极低频台站同震电磁信号特征分析

韩 冰 汤 吉* 赵国泽 王立凤 董泽义 范 晔 孙贵成

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029

2)承德地震监测中心站，河北 067000

0 引言

与地震相关的电磁异常研究一直是地震预测预报领域渴望取得突破性进展的方向。其中最受关注的是地震发生前的电磁异常或同步于地震破裂瞬间直接辐射出的电磁异常(Honkuraetal.，2000；Hayakawaetal.，2010；Okuboetal.，2011)，这些信号在地震前出现，通常表现为电磁场幅值的逐渐增强或多个台站同步出现尖峰异常，对地震预测预报意义重大。但是，这2种信号在实际的电磁场观测中不易识别，且无法提供充分的证据确定此电磁信号与某次地震的孕育和发生有直接联系。然而，地震波到达时引起的电磁场波动，即地震波同震电磁信号是电磁观测中确切与地震有直接联系的一种信号。

早期的同震电磁信号研究主要基于地磁场观测。Johnston等(1987，1994，2006)在North Palm Spring地震和Landers地震发生时观测到地磁场的同震偏移。随着观测仪器的发展，利用高采样率大地电磁仪可以对同震电磁信号的变化进行更细致的观测，如Honkura等(2000)、Matsushima等(2002)在Izmit地震及余震期间观测到同震电磁信号，并将其应用于地震精定位中。汶川地震后，汤吉等(2008，2010)在武都观测到多次余震事件的同震电磁信号，徐光晶等(2009)也观测到云南宁洱MS6.4 地震余震的同震电磁信号。这些同震电磁信号在波形和频率上具有和地震波一致的特点，但相比于地震信号，同震电磁信号对电阻率、流体含盐度和黏滞度等区域介质的性质更加敏感，可为研究地震波传播机制、地震能量转换及信号接收区近地表介质的特性提供帮助(Huangetal.，2015)。与此同时，针对同震电磁信号产生机理的研究也在不断深入(Honkuraetal.，2004；高永新，2010；Huangetal.，2015；Renetal.，2015；Sunetal.，2019；Gaoetal.，2020；江鹏，2021)，不同学者提出了多种对观测信号的解释机制，如动电效应、地震发电机效应、压电效应、压磁效应及磁棒旋转感应磁场效应等。但由于地震孕育过程本身的复杂性，且受到构造背景、记录环境等多种因素的影响，使用单一的某种机制对观测现象进行解释是很困难的(Gaoetal.，2020)，大多数同震电磁信号的产生是以某种机制为主导，其他各种机制共同作用的结果(Sunetal.，2019)。

由30个连续观测电磁台站组成的极低频电磁台网在近7a的观测中记录到多次地震的同震电磁信号。前人对同震电磁信号的研究大多数只针对某次地震及其余震的电磁场变化或机理，并未针对电磁信号变化幅值、延续时长、频率与震级、震中距、震源深度等变量之间的直接关系进行研究。本文以极低频台站实测数据为基础，以同震电磁信号为主要研究对象，对近年来景谷台周围发生的中强地震引起的电磁波变化的特点进行了总结，并对振幅与震级的相互关系进行了研究；另外，2014年10月景谷M6.6地震和2014年10月景谷M5.9地震发生后，周围多个台站记录到了同震电磁信号，在时间域和频率域对这些信号进行对比研究，以总结同震电磁信号的变化规律，并尝试对其中一些特殊现象进行解释。

1 观测数据

依托“十一五”国家重大科技基础设施建设项目，“极低频探地(WEM)工程”地震预测分系统建设了中国第1个同时观测天然源电磁场(频率范围为1000～0.001Hz)和人工源电磁场(频率范围为300～0.1Hz)的地震电磁台网，即CSELF(Control Source Extremely Low Frequency)台网(赵国泽等，2003，2010，2012)。本文涉及的川滇地区台站的分布情况如图1 所示，这些台站自2013年完成仪器安装至今已记录近7a的数据。各台站统一布设了德国Metronix公司生产的大地电磁仪ADU-07e(王立凤等，2016)，电传感器为Pb-PbCl2电极，磁传感器为MFS06e磁棒。仪器记录5个分量的电磁场原始时间序列，包括NS向电场Ex、EW向电场Ey、SN向磁场Hx、EW向磁场Hy及垂直向磁场Hz。天然源有3个采样率，其中4096Hz(高频)和256Hz(中频)每10min记录1次数据，记录时长分别为4s和64s；16Hz(低频)连续记录数据，但每周中止4min用于同步GPS时钟。因高频数据受到50Hz强信号干扰，使得同震电磁信号难以识别，本文只使用16Hz天然源低频数据。

图1 川滇地区极低频观测台站的位置分布图Fig.1 Distribution of CSELF stations in Sichuan and Yunnan.

2 同震电磁信号的特点与分析

2.1 景谷台同震电磁信号分析

表1 地震的基本信息Table 1 General information of earthquakes

图2 台站及地震震中分布图Fig.2 Distribution of CSELF stations and earthquakes.三角形表示极低频台站位置，圆圈表示地震震中

景谷台站的连续记录使我们可以获取地震发生前、发生时及发生后电磁场的变化情况。图3 为2015年11月13日景谷M4.6地震前18s—震后90s距离震中29.4km的景谷台站记录到的地震波形数据(图3a—c)及电磁场波形数据(图3d—h)，其中黑色虚线表示地震发生的时刻。为便于观察同震信号的波形，我们对纵坐标进行归一化处理，各图形左上角的值为归一化时除以的倍数，实际数值为图形显示数值乘以倍数值。由图可知，在地震发生约8s后，电磁场信号Ex、Ey、Hx、Hy、Hz的幅值明显增强，其波形的整体特点与地震波相似，但电磁场不同分量之间的变化并不完全同步，在幅值及形态上都有明显差异。图4 展示了其他6次地震前后电磁场信号的变化曲线，从中可明显观察到不同震级对电磁场的影响差别很大。震级较大的几次地震(图4a，c，d)的同震电磁信号很强，在同一纵坐标范围内，背景电磁场完全被压成一条直线，无法看出其曲线形态；而震级较小(图3，4b，4e)或震级虽大但震中距较远的地震(图4f)，背景信号波形并未完全被压制。

图3 2015年11月13日景谷M4.6地震发生前后的地震波及电磁波变化时间序列Fig.3 Seismic and electromagnetic signals observed at Jinggu Station before and after Jinggu M4.6 earthquake on November 13，2015.由上到下分别为地震波分量BHE、BHN、BHZ和电磁场分量Ex、Ey、Hx、Hy、Hz，黑色虚线表示地震发生的时刻

图4 各地震发生前后的地震波及电磁波变化时间序列Fig.4 Seismic and electromagnetic signals observed at Jinggu Station before and after each earthquake.空白表示数据缺失，黑色虚线表示地震发生时刻。其中图a和f进行了GPS校正

并非所有地震都能引起电磁波的同步变化。图5 为云南墨江M4.1地震的地震波形数据(图5a—c)和电磁场观测数据(图5d—h)。地震波传播至景谷台时，仅在垂直磁场分量Hz中可观测到同震电磁信号，其他分量并未出现明显的同震信号。由此可知，当地震波引起的地面震动较小时，其引起的电磁场的变化量级与背景场相同甚至更低，此时无法观察到或只能在某些分量中观察到同震电磁信号。另外，电磁干扰较大台站的电磁场背景噪声很强，地面震动引起的电磁波同震信号往往也难以被观察到。这7次同震电磁信号的纵波与横波的时间差很小，难以区分，故电磁场表现为幅值逐渐增强的特征，在面波到达时幅值达到最大值，然后逐渐衰减，最终回归背景值。这些变化规律与地震波基本相同。

图5 2018年9月8日墨江M4.1地震发生后的地震波及电磁波变化时间序列Fig.5 Seismic and electromagnetic signals observed at Jinggu Station after the Mojiang M4.1 earthquake on September 8，2018.

图6 景谷M6.6地震后的时间序列细节图Fig.6 The detail of time series after Jinggu M6.6 earthquake.

然而，台站记录到的2014年10月7日M6.6景谷地震的电磁信号与其他地震的记录存在明显差异。如图4a 所示，电磁场在纵波到达时出现超强幅值的尖峰信号，但这种信号在地震波形数据中并未出现。为更清晰地观察同震电磁信号形态，我们将电磁场各分量的纵轴修改为图4a 的0.4倍，如图6a 所示。从图中可以观察到，虽然地震波与电磁波有一些一致性，但其细节差异很大，地震波记录由于幅值过大而出现了消顶现象，但在其保留的波形中可以观察到地震波由纵波到横波、面波的增强现象，且消顶现象多出现在面波达到之后的时段，由此可知电磁场的强尖峰变化并不是由地面震动所引起的。为更清晰地观察尖峰信号的形态，将时段限制在13：49：45—12：49：48之间，如图6b 所示。可以看出，2个水平磁场为一个强尖峰前后伴随一强一弱2个小尖峰，且同步出现，但NS向磁场与EW向磁场反向。而垂直磁场分量只有一个最强尖峰信号，且出现的时间晚于水平分量。我们对产生该信号的几种可能性进行了讨论：1)Okubo等(2011)于日本Iwate-MiyagiM7.2地震时，在距离震中26km的电磁台站也观测到较强的电磁信号，该信号的产生时间与地震发生时刻相同，被认为是岩石破裂产生的电磁信号直接传播至台站所致，并通过模拟指出这种现象可能由压磁效应引起。但本文发现的强电磁信号在地震发生后约6s与纵波同步出现，且该信号的频率较高，与压磁效应产生的信号频段不同，故认为其不太可能是岩石破裂产生的信号。2)与其他震例对比发现，同震电磁信号与地震波在量级上正相关，当地面震动较强时，同震电磁信号的幅值也相对越强，但本信号出现在P波初期，此时地面震动最弱，故该电磁信号也不太可能由地面震动所致，无法用地面强震动对此信号进行解释。排除以上2种可能，则偶然电磁强干扰与地面震动相互叠加或地震发生时仪器发生故障可能是引起电磁信号强烈变化的原因。

幅值是同震电磁信号中的重要参数。景谷台与其附近发生的多次地震的震中距相差不大，为了对比震级对电磁波幅值的影响，我们计算了各地震震时与震前电磁场各分量最大幅值的比，并将结果绘制于图7 中，其中横轴为震级，纵轴为比值。由于本文涉及的震例中有2组相同震级，为显示区别，菱形表示2014年12月景谷M4.7地震和2018年9月景谷M5.9地震，圆形表示另外2次同级地震。由图可知，在震中距约为30km时，5级以下地震的电磁场水平分量将增强几倍；约6级地震的电磁场水平分量将增强约1个数量级；对于6.6级景谷地震，其电磁场水平分量增强约2个数量级。垂直向磁场的增强倍数比水平分量更大，5级以下地震的增强幅度都可能超过1个数量级，6.6级地震的电磁波强度则可达背景值的1000倍。

图7 振幅比与震级的关系Fig.7 Relation of EM amplitude ratio and the magnitude of the earthquakes.

震级与震源所释放的能量有关，可表示为

lgE=4.8+1.5M

(1)

式中，M为震级，E为地震能量，单位为J。根据上式可推导出：

(2)

即：地震震级每提高1级，则地震能量提高约31.6倍；地震震级每提高2级，则地震能量提高1000倍。本文所讨论的景谷M6.6与景谷M4.6地震具有相似的震源深度，2个地震的能量比为1000倍，我们也同样计算出其电磁场强度的能量比(振幅比值的平方)，如表2 所示。可以看出，Ex分量最接近1000倍，2个水平磁场分量则在1500～3000倍之间，但垂直向磁场可达18568倍，这说明同震电场可能主要以地面震动引起的变化为主导，而磁场除受地面震动引起的波动外还存在其他方面的影响，特别是对于垂直分量而言。

表2 2次地震振幅增强对比值Table 2 Comparison of enhanced amplitude between the M6.6 and M4.6 earthquakes

2 次4.7级地震的震中距相近，但震源深度分别为8km和15.4km，可以看到除Hx分量外，震源较浅地震的同震电磁信号强度都大于或等于震源较深的地震。2次5.9级地震的震源深度相近，但震中距较大的墨江地震各分量电磁场的增强幅度都明显小于震中距较小的景谷地震。综上可知，震级、震源深度、电磁台站所处位置对电磁场的变化都有不同程度的影响。Huang等(2015)通过模拟对比指出，震源较浅或震中距较小都可能引起更强的电磁场波动，但并不是所有的震例都符合这样的规律，下文将对一些特殊情况进行展示和阐述。

2.2 2次较强地震

表3 地震及台站信息Table 3 Information of earthquake and stations

图8 景谷M6.6地震发生前后的电磁场时间序列图Fig.8 Time series of electromagnetic field during the Jinggu M6.6 earthquake.空白表示数据缺失；虚线表示地震发生时刻

图9 景谷M5.9地震发生前后的电磁场时间序列图Fig.9 Time series of electromagnetic field during the Jinggu M5.9 earthquake.虚线表示地震发生时刻

图8a—d分别显示了景谷MS6.6 地震发生时景谷台、牟定台、新平台和大理台记录到的同震电磁信号。由图可知，4个台站中一些分量都可以观测到同震电磁信号，但其相互之间的幅值和形态都有较大区别：震中距越大，同震电磁信号出现的时间越晚，纵、横波出现的时间差越大，同震电磁异常波动的持续时间越长。其中大理台站最为明显，异常从13：50：19开始出现，并延续至13：52：04，持续约2min，而景谷台和新平台的异常持续时间不足1min；在幅值上，随着震中距的增加，电磁波动幅值并没有出现统一减小的趋势。以Hx分量为例，由归一化时各分量除以的数值(在各子图左上角标识)可知景谷台、牟定台、新平台和大理台的最大振幅约为0.2nT、0.13nT、0.33nT和0.5nT。虽然大理台站距离震中较远，但其变化幅值最高。图9a—c给出了景谷MS5.9 地震发生时，景谷台、牟定台和大理台的电磁场变化，这3个台站同震电磁信号的变化规律与景谷MS6.6 地震相似；同样，在震动幅度上，3个台站Hx分量的最大振幅分别约为0.06nT、0.04nT和0.1nT，距离震中最远的大理台的变化幅值仍然最高，这说明同震电磁信号的幅值与震中距相关性较为复杂，与台站和震中的相对方位、该区域的构造特点及台站本身的地下电性结构和整体干扰环境有关。Honkura等(2000)在研究Izmit地震时发现某个MT测点记录的同震电磁信号异于其他附近的测点，具有与大理台类似的幅值大、主频低、延时长的特点，并指出这个测点位于低阻区域是引起这种现象的可能原因。大理台站视电阻率曲线显示其附近浅部的电阻率约为100Ω·m，相对其他几个台站而言并非低阻，但其视电阻率曲线Rxy和Ryx基本重合，且电阻率在1000～1Hz的频率范围内保持为20～100Ω·m(图10)，表明该台站所处区域的浅部电性结构基本为一维性质，且延续较深。谢小碧(1999)指出，一定厚度的松散沉积物会对由基岩向上入射的地震波产生放大作用，从而提高当地的地震烈度。但由于缺少大理台的地震波信息，我们暂时无法确定大理台电磁信号的增强是否受到地震波的直接影响。Huang等(2015)在模拟不同地下介质参数对同震电磁信号的影响时发现，相比地震波，电磁场变化对含盐度和流体黏滞度更敏感：对于同一地震，介质含盐度越高、黏滞度越小，则同震电磁信号振幅越大。大理台站距离洱海很近，垂直距离约为2km，这可能是造成其同震电磁信号增强的原因。

图10 大理台的视电阻率曲线Fig.10 Apparent resistivity curve of Dali Station.

2.3 时频特征

除同震电磁信号的时间域特征外，其在频率域的变化也同样值得关注。Matsushima等(2002)发现一些同震电磁信号的自功率谱在2～5Hz出现增强现象，但并非在全部观测点的全部分量中都出现该现象。Kumar等(2020)也对这种频率域变化进行了分析，发现信号主要在3～6Hz附近增强，这说明在频率域同震电磁信号的变化比较复杂，很难一概而论，在地震波到达后的不同时段有一些区别，震中距和震级也会对其产生很大影响。为此，本文使用小波变换，尝试在时频域对同震电磁信号的变化特点进行总结。

小波变换是一种分析非稳态信号的有效方法(Morletetal.，1982；Grossmanetal.，1984)，在地球物理学、地震勘探等各项研究中得到了广泛应用。连续小波变换(Continue Wavelet Transform，CWT)的定义为

(3)

由于部分台站对景谷6.6级地震的记录分量不完整，本文只对景谷5.9级地震发生前后景谷台、牟定台和大理台5个分量的电磁数据进行小波变换，得到横轴为时间、纵轴为频率的小波谱(图11)，以分析同震电磁信号在时-频域的变化特点。由图可知，地震波传播至台站时，电磁信号在小波谱中出现了明显的能量增强现象，对比时间序列可以看出能量增强主要出现在横波与面波时段，而纵波幅值较小，其在小波能量谱图中并不明显，只能观察到一些频率较为分散的弱增强现象。为了对比3个台站电磁信号的持续时长和频率的差异，我们在小波能量谱中把明显增强的部分用矩形标出，其中黄色矩形主要标注强度较大且持续时间较长的低频部分，红色矩形标注零星分布的高频增强部分。通过小波能量谱可知，3个台站电磁异常的主要频率为1～2Hz，持续出现在整个地震发生过程中。除在频率为1～2Hz处存在能量增强现象外，在地震发生的起始阶段可观察到明显的高频增强部分。景谷台震中距最近，其能量主要集中在5Hz附近；而震中距较远的牟定台和景谷台，其能量则集中在2～3Hz处。以上现象说明，随着震中距的增加，同震电磁信号的高频成分逐渐减少。同时也发现，景谷台和大理台Ex和Ey的高频成分相对于磁场分量更少，尤其是大理台，其2个电场分量中几乎没有高频成分，这种现象也可在其时间序列中(图9c)观察到。这可能是由于电场与磁场产生的机制不同，导致其在频率上存在差异。Gao等(2020)对九寨沟MW6.5 地震时剑阁极低频台站观测到的同震电磁信号进行了模拟，提出电场同震信号的产生以发电机效应为主导，而磁场同震信号则以磁棒旋转感应磁场效应为主导。

3 讨论与结论

从本文的观测数据和相关分析可得到以下的结论：

(1)在一定的震中距范围内可观测到同震电磁信号，其波形的总体形态与地震波相近，这种同震电磁波的幅值远大于地球感应产生的背景信号，且其增强幅值与震级在对数域基本满足线性关系，但不同电磁场分量的增强程度有所不同，其中垂直向磁场的增强明显大于水平磁场和电场，约为水平分量的10倍。

(2)对于同一台站接收到的不同地震的电磁异常信号，在震中距相近时，震源深度较浅的地震引起的同震电磁信号的强度较大；震源深度相近时，距离台站较近的地震引起的同震电磁信号幅度较大。

(3)景谷M6.6地震中，在震中距约为31km的景谷台站观测到尖峰形态比同震信号更突出的信号，其在地震波到达之初出现，在距离震中较远的其他台站并未观测到这种尖峰信号，文中对其产生的原因进行了简单分析。

(4)对2014年10月7日景谷M6.6地震及12月6日景谷M5.9地震在不同台站引起的同震电磁信号进行对比可以发现，随着震中距的增加，信号出现时间越晚，持续时间也相对较长，但信号幅值并非仅受到震中距的影响，在距离最远的大理台站观测到的同震电磁信号显现出幅值大、持续长、主频低的特点。这可能与大理台近地表介质的电性结构有关。

(5)通过小波能量谱可以看出，同震电磁信号的主要频率在1～2Hz之间，其持续时间较长；在同震信号的初始阶段可以观察到明显的高频增强部分，并表现出震中距越大、频率越低的特点；同时我们也发现，同一个台站在大部分情况下记录到的磁场高频信息比电场更丰富，这可能与电场和磁场产生的主导机制不同有关。

本文对景谷台站记录到的多次地震及景谷2次较强地震在周围台站引起的同震电磁现象进行了总结和分析。结果显示，同震电磁信号的变化十分复杂，其起始时间、延续时长、幅值大小、频率范围存在一些规律，但在多次地震事件中一些台站记录的数据又表现出特殊性，对其产生的机理进行探讨是一个较难的课题。但就观测现象而言，极低频台站连续观测的电磁场变化数据让我们对地球电磁场本身及与地震相关的电磁信号有了更全面的认识。积累更多与地震相关的电磁现象与理论模拟的支持可加深对地震发生前、发生时和发生后电磁场变化规律的理解。

致谢极低频台网运维人员的辛苦付出，为本研究提供了质量优良的基础数据；审稿专家对本文提出了宝贵建议；中国地震台网中心国家地震科学数据中心(2)http：∥data.earthquake.cn。为本研究提供了数据支撑。在此一并表示感谢！