2011年日本东北地区近海大地震板块边界滑动带的地质构造和物质组成＊

F M ChesterC RoweK UjiieJ KirkpatrickC RegallaF RemittiJ C MooreV ToyM Wolfson－SchwehrS BoseJ Kameda1J J Mori1E E BrodskyN Eguchi1S Toczko1343和343T勘查队科技人员

1）Center for Tectonophysics，Department of Geology and Geophysics，Texas A＆M University，College Station，TX 77843，USA

2）Earth and Planetary Sciences Department，McGill University，Montreal，Canada

3）Graduate School of Life and Environmental Sciences，University of Tsukuba，Tsukuba，Japan；Institute for Research on Earth Evolution，Japan Agency for Marine－Earth Science and Technology，Yokosuka，Japan

4）Department of Geosciences，Colorado State University，Fort Collins，CO 80523，USA

5）Department of Geosciences，Pennsylvania State University，University Park，PA16802，USA

6）Dipartimento di Scienze della Terra，Universitàdi Modena e Reggio Emilia largo，Modena，Italy

7）Department of Earth and Planetary Sciences，University of California Santa Cruz，Santa Cruz，CA 95064，USA

8）Department of Geology，University of Otago，Dunedin，New Zealand

9）Center for Coastal and Ocean Mapping/Joint Hydrographic Center，University of New Hampshire，Durham，NH 03824，USA

10）Department of Geology，University of Calcutta，Kolkata，India

11）Department of Earth and Planetary Science，The University of Tokyo，Tokyo，Japan

12）Earthquake Hazards Division，Disaster Prevention Research Institute，Kyoto University，Kyoto，Japan

13）Center for Deep Earth Exploration，Japan Agency for Marine－Earth Science and Technology，Yokohama，Japan

2011年日本东北地区近海大地震板块边界滑动带的地质构造和物质组成＊

F M Chester1）C Rowe2）K Ujiie3）J Kirkpatrick4）C Regalla5）F Remitti6）J C Moore7）V Toy8）M Wolfson－Schwehr9）S Bose10）J Kameda11）J J Mori12）E E Brodsky7）N Eguchi13）S Toczko13）343和343T勘查队科技人员

1）Center for Tectonophysics，Department of Geology and Geophysics，Texas A＆M University，College Station，TX 77843，USA

2）Earth and Planetary Sciences Department，McGill University，Montreal，Canada

3）Graduate School of Life and Environmental Sciences，University of Tsukuba，Tsukuba，Japan；Institute for Research on Earth Evolution，Japan Agency for Marine－Earth Science and Technology，Yokosuka，Japan

4）Department of Geosciences，Colorado State University，Fort Collins，CO 80523，USA

5）Department of Geosciences，Pennsylvania State University，University Park，PA16802，USA

6）Dipartimento di Scienze della Terra，Universitàdi Modena e Reggio Emilia largo，Modena，Italy

7）Department of Earth and Planetary Sciences，University of California Santa Cruz，Santa Cruz，CA 95064，USA

8）Department of Geology，University of Otago，Dunedin，New Zealand

9）Center for Coastal and Ocean Mapping/Joint Hydrographic Center，University of New Hampshire，Durham，NH 03824，USA

10）Department of Geology，University of Calcutta，Kolkata，India

11）Department of Earth and Planetary Science，The University of Tokyo，Tokyo，Japan

12）Earthquake Hazards Division，Disaster Prevention Research Institute，Kyoto University，Kyoto，Japan

13）Center for Deep Earth Exploration，Japan Agency for Marine－Earth Science and Technology，Yokohama，Japan

摘 要俯冲带大地震的机理受到板块边界断层的摩擦性质、地质构造和物质组成的影响。通过利用综合海洋钻探计划（Integrated Ocean Drilling Program，IODP）343和

343T勘探结果，我们观测到2011年日本东北地区近海地震和海啸的较浅断层的地质构造和物质组成。随钻测井和岩心采样观测结果表明，在该钻探点，单个的主要板块边界断层与日本东北地区近海地震破裂的大型滑动相吻合，且与附近几乎所有累积的板内运动相一致。深海粘土有限厚度（小于5m）的局部形变被认为是浅层地震断层的特征，表明深海粘土可能在区域尺度上控制着海啸地震。

中图分类号：P315；

文献标识码：A；

doi：10.3969/j.issn.0235－4975.2015.08.003

收稿日期：＊2014－07－07。

对于2011年3月11日日本东北地区近海MW9.0地震来说，板块边界断层显著的同震弱化几乎可用于解释总应力降、楔形体内从逆冲到正断层应力状态的相关变化[1－3]以及海沟内的大型滑动[4－6]。与滑动相关的断层摩擦和其他属性取决于活动滑动带的物质组成（如，粘土含量）和地质构造（如，方向、厚度和岩石结构）。

日本海沟快速钻井项目（Japan Trench Fast Drilling Project，JFAST），综合海洋钻探计划（（Integrated Ocean Drilling Program，IODP）343和343T勘探（2012年4月1日～5月24日和7月5日～19日）是为了对日本东北地区近海MW9.0地震的浅层活动滑动带进行定位并直接采样而设计的[7]。JFAST钻点（C0019）位于2011年日本东北地区近海地震震中向海的位置，并恰好也位于日本海沟向陆的位置，它大约距仙台（Sendai）市200km（图1）。在该区域内，地震表现出相对较低的破裂传播速度，伴随着与海啸地震相似的长周期辐射[8－9]，且在海沟呈现出异常大的滑动[4，10]。该钻点的钻前多道地震调查表明，上层板块的前端弧前楔缺乏一致的反射体。在弧前楔和外缘突起的朝海方向位置之下的俯冲板块，玄武岩地壳和上覆的沉积物被几百米深的正断层所抵消[11－12]。钻探地点位于地垒之上（图1b）。

钻探船Chikyu（地球号）在海底之下844m钻了3个间距较为接近的钻孔，目的是为了获取俯冲板块玄武岩顶部的强震反射信号（图1b），因此横跨了板块边界。我们部署了随钻测井工具，包括天然伽马射线和多电阻率传感器，记录第一个钻孔的整个深度数据；根据第二个钻孔关键间距的数据重构岩芯采样，在第三个钻孔内安装了温度观测仪[7]。岩芯采样分析和地球物理数据的综合使用，可以识别出海底之下约820m深的地质板块边界顶部，它与将地震反射解释为板块边界断层[7，11－12]相一致，该板块边界断层向海延伸穿过地垒并深入海沟地堑（图1c）。对第三个钻孔回收的温度数据进行分析表明，东北地区近海地震破裂基本上发生在与由测井和采样孔所识别的板块边界断层相同的深度上（图S1）[13]。基于我们的构造解译的空间复原原则，我们估计在钻探地点横跨板块边界断层的累积位移约为3.2km。

板块边界断层的顶部可以通过改变岩性、沉积年龄、测井特征和从电阻率成像测井确定的顺层方向来进行识别[7]。在海底之下275m到约820m的岩层内，层理伴随正常的板块会聚方向从30°倾斜到70°。海底之下690～820m的岩芯采样包含着上新世到更新世的放射虫类。海底之下820m以下，层理普遍倾斜＜10°，且呈现出高伽玛射线特征（图2）。岩芯采样中的放射虫化石证实，微微倾斜且呈现出高伽玛射线的地层是晚中新世泥岩和白垩纪深海粘土。海底之下835m处，岩层的高电阻率和低伽玛射线的过渡代表从深海粘土到白垩纪角岩的过渡。低于水平线的地层（海底之下约820m以下）在岩性上与所记录的位于太平洋板块外缘大约260km至深海钻探计划（Deep Sea Drilling

Project）Leg 56中日本海沟横断面东北436点位置基部的沉积物相似[14]（图1）。因此，我们可以辨别板块边缘断层顶部，位于海底之下约820m处的俯冲板块的变形弧前楔的斜理层和平伏的基部沉积物的接触部位（图2）。

（a）红点表示海底钻探点，红星表示日本东北地区近海地震的震中。等高线表示由多种数据集推断的同震滑动，虚线表示1896年明治三陆海啸地震的大致破裂区[6，8－9，23]。太平洋板块相对于日本本州（北美板块，NAM[28]）的运动方向如图所示。红线表示嵌入的地震剖面HD33B的大致方向[29]。DSDP表示深海钻探计划（Deep Sea Drilling Project）。（b）部分嵌入的地震剖面（HD33B）显示钻孔的位置，弧前楔和海沟，正断层基底深海沉积物和海底玄武岩，板块边界断层定位和沉积物中的相关断层。mbsl表示海水面下的深度，以米为单位；V.E.为纵向放大比例。（c）地震数据表明存在微弱但持续的反射，可用来解释在钻孔内识别的板块边界断层[11]，该反射继续向东到地垒基底顶部以上并嵌入填充沉积物的海沟地堑中图1　JFAST钻点的位置和构造背景（本文所有图件均为彩图）

板块边界断层区由一层具有独特的鳞状结构的褐色粘土组成，这在岩芯的其他部分并未发现（图2）。在海底之下821.5～822.65m处的岩芯17R（343＿C0019E－17R－1）中发现了大约1m的鳞状粘土。在鳞状粘土和沉积物边界之间的岩芯中并未获取到，但是，在增加17R的长度和邻近未获取样本的基础上，认为鳞状粘土层的总体厚度小于4.86m（图2）。

通过钻井采样，根据测井特征、岩性、化学差异和构造组份将岩芯17R的鳞状粘土与其他沉积物区分开来（图S3）。与其他岩芯样本相比，鳞状粘土富含丰富的钾、铝和锰（图S3），与436点的基础参考剖面相比，认为鳞状粘土是早第三纪的深海粘土，在断层带内因滑动等地质构造变化而运移到现在的位置。小剪切带数量（暗缝和条带[7]）和鳞状粘土层体积密度的增加可划分出一个≤10m厚的断层相关变形带（图2）；横跨断层带的电阻率仍然相当稳定，表明缺乏开放

性的断裂（图2和图S3）。

岩芯回收部分的剖面（黑色）和未回收部分的剖面（白色），左侧显示岩芯区间数。其他数据表示来自俯冲带沉积物的深度，包括岩性单元电阻率（蓝色曲线）和伽玛射线（红色曲线；gAPI为美国石油学会伽玛射线装置），由电阻率图像确定的层理倾斜（红色圆；LWD为随钻测井），测得的岩芯（蓝色方块），上盘的平均计算断层扫描（CT）数（替代密度），下盘泥岩（绿色三角）和鳞状粘土（黄色菱形）[29]。相对于变形泥岩，粘土CT数的升高可能反映了固结和化学过程。X射线CT图像和岩芯图片显示鳞状粘土结构。一些透镜体粗略地表明了结构尺度和方位（平行于透镜体长轴）。用白色箭头表示具有不同结构和方向的红褐色和暗棕色鳞状粘土的锋利滑动面。注意，岩芯表面由平坦向弯曲变化的曲率图2　测井、岩芯数据和板块边界断层带样本的图像

鳞状结构定义了一种间隔排列，交织叶状结构，0°～30°倾斜的可变形状和大小的不同的粘土弧前楔（图2），与其他俯冲带岩芯样本中的鳞状结构相似[7]。鳞状表面有光泽，且通常呈条纹状，表明分布式的剪切力横跨了局部表面网格。在岩芯17R的基部表面间距为厘米尺度，但在岩芯顶部附近则降低到毫米尺度，反映出剪切应变向上部构造接触的幅度增加。鳞状粘土是双色的（红褐色和暗棕色到黑色），粘土的两种颜色并列存在表明，在上层高剪切剖面有明显的接触（图2）。这种接触在厘米尺度时以小于1mm的幅度轻微起伏，无偏向缩短的叶理不平行于接触面。我们推断，这种接触记录着地震滑动，虽然不一定是日本东北地区近海地震，因为这种接触具有与大型局部滑动且在其他断层带的地震破裂面相似的表面特征[16－17]。其他大型局部滑动面可能位于某一深处鳞状粘土层边界或其中间，未能在此次钻孔采样中获得，也可能是处于日本东北地区近海地震破裂的候选位置。

钻探点的断层带与之前海洋钻探和陆地研究的断层带观测结果相比，它的鳞状结构较薄而且它的邻近沉积物没有普遍的变形[18－19]。小于5m厚的鳞状粘土层包含的数千米的剪切位移表明，长期滑动定位标志和粘土层在断层活动期间与边界的泥岩具有较弱的相关性[16，20]。事实上，在地震滑移和震间蠕变期间，岩层一定比周围沉积物更加脆弱。这一发现通过鳞状粘土样本在高剪切速率下的滑动摩擦[21]和在低剪切速率下的类似的富粘土材料[22]的直接实验测量得以证实。

在西北太平洋的大部分历史地震中，大型滑动并没有延伸到海沟附近，但是，当它发生时，就有巨大海啸引起的毁灭性后果（如，1896年的明治三陆地震和2011年的日本东北地区近海地震[23－24]）。与2011年日本东北地区近海地震的浅层滑动带类似，一些其他的俯冲带也显示出，插入板块的岩石层序影响板块边界断层的位置和结构的证据（如，巴巴多斯岛[25]和苏门答腊岛[26]）。JFAST钻探点的板块边界断层以下的深海沉积物与西北太平洋板块上的相似[27]。由于钻探点与日本北部海沟的其余部分具有相同的历史和岩层，因此，在这里观测到的地质构造和相关的机理属性可能代表着整个地区的俯冲断层。

补充资料网址：http：∥www.sciencemag.org/ content/342/6163/1208/suppl/DC1

文献来源：Frederick M Chester，Christie Rowe，Kohtaro Ujiie，et al.Structure and composition of the plate－boundary slip zone for the 2011Tohoku－Oki earthquake.Science，2013，342（6163）：1208－1211.doi：10.1126/science.1243719

（福建省地震局 王林 译；黄宏生 校）

（译者电子信箱，王林：wl＿0117@163.com）

参考文献

[1]Hasegawa A，Yoshida K，Okada T.Nearly complete stress drop in the 2011 MW9.0off the Pacific coast of Tohoku earthquake.Earth Planets Space，2011，63：703－707.doi：10.5047/eps.2011.06.007

[2]Kato A，Sakai S，Obara K.A normal－faulting seismic sequence triggered by the 2011off the Pacific coast of Tohoku earthquake：Wholesale stress regime changes in the upper plate.Earth Planets Space，2011，63：745－748.doi：10.5047/eps.2011.06.014

[3]Lin W，Conin M，Moore J C，et al.Stress state in the largest displacement area of the 2011Tohoku－Oki earthquake.Science，2013，339（6120）：687－690.doi：10.1126/science.1229379

[4]Fujiwara T，Kodaira S，No T，et al.The 2011 Tohoku－Oki earthquake：displacement reaching the trench axis.Science，2011，334（6060）：1240.doi：10.1126/science.1211554

[5]Ito Y，Tsuji T，Osada Y，et al.Frontal wedge deformation near the source region of the 2011Tohoku－Oki earthquake.Geophys.Res.Lett.，2011，38：L00G05.doi：10.1029/2011GL048355，2011

[6]Fujii Y，Satake K，Sakai S，et al.Tsunami source of the 2011off the Pacific coast of Tohoku earthquake.Earth Planets Space，2011，63：815－820.doi：10.5047/eps.2011.06.010

[7]Chester F M，Mori J，Eguchi N，et al.Japan Trench Fast Drilling Project（JFAST）.Proc.IODP，343/ 343T，2013.http：∥publications.iodp.org/proceedings/343＿343T/343title.htm

[8]Ammon C J，Lay T，Kanamori H，et al.A rupture model of the great 2011off the Pacific coast Tohoku earthquake.Earth Planets Space，2011，63：693－696.doi：10.5047/eps.2011.05.015

[9]Koper K D，Hutko A R，Lay T，et al.Frequency－dependent rupture process of the 11 March 2011 MW9.0Tohoku earthquake：Comparison of short－period P wave backprojection images and broadband seismic rupture models.Earth Planets Space，2011，63：599－602.doi：10.5047/eps.2011.05.026

[10]Kodaira S，No T，Nakamura Y，et al.Coseismic fault rupture at the trench axis during the 2011Tohoku－Oki earthquake.Nat.Geosci.，2012，5：646－650.doi：10.1038/ngeo1547

[11]Nakamura Y，Kodaira S，Miura S，et al.High－resolution seismic imaging in the Japan Trench axis area off Miyagi，northeastern Japan.Geophys.Res.Lett.，2013，40：1713－1718.doi：10.1002/grl.50364

[12]Tsuru T，Park J O，Miura S，et al.Along－arc structural variation of the plate boundary at the Japan Trench margin：Implication of interplate coupling.J.Geophys.Res.，2002，107（B12）：2357.doi：10. 1029/2001JB001664

[13]Fulton P M，Brodsky E E，Kano Y，et al.Low coseismic friction on the Tohoku－Oki fault determined from temperature measurements.Science，2013，342（6163）：1214－1217.doi：10.1126/science.1243641

[14]Shipboard Scientific Party，Init.Rep.DSDP 56and 57（Part 1），1980：399－446.www.deepseadrilling. org/56＿57/volume/dsdp56＿57pt1＿07.pdf

[15]Vannucchia P，Maltman A，Bettelli G，et al.On the nature of scaly fabric and scaly clay.J.Struct. Geol.，2003，25（5）：673－688.doi：10.1016/S0191－8141（02）00066－4

[16]Chester F M，Chester J S.Ultracataclasite structure and friction processes of the Punchbowl fault，San Andreas system，California.Tectonophysics，1998，295（1－2）：199－221

[17]Lin A M，Ren Z K，Kumahara Y.Structural analysis of the coseismic shear zone of the 2008 MW7.9 Wenchuan earthquake，China.J.Struct.Geol.，2010，32（6）：781－791.doi：10.1016/j.jsg.2010.05.004

[18]Rowe C D，Moore J C，Remitti F.The thickness of subduction plate boundary faults from the seafloor into the seismogenic zone.Geology，2013，41（9）：991－994.doi：10.1130/G34556.1

[19]Savage H M，Brodsky E E.Collateral damage：Evolution with displacement of fracture distribution and secondary fault strands in fault damage zones.J.Geophys.Res.，2011，116，B03405.doi：10.1029/ 2010JB007665

[20]Sibson R H.Thickness of the seismic slip zone.Bull.Seis.Soc.Amer.，2003，93（3）：1169－1178.doi：10.1785/0120020061

[21]Ujiie K，Tanaka H，Saito T，et al.Low coseismic shear stress on the Tohoku－Oki megathrust determined from laboratory experiments.Science，2013，342（6163）：1211－1214.doi：10.1126/science. 1243485

[22]Lockner D A，Morrow C，Moore D，et al.Low strength of deep San Andreas fault gouge from SAFOD core.Nature，2011，472：82－85.doi：10.1038/nature09927

[23]Tanioka Y，Satake K.Fault parameters of the 1896Sanriku tsunami earthquake estimated from tsunami numerical modeling.Geophys.Res.Lett.，1996，23（13）：1549－1552.doi：10.1029/96GL01479

[24]Lay T，Kanamori H，Ammon C J，et al.Depth－varying rupture properties of subduction zone megathrust faults.J.Geophys.Res.，2012，117，B04311.doi：10.1029/2011JB009133

[25]Wallace G，Moore J C，DiLeonardo C G.Controls on localization and densificationofamoderndÃⓒcollement：Northern Barbados accretionary prism.Geol.Soc.Am.Bull.，2003，115（3）：288－297

[26]Dean S M，McNeill L C，Henstock T J，et al.Contrasting décollement and prism properties over the Sumatra 2004－2005earthquake rupture boundary.Science，2010，329（5988）：207－210.doi：10.1126/science.1189373

[27]Horn D R，Horn B M，Delach M N.Sedimentary Provinces of the North Pacific.Geol.Soc.Am.，1970，126：1－22.doi：10.1130/MEM126－p1

学术论文