第三讲地震波案例
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第三讲槽波地震勘探
第三讲
槽波地震勘探
主讲人：杨双安
河南理工大学资环学院
一、 引言 二、 槽波 1. 槽波的形成 2. 井下槽波勘探中记录到的地震波 3. 勒夫波频散分析和速度成像 三、 槽波勘探方法与应用实例 1. 槽波勘探方法 2. 透射法勘探实例 3. 反射法勘探实例 4. 透射/反射法联合勘探实例 四、 槽波地震仪 1. Summit Ⅱ Ex防爆槽波地震仪 2. Summit Ⅱ Ex主要技术指标 3. Summit Ⅱ Ex主要特点
6）透射法探测断层破碎带和剥蚀带及采后验证结果
图15 断层破碎带和剥蚀带探测及验证结果
左图是400Hz勒夫波速度成像，可见明显的分 成两部分：右半部低速，没有明显速度差；左 半部高速，速度差大；两者分界线是速度梯度 带，是断层破碎带的反映。左侧的高速体（红 色）是煤层剥蚀带。右图是采后地质图，可见 断层破碎带正好与左图中的速度梯度带一致， 剥蚀带正好与左图中的高速体（红色）一致。 表明，透射槽波探测结果与采后地质图一致。
3.反射法勘探实例
反射法主要应用瑞利波震相探测煤层内的大、 小断层，岩浆侵入体和岩墙等反射异常体。探 测距离是煤层厚度的100倍。
1）反射法探测单一断层
图17 反射法探测单一断层实例
从图17的反射地震剖面可见，瑞利波的反射震 相非常清楚，其到时从120ms延至440ms，是断 层的确切标志。该断层与巷道大致呈30 °斜交。
四.槽波地震勘探应用实例
1.透射法勘探应用实例
1）透射法探测断层
图 10 透射法勘探单炮记录
从图10上图可见，当位于断层左侧的炮点14激 发时，各数据采集站均可收到直达P波，而位 于断层左侧的采集站1-11仅能接收到瑞利波， 但位于断层右侧各采集站由于断层的阻挡收不 到瑞利波。 从图10下图可见，而当位于断层右 侧炮点12激发时，各采集站均可收到直达P波， 而位于断层右侧的采集站12-20可以接收到瑞利 波，但位于断层左侧的接收站1-11由于断层阻 挡收不到瑞利波。所以在透射法勘探中可根据 对瑞利波的追踪，确定断层的存在和位臵。
槽波地震勘探
主讲人：杨双安
河南理工大学资环学院
一、 引言 二、 槽波 1. 槽波的形成 2. 井下槽波勘探中记录到的地震波 3. 勒夫波频散分析和速度成像 三、 槽波勘探方法与应用实例 1. 槽波勘探方法 2. 透射法勘探实例 3. 反射法勘探实例 4. 透射/反射法联合勘探实例 四、 槽波地震仪 1. Summit Ⅱ Ex防爆槽波地震仪 2. Summit Ⅱ Ex主要技术指标 3. Summit Ⅱ Ex主要特点
6）透射法探测断层破碎带和剥蚀带及采后验证结果
图15 断层破碎带和剥蚀带探测及验证结果
左图是400Hz勒夫波速度成像，可见明显的分 成两部分：右半部低速，没有明显速度差；左 半部高速，速度差大；两者分界线是速度梯度 带，是断层破碎带的反映。左侧的高速体（红 色）是煤层剥蚀带。右图是采后地质图，可见 断层破碎带正好与左图中的速度梯度带一致， 剥蚀带正好与左图中的高速体（红色）一致。 表明，透射槽波探测结果与采后地质图一致。
3.反射法勘探实例
反射法主要应用瑞利波震相探测煤层内的大、 小断层，岩浆侵入体和岩墙等反射异常体。探 测距离是煤层厚度的100倍。
1）反射法探测单一断层
图17 反射法探测单一断层实例
从图17的反射地震剖面可见，瑞利波的反射震 相非常清楚，其到时从120ms延至440ms，是断 层的确切标志。该断层与巷道大致呈30 °斜交。
四.槽波地震勘探应用实例
1.透射法勘探应用实例
1）透射法探测断层
图 10 透射法勘探单炮记录
从图10上图可见，当位于断层左侧的炮点14激 发时，各数据采集站均可收到直达P波，而位 于断层左侧的采集站1-11仅能接收到瑞利波， 但位于断层右侧各采集站由于断层的阻挡收不 到瑞利波。 从图10下图可见，而当位于断层右 侧炮点12激发时，各采集站均可收到直达P波， 而位于断层右侧的采集站12-20可以接收到瑞利 波，但位于断层左侧的接收站1-11由于断层阻 挡收不到瑞利波。所以在透射法勘探中可根据 对瑞利波的追踪，确定断层的存在和位臵。
北京大学通选课地震概论第三章PPT课件
作者：赵克常
第三章 地震波传播理论
2012
地震概论
一、射线理论
在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地震波 传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为射线问题。 地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射线，就是地震波 传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由一点传播到另一点所 经过的途径。
2012
地震概论
费尔马原理 （Fermat’s Principle）
光学中的Fermat定理：
“光在介质中传播的路径为走时（traveltime)最小的路径”
地震学中的Fermat定理：
地震波在介质中传播的路径为走时最小的路
径.
作者：赵克常
第三章 地震波传播理论
2012
地震概论
地震学中的Fermat定理不是永远成立， 是高频情况下地震波波动方程的渐近解。
作者：赵克常
第三章 地震波传播理论
2012
地震概论
设震动由A点出发，沿途径s传播到B，传播速度是 v(x, y,z) 所用的时间是t，则费马原理就是
t Bds0 Av
δ是变分。根据这个原理，若A和B各在一个分界面的两边或 一边，就立刻得到斯涅耳的折射或反射定律。
作者：赵克常
第三章 地震波传播理论
地震概论
第三章 地震波传播理论
第一节 地震波传播的基本概念 第二节 地震波传播的基本理论 第三节 体波各种震相和走时表
作者：赵克常
第三章 地震波传播理论
2012
地震概论
第一节 地震波传播的基本概念
一、地球介质和弹性波 • 地震波是地下传播的震动，必然与岩石的
弹性有关，一般都假定岩石是一种完全弹 性体。 • 在一般的地震波计算中，地球介质可以做 为各向同性的完全弹性体来对待。
地震波ppt课件
随着科技的不断进步，将发展更加先进的地震波观测技术和数据处理方 法，提高地震波研究的精度和可靠性。
未来地震波研究将更加注重应用实践，将研究成果应用于实际的地震监 测、预警和抗震减灾工作中，为人类创造更加安全、稳定的生存环境。
海啸预警
在地震引起的海啸预警中，地震波发挥着重要作用。通过分析地震波数据，可以快速判断是否可能发 生海啸，并及时发布预警信息，减少灾害损失。
04
地震波的挑战与未来发 展
地震波数据解析的挑战
数据处理难度大
地震波数据量大、复杂度高，需要高效、准确的处理方法才能提 取有用的信息。
噪声干扰严重
地震波传播过程中容易受到各种噪声的干扰，如何有效去除噪声、 提取真实信号是一大挑战。
我们应该如何利用地震波为人类服务
建立和完善地震监测网络，提 高地震预警的准确性和时效性 ，为灾害防范提供有力支持。
利用地震波数据开展工程抗震 设计和评估，提高建筑物和基 础设施的抗震能力。
通过研究地震波揭示地球内部 结构和性质，推动地球科学的 发展和人类对地球的认识。
对未来地震波研究的展望
未来地震波研究将更加注重跨学科合作，综合运用物理学、数学、地质 学等多学科理论和方法，深入揭示地震波的传播规律和地球内部结构。
分辨率和精度要求高
地震波数据需要高分辨率和高精度的解析，才能准确描述地层结构 和地质构造。
地震波探测技术的未来发展
智能化数据处理
利用人工智能和机器学习技术， 实现地震波数据的自动识别、分
类和解析。
多源信息融合
将不同来源的地震波数据融合，提 高探测精度和分辨率，为地质勘探 和资源开发提供更准确的信息。
提高地热能利用率
通过地震波探测技术了解地热田 的热传导特性和地温场分布，为 地热能的合理利用和提高利用率
未来地震波研究将更加注重应用实践，将研究成果应用于实际的地震监 测、预警和抗震减灾工作中，为人类创造更加安全、稳定的生存环境。
海啸预警
在地震引起的海啸预警中，地震波发挥着重要作用。通过分析地震波数据，可以快速判断是否可能发 生海啸，并及时发布预警信息，减少灾害损失。
04
地震波的挑战与未来发 展
地震波数据解析的挑战
数据处理难度大
地震波数据量大、复杂度高，需要高效、准确的处理方法才能提 取有用的信息。
噪声干扰严重
地震波传播过程中容易受到各种噪声的干扰，如何有效去除噪声、 提取真实信号是一大挑战。
我们应该如何利用地震波为人类服务
建立和完善地震监测网络，提 高地震预警的准确性和时效性 ，为灾害防范提供有力支持。
利用地震波数据开展工程抗震 设计和评估，提高建筑物和基 础设施的抗震能力。
通过研究地震波揭示地球内部 结构和性质，推动地球科学的 发展和人类对地球的认识。
对未来地震波研究的展望
未来地震波研究将更加注重跨学科合作，综合运用物理学、数学、地质 学等多学科理论和方法，深入揭示地震波的传播规律和地球内部结构。
分辨率和精度要求高
地震波数据需要高分辨率和高精度的解析，才能准确描述地层结构 和地质构造。
地震波探测技术的未来发展
智能化数据处理
利用人工智能和机器学习技术， 实现地震波数据的自动识别、分
类和解析。
多源信息融合
将不同来源的地震波数据融合，提 高探测精度和分辨率，为地质勘探 和资源开发提供更准确的信息。
提高地热能利用率
通过地震波探测技术了解地热田 的热传导特性和地温场分布，为 地热能的合理利用和提高利用率
《地震波运动学》PPT课件
（2）当测线平行于地层走
相等。此时,射线平面是铅直的 ，在该平面内可见到界面的法
线深度h，即 h Vav t0 / 2 ,表示 界面到O点的垂直距离。而从O
点垂直地面向下到界面的深度 称为真深度，也称之为铅垂深 度或钻井深度。界面的法线深
度h与真深度hz之间有下列关系
： hz h / cos
真深度、法线深度的关系
测线平行界面走向时深度间的关系
x
x
R
Ds
A
C
h
1
2
φ
C h C
I
R
B
倾斜界面反射波时距曲线的特点
t
1 v
x2 4h2 4xhsinφ
1、时距曲线为双曲线；
2、xm = ∓2hsinφ 是时距曲线极小点的横坐
标，极小点相对激发点偏向界面上倾一侧；
3、在极小点处，反射波返回地面的时间最短，
tm=2hcosφ/v
4、 xm 点实际上就是虚震源在测线上的投影，
多次覆盖剖面上的特殊波
回转波的水平叠加剖面（a）和偏移剖面（b）
第五节 地震反射的时间记录剖面
原始的地震资料上，地下地质界面是 以双曲线型的时距曲线表现出来的， 水平界面的时距曲线是一条双曲线， 倾斜界面的时距曲线也是一条双曲线， 很显然，时距曲线不能直观地反映实 际的地下界面。
时间记录剖面：用时间来标定同相轴 所代表的界面深度的地震记录。
2、断面反射波的时距曲线为双曲线；
3、特点：倾角大；反射波振幅强度变化 大；断点有可能产生绕射。
4、地质意义：指示断层的存在及大致的 位置。
三、凹界面上的反射波
凹界面按其具体特点又可分为几种 情况
圆弧的曲率半径为ρ界面的埋藏深
桥梁抗震 第三讲
综合影响系数Cz
梁桥桥墩顺桥向和横桥向水平地震荷载的一般公式
采用固定支座和活动支座的简支梁桥和连续梁桥，上部结构的重量顺桥向 产生的地震力主要由设置固定支座的桥墩承受，其余桥墩只承受摩擦力；横 桥向产生的地震力则由设置固定支座和活动支座的桥墩共同承受。桥墩顺桥 向和横桥向水平地震按下式计算，其计算简图如图8-3所示。
对于实体墩横桥向或多排桩基础上的桥墩：
n
Gt
Gi
X
2 1i
i0
δ——在顺桥向或横桥向作用于支座顶面或上部结构质量重心上单位水平力在该
点引起的水平位移(m/kN)。顺桥和横桥方向应分别计算。
6．采用板式橡胶支座的梁桥水平地震荷载
（1）单墩单梁模型
采用板式橡胶支座的多跨简支桥梁，当桥墩为刚性墩时，可以 按单墩单梁计算。
X1,0=1
G0
G1
X1i Gi Gi+1
Gn
H Hi
Xf
图8-3 结构计算简图
Eihp CiCz Kh 1 1X1iGi
式中：Eihp——作用于梁桥桥墩质点i的水平地震荷载（kN）；
Ci——重要性修正系数，查表采用；
Cz——综合影响系数，查表采用；
Kh——水平地震系数，基本烈度为7、8、9度时，分别取
Ehtp CiCz K h 1Gt
式中：Ehtp——作用于支座顶面处的水平地震荷载(kN)；
Gt——支座顶面处的换算质点重力(kN)； Gt Gsp Gcp Gp
Gsp——梁桥上部结构的重力。对于简支梁桥，计算地震荷载时为相应
于墩顶固定支座的一孔梁的重力（kN）；
Gcp——盖梁重力（kN）； Gp——墩身重力（kN）。对于扩大基础和沉井基础，为基础顶面以上
梁桥桥墩顺桥向和横桥向水平地震荷载的一般公式
采用固定支座和活动支座的简支梁桥和连续梁桥，上部结构的重量顺桥向 产生的地震力主要由设置固定支座的桥墩承受，其余桥墩只承受摩擦力；横 桥向产生的地震力则由设置固定支座和活动支座的桥墩共同承受。桥墩顺桥 向和横桥向水平地震按下式计算，其计算简图如图8-3所示。
对于实体墩横桥向或多排桩基础上的桥墩：
n
Gt
Gi
X
2 1i
i0
δ——在顺桥向或横桥向作用于支座顶面或上部结构质量重心上单位水平力在该
点引起的水平位移(m/kN)。顺桥和横桥方向应分别计算。
6．采用板式橡胶支座的梁桥水平地震荷载
（1）单墩单梁模型
采用板式橡胶支座的多跨简支桥梁，当桥墩为刚性墩时，可以 按单墩单梁计算。
X1,0=1
G0
G1
X1i Gi Gi+1
Gn
H Hi
Xf
图8-3 结构计算简图
Eihp CiCz Kh 1 1X1iGi
式中：Eihp——作用于梁桥桥墩质点i的水平地震荷载（kN）；
Ci——重要性修正系数，查表采用；
Cz——综合影响系数，查表采用；
Kh——水平地震系数，基本烈度为7、8、9度时，分别取
Ehtp CiCz K h 1Gt
式中：Ehtp——作用于支座顶面处的水平地震荷载(kN)；
Gt——支座顶面处的换算质点重力(kN)； Gt Gsp Gcp Gp
Gsp——梁桥上部结构的重力。对于简支梁桥，计算地震荷载时为相应
于墩顶固定支座的一孔梁的重力（kN）；
Gcp——盖梁重力（kN）； Gp——墩身重力（kN）。对于扩大基础和沉井基础，为基础顶面以上
3第一章地震波及其传播教程
• 当地震波垂直入射到某一界面时
• Ar=RㆍAi
Ar:反射波振幅； Ai：入射波振幅
• 2、反射极性
• Z2≻Z1，R≻0 反射波与入射波的极性相同；
• Z2≺Z1 ，R≺0 反射波与入射波的极性相反；
• 利用反射波的极性可以判别地下地层的性质， 研究地下地层剖面中的储集层。
二、反射、透射波的一些基本概念
• 折射波：滑行波在滑行的过程中，下层 介质中的质点就会产生振动，形成新的 震源，并在上层介质中产生新的地震波。
地面
Z1 Z2
Z1≺ Z2
折射角
临界角 ii
折射波
透射波
滑行波
2 90
折射波、滑行波
2、折射波的传播途径
• 折射波的行程及传播时间与界面的深度、 产状有关；
盲区
O
M
S
ρ1 v1 ρ2 v2
• 2、实际地层剖面中，只要有波阻抗差 就会产生反射，所以存在的反射界面 有很多；
• 3、反射波的振幅与反射界面的反射系 数的大小成正比。
四、地震勘探中的折射波
• 1、折射波的产生
• 条件： Z2≻Z1；入射角等于临界角。
• 滑行波：当入射角等于临界角时，透射 波的射线与界面平行，以下界面的地震 波速度沿界面滑行传播的波。
波的传播不再以 直线形式传播， R1
而是以折线形式
传播；上下界面 R2 的反射波彼此独
立互不干涉依次 R3 向上传播。
第三节 分层介质中的地震波
• 一、反射波和透射波
• 1、概念 当下行的地震波到达两种介质
的分界面时，其中的一部分又回到了上 层介质中，这种波称为反射波；另一部 分穿过界面到达下伏介质中的地震波称 为透射波。 • 波阻抗：地震波传播速度与介质密度的
6.2地质灾害地震优秀教学案例高中地理人教版必修一
6.2地质灾害地震优秀教学案例高中地理人教版必修一
一、案例背景
本次教学案例以高中地理人教版必修一“地质灾害地震”为主题，旨在通过实地案例分析，让学生深入了解地震的成因、影响以及应对措施，提高学生的地质灾害防范意识。课程设计紧密结合实际，以人性化的语言引导学生进入学习情境，激发学生的探究兴趣，培养其地理学科核心素养。
2.真实案例引入：通过播放地震发生时的真实视频或分享地震灾害的新闻报道，让学生身临其境地感受地震的恐怖和破坏力，引出本节课的主题。
3.地震逃生演练：组织学生进行地震逃生演练，让学生亲身体验地震的震动感，增强其对地震的认识和感受，引出本节课的学习目标。
（二）讲授新知
1.地震基本概念：讲解地震的定义、类型及其成因，让学生了解地震的基本知识。
5.教学策略：采用情景创设、问题导向、小组合作等教学策略，激发学生的学习兴趣，引导学生主动探究，提高学生的地理核心素养。
课程开始前，学生已掌握了地球内部结构、板块运动等基础知识。在此基础上，我通过引入地震案例，使学生能够将理论知识与实际灾害联系起来，深化对地质灾害的认识。在案例分析过程中，我将引导学生运用地理观察、分析、推理等方法，探讨地震的成因、预测及其对人类和环境的影响。
此外，课程还将重点介绍地震的监测、预警和应对措施，以提高学生的灾害防范能力。在教学过程中，我将注重培养学生的团队协作和沟通能力，使其在应对地质灾害时能更好地与他人合作，共同减轻灾害损失。
2.课堂小结：教师对本节课的内容进行简要回顾，强调重点知识点，提醒学生注意地震防范，鼓励学生在日常生活中关注地震相关信息。
3.学生反馈：鼓励学生提出自己在学习过程中遇到的问题和困惑，教师进行解答和指导，帮助学生提高学习效果。
五、案例亮点
1.实践性：通过实地考察、案例分析等教学活动，让学生亲身参与地震相关知识的探究，培养其地理实践能力。
一、案例背景
本次教学案例以高中地理人教版必修一“地质灾害地震”为主题，旨在通过实地案例分析，让学生深入了解地震的成因、影响以及应对措施，提高学生的地质灾害防范意识。课程设计紧密结合实际，以人性化的语言引导学生进入学习情境，激发学生的探究兴趣，培养其地理学科核心素养。
2.真实案例引入：通过播放地震发生时的真实视频或分享地震灾害的新闻报道，让学生身临其境地感受地震的恐怖和破坏力，引出本节课的主题。
3.地震逃生演练：组织学生进行地震逃生演练，让学生亲身体验地震的震动感，增强其对地震的认识和感受，引出本节课的学习目标。
（二）讲授新知
1.地震基本概念：讲解地震的定义、类型及其成因，让学生了解地震的基本知识。
5.教学策略：采用情景创设、问题导向、小组合作等教学策略，激发学生的学习兴趣，引导学生主动探究，提高学生的地理核心素养。
课程开始前，学生已掌握了地球内部结构、板块运动等基础知识。在此基础上，我通过引入地震案例，使学生能够将理论知识与实际灾害联系起来，深化对地质灾害的认识。在案例分析过程中，我将引导学生运用地理观察、分析、推理等方法，探讨地震的成因、预测及其对人类和环境的影响。
此外，课程还将重点介绍地震的监测、预警和应对措施，以提高学生的灾害防范能力。在教学过程中，我将注重培养学生的团队协作和沟通能力，使其在应对地质灾害时能更好地与他人合作，共同减轻灾害损失。
2.课堂小结：教师对本节课的内容进行简要回顾，强调重点知识点，提醒学生注意地震防范，鼓励学生在日常生活中关注地震相关信息。
3.学生反馈：鼓励学生提出自己在学习过程中遇到的问题和困惑，教师进行解答和指导，帮助学生提高学习效果。
五、案例亮点
1.实践性：通过实地考察、案例分析等教学活动，让学生亲身参与地震相关知识的探究，培养其地理实践能力。
地震案例
客观因素 1、 我国位于世界两大地震带-环太平洋地震带与欧 亚地震带的交汇部位，由于大地构造位置决定， 地震频繁且震灾严重。 2、环太平洋地区是人类居住的密集区之一。 3、 我国大陆上发生的所有破坏性大地震都是浅源 地震。 4、 地震发生时间多在人们休息时间 5、 地震易诱发地质灾害，引起二度伤亡。
关于地震的案例分析
——605张蓉艳、龚雪、付毓、 谭曼曼、李杰、伍晨露
名词解释
地震：
是地球的某个部分在内外力作用下突 发剧烈运动而引起地面震动的现象，也称地 动。地震主要以弹性波的形式从震源向外传 播能量，使大地摇晃，造成严重破坏。地球 上每天都要发生上万次地震，因此，地震与 风雨、雷电一样，是一种极为普遍的自然现 象。
灾区人员搜救
地震重灾区直击
为在地震中逝去的同胞默哀
地震给我国带来的影响
1.人员伤亡惨重，国人心情悲痛 2.经济损失严重：交通中断，通讯瘫痪，城 市停水、停电，地面建筑、生产设备受损严 重 3. 地震引发次生灾害：海啸、滑坡、泥石流 火灾、有害气体泄漏、灾区传染病暴发 4.有形文化遗产被破坏
为何地震会给中国带来重大损失
主观原因 1、随着城市化进程加快，城市人口密度增加，但 相应的防震急救设施并未跟上。 2、灾区经济发展水平相对较低，故建筑物防震系 数较低。 3 、国家相应的应急制度不完善，当地震发生时相 关部门无法及时的做出响应。 4、 国家对于地震防御的知识普及不到位，人民的 防震减灾的知识缺乏，避震方式不当。 5、地震部门及地震研究相关单位监测工作不到位
4、企业 向灾区捐款捐物、提供救助人员、为灾区重建提 供专业技术帮助。
5、个人 应该多了解地震的有关知识，特别是有关地震 前兆、地震逃生、地震后的自救与互救方法等。发 生地震后切莫慌乱，应该采取紧急措施躲避灾害。
关于地震的案例分析
——605张蓉艳、龚雪、付毓、 谭曼曼、李杰、伍晨露
名词解释
地震：
是地球的某个部分在内外力作用下突 发剧烈运动而引起地面震动的现象，也称地 动。地震主要以弹性波的形式从震源向外传 播能量，使大地摇晃，造成严重破坏。地球 上每天都要发生上万次地震，因此，地震与 风雨、雷电一样，是一种极为普遍的自然现 象。
灾区人员搜救
地震重灾区直击
为在地震中逝去的同胞默哀
地震给我国带来的影响
1.人员伤亡惨重，国人心情悲痛 2.经济损失严重：交通中断，通讯瘫痪，城 市停水、停电，地面建筑、生产设备受损严 重 3. 地震引发次生灾害：海啸、滑坡、泥石流 火灾、有害气体泄漏、灾区传染病暴发 4.有形文化遗产被破坏
为何地震会给中国带来重大损失
主观原因 1、随着城市化进程加快，城市人口密度增加，但 相应的防震急救设施并未跟上。 2、灾区经济发展水平相对较低，故建筑物防震系 数较低。 3 、国家相应的应急制度不完善，当地震发生时相 关部门无法及时的做出响应。 4、 国家对于地震防御的知识普及不到位，人民的 防震减灾的知识缺乏，避震方式不当。 5、地震部门及地震研究相关单位监测工作不到位
4、企业 向灾区捐款捐物、提供救助人员、为灾区重建提 供专业技术帮助。
5、个人 应该多了解地震的有关知识，特别是有关地震 前兆、地震逃生、地震后的自救与互救方法等。发 生地震后切莫慌乱，应该采取紧急措施躲避灾害。
关于“地震灾害”的案例分析课件
• 地震的分类 • 一、按地震的成因分类 • 地震分为：天然地震、人工地震两类 • 天然地震包括构造地震、火山地震、陷落
地震。
5
• 构造地震
• 构造地震是由于岩层断裂，发生变位错动， 在地质构造上发生巨大变化而产生的地震。
• 目前世界上发生的地震90%以上属于构造地 震。构造地震的震源通常多在60公里以内。
18
• 地震烈度表把地震的强烈程度，从无感到 建筑物毁灭及山河改观等划分为若干等级， 列成表格，以统一的尺度衡量地震的强烈 程度。该表是1999年颁布的我国地震烈度表。
19
20
21
22
《中国地震烈度区划图》
23
• 设防烈度 • 按国家规定的权限批准作为一个地区抗震
设防依据的地震烈度称为设防烈度，用Id表 示。 • 设防烈度的取值依据： • 规范规定：一般情况下，可采用《中国地 震动参数区划图》中的地震基本烈度。对 已编制抗震设防区划的城市，可按批准的 抗震设防烈度进行抗震设防。 • 规范规定：抗震设防烈度为6度及以上地区 的建筑必须进行抗震设计
25
• 震级与伤亡的关 • （1）5.0-5.9级地震造成人员伤亡者占24%。
而仅引起人员死亡的地震更少，只占11.5%。 一次5级多地震中死亡人数最多为117人，而 死亡29人以上的地震都发生在夜间。 （2）6.0-6.9级地震有43%造成人员伤亡，而 只有人员死亡仅占35%，一次地震死亡人数 最多为600人.
12
• 地震波Leabharlann • 地震波是地震发生时由震源地方的岩石破 裂产生的弹性波。
• 地震波分为体波和面波。体波是通过地球 本体内传播的波，面波是指沿介质表面及 其附近传播的波。
• 体波包括横波（S波）和纵波（P波）。 • 横波特点:周期长、振幅大、波速慢,100-
(第三讲)横波勘探
一、基本原理
（1）地震各向异性分类 (a)TI介质中弹性波数值模拟，在均匀各向同性
介质中，在同一时刻波场波前快照是个圆，表示波 的传播速度各方向相同。而在各向异性介质中，波 前是一个椭圆，表示波的传播速度各方向不同。
一、基本原理
（1）地震各向异性分类 (b)EDA介质中的三维弹性波数值模拟。在EDA介
t
p
t
o
pso
v
2 p
x sin
vs
t
so
v
2 s
cos
vs x sin
2
sin 2
v
2 s
x2
是一条二次曲线。
t pso t po tso h h vp vs
一、基本原理 4．横波的能量分配
（a） （b） （c）
（d）
SH
Z
P_SV
P
X为测线方向，Y为垂直测线方向
三、多波的资料处理
1. 多 波 资 料 处 理 流 程
三、多波的资料处理 （1）波场分离
理论模型
三、多波的资料处理 （1）波场分离
实际记录
三、多波的资料处理
2 转 换 波 资 料 处 理 流 程
三、资料处理
（1）P-SV波的水平叠加问题
三、资料处理
一、基本原理
（1）地震各向异性分类
速度各向异性：波的传播速度与传播方向有关。 在各向异性介质中，例如波沿着地层水平方向传播 速度与沿着地层垂直方向传播速度不同。在地震勘 探中，常见的各向异性介可简化为两种：
一种是横向各向同性(简称TI 介质)，它具有一个垂直对称轴， 在垂直于对称轴的平面内，介 质是各向同性的，在其它平面 内，介质是各向异性的。 如周期性的薄互层就属于此类。
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基本理论。
P波和S波
• P波又称初波，亦称纵波或 胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。
• S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。
• P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
svp i1 nsvp i1 nsvpi2 nsvsi 1 n vsvsi2 vn
已知：Sv波入射角a=30 求：P波的折射角b1 Sv波的临界入射角
解：4/Sin30=5/Sin(b1) b1=38.7 临界角a1(P波折射角为90） 4/Sin(a1)=5/Sin90 a1=53.1 临界角a2(P波反射角为90） 4/Sin(a2)=6/Sin90 a2=41.8
地震波传播实例
地震波理论的起源和发展
1821年 纳维（L.Navier）力的平衡方程和振动方程 1828年 泊松（Simeon-Denis Poisson）纵波和横波 1839年 格林（G.Green）应变能函数，弹性波的反
射和折射 1887年 瑞利（L.Rayleigh）弹性面波 1892-1903 洛夫（A.E.H.Love）发展面波理论 1904年 兰姆（mb）层状介质中地震波传播的
• 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时 观测到的波速称为视波速。
• 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为
2π
长度中所包含的波长λ的个数。
波动基本性质
• 波在传播介质的界面上能产生反射和折射 • 弹性波叠加时遵守波的叠加原理 • 两束或两束以上的同频波叠加时能产生干涉现
象；能量汇集形成驻波 • 弹性波在传播过程中遇到障碍物边缘或孔洞时
第二章地震及地震波
2.2 地震波
➢ 波的特点 ➢ 地震波的特点 ➢ 波形转换 ➢ 斯奈尔定律 ➢ 面波的特点 ➢ 频散现象 ➢ 地震波序列：震相
波动
介质质点围绕平 衡位置做往复运动， 一个质点的振动将带 动相邻质点振动，振 动随之向远端传播， 形成了波。波动方程 描述介质各质点在不 同时刻的状态，振动 方程则描述某个（或 某些）质点在不同时 刻的状态。
瑞利波
瑞利波是P波与SV 波干涉的结果，理论上 是沿着半无限弹性介质 自由表面传播的波。瑞 利波在距震源较远处被 观测到，其破坏力比纵 波和横波大得多；具有 低速，低频和强振幅； 俗称地滚波。沿深度增 加迅速衰减，波速略小 于同介质中的S波。
勒夫波和斯通利波
勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH 型面波，勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层 中，在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减。该波 沿水平方向传播，波速介于上下层的S波速之间。 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方 向振动，因振幅很大而具破坏性，俗称蛇形波。
波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间
的距离称为波长λ, 行进这一
距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。
圆频率 2 f
波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。
S波的偏振状态
体波的反射和折射：波形转换
波形转换：当地震波入射到地球内某一岩石界面时，例
如P波以某个角度斜入射向界面时，它不但产生反射的P波 和折射的P波，还要产生反射的SV波和折射的SV波，因为 界面岩石不仅受挤压，还受剪切。波传播至界面处产生的 折射
斯奈尔定律
在非频散介质中，波包形状只与波的 频率差有关，群速度等于相速度；但在存 在频散的情况下，群速度小于相速度。
群速度和相速度的关系可以用电钻钻 孔做形象的比喻：利用电钻钻孔，视觉看 到钻头螺纹飞速旋转，但实际钻孔的深入 很慢；钻头螺纹旋转好比相速度，电钻推 进的速度则为群速度。
相速度、波包和群速度
前面所述的波速是对 应某一频率波的波速，称为 相速度。地震波是多种频率 的波的叠加，其能量不能由 单一频率的波决定。为描述 地震能量的传播可引入群速 度的概念。群速度是地震波 包的传播速度。将两个频率 接近的正弦波相加，可以得 到连串的形状不变的波包， 某一观测点的振动依波包起 伏，从一个波包中心到另一 个相邻波包中心的行进速度 称为群速度。
斯通利波是在水平成层介质界面上产生的 P-SV型面波，上下层介质波速相当接近是产生 斯通利波的条件；此种波可视为瑞利波的特例， 但尚未在实测中被观察到。
面波的频散
面波有不同的频率成分，其重 要特性是频散。地球结构是成层 的，各层介质的力学特性不同， 这将导致不同频率波的传播速度 发生变化，某些频率的波相对其 他频率的波行进较快，造成地震 波波形的变化，这一现象称为频 散；频散规律c=c(ω)称为频散曲 线，c为波速，ω为圆频率。波速 随波长增大而增加的频散现象称 为正常频散，如实测勒夫波的 “长波快”（即波长较大的波比 波长小的波行进更快）现象。
作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的 转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
将发生弯折现象，称为波的绕射（衍射）； • 某些波具有偏振现象，既传播介质质点的振动
发生在垂直于传播方向的平面内 • 波在传播过程中会有幅值衰减的现象。
波的干涉
波的绕射（衍射）
地震波
• 地震波 是照亮 地球内 部的一 盏明灯
地震波
断层破裂激发地震波，引起地震动。 地震波是地震学和工程地震学研究的基 本现象。主要依据地震波的观测和分析， 人类了解了地球内部构造并确定地震发 生位置和地震震级；基于强地震动的观 测和研究，得以确定工程结构的地震动 输入。
P波和S波
• P波又称初波，亦称纵波或 胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。
• S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。
• P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
svp i1 nsvp i1 nsvpi2 nsvsi 1 n vsvsi2 vn
已知：Sv波入射角a=30 求：P波的折射角b1 Sv波的临界入射角
解：4/Sin30=5/Sin(b1) b1=38.7 临界角a1(P波折射角为90） 4/Sin(a1)=5/Sin90 a1=53.1 临界角a2(P波反射角为90） 4/Sin(a2)=6/Sin90 a2=41.8
地震波传播实例
地震波理论的起源和发展
1821年 纳维（L.Navier）力的平衡方程和振动方程 1828年 泊松（Simeon-Denis Poisson）纵波和横波 1839年 格林（G.Green）应变能函数，弹性波的反
射和折射 1887年 瑞利（L.Rayleigh）弹性面波 1892-1903 洛夫（A.E.H.Love）发展面波理论 1904年 兰姆（mb）层状介质中地震波传播的
• 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时 观测到的波速称为视波速。
• 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为
2π
长度中所包含的波长λ的个数。
波动基本性质
• 波在传播介质的界面上能产生反射和折射 • 弹性波叠加时遵守波的叠加原理 • 两束或两束以上的同频波叠加时能产生干涉现
象；能量汇集形成驻波 • 弹性波在传播过程中遇到障碍物边缘或孔洞时
第二章地震及地震波
2.2 地震波
➢ 波的特点 ➢ 地震波的特点 ➢ 波形转换 ➢ 斯奈尔定律 ➢ 面波的特点 ➢ 频散现象 ➢ 地震波序列：震相
波动
介质质点围绕平 衡位置做往复运动， 一个质点的振动将带 动相邻质点振动，振 动随之向远端传播， 形成了波。波动方程 描述介质各质点在不 同时刻的状态，振动 方程则描述某个（或 某些）质点在不同时 刻的状态。
瑞利波
瑞利波是P波与SV 波干涉的结果，理论上 是沿着半无限弹性介质 自由表面传播的波。瑞 利波在距震源较远处被 观测到，其破坏力比纵 波和横波大得多；具有 低速，低频和强振幅； 俗称地滚波。沿深度增 加迅速衰减，波速略小 于同介质中的S波。
勒夫波和斯通利波
勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH 型面波，勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层 中，在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减。该波 沿水平方向传播，波速介于上下层的S波速之间。 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方 向振动，因振幅很大而具破坏性，俗称蛇形波。
波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间
的距离称为波长λ, 行进这一
距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。
圆频率 2 f
波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。
S波的偏振状态
体波的反射和折射：波形转换
波形转换：当地震波入射到地球内某一岩石界面时，例
如P波以某个角度斜入射向界面时，它不但产生反射的P波 和折射的P波，还要产生反射的SV波和折射的SV波，因为 界面岩石不仅受挤压，还受剪切。波传播至界面处产生的 折射
斯奈尔定律
在非频散介质中，波包形状只与波的 频率差有关，群速度等于相速度；但在存 在频散的情况下，群速度小于相速度。
群速度和相速度的关系可以用电钻钻 孔做形象的比喻：利用电钻钻孔，视觉看 到钻头螺纹飞速旋转，但实际钻孔的深入 很慢；钻头螺纹旋转好比相速度，电钻推 进的速度则为群速度。
相速度、波包和群速度
前面所述的波速是对 应某一频率波的波速，称为 相速度。地震波是多种频率 的波的叠加，其能量不能由 单一频率的波决定。为描述 地震能量的传播可引入群速 度的概念。群速度是地震波 包的传播速度。将两个频率 接近的正弦波相加，可以得 到连串的形状不变的波包， 某一观测点的振动依波包起 伏，从一个波包中心到另一 个相邻波包中心的行进速度 称为群速度。
斯通利波是在水平成层介质界面上产生的 P-SV型面波，上下层介质波速相当接近是产生 斯通利波的条件；此种波可视为瑞利波的特例， 但尚未在实测中被观察到。
面波的频散
面波有不同的频率成分，其重 要特性是频散。地球结构是成层 的，各层介质的力学特性不同， 这将导致不同频率波的传播速度 发生变化，某些频率的波相对其 他频率的波行进较快，造成地震 波波形的变化，这一现象称为频 散；频散规律c=c(ω)称为频散曲 线，c为波速，ω为圆频率。波速 随波长增大而增加的频散现象称 为正常频散，如实测勒夫波的 “长波快”（即波长较大的波比 波长小的波行进更快）现象。
作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的 转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
将发生弯折现象，称为波的绕射（衍射）； • 某些波具有偏振现象，既传播介质质点的振动
发生在垂直于传播方向的平面内 • 波在传播过程中会有幅值衰减的现象。
波的干涉
波的绕射（衍射）
地震波
• 地震波 是照亮 地球内 部的一 盏明灯
地震波
断层破裂激发地震波，引起地震动。 地震波是地震学和工程地震学研究的基 本现象。主要依据地震波的观测和分析， 人类了解了地球内部构造并确定地震发 生位置和地震震级；基于强地震动的观 测和研究，得以确定工程结构的地震动 输入。