天然地震-2.ppt

三、震相及走时方程,震相,,地震波传播到地震台时，地震仪则把地面振动分解成南北、东西、上下三个分量经放大器放大后记录在图纸上，得到地震图或称天然地震记录开展地震学研究首先需要在地震记录上识别地震震相和地震波走时 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结构等震相：就是在地震图上显示的性质不同或传播路经不同的地震波组各种震相在到时、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 震相特征取决于地震波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图上主要震相有三大类：纵波类、横波类、面波类由于地球分层结构和曲率影响，不同震中距范围内，所观测到的震相种类，初至震相以及性质特征均不同近震震相,在近震范围内出现的震相称近震震相 直达纵波P 直达横波S 反射纵波(P11) 反射横波（S11） 折射纵波(Pn) 折射横波(Sn) 瑞利面波LR 勒夫面波Lq,对地震波的震相及其特征的研究首先要识别出各种地震波，其地震波到达时间（走时）是关键，而走时研究的理论基础是走时方程。

近震走时方程,直达波 直达波走时曲线在t坐标系中是双曲线，当h=0或h<< 时，，它是过坐标原点的直线，也是双曲线的渐近线,反射波（P11,S11） 在t-坐标系中反射波走时曲线是双曲线,,折射波（Pn,Sn） 地震波入射到莫霍面上，由于地幔速度大于地壳速度，当入射角度达到临界角时，即产生折射 折射波射线路径分为三段：OAABBS,,ttt,为穿透速度 波盲区为：,走时曲线：将上面各波的走时方程所决定的走时曲线集中在一张图上，称做近震走时曲线（取h=0，Vp=6.lkm/S)也可制作成表格，叫走时表走时曲线或走时表都是供分析震相和地震参数测定时使用一般来说，各地区应该根据本地区大量地震资料分析、计算、归纳出适合本地区的走时曲线(走时表)，以此更符合实际的测定参数速度递增介质中的走时曲线,远震震相及走时表 远震分析是研究地球内部结构及性质的重要手段，同时又可以侦察地下核爆破，就体波震相而言，远震震相较近震震相多而且复杂，同时，地震波射线经过路程长，地球内部介质不能视为均匀介质，这时射线不是直线而是曲线了 地球结构大致分为三层(地壳、地慢和地核)，相应地远震震相分成下面几种:,对于深源地震，其一次反射波的反射点往往在震中附近，叫做震中附近的反射波，记pP, PP，sP, sSS等，小字母表示在地表反射之前的波，大字母表示反射之后的波。

反射前的射线比反射后的射线长度要小得多深源地震地表面反射,M面(莫霍洛维奇面)的转换波 PS(SP)：来自地慢P（S）波入射到M面后转换成S(P)波，见图，SP波是S波在地表反射转换成P波之后又在M界面上反射而到达观测点的，见图 以上震相是研究地壳和地慢结构的重要震相,转换波,A、通过地球外核波表示PKP, PKS, SKP..K表示P波进入外地核那一段射线 B、通过地球内核纵波PKIKP；通过地球内核的横波PKJKP地核穿透波,C、地核内界面的反射波，FKKP，SKKS反射二次的纵波用PKKKP（P3KP）；反射二次的横波SKKKS(S3KS)，以此类推用PNKP表示反射N一l次纵波 D、地核外界面的反射波用PcP,ScS,PcS,ScP等其中小写c表示在地核表面经过一次反射 它们是研究地核性质的重要震相,地核面反射,,,地核震相走时曲线,J-B表,J-B表是上述各种震相的运动学规律的反应，是远震分析的基本工具是杰弗瑞斯(Jeffreys)和布伦(Bullen)于1940年根据全球大量地震的资料，用数理统计方法编制出来的J-B表对揭示地球内部的速度变化起着重要的作用四、地震参数测定,天然地震仪工作原理,,观测天然地震的地震仪主要由两部分组成，一是接收外界振动的拾震器;一是显示信号的记录器;它的任务是将拾震器接收到的地震信号用图像（数字）显示出来，以便迅速测定这次地震的参数 我国现在可以自制各种类型的地震仪。

目前，各台站普遍应用的有监视近震的短周期地震仪DD-1型，监视远震长周期宽频地震仪DK-1型拾震器利用电磁感应原理 ；记录器是一个将电能转换为机械能的装置,任何地面上质点振动都可以分解成三个固定方向上的位移：垂直向和南北向及东西向所以地震仪一般都要备有三个拾震器，一个垂直拾震器和二个水平拾震器，分别接收该点的上下、东西、南北向位移分量在安装这三个拾震器时要注意做到：使其南北向起始振幅(位移)在地震图纸上显示为上北、下南;东西向显示为上东、下西;垂直向显示上即上、下即下地震参数确定方法,地震参数是指震中位置(，)、震源深度h、发震时间T和地震震级M前三个参数主要是利用波的到时来测定，地震震级的测定则需要地震波的振幅和周期确定震中,震中位置的测定: 均匀介质、界面为水平的情况下、直达波的走时方程为：,,略经变换后 上式描述的是以台站(xi，yi)为中心,V(S-P)为半径的震源(X;Y;h)的球面方程组，n个方程代表n个球面，每个球面都是可能的震源位置，那么,求解方程组，即得到这些球面的交汇点，即震源的空间位置,,发震时间的测定： 当已知某台的震中距时，便可在事先作好的走时表中查出P(S)波的走时，用S波的到时减去P波的走时，便是发震时间。

震级的测定：,1935年，里希特(CFRiChter)在研究美国加利福尼亚地震时，发现许多台记录到的同一次地震的最大幅B随震中距的增大而减小；并且在lgB-坐标系中，不同的两次地震所构成的曲线纵坐标只是差一个常数,希特把震中距为100Km处，由标准震仪(静态放大倍数为2800)观测到的最大振幅为1m的地震作为零级地震(能量约1012erg)将另外的地覆与它的振幅对数之差定义为该地震的震级，以ML来标记，即: ML=lgB-lgB* B*为零级地震的振幅，lgB*称为原始起算函数(有表可查)我国用的地震仪不是标准地震仪，因此;就不能直接用上式计算震级，必须将标准地震仪公式换算成一般地震仪的计算公式经过转换后得到一般地震仪求地震震级的计算公式为： ML=lgA-R1() (中长周期) ML=lgA-R2() (短周期) 式中 A 一般地震仪测的地动位移; R()标准地震仪推广为一般地 震仪后的起算函数,仪器类型不同，起算函数不同，这里R1() 和R2()分别为中长周期和短周期地震仪的起算函数 上述方法计算的地震震级称为里氏震级，ML记为体波震级，也可用面波来测定震级，记作Ms, 两者关系有经验公式： Ms=1.13ML-1.08,用震级来表示地震的强弱是个比较客观的标度方法(相对烈度而言)，但是，在地震发生时，岩石所积累的应变能不仅以波的形式释放出来，而且还会以热能、机械能(错动、破裂)等形式释放出来。

也就是说地震波的能量仅是地震本身能量的一部分，何况在用震级表示地震能量的时候，仅仅是考虑了一种波(体波或面波)的能量，所以采用地震波能量大小标度地震本身能量强弱是不精确的。