地震学chap1讲解

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1、1 第一章 引言 地震学是研究地震的发生、地震波的接收及 传播、地球介质的构造及特征的一门学科。 它是地球物理学的一个重要分支。具体说来 ，它主要是根据天然地震或人工地震的资料 ，运用物理学、数学及地质学的知识，来研 究地震发生的状况、地震波传播的规律，地 壳和地球内部的分层构造及介质特征；以求 一方面达到预测、预防乃至控制地震，另一 方面达到透视地球内部的目的。 2 1.1 现代地震学的发展 用仪器观测地震，最早始于我国东汉时期 。公元132 年我国东汉科学家张衡设计并制 造了候风地动仪，并于公元134 年12 月13 日在当时的首都洛阳检测到了一次发生在 陇西的地震。 3 图1.1 公元1

2、32 年我国东汉科学家张衡设计制造的候风地动仪（P. Borman 摄） 4 现代地震观测实际始于19 世纪末， 1875 年意大利人Filippo Cecchi 制造了第一 台近代地震仪，可以记录两个分量（南北 分量与东西分量）的地面运动。1892 年 米尔纳(J.Milne) 在日本架设了能记录三个分 量地面运动的三分向摆式地震仪。1898 年 ，维歇尔特（E.Wiechert ）将粘滞阻尼引入 地震仪。1905 年俄国伽利津（B, Galizin） 成功设计并制成了电流计记录式地震仪，将 机械能转换成电能，更大地提高了地震仪的 灵敏度。 5 1925 年安德森（J.A.Anderson

3、）和 伍德（H.O.Wood） 制造了一种直接 光杠杆放大记录的地震仪，其拾震系 统的自由周期为0.8 秒，阻尼因数0.8 ， 放大倍数为2800 。安德森-伍德地 震仪，1935 年被里克特(C.F.Richter) 制定震级标准所采用，里氏震级标度 迄今仍在沿用。 6 图1.2 安德森-伍德地震仪(左)与现代宽频带数字地震仪（右）的拾震系统 7 现代地震学的主要内容如今可以归纳为如下 几个方面： 地震波理论与地震波场模拟 地震波理论是关于地震波的激发及地震波在 地球介质中传播的理论，其理论基础是经典 弹性力学。 8 震源物理与地震震源参数测定 震源物理是指研究地震孕育、发生的物理 过程及相

4、关物理现象。由地震震源激发并 经过地球介质传播至地震台的地震波，携 带着地震震源及地震波传播路径上地球介 质两方面的信息。因此，利用地震波记录 开展的反演研究可分为两类：一类是地震 震源参数的反演，另一类是地球介质结构 的反演。 9 图1.4 1906 年美国旧金山大地震破坏农场（左）及 Reid 据此提出的地震成因的弹性回跳模型示意图 10 地球内部结构反演与地震勘探 1938 年古登堡（B. Gutenberg ）和里克特 (C. Richert)， 1940 年杰弗里斯（H. Jeffreys ）和布伦(K. E. Bullen) 根据大量地 震震相的到时资料，构制地震波走时表， 并发表

5、了与现今研究结果很接近的地球内 部地震波速度分布图像。 11 图1.5 地球三维速度结构示意图(根据Li et al., 2008 中的结果MIT-P08 绘制) 12 地震观测与地震预测 1889 年英国人米尔纳（J.Milne）和尤因 (J.A.Ewing)安置在德国波茨坦的现代地震 仪记录到了发生在日本的一次地震，获得 了人类历史上第一张地震图。20 世纪60 年 代，在世界范围内建成了由120 个安装有标 准地震仪的世界标准地震台网（WWSSN） ，20 世纪80 年代，在世界范围内建成了安 装有宽频带数字地震仪的65 个地震台，组 成了全球数字地震台网（GDSN）。 13 图1.6

6、北京大学架设在中国宝鸡市的三分量宽频带数字地震仪记录的 2005 年10 月8 日巴基斯坦Mw7.6 级地震，震中距为28 14 1.2 地震学在地球科学领域及现代社 会中的应用 （1）地球内部结构反演研究的应用 我们对地球结构的认识来源于地震波记录 。地震学按波的性质与波的传播路径，如 图1.7 对各种类型的地震波（或称震相）都 用简单的统一符号标记。 15 图1.7 通过地球内部的典型地震波射线震相标记（左）及相应的地震图(右) 16 在地震图上可清楚看到不同时间到达的 子波列，我们称之为震相。震相是地震图 上显示的震动特征不同（如P 波、S 波）或 传播路径不同的地震波组。各种震相在到

7、时、波形、振幅、周期和质点运动方式等 方面都各有其自己的特征。依据大量震相 走时资料制定的Jeffreys-Bullen 全球地震波 震相平均走时表。 17 图1.8 ISC(国际地震中心)搜集到的近百万个震相到时数据叠加图。红线与绿线是 用Jeffreys 地球结构模型计算的各震相走时曲线（引自P.Borman,2002） 18 (2) 地震危险性评价 根据地球动力学的观点，地球的岩石层并不是整 体一块，而是被一些活动构造-海岭、岛弧、转 换断层，分割成若干板块，例如，欧亚板块、美 洲板块、非洲板块、太平洋板块、澳大利亚板块 和南极洲板块(如图1.9)。 地震研究表明，地震发生的地域分布与全

8、球主要 构造带分布是密切相关的，图1.10 为全球5 级以 上地震震中分布图，可以清晰地看到地震基本是 沿约100 km 宽的板块边界带分布的。全球的地震 带有：环太平洋地震带；欧亚地震带；海岭地震 带。 19 图1.9 全球板块分布 20 图1.10 1973 年2008 年全球5 级以上地震震中分布图(根据NEIC 的PDE 地震目录绘制) 21 我国主要的地震带有：天山地震带；南北地震带； 华北地震带；华南地震带；西藏查隅地震带；台湾 地震带。 22 (3) 工程地震学中的应用 地震可能造成的破坏使工程建设设计者们 必须考虑工程的地震设防问题，为此需要 知道未来的地震活动性。工程师在设计

9、一 项工程时，希望具体了解此工程场址在其 使用寿命内可能遭遇到的地震动强弱及其 特性，以便合理地进行设计。 23 （4）核爆炸的地震学侦查 核爆炸的地震学侦查的意义在于：在无法 接近核试验场、并且关于地下核爆炸信息 处于高度保密状态的情况下，地震监测是 侦查地下核试验最有效的、有时甚至是唯 一的技术手段。 24 图1.12 美国内华达试验场的一次天然地震(上)和一次地下核爆炸 (下)区域地震记录的比较(引自Richards 和Zavales, 1990) 25 1.3 地球内部结构概述 由于Mohorovocic, Oldman，Gutenberg， Lehmann，Jefferys 和Bul

10、len 等人的杰出 工作，关于地球内部的主要分层及大体速 度结构图像在上世纪30 年代已取得了基本 完整的研究结果。地球内部存在地壳、地 幔、液态外核与固态内核四个一级分层（ 图1.13），概述如下： 26 图1.13 地球的内部速度结构示意（左）及地球1 维速度结构参考模型（PREM，右） 27 (1) 地壳 地壳厚度的测量最先来源于1909 年南斯拉 夫地震学家莫霍洛维契奇(A. Mohorovocic) 的研究。他在近地震观测中，发现了Pn 和 Sn 震相。他假定在地下几十公里的深处， 存在着一个地震波速度的间断面，界面下 介质的速度突然增加。这个间断面就是我 们现在称之为的莫霍面或M-

11、面。这个面以 上的介质称为地壳，以下的称为地幔。 28 在大陆的稳定地区，地壳厚度约为35-45 公 里，一般分为两层。上层的P 波速度由 5.86.4 km/s 随深度增加到下层的6.5-7.6 km/s 。由地壳下部到地幔，波速增加一般 是很快的，P 波速度由7 km/s 在几公里的 深度内很快增加到8.0-8.2 km/s 。 29 (2) 地幔结构 从地壳下部到地幔顶部，地震波速跳跃很 大，说明地幔顶部的物质和地壳不同。由 于地幔内部又存在410 公里和660 公里（全 球平均）两个地球二级速度间断面，因此 地幔又可以进一步分为上地幔（410 公里以 上），过渡层（410-660 公里

12、之间）及下 地幔三个层区。 30 图1.14简单的穿过两层地球模型的路径（左）和 Oldham绘制的P波和S波走时曲线（右） 31 Oldham 注意到走时曲线上存在两个重要间 断：第一个位于约130 震中距附近，第二 个间断出现在现今定为S波的“第二相”中， 它只能被跟踪到120 。他说：“一直到120 度距离的波都没有穿过地核，在150 度距离 上波速明显减小，表明在这个距离出露的 波深深地穿过了地核。因为120 度的弦能达 到的最大深度为地球半径的一半，因此推 断地核的半径应该不超过地球半径的0.4 倍 。 32 Gutenberg 利用幔核界面的反射波震相走 时资料得出了较Oldham

13、 更精确的核界面深 度估计，1914 年他首次给出了地核深度为 2900 公里的估计，他的估计结果经受了时 间的考验，现代观测对地核深度的估计值 2891公里与这一数值仅有几公里的误差。 33 (3)地核结构 在核幔界面处，P 波速度从13.72 km/s 下 降为8.06 km/s；S 波速度从7.26 km/s 下降 为0。速度的突然变化说明地核的物质组成 和状态与地幔不同。 34 1.4 地震学的基本名词和概念 1 有关空间的概念 震源：地球内部发生地震而破裂的地方。 震源深度：将震源看作一个点，由此到地表的垂 直距离称震源深度。 震中：震源在地表的投影称之为震中，宏观上是 地震对地表破

14、坏最严重的地区，也称之极震区， 事实上，二者并不完全重合。 震中距：在地面上，从震中到地震台的大园弧距 离，用来表示，也可以用此距离对应的地心张 角来表示。 35 震中 震中 台站 36 2 发震时刻 地震发生的时间。 3 地震波及地震射线 发生于震源并在地球介质中传播的弹性波 称之为地震波，地震波的波阵面的法线方 向的联线称为地震射线，对观察者而言， 似乎地震波就沿该路径传播。 37 38 4 有关强度的概念 地震烈度与烈度表：按一定的宏观标准， 表示地震对地表破坏程度的一种量度称之 为烈度，通常用I表示，按烈度值的大小排 列成表，称为烈度表，我们使用的是12烈 度表。 39 40 41 4

15、2 震级：按一定的微观标准（仪器观测）， 衡量地震波能量大小的量度，常用M表示。 对大量的地震，分别独立地估计E和实测M ，经统计得出： logE1.5M11.8 震级和烈度都是衡量地震强度的，根据统 计结果，震级与震中烈度I0之间有下列关系 ： 43 44 5 地震的分类 （1）按成因分类：构造地震；火山地震； 陷落地震。 （2）按震源深度分类：浅源地震（ h60Km）；中源地震（60300Km）。 （3）按震中距分类：地方震（100Km ）；近震（1000Km) 。 （4）按震级分类：弱震分类（M3）；有 感地震（3M4.5）；中强震（4.5M6） ；强震（M6.0）。 45 1.5 地震频度和地理分布 一定时间内各种类型，各种强度的地震数 目称之为地震频度。根据地震频度表示某 一地区的地震活动程，称为地震活动性。 小地震的发生比大地震频繁得多。这种趋 势可以用震级频度关系作定量化的描述 。古登堡和里克特注意到这关系服从幂律 ，并得到经验公式 46 这里N是震级大于M的地震次数。参数b叫 做b值，对多种类型的地区，发现b值在0.8- 1.2之间。