地震层析成像概论

地震层析成像的正演与反演初步摘要本文通过设立一个平行层的地球模型，初始的震源位置和发震时刻，并改变震源出射角的值，求出射线到达地面的位置，以及射线到达台站的到时，获得了正演模型得走时。

并将正演结果用于反演。

在反演中，本文采用了赵大鹏的反演程序1，2，反演速度结构并与设立的模型比较，得到较满意的结果。

1、引言最初用于医学造影的成像技术自从上个世纪七八十年代引入地学后已经发展成为一项成熟的技术，越来越多地用于地球动力学，地幔对流，板块俯冲带及其演化历史，以及消亡的板块的演化历史的研究，并为板块构造理论提供有力的证据。

由于到达台站的地震波的到时与地震波在所穿过的物质中的波速有关，因此，分析地震波的到时数据就可以得到地下波速结构。

结合其它的地学证据，层析成像揭示出地幔由集中的上升结构与下降结构组成10。

高速带通常是冷的岩石圈板块在板块的会聚边界陷入地幔的区域3，6，10，11，12；集中的低速结构通常预示着热的岩浆活动3，10，例如太平洋板块与欧亚板块碰撞形成的火山岛弧下的岩浆活动3，以及东非裂谷带下大规模的岩浆活动，导致了非洲大陆的抬升10。

在对地震波的各向异性的研究中，James Wookey等8根据澳大利亚地震台站接收到的来自Tonga-Kermadec和New Hebrides俯冲带的深源地震的s波分裂，揭示出在该地区地幔中部约660km深处可能存在中部地幔分界层，阻断上下地幔的对流。

随着成像解析度的提高，现在已经能反演出地球深部的速度结构和异常，追述消亡的板块的演化历史5，11，12。

例如Van der Voo等10在西伯利亚1500-2800km深处发现了高速异常带，揭示了大约150-200百万年前Kular-Nera洋关闭，Mongolia-North China陆块与Omolon陆块结合的演化历史。

目前层析成像技术正向着高精确性，大数据量和适用性的方向发展，正反演数值计算方法的开发，成像方法的评价，成像结果的地学解释都是目前研究的方向。

地震波层析成像和电磁波层析成像地震波层析成像和电磁波层析成像1.地震波CT地震层析成像的主要目标是确定地球内部的精细结构和局部不均匀性。

这不仅可以促进地球科学的发展，而且还可以解决许多地质勘探和矿产资源开发中的难题。

第一个原因是岩石地震波与岩性性质有比较稳定的相关性，易于对地球内部成像，反之，对找水活确定流体性质时，电磁波层析成像较好。

第二个原因是对于主要频段的电磁波，其衰减比地震波大。

对于地址勘探、采矿工程、勘察工程等来说目标提一般为几米到几百米，对应波长为几十米，频率为数十赫兹。

这种的地震波在不松散的岩石中传播为几公里后耍贱一般不超过120dB，接收起来不费力。

反而相应波长的电磁波在岩石中传播几十米后就可能衰减100dB，难以穿透几百米的岩层。

第三个原因是电磁波速度太快，反映波速的到时参数难以测量。

地震波波速为每秒几千米，振幅、到时都易于测量，而且在地震记录上可以区分不同的震相，从而得到丰富地质信息。

1.井间地震波数据的采集方法一般地层观测排列均匀布置在风化层一下，以使提高成像分辨率。

一般采集方法及对应的观测方式有：1.共激发点道集数据采集方法单点激发，多点接收的观测方式采集地震数据。

这种方法比较适用于在震源连续性能较差且接收为多道检波系统的情况下使用。

这种方法有采集快，效率高的特点。

但要求至少有一口井的井深超过目的层且满足目的层覆盖要求。

2.共接收点道集数据采集方法这种方法以移动式多点源激发，单点接收的观测方式采集地震数据。

适合在震源连续激发性能较好且接收器为单级检波器系统情况下使用。

但施工效率不高，也有井深要求。

3.YO-YO道集数据采集这种方法采用激发点和接收点反向移动的观测方式采集地震数据。

要求震源系统具有良好的连续激发性能，获得道集多用于反射波成像。

适合井深不符合透射层析成像要求的目的层成像问题。

4.井间地震连续测井方法这种方法采用激发点和接收点等间距同向移动的观测方式采集地震数据。

地震层析成像——（一）模型参数化冷独行整理地震层析成像（seismic tomography）是指利用大量地震观测数据反演研究区域三维结构的一种方法。

其原理类似于医学上的CT，但地震层析成像比医学上的CT技术更复杂。

大量数据以及其他许多不定因素，包括存在多种数据误差、解的不唯一性在内的地球内部成像问题。

Aki和Lee[3]以及Aki等[4]利用区域台阵的三维成像，以及Dziewonski等[5]对全球大尺度上地幔速度结构的勾画成为成像研究中开拓性的工作地震层析成像是典型的地球物理反演问题，大多数地震层析成像问题都涉及到以下几个方面：①模型参数化，②正演（射线追踪），③反演，④解的评价。

一、模型参数化成像的目的就是要获得接近实际地下结构的模型，所以在成像前必需要建立模型来描述地层结构，而且选取模型的好坏决定了获得地层结构信息能力的好坏。

过于简化的模型可能使结构中有意义的信息被忽略，复杂的模型可能使反演的不确定性增强，同时可能引入虚假信息。

模型参数化可分为两类。

一类是Tarantola和Nercessian等提出了“不分块”的参数化。

不对模型进行离散化，反演完全在泛函空间中进行，只是在最后计算想要的截面时采取离散化。

由于反演在泛函空间中进行，理论上可以计算空间任何位置上的速度，结果不受离散化的影响，有利于成像的显示。

另一类是离散化的模型参数化。

其优点是数学上容易处理，运算相对简单；缺点是在一般方法中出现的某些简化，在用离散时可能被掩盖掉。

现在通用的大都是离散化的模型参数化，通常采用两种方法来表示地层结构。

一种是使用少量参数确定三维解析函数（如，Dziewonski；Spencer和Gubbins），例如：Woodhouse、Dziewonski[19]和Su等[20]在全球地震层析成像使用球谐展开来表示模型；Burmakov等将速度扰动展开成一定阶数的切比雪夫多项式，以减少未知量个数，提高求解效率；朱露培提出的频谱参数化法，将待求扰动场按其空间频率展开，反演各阶频率系数。

地震概述（一）如果要想比普通人更加了解地震，就要从学术的高度了解地震的机理与性质。

先复习一些概念地震是一种自然现象，指的是地壳快速释放能量过程中造成的振动，期间会产生地震波。

地球上板块与板块之间相互挤压，造成板块边沿及板块内部产生错动，甚至破裂，这也是是引起地震的主要原因。

震源：地球内部直接产生破裂的地方称为震源，它是一个区域，但研究地震时常把它看成一个点。

地面上正对着震源的那一点称为震中，它实际上也是一个区域。

震中：根据地震仪记录测定的震中称为微观震中，用经纬度表示；根据地震宏观调查所确定的震中称为宏观震中，它是极震区的几何中心，也用经纬度表示。

震中距：从震中到地面上任何一点的距离叫做震中距。

同一个地震在不同的距离上观察，远近不同，数值也不一样。

震源深度：从震源到地面的距离叫做震源深度。

极震区：震后破坏程度最严重的地区，极震区往往也就是震中所在的地区。

我们在这里主要关注构造地震——只有这种地震才会直接造成人员伤亡。

构造地震有哪几种？第一种称为孤立型地震，有突出的主震，余震次数少、强度低；主震所释放的能量占全序列的百分之九十九以上，主震震级和最大余震相差二点四级以上。

第二种称为主震-余震型地震，主震非常突出，余震十分丰富；最大地震所释放的能量占全序列的百分之九十以上，主震震级和最大余震相差0.7～2.4级。

第三种称为双震型地震，一次地震活动序列中，百分之九十以上的能量主要由发生时间接近，地点接近，大小接近的两次地震释放。

第四种称为震群型地震，有两个以上大小相近的主震，余震十分丰富；主要能量通过多次震级相近的地震释放，最大地震所释放的能量占全序列的百分之九十以下；主震震级和最大余震相差零点七级以下。

地震空区理论（Seismic Gap Theory）这是一种基于地震周期的预报方法，认为地震是有一定发震周期的。

通过一些方法可以计算出一个地区地震发生的周期是多少，通过上一次地震的发生时间，然后就可以估计下一次地震在什么时候发生。

《地震层析成像概论》大作业张义蜜，2012260301272016-01-04目录1简述用于地震走时成像方法中的射线追踪算法及原理。

(1)1.1打靶法 (1)1.1.1近(旁)轴射线追踪 (1)1.1.2完全非线性打靶算法 (2)1.2弯曲(调整)法 (2)1.2.1伪弯曲法 (2)1.2.2其它弯曲算法 (3)1.3基于网格(节点)波前扩展的算法 (4)1.3.1快速行进法(FastMarchingMethod) (5)1.3.2最短路径算法 (6)1.3.3改进型最短路径算法 (8)1.4多次反射与透射波射线追踪 (9)1.4.1分区多步快速行进法(MultistageFMM) (9)1.4.2分区多步不规则最短路径算法(MultstageISPM) (10)1.5球坐标系中MultistageISPM算法原理 (11)1.6多值波前(射线)追踪 (12)2简述用于地震走时成像方法中的反演算法及原理。

(13)2.1反向投影算法 (13)2.1.1代数重建技术(ART) (13)2.1.2同时迭代重建技术(SIRT) (14)2.2梯度法 (14)2.2.1最速下降法 (14)2.2.2高斯-牛顿法 (15)2.2.3阻尼最小二乘法 (15)2.2.4共轭梯度(CG)法 (16)2.3 全局最优化法 (16)2.3.1蒙特卡罗(MonteCarlo)方法 (16)2.3.2遗传(GeneticMethod)方法 (17)2.3.3模拟退火(SimulatedAnnealing)法 (17)3简述用于地方震走时成像方法中的炮检排列（作图）、基本步骤、以及最终目的 (19)3.1炮检排列 (19)3.2基本步骤 (19)3.3最终目的 (19)4如何进行反演解的评价，解得评价在地震成像中的意义如何？ (20)4.1分辨率和协方差矩阵 (20)4.2合成实验 (23)5简述采用L1和L2范数下的反演目标函数各自的优缺点，是否可以采用L1/L2范数混合下的反演目标函数，简述如何实现这一混合的反演目标函数。

走时层析成像原理及应用走时层析成像（traveltime tomography）是一种地球物理勘探方法，通过测定地震波的走时信息来推断地下介质的分布和性质。

它是一种非侵入性的方法，可以有效地揭示地下结构的细节，并在地质解释、油气勘探、地质灾害研究等领域有广泛的应用。

走时层析成像的原理是基于地震测深原理。

当地震波从地表向地下传播时，会在不同介质之间发生折射、反射和散射等现象，而不同介质对地震波的传播速度有不同的影响。

通过测量地震波的走时信息，即地震波从发射点到接收点所需的时间，可以推断地下介质的变化情况。

走时层析成像的方法一般分为直接法和反演法。

直接法是通过测量地震波在地下介质中传播的时间来获得地下结构的信息，通常利用大量的地震观测数据进行分析和处理。

反演法则是通过将地下结构的变量作为未知量，利用地震波传播的物理规律和观测数据之间的关系来求解地下结构的分布。

在走时层析成像的应用中，最常见的是地球物理勘探领域。

油气勘探中，通过分析地下介质的速度分布，可以找到潜在的油气藏。

地质灾害研究中，可以通过走时层析成像技术来揭示地下断层、岩体变形等对地震、滑坡、地陷等地质灾害的影响。

除了地球物理勘探，走时层析成像还在地震监测、地下水资源调查、地理环境研究等领域有广泛的应用。

在地震监测中，可以通过走时层析成像方法来判断地震震源的位置和规模，从而进行地震预警和危险评估。

在地下水资源调查中，可以利用走时层析成像技术来研究地下水径流路径和储存条件，为水资源的合理开发利用提供依据。

在地理环境研究中，可以通过走时层析成像来揭示地下河流、洞穴、盐水入侵等地貌的形成和演化过程。

需要注意的是，走时层析成像方法存在一些限制。

首先，地震数据的获取和处理比较复杂，需要大量的地震仪器和观测点。

其次，由于地震波的传播路径较长，存在多路径传播和多次反射等现象，会对成像结果产生一定的干扰和误解。

此外，地震波的传播速度会受到地下介质的非均匀性和各向异性的影响，这也会引起成像结果的误差和不确定性。