地球物理学报  2014, Vol. 57 Issue (7): 2065-2076   PDF    
直达Ps与接收函数Ps联合分析地壳各向异性
杨颖航1, 朱良保1,2, 王清东1, 陈浩朋1, 张攀1    
1. 武汉大学测绘学院固体地球物理系, 武汉 430079;
2. 武汉大学地球空间环境和大地测量重点实验室, 武汉 430079
摘要:本文尝试直接利用地震图记录中的Ps转换波,而非传统的接收函数方法,检测地壳介质的各向异性.虽然远震记录中的P波对Ps转换波会有干扰,但P波与Ps转换波具有不同的偏振特性,最小能量法可以将Ps转换波的各向异性参数检测出来,对时间窗的选择也很强壮.本文利用IC台网(New China Digital Seismograph Network,中国新数字地震台网)中的KMI,ENH,LSA,BJT,XAN,WMQ六个台站接收的宽频远震记录进行了测试,并且对比了接收函数方法的结果.研究表明,利用最小能量法直接测量与利用旋转相关法测量接收函数中Ps转换波的结果基本一致.两种方法测量所得的快波偏振方向与地壳运动方向,最大水平主压应力方向,震源机制解压缩轴方向,最大主压应变率方向以及已有的各向异性研究结果基本一致.
关键词Ps转换波     地壳各向异性     接收函数     最小能量法     旋转相关法    
Utilizing P-S converted waves on seismograms and receiver functions to estimate crustal anisotropy
YANG Ying-Hang1, ZHU Liang-Bao1,2, WANG Qing-Dong1, CHEN Hao-Peng1, ZHANG-Pan1    
1. Department of Geophysics, School of Geodesy and Geomatics, Wuhan University, Wuhan 430079, China;
2. Key Laboratory of Geospace Environment and Geodesy, Wuhan University, Wuhan 430079, China
Abstract: Traditional method to study anisotropy of crust utilizes Ps-converted waves from receiver functions. We try to measure the splitting parameters of Ps converted waves on seismogram directly. Ps converted waves on teleseismic seismograms will be unclear due to the interference of P waves. But P waves and Ps converted waves have different polarization characteristics, the minimum energy method can measure the splitting parameters of Ps converted waves on seismograms and the time window is relatively easily chosen. We used teleseismic seismograms recorded at six seismic stations, KMI, ENH, LSA, BJT, XAN, and WMQ of IC seismic network to test this method. Comparing two methods, we found that the result of utilizing minimum energy method to measure Ps converted waves directly agrees with the result of cross correlation method to measure Ps converted waves from receiver functions. The fast polarization directions of Ps phases measured by two methods approximately agree with the directions of crust movement, maximum horizontal compression, the compression axes of focal mechanism, principal compressing strain rate and previous anisotropy results.
Key words: Ps converted waves     Crustal anisotropy     Receiver functions     Minimum energy method     Cross correlation method    
1 引言

各向异性的研究与地质构造和地壳运动有着密不可分的关系,所以研究地壳各向异性对于解释地质构造、地壳运动以及深部动力学特征有着重要的意义.为了解释地壳各向异性的起源,Crampin(19841997)提出了EDA模型:地壳上部广泛存在含流体的微裂隙或者孔隙.在应力作用下,这些裂隙沿着一定的方向呈优势排列,裂隙面与最小主压应力方向垂直.近地表的最小主压应力通常是水平向的,所以微裂隙与孔隙液体在地壳中大致是竖直排列的,其走向与最大水平主压应力方向平行.定向排列的微裂隙与孔隙液体会引起各向异性,而其中快波的偏振方向就是其走向.Barruol和Kern(1996)提出地壳各向异性的大小与微裂隙和孔隙液体的数目以及直径有关,这是上地壳各向异 性的主要成因,起码最上面的10 km是这样的.由此可见介质的各向异性与应力的大小和方向有直接的关联.

利用接收函数方法或者近震S波研究地壳各向异性是传统的方法.McNamara和Owens(1993)最先尝试了测量Ps转换波分裂参数.在这之后,Levin和Park(1997)等地球物理学家进行了一系列的研究来检验各向异性对于接收函数之中的Ps转换波的影响.Nagaya等(2008)认为利用P波接收函数来测量Moho界面的Ps转换波各向异性参数是可行的.因为在接收函数中,转换震相会被保留下来,相比较而言,其他的震相会被压制(Langston,1979; Owens et al., 1984).接收函数方法测量各向异性的优势有(Nagaya et al., 2008):①接收函数中的Ps转换波比地震图中的Ps转换波更加的清晰;②接收函数中可以很清楚看到地震波路径中的哪一段是各向异性的.并且Nagaya在理论数据与实际数据上证明了利用接收函数测量地壳各向异性的可行性.其劣势是:①在求取接收函数的过程中存在水准因子,经过时间域、频率域的变换以及反变换之后Ps转换波的能量将会发生改变.并且在变换过程中有噪声的参与,从而使得接收函数提取出来的Ps转换波与原始的Ps转换波有所差别;②由于各向异性的存在,Ps转换波的到时会随着反方位角的变化而变化(Nagaya et al., 2008),测量窗口的选择就不够强壮.即使是窗口选择相差0.5 s,测量的结果也有可能发生极大的改变.

相较于接收函数方法,本文尝试利用实际地震数据直接测量Ps转换波.本文一共测量了KMI、ENH、 BJT、XAN、WMQ、LSA六个台站的远震数据,为了检测直接测量是否合理,本文将对比传统的接收函数方法结果与直接测量方法结果.将测量结果与地壳运动方向,最大水平主压应力方向,震源机制解压缩轴方向,最大主压应变率方向以及已有的各向异性研究结果进行了比较分析. 2 理论方法 2.1 基本思路

本文的方法是直接对P波初至之后的Ps窗口内波形数据进行S波分裂测量.表面上看直接测量Ps转换波存在如下限制:①对于6级以上的远震,直达P波波长比较长,可能会与Moho界面的转换Ps波有部分叠加;②由于直达P波的存在以及噪声、散射波的影响,Ps转换波并不容易辨别.由于这些限制的存在,一般都选择提取P波接收函数之后,再测Ps转换波的各向异性参数.但是,这些限制条件是可以克服的,理由是:①测量各向异性的过程本质上是滤波过程.在近垂直入射的条件下,Ps转换波偏振方向是径向的.在分裂测量过程中,快波和慢波经过时间校正之后,横向的能量会达到最小.本文通过实际数据实验发现,当滤波频段选的很窄时(本文选取的是0.2~0.6 Hz),P波、散射波以及噪声就会被极大地压制,从而对Ps转换波造成较少的影响.同时P波和散射噪声不会分裂,没有偏振特性.使用最小能量法进行测量,Ps转换波的各向异性参数会被保留下来.这样所测量出来的结果就是原始地震图中的Ps波所携带的各向异性信息.②时间窗口选择稍大,能够将Ps转换波包含进去,无需准确识别Ps转换波的到时,即可获取Ps转换波的各向异性参数.

用于测量Moho界面Ps转换波各向异性的方法有最小能量法、旋转相关法、特征值法等.最小能量法是直接测量Ps转换波分裂参数的最佳方案,原因如下:

①近垂直入射的条件下,Ps转换波的初始偏振方向是径向的.

②Ps窗口附近会受到P波、散射波、噪声的影响,所以使用旋转相关法求R、T方向相关系数最大就不可靠.而最小能量法是通过T方向能量最小来测量.P波、散射波以及噪声不具备R方向偏振的特性,只要测量窗口包括Ps转换波,窗口就携带了正确的各向异性参数信息.

传统的提取接收函数方法测量Ps转换波各向异 性参数,应该以旋转相关法的结果最为准确,原因如下:

①在提取接收函数的过程中,有水准因子的存在.P波接收函数中Ps转换波的能量发生了改变,所以最小能量法测量所得的结果不可靠.

②提取接收函数之后,Ps转换波会被保留下来,而其他波形会被压制.使用旋转相关法测量Ps转换波参数,不会受到其他波形的干扰. 2.2 Ps窗口

在考虑近垂直入射的情况下,令R方向与快轴方向的夹角为φ,快慢波的延迟时间δt.在Moho界面处,Ps转换波初始偏振方向为R方向,因为各向异性的存在而分裂成快波与慢波:

(1)式中的R(t)、T(t)为去各向异性之后的Ps波地震信号,F(t)、S(t)为快慢波时间函数.

而快、慢波可以通过地震记录的R、T方向分量得到:

(2)式中R1(t)、T1(t)分别表示地面记录的径向和横向的时间函数.如果散射波没有方向性,那么它就可以被看成比较大的随机噪声.所以我们把噪声与散射波看成一个干扰信号f(t).f1(t)、f2(t)分别表示R、T方向的干扰信号.

将(1)式代入(2)式就可以得到T方向的表达式:

如果选择了正确的各向异性参数(φ,δt),那么T(t)的能量就会达到最小:

随机噪声校正前后能量变化不大,Ps转换波的T方向能量校正之后理论上应该为零.(3)式中T方向校正之后得到(4)式,最后只剩下随机噪声.因此去各向异性前后Ps转换波窗口的T方向能量会发生明显的改变,而不包含Ps转换波的窗口能量变化很小.利用这个原理,最小能量法可以自动测量出Ps转换波的分裂参数.使用大量不同反方位角的地震事件进行测量后,进行统计.统计玫瑰图中频数最多的区间,即为测量的快波偏振方向.

根据Ps转换波窗口以及P波窗口的不同测量特性可知,只要我们所选择的测量窗口包含了Ps转换波窗口,那么在噪声等级较小的情况下,测量结果会自动选择Ps转换波携带的各向异性参数,而将P波、散射波以及噪声的影响滤掉.

检验测量结果是否正确的判据为:

①Ps转换波分裂为快波以及慢波,Ps转换波窗口测量校正前,水平面的质点运动轨迹应该是椭圆形的,校正之后应该为近线型的(理论上为线型的).P波与噪声在校正前后的水平面质点运动轨迹都为线型.

②Ps转换波窗口测量所得的快慢波延迟时间δt应该在合理的范围内.

③Ps转换波窗口测量校正前后,T方向的能量应该有显著的变化,校正后应该接近于零. 3 测量结果对比

本文分别对KMI、ENH、 BJT、XAN、WMQ、LSA六个台站的远震数据进行了处理分析.地震记录挑选震中距在30°~90°范围内,震级大于6级的信噪比较高的宽频地震数据(图 1).

图 1 台站及地震事件分布图
三角形标志代表台站,实心圆代表地震事件.
Fig. 1 Distribution of seismic stations and earthquakes used in this study
Triangles represent stations, and circles represent earthquakes.

对地震记录进行预处理之后,本文以2000年5 月4日,KMI台接收的发生在(-1.11°N,123.57°E)的7.5级地震为例做了如下实验(图 2).该地震的震中距为33.09°,反方位角为139.36°.

图 2 KMI台接收的2000年5月4日发生在(-1.11°N,123.57°E)的7.5级地震记录图
虚线滤波频段为0.07~5 Hz,实线滤波频段为0.2~0.6 Hz.图中的黑色实线为标定的P波到时.第一步选择测量窗口 为B区域.第二步选择测量窗口为A区域.第三步选择测量窗口为A区域加上B区域.
Fig. 2 Seismogram of teleseismic earthquake occurred on May 4,2000 recorded by KMI. Its magnitude is 7.5 and the epicenter is(-1.11°N,123.57°E)
The filter range of dashed seismograms is 0.07~5 Hz. The filter range of continuous seismograms is 0.2~0.6 Hz. The vertical continuous line indicates P wave arrival time calibrated,while the vertical dashed indicates P wave arrival time calculated using IASP91 model. At the first step,we measure time window B. At the second step we measure time window A. At the last step we measure time window A plus B.

第一步,利用最小能量法、旋转相关法以及特征值法测量P波初至之后的4~8 s时窗.

第二步,用相同的方法测量P波初至之后的0~4 s时间窗口.

第三步,用相同的方法测量P波初至之后的0~8 s时间窗口.

图 2中的虚线波形可以看出,原始的波形中直达P波的波长比较长,P波与Ps转换波部分重叠,Ps转换波的到时难以识别.通过滤波之后,P波、散射波以及噪声都被压制,图 2中的实线波形可以看出Ps转换波的能量基本被保留下来.由于Ps震相不好识别,所以选择测量的窗口稍微偏大.分别测量P波、Ps转换波以及P波+Ps转换波窗口的各向异性参数(图 3).

图 3(a)为第一步实验结果,(b)为第二步实验结果,(c)为第三步实验结果
虚线为R方向波形,实线为T方向波形.质点运动轨迹图中虚线为去各向异性之前 的质点运动轨迹.实线为去各向异性之后的运动轨迹.
Fig. 3(a)to(c)indicate the results of three steps
Continuous line indicates transverse waves. Dashed line indicates radial waves. In the figure of particle motions,dashed lines indicate the particle motion before correction.

第一步实验中测量窗口只包含了Ps转换波,测量之前水平面的质点运动轨迹为椭圆形,测量校正之后水平面的质点运动轨迹为线型的.测量之前T方向能量并不为零,测量之后T方向能量几乎为零(图 3a);第二步实验中测量窗口只包含了直达P波.从测量前后水平面质点运动轨迹对比可以看出,去各向异性前后的运动轨迹都是线型的(图 3b);第三步实验中测量窗口不仅包含了直达P波,还包含了Ps转换波.测量之前水平面的质点运动轨迹为椭圆形,测量校正之后水平面的质点运动轨迹为线型的.测量之前T方向能量并不为零,测量之后T方向能量几乎为零(图 3c);并且第一步与第三部测量所得的各向异性参数基本相同.

这样就验证了先前提出的假设:如果不同反方位角入射的P波,散射波以及噪声都没有优势偏振方向,那么最小能量法就会自动将这些干扰信号过滤掉,并挑选出Ps转换波窗口进行测量,从而得出Ps转换波的分裂参数.但是如果散射波等干扰信号偏振具有优势方向,或者Moho界面上方还有其他速度间断面,那么测量结果将会受到影响.

这六个台站记录地震事件分别进行直接测量以及接收函数方法测量(台站信息及分裂参数见表 1).提取接收函数时,水准因子选择0.01,高斯滤波参数选择3.

从六个台站的玫瑰图(图 4)我们发现,即使是同一段时间窗口,如果使用的方法不一样,测量结果会有很大的不同.有些台站的最小能量法,旋转相关法,特征值法测量结果相近.有些台站测量结果相差较大.对于直接测量方法,我们认为最小能量法测量结果更为可靠.提取接收函数之后进行测量的方法,我们认为旋转相关法测量结果更为可靠.从玫瑰图中比较可以发现,六个台站的直接测量方法中最小能量法测量结果的玫瑰图与接收函数方法中旋转相 关法测量结果的玫瑰图基本一致.两者之间具有可比性,这说明直接测量方法的可行性.同时直接测量结果的快波偏振方向随反方位角分布的稳定性很好(图 5),可以排除散射波等干扰信号具有优势偏振方向的影响.从而得出,测量所得的分裂参数就是地壳的各向异性参数.

表 1 台站信息以及分裂参数 Table 1 Locations of stations and values of splitting parameters

图 4不同台站的直接测量方法(a)与接收函数方法(a)结果对比
RC是旋转相关法测量所得结果,SC是最小能量法测量所得结果,EV为特征值法测量所得结果.
Fig. 4 (a) indicates the rose diagrams measured by direct method. (b) indicates the rose diagrams measured by receiver function method
RC indicates the result of cross correlation method. SC indicates the result of minimum energy method. EV indicates the result of eigenvalue method.

图 5(a)为KMI台直接测量结果的反方位角分布图,(b)为KMI台接收函数方法测量结果的反方位角分布图 圆的中心代表KMI台.线段方向代表该反方位角地震事件测得的快波偏振方向.线段长度与延迟时间成正比. 线段离台站的距离与入射角大小成正比,第一个圈代表入射角为15°,第二个圈代表入射角为30°. Fig. 5 The back azimuth distribution of fast polarization directions at KMI.(a)shows the result of direct method.(b)shows the result of receiver function method The center point indicates KMI. The length of segments is proportion to delay time.
4 结果分析 4.1 KMI,XAN,LSA,ENH结果分析

KMI,XAN,LSA,ENH,BJT,WMQ六个台站的快波偏振方向中KMI,XAN,LSA,ENH四个台站的快波偏振方向随反方位角分布比较稳定.BJT,WMQ两台站的快波偏振方向随反方位角变化有一定的改变(图 6).

图 6 快波偏振方向分布图
黑色的双箭头代表快波偏振方向.以WMQ台与BJT台为圆心的黑色圆圈以及双箭头代表不同反方位角的快波偏振方向.
Fig. 6 Distribution of fast polarization directions(arrows)
The arrows of WMQ and BJT indicate the fast polarization in different back azimuths.

KMI台地处云南昆明,LSA台地处西藏拉萨.青藏高原与川滇菱形块体位于欧亚板块与印度板块的交界处,地壳构造活动剧烈.青藏高原受印度板块挤压,地壳缩短增厚,并且物质向东挤出.川滇块体东临扬子准地台、华南褶皱系,受青藏高原挤压推动后,又受扬子准地台、华南块体所阻,形成一个顺时针旋转的构造结(张培震等,2003).

LSA台站附近,已有的研究成果中地壳物质流动方向(刘经南等,1998姜卫平等,2008)、最大水平主压应力方向(谢富仁等,2004)、震源机制解压缩轴方向都为NEE(徐纪人和赵志新,2006).现在普遍接受LSA地块下方地幔为各向同性或者弱各向异性(Yin and Harrison, 2000),Gao和Liu(2009)利用PKS,SKS,SKKS获得LSA地块S波各向异性快波偏振方向为NNE至NEE方向,并且将其分为两层.上层的各向异性对称轴为NE方向,下层各向异性对称轴方向为E—W方向.如果LSA地块下方地幔各向异性确实很弱,那么Gao和Liu(2009)测量的各向异性主要部分应该是整个岩石圈的各向异性.上层对应的是地壳,下层对应的是软流层.本文两种测量方法的结果快波偏振方向都为NEE,这与已有的研究结果基本一致.

KMI台所处区域地壳物质运动方向(张效亮,2009敬少群等,2011),最大水平主压应力方向(谢富仁等,2004崔效锋等,2006),震源机制解的压缩轴方向(程万正等,2006)都为NNW至NWW.石玉涛等(2006)利用近震S波得出云南区域上地壳各向异性大部分是NNW向.有部分台站偏振方向不一致,可能是因为云南区域断层错综复杂,破坏了上地壳原有的各向异性.郑斯华和高原(1994)阮爱国和王椿镛(2002)等通过SKS得出昆明区域地幔各向异性为NNE方向.本文两种方法测量的快波偏振方向都为NWW,这与该区域附近地壳物质流动方向、最大水平主压应力方向以及震源机制解的压缩轴方向基本一致.本文所得地壳各向异性结果快波 偏振方向与已有的地幔各向异性结果进行比较相差 较大,这表示地壳地幔可能是解耦的.

XAN台地处陕西西安,位于渭河盆地,鄂尔多斯块体南缘,地壳构造活动比较强烈.渭河盆地地壳运动方向为NNW(戴王强等,2004瞿伟等,2011),区域最大水平主压应力的方向(谢振乾等,1991刘巍等,1993),震源机制解的压缩轴方向(王卫东等,1998)都为NNE至NEE方向.本文两种方法测量所得各向异性快波偏振方向都为N—S.该区域的最大水平主压应力方向与地壳运动方向有所偏差,而本文研究所得的快波偏振方向刚刚处于二者之间.

ENH台位于湖北恩施,地处扬子准地台,该区域地壳稳定,地震相关的研究很少.郑斯华和高原(1994)高原和滕吉文(2005)等通过SKS获得ENH台的地幔各向异性快波偏振方向为NNE方向.本文两种方法测量的地壳各向异性快波偏振方向都为NNE.该区域的地壳与地幔各向异性快波方向一致,表明地壳地幔是相互耦合的.这也可能是因为扬子准地台非常稳定,受到地壳构造运动的影响较少造成的. 4.2 BJT,WMQ结果分析

BJT台站位于首都北京.首都圈所在区域的地壳构造活跃,构造单元包括有燕山—阴山隆起区、太行—五台隆起区和华北盆地区.在太行—五台断块隆起区和华北盆地区内,发育有多条NE、NEE方向的断裂(马文涛等,2004).本研究中直接测量结果的各向异性快波偏振方向为NEE,但是随反方位角分布并不均匀(图 7).对于该结果,我们认为这是由于BJT台附近区域构造比较复杂,各向异性介质方向不均匀所引起的.罗艳等(2008)得出首都圈平均地壳厚度为34 km.本研究中所使用的地震事件震中距为30°~90°,Ps波的入射角约为15°~28°.因此,BJT台实际测量各向异性快波偏振方向的区域为直径约为18~36 km的圆(图 8).根据快波偏振方向的反方位角分布,我们认为在反方位角135°~190°的区域内,快波偏振方向为NNW,其他反方位角快波偏振方向为NEE(表 1).许忠淮(2001)等通过深井钻探资料以及震源机制资料得出华北地区的最大水平主压应力方向为NEE.张国民等(2004)使用GPS数据得出的最大主压应变率方向为NEE方向.吴晶等(20072008)研究了首都圈地壳各向异性,得出西北部的快波偏振方向为NEE,东南部的快波偏振方向比较复杂,没有很好的一致性.赖院根等(2006)利用近震S波资料得出北京东南方向的快波偏振方向为NNW,其他区域的快波偏振方向为NEE.本文研究所得BJT台快波偏振优势分布方向与华北区域最大水平主压应力方向以及最大主压应变率方向一致,与太行—五台断块隆起区和华北盆地区内,发育有多条NE、NEE方向的断裂走向一致.本研究结果中,BJT台东南部区域,快波偏振方向为NNW方向,与赖院根所得方向一致.其他区域方向为NEE,与吴晶、赖院根研究结果一致.在BJT台的SEE方向,快波偏振方向复杂.常利军等(2008)郑斯华和高原(1994)等通过SKS得出BJT下方地幔各向异性快波偏振方向为NWW向.该结果与本文得出的地壳各向异性相差较大,这表明首都圈所在区域的地壳地幔是解耦的.

图 7(a)为利用最小能量法直接测量BJT台地震图所得的快波偏振方向玫瑰图以及反方位角分布图.
(b)为利用最小能量法直接测量WMQ台地震图所得的快波偏振方向玫瑰图以及反方位角分布图
圆的中心代表台站,线段方向代表该反方位角地震事件测得的快波偏振方向.线段长度与延迟时间成正比. 线段离台站的距离与入射角大小成正比,第一个圈代表入射角为15°,第二个圈代表入射角为30°.
Fig. 7 The back azimuth distribution and rose diagrams of fast polarization directions at BJT and WMQ
The center point indicates BJT and WQM. The length of segments is proportional to delay time. The distance of segments to the center point is proportional to incident angles. The first circle indicates 15° and the second circle indicates 30°.

图 8 BJT台与WMQ台下方地壳各向异性分布模型图 Fig. 8 The crustal anisotropy models below BJT and WMQ

WMQ台站位于新疆乌鲁木齐,北临准噶尔盆地,南临天山山脉,南面山脉走向为NWW向(杨晓平等,2008).本文直接测量结果中,WMQ的SSE(140°~180°)方向的快波偏振方向为NNW,其余方向的快波偏振方向为NEE(图 7),这可能与WMQ台南北方不同的地质构造有关.天山造山带的Moho界面深度较大,平均厚度为50 km以上(米宁等,2005).测量时所选取的地震事件震中距为30°~90°,Ps波的入射角约为15°~28°.实际测量所得的各向异性区域为以WMQ为圆心直径为26.8~53.2 km的圆(图 8).在该范围内,地壳区域地质结构变化大,各向异性呈区域性分布是很有可能的.乌鲁木齐附近区域地壳运动方向为NNE至NEE方向(杨少敏等,2008),震源机制解的压缩轴方向为NEE(龙海英等,2008).这与本文测量的快波优势方向(NEE)一致.蒋靖祥等(2012)基于钻孔应力、应变连续实测资料研究新疆相对应力场,得出乌鲁木齐区域附近的最大水平主压应力方向为NE向,这与本文测量所得的快波偏振方向NEE向基本一致.Chen等(2005)得出乌鲁木齐以南的山脉区域上地幔快波偏振方向为NWW向,北部盆地的上地幔快波偏振方向为NEE方向.这与本文研究所得的WMQ台南南东方向快波偏振方向(NNW),其余区域快波偏振方向(NEE)具有可比性.这可能与该区域的地壳上地幔部分耦合有关.

5 结论

本文讨论了直接测量Ps转换波各向异性参数的可行性.比较了提取接收函数之后测量Ps转换波所得的各向异性参数与直接测量地震图Ps转换波所得的各向异性参数结果.研究表明,使用最小能量 法直接测量地震图中的Ps转换波所得的结果与使用旋转相关法测量接收函数Ps转换波所得的结果相近.

研究表明:(1)虽然远震地震图中P波会对Ps转换波造成影响,但是P波并不会分裂.测量窗口包含Ps转换波的条件下,最小能量法可以将Ps转换波的各向异性参数挑选出来,其结果受到P波的影响很小.(2)提取接收函数的过程中,由于水准因子的存在,已经改变了Ps转换波的能量,所以测量接收函数中Ps转换波的各向异性参数应该以旋转相关法为准.(3)使用最小能量法测量地震图中Ps转换波的各向异性参数与使用旋转相关法测量接收函数中Ps转换波的各向异性参数具有可比性,结合两者所得的结果应该更为可信.

本文研究中两种方法所得的KMI(NWW),LSA(NEE),BJT(NEE)台站快波偏振方向与该地区的最大水平主压应力方向,最大主压应变率方向,震源机制解压缩轴方向以及地壳运动方向基本一致.BJT台的快波偏振优势方向为NEE方向,这与该地区的地壳运动方向,震源机制解压缩轴方向以及最大主压应力方向基本一致.BJT台的SSE方向,快波偏振方向为NNW.BJT台的SEE方向,快波偏振方向复杂.其余方向的快波偏振方向为NEE.已有的研究中利用近震S波测量所得的BJT台区域地壳各向异性快波偏振方向与本文直接测量所得Ps转换波快波偏振方向一致,具有一定的区域特性.WMQ台的快波偏振优势方向为NEE方向,这与该地区的地壳运动方向,震源机制解压缩轴方向以及最大主压应力方向基本一致.在WMQ的SSE方向,快波偏振方向为NNW,这可能与南部的天山NWW走向的山脉地形有关.XAN台区域所在的渭河盆地地壳运动方向NNW,区域最大水平主压应力的方向为NNE至NEE方向,本文测量所得XAN台快轴方向N—S处于二者之间,这可能与渭河盆地区域地壳的不均匀性较大有关.ENH台的快波偏振方向为NNE,但是由于该地区研究资料较少,无法进行比较.

直接测量方法的结果比较稳定,测量窗口选择可以比Ps窗口稍大以达到包含Ps转换波的目的,时间窗的选择更加强壮.但是该方法也有一定的限制:(1)如果不同反方位角入射的散射波偏振具有优势方向,那么对于测量结果具有一定的干扰.(2)如果Moho界面以上有多个速度间断面,那么地震记录中将会有多个Ps转换波.多个Ps转换波在测量窗口内,并且不同的Ps转换波携带的各向异性信息相差较大时,测量结果可能无法预料.具体的影响有待今后进一步的研究.

致谢 作者感谢iris网站提供的地震记录数据,Wüstefeld,Bristol提供的splitlab程序,两位外审专家提供的宝贵建议.
参考文献
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