地震动态触发是指地震波传播过程中产生的瞬时动态应力扰动，促使近处或远处已接近临界状态的断层发生地震、震颤、慢滑移或其他形式的滑动(Hill and Prejean, 2015)。与静态应力变化相比，动态触发具有传播速度快、作用范围广、持续时间短等特点，能够跨越数百至数千公里影响其他构造带(Gonzalez-Huizar et al., 2012; Velasco et al., 2008)。例如，2023 年 2 月 6 日土耳其双震在超过1000公里之外的里海西部库拉盆地，触发了7 条断层长达数十公里的无震滑移和56 座泥火山的喷发或形变(见https://igg.cas.cn/xwzx/cutting_edge/202509/t20250915_7968457.html )。因此，动态触发不仅有助于解释大震之后为何会出现远距离地震或无震形变，也为认识断层系统是否处于临界状态提供了重要窗口。
许多断层在失稳前可能已经接近破裂或滑动条件。大地震产生的地震波可以对这些断层施加动态应力扰动。如果断层摩擦强度较低，或者孔隙流体、温压条件、慢滑移活动等因素已经使其接近失稳状态，即使较小的动态应力扰动也可能触发滑动。因此，动态触发研究的意义不只是解释某一次触发事件，更在于识别哪些断层对外部扰动敏感、哪些板块界面可能已经接近失稳状态。长期以来，动态触发研究更多关注大振幅面波、P波和S波的作用。尤其是大地震产生的长周期面波，由于振幅大、传播距离远，被认为是远场动态触发的重要来源。然而，体波同样能够携带可观能量，并在特定传播路径、振幅、周期和极化方向条件下，对断层界面施加有效扰动。近日，美国、日本和法国的地震学家在《Science》发表研究，发现2011年日本东北9级大地震产生的核幔边界反射波（ScS）动态触发了日本地区多个俯冲板块边界的广泛滑动(Park et al., 2026)。该发现揭示了一种此前未被充分认识的大震后动态触发机制，也提示强震波场可能在主震结束后继续影响板块边界的稳定状态。
ScS波是震源产生的S波向地球深部传播，并在核幔边界反射回到地表的S波（图1）。研究团队发现，2011年日本东北近海Mw9.0级大地震激发的ScS波到达日本附近时，GNSS记录中出现了明显的向东阶跃式位移，最大幅度可达5-6毫米（图1和图2）。这一信号并非普通地震波引起的振荡，而表现为一次近似永久性的地表位移。判断这一阶跃式位移来自何种物理过程，是该研究的核心。研究团队首先检验了主震震源过程及其他近源机制的可能影响。如果这一阶跃式位移只是主震矩释放的延续、主震弹性响应的一部分，或由海底滑坡、滑塌等过程造成，那么其空间分布应主要受震源至台站传播路径控制，在日本列岛范围内应相对平滑或近似均一。然而，观测结果显示，不同区域的阶跃位移具有明显差异，并呈现系统性的空间变化；上述模型均难以同时解释观测到的位移幅度和空间分布。在排除主震震源过程和其他近源机制之后，研究团队提出ScS波到达时，在日本地区多个俯冲板块边界断层面上触发了一次广泛滑动。该滑动并不局限于2011年日本东北主震破裂区，而可能是沿日本海沟和南海海槽相关板块边界的广泛滑动。模型结果显示，仅在主震破裂区的滑动，无法解释远离震源区域的GNSS位移；而将滑动区域扩展至日本地区多个板块边界后，模型能够再现观测到的向东位移空间变化特征；若进一步允许滑动量在空间上非均匀变化，模型拟合效果得到进一步改善（图2）。
图1 ScS波到达前后日本列岛的地表运动观测。（A）日本及周边构造背景，展示了2011年日本东北近海Mw 9.0主震、两次强余震、GNSS台站（黑色圆点）和F-net宽频带地震台站（蓝色三角）的分布；（B）近源ScS波传播路径示意图；（C）GNSS和地震台站记录到的东西向地表运动。高亮时间窗为ScS波到达及本文分析时段；蓝色曲线为地震台站记录，黑色曲线为GNSS台站记录；（D）所有GNSS台站东西向位移的叠加结果。黑线为观测记录，绿线为主震模型模拟结果
图2 GNSS向东阶跃式位移的观测与模拟对比。（A）ScS波到达前后，日本5个不同区域的东西向地表GNSS运动记录。黑色和灰色为观测记录，红线为线性拟合结果，用于估算阶跃式位移幅度；绿线为主震模型模拟结果；（B）各GNSS台站估算得到的阶跃式位移幅度；（C）日本东北至西南方向上各GNSS台站阶跃式位移的估算结果及95%置信区间。灰色圆点为观测结果，不同颜色圆点为三种滑动模型（D-F）预测结果：仅限于主震破裂区的滑动（D，橙色）、跨两个板块边界的均匀滑动（E，深蓝色），以及跨两个板块边界的非均匀滑动（F，浅蓝色）
研究进一步估算，这次触发滑动事件的矩震级约为Mw7.5，但其滑动范围极广、平均滑动量较小，估计其应力降仅约数千帕，远低于典型地震的应力降水平。这表明该事件更可能是一种缓慢、低应力降、近乎无震的板块边界滑动过程，而不是一次会产生清晰地震波的普通地震。正因如此，它在传统地震记录中并不容易被直接识别，而高密度高频GNSS观测为捕捉这类滑动事件提供了关键证据。
从动态触发机制看，ScS波之所以能够触发如此大范围的板块边界滑动，可能与以下几个因素有关（图3）。首先，2011年日本东北近海大地震规模巨大，产生的ScS波振幅较大，可对应约4-6千帕的动态应力扰动，这一量级已接近或达到许多动态触发研究中认为可能促发断层滑动的应力水平。其次，ScS波以近似垂直的路径返回日本列岛，波前近似水平，因此在日本范围内几乎同步到达。这意味着它能够在大范围板块边界上同时施加动态应力扰动，而不是仅局限于某一小区域。第三，ScS波的偏振运动方向与日本附近板块相对汇聚方向较为一致，这种有利的极化方向可能提高了动态触发效率。最后，主震及其强烈面波可能已经降低了部分板块边界断层的摩擦强度，使这些断层在ScS波到达时更容易发生缓慢滑动。总体而言，该研究利用日本高密度GNSS和宽频带地震观测资料，识别出2011年日本东北9级大地震后一次与ScS波到达同步的阶跃式地表位移，并将其解释为跨多个俯冲板块边界巨型逆冲断层的广泛动态触发滑动。这一结果表明，地震波即使经历了穿过整个地幔并反射回到地表的长距离传播，仍可能对处于临界状态的板块边界产生动态触发作用。
图3 S波触发俯冲板块边界断层广泛滑动的示意图。黑色线条为海岸线，阴影区域表示日本列岛下方的俯冲板块边界断层，阴影深浅代表反演得到的触发滑动强度。2011年日本东北Mw9.0主震产生的近源ScS波以黑色波形箭头表示。ScS波近垂直传播路径和近似平面的波前，可在日本列岛及附近海域近乎同步到达；同时，其偏振运动方向与板块汇聚方向较为一致。这些特征共同促进了多个板块边界上的滑动触发。
过去，人们更多关注主震、余震、余滑和静态库仑应力变化对大震后危险性的影响。而该研究表明，强震产生的复杂波场本身也可能在主震后数分钟至数十分钟内持续影响其他断层或板块边界。换言之，大地震后的危险性并不一定随着主震强震动结束而迅速消退，来自地球深部反射返回的地震波仍可能改变断层应力状态，触发新的断层滑动。从慢滑移和无震形变研究角度看，并非所有被动态触发的断层运动都会表现为普通地震。有些触发事件可能是低应力降、低频、缓慢或近乎无震的滑动，传统地震台网难以识别。高频GNSS等新型观测手段，为捕捉这些隐蔽形变过程提供了可能。因此，动态触发研究不仅有助于理解地震之间的相互作用，也为认识慢地震、深部震颤和板块边界摩擦性质提供了重要途径。从地震危险性评估角度看，这一发现提示我们，需要更加重视大震后复杂波场与断层系统之间的相互作用。对于俯冲带巨震而言，震源区及邻近区域通常存在多个应力接近失稳状态的板块边界、慢滑移区和震颤活动区。大地震产生的强震波场，尤其是具有合适传播路径、振幅、周期和极化方向的深部反射波，可能成为触发这些区域滑动的重要外部扰动。俯冲带也是流体系统极为发育的地区，地震波场在广阔空间范围也会触发流体系统的普遍响应，甚至直接导致(泥)火山喷发。因此，未来大震后危险性评估不仅需要关注余震序列、静态应力变化和余滑过程，也需要考虑强震波场在不同时空尺度上对俯冲带区域的多类型动态扰动作用。
主要参考文献
Gonzalez‐Huizar H, Velasco A A, Peng Z, et al. Remote triggered seismicity caused by the 2011, M9. 0 Tohoku‐Oki, Japan earthquake[J]. Geophysical research letters, 2012, 39(10).
Hill D P, Prejean S G. Dynamic triggering[M]//Treatise on Geophysics: Second Edition. 2015: 273-304.
Park S, Kanamori H, Rivera L. ScS-triggered slip on megathrust interfaces after the 2011 MW 9.0 Tohoku-Oki earthquake[J]. Science, 2026, 392(6804): 1297-1301.（）
Velasco A A, Hernandez S, Parsons T O M, et al. Global ubiquity of dynamic earthquake triggering[J]. Nature Geoscience, 2008, 1(6): 375-379.
(撰稿：王新/地球与行星物理学科中心； 陈凌/岩石圈演化学科中心)
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