地震波案例

频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。
圆频率 2 f
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波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密 度和弹性模量等）。
• 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时
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P震相和S震相
在震中距为 105°的范围以内，P 震相是地震图上的初 至震相。其后是S震 相，其振幅、周期都 比P震相大，质点运 动垂直于传播方向。
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地方震震相
• 持续时间短
• 震相简单，主震相 为Pg、Sg和P11、 S11
• 地震波周期短，为 0.3～0.6秒
• 分辨不出面波
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基本理论。
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P波和S波
• P波又称初波，亦称纵波或 胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。
• S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。
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近震震相
• 持续时间为3～5分， 随震级增加。
• 主震相为Pg、Sg、 P11、S11、Pn、Sn， Sg、 Sn往往
难以识别。
• 周期较地方震明显
增加，可达数秒。
• 短周期面波出现。
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远震震相
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பைடு நூலகம்
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瑞利波
瑞利波是P波与SV 波干涉的结果，理论上 是沿着半无限弹性介质 自由表面传播的波。瑞 利波在距震源较远处被 观测到，其破坏力比纵 波和横波大得多；具有 低速，低频和强振幅； 俗称地滚波。沿深度增 加迅速衰减，波速略小 于同介质中的S波。
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浅源近震P波的传播
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反射后的体波震相
体波传至地球表面的过程中可发生一次 或多次反射，在反射时如不改变其波的性质， 则反射后的震相分别用PP、PPP、SS、SSS 等表示。
反射后，波的性质也可能发生转换，如 SP、PPS等，SP震相表示入射到地表面时为 S波，经反射后转换为P波。
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相速度、波包和群速度
前面所述的波速是对
应某一频率波的波速，称为 相速度。地震波是多种频率 的波的叠加，其能量不能由 单一频率的波决定。为描述 地震能量的传播可引入群速 度的概念。群速度是地震波 包的传播速度。将两个频率 接近的正弦波相加，可以得 到连串的形状不变的波包， 某一观测点的振动依波包起 伏，从一个波包中心到另一 个相邻波包中心的行进速度 称为群速度。
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核震相
地球的内核既能传 播纵波，也能传播横波。 在内核内部的纵波用I表 示，内核内部的横波用J 表示。PKIKP表示在传 播中没有改变性质而入 射到地球表面的P波； PKJKP则表示地震波是 以横波形式穿过内核的。
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体波的反射和折射：波形转换
波形转换：当地震波入射到地球内某一岩石界面时，例
如P波以某个角度斜入射向界面时，它不但产生反射的P波 和折射的P波，还要产生反射的SV波和折射的SV波，因为 界面岩石不仅受挤压，还受剪切。波传播至界面处产生的 波型变化，称为波型转换。
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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。
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核震相
穿过地核又回到 地面的体波称为地核穿 透波，相应的震相称为 核震相。外核只能传播 纵波,以K表示在外核中 传播的波。PKP（简写 为P’）、SKS（简写为 S′）、PKS、SKP分别 表示4种不同的地核穿 透波。
第二章地震及地震波
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2.2 地震波
➢ 波的特点 ➢ 地震波的特点 ➢ 波形转换 ➢ 斯奈尔定律 ➢ 面波的特点 ➢ 频散现象 ➢ 地震波序列：震相
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波动
介质质点围绕平 衡位置做往复运动， 一个质点的振动将带 动相邻质点振动，振 动随之向远端传播， 形成了波。波动方程 描述介质各质点在不 同时刻的状态，振动 方程则描述某个（或 某些）质点在不同时 刻的状态。
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地震波序列
由于不同类型地震波的速度不同，地震中各种波的传播形成一组 序列。记录仪器可记录到地震波序列传播过程中地面质点的振动状态。
观测到的波速称为视波速。
• 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为
2π
长度中所包含的波长λ的个数。
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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
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在非频散介质中，波包形状只与波的 频率差有关，群速度等于相速度；但在存 在频散的情况下，群速度小于相速度。
群速度和相速度的关系可以用电钻钻 孔做形象的比喻：利用电钻钻孔，视觉看 到钻头螺纹飞速旋转，但实际钻孔的深入 很慢；钻头螺纹旋转好比相速度，电钻推 进的速度则为群速度。
波的干涉
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波的绕射（衍射）
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地震波
• 地震波 是照亮 地球内 部的一 盏明灯
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地震波传播实例
地震波理论的起源和发展
1821年 纳维（L.Navier）力的平衡方程和振动方程 1828年 泊松（Simeon-Denis Poisson）纵波和横波 1839年 格林（G.Green）应变能函数，弹性波的反
射和折射 1887年 瑞利（L.Rayleigh）弹性面波 1892-1903 洛夫（A.E.H.Love）发展面波理论 1904年 兰姆（H.Lamb）层状介质中地震波传播的
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体波的反射和折射
斯奈尔定律
svp i1 nsvp i1 nsvpi2 nsvsi 1 n vsvsi2 vn
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已知：Sv波入射角a=30 求：P波的折射角b1 Sv波的临界入射角
解：4/Sin30=5/Sin(b1) b1=38.7 临界角a1(P波折射角为90） 4/Sin(a1)=5/Sin90 a1=53.1 临界角a2(P波反射角为90） 4/Sin(a2)=6/Sin90 a2=41.8
持续时间长，震相种类多，周期长，面波 震相突出。
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震中距为135度的极远震记录
PKHKP是穿越内核的PKIKP的前驱波；PKP是经 外核面折射的P波；PP是由地表反射的P波；PPP是经 地表两次反射的 P波；PKS是经外核面折射的S波。
作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
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界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的
转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
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波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间
的距离称为波长λ, 行进这一
距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
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面波震相
面波震相一般用L表示，LR、Lq分别表示 瑞利波和勒夫波。LR波质点只在入射面内运动， 其运动轨迹在地表为逆进椭圆，既有垂直分量 也有水平分量。Lq波质点运动垂直于入射面， 本质上属于SH波，其速度比S波小，但比LR波 大。
斯通利波是在水平成层介质界面上产生的 P-SV型面波，上下层介质波速相当接近是产生 斯通利波的条件；此种波可视为瑞利波的特例， 但尚未在实测中被观察到。
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面波的频散
面波有不同的频率成分，其重 要特性是频散。地球结构是成层 的，各层介质的力学特性不同， 这将导致不同频率波的传播速度 发生变化，某些频率的波相对其 他频率的波行进较快，造成地震 波波形的变化，这一现象称为频 散；频散规律c=c(ω)称为频散曲 线，c为波速，ω为圆频率。波速 随波长增大而增加的频散现象称 为正常频散，如实测勒夫波的 “长波快”（即波长较大的波比 波长小的波行进更快）现象。
• P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
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S波的偏振状态
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地震波
断层破裂激发地震波，引起地震动。 地震波是地震学和工程地震学研究的基 本现象。主要依据地震波的观测和分析， 人类了解了地球内部构造并确定地震发 生位置和地震震级；基于强地震动的观 测和研究，得以确定工程结构的地震动 输入。
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勒夫波和斯通利波
勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH 型面波，勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层 中，在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减。该波 沿水平方向传播，波速介于上下层的S波速之间。 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方 向振动，因振幅很大而具破坏性，俗称蛇形波。