0 引言

探索地震孕育及其发生的规律（滕吉文等，2004；陈顒等，2005）、实现地震物理预报一直是减轻地震灾害的重要途经，也是地震科学研究的主要目标（陈运泰，2007；马瑾，2016）。然而，长期以来，对地震时、空、强三要素预测的偏差依然显著，距离准确的、可重复的临震物理预报仍有差距。其主要原因是，目前所关注的地震前兆，包括水的物理和化学异常、电磁异常、形变异常、重力和热流异常等只是地震孕育过程中复杂且不稳定的伴随因素。理论和经验上都难以建立起这些宏观异常与地球深浅部相互作用及与地震三要素之间的量化关系。

岩石是否破裂、地震是否发生的关键取决于地壳岩石中剪应力的大小和状态。直接携带地壳深浅部岩层剪应力状态的信息来源是剪应力作用下地球介质呈现的地震各向异性及地震横波的分裂现象。理论和观测显示，三分量地震记录上可测量的2个横波分裂参数，即快横波偏振方向和快-慢横波到时差与观测台站下方剪应力的方向和大小直接相关（Crampin 1978，1979，1981，1985，2010；姚陈，1992；丁志峰等，1996；姚陈等，1997；Silver et al，2010；Crampin et al，2010；Yao et al，2016）。不仅如此，横波分裂对应力的变化敏感，横波分裂参数随时间的变化直接反映介质中应力大小和方向的变化（Savage et al，1989；Crampin et al，1991；魏修成等，1998；Angerer et al，2002）。

20世纪80年代以来，地震各向异性和横波分裂在地壳、地幔和地核中被广泛地观测到（Song，1996；Liu et al，1997；Wolfe，1998；刘斌等，1999；West，2004；Long et al，2009），不仅给出了现今地球正在演化的信息，也开启了地震物理预报的崭新前景（Crampin，1997）。目前，在地壳中横波快波偏振方向与区域最大主压应力方向的定量关系已经得到前人的广泛验证（Crampin，1985；姚陈，1992；丁志峰等，1996；雷军等，1997；高原，1999；Crampin et al，2005；常利军，2008）。

但是，快-慢横波到时差的测量结果长期以来呈现出显著的离散现象，在许多地区相差接近一个数量级（Crampin et al，1990；Aster et al，1994；Silver，1996；Wookey et al，2004；Crampin，2006；Crampin et al，2018），制约了横波观测数据的进一步解释和地球深浅部应力的探测。经过最近30年的探索，研究发现造成横波到时差离散的主要成因有2个方面。

第一，三分量地震记录上横波参数直接测量结果的离散。这种离散来源于介质各向异性引起的快-慢横波偏振非正交（Li et al，1993；Li et al，1998；Lei，2005；Crampin et al，2006）。这些研究给出，由于各向异性引起的快-慢横波固有非正交不仅随介质的各向异性强度，也即介质所受的差应力大小的增加而增大，而且，对于直立裂隙各向异性介质而言，还与射线进入观测台站的入射角相关。越是垂直入射，快-慢波偏离正交的角度越大。如果介质的各向异性强度大于5%，其非正交效应就不可忽略。这意味着，要获取岩石所承受的较强剪应力作用，如孕震区的应力，必须面对快-慢横波的非正交问题。其实，非正交问题在介质的各向异性特征确认之前早已存在。分层介质或者非均匀介质中不同地震波震相由于路径和速度的差异，往往在较小的时间窗同时或相继到达观测台站，形成纵横波路径非正交（雷军，2017），这种非正交不仅在近场出现，在全球地震走时图上同样可见。因此，与各向异性介质中的快-慢横波固有非正交类似，这种非正交同样对地震快-慢横波到时识别和测量带来显著的干扰。因为，面对地球介质中广泛存在的非正交问题，基于理想介质假定的传统正交分离技术不再有效。

第二，横波归一化到时差计算的离散化。过去40年，横波分裂下的界面深度一直难以确定，无法可靠地给定计算横波归一化到时差的路径长度，由此给横波到时差观测带来更显著的离散。不仅如此，在多个各向异性分层价值中横波会发生多次分裂（Gao，2005），从三分量地震记录上的观测得到的快-慢横波到时差可能来自某一单个地层的贡献，也可能是横波传播路径上各个地层的累积效应。如何区分和确定每一个到时差的路径来源和路径长度，也一直是困扰地震学家利用地震横波可靠确定地球深浅部应力的关键难题之一。

1 方法和路径

针对上述2个方面引起的横波到时差离散问题，作者建立了专门消除到时差测量中非正交干扰的地震偏振矢量分析SPVS（Seismic Polarization-Vector Separation）技术（雷军, 1999, 2010, 2017；Lei，2005）。该技术基于新的数学基础，首先对三分量地震记录上的非正交震相进行矢量分离，并在此过程中测定纵横波的到时和空间偏振方向，解决了非正交给快-慢横波初动识别和到时差测量带来的干扰和离散。在实现可靠测量快-慢横波到时差的基础上，进一步找到了确定横波分裂下界面深度和分层各向异性介质中横波路径的方法。这项技术解决了横波归一化到时差计算中的“过量归一化”问题，给出了基于各向异性物理本质的“过量归一化改正”方法（宋承泽等，2017），并发展了可靠的处理分层各向异性介质中横波归一化到时差计算的“逐层剥离”方法（陈聪等，2019；郑毅权等，2023)，为利用横波开展地震的物理预报探索提供了可靠的技术支持。

另外，作者改进了数据的横波窗判据。传统方法依据震中和震源深度定位来粗略地估算地震波的入射角具有较大的不确定性。不仅因为震源深度和震中距存在的定位误差，而且在估计横波窗时对任何观测台站一律采用完全相同的简单一维介质模型，完全忽视了不同台站之间地层的差异、也忽略了台站下方实际地层中非均匀速度结构以及射线方位、路径变化对地震波入射角的影响。其结果往往混淆或混合了横波窗内和窗外数据，不仅直接造成横波测量数据离散、也给后期的横波归一化到时差计算带来更多的不确定性。改进的横波窗判据是提取每一条三分量地震记录自身携带的射线矢量信息来准确确定该记录是否满足35°横波窗限制。

2 研究实例

依据上述方法，利用北美夏洛特皇后群岛相聚60 km的2个地震台站DIB和VIB的部分横波数据，在完成了对2个台站下方陆壳、俯冲洋壳和地幔岩石圈3个分层界面深度和各层现今剪应力大小的标定之后，取得了对该地区深浅部应力状态的全面了解和认识。如图 1可见，数据所在时间段内该地区发生了南北2个小震群和1次M_S 7.8强震。

其中南侧台站DIB只有北面震群的横波数据，表 1为DIB的台站下方岩层的各向异性分层和快-慢横波归一化到时差，即岩层的各向异性强度或等效应力。北侧台站VIB同时拥有南北2个小震群（虚线圆圈）的横波数据，表 2和表 3分别是由2个震群得到的VIB台站下方的介质分层和快-慢横波归一化到时差（岩层的各向异性强度或等效应力）。

首先，不管是DIB还是VIB台，由北部震群获得的地层深度一致分别为10 km和22 km，快-慢横波归一化到时差也即等效应力接近DIB和VIB分别为3.6 ms/km和4.0 ms/km，显示北部台站VIB的上层陆壳的应力略大，中层洋壳应力小于上层。M_S 7.8地震前后应力变化都发生在中层的俯冲洋壳中，震前均为1.8 ms/km，震后减少一半以上，降到0.8—0.9 ms/km。浅层陆壳和深部地幔岩石圈层的应力场大小在M_S 7.8地震前后保持稳定。

其次，很突出的一点是由南部震群地层获得的VIB的各向异性层界面深度与北部震群的结果显著不同，上层陆壳和中层俯冲洋壳分别26 km和38 km。对比该地区地质构造，南部震群发现处于俯冲位置的南侧。横波窗内南北两个震群的地震波路径不同，对应于VIB台站下方地层深度不同，见图 2。但中层俯冲洋壳的厚度没有改变，都是12 km。同时，显示M_S 7.8地震前后南部地区中层俯冲洋壳内的应力改变更为显著，从震前的3.5 ms/km到震后的1.4 ms/km。并且，中层俯冲洋壳内震前震后南部区域的应力在都大于北部区域，而上层陆壳内的应力正好相反，南部小于北部。所有结果显示，M_S 7.8地震引起的应力降只发生在俯冲洋壳内。这为该地区地球动力学作用和来源提供了直接的应力证据。

3 展望及建议

矢量分离技术从三分量地震记录中同时提取了纵横波的运动学参数和动力学参数。更多的地震波震相信息为确定震源空间参数、传播介质分层和其中的应力信息提供了保障。只需要单台横波窗内横波数据达到60—100条就可以完成对台站下方不同深度岩层现今应力场大小的标定，并随时获得地层中应力大小的改变。不再依赖多台定位以及对地层的简化或平层假定，避免了由于不同台站下方岩层非均匀以及地震波路径差异带来的复杂性和不确定性。

联合多台数据建立区域地壳深浅部应力分布图和时间变化的“应力云图”，连续追踪现有观测台站下方深浅部应力场在区域或全球强震前后的变化，在应力集中区加强和加密横波观测台站和数据产出，就可能实现对孕震区的早期锁定，结合其它前兆信息从而推动地震短临预报的突破。

在此将Matlab平台上开发的地震波偏振矢量分析软件SPVSapp（图 3），自动分离纵横波，并给出其运动学和动力学参数。所有对横波地震学感兴趣的同仁均可通过邮件免费索取。

地震波偏振矢量分析软件SPVSapp操作步骤如下：

第1步（Start）：首先选择文件格式SAC，Mat（matlab数据）和txt（Ascii数据），在单击Start选择数据文件所在的目录；其中SAC文件的后缀统一使用E、N、Z结尾。如2023.292.21.03.38.0000.CQ.CQT.00.BHE，2023.292.21.03.38.0000.CQ.CQT.00.BHN和2023.292.21.03.38.0000.CQ.CQT.00.BHZ。

第2步（T_window）：截取分析时间窗。

第3.1步（Phases）：包含P波、快横波S₁和慢横波的识别和参数测量。

（1）首先确定P波震相到时。点击phases后挪动鼠标到顶部窗口（Z分量与P分量）粗略确定P波震相的到时；再点击phases后挪动鼠标到最下面的放大窗口，确定比较准确的P波到时；此过程中自动标注数据是否在横波窗内。放大窗口中P波初动波形背景呈绿色即横波窗内，否则在横波窗外。

（2）确定快横波S₁到时。点击phases，挪动鼠标到第二个窗口（SN分量与S₁分量），粗略确定S₁波震相的到时；再点击phases后挪动鼠标到最下面的放大窗口，确定比较准确的S₁波到时。

（3）确定慢横波S₂到时。点击phases后挪动鼠标到第三个窗口（EW分量与S₂分量），粗略确定慢横波S₂震相的到时；再点击phases后挪动鼠标到最下面的放大窗口，确定比较准确的S₂到时。

第3.2步：矢量自动分离。通过直接点击3.1之后的P或S₁或S₂来选中不同震相，再利用“t+”或“t-”来分离和精细识别震相到时。分离后的纵横波或快-慢横波参数在左侧栏顶部和中间窗口显示。纵横波分离时用pd来确定P波的初动窗口，一定不小于二分之一个波长。

第4步（Next）：下一个波形数据；可通过点击左侧栏文件列表来选择波形文件。

第5步（Save and End）：保存左侧栏中间窗口结果数据，自动生成结果文件名。

其他辅助功能：AutoFilter：自动时域迭代滤波，需要去除大振幅或长周期干扰时使用；Reset：波形数据重置；FigureCopy：给出分析结果可用于期刊论文的matlab图形文件和pdf图形文件；Txyz2ascii：将原始时间t、南北x、东西y和垂直z数据存储为ascii码文件。