2021, Vol. 64
2. 中国地震局震源物理重点实验室, 北京 100081;
3. 陕西省地震局, 西安 710068
2. Key Laboratory of Earthquake Source Physics, China Earthquake Administration Beijing 100081, China;
3. Earthquake Adminstration of Shanxi Province, Xi'an 710068, China
位于云南西南地区的腾冲地块内发育第四纪活火山活动，是中国大陆最新的火山之一，其最新的一次火山喷发发生在300多年前.已有地质和地球物理研究表明，腾冲火山为缅甸微板块向东俯冲诱导岩浆上涌所致(Lei et al., 2009；胥颐等，2012).地质调查还表明，在腾冲地区东西宽50 km，南北长90 km范围内共有68座火山，组成了7个火山群(姜朝松，1998).针对腾冲火山群的监测显示，该区火山区的岩浆处于一种活动状态，并推测其作为一座活火山仍然有很大的喷发危险(姜朝松，1998).此外，该火山区地质构造复杂、地震活动频繁，一直受到地震学家的广泛关注.
通过地球物理方法确定火山区深部结构可为理解该火山的地质过程及演化提供重要约束.前人(谢富仁等，2001；Xu et al., 2010; Zhao et al., 2013；Tian et al., 2019)基于区域地震震源机制的应力张量反演研究了腾冲地区的构造应力场特征，结果显示腾冲火山区东部的最大主压应力轴方向为NE-SW向，而西部为N-S或NNW-SSE方向.但根据震源机制反演应力张量需要知道哪个节面是真正的断层面，如果缺失这一信息，且断层面和辅助节面有交换，应力反演就可导致不精确的结果.此外，在某种情况下，由于区域地震震源机制解的不均一性使得很难获取可信的平均应力场特征(许忠淮, 1985；Bora et al., 2018; Wan et al., 2016).已有研究表明，地震震源机制和地壳地震各向异性等地震学研究可为构造活跃区地壳变形过程的确定提供重要约束(Johnson et al., 2011; Araragi et al., 2015; Bora et al., 2018).
地震各向异性是地球上普遍存在的一种现象，而剪切波分裂现象是地震各向异性最直观的表现形式(Crampin, 1994; Boness and Zoback, 2006).地壳中周期性薄互层、矿物晶体和裂隙的定向排列是诱发地震各向异性的主要因素(Crampin, 1994).近震S波分裂主要反映了中上地壳介质的各向异性特征，一般认为中上地壳各向异性的成因主要分为两大类，一类是构造成因(包括定向排列的矿物，岩石组构及古应力残留的介质定向特征等等)，其产生的快波方向一般与对应的剪切组构的方向一致，慢波延迟时间代表剪切程度，这种类型中最常见的就是由大型走滑断裂所引起的各向异性，而在火山区定向排列的岩墙也可能导致地震各向异性(Johnson et al., 2011).另外一类是应力成因，是由于介质内部受主压应力引起的定向排列的张开的流体填充或不填充的微裂隙、闭合的可见微破裂引起，其产生的快波方向平行于区域水平最大主压应力，慢波延迟时间代表微裂隙或破裂的密度(Boness and Zoback, 2006).
另一方面，已有研究表明，火山区往往可以观察到显著的地震各向异性时空变化，并将其归结为浅层岩浆侵入引起的浅部地壳应力变化所致(Gerst and Savage, 2004; Unglert et al., 2011; Illsley-Kemp et al., 2018).由于岩浆系统中的压力随时间的增加/减少会导致地震各向异性快波偏振方向的改变，在一些火山区，剪切波分裂参数的监测已被建议作为预测火山爆发的一种可能方法(Gerst and Savage, 2004; Unglert et al., 2011; Illsley-Kemp et al., 2018；Crampin and Gao, 2018).为此，区分腾冲火山区地震各向异性的成因，确定腾冲火山区区域应力与构造之间的相互关系，不仅可为更好地了解研究区的地壳演化提供地震学约束，还将为应用剪切波分裂这一手段监测火山活动提供坚实的基础.
前人(毛慧玲和秦嘉政, 2011; 孙长青等, 2013; Shi et al., 2012; Zhang et al., 2018)利用研究区固定台站的波形记录，通过接收函数和近震剪切波分裂方法对研究区地壳各向异性特征进行了分析，推测研究区中上地壳各向异性与主压应力方向一致，但受腾冲地区固定台站分布限制，无法反映出研究区应力横向变化特征.
本文研究对2008-10—2019-07腾冲火山区15个固定和流动地震台站记录到的近震波形资料进行了剪切波分裂分析，以确定腾冲火山区的地壳应力状态时空变化.地壳VP/VS值与地壳的物质组成、温度状态等密切相关，对其时空变化特征进行研究，可为岩浆活动的确定提供重要的约束(Unglert et al., 2011).为此，本文也对腾冲火山区上地壳各台站的波速比值进行了计算.该区地壳地震各向异性和波速比分布特征的确定，不仅为理解该火山区的动力学演化过程提供了约束，也为将来应用地震各向异性手段监测火山活动奠定了基础.
1 数据与方法 1.1 数据本研究采用的数据包括四个部分：中国国家数字地震台网(CNDSN)布设在腾冲火山区的火山台站(8个)、国家台站TNC、区域台站MAS总共10个固定台站从2008年10月—2019年7月的波形数据，以及2014年1月—2014年12月布设在腾冲火山区5个流动台站记录的波形数据.其中10个固定台站配备了采样率为100 Hz的BBVAS60和KS2000宽带地震仪以及EDAS-24IP数据收集器系统.研究中收集了上述15个地震台站记录的发生在腾冲火山区及其周围邻区震级小于4级的地震，这些地震的震源深度在5~25 km之间不等，80%地震的震源深度小于15 km(图 1).
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图 1 研究区地质背景与地震台站分布 红色、黄色三角分别代表固定和流动台站，研究区7个火山群分别用空心椭圆标示，灰点和紫点表示2008年以来所有ML≤4.0级的地震和最终用于横波分裂分析的事件.右下方的柱状图所用地震事件的深度分布.两对黑色粗箭头代表区域主压应力方向(Zhao et al., 2013).右上角插图为腾冲火山区的相对位置.黑色实线代表断层(Yang et al., 2013)，F1：怒江断层，F2：龙岭—瑞丽断层，F3：腾冲火山断层，F4：盈江—陇川断层. Fig. 1 The geological setting and distribution of seismic stations The permanent and temporary seismic stations are showed by red triangles and yellow triangles, and the seven volcanic clusters in the study area are indicated by hollow ellipses. The gray and blue dots indicate all earthquakes with magnitude less than 4 since 2008 and events selected for shear wave splitting analysis in this study. The bar graph at the bottom right shows the number of selected events. Two pairs of thick black arrows represent the direction of regional compressive stress (Zhao et al., 2013). The inset shows the location of Tengchong Volcanic area in China. Black thin lines represent main faults (Yang et al., 2013). F1: Nujiang Fault, F2: Longling-Ruili Fault, F3: Tengchong volcano Fault, F4: Yingjiang-Longchuan Fault. |
当近震S波入射到地表时，如果入射角大于临界角(sin－1(VS/VP))时会发生全反射现象，为了避免这种全反射现象引起的波形畸变，我们需要选择在剪切波横波窗口内的地震波形数据进行分析.对于泊松比为0.25的泊松介质来说，其临界角为37°，考虑到近地表低速层导致的地震波射线路径弯曲，本文研究参照前人的做法(吴晶等，2010；Savage et al., 2016)，将入射角扩大至45°，即选取入射角小于45°的地震波形记录，以确保所有用于分裂的波形记录满足剪切波窗口的要求.研究中我们主要依据中国地震台网中心提供的地震目录，选取了震中距 < 25 km，震级小于4级，震源深度大于震中距的587个近震波形数据用于剪切波分裂分析.研究中我们人工手动方法拾取了Pg，Sg波到时用于下一步的分析.
1.2 方法本研究使用MFAST方法进行了剪切波分裂分析.MFAST是一种基于对剪切波分裂参数(快波偏振方向和延迟时间)的可能值进行网格搜索反演的全自动剪切波分裂程序(Savage et al., 2010)，已有多位学者利用该方法进行了各向异性研究(Unglert et al., 2011; Li et al., 2015; Syuhada et al., 2017; Maher and Kendall, 2018)，证明了该方法的可靠性.
MFAST方法将14个带有特定拐角频率的带通滤波应用到每一个数据上以选择最佳滤波.只有信噪比大于3的地震波形被用于下一步计算.对波形进行滤波后，MFAST在多个时间窗上执行SC91算法，在S波到时前后3 s内选择噪声和信号窗口，通过定义窗口的固定长度来避免个人主观标准.传统情况下，剪切波分裂窗口都是由我们手动选择的，而手动选择窗口存在一定的主观性，因为选择窗口的不同往往就意味着计算出的不同分裂结果.MFAST方法改善了这一问题，将选择窗口的过程完全自动化，对多个窗口进行分裂分析，以得到在不同的窗口上都稳定的测量结果.
MFAST方法基于依赖于滤波频段和分裂窗口选择的SC91算法，以Teanby等(2004)的方法为基础，采用了14个不同频率的带通滤波器，并基于信噪比、延迟时间和快波偏振方向误差等一系列参数自动对分裂测量结果进行质量分级(A—D).在本研究中我们选择网格搜索的最大延迟时间tlagmax为0.5 s.评定为A等级的结果需满足延迟时间δt < 0.8tlagmax, 信噪比SNR>4, 同时快波偏振方向误差δφ < 10°的条件；评定为B等级的结果需满足延迟时间δt < 0.8tlagmax, 信噪比SNR>3, 同时快波偏振方向误差δφ < 25°的条件.对信噪比带宽、滤波器、分裂窗口、聚类分析和分级原理的更具体解释见Savage等(2010).
本文对15个台站记录的地震波形进行了分裂计算，最终得到了1761个分裂结果，我们依据以下标准筛选分裂结果：(1)观察旋转后的切向分量的能量是否达到最小(图 2b)；(2)观察是否具有稳定的计算结果(图 2c, d)；(3)观察校正后的粒子运动是否变为近直线形状，校正后快慢波波形是否拟合(图 2e)；(4)如图 2f所示观察等值线是否比较收敛(图 2f).图 2和图 3阐述了不同质量等级的地震事件的分析过程.
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图 2
横波分裂分析计算示例(自动评级为A级)
2014年3月27日RST台站记录的1.5级地震的自动分裂结果. (a)滤波后的E、N和Z三分量波形，垂直黑线表示手动拾取的S波到时，灰色区域代表剪切波分裂分析窗口，垂直虚线代表起始和结束时间; (b)上面两条波形代表向入射偏振方向和与其垂直的方向旋转的波形，下面两条波形是经过校正后的分量.虚线表示横波分裂窗口的起始和结束时间范围，从图中可以看出经校正后切向分量上能量已经达到最小; (c)从不同时间窗口确定的分裂参数，可看出该结果平缓稳定且几乎无误差; (d)从不同的时间窗口确定的分裂参数分布，蓝色十字代表最好的结果，可以看出该结果比较稳定; (e)原始波形(左上)和校正后的波形(右上)(实线代表快波，虚线代表慢波)，和原始的的粒子运动(左下)和校正后的粒子运动(右下).如图所示校正后的快慢波波形拟合较好，粒子运动轨迹由分裂前的形态变为近直线形态; (f)协方差矩阵最小特征值的等值线图，最佳结果(φ=44°，δt=0.064 s)用一个蓝色的十字架标记，该等值线比较收敛，说明结果较为稳定.
Fig. 2
An example of shear wave splitting analysis(rated as A automatically)
Automatic splitting results for an earthquake with magnitude 1.5 recorded at station RST on 27 March 2014. (a) Filtered waveform of E, N and Z component seismograms. Solid line represents the hand-picked S arrival. Dashed lines represent the minimum start and maximum end times, gray area is the time window for shear wave splitting analysis; (b) The top two seismograms are waveforms that are rotated to the incoming polarization direction and the perpendicular direction. The bottom two seismograms are components after correcting. Dashed lines represent the range of starting and ending time for shear wave splitting window. It can be seen that the energy in the tangential component is minimum after correction; (c) The splitting parameters determined from different time windows. It can be seen that the result is stable and almost error-free; (d) The distributions of splitting parameters determined from different time windows, the blue cross is the best result. It can be seen that the result is stable; (e) Waveforms (top row) and particle motions (bottom row) for the original (left column) and corrected (right column) waveforms. Solid line represents fast wave, dashed line represents slow wave. As shown in the figure, the fast and slow wave fit well after correcting, and the particle trajectory changes to a near-line shape; (f) Contour plot of the smallest eigenvalue of the covariance matrix. The blue cross masks the best splitting parameter of this event  . The contours is convergent, indicating that the result is stable.
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图 3 横波分裂分析计算示例(自动评级B级) 2017年1月26日QKT台站记录的2级地震的自动分裂结果. (a)滤波后的E、N和Z三分量波形，垂直黑线表示手动拾取的S波到时，灰色区域代表剪切波分裂分析窗口，垂直虚线代表起始和结束时间; (b)上面两条波形代表向入射偏振方向和与其垂直的方向旋转的波形，下面两条波形是经过校正后的分量.虚线表示横波分裂窗口的起始和结束时间范围，从图中可以看出切向分量上能量几乎达到最小; (c)从不同时间窗口确定的分裂参数，可看出该结果并不平缓稳定且存在一定的误差; (d)从不同的时间窗口确定的分裂参数分布，蓝色十字代表最好的结果，可以看出该结果比较稳定; (e)原始波形(左上)和校正后的波形(右上)(实线代表快波，虚线代表慢波)，和原始的的粒子运动(左下)和校正后的粒子运动(右下).如图所示分裂校正后的波形拟合不太好，粒子运动轨迹由分裂前的形态变为近直线形态; (f)协方差矩阵最小特征值的等值线图，最佳结果(φ=23°，δt=0.06 s).用一个蓝色的十字架标记，该等值线不太收敛，说明结果不太稳定. Fig. 3 An example of shear wave splitting analysis(rated as B automatically) Automatic splitting results for an earthquake with magnitude 2 recorded at station QKT on 26 January 2017. (a) Filtered waveform of E, N and Z component seismograms. Solid line represents the hand-picked S arrival. Dashed lines represent the minimum start and maximum end times, gray area is the time window for shear wave splitting analysis; (b) The upper two seismograms are waveforms that are rotated to the incoming polarization direction and the perpendicular direction. The bottom two seismograms are components after correction. Dashed lines represent the range of starting and ending time for shear wave splitting window. It can be seen that the energy in the tangential component is minimum after correction; (c) The splitting parameters determined from different time windows. It can be seen that the result is not stable and has certain error; (d) The distributions of splitting parameters determined from different time windows, the blue cross is the best result.The result is not stable; (e) Waveforms (top row) and particle motions (bottom row) for the original (left column) and corrected (right column) waveforms. Solid line represents fast wave, dashed line represents slow wave.The fast and slow wave is not fit after correction, the particle trajectory changed to a near-line shape after correction; (f) Contour plot of the smallest eigen value of the covariance matrix. The blue cross masks the best splitting parameter of this event (φ=23°, δt=0.06 s). The contours are not converging, indicating that the results are not stable. |
延迟时间反映了沿射线路径的各向异性强度.我们利用归一化延迟时间得到了各向异性百分比(A)(Savage，1999)，
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(1) |
其中d是震源到台站的距离，VS是介质的横波速度，研究区的地壳平均横波速度为3.65 km·s-1(李永华等，2009).
2 结果本文利用MFAST方法对15个地震台站记录的近震波形数据进行了横波分裂分析，得到了1761个结果(A—D)，最终只采用了593个质量A，B级的高质量分裂结果(表 1).从表 1可以看出，15个台站中总共有10个台站的分裂结果多于10个，5个台站的分裂结果少于10个.台站TNC高质量的分裂结果数目最多(277个)；而流动台站(L11, L12等)由于观测时间较短，获得的近震事件比较少，也没有足够的后方位角覆盖(图 5)，最终的有效分裂结果比较少.但是除台站L14外，其余每个台站也都具有多于5个的分裂结果.
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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 by station |
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图 5 研究区近震各向异性结果 每个台站的快波偏振方向及大小用粗短棒表示，黑色短粗棒为本研究得出的分裂结果.紫色短粗棒为Zhang等(2018)给出的分裂结果，蓝色短粗棒为Shi等(2012)的分裂结果. Fig. 5 Results of seismic anisotropy from shear wave splitting analysis of local earthquakes The polarization direction and size of the fast wave in each station are indicated by the thick short bars, and the black short thick bars are the splitting result in this study. The purple bars are the splitting result from Zhang et al. (2018). The blue bar is the splitting result from Shi et al. (2012). |
中上地壳各向异性离散现象显著，因此对具有一定数量观测结果的台站进行讨论才能降低随机结果的影响.为提高讨论的意义，本文只对具有10条及以上有效观测结果的台站加以后续分析.图 4为研究区具有10个以上有效分裂结果的台站的快波偏振方向等面积投影玫瑰图.从图中可以看出多数台站的偏振方向比较明显，我们用统计平均的方式取得了这些台站的优势方向；个别台站(MIZ，MZT, L13)得到的快波偏振方向比较分散，显示两个近乎正交的偏振方向，对于此类台站需进行两个快波偏振方向的分别统计.需要说明的是，尽管TNC、MAS等台站具有足够的剪切波分裂参数，但是我们并没有发现其剪切波分裂参数随时间存在明显的变化.
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图 4 腾冲火山区具有10条以上有效记录台站的快波偏振方向玫瑰图 Fig. 4 Rose diagrams of fast polarizations for each station with more than 10 measurements |
如图 5所示，腾冲断裂带以西地区台站(4个)的快波方向大多为近N-S向(如MIZ, RHT等)，位于腾冲断裂带西北部地区的台站MIZ的各向异性偏振方向同与其相邻的2个台站MZT, L13的各向异性偏振方向都较为分散，三者其中的一个偏振方向较为一致，均为近NW-SE向.腾冲断裂带以东地区台站(6个)的快波方向大多近NE-SW向(如台站MZT, TNC, MAS等).
本研究得出的腾冲火山区的延迟时间在0.02 s到0.38 s之间变化，平均延迟时间为0.2 s.由表 1可以看出，除台站L14的延迟时间仅为0.02 s外，其他台站的延迟时间均大于0.1 s.事实上，台站L14只有2个高质量的测量结果，我们推测该台站与其他台站延迟时间结果的差异有两种可能：(1)台站L14附近地壳变形结构较弱，不存在明显的各向异性；(2)有效分裂结果少，没有全面反映台站下方的各向异性特征.
前人(毛慧玲和秦嘉政，2011；太龄雪等，2015；Zhang et al., 2018；Shi et al., 2012)曾经利用云南地区固定和流动地震台站的资料，采用近震剪切波分裂分析方法开展过各向异性研究工作.太龄雪等(2015)利用中国地震科学台阵第一期流动地震台站的近震波形资料，使用剪切波分裂系统分析方法SAM方法(高原等，2004)得到了云南地区的近震剪切波分裂参数，很好地揭示了研究区中上地壳的各向异性分布特征，但受观测资料所限，其多数台站的有效分裂结果都不足5个.Shi等(2012)同样利用SAM方法对云南地区46个固定台站进行了剪切波分裂分析，结果表明腾冲火山区内TNC和MAS台站的快波偏振方向均为近N-S向，归一化延迟时间均值为1.73 ms·km-1，与本研究得出的TNC, MAS的各向异性方向较为一致(图 5)，但延迟时间较本文得到的台站归一化延迟时间19.2 ms·km-1要小.毛慧玲和秦嘉政(2011)利用腾冲固定台记录的近震波形数据开展了剪切波分裂研究，结果显示，腾冲台下方的快波偏振方向主要集中在N30°E—N55°E之间；Zhang等(2018)利用云南地区固定台站的近震资料，采用MFAST方法开展了剪切波分裂分析，其结果显示腾冲火山区内TNC和MAS两个台站的延迟时间与本文结果有较大差异，但快波偏振方向与本文较为一致(图 5).本研究得到的TNC和MAS两个台站的慢波延迟分别为0.23 s和0.29 s, 而Zhang等(2018)采用同样资料和方法给出的慢波延迟则不超过0.05 s.一些学者(如Gerst and Savage, 2004; Johnson et al., 2011; Keats et al., 2011; Unglert et al., 2011; Araragi et al., 2015)在新西兰、日本等火山区开展的近震各向异性研究显示，台站下方的慢波延迟一般在0.1~0.3 s左右.有些研究(如Keats et al., 2011)也报道过火山喷发前慢波延迟时间降低到小于0.1 s的现象，并认为这种小的慢波延迟时间可能与岩浆活动导致的裂隙中充满流体有关.Crampin等(2002)认为，当孔隙流体压力接近最大水平应力且裂缝纵横比减小时，延迟时间将接近零.鉴于目前没有证据表明腾冲火山区正处于火山喷发的前期，我们认为本研究的慢波延迟结果是可信的.
除了上述测量结果外，本研究在15个台站中还获得了93个“无效”的测量(图 6).S波在以下几种情况下均会产生无效分裂：(1)S波穿过各向同性介质；(2)S波穿过各向异性介质时，快波偏振方向平行或者垂直于各向异性介质的快慢波方向；(3)台站下方分布有复杂的各向异性介质，比如地下介质具有多个各向异性区域，两个及其以上的各向异性区域被同时采样而发生了双折射使其各向异性相互抵消(Silver and Chan, 1991; Wustefeld and Bokelmann, 2007；强正阳和吴庆举, 2015; Saltzer et al., 2000; Menke andLevin, 2003; Levin et al., 2004).这几类情况均会产生“无效”测量，即S波不会发生分裂且延迟时间接近为0.尽管S波的无效测量无法提供有关延迟时间的信息，但由于无效测量的事件方位与各向异性介质的快慢波的方向是平行或垂直的，因此，远震剪切波分裂研究中，无效分裂通常也可以被用来去约束各向异性轴的方向(Silverand Chan, 1991; Wustefeld and Bokelmann, 2007).但与远震SKS波不同的是，本文研究的近震Sg波的快波偏振方向依赖于地震震源机制，因为我们很难获得腾冲火山区附近近震震源机制的相关信息，所以近震Sg波无效测量的意义还是不够直观，用无效测量去约束各向异性的方向可能存在一定误差.
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图 6 地震台站剪切波分裂参数等面积图 黑线代表分裂参数，蓝点代表无效测量. Fig. 6 Equal-area plots of splitting parameters (black lines) and null measurements (blue spots) for seismic stations Black lines represent the splitting parameters; blue spots represent the null measurements. |
由于我们使用的是近垂直入射的近震事件，因此可以利用震源深度来研究各向异性的深度分布.由图 7中可以看出快波偏振方向和延迟时间随深度的变化并不明显.本文又选取了有效记录>50条的台站RHT、TNC和MAS，分别统计了每个台站不同深度地震事件与延迟时间的关系(图 8)，这3个台站的结果并没有表现出明显的延迟时间随深度的变化，进一步验证了以上结论.如图 7c所示，47%的结果集中5~10 km处，各向异性强度基本都在20%以内；35%的结果集中在10~15 km处，各向异性强度在15%以内.15~20 km与20~25 km处的各向异性强度并没有随着地震事件数目的减少而减弱，说明各向异性强度的减弱与地震事件的数目无关，可能与震源深度的加深有关，研究区88%的结果都集中在0~15 km范围内(图 7c)，因此推断各向异性主要存在于浅层地壳内(< 15 km)，是这一深度内各向异性叠加的结果.但是各向异性层的精确位置并非是精准的，因为各向异性强度是单位路径上的延迟时间，反映的是整个路径的平均各向异性(Maher and Kendall, 2018).假设路径上的各向异性是恒定的，那么腾冲火山上地壳的平均各向异性为0.016 s·km-1.
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图 7 各向异性快波偏振方向(a)、分裂延迟时间(b)和各向异性强度(c)随深度的分布 Fig. 7 Distributions of fast wave polarization direction (a), delay time (b) and anisotropy percentage (c) of all high-quality results with depth |
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图 8 3个典型台站延迟时间随震源深度分布图 Fig. 8 Distribution of delay time with focal depth for 3 seismic stations |
前人采用接收函数(孙长青等，2013)、远震剪切波分裂(Shi et al., 2012; Huang et al., 2015; Zhao et al., 2013)、体波走时成像(Huang et al., 2018)等不同的手段, 得到了研究区壳幔不同深度的各向异性分布特征.下面将对本文研究结果与前人各向异性研究结果进行对比分析.
Huang等(2018)利用区域地震P波走时资料开展了层析成像研究，得到了青藏高原东南缘地壳上地幔顶部不同深度的各向异性分布特征.前述研究表明，本文研究近震各向异性的主要贡献来自15 km以上的中上地壳，为此，我们将本文各向异性结果与10 km深度P波各向异性结果(Huang et al., 2018)进行了比较(图 9).10 km深度的P波各向异性结果显示，腾冲火山区的各向异性快波偏振方向为NE-SW向，这与本研究采用近震剪切波分裂分析得到的快波偏振方向基本一致，但本文研究所揭示强烈的各向异性横向变化在体波成像研究并没有得到体现.产生这种差异的原因可能在于：(1)直达S波分裂研究可以给出很好的各向异性横向变化，但其反映的各向异性是震源到接收台站的介质各向异性的叠加效应，而不是某一深度处的各向异性特征；(2)P波成像(Huang et al., 2018)受到了到时、速度结构等因素的相互影响，而直达S波分裂受到了定位精度与S波读取精度的影响，二者均具有一定的偏差性.
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图 9 研究区不同地壳各向异性结果 每个台站的快波偏振方向及大小用粗短棒表示.黑色短粗棒为本研究得出的分裂结果.白色细棒代表 10 km深度P波各向异性成像结果(Huang et al., 2018)，紫色细棒代表Pms分裂结果(孙长青等，2013). Fig. 9 Comparisons of crustal anisotropy results from various analyses The polarization direction and size of the fast wave in each station are indicated by the thick short bars, and the black short thick bars are the splitting result in this study. The white thin bar represents the P wave anisotropic result at 10 km from body wave tomography (Huang et al., 2018), and the purple thin bar represents the result of Pms splitting (Sun et al. 2013). |
孙长青等(2013)利用固定台站的地震资料，通过接收函数对Pms进行分裂分析，得到了川滇地区地壳的各向异性分布特征，其结果显示腾冲地区全地壳的慢波延迟时间为0.3 s，而本文研究显示，腾冲火山区中上地壳的平均慢波延迟时间为0.2 s，这说明腾冲火山区地壳各向异性的主要贡献源自中上地壳.前人研究表明，腾冲地区具有高热流、低电阻率、低波速等特征(Wang and Huangfu, 2004；Xu et al., 2018; 楼海等，2002；胥颐等，2012)，并推测腾冲火山区下方10~25 km深度范围存在岩浆囊.据此，我们可以推测，腾冲地区中上地壳介质存在显著的变形作用与过程.
3.3 地壳各向异性的成因以往的研究表明，在远离变形结构的区域，浅层地壳各向异性是由应力导致的裂隙的定向排列所致(Crampin, 1978; Peacock et al., 1988; Rial et al., 2005)，区域应力场控制地下裂隙的方向使其平行于最大主压应力的方向，最终使得地下各向异性介质的快波偏振方向平行于最大主压应力方向，所以这类中上地壳的各向异性主要是由应力控制的.但在距离变形结构较近的区域，其中上地壳各向异性主要是定向排列的矿物所致，是由结构引起的各向异性.此外，在断层附近的区域，由应力导致的中上地壳各向异性方向也有可能因受到附近断层控制作用比较强而与断裂带平行(Leary et al., 1990).在前人的研究中存在类似的结果(Balfour et al., 2005; Boness and Zoback, 2006; Hurd and Bohnhoff, 2012; Li and Peng, 2017)，即断裂带附近区域的各向异性快波偏振方向平行于附近断层的走向.
为了研究腾冲火山区中上地壳各向异性的主要成因，我们将本文各台站快波偏振方向结果与断层走向、应力分布等进行了比较(图 10)，另外，还以腾冲断裂为中心，分别绘制了其东西两区所有台站记录的地震事件的快剪切波偏振方向等面积投影玫瑰图.在本研究中，我们使用的应力数据是前人通过反演震源机制解得到的(Zhao et al., 2013).如图 10所示，整个区域分布有两个方向不同的主压应力方向，大致为近N-S与近NE-SW向，表现出以腾冲断裂带为中心东西分区的特征.腾冲断裂带以西地区的应力方向主要为近N-S向，存在极少量NE-SW向，与该区大部分台站(4个)的快波偏振方向存在很大的一致性：比如MIZ, RHT台站的快波偏振方向均为近N-S向，与附近N-S向的应力方向几乎平行；RST等台站的快波偏振方向为近NE-SW向，与附近NE-SW向的应力方向也近乎平行.除此以外我们也发现，断裂带以西地区总体近N-S向的应力与我们在该地区记录的所有地震事件的快波偏振方向也存在很大的一致性(图 10)，说明腾冲火山区以西地区中上地壳的各向异性主要是由应力引起的.腾冲断裂带以东地区的应力数据相对较少，但总体显示出偏NE-SW向的主压应力方向，不仅与我们在该地区记录的所有地震事件的快波偏振方向一致，也与附近大部分台站(7个)的快波偏振方向比较一致，比如MAS、MZT、SBT等台站快波偏振方向均为近NE-SW向，与附近NE-SW向的主压应力方向非常一致，说明腾冲火山区以东地区中上地壳的各向异性主要也是由应力控制的.
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图 10 研究区各台站偏振方向与附近主压应力场方向的比较 每个台站的快波偏振方向及大小用黑色粗短棒表示, 粉色细棒代表最大水平主压应力方向(Zhao et al., 2013)，其中的玫瑰图为腾冲断裂带东、西两侧所有台站的快剪切波偏振方向等面积投影. Fig. 10 Comparison of fast polarization direction and maximum main compressive stress direction The black short thick bars is the splitting results in this study, and the pink thin bars represent the maximum main compressive stress direction (Zhao et al., 2013). Rose diagrams show the fast polarizations for all seismic stations on the east and west sides of the Tengchong fault zone. |
除此之外，位于腾冲断裂带北部地区的MIZ、MZT、L13台站的各向异性偏振方向比较分散，均具有偏NW-SE向的第二个偏振方向，但该方向无论是与附近应力场方向或是与附近断层方向都存在很大的差异，说明这类区域的各向异性可能受到了应力以及断层的双重影响，也有可能是由附近地表地形、地下结构构造造成的(Leary et al., 1990; Crampin and Peacock, 2008)，即该区附近可能存在走向与其快波偏振方向接近的隐伏断裂带，有可能是隐伏断裂带控制了该地的各向异性.
对腾冲火山断裂带东西两侧中上地壳各向异性的分析表明，腾冲火山区中上地壳各向异性主要是区域主压应力场引起的，该应力导致中上地壳微裂隙定向排列，产生平行于主压应力方向的快波方向.
4 VP/VS本研究中，我们根据公式(2)(Nur，1972)，利用2008-10—2019-07腾冲火山周围10个固定台站记录的近震走时信息计算了VP/VS，并根据波速比与泊松比之间的关系, 将波速比转化为泊松比(表 2).
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(2) |
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表 2 固定台站的VP/VS平均值与泊松比 Table 2 Average VP/VS and Poisson′s ratio for permanent stations |
其中, T0是地震发生的起始时刻, TP是P波到时, TS是S波到时, tp=TP－T0，ts=TS－T0，在这里每条波形的波速比的值最大不能超过2.2，超过该值的记录将会被舍弃.本文计算得该地区的平均VP/VS为1.68±0.01，平均泊松比为0.21(表 2).
已有研究表明，VP/VS值可为地壳岩石组成和流体含量的确定提供重要的约束(Christensen, 1996).与全球地壳平均波速比(1.75)(Christensen, 1996)和该地区地壳平均波速比(1.79~1.99)(李永华等, 2009; 查小惠和雷建设, 2013)相比，本研究得到的该区平均VP/VS值相对较低.但该结果与世界其他火山区的上地壳波速比值相当(Nakajima et al., 2001; Kato et al., 2010).
通常认为，低的VP/VS意味着岩浆中的二氧化硅含量较高(55%~75%)(Christensen，1996)、流体含量小(~2%)(Nakajima et al., 2001)和/或有气体存在.已有研究表明，腾冲火山区火山岩的SiO2含量介于48%~70%之间(向才英等，2000)、且存在丰富的地热资源.前人研究(Wang and Huangfu, 2004；Lei et al., 2009; Xu et al., 2018; 楼海等，2002；胥颐等，2012)所揭示的腾冲地区高热流、低电阻率、低波速等特征，被解释为壳内岩浆囊.据此可以推测，研究区上地壳较低的VP/VS与浅表的地热流体和/或深部充满气体的中酸性岩浆一致.
5 结论本研究利用腾冲火山区15个固定和流动台站记录到的近震波形数据，采用MFAST方法进行了剪切波分裂分析，得到了该区近震各向异性剪切波分裂参数.由于本文研究首次使用了腾冲火山区8个火山台站和5个流动台站的数据，本文结果更清晰地揭示了腾冲火山区中上地壳各向异性的横向变化特征.
研究结果显示，腾冲火山区地震台站下方的近震各向异性的慢波延迟时间为0.02~0.37 s，平均延迟0.2 s.各向异性强度随深度的变化表明，0~15 km深度范围浅层地壳介质对近震各向异性的贡献最大.已有接收函数Pms分析(孙长青等, 2013)表明，腾冲火山区地壳各向异性慢波延迟为0.3 s，据此推测研究区地壳各向异性的主要贡献源自中上地壳.
本文结果显示，研究区不同台站的快波偏振方向变化很大，似乎反映了构造和区域应力场的共同作用.通过对分裂得到的快波偏振方向、应力方向和断层走向的比较发现，以地震活动比较强烈的腾冲火山断裂带为界，其西侧地区总体快波偏振方向呈近N-S向，而东侧地区总体快波偏振方向呈NE-SW向，与Zhao等(2013)根据震源机制解给出的区域主压应力方向基本一致，暗示研究区中上地壳各向异性主要是受主压应力引起定向排列的裂隙所致.研究区低的地壳波速暗示腾冲火山区地壳应力场的局部变化可能是上地壳中富含气体的中酸性岩浆膨胀所致.
此外，在腾冲火山区外围部分台站(如MIZ、MZT)的快波偏振方向比较分散，这意味着这类台站附近可能存在走向与其快波方向接近的隐伏断裂带，即有可能是隐伏断裂带控制该地的各向异性，也可能因为这种台站下上地壳各向异性受到了应力和构造的共同影响，因此表现出了较为复杂的分裂模式.尽管没有揭示出各向异性随时间变化这一现象，但本文圈定了最有可能受腾冲火山活动影响而导致各向异性参数变化的地震台站，为未来腾冲火山活动监测和研究奠定了基础.
致谢 中国地震局地球物理研究所国家测震台网数据备份中心(doi:10.11998/SeisDmc/SN)为本研究提供地震波形.文章大部分图件使用GMT软件绘制(Wessel and Smith, 1998).两位审稿人对提出的意见和建议对本文的提高有很大帮助，在此表示感谢.
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