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 (1—G) 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。 ■ E Vp [ p(1 + 6(1 — 2g) Vs = 2p(1 + g) 1_(1—①)① + V V V m l 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 12 A 2 12 h2 -0 2. 反射波（

2、P11 SQ v；A2 + (2 H — h)2 V 12 A 厂(2 H — h)2 0 3. 折射波(PS)条件： V2 > V1 全反射 sin i0 = V1/ V2 (a2= 90°) n n 2 1 0 12 2 折射波的特点① 在界面上以V2速度滑行② 存在盲区，A。= (2H- h) tg i0③ 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 i r sin i 厂 P 一射线参数 0 0 = = p V V (r) 0 5・3本多夫定律（射线参数与走时曲线的关系） 1.本多夫定律:

3、 dt r sin i 厂 = A = P de V 0 5.5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

4、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 ②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

5、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、折射波理论时距曲线 1多层介质折射波时距方程: t = F 2h 1 V VV 2 ] 2 t = X + n V k V V n k=1 n k 2倾斜界面的折射波时距曲线 X sin(i +0) 2h

6、 cos i t = + i- 下 V V 1 i X sin(i-0) 2h cos i t = + 2 上 V V 1 1 测到 三、反射波理论时距曲线 、\； (2h)2 + x2 V 1 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，只能在盲区之外才能观 v *=dx=v, 1+(彳)2 dt 1 冷 x

7、 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 + 4h2 i V 2h V x 2 V 2t 2 0 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A

8、t I 将一系列来自共反射点的反射波记录中的反射波走时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①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②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③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

9、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 R^dr = Gm 8 r 2 R Mm F(r) --G e 引力场强度 F (r)--G —e r 2 r r 2 r 地球引力 离心力场强度 C =① 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)

10、 r 2 M 正常重力场 g 二 g (1 + 卩 sin 2 ©-卩 sin 2 2 © ) 0 e 1 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 ） = G J pG （r）r2dr p r2 0 p 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： M f （o） = G = 3.30 m gal r 2 L 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

11、F =3 2 X 0.73R = 3.3 mgal 太阳引力 S离心 G = 599 mgal r 2 s 用摆重力测量重力g=d自由落体 T t - r 2 / cos 2 a L ~ 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 =

12、§ g +§ g +§ g B H T Z 高度改正（6gH） 地形改正（6gT） 5 儿=>H = GH 5g = G J2 JJhj 竺 p da dp d匚 T 0 0 0 (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)32 0 0 =—2 兀 G G H 山区：GH +GT =G T 海底柱体：1.027 H+o( T—H G 0 H = A G - t 山根 /)= °0T G ) 0 反山根 (G 0 - 1 .027 ) H ' = A G - t '