0 引言

早在20世纪70年代, 我国已开始进行地震预测研究, 随着国际上膨胀-扩散模式(Nur, 1972)、膨胀-失稳模式等物理机制的发现(Scholz et al，1973)，有效地解释了一些和地震有关的前兆现象, 地震学家相继提出岩石扩容-断层蠕动(dilatancy-creep)模式(牛志仁, 1978)、应力积累单元和应力调整单元组成的孕震模式(郭增建等, 1979)、坚固体或硬包体模式(梅世蓉等, 1989a、1989b)等。基于地震是断层快速错动结果的认识, 地震学者提出了一系列预测方法和模型, 如利用地震剪切波分裂监测地壳应力变化以预报地震的时间和震级的“应力预报地震”方法(滕吉文等, 2000、2012；华卫等, 2006)、地震活动性的“临界加速模型”(杨文政等, 1999；陈学忠等, 2013)、“加速矩释放模型”(蒋长胜等, 2009)、“短期丛集模型”(蒋海昆等, 2012；蒋长胜等, 2013、2015)和“应力触发模型”(万永革等, 2002；王琼等, 2016)等。

这些理论模式和物理模式来源于实验室内的岩石力学和流体流动实验, 在地震预测实践中尚难以得到较好的应用, 不能有效解释所有地震前观测到的现象。近几年来, 随着观测水平不断改进, 地震仪可以记录到更宽频带的数据, 这些新的数字化宽频带观测数据有助于研究人员更好地认识断层内物理过程及异常演化规律。目前, 中国地震局在川滇地区布设了密集的宽频带地震仪, 可以连续记录地面振动信号, 对于开展地震监测预报研究、改进防灾减灾工作有着重要的意义。研究发现, 强震前能够观测到长周期信号, 信号的产生与断层活动密切相关(车用太等, 2002；张晁军等, 2005；周龙寿等, 2009), 慢滑移(慢地震或静地震)及其伴随的脉动事件(前驱波)是可能的原因之一。然而这一研究目前尚未达成共识, 对于事件的产生原因、发生的位置和频率的主要成分仍然存在分歧(Seno et al，2003；傅容珊等, 2009)。对于单个地震仪台站, 利用记录的三分量数据, 可以对连续波形数据进行偏振分析, 通过对比3个分量之间相位的关联性, 就可以得出地震背景噪声的传播模式, 既可在时间域上分析, 也可以在频率域上分析, 而且这些不同类型的偏振方法已被用于地脉动分析。

本文分析了2019年6月17日四川长宁M_S6.0地震前后的地壳振动现象, 对产生这一现象的低频信号源(8×10^-5~2×10^-4Hz)进行定位, 发现异常持续时间和主要异常区域与长宁地震基本一致, 认为地震前后的低频地壳振动现象可能对地震预报研究具有重要的意义。

1 地壳振动现象

Chen等(2020)的研究结果显示, 在国内外多个强震前, 观测到了地壳振动现象。通过地震仪资料和GPS资料, 发现在震前半个月低频频段(8×10^-5~2×10^-4Hz)发生增强的现象。我们以2014年景谷M_S6.6地震前2个月、距离震中约20km的景谷台连续波形资料为例进行简要说明。

如图 1所示, 图 1(a)为景谷M_S6.6地震前2个月的连续波形原始资料, 图 1(b)为震前5~10天(红色)和震前2个月(蓝色)的频谱, 发现在10^-5~10^-4Hz的频带范围内, 震前5~10天相比背景值(震前2个月)出现了明显的振幅增强现象。2019年长宁M_S6.0地震的发生有助于我们对这种现象进行检验, 认知川滇地区未来的地震危险性。

2 长宁M_S6.0地震及观测资料

2019年6月17日22时55分43秒, 四川省宜宾市长宁县发生M_S6.0地震(图 2), 震中104.9°E、28.34°N, 震源深度19km, 地震发生在青藏高原东缘的四川盆地南缘盆山结合地带, 震中位于长宁-双河大背斜上, 序列发震构造整体呈NE-SW向挤压为主、兼具一定NW-SE向拉张分量的变形特征。成都市距离震中约260km且震感明显, 本次地震余震丰富, 影响范围之广、损失之重, 为国内近几年同等震级地震所罕见(易桂喜等, 2019)。

本文采用四川、云南、重庆和贵州的数字地震台站连续波形记录(图 2), 选择长宁地震震中500km范围内观测环境较好的15个台站进行研究(表 1)。四川、云南、重庆和贵州地震台观测环境稳定, 自2007年8月开始观测, 经过“十五”数字化改造, 已全部实现数字化。台站使用BBVS-60、KS-2000等宽频带地震仪和CTS-1甚宽频带地震仪等观测系统, 其具有灵敏度高、设备体积小、观测结果稳定等特点, 仪器采样频率为100Hz, 分别包含东西、南北和垂直3个分量, 垂直分量向上表示压缩作用, 向下表示膨胀作用。研究使用的地震波形连续记录来源于国家地震科学数据共享中心^①。

① http://data.earthquake.cn

3 分析方法

选择震中距500km范围内的15个台站进行计算, 下载这些台站2019年4月20日至6月20日共2个月的数据, 去均值、去倾斜后, 对原始数据进行降采样, 由于本文关注的频段在8×10^-5~2×10^-4Hz范围内, 关注的信号为长周期低频信号, 宽频带地震仪的采样率过高, 造成过采样, 增加了不必要的工作量, 所以在进行频谱分析之前, 对原始数据进行降采样, 将采样频率从100Hz降至10Hz, 既达到了信号的保真处理, 也大大减少了处理的数据量。

利用傅里叶变换(FFT), 将各个地震台预处理之后的信号从时间域转换到频率域, 在频率域上对地壳振动信号进行分析。对各个地震台4月和5月的垂向记录进行傅里叶变换, 得到的频率谱作为背景谱, 计算频段8×10^-5~2×10^-4Hz信号成分的振幅谱, 记为AMP1。将各个地震台6月的垂向记录均匀分割成小段, 每个时段保存1天的波形记录, 傅里叶变换后, 得到震前1个月每天的频谱图, 分别计算每天频段8×10^-5~2×10^-4Hz信号成分的振幅谱, 记为AMP2。单台记录的长周期地壳振动信号的振幅比Ratio=AMP2/AMP1。振幅比大于1(小于1)表示振幅增强(衰减), 将所有的观测台站每天的比值在空间上进行插值计算, 得到振幅比的空间分布图。通过国内外多个震例的统计结果, 我们认为, 当振幅谱比值超过1.2时出现地壳振动异常(Chen, et al 2020), 即振幅谱的幅度比背景值增强了20%以上。

目前用于定位地脉动信号源的方法主要包括：波束法(Beamforming Method)、振幅法和单台法(Polarization Method)等。随着地震台阵观测技术的发展, 现阶段虽然可以较好地确定地震波信号的来源方向, 但是这需要有较高密度的台站分布作为基础。本研究区台站的平均距离为80km, 为了保证在分布较稀疏的台网分布下获得较为准确的定位结果, 我们选择了Tanimoto等(2006)提出的利用单台的连续波形记录确定地震信号源的方法, 通过对多个台站的单台法定位结果进行综合分析, 取得了较好的研究结果，由下式可知

$ I=\sum\limits_{i=1}^{n}\left|N\left(\omega_{i}\right) \cos \phi+E\left(\omega_{i}\right) \sin \phi\right|^{2} $

(1)

式中, ϕ取值范围0°~360°, 为信号来源的潜在方向, N(ω_i)和E(ω_i)表示频段在ω_i的SN向和EW向采集的连续波形数据。利用傅里叶逆变换, 对水平N向和E向观测数据进行重构, 得到频段为8×10^-5~2×10^-4Hz的信号, 将水平方向的2个信号投射到正交轴上, 按照顺时针0°~360°旋转叠加, 寻找最大振幅I对应的方向, 该方向就是该地震台记录的信号源的来源方向。考虑到计算过程中的误差, 以来源方向为中心, 构造1个角度为30°、半径为300km的扇形区域, 至少3个台站的重叠区域是与长周期地壳振动有关的震源潜在区域(图 3)。

4 结果与分析 4.1 地震前的低频异常信号

距长宁地震震中最近的地震台为高县台(HWS), 其震中距为34km, 本文以高县台为例介绍低频异常信号的识别过程。选取高县台4月20日—6月20日(即震前后2个月)的连续波形垂向记录单独进行处理分析。重采样去均值、去倾斜后, 将垂向记录均匀分割成小段, 每个时段保存1天的波形记录。傅里叶变换后, 通过观察傅里叶变换得到的垂直分向的连续波形频率谱不难发现, 在长宁地震震前1周到震前一个月, 即从5月1日到6月14日, 高县台的频谱在8×10^-5~2×10^-4Hz的频段并未出现振幅明显增强的现象, 通过式(1)计算的振幅比也表明, 在这段时间内振幅比均低于临界值1.2, 说明并未出现明显的地震振动异常信号。而在长宁地震震前2天到震后2天, 即6月15日到6月19日, 8×10^-5~2×10^-4Hz的频段出现明显的振幅增强现象, 振幅比也均超过了临界值1.2, 并在震后恢复到了临界值1.2以下(图 4、表 2)。通过对长宁地震震前后2个月内高县台单台连续记录进行分析可知, 地震振动异常信号和地震有一定对应关系, 反映了断层介质在地震孕育过程中的变化特征。

4.2 长宁地震地壳振动现象

基于四川、云南、重庆、贵州地震台网的连续波形数据, 利用本文所述的地壳振动识别、定位技术, 对2019年6月17日四川长宁M_S6.0地震进行分析, 得到了地震前一个月和后一个月的地壳振动异常变化, 变化以1天的数据为计算单元。结果显示, 在4月26日和5月16日研究区内有个别台站出现地壳振动异常, 6月上旬研究区内未出现明显的特定频段的振幅增强现象, 自6月15日开始在川东南地区出现了明显的振幅增强现象, 异常持续到6月19日, 主要集中分布在震源区附近, 异常区域逐渐集中且特定频度的振幅显著增强, 这段时间的振幅与背景振幅相比增强了20%以上。长宁地震后, 地壳振动异常区域逐渐减弱, 并于震后基本消失, 在时间和空间上与长宁地震均有很好的对应关系(图 5)。

4.3 长宁地震地壳振动定位结果

利用相同时段和相同台站的连续波形数据, 对长宁地震前后的地壳振动现象进行定位, 观察地震前后1个月的地壳振动定位区域, 结果显示：5月研究区内未出现3个以上台站交汇的区域, 15个台站的信号源方向没有显著的规律性, 从6月15日开始在研究区内出现了一些信号源相对集中的区域, 信号源相对集中现象持续5天, 6月19日基本消失, 异常信号来源定位在长宁地震震中东北部30km附近地区。震前2天, 定位区域出现在长宁源震区附近, 表明该地区的断层可能进入失稳状态, 该现象一直持续到地震发生。长宁地震后, 地壳振动异常现象逐渐减退并基本消失, 未定位出显著的信号来源区域(图 6)。

通过统计图 6中出现异常的台站数量演化规律, 发现在长宁地震前2个月, 异常台站的数量主要在3~8个区间范围内波动(图 7、表 3), 异常台站的数量总体偏低：在4月26日、31日和5月1日分别有8、7、6个台站同时记录到了异常信号, 但是没有明显的定位区域, 5月和6月上旬异常数量有所下降, 之后异常台站数目一直维持在较高数量, 直到地震前2天达到最大值, 有12个台站同时出现地壳振动异常。自6月6日开始, 一直持续到6月20日, 异常台站的数量维持在10个以上, 说明在邻近地震发生时, 断层发生稳态变化, 介质承载的应力积累逐渐达到临界值, 发生了振动现象。

5 讨论

本文研究发现, 长宁地震前低频信号源(8×10^-5~2×10^-4Hz)出现了明显的增强现象, 以往研究表明频带在0.3~0.05Hz的背景噪声信号通常被称为微震, 频带范围内瑞利面波(ToksöZ et al，1968)的能量占主导部分, 主要是由大气与海水以及海水和地球之间的相互作用产生。ToksöZ等(1968)利用Montana台阵的资料证明了微震的来源区域与大气的低压区域有关, 7s和14s的周期成分在频谱中能量最强, 这些特征均与海洋重力波的频谱类似。Stehly等(2006)分析了长时段平均噪声互相关函数的能量与台站方位角的对应关系, 发现噪声源的分布与卫星观测到的海浪高度分布有较好的对应性。在更长的周期20~300s, 即频带范围0.05~0.003Hz, 背景噪声通常被称为地球的嗡嗡声(earth hum), 其频谱特征与地球自由振荡相似(Tanimoto et al，1998)。研究表明该频段范围内的背景噪声来源于低频海洋重力波与固体地球的相互作用, 在海洋的大浪区可以观测到低频背景噪声的分布(Rhie et al，2004)。综上所述, 我们关注的低频频带没有显著的环境和空间干扰源, 有利于探索低频频带信号与地震的关联性。

这种振幅显著增现象, 可能与地震前的断层失稳有关。事实上, 按照马瑾等(2008, 2014)的观点, 地震是断层快速错动的结果, 形成条件主要包括较高的断层协同化程度和应变释放区的加速扩展, 在邻近地震发生时, 断层发生失稳态变化。Scholz等(1973)利用明确的数学公式描述了断层失稳加速的变化, 但目前尚未明确观测到这样明显的现象。Mogi(1984)发现日本东南海地震前2天, 邻近断层的倾斜仪出现了失稳态的加速运动现象。而地震是由于地壳上的应力积累超过震源区介质承载能力而产生的, 当介质承载的应力积累接近临界值时, 可能发生振动现象, 连续记录的地震仪记录到了地震前背景噪声放大的现象(Kanamori et al，1974)。Zhao等(2010)通过岩石压力实验验证了由挤压产生的地壳振动信号与振动频率的关联性。Walczak等(2017)通过单轴压缩实验分析了岩石样品对不同扰动的响应, 结果表明预测材料是否产生破损是通过表面振动的临界变化来判断的。通过观察地壳振动异常信号的定位结果发现, 在震前2天, 定位区域出现在长宁地震源震区附近, 表明该地区的断层可能进入失稳状态, 该现象一直持续到地震发生。长宁地震后, 地壳振动异常现象逐渐减退, 基本消失, 未定位出显著的信号来源区域。

本文观测到的不是偶然现象, 其他震例如2014年鲁甸M_S6.5、景谷M_S6.6和2018年通海M_S5.0等地震前均观测到了低频信号增强现象(Chen, et al 2020), 存在地壳振动是共性特征。长宁地震周边出现异常的台站最多时曾达到12个, 略少于鲁甸M_S6.5和景谷M_S6.6地震前的异常台站数量, 而通海M_S5.0地震前出现异常的台站不超过3个。异常出现的时间集中在震前半个月, 可能对地震短期至短临预报具有重要的参考价值。

本文以长宁地震为例, 在震前2个月川东南地区已经有大量地震台站记录到了地壳振动异常, 震后1个月异常台站数量有所下降, 在此期间没有出现集中的定位区域, 说明此时该地区发生6级以上强震的可能性不大, 但存在发生5级地震的可能。其理由是：在没有定位的情况下, 台站的异常是互不相关的, 反映的仅是台站局部的变化, 本文研究区域的台站的平均距离为80km, 而1个5级地震产生的影响区域不足100km(Scholz等, 1973), 因而得出上述结论。而震前2天到震后2天的时段内, 异常台站数量一直维持在10个以上的高值范围, 并定位出显著的信号源区域, 说明此时异常的关联尺度明显增加, 并达到了发生6级地震的尺度(Yin et al，2000)。

6 结论

本文研究发现, 长宁M_S6.0地震前10天, 距震中500km的地震波形记录到明显增强的低频异常信号, 通过频谱分析, 得出信号频段为8×10^-5~2×10^-4Hz。利用单台偏振法可以对该频段信号进行定位, 震前2天出现异常来源的集中区域, 其位置在未来震中附近。研究还发现, 低频地壳振动信号的方向和振幅变化与长宁6.0级地震在时间和空间上均具有很强的相关性, 推测这部分信号与地震前断层加速失稳有关。需要指出的是, 本文提出的长宁地震前地壳振动异常并非偶然现象, 事实上, 我们在多个随机选择的6级地震前, 如鲁甸、景谷等地震均曾观测到明显的异常, 本文讨论的地壳振动识别、定位方法具有合理的物理基础和客观的逻辑分析, 从连续波形资料出发, 通过合理的预处理工作, 保证了计算结果的有效性, 未来更多的工作将针对信号产生的物理机理进行深入探讨。

致谢: 感谢国家地震科学数据共享中心(http://data.earthquake.cn)为本文提供了连续波形资料以及审稿专家对本文提出的中肯的修改建议。