区域典型震相特征和提取方法研究

发布时间：2020-10-31 05:21

　　 地震波数据为地球内部结构探测与震源过程研究提供了关键资料。其中,区域范围的初至波Pn和振幅大的面波具有高信噪比、易于识别的特点,二者包含丰富的地壳与上地幔信息,得到了广泛应用。然而,传统的Pn研究主要利用到时信息,其波形信息挖掘尚不充分;面波研究则主要基于震源-台站和台站-台站之间的频散或振幅信息,路径的空间覆盖有待改善。本文进一步挖掘了 Pn波信息,分析了 Pn波形与壳幔过渡带速度结构的关系;对地震事件间的瑞利面波开展了研究,讨论了地震事件间的面波经验格林函数的提取方法和可靠性。在此基础上,本文分析了单震相和多震相的优势与不足,探索了多震相(地壳多次波)在速度结构和震源参数研究中的作用。本文通过理论测试探究了壳幔过渡带对Pn波的影响,发现正梯度壳幔过渡带的变宽会使宽频带位移图中的Pn波从阶梯状向脉冲状转变,振幅比和脉冲指数的分析表明,Pn波能有效约束壳幔过渡带速度结构。在此基础上,我们对2012年7月的Mw 4.8扬州地震和2016年9月的Mw 5.1 Gyeongju地震的Pn波进行了分析,利用Pn波的形态特征约束了中国东部和朝鲜半岛南部的壳幔过渡带结构,为苏鲁造山带在朝鲜半岛延伸方式的研究提供了深部依据。研究结果显示,杨子板块南部的壳幔分界面比较尖锐,而北部可能存在6-10 km的壳幔过渡带;朝鲜半岛南部的壳幔分界面也比较尖锐,与扬子板块南部的更接近。该结果表明,苏鲁造山带可能沿着朝鲜半岛的京畿地块北部延伸。青藏高原东缘的龙门山断裂带结构复杂、构造活跃、地震丰富,为地震事件间的面波经验格林函数研究提供了重要条件。本文探讨了台站分布、地震定位、发震时刻和震源机制解等因素对结果准确性的影响。理论测试表明,使用平稳相近似时,台站与地震连线方位角夹角不宜超过20度。地震水平位置和发震时刻误差会使地震连线方位角和反方位角的瑞利波群速度分为高低速的两支。可靠的地震间面波经验格林函数也依赖合适的震源机制解,逆冲类型的地震对应的结果较稳定,走滑地震需选择合适的方位角,避免较强体波信号的干扰。此外,不同方位角的互相关函数一致性对比显示,研究区复杂的三维结构可能导致地震间经验格林函数不稳定。该研究表明,在合适的震源机制解、台站分布、准确的发震时刻和水平定位条件下,一维结构较好的地区可以根据波形干涉提取出较可靠的地震间面波经验格林函数,而对于三维结构比较复杂的地区,得到准确的结果具有较高的难度。单震相特征清晰,易聚焦于研究的问题,也为多震相的研究奠定了基础。合适的多震相组合能对震源和结构的研究提供更多约束,提高地震射线空间覆盖,或提供多方面的依据对结果进行检验。松原地区复杂的沉积层结构和稀疏的台站分布增加了中强地震深度测定的难度,本文尝试通过多震相对该地区地壳浅层速度结构和震源深度进行约束,得到了初步的研究结果。初至震相及后续多次波震相振幅特征显示,松原地区前郭震群的震源深度主要分布于沉积层内或沉积层底部附近。更加精细的研究需要考虑研究区复杂的三维结构、地震机制解和浅地表衰减因子分布等因素,结合三维合成图工具和多分量地震波记录进行分析。综上,本文结合地震波观测数据和理论合成图,对区域典型震相Pn、瑞利面波和地壳浅层多次波进行了研究。从Pn波形态中挖掘了更多信息约束壳幔过渡带速度结构,对地震间面波经验格林函数的提取与可靠性的探讨,深化了对该方法优势和局限性的认识,单震相优势和不足的分析与多震相探究,为震源和结构的研究提供了进一步的思路。
【学位单位】：中国科学技术大学
【学位级别】：博士
【学位年份】：2020
【中图分类】：P315;P631.4
【部分图文】：

第１章绪论????？？?ｊ???Ｒａｙｉｅｉｇｈ???ｓＰ?ＰＰ／ｆ＞ｃＰ?ｈＳ?ｓＳ?５Ｓ／ＳｃＳ?＿?Ｈ??４命卩?｜知?Ｅａｒｔｈｌｙ????ｐＰ?ｐＰＰ?５?Ｒａｙｌｅｉｐｈ?＇＊ｎＶ?＾Ｓｙ?／??＇?Ｐ?ｗａｖｅ???＼?＼?，?，＊?，??Ｉ?５?ｗａｖｅ?……?＇？／Ｎ．?，，’?的??ｊ?Ｓｕｒｆａｃｅ?ｗａｖｅ??，?，＊??０?５?１０?１５?Ｍａｎｔｌｅ＾??Ｔｉｍｅ?（ｍｉｎ）?＾＾〇ｒｅ??图１．１地展记录与各震相传播路径示例图（Ｓｈｅａｒｅｒ，?２００９）??左图为地震观测记录的波形，可见多个呈现不同特征的震相，右图为各震相射线路径。??震时刻和空间位置也是人们所关注的问题，从Ｐ波和Ｓ波走时定位（Ｋｅｎｎｅｔｔ＆??Ｅｎｇｄａｈｌ，?１９９１），到相对到时定位（Ｗａｌｄｈａｕｓｅｒ＆?Ｅｌｌｓｗｏｒｔｈ，?２０００；?Ｔｈｕｒｂｅｒｅｔａｌ．，?２００６；??魏星等，２０１９），减小发震时刻对定位结果的影响，再到近远震体波和面波波形拟??合反演（Ｚｈａｏ?＆?Ｈｅｌｍｂｅｒｇｅｒ，?１９９４；?Ｚｈｕ?＆?Ｈｅｌｍｂｅｒｇｅｒ，?１９９６；陈伟文等，２０１２；?Ｊｉａ?ｅｔ??ａｌ．，?２０１７），其中Ｊｉａ?ｅｔ?ａｌ．?（２０１７）在使用波形拟合的同时，还加入了瑞利波振幅谱??来约束震源深度。结合深度震相的研宄与应用，地震的水平位置和深度测定精度??逐渐提高（Ｎｙｂｌａｄｅ?＆?Ｌａｎｇｓｔｏｎ，?１９９５；?Ｍａ，２０１０；韩立波和罗艳，２０１２；罗艳等，??２０１３；李启雷等，２０１６；?Ｈｅ?ｅｔａｌ．，２０１９）。地震位

?ｗａｖｅｎｕｍｂｅｒ）方法是常用的效率较高的计算一维层??状模型理论地震图的方法，本文使用该方法来计算并合成理论地震图。在理论地??震记录中，Ｒ和Ｚ分量均可观测到特征相似的Ｐｎ波，而在实际观测数据中，Ｚ??分量的Ｐｎ波往往表现出更高的信噪比，因此，本文选择Ｚ分量的地震波形进行??分析。为了提高计算效率且便于Ｐ波的观测，计算格林函数时震源选为爆炸源。??震源深度参照地球内部天然地震的平均深度设置为１０?ｋｍ?（Ｓｃｈｏｌｚ，１９９８）。??本文首先对均匀地壳加半空间地幔模型进行计算（图２．１（ｂ）），所得宽频带（相??当于低通滤波至１０?Ｈｚ）理论位移图如图２．１（ｃ）所示，图中波形按Ｐｎ的理论到时??进行对齐。从图２．１（ｃ）可以看出，Ｐｎ之后还有两组波列，根据理论到时判定为Ｐｇ??和ＰｍＰ。当震中距为１４０?ｋｍ时，Ｐｎ波与后续的Ｐｇ波部分重叠，但是随着震中??距的增加，Ｐｎ与Ｐｇ波的到时差逐渐增加，在震中距为２００?ｋｍ时，Ｐｎ相对于Ｐｇ??而言到时提前超过２ｓ，可清晰辨认。为了避免Ｐｇ的影响，本文选择震中距超过??２００ｋｍ的台站对Ｐｎ波进行观测。当壳幔过渡带为平坦的速度跳变面时，宽频带??位移图中Ｐｎ波呈现阶梯状。??，、?．ｓｔａｔｉｏｎ??⑷?＾—??ｓｏｕｒｃｅ＾＾?？??＼?Ｘ?Ｐｎ??ｃｒｕｓｔ?＼．．．．．．．＇?？．．．．ＰｍＰ?／??ｍａｎｔｌｅ??（ｂ）?ｎ?（ｃ）?Ｐｎ?Ｒ５??１?ｒ＂＂＝?ｐｉ２〇－＾￣??＾?２０?－?Ｓ－?１８０ｋｍ?＾??ｌ３０＿ｈ?—￣?ｕ＂??Ｓ＝：?Ｓ?Ｐ?：?—ｍ??６〇－?－?￣ｎ?一－???Ｉ?Ｉ?｜

Ｔｉｍｅ（ｓ）??３?４?５?６?７?８??ｖｅｌｏｃｉｔｙ｛ｋｍ／ｓ）??（ｃ）?ｄｕｒａｔｉｏｎ＝０．５?ｓ?ｄｕｒａｔｉｏｎ＝１．０?ｓ?ｄｕｒａｔｉｏｎ＝２．０?ｓ??ｉ?Ｉ?｜?ｌｌｉ?ｉ?｜?ｉ?ｉ?ｉ?ｉ?｜?ｉ?ｉ?Ｉ?＂Ｔ？Ｔ￣｜，?ｉ?ｉ?ｌ＂￣ｉ?ｉ?ｉ?＞?ｉ?ｊ?？?ｉ?ｉ?ｉ?｜?ｉ?ｉ?ｉ?ｉ?｜?ｉ?ｉ?＊??４３?４４?４５?４３?４４?４５?４３?４４?４５??Ｔｉｍｅ（ｓ）?Ｔｉｍｅ（ｓ）?Ｔｉｍｅ（ｓ）??图２．２壳幔过渡带正梯度模型与Ｐｎ波形态关系图??其中，（ａ）壳幔过渡带厚度为０？１０?ｋｍ的速度模型；（ｂ）壳幔过渡带不同厚度情况对应??的Ｐｎ波波形，颜色与（ａ）中的同色的速度模型对应；（ｃ）不同震源持续时间下，壳幔??过渡带厚１０?ｋｍ与０?ｋｍ时的Ｐｎ波对比图。??Ｄｕｒａｔ？ｏｎ＝〇．５ｓ??（ａ）?．?（ｂ）?＇?！?＾?！?＇?＇??ｐｅａＫ?１７?？．＊＊？?＊Ｈ＊４ｋｍ?Ｈ？￡ｋｍ??Ａ?？＿§?１６?－?？？二??？〇?＊＊？＊’一？＊？？＊＊＊＊—？，—？？《？？？＊＊？？一??＂ＴＴ＂－Ｃ８?＾?２?＊＊?＊ｘ＜＊＊＊？，?＊?＊？：？＊？?？；，＊？＊＊ｘ．ｉ，：＇＊？＊＊＊４＊＊＊＊＊＊＊＊?＊＊＊？＊＊＊？＊？，？？?＊？??〇?１?２??Ｔｉｍｅ－ＴＰｎ（ｓ）?，？：二：：二一―７一：：．１??２００?２￥０?３Ｃ？?３５０?４００?４５０?５００??ｄｉｓｔａｎｃｅ（ｋｍ）??（ｃ）?Ｄｕｒａｔｉｏｎ：?１ｓ?（ｄ）?Ｄｕｒａｔ？ｏｎ＝２ｓ??１４．?１?！￣．
【参考文献】

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本文编号：2863500