地震概论第三章地震波.ppt

第三章地震波的传播1 1整理课件整理课件地震时地面波动的描述地震时地面波动的描述唐山地震发生在唐山地震发生在19761976年年7 7月月2828日凌晨日凌晨3 3点多钟。当时笔者（陈颙）住在北京前点多钟。当时笔者（陈颙）住在北京前门附近一个非常破旧的二层木制结构的楼房里，楼房至少有五十年历史了，门附近一个非常破旧的二层木制结构的楼房里，楼房至少有五十年历史了，除了外墙是砖砌的，地板和骨架都是木质的，一走起路来地板就发出除了外墙是砖砌的，地板和骨架都是木质的，一走起路来地板就发出”咯吱咯咯吱咯吱吱”的呻吟声。那时正好是夏天，天气出奇的闷热，难以让人入睡。我刚躺着的呻吟声。那时正好是夏天，天气出奇的闷热，难以让人入睡。我刚躺着一会儿，迷迷糊糊中就觉得床有些大幅度上下跳动，地板甚至整个楼房都发一会儿，迷迷糊糊中就觉得床有些大幅度上下跳动，地板甚至整个楼房都发出出”嘎吱嘎吱”的声音。我立刻意识到的声音。我立刻意识到”有大地震发生了有大地震发生了”。长年从事地震工作的我被。长年从事地震工作的我被晃醒后没有立即下床，而是躺在床上开始数数，晃醒后没有立即下床，而是躺在床上开始数数，”一、二、三，一、二、三，”，数着数，数着数着床的晃动变小了。当数到第二十的时候，突然又来了一次晃动，比第一次着床的晃动变小了。当数到第二十的时候，突然又来了一次晃动，比第一次更厉害，整个楼层都在忍受剧痛似的更厉害，整个楼层都在忍受剧痛似的”哗哗啦哗哗啦”乱响。这短短的乱响。这短短的2020秒钟间隔就秒钟间隔就是纵波和横波到达的时间差（是纵波和横波到达的时间差（地震通常会产生纵波和横波，纵波在地球介质地震通常会产生纵波和横波，纵波在地球介质中传播得快，最先到达我们脚下，引起地表的上下运动；横波跑得慢，我们中传播得快，最先到达我们脚下，引起地表的上下运动；横波跑得慢，我们感到的第二次强烈震动就是横波造成的，地面表现出水平方向运动。由于横感到的第二次强烈震动就是横波造成的，地面表现出水平方向运动。由于横波携带了地震产生的大部分能量，因此它对地表建筑物的破坏更为严重波携带了地震产生的大部分能量，因此它对地表建筑物的破坏更为严重），），反映了观测者和震源的距离，差反映了观测者和震源的距离，差1 1秒钟，表明约秒钟，表明约8 8公里远处发生了地震，公里远处发生了地震，2020秒秒钟则说明这次地震事件发生在约钟则说明这次地震事件发生在约160160公里处。于是，我有了一个初步判断：地公里处。于是，我有了一个初步判断：地震不在北京震不在北京 在距离北京在距离北京160160公里的地方有大地震发生了。公里的地方有大地震发生了。这和雷雨闪电的原理是一样的：天空两片雷雨云相遇时，发出闪电和雷声，这和雷雨闪电的原理是一样的：天空两片雷雨云相遇时，发出闪电和雷声，闪电（电磁波）跑得快，雷声（空气中得声波）跑得慢，我们先看见闪光，闪电（电磁波）跑得快，雷声（空气中得声波）跑得慢，我们先看见闪光，后听见雷声，闪光和雷声之间得时间差，就表示发出闪光和雷电的云距我们后听见雷声，闪光和雷声之间得时间差，就表示发出闪光和雷电的云距我们的距离。的距离。2 2整理课件整理课件复习一、波动波动方程波速、波长、周期、波频率、初相位、简谐波与复杂波3 3整理课件整理课件3.1 地震波地震波一、一、一、一、体波体波体波体波地震在地球内部会产生两种体波：地震在地球内部会产生两种体波：P P波（波（PrimaryPrimarywaveswaves）和）和S S波（波（SecondarywavesSecondarywaves）。）。1 1、P P波波:是跑的最快的波，它可以在固体、液体和气体中是跑的最快的波，它可以在固体、液体和气体中传播。传播。P P波与空气中的声波很相似，质点沿着波的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。传播方向做压缩和拉伸运动。4 4整理课件整理课件2、S波S波:S波跑的比P波慢，它只可以在固体传播。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。5 5整理课件整理课件6 6整理课件整理课件7 7整理课件整理课件体波传播示意图8 8整理课件整理课件二、面波二、面波面波是沿地球表面附近传播的一种弹性波。面波传播的速度都比体波慢。最重要的面波有两种：Rayleigh波（R波）和Love波（L波），它们的命名是为了纪念这些波的发现者，英国科学家LordRayleigh和A.E.H.Love。9 9整理课件整理课件图图RayleighRayleigh波传播时，质点在沿着波传播方向的垂直的平面波传播时，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浪运动一样1010整理课件整理课件LoveLove波（波（L L波）传播时，质点水平运动，而且运动方向与波波）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。的幅度越小。1111整理课件整理课件三、P波和S波的速度提问：地震发生时，房屋怎么摇晃？A:一直上下晃B:一直左右摇C:先上下摇，后左右晃D:先左右摇，后上下晃1212整理课件整理课件P波和S波的速度P波和S波的速度决定于岩石的密度和内在的弹性.即两个弹性性质-弹性模量:体积模量体积模量K=P/K=P/V/VV/VPP压力压力VV体积体积 VV受力后体受力后体积变化积变化剪切模量剪切模量 表示表示其刚性花岗岩花岗岩:K:K约约27X101027X1010达因达因/厘米厘米2 2;水水:K:K约为约为2X2X10101010达因达因/厘米厘米2 2花岗岩花岗岩:约为约为1.6x10101.6x1010达因达因/厘米厘米2 2;水水:为为0 0。1313整理课件整理课件P波和S波的速度表达式P波，速度Vp=V(K+3/4)/花岗岩:Vp=5.5千米/秒;水:Vp=1.5千米/秒为密度S波，速度Vs=V/花岗岩:Vs=3.0千米/秒;水:Vs=0千米/秒1414整理课件整理课件花岗岩水P波速度5.5千米/秒1.5千米/秒S波速度波速度3.0千米/秒0在同样条件下在同样条件下P波速度大于波速度大于S波波1515整理课件整理课件1616整理课件整理课件四、地震波传播地震波在物质介面上传播地震波在地面传播地震波在地壳内部传播（近震远震）地震波走时曲线1717整理课件整理课件按震中距大小不同分类地方震地方震:震中距小于震中距小于100100公里公里直达波纵横波之间时间差小于直达波纵横波之间时间差小于3S3S，振动持续时间通常为，振动持续时间通常为1-1-2min2min之间之间近震近震:震中距震中距100-1000100-1000公里公里 首波纵横波之间时间差小于首波纵横波之间时间差小于1min43S1min43S，振动持续时间通常为，振动持续时间通常为3-5min3-5min之之间间远震远震:震中距震中距10001000公里以上公里以上1818整理课件整理课件1、地震波在介质界面上1919整理课件整理课件2、地震波在地球内部的传播2020整理课件整理课件地球的结构及波的传播2121整理课件整理课件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的大小；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2222整理课件整理课件2323整理课件整理课件 纵波、纵波、横波横波在地在地球内球内部的部的传播传播方式方式2424整理课件整理课件3、直达波、界面反谢波、首波2525整理课件整理课件5、远震地震波2626整理课件整理课件远震波不但传播路径长.而且波射线向地球内部穿透的也深.由于地球内部存在许多层面,波射线遇到这些层面将发生反射、折射现象，从而产生出新的波。地幔折射波、地表反射转换波、核面反射转换波、地核穿透波2727整理课件整理课件6、深震地震波2828整理课件整理课件从穿过地幔的P波走时作出的地震走时曲线最最简简单单的的地地震震走走时时表表2929整理课件整理课件7、地震波在地表面传播l l红红线线表表示示P P和和PPPP体体波波在在地地球球内内部部传传播播后后到到达达地地处。处。3030整理课件整理课件红线表示红线表示P P和和PPPP体波在地球内部传播后到达地处。面波是发散的，这意味着它们体波在地球内部传播后到达地处。面波是发散的，这意味着它们在传播时不断向外扩散。黄色条带表示任一时刻受面波影响的区域。在传播时不断向外扩散。黄色条带表示任一时刻受面波影响的区域。3131整理课件整理课件汶川地震波3232整理课件整理课件3333整理课件整理课件观测点接收到地震波3434整理课件整理课件现代地震仪工作原理3535整理课件整理课件8、地震波的记录3636整理课件整理课件3737整理课件整理课件3838整理课件整理课件五、地震波的波序3939整理课件整理课件4040整理课件整理课件由于不同地震波类型的不同，它们到达时间也就先后不同，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）波传播效果波传播效果：垂直摇动侧向晃动（时间较长）摇摇动（时间长）纵向、垂直向摇滚运动（时间长）复杂运动4141整理课件整理课件4242整理课件整理课件在不同距离上在不同距离上在不同距离上在不同距离上“看看看看”到的地震波到的地震波到的地震波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“脚下脚下”，地震在，地震在100100千米范围内，地震在千米范围内，地震在10010010001000千米范围内，地震在千米范围内，地震在10001000千米之外。千米之外。在这四种情况下在这四种情况下，起，起 决定性作用的地震波是不同的。决定性作用的地震波是不同的。（1 1）对于地震）对于地震“就在脚下就在脚下”和地震在和地震在100100千米范围内的情况，可以清楚地千米范围内的情况，可以清楚地“看看”到走在到走在前面的纵前面的纵 波和走在后面的横波及其尾波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，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。了地面上的普通建筑物的被破坏。（2 2）对于地震在）对于地震在10010010001000千米范围内的情况，除了纵波、横波及其尾千米范围内的情况，除了纵波、横波及其尾波之外，还有一类特殊的波之外，还有一类特殊的 地震波地震波首波首波。首波的出现主要是因为在地壳下。首波的出现主要是因为在地壳下方的波速比地壳中的波速高，所以走在地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壳下方的波反而比走在地壳中的波“先行到达先行到达”。此外，来自地壳下部以及地壳内部的间断。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面的反射和转换波也经常能常能“看看”得到。在一些情况下，还可以见到得到。在一些情况下，还可以见到“发育发育”得不是特别好得不是特别好 的面波。的面波。（3 3）对于地震在）对于地震在10001000千米之外的情况，地震波可以分成两类，沿地球千米之外的情况，地震波可以分成两类，沿地球表面传播的面波此时具有广表面传播的面波此时具有广 阔的空间去阔的空间去“驰骋驰骋”，而体波则可以穿透到更深的，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地球内部。由于体波的几何衰减是“立体立体”的，而面波的几何衰减是的，而面波的几何衰减是“平面平面”的，的，所以面波的衰减自然比体波慢得多，在这种情况下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，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，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。所以高频成分大部衰减掉了，此时地震波以长周期为主。4343整理课件整理课件振幅分布规律振幅分布规律振幅分布规律振幅分布规律纵波的振幅小于横波的振幅纵波的振幅小于横波的振幅纵波的振幅小于横波的振幅纵波的振幅小于横波的振幅,面波的振幅大于面波的振幅大于面波的振幅大于面波的振幅大于横波的振幅。横波的振幅。横波的振幅。横波的振幅。首波的振幅比直达波的振幅弱。首波的振幅比直达波的振幅弱。首波的振幅比直达波的振幅弱。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。反射波的振幅比直达波略强。反射波的振幅比直达波略强。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。横波转换成的纵波比原生纵波振幅强。横波转换成的纵波比原生纵波振幅强。横波转换成的纵波比原生纵波振幅强。4444整理课件整理课件能量规律能量规律能量规律能量规律震级越大震级越大震级越大震级越大,能量越强能量越强能量越强能量越强,振动持续时间越长。振动持续时间越长。振动持续时间越长。振动持续时间越长。震中距越大震中距越大震中距越大震中距越大,各波列的振动持续时间越长。各波列的振动持续时间越长。各波列的振动持续时间越长。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；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；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；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横波在水平分量能量强横波在水平分量能量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垂直于震中方向的水平分量能量更强垂直于震中方向的水平分量能量更强垂直于震中方向的水平分量能量更强些些些些 ，这种现象随着震中距的加大，这种现象随着震中距的加大，这种现象随着震中距的加大，这种现象随着震中距的加大,更趋明显。更趋明显。更趋明显。更趋明显。由由由由SVSV 波遇界面产生的瑞利波波遇界面产生的瑞利波波遇界面产生的瑞利波波遇界面产生的瑞利波,在垂直分量及靠近震中的水在垂直分量及靠近震中的水在垂直分量及靠近震中的水在垂直分量及靠近震中的水平分量能量强；由平分量能量强；由平分量能量强；由平分量能量强；由 SHSH波生成的勒夫波波生成的勒夫波波生成的勒夫波波生成的勒夫波,在水平分量能量强。在水平分量能量强。在水平分量能量强。在水平分量能量强。在垂直向无能量分配。在垂直向无能量分配。在垂直向无能量分配。在垂直向无能量分配。4545整理课件整理课件六、地震波与地球内部结构六、地震波与地球内部结构体波之所以对地球内部结构比较敏感，是因为在地球体波之所以对地球内部结构比较敏感，是因为在地球内部的不同部分，地震波传播速度不同内部的不同部分，地震波传播速度不同，在不同部分的分，在不同部分的分界面上发生的反射、折射和波型转换，既影响体波的界面上发生的反射、折射和波型转换，既影响体波的“行行走时间走时间”，又影，又影 响体波的振幅和形状。响体波的振幅和形状。把面波的波长延伸到整个地球的尺度，我们还有一个把面波的波长延伸到整个地球的尺度，我们还有一个专用的名词：专用的名词：地球自由振荡地球自由振荡地球自由振荡地球自由振荡。这时，地。这时，地 球好像是一口铜钟球好像是一口铜钟被大地震重重地敲击一下，余音缭绕，经久不绝。不同形被大地震重重地敲击一下，余音缭绕，经久不绝。不同形状、不同结构的状、不同结构的 铜钟具有不同的音色；类似地，不同形状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。、不同结构的星球也具有不同的自由振荡的形式。地震学地震学家就像一位钢琴调音师那样，通过倾听地球的家就像一位钢琴调音师那样，通过倾听地球的“音乐音乐”，辨，辨认出地球内部的结构。认出地球内部的结构。4646整理课件整理课件先上下摇再左右晃P波S波时间地点震级4747整理课件整理课件地震波在研究地壳结构上的应用一、地球两个界面的发现二、地核的发现三、地球内核的发现4848整理课件整理课件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4949整理课件整理课件5050整理课件整理课件由P波发现了地核、内核（4 4）体波可以从比较小的距离到比较大的距离连续地追）体波可以从比较小的距离到比较大的距离连续地追踪，但是在大约踪，但是在大约104(104(在地球表面在地球表面11约约 等于等于111.1111.1千米千米)左右的左右的距离上，体波突然距离上，体波突然“消声匿迹消声匿迹”，出现了一个，出现了一个“影区影区”。这种现象。这种现象的的 原因是，地震波在地核的界面上发生了折射。地震学家原因是，地震波在地核的界面上发生了折射。地震学家古古登堡登堡正是根据这一现象确认了地核正是根据这一现象确认了地核 的存在。原来这一巨大的的存在。原来这一巨大的“影区影区”竟是地核的影子。从地震波传播的情况来看，地核似乎竟是地核的影子。从地震波传播的情况来看，地核似乎是是 不传播横波的。地震学家因此推测，不传播横波的。地震学家因此推测，地核是液态地核是液态的。的。19361936年，丹麦女地震学家年，丹麦女地震学家莱曼莱曼在在“阴影阴影”中辨认出地球的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。当时很内核。当时很 多专家对此表示怀疑，但最后还是莱曼胜利了。多专家对此表示怀疑，但最后还是莱曼胜利了。她的她的“武器武器”不是别的，就是地震观测资料不是别的，就是地震观测资料。19961996年，华裔科年，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科学界的普遍关注。现在科学界正在争论的问题之一是：内。现在科学界正在争论的问题之一是：内核转动究竟是时快时慢呢，还是一直比地壳和地幔核转动究竟是时快时慢呢，还是一直比地壳和地幔 都快呢都快呢?1998?1998年，科学家又发现，内核也是有结构的。年，科学家又发现，内核也是有结构的。5151整理课件整理课件2、地震波在地球内部的传播5252整理课件整理课件5353整理课件整理课件地核的发现者奥尔德姆(18581936年)5454整理课件整理课件地球内核的发现地球内核的发现者英格莱曼18881993年5555整理课件整理课件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）5656整理课件整理课件地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据内部圈层内部圈层深度深度kmkm地震波速度地震波速度密度密度 gcmgcm-3 3压力压力P PMPaMPa重力重力g gmsms-2-2温度温度t tC C附附注注纵波纵波V Vp p横波横波V Vs s0 033335.65.67.07.03.43.44.24.22.62.62.92.90 0120012009819819839831414400-1000400-1000岩石圈岩石圈(固态固态)地地 壳壳(莫霍面莫霍面)地地幔幔上上地地幔幔60608.28.24.64.63.343.341900190098498411001100低速层低速层1001007.937.934.364.363.423.423300330098498412001200软流圈软流圈(部分熔融部分熔融)2502506506508.28.210.0810.084.54.55.425.423.63.64.644.6468006800185001850098998999599519001900(固固态态)下地幔下地幔(古登堡面古登堡面)2885288513.5413.547.237.235.565.561352001352001069106937003700地地核核外外核核417041707.987.989.539.530 00 09.989.9811.4211.42252000252000760760(液态地核液态地核)过渡层过渡层5155515510.3310.330 012.2512.2532810032810042742743004300固固-液态过渡带液态过渡带内内核核6371637110.8910.8911.1711.173.463.463.503.5012.5112.513617003617000 045004500固态地核固态地核5757整理课件整理课件奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线5858整理课件整理课件地震波干扰记录5959整理课件整理课件6060整理课件整理课件6161整理课件整理课件6262整理课件整理课件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6363整理课件整理课件表6.1地球内部的主要壳层名名称称 深度范围深度范围/千米千米 物理状态物理状态 地壳地壳 上地幔：上地幔：非地壳的岩石圈非地壳的岩石圈 软流圈软流圈 下地幔下地幔 过渡层过渡层 外地核外地核 内地核内地核5 511(11(大洋大洋)0 040(40(大陆大陆)莫霍面到莫霍面到150150千米千米 15015067067067067027802780278027802885288528852885515551555155515563716371固态固态 固态固态 固态固态 固态固态(上部接近熔融上部接近熔融)固态固态 固态固态(较低的速度较低的速度)液态液态 固态固态 6464整理课件整理课件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6565整理课件整理课件利用麦卡托投影绘出地410千米以上地球速度分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6666整理课件整理课件在地球液态外核内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6767整理课件整理课件加利福尼亚詹姆斯顿地震台记录到的前苏联1970年新地地下核试验的地震图从图上可以见到微弱的P4KP波反射6868整理课件整理课件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6969整理课件整理课件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”。7070整理课件整理课件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？7171整理课件整理课件