地震波速层析成像方法研究进展_贺日政

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。