地壳介质中遍布大量定向排列的EDA (Extensive-Dilatancy Anisotropy, 张性扩容各向异性) 微裂隙 (Crampin and Atkinson, 1985)，在区域主压应力的作用下，地壳岩石中裂隙的定向排列形成了地震各向异性.S波在各向异性介质中传播时，会分裂成一对偏振方向近似正交且速度不同的快、慢波 (Crampin and Zatsepin, 1997)，在上地壳中观测到的S波分裂现象，主要是由地壳岩石里存在着大量近垂直、平行排列的微裂隙或孔隙造成的 (Crampin and Atkinson, 1985; Gao and Crampin, 2004).S波分裂的两个重要参数是快波偏振方向和慢波到时延迟，利用快波偏振方向可以估计裂隙排列的走向或最大水平主应力的方向 (Silver and Chan, 1991)；慢S波到时延迟的变化则是对应力强度的一种估测，或者可以看成是沿着射线路径上，由裂隙分布的几何形态反映出来的应力效应，可以有效地反映震前的应力积累以及震后应力释放的过程 (丁志峰等, 2008; 常利军等, 2010).研究表明：介质的各向异性与地壳的运动特征有密切的关系，并且受到地质结构、断裂分布和应力场的影响 (Crampin and Peacock, 2008)，S波分裂参数与断裂的性质有密切关系，可以很好地体现当前断裂的活动特征 (Gao and Crampin, 2003; 吴晶等, 2007; Gao et al., 2011).Boness和Zoback (2006)总结了上地壳的各向异性成因主要受两种机制影响，即应力控制和结构控制的各向异性.通常，台站位于断裂带上，快波偏振方向与断裂走向一致，各向异性受到断裂结构的影响；当台站不在断裂带上或距断裂带有一定距离时，快波偏振方向与区域最大主压应力一致，各向异性受到区域应力场的控制.S波分裂对于研究上地壳应力场特征和区域构造特征有重要意义 (高原等, 1995; Cochran et al., 2003).

龙门山断裂带位于南北地震带的中段，地处四川盆地和青藏高原东缘的交接地带，受到四川盆地的强烈阻挡和青藏块体SE向挤压的双重影响 (邓起东等, 2002; 徐锡伟等, 2008; 王椿镛等, 2015).本文的研究区位于龙门山断裂带中段 (图 1b)，该区域的最大主压应力方向和主压应变方向均为NW向 (刘峡等, 2014)，与该地区受到青藏高原SE向挤压作用的主压应力方向一致.龙门山断裂带呈NE-SW向展布，平均海拔约4000 m，全长约560 km，宽30~60 km，断裂带由三条近乎平行展布的逆冲兼右旋走滑断裂构成，自北向南分别是汶川—茂县断裂 (龙门山后山断裂带)，分隔了龙门山逆冲构造带和松潘—甘孜造山带；北川—映秀断裂 (龙门山中央断裂)，分隔了后山断裂和前山断裂；灌县—安县断裂 (龙门山前山断裂带)，分隔了前山断裂和四川盆地 (张培震等, 2008).前山断裂带受到北川附近的NW向走滑断层和都江堰附近的NW向三江口断层切割的双重影响，可以进一步划分为北段、中段和南段 (Jin et al., 2010).

图 1

Fig. 1

图 1 本研究使用的区域台网的固定台站、短周期台阵 (JL)、天池微震台阵 (TC) 的分布和WFSD的位置 (a) 研究区域的位置，红色矩形代表本文的研究区域；(b) 固定台站的分布，红色钻井图标代表汶川断裂带科学钻探井孔 (WFSD) 的位置，红色五角星代表汶川地震破裂的初始位置，蓝色三角形代表固定台站，大圆圈代表汶川余震ML≥5.0级的地震，小圆圈代表ML≥3.0级的地震，一对粗黑箭头是区域的主压应力方向，黑色矩形代表短周期台阵所在的区域；(c) JL台阵的分布，黑点代表图 7中的三个地震事件，红色三角形代表短周期台站，蓝色三角形代表固定台站，黑色矩形代表TC台阵所在区域，即四川省绵竹市天池乡；(d) TC台阵的分布，黑色三角形代表微震台，红色三角形代表短周期台站. Fig. 1 Distribution of permanent stations, short period array (JL) and Tianchi microearthquake Array (TC) in the study region and the location of WFSD (a) Location of the study area (red box); (b) Distribution of permanent stations. Red drillings indicate the location of WFSD. Red star indicates initial rupture position of the Wenchuan earthquake. Blue triangles indicate permanent stations. Big circles are the Wenchuan earthquake sequence with ML≥5.0. Small circles are ML≥3.0. A pair of thick black arrows are principal compressive stress in study area. Black rectangle represents the area of short period seismic array; (c) Distribution of JL. Black dots represent three earthquake events in Fig. 7. Red triangles indicate short-period seismic stations. Blue triangle indicates permanent station. Black rectangle represents the area of TC, Tianchi township, Mianzhu city, Sichuan Province; (d) Distribution of TC. Black triangles indicate microearthquake stations. Red triangles indicate short-period seismic stations.

灌县—安县断裂 (图 1c) 是前山断裂带的中段，位于龙门山中央断裂东侧10~15 km，是龙门山断裂带和成都平原的边界，断裂倾角多为60°~70°，倾角在接近地表的地方比较大，向深部方向则逐渐变缓 (杨光等, 2012).灌县—安县断裂是沿着晚第四纪活动断裂在原处重复发生的断裂，汶川地震正是沿着先前存在的活动断裂发生的大地震事件，例如灌县—安县断裂的向峨—桑枣段也发生了一定程度的破裂，同震位错以垂直位错为主，兼具一定的右旋错动分量，已发现的最大垂直位错达到3 m左右，研究灌县—安县断裂对于了解龙门山断裂带的构造具有极其重要的意义 (陈立春等, 2009).四川省绵竹市天池乡 (图 1d) 位于灌县—安县断裂和北川—映秀断裂之间的地区，东南侧是灌县—安县断裂带上的九龙镇和汉旺镇，北侧是北川—映秀断裂带上的清平乡，天池乡附近有御军门断裂和白云山断裂，该区域以龙王庙—天池逆冲推覆体为主，内部经历了多期复杂的构造变形，表现出多种构造特征 (Meng et al., 2005).

许多学者对汶川地震后的龙门山断裂带及邻区开展了地壳各向异性的研究工作.丁志峰等 (2008)使用可视化方法对汶川地震震源区横波分裂的变化特征进行了研究，结果表明主震前后慢波时间延迟表现出随时间规律性的变化，反映了主震前后震源区应力积累和释放的过程.石玉涛等 (2009)利用汶川地震余震序列资料，使用剪切波分裂系统分析方法 (SAM方法) 分析了龙门山断裂带及周边地区的地壳各向异性特征，表明龙门山断裂带西南段属于逆冲性质，北东段有明显的走滑性质.齐少华等 (2009)分别采用波形互相关和加权叠加方法研究了龙门山断裂两侧地壳各向异性，解释了汶川地震的单侧破裂过程和余震发育的特点.石玉涛等 (2013)对松潘—甘孜地块东部、川滇地块及四川盆地西部进行了地壳各向异性的研究工作，发现S波快波的优势偏振方向受到区域主压应力场和地质构造的影响，会表现出比较复杂的特点.高原等 (2013)对龙门山断裂带中南段进行了地壳S波分裂分析发现，龙门山断裂带的地壳主压应力方向和断裂之间有着密切联系.

汶川M_S8.0大地震发生后，余震频发，为探究汶川地震发震断层的深浅构造关系，了解断裂带介质物理性质的动态变化，给汶川地震成因机理的研究提供基础资料及科学依据，中华人民共和国科学技术部、国土资源部和中国地震局联合实施了“汶川地震断裂带科学钻探工程 (WFSD)”，在北川—映秀断裂和灌县—安县断裂附近的4口深钻数据的基础上，开展地质构造、地震物理、岩石力学、流体作用和流变学等多学科研究 (叶庆东, 2014).WFSD-3是灌县—安县断裂带上的主孔，钻探结果显示 (邹长春等, 2012)，该孔主体位于灌县—安县断裂的上盘.为了配合这项钻探工程并对井孔附近微震台阵观测及余震进行相关的研究工作，中国地震局地球物理研究所于2009年在四川省绵竹市、什邡市一带架设了短周期台阵 (JL)，共17套短周期数字地震仪；于2012年在四川省绵竹市天池乡架设了天池微震台阵 (TC)，共15套微震仪器.微震观测可以监视断裂带岩层微小的破裂长期发展演化的过程，对地层破裂的发展程度进行连续成像，微震的观测在岩土、矿山安全监测、石油资源探测等方面已经得到广泛的应用 (叶庆东等, 2014)，但大地震之后，在小区域内布设密集的微震台站对天然地震进行监测则为数不多.本文基于天池微震台阵、短周期台阵记录的近震数据，进一步结合龙门山断裂带中段两侧的区域台网固定台站的近震数据资料，通过S波分裂计算，得到其上地壳各向异性参数，并分析了研究区的上地壳各向异性特征，有助于了解该区域的深部速度结构以及构造和应力分布的关系.

本文的研究数据分为三个部分，即天池微震台阵 (TC)、短周期台阵 (JL) 和区域台网的固定台站的近震数据.TC台阵的15套观测仪器均采用南非IMS公司生产的矿山地震仪，地震计型号是G4.5，数采型号是GS，记录类型为速度记录，频带3~2000 Hz，采样率为1500 Hz.密集的微震台站布设 (台间距为200~300 m)，有利于分析区域精细的地下结构特征，叶庆东等 (2016)对微震台阵进行了定位，震源主要分布在上地壳3~10 km的深度，微震震级M_W为-1~2，本文选用TC的2012—2014年数据资料，由于微震台阵供电系统出现故障，导致2012年7月—2013年3月和2013年11月—2014年2月期间数据中断.JL台阵的17套地震计均采用英国Guralp公司生产的CMG-40T短周期地震计，数采类型为美国Ref Tek生产的Ref Tek-130B，频带0.5~100 Hz，采样率为50 Hz，台站之间平均间隔3~4 km，可以实现对微小地震的监测，郑晨等 (2015)对短周期台阵的定位结果显示震源的优势深度范围是5~15 km，震级M_L为0~3，本文选用短周期台阵2010—2013年数据资料.为对比龙门山断裂两侧各向异性特征，增加了8个区域台网的固定台站：AXI (安县) 台、CD2(成都) 台、JJS (中江) 台、MXI (茂县) 台、QUS (曲山) 台、WCH (汶川) 台、YZP (都江堰) 台、ZDC (遵道场) 台，选用固定台站2013—2015年的数据资料.

利用S波分裂分析上地壳介质的各向异性必须要求地震记录在横波窗内，所谓横波窗是S波到记录台站的入射角锥形体，其顶角由sin^-1(V_P/V_S) 确定，V_P和V_S分别是震源到台站的地壳介质P、S波速度，对于泊松介质 (泊松比为0.25) 锥形体顶角大约35°，锥体内的S波的地表记录不会受到S-P转换波的干扰.然而，由地表低速层造成的射线弯曲通常在实际工作中会适当扩展横波窗的角度 (Menke et al., 1994; Crampin and Peacock, 2005)，本文选择入射角≤45°的波形资料.

郑勇等 (2009)认为龙门山中段20~30 km深度上有壳内低速层，赵珠等 (1997)结合人工地震测深数据和天然地震给出了龙门山断裂带的P波、S波地壳平均速度模型 (表 1).本文大多数台站位于龙门山断裂带的山区，其下方的沉积层很薄 (张森, 2013; 王芃等, 2014)，厚度远小于S波波长，所以沉积层对本文各向异性的测量结果影响较小.

表 1(Table 1)

表 1 参考平均速度模型 (赵珠等, 1997) Table 1 Average velocity reference model (after Zhao et al., 1997) P波 S波 分层 深度/km VP/(km·s-1) 分层 深度/km VS/(km·s-1) 沉积层 0.00~2.94 4.88 沉积层 0.00~2.95 2.86 上地壳 2.94~8.34 5.80 上地壳 2.95~8.48 3.40 8.34~21.70 6.04 8.48~21.37 3.55 下地壳 21.70~43.09 6.82 下地壳 21.37~43.00 3.98

表 1 参考平均速度模型 (赵珠等, 1997) Table 1 Average velocity reference model (after Zhao et al., 1997)

快波偏振方向和快慢波之间的到时延迟是S波分裂最重要的特征参数.上地壳S波分裂参数的测量可以通过以下两种方法获取，即可视化测量方法 (Chen et al., 1987; Peacock et al., 1988; Liu et al., 1997) 和计算程序自动测定方法 (Shih et al., 1989; Gao et al., 1998).可视化测量方法是对S波分裂进行偏振分析的一种方法，其分析过程的每一步都要经过测量和分析检验，整个过程都是“可视化”的，基于这种偏振分析的测量方法可以提高结果的可信度.Volti和Crampin (2003)比较了自动的互相关函数方法和可视化测量方法的结果后，认为可视化测量方法更实用和可信.

下面以天池微震台阵TC06和短周期台站JL02为例给出利用可视化测量方法在三分量地震记录中进行S波分裂测量的具体步骤 (丁志峰等, 2008; 常利军等, 2010, 2015)：

(1) 地震记录中地震波达到的初动要清晰可靠，以此来估算出地震射线的入射方向.利用P波初动的水平分量 (南北分量和东西分量) 和垂直分量测量出地震射线的入射角度，并且保证P波初动的垂直分量>两倍水平分量 (图 2a、图 3a)，这样就可以判断到来的地震记录是否在横波窗内.

图 2

Fig. 2

图 2 S波分裂分析过程，以天池微震台阵TC06为例 (a) 原始地震波形的三分量记录图；(b) 水平分量的地震记录图；(c) 水平面内的S波质点运动图；(d) 将水平向记录旋转至快波偏振方向的地震图. Fig. 2 An example of S-wave splitting analysis for a recording at microearthquake array TC06 (a) Three-component records of original seismic waveforms; (b) Horizontal components of seismograms; (c) S-wave particle motion in horizontal plane; (d) Seismograms rotated to fast S-wave directions.

图 3

Fig. 3

图 3 S波分裂分析过程，以短周期台站JL02为例 (其它说明同图 2) Fig. 3 An example of S-wave splitting analysis for a recording at short period seismic stations JL02(Explanations are same as Fig. 2)

(2) 根据水平分量的地震记录选择合适的S波分裂的时间窗口 (图 2b、图 3b)，高的信噪比对于结果的可靠性是相当关键的.

(3) 检查S波质点运动图是否存在两个分裂的波.图 2c、图 3c给出的微震台阵和短周期台站的例子中均存在清晰的NW方向偏振的快波以及与其垂直的慢S波，这样就测得了快波的偏振方向.

(4) 把水平向的地震记录旋转到S波快波和慢波的方向，观察到两个不同到时且波形相似的信号，这样就可以直接从地震记录图上测量到时差 (图 2d、图 3d).最后需要对到时差进行归一化处理，将测量到的到时差除以震源到台站之间射线路径的长度后得到归一化的到时延迟.

本文利用上述可视化测量方法，通过横波窗内S波分裂分析，获得了WFSD-3附近的微震、短周期和固定台站的上地壳各向异性参数，表 2列出了研究区各台站参数和测量得到的S波分裂结果，其中快波偏振方向的单位记为北偏东多少度.

表 2(Table 2)

表 2 研究区域内台站参数及其S波分裂结果 Table 2 Station parameters and results of S-wave splitting beneath the research area 台站 经度/(°E) 纬度/(°N) 快波偏振方向±标准差/(°) 慢波时间延迟±标准差/(ms·km-1) 有效记录个数 TC01 104.120 31.466 100.9±44.0 2.2±1.1 21 TC02 104.121 31.468 110.1±22.5 2.9±1.6 99 TC03 104.122 31.467 73.4±32.4 3.1±2.1 15 TC04 104.123 31.470 86.7±53.6 2.8±1.0 46 TC05 104.121 31.472 72.1±29.1 2.0±1.4 104 TC06 104.119 31.474 115.3±26.8 2.7±1.5 120 TC07 104.120 31.477 51.1±19.2 2.2±0.8 56 TC08 104.121 31.478 87.2±20.8 2.8±1.4 66 TC09 104.120 31.478 55.4±19.8 2.3±1.5 115 TC10 104.117 31.477 142.1±19.9 2.4±1.0 21 TC11 104.115 31.478 118.8±14.5 2.0±1.6 57 TC12 104.117 31.476 128.9±23.5 3.4±2.0 85 TC13 104.112 31.476 123.4±23.9 3.2±1.9 56 TC14 104.111 31.477 117.4±19.5 2.2±1.5 115 TC15 104.111 31.473 119.5±21.8 2.0±1.4 106 JL01 104.11 31.53 96.0±41.4 2.3±1.4 59 JL02 104.10 31.49 128.9±31.8 2.3±1.2 48 JL03 104.17 31.50 63.1±23.5 2.0±1.2 10 JL04 104.19 31.46 61.4±15.7 2.8±1.2 14 JL05 104.17 31.41 60.7±23.5 2.0±0.9 49 JL06 104.14 31.42 49.0±16.1 1.9±0.9 71 JL07 104.02 31.39 39.0±18.9 1.8±0.9 21 JL08 104.05 31.35 53.5±7.5 2.2±0.9 25 JL09 104.00 31.30 39.7±14.2 2.3±0.8 25 JL10 103.98 31.28 38.2±8.8 2.2±1.1 28 JL11 104.02 31.25 45.4±25.6 1.6±0.6 8 JL12 104.04 31.27 43.8±11.8 1.7±0.6 6 JL13 104.08 31.32 68.0±28.0 1.9±0.9 18 JL14 104.10 31.35 52.5±22.1 1.6±0.9 23 JL15 104.12 31.48 135.8±14.4 2.0±1.0 115 JL16 104.17 31.43 56.9±18.2 2.1±0.9 45 JL17 104.11 31.38 44.8±19.4 2.1±1.0 34 AXI 104.4 31.6 69.3±23.6 2.1±1.1 43 CD2 103.8 30.9 72.1±29.3 2.1±1.3 25 JJS 104.6 31.0 22.9±18.3 1.8±1.0 12 MXI 103.9 31.7 48.6±27.9 1.6±0.8 39 QUS 104.5 31.8 59.2±14.8 1.9±1.2 53 WCH 103.6 31.5 46.6±21.1 1.5±0.8 33 YZP 103.6 30.9 11.2±59.5 2.7±1.4 18 ZDC 104.1 31.4 41.6±21.8 2.2±0.8 75

表 2 研究区域内台站参数及其S波分裂结果 Table 2 Station parameters and results of S-wave splitting beneath the research area

图 4、图 5和图 6分别给出了区域台网的固定台站、短周期台阵 (JL) 和天池微震台阵 (TC) 的快波偏振方向和归一化到时延迟的结果.三个不同尺度的台阵其快波偏振方向空间分布特征如下，大尺度的区域台网的固定台站快波偏振方向以NE向为主，与龙门山断裂带走向一致；中尺度的短周期台阵的快波偏振方向主要表现为NE向，与龙门山断裂带走向一致，但是靠近天池微震台阵的两个台站JL02、JL15表现出NW向，与区域最大主压应力方向一致，最北部的台站JL01表现出NE向和NW向两个几乎正交的优势方向；小尺度的微震台阵快波偏振方向表现出东西分区特征，以图 6中的虚线为分界线，东部为NE向，西部为NW向.图 7是天池微震台阵的归一化时间延迟随时间的变化情况，可以看出时间延迟在2012、2013年较为离散，在2014年有收敛的趋势.

图 4

Fig. 4

图 4 固定台站等面积玫瑰投影 黑色线段表示S波分裂的参数，方向代表快波的偏振方向，黑色线段长度正比于慢S波的归一化时间延迟，蓝色三角形代表固定台站，红色矩形代表短周期台阵所在区域. Fig. 4 Equal-area rose project diagrams of fast S-wave polarizations at permanent stations Black lines represent parameters of S-wave splitting. Directions of lines are the polarization directions of fast S-waves. Length of black lines is proportional to the normalized delay times of slow S-waves. Blue triangles indicate permanent stations. Red rectangle represents the area of short-period seismic array.

图 5

Fig. 5

图 5 短周期台阵 (JL) 等面积玫瑰投影 蓝色三角形代表固定台站，红色三角形代表短周期台站，绿色矩形代表TC. Fig. 5 Equal-area rose project diagrams of fast S-wave polarizations at short period seismic array Blue triangle indicates permanent station. Red triangles indicate short-period seismic stations. Green rectangle represents TC.

图 6

Fig. 6

图 6 天池微震台阵 (TC) 的等面积玫瑰投影 虚线代表本研究得到的S波快波优势偏振方向分界线，黑色三角形代表微震台，蓝色三角形代表短周期台站. Fig. 6 Equal-area rose project diagrams of fast S-wave polarizations of TC Dashed line is the boundary of preferred polarization directions of fast S-wave form this research. Black triangles indicate microearthquake stations. Blue triangles indicate short-period seismic stations.

图 7

Fig. 7

图 7 天池微震台阵 (TC) 的归一化时间延迟随时间的变化 黑点代表微震台阵的1082个有效记录，红点代表每天的有效记录得到的归一化到时延迟的平均值. Fig. 7 Temporal changes of the normalized delay times at microearthquake array (TC) Black dots represent 1082 events at microearthquake array. Red dots represent average normalized delay times of all events each day.

近年来的研究发现 (Gao et al., 2011; 高原等, 2013; 常利军等, 2015)，近垂直入射的S波快波偏振方向可能平行于台站所在位置的最大主压应力方向，位于活动断裂上或者活动断裂附近的台站，其快波偏振方向可能与断裂的走向一致.本文研究区的大部分台站，如WCH台、MIX台、QUS台、ZDC台、短周期台JL03-14、JL16-17，其快波偏振方向为NE向，与龙门山断裂的走向一致，其中AXI台、MXI台、WCH台的快波偏振方向与石玉涛等 (2013)的结果一致，快波偏振方向与龙门山断裂带的走向一致反映了研究区上地壳各向异性主要受控于结构控制的各向异性.短周期台站JL02、JL15的快波优势偏振方向为NW向，与该区域主压应力场的方向基本一致，说明区域应力场对研究区上地壳各向异性也有影响.而位于研究区小区域密集分布的微震台站的分裂结果表现出东西分区的特征，以图 6中的虚线为界，东部的TC03、TC05、TC07-09为NE向，与断裂走向一致，其各向异性主要受控于结构控制的各向异性，西部TC02、TC06、TC10-15的快波优势偏振方向为NW向，与区域最大主压应力一致，体现了其各向异性受控于区域构造应力场的作用.对于小尺度的密集分布的微震台阵，可以将小区域内精细的上地壳各向异性特征表现出来，体现出微震台阵的优势.

通过分析本文的测量结果，研究区大部分台站的快波优势偏振方向明显，只有短周期台站JL01和天池微震台TC01、TC04的快波偏振方向较为离散.靠近微震台阵的两个台站JL02、JL15以及微震台阵西部的台站都表现出NW向，与区域最大主压应力方向一致，最北部的短周期台站JL01表现出NE向和NW向两个几乎正交的优势方向，这可能是台站JL01相较于快波偏振方向NE向的短周期台站在地理位置上距离微震研究区更近，受到NW向的区域应力场作用，JL01台位于龙门山中央断裂上，同时又受到中央断裂的影响，因此其快波偏振方向显示出两个近乎正交的偏振方向.复杂的局部构造和纵横交错的断裂分布会造成应力的复杂化，使得台站下方的快波偏振优势方向和当地的主要活动断裂走向或与区域最大主压应力结果不一致 (高原等, 1999; 赖院根等, 2006; Gao et al., 2012)，例如CD2台显示出E-W向的偏振方向，与区域主压应力方向和龙门山断裂带的方向均存在差异，又如YZP台快波平均偏振方向虽然为NE向，但是YZP台玫瑰图显示其快波偏振方向比较离散，显示出两个N-S向和E-W向的偏振方向，同样与主压应力方向和龙门山断裂的方向不一致.对比张永久等 (2008)和石玉涛等 (2013)的结果，可以发现YZP台的结果同样比较离散，造成这种结果的原因可能是YZP台接近盆地的边缘，其台基受到了盆地边缘沉积盖层的影响，使得该台波形非常复杂 (张永久等, 2008).JJS台位于四川盆地内部，受到龙泉山断裂的影响，其快波偏振方向近似N-S向，平行于龙泉山断裂，与石玉涛等 (2013)NE向的结果存在一定的差异，可能是由于所用资料时间段不一致造成的影响.

研究区上地壳的各向异性受到复杂的断裂构造、应力场环境因素的影响，在局部地区的快波偏振方向呈现出不同的特征，这种特征在最新的研究结果 (常利军等, 2015; 郭桂红等, 2015; 太龄雪等, 2015) 均得到体现.如常利军等 (2015)对芦山M_S7.0地震的S波分裂的时空变化进行了研究，在研究区东部快波偏振方向为NE向，与龙门山断裂的走向一致，而西部为NW向，与区域主压应力方向一致，在断裂带上的台站则表现出特殊性.

利用S波分裂研究上地壳特性和应力状态，尤其对研究小尺度的应力环境特征非常有效，通过分析微震台阵的归一化时间延迟随时间的变化情况可以反映区域应力场的变化情况.时间延迟对时间变化比较敏感，一般情况下，地震前时间延迟会随着应力积累而增加，主震后，地壳应力得到了增强，时间延迟达到最高值，一段时间后随着余震活动导致的应力释放，台站的时间延迟会逐渐减小趋于稳定的状态 (Crampin et al., 1999; Gao and Crampin, 2003; 常利军等, 2015).图 7给出了天池微震台阵的慢S波归一化时间延迟随时间的变化情况，微震台阵的平均时间延迟是2.5 ms·km^-1，2012、2013年的高值达到了7 ms·km^-1，2014年仅为5 ms·km^-1；2012和2013年的归一化时间延迟分布比较离散，2014年的分布较为收敛，这一结果反映了强震后该区域应力场状态逐渐稳定的趋势.选取2012—2014年期间距天池乡较近的三个M_L≥4.0的地震事件 (图 1c)，在图 7的垂直黑色箭头所示的三个地震事件前后，时间延迟没有看到明显的变化，这可能是这些地震事件发生于汶川地震后相当长一段时间，该区域的应力场已经逐渐趋于稳定.

本文基于WFSD-3附近的微震台阵、短周期和区域台网的固定台站记录的近震数据，通过S波分裂分析，获得了研究区上地壳各向异性特征.不同尺度台阵的分裂结果对研究区上地壳各向异性特征分辨率不同.大尺度的区域台网和中尺度的短周期台阵的结果主要体现了研究区整体的上地壳各向异性特征，快波偏振方向主要为NE向，与龙门山断裂走向一致，反映了处于活动断裂带的上地壳各向异性主要受控于结构控制的各向异性；位于短周期台阵北部的小区域密集分布的微震台站，其分裂结果表现出东西分区的特征，东部为NE向，与断裂走向一致，其各向异性主要受控于结构控制的各向异性，而西部为NW向，与区域最大主压应力一致，体现了其各向异性受控于区域构造应力场的作用.对于小尺度密集分布的微震台阵，可以将小区域内精细的上地壳各向异性特征表现出来，体现了微震台阵的优势.

通过慢S波时间延迟的测量分析显示，微震台阵的归一化时间延迟在2012、2013年高值较大，有效记录分布较为离散，2014年的高值较小，有收敛的趋势，反映了强震后该区域的应力场逐渐稳定的趋势.

感谢中国地震局第一监测中心叶庆东博士提供的微震定位结果，感谢中国地震局地球物理研究所周晓峰工程师为确保获取高质量的地震数据付出的努力，感谢审稿专家提出的宝贵意见和建议.