0 引言

Crampin（1984）提出EDA模型，即广泛扩容各向异性（Extensively Dilatancy Anisotropy）模型，认为EDA微裂隙是地壳各向异性的主要原因。Crampin（1985）通过对地震进行横波分裂计算，发现快横波的偏振性质符合按应力主轴排列的裂隙结构特征。高歌（2006）对新疆地区S波分裂进行分析，发现横波窗口内所有横波均显示分裂现象，观测结果与EDA微裂隙的解释一致，首次证实地壳中存在EDA裂隙及横波分裂现象，进而验证了EDA假说的正确性。

国际上，Stuart Crampin教授及其研究组引领了地壳横波分裂的研究方向。Crampin（1990）对南加州横波分裂现象进行研究，发现慢剪切波时间延迟在地震发生前增大，震后逐渐减小。Booth等（1990）研究了阿肯色州的横波分裂现象。在东亚地区，Okada等对日本东北福岛地区进行剪切波分裂观测研究（Okada et al，1994）。Crampin等（1997）提出应力作用下裂隙演化的APE模式。值得一提的是，Crampin等（1997）利用冰岛地震台网的波形资料，通过横波分裂方法，对冰岛一次5.0级地震成功做出应力地震预报（赵博，2010）。

在国内，对横波分裂的研究也取得许多成果。早期缺乏三分量地震数据，研究者们利用PS转换波和固定台站的波动记录研究横波分裂现象（王琼，2012）。如今，观测仪器的不断发展和大量地震台站的布设，提高了地震观测数据的数量和质量，使得剪切波分裂研究有了较大进展。研究者们利用不同分析方法，在我国不同地区，完成多项横波分裂及地壳各向异性研究。如：姚陈等（1992）、赖院根等（2002）利用流动台网地震数据，研究了华北地区、新疆伽师强震群区的横波分裂及上地壳各向异性特征；高原等(2004, 2008)、吴晶（2007）、张永久等（2008）利用SAM（Systematic Analysis Method of Shear-wave Splitting），即剪切波分裂系统分析方法，对唐山地区、首都圈西北部地区、福建地区、四川地区地壳介质各向异性进行研究；高原等（2013）采用横波分裂系统分析法，研究了芦山地震发震构造龙门山断裂带及周边地区的地壳各向异性特征。

随着数字化观测仪器的使用、观测精度的提高及观测波形的数字化，地震波数据测量精度和可信度大幅提高。本文选取2008年3月10日封丘M_L 4.8地震、2010年10月24日太康M_L 5.0地震、2011年3月8日太康M_L 4.7地震、2015年1月18日范县M_L 4.4地震，利用豫鲁冀交界区由17个地震台站记录的中小地震波形，统计分析交界区中等地震前S波分裂所表现的地球物理异常特征。

1 资料选取

豫鲁冀交界区分布17个地震台站，台站分布见图 1。以该交界区（34°00′—37°00′N，113°00′—117°00′E）为研究范围，选取河南省地震局2008年1月至2016年8月M_L≥1.0地震目录作为原始资料，以2008年3月10日封丘M_L 4.8地震、2010年10月24日太康M_L 5.0地震、2011年3月8日太康M_L 4.7地震、2015年1月18日范县M_L 4.4地震为例，分析该区中等地震前S波分裂变化特征。统计发现，各地震台记录的地震数不一致，详见表 1。

2 S波分裂计算方法

横波（S波）分裂是指，当横波穿过定向排列的EDA裂隙传播时，分裂成偏振方向相互垂直的2个波列。其中：平行于裂隙排列方向振动的qS₁波传播速度最大，简称为快剪切波；垂直于裂隙排列方向振动的qS₂波传播速度最小，简称为慢剪切波。

横波从上向下传播，在EDA裂隙中传播时发生分裂现象，示意见图 2。图中近似平行的裂隙取向平行于最大水平应力方向，与最小水平应力方向正交，一般出现在地壳深部。σ_V、σ_H和σ_h分别表示垂直应力、最大水平应力和最小水平应力。在近地表，垂直向应力比较小，水平应力远大于垂直应力；随着深度的增加，垂直向应力逐渐增加；在大于临界深度后，垂直向应力大于水平应力（赵博，2010）。

快、慢剪切波在传播过程中产生明显的时差Δt（图 3），快剪切波先到达台站。在剪切波窗口内，不同射线的快剪切波偏振方向水平投影相互平行或近似平行，且与裂隙走向一致，即快剪切波偏振方向反映了原地最大主压应力方向；受裂隙结构和流体影响，慢剪切波的时间延迟反映了介质的各向异性程度。因此，横波分裂描述地震各向异性的2个主要参数是快剪切波偏振方向ψ与慢剪切波时间延迟Δt。研究横波分裂就是寻找一组最优参数（ψ，Δt）（卞龙，2013）。本文主要分析快慢剪切波时间延迟Δt对地震预测的影响，单一测项分析有一定误差。

1971年Gupta（普塔）在三分向短周期记录图上发现，美国内华达地震发生前，沿地壳扩张方向且近似水平向传播的波，震相S_H略先于S_V到达。对亚美尼亚地区地震的记录图进行分析，也发现横波S_H和S_V初至时间不一致，表明地震波的传播速度是各向异性的，观测到的相位移动Δt（t_SV - t_SH）在0.1—1.8 s，结合“地震波各向异性程度较高，即Δt数值较大处，往往是深大断裂的端点和交汇部位，也就是应力容易集中的地方”（丁健民，1981），把地震发生前的S波分裂作为一种震前异常变化指标。

计算S波分裂值的具体作法如下：①设NS向S波到时为t₁，EW向S波到时为t₂，垂直向S波到时为t₃，在地震图三分向上分别量取t₁、t₂、t₃，令Δt₂ = t₃ - t*（t₁和t₂取较小值）；②由于UD向Sg震相前常有不明震相干扰，暂不做T_SV - T_SH图，只作Δt₁ = t₂ - t₁，即水平向Sg到时差，虽无Δt₂ = t₃ - t*曲线波幅大，但异常一致。根据上述方法，做出S波分裂（Δt₂）随时间变化的曲线。

3 地震预测应用

统计豫鲁冀交界区17个地震台地震计及台基类型，计算各台站记录到2008年3月10日封丘M_L 4.8地震、2010年10月24日太康M_L 5.0地震、2015年1月18日范县M_L 4.4地震的S波分裂值，见表 2，可见该交界区中等地震产生的S波分裂具有以下现象：①不同台基类型的地震台站均记录到S波分裂现象，同一地震井下摆台站记录的S波分裂值多数高于地面摆台站记录；②豫鲁冀交界区地震台站台基类型以第四纪覆盖层和灰岩为主，但统计各台站记录的不同地震S波分裂值，未发现S波分裂与台基类型直接相关；③结合图 1，发现同一地震，震中距越大，台站记录的S波分裂值越大；同一台站，记录到震中距越大的地震，S波分裂值越大。

由豫鲁冀交界区17个台站S波分裂曲线（图 4）可见，曲线波动与震例有较好的对应。在2008年3月10日封丘M_L 4.8地震、2010年10月24日太康M_L 5.0地震、2011年3月8日太康M_L 4.7地震、2015年1月18日范县M_L 4.4地震前，豫鲁冀交界区17个测震台地震波S波分裂曲线均出现高于1倍方差或低于1倍方差的异常，且2010年10月24日太康M_L 5.0地震和2011年3月太康M_L 4.7地震在S波分裂值为0值上下时发生。2010年10月太康M_L 5.1地震、2011年3月8日太康M_L 4.7地震前，豫鲁冀交界区测震台地震波S波分裂曲线均出现高于1倍方差异常的台站明显比低于1倍方差异常的台站多，2008年3月10日封丘M_L 4.8地震前则情况相反，2015年1月18日范县M_L 4.4地震前出现2种异常的台站数相等（表 3）。

因河南地区震例稀少，选取2014年1月至2015年1月范县及周边地震台（清丰、永年、成武、浚县、梁山地震台）记录的地震进行分析。据范县、清丰、永年、成武、浚县、梁山地震台测得的S波分裂值参数，设初至S波垂直分量为S₁、水平分量为S₂，则二者到时差为：Δt_S = t_S1 - t_S2，将Δt值按时间轴排列，获得6组Δt随时间变化曲线，见图 5。由图 5可见，6个台站的S波分裂值随时间的变化，在M_L 4.4主震前同步性较好，其中：S波分裂值2014年1—7月稳定在0.15 s以下，2014年7—10月逐渐增高，由-0.03 s增至0.3 s，范县、清丰、永年、成武、浚县、梁山地震台在10月27日均出现S波分裂值高值异常，异常值分别为0.3、0.3、0.31、0.29、0.29、0.31，震后逐渐平稳。2014年10月至2015年1月初无地震发生（河南震例以孤立型为主），2015年1月18日M_L 4.4地震发生后逐渐恢复到正常值范围，异常天数为201天。具体特征如下：一般主震前201天出现异常，震源区附近出现异常，正常背景值在-0.1—0.1 s，异常值在0.15—0.35 s，主震发生在峰值附近（或峰值之后）。

测量结果发现，不同方位台站记录的横波分裂异常值有正负之分，用Christensen等（1968）实验结果解释：横波分裂在不同断层类型、不同方位有不同表现（赵惠君等，1998）。

5 结论

综上所述，可以得到以下结论。

（1）在不同地质和构造环境下，不同类型的岩石均观测到S波分裂现象。

（2）计算S波分裂应选用记录较好的地方震资料，量图要精确，尽量减少人为误差。

（3）豫鲁冀交界区各台站记录的S波分裂值具有以下特征：①同一地震，地面摆记录的S波分裂值小，深井摆记录的大；②震中距大，记录的S波分裂值大，震中距小，记录的S波分裂值小；③S波分裂值与地下介质无直接关系。

（4）豫鲁冀交界区中等地震一般主震发生前201天出现异常，震源区附近出现异常，正常背景值在-0.1—0.1 s，异常值在0.15—0.35 s，主震发生在峰值附近（或峰值之后）。