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摘 要：本文就基于天然地震波的被动源地震波层析成像技术获取地下地质结构的方法进行总结和展望。在近十几年，在地震学和深部地球物理中，地球物理学家们利用层析成像技术获取大量地壳速度结构的研究成果，尤其在方法研究上不断推出新的层析成像技术，例如多震源多震相的联合层析成像技术是当今的应用最为广泛的层析成像技术之一，是对地球内部结构的有效手段之一。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：天然地震；地震波层析成像；研究趋势
0前言
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 Woodhouse 和Dziewonski （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 Helmberger ， 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（AkiandRichards，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 （Ammon 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（AkiandLee，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（Shearer，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。
综上所述，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基于天然地震的地震波速的层析成像技术进展
层析成像技术首先由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），而Dziewonski等在1977年给出了全球尺度的体波层析成像成果（Dziewonskietal.，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。
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。
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 tomography（Husen and Kissling ， 2001）和 Bananadoughnut tomog 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，Rietbrock（2001）提出了地震波衰减层析 成像方法（Attenuation tomography）。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（Rietbrock ， 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。
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层析成像技术研究展望
若不考虑经济问题，最简单也最直接的方式就是在空白区增加台站布置，提高第一手的观测资料，这是改善地球内部成像的最有效方式。不同的地球物理方法均源自对某一基本物性参数的研究，如密度是重力学的基本参数。因此不同地球物理方法间多物性参数进行联合反演能够降低地球物理解的非唯一性，相互约束给出较为严格的地球物理模型。因此实施多种地球物理方法的探测，将是地球物理探测研究的趋势，这方面的应用在油田、金属矿区开发中已经得到广泛验证和普遍运用。对于大尺度地震波层析成像反演也是如此，即利用多震相和不同类型波的地震层析成像联合反演已逐渐成熟（Engdahl et al .， 1998；Fukao et al.，2003 ；Guang et al .， 2009 ；Julia et al .， 2009 ； To ndi et al .， 2009）。
参考文献：
[1]贺日政，赵大鹏，高锐，王宝善，齐诚.2006。西昆仑造山带下岩石圈地幔速度结构.地球物理学报，49（3）：778～787.
[2]黄建平，倪四道，傅容珊，钮凤林，邵志刚，郑勇.2009，综合近震及远震波形反演2006文安地震（Mw5.1）的震源机制解.地球物理学报，52（1）：120～130.
（作者单位：成都理工大学地球物理学院）
关键词：天然地震；地震波层析成像；研究趋势
0前言
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 Woodhouse 和Dziewonski （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 Helmberger ， 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（AkiandRichards，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 （Ammon 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（AkiandLee，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（Shearer，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。
综上所述，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基于天然地震的地震波速的层析成像技术进展
层析成像技术首先由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），而Dziewonski等在1977年给出了全球尺度的体波层析成像成果（Dziewonskietal.，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。
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。
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 tomography（Husen and Kissling ， 2001）和 Bananadoughnut tomog 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，Rietbrock（2001）提出了地震波衰减层析 成像方法（Attenuation tomography）。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（Rietbrock ， 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。
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层析成像技术研究展望
若不考虑经济问题，最简单也最直接的方式就是在空白区增加台站布置，提高第一手的观测资料，这是改善地球内部成像的最有效方式。不同的地球物理方法均源自对某一基本物性参数的研究，如密度是重力学的基本参数。因此不同地球物理方法间多物性参数进行联合反演能够降低地球物理解的非唯一性，相互约束给出较为严格的地球物理模型。因此实施多种地球物理方法的探测，将是地球物理探测研究的趋势，这方面的应用在油田、金属矿区开发中已经得到广泛验证和普遍运用。对于大尺度地震波层析成像反演也是如此，即利用多震相和不同类型波的地震层析成像联合反演已逐渐成熟（Engdahl et al .， 1998；Fukao et al.，2003 ；Guang et al .， 2009 ；Julia et al .， 2009 ； To ndi et al .， 2009）。
参考文献：
[1]贺日政，赵大鹏，高锐，王宝善，齐诚.2006。西昆仑造山带下岩石圈地幔速度结构.地球物理学报，49（3）：778～787.
[2]黄建平，倪四道，傅容珊，钮凤林，邵志刚，郑勇.2009，综合近震及远震波形反演2006文安地震（Mw5.1）的震源机制解.地球物理学报，52（1）：120～130.
（作者单位：成都理工大学地球物理学院）