地球物理小结

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1、地震学（Seismology）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。E (1G)地震波类型：体波（横波和纵波）和面波（瑞利波和勒夫波） 实验发现，若形变不超过一定限度，应力和应变成正比，称为虎克定律。 EVp p(1 + 6(1 2g)Vs =2p(1 + g)1_(1) + V V Vml波速影响：1.波速与介质密度的关系2. 孔隙度卩3. 埋藏深度与地质年代4. 温度压力及其他因素近震走时方程1.直达波p,S 曲线特征：双曲线12A 212h2-02. 反射波（P11 SQv；A2 + (2 H h)2V12 A厂(2 H h)203. 折射波(PS)条件：V2 V1 全反

2、射 sin i0 = V1/ V2(a2= 90)n n210122折射波的特点 在界面上以V2速度滑行 存在盲区，A。= (2H- h) tg i0 在一 定范围之外，折射波会比直达波先到达观测点，成为第一个到达的波，因此也称为首波r sin ir sin i厂P 一射线参数00 = = pVV (r)053本多夫定律（射线参数与走时曲线的关系）1.本多夫定律:dt r sin i 厂=A = Pde V05.5计算地球内部速度的两种方法：古登堡方法（拐点法）2.赫格罗茨一维歇尔特法（H-W法）6.4地球介质的Q值（1）品质因子Q值定义:一个周期内（或一个波长的距离内）振动所消耗的能量AE与

3、总能量之比（即相对消耗量）的倒数 介质的Q值越大，能量的耗损量越小，介质则越接近完全弹性。（2） Q值与衰减系数的关系：7地震模型与现代构造应力场：一、地震成因1断层成因说（弹性回跳）2.岩浆冲击说3.相变成因说-中深源地震成因三、震源物理：震源物理是研究地震孕育、发生、发展的物理过程和所涉及的物理 现象。1断层失稳模式（干模式）2.膨胀一扩容模式（湿模式）3.地震前兆 8数字地震学研究进展几种地震学方法基本原理和应用:1.地震层析成像方法（Tomography）2接收函数分析方法（Receiver function）3 面波频散成像方法（Surface Wave Dispersion）4背景

4、噪音面波成像方法（Ambient Seismic Noise）5剪切波分裂分析方法（S wave splitting Analysis ）影响地球内部速度结构的主要因素：物质组成的非均匀性；物理场变化（温度压力）；构造 非均匀性第二章人工地震采用人工方法激发地震波，沿测线在不同位置用地震探测仪器检测地面振动，接收地 震波信号。时距方程：地震波传播的时间（t）与炮检距（X）的函数关系，又称走时方程。时距曲线：将时距函数关系表示为t - X直角坐标系中的关系曲线，也称走时曲线。因为人工地震比天然地震少了参数h,所以方程和时距曲线与天然地震有所不同。一、直达波理论时距曲线X “ 叔 2 - V 2二

5、、折射波理论时距曲线1多层介质折射波时距方程:t = F 2h 1VVV2 2t = X +n Vk V Vnk=1n k2倾斜界面的折射波时距曲线X sin(i +0)2h cos it =+i-下VV1iX sin(i-0)2h cos it =+2上VV11测到三、反射波理论时距曲线、； (2h)2 + x2V1反射界面越深（h f），视速度越大（V*t），时距曲线越平缓。2、多层水平介质的反射波时距曲线:在第n个界面反射并到达地面的地震波走时为通过各折射波方法应用：可用于研究剖面的分层结构、界面起伏、及下伏层的速度。折射波法缺点：不能探测低速层，不适用于倾角较大的地层勘探，只能在盲区之

6、外才能观v *=dx=v, 1+(彳)2 dt 1 冷 x四、共反射点法（原理）1、基本思路：利用多次叠加压制干扰波共反射。叠加就是把在不同激发点、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。起到压制多次波和各种随机干扰的作用，提高信噪比和地震剖面的质量。走时方程为：V、/4 h 2 + x 2共反射点时距曲线与普通反射波时距曲线具有相同的形式普通反射波（共炮点）时距曲线反映地下一段反射界面共反射点时距曲线仅反映反射界面的一点1 .At 二x2 + 4h2i V2hVx 2V 2t 20各接收点的走时相对于共中心点回声时间的时差，称为正常时差At I 将一系列来自共反射点的反射波记录

7、中的反射波走时ti减去校正值, 使共反射点波列的走时都相同为t0这个过程叫动校正。动校正之后，进行叠加。动校正之后，进行叠加。叠加过程中，压制了干扰波，增强了有效波。人工地震勘探勘探地震数据采集：测线布置与观测系统；地震波的激发与接收勘探地 震数据处理：动静校正和共中心点迭加；速度分析和数值滤波地震时间剖面解释：地层 厚度变化及接触关系；构造形态及其特征；地层层序分析和岩性解释第三章重力(Gravi ) g( p)二 F ( p ) + C ( p )gravity potential又称“重力势”在重力场中，单位质量质点所具有的能量称为此点的重力 位。它的数值等于单位质量的质点从无穷远处移到

8、此点时重力所做的功。常用符号W表示。它和通常所说的位能有所区别：越靠近地球表面重力位越大，而位能在一定范围内）越离开地球越大。=S Rdr = Gm8 r 2RMmF(r) -Ge引力场强度F (r)-G er 2 rr 2 r地球引力离心力场强度C = 2R cos 沁 3.39cos x 10-2(m/s2)=3.39cos (gal)重力位W = U + V = GJ dm +1 o 2(X2 + y2) r 2M正常重力场g 二 g (1 + 卩 sin 2 -卩 sin 2 2 )0e1由于地球内部特别是外层的质量分布不均匀，使得大地水准面不规则，与理想地球椭球体 面有偏差。可利用重

9、力测量之，具体而言比如可以利用卫星轨道的摄动。地球内部重力场c 4兀（、貝f （r ） = GJ pG （r）r2drpr20p二固体潮 起潮力：月球引力、惯性离心力和太阳引力的矢量和月球在月地连线上各点产生的引力强度：Mf （o） = G= 3.30 m galr 2L月球在垂直月地连线方向上各点产生的引力强度惯性离心力F =3 2 X 0.73R = 3.3 mgal太阳引力S离心G= 599 mgalr 2s用摆重力测量重力g=d自由落体T t-r 2 / cos 2 aL 3.30 m gal四重力改正与重力异常重力改正：重力测量是在地球自然表面进行的，大多数情况下是在距海平面不同的高

10、度上 进行的。为了进行对比，就得将各测点上观测的重力值换算到同一水平面上。重力异常:在地表某一点的重力观测值通过重力改正后，与该点正常重力值的差值，就是重 力异常值1.布格改正：（1）高度改正（6gH）（2）地形改正（6叩（3）中间层改正（6gz） g = g + g + gBHTZ高度改正（6gH）地形改正（6gT）5 儿=H = GH5g = G J2 JJhj竺 p da dp d匚T000(p 2 + s 2)3 2中间层改正（6gz）2均衡改正与均衡重力异常普拉特模式 爱利模式=-G g 北 d 工 P?P、(p 2 + s 2)320 0=2 兀 G G H山区：GH +GT =G T 海底柱体：1.027 H+o( THG 0 H = A G - t山根/)= 0TG )0反山根(G 0 - 1 .027) H = A G - t