讲地震波层析成像ppt课件

第六章地震层析成像 1 Seismicwaveiscurrentlytheonlyeffectivetoolthatcanpenetratetheentireearth StructuralinformationoftheEarth FromIRIS Seismicwaves 2 Jeffreys Bullen1 DEarthModel 1939 Jeffreys BullenFirsttravel timetables Jeffreys BullenSeismologicalTables 1DEarthmodel 3 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 4 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 5 Topography 地球一维结构是远远不够的 mantleconvection Platetectonics 6 Shearer 2009 Traveltimetablefromak135model Traveltimepicks 7 3 DvariationsofEarth sStructurefromSeismicTomography SeismicwavesintheEarth Inverseproblem ResearchersatMITandHarvard ledbyKeitiAkiandAdamDziewonskiinlate1970 sand1980 s pioneeredthetechniqueofseismictomography 8 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 9 全球地震层析成像 10 地幔柱 区域地震层析成像 11 区域地震层析成像 大洋中脊 12 区域地震层析成像 俯冲带 13 局部地震层析成像 14 Whereitallbegan Radontransform JohanRadon 1917 integraloffunctionoverastraightlinesegment wherepistheradontransformoff x y andisaDiracDeltaFunction aninfinitespikeat0withanintegralareaof1 pisalsocalledsinogram anditisasinewavewhenf x y isapointvalue Radontransform Tomo Greekfor tomos body graphy studyorsubject 地震层析成像的基础 Radon变换 15 Backprojectionofthefunctionisawaytosolvef fromp Inversion Shepp LoganPhantom humancerebral Input RadonProjected Recovered output 16 Different generations ofX RayComputedTomography angledbeamsareusedtoincreaseresolution Moral goodcoverage cross crossing Cunningham Jurdy 2000 Afewoftheearlymedicaltomosetups Parallelbeam Fanbeam Multi receiver Movesinbigsteps Broaderfanbeam Coupled movingsourcereceivers fastmoving Broaderfanbeam Movingsource fixedreceivers fastmoving 1976 17 BrainScanningCoolFact Accordingtoanearlierreport thebestvalentine sgifttoyourloveonesisafreshlytakenbrainogram Thespotsofredshowsyourlove notyourwords PresentGenerationofmodels Densereceiversets allrotating greatcoverageandcrossingrays 18 19 20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 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 20 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 21 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 22 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 23 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 24 R Weaver Science 2005 25 ProcessingSteps Removeinstrumentresponse de mean de trend bandpassfilter time domainnormalization spectralwhiteningCross correlation 1dayatatime Stackovermanydays Waveformselection SNR fortomography MikeRitzwolleretal 2008 26 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 Block Roecher 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 27 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 28 Traveltime orslowness inversions 慢度的扰动 作为反演的基本变量 29 30 Menke 1989 31 32 Least SquaresSolutions Supposewehaveasimplesetoflinearequations AX d WecandefineasimplescalarquantityE Meansquareerror ortotalerror Errorfunction Wewanttominimizethetotalerror todoso findfirstderivativeoffunctionEandsetto0 So do weshouldhave Thisisknownasthesystemofnormalequations SothisinvolvestheinversionofthetermATA Thismatrixisoftencalledtheinner productmatrix orToeplitzmatrix Thesolutioniscalledtheleast squaressolution whileX A 1disnotaleastsquaressolution 最小二乘法适合于观测数据个数多于未知数个数 33 Leftmultiplyby Pre conditioningforill conditionedinverseproblem damping smoothing regularization Purpose Stabilize enhancesmoothness simplicity Letsusethesamedefinition Define AnobjectivefunctionJwhere wheremisthedampingorregularizationparameter Iisidentitymatrix Minimizetheaboveby DampedLeastSquaressolution 阻尼最小二乘法 适合于观测数据个数少于未知数个数 34 Solvefortheinverseproblem 1 StandardLeastSquaresSolution GTGmaybesingularorill conditioned singularvaluedecomposition SVD 2 DampedLeastSquaresSolution minimize Ray basedtraveltimetomography 35 minimize L Laplacianoperator Solution m GTG 2LTL 1GTd 3 Smoothmodel 36 CombinednormandLaplacianregularization misfitfunction Crustcorrection Datamisfit Modelroughness Modelnorm 37 在Zhao等 1992 1994 方法基础上 双差走时定位 doubledifferencelocation WaldhauserandEllsworth 2000 Wolfe 2002 方法被引入到地震波层析成像反演中 即地震波双差走时层析成像方法 ZhangandThurber 2003 2005 基本概念震相对 如果两个时间到同一个站台有相同震相的走时数据 那么对于这两个事件来说这两个震相就是一个震相对 2 事件对 两个事件有一定数目的震相对 并且震中之间的距离在一定的范围内 Doubledifferencemethod 38 汪锐等 2013 39 参考模型 Referencemodel 计算理论走时 地震波走时自动拾取 获得观测走时 40 Crustcorrection using3 DCrust2 0asthereferencecrustmodel Crust2 0 Inputmodel 1 Dcrustreferencemodel 3 Dcrustreferencemodel 41 检测版试验是为了检查模型的分辨率 Checkerboardresolutiontests 42 Checkerboardandsyntheticresolutiontests 43 地震波走时自动拾取问题 相邻道互相关方法 Gelchinsky 1983 能量比较方法 Coppens 1985 改变褶积算子宽度的方法 Ramananantoandro 1987 分形理论的Divider方法和Hurst方法 Boschetti 1996 中国科学家提出的基于hausdorff分维算法的地震波走时全自动拾取方法 Chang 1999 走时是地震层析成像的最基础数据 这个数据量一般都是很大的 需要研究走时的自动拾取技术 44 Adensepathcoverageminimizestheamountofaprioriinformationneeded 射线覆盖密度 射线覆盖越密 反演结果越好 45 P波隐区104 143度 一次较大的地震激发的地震波 可以在很长的距离上观测到 结果发现在1040突然消失了 到了1430重又出现 也就是说 1040到1430 销声匿迹 这是因为地球内存在一个速度很低的 核 影区 就是地核的影子 46 S波隐区104 180度 47 from http www cyberphysics co uk topics earth geophysics Seismic 20Waves 20Reading htm P波隐区 104 143度S波隐区 104 180度两侧皆是 48 49 50 51 Mantletomography E g Bijwaard Spakman Engdahl 1999 SubductingFarallonslab 52 Montellietal Science 303 2004 Plumeclustersor superplumes 53 Montellietal Science 303 2004 54 Montellietal Science 303 2004 55 DapengZhao 2012 56