用连续GPS与远震体波联合反演2015年尼泊尔中部M_S8.1地震破裂过程

由于印度-欧亚板块碰撞,位于板块边界带的喜马拉雅地区大震频繁,但对其活动性的认识仍十分有限.2015年4月25日尼泊尔中东部地区时隔80年再次发生8级地震,为研究板缘地震提供了一次难得机遇.本文用西藏和尼泊尔的GPS连续观测数据和全球分布的远震地震波记录联合反演此次特大地震的破裂过程,结果显示此次地震发生在印度板块与青藏高原接触边界面——喜马拉雅主滑脱断层上.北倾11°、近东西（295°）走向的断层面破裂约100km长（博卡拉到加德满都）,130km宽（从加德满都深入我国西藏吉隆县）,破裂以逆冲滑动为主,平均幅度达到2.4m,释放的地震矩高达9.4×1020 N·m.反演结果还显示,震源体主要破裂分布深度范围为5~25km,应无地表破裂,属于一次盲地震.基于GPS资料推测的地壳现今运动速率及1833年地震的震源位置,我们推测地震在此次地震破裂区域复发的周期可能为150~200a,而极震区以南的深部滑脱断层仍保持闭锁,未来仍有导致灾害性大震的可能性.

基于伴随方法的线性台阵背景噪声面波和远震体波联合成像研究

伴随层析成像(Adjoint Tomography)通过求解全波方程来准确模拟地震波在复杂介质中的传播,并利用波形信息来反演地下结构,是新一代的高分辨率成像方法.其中3-D伴随层析成像需要庞大的计算资源,而2-D反演相对更具计算效率.面波和远震体波是研究地壳上地幔速度结构的重要方法,它们对S波速度及Moho面的敏感度不同,通过联合反演,可以得到更为准确的S波速度结构及Moho面.通过两种数据的高度互补性,本文提出基于伴随方法的线性台阵背景噪声面波和远震体波联合成像方法,同时约束台阵下方S波速度结构及Moho面形态.我们将该方法应用到符合华北克拉通岩石圈典型结构特征的理论模型上,测试结果表明联合反演方法优势明显,相比于面波伴随层析成像,能获得更高分辨率的S波速度结构,同时能精准约束Moho面形态.相比于体波伴随层析成像,联合反演能有效压制高频假象,降低波形反演过程中的非线性化程度.本研究有望提供一种更为高效精准的线性台阵成像方法,搭建联合伴随层析成像理论框架,提升岩石圈成像分辨率,并为后续其他类型波形数据的引入提供思路和方法.

地震滑动时空分布的合成孔径雷达干涉测量、全球定位系统、远震和强震数据的联合反演:在1999年伊兹米特主震中的应用(一)

通过合成孔径雷达(SAR)干涉测量和全球定位系统(GPS)数据的反演,并结合远震宽频带和近场强震记录,研究了1999年8月17日伊兹米特地震滑动的时空分布。地表位错是作为附加的约束使用的,特别着重分析了不同数据集的分辨率。我们使用了四段有限断层模型和非线性反演方法,允许滑动的幅度、方向和持续时间以及破裂速度是可变的。通过人工合成数据的反演我们发现,最佳空间分辨率可出现在断层模型的上半部(上部12kin),那里,干涉测量的合成孔经雷达数据覆盖好(破裂的西半部),并接近GPS和强震台站。发现远震数据的分辨率较低,它相当均匀地分布在断层模型中。与分别反演相比,把所有数据集进行联合反演能提高分辨能力,并可以对滑动的时空分布给出相当好的描述。我们的研究显示了在评估地震动态模型的可靠性中分辨率检验的重要性,并证实了单一类数据的极好拟合不一定就意味着完好地恢复地震的动态特性。伊兹米特破裂几乎是纯右旋走滑的,以中心凹凸体的双侧破裂占优势,该凹凸体的位置在29.7°E(格尔居克市以西约10km)和30.5°E(萨潘贾湖东边)之间,在深为6～12 km的范围其滑动达到6～8 m。发现破裂的西端在亚洛瓦市附近,但大幅值的滑动结束在29.7E(赫赛克三角洲以东10 kin)附近。满足所有数据集的第二个人幅值滑动区,位于朝迪兹杰市方向的更东部,具体是在30.7°E和31.1°E之间(卡拉德尔和迪兹杰断层)。这一东滑动区由一个滑动明显减少的区域把它与中心主凹凸体分开,数据很难约束它,然而,迪兹杰市附近的强震台站帮助测定了31.1°E附近6～12 km深的大滑动区的位置。由联合反演得到的总地震矩为2.4×10^(27)dyne cm。大部分能量在小于15s的短时间内就释放了,这与中心凹凸体的双侧破裂相一致。破裂传播相对来说是均匀的,并快速向西传播,破裂速度接近3.5 km/s。向东传播的大滑动初期比较慢,但在破裂成核后10s的短时间内加速。15s后,向东传播的速度减小到小于2 km/s,在20s以后,破裂以振幅来说几乎消失。然后破裂传播在最东的卡拉德尔断层和迪兹杰断层段继续进行,位置在30.7°E以东,传播时间从22s到50s。对本研究中所考虑波形的模拟,不需要超剪切破裂传播。3个月之后发生的迪兹杰地震(1999年11月12日,M_w7.2)的震源位置紧挨着伊兹米特地震最东滑动区。