地震波

从震源产生向四外辐射的弹性波

地震波

地震波（Seismic waves），[0]指从震源产生向四周辐射的弹性波，当地震发生时，震源附近的介质发生急速的破裂以及不规则的运动，这种变化便构成了一个波源。由于地球内部物质介质的连续性，这种波动就向地球内部四面八方传播开来，形成了连续介质中的弹性波，在地震学上称为“地震波”。[2]地震波按传播方式可分为体波与面波，其中体波又可分为纵波与横波两种；面波是体波的次生波，典型面波以瑞利波与乐夫波为代表。[4]地震波的形成必须具备两个基本条件，分别是震源和有弹性的传播介质。[5]影响地震波传播速度的因素则包括岩层的孔度、孔内充填物、岩层风化程度、破碎带等。[6]由于地震波具有与声波、光波相类似的波动性质，因此地震波在传播过程中也会遵循声波和光波相关的传播基本原理，如惠更斯原理、费马原理等。[1]地震波具有连续的频谱，在均匀介质中，地震波的振幅与传播距离成反比，一般按照按照1/r的规律衰减。[7]

地震波（Seismic waves），[1]指从震源产生向四周辐射的弹性波，当地震发生时，震源附近的介质发生急速的破裂以及不规则的运动，这种变化便构成了一个波源。由于地球内部物质介质的连续性，这种波动就向地球内部四面八方传播开来，形成了连续介质中的弹性波，在地震学上称为“地震波”。[3]地震波按传播方式可分为体波与面波，其中体波又可分为纵波与横波两种；面波是体波的次生波，典型面波以瑞利波与乐夫波为代表。[5]

地震波的形成必须具备两个基本条件，分别是震源和有弹性的传播介质。[6]影响地震波传播速度的因素则包括岩层的孔度、孔内充填物、岩层风化程度、破碎带等。[7]由于地震波具有与声波、光波相类似的波动性质，因此地震波在传播过程中也会遵循声波和光波相关的传播基本原理，如惠更斯原理、费马原理等。[2]地震波具有连续的频谱，在均匀介质中，地震波的振幅与传播距离成反比，一般按照按照1/r的规律衰减。[8]

地震波具有广泛的应用场景，例如通过地震波可以探测地球内部的矿物性质、[3]探查地基、勘探断层位置、地下水位、地下溶洞或洞穴等。[9]除此之外，还可以根据地震波传播速度的变化，了解地球内部的圈层结构，[10]如1910年，安德里亚·莫霍洛维奇（Andrija Mohorovičić）提出地球内部存在一个分界面将地球分为内外两层，即“莫霍界面”；1914年，德国地震学家宾诺·古登堡（Beno Gutenberg）提出了地幔与地核之间的不连续界面，即后来的“古登堡不连续面”，为人类使用地震波认识地球内部奠定了基础。[11]

定义

地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波，当地震发生时，地震震源区域附近的介质发生急速的破裂以及不规则的运动，这种变化便构成了一个波源。由于地球内部物质介质的连续性，这种波动就向地球内部四面八方传播开来，形成了连续介质中的弹性波，在地震学上称为“地震波”。[3]

加拿大地震局（Earthquakes Canada）——地震波是由岩石突然运动产生的振动。地震发生后，地震波从震源传播到地球表面。波的传播速度取决于所穿越的岩石的性质和类型，但通常变化范围为1至10千米/秒。一些波的频率足够高，而其他波的频率非常低，对应的周期为几秒或几分钟。[12]

美国地震学联合研究会（Incorporated Research Institutions for Seismology，IRIS）——地震波是由地震或爆炸等冲击产生的弹性波。地震波可以通过地球表面传播（瑞利波和乐夫波），也可以通过地球内部传播（P波和S波）。[13]地震波在传播过程中遵循与其他波在界面处相同的折射和反射规律，当地震波遇到不同介质之间的边界时，波将按照斯涅尔定律反应，而跨边界的折射角将取决于第二介质相对于第一介质的速度。[14]

中国科学技术名词审定委员会——由震源产生在地球内部连续介质中传播的机械波。[15]

形成条件

地震波的形成必须具备两个基本条件，分别是震源和有弹性的传播介质。[6]

震源

震源是指地球内部发生地震时振动的发源地，[16]是地震波产生的基础。[6]震源可分为自然震源和人工震源，自然震源是指由大自然中的事物自然运动引起的震动，如风、海浪和地壳内部变动等因素引起的震动；人工震源是指由机械冲击等人为因素引起的振动，[17]它的作用就是用人为的方法激发弹性地震波，使之在地下传播、反射，经过仪器测量、资料处理和对资料的分析来探明深处地层高低起伏的构造。[18]

弹性介质

弹性介质是指由无穷多的质元[注1]通过相互之间的弹性力组合在一起的连续介质。[19]当其中某质元离开了平衡位置，介质中其他质元就会对其产生弹性回复力，使其回到平衡位置，因而产生振动。同时，周围的质元也受到该质元的弹性力，依次产生振动。这样，振动就在弹性介质中由近及远地传播出去，形成了波动。[20]

形成原理

在外力作用下，物体内部质点的位置发生变化，即物体产生形变。如去掉外力作用后，物体能立即恢复原来形状，这种物体则称为完全弹性体，其所产生的形变谓之弹性形变。完全弹性体的形变具有两种基本类型：一为体积形变，一为剪切形变。在外力作用下只改变物体体积而不改变形状的称为体积形变；只改变物体形状而不改变体积的称为剪切形变。[21]

施冲击力于各向同性均匀的无限大弹性体，则在弹性体内一定范围形成随时间而变化的弹性形变，这种弹性形变的连续传递即为弹性波。[21]

大多数地震发生在地壳内，在地壳受构造应力变形时，能量以弹性应变能的形式储存在岩石中，直到在某一点累积的应力超过了岩石的强度时岩石就发生破裂，或者说产生断层破裂后储存在岩石中的应变能便释放出来，变形消失，应力消除，断层两侧相互对着的岩体回跳到各自的平衡位置，中间留下错开的部分即为断层的错距，释放出来的应变能一部分转化为热能、一部分用于使岩石破碎、还有一部分转化为弹性波向外辐射传播，随即形成地震波。[22]

传播原理

由于地震波具有与声波、光波相类似的波动性质，因此地震波在传播过程中也会遵循声波和光波相关的传播基本原理，如惠更斯原理、费马原理等。[2]

惠更斯原理

惠更斯原理也称“波前原理”，其原理内容为假设在弹性介质中，已知某时刻t1波前面上各点，则可把这些点看作是新的振动源，从t1时刻开始产生子波向外传播，经过Δt时间后，这些子波的波前所构成的包络面就是t1+Δt时刻的新的波前面。[2]

根据惠更斯原理，若已知地震波在某一时刻ti的波前位置，就可求出任意时刻的新的波前位置。在均匀各向同性介质中，t1时刻的地震波前为S1，若要求得t=t1+Δt时刻的新波前面位置，首先以S1面上各点的振动源点为圆心，以vΔt为半径（v为波速）作出一系列子波波前面，然后作各子波波前面的包络面，则S2即代表后一时刻t1+Δt的新波前面位置，而S0则代表前一时刻t1-Δt的波前面的位置。所以根据惠更斯原理，可以确定波前到介质中任意点的时间。[2]

惠更斯原理示意图
惠更斯原理示意图

费马原理

费马原理又称“射线原理”或“最小时间原理”，它给出地震波总是沿地震射线传播，以保证波到达某点时所用的旅行时间最少。在均匀各向同性介质中，显然，地震射线应当是从震源O出发的直射线，因为地震波只有沿这样的地震射线方向传播到达观测点，旅行时间才是最少的。在各向同性的均匀介质中，从一个等时面到另一等时面，只有垂直距离最短，因此波沿垂直于等时面的方向传播所用旅行时间最少，故地震射线和等时面总是互相重直的。用波前和波射线的概念来描述波动景观是一种简便而清晰的方法。[2]

费马原理示意图
费马原理示意图

时间场理论

当地震波在无限大空间传播时，可以认为波是沿着射线传播的，或者是波前空间传播。波前的传播时间t和空间坐标函数的关系为t＝t（x，y，z），称t＝t（x，y，z）为时间场。[2]

若已知该式的函数关系，就可以求出波前到达空间任一点（x，y，z）的时间，从而可得到时间t的空间分布。时间场是一个标量场。在时间场内将时间相同的点联起来，就组成了等时面，等时面方程为t＝t（x，y，z）＝t1，称为t1等时面。[2]

在点震源作用下，无限均匀弹性介质中的等时面是以点震源为中心的同心球族；在非均匀介质时，则为曲面族。在时间场内等时面与波前面重合，所以射线也垂直于等时面。[2]

时间场示意图
时间场示意图

频率

地震波的频率是指单位时间内地震波走过的完整波的数目。[23]影响地震波频率特征的因素，主要是地层的滤波作用。地震记录上一个共性现象就是深层反射的频率较浅层低。此外地震记录上的频率成分在横向上也有变化，常可见到“发胖”“变瘦”“分叉”“合并”等现象。这些现象是与岩性变化或岩石的分层结构有关的因素引起的，即地层的滤波作用。[24]

任何一个地震波皆可用一个波形函数A（t）来描述，而A（t）可以看作是由无限多个频率连续变化的谐和振动参加而成的。这些谐和振动的振幅和初相位则随频率的改变而变化；振幅随频率变化的关系称为振幅谱，初相位随频率的变化关系称为相位谱，统称之为地震波的频谱。[8]在均匀介质中，地震波的频率与地震波能量衰减成正比，与其传播的介质的Q值[注2]成反比，[25]与传播距离的增加成反比。[26]

振幅

地震波振幅是指地震波在传播过程中震源所引起的地面振动的位移量，表示地震释放能量大小的量度，是量化地震波能量大小的基本属性参数。[27][28][29]地震波在传播过程中随着距离（或深度）的增加，高频成份会很快地损失，而且波的振幅按指数规律衰减。[8]地震波振幅衰减的结果，往往造成深层反射波的振幅比浅层反射波振幅小几百倍至数万倍有时甚至得不到深层反射波。[30]

波前扩散

已知在均匀介质中，点震源的波前为球面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量仍保持不变，而使单位面积上的能量减小，振动的振幅将随之减小，这称之为波前扩散（或球面扩散）。设某一时刻球面波的波前面为S，总能量为E，单位面积上的能量为e，则有，式中r为球面的半径。因为能量E与振幅A的平方成正比，可得，因而可得。因此，在均匀介质中，地震波的振幅与传播距离成反比，即按照1/r的规律衰减。[8]

吸收衰减

由于实际岩层并非理想的弹性介质，在地震波的传播过程中，其质点间的相互摩擦消耗了振动的能量，造成地震波振幅的衰减。称此为介质对地震波的吸收衰减。[8]

理论上可以证明，地震波的这类衰减，除与波的频率有关外，并且随着传播距离的增大共振幅按负指数规律变化，即，式中A为地震波的振幅；A0为地震波的初始振幅；r为传播距离；a（f）为与频率有关的吸收系数，单位是（1/m），它表示单位距离振幅的衰减率，有时也可用每一波长距离振幅衰减的分贝数（dB/λ）来表示。[8]

此外，地震波在传播过程中，当遇到不同岩层的界面时，将产生波的透射、反射以及波的转换等，若是不平整的介质界面，还会有波的散射（漫射），这些过程也会损耗地震波的能量，使波的振幅减小。[8]

传播速度

地震波传播速度是地震波垂直穿过某一岩层界面以上各地层的总厚度与各层传播时间总和之比，可以用来把地震记录的时间转换为深度（距离）。[31]对于同一岩层来说，纵波和横波的传播速度不同，纵波速度永远大于横波速度。[32]

根据理论推导vp纵波速度，为，横波速度vS为。式中E是杨氏弹性模量，它是一个与岩石弹性性质有关的常量；弹性越好，E值越大。ρ是岩石的密度。σ为泊松比，对大多数岩石来说，泊松比σ≈0.25，所以或者vp≈1.73vS，即是说在同一种岩石中纵波速度比横波速度大1.73倍。泊松比最小值为零，故有或，即纵波比横波的传播速度最小也要大1.414倍，因此，在远离震源处总是纵波先到。[32]

影响因素

地震波的传播速度主要受岩石、土壤的弹性、密度影响。一般说来，速度随地层埋深的增加而增加。另外，岩层的孔度、孔内充填物、岩层风化程度、破碎带等诸因素也是影响地震波速度的主要因素，因此岩性与速度不是单值对应关系，不能单纯用速度参数来提取岩性信息，必须采用多参数的综合研究。[7]

裂隙、孔隙度

孔隙度为岩石中孔隙体积（气相、液相所占体积）与岩石的总体积之比，也称为孔隙率。常见岩石的孔隙度一般在0.1%~30%之间。[33]一般岩石都具有裂隙，未固结的堆积层，还含有很多孔隙，孔隙内会充填各种气体或液体。由于地震波在气体或液体中传播的速度要低于岩石骨架固体中的传播速度，因此裂隙和孔隙均有使地展波速度减慢，使视弹性模量减小的趋势。孔隙度愈高，对弹性波能量吸收愈大，因此，裂隙和孔隙有使地震波能量衰减增大、振动周期变长的倾向。[7]

孔隙中充填物

孔隙中充填物主要为砂粒，且数量较少，故透水性很强，压缩性很低，强度很高。[34]疏松的沙丘，纵波速度vp为1km/s，若将砂在容器中压紧，其vp可达到3.5~4.5km/s。砂粒间空气的vp为0.3km/s，如果孔隙充水，因水的vp＝1.5km/s，随着孔隙水的增加，速度将有所增加。含气和不含气砂岩，在速度上有很大差异。例如不含气砂岩的速度为5200m/s；当砂岩孔隙度为10%且含气时，速度变为2500m/s；当孔隙度变为20%时，速度变为1610m/s。如果未固结层的vp小于1500m/s，则这一层里不存在孔隙水，这是调查地下水是否存在的常用的判断方法。但如果随着含水率的增加，土和软岩的骨架结构遭受破坏时，地震波速反而降低。例如在强风化的安山岩及固结度低的凝灰岩等软岩中往往出现这种现象。[7]

速度与深度关系曲线图
速度与深度关系曲线图

风化、破碎带

岩石的风化程度是指岩石在地质内力和外力的作用下发生破坏疏松的程度，[33]破碎带是指被断层错动搓碎的部分，常由岩块碎屑、粉末、角砾及黏土颗粒组成，其两侧被断层面所限制。[35]风化程度对弹性波速度的影响表现为风化的区域性差异上，会使速度降低。岩层破碎后，其地震波速度显著低于周围物质，一般基岩破碎部分的纵波速度vp为1.0-2.0km/s。利用地震勘探，不仅能发现基岩中的破碎部分，而且也能发现未固结层中的破碎部分。[7]

埋藏深度

岩层的埋藏深度是指岩层的顶面（或底面）至地面的铅直距离。[36]一般情况下，岩石埋藏得越深，反映它的年代越老，若有超覆构造存在时，老地层覆在新地层之上。承受上覆地层压力的时间长和强度大，就是所谓的压实作用。因此，同样岩性的岩石埋藏深、时代老的要比埋藏浅，时代新的岩石速度更大。上图给出了当v0=1400m/s时，不同岩石孔隙度、速度和深度的关系曲线，当埋藏深度大于0.7km后，速度随深度大致呈线性增加。[7]

主要类型

地震波基本有两类，即体波与面波。其中体波又可分为纵波与横波。面波是体波的次生波，典型面波以瑞利波与乐夫波为代表。[5]

体波

体波是指通过介质体内传播的波。介质质点振动方向与波的传播方向一致的波称为纵波（P波），质点振动方向与波的传播方向正交的波称为横波（S波）。[5]

纵波

纵波是指介质因扰动而引起的运动速度改变、方向与传播方向平行（一致）的波。[37]当弹性介质中（如岩层）某一部分受外力作用发生体积形变时，由于体变与法向应力的相工作用，使质点成层的发生振动，这种振动表现为各质点之间的膨胀与压缩，并使这种振动沿整个弹性介质传播出去，即形成膨胀与压缩互相交替着的纵波。纵波的特点是质点的振动方向与波传播方向一致（平行）。[6]由于任何一种介质（固态、液态、气态）都可以承受不同程度的压缩与拉伸变形，所以纵波可以在所有介质中传播。[5]

横波

横波是指介质因扰动而引起的运动速度改变、方向与传播方向垂直的波。[37]横波只能在固体介质中传播。这是因为横波的传播过程是介质质点不断受剪变形的过程，液态和气态介质不能承受剪切作用，因而不能传播横波。由于横波的上述特征，通常又称其为“剪切波”。横波对介质体的剪切作用，如果发生在不同刚度的两层介质的界面上，就会引起偏振，结果在界面上分解成垂直与水平分量，即SV波与SH波。[5]

在地震勘探工作中，不论用炸药震源还是非炸药震源，一般是向外产生均匀对称的压缩力。因此，使质点发生体变，故主要产生纵波，但由于地层的不均匀性和激发作用不完全具有球形对称性质，所以也同时产生横波。如果地层不均匀性和激发作用的不对称性越明显，则越容易产生明显的横波。[6]

纵波和横波的特点
纵波和横波的特点

面波

面波是指沿着介质表面（地面）及其附近传播的波。它是体波经地层界面多次反射形成的次生波。在半空间表面上一般存在两种波的运动，即瑞利波（R波）与乐夫波（L波）。[5]

瑞利波

瑞利波是指波通过时自由面上质点做平面椭圆运动，椭圆的长轴垂直于自由面，短轴平行于自由面，质点运动方向与波传播方向相反的波，[38]由英国物理学家瑞利（Lord John William Rayleigh）于1885年首先发现。[39]椭圆的形状随质点距自由表面的深度而定，其特点是振幅大，在地表以垂直运动为主。由于瑞利波是P波与S波经界面折射选加后形成，因而它一般发生在距源（0.65-2.25）H0（H0为震源深度）以外的地域内，而在震中附近并不出现。[5]

瑞利波在不同深度（Z）处的质点运动轨迹示意（LR为瑞利波波长）
瑞利波在不同深度（Z）处的质点运动轨迹示意（LR为瑞利波波长）

乐夫波

乐夫波是指在层状岩石中沿层面传播的波，[38]由英国地球物理学家和数学家乐夫（Agustus Edward Hough Love）在1911年首先发现。[39]乐夫波的传播，类似于蛇行运动，质点在与波传播方向相垂直的水平横向内作剪切型振动。质点在水平向的振动与波行进方向耦合后会产生水平扭矩分量，这是乐夫波的重要特点之一。乐夫波的另一个重要特点是其波速取决于波动频率，因而乐夫波具有频散性。乐夫波的形成条件是覆盖层的剪切波速小于基岩半无限体的剪切波速。[5]

乐夫波的传播
乐夫波的传播

地球内部探测

通过地震波的探测可以得到地球内部的矿物的性质。如当地震波通过的物质密度大，地震波的传播速度就快，物质密度小，传播速度就慢。由于科学技术的限制，人们无法直接对地球的深部进行探测，地震波需要经过地球内部传播到地表，而人们对地震波的探测则较容易，所以通过地震波来研究地球内部的物质性质不失为一种行之有效的方法。[3]地震波从震源发出，当穿过不同岩石界面时，如果岩石传播震波的速度不同，震波就会发生折射和反射，曲折返回地表。因此可以根据传播所需时间来推算得出地下不同波速岩石分布的图像。[40]

地基勘探

用地震波勘探法探查地基，在土建工程中应用最早且最为普遍。这是因为无论是建筑物的地基、水坝的坝基，还是道路桥梁的路基和桥基，在设计前都必须事先了解所在场地地层的构造和岩土的力学性质，为初步设计提供依据。虽然这种任务同样可以由工程地质钻探或其它方法完成，但是地震波勘探法有其不可替代的一面，它不仅能提供地层的构造情况（如分层界面的位置和层厚），而且还可以给出很有用的地震波传播速度的资料，这是钻探或其它方法（如电测法）所办不到的。除此之外，地震波勘探在确定诸如断层位置、地下水位、地下溶洞或洞穴等方面也是很有成效的。[9]

工程领域

地震波在工程中的应用范围很广。首先，在进行地震小区划时，利用地震波来研究场地的土壤性质、土层构造及地下介质的速度剖面，再结合工程地质条件和水文地质条件等其他资料，便可对场地的地震危险性作出估计。其次，在评定地震烈度及震害时，可使用近场地震波振动速度或加速度记录资料作为一种微观定量标准。再者，研究地震波对建筑物的破坏作用，是设计抗震工程的基础。此外，在多种工业及民用建设工程中，可采用地震波方法探测建筑物的地基、水坝的坝基、道路与桥梁的路基和桥基等场地的地层构造和岩土力学性质，以及断层走向、地下水位、地下溶洞位置等重要构造因素。最后，在矿区，还可用地震波方法测定矿井周围的岩体应力状态，为从事挖掘工程、估计安全度等提供必要的基础资料。[41]

相关研究

不规则地形条件对地震波传播路径和地震烈度异常区的发生均有重大影响，主要体现在局部地形对地震波的散射和波型转换，国际上震害资料也反映了其对地表位移和加速度幅值放大效应等的巨大影响。因此，场地反应分析一直以来都是地震学及工程抗震领域关注的重点。2023年，张佳文等学者提出了一种不规则地形条件下的地震波输入方法，得出地震波的入射角度变化对不规则场地地表位移响应影响较大，自由表面点随着P波入射角度的增大，横向位移幅值先增大后减小，竖向位移呈现逐渐减小的趋势；随着SV波入射角度增大，横向位移呈现逐渐减小的趋势，纵向位移规律相反。整体变换规律与规则场地条件下的相一致且符合实际。[42]

崩塌是黄土高原地区最常见、致灾最为严重的地质灾害之一。2023年，刘晓云等学者通过野外钻探，采用原位地震波测试的方法，详细分析了离石黄土崩塌隐患体内部的波速结构特征。结果发现，在竖直方向上，地震波速整体随深度增加而增大；水平方向上，地震波速自边坡坡面向坡体内部逐渐增大。结合数值模拟，发现崩塌隐患体由于受到卸荷回弹作用的影响，产生了指向坡外的形变。形变增量的大小与距离边坡坡面的远近有关，距离坡面越近形变增量越大，致使对应土体的密实度减小。密实度的减小是隐患体内部波速存在差异的重要原因。[43]

参考资料 43

  1. 参考 1
  2. 参考 2
  3. 参考 3
  4. 参考 4
  5. 参考 5
  6. 参考 6
  7. 参考 7
  8. 参考 8
  9. 参考 9
  10. 参考 10
  11. 地震波——点亮地球内部的一盏明灯 — 嘉峪关市人民政府
  12. Glossary of seismological terms — earthquakescanada
  13. Seismic Waves: P, S, and Surface — iris
  14. Seismic Wave Behavior: Curving paths through the Earth — iris
  15. 地震波 — 术语在线
  16. 参考 16
  17. 参考 17
  18. 参考 18
  19. 参考 19
  20. 参考 20
  21. 参考 21
  22. 参考 22
  23. 参考 23
  24. 参考 24
  25. 参考 25
  26. 参考 26
  27. 参考 27
  28. 参考 28
  29. 参考 29
  30. 参考 30
  31. 参考 31
  32. 参考 32
  33. 参考 33
  34. 参考 34
  35. 参考 35
  36. 参考 36
  37. 参考 37
  38. 参考 38
  39. 参考 39
  40. 参考 40
  41. 参考 41
  42. 参考 42
  43. 参考 43

注释

  1. 物理上的质元指波上产生震动的每一个点(不论气体、液体或固体），其内部的各质元间都有相互的弹性作用力，且质元本身也可以变形，都属于弹性媒质。在弹性媒质中的任一处，由外来的振动源或扰动源（称为波源）激起的质元振动必定会带动邻近质元也发生同样的振动，从而将振动由近及远地传播出去。
  2. 传播介质的Q值即传播介质的品质因子，是描述弹性波在介质中传播的介质特征的重要参数。它不仅影响地震波振幅频率的衰减,还影响到走时的迟后,从而产生波速负异常。Q值的研究成果可用于地震烈度衰减的预测、计算地震震级的量规函数,合成地震图、地震预报等,还可能用于勘探含水,含油、含气的矿藏和其他矿藏。
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