震源介质参数的连续监测及其在张北地震前的变化

震源介质参数的连续监测及其在张北地震前的变化 震源介质参数的连续监测及其 Ξ 在张北地震前的变化 张天中, 高阿甲, 黄蓉良, 刘庆芳 ( )中国地震局地球物理研究所, 北京 100081 摘要: 通过对首都圈地区的小震复合震源机制、尾波 Q 值和波速比三项震源介质参数的连续监 测发现, 在 1998 年 1 月 10 日河北张北 6. 2 级地震前, 1997 年小震复合机制解的矛盾符号比达到 了历年的最低点, 且其方向接近于张北地震由初动得到的震源机制方向; 山西恒山台 30, 60 s 时间窗的尾波Q 于 1997 年出现了较高的值; 张北地区自 1995 年 1 月至 1997 年 3 月, 存在 27 个 0 月的V V 的低值异常。这些结果除可直接作为前兆现象用于地震预测外, 对于理解地震孕育 /P S 发生的物理过程也是很有意义的。 关键词: 小震复合震源机制; 尾波值; 波速比; 张北地震 Q () 中图分类号: 315. 3 文献标识码: 文章编号: 100023274 2000020154208 P AS 0 引言 地震学作为一门以观测资料为基础研究地震的成因及其规律, 研究地震波的传播及地 球内部构造的科学, 它的发展奠定了地震预报的物理基础, 地震学方法成为地震预报的一种 重要手段。随着地震预测研究的深入, 人们逐步认识到在进一步研究地震时空强分布特征 () 地震活动性的同时, 加强对地震波的运动学和动力学特征的研究, 从中提取震源和介质的 信息, 深化对孕震过程的了解, 对于增强地震预测的物理基础, 提高地震预测的水平是十分 必要的。 地震震源和地震波传播介质的各种参数在强震前的变化早就被当作地震预测的地震学 前兆指标。曾经引起极大关注的在70年代有波速比变化的研究, 在80年代有尾波衰减率变化 和90年代 波到时差变化的研究, 其他还有主压应力轴的方向、应力降、波谱成分、波形线性 S 度和多种振幅比变化的研究等。 自“九五”以来, 笔者开展了对震源机制、尾波Q 值和波速比等3项震源介质参数的连续 监测和研究。这项工作的开展基于以下的考虑: ?地震的发生, 或由于应力变化, 或由于物质 Ξ 收稿日期: 2000206205; 修回日期: 2000206220( ) 基金项目: 中国地震局“九五”科研攻关项目95204205201部分成果 ( ) 作者简介: 张天中19452, 男, 江苏苏州人, 研究员, 主要从事地震预测、地震波传播和工程地震等研究。 的迁移运动, 或两者兼而有之, 在较大地震发生前, 地下介质必定会有某种变化, 尽管这种变化有时可能是细微的; ?震源介质参数或直接作为前兆指标, 或作为孕震过程中的状态参量 和约束条件, 仅靠做震例是难以确定的, 必须积累长期的可靠的资料; ?从服务于地震短临 预测和震情的要求出发, 准实时的跟踪监测是必要的; ?我国区域遥测台网积累了一批 宝贵的数字化资料,“九五”期间我国又将建立一批数字化台网, 将会产生大量的高质量的地 震资料, 为震源介质参数的跟踪监测提供了客观条件。 1998年1月10日河北张北发生6. 2级地震, 这是自唐山地震以来首都圈发生的最大的一 次地震。在这次地震前后, 笔者所监测的3项震源介质参数有无变化呢? 本文对此作一概括的 介绍。 1 小震复合震源机制 地震是在应力场作用下发生的。目前研究地壳应力状态普遍采用的途径之一是, 通过测 定地震的震源机制来推断应力主轴的方向。单个地震的震源机制解反映出在构造应力场作 用下地震断层活动的性质, 由多个离散小地震测定的复合震源机制解则可反映出较大区域 1 的平均构造应力状态。通常被认为可能和较大地震的发生有关的现象有: ?小震 P 轴方 向由紊乱趋于规则; ?小震复合机制解矛盾符号比发生较大变化; ?小震 P 轴优势方向发 2 3 4 () 生变化; ?震源类型 走滑、正断、逆断发生变化。华祥文和阎明先后讨论过唐山地震 前后小震复合机制解的变化, 并发现了震前矛盾符号比下降的现象。 为了得到华北地区应力场的时空分 布, 参照潜在震源区的划分方法, 考虑地震 ( 构造及活动性特点后, 将全区 35?, 42?,N ( ) 110?, 120?分成8个分区 北京、京西北、 E ) ()唐山、大同、太原、临汾、邢台、代县图1。 假设各分区内应力场是均匀一致的。分别 计算一定时间段内各分区的小震复合震源 机制解。图1中给出了各分区1993, 1999年 的复合震源机制解的 P 轴方向, 表1 给出 ( 了京西北地区 1998年1月10日张北6. 2级 ) 地震发生在该区该时段历年的的复合机 制解, 其中1994年和1995年因可用的初动 图1 1993, 1999年华北各分区 符号较少, 二年合并计算。图2给出了其下小震复合震源机制解 P 轴图 半球等面积投影图, 图3给出了历年的矛盾 符号比。 从图、表中不难发现, 在张北地震发生前的1997年, 小震复合机制解有二个特点, 一是矛盾符号比达到了历年的最低点; 二是其方向和1998年的最为接近。而1998年的小震以张北余 震为主, 其复合机制解的方向与张北主震基本一致。这一结果似表明, 在张北地震前一年, 小 震破裂方向的随机性减弱, 并趋于张北地震的断层方向。通常把这一现象解释为局部应力场 加强的结果。 图2, 1998年京西北地区小震复合机制解1993 表1 1993, 1998年京西北地区小震复合机制解 矛符地 节面1节面2P 轴T 轴N 轴盾 号 震 时间段 (年2月, 月) 走向 倾角滑动角 走向倾角滑动角 方位倾角 方位倾角 方位倾角比 数 数 (?) (?) (?) (?) () (?) (?) (?) (?) (?) (?) () //////////??// 1993201, 12 272 2101 298 34 97 58 335 74 195 12 103 10 0. 39 46 13 205 39 84 67 37 55 151 16 250 30 0. 29 63 25 2142 257 1994201, 1995212242 29 85 62 18 71 167 17 260 10 0. 29 35 14 2110 279 1996201, 12 25 80 290 62 251 27 154 12 42 60 0. 18 44 19 228 2169 1997201, 12 5 180 218 90 308 85 263 3 173 4 33 85 0. 29 174 82 1998201, 12 64 75 329 76 186 21 17 1 109 69 0. 29 221 112 215 2164 1999201, 09 张北地震后, 改变空间范围进行试验。 围绕张北地震震中分别取40?, 42?? , 113N , 115.?, 42.55?和39. 5??, 116? , , 112E N 分时段求小震复合机制解, 其结果大体 E 一致, 都有一个矛盾符号比在张北地震前 图3 京西北小震复合机制解矛盾符号比变化达到最低值的过程, 最低值均在0. 15。 2 尾波Q值 由于应力变化造成岩石圈内裂隙的生成、张开或闭合, 或孔隙内流体的迁移、地幔热物质的上涌等, 都可造成介质品质因子的变化。通常认 为尾波Q 值是岩石圈的一个构造参数, 表示了地震 运动在岩石圈所造成的破碎程度, 是岩石圈里裂隙 密度的一个标志参数。在尾波 Q 值、地壳运动和地 5 震活动性之间存在着明显的相关性。等以破裂 J in 模型、膨胀2扩散模型和蠕变模型3种不同的模型来 讨论尾波Q 值在大地震前的变化, 并认为蠕变模型 能较好地解释观测到的现象。 6 1979年 等首先注意到了加州一些地 C ho u e t 震前Q 的变化, 此后有许多报告称在地震发生前地 c 震波的散射和衰减性质有所变化。继波速比之后, 尾 波Q 值成为第二个与地震预测相关的热点。1988年 7 图4 恒山台所用地震分布图综述了这方面的工作。一些研究者报道, 在大 Sa to 震前的一二年, 发震地点周围Q 值出现下降, 而靠近发震地点的地区Q 值会出现升高的现8 , 10 象。进入 90 年代以来, 随着研究的深入和数字化资料的广泛使用, 人们发现尾波Q 值在 地 震 前 的 变 化 似 乎 并 没 有 那 么 明 显、那 么 11 , 13 大。近年来, 国内外对于地震波衰减的研究 仍在继续, 但直接将Q 值用于地震预测的报告并 14 , 17 不很多。总体来看, 国际地震学界目前对于 地震波衰减的研究正在更加深入地进行, 而对于 尾波Q 值的变化能否作为地震前兆则持较为谨 慎的态度。 笔者利用华北台网32个台数字化的地震记 录, 处理了1993年1月至1998年9月的资料, 得到 分频分时间窗的尾波 Q 值, 对满足一定精度要 (() ) 求 误差小于 50% 的Q f 分时间窗按台拟合 ()求取Q 值频率为 1 H z 时的Q 值。这样就可及 0 13 时了解华北地区Q 值的变化情况。 到1997年底为止, 华北地区总体上 Q 值是 0 稳定的, 但山西恒山台 30, 60 s 时间窗的Q 于0 1997 年 出 现 了 较 高 的 值, 当 时 提 出“值 得 注 17 意”。1998 年 1 月 10 日张北地震发生, 张北地 震后Q 值恢复到正常水平。 图 5 4 次地震的波形记录 张北地震后, 重新处理了恒山台等有关的资 料, 图4为恒山台所用地震分布图。并采取以下二个方法以确认 Q 值的变化: 一是将波形重新回放, 没有发现明显干扰, 图5给出了4次地震的波形记录; 二是对几乎发生在同一地点的3 对地震进行比较, 在图4中以实心圆表示。每对中的 第1个地震分别发生在1993、1994和1995年, 而第2个 地震都发生在1997年12月。在3. 0, 6. 0 的3个频 H z ( 段中, Q 值平均增大23% 。图6 给出了1997 年 以空 ) ( ) 心圆表示和1993, 1996年 以实心圆表示的分频 的尾波 Q 值, 图中同时给出了两者的拟合直线, 1997年的拟合直线斜率较小。上述工作表明, 张北地 震前恒山台在1997年Q 值的增大基本属实。 0 有关 的理论计算表明, 不同波长的地震波对尺 ( ) 度和波长相当 不是相等的不均匀体最为敏感, 此 时散射最强。假定地壳介质中最易变的不均匀体是 ( ) 裂隙 和其中所含的流体, 那么3. 0, 6. 0 的 QH z 值的增大似乎表明了相应尺度的裂隙体密度的减图6 张北地震前后值的变化 Q 小。由于30, 60 这一时间窗的Q 值通常认为反映s 记录台站附近100 范围内介质的性质, 而恒山台与张北地震震中相距约200 , 这次恒 km km 山台Q 值的起伏是否反映张北地震的孕育过程仍有待进一步研究。 根据山西重力测网的 18 观测结果, 晋北地区1997年9 月起出现了大范围的上升变化, 2 62% 的测点重力变化超过40×10 /, 恒山山前断裂带、六棱山山前断裂带及其附近一些 nm s 测点的重力变化量级较大。震后2个月, 重力场有所恢复, 但还没有恢复到正常的基值水平。 这种重力场的变化与Q 值之间有无关联, 也是值得探讨的问题。 由于Q 值与尾波走时有关, 通常规定若干时间窗, 求取各固定时间窗内的Q 值进行比 0 较。但目前因噪音等原因, 可用的尾波记录并不很多, 而且由于时间范围各不相同, 经常并不 落在规定的时间窗内, 以致无法得到相应的Q 值, 目前只有局部地区地震数量较多, 部分台 0 站能得到较多的Q 值用以监测该地区的Q 值随时间的变化。本文舍去误差大于 50% 的Q 值 0 7 来进行讨论。据报道, 在较大地震前Q 值误差变大的情况也曾被发现。事实上, 张北地震前 恒山台的Q 值误差也有增大的现象。这一现象通常可以介质中的不均匀性增强来解释。因 此, 舍去误差大的点有可能丢失地震前兆, 但取用误差大的数据又会造成整个结果不稳定, 带来较大的随机因素。恰当地选取容许误差范围对正确分析所得结果是十分重要的。 3 波速比 很多年前不少地震学者就提出, 当地震波通过未来地震的震源区时, 由于应变在该处的积累, 波速会发生改变。随着测震精度的提高, 使检测到这种改变成为可能。日本地震学家宫 本真夫发现1948年6月28日日本福井M 7. 8地震前半年, 在震中附近几百公里的范围内, 存 S 在 波走时异常。之后, 苏联地震学者也相继在加尔姆的一些中等强度的地震前, 观测到了 P 波速度与 波速度之比的“下降回升”现象, 大量的野外观测和实验室模式实验验证了这 P S 一现象的存在。一时间, 对震前波速变化的研究篷勃兴起, 日本、苏联、中国、美国及其他国家 19 的地震学者在这方面做了大量的工作, 得出了大致相同的结果。但是, 进一步的研究结果 表明, 中强地震的发生与波速比的异常并不是一一对应的, 相当长一段时间内在国内外的许 多强烈地震之前, 没有观测到波速的异常变化, 这可能与震相的读取精度, 波的传播路径改 变, 检测波速比异常的时机和空间范围以及人们对地质构造和介质状态的认识有关。 ( 选用中国地震局地球物理研究所四室地震观测台网 自1989年1月1日至1998年9月30) 日所记录的M ?1. 0的6千多条地震记录, 其空间范围在38?00′, 41?00′?00′, 120? , 113L N 00′内的, 分别用单台法和多台法计算了震中距在15, 160 内的 波到时和 波到时 E km P S 清晰的地震波速比值。在所选用的4001个地震中, 有795个地震的波速比值小于1. 67, 占19. 9% , 首都圈地区的平均波速比值为1. 71。 对整个首都圈地区, 以10′为间隔, 改变经度、纬度, 移动上下左右边界以检测异常。对已 经发生的中等强度以上地震, 例如1989年10月大同M 6. 1、1991年3月大同M 6. 1、1998年1L L 月张北M 6. 2等地震, 是以震中为中心, 以10′为间隔, 分别改变经度、纬度, 移动左右上下边 L 界, 最终检测出异常区的范围。结果表明, 在1989年9月大同、1991年3月和1998年1月张北地 震及一些M 4. 5以上地震前, 存在明显异常。M 4. 5以下的地震前, 没有观测到明显的变化。 L L 图7, , , 为不同空间范围内, V V 的月均值随时间变化曲线。图7显示了张北地 区自/ab cd P S c 1995年1月至1997年3月, 存在27个月的V V 的低值异常, 9个月后发生了张北M 6. 2 地/P S L 震。从图7中可见1997, 1998年该区曾出现波速比的低值异常, 根据此项波速比异常和b 环境应力高值, 1998年11月27日前曾填短期预报卡, 预测在40?, 41?20′, 113?50′, 115?10′内1998年11月27日至1999年2月27日可能发生M 5. 0左右地震, 实际在1999年3月11日张北发 S 生M 5. 6强余震。S 图7 波速比月均值随时间变化() () 39?30′, 41?00′?30′, 116?00′?30′, 40?30′?00′, 115?40′, 113; 39, 114; aN Eb N E() ( ) 40?30′, 41?30′?00′, 115?30′?00′, 41?30′?00′, 117?00′, 113; 39, 116cN EdN E 研究地区所有观测到的波速比异常及其持续时间汇总在表2中, 表中还列出了所对应的 地震及其与异常的间隔等。 当地球内部介质应力状态发生改变时, 随着能量的积累, 波的传播速度发生改变, 导致 波速比异常的出现。但是, 能量的释放不一定以瞬时的岩石破裂的形式表现出来, 也可能以 蠕变的形式缓慢释放, 也许这是造成波速比观测中有异常无地震的原因之一。的膨胀2 N u r 流体扩散模式预示着地震波速异常的出现有时间性, 的双轴实验结果证明当二个方 Gup ta 向侧应力不相等时, 波速在空间各向异性, 就是说震前V V 异常在特定的时间和特定的方 /P S 向才能观测到。一些震前没有观测到波速变化的震例, 可能是该原因所致。 表2 波速比异常及对应地震一览表 异常持 震中位置 震级对应地震时间异常结束至异常起止时间续时间 序号地点( )( )年2月, 年2月 年2月2日 发震间隔月 /( ) M S Υ Κ NE月 / 210219 1989 1 201, 1989208 6. 1 19898 大同2 39?57′ 113?49′ 40?35′ 115?50′ 大海坨 1989209, 1990206 1990207221 2 10 5. 0 1 1989209, 1990212 大同 39?58′ 113?51′ 1991203226 3 14 6. 1 3 1991206, 1992206 未对应地震 4 13 1997210, 1998208 1999203211 5 11 5. 5 张北7 41?09′ 114?23′1995201, 1997203 张北 41?06′ 114?18′ 1998201210 6 27 6. 2 9 1998201, 1999207 未对应地震 7 19 就目前的观测资料和处理方法而言, 某地区V P V S 升高或降低并不表现为该区所发生/ 地震的V V 值的普遍的升高和降低, 而是发生在一些特定地点的少数地震的V V 值的 //P S P S 升高或降低。这可能与局部地下水浸入裂隙有关, 由此造成的 波速度的大幅度增加, 远比P 应力积累造成介质密度改变所引起的 波速度变化大得多。准确地检测出波速比异常, 依 P 赖于震相的读取精度和查清影响波速变化的各种人为因素和非地震因素。 4 讨论 综上所述, 通过对震源介质参数的连续监测, 结果显示了张北地震前震源机制、尾波Q 值和波速比等震源介质参数的某种变化, 这是令人鼓舞的。然而, 也应清醒地认识到, 从发现 地震前的某种变化到利用这种变化去预测地震之间还有很长的路要走。由于所用的资料时 间较短, 资料质量并不十分理想, 震例较少, 需要继续积累资料, 改进处理方法。下IA SP E I 20 属的地震预报分委员会主席 在对提议的地震前兆进行了评估后认为: 要使一种地W y ss 震前兆是可以接受的, 必须有长时间的和很高质量的资料, 若无足够的经费以支持数年至数十年的长期观测, 若无格外的认真以采集数据, 地震预报的能力是无法实现的。因此, 要使地 震预报的能力得到有效的提高, 保证地震前兆观测资料的高质量、完整性是非常必要的。 中国地震局地球物理研究所四室提供了宝贵的资料, 黄雨蕊、马云生参加了其中部分工 作, 在此一并致谢。 参考文献: ( ) 许忠淮, 阎明, 赵仲和. 由多个小震推断的华北地区构造应力场的方向[. 地震学报, 1983, 5 3: 1 J 2682279. 黄雨蕊, 高阿甲, 许忠淮. 地震震源机制的研究应用于地震预报的探索[. 地震地磁观测与研究,J 2 () 1997, 18 1: 52257. 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