地震p波震相识别共3篇
地震与地震灾害论文
地震与地震灾害论文地震与地震灾害地震地震是地球内部介质突然发生破坏，产生地震波，从而在相当范围内引起地面振动的现象。
狭义的地震是指天然地震;广义的地震是泛指一切的振动。
地震学是在研究天然地震的过程中形成的，主要是围绕天然地震的研究发展起来的，是研究地球振动和有关现象的一门学问。
地震学的主要研究内容有七个，包括地震的宏观调查，测震学(地震观测和数据处理)，地震活动性、地震危险性评价，地震波传播理论、地球内部构造，震源理论(地震成因、震源机制、震源物理)，模型地震学和野外试验，地震预测和预报等。
而地震学的主要应用有三个，包括:(1)预报自然灾害:火山喷发(结合其它手段，比较成功);海啸(比较成功);矿坑塌陷(不太成功);天然地震(继续探索中)(2)探测地球内部的构造和运动:地震的观测和分析(地球的构造，板块运动);地震勘探、工程地质勘探(含环境地球物理问题)(3)地面振动的测定:强震的地面效应(结合土力学、工程地质学和建筑学等研究防震、抗震);场地测振;军事侦察。
地震的主要成因假说有三种，分别是断层成因说、岩浆冲击说、相变成因说。
(1)断层成因说:地下岩石受到长期的构造作用积累了应变能。
当能量的积累超过一定限度是，地下岩层突然破裂，形成断层;或是沿已有的断层发生突然的滑动，释放能量，形成地震。
多数大地震发生在岩石圈板块边缘，主要原因是板块运动。
(2)岩浆冲击说:由于地下岩石导热性不均匀，部分融为岩浆，使体积膨胀，挤压围岩，产生地震。
此假说在火山地区受重视。
(3)当地下的温度和压力达到一定临界值时，岩石所含矿物的结晶状态可能发生突然的变化，从而使岩石体积也发生变化，这样就可以发生地震。
地震类型按照研究的需要，常根据不同的标准，从不同的角度划分。
(一)按地震成因划分1. 构造地震:由于构造力的作用导致地下岩层断裂和错动造成的地震。
占全球天然地震的90,。
2. 火山地震:指伴随火山的喷发而发生的地震,占天然地震的7, , 主要分布在日本、印尼、南美等地。
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。
微地震P波初至拾取的方法
微地震P波初至拾取的方法
刘传义;毛玉蓉
【期刊名称】《教育教学论坛》
【年(卷),期】2018(000)050
【摘要】微地震监测技术是一种能够进行实时动态监测的地球物理学新技术.本文主要介绍了微地震P波初至自动拾取的基本原理和应用效果,特别对一种Allen算法和Bear算法结合的AB算法进行了详细研究并通过实验进行验证.使用AB算法实现了对微震事件的自动拾取,并对拾取效果进行分析.
【总页数】2页(P136-137)
【作者】刘传义;毛玉蓉
【作者单位】长江大学地球物理与石油资源学院学院,湖北武汉 430100;长江大学地球物理与石油资源学院学院,湖北武汉 430100
【正文语种】中文
【中图分类】P315
【相关文献】
1.基于时窗能量比与互信息量的微地震初至拾取方法 [J], 秦晅;宋维琪
2.一种可靠的强噪声三分量微地震数据初至拾取方法 [J], 程一鸣;李怀良;庹先国;王耀彬;王亚娟;沈统
3.一种强噪声微地震信号P震相初至拾取的新方法 [J], 王亚娟; 李怀良; 庹先国; 沈统
4.基于长短时均值比法、偏振法和AIC法三种微地震初至拾取方法的对比 [J], 李
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5.基于U-Net的井中多道联合微地震震相识别和初至拾取方法 [J], 张逸伦;喻志超;胡天跃;何川
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地球物理
地 震（包括天然地震、人工地震和测井）一、基本概念：1. 概念：1） 地震波的类型：体波：纵波（P 波），横波（S 波）；面波：勒夫波，瑞利波。
不同类型波速值（Vp 、Vs 、V R ）的相对关系：Vp> Vs> V R影响地震波速度的因素：岩性，密度，深度，压力，结构，孔隙度，所含流体。
2） 主要的近震震相和远震震相：近震：P ，S ，P 11，S 11，P n ，S n ；远震：远震直达波，地表及M 界面反射波，核面反射波，地核穿透波，面波。
3） 首波（折射波）的形成原因与特点：波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波。
①存在盲区，Δ0 =(2H- h)tgi 0 ②在界面上以V2速度滑行 ③在一定范围之外，来自地下深度的折射波会比直达波先到达观测点，成为第一个到达的波，因此也称为首波。
4） Q 值的意义：一周期中质元所损耗的能量与原能量的比值的倒数，以描述地震波在地球介质中的能量损耗情况。
介质的Q 值越大，能量的耗损量越小，介质则越接近完全弹性。
2. 地球物理名词：1） 地震的基本参数：发震时刻T 0 ，震中位置（Φ，Υ），震源深度（h ），震级（M ）。
2） 震相：震源所发出的不同振动，不同传播路径的地震波在地震图上的特定标志成为震相。
3）走时方程：地震波传播的时间（t ）与震中距（x ）的函数关系。
4）走时与到时：以激发的瞬间作为地震波计时的零点，地震波到达接收点的时刻称为到时，地震波传播所经历的时间称为走时。
5）视速度与真速度：视速度： d Δ/dt=V* 真速度0*00sin sin i V i dtd V =∆=6）折射波的盲区半径：当i 1<i 0时不出现首波，即震中附近为首波盲区。
其半径为Δ0 =(2H- h)tgi 0。
7）正常时差与动校正：各接收点的走时相对于共中心点回声时间的时差，称为正常时差△t i 。
将一系列来自共反射点的反射波记录中的反射波走时 t i 减去校正值△t i , 使共反射点波列的走时都相同为 t 0 ，这个过程叫动校正。
地震波探测地球内部结构
地震波探测地球内部结构-----速度异常体PB05007106 马晓静地震震相按照震中距的大小，可分为近震震相和远震震相。
近震接收到的主要利用高频波，可用来研究地壳的结构构造，如近地表的倾斜界面的形态（反射、折射波），地壳的结构特点。
远震接收到主要为衰减较小的低频波，研究地球深部构造，如地球速度垂向分布、间断面的特征(范围、形状、成因等）。
以下，着重讨论D”层的超低速区震相识别。
1.D”层的重要性D”层是固态地幔和液态外核之间的边界，是地球内部重要的边界层之一；控制着核幔边界的物质、能量交换；与地球内部对流、板块运动、磁场变化有紧密联系。
D”层也是下地幔中最为复杂的区域，很多研究成果已表明，比如某些地区的D”层顶部速度跳跃及横向不均匀性，在某些地区D”是低速的，存在大量的散射体，存在尖锐的分界。
2、超低速区D”中存在一种极为异常的结构，称为ULVZ（ultra low velocity zone)。
它的厚度为5~60 km，横向尺度大约200 km。
剪切波速(Vs ) 异常达-30%，压缩波速(Vp ) 异常达-l0% ，密度异常可达+l0 %，是一种高密度、低地震波速度的异常体。
地幔其他地区的速度异常范围一般不超过3%，所以称这种异常体为超低速区。
一般认为，超低速区是化学异常及后钙钛矿相变共同影响下的化学-热对流体系中形成的产物．在全球范围内都有广泛分布。
研究D”层的结构，一般选择来自核幔边界的反射波(ScS，ScP，PcP)、透射波(SKS，PKP等)以及沿着核幔边界传播的衍射波(Pdiff，SKPdS，SPdKS，ScPdiff)或者它们的组合。
下面介绍几种研究超低速区的地震学方法。
（1）SKS+SPdKS/SKPdSSKS从震中距70°开始出现，但比较弱；在83°之后，成为径向分量上的主要震相；根据PREM 模型，地幔一侧：Vs=7.6 km／s，Vp=13.6 km／s；外核侧 Vp=8.0km／s)，在震中距超过105°后，外核中传播的P波经过核幔边界进入地幔时，会发生全反射,形成沿着核幔边界传播的衍射波Pdiff，Pd在传播过程中有辐射能量进入地幔形成S波，台站接收到的就是SKPdS（SPdKS与SKPdS的形成原因一致，只是过程相反，两者等效，只是研究的区域不同）。
第8章_4 地震观测与震源参数测定-震级测量
震级本身没有任何上下限（虽然地震大小有 上限）。自本世纪有了地震仪以后所记录到的地 震仅有几次震级达到8.5级以上（下页图）。例如， 1964年3月27日在阿拉斯加威廉王子海湾的大地震 的里氏震级约为8.6。另一方面，小断层的滑动可 能产生小于零震级的地震（即负值）。
2)矩震级的优缺点 A. 优点：物理概念清晰，不再饱和，与Chandler Wobble 的相关性更好，与A的关系更为线性。 B. 缺点： 难测，繁，小震无法测定； 模型单一，不全面，仅剪切源。
处在研究阶段的震级
• 持续时间震级MD • 矩震级MW
• 幔震级Mm
• 能量震级Me • 短周期P波震级
虽存在主序列，说明基本相似；但是谱很不相似的地震 也确实存在。
b.振幅随震中距衰减相同，且忽略源深的假定(公式无h)
实际上不同地区标定函数不相同。
这些问题，本质上由于复杂的地震过程不可能用简单的一个 标量来表示。
c.相应的补救： 对围绕震中的台站求平均震级，消除方位影响； 各台站加一项台站修正项(的函数)，消除区域构造 的不均匀效应。
对同一地震采用不同的震级标度测量， 测量值是不同的。为了统一，在各种震级标 度间建立了用于换算的一系列经验性公式。 对于特大型地震，用里氏系列的震级标 度测量将出现“饱和”问题。 用震级描述地震的大小或强度非常方便， 但是这个参数没有物理意义。
(4) ML,MS和mb的不统一与统一震级M和m的提出
式中，A为地震记录的最大面波振幅的地动位 移（μm，一般取瑞利波两个水平分量最大合成位 移），T为相应周期（秒）。
A mb log( ) max Q(, h) T
4工程地震(震源机制解)
人生得意须尽欢，莫使金樽空对月。13:55:2213:55: 2213:5512/22/2020 1:55:22 PM
做一枚螺丝钉，那里需要那里上。20. 12.2213 :55:22 13:55D ec-202 2-Dec-2 0
日复一日的努力只为成就美好的明天 。13:55:2213: 55:2213:55Tuesday, December 22, 2020
震相
Phase －Pn ＋Pn －Pn Pn ＋Pg
Pg ＋Pg ＋Pn ＋Pn ＋Pg －Pg －Pg －Pg －P －P －P －P ＋P
节面1：326°∠82°；节面2：59°∠72° P 轴：276°∠11°；T 轴：191°∠19°；N 轴：31°∠77°
工程地震导论
震源机制解
–震源机制的涵义 –断层破裂震源参数 –震源模型 –震源球面 – 赤平投影原理 – P波初动、震源节面和力轴的赤平投影
纬度 （°） 40.90 40.44 40.40 39.69 40.16 40.83 40.64 39.59 39.96 40.37 39.66 40.10 40.08 40.94 41.19 47.85 45.54 60.94
震中距离 （km）
169.3 113.8 186.5 201.2 123.9 47.6 62.3 212.1 143.7 102.4 198.8 173.8 197.0 27.1 25.7 19.9 22.5 19.7
安全象只弓，不拉它就松，要想保安 全，常 把弓弦 绷。20.12.2213:55:2213:55Dec-2022-Dec-20
加强交通建设管理，确保工程建设质 量。13: 55:2213:55:2213:55T uesday , December 22, 2020
利用J-B地震走时表和IASPEI走时表计算P波残差分析黑龙江省国家测震
哈尔滨 鸡西
１ ５ ０ ４ ０ ０ ； １ ５ ８ ３ ０ ０；
１ ６ ５ ０ ０ ０）
加格达奇
摘 要 ：利用黑龙 江省 国家测震 台接收到 的 日本本 岛及 周边海域 、台湾 岛东北 部及 附近海域 、中国大陆东 北深 震 区以及 中 国东北 与俄罗斯交 界处部分地 震 ，使用 Ｊ — Ｂ地震走 时表和 Ｉ Ａ Ｓ Ｐ Ｅ Ｉ 走 时表分别计算 Ｐ波 走时残差 ，探讨黑龙江 省测震 台站接 收研 究区域地震事件误差成因 。 关键 词 ：走时残 差 ；Ｐ波 ；黑龙江 中圈分类号 ：Ｐ ３ １ ５ ． ６ ９ 文献标 志码 ：Ａ ＤＯＩ ： １ ０ ． １ ３ ６ ９ ３ ０ ． ｃ ｎ ｋ ｉ ． ｃ ｎ ２ １ — １ ５ ７ ３ ． ２ ０ １ ５ ． ０ ２ ． ０ ０ ８
利用 Ｊ — Ｂ地震走 时表 和 Ｉ Ａ Ｓ Ｐ Ｅ Ｉ 走 时表计算 Ｐ波残差 分 析黑龙江 省 国家测震 台的区域地震误差成 因
马 坤 ，杨 继 勇 ，年 华 ，张东 海 ２ ，姜 勇 。
（ １ ． 宾县地震 台 ，黑龙江 ２ ． 密 山地震 台 ，黑龙江
３ ． 加格 达奇地震 台 ，黑龙江
的实 际、理论走 时 、相 应 的残 差 以及所有 残
差的平均值 。
我们将初至波走 时残差定义为 ：
１
＝
一
（ １ ）
其中ｆ 表示第 ｆ 个 台站 ， ． ， 表示第． ， 个地震 事件 。 是 台站实 际观测 到 的初 至震相 到时 减去 发震 时 刻后 的差 值 ［ 发 震 时刻选 自美 国
＝
一 一
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１ 抑
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地震p波震相识别共3篇
地震p波震相识别1
地震P波震相识别
地震波是地震发生时在地球内部传播的震动或波动。
地震波分为纵波（P波）和横波（S波）两种类型。
其中，P波具有高速传播的特点，是最先到达地面的波动。
因此，P波震相识别对于地震预警及研究具有重要意义。
P波是一种沿着地震波传播方向的纵波，由于传播速度快，所以起到了前锋的作用。
P波震相识别主要是通过对地震波的时间序列数据进行分析，从中判断出P波在序列数据中的位置。
观测P波的到时差可以帮助地震学家计算地震震源的位置和规模，并进一步预测地震后续发生的情况。
为了实现有效的P波震相识别，可以采用多种方法。
其中，常用的方法包括位移方法、速度方法和加速度方法等。
这些方法的基本思想是通过对地震波信号的幅值、斜率和曲率等参数进行计算，寻找出震相发生的位置。
对于一些复杂的地震情况，需要结合多种方法进行分析和比对，以确定真实的P波到时。
除了传统的P波震相识别方法外，还可以运用人工智能技术进行震相识别。
例如，利用深度学习网络对地震波进行自动特征提取，通过训练模型识别出P波到时。
这种方法可以有效提高P波震相识别的精度和效率。
总的来说，P波震相识别是地震学研究中的重要问题。
在高速
传播的P波到达之前识别P波震相的位置，可以大大提高地震监测的效率和准确性，帮助科学家更好地研究和预测地震活动。
在未来，我们还可以结合更多的技术手段，利用大数据和人工智能等技术，进一步深化地震波识别研究，实现更加准确和高效的地震波识别方法
P波震相识别是地震学研究中至关重要的问题。
传统的P波震
相识别方法包括位移、速度和加速度等多种方法，对于复杂地震情况需要结合多种方法进行分析和比对。
同时，利用人工智能技术进行震相识别可以有效提高准确性和效率。
随着技术的不断进步，我们相信未来会有更加准确和高效的地震波识别方法的出现，这将有助于更好地研究和预测地震活动
地震p波震相识别2
地震p波震相识别
地震是指在地球内部发生的一种振动，它是地球内部活动的表现之一。
当地球内部岩石受到应力的作用时，岩石就会发生变形，在达到一定程度后就会发生破裂，产生地震。
地震造成的破坏不仅仅是表面现象，它还对地球内部的结构、物理性质及成分产生了影响。
因此，研究地震的成因、过程和规律有着极其重要和广泛的科学意义。
地震波是指地震时发生的下传波动。
地震波的传播是由震源产生的，包括地震断层破裂的P波，S波，以及地震波在地球内
部沿路径传播时产生的各种波，如界面波，面波等。
其中，P
波是地震波传播行程上最快的波，也是最先到达的波，因此被称为初动波。
根据不同的传播介质，P波的传播速度在不同的
岩石中也存在着差异，一般在5~8km/s之间，随着深度的增加,P波速度会逐渐增大。
在地震勘探工作中，地震学家们需要对地震波进行分析，确定地震波中的不同震相，以便了解地球内部的结构和物理性质。
因此，地震P波震相识别成为了地震研究的重要一环。
为了实现地震P波震相识别，地震学家们采用了多种方法。
其中比较常见的识别方法包括叠加方法、滤波方法、自动分类法、模板匹配法等。
1. 叠加方法
叠加方法主要是通过对不同地震站的记录进行叠加，提高波形信噪比，减少噪声对波形的影响，以便识别出不同的P波震相。
这种方法主要是针对震级较大的地震事件，因为震级越大，所产生的信号就越明显，而噪声信号则越弱。
因此可以通过叠加多个相同震级的P波记录，提高信噪比，从而识别出不同的震相。
2. 滤波方法
对地震信号进行滤波和处理，也是一种常用的P波震相识别方法。
地震信号包含了众多频率分量，可以通过将信号分解成不同的频段，然后对不同频段的信号进行处理，以便更好地识别
出不同的震相。
通常采用带通滤波器进行处理，可以将P波信号从其他频率的噪声中分离出来，从而减少对测量结果的影响。
3. 自动分类法
自动分类法是一种基于数字信号处理的方法，它可以对数据进行自动处理，并对震相进行自动分类。
该方法可以实现对大量地震数据的处理，并自动识别不同的P波震相。
在自动分类法处理过程中，可以使用多种算法进行处理，包括谱分析、小波分析和小波包分析等。
4. 模板匹配法
模板匹配法是一种利用模板识别事物的方法，它可以将已知的
P波模板与预先处理好的地震数据进行比较，并得出最佳的匹
配结果。
模板匹配法在地震勘探行业中广泛应用，在实时预测和诊断中发挥着重要作用。
总的来说，地震P波震相识别是研究地震学的重要内容，也是地震科学所必须掌握的技术。
在实际应用中，随着研究技术的不断发展，相信该技术会更完善，并在地震研究工作中起到更加重要和广泛的作用
综上所述，地震P波震相识别是一种基础技术，关键在于准确识别不同的震相，从而帮助科学家更好地理解地震过程。
通过分析各种识别方法的优缺点，可以发现它们相互补充，各有千秋。
在实践中，我们可以综合应用这些方法，提高P波震相识
别的准确性和工作效率。
未来，伴随着科技的不断发展和进步，相信该技术还将得到更大的发展和应用，为地震学研究提供更为强有力的支持
地震p波震相识别3
地震p波震相识别
地震是地球自然现象之一，是因地球内部发生断裂或脆性变形而导致的地壳振动。
地震中最先到达的振动称为P波，它是由地震震源发出的压缩波。
P波传播速度较快，能够穿透地球的
所有岩石和液态物质，因此也被称为“原生波”。
地震的P波震相识别是地震学研究的重要内容之一。
通过地震观测数据对P波震相进行识别，可以对地震震源机制、地壳内部构造以及地球物理学中其他研究问题进行分析和研究。
P波震相识别主要包括观测数据的预处理、震相的提取和识别
三个步骤。
首先是观测数据的预处理。
地震观测数据通常由多个震站观测到，需要对不同震站的数据进行校正和同步。
同时，为了提高数据的质量和可靠性，还需进行数据滤波、降噪等操作。
其次是震相的提取。
P波震相在地震记录上的体现主要包括振
动信号从时间轴上的起始点开始的时间和振幅。
为了准确提取
P波震相，需要对数据进行自动或手动挑选，并尽可能地去除
其他震相对P波震相的干扰。
最后是震相的识别。
地震中的P波震相通常有多个，如P波初至、P波前驱等。
需要对不同的P波震相进行识别和分类，并
对其特征进行分析和比较。
识别方法包括人工判读和计算机自动识别两种方式。
在P波震相识别的研究中，计算机技术的应用也越来越广泛。
利用机器学习和人工智能等技术，可以从大量的地震数据中快速准确地提取和识别震相，加快地震研究进程。
总之，P波震相识别是地震学中的重要内容之一，对于地震学
的研究和应用具有重要意义。
未来，随着科技的不断发展，P
波震相识别的技术将会不断提高，为地震学的研究和应用带来新的突破
P波震相识别是地震学中的重要研究问题，对于加深对地震活
动原理和地震预测等方面的认识有着重要意义。
随着物理学和计算机技术的不断发展，P波震相识别技术也越来越成熟，应
用范围也得到了不断拓展。
未来，随着更多高精度、大规模的地震观测数据的不断积累，P波震相识别的技术将会更加完善，为地震学研究和应用带来更多的新机遇和挑战。