本文论述的是日本西南部南海俯冲板块界面过渡带发生的甚低频地震。由地震矩震级3.1 3.5级甚低频地震引起的地震波有力地说明该地震波的周期大约20s，甚低频地震的地震活动性伴随并与深源低频颤动和慢滑动事件一起移动。这三个同时发生的现象改变了曾被认为是在向上倾斜的特大型冲断层地震断裂带上增加应力的慢地震的探测和特性鉴定。

在日本西南部的南海俯冲带向下倾斜的部分，也就是从锁闭状态向无震滑动的过渡带，同时发生了非火山深源低频地震和慢滑动事件。在 100年内，地震矩震级在8级以上的地震在这一地区周期性发生。最近，在过渡带，两个最近发现的累积应力松弛机制的原始时间特性也上有一个很大的空隙：深源低频颤动地震清晰地显示出频率接近0.5s，这说明断裂持续的特征时间范围大约是1s，反之，慢滑动事件就不会发射出地震波并造成持续2 5天的地壳变形。

美国国家地球科学与灾害防御研究会（NIED）的地震台网测到了远在日本发生的深源低频颤动地震和慢地震事件。该地震台网是由 750个高灵敏度地震观测网（Hi-net）和73个宽带地震观测网站(F-net)组成。Hi-net观测网的优势是能够探测到小振幅信号的低频震动。Hi-net 和F-net台站也可测出南海俯冲带向上倾斜部分的增生棱体内的甚低频（VLF）地震。

每个Hi-net台站都安装了一个具有（5Hz到直流分量）宽频响应装置的双组份高灵敏度水平加速度记录仪器。这个加速度计就相当于倾斜器，可用于分析短期慢滑动事件。Hi-net TILT和F-net还可用于计算当地地震的矩张量解。

要了解过渡带的应力松弛过程，最关键的是识别所有地震和大地测量征兆。目前，在曾经确定的深源地震低频颤动地震和慢滑动事件的特征时标之间有一个很大的空区。我们用各种带同滤波器在1 0.005Hz范围内检查Hi-net 和F-net数据，以尽力探测从过渡带发射出来的未被确定的长期地震波。用0.02 0.05Hz的带通滤波器，我们成功地探测出从深源低频颤动地震源附近的过渡带发射出的清晰而反常的VLF（甚低频）地震信号。在几个Hi-net 和F-net台站观测到的这些信号在径向分量和垂直分量都被检测出来。深源低频颤动地震波列与VLF信号 （图1）同时发生。从它们到达与震中相距50km以上的台站的时间预测的视速度是 6km/s，与这个地区的p 波速度相重叠。这个数值就可以假定观测的VLF信号形成体波。

我们用网格矩张量法（GMTI）系统地测定VLF地震信号并估计它们的震源。在使用此方法过程中，我们假定目标地震经常发生在按空间和时间排列的网点。利用这种方法从F-net 得到连续地震波图，我们计算出这个点的地震矩张量解平面是0.10 ，3km深，网点间隔1s（图s1）。我们首先排除含所有来自GMTI解的远震和一般区域地震的地震波的时间周期。其次，利用F-net 和Hi-net TILT数据，我们将目标地震的震中和断层机制同时进行计算的矩心张量转换方法应用到其余GMTI解。

从2006年1月 5月（表s1），我们发现许多与深源低频颤动地震和慢地震滑动事件同时发生的甚低频地震事件。这些矩震级为3.1~3.5的深缘低频颤动地震和慢滑动事件同时发生的甚低频地震发生在沿带状分布的深层低频震动的菲律宾海板块（图2）。我们没有将与VLF事件有同样地震矩震级的局部一般地震列入地震目录。

我们把VLF事件的波形与在F-net 台站UMJ记录的一般地震波形进行比较。2个事件的矩震级都是3.4级，而且震中距和深度也大体相同。2个事件的低频率分量（LFC）振幅都在0.02 0.05Hz之间。然而， VLF事件在2 8Hz范围内没有形成高频分量。这种结果就是慢地震的另外一种类型，我们称之为VLF地震。我们将在转换断层监测到的低频与高频之间的具有相似差异的地震称为慢地震。

我们通过冲断裂作用来对观测到的VLF地震的波形（图2和s3）进行解释。VLF地震的震中被限制在30 35km长的板块界面等深线的地表剖面围绕一个狭长带里（图2）。此外，它们的震中与深源低频颤动的地震现象一致。板块界面的深度是根据大洋的莫霍罗维奇契不连续面（地壳-地幔界面）的深度变化，通过接收器分析计算出来的。根据放射源的地震试验结果，我们设定该地区海洋地壳的厚度是 5km。VLF地震的震源深度范围大了一些（图s4）;在KiiTokai和shikoku地区的平均深度和标准偏差分别是40±8km 和35±9km。如此深的深度是由于这种深度是随着 CMTI计算出来的方差减缩的宽峰而变化的。这就意味着震源深度并没有受到限制。而这些震源深度一般来说与削减板块大体一致；平均倾角和标准误差在KiiTokai地区是140±80，而在shikoku地区是150±90。这些数值意味着VLF地震可能发生在俯冲板块表面。

图1. 选出的VLF地震波采样地点图。图上所显示的是在7个Hi-net TILT台站的径向分量。从震源估测的波形按震中距顺序排列。红和黑列分别表示观测波形0.02 0.05和2 8Hz的过滤带。右边的垂线表示位移振幅。

图2.VLF地震（ ）、深源低频震动（ ）、台站分布、VLF地震矩张量解，"+"和"""分别代表NIED Hi-net和F-net台站，等深线代表的是菲律宾海板块的顶面，长方形代表图3中所描述的地区，黄三角代表矩震级3.4的一般地震的震中。

我们在日本西南部监测到的深源低频颤动地震和慢滑动事件是同时发生的。它们的活动性水平高时，它们就会呈现出清晰的迁移模式。我们于2006年1月在KiiTokai监测到由慢滑动事件引起的深缘低频震动和大地变形明显地向东北方向迁移。同时，在同一个地区，我们还观测到VLF地震的地震活动性也朝东北方向迁移（图3）。同时，VLF地震活动性的迁移模式是与深源低频震动以及大地变形的观测结果是一致的。这一观测结果说明慢滑动事件与VLF地震以及深源低频震动之间的关系非常密切，从而进一步反映出过渡带应力聚集和张弛过程。

VLF地震引起的波列激发似乎常与深源低频地震引起的波列的峰值振幅重叠在一起（图1），因此，这就说明深源低频颤动地震的发生不是VLF激发的。这一结果说明说明VLF事件和深源低频颤动地震是两个独立现象。

图3.VLF地震和深源低频震动的迁移以及2006年1月5 1月25日在OKZH、HAZH、URSH和MGWH4个Hi-net台站的倾斜变化。沿呈俯冲板块界面走向的西南-东北线表示的是VLF地震（红星）和低频颤动（圆）的暂时变化。4条有颜色的线条是在Hi-net台站观测到的倾斜变化东-西分量记录。嵌入的小图表示在同一时期VLF地震和深源低频颤动的分布情况和Hi-net TILT台站的位置（+）。

图4.日本西南部俯冲带向下倾斜部分发生的VLF地震、深源低频颤动和慢滑动事件的震源分布示意图

就VLF 20s的组分优势来说（图1和图2），它们对断裂过程的响应可能符合与有大约10s的断裂持续时间的特征时标的慢地震。这个断裂持续时间比一般地震的持续时间长，也比深源低频地震的持续时间长 1s。然而，10-s的持续时间明显比我们观测到的地区性慢滑动事件短2 5天。在增生棱柱体内发生的类似于VLF地震被看成是表现在具有高空隙流体压力的断层面上的低应力降，低断裂带传播速度和低滑动速度的慢地震。这些观测资料呈现出在俯冲板块不连续面的过渡带是同时发生的三种慢地震，即深源低频地震、VLF地震和慢滑动事件。

地震速度结构成像研究发现：在深源低频颤动地震震源周围存在高泊松比。在南海俯冲带进行的最新研究发现一个低频地震的线状分布与板块连接附近35 40km的较明显的p、S相深源地震相似，并与过渡带附近的高泊松比一致。这可以有两种解释：（i）由于剪切滑动而引起的低频地震；（ii）由于从俯冲洋壳的去流水作用而释放出的流体形成了高孔隙流体压力地区。就包括发生在过渡带的低频地震在内的三种慢地震而言（图4），这个高孔隙流体压力带的存在是这些慢地震发生的关键。在过渡带，一种应力松弛过程一般是在凹体模式的基础上。在此基础上，VLF地震较强的耦合波道被无震的慢滑动地区所包围。慢滑动部分的比巨大的冲断层地震凸起的断层强度要弱一些，因为高孔隙流体压力可引起板块界面上的正应力减少。如果由俯冲板块承载的剪切应力达到慢滑动部分总的屈服压力的话，那么在过渡带就开始发生慢滑动事件。当发生慢滑动事件而引起VLF地震局部剪切应力增加时，这部分地面在积累应力达到被高孔隙流体压力减弱屈服压力后，最后断裂。这种断裂可能造成低应力降并有可能降低VLF地震的特性。很多剪切强度比一般为震弱、震源尺度比VLF地震小的新的微裂隙，由于迁移滑动导致板块界面附近的局部应力变化，可能在过渡带断裂。

这些来自每次小破坏的地震信号的重叠就产生出深源低频地震的观测结果。卡斯凯迪亚俯冲带的低频地震已经分布的很深，从10km 到40km，那里有很强的折射波，说明存在流体。由于慢地震事件，过渡带以外的应力变化也能引发震动，因为我们在卡斯凯迪亚俯冲带已经观测到震动地震活动性和慢滑动相似的迁移。

无论是深源低频地震，还是VLF地震的监测，都可用于评估特大冲断层地震带上的应力。这是因为特大冲断层地震表面凸起体上的剪切应力，由于发生在俯冲带向下部分所有大小震级的慢地震而增加，VLF地震也可测定预料的特大冲断层地震信号。