地球物理地震学知识点小结文档格式.docx
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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<
100km
近震:
100km≤Δ<
1000km
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:
线应变:
ΔL/L
体应变:
ΔV/V
剪切应变:
Δl/l=1/2*tgθ
应变张量:
1杨氏模量—E
2体变模量—K
3切变模量—μ
4拉梅系数—λ、μ
5泊松比—σ
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
横波波速
纵波速度大于横波速度:
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:
当β2=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<
1000km)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
射线走时方程
本多夫定律
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:
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。
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
推广(多层):
倾斜界面的折射波时距曲线
O1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
对上式进行二项式展开等化简。
得
平均速度:
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
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:
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。