斷層帶震相及其應(yīng)用研究現(xiàn)狀與展望

2014-09-04 06:14:48鄭建常

中國地震 2014年1期

鄭建常

1)Department of Earth Science，University of Southern California，Los Angeles CA，90089

2)山東省地震局，濟(jì)南市歷下區(qū)文化東路20號 250014

0 引言

地殼深部斷層結(jié)構(gòu)及其介質(zhì)性質(zhì)的研究一直是地震學(xué)領(lǐng)域的重要課題。傳統(tǒng)的地震層析成像和人工地震剖面探測都難以得到地殼深部斷層的精細(xì)結(jié)構(gòu)。20世紀(jì)90年代以來，與斷層帶結(jié)構(gòu)中破碎巖石構(gòu)成的低速層直接相關(guān)的斷層震相開始引起地震學(xué)家的注意(Li et al，1990a、1990b;Ben-Zion et al，1990b)。

地殼中的斷層會對地震波的傳播產(chǎn)生影響，地震學(xué)家很早就對此進(jìn)行過細(xì)致的研究(滕吉文，1963)。傳統(tǒng)上是將斷層理想化為斷層面進(jìn)行分析，隨著研究的深入，人們逐漸認(rèn)識到斷層是由一定厚度的變形巖體構(gòu)成的，且具有復(fù)雜的內(nèi)部結(jié)構(gòu)和三維形態(tài)(Ben-Zion et al，2003b)。

地殼內(nèi)部的斷層，由于地質(zhì)時期的長期相對運(yùn)動，兩側(cè)的巖石變得非常破碎，從而使得其傳播地震波的能力顯著降低，形成低速層，稱為斷層帶(Fault-Zone)。較大地震發(fā)生時，直觀表現(xiàn)為地表破裂帶，大量的地質(zhì)調(diào)查表明，破裂帶的寬度在數(shù)十米到幾百米不等(Ben-Zion et al，2003b)。地震學(xué)家此前已經(jīng)注意到，相比兩側(cè)的圍巖，斷層破碎帶表現(xiàn)出低波速(Mooney et al，1986)、低Q值(Kurita，1975)等特征。由于類似低速層的存在，使得地震波在通過這些低速結(jié)構(gòu)時，出現(xiàn)與之有關(guān)的特殊震相，包括首波、反射波以及圍陷波等，被稱為地震斷層帶波。其中最為主要的是兩種波:斷層帶首波(FZHW，F(xiàn)ault Zone Head Wave)和斷層帶圍陷波(FZTW，F(xiàn)ault Zone Trapped Wave)。

由于地震斷層帶波的出現(xiàn)和傳播與斷層破碎帶密切相關(guān)，因而其振幅、頻率、衰減、頻散等特性以及它們的傳播時間等都與斷層的幾何參數(shù)及其內(nèi)部介質(zhì)的物理性質(zhì)有關(guān)，所以深入地研究斷層帶波可以了解斷層深部的細(xì)節(jié)，進(jìn)一步確定斷層的形態(tài)、特性，對地震預(yù)測、震害防御、斷層動力學(xué)以及工程地震研究等具有重要的意義。

雖然在地震學(xué)中對介質(zhì)低速層中的類似震相認(rèn)識較早(傅承義，1965)，在地震勘探領(lǐng)域也早已得到應(yīng)用(如煤礦勘探中的槽波、石油勘探中的導(dǎo)波等)，但對斷層波的研究起步則相對較晚。Fukao等(1983)和Hori等(1985)分別在日本地區(qū)下方的菲律賓海板塊消減帶觀測到了破裂帶的首波和圍陷波，并進(jìn)行了射線追蹤計算。Cormier等(1984)計算并討論了美國加州圣安德烈斯和Calaveras斷層的地面運(yùn)動放大和波形復(fù)雜性，認(rèn)為靠近斷層的振幅明顯增大，與在斷層內(nèi)傳播的波有關(guān)。Ben-Zion(1989;Ben-Zion et al，1990a、1990b)分別給出了含有垂直分界面的二維和三維橫向不均勻結(jié)構(gòu)中震源產(chǎn)生的波的解析解，Ben-Zion等(1990b)還給出了含有任意數(shù)量垂直層結(jié)構(gòu)的無限半空間內(nèi)彈性波的二維解，這些結(jié)果對斷層帶波給出了理論解釋，奠定了斷層帶波應(yīng)用研究的基礎(chǔ)。Ben-Zion(1998)給出了這些波在理想的二維各向同性波導(dǎo)中的詳細(xì)描述和理論屬性。自此以后，斷層帶震相的研究得到了極大的發(fā)展。

1 斷層帶首波的研究

與水平層介質(zhì)中的首波類似，體波在破碎的斷裂帶層內(nèi)傳播時，由于介質(zhì)界面的存在，會出現(xiàn)沿著界面?zhèn)鞑ニ俣雀斓脑谝粋?cè)行進(jìn)的波。在靠近斷層位于速度較慢介質(zhì)的臺站，這些震相比直達(dá)體波更先到達(dá)，稱為斷層帶首波。斷層帶首波的初動符號與直達(dá)波相反(圖1)。

正確地識別和分析斷層帶首波，可以顯著地提高小震定位精度，可以修正因初動符號讀取錯誤造成的小震震源機(jī)制誤差，改善精細(xì)速度結(jié)構(gòu)的分辨能力。Ben-Zion等(1991)在圣安德烈斯斷層的Parkfield地區(qū)首先觀測到了斷層帶首波，分析結(jié)果表明首波對孕震深度的斷層結(jié)構(gòu)有較高的敏感性，使用臺陣數(shù)據(jù)分析首波和直達(dá)P波之間不同的到時，可以提供有關(guān)斷層兩側(cè)介質(zhì)性質(zhì)差異的信息。Ben-Zion等(1992)使用斷層帶首波和直達(dá)P波的到時進(jìn)行聯(lián)合走時反演，得到了該地區(qū)斷層附近地殼的層析成像結(jié)果，并且發(fā)現(xiàn)斷層兩側(cè)的速度比在3km以內(nèi)的淺層約為10% ～20%，在地殼更深處下降為3% ～7%。McGuire等(2005)利用臺陣數(shù)據(jù)檢查了圣安德烈斯斷層熊谷(Bear Valley)段的小震記錄，重新識別了首波和直達(dá)P波到時，并通過小震重新精定位，對該斷層段孕震深度的結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究。Lewis等(2007)、Zhao等(2008、2010)等在其他地區(qū)對不同的斷層進(jìn)行研究，取得了顯著的成果。

由于斷層帶首波的整個傳播路徑基本都在斷層界面內(nèi)，斷層界面上同時還會出現(xiàn)反射波、折射波，所以聯(lián)合使用這些震相有可能得到更詳細(xì)的斷層結(jié)構(gòu)信息。Igel等(1997)、Ben-Zion(1998)、Mamada等(2002)等通過數(shù)值試驗檢查了不同介質(zhì)參數(shù)對斷層帶首波傳播的影響情況。Hough等(1994)通過同時模擬1992年加州約書亞樹(Joshua Tree)M6.1地震余震區(qū)的首波波形以及斷層面反射波波形，得到了該斷層的破碎帶厚度、斷層破碎帶與圍巖的速度差異以及P波的介質(zhì)品質(zhì)因子等參數(shù)。Bennington等(2013)綜合使用斷層首波以及直達(dá)波第二到時(direct wave secondary arrivals)等對斷層破裂帶進(jìn)行斷層結(jié)構(gòu)的精細(xì)成像。

圖1 斷層帶首波路徑示意圖

有關(guān)斷層帶首波的研究在日本(Mamada et al，2002、2004)、土耳其(Bulut et al，2012)、中東死海地區(qū)(Haberland et al，2003)等也都得到了很好的應(yīng)用。

2 斷層圍陷波的研究

地震波在低速結(jié)構(gòu)內(nèi)傳播時，在介質(zhì)界面上發(fā)生反射和透射，由于界面兩側(cè)的速度差異，當(dāng)射線的入射角超過臨界角時，波在界面上出現(xiàn)全反射，此時低速體形成波導(dǎo)，大部分地震波能量集中在波導(dǎo)內(nèi)傳播(圖2)，稱為導(dǎo)波(guided wave)，對斷層破碎帶內(nèi)生成的導(dǎo)波，則稱為斷層帶圍陷波(Li et al，1990a;樊計昌等，2007)。斷裂帶圍陷波是在低速斷層結(jié)構(gòu)內(nèi)傳播的、與臨界反射有關(guān)的結(jié)構(gòu)干涉震相，類似于水平層介質(zhì)中的Love面波(Ben-Zion，1998;Malin et al，1996);因此傳播速度較慢，通常在首波、直達(dá)波和早期散射波之后到達(dá)，其特征是大幅振蕩，在波導(dǎo)內(nèi)隨著傳播距離的增加而出現(xiàn)頻散，并且與體波相比具有明顯低頻成分(Ben-Zion，1998、2003a、2003b;Peng et al，2003)。

圖2 斷層帶圍陷波形成過程示意圖

對圍陷波的研究緣自煤炭工業(yè)的發(fā)展，在煤礦地震勘探中，通常稱圍陷波為槽波。20世紀(jì)中葉，人們注意到煤層槽波并開始進(jìn)行研究，70年代末，提取與利用槽波震相的槽波勘探技術(shù)取得了突破性進(jìn)展。煤層和相鄰的巖面有強(qiáng)烈的速度對比，近似于理想的圍陷波激發(fā)和觀測條件。由于煤層厚度相對均勻，采礦中通過在煤層面上模擬震源和接收點，這種情況下，很小的爆破就可以激發(fā)高度頻散的Love和Rayleigh波列。利用在井下煤層中激發(fā)和傳播的導(dǎo)波(煤層槽波)，可以探測到煤層的不連續(xù)性，了解煤層厚度變化趨勢，這一技術(shù)在煤礦的地震勘探中已經(jīng)相對成熟(于景邨等，2007;程建遠(yuǎn)等，2009)。

對這一震相的應(yīng)用研究在近30年來才逐漸開始，如Hori等(1985)、Shapiro等(1998、2000)對板塊消減帶的導(dǎo)波的研究，以及Julian等(2010)對地幔柱導(dǎo)波存在可能性的分析等。

相對于地震勘探的發(fā)展，斷層帶圍陷波現(xiàn)象的研究則比較困難，很大程度上可能是地表觀測的問題。在地殼深部，斷層破碎帶可能是狹窄的平面結(jié)構(gòu)，易于產(chǎn)生和傳播圍陷波。但在近地表，斷層帶顯示出復(fù)雜的分支結(jié)構(gòu)(如正斷層帶發(fā)育的一系列同向斷層、反向斷層，逆斷層沖斷帶發(fā)育的伴生構(gòu)造以及走滑斷層帶的花狀構(gòu)造等);并且接近地球表面的垂向和橫向不均勻性對斷層深部傳來的圍陷波有很強(qiáng)的散射作用;最后，由于圍陷波傳播速度較慢，到達(dá)地表時很容易和尾波混雜在一起，難以識別。

Li等(1990a、1990b)較早地給出斷層帶圍陷波的觀測實例。他們在北加州Oroville活動正斷層附近的結(jié)晶基巖場地，用5個鉆孔地震計記錄到了地表震源激發(fā)的圍陷波;在加州的Parkfield場地，同樣記錄到了圣安德烈斯斷層帶的至少兩個例子。隨著理論方法的進(jìn)步和計算技術(shù)的發(fā)展，斷層圍陷波的觀測和研究已經(jīng)得到普遍應(yīng)用(Nishigami et al，2001;Rovelli et al，2002;Korneev et al，2003;Ben-Zion et al，2003a;Haberland et al，2003;Mizuno et al，2004、2006;Wang et al，2009)。

斷裂帶圍陷波在酈永剛等人的工作之后受到了很大的關(guān)注(Li et al，1990a、1990b、1994、1998)。研究發(fā)現(xiàn)，1992年加州蘭德斯(Landers)7.4級地震斷裂帶的導(dǎo)波速度逐年加快，分析認(rèn)為這可能表明巖層重新變硬，含水量增加，斷層正在逐步恢復(fù)到地震發(fā)生前的狀態(tài)(Li et al，1998)。過去，科學(xué)界一直猜測，地震斷層存在“地震-愈合-再地震”的循環(huán)，但從未得到證實。酈永剛等的研究成果，第一次提供了斷層“愈合”的觀測證據(jù)，從而受到高度重視。

Li等(Li，2003;Li et al，2003)的進(jìn)一步研究結(jié)果顯示:斷層愈合速率并非常量，在震后初期愈合得較快，同時各段斷層愈合快慢不一;主震中位移較大、巖石破碎較嚴(yán)重的斷層主震后愈合率較高，鄰近地區(qū)的強(qiáng)烈地震，可能中斷、延緩該斷層帶的愈合過程。

對斷層帶圍陷波的性質(zhì)，地震學(xué)家進(jìn)行了大量的數(shù)值模擬研究(Huang et al，1995;Li et al，1996;Igel et al，1997、2002;Jahnke et al，2002;Fohrmann et al，2004;Wu et al，2008)。Igel等(1997、2002)、Jahnke等(2002)模擬討論了不規(guī)則2D和3D斷層帶結(jié)構(gòu)中導(dǎo)波的屬性。Huang等(1995)的數(shù)值模擬研究發(fā)現(xiàn):斷層帶對波場的影響可以在斷層帶外數(shù)個波長的地方觀測到。最初認(rèn)為只有位于斷層帶內(nèi)或下方的震源才能產(chǎn)生圍陷波，而Igel等(2002)和Fohrmann等(2004)的研究結(jié)果顯示即使震源位于較深的位置或者在斷層以外，淺層破裂帶仍可以產(chǎn)生圍陷波;相反，各向同性或變化平滑的破裂帶，如果其超過地震深度范圍，則要求震源在破裂帶內(nèi)或者非常接近破裂帶時才會產(chǎn)生圍陷波。這已經(jīng)為大量的觀測事實所證實(Ben-Zion et al，2003a、2003b;Peng et al，2003)。

大多數(shù)圍陷波的研究表明，斷層低速層的寬度在數(shù)十米到一、二百米，波速相對圍巖的下降在 20% ～50%，Q值約為 10 ～50(Li et al，1997、1998、2004;Rovelli et al，2002;Ben-Zion et al，2003a;Haberland et al，2003;Lewis et al，2005;Lewis et al，2010)。但是，對產(chǎn)生圍陷波的斷層低速結(jié)構(gòu)的深度范圍還存在爭議，一些研究認(rèn)為斷層波導(dǎo)可能延伸到超過10km 深度的孕震區(qū)(Li et al，1997、1998、2004;Li et al，2001;Nishigami et al，2001;Mizuno et al，2004;Mizuno et al，2006);而另外一些研究則認(rèn)為低速結(jié)構(gòu)被局限在地殼的淺層(如 2 ～5km，Ben-Zion et al，2003;Peng et al，2003;Lewis et al，2005)。

例如Li等(2001)的研究顯示，San Jacinto斷層存在15～20km深的低速帶，但Lewis等(2005)使用同樣的數(shù)據(jù)，不同計算方法以及Yang等(2010)使用反射波、繞射波等不同震相的研究結(jié)果顯示，該斷層的低速帶可能限制在3～5km深。再如圣安德烈斯斷層的Parkfield段，Li等(2004)使用密集臺陣記錄的爆破和微震資料，通過三維有限差分方法模擬圍陷波，認(rèn)為該斷層低速帶下限深度可能到5km;而Lewis等(2010)詳細(xì)檢查了靠近斷層的數(shù)千次地震記錄，通過對識別出的清晰圍陷波進(jìn)行擬合后認(rèn)為，斷層低速帶深約3km，并認(rèn)為低速帶沿走向存在明顯變化，不存在超過3～5km長的連續(xù)波導(dǎo)。Peng等(2003)有關(guān)1992年Landers地震破裂帶的小震觀測顯示，大量的斷層以外的地震也可以產(chǎn)生顯著的圍陷波，并且S波和圍陷波的到時差沒有隨著震源到接收點的距離增加而增長，因此也認(rèn)為發(fā)現(xiàn)的圍陷波很可能與較淺的斷層帶層有關(guān)。Wu等(2008)使用隨深度變化的斷層模型研究顯示，斷層低速帶隨深度變化的圍陷效率具有頻率依賴性，在頻率較低時，近地表斷層結(jié)構(gòu)比較深的斷層帶能夠更有效地產(chǎn)生導(dǎo)波;深度越深，低頻成分的圍陷效率越低，因而只能作為體波傳播;因此研究孕震區(qū)深處的斷層結(jié)構(gòu)則要對更高頻率的圍陷波進(jìn)行分析。

上述爭議，很可能是由于圍陷波的產(chǎn)生和傳播條件比較復(fù)雜、能夠影響圍陷波的因素較多造成的。Huang等(1995)應(yīng)用偽譜法給出了混合邊界條件的3D介質(zhì)內(nèi)圍陷波傳播的數(shù)值結(jié)果，數(shù)值試驗顯示，當(dāng)通過不同寬度的斷層段時，波場相應(yīng)地改變形狀，并出現(xiàn)新的散射波，因此由于斷層帶寬度的改變會使得圍陷波的分析非常復(fù)雜;Li等(1996)使用有限差分模擬說明了震源離開斷層的距離以及斷層帶和圍巖的速度對比對圍陷波的影響，并且發(fā)現(xiàn)厚度超過斷層帶寬度1～2倍的沉積層將會嚴(yán)重破壞斷層帶作為波導(dǎo)的能力;Igel等(1997)發(fā)現(xiàn)，斷層帶內(nèi)介質(zhì)屬性的不均勻性也會破壞斷層作為圍陷波傳播通道的能力，但另一方面，斷層帶內(nèi)介質(zhì)的小尺度的隨機(jī)不均勻性和適度的幾何干擾對斷層帶圍陷波的波形影響不大，斷層帶圍陷波出現(xiàn)在給定臺站意味著斷層帶結(jié)構(gòu)在記錄波長范圍內(nèi)是相對統(tǒng)一的。

為了弄清楚斷層帶波對介質(zhì)速度、衰減系數(shù)、斷層帶的寬度以及震源-接收點的分布形態(tài)的依賴情況，Ben-Zion(1998)做了系統(tǒng)的數(shù)值檢驗。結(jié)果表明:震源在低速區(qū)域內(nèi)的相對橫向位置的變化改變了與內(nèi)部反射有關(guān)的長度尺度，并且影響最終的干涉圖案;較低的介質(zhì)Q值明顯影響波的優(yōu)勢周期和整體持續(xù)時間;接收點的橫向和深度位置決定了干涉圖案的復(fù)雜程度，觀測到的運(yùn)動軌跡與接收點的位置密切相關(guān)。因此，是多種因素(沿斷層的傳播距離、斷層帶寬度、斷層介質(zhì)與圍巖的波速對比、斷層帶內(nèi)的震源位置以及介質(zhì)Q值等)的共同作用，影響斷層帶圍陷波。對斷層帶外的震源，圍陷波的生成和傳播情況則更為復(fù)雜。

斷層帶波影響因素的復(fù)雜關(guān)系決定了反演問題的多解性。使用合成波形與觀測波形的擬合來推斷斷層帶低速結(jié)構(gòu)的性質(zhì)時，如果不充分考慮不同參數(shù)的變化，則得到的結(jié)果很可能有較大的不確定性。Li等(2007)發(fā)展了通用射線方法，基于高頻體波記錄到的斷層低速帶的反射波、折射波到時，可以有效地減少斷層帶寬度和波速之間的參數(shù)折中(tradeoff)情況。如何在圍陷波的分析中更加可靠地反演和推斷斷層介質(zhì)的參數(shù)，仍然是未來值得深入研究的問題。

3 國內(nèi)對斷層波的研究

國內(nèi)近年來才開始對斷層帶圍陷波的研究。2001年昆侖山口8.1級地震發(fā)生后，丁志峰等(2002)在昆侖山口東、西兩側(cè)約20km的范圍內(nèi)沿平行斷層和垂直斷層方向布設(shè)了兩條測線，共31套地震儀，最早開展斷層圍陷波的研究。他們分析人工地震的記錄發(fā)現(xiàn)，兩條測線均發(fā)現(xiàn)了明顯的斷層圍陷波。并且研究顯示，在數(shù)千米的深度斷層破碎帶寬度超過300m，遠(yuǎn)大于地表破裂帶的寬度(丁志峰等，2002;Wang et al，2009)。

圍繞昆侖山口8.1級地震產(chǎn)生的斷裂帶，國內(nèi)基于斷層圍陷波在不同方面開展了相對深入的研究(李松林等，2002、2005;樓海等，2006;姚志祥等，2007、2010)。李松林等(2005)在該斷裂帶另外布設(shè)了一條測線，對觀測數(shù)據(jù)的進(jìn)一步分析處理表明:①無論是人工地震震源還是天然地震震源，只要位于斷層帶內(nèi)或緊靠斷層帶，均能激發(fā)斷層圍陷波;②斷層圍陷波的能量主要集中于斷層帶內(nèi)，其振幅隨測點與斷層帶距離的增加而急劇衰減;③斷層圍陷波的優(yōu)勢頻率與斷層的寬度及斷層帶內(nèi)介質(zhì)的速度有關(guān)，斷層帶越寬，或斷層帶內(nèi)部介質(zhì)速度越低，則觀測到的斷層圍陷波的優(yōu)勢頻率越低;④斷層圍陷波存在頻散現(xiàn)象。樓海等(2006)使用爆破資料計算速度頻散和群速度，并估算了斷層低速結(jié)構(gòu)及其圍巖的Q值，給出了斷裂帶的淺層速度模型。姚志祥等(2007)利用交錯網(wǎng)格有限差分方法對昆侖山斷裂帶人工爆破產(chǎn)生的圍陷波進(jìn)行了三維數(shù)值模擬，并進(jìn)一步利用該方法進(jìn)行網(wǎng)格搜索，通過合成波形與觀測波形的擬合，確定了昆侖山斷裂帶的寬度和Q值等參數(shù)(姚志祥等，2010)。

斷層圍陷波的相關(guān)研究在其他斷裂帶上也逐漸得到應(yīng)用，如海原斷裂帶(劉明軍等，2004)、龍門山斷裂帶(賴曉玲等，2008、2009)、庫賽湖-瑪沁斷裂帶(潘紀(jì)順等，2009)。研究使用的數(shù)據(jù)不僅限于人工地震資料，也包含天然地震(余震)資料。

圍陷波的分析需要對地震記錄進(jìn)行濾波，提取振幅譜，然后進(jìn)一步確定斷裂帶內(nèi)部結(jié)構(gòu)和介質(zhì)屬性。樊計昌等(2007)采用小波包技術(shù)，給出了聯(lián)合利用圍陷波和體波計算斷層帶內(nèi)介質(zhì)群速度、S波速度和S波Q值的方法。

李松林等(2007)首次將斷層圍陷波方法應(yīng)用到城市活斷層探測，取得了較好的結(jié)果。他們認(rèn)為，在城市活斷層探測中，斷層圍陷波的方法具有非常獨特的優(yōu)越性。

4 未來發(fā)展方向的展望

近年來，地震學(xué)家普遍注意到了地震斷層帶震相在斷層研究中的應(yīng)用。滕吉文院士在歸納21世紀(jì)地球物理學(xué)研究面臨的機(jī)遇、發(fā)展和挑戰(zhàn)時，將斷層導(dǎo)波與斷層愈合以及斷層深部介質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境的研究列為最主要的12個前沿課題之一(滕吉文，2007)。綜合最新的研究成果看，除了對斷層帶首波和圍陷波的性質(zhì)及其反映的斷層結(jié)構(gòu)的深入分析以外，有關(guān)對斷層帶震相的研究還有以下幾個發(fā)展趨勢:

(1)更加詳細(xì)的震相識別與分析。

由于斷層結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性，波在斷層帶內(nèi)的傳播過程也十分復(fù)雜。圍陷波類似于水平層介質(zhì)中的地表Love波，Malin等(1996)發(fā)現(xiàn)波在斷層帶內(nèi)傳播時還可能出現(xiàn)運(yùn)動和衰減特性類似于地表Rayleigh波的波列，并命名為“FR”震相。該震相對介質(zhì)的P波和S波速度敏感，它的出現(xiàn)意味著P波和S波的不同程度的下降，并伴有介質(zhì)體積模量的較大變化，初步分析認(rèn)為這可能與流體在地震破裂中的作用有關(guān)(Malin et al，1996)。

(2)綜合多個震相的高精度震源定位和斷層結(jié)構(gòu)分析。

斷層低速帶作為地殼內(nèi)的低速體，地震波在地殼傳播過程中會在其邊界發(fā)生反射、折射、衍射等現(xiàn)象。除了前面所說使用斷層首波、圍陷波的例子(Bennington et al，2013，Hough et al，1994)外，Li等(2007)分析了斷層反射波，認(rèn)為該震相更加穩(wěn)定，更易區(qū)分，其到時和振幅信息對斷層帶的結(jié)構(gòu)提供了更進(jìn)一步的約束;Yang等(2010、2011)以及Bennington等(2013)綜合使用直達(dá)波和斷層低速帶的反射波或繞射波，利用相對振幅和走時差來推斷斷層低速帶的傾角和下限深度，進(jìn)一步約束斷層和圍巖的速度差異。另外，Cochran等(2009)使用到時、圍陷波和InSAR資料進(jìn)行聯(lián)合分析，Ozakin等(2012)使用遠(yuǎn)震到時，也分別取得了斷層帶的有關(guān)屬性。

(3)斷層帶的各向異性分析

已知地殼介質(zhì)內(nèi)有序排列的裂隙會產(chǎn)生可觀測的各向異性傳播特征，如走時延遲和S波分裂。高度破碎的斷層帶巖石在傳播地震波時，各向異性的效應(yīng)可能更加明顯。Leary等(1987)較早地檢查了斷層帶的各向異性，此后在全球不同地區(qū)的斷裂帶相繼開展了類似研究，如美國加州圣安德烈斯斷層(Aster，1990;Zhang et al，1994;Karageorgi et al，1997;Cochran et al，2003、2006)、臺灣集集地震破裂帶(Liu et al，2004、2006)以及土耳其安納托利亞斷裂帶(Peng et al，2004、2006)等。

斷層內(nèi)裂隙更加有序的排列可能影響P波和S波的傳播，在平行斷層和垂直斷層方向分裂出快慢波。近年來，地震學(xué)家注意到對斷層各向異性和斷層帶特有震相進(jìn)行綜合分析，有可能得到有關(guān)斷層性質(zhì)的更深入細(xì)致的結(jié)果(Cochran et al，2003、2006;Liu et al，2004、2006;Peng et al，2004、2006)。Nakamura等(2006)通過數(shù)值試驗研究了斷層帶地震波場的各向異性效應(yīng)，結(jié)果顯示慢剪切波及其反射波的震相和時間延遲與斷層帶的各向異性度成正比;并且不同類型的震源受斷層速度結(jié)構(gòu)和各向異性度影響的相對程度不盡相同。

(4)在其他低速結(jié)構(gòu)中的應(yīng)用

斷層帶震相同樣可以作為研究其他低速結(jié)構(gòu)內(nèi)介質(zhì)性質(zhì)的重要工具，例如在火山或地?zé)釄龅?，由于介質(zhì)性質(zhì)的差異更加明顯，類似斷層帶震相的應(yīng)用將更加便利和有效(Ben-Zion，1998)，Lou等(1997)通過模擬微震的斷層帶導(dǎo)波估計了地?zé)釄龅厮俣冉Y(jié)構(gòu)。另外的應(yīng)用如前面所提到的對板塊消減帶(Hori et al，1985;Shapiro et al，1998、2000)和地幔柱(Julian et al，2010)的研究等都有望取得突破性的進(jìn)展。