地球物理反演与层析成像-结业论文与程序设计
地球物理反演方法的综述
地球物理反演方法的综述地球物理反演是一种利用地球物理方法来推断地下构造和物质分布的技术。
通过观测和测量地球物理场，如重力、地磁、电磁、地震等，结合数理统计和计算机模拟方法，可以对地下的地质构造、岩石性质和地下水资源等进行精确的推断。
本文将综述地球物理反演方法的原理、分类及应用。
一、地球物理反演方法的原理地球物理反演方法的原理在于根据地球物理场的观测数据，通过数学模型和计算方法，将地球物理场与地下介质属性之间的关系联系起来。
根据电磁波传播、物质密度、电阻率、磁化率等反演参数的变化规律，推断地下介质的结构和成分。
其中常用的地球物理反演方法包括重力法、磁法、电磁法、地电法和地震法等。
不同的反演方法适用于不同的地质介质和研究目标，各有其优势和限制。
二、地球物理反演方法的分类1. 重力反演法：利用重力场观测数据，通过计算物质的密度分布，来推断地下构造的方法。
重力反演法在石油勘探、地质灾害分析、水资源评价等领域具有广泛应用。
2. 磁法反演法：通过磁场观测数据，推断地下磁化率和磁性物质的空间分布。
磁法反演在矿产勘探、地震预测等方面发挥重要作用。
3. 电磁法反演法：通过电磁场观测数据，推断地下电阻率分布，来研究地下水资源、矿产和工程勘探。
电磁法反演在地下水资源评价、油气勘探、环境地球物理和岩土工程等方面有广泛应用。
4. 地电法反演法：通过电场和电位观测数据，推断地下电阻率分布，用于研究地下水位、地下水性质、污染监测和地下工程等。
地电法反演在工程地球物理勘探和水文地球物理领域具有广泛应用。
5. 地震法反演法：通过地震波在地下的传播与变化，推断地下介质的速度和密度分布，用于研究地质构造、地震预测和石油勘探等。
地震法反演是地球物理反演方法中应用最广泛的方法之一。
三、地球物理反演方法的应用地球物理反演方法广泛应用于地质探测、资源勘探、环境监测和工程勘察等领域。
以下是几个常见的应用领域：1. 石油勘探：地震反演方法可用于确定油气藏的位置、大小和分布，辅助油田开发和管理。
地球物理反演技术的原理与应用
地球物理反演技术的原理与应用地球物理反演技术是一种利用地球物理学原理和数据来研究地球结构和物理性质的方法。
它通过观测不同物理现象的数据，并将这些观测数据与理论模型进行比对，从而推断地下地质结构和属性的技术。
本文将介绍地球物理反演技术的原理和常见的应用领域。
一、地球物理反演技术的原理地球物理反演技术的原理主要基于物理学原理，包括电磁学、重力学、磁学、地震学和地热学等。
具体原理如下：1. 电磁学原理：电磁法反演技术利用地下不同电性介质对电磁场的响应特性来识别地下结构。
该方法可以通过测量地下电磁场的参数（如电阻率、电导率和介电常数）来推断地下岩石类型、孔隙度和流体性质。
2. 重力学原理：重力法反演技术基于地球重力场的变化来推测地下物质的密度分布。
地球上不同密度的岩石体会造成地球重力场的微小变化，通过测量这种变化，可以揭示地下岩石体的类型和分布。
3. 磁学原理：磁法反演技术是利用地下岩石的磁性来推测地下结构。
地球上的磁场会受到地下岩石的磁性影响，通过测量地球磁场的变化，可以了解地下岩石类型和分布。
4. 地震学原理：地震法反演技术是利用地震波在地下传播的特性来推测地下结构。
地震波在地下不同介质中传播时，会发生折射、折射、散射等现象，通过记录地震波的传播速度和幅度变化，可以计算出地下岩石的速度和密度分布。
5. 地热学原理：地热法反演技术是利用地球内部热流传递的特性来推测地下热流分布和地下岩石的导热性质。
地下不同介质的导热性质不同，通过测量地球表面的地温和热流分布，可以推断地下岩石的导热性质、岩石类型和介质性质。
二、地球物理反演技术的应用地球物理反演技术广泛应用于地质勘探、环境监测、灾害预警和能源开发等领域。
以下是一些常见的应用领域：1. 矿产勘探：地球物理反演技术在矿产勘探中具有重要作用。
根据地球物理反演技术可以获得的电阻率、重力梯度、磁场强度等信息，可以推测地下的矿体分布和性质，指导矿产资源的开发和勘探。
地球物理反演中的数据处理与模型构建
地球物理反演中的数据处理与模型构建地球物理反演是一种通过对地下物质的物理特性进行观测和分析，从而推断其空间分布和内部结构的方法。
在地球物理反演过程中，数据处理和模型构建是关键步骤，它们直接影响到反演结果的准确性和可靠性。
本文将重点介绍地球物理反演中的数据处理与模型构建的内容和方法。
1. 数据处理在地球物理反演中，数据处理是为了提取有用信息、剔除干扰和噪声，并对数据进行预处理，以便于后续的模型构建和反演。
数据处理包括以下几个方面：数据校正：对野外观测数据进行校正，消除仪器的系统误差和观测偏差。
常见的校正方法包括零点校正、灵敏度校正、仪器间校正等。
数据滤波：通过滤波技术去除数据中的噪声和高频干扰，使数据更加平滑和可靠。
常用的滤波方法有低通滤波、高通滤波和带通滤波。
数据重采样：将数据从不同的空间采样率或时间采样率转换为一致的采样率，以便于后续处理和模型构建。
数据插值：通过插值算法将不规则分布的观测数据插值到规则的网格点上，以便于后续的插值和反演计算。
常见的插值方法有反距离加权插值、克里金插值等。
2. 模型构建模型构建是地球物理反演的核心步骤，它是基于观测数据和物理规律，建立描述地下结构和物性的数学模型。
模型构建的关键是确定适当的参数化方案和求解方法。
以下是一些常见的模型构建技术：参数化方案：根据反演问题的特点，选择适当的参数化方案。
常用的参数化方法包括网格参数化、层状参数化、体积参数化等。
正则化约束：为了提高反演结果的稳定性和可靠性，通常会引入正则化项作为约束条件。
正则化约束可以通过L1范数、L2范数、Tikhonov正则化等方法实现。
优化算法：反演问题一般是非线性的，需要使用优化算法求解。
常见的优化算法包括梯度下降算法、共轭梯度算法、Levenberg-Marquardt算法等。
先验信息：地球物理反演的结果受观测数据限制，为了提高反演的准确性，可以引入先验信息进行约束。
常见的先验信息包括地质图像、物性模型等。
大地极化激元层析成像技术及冲击矿压防治成套技术
大地极化激元层析成像技术（IP/Resistivity Imaging）是一种地球物理探测技术，用于研究地下的电阻率分布和地下水位变化，常用于地质勘探、环境调查和矿产资源评估等领域。
该技术通过测量地下材料对电流的电阻和极化特性，绘制出地下的电阻率分布图像。
实施大地极化激元层析成像技术的步骤如下：
1. 布置电极：将电极按照一定的布点方式放置在地表上，形成一个电极阵列。
2. 输送电流：通过选定的电极对传递电流，通常是以正弦波形式进行。
3. 记录电势：使用其他电极对电性势（电压）进行记录，形成电势阵列。
4. 建立模型：利用测量数据，通过反演算法建立地下电阻率分布模型。
5. 绘制图像：根据模型结果，生成电阻率分布图像，展示地下结构的特征。
冲击矿压防治成套技术是一个应用于矿山工程的综合技术体系，目的是保护矿井和其周边环境安全，并提高矿山生产效率。
该技术包括预测与控制矿压、支护与加固技术、通风与安全技术等多个方面。
冲击矿压防治成套技术的关键内容包括：
1. 矿压预测与评估：通过地下监测、岩石力学参数测试和数值模拟等手段，对矿石体力学特性和矿压演化进行预测和评估。
2. 支护与加固技术：包括地下巷道支护、巷道加固、矿柱加固等手段，以增强矿山地下结构的稳定性和抗矿压能力。
3. 通风与安全技术：确保矿山内空气流通，维持适宜的通风条件，以降低矿压对矿工的危害。
4. 控制与管理系统：建立完整的矿山矿压监测与控制体系，实施监测、预警、预控等措施，及时采取应对措施以应对矿压问题。
冲击矿压防治成套技术的实施需要结合具体的矿山条件和矿压特点，综合运用多个技术手段，以保证矿山的安全生产和持续发展。
地震层析成像的正演与反演初步
地震层析成像的正演与反演初步摘要本文通过设立一个平行层的地球模型，初始的震源位置和发震时刻，并改变震源出射角的值，求出射线到达地面的位置，以及射线到达台站的到时，获得了正演模型得走时。
并将正演结果用于反演。
在反演中，本文采用了赵大鹏的反演程序1，2，反演速度结构并与设立的模型比较，得到较满意的结果。
1、引言最初用于医学造影的成像技术自从上个世纪七八十年代引入地学后已经发展成为一项成熟的技术，越来越多地用于地球动力学，地幔对流，板块俯冲带及其演化历史，以及消亡的板块的演化历史的研究，并为板块构造理论提供有力的证据。
由于到达台站的地震波的到时与地震波在所穿过的物质中的波速有关，因此，分析地震波的到时数据就可以得到地下波速结构。
结合其它的地学证据，层析成像揭示出地幔由集中的上升结构与下降结构组成10。
高速带通常是冷的岩石圈板块在板块的会聚边界陷入地幔的区域3，6，10，11，12；集中的低速结构通常预示着热的岩浆活动3，10，例如太平洋板块与欧亚板块碰撞形成的火山岛弧下的岩浆活动3，以及东非裂谷带下大规模的岩浆活动，导致了非洲大陆的抬升10。
在对地震波的各向异性的研究中，James Wookey等8根据澳大利亚地震台站接收到的来自Tonga-Kermadec和New Hebrides俯冲带的深源地震的s波分裂，揭示出在该地区地幔中部约660km深处可能存在中部地幔分界层，阻断上下地幔的对流。
随着成像解析度的提高，现在已经能反演出地球深部的速度结构和异常，追述消亡的板块的演化历史5，11，12。
例如Van der Voo等10在西伯利亚1500-2800km深处发现了高速异常带，揭示了大约150-200百万年前Kular-Nera洋关闭，Mongolia-North China陆块与Omolon陆块结合的演化历史。
目前层析成像技术正向着高精确性，大数据量和适用性的方向发展，正反演数值计算方法的开发，成像方法的评价，成像结果的地学解释都是目前研究的方向。
地球物理反演方法及优劣分析
地球物理反演方法及优劣分析地球物理反演是一种通过观测地球物理场的响应来推断地下介质结构和性质的方法。
地球物理反演在地质勘探、环境研究、灾害预测等领域具有重要应用价值。
本文将介绍几种常见的地球物理反演方法，并分析它们的优劣势。
1. 重力法重力法是一种通过测量地球物体潜在能的分布来推断地下密度结构的方法。
重力法具有简单、直观、非侵入性的优点，在海洋和陆地上都可应用。
然而，重力法对密度分布变化较小的地下构造敏感性不高，精度受地形影响。
此外，重力法对地下界面的分辨率较低，难以分辨细小结构。
2. 震电阻抗法震电阻抗法是一种通过测量地震波在地下传播的速度和衰减来推断地下介质的电阻率结构的方法。
震电阻抗法在勘探深层、辨析地下岩石类型等方面具有优势。
然而，震电阻抗法对电阻率界面明显的区域辨识度较高，但对电阻率变化较小的结构分辨率较低。
此外，震电阻抗法对最低频率的信号需高信噪比，仪器设备较为复杂。
3. 电法电法是一种通过测量地下电场、电位差和电流等信息来推断地下的电阻率结构的方法。
电法具有分辨率较高、不受地形影响的优势，适用于地下水、矿产资源、环境污染等的勘探。
然而，电法在复杂多层介质的情况下存在解耦问题，且对电阻率的分辨率随探测深度增加而下降。
4. 磁法磁法是一种通过测量地磁场的强度和方向变化来推测地下岩石磁性结构的方法。
磁法适用于勘探地下矿产、火山活动等。
磁法对磁性较强的物质敏感，但对非磁性物质的响应较弱。
此外，磁法的解释也受到磁化方向不明确和磁异常的干扰。
5. 地震反射法地震反射法是一种通过测量地震波在不同介质之间反射和折射的现象来推断地下介质结构的方法。
地震反射法是勘探石油和地表下岩石结构的常用方法。
地震反射法具有高分辨率、多参数的优势，可以提供地层的结构、速度、岩性等信息。
然而，地震反射法对地下介质的反射界面明显的要求较高，且受到地震波传播路径的限制。
总的来说，每种地球物理反演方法都有其适用的场景和局限性。
地球物理反演成像方法综述
地球物理反演概述地球物理反演是近年来发展很快的地球物理学中利用地球表面及钻孔中观测到的物理数据推测地球内部介质物理参数分布和变化的方法。
其目的就是根据观测数据等已知信息求取地球物理模型。
众所周知，地球物理学中有地震学、电磁学、重力学、地磁学、地热学、放射性学和井中地球物理等学科。
尽管地球物理学家研究地球所依据的物性参数不同，方法各异，但就工作程序而言，一般都可分为数据采集，资料处理和反演解释等三个阶段。
数据采集就是按照一定的观测系统、一定的测线、测网布置，在现场获得第一手、真实可靠的原始资料。
所以数据采集是地球物理工作的基础，是获得高质量地质成果的前提和条件；资料处理的目的是通过各种手段，去粗取精，去伪存真，压制干扰，提高信噪比，使解释人员能从经过处理的资料(异常或响应)中，较准确的提取出测区的地质、地球物理信息。
所以，资料处理是从原始观测数据到地球物理模型之间的必不可少的手段和过渡阶段；反演解释的目的，用地球物理的术语来说，就是实现从地球物理异常(或响应)到地球物理模型的映射，使解释人员能从经过处理的地球物理资料(异常或响应)中提取出获得最接近真实情况的地质、地球物理模型，圆满的完成提出的地质任务。
虽然各种地球物理方法的原理、使用的仪器设备和资料采集方式有很大的不同，但是它们资料处理和反演解释的基础确有许多共同之处。
前者的基础是时间(空间)序列分析，后者的基础是反演理论。
在本文中只涉及地球物理资料的反演解释，地球物理反演是地球物理资料定量解释的理论和算法基础，也是地球物理资料处理技术的基础之一。
1 地球物理反演概述地球物理反演理论是近二三十年来才发展起来的地球物理学的一门重要分支，它是研究从地球物理观测数据向量，到地球物理模型参数向量映射理论和方法的一门学科。
虽然地球物理问题千差万别，但把地球物理观测数据和地球物理模型参数联系起来的数学表达式，却只有线性和非线性两大类。
如以d 表示观测数据向量，m 表示模型参数向量，f 是表示联系d 和m 的函数或泛函表达式，则凡满足(1)d m f m f m m f =+=+)()()(2121(2))amf=af(m()两个条件时，称f为线性函数或线性泛函，故这类问题叫线性问题，其中a为常数。
地球物理反演理论
地球物理反演理论一、解释下列概念1.分辨矩阵数据分辨矩阵描述了使用估计的模型参数得到的数据预测值与数据观测值的拟合程度，可以表示为[][]pre est g obs g obs obs d Gm G G d GG d Nd --====，其中，方阵g N GG -=称为数据分辨矩阵。
它不是数据的函数, 而仅仅是数据核G （它体现了模型及实验的几何特征）以及对问题所施加的任何先验信息的函数。
模型分辨矩阵是数据核和对问题所附加的先验信息的函数，与数据的真实值无关，可以表示为()()est g obs g true g ture ture m G d G Gm G G m Rm ---====，其中R 称为模型分辨矩阵。
2.协方差模型参数的协方差取决于数据的协方差以及由数据误差映射成模型参数误差的方式。
其映射只是数据核和其广义逆的函数, 而与数据本身无关。
在地球物理反演问题中,许多问题属于混定形式。
在这种情况下,既要保证模型参数的高分辨率, 又要得到很小的模型协方差是不可能的,两者不可兼得,只 有采取折衷的办法。
可以通过选择一个使分辨率展布与方差大小加权之和取极小的广义逆来研究这一问题:()(1)(cov )u aspread R size m α+-如果令加权参数α接近1,那么广义逆的模型分辨矩阵将具有很小的展布,但是模型参数将具有很大的方差。
而如果令α接近0,那么模型参数将具有相对较小的方差, 但是其分辨率将具有很大的展布。
3.适定与不适定问题适定问题是指满足下列三个要求的问题：①解是存在的；②解是惟一的；③解连续依赖于定解条件。
这三个要求中，只要有一个不满足，则称之为不适定问题4.正则化用一组与原不适定问题相“邻近”的适定问题的解去逼近原问题的解,这种方法称为正则化方法。
对于方程c Gm d =，若其是不稳定的，则可以表述为()T T c G G I m G d α+=，其中α称为正则参数，其正则解为1()T T c m G G I G d α-=+。
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地球物理反演与层析成像结业论文及地震走时层析成像程序姓名：学号：班级：地球物理学*班[在此处键入文档的摘要。
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]概述地学层析成像是用医学X射线CT的理论详细调查地下物性参数分布状况的物探技术。
分为地震层析成像、电磁波层析成像和电阻率层析成像。
地震层析成像就是用地震数据来反演地下结构的物质属性，并逐层剖析绘制其图像的技术。
其主要目的是确定地球内部的精细结构和局部不均匀性。
相对来说，地震层析成像较其他两种方法应用更加广泛，这是因为地震波的速度与岩石性质有比较稳定的相关性，地震波衰减程度比电磁波小，且电磁波速度快，不易测量。
地震层析成像按研究区域的尺度可分为全球层析成像、区域层析成像、局部层析成像：按所用资料的来源可分为天然地震层析成像（大尺度深部横向不均匀性研究）、人工地震测深（主要研究浅部界面分布）。
按所依据的理论基础一般分为基于射线方程的层析成像和基于波动方程的层析成像。
前者按射线追踪时所用的地震波资料的不同又可分为体波（反射波、折射波）和面波层析成像：按反演的物性参数区分，可分为利用地震波走时反演地震波速度的波速层析成像以及利用地震波振幅衰减反演地震波衰减系数的层析成像。
基于射线理论，地震波走时层析成像方法由于走时具有较高信噪比、无论是柱面波还是球面波走时的规律都相同等优点，相对来说发展较早，技术方法比较成熟，是目前地震层析成像的主要方法。
但是射线理论只适用于波速在一个波长范围内变化很小的场合，是波动方程的高频近似，因此它有一定的局限性。
而基于波动方程的层析成像方法由于需要超大规模的三维数值计算，目前还有许多问题没有解决。
但波动方程包含了地震波场的全部信息，比仅利用走时资料的射线追踪层析成像更能客观地反映地下结构的信息，因此是未来地震层析成像的主要发展方向。
层析成像技术能以图像的方式直观清晰地显示地下物质结构的属性，所以这种方法一产生就受到了极大关注，被广泛应用于内部地球物理和地球动力学、能源勘探开发、工程和灾害地质、金属矿勘探等领域。
地震层析成像技术起源于20世纪30年代，自该技术应用以来，已取得了很多重大的成果。
如以美国哈佛大学和加州理工学院为代表所做的全球三维层析成像工作，首次为人类提供了地球内部的三维结构影像图，其中最重要的结果是地震波速度成像结果与大地水准面的相关性，地球动力学对其给出了很好的解释，为板块运动的热对流学说提供了证据。
再如，用层析成像方法人们首次发现非洲超级地幔柱等大型地幔柱均起源于地幔边界。
在大洋洋脊、板块消减带、克拉通地区，地壳和上地幔中的火山、地壳和地幔顶部、造山带、断裂区和震源区等地方层析成像技术也都有大量的应用成果。
无论是能源和矿产等资源勘探，还是地球内部结构及地球动力学研究，地震层析成像技术都是有效的、重要的技术之一。
1地震层析成像技术地震层析成像涉及3个方面：数据采集、数据处理（数据正反演计算和图像重建）、成像结果解释。
地震层析成像是采集数据的主要目的、数据解释的基础和数据处理的主要部分。
地震层析成像主要包括以下几部分：模型的参数化、正演计算地下介质属性的理论值（射线追踪、波形拟和）、反演及图像重建、反演结果的评价（分辨率分析）。
现分别就用于这4个方面的各种方法作一阐述。
1.1建模及模型的参数化层析成像的结果是在初始模型的基础上迭代反演得来的，因此初始模型与真实地下结构接近程度直接关系到成像的结果能否准确反映客观物质属性。
如何合理、准确地描述初始模型至关重要。
早期研究一般都是假设模型为均匀层状水平各向同性介质模型，这只是一个粗略的模型，远远不能满足实际应用需要。
随着研究的深入，模型逐步过渡到三维非均匀各向异性任意界面介质模型。
国际上一些标准的模型有二维的Marmousi模型，三维的盐丘模型和逆掩模型等。
Gjoystdal（1985）提出的模型生成技术，可方便地生成任意复杂结构的壳幔模型。
块状建模的方法，对地质体的描述采取体→块→面→点→坐标的层次结构。
改变了传统的层状地层的建模方式，引进了块状结构的描述，并采用三角形面片构造块状模型的界面，可以适应非常复杂的三维介质。
新的建模方式从根本上改变了层状地层建模不能适应复杂地质结构的状况。
在地震层析成像技术中，由于最终反演的地下介质属性是通过将研究区域划分成不重叠的多个像元，依据各像元的灰度（反演得到的地下介质属性）来成图的，所以在地震层析成像中多采用网格的方法来进行模型参数化。
网格化方式也由最初网格内速度均匀分布模型发展到后来的给出节点速度值，采用插值的方法求得网格内各点的速度；由规则均匀网格发展到动态变尺度的不规则网格。
有人在2001年提出了一种模型参数化方法，把模型网格分为正演网格、地震网格（实际地下结构模型）、反演网格，各种网格划分密度和大小（根据射线分布情况）不同。
对正演网格采用精细划分，而对成像网格则采用相对较粗糙的划分，这种模型参数化方法在不增加计算复杂度的情况下，提高了成像的分辨率，是一种理想的模型参数化方法。
类似的研究有交错网格法，不同尺度的成像网格和射线追踪网格，彼此通过双曲线插值映射相互关联。
但他们采用尺寸相等的网格划分方法，对于射线分布不均匀的情况有可能造成某些网格没有射线通过的问题，虽然通过更小尺度的划分可以避免上述问题，但是这无疑增加了计算量，这是和采用不等尺寸网格划分方法相比不足的地方。
在正演数值模拟之前，还需要做的一项重要工作就是数据预处理。
地震层析成像结果的优劣除了跟初始模型的选取有关，很大程度上还取决于数据空间的完备程度。
如数据量的大小，数据的精度，射线分布的均匀程度及密度等。
这些对于人工地震资料来说，炮点和接收点是可以人为选择的，因此上述要求是可以得到满足的。
然而对于天然地震资料来说，只能通过数据预处理尽可能地提高成像精度，如震源深度校正、地震重新定位、时差校正、远震的高度校正和地球椭圆扁率的校正等。
1.2正演数值模拟正演计算在层析成像中起着极其重要的作用。
正演计算的精度和计算速度，直接决定着成像的分辨率和可靠程度。
正演数字模拟技术分为求解偏微分方程的波动方程数值模拟和由积分方程以求解波场传播旅行时为主的射线追踪数值模拟。
下面分别就这两种数值模拟技术的主要方法进行评述。
（1）射线追踪数值模拟方法射线追踪的方法种类较多。
经典的方法是基于初值问题的试射法和基于边值问题的弯曲法。
经典方法存在的不足有：难以处理介质中较强的速度变化，难以求出多值走时中的全局最小走时，计算效率较低。
而且，试射法不能对首波和阴影区内（射线理论不成立）的射线路径进行追踪；弯曲法对于两点距离较远的情况效率较低。
随着射线追踪方法的发展，出现了大量不同于传统方法的新型算法。
这些方法的主要特点在于不再局限于地震波的射线路径描述，而是直接从惠更斯原理或费马原理出发，采用等价的波前描述地震波场的特征。
1）有限差分求解程函方程法Vidale基于扩张波前的思想提出了用有限差分法求解程函方程来进行射线追踪的方法，开辟了一条射线追踪的新途径，后又于1990年将该方法推广到三维。
但是他的方法仍然没有解决首波的射线追踪问题，同时当介质中存在较大的速度间断面时会出现不稳定（不满足因果性关系，出现负数开平方）。
将地震波的传播路径近似看成一条射线的情况下，波的旅行时只与沿着波射线的速度分布有关。
由于低频波的波前恢复效应，实际情况是当波穿过的介质远远小于菲涅尔带时，这种近似的影响可以忽略，然而当波穿过的介质大小和菲涅尔带相当时，旅行时和整个菲涅尔带内的速度分布情况相关，这时把波的传播路径近似成射线对旅行时所造成的误差是不可忽略的。
2）最短路径法最短路径法的基础是费马原理及图论中的最短路径理论，是用网络节点之间的最小旅行时连线近似地震射线路径的。
这种方法可以同时计算出从震源到达空间所有点的初至走时及相应的射线路径，并且不受射线理论的约束，准确地追踪出阴影区内的折射波射线路径。
波速模型的复杂性与空间维数也不会影响算法的实现，而且所得初至走时保证了全局最小的特性。
这种算法灵活高效，实用性强并且克服了经典算法的缺陷，是一种较理想的算法。
但是最短路径法的精度和速度并不比传统方法强。
当节点较稀时，射线常常呈之"字形路径，计算出的旅行时将比实际旅行时系统偏大，且在波传播方向上节点越少，误差越大。
另一个问题是，当网络稀疏时，特别对于速度变化平缓的区域，在两个点之间常常会有几条等时最短路径，其中可能有一条能较好地近似真实射线路径，而其它的却不能，因此具有一定的不确定性。
3）解析计算法解析的射线追踪方法本质上都是对射线方程解析求解，一般有以下几类。
基于费马原理的解析方法，即通过求解射线方程的极小值来求得射线的路径。
解析法适用范围较小，因为实际地质构造复杂，即速度分布比较复杂，而且解析法只能对少数特殊的速度分布实现射线追踪（如速度或慢度平方是常梯度，以及慢度平方是多项式的情形）。
4）传统方法的改进方法拟弯曲法在模型中引入了复杂形状的速度间断面，使用了可以计算含有速度间断面的非均匀模型中的地震波走时和射线路径的射线追踪技术，适合复杂结构地区的地震成像。
该方法对射线路径的扰动主要分两种情况处理。
当扰动点在间断面上时，根据斯奈尔定律，采用两分法逐渐缩小范围，找出在间断面上的折射点：当扰动点在连续介质内部时，以射线路径上3个相邻点为例，先固定不相邻两点的位置，扰动中间点的位置，以寻求不相邻两点之间最小走时路径。
由于这些特点，该算法近年来在国内外获得了较广泛的应用。
5）其他方法旅行时线性插值法是Vidale差分法的一种高级形式。
为了提高地震波旅行时的计算精度，提出了一种改进的射线追踪法——旅行时二次/线性联合插值法（QLTI），即在震源的近场采用二次插值计算旅行时，在远场仍用LTI算法。
QLTI 算法改善了近场旅行时的精度，降低了累加误差，从而提高了全场（尤其是远场）旅行时的计算精度，QLTI算法较传统的LTI明显提高了精度。
基于惠更斯原理和费马原理求取地震波走时及其反射波射线路径的新方法。
该方法具有原理简单、易于实现、能适应较为复杂地质模型以及易于将其推广到各向异性介质等优点，克服基本算法速度较慢的缺陷，是一种地震波走时和反射波射线路径计算的改进方法。
在保证精度的条件下，该改进算法的计算速度显著提高。
地震波走时层析成像方法--交错网格法，即利用高密度网格进行射线追踪，以适应实测射线数的剖分网格进行成像计算，并采用任务并行化逐炮点进行射线追踪。
交错网格法的成像网格单元内射线为曲线，具有较高的成像精度。
方法原理简单，易于实现。
（2）波形拟和法基于波动方程的层析成像一般有理论地震图法和接收函数法。
由于波动方程数值模拟实质是求解地震波波动方程，因此模拟的地震波场含了地震波的所有信息，但由于基于波动方程的层析成像方法需要超大规模的三维数值计算，所以计算速度相对于几何射线法要慢，且易引进干扰波，目前还有许多困难问题没有解决。