运用尾波干涉技术监测瑞昌—阳新MS4.6地震后地壳介质变化＊

郭雨帆 董非非 查小惠 陈 浩 王甘娇 董 俊

（江西省地震局，江西南昌 330096）

引言

瑞昌—阳新地区位于江西瑞昌和湖北阳新交界，郯庐断裂带向西南延伸的隐伏断裂及襄樊—广济断裂在此处交汇（图1）。北京时间2011年9月10日23时20分瑞昌—阳新发生MS4.6地震，造成了一定的经济损失，引起了较大的社会反响。本次地震与2005年11月26日江西九江—瑞昌M5.7地震时间间隔仅6年，空间间距仅32 km，这两次中强地震间存在着密切联系[1]。研究九江—瑞昌—阳新地区地质结构特征对探究中强地震发震规律至关重要。

图1 研究区地形、台站位置、水体分布、断裂展布及MS4.6主震震中平面图Fig. 1 The distribution map of regional topography，seismic stations，waters，fractures and the MS4.6 earthquake

地壳介质变化规律是地质结构特征中的一项重要内容，前人运用尾波干涉技术在监测震后地壳介质变化方面取得了一定进展。2006年，Pandolfi等[2]应用尾波干涉技术监测1999年维苏威火山M3.6地震前后地壳介质波速变化；2014年，肖卓[3]以青藏高原周缘及2014云南盈江双震为例，利用重复地震和尾波干涉技术监测地壳介质动态变化，发现云南盈江双震后S波及其后续尾波部分波速增加；2021年，汪建等[4]利用尾波干涉技术研究2015年重庆武隆M5.0地震后震源区地壳介质变化，发现S波早期尾波段走时延迟曲线随时间流逝呈线性变化。总体来说，在运用尾波干涉技术监测震后地壳介质变化领域，前人探索还很有限。除此之外，目前缺乏将该方法运用于江西及湖北地区的研究成果。本文基于2011年瑞昌—阳新MS4.6地震序列事件波形及其观测报告，使用双差定位法进行重定位，并采用波形互相关法筛选出符合要求的重复地震对，在此基础上，利用尾波干涉法监测瑞昌—阳新MS4.6地震后震源区地壳介质变化，为后续进一步探索九江—瑞昌—阳新地区地质结构特征提供科学依据。

1 数据和方法

1.1 数据

数据来源于中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心（doi:10.119 98/SeisDmc/SN），江西、湖北和安徽地震台网为本次研究提供地震波形数据[5-6]，九江地震监测中心站为本次研究提供降雨量及气压数据（图1）。

整理瑞昌—阳新MS4.6地震序列周边16个台站记录的地震观测数据，挑选出符合以下条件的地震共计52个： ① 发震时间：2011-09-10—2012-03-31； ② 发震位置：29.66°—29.76°N，115.38°—115.48°E； ③ 记录台站数≥4； ④ 记录清晰且信噪比高。

1.2 HypoDD双差重定位法

2000年，Waldhauser等[7]提出了HypoDD双差重定位法，此后该方法广泛应用于地震学震源重定位领域。地震事件i和j对于接收点k的到时残差之差，即为双差：

式中，rki和rkj分别为地震事件i和j到接收点k的到时残差， (tik-tkj)obs为 走时差的观测值， (tik-tkj)cal为走时差的理论值。

表1是本次双差重定位使用的区域地壳速度结构模型。

表1 区域地壳速度模型[8]Table 1 Regional crustal velocity model[8]

1.3 利用波形互相关法挑选重复地震

重复地震具有不同的定义，但不同定义的基本特点就是波形具有高度相似性，因此，主要通过计算波形互相关系数（cross correlation，简称cc）来识别重复地震[9]：

式中，f1(t)和f2(t)分别为用于计算的同一台站记录的两个地震事件选定波列，f1(t)和f2(t)分别是其相应的平均值。

1.4 尾波干涉法

尾波由于其传播路径长，在放大、叠加等共同作用下，具有对地下介质微小变化产生灵敏反应的特性。2002年，Snieder等[10]在前人研究基础上，系统提出并阐释了尾波干涉法。2006年，Snieder等[11]研究发现，假设地下介质是均匀的，若地震波速随着时间流逝而上升或下降，则走时延迟也会随着时间流逝而线性下降或上升。可以认为，地震波速和走时延迟随时间变化曲线大致呈 “镜像对称” 。

在地形、地质条件不利于布置开敞式溢洪道的坝址条件下，选择采用洞式溢洪洞方案。坪寨（坝高H=162 m）、九甸峡（H=137 m）、洪家渡（H=179.5 m）等工程处高山峡谷地区，溢洪道开挖会造成不稳定高边坡及较大幅度增加开挖工程量，采用的开敞式进口后接隧洞（洞式溢洪道）的泄洪方式，具有明流隧洞超泄能力大、适应高陡地形条件的特点。

设原始波速为v，地下介质发生的波速变化为δv，则走时偏移τ与δv的关系如下式[12]：

走时偏移τ误差下限στ由Cramer-Rao Lower Bound法则[13-14]计算：

式中，f0为信号主频，B为信号的频宽与主频之比，T为窗口长度，ρ为波形互相关系数，SNR为信噪比。

2 结果及初步分析

2.1 HypoDD双差重定位结果

图2显示了成功重定位的49个地震，瑞昌—阳新MS4.6地震序列沿瑞昌—武穴断裂两侧呈NEE向分布。据吕坚等[8]和张丽芬等[15]的研究，瑞昌—阳新MS4.6地震的发震构造为郯庐断裂向西南延伸的隐伏断裂—瑞昌—武穴断裂。瑞昌—阳新MS4.6地震序列震源深度为2—14 km，其中，4—8 km为优势发育深度（69.4%）（图3）。

图2 MS4.6地震序列重定位后震中位置平面图Fig. 2 Epicenter location plane of the MS4.6 earthquake sequence after relocation

图3 MS4.6地震序列重定位后的震源深度分布图Fig. 3 Focal depth distribution of the MS4.6 earthquake sequence after relocation

2.2 重复地震挑选结果

重复地震挑选步骤： ① 使用0.5—10 Hz带通滤波进行预处理[16-17]； ② 利用波形互相关技术，设置计算长度为24 s，挑选同时被黄梅台（HME）和九江台（JIJ）记录且cc≥0.920的地震对，作为相似地震对[3-4]； ③ 使用经过双差重定位后的震源信息，筛选出间距≤0.6 km的相似地震对，认定为重复地震对[3-4,18]。

最终筛选出符合条件的两组重复地震对（图4、表2）：D1（2011-09-11 05:44ML2.3和2011-10-24 08:06ML2.2）和D2（2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2）。本次研究按照严格的重复地震判定规则进行筛选，因此，认为2011-09-11 05:44ML2.3、2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2不构成三重地震对。

图4 MS4.6地震及双台记录重复地震位置图 （1为瑞昌—武穴断裂，2为金岭—田塘断裂，3为武山—南阳断裂，4为望夫山—大浪断裂，5为丁家山—桂林桥—武宁断裂，6为刘家—范家铺—城门山断裂，7为襄樊—广济断裂，8为洋鸡山—武山—通江岭断裂，9为郎君山—东雷断裂） Fig. 4 The distribution map of the MS4.6 earthquake and repeating earthquakes recorded by 2 stations

2.3 尾波干涉结果

结合前人经验[17-18]，选取2倍S波与P波初至到时差加4 s作为尾波干涉测量窗长，移动窗长为1 s，移动步长为0.05 s。

2.3.1 重复地震对D1尾波干涉结果及初步分析

（1）图5a中，黄梅台（HME）记录到的P波尾波部分（1.00—7.70 s）走时延迟变化较为复杂，大致呈 “N” 字形，波速也随之变化较复杂；S波振幅较大部分（7.70—9.30 s）走时延迟曲线较平缓，波速基本无变化；S波早期尾波部分（9.30—11.30 s）走时延迟线性下降趋势明显，走时延迟可降至 0.004 4 s，挑选此时段计算相对波速变化，计算结果为6.29‰，计算误差在允许范围内。

（2）图5b中，九江台（JIJ）记录到的P波尾波部分（1.00—6.75 s）走时延迟变化复杂、呈 “M” 形变化，表明波速呈 “W” 形变化；S波及其尾波部分（6.75—16.00 s）走时延迟呈轻微下降趋势，说明波速小幅增加，此时段相对波速变化较小（0.47‰），又由于它与计算误差0.14‰在同一数量级，因此，在后续讨论环节中不将该结果作为支撑结论的依据。

2.3.2 重复地震对D2尾波干涉结果及初步分析

（1）图6a中，黄梅台（HME）记录到的P波尾波部分（1.00—7.60 s）走时延迟曲线呈 “N” 字形，该时段内波速变化较复杂；S波振幅较大部分（7.60—9.60 s）走时延迟基本保持不变，波速保持稳定；S波早期尾波部分（9.60—11.60 s）走时延迟线性下降，最小走时延迟为—0.009 6 s，相对波速增幅为4.73‰，计算误差在允许范围内。

（2）图6b中，九江台（JIJ）记录到的P波尾波部分（1.00—6.60 s）走时延迟曲线呈 “W” 形，表明波速呈 “M” 形变化；S波振幅较大部分（6.60—8.85 s）走时延迟基本保持不变，波速基本不变；S波早期尾波部分（8.85—10.90 s）走时延迟线性下降趋势显著，走时延迟降至—0.009 5 s，波速显著增加，其相对波速变化为5.30‰，计算误差在允许范围内。

根据图5和图6结果可以看出： ① 不同台站记录同一重复地震事件时的波形差异较大，这是由于黄梅台（HME）与九江台（JIJ）位置不同导致的（图4）。黄梅台位于重复地震对NE方向，震中距约为54 km，长江从黄梅台与重复地震对之间区域流过，襄樊—广济断裂贯穿黄梅台与重复地震对，地下结构复杂；九江台位于重复地震对SEE方向，震中距约63 km，台站与重复地震对之间为九江—瑞昌—阳新地区，断裂发育程度高，地下介质复杂； ② 重复地震对被同一台站记录的波形之间也存在微弱差异（图4、表2）。重复地震对之间存在位置差异，最大水平间距为0.5 km，最大垂直间距为0.6 km；重复地震对之间还存在震级差异，最大ML震级差为0.6；位置差异和震级差异可能是导致重复地震对之间波形差异的原因。

表2 MS4.6地震及双台记录重复地震对信息统计表Table 2 Statistics of the MS4.6 earthquake and repeating earthquakes recorded by 2 stations

3 地壳介质变化讨论

将图5、图6中的走时延迟随时间流逝曲线进行汇总对比，总结这4条走时延迟曲线（从P波初至开始的1—19 s）的变化规律（图7）： ① 走时延迟变化范围为—0.011 2—0.010 8 s； ② P波尾波部分（约1—7 s）走时延迟曲线变化较复杂，即波速变化复杂，可能与瑞昌—阳新地区地下介质复杂、非均匀性强有关[1]； ③ S波振幅较大部分（约7—9 s）走时延迟曲线较平缓、波速基本不变； ④ S波早期尾波部分（约9—11.5 s），除九江台记录的D1走时延迟曲线变化不显著外，其他三条走时延迟曲线急剧线性下降，表明波速迅速攀升； ⑤ 除九江台记录的D1走时延迟曲线外，其他三条走时延迟曲线变化规律相似，证明本次研究结果可信度较高。

图5 黄梅台（a） 和九江台（b） D1波形记录、不相关系数及走时延迟随时间变化图Fig. 5 The results of waveform，de-correlation and delay time of repeating earthquake D1 with lapse time at station HME （a） and station JIJ （b）

图6 黄梅台（a） 和九江台（b） D2波形记录、不相关系数及走时延迟随时间变化图Fig. 6 The results of waveform，de-correlation and delay time of repeating earthquake D2 with lapse time at station HME （a） and station JIJ （b）

图7 黄梅台和九江台D1和D2走时延迟随时间变化图 （黄色区域为大致的S波早期尾波部分） Fig. 7 The results of delay time of repeating earthquake D1 and D2 with lapse time at station HME and JIJ

选取S波早期尾波段，总结该时间段内相对波速变化特征（表3、图8）。在瑞昌—阳新MS4.6地震发生后，不管是2011年9月11日—10月24日（D1重复地震对），还是2011年9月18日—10月24日（D2重复地震对），S波早期尾波相对波速均为正值（D1相对波速变化：黄梅台（HME）为6.29±0.26‰，D2相对波速变化：黄梅台（HME）为4.73±0.34‰、九江台（JIJ）为5.30±0.33‰），意味着波速增加。地震引起地下介质波速变化的3大物理机制包括：强地面运动引起的地表破坏、断层区结构破坏和孔隙弹性回弹、震后几十天内在孔隙弹性回弹机制占主导作用下的波速快速恢复[19]。本次研究中S波早期尾波波速在主震后第2—44天及第9—44天均为增加的结果与前人研究结果吻合，表明本次研究结果可靠。

图8 黄梅台（a） 和九江台（b） 记录的重复地震对S波早期尾波相对波速变化Fig. 8 Early S coda’s relative wave velocity variation of repeating earthquakes at station HME （a） and JIJ （b）

表3 黄梅台和九江台记录的重复地震对S波早期尾波相对波速变化Table 3 Variation of relative wave velocity of early S coda for repeating earthquakes at station HME and JIJ

研究区北临长江、南依鄱阳湖，水资源丰富，需特别关注降雨和气压对波速变化的影响。整理和分析九江台降雨量和气压数据（表4），发现2011年9月11日瑞昌—阳新MS4.6地震后降雨量日平均值9—10月有所减少。刘志坤[19]和Xie等[20]认为水体对波速变化在震后影响更显著，原因是震后断裂更加发育、裂隙更大，岩石渗透性和水的流动性显著增强。肖卓[3]和Martini等[21]发现波速和降雨量有密切联系，S波早期尾波波速会随着降雨量增大、水体水位升高而降低，反之亦然；瑞昌—阳新MS4.6地震后气压日平均值9—10月略有增加（表4），据前人经验[22]，震后波速变化与气压变化呈正相关。因此，本次研究中震源区S波早期尾波波速在瑞昌—阳新MS4.6地震后1.5个月内（2011-09-11—10-24）增加的结果可能与降雨量减少、气压升高有关。

表4 九江台降雨量和气压日平均值统计Table 4 Daily average statistics of rainfall and pressure at station JIJ

4 结论

本文基于瑞昌—阳新MS4.6地震序列52个事件波形数据及其观测报告、降雨量和气压等资料，采用双差重定位法获得49个地震重定位结果，使用波形互相关技术挑选出符合要求的重复地震对，利用尾波干涉技术分析重复地震对的走时延迟变化，最终得到两点收获：

（1）筛选出了两组重复地震对。这两组重复地震对同时被黄梅台（HME）和九江台（JIJ）记录、波形互相关系数≥0.920且间距≤0.6 km，分别为：D1（2011-09-11 05:44ML2.3和2011-10-24 08:06ML2.2）和D2（2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2）。

（2）瑞昌—阳新MS4.6地震后1.5个月内（2011-09-11—10-24）震源区S波早期尾波波速增加。D1重复地震对：黄梅台（HME）相对波速变化为6.29±0.26‰，D2重复地震对：黄梅台（HME）相对波速变化为4.73±0.34‰、九江台（JIJ）相对波速变化为5.30±0.33‰。

致谢

感谢重庆市地震局汪建工程师的指导和帮助，感谢匿名审稿专家们提供的宝贵修改意见！