新疆新21号泉水位同震响应研究及预测意义初探①

赵 娜， 贾东辉， 梁 卉， 刘建明

(新疆维吾尔自治区地震局，新疆 乌鲁木齐 830011)

地下水具有一定的流动性、普遍性和不可压缩性，当它是一个封闭的受压系统时，可以客观、灵敏地反应地壳中的应力变化状态[1]。研究地下水水位的同震响应可直接、有效的揭示地壳介质对应力—应变的响应过程[2]。地震波会造成动态应力改变，使含水层岩体渗透率改变，这就是远场强震引起水位同震响应的原因。对于近场大震而言，地震孕育过程中，断层破裂会造成静态应力改变，使岩体中孔隙压力改变，从而引发水位同震响应[3]。陈玮等[4]从计算不同井的地震能量密度分析水位映震能力大小。胡小静等[5]计算普洱大寨井水位M2波相位差，分析研究含水层系统渗透率与井水位同震响应之间的关系。刘凯等[6]研究显示，区域构造环境和井水文地质条件是影响同震响应规律变化的关键因素。汪成民等[7]分析大量同震数据资料，根据震中距的大小划分出不同的同震响应形态，王妍等[8]发现同震响应形态与震中距之间不存在必然联系。上述研究表明，井水位同震响应的机理比较复杂，因此各学者针对不同的研究提出了不同的观点。颜龙等[9]从“多井多震”方面研究了新疆井水位的同震响应特征，李新勇等[10]对1990～2012年期间新21号泉水位前兆异常特征及部分全球强震引发的同震响应进行了详细梳理研究。但该泉2016年重建以来的同震响应特征未有学者进行系统全面的研究。本文中选取新疆呼图壁新21号泉LN-3A水位仪记录的水位分钟值数据，统计2016年9月至2021年8月近5年内的水位同震响应特征，计算地震能量密度和含水层M2波相位差，分析该泉的同震响应机理、映震能力，初探同震响应幅度与计算响应幅度、S波最大振幅速度之间的差异性对后续地震活动的预测意义。不仅可以增加数据样本，补充该泉同震响应资料，同时为研究地壳对应力—应变的响应具有重大意义。

1 观测井基本概况

新21号泉位于昌吉州呼图壁县境内，海拔高度1 370 m，出露于石炭系火山凝灰岩、凝灰质角砾岩构成的背斜轴部和准噶尔南缘大断裂东端上盘[11]。该泉于1990年开始系统观测水位，最早采用SW-40水位仪模拟生成观测数据，2009年开始使用LN-3A数字化水位仪器观测数据，2012年8月因山洪冲毁了井房及观测仪器，开始采用每周一次的人工观测数据，2014年8月对该泉完成观测点重建工作，10月底水位和水温数据并入前兆数据库，直到2016年8月数据测试稳定并开始正常观测，该泉重建后沿用LN-3A数字化水位仪观测数据，采样率为1次/分钟。该泉静水位动态十分稳定，周围1 km以内无地下水抽取或注水，水位动态变化与周边地表水体无关，偶尔会有循序渐进的变化。

2 结果与分析

对距新21号泉震中200 km内的MS≥4.0地震、500 km内的MS≥5.0地震及全球范围内MS≥7.0强震整理归纳，共获取83次地震(表1)。其中4.0≤MS≤4.9地震14次，5.0≤MS≤5.9地震7次，6.0≤MS≤6.9地震2次，7.0≤MS≤7.9地震54次，MS≥8.0地震5次。查看地震发生时新21号泉水位对应的变化，统计出在此期间内共7次地震发生后，水位出现同震响应变化。对这7次地震的发生时间、地点、震源深度与震级等进行归纳，同时对地震发生后水位出现的同震变化时间、变化幅度和响应形态进行分析(图1、表2)。

表1 按震级分档统计同震响应事件百分比

2.1 同震响应特征统计

新21号泉水位观测资料中有响应的地震为7次，记震率为8.43 %(表1)。该泉对70 km范围内MS<5.0地震、300 km范围内MS<7.0地震能产生同震响应现象，其中在20 km范围内响应能力最强(表2)。因此，新21号泉水位仅在震中距为300 km范围内的MS<7.0近震发生同震响应现象，而远震的映震能力较弱。由于地震响应事件的样本量比较少，推断结果可能与实际有所偏差，因此需要更多的震例进行验证。

水位异常变化时间均晚于地震的发震时刻(≤25 min)，即具有明显的滞后效应，并与震中距呈显著的正相关关系(P<0.01)，即距离震中越远，水位的响应时间越长。变化幅度3～249 mm，范围多处于10 mm内(占82.6%)。响应形态表现为震荡型、阶变型、脉冲型和脉冲—阶变型4种，同震响应曲线如图1所示，其中图1(b)、图1(c)和图1(f)中的水位变化为振荡型，图1(g)为阶变型，图1(e)为典型的脉冲型，图1(a)和1(d)型则是兼有脉冲和阶变变化的脉冲—阶变型。汪成民等[7]对大量同震数据资料分析发现，当震中距小于500 km时，水位以阶变型为主要响应特征；当震中距大于2 000 km时，水位以震荡型为主要响应特征，因此井水位对近震的同震响应形态与远震有所不同。本次研究中7次地震的震中距最小为13 km，最大则达到近7 436 km，其中2016年呼图壁MS6.2地震和2018年昌吉MS4.3地震的震中距小于500 km，是以阶变型为主的复合形态，符合上述规律；其余5次地震则不符合上述研究(表2)。

图1 水位同震响应Fig.1 Co-seismic response of water level

表2 同震响应特征统计表

2.2 地震能量密度和含水层渗透性变化

2.2.1 地震能量密度

地震能量密度表示地震波在传播过程中作用在单位体积地层介质上的最大能量值，相关研究表明，地震能量密度(e)达到一定阈值才能触发同震响应，它与地震的震级(M)、震中距(h)紧密相关。Wang等[12]推导出地震能量密度计算公式，

lg(h)=0.48M-0.33lg(e)-1.4.

(1)

图2 水位同震响应能量密度Fig.2 Energy density of water level co-seismic response

式中，当震中距一定时，地震能量密度随震级增大而增大；当震级一定时，则随震中距的增加而减少。触发同震响应的地震能量密度越小，观测井映震能力越强。史浙明等[13]研究表明，触发中国大部分井网水位响应的能量密度阈值为10-3J/m3。根据2016年以来新21号泉水位同震响应数据，对该泉的地震响应能量密度定量计算，引起该泉同震响应的能量密度绝大部分大于10-3J/m3。因此，新21号泉不易触发水位同震变化(图2)。

2.2.2 含水层渗透性变化分析

地震使井水位发生变化的同时，也会以多种形式影响含水层渗透系数, 甚至改变含水层孔弹性参数，进而引发井水位潮汐振幅和相位差的变化。井水位潮汐受到固体潮、气压潮和海洋潮汐等多种荷载的影响，而M2、S2、0l、S1、Kl和M3波等5个潮汐分波包含了井水位变化的大部信息。其中，M2波是振幅最大、影响因素最少的一个谐波，是分析水位固体潮和含水层特征最为有效的潮汐分量。本研究采用Baytap.G(Bayesian Tidal Analysis Program-G ouping Model)潮汐分析软件对近5年来的水位进行调和分析，将M2波相位差按照月值进行绘图，新21号泉M2波相位差整体在150°附近波动(图3)。2016年呼图壁MS6.2地震前一个月，相位差突然由正值变负值，并在地震发生时由负值变正值；2018年昌吉MS4.3地震，呼图壁MS4.0地震和2021年美国阿拉斯加州以南海域MS8.1地震发生时，相位差瞬时由正值变负值，并很快恢复正常，这表示地震发生时新21号泉的含水层渗透性发生明显改变。而2017年精河MS6.6地震，2018年乌鲁木齐MS4.8地震和呼图壁MS4.5地震并未造成含水层渗透性的明显改变。

2.3 后续预测意义分析

2.3.1 同震响应幅度的差异性

已有研究表明,水位的变化幅度与地震震级、震中距之间存在如下定量关系[14]，

lgΔhi=α1M+α1lgD+α3.

(2)

式中，α1、α2、α3为常数；Δhi为水位变化幅度，单位为mm；D为震中距，单位为km；M表示面波震级。

对新21号泉的水位变化幅度、震中距和震级之间做二元线性回归计算得到关系式，

lgΔhi=0.690M-1.128lgD-0.584.

(3)

水位变化幅度的偏差率是指实际值比预测值的偏差程度(表3)，对偏差率进行归一化处理后，2018年昌吉MS4.3地震和2018年呼图壁MS4.5地震的同震响应变化幅度与正常状态存在显著差异，并分别于震后6个月、震后2个月内在北天山地区发生了精河MS5.4、塔城MS5.2地震。

2.3.2 同震响应幅度与地震波振幅

通常认为，水位的同震响应与S波密切相关。理论上，当周围介质处于正常状态时，地震台在小范围内每次地震时所记录到的S波的最大振幅与水位的同震响应振幅具有一定的正比关系[15]。因此从呼图壁台记录的6次同震响应的地震波中统计S波的最大振幅速度，与同震响应的振幅进行线性回归拟合计算其残差(表3)。因此，结合同震响应幅度的偏差率研究，2018年呼图壁MS4.5地震的同震响应幅度分别与预测值、最大振幅速度之间存在较为明显的偏离，可能表明地震发生时，能量尚未完全释放，该地区应力水平仍较高，可能预示着完成能量释放的后续地震风险较大。呼图壁MS4.5地震后2个月内发生的塔城MS5.2地震可能是较好的例证。综上所述，当同震响应幅度与预测响应幅度、S波最大振幅速度均存在较为明显的偏离时，对该区域周边后续中强地震的活动性具有一定的指示意义。

表3 同震响应幅度和波形最大振幅速度

3 讨论与结论

(1) 响应机理分析。2017年精河MS6.6地震(图1b)、2018年乌鲁木齐MS4.8地震(图1c)和2018年呼图壁MS4.5地震(图1f)中的水位变化为振荡型，说明地震产生的地震波在传播至井孔含水层和周边岩体时，弹性压缩和膨胀变形在含水层中交替发生，导致含水层中的孔隙压力交替增大和减小，产生有规律的地下水位振荡，地震波过去后，水位很快就会恢复到与以前一样[15]。同时，地震发生时水位M2波的相位差没有发生显著的正负值改变，说明该泉的含水层渗透性未发生改变。2018年呼图壁MS4.0地震为典型的脉冲型(图1e)，其机理可用震荡型水位解释。2016年呼图壁MS6.2地震和2018年昌吉MS4.3地震发生时，其水位异常形态复杂。起初有向下的脉冲异常现象，然后水位上升，呈现显著的阶升形态。两次地震与新21号泉的震中距均小于20 km，受震源构造应力场的影响较大。地震发生时，含水层介质出现了一定的弹性形变，使地下水位先呈现出脉冲型异常；震后，地下水位在震源构造应力场的挤压作用下表现出显著的大幅度上升异常，变幅分别为249 mm和55 mm，且持续时间较长，说明表面含水层介质遭到破坏，可能产生了塑性变形。呼图壁MS6.2地震发生时水位M2波的相位差由负值变为正值，昌吉MS4.3地震发生时M2波的相位差瞬时由正值变负值，说明该泉的含水层渗透性发生了明显改变。

一般情况下，阶变型水位的同震响应是由近震引起的，但也存在远震引起的同震阶变现象[6, 16]。2021年美国阿拉斯加州以南海域MS8.1地震，距新21号泉震中超过2 000 km，同震响应形态为阶变型(图1g)，不能直接用静态应力场理论来说明，可以理解为地震波作用于含水层结构进行相互影响的结果。远震的作用机制可能是，在地震波到达瞬时，含水层结构岩石原有裂缝体系出现弹—塑性的张开和闭合现象，当张开程度小于闭合程度时，含水层介质被挤压，孔隙被堵塞，从而引起含水层渗透系数减小，导致水位显著阶升[6]。地震发生时水位M2波的相位差瞬时由正值变负值也定量的说明含水层渗透性发生了改变。因此，区域地质构造环境和井孔水文地质条件是影响水位同震变化形态的主要因素，与震中距之间不存在必然联系，含水层对地震波的响应模式决定了同震响应的变化形态是振荡型还是阶变型。当同震响应形态为震荡型表明含水层渗透性未发生改变，响应形态为阶变型表明含水层渗透性发生了改变。地震波仅作为触发因素，水文地质条件变化才是决定因素。

(2) 映震能力分析。新21号泉的记震率为8.43%，仅在震中距为300 km范围内的MS<7.0近震发生同震响应现象，对远震的映震能力较弱。通过计算能量密度阈值发现，7次地震中共有6次地震能量密度阈值大于10-3J/m3，表明该泉不易触发水位的同震变化。因此，本研究定量说明该泉的映震能力较弱。而前人对1990～2012年期间新21号泉水位前兆异常特征进行详细梳理分析指出，该泉的映震能力强；同时对部分全球强震引发的同震响应进行整理研究，结果显示共有14次MS>7.0 大震引发了水位同震响应现象[10]。但由于该泉前期采用的是模拟观测数据，资料缺失及人为误差的弊端会造成难以逐一查找同震响应事件，使该泉的同震响应数据资料不够完整，无法准确定量地反映其映震能力，因此，无法对研究结果作出指导与参考。映震能力与观测地区的含水层岩性有关，一般来说，越坚硬、难以变形的岩体地区水位潮幅变化越大，越松软、易于变形的岩体潮幅变化越小，该泉的含水层为火山凝灰岩，属于较软岩，记录到的同震响应幅度较小，因此映震能力较差。综上所述，新21号泉的映震能力较弱，但映震能力还与井孔振动周期、水位观测仪器的固有频率[4]和采样率[17]、含水层渗透率[5]、水动力学性质[18-20]等多重因素有关，仍需进一步研究。

通过对新21号泉在近5年内引发的同震水位响应统计及分析研究，得出以下几点结论：

① 新21号泉水位响应地震为7次，记震率为8.43 %，其中有6次地震能量密度阈值大于10-3J/m3；并且仅对300 km范围内MS<7.0近震产生同震响应现象，对远震映震能力较弱。因此，该泉不易触发水位的同震变化，映震能力较弱。② 水位同震响应形态与震中距之间不存在必然联系，含水层对地震波的响应模式决定了同震响应的变化形态是振荡型还是阶变型，震荡型表明含水层渗透性未发生改变，阶变型表明含水层渗透性发生了改变。③ 水位同震响应变化幅度为3～249 mm，幅度与震级呈正相关关系、与震中距的对数呈负相关关系，水位变化受震级与震中距的严格约束。④ 水位同震响应幅度与计算响应幅度、S波最大振幅速度均存在较为显著的偏离时，表明能量并未完全释放，区域内应力水平仍然较高，这对后续周边中强地震的活动性具有一定的指示意义。