地震概论第三章地震波.ppt

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1、第三章 地震波的传播,3.1 地震波,一、体波地震在地球内部会产生两种体波(在地球内部传播的波)，纵波(P波,Primary waves)和横波(S波,Secondary waves)。在地震波中，还有一类沿着地球表面传播的波，称为面波。1、P波:它是跑得最快的波，可以在固体、液体和气体中传播。P波与空气中的声波很相似，质点沿着波的传播方向做压缩和拉伸运动。,2.S波:S波跑得比P波慢，只可以在固体传播。在S波传播时，质点的运动方向与S波的传播方向互相垂直，介质中产生剪切应力。由于流体不能承受剪切应力，因此S波不能在液体和气体中传播。P波和S波的速度由介质的密度和弹性常数决定。,（3.1）,体

2、波传播示意图,地震来临的时候，往往是先感到上下颠动，然后才是前后或左右晃动。这是为什么呢?因为震源同时发出两种类型的地震波。其中引起上下颠动的那种波振动比较弱，但速度比较快，引起晃动的那种波振动比较强，但速度比较慢，所以你就会感到先颠后晃，而且晃总比颠来得明显。跑在前面的是纵波，跑在后面的是横波。,3.1 地震波3.1.1 地震波组成 在地震波中，还有一类沿着地球表面传播的波，称为面波。我们最熟悉的波动是观察到的水波。当向池塘里扔一块石头时水面被扰乱，以石头入水处为中心有波纹向外扩展。这个波列是水波附近的水颗粒运动造成的。然而水并没有朝着水波传播的方向流；如果水面浮着一个软木塞，它将上下跳动，

3、但并不会从原来位置移走。这个扰动由水粒的简单运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。这样，水波携带的能量向池边运移并在岸边激起浪花。地震运动与此相当类似。我们感受到的摇动就是由地震波的能量引起的弹性岩石的震动。,3面波当P波和S波到达地球的自由面或位于层状地质构造的界面时，在一定条件下会产生其他类型地震波。这些波中最重要的是瑞利波(Rayleigh wave)和勒夫波(Love wave)。这两类波沿地球表面传播，岩石振动振幅随深度增加而逐渐减小至零。能量主要分布在弹性分界面附近。因此，统称为面波(Surface wave)。当平面SV波以大于临界角的角度入射到自由表面时，就产生瑞

4、利波。其质点运动描绘出一个逆进椭圆。其短轴的走向与波的前进方向一致，长轴则垂直于地面。因此，瑞利波在水平、垂直分向均有能量分配，通常，垂直分量能量为水平分量能量的1.47倍。瑞利波的波速略小于同一层介质中横波速度。若均匀弹性半空间上覆盖一低速弹性薄层，且SH波以大于临界角的角度入射到该层，便会产生勒夫波。勒夫波的质点振动方向与地表平行且垂直于波的传播方向。,当 S 波穿过地球时遇到构造不连续界面时会发生折射或反射，并使其振动 方向发生偏振。当发生偏振的 S 波的岩石颗粒仅在水平面中运动时，称为 SH 波。当 岩石颗粒在包含波传播方向的垂直平面里运动时，这种 S 波称为 SV 波。,图 Rayl

5、eigh波传播时，质点在沿着波传播方向的垂直的平面做逆时针的椭圆运动，波到来时，地面的运动和水面上的波浪运动一样,Love 波（L波）传播时，质点水平运动，而且运动方向与波传播方向的垂直，地面上质点运动最大，越往地下深处运动的幅度越小。,现代测震学研究表明某地区地震波速度比变化与地震发生有密切关系，P波速度与S波速度的速度比值，先是下降，到达一定幅度后，经过一段时间又回升，恢复到正常时，跟着就要发生地震。所以地震速度变化可以作为预报地震的前兆异常指标。,3.2 地震波的传播3.2.1 波在分界面上的传播,P波以一角度射向边界面时，它不但分成一反射地震P波和一折射的P波，还要产生一反射S波和折射

6、S波，因为在入射点边界上的岩石不仅受挤压，还受剪切。即，入射P波产生4种转换波。,SV波斜入射于内部边界时，会产生反射和折射的P波和SV波。在这种情况下反射和折射的S波总是SV型，这是因为当入射的SV波到达时，岩石质点在与地面垂直的入射面里横向运动。如果入射的S波是水平偏振的SH型，则质点在垂直于入射平面且平行于边界面的方向上前后运动，在界面上没有挤压或铅垂方向的变形，这样不会产生相应的新的P波和SV波，只有SH型的一个反射波和折射波。,垂直入射的P波在反射界面上没有剪切分量，只有反射的P波，没有反射的SV波或SH波。,3.2.2 地震波在地球内部的传播地震波在地球内部传播的时候，同时经历着两

7、个物理过程：几何扩散：就是随着波传播的范围越来越大，分配到每个单位体积中的能量变得越来越小，但总能量是守恒的。衰减：就是在地震波传播的过程中，要“损耗”掉一些能量，地震波衰减主要是通过两种方式进行：1、机械能变成热能；2、沿直线传播的地震波在地球内部小的非均匀体上发生散射，从而传播方向发生变化。,地震波的传播过程中，如果遇到障碍物，且障碍物的尺度比波长大得多，那么波就沿着射线传播，并在障碍物上发生反射和折射。如果波遇到的障碍物的尺度比波长小得多，那么障碍物对波本身来说可以忽略不计。而如果波遇到的障碍物的尺度和波长相差不多，那么波就在这个障碍物上发生散射。多大的障碍物就散射多大波长的地震波。,地

8、震产生的P波传播时，在遇到地表面反射后就产生PP波。同理S波在遇到地表面后产生的反射波，称之为SS波。PcP波表示的是在核幔边界上反射的P波，PKP波是能够穿透液态外核的P波。内核的任何P型波均标以I。例如PKIKP，它代表一P波通过地幔、外核、内核、再经过外核、地幔到达地表。外核是液态的，不能传播S波，所以没有与K相应的S波。穿过内核的S波用J表示。确认这种S波，可以证明内核是固态的。,地球的结构及波的传播,3.2.3 地震走时 地震波从震源到达观测点所需的时间称为走时，地震波在不同震中距上传播的时间表称为地震波走时表。震中距愈大，所需的走时愈长。在走时表中，按照不同的震源深度和震中距的顺序

9、，给出了各种地震波(震相)的走时数据，其中走时以分、秒为单位，震中距以千米或球面大圆弧的度数为单位，震源深度以公里或剥壳地球半径 R=6371-33（公里）的百分之一为单位。,20世纪30年代，各国学者相继编制较为精确的走时表，其中以1939年Sir H.杰弗里斯和K.E.布伦合编的走时表(简称J-B表)和B.古登堡的走时表最为完整，它们基本上是相同的。表中包括了地球上可能出现的绝大多数地震波的走时。J-B表在当时也最为精确，因为它利用了当时国际上较多的地震观测资料，又采用了严格的数学方法做了大量的统计计算。,与走时表中给出的数据相对应的坐标曲线图称为走时曲线（时距曲线）。,图3.8杰弗里斯爵

10、士及布伦绘制的著名的走时曲线,作为全球平均的走时表，J-B表不能反映各地区的特殊性，包括地壳和上地幔构造的不均匀性。为此，许多国家（包括中国）都还编制了能够反映本地区特点的地区性走时表。,3.3地震波的序列 不同类型地震波的传播速度不同，它们到达时间也就先后不同，从而形成一组序列。它解释了地震时地面开始摇晃后我们经历的感觉。地震记录仪器则可以让我们实际看到地面运动的状态。,S波比P波持续时间长些，S波包括SV和SH波：前者在垂直平面上震动，后者在水平平面上震动。正好是S波之后或与S波同时，勒夫波开始到达。下一个是横过地球表面传播的瑞利波，它使地面在纵向和垂直方向都产生摇动。这些波可能持续许多旋

11、回，引起“摇滚运动”。因为它们随着距离衰减的速率比P波或S波慢，在距震源距离大时感知的或长时间记录下来的主要是面波。勒夫波和瑞利波比P波和S波持续的时间长5倍多。,面波波列之后构成地震记录的重要部分，称之为地震尾波。地震波的尾波事实上包含着沿散射的路径穿过复杂岩石构造的P波、S波、勒夫波和瑞利波的迭加。,地震动对建筑物的破坏有三种方式：上下颠簸、水平摇摆、左右扭转。多数时候是三种方式的复合作用。纵波使建筑物上下颠簸，力量非常大，建筑物来不及跟着运动，使底层柱子和墙突然增加很大的动荷载，叠加建筑物上部的自重压力，若超出底层柱、墙的承载能力，柱、墙就会垮掉。底层垮掉后，上面几层建筑的重量就像锤子砸

12、下来一样，又使第二层压坏，发生连续倒塌，整个建筑直接“坐”下来，原来的第三层瞬间变为“第一层”。,横波使建筑物水平摇摆，相当于对建筑物沿水平方向施加了一个来回反复的作用力，若底部柱、墙的强度或变形能力不够，就会使整栋建筑物向同一方向歪斜或倾倒，在震区常常看到这种现象。第三种作用是扭转。引起扭转的原因是有的地震波本身就是打着“旋儿”过来的，也有的情况是因为面波到达建筑物两端早晚的时间差引起的。这种情况引起建筑物扭动，建筑物一般抗扭能力较差，很容易扭坏。震区有的房子角部坍塌，多属这种情况。,3.4 地震波的应用3.4.1 地震波是打开地心之门的钥匙 20世纪初，南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇发现，在地

13、下33千米的地方，地震波P波速度的传播速度猛然加快，由6.0km/s变为8.2km/s，横波速度则从4.2 km/s增加到4.4km/s左右，这表明这里的物质密度很大，物质成分与地球表面不同。后来地球内部这个分界面，就被称为“莫霍面”。,1914年美籍德裔学者古登堡（B.Gutenberg,1889-1960）发现，在地下约2900千米的地方，纵波速度突然减慢，其上部为13.6km/s，在其下部为7.88.0km/s；而横波速度从7.23 km/s到突然消失。这说明，这里的物质密度变小了，固体物质也没有了，只剩下了液体和气体。这个深度，就被称为“古登堡面”，地下2885 km深度到地心，称为地

14、核。地球被莫霍面和古登堡面分成三层，分别是地壳、地幔和地核。地壳主要是岩石，地幔主要是含有镁、铁和硅的橄榄岩。地核是真正的地球之心，主要是铁和镍，那里的温度超过4000摄氏度。,1936年丹麦地震学家英格.莱曼(Inge Lehmann)通过研究记录太平洋地震的地震图，认为在液态的地核中还有一个固态的地球内核。现在我们已经知道地球可以分为地壳、地幔和地核，地核又包括一个液态的外核和一个固态的内核。对地球内部的认识，都来源于天然地震资料和数据。1996年中国旅美学者宋晓东通过研究穿过地核的地震波，推断出内核旋转速度要比外核快，这个发现进一步加深了人类对地球的认识。,地震是一盏照亮地球内部的明灯

15、人类目前无法利用电磁波探测地球深部，因为地球介质电导率很高，进入地球内部的电磁波很快就衰减掉了。地震波的传播在地球内部的衰减非常小，特别是在地球深部，几乎不发生地震波弹性能量向其他形式能量的转换。体波对地球内部结构比较敏感，因为体波在地球内部的不同部分传播速度不同。在分界面上发生的反射、折射和波型转换既影响体波的“行走时间”，又影响体波的振幅和形状。,大地震时整个地球会发生自由振荡。这时，地球好像是一口铜钟被重重地敲击一下，余音缭绕，经久不绝。不同形状、不同结构的铜钟具有不同的音色；类似地，不同形状、不同结构的星球也具有不同的自由振荡的形式。地震学家就像一位钢琴调音师那样，通过倾听地球的“音乐

16、”，辨认出地球内部的结构。,震源发出的地震波会通过地球介质向各个方向传播，从而可以在世界各地通过地震仪记录到。20世纪初，地震学家发现，大地震发生后，在距地震震中103143的范围内记录不到地震P波（1指将地球看作正球形时，球面上圆心角为1所对应的弧长，约为111KM）。于是他们猜想，地球具有分层结构，地球内部有一个低速的地核，地震P波由于折射，到达不了103-143的范围。,地球内岩石平均密度和穿过它们运行的P波和S速度随深度的变化曲线,地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据,3、直达波、界面反射波、首波,3.4.3 地震波的其他应用 利用地震波的另外一个重要方面是地震勘探(Seismi

17、c Prospecting)。由于地震勘探具有其它地球物理勘探方法所无法达到的精度和分辨率，所以在石油和其它矿产资源的勘探中，用地震波进行勘探是最主要和最有效的方法之一。各种矿产资源在构造上都会具有某种特征，如石油、天然气只有在一定封闭的构造中才能形成和保存。地震波在穿过这些构造时会产生反射和折射，通过分析地表上接收到的信号，就可以对地下岩层的结构、深度、形态等做出推断，从而可以为以后的钻探工作提供准确的定位。,利用地震还可以为国防建设服务。地下核爆炸和天然地震一样也会产生地震波，会在各地地震台的记录上留下痕迹。而地下核爆炸和天然地震的记录波形是有一定差异的，因此根据其波形不仅可以将它与天然地

18、震区分开来，而且可以给出其发生时刻、位置、当量等。1974年在莫斯科签署了有限禁止核试验条约。这个协议禁止15万吨当量以上的地下核试验。最后的核试验条约将严格限制或禁止任何国家的所有类型的核武器试验。要实现这一条约，必须保证所有地震，甚至相当小的震级，都能被记录到。,1968年1月19日在内华达进行的代号为“无暇”的地下核试验在蒙大拿州 地震图上的记录曲线,垂直比例尺表示地面运动大小；200纳米仅是紫光波长的一半；从外核及内核反弹回来的回波（PcP和PKiKP）角度仅为10度,目前用地震的方法预测火山喷发取得了很大的进步；对水库诱发地震的研究可以为大型水库提供安全保障，例如我国的三峡工程，库区

19、地震灾害的研究就是工程可行性论证的重要内容之一；对矿山地震的监测是保护矿山安全的重要手段之一；地震学还可用于对行星的探测，通过对行星自由振荡的研究可以揭示行星内部大尺度结构。因此，地震学随着应用领域的扩展，不断获得活力，成为正在迅速发展的前沿学科之一。,从穿过地幔的P波走时作出的地震走时曲线,最简单的地震走时表,8、地震波的记录,由于不同地震波类型的不同，它们到达时间也就先后不同，从而形成一组序列称为地震波序,纵波最快，横波次之，而面波最慢 波到达顺序：P波 S波 L波（勒夫波）R波 尾波（掉队的混合波）波传播效果：垂直摇动 侧向晃动（时间较长）摇动（时间长）纵向、垂直向摇滚运动（时间长）复杂

20、运动,在不同距离上“看”到的地震波,以地球为参照物，地震震源与接收点之间的关系可以分成四种：地震就在“脚下”，地震在100千米范围内，地震在1001000千米范围内，地震在1000千米之外。在这四种情况下，起决定性作用的地震波是不同的。（1）对于地震“就在脚下”和地震在100千米范围内的情况，可以清楚地“看”到走在前面的纵波和走在后面的横波及其尾波，由于震源与观测者之间的距离比较近，所以地震波的高频成分还没有被衰减掉。正是这些高频成分造成了地面上的普通建筑物的被破坏。（2）对于地震在1001000千米范围内的情况，除了纵波、横波及其尾波之外，还有一类特殊的地震波首波。首波的出现主要是因为在地壳

21、下方的波速比地壳中的波速高，所以走在地壳下方的波反而比走在地壳中的波“先行到达”。此外，来自地壳下部以及地壳内部的间断面的反射和转换波也经常能“看”得到。在一些情况下，还可以见到“发育”得不是特别好的面波。（3）对于地震在1000千米之外的情况，地震波可以分成两类，沿地球表面传播的面波此时具有广阔的空间去“驰骋”，而体波则可以穿透到更深的地球内部。由于体波的几何衰减是“立体”的，而面波的几何衰减是“平面”的，所以面波的衰减自然比体波慢得多，在这种情况下，面波变成了地震波的主角，不过体波也有丰富的表现。只是由于震源与地震台站之间的距离比较大，所以高频成分大部衰减掉了，此时地震波以长周期为主。,振

22、幅分布规律纵波的振幅小于横波的振幅,面波的振幅大于横波的振幅。首波的振幅比直达波的振幅弱。反射波的振幅比直达波略强。横波转换成的纵波比原生纵波振幅强。,能量规律震级越大,能量越强,振动持续时间越长。震中距越大,各波列的振动持续时间越长。纵波在垂直分量及靠近震中方位的一个水平分量能量较强；横波在水平分量能量强,垂直于震中方向的水平分量能量更强些，这种现象随着震中距的加大,更趋明显。由SV波遇界面产生的瑞利波,在垂直分量及靠近震中的水平分量能量强；由SH波生成的勒夫波,在水平分量能量强。在垂直向无能量分配。,由P波发现了地核、内核,体波可以从比较小的距离到比较大的距离连续地追踪，但是在大约104(

23、在地球表面1约等于111.1千米)左右的距离上，体波突然“消声匿迹”，出现了一个“影区”。这种现象的原因是，地震波在地核的界面上发生了折射。地震学家古登堡正是根据这一现象确认了地核的存在。原来这一巨大的“影区”竟是地核的影子。从地震波传播的情况来看，地核似乎是不传播横波的。地震学家因此推测，地核是液态的。1936年，丹麦女地震学家莱曼在“阴影”中辨认出地球的固态内核的形象，即在液态的地核之中还有一个固态的地球内核。当时很多专家对此表示怀疑，但最后还是莱曼胜利了。1996年，华裔科学家发现，地球内核的转动比地壳和地幔快，这一发现引起科学界的普遍关注。现在科学界正在争论的问题之一是：内核转动究竟是

24、时快时慢呢，还是一直比地壳和地幔都快呢?1998年，科学家又发现，内核也是有结构的。,地核的发现者奥尔德姆(18581936年),地球内核的发现,地球内核的发现者英格莱曼,18881993年,英格莱曼的论文中引用的两幅俄国地震台记录的新西兰1929年6月16日 地震图（a）和穿过简单3层地球模型的简化的波的路径（b）,奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线,地球整体振荡可能是T型或S型 T型振荡完全由地球岩石的水平运动引起，S型振荡由地球径向位移和水平位移共同引起,表6.1 地球内部的主要壳层,利用传播路径通过下地幔中特定区域的地震射线对该区进行层析扫描,利用麦卡托投影绘出地410千米以上地球速度分

25、布的三维图像 红色区域为S波低速区(热的岩石);蓝色区域为S波高速区(相对冷的岩石);太平洋洋盆边缘较热岩石清晰可见,在地球液态外核内P波多重反射计算结果。该图描绘了A点一地震事件产生的7段核内反射波路径。它在到达地面，例如在到B站之前，在核内被反弹了6次。,奥尔德姆和莱曼解决了科学中所谓的“正演问题”。按专门术语描述就是，他们提出地球的初始假定模型，限定内边界的半径，并假定可能的地震波速度，然后用简单的公式，如“速度等于距离除以时间”，去预测理论走时，预测值可以和观测走时比较。这种类型的问题被称之为正演问题。是因为首先假定了地球内部的性质为已知，然后从这些性质去预测何时能在地球表面观察到这些波。在他们论证的第二阶段，采用试错法去改进模型以提高与观测结果之间的吻合程度。,正演问题,反演问题,先用观测走时给出距离，并由此推导出速度分布以及地质构造。这种类型的问题是“反演问题”。,第三章复习与习题,一、地震波分几大类，分别是什么？有什么特点？二、地震波传播速度由什么决定的？三、地震波、波在地球内传播的速度是怎样变化的？四、怎样根据、波速差确定震中距？五、地震波的波序是怎样？,