地震波的传播原理及检测共20页文档
地震波传播原理
菲涅尔体和透射波摘要在地震成像实验中，通常使用基于波动方程高频渐进解的几何射线理论，因此，通常假设地震波沿着空间中一条连接激发点和接受点的无限窄的线传播，称为射线。
事实上，地震记录有非常多的频率成分。
地震波频率的带限性就表明波的传播应该扩展到几何射线周围的有限空间。
这一空间范围就成为菲涅尔体。
在这片教案中，我们讲介绍关于菲涅尔体的物理理论，展示适用于带限地震波的波动方程的解。
波动方程的有限频理论通过敏感核函数精确地描述了带限透射波和反射波的旅行时与振幅和地球介质中慢度扰动之间的线性关系。
菲涅尔体和有限频敏感核函数可以通过地震波相长干涉的概念联系起来。
波动方程的有限频理论引出了一个反直觉的结论- 在三维几何射线上的点状速度扰动不会不会造成波长的相位扰动。
因此，这说明在射线理论下的菲涅尔体理论是波动方程有限频理论在有限频下的一个特例。
最后，我们还澄清了关于菲涅尔体宽度限制成像实验分辨率的误解。
引言在地震成像技术中，射线理论通常在正演和反演中被用有构建正反演波长算子。
射线理论之所以收到欢迎部分是由于计算机速度和内存的限制，因为射线理论具有较高的计算效率并且对于各种地震成像方法的应用也比较容易。
而另一方面，地震成像实验清晰的表明，射线理论，由于他对波场传播的近似描述，对于散射效应严重的波场的成像是不完备的。
Cerveny 给出了对于地震波射线理论的一个全面的理解。
在地震成像实验中，记录到的透射波和反射波信号都是由一个主要由低频信号组成的宽带震源激发产生的，因为地震波的高频信号在地层中很容易衰减。
但是射线理论是基于高频近似的，这表明基于射线理论的成像技术和和测量波场这件之能会存在方法上的冲突。
这个围绕射线且对带限地震波的传播起主要影响的空间范围就被叫做菲涅尔体。
射线理论在地下构造尺度大于记录波场的第一菲涅尔带的介质中能够取得较好的效果。
对于低频反射波（频率成分在10-70Hz 之间）和透射波（频率成分在300-800Hz 之间），第一菲涅尔体的宽度可以分别达到500m 和50m 的量级。
物探精品课程 第二章 第一节 地震波传播的一般规律
第一节 地震波传播的一般规律
图2.1.7 均匀介质中的等时面
图2.1.8 等时面族同射线族的正交关系图
第一节 地震波传播的一般规律
3、视速度定理 图2.1.9的A、B为两个检波器，间距为Δx，地震波沿射线1到达A点的时间为t
，沿射线2到达B点的时间为t+Δt，Δx／Δt定义为视速度V*。由图可见，地震波 沿射线传播的真速度V=Δs/Δt，因为
第一节 地震波传播的一般规律
（一）质点振动图 在离震源某一确定距离观察该处某质点，位移变化的情况
所得的就是质点振动图。如图（2-1b）所示，横坐标为时间t， 纵坐标为质点的位移，即P点处质点离开平衡位置的位移量，曲 线表示岩石中的某一质点P在爆炸（或锤击）以后，从t0时刻开 始离开平衡位置，上下振动，经过Δt称为振动延续时间；t0为波 的初至时间；T*为视周期是相邻波峰或波谷的时间间隔；视周 期的例数为视频率f*，以赫兹为单位；离开平衡位置的极值，称 为振幅，用A表示（mm）A越大，能量越大。
-x2 -x1
x 0
1
x2
x
波尾
0.05 波前
(a)
u( )
λ x2
λ
-x1 x1
(b)
x2 x
图2-2 0.05秒时刻的波剖面图
第一节 地震波传播的一般规律
图2-2（b）表示在上述时刻沿地震测线OX的质点，位移μ（t ）与质点空间坐标的关系曲线。曲线相邻波峰或相邻波谷之间 的空间距离，称为视波长λ*，其单位是米或千卡米；其倒数称 为视波数K*，单位为1/米或1千米。根据波动理论，波长应是周 期与波带的乘积，它表示一个周期内波所传波的距离。波速则 表示一个单位长度（例如一千米）中的波长数目。
第一节 地震波传播的一般规律
地震波的传播规律
3.透射波
4.滑行波 5.折射波
环境与工程地球物理勘探
谢谢大家！
授课提纲
◆第二章 ◆第一节 ◆第二节 ◆第三节 ◆第四节 ◆第五节 ◆第六节 ◆第七节
地震勘探
地震波传播的一般规律 地震波时距曲线 反射波和折射波法 瑞雷波勘探技术 透射波法 基桩检测技术 地震动技术
第一节 地震波传播的一般规律 主要内容 ◆一. 什么是地震波 ◆二. 地震波传播的规律
1 , v1
二. 地震波传播的规律
4.惠更斯原理（Huygens原理）
ChristianHuygens，1629-1695，1629年 出生于海牙，1655年获得法学博士学位， 荷兰物理学家，数学家，天文学家。
ChristianHuygens
惠更斯原理是利用波 前来解决问题的。
二. 地震波传播的一般规律
4.惠更斯原理（Haygens原理）
1 , v1
v1 v2
◆波阻抗：地震波传播速度与介质密度的乘积称为波阻抗， 用Z表示，即 Z=ρ V。 波阻抗是研究界面上地震波反射强度的一个重要参数。
二. 地震波传播的规律
1.反射定律
◆反射定律的内容 入射角等于反射角，且入射 线，反射线，法线在同一平 sin v 面内。 sin v
介质中波所传到的各点，都可以看成新的波源，叫做子波源。 可以认为每个子波都向各个方向发出微弱的波，叫做子波。子波是 以所在点的波速传播的。
第一节 地震波传播的一般规律 主要内容
◆一. 什么是地震波
◆二. 与地震勘探有关的各种地震波
1.直达波 2.反射波
1 1 2 2
1
R
2
Z 2 Z1 Z 2 Z1
A
地震勘探概论1_地震波传播的基本原理
二、地震波的振动图形
有利于了解地震波在介质中传播时不同时
刻的具体位置；
有利于识别和分辨不同类型的地震波，从
而解决与波传播有关的地质问题。
22
第一节
地震波的基本概念
一、什么叫地震波
二、地震波的振动图形 三、地震波的波剖面 四、视速度定理 五、地震介质的近似简化
23
三、地震波的波剖面
1. 概念 2. 表示方法 3. 有关术语 4. 地震子波 5. 注意 6. 地质意义
波动： 振动在其介质中传播的过程。
弹性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后， 物体
就立刻恢复其原状。 塑性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后仍旧保持
其受外力时的形状。
6
一、什么叫地震波
波的几个例子
7
一、什么叫地震波
弹性体: 具有弹性的物体叫做弹性体； 塑性体: 具有塑性的物体叫做塑性体；
A*视振幅
t1 0
终止时间
t2 t
初始时间 Δt = t1–t2 : 表示该质点的振动延续时间; 相 位: 表示振动的正向极值或负向极值; 相位数: 表示振动的正向极值或负向极值的个数; 波形特征: 指振动相位数、视周期、视振幅其相互关系。
18
4. 与地震记录之间的关系
二、地震波的振动图形
1) 地震勘探中所获得的一道地震记录，实际上就是一系列地震波传
介质刚刚停止振动的点连
成的曲面，称为该时刻的波尾。 波面: 波在空间传播时，某一时刻空间 介质振动质点中相位相同的点连成的曲 面，称为该时刻的波面。 射 线：波的传播方向称为射线(假想)。
29
三、地震波的波剖面
地震波的传播
30
4. 地震子波
地震波的传播原理及检测
,
介质由杨氏模量E决定
类比于地震波在地球三维空间传递的延申 研究发现，地震点主要在地壳
地壳
地震波的收集和定位 条件1
测量：已知波速，类比追击问题，依据时间差 条件2
检测：震波产生震动，检测震动体范围
3个感受点
m
h
n
a.
震源点
地震波的收集和定位
建立坐标系，三个震动感受器可测出震源点位置
例：如图易建立的直角坐标系 h m n三点坐标及距离可知 波线ah am an的波速可计算 利用差速法即可求得a的坐标
. . . .....
0
纵波波动方程的推导
2 化简结束
1 2
,
纵波波动方程的推导
类比于地震波在地球三维空间传递的延申
地表
b
震源
.
.
Hale Waihona Puke a地心a、b 距离为波的传递距离
类比于地震波在地球三维空间传递的延申 感受位置
b.
地震震纵波由a到b点 它的周期及频率受介质影响
震波
a.
震源点
一个抽象模型
由得出的式子：
目录
应力应变下的胡克定律
应力
应变
从书本上得到 即
比例系数为E：杨氏模量
由右图可知S和l一定的情况下，F和 成正比关系
纵波波动方程的推导
由牛顿第二定律得出的方程得：
质元
1
dy指的是形变
纵波波动方程的推导
dy指的是形变 由杨氏弹性定律 a点的弹性回复力 b点的弹性回复力
纵波波动方程的推导
以下是对此式做一些化简
比如说，我们在地面上走，那么唯一地确定我们的位 置需要两个参数：经度与纬度，所以我们所在的地面是二 维的。而唯一地确定一个历史事件，我们要确定它是什么 时候在什么地方发生的，总共需要四个参数（一个是时间， 剩下三个是空间），这就是所谓的四维空间。而对于一个 有N个粒子的正则系综体系（粒子数恒定的一个热力学系统， 比如说，气球里的气体），唯一地确定它需要知道这N个粒 子每一个粒子的空间位置（x,y,z）与速度（Vx,Vy,Vz）， 总共需要6N个变量，所以这种体系是6N维的。
地震波动力学
应力（变）
线应力（变） 体应力（变）
切应力（变）
第4页，本讲稿共110页
第5页，本讲稿共110页
第6页，本讲稿共110页
第7页，本讲稿共110页
三、振动与波动的关系
1．弹性振动和弹性波 弹性体在外力的作用下，其介质内质点会离开平衡位
置发生位移而产生形变，当外力解除以后，产生位移的 质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过 程，但是由于惯性力的作用，运动的质点不可能立刻停 止在原来的位置上，而是向平衡位置另一方向移动，于 是又产生新的应力，使质点再向原始的平衡位置移动， 这样应力和惯性力不断作用的结果，使质点围绕其原来 的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分 相似，称之为弹性振动。
Vp Vs
2
2(1)
12
0
0.1 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5
V p / V s 1.41 1.50 1.63 1.73 1.87 2.45
Q值为一无量纲量，通常被定义为：在
一个周期内(或一个波长距离内)，振动所 损耗的能量与总能量之比的倒数。
第55页，本讲稿共110页
在浅层高分辨率地震勘探中，要求反射波的频率较高 ，而地层的速度一般较低，尽管探测深度较浅，波的旅 行路径较短，但地层对高频地震波的严重吸收作用应引 起我们的注意。
地震波的频率越高，地层的速度 越低，地层的吸收作用就越显著。 而对于较低频率成分的波，相应吸 收较少。
x
同相
A1
周期
A2
T
0
t
- A2
相位
x1 反相
T
t x2
-A1
波谷
-A1
第23页，本讲稿共110页
地震波的传播和地震学
地震学的发展趋势
数字化技术：利用数字地震台网和遥感技术，提高地震监测和预测的精度和效率。
人工智能和机器学习：利用人工智能和机器学习算法，对地震数据进行自动分析 和预测，提高地震预警的准确性和时效性。
地球物理学与其他学科的交叉：地震学与地球物理学、地质学、气象学等学科 的交叉研究，深入揭示地震成因和机理，为地震预测提供更科学的方法。
空气介质：地震 波在空气中传播， 但能量迅速衰减， 影响范围较小。
岩石和土壤介质： 地震波在岩石和 土壤中传播，能 量衰减相对较慢， 影响范围较广。
地震学的应用
地震学的应用领域
灾害预测：通过监测和分析地震波，预测地震灾害的发生和影响范围
工程抗震：评估建筑物的抗震性能，为工程设计和施工提供依据
地质调查：利用地震波探测地球内部结构、地质构造和矿产资源分布 地球科学研究：通过地震波研究地球的物理性质、板块运动和地壳动力 学等
纵波速度：约6-7千米/秒
面波速度：约3-4千米/秒
添加标题
添加标题
横波速度：约5千米/秒
添加标题
添加标题
影响因素：介质密度、弹性、地形 地貌等
地震波的传播路径
地震波的传播方式：地震波通过地壳中的介质传播，包括横波和纵波
传播速度：地震波的传播速度与介质的密度和弹性有关，通常纵波的传播速度比横波快
地震波与地震学的关系：地震波传播的规律和特点与地震学的理论和技术相互促进，推 动了地球科学的发展。
地震波的观测和研 究方法
地震观测系统的建设
地震观测系统 的组成：包括 地震台站、数 据传输网络和 数据处理中心
等
地震台站的选 址原则：应选 择地势较高、 地质稳定、远 离干扰源的地
地震波传播原理与应用
地震波传播原理与应用摘要:地震波是通向地球内部的一条捷径，通过研究地震波我们可以解决在寻找矿产资源、了解地质构造及地球内部结构等方面出现的一系列问题。
关键词：地震波波动方程地震波勘探一:地震波传播原理。
1：地震波的分类。
地震波是机械波的一种，可分为体波和面波，其中体波又可分为纵波（P波）和横波（S波）。
纵波(pressure wave/primary wave)：质点振动方向与波的传播方向平行，引起物体拉伸或压缩，在固、气、液体中都可以传播，其特点是波速快振幅小（能量小）周期短，波速表达式为V P=横波(shear wave/secondary wave)：质点振动方向与波的传播方向垂直，引起物体切变，又因为液体的切变模量为零，故其不能在液体中传播。
其特点是波速较快振幅较大周期长，波速表达式为V s=面波：只能在地球表面或沿分界面传播，其特点有衰减慢，振幅大速度小传播远，它还可分为R波、L波等。
2：地震波传播中应遵守的规律。
A:费马原理(Fermat’s principle)。
在介质中波动从一点到另一点的传播时间总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线，再均匀介质中射线是直线。
B:惠更斯原理（Hygens’principle）。
在波的传播过程中波阵面（波面）上的每一点都可看作是发射子波的波源，在其后的任意时刻这些子波的包迹就成为新的波阵面。
如下图所示C：斯奈尔原理（Snell’s Law）。
入射线反射线透射线在同一平面内且满足下面公式：sinι/V1=sin β/V1=sinγ/v2。
入射波在经过弹性分界面时，产生反射波的条件与上下介质的弹性参数ρV=Z有关，我们称之为波阻抗。
故反射波形成的条件是界面上下介质必须存在波阻抗。
3：波动方程的推导。
相关量的说明：X y表示在与轴垂直的面上沿轴的作用力，▽2为拉普拉斯算子，∂u、∂υ、∂ω分别表示元体在X、Y、Z轴上分量的增量，μ为切变模量，E为杨氏模量，ρ为物体密度。
地震波的特性和传播讲解
应用几何方程求出相对应的应变分量：
x y z 0, xy yz 0
xz
w1 u df1(x VSt) (x VSt) d
x z d (x VSt) x
d
f1( )
x VSt
说明弹性介质的每一个点都始终处于z及x方向的简单剪切状态。
1
2
;
sin sin
3 1
Vsb Vsa
B1 B2 B5 0
a sin 21(B1 B2 ) B5b sin 23 0
地震波的传播规律
内容
一 地震波在介质中的传播 1 平面波的传播 2 球面波的传播 惠更斯-菲涅尔原理 克希霍夫积分解
二 地震波在介质分界面处的传播 1 面波 2 地震波在界面处的反射和透射 3 地震波的能流密度和几何扩散
一 地震波在介质中的传播
1 平面波的传播 当地震波在离震源足够远处，波前变得足够平，
d
f1( )
x Vpt
其余的应变分量都等于零，说明弹性介质的每一个点 都始终处于方向的简单拉压状态。
由物理方程求应力分量：
x
t
2 x
(
2) x
E (1 ) (1)(1 2)
x
y
t
2 y
x
E (1 )(1
2 )
x
z
t
2 z
x
E (1 )(1
2 )
x
xy yz zx 0
各个正应力分量之间的关系为：
地震波传播路径与速度分析
地震波传播路径与速度分析地震是地球上最常见的自然灾害之一，它的发生往往给人们的生命和财产带来极大的损失。
地震波是地震能量在地球内部传播过程中的结果，了解地震波的传播路径与速度对于地震研究和防灾减灾工作至关重要。
地震波的传播路径通常可以分为P波、S波和表面波三种类型。
P波是最快到达的波动，也是影响地震带来的第一种波动。
P波是一种纵波，它的传播速度相对较快，可以在固体、液体和气体介质中传播。
在地震发生时，当P波到达地表时，人们感受到的是一种像是快速到来的冲击。
S波是次于P波到达的波动，它是一种横波，只能在固体介质中传播，传播速度比P波稍慢。
S波的传播路径沿着地球内部的垂直方向传播，给地表带来的影响相对较小，但仍然会引起明显的振动。
S波振动的方向与地震波传播路径的垂直方向相同，使得人们在地震发生时会感到一种从上下来回晃动的感觉。
表面波是沿着地表传播的波动，它的传播路径相对较长，速度较慢。
表面波包括Rayleigh波和Love波两种类型。
Rayleigh波主要是由地球表面摩擦引起的，它的振动方式呈现出类似水波的滚滚效应。
Love波则是通过地球表面的剪切力传播，它的振动方式呈现出沿水平方向振动的特点。
地震波的传播速度与地球内部的密度、硬度有着密切的关系。
在地球内部，介质的密度和硬度随着深度的增加而逐渐增大，因此地震波的传播速度也会随之增加。
此外，不同类型的地震波在不同的介质中传播速度也会有所不同。
由于地震波传播速度的差异，地震台网可以通过监测到的到时差来确定地震的震源位置和震级大小。
地震波的传播路径与速度分析在地震研究和防灾减灾工作中具有重要意义。
通过分析地震波的传播路径，可以了解地壳和地幔的物理特性，深入研究地球内部的结构和变化。
通过对地震波速度的测量，可以了解地下介质的性质，为地质勘探和矿产资源的开发提供重要参考。
此外，地震波传播路径与速度的分析还可以为地震灾害的预测和防范提供帮助。
通过对地震波的传播路径进行模拟和预测，可以预测地震的传播范围和强度，为地震预警系统的建立和地震风险评估提供科学依据。
地震概论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) 。
赵克常
Snell定律： sini(n)csinr(e)f sint)(
V1
V1
V2
Fermat原理 Snell定律（1）
A
h V1 V2
inc
B
ref
r
x o L x
L
Fermat原理
反射点 x 应使t达到最小值。即：
0dd(x t)x (Lx) h2x2 r2(Lx)2
赵克常
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 c2
对地表源，由直达波和首波的走时方程不难得到：
c1212cH osicc222Htgic
B
c
c
V1
V1
V2
o
B
A
存在临界角 c , 满足:
sin ( c
)
o
V1
V2
V2
A
首波, 侧面波
（Head wave）
B
c
c
V1
V2
赵克常
O
P
V2
赵克常
A
首波, 侧面波
（Head wave）
B
1.1 地震波的传播规律
sin sin ' sin V1 V1 V2 V1 sin V2 sin
2、透射波
透射系数：
T At 2 2v2 1 R Ai 1v1 2v2
形成条件：地下岩层存在速度分界面， 才能形成透射波 透射波的强度：速度界面是透射界面， 波阻抗界面是反射界面。当入射波振幅 Ai一定时，T越大，则R越小，即透射波 强，反射波弱；反之，T越小，则R越大， 即透射波弱，反射波强
射界面法线的两侧，反射线、入射线和法线位于同一个
平面内
反射系数R：反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系
数
1 R 1
2v2 1v1 R 2v2 1v1
反射波
波阻抗Z：密度和波速的乘积称为波阻抗 上、下两层介质的波阻抗差别越大，反射波越强 形成条件：地下岩层存在波阻抗分界面，即
某点振幅随时间的变化曲线称为振动曲线某时刻各点振幅的变化称为波剖面简谐振动在某一时刻波即将传到和刚刚停止振动的两个介质曲面称为波前面和波后面波尾波前面和波后面是随时间不断推进的nothingmorethanlinesseismicwavewavefrontsconnectpositionsseismicwavesamethingsametime弹性波地震波弹性波
瑞利面波
点震源体波位移方向
横波
面波
纵波和横波的速度
2 纵波： v p
拉梅系数
横波： vs
切变模量
纵、横波速度比：vpFra bibliotek2(1 ) vs 1 2
泊松比
二、地震波的反射和透射
地震波的传播：射线与波前表示
1、反射波
反射定律：反射角等于入射角，反射线、入射线位于反
地震波传播和地震监测技术
地震波传播和地震监测技术地震是一种地球内部释放的能量，它会产生地震波并通过地球的各个部分传播出去。
地震波传播是地震研究的核心内容之一，而地震监测技术是用于监测和研究地震的重要工具。
一、地震波传播地震波传播是指地震波从地震发生的震源处沿着地球内部的传播路径向外传播的过程。
地震波通常可以分为三种类型：纵波、横波和面波。
1. 纵波：纵波是一种沿着地震传播路径向前传导的压缩性波动，它的震源产生在地震发生的震源处，通过地球内部的各种介质传播。
纵波的传播速度要大于其他两种波动，它在地震监测中较为常见。
2. 横波：横波是一种沿着地震传播路径来回振动的波动，相对于纵波，横波的传播速度较慢。
横波通常在地震波传播的早期出现，其振幅较小，但对建筑物等结构的破坏性较大。
3. 面波：面波是地震波传播的最后一种波动形式，它是纵波和横波在地表面上相互干涉而形成的。
面波在地震监测中常常引起较大的摇晃，对建筑物的破坏性也相对较大。
二、地震监测技术为了准确地监测和研究地震现象，科学家和地震学家们开发出了各种地震监测技术。
这些技术的主要目的是追踪和记录地震波的传播过程，从而提供给地震学家们研究和分析的数据。
1. 地震仪：地震仪是最常见的地震监测仪器之一，它用于测量和记录地震波的震动。
地震仪的基本工作原理是通过感应器感应地震波的振动并将其转换为电信号，然后将这些信号记录下来。
地震学家们可以通过分析这些记录到的地震波数据来了解地震的震源、规模和传播路径。
2. 地震台网：地震台网是由多个地震台站组成的监测网络，它们分布在全球各地。
地震台网通过将不同地区的地震台站数据进行综合分析，可以有效地定位地震震源位置、判断地震规模和传播方向。
3. GPS监测技术：全球定位系统（GPS）可以提供高精度的地震监测数据。
通过在地震发生地点附近放置GPS接收器，科学家们可以测量地震引起的地壳变形，并进一步分析和研究地震过程。
4. 地震预警系统：地震预警系统是一种用于提前发现地震并预测地震发生时间和强度的技术。
地球科学中的地震波传播
地球科学中的地震波传播地震是地球科学中一项重要的研究领域，通过研究地震波的传播，我们可以了解地球内部的结构和性质。
地震波是由地震源产生的能量在地球内部传播而形成的波动。
它们可以分为体波和面波两种类型，体波包括纵波和横波，而面波则包括Rayleigh波和Love波。
地震波的传播路径和速度与地球的物理性质有关，因此研究地震波传播可以帮助我们更好地了解地球的内部结构和动力学过程。
地震波的传播路径是由地震源向外辐射的。
当地震发生时，能量从震源处释放，沿着地球内部的路径向外传播。
这些路径包括从震源到地球表面的直接路径，以及经过地球内部不同介质的反射和折射路径。
地震波传播路径的复杂性取决于地球内部的物理性质和地震源的特征。
通过记录地震波在不同地点的到达时间和振幅，我们可以推断地震波的传播路径和速度，从而对地球内部的结构和性质进行研究。
地震波的传播速度是地球内部物理性质的重要指标之一。
不同类型的地震波在地球内部的传播速度不同，这是由于地球内部的物质性质不均匀导致的。
例如，纵波是一种沿着传播方向振动的波动，它可以在固体、液体和气体介质中传播。
而横波则是一种垂直于传播方向振动的波动，只能在固体介质中传播。
由于地球内部的物质分布不均匀，地震波在传播过程中会发生折射和反射，从而导致传播速度的变化。
地震波传播速度的变化可以提供关于地球内部物质性质的信息。
例如，地震波在穿过地球内核和外核之间的边界时会发生速度突变，这被称为"核-外核不连续面"。
通过研究这种速度突变，地球科学家可以推断出地球内核和外核的物质性质和边界特征。
类似地，地震波在穿过地壳和地幔之间的边界时也会发生速度突变，这被称为"地壳-地幔不连续面"。
通过研究这种速度突变，我们可以了解地球地壳和地幔的物质性质和边界特征。
除了速度变化，地震波的传播路径也可以提供关于地球内部结构的信息。
例如，地震波在穿过地球内部时会发生折射和反射，这些过程可以形成地震波的传播路径。
第一章地震波及其传播资料
纵横波速度比： V p / Vs
2
上式可以统一用泊松比来替代：
2(1 ) 1 1 2
• 纵波速度大于横波速度。对自然界中常见的岩石 来说，σ=0.25。=1.73, 横波速度最多达到纵波 速度的0.707倍。
• 0.05(坚硬岩石)≤ σ ≤0.45（松软介质）
• 液体中不产生切应变，即μ=0，VS =0 。液体中
• 透射角与入射角符合折射定律；透射线和入射 线、界面点的法线在一个平面内。
O
ρ1 v1
入射角
ρ2 v2
透射角
ρ3 v3
法线 S
α
β
反射波
反射角 界面1
透射 波
界面2
二、反射、透射波的一些基本概念
• 1、反射系数
• R=（Z2-Z1）/（Z2+Z1）=（ρ2ν2ρ1ν1）/ （ρ2ν2+ ρ1ν1）
• 实际的地层介质中，地震波的速度随埋 深增加而增加，因而能形成良好的折射 界面，但折射界面总是少于反射界面；
• 折射波存在有盲区，即得不到折射波的 地区，且界面越深，盲区越长；
• 深浅层折射波相互干涉，对反射波有一 定的影响。
六、多层介质中地震波的传播
在具有多界面的
介质中，各层介
O
S
质的速度不同，
二、地震波的形成
1、地震子波：当地震波传播一定距离后，其
形状逐渐稳定，具有2-3个相位，有一定的延 续时间的地震波，称为地震子波，它是地震记 录的基本元素。 • 地震子波在继续传播的过程中，严格来讲其幅 度和形状都会发生变化，近似可以认为地震子 波的形状基本不变，但其振幅有大有小、极性 有正有负，到达接收点的时间有先有后。
• 折射波：滑行波在滑行的过程中，下层 介质中的质点就会产生振动，形成新的 震源，并在上层介质中产生新的地震波。
地球的地震与地震波传播
地球的地震与地震波传播地震是地球上发生的一种自然现象，是由于地球内部的构造和地壳板块的运动引起的地表震动。
地震波传播是地震释放的能量在地球内部传播的过程。
在本文中，我们将讨论地球的地震以及地震波传播的相关知识。
一、地震的定义与原因地震是地球内部构造变动引起的地表震动。
地震一般由地球内部能量的释放导致，这些能量主要来源于地球内部的自然放射性元素的衰变和地球内部的热量。
地震的原因主要有地球板块运动及地壳构造变动、岩石断裂和破裂等。
二、地震波的类型地震波是地震释放的能量沿着地球内部传播的波动。
根据传播的介质不同，地震波可分为P波、S波、L波等多种类型。
P波是最快传播的波，它以压缩和膨胀的方式传播。
S波是次快传播的波，它以横向振动的方式传播。
L波是最慢传播的波，它以地表振动的方式传播。
三、地震波传播的路径当地震发生时，地震波会从震源处向四周传播。
地震波的传播路径可以分为直达路径和折射路径。
直达路径是波直接从震源沿着直线传播到达地表；折射路径是波在传播过程中受到地球内部不同介质的影响而改变传播方向。
四、地震波传播速度的影响因素地震波的传播速度受多种因素的影响，包括地壳厚度、岩石密度、介质性质等。
一般来说，速度较快的P波能够穿透更深的地下，而速度较慢的S波则不能穿透液态的介质。
五、地震波的研究意义地震波的研究对于地球内部结构的了解具有重要意义。
通过观测地震波的传播路径和速度变化，科学家可以推断出地球深处的结构和属性。
此外，地震波的传播路径和速度也是地震监测和预测的重要依据。
六、地震波的利用地震波不仅在地球科学领域有重要应用，还被广泛利用于其他领域。
地震波传播的规律被应用在地震勘探中，可以帮助勘探人员找到地下矿藏和石油资源。
此外，地震波在工程领域的应用也非常广泛，可以用于地质灾害监测、土地沉降观测等。
七、地震波传播的研究方法地震波的传播规律可以通过地震仪的观测来研究。
地震仪是一种用于检测地震波的仪器，它可以记录地震波的振幅、到达时间等参数。
地震波传播原理与应用
地震波传播原理与应用摘要:地震波是通向地球内部的一条捷径，通过研究地震波我们可以解决在寻找矿产资源、了解地质构造及地球内部结构等方面出现的一系列问题。
关键词：地震波波动方程地震波勘探一:地震波传播原理。
1：地震波的分类。
地震波是机械波的一种，可分为体波和面波，其中体波又可分为纵波（P波）和横波（S波）。
纵波(pressure wave/primary wave)：质点振动方向与波的传播方向平行，引起物体拉伸或压缩，在固、气、液体中都可以传播，其特点是波速快振幅小（能量小）周期短，波速表达式为V P=横波(shear wave/secondary wave)：质点振动方向与波的传播方向垂直，引起物体切变，又因为液体的切变模量为零，故其不能在液体中传播。
其特点是波速较快振幅较大周期长，波速表达式为V s=面波：只能在地球表面或沿分界面传播，其特点有衰减慢，振幅大速度小传播远，它还可分为R波、L波等。
2：地震波传播中应遵守的规律。
A:费马原理(Fermat’s principle)。
在介质中波动从一点到另一点的传播时间总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线，再均匀介质中射线是直线。
B:惠更斯原理（Hygens’principle）。
在波的传播过程中波阵面（波面）上的每一点都可看作是发射子波的波源，在其后的任意时刻这些子波的包迹就成为新的波阵面。
如下图所示C：斯奈尔原理（Snell’s Law）。
入射线反射线透射线在同一平面内且满足下面公式：sinι/V1=sin β/V1=sinγ/v2。
入射波在经过弹性分界面时，产生反射波的条件与上下介质的弹性参数ρV=Z有关，我们称之为波阻抗。
故反射波形成的条件是界面上下介质必须存在波阻抗。
3：波动方程的推导。
相关量的说明：X y表示在与轴垂直的面上沿轴的作用力，▽2为拉普拉斯算子，∂u、∂υ、∂ω分别表示元体在X、Y、Z轴上分量的增量，μ为切变模量，E为杨氏模量，ρ为物体密度。
地震波的特性和传播概要
E (1 ) x t 2 x ( 2 ) x x (1 )(1 2 ) E y t 2 y x x (1 )(1 2 ) E z t 2 z x x (1 )(1 2 )
(a)瑞雷面波的传播
(b)洛夫面波的传播
瑞雷波具有以下特点： 1 瑞雷面波只产生在自由界面附近；
2 能量沿传播方向衰减缓慢，沿垂直方向 能量随 r （波的传播半径）而衰减，较 体波衰减慢迅速衰减； 3 瑞雷面波传播时，在自由界面上的质点 作逆时针的椭圆运动；
4 质点在Y方向上的位移比在X方向上的位 移超前 ； 2 5 vR vS vP
它的传播速度就是 表示一个沿x方向传播的横波。
x VS t
应用几何方程求出相对应的应变分量：
x y z 0, xy yz 0
w1 u df1 ( x VS t ) ( x VS t ) d xz f1 ( ) x z d ( x VS t ) x d
设透射横波中质点的位移函数为：
U 5 A5 sin(t f5 x g5 y )
f5
cos 3
Vsb
; g5
sin 3
Vsb
相应的位移分量为：
u5 U 5 sin 3 , v5 U 5 cos 3
在a介质中质点的总位移分量为：
ua u1 u2 u3 ; va v1 v2 v3
1690年，任意时刻波前上的每一点 可以看作一个新的震源，产生二次 扰动，新波前的位置可以认为是该 时刻二次震源波前面的包络线。
虽然可以预料衍射现象的存在，却 不能对这些现象作出解释 ，也就是 它可以确定波的传播方向，而不能 确定沿不同方向传播的振动的振幅 , 只是给出了几何位置，没有涉及波 到达新位置的物理状态。