Remote triggering of non-volcanic tremor in southern Taiwan
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摘要: 选取2011—2016年发生的38次震中距大于1 000 km的MW≥7.5地震震后3小时的连续波形资料，利用人工检视方法对这38次地震是否触发了我国台湾地区的非火山型微震颤进行了调查。分析结果显示：这38次地震中有4次远震触发了非火山型微震颤，事件持续300—500 s不等。利用网格搜寻方法对此4次微震颤事件进行了定位，确定震中位于台湾中央山脉南段，震源深度为21—53 km。结合研究区内地球物理观测资料，分析认为是由于远震产生的面波改变了研究区内的瞬时应力，进而导致断层蠕滑触发了微震颤事件。Abstract: We selected three-hour continuous waveforms after 38 MW≥7.5 earthquakes with epicentral distance larger than 1 000 km during 2011 to 2016 in Taiwan region of China to investigate whether it has triggered non-volcanic tremors （NVTs） by using visual identification. Out of the 38 earthquakes, we identified four teleseismic events which triggered NVTs with duration ranging from 300 s to 500 s. Using grid search, four tremor sources were located in the southern Central Range in Taiwan and the focal depth ranges from 21 to 53 km. Based on the local geophysical observation data, we proposed that the transient stress change induced by surface wave of large teleseisms could lead to the fault creep, which is the critical factor for tremor generation.
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Keywords:
- non-volcanic tremor /
- dynamic stress /
- surface wave triggering /
- Taiwan region
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引言
地电阻率前兆观测从物探电法移植而来，在我国已开展50余年.多年的监测结果表明，大震前在震源区及其附近一般均会出现视电阻率变化 (钱复业等, 1982, 1990；桂燮泰等，1989；Lu et al，1999；叶青等，2005；张学民等，2009；钱家栋等，2013)，地电阻率是一种比较可靠的地震前兆观测方法 (张国民等，2001；杜学彬，2010).为了减小乃至消除来自表层的干扰以获得可能的深部地震或构造运动信息，研究人员已经逐渐认识到开展井下地电阻率前兆监测的必要性，并陆续开展了相关试验与理论研究 (苏鸾声等，1982；刘允秀等，1985；孟庆武，阎洪朋，1991；聂永安，姚兰予，2009；聂永安等，2010；解滔等，2012).近年来我国加快了井下地电阻率监测台站的建设并加强了观测数据的分析工作 (王兰炜等，2015)，杨兴悦等 (2015)和张磊等 (2015)的研究表明，无论是获取强震前的视电阻率变化信息，还是压制表层干扰，井下地电阻率观测均优于传统的地表观测，是一种十分有发展前景的地震前兆观测方式.
目前在我国地电阻率井下观测台站建设中，关于装置电极布设深度对观测结果的影响仍缺乏深入研究，且观测井深和极距的设计缺乏合理性，因此应加快推动相关理论和技术研究，以保障此类观测系统建设的科学性和合理性 (王兰炜等，2015).以观测目的为出发点，装置电极的合理埋深取决于地电阻率的影响系数 (毛先进等，2014；解滔等，2016) 沿深度的分布和理论探测深度，二者均与地电结构密切相关，同时需要避开地表干扰源.物探中研究探测深度的目的是为了将观测值与某个深度相关联，通过选取最佳的电极距使观测数据与地质目标最相关 (霍军廷等，2011).在地震前兆监测方面，赵和云和钱家栋 (1982)研究了对称四极装置布置于地表时的勘探深度和探测范围，认为对于给定的电极距，勘探深度和探测范围与监测区电性结构密切相关；杜学彬等 (2008)分析了强震附近对称四极装置电阻率观测的探测深度，其结果显示对于各向异性介质，在强震孕震晚期和震中附近可检测到较深部地壳介质的电阻率变化.这些工作对台址选择及布极参数的确定均有很好的指导意义，但其仅针对观测装置位于地表的情况.
在井下电阻率观测方面, 毛先进等 (2014)和解滔等 (2016)从影响系数的角度, 研究了其在水平层状介质中的变化特征, 结果显示，不同地层地电阻率影响系数的大小与电阻率结构、装置电极埋深和供电极距等密切相关.本文则在此基础上，进一步研究井下地电阻率观测的探测深度，为确定井下地电阻率观测中最佳装置电极埋深等参数提供理论依据.
1. 探测深度计算方法
常规物探电法对探测深度的定义是，对于均匀半空间，在不同供电极距AB的情况下，AB中垂线上给定深度处的水平方向电流密度是随AB变化的，当水平方向电流密度达到最大时，该深度称为探测深度 (傅良魁，1983)，这一定义给出了探测深度与供电极距AB的关系.由于地震前兆监测中实际台站的台址多为多层介质，电流密度的最大值可能存在多值性.为了克服该缺陷，赵和云和钱家栋 (1982)给出了新的探测深度的定义：设地表至深度z处测量电极M与N之间水平方向的面电流为IMN(z)，全部面电流为IMN(∞)，令二者的比值
(1) 则满足上式的z即为探测深度.比值取
在地电阻率前兆监测分析中，采用式 (1) 作为探测深度的定义更为合理，本文采用该式计算均匀半空间、水平层状介质地表及井下地电阻率观测的探测深度.
1.1 均匀半空间
若均匀半空间的电阻率为ρ，对称四极装置中供电极A，B与测量极M，N的埋深均为h(简称为装置电极埋深)，AB=2L(L为半供电极距)，MN=2a (a为半测量极距)，供电电流强度为I，则深度z处分别与M，N水平坐标相同的两点间的电位差为
(2) 式中，Q=ρI/(2π)，深度z处分别与M，N水平坐标相同的两点间的面电流密度为
(3) 地表至深度z处的面电流为
(4) 由式 (2)，(3)，(4) 计算得到
(5) 
(6) 式 (5) 与式 (6) 相除得
(7) 根据式 (1)，求出使式 (7) 等于
1.2 水平层状结构
对于水平层状结构，当供电电极及测量电极位于地表或地下时，可用边界积分方程法或有限元法求得点电流源激励下的地下任意两点间的电位差.本文选用边界积分方程法，该方法能对任意层数的一维及二维介质进行模拟，且其在理论和数值模拟两方面的准确性已被证明 (毛先进，鲍光淑，1998).求得地下各层分界面上分别与M，N水平坐标相同的两个网格节点间的电位差后，根据式 (1)，(3)，(4) 计算得到探测深度.
2. 计算结果
2.1 均匀半空间
我国地电阻率观测中半供电极距L为500 m左右，表 1给出了目前常用装置 (装置参数分别用C1，C2，C3，C4，C5表示，下同) 在不同埋深时探测深度z的计算结果.探测深度随埋深的变化见图 1.
表 1 几种常用观测装置在井下的探测深度 (均匀半空间)Table 1. The borehole probing depths of several common observation configurations (homogeneous half-space)装置电极埋深
h/mC1
(L=150 m，
a=25 m)C2
(L=300 m，
a=75 m)C3
(L=400 m，
a=75 m)C4
(L=500 m，
a=125 m)C5
(L=600 m，
a=125 m)0 148.2 292.1 394.1 486.8 589.0 10 148.8 292.3 394.3 486.9 589.1 20 150.2 293.1 394.8 487.4 589.5 50 160.3 298.4 398.8 490.6 592.2 100 190.9 316.3 412.5 501.8 601.5 200 276.5 378.1 462.5 543.9 637.3 300 371.9 459.4 533.4 606.1 691.9 500 569.1 644.2 705.6 765.7 838.2 注：L=AB/2，a=MN/2，下同. ![]()
图 1 几种常用观测装置的探测深度z随电极埋深h的变化 (均匀半空间)Figure 1. The variation curves of probing depths z along with electrode buried depths h of several common observation configurations (homogeneous half-space)由表 1和图 1可知，与观测装置位于地表时 (h=0) 的探测深度z相比，h分别为10，20，50 m时探测深度的增加值依次为0.1—0.6 m，0.5—2.0 m，3.2—12.1 m；h < 100 m时探测深度随埋深的增加速度缓慢，且L越大这一现象越明显；h>100 m时探测深度随埋深的增加速度明显增大.
2.2 水平层状结构
水平层状结构的探测深度与地电阻率的结构有关 (赵和云，钱家栋，1982；霍军廷等，2011)，实际地电阻率的结构因地而异.水平层状电阻率均匀分层结构可定性地分为下伏高阻与下伏低阻两种情形，本文则针对这两种情形分别进行研究.
2.2.1 下伏低阻结构计算结果
给定一个4层电阻率水平层状均匀分层结构，从上至下电阻率依次为80，40，90, 20 Ω·m，第1—3层厚度均为50 m，第4层厚度趋于∞.计算中设定对称四极装置中供电极A，B与测量极M，N在地表或地下同一深度，不同装置 (C1，C2，C3，C4，C5) 在不同埋深时探测深度z的计算结果见表 2，探测深度随埋深的变化情况如图 2a所示.
表 2 几种常见观测装置在井下的探测深度 (下伏低阻)Table 2. The borehole probing depths of several common observation configurations (underlying low resistivity structure)装置电极埋深
h/mC1
(L=150 m，
a=25 m)C2
(L=300 m，
a=75 m)C3
(L=400 m，
a=75 m)C4
(L=500 m，
a=125 m)C5
(L=600 m，
a=125 m)0 184.4 344.3 458.2 551.3 645.0 10 184.9 344.6 458.5 551.5 645.2 20 186.2 345.3 459.0 551.8 645.6 50 194.9 350.0 462.3 554.7 647.8 100 221.5 365.3 473.6 563.9 655.7 200 297.7 419.4 516.3 600.0 686.4 300 377.9 477.6 563.2 639.6 720.6 500 570.2 646.9 712.9 773.8 841.1 ![]()
图 2 几种常用观测装置的探测深度z随电极埋深h的变化(a) 下伏低阻; (b) 下伏高阻Figure 2. The variation curves of probing depths z along with electrode buried depths h of several common observation configurations(a) Underlying low resistivity structure; (b) Underlying high resistivity structure由表 2和图 2a可知，与观测装置位于地表时 (h=0) 的探测深度z相比，h分别为10，20，50 m时探测深度的增加值依次为0.2—0.5 m，0.6—1.8 m，2.8—10.5 m；h < 100 m时探测深度随埋深的增加速度缓慢，且L越大这一现象越明显；h>100 m时探测深度随埋深的增加速度明显增大.
2.2.2 下伏高阻结构计算结果
将上述下伏低阻结构中底层 (即第四层) 的电阻率改为200 Ω·m，其它各层电阻率及层厚保持不变，依然设定对称四极装置中供电极A，B与测量极M，N在地表或地下同一深度处，不同装置 (C1，C2，C3，C4，C5) 在不同埋深时探测深度z的计算结果见表 3，探测深度随埋深的变化见图 2b.
表 3 几种常见观测装置在井下的探测深度 (下伏高阻)Table 3. The borehole probing depths of several common observation configurations (underlying high resistivity structure)装置电极埋深
h/mC1
(L=150 m，
a=25 m)C2
(L=300 m，
a=75 m)C3
(L=400 m，
a=75 m)C4
(L=500 m，
a=125 m)C5
(L=600 m，
a=125 m)0 104.5 162.6 238.8 305.6 388.7 10 104.9 162.7 239.0 305.8 388.8 20 105.8 163.3 239.5 306.2 389.2 50 111.0 167.3 242.4 308.6 391.2 100 124.3 180.3 252.4 317.1 398.1 200 251.1 300.0 351.0 402.4 469.7 300 365.5 424.3 472.5 516.3 572.1 500 568.0 632.2 681.2 721.9 769.7 由表 3和图 2b可知，与观测装置位于地表时 (h=0) 的探测深度z相比，h分别为10，20，50 m时探测深度的增加值依次为0.1—0.4 m，0.5—1.3 m，2.5—6.5 m；h < 100 m时探测深度随埋深的增加速度缓慢，且L越大这一现象越明显；h>100 m时探测深度随埋深的增加速度明显增大.
3. 讨论与结论
本文以电流的主要分布范围为指标，讨论了均匀半空间和电阻率均匀分层模型中下伏低阻及下伏高阻两种典型结构，并通过模拟计算的方法对不同结构下地电阻率在井下前兆观测中的探测深度进行了初步研究.结果显示，在供电极距为数百米至上千米时，与地表观测相比，井下观测的探测深度的增加值具有如下特点：
1) 对于目前我国常用的观测装置和典型的地电阻率结构来说，当装置电极埋深h≤100 m时，与观测装置位于地表时相比，探测深度随埋深增加的速率比埋深h>100 m时小得多.作者此前对其影响系数的研究 (毛先进等，2014) 也得到相似的结论：对于均匀分层结构，在装置电极埋深h≤100 m时基底层 (最下层) 的影响系数随埋深的增加速率比埋深h>100 m时小得多，同时表层介质的影响系数还呈现“减小—增加—减小”起伏变化的现象.
2) 当供电极距在数百米至上千米、装置电极埋深在50 m以内时，与地表观测相比，其探测深度的增加很小，最大只有十余米，且当装置电极埋深相同时，供电极距越大，探测深度的增加值越小.这表明，虽然这样的装置电极埋深对减小来自地表的干扰是有利的，但从获得深部电阻率变化信息的角度来看，并不能达到井下观测的目的.
3) 当装置和电极埋深均相同时，下伏高阻结构的探测深度最小，下伏低阻结构的探测深度最大，均匀半空间的探测深度介于二者之间.比较表 2与表 3可知，按照本文选取的典型地电结构参数，在装置相同的情况下，下伏低阻结构中装置电极埋深为100 m时的探测深度与下伏高阻结构中装置电极埋深为200—300 m时的探测深度相当.实际上，下伏高阻结构是一种比较常见的情形，在这种情况下要增加探测深度就需要加大装置电极埋深.
根据上述特点，本文认为，为获得深部电阻率的变化信息，在井下观测中观测装置应达到一定的埋深，才能获得与地表观测相比更有意义的探测深度.为此，首先需要查明测区电性结构，然后通过计算分析，确定井下地电阻率观测的装置电极埋深.对于我国目前常用的观测装置 (供电极距为数百米至上千米)，在均匀分层电性结构下：当观测区为下伏低阻结构时，装置电极埋深应不小于100 m；当观测区为下伏高阻结构时，装置电极埋深应不小于200 m.
需要指出的是，本文仅计算了给定分层参数时两种典型电性结构下 (高阻、低阻) 的装置电极埋深结果，并不能代表所有的高阻或低阻分层结构的情况.对于不同台址，由于电性分层结构存在差异，因此合理的装置电极埋深亦有所差异，应通过具体的计算分析而确定.
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图 1 研究区域的构造背景及台站和非火山型微震颤（NVT）事件分布
（a） 研究区台站和NVT震中分布；（b） 区域构造背景；（c） 触发NVT的4次地震位置示意图；（d） AA′ 剖面上的NVT事件的震源深度分布
Figure 1. Tectonic settings and distribution of stations and non-volcanic tremor （NVT） locations
（a） Distribution of seismic stations and locations of NVTs；（b） Regional tectonic settings；（c） Schematic diagram for location of four earthquakes that triggered NVT；（d） Distribution of NVT depths along the cross-section AA′
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图 2 2011年东日本MW9.1地震波形频谱分析图
（a） TPUB台站记录到的地震原始波形；（b） 2—8 Hz滤波后波形；（c） 频谱图
Figure 2. The spectrogram of Tohoku earthquake on 11 March 2011
（a） Broad-band seismogram recorded at station TPUB；（b） 2−8 Hz bandpass-filtered seismogram； （c） The spectrogram of seismogram at station TPUB
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图 3 4次NVT事件的定位示意图
（a） 东日本MW9.1地震触发事件；（b） 苏门答腊MW8.6地震触发事件；（c） 所罗门群岛MW7.6地震触发事件；（d） 尼泊尔MW7.9地震触发事件
Figure 3. The schematic diagrams of locating four NVT events
（a） NVT triggered by MW9.1 Tohoku earthquake；（b） NVT triggered by MW8.6 Sumatra earthauake； （c） NVT triggered by MW7.6 Solomon earthquake；（d） NVT triggered by MW7.9 Nepal earthquake
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图 4 2011年3月11日东日本大地震触发的NVT事件波形图
（a） 各台站南北向分量2—8 Hz带通滤波后的波形图，波形左侧为台站名及其距NVT震源距离；（b） 仪器校正后距离NVT震源最近台站的径向、垂向、切向的波形及滤波后波形，红色、黑色箭头分别指勒夫波（4.1 km/s）和瑞雷波（3.5 km/s）理论到时，下同
Figure 4. Tremor triggered by the Tohoku earthquake on 11 March 2011
（a） The 2−8 Hz bandpass-filtered seismograms of N-S component， The hypocentral distance between each station and tremor source is shown next to the station name on left of each trace；（b） The radial，vertical and transverse component seismograms，in which instrument response has been removed，recorded at the nearest station and bandpass-filtered seismograms The red and black vertical arrows indicate the predicted arrivals of the Love and Rayleigh waves with the apparent velocity of 4.1 and 3.5 km/s，respectively，the same below
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图 5 2012年4月11日苏门答腊岛地震触发NVT事件波形图
（a） 各台站南北向分量2—8 Hz带通滤波后的波形图；（b） 仪器校正后距离NVT震源最近台站的径向、垂向、切向的波形及滤波后波形
Figure 5. Tremor triggered by the Sumatra earthquake occurred on 11 April 2012
（a） The 2−8 Hz bandpass-filtered seismograms of N-S component；（b） The radial，vertical and transverse component seismograms，in which instrument response has been removed，recorded at the nearest station and bandpass-filtered seismograms
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图 6 2014年4月12日所罗门群岛地震触发的NVT事件波形图
（a） 各台站南北向分量2—8 Hz带通滤波后的波形图；（b） 仪器校正后距离NVT震源最近台站的径向、垂向、切向的波形及滤波后波形
Figure 6. Tremor triggered by the Solomon earthquake on 12 April 2014
（a） The 2−8 Hz bandpass-filtered seismograms of N-S component；（b） The radial，vertical and transverse component seismograms，in which instrument response has been removed，recorded at the nearest station and bandpass-filtered seismograms
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图 7 2015年4月25日尼泊尔地震触发的NVT事件波形图
（a） 各台站南北向分量2—8 Hz带通滤波后的波形图；（b） 仪器校正后距离NVT震源最近台站的径向、垂向、切向的波形及滤波后波形
Figure 7. Tremor triggered by the Nepal earthquake on 25 April 2015
（a） The 2−8 Hz bandpass-filtered seismograms of N-S component；（b） The radial，vertical and transverse component seismograms，in which instrument response has been removed，recorded at the nearest station and bandpass-filtered seismograms
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图 8 TPUB台站记录到的大地震径向 （a）、垂向 （b） 和切向 （c） 分量的PGV、动态应力及信噪比分布图
背景噪声分析时窗长度为远震事件发震前600 s
Figure 8. The scattergram of PGV，dynamic stress and signal-to-noise ratio for the radial （a），vertical （b） and tangential （c） components of the earthquakes recorded by the station TPUB
The ambient noise level of each event is calculated from a 600 s time window before the occurrence of each main shock
表 1 台湾地区一维速度模型（Wu et al，2007）
Table 1 1-D velocity model in Taiwan region （Wu et al，2007）
vP/（km·s−1） vP/vS vS/km·s−1 深度范围/km vP/（km·s−1） vP/vS vS/km·s−1 深度范围/km 3.82 1.74 2.20 0—2 6.13 1.75 3.50 21—25 4.93 1.68 2.93 2—4 6.25 1.71 3.65 25—30 5.51 1.70 3.24 4—6 6.54 1.73 3.78 30—35 5.63 1.70 3.31 6—9 7.03 1.75 4.02 35—50 5.83 1.76 3.31 9—13 8.00 1.74 4.60 50—70 5.99 1.75 3.42 13—17 8.34 1.73 4.82 70—80 6.06 1.75 3.46 17—21 
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表 2 触发NVT的四次远震事件信息概要
Table 2 General information of the four NVT-triggered teleseismic events
发震时间 地点 震中位置 震源深度/km MW 震中距/° TPUB台站
反方位角/°年−月−日 时：分：秒 北纬/° 东经/° 2011−03−11 5：47：32.8 日本本州岛东岸近海 37.52 143.05 20.0 9.1 23.893 48 2012−04−11 8：39：31.4 苏门答腊岛北部西岸远海 2.35 92.82 45.6 8.6 34.049 236 2014−04−12 20：14：49.9 所罗门群岛 11.35 162.24 27.3 7.6 53.327 126 2015−04−25 6：11：58.6 尼泊尔 27.91 85.33 12.0 7.9 32.092 286 注：表中震中距是以TPUB台站为标准计算得到的。
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