地震波波长，地震波波长一览表

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本文目录一览：

• 〖壹〗、地震勘探主频与勘探深度的关系
• 〖贰〗、地震不同等级的表现
• 〖叁〗、地震波的动力学特征
• 〖肆〗、三分量动圈式地震仪三分量动圈式地震仪的概述
• 〖伍〗、历史以来广东有过海潇吗
• 〖陆〗、谁知道地震波的波长是多少
• 〖柒〗、为什么并不是厚度大于λ/4的地层在地震上都能分辨
• 〖捌〗、微型构造识别方法
• 〖玖〗、地震波的波长是什么的乘积
• 〖拾〗、在地震波得几种类型里,哪种地震波的波长大,振幅强?

地震勘探主频与勘探深度的关系

〖壹〗、关系比较复杂。一般受多种因素影响，例如勘探区域的地质结构、地震波的传播特性、勘探设备的技术水平等。在理论上，地震波的主频越高，其穿透深度越浅，反之，主频越低，其穿透深度则越深。这是因为高频地震波具有短波长和高能量的特点，能够更好地探测浅层的地下结构；而低频地震波则具有长波长和低能量的特点，能够穿透到更深的地层中。

〖贰〗、那么如果如果假定速度只有3000（中等深度，不论纵横波），要达到1米的分辨率，主频需要高达652Hz。如果假定要达到10米得分辨率，那么主频仍需要62Hz才行。近来的大部分地区的勘探水平还达不到这个要求。近来的宽频地震信号技术，据说主频能达到180Hz左右，但勘探深度能达到多少还是个未知数。

〖叁〗、在声学和地震勘探中：主频的概念略有不同。它指的是信号中的主导成分，可能依据振幅谱峰值或平均频率进行定义。在地震勘探中，主频对于理解和解析复杂信号至关重要，但需要注意主频可能受到信号动态特性的影响，因此在解读时需要谨慎。综上所述，主频是一个在不同领域具有不同含义但都非常关键的参数。

〖肆〗、激发主频表示震源在传播过程中，弹性波的主要频段，跟震源本身和激发岩性有关。接收主频表示采集接收系统数字信号震荡的速度，跟激发条件无关，跟动态范围和采集接收系统有关。

地震不同等级的表现

〖壹〗、地震的每个等级的表现如下：Ⅰ度；无感，仅仪器能记录到。Ⅱ度；个别敏感的人在完全静止中有感。Ⅲ度；室内少数人在静止中有感，悬挂物轻微摆动。Ⅳ度；室内大多数人，室外少数人有感，悬挂物摆动，不稳器皿作响。Ⅴ度；室外大多数人有感，家畜不宁，门窗作响，墙壁表面出现裂纹。

〖贰〗、度：惊醒，大部分室外人员和部分室内人员感到地震，家畜受惊，门窗作响，墙壁出现裂纹。6度：惊慌，人站立困难，家畜逃散，器皿翻倒，简易棚舍损坏，地表出现裂缝和喷沙现象。7度：房屋损坏，房屋出现轻微至中等破坏，烟囱和招牌倒塌，地表出现裂缝。

〖叁〗、VII级烈度，震级：地面晃动，建筑物倒塌，林木折断，悬崖崩塌，山坡滑坡。VIII级烈度，震级：极度恐惧，地面晃动持续很久，建筑物全部倒塌，悬崖崩塌，山坡滑坡，大片土地沉降。震级和烈度的关系 震级和烈度既有联系，又有区别。一次地震只有一个震级，而在不同的地方会表现出不同的烈度。

〖肆〗、I级：微震3级以下，人无感觉，只有在特殊情况下如静止或特定条件下的人可能察觉。 II-IV级：有感地震，室内的人可能感到轻微震动，如轻型卡车经过，破坏力逐渐增强。 V-VI级：烈度加大，物品如窗户和家具产生明显振动，玻璃破碎，可能导致人员惊醒和家具移动。

地震波的动力学特征

称用于描述地震波振动特征的参数A、、T、φ、λ、k为地震波动力学参数。所谓地震波的动力学特征就是由地震波的动力学参数来体现的。以下讨论以球面纵波为例。

这就是说地震波的动力学特征既可以用随时间而变化的波形来描写，也可以用其频谱特性来表述。前者是地震波时间域表征，后者则是其频率域表征。由于它们具有单值对应性，因此在任何一个域内讨论都是等价的。 地震子波具有有限的能量，因此振动经过很短的一段时间即衰减为零。

地震波在传播过程中，它的动力学特点受传播介质（岩层）的性质和结构的影响很大，因此它的变化规律就可能反映了岩层的岩性、结构和厚度。充分研究和利用波的动力学特点，将能使地震勘探解决地质问题的能力进一步提高。地震波的特点除了可用上述的振动图、波剖面图、频谱来描述外，还可以用波前和射线来描述。

三分量动圈式地震仪三分量动圈式地震仪的概述

〖壹〗、三分量动圈式地震仪是一种精密仪器，它专门用于记录和分析地面振动的三维特性。地震产生的地面运动实际上是由质点的移动矢量和三个转动量的组合来描述的。早期的地震仪概念，可以追溯到历史上最早的地震监测设备，是现代地震仪技术的基石。

〖贰〗、三分量动圈式地震仪是一种专门用于探测大地运动的精密仪器。它的核心原理是通过测量大地与一个与大地保持轻微耦合的惯性质量之间的相对运动，来捕捉地震活动的细微信号。在低灵敏度的地震仪设计中，一般采用简单的机械杠杆或光杠杆机制来放大这种微小的机械运动，以便于记录和分析。

〖叁〗、三分量动圈式地震仪记录地面振动的仪器。地面运动是由质点的移动矢量的3个分量和绕质点3个转动量来确定的。在离震源较远处，当地震波通过时，由于波长比质点运动的振幅大得多，故转动量很小。

历史以来广东有过海潇吗

〖壹〗、广东历史上确实出现过海啸。具体历史事件：科学家发现，广东省的南澳岛在宋朝时期曾经存在高度文明，但不幸的是，这个文明最终被一场大海啸所毁灭。海啸的成因：海啸通常是由海底地震、火山爆发、海底滑坡或气象变化等自然现象引发的。这些事件会导致海底地形的剧烈变化，从而产生巨大的海浪。

〖贰〗、广东历史上出现过海啸。科学家发现广东省南澳岛曾经存在高度文明，宋朝时被大海啸毁灭。海啸是因海底地震、火山爆发、海底滑坡或气象变化而产生的破坏性海浪，波速高达每小时700-800千米。

〖叁〗、没有的，历史上没有，至少没有资料记载，但是像是海啸这种带来重大伤亡的事件应该会被史料记载，但是现存的史料上没有明确的记录。

〖肆〗、历史文献中明确记载了地震发生后在广东珠海和福建沿海出现的一些海啸现象。

〖伍〗、据我了解，广东省汕头市历史上最大的自然灾害事件是1968年的728台风。这次台风强度达到了十八级，对当地造成了极大的破坏。据统计，当时汕头市平均水位上升了5至0米，导致全市范围内的洪水泛滥。这场灾难造成了1554人的不幸离世，同时有超过82381间房屋倒塌，给当地居民的生活带来了巨大的影响。

〖陆〗、中国台湾、海南、广东、福建等省容易发生海啸，据历史记载，二千年以来，我国只发生过10次地震海啸，平均200年左右才出现一次，我国沿海发生地震海啸的可能性很小。海啸是通常由震源在海底下50千米以内、里氏震级5以上的海底地震形成的。

谁知道地震波的波长是多少

〖壹〗、地震波是自然界中一种重要的波动现象，其波长多样，变化范围广泛。从数千米的长波长到仅几十米的短波长，这种变化使得地震波容易发生频散现象。典型的面波在传播过程中，其能量主要集中在近地表处。随着深度的增加，岩石质点的运动逐渐减弱，到达一定深度后，岩石实际上已经不受面波的影响。这个深度与地震波的波长密切相关。

〖贰〗、地震波的波长变化很大，无法给出一个具体的数值，其波长范围可以从几十米到数千米不等。以下是关于地震波波长的详细解释：波长范围：不同地震波的波长有很大的差异，这取决于地震波的类型、震源的特性以及传播介质等因素。面波的特性：面波是地震波中一种重要的类型，其波长较长，能量主要集中在近地表处。

〖叁〗、纵波：是推进波，地壳中传播速度较快，为5~7千米/秒，最先到达震中。它使地面发生上下振动，破坏性相对较弱。横波：是剪切波，在地壳中的传播速度较慢，为2～0千米/秒，第二个到达震中。它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。面波：是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。

〖肆〗、地震发生时，最先感受到的地震波是纵波，也称为P波。这种波以5~7千米/秒的速度在地壳中传播，主要引起地面的上下振动，破坏性相对较弱。相比之下，横波（S波）的传播速度较慢，为2~0千米/秒，它使地面发生前后左右的抖动，破坏性更强。

〖伍〗、长波：波长在1米至100米之间，通常由重力为恢复力形成。涟波：波长小于0.07米，主要由表面张力为恢复力形成，通常呈现正弦形状。内重力波：在深水内部密度分层区域出现。在大气层中也有内重力波的存在。声波：空气中最常见的波动，传递空气压强和密度的扰动。固体中的波：地震波：在地球表面震动传播。

为什么并不是厚度大于λ/4的地层在地震上都能分辨

〖壹〗、薄层厚度估算一直是地震勘探邻域中一项重要的研究课题。理论上，地震波可以分辨厚度为不小于λ/4（λ为地震波波长），但是在实际的地震勘探工作中， 常常会遇到地层厚度小于或者远小于λ/4的薄层。地层厚度与地震的频谱有着必然的联系。

〖贰〗、Rayleigh分辨准则指出，只有当相邻反射层的间隔大于子波主频波长的1/4时，这些层才能被分辨。调谐厚度分析法则基于两相邻反射同相轴叠加振幅的变化特征来分辨层间厚度，一般可分辨主频1/8波长以上的反射层。这些方法都涉及到资料的信噪比和每种方法的允许范围。Rayleigh分辨准则相对简单，对信噪比的容忍度较强。

〖叁〗、Rayleigh分辨准则认为：两个相邻反射层只有在大于子波主频波长1/4时，才能被分辨（图4－1）。调谐厚度分析法是利用两相邻反射同相轴叠加振幅的变化特征分辨层间厚度，一般认为可分辨大于主频1/8波长的两个反射层；有人甚至认为通过反演，可以分辨大于主频1/16的两个反射层。

〖肆〗、因为根据地震波的调谐效应，假设地震子波是零相位的，根据对楔形模型的研究得出，当地层厚度大于1/4波长时，其顶、底部都有明显的反射波主波峰与之对应；但当楔形的厚度逐渐变薄时，来自楔顶与楔底的反射波就会相互干涉。若地层厚度为2000米/秒，其子波的主频为25Hz，则波长λ为80m，周期T为0.04s。

〖伍〗、在地震勘探中，薄层的概念是相对的。因为地震勘探中定义薄层以它的纵向分辨率为依据，即对地震子波而言，不能分辨出地层顶、底板反射的地层称为薄层。由于地震子波具有不同的频谱、不同的延续度、不同的波长等，因此薄层厚度的概念是相对的，可以从不同角度来定义薄层的厚度。

〖陆〗、在地震勘探中，根据薄层的理论研究，一般认为，当薄层厚度等于λ/4时，反射波振幅为最大，称λ/4为薄层调谐厚度；当夹层厚度大于λ/4时，顶、底反射可以分辨，夹层厚度与顶、底反射时差成正比；当夹层厚度小于λ/4时，顶、底反射不能分辨，成为一个复合波形，其夹层厚度与反射波振幅近似正比。

微型构造识别方法

主要方法是利用三维地震连续水平切片的变化特征确定出准确的正负构造的高低极值点区和变化趋势，钻井校正后 （包括井斜、垂深及海拔） 的资料控制等值线的疏密与走势，从而精细描述出微型构造的分布与变化特征。 典型例证如17-24井区 （图8-25），原为一断层上升盘上的一简单单斜构造。经三维剖面研究分析后原断层呈弧形南移200m左右。

微型构造组合模式与剩余油分布的关系 通过实际生产资料验证和数模预测，发现在微构造组合中顶凸底平型为剩余油富集区，顶平底凸型次之，双凸型也为剩余油相对富集区。顶凹底平型油井生产情况差，水淹程度较高。双凹型是水淹程度比较高区。

小型构造 主要指野外露头或手标本上可见的构造，如褶皱、断裂、面理及线理等。微型构造 在手标本或偏光显微镜下可见的构造，如微型褶皱、断裂、面理和线理等。超微构造 在电子显微镜下可见的构造，如位错构造。不同尺度的地质构造各有其不同的研究任务和研究方法。

构造地质学侧重于研究岩层或岩体在内动力地质作用下形成的次生构造。但是对原生构造也要研究，因为某些原生构造是识别次生构造的形态、产状及其变形构造的重要标志。地质构造的规模相差悬殊，大型构造可以广袤千里；中、小型构造可以是视力可及的一处露头乃至一块手标本；微型构造则需要在显微镜下窥视其全景。

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地震波的波长是什么的乘积

〖壹〗、地震波的波长不是某两个量的直接乘积，但波速等于波长与波的周期的商，即波速等于波长与周期的乘积的倒数。具体解释如下：波长：波的一个完整周期所对应的空间长度。波速、波长与周期的关系：波速等于波长除以周期，即 v = λ/T。从这个公式可以看出，波长等于波速与周期的乘积的倒数，而不是某两个量的直接乘积。因此，地震波的波长与波速和周期有关，但并非它们的直接乘积。

〖贰〗、地震波的波长是指波的一个完整周期所对应的空间长度。它可以用来描述地震波的传播特性，通常用单位长度（如米或千米）表示。地震波的波速（v）与波长（λ）之间有一个简单的关系，即波速等于波长与波的周期（T）之间的乘积，即 v = λ/T。

〖叁〗、波数等于真实频率除以光速，即波长的倒数。波长（wavelength）是指地震波在一个振动周期内传播的距离。也就是沿着波的传播方向，相邻两个振动相位相差2π的点之间的距离。波长π等于波速u和周期T的乘积，即λ=uT。同一频率的地震波波在不同介质中以不同速度传播，所以波长也不同。

〖肆〗、一个地震波的能量E正比于振幅的平方。地震波的频率与距离和时间的关系可通过以下几个重要方程联系起来：波长λ描述地下或其他介质中传播的波上两个连续波峰或波谷之间的空间距离，频率f为两个连续波峰或波谷之间的时间周期T的倒数，波的传播速度v是频率和波长的乘积。

在地震波得几种类型里,哪种地震波的波长大,振幅强?

〖壹〗、地震被按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米／秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。横波是剪切波：在地壳中的传播速度为2～0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。

〖贰〗、地震被按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波[1]。纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米／秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。横波是剪切波：在地壳中的传播速度为2～0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。

〖叁〗、地震波中的纵波和横波，分别以推进和剪切的方式传播，纵波破坏性较弱，横波破坏性较强。而面波，作为体波在地表衍生的次生波，具有波长大、振幅强的特点，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。

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