2021, Vol. 64
2. 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026;
3. 英国剑桥大学地球科学系, 剑桥 CB30EZ;
4. 爱尔兰都柏林高等研究院宇宙物理学学院地球物理学分部, 都柏林 D02Y006
2. School of Earth and Space Science, University of Science and Technology of China, Hefei 230026, China;
3. Department of Earth Sciences, University of Cambridge, Cambridge CB30EZ, United Kingdom;
4. Geophysics Section, School of Cosmic Physics, Dublin Institute for Advanced Studies, Dublin D02Y006, Ireland
裂隙或晶体的定向排列会导致地震波在不同方向上的传播速度不同，即地震各向异性(Crampin and Lovell, 1991；Crampin and Chastin, 2003).地震各向异性的成因在不同深度有所不同.其中，地幔中的各向异性多与橄榄岩中晶格的优势定向排列有关，用于反映地球内部深部物质的流动和能量交换等运动过程(高原和滕吉文，2005；常利军等，2006；王椿镛等, 2014).下地壳各向异性的成因可能与动力学作用引起的岩石矿物形变有关；中上地壳的各向异性常被认为和应力作用下微裂隙的定向排列相关(Crampin and Gao, 2006；谢振新等, 2017; 高原等，2020).因此，研究上地壳的各向异性对分析区域构造应力状态和局部构造特征有着重要的参考意义.
横波分裂是分析地壳各向异性的常用方法.当横波通过各向异性介质时，会分裂成两列偏振方向相互垂直且波速不同的波列.在地壳中，快S波(简称快波)的偏振方向通常与该区域的最大主压应力方向较为一致，也会受附近断裂带中发育的裂隙走向影响，而慢S波(简称慢波)时延(快慢波之间的走时差)与裂隙的几何形态有关，可用于分析原场的应力强度及其变化(Gao and Crampin, 2003；Crampin et al., 2004；丁志峰等，2008；杨溢和常利军，2018).因此，横波分裂结果常用来分析区域构造的应力环境和断裂带活动性等特征(Hudson，1981；Crampin, 1994；高原等，1996；Peng and Ben-Zion, 2004；Crampin and Gao, 2006；吴晶等，2007；孙长青等，2011；张辉等，2012；郑拓等，2018).但是受台阵间距的约束，当前研究多侧重于基于离散台站的大尺度构造应力状况分析(孙长青等，2013；太龄雪等，2015；张艺和高原，2017)，而对较小尺度应力构造环境(如断裂带等构造)对各向异性影响的研究还比较少(Peng and Ben-Zion, 2004；Gao et al., 2019; Shi et al., 2020).
云南宾川地区，地处青藏高原东南缘，大尺度上受到高原物质的东向挤出作用，局部受滇西北裂陷带控制，形成了盆地、山地和断裂带共存的构造单元特征.贯穿宾川地区的程海断裂地震活动性较强，曾在南、北端发生过7.0级以上的大地震活动(俞维贤等，2005)，宾川地区也被认为是7.0级潜在震源区(周庆等，2004；罗睿洁等，2015).考虑到宾川盆地是人口密集区，评估该地区的地震危险性至关重要.地震记录显示，宾川地区内小震频发(Xu et al., 2018)，可为横波分裂研究提供充足的数据基础；区域内分布的多条断裂带走向与区域主压应力方向近乎垂直(罗睿洁等，2015；黄小巾等，2018)，可有效地区分台站呈现的各向异性是断裂带作用还是区域应力的作用.因此，宾川地区是研究断裂带对上地壳各向异性影响的理想场所.
中国地震局地球物理研究所在宾川地区架设的短周期密集台阵为系统性地研究该地区的地震各向异性及断裂带的影响提供了可能性(Xu et al., 2018).本文将采用横波分裂方法，对宾川台阵记录的S波数据进行横波分裂计算.然后，通过对比横波分裂参数与区域应力场和周围断裂带分布的相关性，分析断裂带和区域应力状态对地震各向异性的影响.此外，还将探讨介质各向异性强度，以及波传播路径和慢波时延的关系.
1 宾川地区的断裂和区域主压应力方向宾川地区位于滇西北Z字型断陷带西南端转折处，受高原物质和局部构造的强烈挤压作用，发育有一系列走向不同、大小不一的断裂带(曾融生等，1992；杨国华等，2009；罗睿洁等，2015).
根据断裂带的走向不同，我们可将之大致分为三组：N-S向、NE向和E-W向(图 1a).其中，N-S向的断裂带包括F1(宾川断裂)，F3和F4断裂.NE向的断裂包括F2(上沧—鱼棚断裂)及其分支F5和F6，和F4的南支(F8和F9之间)断裂.E-W向的断裂包括F8(宾居断裂)和F9断裂.三组断裂带在宾川地区大致围成了一个三角形区域.其中，活动性较强的断裂有F1，F2和F8断裂，构成了宾川地区的主干断裂(黄小巾等，2018；罗睿洁等，2015).
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图 1 地方震、断层分布和宾川密集台阵 (a) 云南宾川地区断层分布和本文使用的地方震分布.黑色实线的粗细代表断层活动性强弱，红色实心圆代表记录的地方震事件, 圆圈的大小表示对应震级的大小，白色箭头指示区域的最大水平主压应力场方向(N17.5°W，邢全友和马瑾，1985).图中所标符号数字对应该区主要活动断裂：F1—宾川断裂；F2—上沧—鱼棚断裂；F3—片角—大营断裂、F4—河曲—上营断裂；F5—花桥断裂；F6—西海边断裂；F7—祥云断裂；F8—宾居断裂；F9—白土坡—杨公村断裂; F10—弥渡断裂.(b)宾川密集台阵.蓝色三角代表地震台站. Fig. 1 Map of local earthquakes, faults and the Binchuan dense array (a) Distribution of the faults in Binchuan region and local earthquakes used in this study; The thickness of the solid lines represents the activity of the faults, red circles and its size mark the local earthquakes and magnitudes. The white arrows represent the direction of the regional maximum horizontal principal compressive stress in this area (N17.5°W, Xing and Ma, 1985). The main active faults are labeled from F1—F10: F1—Binchuan fault; F2—Shangcang-Yupeng fault; F3—Pianjiao-Daying fault; F4—Hequ-Shangying fault; F5—Huaqiao fault; F6—Xihaibian fault; F7—Xiangyun fault; F8—Binju fault; F9—Baitupo-Yanggongcun fault; F10—Midu fault. (b) Binchuan dense array. Blue triangles denote the seismic stations. |
以往研究表明，宾川地区的主压应力轴方向为NNW向.基于大、中小地震的震源机制解结果显示宾川地区的主压应力方向为NNW向(谢富仁等，1994；吴建平等，2004；崔效锋等，2006；郭祥云等，2014).GPS观测结果表明滇中西南地区(宾川位于其中)的地表运动以NEE-SWW向的拉张性形变为主，主压应变方向为NNW向(王琪等，2001；杨国华等，2009).邢全友和马瑾(1985)结合已知的地质资料通过有限元数值模拟获得的大理地区(宾川西南40 km)应力方向为N15°—20°W.云南地区的地壳横波分裂结果显示，宾川附近的团山台站的快波偏振方向为NNW向(石玉涛等，2006).面波反演结果也支持这一方向(王琼等，2015).
2 数据和地震重定位本文采用的地震记录数据来自宾川台阵.宾川台阵是由381个短周期密集台站组成的台阵，覆盖了宾川盆地及其邻近区域，平均台间距约为2 km(图 1b；Xu et al., 2018).该台阵包含两种三分量短周期地震仪(EPS-2、QS-5A)，频带范围均为150 Hz~5 s，采样率均为200 Hz.台阵观测时间为两个月，从2017年3月25日至5月25日.
地震事件的位置和深度会对横波分裂结果(尤其是慢波时延的计算)产生较大影响(赵博等，2013).因此，我们首先对这两个月的地方震事件做了精确重定位处理：采用HYPOINVERSE2000方法(Klein, 2002)，对手动拾取的5097个P波到时进行重定位.结果显示，重定位后的P波到时均方根残差明显减小(由1.35 s减为0.075 s)，地震位置更聚集于断裂带附近.重定位后的地震事件共有56个，其中41个位于台阵内，15个位于台阵外.这些地方震的震级为ML0.1~2.2，震源深度为0~12 km(图 2).
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图 2 重定位前后的地震分布及其震源深度统计 (a) 灰色圆点为定位前的地震位置，彩色圆点为定位后的地震位置.彩色中的白色和深红色圆点分别对应位于浅层和深层的震源; (b) 重定位后地震深度分布直方图. Fig. 2 Earthquakes before and after relocation and their depths distribution (a) Gray and colourful dots denote the epicentre of the earthquakes before and after relocation, respectively. The dot′s colour represents shallow and deeper events corresponding to white and dark red colour. (b) The histogram shows the depth distribution of events after relocation. |
常见的横波分裂方法有波形互相关法(Bowman and Ando, 1987), 切向能量最小化法(Silver and Chan, 1988)和特征值最小化法(Silver and Chan, 1991)(SC91).基于上述方法或多个方法的结合，后续发展出了一系列半自动、全自动的横波分裂技术，如基于协方差矩阵与偏振分析的SAM方法(高原等，2004)和基于振幅与相位信息的SWAS法(Gao et al., 2006)，基于SC91发展的滑动时窗迭代网格搜索法(Peng and Ben-Zion, 2004)，基于SC91和互相关法的滑动时窗法(Liu et al., 2008)，及基于SC91的多频带滤波MAST法(Savage et al., 2010)等.
本文采用MFAST方法(Savage et al., 2010)计算横波分裂结果.它是一种基于多频带滤波和聚类分析评估质量等级(Teanby et al., 2004)的自动化横波分裂技术，非常适合大量地震数据的计算处理和结果的筛选工作.
MFAST方法的计算流程简介如下：
1) S波到时拾取.为保证选取的S波记录的质量及后续横波分裂计算的可靠性，我们手动拾取了9819个波形明显的S波初至，并对每个S波波形的质量进行定级以备后续筛选.
2) 多频带滤波.高品质的横波分裂测量结果需要地震波信号有足够高的信噪比.滤波有助于获取高信噪比信号.根据台阵中S波记录的频带信息，我们在1~30 Hz范围内选取14个滤波器(表 1)作用于每条S波波形，再基于信噪比挑选出最好的三个滤波频带，并且只有信噪比大于3的滤波信号才会进行后续的MFAST计算.这14个滤波器最低频带是1~5 Hz，最高频带是5~30 Hz.相邻频带之间有4~20 Hz的重叠以保证有效信号的覆盖.
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表 1 多频带滤波采用的滤波器 Table 1 Frequency filters for the multi-filter processing |
3) 横波分裂计算及质量评估.在挑选的频带内对S波滤波后，MFAST采用特征值最小化方法在一系列测量窗内进行横波分裂的计算.结合聚类分析方法对计算的结果进行分类(如A、B、C、D和Null)和质量评估.最终挑选质量等级较好的结果(A和B等级)，作为该条S波信号的横波分裂参数.
图 3显示了A等级和B等级的横波分裂计算过程.其中，图 3a—c描述的是台站008处计算的A等级S波分裂结果.其记录的地震事件发震时间为2017年4月3日，震源深度为9.63 km，震级为ML1.1，震中距为9.99 km. 基于宽角反射剖面构建的宾川地区一维速度模型(陈思文等，2016)计算该事件的入射角为35.9°.横波分裂计算结果显示快波偏振方向约为N4.0°E，慢波时延为0.095 s.图 3d—f表示台站002处基于同一地震事件得到的B等级分裂结果，计算的快波偏振方向为N16°W，慢波时延为0.12 s.
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图 3 A和B等级横波分裂结果实例 (a)—(c) 代表A等级的横波分裂结果，其中(a)台站008记录的地震事件在东(E)、北(N)和垂直向(Z)滤波后的波形，黑色实线表示S波到时，两条虚线分别表示横波计算窗口的最小开始时间和最大结束时间；(b) 滤波后的波形按照SC91方法旋转后得到的S波入射波偏振方向(p)和其垂直向(p⊥)波形(上面两个曲线)，和根据灰色测量窗计算的δt校正后的波形(下面两个曲线)；(c) 波形(上图)和质点运动(下图)，其中左图为原始波形，右图为最终通过SC91校正后的波形; (d)—(f) 表示在台站002处得到的B等级横波分裂结果.其中的实线、灰色窗口意义和上面一致. Fig. 3 Examples of shear wave splitting analysis of quality A and B, respectively (a)—(c) represent shear wave splitting results of quality A. Among them, (a) Filtered East (E), North (N) and vertical (Z) waveforms at station 008. The solid line indicates the S arrival. The dashed lines are the minimum start and maximum end times for windows used in the processing. (b) Rotated components (p: parallel to the direction of S wave incidence; p⊥: perpendicular to the direction of incidence) before (top two) and after correction (bottom two). The direction of incidence is determined by SC91. δt is determined using waveforms in the grey window. (c) Waveforms (top) and particle motion (bottom) for the original (left) and corrected (right) waveform according to the final chosen SC91 window. (d)—(f) demonstrate shear wave splitting results of quality B at station 002. The solid lines and grey windows have the same meaning as above. |
地震波出射时可能会在自由表面发生全反射，对地震波的识别和横波分裂计算造成干扰.为避免此问题，需对横波入射窗口进行限制.对于泊松比0.25的介质，通常选取入射角小于35°的波形记录(Booth and Crampin, 1985)用于横波分裂计算.当地下结构中存在低速区时会引起射线的弯曲，可将入射角放宽至45°(Crampin and Peacock, 2005).考虑到宾川地区浅层介质存在低速区(翟秋实，2017；张云鹏等，2020)，本文选取入射角在45°以内的波形记录参与横波分裂的计算.
此外，慢波时延过大的分裂结果可能存在周期跳跃或噪声数据问题，需要将其剔除.研究认为，对于地方震、近震事件，延迟时间通常期望在0.1~0.4 s左右(Savage, 1999).考虑到文中地震事件的震中距都较小，我们剔除了慢波时延大于0.3 s的分裂结果.
4 横波分裂结果 4.1 整个台阵的结果基于MFAST方法和上述的结果筛选，我们最终从9819个拾取的S波记录中计算获得831个高质量的横波分裂结果.虽然震源深度主要分布于7 km以上(图 4a)，但有效的横波分裂结果多数与较深的地震(5 km以下)有关(图 4b).这是因为入射角的筛选剔除了大多数浅部地震的测量结果.图 4c展示了各台站对应的横波分裂结果数量分布，每个台站的平均测量数量为4~5个.此外，有23个台站只有1个横波分裂结果，并在图 5中以紫色线段标出.
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图 4 横波分裂最终结果对应的震源信息及各台站横波分裂数量统计 (a) 震源深度分布(每个地震只统计一次)；(b) 震源的深度分布(每个地震可多次统计)；(c) 各台站横波分裂结果数量统计. Fig. 4 Statistics of earthquakes and distribution of measurements for each station associated with the final shear wave splitting measurements (a) Histogram of the focal depth of the earthquakes used (each earthquake is counted no more than once); (b) Histogram of the focal depth of the earthquakes used (each earthquake can be counted multiple times); (c) Histogram of shear wave splitting measurements on each station. |
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图 5 各台站的平均快波偏振方向和慢波延迟时间空间分布 线段方向和长度分别表示该台站的平均快波偏振方向和平均慢波时延大小.紫色线段代表该台站只有1个横波分裂结果.彩色的长方形是后续讨论中用到的4个分区：A(绿色)、B(红色)、C(蓝色)和D区(黄色). Fig. 5 Spatial distribution of average azimuths of polarizations of the fast shear waves and the average delay time of the slow shear waves for each station The direction of each solid line segment denotes the average azimuths of polarizations of the fast shear waves for each station and the length represents the average delay time of the slow shear waves. The purple solid lines mark the stations that have only one splitting measurement. Colourful rectangles outline the four subzones used in the later discussion: A (green), B (red), C (blue), and D (yellow). |
这831条有效的横波分裂结果分布在图 5所示的173个台站上.图 5中，线段方向和长度分别代表该台站所有横波分裂结果的平均快波偏振方向和平均慢波时延.虽然单个台站的快波偏振方向有所不同，但综合所有台站结果的快波偏振方向整体集中于NNW到近N-S向(图 6a)，平均快波偏振方向为N17.17°±4.64°W，平均慢波时延为0.087±0.002 s(表 2).
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图 6 快波偏振方向分布 (a) 综合宾川地区的所有台站结果；(b) 综合子区A、B、C和D内的所有台站结果.括号内的数字是有效横波分裂测量的数量. Fig. 6 Distribution of azimuths of polarizations of the fast shear waves (a) Summary of all the shear wave splitting results from Binchuan area; (b) Summary of all the shear wave splitting results from subzone A, B, C and D. The number in the parentheses indicates the number of available measurements of shear wave splitting. |
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表 2 宾川台阵及其子区的平均横波分裂结果. “-”号表示自北逆时针旋转 Table 2 Average parameters of shear wave splitting in Binchuan Array and its subzones. The negative sign indicates the counter-clockwise rotation from north |
虽然整个台阵的结果具有明显的优势方向，但是也存在一些“异常”的偏振结果，比如图 6a中的NNE向和E-W向.通过观察单个台站的横波分裂结果(图 5)，我们发现快波偏振方向和构造单元之间存在一定的关联性.因此，根据该地区的构造单元特征(主要断裂走向、盆地、山区等构造单元)和快波偏振方向特征，我们将宾川地区分成四个子区(图 5中A，B，C，D)进行分析，并计算每个子区的平均快波偏振方向和慢波时延(表 2).接下来，我们对各子区内的横波分裂结果进行更详细的介绍.
4.2.1 A区A区位于宾川台阵东部，包括宾川盆地及其东侧山区(图 5中绿色区域)，含有两条近N-S向的断裂(程海—宾川断裂带(F1)和F2).A区内包含34个台站，大多数台站的快波偏振方向比较一致(图 7，A区)，平均快波偏振方向为-12.63°±8.44°(NNW)，慢波时延为0.082±0.005 s(表 2).综合A区内所有台站结果的玫瑰图显示快波偏振方向除NNW向主优势偏振方向，还有近N-S向次优势偏振方向(图 6b).进一步分析图 7(A区)上各台站的快波偏振样式，我们可以将A区分为北、中、南三段，其中北段和南段的快波偏振方向大多沿NNW向，中段(F9附近)较为复杂，主要方向为NNE和E-W向.
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图 7 四个子区内各台站的快波偏振图样 Fig. 7 Patterns of polarization of the fast shear waves in four subzones |
B区包括宾川盆地西部及其西侧丘陵地区(图 5中红色区域)，四周被F2，F5，F9，F4和F3断裂围绕(图 7，B区).B区内共39个台站，综合所有台站结果的玫瑰图样式显示大多数台站的快波偏振方向集中于近N-S向，是4个子区内最简单的区域(图 6b)，平均快波偏振方向为近N-S向(-2.58°±5.74°), 慢波时延为0.090±0.003 s(表 2).具体到单个台站，B区内个别位于断裂带附近的台站会呈现与断裂带走向相近的快波偏振方向，如F4与F9断裂交汇处的部分台站呈现NE向快波偏振方向，但F9西段附近的部分台站呈现近E-W向(图 7，B区).
4.2.3 C区C区位于宾川台阵西北角的山区(图 5中蓝色区域)，区域内分布有NE向的F2，F5，F6断裂和与之近垂直的NW向的F8和F9断裂，其中F2和F8断裂较为活跃(图 7，C区).C区内共40个台站，综合所有台站的快波偏振方向整体上较为离散，优势方向为NE和NNW两个方向(图 6b)，平均快波偏振方向为-17.96°±10.61°，平均慢波时延为0.083±0.004 s(表 2).在活动性较强的F2断裂和F8断裂附近的台站，快波偏振方向具有一定随机性.有些台站与断裂带走向一致，有些与之垂直(图 7，C区).F2，F8，F6和F5断裂围成的楔形区域内台站的快波偏振方向多为NE向.
4.2.4 D区D区位于宾川台阵西南侧的山区(图 5中黄色区域)，近N-W向的F8(宾居断裂)穿梭其中(图 7，D区).D区内共包含60个台站，综合所有台站的快波偏振方向整体集中于NW向(图 6b)，平均快波偏振方向为-40.00°±9.12°，平均慢波时延为0.090±0.004 s(表 2).具体到单个台站，D区内大部分台站呈现出与F8断裂走向较一致的快波偏振方向，而在F4断裂带南支附近的若干台站的快波偏振方向与F4断裂的走向(NE向)一致(图 7，D区).
4.3 慢波时延的空间分布特征整个宾川台阵的慢波时延主要集中在0.1 s左右(图 8b)，平均值是0.087 s(表 2).具体到各个台站的慢波时延分布，整体上呈现较强的空间变化，并且这种变化具有一定的随机性，并没有系统性变化(图 5).四个分区的平均慢波时延大致相同，其中最大的平均慢波时延为D区(0.090±0.004 s)，最小的平均慢波时延为A区(0.082±0.005 s)(表 2).
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图 8 慢波时延的统计直方图及其与震源深度、射线路径长度的关系 (a) 慢波时延和震源深度的关系；(b) 慢波时延统计直方图；(c) 慢波时延和射线路径的关系. Fig. 8 Histogram of delay time of the slow shear waves and their relationship with focal depths and the length of ray paths (a) Delay time as a function of focal depth; (b) Histogram of delay time; (c) Delay time as a function of the length of ray paths. |
对比慢波时延与震源深度的关系可以检验地震对横波分裂结果的影响.如图 8a所示，基于震源深度小于4 km的浅层地震事件计算得到的慢波时延主要位于0~0.2 s之间，而震源深度较深的地震(＞8 km)提供了少量更大的慢波时延(0.3 s)结果(图 8a).
在均匀各向异性介质中，慢波时延大小会和波传播射线路径长度呈正相关关系.对比横波分裂结果中所有的慢波时延和对应的射线路径长度的关系图发现，二者之间无明显的线性关系(图 8c)(二者之间的相关系数为0.16).这说明宾川地区整体的慢波时延和波传播路径之间相关性较弱.
5 讨论 5.1 地震数量和定位准确性对横波分裂结果的影响宾川密集台阵观测时间较短(两个月)，获得的测量结果数量有限.虽然筛选出了质量较高的横波分裂结果，但最终结果的稳定性可能仍会受影响.此外，地震定位的准确性也可能会对横波分裂结果有影响.为了验证分裂结果的可靠性，我们进行了两个对比实验.
在第一个对比实验中，使用位于同区域的另一个短周期(0.5~50 Hz)流动台阵的五个月(2017年1月1日到5月31日)数据记录(Wang et al., 2020)，进行横波分裂的计算，以评估地震数量对横波分裂结果的影响.过程简介如下：首先手动拾取该流动台阵记录的227个地震的S波初至，然后采用与宾川台阵同样的处理流程和筛选条件，最终获得181个横波分裂结果分布在18个地震台站上.这意味着平均每个台站有10个横波分裂结果，是密集台阵(平均4.8个结果)的两倍.在图 9中将之(红色线段)和密集台阵的结果(蓝色线段)进行比较，发现二者的平均快波偏振方向吻合较好，慢波时延大小也较一致.
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图 9 两个月的密集台阵和五个月的流动台阵的横波分裂结果对比 蓝色线段表示密集台阵的结果，红色线段表示流动台阵的结果. Fig. 9 Comparison of the shear wave splitting results between the two-months dense array and the five-months mobile stations Blue lines denote the results from the dense array, and red lines indicate the results from the mobile stations. |
第二个实验采用另一个独立定位的宾川地区的地震目录(张云鹏等，2020)重新进行横波分裂的测量，以衡量地震定位对横波分裂结果的影响.相较于文中采用的地震目录，新目录中包含更多位于台阵南侧的地震.同时，对同一地震的定位二者之间可能也存在一些误差.
图 10展示的是使用这两个地震目录在宾川台阵上得到的横波分裂结果对比.可以看到，(1)由于新目录中新增了位于台阵南部的地震事件，该区域内更多的台站有有效的横波分裂结果；(2)虽然地震目录不同，部分台站的横波分裂结果仍重合在一起，说明两组横波分裂结果具有较好的一致性；(3)有部分台站处的两种横波分裂结果并不一致，甚至有的快波偏振方向近乎相互垂直.这些不同可能是由于同一地震重定位后位置不同或新增测量结果导致的.并且快波偏振方向出现较大变化的台站大部分呈现有效测量数量较低的现象.
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图 10 使用不同地震目录获得的横波分裂结果的对比 蓝色实线是基于本研究采用的地震目录获得的结果，红色实线是使用张云鹏等(2020)的地震目录获得的横波分裂结果. Fig. 10 Comparison of the results of shear wave splitting using different catalogue of earthquakes Blue lines denote the shear wave splitting results based on the catalogue used in this study, while red lines denote the results of shear wave splitting based on the catalogue in Zhang et al. (2020). |
两组对比实验表明，我们使用两个月的密集台阵数据获得的横波分裂结果是可靠的，不会因为地震数量的增加或定位的误差而产生较大的改变.
5.2 宾川地区各向异性机制上地壳的地震各向异性通常由两个机制解释：区域应力或断裂带导致的裂隙定向排列/发育有关(孙长青等，2011；高原等，2020).图 5中各台站的横波分裂结果显示，宾川地区的上地壳各向异性既受NNW向的区域主压应力作用，也和区域内的断裂带走向有一定关系，应是两种机制共存的情况.接下来讨论这两种机制在宾川地区上地壳各向异性上的贡献问题.
首先，综合整个台阵结果的平均快波偏振方向(表 2)和所有快波偏振方向的主优势方向(图 6a)均为NNW向.这与区域主压应力方向(NNW)吻合，因此，我们认为宾川地区的各向异性主要由区域应力控制.
其次，断裂带对其附近的各向异性有局部的控制作用.在整个台阵的快波偏振方向统计图中(图 6a)，除了NNW向主优势偏振方向，还有多个与研究区域内主要断裂走向有较好的一致性的次优势偏振方向.比如，近N-S向的次优势偏振方向与F1和F3断裂的走向较一致；NNE向的次优势方向与F2、F5、F6和F4南支(F8与F9之间)断裂走向一致；近E-W向的次优势方向与F8和F9断裂的走向一致.
基于分区结果的统计表(表 2)和玫瑰图(图 6b)，可以更清晰地看到断裂带对各向异性的影响.各子区内综合所有台站结果的平均快波偏振方向(表 2)和主优势偏振方向(图 6b)表明，A子区和B子区内略偏向N-S向，这与该区域内N-S向的F1和F3断裂有很好的一致性；C区内平均快波偏振方向为NNW向，但玫瑰图样式中显示的主优势偏振方向为NNW和NE向，与区域内F2断裂的NE走向一致；D区偏向E-W向，与该区域内E-W走向的F8和F9断裂具有一致性.
具体到单个台站的快波偏振方向，可以发现断裂带一般只对其附近台站的快波偏振方向有影响.比如F4断裂附近台站的快波偏振方向会沿着F4走向而改变，从北到南依次呈现NS-NNE向(图 7，B区).在F2和F8断裂附近的台站多与断裂走向一致，但也存在与断裂走向垂直的情况(如F2南端的两个台站和F8中段的若干台站).F8断裂南、北侧台站的快波偏振方向(图 5)有所不同，其中南侧台站的快波偏振方向多为E-W向和F8断裂走向较一致.这可能由于地震事件多分布在F8断裂的北侧，只有南侧台站接收的地震记录穿过了F8断裂带.即波传播路径是否经过断裂带也可能对相应台站的横波分裂结果产生影响.此外，可能还有很多因素影响断裂带对各向异性的影响，比如断裂产生的各向异性强度也许会受到断层活动性的影响.如在F1断裂南段，虽然断裂走向偏向NNE，但大部分台站的偏振方向为NNW，与区域主压应力方向一致.这一偏差或许与南段断层活动性弱有关(罗睿洁等，2015).
5.3 波传播路径长度和慢波时延的相关性分析在均匀各向异性介质中，慢波时延会随着传播距离的增加而增加.在图 8c中，我们看到宾川地区整体的慢波时延和波传播路径相关性较弱.为进一步定量检验分析慢波时延和射线路径的相关性，我们选取单个地震计算的慢波时延和射线路径长度进行互相关计算.同时为避免单个地震结果可能产生的随机误差，最终选择位置相近的两个地震事件，如图 11所示.这两个地震分别为事件4840和事件5456，均位于台阵西侧，对应的震级和震源深度分别为(1.1级，9.63 km)和(0.6级, 11.25 km).在图 11(a, b)中，两个地震事件对应的横波分裂结果具有很高的一致性，说明测量结果可靠有效.
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图 11 地震事件4840和事件5456对应的各台站平均横波分裂结果，及慢波延迟时间和射线路径长度的关系 M表示对应事件的震级，圆点表示震源位置. Fig. 11 The average shear wave splitting result at each station corresponds to event 4840 and event 5456, and the relationship between delay time of the slow shear waves and ray path length, respectively M represents the magnitude of related event, and circle represents the event′s location. |
慢波时延的空间分布没有发现明显随震中距增加而增加的趋势(图 11a，b).慢波时延和射线路径长度的散点图呈现有微弱的线性趋势(图 11c，d)，互相关系数较低(分别为0.159和0.133).此外，断裂带附近台站一般具有较大的时延，如地震南侧的台站.地震北侧没有断裂带区域内的慢波时延普遍较小.这意味着断裂带附近的上地壳各向异性存在较强的非均匀性.
5.4 归一化慢波时延和宾川地区上地壳各向异性强度慢波时延可用来衡量原场地各向异性强弱.考虑到计算得到的慢波时延是整个射线路径上各向异性的累积效果，需要剔除射线路径长度的影响(Hudson, 1981)再分析原场地的各向异性强弱.
利用射线路径长度对每个慢波时延进行归一化处理可以得到宾川地区单个台站的归一化慢波时延(图 12).综合所有台站的平均归一化慢波时延为8.40±0.26 ms·km-1.空间分布上，F1断裂附近的台站，尤其是向东微凸的浅震区域，归一化慢波时延明显大于其他台站的(图 12)，说明该区域浅层介质的各向异性很强，而该地区又恰好是地震学家认为的“大震潜震区”(周庆等，2004)，可能是存在局部的应力集中导致各向异性较强.位于其他主要断裂带周围的台站，以及盆山接壤处的台站，归一化前、后的慢波延时都比较大(图 5和图 12)，揭示其浅层介质的各向异性较强.在B区的盆地丘陵地区，归一化前、后的慢波时延都较小，说明该地区的各向异性较弱.
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图 12 归一化后的平均慢波时延分布.相比于图 5，这里的慢波时延被相应的射线路径长度归一化 Fig. 12 Average of normalized delay time of the slow shear waves. Compared with Fig. 5, the delay time here is normalized by the length of its corresponding ray path |
考虑最终的横波分裂结果主要来自10 km左右深度的震源信号(图 4B)，而宾川地区上地壳厚度约为25 km(张中杰等，2005)，本文的结果主要揭示的是宾川地区浅层地壳介质的各向异性特征.假设整个地壳的各向异性至少与上地壳处于相同强度，那么根据宾川地区的地壳厚度(40 km；张中杰等，2005)，可以得到整个地壳的慢波延时为0.336 s.这一数值比由Pms波分裂得到的云南地区整个地壳的平均慢波延迟时间(0.25 s；孙长青等，2013)大了三分之一.对于该结果可能的解释有，(1)上地壳的各向异性强于中下地壳；(2)宾川地区的各向异性比云南其他地区更强(可能和云南地区不同区域构造环境不同，各向异性变化较大有关).
宾川地区的各向异性强度ε可通过平均慢波时延和平均走时的比值来估计(ε=δt/(L/v)).其中，v, δt, L分别为裂隙介质中平均的横波速度、慢波时延和射线路径长度(Hudson, 1981).宾川地区上地壳的平均横波速度约为3.27 km·s-1(陈思文等，2016)，平均波传播路径长度约为12.3 km，平均慢波时延为0.087 s，计算得到的各向异性强度为2.4%.这一结果比利用P波得到的云南地区上中地壳的各向异性(1.6%)略高(Zhang and Wang, 2009)，但与位于宾川地区南侧的红河断裂附近的上地壳各向异性强度(2%~3%)相当(王琼等，2015).这说明宾川及其周边地区(如红河断裂)的上地壳的各向异性很可能比整个云南地区的平均值高.
6 结论利用宾川密集台阵两个月的地震记录，我们获得了宾川地区的横波分裂结果.该结果体现了上地壳各向异性空间分布特征和局部构造之间的关系，也可用来估计宾川地区的浅层介质各向异性强度.
(1) 整体而言，宾川地区的平均快波偏振方向为NNW向(-17.17°±4.64°)，与前人结果获得的该区域的最大水平主压应力方向一致，说明宾川地区的上地壳各向异性主要受区域应力的控制.
(2) 断裂带对其附近台站的各向异性有影响，体现在其附近台站的快波偏振方向或平行于断裂走向，或由最大水平主压应力方向朝断裂走向偏转.
(3) 断裂带对各向异性的影响比较复杂，可能受断裂与台站之间的距离、射线路径、多个断裂共同作用以及断裂带活动性等影响.
(4) 宾川地区的上地壳各向异性强度(2.4%)高于云南地区上、中地壳的平均值(1.6%).
研究表明，短周期密集台阵可用于浅部介质各向异性的研究，其高空间分辨率在分析断层对各向异性的作用方面具有优势.但是浅层介质的各向异性特征比较复杂，受多种因素的控制影响，可能存在较大的空间变化.特别是断裂带对各向异性的局部作用使得对浅层介质的各向异性结果分析更为复杂.在未来使用更密集的台阵有望更好地解决这些问题.
致谢 谨此祝贺陈颙先生从事地球物理教学科研工作60周年.感谢中国地震局地球物理勘探中心在数据观测采集上的支持.感谢中国科学院地质与地球物理研究所武澄泷博士和香港中文大学杨宏峰副教授在数据处理和结果分析上的建议.本文图件使用GMT(Wessel et al., 2013)制作.感谢三位审稿人的建设性意见.
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