2019, Vol. 62
地震各向异性在全球广泛存在，横波分裂观测是揭示地震各向异性基本特征的重要途径(Crampin, 1984; Crampin et al., 2003; Polet and Kanamori, 2002).地壳中横波分裂中的快横波偏振方向和快慢波到时差分别与观测台站下方区域最大主压应力方向和大小有关(Crampin, 1987).然而观测数据显示不同地区、不同台站横波快波偏振方向和快慢波到时差大小呈现出显著的差异.这些差异表明地震各向异性同时受到局部地质条件和构造环境的影响(Hudson et al., 1996; 雷军等，1997；高原和吴晶2008; Saiga et al., 2010).同时，横波分裂特征应与更多、更精细的地层分层和物理状态信息相关联(Bush and Crampin, 1987).
在一个构造相对简单的地区，横波分裂参数显示了较好的一致性(姚陈等，1992；高原等, 1999).然而，在地质构造相对复杂的地区横波分裂特征也随之复杂.在这样的地区，即使构造稳定、地震活动相对平静的观测时间窗内，某个固定台的横波观测参数也常常变化显著(Volti and Crampin, 2003).这种被广泛称为“离散”的特征表现在快慢横波归一化到时差上尤为突出(Liu et al., 1997; Crampin and Peacock, 2005; Crampin and Gao, 2006).而在不同观测点之间，快慢横波归一化到时差的“离散”几乎难以可靠地对比.
多年来，尽管地震学家构建立了多种且不断复杂的介质各向异性物理模型，但“离散”现象并没有随其得到有效的改善(Crampin and Gao, 2006).即使在最接近地表的地壳中，地震学家依据横波分裂参数和各类物理模型所推断的地球介质信息仍然难以与实际地层的细节特征关联在一起.通过横波分裂测量参数所推断的地球介质地震各向异性特征一直未能与区域地质构造及其动力学状态之间建立起具体、明确的关系(Vinnik et al., 2003, Crampin et al., 2004; Crampin and Gao, 2006).
造成上述困境最主要的原因是在大多数观测中没有确定横波分裂来自哪一个深度的地层界面.由于缺少可供对比的各向异性参考界面，因此既无法对比同一个台站下方介质各向异性或应力状态随时间的纵向变化，更无法对比不同台站之间介质各向异性或应力状态在空间上的横向差异.宋承泽和雷军(2017)在详细分析了引起横波分裂到时差离散的基本因素之后，认为引起横波快慢波到时差“离散”的主要成因来自两个方面.一方面是到时差测量离散，主要受到各向异性介质中地震波偏振非正交和分层介质中路径非正交(Li et al., 2010; 雷军，2017)以及滤波窗选取等因素带来的测量离散.另一方面是到时差的“过量归一化”离散，测量得到的快慢波到时差只是横波传播路径上发生横波分裂部分的传播路径引起的，不加区分，简单地使用横波传播全路径长度来进行归一化将产生“过量归一化”现象，这是产生归一化到时差离散现象的另一个重要成因.在此基础上，上述工作提出了解决这两方面横波归一化到时差“离散”的方法，为确定横波分裂发生底界面及其深度奠定了基础.
横波分裂发生底界面深度的确定为跟踪、对比研究地区地壳各向异性及深浅部应力大小随时间变化的特征提供了基本的参考界面，同时也为对比不同观测台站之间地壳介质各向异性的差异提供了可靠的依据.本文在上述工作的基础上，选择北美夏洛特皇后群岛(Haida Gwaii, 图 1)作为研究地区，进一步检验和改进了横波观测到时差与各向异性界面分层参数关系的研究.
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图 1 地震及观测台站分布图 长实线为QCF走滑断层，圆点为横波窗地震事件，五角星为2012年12月28日M7.8地震强震，黑色箭头及数值为太平洋板块与北美板块的相对运动方向和位移.观测台站VIB和DIB用三角形表示. Fig. 1 Map showing the earthquakes and stations in the Haida Gwaii region The solid line is Queen Charlotte Fault (QCF). The circle dots are earthquakes in shear wave window. The star is M7.8 earthquake occurred in 2012-12-28. The arrow and its number are the motion direction and speed of the Pacific-North America. Station VIB and DIB are indicated by triangles. |
研究地区选择的理由如下：首先，北美夏洛特皇后群岛地区的大量前期研究工作结果显示该地区的地质构造和地球物理背景较为复杂(Cassidy et al., 2014; Hyndman，2015).但是，有关夏洛特皇后群岛地区的各向异性和横波分裂研究大部分集中在下地幔区域，与该地区浅部构造的关系并不明确，不能说明和解答该地区浅部与深部构造之间的内在关系.本研究将利用夏洛特皇后群岛的近震直达S波数据，着重分析和研究该地区地壳、岩石圈横波归一化到时差随深度的变化及其空间分布特征，从而确定发生横波分裂的各个地层界面的深度及各个地层的各向异性强度，寻找这些特征与该地区构造运动的相关性，在横波到时差参数与深浅部构造特征之间建立更清晰的图像.同时，还基于该地区观测数据满足以下两个基本条件：(1)该地区地震频繁，数据丰富，原始地震记录提供网络共享；(2)三分量记录采样率达到100 Hz，满足地壳横波分裂观测精度要求.
1 研究地区地震背景、研究方法和横波数据 1.1 研究地区地震背景夏洛特皇后群岛(图 1)是加拿大地震发生频率最高的地区之一.20世纪以来，该地区一共发生了4次7级以上的地震和18次6级以上的地震.其中，1949年发生在北部格雷厄姆岛(Graham Island)西北的M8.1走滑地震和2012年10月28日发生在南部莫尔兹比岛(Moresby Island)西侧的M7.8逆冲地震.前者位于夏洛特皇后断层QCF(Queen Charlotte Fault)上，呈现为完全走滑.此外，格雷厄姆岛附近15个大于4级地震的断层机制解都以走滑为主，其走向与QCF断层方向相近，只有少部分带逆冲分量(Ristau et al., 2007).本研究收集的地震记录显示，该区域所有横波窗地震事件的震源深度均小于50 km.而后者的情况不同，没有任何证据表明该地震与断层QCF有关.并且，其他发生在莫尔兹比岛附近的地震震源机制解也均为高角度逆冲断层(Ristau et al., 2007).与格雷厄姆岛西侧的情况相反，该区域所有横波窗地震事件的震源深度均大于50 km.这些结果显示夏洛特皇后群岛北部格雷厄姆岛和南部莫尔兹比岛的构造背景及断裂具有明确的差异，显示由北向南加深的特征.图 1给出了夏洛特皇后群岛断裂、地震及观测台站分布.
1.2 横波分裂参数测量方法基于观测数据中普遍存在非正交投影，多次分裂以及地层介质不均匀，不同地震快慢横波波形较复杂等原因，本文选取效率不高但误差相对较小，结果相对可靠的“视分析法”(Chen et al., 1987; Liu and Crampin, 1997)，并特别针对非正交投影可能带来的“测量离散”问题进行了改进.
研究中首先筛选横波窗内的地震事件，为尽量减少在分析结果中引入横波窗外地震数据的未知干扰，忽略夏洛特皇后群岛可能存在一定厚度的低速层，将横波窗入射角严格限制在35°以内.并利用P波初动的垂直分量振幅与其水平分量投影振幅之比作为射线入射角的估计(丁志峰等，2008; 常利军等，2015).只挑选P波垂直分量初动尖锐，振幅大于水平分量投影2倍以上的地震事件.需要说明一点，严格限制横波窗35°入射角，一定会在存在上伏软弱地层的区域，减少可利用横波的地震数量并缩小地震的空间范围.但是，它更好地约束了大多数地震以近垂直的路径进入观测台站.从而减少了复杂构造区台站下方可能存在的三维不均匀结构或其他复杂因素的影响，也有利于减少横波到时差数据的离散.
横波归一化到时差是估计介质各向异性强度的重要参数.计算归一化到时差离不开对横波传播路径长度或震源距的估计.假设地震定位准确可靠，那么震源距可以直接通过地震的震中位置和震源深度来估计.但是，震源深度定位误差总是大于震中定位误差.一般情况下地震目录所提供的震源定位结果都是粗略的，震源深度误差较大.在一个构造复杂的地区震源深度的不确定性问题会更加突出.如果没有经过专门的精细定位处理，直接将地震目录的震源深度用于震源距估算将引入较大的误差，也会给相应的横波归一化到时差带来更多的离散.
由于数据所限，本研究中没有对地震事件进行重新的精细定位.所有地震震中位置采用地震目录上的结果.但为了避免上述震源深度定位问题给震源距估计带来的不确定性，本文对震源深度进行了重新估计.具体方法是采用纵横波到时差TS-TP乘以滤波速度(8.7 km·s-1，采用VP=6.4 km·s-1, VS=3.7 km·s-1)估算震源距，并根据该震源距与射线入射角重新估计震源的深度.这种方法在横波分裂研究中已越来越多地被采用(苏金蓉和陈天长，2012；宋承泽和雷军，2017).
除此之外，为确保研究结果可靠，数据筛选中要求所有地震记录上的横波都具有较高的信噪比，使绝大多数记录无需滤波处理就能够比较清晰地辨认快慢横波初动.当遇到部分横波波形简单，但存在仪器零点飘移的长周期干扰或存在其他小振幅高频干扰的记录，在波形分析中采用了以横波主频为中心的带通滤波处理方法，对不同主频的横波采用不同的滤波窗.即如果横波主频为f0，那么滤波窗高端截止频率必须大于2f0，低端截止频率必须小于f0/2(宋承泽和雷军，2017)，距离f0越远对横波的影响会越小.但需要指出的是，对于近场横波记录，滤波并非总是有效的.如果近场记录中存在一些未知干扰波，并且干扰波的主频正好与横波主频接近，那么无论选取什么样的滤波窗都难以获得清晰、可靠的横波初动.因此，需确保滤波处理后的快慢横波的波形及视周期与原始波形及视周期基本保持不变，否则就舍弃.这类经过滤波处理保留的记录大约5~6条，约为总数的10%.
1.3 横波观测数据加拿大国家地震台网CNSN在夏洛特皇后群岛附近布设了两个相距9 km的台站，分别标识为VIB和DIB，均使用Guralp CMG-3T(120 s to 50 Hz)的甚宽频带地震仪，采样频率为100 Hz.本研究从IRIS网站上首先获取了2005年1月1日至2014年12月31日这两个台站附近110 km范围内的地震目录，并进一步下载到2700余条三分量地震记录.每条记录的长度从震前30 s至震后50 s，共计80 s.
依据上述数据分析方法和筛选原则，首先从2700余条地震数据中获得198条横波窗内记录.在此基础上，再从中逐一挑选纵波尾波对快慢横波投影干扰较小，信噪比较高，快慢横波初动清晰的记录用于横波分裂参数测量.最终数据经过了多人、多次独立分析, 舍弃初动不可靠或有争议的数据.最后，得到可用于提取到横波分裂参数的横波记录55条.其中VIB台33条，DIB台22条.
图 2是两个台站的近震横波实例.图 2a1中纵横波到时差为6.55 s，估算震源距为57 km.由P波初动确定的射线入射角为12°，由震源距的投影得到震源深度估算值为55.7 km.同样，由图 2b1得到的纵横波到时差为3.47 s，估算震源距为30.2 km，射线入射角为32°，估算的震源深度为25.7 km.由图 2a2和图 2b2获得的快慢波到时差分别为0.11 s和0.04 s.
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图 2 近震横波实例 (a1)和(b1)分别为VIB台2014-08-13 08:19:04的2.1级地震和DIB台2011-11-10 12:16:15的3.2级地震记录波形.横坐标为时间(s)，纵坐标为振幅(count)；(a2)和(b2)分别为(a1)和(b1)中选择时间窗(阴影部分)中经旋转分离得到的快慢横波波形图；(a3)和(b3)分别为(a2)和(b2)中两条虚线内横波的质点运动图.其中，箭头为快波和慢波的起始位置. Fig. 2 Examples of picking shear wave splitting (a1) and (b1)are the waveform of events occurred in 2014-08-13 08:19:04 recorded by VIB and 2011-11-10 12:16:15 recorded by DIB; X-axis is time (s). Y-axis is the amplitude (count). (a2) and (b2) are the fast and slow waveform in a selected time window (the shadow in (a1) and (b1)) after rotated respectively. (a3) and (b3) are the particle motion diagrams in (a2) and (b2), respectively. In which, the arrow gives the arrival time of fast wave and slow wave. |
宋承泽和雷军(2017)对横波快慢波到时差可能存在的离散问题做了专门的探讨，但没有给出横波到时测量存在的误差.了解到时误差不仅有利于判断横波分裂及介质各向异性强度参数的可信度，也有利于区分观测结果中仍然存在的离散来自于误差还是其他因素.
影响地震记录时间误差的因素很多.包括，拾震系统、采集系统、记录系统和时间服务系统、甚至电源支持系统.本文无法一一追溯这些因素或过程中由于系统硬件固有性能偶然或长期变化所产生的时间误差.如果假设所有这些系统都处于理想或正常的状况，那么横波记录上时间误差将主要由拾震系统及采集系统特性相对于地震信号幅值及频率特征的关系、以及系统时间服务精度决定.
本研究中地震记录来自于近场小震，横波主频集中在4~10 Hz范围.观测仪器Guralp CMG-3T的频响为120 s~50 Hz，通常配套的记录系统(如Reftek-130)采用24位A/D转换器，动态范围大于135 dB，可以满足除强震以外大多数地震观测研究对地震信号的高保真要求.本研究中数据的采样频率为100 Hz，相对横波最大主频其过采样比率为10.由此可见，观测系统性能和较高的过采样比率共同确保了观测数据既不存在混频因素带来的横波波形失真，也不会造成横波初动的丢失.
在上述前提下，观测记录上的时间精度和最大误差都依赖于采样时间间隔的大小.如上所述，采样率为100 Hz，那么其对应的时间分辨率为10 ms，或者说在时间轴上以10 ms为间隔的每一个时间点都是精确可靠的.其前提是，观测系统的时间服务精度足够高.事实上，现代地震仪的晶振时间具有高度的稳定性，即使在GPS信号失效时，也能确保授时误差小于1 μs.同时，将模拟量转换为离散数值的A/D转换器其时间间隔通常在10~100 ns的范围.因此，观测系统时间误差远远小于10 ms，可完全忽略不计.
就像用一把以1 mm为刻度单位的尺子来测量物体的长度，任何一个被测量物的长度值都一定落在相邻1 mm的两个刻度之间.因此，其长度误差限为0.5 mm，即该被测量物的真实长度与测量近似值之间的最大差值(误差)的绝对值为0.5.同样，在上述地震观测系统中，横波初动一定出现在以10 ms为间隔的两个精确时间点之间.因此，其时间误差限应为5 ms.表明，观测记录上所有10 ms整数倍的时间读数都是可靠的，故横波到时差的误差小于10 ms.习惯上，s作为计时单位比较方便，因此本文将10 ms记为0.01 s.
2 研究区快慢波到时差时间及空间变化特征 2.1 研究区到时差时间变化特征图 3中分别给出了VIB台站和DIB台站近震S波测量得到的快波偏振方向和相应的到时差随地震发生时间的变化.如前所述，在本研究地震数据涵盖的时间段内，2012年10月28日在南部莫尔兹比岛附近发生一次M7.8强震.该强震震中距离VIB台站和DIB台站分别为68 km和60 km.通常，较大地震前的应力积累和地震后的应力释放很可能在一定的时间范围和一定的空间范围对介质的地震各向异性特征带来一定的影响(宋承泽和雷军, 2017).为了解M7.8强震发生是否影响到整个地区的各向异性特征，图 3中以该强震的发生时间为界将整个时间窗分割为时窗Ⅰ和时窗Ⅱ.图 3中用垂直线标出了该强震的发生时间.本文将在以后的各图中按窗Ⅰ和时窗Ⅱ将所有到时差结果分别用圆点和三角形来区分.
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图 3 2005年1月1日到2014年2月31日横波到时差分别在台站VIB(a)台和台站DIB (b)分布 点线表示快波偏振方向.其中，时窗Ⅰ和时窗Ⅱ分别表示2012年10月28日M7.8强震前后的两个时间段 Fig. 3 Shear wave splitting time-delays for 2005 January 1 to 2014 December 31, at station VIB (a) and DIB (b) respectively The direction of the dot-line arethe fast shear wave polarizations. The vertical line indicates the M7.8 earthquake occurred in 2012-10-28, which divide the time window into Ⅰ and Ⅱ (before and after the M7.8 earthquake) |
图 3a是VIB台观测到的横波到时差.显示，在M7.8强震前，时窗Ⅰ中的整个时间段到时差主要呈现出3个比较集中稳定的值，分别是0.04 s、0.06~0.07 s和0.12 s.与之相比，在强震发生后，时窗Ⅱ中到时差在除了强震前3个取值外，还在0.06 s和0.12 s之间呈现出其他取值，其地震发生的时间集中于2014—2015年.图 3a显示，VIB台所有地震的横波快慢波到时差平均值总体上与Cao等(2017)通过研究该地区的近震直达S波，给出的快慢波到时差平均0.1 s的结果相近.
从图 3a中可以看到，在非常接近M7.8强震标线处有一个较大的到时差值.它是强震前7天，即2012年10月21日的一次M3.0级地震的结果.该地震距离VIB台的震源距只有44 km，但其横波到时差达到0.14 s，是所有横波窗记录中快慢波到时差最大的一个.它或许反映了临近强震发生前可能存在的高应力状态及其在介质中形成的较高各向异性强度.
遗憾的是除该次地震外，没有收集到M7.8强震前后一年以内的其他横波数据，无从了解强震发生前后应力积累与释放的细节过程.由于上述到时差达到0.14 s的M3.0级地震与强震发生时间较近，与强震前的高应力积累过程关系显著，不处于确定横波分裂界面的最佳时间窗(宋承泽和雷军, 2017)，故下文中不再讨论.
图 3b是DIB台的横波到时差.图中显示M7.8强震前，时窗Ⅰ(强震前)中的横波到时差值主要为0.04 s和0.07 s，与VIB台的情况接近.时窗Ⅱ中(强震后)到时差的总体情况与时窗Ⅰ的相比没有明显改变.同样，在DIB台非常接近M7.8强震标线的地方有一个事件，但是其到时差并不大.如下一节所述，这与DIB台记录到的所有地震事件都远离M7.8强震震中位置有关.
2.2 研究区到时差空间变化图 4给出了横波快慢波到时差随地震位置及深度的变化.其中，图 4a显示VIB台的横波窗地震来自于北部格雷厄姆岛附近和南部莫尔兹比岛附近.图 4b显示DIB台只有北部格雷厄姆岛附近的横波窗地震.结合图 4c和图 4d发现横波快慢波到时差在北部格雷厄姆岛附近和南部莫尔兹比岛附近差异显著，无论M7.8强震发生前(圆点)还是发生之后(三角)，北部格雷厄姆岛附近横波到时差都较小，地震深度较浅；而南部莫尔兹比岛附近横波到时差都较大，震源深度较深.
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图 4 横波到时差空间及深度分布图 (a)和(b)分别为VIB台和DIB台观测到的地震事件的空间位置.其中，点线的方向和长度分别表示快波偏振方向和快慢波到时差.(c)和(d)分别为(a)和(b)中对应地震的震源深度，点线的长度表示横波到时差. Fig. 4 Map showing the shear wave time-delays with epicenter and depth of events (a) and (b) are time-delays in station VIB and DIB respectively. The direction and the length of dot-line indicate the fast shear wave polarization and the time-delay between fast and slow shear wave respectively. (c) and (d) are the depth of earthquakes in (a) and (b) respectively, the length of the dot-line is the time-delay. |
由于VIB地震记录相对较多，且涵盖的空间范围较大，本文先对VIB台的数据进行进一步分析，给出与横波到时差和归一化到时差相关的研究结果之后，再将DIB台的数据作为对比来找出它们的共性和差异.
2.3 研究区传统归一化到时差随震源距的变化图 5a和图 5b分别给出了VIB台站横波测量到时差随震源距的变化，以及简单按传统的全路径震源距得到的归一化到时差结果.其中，图 5a显示，快慢横波到时差随震源距的变化特征明显.当震源距小于50 km时横波到时差有3个主要取值，分别为0.04 s、0.05 s和0.06 s.但当震源距大于50 km后，到时差主要取值分别为0.07、0.09 s和0.11~0.12 s之间.由此可见，震源距大于50 km的横波到时差及其间隔都显著大于相对较浅的地震.这些差异与地震的发生的空间位置及其地震震源距密切相关.如前所述，小于50 km的较浅地震均分布于北部格雷厄姆岛附近，而大于50 km的较深地震均分布于南部莫尔兹比岛附近.本文后面的分析确认，横波到时差的这些特征与研究地区南部莫尔兹比岛附近俯冲带地质构造和各向异性分层由北向南加深的特征具有直接的关系.
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图 5 VIB台中到时差和归一化到时差随震源距的变化 圆点和三角形分别表示时窗Ⅰ(M7.8强震前)和时窗Ⅱ(M7.8强震后)中的结果. (a)快慢波到时差随震源距的变化; (b)按全路径长度归一得到的归一化到时差随震源距的变化. Fig. 5 The time-delays and normalized time-delays with hypocentral distance in station VIB Dot and triangle are events in time window Ⅰ (before M7.8 strong earthquake) and time window Ⅱ (after M7.8 strong earthquake) respectively. (a) The variation of time-delays with hypocentral distance; (b) The variation of normalized time-delay with hypocentral distance, obtained by total ray path length of shear wave. |
需要说明的是图 5a中每一个横波到时差都来自一条独立的地震记录.然而，从图 5a可以发现一些震源距相近的地震其横波到时差却分布在两个或三个不同的水平线上.一般情况下，从观测结果可以推测，当任意两条地震记录上提取到的横波到时差相同时，表明其横波分裂来自相同的各向异性层.反之，如果不同，说明其横波分裂来自不同的各向异性层.
在地层结构条件不变的单一地震台，受横波窗对入射角的限制，多数地震都以接近垂直的射线路径进入地震台，且路径也非常相近.在这样的条件下，之所以会从震源距相近的地震记录上观测到不同的到时差，不仅与每次地震的震源激发方式有关，还与射线入射方位有关.理论上，当横波入射方向与各向异性对称面平行或垂直时都观测不到横波分裂现象.此时，地震记录中只有单一的横波，要么是与各向异性对称面平行的快横波，要么是与各向异性对称面垂直的慢横波(Yao and Xiong, 1993; 姚陈等，1994).此时，相近震源距的不同到时差分别来自多层各向异性介质中某一层或几层的各向异性延时效应.
图 5b给出了简单将全部震源距用于到时差归一的传统归一化到时差结果.显示地震震源距小于50 km时出现了归一化到时差随震源距增加而下降的不合理的“过量归一化”现象，而在震源距大于50 km时同样呈现出这种“过量归一化”现象，但图像比前者更复杂一些.
对于同一个观测台站而言，假设台站下方为一个有限厚度的单层均匀各向异性介质层.在下述三种情况中，横波到时差来源和分布特征不同，计算归一化到时差的路径参数也应不同.
其一，假设所有地震及横波传播路径都处于各向异性介质层内，那么观测的快慢波到时差将呈现出随震源距增加而递增的特征.此时，将横波到时差直接除以对应的震源距就会得到单一的归一化到时差值，它正确地反映出介质的各向异性强度.其二，假设所有地震的震源都处于各向异性介质层之下，那么地面观测台站得到的所有地震的横波到时差值都相同，并不随地震震源距的改变而变化.此时，直接用到时差除以对应的震源距所得到的所谓归一化到时差会出现随震源距增加而较少的“过量归一化”现象，不能正确地反映介质的各向异性强度.其三，假设一部分地震处于各向异性介质层内，一部分地震处于各向异性介质之下，那么部分到时差将随震源距增加而增加，另一部分到时差保持稳定.此时简单将到时差除以对应的震源距所得到的所谓归一化到时差就会呈现出某种离散和不确定.
综上所述，要正确计算横波归一化到时差，首先需要确认被观测的到时差所对应的传播路径及该路径上地层的各向异性特征.对于构造复杂可能存在多个各向异性分层的介质，不仅需要确定相应的快-慢横波对及其到时差来自哪一个各向异性分层？还需要确定该快-慢横波对在该各向异性层中传播的实际路径长度.因此，要改正这种“过量归一化”，并得到合理的归一化到时差值，首先必须与研究区具体的深浅部地层构造特征建立联系.
3 快慢波到时差与各向异性分层模型如上所述，图 5a中无论震源距小于50 km还是大于50 km，横波到时差都分别呈现了多个近似稳定的水平值.产生这种现象的根本原因是由于介质各向异性在不同深度上存在差异，一种最简单的情况是均匀分层的各向异性结构，并使横波在传播过程中发生多次分裂(高原等，1993; Silver and Savage, 2010).
3.1 多层介质中的横波分裂特征如图 6所示，假设介质中存在3个参数不同的各向异性分层，分别记为K1，K2，K3.各层平均速度分别为Vk1、Vk2和Vk3.K1层和K2层的厚度分别为h1和h2.从图 6中可以看到当震源处于最深的K3层时，地震波由深到浅传播的过程中横波发生分裂的次序是，首先横波在K3层分裂成1个快横波和1个慢横波，形成1个快-慢横波对.分裂后的快横波和慢横波继续向上传播，在遇到界面i2分别发生2次分裂，在K2层中形成新的2个快-慢横波对，其中包括两个快波和两个慢波.最后，这两个横波对再次先后从K2层入射到K1层，在遇到界面i1分别再次发生分裂，在K1层中形成4个横波对.
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图 6 多层各向异性介质中横波路径与快慢波到时差示意图 K1，K2和K3为3个参数不同的各向异性分层.g为地表，i1和i2为两个分界面，圆点E表示震源.实线表示快横波，虚线表示慢横波.L1、L2和L3分别为K1层、K2层和K3层中横波的路径长度.dt1，dt2和dt3分别为K1层、K2层和K3层中不同快慢横波对的到时差.h1和h2分别为K1层和K2层的厚度.f表示第一个到达台站快波的路径，a、b和c分别表示不同时间到达台站三个慢波的路径. Fig. 6 Shear wave path and time-delays in multilayered anisotropic media K1, K2 and K3 are anisotropic strata with different parameters. Symbol g indicates the surface, i1 and i2 are the two interfaces, and the point E is the source. Solid lines indicate fast shear waves, and dashed lines indicate slow shear waves. L1, L2 and L3 are the lengths of the shear waves paths in the strata K1, strata K2 and strata K3 respectively. dt1, dt2 and dt3 are the time-delays of different fast and slow shear wave pairs in the Strata K1, Strata K2, and Strata K3, respectively. Symbol h1 and h2 are the thicknesses of the Strata K1 and the Strata K2, respectively. Symbol f denotes the path of the first fast shear wave arriving at observation station. Symbol a, b and c represent the three slow wave paths with different times respectively. |
图 6显示K1层内的4个横波对在地面观测台站呈现为8个不同的横波到时，尽管快慢横波的偏振不同，但4个快横波的偏振相互平行，4个慢横波的偏振也相互平行.在实际三分量地震记录上每一个偏振横波的初动波形都会受到不同程度的干扰，包括纵波尾波对横波的干扰，以及早到横波对晚到横波的干扰.走时越接近，先至波对后至波的干扰就越大，初动清晰的横波在到时差测量过程中被可靠识别，初动不清晰的横波被遗漏，从而使最终得到的横波到时差有的只包含了顶部K1层介质的各向异性的效应，有的包含了K2层或K3层中累积的各向异性效应.如何从测量结果中区分不同路径的横波到时差需要具体的讨论.
3.2 多层介质中的横波到时差理论上，影响快慢波到时差大小的主要因素有两个，一个是介质的各向异性强度，另外一个是横波在各向异性介质中传播的实际路径长度.当地震横波在某个单层各向异性介质中传播时，如果测量得到的快慢横波到时差为dt，介质中快慢横波的平均速度为V，那么介质各向异性强度ε和传播距离L之间的关系可以表达为(宋承泽和雷军，2017)：
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(1) |
等式左边即为归一化的到时差.式(1)表明当快慢横波的平均速度V为定值时，可用等式左边的归一化到时差来表示等式右边的各向异性强度ε的相对大小.
在图 6的均匀各向异性介质分层的模型下，如果测量获得的到时差为dt1，反映的是K1层的各向异性效应，那么其对应的快慢横波路径分别为路径f和路径a，此时无论地震实际处于K2层还是K3层，只要震源距大于L1，根据式(1)其到时差dt1都满足：
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(2) |
如果测量获得的到时差是反映K1层和K2层累积的各向异性效应，其对应的快慢横波路径分别为路径f和路径b，那么由图 6中K1层和K2层相应的平行线关系可知：
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(3) |
其中dt21代表快慢横波在K1层和K2层积累的总到时差.此时，对于来自K3层介质的地震无论震源距(深度)是多少，到时差dt21都不会发生改变，均为dt1+ dt2.另外，K2层单独引起的横波到时差dt2，根据(1)式为
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(4) |
如果到时差同时包含K1层、K2层和K3层的各向异性累积效应，其对应的快慢横波路径分别为路径f和路径c，那么对应的累积到时差应为
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(5) |
同样，K3层单独引起的横波到时差为dt3，那么依据式(1)有
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(6) |
需要说明一点，上述推导中只考虑了各向异性上、下层快波偏振方向之间既不平行也不正交的一般情况.同时，一个必要的物理前提是每一个各向异性层的厚度hi(或横波在该层中的路径长度Li)必须大于等于入射横波的波长.如果某一个各向异性层的厚度与入射横波波长的关系不满足该条件，就会影响到对横波观测到时差的后续解释.对于介质中上、下层快波偏振方向正好平行或正交的特殊情况，观测到时差要么是两层到时差之和要么是它们之差的绝对值(高原等，1993).另外，上述分析和结果与Silver和Savage(1994)针对远震(SKS或SKKS)问题并基于某些特定条件的预测结果有所不同.
3.3 多层介质的各向异性参数反过来，也可以依据已经测量到的到时差来推断和求解每一层的各向异性参数.对于K1层可以简单通过式(2)来获得.由于dt2和dt3无法被直接观测到，所以求解K2层和K3层的各向异性应分别依据式(2)和式(3)以及式(3)和式(5)才能得到，分别为
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(7) |
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(8) |
其中dt21和dt31见式(3)和式(5).需要指出的是，除了每个地震的震源距是已知的，以上各式中横波在各个层中的路径长度L1、L2和L3并不是已知的.但是，如果在每一个各向异性分层中都有一定数量的横波记录，就可利用宋承泽和雷军(2017)的方法获取所有地层的横波分裂下界面深度h1、h1+h2等.如果缺失某个中间分层中对应的横波到时差，就只能获得最深一层横波分裂的下界面深度.本研究所有地震事件都来自最下层，因此除最下一层的各向异性界面深度外，其上各中间层的界面深度只能参考其他地球物理方法获得的对应界面深度.本质上，介质各向异性的分层特征应与区域环境构造存在“同构”关系，并受到区域地层分层结构框架的约束.
4 研究区实际地层各向异性参数的确定 4.1 研究区构造背景及各向异性分层北美夏洛特皇后群岛地区是一个构造背景比较复杂的地区.20世纪80年代起，众多学者对夏洛特皇后群岛地区做了研究，对于太平洋板块和北美板块的汇聚方式提出了不同的模型(Hyndman and Ellis, 1981；Dehler and Clowes, 1988; Prims et al., 1997；Rohr and Currie, 1997; Rohr et al., 2000；Rohr and Dietrich, 1992; Smith et al., 2003)，其中一个模型认为该地区是太平洋板块俯冲到北美板块下面，而夏洛特皇后断层截断了北美板块上的地壳和沉积层(Smith et al., 2003).2012年发生的M7.8逆冲地震说明了该模型很可能是正确的(Cassidy et al., 2014)，除此之外目前还有很多证据证明这一点(Hyndman, 2015).包括在板块的交界线附近存在前缘隆起，显示了板块俯冲的典型特征(Prims et al., 1997; Harris and Chapman, 1994).重力数据显示，夏洛特皇后海槽和阶地重力大小有一个明显的低谷，而在岛的西海岸又明显有一个高峰.学者认为这个重力数据不能被当地的重力均衡解释，也是典型的俯冲带特征(Dehler and Clowes, 1988; Spence and Long, 1997，Horn et al., 1984).接收函数的方法显示在夏洛特皇后群岛的下方存在厚约10 km的低速层，这个低速层被认为就是太平洋板块俯冲到北美板块下方的部分(Smith et al., 2003; Bustin et al., 2007; Gosselin et al., 2015)；GPS数据显示群岛的位移方向为板块交界线顺时针10°~30°方向，和板块俯冲汇聚模型相一致(Mazzotti et al., 2003; Hippchen, 2011)；
这些研究显示，夏洛特皇后群岛地区岩石圈主要呈现了3个分层，依次为北美板块的陆壳，太平洋板块由西向东俯冲的洋壳的及之下的地幔岩石圈.在夏洛特皇后断层附近，俯冲带深度大约为10 km，俯冲倾角大约为18°~ 20°，厚度大约为12 km(Bustin et al., 2007; Gosselin et al., 2015).从本文1.1节有关该地区断裂构造和地震震源机制解结果可以看到，在莫尔兹比岛和格雷厄姆岛分界线附近，夏洛特皇后群岛被分割为南北两部分，其断裂及构造形态存在显著的差异.俯冲带特征在南侧相对突出，其陆壳、及地震分布深度都远大于北侧.
同时，本研究对横波分裂到时差测量的初步分析结果发现其空间上的分布特征与该地区构造分层特征基本一致，并在上述区域构造模型的基础上建立了该地区横波传播路径的示意图(图 7).图 7中北美陆壳、太平洋洋壳俯冲带和下层地幔岩石圈的各个分层与图 6中的各个分层K1层、K2层和K3层对应.
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图 7 夏洛特皇后群岛岩石圈各向异性分层模型 图中台站下方两条呈八字的实线表示35°横波窗，虚线表示横波射线路径.K1层、K2层和K3层为该地区上层大陆地壳，中层洋壳俯冲带和下层地幔岩石圈.E1和E2表示图 4中分别来自于北部格雷厄姆岛附近和南部莫尔兹比岛附近的两群地震. Fig. 7 An anisotropy layered model of the lithosphere in the Haida Gwaii region Two solid lines at the bottom of the station indicate a 35° shear wave window, and the dashed line indicates the shear wave paths. The strata K1, strata K2 and strata K3 are the upper continental crust, the middle oceanic subduction zone, and the lower mantle lithosphere. E1 and E2 represent the two earthquake swarms in Fig. 4 from nearby northern Graham Island and nearby southern Moresby Island. |
为了揭示横波到时差在M7.8强震前后的变化特征，将图 5a中VIB台站的横波到时差按强震的发生时间点所分割的两个时窗重新绘制于图 8中.
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图 8 VIB台快慢波到时差随震源距变化 (a)时窗Ⅰ中快慢波到时差(圆点)；(b)时窗Ⅱ中快慢波到时差(三角形).红色、绿色和蓝色分别对应于图 6中的f-a路径、f-b路径和f-c路径的快慢波到时差. Fig. 8 Unnormalized time-delay variation with hypocentral distance (a) Time-delays (dot) between in time window Ⅰ; (b) Time-delays (triangle) in time window Ⅱ. Red, green, and blue correspond to the time-delays between path f and a, path f and b path, and path f and c path in Fig. 6, respectively. |
图 8a给出的是强震前研究区域的横波到时差的测量结果.在图 8a中，震源距小于50 km时，地震横波快慢波到时差具有明显的2组取值，分别为0.04 s(红色)和0.06 s(绿色).它们分别与图 6中路径f-a和路径f-b对应.其中，路径f-a的横波到时差0.04 s就是K1层的dt1.路径f-b的横波到时差0.06 s就是K1层和K2层的累积到时差dt21.那么K2层中到时差dt2为0.02 s.
宋承泽和雷军(2017)在讨论“过量归一化”问题中指出，当观测到时差不随震源距改变时，说明地震的震源深度已经大于横波到时差所反映的各向异性底界面深度.由此，可以确定横波分裂发生的底界面的最大深度.因此，K2层下界面深度不会超过22 km，该深度就是图 8a中到时差为0.06 s的地震中最小的震源深度.如2.3节所述，如果K2层的深度大于该点的深度，到时差将呈现随震源距增加而增加的特征，而不是相互平行的水平线.该深度与Bustin等(2007)和Gosselin等(2015)研究给出的格雷厄姆岛附近QCF断层洋壳的下界面深度大约为22 km巧合.由于震源距小于50 km的地震分布也位于格雷厄姆岛附近，说明K2层是俯冲带洋壳.同时，Bustin(2007)给出了太平洋板块洋壳俯冲带的厚度为12 km，对应于图 7中格雷厄姆岛附近K2层的厚度h2.由此可以推测，格雷厄姆岛附近K1层下界面深度为10 km.
对于图 8a中震源距大于50 km到时差，可以看到这些到时差呈现随震源距增加而增加的趋势.因此，在讨论归一化到时差时再做讨论.
图 8b给出的是M7.8强震之后研究区域的横波到时差的测量结果.在图 8b中，当震源距小于50 km时，4个到时差对应的地震与图 8a中震源距小于50 km的地震同样位于格雷厄姆岛附近.强震后的两组横波到时差测量值0.04 s和0.05 s中更大的0.05 s小于图 8a中对应0.06 s，这显示在各向异性分层结构完全相同的条件下，强震后格雷厄姆岛附近横波到时差变小，应该与M7.8地震之后该地区介质的各向异性强度减弱，或者说与强震所带来的较大范围的应力释放有关.
对于震源距大于50 km的情况，图 8b与图 8a中的情况一样，所有地震的位置均位于南部的莫尔兹比岛附近. 如前所述，该岛附近地震震源深度普遍大于北部格雷厄姆岛附近地震的震源深度.图 8b中，地震横波快慢波到时差有2组稳定的取值，分别为0.07 s和0.09 s.如前所述，它们分别对应图 6中路径f-a和路径f-b.因此，K1层引起的横波到时差dt1为0.07 s，K1层和K2层共同引起的横波总到时差dt21为0.09 s.那么由式(3)可知由K2层单独引起的横波到时差dt2为0.02 s.
除此之外，图 8b中存在到时差大于0.09 s的取值，其到时差随震源距增加而增加，对应着路径f-c的情况.基于在分析图 8a时的同样理由，并根据式(8)，当dt21为0.09 s时，可以得到K2层下界面深度为38 km.同样，图 7中K2层仍然是洋壳俯冲带，其厚度为12 km，那么K1层下界面深度即为26 km.
上述结果显示，受构造环境的约束，夏洛特皇后群岛上部两个各向异性层(K1层和K2层)的下界面均由北部格雷厄姆岛向南部莫尔兹比岛加深.其中，K1层从10 km变化到26 km，K2层从22 km变化到38 km，说明该地区俯冲带向南倾斜，这一点在前人的研究中未见报道.
需要说明的是，本文依据前人给出的研究区地层厚度等结果绘制的图 7中，俯冲带底部与地幔岩石圈顶部界面的位置不一定准确.但是，本文依据横波到时差分布特征推断的在这一深度上，即俯冲带底部与地幔岩石圈顶部附近存在地震，同时还存在一个清楚的各向异性分层界面是确定的.这可能是验证上地幔岩石圈存在地震(Chen and Yang, 2004)的又一个途径.
4.3 研究区分层介质的各向异性强度 4.3.1 VIB台站数据给出的分层各向异性强度如图 9所示，在确定了各向异性分层厚度及界面深度之后，依据式(2)和式(7)及式(8)，可以计算出每一个各向异性层的归一化到时差，从而给出这些层各向异性强度的相对大小，及其在M7.8强震前后的变化.图 9中，给出了3个各向异性层K1层，K2层和K3层的介质参数，包括上两层厚度，图中标注为h1和h2，以及每一层的归一化到时差反映的各向异性强度.
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图 9 夏洛特皇后群岛各向异性分层介质中的归一化到时差 红色、绿色和蓝色分别表示按式(2)、式(7)和式(8)计算得到的快慢波归一化到时差.图中h1和h2分别为上层陆壳和中层洋壳俯冲带的厚度.(a)和(b)分别为北部格雷厄姆岛附近地震在M7.8强震前(圆点)和强震后(三角形)K1层，K2层和K3层中归一化到时差；(c)和(d)分别为南部莫尔兹比岛附近地震在强震前后K1层，K2层和K3层中归一化到时差. Fig. 9 Normalized time-delay in multiply anisotropic stratum of the Haida Gwaii region The red, green, and blue respectively represent the normalizedtime-delay of the fast and slow waves calculated by formula (2), formula (7), and formula (8). Symbol h1 and h2 are the thicknesses of the upper continental crust and middle subduction zones oceanic crust, respectively. (a) and (b) are normalized time-delays of the strata K1, strata K2 and strata K3 before (dot) and after (triangle) the M7.8 earthquake respectively near the northern Graham Island; (c) and (d) are normalized time-delays of the strata K1, strata K2 and strata K3 before (dot) and after (triangle) the M7.8 earthquake respectively near southern Moresby Island. |
图 9a和图 9b分别为夏洛特皇后群岛北部格雷厄姆岛附近M7.8强震前后分层各向异性强度.其中，图 9a是时窗Ⅰ (M7.8强震前)中的结果，显示了K1层的归一化到时差为0.004 s·km-1.K2层归一化到时差为0.0018 s·km-1.但是没有反映K3层各向性强度的地震.表明，K1层的各向异性强度大于K2层.图 9b是时窗Ⅱ(强震后)中的结果，显示了K1层和K2层归一化到时差分别为0.004 s·km-1和0.0009 s·km-1.同样，K1层各向异性强度大于K2层.相对强震发生前，虽然该地区K1层各向异性强度变化不大，但M7.8地震所带来的较大范围的应力释放导致K2层介质的各向异性强度减弱.
图 9c和图 9d分别给出了夏洛特皇后群岛南部莫尔兹比岛附近M7.8强震前后分层各向异性强度.其中，图 9c为强震前的情况，给出了K1层归一化到时差为0.0024 s·km-1.K2层归一化到时差为0.0035 s·km-1.与北部格雷厄姆岛附近强震前的情况不尽相同，结果显示南部莫尔兹比岛附近K1层各向异性强度略小于K2层.图 9d为M7.8强震后南部莫尔兹比岛附近分层各向异性的归一化到时差.其中，K1层、K2层和K3层归一化到时差分别为0.0024 s·km-1、0.0014 s·km-1和0.0011 s·km-1.显示，强震前后K1层的各向异性强度几乎没有变化，但K2层的各向异性强度显著减弱.同时，也显示强震后莫尔兹比岛附近各向异性强度在深度上呈现由浅到深变小的趋势.
4.3.2 DIB台站数据给出的分层各向异性强度在用VIB台站的数据确定该地区横波分裂的下界面后，对DIB台站的数据进行了同样的分析.由于DIB台站横波分裂记录中没有来自该地区南部莫尔兹比岛的地震，因此从DIB台只得到格雷厄姆岛附近地震横波到时差及归一化到时差及其分层各向异性强度，如图 10所示.图 10a和图 10b是格雷厄姆岛附近M7.8强震前后到时差测量结果，显示强震前后观测到时差都呈现大约3个值.其中，强震前为0.04 s、0.06 s和0.07 s，强震后为0.04、0.05 s和0.06~0.07 s.由上到下3个分层K1层，K2层和K3层对应的归一化到时差分别为0.0036 s·km-1、0.0018 s·km-1、0.0011 s·km-1和0.0036 s·km-1、0.0008 s·km-1、0.0011 s·km-1.显示K1层和K3层的归一化到时差在强震前后基本上一致，但K2层的归一化到时差从强震前的0.0018 s·km-1下降到强震后的0.0008 s·km-1.
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图 10 在DIB台获得的北部格雷厄姆岛附近横波到时差及分层归一化到时差 (a)和(b)分别为M7.8强震前后的测量到时差.图中符号和颜色说明与图 8一致；(c)和(d)分别为强震前后分层归一化到时差.图中符号和颜色说明与图 9一致. Fig. 10 Unnormalized time-delays and normalized time-delays in multiply stratum, obtained from events near northern Graham Island recorded by DIB (a) and (b) are unnormalized time-delays before and after M7.8 strong earthquake, respectively. The symbols and colors are the same as those in Fig. 8; (c) and (d) are normalized time-delays in multiply stratum before and after M7.8 strong earthquake, respectively. The symbols and colors are the same as those in Fig. 9. |
综上所述，从时间上对比M7.8强震前后VIB台的归一化到时差(图 9a与图 9b，图 9c与图 9d)以及DIB台的归一化到时差(图 10c与图 10d)，可以看到夏洛特皇后群岛浅部K1层的各向异性在强震前后几乎没有变化，表明强震的发生没有影响浅部陆壳的各向异性强度.从空间上对比VIB台的归一化到时差结果(图 9a与图 9c，图 9b与图 9d)，可以发现北部格雷厄姆岛附近地震比南部莫尔兹比岛附近地震归一化到时差大，显示K1层的各向异性具有北强南弱的特征.尽管DIB台缺少在南部莫尔兹比岛附近的地震记录，但如果对比两个台站在北部格雷厄姆岛附近地震的归一化到时差，VIB台为0.004 s·km-1(图 9a或图 9b)而DIB台为0.0036 s·km-1(图 10c或图 10d)，也表明K1层的各向异性北强南弱.同时，VIB台位于DIB台北面大约10 km.由此，可以确认夏洛特皇后群岛陆壳K1层的各向异性强度由北向南递减.
对于格雷厄姆岛附近的洋壳俯冲带K2层，M7.8强震前图 9a和图 10c显示VIB台和DIB台地震横波归一化到时差一致，均为0.0018 s·km-1.但强震发生后图 9b和图 10d显示，VIB台站和DIB台站地震的归一化到时差均减少了大约1/2.其中，VIB台站减少了0.0009 s·km-1，而DIB台站减少了0.001 s·km-1.DIB台在强震前后各向异性强度的减弱比VIB台相略多，可能与DIB台站与强震震中相距较近有关.如前所述，DIB台站距离M7.8强震震中为60 km，而VIB为68 km.这一特征，在某种程度上揭示出强震后应力释放的物理机制，表明在空间上距离强震震中越近，强震的应力释放越充分.
VIB台在南部莫尔兹比岛附近观测到的横波归一化到时差在强震前后的显著减少也给出了类似的图像.从图 9c和图 9d可见南部莫尔兹比岛附近中层洋壳K2层从强震前到强震后平均归一化到时差从0.0035 s·km-1减少到0.0014 s·km-1，相差达0.0021 s·km-1.另一方面，从图 4a中可以发现南部莫尔兹比岛附近小震群的空间位置十分靠近M7.8强震震中.这也说明，强震引起的应力释放主要发生在震中附近.
在最下层的地幔岩石圈K3层，DIB台M7.8强震前后(图 10c和图 10d)给出的格雷厄姆岛附近归一化到时差和VIB台强震后(图 9b)给出的南部莫尔兹比岛的归一化到时差均为0.0011 s·km-1，显示与陆壳K1层非常类似，强震发生对K3层各向异性强度没有影响.
综上所述，M7.8强震对夏洛特皇后群岛分层介质各向异性强度的影响主要发生在中层洋壳俯冲带K2层上，表现为洋壳俯冲带在强震发生后K2层横波归一化到时差的显著减小.观测结果还显示距离强震震中越近各向异性强度减小越大.同时，没有观测到强震发生引起上部陆壳K1层和底部地幔岩石圈K3层横波归一化到时差的变化.但并不能由此推测强震过程对K1层和K3层没有影响，因为在最靠近强震发生时间的前后半年多的数据基本缺失.所有数据都来自于相对稳定的时间窗，这些横波分裂信息中基本没有携带M7.8强震前后应力积累和释放的细节.
5 结论与讨论研究区夏洛特皇后群岛周围的构造环境复杂.横波观测数据分析结果给出了夏洛特皇后群岛周围介质各向异性分层特征和横波归一化到时差所反映的介质各向异性强度，以及强震发生对该地区各向异性强度的影响，具体如下：
(1) VIB台和DIB台给出的横波到时差数据揭示从夏洛特皇后群岛的上层陆壳K1层，中层洋壳俯冲带K2层及俯冲带底部或下层地幔岩石圈K3层顶部附近均可观测到横波分裂现象，表明均为地震各向异性层；
(2) 夏洛特皇后群岛存在南北两个地震集中区，其横波分裂到时差显著不同.其中，北部格雷厄姆岛附近地震的横波到时差较小，南部莫尔兹比岛附近地震的横波到时差较大.同时，介质各向异性的分层深度都呈现北部较浅(浅层陆壳底界面深度为10 km, 洋壳底界面深度为22 km)和南部较深(浅层陆壳底界面深度为26 km, 洋壳底界面深度为38 km)的特征，揭示向西俯冲的洋壳俯冲带向南加深；
(3) 在空间上，夏洛特皇后群岛上述南北两个方向地震的横波归一化到时差所反映的地震各向异性强度存在差异.其上层陆壳K1层、中层洋壳俯冲带K2层和下层地幔岩石圈K3层的各向异性程度各不相同，与空间位置相关.总体上，浅部陆壳K1层、中部洋壳K2层各向异性强度为由北向南减弱.没有观测到底部地幔岩石圈K3层的各向异性变化；
(4) 在时间上，通过对夏洛特皇后群岛M7.8强震前后横波归一化到时差的对比，发现强震后VIB台和DIB台的快慢波归一化到时差减小，各向异性强度减弱，并且距离强震震中越近各向异性减弱程度越大.但所有这些改变都与上部陆壳K1层和底部地幔岩石圈K3层无关，全部来自于洋壳俯冲带的K2层.由此，揭示出强震前后应力场的变化主要发生在洋壳俯冲带的K2层内，或许还表明该地区M7.8强震和现今构造运动的主要动力都来自于洋壳的俯冲.
致谢 感谢评阅专家对本文提出的宝贵意见.谢谢宋承泽、江家翔同学在横波数据处理方面给予的帮助.
Bush I, Crampin S. 1987. Observations of EDA and PTL anisotropy in shear wave VSPs.//57th Ann. Internat Mtg., Soc. Expi. Geophys.. Expanded Abstracts.
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Bustin A M M, Hyndman R D, Kao H, et al. 2007. Evidence for underthrusting beneath the Queen Charlotte Margin, British Columbia, from teleseismic receiver function analysis. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 171(3): 1198-1211. DOI:10.1111/j.1365-246X.2007.03583.x |
Cao L M, Kao H, Wang K L. 2017. Contrasting upper-mantle shear wave anisotropy across the transpressive Queen Charlotte margin. Tectonophysics, 717: 311-320. DOI:10.1016/j.tecto.2017.07.025 |
Chang L J, Ding Z F, Wang C Y. 2014. Variations of shear wave splitting in the 2013 Lushan MS7.0 earthquake region. Science China Earth Sciences, 57(9): 2045-2052. DOI:10.1007/s11430-014-4866-8 |
Chen T C, Booth D C, Crampin S. 1987. Shear-wave polarizations near the North Anatolian Fault-Ⅲ. Observations of temporal changes. Geophysical Journal International, 91(2): 287-311. |
Crampin S. 1984. Effective anisotropic elastic constants for wave propagation through cracked solids. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 76(1): 135-145. DOI:10.1111/j.1365-246X.1984.tb05029.x |
Crampin S, Chastin S, Gao Y. 2003. Shear-wave splitting in a critical crust:Ⅲ. Preliminary report of multi-variable measurements in active tectonics. Journal of Applied Geophysics, 54(3-4): 265-277. |
Crampin S, Peacock S, Gao Y, et al. 2004. The scatter of time-delays in shear-wave splitting above small earthquakes. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 156(1): 39-44. DOI:10.1111/gji.2004.156.issue-1 |
Crampin S, Gao Y. 2006. A review of techniques for measuring shear-wave splitting above small earthquakes. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 159(1-2): 1-14. DOI:10.1016/j.pepi.2006.06.002 |
Dehler S A, Clowes R M. 1988. The queen charlotte islands refraction project. Part Ⅰ. The queen charlotte fault zone. Canadian Journal of Earth Sciences, 25(11): 1857-1870. |
Ding Z F, Wu Y, Wang H, et al. 2008. Characteristics of transverse wave splitting in the source region of Wenchuan Earthquake in 2008. Scientla Sinica Terrae (in Chinese), 38(12): 1600-1604. |
Gao Y, Zheng S H, Feng D Y. 1993. Shear wave multiple-splitting——proposal of concept and preliminary analysis. Seismological Research of Northeast China (in Chinese), 9(4): 1-10. |
Gao Y, Zheng S H, Zhou H L. 1999. Polarization patterns of fast shear wave in Tangshan region and their variations. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 42(2): 228-232. |
Gao Y, Wu J. 2008. Compressive Stress field in the crust deduced from shear-wave anisotropy:An example in capital area of China. Chinese Science Bulletin, 53(18): 2840-2848. |
Gosselin J M, Cassidy J F, Dosso S E. 2015. Shear-wave velocity structure in the vicinity of the 2012 MW7.8 Haida Gwaii earthquake from receiver function inversion. Bulletin of the Seismological Society of America, 105(2B): 1106-1113. |
Harris R N, Chapman D S. 1994. A comparison of mechanical thickness estimates from trough and seamount loading in the southeastern Gulf of Alaska. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 99(B5): 9297-9317. DOI:10.1029/93JB03285 |
Hippchen S. 2011. Slip Partitioning, Crustal tectonics and deformation of the queen charlotte margin and northern Vancouver Island. Victoria: School of Earth and Ocean Sciences, University of Victoria.
|
Horn J R, Clowes R M, Ellis R M, et al. 1984. The seismic structure across an active oceanic/continental transform fault zone. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 89(B5): 3107-3120. DOI:10.1029/JB089iB05p03107 |
Hudson J A, Liu E, Crampin S. 1996. The mechanical properties of materials with interconnected cracks and pores. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 124(1): 105-112. DOI:10.1111/gji.1996.124.issue-1 |
Hyndman R D, Ellis R M. 1981. Queen Charlotte fault zone:Microearthquakes from a temporary array of land stations and ocean bottom seismographs. Canadian Journal of Earth Sciences, 18(4): 776-788. DOI:10.1139/e81-071 |
Hyndman R D. 2015. Tectonics and structure of the queen charlotte Fault Zone, Haida Gwaii, and large thrust earthquakes. Bulletin of the Seismological Society of America, 105(2B): 1058-1075. DOI:10.1785/0120140181 |
Kennett B L N. 1983. Seismic Wave Propagation in Stratified Media. Cambridge: Cambridge University Press.
|
Lei J, Wang PD, Yao C, et al. 1997. The near-filed shear wave splitting and its relation with structure in Jianchuan, Yunnan Province. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 40(6): 791-801. |
Lei J. 2017. Impact of anisotropic and inhomogeneous medium on measuring seismic shear-wave splitting. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 62(23): 2619-2629. |
Li X Y, Macbeth C, Crampin S. 2010. Interpreting non-orthogonal split shear waves for seismic anisotropy in multicomponent VSPS. Geophysical Prospecting, 46(1): 1-27. |
Liu Y, Crampin S, Main I. 1997. Shear-wave anisotropy:Spatial and temporal variations in time delays at Parkfield, Central California. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 130(3): 771-785. DOI:10.1111/gji.1997.130.issue-3 |
Mazzotti S, Hyndman R D, Flück P, et al. 2003. Distribution of the Pacific/North America motion in the queen charlotte islands-S.Alaska plate boundary zone . Geophysical Research Letters, 30(14): 1762. |
Polet J, Kanamori H. 2002. Anisotropy beneath California:Shear wave splitting measurements using a dense broadband array. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 149(2): 313-327. DOI:10.1046/j.1365-246X.2002.01630.x |
Prims J, Furlong K P, Rohr K M M, et al. 1997. Lithospheric structure along the Queen Charlotte margin in western Canada:Constraints from flexural modeling. Geo-Marine Letters, 17(1): 94-99. DOI:10.1007/s003670050013 |
Ristau J, Rogers G C, Cassidy J F. 2007. Stress in western Canada from regional moment tensor analysis. Canadian Journal of Earth Sciences, 44(2): 127-148. DOI:10.1139/e06-057 |
Rohr K M M, Dietrich J R. 1992. Strike-slip tectonics and development of the Tertiary Queen Charlotte Basin, offshore western Canada:Evidence from seismic reflection data. Basin Research, 4(1): 1-20. DOI:10.1111/bre.1992.4.issue-1 |
Rohr K M M, Currie L. 1997. Queen Charlotte basin and Coast Mountains:Paired belts of subsidence and uplift caused by a low-angle normal fault. Geology, 25(9): 819-822. DOI:10.1130/0091-7613(1997)025<0819:QCBACM>2.3.CO;2 |
Rohr K M M, Scheidhauer M, Trehu A M. 2000. Transpression between two warm mafic plates:The queen charlotte fault revisited. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 105(B4): 8147-8172. DOI:10.1029/1999JB900403 |
Saiga A, Hiramatsu Y, Ooida T, et al. 2010. Spatial variation in the crustal anisotropy and its temporal variation associated with a moderate-sized earthquake in the Tokai region, central Japan. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 154(3): 695-705. |
Silver P G, Savage M K. 2010. The interpretation of shear-wave splitting parameters in the presence of two anisotropic layers. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, 119(3): 949-963. |
Smith A J, Hyndman R D, Cassidy J F, et al. 2003. Structure, seismicity, and thermal regime of the Queen Charlotte Transform Margin. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 108(B11): 2539. DOI:10.1029/2002JB002247 |
Song C Z, Lei J. 2017. Analyzing and correcting the scatter in measurement of time-delays between fast and slow shear-waves with near-field earthquakes. Chinese Science Bulletin (in Chinese), 62(28-29): 3356-3368. |
Spence G D, Long D T. 1995. Transition from oceanic to continental crustal structure:Seismic and gravity models at the Queen Charlotte transform margin. Canadian Journal of Earth Sciences, 32(32): 699-717. |
Su J R, Chen T C. 2012. Application of S-wave polarization method in determining focal depth of Wenchuan M8.0 earthquake. International Journal of Seismology (in Chinese), (6): 189. |
Vinnik L, Montagner J P, Girardin N, et al. 2003. Comment on "Shear-wave splitting to test mantle deformation models around Hawaii" by Kristoffer T. Walker, Götz H. R. Bokelmann, and Simon L. Klemperer. Geophysical Research Letters, 3(30): 1675. DOI:10.1029/2002GL015751 |
Volti T, Crampin S. 2003. A four-year study of shear-wave splitting in Iceland:1. Background and preliminary analysis. Geological Society, London, Special Publications, 212(1): 117-133. DOI:10.1144/GSL.SP.2003.212.01.08 |
Wang K, He J, Schulzeck F, et al. 2015. Thermal condition of the 27 October 2012 MW7.8 Haida Gwaii subduction earthquake at the obliquely convergent queen charlotte margin. Bulletin of the Seismological Society of America, 105(2B): 1290-1300. |
Yao C, Wang P D. Chen Y T. 1992. Shear-wave polarization and crack induced anisotropy of upper crust in Lulong, north China. Acta Geophysica Sinica (in Chinese), 35(3): 305-315. |
Yao C, Xiong Y W. 1993. Far-field radiation pattern from an anisotropic dislocation point source. Can. J. Expl. Geophys., 29(1): 315-323. |
Yao C, Xiong Y W, Wang P D. 1994. Shear-wave splitting and fracture media research.//Current Geodynamics Research and Applications (in Chinese). Beijing: Seismic Press. 151-161.
|
常利军, 丁志峰, 王椿镛. 2015. 2013年芦山MS7.0地震震源区横波分裂的变化特征. 中国科学:地球科学, 45(2): 161-168. |
丁志峰, 武岩, 王辉, 等. 2008. 2008年汶川地震震源区横波分裂的变化特征. 中国科学D辑:地球科学, 38(12): 1600-1604. |
高原, 郑斯华, 冯德益. 1993. 剪切波的多级分裂——概念的提出与初步分析. 东北地震研究, 9(4): 1-10. |
高原, 郑斯华, 周蕙兰. 1999. 唐山地区快剪切波偏振图像及其变化. 地球物理学报, 42(2): 228-232. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1999.02.010 |
高原, 吴晶. 2008. 利用剪切波各向异性推断地壳主压应力场:以首都圈地区为例. 科学通报, 53(23): 2933-2939. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2008.23.015 |
雷军, 王培德, 姚陈, 等. 1997. 云南剑川近场横波特征及其与构造的关系. 地球物理学报, 40(6): 791-801. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1997.06.008 |
雷军. 2017. 介质各向异性和非均匀性对横波分裂参数测量的影响. 科学通报, 62(23): 2619-2629. |
宋承泽, 雷军. 2017. 近场地震快慢横波到时差测量离散辨析和改正. 科学通报, 62(28-29): 3356-3368. |
苏金蓉, 陈天长. 2012. S波偏振方法在确定汶川8.0级地震震源深度中的应用. 国际地震动态, (6): 189. |
姚陈, 王培德, 陈运泰. 1992. 卢龙地区S波偏振与上地壳裂隙各向异性. 地球物理学报, 35(3): 305-315. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.1992.03.005 |
姚陈, 熊杨武, 王培德. 1994.横波分裂和裂隙介质的研究.//现今地球动力学研究和应用.北京: 地震出版社.151-161.
|