豆輝， 王寶善,2*， 徐逸鶴,3,4， 王偉濤， 張博

1 中國地震局地球物理研究所， 北京 100081 2 中國科學技術(shù)大學地球和空間科學學院， 合肥 230026 3 英國劍橋大學地球科學系， 劍橋 CB30EZ 4 愛爾蘭都柏林高等研究院宇宙物理學學院地球物理學分部， 都柏林 D02Y006

0 引言

裂隙或晶體的定向排列會導致地震波在不同方向上的傳播速度不同，即地震各向異性(Crampin and Lovell，1991；Crampin and Chastin，2003).地震各向異性的成因在不同深度有所不同.其中，地幔中的各向異性多與橄欖巖中晶格的優(yōu)勢定向排列有關(guān)，用于反映地球內(nèi)部深部物質(zhì)的流動和能量交換等運動過程(高原和滕吉文，2005；常利軍等，2006；王椿鏞等, 2014).下地殼各向異性的成因可能與動力學作用引起的巖石礦物形變有關(guān)；中上地殼的各向異性常被認為和應(yīng)力作用下微裂隙的定向排列相關(guān)(Crampin and Gao, 2006；謝振新等, 2017; 高原等，2020).因此，研究上地殼的各向異性對分析區(qū)域構(gòu)造應(yīng)力狀態(tài)和局部構(gòu)造特征有著重要的參考意義.

橫波分裂是分析地殼各向異性的常用方法.當橫波通過各向異性介質(zhì)時，會分裂成兩列偏振方向相互垂直且波速不同的波列.在地殼中，快S波(簡稱快波)的偏振方向通常與該區(qū)域的最大主壓應(yīng)力方向較為一致，也會受附近斷裂帶中發(fā)育的裂隙走向影響，而慢S波(簡稱慢波)時延(快慢波之間的走時差)與裂隙的幾何形態(tài)有關(guān)，可用于分析原場的應(yīng)力強度及其變化(Gao and Crampin, 2003；Crampin et al., 2004；丁志峰等，2008；楊溢和常利軍，2018).因此，橫波分裂結(jié)果常用來分析區(qū)域構(gòu)造的應(yīng)力環(huán)境和斷裂帶活動性等特征(Hudson，1981；Crampin, 1994；高原等，1996；Peng and Ben-Zion, 2004；Crampin and Gao, 2006；吳晶等，2007；孫長青等，2011；張輝等，2012；鄭拓等，2018).但是受臺陣間距的約束，當前研究多側(cè)重于基于離散臺站的大尺度構(gòu)造應(yīng)力狀況分析(孫長青等，2013；太齡雪等，2015；張藝和高原，2017)，而對較小尺度應(yīng)力構(gòu)造環(huán)境(如斷裂帶等構(gòu)造)對各向異性影響的研究還比較少(Peng and Ben-Zion, 2004；Gao et al., 2019; Shi et al., 2020).

云南賓川地區(qū)，地處青藏高原東南緣，大尺度上受到高原物質(zhì)的東向擠出作用，局部受滇西北裂陷帶控制，形成了盆地、山地和斷裂帶共存的構(gòu)造單元特征.貫穿賓川地區(qū)的程海斷裂地震活動性較強，曾在南、北端發(fā)生過7.0級以上的大地震活動(俞維賢等，2005)，賓川地區(qū)也被認為是7.0級潛在震源區(qū)(周慶等，2004；羅睿潔等，2015).考慮到賓川盆地是人口密集區(qū)，評估該地區(qū)的地震危險性至關(guān)重要.地震記錄顯示，賓川地區(qū)內(nèi)小震頻發(fā)(Xu et al., 2018)，可為橫波分裂研究提供充足的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)；區(qū)域內(nèi)分布的多條斷裂帶走向與區(qū)域主壓應(yīng)力方向近乎垂直(羅睿潔等，2015；黃小巾等，2018)，可有效地區(qū)分臺站呈現(xiàn)的各向異性是斷裂帶作用還是區(qū)域應(yīng)力的作用.因此，賓川地區(qū)是研究斷裂帶對上地殼各向異性影響的理想場所.

中國地震局地球物理研究所在賓川地區(qū)架設(shè)的短周期密集臺陣為系統(tǒng)性地研究該地區(qū)的地震各向異性及斷裂帶的影響提供了可能性(Xu et al., 2018).本文將采用橫波分裂方法，對賓川臺陣記錄的S波數(shù)據(jù)進行橫波分裂計算.然后，通過對比橫波分裂參數(shù)與區(qū)域應(yīng)力場和周圍斷裂帶分布的相關(guān)性，分析斷裂帶和區(qū)域應(yīng)力狀態(tài)對地震各向異性的影響.此外，還將探討介質(zhì)各向異性強度，以及波傳播路徑和慢波時延的關(guān)系.

1 賓川地區(qū)的斷裂和區(qū)域主壓應(yīng)力方向

賓川地區(qū)位于滇西北Z字型斷陷帶西南端轉(zhuǎn)折處，受高原物質(zhì)和局部構(gòu)造的強烈擠壓作用，發(fā)育有一系列走向不同、大小不一的斷裂帶(曾融生等，1992；楊國華等，2009；羅睿潔等，2015).

根據(jù)斷裂帶的走向不同，我們可將之大致分為三組： N-S向、NE向和E-W向(圖1a).其中，N-S向的斷裂帶包括F1(賓川斷裂)，F(xiàn)3和F4斷裂.NE 向的斷裂包括F2(上滄—魚棚斷裂)及其分支F5和F6，和F4的南支(F8和F9之間)斷裂.E-W向的斷裂包括F8(賓居斷裂)和F9斷裂.三組斷裂帶在賓川地區(qū)大致圍成了一個三角形區(qū)域.其中，活動性較強的斷裂有F1，F(xiàn)2和F8斷裂，構(gòu)成了賓川地區(qū)的主干斷裂(黃小巾等，2018；羅睿潔等，2015).

圖1 地方震、斷層分布和賓川密集臺陣(a) 云南賓川地區(qū)斷層分布和本文使用的地方震分布.黑色實線的粗細代表斷層活動性強弱，紅色實心圓代表記錄的地方震事件,圓圈的大小表示對應(yīng)震級的大小，白色箭頭指示區(qū)域的最大水平主壓應(yīng)力場方向(N17.5°W，邢全友和馬瑾，1985).圖中所標符號數(shù)字對應(yīng)該區(qū)主要活動斷裂：F1—賓川斷裂；F2—上滄—魚棚斷裂；F3—片角—大營斷裂、F4—河曲—上營斷裂；F5—花橋斷裂；F6—西海邊斷裂；F7—祥云斷裂；F8—賓居斷裂；F9—白土坡—楊公村斷裂; F10—彌渡斷裂.(b)賓川密集臺陣.藍色三角代表地震臺站.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，賓川地區(qū)的主壓應(yīng)力軸方向為NNW向.基于大、中小地震的震源機制解結(jié)果顯示賓川地區(qū)的主壓應(yīng)力方向為NNW向(謝富仁等，1994；吳建平等，2004；崔效鋒等，2006；郭祥云等，2014).GPS觀測結(jié)果表明滇中西南地區(qū)(賓川位于其中)的地表運動以NEE-SWW向的拉張性形變?yōu)橹?，主壓?yīng)變方向為NNW向(王琪等，2001；楊國華等，2009).邢全友和馬瑾(1985)結(jié)合已知的地質(zhì)資料通過有限元數(shù)值模擬獲得的大理地區(qū)(賓川西南40 km)應(yīng)力方向為N15°—20°W.云南地區(qū)的地殼橫波分裂結(jié)果顯示，賓川附近的團山臺站的快波偏振方向為NNW向(石玉濤等，2006).面波反演結(jié)果也支持這一方向(王瓊等，2015).

2 數(shù)據(jù)和地震重定位

本文采用的地震記錄數(shù)據(jù)來自賓川臺陣.賓川臺陣是由381個短周期密集臺站組成的臺陣，覆蓋了賓川盆地及其鄰近區(qū)域，平均臺間距約為2 km(圖1b；Xu et al., 2018).該臺陣包含兩種三分量短周期地震儀(EPS-2、QS-5A)，頻帶范圍均為150 Hz～5 s，采樣率均為200 Hz.臺陣觀測時間為兩個月，從2017年3月25日至5月25日.

地震事件的位置和深度會對橫波分裂結(jié)果(尤其是慢波時延的計算)產(chǎn)生較大影響(趙博等，2013).因此，我們首先對這兩個月的地方震事件做了精確重定位處理：采用HYPOINVERSE2000方法(Klein, 2002)，對手動拾取的5097個P波到時進行重定位.結(jié)果顯示，重定位后的P波到時均方根殘差明顯減小(由1.35 s減為0.075 s)，地震位置更聚集于斷裂帶附近.重定位后的地震事件共有56個，其中41個位于臺陣內(nèi)，15個位于臺陣外.這些地方震的震級為ML0.1～2.2，震源深度為0～12 km(圖2).

圖2 重定位前后的地震分布及其震源深度統(tǒng)計(a) 灰色圓點為定位前的地震位置，彩色圓點為定位后的地震位置.彩色中的白色和深紅色圓點分別對應(yīng)位于淺層和深層的震源; (b) 重定位后地震深度分布直方圖.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.

3 橫波分裂計算

3.1 計算方法和過程

常見的橫波分裂方法有波形互相關(guān)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).基于上述方法或多個方法的結(jié)合，后續(xù)發(fā)展出了一系列半自動、全自動的橫波分裂技術(shù)，如基于協(xié)方差矩陣與偏振分析的SAM方法(高原等，2004)和基于振幅與相位信息的SWAS法(Gao et al.，2006)，基于SC91發(fā)展的滑動時窗迭代網(wǎng)格搜索法(Peng and Ben-Zion, 2004)，基于SC91和互相關(guān)法的滑動時窗法(Liu et al., 2008)，及基于SC91的多頻帶濾波MAST法(Savage et al., 2010)等.

本文采用MFAST方法(Savage et al., 2010)計算橫波分裂結(jié)果.它是一種基于多頻帶濾波和聚類分析評估質(zhì)量等級(Teanby et al., 2004)的自動化橫波分裂技術(shù)，非常適合大量地震數(shù)據(jù)的計算處理和結(jié)果的篩選工作.

MFAST方法的計算流程簡介如下：

1)S波到時拾取.為保證選取的S波記錄的質(zhì)量及后續(xù)橫波分裂計算的可靠性，我們手動拾取了9819個波形明顯的S波初至，并對每個S波波形的質(zhì)量進行定級以備后續(xù)篩選.

2)多頻帶濾波.高品質(zhì)的橫波分裂測量結(jié)果需要地震波信號有足夠高的信噪比.濾波有助于獲取高信噪比信號.根據(jù)臺陣中S波記錄的頻帶信息，我們在1～30 Hz范圍內(nèi)選取14個濾波器(表1)作用于每條S波波形，再基于信噪比挑選出最好的三個濾波頻帶，并且只有信噪比大于3的濾波信號才會進行后續(xù)的MFAST計算.這14個濾波器最低頻帶是1～5 Hz，最高頻帶是5～30 Hz.相鄰頻帶之間有4～20 Hz的重疊以保證有效信號的覆蓋.

表1 多頻帶濾波采用的濾波器Table 1 Frequency filters for the multi-filter processing

3)橫波分裂計算及質(zhì)量評估.在挑選的頻帶內(nèi)對S波濾波后，MFAST采用特征值最小化方法在一系列測量窗內(nèi)進行橫波分裂的計算.結(jié)合聚類分析方法對計算的結(jié)果進行分類(如A、B、C、D和Null)和質(zhì)量評估.最終挑選質(zhì)量等級較好的結(jié)果(A和B等級)，作為該條S波信號的橫波分裂參數(shù).

圖3顯示了A等級和B等級的橫波分裂計算過程.其中，圖3a—c描述的是臺站008處計算的A等級S波分裂結(jié)果.其記錄的地震事件發(fā)震時間為2017年4月3日，震源深度為9.63 km，震級為ML1.1，震中距為9.99 km. 基于寬角反射剖面構(gòu)建的賓川地區(qū)一維速度模型(陳思文等，2016)計算該事件的入射角為35.9°.橫波分裂計算結(jié)果顯示快波偏振方向約為N4.0°E，慢波時延為0.095 s.圖3d—f表示臺站002處基于同一地震事件得到的B等級分裂結(jié)果，計算的快波偏振方向為N16°W，慢波時延為0.12 s.

圖3 A和B等級橫波分裂結(jié)果實例(a)—(c) 代表A等級的橫波分裂結(jié)果，其中(a)臺站008記錄的地震事件在東(E)、北(N)和垂直向(Z)濾波后的波形，黑色實線表示S波到時，兩條虛線分別表示橫波計算窗口的最小開始時間和最大結(jié)束時間； (b) 濾波后的波形按照SC91方法旋轉(zhuǎn)后得到的S波入射波偏振方向(p)和其垂直向(p⊥)波形(上面兩個曲線)，和根據(jù)灰色測量窗計算的δt校正后的波形(下面兩個曲線)； (c) 波形(上圖)和質(zhì)點運動(下圖)，其中左圖為原始波形，右圖為最終通過SC91校正后的波形; (d)—(f) 表示在臺站002處得到的B等級橫波分裂結(jié)果.其中的實線、灰色窗口意義和上面一致.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.

3.2 結(jié)果篩選

地震波出射時可能會在自由表面發(fā)生全反射，對地震波的識別和橫波分裂計算造成干擾.為避免此問題，需對橫波入射窗口進行限制.對于泊松比0.25的介質(zhì)，通常選取入射角小于35°的波形記錄(Booth and Crampin, 1985)用于橫波分裂計算.當?shù)叵陆Y(jié)構(gòu)中存在低速區(qū)時會引起射線的彎曲，可將入射角放寬至45°(Crampin and Peacock, 2005).考慮到賓川地區(qū)淺層介質(zhì)存在低速區(qū)(翟秋實，2017；張云鵬等，2020)，本文選取入射角在45°以內(nèi)的波形記錄參與橫波分裂的計算.

此外，慢波時延過大的分裂結(jié)果可能存在周期跳躍或噪聲數(shù)據(jù)問題，需要將其剔除.研究認為，對于地方震、近震事件，延遲時間通常期望在0.1～0.4 s左右(Savage, 1999).考慮到文中地震事件的震中距都較小，我們剔除了慢波時延大于0.3 s的分裂結(jié)果.

4 橫波分裂結(jié)果

4.1 整個臺陣的結(jié)果

基于MFAST方法和上述的結(jié)果篩選，我們最終從9819個拾取的S波記錄中計算獲得831個高質(zhì)量的橫波分裂結(jié)果.雖然震源深度主要分布于7 km以上(圖4a)，但有效的橫波分裂結(jié)果多數(shù)與較深的地震(5 km以下)有關(guān)(圖4b).這是因為入射角的篩選剔除了大多數(shù)淺部地震的測量結(jié)果.圖4c展示了各臺站對應(yīng)的橫波分裂結(jié)果數(shù)量分布，每個臺站的平均測量數(shù)量為4～5個.此外，有23個臺站只有1個橫波分裂結(jié)果，并在圖5中以紫色線段標出.

圖4 橫波分裂最終結(jié)果對應(yīng)的震源信息及各臺站橫波分裂數(shù)量統(tǒng)計(a) 震源深度分布(每個地震只統(tǒng)計一次)； (b) 震源的深度分布(每個地震可多次統(tǒng)計)； (c) 各臺站橫波分裂結(jié)果數(shù)量統(tǒng)計.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.

這831條有效的橫波分裂結(jié)果分布在圖5所示的173個臺站上.圖5中，線段方向和長度分別代表該臺站所有橫波分裂結(jié)果的平均快波偏振方向和平均慢波時延.雖然單個臺站的快波偏振方向有所不同，但綜合所有臺站結(jié)果的快波偏振方向整體集中于NNW到近N-S向(圖6a)，平均快波偏振方向為N17.17°±4.64°W，平均慢波時延為0.087±0.002 s(表2).

圖5 各臺站的平均快波偏振方向和慢波延遲時間空間分布線段方向和長度分別表示該臺站的平均快波偏振方向和平均慢波時延大小.紫色線段代表該臺站只有1個橫波分裂結(jié)果.彩色的長方形是后續(xù)討論中用到的4個分區(qū)：A(綠色)、B(紅色)、C(藍色)和D區(qū)(黃色).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 stationThe 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).

表2 賓川臺陣及其子區(qū)的平均橫波分裂結(jié)果.“-”號表示自北逆時針旋轉(zhuǎn)Table 2 Average parameters of shear wave splitting in Binchuan Array and its subzones. The negative sign indicates the counter-clockwise rotation from north

4.2 分區(qū)結(jié)果

雖然整個臺陣的結(jié)果具有明顯的優(yōu)勢方向，但是也存在一些“異常”的偏振結(jié)果，比如圖6a中的NNE向和E-W向.通過觀察單個臺站的橫波分裂結(jié)果(圖5)，我們發(fā)現(xiàn)快波偏振方向和構(gòu)造單元之間存在一定的關(guān)聯(lián)性.因此，根據(jù)該地區(qū)的構(gòu)造單元特征(主要斷裂走向、盆地、山區(qū)等構(gòu)造單元)和快波偏振方向特征，我們將賓川地區(qū)分成四個子區(qū)(圖5中A，B，C，D)進行分析，并計算每個子區(qū)的平均快波偏振方向和慢波時延(表2).接下來，我們對各子區(qū)內(nèi)的橫波分裂結(jié)果進行更詳細的介紹.

4.2.1 A區(qū)

A區(qū)位于賓川臺陣東部，包括賓川盆地及其東側(cè)山區(qū)(圖5中綠色區(qū)域)，含有兩條近N-S向的斷裂(程?！e川斷裂帶(F1)和F2).A區(qū)內(nèi)包含34個臺站，大多數(shù)臺站的快波偏振方向比較一致(圖7，A區(qū))，平均快波偏振方向為-12.63°±8.44°(NNW)，慢波時延為0.082±0.005 s(表2).綜合A區(qū)內(nèi)所有臺站結(jié)果的玫瑰圖顯示快波偏振方向除NNW向主優(yōu)勢偏振方向，還有近N-S向次優(yōu)勢偏振方向(圖6b).進一步分析圖7(A區(qū))上各臺站的快波偏振樣式，我們可以將A區(qū)分為北、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)較為復雜，主要方向為NNE和E-W向.

圖6 快波偏振方向分布(a) 綜合賓川地區(qū)的所有臺站結(jié)果； (b) 綜合子區(qū)A、B、C和D內(nèi)的所有臺站結(jié)果.括號內(nèi)的數(shù)字是有效橫波分裂測量的數(shù)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.

4.2.2 B區(qū)

B區(qū)包括賓川盆地西部及其西側(cè)丘陵地區(qū)(圖5中紅色區(qū)域)，四周被F2，F(xiàn)5，F(xiàn)9，F(xiàn)4和F3斷裂圍繞(圖7，B區(qū)).B區(qū)內(nèi)共39個臺站，綜合所有臺站結(jié)果的玫瑰圖樣式顯示大多數(shù)臺站的快波偏振方向集中于近N-S向，是4個子區(qū)內(nèi)最簡單的區(qū)域(圖6b)，平均快波偏振方向為近N-S向(-2.58°±5.74°), 慢波時延為0.090±0.003 s(表2).具體到單個臺站，B區(qū)內(nèi)個別位于斷裂帶附近的臺站會呈現(xiàn)與斷裂帶走向相近的快波偏振方向，如F4與F9斷裂交匯處的部分臺站呈現(xiàn)NE向快波偏振方向，但F9西段附近的部分臺站呈現(xiàn)近E-W向(圖7， B區(qū)).

圖7 四個子區(qū)內(nèi)各臺站的快波偏振圖樣Fig.7 Patterns of polarization of the fast shear waves in four subzones

4.2.3 C區(qū)

C區(qū)位于賓川臺陣西北角的山區(qū)(圖5中藍色區(qū)域)，區(qū)域內(nèi)分布有NE向的F2，F(xiàn)5，F(xiàn)6斷裂和與之近垂直的NW向的F8和F9斷裂，其中F2和F8斷裂較為活躍(圖7，C區(qū)).C區(qū)內(nèi)共40個臺站，綜合所有臺站的快波偏振方向整體上較為離散，優(yōu)勢方向為NE和NNW兩個方向(圖6b)，平均快波偏振方向為-17.96°±10.61°，平均慢波時延為0.083±0.004 s(表2).在活動性較強的F2斷裂和F8斷裂附近的臺站，快波偏振方向具有一定隨機性.有些臺站與斷裂帶走向一致，有些與之垂直(圖7，C區(qū)).F2，F(xiàn)8， F6和 F5斷裂圍成的楔形區(qū)域內(nèi)臺站的快波偏振方向多為NE向.

4.2.4 D區(qū)

D區(qū)位于賓川臺陣西南側(cè)的山區(qū)(圖5中黃色區(qū)域)，近N-W向的F8(賓居斷裂)穿梭其中 (圖7，D區(qū)).D區(qū)內(nèi)共包含60個臺站，綜合所有臺站的快波偏振方向整體集中于NW向(圖6b)，平均快波偏振方向為-40.00°±9.12°，平均慢波時延為0.090±0.004 s(表2).具體到單個臺站，D區(qū)內(nèi)大部分臺站呈現(xiàn)出與F8斷裂走向較一致的快波偏振方向，而在F4斷裂帶南支附近的若干臺站的快波偏振方向與F4斷裂的走向(NE向)一致(圖7，D區(qū)).

4.3 慢波時延的空間分布特征

整個賓川臺陣的慢波時延主要集中在0.1 s左右(圖8b)，平均值是0.087 s(表2).具體到各個臺站的慢波時延分布，整體上呈現(xiàn)較強的空間變化，并且這種變化具有一定的隨機性，并沒有系統(tǒng)性變化(圖5).四個分區(qū)的平均慢波時延大致相同，其中最大的平均慢波時延為D區(qū)(0.090±0.004 s)，最小的平均慢波時延為A區(qū)(0.082±0.005 s)(表2).

對比慢波時延與震源深度的關(guān)系可以檢驗地震對橫波分裂結(jié)果的影響.如圖8a所示，基于震源深度小于4 km的淺層地震事件計算得到的慢波時延主要位于0～0.2 s之間，而震源深度較深的地震(>8 km)提供了少量更大的慢波時延(0.3 s)結(jié)果(圖8a).

圖8 慢波時延的統(tǒng)計直方圖及其與震源深度、射線路徑長度的關(guān)系(a) 慢波時延和震源深度的關(guān)系； (b) 慢波時延統(tǒng)計直方圖； (c) 慢波時延和射線路徑的關(guān)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.

在均勻各向異性介質(zhì)中，慢波時延大小會和波傳播射線路徑長度呈正相關(guān)關(guān)系.對比橫波分裂結(jié)果中所有的慢波時延和對應(yīng)的射線路徑長度的關(guān)系圖發(fā)現(xiàn)，二者之間無明顯的線性關(guān)系(圖8c)(二者之間的相關(guān)系數(shù)為0.16).這說明賓川地區(qū)整體的慢波時延和波傳播路徑之間相關(guān)性較弱.

5 討論

5.1 地震數(shù)量和定位準確性對橫波分裂結(jié)果的影響

賓川密集臺陣觀測時間較短(兩個月)，獲得的測量結(jié)果數(shù)量有限.雖然篩選出了質(zhì)量較高的橫波分裂結(jié)果，但最終結(jié)果的穩(wěn)定性可能仍會受影響.此外，地震定位的準確性也可能會對橫波分裂結(jié)果有影響.為了驗證分裂結(jié)果的可靠性，我們進行了兩個對比實驗.

在第一個對比實驗中，使用位于同區(qū)域的另一個短周期(0.5～50 Hz)流動臺陣的五個月(2017年1月1日到5月31日)數(shù)據(jù)記錄(Wang et al., 2020)，進行橫波分裂的計算，以評估地震數(shù)量對橫波分裂結(jié)果的影響.過程簡介如下：首先手動拾取該流動臺陣記錄的227個地震的S 波初至，然后采用與賓川臺陣同樣的處理流程和篩選條件，最終獲得181個橫波分裂結(jié)果分布在18個地震臺站上.這意味著平均每個臺站有10個橫波分裂結(jié)果，是密集臺陣(平均4.8個結(jié)果)的兩倍.在圖9中將之(紅色線段)和密集臺陣的結(jié)果(藍色線段)進行比較，發(fā)現(xiàn)二者的平均快波偏振方向吻合較好，慢波時延大小也較一致.

圖9 兩個月的密集臺陣和五個月的流動臺陣的橫波分裂結(jié)果對比藍色線段表示密集臺陣的結(jié)果，紅色線段表示流動臺陣的結(jié)果.Fig.9 Comparison of the shear wave splitting results between the two-months dense array and the five-months mobile stationsBlue lines denote the results from the dense array，and red lines indicate the results from the mobile stations.

第二個實驗采用另一個獨立定位的賓川地區(qū)的地震目錄(張云鵬等，2020)重新進行橫波分裂的測量，以衡量地震定位對橫波分裂結(jié)果的影響.相較于文中采用的地震目錄，新目錄中包含更多位于臺陣南側(cè)的地震.同時，對同一地震的定位二者之間可能也存在一些誤差.

圖10 展示的是使用這兩個地震目錄在賓川臺陣上得到的橫波分裂結(jié)果對比.可以看到，(1)由于新目錄中新增了位于臺陣南部的地震事件，該區(qū)域內(nèi)更多的臺站有有效的橫波分裂結(jié)果；(2)雖然地震目錄不同，部分臺站的橫波分裂結(jié)果仍重合在一起，說明兩組橫波分裂結(jié)果具有較好的一致性；(3)有部分臺站處的兩種橫波分裂結(jié)果并不一致，甚至有的快波偏振方向近乎相互垂直.這些不同可能是由于同一地震重定位后位置不同或新增測量結(jié)果導致的.并且快波偏振方向出現(xiàn)較大變化的臺站大部分呈現(xiàn)有效測量數(shù)量較低的現(xiàn)象.

圖10 使用不同地震目錄獲得的橫波分裂結(jié)果的對比藍色實線是基于本研究采用的地震目錄獲得的結(jié)果，紅色實線是使用張云鵬等(2020)的地震目錄獲得的橫波分裂結(jié)果.Fig.10 Comparison of the results of shear wave splitting using different catalogue of earthquakesBlue 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).

兩組對比實驗表明，我們使用兩個月的密集臺陣數(shù)據(jù)獲得的橫波分裂結(jié)果是可靠的，不會因為地震數(shù)量的增加或定位的誤差而產(chǎn)生較大的改變.

5.2 賓川地區(qū)各向異性機制

上地殼的地震各向異性通常由兩個機制解釋：區(qū)域應(yīng)力或斷裂帶導致的裂隙定向排列/發(fā)育有關(guān)(孫長青等，2011；高原等，2020).圖5中各臺站的橫波分裂結(jié)果顯示，賓川地區(qū)的上地殼各向異性既受NNW向的區(qū)域主壓應(yīng)力作用，也和區(qū)域內(nèi)的斷裂帶走向有一定關(guān)系，應(yīng)是兩種機制共存的情況.接下來討論這兩種機制在賓川地區(qū)上地殼各向異性上的貢獻問題.

首先，綜合整個臺陣結(jié)果的平均快波偏振方向(表2)和所有快波偏振方向的主優(yōu)勢方向(圖6a)均為NNW 向.這與區(qū)域主壓應(yīng)力方向(NNW)吻合，因此，我們認為賓川地區(qū)的各向異性主要由區(qū)域應(yīng)力控制.

其次，斷裂帶對其附近的各向異性有局部的控制作用.在整個臺陣的快波偏振方向統(tǒng)計圖中(圖6a)，除了NNW向主優(yōu)勢偏振方向，還有多個與研究區(qū)域內(nèi)主要斷裂走向有較好的一致性的次優(yōu)勢偏振方向.比如，近N-S向的次優(yōu)勢偏振方向與F1和F3斷裂的走向較一致；NNE向的次優(yōu)勢方向與F2、F5、F6和F4南支(F8與F9之間)斷裂走向一致；近E-W向的次優(yōu)勢方向與F8和F9斷裂的走向一致.

基于分區(qū)結(jié)果的統(tǒng)計表(表2)和玫瑰圖(圖6b)，可以更清晰地看到斷裂帶對各向異性的影響.各子區(qū)內(nèi)綜合所有臺站結(jié)果的平均快波偏振方向(表2)和主優(yōu)勢偏振方向(圖6b)表明，A子區(qū)和B 子區(qū)內(nèi)略偏向N-S向，這與該區(qū)域內(nèi)N-S向的F1和F3斷裂有很好的一致性；C區(qū)內(nèi)平均快波偏振方向為NNW向，但玫瑰圖樣式中顯示的主優(yōu)勢偏振方向為NNW和NE向，與區(qū)域內(nèi)F2斷裂的NE走向一致；D區(qū)偏向E-W向，與該區(qū)域內(nèi)E-W走向的F8和F9斷裂具有一致性.

具體到單個臺站的快波偏振方向，可以發(fā)現(xiàn)斷裂帶一般只對其附近臺站的快波偏振方向有影響.比如F4斷裂附近臺站的快波偏振方向會沿著F4走向而改變，從北到南依次呈現(xiàn)NS-NNE向(圖7，B區(qū)).在F2和F8斷裂附近的臺站多與斷裂走向一致，但也存在與斷裂走向垂直的情況(如F2南端的兩個臺站和F8中段的若干臺站).F8斷裂南、北側(cè)臺站的快波偏振方向(圖5)有所不同，其中南側(cè)臺站的快波偏振方向多為E-W向和F8斷裂走向較一致.這可能由于地震事件多分布在F8斷裂的北側(cè)，只有南側(cè)臺站接收的地震記錄穿過了F8斷裂帶.即波傳播路徑是否經(jīng)過斷裂帶也可能對相應(yīng)臺站的橫波分裂結(jié)果產(chǎn)生影響.此外，可能還有很多因素影響斷裂帶對各向異性的影響，比如斷裂產(chǎn)生的各向異性強度也許會受到斷層活動性的影響.如在F1斷裂南段，雖然斷裂走向偏向NNE，但大部分臺站的偏振方向為NNW，與區(qū)域主壓應(yīng)力方向一致.這一偏差或許與南段斷層活動性弱有關(guān)(羅睿潔等，2015).

5.3 波傳播路徑長度和慢波時延的相關(guān)性分析

在均勻各向異性介質(zhì)中，慢波時延會隨著傳播距離的增加而增加.在圖8c中，我們看到賓川地區(qū)整體的慢波時延和波傳播路徑相關(guān)性較弱.為進一步定量檢驗分析慢波時延和射線路徑的相關(guān)性，我們選取單個地震計算的慢波時延和射線路徑長度進行互相關(guān)計算.同時為避免單個地震結(jié)果可能產(chǎn)生的隨機誤差，最終選擇位置相近的兩個地震事件，如圖11所示.這兩個地震分別為事件4840和事件5456，均位于臺陣西側(cè)，對應(yīng)的震級和震源深度分別為(1.1級，9.63 km)和(0.6級, 11.25 km).在圖11(a,b)中，兩個地震事件對應(yīng)的橫波分裂結(jié)果具有很高的一致性，說明測量結(jié)果可靠有效.

圖11 地震事件4840和事件5456對應(yīng)的各臺站平均橫波分裂結(jié)果，及慢波延遲時間和射線路徑長度的關(guān)系M表示對應(yīng)事件的震級，圓點表示震源位置.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, respectivelyM represents the magnitude of related event, and circle represents the event′s location.

慢波時延的空間分布沒有發(fā)現(xiàn)明顯隨震中距增加而增加的趨勢(圖11a，b).慢波時延和射線路徑長度的散點圖呈現(xiàn)有微弱的線性趨勢(圖11c，d)，互相關(guān)系數(shù)較低(分別為0.159和0.133).此外，斷裂帶附近臺站一般具有較大的時延，如地震南側(cè)的臺站.地震北側(cè)沒有斷裂帶區(qū)域內(nèi)的慢波時延普遍較小.這意味著斷裂帶附近的上地殼各向異性存在較強的非均勻性.

5.4 歸一化慢波時延和賓川地區(qū)上地殼各向異性強度

慢波時延可用來衡量原場地各向異性強弱.考慮到計算得到的慢波時延是整個射線路徑上各向異性的累積效果，需要剔除射線路徑長度的影響(Hudson, 1981)再分析原場地的各向異性強弱.

利用射線路徑長度對每個慢波時延進行歸一化處理可以得到賓川地區(qū)單個臺站的歸一化慢波時延(圖12).綜合所有臺站的平均歸一化慢波時延為8.40±0.26 ms·km-1.空間分布上，F(xiàn)1斷裂附近的臺站，尤其是向東微凸的淺震區(qū)域，歸一化慢波時延明顯大于其他臺站的(圖12)，說明該區(qū)域淺層介質(zhì)的各向異性很強，而該地區(qū)又恰好是地震學家認為的“大震潛震區(qū)”(周慶等，2004)，可能是存在局部的應(yīng)力集中導致各向異性較強.位于其他主要斷裂帶周圍的臺站，以及盆山接壤處的臺站，歸一化前、后的慢波延時都比較大(圖5和圖12)，揭示其淺層介質(zhì)的各向異性較強.在B區(qū)的盆地丘陵地區(qū)，歸一化前、后的慢波時延都較小，說明該地區(qū)的各向異性較弱.

圖12 歸一化后的平均慢波時延分布.相比于圖5，這里的慢波時延被相應(yīng)的射線路徑長度歸一化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

考慮最終的橫波分裂結(jié)果主要來自10 km左右深度的震源信號(圖4B)，而賓川地區(qū)上地殼厚度約為25 km(張中杰等，2005)，本文的結(jié)果主要揭示的是賓川地區(qū)淺層地殼介質(zhì)的各向異性特征.假設(shè)整個地殼的各向異性至少與上地殼處于相同強度，那么根據(jù)賓川地區(qū)的地殼厚度(40 km；張中杰等，2005)，可以得到整個地殼的慢波延時為0.336 s.這一數(shù)值比由Pms波分裂得到的云南地區(qū)整個地殼的平均慢波延遲時間(0.25 s；孫長青等，2013)大了三分之一.對于該結(jié)果可能的解釋有，(1)上地殼的各向異性強于中下地殼；(2)賓川地區(qū)的各向異性比云南其他地區(qū)更強(可能和云南地區(qū)不同區(qū)域構(gòu)造環(huán)境不同，各向異性變化較大有關(guān)).

賓川地區(qū)的各向異性強度ε可通過平均慢波時延和平均走時的比值來估計(ε=δt/(L/v)).其中，v,δt,L分別為裂隙介質(zhì)中平均的橫波速度、慢波時延和射線路徑長度(Hudson, 1981).賓川地區(qū)上地殼的平均橫波速度約為3.27 km·s-1(陳思文等，2016)，平均波傳播路徑長度約為12.3 km，平均慢波時延為0.087 s，計算得到的各向異性強度為2.4%.這一結(jié)果比利用P 波得到的云南地區(qū)上中地殼的各向異性(1.6%)略高(Zhang and Wang, 2009)，但與位于賓川地區(qū)南側(cè)的紅河斷裂附近的上地殼各向異性強度(2%～3%)相當(王瓊等，2015).這說明賓川及其周邊地區(qū)(如紅河斷裂)的上地殼的各向異性很可能比整個云南地區(qū)的平均值高.

6 結(jié)論

利用賓川密集臺陣兩個月的地震記錄，我們獲得了賓川地區(qū)的橫波分裂結(jié)果.該結(jié)果體現(xiàn)了上地殼各向異性空間分布特征和局部構(gòu)造之間的關(guān)系，也可用來估計賓川地區(qū)的淺層介質(zhì)各向異性強度.

(1)整體而言，賓川地區(qū)的平均快波偏振方向為NNW向(-17.17°±4.64°)，與前人結(jié)果獲得的該區(qū)域的最大水平主壓應(yīng)力方向一致，說明賓川地區(qū)的上地殼各向異性主要受區(qū)域應(yīng)力的控制.

(2)斷裂帶對其附近臺站的各向異性有影響，體現(xiàn)在其附近臺站的快波偏振方向或平行于斷裂走向，或由最大水平主壓應(yīng)力方向朝斷裂走向偏轉(zhuǎn).

(3)斷裂帶對各向異性的影響比較復雜，可能受斷裂與臺站之間的距離、射線路徑、多個斷裂共同作用以及斷裂帶活動性等影響.

(4)賓川地區(qū)的上地殼各向異性強度(2.4%)高于云南地區(qū)上、中地殼的平均值(1.6%).

研究表明，短周期密集臺陣可用于淺部介質(zhì)各向異性的研究，其高空間分辨率在分析斷層對各向異性的作用方面具有優(yōu)勢.但是淺層介質(zhì)的各向異性特征比較復雜，受多種因素的控制影響，可能存在較大的空間變化.特別是斷裂帶對各向異性的局部作用使得對淺層介質(zhì)的各向異性結(jié)果分析更為復雜.在未來使用更密集的臺陣有望更好地解決這些問題.

致謝謹此祝賀陳颙先生從事地球物理教學科研工作60周年.感謝中國地震局地球物理勘探中心在數(shù)據(jù)觀測采集上的支持.感謝中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所武澄瀧博士和香港中文大學楊宏峰副教授在數(shù)據(jù)處理和結(jié)果分析上的建議.本文圖件使用GMT(Wessel et al., 2013)制作.感謝三位審稿人的建設(shè)性意見.