皮Flegrei盲目测试:评估当地地震断层的成像能力在火山地区

文摘

在1982 - 1984年bradyseismic危机Campi Flegrei区(意大利),威斯康辛大学的网络部署地震站记录当地的地震。为了分析记录数据的潜力在层析成像方面,盲目测试最近设置和框架进行的一个研究项目。模型代表一个假想的3 d结构的区域包含Campi Flegrei火山口也设置,和一个合成数据集的时间到达依次计算。合成数据集包含几千P -和时间到达,计算约为14站。层析反演是由四个独立的团队使用不同的方法。团队没有知识的输入速度模型或地震震源区用于创建合成数据集。不同组的结果进行比较和分析的真实模型。这项工作提供了一个深入分析地震的断层扫描数据集记录地震活动的潜在Campi Flegrei在1982 - 1984年期间。它显示所有测试地震层析成象方法提供可靠的低分辨率图像的背景速度场Campi Flegrei地区,但有一些差异。然而,没有一个人成功地检测假设结构细节(如尺寸小于1.5 - 2公里),如岩浆室4公里深,特别是较小的,孤立的尸体,这可能代表岩浆烟囱和入侵。

1。介绍

皮Flegrei是火山地区位于那不勒斯以西约15公里。其结构以及其特有的形态、特点是大萧条的火山口和大量的火山锥和陨石坑,使它成为世界上独一无二的吸引力对于科学家和游客。崩溃的火山是由两集由于爆炸喷发,发生6000(坎帕阶熔结凝灰岩喷发)和12000年前(那不勒斯黄色凝灰岩爆发),分别为(1,2]。在过去的10000年里,那不勒斯黄色凝灰岩底部火山感兴趣了地面变形现象。这些现象仍持续bradyseismic危机就是明证,发生在1970年- 1972年,1982 - 1984,1989,1994,2000。自从面积高度密集,几项研究和研究项目已经进行了改善与降低风险相关的科学知识。

缓震期间遭受的皮Flegrei从1982年到1984年,威斯康辛大学部署一个地震站网络记录当地地震群。数据集从1982 - 1984年的金融危机首次用于地震层析成象Aster和迈耶3]。在2000 - 2003年期间,意大利民防部门一起火山学的科学国家集团的协调,推动研究项目旨在调查埋下的三维结构Campi Flegrei和改善火山口的状态信息。识别和重建可能的岩浆喂养系统的一个主要目标,和两个研究线路实现,一个针对获得最大的信息从现有的1982 - 1984年的地震数据——数据实例,旨在获取和解读新数据,主要从活跃的地震学。第一个研究分支这项工作起源于from-preceded第二个几年,然而,他们随后继续同时好几年了。

这项工作的目的是分析当地的地震层析成像方法的适用性提供可靠的地震速度图像Campi Flegrei地球与网络的结构几何设置为1982 - 1984年的竞选。实现这一目标,一个数值进行盲测通过创建一个(1)假设地下结构的3 d模型形成皮Flegrei火山口和到达时间(2)合成数据集通过使用相同的网络几何和地震的数量在1982 - 1984年的实验。

今天主要研究方法论的价值,因为其他研究的结果同时继续提供更完整和约束皮Flegrei”系统的轮廓。“例如,一些年后,Vanorio et al。4整个数据集)重新选择英雄的到达时间。额外的洞察周围的3 d火山喷口结构那不勒斯湾也是塞拉皮斯提供的项目,一个活跃的地震2001年进行的实验(5,6]。几年后,在2008年,等待的人群等。7]发表的3 d图像结构的皮Flegrei火山口与线性化层析反演使用组合数据集从一个活跃的地震调查(1528年拍摄过程中产生的塞拉皮斯2001年实验)和被动地震活动(606地震记录的1982 - 1984年竞选)。获得的图像具有更高的分辨率和置信度比由先前的研究提供。他们证实了高的环的存在——埋跟踪边缘的皮Flegrei caldera-in南部的内陆海湾波佐利和扩展它的跟踪。此外,较低的身体比成像的大部分地区,震源深度约3 - 4公里,解释为形成丰富的覆盖层在超临界条件下气体。

正如前面提到的,这项工作的目的是彻底分析1982 - 1984年的数据集的能力提供一个可靠的皮Flegrei地球结构的层析图像通过数字盲测。三维模型的创建局部结构,和理论计算的P -和s波到达时间大约550地震记录的14个接收器。由此产生的数据集包含大约5800 P -和时间到达:它对应于实验数据的数量,是大致的整体空间分布(1982 - 1984年的地震群2]。本研究是一个完全数值实验;然而,我们强调这一事实模型和数据都是严格约束的实际结构和可用的科学信息皮Flegrei区域。

盲测的组织者主要是感兴趣的专家小组提供的评估结果在解决问题问题每个使用自己的策略,而不是评估的理论性能不同的层析方法。他们的观点是,特定的选择由一个团队当接近这个问题至少方法本身一样重要。随后,给出了更多的优先级(1)策略采用任何(专家)用户获得最好的结果,而不是分析和比较方法的技术,和(2)结果是否提供一些有用的信息在特定的特性介绍了合成模型。结果并不能直接出口到任何情况下获得的迹象;然而,他们有通用意义和允许一个更好的理解的好处和限制当地地震断层扫描(让)方法和策略采用反演的有效性。

层析反演一直是由四个独立的团队,使用不同的方法。合成数据集分布式参与团队,没有额外的信息合成速度模型或地震震源区用于创建数据集本身。此外,团队中没有任何信息交换。输出数据被送到盲人测试组织者依法规范指定的数量的开始测试。组织者的团队进行后处理操作。的最终解决线性化层析反演依赖于先验(即1 d参考。、初始模型(8),每个团队的策略选择定义初始模型是本研究的一个组成部分。

本文组织如下。部分2和3描述三维模型和合成到达时间的数据集,计算和使用作为输入层析反演。部分4介绍了层析方法,描述了最相关的细节设置采用由每个团队在这项研究中。部分5描述了结果,讨论了反向的可靠性领域,并比较不同的反演方法获得的结果的原始模型。最后,部分6讨论结果,得出一些结论。

2。三维模型

研究体积对应面积14公里×12公里,深度(图8公里1)。面积集中在波佐利湾和包括蒙特普罗奇达迪西,Posillipo东,分支头目Miseno南,和四开北平原的一部分。

三维模型是由组织团队使用Gocad软件(9]。它不包括地形也不考虑地球表面曲率,因为这些特性不是必不可少的特定区域和规模的调查。区域定义的边界和物理特性。感兴趣的物理性能测试的目的是压缩和剪切波速度,表示和,分别。地区内,波速度是常数或不同深度的函数。模型区域与速度相关的六个岩性单元值在表中定义1。模型包括14个接收器位置对应于1982 - 1984年的收购(图2)。

组织者的目的是执行一个测试评估的能力层析方法识别的特性(例如,低的存在速度卷代表岩浆室深度,一些岩浆烟囱,或异常表示gas-saturated区)的情况类似1982 - 1984年的数据集。怀着这种minid,创建了一个现实的背景模型考虑可用的研究提供的信息(3,10- - - - - -15),然后添加一些生成但似是而非的细节。火山口的模型代表一个假设的结构和周围的地球(图3)。特别是模型假定的存在岩浆室,由底部的岩浆流体体积,和一些上层流体岩浆入侵。岩浆库的深度信息,当时合成测试设计,来自报纸的费鲁奇et al。15主席特)和D et al。14]。费鲁奇et al。15)确定一个接口在大约4公里深度观察P-SV转换。这个接口已经被解释为地震标志的岩浆库屋顶,一起和岩石学的估计岩浆库深度(13),导致可能的估计之间的岩浆库屋顶和侵位4和6公里。此外,由于观察到温度场在水井Campi Flegrei显示强烈的横向梯度的存在(13),我们假设存在的一些岩浆入侵到达浅深度(2.5公里)。

为代表的形成背景速度场(即。,carbonatic rock, tuff, and weakly consolidated soil), the velocity increases gradually with the depth. The magma unit hasm / s。它占用在大约7公里深的基础结构以及一些孤立的身体,表示假设的火山烟囱。应该强调,结构模型定义为盲人测试只代表一个可能的推测基于数据可以在项目的开始。的比一般在1.75和1.85之间。对弱胶结土壤和液体岩浆,它的值为2.0,大于9,分别。建筑模型的结果是一组向量GoCad结构(9),它可以很容易地管理和修改。

数据4和5显示的结构模型,和比率的片沿水平面和垂直EW-oriented部分,分别用同样的图形表示,将用于部分4说明层析反演的结果。从这些数据,我们可以清楚地认识到速度异常的位置和大小以及整体背景介质的速度分布。

1982 - 84年地震活动主要是集中在一个卷波佐利湾下深度很少超过5公里。550资源本地化在相同的体积,但是震源区是一致的在五个不同的飞机(三个垂直和两个水平,分别地。),以允许更容易评估的反演结果(图6)。145地震的550比4公里最大震源深度为7.55公里。

些方面是很有意义的信息的合成模型中引入光提供以下最新的研究。速度分布在图表示7通过合并两层析模型:塞拉皮斯模型,得到一个活跃的地震反演的数据集(16),让模型Vanorio et al。4]。实例中的两个模型重叠时,他们平均(17]。自从塞拉皮斯模型只包括P波速度,不受地区Vanorio等的模型一个常数是假定。

这个速度模型(图8)清楚地显示了火山口的中心抑郁,由火山沉积材料P速度低于4公里/秒。埋的火山口的边缘被证明是高速度环在浅深度(6,16]。在火山口的中心,波佐利镇下有较低的体积的证据值,这解释了Aster和迈耶3)和Vanorio et al。4)与岩石材料经过浓缩卤水。下面这个体积,值都有明显的减少,解释为过压的含气岩石在超临界条件下的证据4]。

地震震源区中显示数据7和8由3298年选择事件,记录在皮Flegrei 3/7/1982和4/14/1985之间。我们只有策划事件与不少于7阶段不义之财,安置在上述模型,使用非线性方法(NonLinLoc软件)和一个美国东部时间成本函数。大部分的震源区主要分布在两个集群。第一个椭圆形状,集中在波佐利镇WNW-ESE伸长,约5公里的主要轴和短轴约3公里。第二,小集群有一个arclike形状和位于南部的波佐利湾(18]。

3所示。合成数据集

的计算,最终的模型已经被离散成3 d定期与空间网格50米的步骤,生成的网格节点。由于接收器的数量远远小于源,我们有互惠原理应用于减少总的计算时间。

合成数据集理论P -和横波到达时间的计算利用程函方程的数值解由Podvin和Lecomte [19]。该方法的实现NonLinLoc软件包由罗马克斯(20.]。

到达时间由3830 p个相的合成数据集和2056 s阶段。为了使合成数据集更现实,考虑到隐式高频噪声总是出现在记录信号(例如,环境地震噪声或高频散射效应(21]),计算到达时间已经被污染的高斯随机误差,平均0.05秒的价值。图9显示了修改后的Wadati图(22)的合成数据集,计算相同的噪声叠加,1982 - 1984年的数据集重新选择英雄,Vanorio et al。4),但删除离群值最大,分别。后者面板显示一个可接受的一致性方面的这项工作的目的比和()分散,它对应于一半左右的分散真实的数据集。我们强调随机误差应用于人工合成物定义了一个数据集和很好的质量,这是我们想要为了评价最好的解决能力的层析方法。

除了到达时间的数据集,书目的研究和相关数据用于建立模型(3,10- - - - - -12)是参与者之间共享。最后,一个常见的网格输出数据以及输出格式达成一致。

由于层析反演盲目测试,每组被要求提供位置和地震的数据()值与空间网格步的每个方向200米。此外,每个团队必须执行一个分析的最终结果的可靠性使用自己的工具/方法。没有棋盘试验计划,因为部署网络的分辨能力的评价并不属于这个盲测的目的。

之前介绍的层析方法采用四个参与团队和讨论结果,我们分析的理论分辨率数据集作为输入为盲人提供测试。我们必须重申,我们不分析的分辨率1982 - 1984数据集。图10显示了射线覆盖计算给定数据集和真实的模型。明显的是,分辨能力衰减迅速从5公里。在飞机的广泛扩展的一个源横向对齐可以很容易地认出了3公里的深度。解决卷的宽度变化强烈高于或低于深度,从7公里以上,下面4 - 5公里。

更定量的估计的部分体积波通过的路径图11和12零空间,地图投影- - -片。零空间值,计算层析矩阵的奇异值分解,被认为是层析结果的可靠性的最佳指标(23]。反演是可靠,低零空间值估计,而节点值等于1是空的。所示的地图数据11和12对应于实际的零空间相关数据提供给参与团队和真正的3 d模型。它一直计算正则网格节点间距离为400米,一个值,可以认为的最大分辨率实现1982 - 1984年的实际波形数据集,在此基础上估计背景的速度模型和记录信号的最大频率。零空间地图显示明显的体积可以成像具有良好的可靠性和。它的宽度从6 - 7公里的最大不同(5 - 6公里)的体积不超过2 - 3公里的外围区域。特别是,可靠性衰减强烈不仅低于4 - 5公里的深度,射线密度地图已经证明了这一点,但也最浅“层”(即,公里),由于穷人的报道提供的整体几何电台和震源。比较这些图像对应的图像的真实速度模型显示在图4和5,我们认为(1)大部分的低速体(如岩浆库或几个孤立的身体)将不会充分成像,和(2)的几个细节内部模型将丢失,由于分辨率极限估计约400米。

4所示。层析方法

在本节中,我们介绍了层析方法用于这盲目的测试和描述的最相关的细节设置每个团队所采用。对于每个方法,我们描述下列主题,在特定段落:方法描述,网格选择,最初的1维模型和位置,和反演。的摘要值采用的主要产品的每个方法中提供了表和设置2。

4.1。分离层析软件CAT3D之间的反演和综合分析和地震位置NonLinLoc (CAT3D + NLL)

以下4.4.1。方法描述

这种方法包含一个迭代过程,地震的位置和旅行时间反演应用于分离,顺序为当前速度模型的步骤。地震是局部的NonLinLoc软件(20.),层析反演的到达时间是通过CAT3D软件执行24]。

NonLinLoc计算旅行时间利用程函方程的数值解由Podvin和Lecomte [19]。地震位置执行使用非线性搜索技术,定义一组节点之间的最大似然震源分布在一个常规电网。在这项研究中,Oct-tree,嵌套网格搜索方法由凯文和柯蒂斯(25使用)。

旅行时间由CAT3D反演计算软件。它包括速度和界面深度估计(后者用于反射和折射地震数据),评估的可靠性倒置结构,和不同的优化选项,如交错和自适应网格。反演算法使用的衬衫(同时重建技术)、艺术(代数重建技术)方法(26]。演算法使用一个修改版本开发的最小时间演玻姆et al。27]。为了提高层析图像的分辨率,反演过程使用交错网格方法(28),利用低分辨率的网格的快速和稳定的反演。根据这种方法,计算速度场不同的平均速度场计算分别为不同的网格,严格的转移空间。得到的速度场是一个合成图像,每个网格的影响降低,速度异常的边界可以被描述在一个更好的和更复杂的表示。

4.1.2。网格选择

对于本文中描述的盲测,我们使用基本正则网格定义为像素点,每个测量m;在最后的网格,应用交错网格法后,体素的维数m。分辨率分析指导下测试层析系统的可靠性(区域离散化+收购)通过计算零空间能量不同的网格对相同的采集系统的实验。选择网格,零空间值小于0.2射线覆盖面积的80%以上。

4.1.3。最初的1维模型和位置

最初的模型,用于定位和反演的第一步,是一个低分辨率1 d交汇口函数,由一个逐步梯度模型(图表示13)。所选的速度来自于研究区域的地质知识的一般信息在分布式参与者(见部分参考书目3)。是来自假设一个常数值,这是推断的修改Wadati图输入数据集(图9 (b))。

4.1.4。反演

关于反演,约10%的事件最初分布被排除在这个过程中,因为定位是不限制或有很高的残余。因此,3338 P和1909年代移民,到451年本地化相关事件,用于反演,对3830 P和2056年代最初提供移民和550事件。最后一个和速度模型得到五迭代之后,rms残差为0.084和0.106年代横波到达P -和,分别和0.092年代的rms总剩余。

4.2。使用(SIM14)层析分析

4.2.1。准备方法描述

Simulps14-and相关的所有版本的家庭——一个程序执行同时反演,,和震源位置29日]。基于层析反演方法的代码由瑟伯(30.许多人)和修改。它执行一个联合反演震源和三维地壳速度模型通过最小化sources-stations旅行时间残差和使用,速度反演过程,马夸特阻尼最小二乘方法(31日]。一般点的速度计算的加权线性插值速度周围八个节点。代码使得一系列的运行首先计算震源参数,然后速度异常。它通常停止时以及报告有点意义之间的连续迭代。解决方案的可靠性取决于几个因素,如:(1)一个现实的模型开始,(2)小阶段(即阅读错误。,接近0.01 s),(3)均匀分布的地震和电台,和(4)阻尼参数的一个不错的选择。

SIM14来源于Simulps13q代码(32,33),但它已得到改进,通过引入一个完整的3 d射击射线示踪基于哈密顿摄动理论和近轴光线追踪34,35]。

4.2.2。网格选择

对于这个盲测,SIM14网格组成节点之间的间隔为变量1和3公里。反演的结果被插入到细网格按照组织者的指示。

4.2.3。最初的1维模型和位置

最初的1 d P-velocity模型推断的先前的研究(见部分3)(图13)。从最初的S-velocity领域获得了通过假设一个常数值,这是推断Wadati修改图的输入数据集。最初的定位,这是作为输入用于层析软件,计算了Hypo71 [36]。反转,我们排除了事件的最初的定位是不限制或有很高的残余。结果,510地震的550,总共3575和1934 P -和S-arrival时间,分别。

4.2.4。反演

根据反演进行了以下工作计划:(1)固定在初始值、阻尼值反演确定最佳权衡图中曲线model-variance与数据方差(37];(2)P-velocity反演进行;(3)的阻尼值反演确定(在步骤1中与过程类似);(4)和倒共同获得了最终的解决方案(38]。最优阻尼值等于6和1和,分别。

解决方案的质量估计通过计算所有节点的分辨率矩阵。低分辨率(接近零)的值表明,很少或没有信息已经收到数据,和阻尼最小二乘法反演速度解决方案仍然接近初始模型。

4.3。层析分析使用SIM28 (3 d插值和三次样条函数)

4.3.1。方法描述

SIM28技术提出了Michelini和McEvilly39瑟伯的方法[]作为一个改善30.]。这两种方法之间的主要区别在于速度模型参数化:Michelini和McEvilly采用立方b样插值而瑟伯采用线性插值的基函数。此外,在这项研究中,稀疏矩阵反演是由LSQR法(40),而原版本的代码使用LU分解。采用的技术包括一些薄弱空调(41)避免文物由于不同射线覆盖的起义与P - s波,而不是真正的异常。这种技术的另一个显著特点是该计划确定阻尼引入的数量在每个迭代步骤42),它允许阻尼的数量减少而稳定的反演一致的和客观的方式。

4.3.2。网格选择

盲测反演的模型网格组组成节点,总共4800反转(即节点。横波速度参数,2400 P - 2400)。网格间距是0.75公里,0.6公里,和1公里,,坐标,分别。最浅的一层节点为表面(0公里),最深的一层是5公里深度。

4.3.3。最初的1维模型和位置

最初的一维速度模型是由输入到达时间的分析推断数据集本身。为此,遗传算法是用于执行参数空间的全局搜索由P波速度和层厚度为8层,找到模型,最大限度地减少整个位置剩余所有事件。Hypoellipse位置计算的程序(43]。以这种方式获得的初始模型(图13)特性最终加权均方根(RMS)的残余乘以0.056 s (P和s相结合)。

4.3.4。反演

团队使用SIM28认为数据的仔细选择是重要的为了获得可靠和准确的结果,事件以来的偏见或mislocations将不可避免地映射到速度异常。有鉴于此,事件以少量的到来阶段或可怜的准确性被移除。事件与超过10到达阶段被选为一个基本数据集反转,总共248次地震(1960 p个相,1294 s阶段)提供了最初的550事件。一旦同时进行反演,所有剩余的地震被重新安置。

五个迭代进行进行3 d速度反演。所需的阻尼规范的反演被发现之间的权衡曲线模型规范和rms不合群。最后rms剩余时间0.039秒(P和s相结合)减少最初的31%。然而,类似的削减已经获得在第二个迭代表明,可能由于真实模型的复杂性,很难扰乱中的初始模型线性化迭代反演方案。

最终测试结果的鲁棒性与许多不同的离散模型。例如,转移速度模型以及深度,不同层的节点。解析后的模型,然而,发现了彼此间保持一致。为了估计更好的解决速度模型的部分,我们总结和规范化的偏导数在每个网格节点(类似于计算计数)。

4.4。层析分析使用TLR3(断层、位置和搬迁,版本3)

4.1.1。方法描述

TLR3方法(断层、位置和搬迁,版本3)引入了Latorre et al。44和更新Gautier et al。42]。它由一个延迟时间断层扫描方法,该方法同时反转速度分布和震源参数,从而提供一个平滑的速度估计在3 d模型,定期间隔,矩形网格。

TLR3实现迭代线性化层析反演,第一个到达时间计算通过求解程函方程的有限差分算法[19]。射线追踪执行使用后验文中算法是基于时间梯度。更精确的旅行时间和偏导数,缓慢字段和震源参数,评估沿射线路径和存储在一个稀疏矩阵。

规范化和扩展的导数矩阵进行去除的影响参数的单位和考虑的敏感性数据,每个类的参数。新的线性系统由LSQR反向技术(40]。速度模型和震源参数更新,作为下一次迭代的输入。

10/24/11。网格选择

TLR3使用两个不同的网格。第一个是有关反转,第二个是只用于求解程函方程和删除一旦射线追踪。在这种盲目测试,第一个是组成的节点,,方向,分别与普通间距200米。速度场由三线性插值网格节点之间的参数化。第二个网格组成立方细胞大小的100米。

4.4.3。最初的1维模型和位置

定义初始1 d和模型的第一步是反演方案。这任务是通过一个试错的过程,1 d P -和横波速度模型是随机抽取的。这些一维地震位置计算模型由Hypo71代码(36]。质量评价模型的基础上的时间残差事件本地化。图13显示了和模型得到的最后一步,选为反演的初始模型。与模型相关的地震位置是用于反演的初始位置。

1 d初始模型的影响在倒后评估的统计分析解决方案中描述的方法类似于(4,44]。200家庭模型随机分布在最初的1 d模型是由扰动初始定义的价值。然后,每个模型倒置和rms残差评价。尽管最初的残差变化大(从0.14到0.18 s),结果表明,反演得到的残差与躺在一个非常狭窄的间隔从0.056到0.057年代。最后,最初的1 d模型源自平均从以前的家庭最好的20个模型。

4.4.4。反演

我们倒整个数据集的550事件为盲人提供测试,没有任何特定的初步数据选择。倒到达时间由3830年p个相,2056 s阶段。数据保持在反演方案只要旅行时间残差结果低于1.5 s。

反演的可靠性评估是一个分辨率网格,通过一系列计算峰值测试集中在每个网格节点的最后一层析模型(44]。我们重新取样详细反演网格的网格节点间距为400米,并计算合成的一组新的到达时间运用小扰动(即。,就像一个峰值的400 m / s和P - 200 m / s和S-velocity模型,分别在每个节点。这些数据集表示的输入数据反演峰值测试。检索速度扰动规范化并存储到网格分辨率。

在我们的迭代反演方案,旅行时间和偏导数沿射线估计通过整合10 m集成的缓慢的一步。为了规范化和规模导数矩阵,使用真正的事件合成测试站几何提供了最佳的权重这层析研究。考虑到重量的是1,我们1.25的重量吗和5以下合成地震参数的测试。扫描不同的阻尼值0.01至100后,我们选择一个阻尼参数为0.5。结果,收敛后得到12个迭代,0.115秒的初始rms达到最后一个0.034秒的价值。

5。层析反演的结果

地震断层反转观察旅行时间为震源位置和速度结构。因此,盲目的测试结果进行了分析,分别观察这两个要素。

自初始速度模型线性化层析反演中起着重要的作用,让我们开始讨论一些评论初始模型采用四个团队(图13)。尽管不同的策略之后,同意所有的初始模型公里,其中两个(即CAT3D和SIM14)同意整个深度范围很好。深度3 - 6公里,更高的速度撞TLR3模型特征,但从6公里的深度又与另外两个对齐。相反,SIM28模型密切符合CAT3D和SIM14 5公里,但在那之后它深度沉淀在一个几乎恒定的约4.3公里/秒的价值,远从设定的其他方法。

现在让我们分析倒震源区,如图14和相比可以直接跟踪虚拟对齐的飞机(灰色阴影区域和黑色线)和真正的位置(图6)。所有方法都能够识别定位飞机,虽然不同程度的准确性。在这方面,SIM14是最不准确的;而SIM28通常是最准确的方法。然而,这个结果也是由于SIM28团队所采用的策略,只保留最好的初始位置为基本数据集。TLR3还提供非常准确的结果。应该注意的是,在这种情况下,震源分布不太相关的原始的投影,图像来源的水平面温柔的曲率和斜率特性投影。CAT3D +附近还有一个很好的相关性,虽然一个更大的散射可以注意到的投影,作为影响呈现上行趋势的来源在水平面保持一致公里。如果我们共同考虑位置和速度没有倒,结果通过该方法的质量很好。最后SIM14为最坏的结果,提供了最大的散射投影平面和最低的相关原始平面图。

本地化的准确性的质量也一直在分析估算震源的转变对真正的位置(表3和图15)。再次,TLR3和SIM28方法提供最低的转移和变化。注意然而TLR3和CAT3D + NLL倾向于低估源深度(即。,estimated hypocenters are shallower than the true ones) of about 300 m and 500 m, respectively. On the other hand, SIM14 estimates a good hypocentral average value but individual locations are usually affected by quite high errors.

现在让我们检查反向速度场的结果。数据16和17展示一些图片的速度场以及三个垂直equilatitudinal部分和7个水平平面,分别(见图6位置)。直接倒字段比较真实的一个。同样,数据18,19,20.,21显示了和沿着相同的片领域。最后,数据22,23,24显示倒和真正的领域之间的差异在同一垂直部分显示在数字16,18,20.。在所有数据,蒙面的分辨率(即反向字段。,reliability) maps calculated independently by each team, as already described in Section4。为了更好的图形化的影响,分辨率值,范围不断在0和1之间,已经初步聚集成三个不同的值,也就是说,0.0,0.5,和1.0,“不可靠”相对应,“可靠”,和“可靠”的反转。

所有方法预测相当可靠的层析反演的中间部分研究了体积,即为≤4 - 5公里≤≤10 - 11公里,2 - 3公里≤≤8 - 9公里,1公里≤4 - 5公里。这些限制外,快速降低分辨率。特别是,可怜的信息可以获得以下结构4 - 5公里的深度,真正模型特性的一些巨大的低速异常。

速度的分析结构倒置的地震断层扫描,我们主要关注两个不同的特性,即(1)成像的背景速度场,和(2)异常体的识别,如岩浆室和烟囱。

在引用第一个方面,似乎倒背景字段复制真实的一个相当不错的深度约5公里,除了SIM14的背景场低估浅结构的速度在0 - 2公里的深度(见,例如,垂直部分的数据16,18,22- - - - - -24)。下面我们会看到,这是由于穷人初始速度模型的精度和过度的使用高阻尼的反演。所有的模型逐渐失败从4 - 5公里深度向下,因为资源的数量逐步减少;然而,反演的可靠性衰减迅速从这个深度。

一般来说,SIM14倾向于低估的速度场和(数据22- - - - - -24)。相反,其他方法功能较弱的偏差与一个积极的和消极的信号。的比较(数据20.,21,24)表明,SIM28和SIM14更加稳定但未能恢复高的岩浆的深度值4 - 6公里,部分恢复了TLR3虽然有些不稳定。CAT3D + NNL展示最高的不稳定,尤其是在最浅的模型(图的一部分21),对应黄色凝灰岩的深度(浅棕色单元如图1 - 3公里3)。

大部分的低速入侵尚未解决,我们评论这个默认的主要原因:(1)只有少数与震源位于下这些尸体,(2)射线路径往往经过高速区,所以低速采样体积是糟糕,和(3)身体太小需要解决与假定网络几何。还强大的异构性问题,真正的模型特性的表面,在第一公里,没有成像,因为穷人的车站覆盖率和少量的事件。

更准确和定量信息的能力倒模型成像数据提供的背景场25和26,这说明在不同深度的平均性能反演。图25比较平均,,值反向通过每个方法的真实模型和初始值字段。采用图示倒值显示所有值的分布(即。,就像一个直方图)在给定深度。在计算中,每个值是由相应的分辨率值(即加权。,0.0,0.5,1.0)正确地考虑可靠性。布置得井然有序,真实的模型是由几个值,指的背景model-note例如相对应的梯度不连贯的土壤和凝灰岩地层的上部或碳酸盐在深度和异常引入它。比较模型如图3- - - - - -5和表1将极大地帮助解释这些图。在大多数情况下,反向值的分布是单峰,很好围绕背景模型的价值。松分布只看到很少,主要用于CAT3D方法,对应于大的可变性参数,有时与现实相反的趋势模型。没有岩浆单位正确成像,无论是在模型的中间或在一个更大的深度。图25展示了很强的初始模型对最终结果的影响非常明显。这是SIM28尤其明显,反向速度远离真正的模型在4.5公里,遵循严格的初始模型。事实上,整个模型倒置SIM28繁殖的初始模型,这是一个明显迹象的过度高阻尼反演设置。

图26展示了真实的和反向模型之间的平均偏差在增加深度。此外,在这种情况下,分辨率矩阵计算中考虑。特别是,反向模型之间的错配和参考模型评估深度的函数吗通过应用下面的公式: 的重量——数量值为0.0、0.5或1.0——解决指数由每个团队和提供是一般的水平截面。所有方法再现和背景领域合理深度大约4公里。特别是SIM28 TLR3特性精度略优于SIM14和CAT3D +附近和在0 - 3公里的范围内。从3公里的深度,平均精度通过逐步降低,因为所有方法来源的数量的逐渐减少。的错误也有类似的趋势,也就是说,它增加深度大于3公里。

反向模型显示小横向变化相比,真正的一个,也没有方法能够解决低速异常代表融化的岩浆和3 d模型的定义。这个结果将一定程度上由于速度模型功能很强的对比,只能解决多通道主动源断层扫描实验,识别特定阶段(即。,反射,折射,转换阶段,等等)。在某些情况下,一些人工层析图像特性异常和方法建议有些矛盾的解释。虽然CAT3D +划分以及SIM14预测高和低速比率在1 - 2公里,3 - 6公里,深度分别TRL3提供几乎相反。一般来说,高值忽略(如在SIM28上限和下限约束适用于)或位置不当(如CAT3D +划分以及SIM14)的情况下。在测试软件,最敏感的方法变化是TLR3,检索中的最高/最低值低的中心部分,接近的真实位置异常。重要的是要注意,在TLR3方法中,参数不是直接倒,而是依赖和字段由反演过程独立解决。预测的可靠性分析,没有一个测试方法解决真正的模型在一个深度超过5 - 6公里,由于缺少数据。在这方面,层析反演的数据集几乎不能提供有用信息的岩浆室模拟模型底部。

6。结论

这个盲测的模型进行的只是一个虚构的表示地球的结构下皮Flegrei区域。它并不代表真正的结构,因为它不受制于实际观察的细节,如(1)代表融化的岩浆的低速异常或者岩浆室;(2)微地震的分布在飞机,这是为了使定义的解释结果更容易;(3)异常比例。然而,这个模型是代表在最佳范围和预期的物理参数的平均值皮Flegrei异质性在其结构,整体体积微地震的来源,和整个1982 - 1984数据集的能力。因此,测试不同的层析方法的模型是很重要的,不仅是了解信息的一种手段,可以从实际数据集还量化可变性起源于不同的反演方法的使用。

一般来说,所有测试地震层析成象方法提供可靠的低分辨率图像的背景速度场Campi Flegrei区域。然而,没有一个成功的第二个目标,即检测的存在低速体(即。,the magmatic chamber beneath 4-5 km of depth) or smaller isolated bodies, representing possible magmatic chimneys and/or intrusions in our model.

这个失败可以归因于很多原因,一些相关的具体案例研究和其他人更一般的自然。首先,有穷人覆盖造成的整体几何站和震源。大多数地震都是浅(公里),因此,大多数射线路径不经过低S-velocity岩浆库的异常。的分辨能力基于直接波到达的层析方法减少这种程度在深度,有小,可以用任何方法来弥补赤字,除非其他阶段的波形识别和反向。

其次,传输层析成象无法识别的速度如发生急剧变化的接口。结果,由于孤立的存在时间延迟低S-velocity身体是分布在一个更大的模型的体积。目标是由低S-velocity异常,而不是一个P-velocity,的确是一个层析方法的主要困难。直接s阶段可以嵌入在复杂的波形,S-delays很容易错过或错误地选择了在转换阶段。这可能是相当复发情况为1982 - 1984波形数据集暗示旅行时间的验证数据集的基础上进一步仔细分析波形。然而,只有一个波形反演方法是可能改善的图像下面的岩浆室和其他细节,提供了射线覆盖好。

震源位于可接受的质量,错误的所有方法的一些几百米。对齐的飞机是由一些方法(即差成像。,SIM14), and estimated locations are usually shallower than the true ones owing to the ambiguity between depth and origin time.

这种盲目的测试也显示,在某些方面与预期相反,不相交的位置的反演方法(CAT3D + NLL)估计位置和速度图像,准确度与执行位置联合反演的方法。

背后的设计理念这盲目的测试来评估整个策略的有效性通过不同的专家小组。在这方面,我们可以强调以下问题。最初的模型反演的影响最终的结果,但它来自反演设置的数量,例如阻尼参数的调优。在这方面,SIM28不脱离生产的解决方案最初的解决方案,甚至在可能的情况下(见,例如,图25)。正确的调优参数确保倒速度的范围包括真正的背景场,独立的初始速度模型(见图25),三个四组。另一个问题涉及策略采用网格:每组采用了截然不同的选择,但这似乎并没有相关的影响结果。最后,被清楚的杰出作用数据采集几何,考虑到只有行之有效的方法参与这种盲目测试,我们可以认为,一个相关的,如果不是决定因素,实现可靠的结果的因素是组织的经验建立整体模型和调优参数,驱动反演。

确认

这部分工作是由意大利民防部门在1999 - 2001年的框架协议下的国家群火山学项目“综合地震方法应用于活跃的火山结构的调查。应用程序Phlegrean字段火山口”,由意大利民事保护部门的框架与史2004 - 2006协议重回di Geofisica e Vulcanologia,例如,在V4项目”概念、验证和应用创新的技术来研究活火山。”作者感谢副主编、教授Marek校友,和三个匿名评论者:他们的评论和建议帮助我们大大提高原来的纸。作为文本解释说,这项研究是由不同的团队,分别工作的指导下盲人测试协调员。他们承认这里的特定作者的贡献。盲目测试协调:大肠Priolo和a . Zollo;三维模型构建:l . D 'Auria p . Klin大肠Priolo;理论旅行时间计算:p . Klin大肠Priolo;CAT3D + NLL团队:g .玻姆和l . Lovisa;SIM14团队:f .异教徒和l . Lovisa;SIM28团队:a . Michelini和l . Lovisa; TLR3 team: S. Gautier, T. Vanorio, D. Latorre, and J. Virieux. The authors also wish to thank some of the other colleagues who contributed to the success of this study, namely: V. Monteiller, J. L. Got, and G. Rossi. The 3D model has been built using the Gocad software [9]。大多数的图表和地图都是由软件(格林尼治时间45]。

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