地震概论第三章地震波

地震产生的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。
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。
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”。
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。
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.ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ.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。
• 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。
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，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。
第三章
地震波的传播
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。
3.1 地震波
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。
Vp
K 4 3

VS

（3.1）
体波传播示意图
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，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。
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。
3.4.2地震是一盏照亮地球内部的明灯
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。
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
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。
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 。
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”，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 103°～143°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。
P S
地 波球 和内 速岩 度石 随平 深均 度密 的度 变和 化穿 曲过 线它 们 运 行 的
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”。
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 7.8～8.0km/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 核。
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。
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 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
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。
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。