地震震相课件(孟晓春)资料重点
地震映像方法PPT课件
3、面波
4、绕射波
在介质中存在局部异常体或断层的断点、 岩性分界面时会产生绕射波
地震映像的野外工作方法
1）测量方法
共偏移距法
2）记录点的位置
激发和接收的中点，反映中点两侧射线传播范围 内地下的岩层、岩性的变化
3）最佳偏移距
不局限于反射波的最佳，而是扩展到全波列而言
地震映像法的应用
7、水上连续探测
福建平潭海峡大桥选址的地震映象波形图
8、断层的探测
断层存在时，在岩性突变点或断层的角 点产生绕射波，在地震映像图上，出现 明显的双曲线型同相轴。
8、断层的探测
可以看到明显的绕 射波，绕射波双曲 线的顶点即为断层 在剖面上的端点； 在断层端点两侧的 地震波形特征有明 显的差异，断层端 点左侧有多组反射 波，为泥岩地层中 多个泥岩薄层或含 煤层的反映；右侧 为较厚的砂岩地层 的反映。
小结
前面所举出的实例中，采用地震映象方法探 测时，都采用了1种以上的有效波，这样分析 解释就有更充分的依据，结合地质资料后， 能得到较好的地质效果。但分析地震波的种 类、合理地采集有效波，准确地分析地震映 象图的基础仍然是制作和分析试验剖面。必 要时在一个工地上，需要在地质条件变化处 作多个干扰剖面。
地震映像方法及其原理
各种波在地震映像波形图上的反映
1、折射波
1、折射波
在实际工作中，如选择折射波为有效波，则 地震映像波形图上的第一个同相轴为折射波。
折射波同相轴的变化，反映了折射界面深度和 （或）界面以上介质速度的变化。界面水平时， 折射波到达时间反映激发点下界面深度，也是界 面上各点的深度。而界面起伏时，折射波到达时 间只能表示滑行波传播路径内界面的平均深度。
1、折射波
几种典型地震相特征课件
冲积扇
扇体的地震反射特征
近岸水下扇体
扇三角洲
近岸水下扇体
学习：
二、扇
4、扇的地震鉴别特征
一般发育于陡峭侧的生长断层面的附近，古地貌的山谷 出口处。
平面外形较复杂，受凹陷沉积区的形状影响较大，典型 呈扇形；平行扇轴剖面大多呈楔形；垂直扇轴剖面为典型 的丘状或透镜状。
河控三角洲沉积模式图
一、三角洲
回顾思考：
4、三角洲沉积亚相（河控三角洲）
陆 1.三角洲平原
三角洲沉积分带示意图
2.三角洲前缘
海 3.前三角洲
一、三角洲
回顾思考：
5、三角洲的“三层结构”
三角洲的“三层结构” （纵剖面）
顶部的薄冲积层称为顶积层（三角洲平原）； 其下为向海倾斜的厚层沉积物，称为前积层（三角洲前缘）； 底部为薄层细颗粒沉积物向外延伸的底积层（前三角洲） 。
一、三角洲
学习：
6、三角洲在地震剖面上的特征
三角洲的“三层结构” （纵剖面）
地震纵剖面上：斜交，S形，S-斜交复合前积结构。 地震横剖面上：丘形，内部可见双向下超。
三角洲平原河道
三角洲前缘水下分流河道
三角洲前缘测井约束反演剖面
三角洲前缘地震特征剖面
顶积层
前积层
底积层
一、三角洲
学习：
6、三角洲在地震剖面上的特征
一、三角洲
回顾思考：
2、三角洲的分类
鸟足状三角洲
建设性三角洲 —> 河控三角洲
｛ 三
朵状三角洲
角
｛洲
浪控三角洲 —> 鸟嘴状三角洲
地震震相课件100905(孟晓春)
地震波
体波：
P波(primary waves) －－纵波 S波(secondary waves) －－ 横波
面波：
R波（Rayleigh) L波 (Love)
面波
是在弹性分界面附近存在的一类波动，这类波动的能 量主要分布地分界面附近，因此，称为面波。常见的 有瑞利波（Rayleigh）、勒夫波（Love)
反射波走时规律
单层地壳结构反射波走时方程
tP 11 O'S vP 11 2 (2 H h) 2 vP 11 2 (2 H h) 2 vS11
t S11
渐近线:
tp =Δ/v
视速度: v = d Δ ／ dt
反射波走时规律
双层地壳结构反射波走时方程
t
2 H1 h 2H 2 1 1 2 2 v12 2 c 2 v2 c v1 v12
(2 H1 h) c 2 H 2 c 1 1 2 2 c c 2 v12 v2
sin i1 sin i2 c v1 v2
首波走时规律
单层地壳结构首波走时方程
cos i0 (2 H h) vP 2 vP1 cos i0 tSn (2 H h) vS 2 vS 1 t Pn
0 (2H1 h)
v1 v32 v12
2H 2 v2
2 v32 v2
近震走时规律
近震直达波、反射波和首波走时之间的关系
走时方程的作用 确定震源位置 求解地壳结构 判断震相
地壳结构与走时之间的关系
地区
河北 四川
Pn波速度
8 7.8
地震的小知识培训课件
《地震的小知识培训课件》xx年xx月xx日contents •地震的基本概念•地震的危害与影响•地震的预测与防范•地震中的自救与互救•地震的社会应对与参与•案例分析与讨论目录01地震的基本概念地震是地球内部能量释放的一种现象地震发生机制：地球内部板块运动、地壳应力变化以及地震断裂带的活动地震的定义与发生机制地震的分类与特点浅源地震深源地震Array震源深度大于70公里的地震震源深度小于70公里的地震地方震远震震中距在100公里以内的地震震中距大于100公里的地震P波（纵波）传播速度快，振幅小，对地层扰动小S波（横波）传播速度慢，振幅大，对地层扰动大地震波的传播特性02地震的危害与影响1地震对自然环境的影响23地震会引起地形的明显变化，如地面沉降、塌陷、断裂等。
地形变化地震会破坏地质结构，影响地壳稳定性，导致地质灾害的发生。
地质结构破坏地震会破坏自然景观，如山体滑坡、泥石流等，造成土地资源的损失。
自然景观破坏地震会严重破坏建筑物，造成人员伤亡和财产损失。
建筑物的破坏地震会中断交通和通信，影响灾区内外联系，阻碍救援工作。
交通、通信中断地震会造成巨大的经济损失，影响国家经济发展。
经济损失地震对人类社会的影响地震引发的次生灾害地震引起的山体滑坡和泥石流会堵塞河道，引发洪水灾害。
水灾地震会引发火灾，造成财产损失和人员伤亡。
火灾地震会破坏卫生设施，造成病菌滋生，易引发瘟疫流行。
瘟疫地震引起的海啸会对沿海地区造成严重破坏，甚至波及到其他国家。
海啸03地震的预测与防范03仪器预测法使用地震监测仪器对地震波进行观测和分析，对地震进行预测。
地震预测的方法与现状01经验预测法根据历史地震记录和地质构造等信息，对可能发生地震的地区进行预测。
02物理预测法通过研究地壳运动、地球重力、地磁、地热等多方面的物理现象，预测地震发生的地点和时间。
利用地震波传播速度较电磁波快的原理，在地震发生后迅速发出预警信号，以便采取应急措施。
地震映像方法PPT课件
3、面波
4、绕射波
在介质中存在局部异常体或断层的断点、 岩性分界面时会产生绕射波
地震映像的野外工作方法
1）测量方法
共偏移距法
2）记录点的位置
激发和接收的中点，反映中点两侧射线传播范围 内地下的岩层、岩性的变化
3）最佳偏移距
不局限于反射波的最佳，而是扩展到全波列而言
地震映像法的应用
演讲人：XXXXXX 时 间：XX年XX月XX日
2、反射波
2、反射波
资料解释：
主要也是根据反射波同相轴的变化 反射波的传播时间主要是与界面深度有关
T 4z2 L2 V1
2、反射波
适用条件：
适用于存在波阻抗差异的各种地质条件 当界面深度发生变化时，反射波的传播时间会发
生变化，如在断层两侧现为突变；如果是倾斜 界面，反射点的位置会偏离记录点向界面的上倾 方向移动。同样可以可根据反射波同相轴的变化 情况定性推断界面的起伏情况。
1、洞穴的探测 2、岩石中溶洞 3、岩溶塌陷 4、基岩面起伏 5、 管线探测 6、 大型混凝土构件的质量检测 7、 水上连续探测 8、 断层的探测
1、人工洞穴的探测
人工土洞上的 地震映象图
1、人工洞穴的探测
岩溶作用形成 的土洞
2、岩石中溶洞的探测
以破碎带形式存 在的岩溶通道
较完整的石灰岩 中的岩洞
3、岩溶塌陷
桂林市中心广场
3、岩溶塌陷
黎塘水泥厂试验剖面
3、岩溶塌陷
溶沟
4、基岩面起伏：利用反射波
贵港某办公楼
4、基岩面起伏：利用反射波
贵港某办公楼
4、基岩面起伏：利用折射波
云南楚雄垃圾场试验剖面
4、基岩面起伏：利用折射波
地震基本知识介绍PPT课件
二、地震有哪些前兆 4、电磁异常
电磁异常指地震前家用电器如收音 机、电视机、日光灯等出现的异常。最 为常见的电磁异常是收音机失灵，在北 方地区日光灯在震前自明也较为常见。
二、地震有哪些前兆
5. 地光、地 声和地气
汶川地震前的地 光
地光和地声是地震前夕或地震时,从地下或地面发出的光亮、 声音及雾气,是重要的临震预兆。
三、地震时如何避震？
地震预警时间短暂， 室内避震更具有现实性， 而室内房屋倒塌后形成的 三角空间，往往是人们得 以幸存的相对安全地点， 可称其为避震空间。这主 要是指大块倒塌体与支撑 物构成的空间。
室内易于形成三角空 间的地方是： 炕沿下、 坚固家具附近； 内墙墙 根、墙角； 厨房、厕所、 储藏室等开间小的地方。
三、地震时如何避震？ 户外避震
四、地震后如何进行自救？
震后自救：地震时如被埋压在废墟下，周围又是一片漆 黑，只有极小的空间，你一定不要惊慌，要沉着，树立 生存的信心，相信会有人来救你，要千方百计保护自己。
地震后，往往还有多次余震发生，处境可能继续恶化， 为了免遭新的伤害，要尽量改善自己所处环境。
三、地震时如何避震？
在发生地震、火灾时，不 能使用电梯。万一 在搭乘电梯 时遇到地震，将操作盘上各楼 层的按钮全部按下，一旦停下， 迅速离开电梯，确认安全后避 难。
高层大厦以及近来的建筑 物的电梯，都装有管制运行的 装置。地震发生时，会自动的 动作，停在最近 的楼层。
万一被关在电梯中的话， 请通过电梯中的专用电话与管 理室联系、求助。
❖ 6度：惊慌－人站立不稳，家畜外逃，器皿翻落，简陋棚舍损坏，陡坎滑坡；
❖ 7度：房屋损坏－房屋轻微损坏，牌坊，烟囱损坏，地表出现裂缝及喷沙冒水；
抗震复习ppt要点整理
抗震复习要点整理1、地震按其成因可分为几种类型？按其震源深浅又分为几类？按成因：火山地震、塌陷地震、构造地震（破坏性地震主要属于此类）震源深浅：浅源地震（震源深度在70Km内）、中源地震（70-300）、深源地震（超过300）2、试述构造地震成因的局部机制和宏观背景？成因：由于地壳运动，推挤地壳岩层使其薄弱部位发生突然断裂和错动而引起振动，并以弹性波的形式将振动能量传到地面，导致地面运动和建筑振动。
宏观背景：板块构造理论3、试分析地震动的空间分布规律及其震害现象空间分布规律：震害现象：①地表破坏（山崩、滑坡、地面裂缝、地塌、喷砂冒水）②工程结构破坏（结构因承载力不足结构变形过大而破坏，结构丧失整体性而破坏，地基失效而破坏）——造成人民生命财产损失主要原因③次生灾害（水灾、火灾、泥石流、海啸）4、地震波包含了哪几种波，传播特点，对地面运动影响体波：在地球内部传播，分为纵波（振动方向与传播方向一致，周期短振幅小传播速度）和横波（振动方向垂直于传播方向，周期长振幅大）面波：在地面附近传播，分为瑞雷波（滚动形式）和洛夫波（蛇形运动形式）影响：①纵波波速最大，横波次之，最后面波，地震时震中区人们感觉是先上下颠簸后左右摇晃，横波和面波到达时地面振动最猛烈。
②面波波长大振幅强，能量比体波大，传播远，对结构物和地表破坏以面波为主。
③地震波在传播过程中逐渐减弱，离震中较远地方地面振动减弱，破坏作用减轻。
5、地震动的三大特性及其规律三大特性：幅值、频谱、持续时间幅值:可以是地面运动的加速度、速度或位移的某种最大值或某种意义下的有效值，描述地面振动的强弱程度，且与震害有密切关系。
（近场内，基岩上的加速度峰值大于软弱场地上加速度峰值，远场则相反）频谱：指地震动对具有不同自振周期的结构的反应特性，用反应谱、功率谱和傅里叶谱表示。
揭示地震动的主导频率成分，与结构本身动力频率特征一起决定结构振动响应的强弱。
（震级越大、震中距越远，地震动记录的长周期分量越显著；硬土且底层薄地基上包含较高高频成分；软土且地层厚地基偏向长周期）持时：指地震动持续作用于某个场地的时间，可反映地震动循环作用程度的强弱。
地震科普知识PPT课件
18
4.地震波
地震时，在地球内部出现的弹性波叫作地震波。地 震波分为纵波和横波。
纵波引起地面上下颠簸振动。 横波引起地面的水平晃动。
横波是地震时造成建筑物破坏的主要原因。
破坏性地震一般是浅源地震。如1976年的 唐山地震的震源深度为12公里。
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2.震中、震中距和极震区 震中：震源上方正对着的地面称为震
中。震中到地面上任一点的距离叫震中 距。震中及其附近的地方称震中区。一 次地震破坏最严重的地方称极震区。
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3.地震震级：是衡量地震大小的一种度量。每 一次地震只有一个震级。它是根据地震时释放能量 的多少来划分的，震级可以通过地震仪器的记录计 算出来，震级越高，释放的能量也越多。
周五学习日活动
地震知识
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总体概述
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2
目录
一、地震是怎么回事 二、地震中的几个基本概念 三、地震活动带简介 四、地震前会出现哪些异常现象 五、大震预警现象 六、地震预报 七、地震应急与救生知识 八、建设工程抗震设防三个重要环节
只感觉上下抖动 -----处在震中区 上下震动接着水平晃动------震中在附近 只感觉到水平晃动------地震在远方 震动持续时间长------震级大 震动持续时间短------震级小
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地震具有一定的时空分布规律。 从时间上看，地震有活跃期和平静期交替出
现的周期性现象。 从空间上看，地震的分布呈一 定的带状，称地震带。就大陆地震而言，主要集 中在环太平洋地震带和地中海—喜马拉雅地震带 两大地震带。太平洋地震带几乎集中了全世界 80%以上的浅源地震（0千米～60千米），全部的 中源（60千米～300千米）和深源地震（>300千 米），所释放的地震能量约占全部能量的80%。
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不同边界条件下波射线的传播
界面弯曲情况下波射线的传播
ri sin i i vi r Rsin i0 v0 p
i=1，2，3，…，n
界面弯曲情况下波射线的传播
p r sin i rM
vr M
v rM
不同速度结构地震波射线的变化
正常速度层:波速是随着深度的增加逐渐递增 低速层:低速层是指波速随着深度的增加而逐渐减小 高速层:高速层是指波速随着深度的增加的速率大于该
高速层内的传播规律
近震地震波的走时规律
直达波走时规律 反射波走时规律 首波走时规律
直达波走时规律
单层地壳模型直达波走时方程
t D
P
vP
D
t
S
vS
2 h2
vP
2 h2
vS
t2 2 1
t2 P0
h2
直达波走时规律
渐近线:
tp =Δ/v
视速度:
v = dΔ／dt
当震源深度h =0时，视速度等于真速度。
波射线的传播规律－SV波入射
sin iS sin iS sin iS sin iP sin iP P
v1S
v1S
v2S
v1P
v2 P
式中，is为入射角，ip′为SV波经反射转换成的P波的反射 角，is′为SV波的反射角，ip″为SV波经折射转换成的P波 的折射角，is″为SV波的折射角，p为射线参数。
波射线的传播规律－SH波入射
设：R为介质分界面，R 上层的波速为v1，下层 的波速为v2，当地震波 以ip角入射到界面R上时， 将发生波的反射和折射 现象。
波射线的传播规律－SH波入射
sin iS sin iS sin iS P
v1S
v1S
v2S
式中，is为入射角，is′为SV波的反射角，is″为SV 波的折射角。
P波的初动标志地震方 位
地震波
纵波：质点振动方向与波的传播方向一致的波，用P表 示。
横波质点位移方程
v Asint kx
w Asin t kx
u Asint kz
v Asint kz
v Asin t ky
w Asint ky
横波的质点运动轨迹是简谐振 动。
A是运动的振幅，ω是角频率， k是波数
面波
勒夫波：SH波入射界面时，发生的多个反射波相互干 涉形成勒夫波。勒夫波的能量分布的水平方向。
面波
瑞利波：P波和SV波入射界面，发生的多个反射波相 互干涉形成的波。瑞利波的能量分布在垂直向和水平 向。
地球基本结构
地壳的基本结构
地壳是地球表面一层薄薄的岩石硬壳，平均厚度为17公里。大陆 地壳平均厚度33公里，山区最厚可达70公里（我国青藏高原）, 海洋地壳仅有7公里左右。地壳上部由沉积岩、花岗岩组成，称为 硅铝层；下部由玄武岩或辉长岩类组成，称为硅镁层。莫霍面是 地壳与地幔的分界面。
地震波
体波：
P波(primary waves) －－纵波 S波(secondary waves) －－ 横波
面波：
R波（Rayleigh) L波 (Love)
面波
是在弹性分界面附近存在的一类波动，这类波动的能 量主要分布地分界面附近，因此，称为面波。常见的 有瑞利波（Rayleigh）、勒夫波（Love)
质点沿x方向的位移为v、w 质点沿y方向的位移为u 、w 质点沿z方向的位移为u 、v 北南、东西向S波在振幅上的
差别，反映断层的运动方式
地震波
横波：质点振动方向与波的传播方向垂直，用S表示。
地震波
SH波——当振动发生在波传播的水平面内时为SH波。 SV波——当振动发生在波传播的垂直面内时为SV波。
地震波是能量的传递 震相是地震记录图上与某一地震波相对应的规则振动。 通常读取的震相是简谐振动的初至。
纵波质点位移方程
u Asint kx v Asint ky
w Asint kz
纵波的质点运动轨迹是 简谐振动。
A是运动的振幅，ω是 角频率，k是波数
质点沿x、y、z方向的 位移，位移量分别为u、 v、w
地震波射线与地壳结构的关系
地震波射线的传播规律－P波入射
设：R为固体介质分界 面，R上层的波速为v1， 下层的波速为v2，当地 震波以ip角入射到界面R 上时，将发生波的反射 和折射现象。
波射线的传播规律－P波入射
sin iP sin iP sin iP sin iS sin iS P
地震震相
统一编目培训班 2010年9月5日
主要内容
地震波——震相 地壳结构 地震波射线传播规律 地震波的走时规律 地壳模型的建立思路 地壳震相 震相判别 评比中的一些震相实例
地震波——震相
地震波：由于岩石的突然破裂或人工爆炸引起的地球 内部质点振动，这种振动以应力、应变交互方式向周 围传播，形成地震波。地震波是弹性波。
v1P
v1P
v2 P
v1S
v2 S
式中，iP为入射角，ip′为P波的反射角，is′为由P波转换 成的SV波的反射角，ip″为P波的折射角，is″为由P波转 换成的SV波的折射角，p为射线参数。
波射线的传播规律－SV波入射
设：R为介质分界面，R 上层的波速为v1，下层 的波速为v2，当地震波 以ip角入射到界面R上时， 将发生波的反射和折射 现象。
渐近线: tp =Δ/v
视速度: v = dΔ／dt
反射波走时规律
双层地壳结构反射波走时方程
t 2H1 h 2H2
v12
1 v12
c2
v22
1 v12
c2
(2H1 h) c 2H2 c
1 v12
c2
1 v22
c2
c sin i1 sin i2
层上下的层 低速间断面:低速间断面上层的速度高，经过该面后速
度突然降低，地壳内有不连续的低速间断面。 高速间断面:高速间断面上层的速度低，面下的速度高，
莫霍洛维奇界面是一个高速间断面，P波的速度在面上 为6.3km/s，而在面下的速度为8.2km/s。
正常速度层内的传播规律
低速层内的传播规律
直达波走时规律
双层地壳结构走时方程
t*
v1
H1 sin
e
1
h H1 v2 sin e
2
H1 cot e1 (h H1)cot e2
反射波走时规律
单层地壳结构反射波走时方程
t P11
O'S vP11
2 (2H h)2
vP11
tS11
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
2 (2H h)2 vS11