郭雨帆 董非非 查小惠 陳 浩 王甘嬌 董 俊

（江西省地震局，江西南昌 330096）

引言

瑞昌—陽新地區(qū)位于江西瑞昌和湖北陽新交界，郯廬斷裂帶向西南延伸的隱伏斷裂及襄樊—廣濟斷裂在此處交匯（圖1）。北京時間2011年9月10日23時20分瑞昌—陽新發(fā)生MS4.6地震，造成了一定的經(jīng)濟損失，引起了較大的社會反響。本次地震與2005年11月26日江西九江—瑞昌M5.7地震時間間隔僅6年，空間間距僅32 km，這兩次中強地震間存在著密切聯(lián)系[1]。研究九江—瑞昌—陽新地區(qū)地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征對探究中強地震發(fā)震規(guī)律至關(guān)重要。

圖1 研究區(qū)地形、臺站位置、水體分布、斷裂展布及MS4.6主震震中平面圖Fig. 1 The distribution map of regional topography，seismic stations，waters，fractures and the MS4.6 earthquake

地殼介質(zhì)變化規(guī)律是地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征中的一項重要內(nèi)容，前人運用尾波干涉技術(shù)在監(jiān)測震后地殼介質(zhì)變化方面取得了一定進展。2006年，Pandolfi等[2]應(yīng)用尾波干涉技術(shù)監(jiān)測1999年維蘇威火山M3.6地震前后地殼介質(zhì)波速變化；2014年，肖卓[3]以青藏高原周緣及2014云南盈江雙震為例，利用重復地震和尾波干涉技術(shù)監(jiān)測地殼介質(zhì)動態(tài)變化，發(fā)現(xiàn)云南盈江雙震后S波及其后續(xù)尾波部分波速增加；2021年，汪建等[4]利用尾波干涉技術(shù)研究2015年重慶武隆M5.0地震后震源區(qū)地殼介質(zhì)變化，發(fā)現(xiàn)S波早期尾波段走時延遲曲線隨時間流逝呈線性變化?？傮w來說，在運用尾波干涉技術(shù)監(jiān)測震后地殼介質(zhì)變化領(lǐng)域，前人探索還很有限。除此之外，目前缺乏將該方法運用于江西及湖北地區(qū)的研究成果。本文基于2011年瑞昌—陽新MS4.6地震序列事件波形及其觀測報告，使用雙差定位法進行重定位，并采用波形互相關(guān)法篩選出符合要求的重復地震對，在此基礎(chǔ)上，利用尾波干涉法監(jiān)測瑞昌—陽新MS4.6地震后震源區(qū)地殼介質(zhì)變化，為后續(xù)進一步探索九江—瑞昌—陽新地區(qū)地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征提供科學依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù)據(jù)

數(shù)據(jù)來源于中國地震局地球物理研究所國家測震臺網(wǎng)數(shù)據(jù)備份中心（doi:10.119 98/SeisDmc/SN），江西、湖北和安徽地震臺網(wǎng)為本次研究提供地震波形數(shù)據(jù)[5-6]，九江地震監(jiān)測中心站為本次研究提供降雨量及氣壓數(shù)據(jù)（圖1）。

整理瑞昌—陽新MS4.6地震序列周邊16個臺站記錄的地震觀測數(shù)據(jù)，挑選出符合以下條件的地震共計52個： ① 發(fā)震時間：2011-09-10—2012-03-31； ② 發(fā)震位置：29.66°—29.76°N，115.38°—115.48°E； ③ 記錄臺站數(shù)≥4； ④ 記錄清晰且信噪比高。

1.2 HypoDD雙差重定位法

2000年，Waldhauser等[7]提出了HypoDD雙差重定位法，此后該方法廣泛應(yīng)用于地震學震源重定位領(lǐng)域。地震事件i和j對于接收點k的到時殘差之差，即為雙差：

式中，rki和rkj分別為地震事件i和j到接收點k的到時殘差， (tik-tkj)obs為 走時差的觀測值， (tik-tkj)cal為走時差的理論值。

表1是本次雙差重定位使用的區(qū)域地殼速度結(jié)構(gòu)模型。

表1 區(qū)域地殼速度模型[8]Table 1 Regional crustal velocity model[8]

1.3 利用波形互相關(guān)法挑選重復地震

重復地震具有不同的定義，但不同定義的基本特點就是波形具有高度相似性，因此，主要通過計算波形互相關(guān)系數(shù)（cross correlation，簡稱cc）來識別重復地震[9]：

式中，f1(t)和f2(t)分別為用于計算的同一臺站記錄的兩個地震事件選定波列，f1(t)和f2(t)分別是其相應(yīng)的平均值。

1.4 尾波干涉法

尾波由于其傳播路徑長，在放大、疊加等共同作用下，具有對地下介質(zhì)微小變化產(chǎn)生靈敏反應(yīng)的特性。2002年，Snieder等[10]在前人研究基礎(chǔ)上，系統(tǒng)提出并闡釋了尾波干涉法。2006年，Snieder等[11]研究發(fā)現(xiàn)，假設(shè)地下介質(zhì)是均勻的，若地震波速隨著時間流逝而上升或下降，則走時延遲也會隨著時間流逝而線性下降或上升?？梢哉J為，地震波速和走時延遲隨時間變化曲線大致呈 “鏡像對稱” 。

在地形、地質(zhì)條件不利于布置開敞式溢洪道的壩址條件下，選擇采用洞式溢洪洞方案。坪寨（壩高H=162 m）、九甸峽（H=137 m）、洪家渡（H=179.5 m）等工程處高山峽谷地區(qū)，溢洪道開挖會造成不穩(wěn)定高邊坡及較大幅度增加開挖工程量，采用的開敞式進口后接隧洞（洞式溢洪道）的泄洪方式，具有明流隧洞超泄能力大、適應(yīng)高陡地形條件的特點。

設(shè)原始波速為v，地下介質(zhì)發(fā)生的波速變化為δv，則走時偏移τ與δv的關(guān)系如下式[12]：

走時偏移τ誤差下限στ由Cramer-Rao Lower Bound法則[13-14]計算：

式中，f0為信號主頻，B為信號的頻寬與主頻之比，T為窗口長度，ρ為波形互相關(guān)系數(shù)，SNR為信噪比。

2 結(jié)果及初步分析

2.1 HypoDD雙差重定位結(jié)果

圖2顯示了成功重定位的49個地震，瑞昌—陽新MS4.6地震序列沿瑞昌—武穴斷裂兩側(cè)呈NEE向分布。據(jù)呂堅等[8]和張麗芬等[15]的研究，瑞昌—陽新MS4.6地震的發(fā)震構(gòu)造為郯廬斷裂向西南延伸的隱伏斷裂—瑞昌—武穴斷裂。瑞昌—陽新MS4.6地震序列震源深度為2—14 km，其中，4—8 km為優(yōu)勢發(fā)育深度（69.4%）（圖3）。

圖2 MS4.6地震序列重定位后震中位置平面圖Fig. 2 Epicenter location plane of the MS4.6 earthquake sequence after relocation

圖3 MS4.6地震序列重定位后的震源深度分布圖Fig. 3 Focal depth distribution of the MS4.6 earthquake sequence after relocation

2.2 重復地震挑選結(jié)果

重復地震挑選步驟： ① 使用0.5—10 Hz帶通濾波進行預處理[16-17]； ② 利用波形互相關(guān)技術(shù)，設(shè)置計算長度為24 s，挑選同時被黃梅臺（HME）和九江臺（JIJ）記錄且cc≥0.920的地震對，作為相似地震對[3-4]； ③ 使用經(jīng)過雙差重定位后的震源信息，篩選出間距≤0.6 km的相似地震對，認定為重復地震對[3-4,18]。

最終篩選出符合條件的兩組重復地震對（圖4、表2）：D1（2011-09-11 05:44ML2.3和2011-10-24 08:06ML2.2）和D2（2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2）。本次研究按照嚴格的重復地震判定規(guī)則進行篩選，因此，認為2011-09-11 05:44ML2.3、2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2不構(gòu)成三重地震對。

圖4 MS4.6地震及雙臺記錄重復地震位置圖 （1為瑞昌—武穴斷裂，2為金嶺—田塘斷裂，3為武山—南陽斷裂，4為望夫山—大浪斷裂，5為丁家山—桂林橋—武寧斷裂，6為劉家—范家鋪—城門山斷裂，7為襄樊—廣濟斷裂，8為洋雞山—武山—通江嶺斷裂，9為郎君山—東雷斷裂） Fig. 4 The distribution map of the MS4.6 earthquake and repeating earthquakes recorded by 2 stations

2.3 尾波干涉結(jié)果

結(jié)合前人經(jīng)驗[17-18]，選取2倍S波與P波初至到時差加4 s作為尾波干涉測量窗長，移動窗長為1 s，移動步長為0.05 s。

2.3.1 重復地震對D1尾波干涉結(jié)果及初步分析

（1）圖5a中，黃梅臺（HME）記錄到的P波尾波部分（1.00—7.70 s）走時延遲變化較為復雜，大致呈 “N” 字形，波速也隨之變化較復雜；S波振幅較大部分（7.70—9.30 s）走時延遲曲線較平緩，波速基本無變化；S波早期尾波部分（9.30—11.30 s）走時延遲線性下降趨勢明顯，走時延遲可降至 0.004 4 s，挑選此時段計算相對波速變化，計算結(jié)果為6.29‰，計算誤差在允許范圍內(nèi)。

（2）圖5b中，九江臺（JIJ）記錄到的P波尾波部分（1.00—6.75 s）走時延遲變化復雜、呈 “M” 形變化，表明波速呈 “W” 形變化；S波及其尾波部分（6.75—16.00 s）走時延遲呈輕微下降趨勢，說明波速小幅增加，此時段相對波速變化較?。?.47‰），又由于它與計算誤差0.14‰在同一數(shù)量級，因此，在后續(xù)討論環(huán)節(jié)中不將該結(jié)果作為支撐結(jié)論的依據(jù)。

2.3.2 重復地震對D2尾波干涉結(jié)果及初步分析

（1）圖6a中，黃梅臺（HME）記錄到的P波尾波部分（1.00—7.60 s）走時延遲曲線呈 “N” 字形，該時段內(nèi)波速變化較復雜；S波振幅較大部分（7.60—9.60 s）走時延遲基本保持不變，波速保持穩(wěn)定；S波早期尾波部分（9.60—11.60 s）走時延遲線性下降，最小走時延遲為—0.009 6 s，相對波速增幅為4.73‰，計算誤差在允許范圍內(nèi)。

（2）圖6b中，九江臺（JIJ）記錄到的P波尾波部分（1.00—6.60 s）走時延遲曲線呈 “W” 形，表明波速呈 “M” 形變化；S波振幅較大部分（6.60—8.85 s）走時延遲基本保持不變，波速基本不變；S波早期尾波部分（8.85—10.90 s）走時延遲線性下降趨勢顯著，走時延遲降至—0.009 5 s，波速顯著增加，其相對波速變化為5.30‰，計算誤差在允許范圍內(nèi)。

根據(jù)圖5和圖6結(jié)果可以看出： ① 不同臺站記錄同一重復地震事件時的波形差異較大，這是由于黃梅臺（HME）與九江臺（JIJ）位置不同導致的（圖4）。黃梅臺位于重復地震對NE方向，震中距約為54 km，長江從黃梅臺與重復地震對之間區(qū)域流過，襄樊—廣濟斷裂貫穿黃梅臺與重復地震對，地下結(jié)構(gòu)復雜；九江臺位于重復地震對SEE方向，震中距約63 km，臺站與重復地震對之間為九江—瑞昌—陽新地區(qū)，斷裂發(fā)育程度高，地下介質(zhì)復雜； ② 重復地震對被同一臺站記錄的波形之間也存在微弱差異（圖4、表2）。重復地震對之間存在位置差異，最大水平間距為0.5 km，最大垂直間距為0.6 km；重復地震對之間還存在震級差異，最大ML震級差為0.6；位置差異和震級差異可能是導致重復地震對之間波形差異的原因。

表2 MS4.6地震及雙臺記錄重復地震對信息統(tǒng)計表Table 2 Statistics of the MS4.6 earthquake and repeating earthquakes recorded by 2 stations

3 地殼介質(zhì)變化討論

將圖5、圖6中的走時延遲隨時間流逝曲線進行匯總對比，總結(jié)這4條走時延遲曲線（從P波初至開始的1—19 s）的變化規(guī)律（圖7）： ① 走時延遲變化范圍為—0.011 2—0.010 8 s； ② P波尾波部分（約1—7 s）走時延遲曲線變化較復雜，即波速變化復雜，可能與瑞昌—陽新地區(qū)地下介質(zhì)復雜、非均勻性強有關(guān)[1]； ③ S波振幅較大部分（約7—9 s）走時延遲曲線較平緩、波速基本不變； ④ S波早期尾波部分（約9—11.5 s），除九江臺記錄的D1走時延遲曲線變化不顯著外，其他三條走時延遲曲線急劇線性下降，表明波速迅速攀升； ⑤ 除九江臺記錄的D1走時延遲曲線外，其他三條走時延遲曲線變化規(guī)律相似，證明本次研究結(jié)果可信度較高。

圖5 黃梅臺（a） 和九江臺（b） D1波形記錄、不相關(guān)系數(shù)及走時延遲隨時間變化圖Fig. 5 The results of waveform，de-correlation and delay time of repeating earthquake D1 with lapse time at station HME （a） and station JIJ （b）

圖6 黃梅臺（a） 和九江臺（b） D2波形記錄、不相關(guān)系數(shù)及走時延遲隨時間變化圖Fig. 6 The results of waveform，de-correlation and delay time of repeating earthquake D2 with lapse time at station HME （a） and station JIJ （b）

圖7 黃梅臺和九江臺D1和D2走時延遲隨時間變化圖 （黃色區(qū)域為大致的S波早期尾波部分） Fig. 7 The results of delay time of repeating earthquake D1 and D2 with lapse time at station HME and JIJ

選取S波早期尾波段，總結(jié)該時間段內(nèi)相對波速變化特征（表3、圖8）。在瑞昌—陽新MS4.6地震發(fā)生后，不管是2011年9月11日—10月24日（D1重復地震對），還是2011年9月18日—10月24日（D2重復地震對），S波早期尾波相對波速均為正值（D1相對波速變化：黃梅臺（HME）為6.29±0.26‰，D2相對波速變化：黃梅臺（HME）為4.73±0.34‰、九江臺（JIJ）為5.30±0.33‰），意味著波速增加。地震引起地下介質(zhì)波速變化的3大物理機制包括：強地面運動引起的地表破壞、斷層區(qū)結(jié)構(gòu)破壞和孔隙彈性回彈、震后幾十天內(nèi)在孔隙彈性回彈機制占主導作用下的波速快速恢復[19]。本次研究中S波早期尾波波速在主震后第2—44天及第9—44天均為增加的結(jié)果與前人研究結(jié)果吻合，表明本次研究結(jié)果可靠。

圖8 黃梅臺（a） 和九江臺（b） 記錄的重復地震對S波早期尾波相對波速變化Fig. 8 Early S coda’s relative wave velocity variation of repeating earthquakes at station HME （a） and JIJ （b）

表3 黃梅臺和九江臺記錄的重復地震對S波早期尾波相對波速變化Table 3 Variation of relative wave velocity of early S coda for repeating earthquakes at station HME and JIJ

研究區(qū)北臨長江、南依鄱陽湖，水資源豐富，需特別關(guān)注降雨和氣壓對波速變化的影響。整理和分析九江臺降雨量和氣壓數(shù)據(jù)（表4），發(fā)現(xiàn)2011年9月11日瑞昌—陽新MS4.6地震后降雨量日平均值9—10月有所減少。劉志坤[19]和Xie等[20]認為水體對波速變化在震后影響更顯著，原因是震后斷裂更加發(fā)育、裂隙更大，巖石滲透性和水的流動性顯著增強。肖卓[3]和Martini等[21]發(fā)現(xiàn)波速和降雨量有密切聯(lián)系，S波早期尾波波速會隨著降雨量增大、水體水位升高而降低，反之亦然；瑞昌—陽新MS4.6地震后氣壓日平均值9—10月略有增加（表4），據(jù)前人經(jīng)驗[22]，震后波速變化與氣壓變化呈正相關(guān)。因此，本次研究中震源區(qū)S波早期尾波波速在瑞昌—陽新MS4.6地震后1.5個月內(nèi)（2011-09-11—10-24）增加的結(jié)果可能與降雨量減少、氣壓升高有關(guān)。

表4 九江臺降雨量和氣壓日平均值統(tǒng)計Table 4 Daily average statistics of rainfall and pressure at station JIJ

4 結(jié)論

本文基于瑞昌—陽新MS4.6地震序列52個事件波形數(shù)據(jù)及其觀測報告、降雨量和氣壓等資料，采用雙差重定位法獲得49個地震重定位結(jié)果，使用波形互相關(guān)技術(shù)挑選出符合要求的重復地震對，利用尾波干涉技術(shù)分析重復地震對的走時延遲變化，最終得到兩點收獲：

（1）篩選出了兩組重復地震對。這兩組重復地震對同時被黃梅臺（HME）和九江臺（JIJ）記錄、波形互相關(guān)系數(shù)≥0.920且間距≤0.6 km，分別為：D1（2011-09-11 05:44ML2.3和2011-10-24 08:06ML2.2）和D2（2011-09-18 07:06ML2.8和2011-10-24 08:06ML2.2）。

（2）瑞昌—陽新MS4.6地震后1.5個月內(nèi)（2011-09-11—10-24）震源區(qū)S波早期尾波波速增加。D1重復地震對：黃梅臺（HME）相對波速變化為6.29±0.26‰，D2重復地震對：黃梅臺（HME）相對波速變化為4.73±0.34‰、九江臺（JIJ）相對波速變化為5.30±0.33‰。

致謝

感謝重慶市地震局汪建工程師的指導和幫助，感謝匿名審稿專家們提供的寶貴修改意見！