地震概论第三章地震波(精选PPT)

第三章地震波的传播 1 地震时地面波动的描述唐山地震发生在1976年7月28日凌晨3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 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 嘎吱 的声音 我立刻意识到 有大地震发生了 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 一 二 三 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 比第一次更厉害 整个楼层都在忍受剧痛似的 哗哗啦 乱响 这短短的20秒钟间隔就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1秒钟 表明约8公里远处发生了地震 20秒钟则说明这次地震事件发生在约160公里处 于是 我有了一个初步判断 地震不在北京 在距离北京160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 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的距离 2 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 1地震波 一 体波地震在地球内部会产生两种体波 P波 Primarywaves 和S波 Secondarywaves 1 P波 是跑的最快的波 它可以在固体 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 4 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 6 7 体波传播示意图 8 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 图Rayleigh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 10 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 11 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 12 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K P V VP压力V体积 V受力后体积变化剪切模量 表示其刚性花岗岩 K约27X1010达因 厘米2 水 K约为2X1010达因 厘米2花岗岩 约为1 6x1010达因 厘米2 水 为0 13 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 14 在同样条件下P波速度大于S波 15 16 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 17 按震中距大小不同分类 地方震 震中距小于100公里直达波纵横波之间时间差小于3S 振动持续时间通常为1 2min之间近震 震中距100 1000公里首波纵横波之间时间差小于1min43S 振动持续时间通常为3 5min之间远震 震中距1000公里以上 18 1 地震波在介质界面上 19 2 地震波在地球内部的传播 20 地球的结构及波的传播 21 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 22 23 纵波 横波在地球内部的传播方式 24 3 直达波 界面反谢波 首波 25 5 远震地震波 26 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 27 6 深震地震波 28 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 29 7 地震波在地表面传播 红线表示P和PP体波在地球内部传播后到达地处 30 红线表示P和PP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 31 汶川地震波 32 33 观测点接收到地震波 34 现代地震仪工作原理 35 8 地震波的记录 36 37 38 五 地震波的波序 39 40 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 摇摇动 时间长 纵向 垂直向摇滚运动 时间长 复杂运动 41 42 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100 1000千米范围内 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100 1000千米范围内的情况 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 43 振幅分布规律 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 44 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 45 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 是因为在地球内部的不同部分 地震波传播速度不同 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 行走时间 又影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 我们还有一个专用的名词 地球自由振荡 这时 地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 辨认出地球内部的结构 46 地震现象 地震波 地震监测 先上下摇 再左右晃 P波 S波 时间 地点 震级 地球结构 47 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 48 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 49 50 由P波发现了地核 内核 4 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 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 她的 武器 不是别的 就是地震观测资料 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 51 2 地震波在地球内部的传播 52 53 地核的发现者 奥尔德姆 1858 1936年 54 地球内核的发现 地球内核的发现者英格 莱曼 1888 1993年 55 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 56 地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据 57 奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线 58 地震波干扰记录 59 60 61 62 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 63 表6 1地球内部的主要壳层 64 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 65 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 66 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 67 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 68 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