2021年漾濞MS6.4地震前后的地磁场变化

2021-09-27宋成科陈政宇周思远徐玉健

地震地质 2021年4期

宋成科陈政宇周思远徐玉健陈斌

1)中国地震局第一监测中心，天津 300180 2)云南省地震局，昆明 650224 3)中国地震局地球物理研究所，北京 100081

0 引言

尽管越来越多的震磁异常现象已被观测到(Hiranoetal.，2001； Napolietal.，2008； Hattorietal.，2013； Xuetal.，2013； Febrianietal.，2014； Hanetal.，2014)，但地磁异常变化的机制尚无定论。伴随地震波而产生的地磁场脉冲异常可能是由动电效应(Pride，1994)或动生电磁感应效应引起的(Gaoetal.，2014，2019； Chenetal.，2021)。同震稳定地磁变化的研究认为该变化是由地震破裂产生的应力变化导致。例如，Johnston等(1987)利用距离震中3km、采样率为10min的地磁仪器观测到1986年North Palm SpringsM5.9地震前后1.2nT的地磁变化； Okubo等(2011)报道了Iwate-MiyagiM7.2地震后1min内距离震中26km的磁力仪观测到的磁场异常变化，并认为该变化是由地震破裂产生的应力变化导致。震磁异常的定量化研究可以帮助分析区域应力变化和地震危险性，这激励着震磁异常研究的发展。

漾濞地震的发生为地震地磁异常机制研究提供了机会。本文使用漾濞地震震中100km范围的8个地磁重复测点(图 1)在地震前后所记录的地磁总强度观测资料计算地震前后的地磁场变化，并对该变化的成因机制进行探讨。

图1 地磁观测点分布Fig. 1 Distribution of geomagnetic observation stations.

1 数据来源

表1 地磁重复观测信息Table1 Information of geomagnetic repeat measurements

2 数据处理及结果

地面磁场的测量值主要包含稳定变化的主磁场、地壳磁场和瞬变的日变场。使用地磁重复观测数据分析震磁异常时需要消除主磁场、日变场和地壳磁场中不随时间变化的部分。由于2次观测的时间间隔较短，主磁场和地壳磁场中不随时间变化部分可通过将观测数据归算至同一时刻并做差值进行消除，地磁场日变化则可通过将观测数据改正至地磁场较为平静的时刻(如午夜0～3时)消除，即日变通化改正。通常进行日变通化改正的技术方法为直接差值法，计算方法见陈斌等(2017)的研究成果。

图2 2021年4月1日—5月31日丽江地磁台和通海地磁台的地磁场变化Fig. 2 Geomagnetic field variation on Lijiang and Tonghai geomagnetic observatories from April 1 to May 31，2021.

由于地壳局部磁化率、电导率和地磁场方向的差异，使用参考台的总强度观测数据并不能很好地消除地磁场的日变化，而使用参考台站的X、Y、Z3个分量进行日变改正能够获得更好的日变化改正结果(Davisetal.，1979； Napolietal.，2011)。因此，本文使用丽江地磁台记录的X、Y、Z数据进行日变化改正，将不同观测日获得的数据改正到地磁变化较为平静的5月6日午夜时刻(0～3时)。

表2 漾濞地震前后的地磁场变化Table2 Changes of geomagnetic field before and after Yangbi earthquake

图3 漾濞地震前后的地磁场变化Fig. 3 Changes of geomagnetic field before and after Yangbi earthquake.

3 震磁机制探讨

地震地磁异常变化可能是由岩石的磁化强度对应力变化的响应所导致，即压磁效应(Stacey，1964； Staceyetal.，1972)，也可能是由于孔隙液体流动产生的动电效应所导致(Fitterman，1979； Dobrovolskyetal.，1989)，其他机制如热磁效应(Okuboetal.，2006)也能够引起地磁场变化。本节将对漾濞地震可能的震磁机制进行探讨。

3.1 压磁效应

根据笹井洋一等(1978)的方法，地震压磁效应计算分为2步： 1)根据地震破裂计算震中及周边的应力变化，本文采用PSGRN/PSCMP开源程序(Wangetal.，2006)计算漾濞地震的同震应力； 2)根据应力-磁化强度关系(Sasai，1980，1994)计算地磁场变化，宋成科等(2020)详细介绍了该压磁效应计算方法，这里不再赘述。

地震破裂的研究表明，漾濞地震发生在走向为135°、倾角为82°的破裂面上，以右旋走滑破裂为主，主要破裂发生在长20km、宽16km的滑动面上，最大滑动量为0.5m，据此建立了简单的均匀滑动模型，磁偏角和磁倾角参考距离震中最近的测点观测值。文丽敏等(2017)对云南地区地壳磁异常的研究中认为漾濞地震震中所在区域为弱负磁异常区域，磁化强度并不高，本文计算使用的磁化强度为1A/m。参考实验室结果，应力响应系数的量级为10-3MPa-1(Nagata，1969； Revoletal.，1977； Martin，1980)，早期的震例研究采用1×10-3MPa-1能够解释大部分观测的同震磁场变化。随着仪器精度的提高和地震破裂分布研究的深入，应力敏感系数取(2～5)×10-3MPa-1时计算的压磁效应与观测值更吻合(Nishidaetal.，2004； Yamazaki，2013)，这里选择5×10-3MPa-1进行压磁效应计算，模型参数见表3，压磁效应计算结果见图 4。

表3 压磁模型参数Table3 Parameters of the piezomagnetic model

图4 漾濞地震的压磁效应Fig. 4 Piezomagnetic effect of Yangbi earthquake.

压磁效应与断层滑动分布密切相关，本文中使用了最简单的均匀滑动模型，这可能使得计算的局部压磁效应偏小(Oshiman，1990)。漾濞地震的破裂尺度较小，即便是更精细的模型也不可能使计算的压磁效应达到实测的量级(-2.82nT)。压磁效应的大小与磁化强度和应力敏感系数的乘积(βJ)成正比(Yamazaki，2013)，因此要使得C1测点处的压磁效应(-0.3nT)达到实测地磁场变化量(-2.82nT)，则需要βJ为表3 中数值的9～10倍。岩石磁学的实验结果表明应力敏感系数的量级为10-3MPa-1，本文计算使用的应力敏感系数(5×10-3MPa-1)是一个相对较大的值。漾濞地震周边磁异常较弱，这揭示了该区域岩石不可能存在较高的磁化强度(杨学慧等，2020)，C1测点的地磁场梯度较小，故该测点处也不会产生磁场增强效应，因此认为压磁效应不能完全解释实测的磁场变化。

3.2 动电效应

地震产生的应力变化使得孔隙流体在压力作用下流动，在双电层效应的影响下(Morganetal.，1989)，流体中形成电流，并产生电位差，从而产生附加的磁场变化，该现象称为动电效应。 Fitterman(1979)给出了规则断层模型产生磁场X、Y、Z3个分量的定量计算方法，这里列举了地面任意位置的磁场X分量的定量计算公式，见式(1)，详细的计算方法参见Fitterman(1979)的研究成果。

(1)

其中，l为破裂面长度，a为破裂面顶部的埋深，b为破裂面底部的埋深，σ1和σ2为破裂面两侧的电导率，μ为真空磁导率，S0为流动电势，S0=CP，其中C为流动电势系数，P为孔隙压力变化。