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(depthoffocus)：震源至震中的距离震中距（distantofepicentre)：震中至台站的距离发震时刻(originaltime)：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：Δ100km近震：100km≤Δ1000km远震：1000km≤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。应力张量：xxxyxzyxyyyzzxzyzz线应变:ΔL/L体应变:ΔV/V剪切应变:Δl/l=1/2*tgθ应变张量：31121121313122221232333123132311()()2211()()2211()()22uuuuuxxxxxuuuuuExxxxxuuuuuxxxxx1杨氏模量—E2体变模量—K3切变模量—μ4拉梅系数—λ、μ2,,,,,()iiiiijijixyzijxyzij5泊松比—σlldd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2pV横波波速sV纵波速度大于横波速度：12spVV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。斯涅尔定律:121211212sinsinsinsinsinPPPSSVVVVV当β2=90时为转换波，可沿界面一直传播。入射P波αVp1Vs1Vp2Vs2α1β1α2β2反射P波反射S波透射P波透射S波近震震相及走时方程近震(Δ1000km）主要震相直达波反射波折射波远震震相及走时方程P：地幔P波K：外核P波I：内核P波S：地幔S波J：内核S波c：核幔边界反射（CMB）i:内外核界面反射Pdif：绕射波射线参数PrVirVir)(sinsin000射线走时方程drPVrVrtdrPVrrPRrRrpp222222222本多夫定律PVirddt000sin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）原理：)()(pprVrP110111()ln()pRPchdrP得出rp(θ)，最终求出V[rp(θ)]。地震成因断层成因说（弹性回跳）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。DDD1D2震源机制双力耦模型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tOABCDSt0直折12折23双力偶模型+-+-震源机制解（沙滩球）22223132123132322VVVVXthhVVVVV推广（多层）：22112nnknkknnkVVXthVVV倾斜界面的折射波时距曲线1112cossin()hiXitVV下O1激发，下倾方向接收。2112cossin()hiXitVV上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。iih1h2V1V2tO1O2t01t02ABTM1M2φ多层水平介质的反射波时距方程niiiiVht1cos2对上式进行二项式展开等化简。得222012011()ninnioiiiiixtttVt平均速度：011011nniiiiinniiiiihVtVh()tV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22222122t(xhsin)hcos(hcos)()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。基本原理：2241iixhVt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t0=2h/V0tttii0222tVxti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。