2017, Vol. 32
2. 大地测量与地球动力学国家重点实验室, 中国科学院测量与地球物理研究所, 武汉 430077
2. State key laboratory of geodesy and Earth's Dynamics, Institute of geodesy and geophysics. Chinese academy of science, Wuhan 430077, China
强震往往对人类社会产生巨大危害，如果在地震发生之前能确定发震时刻与地点，将可以起到重要的减灾效果.然而地震预报是具有挑战性的难题，需要对孕震过程有充分的认识.而孕震过程的研究一直是地震学研究中的难点 (Das and Scholz, 1981; Yamashita and Ohnaka, 1991; Dieterich, 1992; Ohnaka, 1992)，理解地震的发生机制还需要科研人员长期不断的继续探索.通常孕震过程研究有两类方法，一类方法基于地震前的现象分析，比如应变率的改变、地下速度结构的改变、地下水位的异常和异常电磁信号，这些现象被认为可能与地震的孕震过程直接相关 (Rice and Rudnicki, 1979; Allen., 1982;Johnston et al., 2006).第二类方法则试图从震前地震台站的波形记录来研究强震孕震过程.
地震仪记录中，有两类信号可能和孕震过程相关.第一类是从远处传来的地震波，研究表明强震的地震波在传播过程中会触发地震.在1992年MW 7.3的Landers地震和1999年MW 7.4的Izmit地震发生之后，一些远离震源的区域地震活动性明显增强.这些地震活动和震源区余震的发生机制不同，它们不是震源区内的应力调整引起的，而是远震地震波经过该区域引起了应力场的动态改变而引发的，可能的机制是地震波经过改变了地壳中流体的应力状态而导致了动态触发 (Hill et al., 1993)，或者可能是地震波加速了地壳内部岩石的失稳破裂过程 (Brodsky et al., 2000).另一类与孕震过程有关的是近源信号，可以分为前震事件和震前扰动.一部分强震之前在震源区内有较小的地震事件发生 (Jones and Molnar, 1979) 称之为前震，在地震记录中表现为尖锐的事件性信号.对前震序列的研究有助于理解强震前应力积累的过程，例如Douglas等人对加拿大地区多个主震前的地震序列进行了研究，发现一些地震的前震序列和地震成核过程密切相关 (Dodge et al., 1995, 1996).Bouchon等 (2011)通过互相关方法从1999年土耳其大地震前的地震波形数据中辨认出震前振颤的信号，并通过分析发现这一系列的事件清楚地展现了断层滑动并加速，最终引发主震的过程.Ruiz等 (2014)对2014年Iquique地震的研究表明，这次地震由慢地震事件引发，主震发生前同样由一系列前震事件加速了断层的滑移.震前扰动是另一类近源信号，它们是地震前观测到的低频信号，和尖锐的事件信号相比，震前扰动没有明确的起始时间.在2008年MW 7.9汶川地震和2009年MW 7.6汤加地震前，许多台站记录到了此类信号.一些研究人员认为这些信号可能由火山活动或台风活动产生 (胡小刚和郝晓光，2009；胡小刚等，2010)；而2010年MW 7.0海地地震前的震前扰动和火山、台风活动并无联系 (Zhang et al., 2010).和远震地震波和前震的研究相比，震前扰动现象更为复杂，形成的机理众说纷纭.震前扰动的来源、是否和强震的孕震过程相关等问题有待定量研究.
昆仑山大地震 (2001年11月14日，儒略历第318天) 是21世纪以来中国最强的地震之一.在地震发生前几天，中国地震台网的多个台站都记录到了长周期的异常扰动信号，这一现象引起了很多研究人员的注意.胡小刚将震前扰动信号的振幅变化与强台风玲玲的强度和行动路径进行了对比，发现部分台站上的震前扰动信号与台风玲玲的强度相关，据此认为昆仑山地震的震前扰动信号由玲玲台风产生.但他们的研究中也发现，乌鲁木齐 (WMQ) 台站记录的扰动信号主频 (0.10~0.15 Hz) 明显低于中国大陆的其他台站 (0.16~0.25 Hz)，提出WMQ台站异常扰动信号来源值得商榷，并认为很有可能是慢地震事件 (胡小刚和郝晓光，2008).而张雁滨等在对中国大陆西北部地区地震波形记录数据进一步研究中，认为WMQ台站的异常扰动信号并非来自于慢地震，而是与西亚地区的气旋活动有关，可能是气旋与大陆相互作用而产生 (张雁滨等，2013).由于地震仪上异常扰动成因复杂，研究人员对WMQ台站接收到的异常扰动的信号来源尚无定论.
测定震前异常扰动信号的源区位置是解决上述分歧的关键点之一.如果异常扰动信号的源区和主震源区接近，主震的发生和异常扰动很可能有密切的联系；否则异常扰动信号很可能是其他机制产生，例如持续定点源 (Ritzwoller and Levshin, 1998) 或来自海洋的地脉动信号.对于异常扰动信号，台阵技术是一种有效的定位方法, Jian Zhang等人利用聚束技术分析了Ioke台风激发的地脉动信号体波成分的来源 (Stehly et al., 2006).但是在台站分布稀疏时，无法使用台阵技术.单台法，基于振幅衰减的定位方法也可以得到较为准确的结果，例如夏英杰等人利用单个台站的极化分析，对我国汶川大地震的异常扰动信号进行单台法定位，发现台站在地震前接收到的异常扰动是威尔逊台风产生的地脉动信号 (夏英杰等，2011)，这一结论与傅容珊等人利用基于振幅衰减的尝试法得到的定位结果一致 (傅容珊等，2009).噪声互相关方法也可以用来分析信号的来源方向，互相关函数的不对称性反映了信号源在不同方向的能量强弱.Stehly利用噪声互相关函数的不对称性定位了北美和欧洲区域的背景噪声来源 (Xia et al., 2013).
鉴于昆仑大地震的重要性，为了更好测定震前扰动信号的源区，除了先前研究者所用的中国台网数据外，本文还收集了GSN数据及欧洲台站的数据，通过多种办法研究震前扰动特征.首先通过对昆仑山大地震前中国台网数据的频率及振幅特征分析，推断出WMQ台站扰动信号的来源并非是来自玲玲台风；然后使用基于振幅衰减的格点搜索法对WMQ台站震前扰动信号主频的信号源进行定位，发现该信号源位于波罗地海附近.同时针对WMQ台站异常扰动信号的频率分布特征，本文结合噪声互相关方法和单台法进行了进一步分析，并利用美国国家环境预测中心-国家大气研究中心 (The National Centers for Environmental Prediction-National Center for Atmospheric Research, NCEP-NCAR) 的气压再分析数据探讨异常扰动信号可能的产生机制.
1 数据处理与分析 1.1 震前记录的频谱和能量衰减的特征玲玲台风在中国南海上空产生，引起了大规模的海浪波动，并以地脉动的形式向外传播，被陆地上的台站所接收 (Bromirski et al., 2005).地脉动信号主要由瑞利波构成 (Lee, 1935; Sutton and Barstow, 1990; Tanimoto et al., 2006)，其能量分布集中于三个频率范围：0.03~0.10 Hz的第一类地脉 (PM，或者单频信号，SF)，0.10~0.15 Hz的长周期第二类地脉动 (也称长周期倍频信号，LPDF) 以及0.17~0.25 Hz的短周期第二类地脉动 (短周期倍频信号，SPDF)(Lee, 1935).本文首先利用面波的几何扩散特征和频谱信息，分析WMQ台站震前异常扰动信号是否来自于玲玲台风.综合前人的研究，我们选取了中国大陆IC台网的台站，从IRIS下载了2001年11月份的长周期的垂向地震波数据，并在进一步的分析和处理前去除了均值和仪器响应.和前人调查结果一致，IC台网的台站在地震前三天都观测到了持续2天左右的波列 (图 1).
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图 1 IC台网台站分布及部分台站记录的地震波形 (a) 空心红色三角示意台站，震源球为2001年11月14日MW 7.8昆仑大地震机制解；(b) WMQ和ENH台站的波形记录 (2001年11月1日-11月16日), 在昆仑山大地震前三天都观察到了长周期的波列 (蓝色框内). Figure 1 Station distribution and seismograms (a) Location of 2001 November 14 MW 7.8 Kunlun carthquake (star) and IC network distribution (triangle); (b) Seismograms of WMQ and ENH stations (November 1~16, 2001).Three days before the earthquake, long period wave trains were recorded on these stations (shown in blue frame). |
首先截取地震发生前的一段时间窗口，对扰动信号在各个频率的振幅随时间的变化进行分析.垂向地震波数据被分割成8192 s的小段，为了保证数据段之间平滑，每个时间段有2000s的重叠.经过傅里叶变换后，可以观察到，除WMQ台站外，中国大陆其他台站在2001年第310天都记录到了主频约为0.2 Hz的信号.在第311天左右异常信号的主频逐渐增强，并发展为两个频率范围：0.10~0.25 Hz，以及0.03~0.08 Hz (图 2).
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图 2 WMQ及ENH台站频谱图 (2001年11月1日~16日) Figure 2 Spectrogram of WMQ and ENH stations (November 1~November 16, 2001) |
如果IC台网所有台站接收到的异常扰动信号都来源于玲玲台风，其能量分布应该满足面波的扩散及衰减规律，即从东南沿海到内陆逐渐变弱.我们分别选取了异常扰动信号能量集中分布的三个频段：0.05~0.07 Hz (频段一)，0.11~0.13 Hz (频段二) 和0.19~0.21 Hz (频段三)，分别对这三个频段的能量衰减趋势进行分析.在第315天至316天，中国大陆所有台站在频段一和频段二的信号能量增强，在这两个频段WMQ台站的异常扰动能量明显高出其他台站 (图 3)；在频段三中，只有部分台站 (ENH，KMI，SSE，XAN) 有较为明显的信号增强，这个频段的异常扰动信号从第313天一直持续到了地震发生时 (图 3).
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图 3 信号强度时间变化 上图为2001年第305天至第318天，IC台网部分台站分别在~0.06 Hz，~0.12 Hz，~0.20 Hz频段的信号强度变化 (蓝色点).第314至第316天，WMQ台站的信号在~0.12 Hz频段明显高于其他台站 (红色点)；下图为2001年第314天~第317天，相应频段各个台站的信号强度变化. Figure 3 Temporal evolution of avcrage intensity of seismic energy for different frequcucy band The top panel shows the temporal intensity variation of signals, reeorded by IC network stations, at ~0.06 Hz, ~0.12 Hz, ~0.20 Hz frequency band during the day 305th to 318th (blue dots) Note that between the 314th and 316th day, WMQ received a signal of robust strength (red dots); the bottom panel shows temporal strength variation between the 314th and 316th day at each frequency band. |
为了对IC台网各个台站能量强弱有更直观的对比，我们在同一时间窗口对比各个台站的振幅.异常扰动信号的能量并不满足从南海向大陆内部传播的衰减规律，相反，对于频段一和频段二，WMQ、HIA、XAN等远离南海的台站信号高于ENH、KMI等东南方向台站 (图 3)；在频段三，ENH、KMI等东南沿海台站信号较强 (图 3).西北方向台站能量较强，且与近南海的IC台网台站主频存在差异，意味着在昆仑上大地震前几天，除了玲玲台风以外，确实还存在其他信号源.
我们进一步选取了Ⅱ，GE，G三个台网位于欧洲及中西亚的台站，以确定WMQ台站接收到的异常扰动信号的大致方向.对地震数据的处理方式和上述IC台网台站处理方法相同.对每两个小时异常扰动信号能量的空间分布进行计算，可以看出在欧亚大陆的西北方向和中国东南方向分别存在信号源，它们的能量向欧亚大陆内部衰减 (图 4).之前的研究已经充分的表明东南方向的信号源来自于玲玲台风，因此本文将对来自西北方向的信号进行定位.
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图 4 震前振动信号强度分布时间变化 在~0.12 Hz频段，中国大陆及欧亚大陆西北部的信号平均强度 (蓝色圆圈) 分布，时序标在每幅图的右下角，每128 min计算一次信号强度分布，每个分布衅都间隔了128 min (2001年第314天17时~第316天3时). Figure 4 Temporal evolution of average intensity distribution of seismic noise Temporal evolution of average intensity (blue cireles) distribution of seismic noise, in frequency band ~0.12 Hz, across China and south-west Eurasian. The time sequence is labeled at the right bottom of each panel. Each average temporal distribution were caleulated within 128 min and the intervals between each panel are 128 min (d314 17h~d316 3h, 2001). |
欧亚大陆西北部的台网分布比较稀疏，台站间距离往往超过百公里，因此很难使用地震台阵技术对信号进行定位.在台站较为稀疏的情况下，一些不依赖于台站间密集分布的方法可以获得很好的定位结果，如单台法 (夏英杰等，2011)，噪声互相关方法 (Xia et al., 2013)，基于振幅衰减的格点搜索法 (傅容珊等，2009).单台法和噪声互相关方法在信号源分布较为集中，方向性强的情况下能得到较好的定位结果.在对信号本身性质尚无了解的情况下，本文将使用基于振幅衰减的格点搜索法对WMQ台站异常扰动的信号源进行定位.
WMQ台站的异常扰动信号可能的来源为气旋与大陆摩擦 (张雁滨等，2013)、昆仑山大地震的震源区或者是海浪引起的地脉动信号，这些可能性中的信号源都位于近地表.因此本文仅考虑噪声源强度分布遵从面波的衰减规律的情况，在此基础上对WMQ台站西北方向的异常扰动信号进行定位.本文将每个台站的地震仪数据滤波至WMQ台站异常扰动信号主频范围：0.11~0.13 Hz (频段二)，选取异常扰动信号能量最强的时间段进行能量的叠加.
假定台站与噪声源的距离为L，台站接收到的信号强度为Ai，可以得到激发源的强度为
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(1) |
其中ω为信号的频率，vs为面波波速，根据欧亚大陆面波成像的研究结果，取vs=2.5 km/s，L为波传播的距离 (单位为km)，Q为传播介质的品质因子.对不同Q值进行测试，得到对应的信号源定位结果 (图 5).异常扰动信号强度和台站与源区距离关系如图 5所示，不同Q值的拟合结果有差异，但是从所有定位结果来看，信号源都收敛在波罗地海附近.
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图 5 基于振幅度减的格点搜索法信号源定位结果 (a) 为定位结果的误差分布; (b) 绿色星形为误差极小值所在点，浅蓝色虚线区域对应 (a) 误差收敛区域即理论信号源分布，红色和蓝色圆圈分别为各台站信号平均强度的理论值和基于台站数据的计算结果；(c) 所示为台站实际接收到的信号平均强度 (蓝色圆点) 与理论结果 (蓝色圆圈) 的拟合图. Figure 5 Locating the source region with grid searching method The error distribution is shown as (a) panel; the green star in (b) panel is the minimum point of error.In the (b) panel, the red and blue circles are theoretical, and observed average intensity. In (c) panel, the theoretical average intensity and observed average intensity are displayed along the distance. |
WMQ台站接收到的信号并不是集中于一个窄带的频段，在频段一存在另一个能量峰值 (图 1).这部分低频信号与主频信号的能量峰值出现在相同时段.探讨这部分低频信号的来源，对我们了解异常扰动信号的产生机制应有帮助.
通过基于振幅衰减的格点搜索法，已经将WMQ台站接收到的异常扰动信号源区定位在了波罗地海附近较为集中的区域.接下来使用单台法，可以对异常扰动信号在0.03~0.30 Hz频段的各个频率同时进行分析，寻找不同频率所对应的能量来源方向.同时本文也将使用欧洲台网的台站对，用互相关方法来寻找低频信号的能量来源，进一步验证单台法结果的可靠性.
2.1 单台法单台法假定地脉动主要由瑞利波组成，因此指向震源方向的水平分量振幅最大，且满足与垂向分量之间存在90度相移的条件.其具体流程为，基于单个台站的三分量记录，通过旋转台站的水平分量，寻找振幅最大的方向，从而确定信号的能量来源方向.任意一个频率对应的三分量位移谱为
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(2) |
其中uz、un、ue分别是台站东西向、南北向和垂向的位移记录.本文中T1-T0间隔为2小时.当 (2) 式取最大值时，水平分量振幅最大，对应信号源的方位为
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(3) |
在本文中我们选取一个窄带 (ω-0.01 Hz, ω+0.01 Hz) 来代替ω，I取最大值时有：
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(4) |
可以得到：
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(5) |
本文中计算了2001年11月10日 (第314日) 至11月12日 (第316天) 各台站在0.03~0.30 Hz范围内各频率对应的能量方向来源 (图 6).
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图 6 单台法定向结果 (a) 上图OBN台站为各频率段信号方向随时间变 (0.03~0.3 Hz)；下图为OBN台站各个频段在不同时间的极化程度，数值越接近1说明信号的方向越集中；中图所示，蓝色圆点为~0.05 Hz和~0.12 Hz频段角度变化，对应于上图中白色虚线上的取值，而红色圆点为对应的极化程度变化；对应下图白色虚线上的取值；(b) WMQ台站结果，与 (a) 图相同. Figure 6 Single station polatization analysis (a) Top panel shows the temporal polarization variation at each frequency hand (0.03~0.3 Hz) on station OBN; In the middle panel, blue dots are direction values on the white dashed line which is marked on the top panel; similarly, the red dots are polarization degree valuch on that marked on the bottom panel. The bottom panel shows the polarization degree at each frequcncy band. The polarization is robust with a polarization degree close to 1. (b) result of station WMQ, same as (a). |
以WMQ和OBN在第315天 (11月11日) 为例.OBN台站靠近北大西洋，平时的地震仪数据中包含来自海洋的噪声信号.在第314天至315天这段时间，信号大体指向大西洋一侧的各个方向，但是在异常扰动信号增强的时间段，信号能量来源显著集中于台站西北方向 (图 6a, c).而WMQ台站位于大陆内部，平时噪声信号的来源方向杂乱，但在第315天异常扰动信号增强时，信号来源指向了北方 (图 6d, f).分别选取OBN和WMQ台站异常扰动信号较强的时间段，观察台站能量来源的方位角分布，可以看出OBN台站在0.12 Hz频段和0.05 Hz频段都明显集中于北大西洋 (0°至-60°)；而WMQ台站的信号仅在0.05 Hz频段更为集中 (图 6b, e).
2.2 互相关方法对两个地震台站接收到的地面振动记录进行互相关处理，可以提取台站间的近似格林函数.根据地球背景噪声互相关原理，当台站对两侧噪声源分布均匀时，正负半轴提取到的信号到时一致，振幅相同.当噪声源信号分布不均匀时，两个半轴的信号到时基本相同，但在对应于噪声源能量较强一侧的时间半轴上的信号振幅较大.因此，可以计算多组地震台对的噪声互相关，分析互相关函数正负半轴上信号幅度的大小差异，确定经过这些台站对的振动信号能量来源方向.
本文选取欧亚大陆西北部靠近源区的台站，将经过去均值和仪器响应的垂向分量地震波数据，以一天的长度分割为时间序列段.然后分别在时间域和频率域上使用one-bit和谱白化方法进行归一化.最后进行互相关计算，并滤波到频段一 (上文有具体参数).以VAE-RUE台站对为例 (图 7)，这两个台站的噪声互相关结果可以提取到信号，其中负半轴出现了清晰的近似格林函数，这意味着，RUE台站一侧噪声源明显强于VAE台站一侧.将噪声互相关提取到的近似格林函数结果按距离排列，可以得到这个信号的传播速度，约为2.5 km/s (图 7)，和瑞利面波群速度相同.
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图 7 互相关方法结果 第316天各台站互相关结果.(a) 为提取出的互相关函数以台站间距排列；(b) 中蓝色箭头指示了台站对间信号来源方向. Figure 7 Cross-correlation result The cross-correlation function on the 316th day. In (a) panel the cross-correlation signal is displayed along distance; In (b) panel, bule arrows indicate the direction of energy flow between station pairs. |
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图 8 气压位势高度变化 2011年11月5日至20日的气压位势高度变化.图中低值中心即为气旋.11月10日至13日北大西洋上空有气旋活动.(数据来源于http://www.esrl.noaa.gov/) Figure 8 Geopotential height The change of geopotential height above northern Atlantic ocean from November 5 to 20 in 2001. The low geoptential height center indicate the active cyclone. There is an active cyclone above northern Atlantic ocean during November 10 to 13.(data from:http://www.esrl.noaa.gov/) |
分别选取第314、315、316天提取出格林函数的台站对，将噪声源较强的一侧台站通过箭头指示出来.可以发现只有指向北大西洋方向的台站对才能提取到近似格林函数，其中包括KURK-WMQ台站对 (图 7).互相关结果的指向性反映了信号的能量来源方向，这一结果表明低频的异常扰动信号也来自于北大西洋.
3 结论 3.1振幅衰减和频谱分析均表明昆仑山大地震前，中国东南沿海台站接收到的异常扰动信号主频为0.20 Hz左右，是我国南海的玲玲台风产生的地脉动信号.而WMQ台站接收到的异常扰动信号主频约为0.12 Hz，这个信号的能量频谱与WMQ台站西北方向的欧洲台站相同，振幅从西北向东南逐渐衰减，信号能量随时间的强弱变化也与欧洲台站一致，说明WMQ台站接收到的异常扰动信号来源于西北方向.通过基于振幅衰减的格点搜索法，WMQ的异常扰动信号源被定位在波罗地海附近.单台法的结果也表明WMQ台站异常扰动的主频 (频段二) 信号源的位于北大西洋，与定位结果一致.同时本文发现，WMQ台站及其西北方向的台站接收到的信号，在频段一也存在能量的峰值.利用单台法和互相关对信号的能量来源进行研究，发现这部分信号也来自于北大西洋.WMQ台站在昆仑上大地震前接收到的异常扰动信号很可能是北大西洋的海洋信号.
3.2我们从NCEP-NCAR获取2001年10月28日至11月20日的再分析数据，得到这一时期的气压分布，其中低压中心即为气旋的位置 (Kedar et al., 2008; Essen et al., 2003).数据以24小时为时间间隔，经纬度分辨率为.从不同时间记录的气压图中可以看出气旋活动的路径 (图 8).2001年11月10日北大西洋海域中央出现了气旋，第二天气旋移动到了挪威海岸，之后逐渐向北移动.到了11月14日，气旋已经消散.同时在11月3日 (第307天) 至11月6日 (第310天) 北大西洋北端也出现了一个较弱的气旋 (见附图).气旋的变化过程 (图 8) 和WMQ台站及其西北方向的台站接收到的异常扰动信号强弱变化 (图 1，图 6) 规律表现出一致性.虽然张雁滨等也认为该信号由气旋产生，但是他们认为是由气旋与陆地直接作用引起的，且未给出具体的位置.而本文发现信号源位于海区或者近岸，并认为气旋与海洋相互作用形成的海浪造成的地脉动导致了震前信号.
3.3前人对北大西洋在欧洲沿岸的海洋信号已有较为充分的数值与理论分析研究.Sharon Kedar等人的研究表明北大西洋的海洋深度与声波共振的理论深度较为接近，地脉动信号在这个区域极易激发 (Essen et al., 2003)；Hermann等人对欧洲北部和中部的第二类地脉动信号的激发源进行定位，发现激发源主要集中在挪威海岸、苏格兰海岸、英格兰海岸 (郝晓光和胡小刚，2009).而本文的定位结果与这些区域接近，WMQ台站接收到的异常扰动信号很有可能是地脉动信号.不过地脉动信号的强度与频率分布受复杂的因素影响，如风速、气旋源区的范围、源区与台站的距离、传播路径的介质，确定这一过程还需要更深入的研究.
致谢 感谢Iris提供地震数据及SAC软件，Paul Wessel教授提供的GMT (The Generic Mapping Tools) 绘图软件，以及美国国家环境预报中心 (NCEP) 提供的气压数据，感谢周伶俐同学的热心帮助.| [] | Abercrombie R E, Agnew D C, Wyatt F K. 1995. Testing a model of earthquake nucleation[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 85(6): 1873–1878. |
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