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1、第五章 地震波传播与地球内部结构,地球内部构造、地球内部的物质构成及其性质是地球物理研究中的一个重要方面。 然而 由于地球是一个坚实的球体，对地球的直接观测仅限于表面或表层 (目前最大钻探不过十几公里)，获取地球内部信息更多地依赖于间接的观测资料，地震观测是了解地球内部的一个重要手段。,著名地震学家傅承义曾说过:“地震仿佛是盏灯;每次发震都照亮了地球的内部结构”。 地震发生后，地震波贯穿于整个地球传播，它回到地表时带回了丰富的地球内部的信息。 研究地震波在地球内部的产生、传播，不仅有助于我们从本质上了解地震这一自然现象本身，而且还可从中解译出许多与地球本身有关的信息。 因此，有关地震波的知识是
2、地球物理学中的重要组成部分。,本章通过介绍有关地震波传播的基本知识，重点探讨地震波速度、地震波传播与地球内部结构的关系，从而揭示地球的基本构造与地球介质的物理参数，最后简要介绍地震波的记录和地震波的应用。 5.1 地震波传播 地震是由于地下岩石的突然破裂而引起的大地振动，这种振动以弹性波的形式向周围介质传播。,为了理解地震波在地球介质中的传播，须先介绍有关弹性波的基本知识。 一、弹性形变与弹性体 物体受外力作用后会产生体积或形状的改变。 物体的形变: 在物体内部，则表现为质点之间相对位置的变化，这就是物体的形变。 弹性形变：若外力撤除，形变也随之消失，物体恢复原来的体积和形状， 则称这种可恢复
3、的形变叫做弹性形变。,弹性体：能够产生弹性形变的物体叫做弹性体。 完全弹性体：如果物体的形变能完全恢复，不产生任何剩余形变，则称之为完全弹性体。 一物体能否称作弹性体，取决于它所受外力的大小和外力作用时间的长短。 对于整个地球而言，当地震波通过地球介质时，地震波施加于地球介质的作用力非常小，作用时间也非常短，在远离震源的地方，当地震波过去后，地球介质不会留下任何形变。,因此，我们在所究地震波在地球内部的传播时将整个地球视为弹性体。 而且我们还假设地球是完全弹性、分层均匀和各向同性的。 二、应力与应变 体力：物体所受的力，若作用于物体的每一质点上，如重力、电场力等，称之为体力； 面力：若作用于物
4、体与物体之接触面或物体内部质点之间的接触面上 (不忽略质点之体积)，则称之为面力。,应力：应力是弹性体受外力作用后其内部质点之间产生的一种阻碍弹性形变的内力，其单位是Pa ( N/m 2 )。 应力与压力并不相同，尽管二者都表示单位面积上所受到的面力。 压力是物体之间的相互作用，是外力； 应力是物体内部质点之间的相互作用，是内力。 弹性体受外力作用后，内部质点之间有应力产生，这种应力引起弹性体的变形。,弹性体的变形有三种情形: 1、伸长或缩短 若一弹性体受垂直于截面的均匀拉力 (或压力) f 作用，则弹性体内任一横截面上的应力是： fS 这种应力叫做正应力。 弹性体受力后伸长 (或缩短) L，
5、其相对伸长 (或缩短)为 (5.1.1),比值叫做线应变，正应力与线应变之间满足虎克定律: (5.1.2) 这里E是杨氏模量。它表示弹性材料抵抗拉伸(或压缩)的能力。 E越大，说明弹性体越难变形。,弹性体纵向伸长 (或缩短) L 后，其横向也会有d的变化，且满足: (51.3) 叫做泊松系数，式中负号表示纵向应变与横向应变方向相反，为保证为正而取的。 泊松系数仅与材料本身性质有关。,实验表明，对于一切介质， 介于0到1/2之间，金属介于1/4到1/3之间。 对于地球介质，常取1/4表示地幔的大部分，对于地球外核 (液态)，取为1/2 2、体积应变 在实际的地球介质中，只受单向压力或拉力的情形很
6、少。一般情况下，是各个方向都受力，最常见的是液态静压力。 弹性体在静压力P作用下体积变化V 则有关系:,PKVV 其中K为体变模量。 体变模量K可以从杨氏模量E和泊松系数 推导出来。经简单推导，可得： 体变模量又称容积模量。 体变模量虽然与杨氏模量有关，但它们的物理意义不同：,K反映的是三维空间的体积变化， 而E反映的是一维空间的长度变化。 K与E是通过 建立联系的。 从上式可知，当 =l/3时，K=E； l/3时，KE； 13时，KE。 当然，这是在各向同性、均匀、完全弹性的情况下才有的。,3、切应变 切应力：若弹性体受到平行于截面方向的均匀外力 f 作用，则弹性体内部任一平行 f 的截面上
7、所受应力fS，这种应力叫做切应力，如图511。,物体受切应力作用后每一截面都会相互错动 (如同一叠卡片在最上一片施加一个紧贴卡片的力量，除最下面一片没有移动外，其余各片程度不等的移向一侧)，使得弹性体变化了角度。 由于 f 很小 ，所以 角也很小， 这一角是反映弹性体形状变化的，称之为切应变。 切应力与切应变之间也满足胡克定律: ,其中 为切变模量，或叫做刚性系数，它表示弹性体抵抗体积变形的能力。 可以证明， 切变模量可以由杨氏模量E和泊松系数推导出来，其关系为: E2（1 ） 因为 00.5，故 /E =0.5 0.3，即切变模量不足杨氏模量的一半。 一般来说，介质容易发生扭曲破裂，而不易发
8、生压缩破裂，其道理就在这里。,正因为如此，通过震源机制研究得知， 天然地震所对应的介质破裂基本上属于剪切破裂。 上面所提到的正应力、切应力是应力分别在垂直和平行截面方向上的两个分量，与之相应的线应变与切应变也是应变的两个分量。 用一句话来概括，应变是弹性体体积或形状的相对改变。,三 地震波的类型,弹性波：在均匀、无限的固体弹性介质中，一质点的振动必然牵引其周围介质一块运动，从而使二个点的振动通过周围介质传播出去，周围介质对质点振动的集体响应就是弹性波。 从应力应变的角度来讲，弹性波就是质点之间应力与应变的交替传递，所传递的是能量，波是传递的形式。,我们知道，固体弹性介质中可以传播两种弹性波:
9、纵波和横波。 对于地球而言， 当地球内部某一震源点振动时，其振动也会通过地球介质向周围传播而形成地震波。 由于地球具有边界以及地球内部具有分层构造，地震波不仅有纵波和横波，还有面波和自由振荡波。 1、体波(Body Waves) ： 地震纵波和地震横波是贯穿于整个地球传播的波，所以将这两种波叫做体波,地震纵波(Longitudinal or P Waves) 是地下岩石介质受正应力作用后膨胀或压缩而产生的疏密波，用符号P表示， 意为“压缩”(push) 或“初至”（primary），一般称之为P波，如图512(a)所示。 P波的传播方向与振动方向一致，传播速度为: 其中也是一个弹性常数，叫做拉
10、梅常数，它可由杨氏模量E与泊松系数 来表示;,地震横波(Shear or S Waves) 是地下岩石介质受切应力作用所产生的切变波，用符号S表示，意为“剪切” (shear)或“续至”(secondary)，一般称之为S波，如图5.1.2(b)所示。 S波传播时，其质点振动方向垂直于传播方向(Particle Motion - perpendicular to the direction the wave is travelling),Results in a change of shape, no change of volume associated Can travel only in
11、 solids - materials that can support such a deformation.,S波可以分解为两个分量: 质点在水平面内振动且沿水平X轴方向传播的横波叫SH 波，如图513(a)所示， 质点在入射面内振动且沿水平X轴方向传播的横波叫SV波，如图513(b)所示。 横波的传播速度为: 液体中 =0，所以没有横波传播。,对于大多数岩石来说，泊松系数 =l/4，将切变模量 =E2(1+ )代人Vs则可得到： 因此P波速度总是大于S波速度，P波初至，S波续至，这是地球介质特有的性质。 Velocity of propagation: the S-wave always
12、 less than the P-wave. P-waves arrive first.,2、面波(Surface Waves) 在均匀、无限和各向同性介质中，只有P波和S波存在。 面波：当P波和S波传播到地球表面或内部界面上时，会产生沿着地表面或内界面传播的波，这就是面波。 Waves that travel at the surface of an object 最见的面波有两种: 瑞利波(Rayleigh)和勒夫波(Love)。,瑞利波是沿地球表面传播的波，它是P纵波和SV横波沿界面传播时相互叠加的结果。 Particle Motion - more complex, mixture o
13、f P and SV - retrograde elliptical motion (can make you seasick near an earthquake). Rayleigh Waves (LR)- at any surface of a solid.,Propagation velocity - more difficult to determine, Special case for a Poisson solid (取 l/4), 其传播速度为 VR= 0.9194 Vs 即VR略小于S波速度。 这种波的特点是: 质点的运动轨迹为逆进椭圆，其长轴垂直于地面， 其短轴与波的前进
14、方向一致； 质点的振动振幅，从地面往下，按指数锐减 (称为地面波的道理即在此)，如图5.1.4所示。,Rayleigh waves are non-dispersive over a pure medium. Describe the penetration depth as about 0.4. Consequently long wavelength Rayleigh waves sense deeper into the earth and provide a measure of the velocity at depth - in a layered earth Rayleigh w
15、aves must be dispersive.,勒夫波（Love Waves LQ) Exist only when have a layer over a halfspace. Must have VS1 VS2 。 当均匀无限半空间介质上覆盖一薄层，且薄层内的S波传播速度VS1低于层下的S波传播速度VS2 ，则会产生一种沿表面传播且质点振动仅限于水平面内传播的面波， 这就是勒夫波。,勒夫波可看成是SH波在薄层的上下界面之间连续反射并相互叠加的结果， 如图5.1.5所示。它的传播速度VQ满足: VS1VQVS2,勒夫波的低频成分以接近于VS1的速度传播，勒夫波的高频成分以接近于VS2的速度
16、传播。 勒夫波的振幅随深度按指数锐减。 体波和面波的不同振动特征如图5.1.6所示，体波和面波在地震图上的记录特征如图5.1.6(e)所示。,3、自由振荡波 像敲击可以使钟响起来一样，一次大震，也可以使整个地球振荡起来。 地球整体振荡不同于体波和面波: 体波和面波是行波，即在任意给定时刻内发生运动只是地球的一部分，随着时间在行进； 振荡是驻波，即在任意给定时刻内发生运动的不是地球的一部分，而是地球的整体。 它们只随时间变化，而不随时间行进。,另一个重要区别是，体波和面波的各种谐量都是短周期(从百分之一秒至几十秒)。 而地球振荡的各种谐量成分大都是长周期(从几分钟到几小时，或者更长)。 当然，地球振荡和体波、面波在本质上是一致的，都是以波动形式传输能量，其中，地球振荡中的高阶成分就是地震面波。 自由振荡有三种振型，如图517所示。,气球型振荡。其周期为20.5min，振荡时地球像气球一样交替膨胀和压缩。
