四川宜宾地区S波分裂特征

吴朋 苏金蓉 黄春梅 黄东剑 段云歌

1）四川省地震局，成都市人民南路三段29号 610041

2）四川省宜宾市防震减灾局，四川宜宾 644000

0 引言

地壳介质中存在的大量充满液体的微裂隙会在应力作用下呈定向排列，这是地壳介质呈各向异性的主要原因。当S波穿过各向异性介质时，会分裂为速度不同、质点振动方向相互垂直的快、慢S波（Crampin，1978；Crampin et al，1985；高原等，1996；吴晶等，2007；太龄雪等，2009；刘莎等，2014）。快波偏振优势方向与微裂隙的排列方向一致，即与原地主压应力方向一致；慢波到时受到介质中裂隙的物理特性和流体特性的变化影响，对地壳应力变化敏感（Crampin，1981；Booth et al，1990；刘莎等，2015）；因此利用S分裂方法可以直观地监测地壳应力的变化。研究表明，位于活动断裂带上台站快波偏振优势方向在断裂活动期间往往与该断裂带走向一致（Gao et al，2003；吴晶等，2007；石玉涛等，2013；常利军等，2015），复杂的地质构造可能造成多个优势快波偏振方向（吴晶等，2007；张永久等，2008；石玉涛等，2013）。

研究表明，由于受盐矿产区进行的注水-抽水影响，四川长宁地区自2006年以来地震活动突然大幅度增加（阮祥等，2008）。本文选出自2000年四川地震台网有数字记录以来至2015年12月31日的长宁地区ML≥3.0的地震，其地震活动分析如图1所示。从图1可以看出，2006年起长宁地区3级以上地震频次开始明显增加，其中ML4.0～4.9有27次，ML5.0～5.9有1次，2013年4月25日ML5.2地震是该区域有记录以来最大地震。对该区地壳应力场的研究是了解其地震活动增强的重要方面，基于剪切波分裂获取研究区域中上地壳各向异性是直观方法之一（Crampin，1985；吴晶等，2010）。

图1 2000～2015年长宁地区3级以上地震M-t图

本文利用宜宾地区数字地震台站以及周边区域台站在2013年4月25日～2015年12月31日记录到的地震波形资料，测定S波分裂参数，并分析随时间和空间的变化特征，尤其是在2次MS≥4.0地震前后的变化，从而对震源区地壳应力在地震前后的变化特征进行讨论。

2013年4月25日ML5.2地震位于四川盆地东南缘的长宁县双河镇，邻近华蓥山断裂带东侧，构造上为长宁背斜西段的核部附近。长宁北背斜为复式背斜，主轴总体走向NW-SE，西段转为近EW，北西翼陡，倾角约40°～60°，南东翼缓，倾角约17°～32°。该背斜构造发育有诸多规模不大的断层，主要断裂往往与褶皱伴生，多呈高角度逆断性质。地震密集分区处的地表断裂比较集中，主要有大地湾断层、瓦房头断层和大佛崖断层等，均呈逆断性质（图2）。大地湾断层总体呈NEE走向，地表见其发育于古生界之中，倾向NW，倾角79°，被NW向大佛崖断层横切；瓦房头断层走向为NEE向，倾向SE，倾角近于直立；大佛崖断层则为NW走向，倾向NE，倾角约60°。

1 资料及分析方法

本文采用了研究区11个数字台站（（CNI、GXA、XWE、PSA、GYN、JAN、ZDU、NXI、JLI、HWS、YAJ）在2013年4月25日～2015年12月31日记录到的地震数据。这些台站均采用3分量地震计，采样率为100采样点／秒。

S波入射到地表时，如果入射角大于临界角就会发生全反射现象。用在S波分裂分析的地震波形记录要求在S波窗内。理论上，对于泊松介质（泊松比为0.25），S波的入射窗口约为35°（Booth et al，1985）。由于低速沉积盆地的存在以及入射到地表时波前是曲面，这样使得“S波窗”可能扩大。根据四川盆地速度结构特征（赵珠等，1987），四川盆地地壳分层厚度依次为1.48、16.28、22.33、12.71、1.95km，对应P波速度分别为5.81、5.82、6.47、8.21、8.62 km／s。假设一个地震的震源深度为5km，震中距为5km，按照单层均匀模型简单计算得出S波入射角为37.8°，但是按照分层模型计算地表入射角为45.0°，实际工作中选用S波入射角≤45°的波形资料进行分析。

图2 研究区主要断裂、地震及地震台站分布图

本文采用纵横比法测定快波偏振方向，再用偏振法测定慢波到时。具体步骤为：

（1）挑选S波到时清晰可靠的地震波形事件数据，重新拾取S波到时。

（2）选取S波到时前20个采样点和到时后15个采样点的波形数据，给出这段波形的质点运动轨迹（一般取S波到时后15个采样点，根据实际需要增减采样点个数），从轨迹图中挑选出快S波质点振动为线性或近于线性（图3）的数据；根据纵横比法计算出快波偏振方向，利用偏振图法来检验利用纵横比法计算出的快波偏振方向。

（3）将2个水平分量的地震图旋转到快波偏振方向和慢波方向，可看到2个不同到时的S波震相，便可以从地震图上测定慢波延迟时间（图3）。

图3 S波分裂分析示例

2 结果及讨论

本文采用纵横比与偏振分析法相结合测定了研究区域内11个台站S波分裂参数，其中有10个台站得到结果。表1给出了这10个台站的S波分裂参数，测定结果中有效记录5条的以上共计8个台站，其中CNI、GXA这2个台站S波分裂结果在150条以上，CNI台得到S波分裂结果最多达188条。

表1 10个台站S波分裂结果

10个台站快波偏振方向及位于台站“S波窗口”内地震方位分布见图4。其中有9个台站呈现出了明显优势方向，仅GXA台没有表现出明显的优势方向。结果表明，该区域台站快波优势偏振主要呈3个方向：NE、NW以及NS。位于研究区南端的JLI、YAJ、XWE等3个台站的优势偏振方向主要为NS；ZDU台的优势偏振方向为NW；HWS、JAN、CNI等3个台站的优势偏振方向表现为NE向；PSA台有2个突出的快波偏振方向分别为NW、NE。

慢波延迟时间不仅与介质各向异性程度有关，还与在各向异性介质中传播路径长度有关。为了消除传播路径对慢波延迟时间的影响，将慢波延迟时间除以震源距进行归一化处理，即将每千米的时间延迟大小表示为ms／km。归一化延迟时间的结果显示，这10个台站的慢波延迟时间均大于3.0ms／km；慢波延迟时间最大者为距ML5.2地震最近的CNI台，为11.95ms／km。

2.1 快波偏振方向空间分布

快波偏振优势方向与地壳中定向排列的裂隙走向一致，通常能反映当地主压应力的方向（高原，1999）。本文将前文得出的结果结合宜宾地区的应力场特征和断裂分布情况，进一步分析宜宾地区的各向异性空间分布特征。宜宾地区是华蓥山断裂的起始端（秦万成，1980；徐世荣，1986），由GPS测量得到的主压应变方向为NW向（Gan et al，2007；Wang et al，2001）。地震密集分布区域主要构造为长宁背斜，总体走向为NW向，西段转为近EW向；主要断层有大地湾断层、瓦房头断层和大佛崖断层，均呈逆断层性质。大地湾断层总体呈NEE走向，被NW向大佛崖断层横切；瓦房头断层走向为NEE向；大佛崖断层则为NW走向。我们将这10台站的快波偏振方向置于构造背景中，便可呈现出空间分布特征（图5）。

CNI台站位于地震密集区域内，处于大地湾断层附近，该台站有2个突出的快波偏振方向：NEE向和NW向，优势方向为NEE向且与大地湾断裂走向一致。研究结果表明，位于活动断裂附近台站的快波优势方向与活动断裂的走向有关（Crampinet al，1999；常利军，2015）。四川地震台网编目结果显示，2013年4月25日ML5.2地震和2015年2月7日ML4.8地震震中位置均位于大地湾断层附近，表明采盐注水使得大地湾断裂趋于活跃。JAN和HWS这两个台站的优势偏振方向为NE向，与台站附近的华蓥山断裂走向基本一致。GXA台位于地震密集分布区的边缘，快波偏振方向较为离散，没有明显的优势取向。YAJ、JLI、XWE等3个台站的优势偏振方向为近NS向。

图4 10个台站S波偏振方向等面积极射投影与等面积投影玫瑰图

华蓥山断裂西侧的ZDU台的优势偏振方向为NW向，与GPS测量区域主压应力方向一致（Wang et al，2001；Gan et al，2007）。PSA台有2个彼此近似垂直的优势偏振方向，一个为NE向，与华蓥山断裂走向一致，另一个为NW向，与区域主压应力方向相同。GYN台因只有1条记录，数据被舍弃。

图5 研究区域内各观测台站快波偏振方向等面积投影玫瑰图分布以及地震分布

2.2 慢波延迟时间的变化

慢波延迟时间对地壳中微裂隙的几何形态以及密度较为敏感，因此它在一定程度上反映了地壳中应力的分布特征（Crampin，1981；Booth et al，1990）。根据地壳中微裂隙不同参数对慢波延迟时间的影响，将地震射线与裂隙面夹角范围在15°～45°之间的地震定义为区域1（band-1），地震射线与裂隙面夹角＜15°的地震定义为区域2（band-2）。区域1的慢波延迟时间对地壳应力作用下的微裂隙几何形态较为敏感；而区域2的慢波延迟时间对地壳中裂隙的密度较为敏感，但裂纹密度在低于破裂临界状态和破裂水平之下时，不受应力微小变化的影响（Crampin，1999；Gao et al，2008；李金等，2014）。

考虑慢波延迟时间的离散性，本文采用9点滑动平均来表示慢波延迟时间在时间域上的变化。本文重点选取了地震分布密集区域内的CNI台进行分析，由该台得到的188条剪切波分裂结果见图6。从图6可看出，CNI台的慢波延迟时间分布在2.29～32.05ms／km范围，均值为11.95ms／km，2013年4月25日发生ML5.2地震到2013年8月期间，滑动平均值紊乱。2015年2月7日ML4.8地震前3个月（2014年10月～2015年1月6日）的延迟时间范围为在4.1～6.3ms／km，直到2015年1月13日观测到慢波延迟时间突然增加到24.1ms／km。Gao等（2008）对15个震例中的S波分裂参数延迟时间变化进行了研究，结果表明，大地震发生前观测到的S波分裂延迟时间会明显增加，而临震前的短时间内时间延迟时间会突然下降。2015年2月7日ML4.8地震前，由于得到的S波分裂参数太少，故未发现观测延迟时间的下降过程。

图6 CNI台站慢波时间随时间变化

3 结论

本文测定了2013年4月25日～2015年12月31日期间宜宾地区地震波观测台站的S波分裂参数，总结分析出这10个台站的S波分裂参数的特征为：

（1）华蓥山断裂两侧台站快波优势方向有所不同，位于华蓥山断裂以西台站（ZDU、PSA台）优势偏振方向为NW向，与区域应力场方向一致；位于华蓥山断裂以东台站（HWS、JAN台）优势偏振方向为NE向，与华蓥山断裂走向方向一致；位于地震密集分布区域内的CNI台优势偏振方向为NE向，与台站附近的断裂带走向基本一致；研究区域南段的3个台站（JLI、YAJ、XWE）优势偏振方向近NS向。

（2）CNI台站的慢波延迟时间显示：2次MS4.0地震后的时间段内慢波延迟时间较为紊乱；在2015年2月7日ML4.8地震前观测到慢波延迟时间有明显的上升趋势。

致谢：宜宾市防震减灾局为本文提供了宝贵的波形资料；四川省地震监测中心编目全体人员提供了观测报告和地震目录；中国地震地球物理研究所刘莎博士、中国科学院地质与地球物理研究所吴晶副研究员以及审稿专家为本文提出了宝贵的意见和建议，作者在此一并表示感谢。