通州臺井下地電阻率測深初步分析

崔博聞,王同利,李 然,胡毅濤,王麗紅,李菊珍

(北京市地震局,北京 100081)

0 引言

自1966年邢臺發生MS7.2 地震后,地震科研工作者將定點地震地電阻率觀測中的物探視電阻率方法進行改進,并應用于地震常規監測中。在55年的連續監測中,它記錄到了發生在臺網監測范圍內的多次中強地震,如1976 年唐山MS7.8、松潘—平武MS7.2,1998 年張北MS6.2,2008 年汶川MS8.0,2017年九寨溝MS7.0和2020年古冶MS5.1等中強地震前的異常[1-8]。

通州地震臺坐落于北京市通州區東南西集鎮侯各莊村,距離夏墊斷層約2 km。該臺位于華北平原北端,大廠凹陷的西南邊緣。北京及鄰區斷裂分布情況見圖1。通州地電阻率自1970年7月開始正式觀測,在北京及周邊地區的地震監測中發揮著重要的作用,并對該區域中強地震有很好的映震效果,尤其是對首都圈中東部唐山地區。通州臺距離唐山約120 km,對1976年唐山MS7.8等華北地區的中強地震前都出現過顯著的異常變化[1,8],積累了不少該區域內中強震的震例經驗。

圖1 北京及鄰區斷裂分布圖Fig.1 Distribution of faults in Beijing and its adjacent areas

近年來地表地電阻率的觀測環境干擾越來越嚴重,為了抑制和減小環境因素的影響,我國地震科學工作者進行了大量研究和試驗,而井下或深埋電極的地電阻率觀測方法是提高觀測數據質量的一種有效方法[9-10]。杜學彬等[11]分析了強震附近對稱四極裝置地電阻率觀測的探測深度,其結果顯示對于各向異性介質,在強震孕震晚期和震中附近可檢測到較深部地殼介質的電阻率變化。為了減小乃至消除來自表層的干擾以獲得可能的深部地震或構造運動信息,研究者已經逐漸認識到開展井下地電阻率前兆監測的必要性,并陸續開展了相關試驗與理論研究[10,12-14]。

隨著城市建設的發展,通州臺地表地電阻率測區環境干擾增強,嚴重影響著觀測數據的質量。2019年,通州臺在冬奧會保障晉冀蒙監測能力提升項目的支持下,同場地新建井下小極距地電阻率觀測裝置,地表和井下觀測裝置均采用四極對稱裝置定點觀測。

1 基本介紹

1.1 觀測系統

通州地電阻率自觀測以來,經歷過3次搬遷,多次裝置系統改造,現有地表地電阻率和井下小極距地電阻率同場地觀測。圖2顯示通州臺地表和井下小極距地電阻率觀測裝置布極方式及相對位置,其中地表觀測的供電極距AB=1 800 m,測量極距MN=400 m,電極埋深H=2 m,裝置電纜采用地埋方式。井下小極距地電阻率供電極極距AB=80 m,測量極距為MN=20 m,井下水平測道電極埋深H=100 m,裝置電纜同樣采用地埋方式,垂直測道中心點與水平測道電極埋深相同,為近似全空間觀測。井下小極距地電阻率從布極方式、裝置系統建設工藝等都有很好的改進,較好地抑制了地表環境干擾和隨季節變化的年變,清晰準確地反映較深部介質地電阻率的變化過程。

圖2 通州地表和井下地電阻率裝置布極圖Fig.2 Electrode layout for ground and deep-well geological resistivity observation in Tongzhou station

1.2 觀測數據分析

通州地表地電阻率在1976 年唐山MS7.8地震發生前,EW、NS兩個測道均出現了前兆異?，F象。原觀測裝置布設在現觀測裝置區的西南約2 km處,距離唐山MS7.8地震震中約 120 km,如圖3(b)所示。NS測道在1973年年中開始出現下降變化,持續至1976年1月底,下降幅度2.8%,1976年2月開始折返上升至MS7.8地震的發生。EW測道和NS測道同期變化,但下降幅度較小,僅為1.3%,折返轉折時間基本相同。1976年唐山MS7.8 地震的發震斷裂為 NNE走向的唐山斷裂,主震主壓應力方位近 EW向,主震的震源機制解為走滑型[15]。NS測道與主壓應力方向近于垂直,而EW測道與主壓應力方向近于平行,兩個方向的異常變化有明顯的各向異性[16]。但近年來環境干擾嚴重,且首都環線公路橫跨測區通過,導致觀測數據噪聲和年變幅度較大,2020年古冶地震前后沒有出現明顯的前兆現象。

圖3 2020年古冶MS5.1和1976年唐山MS7.8地震前后通州地電阻率數據變化Fig.3 Change of Tongzhou geological resistivity data before and after the 2020 Guye MS5.1 and 1976 Tangshan MS7.8 earthquakes

通州井下小極距地電阻率開始觀測于2020年1月15日,NE、NW測道在2020年4月出現下降變化,其中NE測道至唐山古冶MS5.1地震發生前下降0.04 Ω·m,變化幅度約為0.1%,地震后持續下降到2020年11月后轉平;NW測道下降至6月初轉平,6月底折返上升,7月15日左右轉平,下降0.015 Ω·m,變化幅度約為0.05%,7月12日古冶MS5.1地震發生在回升階段。NW測道在古冶地震前后出現的快速下降-轉折回升現象,完全符合地電阻率孕震機理的變化過程[17],且震中距離臺站130 km左右,因此異常變化為古冶地震前兆的可能性較大,如圖3(a)所示。根據文獻[1]中震級和下降時間經驗公式(1)計算,地震震級約為4.95～5.4,和古冶地震的震級相當。

M=0.5+2.5lg(T)

(1)

唐山古冶5.1級地震發生在唐山斷裂和灤縣—樂亭斷裂的交匯區域,位于1976年唐山MS7.8地震的余震區內,二者相距約15 km。古冶地震的震源機制解為走滑型,最大主壓應力方向約為101°。通州臺NE、NW和EW測道與最大主壓應力方向之間的夾角分別為70°、50°和10°[18]。震前NE測道下降幅度最大,NW測道次之,EW測道變化幅度最小,呈現出明顯的各向異性變化。

通州井下小極距地電阻率觀測在古冶MS5.1地震前異常變化的形態、時長和地表地電阻率的孕震變化過程基本一致,但井下小極距地電阻率異常變化幅度遠遠小于地表地電阻率的異常變化幅度。針對這種現象,本文采用數值模擬的方法,以地電阻率變化與測區內部介質(真)電阻率變化的物理理論為依據,計算地表和井下小極距觀測區域地下深部介質電阻率變化的程度以及其上界面逐步(向上)擴展,對通州井下小極距地電阻率的探測深度進行討論分析。

2 地電阻率探測深度

2.1 物理基礎

在地震地電阻率監測中,一個觀測臺站通常固定布設2～3個不同測道的觀測裝置,例如NS、EW、NE或NW測道,以小時采樣方式進行長期觀測。如果將地電阻率測區劃分為任意的N塊區域,每一塊區域介質電阻率為ρi(i=1,2,…,n)。地電阻率影響系數理論表明,當測區電性結構、觀測裝置和極距以及布極位置確定時,各個測點裝置系統所測得的隨時間變化的視電阻率ρs是各分區介質真電阻率與地下介質電性結構的影響系數的函數,即地電阻率的相對變化可以表述成測區不同區域介質電阻率相對變化的加權和[19-20]?？梢杂上率絹肀磉_:

(2)

式中:n表示測點下方分區均勻介質的分區總數;i是介質分區的序號;ρs表示地表裝置系統所測到的某時刻的視電阻率;S(i)為每個區域的地電阻率影響系數,它與測區地下介質的電性結構以及地表裝置系統參數有關;ρ(i)為每一個區域同時刻觀測臺站的電阻率值。

觀測區域地下介質電阻率隨時間的變化可以通過地電阻率裝置測量視電阻率隨時間的變化來獲取,測量結果受測區地下電性結構和觀測裝置影響。地震地電阻率定點觀測(或稱“臺站”)裝置系統布設固定,裝置參數也固定不變,視電阻率隨時間的變化就是介質電性結構參數隨時間變化的函數。介質電性結構隨時間的變化是由地震孕育過程的應力變化所導致,即分析觀測區電阻率時間變化特征就能獲得周邊中強地震的孕震過程[21-22]。

2.2 數值模擬

Zhao等[23]將有限差分法數值模擬法改進為有限差分法三維直流電阻率建模,并利用精確的和近似的狄利克雷邊界條件實際計算。結果表明,在精確邊界條件下,采用改進的有限差分法得到的視電阻率平均百分比誤差均小于0.5%。對于垂直接觸和埋球模型,近似邊界條件引起的誤差小于0.01%。錢家棟等[24]以測區地表地電阻率變化與測區內部介質電阻率變化的物理理論為依據,模擬了測區底層在汶川地震孕震過程中出現的一個電性變化區域,計算了該區域電阻率變化的過程以及上界面逐步向上擴展對成都臺NE向地電阻率變化的影響,解釋了汶川地震前成都地表地電阻率震前的下降變化。

我們用三維有限元數值模擬方法討論通州臺井下地電阻率和地表觀測探測地球深部地震信號的有效性。由于北京及周邊地區中強地震的震源深度一般為5～20 km,因此假設地電阻率測量的介質電性信號變化來自地下10 km的深部,即模擬孕震震源的位置。首先按照通州臺電測深將臺址周邊地下電性結構分為4層(圖4),其中H0代表地表部分,H1、H2、H3代表地下不同電阻率層,每層為均勻體,模擬計算過程中設定剪切應力力偶為大小相等,方向相反。模擬過程中假設孕震區距離臺站100 km,唐山地區到通州臺之間的地下電性結構采用均勻分層,應變衰減采用等速率,孕震過程中電阻率呈現下降變化,模擬環境采用承載應力超過破裂應力1/2階段時,微裂隙的發育引發1/2的含水飽和度100%的土層和1/2的巖石的電阻率大幅度下降。在孕震初期,介質電阻率變化引起通州臺附近地下10 km處有一個均勻的凹凸體被周圍無震蠕滑介質所環繞,在外力作用下,凹凸體因受力不均勻而變形并逐漸聚集變大向周圍傳播,從而造成周邊介質電阻率的變化,即代表震源區域的深部介質電阻率受孕震的影響而改變。隨著孕震期間的應力積累,介質電阻率的變化范圍由小變大、由深部向淺表延伸,通州地電阻率觀測裝置接收到這種變化后引起觀測數據的變化。根據電阻率孕震機理,這種改變首先導致電性結構底層ρ4的某一區域的電阻率值減小,影響區域的上界面假設為H∞,隨著深部電阻率變化信號的增大,H∞界面從深部上移,底層ρ4電性變化部位隨之增大,電阻率值減小的區域逐步擴大,底層ρ4的上界面逐漸向上擴展,引起ρ4區域變化,進而導致ρ3和ρ4之間的分層線變化H3界面上移,ρ3區域的介質電阻率變化,依次逐步導致整個地下介質電阻率的變化,臺站地電阻率儀測量的視電阻率發生變化,通過式(2)計算的介質電阻率也發生了變化。我們試算了地表地電阻率(H=2 m)和井下小極距地電阻率(H=100 m)在深部介質電阻率變化而導致的對應視電阻率的變化(圖5)。

圖4 通州地電阻率孕震過程數據變化的電性模型Fig.4 Electrical model for the change of geological resistivity data at Tongzhou station during earthquake preparation

圖5 地表、井下電阻率和地下電性上界面變化的關系Fig.5 Relationship among ground and deep-well geological resistivity and the change of upper interface

圖5顯示了當地下介質電阻率變化上界面從地下200 m一直延伸到地表時,通州臺井下小極距和地表地電阻率觀測的相對變化。圖中根據邊界條件和探測經驗，假設地下電性相對變化20%時，地下介質電阻率變化的上界面到達距離地表200 m的深度，地表地電阻率可以觀測到這種變化。而井下小極距地電阻率則能接收到地下電性相對變化2%的變化。當地下介質電阻率變化的上界面到達距離地表50 m的深度時,地表和井下地電阻率觀測能接收到的信號則基本相近。

3 井下地電阻率的響應分析

孕震過程是地下應力-應變場的演化過程,地電阻率觀測對應變有很敏感的響應,因此地電阻率在地震研究工作中優勢較大。地震大多數都是來自地球的深部,北京及周邊的中強地震的震源深度80%都發生在地下5～20 km范圍。不同裝置系統探測孕震信號的能力不同,而影響系數在電阻率綜合測量值中的占比是表征裝置系統探測能力的一個重要指標。趙和云[25]分析了水平層狀介質中不同深度對地表ρs變化的響應特征,研究表明地下介質對地表觀測變化的影響隨著深度的增加而逐漸增加,在一定深度上達到極大值,之后又隨著深度增加而較小。圖6分析了通州井下地電阻率和地表地電阻率的對深部介質電阻率變化的響應情況,分析過程中假設地表環境變化很小,忽略不計,其中B1、B2、B3和B4分別對應圖6中ρ1～ρ4不同電阻率層的影響系數。從圖6(a)可以看出,對于井下地電阻率觀測裝置,電極埋深越深,地電阻率觀測值中包含地下深部的電阻率信號越多,淺部的電阻率信號越少。通州井下地電阻率觀測裝置電極埋深100 m能更清晰地響應深部的變化,尤其在H≥10 m時淺部的響應逐步減小,而深部的響應則隨著電極的埋深更加凸顯出來。在H≥100 m時,淺部的信號衰減10-3,即地電阻率觀測值中主要來自深部的信息,淺表的信息可以忽略不計,也就是說通州井下地電阻率觀測裝置受測區地表環境干擾、季節變化等的影響很小。從圖6(b)可以看出,地表地電阻率隨著極距的增大,觀測值中包含深部的電阻率信號越多。在AB/2=900 m時,地電阻率測量到的基本上都是深部的信息,淺表的信號衰減到10-2,即≤1%的變化。

圖6 通州地電阻率觀測影響分析Fig.6 Influence analysis of geological resistivity observation at Tongzhou station

式(2)和(3)即為通州地電阻率觀測裝置在地表(H=0 m)和井下(H=100 m)的各個分層區域的電阻率估算值。

(2)

(3)

式中：ρaw、ρbw和Δρaw、Δρbw表示地表總電阻率和變化；ρ1、ρ2、ρ3、ρ4和Δρ1、Δρ2、Δρ3、Δρ4表示不同分層的電阻率和變化。

綜合分析認為,通州井下小極距比地表大極距地電阻率觀測更容易反映深部介質電阻率的變化情況,大大減小了地表環境干擾對觀測的影響,且井下小極距能夠清晰分辨出深部介質電阻率小于1%的變化。樊曉春等[26]對比了江蘇江寧臺的井下長極距和短極距的地電阻率對地表、淺層干擾有較強的抑制作用,其短極距觀測對地表、淺層干擾的抑制能力顯著優于長極距觀測;長極距觀測在電極埋深H<100 m 時對地表介質季節性的干擾具有放大作用。

井下小極距電阻率觀測方式采用了深埋電極的井下觀測方式[27-28],有效降低了地表淺層介質電阻率因季節性降水和溫度變化等環境因素引起的年變影響,觀測數據背景變化形態更為平穩,且來自深部的介質電阻率信號更容易辨別。通州井下小極距地電阻率NW測道2020年4月下旬出現快速下降,6月20日開始折返上升,7月19號數據變化恢復到4月前的狀態,7月12日唐山古冶MS5.1地震發生在折返上升階段,異常持續時間為70天左右。NW測道在唐山古冶5.1級地震前后出現的下降-折返回升變化,其異常形態完全符合地電阻率孕震機理的變化過程,為古冶地震前兆的可能性較大,也符合我們此數值理論的結論,即井下小極距地電阻率相比地表地電阻率能探測到更微小的孕震變化。通州臺同場地觀測的地表地電阻率沒有出現明顯地變化(圖7),可能原因是孕震區應力積累引起介質電阻率變化較小,且首都環線公路橫跨測區通過,導致觀測數據噪聲和年變幅度較大,地表觀測環境干擾影響嚴重等。運用此數值模擬理論分析結果,我們對比了通州地表(圖7)和井下小極距地電阻率[圖3(a)]在2021年4月12日灤州MS4.3地震前的數據變化,從圖中可以看出,井下小極距地電阻率在灤州地震前EW測道出現下降-折返變化,而地表地電阻率則沒有同期異常變化,也顯現出井下小極距地電阻率相對地表地電阻率觀測有較強的地下應力應變變化的探測能力,尤其是對中等地震的探測能力。

圖7 通州地表地電阻率數據變化(2020—2021年)Fig.7 Change of ground geological resistivity observation data at Tongzhou station (2020—2021)

4 結果和討論

錢復業等[29]研究表明,地表地電阻率由于季節影響具有一定的年度變化,且不同臺站年變化幅度不同。地表地電阻率在強震前一般會出現下降變化或下降-折返變化,變化幅度往往大于1%認為是有效的地震前兆現象。通過我們對通州地電阻率數值模擬結果顯示,地表觀測裝置能夠清晰地探測到地下深部介質電阻率大于1%的變化,1976年7月28日唐山MS7.8地震前,通州地表地電阻率從1974年開始出現下降變化,截至地震前,兩個測道下降幅度均在1%～3%之間,臺站距離震中距離為135 km,變化幅度、異常時長都符合地震地電阻率映震機理的變化,且當時通州地表地電阻率觀測環境干擾稀少,從臺站裝置系統探測能力、臺站地質構造情況等方面分析,通州地電阻率對1976年7月28日唐山MS7.8地震有很好的前兆指示意義。

從地表和井下地電阻率觀測裝置的分析可以看出,兩個裝置系統都具有很好的對測區及周邊地區地下深部的探測能力,且井下相對更好一些。1976年唐山MS7.8地震和2020年唐山古冶MS5.1地震的發震區域接近,發震斷裂都是走滑型,相似性較大,兩次地震前通州地電阻率觀測均出現了下降變化,與數值模擬分析結果一致。

本文數值模擬計算得出以下結果:

(1) 通州地電阻率臺址底層介質電阻率減小時,地表和井下小極距地電阻率觀測值均會降低,兩者呈正相關變化。地電阻率降低的幅度隨地下介質區域電阻率變化上界面向上延伸而增大。

(2) 通州井下小極距地電阻率相比同場地地表地電阻率觀測而言,其對深部介質電阻率變化的響應能力強,但隨著上界面的向上延伸,響應能力之間的差別逐漸減小。

(3) 對于固定的地電阻率裝置系統來說,地下深部介質電阻率變化都有上界面,這是由臺站地電阻率觀測裝置系統的參數所確定。當電極埋設越深,測量極距越大,這個臨界位置距地面越深;反之亦然。

數據收集過程中沒有找到臺站到唐山地區之間的應變數據,2020年7月12日的古冶MS5.1地震前后,區域有2～3個形變臺站,但沒有記錄到明顯的同震變化,因此本次數值模擬缺少實際觀測驗證,為純粹的理論計算。

感謝:本文研究得到了錢家棟老師在理論方法及河北省地震局張國苓高工在數據計算方面的指導,在此表示衷心地感謝！