地壳与上地幔探测的主要地震学方法课件.ppt

1、地震学的主要研究方法介绍地震学的主要研究方法介绍一、接收函数方法一、接收函数方法接收函数是根据三分量地震数据计算得到的一个时间序列，它反映了近接收器下方地球介质的响应特性。接收函数波形是地震台站下方介质扰动所导致的Ps转换波的组合。对接收函数的振幅和到时进行模拟，可以给出台站下方介质非常重要的约束信息。一般情况下，我们将地球介质近似为水平层状介质，这种情况下，远震体波远震体波穿过地幔，以基本保持不变的水平相速度入射到接收穿过地幔，以基本保持不变的水平相速度入射到接收台站下方时，会在每个速度界面产生透射和强弱不等台站下方时，会在每个速度界面产生透射和强弱不等的转换波震相以及地表与各速度界面之间的

2、多次反射的转换波震相以及地表与各速度界面之间的多次反射震相。震相。远震在接收介质中的传播射线路径示意图及接收响应接收函数中各个震相的振幅取决于入射接收函数中各个震相的振幅取决于入射P P波的入射角波的入射角及产生及产生PsPs转换波及多次转换波（转换波及多次转换波（PsPs,PpSs,PpPsPsPs,PpSs,PpPs）的速度差异的强弱。的速度差异的强弱。转换震相和多次震相的到时取决于如下的因素：速度转换震相和多次震相的到时取决于如下的因素：速度界面的深度，速度界面与地表之间界面的深度，速度界面与地表之间P P波与波与S S波的速度，波的速度，P P波入射角或射线参数。波入射角或射线参数。P

3、 P波之后的后续震相的相对振幅及频率成分取决于速波之后的后续震相的相对振幅及频率成分取决于速度转换带的性质，比如速度变化是平缓还是突变？度转换带的性质，比如速度变化是平缓还是突变？接收函数提取接收函数提取 tEtStItDtEtStItDtEtStItDTTRRVVLangston1979Langston1979：震源等效化：震源等效化远震事件：远震事件：如果三分量地震仪的脉冲响应一致如果三分量地震仪的脉冲响应一致:)(tEV tStItDV)()()()()()()()()()()()(VTTTVRRRDDSIDEDDSIDE接收函数数据处理流程：接收函数数据处理流程：1 1、数据格式转换、

4、数据格式转换将将seedseed格式的数据或格式的数据或ReftekReftek格式的数据转换为格式的数据转换为sacsac格格式，需要在式，需要在LINUXLINUX下进行。下进行。2 2、地震事件选取、地震事件选取选择震中距在选择震中距在30309595、震级大于、震级大于5.55.5的地震事件。的地震事件。3 3、低通滤波、低通滤波对地震事件进行对地震事件进行5Hz5Hz的低通滤波。的低通滤波。5Hz低通滤波0.25Hz低通滤波0.1Hz低通滤波4 4、截取、截取P P波波形波波形一般截取一般截取P P波到达之前波到达之前2020秒、到达之后秒、到达之后8080秒进行计算。秒进行计算。5

5、 5、坐标旋转、坐标旋转将将N-SN-S、E-WE-W分量旋转到分量旋转到R R、T T分量。分量。PsPs转换波在转换波在R R分量上振幅最强。分量上振幅最强。6 6、接收函数计算、接收函数计算一般采用频率域反褶积方法计算。一般采用频率域反褶积方法计算。7、接收函数的筛选、接收函数的筛选接收函数的筛选过程实质是剔除坏数据的过程接收函数的筛选过程实质是剔除坏数据的过程筛选原则筛选原则：接收函数的直达：接收函数的直达P P波幅值要明显，波幅值要明显，Ps Ps转换震相相对清晰，高频干扰较小转换震相相对清晰，高频干扰较小。8 8、接收函数动校正、接收函数动校正把来自不同射线参数的地震事件的把来自不

6、同射线参数的地震事件的PsPs转换震相时间延迟校正转换震相时间延迟校正到同一参考射线参数的到同一参考射线参数的PsPs转换震相到时上。转换震相到时上。接收函数的主要用途：1 1、时深转换、时深转换太平洋俯冲带地区上地幔结构太平洋俯冲带地区上地幔结构2 2、接收函数偏移成像、接收函数偏移成像3 3、地壳厚度和泊松比变化、地壳厚度和泊松比变化4 4、S S波速度结构的反演波速度结构的反演二、利用背景噪声研究地下结构二、利用背景噪声研究地下结构 地震噪声是由多种不同的地震噪声是由多种不同的,空间分布互不相空间分布互不相关的连续源所产生的杂乱的记录关的连续源所产生的杂乱的记录,是一种平是一种平稳随机过

7、程稳随机过程,并且没有确定的相谱并且没有确定的相谱.最近的科学研究表明，噪声中包含有大量有最近的科学研究表明，噪声中包含有大量有用的信息，是完全可以利用的。用的信息，是完全可以利用的。通过对长时间段内的噪声进行互相关运算通过对长时间段内的噪声进行互相关运算,可以提取接收点间的格林函数可以提取接收点间的格林函数.其实验证其实验证明已经在太阳地震学和声学领域给出明已经在太阳地震学和声学领域给出,在海在海洋声学以及地震学中开始初步应用洋声学以及地震学中开始初步应用.本文主要介绍其在地震学领域中的发展本文主要介绍其在地震学领域中的发展.通过对地面上两个地震台站记录的背景地通过对地面上两个地震台站记录的

8、背景地震噪声信号在长时间段内进行互相关运算震噪声信号在长时间段内进行互相关运算,提取格林函数提取格林函数,从而进行地震成像从而进行地震成像,获取对获取对地下结构的认识地下结构的认识.背景噪声成像方法流程图叠加时间长度对相叠加时间长度对相关结果的影响。瑞关结果的影响。瑞利面波的出现随着利面波的出现随着时间序列叠加的增时间序列叠加的增长而趋于明显。长而趋于明显。面波的频散特征：不同周期的波有着不同的传播速度，长周期的波快于短周期的波。Crust and Lithosphere:Multi-resolution surface wave tomographySeismic interferometr

9、y estimate data from background“noise”背景噪声成像研究结果背景噪声成像研究结果16秒的瑞利面波群速度分布图于沉积层厚度的对比秒的瑞利面波群速度分布图于沉积层厚度的对比3636秒的瑞利面波群速度分布图与地壳厚度的对比秒的瑞利面波群速度分布图与地壳厚度的对比青藏高原不同深度青藏高原不同深度S S波速度结构波速度结构三、体波走时层析成像三、体波走时层析成像Dapeng Zhao,Akira Hasegawa and Hiroo Kanamori.Deep structure of Japan subduction zone as derived from loc

10、al,regional and teleseismic events.Journal of Geophysical Research,1994,99(B11):22313-22329.应用新的全球地震层析成像方法(Zhao,2001,PEPI),采用多种震相(P、PP、pP、PcP、Pdiff)初始速度模型初始速度模型 由标准的IASPEI91模型修改中国大陆三维地幔速度结构中国大陆三维地幔速度结构台站分布台站分布地震分布地震分布 中国大陆及邻区中国大陆及邻区P P波速度扰动平面图波速度扰动平面图(1 1)(Huang&Zhao,JGR,2006)2%0%-2%四、震源四、震源机制机制五、地震

11、定位五、地震定位Hypoinverse2000HypoDDJoint Inversion（Xiaofeng Liang，2009）六、有限频层析成像六、有限频层析成像有限频率层析成像技术：最近几年沈旸及其科研团队利用有限频率地震波的敏感核开发了一种新的层析成像技术。这是过去20年来地震层析成像技术研究和开发领域上取得的一个重大突破，从而使这一技术不再依赖于传统上的射线理论。射线理论只对于无限频率假设才成立，而观测到的地震波都是有限频率的。这种新方法可以考虑波阵面复原以及其它地震波的绕射效应。结果显示，这一技术对于地震结构的成像有非常大的改善，可以应用于从勘探到地震灾害研究等各种层析成像领域。Finite Frequency TomographyYang Ting,2006,EPSL七、各向异性研究七、各向异性研究Silver and Chan,1991横波分裂横波分裂方位各向异性径向各向异性Rayleigh波群速度横向不均匀性和波群速度横向不均匀性和方位各向异性图像方位各向异性图像