利用电磁台站观测数据推算汶川MS8.0地震等效电偶矩

李 美谭捍东卢 军曹 萌中国地震台网中心，北京 100045中国地质大学，北京 100083

利用电磁台站观测数据推算汶川MS8.0地震等效电偶矩

李 美1，2）谭捍东2）卢 军1）曹 萌2）
1）中国地震台网中心，北京 100045
2）中国地质大学，北京 100083

2008年5月12日汶川MS8.0地震前约一个月，位于河北省ULF电磁观测台网的高碑店台电磁异常信息增强，5月9日，即主震前3天，异常信息突然增强达到高潮，且高值异常信息一直持续到17日，主震后5天，随后，低值异常信息又持续了大约4个月 (f=0.1～10 Hz, D=1440 km, A=1.3 mV/m)。尽管目前没有统一的物理机制可以解释地下产生的电磁信号，但是，岩石压裂实验结果表明，岩石受压破裂过程会产生电流，特别是主破裂阶段，强地电流激发地面电磁场突然增强，达到震前异常高潮期，被观测仪器记录到。研究利用地下偶极子产生电磁场模型，结合汶川MS8.0地震前河北高碑店台观测到的电场数据和震源区资料，在设定震源信号辐射频率，电导率σ阈值σδ=7.0×10-4S/m和地下介质平均视电阻率ρ1=1400 Ω·m前提下，在距离震中1440 km的高碑店台观测到E=1.3 mV/m电场强度所需等效电偶矩为IΔl=7.5×1013A.m 。若考虑汶川主震破裂长度Δl=240km，则产生地电流量级为I=3.1×108A 。

若将汶川地震等效电偶矩IΔl=7.5×1013A.m 作为固定电流源，利用相同的介质参数，计算z=0（地面）处产生的总电场∣E∣ =(∣Ex∣2+∣Ev∣2)½及总磁场∣H∣ =(∣Hx∣2+∣Hv∣2)½,沿x(－100 km≤Dx≤100 km)，y(－100 km≤Dx≤100 km)二维平面（200 km×200 km）。

电场∣E∣和磁场∣H∣的分布在x轴和y轴上分别为场值高值带，4个象限为低值区域，这也说明，对于沿x轴方向放置的电流源，电场强度以水平份量Ex为主导，磁场值在电场的正交方向Hy为主导。从以电场∣E∣为例，计算从坐标原点分别沿x轴和y轴到1000 km处的电场值｜Ex︱和｜Ey︱得到的衰减曲线可以看出，在10 km范围内，两条曲线衰减较慢，在x轴和y轴方向上的值差别不大；但随着距离的增加，两曲线均快速衰减，但x轴方向的值｜Ex︱总是大于y轴方向的值｜Ey︱；｜Ey︱为非单调递减曲线，在10～30 km范围有一个明显的异常低值带；在距离原点1 000 km 处，两个值大体差一个数量级。就x轴方向曲线变化，20 km内数值大体衰减1个数量级，100 km左右电场辐射值衰减3个数量级，当距离增加到1 000 km时，场值衰减约5个数量级。因此，若将汶川地震等效电偶矩看作发射源，在源的不同方向上，相同灵敏度的仪器记录到的场值是不一样的，电性源的延伸方向上的电场值最强，而其垂直方向上，是磁场观测的有利区域。因此，地下电性参数（主要是电导率σ）对电性辐射源产生的电磁场影响是很大的，当地下介质电导率小于由汶川震源区参数计算得出的电导率阈值时，电磁信号在传播过程中衰减较慢；当地下介质电导率大于阈值时，电磁信号在地下会迅速衰减，这样，在地面很难记录到电磁信号。汶川地震等效电偶矩看作震源深度处辐射源产生的电磁场，在地面的二维分布图显示出很强的方向性（或不均匀性），例如，场值分量Ex和Hy分别在x轴和y轴上为高值带，分量Ey和Hx的高值带分布在4个象限，与两坐标轴成45°夹角；总电场｜E︱和总磁场｜H︱的2D分布与∣Ex∣和∣Hy∣相似，分别在在x轴和y轴上分别为场值高值带；电场强度以主轴向份量Ex为观测的优势方向，磁场值在与主轴正交方向Hy为观测的优势方向。这较好地解释了地震相关电磁异常信息的方向性或不均匀性的观测事实。同时，由于地下电性辐射源在地面产生电磁场分布不均匀，且信号强度和电流源方向存在着密切的关系，同时，场值随观测距离的增大衰减迅速，因此，如果观测点位于非强信号区，即使在观测范围内也可能记录不到异常信息。这对地震监测台网仪器选址和布置提出了要求，也具有现实的指导意义。