通州台井下地电阻率测深初步分析

崔博闻,王同利,李 然,胡毅涛,王丽红,李菊珍

(北京市地震局,北京 100081)

0 引言

自1966年邢台发生MS7.2 地震后,地震科研工作者将定点地震地电阻率观测中的物探视电阻率方法进行改进,并应用于地震常规监测中。在55年的连续监测中,它记录到了发生在台网监测范围内的多次中强地震,如1976 年唐山MS7.8、松潘—平武MS7.2,1998 年张北MS6.2,2008 年汶川MS8.0,2017年九寨沟MS7.0和2020年古冶MS5.1等中强地震前的异常[1-8]。

通州地震台坐落于北京市通州区东南西集镇侯各庄村,距离夏垫断层约2 km。该台位于华北平原北端,大厂凹陷的西南边缘。北京及邻区断裂分布情况见图1。通州地电阻率自1970年7月开始正式观测,在北京及周边地区的地震监测中发挥着重要的作用,并对该区域中强地震有很好的映震效果,尤其是对首都圈中东部唐山地区。通州台距离唐山约120 km,对1976年唐山MS7.8等华北地区的中强地震前都出现过显著的异常变化[1,8],积累了不少该区域内中强震的震例经验。

图1 北京及邻区断裂分布图Fig.1 Distribution of faults in Beijing and its adjacent areas

近年来地表地电阻率的观测环境干扰越来越严重,为了抑制和减小环境因素的影响,我国地震科学工作者进行了大量研究和试验,而井下或深埋电极的地电阻率观测方法是提高观测数据质量的一种有效方法[9-10]。杜学彬等[11]分析了强震附近对称四极装置地电阻率观测的探测深度,其结果显示对于各向异性介质,在强震孕震晚期和震中附近可检测到较深部地壳介质的电阻率变化。为了减小乃至消除来自表层的干扰以获得可能的深部地震或构造运动信息,研究者已经逐渐认识到开展井下地电阻率前兆监测的必要性,并陆续开展了相关试验与理论研究[10,12-14]。

随着城市建设的发展,通州台地表地电阻率测区环境干扰增强,严重影响着观测数据的质量。2019年,通州台在冬奥会保障晋冀蒙监测能力提升项目的支持下,同场地新建井下小极距地电阻率观测装置,地表和井下观测装置均采用四极对称装置定点观测。

1 基本介绍

1.1 观测系统

通州地电阻率自观测以来,经历过3次搬迁,多次装置系统改造,现有地表地电阻率和井下小极距地电阻率同场地观测。图2显示通州台地表和井下小极距地电阻率观测装置布极方式及相对位置,其中地表观测的供电极距AB=1 800 m,测量极距MN=400 m,电极埋深H=2 m,装置电缆采用地埋方式。井下小极距地电阻率供电极极距AB=80 m,测量极距为MN=20 m,井下水平测道电极埋深H=100 m,装置电缆同样采用地埋方式,垂直测道中心点与水平测道电极埋深相同,为近似全空间观测。井下小极距地电阻率从布极方式、装置系统建设工艺等都有很好的改进,较好地抑制了地表环境干扰和随季节变化的年变,清晰准确地反映较深部介质地电阻率的变化过程。

图2 通州地表和井下地电阻率装置布极图Fig.2 Electrode layout for ground and deep-well geological resistivity observation in Tongzhou station

1.2 观测数据分析

通州地表地电阻率在1976 年唐山MS7.8地震发生前,EW、NS两个测道均出现了前兆异常现象。原观测装置布设在现观测装置区的西南约2 km处,距离唐山MS7.8地震震中约 120 km,如图3(b)所示。NS测道在1973年年中开始出现下降变化,持续至1976年1月底,下降幅度2.8%,1976年2月开始折返上升至MS7.8地震的发生。EW测道和NS测道同期变化,但下降幅度较小,仅为1.3%,折返转折时间基本相同。1976年唐山MS7.8 地震的发震断裂为 NNE走向的唐山断裂,主震主压应力方位近 EW向,主震的震源机制解为走滑型[15]。NS测道与主压应力方向近于垂直,而EW测道与主压应力方向近于平行,两个方向的异常变化有明显的各向异性[16]。但近年来环境干扰严重,且首都环线公路横跨测区通过,导致观测数据噪声和年变幅度较大,2020年古冶地震前后没有出现明显的前兆现象。

图3 2020年古冶MS5.1和1976年唐山MS7.8地震前后通州地电阻率数据变化Fig.3 Change of Tongzhou geological resistivity data before and after the 2020 Guye MS5.1 and 1976 Tangshan MS7.8 earthquakes

通州井下小极距地电阻率开始观测于2020年1月15日,NE、NW测道在2020年4月出现下降变化,其中NE测道至唐山古冶MS5.1地震发生前下降0.04 Ω·m,变化幅度约为0.1%,地震后持续下降到2020年11月后转平;NW测道下降至6月初转平,6月底折返上升,7月15日左右转平,下降0.015 Ω·m,变化幅度约为0.05%,7月12日古冶MS5.1地震发生在回升阶段。NW测道在古冶地震前后出现的快速下降-转折回升现象,完全符合地电阻率孕震机理的变化过程[17],且震中距离台站130 km左右,因此异常变化为古冶地震前兆的可能性较大,如图3(a)所示。根据文献[1]中震级和下降时间经验公式(1)计算,地震震级约为4.95～5.4,和古冶地震的震级相当。

M=0.5+2.5lg(T)

(1)

唐山古冶5.1级地震发生在唐山断裂和滦县—乐亭断裂的交汇区域,位于1976年唐山MS7.8地震的余震区内,二者相距约15 km。古冶地震的震源机制解为走滑型,最大主压应力方向约为101°。通州台NE、NW和EW测道与最大主压应力方向之间的夹角分别为70°、50°和10°[18]。震前NE测道下降幅度最大,NW测道次之,EW测道变化幅度最小,呈现出明显的各向异性变化。

通州井下小极距地电阻率观测在古冶MS5.1地震前异常变化的形态、时长和地表地电阻率的孕震变化过程基本一致,但井下小极距地电阻率异常变化幅度远远小于地表地电阻率的异常变化幅度。针对这种现象,本文采用数值模拟的方法,以地电阻率变化与测区内部介质(真)电阻率变化的物理理论为依据,计算地表和井下小极距观测区域地下深部介质电阻率变化的程度以及其上界面逐步(向上)扩展,对通州井下小极距地电阻率的探测深度进行讨论分析。

2 地电阻率探测深度

2.1 物理基础

在地震地电阻率监测中,一个观测台站通常固定布设2～3个不同测道的观测装置,例如NS、EW、NE或NW测道,以小时采样方式进行长期观测。如果将地电阻率测区划分为任意的N块区域,每一块区域介质电阻率为ρi(i=1,2,…,n)。地电阻率影响系数理论表明,当测区电性结构、观测装置和极距以及布极位置确定时,各个测点装置系统所测得的随时间变化的视电阻率ρs是各分区介质真电阻率与地下介质电性结构的影响系数的函数,即地电阻率的相对变化可以表述成测区不同区域介质电阻率相对变化的加权和[19-20]。可以由下式来表达:

(2)

式中:n表示测点下方分区均匀介质的分区总数;i是介质分区的序号;ρs表示地表装置系统所测到的某时刻的视电阻率;S(i)为每个区域的地电阻率影响系数,它与测区地下介质的电性结构以及地表装置系统参数有关;ρ(i)为每一个区域同时刻观测台站的电阻率值。

观测区域地下介质电阻率随时间的变化可以通过地电阻率装置测量视电阻率随时间的变化来获取,测量结果受测区地下电性结构和观测装置影响。地震地电阻率定点观测(或称“台站”)装置系统布设固定,装置参数也固定不变,视电阻率随时间的变化就是介质电性结构参数随时间变化的函数。介质电性结构随时间的变化是由地震孕育过程的应力变化所导致,即分析观测区电阻率时间变化特征就能获得周边中强地震的孕震过程[21-22]。

2.2 数值模拟

Zhao等[23]将有限差分法数值模拟法改进为有限差分法三维直流电阻率建模,并利用精确的和近似的狄利克雷边界条件实际计算。结果表明,在精确边界条件下,采用改进的有限差分法得到的视电阻率平均百分比误差均小于0.5%。对于垂直接触和埋球模型,近似边界条件引起的误差小于0.01%。钱家栋等[24]以测区地表地电阻率变化与测区内部介质电阻率变化的物理理论为依据,模拟了测区底层在汶川地震孕震过程中出现的一个电性变化区域,计算了该区域电阻率变化的过程以及上界面逐步向上扩展对成都台NE向地电阻率变化的影响,解释了汶川地震前成都地表地电阻率震前的下降变化。

我们用三维有限元数值模拟方法讨论通州台井下地电阻率和地表观测探测地球深部地震信号的有效性。由于北京及周边地区中强地震的震源深度一般为5～20 km,因此假设地电阻率测量的介质电性信号变化来自地下10 km的深部,即模拟孕震震源的位置。首先按照通州台电测深将台址周边地下电性结构分为4层(图4),其中H0代表地表部分,H1、H2、H3代表地下不同电阻率层,每层为均匀体,模拟计算过程中设定剪切应力力偶为大小相等,方向相反。模拟过程中假设孕震区距离台站100 km,唐山地区到通州台之间的地下电性结构采用均匀分层,应变衰减采用等速率,孕震过程中电阻率呈现下降变化,模拟环境采用承载应力超过破裂应力1/2阶段时,微裂隙的发育引发1/2的含水饱和度100%的土层和1/2的岩石的电阻率大幅度下降。在孕震初期,介质电阻率变化引起通州台附近地下10 km处有一个均匀的凹凸体被周围无震蠕滑介质所环绕,在外力作用下,凹凸体因受力不均匀而变形并逐渐聚集变大向周围传播,从而造成周边介质电阻率的变化,即代表震源区域的深部介质电阻率受孕震的影响而改变。随着孕震期间的应力积累,介质电阻率的变化范围由小变大、由深部向浅表延伸,通州地电阻率观测装置接收到这种变化后引起观测数据的变化。根据电阻率孕震机理,这种改变首先导致电性结构底层ρ4的某一区域的电阻率值减小,影响区域的上界面假设为H∞,随着深部电阻率变化信号的增大,H∞界面从深部上移,底层ρ4电性变化部位随之增大,电阻率值减小的区域逐步扩大,底层ρ4的上界面逐渐向上扩展,引起ρ4区域变化,进而导致ρ3和ρ4之间的分层线变化H3界面上移,ρ3区域的介质电阻率变化,依次逐步导致整个地下介质电阻率的变化,台站地电阻率仪测量的视电阻率发生变化,通过式(2)计算的介质电阻率也发生了变化。我们试算了地表地电阻率(H=2 m)和井下小极距地电阻率(H=100 m)在深部介质电阻率变化而导致的对应视电阻率的变化(图5)。

图4 通州地电阻率孕震过程数据变化的电性模型Fig.4 Electrical model for the change of geological resistivity data at Tongzhou station during earthquake preparation

图5 地表、井下电阻率和地下电性上界面变化的关系Fig.5 Relationship among ground and deep-well geological resistivity and the change of upper interface

图5显示了当地下介质电阻率变化上界面从地下200 m一直延伸到地表时,通州台井下小极距和地表地电阻率观测的相对变化。图中根据边界条件和探测经验，假设地下电性相对变化20%时，地下介质电阻率变化的上界面到达距离地表200 m的深度，地表地电阻率可以观测到这种变化。而井下小极距地电阻率则能接收到地下电性相对变化2%的变化。当地下介质电阻率变化的上界面到达距离地表50 m的深度时,地表和井下地电阻率观测能接收到的信号则基本相近。

3 井下地电阻率的响应分析

孕震过程是地下应力-应变场的演化过程,地电阻率观测对应变有很敏感的响应,因此地电阻率在地震研究工作中优势较大。地震大多数都是来自地球的深部,北京及周边的中强地震的震源深度80%都发生在地下5～20 km范围。不同装置系统探测孕震信号的能力不同,而影响系数在电阻率综合测量值中的占比是表征装置系统探测能力的一个重要指标。赵和云[25]分析了水平层状介质中不同深度对地表ρs变化的响应特征,研究表明地下介质对地表观测变化的影响随着深度的增加而逐渐增加,在一定深度上达到极大值,之后又随着深度增加而较小。图6分析了通州井下地电阻率和地表地电阻率的对深部介质电阻率变化的响应情况,分析过程中假设地表环境变化很小,忽略不计,其中B1、B2、B3和B4分别对应图6中ρ1～ρ4不同电阻率层的影响系数。从图6(a)可以看出,对于井下地电阻率观测装置,电极埋深越深,地电阻率观测值中包含地下深部的电阻率信号越多,浅部的电阻率信号越少。通州井下地电阻率观测装置电极埋深100 m能更清晰地响应深部的变化,尤其在H≥10 m时浅部的响应逐步减小,而深部的响应则随着电极的埋深更加凸显出来。在H≥100 m时,浅部的信号衰减10-3,即地电阻率观测值中主要来自深部的信息,浅表的信息可以忽略不计,也就是说通州井下地电阻率观测装置受测区地表环境干扰、季节变化等的影响很小。从图6(b)可以看出,地表地电阻率随着极距的增大,观测值中包含深部的电阻率信号越多。在AB/2=900 m时,地电阻率测量到的基本上都是深部的信息,浅表的信号衰减到10-2,即≤1%的变化。

图6 通州地电阻率观测影响分析Fig.6 Influence analysis of geological resistivity observation at Tongzhou station

式(2)和(3)即为通州地电阻率观测装置在地表(H=0 m)和井下(H=100 m)的各个分层区域的电阻率估算值。

(2)

(3)

式中：ρaw、ρbw和Δρaw、Δρbw表示地表总电阻率和变化；ρ1、ρ2、ρ3、ρ4和Δρ1、Δρ2、Δρ3、Δρ4表示不同分层的电阻率和变化。

综合分析认为,通州井下小极距比地表大极距地电阻率观测更容易反映深部介质电阻率的变化情况,大大减小了地表环境干扰对观测的影响,且井下小极距能够清晰分辨出深部介质电阻率小于1%的变化。樊晓春等[26]对比了江苏江宁台的井下长极距和短极距的地电阻率对地表、浅层干扰有较强的抑制作用,其短极距观测对地表、浅层干扰的抑制能力显著优于长极距观测;长极距观测在电极埋深H<100 m 时对地表介质季节性的干扰具有放大作用。

井下小极距电阻率观测方式采用了深埋电极的井下观测方式[27-28],有效降低了地表浅层介质电阻率因季节性降水和温度变化等环境因素引起的年变影响,观测数据背景变化形态更为平稳,且来自深部的介质电阻率信号更容易辨别。通州井下小极距地电阻率NW测道2020年4月下旬出现快速下降,6月20日开始折返上升,7月19号数据变化恢复到4月前的状态,7月12日唐山古冶MS5.1地震发生在折返上升阶段,异常持续时间为70天左右。NW测道在唐山古冶5.1级地震前后出现的下降-折返回升变化,其异常形态完全符合地电阻率孕震机理的变化过程,为古冶地震前兆的可能性较大,也符合我们此数值理论的结论,即井下小极距地电阻率相比地表地电阻率能探测到更微小的孕震变化。通州台同场地观测的地表地电阻率没有出现明显地变化(图7),可能原因是孕震区应力积累引起介质电阻率变化较小,且首都环线公路横跨测区通过,导致观测数据噪声和年变幅度较大,地表观测环境干扰影响严重等。运用此数值模拟理论分析结果,我们对比了通州地表(图7)和井下小极距地电阻率[图3(a)]在2021年4月12日滦州MS4.3地震前的数据变化,从图中可以看出,井下小极距地电阻率在滦州地震前EW测道出现下降-折返变化,而地表地电阻率则没有同期异常变化,也显现出井下小极距地电阻率相对地表地电阻率观测有较强的地下应力应变变化的探测能力,尤其是对中等地震的探测能力。

图7 通州地表地电阻率数据变化(2020—2021年)Fig.7 Change of ground geological resistivity observation data at Tongzhou station (2020—2021)

4 结果和讨论

钱复业等[29]研究表明,地表地电阻率由于季节影响具有一定的年度变化,且不同台站年变化幅度不同。地表地电阻率在强震前一般会出现下降变化或下降-折返变化,变化幅度往往大于1%认为是有效的地震前兆现象。通过我们对通州地电阻率数值模拟结果显示,地表观测装置能够清晰地探测到地下深部介质电阻率大于1%的变化,1976年7月28日唐山MS7.8地震前,通州地表地电阻率从1974年开始出现下降变化,截至地震前,两个测道下降幅度均在1%～3%之间,台站距离震中距离为135 km,变化幅度、异常时长都符合地震地电阻率映震机理的变化,且当时通州地表地电阻率观测环境干扰稀少,从台站装置系统探测能力、台站地质构造情况等方面分析,通州地电阻率对1976年7月28日唐山MS7.8地震有很好的前兆指示意义。

从地表和井下地电阻率观测装置的分析可以看出,两个装置系统都具有很好的对测区及周边地区地下深部的探测能力,且井下相对更好一些。1976年唐山MS7.8地震和2020年唐山古冶MS5.1地震的发震区域接近,发震断裂都是走滑型,相似性较大,两次地震前通州地电阻率观测均出现了下降变化,与数值模拟分析结果一致。

本文数值模拟计算得出以下结果:

(1) 通州地电阻率台址底层介质电阻率减小时,地表和井下小极距地电阻率观测值均会降低,两者呈正相关变化。地电阻率降低的幅度随地下介质区域电阻率变化上界面向上延伸而增大。

(2) 通州井下小极距地电阻率相比同场地地表地电阻率观测而言,其对深部介质电阻率变化的响应能力强,但随着上界面的向上延伸,响应能力之间的差别逐渐减小。

(3) 对于固定的地电阻率装置系统来说,地下深部介质电阻率变化都有上界面,这是由台站地电阻率观测装置系统的参数所确定。当电极埋设越深,测量极距越大,这个临界位置距地面越深;反之亦然。

数据收集过程中没有找到台站到唐山地区之间的应变数据,2020年7月12日的古冶MS5.1地震前后,区域有2～3个形变台站,但没有记录到明显的同震变化,因此本次数值模拟缺少实际观测验证,为纯粹的理论计算。

感谢:本文研究得到了钱家栋老师在理论方法及河北省地震局张国苓高工在数据计算方面的指导,在此表示衷心地感谢！