中国科学院地质与地球物理研究所.
中国科学院地质与地球物理研究所
中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院地质与地球物理研究所简介中国科学院地质与地球物理研究所于1999年由原地质研究所和地球物理研究所两所整合而成。
整合前的两个研究所都有长达50余年的历史和丰厚的科研成果，在国内外地学界具有很高的学术地位。
著名地质学家侯德封先生曾任原地质研究所第一任所长，著名地球物理学家赵九章先生曾任原地球物理研究所第一任所长。
地质与地球物理研究所是从事固体地球科学研究与教育的综合性学术机构。
研究所以固体地球各圈层相互作用及其资源、环境、工程地质问题作为主攻方向。
1999年以来，研究所在科研布局上基本形成了地球动力学研究、环境与灾害研究、矿产资源研究的三足鼎立式研究格局。
研究所共设以下九个研究室：地球深部结构与过程研究室、岩石圈构造演化研究室、青藏高原研究室、新生代地质与环境研究室、空间电磁环境研究室、工程地质与应用地球物理研究室、油气资源研究室、固体矿产资源研究室、水资源与地壳流体研究室；研究所同时有岩石圈构造演化、矿产资源、工程地质3个中国科学院重点实验室，另外在地球磁场与地球外核动力学、干旱区环境演化与全球变化、俯冲碰撞造山的岩石学过程等研究方向上建成3个国家自然科学基金委优秀创新研究群体。
近年来，研究所承担了多项国家重点基础研究发展规划973项目、国家自然科学基金重点项目、国家高技术研究发展计划863项目的科研工作，取得一批重要科研成果。
代表性的奖项是著名第四季地质学家刘东生院士获得的xx年度国家最高科学技术奖。
研究所从事科研活动的人员共有177人，其中中国科学院院士11人、中国工程院院士１人、研究员60人。
另外，研究所共有支撑系统固定人员26人，固定管理人员19人。
研究所是国家最早确定的硕士、博士研究生培养基地和博士后流动站单位，是中国科学院博士生重点培养基地，现有在读博士生292人，硕士生95人，在站博士后50人。
研究所拥有开展固体地球科学研究的大型观测和测试分析仪器，主要包括：地球物质成分与物质性质分析系统、地球深部结构观测系统、地质年代学测定系统、地磁与电离层观测台链、古环境数据分析系统、数据处理计算系统，为地球科学测试、观测和实验提供了必要条件。
射线追踪方法的发展现状_张钋
2000年3月地 球 物 理 学 进 展第15卷 第1期 射线追踪方法的发展现状张 钋 刘 洪 李幼铭(中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100101)摘 要:射线追踪方法作为一种快速有效的波场近似计算方法,不仅对于地震波理论研究具有重要意义,而且也直接应用于地震波反演及偏移成像等过程.本文在收集、整理国内外有关研究资料的基础上,介绍了近十年中这一领域的研究现状及最新发展趋势,并针对其中具有代表性的几类方法的基本思路、方法特点及实现步骤等进行评述.关键词:波场计算;射线追踪中国分类号:P315.3文献标识码:A文章编号:1004-2903(2000)0036-101 引 言80年代末以来,随着Kirchhoff积分叠前深度偏移在解决复杂构造成像中获得一系列成功,作为其算法基础之一的射线追踪方法也得到了很大的促进和发展,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Huygens原理或Ferm at原理出发,采用等价的波前描述地震波场的特征.在本文的以下部分,我们将对其中应用较广且具有代表性的方法进行评述.射线追踪的理论基础是,在高频近似条件下,地震波场的主能量沿射线轨迹传播.传统的射线追踪方法,通常意义上包括初值问题的试射法(Shooting method)和边值问题的弯曲法(Bending method).试射法根据由源发出的一束射线到达接收点的情况对射线出射角及其密度进行调整,最后由最靠近接收点的两条射线走时内插求出接收点处走时.弯曲法则是从源与接收点之间的一条假想初始路径开始,根据最小走时准则对路径进行扰动,从而求出接收点处的走时及射线路径.Vidale(1988)在提出程函方程的有限差分法时,曾指出试射法和弯曲法的主要问题在于:①难于处理介质中较强的速度变化;②难于求出多值走时中的全局最小走时;③计算效率较低;④阴影区内射线覆盖密度不足.然而按照目前的观点,仅考虑地震波所有走时 收稿日期:1999年9月1日基金来源:国家自然科学基金项目(49894190)和大庆石油管理局资助中最小走时无疑具有很大局限性,即使从射线偏移的角度来看,要获得较好的成像效果,只考虑地震波走时中的最小走时也是远远不够的.因而最近几年,关于射线追踪方法的研究主要集中在多值走时计算方面,研究进展主要体现在:①在传统的试射法及弯曲法的基础上的改进,如各类波前重建方法(Vinje ,1992;Sun ,1992;Lambare et al .,1996),除多值走时外,还较好地解决了计算效率及阴影区覆盖不足的问题;②对最小走时算法的改进,使之可适应多值走时计算,如慢度匹配法(Symes ,1998),可认为是最短路径方法的推广;③传统方法与最小走时算法的结合,如HW T 方法(Sava ,Fomel ,1998),则是通过波前传播计算射线路径.下面具体阐述这些具有代表性的方法.2 V idale 方法与传统试射法与弯曲法不同,Vidale 方法(vidale ,1988)计算的是波阵面而不是射线路径.以二维情况为例,用正方形的网格对慢度模型进行离散化,如图1所示,根据程函方程 t (x ,z ) x 2+ t (x ,z ) z2=s 2(x ,z ),(1)对上式中的偏导数用有限差分进行离散近似,设地震波到达A 、B 1、B 2的走时分别为t 0、t 1、t 2,则t x =12h (t 0+t 2-t 1-t 3),(2a ) t z =12h (t 0+t 1-t 2-t 3).(2b )h 为离散网格单元的边长.将以上两式代入(1)式,可得C 1的走时t 3=t 0+2(hs )2-(t 2-t 1)2.(3)上式中,S =(S A +S B 1+S B 2+S C 1)4. (3)式为平面波外推公式.为在波前曲率较大时保证走时计算精度,Vidale 又提出一种所谓的球面波外推公式.取A 点为坐标原点,则波阵面的曲率中心的坐标及走时分别为(-x S )、-(z S )和t S .点A 、B 1、B 2和C 1处的走时分别为t 0=t S +Sx 2S +z 2S ,(4a )t 1=t S +S(x S +h )2+z 2S ,(4b )t 2=t S +Sx 2S +(z S +h )2,(4c )t 3=t S +S (x S +h )2+(z S +h )2.(4d )·37· 第15卷 第1期张钋等:射线追踪方法的发展现状 (4a )-(4d )为球面波外推公式.在计算过程中,既可单独使用(3)式或(4)式进行走时外推,也可将二者结合起来使用.但由于(4)式涉及波前曲率中心的计算,因而计算量较大.为使走时计算满足地震波传播过程中的因果律及保持计算过程的稳定性,Vidale 方法采用一种“扩展方阵”的形式进行走时外推,以图2为例,即图1 离散化后形成正方形网格 图2 V idale 走时外推示意图(1)首先从已知走时的、围绕震源的正方形上的结点开始(图中细实线),根据该正方形上结点的已知走时计算其外侧相邻另一正方形上结点的未知走时,即外推方向是由震源逐步向外的.图3 相对时间极小点走时外推示意图(2)在每次外推过程中,计算顺序为,从待求正方形的任意一边开始,在完成四边的计算后,最后完成四个顶点的计算.在每一边的计算中,还需要先找出其内侧相邻正方形上走时为极小值的结点,设其为t B ,如图3所示,其两边结点上的时间为t B 和t C ,则与t B对应的外侧相邻正方形上结点的走时t D 由下式确定 t D =t B +(hs )2-0.25(t C -t A )2.(5) (3)从t D 开始,根据(3)、(4)式分别计算同一条边上其它点的走时,直到遇到正方形顶点或其对应的内侧相邻正方形上结点走时为相对极大值时停止.(4)重复步骤(1)～(3),即可求出整个计算区域内网格点上地震波的最小走时.Vidale (1990)又将上述方法推广到三维情况,但基本思路未变.3 改进的Vidale 方法当介质中存在较大的速度间断时,Vidale 方法会出现不稳定.因此,在Vidale 之后,·38· 地 球 物 理 学 进 展2000年 相当一部分关于程函方程有限差分法的研究主要是针对上述问题的.其中Qin (1992)在Vidale 扩展方阵的基础上实现了扩展波前的递推方法,但计算量增加很大;Podvin (1991)也是按扩展方阵的方式求取走时,对每一个网格节点,系统地比较来自各个方向的透射波、衍射波和首波.例如,对图3中的D 点而言,要求比较可能来自E 、B 、F 三点的首波,可能来自A 、C 两点的衍射波,及可能来自EA 、AB 、BC 、CF 的透射波.如果还考虑回转波,则有4个首波、4个衍射波及8个透射波需要考虑.Podvin 采用的扩展方阵方式与Vidale 方法相同,即从上一方阵面的走时相对极小点开始到走时相对极大点结束,考虑到这种情况,则只需比较2个可能的透射波、2个可能的首波与1个衍射波.与Vidale 方法相比,Podvin 的方法同样增加了很多计算量,但其稳定性相当好.4 V an Trier 法Van Trier (1991)首先将程函方程(1)化为守恒型程函方程,然后用有限差分法(上风法)直接求解变换后的方程,进而求出地震波场的最小走时.二维极坐标系中程函方程可表示为 τ r 2+1r τ θ2=S 2(r ,θ).(6)令u = τ θ,定义F (u )=S 2-u 2r 2,(7) u 与F (u )满足u r= F (u )/ θ.(8) 方程(8)满足双曲守恒方程的形式,F (u )称为守恒通量函数.Van Trier 采用上风法(Upwind method )求解方程(8),可得u n +1j =u n j +Δr Δθ〔Δ+F -(u n j )+Δ-F +(u n j )〕.(9)式中,n 和j 分别为r 方向和θ方向的离散样点数.Δ-u =u j -u j -1,Δ+u =u j +1-u j ,分别为向后、向前差分算子.且F +(u )=F (max (u , u )),F -(u )=F (min (u , u )), u 为函数F (u )的驻点(即F ′( u )=0).在极坐标系下,由初始条件及(9)式即可求出所求网格点上的慢度分量u 及F ·39· 第15卷 第1期张钋等:射线追踪方法的发展现状 (u ),对u 及F (u )积分即可求出网格点上的走时.上述算法的主要局限性在于守恒通量函数F (u )的计算,当介质速度梯度较大时,F (u )可能变为虚数,从而导致计算终止;另外,在实际应用中,常常需要频繁地进行极坐标网格到直角坐标网格的走时转换,这在一定程度上也增加了计算量.上述直接求解守恒型程函方程的思路也可直接在直角坐标系中实现(朱金明,王燕丽,1992),这样虽不需要进行不同坐标系下走时的转换,但为保证差分格式的稳定性、相容性等又需对源点及计算网格作特殊处理,所以并没有太大的优越性.5 WFRT 法图4 计算方块与计算网格点(★)WFRT 方法(黄联捷、李幼铭、吴如山,1992)的基本出发点为Huygens 原理.根据介质的非均匀程度,将所要研究的介质分割成大小相等的矩形网格,每个矩形网格单元内的速度可视为均匀的,称为第一次分割;然后再根据计算精度的要求将每一矩形网格进一步分成均匀等份的小矩形网格,称为第二次分割.以图4为例,假定原点位于介质模型左边界,根据Huygens 原理,每个网格点均可相继作为次级源.对于每个次级源,选取其右上角(右下角)的一个含有(5×5)个小网格的矩形方块,称为计算方块.当计算方块里不包含速度分界面时,波在90°范围内,从次级源点向计算方块里的网格点传播时,在同一方向上,可能会遇到若干网格点,但只需计算其中与次级源直线距离最小的一点,称这些网格点为计算网格点.从源点出发,按上述方法选取一计算方块,计算波从源点到计算网格的点的透射走时,然后把除源点外的所有计算网格相继当作次级源,计算其相应计算方块中计算网格上的走时,对于同一网格点可能存在的不同透射走时,选取其中最小值作为该点的走时.WFRT 方法的特色在于,在射线追踪过程中,系统地考虑了计算方块内速度界面可能存在的组合形式,并根据Snell 定律对此作了细致的处理,较大地提高了计算速度.对透射波而言,共有三种涉及界面的传播路径,即直线、平界面的一次透射及直角界面的二次透射,如图5所示.6 最短路径法最短路径法(moser ,1991;刘洪、孟繁林、李幼铭,1995)的基础是Ferm at 原理及图论中的最短路径理论.利用最短路径的思路求解程函方程,Moser (1991)和刘洪等(1995)都作了大量工作.这些方法的基本思路相同,只不过具体实现步骤上存在差异.·40· 地 球 物 理 学 进 展2000年 以刘洪等人的方法为例,首先将波阵面看成由有限个离散点次级源组成,由一个已知走时点(如源点)出发,根据Fermat 原理逐步计算最小走时及射线方向.设Q 为已知走时点q 的集合,p 为与其相邻的未知走时点,t q 和t p 分别q 和p 点的最小走时,t qp 为q 至p 的最小走时,r 为p 的次级源位置,则图5 (a )平界面的一次透射;(b )～(c )直角界面的二次透射{r =q ∶t p =min q ∈Q(t q +t qp )}.(10) 根据Huygens 原理,q 只需遍历Q 的边界(即波前点),当所有波前邻点的最小走时都求出时,这些点又成为新的波前点.图6 最短路径扫描正方形示意图(a )扩展;(b )收缩·41· 第15卷 第1期张钋等:射线追踪方法的发展现状 在实际计算中,通常将速度模型离散成分块均匀的正方形单元,则每一单元内射线为直线段.设源点的走时为零,除源点外其它结点的走时为无穷大.先选定一个扫描中心,如果源点位于某一正方形单元的一个顶点上,则源点就是所选的扫描中心.如果源位于其它位置,则选择该源邻域的左上顶点作为扫描中心.如图6(a)所示,在选定扫描中心O后,将以O为中心,r为半边长的正方形称为扫描正方形,现让r以单位步长逐步增加,对应的扫描正方形就以O为对称中心,逐渐扩大,扫过整个计算区域.在此过程中,把每一扫描正方形的上下左右四条边界上的结点作为波前点按图6(a)中箭头所示顺序进行邻域点最小走时及次级源修正.在向外扫描过程结束后,让r以单位步长逐渐减小,则相应的扫描正方形从模型边界向扫描中心收缩.在此过程中,也对每一个扫描正方形上的波前结点按图6(b)中箭头方向所示顺序进行邻域点最小走时及次级源修正.将这种扫描正方形依次扩展、收缩的计算过程依次进行下去,直到所有结点上的走时不再减少时,就完成了所有结点上的全局最小走时计算.7 HWT(Huy gens Wavefront T racing)法Sava和Fomel(1998)认为,传统求解射线方程的射线追踪方法虽能求出多值走时(Vinje,1992;Sun,1992;Lambare,et al,1996),但缺乏稳健性.程函方程的有限差分法虽然具有稳健性,但只能计算最小走时.因此,Sava和Fomel将两者结合起来,提出了一种新方法.三维情况下,程函方程可表示为τx 2+τy2+τz2=1ν2(x,z).(11) 上式中x、y和z为空间坐标,τ为走时,v为介质速度.对于点源,射线的出射角γ和φ满足τx γx+τyγy+τzγz=0,(12)τx φx+φyγy+φzγz=0.(13) (12)、(13)两式的物理意义即射线与波阵面的切线方向垂直.(11)～(13)式中隐含着走时τ、射线出射角γ和φ都是空间坐标x、y、z的函数,即τ=τ(x,y,z),(14a)γ=γ(x,y,z),(14b)φ=φ(x,y,z).(14c) 根据隐函数存在定理,射线轨迹的空间坐标x、y、z作为τ、γ和φ的函数满足如下关系τ2=ν2(x,y,z),(15)·42· 地 球 物 理 学 进 展2000年 x τ x γ+ y τ y γ+ z τ z γ=0,(16) x τ x φ+ y τ y φ+ z τ z φ=0.(17)对(15)～(17)式进行离散化,可得(x i ,k j +1-x i ,k j )2+(y i ,k j +1-y i ,k j )2+(z i ,k j +1-z i ,k j )2=(r i ,k j )2,(18)(x i ,k j -x i ,k j +1)(x i +1,k j-x i -1,k j )+(y i ,k j -y i ,k j +1)(y i +1,k j -y i -1,k j )+(z i ,k j -z i ,k j +1)(z i +1,k j -z i -1,k j )=r i ,k j (r i +1,k j -r i -1,k j ),(19)(x i ,k j -x i ,k j +1)(x i ,k +1j -x i ,k -1j )+(y i ,k j -y i ,k j +1)(y i ,k +1j -y i ,k -1j )+(z i ,k j -z i ,k j +1)(z i ,k +1j -z i ,k -1j )=r i ,k j (r i ,k +1j -r i ,k -1j ).(20) (18)～(20)式中,i 、j 、k 分别为γ、φ、τ的离散指标;r i ,k j =Δτνi ,k j,Δτ为τ的离散步长,为离散点(i ,j ,k )处的速度.由源点开始,在扩展波前上根据(18)～(20)式逐点外推,就可完成整个计算区域内的射线追踪.从文中提供的算例可看出,该方法在稳健性、对阴影区的覆盖以及计算速度都具有一定优越性,但由于该方法采用的离散方式为一阶精度,因而最终计算结果的精度如何仍需进一步研究.8 慢度匹配(Slowness Matching )法图7 慢度匹配法示意图慢度匹配法的目的仍是求解多值走时问题.Symes (1998)假设,地震波的射线都是下行的,即d τdz>0满足.如图7所示,考虑到达某一深度z f 的射线,定义τup (x )=τ(x ,z d ,x S ,z S ),(21a )τdn (x )=τ(x ,z d ,x f ,z f ).(21b ) 根据Fermat 原理,水平坐标x d 应使函数 F (x )=τup (x )+τdn (x ),(22)取极值,即满足τ x + x dn x =0.(23)上式中的偏导数即为射线慢度,所以该方法称为慢度匹配法.用有限差分对(23)式中的偏导数进行近似,在z =z d 的平面上对离散点进行扫描,若发现(23)式右端的偏导数之·43· 第15卷 第1期张钋等:射线追踪方法的发展现状 和变号,则可通过内插求出(23)的根.在求出所有满足方程(23)的根后,即可得出所有离散网格点上的多值走时.显而易见,该算法的计算量很大,因此在目前还不是一种可实用化的方法.参 考 文 献〔1〕Vidale ,J .E .,1988,Finite -difference calculation of travel times ,Bull .,Seis .Soc .Am .,78,2062～2076.〔2〕Vidale ,J .E .,1990,Finite -difference calculation of traveltimes in three dimension ,Geophysics ,55,521～526.〔3〕Vidale ,J .E .,and Houston ,H .,1990,Rapid calculation of seismic amplitude ,Geophysics ,55,1504～1507.〔4〕Qin ,F .,Olsen .,K .,Luo ,Y .,and Schuster ,G .T .,1992,Finite -difference solution of theeikonal equation along expanding wavefronts ,Geophysics ,57,478～487.〔5〕Podvin ,P .,and Lecomte ,I .,1991,Finite difference computation of traveltimes in very contrastedvelocity model :a massively parallel approach and its associated tools ,Gephys .J .Int .,105,271～284.〔6〕Van Trier ,J .,and Symes ,W .W .,1991,Upw ind finite -difference calculation of traveltimes ,Geo -physics ,56,812～821.〔7〕William ,A .,and Schneider ,Jr .,1995,R obust amd efficient upwind finite -difference traveltime cal -culations in three dimension ,Geophysics ,60,1108～1117.〔8〕Moser ,T .,1991,Shortest path calculation of seismic rays ,Geophysics ,56,59～67.〔9〕黄联捷、李幼铭、吴如山,1992,用于图像重建的波前法射线追踪,地球物理学报,35,223～232.〔10〕刘洪、孟繁林、李幼铭,1995,计算最小走时和射线路径的界面网全局方法,地球物理学报,38,821～831.〔11〕Sava .P .,and Fomel .,S .,1998,Huygens wavefront tracing :A robust alternative to ray tracing ,68Ann .Internat .M tg .,Soc .Expl .Geophys .,Expanded Abstracts ,1961～1964,New Orleans .〔12〕Symes ,W .W .,1998,A slow ness matching finite difference method for traveltimes beyond transmis -sion caustics ,68Ann .Internat .M tg .,Soc .Expl .Geophys .,Expanded Abst racts ,1945～1948,New Orleans .〔13〕Vinje ,V .,Jversen ,E .,Gjoystadal ,H .,1992,Traveltime and amplitude estimation using w ave -front construction .In EAEG Ann .Meetg .,Abstract ,504～505.〔14〕Sun ,Y .,1992,Computation of 2D multiple arrival traveltime by interpolative shooting method ,in62th S EG Ann .Meetg .Expanded Abstract ,1320～1323,S EG ,Tulsa ,OK .〔15〕Lambare ,G .,Lucio ,P .S .,Hanyga ,A .,1996,Two -dimensional multivalued traveltime andamplitude maps by uniform sampling of a ray field ,Geophys .J .Int .,125,584～598.·44· 地 球 物 理 学 进 展2000年 THE SITUATION AND PROGRESS OFRAY TRACING METOD RESAERCHZhang Po Liu Hong Li Youming(Institute of Geology and G eophy sics ,Chinese Academy of Sciences ,Beijing 100101)A bstractAs an efficient approximate method ,ray tracing not only plays an important role in the theoretical research of seismic wave propagation ,but also can be directly applied to seismic in -version and mig ration imag ing .Based on the study of relative material published in recent decade ,the current situation and prog ress on ray tracing method research ,and remark on sev -eral typical classes of methods is provided in this paper .Key words :Computation of w avefiled ;Ray tracing Manuscript received by editor S ptember 1,1999·45· 第15卷 第1期张钋等:射线追踪方法的发展现状 。
深切怀念我尊敬的导师_我国最长寿的地质学家崔克信教授_潘云唐
深切怀念我尊敬的导师——我国最长寿的地质学家崔克信教授潘云唐（中国科学院大学研究生院）今年2月14日，中国科学院地质与地球物理研究所研究员崔克信先生在北京寓所无疾而终，享年104岁。
就目前所了解的资料来看，他应当算是中国地质学家中之最长寿者。
崔克信出身在河北省井陉县一个贫苦农家，生下不久，患“羊羔疯”症，日夜啼哭不止，时间久了，他母亲实在不忍母子都受煎熬，有一夜趁父亲不在家，凌晨前将他用棉袄裹住，扔到干河容里，幸亏住在同院的伯母心很细，天亮时没听到孩子的哭声，心生疑虑，立即到处去寻找，终于在干河谷听到哭声，将他找到抱回，批评了他的母亲，要他无论如何要把孩子留下带好。
就是这样一位“弃儿”，后来上学成绩一直很好，1929年20岁时，考上北京大学理科预科，1931年转入地质系本科，1935年毕业，他同班同学很多都成了著名地质学家，包括当选为中国科学院院士的孙殿卿，当选为台湾“中央研究院”院士、总干事的阮维周，以及曾任北京大学地质地理系教授的王嘉荫，曾任地质部地质矿产司副总工程师的李悦言等。
崔克信后来历尽坎坷，但是却活到了104岁高龄，成为中国地质界创记录的老寿星，真是一大奇迹，也可说是“大难不死必有后福”。
“好人一生平安”。
崔克信从北大毕业后，进入实业部（后为经济部）地质调查所工作。
1937年全面抗战爆发后，他随该所由南京迁至长沙，又迁至重庆北培，1938年在四川盆地工作了一段时间，1939年4月进入刚成立的西康省从事金矿地质等工作。
1941年调到西康省地质调查所，历任技师、代所长、所长，在西康省藏族地区工作了11年。
新中国时期，他初在重庆西南地质调查所、西南地质局工作，任工程师、队长。
1955年调到北京中国科学院地质研究所，历任副研究员、研究员。
1957年因工作安排问题与领导有分岐而被错划为右派。
1960年摘掉右派帽子。
1966年，“文革”期间又遭到冲击。
改革开放时期，他恢复了科研工作。
1979年，“右派”的冤假错案彻底改正，他恢复了中国科学院地质研究所研究员职称，以及相应的学术地位，担任了所学术委员会委员、学位评定委员会委员、《地质科学》编委等职。
地质勘查专业学术刊物汇总一览表
地质灾害与防治学报
国土资源部
中国地质环境监测院
ISSN：1003-8035CN:11-2852/P
1990年创刊。本刊为中国科学引文数据库来源期刊;中国核心期刊(遴选)数据库期刊,是我国工程地质、环境地质、地质灾害领域的综合性学术理论与实践的专业期刊,专门登载有关自然和人类工程－经济活动诱发的崩塌、滑坡、泥石流、地面塌陷、地面沉降、地裂缝、地震、黄土湿陷、粘性土胀缩、冻土融陷、地下水污染、海水入侵、矿井突水、岩爆、瓦斯爆炸、水土流失、土地沙漠化、盐渍化等地质灾害的发生、发展机制、规律、监测、预报，地质灾害防治新技术、新方法以及地质环境保护等方面的科研成果或学术论文。本刊物是我国从事地质灾害研究，特别是地质灾害防治及地质环境保护方面的权威性刊物。
新疆维吾尔自治区地质矿产研究所
ISSN 1004-5716
CN 65-1124/TD
本刊已入编：
中国学术期刊（光盘版）、中国期刊网、中国科技期刊数据库、万方数据-数字化期刊群，中国核心期刊（遴选）数据库收录期刊，中国期刊全文数据库收录期刊，中国科技论文统计源期刊，中国学术期刊综合评价数据库统计源期刊，台湾华艺CEPS收录期刊。
中国期刊方阵双效期刊
双月刊
（双月出版）
12
地质与勘探
中国钢铁工业协会
中国冶金地质总局、中国地质学会
ISSN 0495-5331
CN 11-2043/P
中国期刊方阵双百期刊
中文核心期刊
中国科技核心期刊
双月刊
（单月出版）
13
矿物岩石
四川省科学技术协会
成都理工学院，四川矿物岩石地球化学学会
ISSN：1001-6872CN：51-1143/TD
月刊
杰出的战略地质学家_缅怀侯德封先生诞辰100周年
矿物岩石地球化学通报#纪念侯德封院士百年诞辰#Bulletin of Mineralogy,Petrology and GeochemistyVol.19No.1,2000Jan.杰出的战略地质学家)))缅怀侯德封先生诞辰100周年刘嘉麒(中国科学院地质与地球物理研究所,北京100029)侯德封先生1900年5月6日(农历四月初八)生于河北省高阳县,1923年毕业于北京大学地质学系。
在长达60年的地质实践与科学研究生涯中,他把毕生的精力完全献给了祖国的地质事业,是和李四光等老一辈科学家并肩战斗的杰出地质学家、矿床学家、地球化学家,是中国地质工作的卓越组织者和领导者。
在回顾20世纪中国地质事业的发展历程时,不能不缅怀这位与世纪同龄的杰出科学家所建立的丰功伟绩。
为国探宝的尖兵和先导20世纪20年代,面对贫穷落后的旧中国,侯德封先生一走出校门,便踏上了科学救国的征程,先后在河南中原煤业公司、农业部地质调查所、太原晋绥矿产测探局、四川省地质调查所和南京地质调查所等单位工作。
为探查祖国的资源和矿藏,他背井离乡,走南闯北,深入调查了当时国计民生所必需的煤矿、铁矿和其他金属矿产,收集了各省的有关资料,编写了5中国矿业纪要6和有关论文,有力地指导了祖国矿业的开发;他还考察了黄河流域的地形、地貌、地质构造和经济地质等,撰写了5黄河志6。
这是一部科学典籍,详细记述了黄河治理、开发利用和流域经济发展的历史和现状,为研究黄河提供了宝贵资料。
1946年侯先生率队对拟议中的长江三峡坝址进行了工程地质调查,取得了丰富资料,这是我国对三峡坝址进行的最早地质勘察。
1949年新中国成立了,时已年近半百的侯先生迎着初升的太阳,焕发出极大的热情和活力,他知道要在战争的废墟上建设新国家,首先需要的是物质,是资源,这是地质工作者为国出力的最好时机。
他作为中央人民政府地质工作计划指导委员会南京办事处主任,新中国第一个地质研究所)))中国科学院地质研究所首任所长,急国家之所急,想国家之所想,组织参与了一个个找矿的战役。
2020-2021年中国科学院大学固体地球物理学考研招生情况、分数线、参考书目、经验指导信息汇总!
一、地质与地球物理研究所简介中科院地质与地球物理研究所只招收学术型硕士研究生，旨在培养德智体全面发展，爱国守法，在本学科内掌握坚实的基础理论和系统的专门知识，具有从事科学研究、教学、管理或独立担负专门技术工作能力、富有创新精神的高级专门人才。
中国科学院地质与地球物理研究所是从事固体地球科学研究与教育的综合性国家学术机构。
以固体地球各圈层相互作用及其资源、环境、工程地质问题作为主攻方向。
研究所现建有岩石圈演化国家重点实验室和国家空间环境野外科学观测研究站，以及地球与行星物理、页岩气与地质工程、矿产资源研究、油气资源研究和新生代地质与环境等5个中国科学院重点实验室，并成立了深部资源探测先导技术与装备研发中心。
地质与地球物理研究所拥有良好的学术氛围、雄厚的师资力量、强大的科研支撑以及安定的生活条件，能够为研究生提供大量的国内外学术交流机会，创造积极向上的学习与工作环境。
根据地质与地球物理研究所2019年推免生拟录取情况，地质与地球物理研究所070901矿物学、岩石学、矿床学专业的03矿床学方向、070904构造地质学专业、081801矿产普查与勘探专业2019年不招收全国统考硕士生。
2019年面向全国计划招收学术型硕士研究生82人（以最终下达指标为准），包括将接收各高校学习成绩优异的推免生45人左右，统考硕士生37人左右。
二、中国科学院大学固体地球物理学专业招生情况、考试科目070801固体地球物理学计划24人①101思想政治理论②201 英语一③601高等数学(甲)④806普通物理(乙)或826地球物理学三、中国科学院大学固体地球物理学专业考研参考书目601高等数学(甲)：《高等数学》（上、下册），同济大学数学教研室主编，高等教育出版社，1996年第四版，以及其后的任何一个版本均可。
806普通物理(乙)：全国重点大学工科类普通物理教材826地球物理学：1、傅承义、陈运泰、祁贵仲著，《地球物理学基础》，北京：科学出版社，19852、郭俊义编著，《地球物理学基础》，北京：测绘出版社，20013、C.M. Fowler, The Solid Earth: An Introduction to Geophysics, Cambridge University Press，1990.4、N. H. Sleep, K. Fujita, Principles of Geophysics, Blackwell Science，1997.四、中国科学院大学近三年固体地球物理学专业考研分数线2018年：五、中国科学院大学固体地球物理学专业初试1.网上打印准考证：在教育部规定的时间内，考生凭网报用户名和密码登录中国研究生招生信息网的网报系统，自行下载打印《准考证》。
2020-2021年中国科学院大学070802空间物理学考研招生情况、分数线、参考书目及备考经验指导
一、地质与地球物理研究所简介中科院地质与地球物理研究所只招收学术型硕士研究生，旨在培养德智体全面发展，爱国守法，在本学科内掌握坚实的基础理论和系统的专门知识，具有从事科学研究、教学、管理或独立担负专门技术工作能力、富有创新精神的高级专门人才。
中国科学院地质与地球物理研究所是从事固体地球科学研究与教育的综合性国家学术机构。
以固体地球各圈层相互作用及其资源、环境、工程地质问题作为主攻方向。
研究所现建有岩石圈演化国家重点实验室和国家空间环境野外科学观测研究站，以及地球与行星物理、页岩气与地质工程、矿产资源研究、油气资源研究和新生代地质与环境等5个中国科学院重点实验室，并成立了深部资源探测先导技术与装备研发中心。
地质与地球物理研究所拥有良好的学术氛围、雄厚的师资力量、强大的科研支撑以及安定的生活条件，能够为研究生提供大量的国内外学术交流机会，创造积极向上的学习与工作环境。
根据地质与地球物理研究所2019年推免生拟录取情况，地质与地球物理研究所070901矿物学、岩石学、矿床学专业的03矿床学方向、070904构造地质学专业、081801矿产普查与勘探专业2019年不招收全国统考硕士生。
2019年面向全国计划招收学术型硕士研究生82人（以最终下达指标为准），包括将接收各高校学习成绩优异的推免生45人左右，统考硕士生37人左右。
二、中国科学院大学空间物理学专业招生情况、考试科目070802 空间物理学计划7人①101思想政治理论②201英语一③601高等数学(甲)④806普通物理(乙)或808电动力学三、中国科学院大学空间物理学专业考研参考书目601高等数学(甲)：《高等数学》（上、下册），同济大学数学教研室主编，高等教育出版社，1996年第四版，以及其后的任何一个版本均可。
806普通物理(乙)：全国重点大学工科类普通物理教材808电动力学：郭硕鸿著，《电动力学》，高等教育出版社，北京，2008年第三版。
四、中国科学院大学近三年空间物理学专业考研分数线2018年：五、中国科学院大学空间物理学专业初试1.网上打印准考证：在教育部规定的时间内，考生凭网报用户名和密码登录中国研究生招生信息网的网报系统，自行下载打印《准考证》。
翟明国：厚重地学承载家国深情
翟明国栉风沐雨三十载，作为地质科研的领军人物，他长期奋战在科研一线，勇于创新，先后参加、主持过国家、中国科学院和国家基金委的多个重大、重点研究课题；主持和参加过中国与美国、英国、日本等国的多个国际合作项目，为国家做出了突出贡献。
钻研攻坚 震铄古今
多年来，翟明国针对早期陆壳的形成与增长、结构与成分、前寒武纪与显生宙变质作用的异同等前沿核心科学问题，集中研究华北陆块以及相邻地区，取得了一系列创造性成果，并引起了国内外的广泛关注。
地质与地球物理研究所组团前往蒙古国进行了考察访问，并与蒙古科学院地质与矿产资源研究所签订了合作协议；他们还对俄罗斯科学院西伯利亚分院进行访问并进行了野外考察，同时与地球化学研究所签订了合作协议，建立了良好的合作关系，为下一步的合作奠定了坚实的基础。
春风化雨 硕果累累
在研究之外，翟明国还肩负着为国家培养人才的重任，他常常鼓励学生们提问，引导学生主动学习。他把地球科学与人类的关系作为授课重点，以便让学生更好地明白这一领域的深刻内涵。此外，他还主张与其他学科交叉促进，让后来者可以学习更为广博的知识。几十年来，他为国家培养了一批又一批专业人才，让科研的精髓薪火相传。
关于早期陆壳的形成与增长方面的研究，翟明国在华北克拉通发现了早前寒武纪形成的高压高温麻粒岩－退变榴辉岩地体，改变和修正了由于一般认为早前寒武纪地壳的地温梯度比显生宙高，因此不存在高压变质带，也不存在与显生宙可以对比的构造机制的传统看法。这些高压岩石的变质历史，指示了和显生宙碰撞造山带类似的成因，同时它们很高的温度又明显与显生宙碰撞造山的机制有差别。
通过对显生宙造山带的研究，翟明国提出了前寒武纪与显生宙变质机制具有本质性差异，其主要控制因素是地壳的地热梯度在早期与现代有很大不同，并且在地质历史上不具重复，这也指示了早前寒武纪与显生宙大陆动力学机理是存在差异性的。
中科院各研究所排名 国家自然科学基金
注：引用请说明来自生物统计家园网机构数量数量排名经费/万元经费排名中国科学院合肥物质科学研究院136169022中国科学院上海生命科学研究院124210997.21中国科学院长春应用化学研究所8735318.6610中国科学院植物研究所86462885中国科学院化学研究所8556292.54中国科学院地理科学与资源研究所8165729.87中国科学院高能物理研究所8175418.39中国科学院大气物理研究所818431714中国科学院大连化学物理研究所779453513中国科学院地质与地球物理研究所76106673.33中国科学院生态环境研究中心751162846中国科学院动物研究所7112517111中国科学院物理研究所68135602.18中国科学院生物物理研究所67143614.520中国科学院海洋研究所6215386215中国科学院微生物研究所6216370918中国科学院国家天文台6117378517中国科学院深圳先进技术研究院6118232237中国科学院自动化研究所6019342422中国科学院南海海洋研究所5920350521中国科学院半导体研究所5621456412中国科学院过程工程研究所56223241.126中国科学院大学55233837.216中国科学院数学与系统科学研究院54243282.125中国科学院寒区旱区环境与工程研究所5125286630中国科学院遗传与发育生物学研究所4826334823中国科学院沈阳应用生态研究所48273307.324中国科学院上海药物研究所48282657.531中国科学院金属研究所4729322827中国科学院力学研究所4730297629中国科学院昆明植物研究所4531249232中国科学院福建物质结构研究所4432246234中国科学院上海硅酸盐研究所44332405.335中国科学院兰州化学物理研究所4434196944中国科学院广州地球化学研究所4335369419中国科学院上海有机化学研究所4236305528中国科学院东北地理与农业生态研究所42372491.433中国科学院上海应用物理研究所4238236836中国科学院苏州纳米技术与纳米仿生研究3939195546中国科学院上海光学精密机械研究所38402055.539中国科学院宁波材料技术与工程研究所3741174252中国科学院遥感与数字地球研究所3742163258中国科学院华南植物园34431703.554中国科学院地球化学研究所3344204840中国科学院南京土壤研究所3345165356中国科学院长春光学精密机械与物理研究3346151759中国科学院南京地理与湖泊研究所3247182648中国科学院武汉物理与数学研究所3248180149中国科学院昆明动物研究所3149200243中国科学院计算技术研究所3150186247中国科学院理化技术研究所3051179450中国科学院新疆生态与地理研究所3052145463中国科学院城市环境研究所30531261.473中国科学院声学研究所30541215.376中国科学院近代物理研究所2955202642中国科学院成都生物研究所2956164457中国科学院紫金山天文台2857196945中国科学院水利部成都山地灾害与环境研2858130370中国科学院青岛生物能源与过程研究所2859128172中国科学院亚热带农业生态研究所2760211038中国科学院工程热物理研究所2761148161中国科学院武汉植物园2762145962中国科学院水生生物研究所2663178251中国科学院青藏高原研究所2664145464中国科学院武汉岩土力学研究所2565203341中国科学院广州能源研究所2566139169中国科学院电工研究所2467125674中国科学院上海天文台2368173753中国科学院水利部水土保持研究所2369165655中国科学院心理研究所2370116180中国科学院西双版纳热带植物园2371106482中国科学院广州生物医药与健康研究院227292885中国科学院云南天文台2173149960中国科学院上海巴斯德研究所2174144765中国科学院信息工程研究所2175119578中国科学院武汉病毒研究所2076143066中国科学院烟台海岸带研究所20771136.681中国科学院微电子研究所2078101284中国科学院软件研究所207987789中国科学院上海高等研究院208076790中国科学院南京地质古生物研究所1981139768中国科学院沈阳自动化研究所1882140467中国科学院空间科学与应用研究中心1883129971中国科学院对地观测与数字地球科学中心18841187.879中国科学院天津工业生物技术研究所188563293中国科学院电子学研究所1786123975中国科学院西安光学精密机械研究所1787120677中国科学院新疆理化技术研究所178854397中国科学院上海微系统与信息技术研究所168988487中国科学院测量与地球物理研究所159088488中国科学院北京基因组研究所159173891中国科学院国家天文台南京天文光学技术1492101583中国科学院山西煤炭化学研究所149363294中国科学院上海技术物理研究所139492186中国科学院地球环境研究所139561696中国科学院重庆绿色智能技术研究院129645999中国科学院古脊椎动物与古人类研究所119767692中国科学院西北高原生物研究所1198408100中国科学院光电研究院109963095中国科学院光电技术研究所10100406101中国科学院青海盐湖研究所9101343103中国科学院遗传与发育生物学研究所农业7102387102中国科学院新疆天文台7103312104中国科学院苏州生物医学工程技术研究所7104267105中国科学院科技政策与管理科学研究所7105265.7106中国科学院计算机网络信息中心6106237108中国科学院理论物理研究所510750998中国科学院国家授时中心5108192109中国科学院成都有机化学有限公司4109265107中国科学院地质与地球物理研究所兰州油2110148110中国科学院资源环境科学信息中心2111129111中国科学院国家天文台长春人造卫星观测2112106112中国科学院自然科学史研究所111340113中国科学院声学研究所东海研究站111430114305115。
中科院地质所2014年硕士研究生通过复试(拟录取)名单公示
（第一批）专业名称编号考生姓名考生编号总成绩备注固体地球物理学1 黄卫航800014075000085 88.22 姜博午800014075000065 87.33 张元萍800014075000069 87.34 付博烨800014075000008 86.55 杜亚楠800014075000079 84.46 何熹800014075000111 83.47 林羿800014075000042 82.98 刘建光800014075000041 82.79 姜重昕800014075000052 82.410 何国丽800014075000043 81.411 聂仕潭800014075000033 81.112 侯东洋800014075000077 80.713 高一帆800014075000110 80.7矿产普查与勘探14 翟媛媛800014075000011 82.2矿物学、岩石学、矿床学15 黄柯800014075000103 80.516 李昌昊800014075000022 78.617 陈晨800014075000116 78.418 卢杰河800014075000058 77.719 谢梦雨800014075000029 76.120 孙宝璐800014075000068 75.4第四纪地质学21 杨帆800014075000089 82.922 张仲彦800014075000054 8023 江奇达800014075000121 79.2地球化学24 张婷800014075000066 75.925 廖鑫800014075000014 73.526 刘子恒800014075000010 72构造地质学27 宋帅华800014075000086 83.328 李睿800014075000102 80.329 王裔800014075000051 73.130 张超800014075000025 69.2海洋地质学31 李咏晨800014075000053 77.2地质工程32 郭艺800014075000091 86.333 程雅星800014075000090 79.834 余冲800014075000017 76.2 少数民族骨干35 古丽波斯坦·吐逊江800014075000019 72.1 少数民族骨干（第二批）专业名称编号考生姓名考生编号总成绩空间物理学1 李巧玲800014075000044 81.82 周舸800014075000097 79.33 覃鹏飞800014058000052 76.94 丁源800014058000065 76.25 韩倩倩800014075000040 76.0地球动力学6 沈中山101834160113843 74.97 张慧慧800014075000087 73.6地质工程8 刘港800014075000114 82.29 惠鑫800014075000117 76.5地球与空间探测技术10 杨燕800014075000070 80.211 李盛荣800014075000057 80.112 李翠红800014159000070 77.813 司玺800014075000060 75.5第四纪地质学14 李佩800014075000112 71.5 古生物学与地层学15 张月婷800014075000031 69.8（第三批）经过中国科学院地质与地球物理研究所第四纪地质学复试小组对考生的资格审核和复试，所复试工作领导小组对考核和体检结果进行审议，综合考虑初试、复试成绩确定拟录取李思远（考生编号：114154*********；总成绩：74.8）为我所第四纪地质学专业学术型硕士研究生，现予以公示。
求解声波方程的辛RKN格式
求解声波方程的辛RKN格式刘少林;李小凡;刘有山;陈世仲【摘要】将声波方程变换至Hamiltion体系,构造了适用于高效声波模拟的二阶显式辛Runge-Kutta-Nystr(o)m(RKN)格式,运用根数理论得到此格式的阶条件方程组.针对两个自由度的辛条件方程组,根据三次项截断误差最小原理得到—种误差最小辛格式;通过分析声波的时间演进方程的稳定性,选择不同的辛系数使演进方程更稳定,并得到了另一种更为稳定辛格式;在频散关系分析中,选择使数值频散最小的辛系数,得到第三种最小频散辛格式.在理论分析中,这组辛RKN格式相比常见格式在精度控制、数值频散压制以及稳定性提升等方面均具有明显优势;在数值实验中,通过具体算例验证了理论分析的正确性.【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2013(056)012【总页数】9页(P4197-4205)【关键词】声波波场;辛RKN格式;截断误差;稳定性;频散关系【作者】刘少林;李小凡;刘有山;陈世仲【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球深部研究重点实验室,北京 100029;中国科学院大学,北京100049;中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球深部研究重点实验室,北京 100029;中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球深部研究重点实验室,北京 100029;中国科学院大学,北京100049;中国科学院地质与地球物理研究所,中国科学院地球深部研究重点实验室,北京 100029;中国科学院大学,北京100049【正文语种】中文【中图分类】P6311 引言地震波正演模拟技术一直是地震学研究的热点，无论是中小尺度的地震波逆时偏移［1－2］、全波形反演［3－4］，还是区域性地震动研究［5－6］以及全球地震波模拟［7－9］和地球介质非均匀性反演等方面，正演模拟都起着关键作用.经过几十年的发展，地震波模拟方法已逐渐完善，总体而言，这些方法可以分为三大类，即射线法、积分方程法以及波动方程直接解法，Carcione等［10］和 Yang等［11］对这些方法做了详细的回顾与讨论.本文主要讨论声波方程的直接解法.无论是经典的有限差分法［12－14］，还是伪谱法［15－16］、有限元法［4，6］、谱元法［17－18］等众多方法，在时间离散上常常使用二阶中心差分或Newmark格式，虽然计算效率较高，但低阶的时间近似与高阶的空间离散格式往往不匹配，以致影响了地震波模拟的精度.针对时间精度较低等问题，Dablain ［19］将Lax等［20］提出的Lax－Wendroff方法运用至地震波模拟之中，其思想是运用高次空间微分修正时间精度.为了计算方便，一般得到时间四阶精度.但是直接运用有限长度的网格点波场值修正时间高次项，精度往往不够，针对此问题，Tong等［21］利用Yang等［22］发展的 Nearly Anayltic Discrete Method （NAD）近似空间高阶微分，得到了时间四阶、空间八阶的两步Stereo－Modeling Method（STEM）地震波模拟方法，两步STEM法在实际地震波模拟中精度的提高、数值频散压制和数值方向各向异性控制等方面均明显优于Lax－Wendroff方法.Chen在研究Lax－wendroff方法之后发现该方法在实际运用中误差增长较快［23］，针对此缺点，Chen将高阶的辛 Runge－Kutta－Nyström（RKN）与辛Partitioned－Runge－Kutta（PRK）格式运用至声波模拟之中［24－25］，因辛格式严格保持 Hamiltion系统微分二形式不变的特性［26］，有效地解决了地震波长时间计算中的误差累积等问题.Li等［27－28］在时间离散上采用三级三阶的辛PRK格式、空间离散上采用褶积微分算子法，形成了一套较为高效的地震波模拟方法，这些格式都是显式辛格式.与显式辛格式不同的隐式辛格式，其优点为无条件稳定性，Luo等［29－30］主要讨论了二阶隐式辛格式，但隐式辛格式涉及到微分算子的求逆运算，直接LU分解消耗大量的时间，谱因式分解虽计算速度快，但面临着精度损失、边界处误差过大等弊端，改进的混合算法虽然精度和计算效率上有所提高，但仍无法满足高精度与高效率地震波模拟的要求.Ma等［31］在分析总结前人工作基础上，提出在时间离散上采用二阶的辛PRK格式［32］、空间离散上采用NAD算子，得到了一种高效、高精度的地震波模拟方法.本文将伪谱法离散后的半离散声波方程变换至Hamilton系统，在分析不同时间积分格式面临的诸多问题之后，提出在时间离散上使用二级的辛RKN格式，以保证较高的计算效率，运用根数理论得到辛条件方程组.针对两个自由度的方程组，为了实际模拟需要，从精度、频散、稳定性三方面优化系数，最后得到了三组优化系数，理论上分析了新得到的优化格式在求解声波方程时的优良特性.在实际运用之中，可以根据不同的实际需要选择不同的格式以得到更好的模拟结果.2 辛RKN格式2.1 声波方程的伪谱法离散在地震波模拟与成像中有限差分算子得到了广泛的应用［19］，但有限长度的有限差分算子精度较低、数值频散明显［11］.伪谱法在精度和数值频散压制方面明显优于有限差分法［33］，随着计算机硬件的发展，伪谱法有望运用至三维高精度地震波模拟与成像之中［16］.考虑如下形式的地震声波方程：其中，u（x，y，z，t）为声波波场值，c（x，y，z）为声速.在空间上采用均匀网格对（1）式离散，即uijk≈u（iΔx，jΔy，kΔz），i＝1，2，…，Ni，j＝1，2，…，Nj，k＝1，2，…，Nk，Δx，Δy，Δz为空间网格间距.若采用伪谱法计算（1）式中的空间微分，得到的半离散方程如下：表示空间节点的离散波数值，记f（u）＝c2 F－1［w2·F（u）］.其中，u为离散后的波场向量，F，F－1分别表示Fourier正变换和逆变换，w ＝［w1，1，1，…，wNxNyNz］，2.2 辛RKN格式及条件方程对于（2）式可以采用多种时间离散格式，如三阶的 Runge－Kutta方法（RK）［34］、Newmark 格式［5，7，8］、二阶辛 PRK 格式［31－32］、三阶辛PRK 格式［23，27－28，34］、四阶的辛RKN格式［24－26］以及最近Yang 等发展的显式化后的 RK格式与 Adams格式［35－36］.这些方法中二阶的辛PRK格式效率最高，每一个时间步只需两次正反Fourier变换，高阶格式虽然有较高的精度，但每个时间步计算量过大以致严重影响计算效率.在大尺度以及全球尺度地震波模拟时，由于空间微分计算量过大，每个时间步无法承受过多中间步，所以本文使用二阶辛RKN格式对（2）式进行离散.引入变元v＝u·，则方程（2）可降阶为考虑（3）式为 Hamilton系统情形，即（3）式可表示为如下形式：其中 H（u，v）为一标量函数，由（3）、（4）式知 H 满足如下等式：因此H满足：当f（u）为某一标量函数V的梯度时才可考虑（4）式的辛算法.对于一般的s级RKN格式可以写为［26］：其中，h为时间步长，ci，aij，¯bj，bj为辛系数.可以证明，如果（6）式是显式辛的，（6）式应满足如下方程［26，37］：在地震波模拟时，希望格式（6）的计算效率与二阶的PRK格式相近［31－32］，当s＝2时即满足高效地震波模拟的要求.在精度上希望格式（6）精度尽可能提高，对于非约化的辛RKN格式［26，37］（即格式中无冗余级，bj≠0），满足（7）式的格式（6）是p 阶的，可以用图形表示微分关系的根数理论［37－38］，即任何s－树sτ，都有一个有根的s－树ρsτ由sτ的一胖节点提升得到，ρsτ的权与密度满足如下等式：其中φ为ρsτ的权，γ为ρsτ的密度.如果二级的辛RKN格式是三阶的，有4个非多余有根s－树需满足（8）式，将辛条件（7）带入（8）式化简得到如下等式：2.3 一种误差最小辛RKN格式求解（9）式发现，方程无实数解，即二级的辛RKN格式无法使精度达到三阶，我们可以根据截断误差最小原理得到精度接近三阶的误差最小辛RKN格式，即（9）式中的前两式满足的同时，构造目标函数，使目标函数尽量最小，运用非线性优化方法，可以得到如下一种误差最小辛RKN格式（记为M1）：2.4 一种强稳定的辛RKN格式运用二级辛RKN格式进行地震波模拟时，时间步长与空间步长应满足一定的比例关系，否则计算失稳以至无法进行.为了使分析过程中量纲一致，引入变量~v＝vh，考虑如下的简谐解，由（6）式得到的时间演进方程为其中，θ＝ckh，e1 ＝b1c21＋b1c22，e2 ＝b1b2（c2－c1）.由（13）式知时间演进方程的特征值为其中为了保证＝1，由（14）式可以得到如下不等式：选择不同的c1，c2，满足（9）、（15）式的同时力图使θ取到最大值.最后得到的一种强稳定的辛RKN格式（记为 M2）：2.5 一种最小频散辛RKN格式由于用时间和空间的离散点值近似替代时间空间连续变化的函数，必然导致真实信号中的部分信号无法拾取而导致数值频散.本文用伪谱法计算空间微分，在Nyquist波数范围内伪谱法对波数完全覆盖，用格式（6）进行地震波模拟时，数值频散将主要来源于时间离散.由（13）、（14）式可知，（13）式左端的exp（iωh）应与λ相等，由此可以得到相速度c与真实速度c之比满足如下等式：其中，θ又可以表示为θ＝rkΔ，库朗数选择适当的库朗数（如r＝1），当kΔ由0变化至π，选择不同的系数使得相速度与真实速度最接近，为此构造如下目标函数：用非线性最优化方法得到一种最小频散辛RKN格式（记为 M3），3 三种辛RKN格式特性分析第2节从精度、稳定性和数值频散优化三方面得到了3种辛RKN格式，本节就这三方面与常见格式对比，以凸显本文格式的特性.对比选用的格式包括：二阶辛PRK 格式［31－32］（记为 M4）、二阶优化PRK格式［39］（记为 M5）和三级三阶PRK格式［27－28］（记为 M6）.3.1 精度分析将（10）式中的E1视为截断误差，对比M1—M6 6种格式的E1.对比结果如表1所示.就精度而言，三阶格式M6精度最高；M1精度其次，其精度逼近三阶格式M6；M2与M5精度接近，M3和M4精度最差.表1 6种辛格式截断误差对比Table 1 Error truncation of six symplectic schemes方法误差M1 M2 M3 M4 M5 M6截断误差0.000292 0.00217 0.0179 0.0087 0.00204 03.2 稳定性分析按照2.4节分析方法，可以得到M1—M6的稳定性条件.表2给出了6种格式从一维到三维的稳定性极限（即库朗数r所取的极大值）.从表2可以看出，理论上M3稳定性最好.在常见格式中三阶格式M6稳定性最好，二阶的M4格式稳定性最差，优化的二阶格式M5介于两者之间，整体而言常见格式稳定性要逊色于本文3种格式.表2 6种格式一维到三维稳定性比较Table 2 Stability limits of six symplectic schemes for 1D，2D，and 3Dscalar wave simulations维数方法1D 2D 3D M1 0.8127 0.5746 0.4692 M2 1.2732 0.9003 0.7351 M3 1.2436 0.87930.7180 M4 0.6366 0.4502 0.3676 M5 0.7208 0.5097 0.4162 M6 0.84860.6000 0.48993.3 频散分析按照2.3节的分析方法，可以得到M1—M6的频散关系，图1（a、b）为r＝0.5和r＝0.8时6种格式1D情形下的频散曲线.由图1a可知，r取较小值时M6频散最小，M3频散其次，M4与M5频散较大；在图1b中当r＝0.8时M4与M5已经失稳，故未在图中显示，当kΔx取较小值时，M6频散最小，但kΔx取较大值时，M6频散将超过M3.由图对比可知，M3频散一直维持在较低范围.当r＝0.8时，按照Basabe和Sen［40］频散限定标准，即频散小于0.01，1D情况下，M3一个波长的最小采样点数为2.38；同理2D情形下，M3一个波场内的最小采样点数为3.36.图1 6种格式r＝0.5和r＝0.8时的频散关系对比Fig.1 Comparison of numerical dispersion of six symplectic schemes when r＝0.5（a）and r＝0.8（b）4 数值试验4.1 半无限均匀介质模型为了测试这组辛RKN格式对声波的模拟精度，设计了2D均匀介质模型，模型大小为2550m×2550m，震源位于模型中心，接收点在震源左侧400m处.震源由主频为30Hz的Ricker子波激发，空间网格间隔为10m，时间步长为1ms.声波波速为3000m／s.定义接收点的总体误差其中，ui为t＝i h时刻的数值解，ur为解析解.模拟结果如图2，计算效率与总体误差如表3所示.由图2可知，6种方法模拟结果与解析解高度一致，M1、M2和 M6与解析解最靠近，M3、M4和M5偏离解析解较远，由于压制高波数处的数值频散，M3对低波数模拟的精度影响较大，表现在图2中为相位较为超前.由表3可以看出，M6误差最小，M1与M2误差其次，其中M1与M2精度足够接近；M3—M5误差较大；就计算效率而言M6的计算时间为M1—M5的1.5倍，在计算效率相同的情况下，M1、M2比M4、M5有较大的精度提升.4.2 分层介质模型为了检验本文方法的数值频散压制能力，设计如图3的分层介质模型，模型大小为3825m×3825m，分界面位于1920m深度处，上层介质的波速为2000m／s，下层介质波速为3000m／s，震源位于（1920m，－1710m）处，由主频为60Hz的Ricker子波激发产生，时间间隔为1ms，空间间隔为15m.模拟结果如图4所示.图2 6种格式计算得到的声波波形与解析解对比Fig.2 Comparison of waveforms generated by six sympletic methods and analytic solution图3 分层均匀介质模型以及模型参数Fig.3 Two layer homogeneous mediaand model parameters图4（a—d）分别为M4—M6和M3四种方法计算得到的0.5s时刻的波场快照.从图4a可以看到除了直达波、反射波、透射波以及首波外，还在直达波波前、透射波波前附近出现了强烈的数值频散，图图4 4种方法模拟分层声波介质中地震波传播0.5s时的波场快照（a—c）M4—M6方法；（d）M3方法.Fig.4 The snapshots of scalar wave propagation in two layered medium at time t＝0.5s表3 6种辛格式计算效率和总体误差对比Table 3 Computational efficiencyand total error comparison of six symplectic methods方法参数M1 M2 M3M4 M5 M6内存消耗／kB 3656 3656 3656 3656 3656 3656计算时间／s 827.450 828.280 829.500 826.390 830.700 1253.330总体误差E 2.070 2.071 3.262 2.984 2.292 1.5914b在透射波波前也出现了强烈的数值频散；图4（c，d）中只在透射波前出现了轻微的频散，M3和M6计算结果较为一致.M3—M5计算效率基本相同，M6计算耗时为M3—M5的1.5倍，在高频地震波模拟时使用M3，在保证计算效率的同时，能较好地压制数值频散.4.3 非均匀介质模型——SEG／EAGE盐丘模型为了测试本文方法在非均匀介质中波场计算的有效性和稳定性，选择SEG／EAGE 模型做测试，模型速度结构如图5所示.模型中波速变化范围为1524～4480m／s，除了若干个起伏分层界面外，还存在盐丘高阻体，使得介质横向速度变化极为强烈.选择震源位于模型中心，其为主频是40Hz的Ricker子波，空间网格间距为20m，时间间隔为1ms时M2、M5和M6三种方法的模拟结果如图6所示，时间间隔为2ms时的模拟结果如图7所示.当时间间隔为1ms时，M2、M5和M6可以得到几乎相同的波场快照，从图6中可以看到，由于介质的非均匀性，在速度突变的界面上产生了强烈的反射和多次反射，以及在速度突变的角点处产生了明显的绕射和散射，三种方法均是稳定的，并得到了可靠的结果.当时间间隔增加一倍，即为2ms时，M5已经失稳，而M2和M6依然稳定，从图7中可以看到两种方法得到的快照和图6中的快照无论是整体还是细节上都极其一致，说明本文M2使用大时间步长的模拟结果依然是可靠的.图5 SEG／EAGE盐丘模型Fig.5 The velocity profile of SEG／EAGE salt model图6 三种方法模拟得到的非均匀介质中0.5s时的波场快照（a）M2；（b）M5；（c）M6，时间间隔为1ms.Fig.6 The snapshots of wavefields in heterogeneous media when t＝0.5s（a—c）are calculated by M2，M5，and M6，respectively.Time interval is 1ms.图7 两种方法模拟得到的非均匀介质中0.5s时的波场快照（a）M2；（b）M6，时间间隔为2ms.Fig.7 The snapshots of wavefields in heterogeneous media when t＝0.5s（a—b）are calculated by M2，and M6，respectively.Time interval is 2ms.5 讨论本文对地震声波方程空间上使用伪谱法离散，时间离散上选用高效的二阶辛RKN格式，通过以误差最小、稳定域最大和频散最小为依据构造了三种辛RKN格式.在理论分析中，和常见格式对比，理论上论证了本文方法在精度、稳定性和数值频散等方面的优势；在数值实验中，通过与解析解、分层介质和非均匀介质中不同方法波场模拟结果对比，数值结果进一步佐证了本文方法在保证计算效率的同时，在精度提高、稳定域增加和数值频散压制等方面均具有明显改进.可以根据不同实际需要选择不同方法，如在高精度地震波模拟时选择M1，在高频地震波模拟时选择M3，在强烈非均匀介质中地震波模拟时选择M2.本文方法为高效地震波模拟、成像提供了一种可靠的选择.参考文献（References）［1］ Whitmore N D.Iterative depth migration by backward time propagation.53rd Annual International meeting，SEG，Expanded Abstracts，1983：827－830.［2］刘红伟，李博，刘洪等.地震叠前逆时偏移高阶有限差分算法及GPU实现.地球物理学报，2010，53（7）：1725－1733.Liu H W，Li B，Liu H，et al.The algorithm of high order finite difference pre－stack reverse time migration and GPU implementation.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2010，53（7）：1725－1733.［3］ Song Z M，Williamson P R，Pratt R G.Frequency－domain acoustic －wave modelling and inversion of cross－hole data，PartⅡ：Inversion method，synthetic experiments and realdata results.Geophysics，1995，60（3）：796－809.［4］张美根，王妙月，李小凡等.时间域全波场各向异性弹性参数反演.地球物理学报，2003，46（1）：94－100.Zhang M G，Wang M Y，Li X F，et al.Full wavefield inversion of anisotropic elastic parameters in the time domain.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2004，46（1）：94－100. ［5］ Komatitsch D，Liu Q，Tromp J.Simulations of ground motion in the Los Angeles basin based upon the spectralelementmethod.Bull.Seismol.Am.Soc.，2004，94（1）：187－206.［6］张怀，周元泽，吴忠良等.福州盆地强地面运动特征的有限元数值模拟.地球物理学报，2009，52（5）：1270－1279.Zhang H，Zhou Y Z，Wu Z L，et al.Finite element analysis of seismic wave propagation characteristics in Fuzhou basin.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2009，52（5）：1270－1279.［7］ Komatitsch D，Tromp J.Spectral－element simulations of global seismic wave propagation—I.Validation.Geophys.J.Int.，2002，149（2）：390－412.［8］ Komatitsch D，Tromp J.Spectral－element simulations of globalseismic wave propagation—Ⅱ.Three－dimensional models，oceans，rotation and self－gravitation.Geophys.J.Int.，2002，150（1）：303－318. ［9］ Yan Z Z，Zhang H，Yang C C，et al.Spectral element analysis on the characteristics of seismic wave propagation triggered by WenchuanMs8.0earthquake.Science in China Series D：Earth Sciences，2009，52（6）：764－773.［10］ Carcione J M，Herman G C，ten Kroode A P E.Seismic modeling.Geophysics，2002，76（4）：1304－1325.［11］ Yang D H，Tong P，Deng X Y.A central difference method with low numerical dispersion for solving the scalar wave equation.Geophysical Prospecting，2012，60（5）：885－905.［12］ Virieux J.SH－wave propagation in heterogeneous media：Velocity －stress finite－difference method.Geophysics，1984，49（11）：1933－1942.［13］ Virieux J.P－SV wave propagation in heterogeneous media：Velocity－stress finite－difference method.Geophysics，1986，51（4）：889－901.［14］ Yang D H，Liu E，Zhang Z J，et al.Finite－difference modelling in two－dimensional anisotropic media using a fluxcorrected transport technique.Geophys.J.Int.，2002，148（2）：320－328.［15］ Kolsoff D D，Baysal E.Forward modeling by a Fouriermethod.Geophysics，47（10）：1402－1412.［16］龙桂华，李小凡，江东辉.基于交错网格Fourier伪谱微分矩阵算子的地震波场模拟GPU加速方案.地球物理学报，2010，53（12）：2964－2971.Long GH，Li X F，Jiang D H.Accelerating seismic modeling with staggered－grid Fourier Pseudo－spectral differentiation matrix operator method on graphics processing unit.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2010，53（12）：2964－2971.［17］ Komatitsch D，Barnes C，Tromp J.Wave propagation near a fluid－solid interface：A spectral－element approach.Geophysics，2000，65（2）：623－631.［18］ Komatitsch D，Barnes C，Tromp J.Simulation of anisotropic wave propagation based upon a spectral element method.Geophysics，2000，65（4）：1251－1260.［19］ Dablain M A.The application of high－order differencing to the scalar wave equation.Geophysics，1986，51（1）：54－66.［20］ Lax P D，Wendroff B.Difference schemes for hyperbolic equations with high order of munications on Pure and Applied Mathematics，1964，17（3）：381－398.［21］ Tong P，Yang D H，Wang M X.A high－order stereomodeling method for solving wave equations.Bull.Seism.Am.Soc.，2013，103（2A）：811－833.［22］ Yang D H，Teng J W，Zhang J F，et al.A nearly analytic discrete method for acoustic and elastic wave equations in anisotropicmedia.Bull.Seismol.Soc.Am.，2003，93（2）：882－890.［23］ Chen J B. High－order time discretizations in seismicmodeling.Geophysics，2007，72（5）：115－122.［24］Chen J B.Modeling the scalar wave equation with Nyströmmethods.Geophysics，2006，71（5）：151－158.［25］ Chen J x－Wendroff and Nyström methods for seismic modelling.Geophysical Prospecting，2009，57（6）：931－941.［26］ Okunbor D，Skeel R D.Explicit canonical methods for Hamiltonian p.，1992，59（200）：439－455.［27］ Li X F，Li Y Q，Zhang M G，et al.Scalar seismic－wave equation modeling by a multisymplectic discrete singular convolution differentiator method.Bull.Seismol.Am.Soc.，2011，101（4）：1710－1718.［28］ Li X F，Wang W S，Lu M W，et al.Structure－preserving modelling of elastic waves：a symplectic discrete singular convolution differentiator method.Geophys.J.Int.，188（3）：1382－1392.［29］ Luo M Q，Liu H，Li Y M.LU decomposition with spectral factorization in seismic imaging.Chinese J.Geophys.，2003，46（3）：602－612.［30］ Luo M Q，Zhu G T，Liu H，et al.A hybrid matrix inversion method for 3－D implicit prestack depth migration.Chinese J.Geophys.，2003，46（5）：978－987.［31］ Ma X，Yang D H，Liu F Q.A nearly analytic symplectically partitioned Runge－Kutta method for 2－D seismic waveequations.Geophys.J.Int.，2011，187（1）：480－496.［32］孙耿.波动方程的一类显式辛格式.计算数学，1997，（1）：1－10.Sun G.A class of explicitly symplectic schemes for waveput.Math.（in Chinese），1997，（1）：1－10.［33］ Fornberg B.High－order finite differences and the pseudospectralmethod on staggered grids.SIAM J.Numer.Anal.，1990，27（4）：904－918.［34］汪文帅，李小凡，鲁明文等.基于多辛结构谱元法的保结构地震波场模拟.地球物理学报，2012，55（10）：3427－3439.Wang W S，Li X F，Lu M W，et al.Structure－preserving modeling for seismic wavefields based upon a multisymplectic spectral element method.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2012，55（10）：3427－3439.［35］ Yang D H，Wang N，Chen S，et al.An explicit method based onthe implicit Runge－Kutta algorithm for solving waveequations.Bull.Seismol.Soc.Am.，2009，99（6）：3340－3354.［36］ Yang D H，Wang Lei，Deng X Y.An explicit split－step algorithm of the implicit Adams method for solving 2－D acoustic and elastic wave equations.Geophys.J.Int.，2010，180（1）：291－310.［37］冯康，秦孟兆.哈密尔顿系统的辛几何算法.杭州：浙江科学出版社，2003.Feng K，Qin M Z.Symplectic Geometric Algorithms for Hamiltionian Systems （in Chinese）.Hangzhou：Zhejiang Science ＆ Technology Press，2003.［38］ Hairer E.Geometric Numerical Intergration I （2nd ed）.Berlin and New York：Springer－Verlag.［39］ MaLachlan R I， Atela P. The accuracy of symplecticintegrators.Nonlinearity，1992，5（2）：541－562.［40］ Basabe J D D，Sen K M.Grid dispersion and stability criteria of some common finite－element methods for acoustic and elastic waveequations.Geophysics，2007，72（6）：T81－T95.。
中国科学院油气资源研究重点实验室
瞄准石油地质学、地球物理学和地球化学的国际研究前沿，针对我国油气资源形成于多期构造活动背景下、 保存于构造复杂深层中的特殊性，主攻制约我国油气资源勘探的基础理论、地球物理重大装备与关键技术，发展 和完善油气成盆－成烃、成岩－成藏理论，认识盆地深层和海相层系油气富集机理与分布规律，形成适于我国复 杂地质条件下油气勘探的关键技术系列，为我国‘油气工业二、竞争”的方针，聘请多位国内外客座人员来室工作，经常性地邀请高访学 者在实验室交流、讲学，举办多种形式不同规格的学术研讨会，鼓励室内研究人员积极参加国内外学术会议。
2004年以来，实验室与美国、日本、德国、英国、法国、俄罗斯、加拿大、韩国、老挝、尼日利亚、菲律宾 等20多个国家同行专家建立了较为固定的学术交流关系，并展开了卓有成效的合作研究。实验室利用各种机会邀 请外籍科学家来实验室参观访问、报告讲学、实验测试、合作研究，每年都有来自10多个国家和地区的数十名国 外研究人员来实验室进行学术交流，参加实验和研究工作，并开展了海外地球物理联合观测（如韩国等）。对于 参与合作研究和测试的境外客座研究人员，除保证研究条件外，还提供工资、住房及其它生活设施。与国际和国 内科研机构、高校及企业建立了广泛的合作关系。
2006年，油气资源研究团队获得了人事部与中国科学院共同颁发的“优秀团队”奖；2006年，柴达木课题组 获甘肃省“五·一”奖，2009年获中华全国总工会“工人先锋号”的光荣称号。构成了一支团结、具有创新能力 的科研和技术队伍，能够承担国家和企业不同层次的重大科研及技术研发任务。
在研究生培养方面，实验室坚持系统专业知识学习和科研工作与实践相结合、理论研究与实际应用相结合， 着重培养学生的创新意识，掌握科学分析问题和解决问题的方法，掌握独立进行科研的能力。自2004年以来，实 验室已毕业博士生90名，硕士生67名，博士后研究人员出站21名。在读博士生82名，硕士生71名，在站博士后研 究人员20名。
中科院地质所2013年硕士研究生通过复试(拟录取)名单公示
（第一批）经过中国科学院地质与地球物理研究所各复试小组对上线考生的资格审核和复试，所复试工作领导小组对考核和体检结果进行审议，综合考虑初试、复试成绩确定招收3月27日第一批参加我所复试的2013年硕士研究生通过复试（拟录取）名单，现予公布：王冲、葛晓梅、许阳、赵勇、郭伟（地球化学）、王银之、陈知、曹辉辉、龙奕洁、张明明、李兴波、李昊、程国华、董磊磊、王一珅、杨鹏、陈安平、马珊、赵平平、高堋、梁鹏、黄晓芳、李超、张丹（古生物学与地层学）、谭玉芳、李宝学、顾鸿宇、尹剑辉、薛清峰、汪晟、舒国旭、刘建欢、龙鑫、魏芝、周超、蔡宁骁、钟华森、李晨晶、刘伟、周贝贝、欧阳涛、杨思朋（海洋地质学）、刘海涛（空间物理学）、刘勇（空间物理学）、孙靖鹏（地球动力学）、王欣欣（地球动力学）、张平野（地球与空间探测技术）、赵昊（地球与空间探测技术）中国科学院三亚深海科学与工程研究所（筹）挂靠我所招生：杨文盟（海洋地质学）少数民族骨干计划：周利（第二批）经复试小组对我所部分专业院内、外调剂考生的资格审核和复试，所复试工作领导小组对考核和体检结果进行审议，综合考虑初试、复试成绩确定以下五位考生通过我所复试（拟录取），现予公布：李琼、熊兴崟、张兵芳、张瑞龙、周惟琦硕士推免生、直博生根据教育部、中科院研究生院相关文件精神，本着“公平公正、全面衡量、保证质量、宁缺毋滥”的原则，经过我所各面试小组对考生的资格审核、体检以及面试等综合考核，所复试工作领导小组对考核结果进行审议，最终确定以下31名同学获得我所2013年硕士推免生拟录取资格、14名同学获得我所2013年直博生拟录取资格（直博生占用博士招生指标），名单公示如下（排名不分先后，公示期一周）：2013年推荐免试研究生拟录取名单序号姓名专业序号姓名专业1 吕尧固体地球物理学17 王乐矿物学、岩石学、矿床学2 谭萍固体地球物理学18 江鹏矿物学、岩石学、矿床学3 南方舟固体地球物理学19 李洪梁矿物学、岩石学、矿床学4 朱高华固体地球物理学20 张雨林地球化学5 李雪垒固体地球物理学21 张明明地球化学6 王武固体地球物理学22 杨刚大地构造学7 李冰非固体地球物理学23 张林友地热学8 武绍江固体地球物理学24 祝淑雅第四纪地质学9 杨蕾固体地球物理学25 吴佳斌第四纪地质学10 郭广瑞固体地球物理学26 韩振华地质工程11 王旭固体地球物理学27 陈卫昌地质工程12 芦永明固体地球物理学28 林冲地质工程13 尹健行地球动力学29 杨朋地质工程14 陈果空间物理学30 马天鸣地质工程15 丁磊磊矿物学、岩石学、矿床学31 童少青地质工程16 高一杰矿物学、岩石学、矿床学2013年直接攻读博士研究生拟录取名单序号姓名专业导师1 陈瑛固体地球物理艾印双2 张振东固体地球物理刘伊克3 胡俊矿物学、岩石学、矿床学姜能4 梅清风矿物学、岩石学、矿床学杨进辉5 赵超矿物学、岩石学、矿床学秦克章6 黎乐矿物学、岩石学、矿床学高俊7 刘尚矿物学、岩石学、矿床学范宏瑞8 高帅矿物学、岩石学、矿床学刘建明9 司翠芹地球化学刘伟10 陈振宇大地构造学肖文交11 于海飞地热学胡圣标12 林亚婷第四纪地质学吴海斌13 陈竑然地质工程秦四清14 王迎春地质工程庞忠和。
“大地热流”等地热学重要术语的概念与应用
大地热流 等地热学重要术语的概念与应用何丽娟㊀汪集旸(中国科学院地质与地球物理研究所,北京㊀100029;中国科学院地球科学研究院,北京㊀100029;中国科学院大学,北京㊀100049)摘㊀要:大地热流是地热学乃至地球物理学中的重要术语,在地球科学中的使用频率很高㊂与之近似的术语包括热流㊁热流密度㊁热通量㊁地表热流等㊂文章详细介绍了大地热流的定义㊁目前使用过程中存在的问题,以及在第二届地球物理学名词审定委员会对‘地球物理学名词“修订过程中对相关术语定义所做的思考与取舍㊂关键词:热流;热流密度;热通量中图分类号:N04;P314㊀㊀文献标识码:A㊀㊀DOI :10.12339/j.issn.1673-8578.2021.03.001Concept and Application of Some Important Terms in Geothermics and Geophysics Such as TerrestrialHeat Flow //HE Lijuan,WANG JiyangAbstract :Terrestrial heat flow is an important term in Geothermics and Geophysics,which is frequently used in the Geo-periodicals.The synonyms include heat flow,heat flow density,heat flux and surface heat flow.This paper introduces in detail the definition of the terrestrial heat flow,the corresponding problems in its application,as well as the considerations and choices during the defining of the related terms in the second revision of Geophysical Terms .Keywords :heat flow;heat flow density;heat flux收稿日期:2021-03-24基金项目:国家自然科学基金项目 热岩石圈-流变边界层-软流圈相互作用与克拉通稳定性:数值模拟研究 (42074095);国家自然科学基金项目 四川盆地构造-热演化及其对震旦-寒武系天然气成藏的约束 (41830424)引言地热学(geothermics)是地球物理学中研究地球内热及其应用的分支学科,而大地热流(terres-trial heat flow)是地热学科最重要的术语之一㊂大地热流是 窥视 地球内热的窗口,反映了发生在地球深部的各种作用过程和能量平衡的信息㊂它不仅为岩石圈热结构-热演化㊁地球热收支㊁克拉通稳定性㊁板块俯冲等地球动力学基础研究提供关键约束,同时还为传统的盆地油气生成㊁运移与聚集研究以及新兴的天然气水合物研究等提供重要热参数㊂全球大地热流的测量工作始于20世纪30年代末㊂早期工作进展较为缓慢,50年代期间,全球热流数据不足100个㊂20世纪60年代以来,随着全球板块构造理论的兴起和测量方法及仪器的改进,大地热流测量工作进展迅速,数据积累加快㊂1963年在国际地震与地球内部物理协会(Interna-tional Association of Seismology and Physics of theEarth s Interior,IASPEI)下面成立了 国际热流委员会 (International Heat Flow Commission,IHFC),负责全球大地热流数据的汇编与研究工作㊂最新全球大地热流汇编数据已达70000个[1]㊂随着全球热流数据的增加,大地热流在地球科学领域正发挥着越来越重要的作用㊂第二届地球物理学名词审定委员会修订‘地球物理学名词“时,与热流(heat flow)一词相关的术语超过20个㊂大地热流这一术语的使用历史很长,在使用过程中出现了不少问题,在国际刊物上关于这个词的定义和使用也不尽一致,而且有许多派生的词汇㊂本文重点介绍大地热流一词的定义㊁目前存在的问题,同时介绍地热学中与热流相关的一些重要术语及其逻辑关系㊂1㊀大地热流的定义在已出版的地球物理学书籍中,关于大地热流或热流的定义不尽相同㊂在第一版‘中国大百科全书“中关于大地热流的定义是, 指地球内部热能传输至地表的一种现象,简称热流㊂大地热流的量值称大地热流量,它是地热场最重要的表征 [2]㊂在第二版‘中国大百科全书“中,大地热流的定义是 地热在地表直接的显示,能给出发生于地球内部深处各种过程间能量平衡的信息 [3]㊂而‘地球科学大辞典“中收录的术语是大地热流密度,指的是 单位时间内热量由壳幔深部垂向上通过单位面积地球表面向大气散发的热量,简称为热流,其单位为mW/m2,实质为地球表面的散热功率,具有深刻的深部地质和地球物理内涵 [4]㊂‘地热学及其应用“一书中,大地热流定义为 地球表面单位时间内单位面积上由地球内部以传导方式传至地表而后散发到宇宙太空中去的热量 [5]㊂‘地热学导论“采用的术语是热流密度(heat flow density),即 单位时间内流过单位面积的能量流 [6]㊂Mor-gen[7]在2011年Gupta主编的‘地球物理百科全书“ 热流,大陆 一章中,将热流㊁热流密度㊁热通量(heat flux)和大地热流视为同义词㊂其中,热流定义为 从地球内部通过地球固体表面传导出去的热能 ㊂同时给出的大陆热流(continental heat flow)的定义是 来自大陆地壳或岩石圈的热流,这些地区的板块不是通过大洋中脊的海底扩张直接形成的,且通常不被俯冲㊂ 然而,Davis和Fisher[8]在该百科全书的 热流,海底:方法与观测 一章中指出,热流密度和热通量才是同义词,而传统上将热流视为热通量的同义词是不准确的㊂他们将热流定义为 通过传导或对流方式在介质中传递的热能速率㊂标准单位为W㊂这个术语也用来描述地球物理学的一个分支学科 ㊂同时还给出传导热通量(conductive heat flux)的定义是 单位面积内沿地热梯度传导的热流,由地热梯度和热导率的乘积确定,标准单位为W/m2 ;对流热通量(convective heat flux)的定义是 单位面积内通过介质移动造成的热传递速率,与介质的速度和热容量成正比,标准单位为W/m2 ㊂在第二版‘地球物理名词“[9]中,大地热流定义为 以传导或对流方式由地球内部㊁经地球的固体表面向外传送热能的现象,或单位时间内以传导或对流方式由地球内部㊁经地球的固体表面向外传送的热能,标准单位是W ㊂大地热流密度定义为 通过单位面积的大地热流,标准单位是W/m2 ㊂由于从早期到现在国际文献中(terrestrial)heat flow density[10-13]与(terrestrial)heat flow[1,14-20]以及heat flux[21-26]一直作为同义词使用,考虑到地球物理学上约定俗成的使用习惯,故在第二版‘地球物理名词“的定义中又将大地热流视为大地热流密度的简称㊂大地热流包括大陆热流和海洋热流(o-ceanic heat flow,marine heat flow),海洋热流也称海底热流(seafloor heat flow)㊂最新的全球热流数据库(New Global Heat Flow)收录大地热流数据约70000个,其中大陆热流数据51621个,海洋热流15333个[1]㊂在早期的文献中热流的单位是热流单位(heat flow unit,HFU)或热流密度单位㊂定义为:1HFU= 10mCal/cm2㊃s,它与国际单位制(S.I.)的单位换算关系为:1HFU=41.868mW/m2㊂该热流单位目前已不再使用㊂尽管大地热流的标准单位是W/m2,但考虑到地球实测数据的数量级,实际常用单位为mW/m2,比如目前全球大陆热流平均值为67mW/m2[1]㊂2㊀关于大地热流的含义在地球浅部传热过程中传导和对流经常交织在一起㊂关于大地热流含义的争议多在于其只包含传导热流还是同时包含传导热流和对流热流㊂热传导(heat conduction,thermal conduction)是指由于物质分子㊁原子或电子的运动,热量从物体内高温处向低温处,或者热量从高温物体向低温物体传递的过程㊂而热对流(thermal convection)指的是热量通过流动介质由空间的一处传播到另一处的现象㊂关于大地热流的定义目前国际上并未达成共识,因而分为两派㊂一派多为研究大陆热流的学者,强调大地热流的传热方式应该是纯传导[7,27]㊂另一派多为研究海洋热流的学者,则认为大地热流的传热方式既包含传导也包含介质运动[8,20],或者在大地热流定义中不区分传热方式[1]㊂考虑到大地热流同时包括大陆热流与海洋热流,故在第二版‘地球物理名词“中关于大地热流的定义与Davis和Fisher[8]一致,即认为大地热流为单位时间内以传导或对流方式由地球内部㊁经地球的固体表面向外传送的热能㊂这样定义主要是考虑到以下三方面㊂2.1㊀水热活动的影响相对于从几百米至几千米深钻孔获取的大陆热流,海洋热流更容易受到水热循环的影响㊂海洋热流数据主要由两种途径获得:一种是类似大陆热流通过钻孔测温来获得,也为钻孔热流,另一种是通过几米长的海底地热探针测量来得到,也称为探针热流(probe heat flow)㊂最新全球热流数据库中海洋热流变化范围是-302~33448mW/m2[1],这些极端的高或低热流数据无疑含有对流分量㊂Lister[28]首先指出大洋岩石圈广泛存在热液活动; Harris和McNutt[29]研究了<65Ma的海洋地壳上的全球海洋热流数据,再次证明热液流动传输热量的普遍性;Davis和Fisher[8]指出在大洋中脊附近,浅层地壳中有巨大的开放裂缝,许多热量是通过热液的运动输送的㊂大洋中脊热通量中的对流分量是造成大洋板块(传导)冷却模型的理论预测热流值与实际观测值差异的重要原因[30],一些实测热流值相比预测传导热流甚至超过2000mW/m2[17]㊂要想确保观测值不受对流通量引起的偏差的影响,必须证明在几十千米的距离内,没有暴露的渗透性岩石㊁断层或火山构造[8]㊂热液循环是影响深部热通量测定的主要因素,是一个重要的地质过程,一直是研究焦点㊂2.2㊀其他方式的物质运动除了地下水活动,其他方式的物质运动也会对大地热流造成扰动,使其含有对流分量,比如沉积/剥蚀作用㊁岩石圈变形以及岩浆热对流㊂沉积或剥蚀所造成的地表高程变化会产生与地球表面变化有关的热对流㊂当较冷的低热导率物质持续地以较快速率堆积在高热导率地层或者基底上会产生沉积物热披覆作用,导致地温梯度和热流值降低㊂相反,剥蚀作用将使地层地温梯度和热流值增大㊂沉积作用的热披覆程度不仅与沉积速率㊁沉积持续时间密切相关,而且与沉积物热参数以及沉积物质压实参数㊁孔隙流体活动等有关[31]㊂当沉积速率为100m/myr,持续10myr的沉积会造成地表热流减少10%;而当沉积速率为10m/myr,持续100myr的沉积仅造成地表热流减少几个百分点[20]㊂当岩石圈内存在相对于其顶部边界的变形或净垂直运动时,也会通过运动方式传递热量从而导致地表热流的对流分量㊂一般而言,拉张变形导致岩石圈变薄,岩石圈物质相对于其表面有一净向上运动,岩石圈等温线压缩,地表热流增加[32]㊂相反,挤压变形导致岩石圈增厚,岩石圈内物质相对于其表面有一净向下运动,岩石圈等温线间距加大,地表热流降低㊂因此,在岩石圈变形过程中,地表热流会包含岩石圈变形造成的对流分量㊂岩浆热对流也是一种重要的热传输机制,通常伴随着构造变形的热对流㊂在火山作用过程中,上升的岩浆将热量平流到岩石圈中,此时岩浆的传热过程类似于地下水的传热过程㊂如果地壳内部有岩浆在流动,热异常无疑会传到浅部乃至地表,大地热流会受到岩浆流动(热对流)的扰动㊂如果采用该大地热流数据基于热传导方程计算岩石圈热结构及热岩石圈厚度时,无疑是有问题的㊂2.3㊀大地热流数据的分类由于测试条件㊁测试方法以及区域地质条件的不同,热流数据的质量必然有所差异㊂综合地温测量㊁岩石样品热导率测试㊁热流计算段的选取和测点的地质背景等情况,汪集旸㊁黄少鹏[33]将收集的热流数据区分为A㊁B㊁C㊁D四个质量类别㊂其中A 代表质量高,指地温曲线属稳态热传导型,岩石热导率数据或来自测温段岩心样品测试结果,或通过测区综合热物性柱状图确定㊂B代表质量较高,指资料情况基本同上,但或是测温段(或热流计算段)长度较小,或是岩石热导率样品数量不足,岩石热导率数据采用邻区测试结果或文献值㊂C代表质量较差或质量不明,测量结果不确定性较大或热流测试参数报道不齐,无法判定其真实质量类别㊂D代表局部异常值,测试结果明显存在浅层或局部因素的干扰,或测点位于明显地热异常区㊂也就是说,那些明显受到浅层因素(如地下水流动)干扰的实测值仍是被称为大地热流,在历次热流汇编中,都被纳入大地热流数据库中[33-35],只是数据质量被归于D类㊂在中国大陆地区大地热流数据第四版汇编[35]中,大地热流数据共计1230个,其中A㊁B㊁C和D类数据分别占49.3%㊁34.2%㊁12.6%和3.9%㊂含对流成分的热流数据被归于D类并收录到大地热流数据库中,这也暗示着承认了含对流成分的热流数据也属于大地热流㊂Pollack等[36]在全球热流数据Global Heat Flow dataset(GLOBHEAT)汇编时根据热流随深度的变化将热流数据质量分为四类,其中A表示热流随深度的变化小于10%,B和C分别表示变化小于20%和30%,D则表示变化大于30%㊂在最新的全球热流数据汇编中D类数据约占6.7%[1]㊂并不是受干扰的热流测量结果就不能用,含对流成分的大地热流也有其应用价值㊂D类数据对于研究该地区的新构造活动㊁水文地质条件以及热异常成因等仍然具有重要的参考价值㊂但若要基于大地热流数据计算深部热状态㊁岩石圈热结构及热岩石圈厚度,就必须慎重选择,选取只包含传导热流的大地热流,必要时应对热流数据进行热流校正(heat flow correction)㊂热流校正的内容包括地形起伏㊁古气候的变化㊁抬升剥蚀㊁沉降与沉积作用等㊂3㊀热流相关术语在地球物理学名词中,与热流相关的术语很多㊂在地球不同深度,热流各有命名,如地表热流㊁基底热流㊁地幔热流等,皆指某一深度的热流值㊂其中,地表热流(surface heat flow)指在近地表数百米至数千米深处测定的热流密度,又称大地热流;基底热流(basement heat flow)指盆地基底的热流值;地幔热流(mantle heat flow)则指由地球深部垂直向上传至岩石层上地幔顶部(壳幔边界处的莫霍面)的热流(如图1所示)㊂图1㊀地球不同深度热流的定义与地幔热流命名类似的还有地壳热流,但地壳热流却没有深度的含义㊂地壳热流(crustal heat flow)指的是由地壳内各类岩石所含放射性元素的衰变产生的热流㊂与岩石的生热率(heat genera-tion rate,heat production rate)有关㊂生热率是指单位体积的岩石在单位时间内由于其所含的放射性元素衰变而产生的热量,单位为W/m3或μW/m3㊂在稳态热传导的情况下,大地热流(Q0)等于地壳热流(Q crust)加上地幔热流(Q m),即Q0=Q crust +Q m㊂岩石圈热结构(lithospheric thermal struc-ture)指的就是关于一个地区地壳㊁地幔两部分热流的配分比例及其组构关系,以及岩石层内部温度场分布㊂也称壳幔热流配分(partition of crustal and mantle heat flow),即为界定热流测区所在地质块体的深部热属性将地表热流分解为地壳热流分量和地幔热流分量两部分的做法㊂因此地幔热流又称剩余热流(reduced heat flow),即从地表观测到的热流总量中扣除地壳生热(地壳热流)部分所剩的热流㊂当地壳热流小于地幔热流时,该岩石层热结构属于冷壳热幔,反之,称为热壳冷幔(如图2所示)㊂(a)冷壳热幔㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀(b)热壳冷幔图2㊀壳幔热流配分例如,华北东部岩石圈属于冷壳热幔,而藏南则具典型的 热壳冷幔 热结构㊂值得指出的是,该定义是指同一地区地壳热流与地幔热流之间的相对值,并不涉及二者及地表热流本身的大小,也就是说并未考虑其绝对值的大小㊂有时也会将大地热流分解为三个分量:Q0= Q crust+Q lith+Q b,其中Q crust和Q lith分别代表地壳和岩石圈地幔中放射性生热的贡献,Q b是岩石圈底部的热通量[37]㊂其他与热流相关的术语还有:热流省(heat flow province),指具有相同或相近地质-地球化学演化背景,且地表热流与近地表岩石生热率之间存在着线性关系的地质单元;热流亚省(heat flow subprov-ince),即次级 热流省 ;热流佯谬(heat flow para-dox),又称圣安德烈斯佯谬(San Andres paradox),指当断层滑动时摩擦生热应产生大量的热从而导致热流异常,但在圣安德烈斯断层所做的热流测量并没有观测到高热流异常这一实际观测与理论推测之间存在的矛盾㊂4㊀结语大地热流作为地球物理学中的重要术语其定义与使用目前较为混乱,本文详细介绍了大地热流的定义和目前存在的争议,以及第二版‘地球物理名词“的修订中对该词定义过程中所做的思量与取舍㊂考虑到地球物理学科本身约定俗成的习惯,将大地热流㊁热流㊁热流密度和热通量视为同义词㊂关于大地热流的争议在于其传热方式是否包含对流传热㊂相对于从几百米至几千米深的钻孔获取的大陆热流,海洋热流更容易受到水热循环的影响㊂除了地下水活动,其他构造运动也会对大地热流造成扰动,使其含有对流分量,如沉积/剥蚀作用㊁岩石圈变形以及岩浆热对流㊂在历次全球或全国热流数据汇编中,含对流成分的热流数据均被收录,这也暗示着承认了含对流成分的热流数据也属于大地热流㊂然而获取大地热流的主要目的是探索地球深部的热信息,对深部动力学过程进行约束,因此测量热流时还是要竭力避免浅部因素的影响,必要时要对浅部影响因素进行校正㊂如果基于现有大地热流数据研究岩石圈热结构和深部热状态时,须对数据仔细筛选,慎重选取传导热流数据㊂鉴于以往许多热流数据发表时,信息并不全面,严重影响读者对数据质量的判断,建议在今后的热流数据发表时要更加规范,不仅要详细列出位置(经纬度)㊁测温深度㊁温度曲线㊁地温梯度㊁热导率㊁生热率等信息,还要分析论证其数据质量,进行必要的热流校正㊂参考文献[1]LUCAZEAU F.Analysis and mapping of an updated ter-restrial heat flow data set[J].Geochemistry Geophysics Geosystems,2019,20:4001-4024.[2]‘中国大百科全书“总编委会.中国大百科全书㊃固体地球物理学㊁测绘学㊁空间科学[M].北京:中国大百科全书出版社,1993.[3]‘中国大百科全书“总编委会.中国大百科全书㊃固体地球物理学㊁测绘学㊁空间科学[M].2版.北京:中国大百科全书出版社,2009.[4]地球科学大辞典编委会.地球科学大辞典:基础学科卷[M].北京:地质出版社,2006.[5]汪集暘,等.地热学及其应用[M].北京:科学出版社,2015.[6]邦特巴思.地热学导论[M].易志新,熊亮萍,译;汪集旸,校.北京:地震出版社,1988.[7]MORGAN P.Heat flow,continental[M]//GUPTA H K. Encyclopedia of Solid Earth Geophysics.Dordrecht,The Netherlands:Springer International Publishing,2011:573-581.[8]DAVIS E E,FISHER A T.Heat flow,seafloor:methods and observations[M]//GUPTA H K.Encyclopedia ofSolid Earth Geophysics.Dordrecht,The Netherlands: Springer International Publishing,2011:582-592. [9]第二届地球物理学名词审定委员会.地球物理学名词[M].2版.北京:科学出版社,2021(出版中). [10]HAENEL R,RYBACH L,STEGENA L.Handbook ofTerrestrial Heat-Flow Density Determination[M].Dor-drecht,Holland:Kluwer Academic Pubilshers,1988.[11]PFISTER M,RYBACH L,SIMSEK S.Geothermal recon-naissance of the Marmara Sea region(NW Turkey):sur-face heat flow density in an area of active continental ex-tension[J].Tectonophysics,1998,291(1/2/3/4):77-89.[12]SPRINGER M,FÖRSTER A.Heat-flow density acrossthe Central Andean subduction zone[J].Tectonophys-ics,1998,291(1/2/3/4):123-139. [13]MARESCHAL J C,PINET C,GARIÉPY C,et al.Newheat flow density and radiogenic heat production data inthe Canadian Shield and the Quebec Appalachians[J].Canadian Journal of Earth Sciences,2011,26(4):845-852.[14]BENFIELD A F.Terrestrial heat flow in Great Britain[J].Proceedings of the Royal Society of London:SeriesA,1939,173:428-450.[15]ANDERSON R N,LANGSETH M G,VACQUIER V,etal.New terrestrial heat flow measurements on the Nazcaplate[J].Earth and Planetary Science Letters,1976, 29:243-254.[16]POLLACK H N,CHAPMAN D S.On the regional varia-tion of heat flow,geotherms,and lithospheric thickness [J].Tectonophysics,1977,38:279-296. [17]STEIN C,STEIN S.A model for the global variation inoceanic depth and heat flow with lithospheric age[J].Nature,1992,359:123-129.[18]JAUPART C,MARESCHAL J C,GUILLOU-FROTTIERL,et al.Heat flow and thickness of the lithosphere in the Canadian Shield[J].Journal of Geophysical Re-search,1998,103(B7):15269-15286. [19]HE L,HU S,HUANG S,et al.Heat flow study at theChinese Continental Scientific Drilling site:Bore hole temperature,thermal conductivity,and radiogenic heat production[J].Journal of Geophysical Research,2008, 113:B02404.[20]HASTEROK D,CHAPMAN D S,DAVIS E E.Oceanicheat flow:Implications for global heat loss.Earth and Planetary Science Letters,2011,311(3/4):386-395.[21]BAKER E T,CANNON G A.Long-term monitoring ofhydrothermal heat flux using moored temperature sen-sors,Cleft segment,Juan de Fuca Ridge[J].Geophys-ical Research Letters,1993,20(17):1855-1858.[22]PASQUALE V,VERDOYA M,CHIOZZI P.Heat fluxand seismicity in the Fennoscandian Shield[J].Physics of the Earth and Planetary Interiors,2001,126(3/4): 147-162.[23]KORENAGA J.Eustasy,supercontinental insulation,and the temporal variability of terrestrial heat flux[J].Earth and Planetary Science Letters,2007,257(1/2):350-358.[24]LÉVY F,JAUPART C,MARESCHAL J C,et al.Lowheat flux and large variations of lithospheric thickness in the Canadian Shield[J].Journal of Geophysical Re-search,2010,115:B06404.[25]PETRUNIN A,ROGOZHINA I,VAUGHAN A,et al.Heat flux variations beneath central Greenland s ice dueto anomalously thin lithosphere[J].Nature Geoscience,2013,6:746-750.[26]ARTEMIEVA I M.Lithosphere thermal thickness andgeothermal heat flux in Greenland from a new thermal i-sostasy method[J].Earth-Science Reviews,2019,188:469-481.[27]SASS J H,BEARDSMORE G.Heat flow measurements,continental[M]//GUPTA H K.Encyclopedia of Solid Earth Geophysics.Dordrecht,The Netherlands:Springer International Publishing,2011:569-572. [28]LISTER C.On the thermal balance of a Mid-Ocean ridge[J].Geophysical Journal of the Royal Astronomical So-ciety,1972,26:515-535.[29]HARRIS R N,MCNUTT M K.Heat flow on hot spotswells:Evidence for fluid flow[J].Journal of Geophysi-cal Research,2007,112:B03407.[30]MARESCHAL J C,JAUPART C.Energy budget of theearth[M]//GUPTA H K.Encyclopedia of Solid Earth Geophysics.Dordrecht,The Netherlands:Springer Inter-national Publishing,2011:285-290. [31]HUTCHISON I.The effects of sedimentation and com-paction on oceanic heat flow.Geophysical Journal of theRoyal Astronomical Society,1985,82:439-459. [32]MCKENZIE D P.Some remarks on the development ofsedimentary basins[J].Earth and Planetary ScienceLetters,1978,40:25-32.[33]汪集旸,黄少鹏.中国大陆地区大地热流数据汇编(第二版)[J].地震地质,1990,12(4):351-366.[34]胡圣标,何丽娟,汪集旸.中国大陆地区大地热流数据汇编(第三版)[J].地球物理学报,2001,44(5):611 -626.[35]姜光政,高堋,饶松,等.中国大陆地区大地热流数据汇编(第四版)[J].地球物理学报,2016,59(8): 2892-2910.[36]POLLACK H N,HURTER S J,JOHNSTON J R.Heatloss from the Earth s interior:Analysis of the global dataset[J].Review of Geophysics and Space Physics, 1993,31:267-280.[37]JAUPART C,MARESCHAL J C.Lithosphere,continen-tal:Thermal structure[M]//GUPTA H K.Encyclopedia of Solid Earth Geophysics.Dordrecht,The Netherlands: Springer International Publishing,2011:681-692.作者简介:何丽娟(1968―),女,博士,中国科学院地质与地球物理研究所研究员㊂现任国际热流委员会委员,‘地球物理学报“编委,第二届地球物理学名词审定委员会委员,‘中国大百科全书“第三版地球物理学科编委会委员㊁地球热学分支主编㊂长期从事大地热流㊁盆地热历史和岩石圈构造-热演化数值模拟等方面的研究㊂通信方式:ljhe@mail.iggcas.ac.cn㊂㊀㊀汪集旸(1935―),男,中国科学院院士,地热和水文地质学家,中国科学院地质与地球物理研究所研究员㊂第二届地球物理学名词审定委员会副主任,国家地热能中心技术委员会名誉主任,国家地热能中心指导委员会委员㊂获得国家科学技术进步二等奖1项,中国科学院及其他部委自然科学及科学技术进步一等奖4项,以及刘光文科技成就奖(2016)㊁何梁何利基金科学与技术进步奖(2006)㊁李四光地质科学奖荣誉奖(2003)㊂通信方式:jywlpx@㊂‘中国科技术语“稿约‘中国科技术语“(原称‘科技术语研究“)创刊于1998年,是我国唯一致力于术语学研究的学术期刊㊂本刊由中国科学院主管㊁全国科学技术名词审定委员会主办,主编为中国科学院白春礼院士㊂‘中国科技术语“发表范围主要包括:术语学学科体系建设㊁术语学基本原理研究的成果,特别是利用实证方法和实验数据进行的术语研究,包括术语的标准化㊁定量研究㊁实验研究等;术语学研究的技术和方法研究的成果,特别是利用网络和大数据等现代信息技术进行术语发现㊁标引㊁挖掘㊁组织等的技术和方法研究的成果;术语及术语学在各学科领域应用研究的成果,特别是在领域本体建设㊁知识图谱㊁语义分析㊁学科研究热点和发展态势分析中应用研究的成果等㊂本刊不收取版面费,并有薄酬㊂欢迎专家学者投稿㊂投稿请登录本刊官网(),点击 作者投稿 ,注册上传稿件㊂(‘中国科技术语“杂志社)。
泥岩压实研究中有机质导致声波时差异常的定量校正方法
泥岩压实研究中有机质导致声波时差异常的定量校正方法李超;张立宽;罗晓容;张立强;胡才志;杨鹏;邱桂强;马立元;雷裕红【摘要】高丰度有机质导致的声波时差异常高值不能客观反映地层孔隙度的变化,定量研究有机质对压实曲线的影响才能减小压实研究结果的不确定性.从泥岩压实研究的原理出发,构建考虑干酪根的岩石等效体积模型,提出有机质引起声波时差增量的校正公式;以鄂尔多斯盆地南部镇泾地区为例,讨论压实曲线有机质校正方法的实用性及可靠性.结果表明:烃源岩层段高丰度有机质往往造成压实规律的较大误差,压实研究中应当消除有机质对声波时差的影响;镇泾地区泥岩压实曲线经过校正后,正常压实趋势线斜率减小约30％～ 55％;长7段底部页岩欠压实幅度显著降低,最大埋深时期的剩余压力约为3 ～5 MPa,相比于校正前降低5～8 MPa,反映出以往研究可能过高地估计了长7段古超压的幅度;利用校正后声波时差计算的泥岩孔隙度与实测孔隙度吻合性较好,且计算的流体压力与数值模拟结果一致,证实提出的定量校正方法能够有效地消除研究区有机质造成的声波时差异常,可作为鄂尔多斯盆地及其他地区压实研究的借鉴.【期刊名称】《中国石油大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2016(040)003【总页数】11页(P77-87)【关键词】声波时差;压实曲线;有机质含量;页岩;镇泾地区【作者】李超;张立宽;罗晓容;张立强;胡才志;杨鹏;邱桂强;马立元;雷裕红【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京100049;中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室,北京100029;中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室,北京100029;中国石油大学地球科学与技术学院,山东青岛266580;中国石化石油勘探开发研究院,北京100083;中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室,北京100029;中国科学院大学,北京100049;中国石化石油勘探开发研究院,北京100083;中国石化石油勘探开发研究院,北京100083;中国科学院地质与地球物理研究所油气资源研究重点实验室,北京100029【正文语种】中文【中图分类】TE122.2引用格式:李超,张立宽,罗晓容,等.泥岩压实研究中有机质导致声波时差异常的定量校正方法[J].中国石油大学学报(自然科学版),2016,40(3):77-87.LI Chao, ZHANG Likuan, LUO Xiaorong, et al. A quantitative method for revising abnormally high sonic data in rich-organic rock during compaction study[J].Journal of China University of Petroleum(Edition of Natural Science),2016,40(3):77-87. 利用声波时差测井资料进行压实研究是盆地埋藏史分析和油气初次运移研究的重要手段[1-9]。
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g F ( g 观 0.3086h) g 0
式中h的单位为m。该项所得改正值的单位为10-5m/s2。 2、简单布格异常
g BS ( g 观 g 高 g中 ) g 0
将h〈700米的高度改正公式和中间层改正公式代入上式，则
g BS [(g 观 (0.3086 0.0419 )h] g 0
g高 0.3086h
(2)当h＞700m时，包含(m)和H(km)两项： g 0.3086h 0.073H 2 高
上述公式中的 g 高以10-5m/s2为单位。
基本概念-重力改正
2、中间层改正
中间层改正又称平板改正或平层改正。在这种改正中，海平面以上的质量 用一个无限长水平板表示，厚度为测点到海平面的高度。 中间层改正，等于整个平板的垂直引力。在柱坐标中，可以写成
地球的重力场特征
地震科学系 武晔
内容提要
一． 基本概念
二． 重力均衡和均衡异常
三． 重力的有效探测深度
四． 重力测深的解释方法
基本概念
1.
重力单位
2.
3. 4.
重力绝对测量
重力改正 重力异常
2006.9.8 WUYe
基本概念-重力单位
重力是指重力加速度，简称重力。
过去一直使用Gal(伽)或mGal(毫伽)、μGal(微伽)作 为重力单位，它们与国际单位制中的m/s2(米/秒2)有如 下换算关系：1Gal=1cm/s2=10-2m/s2，1mGal=10-5m/s2 ，1μGal=10-8m/s2。
δ g Bt (0.3086 0.0419 )h
δ g
i
i
基本概念-重力改正
4、纬度改正 对于小范围的重力测量(如测线包含几公里南北距离)，可以用如下近似 公式：
g纬 (0.812sin z )
式中 为测点与基点的纬度之差， 为测线所在的平均纬度。 对于我国中纬地区，大约向北每移动100m重力增加10-7m/s2。应指出， 纬度对重力的影响，已包含在正常重力公式之中。
g中 G
2
.0
zrddzdr .0 .0 (r 2 z 2 ) 3 / 2 2Gh
h
将常数值π 和G代入，则得
g中 0.0419h(10 5 m/s2 )
对于有代表性的地壳物质，ρ
=2.67g/cm3，可得
g中 0.1118h (10 5 m/s2 )
g。
一般所说的重力仪，都是指进行相对测量的仪器。相
对测量在探矿、地震前重力变化监测等方面有广泛应用。
将相对测量网格与绝对重力测点结合起来，可算出网
格各点的绝对重力值。
基本概念-重力改正
1、高度改正(δg高) 高度改正又称为自由空气改正。 设海平面上的重力值为g0，高度h处的重力值为gh。它们可分别写成：
δ gi G
2 h r2
1 0
Zr ddZdr (r 2 Z 2 )3 / 2
r1
1 1 2 2 2 2 2 2 G ( 2 1 ) (r1 h ) (r2 h )
将高度改正、中间层改正和地形改正结合起来计算，称 为完全布格改 正，即
基本概念-重力改正
5、均衡改正
重力的均衡改正，其基本思想是：在海平面以下，物质质量分 布是非轴对称的，地壳顶面(地面)的形状与地壳底面(莫氏面) 的形状呈某种镜象对称特点。
基本概念-重力异常
1、自由空气异常
g F ( g 观 g 高 ) g 0
例如，将h<700m的高度改正公式代入上式，则有
基本概念-重力异常
3、完全布格异常
g Bt ( g 观 g 高 g中 g 形 ) g 0
将h〈700米的高度改正、中间层改正和地形改正公式代入，则
g Bt [ g 观 (0.3086 0.0419 )h
] 扣除了地形变化的影响，尤其是测点周围不规则地形的局部 影响，这对石油勘探和其它矿藏勘探工作中常遇到的成矿构造的搜寻是有 效的。可用完全布格异常建立起测点高度与深部的均衡补偿的关系。
将高度改正和平层改正结合起来进行计算，称为简单布格改正，写成
g BS (0.3086 0.0419 )h(10 5 m/s2 )
而对于上述地壳物质，上式又可简化为 gBS 0.1968h (105 m/s2 )
基本概念-重力改正
3、地形改正 由于中间层的上表面并不是平面，而是曲面。进行地形改 正，就是要把地面凸起部分删去，把凹陷部分填平。
基本概念-重力异常
内容提要
一． 基本概念
二． 重力均衡和均衡异常
三． 重力测深的解释方法
四． 重力的有效探测深度
重力均衡和均衡异常
1. 2. 3.
均衡问题的产生 几种均衡改正和均衡异常 均衡异常的解释
重力均衡和均衡异常-均衡问题的产生
1、问题的提出
在高山附近，重力场方向应该是地球基本场与高山引力场合力的方向。 1854年英国人酱拉特(Pratt)在喜马拉雅山附近，根据地形计算，估计垂 线应有28″(角秒)的偏斜。但是，实测只有5″(角秒)！仅仅相当于应有值 的1/6！在上图中，A是由于山的质量引起的理论偏斜，B是实测的偏 斜，而C是不偏斜的标准位置。 在山区的异常值往往是负值，并且山区地势越高，异常值下降得越严 重。而在海洋地区异常值是正的，并且海水越深，异常值上升得越厉害。
g 0 GM / r 2 , g h GM / r h2
将第二式展开，并令δg高=g0-gh，可得
h 1 h g 高 g 0 g 0 1 ( ) 3( ) 2 2 g 0 ( )1 ( ) r 2 r h 3 h
基本概念-重力测量－绝对测量
绝对测量是指重力加速度g的测量。 （1）振摆法
T 2 l g
式中T 为周期，L为摆长，目前用振摆方法只能准确到(1-1.5)×10-7m/s2。 （2）自由落体法
g 2s / t 2
我国平均精度为7.8×10-8m/s2
基本概念-重力测量－相对测量
相对测量是测量重力差Δ
2 r
r
式中r为地球半径，g0可由全球重力平均值gm代替。在地面附近，中括号 内的第二项小于第一项，如h＜700m时，h/r＜10-4<<1，因而第二项可以 忽略不计，在高空情况下，如航空重力测量，第二项则不可忽略，而第 三项又可忽略。因此，要依测点高度决定项数。通常采用 (1)当h＜700m时，以m为单位。