題是這種明顯的平靜是由背景地震活動率的隨機波動還是由不同的機制造成的。

3討論

3.1觀測與理論的比較

根據(jù)全球矩心矩張量解(Dziewonskietal，1981)，平靜區(qū)內(nèi)發(fā)生的下傾擴張型地震的深度超過50km，表明這些是俯沖板塊內(nèi)的板內(nèi)地震。此外，在平靜地區(qū)，大陸下面淺于30km的區(qū)域內(nèi)右旋走滑地震占主導(dǎo)，這主要與蘇門答臘斷層上的地震活動有關(guān)。

在以往的研究中，已經(jīng)提出了一些解釋前兆地震活動平靜的可能機制，包括應(yīng)變軟化(Stuart，1979)、斷裂強度的雙峰分布(Kanamori，1981)和膨脹硬化(Scholz，1988)。然而，最合理的模型可能是由于震前滑動引起的區(qū)域應(yīng)力松弛(Wyssetal，1981；Katoetal，1997；Kato，2003)?；跀?shù)值模擬，Kato等(1997)提出了前兆地震活動平靜的空間圖案。由于震前的準穩(wěn)定滑動，逆掩板塊內(nèi)的板內(nèi)壓應(yīng)力將降低(圖10b，Katoetal，1997)。在這項研究中，我發(fā)現(xiàn)蘇門答臘斷層內(nèi)及周圍逆掩板塊內(nèi)的地震平靜。如果假定震前滑動發(fā)生在約30km深的板塊邊界上，就可以定性地解釋所觀測到的地震平靜。盡管Kato等(1997)沒有明確提到，但震前滑動引起了地震活動的另一種變化。在震前滑動較深那邊附近的俯沖板塊內(nèi)壓應(yīng)力會增加。如果俯沖板塊內(nèi)中等深度的地震活動是由下傾張力引起的(Simoesetal，2004；Engdahletal，2007)，那么地震活動率應(yīng)受到抑制。我發(fā)現(xiàn)在俯沖板塊內(nèi)深于30km的下傾擴張型地震確實減少了。

圖3　(a)紅色和藍色空心圓分別表示在圖2中檢測到的具有Z=+6.6和+6.4的Z值異常的節(jié)點周圍采樣得到的N=40個震中(原圖為彩色圖——譯注)。星號表示美國地質(zhì)調(diào)查局確定的2004年蘇門答臘地震的震中。2004年蘇門答臘地震的同震滑動模型以5m間隔顯示為等值線(Chlieh et al，2007)。(b)樣本震中的累積數(shù)曲線。紅色和藍色線分別對應(yīng)于圖a中的紅色和藍色震中。(c)圖a中紅色和藍色震中的時空分布圖。圖b和圖c中的陰影區(qū)表示地震平靜期的時段

3.2地震平靜的持續(xù)時間

將地震平靜持續(xù)時間Tq定義為平靜期開始到主震之間的時段。在本研究中，2004年蘇門答臘地震(MW9.1)的持續(xù)時間Tq=13.3年。許多作者報道一些特大地震之前有明顯的長期地震活動平靜。這里，我從板內(nèi)俯沖地震中挑選出9個可靠的近期成果：1964年阿拉斯加地震(MW9.2；Kanamori，1981)的Tq=28年、1957年阿留申群島地震(MW9.2；Kanamori，1981)的Tq=21年、2011年本州太平洋海岸近海地震(MW9.0；Katsumata，2011b)的Tq=23.4年、2003年日本十勝近海地震(MW8.3；Katsumata，2011a)的Tq=5年、1968年十勝近海地震(MW8.2；Habermann，1981)的Tq=6.3年、1986年阿留申群島地震(MW8.0；Kisslinger，1988)的Tq=3.5年、1976年克馬德克地震(MW7.9；Wyssetal，1984)的Tq=5.3年、1978年瓦哈卡地震(MW7.7；Ohtakeetal，1977)的Tq=5.5年以及1989年三陸近海地震(MW7.4；Wyssetal，1999)的Tq=2.5年。

圖4　地震平靜區(qū)的空間范圍。(a)十字表示Z值等于或大于+6.4的節(jié)點，它們在時空上緊靠5.0°N，94.5°E處的節(jié)點，該節(jié)點具有+6.6的最大Z值。也畫出了它們的分辨率圓。星號表示美國地質(zhì)調(diào)查局確定的2004年蘇門答臘地震的震中。2004年蘇門答臘地震的同震滑動分布模型按5m間隔顯示為細等值線(Chlieh et al，2007)。近海的一條粗線表示海溝軸線。(b)灰色圓表示本研究使用的地震的震中。其中，中心灰色圓點的黑圓表示圖a中分辨率圓內(nèi)的地震的震中。(c)在圖b圖中沿A-A′的豎向橫截面。在圖b和圖c中繪出的所有震源都是由Pesicek等(2010)使用雙差地震層析成像方法重定位的

圖5　(a)Z值分布。該研究區(qū)內(nèi)網(wǎng)格點的數(shù)目是3 721個，間距為0.5°×0.5°；其中，每個時間片選擇分辨率圓等于或小于170km的網(wǎng)格點261個。由于從1964年1月至1999年9月按0.1年的時間步長計共有359個時間點，計算出Z值的網(wǎng)格點總數(shù)是93 699個。(b)報警立方體。橫軸表示研究區(qū)內(nèi)的空間坐標，縱軸表示時間。正異常定義為N=40和Tw=5年的情況下1964年1月至1999年9月期間任何節(jié)點和任何時間上具有Z≥+6.3的情形。標記為A1和A2的粗黑線代表Z>+6.6的異常，這是本研究中觀測到的最大Z值

事實上，本研究中檢測的視平靜的持續(xù)時間不到13.3年。1990年代末地震活動返回到接近其長期活動率，這可以從圖3c和圖2的1 999圖片中看出。視平靜期結(jié)束至主震之間大約5年的時間間隔被稱為β階段(Ohtakeetal，1981)。在81例地震平靜中發(fā)現(xiàn)28例的地震活動性有這種更新。震前滑動模型無法解釋β階段的物理機制。

3.2其他的長期變化

Nanjo等(2012)發(fā)現(xiàn)1988年在2004年蘇門答臘地震的震源區(qū)南部b值開始下降至低于b=1.2。b值異常的面積和開始時間與本研究觀測到的地震平靜的面積和時間一致。

Tanaka(2010)在2004年蘇門答臘地震前觀測到地震的潮汐觸發(fā)。她測量了2004年蘇門答臘地震震源區(qū)及附近固體潮與地震發(fā)生之間的相關(guān)性。統(tǒng)計分析表明，2004年主震前10年就觀測到高度相關(guān)性。此外，她發(fā)現(xiàn)前兆強潮汐相關(guān)性集中在破裂起始區(qū)周圍而不在震源區(qū)北部。這一事實表明，在主震前的地震平靜區(qū)內(nèi)地震對潮汐觸發(fā)敏感。

Mignan等(2006)識別出2004年蘇門答臘地震具有大同震滑動的段(Mignanetal，2006的圖4中的5，6，7和8段)具有加速矩釋放(AMR)。然而，Hardebeck等(2008)指出，加速矩釋放假設(shè)在統(tǒng)計上不顯著。

Imoto和Yamamoto(2008)檢測到在2004年蘇門答臘地震之前的2～4年地震活動率增加了，并且Bansal和Ogata(2013)發(fā)現(xiàn)這種地震活躍開始于2004年蘇門答臘地震之前約4.5年的2000年7月中旬。這些以前的研究結(jié)果與地震平靜的持續(xù)時間一節(jié)中提到的異常1體內(nèi)地震平靜期后的地震活動率恢復(fù)具有一致性。

圖6　(a)空心圓是在異常1節(jié)點周圍的震中樣本。使用的美國地質(zhì)調(diào)查局地震目錄是1974年1月1日至2004年12月25日期間M≥5.0，深度淺于100km的地震，且沒應(yīng)用去叢集處理。采樣地震時圓的半徑與圖3相同。星號表示美國地質(zhì)調(diào)查局測定的2004年蘇門答臘地震的震中。2004年蘇門答臘地震的同震滑動分布模型以5米間隔顯示為等值線(Chlieh et al，2007)。(b)震中樣本的累積數(shù)曲線。(c)為圖a中震中的時空分布圖。圖b和圖c中的陰影區(qū)表示地震平靜的時段，這與圖3中顯示的完全相同

3.4虛報和意外事件

虛報率的定義是地震平靜出現(xiàn)多久而沒有緊隨主震發(fā)生。意外發(fā)生率的定義是主震發(fā)生多久之前沒有地震平靜。本研究中的異常2尚未后跟任何主震，因此這是虛報的一個候選。另一方面，在明打威群島地區(qū)，2007年9月12日發(fā)生了一次MW8.5的特大地震(圖1)，本研究將此地震稱為2007年明古魯?shù)卣稹Ｔ撜鹪磪^(qū)是250×100km2，這個事件是一個類似2004年蘇門答臘地震的典型板間地震(Gusmanetal，2010)。

2007年明古魯?shù)卣鹂赡芫褪且馔馐录囊粋€例子。本研究也識別到2007年明古魯?shù)卣鹎坝械卣鹌届o(圖7)。然而，該平靜體內(nèi)的地震定位后遠離2007年明古魯?shù)卣鹌屏颜鹪磪^(qū)北端。此地震平靜開始于1997年中期，持續(xù)了大約5年。在該平靜期內(nèi)，沒有觀測到地震且Z值為+6.3。如圖5所示，經(jīng)常觀測到Z=+6.3的異常，因此它在統(tǒng)計上不顯著。所以，我不能斷定這個具有Z=+6.3的地震平靜與2007年明古魯?shù)卣鹬g有某種關(guān)系。

圖7　(a)空心圓代表每個具有Z=+6.3的Z值的節(jié)點周圍的N=40個樣本震中。星號表示美國地質(zhì)調(diào)查局測定的2007年明古魯?shù)卣鸬恼鹬小?007年明古魯?shù)卣鸬耐鸹瑒臃植寄Ｐ惋@示為等值線(名古屋大學(xué)的地震記錄；見數(shù)據(jù)與來源一節(jié))。(b)震中樣本的累積數(shù)曲線。(c)圖a中震中的時空分布圖。圖b和圖c中的陰影區(qū)表示地震平靜的時段

4結(jié)論

我調(diào)查了2004年蘇門答臘地震(MW9.1)之前地震活動的變化，發(fā)現(xiàn)了持續(xù)時間為13.3年的地震平靜長期異常。地震平靜程度用+6.6的Z值來測量，經(jīng)歷此地震平靜的地區(qū)位于2004年主震破裂震源區(qū)的東南部。盡管具有Z=+6.6的地震平靜并非罕見現(xiàn)象，但它可能仍然被認為是不可能的，因為這種異?？赡馨l(fā)生在與前人研究報告的其他長期異常幾乎相同的時間和相同的位置，包括b值的降低和潮汐觸發(fā)。這個事實可能表明巨大地震前肯定存在中期(幾十年)前兆過程。

數(shù)據(jù)與來源

使用faculty.smu.edu/hdeshon/SUMATRA/index.html檢索了蘇門答臘項目數(shù)據(jù)庫(最后訪問時間為2014年3月)。使用www.globalcmt.org/搜索了全球矩心矩張量項目數(shù)據(jù)庫(最后訪問時間為2014年3月)。使用www.seis.nagoyau.ac.jp/sanchu/Seismo_Note/搜索了名古屋大學(xué)(NGY)地震記錄(最后訪問時間為2014年3月)。使用http：//wwweic.eri.u-tokyo.ac.jp/sanchu/Seismo_Note/搜索了地震信息中心地震記錄(最后訪問時間為2014年3月)。

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譯 者 簡 介

張淑賢(1980—)，女，寧夏回族自治區(qū)地震局助理工程師，主要從事地震觀測工作及相關(guān)研究。E-mail：zhangxianxian@163.com。

Kei Katsumata.2015.A long-term seismic quiescence before the 2004 Sumatra(MW9.1)earthquake.Bull.Seismic.Soc.Am.105(1)：167-176.doi：10.1785/0120140116

張淑賢，李萬金，鄧存華 譯.2016.2004年蘇門答臘(MW9.1)地震前的長期地震平靜.世界地震譯叢.47(4)：295-308.doi：10.16738/j.cnki.issn.1003-3238.201604003

寧夏回族自治區(qū)地震局張淑賢，云南省地震局個舊地震臺李萬金，昆明基準地震臺鄧存華譯

中國地震局地球物理研究所呂春來校