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レシーバー関数技術は、 3 成分地震計で記録された遠地地震の情報を使用して、地球の構造とその内部境界を画像化する方法である。
遠地地震のP波は、地震計の下のモホ面（地殻マントル境界）などの境界でP波からS波への変換を生成します。生成されたS波とP波の移動時間の差には、境界までの深さとP波とS波の速度に関する情報が含まれています。さらに反響を含めると、より詳細な構造を解明できます。[1] [2]これは、地震記録の垂直成分と縦方向成分の逆畳み込みによって行われ、成分の共通部分、つまり発生源と移動経路の情報を取り除きます。[3]結果として得られる波形が受信関数です。
同様に、遠地地震のS 波は、地震観測所の下で S 波から P 波への変換を生成します。
方法
マントル内の P 波がモホ面を上向きに通過すると、部分的に S 波に変換されます。P 波と S 波 (Ps として知られています) は両方とも地球表面の地震計で検出され、地球内部の不連続性を分析するために使用できます。これらの P 波と Ps 波に加えて、多重反射によって追加の位相が作成されます。これらの位相には、PpPmp、PpSmp、PpPms、PpSms、および PsPmp、PsSmp、PsPms、PsSmsが含まれます。(詳細については、地震位相表記を参照してください)。最後の「レッグ」が P 波である位相 (P、Ps、Smp など) は主に地震計の垂直成分に記録されますが、最後の「レッグ」が S 波である位相 (Ps、Pp、Sms など) は主に水平成分に記録されます。[4]
受信関数を作成するための主な方法は、マントルからモホ面を通過する波の積を分析することに基づいています。地殻とマントルの大きな組成の違いにより、不連続面を通過する地震波に大きな違いが生じます。[5]受信関数は、スネルの法則によるP 波の屈折と変換された S 波を使用してモホ面の深さを推定します。地震イベントと地震計ステーションの中心角(地球の中心を基準とした角度) が 30 度から 95 度 (約 3300 km から 8900 km の距離) にある場合にのみ、受信関数が明確に生成されます。[4] この方法は、波を引き起こす地震イベントがモホ面よりかなり下で発生する場合にも最も効果的であり、これは地表干渉を回避するために重要です。[4]
時間の経過とともに、同じ地理的領域で複数の地震が発生する可能性があり、各地震は対応する垂直波形と水平波形を引き起こします。複数の観測が収集されると、波形は垂直成分と水平成分について合計できます。合計された地震記録はランダムノイズを減らし、データ内のパターンを確認しやすくなります。目視検査、またはより一般的には2つの波形のデコンボリューションによって、P波変換の関連する各フェーズを識別することができます。フェーズのタイミングにより、地殻内の地震速度と地震観測所の下のモホ面の深さをモデル化できます。[6]
スタッキング
多数の地震計ステーションが隣接している場合、地震計ステーション間で受信関数データを「積み重ね」、モホ面の深さの 2D または 3D モデルを構築することができます。[7]これは、各ステーションが独自の場所でモホ面の深さを決定できるため可能です (基本的に 1D 測定)。隣接するステーションの複数の個別のデータ ポイントからのデータをグループ化して並べてプロットすると、特定の領域におけるモホ面の深さの統一されたグラフを作成できます。[7]
マントルのより深い界面では、Ps変換された位相の移動は、水平成分地震記録の時間ウィンドウを予測された遅延時間だけ遅らせることによって補正することができます。[8]この遅延により、予測された時間遅延を受ける水平成分上のすべてのパルスの位相が揃います。
アプリケーション
受信関数には、地殻内の平均地震速度と特定の場所のモホ面の深さに関する詳細な情報が含まれています。このデータだけでも、特定の場所に関する情報を取得するのに役立ちます。[6]しかし、1つの地震観測所からの受信関数データを他の多くの観測所のデータと組み合わせると、広い地理的領域にわたるモホ面の深さと地震速度の詳細なマップを作成できます。沈み込むリソスフェアの傾斜した上面は、100 km以上の深さまで検出できるPからSへの変換位相を生成するのに十分なほど鋭いことがよくあります。
このデータはさまざまな目的に使用できます。地殻の深さの変化を記録するために使用できます。レシーバー関数は、たとえば、日本南西部の山の下にあるモホ面の窪みを発見するために使用されています。[4]このデータは、自然災害を引き起こす地震をよりよく理解するためにも使用できます。[4]さらに、地震速度と地殻の厚さのマップは、追加の地震学的研究のベースラインデータとして役立ちます。[5]
受信機機能からのデータは、制御された地震学のデータなどと組み合わせて使用することで、地球の地殻の高解像度の3Dマップを提供することもできます。[5]
参考文献
- ^ Langston, Charles A.; Burdick, LJ (1977-06-01). 「遠地地震実体波形の変換位相の使用による地殻構造のモデリング」.米国地震学会紀要. 67 (3): 677–691. Bibcode :1977BuSSA..67..677B. doi :10.1785/BSSA0670030677. ISSN 0037-1106.
- ^ Vinnik, LP (1977年9月). 「マントル内でP波からSV波に変換された波の検出」.地球および惑星内部の物理学. 15 (1): 39–45. Bibcode :1977PEPI...15...39V. doi :10.1016/0031-9201(77)90008-5.
- ^ Frederiksen, AW; Bostock, MG (2000-05-01). 「傾斜異方性構造における遠地地震波のモデリング」. Geophysical Journal International . 141 (2): 401–412. Bibcode :2000GeoJI.141..401F. doi : 10.1046/j.1365-246x.2000.00090.x . ISSN 0956-540X.
- ^ abcde 山内真紀子; 平原一郎; 渋谷拓夫 (2003-01-01). 「南西日本下部の地殻と最上部マントルにおける地震速度不連続面の高解像度レシーバー関数画像化」.地球惑星宇宙. 55 (1): 59–64. Bibcode :2003EP&S...55...59Y. doi : 10.1186/BF03352463 . ISSN 1880-5981.
- ^ abc Wiemer, S.; Agostinetti, N. Piana; Kissling, E.; Bianchi, I.; Spada, M. (2013-08-01). 「制御された震源とレシーバー関数情報を組み合わせてイタリアの3Dモホ面を導出する」. Geophysical Journal International . 194 (2): 1050–1068. doi : 10.1093/gji/ggt148 . hdl : 20.500.11850/70318 . ISSN 0956-540X.
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- ^ Helffrich, George (2006-02-01). 「Extended-time multitaper 周波数領域相互相関受信機関数推定」Bull. Seismol. Soc. Am . 98 (1): 344–347. Bibcode :2006BuSSA..96..344H. doi :10.1785/0120050098.