第三章地震学基础—地震波传播理论
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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
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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。
估算：1度约等于110千米。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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
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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
Δ
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
2、费马原理
上面已经讲到波前面，我们又把垂直于波前面的射线叫波
射线。地震波是沿波射线的方向上在介质中传播，地震波射线 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。
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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 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。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
P波和S波都会有相应的首波。
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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 AA0et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 AA0ex 表示, 称为吸收系数。
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。
在地震勘探中，弹性波已远离震源传播，其波前面已由球面波蜕化成平面波。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
若已知某一时刻t波前面的位置，则根据惠更斯原理，可以 求出任意时刻新波前的位置。在非均匀介质中也适用。惠更斯 原理描述波前面的空间几何位置随时间变化的特征，是一种构 制任意时刻波前位置的几何方法，利用此原理，可以构划出反 射界面和折射界面。惠更斯是从波前面的角度来描述波在介质 空间中传播的规律，而费马原理则从波射线的角度来描述波的 传播规律。
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。
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各 个点，可以把这些点看成该时刻产生子波新的点振源。经过任 意Δt 时间后，这些新子波的包络面，就是原波在 t+Δt 时刻 （或t-Δt）新的波前面(或波尾面)。
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
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，
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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/km。
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）。
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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 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。
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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。
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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。 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。
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第三章 地震Байду номын сангаас传播理论
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
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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。
估算：1度约等于110千米。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
第二节 地震波传播的基本理论
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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。
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研究地震波在地球内部传播的问题，主要有动力学和运动
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
2、费马原理
上面已经讲到波前面，我们又把垂直于波前面的射线叫波
射线。地震波是沿波射线的方向上在介质中传播，地震波射线 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。
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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 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。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
P波和S波都会有相应的首波。
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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 AA0et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 AA0ex 表示, 称为吸收系数。
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。
在地震勘探中，弹性波已远离震源传播，其波前面已由球面波蜕化成平面波。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
若已知某一时刻t波前面的位置，则根据惠更斯原理，可以 求出任意时刻新波前的位置。在非均匀介质中也适用。惠更斯 原理描述波前面的空间几何位置随时间变化的特征，是一种构 制任意时刻波前位置的几何方法，利用此原理，可以构划出反 射界面和折射界面。惠更斯是从波前面的角度来描述波在介质 空间中传播的规律，而费马原理则从波射线的角度来描述波的 传播规律。
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。
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各 个点，可以把这些点看成该时刻产生子波新的点振源。经过任 意Δt 时间后，这些新子波的包络面，就是原波在 t+Δt 时刻 （或t-Δt）新的波前面(或波尾面)。
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
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，
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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/km。
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）。
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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 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。
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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。
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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。 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。
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第三章 地震Байду номын сангаас传播理论