地震波在地壳中的传播速度

导语：不同类型的地震波的速度是不同的，所以它们到达时间也就先后不同。那么，地震波的传播速度是多少？地震波在地壳中的传播速度是多少？下面是小编精心准备的内容希望对大家有所帮助！

地震波的传播速度

根据地震波的横纵不同，传播速度不同，具体如下：

地震波纵波是推进波，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。

地震波横波是剪切波，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。

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。

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+4/3μ)/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。

地震波地震共振

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年墨西哥城和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。

P波和S波的速度

1989年10月17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，称为弹性模量：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著变化。这种情况叫各向异性，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。