第十四讲地震波层析成像

第六章地震层析成像•SeismicwaveiscurrentlytheonlyeffectivetoolthatcanpenetratetheentireearthStructuralinformationoftheEarthFromIRISSeismicwavesJeffreys-Bullen1-DEarthModel1939:Jeffreys&BullenFirsttravel-timetables：Jeffreys-BullenSeismologicalTables→1DEarthmodel地球内部结构PREM一维全球速度模型1.PREM参考地球模型：PreliminaryReferenceEarthModel(Dziewonski&Anderson,1981)2.IASP91速度模型(KennettandEngdahl,1991)3.AK135速度模型Kennettetal.(1995)；MontagnerandKennett(1996).另外还有：MC35，STW105，TNA/SNA模型等••莫霍诺维齐（前南斯拉夫）——莫霍面（壳幔边界）•－－地壳与地幔分界面的发现者•古登堡（美国）——核幔边界•－－地幔与地核分界面的发现者•莱曼（丹麦，女）——（内外核边界）•－－外核与内核分界面的发现者Topography地球一维结构是远远不够的！mantleconvectionPlatetectonicsShearer,2009Traveltimetablefromak135modelTraveltimepicks3-DvariationsofEarth’sStructurefromSeismicTomographySeismicwavesintheEarth3-DwavespeedsTraveltime/waveformInverseproblemResearchersatMITandHarvard,ledbyKeitiAkiandAdamDziewonskiinlate1970’sand1980’s,pioneeredthetechniqueofseismictomography.PREM模型给出了地球的一维结构，而地球内部三维结构需要更精细的刻画。地震层析成像方法是给出地球内部三维结构的最重要的方法。某种意义上说，地震是照亮地球内部的明灯。地震层析成像方法可以给出：全球地球结构的横向不均匀性；典型地球动力学过程的三维结构：俯冲带、地幔柱、大洋中脊等；小尺度的构造（断层等）；地震分布特征。全球地震层析成像地幔柱区域地震层析成像区域地震层析成像大洋中脊区域地震层析成像俯冲带局部地震层析成像Whereitallbegan:Radontransform:(JohanRadon,1917):integraloffunctionoverastraightlinesegment.p(s,)f(x,y)(xcosysins)dxdywherepistheradontransformoff(x,y),andisaDiracDeltaFunction(aninfinitespikeat0withanintegralareaof1)pisalsocalledsinogram,anditisasinewavewhenf(x,y)isapointvalue.RadontransformTomo—Greekfor“tomos”(body),graphy---studyorsubject地震层析成像的基础——Radon变换f(x,y)p(xcosysin),)d0Backprojectionofthefunctionisawaytosolvef()fromp()(“Inversion”):Shepp-LoganPhantom(humancerebral)InputRadonProjectedRecovered(output)Different“generations”ofX-RayComputedTomography(angledbeamsareusedtoincreaseresolution).Moral:goodcoverage&cross-crossingCunningham&Jurdy,2000AfewoftheearlymedicaltomosetupsParallelbeamFanbeam,Multi-receiver,MovesinbigstepsBroaderfanbeam,Coupled,movingsourcereceivers,fastmovingBroaderfanbeam,Movingsource,fixedreceivers,fastmoving(1976)18BrainScanningCoolFact:Accordingtoanearlierreport,thebestvalentine’sgifttoyourloveonesisafreshlytakenbrainogram.Thespotsofredshowsyourlove,notyourwords!PresentGenerationofmodels:Densereceiversets,allrotating,greatcoverageandcrossingrays.1920世纪60年代初期，美国科学家Cormack从数学和实验结果证实了根据X射线的投影可以唯一地确定人体内部结构,从而奠定了医学诊断上图像重建的理论基础,即X射线CT(XRayComputerTomography)。地震波层析成像的发展历史在数学方法上出现了本质上与奥地利数学家1917年提出的Rndon逆变换方法相同的褶积投影方法，Chapman首先从理论上证明了地震学中的τ-P变换即是Radon变换(Chapman,1981)。地震波层析成像首先由Aki等提出，并给出了小尺度（AkiandLee,1976）和区域尺度（Akietal.,1977）远震体波层析成像（Teleseismicbody-wavetomography）。Dziewonski等在1977年给出了全球尺度的体波层析成像成果（Dziewonskietal.,1977）。体波层析成像：主流，对于远震距离，其可沿着多种穿过地球核%幔等路径传播面波层析成像：仅能对上地幔及其以上部分提供约束，适合于台站稀疏和缺乏地震的区域，按成像的范围来分主要有三种：全球层析成像，区域层析成像和局部层析成像。全球层析成像全球间断面，全球波速场分布等；区域层析成像研究地幔柱，洋中脊，板块俯冲带等局部层析成像石油、天然气、煤矿、矿产等勘探，地下水流向等1.体波层析成像2.面波层析成像3.噪音层析成像4.衰减层析成像5.有限频层析成像按成像的方法可以分为：体波速度：P，SV，SH面波速度：Rayleigh，Love类似于面波成像品质因子，衰减系数非射线理论，考虑地震波频率1.体波走时层析成像2.有限频带走时层析成像Fat-raytomography(HusenandKissling,2001)Banana-doughnuttomography(Dahlenetal.,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。3.地震波衰减层析成像方法(Attenuationtomography,Rietbrock,2001)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，其优点是能够给出近地表介质的更为精细结构特征。体波具有相对小的振幅和尖脉冲特征（Shearer，1999）finitefrequencykernelsfortraveltimeperturbations对地震波的传统认识认为，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(YangandRitzwoller,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，就可以很好地认识区域噪音规律，对区域进行结构成像，跟面波成像方法相似。4.噪音层析成像（Ambientseismicnoisetomography,Shapiroetal.,2005;Sabraetal.,2005;PollitzandFlecher,2005）Ambientnoiseisenrichedatshortperiods.Betterconstraintsoncrustalanduppermostmantlestructurethaninformationfromearthquakes.Particularlyusefulinaseismicareas;e.g.,continentalinteriors.Fortemporarydeployments--donothavetowaitforearthquakestooccur.Measurementsarerepeatable:rigorousuncertaintyestimates.R.Weaver,Science,2005ProcessingSteps:Removeinstrumentresponse,de-mean,de-trend,bandpassfilter,time-domainnormalization,spectralwhiteningCross-correlation:1dayatatime.Stackovermanydays.Waveformselection(SNR)fortomographytime(s)16.3MonthStackStationY12CStation109CMikeRitzwolleretal.,2008体波走时层析成像1.块体模型方法（AkiandLee,1976）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。块体=BlockRoecher（1982）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。该方法在我国首先由刘福田等（1989）运用。后来者在块体模型中引入了不连续界面（Wintlingeretal.,1998,2004;胥颐等，2000）2.格点模型方法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。之后有人提出利用四个顶点组成的四面体代替六面体（LinandRoecker,1997）在六面体格点模型的基础上，通过引入Snell定律和射线伪弯曲法，Zhao(1992,1994)利用相关区域的先验信息资料（如莫霍面、康拉德面以及板块边界等）构建较为接近真实的模型结构。Traveltime(orslowness)inversions:01tdsv20011=vtvdsdsvvvvv慢度的扰动，作为反演的基本变量30Menke,1989Least-SquaresSolutionsSupposewehaveasimplesetoflinearequationsTT()()EAXdAXd(AXd)2AX=dWecandefineasimplescalarquantityEMeansquareerror(ortotalerror)ErrorfunctionWewanttominimizethetotalerror,todoso,findfirstderivativeoffunctionEandsetto0.So,doEX