2014年云南魯甸MS6.5地震震前地脈動異常*

朱 杰

(云南省地震局，云南 昆明 650224)

0 引言

地脈動是在風、海浪等自然現象與固體地球表面耦合引發的自然源和交通、爆破等人工源共同作用下產生的一種穩定的非重復性隨機波動(朱傳鎮等，1997)，其振動幅值一般為幾微米到幾十微米(許建聰，2003)。地脈動信號主要由瑞利波構成，其能量分布集中于3個頻率范圍：0.03～0.1 Hz的第一類地脈動(單頻信號，SF)，0.1～0.15 Hz的長周期第二類地脈動(長周期倍頻信號，LPDF)以及0.17～0.25 Hz的短周期第二類地脈動(短周期倍頻信號，SPDF)(Lee，1935)。

寬頻帶地震儀除了可記錄地震事件外，還能時刻記錄無地震時的地脈動信號。高廣運等(2000)、簡文彬等(2002)、許建聰和簡文彬(2003)、許建聰等(2004)、黃蕾等(2009)、李平等(2013)以及林國良等(2019)利用地脈動測定場地卓越周期，進而把地脈動信號分析應用于震害分析、場地評價、場地類別劃分等。另一部分學者則主要研究了大震前地脈動低頻異常變化的特性，胡小剛和郝曉光(2008)、楊立明等(2009)、董蕾和楊立明(2012)研究發現汶川地震前，四川數字測震臺網多個臺站寬頻帶地震儀記錄到的地脈動低頻0.1～0.3 Hz段出現傅里葉譜幅值異常增大，并認為可能是低頻波前兆異常；王梅德等(2014)研究了不同時空范圍內3次MS7.0以上地震，也發現類似低頻異常現象。

大洋上臺風的擾動也會對地脈動低頻段產生影響，夏英杰等(2011)運用單臺法研究汶川地震前地脈動能量來源方位，認為其低頻異常是由同時段太平洋上威馬遜臺風引起的；陳易平等(2017)和程威等(2018)研究了2001年昆侖山大地震，也認為其震前低頻異常可能來源于臺風擾動；胡小剛和郝曉光(2009)通過分析地脈動振幅變化與臺風強度和路徑的關系，認為汶川地震和昆侖山地震震前擾動可能與臺風事件有關。為了進一步區分大震前地脈動低頻異常的起因，尹亮等(2014，2016)研究了臺風擾動和低頻波前兆信息的頻帶區別，認為低頻波前兆異常的可能頻帶范圍是0.1～0.14 Hz，而強臺風對地脈動的擾動頻率范圍是0.15～0.3 Hz；王梅德等(2015)分析了河南及鄰區寬頻帶地震儀記錄的大震前地脈動信號，也得出了類似的結果。

通過前人的研究可以知道，中強地震發生前地脈動低頻段會出現一定的異常現象，而引起這一異常變化的因素較為復雜。本文利用云南數字測震臺網昭通、巧家、鹽津和東川臺的寬頻帶數字記錄，對2014年8月3日云南魯甸地震前10天左右的地脈動信號進行分析，研究其在震前低頻段是否存在異常，并進一步研究其能量來源。

1 寬頻帶數字資料分析處理

本文選取昭通臺、巧家臺、鹽津臺和東川臺這4個距離魯甸地震震中最近的臺站的寬頻帶數字資料進行研究，各臺相對震中位置如圖1所示。其中，各臺采用的地震儀如下：昭通臺為CTS-1型，周期為120 s；巧家臺為BBVS-60型，周期為60 s；鹽津臺為KS-2000M-60型，周期為60 s；東川臺為KS-2000M-120型，周期為120 s。各臺儀器的采樣率均為100 SPS，奈奎斯特頻率為50 Hz。分別選取2014年7月25日0時至8月4日23時4個臺站的寬頻帶數字記錄，以小時為時間間隔，去均值、扣除儀器響應。由于地脈動頻率較低，實際觀測資料中含有大量的高頻干擾，所以需要對資料進行濾波降噪處理，本文采用小波分析濾除各臺記錄資料中的高頻成分，保留并加強低頻部分。采用Daubechies小波函數族中的DB4小波，分解重構層數為8層，每一層均強制剔除高頻部分，最后用每一層的低頻部分重構得到處理后的地脈動信號，取2014年7月27日14時的鹽津臺垂直向數據為例分析，如圖2所示。

圖1 2014年魯甸MS6.5地震震中及臺站位置圖Fig.1 The map of the location of epicenter of Ludian MS6.5 earthquake in 2014 and stations

圖2 原始信號與小波濾波后信號對比Fig.2 Comparison of the original signal with the signal after wavelet filtering

由圖2可見，小波濾波后高頻部分基本濾除，而信號的低頻部分得以加強，細節處更明顯，為后續分析提供了較可靠、清晰的數據資料。

1.2 寬頻帶數字資料分析

2014年8月3日16時30分云南魯甸發生MS6.5地震，取2014年7月29日0時至8月2日23時震中附近昭通、巧家、鹽津和東川4個臺站的垂直向數據做能量譜密度時頻圖分析，如圖3所示。

由圖3可見，除鹽津臺在0.05～0.1 Hz段有明顯的低頻干擾外，其余3個臺站的優勢能量頻率清晰可見，其頻率段主要為0.1～0.25 Hz；7月29日0時至7月30日14時，0.1～0.15 Hz段和0.15～0.25 Hz段有分界帶，這與Lee(1935)研究結論相符合，從圖中可以看出長周期第二類地脈動以及短周期第二類地脈動。從7月30日2～10時開始，各臺0.1～0.25 Hz頻率段能量持續增大，至7月31日21時發生安達曼群島6.0級地震，但能量不受影響一直持續增大，出現低頻異常。為了進一步研究該異常特征，筆者選取2014年7月25日0時至8月4日23時各臺的垂直向數據，去除地震干擾，以小時為區間做快速傅里葉變換，并選取低頻波前兆異常的可能頻帶0.1～0.14 Hz(尹亮等，2014，2016)段數據，取每段數據包絡線最大值做時序圖(圖4)。

圖3 各地震臺數據能量譜密度時頻圖Fig.3 Time-Frequency diagram of energy spectrum density for each station

圖4 各地震臺振幅最大值時序圖Fig.4 Time series diagram of maximum amplitude for each station

由圖4可知，在魯甸地震發生前，低頻地脈動異常可分為2個階段：第一階段從震前4.5天(112 h)左右開始，地脈動0.1～0.14 Hz段幅值開始持續增大，一直持續到震前約1.5天(37 h)，各臺振幅由平靜時的4～7 count，最大增大到15～27 count；第二階段從振幅最大值、約震前1.5天開始，0.1～0.14 Hz段幅值急劇下降，下降到某一低值附近發生地震。4個臺站低頻地脈動異常變化具有一致性，其中，昭通、巧家、鹽津臺變化趨勢較為集中，東川臺變化趨勢相對離散。由于震后有較多余震，地脈動幅值快速回升，并一直維持在相對較高的水平。后續分析顯示震后一周內，地脈動噪聲水平才逐漸恢復到先前平靜時水平。各臺地脈動低頻異常變化具體如表1所示。

表1 各臺地脈動低頻異常變化Tab.1 Low-frequency anomalous variation of microtremors for each station

由表1可看出，第一階段震中距較近的昭通、巧家臺地脈動低頻異常開始時刻早于震中距較遠的鹽津、東川臺，同時持續時間也較長，震中距最遠的東川臺開始時刻最晚，持續時間也最短；第二階段震中距較遠的東川臺地脈動低頻異常開始時刻最早，各臺持續時間大體相差無幾，遠臺持續時間相對稍長。第一階段昭通、巧家臺地脈動異常增幅大體一致，鹽津臺受0.05～0.1 Hz段干擾影響，增幅最大，震中距最遠的東川臺增幅最小；第二階段震中距最遠的東川臺地脈動異常降幅最小，其余各臺降幅大體相當，其中震中距最近的巧家臺，降幅稍小于昭通和鹽津臺。綜上分析可以發現，震前地脈動低頻異常可能是由一個從震中附近位置向四周擴散的能量引起，震中距越近，地脈動低頻異常變化受該能量控制越強。

2 低頻異常變化能量來源分析

云南地區的地脈動噪聲源可能同時受到印度洋和北太平洋的影響(王偉濤等，2011)，2014年7月30日至8月11日，太平洋上主要生成了強熱帶風暴娜基莉(Nakri)和超強臺風夏浪(Halong)，這2個臺風雖然未登陸中國大陸，且距離云南地區2 780～3 100 km，但是強臺風通過駐波理論仍然可以影響中國內陸深處的地脈動變化(胡小剛，郝曉光，2009)，所以需要對魯甸地震前的地脈動低頻異常能量源做分析，分析其是來源于臺風還是震源區。

2.1 相關系數分析

通過前文對魯甸地震前地脈動低頻異常的分析發現，異常變化可能是受到來自震中位置附近能量的控制，接下來筆者通過相關系數法分析其能量來源。取7月30日0時至8月3日15時震中距為655.4 km的孟連臺的地脈動資料，與昭通、巧家、鹽津和東川臺同時段資料做互相關，如果這一時段云南地區的地脈動異常變化能量是來源于臺風，那么由于臺風中心距云南地區較遠，幾個臺站可以看做在一點位置，則各臺間的相關系數應該在一個量級；如果這一時段地脈動異常變化能量是來源于震源區，那么震中附近的幾個臺站兩兩相關系數應該高于各臺與孟連臺的相關系數。具體分析見表2。

表2 各臺地脈動異常變化相關系數Tab.2 Correlation coefficient of microtremors for each station

由表2可以看出，昭通、巧家、鹽津和東川臺兩兩相關系數量級為10-2～10-1，其中震中距最近的昭通和巧家臺異常波形相關系數最高，為0.139 796，其余各臺兩兩相關系數量級在10-2，而震中附近4個臺站與震中距較遠的孟連臺兩兩相關系數量級為10-3～10-5，并且昭通和巧家臺與孟連臺的相關系數最低，分別為10-4和10-5。因此，各臺異常變化的能量源應該是在近場區，位于昭通、巧家、鹽津和東川臺附近，并且距離昭通和巧家臺最近。

2.2 單臺法分析

目前確定地脈動信號源的方法有：聚束技術(Beamforming method)、振幅法、單臺法(Polarization method)等。對于臺站較少、分布稀疏的情況，單臺法具有很好的適用性。單臺法的原理是通過對單個臺站2個正交的水平分量進行旋轉，尋找振幅最大的方向，從而確定信號的能量來源方向。由于地脈動信號主要是由瑞利波組成，水平分量的能量最強，這就保證了單臺法的實用性。

地脈動出現峰值時的信號長度為T0-T1，由快速傅里葉變換FFT得到NS向和EW向振幅序列，然后分別在f1～f2頻率范圍求和，得到振幅和值：

(1)

式中：N和E分別為NS和EW向振幅序列和值；un為NS向信號；ue為EW向信號；ei2πft為FFT的一個基本信號，f是頻率，t是時間，其中2πf=ω，w為角頻率。

設震源的方位角為φ，則N和E沿該方位角方向的矢量和為：

I=|Ncosφ+Esinφ|2

(2)

當I取最大值時的φ所對應的角度即為地脈動源相對于臺站的方位角。

依據上述原理，可以分別估算出地脈動低頻異常變化的源區相對于各臺站的方位角。因為瑞利波主要沿大圓路徑傳播，所以不同臺站確定出最大擾動能量來源方位沿著大圓路徑的交匯處便是其源區(程威等，2018)。取各臺2014年7月29日0時至8月2日23時出現低頻異常變化時間段的數據，分別以小時為間隔，求出0.1～0.14 Hz各臺低頻異常能量來源，如圖5所示。

圖5 各臺低頻異常能量方位(°)Fig.5 Low-frequency anomalous energy azimuth for each station(°)

由圖5可以看出，昭通臺、巧家臺最大擾動能量來源方位相對清晰集中，指向性強，易于直觀辨認；鹽津臺、東川臺最大擾動能量來源方位較為分散，最大擾動幅值與一般干擾幅值相差不大。各臺低頻異常能量來源情況如下：昭通臺主要在方位角171°～175°，位于臺站西偏南71°；巧家臺主要在方位角298°～302°，位于臺站東偏北30°；鹽津臺主要在方位角136°～150°、196°～210°，位于臺站西偏南46°、東偏南60°；東川臺主要在方位角256°～260°、346°～350°，位于臺站東偏南10°、東偏北80°。

由以上分析可以看出，昭通臺西偏南71°、巧家臺東偏北30°、鹽津臺西偏南46°、東川臺東偏北80°，大致相交于魯甸地震震源區；而鹽津臺東偏南60°、東川臺東偏南10°大致相交于南太平洋某區域，可能與同時間段的超強臺風夏浪(Halong)有關。從以上分析可看出，震中距較近的臺站能量來源較為清晰，指向性較單一，震中距較遠的臺站能量來源較復雜，指向較為分散。

2.3 單臺法可靠性分析

單臺法假定地脈動信號主要是瑞利面波，當來自某個方向的地脈動信號比背景信號強很多時，可以觀測到瑞利面波獨有的豎向和徑向90°相位差。因此通過分析地脈動信號的豎向和徑向相位差，可以評估單臺法定位結果的可靠性。

選取源的方位角φ為173°，取2014年8月1日昭通臺地脈動低頻異常時間段的數據計算豎向和徑向的相位差φH-φZ。圖6為0.1～0.14 Hz段統計結果，昭通臺的相位差主要集中在260°～270°，信號存在明顯的瑞利波面波特征，說明單臺法定位結果具有可靠性。

圖6 昭通臺地脈動豎向與徑向相位差統計Fig.6 Statistical analysis of vertical and horizontal phase differences of microtremors for the Zhaotong station

3 結論

本文利用2014年8月3日魯甸MS6.5地震前10天云南數字測震臺網昭通、巧家、鹽津和東川臺的寬頻帶數字資料，采用相關系數法、單臺法等，研究了震前區域地脈動低頻異常現象及其能量來源，得到以下結論：

(1)魯甸地震前，震中附近昭通臺、巧家臺、鹽津臺和東川臺出現低頻地脈動前兆異常，4個臺站低頻異常具有一致性。

(2)各臺異常主要分為2個階段：第一階段為震前112 h左右，0.1～0.14 Hz頻段包絡線最大值逐漸升高，第二階段為震前37 h左右，包絡線最大值急劇下降，下降至某一低值時發生地震，之后又快速回升。

(3)各臺低頻異常第一階段持續時間在58～81 h，第二階段持續時間在30～37 h，第一階段最大幅值約為平靜時4.2倍。

(4)震中附近各臺地脈動異常變化相關系數量級大于同時段遠臺波形相關系數，同時單臺法顯示各臺地脈動異常變化能量來源相交于震源位置附近，所以可以認為該震前地脈動低頻異常為震源區引起，排除臺風干擾。

(5)該異常變化能量或與震中距有關，震中距較近的臺站受該能量控制較強，異常變化第一階段持續時間長，能量來源指向性強，且總體呈現為由震源區向四周擴散的趨勢。