天然地震-2

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,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,(P,11,),反射横波（,S,11,）,折射纵波,(P,n,),折射横波,(S,n,),瑞利面波,L,R,勒夫面波,L,q,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（,P,11,S,11,）,在,t-,坐标系中反射波走时曲线是双曲线,折射波（,P,n,S,n,）,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：,OA,AB,BS,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。,Pg,PmP,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,(C,F,RiChter),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,1,m,的地震作为零级地震,(,能量约,10,12,erg),。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,M,L,来标记，即,:,M,L,=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：,M,L,=lgA,-R,1,(,),(,中长周期,),M,L,=lgA,-R,2,(,),(,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，,M,L,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=1.13M,L,-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。,注意,