地震波的定义

地震波的定义————————————————————————————————作者: ————————————————————————————————日期:ﻩ地震波的定义ﻫ地震是地壳的一切颤动,是一种自然现象。

其主要能源来自地球的内部，是由地球内部自然力冲击引起的。

地壳或地幔中发生振动的地方称为震源。

震源在地面上的垂直投影称为震中。

震中到震源的距离称为震源深度。

地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。

地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。

发生原理英文sｅｉsmic ｗaｖｅ.由地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波。

地球内地震波部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。

地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波。

地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动,这种扰动构成一个波源。

由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去,形成了连续介质中的弹性波。

概念介绍地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。

地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面,将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。

传播方式地震波按传播方式分为三种类型:纵波、横波和面波［1]。

纵波是推进波,地壳中传播速度为5．5~7千米／秒，最先到达震中,又称Ｐ波,它使地面发生上下振动，破坏性较弱。

横波是剪切波：在地壳中的传播速度为3．2~４.0千米/秒,第二个到达震中，又称S波,它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。

面波又称Ｌ波,是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。

其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。

纵波和横波现象介绍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的颗粒运动造成的。

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，但并不会从原来位置移走。

这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。

这样,水波携带石击打破的水面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产生的弹性岩石的震动。

假设一弹性体，如岩石,受到打击,会产生两类弹性波从源向外传播。

第一类波的物理特性恰如声波。

声波,乃至超声波，都是在空气里由交替的挤压(推）和扩张(拉）而传递。

因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩,同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。

在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传,交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动,换句话说，这些颗粒的运动是垂直于波前的。

向前和向后的位移量称为振幅。

在地震学中，这种类型的波叫Ｐ波,即纵波（图２.１），它是首先到达的波。

地震P波（纵波)和Ｓ波(横波）运行时弹性岩石运动的形态弹性岩石与空气有所不同,空气可受压缩但不能剪切,而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。

地震产生这种第二个到达的波叫S波，即横波。

在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。

因为Ｓ波涉及剪切而不是挤压,使岩石颗粒的运动横过运移方向(图2．1)。

这些岩石运动可在一垂直向或水平面里，它们与光波的横向运动相似。

Ｐ和S波同时存在使地震波列成为具有独特的性质组合，使之不同于光波或声波的物理表现。

因为液体或气体内不可能发生剪切运动，S波不能在它们中传播。

P和S波这种截然不同的性质可被用来探测地球深部流体带的存在(见第６章)。

相关性质带偏光眼镜以减弱散射光的人可能熟悉光的偏振现象，只有S波具有偏振现象。

只有那些在某个特定平面里横向振动(上下、水平等）的那些光波能穿过偏光透镜。

传过的光波称之为平面偏振光。

太阳光穿过大气是没有偏振的，即没有光波振动的优选的横方向。

然而晶体的折射或通过特殊制造的塑料如偏光眼镜,可使非偏振光成为平面偏振光。

当S波穿过地球时，他们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。

大多数岩石,如果不强迫它以太大的幅度振动,具有线性弹性,即由于作用力而产生的变形随作用力线性变化。

这种线性弹性表现称为服从虎克定律，是以与牛顿同时代的英国数学家罗伯特·虎克（1６3５~1７03年)而命名的。

这种线性关系由图2.2所示的加重物的弹簧伸展来表示。

如果重物的质量加倍，线性弹簧的伸展也加倍，如果重物回到原来大小，则弹簧回到原来位置。

相似地,地震时岩石将对增大的力按比例地增加变形。

在大多数情况下,变形将保持在线弹性范围，在摇动结束时岩石将回到原来位置。

然而在地震事件中有时发生重要的例外表现,例如,当强摇动发生于软土壤时,会残留永久的变形，波动变形后并不总能使土壤回到原位,在这种情况下，地震烈度较难预测。

我们将在本书后面谈到这些关键的非线性效果。

当施加的力加倍时,弹簧的伸展也加倍弹簧的运动提供了极好的启示，说明当地震波通过岩石时能量是如何变化的。

与弹簧压缩或伸张有关的能量为弹性势,与弹簧部件运动有关的能量是动能。

任何时间的总能量都是弹性能量和运动能量二者之和。

对于理想的弹性介质来说，总能量是一个常数。

在最大波幅的位置,能量全部为弹性势能;当弹簧振荡到中间平衡位置时，能量全部为动能。

我们曾假定没有摩擦或耗散力存在,所以一旦往复弹性振动开始,它将以同样幅度持续下去。

这当然是一个理想的情况。

在地震时，运动的岩石间的摩擦逐渐生热而耗散一些波动的能量，除非有新的能源加进来,像振动的弹簧一样，地球的震动将逐渐停息。

对地震波能量耗散的测量提供了地球内部非弹性特性的重要信息,然而除摩擦耗散之外,地震震动随传播距离增加而逐渐减弱现象的形成还有其他因素。

由于声波传播时其波前面为一扩张的球面,携带的声音随着距离增加而减弱。

与池塘外扩的水波相似,我们观察到水波的高度或振幅,向外也逐渐减小。

波幅减小是因为初始能量传播越来越广而产生衰减，这叫几何扩散。

这种类型的扩散也使通过地球岩石的地震波减弱。

除非有特殊情况，否则地震波从震源向外传播得越远,它们的能量就衰减得越多。

Ｐ波和S波的速度１989年１0月17日当洛马普瑞特地震袭击时，我在伯克利家中突然感到房屋摇动,我开始计时。

10秒钟后摇动突然变的特别厉害，这表示S波已经到达。

P波总是首先从震源来到，因为它们沿同一路径传播时比S波速度快。

利用波的这一特性,我可以计算出这个地震的震源在80多千米以外。

Ｐ波和S波的实际传播速度取决于岩石的密度和内在的弹性。

对线弹性物质而言，当波与运行方向无关时,波速仅取决于两个弹性性质，称为弹性模量:岩石的体积模量k和剪切模量μ。

当向岩石立方块表面施加一均匀压力时,其体积将减小，其单位体积的体积变化作为所需压力大小的度量，称为体积模量。

当P波穿过地球内部传播时发生的就是这种类型的变形；因为它只引起体积变化,所以在流体中也可以发生,与在固体中一样。

通常体积模量越大,P波的速度就越大。

第二种变形类型是，在向岩石立方块体两相对的面上施加方向相反的切向力时，这体积方块将受剪切而变形,而没有体积变化。

同样，圆柱状岩心两头受大小相等方向相反力扭曲时也发生这种变形。

岩石对剪切或扭曲应力的抵抗越大，其刚性就越大。

S波通过剪切岩石而传播,剪切模量给出其速度的量度。

通常是剪切模量越大,S波速度就越大。

P波和S波速度的简单公式在下面给出。

这些表达式与已经提到的波的重要性质一致：因为流体的剪切模量是0，剪切波在水中的速度为0，因为两个弹性模量总是正的,所以P波比S波传播得快。

因为地球内部的强大压力,岩石的密度随深度增大。

由于密度在Ｐ波和S 波速度公式中的分母项上，表面看来,波速度应随其在地球的深度增加而减小。

然而体积模量和剪切模量随深度而增加,而且比岩石密度增加得更快(但当岩石熔融时，其剪切模量下降至0）。

这样,在我们的地球内部P和S 地震波速一般是随深度而增加的,在第６章中将进一步讨论。

虽然某一给定岩石弹性模量是常数，但在一些地质环境里岩石不同方向上的性质可以显着变化。

这种情况叫各向异性，这时,P波和S波向不同方位传播时具有不同速度。

通过这种各向异性性质的探测，可以提供有关地球内部地质状况的信息,这是当今广泛研究的问题。

但在以下的讨论中将限制在各向同性的情况,绝大多数地震运动属于这种情况。

地质构造的影响当水波遇到界面时，如陡岸，会从边界上反射回来，形成一列向岸外传出的水波,与向岸内传来的水波重叠。

当海洋波斜射入浅滩时，波在海水深度变浅时走得较慢，落在海水较深的波的后面。

其结果是波向浅水弯曲。

于是波前在它们击岸前转向越来越平行海滩(图２.4)。

折射这一名词描述波传播中由于传播路径上条件变化产生波前方向变化的现象。

反射和折射也是光线通过透镜和棱柱时人们熟知的性质。

２．震级和烈度地震震级和地震烈度是地震强度的两种表示方法。

ﻫ震级是表示地震能量大小的量度。

一次地震只有一个震级，以这次地震中的主震震级为代表。

显然,发生地震时从震源释放出来的弹性波能量越大,震级就越大。

按照弹性波理论，其波动量可用其振幅大小来衡量,因此,震级可用地震仪上记录到的最大振幅来测定。

ﻫ震级的最初涵义和计算方法,是规定在震中距为100km处,用伍德—安德生标准地震仪,所记录到的最大振幅为1um时,震级为零。

因此,震级就等于在震中距为１00km时,用同样地震仪所记录到的最大振幅值以um为单位的对数值。

例如某次地震的最大振幅为１0ｍm，换算成微米为单位时为１0000um,其对数值为4,即为４级地震。

迄今为止，世界上记录到的最大震级是１960年5月2２日在南美智利海边发生的地震，为8.9级。

地震烈度是指地震对地面和建筑物的影响或破坏程度。

一般来讲,地震烈度和震级的大小有关,震级越大,震中区烈度越大，而且同一次地震,离震中区越近．烈度越大;离震中区越远，则因震波渐次减弱,烈度也随之变小。

但是影响地震烈度大小的因素很多，烈度除和震级大小,震中距离有关之外，还和震源深度.震区地质构造，以及房屋结构等因素有关。

震级相同的地震，震源浅者对地表的破坏性更大,深源地震虽然通常震级很大，但地表烈度往往很小。

二、断裂活动与地震的关系ﻫ(一）全新活动断裂的地震评价ﻫ全新活动断裂往往是强烈地震的发源地。

因此,对工程场地及其邻近的全新活动断裂未来将发生多大地震.发震部位和发震时间应成为地震学家.岩土工程师.工程地质学家和设计工程师关注的问题。

根据对我国大陆地区发生6级以上强震构造背景的研究，强震一般发生在深大活动断裂带及由活动断裂带形成、控制的新断陷盆地内。