地球物理地震学知识点小结

地震学潘明恩 121150048 基地班 地球物理学：以地球为研究对象的一门应用物理学。 地震学：以地球介质的弹性差异为基础，研究地震波产生和传播规律。天然地震震源（focus)：发生地震的地方 震中(epicentre)：震源于地面上的垂直投影 震源深度 (depth of focus)：震源至震中的距离 震中距（distant of epicentre)：震中至台站的距离 发震时刻 (original time)：地震发生时间 震级（magnitude） ：地震释放的弹性波能量大小，根据地震图上记录地震波强度表征地震大 小的无量纲标量 地震成因： 构造地震：由于构造力作用导致地下岩层断裂和错动造成的地震 火山地震： 火山喷发前地下岩浆冲动， 或在火山喷发时火山口内气体发生爆炸产生 的地震 诱发地震：人类活动导致地壳局部失稳导致的地震 震源深度： 浅源地震：震源深度不超过 60Km 中源地震：震源深度 61~300Km 深源地震：震源深度超过 300Km 震中距： 地方震： Δ 地震波传播的基本规律在一般情况下，当作用力较小，且作用时间较短时，介质可以近似地看作为弹性介质。 应力：反映物体内部一点处受力程度的力学量 ，定义为物体内部单位面积上所受的力。  xx  xy  xz      yx  yy  yz    zy  zz  zx  应力张量： 线应变:Δ L / L 体应变:Δ V / V 剪切应变:Δ l / l = 1/2*tg θ u1  x1   1 u1 u2 E  (  )  2 x2 x1  1 u u 3 1   2 ( x  x ) 3 1  1 u1 u2 (  ) 2 x2 x1 u2 x2 1 u2 u3 (  ) 2 x3 x2 1 u1 u3  (  ) 2 x3 x1  1 u2 u3  (  ) 2 x3 x2   u3   x3 应变张量： 1 2 3 4杨氏模量 — E 体变模量 — K 切变模量 — μ 拉梅系数 — λ 、μ ii    2 ii i  x, y, z  ij   ij i, j  x, y, z (i  j )5 泊松比 — σ d d l l在各向同性的材料中，只有两个独立变量。即只需知道任意两个变量，也可求出剩余的参 数。地震波类型：体波： P（纵波） ：是弹性介质的体积形变在介质中的传播，纵波的传播方向与质点振动方向一致。 S（横波） ：是弹性介质 的剪切形变在介质中的传播，横波的传播方向与质点振动方向相垂 直。 面波：波的能量集中在界面附近，并沿地表或层面传播的波叫面波。 瑞利波：在介质自由表面，由 P 波和 SV 波耦合形成的面波。 勒夫波：当低速层状介质覆盖于较高速度的半空间时，SH 波在层内全反射叠加形成的面波。纵波波速Vp   2 横波波速Vs  纵波速度大于横波速度 ：Vp Vs 2 1 纵波在固体、液体、气体中都能传播，而横波只能在固体中传播。 影响岩石波速的主要因素：岩性、密度、孔隙度、埋藏深度与地质年代、温度压力及其他因 素。 入射 P 波 α α1反射 S 波 β 1 Vp1 Vs1 Vp2 Vs2 反射 P 波β 2 α2 透射 P 透射 S 波 波斯涅尔定律:sin  1 sin  2 sin  1 sin  2 sin      VP1 VP1 VP 2 VS1 VS 2当β 2=90 时为转换波，可沿界面一直传播。近震震相及走时方程近震 ( Δ 反射波折射波远震震相及走时方程P：地幔 P 波 S：地幔 S 波 Pdif：绕射波 射线参数 K：外核 P 波 J：内核 S 波 I：内核 P 波 c：核幔边界反射（CMB） i:内外核界面反射r0 sin i0 V0射线走时方程Rr sin i P V (r )  2RP r r  P2 2 V r r  P2 2 V2 2drrpt  2drrpV2本多夫定律r sin i0 dt  0 P d V0真速度：地震波真实传播速度。 视速度：真速度投影到地表的速度。利用远震体波获得地球内部速度：古登堡方法（拐点法）赫格罗茨－维歇尔特法（H－W 法）P( ) 原理：rp V (rp )10lnR 1  rp1 ch1P( ) d P(1 )得出 rp(θ )，最终求出 V[rp(θ )]。地震成因断层成因说（弹性回跳）DD D1 D2岩浆冲击说： 火山地区的岩石由于岩浆的运动和挤压而变形， 弹性应变能在岩石中积累起来， 这些应变导致的断层破裂就像构造地震一样。 相变成因说（中深源地震成因） （中源）脱水脆化机制: 由于脱水反应,介质脆性增加，同时流体孔隙压力增大,导致介 质有效正压力降低,使断层沿着已有断层面发生滑动成为可能 （深源）相变和热剪切不稳定机制：在 410km 间断面下，橄榄石相变为尖晶石，释放 出热量使得岩石塑形变形，从而发生热力蠕变，导致热剪切不稳定滑动。震源机制双力耦模型+ 双力偶模型 +-震源机制解（沙滩球） 震源物理 断层失稳模式（干模式） 膨胀－扩容模式 （湿模式）人工地震直达波理论时距曲线 折射波理论时距曲线 （参考天然地震） 三层介质折射波时距方程 t t 0 O A B C D S 直折 12 折 23V32  V12 V32  V2 2 X t  2h1  2h2 V3 V1V3 V2V3推广（多层） ：n 1 X tn   2 hk Vn k 1Vn2  Vk2 VnVk倾斜界面的折射波时距曲线t Tt02 t01 O1 h1 i i A B h2V1 V2M1 φM 2O2t下 t上 X sin(i   ) 2h1 cos i  V1 V1X sin(i   ) 2h2 cos i  V1 V1O1 激发，下倾方向接收。O2 激发，上倾方向接收。特殊情况： （ i +φ ）≥ 90°，即下倾方向无法接受。 i=φ ，即上倾时各点接受时间相同，方程为平行 x 轴的直线。 下部地层为低速层时无法被探测。因此，高速层会屏蔽下部地层。多层水平介质的反射波时距方程t 2hi i 1Vi cos  in对上式进行二项式展开等化简。t2 得n x2  ( t0 i ) 2   n  n  i 1 2   toiVi    t0i   i 1   i 1 n nVhi 1 ni平均速度：h ( i)  V i 1 iV ti 1 ni 0iti 10i当波的入射角度较小时，均方根速度与平均速度基本接近。倾斜界面的反射波时距方程t2 ( x  2h sin  )2  1 2h cos  2 ( 2h cos  )2 ( ) V共反射点法把在不同激发点、不同接收点接收到的来自同一反射点的地震记录进行叠加，压制干扰波。ti 基本原理：1 4h2  xi2 Vt0 = 2h / Vti  ti  t0t i  x2 2V 2 t 0动校正和水平叠加：观测系统的图示法时距平面法 综合平面法 可对剖面多点进行共反射点法。 数据输入 编排与选排:将不同炮点记录中共反射点的记录道挑出来构成共反射点道集。 初至切除、非正常道处理 静校正：通过处理把把点集移动至同一基准面上，排除地形影响与低速影响。 动校正、迭加深部地壳和上地幔探测近垂直反射剖面：观测靠近炮点附近的近垂直反射波，测线长 5～10km ，甚至更短。 广角反射剖面：测线在 60～200km 范围内, 莫霍面反射波能量强，易识别，但反映的是较 大范围的平均性质。 广角折射剖面：测线在 150～300km 范围内，接收上地幔的折射 P 波，推断上地幔结构。X2 — t2 方法参照实验壳内低速层成因：变质作用、岩石部分熔融、断层位移导致流体渗入、推覆构造 等。