从(5)式可知,直达P波到时与S波、P波

图1 研究区台站及震中分布(2004-01～2009-06)
Fig.1 Distribution of stations and earthquake epicenters in study area from Jan.,2004 to Jun.,2009

图2 地震原始波形记录
(a)团山台记录楚雄M3.5地震(发震时刻:2004-08-28 02:01:03; 震中距:129.7 km; t轴开始时间:2004-08-28 02:00:42);(b)永胜台记录大姚M3.3地震(发震时刻:2005-10-22 13:44:43; 震中距:91.8 km; t轴开始时间:2005-10-22 13:44:17);(c)大姚台记录元谋M3.6地震(发震时刻:2008-10-08 06:11:17; 震中距: 66.3km; t轴开始时间:2008-10-08 06:10:22)
Fig.2 Original waveform records of earthquakes (a)Chuxiong M3.5 earthquake recorded by Tuanshan Station(origin time:2004-08-28 02:01:03,epicenter is 129.7 km,starting time of t-axis:2004-08-28 02:00:42)(b)Dayao M3.3 earthquake recorded by Yongsheng Station(origin time:2005-10-22 13:44:43,epicenter is 91.8 km,starting time of t-axis:2005-10-22 13:44:17)(c)Yuanmou M3.6 earthquake recorded by Dayao Station(origin time:2008-10-08 06:11:17,epicenter is 66.3 km,starting time of t-axis:2008-10-08 06:10:22)

图3 P波到时与S波、P波到时差关系
(a)2004-12-28 20:22:37元谋3.4级地震;(b)2007-02-18 22:26:20武定2.7级地震;
(c)2008-01-09 22:11:24永仁2.7级地震;(d)2008-12-09 04:52:06大姚2.5级地震
Fig.3 The relationship between arrival time of P-wave and arrival time difference between S and P waves (a)Yuanmou M3.4 earthquake occurred at 20:22:37 on Dec.28,2004;(b)Wuding M2.7 earthquake occurred at 22:26:20 on Feb.18,2007;(c)Yongren M2.7 earthquake occurred at 22:11:24 on Jan.9,2008; (d)Dayao M2.5 earthquake occurred at 04:52:06 on Dec.9,2008

图4给出相关系数R和拟合残差Δy统计,从相关系数R来看(图4a),R小于0.9的数据仅有12次,R≥0.96的数据达到197次,占总数的92%,R≥0.98为165次,占77%,R≥0.99为116次,占54%。可见,90%以上的地震其相关系数在0.96以上。

图4b为拟合残差Δy统计图。拟合残差为观测值与理论值之差,本文取0.1 s为间隔进行统计,从图中可以看到,拟合残差正态分布现象较为明显,Δy在±0.25 s以内的数据占总数的40%,而Δy在±0.5 s以内的数据则高达70%,可见本

图4 相关系数R(a)和拟合残差Δy(b)统计
Fig.4 Statistics of the correlation coefficient R(a)and the fitting residuals Δy(b)

文使用的拟合方法是能够保证绝大多数观测数据与直线有较为紧密的结合,从而使计算得到的波速比误差较小。

图5给出攀枝花6.1级地震前后波速比V_P/V_S随时间的变化,为了消除单点突跳,对波速比进行5点平均,图中同时给出5点平均1点滑动平均线,3条直线中实线为均值,上下两条虚线为2倍均方差。从图5a中看到,波速比最大值为1.88,最小值为1.53,平均值为1.69,大部分在均值上下2倍均方差范围。2004年至2005年6月,波速比在均值上下随机波动,高值点多于低值点,2005年6月～2006年8月,波速比出现缓慢下降过程(5点移动平均线更为清楚),至2006年8月降到最低并出现2个低于1.6的低值异常点。2006年8月～2008年3月,波速比又逐渐恢复至均值附近波动。2008年3～6月,波速比出现剧烈下降,并出现多达7次小于1.6的低值异常,之后在较短时间内回升到均值发生攀枝花6.1级地震,震后至2009年6月波速比在均值附近变化,期间有高值异常点出现,但未出现低于1.6的低值。从整个研究区较大范围来看,攀枝花6.1级地震前波速比出现2次异常变化,一次开始于震前相对较长的时间(3年),波速比出现持续时间较长的下降过程,另一次是震前半年,波速比出现持续时间相对较短、急剧下降过程,并伴有群体低值异常出现。

通过分析每次地震得到的标准误差S可知,平均S=0.66。虽然S的大小反映的是观测资料的离散程度,S面大意味着观测数据点较分散,但从另外角度考虑,观测数据出现分散,有可能是地下介质物理、化学性质发生改变所引起,这种离散现象对地震预测预报研究具有较大意义,因此,我们将标准误差大于均值0.66的波速比值挑选出来(图5b),发现震前低值异常同样明显。

图5 波速比随时间的变化
(a)全部数据;(b)标准误差大于0.66的数据
Fig.5 Curves of wave velocity ratio changed with time (a)all the data;(b)data of standard error greater than 0.66

图6 不同区域1区(a)、2区(b)、3区(c)、4区(d)、研究区(e)地震波射线
空间分布及地震和区域划分(f)(三角形表示台站)
Fig.6 Spatial distribution of seismic ray path in Region 1(a)、Region 2(b)、Region 3(c)、Region 4(d)、study region(e),and earthquakes and divison of the region(f)

波速比反映的是地震波通过从震源至接收台站地下介质时,地震波平均速度变化,而地下介质存在横向不均匀性,为了尽量减少由于路径的差异对地震波的传播带来的影响,需要对发生地震的区域范围进行限制,使地震相对集中,计算得到的波速变化才能更好地反映地下介质的物性变化。根据地质构造和地震活动特性,我们将研究区划分为4块区域(图6f),1区包含楚雄、大姚及附近地区,2区主要为元谋—绿汁江断裂及周边地区,3区主要指盐源、宁蒗地区,4区主要包括巧家、普格及附近地区。从地震波射线分布来看(图6a～d),1、3和4区地震射线未穿过攀枝花6.1级地震震区,波速比主要反映震区周边地下介质物理性质,2区的地震射线穿过震区,射线较为密集的区域主要集中在震区及其南部,波速比变化主要反映震区及元谋—绿汁江断裂附近地下介质物理性质。图7给出分区波速比随时间变化,从图中看到:

1区(楚雄—大姚):波速比平均值为1.71,震前1年未出现低值,2007年初出现1次单点低值,但绝大多数数据都在均值上下随机波动,攀枝花6.1级地震前该区波速比异常不明显。

2区(攀枝花—元谋):波速比平均值为1.68,比整个研究区、1区和3区平均值低,2007年6月以前变化平缓,其后幅度较大,震前1年左右出现低值,震前3个月也出现低值,震后有高值出现,攀枝花6.1级地震前该区波速比异常明显。

3区(盐源—宁蒗):波速比平均值为1.71,高于整个研究区、2区和4区平均值,震前2年左右出现单点异常,但震前1年无异常出现,震后波速比高低变化幅度较大,该区攀枝花地震前波速比异常不明显。

4区(巧家—普格):波速比平均值为1.64,为4个区域中最低值,该区2008年以前地震较少,地震主要集中发生于震前3个月,从图中看到,震前有低值出现,小于均值的次数较多,震后波速比较高,无低值,攀枝花6.1级地震前该区波速比异常明显。

总体看来,攀枝花6.1级地震前1年左右波速比V_P/V_S出现低值异常,震区及元谋—绿汁江断裂附近低值异常较为明显,该区整体(平均)波速比低,小于1.7; 震区西北部的宁蒗—盐源地区和西南部的楚雄—大姚地区与震区距离较远,整体处于高波速比状态(大于1.7),震前波速变化不明显。震区东北部的巧家—普格地区,低波速比异常明显。

上述讨论波速比分区特征,是将研究区按构造和地震活动性划分为4块区域,反映的是每一区波速比平均特征,由于每块区域较大,尤其是区域2包括攀枝花至元谋较广区域,要反映空间精细特征,则要采用空间图像方法。图8给出研究区波速比空间分布,从图中看到,波速比高低值异常特点虽然与上述分区结论大体一致,但图中有

图7 不同分区1区(a)、2区(b)、3区(c)、
4区(d)波速比随时间的变化
Fig.7 Wave velocity ratio changed with time in Region 1(a)、Region 2(b)、Region 3(c)、Region 4(d)

图8 波速比空间分布

真实地壳是多层的,不同岩性的地层常表现出不同的传播速度。从(1)、(2)式可知,波速比是在一定假设条件下得到的,即地震射线是直线传播,震源上方介质是均匀和单层的,因此,V_P/V_S并非真正地震波传播速度的比值。V_P/V_S依赖于P波和S波到时数据,是多个台站资料线性拟合结果,最小二乘线性拟合直线一定通过纵、横坐标平均值,因此可以认为波速比是各台数据总体平均结果,是对震源至台站介质物理性质的综合反映。波速比表达式为(时振梁等,1990)

(V_P)/(V_S)=((2(1-σ))/(1-2σ))^1/2.(10)

式中,σ为泊松比。由式(10)可见,波速比与地下介质的泊松比σ有关,是σ的函数,波速比随σ的增大而增大。岩石σ一般在0.2～0.4之间,若取σ=1/4=0.25,则正常情况下波速比为1.73。泊松比σ表示岩石受力后横向与纵向应变之比,反映岩石的完整程度,当孕震区应力场强度增强时,岩石趋向于固结,σ变小,从而波速比变小。随着应力场强度的不断增加,岩石临破裂前微裂隙增多,横向变形愈加明显,σ增大,相应波速比增大(波速比增大并非波速增大,岩石中的孔隙越多、岩石越破碎,P波或S波的速度反而下降)。这可能就是我们所观测到的震前波速比减小而临震反而回升的原因。地震后,岩体破碎且结构面变软,随着余震的不断发生使震区附近岩体裂纹增多,σ增大,相应波速比增大,可能是攀枝花6.1级地震后波速比不断出现高值的原因。

本文得到的攀枝花6.1级地震前波速比存在正常→降低→上升(恢复)→发震的异常变化过程,与国内许多学者得到的结论是一致的。都昌庭等(2001)研究了2000年9月青海兴海6.6级地震前波速比变化,发现震前波速比下降过程明显。曾文敬等(2007)研究了2005年11月九江瑞昌5.7级地震主余震波速比变化,由于震区主震前无地震活动,发现余震的强度和频度有明显增强之前,波速比会出现下降变化。王林瑛等(2008)研究了2006年7月河北文安5.1级地震前后波速比变化,得到的文安地震前波速比变化特征结论与本文攀枝花地震前变化过程结果较为相似。

2008年8月30日在川滇交界攀枝花发生6.1级地震,本文利用云南省地震局昆明区域数字台网波形资料,分析处理了震中及周边地区24个地震台,2004年1月～2009年6月2.0级以上地震227次,处理P波、S波震相1 300多个,采用多台和达法计算了攀枝花6.1级地震前后波速比V_P/V_S,结果表明:

(1)研究区在研究时段内满足波速比限定条件的地震达215次,参与计算的数据5个台以上占70%。

(2)误差分析表明,计算得到的波速比是可靠的。

(3)攀枝花地震前3年,波速比出现一次持续时间相对较长的下降过程,震前0.5年,波速比又出现一次持续时间相对较短、急剧下降过程,且伴随有多次异常低值出现,震前2个多月至发震,波速比从低值回升至均值附近。

(4)震后波速比维持在均值上下波动,并伴有高值出现。

(5)震区南部的元谋附近和东北部的巧家—普格一带波速比异常较为明显。