一、利用多台方位角计算震中的尝试（论文文献综述）
王亮[1]（2021）在《格林函数匹配滤波方法对小地震的检测与定位》文中进行了进一步梳理地震的检测与定位是地震学的重要领域。小地震因其能量弱,信号偏高频的特点,而难以进行检测与定位。地震的大与小是相对的概念,并无明确分界。小地震通常是指在现有的技术水平和观测系统的条件下,震级较小以至于通过识别震相无法检测到的地震。匹配滤波方法,或称模板匹配方法凭借互相关和对互相关波形的叠加能有效压制噪声,是对小地震进行检测与定位的一类有效而成熟的方法。对匹配滤波方法进行总结和发展可以加强对小地震的检测与定位,有助于对地震活动性的相关研究,最终促进对地震现象和固体地球的动力学过程的理解。本文根据模板波形是天然地震的观测波形,还是依据波动方程合成的理论波形,将匹配滤波方法分为真实波形的匹配滤波方法和理论波形的匹配滤波方法。本文的主要内容是在介绍了经典的匹配滤波方法和Match and Locate方法后,提出了格林函数匹配滤波方法（Green’s function-based matched filter,简称为GFMF）,接着利用数值实验对影响匹配滤波方法的检测与定位的相关因素进行了分析和讨论。之后,本文给出了两项应用研究,分别覆盖天然地震学和勘探地震学领域。第一项是GFMF方法应用于一个天然地震序列,并与真实波形的匹配滤波方法进行对比。第二项是将GFMF方法应用于水力压裂微地震,并与基于机器学习的地震检测方法进行对比。下面分别简介上述内容。本文回顾了真实波形的匹配滤波方法的代表性研究——经典的匹配滤波方法和Match and Locate方法。在经典的匹配滤波方法这一方面,本文首先对其方法原理进行了数学推导,然后重点阐述了该方法的中位数绝对偏差的倍数做阈值的数学理论。另外,所有的匹配滤波方法均需要假设在一定的固定时窗内只可能发生一个地震。本文指出这个固定时窗的时长和阈值一样,也是匹配滤波方法的重要参数,应予重视。本文提出可以依据区域内可能的到时的大小来获得合理长度的固定时窗。在Match and Locate这一方面,本文总结了该方法相对于经典的匹配滤波方法的发展,并陈述了其技术流程。本文提出了格林函数匹配滤波方法（Green’s function-based matched filter,简称为GFMF）。该方法首先会对研究区域划分三维空间网格,在每一个网格上都有多种震源机制解的虚拟地震。这里所使用的震源机制解离散地包含了所有可能的双力偶震源。GFMF方法并不直接使用计算机合成的理论波形,而是用理论格林函数与连续观测波形做滑动互相关。此技术技巧借鉴自裁剪-粘贴方法（CAP）,可在不改变计算结果的前提下,减少互相关次数,节省时间。GFMF程序包已公开开源,以促进相关研究。本文进行了匹配滤波方法的一系列数值实验。为了进行相关分析,本文定义能同时避免漏检和误检的阈值范围为双免范围,并定义双免范围的上下限之差对中位数绝对偏差的比值为茁壮值。茁壮值若为正数,则存在阈值能同时避免漏检和误检,否则不可能存在阈值能同时避免漏检和误检。茁壮值可以用来评判任何因素、任何技术手段对匹配滤波方法的影响。在目标地震与模板地震具有不同的震源时间函数的数值实验中,震源持续时间从0秒到0.4秒不等,得到的茁壮值最小是18.2,中位数是35.5。这表明目标地震与模板地震具有不同的震源时间函数对匹配滤波方法的影响可以忽略。在目标地震与模板地震具有不同的震源机制的数值实验中,茁壮值的最小是-3.4、中位数为31.8。这表明目标地震与模板地震具有不同的震源机制解对匹配滤波方法的影响可能较大。在目标地震与模板地震具有不同的震源位置的数值实验中,震源间的大圆距离从0度到0.5度不等,三个震源深度的目标地震所得的茁壮值是负数的比例分别是78.56%、73.6%和74.72%。这说明,即便连续观测波形中完全没有噪声,仅有目标地震的信号,匹配滤波方法因为互相关波形叠加时不能对齐,也很难对较远的地震进行正确的检测。针对台站的数值实验表明在各种台站因素当中,有且仅有台站的信噪比会改变平均互相关系数的大小;台站的信噪比和台站数量共同决定了平均互相关波形的振幅的中位数绝对偏差。增加台站数量,可以在信噪比控制的极限范围内降低中位数绝对偏差,但不能提高检测结果的平均互相关系数。本文使用GFMF方法与Match and Locate对美国加利福尼亚州的一个天然地震序列进行了测试和对比。GFMF和Match and Locate分别检测到了3273和3213个地震事件,对南加州地震数据中心（SCEDC）的地震目录中的共1056个地震事件的检测率分别为97.1%和96.4%。这表明两种方法均能正确而有效地检测小地震。经与SCEDC地震目录对比,GFMF方法凭借对震源位置的网格搜索,能正确反应地震序列的时空分布变化特征,说明虚拟地震可以用做模板地震来对小地震进行检测与定位。进一步的测试表明若不对震源机制进行网格搜索,得到的检测数量将减少70%以上。Match and Locate的定位准确度的中位数和平均数分别为0.734和0.753,而GFMF方法的中位数和平均数分别为0.733和0.698（准确度若为1则达到了网格搜索可能的最好结果,若为0则是最坏结果）,表明Match and Locate的定位更准确,也更稳定。因为1-9 Hz的滤波频段较高,一维速度模型对地球介质的模拟不够好,造成GFMF方法的定位不及Match and Locate,且震源机制结果不可靠。但进一步的测试表明,若可以进行低频滤波,GFMF能获得该区域全部大于3级的地震的震源参数（含震源机制）。如果仅使用该地震序列结束前发生的模板地震,Match and Locate的检测数量会下降至2422个,对SCEDC地震目录的检测率下降至91.2%。而相关模板地震的大圆距离最大也不超过2.5 km,这表明在Match and Locate中,近距离的模板地震彼此之间也不能相互替代。然而GFMF方法不需要真实地震做模板,不存在模板地震缺乏的问题。本文使用GFMF方法对中国威远县的Wei-H3-1井的一次水力压裂工程活动产生的微地震进行检测和定位。同时,也使用EQTransformer（一种基于机器学习的地震检测方法）对该微地震序列进行检测和标定到时。分析GFMF的结果后发现该次注水作业有效地诱发了微地震。注水作业刚开始时,射孔处的局部岩石受到极大的液压,造成附近介质中的应力分布极为不平衡,从而诱发大量微地震。随着注水的持续,压裂液的流动,应力逐渐恢复平衡,单位时间的地震数量开始逐渐减少。当注水结束时,外力突然消失,介质的应力状态再次经历骤变,微地震数量又出现一次增加。该次注水作业诱发的微地震主要分布在实施注水作业的射孔附近。微地震的三维空间分布呈现穹窿状的特点。穹窿顶部的微地震最多,其次是东北-西南方向和东南偏南-西北偏北两条线的附近。这些特征的原因可能是地下介质中存在局部的利于压裂液扩散的区域。这些区域就更可能发生微地震。其中,微地震往西北偏北方向发展地明显比其他三个方向更远,可能是因为在这个方向上存在压裂液扩散的通道,可能是裂隙,也可能是断层。EQTransformer得到的微地震事件的数量是158个,远远少于GFMF方法（12倍MAD的阈值的条件下检测到857个地震事件）。EQTransformer得到的地震数量随时间的变化规律没有体现出微地震活动与注水作业的关系。因为EQTransformer得到的地震事件的数量极少,因此不具有参考价值。因为机器学习方法不给出包括发震时刻和震源位置在内的任何震源参数信息,所以无法分析微地震的空间分布特征。经尝试不同的震相关联参数后发现,无论怎样修改震源关联参数,基于机器学习方法给出的到时得到的地震事件的数量和随时间的变化规律的基本面均不会变化。检查发现,机器学习方法标定的到时也有存在错误的情况。匹配滤波方法相对于机器学习方法有四项优势:第一项优势是,匹配滤波方法（GFMF方法）可以提供初步的定位位置,而机器学习方法完全不提供位置信息。第二项优势是,匹配滤波方法中叠加互相关波形的操作可以压制噪声,从而更加利于检测到弱小的地震信号,而机器学习方法并不具备。第三项优势是,匹配滤波方法给出的每一个结果都是基于多个台站的数据,而机器学习方法的每一个结果使用的是单个台站的数据。匹配滤波方法更能防止误检。第四项优势是,匹配滤波方法对误检进行了统计学估计,而机器学习方法没有。在论文的最末,总结了上述研究工作,并对未来的研究给出了可行的建议。
关鹏虎[2]（2021）在《基于地震震源机制解的山西裂谷带区域构造应力场研究》文中研究指明山西裂谷带,作为华北地区重要的一条活动构造带,历史强震频发,地震灾害严重,现代中小地震活跃,是我国重要的地震危险区之一,也是众多地震学者关注与研究的热点地区。地震的孕育与发生和区域构造应力场密切相关,通过研究该地区的震源机制和区域构造应力场,有助于认识该地区的孕震背景、发震机理和构造变形。本文首先在文献阅读与资料查找的基础上,收集整理了山西裂谷带及邻区（34°-42°N,108°-115°E）的震源机制解,同时对数据资料进行仔细分析与筛选,最后得到山西裂谷带及邻区1929年1月至2018年10月共697个2.5级以上地震的震源机制解。基于上述数据,开展了震源机制解特征分析,并选取367个3级以上地震、94个4级以上地震的震源机制解数据,利用区域应力场反演常用的SLICK方法和网格搜索法,反演了研究区的应力场,取得了如下认识:（1）山西裂谷带及邻区的震源机制类型主要以走滑型和正断型为主,与山西裂谷带的构造活动特征相一致。697个2.5级以上地震震源机制解数据中,走滑型地震207个,占全部地震事件的29.7%;正断型地震176个,占25.3%;正走滑型地震50个,占7.2%;逆断型地震72个,占10.3%;逆走滑型地震24个,占3.4%。地震活动主要与周围的活动构造有关,大多数的地震主要分布在区域内的断裂带上,并且多集中在多条断裂的交叉部位上。强震数目较少,中小地震数目较多。震源深度最浅为1km,最深的震源深度为35km,都属于浅源地震,其中震源深度在5～20km的地震事件占了绝大多数,占全部地震事件75.6%。（2）基于367个3级以上地震震源机制解数据,采用SLICK方法进行应力张量反演,结果表明,研究区最大主压应力轴最优解为走向NEE53.4°,倾角21.5°;中间主应力轴为走向SWW-120.1°,倾角68.3°;最大主张应力轴为走向SSE144.2°,倾角近水平（2.2°）。（3）基于94个4级以上地震的震源机制解数据,采用SLICK方法进行应力张量反演,结果表明,研究区最大主压应力轴最优解为走向NEE46.1°,倾角48°;中间主应力轴为走向SWW-132.2°,倾角41.9°;最大主张应力轴为走向SSE136.9°,倾角近水平（0.8°）。采用网格搜索法进行应力张量反演,结果表明,研究区最大主压应力轴最优解走向为NEE57.97°,倾角为24.27°;中间主应力轴走向为SWW284.00°,倾角为57.00°;最大主张应力轴走向为SSE157.91°,倾角为20.94°。SLICK方法结果和网格搜索法结果基本一致。同时,该结果与基于3级以上地震的反演结果存在一定差距,但具有可比性。（4）综合本文反演结果表明,山西裂谷带主要受到了NNW-SSE向拉张应力作用和NEE-SWW向挤压应力作用,应力状态以拉张为主,与GPS观测资料结果一致。同时本文结果显示,山西裂谷带的区域构造应力场与华北地区的区域构造应力场基本一致,进一步证明了前者受后者的约束。本文研究结果,可为山西裂谷带的强震孕育与预测、地震活动性及地震灾害评价与防治、地震工程的抗震设防等科学与工程问题提供理论依据与参考。
李富珍,张怀,唐磊,石耀霖[3]（2021）在《基于钻孔应变地震波记录确定地震面波应变震级》文中研究表明近年发展的高采样率的钻孔应变仪可以记录到地震波造成的水平应变,是动态库仑应力研究的重要手段.利用钻孔应变仪记录的应变地震波确定地震震级,是一个重要的科学课题.本文收集了我国10个应变台站四分量钻孔应变仪2020年1—3月记录的10 Hz采样应变地震波资料,共选出震级M≥4.0的浅源地震68个,用最小二乘法求得应变震级公式为Mε=lgEmax+1.65lg（Δ）+1.43.对于6.5级以下的地震,计算得到的应变震级■ε与中国地震台网中心公布的震级MCENC基本一致:■,但本研究中的两个7级地震,应变震级出现了震级饱和现象.本文的基本结论是:应变定震级是可行的,但对于两个7级地震的饱和现象需要进一步深入研究,因为它们不但涉及震级确定,而且涉及远震动态库仑应力触发地震的研究.今后要对更多的大震钻孔应变波形记录进行分析.
王宇[4]（2021）在《地电场优势方位角变化特征及地震预测研究》文中进行了进一步梳理迄今,中国是全球唯一开展大规模地电场观测的国家。在地震地电场研究中,基于地电场的起源,将其分类为自然电场和大地电场两类。传统观点认为地电场的震前异常信息源于应力加载导致岩石破裂产生的电磁辐射,这使探寻震前自然电场异常信息成为学科以往研究的重要关注点。近年,随着对大地电场机理、变化特征和影响因素的深入研究,认识到大地电场的时频变化特征与场地岩体结构、构造活动、环境条件等密切关联,这使得大地电场逐步成为现今地震地电场研究的焦点。基于大地电场的潮汐机理说和岩体裂隙水（电荷）渗流（移动）模型,认为每个场地的大地电场存在相应的优势方位。本项研究表明,不同场地的大地电场优势方位角存在相应的正常变化区间范围。基于中国大陆三大区域（东北、西北、南北地震带）近十年内的300余次中强震例,应用周边地电场台站持续数年的分钟值观测数据,系统计算了这些地震前后的地电场优势方位角及变化过程,获取了地电场优势方位角的异常变化形态特征。同时,结合岩石物理学,对地电场优势方位角的正常变化特征和异常变化特征进行机理探讨,初步认为在地震孕育过程中,复杂的应力加卸载过程导致场地地下岩体裂隙结构发生了改变,从而使得地电场优势方位角出现异常变化。最后,基于统计方法对典型地电场优势方位角的异常数据做异常检测,初步实现了异常告警。目前,本项研究的部分成果已经归入地震预测地电场优势方位角方法的应用基础,其对地震地电场的理论方法研究和预测应用具有一定的积极意义。
刘威[5]（2021）在《中强地震破裂的多尺度分析与频率依赖性研究》文中研究指明中强震（通常震级大于5级）的发生会给人类社会造成巨大的人员伤亡和经济损失。对地震破裂过程的研究,有助于人们认识和理解地震的成因机制和演化过程,帮助人们完善对地震灾害的预防、预警以及震后灾害的评估,从而减少地震对人类社会造成的灾害、保障地震多发地区人民的生命财产安全。前人研究发现,在地震的破裂过程中,不同频率成分的地震波形信号可能反映了不同的破裂特征。这种地震波频率成分与破裂特征之间的关系,被称为地震破裂的频率依赖性。对地震破裂的频率依赖性进行研究,是研究地震破裂过程的重要部分,可以加深我们对地震的成因机制及孕震物理环境关系的认识。通过对不同频率成分的地震波形信号进行分析,也就是进行地震波形信号的多尺度分析,可以获得地震的频率依赖性破裂特征。本论文在前人研究的基础之上,发展了基于小波域有限断层反演的多尺度策略,利用小波变换作为多尺度分析的工具,将地震波形信号转换到小波域的各个小波尺度下,然后分析不同小波尺度所包含的破裂信息。在多尺度策略中,有限断层反演被分成两个阶段:在第一阶段,包含低频信号的小波尺度参与反演,来获得反映较大尺度破裂特征的滑移分布;在第二阶段,加入包含高频信号的小波尺度,以分辨出较小尺度的破裂特征。低频和高频的划分主要由不同小波尺度的信号强度来决定,对于不同地震会有不同的划分。通常来说,将<0.3 Hz的小波尺度视为低频,而>0.3 Hz的小波尺度被视为高频。本论文对这一多尺度策略进行了理论测试,并与传统的小波域有限断层反演方法进行了对比。理论测试表明,相比于传统的策略,本论文提出的多尺度策略对高频信号所包含的较小尺度的破裂特征有更好的分辨能力,同时需要较少的迭代次数就可以找到全局最优解。利用这种多尺度策略,同时结合时间域反投影方法,本论文对三种不同类型的地震进行了频率依赖性破裂的研究,包括:浅源逆冲型地震（以2015年Mw 7.8级尼泊尔Gorkha地震为例）、中深源正断层型地震（以2019年Mw 8.0级秘鲁北部地震为例）、以及陆壳内中等强度地震（以2016年Mw 6.5级意大利Norcia地震为例）。在2015年Mw 7.8级尼泊尔Gorkha地震的破裂过程中,本论文使用远震波形资料进行有限断层反演（0.01～0.625 Hz）,发现了这次地震包含2个高滑移区,其中一个对应了这次地震的大尺度破裂区域,出现了大面积的低频滑移、产生了大量的低频能量辐射、并且在滑移开始和滑移终止的边界上释放了高频能量辐射;而另一个则对应了较小尺度的破裂,发生滑移的同时也产生了不少高频能量辐射。这次地震显示出的频率依赖性破裂特征与前人在俯冲带浅源地震获得的认识相一致,高频能量辐射主要分布在低频滑移区域的下边界。对于2019年Mw 8.0级秘鲁北部地震,本论文使用远震波形资料进行反投影（0.5～2.0Hz）和有限断层反演（0.01～0.625Hz）,发现这次地震沿着发震断层的走向破裂,形成了2个破裂特征不同的高滑移区和3个高滑移率区域,对应于3个高频能量辐射子事件。2个破裂特征不同的高滑移区可能是由于俯冲板片的复杂形态造成的:第一个高滑移区位于俯冲板片上相对较为平缓（俯冲角度较小）的区域;而第二个高滑移区位于俯冲板片上相对较陡（俯冲角度较大）的区域,产生了破裂面积、破裂速度、滑移量都较大的大尺度破裂。这次地震显示出的频率依赖性破裂特征与俯冲带浅源地震的特征不同,高频能量辐射似乎分布在低频滑移区域的上边界,说明产生浅源地震和中深源地震破裂的频率依赖性的机制可能不同。对于2016年Mw 6.5级意大利Norcia地震,本论文联合使用远震波形资料和近场强震动波形资料获得了这次地震在不同频率成分（0.02～0.312 Hz和0.312～0.625 Hz）下的滑移分布。本论文发现,低频滑移主要集中在发震断层的浅部,而高频滑移出现在低频滑移的边缘。本次地震的频率依赖性破裂可能与当地的复杂断层系统有关。意大利中部的复杂断层结构形成了多个应力阻碍体来抑制地震破裂的传播。当破裂传播到这些阻碍体,破裂的突然停止就会产生大量的高频能量辐射。同时,Vp/Vs成像显示,复杂的断层结构可能造成了地壳内流体的不均匀分布,从而产生不均匀的孔隙流体压力,使得断层上的不同区域会产生不同尺度的破裂、释放出不同频率成分的能量辐射。通过对这三个不同类型地震的研究,本论文获得了对地震频率依赖性破裂及其成因的一些认识。本论文发现:高频能量辐射和低频滑移呈现出互补分布的特征,高频能量主要出现在低频滑移区域的边缘;俯冲带上,浅源地震和中深源地震表现出的频率依赖性破裂特征有所不同,可能说明了它们具有不同的成因机制;地震破裂的频率依赖性与震源区的断层结构有很强的联系,断层几何形态和物理属性的变化会形成不同尺度的破裂特征,从而产生不同频率的能量辐射。
李健[6]（2021）在《面向全球稀疏台网的地震数据智能处理关键技术研究》文中研究说明全面禁止核试验条约通过地震、次声、水声和放射性核素四种技术实现对全球任意地点可能发生的核试验的监测。地震监测由分布于区域或全球范围的地震台站实时记录地面震动,通过一系列的数据处理从而推断出地震事件发生的时间、位置、深度、性质和震级等参数。由于其及时性、敏感性和可靠性,地震监测技术广泛用于核爆炸监测中事件定位、性质判断以及当量估算等方面,受到各国的关注。传统的地震监测数据处理是一种基于检测的处理方法,通过分步骤的串行的管道处理实现信号检测、特征提取、震相识别以及关联定位等过程,最终得到事件公报。随着全球地震监测网络在台站数量和历史数据两个维度的数据量大幅增长,传统的数据处理方法表现不尽如人意,在自动处理公报质量和历史数据信息挖掘应用等方面面临新的问题和挑战。为进一步提升全球稀疏台网下地震数据自动处理性能,特别是对微弱事件的检测能力,本论文从地震信号检测、震相拾取、以及震相关联等方面开展了面向全球稀疏台网的地震数据智能处理关键技术研究,将机器学习和深度学习方法引入地震数据处理中,完成了基于波形特征的特定地区地震信号检测方法、基于深度神经网络的地震震相拾取方法、基于贝叶斯理论的震相关联算法等研究工作,建立了地震监测数据智能处理模式。主要创新性工作和成果如下:（1）针对全球稀疏台网下特定区域地震信号可靠检测问题,提出了基于波形特征的特定区域远震P波信号检测方法。首先选取了 STA/LTA的峰值、STA/LTA 比值、特定频带的平均频谱能量和EMD分解的特定能量成份等作为地震信号波形特征,然后利用该区域历史事件数据训练高斯过程的最优超参数,从而构建波形特征的概率模型,最后通过计算联合特征的后验概率,实现对特定区域地震信号可靠检测。基于实际监测数据的测试结果表明,该方法有效改善了对特定区域地震信号的检测性能。（2）针对全球稀疏台网下地震震相拾取问题,提出了基于深度神经网络的震相拾取方法。首先构建了多任务卷积神经网络模型,实现同时进行震相检测和到时估算,定义了基于加权的多分类交叉熵损失函数,设计了分类和回归的联合损失函数,利用南加州大规模数据集对网络模型进行了训练、验证和测试,然后再利用迁移学习和数据增强方法,将该模型迁移到我国东北地区数个台站小规模数据集,并建立了对于连续波形数据的检测方法。实际数据测试表明,该方法可准确拾取出连续波形数据中的近震事件P、S震相,进而实现对近震事件的可靠检测。（3）针对全球稀疏台网下地震震相关联问题,首先提出了基于波形包络、震相和事件特征模型的贝叶斯震相关联算法,引入了波形整体包络特征,利用机器学习方法构建了先验概率模型,设计了基于贝叶斯理论的事件推理方法,实现震相关联和事件参数反演。其次基于地震大数据处理应用需求结合GPU高效运算能力,实现了贝叶斯理论的震相关联算法平台,利用日本及其周边海域的事件,测试和验证了特征模型构建方法和震相关联算法的有效性。最后,在此平台基础上,设计了评估方法,利用标准事件公报对IDC下一代震相关联算法NET-VISA的结果进行了评估。
吴逸影[7]（2021）在《秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析》文中研究说明秦岭,由复杂地壳组成,作为复合型大陆造山带经历了长期、不同构造的演化,为各种地球科学研究提供了丰富的地质信息。作为中央造山带的主要部分,秦岭西邻青藏高原向东延至大别山,北邻鄂尔多斯地块,南邻扬子地块。探索其壳-幔变形特征、相互耦合型式及其主控因素对进一步约束秦岭造山带深部构造变形机制有重要意义。因此,本文采用SKS波分裂法和Ps转换波接收函数集的方法,对秦岭造山带及周边地壳及上地幔变形特征进行精细反演,并推断壳-幔耦合型式。SKS波分裂法可以有效计算分析上地幔各向异性特征,研究秦岭造山带上地幔变形对其构造演化及成因的作用。利用“叠加”分析分别求得最小切向（T）能量法和最小（较小）特征值法计算获取的秦岭造山带上地幔各向异性参数（φ,δt）。Ps转换波应用接收函数集（JOF）能更有效地估算研究区水平地壳各向异性,进而分析地壳变形特征。该方法包括计算三个单体接收函数和一个联合接收函数,并对估计的各向异性进行可靠性分析。将Ps转换波接收函数集方法应用于秦岭造山带及周边多个台站数据,对这些测量数据进行插值,更精确地计算出地壳各向异性参数、Moho深度和Vp/Vs值结果。秦岭造山带及周边地区覆盖了 41个地震台站,依据上地幔各向异性参数绘制秦岭造山带上地幔各向异性图,发现δt的大小不随造山带走势变化,而φ自西向东有南缘呈SW-NE,W-E,NW-SE变化,北缘呈NW-SE,W-E,SW-NE变化,显示出南缘略向北凸、北缘略向南凸的弧形展布,推断造山带两侧刚性较强的扬子地块与鄂尔多斯地块旋转对秦岭造山带南、北缘上地幔变形有约束作用。地壳各向异性在有断裂带的区域和地幔流动的影响下有较明显的分层,上地壳各向异性主要受裂缝及断裂带影响,中-下地壳与上地幔相互作用较多,因此秦岭造山带地壳变形特征及其与地幔的耦合型式有区域性变化。联合Ps转换波接收函数与SKS波分裂的观测结果,对比发现秦岭造山带的地壳和上地幔都表现出较强的方位各向异性。两种方法分别观测到秦岭造山带自西向东的壳-幔各向异性特征,壳-幔快波偏振方向的差值Δφ变化反映了秦岭造山带下壳-幔耦合类型的变化:Δφ在秦岭造山带西-中部较小,说明壳-幔变形有较强的一致性,壳-幔垂直连贯变形对上地幔变形影响较大,属壳-幔强耦合型;Δφ在秦岭造山带东部较大,且偏离造山带走势发生弧形旋转,一致性较弱,说明秦岭造山带东部发生壳-幔解耦,软流圈物质流动是影响该区域上地幔变形的主控因素。秦岭造山带及周边地区地壳变形同时受到裂缝和地幔流动的影响,上地幔变形也存在垂直连贯变形与地幔流动两种机制,因此推断秦岭造山带壳-幔耦合型式及其主控因素并不单一且存在自西向东的区域性转换。
徐恒垒[8]（2021）在《基于震源机制的地下爆炸识别分析》文中认为从地震事件中筛选出地下爆炸是地震核查技术流程中的重要一环。在众多识别判据中,震源机制的差异是区分地下核爆炸与其它地震事件的关键信息,也是大多数识别判据的物理基础。因而通过震源机制反演及利用震源机制对敏感地震事件波形特征做出的解释对于地下爆炸的识别具有重要意义。本文主要从震源机制角度对国际核查领域关注的朝鲜核试验及2017年朝鲜核试验之后的塌陷事件、我国天山东部地区地震进行识别分析。地下爆炸的震源机制反演存在固有的问题。相对于天然地震地下爆炸的埋深很浅,在自由表面边界条件限制下,使得以长周期面波为主导的波形难以分辨出全矩张量解中的所有元素。针对该问题,本文对地下爆炸震源机制反演问题从理论上进行系统的阐述。在此基础上,基于自主编写的线性全矩张量反演程序对地下爆炸的震源机制反演过程进行数值模拟。研究发现,相比于长周期面波反演的不足,利用P波进行反演有助于得到更可靠的结果。本文利用临近朝鲜核试验场的密集区域台站数据对六次朝鲜核试验及2017年第六次核试验之后塌陷事件的震源机制进行了系统的反演。结果表明,地下爆炸的最优解各向同性（ISO）源占主要成分,在震源类型图上靠近ISO或张裂源,其它波形残差较小的解位于震源类型图的右上半区,而塌陷事件最优解补偿线性矢量偶极（CLVD）源占主要成分,其它波形残差较小的解位于震源类型图的左下半区。从震源类型图上可以看出,核试验解的分辨率较高,而塌陷事件解的分辨率很差。对于2017年朝鲜地下核试验与之后塌陷事件的震源机制,在波形法反演的基础上,进一步尝试利用面波幅值比对反演结果做出约束。结合波形反演与幅值比,可以进一步提高解的分辨率,优化反演结果。核爆炸最优解靠近张裂源位置,而塌陷事件的震源类型依然难以确定。本文基于地下爆炸的震源理论,通过理论地震图计算正演模拟了地下核爆炸CLVD与DC源两种次生源机制的成分比重与源时间函数对mb:Ms识别判据的影响。在此基础上,对前五次朝鲜核试验mb:Ms判据失效机理进行了讨论,发现除了 CLVD源缺失,震级偏小也可能是一个重要因素。2017年朝鲜核试验余震在CBT与YNB台出现了疑似sPL震相,我们通过理论地震图计算波形匹配sPL震相与直达Pg震相之间的到时差,测定这些余震的震源深度为2-4 km。根据震源深度,判断这些余震的发震机制可能来自于核试验引发的构造应力调整。本文对天山东部地区若干地震事件的震源机制及波形特征研究发现,天山东部地区一些地震的震源机制为发生在地壳中的北西走向的逆冲倾滑型断层,该震源机制能够很好的解释IMS国际监测台站上P波初动为正的现象,区域MK31台的P/S幅值比偏大也很可能与震源机制的调制作用有关。对于小震级地震事件,虽然无法直接反演其震源机制,但可以通过和发生在附近的大震级地震进行波形、P/S幅值比和P波极性等进行比对说明其性质。mb:Ms判据对该地区大震级的地震事件识别效果较好,而对小震级的地震事件识别效果不够理想。
张喆[9]（2020）在《高频源约束的大地震震源机制复杂性研究》文中研究表明地震震源的复杂性体现在多个方面,如断层几何形态的复杂性、断层面上滑动分布的复杂性、地震能量随时间变化的复杂性以及断层错动方式的复杂性,等等。根据矩张量描述的位移表示定理,地震震源的复杂性可以用震源体内部的离散点源的矩张量分布描述,而每个点源的矩张量也可以有彼此独立的震源时间函数。然而,有限的观测数据并不允许本研究同时反演这样一个震源的所有参数。因此,有限断层反演受限于一个或几个平面断层上滑动量和滑动角的反演,随时空变化的震源机制反演也只能在一定假设条件的约束下进行。广义台阵技术可以在发震断层未知的情况下,直接通过反投影远场台阵的地震记录较好地获得高频源的轨迹,这无疑是对发震断层空间展布的良好约束。矩心矩张量的反演技术可以借助于远场台网的地震记录确定矩心和震源机制信息,是揭示震源机制不可或缺的关键。可见,在进行震源机制时空复杂性反演时将高频源的轨迹作为约束,实质上增加了来自观测的约束,减少了人为的假设,反演结果势必更接近实际。基于上述考虑,本研究包括三个要点:一是广义台阵技术的改进和拓展,二是多震相矩心矩张量反演,三是将台阵技术获取的高频源轨迹作为约束进行复杂震源的矩张量反演方法及其实际应用的研究。前两点的“预热”和提升是完成第三点目标的基础和保证。在广义台阵技术的改进和拓展部分,首先通过高斯函数的加权处理,使通常椭圆形的台阵响应优化为圆形,使台阵在不同方向的分辨率得以平衡,很大程度上避免了投影结果的畸变。然后,将台阵技术拓展到S波和PKIKP波的使用,扩展了认识高频源的视角,也大大增加了台阵技术的“透视”距离。与此同时,还完成了相应的软件包并编写了使用说明（附录A）。最后,利用软件包分析了2018年阿拉斯加Mw7.9地震,检验了加权的效果,分析了2013年鄂霍茨克海Mw8.3深震,检验了S波成像功能,分析了2012年苏门答腊近海Mw8.6地震,检验了PKIKP波的成像功能。在多震相矩心矩张量反演部分,首先,梳理了矩心矩张量反演的每个技术细节;然后,充分考虑体波和地幔波以及W-震相的不同处理技术特点,编写相应的软件包和使用说明（附录B）;最后,利用软件包反演分析了2010年智利Mw8.8地震、2011年日本Mw9.0地震、2018年阿拉斯加湾Mw7.9地震、2018年斐济Mw8.2地震以及2020年古巴Mw7.7地震,对方法和软件进行了验证。在以高频源轨迹为约束进行复杂震源的矩张量反演方法及其应用研究部分,首先构建了一般性反演方法和技术路线。这种方法不但适用于连续震源,也适用于非连续震源。然后,通过反演研究2001年昆仑山Mw7.8地震和2010年智利Mw8.8地震检验了连续震源的反演分析功能,通过2013年南斯科舍海岭Mw7.8地震验证了非连续震源的分析功能。综上所述,本研究以前人工作为基础,梳理了震源复杂性分析的理论和方法、针对现有广义台阵技术面临的实际问题进行了改进和拓展,并将高频源成像的台阵技术和矩心矩张量反演的台网技术结合提出了一种大地震震源变机制反演分析的新方法,且通过实际震例进行了检验。
李正波[10]（2020）在《频率贝塞尔变换法提取地震记录中的频散信息》文中研究表明面波频散是发生在地球表面的固有物理现象,面波的频散特性被广泛应用在地球横波结构的探测当中。通过面波频散特性探测地球横波结构的重要手段就是从地震或者噪声互相关函数中提取出频散曲线,并通过频散曲线反演地下结构。通过地震或者噪声互相关函数提取频散信息成像已经提供了大量地壳以及地幔结构的信息。频散即不同频率下面波传播的相速度或群速度不同,经典提取频散曲线的手段主要是依靠窄带滤波和对不同频率下相速度的测量来实现的。这种做法的优点是稳定性较强,并且简单易操作,但是缺点也很明显:一是测量的频散曲线分辨率有限,分辨率有限会对成像精度产生影响;二是很难测量高阶模式下的频散曲线。很多研究已经证明频散曲线的高阶模式可以给地层结构的信息提供更多的约束,能有效地减少频散曲线反演中的不确定性。为了从地震信号中提取出高阶频散信息,一些学者针对传统的测量方法进行改进并提出一些新的方法。这些方法大致可以分为如下几类:通过域变化的方法,把台阵记录所在的时间空间域转换到频率和波数域;通过波形反演的方法获取频散能量图;通过特定台站分布提取频散信息。上述方法在一定程度上能有效地提取出高阶频散曲线,但是大部分方法都对震中距有要求并且提取出的频散曲线频率往往在0.1Hz以下。陈晓非课题组（Wang et al.,2019;王建楠,2019;Wu et al.,2020）在传统方法的理论基础上结合三维空间水平层状介质的理论提出了基于台阵的频率贝塞尔变换法（Frequency-Bessel Tramsform Method,F-J）成功地从噪声数据中提取出高频、高阶频散曲线。相对于传统方法,该方法提取出的频散曲线分辨率高、频率范围广、简单易操作且对于台站分布要求不高。受到该方法在背景噪声数据中的应用的鼓舞,本文旨在将该方法推广到提取天然地震的频散信息中。频率贝塞尔变换法在噪声数据的应用中有一重要基础理论假设,即噪声数据互相关得到的互相关函数可以视为各向同性源的格林函数虚部。而天然地震的震源主要是双力偶源,是非各向同性的。这两者源的区别在于所含项有差别,各向同性源的垂向分量格林函数中仅含0阶贝塞尔函数项的积分,而双力偶源的格林函数同时包含了0阶、1阶和2阶贝塞尔函数的k积分项。同时各向同性源的记录和方位角无关,而双力偶源中不同阶贝塞尔函数项和方位角的辐射花样不同。因此简单地把频率贝塞尔变换法套用到地震事件数据中是不可行的。根据噪声源格林函数和天然地震源格林函数的不同,本文首先证明了在控制辐射花样为常数的情况下,格林函数中不同阶贝塞尔函数的积分项都可以通过频率贝塞尔变换法提取出频散曲线。然后在此基础上我们发现控制台站方位角范围即可控制辐射花样对于频率贝塞尔变换法的影响。这样,我们成功地把频率贝塞尔变换法从噪声的应用中推广到地震事件的应用中。本文中我们以USArray记录到的一些5级以上地震为例,展示了频率贝塞尔变换法在天然地震实际数据上的应用。我们在处理实际数据时发现:很多地震数据只能提取出基阶频散曲线而无法提取出高阶频散曲线。通过对实际地震图和合成地震图的分析,我们认为造成这种现象的原因是基阶面波能量太强,在快速傅里叶变换时掩盖了其他波形能量。为了解决这个问题,我们给定群速度区间计算时间窗,通过时间窗将波形中能量分开。在使用了时间窗之后,就可以成功地提取出高阶频散曲线。我们将这套处理流程称为多窗频率贝塞尔变换法（Multi-windows F-J method,MWFJ）。对比通过噪声提取出的频散曲线和通过多窗频率贝塞尔变换法提取出的天然地震的频散曲线,我们发现这两者存在很强的互补关系。天然地震提取出的频散曲线在同一阶上偏向低频高相速度的部分,而噪声提取出的频散曲线偏向高频低相速度的部分。这意味着两者的敏感深度不同,在将来的成像工作中,结合二者不同特性对结构提供更好的约束是重点。除了常规的Rayleigh波和Love波频散曲线的提取之外,我们还将频率贝塞尔变换法应用到实际数据的PL波频散分析中。在实际操作中,我们通过时间窗截取了 S波初至之前的波形并提取出了相速度大于5km/s的频散曲线。传统的地震学理论认为在S波初至之前的频散可以用漏能振型来解释,而在海洋勘探中,这一现象又被称为P导波频散。我们在对提取出的PL波频散曲线的研究中发现,所谓漏能振型和P导波频散在理论上并不是简单的等同关系,对于不同的结构两者差异度可能存在较大的区别。通过仔细研究理论频散谱我们发现:当主要层中的最大S波速度和最小P波速度差距不大时,在理论频散谱中最小P波速度上会有非常明显的P导波频散曲线和漏能振型相互耦合,其中漏能振型占主导,图形上呈现“拧麻花状”;而当主要结构中最大S波速度和最小P波速度差距较大时,理论频散谱中占主导地位的则成为P导波频散曲线,“拧麻花”现象虽然存在但是从实际数据中几乎不可观测。而在天然地震的实际数据中,我们观测到的例子则刚好同时可以分别观测到漏能振型占主导的区域和P导波频散占主导的区域。更进一步,我们发现漏能振型既对P波速度敏感也对S波速度敏感,而P导波频散曲线仅仅对P波速度结构敏感。这为我们将来将两者分类,并从面波数据中有效地反演P波速度结构提供了重要依据。
二、利用多台方位角计算震中的尝试（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、利用多台方位角计算震中的尝试（论文提纲范文）
（1）格林函数匹配滤波方法对小地震的检测与定位（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 小地震检测与定位的研究意义 |
| 1.3 匹配滤波方法的发展简史与存在的问题 |
| 1.4 创新性与论文结构安排 |
| 第2章 真实波形的匹配滤波方法 |
| 2.1 经典的匹配滤波方法 |
| 2.1.1 模板波形与连续观测波形的滑动互相关 |
| 2.1.2 划定阈值并获得候选检测 |
| 2.1.3 设定固定时窗并得到最终结果 |
| 2.2 Match and Locate方法 |
| 2.2.1 Match and Locate对经典的匹配滤波方法的发展 |
| 2.2.2 Match and Locate的技术流程 |
| 第3章 格林函数匹配滤波方法 |
| 3.1 理论地震波形的合成 |
| 3.2 格林函数匹配滤波方法的加速技术 |
| 3.3 格林函数匹配滤波方法的流程 |
| 3.3.1 准备连续观测波形 |
| 3.3.2 研究区域划分网格 |
| 3.3.3 准备格林函数文件 |
| 3.3.4 网格搜索 |
| 3.3.5 从初步检测目录得到最终检测目录 |
| 3.4 GFMF程序包 |
| 第4章 匹配滤波方法的数值实验 |
| 4.1 模板地震与目标地震震源参数不同的影响 |
| 4.1.1 双免范围 |
| 4.1.2 震源时间函数不同的影响 |
| 4.1.3 震源机制不同的影响 |
| 4.1.4 震源位置不同的影响 |
| 4.2 观测台站的选择 |
| 4.2.1 同震中距的数值实验 |
| 4.2.2 不同震中距的数值实验 |
| 第5章 格林函数匹配滤波方法对天然地震的检测与定位 |
| 5.1 数据 |
| 5.1.1 地震数据 |
| 5.1.2 速度模型 |
| 5.2 格林函数匹配滤波方法的检测与定位 |
| 5.2.1 网格划分与准备格林函数文件 |
| 5.2.2 不同干扰因素的理论测试 |
| 5.2.3 格林函数匹配滤波方法的检测与定位结果 |
| 5.2.4 不同阈值和固定时窗的结果 |
| 5.3 Match and Locate搜索 |
| 5.3.1 准备模板波形和网格划分 |
| 5.3.2 Match and Locate搜索结果 |
| 5.4 GFMF与 Match and Locate的比较 |
| 第6章 格林函数匹配滤波方法对水力压裂微地震的检测与定位 |
| 6.1 水力压裂技术背景 |
| 6.2 工区概况和地震数据 |
| 6.3 格林函数匹配滤波方法的检测和定位 |
| 6.3.1 速度模型与搜索参数 |
| 6.3.2 理论测试 |
| 6.3.3 搜索结果 |
| 6.4 机器学习方法的检测和到时标定 |
| 6.4.1 检测结果 |
| 6.4.2 震相关联 |
| 6.5 匹配滤波方法与机器学习方法的对比 |
| 第7章 总结与展望 |
| 7.1 总结 |
| 7.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 在读期间发表的学术论文与研究成果 |
（2）基于地震震源机制解的山西裂谷带区域构造应力场研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 山西裂谷带震源机制 |
| 1.2.2 山西裂谷带区域构造应力场 |
| 1.3 本文研究思路及技术路线 |
| 1.4 本文研究内容及创新点 |
| 第2章 震源机制和区域应力场反演方法与原理 |
| 2.1 求解震源机制的方法与原理 |
| 2.1.1 P波初动方法 |
| 2.1.2 Snoke方法 |
| 2.1.3 矩张量反演法 |
| 2.2 多个震源机制的中心解原理 |
| 2.3 区域应力场反演方法与原理 |
| 第3章 山西裂谷带及邻区震源机制 |
| 3.1 数据选取与处理 |
| 3.1.1 数据资料来源 |
| 3.1.2 数据资料整理 |
| 3.2 震源机制解反演 |
| 3.2.1 2010年6月5日阳曲M_L4.8地震 |
| 3.2.2 2015年6月2日的太原M_L3.2地震 |
| 3.2.3 2010年4月4日大同M_L4.6地震 |
| 3.2.4 2016年4月7日原平M_L4.7地震 |
| 3.3 山西裂谷带震源机制解特征 |
| 3.4 山西裂谷带震源深度特征 |
| 第4章 山西裂谷带现今区域构造应力场 |
| 4.1 区域应力场反演 |
| 4.2 山西裂谷带现今区域构造应力场分布整体特征 |
| 4.3 比较与讨论 |
| 4.3.1 震源机制研究应力场比较 |
| 4.3.2 GPS资料研究应力场比较 |
| 第5章 结论与展望 |
| 5.1 结论 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得的研究成果 |
| 致谢 |
（3）基于钻孔应变地震波记录确定地震面波应变震级（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 资料选取 |
| 1.1 地震波记录和台网地震目录资料 |
| 1.2 最大主应变振幅的获取 |
| 2 方法与结果 |
| 3 讨论 |
| 3.1 震级偏差计算 |
| 3.2 台站校正 |
| 3.3 震级偏差分析 |
| 3.4 震级饱和问题 |
| 4 结论 |
（4）地电场优势方位角变化特征及地震预测研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 地电场的研究史及现状 |
| 1.2 研究的内容及意义 |
| 第二章 地电场基础 |
| 2.1 地电场观测 |
| 2.2 地电场台站建设 |
| 2.3 地电场数据处理的传统方法 |
| 第三章 地电场优势方位角方法 |
| 3.1 地电场优势方位角方法的基本原理 |
| 3.2 地电场优势方位角的计算 |
| 3.3 干扰处理 |
| 第四章 地电场优势方位角异常与地震的关联分析 |
| 4.1 2019 年四川长宁M_S6.0 地震 |
| 4.2 2019 年甘肃夏河M_S5.7 地震 |
| 4.3 2018 年吉林松原M_S5.7 地震 |
| 4.4 2018 年云南墨江M_S5.9 地震 |
| 4.5 2017 年新疆精河M_S6.6和2016 年呼图壁M_S6.2 地震 |
| 4.6 2016 年青海门源M_S6.4 地震 |
| 4.7 2013 年新疆乌鲁木齐M_S5.1 地震 |
| 4.8 2013 年甘肃岷漳M_S6.6 地震 |
| 4.9 2013 年辽宁辽阳M_S5.1 地震 |
| 4.10 2013 年吉林前郭M_S5.6 地震 |
| 第五章 地电场优势方位角变化特征与机理 |
| 5.1 地电场优势方位角正常变化的形态特征 |
| 5.2 地电场优势方位角异常变化的形态特征 |
| 5.2.1 中国大陆地电场优势方位角异常统计 |
| 5.2.2 地电场优势方位角典型异常特征 |
| 5.3 地电场优势方位角变化特征机理探讨 |
| 第六章 地电场优势方位角异常变化检测 |
| 6.1 滑动平均法简介 |
| 6.1.1 简单滑动平均 |
| 6.1.2 加权滑动平均 |
| 6.1.3 指数加权滑动平均 |
| 6.2 异常检测 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 研究结果 |
| 7.2 讨论及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介: |
（5）中强地震破裂的多尺度分析与频率依赖性研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究地震破裂过程的意义 |
| 1.2 主要研究方法的发展 |
| 1.2.1 有限断层反演 |
| 1.2.2 反投影方法 |
| 1.3 频率依赖性及多尺度分析研究 |
| 1.4 本论文的内容与结构 |
| 第2章 方法与原理 |
| 2.1 反投影方法 |
| 2.1.1 基本原理 |
| 2.1.2 反投影的物理意义 |
| 2.2 有限断层反演 |
| 2.2.1 基本原理 |
| 2.2.2 线性反演问题 |
| 2.2.3 非线性反演问题 |
| 2.2.4 小波变换 |
| 2.2.5 小波域有限断层反演 |
| 2.3 有限断层反演的多尺度分析策略 |
| 2.3.1 基本原理 |
| 2.3.2 策略实现 |
| 第3章 多尺度策略的理论测试及其在浅源地震中的应用 |
| 3.1 背景介绍 |
| 3.2 理论测试 |
| 3.2.1 理论测试的设计 |
| 3.2.2 结果分析与讨论 |
| 3.3 实例应用——2015年Mw 7.8尼泊尔地震 |
| 3.3.1 数据与方法 |
| 3.3.2 结果与讨论 |
| 3.4 本章小结 |
| 第4章 中深源地震的应用——2019年Mw 8.0秘鲁地震 |
| 4.1 背景介绍 |
| 4.2 反投影的结果 |
| 4.3 有限断层反演的结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 滑移分布、高频能量辐射、以及余震之间的空间关系 |
| 4.4.2 地震的破裂模式 |
| 4.4.3 可能的机制及其与俯冲板片形态的关系 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 中等地震的应用——2016年Mw 6.5意大利地震 |
| 5.1 背景介绍 |
| 5.2 方法 |
| 5.3 应用 |
| 5.3.1 数据集 |
| 5.3.2 速度模型 |
| 5.3.3 反演参数设置 |
| 5.3.4 反演结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 滑移模型的不确定度估计 |
| 5.4.2 意大利Norcia地震的频率依赖性破裂特征 |
| 5.4.3 与频率依赖性破裂特征相关的可能机制 |
| 5.5 本章小结 |
| 第6章 总结与展望 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录A 意大利中部3个5级地震的波形拟合 |
| 附录B 意大利Norcia地震的波形拟合 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（6）面向全球稀疏台网的地震数据智能处理关键技术研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 地震数据处理技术研究现状 |
| 1.3 主要研究工作 |
| 1.4 论文的创新性 |
| 1.5 论文的组织架构 |
| 1.6 本章小结 |
| 第二章 地震监测技术及智能处理方法 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 地震震相、事件及台站 |
| 2.3 基于检测的地震数据处理方法 |
| 2.3.1 地震信号检测 |
| 2.3.2 震相关联 |
| 2.3.3 事件定位 |
| 2.4 模板匹配方法 |
| 2.5 机器学习技术 |
| 2.5.1 高斯过程回归及超参数优化 |
| 2.5.2 深度卷积神经网络 |
| 2.5.3 循环神经网络 |
| 2.5.4 迁移学习 |
| 2.6 本章小结 |
| 第三章 全球稀疏台网下特定区域地震信号检测算法研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.1.1 研究现状 |
| 3.1.2 本章研究问题及思路 |
| 3.2 信号模型 |
| 3.3 基于波形特征的特定区域地震信号检测方法研究 |
| 3.3.1 数据集选择 |
| 3.3.2 特征提取 |
| 3.3.3 模型训练 |
| 3.4 实际数据的测试和结果分析 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 全球稀疏台网下基于深度神经网络的地震震相拾取算法研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.1.1 研究现状 |
| 4.1.2 本章研究问题及思路 |
| 4.2 基于深度神经网络的地震震相拾取算法 |
| 4.2.1 数据集及预处理 |
| 4.2.2 多任务卷积神经网络模型建立 |
| 4.2.3 分类和回归联合损失函数定义 |
| 4.2.4 初始模型训练 |
| 4.2.5 模型迁移训练 |
| 4.2.6 多任务卷积神经网络模型测试 |
| 4.3 实际数据的测试及结果分析 |
| 4.3.1 测试环境及方法 |
| 4.3.2 测试结果和分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 基于贝叶斯理论的地震震相关联算法研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.1.1 研究现状 |
| 5.1.2 本章研究问题及思路 |
| 5.2 基于贝叶斯理论的震相关联算法 |
| 5.2.1 基于波形、震相和事件特征的概率模型 |
| 5.2.2 基于贝叶斯理论的震相关联和事件推理 |
| 5.3 基于贝叶斯理论的震相关联算法平台实现及方法评估 |
| 5.3.1 震相关联算法平台实现及算法测试 |
| 5.3.2 对NET-VISA震相关联算法的评估 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 本文总结 |
| 6.2 后续研究展望 |
| 参考文献 |
| 缩略语说明 |
| 符号说明 |
| 致谢 |
| 攻读学位期间发表的学术论文 |
（7）秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地震学研究 |
| 1.2.2 重磁资料分析 |
| 1.2.3 大地电磁测深 |
| 1.3 研究内容与思路 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 论文章节安排 |
| 第二章 SKS波分裂基本原理与方法 |
| 2.1 SKS波分裂原理 |
| 2.2 SKS波分裂的识别与计算 |
| 第三章 SKS波分裂研究秦岭造山带上地幔及各向异性 |
| 3.1 数据来源 |
| 3.2 数据处理 |
| 3.2.1 数据预处理 |
| 3.2.2 地震台站的方位校正 |
| 3.3 结果验证 |
| 3.4 综合分析 |
| 第四章 接收函数原理与计算方法 |
| 4.1 接收函数原理 |
| 4.2 计算方法 |
| 第五章 接收函数研究秦岭造山带地壳各向异性 |
| 5.1 数据来源 |
| 5.2 数据处理 |
| 5.2.1 Ps转换波方位角变换特征 |
| 5.2.2 单个接收函数横波分裂及其影响因素 |
| 5.2.3 接收函数集(JOF)横波分裂算法 |
| 5.3 结果验证 |
| 5.3.1 信噪比测试 |
| 5.3.2 谐波分析 |
| 5.3.3 Moho面倾斜 |
| 5.4 综合分析 |
| 第六章 壳幔变形特征及耦合型式 |
| 6.1 区域地质构造背景 |
| 6.2 壳幔变形及耦合型式 |
| 6.2.1 地壳变形特征 |
| 6.2.2 上地幔变形特征 |
| 6.2.3 壳幔耦合型式 |
| 结论与展望 |
| 1 结论 |
| 2 不足与展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 攻读博士学位期间取得的科研成果 |
（8）基于震源机制的地下爆炸识别分析（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 核爆炸和核爆炸地震监测 |
| 1.2 地震核查技术 |
| 1.3 地震事件识别 |
| 1.4 地下核爆炸震源机制 |
| 1.5 塌陷事件震源机制 |
| 1.6 本文研究内容及论文章节安排 |
| 第2章 地下核爆炸震源机制反演问题 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 地下爆炸全矩张量面波反演理论 |
| 2.3 地下爆炸全矩张量反演方法 |
| 2.4 地下爆炸全矩张量反演数值模拟 |
| 2.4.1 模型设置 |
| 2.4.2 到时校正 |
| 2.4.3 反演结果 |
| 2.5 讨论 |
| 2.6 结论 |
| 第3章 六次朝鲜核试验及塌陷事件震源机制反演 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 数据与方法 |
| 3.3 矩张量分解、震源成分百分比计算及震源类型图投影方法 |
| 3.3.1 矩张量分解 |
| 3.3.2 震源成分百分比计算 |
| 3.3.3 震源类型图投影 |
| 3.4 反演结果 |
| 3.5 讨论 |
| 3.6 结论 |
| 第4章 利用波形与面波幅值比联合约束2017年朝鲜核试验与塌陷事件震源机制 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 数据与方法 |
| 4.3 反演结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.5 结论 |
| 第5章 朝鲜核试验m_b:Ms识别判据失效机理研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 正演模拟方法 |
| 5.2.1 地下爆炸ISO、CLVD、DC源震源机制 |
| 5.2.2 地下爆炸ISO、CLVD、DC源时间函数 |
| 5.2.3 地下爆炸ISO、CLVD、DC源发震时刻及震源深度 |
| 5.2.4 天然地震的震源参数 |
| 5.2.5 理论地震图计算方法 |
| 5.2.6 m_b、Ms震级计算公式 |
| 5.3 计算结果 |
| 5.3.1 地下爆炸m_b:Ms震级计算结果 |
| 5.3.2 天然地震m_b、Ms震级计算结果 |
| 5.3.3 地下爆炸与天然地震的m_b:Ms对比 |
| 5.4 对朝鲜核试验m_b:Ms观测结果的启示意义 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 结论 |
| 第6章 利用疑似sPL震相测定朝鲜核试验场几次余震事件的震源深度 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 震源深度测定方法 |
| 6.3 朝鲜核试验余震波形特征 |
| 6.4 sPL震相理论地震图计算 |
| 6.5 利用波形拟合测定余震事件的震源深度 |
| 6.6 结论 |
| 第7章 从识别角度看我国新疆天山东部地区地震特征 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 20150624地震 |
| 7.2.1 事件概况 |
| 7.2.2 m_b:Ms识别 |
| 7.2.3 震源机制反演 |
| 7.2.4 利用远震深度震相确定震源深度 |
| 7.2.5 震源机制对P波初动的解释 |
| 7.2.6 P/S幅值比观测及解释 |
| 7.3 20171210地震、20171226地震 |
| 7.4 20110608、20120108 地震 |
| 7.5 结论 |
| 第8章 结论与展望 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录A 第四章补充材料 |
| 附录B 第五章补充材料 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（9）高频源约束的大地震震源机制复杂性研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 台阵反投影技术综述 |
| 1.1.1 反投影方法研究破裂过程的意义 |
| 1.1.2 反投影技术研究进展 |
| 1.1.3 反投影技术存在的问题 |
| 1.2 矩心矩张量反演综述 |
| 1.2.1 矩心矩张量反演的意义 |
| 1.2.2 矩心矩张量反演的研究进展 |
| 1.2.3 矩心矩张量反演中存在的问题 |
| 1.3 多点震源机制反演综述 |
| 1.3.1 多点震源机制反演的意义 |
| 1.3.2 多点震源机制反演的研究进展 |
| 1.3.3 多点震源机制反演存在的问题 |
| 1.4 论文研究目的与内容 |
| 1.4.1 研究目的 |
| 1.4.2 研究内容 |
| 1.5 论文结构 |
| 第二章 广义台阵技术的改进与拓展 |
| 2.1 概述 |
| 2.2 台阵反投影技术的基础理论及方法 |
| 2.2.1 原理与方法 |
| 2.2.2 破裂参数的估计 |
| 2.3 台阵响应的加权优化 |
| 2.3.1 台阵响应函数的物理意义与实际问题 |
| 2.3.2 基于高斯函数的优化 |
| 2.3.3 台阵几何分布对台阵响应函数的影响 |
| 2.3.4 台阵响应优化效应的数值实验 |
| 2.4 台阵响应优化技术在实际震例中的应用 |
| 2.4.1 2018年1月23日阿拉斯加湾Mw7.9地震反投影成像结果 |
| 2.5 广义台阵技术的拓展(一):基于S波的反投影 |
| 2.5.1 远场S震相反投影存在的问题 |
| 2.5.2 利用远场S震相对2013年鄂霍茨克海Mw8.3深震反投影成像 |
| 2.6 广义台阵技术的拓展(二):基于PKIKP震相的反投影 |
| 2.6.1 PKIKP震相反投影存在的问题 |
| 2.6.2 利用PKIKP震相对2012 年苏门答腊近海Mw8.6 地震反投影成像 |
| 2.7 小结 |
| 第三章 基于多震相的矩心矩张量反演 |
| 3.1 概述 |
| 3.2 矩心矩张量反演的基础理论 |
| 3.2.1 点源的矩张量反演 |
| 3.2.2 矩心位置的矩张量反演 |
| 3.3 体波、地幔波的矩心矩张量反演 |
| 3.3.1 矩心矩张量反演的常规方法 |
| 3.3.2 利用网格搜索求矩心矩张量 |
| 3.4 利用W-phase进行矩心矩张量反演 |
| 3.4.1 W-phase概述 |
| 3.4.2 W-phase的提取 |
| 3.4.3 利用W-phase振幅对震级的预估(Peak-to-Peak) |
| 3.4.4 W-phase矩心时间的搜索 |
| 3.4.5 W-phase矩心空间的搜索 |
| 3.4.6 震级的标定 |
| 3.5 矩心矩张量反演的数值实验 |
| 3.5.1 矩张量差的矢量化 |
| 3.5.2 台站分布对点源矩张量反演的影响(W-phase) |
| 3.5.3 随机噪声对点源矩张量反演的影响 |
| 3.5.4 矩心时间对反演的影响 |
| 3.5.5 子事件时空位置对矩心矩张量反演的影响 |
| 3.5.6 Peak-to-Peak对震级和走向的快速估计 |
| 3.6 矩心矩张量反演的应用 |
| 3.6.1 2010年2月27日智利Mw8.8地震矩心矩张量解 |
| 3.6.2 2011年3月11日东日本Mw9.0地震矩心矩张量解 |
| 3.6.3 2018年1月23日阿拉斯加湾Mw7.9地震矩心矩张量解 |
| 3.6.4 2018年8月17日斐济Mw8.2深源地震矩心矩张量解 |
| 3.6.5 2020年1月28日古巴Mw7.7地震矩心矩张量解 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 基于高频源约束的震源机制反演 |
| 4.1 概述 |
| 4.2 多点震源机制反演的基础理论与方法 |
| 4.2.1 多点震源机制反演的基础理论 |
| 4.2.2 多点震源机制反演已有的方法 |
| 4.3 结合台阵技术进行多点震源机制反演 |
| 4.3.1 台阵技术研究多点震源机制存在的问题 |
| 4.3.2 利用视震源时间函数对破裂方位进行估计 |
| 4.3.3 连续震源模式的反演 |
| 4.3.4 非连续震源模式的反演 |
| 4.4 多点震源机制反演的数值实验 |
| 4.4.1 解的非唯一性与模型的复杂性 |
| 4.4.2 空间位置不确定性对反演结果造成的影响 |
| 4.4.3 破裂速度对多点震源机制反演的影响 |
| 4.5 多点震源机制反演的应用(一):连续震源 |
| 4.5.1 利用高频辐射源信息对2001年昆仑山Mw7.8地震的直接反演 |
| 4.5.2 利用高频辐射源信息对2010年智利Mw8.8地震的直接反演 |
| 4.6 多点震源机制反演的应用(二):非连续震源 |
| 4.6.1 2013年南斯科舍海岭Mw7.8地震的矩心矩张量解 |
| 4.6.2 2013年南斯科舍海岭Mw7.8地震的视震源时间函数分析 |
| 4.6.3 2013年南斯科舍海岭Mw7.8地震高频辐射源时空特征分析 |
| 4.6.4 2013年南斯科舍海岭Mw7.8地震的多点震源机制解 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 讨论与展望 |
| 5.1 讨论 |
| 5.1.1 台阵反投影技术 |
| 5.1.2 矩心矩张量反演 |
| 5.1.3 震源机制的时空变化 |
| 5.2 展望 |
| 5.2.1 台阵反投影技术 |
| 5.2.2 矩心矩张量反演 |
| 5.2.3 震源机制的时空变化 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 A:拓展台阵反投影软件使用说明 |
| A.1 功能 |
| A.2 输入文件及格式 |
| A.3 输出文件及格式 |
| A.4 方法与原理 |
| A.5 安装与运行 |
| A.6 界面与菜单的使用 |
| 附录 B:多震相矩心矩张量反演软件(MPCMT)说明 |
| B.1 功能 |
| B.2 输入文件及格式 |
| B.3 输出文件及格式 |
| B.4 方法与原理 |
| B.5 安装与运行 |
| B.6 界面与菜单的使用 |
| 作者简历、在学期间研究成果与发表文章 |
| 作者简历 |
| 在学期间研究成果及发表文章 |
（10）频率贝塞尔变换法提取地震记录中的频散信息（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 符号说明 |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 面波成像的背景和意义 |
| 1.2 不同领域提取面波频散曲线的一些方法 |
| 1.2.1 浅地表勘探领域尺度 |
| 1.2.2 大地球物理尺度 |
| 1.2.3 频率贝塞尔变换法 |
| 1.3 漏能振型和P导波频散 |
| 1.4 本研究的意义 |
| 1.5 本文的主要内容 |
| 第2章 频率贝塞尔变换法的理论基础 |
| 2.1 水平层状半空间介质弹性力学方程的格林函数 |
| 2.1.1 基本方程 |
| 2.1.2 求解思路 |
| 2.1.3 广义反透射系数法 |
| 2.1.4 格林函数的积分表达式 |
| 2.1.5 Python封装的广义反透射接口 |
| 2.2 面波与频散 |
| 2.2.1 久期函数 |
| 2.2.2 频散谱的定义 |
| 2.2.3 不同阶贝塞尔函数的频散谱 |
| 2.2.4 震源深度对频散谱的影响 |
| 2.3 频率贝塞尔变换法 |
| 2.3.1 背景噪音简介 |
| 2.3.2 频率贝塞尔变换法在噪声应用中的基本原理 |
| 2.3.3 频率贝塞尔变换的实现 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 针对地震数据的频率贝塞尔变换法 |
| 3.1 天然地震高阶面波提取的背景 |
| 3.2 频率贝塞尔变换法推广到天然地震的应用 |
| 3.2.1 不同阶贝塞尔函数 |
| 3.2.2 辐射花样 |
| 3.3 合成数据的一些案例 |
| 3.3.1 震源和画图方式 |
| 3.3.2 积分区间 |
| 3.3.3 Love波 |
| 3.3.4 水平非均匀性对频率贝塞尔变换法的影响 |
| 第4章 在实际天然地震数据中的应用 |
| 4.1 2011 Mw 5.7 Oklahoma地震中的应用和多窗频率贝塞尔变换法 |
| 4.1.1 2011 Mw 5.7 Oklahoma地震中的应用 |
| 4.1.2 多窗频率贝塞尔变换法 |
| 4.1.3 多窗频率贝塞尔变换法应用到实际数据中 |
| 4.1.4 多窗频率贝塞尔变换法之窗的选择 |
| 4.1.5 敏感核和探测深度 |
| 4.2 频率贝塞尔变换法在其他地震上的应用 |
| 4.3 噪声数据和地震数据的对比 |
| 4.4 大量地震数据时频率贝塞尔变换法的应用 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 P导波频散和漏能振型及其频散曲线 |
| 5.1 从实际数据中提取出的S波初至前的频散曲线 |
| 5.1.1 2008 Mw 6.0 Nevada地震中提取出的频散曲线 |
| 5.1.2 P波和S波之间波形提取出的频散曲线 |
| 5.2 漏能振型和P导波频散曲线 |
| 5.2.1 漏能振型 |
| 5.2.2 P导波频散曲线 |
| 5.2.3 实际数据中提取出的P波频散的解释 |
| 5.3 不同模型本征振型,漏能振型和P波频散的关系 |
| 5.3.1 第一种情况 |
| 5.3.2 第二种情况 |
| 5.3.3 第三种情况 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的研究成果 |
四、利用多台方位角计算震中的尝试（论文参考文献）
- [1]格林函数匹配滤波方法对小地震的检测与定位[D]. 王亮. 成都理工大学, 2021
- [2]基于地震震源机制解的山西裂谷带区域构造应力场研究[D]. 关鹏虎. 太原理工大学, 2021(01)
- [3]基于钻孔应变地震波记录确定地震面波应变震级[J]. 李富珍,张怀,唐磊,石耀霖. 地球物理学报, 2021(05)
- [4]地电场优势方位角变化特征及地震预测研究[D]. 王宇. 中国地震局兰州地震研究所, 2021(08)
- [5]中强地震破裂的多尺度分析与频率依赖性研究[D]. 刘威. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [6]面向全球稀疏台网的地震数据智能处理关键技术研究[D]. 李健. 北京邮电大学, 2021(01)
- [7]秦岭造山带及周边壳幔变形特征及耦合型式：SKS波分裂与Ps转换波接收函数集联合分析[D]. 吴逸影. 西北大学, 2021(10)
- [8]基于震源机制的地下爆炸识别分析[D]. 徐恒垒. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [9]高频源约束的大地震震源机制复杂性研究[D]. 张喆. 中国地震局地球物理研究所, 2020(03)
- [10]频率贝塞尔变换法提取地震记录中的频散信息[D]. 李正波. 中国科学技术大学, 2020(01)