地壳、地幔结构及震源机制研究

只用面波反演的问题
• 面波在波形中振幅较大，掩盖了其他震相
的信息，因而对Pnl和S波的信息不敏感， 而这些信息本身就是震源信息的重要约束
CAP方法和其优点
• CAP方法
– 由Zhao 和 Helmberger(1994)建立 – Zhu和Helmberger（1996），Tan，et al （2006）对该方法进行了改进
• Only sensitive to velocity discontinuities • Insensitive to average velocity.
• Surface wave dispersion bad at resolving
velocity discontinuities, good at average velocity
各向 同性 平行 分层
接收函数，人工测震
接收函数，近震波形 接收函数，近震波形，面波 接收函数，人工测震，面波
倾斜 界面
震源机制研究
震源机制反演的方法
• 震源机制解是震源最重要的信息之一，主要研究
方法有P波初动和波形反演方法
– P波初动法主要通过判读P波初动的极性
– 波形反演方法 • 面波反演（Patton and Zandt, 1991; Thio and Kanamori,
对MOHO深度比较敏感，资料丰富 • 水平向精度低
近震波形
• 震相丰富 • 地震的复杂性．地震活动性．
Pn,Pg, S
人工测震
• 很好反映地下间断面（梯度） • Ｓ波不很发育．代价高
Pn,Pg, S
模型简单到复杂 经验由少到多
各向 异性 平行 分层
接收函数 接收函数，面波
任意 三维 复杂 介质
震源与地球结构
(1)去除震源影响，得到初步的地球模型（接 收函数法，等等） (2)相对法，减少不精确模型引起的误差(双差 定位，等等)
(3)初步结构模型＜计算合成地震图＞研究地 震 (4)初步地震模型＜计算合成地震图＞研究结 构
接收函数：去除震源影响的有效方法
D(t ) S (t ) P(t ) E (t ) I (t )
• Joint inversion of RF and surface wave
gives much better result (Julia et al).
RF:Surface Wave joint inversion (Julia et al.)
Inversion from local waveforms (ichinose’s approach)
记录＝震源时间函数＊远震P波路径＊近台结构＊仪器响应
Receiver Function: Removing many Complexities
Radial Component= Source*Teleseismic P*Receiver-R *instrument
Vertical Component= Source*Teleseismic P*Receiver-Z *instrument
数字地震学研讨班 ２００７ 北京
地壳、地幔结构及震源机制研究
倪嗣道
中国科学技术大学
长江学者特聘教授
Mengcheng
National Geophysical Observatory USTC
蒙城地球物理
国家野外科学观测研究站
震源与地球结构
简单地震 复杂 结构 地壳
观测到的波形
地幔 复杂地震 简单结构 地壳 地幔
Surface wave for 1D structure
Dispersion of Love and Rayleigh wave depend on velocity Structure, thus, can be used to model 1D profile (julia et al.)
RF: strength and weakness
1995 ） • 体波反演（Wallace and Helmberger, 1982; Fan and Wallace, 1991; Fan et al., 1994; Dreger and Helmberger, 1993 ） • 面波体波联合反演（Walter, 1993; Ritsema and Lay, 1993]）
H 2 ( (vP vS ) 2 p 2vP 1 p 2v 2 p ) vP
H 2 ( (vP vS ) 2 p 2 vP vP 1 p 2v 2 p )
t Ps
t PpPs
t PpSs
vp vs
2H ( vP
(vP
2 vS ) 2 p 2VP )
H-Kappa stacking
H-Kappa stacking (zhu and Kanamori)
if we get good estimate of crustal thickness and vp/vs, then timing of Ps, PpPs, PpSs conversion can be predicted.
震源深度对
近震
和
远震 波形的影响
地震机制解对结构不十分敏感 所以，．．．
构想
• 各省初步参考模型 • ４级以上地震深度及机制解详细研究
• 系列文章
谢
谢！
震源机制反演存在的问题
• P波初动需要大量台站资料信息，且要求台
站方位角分布相对均匀，对于节面附近的 极性难以确定
• 由于简单地球模型的Green函数不能解释波
形数据的所有细节，因此我们只能研究某 些主要震相（如面波或P波，S波等）。
• 近震波形对震源深度信息不敏感，远震面
波对于震源位置和震源机制的分辨率不高
Need to resolve source parameters first.
Vs
Vp
接收函数
• 很好反映地下间断面（梯度） • 对速度的平均值不敏感
P
S
面波（Love, Rayleigh)
• 总体的速度结构。频率低，分辨率不高 • 对速度梯度不敏感
面波和接收函数的正演
重力
• 地幔、地壳密度差距大(2.6-2.9 / 3.3 g/cm3)
除了面波在反演中权重过大的影响
近震反演震源机制存在的问题和解 决的方法
• 震源深度信息在近震波形上不明显
– 面波大小虽然能够在一定程度上体现震源的信 息但分辨率不高 – Pnl波列会随着深度增加而变长，但由于Pnl振 幅较小，研究存在一定困难
• 远震对于震源深度的定位有较大优势
– 在远震波形上（高频滤波），P，sP， pP相位 随着震源深度的增加逐渐拉开，可以方便的得 出震源深度信息
• Waveform is the ultimate source for all
information about earthquake and velocity strcuture.
• However, only at relatively low frequency
waveform can be fit well. 3 or 5 s longer? (2 s and shorter period is challenging).
S (H , ) a1R(tPs ) a2 R(tPpPs ) a3R(tPsPs PpSs )
R(t ), Radial Receiver Function
H-Kappa stacking
we can obtain crustal thickness and vp/vs by stacking dozens of RF
1D structure beneath Station first order: crust->moho->mantle
பைடு நூலகம்
Theoretical RF from Propagation matrix
Teleseismic P waves will convert into S wave at moho (Ps), there are a few other multiple Conversion, PpPs, etc.
That is, by deconvolving vertical component from radial component We can avoid complexities due to earthquake rupturing processes And source side structures, as well as mantle strucutre. We are left only with structure effects very local to the station
H=36km vp/vs=1.87 for a station in northeastern China
RF: inversion for 1D model
After teleseismic RF is obtained, more information can be obtained: Not just moho depth and vp/vs. (Julia et al) However, with some uncertainty.
• 基本思想
– 将地震波形（近震数据，通常震中距300Km左 右)按照Pnl和面波波段截开，然后对不同的波 段数据进行分别比较
Pnl和面波示意图
CAP方法的优点
• 综合利用体波和面波信息，约束全
面 • 将Pnl和面波分开进行比较，一定 程度上消除了地下速度结构的影响
• 通过Pnl和面波分别给定权重，消
R( ) S ( ) P( ) ER( ) I ( ) Z ( ) S ( ) P( ) EZ ( ) I ( )
Radial Comp R( ) ER( ) Vertical Comp Z ( ) ER( ) local structure beneath Station