地震波ppt课件

第二章地震及地震波 Page1 2 2地震波 波的特点地震波的特点波形转换斯奈尔定律面波的特点频散现象地震波序列 震相 page2 波动 介质质点围绕平衡位置做往复运动 一个质点的振动将带动相邻质点振动 振动随之向远端传播 形成了波 波动方程描述介质各质点在不同时刻的状态 振动方程则描述某个 或某些 质点在不同时刻的状态 page3 波长 和周期T 正弦波两个相邻波峰间的距离称为波长 行进这一距离所需时间称为周期T 亦即质点振动完成一个循回所经历的时间 page4 频率和圆频率 周期的倒数f 1 T称为频率 单位为赫兹 表示在单位时间内完成的振动循环次数 圆频率 page5 波速V 视波速C和波数k 波速V取决于波动传播介质的力学特性 密度和弹性模量等 观察或测量波动时往往并不沿着波动的传播方向 这时观测到的波速称为视波速 波数k也是常用的描述波动的参数 定义为2 长度中所包含的波长 的个数 page6 波动基本性质 波在传播介质的界面上能产生反射和折射弹性波叠加时遵守波的叠加原理两束或两束以上的同频波叠加时能产生干涉现象 能量汇集形成驻波弹性波在传播过程中遇到障碍物边缘或孔洞时将发生弯折现象 称为波的绕射 衍射 某些波具有偏振现象 既传播介质质点的振动发生在垂直于传播方向的平面内波在传播过程中会有幅值衰减的现象 page7 波的干涉 page8 波的绕射 衍射 page9 地震波 地震波是照亮地球内部的一盏明灯 page10 断层破裂激发地震波 引起地震动 地震波是地震学和工程地震学研究的基本现象 主要依据地震波的观测和分析 人类了解了地球内部构造并确定地震发生位置和地震震级 基于强地震动的观测和研究 得以确定工程结构的地震动输入 地震波 page11 地震波传播实例 page12 地震波理论的起源和发展 1821年纳维 L Navier 力的平衡方程和振动方程1828年泊松 Simeon DenisPoisson 纵波和横波1839年格林 G Green 应变能函数 弹性波的反射和折射1887年瑞利 L Rayleigh 弹性面波1892 1903洛夫 A E H Love 发展面波理论1904年兰姆 H Lamb 层状介质中地震波传播的基本理论 page13 P波和S波 P波又称初波 亦称纵波或胀缩波 其质点运动发生在沿波动传播方向的直线上 S波又称次波 亦称横波 剪切波 旋转波或畸变波 是一种偏振波 其质点运动发生在垂直于传播方向的平面内 当质点运动处于水平面内时 称为SH波 当质点运动处于竖直面内时 称为SV波 P波和S波统称体波 P波波速大于S波波速 page14 page15 S波的偏振状态 page16 体波的反射和折射 波形转换 波形转换 当地震波入射到地球内某一岩石界面时 例如P波以某个角度斜入射向界面时 它不但产生反射的P波和折射的P波 还要产生反射的SV波和折射的SV波 因为界面岩石不仅受挤压 还受剪切 波传播至界面处产生的波型变化 称为波型转换 page17 体波的反射和折射 斯奈尔定律 page18 解 4 Sin30 5 Sin b1 b1 38 7临界角a1 P波折射角为90 4 Sin a1 5 Sin90a1 53 1临界角a2 P波反射角为90 4 Sin a2 6 Sin90a2 41 8作业 求P波反射角c1和Sv波折射角b 已知 Sv波入射角a 30求 P波的折射角b1Sv波的临界入射角 page19 界面波 波动入射至界面 还会发生更复杂的转换现象 例如 当折射波或反射波的波速大于入射波波速时 折射角或反射角将大于入射角 90 的折射角或反射角对应的入射角称为临界入射角 当入射角大于临界入射角时 将生成沿界面传播的能量集中于界面附近的非均匀平面波 称为界面波 地震学和地震工程学中称其为面波 地震面波有瑞利波 拉夫波和斯通利波三种 page20 瑞利波 瑞利波是P波与SV波干涉的结果 理论上是沿着半无限弹性介质自由表面传播的波 瑞利波在距震源较远处被观测到 其破坏力比纵波和横波大得多 具有低速 低频和强振幅 俗称地滚波 沿深度增加迅速衰减 波速略小于同介质中的S波 page21 勒夫波和斯通利波 勒夫波是在水平成层介质界面上产生的SH型面波 勒夫波能量主要集中于界面上的覆盖层中 在下卧岩层中随深度增加而迅速衰减 该波沿水平方向传播 波速介于上下层的S波速之间 传播勒夫波的介质质点在水平面内垂直于传播方向振动 因振幅很大而具破坏性 俗称蛇形波 斯通利波是在水平成层介质界面上产生的P SV型面波 上下层介质波速相当接近是产生斯通利波的条件 此种波可视为瑞利波的特例 但尚未在实测中被观察到 page22 面波的频散 面波有不同的频率成分 其重要特性是频散 地球结构是成层的 各层介质的力学特性不同 这将导致不同频率波的传播速度发生变化 某些频率的波相对其他频率的波行进较快 造成地震波波形的变化 这一现象称为频散 频散规律c c 称为频散曲线 c为波速 为圆频率 波速随波长增大而增加的频散现象称为正常频散 如实测勒夫波的 长波快 即波长较大的波比波长小的波行进更快 现象 page23 相速度 波包和群速度 前面所述的波速是对应某一频率波的波速 称为相速度 地震波是多种频率的波的叠加 其能量不能由单一频率的波决定 为描述地震能量的传播可引入群速度的概念 群速度是地震波包的传播速度 将两个频率接近的正弦波相加 可以得到连串的形状不变的波包 某一观测点的振动依波包起伏 从一个波包中心到另一个相邻波包中心的行进速度称为群速度 page24 在非频散介质中 波包形状只与波的频率差有关 群速度等于相速度 但在存在频散的情况下 群速度小于相速度 群速度和相速度的关系可以用电钻钻孔做形象的比喻 利用电钻钻孔 视觉看到钻头螺纹飞速旋转 但实际钻孔的深入很慢 钻头螺纹旋转好比相速度 电钻推进的速度则为群速度 page25 page26 地震波序列 由于不同类型地震波的速度不同 地震中各种波的传播形成一组序列 记录仪器可记录到地震波序列传播过程中地面质点的振动状态 page27 P震相和S震相 在震中距为105 的范围以内 P震相是地震图上的初至震相 其后是S震相 其振幅 周期都比P震相大 质点运动垂直于传播方向 page28 浅源近震P波的传播 page29 反射后的体波震相 体波传至地球表面的过程中可发生一次或多次反射 在反射时如不改变其波的性质 则反射后的震相分别用PP PPP SS SSS等表示 反射后 波的性质也可能发生转换 如SP PPS等 SP震相表示入射到地表面时为S波 经反射后转换为P波 page30 核震相 穿过地核又回到地面的体波称为地核穿透波 相应的震相称为核震相 外核只能传播纵波 以K表示在外核中传播的波 PKP 简写为P SKS 简写为S PKS SKP分别表示4种不同的地核穿透波 page31 核震相 地球的内核既能传播纵波 也能传播横波 在内核内部的纵波用I表示 内核内部的横波用J表示 PKIKP表示在传播中没有改变性质而入射到地球表面的P波 PKJKP则表示地震波是以横波形式穿过内核的 page32 地方震震相 持续时间短震相简单 主震相为Pg Sg和P11 S11地震波周期短 为0 3 0 6秒分辨不出面波 page33 近震震相 持续时间为3 5分 随震级增加 主震相为Pg Sg P11 S11 Pn Sn Sg Sn往往难以识别 周期较地方震明显增加 可达数秒 短周期面波出现 page34 远震震相 持续时间长 震相种类多 周期长 面波震相突出 page35 震中距为135度的极远震记录 PKHKP是穿越内核的PKIKP的前驱波 PKP是经外核面折射的P波 PP是由地表反射的P波 PPP是经地表两次反射的P波 PKS是经外核面折射的S波 page36 面波震相 面波震相一般用L表示 LR Lq分别表示瑞利波和勒夫波 LR波质点只在入射面内运动 其运动轨迹在地表为逆进椭圆 既有垂直分量也有水平分量 Lq波质点运动垂直于入射面 本质上属于SH波 其速度比S波小 但比LR波大 面波一般振幅大 周期长 接近于正弦波的序列 周期由几秒至几百秒 page37 面波震相 在大地震的地震记录图上常常观测到绕地球若干圈的面波 它们的周期一般在几分钟到十分钟之间 相当于波长在1000公里以上 其传播速度和频散受地幔结构的控制 这种波称为地幔波 Rn和Qn分别表示地幔瑞利波和地幔勒夫波 n为整数 表示所观测到的地震波绕地球传播的圈数 1960年5月智利大地震 瑞典的乌普萨拉地震台记录到了绕地球20圈的R20和Q20 page38