2021年漾濞MS6.4地震前后的地磁場變化

宋成科 陳政宇 周思遠 徐玉健 陳 斌

1)中國地震局第一監測中心，天津 300180 2)云南省地震局，昆明 650224 3)中國地震局地球物理研究所，北京 100081

0 引言

盡管越來越多的震磁異常現象已被觀測到(Hiranoetal.，2001； Napolietal.，2008； Hattorietal.，2013； Xuetal.，2013； Febrianietal.，2014； Hanetal.，2014)，但地磁異常變化的機制尚無定論。 伴隨地震波而產生的地磁場脈沖異常可能是由動電效應(Pride，1994)或動生電磁感應效應引起的(Gaoetal.，2014，2019； Chenetal.，2021)。 同震穩定地磁變化的研究認為該變化是由地震破裂產生的應力變化導致。 例如，Johnston等(1987)利用距離震中3km、 采樣率為10min的地磁儀器觀測到1986年North Palm SpringsM5.9地震前后1.2nT的地磁變化； Okubo等(2011)報道了Iwate-MiyagiM7.2地震后1min內距離震中26km的磁力儀觀測到的磁場異常變化，并認為該變化是由地震破裂產生的應力變化導致。 震磁異常的定量化研究可以幫助分析區域應力變化和地震危險性，這激勵著震磁異常研究的發展。

漾濞地震的發生為地震地磁異常機制研究提供了機會。 本文使用漾濞地震震中100km范圍的8個地磁重復測點(圖 1)在地震前后所記錄的地磁總強度觀測資料計算地震前后的地磁場變化，并對該變化的成因機制進行探討。

圖1 地磁觀測點分布Fig. 1 Distribution of geomagnetic observation stations.

1 數據來源

表1 地磁重復觀測信息Table1 Information of geomagnetic repeat measurements

2 數據處理及結果

地面磁場的測量值主要包含穩定變化的主磁場、 地殼磁場和瞬變的日變場。 使用地磁重復觀測數據分析震磁異常時需要消除主磁場、 日變場和地殼磁場中不隨時間變化的部分。 由于2次觀測的時間間隔較短，主磁場和地殼磁場中不隨時間變化部分可通過將觀測數據歸算至同一時刻并做差值進行消除，地磁場日變化則可通過將觀測數據改正至地磁場較為平靜的時刻(如午夜0～3時)消除，即日變通化改正。 通常進行日變通化改正的技術方法為直接差值法，計算方法見陳斌等(2017)的研究成果。

圖2 2021年4月1日—5月31日麗江地磁臺和通海地磁臺的地磁場變化Fig. 2 Geomagnetic field variation on Lijiang and Tonghai geomagnetic observatories from April 1 to May 31，2021.

由于地殼局部磁化率、 電導率和地磁場方向的差異，使用參考臺的總強度觀測數據并不能很好地消除地磁場的日變化，而使用參考臺站的X、Y、Z3個分量進行日變改正能夠獲得更好的日變化改正結果(Davisetal.，1979； Napolietal.，2011)。 因此，本文使用麗江地磁臺記錄的X、Y、Z數據進行日變化改正，將不同觀測日獲得的數據改正到地磁變化較為平靜的5月6日午夜時刻(0～3時)。

表2 漾濞地震前后的地磁場變化Table2 Changes of geomagnetic field before and after Yangbi earthquake

圖3 漾濞地震前后的地磁場變化Fig. 3 Changes of geomagnetic field before and after Yangbi earthquake.

3 震磁機制探討

地震地磁異常變化可能是由巖石的磁化強度對應力變化的響應所導致，即壓磁效應(Stacey，1964； Staceyetal.，1972)，也可能是由于孔隙液體流動產生的動電效應所導致(Fitterman，1979； Dobrovolskyetal.，1989)，其他機制如熱磁效應(Okuboetal.，2006)也能夠引起地磁場變化。 本節將對漾濞地震可能的震磁機制進行探討。

3.1 壓磁效應

根據笹井洋一等(1978)的方法，地震壓磁效應計算分為2步： 1)根據地震破裂計算震中及周邊的應力變化，本文采用PSGRN/PSCMP開源程序(Wangetal.，2006)計算漾濞地震的同震應力； 2)根據應力-磁化強度關系(Sasai，1980，1994)計算地磁場變化，宋成科等(2020)詳細介紹了該壓磁效應計算方法，這里不再贅述。

地震破裂的研究表明，漾濞地震發生在走向為135°、 傾角為82°的破裂面上，以右旋走滑破裂為主，主要破裂發生在長20km、 寬16km的滑動面上，最大滑動量為0.5m，據此建立了簡單的均勻滑動模型，磁偏角和磁傾角參考距離震中最近的測點觀測值。 文麗敏等(2017)對云南地區地殼磁異常的研究中認為漾濞地震震中所在區域為弱負磁異常區域，磁化強度并不高，本文計算使用的磁化強度為1A/m。 參考實驗室結果，應力響應系數的量級為10-3MPa-1(Nagata，1969； Revoletal.，1977； Martin，1980)，早期的震例研究采用1×10-3MPa-1能夠解釋大部分觀測的同震磁場變化。 隨著儀器精度的提高和地震破裂分布研究的深入，應力敏感系數取(2～5)×10-3MPa-1時計算的壓磁效應與觀測值更吻合(Nishidaetal.，2004； Yamazaki，2013)，這里選擇5×10-3MPa-1進行壓磁效應計算，模型參數見表3，壓磁效應計算結果見圖 4。

表3 壓磁模型參數Table3 Parameters of the piezomagnetic model

圖4 漾濞地震的壓磁效應Fig. 4 Piezomagnetic effect of Yangbi earthquake.

壓磁效應與斷層滑動分布密切相關，本文中使用了最簡單的均勻滑動模型，這可能使得計算的局部壓磁效應偏小(Oshiman，1990)。 漾濞地震的破裂尺度較小，即便是更精細的模型也不可能使計算的壓磁效應達到實測的量級(-2.82nT)。 壓磁效應的大小與磁化強度和應力敏感系數的乘積(βJ)成正比(Yamazaki，2013)，因此要使得C1測點處的壓磁效應(-0.3nT)達到實測地磁場變化量(-2.82nT)，則需要βJ為表3 中數值的9～10倍。 巖石磁學的實驗結果表明應力敏感系數的量級為10-3MPa-1，本文計算使用的應力敏感系數(5×10-3MPa-1)是一個相對較大的值。 漾濞地震周邊磁異常較弱，這揭示了該區域巖石不可能存在較高的磁化強度(楊學慧等，2020)，C1測點的地磁場梯度較小，故該測點處也不會產生磁場增強效應，因此認為壓磁效應不能完全解釋實測的磁場變化。

3.2 動電效應

地震產生的應力變化使得孔隙流體在壓力作用下流動，在雙電層效應的影響下(Morganetal.，1989)，流體中形成電流，并產生電位差，從而產生附加的磁場變化，該現象稱為動電效應。 Fitterman(1979)給出了規則斷層模型產生磁場X、Y、Z3個分量的定量計算方法，這里列舉了地面任意位置的磁場X分量的定量計算公式，見式(1)，詳細的計算方法參見Fitterman(1979)的研究成果。

(1)

其中，l為破裂面長度，a為破裂面頂部的埋深，b為破裂面底部的埋深，σ1和σ2為破裂面兩側的電導率，μ為真空磁導率，S0為流動電勢，S0=CP，其中C為流動電勢系數，P為孔隙壓力變化。

圖5 漾濞地震動電磁效應Fig. 5 Electrokinetic effect of Yangbi earthquake.

3.3 其他機制

4 結論