2019, Vol. 62
川西地区地处青藏高原东部、南北地震带的中部，受青藏高原东向挤压及华南地块阻挡作用的影响，该区内部形成了复杂的构造应力场及动力学环境(谢富仁等，2004；杨树新等，2012)，且不同区域间存在着明显的差异(邓起东等，1994).结合GPS观测结果，大致以龙门山断裂带、鲜水河断裂带和安宁河断裂带构成的“Y”字形为界，将研究区划分为川滇地块、巴颜喀拉地块和华南地块(张希等，2003；乔学军等，2004；程万正等, 2003, 2006).复杂的构造应力环境及活动块体之间的相互作用使川西地区成为中国大陆地震活动最为活跃的地区之一.自2008年汶川地震以来，该区共发生MS5.0以上地震76次，其中MS7.0以上地震4次.地震的震源破裂图像和地震活动迁移均显示出复杂的特征(华卫等，2006).大地震的频繁且密集发生使得该区成为了目前研究的热点，而探究大地震与发震构造间的关系，震后应力场的改变以及前期地震对孕育后期地震的影响等问题成为了研究的重点.本文利用剪切波分裂参数能够很好地指示局部或区域应力场的特点，探讨该区内各向异性介质的分布情况，分析快剪切波偏振方向和慢剪切波时间延迟随发震时间、路径长度和震级等因素的改变而变化的情况.试图解释地震与构造应力场间的关系及发震后对应力场的影响，为寻找潜在的孕震区提供一定参考.
地壳介质因存在大量定向排列的裂隙而具有各向异性特征.剪切波对各向异性介质非常敏感，是研究地球内部地震各向异性的常用方法(Crampin，1981；Silver and Chan, 1991；郑斯华和高原，1994；Vinnik et al., 1989；高原等，1995).Crampin的剪切波分裂理论和EDA(Extensive-dilatancy Anisotropy)为研究地壳各向异性提供了重要的理论基础(Crampin，1978).剪切波在各向异性介质中传播时会分裂成近乎垂直的快、慢两列波(高原等，1995；Gao and Crampin, 2008)，其快剪切波偏振方向往往反映原地的主压应力方向(Zatsepin and Crampin, 1997；Gao et al., 1998；Crampin et al., 2002；Gao and Crampin, 2004)，而慢剪切波时间延迟则可以反映介质的各向异性程度.因此，剪切波分裂参数可以用于指示区域主压应力方向及地下介质情况(高原等, 1995, 1999；赖院根等，2006；吴晶等，2007；郑秀芬等，2008).例如，位于活动断裂上方台站获得的快剪切波偏振方向往往能够揭示断裂的力学性质(石玉涛等，2006；吴晶等，2007).此外，剪切波分裂参数对区域主压应力变化非常敏感.国外学者通过分析快剪切波偏振方向和慢剪切波时间延迟随时间的变化情况实现了对火山喷发过程中地下介质应力变化的实时监控(Miller and Savage, 2001；Shelley et al., 2014；Godfrey et al., 2014).剪切波分裂参数的这一特点也为分析大震前应力的积累及震后应力的调整提供了条件(Gao and Crampin, 2008)，从而为及时掌握地震前后应力的变化情况，深入利用各向异性探讨区域构造及应力分布特征，圈定潜在危险区和开展地震预测研究做准备(高原等，2013).
目前，已有研究者利用剪切波分裂方法对该区的各向异性进行了分析.如陈天长等(1995)利用1989年石棉地震的余震资料进行地壳各向异性分析；张永久等(2008)利用四川区域地震台网(2000-05—2006-12)的数据资料得出四川地区大部分台站的快剪切波方向为NE和NW向，主要受活动断裂和区域主压应力影响；石玉涛等(2009, 2013)研究了龙门山断裂带附近的地壳各向异性，得出复杂的地质结构及活动断裂的几何形态会造成剪切波分裂参数的区域化分布特征.吴朋等(2016)探讨了芦山地震前后，剪切波分裂参数随时间的变化情况.由于受观测时间和台站数量限制，该区地壳各向异性特征的观测结果还需更多的数据证实.本文利用固定地震台网(2010-01—2017-10)(郑秀芬等，2009)和川西流动地震台阵(2006-10—2009-07)记录到的小震波形资料，运用剪切波分裂系统分析方法研究该区的地壳各向异性，探讨各向异性参数与区域主压应力、断裂构造的关系，以及剪切波分裂参数随深度、反方位角、路径长度和震级等因素的变化情况.
1 构造背景、数据和方法 1.1 构造背景研究区内部活动断裂极其发育，局部构造特征十分明显(张培震等，2008).多套断层和强烈的构造变形的叠加作用，使断裂带的整体活动性表现出明显的不均匀性与分段性特征(唐荣昌等，1991).龙门山断裂带位于松潘—甘孜地块与华南地块的交汇处，总体呈NE-SW走向，主要由茂汶—汶川断裂和青川断裂、北川—映秀断裂、彭县—灌县断裂三条主干断裂组成，形成叠瓦状的逆冲断裂带(张培震等，2008).断裂总体上为逆断层，但受块体运移方向和区域构造应力场的影响，部分地区还表现出右旋走滑性质(许志琴等，1992；李勇等, 2006a, b).鲜水河断裂带构成了川滇地块的北界，晚第四纪以来，其左旋走滑速率达到每年10~12 mm(熊探宇等，2010).同时，近百年来的大震级、高频率的地震记录也表明该断裂带在第四纪以来的活动仍比较强烈.
震源机制解表明，川滇地块、巴颜喀拉地块和华南地块间的主压应力轴的优势方向存在明显差异(蒲晓虹和郭惠兰，1993；钟继茂和程万正，2006).川滇菱形块体内部，从北到南主压应力场由近EW向转为近SN向(陈国光等，2007；郑勇等，2009)；龙门山断裂带以东地区的主压应力方向为NWW向(黄媛等，2008；胡幸平等，2008)；而松潘—甘孜地块的主压应力方向为近EW向；位于三大断裂交汇地区的主压应力方向则表现出复杂的特点(张培震等，2002).由震源机制解资料得到龙门山断裂带区域的现代应力场的主压应力轴方位为NWW向(邓起东等，1994)，且分段特征明显.龙门山断裂南段的最大主压应力方向为NW-NWW向，北段为NE-NEE向，中段处于两者的过渡区.整体上应力方向由南向北发生了NW向到NE向的顺时针的旋转，且南北段应力值大小随深度分布存在明显差异(孟文等，2013).而水压致裂地应力测量的结果也表明龙门山断裂的最大水平主应力具有分段性，总体上呈NW-SE方向(安其美等，2004).GPS速度场资料以及面波层析成像结果表明了青藏高原在印度板块NE向的挤压和华南地块NW向的阻挡作用下发生变形，其地表水平速度向北由青藏高原东部的NE向转为川西的SEE向，再到川西北部的NW向；向南则转为SWW向，使川滇地区绕东喜马拉雅构造结呈顺时针旋转趋势(Chen et al., 2000；Wang et al., 2001, 2002；王琪等, 2001, 2002；张培震等，2002；牛之俊等，2005；Gan et al., 2007；刘峡，2016).
1.2 数据和方法研究区内地壳厚度差异较大，大致以龙门山断裂带为界，分为东西两个区域.东部地区平均地壳厚度为49 km，介质的平均泊松比为0.29(刘启元等，2009)；西部地区主要位于巴颜喀拉地块，地壳厚度平均为55 km，介质的平均泊松比为0.3(陈九辉等，2008).本文利用固定地震台网(2010-01—2017-10)和川西流动地震台阵(2006-10—2009-07)记录到的小震波形资料进行剪切波分裂研究，共获得ML4.0以下地震事件152267个，涉及台站49个(图 1).本文使用单层速度模型，最大层厚设置为40 km.对于泊松比为0.29的介质，由斯奈尔定律可知，剪切波的最大窗口为35.26°.但考虑到地表沉积层的影响，在实际数据分析中窗口可扩大至45°或更大(Booth and Crampin, 1985；Gao et al., 1998).本研究使用45°的剪切波窗口，由此得到窗口内地震事件2685个，可用于剪切波分裂研究的事件2102个.为了更加直观的观察地震事件随深度的分布情况，本文沿龙门山断裂走向取一个剖面AB(图 1).由图可知，研究区窗口内地震事件主要集中在台站下方5~25 km的范围内.部分台站获得地震事件较多，为探讨各向异性参数随深度的变化情况提供了条件.
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图 1 川西地区断裂、台站及事件分布 (a)展示了研究区内的断裂、台站(窗口内事件数>0)和对应台站窗口内的事件分布情况；(b)为沿AB测线所做剖面，展示了台站下方窗口内事件在剖面上的投影随深度的分布情况.台站和对应台站窗口内的事件由蓝色细线相连.AB为测线.F1文县断裂；F2青川断裂；F3虎牙断裂；F4岷江断裂；F5龙门山断裂带；F6灌县—江油断裂；F7汶川—茂汶断裂；F8米亚罗断裂；F9龙日坝断裂；F10松岗断裂；F11达日断裂；F12甘德南缘断裂带；F13鲜水河断裂；F14甘孜—玉树断裂；F15理塘断裂；F16龙泉山断裂；F17长山镇断裂；F18华蓥山断裂带；F19马边断裂；F20安宁河断裂；F21丽江断裂；F22则木河断裂；F23昭通—鲁甸断裂；F24金河—菁河断裂. Fig. 1 (a) shows the distribution of the faults, stations (the number of the seismic events in the window is greater than zero) and the seismic events in the corresponding station window in this study area. Figure (b) is a section along the AB line. It shows the distribution of the projection of events on the section with depth in the window below the station. Events in the window of stations and corresponding stations are connected by blue thin lines. AB is survey line.F1 Wenxian fault; F2 Qingchuan fault; F3 Huya fault; F4 Minjiang fault; F5 Longmenshan fault zone; F6 Guanxian-Jiangyou fault; F7 Wenchuan-Maowen fault; F8 Miyaluo fault; F9 Longriba fault; F10 Songgang fault; F11 Dari fault; F12 The sourth margin of the Gande fault zone; F13 Xianshuihe fault; F14 Ganzi-Yushu fault; F15 Litang fault; F16 Longquanshan fault; F17 Changshanzhen fault; F18 Huayingshan fault zone; F19 Mabian fault; F20 Anninghe fault; F21 Lijiang fault; F22 Zemuhe fault; F23 Zhaotong-Ludian fault; F24 Jinhe-Jinghe fault. |
本文使用剪切波分裂系统分析(SAM)方法进行地壳剪切波分裂研究(高原等，2004).该方法以相关函数理论为基础，包括相关函数计算、时间延迟校正和偏振分析检验三个部分.因为其集合了相关分析法和偏振分析法的优势，并且能够自我验证，由此获得的分析结果具有更好的可靠性(石玉涛等，2006；吴晶等，2007).本文使用四阶Butterworth滤波器对小震波形进行滤波处理，截止频率设置为1~10 Hz.图 2给出了数据分析的一个实例.
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图 2 三分向地震波形及偏振分析图 (a)台站WCH记录到的三分向地震波形(2012-03-02)，震级MS3.8，震源深度25.0 km，震中距为18.77 km；(b)由台站WCH获得的事件偏振分析图.其中，(b1)为剪切波质点运动轨迹图，其中S1与S2分别代表快慢剪切波的起始位置；(b2, b3)分别为NS向、EW向剪切波波形；(c)为剪切波偏振分析检验图.其中，(c1)为经过时间延迟校正后的快慢剪切波质点运动轨迹，(c2, c3)分别为快剪切波(F)、慢剪切波(S)，S1与S2分别代表快慢剪切波的起始位置；阴影矩形为用到的波形段. Fig. 2 Three-component seismic waveforms and diagram of the polarization analysis (a) Three-component seismic waveforms recorded by station WCH on Mar 2, 2012, the magnitude is MS3.8, the focal depth is 25.0 km, the epicenter distance is 18.77 km. (b) Polarization analysis diagram acquired by the WCH station.(b1) shows the trace of the shear-wave particle motion.S1 and S2 are the start position of the fast and slow shear-waves, respectively. (b2, b3) is the NS component and EW component shear-waveforms. (c) Polarization analysis check diagram.(c1) shows the particle motion after corrections of shear-wave splitting parameters. (c2, c3) shows the fast and slow shear-waves after corrections of shear-wave splitting parameters, S1 and S2 are the start position of the fast and slow shear-waves, respectively and shaded rectangulars are waveform sections that are used. |
在快剪切波到达之后及慢剪切波到达之前，质点的运动轨迹大致呈线性，其轨迹方向与正北方向夹角为θ，该夹角即为快剪切波的偏振方向.随后，慢剪切波会叠加到快剪切波之上，使近线性的运动轨迹改变方向.通过将两水平分量旋转θ角来分离快慢剪切波.消除时间延迟影响后，质点的运动轨迹应该恢复线性.图 2c表示在将慢剪切波波列提前了0.05 s后，质点的运动轨迹变为线性，印证了分析过程的可靠性.
2 研究结果本文共得到49个台站的快剪切波偏振方向和慢剪切波时间延迟，主要结果来自固定地震台站，由于川西流动地震台阵观测条件困难、观测期较短等因素，本研究获得的有效数据很少(表 1).其中，有效事件(指位于剪切波窗口内且波形清晰、可用来进行剪切波分裂分析的地震事件)数在3个以上的台站有35个.由台站的等面积投影玫瑰图可以看出(图 3)，研究区内主要存在NW、NWW和NE三个主要优势方向.大部分台站的快剪切波优势偏振方向一致性较好，如ROC台、QCH台和WCH台，个别台站表现出了复杂的优势偏振方向，如台站BAX、GZA和LGH等.
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表 1 川西地区台站下方地壳剪切波分裂结果 Table 1 The results of shear-wave splitting beneath seismic stations in the western Sichuan area |
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图 3 快剪切波偏振方向下半球等面积极射投影与玫瑰图(有效事件记录≥3条) 图中玫瑰图表示快剪切波偏振优势方向；短线方向代表每个事件的快剪切波偏振方向，短线位置表示事件的反方位角和震中距；最外大圆表示45°的剪切波窗口. Fig. 3 Rose diagrams of equal area lower hemisphere projection and equal area projection of fast shear-wave polarizations (The effective seismic records are more than three) The rose diagrams show the dominant polarization directions of fast shear-waves. The short lines represent the events′ fast shear-wave polarization directions, of which the position refers to the events′ back azimuth and epicenter distance.The outermost big circles are 45° shear-wave windows. |
时间延迟的大小一般表示地下介质各向异性的程度，指震源到台站路径上的慢剪切波相对于快剪切波的时间差.一般来说，延迟时间的大小在0.04~0.30 s之间(Crampin et al., 1984；Silver and Chan, 1991)，但位于某些复杂断裂构造上方台站的时间延迟可增大至0.50 s(Savage et al., 2012).经过计算得到，研究区内49个台站的时间延迟在0.01~0.11 s之间，且仅有3个台站的平均时间延迟大于0.10 s.由于每个地震事件的震中距差别很大，为便于比较，通常采用归一化(也有称为标准化)时间延迟来描述介质的各向异性程度，即单位射线长度上的时间延迟(单位:ms·km-1).
如果各向异性介质均匀分布在地下无限半空间内，理论上时间延迟的大小应正比于射线路径的长度.即随着射线路径的增加，时间延迟应该呈线性增大，其斜率大小为介质的各向异性强度.但由于各向异性介质的分布存在横向和纵向的不均匀性，这一正比关系往往并不明显.为得到台站下方各向异性介质的分布情况，本文用互相关系数c(correlation coefficient)来评价时间延迟与射线长度间的相关性(Syuhada et al., 2017).当c的绝对值在0.3~1之间时，表明两者具有相关性.本研究进一步区分，c在0~0.3之间时，表明两者“不相关”；c在0.3~0.5之间时，表明两者“可能相关”；c在0.5~1.0之间时，表明两者“存在相关”.需要指出的是，互相关系数c值大小与样本数据量n有关.当n较小时，c的绝对值更易接近于1；当n=2时，c的绝对值恒为1；当n较大时，c的绝对值易偏小.为解决这一问题并判断由样本数据得到的相关关系是否具有代表性，需要对相关系数进行显著性检验.显著性检验指的是事先对总体的参数或分布形式做出一个假设，然后利用样本信息判断这个假设(备选假设)是否合理，即判断总体的真实情况与原假设是否有显著性差异.显著性检验是针对我们对总体所做的假设做检验，其原理就是“小概率事件实际不可能发生原理”来接受或否定假设，对于样本数较少的情况，一般采用t检验.显著性水平是在假设检验中，当原假设为真时，决定放弃原假设的概率值，通常用α表示.而在原假设成立的条件下，出现该实验结果或更极端情况的概率值称为p值(p-value).计算两个变量间的互相关系数时，常把二者不存在相关性作为待检验的原假设.同时，将显著性水平设置为0.05，表示二者具有相关性出现的概率仅有5%，为不可能事件.当计算得到的p≤0.05时，表示原假设两个变量间不存在相关性的概率 < 5%，说明二者不存在相关性的假设是不可能事件.因而，此时得到的互相关系数才有实际意义(Fisher, 1922, 1924, 1925；Neyman and Pearson, 1928).如当c≥0.3，p≤0.05时，表示变量间存在正比关系.
由图 4a、4b可以看出，该区地震主要集中在射线长度7~30 km之间，深度为5~26 km之间.台站的时间延迟范围在0~0.11 s之间.如果各向异性介质分布均匀，则时间延迟应该随着射线长度增加而增大.当射线路径相同时，时间延迟应该近乎相等.但如图 4a所示，仅当射线长度在7 km时，时间延迟与射线长度表现出显著的不相关性.其余情况，其相关系数均较小但显著性水平却很高，因而无法据此判断二者间的关系；同样，c=0.08，p=0.001表明时间延迟与深度之间存在显著的不相关性(图 4b).据此得出各向异性介质随深度分布同样并不均匀.推测产生相关系数较小的原因一方面在于获得的数据量比较分散，时间延迟分辨率较低，因而无法得到其细微的变化，以至于随着射线长度和深度的变化，时间延迟并未发生明显的改变.因此，提高波形采样率和数据量有望提高互相关系数.另一方面，该区介质在横向和纵向上的不均匀性也在一定程度上削弱了时间延迟与变量间的相关性.
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图 4 时间延迟关系图 (a)时间延迟与射线长度间的相关性.蓝色圆圈代表互相关系数c，绿色倒三角代表p-value，红色矩形代表事件数N，阴影区为显著性水平α≤0.05区域，图中虚线将互相关性分为三个部分：不相关(0.0~0.3)，可能相关(0.3~0.5)和存在相关(0.5~1.0)；(b)时间延迟随深度变化分布情况.黑色虚线代表时间延迟的包络线，表征时间延迟的变化趋势，红色虚线代表各向异性介质集中分布的可能深度下限；(c)归一化时间延迟及误差棒随深度的变化情况，红色虚线代表各向异性介质集中分布的可能深度下限. Fig. 4 Time delay correlation (a) Correlation betaeen time delay and the ray length.The blue circles represent correlation coefficients. Green reverse triangles represent the p-values. Red rectangles represent events number N. Shadow region represents the zone of α≤0.05. Dotted lines divide the correlation into three parts:Uncorrelated (0.0~0.3), provably related (0.3~0.5), correlated (0.5~1.0).(b) Variation of the time delay with depth. The black dotted line represents the envelope of time delay, which means the variation trend of the time delay. The red dotted line represents the max of the depth above which the anisotropic medium concentrates.(c) Variations of the standardized time delay and error bars with depth. Red dotted line represents the max of the depth above which the anisotropic medium concentrates. |
图 4b给出了时间延迟随深度的分布情况.从图中黑色虚线给出的数据包络线的大体趋势可以看出，随着深度的增加，时间延迟先增加，然后趋于稳定，最后逐渐减小.推测当震源深度较浅时，由于各向异性异常体分布较深，因而出现时间延迟随深度增加而增大的现象；随着各向异性体各向异性强度的减小及射线路径的改变，时间延迟不再增加；在地壳更深部，可能由于介质各向异性强度的减少，时间延迟呈现下降的趋势.据此推测，研究区各向异性介质主要分布在地壳20 km以上部分.
图 4c为归一化延迟时间随深度的分布情况.与图 4b类似，在深度为20 km以下，归一化延迟时间虽稍有起伏但总体渐小.
上文提到，如果各向异性介质均匀分布的假设成立，则时间延迟应满足随着射线长度的增大而变大.而实际上，时间延迟往往出现随射线长度增大而减小的情况，由此说明各向异性介质在整个射线路径上分布并不均匀.通过对比不同射线长度对应的时间延迟，即可找出通过高各向异性体介质的射线路径.由于数据选择规则的限制，除了台站正下方0~5 km深度无法约束外，射线路径集中通过的地方可认为是各向异性介质集中分布的可能区域.
具体做法是：将所用到的每个事件都赋予P(P=0)值，以表征其射线路径可能经过高各向异性介质体的概率值；然后逐一比较两个不同射线长度事件(E1和E2)的时间延迟(T1和T2)的大小.如果存在E2的射线长度大于E1，同时有T1≥T2，则分别将P1加上1，P2减去1.依次进行，直至比较完成所有的事件；最后，在剪切波窗口内绘制出所有P值大于0的射线路径(图 5a).根据射线路径集中通过的区域即可推断出各向异性介质集中分布的深度范围.由图 5可以看出，各向异性介质主要分布在20 km以上，这与之前得到的结果大致吻合.
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图 5 研究区内各向异性介质空间分布 (a)研究区各向异性介质空间分布情况；(b)各向异性介质平面投影.蓝色区域为各向异性较强的区域，红色区域为各向异性强度较弱的地区. Fig. 5 Spatial distribution of the anisotropic medium in the study area (a) Spatial distribution of anisotropic medium in the study area; (b) Plane projection of anisotropic medium.The blue region represents the area with strong anisotropy, and the red region represents the region with weak anisotropy. |
考虑到每个台站所处的构造环境不同，本文计算了各台站的时间延迟随深度、射线长度和震级等因素的互相关系数(表 2).结果表明，台站EMS、HSH和SMI的时间延迟与深度和路径长度之间表现出了显著的正相关性，表明台站下方的各向异性介质分布比较均匀.经过查看表 1后计算得到三个台站的归一化时间延迟为1.96±0.63 ms·km-1.如果将此作为该区域各向异性介质的背景值，则发现图 4c中所给出的各向异性介质分界仍具有一定的合理性；台站GZI、JLI和LBO的互相关系数为负数，推测三个台站下方的各向异性介质分布不均匀，可能主要分布于上部.台站BAX和HSH的时间延迟与震级存在有显著的正相关性，与Syuhada等(2017)认为的慢剪切波的时间延迟与地震震级之间存在联系的观点一致，但是台站数量及所用数据均比较少，二者关系还有待进一步研究.此外，时间延迟与反方位角和入射角之间也存在着一定的联系.
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表 2 各个台站的剪切波分裂参数与影响因素的相关性 Table 2 Correlation between shear-wave splitting parameters and influencing factors |
当剪切波在各向异性的介质中传播时，会分裂成偏振方向垂直的快慢两列波.其中，快剪切波偏振一般平行于裂隙的走向，与水平最大主压应力方向平行.与时间延迟类似，快剪切波偏振方向同样也是射线路径上的综合结果.因此，根据快剪切波偏振方向可以定性的给出地下介质的应力方向.已有研究显示，许多构造区域的地壳剪切波分裂观测研究都发现了部分台站快波偏振出现两个优势方向，这往往是因为除了受到应力的控制之外，还受其他构造(如断裂)的影响(高原等，1995；Gao et al., 2011；石玉涛等，2013).本研究得到的一些台站也呈现两个快波偏振优势方向，体现了受应力和构造的双重影响，反映出不规则的地表地形也会影响快波偏振.
为了更好地分析龙门山断裂带域的地壳各向异性和介质应力变化情况，本文选取了图 6所示区域.研究发现，研究区内快剪切波的偏振方向具有明显的分区特性，其分区与以鲜水河断裂、安宁河断裂和龙门山断裂等断裂构造形成的板块边界具有很好的一致性.根据分析结果，将研究区分为A、B、C、D四个区域.A区主要位于龙门山断裂带，沿断裂走向展布，区内快剪切波优势偏振方向主要有NWW和NE两个，分别与区域主压应力方向和主要断裂走向平行；B区位于龙门山断裂以西、鲜水河断裂以北地区，该区台站下方的快剪切波优势偏振方向一致性很好，主要为NW向；C区位于鲜水河断裂以南地区，其快剪切波优势偏振方向为NE向；D区位于安宁河断裂以东，四川盆地的南缘，区域内快剪切波优势偏振方向为NNW向.
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图 6 平均快剪切波偏振方向空间分布及分区 红色实线和虚线分别为台站下方快剪切波的第一、第二优势偏振方向，绿色实线为数据量较少的快剪切波偏振方向；蓝色虚线为分区界.右侧的四个图为快剪切波偏振方向分区玫瑰图. Fig. 6 Spatial distribution and zonation of average fast shear-wave polarizations The red solid lines and the red dotted lines are the first and second dominant average polarization directions of the fast shear-wave below stations, respectively. The green lines are the average fast shear-wave polarization direction with less data. The blue dotted lines are zonation boundaries. The four rose diagrams on the right showfast shear-wave polarization directions. |
A区主要位于龙门山断裂带及其以东地区.其快剪切波偏振方向比较复杂，主要包括NE、NW和NWW向多个优势偏振方向，揭示了该区可能受到了区域主压应力和局部构造共同作用的影响.A区的分区特性十分明显.为此，本文从北至南将A区再细分为A1、A2和A3三个子区(图 6).下面分别就各个分区进行分析讨论.
A1子区位于龙门山断裂带的北端，处在NE向的灌县—江油断裂、NEE向的青川断裂、文县断裂以及NW向的虎牙断裂交汇地带，构造环境比较复杂.区内主要有台站WXT、PWU、QCH和JMG(图 7)，其快剪切波优势偏振方向比较集中，主要为NWW或EW向，与震源机制解给出的P轴方位和实测主应力方向一致(孟文等，2013).通过与由SKS、PKS和SKKS获得的该区地壳-上地幔各向异性的结果进行对比(王琼等，2013；常利军等，2016)，本文发现该区地壳和地幔的快剪切波优势偏振方向一致，暗示上地壳与上地幔可能存在类似的变形机制.台站WXT和台站JMG具有两个优势偏振方向，可能是受到局部构造特征差异的影响，说明区域内的复杂构造引起了各向异性的复杂化，但进一步的认识还需要更多有效事件支持.
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图 7 A1区快剪切波偏振方向 蓝色玫瑰图表示每个台站的快剪切波偏振方向，绿色玫瑰图表示A1区所有台站的快剪切波偏振方向的综合统计.图中其他符号含义同图 6. Fig. 7 Fast shear-wave polarizations in area A1 The blue rose diagrams in the plot are the fast shear-wave polarization directions at each station.The green rose diagram in the indicates comprehensive statistics of the fast shear-wave polarization directions for all stations in area A1.The other symbolic meanings are the same as Fig. 6. |
台站WXT位于文县断裂之上，其快剪切波优势偏振方向与文县断裂走向呈小角度相交.互相关计算结果表明，台站下方的快剪切波偏振方向与事件反方位角之间存在显著的负相关性(表 2).由此可知，NE向的快剪切波偏振方向受断裂影响较大.结合该点的实测主应力方向(孟文等，2013)，推测文县断裂在该点附近可能具有走滑属性，这与丁燕云和李占奎(2009)认为的武都—文县断裂具有右旋走滑性质的观点一致；NW向的快剪切波偏振方向主要反映了台站东部区域的介质情况，与GPS观测到的地表变形结果一致，并与该区的区域主压应力方向一致.台站WXT在两个方向上的归一化时间延迟均较大(表 1)，说明了台站下方窗口内介质的各向异性程度较高.
台站PWU和QCH位于平武—青川断裂之上，其所用有效事件较多且快剪切波偏振方向一致性较好，均为NWW向.由QCH台的玫瑰图可以看出(图 7)，其有效事件主要来自于台站西侧的青川断裂附近.数据分析显示，随着事件反方位角的增大，台站的快剪切波偏振方向与青川断裂走向间的夹角也增大，据此推测，青川断裂在台站附近的部分可能兼有走滑和逆冲性质.台站JMG具有NWW和NW向两个优势偏振方向，反映出台站附近区域可能受到区域应力和局部构造的共同作用.
A2子区位于龙门山断裂的中段，区域内主要有茂汶断裂、灌县—江油断裂和龙泉山断裂，断裂走向均为NE向，与区域主压应力方向垂直.由快剪切波偏振方向玫瑰图可知，区域内主要存在NE和NW两个近垂直的优势偏振方向(图 8).表明A2子区受区域主压应力和龙门山断裂构造共同控制，与石玉涛等(2009；2013)得出的研究结果相符合.
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图 8 A2区快剪切波偏振方向 蓝色玫瑰图表示每个台站的快剪切波偏振方向，绿色玫瑰图表示A2区所有台站的快剪切波偏振方向的综合统计.图中其他符号含义同图 6. Fig. 8 The fast shear-wave polarizations in area A2 The blue rose diagrams in the plot are the fast shear-wave polarization directions at each station.The green rose diagram in the indicates comprehensive statistics of the fast shear-wave polarization directions for all stations in area A2.The other symbolic meanings are the same as Fig. 6. |
台站AXI和ZJG位于灌县—江油断裂附近，其快剪切波偏振方向与断裂走向近似平行.原地实测应力结果显示，台站ZJG附近的压应力为NE向，至台站AXI附近，应力方向由NE向转为NWW-SEE向，方向变化明显(孟文等，2013).本研究显示，台站AXI的快剪切波偏振方向与反方位角间存在着正比关系，随着反方位角的增大，快剪切波偏振方向会发生顺时针旋转(图 3)，与原地实测应力的结果一致.同时，AXI台下方的归一化时间延迟较大，说明台站下方介质的各向异性程度较高.
台站WCH和MXI均位于汶川—茂汶断裂之上(图 8)，其快剪切波优势偏振方向有着近90°的偏差，较大的数据量保证了结果的可靠性.互相关系数计算表明(表 2)，两个台站的剪切波分裂参数与深度、射线长度和反方位角之间均存在着显著的不相关性，说明了各向异性介质分布不均匀，可能具有一定的分层特性.由两个台站的快剪切波偏振方向的等面积投影玫瑰图与台站附近的断裂分布可以看出，WCH台NE向快剪切波优势偏振方向主要受到汶川—茂汶断裂的影响，而MXI台的NNW到NW方向的快剪切波优势偏振方向则主要反映了区域主压应力的影响.
台站YZP和CD2位于龙门山断裂的南侧.其中，台站CD2具有NE向快剪切波优势偏振方向，显示受台站附近断裂的影响强烈.YZP台的快剪切波偏振方向显示出近NS向和NE向两个优势方向.近NS向的优势方向与张永久等(2008)的研究一致，而NE向的优势方向则表明结果受到了断裂的影响.说明台站附近地壳介质除了受到应力和局部构造作用的影响外，还受局部不均匀速度结构的影响.台站KMY04、KWC05、KMY08和JJS也位于该区，但因有效事件较少，暂不做分析.
A3子区位于龙门山断裂带的南端，在鲜水河断裂带、龙门山断裂带和安宁河断裂带的交汇区，断裂构造极其发育且呈复杂分布.区内台站下方快剪切波优势偏振方向主要为NE向和NWW向(图 9)，反映出该区内构造和应力分布的复杂性.2013年4月20日MW6.7的芦山地震即发生在该区.芦山地震与汶川地震同发生在逆冲型破裂之上，芦山地震最大滑移量达到159 cm，主要破裂活动区分布在汶川地震后库仑应力增加的区域，一定程度上体现了汶川地震的触发作用(王卫民等，2013).在距芦山地震震中90 km范围内分布有台站BAX、GZA、MDS和TQU.早前的研究显示，地震发生前后应力场的调整以及大震后断裂的愈合都会造成快剪切波偏振方向和时间延迟的改变(高原等，1999；Gao and Crampin, 2004；Tadokoro and Ando, 2002).因而，本文分析这四个台站的剪切波分裂参数在震前震后的变化情况，试图给出产生变化的合理解释.
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图 9 A3区快剪切波偏振方向 蓝色玫瑰图表示每个台站的快剪切波偏振方向，绿色玫瑰图表示A3区所有台站的快剪切波偏振方向的综合统计.黄色和蓝色星星分别代表芦山MS7.0地震(2013-04-20)和康定MS6.4地震(2014-11-22)的主震及5.0级以上余震.图中其他符号含义同图 6. Fig. 9 The fast shear-wave polarizations in area A3 The blue rose diagrams in the plot are the fast shear-wave polarization directions at each station.The green rose diagram in the indicates comprehensive statistics of the fast shear-wave polarization directions for all stations in area A3.The yellow and blue stars represent the main shock and aftershock of the Lushan MS7.0 earthquake (Apr 20, 2013) and Kangding MS6.4 earthquake (Nov 22, 2014).The other symbolic meanings are the same as Fig. 6. |
GZA位于鲜水河断裂带、则木河断裂带和龙门山断裂带的交汇地带，其快剪切波优势偏振方向为NE向，但也有数据零散地显示出NW或NWW方向(图 9).表 2中快剪切波偏振方向与反方位角间的反比关系指出，两个快剪切波偏振方向分别来自龙门山断裂区域和鲜水河断裂区域且似乎分别与龙门山断裂和鲜水河断裂走向垂直，说明台站的快剪切波偏振方向主要反映了局部构造的影响.考虑到快剪切波偏振方向可能受地震活动及震源深度的影响，本文绘制了台站下方快剪切波偏振方向随深度的分布情况及随时间变化图，并在图上标出台站附近地震的发生时间.图 10a给出了台站GZA的快剪切波偏振方向随时间的变化情况，从中明显看出发生在2013年4月20日的芦山MS7.0地震和2014年11月22日的四川康定MS6.4地震将快剪切波方向分成三个阶段.期间快剪切波偏振方向沿顺时针发生了近45°的改变，表明两次地震后，龙门山断裂对该台附近地壳介质的控制作用逐渐加强.不过，由于有效事件数据较少，尚缺少时间分辨率，这里得到的相关结果还需更多的数据支持.
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图 10 快剪切波偏振方向的深度分布及随时间的变化 小图左下角为台站代码，红线方向为快剪切波偏振方向，线段长短代表时间延迟的大小；T0、T1、T2和T3分别代表四川白玉MS5.5级地震(2013-01-18)、四川芦山MS7.0级地震(2013-04-21)、四川康定MS6.4级地震(2014-11-22)和四川理塘MS5.2级地震(2016-09-23)，黄色和蓝色星星分别代表主震和余震，黑色星星为剪切波分裂分析所用的小震事件，五角星大小代表震级. Fig. 10 Fast shear-wave polarization directions varying with depth and time The lower left corner of the small graph is the station code.The direction of the red line represents the average fast shear-wave polarization direction, and its length represents the size of the time delay. T1, T2, and T3 represent the Sichuan Lushan MS7.0 earthquake (Apr 20, 2013), Sichuan Kangding MS6.4 earthquake (Nov 22, 2014) and the Sichuan Litang MS5.2 earthquake (Sep 23, 2016), respectively.The yellow and blue stars represent the main shocks and aftershocks, respectively, The black stars represent the small events used in this article, and their sizes denote the earthquake′s magnitude. |
MDS台位于龙门山断裂南段，快剪切波优势偏振方向存在NE、NW两个方向(图 9).MDS台在芦山地震前后也表现出与GZA台类似的规律(图 10b).与吴朋等(2016)得到的震后快剪切波偏振方向变得更为分散的结果不同，台站MDS的快剪切波偏振方向由震前的NE、NW两个优势偏振方向变为了震后只存在NE向的优势偏振方向，且更为集中(图 10b).Miller和Savage(2001)发现在火山喷发前后快剪切波偏振方向会发生由集中到分散的变化过程，他们认为在火山喷发前，由于高压岩浆的作用形成的局部构造应力使得孔隙压力急剧增大并造成了裂隙的定向排列，因而造成了快剪切波方向一致性较好；而当火山喷发后的压力卸载造成裂隙恢复至原状，快剪切波偏振方向也因此变得杂乱无章.本研究得到的结果，与火山研究的结果不同，说明二者的产生的机理存在差异.MDS台下方的NE向的快剪切波偏振方向一致性较好，表明断裂走向的作用很强，而NW向的快剪切波偏振方向由芦山地震前的较强变为震后的不太显著，揭示出NW或NWW向的主压应力作用逐渐减少.
台站BAX的快剪切波优势偏振方向大致为NW和NE两个方向，其中NW向为主压应力的影响，而近似NE向则为断裂的影响.在康定MS6.4地震前后，BAX台快剪切波偏振方向似乎有变化，但数据量太小，无法准确判断该变化是受康定地震的影响(图 10c).台站TQU的快剪切波优势偏振方向为NE向，康定地震前后快剪切波偏振方向的一致性由强减弱(图 10d).
台站SMI靠近鲜水河断裂带和大凉山断裂的交汇处，快剪切波偏振方向大致为NWW，与安宁河断裂走向明显不同，反映了局部构造应力场的信息.由表 2中结果可知，台站SMI的快剪切波偏振方向随深度和路径长度的增加会发生顺时针的旋转.同时，时间延迟结果也表现出了与深度和路径长度显著的正相关性.图 10e显示台站SMI快剪切波偏振方向在芦山地震和康定地震前后发生了明显的变化.
EMS台位于三苏场断裂之上，其快剪切波优势偏振方向与SMI类似，表现为NW向，与该区区域主压应力方向一致.地质资料并未给出EMS台站下方断裂的性质，但根据剪切波分裂的结果以及附近呈逆冲属性的峨嵋—烟峰断裂、龙泉山断裂和峨边—金阳断裂可推测，三苏场断裂也应具有逆冲属性.
B区位于鲜水河断裂带以北、龙门山断裂带以西地区(图 11)，其主压应力方向为NW向(龙思胜和赵珠，2000).该区的快剪切波优势偏振方向主要为NW向，指示了区域主压应力方向，与区内主要断裂的走向也大致平行，该结果与GPS揭示的地表变形观测资料相符(刘峡等，2016；肖卓辉等，2017).
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图 11 B区和C区快剪切波偏振方向 蓝色玫瑰图表示每个台站的快剪切波偏振方向，绿色玫瑰图分别表示B区和C区所有台站的快剪切波偏振方向的综合统计.黄色星星代表四川白玉MS5.5地震(2013-01-18)主震.图中其他符号含义同图 6. Fig. 11 The fast shear-wave polarizations in areas B and C The blue rose diagrams are the fast shear-wave polarization directions at each station.The green rose diagrams are comprehensive statistics of the fast shear-wave polarization directions for all stations in areas B and C. The yellow star represents the Baiyu MS5.5 earthquake′s (Jan 18, 2013) main shock.The other symbolic meanings in the diagram are the same as Fig. 6. |
RTA台位于达日断裂附近，该断裂性质为逆冲兼左旋走滑属性，台站NWW向的快剪切波偏振方向似乎受到了走滑断裂的影响.与之类似的DFU(道孚)台位于鲜水河断裂之上，其快剪切波偏振方向平行于断裂走向，显示出了走滑断裂的作用.快剪切波偏振方向一致，表明介质所受应力场较为简单.刘峡等人(2016)利用GPS数据及二维有限元接触模型和“块体加载”方法模拟得到的川滇地区主要断裂带的运动与受力变化情况，结果显示在2010—2017年期间，鲜水河断裂一直处于张应力作用且左旋走滑作用明显，与本文得到的快剪切波偏振方向结果相符.快剪切波偏振方向并未随时间发生明显改变，说明这几年鲜水河断裂附近的应力场比较稳定.DFU台的快剪切波偏振方向与震级存在着明显的相关性(表 2).但不同于时间延迟与震级间的正比关系，大多数台站(DFU、MXI、PGE和YYC)的偏振方向均与地震震级成反比，即震级越大，快剪切波偏振方向越趋于NE向.其原因是否与地震事件的反方位角有关，目前还不清楚，因而暂时无法给出合理解释.HSH台下方的快剪切波偏振方向为NWW向，与该区的主压应力方向一致，其时间延迟与深度、射线长度和震级间均表现出显著的正相关性.归一化延迟时间为2.97±1.11 ms·km-1，表明台站下方介质的各向异性较强且分布均匀.除此之外，台站BAM和MEK台站分别位于甘德南缘断裂带和马尔康断裂松岗段附近，这两个台站的快剪切波偏振方向主要与主压应力方向一致.
台站XJI、KLX01、MXI和SPA靠近龙门山断裂的一侧，其快剪切波偏振方向为NW向，与断裂走向垂直.其中，台站XJI、KLX01和SPA数据较少，暂不做分析.
C区位于鲜水河断裂以南地区，川滇菱形块体的西北部.该区的优势偏振方向为NE向，与震源机制解反映的NEE和近EW向的最大主压应力方向近一致(阚荣举等，1977；蒲晓虹和郭惠兰，1993).GZI台站位于甘孜—理塘断裂带与鲜水河断裂之间，该区属正在发展的拉分盆地，强震发震类型较为复杂(闻学泽，2000).由于控制拉分盆地形成的两条断裂均有走滑属性，受构造的影响，甘孜台快剪切波优势偏振方向主要为NE向，同时有少量的近NW向，反映出断裂交汇处复杂的构造应力场.此外，较高的归一化延迟时间也表明地下介质的各向异性程度较高，而延迟时间反比于深度说明了各向异性介质分布并不均匀(表 2).2013年1月18日，距该台站94 km处发生了MS5.5的白玉地震.从图 10f中可以明显看出地震前后快剪切波偏振方向发生显著改变，由地震前具有明显优势方向转变为较为复杂的多方向.芦山地震和康定地震之后，快剪切波的偏振方向逐渐趋于一致，并主要为NE向，由此表明地震会显著影响快剪切波的偏振方向.图 10f中的台站GZI下方的快剪切波偏振方向在2015年6月前后发生显著的变化.由此前的多个优势方向(NE和NW向)转变为一个优势方向(NE向).由于缺少资料支持，因而无法确定其产生的原因.
D区位于安宁河断裂西侧，主要台站有MBI、WMP、HMS和ROC(图 12).区内快剪切波偏振方向一致性较好，主要为NNW向.其中，台站ROC位于华蓥山逆断裂之上，其数据较多，所用事件主要分布在地下5~8 km之间，快剪切波偏振方向一致性较好，推测与其所受到的应力场在长时间内保持稳定，与介质中分布的大量定向排列的裂隙有关；该台站附近曾发生4次MS5.0以上的地震，发震前后，快剪切波方向发生了明显的转动，但是否受到了地震的影响还需进一步的研究.
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图 12 D区快剪切波偏振方向 蓝色玫瑰图表示每个台站的快剪切波偏振方向，绿色玫瑰图分别表示D区所有台站的快剪切波偏振方向的综合统计.图中其他符号含义同图 6. Fig. 12 Same as Fig. 11 but for area D |
D区还存在NE向的快剪切波偏振方向.台站WMP和MBI距离较近，分别位于马边断裂和峨边—金阳断裂附近，但二者的平均快剪切波偏振方向近乎垂直，揭示了盆岭交汇区与隆起区地壳各向异性的不同.复杂的快剪切波偏振方向玫瑰图暗示了台站下方的介质可能受NEE向的构造应力场和NW走向的断层共同影响.MBI台的快剪切波偏振方向与深度和路径长度间均存在着明显的负相关性，表明快剪切波偏振方向随着深度和路径长度的增加会发生变化.在一定程度上表明台站下方的各向异性介质分布比较均匀，地壳结构可能有一定的分层特性.
3 结论与讨论本文运用剪切波系统分析方法，结合固定地震台网(2010-01—2017-10)和川西流动地震台阵(2006-10—2009-07)的小震波形数据，得到了龙门山断裂带域上地壳各向异性参数.
研究区内快剪切波优势偏振方向主要为NW、NWW和NE向.根据快剪切波偏振方向及主要断裂将研究区分为A、B、C和D四个区域.A区台站下方快剪切波偏振方向主要为NWW和NE向.根据A区构造应力场的复杂性，由北至南将其划分为三个子区.A1区的近场快剪切波偏振方向与SKS、PKS和SKKS震相得到的上地幔各向异性结果均为NWW向，表明壳幔变形机制可能相同；A2区主要存在NE和NW向两个优势偏振方向，分别平行于龙门山断裂走向和区域主压应力方向.说明该区同时受区域应力场和局部构造的共同作用；A3区位于龙门山断裂、鲜水河断裂和安宁河断裂的交汇处，其快剪切波偏振方向主要为NE向，但区域内也呈现出NW或NWW向的快剪切波偏振方向，反映该区断裂构造和应力的影响.台站MDS的快剪切波偏振方向在芦山地震之后变得更为集中，一定程度上揭示了震后应力的变化情况.B区的快剪切波偏振方向为NW向，与区域主压应力方向一致.C区的快剪切波偏振方向主要为NE向；D区的快剪切波优势方向为NNW向.几个分区所展示的快剪切波优势偏振方向分布的复杂性，揭示了应力与构造对地壳各向异性的强烈影响.
研究区内台站的时间延迟主要分布在0~0.11 s之间.互相关系数表明，区域内时间延迟与深度之间没有显著联系，仅部分台站表现出了较强的正相关性，反映各向异性介质随深度分布并不均匀，存在在某一深度区间内集中分布的现象.由归一化时间延迟结果可知，研究区内介质结构表现出了横向的不均匀性，各向异性介质可能主要集中分布在20 km以上.
通过计算每个台站下方的各向异性参数与影响因素之间的互相关系数.得出部分台站的时间延迟或偏振方向与深度、反方位角、入射角、震级和路径长度之间存在相关性.台站EMS、HSH和SMI的时间延迟与深度和路径长度之间存在显著的正相关性，表明台站下方的各向异性介质分布比较均匀；台站AXI、GZA、LBO、QCH、TQU和WXT下方的快剪切波偏振方向与反方位角间存在着显著的相关性，可根据不同反方位角处的构造对快剪切波偏振方向的影响给出合理解释.此外，表 2结果表明，少数台站的剪切波分裂参数与震级间也可能存在着一定的相关性，台站下方的快剪切波方向多与所用事件震级呈反比(DFU、PGE和YYC)，而时间延迟与震级间存在着显著的正比关系(BAX、HSH).但由于苛刻的数据选择规则，台站数量及有效事件均比较少，剪切波分裂参数与震级之间的关系还需更多的资料来检验.
汶川地震后，发生在龙门山断裂带上的芦山地震及其他较大的地震(MS≥5.0)，可能会改变局部地壳各向异性参数的分布情况，但想要准确把握该变化规律仍需要大量的数据支持.通过分析影响各向异性参数的多种因素，有望从定量的角度分析局部构造应力的变化情况以及断裂的性质，为研究断裂带地震学特性及地震预测工作提供更多的参考依据.
致谢 感谢中国地震局地球物理研究所“国家测震台网数据备份中心”为本研究提供地震波形数据，图件制作采用GMT软件包.
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