地震概论第三章ppt课件

单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,作者：赵克常,2012,地震概论,第三章 地震波传播理论,第一节 地震波传播的基本概念,第二节 地震波传播的基本理论,第三节 体波各种震相和走时表,第三章 地震波传播理论,作者：赵克常,第一节 地震波传播的基本概念,一、地球介质和弹性波,地震波是地下传播的震动，必然与岩石的弹性有关，一般都假定岩石是一种完全弹性体。,在一般的地震波计算中，地球介质可以做为各向同性的完全弹性体来对待。,作者：赵克常,二、,首波（或侧面波）,若介质是分层的，当地震波由低速的一方向高速的一方入射时，还存在一种波，叫做侧面波,(,或叫首波、折射波、衍射波、行走反射波，等等,),。,虽然首波的传播路径总是比直达波长，但是因为首波在分界面上是以深层介质中的速度来传播的，因此超过一定临界距离之后，首波就会比直达波率先到达台站。,P,波和,S,波都会有相应的首波。,作者：赵克常,三、地震波的吸收和衰减,将地球介质当作是完全弹性体是一种近似，实际上在波动传播过程中，介质会吸收波动的能量转化为热能。,振幅随时间的衰减可用,表示，,为衰减系数。,距离后，因介质对能量的吸收而导致振幅的减,小，可用,表示,称为吸收系数。,波传播,表示能量消耗的另一个重要参数,Q,叫做品质因子，这是由电路,理论借用来的一个概念，定义,E,是一定体积的介质在一周期时间内所存储的最大应变能，,作者：赵克常,四、震中距,震源在地表的垂直投影为震中。震中距就是震中到观测台站之间的距离，单位是千米。,另一种震中距单位是度，就是震中,地球球心连线与观测台站,-,球心连线的夹角，与千米制换算：震中距（度）,=,（震中距（千米）,180,）,/,（地球半径,）。,估算：,1,度约等于,110,千米。,作者：赵克常,第二节 地震波传播的基本理论,在地震波理论中，通常把地球介质当作均匀、各向同性和完全弹性介质来处理，只是一种简化的假定。实践证明，这种假定可以使分析大大简单，并且在多数情况下可以得到与观测结果颇为符合的结果。,研究地震波在地球内部传播的问题，主要有动力学和运动学两种方法。动力学方法是直接求解波动方程，研究平面波在平界面上的反射、折射，均匀半空间及平行分层空间中的地震面波，以及球对称模型的地球的自由振荡。该方法相对繁琐，本书不做介绍。我们介绍的是第二种方法：运动学方法，就是将波动方程的求解简化成波传播的射线理论，用地震射线这一概念，研究地震波在地球内部传播的运动学特征，同时获得地球内部构造的情况。,作者：赵克常,一、射线理论,在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地震波传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为射线问题。地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射线，就是地震波传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由一点传播到另一点所经过的途径。,射线地震学，也叫几何地震学，是波动地震学在波长很短时的近似。它可以由波动地震学推演出来，但更直接的是根据费马原理。这个原理说：当一个震动由介质中一点传播到另一点时，它所经过的途径是使其传播时间为一稳定值,(,最大、最小或拐点,),。在一般的地震波计算中，地球介质可以做为各向同性的完全弹性体来对待。,作者：赵克常,设震动由,A,点出发，沿途径,s,传播到,B,，传播速度是,所用的时间是,t,，则费马原理就是,是变分。根据这个原理，若,A,和,B,各在一个分界面的两边或,一边，就立刻得到斯涅耳的折射或反射定律。,作者：赵克常,费尔马原理,（,Fermats Principle,）,光学中的,Fermat,定理,：,“,光,在介质中传播的路径为,走时,（,travel-time),最小的路径”,地震学中的,Fermat,定理：,地震,波,在介质中传播的路径为走时最小的路径,.,作者：赵克常,地震学中的,Fermat,定理不是永远成立，是高频情况下地震波波动方程的渐近解。,Fermat,定理是地震波的高频近似解。,高频近似,：地震波的特征波长远小于所研究问题的,特征尺度。,注： 当高频近似条件不满足时，地震波的传播不能够用,Fermat,定理来描述，必须严格求解原始的波动方程。,作者：赵克常,地震射线,(Seismic Ray),能量束，能量分布呈高斯分布（,Gaussian Beam),能量束的宽度（,d,）,反比于频率（,f,）：,d,当,时，,能量束成为“线”（射线）,作者：赵克常,射线（,Ray),非均匀介质中的地震射线,作者：赵克常,Fermat,原理在地震学中的应用,-,Snell,定律,入射波,（,Incident Wave,）,反射波,（,Reflected Wave,）,透射波,（,Transmitted Wave,）,Snell,定律：,作者：赵克常,射线,AOB,的走时为：,Fermat,原理,Fermat,原理,Snell,定律（,1,）,反射点,x,应使,t,达到最小值。即：,r,h,A,B,L,x,L,-,x,V,2,V,1,o,作者：赵克常,r,h,A,B,L,x,L,-,x,V,2,V,1,o,射线,AOB,的走时为：,Fermat,原理,Fermat,原理,Snell,定律（,2,）,反射点,x,应使,t,大到最小值。即：,作者：赵克常,射线理论在过去,100,年中被广泛用于地震资料的分析和解释，由于它简明、直观、易懂且适应性广，至今仍被广泛应用。与更完整的解法比较，射线理论直截了当地给出了三位速度模型。,但射线理论也有缺陷：它是高频近似，对长周期或者陡的速度梯度的介质就行不通；它还不容易处理非几何效应问题。本章的射线理论只涉及地震波的到时，而没有考虑振幅和其他细节。这是因为，这些问题对本书已经很充分，而且很多现代地震学的主要研究也都只用了走时资料。,作者：赵克常,二、,地球介质的变化特征,地震波的传播主要取决于地震波的速度,地震波的速度与地球介质相关。,地球内部介质性质的变化,主要有以下情形：,上下介质的性质、状态迥然不同,出现明显的分界面,地震波速度出现阶梯状跳跃,如地壳与地幔、地幔与地核之间。地壳是固体,外核是液体,地幔介于固态与液态之间。,上下介质的状态基本相同,但性质变化显著,呈现明显的分界面,如地幔中的细层之间的分界面，地震波在分界面上的速度也有显著的变化。,在同一层内,地球介质也不是均匀分布的。一般来讲,由于地球介质是分层均匀、各向同性的,地球介质的密度、弹性参数等随深度增加而增加,地震波速度也随深度的增加而增加。但有两种特殊情形：一种是速度随深度增加而减小,(,称为低速层,),另一种是随着深度增加速度异常增加,(,称为高速层,),。,作者：赵克常,地震波入射到层之间的界面上时,会产生折射、反射和波型转换等现象。,取自由表面为,xz,平面，,z,轴垂直向下，入射面为垂直面,xz,。,L,为,P,波传播方向，,N,垂直于,L,。,S,波分解为,SV,波和,SH,波，,SV,波为入射面内的横波分量，沿,N,方向，,SH,为垂直入射面的横波分量。,三、,地震波的折射、反射和转换,1.,近震情况,作者：赵克常,对于近震而言,地球的分层界面可以视为水平的。,P,波入射时,界面上会产生反射,P,波、折射,P,波,反射转换,SV,波和折射转换,SV,波,SV,波入射时与,P,波类似；,SH,波入射时只有反射,SH,波和折射,SH,波产生,没有转换波出现。因为水平面内振动的,SH,波不可能引起垂直面内振动的,P,波和,SV,波。,作者：赵克常,V,2,V,1,P,1,S,1,P,2,S,2,地震波在介面上的反、透射,练习,1,：,利用费尔马原理证明存在波型转换时的,Snell,定律。,作者：赵克常,射线参数,p,是射线参数。,对于给定的射线,射线参数是一常数，即在射线传播过程中保持不变。,作者：赵克常,作者：赵克常,作者：赵克常,临界透射,当,V,2, V,1,时,存在临界角,满足：,即：,问题：,此时射线参数为何值？,作者：赵克常,首波的射线参数,作者：赵克常,A,B,V,2,V,1,o,A,B,V,2,V,1,o,V,2,V,1,存在临界角,满足,:,A,B,V,2,V,1,O,P,V,2,首波,侧面波,（,Head wave,）,作者：赵克常,作者：赵克常,A,B,V,2,V,1,O,P,V,2,首波,侧面波,（,Head wave,）,练习,2,：,利用费尔马原理证明上述首波的存在及其特殊的传播路径。,x,y,L,-x-y,L,h,r,提示：可先考虑如下路径射线的走时，再求极值。,作者：赵克常,对于远震而言,地球曲率不能忽略,地球介质性质随深度的变化也应加以考虑,。,球对称介质中的地震射线,2.,远震情况,作者：赵克常,球对称介质中,Snell,定律,d,r,1,r,2,o,C,A,B,作者：赵克常,球对称介质中,Snell,定律,d,r,1,r,2,o,C,A,B,在射线传播过程中是一不变量。,（射线参数）,注意,：,球对称介质中的射线参数与垂向变化介质中的射线参数不同。,作者：赵克常,以观测点的震中距为横坐标,地震波到达时间为纵坐标,绘成的曲线称为走时曲线。地震波到达时间与震中距关系的方程称为走时方程。,四、,地震波的走时曲线和走时方程,1.,水平层状介质,（,1,）单层地壳介质模型中地震波震相与走时曲线,作者：赵克常,、震源在地表（,h=0,）,走时方程：,T,-,X,关系,作者：赵克常,直达波的走时方程,T=X/V,1,作者：赵克常,反射波的走时方程（,1,）,作者：赵克常,反射波的走时方程（,2,）,走时方程：,T,-,X,关系,T0,X0,作者：赵克常,首波的走时方程,走时方程：,T,-,X,关系,作者：赵克常,直达波、反射波和首波,练习,3,：,证明：当震中距（,X,）,大,于一定值（ ）时，首波,将最先到达；并求出 。,作者：赵克常,、震源不在地表（,h,0,）,作者：赵克常,直达,P,波和直达,S,波震相，分别记为,Pg,和,Sg,容易导得直达波的走时方程为：,V,1,X,s,X,T,Slope=,dT/dX,=1/V,1,估算震中距,作者：赵克常,地壳底面反射波震相，分别记为PmP和SmS,反射波的走时方程为：,我们容易看出，反射波走时曲线在震中距,较大的地方将趋近于直达波的走时曲线。,作者：赵克常,首波震相，分别记为Pn和Sn,不难推出首波走时方程为：,作者：赵克常,设地壳厚度为,H,，并考虑地表震源这种简单情形，,不难得到首波出现的临界震中距,震中距小于,的范围称为首波的盲区，在此范围内不会,出现首波。,作者：赵克常,震中距,超过一定临界值,时，,Pn,将是地震图上记录的第一个震相，从而可以清楚的识别出,Pn,震相，这个临界距离称为首波的第二临界震中距，记为,对地表源，由直达波和首波的走时方程不难得到：,即有：,作者：赵克常,假设有,n,个平行层,每层的介质都是均匀和各向同性,各层的厚度分别为,h1,h2,hn,速度分别为,V1,V2,Vn,。取直角坐标系,将,x,轴与,y,轴置于自由表面,z,轴垂直向下。,（,2,）多层介质地震波的传播情况,V=,V(z,),情况下：,作者：赵克常,2.,球对称介质,地球可以近似地认为是由无数个同心球壳或连续变化的球对称介质组成的。对于远震考虑到曲率的原因，不能简化为水平层状介质。,令 则有,作者：赵克常,介质存在,高速层,时地震射线的时距曲线,时,(,间,)(,震中,),距曲线,走时方程,作者：赵克常,介质存在,低速层,时地震射线的时距曲线,作者：赵克常,实例,1:,北美地盾模型,作者：赵克常,介质存在,高速层,时地震射线的时距曲线,作者：赵克常,介质存在,低速层,时地震射线的时距曲线,作者：赵克常,实例,2:,地球深部构造及地震射线,作者：赵克常,第三节 体波各种震相和走时表,通常把在地震图上记录到的不同振动类型或通过不同途径的波所引起的一组一组的振动叫震相。,地震学的一个主要目的就是解读地震记录的各个震相，并从中得到记录所携带的地球内部信息和震源信息。,作者：赵克常,一、近震体波震相,对于近震，最主要的速度间断面就是莫霍面了。以,Pg,、,Sg,表示地壳内由震源发出直接到达地面的纵波和横波。,P,、,S,波到达莫霍面后的反射波有可能产生转换波，因此经莫霍面的反射波表示为,PmP,、,PmS,、,SmP,、,SmS,。而经莫霍面的首波则表示为,Pn,、,Sn,。,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,震相：,P,S,p,s,K,I,J,c,i,二、远震体波震相,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,作者：赵克常,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,作者：赵克常,下地幔、地核构造及地震射线,P wave shadow zone,S wave shadow zone,作者：赵克常,全地球模型中主要地震射线,作者：赵克常,全地球模型中地震波传播,作者：赵克常,作者：赵克常,实际地震图,作者：赵克常,三、几个主要震相的特征,P,：在震中距为,100,度的范围内，,P,将作为地震记录的第一个震相清晰地显示出来。一超过,103,度，其振幅就变小，这是因为进入地核的阴影区所致。当看到弱小的波时，一般认为那是在核幔边界上由于衍射而产生的，这类似于莫霍面衍射的,Pn,波。,S,：在震中距最大为,100,度的范围内，,S,往往以比,P,还大的振幅在地震记录上显示出来。超过,100,度时，虽然开始进入了地核隐区。,PP,、,SS,（地面反射波）：这两个震相在震中距超过,20,度是就开始与,P,或,S,分离。,pP,、,sS,：当发生深震时，在,30-100,度附近，在,P,、,S,之后可以清晰的显示出来。,pP,和,P,的到时差，以及,sS,和,S,的到时差，往往随着震源深度不同而差别很大，因此对确定震源深度非常有用。,PcP,、,ScS,、,pPcP,、,sScS,（外核反射波）：,PcP,、,ScS,或者是,PcS,、,ScP,常在震中距在,30-40,度左右显示出来。,作者：赵克常,四、地震走时表,地震波在不同震中距上传播的时间表,。,走时表中各种震相的走时,是根据地震图,(,即地震波形的记录,),中各种震相的到时来编制的,。,为了准确地编制走时表，需要汇集大量的地震图，并对各种震相做出正确的识别和鉴定,。,走时表,是分析地震图、识别不同震相的主要依据。,作者：赵克常,杰弗里斯及其学生布伦根据许多地震记录于,1939,年绘成的著名的走时曲线,作者：赵克常,实际地震图（,University of California,）,作者：赵克常,走时表提供了有关地球内部的信息,P,波、,S,波和所有其它相关体波的走时曲线的斜率随震中距增大而减小，由于震中距越大，这些体波的穿透深度越深，这表明从远距离传来的地震波在地球深部的传播速度要高于近地面的传播速度。也就是说，地震波的速度随地球深度而增加。,图中瑞利（,Rayleigh,）波和洛夫,(Love),波的走时曲线为直线，斜率不随震中距变化而变化，说明它们在传播过程中，速度是恒定的，加上前面得出的地震波速随深度增加而增加，我们可以得出这些波是沿着某些地层传播的，这种层只能是表面层，否则不可能被地表的仪器接收到。,S-P,的走时差较多依赖于距离而较少依赖于深度；而,pP,-P,走时差主要由震源深度决定，较少得依赖于震中距。这样我们可以方便地根据这些资料得出震源深度和震中距。,作者：赵克常,END,！,Thank you for,your attention and cooperation!,作者：赵克常,