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。n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，着重介绍地震学理论
2、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。n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；震源物理理论。4
3、、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 n研究领域：地球物理、岩石力学、计算地球科学n办公地址：地学楼401室n电话：15111337988n电
4、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）xxxxx y yx xy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。应力张量n物体中的应力状态是用应力张量来表示的。 xxxyxzijyxyyyzzxzyzzi=x,y,zj=x,y,zyxzxxy
5、yzz xy yx yz zy zx xzxyx y yx xy应变分析 xxxyxzijyxyyyzzxzyzz 应变张量i=x,y,zj=x,y,z11 泊松比yzx111213141516212223242526313233343536414243444546515253545556616263646566CCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCCxxxxyyyyzzzzxyxyyzyzzxzx 弹性理论的基本方程n弹性力学的基本方程n平衡方程n几何关系n形变连续方程n物理方程（本构关系）弹性理论的基本方程n平衡方程张量的形式Xi体积力弹性理论的基本方程n几
6、何关系弹性理论的基本方程n形变连续方程弹性理论的基本方程n形变连续方程弹性理论的基本方程n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 中国地震学家张衡中国地震学家张衡地震学家古登堡地震学家古登堡核幔边界的发现者核幔边界的发现者地震学家莫霍洛维奇地震学家莫霍洛维奇Mohorovicic地壳与地幔边界（莫霍面）的发现者地壳与地幔边界（莫霍面）的发现者地震学家杰菲里斯地震学家杰菲里斯Jeffreys杰出地震学家、地球动力学家杰出地震学家、地球动力学家地震学家里克特地震学家里克特里氏震级的发明者里氏震级的发明者n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
7、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。n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n爆炸对岩石介质的影响地震断层地震断层正断层正断层逆断层逆断层走滑断层走滑断层 压缩力压缩力 张性力张性力洋中脊（扩张边界）洋中脊（扩张边界）海沟（俯冲边界）海沟（俯冲边界）转换断层转换断层地震波的波长和振幅地震波的动力学特征n波前、波后和波面n波面具有相同相位振动的面地震波的动力学特征n根据波面，可分为球面波、柱面波、平面波等。n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（地震纵波（P P波）波）类似于空气中传播的声波类似于空气
8、中传播的声波纵波（纵波（P波）速度波）速度 地壳内地壳内6 km/s （弹性地球介质）（弹性地球介质） 地幔内地幔内 8 km/s 地核内地核内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，这就是地震的上下颠簸形式的震动，这就是地震P P波的作用。波的作用。地震横波地震横波（S S波）波）横波（横波（S波）速度波）速度 地壳内地壳内 4 km/s 地幔内地幔内 4.5 km/s （弹性地球介质）（弹性地球介质） 外核外核 0 内核内核 3.5 km/s 地震面波地震面波大地震发生之后，如果其震源很浅，在地震
9、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 3分量地震仪示意图分量地震仪示意图振动曲线和波形曲线n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n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目前，全球已经建立了覆盖比较良好的
10、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。络，可以实时监测确定地球任何角落发生的地震。地震图地震图垂直分量垂直分量垂直分量垂直分量南北分量南北分量东西分量东西分量南北分量南北分量东西分量东西分量台站台站KTJ台站台站AMJ惠更斯原理1. .介质中波动传播到的各点，都可看成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）。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以后的任意时刻这些子波的包络面就是新的波前。是新的波前。平面波平面波t+t+ t t时刻波面时刻波面u u t t波传播方向波传播方向t t 时刻波面时刻波面球面波球面波t+ t+
11、 t t由波源发出的，指向波的传播方向的射线为波线。振动相位相同的各点组成的曲面。某一时刻波动所达到最前方的各点所连成的曲面。平面波平面波球面波球面波 当波传播到两种当波传播到两种介质的分界面时，一介质的分界面时，一部分反射形成反射波，部分反射形成反射波，另一部分进入介质形另一部分进入介质形成折射波。成折射波。iir. .入射线、反射线和界面的法线在同一平入射线、反射线和界面的法线在同一平面上；面上；n1、反射定律. .入射线、反射线入射线、反射线和界面的法线在同一和界面的法线在同一平面上；平面上；. .反射角等于入射角。反射角等于入射角。iiriiiir. .入射线、折射线和界入射线、折射线
12、和界面的法线在同一平面上；面的法线在同一平面上；. .21sinsinuuri21n1u1n2n2u- -斯涅耳定律斯涅耳定律. .若若 u1 u2 时，时， i r，波从波疏媒质进入波，波从波疏媒质进入波密媒质，密媒质，折射线靠近法线折射线靠近法线。若若 u1 u2 时，时，i r，波从波密媒质进入波疏媒，波从波密媒质进入波疏媒质，质，折射线偏离法线折射线偏离法线。. .波进入介质后波进入介质后频率不变频率不变，而波长和波速发生，而波长和波速发生改变。改变。. .u u1 1/ /u u2 2（或（或n n2121) )为第二种介质相对第一种介质为第二种介质相对第一种介质的折射率。的折射率。
13、21sinsinuuri21n地震概念：震源、震中与震中距等地震概念：震源、震中与震中距等震中震中震源深度震源深度震源震源地球表面地球表面 震震 源：指地球内部发生地震的地方（实际上为一区域）；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； 震震 中：震源在地面上的投影点（区域），称为震中区；中：震源在地面上的投影点（区域），称为震中区； 极极 震震 区：地面上受破坏最严重的地区，称为宏观震中；区：地面上受破坏最严重的地区，称为宏观震中； 震震 中中 距：从震中到地面
14、上任何一点，沿地球表面所量得的距离。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（来源: 中国地震信息网）中国地震信息网）基本概念：基本概念：地震震级与地震烈度等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；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
15、区，烈度大小是不一样的。距离震源近，破坏就大，烈度就高；距离震源远，破坏，烈度大小是不一样的。距离震源近，破坏就大，烈度就高；距离震源远，破坏就小，烈度就低。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；六-七度：房屋破坏，地面裂缝；九七度：房屋破坏，地面裂缝；九-十度：房倒屋塌，地面破坏严重；十十度：房倒屋塌，地面破坏严重；十-十二十二度：毁灭性的破坏地震时地面受到的
16、影响或破坏程度；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；震中烈度：震中区的烈度；等等 震震 线：地面上相同烈度点的连接线。线：地面上相同烈度点的连接线。 （来源（来源: 中国地震信息网）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
17、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（里氏（RichterRichter）震级的确定震级的确定ML=logA+2.76log-2.48目前，由于地震观测技目前，由于地震观测技术的发展，观测仪器的术的发展，观测仪器的不同，所用确定震级的不同，所用确定震级的公式形式上与上述公式公式形式上与上述公式相近，但系数相近，但系数P P、QQ、R R依地震记录仪器的不同依地震记录仪器的不同而不同：而不同： MML L=P PlogA+logA+QQloglog+ +R R这里：这里：A A为仪器记录地震为仪器记录地震P P（或（或S S）波的最大振幅，
18、）波的最大振幅， 为台站震中距为台站震中距 地震震源的确定：简单来讲，利用地震台地震震源的确定：简单来讲，利用地震台站观测到的地震站观测到的地震P P波与波与S S波的时间差波的时间差，乘以，乘以地震波表面视速度地震波表面视速度V V（一般为（一般为8 8公里每秒），公里每秒），即可确定地震台站与地震源间的距离，同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。们即可以确定震源的具体位置。震相nP震相和S震相n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
19、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。 n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。 n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。 n震相n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
20、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。 n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。 震相n地核震相地核震相n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。SKPPK
21、P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。 n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则表示地震波是以横波的形式穿过内核的。 时距曲线n旅行时间地震波的传播时间。n震中距震中与地震台站之间的距离。n时距曲线地震波旅行时间与震中距之间的关系曲线。地球探测地球探测地球内部分层构造地球内部分层构造我们还可以知道什么？我们还可以知道什么？地球内部的：地球内部的：n速
22、度速度 n密度密度 n衰减衰减n不均匀性不均匀性n各向异性各向异性n分分层层InnercoreOutercoreMantle地球内部的三维结构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。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。9.119.11事件及其地震记录事件及其地震记录地震勘探地震勘探（寻找石油、矿产、地下水等）（寻找石油、矿产、地下水等） 地表地表人工地人工地震震源震震源 地震检波器地震检波器 反射面反射面
