1) deep seismic sounding
人工地震测深
1.
Based upon the deep seismic sounding profile conducted in the Tengchong volcano-geothermal area, a two-dimensional crustal P velocity structure is obtained by use of the finite-difference inversion and the forward travel-time fitting method.
根据腾冲火山地热区实施的人工地震测深剖面资料 ,用有限差分反演和正向走时拟合方法确定了地壳二维 P波速度结构 。
2) deep seismic sounding by means of artificial sources
人工源深部地震探测
3) seismic sounding
地震测深
1.
A seismic sounding profile crossing the eastern Qinling Mountain was performed in the Western Henan Province, China.
对横穿秦岭东段的人工地震测深剖面进行二维射线追踪处理，得到了该剖面上的二维速度结构图。
2.
The structural analyses of many seismic sounding profiles indicate that there are two fault systems in China continental lithosphere, which are different obviously and correlative closely: one is the shallow fault system composed of ductile-brittle shear zones mainly in surface crust, and the other is deep fault system mainly composed of crust-mantle ductile shear zones, which cuts the Moho.
众多地震测深剖面的地质构造解析显示,大陆岩石圈存在既有显著差异又有密切联系的两套断裂系统,即以地壳表层脆性剪切带为主的浅层断裂系统和以切割莫霍界面的壳幔韧性剪切带为主的深部断裂系统。
3.
A crustal thickness and velocity structure model of continental China has been constructed based on a systematic structural analysis of the seismic sounding profile in continental China and its adjacent regions.
通过中国大陆及邻区地震测深剖面的系统构造解析,建立起中国大陆岩石圈地壳厚度与速度结构模型。
4) Deep seismic sounding
地震测深
1.
A genetic algorithm of body waveform inversion is presented for better understanding of crustal and upper mantle structures with deep seismic sounding waveform data.
为了更好地利用地震测深波形数据,提出了地震体波波形反演的遗传算法。
2.
D crustal velocity structure and vP/vS are obtained by processing and interpretation of S-wave data from Maqin-Jingbian deep seismic sounding (DSS) profile.
对玛沁—靖边剖面深地震测深S波资料处理解释,获得本区S波二维地壳速度结构和波速比结构。
3.
Observational data from some of the 10-odd deep seismic sounding (DSS) profiles in Bohai Bay and its adjacent areas were processed with the methods of two-dimensional (2-D) ray tracing, travel-time fitting and synthetic seismogram.
利用渤海湾及其邻区的10多条地震测深剖面段观测资料,对部分剖面进行二维射线追踪、走时拟合及合成地震图计算,获得了本区地壳上地幔速度结构。
5) deep seismic sounding
深地震测深
1.
According to the results of the deep seismic sounding and surface wave dispersion tomography, a two-dimensional model is used to do the match in the interpretation.
解释时根据深地震测深和面波频散层析成像的结果，用二维模型进行正演拟合。
2.
We give a method for use as the data of deep seismic sounding which identifies and calculates the uncertainty automatically in phase picking.
本文给出了一个主要用于深地震测深数据的震相识别误差(不确定性)的判别和计算方法。
3.
The Benzilan-Tangke deep seismic sounding profile in the western Sichuan region passes through the Songpan-Garze orogenic belt with trend of NNE.
位于川西地区的奔子栏—唐克深地震测深剖面以NNE走向穿越松潘—甘孜造山带 。
6) Artificial sesimic observation
人工地震观测
补充资料：人工源深部地震探测
利用震中、震源深度和发震时刻都可预先确定的人工地震源，探测地壳深部和上地幔物质的速度结构和物理性质。这种方法的分辨力较高，近年来发展很快。在深部地震探测中应用计算机技术处理地震数据，对地壳和上地幔结构有了一些新的认识。
人工源产生的地震波可以穿透地球内部深达数公里、数十公里、甚至上百公里的具有不同物理性质的各个岩层，有些波返回地表，被检波器（拾震器）接收，根据检波器记录到的各个波组的走时和振幅资料，在适当的资料处理后，得到地壳和上地幔的地震波速度结构。
野外观测方法 折射波法和广角反射法 通常用炸药源。为了取得地壳和上地幔介质内的信息，往往在长几百公里，甚至上千公里的测线上安放几十个到上百个流动台站（台站距 1～10公里不等）。记录系统有模拟磁带记录和数字磁带记录两种。用此法可得到区域性的速度界面轮廓和较精确的折射波界面速度，后者可以用来作岩性对比。
近源垂直反射法 分炸药源和非炸药源两种。非炸药源有重锤、连续振动震源、气爆源（气枪）和电能震源。由于震源能量较小，只接收近源反射信号，所以测线排列较短（<10公里），台站距较密（50～100米）。野外采用组合激发，组合接收，多次覆盖的多道接收技术；用统计方法压制无规则干扰波和规则干扰波，以获得高信噪比和高分辨率信号。经过数据处理，获得速度界面形态,断层产状,板块接触形态和含油、气地层形态等方面细结构信息。但是由于测线短，从资料分析（动校正）中要得到中、下地壳的速度结构是十分困难的。
海洋多道接收反射法 通常用气枪组合激发。所使用的水中地震检波器安装在同船相连的一条拖缆上，并利用浮标浮在水下一定深处,测线长不超过4公里。一般来说，此法得到的资料比大陆上反射法得到的资料信噪比要高得多。它最严重的缺点是振动源能量太小，测线太短，因此限制了叠加速度适用的深度范围。通常此法用于研究浅海海洋地壳结构，尤其是沉积盆地的构造。
海洋折射法 用同折射波法类似的长剖面进行洋底构造的研究。震源可有炸药源或气爆源。用洋底地震检波器 (OBS)或声呐浮标作接收仪器。近年来取得了海洋地壳、洋脊、海沟和岛弧等地带的详细结构和速度分布，为板块构造研究提供了重要的深部背景资料。
资料处理 预处理 除了改进激发、接收条件和记录系统外，对已取得的资料必须进行时间域和空间域的滤波，经过各项校正作出记录剖面图。
震相的识别 这是人工源地震深部探测的关键。根据各震相的走时和振幅特征，先用一维反演（如阻尼最小二乘法、x 2-T 2法、时间场法、TAU(τ)法、最大深度法、近似法）和一维正演（如一维走时正演和理论地震图计算）提出各个炮点所得到资料的一维速度结构；然后综合这些一维速度模式，得到二维速度初始模型，进行二维射线追踪和理论地震图的计算，用试错法得到该地区的二维速度结构。
必须指出，反演的结果不是唯一的，射线追踪和理论地震图的计算是限制这种不唯一性的最有效方法。
近源垂直反射资料在测线的不同位置上的法线反射时间的变化就反映了地下地层的构造特点。通常用静校正、动校正、共深点道集叠加、偏移处理，得到时间剖面。
地质构造解释 得到速度结构后，要进行地质构造解释，进行地质构造运动史、地质动力学的分析和地壳、上地幔物理性质的分析，最后编制出该区的地质构造图。
人工源产生的地震波可以穿透地球内部深达数公里、数十公里、甚至上百公里的具有不同物理性质的各个岩层，有些波返回地表，被检波器（拾震器）接收，根据检波器记录到的各个波组的走时和振幅资料，在适当的资料处理后，得到地壳和上地幔的地震波速度结构。
野外观测方法 折射波法和广角反射法 通常用炸药源。为了取得地壳和上地幔介质内的信息，往往在长几百公里，甚至上千公里的测线上安放几十个到上百个流动台站（台站距 1～10公里不等）。记录系统有模拟磁带记录和数字磁带记录两种。用此法可得到区域性的速度界面轮廓和较精确的折射波界面速度，后者可以用来作岩性对比。
近源垂直反射法 分炸药源和非炸药源两种。非炸药源有重锤、连续振动震源、气爆源（气枪）和电能震源。由于震源能量较小，只接收近源反射信号，所以测线排列较短（<10公里），台站距较密（50～100米）。野外采用组合激发，组合接收，多次覆盖的多道接收技术；用统计方法压制无规则干扰波和规则干扰波，以获得高信噪比和高分辨率信号。经过数据处理，获得速度界面形态,断层产状,板块接触形态和含油、气地层形态等方面细结构信息。但是由于测线短，从资料分析（动校正）中要得到中、下地壳的速度结构是十分困难的。
海洋多道接收反射法 通常用气枪组合激发。所使用的水中地震检波器安装在同船相连的一条拖缆上，并利用浮标浮在水下一定深处,测线长不超过4公里。一般来说，此法得到的资料比大陆上反射法得到的资料信噪比要高得多。它最严重的缺点是振动源能量太小，测线太短，因此限制了叠加速度适用的深度范围。通常此法用于研究浅海海洋地壳结构，尤其是沉积盆地的构造。
海洋折射法 用同折射波法类似的长剖面进行洋底构造的研究。震源可有炸药源或气爆源。用洋底地震检波器 (OBS)或声呐浮标作接收仪器。近年来取得了海洋地壳、洋脊、海沟和岛弧等地带的详细结构和速度分布，为板块构造研究提供了重要的深部背景资料。
资料处理 预处理 除了改进激发、接收条件和记录系统外，对已取得的资料必须进行时间域和空间域的滤波，经过各项校正作出记录剖面图。
震相的识别 这是人工源地震深部探测的关键。根据各震相的走时和振幅特征，先用一维反演（如阻尼最小二乘法、x 2-T 2法、时间场法、TAU(τ)法、最大深度法、近似法）和一维正演（如一维走时正演和理论地震图计算）提出各个炮点所得到资料的一维速度结构；然后综合这些一维速度模式，得到二维速度初始模型，进行二维射线追踪和理论地震图的计算，用试错法得到该地区的二维速度结构。
必须指出，反演的结果不是唯一的，射线追踪和理论地震图的计算是限制这种不唯一性的最有效方法。
近源垂直反射资料在测线的不同位置上的法线反射时间的变化就反映了地下地层的构造特点。通常用静校正、动校正、共深点道集叠加、偏移处理，得到时间剖面。
地质构造解释 得到速度结构后，要进行地质构造解释，进行地质构造运动史、地质动力学的分析和地壳、上地幔物理性质的分析，最后编制出该区的地质构造图。
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
参考词条