地震波的衰减公式
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。
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。
论爆破地震波在传播过程中的衰减特性_郭学彬
第15卷第3期 2006年3月中 国 矿 业C HINA MINING MA GAZINEV o l.15,N o.3M arch 2006科苑#聚焦论爆破地震波在传播过程中的衰减特性*郭学彬1肖正学1张继春2刘 泉3(11西南科技大学环境工程学院#绵阳621002;21西南交通大学土木工程学院#成都610031;31四川省交通厅内河设计院#成都610017)摘 要:爆破地震波能量随着传播距离的增加而不断衰减,其衰减程度主要受到传播介质的影响。
以层状岩体为例,从理论上说明爆破地震波沿岩层走向、倾向传播时其强度衰减不同的原因。
对比分析顺层山坡露天矿生产爆破震动效应试验的振动速度实测数据发现,在与爆源距离相同的条件下,爆破地震波在岩层的倾向上的衰减比走向要快,且在爆源距相等时,平行走向的振动速度是垂直走向的115~210倍。
关键词:爆炸力学 衰减特性 爆破振动测试 滑行坡 振动强度中图分类号:T D23511 文献标识码:A 文章编号:1004-4051(2006)03-0051-03ON ATTENUATING CHARACTERISTIC OF BLASTING SEISMIC WAVES IN PROPAGATING PROCESSGuo X uebin 1 Xiao Zheng xue 1 Zhang Jichun 2 L iu Q uan 3(11So uthw est U niversit y of Science and T echno log y #M ianyang 621002;21Southwest Jiaoto ng U niver sity #Cheng du 610031;31Internal R iver Design Inst itute of Sichuan #Cheng du 610017)Abstract:With the spr ead dist ance incr easing ,the energ y of blast earthquake w ave w ill decrease.T he media in w hich it spread mainly decides this process.T ake layer ed ro ck for ex ample,the essay theor et ica-l ly ex plains the r easo n that ear thquake w ave reduced alo ng the creatio n and inclining direction.Co nt rast ansly sis of blast vibr atio n in o pencast show s,under the same blast distance,the earthquake wav e in crea -ting dir ect ion will att enuate mo re quickly t han that in inclining direction.Even t he same blast hole,t he ve -locity par alleling to creating directio n is 115to 2times than that w hen v ertical to cr eat ing dir ection. Key words:Ex plosio n mechanics A ttenuating Cha racteristic Blast v ibratio n test Slip slope V ibra -tio n int ensity*基金项目:四川省教育厅资助项目(编号:2004A129)收稿日期:2005-11-31作者简介:郭学彬 西南科技大学环境与资源工程学院 教授1 前言爆破地震波造成的破坏作用是爆破公害中最重要的问题之一。
地震波传播与衰减
地震波传播与衰减地震是一种地球表面发生的剧烈震动现象，通常由地壳中的断层活动引起。
地震波指的是在地震发生时产生的能量释放所引起的震动传播。
地震波的传播路径及其经过的介质对波的传播速度和衰减效果具有重要影响。
本文将探讨地震波的传播路径和衰减机制，以便更好地理解地震现象及其对环境和人类的影响。
1. 地震波的传播路径地震波的传播路径主要包括体波和面波。
体波是指从震源直接沿着地球内部传播的波动，包括纵波（P波）和横波（S波）。
纵波的传播速度较快，可以穿过固体、液体和气体介质；横波的传播速度稍慢，只能穿透固体介质。
面波是在地球表面或地表以下的洛仑兹楔区域中传播的波动，包括Rayleigh波和Love波。
Rayleigh波是沿着地球表面传播的波动，而Love波则是沿地球表面的垂直方向传播。
2. 地震波的传播速度地震波的传播速度取决于地震波所经过的介质类型和介质性质。
纵波在固体介质中的传播速度最快，一般为5-8千米/秒；在液体中传播速度约为3-4千米/秒；在气体中的传播速度相对较慢，约为0.2-0.4千米/秒。
横波的传播速度较慢，大约为纵波传播速度的60-70%。
面波的传播速度介于纵波和横波之间，一般为2-4千米/秒。
3. 地震波的衰减机制地震波在传播过程中会发生衰减，主要由于介质的衰减性质和波的散射、吸收、散逸等因素造成。
介质的衰减性质可以分为粘滞性衰减和幅度衰减，前者主要由介质内部的粘性作用引起，后者与介质内部能量损失有关。
粘滞性衰减会导致地震波的振幅减小，即波的能量损失；幅度衰减会导致地震波的振幅与传播距离成反比，即随着传播距离增加，地震波的振幅逐渐减小。
4. 影响地震波传播和衰减的因素地震波的传播和衰减受到多种因素的影响。
其中，介质的物理性质、介质的孔隙度和渗透性、波的频率和波长、传播距离以及地震波经过的地形地貌等都会对地震波的传播速度和衰减效果产生影响。
例如，固体介质的密度和弹性模量决定了地震波在固体介质中的传播速度；介质的孔隙度和渗透性会影响地震波在岩石层中的传播路径和衰减效果；地震波经过的地形地貌会导致波的散射和折射现象，从而影响地震波传播路径和传播速度。
第七章衰减关系
ln y = c0 + c1M − c2M 2 − c3 ln(R + c4 exp(c5M)) + ε
地震动衰减关系的回归方法
• 地震动衰减关系函数形式确定后，可用最小二乘法进行 回归分析拟合观测资料，以确定函数关系中的各项系数。 这是非线性多元回归分析问题，采用合理的回归方法以及 甄别和选择确切的观测数据是得到适当结果的关键。
第七章 地震动衰减关系
表征地震动参数随震级、距离、场地等因素变化规律的函 数关系称为地震动衰减关系。它通过具有一定物理意义的简 单关系式拟合实际观测资料确定。
工程中的地震动衰减关系包含地震烈度、加速度、速度、 位移峰值的衰减关系，以及地震动反应谱、地震动持时、地 震动包络函数的衰减关系等。地震动衰减关系在地震区划、 地震小区划、地震危险性分析等方面都有重要应用。地震动 衰减关系以实际观测资料为基础，它强烈依赖观测资料的积 累；每当获得一批有价值的观测记录，就会推动研究的进展。 资料的数量和质量决定所得到结果的可靠程度。
• 震源影响函数采用的简化形式为：
f1(M) = C0 exp(c1M)
距离影响函数 f2 (R)
• 地壳构造影响地震波传播的因素很多，其中最主要 的是地震波在传播过程中随距离的衰减。距离对衰 减的影响函数 有两种机理，可表示为：
f2(R) = f21(R) f22(R)
• f21(R)是因波阵面的不断扩大引起的单位面积波动能 量减少，使振幅随距离增大而衰减，称为几何衰减 或几何扩散。若地震波是球面波，则体波随震源距 的负二次方衰减。总之，振幅的衰减与距离的负冪 次成比例。经验分析中难以区分地震波的不同类型 ，故表示介质几何衰减的函数形式： f21(R) = (R + R0 )−c3
第三章：地震动衰减
第三章地震动衰减关系第三章地震动衰减关系震源传播途径场地场表地震波是否有其他传播途径？第三章地震动衰减关系衰减关系中的有关参数地震动参数地震参数震级（多种定义），地震矩，矩震级，应力降其它震源参数：断层走向，倾向，破裂传播方向等传播介质参数代表参数是距离几何扩散阻尼吸收与非线性衰减场地参数3.1(1)PGA, PGV, PGD, RS, Td(2)(a)(b)(3)(, ) (4)第三章地震动衰减关系地震参数表３．１ 各类建筑场地的覆盖层厚度（ｍ）岩石的剪切波速或土的等效剪切波还（ｍ／ｓ）场地类别Ⅰ０Ⅰ１ⅡⅢⅣＶｓ＞８０００８００≥Ｖｓ＞５０００５００ ≥Ｖｓｅ＞２５０＜５≥５２５０ ≥Ｖｓｅ＞１５０＜３３￣５０＞５０Ｖｓｅ≤１５０＜３３￣１５１５￣８０＞８０v=d 0/t d 0=min(20)t=?ti= ?(di/vi)doti=di/vi米，实际覆盖层厚度场表基岩场地参数第三章地震动衰减关系理论地震动衰减模型场地震源传播途径传播函数地震烈度衰减关系是指在一定震级条件下烈度随距离变化的规律，也就是通常所说烈度影响场。
估计一次地震的影响范围、破坏范围、损失与伤亡的分布表达地震动的衰减特征？研究区域震源机制、地壳介质、区域发震构造这种形式的地震烈度衰减关系得到广泛应用，并列入国家标准（规范）。
但是，以哪一个量为拟合变量恰当，始终是一个争论不休的问题（胡）。
地震烈度对应于一般场地，因此，所有经验公式都是二类场地的烈度衰减关系。
长短轴问题3.2 Y()=S()P()G()3.3 I= c 0+c 1M-c 2ln(R+R0)-C 3R••长轴短轴资料的离散性和较差的相关性？没有区分不同的震源类型对地震烈度衰减的影响？不同地区、不同时期的等震线图精度上有差别，例如，发生在我国东部地区的破坏性地震，由于交通条件好，村庄多，现场考察条件好，调查资料详细，勾画出的等震线范围比较客观地反映实际，形状往往不规则，多数等震线用实线表示。
中强地震区地震烈度和峰值加速度的衰减规律
中强地震区地震烈度和峰值加速度的衰减规律可以总结为：
1. 地震烈度：地震烈度随震源深度增加而减小，随距离的平方根增加而衰减。
2. 峰值加速度：峰值加速度的大小也随震源深度增加而减小，随到震源的距离增加而衰减。
具体来说：
1. 在地震学中，地震的震源深度和距离震中的距离都是影响地震烈度的关键因素。
当震源深度较浅且离震中距离不远时，地震的破坏力会比较大。
2. 峰值加速度指的是地震时地面运动的加速度大小，也就是地震的级别。
地震级别的大小决定了地震时地面运动的强弱，级别越大，对地面运动的破坏力就越大。
总的来说，对于中强地震区，更浅的震源和更近的震中通常会导致更高的地震烈度和峰值加速度，但随着震源深度和距离的增加，地震烈度和峰值加速度会逐渐减弱。
地震勘探缩写术语及常用计算公式
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。
A V A Amplitude V ariation With Angle 振幅随采集平面的方位角的变化。
A VO Amplitude V ariation 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 V elocity 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。
地震频度衰减p值的解释-概述说明以及解释
地震频度衰减p值的解释-概述说明以及解释1.引言1.1 概述地震频度衰减p值是评估地震影响的重要指标之一，对于地震风险评估、工程设计以及灾害防范具有重要意义。
该值代表了给定震级和震中距下，地震烈度或地震能量的衰减程度。
通过分析地震频度衰减p值，我们可以了解地震波传播过程中的能量损失情况，从而更好地评估地震对结构的破坏性影响。
地震频度衰减p值的解释依赖于地震学和工程地震学领域的相关理论和方法。
在地震学中，我们通常使用p值来描述地震波在传播路径上的衰减情况。
p值越大，地震波能量衰减越慢，说明地震波在传播过程中能量损失较小；而p值越小，地震波能量衰减越快，说明地震波在传播过程中能量损失较大。
因此，p值的大小直接影响到地震波在不同距离上的烈度变化。
地震频度衰减p值受多种因素的影响，包括地震源特性、介质效应、路径效应等。
地震源特性如震级和震源机制可以对p值产生重要影响；介质效应指地球内部结构对地震波传播的影响，如波速、衰减系数等；路径效应指的是地震波在不同路径上的传播效应，如地表松弛、地形起伏等。
了解和分析这些因素对p值的影响，有助于我们更加准确地评估地震灾害的风险。
本文的目的就是解释地震频度衰减p值的含义和计算方法，并探讨影响p值的因素。
首先，我们将介绍地震频度衰减p值的定义，包括其数学表达和物理意义。
然后，我们将讨论影响p值的因素，包括地震源特性、介质效应和路径效应。
最后，我们将总结地震频度衰减p值的重要性，并对未来的研究方向提出一些建议。
通过对地震频度衰减p值的深入了解，我们将为地震风险评估和工程设计提供更加可靠和准确的依据，从而更好地减少地震带来的损失。
1.2文章结构文章结构部分应包括以下内容：文章结构部分主要介绍了整篇文章的组织结构和各个章节的内容概述。
在本文中，文章分为三个主要部分，即引言、正文和结论。
引言部分旨在为读者提供对地震频度衰减p值的认识和背景知识。
其中，概述部分将简要介绍地震频度衰减p值的定义和重要性，为读者对该主题进行初步了解提供基础。
地层吸收衰减简要分析-2007
东方地球物理公司采集技术支持部
3、地震波的反射与透射
反向向上透射， 反向向上透射，反向透射的透射系数为
T ' = 1 − R' = 1 − z1 − z 2 2 ρ 2 v2 = = 1+ R z1 + z 2 ρ 2 v2 + ρ1v1
u = A cos( 2πft − ϕ )
式中u代表质点的位移； 代表位移的振幅。 式中u代表质点的位移；A代表位移的振幅。
质点位移的速度(有别于地震波传播的速度) 质点位移的速度(有别于地震波传播的速度)。
∂u = − 2π fA sin( 2π ft − ϕ ) ∂t
东方地球物理公司采集技术支持部
地层吸收衰减的简要分析
王秋成
东方地球物理公司采集技术支持部
n层状水平介质中吸收衰减 层状水平介质中吸收衰减
A0 −αr 2 An = e ∐ (1 − Ri ) Rn r i =1
1、波前扩散（均匀介质）；2、地层吸收； 波前扩散（均匀介质）；2 地层吸收； ）； 3、反射和透射。 反射和透射。
I = Ev = 2 ρvπ 2 f 2 A 2
对于球面波而言，其表面积为S 其能流密度为I 对于球面波而言，其表面积为S0＝4πr02，其能流密度为I0， 时刻波前是半径为r的球面，其表面积为S 在t时刻波前是半径为r的球面，其表面积为S＝4πr2，能流密 度为I 则按能量守恒定律。 度为I，则按能量守恒定律。
3、地震波的反射与透射
根据Snell定律有 根据Snell定律有 Snell
θ1 θ1 ρ1 v1
sin θ 1 sin θ 2 = v1 v2
地震等级计算公式
地震等级计算公式地震是一种极其可怕的自然灾害，它的破坏力巨大，会给人类的生命和财产带来严重的威胁。
而地震等级则是衡量地震强度的重要指标，了解地震等级的计算公式对于评估地震的危害程度和采取相应的应对措施具有重要意义。
地震等级的计算通常基于地震释放的能量。
目前，最常用的地震等级计算方法是里氏震级（Richter magnitude scale）。
里氏震级的计算公式基于地震波的振幅和地震释放的能量之间的关系。
里氏震级的计算公式为：＄M ＝＼log_{10}A ＼log_{10}A_0$在这个公式中，＄M$ 表示里氏震级，＄A$ 是观测到的地震波最大振幅（以微米为单位），＄A_0$ 则是一个常数，代表“零级地震”的标准振幅，其值约为 1 微米。
这个公式背后的原理是，地震释放的能量与地震波振幅的对数成正比。
也就是说，每增加 1 个里氏震级，地震释放的能量大约增加 30 倍。
例如，一个 6 级地震释放的能量大约是 5 级地震的 30 倍，是 4 级地震的 900 倍。
要准确计算地震等级，首先需要精确测量地震波的振幅。
这通常通过专业的地震监测仪器来完成。
这些仪器可以记录地震波在地球内部传播时的振动情况，并将其转化为可供分析的数据。
除了里氏震级，还有其他一些用于表示地震等级的方法。
例如，矩震级（Moment magnitude scale）。
矩震级的计算考虑了地震断层的破裂面积、平均滑移量和岩石的刚性等因素，它能够更准确地反映大型地震的能量释放。
矩震级的计算公式相对较为复杂，涉及到多个物理参数的测量和计算。
其基本思路是通过对地震断层的几何特征和力学行为进行分析，来估算地震释放的总能量。
对于一般公众来说，里氏震级可能是最为熟悉的地震等级表示方法。
但在地震学研究和专业领域，矩震级等更精确的方法也被广泛应用。
在实际应用中，地震等级的计算不仅仅是一个数学问题，还需要考虑许多其他因素。
例如，地震波在传播过程中的衰减、地质结构对地震波的影响等。
基于能量的爆破地震波衰减公式
基于能量的爆破地震波衰减公式陶铁军;汪旭光;池恩安;张建华【期刊名称】《工程爆破》【年(卷),期】2015(021)006【摘要】探讨了爆破地震波能量的计算方法,建立了爆破地震波能量的衰减公式,分别采用η和β表示炸药能量转换为地震波能量的百分比和传播介质的衰减系数,通过能量转换百分比的对比,能够分析各个爆源因素对地震波能量的影响.并结合工程实例进行了验证分析.结果表明:采用爆破地震波能量的衰减公式进行拟合分析的线性相关性比萨道夫斯基公式高,说明了采用爆破地震波能量的衰减公式对地震波强度进行预报是可行的;通过遵义市新浦新区洪水台场平工程北、南两区爆破地震波能量衰减公式中η值的对比分析表明总药量和炮孔数不仅对爆破后地震波的初始总能量有影响,还对地震波初始总能量的转换率有影响.【总页数】6页(P78-83)【作者】陶铁军;汪旭光;池恩安;张建华【作者单位】贵州新联爆破工程集团有限公司,贵阳550002;武汉理工大学资源与环境工程学院,武汉430070;北京矿冶研究总院,北京100160;贵州新联爆破工程集团有限公司,贵阳550002;武汉理工大学资源与环境工程学院,武汉430070【正文语种】中文【中图分类】TD235【相关文献】1.基于传统爆破公式的山区城镇隧道爆破参数设计与优化 [J], 牛泽林2.基于小波的某矿爆破地震波衰减系数的回归与分析 [J], 邓飞;夏弋江;王柳;刘洪兴;尹丽冰;陶明3.基于小波的某矿爆破地震波衰减系数的回归与分析 [J], 邓飞;夏弋江;王柳;刘洪兴;尹丽冰;陶明;4.基于等效路径的爆破地震波衰减规律 [J], 胡学龙;璩世杰;蒋文利;李华;杨威;黄汉波;胡光球5.Br 39 题名单段爆破振动信号频带能量分布特征的小波包分析中文关键词爆破振动能量分布小波包分析非平稳信号单段爆破Brüel＆Kj r3641型直升机引擎振动检测系统 [J],因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
中国分区地震动衰减关系的确定
¹1999年4月收到本文初稿,2000年6月收到修改稿。
本研究得到中国地震局/九五0计划重点课题资助(子专题号95-05-03-04-03)。
中国地震局地球物理研究所论著号00AC1015。
中国分区地震动衰减关系的确定¹汪素云 俞言祥 高阿甲 阎秀杰(中国北京 100081 中国地震局地球物理研究所)摘要 本文利用我国丰富的地震烈度等震线资料,确定了我国烈度衰减关系分区,并建立了分区地震烈度衰减关系。
选择既有丰富的强震记录又有烈度衰减关系的美国西部地区作为参考区,并利用本文确定的分区地震烈度衰减关系转换得到相应的地震动衰减关系式。
关键词: 中国 地震动 衰减关系引言在地震区划工作中,地震烈度及地震动参数(加速度、速度等)的衰减关系是不可缺少的。
地震烈度衰减关系通常是根据等震线数据直接回归计算得到。
地震动参数衰减关系通常也是利用观测的强震记录回归得到,但由于我国大部分地区缺少足够多的强震记录,因此无法使用这种方法。
本文采用胡聿贤等(1984;1996)提出的缺乏强震资料地区地震动参数衰减关系的确定方法来确定中国分区地震动衰减关系,即利用我国丰富的地震烈度等震线资料,确定我国分区地震烈度衰减关系,然后选择既有丰富的强震记录又有烈度衰减关系的美国西部地区作为参考区,转换得到相应的地震动衰减关系。
1 中国分区地震烈度衰减关系的确定我国幅员辽阔,地质构造复杂,这一点,从地震烈度等震线形状的复杂性上也可以反映出来。
一般说来,地震烈度等震线的内部呈椭圆形,这是由于受地质构造的影响,沿发震断层方向烈度衰减较慢,而与断层垂直方向上烈度衰减较快,衰减快慢的方向差别到了远场逐渐消失,等震线又趋于圆形。
因此,由不同地区地震烈度内圈等震线的长轴与短轴长度之比的差异,可以反映出地震烈度衰减的地区差异,这是地震烈度衰减关系分区的依据之一。
111 中国地震烈度内圈等震线长短轴比值首先沿用中国地震烈度区划图的做法,大致以东经105b 为界,将中国分为东部和西部两个区;然后,进一步将中国东部细分为华北及华南两个子区,西部地区细分为甘宁青(甘肃、宁夏、青海)、云川藏(云南、四川、西藏)及新疆等3个子区,分别进行烈度衰减特征的研究。
地震勘探第二章--地震波的产生和类型1
弹性模量描述了物体的弹性性质。 弹性模量描述了物体的弹性性质。常用的弹性模量有五个 1、杨氏模量E 、杨氏模量 杨氏模量是最简单的沿一个方向拉伸或压缩的情况， 杨氏模量是最简单的沿一个方向拉伸或压缩的情况 ， 应力与 应变成正比，其比例常数E即杨氏模量 即杨氏模量。 应变成正比，其比例常数 即杨氏模量。它表示物体对受力作用 的阻力(或形变 的度量．坚实物体对拉伸力的阻力愈大(或形变 或形变)的度量 的阻力 或形变 的度量 ． 坚实物体对拉伸力的阻力愈大 或形变 愈小)， 值愈大。 愈小 ，则E值愈大。T=E*e 值愈大 2．体变模量K ．体变模量 在静水压力均匀作用在物体上时， 在静水压力均匀作用在物体上时 ， 应力与应变的比例常数是 体变模量K。如果静水压力为P， 体变模量 。如果静水压力为 ，它使物体体积相对产生微小变 定义为： 化 θ ，则K定义为： 定义为
⑵菲涅尔原理：（惠氏原理的补充） 菲涅尔原理： 惠氏原理的补充） 任一点子波视作来自各方向子 波的迭加的总振动。 波的迭加的总振动。 同一波阵面上的各点所发出的子波 经传播在空间相遇时可以相互迭加 产生干涉。 产生干涉。 在某观测点观测到的是来自各点子 波迭加后的总扰动。 波迭加后的总扰动。
费马原理（最小时间原理）
γ
PS
1
2
P
12
P
γ
S
(p1s1、p1s2为转换波) 为转换波)
第二章 地震波的产生和类型
地震波是弹性波
纵波 横波 面波 反射波 透射波 折射波
地震波在岩石中传播 讨论条件： 一、 讨论条件： ⒈波动—是质点振动在介质中的传播 波动 是质点振动在 弹性波或 为弹性波或机械波 地下岩石 岩石为 ⒉地下岩石为均匀的各向同性的完全 弹性体 岩石存在有两面性： 存在有两面性 ⒊岩石存在有两面性：弹性和塑性
考虑衰减系数计算地震
αmax Tg顺德东城1栋地震放大系数＝ 1.13计算输入0.080.35按安评周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT1 2.27180.3464.850.000050.010340.01510.0890.55 1.25 T2 2.220648.37 1.060.007880.000170.01560.0890.55 1.25 T3 1.675322.330.360.005170.000080.02210.0890.55 1.25 T40.71110.0114.350.000010.009770.06460.0890.55 1.25 T50.68111.520.120.008220.000090.06810.0890.55 1.25 T60.6389 1.85 1.360.001430.001060.07380.0890.55 1.25 T70.35090.73 2.470.000680.002320.08900.0890.55 1.25 T80.3464 5.460.060.005090.000060.08900.0890.55 1.25 T90.31790.15 4.570.000140.004290.08900.0890.55 1.25 T100.2155 1.430.220.001330.000210.08900.0890.55 1.25 T110.2091 1.690.680.001570.000640.08900.0890.55 1.25 T120.18580.09 2.70.000080.002540.08900.0890.55 1.25 T130.14940.710.150.000660.000140.08900.0890.55 1.25 T140.14720.810.250.000750.000230.08900.0890.55 1.25 T150.1260.02 1.570.000020.001470.08900.0890.55 1.25加权平均值0.033090.03342按规范周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT1 2.27180.3464.850.000060.012290.01800.080.350.9 T2 2.220648.37 1.060.009140.000200.01800.080.350.9 T3 1.675322.330.360.004570.000070.01950.080.350.9 T40.71110.0114.350.000000.006400.04230.080.350.9 T50.68111.520.120.005300.000060.04390.080.350.9 T60.6389 1.85 1.360.000900.000670.04650.080.350.9 T70.35090.73 2.470.000610.002080.07980.080.350.9 T80.3464 5.460.060.004570.000050.08000.080.350.9 T90.31790.15 4.570.000130.003860.08000.080.350.9 T100.2155 1.430.220.001200.000190.08000.080.350.9 T110.2091 1.690.680.001420.000570.08000.080.350.9 T120.18580.09 2.70.000080.002280.08000.080.350.9 T130.14940.710.150.000590.000130.08000.080.350.9 T140.14720.810.250.000680.000210.08000.080.350.9 T150.1260.02 1.570.000020.001330.08000.080.350.9加权平均值0.029260.03038按安评周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT1 2.27180.3464.850.000090.016990.02480.0890.550.9 T2 2.220648.37 1.060.012840.000280.02530.0890.550.9 T3 1.675322.330.360.007640.000120.03270.0890.550.9 T40.71110.0114.350.000010.010690.07060.0890.550.9 T50.68111.520.120.008860.000090.07340.0890.550.9 T60.6389 1.85 1.360.001510.001120.07780.0890.550.9 T70.35090.73 2.470.000680.002320.08900.0890.550.9 T80.3464 5.460.060.005090.000060.08900.0890.550.9 T90.31790.15 4.570.000140.004290.08900.0890.550.9 T100.2155 1.430.220.001330.000210.08900.0890.550.9 T110.2091 1.690.680.001570.000640.08900.0890.550.9 T120.18580.09 2.70.000080.002540.08900.0890.550.9 T130.14940.710.150.000660.000140.08900.0890.550.9 T140.14720.810.250.000750.000230.08900.0890.550.9 T150.1260.02 1.570.000020.001470.08900.0890.550.9加权平均值0.041270.04120αmax TgB1-6小震地震放大系数＝0.95计算输入0.080.35按安评周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT17.080.0169.740.000000.000000.006970.000050.00910.10.331 T2 6.6465.510.010.007270.000050.000000.000000.01000.10.331 T3 4.57000.000000.000000.000000.000000.01420.10.331 T4 2.28014.680.000000.000000.003010.000010.01870.10.331 T5 2.0415.1800.003230.000010.000000.000000.01920.10.331 T6 1.6100.010.000000.000000.000000.000000.02050.10.331 T7 1.240 4.580.000000.000000.001330.000000.02660.10.331 T8 1.02 6.2600.002240.000010.000000.000000.03240.10.331 T90.9700.020.000000.000000.000010.000000.03400.10.331 T100.820 2.450.000000.000000.001080.000000.04020.10.331 T110.68000.000000.000000.000000.000000.04850.10.331 T120.62 3.3800.001990.000000.000000.000000.05320.10.3310.000070.00006标准值0.008500.00778按规范周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT17.080.0169.740.000000.000000.007830.000060.01030.080.350.9 T2 6.6465.510.010.007950.000060.000000.000000.01100.080.350.9 T3 4.57000.000000.000000.000000.000000.01430.080.350.9 T4 2.28014.680.000000.000000.002880.000010.01790.080.350.9 T5 2.0415.1800.003080.000010.000000.000000.01830.080.350.9 T6 1.6100.010.000000.000000.000000.000000.02030.080.350.9 T7 1.240 4.580.000000.000000.001280.000000.02560.080.350.9 T8 1.02 6.2600.002120.000000.000000.000000.03050.080.350.9 T90.9700.020.000000.000000.000010.000000.03200.080.350.9 T100.820 2.450.000000.000000.001000.000000.03720.080.350.9 T110.68000.000000.000000.000000.000000.04400.080.350.9 T120.62 3.3800.001790.000000.000000.000000.04780.080.350.90.000080.00007标准值0.008970.00850B1-6中震与规范比的地震放大系数＝ 1.00计算输入0.2260.35按安评周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT17.080.0169.740.000000.000000.020650.000430.02710.2810.381 T2 6.6465.510.010.021430.000460.000000.000000.02960.2810.381 T3 4.57000.000000.000000.000000.000000.04120.2810.381 T4 2.28014.680.000000.000000.008680.000080.05410.2810.381 T5 2.0415.1800.009310.000090.000000.000000.05540.2810.381 T6 1.6100.010.000000.000000.000010.000000.06630.2810.381 T7 1.240 4.580.000000.000000.004310.000020.08610.2810.381 T8 1.02 6.2600.007250.000050.000000.000000.10470.2810.381 T90.9700.020.000000.000000.000020.000000.11010.2810.381 T100.820 2.450.000000.000000.003490.000010.13020.2810.381 T110.68000.000000.000000.000000.000000.15700.2810.381 T120.62 3.3800.006440.000040.000000.000000.17220.2810.3810.000640.00053标准值0.025300.02308按规范周期X向参与质量Y向参与质量αx加权值αy加权值ααmax TgγT17.080.0169.740.000000.000000.022110.000490.02900.2260.350.9 T2 6.6465.510.010.022470.000500.000000.000000.03100.2260.350.9T3 4.57000.000000.000000.000000.000000.04030.2260.350.9 T4 2.28014.680.000000.000000.008140.000070.05070.2260.350.9 T5 2.0415.1800.008700.000080.000000.000000.05180.2260.350.9 T6 1.6100.010.000000.000000.000010.000000.05720.2260.350.9 T7 1.240 4.580.000000.000000.003620.000010.07240.2260.350.9 T8 1.02 6.2600.005980.000040.000000.000000.08630.2260.350.9 T90.9700.020.000000.000000.000020.000000.09030.2260.350.9 T100.820 2.450.000000.000000.002810.000010.10500.2260.350.9 T110.68000.000000.000000.000000.000000.12430.2260.350.9 T120.62 3.3800.005050.000030.000000.000000.13510.2260.350.90.000640.00058标准值0.025340.02400X总质量Y总质量95.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.77 X总质量Y总质量95.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.77 X总质量Y总质量95.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.7795.5194.77X总质量Y总质量90.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.48 X总质量Y总质量90.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.48 X总质量Y总质量90.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.4890.3591.48 X总质量Y总质量90.3591.4890.3591.4890.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48 90.3591.48。
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。
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。
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。
衰减系数与半价层的关系
衰减系数与半价层的关系引言：衰减系数与半价层是地球科学中常用的两个概念。
衰减系数是指波在传播过程中的能量损失情况，而半价层则是指波在垂直传播过程中能量减弱到原来的一半所经过的距离。
本文将探讨衰减系数与半价层的关系，并说明它们在地球科学中的重要性。
一、衰减系数的定义及计算方法衰减系数是指波在传播过程中能量衰减的速率。
在地球科学中，常用的衰减系数有衰减系数α和衰减补偿系数Q。
其中，衰减系数α定义为波在传播过程中单位距离内能量的损失比例，计算公式为：α = ln(A/A0)/d其中，A为波传播距离为d时的振幅，A0为初始振幅。
二、半价层的定义及计算方法半价层是指波在垂直传播过程中能量减弱到原来的一半所经过的距离。
半价层可以用衰减系数来计算，计算公式为：H = ln(2)/α其中，H为半价层的厚度，α为衰减系数。
三、衰减系数与半价层的关系衰减系数与半价层有着密切的关系。
根据半价层的定义，当波传播距离为半价层的时候，波的能量减弱到原来的一半，即振幅减小到初始振幅的1/e倍。
而衰减系数则是描述波在传播过程中能量损失的速率。
可以看出，衰减系数越大，波的能量损失越快，半价层的厚度也就越小；反之，衰减系数越小，波的能量损失越慢，半价层的厚度也就越大。
四、衰减系数与地球介质的关系衰减系数与地球介质的性质密切相关。
在地球科学中，不同的地球介质对波的传播会产生不同的衰减效应。
例如，在地震学中，地震波在地球内部传播时会受到地球介质的吸收和散射而发生衰减。
地球内部的岩石、土壤等介质的密度、粘度、含水量等因素都会对衰减系数产生影响。
因此，通过测量衰减系数，可以了解地球介质的性质和结构，对于地震勘探和地震灾害预测具有重要意义。
五、衰减系数与能量传播的关系衰减系数是描述波在传播过程中能量损失的重要参数。
在电磁波领域，衰减系数可以用来刻画电磁波在介质中的衰减情况。
不同材料对电磁波的吸收和散射能力不同，因此衰减系数也会有所差异。
在光学领域，衰减系数可以用来描述光在材料中的能量损失情况。
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地震波的衰减公式
地震波的衰减公式是地震学中一个重要的数学模型，用于描述地震波能量随着传播距离的增加而逐渐减弱的规律。
地震波的衰减是由地震波在地球内部介质中传播过程中的能量损失所引起的。
地震波的衰减公式可以用如下形式表示：
A(d) = A0 * e^(-αd)
其中，A(d)表示传播距离为d时的地震波振幅，A0表示地震波源点处的振幅，α表示衰减系数。
衰减系数α是一个与介质性质有关的参数，它决定了地震波随着传播距离的增加而减弱的速度。
不同的地震波类型和介质性质会导致不同的衰减系数。
一般来说，地震波在固体介质中传播时衰减较小，在液体介质中传播时衰减较大。
地震波衰减的机制包括各种各样的能量耗散过程，如摩擦耗散、散射耗散和吸收耗散等。
地震波在传播过程中会与介质中的微观结构相互作用，从而导致能量的逐渐减弱。
这些耗散过程会导致地震波的振幅和能量随着传播距离的增加而逐渐减小。
地震波的衰减公式在地震学研究中具有重要的应用价值。
通过衰减公式，可以估计地震波在地球内部传播过程中的能量损失情况，从而对地震波的传播距离和衰减特性进行预测和分析。
衰减公式还可以用于地震波的幅度校正和地震烈度的计算。
除了衰减公式，地震学研究中还有其他一些与地震波衰减相关的数学模型和方法。
例如，Q值是描述地震波衰减的一个重要参数，它与地震波频率和衰减系数之间存在一定的关系。
通过测量地震波的衰减特性和分析Q值的变化，可以更加深入地研究地球内部的物理性质和地震活动的机制。
地震波的衰减公式是地震学中的一个重要工具，用于描述地震波传播过程中能量的减弱规律。
衰减公式可以帮助我们更好地理解地震波的传播特性，预测地震波的衰减情况，以及研究地球内部的物理性质和地震活动的机制。
通过不断改进和完善衰减公式，我们可以提高对地震波传播过程的认识，为地震学研究和地震灾害防治工作提供更有力的支持。