地震波 ZT_桃李无言吧_百度贴吧
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由震源发出的在介质中传播的弹性波。地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，这种扰动构成一个波源。由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去，形成了连续介质中的弹性波。
波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。&
&&&&被按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米／秒，最先到达震中，又称p波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。横波是：在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称s波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。面波又称l波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。&
介质，包括表层的岩石和地球深部物质，都不是完全弹性体，但因地球内部有很高的压力，波的传播速度很大，波动给介质带来的应力和应变是瞬时的，能量的消耗很小，因此可以近似地把地震波看作弹性波。
从震源发出的波动有两种成分:&一种代表介质体积的涨缩，称为涨缩波，其振动方向与传播方向一致，所以又称纵波。另一种成分代表介质的变形，称为畸变波，其质点振动方向与传播方向垂直，所以又称横波。纵波的传播速度较快，在远离震源的地方这两种波动就分开，纵波先到，横波次之。因此纵波又称p波，横波又称s波。在没有边界的均匀无限介质中，只能有p波和s波存在，它们可以在三维空间中向任何方向传播，所以叫做体波。但是有限的，有边界的。在界面附近，体波衍生出另一种形式的波，它们只能沿着界面传播，只要离开界面即很快衰减，这种波称为面波。面波有许多类型，它们的传播速度比体波慢，因此常比体波晚到，但振幅往往很大，振动周期较长。如果的震源较深，震级较小，则面波就不太发育。
波速随频率或波长而变化，这种现象叫做频散。在完全弹性的平行层介质中，由于各种类型的波的叠加，在地表观察到的面波频散是几何原因造成的。在内部，由于介质的不均匀性和非完全弹性，会导致体波的频散，这是物理原因造成的。由于频散，波形在传播过程中会发生变化。例如在震源处发出的一个脉冲，在远处就可以散成一个波列。
将介质看成完全弹性体只是一种近似。精密的观测表明，波在传播中的能量消耗有时是不能忽略的。在一定观测点，波的振幅a随时间t衰减可用a＝aoe-rx表示，r为时间衰减系数，ao&为初始振幅。波传播x&距离后，因能量损耗而导致振幅的减小，可用表示，a&为距离衰减系数。表示能量消耗的另一个重要参数q称为品质因子，其定义是
e&&是一定体积的介质在一个周期的时间内所存储的最大应变能，△e是同一时间内所消耗的能量。因为q值对频率的依赖关系比r&或a弱得多，所以被普遍采用。由于波的散射也会引起波的能量消耗。
波在通过不同介质的界面时也能发生折射和反射现象，只是它的折射和反射比光波的折射和反射更加复杂。例如在p&波入射的情况下，不但有折射p波和反射p波，同时还会出现折射的s波成分和反射的s波成分。
一般而言我们可将波分成横波及纵波。横波又称机械波即波前进的方向与介质振动的方向是垂直的。而纵波又称疏密波，既波前进的方向与介质振动的方向是平行的。而的p及s波是以英文的简写而成。p代表primary&wave，primary有先到达的意思，也就是说p波的波速比较快，而s代表secondary&wave即第二到达的波。所以地震发生时你会先感觉到p波，而后才会感受到s波。而我们所谓p波就是纵波，波速大约7~8km/s，而s波为横波，波速约4~5km/s。地震发生时的p波造成我们的感觉是上下振动的，但时间维持较短，强度也要小，所以你不注意有时是感觉不出来的。而s波则是我们都知道的左右摇晃。&
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地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。发生时，震源区的介质发生急速的和运动，这种扰动构成一个波源。由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处开去，形成了连续介质中的弹性波。是三字地质学术语，在中国地质和地球科学和地震学上都有专门术语研究。
外文名称 seismic waves
原理 震源区的介质发生震动构成波源
传播介质 地球介质
传播方式 纵波、横波和面波
种类 实体波、表面波
测量仪器 地震仪、检波器
地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。
英文seismic wave.由震源发出的在中传播的弹性波。地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、和地核三个圈层。地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波。地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，这种扰动构成一个波源。由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去，形成了连续介质中的弹性波。地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。纵波是推进波，地壳中传播速度为5.5~7千米/秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。横波是剪切波：在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。其波长大、强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。
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的颗粒运动造成的。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前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。这样，水波携带石击打破的水面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产生的弹性岩石的震动。假设一弹性体，如岩石，受到打击，会产生两类弹性波从源向外传播。第一类波的物理特性恰如。声波，乃至，都是在空气里由交替的挤压(推)和扩张(拉)而传递。因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩，同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传，交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动，换句话说，这些颗粒的运动是垂直前的。向前和向后的位移量称为振幅。在地震学中，这种类型的波叫P波，即纵波，它是首先到达的波。弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。地震产生这种第二个到达的波叫S波，即横波。在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。因为S波涉及剪切而不是挤压，使岩石颗粒的运动横过运移方向。这些岩石运动可在一垂直向或水平面里，它们与光波的横向运动相似。P和S波同时存在使地震波列成为具有独特的性质组合，使之不同于光波或声波的物理表现。因为液体或气体内不可能发生剪切运动，S波不能在它们中传播。P和S波这种截然不同的性质可被用来探测地球深部流体带的存在。
敲击产生的纯音调具有某种频率。那个频率表示声波在一秒钟内挤压和扩张的次数，或对水波和其他类型的震动，在一秒钟内起落的次数。频率单位以赫表示，写为Hz，这一个度量单位是为纪念亨利·赫兹而命名的，他是物理学家，1887年首次发现。1赫等于每秒一个旋回的涨落。峰脊之间的时间是波动周期；等于相应的波的频率的倒数。人类可以察觉20～20 000赫频率之间的声音。一地震的P波可从岩石表面折射到大气中去，如果其频率是在听得见的频率之内，人耳就可能听到这个波运行时的轰鸣声。在波动频率低于20赫时，人们将感觉到地面振动而听不到地震波运行的声音。
最简单的波是简谐波，即具有单一频率和单一振幅的正弦波，如框图2.1所示。实际地震记录波形包含着多种波长的波，短波长的波叠加在较长波长的波上，如图2.10所示。由物理学家傅里叶首次于1822年将复杂的波列定量表达为各种不同频率和振幅的简谐波的叠加，如图2.3所示。较高阶的谐波的频率是最低频的基波频率的整数倍。实际记录的地面运动可用傅里叶方法，即由计算机分别考察各谐波组分来进行分析
波动可用一些特定的参量来描述。考察框图2.1中以实线画出的正弦波，它表示时刻t位于x处的质点波动位移为y。假设波的最大幅度为A，波长λ是两个相邻波峰之间的距离。一完整的波(从一个波峰到下一个波峰)走过一个波长的时间称为周期T。这样，波速v是波长除以周期。v =λ/T波的频率f，是每秒钟走过的完整波的数目，所以f = 1/T一个波的确实位置取决于它相对于波起始的时间和与起始点的距离，图中细线描绘的波是第一个波向前面移动一个短距离，称之为由于这一移动而出现了相移。波列也可在时间上向前或向后推移，这样，峰值不再在原来的时间或地点发生。当这些移动的波叠加在一起时形成，复杂的波形，虽然其组合成分在幅度和频率上完全相同。这个移动的大小是以一个重要的叫“相位”的量来度量的，它是波相对其起始点的距离。我们将看到它在地震对大型建筑物结构的破坏上有很大影响
带偏光眼镜以减弱散射光的人可能熟悉光的偏振现象，只有S波具有偏振现象。只有那些在某个特定平面里横向振动(上下、水平等)的那些光波能穿过偏光透镜。传过的光波称之为平面偏振光。太阳光穿过大气是没有偏振的，即没有光波振动的优选的横方向。然而晶体的折射或通过特殊制造的塑料如偏光眼镜，可使非偏振光成为平面偏振光。当S波穿过地球时，他们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。大多数岩石，如果不强迫它以太大的幅度振动，具有线性弹性，即由于作用力而产生的变形随作用力线性变化。这种线性弹性表现称为服从虎克定律，是以与牛顿同时代的数学家罗伯特·虎克(年)而命名的。这种线性关系由图2.2所示的加重物的弹簧伸展来表示。如果重物的质量加倍，线性弹簧的伸展也加倍，如果重物回到原来大小，则弹簧回到原来位置。相似地，地震时岩石将对增大的力按比例地增加变形。在大多数情况下，变形将保持在线弹性范围，在摇动结束时岩石将回到原来位置。然而在地震事件中有时发生重要的例外表现，例如，当强摇动发生于软土壤时，会残留永久的变形，波动变形后并不总能使土壤回到原位，在这种情况下，较难预测。我们将在本书后面谈到这些关键的非线性效果。弹簧的运动提供了极好的启示，说明当地震波通过岩石时能量是如何变化的。与弹簧压缩或伸张有关的能量为弹性势，与弹簧部件运动有关的能量是动能。任何时间的总能量都是弹性能量和运动能量二者之和。对于理想的弹性介质来说，总能量是一个常数。在最大波幅的位置，能量全部为弹性势能；当弹簧振荡到中间平衡位置时，能量全部为动能。我们曾假定没有摩擦或耗散力存在，所以一旦往复弹性振动开始，它将以同样幅度持续下去。这当然是一个理想的情况。在地震时，运动的岩石间的摩擦逐渐生热而耗散一些波动的能量，除非有新的能源加进来，像振动的弹簧一样，地球的震动将逐渐停息。对地震波能量耗散的测量提供了地球内部非弹性特性的重要信息，然而除摩擦耗散之外，地震震动随传播增加而逐渐减弱现象的形成还有其他因素。由于声波传播时其波前面为一扩张的球面，携带的声音随着距离增加而减弱。与池塘外扩的水波相似，我们观察到水波的高度或振幅，向外也逐渐减小。波幅减小是因为初始能量传播越来越广而产生衰减，这叫几何扩散。这种类型的扩散也使通过地球岩石的地震波减弱。除非有特殊情况，否则地震波从震源向外传播得越远，它们的能量就衰减得越多。
P波和S波的速度
日当洛马普瑞特地震袭击时，我在伯克利家中突然感到房屋摇动，我开始计时。10秒钟后摇动突然变的特别厉害，这表示S波已经到达。P波总是首先从震源来到，因为它们沿同一路径传播时比S波速度快。利用波的这一特性，我可以计算出这个地震的震源在80多千米以外。P波和S波的实际传播速度取决于岩石的密度和内在的弹性。对线弹性物质而言，当波与运行方向无关时，波速仅取决于两个弹性性质，称为：岩石的体积模量k和剪切模量μ。当向岩石立方块表面施加一均匀压力时，其体积将减小，其单位体积的体积变化作为所需压力大小的度量，称为体积模量。当P波穿过地球内部传播时发生的就是这种类型的变形；因为它只引起体积变化，所以在流体中也可以发生，与在固体中一样。通常体积模量越大，P波的速度就越大。第二种变形类型是，在向岩石立方块体两相对的面上施加方向相反的切向力时，这体积方块将受剪切而变形，而没有体积变化。同样，圆柱状岩心两头受大小相等方向相反力扭曲时也发生这种变形。岩石对剪切或扭曲应力的抵抗越大，其刚性就越大。S波通过剪切岩石而传播，剪切模量给出其速度的量度。通常是剪切模量越大，S波速度就越大。P波和S波速度的简单公式在下面给出。这些表达式与已经提到的波的重要性质一致：因为流体的剪切模量是0，剪切波在水中的速度为0，因为两个弹性模量总是正的，所以P波比S波传播得快。因为地球内部的强大压力，岩石的密度随深度增大。由于密度在P波和S波速度公式中的分母项上，表面看来，波速度应随其在地球的深度增加而减小。然而体积模量和剪切模量随深度而增加，而且比岩石密度增加得更快(但当岩石熔融时，其剪切模量下降至0)。这样，在我们的地球内部P和S地震波速一般是随深度而增加的，在第6章中将进一步讨论。虽然某一给定岩石弹性模量是常数，但在一些地质环境里岩石不同方向上的性质可以显着变化。这种情况叫，这时，P波和S波向不同方位传播时具有不同速度。通过这种各向异性性质的探测，可以提供有关地球内部地质状况的信息，这是当今广泛研究的问题。但在以下的讨论中将限制在各向同性的情况，绝大多数地震运动属于这种情况。弹性模量和波速 均质各向同性的固体可由两个常数： k和μ来描述其弹性，两常数都可表示为单位面积的力。k是体积模量，表示不可压缩性。花岗岩：k约为27×1010达因/厘米2；水：k约为2×1010达因/厘米2。μ是剪切模量，表示其刚性。花岗岩：μ约为1.6×1010达因/厘米2；水：μ为0。密度为ρ的弹性固体内，可以传播两种弹性波。P波，速度vP =√(k+3/4μ)/ρ。花岗岩： vP=5.5千米/秒；水： vP=1.5千米/秒。S波，速度vS=√μ/ρ。花岗岩：vS=3.0千米/秒；水： vS=0千米/秒。
像声、光或水波一样，地震波也可在一边界上反射或折射，但和其他波不同的特点是，当地震波入射到地球内的一反射面时，例如一P波以一角度射向边界面时，它不但分成一反射的P波和一折射的P波，还要产生一反射S波和折射S波，其原因是，在入射点边界上的岩石不仅受挤压，还受剪切。换句话说，一入射P波产生4种转换波。由一种波型到另一种波型的波型增殖也发生于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一与地面垂直的入射面里横向运动。相反，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，在不连续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型的一个反射波和一折射波。从物理图像形象地分析，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，根本没有反射的SV波或SH波。以上讨论的波型转换的种种限制，在全面理解地面运动的复杂性和解释地震图中的地震波各种图像时是至关重要的。本书后面要讨论到许多特殊的地震效应，它们都能用波的反射和折射完善地加以解释。例如，考虑一S波从深部震源垂直向上传播到地面。由于在地表入射和反射的波列叠加到一起，因此近地表处波的振幅将加倍，能量则变为4倍。这个预测与许多矿工的经验是一致的，他们在许多情况下没有意识到发生了一个强震。1976年唐山破坏性地震就是这种情况。在井下工作的煤矿工人仅感到中等摇动，只是由于断电他们才知道发生了问题。但当他们上到地表时，才惊恐地发现整个城市已变为废墟；这次地震最终造成了24万人丧失生命。建筑在较厚土壤上的，诸如在沿河流冲积河谷中的沉积物上的建筑物，地震时易于遭受严重破坏，其原因也是波的放大和增强作用。当我们振动连在一起的两个弹簧时，弱的弹簧将具有较大的振动幅度。类似地，当S波从地下深处传上来时，穿过刚性较大的深部岩石到刚性较小的冲积物时，冲积河谷刚性小的软弱岩石和土壤将使振幅增强4倍或更大，取决于波的频率和冲积层的厚度。在1989年的洛马普瑞特地震时，建在砂上和冲填物上的旧金山滨海区的房屋比附近不远建在坚固地基上相似的房屋破坏更大。
地震波观测
地震、地球物理学家和工程师使用地震仪、检波器（Geophone）来纪录地震波，早期的仪器使用钟摆原理和类比信号纪录地震波，近代的仪器则使用压晶体管和数位信号处理地震波。地震波在介质改变时会有不同的传递速度，并在交界面上产生折射、反射等行为，这些特性被用来了解地球的内部构造。
地震波的反射和折射有时可使地震能量汇集于一地质构造中，如冲积河谷，因为那里在近地表处有较软岩石或土壤。稍后将讨论的1985年和1989年洛马普瑞特地震时严重破坏的特殊分布区可以用此原因解释（图2.7）。其效应与在一个屋子里面声波能被墙多次反射形成回音汇集能量一样。在地震时，P波和S波从远处传来，折射入谷地，它们的速度在刚性小的岩石中减低，它们在谷底下传播直到接近谷边缘时，部分能量折射回到盆地中。这样，波开始往复传播，类似池塘中的水波。不同的P波和S波交织，回转的波峰叠加在射入的波峰上，引起幅度的变化。这时每一叠加波的相位是关键，因为当交切的波位相相同时能量会加强。通过这种“正干涉”，地震能量在某些频率波段汇集起来。如果没有波的几何扩散和摩擦耗散，即振动的岩石和土壤使一些波能转化为热，波的干涉造成的振幅增长真可能造成灾难性的后果。可以从另一种角度去认识在限定的地质构造中地震波的效应。如同在池塘里看到的交叉水波一样，干涉的地震波可产生驻波，表观上，干涉波似乎站住不动了，地面似乎纯粹作上下震动。同样地，当弦乐器如竖琴的弦被拨动时，也产生驻波。一般来说，地震时，往往在一河谷或类似的构造中激发许多不同频率和振幅的P波和S波，松软土壤能增强在许多频段上的运动，与音乐中的情况一样，产生显着的泛音或高阶振型。如果布设足够的地震波记录仪器，有时能够识别出这种泛音。
有时大地震可以引起整个地球像铃一样振动起来。自18世纪起数学家们分析了一个弹性球的振动。1911年英国数学家勒夫（Love）曾预计，一个像地球同样大的钢球将具有周期约一小时的基本振动，并将有周期更小的泛音。然而在勒夫的预言过半个多世纪以后，地震学家对即使是最大的地震是否真具有足够的能量去摇动地球，并产生深沉的地震音乐仍然没有把握。不难想象，地震学家们首次观测到地球自由振荡时是如何惊喜若狂。1960年5月智利大地震时，在世界各地当时仅有的少数特长周期的地震仪上，清楚地记录到极长周期的地震波动持续了许多天，测得的振动最长周期是53分，与勒夫预计的60分相差不多。这些地面运动记录的分析首次给出了明确的证据，理论上预计的地球的自由振荡确实被观测到了。
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