应用地球物理导论ppt教程.ppt

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1、应用地球物理导论,陈运平 主讲,教材及参考书,1、王秀明 应用地球物理方法原理，石油工业出版社，2000。 2、恽玲聆等，地球物理学原理及应用，南京大学出版社，1987。3、傅承义等地球物理学基础，科学出版社，1985。4、史謌地球物理学基础，北京大学出版社，2002。5、刘光鼎地球物理引论，上海科学技术出版社，2005。,课程的性质和任务,应用地球物理导论是地质工程专业的选修课。 通过该课程的学习，使学生掌握地球物理学的基本原理，懂得地球物理学在勘探石油、矿产、水资源等自然资源以及其它学科应用中一般的技术和方法。 本课程在教学中，主要讲述地球物理学各个学科分支的基本原理及其应用，着重介绍地震

2、学理论及地震勘探技术。 本课程理论性和实践性都比较强，学生在学习本课程时，要求具有一定的数理知识，以及基础地质学方面的先行基础知识。,课程的要求,要求学生了解和掌握有关地震学、震源物理、重力学、地磁学、地电学和地热学等方面的概念和基本原理，以及作为探测手段，各种地球物理方法的工作原理、方法技术和实际应用。,课程的基本内容,1、地震波传播理论：弹性理论简介；地震波的形成，性质和类型；地震波的反射和透射；震相。2、地球内部构造：地壳、地幔和地核；地球内部的物质组成；地球的非弹性；宽频带数字地震观测与地球动力学。3、地震位错和震源物理： 地震断层和震源机制；大地震破裂过程；地震前兆和地震预测；震源物

3、理理论。4、地震勘探：地震勘探的基本方法；地震探测的野外工作方法；人工地震探测深部地壳和上地幔。,课程的基本内容（续）,5、 重力学：地球的重力场；地壳均衡；重力测量和重力仪；重力改正和重力异常；重力资料在地壳构造研究中的应用。6、地磁学和古地磁学：地磁场的基本概念；磁法勘探；古地磁学的基本原理和工作方法；古地磁的应用。7、地电学：大地电场；大地电磁测深的原理和应用。8、地热学：热传递的物理基础；大地热流密度；岩石圈的热-流变结构。,学习重点,地震学理论及其应用,考核方式,期末递交总结报告,主讲教师陈运平联系方式,研究领域：地球物理、岩石力学、计算地球科学办公地址：地学楼401室电话：1511

4、1337988电子信箱：,第一章 地震波传播理论,第一节 弹性理论简介,第一章 地震波传播理论,应力与应变1、应力分析有关应力的几个概念体积力作用于物体内每一点上，如重力、热应力。面力仅仅作用在物体的表面上，如两个运动表面之间的摩擦力。,第一节 弹性理论简介,第一章 地震波传播理论,正应力垂直于物体内某个给定平面并作用于此平面上的力。切应力平行于物体内某个给定平面并作用于此平面上的力。,有关应力的几个概念（续）,拉为正,压为负,应力分量的正负号约定,正应力,使微元或其局部顺时针方向转动为正；反之为负。,切应力,过一点不同方向面上应力的集合，称之为这一点的应力状态。,应 力,指明,应力状态,应力

5、张量,物体中的应力状态是用应力张量来表示的。,i=x,y,zj=x,y,z,应力张量,平面应力状态,单向应力状态,纯剪应力状态,应变分析,应变张量,i=x,y,zj=x,y,z,应力应变关系, 泊松比,应力应变关系,应力应变关系,广义胡克定理,弹性理论的基本方程,弹性力学的基本方程平衡方程几何关系形变连续方程物理方程（本构关系）,弹性理论的基本方程,平衡方程,张量的形式,Xi体积力,弹性理论的基本方程,几何关系,弹性理论的基本方程,形变连续方程,弹性理论的基本方程,形变连续方程,弹性理论的基本方程,物理方程（本构关系）,第一章 地震波传播理论,第二节 地震波的形成和类型,中国地震学家张衡,地震

6、学家古登堡核幔边界的发现者,地震学家莫霍洛维奇Mohorovicic地壳与地幔边界（莫霍面）的发现者,地震学家杰菲里斯Jeffreys杰出地震学家、地球动力学家,地震学家里克特里氏震级的发明者,地震波是地震发生时由震源向四周传播的弹性波。地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，形成波源。地震波到达地面时，将引起地面振动，造成破坏。地震波是弹性波。,第二节 地震波的形成和类型,第二节 地震波的形成和类型,爆炸对岩石介质的影响,地震断层,洋中脊（扩张边界）,海沟（俯冲边界）,转换断层,地震波的波长和振幅,地震波的动力学特征,波前、波后和波面,波面具有相同相位振动的面,地震波的动力学特征,根据

7、波面，可分为球面波、柱面波、平面波等。地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。,地震纵波（P波）类似于空气中传播的声波,纵波（P波）速度 地壳内6 km/s （弹性地球介质） 地幔内 8 km/s 地核内11 km/s,大地震发生时，震中附近的人们首先会感觉到一个强烈的上下颠簸形式的震动，这就是地震P波的作用。,地震横波（S波）,横波（S波）速度 地壳内 4 km/s 地幔内 4.5 km/s （弹性地球介质） 外核 0 内核 3.5 km/s,地震面波,大地震发生之后，如果其震源很浅，在地震S波之后，会有一个速度略小于S波，大约为S波速度0.9倍的面波紧随其后，沿着地表传播，由于面波

8、的衰减比体波要小，所以能够传播得更远，时间持续得更长，地震面波的传播特征，某种程度上可以类比于海面上的波浪传播，既有上下震动，又有水平摇晃。,瑞雷波,勒夫波,3分量地震仪示意图,振动曲线和波形曲线,振动曲线波在传播过程中，质点只是绕着平衡位置振动，某个质点的振动位移对时间的函数u=u1(t)就是振动曲线,振动曲线和波形曲线,波形曲线各个质点在某一时刻的振动位移。,宽频带三分量地震仪,全球地震台网分布,目前，全球已经建立了覆盖比较良好的地震观测网络，可以实时监测确定地球任何角落发生的地震。,地震图,垂直分量,垂直分量,南北分量,东西分量,南北分量,东西分量,台站KTJ,台站AMJ,惠更斯原理,克

9、里斯蒂安惠更斯(Christian Haygen，16291695)荷兰物理学家、数学家、天文学家。1629年出生于海牙。,惠更斯对力学的发展和光学的研究都有杰出的贡献，在数学和天文学方面也有卓越的成就，是近代自然科学的一位重要开拓者。,惠更斯原理,1.介质中波动传播到的各点，都可看成发射球面子波的子波源（点波源）。,2.以后的任意时刻这些子波的包络面就是新的波前。,平面波,球面波,复习：波动中的几个概念,1.波线,由波源发出的，指向波的传播方向的射线为波线。,2.波面,振动相位相同的各点组成的曲面。,3.波前,某一时刻波动所达到最前方的各点所连成的曲面。,平面波,球面波,波的反射与折射,当波

10、传播到两种介质的分界面时，一部分反射形成反射波，另一部分进入介质形成折射波。,.入射线、反射线和界面的法线在同一平面上；,1、反射定律,.入射线、反射线和界面的法线在同一平面上；,波的反射与折射,.反射角等于入射角。,2、折射定律,.入射线、折射线和界面的法线在同一平面上；,.,-斯涅耳定律,.若 u1 u2 时， i r，波从波疏媒质进入波密媒质，折射线靠近法线。,若 u1 u2 时，i r，波从波密媒质进入波疏媒质，折射线偏离法线。,.波进入介质后频率不变，而波长和波速发生改变。,.u1/u2（或n21)为第二种介质相对第一种介质的折射率。,3、注意几点,地震概念：震源、震中与震中距等,震

11、中,震源深度,震源,地球表面,震 源：指地球内部发生地震的地方（实际上为一区域）；震源深度：将震源视为一点，此点到地面的垂直距离，称为震源深度；震 中：震源在地面上的投影点（区域），称为震中区；极 震 区：地面上受破坏最严重的地区，称为宏观震中；震 中 距：从震中到地面上任何一点，沿地球表面所量得的距离。,（来源: 中国地震信息网）,基本概念：地震震级与地震烈度等,地震震级：根据地震仪测得的地震波振幅，来表示地震释放能量大小的一种量度。有两种标度形式：体波震级（里氏震级）和面波震级；地震烈度：地震烈度是指地面及房屋等建筑物受地震破坏的程度。对同一个地震，不同的地区，烈度大小是不一样的。距离震源

12、近，破坏就大，烈度就高；距离震源远，破坏就小，烈度就低。小于三度：人无感受，只有仪器能记录到；三度：夜深人静时人有感受；四-五度：睡觉的人惊醒，吊灯摆动；六度：器皿倾倒、房屋轻微损坏；六-七度：房屋破坏，地面裂缝；九-十度：房倒屋塌，地面破坏严重；十-十二度：毁灭性的破坏地震时地面受到的影响或破坏程度；震中烈度：震中区的烈度；等 震 线：地面上相同烈度点的连接线。 （来源: 中国地震信息网）,震相,在地震图上显示的性质不同或传播路径不同的地震波组叫震相。各种震相在到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等方面都各有它们自己的特征。震相特征取决于震源、传播介质和接收仪器的特性。由于这些波组都有一定的

13、持续时间，所以不同震相的波形互相重叠，产生干涉，使地震图呈现出一幅复杂图形，以致在一般情况下，只能识别震相的起始。地震学的任务之一就是分析、解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相特征测定地震的基本参数，研究震源的力学性质和探讨地球内部构造等。,里氏（Richter）震级的确定,ML=logA+2.76log-2.48,目前，由于地震观测技术的发展，观测仪器的不同，所用确定震级的公式形式上与上述公式相近，但系数P、Q、R依地震记录仪器的不同而不同： ML=PlogA+Qlog+R这里：A为仪器记录地震P（或S）波的最大振幅， 为台站震中距,地震震源的确定：简单来讲，利用地震台站观测到的地震

14、P波与S波的时间差，乘以地震波表面视速度V（一般为8公里每秒），即可确定地震台站与地震源间的距离，同时利用多个（最少三个）台站的数据，我们即可以确定震源的具体位置。,震相,P震相和S震相分别代表来自震源的两种体波。在P震相中，质点沿着波的传播方向运动。在震中距为105的范围以内，P震相是地震图上的初至震相。其后是S震相，它的振幅、周期都比P震相大，质点运动垂直于传播方向。S波可分为SV和SH两种成分。SV的质点振动限定在竖直的入射面内，而SH的质点振动则在水平方向。 对于浅源近地震，从震源经过地壳上层(花岗岩层)传播到地表的直达波，用Pg和Sg表示。在地壳上下层分界面（康拉德界面C）上传播的首

15、波用P*和S*表示。莫霍界面M上的首波用Pn、Sn表示，该面上的反射波用P11、S11表示。 当震源位于花岗岩中时，在一定距离内可以观测到Pg 、 Sg 、Pn、Sn、P*、S*、P11、S11等震相。,震相,体波传至地球表面可发生一次或多次反射。在反射时如不改变其波的性质,则反射后的震相分别用PP、PPP、SS、SSS等表示。反射后，波的性质也可以发生转换，如SP、PPS等,SP震相表示入射到地表面时为S波，经过反射后转换为P波。 在地核-地幔界面上反射的波用PcP、ScS、PcS、ScP等表示。这类震相可以在近震的地震图上出现，在震中距为3040时甚为显著。它们是研究地核界面的重要震相。,

16、震相,地核震相穿过地核又回到地面的体波称为地核穿透波，相应的震相称为核震相。外核只能传播纵波,以K表示在外核中传播的那部分纵波。PKP、SKS、PKS、SKP分别表示4种不同的地核穿透波。当地核穿透波在地核界面内反射时用KK表示，于是有SKKS、SKKP。SKPPKP表示SKP在地球表面的一次反射。这些核震相在地震图上已经被观测到。PKP出现在大于142的距离上，SKS在震中距大于84时，出现在S之前，容易与S震相混淆。 地球的内核既能传播纵波，也能传播横波。在内核内部的纵波用I表示，地球内部的横波用J表示。PKIKP是穿过内核，在传播中没有改变性质而入射到地球表面的P波，PKJKP则表示地震

17、波是以横波的形式穿过内核的。,时距曲线,旅行时间地震波的传播时间。震中距震中与地震台站之间的距离。时距曲线地震波旅行时间与震中距之间的关系曲线。,地球探测,地球内部分层构造,我们还可以知道什么？,地球内部的：速度 密度 衰减不均匀性各向异性分层,地球内部的三维结构,宽频带地震观测是大陆动力学研究的一支重要力量，主要是利用地震波探测岩石圈的组成。 比较成熟的方法有：地震层析成像、接收函数、剪切波分裂等。,宽频带地震观测,迄今全球核爆炸分布图,冷战期间，地震记录是作为监测核爆的唯一手段，达成了美苏两大战略集团的核均衡；即使今天，地震记录同样是世界各国进行核爆监测最为有效的手段。,9.11事件及其地震记录,地震勘探（寻找石油、矿产、地下水等）,地表,人工地震震源,地震检波器,反射面,