地震概论复习ppt精要.ppt

波动基本性质 波在传播介质的界面上能产生反射和折射 弹性波叠加时遵守波的叠加原理 两束或两束以上的同频波叠加时能产生干涉现象；能量汇集形成驻波 弹性波在传播过程中遇到障碍物边缘或孔洞时将发生弯折现象，称为波的绕射（衍射）； 某些波具有偏振现象，既传播介质质点的振动发生在垂直于传播方向的平面内 波在传播过程中会有幅值衰减的现象。 介质的弹性性质(elastic)： Rheology（流变学） Property 主要简化和基本理论 1、地震波的复杂性 包含有纵波和横波； 地球内部介质不均匀，有界面，内外物质力学性质差别大； 地球介质是非完全弹性的； 天然地震的震源过程本身也相当复杂， 2、分析地震波时的主要简化假设 忽略次要因素，突出主要因素，使问题简化、易于处理，从而得出地震波在地球中传播的基本规律。我们可以把地球介质简化为均匀连续、各向同性的、完全线弹性的连续介质。 光学中的Fermat定理: “光在介质中传播的路径为走时（travel-time)最小的路径” 地震学中的Fermat定理: 地震波在介质中传播的路径为走时最小的路径. 1）天文—大地测量数据：地球半径Ｒ＝6371ｋｍ，质量M=5.974×1024g地球转动惯量系数Y=1/MR2=0.33.这些数据虽然不能揭示地球内部的密度分布，却可以对密度分布施加限制； 2）地震体波数据：PREM使用1964-1975年国际地震中心（ISC）报告，计26000个事件约200万条P波和25万条S波走时数据。这些数据是建立地球P波速度模型和S波速度模型的基础资料。 3）地球自由震荡和长周期面波数据。自由振荡资料经过功率谱计算，可得到1000个以上的本征频率，滞弹性参数主要依靠这些数据获得。周期为50-200s长周期面波对于揭示地幔速度结构起了重要作用。 （1）按测震仪所记录地面运动的周期范围分类 ①短周期测震仪：频带处在高频干扰和海浪干扰之间的测震仪叫做短周期测震仪。 ②中长周期宽频带测震仪：由于地震噪声干扰的影响，使得灵敏度很高、频带很宽的测震仪没有实用价值，但是可以使用较低灵敏度的测震仪在较大的周期范围内来观测较远、较强的地震。 ③长周期测震仪：在海浪干扰之外至百秒周期的范围内，可以使用长周期测震仪来观测地震面波。 ④超长周期测震仪与甚长周期测震仪：观测周期达数百秒甚至更长的测震仪可归为超长周期与甚长周期测震仪。这类仪器一般可观测到地球的固体潮。 ①微震仪：微震仪是专门用于观测近距离微小地震的仪器。微震一般是指 –1 ML 3 的地震。这样的地震在地表引起的振动很小，要观测记录到它，须在距震中较近的范围内( 1000km )，用放大率很高的测震仪才能实现。周期在 0.1～2s的范围。 ②中强震仪：一般指3～5级左右的地震。周期在2～5s范围之内。 ③强震仪：强震仪是地震工程研究中获得客观定量数据的主要仪器。为了确定强震的一些参数，需要利用地面运动的加速度时程曲线(加速度随时间的变化过程) 。因此，强震仪都是直接记录地面运动加速度的。 ML、MS和mb三种震级都属里氏震级系统 由于里氏震级所用的波形没有被限定，而且伍德-安德森地震仪仅有有限的记录能力，因此在地震研究中ML不再广泛使用。由于浅源地震具有易记录到的面波，地震学家们选择周期近20秒的面波的最大振幅计算震级，这样求出的震级称作面波震级MS，ML震级是为了用于当地地震而提出的，而MS震级可用于距接收台站相当遥远的地震。对于远距离的地震，MS值近似地给出当地里氏震级的补充，并且综合地给出中强地震带来的潜在损失的合理估计。 MS震级不能用于深源地震，因为深源地震不能激发显著的面波。所以地震学家们发展了第二种震级，Mb，它是根据P波的大小而不是根据面波的大小确定地震的震级。所有的地震都可以清楚地读到P波的初始，因此用P波震级Mb有很大优点，它可以提供深源、浅源甚至远距离的任何地震的震级值。 目前研究地震预报的方法，主要在三方面： （1）地震地质方法，应力积累是大地构造活动的结果，所以地震的发生必然和一定的地质环境有联系； （2）地震统计方法，人们通常可以利用统计的方法去寻找地震发生的概率； （3）地震前兆方法，如果能够确认地震前所发生的任何事件，就可以利用它作为前兆来预报地震。 这三种方法并不是彼此独立不相关的，而是互有联系的，并且如果能够将三种方法配合使用，效果会更好。 地震仪器的分类 6.2 地震仪的工作原理 （2）按测震仪器所能记录地面运动的强度分类 地震仪器的分类 6.2 地震仪的工作原理 6.3.1 测震系统组成 　　　　　　　　　　　　 地震计