（地球探测与信息技术专业论文）首都圈地壳精细结构面波层析成像.pdf

d i r e c t i o no f s t u d y ： t h ec h i l l e s e s e i s m i ct o m o g r a p h y g r a d u a t es t u d e n t ： h u a n gz h i f 抽g s u p e r v l s o r ：p r o fs h a nn a l i n a p r o fz h a n gz h i c o l l e g eo fe a r t hs c i n c e g u i l i nu n i v e r s i t yo f t e c l u l o l o g y s 印t e m b e r ，2 0 0 8t oa p r i l ，2 01o t e c h n o l o g y 研究生学位论文独创性声明和版权使用授权书 独创性声明 本人声明：所呈交的论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的研究 成果。据我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含他人已 经发表或撰写过的研究成果，也不包含为获得其它教育机构的学位或证书而使用 过的材料。对论文的完成提供过帮助的有关人员已在论文中作了明确的说明并表 示谢意。 学位论文作者( 签字) ：童苎盔 签字日期：2 盟翌二亟二2i 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解( 学校) 有关保留、使用学位论文的规定，有权保留 并向国家有关部门或机构送交论文的印刷本和电子版本，允许论文被查阅和借阅。 本人授权( 学校) 可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索，可 以采用影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。同时授权中国科学技 术信息研究所将本学位论文收录到中国学位论文全文数据库，并通过网络向社 会公众提供信息服务。( 保密的学位论文在解密后适用本授权书) 学位论文作者签名：薹寿劣 签字日期：卅。年 占月7 j 日 导师签字： 潭俐碑 签字日期加，d 年乡月纠日 摘要 首都罔地区是我国政治经济文化的中心，研究该区的地壳精细结构有助于探查首都圈深 部构造及地壳内部动力作用的过程。鉴于该区重要的地理位置、复杂的地质构造和较强的地 震活动，该区一直是地学界研究的热点，目前关于首都圈地下结构的研究较多，但尚存在区 域面波研究方面的不足，为了全方位获得该区详细地壳结构资料，本文从多科学手段起点出 发，搜集了首都罔地震台网记录到的6 3 4 个地震事件，并从中挑选出2 7 4 条信噪比高、发育 良好的瑞雷面波频散曲线，进行面波频散层析成像，得到了该研究区地壳s 波速度结构和地 壳的厚度分布情况。分析研究结果得到以下一些初步结论： 1 ) 首都圈地壳可分为地表、基底、上地壳、中地壳、下地壳五层，中地壳整体横波速 度表现为弱梯度，局部出现负速度梯度，在下地壳横波速度均呈现不同程度的异常，进一步 证实了中地壳低速层的存在这个事实。 2 ) 首都圈s 波速度结构揭示了该区速度存在明显横向不均匀性，这是该地区复杂的地 质构造特征在地球物理场中的响应；各构造单元均展现出明显不同的速度结构变化，在中地 壳层位上，速度变化范围较小；同一构造单元在不同深度的层位上速度变化明显，出现高低 速异常交替现象，特别是在上地壳层位以上，张渤断裂带因地壳结构十分破碎，高速和低速 异常块体交替明显。 3 ) 研究区地壳平均厚度在2 9 4 0 l ( i i l 范围内，并且具有从东南向西北逐渐变厚加深的特 点，其中张家口附近的张北地区地壳最厚达4 0 k m ，在华北裂陷盆地地壳厚度为2 9 3 2 l 【i i i 范 围，最薄的部分出现在华北裂陷盆地中部的深浅交叉的异常块体内的冀中坳陷构造中。与其 它区域不同，在唐山地震区，中地壳层位显示的低速异常块体伴随着地壳厚度加深，厚度变 化相对较大，首都圈历史上的重人地震事件震源区与该区的地壳厚度变化较大区域有很好的 对应关系，这与地震人多发生白地壳厚度变化较大的区域是一致的。 关键词：首都圈；瑞雷面波；面波频散层析成像；地壳s 波速度结构 a b s t r a c t 1 1 1 ec a p i t a lr e 舀i st l l ec e i l t 盯o fp o l i t i c a l ，e o o n o m i c 锄dc l u n 髓li nc l l i i l a ，t 0s t i l d y 血e t e x t u r ei nt l i ec r 嘴to fc 印i t a l 舀o ni s a ( h n i i l i s t 盯t 0e x p l o 他i n 仔勰m l c t i l 托觚dm ep r o c 鹪so f c n l s t a ld y n 锄i ci nt l l ec a p i t a lm 百o n a tp l 懿e n t ，t h es t i l d yo fs 咐晚! 、) l ，a v ei nt l l i sp l a c ei sn o t 0 u 曲f r o m 吐l ep o no f m o 聆s c i t i f i cm e m o d s 锄di l lo r d 盯t og e tt l l ed e t a i lc m s t a ls 仇l c t l l l 屯 d a n h nc o m p r e h e 鸺i v e ，w ep i c k e du p2 7 4w e l l 司e v e l o p c d 觚dh i g l ls i 印a lt on o i s e 耐0 m 锄 r a y l e i g h 黜f a c e w a v em y p a m sw h i c hr e c o 同b y3 8s e i s m i cs t a t i 蚰si i lt l i ec a p i t a ls e i 锄i cs t a t i o n n e t w o 出，s t i l d ym ec n l s to ft h ec a p i t a l 豫百o nb ys u r f a c e w a v et o m o 孕撕m e t l l o d ，0 t m i i n 锄d 锄a l y s ea n di n t e 叩r e tt h ed e p t l ls t i 锄dsw 孙，ev d o c i 哆s 们l c t l l 舱，t h e a 托s o m ep 佗l i m i n a d ， i i l t e 印心洲0 n ： 1 ) n l ea r c r 嘴tc o u l db ed i 、，i d e di n t 0 丘v e1 a y 比跚嘞c e b a s 锄曲t ，u p p 盯c n l s t l i l i d - c l u s t ， l o w e rc m s t t h em i d c n l s tsv e l o c i t ) ，s t n l c t u r es h o wl o w g r a d i e n t ，e v e nn e g a t i v ev e l o c i 哆g m d i e n t p a n l m 锄dsv e l o c i 哆s h o wd i 岱渊l td e 黟a n o m a l yi nl o w 盯c n i s t ，t h i sf i l r t h e rp r o v t 习t l l e 协m lo f m i d c n 】s te x i s t 2 ) sw a v ev e l o c 埘p r o f i l es h o w e do b v i o u sl a t e m lh e t e r o g 锄e 时i i lt h ec 印i t a lr e 酉o n ，t l l a t b e c a u s et l l ec o m p l e xs 仃u c t u m lc h a m c t 甜s t i cr e s p o n s e di i lg e o p h y s i c a lf i e l d ；e v e 拶t e c t 0 i l i cu n i t s h o wo b v i o u sd i f f e r e n tv e l o c i 哆s t r i l c t i l r e 谢e t mi t s1 销sv e l o c i t yc o n t r 淞ti i lm i d c r u s tl a ) e r ；t l l e s 锄et e c t o n i cu n i th a sc l e a rd i 岱b r e n tv e l o c i t ) rc o n t r a s ti nd i 妊e r e n td e p t h ，a n d 叩l p e 盯h i g h e r1 0 w a b n o 珊a lv e l o c i t ) ra l t 锄a t e a p p e a m c e ，p 甜i c u l a l l y 百b o v eu 1 ) p l e r c n l s t ， b e c a u s eo f z h a i l 舀i a l ( o u 勘h a is e ar i nb r o k 饥b e l t ，h i g l l e rv e l o c 时觚dl o wv e l o c i 够a b n o m a lb l o c ka l t e n l a t e o b v i o u s l y 3 ) t h ec n l s ta v 锨g et h i c l ( i l e s si i ln l ec a p i t a l 托西i s 丘锄2 9t 04 0k i l o m e t 啪，锄dp r e s 饥t t 1 1 ed i s t i n g u i s h i n gf e a t u r et 1 1 a tn l et h i c k n e s sm o 陀t 1 1 i c k e r 锄dd e e p l e r 五n o ms o u t l l e 舔tt on o n h w t ， m em o s tt h i c ka r e ai sz h a n g b e ia r e am a ta r o u n dz h a n 萄i a l ( 0 u ，i nt l l en o r c hc h i n ar i rd 印r e s s i o n b a s i n ，t h ec n l s tt h i c k n e s si sf 如m2 9t o3 2k i l o m e t e 塔，m em o s tt l l i i lp l a c ei sl o c a t e di nn o r t hc h i i l a b a s i nw h e r eh a sl o w e rc m s tb u r i e dd e p m d i 保：r e n tw i mo t l l c r 鲫既，l o wv e l 0 c i t ya b n o 衄a lb l o c k h a sm i c k e rc m s tt h i c l ( i l e s si nm i d c 1 1 l s ta b o v e 切n g s h 觚e a n h q u a l c er e 西0 n ，v 撕a t i o ni i lt h i c k n 鹤8 r e l a t i v e l yl a r g 瓯h lh i s t o r ym em a j o re a n h q u a k ee v l m t sf o c a i 撇ai nm ec 叩i t a lr e 西o nh a sag o o d c o i n c i d ew i lm ea r e am a tm ec r u s tm i c k n e s sc l l a n g el a r g e r t h a tc o i i l c i d e n tw i t hm ec o n c l u s i o n t 1 1 a tm o s te a n h q u a l 【eh a p p e i l e di nt h ec m s tm i c l ( i l 懿sc h 锄g el a r g c ra 陀a k e yw o r d s ：m ec a p i t a lr e 百o n ；r a y l e i g l ls u r f a c e w a v e ；s u r f a c e w a v et o m o 黟a p h y ；m ec m s ts w a v ev e l o c i t ys 虮l c t u r e i i 目录 1 3 主要研究内容6 第二章地震面波的基本理论及频散层析成像方法一8 2 1 均匀弹性半空间介质中的瑞雷面波一8 2 1 i 瑞雷面波的波动方程8 2 1 2 瑞雷方程的解9 2 1 3 瑞雷面波的运动轨迹1 l 2 2 层状介质中瑞雷面波的频散1 2 2 2 1 多层介质中瑞雷面波频散方程1 2 2 2 2 多层介质中瑞雷面波频散快速计算法1 3 2 3 面波频散层析成像方法1 5 2 3 1r a y l e i g h 面的波群速度、相速度1 5 2 3 2 地震面波的频时分析技术【4 们1 7 2 3 3 面波层析成像方法原理及具体实现步骤1 9 第三章研究区地质构造概况及资料来源2 3 3 1 研究区地质构造概况2 3 3 2 资料情况2 4 第四章资料处理及研究结果2 7 1 资料处理流程2 7 2 射线覆盖图2 8 3 混合路径群速度的拾取2 9 4 不同周期群速度分布3 1 5 地壳横波速度等值线图3 4 j n ， 2 3 8 度模型4 l z l ：! 4 4 z 1 5 z 1 6 z 1 9 桂林理工人学硕士学位论文 1 1 研究的目的与意义 第一章绪论 在地球系统中，不同地区大陆地壳构造的差别很大，这些差别不仅显 示着过去地壳演化所遗留的痕迹，而且可能阐明现在地壳内部动力作用的 深部过程以及其对地表的影响。迄今，研究地球地壳、地幔结构已成为地 震学的一个经典课题，它不仅可以了解地球深部结构的基础信息，对认识 构造环境的规律性、研究地壳内部动力作用的过程也有很大的帮助，因此， 地壳的研究具有科学意义和应用价值【l 】。随着经济的持续发展和社会的不 断进步，大城市和城市群的地震安全越来越受到人们的重点关注。近几年， 我国开展了一系列防震减灾基础信息的调查，其中包括对已发生大震的区 域、地震重点监视防御区及大城市等的地壳精细结构的探测【2 j 。 首都圈( 京津唐张地区) 处在中国地图上心脏位置，是集中了我国最 先进最繁荣的政治、经济和文化三要素的地区，同时也是地震灾害多发区， 历史上曾有多次破坏性地震发生，仅19 7 6 年7 月2 8 日发生在中国唐山的 大地震( m s = 7 8 ) 导致约2 4 万人丧生和超过l o o 亿元的经济损失，给国家和 人民造成了巨大的生命和财产损失。自1 9 9 6 年邢台地震以来，首都圈所 在的华北地区地震活动已进入第四、第五活跃期的高潮期，据i r i s 数据 统计，首都圈地区近十年来m 4 o 级以上地震发生了2 2 5 次。鉴于首都 圈地区重要的地理位置及较强的地震活动背景，该区的地震活动性成为我 国地震部门监视的重点，并被确定为我国的地震重点监视防御区。同时， 首都圈地区的地质构造背景，地震成因及其危险性预测成为地震科学界关 注和研究的一个热点。 纵观过去的3 0 多年，地球物理学者对首都圈地壳上地幔结构做了大 量研究工作，取得了一系列十分有意义的成果，使人们对该区的深部结构、 地震活动及破坏性地震的成因及机理有一定的了解和认识。尽管如此，首 都圈地区地下深部结构的研究仍然是地球科学的研究热点。一方面由于地 震定位精度，台站分布的不均匀性，台站密度和数据质量等多方面因素的 限制，关于首都圈地壳上地幔构造环境的研究结果不能满足研究地球深部 精细结构及动力过程的需要，且不同研究者利用不同方法得到的结果存在 不尽相同的认识。另一方面，各种地球物理方法在地壳上地幔研究方面均 有其自身的局限性【3 1 。作为研究地球内部结构最有效的地球物理方法一一 地震方法，目前主要分为地震测深、地震体波及地震面波方法。其中地震 桂林理工大学硕士学位论文 测深法的主要优点是震源的激发时刻和震源位置可以人为控制，得到的结 果分辨率比较高，但是由于人工地震激发的地震波能量有限，其探测深度 常受到一定限制，且耗资巨大。天然地震体波方法一般利用大量的地方或 区域尺度的地震走时记录反演地下介质的速度参数，需要的资料比较多， 而且其分辨率与反演区域内的地震台站的分布密度有关。地震面波法主要 用于研究横波速度结构、介质各向异性及衰减特性。早期由于台站位置和 跨度的限制，地震面波方法大都用于研究大的构造单元的深部结构。随着 观测仪器的数字化、台站数量的增加和布局的日益完善，利用宽频带面波 对局部区域的精细速度结构研究已成为热点1 4 j 。 此外，目前首都圈地壳的研究大多主要局限于地震测深和天然地震体 波法，面波方面的研究相对不足。然而，面波的频散特性可以获得各种尺 度的地壳向非均匀结构特征，因而面波频散一直是研究地壳上地幔或岩石 圈结构的有力工具【5 1 。已有的首都圈地壳结构资料不足以提供精细的横向 变化图像，不能满足目前研究地球深部细结构及动力学过程的需要。要研 究诸如大陆动力学等问题，必须建立首都圈区域地壳细致的速度结构图 像，为研究其他地震学问题提供更详细资料。2 0 0 1 年1 0 月首都圈数字地 震台网建成并投入运行，运行三年以来记录下来首都圈及其附近发生的中 小地震千余次，为获得高分辨率地壳结构图像及探讨该区地震构造环境提 供必要的资料保障。因此，搜集最新高质量的观测数据，采用多科学手段， 探明首都圈地区地壳精细结构、构造及地震构造环境对于首都圈地区的防 震减灾工作具有重要意义。 1 2 国内外研究现状及进展 2 0 世纪5 0 年代，地震学家开始广泛使用地震面波来研究地球地壳上 地幔结构，由于当时资料及反演方法的限制，只能获得大范围的水平层状 结构f6 1 。到2 0 世纪8 0 年代中期，全球数字地震台网的建立，极大地拓展 了面波研究地球结构的深度和精度。地震波层析成像技术的引进和发展， 进入了用面波研究地球三维结构的时期。 八十年代中期用面波层析成像获得的全球地壳上地幔三维速度模型， 受资料的限制仅能获得低分辨率的速度结构，可以反映大陆地盾、海洋中 脊等大型构造特征。随着数字地震仪资料的积累，到九十年代用面波研究 地球三维结构的分辨率得到了较大提高，其横向分辨率可达到一千公里以 内。张禹慎及t a n i m o t o 用约1 8 0 0 0 条面波传播路径，将全球按5 。5 。 网格划分，对周期在8 5 2 5 0 秒范围内的r a y l e i g h 及l o v e 相速度分布进 2 桂林理工大学硕士学位论文 行反演，这些速度异常除与大陆地盾、海洋中脊、活动构造区等相关外， 还与海底年龄、热点分布有明显关系。美国哈佛大学e l a r s o n 等用5 5 0 0 0 条路径对r a y l e i 9 1 l 及l o v e 波相速度及群速度全球分布进行反演，其横向 分辨率可达到5 0 0 k m 。 早期利用面波频散进行区域性三维结构研究有：f e n g 等利用1 0 。 1 0 。网格对欧亚大陆横波速度结构的反演，宋仲和利用2 9 8 条路径采用4 。4 。网格对中国大陆及邻近海域s 波速度进行反演，滕吉文等、周兵 等、徐果明等、郑月军等对中国区域性面波的反演，吴大铭等对中国及其 邻区的r a y l e i g h 群速度的反演，m r i t z w o l l e r ，a l e v s h i n 对欧亚大陆面波群 速度反演，还有对南美洲、菲律宾海等地区的三维层析成像】。 随着研究的不断深入，发现地震面波同样携带了地下介质丰富的信 息，从而推动了利用面波信息研究地壳上地幔三维速度结构的进程。到目 前为止，主要归纳为两种方法：第一种是基于面波具有很明显频散性质而 发展起来的面波频散反演方法，该方法假设面波沿大圆路径传播测定相速 度或群速度频散曲线，通过对研究区进行网格化后，得到各网格的纯路径 频散曲线，继而反演地震波三维横波速度结构。第二种是近年来发展起来 的面波波形反演方法，它充分利用波形记录中地震波丰富的运动学和动力 学信息，对地壳上地幔精细结构进行研究。首先提取实际资料中基阶和高 阶面波波形，然后与理论的基阶和高阶面波波形拟合，最后反演得到实际 介质的三维速度结构。随着计算能力的提高和众多数字台网的建立，该方 法已从理论走向实际应用阶段，并且取得了一定的效果。 最早期对面波频散的信号研究，峰一谷法【8 】( e v i n ge ta l ，1 9 5 2 ，1 9 5 7 ) 比较有效，后来在此基础上引进了数值计算即傅立叶变换p j ( s a t o ，19 5 5 ) ， 一定程度上改善了峰一谷法，适用于高信噪比的频率范围。到由数字信号 处理领域的发展而出现的频时分析滤波技术【1 0 以1 】( l a n d i s m a ne ta l ， 1 9 6 9 ：d z i e w o n s k i m i t c h e l l ，1 9 6 9 ) ，这个方法最大的优点是提高了频散测 量的精度和分辨率，正因为这些优点，频时分析方法成为目前主要的滤波 方法。为了解决横向不均匀问题，y u 和m i t c h e l l ( 19 7 9 ) 提出了纯路径方 法【1 2 】，得到一条路径上分段速度模型，这种方法受到先验地质或地理假设 的限制。8 0 年代以来，f e n g 等( 1 9 8 3 ) 和庄真等( 19 8 7 ) 用适配滤波频 时分析和网格反演方法研究了欧亚大陆和太平洋地区的三维速度结构【l 引。 徐果明、李光品等【1 4 】( 2 0 0 0 ) 采用改进的多重滤波法，提取震中到台站的 群速度和振幅谱消息，进而求出每一双台大圆路径的衰减因子，进而反演 得到了中国大陆东部地壳上地幔横波速度的三维构造。宋仲和等【l5 j 用适配 3 桂林理工大学硕士学位论文 滤波频时分析和改进的网格反演方法得到了中国及其邻近海域深达 2 0 0 k m 的三维s 波速度结构。 首都圈所处的华北地区属于构造运动强烈区，早期就有不少地震学者 利用各种资料对首都圈地区的地壳速度结构开展了大量的研究工作，揭示 出该区域地壳速度结构的一些重要特征，但由于受到方法技术的局限，这 些研究没有揭示出地壳内速度横向变化的精细特征，不能充分反映研究地 区的地壳结构的复杂性。 地震测深法是该区域最早用于研究速度结构的方法。邵学钟等【l 6 j ( 19 7 8 ) 的研究结果表明地震转换波法是研究地壳幔深部结构的有效方 法，发现首都圈地区几乎所有的强震震源都分布在“花岗岩层的某些特 殊部位上，且近年发生的大地震地区的深部结构具有相似的特征。李松林 等【1 7 】( 2 0 0 1 ) 对布设在首都圈内多条二维剖面资料进行更加充分的统一分 析和解释，确定了地壳厚度变化范围在31k m 一4 2 k m 之间，且给出了壳内 存在的4 处低速层的空间范围及断裂的走向。王夫运等【l8 】( 2 0 0 5 ) 采用非 网格地震层析成像技术对北京地区的三维人工地震莫霍反射波走时数据 进行反演，得到了该区上地壳的三维p 波、s 波慢度及波速比结构图像， 发现地震大多分布在波速比较低的块体内，说明地震不仅与断裂活动有 关，有可能还与物质结构和性质相关；强调北京地区上地壳速度机构、断 裂活动和物质性质三者之间存在密切关系。嘉世旭等【l 刿( 2 0 0 5 ) 则通过对首 都圈地区d s s 资料统一处理，地壳速度的网格化及三维数据可视化分析， 得到了不同走向和深度的截面图像，细致研究了首都圈地壳结构的四大构 造单元等的不同构造及耦合特征。刘保金等【2 0 】( 2 0 0 9 ) 利用了一条贯穿北 京的深地震反射剖面，获得了沿该剖面非常清晰的地壳结构与构造图像， 详细分析了该区地壳的分层结构，并根据构造图像探讨了该区的孕震环 境。 利用地震体波方法对首都圈或华北区地壳及上地幔结构的研究相对 比较成熟，资料也比较完善。金安蜀等【2 l 】( 19 8 0 ) 率先地震体波层析成像 方法研究了北京地区的地壳上地幔三维p 波速度结构。尽管当时所使用资 料有限，但获得了比较可靠的结论：该区的地壳和上地幔三维p 波速度结 构可大致分为中部的正常区、东南部的相对低速区和西北部的相对高速区 等三个部分；并指出具有一定尺度、速度差异显著的镶嵌体与强地震有关。 刘福田等【2 2 1 ( 19 8 6 ) 根据地震体波资料和层析成像的正交投影算法，重建了 华北的地壳上地幔三维p 波速度结构。其结果表明：华北地区的p 波速度 存在明显的横向不均匀性，且在一定深度范围内这种现象与地表已知的地 4 桂林理工人学硕士学位论文 质特征相对应；而该区域的大地震几乎都发生在p 波的高速区与低速区的 过渡带上。朱露培等【2 3 】( 1 9 9 0 ) 采用了频谱参数化反演法对首都圈地区的 地壳上地幔三维p 波速度结构进行研究，反演结果进一步证实了该地区深 部5 0 k m 以上部分的p 波速度异常结构与地表的地质构造形态有一定对应 关系；而上地幔内存在明显的速度横向不均匀性，此外进一步证实了研究 区域内发生的强震大部分都位于低速异常区边缘向高速区过渡的梯度带 上。孙若昧等【2 4 。2 5 】( 19 9 5 ，l9 9 6 ) 分别利用p 波与s 波到时资料研究了首 都圈地区地壳及上地幔的地震活动性与纵波及纵横波速度比之间的关系。 研究结论一方面揭示了区内强震震中在上地壳的投影大多分布在p 波高速 块体内或高速块体向低速块体的过渡地带中偏高速体一侧，在下地壳大多 分布在低速块体内或低速块体与高速块体相交地带偏低速块体的一侧；另 一方面从纵横波速度比方面讨论了该区的动力学性质和地质特性。丁志峰 【2 6 】( 1 9 9 9 ) 采用a c h 方法反演了华北地区内的地壳上地幔p 波速度结构。 进一步证实了该地区地壳中存在明显的低速异常区，且该区的强震均发生 在下地壳有低速异常的地区。于湘伟等【2 7 】( 2 0 0 3 ) 采用近震层析成像方法 反演了首都圈中上地壳的三维p 波速度结构，结果揭示了京津唐地区地震 p 波速度结构的横向不均匀性，并由此速度模型得到了该区1 9 9 2 l9 9 9 年 1 1 3 2 次地震的精确震源参数。 利用地震面波法对首都圈进行区域性速度结构研究的文章仅见于陈 国英等【2 8 】( 19 9 1 ) ，他们采用面波频散法获得了华北地区地壳上地幔结构， 研究结果表明研究区域内横向变化显著，地壳从东向西逐渐变厚，在华北 东部2 0 k m 深处普遍存在低速层，整个华北地区上地幔低速层埋藏较浅， 并存在着一定的差异。 随着全球壳幔计划的实施及新建首都圈数字地震台网投入运行成熟， 利用各种方法对首都圈地下结构的研究再次成为地震学界的研究热点。 2 0 0 4 年黄金莉和赵大鹏【2 9 】采用地震层析成像方法对首都密集数字地震台 网体波资料进行处理，得到该区三维p 波速度的细结构模型，由于所用资 料比较充足，该模型在水平方向的分辨率为2 5 5 0 k m ，在深度方向为 4 1 7 k m ，显示了详细的复杂地壳构造信息及地震孕育的主要特征。齐诚等 【3 0 】( 2 0 0 6 ) 同时采用了首都圈地区的p 波和s 波到时资料，分别得到了p 波和s 波速度结构模型和泊松比分布，加深了对该区地壳和结构和地震发 生关系的认识。最近，张亚明等【3 u ( 2 0 0 8 ) 利用京津唐及邻区的8 条宽角反 射地震剖面地壳速度结构，获得了该区域不同构造域上、中及下地壳平均 速度和厚度，并利用格里金插值技术构建上、中、下地壳平均速度、厚度 桂林理工大学硕士学位论文 和底界深度在空间上变化图像。从而揭示了京津唐及邻区发育沿近东西和 北东两个方向展布的隆起与拗陷，发育受北东向断裂控制的断隆和断坳。 中地壳为壳内低速层，以塑性变形为主，造成中地壳在隆起部位厚度大、 速度低，拗陷部位厚度小、速度高，其厚度较大的部位地壳强度整体降低， 在后期构造运动中易发生断裂变形，进而控制京津唐及邻区现今地震活 动；又如罗艳等【3 2 1 ( 2 0 0 8 ) 通过从首都圈数字地震台网数据库中提取接收函 数，用h k a p p a 叠加方法反演各台站下方地壳厚度和泊松比，进而取得了 一些有意义的成果；王峻【3 】( 2 0 0 9 ) 采用接收函数法研究了首都圈地壳上 地幔速度结构，探讨了研究区内地震形成的深部构造背景。研究除了进一 步验证前人的研究成果，还进一步发现不仅是在三维速度结构上有明显的 不均匀性，在地壳厚度方面也有明显变化特征；并在此基础上初步探讨了 首都圈地区地壳上地幔构造特征及地震分布和孕震的机制。杨峰1 4 ( 2 0 0 9 ) 采用有限频率层析成像方法反演了首都圈上地幔p 波三维速度结构模型， 详细的分析了各构造单元的速度结构特征。h u a n ga n dz h a o l j ( 2 0 0 9 ) 利 用首都圈数字地震台网的大量p 波到时资料，采用联合反演的方法研究了 首都圈地区的地壳、上地幔速度结构，得到了从地表直至5 0 0k m 深的高 分辨率三维p 波速度模型。结果显示：该区几大构造单元下面直到2 0 0 k m 深处的速度结构存在明显差异；张家口一一蓬莱断裂带和太行山山前断裂 带可能是切穿地壳到达岩石圈的深部构造边界；在渤海湾和华北盆地下 5 0 l5 0k m 的范围内存在大尺度强低速异常区，而该强低速异常区的下面 存在明显的高速块体，这种高、低速异常在空间位置上的倒置关系成为华 北克拉通东部岩石圈拆沉的深部证据，结合中国大陆地震层析成像地幔结 构模型所揭示的太平洋板块的向西俯冲和滞留，建立了华北克拉通深部动 力学模型，认为华北盆地及渤海湾下的岩石圈拆沉可能与太平洋板块的俯 冲、滞留所引起的一系列深部过程密切相关。 1 3 主要研究内容 本研究在前人的基础上，充分利用首都圈数字遥测地震台网记录的面 波资料，采用非线性成像方法，对首都圈地区地壳结构进行高精度成像， 建立了首都圈地壳精细结构模型，主要研究内容包括以下几个章节： 第一章主要是概述，主要是提出了本项工作的研究意义和目的，回顾 了面波方法的研究历程及首都圈地区地下结构的研究现状及进展。 第二章是对本项工作中使用的基本理论及方法简要的叙述。包括均匀 6 桂林理工大学硕士学位论文 弹性半空间介质中的瑞雷面波、多层介质中瑞雷面波频散基本理论以及面 波中群速度和相速度的关系、面波层析成像方法的原理及步骤等。 第三章主要叙述了研究区地质构造背景概况和本次研究所利用的资 料情况。 第四章资料处理及研究结果展示，并对所得数据结果进行了较详细的 分析。 第五章结论和建议 7 桂林理工大学硕士学位论文 第二章地震面波的基本理论及频散层析成像方法 地下岩层在地应力的持续作用下发生断裂或错动，必然会牵引周围介 质的振动，该振动通过介质内部的相互作用，以应力和应变的相互变化的 形式，向四面八方传播，这就是地震波【3 4 1 。 我们在讨论地震波的传播问题时，通常假设地球介质是均匀的、连续 的、各向异性及完全弹性的。在无限、各向同性的均匀弹性介质中，仅有 两种类型的弹性波传播，即纵波和横波。但是在半无限、各向同性的弹性 介质中有可能出现另一种弹性波一一面波。这种波的特点是，扰动只局限 于自由表面附近，扰动的幅度随着离开自由表面距离的增加而迅速衰减【i j 。 地震面波在传播过程中携带了大量的地壳幔结构信息，在远震记录中 能量突出，容易识别，所以最详尽的地壳及上地幔非均匀性是由面波得到 的，它是研究地下介质与结构特征的一个重要途径。在地震观测中，特别 是在远震记录图上面波往往在s 波后面，且呈现出一串长周期、大振幅的 有序振动波列，在中长周期地震仪记录的地震图上也十分明显。 面波有两类：即勒夫波和瑞雷波。与体波不同，面波的速度随周期( 或 波长) 而异，这种现象成为频散，在记录中看到的面波是一组波列，随着 到时的先后即速度不同，各相位的周期逐渐改变。当速度随着周期的增大 而增大时，称为正频散；反之，称为负频散。通常看到的基振型面波是正 频散。瑞雷波是p 波和s v 波在自由表面相互干涉形成的，在传播过程中， 质点在平行于波传播方向的垂直面内沿着椭圆形轨迹振动。面波的传播距 离与其周期有很大关系，周期越大的波，其传播距离越远，因此利用频散 曲线可以求得地球内部速度随深度的变化关系【l ，3 孓3 6 】。 2 1 均匀弹性半空间介质中的瑞雷面波 2 1 1 瑞雷面波的波动方程 首先讨论半无限弹性固体自由表面上地震面波的形成及其特征的情 况。假定波的传播与y 轴无关，且在半无限空间中介质是均匀的、连续的 和各向同性的弹性介质，我们可以把波动方程的解表示成： 把( 2 1 2 ) 代八( 2 1 3 ) ，( 2 1 4 ) ，! j ! u 得： 2 卜乒铲( 2 _ 如 ， 知蚴卜鲁耻。 为了使4 ，且有不等于零的值，参数c 必须满足上述各式的系数行列 式等干零： 4 辱污 ( 2 1 6 ) 该方程为关于相速度c 的方程，称为瑞雷方程。对于给定纵横波速度 的半空间，( 2 1 6 ) 式给出了满足自由边界条件的c 的值。方程的根中只 有使序和序取正值删稍义。 2 1 2 瑞雷方程的解 求解瑞雷方程的根，现将( 2 1 6 ) 两边平方： 等 等一8 若+ 以等一等，一6 c 一等， = 。 c2 7 ， 9 桂林理工大学硕士学位论文 由上式可见，c = o 是瑞雷方程的解，不过这个解是没有意义的，因为 当c = o 时，由( 2 1 1 ) 和( 2 1 2 ) 式可见，伊和便与时间无关。 由( 2 1 5 ) 式可知 b l = 诅 有 f “：亚一业 涟毒 q 1 8 ) 得到：“= 国= o 再看( 2 1 7 ) 式，因为 口，所以当c = o 时，该式左边方括号内的因 子为负；当c = 时为正。这意味着如果0 c 口时，瑞雷方程至少有 一个根，也就是说，在这个条件下将产生瑞雷波。 假设地球介质接近于泊松固体( 口= 3 ) ，则方程( 2 1 7 ) 可写成 等一8 等+ 等等一詈= 。 ( 2 9 ，一 盼悄一( 2 + 云粉一畴 = 0 上列方程有三个根，c 2 2 = 4 ，2 + 去，2 一去。因为l 一鲁和1 一等必 须取正值，所以c 必须小于。这样，前两个根不满足要求，只有最小的 根2 一牟满足问题的要求，因此 3 州肛2 一击， 或 c = 0 9 1 9 4 因此，当半无限空间为均匀泊松固体时，瑞雷面波传播的相速度 c = 2 2 劢= o 9 1 9 4 ，略小于横波，且与频率国无关，不产生频散现 象。 1 0 桂林理工大学硕士学位论文 2 1 3 瑞雷面波的运动轨迹 我们知道瑞雷面波是p 波和s v 波在自由表面互相干涉形成的。 由p 波和s 波的反射系数方程 彳2 2s i l l2 f l 口s m2 一口zc o s z 2 4 l 2s m2 f 口s i i l2 兀+ 口zc o s z 2 最 一2 2s i n 2 f ps i l l 2 42s i i l 2 f 口s i n2 + 口2 c o s 22 s v 波入射到自由表面时 垒： 2 口2s i n 2 c o s 2 b i2s i i l 2 f 口s 洫2 + 口2c o s 22 b 2 2s i n 2 f ps i n 2 一口2c o s 22 且2s i n 2 f 口s i n 2 + 口2c o s 22 分析以上方程式可发现，他们都相应于彳：= 召，= 0 和4 = 易= o 两种情 况下的解答。 第一种情况表示纵波以某一角度入射到自由表面上，以致只有反射横 波产生； 第二种情况则表示横波以一个角度入射到自由表面上，以致只有反射 纵波产生。 弘砒污- o 8 4 7 5 ， = o 3 9 3 3 ，将这些数值代入式 ( 2 1 1 ) ( 2 1 2 ) ，运用( 2 1 3 ) ，( 2 1 4 ) 式，然后将缈和妙代入p 波和 s v 波的位移表达式 u ：鲤一丝 苏瑟 形：塑+ 业 ( 2 1 1 1 ) 可得x 和z 方向的位移： u = 么l ( p - 0 。7 5 b o 5 7 7 3p m 3 9 3 3 詹) s i n 尼( c f x ) ， 11 ， 、 矿= 彳，( 一0 8 4 7 5p o 8 4 7 5 b + 1 4 6 7 9e o 3 9 3 3 b ) c o s 尼( c f z ) 上式表明位移沿界面随深度和距离而变化。两个位移分量均为 后( c f z ) 的正弦曲线函数，简谐波仅沿+ x 方向传播。位移随深度呈指数p 七 衰减，故瑞雷面波具有明显的位移深度与其波长a 。= 2 万尼。成正比，即面 波波长越长时，其在介质中穿透越深。但是，形值随z 的增加而单调下降 到零，u 值在z 等于1 2 l 七左右时改变符号，在此深度上椭圆为一条垂直直 线，超过这个深度，椭圆将成为前进的，而不是逆进的。 论文 2 2 层状介质中瑞雷面波的频散 2 2 1 多层介质中瑞雷面波频散方程 ( 2 1 1 3 ) ，因为r ( c 一“) 是随时 ，并且z 轴的最大位移 ( 瑞雷波传播方向) 在两层及多层介质中，无论是瑞雷波还是勒夫面波，其相速度都随频 率变化。这种情况称之为面波的频散。 大陆地壳可以看成是固体半空间上覆盖的固体层情况，其瑞雷面波可 以用弹性半空间上覆盖一层厚度为日的固体层模型来进行计算，因而根据 实测的横过大陆的面波相速度或群速度的特征，可以求出大陆地壳的平均 厚度及厚度变化。固体半空间上覆盖层的固体层的周期方程： 其中 = 4 1 4 24 34 4 0o 4 l4 24 34 4 oo 一尼 一叫 一后 ，： 尼 v ： 一u 一七 h 一七 v 2 尼 2 后h 2 七2 一后2 届 一2 尼h 2 尼2 一七2 届4 5 彳5 6 2 尼2 一七2 届2 叫 2 七2 一尼2 届 一2 j i ：如氏 = 0 4 。= k 吃矽，4 ：= 2 砟印，4 ，= 旧一咳p ，4 ：= 驯矿明 4 。= 驯，4 ：= k 兹矽，4 ，= 撕，4 。= 旧一咳p ( 2 2 1 ) 1 2 桂林理t 大学硕士学位论文 妒啦等， 4 。= 号簖吒) ， “ “如= 等吃) ， “ 氏= - 2 m 丝 h 式中后= 叫，m ，：= 2 一磋：) u 2 ，噍：= ( 酽一磋：) “2 ，：