采用接收函数法反演佛子岭台基莫霍面深度及波速比
普通地质学_练习题-答案
绪论一、名词解释地球科学地质学“将今论古”地质作用内力地质作用外力地质作用地球科学：是以地球系统（包括大气圈、水圈、岩石圈、生物圈和日地空间）的过程与变化及其相互作用为研究对象的基础学科，包括地质学、地理学，以及其它衍生学科。
地质学：地质学是研究地球的物质组成、内部构造、外部特征、各层圈之间的相互作用和演变历史的知识体系。
“将今论古”：又称历史比较法，是指在地质学研究过程中，通过各种地质事件遗留下来的地质现象与结果，利用现在地质作用的规律，反推古代地质事件发生的条件、过程及特点。
地质作用：由自然动力引起的使地壳组成物质、地壳构造及地表形态等不断变化和形成的作用。
按应力的来源不同：分外应力地质作用和内应力地质作用两种。
前者来自地球外部(太阳能等)，主要作用于地壳表层，包括风化、剥蚀、搬运、沉积作用等；后者来自地球内部(温度、压力等)，作用于整个地壳内部，包括地壳运动、岩浆活动和岩石的变质作用等。
内力地质作用：简称为内力作用，是由地球转动能、重力能和放射性元素蜕变的热能等所引起，主要是在地壳或地幔中进行。
内力地质作用包括地壳运动、岩浆作用、变质作用和地震作用等。
外力地质作用：指以太阳能以及日月引力能为能源并通过大气，水，生物等因素引起的地质作用，包括风化作用，剥蚀作用，搬运作用，沉积作用，固结成岩作用。
二、填空题1.地质学研究的主要对象是（）岩石圈2.地质学的研究内容主要包括（）、（）、（）及（）等若干方面。
地壳的物质组成、地质演化历史、地壳运动与地质构造、地质作用3.地质学的研究程序一般包括（）、（）、（）及（）等方面。
资料收集、野外考察、分析化验及模拟试验、综合解释4.“The present is the key to the past。
”这句话的意思是（“ ”）。
简言之，就是地质研究中常用的（“ ”）的思维方法。
这一思维方法由英国地质学家（）所提出，并由（）发展和确立。
现在是了解过去的钥匙；将今论古；杰姆斯·赫顿；莱伊尔5.地质学研究的主要依据是保存在岩石中的各种（）。
勘探专业名词
原文地址：地球物理勘探作者：小甜瓜1、视电阻率:若进行测量的地段地下岩石电性分布不均匀时，上式计算出的电阻率称为视电阻率，它不是岩石的真电阻率，是地下岩石电性不均匀体的综合反映，通常以rs表示2、纵向电导:是指电流沿水平方向流过某一电性层时，该层对电流导通能力的大小。
3、各向异性系数:岩石的电阻率具有明显的方向性，即沿层理方向和垂直层理方向岩石的导电性不同，称为岩石电阻率的各向异性。
岩石电阻率的各向异性可用各向异性系数λ来表示4、视极化率:当地形不平或地下不均时，按式η=△U2/△U计算出来的参数称为视极化率。
5、衰减时:把开始的电位差△U2作为1，当△U2变为（30%，50%，60%）时所需的时间称为衰减时S6、含水因素:测深曲线的衰减时与横轴在一起所包围的面积7、勘探体积:长为两个点电源之间距离AB，宽为（1/2）AB，深也为（1/2）AB的勘探长方体8、扩散电位：两种不同离子或离子相同而活度不同的溶液，其液液界面上由于离子的扩散速度不同，而形成的电位。
9、卡尼亚电阻率:在非均匀介质条件下,以实测阻抗计算出的量称为卡尼亚视电阻率.它的数学表达式为:ρa=Z2(ωμ)(3)ρa—卡尼尔电阻率(Ω·m)10、趋肤深度:电场沿Z轴方向前进1/b距离时，振幅衰减为1/e倍。
习惯上将距离δ＝1/b称为电磁波的趋肤深度11、振动图:某点振幅随时间的变化曲线称为振动图12、波剖面图:某时刻各点振幅的变化称为波剖面13、视速度:沿射线方向Ds传播的波称为射线速度，是波的真速度V。
而位于测线上的观测者看来，似乎波前沿着测线Dx，以速度V*传播，是波的视速度14、均方根速度:在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度15、动校正:反射波的传播时间与检波器距离爆炸点的距离远近有关，并与反射界面的倾角、埋深和覆盖层波速有关，由此产生的时差称为正常时差，需要进行正常时差校正，称为动校正。
地震反演方法及其局限性
地震反演方法及其局限性近年来，人们对地震反演技术的兴趣在不断增长。
在许多情况下，反演提高了常规地震分辨率，并不同程度地改善了储层参数的研究条件，它能获得优化的数据体，提高对资源的评价能力，更好地为油田开发研究勾绘出可开采区，提出有利的井位建议。
1.输入数据的准备处理反演数据的输入可以是叠前或叠后数据，所有输入数据要尽量干净和清晰，如果目的是要作定量解释，则振幅畸变一定要小，一定要保持真振幅特征。
消除振幅畸变的所有校正处理，包括振幅谱白噪化、增益的应用、振幅平衡、速度滤波、拉冬变换和τ-P处理，都必须谨慎小心。
对于多次波，反演前要设法去除，但为了避免不必要损失一次波，正确的折中办法是去多次波处理在反射率剖面上进行，并且最好作叠前和叠后相结合的试验。
2.子波提取子波提取包括地震与井联结和零相位化与相位旋转角两项处理。
地震联井是地震解释的关键一步，因为在地震反演流程中，要对井位处的合成记录和地震记录进行比较和标定。
合成记录是通过将标定的声波曲线转换为速度曲线，再结合密度曲线计算反射率，并将它与地震子波褶积产生。
子波是通过把井位处的合成记录与地震记录互相关，用滤波器将反射率记录转换为地震记录获取。
零相位化和相位旋转角处理是因为地震处理中的许多步骤都假定数据是零相位的，相位旋转优化了井位处的合成记录与地震道间拟合，通过设计相位旋转角，达到子波形状零相位。
3.确定性反演在确定性反演中，简单的地震记录集成法是假设密度为常数2，现在已不太使用了；色彩反演是假设地震数据体是零相位，此方法虽快，但不精确；稀疏脉冲反演假设地下是薄层的，它通过选择复合子波避开零相位的要求，其结果是一种近似；基于模型的反演，即使井控有限，地震数据质量不太好，也可获得满意的结果，而且还可用自动化技术直接从地震获得子波，甚至非零相位子波也可用于此法，目前用得较多。
4.概率统计反演用地质统计法建立地下储集层模型，对建立的模型总体或局部进行模拟，所有模型都依靠井数据。
地震勘探原理题库讲解
第一章地震波的运动学第一节地震波的基本概念第二节反射地震波的运动学第三节地震折射波运动学第二章地震波动力学的基本概念第一节地震波的频谱分析第二节地震波的能量分析第三节影响地震波传播的地质因素第四节地震记录的分辨率第三章地震勘探野外数据的野外采集第一节野外工作方法第二节地震勘探野外观测系统第三节地震波的激发和接收第四节检波器组合第五节地震波速度的野外测定第四章共中心点迭加法原理第一节共中心点迭加法原理第二节多次反射波的特点第三节多次叠加的特性第四节多次覆盖参数对迭加效果的影响及其选择原则第五节影响迭加效果的因素第五章地震资料数字处理第一节提高信噪比的数字滤波第二节反滤波第三节水平迭加第四节偏移归位第五节地震波的速度第六章地震资料解释第一节地震资料构造解释工作概述第二节时间剖面的对比第三节地震反射层位的地质解释第四节各种地质现象在时间剖面上的特征和解释第五节地震剖面解释中可能出现的假象第六节反射界面空间位置的确定第七节构造图、等厚图的绘制及地质解释第八节水平切片的解释一、名词解释第一章地震波的运动学1、波动（难度90区分度30）2、波前（难度89区分度31）3、波尾（难度89区分度31） 4、波面（难度89区分度31） 5、等相面（80 、 33） 6、波阵面（81 、 34）7、波线（70 、 33） 8、射线（72 、 40）9、振动曲线（75 、 42） 10、波形曲线（76 、 44） 11、波剖面（65 、 46） 12、子波（60 45）13、视速度（80 、 30） 14、射线平面（60 、 47）15、运动学（70 、 55） 16、时距曲线（68、 40） 17、正常时差（60 、 45） 18、动校正（60、 60） 19、几何地震学（70 、 35）第二章地震波动力学的基本概念1、动力学（70 、 40）2、物理地震学（71、 35）3、频谱（50 、 50）4、波的发散（90 、 30）5、波散（90 、 31）6、频散（80、 35）7、吸收（70 、 40 ）8、纵向分辨率（60、40）9、垂向分辨率（60、40）10、横向分辨率（60、40）11、水平分辨率（60、40）12、菲涅尔带（50、45） 13、主频（65、40）第三章地震勘探野外数据的野外采集1、规则干扰波（90、30）2、不规则干扰波（90、30）3、观测系统（80、35）4、多次覆盖（65、50） 5、共反射点道集（70、45）6、检波器组合（90、30）7、方向特性（75、30）8、方向效应（90、30）第四章共中心点迭加法原理1、共中心点迭加（70、40）2、水平迭加（60、40）3、剩余时差（60、50）第五章地震资料数字处理1、偏移迭加（75、30）2、平均速度（85、30）3、均方根速度（80、30）4、迭加速度（70、40）第六章地震资料解释1、标准层（50、40）2、绕射波（40、50）3、剖面闭合（30、60）4、三维地震（70、30） 5、水平切片（45、60） 6、等厚图（65、40） 7、构造图（80、30）二、填空题第一章1、振动在介质中的传播就是（）。
温州珊溪水库地震重新定位与速度结构联合反演
温州珊溪水库地震重新定位与速度结构联合反演钟羽云;张震峰;阚宝祥【期刊名称】《中国地震》【年(卷),期】2010(026)003【摘要】通过震源位置和速度结构联合反演方法,利用浙江和福建区域地震台网和珊溪水库台网给出的P波走时资料,得到了珊溪水库地区的三维速度结构,重新确定了珊溪水库地震的震源参数.结果表明:①震中总体呈现NW向分布,NW走向的双溪-焦溪烊断裂可能为珊溪水库地震序列的发震断层.②珊溪水库地震震源深度最大为9.5km,平均为5.4km,小于华南地震区10km的平均震源深度.③水库北、南两岸的地震较浅,震源深度均小于5km,水库淹没区地震较深.水库诱发地震之初的几年中震源深度有一个逐渐变大的过程,这可能是由于库水逐渐往深部下渗,从而进一步诱发了更深处的地震所致.④研究区存在一个低P波速度异常区,低速区位于水库淹没区内的多组断裂交汇部位,地震大多发生在低速异常区内.这可能与水库蓄水后库水下渗有关.【总页数】8页(P265-272)【作者】钟羽云;张震峰;阚宝祥【作者单位】浙江省地震局,杭州市古荡湾塘苗路7号,310013;浙江省地震局,杭州市古荡湾塘苗路7号,310013;浙江省地震局,杭州市古荡湾塘苗路7号,310013【正文语种】中文【中图分类】P315【相关文献】1.川滇地区中小震重新定位与速度结构的联合反演研究 [J], 马宏生;张国民;周龙泉;刘杰;邵志刚;夏红2.面波频散与接收函数联合反演南北地震带北段壳幔速度结构 [J], 郑晨;丁志峰;宋晓东3.常德及邻区小震重新定位与速度结构的联合反演 [J], 敬少群;王佳卫4.利用多种地震数据联合反演剪切波速度结构的可靠性检测 [J], 郑现;赵翠萍;郑斯华5.背景噪声和地震面波联合反演渭河盆地及邻区壳幔S波速度结构 [J], 冯红武; 颜文华; 严珊; 郭瑛霞; 惠少兴; 常城因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
地震学期末复习整理
复习提纲1、全球地震活动在空间上有什么特点？如何利用现在对地球结构的了解解释这种特点？ 呈带状分布。
无论是震源几何位置(地理的、深度的)、震源强度的空间分布、震源机制的空间分布均与板块学说中的大断层十分一致。
断层说是板块学说的组成部分，板块学说中的断层理论很好地解释了地震活动。
板块学说的主要论点：①软流层(热、粘)上驮着岩石层(冷、脆)一起移动；②海岭～张裂、发散；③海沟～腑冲、消没④转换断层～剪切、滑移；⑤各板块绕轴旋转。
2、根据古登堡－里克特的震级频度公式bM a N -=log ，估计某地区所能发生的最大地震震级。
（假定a=6.7,b=0.9）3、评定地震烈度的主要标志有哪些？1）自然景观的变化 2）建筑物的破坏 3）人和动物的反应4、影响地震烈度的主要因素地震本身释放的能量、观测点与震源点之间的距离、地质条件、建筑物的类型、调查人本身的因素、当地人对地震的经验等5、地震烈度和震级的区别？地震烈度：按一定的宏观（野外场地调查）标准，表示地震对地面影响和破坏程度的一种量度，称之为地震烈度。
通常用I 表示。
震级：按一定的微观标准（仪器观测），表示地震波能量大小的量度，常用字母M 表示。
震级和烈度都是衡量地震强度的，根据统计结果，震级M 和震中烈度I0之间有下列关系： 0321I M +=6、全球地震带的分布特征，三个主要地震带？全球的地震带分布:(1)环太平洋地震带位于太平洋边缘地区，即海洋构造和大陆构造的过渡地区。
全球80％的浅震，许多中源地震和差不多的深源地震都发生在这一带，包括大部分灾难性地震。
(2)欧亚地震带沿欧亚大陆南部展布，欧亚地震带内也常发生破坏性地震及少数深源地震，它是最宽的地震带。
我国的大部分地区处于此地震带内。
(3)海岭地震带几乎包括全部海岭构造地区，沿洋中脊展布，又称为洋中脊地震带，它是最长的地震带。
7. 哪个地震带是全球地震活动最强烈的地震带，全球 80%的浅源地震、90%的深源地震均集中在该带上，这是一条对人类危害最大的地震带。
分离三分量远震接收函数的多道最大或然性反褶积方法
〔收稿日期〕 2004-05-12收稿,2004-06-07改回。
〔基金项目〕 国家自然科学基金(40074009)和德国科学基金会(DFG )联合资助。
中国地震局地质研究所论著2004B0030。
分离三分量远震接收函数的多道最大或然性反褶积方法刘启元1) Rainer K ind 2)1)中国地震局地质研究所,地震动力学国家重点实验室,北京 1000292)G eoForschung Zentrum Potsdam ,Telegrafenberg ,14473Potsdam ,G ermany摘 要 迄今为止,广泛应用的分离接收函数方法主要基于单个台站的观测数据,并依赖等效震源假定的有效性。
当地壳内存在明显的间断面时,等效震源假定不适于宽频带地震波形数据,接收函数的估计将在不同程度上遭到破坏。
解决这个问题的出路在于避免使用等效震源假定。
依据多道最大或然性反褶积原理,给出了利用多道观测数据分离接收函数的方法。
我们的方法避免了等效震源假定,这对于在复杂构造环境条件下改善接收函数的估计具有实际价值。
合成地震图的数值检验结果验证了给出的方法。
利用该方法,我们得到了跨越大别山造山带,从江西大冶附近的大箕铺(30°20′N ,115°03′E )到河南兰考附近的崔林(34°40′N ,114°49′E ),总长度约500km 的流动地震台阵剖面各台站的三分量接收函数估计。
与基于单台数据的接收函数径向分量比较表明,两种方法给出的结果可能存在不可忽略的差别。
关键词 接收函数 最大或然性 反褶积 大别山中图分类号:P315.61文献标识码:A 文章编号:0253-4967(2004)03-0416-100 引言自从Langston (1979)在远震接收函数研究方面的开创性工作以来,接收函数方法得到了不断的改进和发展,并在地壳上地幔结构研究中得到了日益广泛的应用(许卫卫等,2002;贺传松等,2003)。
地震学期末复习整理
复习提纲1、全球地震活动在空间上有什么特点？如何利用现在对地球结构的了解解释这种特点？ 呈带状分布。
无论是震源几何位置(地理的、深度的)、震源强度的空间分布、震源机制的空间分布均与板块学说中的大断层十分一致。
断层说是板块学说的组成部分，板块学说中的断层理论很好地解释了地震活动。
板块学说的主要论点：①软流层(热、粘)上驮着岩石层(冷、脆)一起移动； ②海岭～张裂、发散； ③海沟～腑冲、消没④转换断层～剪切、滑移； ⑤各板块绕轴旋转。
2、根据古登堡－里克特的震级频度公式bM a N -=log ，估计某地区所能发生的最大地震震级。
（假定a=6.7,b=0.9）3、评定地震烈度的主要标志有哪些？1）自然景观的变化 2）建筑物的破坏 3）人和动物的反应 4、影响地震烈度的主要因素地震本身释放的能量、观测点与震源点之间的距离、地质条件、建筑物的类型、调查人本身的因素、当地人对地震的经验等 5、地震烈度和震级的区别？地震烈度：按一定的宏观（野外场地调查）标准，表示地震对地面影响和破坏程度的一种量度，称之为地震烈度。
通常用I 表示。
震级：按一定的微观标准（仪器观测），表示地震波能量大小的量度，常用字母M 表示。
震级和烈度都是衡量地震强度的，根据统计结果，震级M 和震中烈度I0之间有下列关系：0321I M +=6、全球地震带的分布特征，三个主要地震带？ 全球的地震带分布: (1)环太平洋地震带位于太平洋边缘地区，即海洋构造和大陆构造的过渡地区。
全球80％的浅震，许多中源地震和差不多的深源地震都发生在这一带，包括大部分灾难性地震。
(2)欧亚地震带沿欧亚大陆南部展布，欧亚地震带内也常发生破坏性地震及少数深源地震，它是最宽的地震带。
我国的大部分地区处于此地震带内。
(3)海岭地震带几乎包括全部海岭构造地区，沿洋中脊展布，又称为洋中脊地震带，它是最长的地震带。
7. 哪个地震带是全球地震活动最强烈的地震带，全球 80%的浅源地震、90%的深源地震均集中在该带上，这是一条对人类危害最大的地震带。
大陆深俯冲带的地壳速度结构_东大别造山带深地震宽角反射_折射研究_刘福田
大陆深俯冲带的地壳速度结构)))东大别造山带深地震宽角反射P 折射研究刘福田1徐佩芬1刘劲松1尹周勋1秦建业2张先康3 张成科3 赵金仁31中国科学院地质与地球物理研究所,北京 1000292多伦多大学物理系,多伦多 M5S 2J53中国地震局郑州地球物理勘探中心,郑州 450002摘 要 在安徽大别山(东大别)进行的深地震宽角反射P 折射探测获得6条二维地壳速度结构剖面.结果显示,东大别造山带地壳为一高速穹隆构造,在其核部中、下地壳变质岩出露于地表,波速高达5.0km P s;在其翼部,上、中地壳发育速度约6.1km P s 的壳内低速层(体).莫霍面的起伏变化较大,中心部位深达41km 左右,周边地区则抬升到32~34km.在晓天)磨子潭断裂一线下方莫霍面垂向错断,断距约4km.东大别造山带具有大陆深俯冲-碰撞造山带地壳结构的典型式样.莫霍面错断与扬子陆块深俯冲有关,错断处表征扬子与华北陆块碰撞缝合的深部位置.高速穹隆构造可能是两陆块碰撞挤压的产物,穹隆翼部上、中地壳发育的低速滑脱带(面)可能在碰撞期之后的地壳伸展、超高压变质岩从中地壳抬升出露于地表过程中起到重要作用.关键词 大陆深俯冲带 东大别造山带 深地震测深 地壳速度结构文章编号 0001-5733(2003)03-0366-07 中图分类号 P315 收稿日期 2002-04-03,2002-12-10收修定稿THE CRUSTAL VELOCITY STRUCTURE OF T HE CONT INE NTAL DEE PSUB DUCTION BELT :STUDY ON THE EAST ERN DABIE OROGE NBY SEISMIC WIDE -ANGL E RE FLECTION P REFRACTIONLIU F U TIA N 1 XU P EIFEN 1 LI U J INS ONG 1 YIN Z HO UX UN 1 C HUN K INYIP 2ZHANG X IANKA NG 3 ZHANG C HEN GKE 3 ZHAO J INREN 31In stitute o f Geolo gy an d Geophysic s ,Chin ese Ac ade my o f Scie nce s ,Bei jing 100029,Chin a 2De pa rtmen t o f Physics ,U ni ve rsit y o f Toron to ,Toron to Onta rio ,M 5S 2J 5,Cana da 3Re se arch Cen te r o f Explo ration Ge oph ysic s ,CSB ,Zh en gzh ou 450002,Ch inaAbstract Six two -dimensional crustal structure profiles in the eastern Dabie,Anhui Province,ha ve been obtained by the wide -angle reflection P refraction.The results reveal that the crust of the eastern Dabie orogen presents a high -velocity dome,the velocity in the middle -and lower -crust c s metamorphic rocks exposed on thesurface in the core of the dome approaches 5.0km P s,the lo w velocity layers (body)with about 6.1km P s has developed in upper -middle crust in it c s both sides wing,the Moho discontinuity relatively largely varies and ranges from ~41km in the core to 32~34km in both sides,and a 4km Moho -offset is observed beneath along Xiaotian -Muzitan Fault.We rec ognize that the eastern Dabie orogen shows a velocity -pattern of typical continen-t continent deep subduction P collision style.The Moho offset may be related with the deep subduction基金项目 国家基础研究发展规划项目(G1999075505)和国家自然科学基金重大项目(49794044).作者简介 刘福田,男,1941年生,1964年毕业于南京大学物理系.现任研究员,主要从事固体地球物理学及地震层析成像方面的研究.E -mail:ftliu@第46卷第3期2003年5月地球物理学报CHINESEJOURNALOFGEOPHYSICSVol.46,No.3May,2003of the Yangtze Block,and represents the suture zone between the Yangtze P Sino-Korean Block collision. Therefore,the high-velocity dome may occur by collision P extrusion between the both c ontinental Blocks and the low velocity layers(body)mentioned above may play an important role in the pos-t collisional crust e xtension and exhumation of the ultra-high press metamorphic rocks.Key words Continental deep subduc tion belt,Eastern Dabie orogen,Deep seismic sounding,Crustal velocity structure.1引言秦岭$大别$苏鲁造山带是扬子-华北陆块之间的陆-陆碰撞造山带[1,2](图1).20世纪80年代中期以来,在大别$苏鲁造山带中发现了含柯石英和微粒金刚石的超高压变质榴辉岩[3~6],表明这里的陆壳岩石曾经俯冲到大于100km的深度.发生在大别)苏鲁造山带的大陆深俯冲与超高压变质作用,引起了国际地学界的极大兴趣.地质学家们从岩石学、地球化学、同位素年代学等多个方面研究大别$苏鲁造山带的超高压变质作用及地球动力学,取得了大量研究成果.90年代中期以来,深地震测深、大地电磁及地震层析成像等地球物理研究[7~10]直观地揭示了大别山地壳及上地幔结构细节.然而,以往的地球物理测深仅局限在横穿东大别东、西两侧的剖面位置上,未能获得对造山带地壳的整体认识.受地震震中及观测台站分布的限制,基于天然地震走时数据的地震层析成像研究对地壳的分辨率尚不够理想.为探测大陆深俯冲带岩石层三维精细结构,国家科技部973项目/大陆深俯冲作用0于2001年3月在东大别山进行人工地震爆破,采集了用于高分辨层析成像研究的地震走时数据.基于对这次深地震宽角反射P折射观测资料的处理与解释,本文获得了6条二维地壳速度结构剖面.结果表明,东大别造山带具有俯冲P碰撞造山带地壳结构的典型式样,至今仍保存着碰撞挤压及伸展拆离构造的信息.2构造背景及深地震观测系统2.1构造背景研究区在东、西方向分别以郯庐断裂和商城)麻城断裂为界,与秦岭和苏鲁造山带相连,南、北方向以襄樊)广济断裂和六安断裂为界分别与扬子陆块和合肥盆地相接,如图1所示.现有研究成果表明[11~13],在二叠纪末)三叠纪初,扬子陆块岩石层俯冲到华北陆块之下并与之发生碰撞,其表壳岩石在100km以下深度经受超高压变质作用形成超高压变质岩,之后又迅速折返回中地壳.研究表明,碰撞期后东大别造山带发育了以罗田穹隆为核部的多层伸展拆离滑脱构造[14,15].该穹隆核部主要为角闪岩-麻粒岩相组合的大别杂岩,高压、超高压岩片构造上覆于罗田穹隆之上,并被3个低缓角度的大型拆离滑脱带所分隔,其中分布在水吼)五河)英山一线的下层次滑脱带构成了超高压变质岩与大别杂岩的分界面;发育在太湖)马庙)浠水一带的中层次滑脱带是超高压变质单元与高压变质单元的分界面;而分布在广济四旺)黄陂木兰山一带的上拆离图1东大别造山带构造格局简图(附地震测深剖面位置,据[14,15]修改)1片麻岩穹隆;2超高压变质岩单元;3高压变质岩单元;4绿帘蓝片岩单元;5下拆离滑脱带;6中拆离滑脱带;7上拆离滑脱带;8地震测线P炮点位置.Fig.1Sketch geological map of the eastern Dabie orogenic belt (included the location of seismic profiles,modified after[14,15])滑脱带是高压榴辉岩单元和绿帘片岩带的分界面.然而,对穹隆构造的成因至今仍有争议[14~18].3673期刘福田等:大陆深俯冲带的地壳速度结构)))东大别造山带深地震宽角反射P折射研究2.2 深地震观测系统观测系统如图1所示.观测点沿围绕大别山的四边及二条对角线布置,构成L1~L6六条地震测线,具体参数见表1.设置黄梅、团风、固始和庐江4个炮点,形成6条测线的相遇观测,可有效控制测线下方目的界面的起伏.在任意一个炮点激发,均可获得3条纵剖面和3条非纵剖面的观测记录.各炮激发的地震波射线可密集、均匀地穿过研究区地壳,每炮激发总药量为1.5t.TNT 成型炸药,采用20口井组合激发,单井井深20~25m.表1 地震测线数据Table 1 The data in the seismic profiles测线名测线长度(km)平均观测点间距(km)炮 点炮点经纬度L1150 6.2团风、固始团风:114b 48.9c E,30b 40.4c N L2207 5.9黄梅、庐江黄梅:115b 54.0c E,29b 58.3c NL3128 5.8团风、黄梅L4179 5.7固始、庐江固始:115b 40.4c E,32b 08.9c NL5245 4.5黄梅、团风L62545.0团风、庐江庐江:117b 06.8c E,31b 24.5c N 3 地震波组特征研究区部分地震波记录截面如图2所示.根据时距曲线形态及视速度等特征,可识别追踪连续波组震相Pg,Pm,Pn 和不连续波组震相P 1,Pc.3.1 Pg 震相为结晶基底内传播的折射波(或回折波),在距炮点100km 范围内作为初至震相出现,振幅大、衰减慢,可连续追踪对比.Pg 震相到时在不同测图2 庐江炮地震记录截面图(a)L2线;(b)L4线;(c)L6线.Fig.2 Seis mic record -sections in -li ne with shotpoint Lujiang368地球物理学报(Chinese J.Geophys.) 46卷线的记录截面上有较大差别.在L4线固始炮和庐江炮(图2b)两条记录截面以及L2线黄梅炮记录截面上距炮点70km 范围内,Pg 波到时明显滞后,且视速度低,与这些地段炮点和观测点在沉积盆地内,低速沉积层厚、结晶基底较深有关.其余测线的记录截面上,位于晓天)磨子潭断裂以南片麻岩穹隆及高压、超高压单元内的Pg 震相同相轴几乎接近或超前于零线(折合走时),表明这些构造单元内结晶基岩出露于地表,近地表岩石波速接近6.0km P s.3.2 P 1波震相上地壳壳内反射震相.出现在Pg 波之后的续至区内,能量弱,连续性差,但仍可断续追踪数十公里.在炮检距100km 以远地段,P 1波成为初至震相,能量增强,连续性好转,可连续追踪至130~170km.3.3 Pc 震相上、下地壳分界面的反射震相,一般在Pm 震相之前、观测距离70~200km 之间出现.在不同炮的地震记录截面上,其振幅强弱差异较大.在L5线黄梅炮和L6线团风、黄梅炮记录截面上,均表现为壳内反射波的优势波,振幅较大,能量较强,追踪距离远.特别是在距炮点150km 以远地段,Pc 波震相依然非常清晰,且连续性较好,能追踪识别数十公里.在L4线两炮记录上,Pc 波能量较弱,连续性较差,只在局部地段振幅较强、可连续追踪对比.3.4 Pm 震相莫霍面反射震相,能量强,连续性好.除个别炮记录以外,几乎各炮记录截面上均能可靠追综对比.一般在炮检距大于80km 后出现,在100~160km 范围内能量最强,随距离增大能量减弱.值得注意的是,局部地段上Pm 震相走时和波形发生变化.庐江炮L2线记录截面(图2a)上炮检距100~180km 地段,Pm 震相同相轴出现明显扭曲.而庐江炮L6线上(图2c)炮检距大于160km 地段、黄梅炮L5线近炮点(80km 左右)地段(图略),Pm 震相波形紊乱,频率发生显著变化,以致不能可靠识别.与这些波形特征异常地段所对应的莫霍面上的反射段大致位于晓天)磨子潭断裂一线下方.Pm 震相同相轴扭曲、波形紊乱往往与莫霍面深度突变或破碎有关.3.5 Pn 震相上地幔顶部折射波.能量较强,震相清晰,距炮点160km 左右进入初至区,可连续追踪对比数十公里.4 地震资料处理及地壳速度结构特征观测资料先经震相识别对比并读取走时.反射波、折射波走时用/Herglotz -Wiechert 法0、/T 2-X 2方法0、/PLUC H 反演方法0等有关计算方法求取地壳各层的平均速度、平均深度、单点反射深度和视速度.在此基础上,进行壳幔一维垂向非均匀介质模型的设计和计算,得到沿剖面的一维速度-深度函数,再经过一维处理得到一维壳幔基本结构模型,并据此设计出二维壳幔结构模型.应用Seis83程序系列[19]进行二维非均匀介质的射线追踪、走时拟合以及理论地震图计算.经过反复修改模型和计算对比,获得了与实测资料吻合较好的结果.研究区部分二维壳幔结构如图3所示.3693期 刘福田等:大陆深俯冲带的地壳速度结构)))东大别造山带深地震宽角反射P 折射研究图3东大别造山带二维P波地壳速度结构C1、C分别为上、中地壳的底界面,M为Moho面,6.808.00为地震界面及速度(km P s),) 6.2)速度等值线(km P s),炮点位置(a)L2剖面;(b)L4剖面;(c)L6剖面.Fig.2Two-di mensional crustal P-wave veloci ty structure of the eastern Dabie orogen6条地震宽角反射P折射剖面显示东大别造山带地壳结构具有以下3个主要特征:1)速度结构在纵向和横向上均存在较为强烈的非均匀性.2)造山带地壳为一高速穹隆构造.在其核部,地表速度高达5.0km P s左右.固始和黄梅附近地表速度较低,为3.30~ 3.70km P s.在穹隆构造的翼部,上、中地壳发育速度为6.1km P s左右的壳内低速层(体).3)莫霍面形态复杂.沿造山带方向莫霍面变化平缓、地壳厚度33km左右;横穿造山带方向起伏变化较大,但又有从东向西趋于平缓的趋势.在晓天)磨子潭断裂一线下方莫霍面最深,达41km左右,并出现垂向错断,断距约4km,向南、北两侧地壳厚度减薄至32~34km,莫霍面起伏幅度达7km.莫霍面错断现象及错断的位置与大别造山带东侧的深地震测深剖面[8]结果一致,同时也被西侧的六安)霍山)罗田)浠水深地震反射剖面所证实1).5讨论与结论东大别造山带地壳结构具有莫霍面垂向错断,壳内发育高速穹隆构造,其翼部上、中地壳发育低速1)据袁学诚在国家自然科学基金委95重大项目/超高压变质作用与碰撞造山动力学0年度工作会议上的口头报告(2001年6月).370地球物理学报(Chinese J.Geophys.)46卷层(体)的鲜明特点.正是扬子陆块深俯冲、并随之与华北陆块碰撞造山、挤压隆起这一系列复杂的构造演化过程,造就了大别山现今的地壳结构框架.莫霍面错断现象在俯冲P碰撞造山带中较为常见,通常是大陆岩石层板片深俯冲留下的痕迹.在著名的喜马拉雅造山带和瑞士阿尔卑斯造山带之下的莫霍面错断正是印度、欧洲板块分别向亚洲、非洲板块之下俯冲的结果[20,21].当然,在陆-陆碰撞过程中P后持续的挤压构造环境下,可能发生莫霍面的/叠瓦状0错断.与深俯冲造成的莫霍面错断不同, /叠瓦状0错断发生在陆块内部而非两陆块的缝合部位.本文研究范围内的莫霍面错断现象当属前一种情况.地震层析图像[10,13]显示出东大别造山带之下的岩石层地幔中,至今仍保存着俯冲扬子陆块的板片状高速残留体.它位于莫霍面错断处之下,向北倾斜并延伸到至少110km.可见,莫霍面错断是扬子陆块深俯冲的必然结果.错断处南、北侧分别是扬子和华北陆块的莫霍面,从而莫霍面错断处也是扬子与华北陆块的深部缝合部位.值得注意的是,这一部位大致在晓天)磨子潭断裂一线之下,似乎暗示了这一断裂与两陆块缝合位置的内在联系.然而,要搞清这一细节问题还有待于地表地质与深反射地震剖面研究提供更进一步的证据.东大别地壳为高速穹隆构造,中、下地壳的变质岩出露于其核部地表.速度等值线形态(图3a、b)显示高速穹隆核部并非位于罗田,而位于L5、L6交点与晓天)磨子潭断裂之间,且明显偏向晓天)磨子潭断裂一侧,两陆块的深部缝合位置(莫霍面错断处)位于其下方.根据这一空间结构关系推测,高速穹隆构造的成因可能主要与碰撞边界两陆块的挤压有关,而非通常认为的伸展成因[14,15],与岩石层拆沉[14~17]或地壳重熔[18]有关.如果这一推测成立,那么,穹隆构造的形成时代应早于燕山期(130~ 110Ma)[14~18],即与碰撞同期并可能延续到碰撞期之后.希望这一推论由更细致的年代学研究加以证实或证伪.高速穹隆构造翼部上、中地壳内的低速层(体),在空间位置和分布形态上对应于以穹隆构造为中心的拆离滑脱带[14,15].根据本文结果,地表所见到的拆离滑脱面[14,15]可能只延伸到中地壳.结合地震层析成像结果[10]进一步推测,这一低速滑脱带在碰撞期之后的地壳伸展、超高压变质岩从中地壳抬升出露于地表过程中可能起到重要作用.莫霍面错断、俯冲板片断离[22]可能是促使造山带从碰撞、挤压体制向伸展、拆离体制转换的重要深部机制之一.深地震宽角反射P折射探测的野外工作由中国地震局郑州地球物理勘探中心及新星石油公司第六物探大队共同承担.资料处理及解释由中国地震局郑州地球物理勘探中心完成.王清晨研究员审阅了本文初稿并提出修改意见.作者曾与钟增球教授、董树文研究员、高锐研究员进行过富有启发性的讨论.谨此一并致谢!参考文献[1]王清晨,孙枢,李继亮等.秦岭的大地构造演化.地质科学,1989,(2):129~142W ANG Qin gc hen,S UN S hu,LI Jilian g,et al.Tecton ic evolu ti on ofthe Qi nlin g moun tains.Sc ientia Geologica Sin ica(i n Chine se),1989,(2):129~142[2]Okay A I,Senger A M C,Satn M.Tec ton ics of an u ltrah igh-p ress uremetamorp hic terran e:the Dabie Shan P Tongbai Sh an orogen,Chin a.Tec ton ics,1993,12(6):1320~1334[3]W ang Xiaomin,Liu J G,Mao H K.Coesite-bearing eclogite fromDabie Moun tai ns in central China.Ge olo gy,1989,17:1085~1088 [4]Xu Sh uton g,Okay A I,Ji S houyuan,et al.Diamon ds from Dabi eShan metamorp hic rock s and 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ctectonics of Dabies han col li sional orogen.Ch inese Scien ce Bulle tin,1993,38(6):542~545[10]徐佩芬,刘福田,王清晨等.大别)苏鲁碰撞造山带的地震层析成像研究)))岩石圈三维速度结构.地球物理学报,2000,43(3):377~385X U Pei fen,LIU Fu ti an,WA NG Qi ngchen,et al.S ei smic tomograph ybeneath the Dab ie-Su lu c olli sion orogen$$3-D veloci ty structu res of3713期刘福田等:大陆深俯冲带的地壳速度结构)))东大别造山带深地震宽角反射P折射研究li thosph ere.Ch inese J.Geophys.,2000,43(3):377~385 [11]Li S,Xiao Y,Liu D,et al.Collision of the North China an d YangtzeBlocks an d formation of coesite-bearing eclogites:Timi ng an dp rocesses.Ch em.Geol.,1993,109:89~111[12]Cong B,Wang Q,Zhai M,et al.UHP metamorp hic rocks in theDabie-Su-Lu regi on,Chin a:Their formation an d exhu mati on.Isla n dArc,1994,3:135~150[13]Xu Peifen,Liu Fu ti an,Wan g Qin gchen,e t al.Slab-li ke high vel ocityanomaly in th e u ppermost man tle ben ea th the Dab ie-Su lu orogen.Geo ph ysica l Re se arch Lette rs,2001,28(9):1847~1850[14]Su o S hu ti an,Zhon g Zengqi u,You Zhen don g,et al.Pos-t colli sionaldu 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th eDabie-Sul u orogenic belt.Ch ine se Sc ience Bulle tin,2000,45(1):70~73372地球物理学报(Chinese J.Geophys.)46卷。
用瑞雷波反演横波速度计算二维抗压强度剖面
＝
对某高速公路试验段振 冲压 碾效果进 行 了无损检测 试验 ， 其结
果与钻探和试压分析一致 。
２ 方法原理
利 用 瑞 雷 波 检 测 土 层 抗 压 强 度 是 基 于瑞 雷 波 如 下 两 种 物 理
是纵 波速度 向量 ； ＝ （ Ｐ ， Ｐ ） ｐ Ｐ ， …， 是 密度 向量 ； ＝ （ 。 日 日，
…
，
，
Ｘａ ｉ 等人研究结果表 明 ， 散方程 对 密度 和纵 波速度 的变 频 化不敏感 ， 故反 演时假定 密度 和纵 波速度已知 ， 同时将地下介质
划分为等厚薄层 ， 并使其 在反 演过程中不变 ， 于是方 程（ ）中的 ３ 未知数个数 由 ４ ｎ一１ 个减少到 ｎ个 ， 大大 减少 了待反演 的地层
获得 。下面给出一个当泊松 比为 ０ ２ ． ５时计 算抗压 强度 的计 算 公式 （ 仅供参考 ） ：
Ｒ ＝ ０７ ７ 压 ． ７ （） ２
３ 瑞雷波反演横波的 Ｓ Ｄ算法 Ｖ
３ １ 反 演方程 的建 立 ．
层状介质 中瑞雷波频散方程 的非线性 隐式形式可表示为 ：
Ｆ（ ， ， ， ｅＰ， ＝０ （ ＝ １ ２ … ， Ｖ ， Ｈ） ， ， ｍ） （） ３
压强度与横波速度成指数相关 关系 ， 横波 速度 的反 演精度 直接 影响到抗压强度 计算结 果 。Ｘａ等人 提 出了利用 表面 波多 ｉ
道分析法 （ ｈｃａｎｌ ｎ ｌ ｉ ｏ ｒ ｃ ｖ ， Ｍｕ ｉｈｎ ｅ Ａ ａ ｓ Ｓ ｆ ｅ ｙ ｓ ｆ ｕ ａ Ｗａｅ简称 ＭＡ Ｗ） Ｓ 反 演近地表横波速度的有效途径 ， 拓宽 了地震 面波的应用领域 ， 但
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ｄ ｏ ｉ ： １ ０ ． ３ ９ ６ ９ ｌ ／ Ｊ ． ｉ ｓ ｓ ｎ ． １ ０ ０ ３ — ３ ２ ４ ６ ． ２ ０ １ ３ ． ０ ３ ／ ０ ４ ． ０ ０ ６
采 用 接 收 函 数 法 反 演 佛 子 岭 台 基 莫 霍 面 深 度 及 波 速 比
维速 度模 型 。谢 晓峰等 （ ２ ０ １ ０ ） 利 用 Ｈ— Ｋａ ｐ ｐ ａ 叠 加方 法反 演得 到 宁夏 区域数 字地 震 台网子 台
下方 的地 壳厚 度 和波速 比。徐强 等 （ ２ ０ ０ ８ ） 对 比研究 Ｐ波接 收 函数和 Ｓ波接 收 函数 的异 同 。 佛子 岭地震 台位 于 我 国“ 霍 山震情 窗 ” ， 是 建设 大别 山地 震试 验场 的重要 组 成部分 ， 对 台站 台基 地壳结 构 进行 高分 辨率 研究 具有 现实 意 义 。
关键 词 接收函数 ； 莫 霍 面 深度 ； 维 纳 滤 波 ；Ｈ— Ｋａ ｐ ｐ ａ算 法 ；波形 反 演
０ 引言
地震 波 资料 通常 被用 来研 究地 球 的 内部结 构 ， 为 了得 到 更 真 实 的莫 霍 面深 度 及 地球 速 度 模型， 国 内外 地球 物理 学 家们 发展 了各 种方 法 。接 收 函数 法 最早 由 Ｐ ｈ ｉ ｎ ｎ ｅ ｙ （ １ ９ ６ ４ ） 提出， 数 学
震 台站 下 方 时 ， 可 近 似 为垂 直 入 射 的平 面 波 ， 台站 下 方介 质 响应 的垂 直 分量 可 近 似 为脉 冲 函 数， 从而 消 除各种 事件 的震 源 时间 函数 以及 射线路 径 等 的影 响 （ 张洪 双等 ， ２ ０ ０ ９ ） 。
近 ２ ０年来 ， 随着数 字化 观测 台站和 流动 观测 台站 建设 ， 用接 收 函数计 算 地 壳 厚度 的方 法 日趋 成熟 。孙 丽等 （ ２ ０ ０ ８ ） 研 究西 安 地震 台 的远震 接 收 函数 ， 并 以此 为 基础 反 演 该 台 台基 的一
本 文 收 到 日期 ： ２ ｏ １ ２ — １ ２ － １ １
２ ６
地
震
地
磁
观
测
与
研
究
由于受测 震仪器 的频 谱及 带宽 限制 ， 算法 不够稳 定 ， 通 常需 要人 为选定 水准 量 因子对 垂 向
分量 作预 白化 处理 （ Ｏ ｗｅ ｎ ｓ ｅ ｔ ａ ｌ ， １ ９ ８ ４ ； 刘 启元 等 ， １ ９ ９ ２ ） ， 因此 导致测 算精 度 的降低 ， 尤其 对 反 映 深部 壳 幔结构 的低频 信 息影 响较大 （ 张洪 双 等 ， ２ ０ ０ ９ ） 。时 间域 算法 则 是 采用 反 褶积 方 法设 计 滤 波器 ， 应用 三分量 波形 的时间序 列计算 接 收 函数 ， 目前 常 用 方法 主 要有 脉 冲 反褶 积 、 Ｗｉ ｅ ｎ ｅ ｒ 滤 波反 褶积 、 最大 或然性 估计 、 最 大熵谱 反褶 积 、 迭 代求解 等 （ 徐强等 ， ２ ０ ０ ８ ） 。
１ 基 本 原 理
接 收 函数 常用算 法 主要 分为 频率 域和 时 间域两 大类 ， 其 数学形 式见 公式 （ １ ）
１ ｒ ｎ ／ 、
叫
‘ｎＪ ｖ Ｌ ∞
（ １ ）
其中 ， Ｒ（ ） 为接 收 函数 ， Ｄ （ ） 和 Ｄ、 ， （ ｃ ｕ ） 分 别是 水平 分量 和垂 直分 量 的频谱 。传 统 的频 率 域算 法 主要基 于 等效震 源 时 间 函数 的假 设 ， 通过 改善 频谱 估计 的精 度和分 辨 率来测 定 接收 函数 。
作者简介 ： 秦溯（ １ ９ ８ ５ ） ， 男， 助理工程师 ， 从 事 地 震 监 测 预 报 工 作 基金项 目： 安 徽 省 地 震 局 合 同 制 项 目（ ２ ０ １ １ ３ ２ ） 资 助
地 震 地 磁 观 测 与 研 究
第３ ４卷 第 ３ ／ ４ 期
２ ０ １ ３年 ８月
ＳＥＩ ＳＭ ０ Ｌｏ ＧＩ ＣＡ Ｉ Ａ ＮＤ Ｇ Ｅ０Ｍ Ａ Ｇ ＮＥＴ Ｉ Ｃ ０ＢＳ ＥＲ ＶＡ Ｔ １ ０Ｎ Ａ ＮＤ ＲＥＳＥＡ ＲＣ Ｈ
Ｖｏ １ ． ３ ４ Ｎｏ ． ３ ／ ４
概念 是 ， 指 以远震 的地 表位 移 波形 的垂 直分 量 ， 对 其水 平分 量作 反褶 积处 理后 得到 的时 间序 列 （ 吴 庆举 等 ， ２ ０ ０ ７ ） ， 主要 由观测 台 站下 方 远 震 Ｐ波 在 速 度界 面上 产 生 的 Ｐ ｓ 转换震相 ， 及 地 表
与速 度 界面 间多 次反 射／ 转 换震 相 组成 （ 孙 丽等 ， ２ ０ ０ ８ ） 。震 中距 在 ３ Ｏ 。 一９ ５ 。 的远震 Ｐ波 到 达地
秦 溯 付 鸣 放 刘 浩 周 志
（ 中 国安 徽 ２ ３ ７ ２ ７ ２佛 子 岭地 震 台 ）
摘 要 接 收 函 数 法 是 目前 地 震 波 研 究 常用 方 法 ， 以佛 子 岭 地 震 台 数 字 化 仪 器 记 录 的 远 震 事 件 数 据
为基 础 ， 使用 Ｗｉ ｅ ｎ ｅ ｒ 滤 波 方 法 进 行 接 收 函数 计 算 ， 应 用 Ｈ— Ｋａ ｐ ｐ ａ叠 加 法 ， 通过 Ｐ ｓ 转 换 波 等 震 相 拟合 ， 反 演 台基 的莫 霍 面深 度 、 波 速 比及 泊 松 比 。
本 文采用 Ｗ ｉ ｅ ｎ ｅ ｒ 滤 波反褶 积方 法 ， 假 设在 时 间域 中 ， 以 向量 ｚ （ ） 表示 远震 Ｐ波 波形 的径 向分量 数据 ， 向量 Ｒ（ ） 表 示远 震 Ｐ波波形 的垂 向分 量数 据 ， 向量 厂 （ ） 表示 所要计 算 的 接收 函 数， 根据 ｚ （ ） 可 表 示 为 Ｒ（ ） 与 ． 厂 （ ｎ ） 的褶积计算式 的原理设 计反褶积滤 波器 （ 吴庆举 等，