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收稿日期：2009-03-02;修订日期：2009-03-10基金项目：国家自然科学基金重点项目（批准号：40830316）、科技部国际合作重点项目（编号：2006DFA21340）、国土资源部油气选区项目（编号：XQ2004-06）和国家专项深部探测技术实验与集成项目（编号：SinoProbe-02）资助作者简介：侯贺晟（1980-），男，博士，从事地震层析成像与静校正研究。
E-mail:hesheng.hou@通讯作者：高锐（1950-），男，研究员，博士生导师，从事青藏高原岩石圈与地球动力学研究。
E-mail:gaorui@地质通报GEOLOGICAL BULLETIN OF CHINA第28卷第6期2009年6月Vol．28，No．6Jun.，2009位于青藏高原腹地的羌塘盆地，南北宽300km ，东西长近640km ，面积约（16～18）×104km 2,目前已查明侏罗系是盆地内发育最全、分布最广泛的海相沉积层系[1-3]。
盆地夹持于可可西里-金沙江缝合带和班公湖-怒江缝合带之间，总体呈现“两坳夹一隆”的构造格架[2]，而盆地中央隆起区可能是研究印青藏高原羌塘盆地中央隆起近地表速度结构的初至波层析成像试验侯贺晟，高锐，卢占武，贺日政，李秋生，管烨，李朋武，熊小松HOU He-sheng,GAO Rui,LU Zhan-wu,HE Ri-zheng,LI Qiu-sheng,GUAN Ye,LI Peng-wu,XIONG Xiao-song中国地质科学院地质研究所岩石圈中心，北京100037Lithosphere Research Centre,Institute of Geology ,Chinese Academy of Geological Sciences ,Beijing 100037,China摘要：利用2条衔接并横过青藏高原羌塘盆地中央隆起的反射地震剖面探测数据，进行了初至波层析成像试验，以揭示羌塘中央隆起的表层结构特征。
地震层析成像及其国内研究进展
吴振利;李家彪;阮爱国
【期刊名称】《海洋学研究》
【年(卷),期】2003(021)003
【摘要】简要介绍了地震层析成像的各种方法,并以体波走时方法为例介绍了地震层析成像的基本原理和主要的技术.综述了1980年以来我国地震层析成像的进展、分区域研究特点和所取得的成果.我国的地震层析成像在地壳、上地幔速度结构和
大地构造单元特征研究方面都得到了应用发展,尤其在重要构造带的动力学研究和
地震多发地区的孕震、发震机制等方面已经取得了很多成果,加深了对大陆地区深
部构造的认识,同时对我国未来层析成像工作在拓展研究区域、改进研究方法、加
强实际应用等方面需进一步开展的工作做了展望,指出海洋地震层析成像的重大意
义和广阔的科研前景以及存在的难点.
【总页数】11页(P54-64)
【作者】吴振利;李家彪;阮爱国
【作者单位】国家海洋局,第二海洋研究所,国家海洋局,海底科学重点实验室,浙江,
杭州,310012;国家海洋局,第二海洋研究所,国家海洋局,海底科学重点实验室,浙江,
杭州,310012;国家海洋局,第二海洋研究所,国家海洋局,海底科学重点实验室,浙江,
杭州,310012
【正文语种】中文
【中图分类】P315
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工程物探中地震层析成像的研究本文从工程物探的实际出发，首先分析了资料采集的步骤和方法，接着论述了工程物探中地震层析成像的几种方法，其中包括了弯曲射线成像方法、最短路径射线追踪法，最后，本文结合实例分析了地震层析成像技术在工程物探中的具体应用。
标签：工程;物探;地震层析成像一、前言近年来，对地震层析成像的研究不断深入，工程物探中对地震层析成像的应用也越来越广泛，所以，分析工程物探中的地震层析成像非常的有必要，具有很高的研究价值。
二、资料采集层析成象与其它物探方法的最主要区别是要求有各种不同方向的人射射线通过探侧目标，因此要求震源和接收器或者可以旋转，或者可以沿两条平行线移动（称为跨孔方式）。
跨孔方式的层析成象可以利用两条大致平行的巷道或两个钻孔进行施工观测，其中一边安放震源，另一边移动检波器，探测范围在二者之间。
地震层析成象使用的震源可用以下几种：1、炸藥。
在坑道中常用几十克的炸药引爆作震源，放入坑道壁的小孔洞内引爆。
对于有瓦斯的巷道要用专用的防爆装置才不会产生危险。
2、电火花震源。
在钻孔中使用效率较高，对不超过100m的探测间距，要求几万焦耳的能量。
国产的电火花震源可在中国科学院电工所购买。
3、专用的井中震源。
具有定向功能，价格比较昂贵，如美国和日本OYO 公司出产的水枪式井中定向振源，价格都在百万美元以上。
对浅层勘探而言，地矿部物化探所（河北廊坊）研制的晶体声波发生器亦可用于声层析成象。
4、敲击产生震动。
只能用于坑道或堤坝探测，重复性较差。
震源下井时还需绞车和电缆配套。
各种工程地震仪都可用于地震CT的资料采集（如E2401），其动态范围要在100dB以上，频带最好达到1000Hz，记录的格式为SEG—1或SEG—2。
下井观测的方式垂直地震剖面。
三、弯曲射线成像方法直射线的假设只在介质近似均匀情况下成立，已有数值模拟的结果说明当速度差异小于巧多时，直射线反演可以给出较好的近似结果，但工程实际中完整围岩与断层、溶洞等异常体速度差异往往高达50%多以上，这时必须考虑弯曲射线成像方法.设成像区域中速度分布为v（x，y），走时为t，则两者关系用下式表示：（1）若将成像区域剖分成网格，设第j个网格中的慢度为Xj，则对于第i条射线有：（2）其中N为射线数，M为网格数。
地球内部结构的地震层析成像技术及其应用地球内部结构是地球科学中非常重要的研究领域，了解地球内部结构可以帮助我们更好地理解地球的演化历史、地壳运动以及地球上发生的地震等现象。
在地球内部结构的研究中，地震层析成像技术是一种重要的手段，它可以通过地震波的传播路径来推断地下结构的性质和分布。
本文将对地震层析成像技术及其应用进行详细介绍。
地震层析成像技术是基于地震波传播的原理，通过解析地震波经过地球内部不同材料介质时的传播特性，推断出地球内部结构的性质和分布。
在地震层析成像中，地震波是一种机械波，它在地球内部的传播受到不同材料介质的密度、弹性参数等因素的影响。
当地震波经过地球内部的不同材料边界时，会发生折射、反射和散射等现象，这些现象提供了用于成像的可靠信息。
地震层析成像技术的基本原理是通过测量地震波的到达时间和振幅，进行逆问题的求解，从而推断出地球内部的结构信息。
具体而言，地震层析成像分为正问题和逆问题两个步骤。
正问题是指通过给定的地下结构模型，模拟地震波的传播路径和到达时间，计算出地震数据；逆问题则是根据观测到的地震数据和初始地下结构模型，通过反演算法来确定最优的地下结构模型，从而实现地震波的成像。
地震层析成像技术在地球科学研究中有着广泛的应用。
首先，地震层析成像技术可以提供地球内部的三维地质结构信息，帮助我们了解地球的构造和演化历史。
通过地震层析成像，我们可以获得地球内部岩石的密度、速度等物理参数，从而推断出地球内部的物质组成和结构分布。
例如，地震层析成像揭示了地球的外核和内核之间存在着衰减带，这对理解地球内部的热运动和地磁场的生成机制具有重要意义。
其次，地震层析成像技术在勘探地球资源方面也有着重要的应用。
地震勘探是一种常用的地球资源勘探方法，通过地震波的传播和反射特性来探测地球内部岩石层的性质和分布，从而确定储层的位置和特征。
地震层析成像技术可以提供高分辨率的地下成像结果，帮助勘探者准确定位储层，并评估其储量和可采性，从而指导油气勘探开发工作。
地震初至波走时层析成像与近地表速度建模的开题报告一、研究背景地震初至波走时层析成像与近地表速度建模是地震勘探领域中基础性的研究方向之一。
随着勘探深度的不断加深和勘探区域的不断扩大，地震初至波走时层析成像和近地表速度建模越来越成为地震勘探研究的重要环节。
因此，对于如何实现精确地震初至波走时层析成像和近地表速度建模的研究具有重要意义。
二、研究目的本文的研究目的在于探究地震初至波走时层析成像和近地表速度建模的基本理论和方法，以及对于该领域的发展趋势做出分析和预测。
通过对现有方法的探究和分析，为地震勘探提供更加精确的初至波走时层析成像和近地表速度建模方法，为勘探工作提供更加细致和全面的信息。
三、研究内容和方法1.地震初至波走时层析成像的基本理论和方法。
2.近地表速度建模的基本理论和方法。
3.地震初至波走时层析成像和近地表速度建模的发展趋势分析。
4.实验室模拟和实际勘探数据的分析和处理。
5.利用地震初至波走时层析成像和近地表速度建模结果开展地震勘探。
四、研究意义1.通过对地震初至波走时层析成像和近地表速度建模方法的探究，可以为地震勘探提供更加精确的地质信息。
2.提高勘探的效率和质量，降低勘探成本。
3.为地震勘探技术的发展和完善提供有力的技术支持和参考。
五、预期成果1.研究并掌握地震初至波走时层析成像和近地表速度建模基本理论和方法。
2.制定地震初至波走时层析成像和近地表速度建模实验方案并完成相应实验。
3.对实验结果进行分析和处理，并得出相应结论。
4.完成论文撰写并进行答辩。
六、进度安排1.第一阶段（2021年9月-2022年2月）：文献调研、地震初至波走时层析成像和近地表速度建模基本理论和方法的研究、实验方案设计。
2.第二阶段（2022年3月-2022年8月）：实验室模拟和实际勘探数据的分析和处理、论文撰写和修改。
3.第三阶段（2022年9月-2022年12月）：论文撰写和修改、答辩准备。
七、参考文献1.王大地等.地震勘探理论与方法.石油工业出版社,2018.2.王朝贵.地震勘探概论.中国大地出版社,2016.3.刘维忠等.地震波速度结构反演中速度分辨率分析及其改进方法.地球物理学进展,2019,34(1):234-243.4.张红艳等.基于信噪比的地震初至波自适应拾取方法.石油物探,2020,55(5):799-804.5.刘太云等.基于层析成像反演的地震速度模型的构建.石油勘探与开发,2021,48(2):271-277.。
石油勘探中的地震反射层析成像算法研究地震反射层析成像算法是石油勘探中关键的技术之一。
地震勘探是通过地震波在地下传播的特性来获取地下地质结构信息的一种方法。
地震反射层析成像算法则是根据地震波在地下不同界面上的反射和折射现象，重建地下界面的方法。
本文将介绍地震反射层析成像算法的基本原理和研究进展。
地震反射层析成像算法的基本原理是通过地震记录数据和走时信息来推断地下地质界面的位置和形状。
其过程可以分为数据预处理、波场模拟和反演三个步骤。
数据预处理是算法的第一步，其目的是对地震记录数据进行噪声去除和时域滤波，以提高数据质量和信噪比。
地震记录数据通常包含了许多不同的波形，其中包括有用信号和干扰信号。
通过应用滤波器和其他信号处理技术，我们可以从地震记录数据中去除噪声和干扰信号，保留有用的地震信号。
波场模拟是地震反射层析成像算法的核心部分。
波场模拟通过计算地震波在地下介质中的传播过程，模拟地震波在不同界面上的反射和折射现象。
波场模拟可以使用有限差分法（FDM）、有限元法（FEM）和伪谱法等数值计算方法来实现。
通过波场模拟，我们可以得到地震波在地下不同深度和位置上的响应，从而构建地震数据集和反射信息。
反演是地震反射层析成像算法的最后一步，用于重建地下地质界面。
反演过程通过将测量数据与模拟数据进行对比，将地震记录数据与地下介质参数相联系。
反演算法可以分为线性反演和非线性反演两种类型。
线性反演方法基于正演模拟和与观测数据之间的线性关系，通过反演矩阵将地震记录数据转换为地下介质参数。
非线性反演方法则通过迭代优化算法，将观测数据与模拟数据之间的差异最小化，求解最优的地下介质参数。
随着计算机技术的发展和地震勘探的需求增加，地震反射层析成像算法在过去几十年中取得了重要的研究进展。
研究者们提出了许多不同的技术和方法，以改进反演的效率和精度。
例如，有些算法采用多尺度分析和模型约束的方法，可以更好地处理数据中的噪声和不确定性。
还有一些算法结合了机器学习和人工智能的方法，通过学习大量的地震数据样本，提高地震反射层析成像的准确性和速度。
日本九州地区的地震层析成像研究
使用大量的地区地震到时资料通过地震层析的方法确定了日本西南部九州
地区精细的地壳和上地幔速度结构,更进一步得到该区域的泊松比分布。
利用大量精确的到时资料,得到150km深度范围内的三维速度结构和泊松比分布剖面图。
结果清晰地显示出呈高速异常体的菲律宾海板块和地幔楔中的低速异常体,这与前人的研究结果相符合。
在地壳、上地幔内沿火山前线并扩展到弧后地区,广泛分布着低速异常体。
云仙岳火山的形成与两方面因素相关:第一,由菲律宾海板块俯冲脱水作用
提供的流体;第二,从裂开的冲绳海槽上涌的热物质。
壳内地震在高速区和低速区都有分布,但是很明显地集中在低泊松比的区域。
九州俯冲带弧前地区下方,沿俯冲板块上边界存在明显的低速异常体,板间
大地震主要分布在这种低速异常体的边缘。
第43卷第 2 期f h) !讨Y〇1.43,N〇.2 2017 年2 月________________________Sichuan Building Materials________________________February,2017地震层析成像方法在青藏高原东北缘的研究进展丁子腾(西北大学地质学系，陕西西安710069)摘要：近年来，为了解决青藏高原及其周缘区域的隆升和变形机制，探究青藏高原的深部结构，在青藏高原以及周缘区域开展了大量的包括重、磁、电、震等地球物理研究，其中 地震学的相关研究工作最为详细#本文收集了近年来运用地震层析成像方法所取得的关于青藏高原东北缘深部结构的一些成果，总结分析了关于青藏高原东北缘深部结构的一些特征。
关键词：青藏高原东北缘;深部结构；地震层析成像;低速层 中图分类号:P631.4 文献标志码:B文章编号：1672 - 4011 (2017)02 - 0185 - 02DOI：10.3969/j.issn. 1672 -4011. 2017. 02. 0861区域地质背景青藏高原是地球上海拔最高、面积最大的高原，并且其 仍处于隆升的过程中。
它夹持于塔里木板块、欧亚板块以及 印度板块之间，是自45 M a以来印度板块和欧亚板块碰撞、挤压和复杂的深部动力过程作用的共同结果。
由于印度板 块与欧亚板块的持续性俯冲碰撞，造成f f藏高原的快速隆升 并向外扩展，而高原向北以及北东方向的扩展又导致了高原 东北缘的再次隆升和变形，这不仅对青藏高原东北缘的地表 结构进行了强烈的改造，同时也造成了其深部结构的复杂 性。
为了探究青藏高原的深部结构，解决青藏高原及其周缘 区域的隆升和变形机制，前人通过多种地球物理方法对青藏 高原东北缘的深部结构做了念量的研究，包括重、磁、电、震 和热等，对于研究地球内部的众多地球物理学方法中，最有 效的方法就是地震学方法。
本文从地,震层析成像方法入手.，总结其近年来在青藏高原东北缘的研究进展。
理论地球物理学的地震层析成像方法引言地震层析成像是一种利用地震数据推断地下结构的方法，它在地球物理学研究中具有重要的理论和实际意义。
理论地球物理学的地震层析成像方法是基于地震波传播理论和信号处理原理，通过对地震数据进行处理和解释，得到地球内部结构的信息。
本文将介绍理论地球物理学的地震层析成像方法的基本原理、算法和应用。
地震波传播理论地震波是地表上发生的地震源产生的机械波动力。
根据波动方向的不同，地震波可分为纵波（P波）和横波（S波）。
P波是一种有压缩和扩张性的波动，其传播速度较快；S波是一种只能沿垂直于波动方向传播且传播速度较慢的波动。
地震波在地下的传播受到地球结构的影响，由此可以推断地球内部的物理性质和结构。
地震层析成像的基本原理地震层析成像方法基于地震波的传播特性，通过对地震波数据的采集和处理，推断出地下结构的信息。
其基本原理是利用地震波的反射、透射、散射等现象，将地震数据的波形分析和解释，定量地反映地下介质的速度、密度和衰减等特性。
地震层析成像算法地震层析成像算法是将地震数据通过一系列的数学和物理方法进行处理和分析，从而得到地下结构的信息。
常用的地震层析成像算法包括正演算法、反演算法、匹配滤波算法等。
正演算法正演算法是一种将地下结构和初始条件作为输入，通过对地震波方程进行求解，得到地震波的传播情况的方法。
常用的正演算法有有限差分法、波动方程正演法等。
反演算法反演算法是将地震数据作为输入，通过对地震波反问题的求解，推断出地下结构的方法。
常用的反演算法有共轭梯度法、正则化反演法、全波形反演等。
匹配滤波算法匹配滤波算法是一种基于地震数据的频率和波形特征进行分析和处理的方法。
它通过与地下结构的响应进行匹配，提取出地下介质的特征信息。
地震层析成像的应用地震层析成像方法在地球物理学的研究和实践中具有广泛的应用。
以下是地震层析成像在不同领域的应用示例。
石油勘探地震层析成像方法在石油勘探中得到广泛应用。
通过分析地震数据，确定石油或天然气藏的位置、形状和分布，指导油气勘探与开发。
第84卷 第6期2010年6月 地 质 学 报 AC TA GEOLOGICA SINICA V ol .84 N o .6June 2010注:本文为国家自然科学基金项目(编号40774051,40404011)、中国地质科学院地质研究所基本科研业务费(编号J0707,J0803)、科技部中美国际合作项目(编号2006DFA21340)和国家专项“深部探测技术与实验研究”(编号SinoProbe -02)资助的成果。
收稿日期:2009-07-05;改回日期:2010-01-20;责任编辑:章雨旭。
作者简介:贺日政,男,1973年生。
博士,副研究员,主要从事利用天然地震波探测青藏高原深部结构与构造研究。
Em ail :herizheng @cags .ac .cn 。
地震波速层析成像方法研究进展贺日政,高锐,郑洪伟,管烨,李秋生,李文辉,熊小松,邓攻中国地质科学院地质研究所,北京,100037内容提要:本文回顾了利用天然地震观测获取地下速度结构的方法。
尽管有不同的新方法涌现,天然地震波速层析成像方法,尤其是多震相联合反演的格点层析成像方法,是当今使用广泛使用的层析成像方法之一,是对地球内部成像的最有效方式。
波速层析成像方法的未来发展首先是提高第一手的观测资料,即增加接收地震波信息的地震台站分布密度;同时,通过多种地球物理方法联合反演相互约束可以给出较为严格的地球物理模型,并来降低了地球物理反演和解译的多解性,这是地球物理探测研究的趋势,也是天然地震波速层析成像方法的研究趋势。
关键词:地震波;速度;层析成像方法;研究进展 经过近30多年的快速发展,地震学已成为研究地球内部结构的主要手段,是深部地球物理探测技术中首选技术。
天然地震波的非凡穿透能力,同时地震波包含着其传播过程中所穿越地球内部结构的丰富信息,使得天然地震学研究是当今地球内部结构的主要方法技术之一。
地震波速度成像技术常见有三种,即波形拟合反演,接收函数方法,地震波层析成像。
波形拟合:自Woo dhouse and Dziew o nski (1984)首先利用波形拟合方法分析了全球数字化台站数据后,波形拟合方法得到了广泛运用(Chen ,1993;Song and H elmbe rg er ,1992,1998;Minkoff and Symes ,1997;Pratt ,1999;黄建平等,2009)。
目前波形拟合反演技术充分利用从震源至台站间的全波形信息,既可以对震源结构也可以对接收台站区域反演,或二者同时反演获取其目标区域的速度结构特征,甚至还可以模拟地震破裂过程等。
波形拟合方式可以直接分析地震波在传播过程中受介质的影响,且直观地给出拟合波形与实际波形记录的对比结果(Aki and Richards ,1980)。
尽管最近十年计算机技术的飞速发展,为波形拟合广泛运用提供了基础,但由于计算量非常大,利用波形拟合反演获取区域性的三维速度结构仍不是首选。
接收函数:自Vinnik 于1977年介绍用P -SV 转换波接收函数方法研究地幔结构(Vinnik ,1977)以来,利用接收函数方法获取接收台站下方的速度结构信息现已成为天然地震学研究中又一手段(Am mon et al .,1989,1990;刘启元等,1997),特别适合于对台站下方界面的研究。
目前这种方法在国内已经普遍运用于小区域布置密集台阵剖面研究当中(刘启元等,2000;吴庆举等,2004;Chen and Ai ,2008;Xu and Zhao ,2009)。
但由于台站分布、多次波影响和方法本身限制,接收函数方法获取的速度结构只是台阵下方局部二维结构,除非台站分布密度较大,否则还不大适合于三维结构反演。
地震波层析成像:与上述两种不同的是,自地震波层析成像技术(Aki and Lee ,1976)出现以来,地震波层析成像技术很快成为获取地壳/上地幔速度结构的最有力的技术手段。
地震波在传播过程中受到地球内部物性的影响(Shea rer ,1999),记录到的地震波包含了其所穿越地球内部区域的速度结构等信息,据此可以获取大尺度范围内的地球非均匀速度结构,进而研究地球地幔内部物性特征。
因此,地震波层析成像是当今研究地球内部基本圈层三维结构最有利的技术手段之一。
1 层析成像方法研究进展层析成像技术首先由Aki 等提出,并给出了小尺度(Aki and Lee ,1976)和区域尺度(Aki e t al .,1977)远震体波层析成像(Teleseismic Body -w ave第6期贺日政等:地震波速层析成像方法研究进展Tom og raphy),而Dziew onski等在1977年给出了全球尺度的体波层析成像成果(Dziew onski et al., 1977)。
之后的三十多年里,天然地震波层析成像方法日臻完善。
在充分利用地震波所蕴藏的地球内部丰富信息基础上,也提出了多种层析成像方法,促进了我们进一步认识地球内部结构特征。
地震层析成像所使用的数据类型可分为:体波、面波。
面波主要沿地球表面传播,仅能对上地幔及其以上部分提供约束,特别适合于对台站稀疏和缺乏地震的区域(如海洋)进行成像。
由于面波层析成像技术受面波本身特点限制,面波仅能够提供上地幔及其以上近地表部分的速度结构特征。
目前广泛使用的体波走时层析成像方法是在Aki等学者提出的方法(Aki and Lee,1976;Aki et al.,1977)基础上进行了各种改进,下文将详述。
这里暂且将该类方法称为传统的体波走时层析成像方法。
这是因为在最近十多年里又出现了多种新的方法,特别是对波形的不断认识以及宽频带地震仪的广泛使用。
如考虑了在传播过程中地震波的波前面扩散效应的有限频带走时层析成像,即Fat-ray to mog raphy(H usen and Kissling,2001)和Banana-doughnut tom og raphy(Dahlen et al.,2000)。
这两种方法主要是利用了地震波传播时,影响地震波传播的不是简单的射线,而是形状与香蕉类似(即具有一定直径的弯曲传播路径)的区域,而震源和记录台站是该香蕉的两个端点。
这两种方法优点是在依据地震波传播理论的基础上,考虑到了地震波频率与模型介质尺度间的影响,同时也用到震相走时信息。
此外,Rietbro ck(2001)提出了地震波衰减层析成像方法(A ttenuatio n tom og raphy)。
该方法是利用了地震波在传播过程中,地震波的固有频率会随着周期变化成幂指数衰减的关系(即传播介质的品质因子)及其与波速的关系,对周围介质进行成像(Rietbro ck,2001),其优点是能够给出近地表介质的更为精细结构特征。
目前这些方法仅限于小区域范围内使用,尚未运用到全球尺度或大尺度区域研究中。
不论那种地震层析成像方法都无法克服地震频发的地震带和记录这些地震的地震台站分布的限制,即震源和记录仪器分布特征限制,导致了某些区域研究精度较高,某些区域仍属空白。
为此,最近几年又发展起来的一门新的成像技术———噪音层析成像(Ambient Seismic Noise Tomo graphy;Shapiro et al.,2005;Sabra et al.,2005;Po llitz and Fletche r, 2005)。
对地震波的传统认识认为,地震发生后所记录的有效地震事件波形为有效信号。
除此外,其余部分被称为噪音。
这样,形成噪音的声源广泛地分布在地球表面的每个角落,如海浪、风暴和公路上的车流等,统被称为随机分布的波场(Yang and Ritzw o ller,2008)。
在一个特定环境中,只要是记录这些随机分布的波场足够长,这些噪音也是有规律的(Stehly et al.,2006),就可以很好地认识区域噪音规律,对区域进行结构成像。
由于随机分布的噪音波场与面波类似,所以噪音层析成像方法与面波层析成像方法相似。
由于噪音层析成像方法克服了震源分布特征的限制,目前引起广泛关注。
尽管如此,基于震相走时反演获取速度结构的体波层析成像技术目前仍被广泛运用在全球和区域尺度研究中,是透视地球内部结构特征的主要工具。
2 体波走时层析成像方法研究进展体波具有相对小的振幅和尖脉冲特征(Sheare r,1999)。
对于远震距离(震中距大于30°的)而言,其可沿着多种穿过地球核、幔等路径传播(图1)。
在大尺度体波走时层析成像中,提供地幔结构信息的关键数据仍是远震走时。
利用远震走时和近震走时联合区域层析成像的速度模型可以获取研究区的从深到浅的速度结构特征(Engdahl et al.,1998;Zhao,2008),但其研究精度(分辨率)仍取决于区域内的台网密度和天然地震事件的分布特征。
传统体波走时层析成像的核心理论基础是射线理论和费马原理(Shearer,1999)。
在传统的体波走时层析成像方法中,主要区别是模型参数化方式。
参数化方式大致分为块体方法(Block)和格点(Grid)方法。
2.1 块体模型方法首先由Aki and Lee于1976年给出了详细算法。
该方法是将整个反演模型用多个均匀的六面体表示,而每个六面体中心的速度来表示该六面体的整体速度(图2a),所以称之为块体方法(Blo ck)。
之后,Roecker于1982年提出了模型空间由多个尺度大小不同的六面体来描述,即可变块体方法(Roecker,1982)。
该方法在我国首先由刘福田等(1989)运用。
尽管诸多的后来者在块体模型中引入了不连续界面(Wintling er e t al.,1998,2004;胥颐等,2000),但因该方法本身不能进一步表示模型空间内复杂介841地 质 学 报2010年图1 体波射线传播路径(据K ennett 等,1995)Fig .1 T he pro pag atio n o f the body -w aves(after K enne tt e t a l .,1995)图2 模型参数化方式(据Zhao ,2008)Fig .2 M o del pa rameterizatio ns (after Zhao ,2008)(a )—块体方法;(b )—八节点方法;(c )—四节点方法(a )—Block ;(b )—octahedral g rid s ;(c )—tetrah edral grids质的非均匀性,因而逐渐被格点模型方法所取代。
2.2 格点模型方法鉴于块体方法的缺陷,Thurber (1983)提出了六面体内的速度变化用其八个顶点的速度变化来表示的技术(图2b ),之后有人提出利用四个顶点组成的四面体(Lin and Roecker ,1997;图2c )代替六面体。
