2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震的剪切波分裂探討

劉 莎 吳 朋 楊建思 蘇金蓉

1） 中國北京100081中國地震局地球物理研究所2） 中國成都610041四川省地震局

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2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震的剪切波分裂探討

1） 中國北京100081中國地震局地球物理研究所2） 中國成都610041四川省地震局

選用2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震震源區(qū)的瀘沽湖臺站2008年9月—2013年9月連續(xù)5年的地震數(shù)據(jù)進行剪切波分裂計算， 從剪切波分裂參數(shù)隨時間的變化初步獲得了寧蒗-鹽源地區(qū)的區(qū)域應(yīng)力特征， 以及該地震發(fā)生前后地殼應(yīng)力的特征性變化． 瀘沽湖臺站快波偏振方向結(jié)果顯示， 該臺站具有NE向和SE向兩個優(yōu)勢取向， 與研究區(qū)域內(nèi)斷裂的走向相同． 該臺站的慢波延遲時間表現(xiàn)出明顯的變化， 特別是在寧蒗-鹽源MS5.7地震發(fā)生前后． 在寧蒗-鹽源地震發(fā)生前一年， 瀘沽湖臺站的慢波延遲時間緩慢地增加， 表明該地區(qū)地殼應(yīng)力逐漸積累； 直到該地震發(fā)生前一個月， 瀘沽湖臺站的慢波延遲時間才開始急劇下降， 表明地殼應(yīng)力隨著地震的發(fā)生而迅速釋放．

剪切波分裂 快剪切波偏振方向 慢波延遲時間 地殼應(yīng)力

引言

2012年6月24日15時59分， 云南省麗江市寧蒗彝族自治縣與四川省涼山彝族自治州鹽源縣交界處（27.7°N、 100.7°E）發(fā)生MS5.7地震， 震源深度為11 km， 震中烈度達Ⅶ度（胡朝忠等， 2012）． 寧蒗-鹽源地區(qū)歷史上地震頻發(fā)， 為滇西北地震多發(fā)區(qū)， 歷史上曾發(fā)生過多次M6.0左右地震（常祖峰等， 2013）． 中國地震局地球物理研究所（2012）的矩張量反演結(jié)果表明， 寧蒗-鹽源地震的發(fā)震斷裂為正斷層型， 震源機制解的結(jié)果也證實此次MS5.7地震是以NW走向的永寧斷裂正斷為主活動的結(jié)果． 川西北次級地塊在向SE方向運動并順時針旋轉(zhuǎn)的過程中， 在滇中次級地塊分界帶內(nèi)產(chǎn)生了不均勻的擠壓作用， 進而在永寧斷裂引起正斷活動并最終導致了該地震的發(fā)生（胡朝忠等， 2012）．

觀測結(jié)果表明， 地殼中普遍存在各向異性現(xiàn)象， 其原因主要是地殼中存在著充滿流體的定向排列的大范圍擴容各向異性的微裂隙（Crampin， Booth， 1985; Crampinetal， 2002）． 穿過地殼中定向排列的微裂隙的剪切波會分裂成兩個速度不同的快剪切波和慢剪切波． 快剪切波的優(yōu)勢偏振方向與微裂隙面平行， 且與原地最大水平主壓應(yīng)力方向相同（Crampin， 1981; Zatsepin， Crampin， 1997; Crampinetal， 2002; Gao， Crampin， 2004）； 慢剪切波的延遲時間對介質(zhì)中裂隙的物理特性和流體特性的變化非常敏感（張永久等， 2010）. 由于地殼中微裂隙的變化依賴于地殼應(yīng)力的變化， 因此采用剪切波分裂方法可以直觀地監(jiān)測地殼應(yīng)力的變化．

本文采用剪切波分裂方法分析寧蒗-鹽源MS5.7地震發(fā)生前后震源區(qū)內(nèi)地殼應(yīng)力變化， 需要監(jiān)測相當長時段內(nèi)的剪切波分裂參數(shù)的變化． 該方法雖然在整個震源區(qū)只有瀘沽湖一個臺站， 但是本文選擇的觀測時段為2008年9月—2013年9月， 長達5年的地震觀測足以體現(xiàn)出該地震發(fā)生前后地殼應(yīng)力的特征性變化．

1 瀘沽湖臺站構(gòu)造背景與觀測數(shù)據(jù)

1.1 構(gòu)造背景

寧蒗-鹽源MS5.7地震震源區(qū)位于川滇菱形地塊內(nèi)部次級地塊邊界帶（圖1）． 川滇菱形地塊是由甘孜—玉樹斷裂、 鮮水河斷裂、 小江斷裂、 金沙江斷裂等包圍的活動地塊， 分為北部的川西北次級地塊和南部的滇中次級地塊（胡朝忠等， 2012）． 由于青藏高原物質(zhì)的東移使得羌塘地塊向東運動， 從而使川西北地塊受到擠壓， 但由于東部華南地塊的強烈阻擋， 使得川西北地塊以鮮水河斷裂為界向南偏轉(zhuǎn)運動， 進而導致此次地震所在的次級地塊邊界帶發(fā)生左旋運動兼北西向擠壓（徐錫偉等， 2003）．

圖1 研究區(qū)域內(nèi)構(gòu)造背景（a）與地震分布（b）

研究區(qū)域內(nèi)地質(zhì)構(gòu)造復雜， 麗江—小金河斷裂、 寧蒗斷裂、 鹽源斷裂等多條活動斷裂縱橫交錯． 斷裂走向主要為NE向和NW向（圖1）， 而寧蒗-鹽源地震正好發(fā)生在NE向日古魯—巖瓦斷裂與SE向永寧斷裂交匯之處（胡朝忠等， 2012）．

中國地震局地球物理研究所（2012）的震源機制解結(jié)果表明， 寧蒗-鹽源MS5.7地震是正斷兼右旋走滑型地震． 該地震產(chǎn)生的地裂縫均為NW走向． 常祖峰等（2013）的研究結(jié)果表明， 該地震等震線長軸方向也呈NW向展布， 與永寧斷裂的走向基本一致． 永寧斷裂是由溫泉斷層、 永寧斷層和阿拉凹斷層等3組斷層組成. 其中： 溫泉斷層走向為335°， 傾向為NE或SW， 傾角為70°左右； 永寧斷層走向為NW向， 傾角為NE向， 全長約30 km， 是一條以右旋走滑兼正斷為主的晚更新世活動斷層； 阿拉凹斷層走向為NW向， 傾向為NE向或SW向， 傾角為70°左右． 這3條分支斷層， 其活動時代和運動性質(zhì)相似， 均以右旋走滑兼正斷活動為主（常祖峰等， 2013）．

1.2 地震觀測數(shù)據(jù)

寧蒗-鹽源MS5.7地震的余震數(shù)據(jù)分布較為集中， 其主要分布在永寧斷裂與日古魯—巖瓦斷裂之間． 如圖1所示， 該地區(qū)的地震分布在2008—2013年并沒有太明顯的區(qū)域性變化， 一直集中在永寧斷裂與日古魯—巖瓦斷裂的東部． 研究區(qū)域內(nèi)僅在瀘沽湖設(shè)置一個地震臺站， 該臺站是四川省地震局西昌地震中心站的一個無人值守地震臺站， 距離西昌地震中心站280 km， 地震數(shù)據(jù)采用遠程CDMA傳輸方式． 瀘沽湖地震臺站采用CMG-3ESP-60地震計， 采樣率為100 sps．

本文選取瀘沽湖地區(qū)2008年9月—2013年9月的地震數(shù)據(jù)進行剪切波分裂計算， 該時段跨越了2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震， 如圖2所示. 可以看出， 在整個時段內(nèi)， 2012年6月之前地震發(fā)生的頻次并不高， 寧蒗-鹽源MS5.7地震后， 該地區(qū)的地震頻次大大增加， 并且持續(xù)至2013年7月． 瀘沽湖臺站共記錄了300條以上的地震事件， 為剪切波分裂研究提供了充足的數(shù)據(jù)資料．

圖2 瀘沽湖地區(qū)M-t分布圖

圖3 瀘沽湖地震臺站（三角形）周圍地形

用于剪切波分裂計算的地震事件必須位于剪切波窗口內(nèi)， 而剪切波窗口的大小通常受到很多因素的影響， 例如不規(guī)則的地形或表面低速層等因素， 其中受地形的影響較大． 在傾斜界面下， 剪切波窗口會發(fā)生一些變化， 但是如果不考慮地形因素， 依然按照水平地形去選取剪切波窗口， 則那些處于剪切波窗口邊緣的地震事件就有可能處于窗口之外， 進而影響剪切波分裂結(jié)果． 圖3中瀘沽湖臺站周圍地形顯示， 在該臺站十幾千米范圍內(nèi)， 地形起伏在500 m以內(nèi)， 而且EW向和NS向的剖面地形起伏不大．

2 剪切波分裂方法與計算結(jié)果

2.1 剪切波分裂方法

本文采用偏振分析法獲得剪切波分裂參數(shù)： 快波偏振方向和慢波延遲時間． 該方法能夠直觀地展示剪切波分裂現(xiàn)象， 且計算結(jié)果較為可靠（Crampin， Gao， 2006）．

利用剪切波分裂方法研究地殼各向異性要求選取位于剪切波窗口內(nèi)的地震事件， 并且要求地震數(shù)據(jù)有較高的信噪比． 本文首先利用P波初動信號挑選出位于剪切波窗口內(nèi)的地震事件， 再從中選取P波初動的垂直分量大于兩個水平分量的地震數(shù)據(jù)（常利軍等， 2010）； 然后對其進行再次篩選， 選取剪切波波形信噪比均為7.0以上的數(shù)據(jù)． 由于剪切波分裂分析對截取的剪切波段依賴性很大（劉莎等， 2014）， 為了分析P波對S波偏振方向的影響， 確定慢剪切波的到時， 本文選取剪切波到時前后各20個采樣點的一段波形數(shù)據(jù)（時長0.4 s）， 對這40個采樣點數(shù)據(jù)的質(zhì)點偏振圖進行分析（圖4）， 從所有滿足數(shù)據(jù)要求的質(zhì)點偏振圖中挑選出快剪切波質(zhì)點振動為線性或近于線性的質(zhì)點偏振圖． 由于各向異性介質(zhì)的存在， 快、 慢剪切波的到達都伴隨著偏振方向的突然偏轉(zhuǎn)， 慢波延遲時間即為快、 慢剪切波的到時差．

圖4 瀘沽湖臺站記錄的20100414202138地震數(shù)據(jù)的剪切波分裂分析

2.2 計算結(jié)果

本文選取瀘沽湖臺站2008年9月—2013年9月地震波形記錄數(shù)據(jù)， 采用偏振分析方法獲得了255對剪切波分裂參數(shù)． 剪切波分裂結(jié)果表明， 快波偏振方向較為明顯， 且慢波延遲時間也表現(xiàn)出明顯的變化． 瀘沽湖臺站的快波偏振方向有兩個， 即NE向和SE向， 其平均值分別為39°±18.7°和145°±26.5°．

為便于分析比較， 本文將慢波延遲時間進行歸一化處理， 進而分析慢波延遲時間在整個時段內(nèi)的變化（Gao， Crampin， 2003）． 由于研究區(qū)域只有瀘沽湖一個臺站， 地震目錄中多數(shù)地震的定位結(jié)果都源于單臺定位， 深度信息不全， 因此本文基于趙珠等（1997）提供的四川地區(qū)速度模型， 采用S波到時與P波到時之差（tS—tP）×8.2計算出射線路徑的長度， 然后將慢波延遲時間除以射線路徑的長度得到歸一化的慢波延遲時間． 其結(jié)果顯示， 慢波延遲時間的最小值為1.18 ms/km， 最大值為6.64 ms/km， 平均值為（3.12±1.04） ms/km．

3 快波偏振方向分析

圖5給出了瀘沽湖臺站快波偏振方向等面積投影． 可以看出， 該臺站具有NE向和SE向兩個快波偏振方向． 瀘沽湖臺站周圍的地形（圖3）顯示， 該臺站周圍十幾千米范圍內(nèi)存在500 m的高差， 但是等面積投影玫瑰圖顯示其快波偏振方向一致性較好， 而且位于剪切波窗口邊緣的快波偏振方向與位于剪切波窗口中心處的結(jié)果較為相似， 所以在整個剪切波窗口內(nèi)瀘沽湖臺站快波偏振方向結(jié)果也較為一致， 進一步證實了該臺站周圍地形對剪切波窗口選取的影響較?。?/p>

圖5 瀘沽湖臺站快波偏振方向等面積極射投影圖

本文的研究區(qū)域正好位于木里弧形斷裂、 日古魯—巖瓦斷裂和永寧斷裂的交匯處， 3條斷裂分別呈NE向、NE向和NW向， 組成了三角地帶． 永寧斷裂和木里弧形斷裂在很大程度上對瀘沽湖臺站的最大主壓應(yīng)力方向產(chǎn)生了影響， 使瀘沽湖臺站的各向異性呈NE向和SE向． 此外， 該臺站的快波偏振方向與斷裂帶的走向一致， 體現(xiàn)了寧蒗-鹽源MS5.7地震的走滑特點．

4 慢波延遲時間的變化

慢波延遲時間對地殼中微裂隙的變化極其敏感． 根據(jù)地殼中微裂隙不同參數(shù)對慢波延遲時間的影響， 將數(shù)據(jù)劃分為區(qū)域1和區(qū)域2（Crampinetal， 2002）． 區(qū)域1定義為地震波射線方向與裂隙面夾角為15°—45°的區(qū)間， 如圖5中紅色短線所示， 該區(qū)域內(nèi)的慢波延遲時間對地殼應(yīng)力作用下的微裂隙幾何形態(tài)較為敏感； 區(qū)域2定義為地震波射線方向與裂隙面夾角為0°—15°的區(qū)間， 如圖5中黑色短線所示， 該區(qū)域內(nèi)的慢波延遲時間與地殼中的裂隙密度相關(guān)， 但是與地震的發(fā)生并不相關(guān)（Crampinetal， 2002）． 鑒于慢波延遲時間往往存在較高的離散度， 所以在探討慢波延遲時間變化時， 通常采用滑動平均來顯示其變化特征．

圖6給出了瀘沽湖臺站慢波延遲時間的暫時性變化， 其間采用7點滑動平均來表示． 可以看出， 慢波延遲時間在觀測的5年內(nèi)表現(xiàn)出明顯的變化， 特別是在2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震發(fā)生前后． 從圖6a可以看出： 2011年3月之前， 區(qū)域1的慢波延遲時間一直穩(wěn)定在3 ms/km左右； 隨后慢波延遲時間開始緩慢增加， 一直持續(xù)到2012年4月， 時間長達一年； 2012年6月， 慢波延遲時間突然降低， 直到寧蒗-鹽源地震發(fā)生之后， 慢波延尺時間很快恢復至3 ms/km． 如圖6b所示， 區(qū)域2的慢波延遲時間也同樣顯示了緩慢增加及降低的趨勢， 特別是在寧蒗-鹽源地震發(fā)生之前．

由于區(qū)域1的慢波延遲時間對地殼應(yīng)力作用下的微裂隙幾何形態(tài)非常敏感， 因此剪切波分裂方法可以用于監(jiān)測地殼中的應(yīng)力變化（Gao， Crampin， 2008; Crampin， Gao， 2010）． 地震的發(fā)生是由于地殼應(yīng)力的不斷積累， 逐漸增大的應(yīng)力使得地殼微裂隙的縱橫比產(chǎn)生變化， 進而觀測到慢波延遲時間的增大． 對于一次MS5.7地震而言， 地殼應(yīng)力積累的持續(xù)時間長達300多天， 應(yīng)力釋放持續(xù)時間為30天左右（Crampin， Peacock， 2008）． 寧蒗-鹽源地震發(fā)生前一年， 本文在瀘沽湖臺站觀測到區(qū)域1的慢波延遲時間在緩慢地增加， 應(yīng)力釋放的持續(xù)時間大概為一個月左右； 區(qū)域2的慢波延遲時間變化與地殼中微裂隙的密度有關(guān)， 本文所觀測到的區(qū)域2的慢波延遲時間在整個時段內(nèi)上下波動， 并沒有呈現(xiàn)出規(guī)律性變化．

圖6 瀘沽湖臺站區(qū)域1（a）和區(qū)域2（b）慢波延遲時間變化圖

5 討論與結(jié)論

本文選取瀘沽湖臺站2008年9月—2013年9月持續(xù)5年的地震數(shù)據(jù)， 通過剪切波分裂方法計算得到了255對剪切波分裂參數(shù)， 并針對該參數(shù)隨時間的變化探討了寧蒗-鹽源地區(qū)的區(qū)域應(yīng)力特征， 以及2012年寧蒗-鹽源MS5.7地震前后該區(qū)域地殼應(yīng)力的特征性變化．

寧蒗-鹽源地震的余震分布較為集中， 主要分布在永寧斷裂與日古魯—巖瓦斷裂之間． 該地震主震發(fā)生之后瀘沽湖地區(qū)的地震活動性增強， 為剪切波分裂研究提供了豐富的數(shù)據(jù)資料．

剪切波窗口的選取通常受臺站周圍地形的影響較大， 而瀘沽湖臺站周圍的地形起伏較小， 對剪切波分裂快波偏振方向的結(jié)果影響不大． 瀘沽湖臺站的快波偏振方向結(jié)果顯示， 該臺站有NE向和SE向兩個優(yōu)勢取向． 研究區(qū)域內(nèi)斷裂帶交錯復雜， 走向多呈SE向和NE向， 因此瀘沽湖臺站快波偏振方向與該區(qū)域內(nèi)斷裂帶的走向相同， 快波偏振方向與發(fā)震斷裂永寧斷裂的走向一致. 這一結(jié)果體現(xiàn)了寧蒗-鹽源地震的走滑特點．

瀘沽湖臺站慢波延遲時間在剪切波分裂觀測的5年內(nèi)表現(xiàn)出特征性的變化， 特別是在寧蒗-鹽源地震發(fā)生前后． 瀘沽湖臺站慢波延遲時間的最小值為1.18 ms/km， 最大值為6.64 ms/km． 寧蒗-鹽源地震發(fā)生前一年， 慢波延遲時間緩慢地增加， 證實了該地區(qū)地殼應(yīng)力的積累； 隨著該地震的發(fā)生， 慢波延遲時間在一個月內(nèi)持續(xù)下降， 震后快速恢復至3 ms/km， 基本與本文所得到的2009年慢波延遲時間的結(jié)果一致． 慢波延遲時間的急劇下降表明地殼應(yīng)力隨著地震的發(fā)生迅速釋放． 因此， 慢波延遲時間的持續(xù)性觀測可以用于地殼應(yīng)力特征性變化研究， 也進一步證實剪切波分裂可以用于地震活動監(jiān)測．

由于本文研究區(qū)域內(nèi)僅有一個地震臺站， 無法獲取該區(qū)域內(nèi)快波偏振方向的空間分布特征． 在剪切波分裂的深入研究中， 尚需收集更多的地震數(shù)據(jù)資料， 以便對地殼應(yīng)力的空間分布進行探討．

感謝四川省地震局提供地震數(shù)據(jù)資料， 感謝審稿專家為本文提出寶貴意見．

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Discussion on shear-wave splitting of the June 24， 2012 Ninglang-YanyuanMS5.7 earthquake

1）InstituteofGeophysics，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100081，China

2）EarthquakeAdministrationofSichuanProvince，Chengdu610041，China

On June 24 2012， an earthquake withMS5.7 happened in the junction of Ninglang in Yunnan Province and Yanyuan in Sichuan Province. This paper chose the seismic data recorded by the station LGH from September 2008 to September 2013 to analyze shear-wave splitting of the Ninglang-YanyuanMS5.7 earthquake. The regional stress characteristics and the stress changes before and after the earthquake are obtained preliminarily from the change of shear-wave splitting parameters with time. The polarization results of fast shear-wave at the station LGH show that there are two polarization directions，i.e.， NE and SE， which are consistent with the strike of the faults in the studied area. There is a visible change in the delay time of slow shear-wave during the observational five years， especially before and after theMS5.7 earthquake. One year before the earthquake， the delay time of slow wave slowly increased， suggesting the stress accumulation. Till one month before the earthquake， the delay time of slow wave decreases rapidly， indicating the stress in the crust releases rapidly with the earthquake occurrence.

shear-wave splitting; polarization direction of fast shear-wave; delay time of slow wave; stress in the crust

10.11939/jass.2015.05.007.

中國地震局基本科研業(yè)務(wù)費（DQJB13B07）和2013年臺站三結(jié)合項目（2013-48）共同資助.

2015-03-10收到初稿， 2015-05-21決定采用修改稿.

e-mail: liusha@cea-igp.ac.cn

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P315.3+1

A

劉莎, 吳朋, 楊建思, 蘇金蓉. 2015. 2012年6月24日寧蒗-鹽源MS5.7地震的剪切波分裂探討. 地震學報, 37（5）: 787--795.

Liu S, Wu P, Yang J S, Su J R. 2015. Discussion on shear-wave splitting of the June 24， 2012 Ninglang-YanyuanMS5.7 earthquake.ActaSeismologicaSinica, 37（5）: 787--795. doi:10.11939/jass.2015.05.007.