天 然 地 震天 然 地 震

1. 基本概念 震源：地球内部发生地震而破裂的 地方。在理论上将它抽象为一个点， 实际上是一个区域。 震源深度：将震源看做一点，作点 到地面的垂直距离 h 震中：震源在地面上的垂直投影， 与震中相对的地球直径的另一端称 为对震中。 极震区：地震发生时地面上受破坏 最严重的地区。由于地表局部地质 条件的影响，极震区不一定是震中 区。 震中距离：在地面上，从震中到观 测点的距离，用字母 Δ 表示

1. 基本概念 地震的分类 – 按成因分类 构造地震，火山地震，陷落地震 – 按震源深度分类 浅源地震，中源地震，深源地震 – 按震中距离分类 地方震，近震，远震 – 按地震强度分类 弱震，有感地震，中强震，强震

1. 基本概念 地震的地理分布 – 太平洋地震带 – 阿尔卑斯－喜马拉雅山地震带 – 其他地震带 地震活动性与板块构造 – 海沟－岛弧地区 – 海脊及转换断层的地震 – 大陆内部的地震

2. 地震理论基础 假设前提： – 地球介质是均匀的、连续的、各向 同性的和完全弹性的。 应力 – 体力，面力 应变 – 线应变，切应变，体应变

2. 地震理论基础 杨氏模量 体积模量 切变模量（刚性系数） 泊松比

2. 地震理论基础 波动方程及地震体波 对连续介质内部一 个质元 P ，作微小扰动， 应用牛二定律

2. 地震理论基础 对上式作散度计算 对上式作旋度计算 为矢量位函数 为标量位函数 横波方程 纵波方程

2. 地震理论基础 横波方程的标准形式 纵波方程的标准形式 式中，纵波波速 式中，横波波速

3. 地震波的反射和折射 假设条件： 地球表面是自由表面，表面下为半空间或层状半 空间介质，台站接收的是平面波。 平面波在自由表面的反射 L 为 P 波传播方向， N 垂直于 L S 波分解为 SV 和 SH 波， SV 沿 N 方 向， SH 垂直入射面

3. 地震波的反射和折射 平面波在平界面的反射和折射

3. 地震波的反射和折射 波在传播过程中满足斯奈尔（ Snell ）定律 纵波垂直入射（ i ＝ 0 ）时，反射系数：

3. 地震波的反射和折射 近震射线及走时理论 前提条件： 近震（△ <1000km ）范围内，将地球及内部界面看成平面

3. 地震波的反射和折射 直达波 的走时方程：

3. 地震波的反射和折射 直达波 的走时方程：

3. 地震波的反射和折射 首波的形成： 在界面上入射角达到全反射时的地震波。

3. 地震波的反射和折射 首波 走时方程

3. 地震波的反射和折射 当 时，震中距 时首波 出现的最小距离 ，当 时，首波不出现 直达波与首波相交于 一点，其右边直达波 先于首波，左边相反 时，震中距为

4. 地震面波 地震面波：地震体波在界面附近的一种次生 波。 特点：能量集中在界面附近，沿界面传播， 振幅随深度的增加迅速衰减。 分类 – 瑞利面波（ Rayleigh Waves ） – 勒夫波（ Love Waves ）

4. 地震面波 自由表面的瑞雷面波（ ） 自由表面：表面应力为零 的界面， 地表可以看作时自由表面。 瑞雷面波质元的 垂直位移比水平 位移超前

4. 地震面波 勒夫面波（ ） 层状介质， SH 型的横面波 具有频散特性 形成条件：

4. 地震面波 面波的频散特性 一列面波中，不同的频率具有不同的传播速 度。同时具有群速度和相速度。 群速度 波的能量的传播速度 相速度

5. 地震波和地球内部构造

布伦模型将地球内部分为七层： 地壳：刚硬的地球上层（ A 层） 地幔：地壳之下，分为上地幔（ B 层和 C 层），下地幔（ D‘ 层和 D“ 层） 地核：分外核（ E 层），过渡层（ F 层）， 内核（ G 层）

5. 地震波和地球内部构造 “ 初步参考地球模型 ” （ 杰旺斯基和安德森 1981 ） 海洋层 上部和下部地壳 低速带上面的顶盖区域（ LID ） 低速带（ LV2 ） 在低速带和 400km 深处间断面之间的区域 在 400km 和 600km 间断面之间的区域的过渡带 下地核 外核 内核

5. 地震波和地球内部构造 地壳和地核 地壳底面： 具有全球型，称为 “ 莫霍界面 ” 或 “M 界面 ” 莫霍面是一个速度密度突变面－－一级间断面 一定厚度的 M 界面 速度梯度过渡层 一组高速与低速的组合薄层

5. 地震波和地球内部构造 地幔和地核 上地幔： 软流层，又称软流（ asthenosphere ） 横波速度降低，导电性增高，黏性较小塑性较大。 下地幔： Vp 增加 2900km 处，存在另一个一级地震界面，即地幔 地核界面， Vp 跳跃式降低 外核： Vp 逐渐增加，在下层又减低 内核： Vp 增加 横波不能传入深于 2900km 的地核

5. 地震波和地球内部构造 Q 值： 一周期中质元所耗损的能量与原有能量的比值。 或

6. 测定震源参数 图中（ a ）表示无应力状 态 （ b ）表示岩块受到应力 作用产生形变，岩块之 间引起相对位移 （ c ）应力超过阻力，岩 块滑动或破裂而形成断 层。断层面两边的岩块 又回到新的无应力状态

6. 测定震源参数 （ a ）为单力情况 （ b ）箭头前面的介质受压缩，后面的介质膨胀。 初始压缩波和膨胀波的分界面成为节面 （ c ）断层震源，相当于双力偶模型

7. 人工地震的基本方法 反射波法 共反射点（共深度点）时距曲线 折射波法

7. 人工地震的基本方法 水平界面反射波时距曲线（走时曲线） 两层介质 多层介质 其中：

7. 人工地震的基本方法

应用二项式展开，略去高次项 其中：

7. 人工地震的基本方法 利用平均速度的假相均匀介质代替多层介质

7. 人工地震的基本方法 倾斜界面反射波时距曲线 反射波时距方程 其中：

7. 人工地震的基本方法 水平界面的共反射点时距曲线 1. 共反射点 A 2. 共中心点 M 3. 叠加道 S 4. 旅行时间 t 5. 共反射点道集

7. 人工地震的基本方法 共反射点时距曲线的时距方程：

7. 人工地震的基本方法 X 为炮检距 定义同一个反射波在两个观测点上测得的时间差 在 x1 点为激发点的特殊情况下， 成为正常时差 正常时差和动校正、剩余时差

7. 人工地震的基本方法 共反射点时距曲线是双曲线 水平界面下，只有自激自收处的 代表 法线深度。 将其他观测点观测到的反射波旅行时间 减去正常时差（动校正），将动较之后的 信号叠加得到自激自收数据 多次反射波、倾斜层、绕射波及其他特 殊波，动较后仍有时差，称为剩余时差

7. 人工地震的基本方法 折射波法 1. 水平界面的折射波时距曲线 时距曲线为 直线，斜率 为 时距曲线的 截距为

7. 人工地震的基本方法 2. 倾斜界面的折射波时距曲线

7. 人工地震的基本方法 2. 倾斜界面的折射波时距曲线 可以求得炮点或接收点的垂直深度

7. 人工地震的基本方法 求得 从而确定折射 界面的产状及下层速 度

8. 地震探测的野外工作方法 测线布置和观测系统 1. 时距平面法

8. 地震探测的野外工作方法 1. 时距平面法 在每一排列的两端进行激发，得到许多成对 的时距曲线，称为相遇时距曲线 O1 和 O2 ， O2 和 O3………… 等称为互换点， 利用它们的时间等值性，识别来自统一界面的 波和连接其时距曲线

8. 地震探测的野外工作方法 2. 综合平面法 综合平面图上每段粗 线在测线上的投影正是所 勘探的界面的长度，称覆 盖长度 覆盖是指对界面采样 （观测），每个点只采样 一次，称为常规或单次覆 盖，多次采样，则称为多 次覆盖

8. 地震探测的野外工作方法 反射波观测系统 1. 简单连续观测系统 能保证连续追踪 优点：有效波之间的干涉较小，并在深层折射波 的盲区之内 缺点： 面波在干扰区工作

8. 地震探测的野外工作方法 反射波观测系统 2. 间隔连续观测系统 避开激发点附近强大的声波和面波干扰，在 纵测线上把激发点布置到距最近的接收点相当远的 地方（偏离距）

8. 地震探测的野外工作方法 反射波观测系统 3. 多次覆盖观测系统

8. 地震探测的野外工作方法 折射波观测系统 相遇时距曲线系统 两支相遇时距曲线所反映的界面必须重复覆盖， 且却是来相同的速度界面

8. 地震探测的野外工作方法 折射波观测系统 追逐时距曲线系统 在同一接收段的同测不同的激发点分别放炮得到两条时 距曲线。 同一界面的折射波追逐时距曲线应平行，但对穿透波由 于出射角变化，不平行。

8. 地震探测的野外工作方法 折射波观测系统 追逐时距曲线系统

9. 地震波的激发和接收 地震波的激发 陆地上：炸药震源为主 激发方式：井中、水中、坑中、空气中 海上 ： 各种非炸药震源（无气泡蒸汽枪）

9. 地震波的激发和接收 地震波的接收 地震波的接收是通过检波器来实现的