2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震的剪切波分裂探讨

刘 莎 吴 朋 杨建思 苏金蓉

1） 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2） 中国成都610041四川省地震局



2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震的剪切波分裂探讨

1） 中国北京100081中国地震局地球物理研究所2） 中国成都610041四川省地震局

选用2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震震源区的泸沽湖台站2008年9月—2013年9月连续5年的地震数据进行剪切波分裂计算， 从剪切波分裂参数随时间的变化初步获得了宁蒗-盐源地区的区域应力特征， 以及该地震发生前后地壳应力的特征性变化． 泸沽湖台站快波偏振方向结果显示， 该台站具有NE向和SE向两个优势取向， 与研究区域内断裂的走向相同． 该台站的慢波延迟时间表现出明显的变化， 特别是在宁蒗-盐源MS5.7地震发生前后． 在宁蒗-盐源地震发生前一年， 泸沽湖台站的慢波延迟时间缓慢地增加， 表明该地区地壳应力逐渐积累； 直到该地震发生前一个月， 泸沽湖台站的慢波延迟时间才开始急剧下降， 表明地壳应力随着地震的发生而迅速释放．

剪切波分裂 快剪切波偏振方向 慢波延迟时间 地壳应力

引言

2012年6月24日15时59分， 云南省丽江市宁蒗彝族自治县与四川省凉山彝族自治州盐源县交界处（27.7°N、 100.7°E）发生MS5.7地震， 震源深度为11 km， 震中烈度达Ⅶ度（胡朝忠等， 2012）． 宁蒗-盐源地区历史上地震频发， 为滇西北地震多发区， 历史上曾发生过多次M6.0左右地震（常祖峰等， 2013）． 中国地震局地球物理研究所（2012）的矩张量反演结果表明， 宁蒗-盐源地震的发震断裂为正断层型， 震源机制解的结果也证实此次MS5.7地震是以NW走向的永宁断裂正断为主活动的结果． 川西北次级地块在向SE方向运动并顺时针旋转的过程中， 在滇中次级地块分界带内产生了不均匀的挤压作用， 进而在永宁断裂引起正断活动并最终导致了该地震的发生（胡朝忠等， 2012）．

观测结果表明， 地壳中普遍存在各向异性现象， 其原因主要是地壳中存在着充满流体的定向排列的大范围扩容各向异性的微裂隙（Crampin， Booth， 1985; Crampinetal， 2002）． 穿过地壳中定向排列的微裂隙的剪切波会分裂成两个速度不同的快剪切波和慢剪切波． 快剪切波的优势偏振方向与微裂隙面平行， 且与原地最大水平主压应力方向相同（Crampin， 1981; Zatsepin， Crampin， 1997; Crampinetal， 2002; Gao， Crampin， 2004）； 慢剪切波的延迟时间对介质中裂隙的物理特性和流体特性的变化非常敏感（张永久等， 2010）. 由于地壳中微裂隙的变化依赖于地壳应力的变化， 因此采用剪切波分裂方法可以直观地监测地壳应力的变化．

本文采用剪切波分裂方法分析宁蒗-盐源MS5.7地震发生前后震源区内地壳应力变化， 需要监测相当长时段内的剪切波分裂参数的变化． 该方法虽然在整个震源区只有泸沽湖一个台站， 但是本文选择的观测时段为2008年9月—2013年9月， 长达5年的地震观测足以体现出该地震发生前后地壳应力的特征性变化．

1 泸沽湖台站构造背景与观测数据

1.1 构造背景

宁蒗-盐源MS5.7地震震源区位于川滇菱形地块内部次级地块边界带（图1）． 川滇菱形地块是由甘孜—玉树断裂、 鲜水河断裂、 小江断裂、 金沙江断裂等包围的活动地块， 分为北部的川西北次级地块和南部的滇中次级地块（胡朝忠等， 2012）． 由于青藏高原物质的东移使得羌塘地块向东运动， 从而使川西北地块受到挤压， 但由于东部华南地块的强烈阻挡， 使得川西北地块以鲜水河断裂为界向南偏转运动， 进而导致此次地震所在的次级地块边界带发生左旋运动兼北西向挤压（徐锡伟等， 2003）．

图1 研究区域内构造背景（a）与地震分布（b）

研究区域内地质构造复杂， 丽江—小金河断裂、 宁蒗断裂、 盐源断裂等多条活动断裂纵横交错． 断裂走向主要为NE向和NW向（图1）， 而宁蒗-盐源地震正好发生在NE向日古鲁—岩瓦断裂与SE向永宁断裂交汇之处（胡朝忠等， 2012）．

中国地震局地球物理研究所（2012）的震源机制解结果表明， 宁蒗-盐源MS5.7地震是正断兼右旋走滑型地震． 该地震产生的地裂缝均为NW走向． 常祖峰等（2013）的研究结果表明， 该地震等震线长轴方向也呈NW向展布， 与永宁断裂的走向基本一致． 永宁断裂是由温泉断层、 永宁断层和阿拉凹断层等3组断层组成. 其中： 温泉断层走向为335°， 倾向为NE或SW， 倾角为70°左右； 永宁断层走向为NW向， 倾角为NE向， 全长约30 km， 是一条以右旋走滑兼正断为主的晚更新世活动断层； 阿拉凹断层走向为NW向， 倾向为NE向或SW向， 倾角为70°左右． 这3条分支断层， 其活动时代和运动性质相似， 均以右旋走滑兼正断活动为主（常祖峰等， 2013）．

1.2 地震观测数据

宁蒗-盐源MS5.7地震的余震数据分布较为集中， 其主要分布在永宁断裂与日古鲁—岩瓦断裂之间． 如图1所示， 该地区的地震分布在2008—2013年并没有太明显的区域性变化， 一直集中在永宁断裂与日古鲁—岩瓦断裂的东部． 研究区域内仅在泸沽湖设置一个地震台站， 该台站是四川省地震局西昌地震中心站的一个无人值守地震台站， 距离西昌地震中心站280 km， 地震数据采用远程CDMA传输方式． 泸沽湖地震台站采用CMG-3ESP-60地震计， 采样率为100 sps．

本文选取泸沽湖地区2008年9月—2013年9月的地震数据进行剪切波分裂计算， 该时段跨越了2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震， 如图2所示. 可以看出， 在整个时段内， 2012年6月之前地震发生的频次并不高， 宁蒗-盐源MS5.7地震后， 该地区的地震频次大大增加， 并且持续至2013年7月． 泸沽湖台站共记录了300条以上的地震事件， 为剪切波分裂研究提供了充足的数据资料．

图2 泸沽湖地区M-t分布图

图3 泸沽湖地震台站（三角形）周围地形

用于剪切波分裂计算的地震事件必须位于剪切波窗口内， 而剪切波窗口的大小通常受到很多因素的影响， 例如不规则的地形或表面低速层等因素， 其中受地形的影响较大． 在倾斜界面下， 剪切波窗口会发生一些变化， 但是如果不考虑地形因素， 依然按照水平地形去选取剪切波窗口， 则那些处于剪切波窗口边缘的地震事件就有可能处于窗口之外， 进而影响剪切波分裂结果． 图3中泸沽湖台站周围地形显示， 在该台站十几千米范围内， 地形起伏在500 m以内， 而且EW向和NS向的剖面地形起伏不大．

2 剪切波分裂方法与计算结果

2.1 剪切波分裂方法

本文采用偏振分析法获得剪切波分裂参数： 快波偏振方向和慢波延迟时间． 该方法能够直观地展示剪切波分裂现象， 且计算结果较为可靠（Crampin， Gao， 2006）．

利用剪切波分裂方法研究地壳各向异性要求选取位于剪切波窗口内的地震事件， 并且要求地震数据有较高的信噪比． 本文首先利用P波初动信号挑选出位于剪切波窗口内的地震事件， 再从中选取P波初动的垂直分量大于两个水平分量的地震数据（常利军等， 2010）； 然后对其进行再次筛选， 选取剪切波波形信噪比均为7.0以上的数据． 由于剪切波分裂分析对截取的剪切波段依赖性很大（刘莎等， 2014）， 为了分析P波对S波偏振方向的影响， 确定慢剪切波的到时， 本文选取剪切波到时前后各20个采样点的一段波形数据（时长0.4 s）， 对这40个采样点数据的质点偏振图进行分析（图4）， 从所有满足数据要求的质点偏振图中挑选出快剪切波质点振动为线性或近于线性的质点偏振图． 由于各向异性介质的存在， 快、 慢剪切波的到达都伴随着偏振方向的突然偏转， 慢波延迟时间即为快、 慢剪切波的到时差．

图4 泸沽湖台站记录的20100414202138地震数据的剪切波分裂分析

2.2 计算结果

本文选取泸沽湖台站2008年9月—2013年9月地震波形记录数据， 采用偏振分析方法获得了255对剪切波分裂参数． 剪切波分裂结果表明， 快波偏振方向较为明显， 且慢波延迟时间也表现出明显的变化． 泸沽湖台站的快波偏振方向有两个， 即NE向和SE向， 其平均值分别为39°±18.7°和145°±26.5°．

为便于分析比较， 本文将慢波延迟时间进行归一化处理， 进而分析慢波延迟时间在整个时段内的变化（Gao， Crampin， 2003）． 由于研究区域只有泸沽湖一个台站， 地震目录中多数地震的定位结果都源于单台定位， 深度信息不全， 因此本文基于赵珠等（1997）提供的四川地区速度模型， 采用S波到时与P波到时之差（tS—tP）×8.2计算出射线路径的长度， 然后将慢波延迟时间除以射线路径的长度得到归一化的慢波延迟时间． 其结果显示， 慢波延迟时间的最小值为1.18 ms/km， 最大值为6.64 ms/km， 平均值为（3.12±1.04） ms/km．

3 快波偏振方向分析

图5给出了泸沽湖台站快波偏振方向等面积投影． 可以看出， 该台站具有NE向和SE向两个快波偏振方向． 泸沽湖台站周围的地形（图3）显示， 该台站周围十几千米范围内存在500 m的高差， 但是等面积投影玫瑰图显示其快波偏振方向一致性较好， 而且位于剪切波窗口边缘的快波偏振方向与位于剪切波窗口中心处的结果较为相似， 所以在整个剪切波窗口内泸沽湖台站快波偏振方向结果也较为一致， 进一步证实了该台站周围地形对剪切波窗口选取的影响较小．

图5 泸沽湖台站快波偏振方向等面积极射投影图

本文的研究区域正好位于木里弧形断裂、 日古鲁—岩瓦断裂和永宁断裂的交汇处， 3条断裂分别呈NE向、NE向和NW向， 组成了三角地带． 永宁断裂和木里弧形断裂在很大程度上对泸沽湖台站的最大主压应力方向产生了影响， 使泸沽湖台站的各向异性呈NE向和SE向． 此外， 该台站的快波偏振方向与断裂带的走向一致， 体现了宁蒗-盐源MS5.7地震的走滑特点．

4 慢波延迟时间的变化

慢波延迟时间对地壳中微裂隙的变化极其敏感． 根据地壳中微裂隙不同参数对慢波延迟时间的影响， 将数据划分为区域1和区域2（Crampinetal， 2002）． 区域1定义为地震波射线方向与裂隙面夹角为15°—45°的区间， 如图5中红色短线所示， 该区域内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； 区域2定义为地震波射线方向与裂隙面夹角为0°—15°的区间， 如图5中黑色短线所示， 该区域内的慢波延迟时间与地壳中的裂隙密度相关， 但是与地震的发生并不相关（Crampinetal， 2002）． 鉴于慢波延迟时间往往存在较高的离散度， 所以在探讨慢波延迟时间变化时， 通常采用滑动平均来显示其变化特征．

图6给出了泸沽湖台站慢波延迟时间的暂时性变化， 其间采用7点滑动平均来表示． 可以看出， 慢波延迟时间在观测的5年内表现出明显的变化， 特别是在2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震发生前后． 从图6a可以看出： 2011年3月之前， 区域1的慢波延迟时间一直稳定在3 ms/km左右； 随后慢波延迟时间开始缓慢增加， 一直持续到2012年4月， 时间长达一年； 2012年6月， 慢波延迟时间突然降低， 直到宁蒗-盐源地震发生之后， 慢波延尺时间很快恢复至3 ms/km． 如图6b所示， 区域2的慢波延迟时间也同样显示了缓慢增加及降低的趋势， 特别是在宁蒗-盐源地震发生之前．

由于区域1的慢波延迟时间对地壳应力作用下的微裂隙几何形态非常敏感， 因此剪切波分裂方法可以用于监测地壳中的应力变化（Gao， Crampin， 2008; Crampin， Gao， 2010）． 地震的发生是由于地壳应力的不断积累， 逐渐增大的应力使得地壳微裂隙的纵横比产生变化， 进而观测到慢波延迟时间的增大． 对于一次MS5.7地震而言， 地壳应力积累的持续时间长达300多天， 应力释放持续时间为30天左右（Crampin， Peacock， 2008）． 宁蒗-盐源地震发生前一年， 本文在泸沽湖台站观测到区域1的慢波延迟时间在缓慢地增加， 应力释放的持续时间大概为一个月左右； 区域2的慢波延迟时间变化与地壳中微裂隙的密度有关， 本文所观测到的区域2的慢波延迟时间在整个时段内上下波动， 并没有呈现出规律性变化．

图6 泸沽湖台站区域1（a）和区域2（b）慢波延迟时间变化图

5 讨论与结论

本文选取泸沽湖台站2008年9月—2013年9月持续5年的地震数据， 通过剪切波分裂方法计算得到了255对剪切波分裂参数， 并针对该参数随时间的变化探讨了宁蒗-盐源地区的区域应力特征， 以及2012年宁蒗-盐源MS5.7地震前后该区域地壳应力的特征性变化．

宁蒗-盐源地震的余震分布较为集中， 主要分布在永宁断裂与日古鲁—岩瓦断裂之间． 该地震主震发生之后泸沽湖地区的地震活动性增强， 为剪切波分裂研究提供了丰富的数据资料．

剪切波窗口的选取通常受台站周围地形的影响较大， 而泸沽湖台站周围的地形起伏较小， 对剪切波分裂快波偏振方向的结果影响不大． 泸沽湖台站的快波偏振方向结果显示， 该台站有NE向和SE向两个优势取向． 研究区域内断裂带交错复杂， 走向多呈SE向和NE向， 因此泸沽湖台站快波偏振方向与该区域内断裂带的走向相同， 快波偏振方向与发震断裂永宁断裂的走向一致. 这一结果体现了宁蒗-盐源地震的走滑特点．

泸沽湖台站慢波延迟时间在剪切波分裂观测的5年内表现出特征性的变化， 特别是在宁蒗-盐源地震发生前后． 泸沽湖台站慢波延迟时间的最小值为1.18 ms/km， 最大值为6.64 ms/km． 宁蒗-盐源地震发生前一年， 慢波延迟时间缓慢地增加， 证实了该地区地壳应力的积累； 随着该地震的发生， 慢波延迟时间在一个月内持续下降， 震后快速恢复至3 ms/km， 基本与本文所得到的2009年慢波延迟时间的结果一致． 慢波延迟时间的急剧下降表明地壳应力随着地震的发生迅速释放． 因此， 慢波延迟时间的持续性观测可以用于地壳应力特征性变化研究， 也进一步证实剪切波分裂可以用于地震活动监测．

由于本文研究区域内仅有一个地震台站， 无法获取该区域内快波偏振方向的空间分布特征． 在剪切波分裂的深入研究中， 尚需收集更多的地震数据资料， 以便对地壳应力的空间分布进行探讨．

感谢四川省地震局提供地震数据资料， 感谢审稿专家为本文提出宝贵意见．

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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.

中国地震局基本科研业务费（DQJB13B07）和2013年台站三结合项目（2013-48）共同资助.

2015-03-10收到初稿， 2015-05-21决定采用修改稿.

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

10.11939/jass.2015.05.007

P315.3+1

A

刘莎, 吴朋, 杨建思, 苏金蓉. 2015. 2012年6月24日宁蒗-盐源MS5.7地震的剪切波分裂探讨. 地震学报, 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.