地震概论课件

第一节波的性质简述第二节地震波第三节地震波的类型第四节地震波的波序第二章地震波

波动是振动的传播过程。机械波：机械振动在介质中的传播过程。电磁波：变化的电场和变化的磁场在空间的传播过程。第一节波的性质简述1.机械波产生的条件弹性介质

注：波动是波源的振动状态或振动能量在介质中的传播，介质的质点并不随波前进。波源产生机械振动的振源传播机械振动的介质2.横波和纵波横波：质点的振动方向和波的传播方向垂直。

注：在固体中可以传播横波或纵波，在液体、气体(因无剪切效应)中只能传播纵波。纵波：质点的振动方向和波的传播方向平行。振动方向传播方向波谷波峰波密波疏

当波源作简谐振动时，介质中各个质点也作简谐振动，这时的波动称为简谐波(正弦波或余弦波)。纵波和横波的传播过程：3.波阵面和波射线波线：沿波的传播方向作的一些带箭头的线。波线的指向表示波的传播方向。波阵面：在波动过程中，把振动相位相同的点连成的面(简称波面)。波前：在任何时刻，波面有无数多个，最前方的波面即是波前。波前只有一个。平面波：波面为平面球面波：波面为球面柱面波：波面为柱面波阵面和波射线平面波球面波波线波阵面波阵面波线1、在各向同性介质中传播时，波线和波阵面垂直。注：2、在远离波源的球面波波面上的任何一个小部份，都可视为平面波。球面波、柱面波的形成过程：波阵面和波射线4.波长和频率频率和周期只决定于波源，和介质种类无关。频率：周期的倒数。周期：传播一个波长距离所用的时间。波长：在同一条波线上，相差为的质点间的距离。波速、周期和波长之间存在如下关系：—波速—周期—波长—频率波长、频率和波速之间的关系个

当波长远大于介质分子间的距离时，宏观上介质可视为是连续的；若波长小到分子间距尺度时，介质不再具备连续性，此时不能传播弹性波。弹性波在介质中传播时存在一个频率上限。我们见到的波动很少是单频率的，它们通常是不同频率波动的混合。在更多的情况下，尽管一种特定的波并不是单一频率的，在这种波的波谱中却有一个或几个起主要作用的优势频率。对于光波来说，不同的优势频率决定了不同的颜色，而对于声波来说，不同的优势频率决定了不同的音调。当涉及频率或周期的时候，我们指的一般都是这种优势频率或优势周期。我们可以用波前来描述波的传播。在高频近似的情况下，我们也可以使用波射线来描述波的传播。这种情况与在光学中所见到的情形是相似的：在那里，我们可以使用光线来描述光波的传播，光线不仅能描述光的传播，而且还可以很好地描述光在不同介质的分界面上的反射和折射。但是，如果涉及到光波的干涉、散射和衍散，那么光线的概念就不再适用，我们还得回到光波的概念。

第二节地震波地震波是一种由地震震源发出在地球内部传播的波。至今为止,人们对地球内部的认识主要来自地震学，因为人们不能直接达到地球内部，只能靠地震激发的地震波来研究它。当地震发生时,从震源辐射出各种类型的波,有些波通过地球内部传播,有些沿着表面传播。从这些波的走时,频率和振幅特性或频散性质,可以确定地球内部的波速和深度的关系。一、弹性介质及弹性常量

1、弹性介质岩石或地层的连续性并不好,而且岩石的化学成分和物理性质也常有变化。但是,我们所讨论的地震波,其波长一般大于数百米以至数千米,因此地球介质通常可以认为是均匀和连续的。对于天然地震和人工爆破,除了在源附近外,介质所受的力一般都是很小的,延续的时间很短,通常可以视介质为完全弹性体。介质的弹性性质(elastic)：DLs应变：

e=DL/LDL/L=s/E应力：

s=F/As=EeHooke’sLaw:未加载

加载卸载介质的脆性性质(brittle)DLs未加载

加载卸载介质的塑性性质(plastic):DLs未加载

加载卸载卸载不能完全恢复原状，有“永久残余变形”。Stress-StrainRelation

(basedonexperimentalresult)Linearrange(Hooke’sLaw)ElasticrangefailurePlasticdeformationPermanentstrain0Strain(e)Stress(s)Failure(brittle)Rheology（流变学）PropertyTime(t)Strain(e)stressappliedpermanentstrainonoffelasticanelasticplastic

应力、应变及广义胡克定律hDhAF截面积：作用在A上的拉力胡克定律：应力：应变：2、弹性常量

⑴杨氏模量(E)

在线应变(纯伸长或纯压缩)情况下,应力与应变满足

式中

L是纵向应力引起的长度变化,E为杨氏模量。⑵泊松比()

当样品受到纵向拉力,在纵向发生伸长的同时,在横向上也必然发生相应的缩短,反之,纵向压缩,必伴随横向的扩张。设样品的横截面线度为d,其变化量为

d,则横向线度的相对变化率

d/d与纵向长度的相对变化率

L/L之比为常数,此常数即为泊松比,即式中称为泊松比。实验表明,对于一切介质,介于0到1/2之间,金属介于1/4到1/3之间。对于地球介质,常取1/4表示地幔的大部分,对于地球外核(液态)取为1/2。式中的负号表明

d与

L变化方向相反。⑶体变模量(K)

在地球介质中,最常见的是液体静压力,即各个方向都受到压力,且大小相等。体变模量则表示在这种情况下应力与应变的比值,即式中K称为体变模量,

V是静压力引起的体积变化量。⑷切变模量(

)

在单纯发生剪切应力(力的方向与受力面平行)时,应力与应变的比值称为切变模量。切应变时不发生体积变化,仅发生形状变化。可以表示成

式中

是在切变情况下的偏转角度,

为切变模量,或叫刚性系数。

上述的E、K、

、四个弹性常数是由物质本身性质决定的。在这四个弹性常数中,只有两个是独立的,满足：

xyz(x,y,z)

一般情况下，物体的变形用位移场或形变场描述。

因此，一般情况下的应变用位移场来描述。二、波动方程

在没有外力作用时,弹性介质的位移场应满足方程

式中

也是一个弹性常数,称为拉梅常数,满足对上式求散度,得其中所得方程表示一种波动,其速度为Vp。显然根据

的定义,这种波的质点振动方向与传播方向一致,称为纵波；Vp称为纵波速度。对上式求旋度,得其中所得方程表示一种波动,其速度为Vs。显然根据

的定义,这种波的质点振动方向与传播方向垂直,称为横波；Vs为横波速度。地震横波和纵波在无界弹性介质中，存在两种基本类型的弹性波：纵波（Longitudinalwave,orCompressionalwave)--质点振动方向与振动（能量）传播方向一致

--传播速度为：(2)

横波（Transversewave,orShearwave)--质点振动方向与振动（能量）传播方向垂直

--传播速度为：纵波速度比横波速度大（一般为：）因此，在地震记录上纵波总是首先到达。所以，纵波也被称为P波（Primarywave）

横波也被称为S波（Secondarywave）如果切变模量

＝0,则横波速度Vs=0。这说明在切变模量为零的介质(液体)中,横波不能通过。地球的外核由于没有横波通过,应当属于液态性质。很多固体,特别是地表附近的岩石,它的泊松比接近于1/4。这时

=

,于是有,这种关系式称为泊松关系式,满足此关系式的介质称为泊松介质。第三节地震波的类型

在无限、各向同性的均匀弹性介质中,仅有两种类型的弹性波传播,即纵波和横波。但是在半无限、各向同性的均匀弹性介质或成层介质中,有可能出现一种弹性波,这种波的特点是：扰动的幅度随着离开界面距离的增加而迅速衰减,或者说,扰动只局限于界面附近。通常称这种波为面波。由于地球具有边界和内部分层构造,地震波不仅有纵波和横波,还有面波和地球自由振荡。1.体波

体波是指可以在地球内部三维空间中向任何方向传播的波，包括P波和S波。弹性波的传播,实际是介质中弹性形变的传播,任何复杂的弹性应变都可分解为两种基本应变——体变和切变来表示,与体变相应的为纵波,与切变相应的为横波。纵波横波纵波横波S波可以分解成两个分量,S波平行于界面的位移分量为SH波,S波在入射线和界面法线构成的平面上(称为入射面)的位移分量为SV波

P波和S波的主要差异（1）P波的传播速度比S波快，地震图上先出现P波。（2）P波和S波的质点振动（偏振）方向相互垂直。（3）一般情况下，三分量地震图上P波的垂直分量相对较强，S波的水平分量相对较强。（4）S波的低频成分比P波丰富。（5）天然地震的震源破裂通常剪切破裂和剪切错动为主，震源向外辐射的S波的能量比P波的强。（6）P波通过时，质元无转动运动，而有体积变化，P波是一种无旋波。S波通过时，质元有转动，而无体积变化，S波一种无散的等容波。

在一定的边界条件下，弹性波动方程还给出面波和自由振荡解。2.面波(Surfacewaves)

频率相速度S1S2S3S2S1S3Time面波的性质：能量分布；频散特征。z简正振型面波的类型

Rayleigh波Rayleigh波Love波Rayleigh波面波的类型

Love波Rayleigh波面波在研究地球内部结构问题上的应用观测（地震图）fc(f)理论计算fc(f)比较地球内部结构

类似的方法也可以用于研究其它问题，例如：纳米材料的力学性质。面波是指沿地球表面传播的,在与界面相垂直的方向上,波动的振幅急剧衰减。在地震记录上，面波的振幅一般比体波大。面波的能量被捕获在表面才能沿着或近地表传播，在伦敦的圣保罗大教堂“耳语长廊”或中国天坛回音壁的墙面上捕获的声波就是面波。不同周期的面波,其渗透深度不同；周期愈大的波,其渗透深度愈大。在半无限的均匀介质中,不产生勒夫波,而且它所产生的瑞利波没有频散。地震记录中出现勒夫波以及有频散的瑞利波，则说明地下的介质是不均匀的或是成层的。3.地球自由振荡(FreeOscillationoftheEarth)

环型振荡球型振荡地球自由振荡(FreeOscillationoftheEarth)

0S0:«balloon»or«

breathing

»:radialonly(20.5minutes)0S2

:«football»mode(Fundamental,53.9minutes)0S3

:(25.7minutes)0S29

:(4.5minutes)......Rem:0S1=translation...地球自由振荡(FreeOscillationoftheEarth)

1T2

(12.6minutes)0T2

:«twisting»mode(44.2minutes,observedin1989withanextensometer)0T3(28.4minutes)Rem:0T1=rotation

0T0=notexisting自由振荡的频散特征影响自由振荡周期的因素：（1）自转（2）横向非均匀性自由振荡在研究地球内部结构问题上的应用观测（地震图）理论计算比较地球内部结构地球内部结构用面波研究地震震源2004年12月26日，印尼西亚苏门答蜡岛附近海域里氏7.9级强烈地震

自由振荡方法也被用于研究其它问题，例如：天体物理学问题，行星科学问题…..4.脉动

实际地震记录中，除了地震产生的振动之外，记录显示并不是一条直线，而会有一些背景噪声或脉动。过去一般认为这些背景噪声都是没有用的，而且会影响地震信号，但是最近的研究表明，这种脉动或背景噪声也从某种程度上反映了地球内部构造的信息，因此也可以被用来探究地球内部构造。第四节地震波的波序由于不同地震波类型的传播速度不同，它们到达时间也就不同，从而形成一组序列，它解释了地震时地面开始摇晃后我们经历的感觉。一般到序：P波、S波、勒夫面波、瑞利面波、地震尾波北京大学在山西的临时台站的地震记录的三分量及相关震相图

END！Thankyouforyourattentionandcooperation!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

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。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。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，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×π）。估算：1度约等于110千米。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。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。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

δ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。

费尔马原理

（Fermat’sPrinciple）

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.

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。地震射线(SeismicRay)能量束，能量分布呈高斯分布（GaussianBeam)能量束的宽度（d）反比于频率（f）：

d当时，能量束成为“线”（射线）

射线（Ray)非均匀介质中的地震射线Fermat原理在地震学中的应用

---

Snell定律入射波（IncidentWave）反射波（ReflectedWave）透射波（TransmittedWave）Snell定律：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：rhABLxL-xV2V1orhABLxL-xV2V1o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：

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。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：①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。②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。③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)。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

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。V2V1P1S1P2S2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。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。临界透射当V2

>V1

时,存在临界角满足：即：问题：此时射线参数为何值？首波的射线参数ABV2V1oABV2V1oV2>V1存在临界角

,满足:

ABV2V1OPV2首波,侧面波（Headwave）ABV2V1OPV2首波,侧面波（Headwave）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。xyL-x-yLhr提示：可先考虑如下路径射线的走时，再求极值。

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.远震情况球对称介质中Snell定律dr1r2oCAB球对称介质中Snell定律dr1r2oCAB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。

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

Ⅰ、震源在地表（h=0）走时方程：

T-X

关系①直达波的走时方程T=X/V1②反射波的走时方程（1）反射波的走时方程（2）

走时方程：T-X

关系T0X0③首波的走时方程走时方程：T-X

关系直达波、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。Ⅱ、震源不在地表（h≠0）①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：V1XsXTSlope=dT/dX=1/V1估算震中距②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。

③首波震相，分别记为Pn和Sn不难推出首波走时方程为：

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。

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：

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：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)距曲线走时方程介质存在低速层时地震射线的时距曲线实例1:北美地盾模型介质存在高速层时地震射线的时距曲线介质存在低速层时地震射线的时距曲线实例2:地球深部构造及地震射线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。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。下地幔、地核构造及地震射线震相：

PSpsKIJci二、远震体波震相下地幔、地核构造及地震射线下地幔、地核构造及地震射线下地幔、地核构造及地震射线下地幔、地核构造及地震射线下地幔、地核构造及地震射线PwaveshadowzoneSwaveshadowzone全地球模型中主要地震射线全地球模型中地震波传播实际地震图三、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。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。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

实际地震图（UniversityofCalifornia）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。END！Thankyouforyourattentionandcooperation!第一节地球内部结构的发现第二节地球内部的圈层结构第三节反演问题第四节反演地震层析成像与地球内部三维结构第四章地球内部的结构

第一节地球内部结构的发现一、探索的历史在古代，地心被神化地描绘成地狱之火。古希腊时，毕达哥拉斯和亚里士多德都提出过球形大地的观点，埃拉托色尼则第一个用几何方法给出了地球赤道的长度。1522年9月6日，麦哲伦完成了第一次环球航行，地球是圆的这个概念才宣告确立。1666年，牛顿发现了万有引力定律，标志着对地球认识的新阶段的开始。牛顿和惠更斯同时得出地球是一个两极扁平赤道隆起的椭圆的理论，牛顿的重力原理也提供了测定地球密度的一种途径。把整个地球内部的平均性质与已知岩石的密度比较，可以得到对地球组成情况的初步近似估计。1798年，英国的卡文迪什勋爵确定地球的平均密度为5.45，比普通岩石的密度大一倍。差异如此之大，表明在地球内部决没有空洞，那里的物质必定是非常致密的。

另外一个有关地球内部状态的重要线索是由日月引力造成的海洋潮汐提供的。如果地球内部差不多都是液体的话，地球的岩石表面将像大洋潮汐一样涨落，其结果是在海岸边会看不到潮的涨落。1887年一个优秀的地球物理学家乔治·达尔文从主要海港的潮的高度得出结论：“认为地球内部是流体的假说不可取”。他推理地球深部的总体刚度虽然不像钢那样大，但仍是相当可观的。经过进一步精心推敲，地球物理学家们作出了简单曲线，估计从地表到地心巨增的压力对密度的影响。1897年维歇特通过理论计算发现，地球内部可能由围绕着一个铁核的硅酸盐地幔组成。1902年在柏林发表的一张地球内部略图这个地球的早期模型具有固体地壳、弹性地幔和固态核

在20世纪地震仪广泛使用确认了层状结构并发现了意想不到的构造。例如19世纪地球物理学家推断地核为液体，但20世纪发现在液体的核中还存在一个固态内核。

没有一种地质研究技术能与记录地震波探测地球相比。我们怎么应用地震波去透视地球内部?

为了寻找答案，首先要研究地震图。

二、地壳的探究

1.一个误区

过去人们普遍认为地球内部是液体,地壳是表面凝固着一层硬壳。而现在很多人形象地把地球比作一个鸡蛋，当然地壳就比作蛋壳，所以，地壳总给人一个内软外坚的印象，这样理解显然错误，因为现代地震学观测表明地球内部大多数深度的介质一般比钢还硬，地壳下面并不软。然而地壳一词已沿用许多年，地学界也不打算再改。但请大家记住，它仅仅是指地球的最外固体层，并不是刚度较强的硬壳的含义。2.地壳底部的发现

克罗地亚的扎格瑞布地震观测台的莫霍洛维奇（Mohorovicic）分析1909年10月8日克罗地亚地震的地震仪记录的P波和S波时，注意到有些波似乎比设想的沿地球表面传播的波到达得晚一些。为了解释这个延迟，他假定朝下走的P波和S波沿着深约54千米一个界面被折射上来。以后的研究表明，这个被称为莫霍洛维奇不连续面(或简称莫霍面或M界面)的界面是全球现象，虽然它的平均深度一般比54千米小而且并不总是一个急剧过渡。这个界面把地壳和其下的地幔分开。1909年：莫霍面的发现(Mohorovicic）1909年：莫霍面的发现(Mohorovicic）

地壳的厚度在全球各处是不同的。大陆地区，地壳平均厚度为35公里，但横向很不均匀，如我国青藏高原下面的地壳厚度达60～80公里，而华北地区有些地方，还不到30公里。海洋地壳的厚度只有5～8公里。

在大陆的稳定地区，地壳厚度约为35～45公里，一般分为两层。上层的P波速度由5.8～6.4km/s随深度增加到下层的6.5～7.6km/s。但增加的情况存在很大的地区差异。有些地区，上下层中间存在一个速度间断面，叫康拉德（Conrad）面，或C界面。但在另一些地区，观测不到来自C界面的震相。由地壳下部到地幔，波速增加一般是很快的，P波速度由7km/s在几公里的深度内很快增加到8.0～8.2km/s。M-界面的细结构现在仍然是地球科学研究的热点问题。

3.大洋和大陆地壳的区别地震观测表明，大洋和大陆下面的地壳的厚度不同。当地震仪能记录绕地球漫长路径传播的地震波时，通过洋底和通过大陆的地震波波型明显不一样，从而清楚地展示出地质构造的差别。这些波型也提供了一种得力的方法，能从远处观测和分析地震波沿途主要地质构造的情况。如果知道深部地球介质的性质，我们就能从理论上预测相应观测到的面波的波形。在实际工作中往往是倒过来的，我们先观测到某种波形，然后试图从波形推断出沿漫长传播路线所经过的岩石性质的平均状态。面波通过地球表面的路径通常既穿过大洋，又穿过大陆。但在特殊情形下，有些地震台能记录到仅通过大陆地壳或海洋地壳的纯路径面波。

穿过大洋和大陆的地震波的不同波形

（上）加利福尼亚伯克利的一个长周期地震仪记录的地震图，可看到阿拉斯加地震沿大洋路径传播的勒夫波脉动(G脉动)(时间分段信号点为1分钟间距)；

（下）西伯利亚地震到瑞典乌普萨拉地震台穿过大陆路径传播的勒夫波列，由于频频散被拉开成长久的波列(时间从左到右；0.9毫米相当1秒)

解释沿大洋和大陆路径传播的勒夫和瑞利波特征的频散曲线

（上绿）各种周期的大洋勒夫波几乎以同样速度传播，它们同时到达，产生突出的G脉动；相反的，大陆勒夫波的速度随周期逐渐变化，使之频散；

（下蓝）沿大洋途径传播的瑞利波扩散成的波列可以以15秒为周期持续许多分钟，而沿大陆途径传播同等距离的瑞利波记录则不出现这种长而单调的波列。

通过大洋路径传播过来的瑞利波

1983年4月3日哥斯达黎加地震在德国贝尔恩台记录的运动垂直分量从地壳底部到地幔顶部，地震波速跳跃很大，说明地幔顶部的物质和地壳不同。由于地幔内部又存在410公里和670公里（全球平均）两个地球二级速度间断面，地幔分为上地幔、过渡层及下地幔三个层区。重力均衡现象要求上地幔要有可以沿水平方向流动的物质层，我们称其为软流层。软流层以上至地面（包括地壳在内）称为岩石层，岩石层内的物质不能沿水平方向流动。力学上的软流层与地震学发现在上地幔内部存在的低速层，其含义和位置不一定符合，这是因为虽然软流层是地质时间尺度的物质力学性质的描述，但在地震波测量的时间响应尺度内仍然可以表现为弹性响应。三、地幔结构地震波的速度是由介质的物质组成和温度共同决定的。地球化学及地球内部物理学研究表明，过渡层的上、下界面可能是由于地球内部相关深度的温度、压力条件下发生矿物相变形成的。关于410公里和670公里速度间断面的探测与研究，近年来已成为地震学与地球动力学研究的一个专题。全球地震活动图像显示，在700公里以下，地球内部没有发现地震活动。因此下地幔被认为是板块俯冲深度的终结层。下地幔的速度梯度较小，速度的变化也较为均匀。由于地幔可以传播S（剪切）波，地震学中通常视地幔为固体。四、地球液体核的发现

地震学历史中探测工作最辉煌的成就之一是英国地质学家奥尔德姆（Oldham）发现地球的核。地核存在的直接证据最早来自奥尔德姆的地震学观测，他于1906年将其成果发表于一篇著名的论文中。回顾奥尔德姆的发现，可让我们更深入体会到地震学家是如何利用观测的震相走时曲线，来推断地球内部结构的。“一直到120度距离的波都没有穿过地核，在150度距离上波速明显减小，表明在这个距离出露的波深深地穿过了地核。因为120度的弦能达到的最大深度为地球半径的一半，因此推断地核的半径应该不超过地球半径的0.4倍。”1906年：外核的发现(Oldham）1914年：古登堡古面的发现(Gutenberg）德国的古登堡（Gutenberg）教授(1889～1960年)进行了比奥尔德姆更广泛的地震波反射波观察，拥有更丰富的地震记录，古登堡利用核幔界面的反射波震相走时资料得出了比奥尔德姆更精确的核界面深度估计，1914年他首次估计出地核深度为2900公里，他的估计结果经受了时间的考验，现代观测对地核深度的估计值2891公里与这一数值仅有几公里的误差。在核幔界面处，P波速度从13.72km/s下降为8.06km/s；S波速度从7.26km/s下降为0。速度的突然变化说明地核的物质组成和状态与地幔不同。核幔界面不仅是物质间断面，且可能还是温度间断面。五、地球内核的发现

丹麦地震学家英格·莱曼（IngeLehmann）于1936年首次发表证据说，在外核之内有一月亮大小的内核，这一结论被以后的观测进一步证实。哥本哈根的位置适合于记录太平洋地震带上大地震产生的通过地球核心的地震波。莱曼利用这个优势获得了读取具有这些波的地震图的可观经验，并巧妙地应用科学方法取得了决定性成果。当她研究记录太平洋地震的地震图时，发现不能用地球内部一般的模型解释地震波。这种波的一个例子在下页图中以箭头标示。莱曼认为如果该波是从小的地球内核反射出来的，其到时就能够得到解释。1936年：内核的发现(IngeLehmann）第二节地球内部的圈层结构根据地震波速度的不同,地球可分为地壳、上下地幔和内外地核等几个大构造单元。其中,壳幔界面、幔核界面、内外核界面和上下地幔之间的过渡层,是十分明显的。（1）壳幔界面在地下30—60km深度处,纵波速度从6-7km/s,跳到8km/s以上,它是地壳与地幔的分界面。这个界面是莫霍洛维奇在1909年研究Pn震相时提出来的,因此,该界面又称为莫霍面(M面)。（2）幔核界面在地幔内,速度随深度而增加。在大约2900km处,P波速度突然从13km/s下降到8km/s左右,出现地球内部第二大间断面。这是古登堡在1914年首先较精确地计算出其深度的,因此该界面又称为古登堡面(G面)。（3）内外核分界面从2900km以下进入地核,纵波速度逐渐回升,横波速度因横波不能通过而恒为零,直到大约5000km,横波才出现,纵波速度也有明显跳跃,成为地球内部的第三大间断面。这是莱曼在1936年首先发现的,可记为L面。（4）上下地幔的过渡层从1956年开始,布伦对地幔做了进一步分层的研究,认为地幔由上地幔(与20º走时曲线的间断相联系)、过渡层(速度变化不均匀)和下地幔(速度变化均匀)组成。上述地球分层,即主要单元的划分,从20世纪开始至50年代已大体确定,如书上图4.6所示：A(地壳),B(上地幔),C(过渡层),D(下地幔),E(外核),F(间断面),G(内核)。最近几十年,对地球结构的认识逐步深入,在横向变化、非弹性和各向异性等诸方面深入发展,地球模型逐渐发展和完善。一、 布伦的地球分层模型布伦根据下图所示的杰弗瑞斯—古登堡速度分布特征,将地球分成A、B、C、D、E、F、G七层；后来,又根据新的资科,将D分成D′和D″,形成八层。布伦模型主要是根据体波(纵波和横波)速度资料制定的。所得结果,在主要特征上,至今依然是有价值的。布伦的地球分层模型名称区域深度范围/km速度特征地壳A0—33复杂莫霍面33地幔上地幔BC33—410410—1000梯度正常梯度较大下地幔D′D″1000—27002700—2900梯度正常梯度近于零古登堡面2900地核外核E过渡区F内核G2900—49804980—51205120—6371P波梯度正常不详梯度很小二、初步地球参考模型(PREM)

1980年5月,国际地球标准模型委员会推荐杰旺斯基和安德森教授提出的初步地球参考模型(PREM),如下页图作为当前国际上临时的地球参考模型,供有关学科参考。这个模型在1981年的第21届国际地震学和地球内部物理学委员会(IASPEI)正式通过。1981年：地球内部结构PREM模型D.L.Anderson&A.M.Dziewonski获得1998年度Crafoord奖PREM模型(PreliminaryReferenceEarthModel)

DonL.Anderson

EleanorandJohnR.McMillan

ProfessorofGeophysics,Emeritus

Ph.D.,CaliforniaInstituteofTechnologyAdamM.Dziewonski

FrankB.Baird,Jr.ProfessorofScience1991年：地球内部结构(IASPEI91)模型第三节反演问题奥尔德姆和莱曼“正演问题”：提出地球的初始假定模型，限定内边界的半径，并假定可能的地震波速度，然后用简单的公式，如“速度等于距离除以时间”，去预测理论走时，预测值可以和观测走时比较。这种类型的问题被称之为正演问题。地震学家一开始往往先用观测走时给出距离，并由此推导出速度分布以及地质构造。这种类型的问题是“反演问题”。在许多科学领域都会遇到此类问题，必须用“正演”和“反演”两种方法解决问题。地球深内部的遥测问题必须用“正演”和“反演”两种方法加以论证解决。在地震图上可清楚看到不同时间到达的子波列，我们称之为震相。震相是地震图上显示的震动特征不同（如P波、S波）或传播路径不同的地震波组。各种震相在到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等方面都各有其自己的特征。震相特征取决于震源和传播介质的特性。由于这些波组都有一定的持续时间，所以相邻震相的波形互相重叠，产生干涉，使地震图呈现出一幅复杂图形。地震学的任务之一就是分析、解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相走时曲线推测地球内部的速度结构。用于确定地球内部深部构造的基本方法是，解释测得的地震波走时曲线，求解通过地球的平均地震波速度。球对称的地球模型被作为一阶近似模型，这一模型假定P波和S波的速度仅是地球半径的函数，从而大大简化了计算。其数学方法与光学或声学中的反演方法相似。因为这些速度与它们穿过的岩石的密度和弹性性质呈定量相关，地球内岩石平均密度和穿过它们运行的P波和S波速度随深度的变化曲线提供了推断在地球内部构造的有效方法。第四节反演地震层析成像与地球内部三维结构地球的表面和地壳不是径向对称的，沿地壳的不同截面它们具有不同特性。可以预期或许在很深处岩石性质也有横向变化。为了获得地球内部完整的结构图，我们需要从一维或者二维过渡到全球三维图像。在过去的四十年里，在解释横向变化，特别是上地幔里和围绕地核的横向变化中取得了突出进展。地质学家们甚至发现了地球内核的非对称性迹象。这些激动人心的发展是通过环球适当布设的地震台网的合作使之得以实现的。这样一个数字仪器台网至少在全球陆地表面已大部分到位了，它能够以宽频记录到全球大于6级的地震。地震层析成像(SeismicTomography)医学上的CT:

ComputerizedTomography地震学上的CT:

SeismicTomography

三维速度结构（3Dvelocitystructure)Aki,Christofferson,Husebye(1977)----ACH方法地震层析成像(SeismicTomography)地震层析成像(SeismicTomography)北京及周边地区地壳地震层析成像北京及周边地区地壳地震层析成像北京及周边地区地壳地震层析成像北京及周边地区地壳地震层析成像北京及周边地区地壳地震层析成像北京及周边地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像四川云南构造活动地区地壳地震层析成像Thevelocityperturbationsalongthelatitude25°N四川云南构造活动地区地壳地震层析成像地震层析成像主要方法(SeismicTomography)体波（射线理论）面波接收函数法地壳结构确定(反射地震方法)地壳结构确定(反射地震方法)由地震研究揭示的地球总体构造的现代剖面END！Thankyouforyourattentionandcooperation!第一节断层第二节弹性回跳原理第三节震源机制解第四节板块构造学说第五节全球地震活动概况第六节不同类型的地震第五章地震机制

十九世纪末，许多人认为，火山作用是地震的首要原因，也有一些人倾向于地震源于高大山脉造成的巨大重力差。在二十世纪初地震台网建立之后，地震活动的全球性监测得以实现，科学家推测，地表岩石的大规模迅速错动是强烈地动的原因。地球深层构造力造成地球外层大规模变形是地震的根源。沿地质断裂的突然滑移则是地震波被激发进而能量辐射的直接原因。

第一节断层断层（fault）是沿破裂面两侧岩块发生显著相对位移的断裂构造。规模大小不等，大者沿走向延伸数百千米，常由许多断层组成，可称为断裂带；小者可以在米甚至更小的量级。但都破坏了岩层的连续性和完整性。断层展示的特性形形色色。它们可能是仅具有很小的可见位错的清晰的裂面，也可能是岩石的扩展破碎带，几十或几百米宽，这是沿断裂带不时重复运动的结果。是什么力量导致岩层断裂错位呢？原来是地壳运动中产生强大的应力（压力和张力），超过岩层本身的强度对岩石产生破坏作用而形成的。岩层断裂错开的面称断层面。

各大板块都以断层为边界岩石变形受力状态下，岩石发生变形。冷的脆性岩石容易发生脆性破裂（断层），从而导致天然地震。地球深部的岩石由于温度较高，在受力状态下岩石容易发生弯曲或流动。岩石变形岩石变形的类型主要依赖于组合成份温度压力应变率岩石行为一般情况下,处于应力状态的岩石或者流动或者发生破裂，主要取决于温度。

处于弹性状态时，岩石在破裂前能够承受一定程度的应变（应变能）.当应力撤销时，岩石又恢复到原先的状态.这时岩石的表现叫弹性体。岩石破裂(断层和结合)破裂面的两边未发生相互移动时，叫结合.破裂面两边发生相互移动后，叫断层.结合结合和风化断层崖断崖—暴露的断层面。断层和断层崖地震与断层地震发生在断层上,有些发生在老断层上，有些是新的断层破裂。断层滑动开始的地方叫震源,震中是震源在地表的垂直投影.震源和震中断层破裂的尺度较大的地震断层的滑动面也较大.断层几何术语重要术语:断层上盘/断层下盘走向倾角滑移倾角

、上盘、下盘断层面与地球表面的夹角较倾角。范围为0—90度走向站在断层的地表面上，上盘在你的正右方，你所面对的方向为走向方向。断层面和地表的交线的走向方向与正北的顺时针夹角叫断层的走向。范围为：0－360度。滑移方向滑移：描述断层的上盘相对于下盘滑动的方向。其定义见右图。断层类型四种基本类型正断层（Normal）逆断层（Reverse）走滑断层（Strike-Slip）斜滑断层（Oblique）断层类型取决于断层的滑移方向（Slip）。正断层正断层例逆断层走滑断层走滑断层例左旋还是右旋?斜滑断层断层总结AerialviewofSanAndreasfaultEnechelonfracturesalongImperialfaultOffsetofwoodpilealongImperialfaultOffsetofrowsinplowedfieldOffsetofcement-linedditchinGuatemalaDeformationofrowsby1976earthquakeTreebisectedbyfaultinGuatemala莫哈维沙漠中沿埃莫森断层256千米宽的地区的一对卫星影像埃莫森断裂崖的新鲜断面显示1992年兰德斯地震后的滑移(称之为擦痕)

1983年博拉峰地震的断层破裂形成的断崖阶状系列应力单位面积受到的力－应力例:压力摩擦力断层面上的应力超过其摩擦力时断层发生滑动。断层作用与应力断层作用的类型（正断层、逆断层等）也能告诉我们关于地球内部的应力状况。我们用三种应力来描述地球内部的应力状况，两个水平的一个垂直的.正断层应力垂向压力最大逆断层应力垂向压力最小走滑断层应力垂向压力中等应力和断层作用总结三种主应力作用在断层上，两个水平的一个垂直的。如果垂直压应力最大－正断层最小－

逆断层中等－走滑断层第二节弹性回跳原理弹性回跳理论的主要论点1)造成构造地震的岩石体破裂是由于岩石体周围地壳的相对位移产生的应变超过岩石强度的结果；2)这种相对位移不是在破裂时突然产生的，而是在一个比较长的时期内逐渐达到其最大值的；3)地震时发生的唯一物质移动是破裂面两边的物质向减少弹性应变的方向突然发生弹性回跳。这种移动随着破裂面的距离增大而逐渐衰减，通常延伸仅数千米；4)地震引起的振动源于破裂面。破裂起始的表面开始很小，很快扩展得非常大，但是其扩展速率不会超过岩石中P波的传播速度；5)地震时释放的能量在岩石破裂前是以弹性应变能的形式储存在岩石中的。应力和应变理解地震与地震波的两个重要物理概念应力应变应力是单位面积上所受到的力:应力

＝

力

／面积

应力在面元法线方向的投影叫正应力应力在面元切平面上的投影叫剪切应力应力

牛顿定律力＝质量×加速度因此，应力的单位为：

[(

kg

)(

m/s2

)](1/m2)

=N/m2=Pa(

pascal

，帕)应力的另一个常用单位是bar（巴）

1bar＝105

Pa

一个标准大气压＝1013百帕（毫巴）

地球中的应力地壳中的剪切应力大约在10－100MPa断层附近区域的剪切应力有降低的趋势，SanAndreas断层附近的平均剪切应力为100－200巴深度(km)区域压力(GPa)0-24地壳0－0.624-400上地幔0.6-13.4400-670过渡区13.4-23.8670-2891下地幔23.8-135.82891-5150外核135.8－328.95150－6371内核328.9－363.9应力压力是应力（正应力）的一个例子.地球内部什么深度的压力最大?深海潜艇能做得很大吗??应力当物质受到应力作用时，其反应有不同的形式：变形（改变形状和体积）－

弹性行为。应力撤销时介质恢复到初始状态(塑性形变不能恢复到初始状态).流动

－

粘滞行为。

应力撤销时，介质不能恢复到先前的状态，从而产生永久形变。断裂

－

脆性行为。介质不能恢复到先前的状态，从而产生永久形变。应力摩天大楼的设计都允许其上部能够作一定程度的来回摆动。

为什么呢？从物理学的角度说，这种方案对不对？当然是对的！如果不允许高楼作弹性摆动，一旦遇到强风或地震，可能的选择就只有断裂了。应变应变

描述介质受应力后介质产生的形变。应变有两种基本类型剪切应变体积应变应变是无量纲量。应变例子：取一段5cm长的胶带，拉长到6cm

，则应变为:

应变＝（6cm－5cm）/5cm=0.20or20%应变无量纲。应变有些介质在施加很小的应力时就能产生很大的应变，而另一些介质在施加很大的应力时却产生很小的应变。应力和应变的关系反映了介质的本征性质。

在线性弹性介质中，表达应力应变关系的是胡克定律。弹性能当介质发生弹性形变时，介质中就储存了能量（具有做工的本领）。一旦有机会，弹性介质就能释放储存的能量。地震与应变能地震是储存在断裂面附近的岩石中应变能的灾变性释放。

能量从哪里来呢？重力和地球内部的热驱动着板块运动.蠕动的断层断层摩擦力摩擦力是阻止断层两边相互运动的应力。

运动的板块把弹性应变能储存在断层周围的岩石中。应变的岩石把应力施加在断层上。地震能地震发生时，大部分应变能转化为热能（克服摩擦力而消耗掉了），只有百分之几的应变能转化为地震波。地震能＝克服摩擦力消耗的热能＋地震波能量地震效率＝地震波能量／地震能

＝热流佯谬－观测热流值比理论值小十倍弹性回跳模型1906年美国旧金山地震发生后，美国地球物理学家H.F.Reid根据野外调查和测量

提出了解释地震发生机制的弹性回跳假设。弹性回跳模型包含了应变建立和释放的全过程周期图像。

跨断层的篱笆当断裂弹性回跳时造成的结果（a）构造力作用下横过断层的篱笆发生弯曲，A点和B点向相反方向移动；（b）在D点发生破裂，在断裂两侧的应变岩石弹回到D1和D2

在海滨地区跨圣安德烈斯断裂的篱笆在1906年

旧金山地震时错动了2.6米，远处的土地向右移动

弹性回跳模型Reid

的地震循环过程地震由于构造板块之间的相对运动，锁住的断层受到应力的作用断层附近的介质发生变形，并蓄积着应变能。较弱的地方开始发生微破裂（地震前兆）当应力超过一定的限度时，断层开始破裂并释放应力。这就是主地震。断层调整（余震）。地震当断层周围的介质释放储藏的弹性能的时候，断层介质作断裂回跳。弹性回跳不是一次性全面完成的，未完成回跳的地方应力继续增加。陆续完成的回跳和调整形成一系列余震。地震更为复杂弹性回跳理论只是一个理论模型，真实的地震过程可能相当的复杂。许多复杂因素使得形变循环的过程不可预测。如：断层强度和介质结构的变化断层相互作用地震的观测是间接的，各种因素相互耦合并交织在一起，很难把它们分开。震源破裂过程震源机制的重要内容物理过程依然未知复杂震源过程复杂震源过程设定地震模拟(Scenarioearthquakesimulation)设定地震模拟(Scenarioearthquakesimulation)第三节震源机制解

震源物理是指研究地震孕育、发生的物理过程及相关物理现象。由地震震源激发并经过地球介质传播至地震台的地震波，携带着地震震源及地震波传播路径上地球介质两方面的信息。我们利用地震波记录既可以反演地球内部介质的结构，又可以反演地震的震源参数。震源机制解指断层方位、位移和应力释放模式以及产生地震波的动力学过程。一般采用各种震源模型进行解析，在分析求解后，提供两组力学参数，一组为断层面走向、倾向和倾角；另一组为最大主应力轴、最小主应力轴和中等主应力轴的方位和产状。震源辐射图案（RadiationPattern):构造地震震源：

地球介质剪切破裂左旋断裂与右旋断裂初动（FirstMotion)震源机制解

FocalMechanismSolution震源机制解震源机制解震源机制解震源机制解是什么?地震断层作用的图形速记(走向，倾角，滑移)震源辐射花样的震源球（下半球）在平面圆上的投影地震P波初动方向的表示（四象限分布）震源球平面投影震源机制当把震源球投影到平面圆的时候，有两点应该注意：线(矢量：压力轴或张力轴)变成点。平面（断层面或辅助面）变成曲线。震源机制震源机制球上有两条区分象限的曲线，它们分别代表两个平面。

但只有一个平面代表真正的断层面.另一个平面为辅助面。地震学家无法仅从地震图上区分这两个面.震源机制根据经验和其他地球物理资料推断真实的断层面:正断层–与重力一起作用，断面较陡。冲断层–与重力相反，断面较缓。震源机制虽然地震学家不能区分哪一个面是真正的破裂面，但他们知道断层作用的类型（正，逆，走滑）。震源机制根据经验和其他地球物理资料推断真实的断层面:正断层–与重力一起作用，断面较陡。冲断层–与重力相反，断面较缓断层识别正断层作用。

你认为哪一个面是断层面?逆（冲）断层.你认为哪一个面是断层面?断层识别断层识别走滑断层比较容易判断断层面。(右旋还是左旋??)板块A板块B洋脊洋脊总结断层是岩石破裂面的相互移动。地震沿断层发生。断层面几何与应力相关。地震的震源机制解是断层作用类型的图示描述.虽然断层类型可以由地震波初动确定，但不能确定哪一个是真正的断层面。

有两种可能：真平面－断层面。假平面－辅助面。第四节板块构造学说地球科学中的革命它的意义可以和原子结构的发现、生物进化论相提并论。板块构造学说三个阶段大陆漂移海底扩张板块构造定义：板块—刚性（或半刚性的）固态的巨大板状岩石块体。板块构造—地球的最外层由若干个大小不等的板块组成，他们飘浮在相对较软的流动的热物质上作相互运动。板块构造学说发展的艰难历程：早在板块学说出现之前就有人提出，现今的大陆是由一整块大陆或叫泛大陆（Pangaea）分裂而成。但具有真正科学意义的板块构造概念的提出、发展、到成熟却经历了不同寻常的艰难历程。超级大陆大约在225－200百万年前开始分裂，最后漂移到现今大陆的位置。二叠纪三叠纪侏罗纪白垩纪现今泛大陆劳亚大陆冈瓦那大陆返回古老的问题什么原因引起大地震动和火山爆发？火山和地震为什么会呈带状分布？山脉是如何形成的？大山脉（如青藏高原，安第斯山脉，阿尔卑斯山脉等）为什么会升到这么高？17世纪以前，地质现象的解释是灾变说。1785年，苏格兰地质学家JamesHotton提出均变原理：“Thepresentisthekeytothepast”。19世纪中叶，均变说被地质学家广泛接受。“将今论古方法”—地质学中最重要的原理。直到19世纪末20年代初，权威的地质学说认为，地质构造的运动主要是垂直向的，横向运动只是垂向运动的副产品。

垂向运动说面临的困境阿尔卑斯－喜马拉雅大规模的推覆构造。

太平洋西部的弧状岛屿（简称岛弧）、岛弧后的边缘海盆地。恐龙（dinosaur）化石几乎遍布世界各大陆。南极大陆储藏着煤

酷热的非洲大陆有冰川的遗迹。一、板块理论发展第一阶段

－大陆漂移地质学家说：如果我们相信这一假说，我们就必须忘记过去70年来所学的任何东西，一切从头开始。对垂直运动论的挑战早在1596年，荷兰地图制作人AbrahamOrtelius提出：“美洲是由于地震和洪水的作用从欧洲和非洲分裂出来的。理由是，这些大陆可以拼成一块大的大陆。1915年，德国气象学家魏格纳（AlfredLotharWegener，1880－1930）提出“大陆漂移假说”。1937年，南非地质