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【前沿論壇】彭志剛:地震學的最新發展及未來展望
2018-09-01 | 作者: | 【 】【打印】【關閉

報告人:彭志剛∣整理:范興利,陳棋福(地球與行星室)

摘要:第一部分著重介紹了利用背景噪聲和重復地震研究震中區介質速度結構變化的進展,對2004Parkfield 6.0級地震和2008年汶川8.0級大地震的研究表明,同震階段介質速度都出現了降低變化,隨后是一個震后恢復的過程,震前的變化可能與水位的變化有關系,但是目前還有一些相關問題有待進一步研究,例如到底是什么原因導致了介質的速度變化以及震后恢復過程是否與地震復發周期或主震大小有關等。第二部分主要介紹了慢地震和tremor的研究現狀和進展,日本的Hi-net地震臺網觀測到了很多慢地震事件,連續GPS觀測數據也記錄到了慢滑移現象。斷層閉鎖段容易產生比較大的地震,而在閉鎖段或部分閉鎖段周圍或深部中下地殼則是屬于蠕滑的,因此就可能產生一些tremor或者低頻地震,形成觀測到的慢滑移事件,大地震發生后可能在其附近或者較遠的地方激發慢地震。最后介紹了一些地震學研究前沿,包括人為誘發地震、超密集地震臺陣及機器學習在地震學中的應用研究等。 

  一、引言 

  今天我的報告主要介紹有關震源方面的一些研究進展和前沿。地震學研究主要涉及震源和結構兩方面,通常的研究中是想辦法把震源信息和結構信息分開,當然如果做得好的話可以同時反演得到震源和結構的信息,這是最理想的情況了。 

  首先給大家介紹一下信號和噪聲這兩個概念,簡單來說,信號就是我們想要的,噪聲就是我們不想要的(From <Aki and Richards, Quantitative Seismology, 1980>)。一個經典的例子就是噪聲成像,可能大家都知道這個方法,有兩個地震臺站分別記錄到了很長的連續波形,把它們做一下相關得到一個互相關函數,進一步就得到了這兩個臺站間的經驗格林函數,因為兩個臺站都在地表,一般最大的信號是面波的信號,但是有些時候做得好的話,體波也可以提取出來,有了這個信號之后,你可以繼續提取頻散曲線,然后進行結構成像。    

  二、背景噪聲和重復地震研究震源結構的變化    

  最近做得比較多的,是通過提取兩個臺站間的經驗格林函數來看地下介質的變化,因為兩個臺站的位置是固定的?,F在比如你有幾年的數據,每兩個臺站每天有一個互相關函數,接著做一下疊加得到最終的一個互相關函數,然后你把每天的互相關和最終的這個互相關進行比較,最后就可以把當地速度結構隨著時間的變化情況做出來。一般來說大家不會用直達的最大振幅,而是用后面振幅比較小的波形,他們認為后面這段信號會更穩定一點,也就是說受到噪聲源的影響不是很大。 

  舉個例子,2004在加州Parkfield發生了一個6.0級的地震,在2003年有一個6.5級的地震,Brenguier等人[1]8年的連續數據做了噪聲互相關,他們算出來的結果是震前有一些小的擾動,主要的兩個最大的信號都發生在同震速度減弱的時候,和地震發生的時間對得甚好,這個方法現在被很多人用來看震前、震后,甚至一些火山區的速度結構變化。 

  其實這個方法本身還有一些問題,其中一個問題就是大家一般都是把一個地區的很多臺做一個疊加,但實際上應該是有的地方變化大,有的地方變化小,所以如果有條件的話你可以把臺站間的互相關分開進行比較,這樣可以看出哪些地方變化大,哪些地方變化小。 

  這是用噪聲互相關做的,除此之外還有其他方法做關于斷層破壞和愈合的過程,比如說大家熟悉的重復地震。在某些地區一些斷層不是完全閉鎖的,是半蠕滑半閉鎖的狀況,有些地方處于閉鎖狀態,稱之為asperity(凹凸體),它的周圍是屬于蠕滑的,隨著應力的加載,那么隔一段時間閉鎖區域就可能發生一次破裂,因為它是在同一個地方不停地破裂,所以它最終產生的地震波形非常相像,有時它的波形相關系數能達到0.95,這個一個非常高的波形相關系數了,我們有一些方法可以確定這些地震基本上是從同一個地方產生的。另外一方面,如果你能確定地震確實是在同一個地方重復發生的,那么你可以接著做很多事情,比如說你可以把它當成所謂的地下應變儀,通過計算每次地震釋放的能量和位錯,我們可以把該區域應力加載的速率算出來。另外一個就是把它當作地下的主動源,用它來看速度變化,因為這些地震如果確實是發生在同一個地方,你可以去計算一個小窗口內地震波形的走時,然后得到走時的變化。 

  舉個例子,這是1984年發生在北加州的一個6.2級地震,主震發生后朝東南傳播,斷層是圣安德魯斯斷層的一個分支,這個斷層也是屬于半蠕滑半閉鎖的,深部是閉鎖的,淺部是蠕滑的。我們將找到的一組重復地震的P波對齊,第一個地震發生在1984年,最后一個地震發生在1992年,隔了近10年,我們可以發現早期地震的時間延遲比較大,后面延遲時間越來越小。在離斷層比較近的一個剖面,可以看出基本上是一個高傾角的走滑斷裂,我們可以把重復地震大致分成34叢,可以看到每叢產生的同震變化和震后衰減的速率不太一樣,淺部同震跳躍比較大,而且之后有一個快速的衰減,當然衰減是隨對數時間成正比的,剛開始衰減快,到后來衰減慢,而且還可以從曲線圖中看出來余震又產生了一些破壞和變化,然后也開始衰減,一直到了大概10年之后,基本上衰減到了震前的水平。層析成像的結果顯示在淺部4-5 km有一個低速區,有松散沉積層的存在,所以我們猜想當主震來了之后,在沉積層內產生的破壞比周圍要大,所以總體上我們看到深部的變化比淺部要小很多,當然這只是我們的一個猜想,具體是什么原因還有待進一步對結構的精細研究。 

  下面我給大家介紹一下同樣是用背景噪聲去看汶川地震震中區的速度變化(圖1),大家知道汶川地震發生的3年前附近有一個水庫開始蓄水,至于這個水庫蓄水是否和這個地震有關系還有很多人在研究,包括我們組現在也在做一些相關的研究,劉志坤他們利用了水庫附近的8個臺,采用噪聲互相關[2]來看水庫蓄水前后速度的變化。這是所有臺疊加出來的效果,可以看到震前似乎是有一些小小的擾動,尤其是512日主震前似乎有一個速度的增強。不同的頻段面波敏感深度不一樣,1-2 s大概對應3 km以上,2-4s大概對應3-5 km,4-8 s大概對應5-10 km,我們可以看出同震變化在3-5 km是最大的。汶川地震發生在水庫水位很低的時候,如果我們把水庫水位和速度變化畫在一起,可以看出速度變化和水位變化似乎有一定的關系,水位高的時候速度低,水位低的時候速度高,看到震前速度似乎有一個增加的過程。震后這個對應關系似乎還在,但是看得不是很清楚。我們猜想速度與水位之間的變化關系可能與當地裂隙的發育有關,同震階段有強地表運動時,可能很多裂隙都打開了,物質對加載的擾動可能會變得更敏感,另外垂直分布的裂隙在打開之后,由于水的灌入就會導致S波速的變化,這也是一個猜想,我們假設這些裂隙分布都是近垂直的,當然也有近水平和不同角度的,大家也可以去算一下到底是什么導致了速度的變化。有一點是可以確定的,至少在淺部1-3 km,結構的變化和水位的卸載是很明顯的,也是很容易做出來的。 

圖1  汶川地震前后震中區地下介質的速度隨時間的變化

我們可以用重復地震和噪聲成像的方法來分析地震發生前后介質速度的變化情況,基本結論就是同震速度的降低然后跟著的是震后一個恢復的過程,震前的變化可能與水位的變化有關系。當然我們還有很多問題沒有解決,一個是恢復的速率不太一樣,剛才加州那個例子23年就恢復到了震前的水平,而汶川地震過了67年才基本恢復到一半,恢復的過程是否和地震的發震周期或者主震的大小有關還有待進一步的討論;還有一個就是變化的空間范圍,剛才講了3-5km變化更大,那為什么這個區域變化更大,是不是分布在斷層的附近,我們目前還是不太清楚。要解決這些問題,一個是方法的改進,比如有人在做所謂4D的成像研究,也就是在3D成像加上一個時間的變化,做這樣工作的一個條件就是臺站要足夠的密集,所以將來密集臺陣有很大的作用,一方面結構可以做得更好,另外一方面還可以做出結構隨著時空的演化。    

  三、慢地震和Tremor 

  下面我要換一個話題,就是關于慢地震的內容。慢地震可以用傳統的地震儀,也可以用測地學中的應變儀或者GPS記錄到。慢地震并不是一個新的概念,在1970年代就有人提出來了,CarnegieSelwyn SacksAlan Linde兩位老先生[3]當時造出來的strain-meter布在了全球很多地方,尤其是在加州還有臺灣的很多地方都布了臺,他們觀測到了持續時間為幾個小時、一兩天的慢地震。他們布設的儀器主要是在淺部蠕滑的區域,除了正常蠕滑以外,有的地方還有加速蠕滑,他們就把短時間內加速蠕滑的現象稱為慢地震。除了用strain-meter以外,早期還有不少用free oscillation(自由震蕩)來觀察在洋中脊的一些走滑斷層,觀察到一些地震的持續時間要比普通地震的持續時間長很多,因此認為在洋中脊的走滑斷層有產生慢地震的傾向。最近觀察到的慢地震基本都是用普通地震儀器監測到的,比如說日本的數據質量很好的短周期Hi-net臺網,每個臺都在井下200 m500 m,相對來說噪聲非常小,每隔10 km左右就有一個臺,全球很多慢地震都是Hi-net臺網先觀測到的。 

  慢地震和普通地震有一定的區別,給大家看一下圖,這是一個普通地震的序列,這邊是一個4.6級的地震,這個地震其實是玉樹地震的一個前震,你把它放大的話,你可以清楚看到它的P波和S波,與此對比,看這個在加州Parkfield觀測到的信號,如果你只看一道你會發現長得確實就跟噪聲一樣,誰也不敢說,但你把十幾個臺的波形放在一起,你會發現這十幾個臺的波形都長得差不多,如果你把它放大的話,看一分鐘內的波形,你會發現其中有些信號到得比較早,有的信號到得比較晚,而且在一段時間內長得都差不多,所以他們認為每個信號都是當時產生的一個小事件,后來把這樣的事件叫做低頻地震,因為它的頻率要比普通地震的頻率低不少,后來我們就認為這種所謂的tremor就是很多低頻地震相互疊加在一起,這種情況下你要挑震相就沒辦法了,因為它就近乎靠近這個噪聲水平,但是我們可以用一些方法,比如波形互相關或者掃描的方法把這些東西給挑出來。 

  RogersDragert等人[4]約從1995年開始在加拿大進行連續GPS觀測,他們發現大約每隔13~14個月GPS就會發生一次反轉(圖2),剛開始他們還以為可能是某個GPS臺出了問題,但是結果發現各個臺都有類似的情況。于是他們接著進行了相應的反演研究,結果也是得到約有一個35-40 km的位錯,因此他們認為在GPS出現反轉的時候出現了12個星期的慢滑移事件。這張圖展示了其中2012底發生的慢滑移事件,你可以看到它大致是一個向兩邊傳播的過程,其實你可以把它想象成一個放慢的地震,每次發生這個的時候相當于釋放了一個7級地震的能量,一般的7級地震也就是20-30s就結束了,這個慢滑移事件則持續了有一兩個星期,其間有時你可以看到它從兩邊向中間匯集,似乎沒有明顯的規律,但基本上可以把它分成幾段,這邊北邊靠近溫哥華地區算一段,中間這一段在這兒,南邊發生tremor的頻率看起來又更復雜一點,但你可以看出來比較大的tremor有一個遷移的現象,這里就是沿著俯沖帶的走向做一個水平的遷移,遷移的速度大概是每天幾公里到十幾公里,除了這種大范圍的遷移以外,在短時間一兩個小時內也會發生快速的遷移。   

圖2  連續GPS記錄觀測到的慢滑移事件

  這里給大家小結一下慢地震的內容。一般認為俯沖帶幾十公里深度位置有一個閉鎖區,閉鎖區下方是一個自由的穩滑區,這是以前的認識,現在一般在這上面和下面都加了一個轉換區,這些區域既可以產生慢滑移事件,也可以產生tremor,它們都可以被測地學或地震學的儀器記錄到,深部的在這種情況下反而比較好觀測,因為深部正上方就是陸地,所以一般來講直接用陸地上的儀器就可以觀測到,而靠近海溝附近,需要用海底地震儀或者是海底測地儀器才能觀測到,當然有些長周期的信號是可以用陸地上的儀器觀測到的。 

  慢地震一般是發生在閉鎖區的上盤或者是下盤,尤其是我們知道很多大地震的孕震都是在閉鎖區的下部,所以當下部開始蠕滑的時候它會對上部產生一個加載,如果我們能對這些慢地震做一個長期的跟蹤,我們可以去看一下大地震之前這個區域是否有這樣的慢地震事件。目前還沒有很明顯的令人信服的實例,但我可以給大家舉一兩個例子。 

  一個是歷史事件,19441946年分別在日本南海發生了8.2級和8.3級的地震,這2個地震都是在所謂的南海海溝發生的,間隔了兩年時間。在這2起事件發生之前,井下水位、海潮等都有明顯的異常變化,所以它們后來猜想這2次事件之前,閉鎖區的下盤發生了慢滑移事件。這個慢滑移事件積累的能量和位錯要比現在日常記錄到的大很多,位錯大概有50-100 cm左右,而現在日常觀測到的位錯只有幾cm左右,所以他們認為通過觀測當地慢地震事件產生位錯的量級,可能可以為下次該區域再發生這樣的大地震提供一些征兆信息。另外一個工作是關于日本2011年東北9.0級大地震的,這個地震發生的2年前有一個7.3級的前震。后來他們用地震掃描的方法把當地的小地震補齊之后發現7.3級地震之后,它的余震有一個明顯的遷移過程,當余震遷移到主震區的時候,這個9.0級地震就發生了,所以他們認為這個遷移的過程可能反映當地出現的一個慢滑移事件。 

  我們來看一下全球哪些地方有tremor或者是慢滑移事件,研究發現大部分都是沿著俯沖帶,當然有些地區是走滑斷層,后來在加勒比海的古巴和海地等地也發現有tremor存在。中國大陸也有不少大型的走滑斷裂,但是目前還沒有令人信服的tremor被觀測到,所以如果有條件的話咱們可以布密集臺陣,因為要觀測到它首先就是臺要足夠多。 

  下面我主要講講怎么用低頻地震的方法去研究tremor,其實這種方法跟我們用模板掃描去識別地震是一樣的。當然你用模板去做掃描的話首先要有一個事件是被識別到的,你知道這是一個普通地震,但是在研究tremor的時候你沒有這樣的模板,你不知道它是什么東西,那么怎么樣產生這個模板呢,這個工作主要是美國地調局里我們一個合作者做的工作。比如這是一段大概10分鐘的tremor,他就從里面挑了一些振幅比較大的波形,放大之后就是這樣,然后用這段挑選出來的波形去掃描這段10分鐘的波形,去找跟它長得相像的一些波形,找到之后就做一下疊加,疊加完了又可以繼續掃,重復幾次之后你就可以得到這樣一個東西,這是同樣的模板疊加了一百次,你可以看到疊加完之后絕大部分信號信噪比就比之前的高很多。同時又出現了新的東西,其實這就是P波和S波,掃著掃著P波就清楚了,S波也開始清楚了,如果你仔細看的話,之前P波也在那里,只不過之前單個事件它的信噪比不高,你不敢確定這個信號是什么,但是通過掃描之后呢P波和S波都可以識別出來了,這個例子中他大概掃了400多次后就出來了這樣的東西,P波和S波都很清楚。有了P波和S波之后呢,你就可以把它當成一個普通地震去定位,然后你可以發現這樣找到的事件絕大多數都位于中下地殼,最淺的大概18 km,最深的大概30km,這個地方的莫霍面大概是20-30 km,所以剛好是發生在接近莫霍面,在莫霍面的上方。而該地區的普通地震主要發生在1-2 km深度,最深的4-5 km,所以說這些低頻地震都是發生在中下地殼,以前認為是無震區的地方,現在我們可以用這樣的方法把它掃出來。最后他用了88個模板,連續掃了大概16年的數據,結果掃出來有150萬個這樣的低頻事件,這個數據量是很大的,同時間段當地的普通小震大概有3萬個。我們現在在做另外一個工作,我們想用這3萬個事件去掃15年,我們保守的估計可能會掃出來30萬個,這是根據以往的經驗估算的。也就是說這些低頻地震它要比淺部的這些小震發震更加頻繁,為什么呢,這是因為低頻地震每次位錯的時候都只位錯一點點,可能每隔幾天它就會自發一次,而普通地震可能每隔幾個月或者一兩年才自發一次,所以它的自發周期比較短,零誤差低頻地震對應力的擾動比普通地震更加敏感,我們可以想象地震總是接近破裂的臨界邊緣,也就是起始應力和屈服強度非常接近,你稍微推它一點,它就破了。Tremor易于受到潮汐的調制,而當遠處發生一個7級或8級的地震,tremor的活動性同樣也會受到影響,這說明這個地方對應力非常的敏感。 

  這里給大家總結一下這部分的內容,有些情況下斷層從地表到上地殼都是閉鎖的,容易產生比較大的地震,在有些地區斷層則是部分閉鎖部分蠕滑的,這個就像剛才講的2004Parkfield地震,地震發生在4-8 km,這個位置是閉鎖的,但是它的上面和下面都是自由蠕滑的,這期間還有一些小區域是閉鎖的,也就是產生所謂重復地震的地方;而在深部中下地殼,大部分是屬于蠕滑的,但有些時候也有可能存在一些凹凸體,就可能產生一些tremor或者低頻地震,同樣也有條件產生一個加速蠕滑,形成我們觀測到的慢滑移事件。大地震發生后可能在它附近或者較遠的地方激發慢地震,至于這些慢地震是否有可能在大地震之前發生呢,我們剛才舉了2個例子,目前觀測還不是很多,將來有了更多密集臺陣之后,我們可以在發生大地震的地方做一個長期持續的觀測,我想應該可能會看到這樣一些信號的變化。    

  四、地震學研究前沿 

  剛才給大家主要都是講的地震學研究進展,有很多地震學研究前沿也值得關注,比如說人為誘發的地震,用地震學去研究河流沖刷、物質運移、冰川活動、城市活動等等。另外一個是新儀器方面,例如布設超密的短周期儀器、分布式的光纖等。方法呢,現在比較流行的是機器學習的方法。 

  人為誘發地震活動基本上可以分為三類,包括注水、開采活動及水庫誘發活動等等。這是美國中部地區地震活動的變化,它的背景地震活動也就每年幾十個,大概從20082009年開始,地震活動的數目就明顯的增加,最高的時候是2015年,3級地震超過了1000多個,這個數比加州發生的3級以上的地震要多23倍的樣子,所以短短的幾年之間這個地區從美國基本不發生地震的地方變成了美國本土發生地震最多的地方。 

  這里展示的是幾千個地震儀在城市里面沿著街道布的工作,大家能看到能量的集中,尤其是這個地方,這是他們的輕軌,你可以看出這個輕軌在一個站停住和走的過程。除了看地下的之外,地上的活動也能看出來,這里有個機場,每天有直升飛機,它們的活動都可以看得很清楚。 

  現在比較新的就是光纖傳感,這是將光纖記錄到的信號和broadband(寬頻帶)記錄到的信號進行了比較,可以看出來光纖的記錄還可以,但是有些地方還是有差別的,現在大家在想這個記錄的可能還是一個應變,那怎么樣把應變轉化成速度現在也有人在研究。 

  最后給大家講一下這個機器學習的方法,現在機器學習大部分都是應用在圖像處理和影音處理,近兩年也開始應用到地震學上面來了。去年地震局有一個AI大賽,公開了一些數據,我們通過搭建卷積神經網絡的方法去識別震相和挑到時,比如說這是一個連續的地震記錄,我們可以用滑動窗口的方法,20 s做一個窗口,通過卷積神經網絡的方法讓它學習幾萬個,然后上連續的數據,讓它去識別P波和S波這些震相(圖3)。這兩個例子是我們的方法識別出來的P波和S波,原來的目錄里面并沒有,我們用模板掃描的方法也可以把這些事件掃出來,說明機器學習這個方法基本上可以代替模板掃描的方法去識別出一些目錄中沒有的事件。 

圖3  利用機器學習方法識別汶川地震的震相和到時

  報告最后提供掛在網上的一些資源了(Earthquake Music,seismicsoundlab,GT Matched Filter Technique,CNN for earthquake detection and location,HowTo Page,包括模板識別方法和其他一些開源程序,大家有興趣的可以去看一下和下載使用,由于時間關系我就講到這里,最后謝謝大家!    

  【主要參考文獻】 

  [1] Brenguier F, Campillo M, Hadziioannou C, et al. Postseismic relaxation along the San Andreas fault at Parkfield from continuous seismological observations[J]. Science, 2008, 321(5895): 1478-1481.原文鏈接 

  [2] Liu Z, Huang J, Peng Z, et al. Seismic velocity changes in the epicentral region of the 2008 Wenchuan earthquake measured from threecomponent ambient noise correlation techniques[J]. Geophysical Research Letters, 2014, 41(1): 37-42.原文鏈接 

  [3] Sacks I S, Linde A T, Suyehiro S, et al. Slow earthquakes and stress redistribution[J]. Nature, 1978, 275(5681): 599-602.原文鏈接 

  [4] Rogers G, Dragert H. Episodic tremor and slip on the Cascadia subduction zone: The chatter of silent slip[J]. Science, 2003, 300(5627): 1942-1943.原文鏈接

  [5] Bürgmann R. The geophysics, geology and mechanics of slow fault slip[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2018, 495: 112-134.原文鏈接

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