四川宜賓地區S波分裂特征

吳朋 蘇金蓉 黃春梅 黃東劍 段云歌

1）四川省地震局，成都市人民南路三段29號 610041

2）四川省宜賓市防震減災局，四川宜賓 644000

0 引言

地殼介質中存在的大量充滿液體的微裂隙會在應力作用下呈定向排列，這是地殼介質呈各向異性的主要原因。當S波穿過各向異性介質時，會分裂為速度不同、質點振動方向相互垂直的快、慢S波（Crampin，1978；Crampin et al，1985；高原等，1996；吳晶等，2007；太齡雪等，2009；劉莎等，2014）。快波偏振優勢方向與微裂隙的排列方向一致，即與原地主壓應力方向一致；慢波到時受到介質中裂隙的物理特性和流體特性的變化影響，對地殼應力變化敏感（Crampin，1981；Booth et al，1990；劉莎等，2015）；因此利用S分裂方法可以直觀地監測地殼應力的變化。研究表明，位于活動斷裂帶上臺站快波偏振優勢方向在斷裂活動期間往往與該斷裂帶走向一致（Gao et al，2003；吳晶等，2007；石玉濤等，2013；常利軍等，2015），復雜的地質構造可能造成多個優勢快波偏振方向（吳晶等，2007；張永久等，2008；石玉濤等，2013）。

研究表明，由于受鹽礦產區進行的注水-抽水影響，四川長寧地區自2006年以來地震活動突然大幅度增加（阮祥等，2008）。本文選出自2000年四川地震臺網有數字記錄以來至2015年12月31日的長寧地區ML≥3.0的地震，其地震活動分析如圖1所示。從圖1可以看出，2006年起長寧地區3級以上地震頻次開始明顯增加，其中ML4.0～4.9有27次，ML5.0～5.9有1次，2013年4月25日ML5.2地震是該區域有記錄以來最大地震。對該區地殼應力場的研究是了解其地震活動增強的重要方面，基于剪切波分裂獲取研究區域中上地殼各向異性是直觀方法之一（Crampin，1985；吳晶等，2010）。

圖1 2000～2015年長寧地區3級以上地震M-t圖

本文利用宜賓地區數字地震臺站以及周邊區域臺站在2013年4月25日～2015年12月31日記錄到的地震波形資料，測定S波分裂參數，并分析隨時間和空間的變化特征，尤其是在2次MS≥4.0地震前后的變化，從而對震源區地殼應力在地震前后的變化特征進行討論。

2013年4月25日ML5.2地震位于四川盆地東南緣的長寧縣雙河鎮，鄰近華鎣山斷裂帶東側，構造上為長寧背斜西段的核部附近。長寧北背斜為復式背斜，主軸總體走向NW-SE，西段轉為近EW，北西翼陡，傾角約40°～60°，南東翼緩，傾角約17°～32°。該背斜構造發育有諸多規模不大的斷層，主要斷裂往往與褶皺伴生，多呈高角度逆斷性質。地震密集分區處的地表斷裂比較集中，主要有大地灣斷層、瓦房頭斷層和大佛崖斷層等，均呈逆斷性質（圖2）。大地灣斷層總體呈NEE走向，地表見其發育于古生界之中，傾向NW，傾角79°，被NW向大佛崖斷層橫切；瓦房頭斷層走向為NEE向，傾向SE，傾角近于直立；大佛崖斷層則為NW走向，傾向NE，傾角約60°。

1 資料及分析方法

本文采用了研究區11個數字臺站（（CNI、GXA、XWE、PSA、GYN、JAN、ZDU、NXI、JLI、HWS、YAJ）在2013年4月25日～2015年12月31日記錄到的地震數據。這些臺站均采用3分量地震計，采樣率為100采樣點／秒。

S波入射到地表時，如果入射角大于臨界角就會發生全反射現象。用在S波分裂分析的地震波形記錄要求在S波窗內。理論上，對于泊松介質（泊松比為0.25），S波的入射窗口約為35°（Booth et al，1985）。由于低速沉積盆地的存在以及入射到地表時波前是曲面，這樣使得“S波窗”可能擴大。根據四川盆地速度結構特征（趙珠等，1987），四川盆地地殼分層厚度依次為1.48、16.28、22.33、12.71、1.95km，對應P波速度分別為5.81、5.82、6.47、8.21、8.62 km／s。假設一個地震的震源深度為5km，震中距為5km，按照單層均勻模型簡單計算得出S波入射角為37.8°，但是按照分層模型計算地表入射角為45.0°，實際工作中選用S波入射角≤45°的波形資料進行分析。

圖2 研究區主要斷裂、地震及地震臺站分布圖

本文采用縱橫比法測定快波偏振方向，再用偏振法測定慢波到時。具體步驟為：

（1）挑選S波到時清晰可靠的地震波形事件數據，重新拾取S波到時。

（2）選取S波到時前20個采樣點和到時后15個采樣點的波形數據，給出這段波形的質點運動軌跡（一般取S波到時后15個采樣點，根據實際需要增減采樣點個數），從軌跡圖中挑選出快S波質點振動為線性或近于線性（圖3）的數據；根據縱橫比法計算出快波偏振方向，利用偏振圖法來檢驗利用縱橫比法計算出的快波偏振方向。

（3）將2個水平分量的地震圖旋轉到快波偏振方向和慢波方向，可看到2個不同到時的S波震相，便可以從地震圖上測定慢波延遲時間（圖3）。

圖3 S波分裂分析示例

2 結果及討論

本文采用縱橫比與偏振分析法相結合測定了研究區域內11個臺站S波分裂參數，其中有10個臺站得到結果。表1給出了這10個臺站的S波分裂參數，測定結果中有效記錄5條的以上共計8個臺站，其中CNI、GXA這2個臺站S波分裂結果在150條以上，CNI臺得到S波分裂結果最多達188條。

表1 10個臺站S波分裂結果

10個臺站快波偏振方向及位于臺站“S波窗口”內地震方位分布見圖4。其中有9個臺站呈現出了明顯優勢方向，僅GXA臺沒有表現出明顯的優勢方向。結果表明，該區域臺站快波優勢偏振主要呈3個方向：NE、NW以及NS。位于研究區南端的JLI、YAJ、XWE等3個臺站的優勢偏振方向主要為NS；ZDU臺的優勢偏振方向為NW；HWS、JAN、CNI等3個臺站的優勢偏振方向表現為NE向；PSA臺有2個突出的快波偏振方向分別為NW、NE。

慢波延遲時間不僅與介質各向異性程度有關，還與在各向異性介質中傳播路徑長度有關。為了消除傳播路徑對慢波延遲時間的影響，將慢波延遲時間除以震源距進行歸一化處理，即將每千米的時間延遲大小表示為ms／km。歸一化延遲時間的結果顯示，這10個臺站的慢波延遲時間均大于3.0ms／km；慢波延遲時間最大者為距ML5.2地震最近的CNI臺，為11.95ms／km。

2.1 快波偏振方向空間分布

快波偏振優勢方向與地殼中定向排列的裂隙走向一致，通常能反映當地主壓應力的方向（高原，1999）。本文將前文得出的結果結合宜賓地區的應力場特征和斷裂分布情況，進一步分析宜賓地區的各向異性空間分布特征。宜賓地區是華鎣山斷裂的起始端（秦萬成，1980；徐世榮，1986），由GPS測量得到的主壓應變方向為NW向（Gan et al，2007；Wang et al，2001）。地震密集分布區域主要構造為長寧背斜，總體走向為NW向，西段轉為近EW向；主要斷層有大地灣斷層、瓦房頭斷層和大佛崖斷層，均呈逆斷層性質。大地灣斷層總體呈NEE走向，被NW向大佛崖斷層橫切；瓦房頭斷層走向為NEE向；大佛崖斷層則為NW走向。我們將這10臺站的快波偏振方向置于構造背景中，便可呈現出空間分布特征（圖5）。

CNI臺站位于地震密集區域內，處于大地灣斷層附近，該臺站有2個突出的快波偏振方向：NEE向和NW向，優勢方向為NEE向且與大地灣斷裂走向一致。研究結果表明，位于活動斷裂附近臺站的快波優勢方向與活動斷裂的走向有關（Crampinet al，1999；常利軍，2015）。四川地震臺網編目結果顯示，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灣斷層附近，表明采鹽注水使得大地灣斷裂趨于活躍。JAN和HWS這兩個臺站的優勢偏振方向為NE向，與臺站附近的華鎣山斷裂走向基本一致。GXA臺位于地震密集分布區的邊緣，快波偏振方向較為離散，沒有明顯的優勢取向。YAJ、JLI、XWE等3個臺站的優勢偏振方向為近NS向。

圖4 10個臺站S波偏振方向等面積極射投影與等面積投影玫瑰圖

華鎣山斷裂西側的ZDU臺的優勢偏振方向為NW向，與GPS測量區域主壓應力方向一致（Wang et al，2001；Gan et al，2007）。PSA臺有2個彼此近似垂直的優勢偏振方向，一個為NE向，與華鎣山斷裂走向一致，另一個為NW向，與區域主壓應力方向相同。GYN臺因只有1條記錄，數據被舍棄。

圖5 研究區域內各觀測臺站快波偏振方向等面積投影玫瑰圖分布以及地震分布

2.2 慢波延遲時間的變化

慢波延遲時間對地殼中微裂隙的幾何形態以及密度較為敏感，因此它在一定程度上反映了地殼中應力的分布特征（Crampin，1981；Booth et al，1990）。根據地殼中微裂隙不同參數對慢波延遲時間的影響，將地震射線與裂隙面夾角范圍在15°～45°之間的地震定義為區域1（band-1），地震射線與裂隙面夾角＜15°的地震定義為區域2（band-2）。區域1的慢波延遲時間對地殼應力作用下的微裂隙幾何形態較為敏感；而區域2的慢波延遲時間對地殼中裂隙的密度較為敏感，但裂紋密度在低于破裂臨界狀態和破裂水平之下時，不受應力微小變化的影響（Crampin，1999；Gao et al，2008；李金等，2014）。

考慮慢波延遲時間的離散性，本文采用9點滑動平均來表示慢波延遲時間在時間域上的變化。本文重點選取了地震分布密集區域內的CNI臺進行分析，由該臺得到的188條剪切波分裂結果見圖6。從圖6可看出，CNI臺的慢波延遲時間分布在2.29～32.05ms／km范圍，均值為11.95ms／km，2013年4月25日發生ML5.2地震到2013年8月期間，滑動平均值紊亂。2015年2月7日ML4.8地震前3個月（2014年10月～2015年1月6日）的延遲時間范圍為在4.1～6.3ms／km，直到2015年1月13日觀測到慢波延遲時間突然增加到24.1ms／km。Gao等（2008）對15個震例中的S波分裂參數延遲時間變化進行了研究，結果表明，大地震發生前觀測到的S波分裂延遲時間會明顯增加，而臨震前的短時間內時間延遲時間會突然下降。2015年2月7日ML4.8地震前，由于得到的S波分裂參數太少，故未發現觀測延遲時間的下降過程。

圖6 CNI臺站慢波時間隨時間變化

3 結論

本文測定了2013年4月25日～2015年12月31日期間宜賓地區地震波觀測臺站的S波分裂參數，總結分析出這10個臺站的S波分裂參數的特征為：

（1）華鎣山斷裂兩側臺站快波優勢方向有所不同，位于華鎣山斷裂以西臺站（ZDU、PSA臺）優勢偏振方向為NW向，與區域應力場方向一致；位于華鎣山斷裂以東臺站（HWS、JAN臺）優勢偏振方向為NE向，與華鎣山斷裂走向方向一致；位于地震密集分布區域內的CNI臺優勢偏振方向為NE向，與臺站附近的斷裂帶走向基本一致；研究區域南段的3個臺站（JLI、YAJ、XWE）優勢偏振方向近NS向。

（2）CNI臺站的慢波延遲時間顯示：2次MS4.0地震后的時間段內慢波延遲時間較為紊亂；在2015年2月7日ML4.8地震前觀測到慢波延遲時間有明顯的上升趨勢。

致謝：宜賓市防震減災局為本文提供了寶貴的波形資料；四川省地震監測中心編目全體人員提供了觀測報告和地震目錄；中國地震地球物理研究所劉莎博士、中國科學院地質與地球物理研究所吳晶副研究員以及審稿專家為本文提出了寶貴的意見和建議，作者在此一并表示感謝。