地震学原理介绍

14.0
13.0
3500 3700 3900 4100 4300 4500 4700 4900
P-波速度 (m/s)
3 震源参数
早在1970年Brune提出震源模型，该模型假设:
震源的剪切破坏 圆弧形破坏区域 随时间连续的滑移速度 整个断层区域内同时滑移
Tau
Slip
Time
震级频率和震源半径
震级 Mw
转角频率 (Hz) 1000
320
震源半径 (m)
-2
-1
1
4
0
1 2 3
100
32 10 3
13
41 130 412
*假设静应力在硬岩层中下降1bar（即100 kPa）
3.2 主要震源参数
根据地震数据，可以计算多 种震源参数，包括：
– – – – – – – 震级 地震矩 辐射能 Es/Ep 震源半径 视应力 静应力降
3.3 地震矩
表示震源的非弹性变形量 静态测量事件发生过程中的地层移动量和独立的岩层破裂随 时间变化细节 表示震源总能量 建立独立的震源模型 从矩张量中计算得出或直接从地震波信息算出 符号 M0，单位是Nm 用于计算 Mw
3.4 震 级

最常见的用以描述地震事件强度的参 数
(Udias, 1999)
对数刻度基于地震波特有频率振幅并 用于校正距离和仪器响应 数值从-7(?) ~+9 (地表)不等
许多不同的震级值： • ML – 里氏震级（ (原比例尺) • MN – 纳特里震级(常用于美国东北部) • MS – 表面波震级 • MD – 地震尾波持续时间 • mb – 体波震级 对于同样的事件由于地震辐射方向地震传感器性能影响，可能会得到不同 的震级值
• D= 3可以解释为建议 3D 破碎带 • D= 2可以解释为主要因剪切破坏导致的 2D破碎带
辐射能
• 表示地震事件发生所辐射的能量值。 • 是一个与破裂过程相关的动态估量。断层缓慢滑动释放能量 少于快速滑动，但两者都会产生地震矩。 • 符号ER • 单位: J
Es/Ep 值
• Es/Ep 表示S波能量和P波能量的比值 • 按Es/Ep 比值大小进行划分:


3.5 矩震级
矩震级( MW ) 19世纪70年 代在里氏震级和其他震级中 开始应用，目前成为国际出 版物、媒体和万维网通用标 准。 矩震级具有以下优点:
• 有效表达地震事件的强度(不 包括地震范围) • 能够直接计算地震距M0 (代表 震源的一个物理参数) • 可以对不同矿井和国家的震级 值进行直接比较
表观应力
显示地震事件的范围 – 系统能够自相似震源位置
AE
表观应力
(McGarr, 1999)
-4
矩震级， mw
8
震源半径
• 地震半径：地震应力集中点集或线集到最近地震点集(应力 释放点集)之间距离的数学期望。 （引自 尹哲,2011) • 大多数地震模型对应一条速度光谱曲线，该曲线的峰值点称 为转角频率（f0），转角频率处震源辐射出的最能量最多。 • 我们常用“布龙”震源模型计算，假设震源是圆形的具有连 续破裂速度的剪切源。 • 震源半径与f0 成反 比例关系（波的主 频率与破裂时间有 关）。 • 震源半径用符号r表 示，单位：m。
2.1 传感器的数量
三轴传感器数量要求 地下工程中需要不少于2个三轴传感器 – 必须能够准确的拾取S波的到达时间。 – 通过矢量图分析，必须能够确定P波偏振方向
地面安装条件下需要一个三轴传感器
2.3 定位误差
定位误差与平均残余 时间ΔT成正比 减小定位误差要求： 1. 事件定位精确 2. 对不准确的定位 需要最少4个P波 到达时刻的数据 建议超定解方案，提供更多准确的位置估计和误差估计
2.4 速度模型
理想状态下岩体的均质 性和各向同性
某一区域范围或某一岩 层质地均匀具有相似的 特性 采用单一的速度模型 （Vp 和Vs为定值）
现实中岩层的非均质性 和各向异性
岩层具有非均质性，而 且具有相似特性的岩层 其内部有分层、构造， 节理或者片理等。
使用各向异性模型 ( 方向不同则Vp 和Vs速度不同 )
震源位置图3
P*P -0.1ms P*P -0.5ms
PP* +1.2ms
θ
最终位置 (x,y,z) P P* +0.9ms
2.1 传感器的数量
单轴传感器的数量要求 波形分析解出所发 生事件的四个参数 (t0, X0, Y0, Z0) 实现震源定位至少 需要4 个单轴传感器 (即拾取4 个P波初至 时刻 )
n M n1 ik N
2 V t
• 地震应变率εik表示地 震的非弹性变形速率 • 直接通过矩张量计算 得到 • 例如，某盐矿受垮落问题 影响，安装了36个单轴检 波器，通过因式分解，算 出912个矩张量解决方案。 • 复杂的震源类型图描绘出 各种各样的地震发生机理
应变率示例
• 上图显示了水平分量的应变率张量：
• 切变事件: Es/Ep = 10~30 (根据Boatwright 和 Fletcher在1984对自然 地震的研究) • 拉伸事件: 由于S波振幅小、辐射范围小，Es/Ep 比值明显很低
• 如左图示例，Es/Ep平均 值没有增加，因为矩张量 扩展过程中裂缝闭合导致 围岩体积增大 • 其他的比值: Ωs/Ωp (引自 Mercerat et al 2010)
表观应力
• 地震能量以力的形 式表现出来
• 单位时间辐射出的 能量值为 ER a （ VS 2） M0
式中，表观应力τa 单位 Pa
• 表观应力分析:
• 高表观力-– 高应力区域可能会释放出更多的地震能量，但变形较小。 • 低表观力-– 低应力区或该区域岩层破碎压力已经释放。此时，在破碎区 产生较大位移 ，但围岩破裂速度慢。 • 机理 – 同样震级条件下，爆炸可能产生比剪切断裂更高的表观应力 τa 。
地震学原理简介
微震监测的意义
通过微震监测可以获得：


地震灾害评估
岩层应力条件和应力重新分布 地震效应产出率和提取方法 构造断裂偏移
目 录
1.
2. 3.
地震波简介

波形， P/S 波速
震源位置

残值， 速度模型，误差和全息图
量级，地震矩和能量 发生机制，矩张量和必要条件 事件类型，微震量级分布
放炮，打钻，凿井等
自然发生的地震事件
断层作用，岩柱破 裂，采空区垮落等
(引自Horner and Hasegawa, 1978)
5.1 狭窄的软岩矿区
平面图：西部矿体范围狭窄
狭窄区域一年的微震事件
5.1 矿震对软岩矿区的破坏
• 矿柱因矿震严重变形破坏。 • 随着矿柱周围采掘推进，矿柱载荷逐渐增加，最终在矿柱附近 进行爆破时，诱发矿柱发生矿震。 • 当矿柱预期有冲击危险，矿柱已经承受了很大的压力，具有很 强的破坏力。
– DC方案 – 非DC方案
传感器记录的远场地震 波波形如何解释？
– 断层面方案 – 地震矩张量
(Horner and Hasegawa, 1978)
4.3 矩张量条件
必要的基础条件:


获知准确的震源位置 精准的P波初至拾取时间: 压缩为正数 扩张为负数 根据波形进行幅值测量 (自 动实现)
5.2 事件发生率直方图
End of shift Blasts
5.3 事件和时间关系图
放炮时间 Day: 06:00 - 06:15 Night: 18:00 - 18:15 放矿溜井噪音
因放炮导致的地 震事件
5.4 事件类型和震级分布
频率-震级曲线图
log N a bM
过滤掉爆破事件
(引自--斯泰因和维瑟逊, 2003)
关键因素:

明确单轴和多轴传感器的方向（传感器钻孔的方向） 明确传感器的极性（校准表） 输入6个初动值和振幅可以解出6个未知数 至少使用8个覆盖完善的传感器方位角数据进行约束 进行多次校正
所需的有效信息：

建议:

5 微震事件举例
人为原因引起的微震 事件
(引自Kanamori and Brodsky 2004)
震级 – “b” 值
b值在特定区域随着时间（震 前和震后等）变化而快速变 化。 b值代表震源的一次函数，其 大小与地下工程采掘的形状 和空间大小有关，也与易诱 发地震活动的断层和矿脉等 相关
(引自Mussett and Khan ,2000)
震源参数

4.
5.
震源机制

微震活动

1 地震波
地震波是指从震源产生向四周辐射的弹性波。

弹性波包括地震波和声波，与塑波相对。 地震波按传播方式可分为纵波（P波）、横波（S波） 和面波（L波）。

地震波仿真技术
1.1 地震波的类型
地震波的四种基本类型 两种主要的地震波分析: •基本波 (P波) •二级波(S波)
2.5 位置校正
采用校正炮校正：
校正炮埋入岩石中 1-2 m 至少需要3-4个校正炮 19.0 记录放炮时间 勘测校正炮位置 18.0
17.0 定位误差(m)
8 个校正炮

确定最佳的 P波、 S波速度模型 对得出的误差进行 评估 优化自动拾取和定 位程序
16.0
15.0
要求预知的参数包括:
每一岩层的P波速(Vp)，S波速(Vs) 声波钻孔记录，地质钻孔记录，实验室实验. 不同岩层的深度和厚度 各岩层的方向(方位和倾角)
震级 –“D”值
• 某盐矿采用36个15Hz单轴检 波器监测岩洞垮落问题 • b = 1.5
• D值 (分形维数)其值=2b • 说明:
• • • 箭头表示P 轴平均方向 蓝色和红色区域表明低压缩应变率和高压缩应变率 探测到的垮落区是变形率最大的区域.
(引自Trifu and Shumila,，2010)
3.6 震源参数计算
计算所需的重要参数包括：
– 精确的震源位置； – 准确的岩体波速(P波，S波)； – 方位角范围- -如果来自不同传感器的震源参数是平均的，由于 震源辐射方向和角度不同，需要更多的震源参数值(除非震源是 爆破震源或内爆)。
4 震源机制
微震事件发生在距离人 工开挖工程附近（即诱 发地震活动），可能有 多种震源机理:
足够的传感器个数 传感器的精确位置 波形时间同步 拾取波形准确到达时间 准确的速度模型 较小的残余时间
震源位置图1
传感器
微震事件
震源位置图2
P* P -10ms P* P +17ms P P* -6ms
θ
P – 拾取P波到达时间
开始位置 (x0,y0,z0)
P* – 计算P波到达时间 +10ms P P* ΔT = P* – P : 残余时间
质点峰值振动速度（PPV）
利用震级可以估算岩层不同位置的PPV。
• 与经验关系曲线log (PPV*R) 和 log (M0)有关。（引自 McGarr，
1984)
• 估算地震事件近源场和中间场等范围内的PPV。 PPV值用以帮助确定岩石需要的支撑力，检查岩石的支撑作用是 否达到预期 。
应变率
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总 结
使用先进的分析方法，对大量独立的微震数据进行分 析，帮助我们了解岩石所处的状态。
微震数据用以确定震源位置，发生机理和震源参数。 震源机制判定通常根据发生地点特别是大地震事件的发生 地点帮助我们理解断裂过程和应变（变形）的方向。
附录 – 高级主题
震源位置
速度模型
在层状岩层中：
地震波在不同岩层类型中传播速度有着明显的区别 在定位程序中使用层状速度模型
频率（N）
震级
震级 – “b”值
震级数据的统计分析，例如地震危害性等 频率 – 与震级的关系（引自Gutenberg and Richter 1944）
log N a bM
• 线性关系：
– N=地震次数，在给定时间内 震级等于或大于M的次数 – a = 测得地震等级 – b = 曲线的斜率，表示在给定 时间内大小地震事件的相对数 • 例如，右图所示曲线，对于7级地震的N值大约 是8级地震的十倍
•一般频率低于P波
1.2 同质条件下地震波速度
P波 S波
近端检波器 P波速度是S波的1.73 倍 P-S 到达时间随着传感器 到震源距离增加而增加
远端检波器
2 震源位置
震源定位的计算方法
单形法，Geiger法，网格搜索法等 万华微震监测系统倾向于采用单形法
高精度的震源定位要求：