震源机制解的“沙滩球”图示
震源机制解
（°）
40.90
40.44 40.40 39.69 40.16 40.83 40.64 39.59 39.96 40.37 39.66 40.10 40.08 40.94 41.19 47.85 45.54 60.94
地心
F — 震源；O — 震中；S1, S2, … , Sn — 观测点
近震射线、远震射线与投影球面的关系
S2 O S3 S4 S1
至…
远震射线
近震射线
F
至 Sn-1
至 S5
至 Sn
近震射线大多穿过上半球面，远震射线多数穿过下半球面
上半球射线的投影方法
N
S1 上半球射线 i1
W S1′ S N S2′
辐射图案与各个方位上地震波波形的对应关系
Hale Waihona Puke 0°y0°30°
60°
90° 90° 120°
270°
x
180°
150° 180°
倾斜节面（断层面）与水平面的交切
节面 a、b 将两者的法 平面分割为四个象限。 P波初动在法平面内呈 对称的四象限分布。
节面 a、b 倾斜正交
a
c b
c
b
节面 a、b 与平面 c 相 交，将平面 c 划分为四 部分，P波初动在水平 面内也呈对称分布。
－Pn
＋Pn －Pn Pn ＋Pg Pg ＋Pg ＋Pn ＋Pn ＋Pg －Pg －Pg －Pg －P －P －P －P ＋P
2019年巴基斯坦新米尔普尔M_(W)6.0地震的同震形变场与断层滑动分布反演
关键词 巴基斯坦地 震 同 震 形 变 场 断 层 滑 动 分 布 发 震 构 造 喜 马 拉 雅 主 前 缘 逆 冲 断 裂
次级断裂
中 图 分 类 号 ：Ｐ３１５２
文 献 标 识 码 ：Ａ
文 章 编 号 ：０２５３－４９６７（２０２１）０３－０６００－１４
０ 引言
２０１９年 ９月 ２４日 １１时 ０１分（ＵｎｉｖｅｒｓａｌＴｉｍｅＣｏｏｒｄｉｎａｔｅｄ，ＵＴＣ），巴基 斯坦北 部距 新米尔 普尔（ＮｅｗＭｉｒｐｕｒ）７ｋｍ 处 发 生 ＭＷ６０地 震。美 国 地 质 调 查 局 （ＵｎｉｔｅｄＳｔａｔｅｓＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ， ＵＳＧＳ）利用远场地震波数据进 行 测 定，给 出 的 地 震 震 中 位 于 （３３０７８°Ｎ，７３７９４°Ｅ），震 源 深 度为 １１５ｋｍ（表 １）。
利用区域或远场地震数据可以 反 演 出 中 强 地 震 的 震 源 机 制，用 于 分 析 目 标 地 震 的 断 层 特
６０２
地 震 地 质
４３卷
图 １ ２０１９年 １２月 ２４日巴基斯坦新米尔普尔 ＭＷ６０地震周边构造背景图
Ｆｉｇ．１ ＴｅｃｔｏｎｉｃｂａｃｋｇｒｏｕｎｄｏｆｔｈｅＭＷ ６０ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｉｎＮｅｗＭｉｒｐｕｒ，Ｐａｋｉｓｔａｎ，２４Ｄｅｃｅｍｂｅｒ，２０１９．
质 ，４３（３）：６００— ６１３． ＪＩＡ Ｒｕｉ，ＺＨＡＮＧＧｕｏｈｏｎｇ，ＸＩＥＣｈａｏｄｉ，ｅｔａｌ．２０２１．ＣｏｓｅｉｓｍｉｃｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｆｉｅｌｄａｎｄｆａｕｌｔｓｌｉｐｍｏｄｅｌｏｆｔｈｅＭＷ６．０Ｐａｋｉｓｔａｎｅａｒｔｈ
ｑｕａｋｅｃｏｎｓｔｒａｉｎｅｄｂｙＳｅｎｔｉｎｅｌ－１Ａ ＳＡＲ ｄａｔａ［Ｊ］．ＳｅｉｓｍｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｌｏｇｙ，４３（３）：６００— ６１３．
地震的震源机制由断层的走向
2、公式推导及理论分析
SSSC准则及其优点 SSSC假设 Wallace–Bott hypothesis的局限 SSSC的不变性 SSSC的力学意义
SSSC准则及其优点
确定地震构造机制的突出困难在于反演分析中的非线性或离散 以及辅助面的选择问题。 SSSC准则可以避免辅助面的选择问题 SSSC准则: SSSC(slip shear stress component) 滑移剪切应力分量 对一对辅助面来说是相同的 SSSC准则有两个优点： 1.不需要对辅助面进行选择。 2.可以得到完全解析的表达式， 因而可用于大数据量的计算， 节省计算时间。
SSSC的不变性
考虑如下图的一对辅助面，有 由于s1平行于n2， s2平行于n1，上式 可改写为： 上式的两个分式是相同的。也就是 说，给定应力张量和双力偶震源 机制，对一对辅助面来说，SSSC 是相同的。因此，在使用SSSC时 无需对辅助面进行选择。 对一对辅助面，SSSC可变为
s i cosi (i 1,2)
地震断层及震源机制
地震是由介质破裂引 起的断层滑动造成的 。为了定量的描述震 源，我们必须知道断 层的几何参数以及断 层滑动的细节。 地震的震源机制由断 层的走向 ，倾角 ，滑动角 以及断层 的位错量D（滑动矢 量的绝对值）来描述 。
地震矩与辅助面
震源位错理论表明，地震的剪切位错源等价于无矩双力偶 力系分布。整个位移场是断层面上所有无矩双力偶的线 性叠加。如果震源可近似为点源（远震，震源的尺度比 观测的地震波波长小得多），剪切位错源等价的无矩双 力偶矩张量（地震矩张量）为
地球物理反演理论
武汉大学 测绘学院 地球物理反演理论课程组
地球物理大地测量(联合)反演理论与应用之二
震源机制解
三、P波的四象限分布 在地震学的早期研究中，人们就 已注意到P波到达时地面的初始振动有 时是向上的,有时是向下的。20世纪的 10～20年代，许多地震学者在日本和 欧洲的部分地区几 乎同时发现，同一 次地震在不同地点 的台站记录,所得的 P波初动方向具有四 象限分布特征。
地表垂直向地震仪记录P震相的初始 振动方向:向上的,记为正号；向下的，记 为负号。正号P波是压缩波,因为这种波的 到达使台站受到来自地下的一个突然挤压， 台基介质体积发
十一、求解方法
1、P波初动法 2、P波S波振幅比方法 （根据震源理论，在均匀各向同性介质 中，双力偶震源幅射的远场地震波位移 分量表达式，利用振幅的相对大小，可 算出P、T、B轴方位）3、其它方法（例 如在频率域分析P波或S的振幅谱低频幅 值等）
M
上式表述的是双力偶震源辐射的远场地震波位移在观测点 P(r ,θ,Φ)处的分量表达式,ρ为岩石密度,r表达位移的点至震源 的距离, 是双力偶中一个力偶强度随时间的微商 M P波与S波振幅比反演震源机制的方法 振幅比的幅射花样随空间方位的变化比单种波的辐射花样要强 烈得多.从此意义来说,只要有正确的观测振幅比,且观测值归算 至震源球面上后的位置正确的话,振幅比观测对震源机制参数有 较强的约束力.但用振幅比测定震源机制解时,只能求出两节面 的空间位置,不能确定可能断层面的运动特性,还须借助至少一 个P波初动.
近震震源球示意图
远震震源球示意图
只要记录足够多，且台站对应点在震源 球面上的分布范围足够广，则总可找到两个 互相垂直的大圆面将震源球面上的正、负号 分成四个部分,即四象限, 这两个互相垂直的 大圆面称为 P波初动的节面，节面与地面的 交线称为节线，节面上P 波初动位移为零。二节面 之一 (AA′)与地震的断 层面一致，而另一个面
2023年11月—2024年2月中国大陆地区犕≥4．0地震震源机制解测定
梁姗姗，邹立晔，刘艳琼，等. 2023年11月—2024年2月中国大陆地区M ≥4.0地震震源机制解测定[J]. 地震科学进展,2024, 54(3): 229-236. doi:10.19987/j.dzkxjz.2024-036Liang S S, Zou L Y, Liu Y Q, et al. Determination of focal mechanism solutions of the earthquakes with M ≥4.0 occurred in the mainland of China during November 2023 to February 2024[J]. Progress in Earthquake Sciences, 2024, 54(3): 229-236. doi:10.19987/j.dzkxjz.2024-036地震科学数据应用2023年11月—2024年2月中国大陆地区M ≥4.0地震震源机制解测定梁姗姗※ 邹立晔 刘艳琼 任 枭（中国地震台网中心，北京 100045）摘要 本文利用中国地震台网记录的宽频带波形资料，采用近震全波形反演方法得到2023年11月1日—2024年2月29日发生在中国大陆地区的M ≥4.0共62次地震震源机制解。
结果显示逆断型45次，走滑型13次，正断型3次，未知型1次。
关键词 震源机制；震源参数；乌什M S 7.1地震中图分类号：P315.3+3 文献标识码： A 文章编号: 2096-7780(2024)03-0229-08doi ：10.19987/j.dzkxjz.2024-036Determination of focal mechanism solutions of the earthquakes with M ≥4.0occurred in the mainland of China during November 2023 to February 2024Liang Shanshan, Zou Liye, Liu Yanqiong, Ren Xiao (China Earthquake Networks Center, Beijing 100045, China)Abstract In this paper, the regional full waveform inversion using the broadband waveforms recorded by China Seismic Network were conducted, and the focal mechanism solutions of the 62 earthquakes with M ≥4.0 occurred in the mainland of China during November 2023 to February 2024 were obtained. The types of these focal mechanism solutions show 45 reverse faulting, 13 strike-slip faulting, 3 normal faulting and 1 odd earthquakes.Keywords focal mechanism; source parameters; Wushi M S 7.1 earthquake0 引言据中国地震台网测定，北京时间2023年11月1日0时—2024年2月29日24时，中国大陆地区共发生M ≥4.0地震71次（表1）。
Fmplot程序使用说明
Fmplot程序使用说明
蒋长胜
中国地震局地球物理研究所
北京市海淀区民族大学南路5号，100081
1、程序功能
基于matlab编制的fmplot程序主要用于根据给定的一组段层面解结果，画出震源机制解“沙滩球”。
2、程序的运行
主程序为fmplot.m，其余为调用的子程序，输入参数为一组断层面解[strike, dip, slip]。
运行时，可在matlab命令窗（command window）中输入：“fmplot（strike, dip, slip）”即可。
3、其它说明
（1）如需将生成的fig图件转存成特定分辨率的矢量图，可在命令窗中输入：
“print 图件名称.eps –depsc2 –r300”
或“pring 图件名称.tif –dtiff –r300”
即可输出eps格式矢量图或分辨率300dpi的TIFF格式标量图 （2）本程序中部分子程序来自中国地震局地球物理研究所许力生研究员编制的QuickMT程序，将本程序用于发表论文，建议致谢中对许力生研究员表示感谢。
第一部分基本知识和理论第五章地震观测数据的应用(测震数据)
因此，对于剪切错动源，地震矩张量的6个独立分量中只
有4个是真正独立的。这等价于用 数加上M0来表示剪切错动源。
ФS、δ、λ这三个断层参
在上式中的标量M0称作标量地震矩，简称地震矩。地震矩与断层面 面积A和断层面上的平均位错D成正比：
M0 DA
式中为震源区介质的剪切模量。
事例之一（美国地调局快速矩张量解）
事例之二（中国地震局矩张量解）
本节需要了解的震源理论
(1) 震源模型与地震矩张量表示方法 (2) 地震断层与震源机制解 (3) 震源谱与相关的震源参数
（一）震源模型
天然地震是由于地球介质承受应力的能力骤然降低而自 然地发生于地球介质内的一种快速破裂现象。
一般情况下
135° 右旋走滑
180° -180°
-135°
逆断层 90°
-90°
45°
左旋走滑 0°
-45°
正断层
对于δ剪和切滑错动动角源λ，有地如震下矩关张系量：与描述断层错动的走向ФS、倾角
M11Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
M22Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
双力偶点源与剪切错动源的等价性
在均匀弹性介质中，若在一个小的平面断层上发生一 个突然的纯剪切错动（没有垂直于断层面的突然位 移），则会产生地震波辐射，这样的剪切错动源产生 的远场（震源距>>震源尺度）地震波与在震源处突然 有一个双力偶的作用产生的地震波相同，即剪切错动 源与双力偶点源在产生远场地震波的意义上是等价的。 因此，当可将震源近似看成点源时，双力偶点源模型 就成为描述剪切错动源的常用模型。利用双力偶点源 模型可以求出描述断层错位的参数ФS、σ、λ，此即 地震的断层面解（震源机制解）。
正交各向异性介质中的剪张源震源机制与矩张量特征
正交各向异性介质中的剪张源震源机制与矩张量特征唐杰;温雷;王浩;张文征【摘要】水力压裂区在整体上呈现各向异性特征,深入研究和分析水力压裂区的各向异性参数对震源机制和矩张量的影响成为必要.本文研究了干燥和完全饱水垂直正交裂缝介质的地震波响应特性,通过各向异性介质参数和源张量获得各向异性介质中的微地震矩张量,分析了震源区各向异性对双力偶分量(DC)、补偿线性偶极子分量(CLVD)和各向同性分量(ISO)的影响,并对比了裂缝及其所合流体的特征参数对地震波响应特性的影响效果.研究结果表明:各向异性介质中由于剪张破裂产生的非DC分量依赖于破裂方式、各向异性介质的类型、裂缝参数及断面方向等,干燥裂纹介质中的ISO分量较高,水饱和裂纹介质中产生较高的CLVD分量、而ISO较小;各向同性与各向异性介质中剪张源的远场P波辐射花样存在差异,震源特征和介质各向异性会对地震波走时、极性和振幅产生明显影响.探究水力压裂区各向异性参数对震源机制的影响效果对微地震震源描述具有重要意义.【期刊名称】《石油地球物理勘探》【年(卷),期】2018(053)006【总页数】9页(P1247-1255)【关键词】正交各向异性;微地震;震源机制;地震矩张量;剪张源【作者】唐杰;温雷;王浩;张文征【作者单位】中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛266580;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛266580;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛266580;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛266580【正文语种】中文【中图分类】P6311 引言地壳和上地幔广泛存在着方位各向异性，产生原因包括沉积物分层、微裂纹定向排列以及岩石矿物的结构特征等[1-3]。
各向异性会对震源信号及地震波的传播特征产生明显影响，以往的研究主要针对各向异性介质中的波传播特征分析，而各向异性对于震源信号的影响效果需做进一步分析。
云南通海2018年8月地震序列重定位及震源机制
地 震 地 质
ＳＥＩＳＭＯＬＯＧＹ ＡＮＤ ＧＥＯＬＯＧＹ
ｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０２５３－４９６７．２０２０．０４．００７
Ｖｏｌ．４２，Ｎｏ．４ Ａｕｇ．，２０２０
云南通海 ２０１８年 ８月 地震序列重定位及震源机制
李 通１） 郭 志１） 高 星２）
－１７２９°和 ２０３２°、８４９°、－４５０°，矩震级 ＭＷ５０７；１４日发生的第二次 Ｍ５０地 震 的 ２个 节 面 的 走 向、倾角和滑动角分别为 ２９７０°、６３６°、－１６１５°和 １９８５°、７３５°、－２７７°，矩 震 级 ＭＷ４８９。综 合 分析通海地震序列重定位及震源 机 制 反 演 结 果 可 知，其 发 震 断 裂 可 能 为 ＮＥ走 向 的 明 星 －二 街 断 裂
１）中 国 地 震 局 地 质 研 究 所 ，北 京 １０００２９ ２）中 国 科 学 院 地 理 科 学 与 资 源 研 究 所 ，资 源 与 环 境 信 息 系 统 国 家 重 点 实 验 室 ，北 京 １００１０１
摘 要 文中使用中国地震台网中心地震编目系统、中国地震台网数据备份中心提供的正式观测
０ 引言
据中国测震台网中心测定，２０１８年 ８月 １３日 ０１时 ４４分，云南省通海县发生 Ｍ５０地震， 震中（２４１９°Ｎ，１０２７１°Ｅ）位于云南省玉溪市通海县四街镇附近区域，震 源深 度为 ７０ｋｍ。１４
〔收 稿 日 期 〕 ２０１９－１２－１６收 稿 ，２０２０－０４－２９改 回 。 〔基金项目〕 中国 地 震 局 地 质 研 究 所 基 本 科 研 业 务 专 项 （ＩＧＣＥＡ１７０８）和 国 家 自 然 科 学 基 金 （４１５７４０３６，
地震后，国内外多家机构都在第一时间发布了 ２次 Ｍ５０地震的震源参 数。但相关 研究机 构于公开渠道发布的震源参数主要集中于 ２次 Ｍ５０地 震 的 震 中 位 置、震 源 深 度 和 震 级 大 小， 而 针对 ２次主震的震源机制参数及地震序列重新定位的研究仍然缺乏。研究显示，大多数浅源 地震主要是上地壳岩层断裂引起 的 构 造 地 震，其 余 震 序 列 恰 好 是 在 震 后 断 裂 岩 层 应 力 重 新 调 整过程中于断裂带上相应发生的中、小地震。综合分析、研究地震序列的时空分布及震源 机制 特征，可以加深对发震断层构造活动的认识。为此，本 文利用 中 国 地 震 台 网 中 心 “地 震 编 目 系 统”的正式观测报告、国家测震台网数据备份中心（２００７）和郑秀 芬等 （２００９）提供的观 测资料， 通过双差定位方法和 Ｗ－Ｐｈａｓｅ波 形 资 料 反 演 方 法 研 究 了 ２０１８年 ８月 通 海 地 震 序 列 的 空 间 分 布特征及 ２次 Ｍ５０地震的震源机制，所得结果可为了解此次通海地震的发震构造提供地震学 证据和支持。
地震概论什么的
折射地震走时方程
最初方程为T=(2h-xsin a)/(v1cos i)+(xcos a-2htan i+xsin a tan i)/v2
a为斜面倾角，
利用sin i=v1/v2 可得
化简结果是T=xsin(i-a)/v1+2hcos i/v1
2.震级-频度关系式是指一个地区出现某一震级的频率吗？年发生率中的β是什么东西啊？
震级-频度关系式是指一个地区出现某一震级的频数（就是个数），不能说成频率。β是一个常数（系数）
高速层，各段曲线代表如下，DC：反射波、GC：直达波、DE：首波，曲线GC和DE的交点表示首波在这一点超过直到波而最先到达，从而成为真正意义上的首波。
面波比体波衰减慢、振幅大、周期长、频率低、传播远。在宏观烈度大体相同条件下，处于大震级远离震中的高耸建筑物的震害比中小级震级近震中距的情况严重的多。汶川地震的地震波传到北京体波几乎衰减没有了，只剩下长周期的低频面波，高耸建筑物受低频震荡的影响较大,而低矮建筑受高频震荡的影响较大。北京CBD高耸建筑物多，所以震感强烈,北大却主要是低矮建筑，则没有什么感觉。面波近震不发育，近震主要是体波。
课件7-15%，答案是0-20%，没有问题啊
1、2.7K就是宇宙大爆炸的背景，即火药味，就是“后遗症”的意思，相当于着火的地方有一种烧焦的味道，这是一种推理。
2、我们所说的三角法找震中是个很简单的理论，因为假设震源就在地表而且地震波仅沿直线向四方辐射。如果地震波在地下有比较复杂的反射折射，就不能用SP波间时差来确定震源对一个点的直线位置了，并且要四个台站才能算定出震源参数（三维空间、一维时间）。
震源机制解综述
震源机制解综述1、引言地震学是一门以观测资料为基础的研究地震的成因及其规律已成为地震预报的一种重要手段，它的发展奠定了地震预报的物理基础。
地震震源和地震波传播介质的各种参数在强震前的变化早就被当作地震预测的地震学前兆指标，随着地震预测的深入研究，以及我国“十五”台站数字化改造的完成，我们在进一步研究地震时空强分布特征的同时,加强对地震波的运动学和动力学特征的研究,从中提取震源，我们意识到加强对地震波的运动学和动力学的研究，从中提取震源信息，对增强地震预测的物理基础，提高地震预测的水平是十分必要的。
地震是地球内部物质运动的结果，这种运动反映在地壳上，使得地壳产生破裂，促成了断层的生成、发育和活动。
地震前后的地形变测量和地震波的观测研究等结果确认，天然构造地震是地下岩层的突然错动引起的。
发生错动的岩层可称为地震断层。
断层活动诱发了地震，地震发生又促成了断层的生成与发育，因此地震与断层有密切联系。
地壳中的断层密如织网。
实际地震断层的几何形状可能很复杂，但对多数地震，特别是小地震，作为初级近似，总体上可将地震看成是沿一个平面断层发生的突然错动引起的。
2、前人对震源机制解的研究历程地震震源处地球介质的运动方式。
通常所说的震源机制是狭义的，即专指研究构造地震的机制而言。
构造地震的机制是震源处介质的破裂和错动。
震源机制研究的内容包括，确定地震断层面的方位和岩体的错动方向，研究震源处岩体的破裂和运动特征，以及这些特征和震源所辐射的地震波之间的关系。
对地震震源的研究开始于20世纪初叶。
1910年提出的弹性回跳理论，首次明确表述了地震断层成因的概念。
在地震学的早期研究中，人们就已注意到P波到达时地面的初始振动有时是向上的,有时是向下的。
20世纪的10～20年代，许多地震学者在日本和欧洲的部分地区几乎同时发现，同一次地震在不同地点的台站记录,所得的P波初动方向具有四象限分布。
日本的中野广最早提出了震源的单力偶力系，第一次把断层的弹性回跳理论和P波初动的四象限分布联系起来。
帕米尔-兴都库什深俯冲残留体对410KM间断面起伏形态的影响
第５８卷第１期２０１５年１月地 球 物 理 学 报ＣＨＩＮＥＳＥ ＪＯＵＲＮＡＬ ＯＦ ＧＥＯＰＨＹＳＩＣＳＶｏｌ．５８，Ｎｏ．１Ｊａｎ．，２０１５眭怡，周元泽，王晓冉．２０１５．帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０ｋｍ间断面起伏形态的影响．地球物理学报，５８（１）：１２５ １３３，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１５０１１０．ＳｕｉＹ，ＺｈｏｕＹＺ，ＷａｎｇＸＲ．２０１５．Ｔｈｅｅｆｆｅｃｔｓｏｆｓｔａｇｎａｎｔｓｌａｂｓｏｎｔｈｅｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｆ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｂｅｎｅａｔｈｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈ．犆犺犻狀犲狊犲犑．犌犲狅狆犺狔狊．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），５８（１）：１２５ １３３，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１５０１１０．帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０犽犿间断面起伏形态的影响眭怡１，２，周元泽１，２ ，王晓冉１，２１中国科学院计算地球动力学重点实验室，北京 １０００４９２中国科学院大学地球科学学院，北京 １０００４９摘要 受俯冲残留体影响的４１０ｋｍ间断面起伏形态的研究对于确定地球内部物质构成及地球动力学过程具有重要作用．帕米尔—兴都库什俯冲区域拥有全球少有的中、深源地震，为研究４１０ｋｍ间断面起伏提供了良好的资源．利用日本Ｈｉ ｎｅｔ地震台网和美国ＴＡ台阵记录的帕米尔—兴都库什俯冲区域的６个震源深度为１５４．０～２２０．９ｋｍ、震级为犕ｂ５．６～６．４的中、深源地震的短周期／宽频带波形资料，经过４次根倾斜叠加处理，获得了３６组Ｈｉ ｎｅｔ子台网和ＴＡ记录资料的倾斜叠加灰度图，从中提取了与４１０ｋｍ间断面相关的次生转换震相ＳｄＰ，发现受俯冲残留体影响下的４１０ｋｍ间断面的深度位于３７２～３９８ｋｍ．较之持续俯冲的西太平洋地区海洋岩石圈，研究区域俯冲滞留体对于４１０ｋｍ间断面的相变线的影响要小得多．关键词 帕米尔—兴都库什；４１０ｋｍ间断面；犖次根倾斜叠加ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１５０１１０中图分类号 Ｐ３１５收稿日期２０１４ １０ １１，２０１４ １１ ２８收修定稿基金项目 国家自然科学基金（４１２７４０９２）资助．作者简介 眭怡，博士研究生，主要从事地球内部结构及地震学方面的研究．Ｅ ｍａｉｌ：ｓｕｉｙｉ０７＠ｍａｉｌｓ．ｕｃａｓ．ａｃ．ｃｎ 通讯作者 周元泽，固体地球物理学博士，主要从事地球内部结构与地震波传播及地震信号分析等方面的教学科研工作．Ｅ ｍａｉｌ：ｙｚｚｈｏｕ＠ｕｃａｓ．ａｃ．ｃｎ；ｙｚｚｈｏｕ＠ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ犜犺犲犲犳犳犲犮狋狊狅犳狊狋犪犵狀犪狀狋狊犾犪犫狊狅狀狋犺犲狋狅狆狅犵狉犪狆犺狔狅犳４１０犽犿犱犻狊犮狅狀狋犻狀狌犻狋狔犫犲狀犲犪狋犺狋犺犲犘犪犿犻狉 犎犻狀犱狌犓狌狊犺ＳＵＩＹｉ１，２，ＺＨＯＵＹｕａｎ Ｚｅ１，２ ，ＷＡＮＧＸｉａｏ Ｒａｎ１，２１犓犲狔犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犆狅犿狆狌狋犪狋犻狅狀犪犾犌犲狅犱狔狀犪犿犻犮狊，犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犛犮犻犲狀犮犲狊，犅犲犻犼犻狀犵１０００４９，犆犺犻狀犪２犆狅犾犾犲犵犲狅犳犈犪狉狋犺犛犮犻犲狀犮犲狊，犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犛犮犻犲狀犮犲狊，犅犲犻犼犻狀犵１０００４９，犆犺犻狀犪犃犫狊狋狉犪犮狋 Ｔｈｅｅｆｆｅｃｔｓｏｆｓｔａｇｎａｎｔｓｌａｂｓｏｎｔｈｅｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｆｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｉｓｈｅｌｐｆｕｌｉｎｄｅｔｅｒｍｉｎｉｎｇｔｈｅｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆＥａｒｔｈ′ｓｉｎｔｅｒｉｏｒａｎｄｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｉｎｇｔｈｅｒｅｌａｔｅｄｇｅｏｄｙｎａｍｉｃａｌｐｒｏｃｅｓｓ．Ｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｔａｇｅｓｏｆｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｃａｎｉｎｔｒｏｄｕｃｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｄｍａｔｅｒｉａｌａｎｏｍａｌｉｅｓｏｎｍａｎｔｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓ．ＣｏｍｐａｒｉｎｇｗｉｔｈｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇｓｌａｂｓａｒｏｕｎｄｔｈｅｗｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｒｅｇｉｏｎｓ，ｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｏｃｅａｎｉｃｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅｂｅｎｅａｔｈｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｓｈｏｕｌｄｈａｖｅｌｅｓｓｅｆｆｅｃｔｓｏｎｔｈｅｐｈａｓｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｏｆｍａｎｔｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓ．Ｐａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｉｓａｒａｒｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｒｅｇｉｏｎｗｉｔｈａｌｏｔｏｆｍｉｄ ｄｅｅｐｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓ．Ｂｒｏａｄｂａｎｄ／ｓｈｏｒｔｐｅｒｉｏｄｗａｖｅｆｏｒｍｄａｔａｏｆ６ｅａｒｔｈｑｕａｋｅｓｉｎｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｌａｂｓｂｅｎｅａｔｈＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈ，ｗｈｏｓｅｆｏｃａｌｄｅｐｔｈｓａｒｅｂｅｔｗｅｅｎ１５４．０～２２０．９ｋｍａｎｄｍａｇｎｉｔｕｄｅｓａｒｅｂｅｔｗｅｅｎ犕ｂ５．６～６．４，ｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙＨｉ ｎｅｔｓｅｉｓｍｉｃｎｅｔｗｏｒｋ，Ｊａｐａｎ，地球物理学报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５８卷 ａｎｄｏｎｅｅｖｅｎｔａｍｏｎｇｔｈｅｍｂｙｔｈｅＴＡｓｅｉｓｍｉｃａｒｒａｙ，ＵＳＡ，ｗｅｒｅｐｒｏｃｅｓｓｅｄｗｉｔｈｔｈｅ４ ｔｈｒｏｏｔｓｌａｎｔｓｔａｃｋｍｅｔｈｏｄ．３６ｖｅｓｐｅｇｒａｍｓｄｅｄｕｃｅｄｆｒｏｍｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｗａｖｅｆｏｒｍｄａｔａｆｒｏｍＨｉ ｎｅｔｓｕｂｎｅｔｗｏｒｋｓａｎｄｔｈｅＴＡａｒｒａｙｗｅｒｅｕｓｅｄｔｏｏｂｔａｉｎｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｈａｓｅＳｄＰ，ｔｈｅｎｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｄｅｐｔｈｓａｒｏｕｎｄ４１０ｋｍｗｅｒｅｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄｂａｓｅｄｏｎＩＡＳＰ９１．ＦｏｒｔｈｅＥｖ．４，ｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓｐｉｃｋｅｄｆｒｏｍｔｈｅｖｅｓｐｅｇｒａｍｓｏｆＨｉ ｎｅｔａｔｔｈｅｅｐｉｃｅｎｔｒａｌｄｉｓｔａｎｃｅｓｏｆ４０°～５０°ａｎｄｔｈｅＴＡａｔａｂｏｕｔ９５°ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙｓｈｏｗａｌｍｏｓｔｔｈｅｓａｍｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｄｅｐｔｈｓａｔ３９０ｋｍａｎｄｗｈｉｃｈｍｅａｎｓｔｈａｔｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｄｅｐｔｈｓｆｒｏｍｄｉｆｆｅｒｅｎｔｓｕｂ ｎｅｔｗｏｒｋｓｏｆＨｉｎｅｔａｎｄＴＡａｒｒａｙａｒｅｃｏｎｓｉｓｔｅｎｔ．Ｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆ３６ｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓａｒｏｕｎｄｔｈｅｄｅｐｔｈｏｆ４１０ｋｍｒｅｌａｔｅｄｔｏｐｉｃｋｅｄＳｄＰｐｈａｓｅｓ，ｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｉｓｕｐｌｉｆｔｅｄｔｏｔｈｅｄｅｐｔｈｓｂｅｔｗｅｅｎ３７２～３９８ｋｍａｎｄｈａｓｒｅｌａｔｉｖｅｌｙｃｏｍｐｌｉｃａｔｅｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅ．ＡｓｓｕｍｉｎｇｔｈｅＣｌａｐｅｙｒｏｎｓｌｏｐｅａｓ－２．９ＭＰａ／Ｋ（ＢｉｎａａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９４），ｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｌａｂｓｃａｕｓｅａｌｏｗｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｏｍａｌｙａｂｏｕｔ２５０ｔｏ３６０Ｋ．Ｃｏｍｂｉｎｉｎｇｗｉｔｈｇｅｏｌｏｇｉｃａｌａｎｄｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌｒｅｓｕｌｔｓ，ｔｈｅｃｏｎｔｉｎｅｎｔ ｃｏｎｔｉｎｅｎｔｃｏｌｌｉｓｉｏｎｏｆＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｈａｐｐｅｎｅｄａｔ１０２～８５Ｍａ（Ａｌｉｅｔａｌ．，２００２），ｓｏｔｈｅｓｔａｇｎａｎｔｍａｔｅｒｉａｌｓｏｆｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｌａｂｓｈａｖｅｂｅｅｎｗａｒｍｅｄｕｐｓｉｎｃｅｔｈｅｎ．Ｔｈｅｓｔａｇｎａｎｔｍａｔｅｒｉａｌｓｉｎｃｌｕｄｉｎｇｔｈｅｇａｒｎｅｔａｎｄｐｙｒｏｘｅｎｅ，ａｎｄｓｏｍｅｖｏｌａｔｉｌｅｓｍａｋｅｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｃｏｍｐｌｉｃａｔｅｄ．Ｂｅｃａｕｓｅｏｆｌｏｎｇ ｐｅｒｉｏｄｗａｒｍｉｎｇ ｕｐｐｒｏｃｅｓｓｏｆｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｌａｂｓｂｅｎｅａｔｈＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈ，ｔｈｅｓｔａｇｎａｎｔｍａｔｅｒｉａｌｓｈａｖｅｌｅｓｓｉｍｐａｃｔｓｏｎｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｔｈａｎｔｈｏｓｅｆｒｏｍｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇｓｌａｂｓａｒｏｕｎｄｔｈｅｗｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｒｅｇｉｏｎｗｈｅｒｅｔｈｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｉｓｕｐ ｌｉｆｔｅｄｂｙ６０～７０ｋｍ（ｅ．ｇ．，ＣｏｌｌｉｅｒａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９７；Ｃｏｌｌｉｅｒｅｔａｌ．，２００１）．３６ｖｅｓｐｅｇｒａｍｓｄｅｄｕｃｅｄｆｒｏｍｔｈｅｏｂｓｅｒｖｅｄｗａｖｅｆｏｒｍｄａｔａｏｆＨｉ ｎｅｔｓｕｂ ｎｅｔｗｏｒｋｓａｎｄｔｈｅＴＡａｒｒａｙｏｆ６ｍｉｄ ｄｅｅｐｅｖｅｎｔｓｂｅｎｅａｔｈＰａｍｉｒＨｉｎｄｕＫｕｓｈｗｅｒｅｕｓｅｄｔｏｒｅｔｒｉｅｖｅｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｈａｓｅｓＳｄＰｃａｕｓｅｄｂｙｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ．Ｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｄｅｐｔｈｓａｒｏｕｎｄ４１０ｋｍｗｅｒｅｄｅｔｅｒｍｉｎｅｄｂａｓｅｄｏｎＩＡＳＰ９１．Ｆｒｏｍｔｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓ，ｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｉｓｕｐ ｌｉｆｔｅｄｔｏｔｈｅｄｅｐｔｈｓａｒｏｕｎｄ３７２～３９８ｋｍｃａｕｓｅｄｂｙｔｈｅｌｏｎｇ ｐｅｒｉｏｄｗａｒｍｉｎｇ ｕｐｓｔａｇｎａｎｔｍａｔｅｒｉａｌｓｆｒｏｍｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｏｃｅａｎｉｃｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅ．ＣｏｍｐａｒｉｎｇｗｉｔｈｔｈｅｗｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇｓｌａｂｓ，ｔｈｅｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｔａｇｎａｎｃｙｈａｓｌｅｓｓｉｍｐａｃｔｓｏｎｔｈｅｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｆｔｈｅ４１０ｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ．犓犲狔狑狅狉犱狊 Ｐａｒｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈ；４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ；犖 ｔｈｒｏｏｔｓｌａｎｔｓｔａｃｋ１ 引言地震波可以直接带来地球内部结构的信息，人们利用强体波震相、面波乃至地球自由振荡等的信息，获得了一系列可靠的一维径向分层地球模型，如ＰＲＥＭ（ＤｚｉｅｗｏｎｓｋｉａｎｄＡｎｄｅｒｓｏｎ，１９８１），ＩＡＳＰ９１（ＫｅｎｎｅｔｔａｎｄＥｎｇｄａｈｌ，１９９１），ＡＫ１３５（Ｋｅｎｎｅｔｔｅｔａｌ．，１９９５）．４１０ｋｍ间断面作为地幔转换区的上界面出现在这三个速度模型中，其精细结构对于认识地球内部物质组成及地球内部运移的地球动力学过程具有重要意义（Ｄｅｕｓｓ，２００９）．人们利用长周期ＰＰ和ＳＳ前驱波（ＦｌａｎａｇａｎａｎｄＳｈｅａｒｅｒ，１９９８ａ，１９９８ｂ；Ｄｅｕｓｓ，２００９）、ＳｃＳ多次反射波（ＲｅｖｅｎａｕｇｈａｎｄＪｏｒｄａｎ，１９９１）等，获得了４１０间断面的全球性存在及其大尺度上的起伏形态．结合高温高压矿物物理实验和理论分析，４１０ｋｍ间断面被认为是α相橄榄石到β相橄榄石（也称瓦兹利石）的放热相变界面（如，ＢｉｎａａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９４；Ｃｏｌｌｉｅｒｅｔａｌ．，２００１；金振民等，２０１３）．在热地幔柱地区４１０ｋｍ间断面相变线表现为下降；而在冷的俯冲板片及其残留物存在的情况下，４１０ｋｍ间断面相变线表现为上升（ＢｉｎａａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９４；Ｓｏｎｇｅｔａｌ．，２００４；Ｏｂａｙａｓｈｉｅｔａｌ．２００６；Ｄｅｕｓｓ，２００９）．随着世界上受地震灾害影响比较严重且经济发达或相对发达的国家对于测震工作的重视，美国、日本、欧洲部分地区和中国均开展了高密度、高质量固定或流动地震台网布设工作，以加强地震活动监测．近些年来，大量高密度台网的高质量观测波形资料不断积累，为地球内部结构研究提供了观测数据支撑．基于接收函数方法提取到相对低频的ＰｄＳ转换震相（犱为转换深度），人们对于区域尺度上的４１０ｋｍ６２１ １期眭怡等：帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０ｋｍ间断面起伏形态的影响间断面的存在形态有了更多的认识（如Ｚｈａｎｇｅｔａｌ．，２０１０；Ｔｉａｎｅｔａｌ．，２０１０，２０１１），但相比于受冷或热物质影响的局部大起伏而言，这些结果显示的起伏则要小得多（如Ｌｉｅｔａｌ．，２０００）．进一步利用相对短周期波形资料来研究受冷或热的局部温度异常影响下的４１０ｋｍ间断面小尺度上的结构形态就显得很重要．基于台网／台阵资料叠加方法提取离源弱次生震相是研究地幔间断面小尺度起伏形态的主要方法之一（ＲｏｓｔａｎｄＴｈｏｍａｓ，２００２）．弱次生转换震相ＳｄＰ是以Ｓ波离源到达深度为犱的间断面之后转换为Ｐ波，并为远处地震台站所记录．一般而言，考虑到减少横向不均匀的影响，常用３０～９０°震中距范围内的地震记录来提取ＳｄＰ（臧绍先和周元泽，２００２；ＲｏｓｔａｎｄＴｈｏｍａｓ，２００２）．中、深源地震的波形记录中的ＳｄＰ因震源深度与附近间断面距离较小，因而相应的地震射线具有较小的Ｆｒｅｓｎｅｌ区，这有助于从观测波形的叠加图像中识别到该震相，从而能够确认地幔间断面的小尺度上的存在及起伏形态．西太平洋俯冲区拥有全球最丰富的中、深源地震资源，部分地区密集地震台网可以在合适的震中范围内记录这些地震．很多研究者基于这些资料，利用倾斜叠加方法来提取转换震相ＳｄＰ，很好地确认了西太平洋地区（主要是伊豆—小笠原和汤加—斐济地区）冷俯冲物质影响下的４１０ｋｍ间断面的相变线深度的变化及复杂结构（如Ｃｏｌｌｉｅｒｅｔａｌ．，２００１）．陆陆碰撞区下方的俯冲残留物质较之持续俯冲过程中的海洋岩石圈俯冲带来滞留物质要少（ＦｕｋａｏａｎｄＯｂａｙａｓｈｉ，２０１３），温度异常也会弱，因而，４１０ｋｍ间断面相变深度所受到的影响也会小．帕米尔—兴都库什地区位于印度板块与欧亚板块碰撞的西构造结是世界上少有的陆陆碰撞中、深源地震区（如宁杰远和臧绍先，１９９０；孙文斌等，２００９；Ｎｅｇｒｅｄｏｅｔａｌ．，２００７；Ｓｉｐｐｌｅｔａｌ．，２０１３）．基于震源机制和高精度地震重定位结果（ＰｅｇｌｅｒａｎｄＤａｓ，１９９８；Ｓｉｐｐｌｅｔａｌ．，２０１３；ＢａｉａｎｄＺｈａｎｇ，２０１５）表明，兴都库什地区板片向北俯冲是重力引起的，而帕米尔地区板块向南俯冲则是由上地幔流所决定的，这样的双向俯冲（如图１所示）构成了喜马拉雅西构造结区域复杂的高原地貌（张浪平等，２０１４）．由于帕米尔—兴都库什地区海洋板块俯冲进入了上地幔深部，直至地幔转换区处（Ｎｅｇｒｅｄｏ，ｅｔａｌ．，２００７），而大陆岩石圈俯冲则紧随其后，因而在本区域具有丰富的中 深源地震最深可以到达３８０ｋｍ左右（ＰｅｇｌｅｒａｎｄＤａｓ，１９９８）．选择本区域研究４１０ｋｍ间断面受俯冲滞留物质影响下的起伏形态，可以很好地与海洋岩石圈俯冲板块对该间断面的影响进行对比分析．本文基于高密度的日本Ｈｉ ｎｅｔ地震台网和ＥａｒｔｈＳｃｏｐｅ计划组成部分的ＵＳＡｒｒａｙ流动台阵（ＴＡ：ＴｒａｎｓｐｏｒｔａｂｌｅＡｒｒａｙ）所记录的地震波形数据，利用犖次根倾斜叠加方法，提取Ｐ尾波中的ＳｄＰ次生转换震相，分析了帕米尔—兴都库什地区俯冲板块物质影响下的４１０ｋｍ间断面的存在及形态．２ 数据处理由于震源过于复杂或者来自地表反射的强ｐＰ和ｓＰ震相及多次波震相会对弱次生ＳｄＰ震相的拾取带来很大的干扰，因而我们在收集地震波形资料时需要限制地震事件的震级，以保证所使用的波形资料具有相对简单的震源时间函数，从而有助于提取次生震相．本文中选用的地震事件震级范围为犕ｂ５．６～６．４，震源时间函数时长不超过４ｓ，且具有足够高的信噪比．虽然本区域有较多的中、深源地震，但受限于台网记录时间以及波形资料选择的要求，我们收集了２００４年以来的６个地震的Ｈｉ ｎｅｔ表１ 本文使用的地震事件相关参数犜犪犫犾犲１ 犘犪狉犪犿犲狋狊狅犳狋犺犲犲狏犲狀狋狊狌狊犲犱Ｎｏ．ＤａｔｅＴｉｍｅ（ｈ∶ｍ∶ｓ）Ｌａｔ／（°）Ｌｏｎ／（°）犇／ｋｍ犕ｂ来源Ｅｖ．１２００４ ０４ ０５２１：２４：０２．７５３６．５０７０７１．０１６０１７５．０６．４ＥＨＢＥｖ．２２００７ ０４ ０３０３：３５：０７．１９３６．４４５０７０．６４４０２２０．９５．７ＥＨＢＥｖ．３２００８ １２ ２９０３：３７：４１．４４３６．４２１０７１．０６３０１５４．５５．８ＥＨＢＥｖ．４２００９ １０ ２２１９：５１：２７．６０３６．５１８７７１．０１２１１８８．０６．１ＩＳＣ＿ｐＰＥｖ．５２００９ １０ ２９１７：４４：３２．１１３６．３８２２７０．７６８４２１３．０５．８ＩＳＣ＿ｐＰＥｖ．６２０１１ １１ ０７１１：５９：３２．３０３６．５５１０７１．０６００２１８．０５．６ＩＳＣ＿ｐＰ 注：来自于ＥＨＢ数据的震源深度以ＥＨＢ标识，国际地震中心基于ｐＰ震相确定的震源深度则以ＩＳＣ＿ｐＰ标识．７２１地球物理学报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５８卷图１ 地震分布图以沙滩球表示的矩张量解来自ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｇｌｏｂａｌｃｍｔ．ｏｒｇ，没有矩张量解的地震事件以大圆点表示，等值线给出的是Ｗａｄａｔｉ Ｂｅｎｉｏｆｆ带在地幔中存在的深度分布（ＧｕｄｍｕｎｄｓｓｏｎａｎｄＳａｍｂｒｉｄｇｅ，１９９８），等值线上的白色数字为深度，单位为ｋｍ．Ｆｉｇ．１ ＴｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅｅｖｅｎｔｓｕｓｅｄＴｈｅｆｏｃａｌｍｅｃｈａｎｉｓｍｓｌａｂｅｌｅｄｗｉｔｈｂｅａｃｈｂａｌｌｓａｒｅｔｈｅＣＭＴｓｏｌｕｔｉｏｎｓｆｒｏｍｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｇｌｏｂａｌｃｍｔ．ｏｒｇａｎｄｔｈｅｓｏｌｉｄｃｉｒｃｌｅｆｏｒａｎｏｔｈｅｒｏｎｅｗｉｔｈｏｕｔＣＭＴｓｏｌｕｔｉｏｎ．ＴｈｅｃｏｎｔｏｕｒｓａｒｅｆｏｒｔｈｅｅｘｔｅｎｓｉｏｎｏｆｔｈｅＷａｄａｔｉ Ｂｅｎｉｏｆｆｓｌａｂ（ＧｕｄｍｕｎｄｓｓｏｎａｎｄＳａｍｂｒｉｄｇｅ，１９９８）．Ｔｈｅｗｈｉｔｅｎｕｍｂｅｒｓａｒｅｔｈｅｄｅｐｔｈｓｏｆｔｈｅｃｏｎｔｏｕｓｗｉｔｈｕｎｉｔｓｉｎｋｍ．台网（图２ａ）短周期波形资料；同时还收集了其中一个地震的ＴＡ台阵（图２ｂ）宽频带波形资料．地震分布如图１所示，相关地震参数见表１．本文中所用到的地震波形资料来自于日本防灾科学技术研究所（ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｈｉｎｅｔ．ｂｏｓａｉ．ｇｏ．ｊｐ）和美国地震学联合会（ＩＲＩＳ，ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｉｒｉｓ．ｅｄｕ）．震源深度的确定直接影响到转换点深度反演的精度，因而准确的震源深度是非常重要的．考虑到本文所使用的局部地区地震台网来进行震源深度确定并不能获得很好的深度精度，因而本文选用了目前震源深度确定最好的ＥＨＢ数据库（ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｉｓｃ．ａｃ．ｕｋ／ＥＨＢ／ｉｎｄｅｘ．ｈｔｍｌ）给出的２００８年前（含２００８年）的地震位置及深度参数（Ｅｎｇｄａｈｌｅｔａｌ．，１９９８），而２００９年起的地震参数则来自于国际地震中心（ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｉｓｃ．ａｃ．ｕｋ）提供的地震位置及基于全球波形资料的ｐＰ震相确定的震源深度．文中我们采用０．２～１．０Ｈｚ的滤波频段对地震波形进行滤波．这一滤波频段可以很好地拾取出与地幔间断面相关的ＳｄＰ转换震相（ＣａｓｔｌｅａｎｄＣｒｅａｇｅｒ，２０００），同时压制噪声．在处理中，我们进一步人工删除受脉冲噪声等影响的非正常波形记录．地幔间断面比较弱，来自这样速度界面的转换震相ＳｄＰ相对也是很弱的，一般地是无法直接观察到的．图３所示为Ｅｖ．５被Ｈｉ ｎｅｔ子台网Ｈ６（如图２ａ）所记录的波形资料图．各记录以直达Ｐ震相的最强峰值进行归一化处理，并将其到达时刻归零．图中我们以虚线标识了直达Ｐ震相和后面倾斜叠加结果中识读到的Ｓ３７６Ｐ次生转换震相．该次生震相直接从波形图上则很难观测到，甚至应该较强的ｐＰ震相也很难被清晰地识读出．为了有效地获取ＳｄＰ次生转换震相，我们使用了犖次根倾斜叠加方法来增强次生震相并压制噪声（Ｋａｎａｓｅｗｉｃｈｅｔａｌ．，１９７３；ＭｃＦａｄｄｅｎｅｔａｌ．，１９８６；臧绍先和周元泽，２００２；ＲｏｓｔａｎｄＴｈｏｍａｓ，２００２）．由于目标震相ＳｄＰ位于强直达震相Ｐ之后，因而犖次根叠加处理中，我们选用直达Ｐ震相作为参考震相．本文所用的地震震源时间函数比较简单，叠加处理过程中，我们将直达Ｐ震相的峰值走时归为０，并基于峰值对相应的波形资料进行幅度归一化处理（如图３），因而在叠加图灰度图上直达Ｐ震相的走８２１ １期眭怡等：帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０ｋｍ间断面起伏形态的影响图２ 地震台网／台阵的台站分布图（ａ）Ｈｉ ｎｅｔ台网的分布，其中Ｈ１—Ｈ９为事件Ｅｖ．５可用资料对应的各子台网台站分布图，圆点为所有的Ｈｉ ｎｅｔ台站分布；（ｂ）ＴＡ的台站（三角形）分布图．Ｆｉｇ．２ ＳｔａｔｉｏｎｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅＨｉ ｎｅｔｓｅｉｓｍｉｃｎｅｔｗｏｒｋａｎｄｔｈｅＴＡ（ａ）ＴｈｅｓｔａｔｉｏｎｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＨｉ ｎｅｔ．Ｔｈｅｓｕｂ ｎｅｔｗｏｒｋｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓ（Ｈ１—Ｈ９）ｏｆＨｉ ｎｅｔｗｈｉｃｈｐｒｏｖｉｄｅｄｔｈｅｗａｖｅｆｏｒｍｄａｔａｏｆｔｈｅＥｖ．５ａｒｅｌａｂｅｌｅｄｗｉｔｈｄｉｆｆｅｒｅｎｔｃｏｌｏｒｌｅｇｅｎｄｓ，ａｎｄｔｈｅｓｍａｌｌｄｏｔｓａｒｅｆｏｒａｌｌｏｔｈｅｒｓ．（ｂ）ＴｈｅｓｔａｔｉｏｎｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆＴＡｌａｂｅｌｅｄｗｉｔｈｔｒｉａｎｇｌｅｓ．时差和慢度差均为０．在具体叠加处理中，ＴＡ台阵震中范围相对较小，且可用台站资料比较少，我们对所有资料直接进行４次根叠加处理．日本Ｈｉ ｎｅｔ台网具有很高的台站密度，且质量较高．根据资料的实际质量情况，我们将Ｈｉ ｎｅｔ台网的信噪比超过３的波形资料按照震中距和方位角范围进行分组，形成一个地震为多个Ｈｉ ｎｅｔ子台网（如图２ａ）所记录的波形资料组．进一步地，我们分别对各组资料进行４次根倾斜叠加处理，获得各地震 子台网的走时差 慢度差域的相对幅度图，从而可以对相同地震不同台网／子台网和不同地震相同子台网的叠加结果进行对比，进而分析速度界面的起伏，并验证结果的可靠性．为更好地显示弱次生震相的存在，进一步求取叠加图的包络线并求取２０倍的以１０为底的对数值（ｄＢ），据此绘制出走时差 慢度差域的灰度图（Ｖｅｓｐｅｇｒａｍ）．参考理论走时差和慢度差，可以从灰度图中读取出慢度差理论值±０．１ｓ／（°）范围内的次生震相ＳｄＰ；在此基础上基于ＩＡＳＰ９１模型反演出相应的转换点深度及位置．详细的资料分析处理过程可以参看臧绍先和周元泽（２００２）．３ 结果与讨论我们以Ｅｖ．５为例分析台网资料的４次根倾斜叠加结果．图４是地震Ｅｖ．５为Ｈｉ ｎｅｔ各子台网记９２１地球物理学报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５８卷图３ Ｈｉ ｎｅｔ子台网Ｈ６记录到的Ｅｖ．５地震垂向波形０ｓ时刻虚线标注了归一化的直达Ｐ震相，标有Ｓ３７６Ｐ的虚线为对应着来自３７６ｋｍ速度界面的次生转换震相．Ｆｉｇ．３ ＷａｖｅｆｏｒｍｄａｔａｏｆＥｖ．５ｒｅｃｏｒｄｅｄｂｙｔｈｅｓｕｂ ｎｅｔｗｏｒｋＨ６ｏｆｔｈｅＨｉ ｎｅｔＴｈｅｄａｓｈｅｄｌｉｎｅｗｉｔｈ“Ｐ”ａｔ０ｓｉｓｆｏｒｔｈｅｐｅａｋｓｏｆｔｈｅｄｉｒｅｃｔＰｐｈａｓｅｓａｎｄｔｈｅｄａｓｈｅｄｌｉｎｅｗｉｔｈ“Ｓ３７６Ｐ”ｉｓｆｏｒｔｈｅａｒｒｉｖａｌｔｉｍｅｓｏｆｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｈａｓｅｓｆｒｏｍｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓ．录波形的４次根倾斜叠加结果，Ｈ６子台网记录的波形资料见图３．各叠加图上方的箭头对应的数字标注出了可能的次生转换震相对应的转换点深度．由于震源深度的限制，较强的直达震相Ｐ和ｐＰ之间的次生转换震相均与３６０～３８１ｋｍ深度上速度跃变面有关系．类似地，我们将各地震为Ｈｉ ｎｅｔ不同子台网和ＴＡ台阵记录到的波形资料进行４次根倾斜叠加处理，共获得３６组能够清晰地观察到与４１０ｋｍ间断面相关ＳｄＰ次生震相的４次根倾斜叠加灰度图．相关的转换点深度见表２．不是每个子台网都能识读到具有很好的强度和符合走时差 慢度差关系的次生转换震相，因而表中存在着部分子台网转换点深度的缺失．本文中只有一个地震（Ｅｖ．４）共同为ＴＡ台阵和Ｈｉ ｎｅｔ台网所记录，并给出了很好的倾斜叠加结表２ 叠加图给出的转换点深度列表犜犪犫犾犲２ 犆狅狀狏犲狉狊犻狅狀犱犲狆狋犺狊犳狉狅犿狋犺犲狏犲狊狆犲犵狉犪犿狊编号平均深度／ｋｍ子台网转换点深度／ｋｍＥｖ．１３９５（ＨＩ）３９３（Ｈ１）；４０８（Ｈ２）；３９２（Ｈ３）；３９１（Ｈ５）；３８９（Ｈ６）；３８９（Ｈ７）；４０２（Ｈ８）Ｅｖ．２３９０（ＨＩ）３９２（Ｈ３）；３８４（Ｈ４）；３９４（Ｈ６）；３８８（Ｈ７）；３９０（Ｈ８）Ｅｖ．３３９８（ＨＩ）３７９（Ｈ１）；４０３（Ｈ３）；４０５（Ｈ５）；４０６（Ｈ６）Ｅｖ．４３９０（ＴＡ）Ｅｖ．４３９３（ＨＩ）４００（Ｈ１）；４０２（Ｈ２）；３９６（Ｈ３）；３９６（Ｈ４）；３８５（Ｈ６）；３９４（Ｈ７）；３８０（Ｈ９）Ｅｖ．５３７２（ＨＩ）３６０（Ｈ１）；３８１（Ｈ２）；３７５（Ｈ３）；３７９（Ｈ４）；３７８（Ｈ５）；３７６（Ｈ６）；３６２（Ｈ７）；３６８（Ｈ８）；３６８（Ｈ９）Ｅｖ．６３８３（ＨＩ）３８８（Ｈ１）；３７２（Ｈ２）；３８９（Ｈ３）果．ＴＡ台阵在９５°左右的震中距记录到该地震，而Ｈｉ ｎｅｔ则在４０°～５０°震中距上记录到该地震．从转换点平均深度上来看，Ｈｉ ｎｅｔ台网各子台网给出的转换点的平均深度则位于３９３ｋｍ上，而ＴＡ给出的０３１ １期眭怡等：帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０ｋｍ间断面起伏形态的影响图４ Ｈｉ ｎｅｔ所记录地震Ｅｖ．５的波形资料各子台网４次根倾斜叠加灰度图灰度图横坐标为相对于直达Ｐ的走时差Δ狋，纵坐标为相对于直达Ｐ的慢度差Δ狆．箭头所对应的数字为转换震相对应的转换深度，单位为ｋｍ．Ｆｉｇ．４ ＴｈｅｖｅｓｐｅｇｒａｍｓｏｆｔｈｅＥｖ．５ｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｔｈｅ４ ｔｈｒｏｏｔｓｌａｎｔｓｔａｃｋｉｎｇｗｉｔｈｔｈｅｄａｔａｂｙＨｉ ｎｅｔｓｕｂ ｎｅｔｗｏｒｋｓ．Ｈ１—Ｈ９ｗｅｒｅｓｈｏｗｎａｔＦｉｇ．２ｂＴｈｅｎｕｍｂｅｒｓａｂｏｖｅａｒｒｏｗｓａｒｅｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｄｅｐｔｈｓ（ｉｎｋｍ）ｒｅｌａｔｅｄｔｏＳｄＰｐｈａｓｅｓ．转换点深度是３９０ｋｍ，这说明各台网／子台网叠加结果具有很好的一致性．相较于其他地震，Ｅｖ．５给出的转换点深度要浅得多．一般地，转换点深度误差来源于震源深度误差（±５ｋｍ）、相对走时识读误差（±５ｋｍ）以及俯冲板块速度异常引起的误差（±１ｋｍ），总体而言，转换点深度误差在±１１ｋｍ（ＣｏｌｌｉｅｒａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９７）．各子台网相应的倾斜叠加结果图上的次生震相对应的转换点深度的差异与局部区域的速度跃变和走时差读取误差有一定关系（Ｚａｎｇｅｔａｌ．，２００６）．因此，该地震给出的转换点深度有些许存疑．我们将各转换点投影到地球平面上，可以看到４１０ｋｍ间断面存在的深度位于３７２～３９８ｋｍ附近（图５），即在俯冲板块及其残留物质的影响下抬升约２０～５０ｋｍ．一般地，４１０ｋｍ间断面附近的克拉伯龙（Ｃｌａｐｅｙｒｏｎ）斜率为－２．９ＭＰａ／Ｋ（ＢｉｎａａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９４），那么每抬升８ｋｍ则约有１００Ｋ的低温异常（ＦｌａｎａｇａｎａｎｄＳｈｅａｒｅｒ，１９９８ｂ），因而相对于周围地幔而言本文研究区域下方俯冲物质导致了２５０～６３０Ｋ的低温异常．基于地质学与地球化学的研究成果，本文研究区域陆陆碰撞的时间大致在１０２～８５Ｍａ（Ａｌｉｅｔａｌ．，２００２），因而海洋岩石圈俯冲残留应该在此之前就已经进入地球深部了．同时，从地震层析成像结果来看（ＫｏｕｌａｋｏｖａｎｄＳｏｂｏｌｅｖ，２００６；Ｖｉｌｌａｓｅ ｏｒｅｔａｌ．，２００３，转引自Ｎｅｇｒｅｄｏｅｔａｌ．，２００７），帕米尔—兴都１３１地球物理学报（ＣｈｉｎｅｓｅＪ．Ｇｅｏｐｈｙｓ．）５８卷图５ ４１０ｋｍ间断面相关的ＳｄＰ转换点深度分布三角形为转换点的位置，其附近的数字为转换点平均深度（表２）．其他说明同图１．Ｆｉｇ．５ ＴｈｅＳｄＰｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓｒｅｌａｔｅｄｔｏｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙＴｒｉａｎｇｌｅｓａｒｅｆｏｒｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓｌｏｃａｔｉｏｎｓａｎｄｔｈｅｒｅｌａｔｅｄｎｕｍｂｅｒｓａｒｅｆｏｒｔｈｅａｖｅｒａｇｅｄｅｐｔｈｓｏｆｔｈｅｃｏｎｖｅｒｓｉｏｎｐｏｉｎｔｓ（Ｔａｂｌｅ２）．ＡｌｌｏｔｈｅｒｓａｒｅｓａｍｅａｓＦｉｇ．１．库什俯冲板块在地球内部２５０ｋｍ深度处存在着减薄形态，表明俯冲板块处于拆离过程中，最深部可能到达地幔转换区中．俯冲板块的残留体会给地球深部带来不同的物质，如石榴子石、辉石，甚至水等挥发分物质（ＷｅｉｄｎｅｒａｎｄＷａｎｇ，２０００），这会导致在α相橄榄石到β相橄榄石相变之外，还有石榴子石和辉石等的相变；同时水的存在也会导致部分熔融的发生，进而影响到４１０ｋｍ间断面相变线的起伏形态．因而，相比于４１０ｋｍ间断面抬升达６０～７０ｋｍ（如ＣｏｌｌｉｅｒａｎｄＨｅｌｆｆｒｉｃｈ，１９９７；Ｃｏｌｌｉｅｒｅｔａｌ．，２００１）的西太平洋俯冲区域而言，本研究区域下方的俯冲残留体带来的低温异常要小，相应的抬升也就要小不少．当然俯冲残留物质本身也会导致该区域物质构成的调整，而这需要进一步更精细的地震学工作，并在此基础上，结合高温高压矿物学成果进行分析．４ 结论本文利用日本Ｈｉ ｎｅｔ地震台网和美国ＴＡ台阵记录的帕米尔—兴都库什俯冲区域的６个震源深度为１５４．０～２２０．９ｋｍ、震级为犕ｂ５．６～６．４的中、深源地震的短周期／宽频带波形资料，经过４次根倾斜叠加处理，获得了３６组Ｈｉ ｎｅｔ子台网和ＴＡ记录资料的倾斜叠加灰度图，从中提取了与４１０ｋｍ间断面相关的次生转换震相ＳｄＰ，发现受俯冲残留体影响下的４１０ｋｍ间断面的深度位于３７２～３９８ｋｍ．较之持续俯冲的西太平洋地区海洋岩石圈对于４１０ｋｍ间断面的相变线的影响要小得多．致谢 感谢两位评阅人宝贵意见．犚犲犳犲狉犲狀犮犲狊ＡｌｉＡ，ＮａｋａｍｕｒａＥ，ＹａｍａｍｏｔｏＨ．２００２．Ｓｍ ＮｄｍｉｎｅｒａｌａｇｅｓｏｆｐｅｇｍａｔｉｔｅｖｅｉｎｓａｎｄｔｈｅｉｒｈｏｓｔｒｏｃｋｓｆｒｏｍＳｗａｔａｒｅａ，Ｃｈｉｌａｓｃｏｍｐｌｅｘ，ｎｏｒｔｈｅｒｎＰａｋｉｓｔａｎ．犑．犃狊犻犪狀犈犪狉狋犺犛犮犻．，２１（３）：３３１ ３３９．ＢａｉＬ，ＺｈａｎｇＴＺ．２０１５．ＣｏｍｐｌｅｘｄｅｆｏｒｍａｔｉｏｎｐａｔｔｅｒｎｏｆｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｒｅｇｉｏｎｉｎｆｅｒｒｅｄｆｒｏｍｍｕｌｔｉ ｓｃａｌｅｄｏｕｂｌｅ ｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｅａｒｔｈｑｕａｋｅｒｅｌｏｃａｔｉｏｎｓ．犜犲犮狋狅狀狅狆犺狔狊犻犮狊，６３８：１７７ １８４，ｄｏｉ：１０．１０１６／ｊ．ｔｅｃｔｏ．２０１４．１１．００６．ＢｉｎａＣＲ，ＨｅｌｆｆｒｉｃｈＧ．１９９４．ＰｈａｓｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎＣｌａｐｅｙｒｏｎｓｌｏｐｅｓａｎｄｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｚｏｎｅｓｅｉｓｍｉｃｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｔｏｐｏｇｒａｐｈｙ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，９９（Ｂ８）：１５８５３ １５８６０．ＣａｓｔｌｅＪＣ，ＣｒｅａｇｅｒＫＣ．２０００．Ｌｏｃａｌｓｈａｒｐｎｅｓｓａｎｄｓｈｅａｒｗａｖｅｓｐｅｅｄｊｕｍｐａｃｒｏｓｓｔｈｅ６６０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，２３１ １期眭怡等：帕米尔—兴都库什深俯冲残留体对４１０ｋｍ间断面起伏形态的影响１０５（Ｂ３）：６１９１ ６２００．ＣｏｌｌｉｅｒＪＤ，ＨｅｌｆｆｒｉｃｈＧＲ．１９９７．Ｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｆｔｈｅ“４１０”ａｎｄ“６６０”ｋｍｓｅｉｓｍｉｃｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓｉｎｔｈｅＩｚｕ ＢｏｎｉｎＳｕｂｄｕｃｔｉｏｎＺｏｎｅ．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．犔犲狋狋．，２４（１２）：１５３５ １５３８．ＣｏｌｌｉｅｒＪＤ，ＨｅｌｆｆｒｉｃｈＧＲ，ＷｏｏｄＢＪ．２００１．Ｓｅｉｓｍｉｃｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓａｎｄｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓ．犘犺狔狊．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犐狀狋犲狉．，１２７（１ ４）：３５ ４９．ＤｅｕｓｓＡ．２００９．ＧｌｏｂａｌｏｂｓｅｒｖａｔｉｏｎｓｏｆｍａｎｔｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓｕｓｉｎｇＳＳａｎｄＰＰｐｒｅｃｕｒｓｏｒｓ．犛狌狉狏．犌犲狅狆犺狔．，３０（４ ５）：３０１ ３２６．ＤｚｉｅｗｏｎｓｋｉＡＭ，ＡｎｄｅｒｓｏｎＤＬ．１９８１．ＰｒｅｌｉｍｉｎａｒｙｒｅｆｅｒｅｎｃｅＥａｒｔｈｍｏｄｅｌ．犘犺狔狊．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犐狀狋犲狉．，２５（４）：２９７ ３５６．ＥｎｇｄａｈｌＥＲ，ｖａｎｄｅｒＨｉｌｓｔＲ，ＢｕｌａｎｄＲ．１９９８．Ｇｌｏｂａｌｔｅｌｅｓｅｉｓｍｉｃｅａｒｔｈｑｕａｋｅｒｅｌｏｃａｔｉｏｎｗｉｔｈｉｍｐｒｏｖｅｄｔｒａｖｅｌｔｉｍｅｓａｎｄｐｒｏｃｅｄｕｒｅｓｆｏｒｄｅｐｔｈｄｅｔｅｒｍｉｎａｔｉｏｎ．犅狌犾犾．犛犲犻狊犿．犛狅犮．犃犿．，８８（３）：７２２ ７４３．ＦｌａｎａｇａｎＭＰ，ＳｈｅａｒｅｒＰＭ．１９９８ａ．ＧｌｏｂａｌｍａｐｐｉｎｇｏｆｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｎｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｚｏｎｅｖｅｌｏｃｉｔｙｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓｂｙｓｔａｃｋｉｎｇＳＳｐｒｅｃｕｒｓｏｒｓ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１０３（Ｂ２）：２６７３ ２６９２．ＦｌａｎａｇａｎＭＰ，ＳｈｅａｒｅｒＰＭ．１９９８ｂ．Ｔｏｐｏｇｒａｐｈｙｏｎｔｈｅ４１０ ｋｍｓｅｉｓｍｉｃｖｅｌｏｃｉｔｙｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｎｅａｒｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅｓｆｒｏｍｓｔａｃｋｉｎｇｏｆｓＳ，ｓＰ，ａｎｄｐＰｐｒｅｃｕｒｓｏｒｓ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１０３（Ｂ９）：２１１６５ ２１１８２．ＦｕｋａｏＹ，ＯｂａｙａｓｈｉＭ．２０１３．Ｓｕｂｄｕｃｔｅｄｓｌａｂｓｓｔａｇｎａｎｔａｂｏｖｅ，ｐｅｎｅｔｒａｔｉｎｇｔｈｒｏｕｇｈ，ａｎｄｔｒａｐｐｅｄｂｅｌｏｗｔｈｅ６６０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１１８（１１）：５９２０ ５９３８．Ｇｕｄｍｕｎｄｓｓｏｎ ，ＳａｍｂｒｉｄｇｅＭ．１９９８．Ａｒｅｇｉｏｎａｌｉｚｅｄｕｐｐｅｒｍａｎｔｌｅ（ＲＵＭ）ｓｅｉｓｍｉｃｍｏｄｅｌ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１０３（Ｂ４）：７１２１ ７１３６．ＪｉｎＺＭ，ＺｈａｎｇＺＪ，ＷｕＹ，ｅｔａｌ．２０１３．Ｍａｎｔｌｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｚｏｎｅａｎｄｒｅｓｅａｒｃｈｍｅｔｈｏｄｓ．／／ＤｉｎｇＺＬｅｄ．ＲｅｓｅａｒｃｈＭｅｔｈｏｄｓｉｎＳｏｌｉｄＥａｒｔｈ（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ）．Ｂｅｉｊｉｎｇ：ＳｃｉｅｎｃｅＰｕｂｌｉｓｈｉｎｇＣｏｍｐａｎｙ：４０２ ４３４．ＫａｎａｓｅｗｉｃｈＥＲ，ＨｅｍｍｉｎｇｓＣＤ，ＡｌｐａｓｌａｎＴ．１９７３．Ｎｔｈ ｒｏｏｔｓｔａｃｋｎｏｎｌｉｎｅａｒｍｕｌｔｉｃｈａｎｎｅｌｆｉｌｔｅｒ．犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊，３８（２）：３２７ ３３８．ＫｅｎｎｅｔｔＢＬＮ，ＥｎｇｄａｈｌＥＲ．１９９１．Ｔｒａｖｅｌｔｉｍｅｓｆｏｒｇｌｏｂａｌｅａｒｔｈｑｕａｋｅｌｏｃａｔｉｏｎａｎｄｐｈａｓｅｉｄｅｎｔｉｆｉｃａｔｉｏｎ．犌犲狅狆犺狔狊．犑．犐狀狋．，１０５（２）：４２９ ４６５．ＫｅｎｎｅｔｔＢＬＮ，ＥｎｇｄａｈｌＥＲ，ＢｕｌａｎｄＲ．１９９５．ＣｏｎｓｔｒａｉｎｔｓｏｎｓｅｉｓｍｉｃｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓｉｎｔｈｅＥａｒｔｈｆｒｏｍｔｒａｖｅｌｔｉｍｅｓ．犌犲狅狆犺狔狊．犑．犐狀狋．，１２２（１）：１０８ １２４．ＫｏｕｌａｋｏｖＩ，ＳｏｂｏｌｅｖＳＶ．２００６．ＡｔｏｍｏｇｒａｐｈｉｃｉｍａｇｅｏｆＩｎｄｉａｎｌｉｔｈｏｓｐｈｅｒｅｂｒｅａｋ ｏｆｆｂｅｎｅａｔｈｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｒｅｇｉｏｎ．犌犲狅狆犺狔狊．犑．犐狀狋．，１６４（２）：４２５ ４４０．ＬｉＸ，ＳｏｂｏｌｅｖＳＶ，ＫｉｎｄＲ，ｅｔａｌ．２０００．ＡｄｅｔａｉｌｅｄｒｅｃｅｉｖｅｒｆｕｎｃｔｉｏｎｉｍａｇｅｏｆｔｈｅｕｐｐｅｒｍａｎｔｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓｉｎｔｈｅＪａｐａｎｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｚｏｎｅ．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犛犮犻．犔犲狋狋．，１８３（３ ４）：５２７ ５４１．ＭｃＦａｄｄｅｎＰＬ，ＤｒｕｍｍｏｎｄＢＪ，ＫａｒｖｉｓＳ．１９８６．ＴｈｅＮ ｔｈｒｏｏｔｓｔａｃｋ：ｔｈｅｏｒｙ，ａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎａｎｄｅｘａｍｐｌｅｓ．犌犲狅狆犺狔狊犻犮狊，５１（１０）：１８７９ １８９２．ＮｅｇｒｅｄｏＡＭ，ＲｅｐｌｕｍａｚＡ，Ｖｉｌｌａｓｅ ｏｒＡ，ｅｔａｌ．２００７．ＭｏｄｅｌｉｎｇｔｈｅｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｐｒｏｃｅｓｓｅｓｉｎｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｒｅｇｉｏｎ．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犛犮犻．犔犲狋狋．，２５９（１ ２）：２１２ ２２５．ＮｉｎｇＪＹ，ＺａｎｇＳＸ．１９９０．ＴｈｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆＥａｒｔｈｑｕａｋｅｓａｎｄＳｔｒｅｓｓＳｔａｔｅｉｎＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈＲｅｇｉｏｎｓ．犆犺犻狀犲狊犲犑．犌犲狅狆犺狔狊．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），３３（６）：６５７ ６６９．ＯｂａｙａｓｈｉＭ，ＳｕｇｉｏｋａＨ，ＹｏｓｈｉｍｉｔｓｕＪ，ｅｔａｌ．２００６．Ｈｉｇｈｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅａｎｏｍａｌｉｅｓｏｃｅａｎｗａｒｄｏｆｓｕｂｄｕｃｔｉｎｇｓｌａｂｓａｔｔｈｅ４１０ｋｍｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙ．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犛犮犻．犔犲狋狋．，２４３（１ ２）：１４９ １５８．ＰｅｇｌｅｒＧ，ＤａｓＳ．１９９８．ＡｎｅｎｈａｎｃｅｄｉｍａｇｅｏｆｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｓｅｉｓｍｉｃｚｏｎｅｆｒｏｍｒｅｌｏｃａｔｅｄｅａｒｔｈｑｕａｋｅｈｙｐｏｃｅｎｔｒｅｓ．犌犲狅狆犺狔狊．犑．犐狀狋．，１３４（２）：５７３ ５９５．ＲｅｖｅｎａｕｇｈＪ，ＪｏｒｄａｎＴＨ．１９９１．ＭａｎｔｌｅｌａｙｅｒｉｎｇｆｒｏｍＳｃＳｒｅｖｅｒｂｅｒａｔｉｏｎｓ：１．Ｗａｖｅｆｏｒｍｉｎｖｅｒｓｉｏｎｏｆｚｅｒｏｔｈ ｏｒｄｅｒｒｅｖｅｒｂｅｒａｔｉｏｎｓ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，９６（Ｂ１２）：１９７４９ １９７６２．ＲｏｓｔＳ，ＴｈｏｍａｓＣ．２００２．Ａｒｒａｙｓｅｉｓｍｏｌｏｇｙ：ｍｅｔｈｏｄｓａｎｄａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ．犚犲狏．犌犲狅狆犺狔狊．，４０（３）：２ １—２ ２７，ｄｏｉ：１０．１０２９／２０００ＲＧ０００１００．ＳｉｐｐｌＣ，ＳｃｈｕｒｒＢ，ＹｕａｎＸ，ｅｔａｌ．２０１３．ＧｅｏｍｅｔｒｙｏｆｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｉｎｔｅｒｍｅｄｉａｔｅ ｄｅｐｔｈｅａｒｔｈｑｕａｋｅｚｏｎｅｆｒｏｍｌｏｃａｌｓｅｉｓｍｉｃｄａｔａ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１１８（４）：１４３８ １４５７．ＳｏｎｇＴＲＡ，ＨｅｌｍｂｅｒｇｅｒＤＶ，ＧｒａｎｄＳＰ．２００４．Ｌｏｗ ｖｅｌｏｃｉｔｙｚｏｎｅａｔｏｐｔｈｅ４１０ ｋｍｓｅｉｓｍｉｃｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｙｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｗｅｓｔｅｒｎＵｎｉｔｅｄＳｔａｔｅｓ．犖犪狋狌狉犲，４２７（６９７４）：５３０ ５３３．ＳｕｎＷＢ，ＨｅＹＳ，ＣｈａｎｇＺ，ｅｔａｌ．２００９．ＴｈｅｐｌａｔｅｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎａｎｄｓｔｒｅｓｓｓｔａｔｅｉｎｔｈｅＰａｍｉｒ ＨｉｎｄｕＫｕｓｈｒｅｇｉｏｎ．犛犲犻狊犿．犌犲狅犾．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），３１（２）：２０７ ２１７．ＴｉａｎＸＢ，ＺｈａｏＤＰ，ＺｈａｎｇＨＳ，ｅｔａｌ．２０１０．ＭａｎｔｌｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｚｏｎｅｔｏｐｏｇｒａｐｈｙａｎｄｓｔｒｕｃｔｕｒｅｂｅｎｅａｔｈｔｈｅｃｅｎｔｒａｌＴｉｅｎＳｈａｎｏｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔ．犑．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．，１１５（Ｂ１０）：Ｂ１０３０８，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００８ＪＢ００６２２９．ＴｉａｎＸＢ，ＴｅｎｇＪＷ，ＺｈａｎｇＨＳ，ｅｔａｌ．２０１１．ＳｔｒｕｃｔｕｒｅｏｆｃｒｕｓｔａｎｄｕｐｐｅｒｍａｎｔｌｅｂｅｎｅａｔｈｔｈｅＯｒｄｏｓＢｌｏｃｋａｎｄｔｈｅＹｉｎｓｈａｎＭｏｕｎｔａｉｎｓｒｅｖｅａｌｅｄｂｙｒｅｃｅｉｖｅｒｆｕｎｃｔｉｏｎａｎａｌｙｓｉｓ．犘犺狔狊．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犐狀狋犲狉．，１８４（３ ４）：１８６ １９３．Ｖｉｌｌａｓｅ ｏｒＡ，ＳｐａｋｍａｎＷ，ＥｎｇｄａｈｌＥＲ．２００３．Ｉｎｆｌｕｅｎｃｅｏｆｒｅｇｉｏｎａｌｔｒａｖｅｌｔｉｍｅｓｉｎｇｌｏｂａｌｔｏｍｏｇｒａｐｈｉｃｍｏｄｅｌｓ．ＥＧＳ ＡＧＵ ＥＵＧＪｏｉｎｔＡｓｓｅｍｂｌｙ，ＡｂｓｔｒａｃｔｓｆｒｏｍｔｈｅｍｅｅｔｉｎｇｈｅｌｄｉｎＮｉｃｅ，Ｆｒａｎｃｅ，６ １１Ａｐｒｉｌ２００３，ａｂｓｔｒａｃｔ８６１４．ＷｅｉｄｎｅｒＤＪ，ＷａｎｇＹＢ．２０００．Ｐｈａｓｅｔｒａｎｓｆｏｒｍａｔｉｏｎｓ：ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓｆｏｒｍａｎｔｌｅｓｔｒｕｃｔｕｒｅ．／／ＫａｒａｏｔｏＳＩ，ＦｏｒｔｅＡ，ＬｉｅｂｅｒｍａｎｎＲ，ｅｔａｌ．，Ｅａｒｔｈ′ｓＤｅｅｐＩｎｔｅｒｉｏｒ：ＭｉｎｅｒａｌＰｈｙｓｉｃｓａｎｄＴｏｍｏｇｒａｐｈｙｆｒｏｍｔｈｅＡｔｏｍｉｃｔｏｔｈｅＧｌｏｂａｌＳｃａｌｅ，Ｖｏｌ．ＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌＭｏｎｏｇｒａｐｈＳｅｒｉｅｓ１１７．ＡｍｅｒｉｃａｎＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌＵｎｉｏｎ：２１５ ２３５．ＺａｎｇＳＸ，ＺｈｏｕＹＺ．２００２．Ｎ ｔｈｒｏｏｔｓｌａｎｔｓｔａｃｋａｎｄｉｔｓａｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｉｎｓｔｕｄｙｏｆｍａｎｔｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓ．犆犺犻狀犲狊犲犑．犌犲狅狆犺狔狊．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），４５（３）：４０７ ４１５，ｄｏｉ：１０．３３２１／ｊ．ｉｓｓｎ：０００１ ５７３３．２００２．０３．０１２．ＺａｎｇＳＸ，ＺｈｏｕＹＺ，ＮｉｎｇＪＹ，ｅｔａｌ．２００６．Ｍｕｌｔｉｐｌｅｄｉｓｃｏｎｔｉｎｕｉｔｉｅｓｎｅａｒ６６０ｋｍｂｅｎｅａｔｈＴｏｎｇａａｒｅａ．犌犲狅狆犺狔狊．犚犲狊．犔犲狋狋．，３３（２０）：Ｌ２０３１２，ｄｏｉ：１０．１０２９／２００６ＧＬ０２７２６２．ＺｈａｎｇＬＰ，ＳｈａｏＺＧ，ＬｉＺＨ．２０１４．ＤｙｎａｍｉｃａｃｔｉｏｎｏｆｍｕｔｕａｌｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅＩｎｄｉａｎａｎｄｔｈｅＥｕｒａｓｉａｐｌａｔｅｓｉｎＨｉｎｄｕＫｕｓｈ Ｐａｍｉｒｒｅｇｉｏｎ．犆犺犻狀犲狊犲犑．犌犲狅狆犺狔狊．（ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ），５７（２）：４５９ ４７１，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１４０２１２．ＺｈａｎｇＺＪ，ＹｕａｎＸＨ，ＣｈｅｎＹ，ｅｔａｌ．２０１０．ＳｅｉｓｍｉｃｓｉｇｎａｔｕｒｅｏｆｔｈｅｃｏｌｌｉｓｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅｅａｓｔＴｉｂｅｔａｎｅｓｃａｐｅｆｌｏｗａｎｄｔｈｅＳｉｃｈｕａｎＢａｓｉｎ．犈犪狉狋犺犘犾犪狀犲狋．犛犮犻．犔犲狋狋．，２９２（３ ４）：２５４ ２６４．附中文参考文献金振民，张忠杰，吴耀等．２０１３．地幔转换带和研究方法．／／丁仲礼主编．固体地球科学研究方法．北京：科学出版社：４０２ ４３４．宁杰远，臧绍先．１９９０．帕米尔—兴都库什地区地震空间分布特征及应力场特征．地球物理学报，３３（６）：６５７ ６６９．孙文斌，和跃时，常征等．２００９．帕米尔—兴都库什地区板块俯冲及其应力状态．地震地质，３１（２）：２０７ ２１７．臧绍先，周元泽．２００２．Ｎ次根倾斜叠加在地幔间断面研究中的应用．地球物理学报，４５（３）：４０７ ４１５，ｄｏｉ：１０．３３２１／ｊ．ｉｓｓｎ：０００１ ５７３３．２００２．０３．０１２．张浪平，邵志刚，李志海．２０１４．印度板块与欧亚板块在兴都库什—帕米尔地区相互俯冲的动力作用分析．地球物理学报，５７（２）：４５９ ４７１，ｄｏｉ：１０．６０３８／ｃｊｇ２０１４０２１２．（本文编辑 胡素芳）３３１。
最新震源机制解
震源机制解------------------------------------------作者xxxx------------------------------------------日期xxxx四、震源机制和震源参数地震发生的物理过程或震源物理过程，称为震源机制。
它可以通过多个地震台的地震记录图来确定。
地震发生时震源处的一些特征量或震源物理过程的一些物理量，称为震源参数.震源参数包括震源断层面的走向、倾向和倾角，震源断层两盘错动的方向、幅度，震源断层面的长度、宽度,断层破裂的扩展速度,震源主应力状态,错动时释放的应力等．它可以通过震源机制断层面解、宏观地震测量及微震活动空间分析等途径来求得。
震源机制和震源参数的资料对区域地壳稳定性分析至关重要。
1.震源机制根据近几十年来的研究表明，浅源地震P波初动与震源体初动方向之间的关系较明确而简单，即Ｐ波初动具明显的象限分布特点.图3-7所示即为１948年日本福井地震时，通过各地地震仪记录资料所得的P波初动象限分布图。
震源断层发动地震时,不同地区P波初动方向呈现压缩和拉伸有观律的分布。
这种现象可用震源错动的单力偶和双力偶模式来解释。
有力偶作用的震源断层，当它突然错动时,断层的两盘，在错动前进方向上的介质受到推挤,即产生压缩波,以“+"号表示；而在相反方向上的介质受到拉伸，则产生膨胀波，以“-”号表示。
压缩波与膨胀波的分界面叫节面,节面与地面或震源球面的交线就叫节线。
一次地震的发生，就有两条互成正交的Ｐ波节线,其中一条节线与断层线相符,是为断层面节线；另一条则为辅助面节线。
两条节线分成了四个象限,在相对的象限中有相同的P波初动符号，而相邻的象限中P 波初动符号相反。
这就是单力偶震源机制模式(图3－８ａ）。
而双力偶震源机制模式更能反映出P波初动分布的实际情况,即两节线上均有力偶作用，但错动方向相反，一为左旋另一为右旋。
由它们合成的最大、最小主应力(和)分别为压应力和拉应力,作用方向与两节线夹角平分线一致.显然，这两条节线也就是一对共轭剪切面.其中之一为震源断层（图3－8ｂ）。
DSY水力震源振荡解堵的原理及试验效果
１９０ 可控震源对油井 进行处理 ，使用频率为 １Ｈ 和 １Ｈ ，处理后油井产 ７ｚ ８ｚ
液量明显增加。 澳大利亚 的振 动采 油 技 术证 明 了振 动可 以提 高油田采 收率 ，增加 单井 产量 １ ％ ～３ ％ ，降低 Ｏ ５ 含水 ，是 较 经 济 的 Ｅ Ｒ方 法 ，适 用 于 大 多 数 油 Ｏ
裂隙网，改善泄油剖面渗透性。 巨大冲击波超过原油极 限应力 ，空化效应使原油
时间／ 年月
圈３振动前后注入压力的变化
分子键断裂 ，分子量减小 ，粘度降低 ；振动冲击分散
ｍ。ＭＰ ／ ａ上 升 到 ｌ． ｍ／ Ｐ ，上 升 了 ６ １ ３ ５３ 。Ｍ ａ ．４ ｍ ／
油滴 ，油、水分离加快 ；使孤立 的剩余油滴启动、聚 集、 运移和重新分布 ，振动波降低流体在岩层中毛细
管压力和多相流体界 面张力，流体在毛细管内流动 ， 改善水驱效果，提高采收率。研究发现 ， 振动使岩心
原油采收率从 １． ％提高到 ５ ． ％。 ３３ ３２
１３ Ｄ Ｙ地层 多级 水 力震源 性能 ． Ｓ
Ｍａ Ｐ 。到 ２０ ０ ６年 ７月，注入 强度 为 ｌ，８ｎ ／ Ｐ ， ｌ ｌ Ｍ ａ ９ 。
１９ ９ ８年 ５月 ～ ７月 ，应用 顶驱 式谐波井 下振 动驱
图１震源结构简图
卜 提吊钸节： 力销’ 筒：－ ２ 一 ３抓动块： 喷水扎： ４ － 振动轴： 转换接头
油系统在辽河油田高 ３７ 井区进行 了首次生产性现 ５２ 场试验 ，设备设置在 ５４ ８ｍ，井下重锤震源 以 ８ ８次／ ａ 的谐波频率 ，每次 ５ 的冲击力 ，累计 冲击振动 ｒｎ ｉ ｔ
水 力冲击 波和振动 弹性 波双波 动作 用岩层 ，在 萨南油 田的水 井上进行 了实际应 用。
剪张型微地震震源机制与振幅分布特征
剪张型微地震震源机制与振幅分布特征唐杰;王浩;温雷;张文征【摘要】水力压裂诱发的微地震事件中有很多为非双力偶源,表明岩石可能发生了剪张破裂.与纯剪切型震源相比,剪张型震源在震源特征以及记录振幅方面存在诸多差异.本文研究了剪张源微地震震源机制,分析了剪张源微地震信号的辐射花样和能量传播特征,通过数值计算获得了地表接收的不同震相的振幅分布.主要内容包括:①水力压裂微地震中剪张破裂被认为是较为合理的震源模型,可以采用走向角、倾角、滑动角和张裂角表示其源张量,结合介质参数可获得矩张量;②剪张源包含双力偶(DC)成分和非双力偶(Non-DC)成分,非DC成分包括补偿线性偶极子(CLVD)和各向同性(ISO)成分,各成分的百分比可采用Hudson图和钻石图等进行研究;③剪张型震源辐射能量会随张裂角而发生变化,地面接收的信号振幅分布与震源机制、模型参数和检波器位置等有关.研究剪张型微地震震源机制与振幅分布特征,可以更清楚地认识微地震震源特征及其信号分布规律.【期刊名称】《石油地球物理勘探》【年(卷),期】2018(053)003【总页数】9页(P502-510)【关键词】微地震;源张量;矩张量;辐射花样;剪张源;张裂角【作者】唐杰;王浩;温雷;张文征【作者单位】中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛 266580;海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东青岛 266071;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛 266580;海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东青岛 266071;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛 266580;海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东青岛 266071;中国石油大学(华东)地球科学与技术学院,山东青岛 266580;海洋国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室,山东青岛 266071【正文语种】中文【中图分类】P6311 引言水力压裂是页岩气增产的主要手段，是用高压泵组将流体注入页岩层产生剪张裂隙[1]。
基于三维应变格林函数反演中小震震源机制
基于三维应变格林函数反演中小震震源机制周立; 林强; 范涛【期刊名称】《《地震工程学报》》【年(卷),期】2019(041)006【总页数】7页(P1553-1559)【关键词】震源机制反演; 应变格林函数; 青藏高原; 有限差分法; 波形反演【作者】周立; 林强; 范涛【作者单位】中国地震局地震研究所地震预警湖北省重点实验室湖北武汉430071; 武汉地震科学仪器研究院有限公司湖北武汉 430071; 湖北省重大工程地震监测与预警处置工程技术研究中心湖北武汉 430071【正文语种】中文【中图分类】P3150 引言震源机制解的精确反演不仅对灾害响应、核爆监测、理解构造运动等有很大帮助,而且也是提高波形类地球结构成像精度的重要保障。
在早期研究中,断层面解可通过P波初动分布或者P波初动结合最大P波振幅和最大S波振幅比的方法来确定[1-3]。
随着数字地震台站的发展,数据数量和质量得到了显著提高,基于最小化各震相波观测波形和合成波形残差类的方法随之发展起来[4-5]。
在地震成像中,为了事件覆盖均匀和近似点源,就需要用到中小地震事件。
如果使用传统的震源机制解反演方法,采用远震记录反演震源机制,其信噪比低；采用近震记录,因震源和速度结构(通常采用1D速度模型)的耦合效应会导致震源机制解产生偏差。
所以传统的震源参数确定方法不能很好地应用于中小地震事件。
而且当成像的区域尺度较小时,定位误差导致的结果偏差可能比震源机制解的影响更大,所以有必要找到一种能同时提供事件准确位置和机制解的震源反演方法。
随着地震资料的积累和质量的提高以及层析成像技术的发展,可以获得分辨率越来越高的3D参考模型；计算能力的提升使得计算3D应变格林张量(SGT)的成本可以接受。
Liu等[6]基于谱元法合成波形并通过求解含震源参数(震源经度、纬度、深度,6个矩张量元素和参考震源位置)目标函数Frechét导数获得震源机制解,并将该方法应用于南加州地区。