在应力作用下，中上地壳介质中广泛分布的微裂隙会沿一定优势方向定向排列，这种定向排列的微裂隙使得地壳介质具有各向异性特征(Crampin et al., 1985).当地震横波穿过地壳各向异性介质时，会分裂成偏振方向近似垂直、传播速度不同的快、慢两列波，这种现象被称为横波分裂，其为各向异性在地震波记录图中最明显的表现形式.通过对地震波形数据进行横波分裂分析可求取两个重要的各向异性参数——快波(快横波)偏振方向和慢波(慢横波)延迟时间.快波偏振方向反映了微裂隙定向排列或最大水平主压应力方向，可以用来估测区域应力场分布和断裂的活动特征；慢波延迟时间对应了微裂隙在应力作用下的几何形态，反映了应力的强度和效应(Gao and Crampin, 2008; 吴晶等, 2009).研究表明：地壳各向异性与区域构造活动和地壳应力特征密切相关，受到断裂分布、地质结构和应力场等影响(Crampin and Gao, 2010; 石玉涛等, 2006; 常利军等, 2010; Gao et al., 2011; 郑拓等, 2017).近震横波分裂参数受到地壳介质中微裂隙的物理特性和所含流体特性的影响，对地壳应力场变化非常灵敏(Crampin and Zatsepin, 1997; Gao and Crampin, 2008)，特别是在强震前后震源区应力场调整期，分裂参数随时间的动态变化特征反映了应力场的积累和释放(Gao et al., 1998; 太龄雪等, 2008; 丁志峰等, 2008; 常利军等, 2010, 2015).横波分裂参数的分布特征与断裂性质密切相关，例如，靠近或位于活动断裂的台站得到的快波偏振方向与断裂走向有关，慢波延迟时间与发震断裂的距离具有相关性，能够很好地体现当前断裂的活动特征(高原等, 2010; 常利军等, 2010).因此，近震横波分裂可以用来分析上地壳介质各向异性特征和区域应力场状态，尤其对分析区域小尺度应力环境特征很有效，特别是通过对强震的前震和余震序列的横波分裂分析，分析横波分裂参数在强震前后的动态变化特征，探讨与强震孕育环境相关的应力场变化.

根据中国地震台网中心测定，2017年8月8日21时19分(北京时间)，四川省阿坝藏族羌族自治州九寨沟县发生M_S7.0地震(简称九寨沟地震)，震中位置为103.82°E，33.20°N，震源深度20 km.在区域构造上，九寨沟地震发生在我国著名的南北地震带中段的东昆仑断裂带东端的岷江断裂、塔藏断裂和虎牙断裂的交汇区域，该区域位于青藏高原东缘的巴颜喀拉块体东北部，区域内断裂构造交错复杂，地震活动频繁(张培震等, 2003; 闻学泽等, 2011).此次地震是继2008年汶川M_S8.0地震和2013年芦山M_S7.0地震后，在巴颜喀拉块体东部发生的又一次≥7级的破坏性地震.地震发生后，许多学者对本次地震开展了研究，并取得了一些重要成果，例如，九寨沟地震为左旋走滑型地震，余震的震源机制却表现出不同的分区特征，余震区中南部以左旋走滑为主，大多与主震震源机制一致，北部的余震震源机制除了走滑型，还有逆冲型和正断型(杨宜海等, 2017; 易桂喜等, 2017)；主震震源深度较深，余震震源深度较浅且余震震源深度由西北向东南逐渐变深(张旭等, 2017)；九寨沟地震属于主震-余震型，余震非常发育，震后仅一个月，发生了3000余次可定位地震，余震呈北西西向的条带状分布，长约42 km，余震北临塔藏断裂，南接虎牙断裂北端(图 1)(房立华等, 2018).九寨沟地震丰富的余震序列为开展震源区横波分裂变化特征分析提供了数据保障.

图 1

Fig. 1

图 1 九寨沟地震震源区背景构造及地震台站、地震震中分布 Fig. 1 Map showing tectonic setting, seismic stations, and epicenters in the source region of the Jiuzhaigou earthquake

九寨沟地震发生后，四川省地震局和甘肃省地震局于当天在震源区开始布设流动地震台站.至8月12日共布设了6个流动台站，其中四川省地震局布设了4个流动台站(L5110, L5111, L5112和L5113，采样率为100 Hz)，甘肃省地震局布设了2个流动台站(L6201和L6202，采样率为100 Hz).L5510、L5511和L5512采用CMG-40TDE(2 s~50 Hz)短周期地震仪，L5113、G6201和G6202采用GL-PS2(2 s~50 Hz)短周期地震仪.流动台站的观测数据实时传回四川省地震局和中国地震台网中心，并在国家数字测震台网数据备份中心实时备份(国家测震台网数据备份中心, 2007; 郑秀芬等, 2009).为分析主震前后横波分裂参数的变化特征，本文还收集了位于震源区的固定地震台JZG台的波形资料，本研究共收集了7个地震台记录的波形资料(图 1).流动台站的记录为2017年8月10日至2017年11月5日，固定台站JZG的记录为2017年1月1日到2017年11月5日.

利用横波分裂求取上地壳各向异性参数时，要求地震记录在横波窗内.这是因为当横波入射到地表时，如果入射角大于临界角就会发生全反射现象.为了避免发生全反射造成波形的畸变，需要选择在横波窗口内的波形数据来分析.对于泊松介质(泊松比为0.25)，横波的入射角窗口约为35°.但是在实际分析中，由于地表低速层造成射线弯曲，可将横波窗口入射角扩展到45°甚至50°(Booth and Crampin, 1985; Crampin and Peacock, 2005).根据这个原则，本文选取入射角≤45°的波形资料，确保所有用于横波分裂的波形记录满足横波窗口的要求.

横波分裂参数可以通过可视化测量方法获得(Chen et al., 1987; Liu et al., 1997; Peacock et al., 1988)，也可以用计算机程序自动测定(Shih et al., 1989; Gao et al., 1998).可视化测量方法是在相关函数的基础上提出的一种分析方法，包括判断地震射线是否在横波窗口内、选择合适的横波窗口、判断横波是否发生分裂和测量快波的偏振方向和慢波延迟时间四个步骤，每一步都要经过人工检验.Volit和Crampin(2003)曾对可视化测量和计算机程序自动测定两种方法对比以后，他们认为可视化方法更实用和可靠.

下面以L6202流动台的一个近震(发震时刻：2017年9月25日14时56分08秒(北京时间)，位置：33.246°N，103.745°E，震源深度：9 km，震级：0.8)为例，给出利用可视化测量方法在三分量地震波形记录中进行横波分裂的具体计算步骤(丁志峰等, 2008; 常利军等, 2010).

(1) 三分量地震波形记录的初动信号要清晰可靠，以便用来估算地震射线的入射方向.用P波初动的水平分量(EW和NS分量)和垂直分量(UD分量)测量地震射线的入射角，要求P波初动的垂直分量应大于两水平分量的两倍(图 2a)，以保证所用的地震波在横波窗内.

图 2

Fig. 2

图 2 横波分裂分析过程：以L6202台的一次余震记录为例 (a)原始波形的三分量记录图；(b)两个水平分量的地震记录图；(c)水平面内的横波质点运动图；(d)将水平向地震记录旋转至快、慢波方向的地震图；(e)直方图显示了用于分析研究的地震事件震源深度分布，地震主要分布在20 km以上. Fig. 2 An example of shear wave splitting analysis for a record at station L6202 (a) Three-component records of original seismic waveforms; (b) Two horizontal components of seismograms; (c) Shear wave particle motion in horizontal direction; (d) Seismograms rotated to the fast and slow shear wave directions; (e) Histogram showing focal depth distribution of seismic events used in this study, which are mainly within the top 20 km.

(2) 根据两个水平分量(EW和NS分量)的地震记录确定合适的横波分裂窗口，高的信噪比对获得可靠的结果非常重要(图 2b).

(3) 通过检查横波质点运动图来判断是否存在横波分裂现象.图 2c给出的横波质点运动图为椭圆，而且图中存在清晰的沿NNE方向偏振的快波和与其垂直的NWW方向偏振的慢波，这样就测得了快波偏振方向.

(4) 将两个水平向的地震图旋转至快波和慢波方向，就可以清晰地观察到两个到时不同但波形相似的记录，此时可以直接从地震图上测量两列波的到时差，得到慢波延迟时间(图 2d).测得的延迟时间根据震源到接收台站的射线路径长度进行归一化处理.

由于L6201距离震中较远，未找到满足横波窗要求的波形记录，因此，本文对其他6个地震台站的波形资料开展了横波分裂测量.利用上述可视化测量方法，从大量记录中选取了位于横波窗内的近台横波记录数据，通过测量和检验，最后得到了L5110，L5111，L5112，L5113，L6202和JZG共6个台站的横波分裂参数：快波偏振方向和归一化后的慢波延迟时间.表 1列出了震源区各台站横波分裂参数的平均结果，其中快波偏振方向记为北偏东多少度.从表 1可以看出，处于余震区内的3个流动台站(L5111, L5112和L6202)，由于可用于横波分裂的处于横波窗内的有效记录多，每个台站得到的有效记录个数多，最少的L5111台也有202个，L5112台有414个，L6202台多达1806个；余震区外的3个台站(L5113, L5110和JZG)，由于距余震区较远，每个台站得到有效记录较少，L5110台仅得到6个，L5113台相对L5110台距余震区较近，此外余震震源深度分布上南部要比北部深(房立华等, 2018)，尽管相对于位于余震区内3个台站距余震区远，L5113台仍然得到了66个有效记录，对于固定台站JZG，由于记录时间较长(从2017年1月1日至2017年11月5日)，也得到了28个有效记录.

表 1 Table 1

表 1 各台站基本参数与横波分裂参数 Table 1 Station parameters and results of shear-wave splitting 台站 经度/(°E) 纬度/(°N) 快波偏振方向±标准差/(°) 慢波延迟时间±标准差/(ms·km-1) 有效记录个数 L6202 103.7 33.2 0.5±53.8 3.5±1.2 1806 L6201 104.4 33.1 - - 0 L5113 103.7 33.0 74.2±0.3 2.3±0.9 66 L5112 103.8 33.3 21.7±28.8 3.4±1.2 414 L5111 103.9 33.2 174.4±35.6 2.4±0.8 202 L5110 104.2 33.0 79.5±6.3 1.3±0.0 6 JZG 104.2 33.3 136.1±29.0 1.9±0.7 28

表 1 各台站基本参数与横波分裂参数 Table 1 Station parameters and results of shear-wave splitting

图 3给出了九寨沟地震震源区各个台站的快波偏振方向等面积投影玫瑰图分布.从位于余震区的3个台站和余震区附近3个台站的等面积玫瑰图显示，除L6202台有2个快波偏振优势方向外，其余5个台站均只有1个突出的快波偏振优势方向.震源区北部处于余震区内的3个台站(L5111, L5112和L6202)中，台站L5111和L5112的快波偏振优势方向为NNE向，L6202台的快波偏振优势方向除了NNE向，还有一个近EW向的快波偏振优势方向；震源区南部处于余震区外的2个台站(L5110和L5113)的快波偏振优势方向为近EW向；震源区东部的JZG台的快波偏振优势方向为NW向.

图 3

Fig. 3

图 3 九寨沟地震震源区各台站快波偏振方向等面积投影玫瑰图分布 Fig. 3 Rose diagram of distribution of the homolographic projections of fast directions at stations in the source region of the Jiuzhaigou earthquake

根据Wang等(2007)的人工测深剖面得到的地壳结构研究结果，九寨沟地震震源区地壳厚度约为55 km，上地壳和下地壳的分界面埋深约为30 km.基于房立华等(2018)得到的九寨沟地震余震序列精定位结果绘制的震源深度的直方统计图(图 2e)可以看出，本文采用的地震事件震源深度大多在20 km以上，最大不超过30 km，所以测量得到的横波分裂参数反映了上地壳的各向异性特征.九寨沟地震及其余震的震中分布图(图 1)显示，九寨沟地震发生在NW走向、左旋走滑为主的塔藏断裂，近N—S走向、逆冲为主的岷江断裂和NNW走向、左旋走滑为主的虎牙断裂的交汇地带(徐锡伟等, 2017).由于暂未发现与发震断裂相关的同震地表破裂带，发震断裂是哪条断裂带还有待进一步确定，但是根据余震分布特征可以判断发震断裂应该是虎牙断裂北沿方向，NNW走向的断裂带(房立华等, 2018; 徐锡伟等, 2017).余震区中、南部的余震和主震的震源机制解结果主要表现为左旋走滑型，北部除了走滑型，还有逆冲型和正断型，余震区的震源机制表现出不同的南北分区特征(杨宜海等, 2017; 易桂喜等, 2017).

余震区内的三个台站L6202、L5112和L5111中，发震断层东面的两个台站L5112和L5111只有一个突出的快波偏振优势方向(NNE向)，而西面的L6202台有两个快波偏振优势方向(除了NNE向，还有一个近EW向).对于发震断层西面的L6202台，其靠近岷江断裂，它的快波偏振优势方向一个表现为近EW向，与浅源地震的震源机制得到的区域主压应力方向(许忠淮, 2001)以及根据GPS测量得到的主压应变方向(Wang et al., 2001; Chang et al., 2017)基本一致，与巴颜喀拉块体向东推挤的动力背景一致；另一个表现为NNE向，与岷江断裂走向大致一致.对于L6202台快波偏振优势方向的特殊性，其并不是一直都有两个方向，其快波偏振优势方向存在随时间变化的特征.图 4给出了各台的横波分裂参数随时间变化的趋势，对L6202台的快波偏振方向在大约第246天前后存在不同的集中趋势.为了更明显地区分其前后变化特征，本文在图 5中以10天为一个时间段，画出了每个时间段内的快波偏振方向等面积玫瑰图，每个玫瑰图的上面标出了其为第几个时间段和每个时间段内的有效分裂参数个数.从图 5可以看出，第3个时间段内的快波偏振优势方向发生了变化，之前的快波偏振优势方向为近EW向，之后的转向NNE向.为了更精细地分析变化的时间段，将图 5中第三时间段(244-253)中的结果以每2天为一个时间段在图 6中重新绘制了每个时间段内的快波偏振方向等面积玫瑰图，从图 6可以看出，快波偏振方向的转变发生在第246-247天之间.之前的近EW向快波偏振优势方向与区域最大主压应力方向和受印度-欧亚板块碰撞作用驱动的巴颜喀拉块体向东推挤方向一致，可能反映了九寨沟地震的孕育背景.随着九寨沟地震及其余震的发生，受到应力释放和调整作用，之后的快波偏振优势方向逐渐转向NNE向.位于发震断层东面的2个台站L5111和L5112仅表现出一个快波偏振优势方向NNE向，没有显示出发震断层西面L6202台在前期近EW向的快波偏振优势方向，这一特征可能反映了九寨沟地震孕育过程中的驱动作用主要来自西面巴颜喀拉块体的向东推挤，应力在发震断层积累，并受到发震断层的控制，发震断层西部的应力积累效应大于东部.

图 4

Fig. 4

图 4 各台站延迟时间和快波偏振方向随时间的变化图 黑色箭头标示了九寨沟地震的发震时刻. Fig. 4 Temporal changes of the normalized delay times and the fast wave directions at stations The black arrow marks the origin time of the Jiuzhaigou earthquake.

图 5

Fig. 5

图 5 以10天为一时间段L6202台快波偏振优势方向随时间的变化特征 图上括号外数字表示时间段起止天数，括号内数字表示有效记录个数. Fig. 5 Temporal changes of the fast wave directions every ten days at station L6202 The numbers outside parentheses represent the days from start to end of the period, the numbers in parentheses denote the number of valid records.

图 6

Fig. 6

图 6 图 5中L6202台244-253时间段中每2天为一时间段快波偏振优势方向随时间的变化特征 Fig. 6 Temporal changes of the fast wave directions every two days during the time period (244-253) at the station L6202 in Fig. 5

对于余震区外的3个台站JZG、L5110和L5113，震源区东部并靠近塔藏断裂(东)附近的JZG台的快波偏振优势方向为NW向，与塔藏断裂(东)的走向一致，体现了断裂结构控制的各向异性特征；震源区南部的2个台站L5110和L5113的快波偏振优势方向表现为近EW向，与区域主压应力方向一致，体现了区域应力场控制的各向异性特征.对比余震区内和余震区外的快波偏振优势方向的特征分析可以发现，余震区外的各向异性特征符合结构控制和应力场控制的一般规律(Boness and Zoback, 2006)，而余震区内的各向异性特征不符合这个规律，其快波偏振优势方向与断层走向和区域应力场不一致.对于余震区内3个台站快波偏振优势方向特征表现出的特殊性，可能的原因是分布在余震区内3个台站所处区域位于岷江断裂和塔藏断裂，以及发震断裂交汇区域，构造复杂，该区域为九寨沟地震孕育过程中应力积累及主震和余震导致的应力释放和应力场调整的核心区域，表现出的各向异性特殊性受到了复杂的构造和应力作用的共同影响.

从图 4中的左栏图可以看出，快波偏振方向随时间变化有一个特征，流动台L5111、L5112、L5113和L6202在主震后，快波偏振方向离散度较大，但随着时间的推移，离散度有逐渐变小的趋势.这种变化趋势说明九寨沟地震发生后，前期由于主震和强余震，以及相对后期频发的余震，应力释放和调整剧烈，造成快波偏振方向离散度较大，而随着后期余震活动导致的应力释放，余震活动减弱，应力场趋于稳定，快波偏振方向也表现出逐步恢复的趋势.L5110台由于有效记录少，没有显示出这种趋势.尽管JZG台在主震前后都有一些有效数据，也没有表现出这种趋势，主要是因为JZG台距主震和余震区较远，主震和余震区的应力场的剧烈调整对JZG台的各向异性变化影响较小.

上地壳各向异性慢波延迟时间对应了微裂隙在应力作用下的几何形态，反映了应力的强度和效应(Gao and Crampin, 2008).根据表 1统计结果，位于余震区的3个台站L6202、L5112和L5011的慢波延迟时间的平均值分别为3.5 ms·km^-1、3.4 ms·km^-1和2.4 ms·km^-1，位于余震区外的3个台站L5113、L5110和JZG的慢波延迟时间的平均值分别为2.3 ms·km^-1、1.3 ms·km^-1和1.9 ms·km^-1.整体来看，位于余震区台站的慢波延迟时间的平均值大于余震区外的台站，特别是处于余震密集区的台站L6202和L5112的慢波延迟时间的平均值明显大于距余震区较远的台站L5110和JZG，反映了九寨沟地震孕育过程中余震区的应力积累强于其周边区域.

在区域应力的作用下，地壳介质中裂隙的物理特性和流体特性会发生变化，进而影响裂隙的几何形态，慢波延迟时间对这个变化非常敏感，能在一定程度上反映出区域应力的变化特征，特别是大震前后表现出明显的变化特征(Crampin et al., 1999; 丁志峰等, 2008; 常利军等, 2015).图 4右栏图中描述了各台站慢波延迟时间随时间的变化特征，可以看出，除了台站L5110和JZG，台站L6202、L5113、L5112和L5111的慢波延迟时间都表现出明显的随时间逐渐减小的趋势，反映了九寨沟地震发生后的初期，其慢波延迟时间相对较大，随着主震和余震的发生，应力不断释放和调整，应力逐渐减小并趋于稳定.特别是处于余震分布区但不在余震密集区的L5111台，以及距余震区较近的L5113台，它们的慢波延迟时间在后期基本稳定在2.0 ms·km^-1以下.对于处于余震密集区内的台站L6202和L5112，它们的慢波延迟时间最大值在初期分别达到了9.8 ms·km^-1和8.5 ms·km^-1，尽管后期逐渐趋于稳定，但其慢波延迟时间高值仍然可达4.0 ms·km^-1，这说明这两个台站所处的余震分布密集区内应力释放和调整幅度还比较大，还将维持一段时间.L5110台的有效记录少，仅有6条记录，尽管其分布在九寨沟地震发生后的初期，但其慢波延迟时间较小，低于2.0 ms·km^-1，且变化也不明显，这主要是因为L5110台距主震和余震区较远，震源区的应力积累、释放和调整对其影响较小.固定台JZG是震源区唯一一个跨越主震时间段的地震台，本文收集了从2017年1月1日以来的数据.由于距主震和余震区域较远，主震发生前共找到18条符合条件的记录，主震后找到10条有效记录.从图 4可以看出JZG台震前与震后的慢波延迟时间变化并不明显，统计结果也显示慢波延迟时间在主震前的平均值为1.8 ms·km^-1，主震后的平均值为2.0 ms·km^-1，主震前后变化不明显，而且慢波延迟时间也相对较小，这也说明了距主震和余震区较远的区域，九寨沟地震孕震和发生过程中的应力积累、释放和调整对其影响较小.

本文利用九寨沟地震震源区7个台站记录的近震波形数据开展了横波分裂测量，得到震源区上地壳各向异性结果，结果反映了震源区横波分裂的时空变化特征.余震区内各台站表现的各向异性特征受主震和余震发生导致的应力释放和调整的影响较大，而余震区外各台站的各向异性特征主要表现为与附近断裂和区域最大主压应力特征较强的相关性.由于震源区唯一跨越主震时间段的固定台站JZG距主震和余震区较远，没有得到研究区主震前后横波分裂明显的变化特征.本文收集了6个流动台站主震后86天的数据，尽管得到了震源区基本的上地壳各向异性特征，但是随着观测时间的延长和更多资料的积累，可以分析后期更长时间的横波分裂变化特征，后续工作需要进一步跟进.

中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi:10.11998/SeisDmc/SN)、四川、甘肃地震台网为本研究提供地震波形.