利用远震P波质点运动检核区域地震计水平分量方位
发震时刻和震源位置的测定方法
发震时刻和震源位置的测定方法地震定位意指根据地震台站观测的震相到时数据，确定地震的基本参数（震源位臵、发震时刻、震级）。
严格来说，地震定位同时需要还给出对解的评价。
地震定位是地震学中最经典、最基本的问题，它在地球内部结构、区域地震活动性、地震构造研究中具有不可替代的作用。
快速准确的地震定位还对震后的减灾、救灾工作具有至关重要的作用。
一、发震时刻的确定发震时刻指地震发生的时刻。
发震时刻可利用单台或多台资料进行确定。
通常利用区域台网的多台资料确定的结果较为准确。
1、用走时表确定发震时刻利用走时表法确定发震时刻的公式为发震时刻=初至震相的到时–初至震相的走时其中初至震相到时可从地震记录图上直接获取，初至震相的走时值则可用T S与T P的到时差值查走时表得到。
为消除误差，通常将各台定出的发震时刻取均值，作为最终定出的发震时刻值。
此种方法适用于任何地震。
对于地方震使用直达波到时差T S-T P查走时表得t P；对于近震，用首波走时差T sn-T pn查走时表得t pn；对于远震用地幔折射波的到时差T S-T P查走时表得ｔｐ；对于极远震用地表反射波PP•与地核穿透波PKP1间的到时差查走时表得t PKP1。
值得特别指出的是，对于5°～16°影区内的地震，由于无法准确定出S震相，因此，常用短周期面波Lg2与初至P波的到时差查走时表得t P值。
使用走时表法定发震时刻时，应先定出震中距及震源深度值，再确定初至波的走时，这一点对于远震显得更加重要。
2、用和达直线法确定发震时刻和达直线法是经典的方法。
它适用于利用区域台网资料测定地方震及近震的发震时刻。
其原理方程为：T P=(T S-T P)／(k-1)+T0（2.2.1）式中，T P、T S分别为纵横波的到时，可以是直达波、反射波或首波；T0为发震时刻，k为波速比(k=v P／v S)。
和达直线的含义是波的到时差T S-T P与初至波到时T P 呈线性关系。
地震概论第三章地震波
4170 9.53
5155 10.33 10.89
6371 11.17
4.2 2.9 4.6 3.34
1200 983 400-1000
1900 984
1100
4.36 3.42 3300 984
4.5 3.6 6800 989 5.42 4.64 18500 995
1200 1900
2、地震波在地球内部的传播
地核的发现者——奥尔德姆(1858～1936年)
地球内核的发现
地
球1
内8
核8
的 发 现
8 ～
者1
9
英9
格· 3 莱年
曼
英格·莱曼的论文中引用的两幅俄国地震台记录的新西兰 1929年6月16日 地震图（a）和穿过简单3层地球模型的
简化的波的路径（b）
地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据
7.23 5.56 135200 1069
0 9.98 0 11.42 252000 760
0 12.25 328100 427
3.46
3.50 12.51 361700
0
3700 4300 4500
岩石圈(固态)
软流圈(部分熔融) (固 态)
(液态地核) 固-液态过渡带
固态地核
奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线
远震: 震中距1000公里以上
1、地震波在介质界面上
2、地震波在地球内部的传播
地 球 的 结 构 及 波 的
传 播
地地 震下 图核年 上试 的验月 记在 录蒙日 曲大在 线 拿内
州华 达 进 行 的 代 号 为 “ 无 暇 ” 的
1968 1 19
地震震中和震级的快速确定
地震震中和震级的快速确定地震，这个人类一直以来面临的严重的突发性灾难，披着层层神秘面纱，神出鬼没，给人类造成了巨大的人员伤亡和经济损失。
面对这个头号杀手，人们当然不会坐以待毙，几千年来，与它进行着顽强地斗争，也逐渐揭开了它的狰狞面目。
当听到“发生地震啦~~~”，第一反应是不是要问“什么时候？发生在哪？有多大？”区区几句，就简单地描述了人们关心的地震的最基本的三个属性，即“时、空、强”，俗称地震的三要素。
“时”指地震发生的时间，告诉你“发生地震啦”；“空”指地震发生的地点，告诉你“地震发生在哪”；“强”指地震的震级大小，告诉你“地震有多大”。
在深入认识地震的“时、空、强”三要素时，还有些相近的概念需要区分。
首先，从震源说起，震源就是地震发生时地下岩石断层发生破裂或者错动的地方。
对于大地震而言，断层破裂或者错动长度甚至长达数百公里，这时把断层破裂或者错动的初始点称之为震源。
震源在地面上的投影点，称之为震中。
震中有微观震中和宏观震中之别，前者指用地震仪记录而交汇出的震中，故又名仪器震中；后者指地震灾害考察中，地面破环最为严重的地方。
对多数地震，两者往往存在差异。
我们这里说的地震震中的确定，即地震定位都是指确定微观震中。
震中到震源的垂直距离称为震源深度。
地面上某点到震中的距离叫做该点的震中距，到震源的距离叫做该点的震源距；从该点指北方向起，依顺时针方向到该点与震中连线的夹角叫该点的方位角。
相对某点来说，震中矩在100 km以内的地震称为地方震，在100 km到1000 km的地震称为近震，大于1000km的地震称为远震。
图1可以清楚地分清这些概念。
图1.描述地震的基本概念谈及地震，就要提到地震学家们研究地震信息的金钥匙——地震波。
地震波是由于地震发生，从震源向四处传播的震动，分为体波和面波。
体波是指可以在地球内部三维空间中向任何方向传播的地震波，包含纵波和横波。
纵波又名初至波，用P表示，在波传播过程中，波阵面上的质点位移与波传播的方向一致，属于胀缩波，即传播介质体积变化而形状不变。
地震勘探复习参考资料
地震勘探复习参考资料地震子波：爆炸产生的是一个延续时间很短的尖脉冲，这一尖脉冲造成破坏圈、塑性带。
最后使离震源较远的介质产生弹性变形，形成地震波，地震波向外传播一定距离后，波形逐渐稳定，成为一个具有2-3个相位（极值）延续时间60-100毫秒。
其振幅有大小，极性有正有负，到达接收点的时间有先后。
时距曲线：波从震源出发，传播到测线上各观测点的旅行时间t，同观测点相对于激发点的距离x之间的关系曲线。
正常时差：水平界面时，对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射旅行时同以零炮检距(自激自收)进行观测得到的反射旅行时之差。
这是由于炮检距不为零引起的时差动校正：在水平界面的情况下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差t，得到x/2处的t0时间。
这一过程叫正常时差校正，或称动校正静校正：由于地形高低、激发井深、低速带等因素引起的反射波旅行时间的畸变进行的校正。
倾角时差：地震勘探中激发点两侧对称位置观测到的来自同一倾斜界面的反射波旅行时差。
视速度：当波的传播方向与观测方向不一致（夹角）时，观测到的速度并不是波前的真速度V，而是视速度Va。
滑行波：由透射定律可知，如果V2>V1，即sinθ2>sinθ1, θ2>θ1，当θ1还没到90度时，θ2到达90度，此时透射波在第二种介质中沿界面滑行。
此时这种波称为滑行波。
折射波：当入射波大于临界角时，出现滑行和全反射。
在分界面上的滑行波有另一种特性，即会影响第一界面，并激发新的波。
在地震勘探中，由滑行波引起的波叫折射波，也叫首波。
随机干扰:没有一定的规律，没有一定的传播方向，在地震记录上形成杂乱无章的干扰背景。
多次波：对被追踪界面的观测次数而言，n次覆盖即对界面追踪n次。
共反射点叠加：将不同接收点接收到的来自地下同一反射点的地震记录，经过动校正后叠加起来。
剩余时差：把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射时间与其共中心点处的t0之差叫剩余时差。
等效速度：倾斜界面共中心点反射波时距曲线用水平界面来代替所对应的速度，适用于倾斜界面均匀覆盖介质情况。
使用P波快速测定国家台网大震标准震级
Ｍ 与 Ｍｗ （ Ｇ Ｃ ＭＴ ） 的 对 比，可 以验 证 综 合 标 准 震 级 Ｍｐ （ Ｍ） 和 国 家 台 网速 报 震 级 具 备 一 定 的 可 信 度 ，而
２期
翟璐媛等 ：使用 Ｐ波快速测 定国家台网大震标准震级
３ ７ ９
用 的 值 资料 并不 符合 目前所 使用 的 宽频 带数字 地震 仪 的需求 。 造成 第 二种现 象 的原 因与 面 波震 级 Ｍｓ的性 质有 关 ，尽 管使 用面 波测 量震 级较 为稳 定 ，但 由于其 传 播速度 的限制 ， 已经 满 足 不 了对 时 问要求 越来 越 高 的地震 速报 需求 ，尤 其 是对 于远震 表现 的更为 突 出 。 针对 上 述两 种现 象 ，本 文试 图利 用 Ｉ ＡＳ Ｐ Ｅ Ｉ（ Ｉ ｎ ｔ ｅ ｎａ ｒ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｌ Ａｓ ｓ ｏ ｃ ｉ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｏ ｆ Ｓ ｅ ｉ ｓ ｍｏ ｌ ｏ ｇ ｙ ａ ｎ ｄ Ｐ ｈ ｙ ｓ ｉ ｃ ｓ ｏ ｆ ｔ ｈ ｅ Ｅ ａ ｇ ｈ ’ Ｓ Ｉ ｎ ｔ ｅ ｒ ｉ ｏ ｒ ，国际地 震 学与地 球 内部物 理 学协会 ）推 荐 的宽频 带 体波震 级 ｍ Ｂ
这 在 实际运 用过 程 中往往 会存 在 以下两 方面 的 问题 ：第 一种 是体波 震级 ｍ Ｂ在转 换 后与最 终
速 报 震级 存 在 一定 的偏 差 ，这种 偏 差与 震源深 度 及震级 大 小有关 ，要么 表现 为 中小地 震 的
最 终速 报震 级 偏 小 ，要 么表现 为大 地震 的最 终速 报 震级 偏 大 ；第二 种是 面波 震级 Ｍ ｓ
一些简单的地震勘探原理名词解释
地震勘探:通过人工方法激发地震波,研究地震波在地层中传播的情况,以查明地下的地质构造,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.水平叠加:将不同接收点收到的来自地下同一反射点的不同激发点的信号,经动校正后叠加起来,这种方法可以提高信噪比,改善地震记录的质量,特别是压制一种规则干扰波效果最好波形曲线:选定一个时刻t1,我们用纵坐标表示各质点离开平衡位置的距离,就得到一条曲线,这条曲线就叫做波在t1时刻沿x方向的波形曲线.动校正:在水平界面情况下,从观测到的波的旅行时中减去正常时差Δt1得到x/2处的t0时间,这一过程叫动校正或正常时差校正.多次覆盖:对被追踪的界面进行多次观测.剖面闭合:是检查对比质量,连接层位,保证解工作正确进行的有效办法,他包括测线交点闭合,测线网的闭合,时间闭合等.几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何光学相似,也是引用波前,射线等几何图形来描述波的运动过程和规律,因此又叫几何地震学. 水平分辨率:指沿水平方向能分辨多大的地质体,其值为根号下0.5λh.时距曲线:从地震源出发,传播主观测点的时间t与观测中点相对于激发点的距离x之间的关系剩余时差:把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射波时间与共中心点处的时间tom之差.绕射波:地震波在传播过程中,如遇到一些岩性的突变点,这些突变点就会成为新震源,再次发出球面波,想四周传播,这就叫绕射波.三维地震:就是在一个观测面上进行观测,对所得资料进行三维偏移叠加处理,以获得地下地质体构造在三维空间的特征.水平切片:就是用一个水平面去切三维数据体得出某一时刻tk各道的信息,更便于了解地下构造形态个查明某些特殊地质现象.同相轴:一串套合很好的波峰或波谷.相位:一个完整波形的第i个波峰或波谷.纵波:传播方向与质点振动方向一致的波.转换波:当一入射波入射到反射界面时,会产生与其类型相同的反射波或透射波,也会产生类型不同的,与其类型不同的称为转换波.反射定律:入射波与反射波分居法线两侧,反射角等于入射角,条件为:上下界面波阻抗存在差异,入射波与反射波类型相同.地震子波：震源产生的信号传播一段时间后，波形趋于稳定，我们称这时的地震波为地震子波。
地震勘探原理名词解释(1)
地震勘探术语2-D Two Dimensional 二维。
3-C Three Component 三分量。
3C3D 三分量三维。
3-D Three Dimensional三维。
9-C Nine Component 九分量。
3分量震源╳3分量检波器=九分量。
9C3D 九分量三维。
A/D Analog to Digital模数转换。
AGC Automatic Gain Control 自动增益控制。
A V A Amplitude Variation With Angle 振幅随采集平面的方位角的变化。
A VO Amplitude Variation With Offset 振幅随偏移距的变化。
A VOA 振幅随炮检距和方位角的变化。
CDP Common Depth Point 共深度点。
CDPS Common Depth Point Stack共深度点迭加。
CMP Common Mid Point 共反射面元。
共中心点。
CPU Central Processing Unit 中央控制单元。
CRP Common Reflection Point 共反射点。
D/A Digital to Analog 数模转换。
d B/octa d B/octve 分贝/倍频程。
DMO Dip Moveout Processing 倾角时差校正。
G波G-wave 一种长周期（40—300秒）的拉夫波。
通常只限于海上传播。
H波H-wave 水力波。
IFP Instantaneous Floating Point 仪器上的瞬时沸点放大器。
K波K-wave 地核中传播的一种P波。
LVL Low Velocity Layer 低速层。
L波L-wave 天然地震产生的长波长面波。
NMO Normal Moveout Correction 正常时差校正，动校正。
OBS Ocean Bottom Seismometer 海底检波器。
P波P-wave 即纵波。
地震勘探常用术语及计算公式
地震勘探缩写术语2-D Two Dimensional 二维。
3-C Three Component 三分量。
3C3D 三分量三维。
3-D Three Dimensional三维。
9-C Nine Component 九分量。
3分量震源╳3分量检波器=九分量。
9C3D 九分量三维。
A/D Analog to Digital模数转换。
AGC Automatic Gain Control 自动增益控制。
AVA Amplitude Variation With Angle 振幅随采集平面的方位角的变化。
AVO Amplitude Variation With Offset 振幅随偏移距的变化。
AVOA 振幅随炮检距和方位角的变化。
CDP Common Depth Point 共深度点。
CDPS Common Depth Point Stack共深度点迭加。
CMP Common Mid Point 共反射面元。
共中心点。
CPU Central Processing Unit 中央控制单元。
CRP Common Reflection Point 共反射点。
D/A Digital to Analog 数模转换。
d B/octa d B/octve 分贝/倍频程。
DMO Dip Moveout Processing 倾角时差校正。
G波 G-wave 一种长周期（40—300秒）的拉夫波。
通常只限于海上传播。
H波 H-wave 水力波。
IFP Instantaneous Floating Point 仪器上的瞬时沸点放大器。
K波 K-wave 地核中传播的一种P波。
LVL Low Velocity Layer 低速层。
L波 L-wave 天然地震产生的长波长面波。
NMO Normal Moveout Correction 正常时差校正，动校正。
OBS Ocean Bottom Seismometer 海底检波器。
反投影远震P波记录法在1996年丽江7.0级地震破裂过程中的运用
反投影远震P波记录法在1996年丽江7.0级地震破裂过程中的运用李丹宁;徐彦【摘要】选取1996年丽江7.0级地震27个台站的地震记录,运用反投影远震P 波记录法对该次地震的破裂过程进行研究.结果显示丽江7.0级地震震源破裂主要沿北南向的玉龙雪山东麓断裂发展,震源破裂时间约为30 s,空间破裂尺度约40km.表明反投影远震P波记录法能在震后较短时间内得到震源破裂过程,可为地震速报工作提供重要补充,从而为震后应急救援工作提供依据.%Selecting waveforms recorded by 27 stations and using back-projection of teleseismic P-waves method, we study the source rupture process of the Lijiang M7.0 earthquake in 1996. The results show that the energy of source rupture of Lijiang M7. 0 earthquake mainly releases along north-westward Eastern Piedmont Fault of Yu-long Snow Mountain. The total rupture time is about 30 sec, and the rupture length is about 40 km. This method can obtain the source rupture process in short time after the earthquake occurred, it can be an important addition to earthquake rapid report and provides basis for the earthquake rapid response and rescue.【期刊名称】《地震研究》【年(卷),期】2012(035)002【总页数】7页(P177-183)【关键词】反投影远震P波;震源破裂;丽江地震【作者】李丹宁;徐彦【作者单位】云南省地震局,云南昆明650224;云南省地震局,云南昆明650224【正文语种】中文【中图分类】P315.61996年2月3日19时14分，云南丽江发生MS7.0地震，美国国家地震信息中心测定为MW6.5，震中位于丽江县金沙江边的大具乡。
使用地震测量进行地质勘探的方法
使用地震测量进行地质勘探的方法地震测量是一种常用的地质勘探方法，它通过分析地震波传播的速度和形态，来获取地下构造和地质性质的信息。
这种方法的原理是利用地震波在不同介质中传播速度不同的特性，来探测地下的地层、断层和岩石等地质要素。
地震测量的基本原理是利用地震波在地球内部的传播特性来推断地下结构。
地震波分为纵波和横波两种类型，纵波具有压缩和膨胀的行波形式，而横波则垂直于传播方向振动。
地震波传播的速度与地质介质的密度、弹性模量和岩石的物理性质等有关。
地震测量常用的方法之一是地震震源法。
这种方法是通过人工引爆炸药或利用震源设备产生地震波，然后通过地面上设置的地震仪台站记录地震波的传播情况。
根据地震波的到达时间、振幅和波形特征等数据，可以推断地下的地质要素以及地壳的属性。
地震仪台站是地震测量的重要工具之一。
台站通常由地震仪、地震记录器和地震传感器等设备组成。
地震仪将地震波信号转换为电信号，并记录下来。
地震记录器则用来存储和分析地震数据，并生成地震图像和震源机制等信息。
地震传感器能够感知地震波的振动，并将其转换为电信号。
除了地震震源法外，还有一种常用的地震测量方法是地震反射法。
这种方法是利用地震波在不同介质之间的反射和折射特性，来推断地下结构。
地震反射法通常使用地震仪台站在地面上布置，通过记录地震波从地表穿过地下结构反射回地表的时间和振幅等信息，从而获取地下结构的图像。
地震反射法的数据处理过程涉及到波形重建、时距转换、速度分析和叠加处理等步骤。
通过这些处理步骤，可以将地震反射波形转换为地下结构的速度模型和地层界面的位置等信息。
地震反射法在勘探油气和矿产等领域具有广泛的应用。
地震测量方法除了地震震源法和地震反射法之外，还有一些其他的技术和方法。
例如，地震电法是利用地震电磁信号与地下介质的物理性质相互作用，来推断地下结构的一种方法。
地震电法通过测量地震电磁信号在地下的传播速度和电阻率等信息，来获取地下结构的图像。
方位角检测程序的设计及应用
本程序中计算方位角偏差的方法为利用P波质点的运 动特性法,需要震中距在30度以上的远震，因此在准备地震 事件时需要计算震中距是否达到30度。福建本省面积较小， 对于远震而言省内不同台站对于同一地震事件的震中不会 有太大差别,因此我们选取位于福建较为中心的永安燕西作 为所有台站的参照台，只要计算该台与地震事件的震中距即 可，这样可以减少运算量又不影响数据的可靠性。计算震中 距我们引入 Obspy. geodetics 中的 gps2dist_azimuth 及 kilometers2degrees两个方法，前者用于计算震中距，其返
因程序为处理地震数据而开发，所以使用到Obspy库,因其几 乎支持地震学界内通常使用的所有波形格式的读写,可简化 大量的数据格式之间转换的代码，同时他还集成了大量的地 震学及数学所用的专有库,对于开发者只需要对其进行引入 就可使用。程序应用在福建台网中心后，经过实地校核发现 该程序的计算结果可靠。该程序的应用弥补了福建台网中心 在方位角检测方面的不足，且提高了方位角偏差的检测效率 及修复故障的时效性。
图2程序架构
Sta_code为台站名，Channel_info为表名 称，Chn_code为通道存储字段名。通过以上
回值是一个数组,震中距为第一个元素且单位为千米，所以
操作可以获取全部宽频带地震计台站名，而后运用循环方法
需要使用kilometers2degrees将单位从千米转化为度。程序 获取所有的台站属性后封装到dictionary中返回。
28°N
27°N
24°N
4
23°N
图例
®测震台站 22°N ♦台湾台站
116'E 117'E
Okm 100 km 200 km I18"E 1I9'E I2O'E
测震学原理与方法
测震学原理与方法
测震学呀，就像是地球的“心跳监测仪”呢。
先来说说原理吧。
地球内部就像一个超级复杂的大机器，有时候会闹点小脾气，这就产生地震啦。
地震发生的时候，会释放出能量，这些能量以地震波的形式向四面八方传播。
就好像往平静的湖水里扔了个大石头，水波会一圈圈荡开一样。
地震波有纵波和横波，纵波跑的快，像个急性子，它能让地面上下颠动；横波呢，跑得慢一点，像个慢悠悠的小胖子，不过它能让地面左右摇晃。
我们通过各种仪器来捕捉这些地震波，就可以知道地球内部发生了啥。
那测震的方法有哪些呢？这就很有趣啦。
有一种叫地震仪的东西，它可是测震的大功臣。
地震仪就像一个超级敏感的小耳朵，哪怕地球很轻微的震动它都能察觉。
现在的地震仪可高级啦，有很多不同的类型。
有的放在地面上，就像一个小小的岗哨，静静地守着，等着地震波来“敲门”。
还有一些可以放在地下，就像地下的小侦探，从更深处去探测地震波的动静。
我们在很多地方都会布置这些地震仪，就像在地球身上撒下了一张大网。
当一个地方发生地震的时候，离得近的地震仪先收到信号，远一点的后收到。
根据这些地震仪收到信号的时间差，还有地震波的强度、频率之类的信息，我们就能算出地震发生在哪里，有多强啦。
利用远震P波质点运动检核区域地震计水平分量方位
（ １ ． 中国地震局兰州地震研究所 ， 甘 肃 兰 州 ７ ３ ０ ０ ０ ０ ； ２ ．中 国地 震 局 第 二 监 测 中心 ， 陕西 西 方位 的准确 性 对现 代 地震 学研 究 具有很 重要 的意 义 。文献 ［ １ ］ 利 用 Ｐ波偏 振
ｉ ｓ 。 ｒ ａ ｄ ｉ ａ ｌ （ ｈ ｏ ｒ ｉ ｚ ｏ ｎ ｔ ａ ｌ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ｏ ｆ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｎ ｃ ｅ ） ， ｈ ｏ ｒ ｉ ｚ ｏ ｎ ｔ ａ ｌ （ ｉ ｎ ｔ ｈ ｅ ｈ ｏ ｒ ｉ ｚ ｏ ｎ ｔ ａ ｌ ｐ ｌ ａ ｎ ｅ ｐ ｅ ｒ ｐ ｅ ｎ ｄ ｉ ｃ ｕ ｌ ａ ｒ ｔ ｏ
站 分 量方位 等 问题进 行 了检核 计 算 。考 虑到 期 间地 震仪 的 可 能 重新 安装 因素 ， 应 用 单地 震 事件 的
反演 方位 时 间序列 变化 来计 算分 量方位 偏 差及 其 可能 的 方位 校 正 。研 究 结果 表 明 ， 反 演 的方 位 与
文献 ［ １ ］ 的结 果基本 一 致 ， 表 明 中国“ 十 五” 数 字地 震 网络 确 实存 在部 分 台站 方位偏 差较 大等 方 面问 题 。 因此 ， 在Ｓ ＫＳ横 波分 裂等 现代地 震 学研 究 中应充 分考 虑 台站 地震 计 方位 不准 和 变动 等 因素 的
Ａｂ ｓ ｔ ｒ ａ ｃ ｔ ： Ｏｒ ｉ ｅ ｎｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｃ ｃ ｕｒ ａ ｃ ｙ ｏ ｆ ｔ ｈ ｒ ｅ ｅ ｃ ｏｍｐ ｏｎ ｅ ｎｔ ｓ ｏ ｆ ｓ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍｏ ｍｅ ｔ ｅ ｒ ｓ ｉ ｓ ｖ ｅ ｒ ｙ ｉ ｍｐ ｏｒ ｔ ａ ｎ ｔ ｆ ｏｒ ｍｏ ｄｅ ｒ ｎ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍｏｌ ｏ ｇｙ ｒ ｅ ｓ ｅ ａ ｒ ｃ ｈ．Ｍ ａ ｎ ｙ ａ ｓ ｐｅ ｃ ｔ ｓ ｏ ｆ ｍｏ ｄｅ ｒ ｎ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍｉ ｃ ｓ ｔ ｕ ｄｉ ｅ ｓ ｒ ｅ ｑ ｕｉ ｒ ｅ ｒ ｏ ｔ ａ ｔ ｉ ｎ ｇ ｔ ｈｅ ＢＨ Ｎ ， ＢＨＥ ，ａ ｎ ｄ ＢＨ Ｕ ａ ｓ ｔ ｈｒ ｅ ｅ — ｄｉ ｍｅ ｎｓ ｉ ｏ ｎａ ｌ ｏｒ ｔ ｈ ｏｇ ｏ ｎａ ｌ ｃ ｏ ｏｒ ｄ ｉ ｎａ ｔ ｅ ｃ ｏ ｍｐ ｏ ｎｅ ｎ ｔ ｓ ｏｆ ｐａ ｒ ｔ ｉ ｃ ｌ ｅ ｍｏｔ ｉ ｏ ｎ；ｔ ｈａ ｔ
地震勘探技术野外工作方法反射波法,折射波法
观测系统图示
2. 如图(b)示。 O1激发，O1O2接收，用O1A表示，O1A在测线上投影O1A1对应 反射界面R1R2；
O2激发，O1O2接收，用O2A表示，相应反射界面为R2R3。 两次激发，得连续反射界面段R1R3。 折射法：多用时距平面图表示。
反射法：多用综合平面图表示。形式简单，直观地表示了炮点和 排列之间的关系。
O2激发，O1O2接收，用斜线段O2A 表示，对R2R3进行了一次观测，叫 单次覆盖； O1激发，又在O2O3接收，用斜线 段AB表示，又对R2R3进行了一次 观测，叫二次覆盖。 同理，可对R2R3段进行更多次覆盖。 多次覆盖观测系统：对整条反射界面进行多次覆盖的系统。 多次覆盖技术：压制多次反射波之类的特殊干扰波，以提高地震 记录的信噪比。
(2)相干干扰
定义：指外界产生的具有一定规律性的干扰。
特点：在地震记录上表现为有规律的振动，具有一定的 频率和视速度。
相干干扰产生：在 大型厂矿附近，机器有 规律地连续振动，江、 河波浪冲击岸坡等。如 图5.13所示。
(3)工业电干扰
在城市工作，当地
震测线通过输电线路时， 检波器电缆会感应50Hz 电压，形成工业电干扰。
图5.13 相干干扰波记录
三、干扰波调查 为了了解各种干扰波的分布特征，以便采取一系列压制干扰波
的方法技术，在野外地震数据采集之前，必须进行干扰波调查。 1.震源干扰波调查
图5.14 震源干扰波调查(a) 干扰波调查记录 (b) 解释结果
目的：确定反射波和干扰波的分布特征，确定有效的观测系统。
具体做法：以小道间距埋置检波器，在零偏移距处激发，随 后移动检波器排列或移动激发震源。每次移动距离应等于一个 排列长度，以保持干扰波同相轴的连续性。
长安大学地震勘探复习总结
1.地震勘探（Seismic exploration）：它利用岩石的弹性差异来进行勘探。
是通过人工激发地震波，研究地震波在弹性不同的地下地层中传播的规律，以查明地下的地质构造，为油气或其他勘探目的服务一种物探方法。
○名2.地震勘探生产过程:地震资料野外采集、地震资料室内处理、地震资料解释。
○简3.振动：某质点在其平衡位置附近做来回往返的运动。
4.振幅：振动幅度，质点来回运动距平衡位置的最大距离。
5.波动：振动在介质中的传播。
振动是波动的震源。
6.质点振动能量传播的速度，则称为波速，即地震波传播速度7.质点的振动方向与波的传播方向相同，则称为纵波。
如果质点的振动方向与波的传插方向垂直，则称为横波。
8.傅立叶展开的重要性质：唯一性定理；线性叠加定理（特例：叠加定理，相似性定理）；时标变换定理；延时定理；褶积定理；○简第一章，地震勘探的基本概念9.波阵面：在某一时刻，波到达时间各点所连成的面，称为波阵面。
○名（平面波和球面波）（与波前关系）10.几何地震学：利用波的射线概念可大大简化波的传播问题，是利用几何作图来反映物理过程的简单方法，利用这种方法来研究地震波传播的学科叫做几何地震学。
11.振动图：以时间为横坐标，以质点离平衡位置的距离为纵坐标，画出某一质点的振动情况；波剖面：以质点所在空间位置为横坐标，以质点离开它平衡位置的距离为纵坐标，某一时刻画出的图。
○简12.射线平面：由入射线、反射线和过反射点界面法线所组成的平面称为射线平面。
13.波长：在一个周期T内，波沿着波线前进的距离。
波数：波长的导数，表示在单位距离上波的。
14.惠更斯原理：在空间中，任意时刻波前面上的每一个点都可以看成是一个新的点源（子波源），并由它产生二次扰动形成元波前，各个元波前的包络就是下一个时刻的新波前的位置。
○简15.惠更斯-菲涅耳原理：波前面上各个新点源产生的二次扰动，都可以传播到空间上任意一个观测点M上，形成相互干涉的叠加振动；该叠加振动就是该观测点M的总扰动，即M点的波场。
近地表地球物理勘探
近地表地球物理勘探复习资料一名词解释1.近地表地球物理勘探：主要利用地球物理学的理论和方法，以地球物理场和地球物质的物理性质差异、分布规律为物质基础，通过观察和研究各种地球物理场的变化来研究和解决近地表人类活动所面临或遇到的工程、水文、环境等方面地质问题的一门应用学科。
2.近地表弹性波勘探：研究人工震源（锤击、炸药爆炸、超声波等）激发所产生的地震波在地下岩层、土壤或其他介质中传播来解决工程、水文、环境等近地表地质问题的方法。
3.地震观测系统：地震波的激发点和接收排列的相互位置关系。
4.波阻抗：地震波在介质中传播时，作用于某个面积上的压力与单位时间内垂直通过此面积的质点流量(即面积乘质点振动速度）之比，具有阻力的含义，称为波阻抗，其数值等于介质密度p与波速V的乘积。
5.地震测井：通过人工方法激发地震波研究地震波在地层中传播的情况以查明地下的地质构造力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法。
6.地震子波：爆炸时产生的尖脉冲，在爆炸点附近的介质中以冲击波的形式传播，当传播到一的距离后，波形逐渐稳定，我们称这种地震波为地震子波，是地震记录中的基本单元。
7.垂向分辨率：它是指地震记录沿垂直方向能够分辨的最薄层的厚度。
8.横向分辨率：它是指地震记录沿水平方向能够分辨的最小地质体。
9.炮检距：炮点与检波点的距离。
10.杨氏模量：弹性体单位长度的变形ΔL/L称为应变，单位截面积上的弹性力F/A称为应力。
杨氏模量就是应力与应变之比。
E=(F/A)/(ΔL/L)11.垂直地震剖面法：将检波器置于深井中,在地面激发,深井中不同深度的检波器依次接收后,便得到深度-时间剖面图即垂直地震剖面的方法。
12.泊松比：横向相对减缩ΔD/D和纵向上相对伸长ΔL/L之比。
σ=（ΔD/D）/(ΔL/L)13.面波：只在自由表面或不同弹性的介质风界面附近观测到，其强度随离开界面的距离加大而迅速衰减的波。
14.电法勘探：是以岩、矿石之间的电学性质的差异为基础，通过观测和研究与这些差异有关的电场或电磁场在空间或时间上的分布特点和变化规律，来查明地下地质构造和寻找地下电性不均匀体的一类勘察地球物理方法。
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关键词 ： Ｐ 波质点运动 ；检核 ；地震计 ；方位角 ；鄂尔多斯地块 （ ） 中图分类号 ： Ｐ ３ １ ５． ６ 文献标志码 ：Ａ 文章编号 ： １ ０ ０ ０－０ ８ ４ ４ ２ ０ １ ３ ０ ２－０ ３ ２ ６－０ ８ ： ／ Ｄ Ｏ Ｉ １ ０． ３ ９ ６ ９ ． ｉ ｓ ｓ ｎ ． １ ０ ０ ０－０ ８ ４ ４． ２ ０ １ ３． ０ ２． ０ ３ ２ ６ ｊ
周 琳１，王庆 良１，２，崔笃 信２，郝 明２，李 煜航２，季灵 运２
（ ） 中国地震局兰州地震研究所 ， 甘肃 兰州 ７ 陕西 西安 ７ １． ３ ０ ０ ０ ０； ２．中国地震局第二监测中心 ， １ ０ ０ ５ ４
①
地震 计三分 量 方位 的准 确 性对 现 代 地震 学 研究 具有很重 要 的 意 义 。 文 献 ［ 利用 Ｐ 波偏振 摘 要： １］ 原 理和 多 地震 事 件 加 权叠 加 方 法 计 算 表明 ， 中国“ 十 五” 数 字 地震 网 络 台 站 中 有 近 三 分 之 一 的 台 站 存 在地震 计 水平 方位 偏差 大 、 极性接反或分量互换等方面的 问 题。本 文 选 取 鄂 尔 多 斯 地 块 周 缘 地 区２ 利用２ 对台 ４ 个 代 表性 台 站 ， ０ ０ ７年８月至２ ０ １ １ 年 ３ 月 期间 ７ ３ 个 Ｍ ≥７ 远 震 事 件 的 Ｐ 波 资料 ， 站 分 量 方位 等问题 进行 了 检 核 计 算 。 考虑 到 期间 地震 仪 的 可 能 重 新 安 装 因 素 ， 应用单地震事件的 反 演 方位 时 间 序 列 变 化来计 算 分 量 方位 偏差 及 其 可 能 的 方 位 校 正 。 研 究 结 果 表 明 ， 反演的方位与 ］ 文 献［ 的结果基 本 一 致 ， 表明中 国 “ 十 五” 数 字 地震 网 络确 实 存 在 部 分 台 站 方位 偏差 较 大 等 方 面 问 １ 题 。 因此 ， 在Ｓ Ｋ Ｓ 横 波 分 裂 等 现 代 地震 学 研究中应 充 分 考虑台 站 地震 计方位 不 准和变动 等 因 素 的 影响。
第３ ５卷 第２期 ２ ０ １ ３年６月
地 震 工 程 学 报 ＣＨ Ｉ ＮＡ Ｅ ＡＲ ＴＨＱＵＡＫ Ｅ Ｅ ＮＧ Ｉ Ｎ Ｅ Ｅ Ｒ Ｉ ＮＧ Ｊ ＯＵＲ ． ２ ， Ｊ ｕ ｎ ｅ ２ ０ １ ３
利用远震 Ｐ 波质点运动检核区域地震计水平分量方位
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３ ２ ７ 第３ 利用远震 Ｐ 波质点运动检核区域地震计水平分量方位 ５ 卷 第 ２ 期 周 琳等 ： ） ｈ ａ ｖ ｅ ｒ ａ ｄ ｉ ａ ｌ（ ｌ ａ ｎ ｅ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｎ ｔ Ｐ ａ ｖ ｅ ｓ ｗ ｉ ｔ ｈ ｔ ｈ ｅ ｒ ｅ ａ ｔ ｅ ｓ ｔ ｏ ｌ ａ ｒ ｉ ｚ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｅ ｎ ｅ ｒ ｉ ｅ ｓ ｉ ｎ ｔ ｈ ｅ ｌ ａ ｎ ｅ ｅ ｒ ｅ ｎ －ｗ － ｐ ｇ ｐ ｇ ｐ ｐ ｐ ｄ ｉ ｃ ｕ ｌ ａ ｒ ｔ ｏ ｔ ｈ ｅ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｎ ｔ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ｏ ｆ ｌ ａ ｎ ｄ ｓ ｃ ａ ｅ ｏ ｒ ｉ ｅ ｎ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｗ ｉ ｔ ｈ ｔ ｈ ｅ ｌ ｏ ｗ ｅ ｓ ｔ ｖ ｉ ｂ ｒ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｌ ｅ ｎ ｅ ｒ ． Ｉ ｆ ｐ ｇ ｙ ， ＢＨＮ ｃ ｏ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｓ ｗ ｉ ｔ ｈ ｔ ｈ ｅ ｎ ｏ ｒ ｔ ｈ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｎ（ ＢＨＥ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ｃ ｏ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｓ ｗ ｉ ｔ ｈ ｔ ｈ ｅ Ｅ ａ ｓ ｔ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｅ） ｔ ｈ ｅ ｒ ｏ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｎ ｌ ｅ ｆ ｒ ｏ ｍ ＢＨＮ ｔ ｏ ｔ ｈ ｅ Ｐ ａ ｖ ｅ ｉ ｎ ｃ ｉ ｄ ｅ ｎ ｔ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ（ ｅ ｎ ｅ ｒ ｍ ａ ｘ ｉ ｍ ｕ ｍ ｌ ａ ｎ ｅ ｏ ｌ ａ ｒ ｉ ｚ ａ －ｗ － ｇ ｇ ｙ ｐ ｐ ）ｗ ｔ ｉ ｏ ｎ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ｉ ｌ ｌ ｂ ｅ ｔ ｈ ｅ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍ ｏ ｓ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｔ ｏ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍ ｉ ｃ ｆ ｏ ｃ ｕ ｓ ＇ ｓ ｂ ａ ｃ ｋ ａ ｚ ｉ ｍ ｕ ｔ ｈ． Ｉ ｆ ｔ ｈ ｅ ｓ ｅ ｉ ｓ ｍ ｏ ｍ ｅ ｔ ｅ ｒ ｓ ｔ ａ － ， ｔ ｉ ｏ ｎ ＢＨＮ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｎ ｄ ｔ ｈ ｅ Ｎ ｏ ｒ ｔ ｈ ｄ ｉ ｒ ｅ ｃ ｔ ｉ ｏ ｎ Ｎ ｓ ｌ ｉ ｈ ｔ ｌ ｄ ｅ ｖ ｉ ａ ｔ ｅ ｔ ｈ ｅ ｒ ｏ ｔ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ａ ｎ ｌ ｅ ｆ ｒ ｏ ｍ ＢＨＮ ｔ ｏ Ｐ － ｇ ｙ ｇ ｌ ａ ｎ ｅ ｏ ｌ ａ ｒ ｉ ｚ ａ ｔ ｉ ｏ ｎ ｗ ａ ｖ ｅ