3第三章-地震学基础—地震波传播理论
地球物理学中的地震波传播理论分析
地球物理学中的地震波传播理论分析地震是一种自然现象，是地球内部因各种原因而产生的震动。
它不仅对人类社会产生直接影响，还是研究地球内部结构和地球科学的基础。
地震波传播是研究地震的重要内容之一，地球物理学中已有较成熟的理论分析方法。
地震波类型根据振动方向、传播速度和产生地点不同，地震波可分成P波、S波、L波和R波。
P波：即纵波，是指振动方向与波传播方向一致的波动。
它具有压缩性和弹性，传播速度较快，可以通过任何物质传播。
S波：即横波，是指振动方向垂直于波传播方向的波动。
它只具有弹性，没有压缩性，传播速度比P波慢，只能通过固体介质传播。
L波：即面波，是指在地表或地壳上传播的波动。
它的传播速度介于P波和S波之间，既有弹性也有压缩性。
R波：即径向波，是指振动方向垂直于地心方向的波动，主要产生于深部地震。
地震波传播理论分析地震波传播的理论分析是地震学的重要内容之一。
在地球物理学中，传播理论可以通过针对特定问题和地质情况的模型计算，得到传播速度、方向和部分振动参数。
传播速度地震波的传播速度取决于介质的密度、弹性模量和泊松比。
在任意介质结构中，速度都随深度变化，到达地下水平面时发生反射和折射，这些过程也会改变波速。
传播方向地震波在地球内部的传播方向受到介质类型、脆-塑性变形和地球结构的影响。
在大型地震中，地震波的传播方向通常是为三维结构，这需要通过计算机模拟进行处理。
部分振动参数地震波的部分振动参数包括振幅、频率、波长和位移。
在地球科学研究中，这些参数对测量物理现象和分析数据具有重要意义。
进一步应用在地震学中，地震波传播理论分析不仅适用于地质结构探测和地震预测，还适用于天体物理学、大气物理学和宇宙学等领域。
例如，利用地震波理论和观测数据，可以研究地球内部的物理性质、地球的演化历史以及宇宙大爆炸等问题。
结语地震波传播理论分析是地球物理学的重要组成部分，可以为地球内部结构的研究和地震灾害的预警提供有力支持。
通过深入理解地震波的传播机制和物理特性，可以进一步拓展对地球和宇宙的认识。
3 第三章 地震波动方程wan
第三章 地震波动方程现在，我们用前一章提出的应力和应变理论来建立和解在均匀全空间里弹性波传播的地震波动方程。
这章涉及矢量运算和复数，附录2对一些数学问题进行了复习。
3.1 运动方程（Equation of Motion ）前一章考虑了在静力平衡和不随时间变化情况下的应力、应变和位移场。
然而，因为地震波动是速度和加速度随时间变化的现象，因此，我们必须考虑动力学效应，为此，我们把牛顿定律（ma F =）用于连续介质。
3.1.1一维空间之振动方程式质点面上由于应力差的存在而使质点产生振动。
如图1-3所示，考虑一横截面为A ∆薄棒向x1轴延伸，任取以微元，沿x1的长度为1x ∆，其左端的应力为11σ，方向逆x1的方向，右端的应力为11111x σσ∂+∂，方向与x1方向相同，其位移量为u ：1D caseFigure 2.8x 1111111x ∂则其作用力为“应力” “其所在的质点面积”，所以其两边的作用力差为()()()()()111111111111111111111A x x x A x x x x Ax x σσσσσσ⎛⎫∂∂∆+∆-=∆+∆-=∆∆ ⎪∂∂⎝⎭惯量﹙inertia ﹚为212ux A tρ∂∆∆∂所以得出21121u t x σρ∂∂=∂∂ ……………………………………………………... （3-1）其中ρ为密度﹙density ﹚。
3-1式表示，物体因介质中的应力梯度﹙stress gradient ﹚而得到加速度。
如果ρ与E 为常数，1111uEx x σ∂∂=∂∂，这里考虑一维情况，将x 的角标去掉，则3-1式可写为 222221tu c x u ∂∂=∂∂ …………………………………………………… （3-2）其中ρEc =运用分离变量法求解（3-2）式，设u=X(x)T(t),(3-2)式可以变为T X cT X ''=''21设22ω-=''=''TT X X c 求解20T T ω''+=，其特征方程为220r ω+=，特征根为1,2r i ω=±，所以微分方程的解为：12i t i t T C e C e ωω-=+ 同理得到，220X X c ω''+=的解为12i xi x ccX D eD eωω-=+。
地震概论地概知识点整理
第一章地震学的研究范围和历史全球每年发生500万次地震，人们可以感觉的仅占1%，造成严重破坏的7级以上的大地震约有18次，8级以上的特大地震1~2次。
全世界有6亿多人生活在强震带上，上个世纪约有200万人死于地震，预计二十一世纪将有约1500万人死于地震。
我国是个多地震国家，20世纪以来，我国发生了800多次6级以上的地震，平均每年约8次；历史记载全球死亡超过20万人的地震有6次，其中在中国就有4次。
第一节什么是地震学？地震学包括：一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而得出地球内部结构的结论；二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波的产生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释；三、应用：地震勘探、工程地震学、识别核爆。
固体地球物理学则是通过观测地球表面上的物理效应来研究地球内部的物质的性质第二节地震学的研究范围和主要的研究方面研究范围的三个方面一、宏观地震学：主要是指地震宵害的调查和研究、地区基本烈度的划分，以达到为建筑物的抗震设计提供合理的资料和指标，并为地震预报提供宏观数据。
二、地震波的传播理论：根据地震台风网观测得到的地震资料，研究地震波的发生及传播特征，并利用来研究地壳和地球内部的结构、组成和状态。
三、测震学：内容包括地震仪器的研制、地震观测台网的布局以及记录图的分析、处理和解释工作。
第三节地震学的基本名词和概念2）按震源深度划分：✧浅源地震：震源深度小于60km的天然地震；✧中源地震：震源深度在60-300km之间的地震称为中源地震；✧深源地震：震源深度大于300km的地震已记录到的最深地震的震源深度约700公里。
有时也将中源地震和深源地震统称为深震。
（3）按震中距划分：✧地方震：震中距小于100km的地震；✧近震：震中距小雨1000km的地震；✧远震：震中距大于1000km的地震；（4）按震级划分：✧弱震：M<3的地震；✧有感地震：3<M<4.5的地震；✧中强震：4.5<M<6的地震；✧强震：M 6的地震；地震波波长：数百米至数千米第三节古代人类对地震的认识一、地震学前史在科学不发达的过去，人们对地震发生的原因，常常借助于神灵的力量来解释。
地震学教学大纲
地震学教学大纲一、教学目标本课程旨在帮助学生全面了解地震学的基本概念、原理和应用，培养学生独立分析地震事件的能力，掌握地震预测、预警和防灾减灾知识，从而提高社会应对地震灾害的整体能力。
二、教学内容1. 地震的概念和分类2. 地震波的传播特点3. 地震仪器及地震监测网络4. 地震的动力学原理5. 地震预测与预警6. 地震灾害的防治7. 地震学在地质勘探和资源勘查中的应用8. 地震学在工程勘测和建设中的应用9. 地震学在灾后救援和重建中的应用三、教学方法1. 理论授课：通过教师讲解、PPT展示等方式，向学生传授地震学理论知识。
2. 实地考察：组织学生参观地震监测站、地质调查点等，了解实际应用情况。
3. 讨论和案例分析：引导学生针对真实地震事件展开讨论，分析地震预警和防治策略。
4. 课堂练习和考核：布置作业、小测验等形式，检验学生对地震学知识的掌握情况。
四、教学评估1. 课堂表现：包括课堂积极参与、作业完成情况等。
2. 考试成绩：定期进行地震学知识测试，评估学生掌握情况。
3. 实践能力：通过案例分析、实地考察等方式，评估学生解决实际问题的能力。
五、教学资源1. 教材：选用《地震学导论》等教材。
2. 多媒体教学设备：提供PPT、视频素材等教学辅助工具。
3. 实地考察安排：协调地震监测站、地质勘探单位等，提供实地考察机会。
六、教学安排1. 课程设置：安排理论课、实验课、实地考察等环节。
2. 时间安排：每周2-3节课，共计36学时。
3. 教学进度：根据具体内容难易程度，合理安排每次课程的授课重点。
七、教学环节1. 第一阶段：地震基础知识概述2. 第二阶段：地震波传播与监测3. 第三阶段：地震动力学原理4. 第四阶段：地震预测与预警5. 第五阶段：地震灾害防治与应对八、教学效果检测1. 学生学习兴趣：通过课程反馈、评教等方式，了解学生对地震学的兴趣和理解程度。
2. 学习成绩提升：对比学生学习前后的地震学知识掌握情况，评估教学效果。
地震概论第三章地震波
4170 9.53
5155 10.33 10.89
6371 11.17
4.2 2.9 4.6 3.34
1200 983 400-1000
1900 984
1100
4.36 3.42 3300 984
4.5 3.6 6800 989 5.42 4.64 18500 995
1200 1900
2、地震波在地球内部的传播
地核的发现者——奥尔德姆(1858～1936年)
地球内核的发现
地
球1
内8
核8
的 发 现
8 ～
者1
9
英9
格· 3 莱年
曼
英格·莱曼的论文中引用的两幅俄国地震台记录的新西兰 1929年6月16日 地震图（a）和穿过简单3层地球模型的
简化的波的路径（b）
地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据
7.23 5.56 135200 1069
0 9.98 0 11.42 252000 760
0 12.25 328100 427
3.46
3.50 12.51 361700
0
3700 4300 4500
岩石圈(固态)
软流圈(部分熔融) (固 态)
(液态地核) 固-液态过渡带
固态地核
奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线
远震: 震中距1000公里以上
1、地震波在介质界面上
2、地震波在地球内部的传播
地 球 的 结 构 及 波 的
传 播
地地 震下 图核年 上试 的验月 记在 录蒙日 曲大在 线 拿内
州华 达 进 行 的 代 号 为 “ 无 暇 ” 的
1968 1 19
地震波理论
地震波理论读书报告通过课程的学习以及自己课外的一些读书认识和实习经验，对地震波理论有了一个初步的认识。
一：地震波的基本概念1.地震波是在岩石中传播的弹性波。
2.波前：介质中某一时刻刚刚开始震动的点组成的一个面，叫波前。
3.波面：介质中某时刻同时开始震动的点组成的面，叫做波面。
4.波后：介质中某时刻刚刚开始震动结束的点组成的面，叫波后。
5.波线：在特定条件下，可以认为波及其能量是沿着一条路径传播的，然后又沿着那条路径向外传播，这样的理想路径叫做波线。
6.震动曲线：震动中某一质点在不同时刻的情况描述图一震动曲线7.波形曲线：将同一时刻各点的震动情况画在同一个图上，来反映各点震动之间的关系图二波形曲线不同的质点可能有不同的震动曲线，不同的时刻有不同的波形曲线，在地震勘探中通常把沿着测线画出来的波形曲线叫做“波刨面”。
8.正弦波：各点的震动都是谐震动。
对于正弦波各部分震动频率等于波源频率，周期t和频率有固定值。
9.波长：在一个周期内波沿着波线传播的距离，在此处键入公式。
V=λf或λ=TV公式一图三10.视速度：不是沿着波传播方向来确定波速和波长时，所得的结果叫做波的视速度和波长时如图四A̅B′̅为沿着测线方向的视波长A̅B̅=λA̅B′̅=λa公式二波沿着测线方向传播速度：V a=λaT有：V=λT =>V a=Vsin(θ)公式三二：地震波的传播规律1.反射和透射：图五波的传播波阻抗：第一种介质ρ1V1第二种介质ρ2V2当两种介质的波阻抗不等时才会发生反射。
2.反射定律和透射定律：入射面：入射线和法线所确定的平面垂直分界面。
反射定律：反射性位于入射面内，反射角等于入射角图六透射定律：透射线也位于入射面内，公式四图七全反射：图八开始出现全反射时的入射角叫------临界角。
3.斯奈儿定律：图九对于水平层装介质，各层的纵波横波速度分别用Vρ1,V s1,Vρi,V si则：sin(θp1)Vρ1=sin(θs1)V s1=……=sin(θp i)V pi=sin(θs i)V si=p 公式五4.费马原理：图十波在介质中传播满足时间最短条件。
地震正演课程设计
地震正演课程设计一、课程目标知识目标：1. 让学生了解地震波的传播原理，掌握正演模拟的基本概念。
2. 使学生理解地震正演在地质勘探和地震预测中的应用，了解相关技术发展。
3. 帮助学生掌握地震正演模拟的基本步骤，了解影响正演结果的各种因素。
技能目标：1. 培养学生运用地震正演模拟方法分析地质结构的能力。
2. 提高学生运用地震正演软件进行数据处理和分析的技能。
3. 培养学生通过团队合作，解决实际地震正演问题的能力。
情感态度价值观目标：1. 培养学生对地球科学研究的兴趣，激发探索自然现象的热情。
2. 增强学生的环境保护意识，认识到地震预测和防范的重要性。
3. 培养学生尊重科学、严谨求实的态度，树立正确的价值观。
本课程针对高年级学生，结合地震学原理和实际应用，注重培养学生的理论知识和实践技能。
课程目标旨在帮助学生深入理解地震正演技术，提高解决实际问题的能力，同时培养学生的科学素养和责任感。
在教学过程中，教师需关注学生的个体差异，因材施教，确保课程目标的实现。
通过本课程的学习，学生将具备地震正演模拟的基本能力，为地质勘探和地震预测工作打下坚实基础。
二、教学内容本章节教学内容主要包括以下三个方面：1. 地震波传播原理：介绍地震波的类型、传播速度、反射折射现象等基本概念，重点讲解地震波在地下介质中的传播规律。
教学内容：地震波分类、传播速度、反射折射定律、折射率、反射系数等。
2. 地震正演模拟方法：讲解正演模拟的基本原理，介绍常见的正演方法及其优缺点。
教学内容：正演模拟原理、射线理论正演、波动方程正演、有限差分法、有限元法、边界元法等。
3. 地震正演应用与案例分析：分析地震正演在地质勘探和地震预测中的应用，结合实际案例，让学生了解正演技术在解决实际问题中的具体运用。
教学内容：正演在地质勘探中的应用、正演在地震预测中的应用、国内外典型地震正演案例分析。
教学安排与进度：1. 第一周：地震波传播原理2. 第二周：地震正演模拟方法3. 第三周：地震正演应用与案例分析教材章节：《地震勘探原理》第三章 地震波传播理论，第四章 地震正演模拟，第五章 地震数据处理与应用。
地震波及其传播
柱面波，在一定条件下，地震勘探中往往认为波面为平 面。
波前以外的质点还没有开始振动， 波尾以内的质点已经停止振动，只有 波前与波尾之间的质点正处于不同强 度的振动状态，这个区间称为振动带。
波从一点传播到另一点的路径叫 做射线(波线)。
周期振动的频谱
一个复杂的周期振动可以分解为若干个不同频率 与振幅的振动，并且这种关系是唯一的。
一般用振幅谱和相位谱可以表示一个复杂的周期 振动。振幅谱表示分振动的振幅与频率的关系，记为 A(ω)，相位谱表示分振动的相位与频率的关系，记 为φ(ω)，只有同时应用振幅谱和相位谱，才能确定 已知的周期振动。
地震波是一种非周期振动。
u t
非周期振动图
A f
频谱图Biblioteka 地震波的频谱4）波前和射线
某一时刻空间所有 刚刚开始振动的点构成 的曲面，称为该时刻的 波前(波阵面)。
所有刚刚停止振动 的点构成的曲面，称为 该时刻的波尾(波后)。
s2
s1
v 震源 0
v1 v2
波面—等相面：介质中所有同时开始振动的点连成的
波数：波长的倒数，ｋ 传播速度：ｖ
v f f
A
λ
T
k
x
u( x)
u( x)
x
t2时刻波剖面
t1时刻波剖面
x
地面
振动是一点的运动，波动是振动的传播，即介质整体 的运动。 振动传播的速度为波速，与质点本身运动的速度无关。 波速有限是波动的必要条件。 波动伴随能量传播。 频率、周期、振幅、波长、速度、视速度、视波长
射线和波前是互相垂直的。
与物理学中的几何光学相类似，地震波的运动学是研究 地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，采用波前、 射线等几何图形来描述波的运动过程和规律（如反射定律、 透射定律、斯奈尔定律、费马原理、惠更斯原理等），因 此称作几何地震学。
地球物理学中的地震波传播与反演
地球物理学中的地震波传播与反演地震波是地震发生时产生的波动，是研究地震学的基础。
地震学家借助地震波的传播与反演，可以了解地下构造的情况，进而研究地震活动与岩石物理性质等问题。
本文将从地震波的传播机制、地震波反演理论及方法等方面探讨地球物理学中的地震波传播与反演。
一、地震波的传播机制地震波的传播引起了地壳中的微小变形和位移，导致地震波在地球上传播。
地震波主要分为纵波和横波两种，纵波又叫P波（Primary wave），横波又叫S波（Secondary wave）。
P波是一种纵波，具有直线传播、传播速度快、能穿透岩石和液态物质的特点；而S波是一种横波，具有像水波一样的传播方式、传播速度慢、只能穿透固体岩石等性质。
地震波在地壳中传播的速度与介质的密度、压缩模量以及剪切模量等因素密切关联。
另外，地震波的传播速度受到地壳中不均匀性的影响，地壳中有不同密度的层次，地震波通过不同密度层次时会出现反射、折射等现象，使得地震波路径发生曲折，从而研究地壳结构时要对这些影响因素进行较为精细的考虑。
二、地震波反演理论与方法能否将地震波数据反演成有关介质结构的有用信息，是地震勘探、地球物理勘探中常常需要考虑的问题。
地震波反演的基本思想是借助地震波在地下介质中传播的情况来推断地下介质的物理参数。
通常情况下，为了研究介质的速度、密度、弹性模量、剪切模量等参数，需要通过处理地震波在地下的传播路径和传播时间，从而反演得到介质的物理结构。
地震波反演的方法有很多种，主要包括正演法、反演法和拟合法。
正演法指利用已知参数的介质来计算地震波在介质中的传播规律。
反演法是利用地震波在介质中所传递的信息，探索出地下介质的物理参数。
拟合法主要是利用地震波在介质中的传播速度随深度分布变化的规律来拟合地下介质的物理结构。
在地震波反演中，数据处理也是非常重要的一环。
地震波的反演可以通过复杂的图形工具和数学模型来完成。
比如从地震带上提取的地震记录中得到横波和纵波，分别对横波和纵波进行分析、处理，再分别反演有关介质信息。
地震勘探原理__各章要点总结
第一章 地震勘探的理论基础1、各向同性介质：弹性与空间方向无明确关系的介质称各向同性介质，否则是各向异性介质。
2、泊松比σ：弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀)的比值。
L L d d //∆∆=σ3、对于大多数沉积岩石，σ=0.25，∴V P =1.73V S 。
4、瑞雷面波(R 波)特点：(1) 波的能量分布在地表附近的介质中并随深度迅速衰减。
(2) 质点振动方向分上、下、坐、右，合成的振幅轨迹是椭圆(逆时针方向)，长轴垂直地面，长短轴比值是2/3。
(3) 当σ=0.25时，V R = 0.92V S =0.54V P ，速度低、频率低(10~30Hz)，波形宽。
(4) 有频散(波散)现象，不同频率的成分传播速度(相速度)不同，即群速度不等于相速度。
5、拉夫面波(L 波) 特点：能量沿地震界面分布，振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，即为SH 波，由于水平振动，检波器接收不到。
6、地震波的特征：运动学特征——研究波在地层中传播的空间位置与传播时间的关系。
动力学特征——研究波在地层中传播的能量(振幅)变化和波形特征(频谱)。
7、惠更斯原理(1690)也叫波前原理，说明波向前传播的规律。
在弹性介质中，任意时刻波前面上的每一点，都可看作是一个新的波源(子波)而产生二次扰动，新波前的位置可认为是该时刻各子波波前的包络。
惠更斯原理只给出了波传播的空间位置，而不能给出波传播的物理状态。
菲涅尔(1814)对惠更斯原理进行了补充：波在传播时，任意点处的振动，相当于上一时刻波前面上全部新震源产生的子波在该点处相互干涉的合成波。
8、视速度定理地震波的传播是沿射线方向进行的，而观测地震波是沿测线方向进行的，其方向和射线方向不一致。
波前沿测线传播的速度不是真速度V ，而是视速度*V 。
αsin //=∆∆=∆∆∆∆=*xs t x t s V V βαcos sin V V V ==* 式中 α——射线与地面法线的夹角，称入射角；β——波前与地面法线的夹角，称出射角。
第三章 地震波传播理论
以二维声波方程为例进行地震波场模拟
2u x,z,t 2u x,z,t 1 2u x,z,t s（t） x 2 z 2 v2 t 2
含有低速层中的地震射线影区的产生模拟
3.1 地震波传播理论
地壳最上部的4km以每公里0.25km/s的速 度递增，下面2km以每公里1km/s的速度递 增，后面的12km仍然以每公里0.25km/s的速 度递增，我们研究其中的走时、震中距和p 参数的关系。
走 时 /s
12
10
8
逆
6
行
焦
散
点
顺
行
0
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线）
震源不在地表（h≠0）
A
c
V2>V1
c
B
V1 V2
V1
V1 sin( c ) 存在临界角 c , 满足: V2
o
B
A
o
V2
A
c
首波, 侧面波 （Head wave）
B
c
V1 V2
O
V2
P
球对称介质中Snell定律
i1
v1
sin(i1 ) sin( a1 ) v1 v2
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线） 3.1.2 倾斜介质时距曲线 3.1.3 多层水平介质 3.1.4 球状介质
3.2 体波各种震相和走时
第四章 地球内部结构 第五章 地震机制 第六章 地震仪和地震观测 第七章 地震统计分析 第八章 宏观地震学
地震发生的科学原理
地震发生的科学原理地震是地球表面突然释放的能量，是地球内部岩石在地壳运动中发生破裂和位移的结果。
地震的发生是由于地球内部的构造和地壳板块运动引起的，具体来说，地震的发生是由地壳板块在构造运动中受到应力积累，当应力超过岩石的承受能力时，岩石就会发生破裂，释放出巨大的能量，形成地震。
地震的发生有很多科学原理可以解释，其中包括板块构造理论、地壳运动理论、地震波传播理论等。
下面将详细介绍地震发生的科学原理。
1. 板块构造理论地球的外部由地壳和上部的部分地幔组成，地壳和上部地幔的岩石层被分为若干块状板块，这些板块在地球表面上漂浮并不断运动，这就是板块构造理论。
板块构造理论认为地球的外部是由若干块状板块组成的，它们在地球表面上不断运动，板块之间的相互作用导致地震的发生。
当两个板块之间的相互作用导致板块之间的应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
板块构造理论解释了地震为什么经常发生在板块边界附近，例如环太平洋地震带、喜马拉雅地震带等地区。
2. 地壳运动理论地壳运动理论认为地球的地壳是一个动态的系统，地壳板块不断运动，包括板块的相互碰撞、挤压、拉伸等运动。
地壳运动导致地球表面的地形变化，也是地震发生的重要原因之一。
地壳板块的相互运动导致板块之间的相互作用，产生应力积累，当应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
地壳运动理论解释了地震为什么经常发生在地质构造活跃的地区，例如地震带、断裂带等地区。
3. 地震波传播理论地震波是地震释放能量后在地球内部传播的波动，地震波传播理论是研究地震波在地球内部传播规律的理论。
地震波传播理论认为地震波在地球内部传播的速度和路径受到地球内部岩石的物理性质和结构的影响。
地震波传播的速度和路径可以揭示地球内部的结构和性质，通过地震波的传播路径和速度可以研究地球内部的构造和岩石性质。
地震波传播理论是研究地震的重要理论基础，也为地震监测和预测提供了重要依据。
地震波传播与地震波形分析
地震波传播与地震波形分析地震是由地球内部能量释放产生的自然现象，其中地震波的传播是地震研究的重要内容之一。
地震波以固有的振动模式传播，通过地球内部的岩石与土壤，向外辐射能量。
地震波形分析是对地震波在传播过程中的振动特征进行研究，并且对地震的发生机制和地壳结构提供重要线索。
一、地震波传播过程地震波能够在地球的各个层次中传播，包括体波和面波两种类型。
1. 体波传播体波是沿着地震发生的直线路径传播，分为纵波（P波）和横波（S 波）。
P波是最快的地震波，速度一般为6-8km/s，具有压缩性质，可以传播在液体、固体和气体介质中。
S波是次快的地震波，速度一般为3-6km/s，具有横向振动性质，只能在固体介质中传播。
2. 面波传播面波主要包括Rayleigh波和Love波。
Rayleigh波是一种沿地表面传播的波动，振幅较大且具有椭圆形轨迹，传播速度介于体波和Love波之间。
Love波是一种横向振动的波动，只能在地表面传播。
二、地震波形分析方法地震波形分析是通过对地震波记录进行解读和处理，提取有用的信息以评估地震活动和地壳结构。
以下是几种常用的地震波形分析方法：1. 时域分析时域分析是对地震波的时间和振动幅度进行分析，常见的方法包括绘制震源到接收站的波形图、绘制震源到接收站的地震图等。
通过时域分析可以直观地观察到地震波的 arrival time、振幅和持续时间等信息。
2. 频域分析频域分析通过将地震波记录转换到频率域进行分析，可以得到波形的频率特征、频谱特性和能量分布等信息。
常用的方法包括傅里叶变换和功率谱密度分析等。
3. 反射地震波形分析反射地震波形分析是通过地震波在不同介质界面反射的特性，研究地壳和岩石的结构与性质。
通过分析地震波在地下多层介质中的反射和折射现象，可以确定地下地层的分布、厚度和性质，对勘探石油、煤炭等矿产资源具有重要意义。
4. 震源机制分析震源机制分析是通过对地震波形的振动特征进行反演，推断地震的发生机制。
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点地震概论笔记（2016春）第一章地震学的研究范围和历史1. 地震是一种常见的自然现象，全球每年约发生500万次地震。
全球有6亿多人生活在强震带上，20世纪约有200万人死于地震，预计21世纪将约有1500万人死于地震。
我国是多地震国家，历史记载死亡人数超过20万人的地震，全球6次，中国4次。
2.地震的两面性：①自然灾害②给人类了解地球内部的信息3.地震：地球内部介质（岩石）突然破坏，产生地震波，并在相当范围内引起地面震动。
破坏开始的地方称为震源（地球内部发生地震的地方。
理论上看成一个点，实际上是一个区）震源深度：将震源看做一个点，此点到地面的垂直距离称为震源深度。
4.震中：震源在地表上的垂直投影。
震中距：观测点与震中的大圆弧距离（在地面上，从震中到任一点沿大圆弧测量的距离）可证明是两点间的最短距离。
烈度：宏观，实际的破坏程度（我国12度烈度表）震级：微观标准表示地震能量大小，仪器测量（地震差一级，能量相差32倍（101.5），两级相差1000倍:log E＝11.8+1.5M，E：能量，M：震级）两者都反映地震大小5.分类：地震序列：①主震型（一个主震，多个余震）②震群型按震源深度分：①浅源：震源深度< 60km ②中源：60-300km ③深源：> 300km 按震中距分：①地方震：震中距<100km ②近震：<1000km ③远震：>1000km （以观测点为圆心，1000km为半径）6. 地震学是应用物理类课程。
地震学只有100多年的历史，中日美在地震学三足鼎立第二章地震波第一节波的性质简述1.液体、气体只能传播纵波，固体可以传播横波（S波）、纵波（P波）2.波线和波阵面垂直3.远离波源的球面波波面上任何一小部分视为平面波第二节地震波1. P波和S波的主要差异总结：vP=√3vS（1）P波的传播速度比S波快，地震图上总是先出现P波。
地震波的传播和识别
地震波的传播和识别地震波是地震引起的震动波动，传播速度快且会受地质构造、介质性质等多种因素的影响，因此在地震预警和灾害应对等领域具有重要意义。
本文将从地震波的传播规律和识别方法两个方面入手，深入探讨其相关知识点。
一、地震波的传播规律1. 传播速度地震波在不同的介质中传播速度不同，其中纵波速度较快，横波速度较慢。
以地壳为例，地震纵波速度约为5-8千米/秒，横波速度约为3-5千米/秒。
而在水中，纵波速度为1.5千米/秒，横波速度为0.7千米/秒。
2. 传播路径地震波在传播过程中会发生折射、反射等现象，最终形成一个复杂的传播路径。
其中，地震波在由一种介质进入另一种介质时会发生折射，而在介质之间交界处的反射会导致波前的重新分布。
3. 传播形态地震波包括纵波、横波和面波等多种形态。
其中，纵波沿传播方向产生压缩和膨胀，而横波则垂直于传播方向振动。
面波则是在介质表面产生滚动和摇摆的波动。
二、地震波的识别方法1. 地震波形判读通过测量地震波形信息，可以判断地震的震级、震源、震源深度、地质构造等相关信息。
其中，地震波形可分为P波、S波和面波三种形态，通过波形的振幅、周期等特征值进行分析判断。
2. 反演处理反演处理是利用地震波的物理特性反推地下介质参数的一种方法。
通过测量地震波在不同介质中传输的速度、振幅等参数，可以推测地下结构的层次、密度、速度等信息。
3. 数值模拟数值模拟是通过计算机等工具对地震波进行模拟和分析，得出地震波在地下介质中传播的路径、速度和振幅等参数。
这种方法可以使地震学家加深对地震波传播规律的认识，并辅助实际应用中的地震预测和灾害处理等工作。
三、结语总之，对地震波的传播规律和识别方法的了解对于地震灾害的预测和避免具有重要意义。
我们可以采用多种方法进行研究和实践，以提高地震波的识别和预测精度，从而更好地应对地震灾害。
地震学基础
地震学基础
地震学是研究地震现象及其引发的地震波传播、震源机制、地震活动规律等的学科。
它是地球物理学的一个重要分支。
地震学基础包括以下几个方面：
1. 地震波传播：地震波是地震引起的能量在地球内部的传播波动，地震学研究地震波的传播速度、传播路径以及波动特性。
地震波可分为纵波和横波，它们的传播速度取决于地球介质的物理性质和密度结构。
2. 震源机制：地震发生时，岩石断裂会释放巨大能量，导致地震波的产生。
地震学研究地震震源的机制，包括研究地震发生的原因、震源位置和震源过程。
3. 地震活动规律：地震并非随机事件，而是具有一定规律性。
地震学通过收集和分析地震活动的时间、空间和震级等相关数据，探讨地震活动的规律性，以便为地震预测和减灾提供科学依据。
4. 地震仪器和监测：地震学通过使用地震仪器进行地震监测和观测。
常见的地震仪器包括地震仪、加速度计、地震波测量器等。
这些仪器可以记录地震波，并提供地震参数的测量结果，从而帮助地震学家了解地震活动。
地震学基础对于理解地震活动规律、预测地震、分析地震灾害等具有重要意义，它为研究和应对地震灾害提供了科学依据。
地震波的基本概念
第一节 几何地震学基本概念
振动总有一定的能量，既然波动是振动在介质中的 传播过程，那么伴随着振动的传播，当然也就有能量 的传播。波动是能量传播的重要方式之一，其特点是： 当能量在介质中通过波动从一个位置传到另一个位置 时，介质本身并不传播。 弹性理论的研究表明，每种物体在外力作用下，整 体表现为弹性还是塑性主要取决于具体的条件，例如 物体本身的物理性质，作用力的大小和特点（延续时 间的长短、变化的快慢等），以及所处的外界环境 （温度、压力等）。在压力很大、作用时间很长的条 件下，大部分物体都表现为塑性性质。反之，在外力 很小、作用时间很短的情况下，大部分物体都具有弹 性性质。
由实验总结得出的反射定 律如下：反射线位于入射平 面内，反射角等于入射角， 即 ' 。
1 1
o
N
R
1
D
1'
P
' 1
射线平面与界面的关系 分以下两种情况加以讨 论：
2
N'
o
第一节 几何地震学基本概念
水平界面的射线平面 既垂直界面也垂直地面
测线垂直界面走向的倾斜界面， 射线平面既垂直界面也垂直地面
图2-1-1 爆炸产生 的三个带
第一节 几何地震学基本概念
2、波前、波后和波面 波前——介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S2称 作波在t1时刻的波前或波阵面。 波后——在V0和V1的分界面S1上，介质中各点刚刚停 止了振动，这一曲面S1叫做波在t1时刻的波后或波尾。 不指明哪一个时刻的波前和波后是没有意义的。
S2
S1 t1 t2
第一节 几何地震学基本概念
按照波面的形状，可以对波进行分类。如果所有的波 面都是球面则为球面波；如果都是柱面则为柱面波； 如果都是互相平行的平面就叫做平面波。波面的形状 取决于波源的形状和介质的性质。 3、射线 在几何地震学中，通常认为波及其能量是沿着一条 “路径”从波源传到所考虑的一点P，然后又沿着那条 “路径”从P点传向别处。这样的假想路径就叫做通过 P点的波线或射线。在波动所及的介质中，通过每一点 都可以设想有这么一条波线。在各向同性介质中，波 线和所过各点处的波面相垂直。例如，在均匀介质中 的球面波，波线就是从波源向外的半径，这就是“射 线”一词的由来。
地震学基础知识
地震学基础知识地震是地球上常见的自然现象，指的是由于地球内部的构造运动导致的地表震动。
地震通常由地壳的断裂和岩石变形所引起，是地球上能量释放最为剧烈的地质现象之一。
地震对人类社会造成了巨大的影响，因此地震学作为一个专门研究地震现象的学科而出现。
地震学的研究范围包括地震发生的原因、地震现象的传播和地震带来的地表破坏。
地震学家通过收集和分析地震数据，探索和预测地震的可能性和规律。
下面将对地震学的一些基础知识进行介绍。
1. 地震波地震波是地震时产生的能量在地球内部传播的方式。
地震波可分为两种主要类型：纵波（P波）和横波（S波）。
P波是最快传播的一种地震波，它在介质中通过压缩和膨胀而传播。
S波是另一种地震波，它以横向振动的方式传播。
地震波不仅能够传播在地球内部，在地表以上也可以传播。
2. 震中和震源地震发生时，地球内部的能量释放点被称为震源，震中则是地球表面正上方与震源最近的点。
震中是地震波最早到达的地点，因此通常也是地震造成的破坏最为严重的区域。
3. 震级和震源深度地震的能量释放大小被称为震级。
常用的震级计量方法有里氏震级、面波震级和体波震级等。
里氏震级是最常用的一种震级计量方法，它是根据地震波振幅的对数来定义的。
另外，震源深度是指震中与震源之间的垂直距离。
震源深度的不同会对地表破坏程度产生重要影响。
4. 地震烈度和地震震度地震烈度是用来描述地震对人类造成的影响的一种度量标准。
地震烈度通常是根据地震造成的地表破坏程度和人类体感来评定的。
相比之下，地震震度则是用来描述地震波在特定区域内的能量释放大小的一种度量标准。
地震烈度和地震震度并不完全相同，地震烈度更注重地表破坏，而地震震度则更注重地震波能量的释放大小。
5. 地震带和构造板块地震带是地球上地震集中发生的区域，也是地震活动相对集中的地区。
地震带的分布与构造板块运动有关。
地球的外部被分成了许多大、小构造板块，这些构造板块之间发生相互运动，导致构造活动和地震的发生。
三章地震波
地球内部构造和板块构造
地球内部构造和板块构造
地球内部结构与速度分布图
二、地震波传播
地震波在地表面的传播 地震波在物质介面上传播 地震波在地壳内部传播（近震＼远震） 地震波走时曲线
地震的发生及地震波传播示意图
地 震 知 识 和 全 球 地 震 活 动
地震构造示意图
（一）地震波在地表面传播
地震波的波序
(二)地震波在介质界面上
由震源产生的地震波向四面八方传播，遇到 界面将发生反射和折射，经过证明,地震波 在完全弹性介质中的传播遵从波的反射、折 射（Snall）定律。
sin i P sin i P sin i P sin iS sin iS p v1P v1P v2 P v1S v2 S
花岗岩: Vs =3.0 千米/秒; 水: Vs = 0 千米/秒
花岗岩
P波速度 5.5千米/秒 S波速度 3.0千米/秒
水
1.5千米/秒 0
在同样条件下P波速度大于S波
体波之所以对地球内部结构比较敏感，是因为在地球内部的 不同部分，地震波传播速度不同，在不同部分的分界面上发生的 反射、折射和波型转换，既影响体波的“行走时间”，又影响体 波的振幅和形状。 把面波的波长延伸到整个地球的尺度，我们还有一个专用的 名词：地球自由振荡。这时，地球好像是一口铜钟被大地震重重 地敲击一下，余音缭绕，经久不绝。不同形状、不同结构的铜钟 具有不同的音色；类似地，不同形状、不同结构的星球也具有不 同的自由振荡的形式。地震学家就像一位钢琴调音师那样，通过 倾听地球的“音乐”，辨认出地球内部的结构。
地震时地面波动的描述
唐山地震发生在1976年7月28日凌晨3点多钟。当时笔者（陈颙）住在北京前 门附近一个非常破旧的二层木制结构的楼房里，楼房至少有五十年历史了， 除了外墙是砖砌的，地板和骨架都是木质的，一走起路来地板就发出”咯吱 咯吱”的呻吟声。那时正好是夏天，天气出奇的闷热，难以让人入睡。我刚 躺着一会儿，迷迷糊糊中就觉得床有些大幅度上下跳动，地板甚至整个楼房 都发出”嘎吱”的声音。我立刻意识到”有大地震发生了”。长年从事地震 工作的我被晃醒后没有立即下床，而是躺在床上开始数数，”一、二、 三，……”，数着数着床的晃动变小了。当数到第二十的时候，突然又来了一 次晃动，比第一次更厉害，整个楼层都在忍受剧痛似的”哗哗啦”乱响。这 短短的20秒钟间隔就是纵波和横波到达的时间差（地震通常会产生纵波和横 波，纵波在地球介质中传播得快，最先到达我们脚下，引起地表的上下运动； 横波跑得慢，我们感到的第二次强烈震动就是横波造成的，地面表现出水平 方向运动。由于横波携带了地震产生的大部分能量，因此它对地表建筑物的 破坏更为严重），反映了观测者和震源的距离，差1秒钟，表明约8公里远处 发生了地震，20秒钟则说明这次地震事件发生在约160公里处。于是，我有 了一个初步判断：地震不在北京–在距离北京160公里的地方有大地震发生了。 这和雷雨闪电的原理是一样的：天空两片雷雨云相遇时，发出闪电和雷声， 闪电（电磁波）跑得快，雷声（空气中得声波）跑得慢，我们先看见闪光， 后听见雷声，闪光和雷声之间的时间差，就表示发出闪光和雷电的云距我们 的距离。
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界面R上，因为波前与射线垂直，则波前面和界面R的夹角等于
α。设波前A´B´在t 时刻到达了分界面R上的A´点，按惠更斯原 理，A´点此时可以看成是一个新的点震源，由该点产生新的扰 动，向分界面两边的介质里传播。其中一部分扰动以V1速度在 W1介质中传播，另外一部分以V2速度在W2介质中传播。
第三章 地震波传播理论x) 1 dx V1
x h2 x2
1 V2
( L x) r 2 ( L x) 2
( L x) r 2 ( L x) 2
1 x 1 V1 h 2 x 2 V2
射线AOB的走时为：
t ( x) 1 1 h2 x2 r 2 ( L x) 2 V1 V2
地震学基础
（1） Fermat原理
A
inc
Snell定律
反射点 x 应使t达到最小值。即：
Fermat原理
B
ref
V1 V2
h
x
o
L x
r
L
dt( x) 1 x ( L x) 0 2 2 2 2 dx V1 h x r ( L x) x ( L x) h2 x2 r 2 ( L x) 2
1 t CB A C sin
' '
t s in ' AC 1
整理后：
1 t A D A C sin
' '
2 t A E A C sin
' '
第三章 地震波传播理论
t s in ' AC 1 t s in ' AC 2
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。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
地震射线(Seismic Ray)
• 能量束，能量分布呈高斯分布（Gaussian Beam)
• 能量束的宽度（d）反比于频率（f）：
据资料处理和定性定量解释的依据。下面就地震波
传播中有关的运动学和动力学中的定律定理介绍给 大家。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
1、惠更斯原理
在均匀弹性介质中，点振源产生球面波向周围传播，当距 离r 趋向无穷大时，球面波前的半径很大，曲率很小，此时球 面波蜕变成了平面波。若已知某时刻 t 在同一时刻波前面上的
第三章 地震波传播理论
地震学基础
设震动由A点出发，沿途径s传播到B，传播速度是 v( x, y, z ) 所用的时间是t，则费马原理就是
ds t 0 A v
B
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。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
地震学基础
sin sin sin 从上式中可得： 1 2 1
令上式等于P，则写成下式：
sin sin sin P v1 v1 v2
P为射线参数，沿不同方向入射的地震波，射线参数P都不相等。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
上式反映在弹性分界面R上，入射波、透射波和反射波之间
地震学基础
第三章 地震波传播理论
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
地震学基础
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。
地震学基础
第三章 地震波传播理论
地震学基础
第三章 地震波传播理论
地震学基础
经过Δt时间后，即在t+Δt 时刻平面波B´点旅行了r=V1· Δt
距离的路程，到达分界面R上的C点。在分界面 R上新的点震源A´ 点产生的子波以V2的速度在W2介质中传播。在t+Δt时刻的波前， 是以A´点为园心以 r=V2· Δt 的路程为半径园弧。过C点分别作两 个圆弧的切线，分别交于D和E点。则 CD和CE就是，当波前A`B`经
V1
inc
ref
V1
V2
sin( inc ) sin( ref ) sin( t ) V1 V1 V2
t
透射波 （Transmitted Wave）
Snell定律：
第三章 地震波传播理论
sin( inc ) sin( ref ) sin( t ) V1 V1 V2
费尔马原理 （Fermat’s Principle）
光学中的Fermat定理：
“光在介质中传播的路径为走时（traveltime)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.
第三章 地震波传播理论
地震学基础
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。
在均匀层状介质中，地震波沿满足斯涅尔定律的射线方向传播
所用旅行时间才能最少短。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
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。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
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。
射线AOB的走时为：
1 t ( x) V1
h x
2
2
r 2 ( L x) 2
sin( inc ) sin( ref )
第三章 地震波传播理论
地震学基础
（2） Fermat原理
A
inc
Snell定律
Fermat原理
反射点 x 应使t大到最小值。即：
V1
h
x o
L L x
第三章 地震波传播理论
地震波传播的定律、定理
地震学基础
波动本身的描述常使用T、λ、γ、φ等物理量，但要描述 地震波在介质中的传播过程，还需要使用波前和波射线等念。 波动是质点振动状态在介质里的传播过程，振动是在外力 作用下质点离开平衡位置附近作来回往复运动，但振动是波动 产生的根源。在弹性介质中，各个质点是以弹性力互相联系着 的。某质点A受到外界扰动离开平衡位置时，周围的质点对A产 生的作用力，使A回到平衡位置，并在平衡位置附近振动，同时 A点周围的质点也受到A的作用力，离开各自的平衡位置振动起
当 f 时， d 0 能量束成为“线”（射线）
1 d f
d
第三章 地震波传播理论
地震学基础
非均匀介质中的地震射线
射线（Ray)
第三章 地震波传播理论
地震学基础
Fermat原理在地震学中的应用
Snell定律
入射波 （Incident Wave）
ref
反射波 （Reflected Wave）
永远是一系列垂直于波前面的直线。
费马原理是说地震波沿射线的旅行时间(传播)与沿其它任 何路径的旅行时间相比为最小。即波总是沿所使用旅行时间最 少的路径传播，又叫费马最小原理和射线原理。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
费马原理是从波射线的角度描述波的传播特点，在均匀介 质中，显然波射线应当是从震源发出的一系列直线。因为地震 波只有沿着这样的射线传播，路程最短，旅行时间才是最少。
sin( inc ) sin( t ) V1 V2
第三章 地震波传播理论
地震学基础
3、斯涅尔定律
和光波在非均匀介质中传播相同，当地震波遇到突变的弹 性分界面时，地震波也在分界面上发生反射透射和折射并可能 发生波类型的转变（分裂），可以用斯涅尔定律来说明。 如图所示，若在W1介质中有一平面波AB，以α角投射到分
第三章 地震波传播理论
地震学基础
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 A A0 e t 表示， 为衰减系数。 波传播 x距离后，因介质对能量的吸收而导致振幅的减 小，可用 A A0 e x 表示, 称为吸收系数。 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 1 1 E Q 2 E
来。所以介质中一个质点的振动会引起临近质点的振动，周围
介质的振动又会引起较远质点一起振动，这样一来，振动就会 在弹性介质中由近及远的向各个方向传播，形成了波动。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
传播定律定理： 用射线和波前来描述波的传播 位置和能量随时间变化的关系，这种关系是工程地 震勘察资料处理中的重要组成部分，是进行地震数