巧家地震和鲁甸地震震源区周边P波速度结构

王长在, 吴建平, 刘雅宁, 杨婷, 范莉苹, 刘靖

王长在,吴建平,刘雅宁,杨婷,范莉苹,刘靖. 2021. 巧家地震和鲁甸地震震源区周边P波速度结构. 地震学报,43(1):1−12. doi:10.11939/jass.20200110 . DOI: 10.11939/jass.20200110
引用本文: 王长在,吴建平,刘雅宁,杨婷,范莉苹,刘靖. 2021. 巧家地震和鲁甸地震震源区周边P波速度结构. 地震学报,43(1):1−12. doi:10.11939/jass.20200110 . DOI: 10.11939/jass.20200110
Wang C Z,Wu J P,Liu Y N,Yang T,Fan L P,Liu J. 2021. Three-dimensional P-wave velocity structure around the sources of Ludian and Qiaojia earthquakes. Acta Seismologica Sinica43(1):1−12. doi:10.11939/jass.20200110 . DOI: 10.11939/jass.20200110
Citation: Wang C Z,Wu J P,Liu Y N,Yang T,Fan L P,Liu J. 2021. Three-dimensional P-wave velocity structure around the sources of Ludian and Qiaojia earthquakes. Acta Seismologica Sinica43(1):1−12. doi:10.11939/jass.20200110 . DOI: 10.11939/jass.20200110

巧家地震和鲁甸地震震源区周边P波速度结构

基金项目: 国家重点研发计划(2017YFC0404901)和国家自然科学基金(41704064,41774067)联合资助
详细信息
    通讯作者:

    王长在: e-mail:wangchangzai@cea-igp.ac.cn

  • 中图分类号: P315.3+1

Three-dimensional P-wave velocity structure around the sources of Ludian and Qiaojia earthquakes

  • 摘要: 本文利用2010年1月至2020年6月巧家地震和鲁甸地震震源区周围发生地震事件的走时观测资料,应用双差层析成像方法获得了2014年MS6.5鲁甸地震和2020年5月18日巧家MS5.0地震周边区域中上地壳的P波速度结构。成像结果显示:整个研究区域的速度结构存在很强的非均匀性:在鲁甸地震震源区附近,浅部存在速度高达6.4 km/s的显著高速异常,10 km深度以下存在速度低至约5.8 km/s的明显低速异常;鲁甸地震的初始破裂点位于高低速异常的过渡带;在2010年巧家MS4.8和2020年巧家MS5.0地震的震源区,尽管浅部没有显著的高速异常,但在主震的初始破裂点下方均存在明显的局部低速异常;巧家北部中上地壳存在明显低速异常。
    Abstract: Using travel times of earthquakes from January 2010 to June 2020 in the region of Qiaojia and Ludian, we obtained three-dimensional P-wave seismic velocity structures around the source areas of Qiaojia and Ludian earthquakes by double-difference tomography. The result show that the velocity structure in this area is strongly heterogeneous, which affects the distribution of active faults. In the source region of the Ludian earthquake, there is a significant P wave high velocity anomaly with a maximum velocity up to 6.4 km/s, and an obvious P wave low velocity anomaly with a minimum velocity of about 5.8 km/s below the depth of 10 km. The occurrence of Ludian earthquake may be related to the difference of mechanical properties between deep and shallow rocks and the presence of fluid in mid-upper crustal rocks. In the source areas of the 2010 Qiaojia MS4.8 earthquake and the 2020 Qiaojia MS5.0 earthquake, although there are no significant high-velocity anomalies in the shallow crust, there are obvious local low-velocity anomalies beneath the initial rupture point of the main shock. In addition, there are obvious low velocity anomalies in the middle and upper crust of northern Qiaojia.
  • 为了保证地震监测获得数据的质量,须对直接获取地震数据的地震仪器进行全面的质量检测。从地震监测网络建设伊始,中国地震局就开展了针对各种地震仪器各项性能指标的测试工作;而从中国地震监测网络多年的运行管理来看,如何对在网运行的地震仪器进行在线质量检测的工作变得更加迫切。中国地震局监测预报司(2016)已发布了 《地震数据采集器质量检测技术规程》 ,本文将在其基础上开展一系列地震数据采集器的质量检测工作。

    非线性指标是地震数据采集器的重要指标之一,它反映了地震数据采集器在地震信号采集和记录过程中的保真能力,谐波失真度和互调失真度是采集器非线性指标中两种典型的失真指标。传统上使用失真度分析仪对一般电子仪器进行非线性指标测试,大部分失真度分析仪采用模拟信号输入-模拟信号输出的方式进行测试,而地震数据采集器采用数字信号输出,因此采用失真度分析仪对地震采集器进行非线性指标测试几乎不可能。对高精度地震数据采集器的非线性指标测试,一般采用高精度的模拟信号源输入低失真度信号,然后对数据采集器的数字输出信号进行频谱分析,计算得出采集器的非线性指标结果。为了对多通道地震数据采集器进行谐波畸变测试,刘益成等(2006)采用所有谐波功率之和与基波功率之比判定谐波失真度,采用在特殊频率点具有低失真度的信号源对地震数据采集器进行谐波失真度测试,并进一步采用离散傅里叶算法(discrete Fourier transform,简写为DFT)在频域内计算输出信号各频率分量的频谱,从而计算出采集器各个通道的谐波失真度。张永学等(2008)从总谐波失真度的计算公式和快速傅里叶变换(fast Fourier transform,简写为FFT)的运算结构出发,提出了测试多达万道的地震数据采集器系统总谐波失真度的剪切FFT算法,该算法只计算对目标输出有贡献的运算节点,提高计算速度的同时达到与标准算法相同的运算精度,适用于大道数地震数据采集系统总谐波失真度的野外或室内测试。以上是部分谐波失真度测试的相关研究,但互调失真度测试少有提及。为此,本文拟基于现有研究成果(Christian,1994;刘益成等,2006张永学等,2008李彩华等,2014),开展地震数据采集器的谐波失真度和互调失真度测试方法研究及影响分析,以期达到进一步细化地震数据采集器的非线性指标测试方法的目的。

    理论上,任何数据采集系统的输出信号与输入信号的频率应该是相同的,但是由于系统中各部分的非线性特性,数据采集器的输出信号中总会包含输入信号中不存在的频率成分,从而造成了系统的非线性失真。实际的系统都是非线性的,但在实际应用中会忽略一些次级效应,将其等效为线性系统。对于地震数据采集系统而言,假设系统的输入为xt),输出为yt),系统增益为k,则有

    $y(t) {\text{=}} k\, x(t){\text{.}} $

    (1)

    对于理想的线性系统,若式(1)k值不随输入改变,则输出信号所含频率成分与输入信号一致,也不会产生其它频率成分信号;当系统存在非线性时,k值将是输入信号的函数(刘亮,2014杨健,2014何芹,2015),可以表示为

    $ k {\text{=}} k(x){\text{,}} $

    (2)

    对其进行泰勒展开,可得

    $ k {\text{=}} {k_0} {\text{+}} {k_1}x(t) {\text{+}} {k_2}{x^2}(t) {\text{+}} {k_3}{x^3}(t) {\text{+}} \cdots{\text{+}}k_n x^n(n){\text{+}}\cdots {\text{,}} $

    (3)

    式中

    $ {k_n} {\text{=}} \frac{1}{{n!}}\frac{{{{\rm{d}}^n}[k(x)]}}{{{\rm{d}}{x^n}}}{\text{.}} $

    将式(3)代入式(1)中,有

    $ y(t) {\text{=}} {k_0}x(t) {\text{+}} {k_1}{x^2}(t) {\text{+}} {k_2}{x^3}(t) {\text{+}} {k_3}{x^4}(t){\text{+}} \cdots{\text{+}}k_n x^{n{\text{+}}1}(x){\text{+}}\cdots {\text{,}} $

    (4)

    此即为非线性系统的输入与输出关系。

    由于地震数据采集器的传递函数也可以用式(4)来描述,因此单一频率信号经过式(4)的运算后必定会产生一定比例的其它频率信号(Offelli,Petri,1991Alegria,Da Silva,2012),这些其它频率信号的产生被称之为采集器的非线性失真。这是由于输入信号经过地震数据采集器中有源或无源非线性器件所组成的非线性系统后,在输出信号中产生了原信号中所不存在的新频率分量,从而引起信号波形的失真。这些新的频率分量若为原信号的各次谐波分量,则由此引起的失真为非线性谐波失真,简称为谐波失真,这一类失真是各类非线性失真中应用最广的一种,也是对仪器性能影响最大的一种。当输入双频率信号时,由于采集器的非线性,两种不同频率信号互相调制产生诸如2阶交调、3阶交调等其它频率信号,使得采集器中测量信号产生互调失真,这种失真信号对正确测量输出信号也会产生一定影响。下面本文将就地震数据采集器的非线性特性所引起的谐波失真、互调失真测试的原理及方法予以分析。

    This page contains the following errors:

    error on line 1 at column 1: Start tag expected, '<' not found

    Below is a rendering of the page up to the first error.

    $ {x^2}(t) {\text{=}} A_0^2{\sin ^2}\omega t {\text{=}} \frac{{A_0^2}}{2}(1 {\text{-}} \cos 2\omega t){\text{,}} $

    (5)

    $ {x^3}(t) {\text{=}} A_0^3{\sin ^3}\omega t {\text{=}} \frac{{A_0^3}}{4}(3\sin \omega t {\text{-}} \sin 3\omega t) {\text{,}} $

    (6)

    将式(5)和式(6)代入式(4)中并忽略高次项,则地震数据采集器的输出信号可以表示为

    $ y(t){\text{=}} \frac{1}{2}{k_1}A_0^2 {\text{+}} ({k_0}{A_0} {\text{+}} \frac{3}{4}{k_2}A_0^3)\sin \omega t {\text{-}} \frac{{{k_1}}}{2}A_0^2\cos 2\omega t {\text{-}} \frac{{{k_2}}}{4}A_0^3\sin 3\omega t {\text{+}} \cdots . $

    (7)

    This page contains the following errors:

    error on line 1 at column 1: Start tag expected, '<' not found

    Below is a rendering of the page up to the first error.

    由于非线性的存在,数据采集电路输出信号与输入信号之间并不是简单的线性关系,通常可用式(4)的幂级数形式来表示,式中kn为第n阶幂级系数,其阶数n越大,kn数值越小,因此电路分析中一般只取前3阶,即

    $ y(t) {\text{=}} \sum\limits_{n {\text{=}}1}^{\infty } {{k_{n{\text{-}}1}}{x^n}(t)} {\text{=}} {k_0}x(t) {\text{+}} {k_1}{x^2}(t) {\text{+}} {k_2}{x^3}(t){\text{.}} $

    (8)

    This page contains the following errors:

    error on line 1 at column 1: Start tag expected, '<' not found

    Below is a rendering of the page up to the first error.

    $ y(t) {\text{=}}{k_0}A(\cos {\omega _1}t {\text{+}} \cos {\omega _2}t) {\text{+}} {k_1}{A^2}{(\cos {\omega _1}t {\text{+}} \cos {\omega _2}t)^2} {\text{+}} {k_2}{A^3}{(\cos {\omega _1}t {\text{+}} \cos {\omega _2}t)^3}{\text{.}} $

    (9)

    将式(9)展开后可以看到,输出信号中不仅包含输入信号中的频率成分,还包含其它频率成分,且各频率成分信号的幅值分别为

    $ \left\{ \begin{aligned} & {{\omega _1}, \;\;{\omega _2} {\text{:}}{k_1}A {\text{+}} \frac{9}{4}{k_3}{A^3}}{\text{,}}\\ & {{\omega _1} {\text{±}}{\omega _2} {\text{:}}{k_2}{A^2}}{\text{,}} \\ & {2{\omega _1} {\text{±}} {\omega _2},\;\; 2{\omega _2} {\text{±}}{\omega _1} {\text{:}}{\frac{{3}}{4}} }{k_3}{A^3}{\text{,}} \end{aligned} \right. $

    (10)

    并将由2阶系数产生的频率分量ω1±ω2称为2阶交调,而由3阶系数产生的频率分量2ω1±ω2和2ω2±ω1称为3阶交调。从式(10)可以看出,2阶交调分量的强度与输入信号强度的平方成正比,3阶交调分量强度与输入信号强度的立方成正比,见图 1

    图  1  调制信号幅频图
    Figure  1.  Amplitude-frequency diagram of modulation signal

    地震数据采集器电路设计的不完全线性特性,使得采集器输入双音信号时,输出信号中存在2阶交调、3阶交调等信号,这种非线性失真即为互调失真。当输入信号为双音信号且两种频率信号的幅值较大时,地震数据采集器所产生的2阶、3阶调制信号的幅值为输入信号幅值的指数倍,从而影响地震数据质量,因此对于数据采集器电路的互调失真测试很有必要。

    本文选用一款国内常用的地震数据采集器和安捷伦信号发生器分别进行相应的测试工作,其中测试方法参考中国地震局监测预报司(2016)关于总谐波失真度、互调失真度的测试方法及对应数据处理方法。

    进行采集器的总谐波失真度测试时,测试信号选取频率为5 Hz的正弦波,信号幅值为满量程的90%或其它幅值,将数据采集器的采样率设置为100 Hz (或相近采样率)。从连续记录数据中截取1万个样点的数据,经谱分析后求出其基波及各次谐波的幅值,按照

    ${\rm THD} {\text{=}} 10\lg \sum\limits_{i {\text{=}} 2}^N {V_i^2} {\text{-}} 10\lg \sum\limits_{i {\text{=}} 1}^N {V_i^2} $

    (11)

    This page contains the following errors:

    error on line 1 at column 1: Start tag expected, '<' not found

    Below is a rendering of the page up to the first error.

    进行采集器的互调失真度测试时选用双音信号源,取输入信号S1的频率为1 Hz (或其它频率),幅值为3 V,输入信号S2的频率为1.1 Hz (或其它频率),幅值为2 V,记录长度不少于1万个样点。对采集器测量数据进行谱分析获得频谱图,根据频谱计算即可读出相应各调制信号频率所对应的幅值,由

    $ \frac{{\sqrt {{{({b_5} {\text{+}} {b_5}^{\!\!\!\!\prime})}^2} {\text{+}} {{({b_3} {\text{+}} {b_3}^{\!\!\!\!\prime})}^2} {\text{+}} {{({b_1} {\text{+}} {b_1}^{\!\!\!\!\prime})}^2}} }}{{a {\text{+}} b}} \times 100\% $

    (12)

    $ {\rm IMD} {\text{=}} 20\lg \frac{{\sqrt {{{({b_5} {\text{+}} {b_5}^{\!\!\!\!\prime})}^2} {\text{+}} {{({b_3} {\text{+}} {b_3}^{\!\!\!\!\prime})}^2} {\text{+}} {{({b_1} {\text{+}} {b_1}^{\!\!\!\!\prime})}^2}} }}{{a {\text{+}} b}} $

    (13)

    This page contains the following errors:

    error on line 1 at column 1: Start tag expected, '<' not found

    Below is a rendering of the page up to the first error.

    本文选用一台型号为Basalt的地震采集器、高精度标准信号源(0.001% THD)及相关辅助设备,采用本文所列测试方法对该地震数据采集器1—3通道的多项技术指标进行测试,并分别编写相应的测试数据处理程序,计算各项技术指标的测试结果。此处仅介绍有关采集器非线性特性指标—总谐波失真度、互调失真度的测试结果。

    首先进行不同输入方式、不同幅值信号和不同频率信号下的地震数据采集器总谐波失真度的测试,主要按以下步骤进行:

    1) 分别以差动输入方式、单端输入方式对5 Hz幅值、幅值满量程的45%正弦波信号(图 2)进行地震数据采集器总谐波失真度测试。对两种测试信号分别依据2.1节方法进行数据分析计算,得到表 1所示的总谐波失真度测试结果。

    图  2  差动输入模式(a)和单端输入模式(b)
    Figure  2.  Differential input mode (a) and single end input mode (b)

    2) 分别对采集器输入相同频率、不同幅值的正弦波进行总谐波失真度测试,得到对应测试条件下的采集器总谐波失真度结果,见表 2

    3) 分别对采集器输入相同幅值、不同频率的正弦波进行总谐波失真度测试,得到对应测试条件下的采集器总谐波失真度结果,见表 3

    可以看出:在单端输入情况下,测得的采集器总谐波失真度较差动输入情况下的总谐波失真度高约20 dB (表 1),这是由于差动输入模式下的一部分谐波信号因为幅值相同、方向相反而被抵消所致;在差动输入模式下,低信号幅值下测得的采集器总谐波失真度与高信号幅值下测得的结果相差约15 dB (表 2),这说明信号幅值变化对采集器THD指标测试具有影响,建议一般情况下输入信号幅值高于采集器满量程的一半;5 Hz和10 Hz两种不同信号频率、两种不同幅值信号下,所测得的采集器THD值均优于−90 dB (表 3),说明信号频率变化对采集器THD指标测试无影响。

    表  3  不同信号频率下总谐波失真度THD测试结果
    Table  3.  Test result of total harmonic distortion THD with different signal frequencies
    通道号 THD/dB
    信号频率5 Hz 信号频率10 Hz
    18Vpp 36Vpp 18Vpp 36Vpp
    1 −96.924 0 −91.407 2 −93.976 4 −94.200 1
    2 −96.829 8 −91.262 9 −93.913 6 −93.873 7
    3 −96.116 8 −91.764 5 −91.830 8 −93.511 5
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    表  1  总谐波失真度THD测试结果
    Table  1.  Test result of total harmonic distortion THD
    通道号 THD/dB
    单端输入 差动输入
    1 −73.973 3 −96.924 0
    2 −74.731 4 −96.829 8
    3 −74.726 2 −96.116 8
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    表  2  差动输入下的总谐波失真度THD测试结果
    Table  2.  Test result of total harmonic distortion THD with differential input
    通道号 THD/dB
    4Vpp 9Vpp 18Vpp 36Vpp
    1 −78.006 6 −95.814 0 −96.924 0 −91.407 2
    2 −78.008 4 −94.114 1 −96.829 8 −91.262 9
    3 −78.006 2 −95. 411 1 −96.116 8 −91.764 5
     注:Vpp代表信号幅值为峰峰值,下同。
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格

    采用同一台型号为Basalt的数据采集器,对该采集器的通道1—3进行不同量程、不同输入信号幅值下的互调失真度测试,以100 Hz采样率下的测试结果为例。表 4给出了采样率为100 Hz时5 V、20 V量程下的互调失真度的测试结果;表 5为100 Hz采样率、20 V量程下不同输入信号幅值下的互调失真度测试结果;表 6为100 Hz采样率、5 V量程下不同输入信号频率下的互调失真度的测试结果;表 7为100 Hz采样率、5 V量程下互调失真度的实际测试结果与仿真计算结果的比较。从以上4种情况下的测试结果可以看出:相同测试条件下,小量程采集器的互调失真度较好;相同测试条件下,输入信号峰值小,则采集器的互调失真度较好,输入信号峰值大,则采集器互调失真度变差;仿真分析结果证明,理想线性采集器的互调失真度可以达到−150 dB,高于实际采集器互调失真度约65 dB,从而也证明了采集器具有一定的非线性。

    表  4  互调失真度IMD测试结果(采样率为100 Hz)
    Table  4.  Test result of intermodulation distortion IMD (sample rate is 100 Hz)
    量程/V 互调失真系数 IMD/dB
    通道1 通道2 通道3 通道1 通道2 通道3
    5 0.004 6% 0.004 1% 0.003 6% −86.68 −87.70 −88.82
    20 0.029 0% 0.085 8% 0.045 0% −70.81 −67.55 −66.90
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    表  5  互调失真度IMD测试结果(采样率为100 Hz,量程为20 V)
    Table  5.  Test result of intermodulation distortion IMD (sample rate is 100 Hz,range is 20 V)
    幅值/V 互调失真系数 IMD/dB
    通道1 通道2 通道3 通道1 通道2 通道3
    0.75 0.009 5% 0.009 5% 0.009 6% −80.39 −80.39 −80.34
    3 0.041 0% 0.089 0% 0.145 0% −67.73 −61.32 −56.79
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    表  6  互调失真度IMD测试结果(采样率为100 Hz,量程为5 V)
    Table  6.  Test result of intermodulation distortion IMD (sample rate is 100 Hz,range is 5 V)
    信号频率/Hz IMD/dB
    通道1 通道2 通道3
    1,1.1 −86.68 −87.70 −88.82
    5,5.1 −85.74 −86.16 −86.26
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    表  7  互调失真度IMD仿真结果与实际测试结果比较(采样率为100 Hz,量程为5 V)
    Table  7.  Comparison between simulation result and actual test result of intermodulation distortion IMD (sample rate is 100 Hz,range is 5 V)
    通道号 互调失真系数 IMD/dB
    实际测量 仿真测试 实际测量 仿真测试
    1 0.004 6% 0.000 002% −86.68 −153.84
    2 0.004 1% 0.000 002% −87.70 −154.28
    3 0.003 6% 0.000 002% −88.82 −153.37
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格

    总谐波失真度和互调失真度是地震数据采集器的重要性能指标。本文从这两种指标的产生原理出发,通过对总谐波失真、互调失真的理论分析和实际测试计算,得出以下结论和建议:

    信号频率对地震数据采集器的总谐波失真度、互调失真度测试结果无影响,这符合地震数据采集器的特征。但当输入信号幅值较大时,采集器总谐波失真度测试结果较好;而当输入信号幅值较小时,互调失真度测试结果较好;而随着输入信号幅值的增大,互调失真度测试结果下降约20 dB。这种规律是否符合采集器特点,是否由信号源自身性能变化引起,尚需进一步开展相关研究来解释。

    由于地震数据采集器的总谐波失真度、互调失真度测试结果受测试信号源稳定性、计算方法等因素影响,故建议采集器制造商及仪器质量检测人员在进行相关技术指标测试及研究时,公开相关仪器指标及算法,使得各种不同仪器及不同测试仪器的测试结果具有可比性。

    本研究是地震数据采集器质量检测规范的有益补充,可用于地震台网中各种地震数据采集器设备的非线性指标测试。

  • 图  1   研究区周边的活动断裂与2010年以来MS>4.0地震分布(房立华等,2014

    F1:则木河断裂;F2:小江断裂;F3:大凉山断裂;F4:莲峰断裂;F5:龙树断裂;F6:包谷垴—小河断裂;F7:昭通—鲁甸断裂;F8:会泽—彝良断裂

    Figure  1.   Distribution of active faults and the epicenters of MS>4.0 earthquakes in the studied region since 2010

    F1:Zemuhe fault;F2:Xiaojiang fault;F3:Daliangshan fault;F4:Lianfeng fault;F5:Longshu fault;F6:Baogunao-Xiaohe fault;F7:Zhaotong-Ludian fault;F8:Huize-Yiliang fault

    图  2   层析成像网格划分

    Figure  2.   Grid distribution map of tomography

    图  3   利用L曲线法选择最佳的平滑因子和阻尼因子

    (a) 由L曲线法确定光滑因子为200;(b)光滑因子为200时利用L曲线确定阻尼因子为100

    Figure  3.   Trade-off curves of smoothing weight parameter and damping parameter

    (a) Best parameter of smoothing was 200;(b) Best parameter of damping was 100

    图  4   深度z为2,5,8,12,17 km时的P波速度结构分辨率

    Figure  4.   Checkerboard resolution tests of P wave velocity structure at the depth z of 2,5,8,12 and 17 km

    图  5   深度为2 (a),5 (b),8 (c),12 (d)和17 km (e)时P波水平层析成像结果及余震分布

    F3:大凉山断裂;F4:莲峰断裂;F5:龙树断裂;F6:包谷垴—小河断裂;F7:昭通—鲁甸断裂

    Figure  5.   Horizontal sections of P-wave velocity structure and aftershocks distribution at the depth of 2 (a),5 (b),8 (c),12 (d) and 17 km (e)

    F3:Daliangshan fault;F4:Lianfeng fault;F5:Longshu fault;F6:Baogunao-Xiaohe fault;F7:Zhaotong-Ludian fault

    图  6   沿AA′和BB′剖面的P波速度结构和地震分布

    图中黑点为2010年1月至2020年6月之间经重新定位的MS>0.5地震

    Figure  6.   P-wave velocity structure along vertical cross-sections AA′ and BB′ and distribution of earthquakes

    The black dots denote epicenters of earthquakes (MS>0.5) from January of 2010 to June of 2020

    表  1   研究区P波初始速度模型

    Table  1   Initial P wave velocity structure

    上界面深度/kmvP/(km·s−1vP/vS
    05.201.73
    25.70
    55.88
    86.00
    126.15
    176.27
    255.60
    306.70
    下载: 导出CSV
  • 房立华,吴建平,王未来,吕作勇,王长在,杨婷,钟世军. 2014. 云南鲁甸MS6.5地震余震重定位及其发震构造[J]. 地震地质,36(4):1173–1185. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2014.04.019

    Fang L H,Wu J P,Wang W L,Lü Z Y,Wang C Z,Yang T,Zhong S J. 2014. Relocation of the aftershock sequence of the MS6.5 Ludian earthquake and its seismogenic structure[J]. Seismology and Geology,36(4):1173–1185 (in Chinese).

    付芮,单斌,熊熊,郑勇,谢祖军,刘成利,房立华. 2015. 2014年云南鲁甸地震同震库仑应力对余震分布及周边断层的影响[J]. 地震地质,37(4):1084–1095. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2015.04.012

    Fu R,Shan B,Xiong X,Zheng Y,Xie Z J,Liu C L,Fang L H. 2015. Co-seismic Coulomb stress changes and its influences on aftershock distribution and surrounding faults caused by 2014 Ludian earthquake,Yunnan[J]. Seismology and Geology,37(4):1084–1095 (in Chinese).

    胡新亮,刁桂苓,高景春,张四昌,啜永清,段跃荣,赵英萍,刘胜国,朱振兴,张彦清,秦清娟. 2002. 用现今小震推断洪洞、临汾两次历史大震的震源断层[J]. 中国地震,18(1):76–85. doi: 10.3969/j.issn.1001-4683.2002.01.008

    Hu X L,Diao G L,Gao J C,Zhang S C,Chuai Y Q,Duan Y R,Zhao Y P,Liu S G,Zhu Z X,Zhang Y Q,Qin Q J. 2002. Application of present small earthquakes to infer the focal faults of two large historical earthquakes in Hongdong and Linfen,Shanxi Province[J]. Earthquake Research in China,18(1):76–85 (in Chinese).

    李大虎,丁志峰,吴萍萍,梁明剑,吴朋,顾勤平,康清清. 2019. 川滇交界东段昭通、莲峰断裂带的深部结构特征与2014年鲁甸MS6.5地震[J]. 地球物理学报,62(12):4571–4587. doi: 10.6038/cjg2019M0450

    Li D H,Ding Z F,Wu P P,Liang M J,Wu P,Gu Q P,Kang Q Q. 2019. Deep structure of the Zhaotong and Lianfeng fault zones in the eastern segment of the Sichuan-Yunnan border and the 2014 Ludian MS6.5 earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics,62(12):4571–4587 (in Chinese).

    罗佳宏,马文涛. 2016. 三峡库区上地壳速度结构初步研究[J]. 地震地质,38(2):329–341. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2016.02.008

    Luo J H,Ma W T. 2016. A preliminary study on upper crustal velocity structure in the Three Gorges reservoir area[J]. Seismology and Geology,38(2):329–341 (in Chinese).

    曲均浩,王长在,刘方斌,周少辉,郑建常,李新凤,张芹. 2019. 乳山序列地震分布与震源区速度结构的关系[J]. 地震地质,41(1):99–118. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2019.01.007

    Qu J H,Wang C Z,Liu F B,Zhou S H,Zheng J C,Li X F,Zhang Q. 2019. Study on relationship between seismic distribution of Rushan sequence and velocity structure[J]. Seismology and Geology,41(1):99–118 (in Chinese).

    王长在,吴建平,房立华,王未来. 2013. 玉树地震震源区速度结构与余震分布的关系[J]. 地球物理学报,56(12):4072–4083. doi: 10.6038/cjg20131212

    Wang C Z,Wu J P,Fang L H,Wang W L. 2013. The relationship between wave velocity structure around Yushu earthquake source region and the distribution of aftershocks[J]. Chinese Journal of Geophysics,56(12):4072–4083 (in Chinese).

    王长在,吴建平,杨婷,王未来,范莉苹,房立华. 2018. 太原盆地及周边地区双差层析成像[J]. 地球物理学报,61(3):963–974. doi: 10.6038/cjg2018L0114

    Wang C Z,Wu J P,Yang T,Wang W L,Fan L P,Fang L H. 2018. Crustal structure beneath the Taiyuan basin and adjacent areas revealed by double-difference tomography[J]. Chinese Journal of Geophysics,61(3):963–974 (in Chinese).

    王未来,吴建平,房立华,来贵娟. 2014. 2014年云南鲁甸MS6.5地震序列的双差定位[J]. 地球物理学报,57(9):3042–3051. doi: 10.6038/cjg20140929

    Wang W L,Wu J P,Fang L H,Lai G J. 2014. Double difference location of the Ludian MS6.5 earthquake sequences in Yunnan Province in 2014[J]. Chinese Journal of Geophysics,57(9):3042–3051 (in Chinese).

    王兴臣,丁志峰,武岩,朱露培. 2015. 鲁甸MS6.5地震震源区地壳结构及孕震环境研究[J]. 地球物理学报,58(11):4031–4040.

    Wang X C,Ding Z F,Wu Y,Zhu L P. 2015. The crustal structure and seismogenic environment in the Ludian MS6.5 earthquake region[J]. Chinese Journal of Geophysics,58(11):4031–4040 (in Chinese).

    吴建平,杨婷,王未来,明跃红,张天中. 2013. 小江断裂带周边地区三维P波速度结构及其构造意义[J]. 地球物理学报,56(7):2257–2267.

    Wu J P,Yang T,Wang W L,Ming Y H,Zhang T Z. 2013. Three dimensional P-wave velocity structure around Xiaojiang fault system and its tectonic implications[J]. Chinese Journal of Geophysics,56(7):2257–2267 (in Chinese).

    闻学泽. 2000. 四川西部鲜水河—安宁河—则木河断裂带的地震破裂分段特征[J]. 地震地质,22(3):239–249. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2000.03.005

    Wen X Z. 2000. Character of rupture segmentation of the Xianshuihe-Anninghe-Zemuhe fault zone,western Sichuan[J]. Seismology and Geology,22(3):239–249 (in Chinese).

    闻学泽,杜方,易桂喜,龙锋,范军,杨攀新,熊仁伟,刘晓霞,刘琦. 2013. 川滇交界东段昭通、莲峰断裂带的地震危险背景[J]. 地球物理学报,56(10):3361–3372. doi: 10.6038/cjg20131012

    Wen X Z,Du F,Yi G X,Long F,Fan J,Yang P X,Xiong R W,Liu Q X,Liu Q. 2013. Earthquake potential of the Zhaotong and Lianfeng fault zones of the eastern Sichuan-Yunnan border region[J]. Chinese Journal of Geophysics,56(10):3361–3372 (in Chinese).

    肖卓,高原. 2017. 利用双差成像方法反演青藏高原东北缘及其邻区地壳速度结构[J]. 地球物理学报,60(6):2213–2225. doi: 10.6038/cjg20170615

    Xiao Z,Gao Y. 2017. Crustal velocity structure beneath the northeastern Tibetan Plateau and adjacent regions derived from double difference tomography[J]. Chinese Journal of Geophysics,60(6):2213–2225 (in Chinese).

    熊绍柏,郑晔,尹周勋,曾晓献,全幼黎,孙克忠. 1993. 丽江—攀枝花—者海地带二维地壳结构及其构造意义[J]. 地球物理学报,36(4):434–444. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.1993.04.004

    Xiong S B,Zheng Y,Yin Z X,Zeng X X,Quan Y L,Sun K Z. 1993. The 2-D structure and it’s tectonic implications of the crust in the Lijiang-Panzhihua-Zhehai region[J]. Acta Geophysica Sinica,36(4):434–444 (in Chinese).

    徐涛,张明辉,田小波,郑勇,白志明,武澄泷,张忠杰,滕吉文. 2014. 丽江—清镇剖面上地壳速度结构及其与鲁甸MS6.5地震孕震环境的关系[J]. 地球物理学报,57(9):3069–3079. doi: 10.6038/cjg20140932

    Xu T,Zhang M H,Tian X B,Zheng Y,Bai Z M,Wu C L,Zhang Z J,Teng J W. 2014. Upper crustal velocity of Lijiang-Qingzhen profile and its relationship with the seismogenic environment of the MS6.5 Ludian earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics,57(9):3069–3079 (in Chinese).

    徐锡伟,闻学泽,郑荣章,马文涛,宋方敏,于贵华. 2003. 川滇地区活动块体最新构造变动样式及其动力来源[J]. 中国科学:D辑,33(增刊1):151–162.

    Xu X W,Wen X Z,Zheng R Z,Ma W T,Song F M,Yu G H. 2003. Pattern of latest tectonic motion and its dynamics for active blocks in Sichuan-Yunnan region,China[J]. Science in China:Series D,46(2):220–226.

    徐锡伟,江国焰,于贵华,吴熙彦,张建国,李西. 2014. 鲁甸6.5级地震发震断层判定及其构造属性讨论[J]. 地球物理学报,57(9):3060–3068. doi: 10.6038/cjg20140931

    Xu X W,Jiang G Y,Yu G H,Wu X Y,Zhang J G,Li X. 2014. Discussion on seismogenic fault of the Ludian MS6.5 earthquake and its tectonic attribution[J]. Chinese Journal of Geophysics,57(9):3060–3068 (in Chinese).

    张娜,赵翠萍,李春宏,周连庆. 2019. 基于加密观测的金沙江下游水库区速度结构成像[J]. 地震地质,41(6):1380–1394. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2019.06.005

    Zhang N,Zhao C P,Li C H,Zhou L Q. 2019. Velocity structure tomography of regions downstream the Jinsha River based on dense observation[J]. Seismology and Geology,41(6):1380–1394 (in Chinese).

    张培震,邓启东,张国民,马瑾,甘卫军,闵伟,毛凤英,王琪. 2003. 中国大陆的强震活动与活动地块[J]. 中国科学:D辑,33(增刊Ⅰ):12–20.

    Zhang P Z,Deng Q D,Zhang G M,Ma J,Gan W J,Min W,Mao F Y,Wang Q. 2003. Active tectonic blocks and strong earthquakes in the continent of China[J]. Science in China:Series D,46(S2):13–24.

    张勇,陈运泰,许力生,魏星,金明培,张森. 2015. 2014年云南鲁甸MW6.1地震:一次共轭破裂地震[J]. 地球物理学报,58(1):153–162. doi: 10.6038/cjg20150113

    Zhang Y,Chen Y T,Xu L S,Wei X,Jin M P,Zhang S. 2015. The 2014 MW6.1 Ludian,Yunnan,earthquake:A complex conjugated ruptured earthquake[J]. Chinese Journal of Geophysics,58(1):153–162 (in Chinese).

    赵小艳,孙楠. 2014. 2014年云南鲁甸6.5级地震震源位置及震源区速度结构联合反演[J]. 地震研究,37(4):523–531. doi: 10.3969/j.issn.1000-0666.2014.04.006

    Zhao X Y,Sun N. 2014. Simultaneous inversion for focal location of Yunnan Ludian MS6.5 earthquake sequence in 2014 and velocity structure in the source region[J]. Journal of Seismological Research,37(4):523–531 (in Chinese).

    Cai J T,Chen X B,Xu X W,Tang J,Wang L F,Guo C L,Han B,Dong Z Y. 2017. Rupture mechanism and seismotectonics of the MS6.5 Ludian earthquake inferred from three-dimensional magnetotelluric imaging:3D electrical model of Ludian earthquake[J]. Geophys Res Lett,44(3):1275–1285. doi: 10.1002/2016GL071855

    Gentile G F,Bressan G,Burlini L,Franco R D. 2000. Three-dimensional vP and vP/vS models of the upper crust in the Friuli area (northeastern Italy)[J]. Geophys J Int,141:457–478. doi: 10.1046/j.1365-246x.2000.00095.x

    Humphreys E,Clayton R W. 1988. Adaptation of back projection tomography to seismic travel time problems[J]. J Geophys Res,93(B2):1073–1085. doi: 10.1029/JB093iB02p01073

    Lévěque J J,Rivera L,Wittlinger G. 1993. On the use of the checker‐board test to assess the resolution of tomographic inversions[J]. Geophys J Int,115(1):313–318. doi: 10.1111/j.1365-246X.1993.tb05605.x

    Peate I U,Bryan S E. 2008. Re-evaluating plume-induced uplift in the Emeishan large igneous province[J]. Nat Geosci,1(9):625–629. doi: 10.1038/ngeo281

    Riaz S,Yong Z,Xiong X,Xie Z J,Li Z W,Song M Q. 2017. Refined 3D seismic-velocity structures and seismogenic environment of the MS6.5 Ludian earthquake[J]. Bull Seismol Soc Am,107(6):3023–3036. doi: 10.1785/0120170072

    Um J,Thurber C. 1987. A fast algorithm for two-point seismic ray tracing[J]. Bull Seismol Soc Am,77(3):972–986.

    Waldhauser F,Ellsworth W L. 2000. A double-difference earthquake location algorithm:Method and application to the northern Hayward fault,California[J]. Bull Seismol Soc Am,90(6):1353–1368. doi: 10.1785/0120000006

    Wessel P,Smith W H F. 1998. New,improved version of generic mapping tools released[J]. Eos,Trans Am Geophys Union,79(47):579. doi: 10.1029/98EO00426

    Zhang H J,Thurber C H. 2003. Double-difference tomography:The method and its application to the Hayward fault,California[J]. Bull Seismol Soc Am,93(5):1875–1889. doi: 10.1785/0120020190

    Zhang H J,Thurber C H. 2006. Development and applications of double-difference seismic tomography[J]. Pure Appl Geophys,163(2/3):273–403.

图(6)  /  表(1)
计量
  • 文章访问数:  1154
  • HTML全文浏览量:  592
  • PDF下载量:  135
  • 被引次数: 0
出版历程
  • 收稿日期:  2020-07-07
  • 修回日期:  2020-09-07
  • 网络出版日期:  2021-02-25
  • 发布日期:  2021-01-14

目录

/

返回文章
返回