精编制作远地震波分析与震相解释PPT课件

地震波分析二远震分析与震相解释 赵永13911728613 中国地震台网中心北京2013年05月 2020 4 2 主要内容1 地震波分析概论2 地幔波 远震 解释3 地核波 极远震 解释4 中 深源地震波特征 2020 4 2 概论地震波分析与震相解释 通过对地震波的物理性质的解释以解析地震的震源物理过程和地震波通过地球圈层结构的物理过程并反演地球结构特征 为获得需要的参数辅以相应的观测系统 环境条件 假设介质尤其是地壳介质是近似伯松体 假设震源为非移动点源 将波动场或波阵面抽象为地震射线依据地震波的动力学特征运动学特征介质的物理性质 介质的构成和结构 的地震波效应和对地震波的作用 影响 2020 4 2 1 地震射线地震射线理论本质上是光学射线理论的类比 包括射线的弯 折射 反射 聚焦和焦散等现象 而射线理论本身只是一个近似 并不包括波传播的所有特性 1 1地震射线的环境条件地震射线 地震射线理论基础是高频近似 既在一个波长的范围内 介质的速度梯度的变化相对于波速变化很小 或者说 结构尺度大于大于地震波的波长时才能用地震射线描述地震波的传播 川西北 新疆地震特征 即便如此使用地震射线表述地震波也不能包括波传播的所有特性 见后图 印尼地震S周期40秒还可以用地震射线描述吗 以上条件对于地球绝大多是地区都可以得到满足 但是 像壳幔边界 核幔边界 内外核边界以及上地幔中的高速层和低速层边界等速度变化剧烈的界面则需要考虑边界条件 而应用相应的地震射线解 2020 4 2 2020 4 2 地震射线这一概念的前提是假设震源为点源 震源辐射是均匀的 将垂直于地震波波阵面的任何一条线 定名为地震射线 取哪一条应视讨论问题需要而定 体波 例如P S 的波动方程在速度梯度极小于频率 dv dr 时 方可近似为射线方程 地震射线有分支 branch 射线分支 是具有相同性质的波 因传播途径介质中有间断面和速度突变等情况 其走时曲线出现两组以上的支线 或叫做走时曲线分叉 如P1 P2 并有交汇点 有时形成走时曲线的圈环 loop 2020 4 2 2 地震波 2 1地震波场 应力场与波动场 效应 1 体波 震源体直接产生的体应变波 自由波 路径介质决定速度 压缩波 P 原生波 散度divu 0 u 0 描述体积的变化 压缩与膨胀 旋度curlu 0 u 0 体积变化含有无旋的剪切形变 振动与传播方向一致 体应变波 线性纵向偏振 自由波 没有频散 有散射 更多体现地震物理过程的力学性质 初至体波段的波的形态和持续时间与震源时间函数的形状和持续时间相关 远场位移 震源 脉冲的基本宽度与震源处位移的持续时间基本相同 使我们可以从P波段读出发震构造的破裂过程 图 2020 4 2 2020 4 2 陈运泰许力生等 2020 4 2 2020 4 2 剪切波 S 原生波 curlu 0 u 0 divu 0 u 0 无体积变化 纯剪切 的形状变化 振动与传播方向垂直 体形变波 线性偏振 SH波在水平平面内振动或在水平和垂直之间任意角度内震荡 SV波在垂直平面内上下震荡 其震荡具体情况取决于震源机制 传播路径和射线在地震台的入射角 自由波 没有频散 有散射 更多体现震源体的几何性质 S波波速具有各项异性特征 S波在各向异性介质中传播会分裂为快的和慢的两种S波 分别以不同速度传播 引起时间延迟和相应的相移 偏振 在均匀各向同性的介质中传播时 任何情况下P波和S波的偏振都是线性的 但是 超高频率的体波很容易受地球局部不均匀性的强烈影响 偏振表现出椭圆或不规律的指点运动 产生面波Rg 2020 4 2 如果地壳各向异性比较大 就能获得快慢波各自成分 一般就2 3个ms延迟天津宝坻一次地震S波分裂的例子 2020 4 2 2 面波 次生波 受介质分层结构控制 不自由 速度受频散影响 勒夫波 L 水平剪切波面波 频散 次生波 层状界面 水平速度负频散 瑞雷波 R 面波 椭圆偏振 正频散 次生波 自由表面 水平速度正频散 3 地震波具有波动性和粒子性的二象性 4 用波动方程描述地震波 用地震射线近似 以分析和解释地震 震相 波就总体而言 地震波总是以纵波列开头 横波列居中 面波列结尾 但实际是P波和S波是耦合的 所以在P波段是有S波存在的 鉴于地壳局部的特别不均匀性 使得P S波的传播速度方向和质点的偏振方向不断改变 出现椭圆极化 所以 面波也会出现在P波段 2020 4 2 2020 4 2 1 远震划分 1 中国 10 100 105 2 其它 15 90 17 100 3 注意 5 15 17 影区区域地震 20 速度间断面 二 远震地震波分析暨地幔地震波与震相解释 主要路径在地幔又未透过地核的地震波称为地幔折射波 其震相以P S表示 远震 2020 4 2 2 远震的主要震相及特征 2 1主要体波震相2 1 1体波主要特征体波是三维传播的地震波 在均匀介质中P和S波都是线性偏振 尤其是长周期波 但是 它们的高频部分很容易受地球尤其是地壳局部不均匀性影响 偏振表现出椭圆或无规律的质点振动 爆破 一介速度间断面 S波波速具有各项异性特征 S波在各向异性介质中传播会分裂为快的和慢的两种S波 分别以不同速度传播 引起时间延迟和相应的相移 备受地球内部径向阻抗影响特别是在阻抗强烈对比的界面发生折射 反射和波型转换的影响 2020 4 2 初至体波的波形和持续时间与震源时间函数的形状和持续时间相关 远场位移 震源 脉冲的基本宽度 P震相的振幅大小和周期 与震源处位移的持续时间 破裂过程和时间函数 基本相同 使我们可以从P波段读出发震构造的破裂过程的时间函数 2020 4 2 2020 4 2 随着震中距的增加直达波 P S 之后 引起更多的后续体波震相 只要续至震相的走时曲线不重叠 就能被观测到和区分它们 续至震相都带有地震波在地球内部传播时遇到的不连续面的几何和物理特性信息 这是做深部构造不可或缺的参数 不连续面改变了地震波 路径 出射角 相位 并影响地震波的频率和振幅 体波没有或仅有可忽略的小的频散 在几赫兹范围内 但是 当介质突然改变时 如一阶不连续界面 产生突然的急始或短时子波 2020 4 2 2 1 2主要体波P 穿过深度地幔和地壳 15 的折射纵波 S 穿过深度地幔和地壳 15 的折射横波 PP SS 地幔折射中途中在地表一次反射的纵 横 波 PPP SSS pP sS sP 震中附近的反射 转换 波PS SP 地幔折射中途中在地表一次反射转换波 纵 横 波转换为横 纵波 PcP ScS 地幔折射途中在外核凸向界面反射的纵波 横 波 SKS 以S波入射以P波穿过外核又以S波出射的震波PKiKP SKiKS 地幔折射途中在内核凸向界面反射的纵波 横 波 2020 4 2 2 2主要面波和特征2 2 1主要面波主要面波 瑞雷波 勒夫波和它们的高阶波 Rayleigh波 Love波和它们的高阶波 瑞雷波 Rayleigh LR R 源于半空间表面耦合的P波和SV波 可存在于任何自由表面 瑞雷波在传播方向的垂直 SV 平面内偏振 并因P波和SV波间的相移 在垂直平面内的质点运动是逆进椭圆轨迹即偏振为逆 时针 进椭圆偏振 其振幅随深度呈指数衰减 在伯松体中瑞雷波相速度C C的准确值依赖VP和VS勒夫波 Love LQ G 需要某种速度随随深度增加 速度梯度或分层介质 而形成的导波 SH波在自由表面被全反射 SH波在自由表面重复反射导致相长干涉 形成勒夫波 线性偏振 其振幅随深度呈指数衰减 勒夫波源于SH波 所以仅出现在水平分量 2020 4 2 2 2 2面波特征面波不是震源体直接生成的地震波 它由地震波的路径 介质和P S波的相位 周期和偏振决定 面波是水平传播即是二维传播的波 所以几何扩散要比三维传播的体波小 它们的基本形态不随震中距增大而发生较大变化 有持续时间的频散波列 波列的持续时间随震中距的增加而增加 没有明确的初始震相和初至到时 浅源近震会含有较高频率成分的面波 这是由于地壳横向不均匀会使地震波传播时发生横向反射和速度发生横向变化所致 它会延长地震波列 面波波长较长 二维传播 因此 受各向异性的影响程度较小 衰减系数小 故而 浅源地震事件记录的面波振幅优于体波振幅 震源深度增加时面波振幅相对于体波振幅就减小了 波长越短 衰减越快 对于中源或深源地震 它们的振幅会变得比体波的振幅还小 2020 4 2 面波的速度随深度而改变 面波具有频散特性 其频散会生成更长的震动波列 注 波长 越长 波的穿透能力越强 所以 波长更长的波能达到地球更深部 波速变快 导致水平传播速度对频率的依赖性 这被称之为频散 面波通常为正频散 周期越大 水平速度越大 但由于低速层的存在 在某段 层 震中距也会产生负频散 面波传播的速度是其周期 频率 的函数 其表现形式即频散曲线 勒夫波与瑞雷波的频散曲线不相同 由于地球介质的不均匀性和各向异性 勒夫波和瑞利波并不能完全分离 可能一起部分瑞利波的波能量耦合于勒夫波中 或部分勒夫波能量耦合于和瑞利波中 2020 4 2 地壳面波和导波Lg1 Lg2 Lg波并不是纯粹的大陆勒夫波 而是复杂的地壳导波 它的形成非常复杂 与S波在地表与M界面间的多次反射叠加 SV和P的转换 地壳横向不均匀性产生的散射等有关 所以 Lg波不仅在水平分量而且在垂直分项都有记录 这不同于勒夫波 Rg波 在大陆地区瑞雷波的短周期基阶波被称为Rg波 Rg波 近地表地震事件 各种爆破 产生短周期的瑞利波基谐波 Rg波正频散 在垂直分量有相对大的振幅 由于天然地震深度通常大于5km 这一距离已经大于Rg波波长 因此不能激发Rg波 Rg波的这一特征正是区分爆破与天然地震的识别器 2020 4 2 当地震波在近地表遇到高阶速度间断面时 S波的线性偏振发生不规则线性偏振 并与P波耦合同样生成Rg波 2020 4 2 2 3远震地震波主要记录特征10 105 H 0 700km动力学特征 面波发育TP 1 0 10 0 TS 3 0 20 0 TR 8 0 60 0 AP AS AR运动学特征 续时间长tP tS P波先S到 TAmax TP 200 h 33km 不同震中距都有典型震相 P S R及各种反射和转换波 PP PS SS PcP ScP SKS 2020 4 2 3 地幔结构对地震波影响3 1地幔结构 介绍几种不同观点 1 低速层 地下 70 100km 200 350km 海洋地壳则浅一些 存在低速层 LVL 低速层产生可能是该层物质趋于熔融 因此 该层亦称 软流圈 asthenosphere 此层圈可能有对流 Convection 现象 软流圈大致相当于上部地幔 相对软流圈 其上乃至地壳称为 岩石圈 lithosphere 软流圈和岩石圈是发生构造地震的主要源区 因此 两圈合称构造圈 软流层的形成需要高温条件 以及水和挥发性组分的加入等因素 地球内部的温度随深度的增加而增高 一般至100km深时 温度便接近于地幔开始熔融的固相线温度 这时在水和挥发性组分的参与下 开始产生选择性熔融 逐渐形成固流体软流层 由于该软流层是位于岩石圈底部的巨厚 100 350km 软弱层 它的平均密度 3 20 3 22 g cm3 比上覆大洋岩石圈的 3 31g cm3 小 但比大陆岩石圈的大 而顶面又起伏不平 洋中脊与海沟之间的高差为30 40km 大陆盆 山系之间的高差为20 30km 故该层是造成上覆岩石圈严重失稳及导致大洋岩石圈板块下滑 潜没 漂移 扩张的决定性因素 也是大陆岩石圈在软流层上漂移 也只能是漂移而不能向下潜没 的原因所在 2020 4 2 地震波走时曲线 影区造成的影响 2020 4 2 IASP91 PEMCA 和PREMC 选自KennettandEngdahl 1991 地幔速度模型 左 S波模型 右 P波模型 2020 4 2 2020 4 2 2 过渡带 高速层 顶部约地表以下350 410km 底部约610 700km P波及S波的波