地震体波速度与各向异性层析成像研究进展

黄周传

南京大学地球科学与工程学院，南京 210008

0 引言

1979年的诺贝尔医学奖授予了Allan MacLeod Cormack和Sir Godfrey Newbold Hounsfield，以表彰他们发明了计算机辅助X射线断层成像（Computed Tomography,CT）技术.英文“tomography”一词起源于希腊语，“tomo”意为断层或断面，“graphy”表示成像.早在1963年，Cormack（1963,1964）的开创性工作奠定了人体断层成像的理论基础；1970年代英国计算机工程师Hounsfield制造出了第一台CT原型机，开创了医学诊断的新时代，为人类健康作出了巨大的贡献.

Aki和Lee（1976）以及Dziewonski等（1977）最早尝试将医学断层成像技术应用到了地震学中，开创了地震层析成像的新领域，为地球科学的发展注入了新的活力.Aki和Lee（1976）利用美国加州熊谷地区的地方台站记录的P波到时资料，反演了地壳的三维结构；Dziewonski等（1977）利用70万条远震P波数据首次反演了全球地幔的三维结构；这两项工作奠定了体波走时地震层析成像研究的基础.此后，地震层析成像的进展得益于地震数据的迅速积累、高效的射线追踪方法和方程组反演方法的提出，获得了一系列、各种尺度的地球内部速度结构图像，推动了地球科学的发展.高精度的俯冲板片的成像确定了板片存在深俯冲（van der Hist et al.,1991），贯穿整个地幔的低速体证实了起源于地幔底部的地幔柱（例如，Zhao,2001b,2004;Montelli et al.,2004;Lei and Zhao,2006a,2006b），为全地幔对流模型提供了强有力的证据，这两项成果是板块构造理论提出后地球科学最重要的进展.

与此同时，随着地震观测数量和质量的进一步提升，利用地震观测反演更多的地球内部结构参数，比如各向异性、衰减、密度等参数，也成为新的发展方向，对探讨地球的流变性质和动力学提供了新的约束.此前已经有很多学者对地震体波层析成像的理论方法和应用进展进行了详细的总结（例如，Thurber and Aki,1987;Romanowicz,1991;Boschi and Dziewonski,2000;高星,2000;Zhao,2001a;雷栋和胡祥云,2006;和税等,2007;Nolet,2008;贺日政等,2010;Rawlinson et al.,2010,2014;Liu and Gu,2012;赵烽帆等,2014;Thurber and Ritsema,2015;Zhao et al.,2016）.在此基础上，本文首先将简略介绍体波走时层析成像的基本理论，然后结合东亚和东南亚地区的研究，总结近年来取得的重要进展，重点关注了地震各向异性层析成像的新结果对理解地球动力学的重要意义，最后探讨体波走时层析成像存在的问题、展望未来的发展方向.

1 方法

经典的地震体波走时层析成像方法包含速度结构表述、射线追踪与走时计算、方程组反演、分辨率测试四个主要模块，任何一部分内容都经过了长期的发展历史，研究内容十分丰富，详情可以参照前人综述（例如，Thurber and Aki,1987;Rawlinson et al.,2010,2014;Thurber and Ritsema,2015）.本节只简略概述地震体波层析成像的基本方法，然后重点描述各向异性层析成像的原理.

1.1 速度结构表述

如何有效表达速度结构在三维空间内的分布是地震层析成像最基本的问题，简单的模型可以有效表述大尺度的结构变化，但缺乏对结构细节的描述能力；复杂的模型可以刻画细节，但需要巨大的存储量和计算量.Aki和Lee（1976）最早将地壳结构划分成一系列均匀的立方体，每个立方体内的速度是均一的，这是最直观的表达速度结构的方法，但是该方法人为地对地下结构引入了很多个速度间断面，对地震波的传播有重要的影响.Dziewonski等（1977）将地幔分成若干层，层内速度的横向变化利用球谐函数表示，实现了速度结构的横向连续性.Thurber（1983）提出利用三维网格点表示空间的速度分布，任一点的速度用周围网格点的插值获得.Zhao等（1992）在研究俯冲带的结构时考虑到了速度间断面的影响，提出利用不同的网格表示由间断面分割的不同圈层内的速度结构.利用网格点及其插值的方法表示三维空间的速度结构是现今最常用的结构表述方式，具体应用时常用立方体网格和四面体网格划分表示三维速度结构.

在实际研究中，不同地区的数据量不同，因此具有不同程度的结构解析能力，使用等间距的网格划分不能充分体现这种数据分布的差异.为了充分挖掘、利用数据，一些学者提出了自适应网格的概念（Sambridge and Faletič,2003;Zhang and Thurber,2005），即在反演的过程中，根据各个网格点的数据量的情况调整网格间距，在数据量小的区域采用比较稀疏的网格，在数据量大的区域采用比较紧密的网格.还有研究采用多套网格的方式表述不同区域的结构，以适应不同区域的结构解析能力.

1.2 射线追踪与走时计算

射线追踪与走时计算是地震层析成像中的正演部分，也是地震层析成像方法的核心.一方面，它对计算实际地震观测与理论计算的偏差至关重要；另一方面，它将台站观测的偏差与地下的结构异常准确地关联起来.它也是地震层析成像中最耗时的部分，决定了地震层析成像的效率.因此，地震层析成像方法自建立以来的重要发展一般与射线追踪与走时计算相关.

传统的射线追踪方法主要包括打靶法和弯曲法（和税等,2007;Nolet,2008;赵烽帆等,2014），二者都可以通过迭代的方法获得非常准确即走时最小的射线路径.前者从震源处出发，通过不断改变射线出射的方向寻找到可以最终到达地震台站的射线路径；后者首先固定射线的起点（震源）和终点（台站），然后根据速度梯度计算地震射线的扰动值，通过一系列迭代的过程获得走时最小的射线路径.Um 和Thurber（1987）提出的伪弯曲法在损失一定精度的同时，极大地提高了射线追踪的效率，在地震层析成像研究中得到了广泛的应用.Zhao等（1992）进一步改进了该方法，在射线追踪中引入了斯奈尔定律，使其满足存在速度间断面时的射线追踪（图1a）；同时，由于引入了速度间断面，改进的射线追踪方法可以准确计算反射法和转换波的射线路径，提高了地震射线的覆盖情况.

上述方法虽然保证了计算的效率，但在地下结构十分复杂的情况下，可能无法收敛到全局最优解.因此，通过数值方法计算空间的地震波场，模拟地震波前随时间的传播过程，同时计算从一个震源到多个台站的走时最小的射线路径，成为解决复杂结构射线追踪的有效方法.但为了提高走时计算的精度，必须利用非常紧密的网格计算地震波走时场，增加了计算量与运行时间，比较适用于小区域的层析成像.地震波快速行进算法是目前最流行的、求解程函方程的高效数值算法，它在有限差分网格中快速追踪波前面的传播，从而进一步获得直达波及后续震相的射线路径及传播时间（Rawlinson and Sambridge,2003;张风雪等,2010）.

Dahlen等（2000）提出了有限频的概念，即影响地震波走时的因素不仅存在于射线的路径上，特定频率的地震波走时，受到地震射线周围一定区域内（即敏感核）的结构的影响，该区域的大小受到频率的影响；结合波恩近似和地震波散射理论，他们给出了敏感核的表达公式.后来的研究多利用数值方法构造完整的地震波场，从而计算出敏感核的范围，其中 Tromp等（2004）提出的伴随状态法，即通过正常地震波场与伴随地震波场的相关可以快速准确地计算敏感核，近年来得到了广泛的应用.与传统地震射线相比，有限频率地震敏感核的概念相当于扩展了任何一条地震走时的影响范围，从一维的射线扩展到了三维空间，这在一定程度上改善了地震路径的覆盖范围（图1b、1c）.

图1 体波走时的地震射线理论与有限频敏感核.（a）联合伪弯曲方法和斯奈尔定律的地震射线追踪方法（修改自Zhao et al.,1992）.黑色实线表示初始路径，蓝色虚线表示最终的射线路径.（b）计算P波走时敏感核的速度模型.（c）利用伴随状态法获得的P波走时敏感核（修改自Liu and Tromp,2006）Fig.1 Ray path and sensitivity kernel of body wave travel time.(a) A ray tracing method combining pseudo-bending algorithm and Snell's law (modified from Zhao et al.,1992).The solid black and dashed blue lines denote the initial and final ray paths.(b)The velocity model used to calculate the sensitivity kernel of P wave travel time.(c) The Sensitivity kernel calculated by adjoint method (modified from Liu and Tromp,2006)

1.3 方程组反演

在射线追踪和理论走时计算后，任何一条地震观测（r）均可以与地震定位（分别是纬度 φe、经度 λe、深度he和发震时刻Te）和地下结构（速度V，或慢度S=1/V）建立定量的关系，从而构造了关联地表观测与地下结构的大型方程组：

式中，r表示观测走时（Tobs）与理论走时(Tsyn）的残差，Δ φe、Δ λe、Δhe和 ΔTe表示震源位置相对于初始定位的校正量，ΔSn表示各网格点慢度相对于初始模型的校正，ε 表示残差项；∂T/∂εe、∂T/∂λe和 ∂T/∂he表示走时关于地震位置的偏导数，∂T/∂Sn表示走时关于各网格点上慢度异常的偏导数（Engdahl and Lee,1976）.对远震来讲，一般使用相对走时残差，用以校正震源误差和目标区域之外的结构对走时残差的影响（Zhao et al.,1994）.

通过反演方程组（1）获得地震位置和地下结构即是典型的地球物理反演问题，它也是一种典型的数学反演问题（杨晓春等，2001；杨文采，2002）.地震层析成像反演方法可以分为两类，第一类是对线性方程组求解的线性反演方法，第二类是基于概率论和数理统计的随机反演方法.一般地震层析成像需要对方程组加入阻尼和平滑系数（Charléty et al.,2013），前者从整体上对方程组做了优化，它对数据覆盖比较好的地区影响比较小，但限制了数据覆盖比较差的地区出现异常值；后者从地质学的基本认识出发，认为地下结构整体是一种渐变的过程，通过不同的平滑参数调节地下结构异常的尺度和幅度.

Aki和Lee（1976）最早采用了阻尼最小二乘法求解上述方程组，但该方法计算费时，计算所需要的内存较大，只适用于小尺度的地震层析成像问题.Golub 和Reinsch（1971）提出了奇异值分解法，不但可以得到方程组的解，还可以直接求解分辨率矩阵和误差矩阵.迭代反演方法是求解线性方程组最流行的方法，特别是针对地震层析成像中的大型稀疏线性方程组问题，基于共轭梯度法的最小二乘QR分解迭代算法（LSQR）(Paige and Saunders,1982）或最小平方残差算法（LSMR）（Fong and Saunders,2011）是地震学最常用的反演方法，它们的迭代速度快，占用的计算机内存小，在许多大尺度层析成像问题中得到了广泛的应用.

非线性反演问题可以简单地认定为降维的网格搜索问题，它需要耗费大量的计算资源与计算时间.其理论基础是概率计算和贝叶斯统计分析，利用有限的、含有误差的数据和先验认识，在一定合理的范围内寻找最佳的速度模型.其中，蒙特卡罗方法的应用非常广泛（Press,1968;Sambridge and Mosegaard,2002），它在一定的理论指导下进行随机搜索，在条件合适的情况下，能够将搜索范围快速收敛到最优的模型参数附近.总体上，这类算法耗费大量的计算资源，一般只适用于小尺度、未知数有限的的地震层析成像问题.

1.4 分辨率测试

分辨率与误差的评估是地球物理反演的重要组成部分，只有分辨率测试认定的图像才是有效的地球物理反演结果（刘伊克和常旭，2000）.前已述及，阻尼最小二乘法可以直接计算分辨率和误差矩阵，直接判断地震层析成像结果的可靠性.但是，一方面，该方法的计算量比较大，不适合大尺度的地震层析成像反演，另一方面，该方法的表达不够直观.现在常用的测试方法包括棋盘格分辨率测试和恢复分辨率测试（例如，Zhao et al.,1992），这两种方法的基础原理和测量步骤类似，均是利用实际的观测点和地震位置，从理论输入模型中计算模型的观测数据，然后利用模拟数据反演得到输出模型，通过对比输入模型和输出的模型，就可以很直观地区分反演结果的分辨率信息.二者的差别是输入模型不同，前者利用均匀交替的正负异常为输入模型，后者通过对真实结构进行简化获得输入模型.Rawlinson和Spakman（2016）指出典型的棋盘格测试方法在一定程度上会美化反演的结果，利用一些松散的异常体可以更好地展示各个空间位置上层析成像结果的可靠性.也有一些学者采用重采样、多次反演的方法获得反演可靠性的信息（例如，Rawlinson et al.,2014），即通过多次采样不同的数据集进行反演，计算这些反演结果的标准差作为最终结果的估计误差.但这一类方法需要多次重复反演过程，需要大量的计算资源.

1.5 各向异性层析成像

因为地球是活动的，地球内部总是经历着复杂的变形，造成地球内部矿物或是结构的定向排列，形成明显的各向异性.Hess（1964）最早在地震学的观测中发现了地震波各向异性，Morris等（1969）在太平洋发现了Pn波速度随方位的变位呈现良好的周期性变化（图2）.早期地震层析成像工作由于受到数据量和计算机性能的影响，假设在任何一点的速度是各向同性的，不存在方向上的差别.Hearn（1996）最早将各向异性引入Pn 波各向异性层析成像的研究中，该研究假定了各向异性对称轴是水平的（即方位各向异性），因为Pn 波近水平在上地幔顶部近水平传播，所以它能够完好地捕捉了方位各向异性的信息.Eberhart-Phillips和Henderson（2004）、Ishise和Oda（2005）以及Wang和Zhao（2008）在俯冲带结构研究中引入了各向异性，解决了倾斜的地震射线对水平方位各向异性的响应问题.此后，Ishise等（2012）以及Wang和Zhao（2013）推导了假定各向异性轴是垂直的情况下（即垂向各向异性），地震射线及走时对各向异性的响应.近年来也有一些研究者开始探索各向异性轴倾斜的情况下各向异性层析成像，取得了一定的进展（Munzarová et al.,2018;van der Beek and Faccenda,2021;Wang and Zhao,2021）.

图2 在太平洋观测到的Pn波速度随方位角的变化（修改自Morris et al.,1969）Fig.2 The azimuthal variations of Pn waves observed in the Pacific Ocean (modified from Morris et al.,1969)

各向异性层析成像研究一般假设各向异性是六方对称的，大大简化了各向异性的求解问题，Becker等（2006）认为六方对称的各向异性可以解释80%的上地幔各向异性.对方位各向异性来讲，需要引用两个额外的参数（A,B）表征方位各向异性，方程组（1）则改变为：

∂T/∂Am和 ∂T/∂Bm是走时相对于各向异性参数的偏导.通过反演方程组（2）获得各向异性参数（A,B），最终可以将方位各向异性表示出来，分别是各向异性强度：

和快波方向:

对于径向各向异性来讲，只需要引入一个新的参数（C）表示径向各向异性：

β＞0 表示水平传播的P波速度较快，即Vph＞Vpv；反之，β＜0 表示沿垂直方向传播的P波速度较快，即Vph＜Vpv.相应的方程组为：

对于对称轴倾斜情况，通过引用额外的参数，仍然可以构建类似的方程组，但是在实际数据反演中需要各向异性的初始模型与真实结构比较接近，这增加了该方法实际应用的难度，求解过程对计算量的需求大大地提高了，对地震射线空间方位覆盖的要求也大幅度提高.

2 应用：以东亚和东南亚地区为例

地震波速度异常的解释相对简单，上地幔的速度异常一般与温度相关，浅部结构还会受到组分的影响，例如流体会显著降低地壳内的地震波速度，在断裂带的研究中常有发现.地震波各向异性一般反映了宏观上的形状定向排列（SPO）或微观上的晶体定向排列（LPO）（Mainprice,2015）.在以脆性变形为主的上地壳，各向异性是由微裂隙的定向排列造成的；在火山下方，部分熔融体定向排列也能形成宏观的各向异性.下地壳的各向异性是由云母、角闪石矿物的定向排列引起的，上地幔的各向异性主要反映了橄榄石晶体的定向排列.应力状态是引起结构或矿物定向排列的根本原因，对于塑性变形域，在简单剪切状态下，如断裂活动、软流圈流动等状态下，各向异性的快波方向与剪切方向相同；在纯剪切状态下，快波方向与挤压方向垂直或与拉张方向平行.脆性变形域的结果有一定的差异，在上地壳，挤压状态造成裂隙的张开形成结构上的各向异性，其快波方向与挤压方向一致.此外，GPS观测结果指示了地壳的运动，但并不是地壳的应力状态，无法直接与各向异性建立联系，在实际应用中需要首先通过GPS观测确定地壳应力场，然后再讨论与各向异性相关的问题.

板块构造基本理论是1960年代确立的，它解决了很多地表的地质观测.但是板块构造理论创建于大洋的观测，强调岩石圈是水平运动的.岩石圈是否会发生垂向运动，它能够俯冲到多深，并不清楚.虽然关于地震活动性的研究很早就发现了贝尼奥夫带，证明海洋岩石圈确实发生了俯冲，但俯冲板块的形态并不清楚.过去半个世纪，地震层析成像研究为推动地球科学的发展做出了突出的贡献.一方面，全球及区域尺度的层析成像揭示了垂直方向的地幔对流，发现了板片俯冲和火山构造，是对板块构造基本理论的重要补充；另一方面，在地震活动密集区的研究工作获得了断裂带高精度的结构，为理解大地震的孕育及发生机制提供了至关重要的信息.

本节将以东亚和东南亚为例，介绍地震层析成像在揭示地幔动力学和大地震构造领域取得的重要成果.

2.1 板片俯冲与火山

环太平洋俯冲带是世界上最大的俯冲系统，其中日本列岛人口密集、地震频发，地表布设了大量的地震台站，是研究板块俯冲的最佳场所.日本东北部地区，太平洋板块向西北方向俯冲，Zhao等（1992）利用日本东北地区地震台网记录到的近震，获得了首个高清晰的太平洋俯冲板片的图像，在上地幔中表现为倾向西北的高速异常体，该高速体的上层和中间分别有密集的地震分布，俯冲板片上方的地幔楔中有一个倾斜的低速异常体，向上延伸到地表的火山下方（图3a）.后来的研究多次更新了日本俯冲带的地壳上地幔速度，但上述俯冲板片与地幔楔低速体的异常都非常稳定（例如，Nakajima et al.,2001;Matsubara et al.,2008;Huang et al.,2011a;Liu and Zhao,2016a）.此外，Huang等（2011）以及Zhao等（2015）在弧前地区的地幔楔中发现了低波速、低波速比的异常体，认为它们代表了弧前地区的大规模脱水过程.Zhang等（2004）以及Tsuji等（2008）加入同一台站记录到的不同地震的相对走时数据，揭示了俯冲板片上部的精细结构，发现深震均发生在低速异常层中，研究还发现以80 km深度为分界面，浅部地区俯冲板片上部低速体明显，深部地区俯冲板片的低速异常消失，反而在俯冲板片上部的地幔楔底部形成一个低速异常体层（图3b）.

图3 日本东北部俯冲带的地震波速度结构、各向异性与动力学模型.（a）日本东北部的P波速度异常剖面（修改自Zhao et al.,1992）.（b）利用双差层析成像获得的日本东北部的S波速度剖面（修改自Tsuji et al.,2008）.（c）各向异性层析成像获得的日本东北部的P波速度异常与方位各向异性，下图中的颜色表示各向异性的快波方向（修改自Huang et al.,2011a）.（d）地震学提示的日本东北部俯冲带的流体运移模型（修改自Hasegawa,2018）Fig.3 Seismic velocity,anisotropy,and geodynamic model of the Northeast Japan subduction zone.(a) Cross-section of P wave velocity anomalies (modified from Zhao et al.,1992).(b) Cross-section of S wave velocities (modified from Tsuji et al.,2008).(c) P wave velocity anomalies and azimuthal anisotropy.Note that the color in the lower figure denotes the azimuthal anisotropy (modified from Huang et al.,2011a).(d) A model showing the fluid transportation in Northeast Japan subduction zone (modified from Hasegawa,2008)

地震波各向异性能够为研究俯冲带物质运移与动力学过程提供重要的约束.S波分裂结果早已揭示了日本俯部带弧后和弧前地区的各向异性快波方向分别与俯冲方向和海沟方向平行（Huang et al.,2011b），但S波分裂没有垂向分辨率，无法确立各向异性的来源.Ishise和Oda（2005）首先利用各向异性层析成像提示了日本俯冲带的三维各向异性，发现地幔楔中的各向异性快波方向与俯冲方向平行；Wang和Zhao（2008）、Huang等（2011a,2015a）、Liu和Zhao（2016b）等进一步提示了俯冲板片与地幔楔中的各向异性不同，俯冲板片内的各向异性快波方向与海沟方向平行（图3c）.Wang和 Zhao（2013）以及Huang等（2015b）反演了日本俯冲带的径向各向异性，发现地幔楔中垂直方向的地震波速度较快，反映了地幔楔里的上升流.结合其他地震学和岩石学结果，日本东北部俯冲带的地震波速度与各向异性层析成像反映了俯冲带流体运移与地球动力学（图3d）（Hasegawa,2018）.首先俯冲板片在经过弧前洋隆时上表面形成一系列正断层，大量海水进入俯冲板片上部；其次，在80 km深度，随着温度和压力的升高，俯冲板片发生脱水作用，水进入地幔楔，在地幔楔底部形成含水矿物层，随着板块俯冲到150 km；再次，含水矿物进一步脱水进入地幔楔中部，造成上地幔部分熔融，由于密度差异向上运移到莫霍面附近；最后，部分熔融体继续向上喷出地表，形成岛弧火山.

地震层析成像在东亚和西太平洋的其他俯冲带也都揭示了清晰的板块俯冲的图像，不同地区俯冲板片的形态及其造成的响应存在巨大的差异，而且不同俯冲带之间常常存在板片的断离与俯冲方向的改变.沿日本东北部俯冲的太平洋板片可以一直延伸到中国东部下方的地幔转换带中，并发生了大面积的滞留（见图4a;Lei and Zhao,2005,2006a;Huang and Zhao,2006;Li et al.,2008a;Wei et al.,2012,2015;田有等,2019）.太平洋板块在伊豆—小笠原—马里亚纳一带向西俯冲的角度很大，在马里亚纳附近接近垂直俯冲状态（图4b）（Zhao et al.,2017），因此太平洋俯冲板片在日本西南部下方发生了撕裂（Obayashi et al.,2009）.上覆年轻的菲律宾海板块沿日本西南部和琉球岛弧一带向西北方向俯冲，但俯冲板片主要存在于上地幔，且地震仅发生在俯冲板片的上半部分（图4c）（Nakajima and Hasegawa,2007;Huang et al.,2013;Liu and Zhao,2016a），在本州岛最西端的对马海峡附近，俯冲的菲律宾海板片缺失，可能与发生在此处的洋脊俯冲有关（Huang et al.,2013）.日本西南部的火山前线并不明显，这可能与菲律宾海板片与太平洋板片的相互作用有关（Nakajima and Hasegawa,2007）.板片俯冲的俯冲方向在中国台湾发生了改变，中国台湾中南部欧亚板块（南中国海）沿马尼拉海沟向向俯冲至菲律宾海下方（图4d）（Wang et al.,2006;Huang et al.,2010），并在菲律宾中部形成了南中国海和菲律宾海两个板片相向俯冲的图像（图4e）（Huang et al.,2015b;Fan and Zhao,2019;Zhao et al.,2021a），相反在菲律宾以南的Molucca和Celebes海附近则发现了背向俯冲的两个板片（Hall and Spakman,2015;Huang et al.,2015b）.中国台湾地区的各向异性层析成像清晰分辨出了俯冲欧亚板块与上覆中国台湾造山带变形的差异，俯冲板片的各向异性快波方向与俯冲方向一致，中国台湾造山带的快波方向与造山带走向一致，体现了中国台湾造山带形成过程中不同块体的变形方式不同（Koulakov et al.,2015a）.菲律宾下方的P波方位和径向各向异性均反应了上地幔中存在较强的水平地幔流，可能是由于不同区段俯冲的差异造成的三维地幔流动（Huang et al.,2015b;Fan and Zhao,2019）.

图4 地震层析成像获得的东亚和东南亚地区各个俯冲带的P波速度异常Fig.4 P wave velocity anomalies of the subduction zones in East and Southeast Asia

喜马拉雅造山带和印度尼西亚岛弧是印度—澳大利亚板块向北俯冲引起的，分别对应了大陆岩石圈和大洋岩石圈俯冲阶段，地震层析成像结果揭示了不同地区俯冲板片的形态，并且发现俯冲板片具有明显的分段性（Fukao et al.,2009）.最东段的班达海和弗洛勒斯岛附近高速俯冲板片一直延伸到地幔转换带底部，且一直伴随有地震发生（Hall and Spakman,2015;Huang et al.,2015b）.爪哇岛下方的高速板片直接穿过了转换带，在南中国海南缘和婆罗洲下方的下地幔中大面积分布，一直延伸到1 500 km深（图4f）（Widiyantoro and van der Hilst,1996,1997;Fukao et al.,2009;Fukao and Obayashi,2013;Hall and Spakman,2015）.苏门答腊岛的南端的俯冲板片仅局限在上地幔，深震也只持续到200 km深，这里可能发生了板块撕裂（Hall and Spakman,2015;Huang et al.,2015b）.苏门答腊岛中北部俯冲板片在上地幔和转换带是连续的，但在向北的安德曼海下方，俯冲板片发生了分段现象，浅部的高速板片仅延伸到300 km深，在地幔转换带底部有另一个高速体，这一特征一直延伸到了青藏高原东构造结附近（图4g）（Pesicek et al.,2008,2010;Huang et al.,2015b;Liu S et al.,2019,2021;Yao et al.,2021）.各向异性层析成像显示地壳和上地幔顶部的快波方向与岛弧的方向一致，但50～150 km深度的快波方向与岛弧平行，300 km及更深处苏门答腊岛和爪哇岛之间的差异明显，但总体与岛弧的方向较为一致（Huang et al.,2015b）.在喜马拉雅造山带主体，现今印度板块的大陆岩石圈向北俯冲.在喜马拉雅造山带东段，印度板片仅存在于200 km以上地区，俯冲角度较小，俯冲距离较短，喜马拉雅造山带的中、西段，俯冲板片可以延伸到400～600 km深（图4i），且存在明显的分层现象，俯冲印度板块在西段一直延伸到了青藏高原北缘（郑洪伟等,2007;Li et al.,2008b;Wei et al.,2012;Wang et al.,2019）.远震层析成像结果还发现了俯冲板片发生了撕裂，进而软流圈物质上涌形成了藏南裂谷系（Liang et al.,2016）.在西构造结附近的层析成像结果可见俯冲的印度板块发生了分段现象，下部的俯冲岩石圈逐渐与上部的岩石圈分离，并向下掉入转换带（Kufner et al.,2016,2021）.印度板块下方的下地幔也有大量高速残片存在，可能代表了早期俯冲的特提斯俯冲板片（图4h）（van der Voo et al.,1999）.各向异性层析成像显示喜马拉雅造山带主要的各向异性快波方向与造山带走向一致，反映了由于印度板块挤压造成的变形（Huang Z et al.,2014）.但印度板块的各向异性快波方向与板块运行方向一致，反映了印度板块内部的变形情况（Wei et al.,2016）.

东亚和东南亚地区的火山与板块俯冲关系非常密切，大部分的岛弧火山直接与板块俯冲及脱水过程有关.东亚还有很多远离板块边界的火山，比如中国东部的长白山、大同、五大连池和韩国的Halla、Ulreung火山（Zhao et al.,2021b）.东亚地区俯冲板片最重要的一个特征是在地幔转换带中发现了大规模的高速异常体，一般认为代表着早期俯冲的太平洋板块滞留在了地幔转换速中（Fukao et al.,1992,2009;赵大鹏等,2004;Lei and Zhao,2005,2006a;Huang and Zhao,2006;Wei et al.,2012,2015）.因此，东亚地区可能存在一个大地幔楔，中国东部和韩国的火山均与大地幔楔有关（图4a）（Zhao et al.,2007b,2009）.各向异性层析成像揭示大地幔楔中的快波方向与太平洋板块俯冲方向一致，表明中国东部地区的上地幔变形受到大地幔楔的影响（图5a～5c）（Wei et al.,2015;Ma et al.,2019;Bi et al.,2020）.东北亚和东南亚Pn波成像上地幔顶部的速度与各向异性结果显示，火山之间存在低波速异常条带、且其条带内的各向异性快波方向与条带近乎平行，似乎暗示东北亚地区火山之间存在物质与能量的交换（Du and Lei,2019;Mi et al.,2021;Du et al.,2022）.青藏高原附近的火山也均发现与板块俯冲有关，比如腾冲火山是印度板块或缅甸微板块东向俯冲至地幔转换带的地幔对流有关，西昆仑火山是印度板块向北俯冲起来的（图4i）（Lei and Zhao,2006a;Li et al.,2008b;Lei et al.,2009,2019;Wei et al.,2012;Huang et al.,2015b;段毅等,2019 ;Wang et al.,2019）.海南岛和越南南部的火山远离俯冲带，层析成像揭示出它们的形成可能与起源于下地幔的地幔柱相关（Lebedev et al.,2000;Montelli et al.,2004;Lei and Zhao,2006a;Lei et al.,2009,2013），地震波各向异性同时揭示了可能存在自青藏高原挤出来的软流圈物质流动，也可能与这两处火山的形成密切相关（图5d、5e）（Huang et al.,2015b;Zhao et al.,2021a）.

图5 西太平洋俯冲带（a-c）（修改自Wei et al.,2015）和东南亚俯冲带（d-e）（修改自Huang et al.,2015b）的P波速度异常与方位各向异性（短线）Fig.5 P wave velocity anomalies and azimuthal (short lines) of the subduction zones in East (a-c;modified from Wei et al.,2015)and Southeast Asia (d-e;modified from Huang et al.,2015b)

2.2 断裂带结构与地震构造

东亚和东南亚地区人口众多，地震频发，是地震灾害最严重的地区.2000年以来就发生了两次9级以上大地震，引发了巨大的海啸，造成了巨大的人员伤亡；此外，青藏高原也发生了三次8级以上地震，特别是2008年的汶川8.0级地震，造成了非常严重的影响.地震各向异性层析成像揭示了大地震震源区及其深部的结构与变形特征，对了解地震的孕育与发生机制，均起到了重要的作用.

日本是地震灾害最严重的国家，地震台网密集，是地震学研究的前沿.日本的大地震主要分为两类，一类发生在俯冲太平洋板片与上覆欧亚板片之间的地震，称为板间地震，这类地震是由于两个板块的相对运动引起的，多发生在海下，震级高，可能发生8级以上的大地震，并引发海啸；另一类发生在上覆板片之上的地壳中，称为板内地震，震级相对较小，但经常可以达到7级以上，因为常发生在人口密集地区，会造成巨大的灾害.地震各向异性层析成像揭示了板间地震所在的俯冲逆冲断层带的结构和变形情况.Mishra等（2003）最早利用经sP精定位的海底地震的走时反演了日本东北部弧前地区太平洋下方的地震波速度，发现两个板块间的逆冲断层带上存在强烈的横向不均一性.此后一系列的研究成果发现大地震的分布与速度异常密切相关，历史上大地震均发生在高速异常区域（图6a），这里代表了两个板块耦合紧密的地区，太平洋板块持续俯冲的过程中，容易积累应力变定期破裂，形成大地震（Zhao et al.,2007a;Huang et al.,2011a;Liu and Zhao,2018）.虽然低速异常区一般以非震滑动的方式释放板块相对运动产生的应力，它在大地震发生时的同震位移量比较大，如果位置靠近海沟容易形成海啸（图6c）（Hua et al.,2020）.Liu和Zhao（2017）获得的日本东北部弧前地区俯冲通道上的各向异性结果显示，高速异常区指示的强耦合区域，各向异性快波方向与海沟方向平行；而低速异常区的各向异性快波方向与俯冲方向平行（图6b）.因此，地震波各向异性能够为板块间的耦合状态提供关键的约束，如果板块之间是耦合的，板块之间不发生相对滑动，则板块拼贴界面的介质整体处于挤压状态，最大应变方向即各向异性快波方向与海沟的方向平行；如果板块之间是解耦的，即板块之间发生持续相对滑动，剪切应力使各向异性快轴方向与俯冲方向一致（图6d）（Huang et al.,2019;Huang and Zhao,2021）.除了地震断裂带的直接影响外，Fan和Zhao（2021）分析了俯冲板片下方的速度异常对大地震分布的影响，发现大地震总发生在俯冲板片下方存在高速异常的区域或其边缘，而低速异常体的上方，由于受到额外的浮力的作用，不利于应变能积累形成超大型的地震.

图6 日本东北部俯冲太平洋板片与上覆板片拼贴界面的地震波速度异常与各向异性.（a）板块作用界面的P波速度异常（修改自Huang and Zhao,2013），圆圈表示1900—2011年6级以上的板间大地震，五角星表示2011年“3·11”大地震的前震（黄色）、主震及余震.（b）板块作用界面的P波速度异常及方位各向异性（短线）（修改自Liu and Zhao,2017）.（c）板块作用界面的P波速度异常及其与大地震破裂范围的对比（修改自Hua et al.,2020）.（d）俯冲带各向异性与变形示意图（修改自Huang and Zhao,2021）Fig.6 Seismic velocity and anisotropy on the megathrust zone between the subducting Pacific Plate and the overriding Eurasian Plate in Northeast Japan.(a) P-wave velocity anomalies along the plate interface (modified from Huang and Zhao,2013).The circles denote large interplate earthquakes (M≥6.0) occurring during 1900—2011.The stars denote the foreshocks (yellow stars),mainshock,and aftershocks of the 2011 Tohoku-oki earthquake (MW9.0).(b) P wave velocity anomalies and azimuthal anisotropy along the plate interface (short lines;modified from Liu and Zhao,2017).(c) Comparison of P wave velocity anomalies and rupture areas of large earthquakes along the plate interface (modified from Hua et al.,2020).(d) A carton showing the anisotropy and deformation in subduction zone (modified from Huang and Zhao,2021)

板内大地震的形成机制与板间大地震有所差别.Zhao等（2000）系统分析了日本岛内的6、7级壳内大地震，发现这些大地震与上地幔顶部的速度异常分布密切相关，这些大地震一般分布在低速体与高速体过渡的地区，同时震源区附近往往有低速异常体分布.一方面，上地幔低速意味着地壳的整体强度比周围高速异常区要弱，在应力积累的过程中首先发生破裂；另一方面，震源区的低速体可能代表了流体进入发震断裂，触发了断层的破裂（Zhao et al.,2002）.近年来发生在日本及周边地区的多个壳内地震均符合这一规律.2018年发生在北海道的Iburi东部地震是一个特例（Gou et al.,2020），这个地震发生在上地幔中，震源区位于一个高速异常体附近，表明地幔楔存在一个岩石圈残片，降低了地幔楔的温度，使上地幔顶部保持脆性（Koulakov et al.,2015b）；同时，有一个低速异常从俯冲板片上表面一直延伸到震源附近，表明板片脱水对此次地震的发生有重要的影响（Gou et al.,2020）.

新世纪以来，中国西部及邻近地区曾发生过三次8.0级以上地震，2001年的昆仑山 8.1级地震发生在无人区，也没有观测资料，研究的程度不高.2008年的汶川8.0级地震发生在人口密集的地区，2013年又发生了7.2级芦山地震，地震观测资料丰富，为震源区高精度速度成像奠定了良好的基础.研究发现汶川地震附近的下地壳位于速度异常的过渡带，松潘甘孜下方的下地壳广泛分布着低速异常区，而相邻四川盆地的地壳表现为高速异常（图7a）（例如，Lei and Zhao,2009;雷建设等,2009;刘启元等,2009;Wei et al.,2010,2013）.由于受到四川盆地的阻挡，青藏高原的下地壳物质在龙门山断裂带下堆积，一方面造成莫霍面下沉，另一方面低速体向上运移，携带的流体作用于断裂带降低了断层面有效正应力从而触发了汶川地震（Lei and Zhao,2009;雷建设等,2018）.2013年的芦山地震的震源附近也发现了明显的低速异常体，且发震断层附近的各向异性明显增强（图7b）（Liu Y et al.,2021）.Pei等（2013）利用Pg波成像反演上地壳的速度与各向异性，发现2010年玉树7.1级地震震源附近为高速异常、各向异性很强.Pei 等（2019）分析了龙门山断裂带的速度异常随时间的变化（图7c～7f），发现震后汶川地震震源附近表现为低速异常，但在芦山地震后，汶川地震震源区快速转变为高速异常，表明芦山地震的发生加速了龙门山断裂带的愈合（Pei et al.,2019）.过去20年间，青藏高原及周缘地区发生过多次6级以上的地震，在这些地震源区的层析成像显示震源附近的低速异常普遍存在，表明流体对陆内大地震的孕育和发生产生了重要的影响（吴建平等,2009;李大虎等,2015;王伟平等,2019;Wang and Huang,2020）.2018年的尼泊尔 8.1级大地震属于板块之间的地震，它位于高速异常体的边界，与发生在俯冲带的板间地震类似（Wei and Zhao,2016）.

图7 龙门山断裂带的地震波速度与各向异性.（a）经过汶川地震震源区的P波速度异常剖面（修改自Wei et al.,2010）.（b）经过芦山地震的P波各向异性强度剖面（修改自Liu Y et al.,2021）.（c-f）汶川地震和芦山地震发生后，龙门山断裂带的P波速度变化（修改自Pei et al.,2019）Fig.7 Seismic velocity and anisotropy under the Longmenshan fault zone.(a) Cross-section of P wave velocity anomalies through the source area of the Wenchuan earthquake (modified from Wei et al.,2010).(b) Cross-section of strength of P wave anisotropy through the Lushan earthquake (modified from Liu Y et al.,2021).(c-f) Temporal variations of the P wave velocities of the Longmenshan fault zone after the Wenchuan and Lushan earthquakes (modified from Pei et al.,2019)

3 讨论

3.1 各向同性与各向异性的耦合

地震层析成像对各向异性的解析得益于良好的地震射线在空间的分布情况，对于方位各向异性来讲，需要来自各个方向的地震射线来评估不同方向的地震波速度；对于径向各向异性来讲，需要水平方向和垂直方向都有射线分布.Huang等（2015a）全面评估了不同的射线分布对地震各向异性层析成像的影响，发现如果地震射线的方向比较单一，会造成严重的各向同性速度异常与各向异性结构的耦合.

在方程组（2）中，走时相对于速度异常（ΔS或 ΔV）和各向异性参数（ΔA,ΔB）的偏导分别表示为：

式中，ϕ 和i分别是射线的反位角和倾角。对于近水平传播的地震射线，忽略震源项，并假定初始的各向异性参数均为0，结合方程（2,7-9）可以建立速度异常与各向异性参数的定量关系：

因此，如果地震射线的方向集中，即ϕ 近似为常量，则 ΔA和 ΔB均 可用 ΔV线性地表示出来，速度异常与各向异性之间存在强耦合关系。

图8展示了理论测试的结果（Huang et al.,2015a）.该模型中设置了不同的速度异常与方位各向异性的组合（图8a，A11-A44）.图8b-8d分别测试了地震方位分别集中在22.5°、67.5°、112.5°方位时的反演结果，地震射线分布的宽度是30°.当地震射线集中在22.5°±15°时（图8b），对不同的输出模型A11和A22，反演得到了类似的结果；A31和A32异常都恢复出来了，异常特征加强，但A41和A42异常相互抵消.当地震射线集中在67.5°±15°时（图8c），异常体A13与A23、A14与A24得到了类似的结果，A33与A34的异常相互抵消，A43和A44的异常加强.当地震射线集中在112.5°±15°时（图8d），异常体A11与A21、A12与A22得到了类似的结果，A31与A32的异常相互抵消，A41和A42的异常加强.从这些测试可以看出，速度异常与方位各向异性结构的耦合关系很复杂，在射线方位角比较集中的情况下，它们会相互抵消，也会相互加强.

图8 P波速度异常与方位各向异性耦合的理论测试（Huang et al.,2015a）.（a）速度异常与方位各向异性输入模型.（b-d）地震入射方向为（22.5°、67.5°、112.5°）±15°时的反演模型Fig.8 Synthetic tests of the trade-off between P wave velocity anomalies and azimuthal anisotropy (Huang et al.,2015a).(a) Input models.(b-d) Inverted models using the seismic rays from the specific directions of (22.5°,67.5°,112.5°)±15°

类似地，走时对径向各向异性参数的偏导为：

它与速度异常之间的关系表达为：

如果地震射线的入射角比较集中，径向各向异性也与各向异性的速度异常强烈地耦合在一起，图9展示了测试的结果（Huang et al.,2015a）。当近水平的地震射线占主导时（图9e-9h），低速异常与负的径向各向异性强烈耦合（A11、A21），高速异常与正的径向各向异性虽强烈耦合（A12、A22），A31和A42异常组合相互抵消，A32和A41异常相互加强。当近垂直的地震射线占主导时（图9i-9l），低速异常与正的径向各向异性强烈耦合（A11、A22），高速异常与负的径向各向异性强烈耦合（A12、A21），A31和A42异常组合相互加强，A32和A41异常相互抵消。

图9 P波速度异常与径向各向异性耦合的理论测试（Huang et al.,2015a）.（a-d）速度异常与径向各向异性输入模型.（eh）利用近水平射线反演得到的输出模型.（i-l）利用近垂直射线反演得到的输出模型Fig.9 Synthetic tests of the trade-off between P wave velocity anomalies and radial anisotropy (Huang et al.,2015a).(a-d) Input models.(e-h) Inverted models with sub-horizontal rays.(i-l) Inverted models with sub-vertical rays

速度异常与各向异性参数可能存在的强烈耦合意味着在各向异性层析成像反演时，必须充分评估射线分布对各向异性反演的影响，以及反演结果的稳定性.

3.2 多震相与相对走时残差

P波是地震图上第一个到达的震相，最容易拾取到时且拾取的精度最高，P波到时是地震层析成像常用的数据.在小尺度范围内，第一个到达的P波一般是地壳内的直达波或莫霍面的折射波，在区域和全球尺度中一般是经过地幔的直达波.但是P波直达波的射线路径相对单一，受到地震和台站分布的限制，很多地区没有良好的射线覆盖，无法确定高精度的结构异常.因此很多研究尝试利用地球主要速度界面产生的反射波或转换波联合确定地球内部的结构（Zhao,2019）.

在全球层析成像中，除了直达波外，研究者还利用了地表反射震相、核幔边界反射和衍射以及地核折射震相的走时数据，提高了海洋下方和下地幔的地震层析成像的精度（Boschi and Dziewonski,2000;Zhao,2004;Lei and Zhao,2006a,2006b）.在日本俯冲带，Zhao等（1992）从近震的记录中拾取了在太平洋俯冲板片上边界转换的PS和SP震相的走时，提高了俯冲带层析成像的精细.Zhao等（2005）仅仅利用美国Landers地震附近两个台站，但使用了众多余震的S/SmS/sSmS震相的走时反演了震源区的速度结构.地震反射PmP震相对改善下地壳成像的分辨率有重要的作用，已在多个地区得到了应用，揭示了下地壳的结构对地震孕震及触发的重要作用（Xia et al.,2007;Lei et al.,2008;Wang et al.,2018;Sun et al.,2019）.Pn波对揭示上地幔顶部的速度与各向异性尤其有效，它可以被认为是一般各向异性层析成像的特例，射线在地壳中近垂直传播，同一台站下方的走时相同且不受方位各向异性影响，因此Pn波层析成像能够更准备揭示上地幔顶部的结构（Hearn et al.,2004;Liang et al.,2004;Pei et al.,2007;Lei et al.,2014;Mi et al.,2021;Du et al.,2022）.

相对于P波来讲，S波受到噪声的影响，拾取的难度更大，精度更低.S波走时层析成像只有在日本、美国加州等少数几个地震观测条件优越的地区获得能够与P波同等精度的速度结构，在大部分地区的成像精度偏低.但S波速度对地球内部的结构和组分异常，比如流体和熔体，更加敏感.为了充分利用拾取到了S波到时资料，Thurber（1993）等利用P波到时和S-P波的到时差同时反演地下的P波速度与VP/VS结构，对约束地壳中震源区的流变结构起到了重要的作用（Zhang et al.,2009;Huang H H et al.,2014）.

相对走时残差对确定震源处的速度结构具有重要的意义.近震层析成像中，地震的位置和地下的速度结构是耦合的，地震定位的偏差会造成反演的速度模型偏离真实的速度结构.使用相对走时残差能够消除台站处的结构异常对走时残差的影响，从而更准确地确定震源处的速度结构，反过来又能更好地对地震进行重新定位.Waldhauser和Ellsworth（2000）最早利用近震的相对走时残差对地震进行重定位，改善了地震定位的精度.Zhang和Thurber（2003）进一步发展了该方法，并确定了美国南加州断裂的地壳结构，得到的结果更好地解释了断裂两侧的差异及断裂带上的地震分布（图10）.该方法在日本俯冲带清晰地揭示了俯冲板片上部地震震源处的结构异常（Zhang et al.,2004;Tsuji et al.,2008）.

图10 利用（a）传统走时层析成像和（b）双差层析成像获得的美国南加州地区圣安德烈斯断裂带的P波速度结构（修改自Thurber and Ritsema,2015）Fig.10 P wave velocity structures of the San Andres fault zone in Southern California obtained by (a) traditional traveltime tomography and (b) double difference tomography (modified from Thurber and Ritsema,2015)

由于地震仅在特定的地区才有分布，利用近震走时反演地下的速度结构的适用范围有限.远震走时层析成像弥补了这一点，地震台站可以记录到全球的地震，利用远震记录的相对走时残差，可以反演上地幔的速度结构，对研究大陆地区的深部结构和动力学提供了重要的信息.利用远震走时可以消除地震定位误差和震源处地下结构异常对地震台站下方观测走时的影响，但它也同时减掉了台站下方的平均速度结构，有可能造成假像.以长白山下方的俯冲太平洋板片的结构为例，利用区域地震层析成像获得的俯冲板片在地幔转换带里是连续的（Huang and Zhao,2006;Wei et al.,2012,2015），但是远震层析成像却发现俯冲板片里存在一个缺口（Tang et al.,2014）.Chen等（2017）详细分析了近震和远震数据对俯冲板片成像的影响，发现由于大部分远震路径都经过了俯冲板片，高速异常造成所有的射线都有一定的负走时异常，但相对走时残差将这些平均的负走时异常都消除了，所以远震相对走时残差无法确定是否存在俯冲板片，相应的远震层析成像结果只能反映俯冲板片内相对的速度高低，即俯冲板片内如果存在一个高速异常偏低的区域，也会利用相对走时的层析成像解释成一个低速异常区，形成板块缺口的假像（图11）.

图11 近震走时数据与远震相对走时数据反演对俯冲太平洋板片形态的影响.（a）利用远震相对走时反演得到的俯冲太平洋板片图像.（b）利用近震走时反演得到的俯冲太平洋板片图像.（c）联合近震和远震数据得到的俯冲太平洋板片图像（修改自Chen et al.,2017）Fig.11 The geometry of the subducting Pacific slab using local and teleseismic datasets.(a～c) Show the subducting Pacific slab imaged with relative travel time residuals of teleseismic events,travel times of local events,and the joint datasets,respectively (modified from Chen et al.,2017)

远震相对走时残差也可以应用到地震各向异性层析成像的反演中.相比于相对走时残差只能获得相对的速度异常，相对走时残差获得的只是各向异性横向上的变化情况，并不能单独用来确定绝对的各向异性（Munzarová et al.,2018）.对于方位各向异性来讲，举个简单的例子，如果同一地区各个台站下的各向异性结构都相同，各向异性快波方向为45°，对于沿快波方向（45°或225°）传播的地震射线，其走时比各向同性情况下少0.5 s；对于沿慢波方向（135°或315°）传播的地震射线，其走时比各个同性情况下多0.5 s.但是利用相对走时残差，无论沿快波方向还是沿慢波方向传播的地震射线走时的相对走时残差均为0，表明台站下方没有各向异性，这与最初的假定模型相矛盾.因此利用远震相对走时残差反演各向异性结构时，必需要有来自于近震的绝对走时残差的约束，相对走时残差能够优化观测方程组，提高反演的准确度，但不能完全取代绝对走时残差.

3.3 多方法、多参数联合反演

体波是在地球内部传播的，震中距比较大时，地震射线主要在地幔中传播，无法约束地壳的速度结构，只有在地震高发的地区，体波层析成像才能获得精细的地壳结构，比如在俯冲带和陆内造山带.在稳定的大陆内部，利用远震层析成像方法能够反演地幔的结构，但远震射线在地壳和上地幔顶部近垂直地传播，无法反演浅部的结构.除非短周期超密集地震台阵，在地壳中才可能形成较好的交叉性覆盖，以成像地壳浅部结构（Tian et al.,2020）.面波与体波不同，它是沿地球的表面传播，利用面波的频散特征，联合分析不同频率的面波的相速度和群速度，可以反演地壳和上地幔的地震波速度与各向异性.特别是2005年从背景噪声中提取面波的技术发明以来（Shapiro et al.,2005），面波成像方法摆脱了地震的限制，只要有合适的台站分布，就可以获得地壳和上地幔的结构，该方法在各个地区均得到了广泛应用，是过去20年地震学最重要的进展之一.同时，联合利用事件面波和背景噪声面波，极大地提高了地震射线的方位角覆盖，特别是在地震活动较弱的地区，无法进行近震体波反演，面波反演为揭示地下精细的各向异性结构提供了新途径（Liu C et al.,2019;Hu et al.,2020）.因此，联合利用面波和体波反演地球的深部结构能够充分发挥两种方法的优点，弥补相互的缺点，将会发挥重要的作用（West et al.,2004;Fang et al.,2016）.

地震层析成像的主要目的是获得地球的三维速度结构，但是由于地球内部的地震、地表的台站分布并不均匀，地震射线的分布也极不均匀，虽然自适应网格的方法能够在一定程度上平衡不同地区的数据和模型分辨率，但是仍然需要在观测方程组中加入一定的阻尼和平滑参数.越是需要获得精细的结构，划分的网格或分块就越小，相应的射线数量就越有限，相应的阻尼和平滑参数就越强，这反而压制了速度结构的突变，使重要的速度结构突变界面都表现为不同宽度的梯度带.接收函数方法是利用地震波在主要速度界面产生的转换波的走时，严格来说是转换波与直达波的走时差，计算速度界面的深度，在确定莫霍面、岩石圈底界、俯冲板片边界及一些壳内速度界面时，有广泛的应用（Kind et al.,2012）.所以，结合地震层析成像和接收函数的优点，反演更高精度的地球内部结构，能够改善在结构边界的成像能力与成像精度.

相比于利用体波走时与面波和接收函数的联合反演，全波形层析成像是一种更直接全面的方法（Tape et al.,2009）.无论体波走时、面波或是接收函数方法，本质上都是利用地震波走时的信息，走时仅仅是地震波到达的时间点的信息，只是地震波形极少的一部分信息.而完整的地震波形除包含了各种震相的走时外，还包含了各种震相（包括体波和面波）的振幅和频率等信息，它们都与地球内部的结构密切相关.全波形层析成像以恢复完整的地震波形为目标，通过利用三维速度模型计算理论地震波形，并将其与相应的地震观测波形对比，用迭代的方法不断反演三维速度结构，使最终的计算波形与观测波形相近.全波形层析成像的核是快速准确地计算理论地震图，因此需要耗费大量的计算资源.但因为它利用了更多的地震波形记录，能够反演更加精细的速度结构.图12比较了射线、有限频和全波形层析成像方法在西太平洋俯冲带的应用，射线方法可以反演清晰的俯冲板片的图像（图12a、12b）（Amaru,2007;Wei et al.,2015）；利用有限频的方法得到的浅部结构与其他结果有较大的差异，但获得了转换带内俯冲板片的较精细的结构（图12c）（Li et al.,2008a）；全波形方法获得了最清晰的俯冲板片图像，揭示了俯冲板片的分段信息（图12d）（Tao et al.,2018）.

图12 射线方法、有限频和全波形层析成像获得的太平洋俯冲板片的对比.（a，b）利用地震射线方法获得的结果（修改自Amaru,2007;Wei et al.,2015）；（c）有限频层析成像获得的结果（修改自Li et al.,2008a）；（d）全波形层析成像方法获得的结果（修改自Tao et al.,2018）Fig.12 Comparison of the subducting Pacific slab imaged by(a,b) ray theory (modified from Amaru,2007;Wei et al.,2015),(c) finite-frequency tomography (modified from Li et al.,2008a),and (d) full waveform inversion(modified from Tao et al.,2018)

地震波速的影响因素有很多，其中密度是最重要的决定性因素，在一定条件下，能够建立密度与地震波速度的定量关系.地震观测受到地理条件的限制，只在一些特定的地区才会布设密集的台站，虽然随着社会的发展和技术的提高，地震台的数据在过去几十年得到了快速的提高，但一些关键地区的地震台网密度仍然很低.与此相比，重力数据的获取是多方面的，除直接的地表测量外，高精度的重力数据也可以通过卫星重力测量和航空重力测量实现，因此，重力数据的覆盖范围远超过地震数据.但重力反演的垂向分辨率很低，而地震数据反演恰好能够弥补这一缺陷，重力与地震数据的联合反演有助于获得更准备的地下三维结构（Simmons et al.,2010;Moorkamp et al.,2011;Martin et al.,2021）.

4 结论

本文总结了过去20多年地震体波走时层析成像的最近进展，特别是地震波各向异性取得的重要结果，取得了如下认识：

（1）体波走时层析成像仍然是获得地球深部最重要的方法，成功获得了岩石圈俯冲的图像，发现了不同地区俯冲板片形态、俯冲深度的差异，揭示了东亚和东南亚地区不同类型的火山的成因，丰富了板块构造理论的内容，推动了地球科学的发展；在数据分布好、数据质量高的地区，层析成像能够反演地球深部的各向异性，提示了俯冲板片、地幔楔、大陆造山带等各个地区的地壳和上地幔各向异性与变形特征，为探讨不同构造区的地球动力学机制和地震构造提供了至关重要的信息；

（2）速度异常与各向异性结构间可能存在较强的耦合关系，在地震射线分布比较集中的情况下，单纯的各向同性层析成像获得的速度异常中可能包含了各向异性的信息，各向异性反演中也会出现假象，因此需要对结果的可靠性进行详尽的分析；相对走时残差数据能够改善层析成像的结果，特别是近震的相对走时残差对提高震源处结构的稳定性和分辨率具有重要的作用，但是在各向异性层析成像中，远震相对走时残差只能在近震绝对走时反演的前提下，改善结果的稳定性；充分利用不同地震学方法和地球物理观测进行多参数的联合反演，能够有效提高结构反演的分辨率和稳定性，在计算机能力不断增强的背景下，将发挥愈发重要的作用.