云南普洱大寨井水位同震响应研究及预测意义*

2020-07-23胡小静

地震研究 2020年2期

胡小静，付虹，李涛，李琼

(云南省地震局，云南昆明 650224)

0 引言

井-含水层系统对地震波的响应非常灵敏，中强以上地震发生后，其外围的井-含水层系统经常可以记录到显著的同震响应(汪成民等，1988；车用太等，1989；付虹等，2002)。过去几十年，国内外地震学家和水文地质学家对此广泛关注(Leggette，Taylor，1935；Wang，Manga，2010；Yanetal，2014)，并取得了很多成果：如在同震响应的机理机制研究方面，Elkhoury等(2006)认为地震波可增加渗透率，Wang和Manga(2010)提出地震引起的渗透率变化可能是解释同震水位阶变的主要机制，同时构造因素与水文地质因素对于控制地下水同震响应特征具有重要作用(史浙明，2015)；晏锐和黄辅琼(2009)认为同震响应方式可能与井孔所处地区的局部应力应变状态或井-含水层系统的结构变化有关；Liao等(2015)认为大地震能打破隔水层是导致井水位同震大幅变化的主要原因。在井水位的映震能力方面，万登堡(1992)发现在1983年越南7.0级、1988年澜沧7.6级和1991年缅甸7.6级地震前部分井孔的计震能力发生了改变，认为井水位映震能力变化可能是地下水预报中强地震的一种新方法；鱼金子等(1993，2012)认为，当含水层受压应力作用时，空隙率变小、渗透性变弱，井孔水震波响应能力可能降低；相反，含水层受张应力作用时，空隙率变大、渗透性变强时，井孔水震波响应能力加强。

观测井同震响应过程与其井含水层、周边区域应力场变化可能存在一定关系，当它的响应过程发生改变时，有可能预示着含水层所处区域的应力状态发生变化，或是与区域构造活动有一定联系。本文以云南普洱大寨井为例，试图通过分析该井同震响应的差异变化与区域中强以上地震活动之间的关系，进而探索井水位同震响应变化对后续地震的预测意义。

1 观测井基本概况

图1 普洱大寨井构造位置图(a)及井孔柱状图(b)

表1 普洱大寨井地下流体观测情况

普洱大寨井水位观测资料显示(图2a)，2001—2011年井水位呈小幅度的趋势下降，2012—2017年表现为小幅度趋势上升，但整体水位变化动态相对平稳；从年动态来看，每年雨季(5月前后)，水位出现快速上升的过程，于9月前后达到峰值，在雨季结束后(10月左右)开始缓慢下降，并于次年4月左右到达谷值，呈现出明显的年变形态(图2b)。

图2 普洱大寨井动水位(a)及辅助流量(b)观测曲线(日均值)

2 同震响应的特征

2.1 统计特征

1990—2018年，思茅大寨井水位共记录到同震响应26次，选取距该井1 000 km范围内的22次地震(表2)作为本文研究对象。从空间分布来看，有同震响应的地震主要为滇西南及邻区的6级地震、观测井附近的3～5级地震以及8级远震(图3)。从同震响应的幅度来看最大为2001年昆仑山口西8.1级地震，幅度约为60.8 cm；最小为2014年景谷5.8级地震，幅度为1.1 cm；2000年姚安6.5级地震、1995年武定6.6级地震的同震响应幅度分别为2.0和3.4 cm。从同震响应形态来看，2000—2018年所有井水位的同震响应全部表现为同震阶升现象(图4)，与其他研究者的研究结果一致(杨竹转等，2006；毛巍颖，2018)，表明自观测以来普洱大寨井水位的同震响应形态未曾发生改变。

图3 1990—2018年云南及邻区6级以上震中分布图

表2 1990—2018年普洱大寨井水位同震阶变表

图4 普洱大寨井动水位同震响应

2.2 差异性特征及后续预测意义分析

2.2.1 同震响应幅度的差异性

井水位同震响应幅度与震级、井震距之间关系为(Roeloffs，1998)：

lgΔh=b1M+b2lgD+a

(1)

式中：Δh为水位变化幅度，单位为cm；M为震级；D为震中距；a，b1，b2为常数。

对1990—2018年普洱大寨井记录到的其周围1 000 km范围内的22次同震响应作回归计算：

lgh=0.5M+0.789lgD-0.381

(2)

可以计算出不同震级和震中距地震引起的井水位变化幅度，计算值与实测值之差表示同震响应偏离均值的状态(表2)。当同震响应的计算值与实测值相差超过8 cm时，认为同震响应的变化幅度与正常状态存在明显差别。由表2可见，有6次地震的差值超过8 cm，其中包含2014年景谷6.6级地震，其后2个月在原震区发生了5.9级，5.8级强余震；其它4次地震后约6个月在澜沧江以西的滇西南—小滇西地区均有5级以上地震发生(图5)。

图5 同震响应计算幅度与实际幅度差值

2.2.2 同震响应幅度与地震波振幅

考虑到远震发生后，地震波到达观测台站时可能同时携带有多种类型的地震波，难以辨识，因此本文只选取普洱大寨井震中距1 000 km以内的云南及其周边地震；根据已有的认识，水位同震响应一般与S波关系更为密切，因此从台站记录的引起同震响应的地震波中读取S波的最大振幅记录结果，并与同震响应振幅进行比较。

思茅台距离普洱大寨井约5 km，2000—2018年普洱大寨井水位共记录到同震响应13次，从思茅台收集到其中9次地震的地震波形，统计每次地震同震响应的最大幅度与本次地震波形最大振幅速度(表3)，对二者作线性回归拟合，并计算其残差(图6)。理论上，当周围介质状态处于正常状态时，在小区域范围内每一次地震发生时测震台所记录的S波最大振幅与水位同震响应幅度应该呈一定的正比关系。图6a显示，大多数地震过程中，地震波形最大振幅速度越大，所引起的同震响应幅度也越大。图6b显示，景谷6.6级地震所引起的水位响应幅度和地震波形最大振幅速度之间偏离最为明显，其计算残差超过10 cm，表现为较小的波形最大振幅速度引起了极大的同震响应幅度，即普洱大寨水位观测对本次地震过程的响应较为强烈。在上次9次地震中，仅有景谷6.6级地震后2个月发生了景谷5.8，5.9级强余震，这2次余震的响应幅度与地震波形振幅最大速度之间吻合程度较好。这种较为显著的偏离现象可能表明在地震发生时，能量并未完全释放，区域内应力水平仍然较高，后续为了完成能量的释放仍存在发生强余震的危险。

图6 同震响应幅度与地震波形振幅速度散点分布图(a)及残差(b)

表3 2000—2018年思茅台记录的9次地震的同震响应幅度和波形最大振幅速度

综合分析上述差异性特征，当同震响应幅度与计算响应幅度、波形最大振幅速度协调性等出现一些较为显著的差异时，与该区域的后续地震活动有一定的相关性。

3 同震引起的井-含水层系统渗透性变化分析

井孔对地震响应能力的强弱与渗透性的强弱密切相关(鱼金子等，2012)，井水位M2波的相位差反应了含水层渗透性的变化状态特征(Elkhouryetal，2006；Xueetal，2013；Yanetal，2020；孙小龙，向阳，2018)。为了进一步研究普洱大寨井水位对地震的响应能力与井-含水层系统渗透性的关系，笔者计算了该井井水位M2波相位差(图7)。图7显示，2000年以来，大寨井水位M2波相位差整体比较平稳，在-20°附近波动；2011年缅甸7.2级地震发生时，井孔含水层渗透性发生变化，相位差出现了明显的波动过程，持续约2个月后恢复正常；2012年印尼8.6级地震发生时，引起相位差瞬时变化，之后很快恢复正常；2012年缅甸7.0级地震发生时，相位差发生小幅度改变，2个月后恢复正常；2013年6月起，相位差出现显著的改变，由负值变为正值，表明期间含水层可能存在垂直向水流交换，之后在滇西南地区分别于2014年1月28日、2014年2月5日和2014年10月7日发生了景洪4.6级、思茅4.2级和景谷6.6级地震，震中距分别为30 km，4 km和100 km，之后相位差恢复正常；2015年尼泊尔8.1级地震发生时，同样是引起相位差瞬时变化，之后很快恢复正常。2018年1月至2020年1月，大寨井水位相位差再次出现了与2013年6月相类似的变化，表明渗透性发生了明显的改变，且可能存在垂向水流交换。

图7 普洱大寨井含水层相位差时间进程(月值)

图8 普洱大寨井水化学离子测项观测曲线(日值)

从上述记录到同震响应和相位差的结果可见，有同震响应的地震发生之后，整个含水层渗透性会出现一定的调整和恢复过程：其中远震(Δ>2 000 km)主要表现为瞬时的相位差改变，在很短时间内便恢复正常；周边区域(Δ<500 km)的中强震恢复过程会持续2～3个月。这也在一定程度上表明周边地区的中强震发生后，区域应力状态会有一定的改变、调整、恢复过程，而远震对区域应力状态的影响则相对较小。