周文杰 武巴特爾 周 健 姚 堯 葉 飛

1）中國江蘇 224300 江蘇省射陽地震臺

2）中國廊坊 065201 防災(zāi)科技學(xué)院

0 引言

地震波的尾波因地球介質(zhì)不均勻性而激發(fā)，表明地下介質(zhì)具有非彈性特征。Aki 等（1969，1975）用散射模型解釋了尾波的形成和振幅衰減現(xiàn)象，尾波是地球介質(zhì)中不均勻體對原生波的散射而產(chǎn)生的，巖石圈的不均勻性引發(fā)地震波散射形成了地方震的尾波，臺站記錄的延遲散射波就是地震尾波?？紤]到臺站和震源之間的距離，Sato 等（1977，1980）在Aki 模型基礎(chǔ)上提出更符合實際情況、臺源分離的單次散射模型。Q值是描述地下介質(zhì)特性的一個參數(shù)。應(yīng)力變化導(dǎo)致巖石性質(zhì)發(fā)生改變，從而使得地震波傳播的品質(zhì)因子Q值發(fā)生變化。通過對Q值的分析和研究，可以了解地球內(nèi)部熱力學(xué)狀態(tài)、介質(zhì)特性以及地球結(jié)構(gòu)的組成和變化。諸多研究利用地震發(fā)生前后地震尾波的衰減來分析Qc值在時間上的變化特征，探究地震前兆信息，并發(fā)現(xiàn)尾波Qc值與區(qū)域地震活動性有一定聯(lián)系（啜永清等，2004；錢曉東等，2004；王勤彩等，2004；呂堅等，2007；張小濤等，2007；史水平等，2015）。研究發(fā)現(xiàn)，在同一研究區(qū)內(nèi)，大震前尾波Qc值普遍存在顯著升高現(xiàn)象，并在主震后出現(xiàn)降低趨勢；也存在尾波Qc值在震前降低、震后升高或地震前后無變化的現(xiàn)象。

2016 年10 月20 日在江蘇省鹽城市射陽縣發(fā)生ML4.8（MS4.4）地震，發(fā)震地點在江蘇省地震局劃定的2017 年度地震危險區(qū)內(nèi)，震源深度25 km（繆阿麗等，2017），且震中附近部分地區(qū)震感強烈，附近縣區(qū)震感明顯，揚州、連云港地區(qū)部分有感（吳曉峰等，2019）。此為1992年MS4.6地震以來，該區(qū)發(fā)生的最大一次地震，地震序列為前震—主震—余震型（李迎春等，2018）。

以江蘇省射陽地震臺（下文簡稱射陽臺）為中心點，選取2009—2018 年臺站周邊200 km 范圍內(nèi)ML≥2.0 地震波形資料，基于Sato 單次散射模型，計算該區(qū)S 波尾波Qc值。由于此次ML4.8 地震發(fā)生前射陽臺測震波形較少，采用相同方法，選取2009 年到2016 年10 月20 日鹽城、灌云地震臺記錄的地震波形資料，計算震前兩臺站地震S 波尾波Qc值，將3 個地震臺的計算結(jié)果進行對比，分析震前尾波Qc值在時間上的變化特征，并探討尾波Qc值對于中強地震預(yù)報的意義。

1 構(gòu)造背景

射陽臺地處江蘇鹽城地區(qū)，位于南黃海盆地南部坳陷區(qū)，屬長江中下游—南黃海地震帶。該區(qū)地質(zhì)構(gòu)造較為復(fù)雜，眾多斷裂隱伏于第四系沉積層之下，主要斷裂走向NE。該區(qū)以西分布郯廬斷裂帶，以東海域沿海岸線分布NW 向蘇北濱海斷裂。目前有些斷裂仍活動強烈，絕大部分中強地震即發(fā)生在斷裂帶附近。

蘇北盆地地處郯廬斷裂帶以東、蘇魯造山帶以南，是蘇北—南黃海盆地西部的陸上部分，總體走向NE，延伸長度260 km 以上，西窄東寬，由北向南依次分布鹽城—阜寧凹陷、建湖隆起和東臺凹陷。鹽城—阜寧凹陷又劃分為5 個凹陷、3 個凸起（舒良樹等，2005）。該盆地內(nèi)部各斷陷盆地的邊界斷裂多為正斷層，2016年射陽ML4.8地震（120.32°E，33.63°N）即發(fā)生在洪澤—溝墩斷裂以南、鹽城—南洋岸斷裂以北的鹽城凹陷內(nèi)部，2 條斷裂走向均呈近NE 向（李鋒等，2017）。

2 方法原理

根據(jù)Sato 單次散射模型，在一定振幅下，尾波振幅與時間的函數(shù)關(guān)系表達式為

Ac(t)和K(a)分別由式（2）—（3）給出

式中：AT為所取時間窗的平均振幅；為校正地震波噪聲，An取P 波到達前2 s 內(nèi)的平均振幅；tS為S 波到時，t為自發(fā)震時刻起算的尾波流逝時間；C(f)是與頻率f有關(guān)的因子，在特定頻率下視為常數(shù)。對于不同的頻率點，利用式（1）擬合得到斜率b，以此得出該頻率點的Qc值，即b=2πflge/Q。根據(jù)每個頻率點的Qc值，最后擬合得到Qc(f)=Q0f η。

3 資料處理

射陽地震臺（下文簡稱射陽臺）位于鹽城市射陽縣境內(nèi)，海拔高度1.9 m。該臺臺基為第四紀松散沉積，地層厚度700—800 m。觀測儀器配備如下：2009 年6 月—2015 年11月，使用CMG-3TB 型井下寬頻帶地震計，數(shù)據(jù)采集使用CMG-DM24 數(shù)據(jù)采集器，采樣率100 Hz，觀測頻帶60 s—50 Hz；2015 年11 月，啟用GL-S60B 型井下寬頻帶地震計，數(shù)據(jù)采集使用EDAS-24GN 數(shù)據(jù)采集器，采樣率100 Hz，觀測頻帶60 s—50 Hz。

考慮到信噪比問題，選取2009—2018 年射陽臺200 km 范圍內(nèi)ML2.0 以上地震波形資料，所選資料均為近震（地方震）記錄，震相較清晰。

由于蘇中沿海地區(qū)地質(zhì)構(gòu)造背景存在差異，在尾波流逝時間較長的情況下，尾波Qc值結(jié)果穩(wěn)定性較差（楊云等，2011）。根據(jù)射陽臺實際情況，將尾波流逝時間窗長固定為30 s。截取6—18 Hz 頻率范圍內(nèi)的原始波形，以1 Hz 為間隔頻率，以[0.7f，1.3f]為帶寬，使用六階Butterworth濾波器進行濾波。對濾波后波形，以S波初動點為起點，以0.5 s為步長，以2 s 為窗長，向后滑動求取各時間點的平均振幅。

計算P 波到達前2 s 平均信號的背景噪聲能量，以S 波初至到時作為尾波起算時間，在30 s 尾波流逝時間內(nèi)，若地震波信號能量小于噪聲能量，則剔除該條記錄。數(shù)據(jù)處理后，取得46 次地震波形，其中ML2.0—2.9 地震27 次，ML3.0—3.9 地震17 次，ML4.0—4.9地震2 次，最大地震為2016 年10 月20 日ML4.8 地震。地震基本參數(shù)見表1，均為中國地震臺網(wǎng)公布的地震精定位結(jié)果，震中分布見圖1。取得的地震震中距最大184 km，最小6 km；震源深度最大27 km，最小4 km。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、射陽臺地震射線路徑及地震臺站分布Fig.1 Geological structure,seismic ray paths at Sheyang station and distribution of seismic stations in the study area

表1 地震震源基本參數(shù)及Q 值計算結(jié)果Table 1 Basic source parameters of earthquakes and calculated Q values

4 Q 值計算及變化特征

使用Sato 單次散射模型，計算46 次地震S波尾波Qc值，以頻率1 Hz 時的Qc值為Q0值，各地震尾波Q值結(jié)果見表1。采用最小二乘法進行擬合，得到射陽地區(qū)地震尾波Qc值隨頻率的變化關(guān)系：Qc(f)=33.7 ± 3.4f1.16±0.04，見圖2。以2016 年10 月15 日ML2.1 地震為例，當f=8 Hz時擬合得到尾波Qc值，結(jié)果見圖3(a)；在不同頻率點下，進行Qc值擬合，擬合關(guān)系見圖3(b)。射陽地震序列尾波Qc值在各中心頻率點下隨時間的變化特征較為一致。受篇幅所限，文中給出頻率點為6 Hz、10 Hz、12 Hz、14 Hz 時Qc值演化示意圖，見圖4。如4 圖中箭頭所示，以2013年12 月30 日發(fā)生的12 號地震（表1 中地震序號）為分隔點，前期地震尾波Qc隨時間變化起伏較大，且有逐漸走高趨勢，此后地震Qc值開始走低，且隨時間變化相對平穩(wěn)。

圖2 射陽地區(qū)尾波Qc 值關(guān)系擬合Fig.2 The relation fitting of coda Qc values in the Sheyang area

圖3 2016 年10 月15 日ML 2.1 地震尾波Qc 值擬合結(jié)果(a) f =8 Hz 時擬合得出的尾波Qc 值；(b)不同頻率點下尾波Qc 值關(guān)系擬合Fig.3 The fitting results of coda Qc values of ML 2.1 earthquake on October 15,2016

圖4 不同頻率點下尾波Qc 值隨時間的變化(a) f=6 Hz；(b) f=10 Hz；(c) f=12 Hz；(d) f=14 HzFig.4 The variation of coda Qc with time at different frequencies

當f=1 Hz 時，得到射陽地區(qū)尾波Q0值演變過程，見圖5，可見：12 號地震發(fā)生前，地震尾波平均Q0值為49.5，呈走高趨勢；在2014 年1 月18 日13 號地震到2016 年10 月9 日20 號地震（表1 中地震序號）的發(fā)生時段內(nèi)，地震尾波平均Q0值為36.0，呈走低趨勢；后直到2016 年10 月20 日28 號主震（表1 中地震序號）發(fā)生，地震尾波平均Q0值為53.2，呈上升趨勢。

圖5 Q0 值隨時間的變化Fig.5 The variation of Q0 values with time

5 Q 值變化特征對比

受測震儀器影響，2010—2013 年射陽臺測震波形較少，可能影響結(jié)果的精確性。為此，采用相同方法，數(shù)據(jù)處理后取得2009年至2016年10月20日鹽城地震臺（下文簡稱鹽城臺，位于射陽臺西南方約50 km 處）85 條和灌云地震臺（下文簡稱灌云臺，位于射陽臺西北方約120 km處）79條地震波形記錄（圖6），探究射陽ML4.8地震前兩臺站記錄尾波Qc值特征，并將3 個地震臺站尾波Q0值計算結(jié)果進行對比，結(jié)果見圖7。

圖6 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、地震射線路徑及地震臺站分布(a)鹽城臺；(b)灌云臺Fig.6 Geological structure,seismic ray paths,and distribution of seismic stations in the study area

圖7 3 個地震臺尾波Q0 值隨時間的變化對比Fig.7 Comparison of coda Q0 values with time at three seismic stations

由圖7可見：2012年11月4日以前，鹽城臺地震記錄尾波Q0值呈上升趨勢，后逐漸下降，地震尾波平均Q0值為86.3；2013 年3 月3 日以前，灌云臺地震記錄尾波Q0值呈不斷走高趨勢，其后下降，地震尾波平均Q0值為52.9。因此，鹽城、灌云臺尾波Qc值在2016 年射陽ML4.8 地震前4—5 年，同樣呈上升趨勢，在震前2—3 年，尾波Qc值減小，變化趨勢與射陽臺較為一致。但是，二者Q0最高值較射陽臺出現(xiàn)得早，且數(shù)值更高，可能是因為，射陽臺較早時期觀測資料質(zhì)量較低，可用波形數(shù)量較少，未較好反映該時段地震尾波Q0值的變化。

總之，在射陽ML4.8 地震前，鹽城、射陽、灌云臺所記錄地震的尾波Qc值在時間上均出現(xiàn)先上升后下降的長期趨勢，即在震前出現(xiàn)明顯的高值異常變化。

6 討論

據(jù)Pulli（1984）和Chung 等（2009）的研究，在尾波平均流逝時間t內(nèi)進行采樣，采樣區(qū)域的橢球體平均深度為

式中，havg為平均震源深度；r為平均震源距；a是以震源和臺站為焦點的橢球體表面投影的大半軸，可定義為vt/2，其中v為S 波速度，在江蘇地區(qū)地殼一般取為3.4 km/s。平均流逝時間為t=tstart+twin/2，其中tstart為S 波到時，twin為尾波時間窗長。將上文3 個臺站的地震震源參數(shù)代入式（1），得到射陽、鹽城和灌云臺地震采樣區(qū)域半徑分別約為23 km、20 km、17 km 的橢球體，橢球體中心位于臺站與震源之間的中間位置，臺站與震源相距分別約27 km、37 km、63 km。在此情況下，地震采樣區(qū)域的橢球體在3 個臺站附近重疊，且臺站記錄的是不同方位角的近震（地方震）事件，計算得到的尾波Qc值能較好反映橢球體重疊相近區(qū)域的應(yīng)力變化。

對地震波衰減的研究可以揭示地殼應(yīng)力的變化，以震源和臺站為2 個焦點的橢球范圍內(nèi)的品質(zhì)因子尾波Qc值對地殼應(yīng)力變化反映敏感。尾波Qc值與構(gòu)造活動水平的相關(guān)性表明，地震尾波監(jiān)測可以提供地震周期內(nèi)區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力變化引起的介質(zhì)破裂的時間變化和能量衰減信息（Gholamzadeh et al，2014）。Aki（2004）認為，Qc值變化與頻率之間的關(guān)系源于地下斷裂產(chǎn)生的散射衰減，破裂增多促使Qc值減小，破裂愈合促使Qc值增大。陳颙等（2001）認為，破裂會讓流體滲入介質(zhì)，導(dǎo)致介質(zhì)的吸收衰減作用增強，Qc值減小；而圍壓增大，促使介質(zhì)的吸收衰減作用變?nèi)?，Qc值增大。一般認為，構(gòu)造活動穩(wěn)定、地震活動相對平靜的區(qū)域Q值高，介質(zhì)的非均勻性低，傳播過程中地震波能量衰減較慢；構(gòu)造活動強烈、地震活動相對頻繁的區(qū)域Q值低，介質(zhì)的非均勻性高，傳播過程中地震波能量衰減較快（Singh et al，1983；李白基等，2004）。

Jin 和Aki（1989，1993）、Aki（1996）通過系統(tǒng)測量加州50 多年來尾波Q-1和地震活動性之間的關(guān)系，證明可以用Q-1的時間變化與地震頻率N(Mc)之間的強正相關(guān)，來解釋地震區(qū)的地震活動性變化，并據(jù)此提出蠕變模型，即假設(shè)脆—韌性過渡帶中存在具有地震區(qū)特有尺度特征的韌性斷裂。一般來說，蠕變可能會因應(yīng)力釋放而降低地震活動性，但也可能會增強震級大小與應(yīng)力集中引起的蠕變斷裂尺度特征相當?shù)牡卣鸢l(fā)生的可能性。射陽地區(qū)所在下?lián)P子區(qū)巖石圈流變學(xué)剖面為2 層軟的韌性層夾在3 層較硬層之間的“3 層狀”結(jié)構(gòu)，是一個特殊的低強度巖石圈類型（李成等，2001）。

研究結(jié)果顯示，在2016 年射陽ML4.8 地震前3—6 年（表1 中1—12 號地震），該區(qū)地殼介質(zhì)應(yīng)力不斷累積，且伴隨ML3.0 左右地震的發(fā)生，傳播介質(zhì)的均勻性和彈性提高，地震波在傳播過程中能量損耗減小，Qc值升高。在主震前約2 年（表1 中13—20 號地震），在較強應(yīng)力作用下，巖石圍壓逐漸增高，特別是脆—韌性過渡帶中韌性變形的能力增加，吸收衰減作用增強，尾波Qc值下降，該階段以ML3.0 以下小震為主。此時，產(chǎn)生了與周圍地震頻率增加有關(guān)的相同尺度的應(yīng)力集中，在前震發(fā)震期間，即主震臨近破裂時（表1中21—28 號地震），短時間內(nèi)的應(yīng)力集中導(dǎo)致裂隙閉合，Qc值稍有增大。主震發(fā)生后（表1 中29—36 號地震），由于地殼應(yīng)力得到釋放，介質(zhì)松弛破碎，流體滲入巖石間隙，地震波在傳播時能量損耗增大，Qc值相對較小，但地殼介質(zhì)應(yīng)力開始重新累積，2017—2018年（表1 中37—46 號地震），Qc值又逐步升高?？梢?，在此地震序列發(fā)生前，Qc值具有上升—下降—上升—發(fā)震的變化特征。

從計算結(jié)果看，整個射陽地震序列的Q0值較低，46 個地震擬合所得Q0值為33.7，表明鹽城射陽沿海地區(qū)是江蘇Q值較低區(qū)域，地震波能量衰減較快，松散覆蓋層較厚，巖石圈強度低而不易積累能量；對頻率的依賴性指數(shù)η為1.16，反映該區(qū)Q值對頻率依賴性較強，淺層介質(zhì)相對破碎，均勻程度較低，以小震活動為主，中等地震相對活躍。

7 結(jié)論

利用Sato 單次散射模型和射陽臺46 條地震波形記錄，研究射陽地震序列尾波Qc值在時間上的變化特征，得出以下結(jié)論：射陽地區(qū)地震S 波Qc值與頻率之間的關(guān)系為Qc(f)=33.7±3.4f1.16±0.04，該區(qū)為Q0低值區(qū)域，淺層介質(zhì)破碎，巖石圈強度低，以小震活動為主，中等地震相對活躍；尾波Qc值隨時間的演化過程顯示，在2016 年10 月20 日射陽ML4.8地震前，Qc值有增大現(xiàn)象，在地震序列前，Qc值的變化特征為上升—下降—上升—發(fā)震，主震后該地區(qū)地殼介質(zhì)應(yīng)力開始重新累積，Qc值又有逐步升高趨勢，但無明顯高值上升異常，地震活動尚處于相對平靜時段。

并采用相同方法，計算2009 年至2016 年10 月20 日鹽城臺85 條地震波形記錄和灌云臺79 條地震波形記錄的尾波Qc值，與射陽臺計算結(jié)果對比顯示，在射陽ML4.8 地震前，鹽城、射陽、灌云臺所記錄地震的尾波Qc值，均出現(xiàn)明顯高值異常變化。

由于射陽臺數(shù)字地震波形資料較少，本區(qū)域用于強震分析的震例較少，尾波Qc值計算的影響因素較多，計算誤差和相關(guān)研究分析有待積累資料進一步探討。