第三讲 地震波
第三章地震学基础—地震波传播理论
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。
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。
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。
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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。
地震波ppt课件
未来地震波研究将更加注重应用实践，将研究成果应用于实际的地震监 测、预警和抗震减灾工作中，为人类创造更加安全、稳定的生存环境。
海啸预警
在地震引起的海啸预警中，地震波发挥着重要作用。通过分析地震波数据，可以快速判断是否可能发 生海啸，并及时发布预警信息，减少灾害损失。
04
地震波的挑战与未来发 展
地震波数据解析的挑战
数据处理难度大
地震波数据量大、复杂度高，需要高效、准确的处理方法才能提 取有用的信息。
噪声干扰严重
地震波传播过程中容易受到各种噪声的干扰，如何有效去除噪声、 提取真实信号是一大挑战。
我们应该如何利用地震波为人类服务
建立和完善地震监测网络，提 高地震预警的准确性和时效性 ，为灾害防范提供有力支持。
利用地震波数据开展工程抗震 设计和评估，提高建筑物和基 础设施的抗震能力。
通过研究地震波揭示地球内部 结构和性质，推动地球科学的 发展和人类对地球的认识。
对未来地震波研究的展望
未来地震波研究将更加注重跨学科合作，综合运用物理学、数学、地质 学等多学科理论和方法，深入揭示地震波的传播规律和地球内部结构。
分辨率和精度要求高
地震波数据需要高分辨率和高精度的解析，才能准确描述地层结构 和地质构造。
地震波探测技术的未来发展
智能化数据处理
利用人工智能和机器学习技术， 实现地震波数据的自动识别、分
类和解析。
多源信息融合
将不同来源的地震波数据融合，提 高探测精度和分辨率，为地质勘探 和资源开发提供更准确的信息。
提高地热能利用率
通过地震波探测技术了解地热田 的热传导特性和地温场分布，为 地热能的合理利用和提高利用率
大学物理-地震波资料
地震波
University Physics
地震波 要点1：波速Un源自versity Physics地震纵波在地壳中传播速度为5.5~7 km/s，
横波传播速度为3.2～4.0 km/s 。地震时纵波 和横波同时产生于震源，由于纵波的传播速 度比横波快，所以纵波首先抵达地表之后， 横波才会尾随而来。地震时人总是先感觉到 上下颠簸，再感觉到左右晃动。
地球岩石介质的平均体积弹性模 量k≈2.7×109 N/m2，平均切变弹性 模量ρ≈1.6×109 N/m2 。 所以：P 波的传播速度比S 波的 传播速度快。 测出P、S波的时间差就可以知道 震中位置。
表面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后
激发产生的混合波。表面波有低频率、高震幅和 低频散的特性，只能沿地表传播，是造成建筑物 强烈破坏的主要因素。
地震波
University Physics
地震波
(seismic wave)
地震波
目标
University Physics
1. 地震波的概念
2. 地震波有哪些种类？特点有哪些 ？
3. 地震波对地表物体的影响？
地震波
University Physics
地震波的概念
发生于震源并在地球表面和内部传播的弹性波称为 地震波。地震波主要分为两种，一种是实体波，一种 是表面波。表面波只在地表传递，实体波能穿越地球 内部。
实体波在在地球内部传递，又分成P波和S波两种。 P波为一种纵波，粒子振动方向和波前进方平行，在 所有地震波中，前进速度最快，也最早抵达。P波能 在固体、液体或气体中传递。
S波前进速度仅次于P波，粒子振动方向垂直于波的 前进方向，是一种横波。S波只能在固体中传递，无 法穿过液态外地核。
地震波的概念
地震波的概念
地震波是指地震事件中传播的波动现象。
当地震发生时，能量会以波动的形式从震源处向外传播，形成地震波。
地震波在地壳、地幔和地核等不同介质中传播，并且具有不同的性质和特点。
地震波可以分为两类：体波和面波。
体波是通过内部传播的地震波，其中包括纵波（P波）和横波（S波）。
纵波是沿着波
动方向的传播，而横波则是垂直于波动方向的传播。
体波速度较高，能够穿过固体、液体和气体等不同介质。
面波是在地震波传播过程中沿着地表或介质交界面传播的波动，包括瑞利波和洛克波。
瑞利波是沿着地表传播，呈现类似海浪的起伏运动，而洛克波是垂直于地表传播的波动，速度较慢。
地震波的传播速度和传播路径受到地球内部结构的影响。
P波
速度最快，一般为6-7公里/秒，S波速度稍慢，为3-4公里/秒，而面波速度最慢，一般不超过3公里/秒。
地震波在传播过程
中会遇到介质不均匀性、衍射、折射、反射等现象，从而产生有关地震源和地球结构的信息。
地震波的传播是地震学研究的重要内容，通过地震波的观测和分析，科学家可以确定地震的震源位置和能量释放情况，进而改善地震预警系统和地震灾害预防措施。
此外，地震波的传播特性还可以用于研究地球内部的结构、板块运动、地壳变形等地球科学问题。
第三讲横波勘探讲解
一、基本原理
1．纵波、横涉及转换波旳特点 又有两种横波： 一种是在射线平面以内传播旳SH横波，
一、基本原理
1．纵波、横涉及转换波旳特点
另一种是垂直于射线平面旳SV横波。 这两种横波偶合在一起，所以横波具有极化性。
一、基本原理
1．纵波、横涉及转换波旳特点 （3）转换波：当存在一种半无限弹性介质旳分界
一、基本原理
横波双折射特点：
（a）EDA介质中弹性波地面地震统计模拟：
一、基本原理
横波双折射特点：
（b）EDA介质中弹性波VSP统计模拟 第一层是各向同性介质，第二层是各向异性介质， 第三层是各向同性介质.
一、基本原理
小结：横波特点
（1） 垂直面内极化旳SV波 在界面上有二次波型转换
（2） 水平面内极化旳SH波 在界面上没有波型转换，也称自生波。
(1)最小炮检距。因为转换波在近炮检距旳反射能 量较弱，一般以为偏移距(最小炮距)应该加大。但是 考虑到要接受纵波反射时，偏移距不宜过大，一般 仍采用纵波观察系统所设计旳偏移距。
二、横波旳野外观察
4. 观察系统
(2)最大炮检距。最大炮检距旳选用一般与目旳层 旳深度、目旳层旳转换波反射系数有关。因为转换 波在大入射角时才会有足够旳能量，所以，一般情 况下，最大炮检距要比纵波勘探旳最大炮检距大。
横波勘探
一、基本原理 二、资料采集 三、资料处理 四、资料应用 五、思索题参照答案
一、基本原理
1．纵波、横涉及转换波旳特点 （1）纵波：从地震波动力学中已知，地震波在弹
性介质中会产生两种波，一种是在介质中质点振动 方向与波旳传播方向一致旳纵波，
其传播速度
一、基本原理
地震概论第三章地震波
地震产生的P波传播时，在遇到地 表面反射后就产生PP波。同理S波在遇 到地表面后产生的反射波，称之为SS波。 PcP波表示的是在核幔边界上反射的P波， PKP波是能够穿透液态外核的P波。内 核的任何P型波均标以I。例如PKIKP， 它代表一P波通过地幔、外核、内核、 再经过外核、地幔到达地表。外核是液 态的，不能传播S波，所以没有与K相应 的S波。穿过内核的S波用J表示。确认 这种S波，可以证明内核是固态的。
地震波的传播过程中，如果遇到 障碍物，且障碍物的尺度比波长大得 多，那么波就沿着射线传播，并在障 碍物上发生反射和折射。如果波遇到 的障碍物的尺度比波长小得多，那么 障碍物对波本身来说可以忽略不计。 而如果波遇到的障碍物的尺度和波长 相差不多，那么波就在这个障碍物上 发生散射。 多大的障碍物就散射多 大波长的地震波。
3.2 地震波的传播 3.2.1 波在分界面上的传播 P波以一角度射向边界面时，它不但分成一反射地震P 波和一折射的P波，还要产生一反射S波和折射S波，因为 在入射点边界上的岩石不仅受挤压，还受剪切。即，入射 P波产生4种转换波。
SV波斜入射于内部边界时，会产生 反射和折射的P波和SV波。在这种情况 下反射和折射的S波总是SV型，这是因 为当入射的SV波到达时，岩石质点在与 地面垂直的入射面里横向运动。 如果入射的S波是水平偏振的SH型， 则质点在垂直于入射平面且平行于边界 面的方向上前后运动，在界面上没有挤 压或铅垂方向的变形，这样不会产生相 应的新的P波和SV波，只有SH型的一个 反射波和折射波。
3.4 地震波的应用
3.4.1 地震波是打开地心之门的钥匙 20世纪初，南斯拉夫地震学家莫 霍洛维奇发现，在地下33千米的地方 ，地震波P波速度的传播速度猛然加 快，由6.0km/s变为8.2km/s，横波速 度则从4.2 km/s增加到4.4km/s左右， 这表明这里的物质密度很大，物质成 分与地球表面不同。后来地球内部这 个分界面，就被称为“莫霍面”。
地震波
地震被按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波[1]。
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。
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。
面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。
其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。
[编辑本段]地震纵波和横波我们最熟悉的波动是观察到的水波。
当向池塘里扔一块石头时水面被扰乱，以石头入水处为中心有波纹向外扩展。
这个波列是水波附近的水的颗粒运动造成的。
然而水并没有朝着水波传播的方向流；如果水面浮着一个软木塞，它将上下跳动，但并不会从原来位置移走。
这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。
这样，水波携带石击打破的水面的能量向池边运移并在岸边激起浪花。
地震运动与此相当类似。
我们感受到的摇动就是由地震波的能量产生的弹性岩石的震动。
假设一弹性体，如岩石，受到打击，会产生两类弹性波从源向外传播。
第一类波的物理特性恰如声波。
声波，乃至超声波，都是在空气里由交替的挤压(推)和扩张(拉)而传递。
因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩，同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。
在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传，交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动，换句话说，这些颗粒的运动是垂直于波前的。
向前和向后的位移量称为振幅。
在地震学中，这种类型的波叫P波，即纵波（图2.1），它是首先到达的波。
图2.1 地震P波(纵波)和S波(横波)运行时弹性岩石运动的形态弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。
地震产生这种第二个到达的波叫S波，即横波。
在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。
(第三讲)横波勘探分析
一、基本原理
（1）地震各向异性分类 (a)TI介质中弹性波数值模拟，在均匀各向同性 介质中，在同一时刻波场波前快照是个圆，表示波 的传播速度各方向相同。而在各向异性介质中，波 前是一个椭圆，表示波的传播速度各方向不同。
一、基本原理
（1）地震各向异性分类 (b)EDA介质中的三维弹性波数值模拟。在EDA介 质中，考虑裂隙是垂直于地面的情况。理论研究表 明：平行于裂隙面和垂直于裂隙面波前特征不同。 首先，看平行于裂隙面的情况，取某一时刻的快照: 有纵波和横波，它们的波前面都是圆；
一、基本原理 横波双折射特点：
（a）EDA介质中弹性波地面地震记录模拟：
一、基本原理 横波双折射特点：
（b）EDA介质中弹性波VSP记录模拟 第一层是各向同性介质，第二层是各向异性介质， 第三层是各向同性介质.
一、基本原理 小结：横波特点
（1） 垂直面内极化的SV波 在界面上有二次波型转换 （2） 水平面内极化的SH波 在界面上没有波型转换，也称自生波。 （3） 转换横波P-SV
由于采用的三分量检波器记录，不仅记录Z分量， 同时记录X分量和y分量，且震源也可以沿X、y、Z三个 方向激发，这样在地震记录上就得到了更丰富的信息， 不仅可以研究岩性，还可以研究地下介质的裂缝特性， 为石油天然气的精细勘探和开发服务
【思考题】
(1) 横波有哪些特点？ (2) 横波双折射的概念？ (3) 已知震源子波偏振方向、给定检波器 最 大灵敏度方向下所能观测到何种类型的 波？
一、基本原理
（1）地震各向异性分类 速度各向异性：波的传播速度与传播方向有关。 在各向异性介质中，例如波沿着地层水平方向传播 速度与沿着地层垂直方向传播速度不同。在地震勘 探中，常见的各向异性介可简化为两种： 一种是横向各向同性 ( 简称 TI 介质 ) ，它具有一个垂直对称轴， 在垂直于对称轴的平面内 ，介 质是各向同性的，在其它平面 内，介质是各向异性的。 如周期性的薄互层就属于此类。
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。
地震波要素
地震波要素地震波素是指地震中传播的波动现象，它们是地震研究中的重要组成部分。
地震波素包括地震波的类型、传播速度、波动周期等要素。
本文将以人类的视角，生动地描述地震波素的特点和影响。
地震波是一种由地震源产生的机械波，能够在地球内部传播。
地震波的类型包括P波、S波和表面波。
P波是最快速的波动，它是一种纵波，能够在固体和液体中传播，具有压缩和膨胀的特点。
S波是横波，只能在固体中传播，具有摇摆的特点。
表面波是沿地表传播的波动，速度较慢，但振幅较大。
地震波的传播速度与地质介质的性质有关。
在地球内部，不同的地质层具有不同的密度和弹性模量，因此地震波在传播过程中会发生折射和反射。
这些折射和反射现象会导致地震波的传播速度发生变化，从而形成地震波的路径和分布。
地震波的波动周期是指波峰和波谷之间的时间间隔。
波动周期与地震源的能量大小和震源破裂的速度有关。
通常情况下，地震波的波动周期越长，能量越强，对地表的影响也越大。
地震波的波动周期还与地震波的类型有关，P波的波动周期较短，S波和表面波的波动周期较长。
地震波素对人类和地球有着重要的影响。
地震波的传播路径和分布可以帮助科学家研究地球内部的结构和性质，了解地球的演化过程。
地震波素还可以用于地震预警和地震灾害研究。
通过监测地震波的传播速度和波动周期，可以提前预警地震，并采取相应的防灾措施。
地震波素还对人类生活和建筑物的安全产生影响。
地震波的能量会导致地面震动，给建筑物和基础设施造成破坏。
因此，在设计和建造建筑物时，需要考虑地震波的影响，采取适当的抗震措施，保障人们的安全。
地震波素是地震研究中的重要要素，它们包括地震波的类型、传播速度和波动周期等。
地震波素对地球内部结构的研究、地震预警和地震灾害研究以及人类安全都具有重要意义。
了解地震波素的特点和影响，可以更好地理解地震现象，并采取相应的措施保护人们的生命和财产安全。
地震地震波的传播机制
地震地震波的传播机制地震是大自然中常见的自然灾害之一，它产生的主要原因是地壳内部发生断裂或滑动。
一旦地震发生，地震波会沿着地球内部传播，引发周围土地的震动。
地震波的传播机制是一个复杂的过程，涉及到波的发射、传导和传播。
地震波的发射是指地震发生的瞬间，能量以波的形式释放。
地震波分为三种类型：P波、S波和表面波。
P波是纵波，其速度最快；S波是横波，速度次之；而表面波是沿着地表传播的波动，速度最慢。
这三种波动的传播速度和传播方向有着明显的差异。
传导是指地震波在地球内部材料中传输能量的过程。
地震波通过固体、液体和气体等不同的介质传播。
在固体中传播时，地震波沿着固体颗粒的弹性变形传导。
而在液体和气体中传播时，地震波主要以压缩和剪切力传递。
这些传导方式使得地震波在传播途中会发生折射、反射和衍射等现象，可产生多个方向的波动。
地震波的传播是指地震波从震源向远处传播的过程。
根据地震波的性质和传播途径的不同，传播路径也会有所变化。
地震波会从震源点向外辐射，沿着球面波前传播。
同时，它们还会沿着地球内部的不同层次向外传播。
其中，P波可沿直线路径传播，S波则只能在固体内才能传播。
表面波主要沿着地表传播，其速度相对较慢，但震动幅度较大。
总的来说，地震地震波的传播机制可以概括为：地震波在地震源点产生后以球面波的形式向外传播，分为P波、S波和表面波三种类型。
它们在不同介质中以不同的方式传导能量，并在传播过程中发生各种折射、反射和衍射现象。
这种传播机制使得地震波能够传输能量并引发地面的震动。
了解地震地震波的传播机制对于地震的研究和预测具有重要意义。
科学家利用地震波的传播规律可以确定地震的震级、震源深度和震中位置等参数，从而提供可靠的地震预警和防灾措施。
此外，对地震波传播机制的深入研究还有助于改善建筑物的设计和地震工程的防护措施，保护人们的生命财产安全。
尽管地震地震波传播机制已经有了较深入的研究，但仍有许多未解之谜。
科学家们将继续探索地震波在不同地质环境中的传播规律，以及地球内部的结构和介质特性对地震波传播的影响。
335地震波
因为Υ≈0.25＝>Ｖｐ／Ｖｓ＝
≈1.73 3
地震的宏观异常
大体可分为：地下水异常、 大体可分为：地下水异常、 生物异常、地声异常、 生物异常、地声异常、地光 异常、电磁异常、 异常、电磁异常、气象异常 等。
1、地下水异常 地下水包括井水、泉水等。主要异常有发 浑、冒泡、翻花、升温、变色、变味、突 升、突降、井孔变形、泉源突然枯竭或涌 出等。 2、伴随地震而产生的物理、化学变化（振 动、电、磁、气象、水氡含量异常等）， 往往能使一些动物的某种感觉器官受到刺 激而发生异常反应。
三、V随岩石埋藏深度的增加而增大。 随岩石埋藏深度的增加而增大。 因为深度越大，所受地层应力越大 因为深度越大，
四、由于地震波在油、气、水等流体中的传 由于地震波在油、 播速度比在岩石基质中的速度小，因而岩石 播速度比在岩石基质中的速度小， 空隙中含有流体时，使岩石的速度降低 空隙中含有流体时， 五、年老的岩石比年青的岩石具有叫高的速 度。 六、速度随温度可能有微小的变化，每升高 速度随温度可能有微小的变化， 100℃减少5～6%。
1、构造地震是指在构造运动作用下，当地应 力达到并超过岩层的强度极限时，岩层就会突然 产生变形，乃至破裂，将能量一下子释放出来， 就引起大地震动，占地震总数90%以上。 就引起大地震动，占地震总数90%以上。 2、火山地震是指在火山爆发后，由于大量岩 浆损失，地下压力减少或地下深处岩浆来不及补 充，出现空洞，引起上覆岩层的断裂或塌陷而产 生地震。这类地震数量不多，只占地震总数量 7%左右。 7%左右。 3、陷落地震是由于地下溶洞或矿山采空区的 陷落引起的局部地震。陷落地震都是重力作用的 结果，规模小，次数更少，只占地震总数的3% 结果，规模小，次数更少，只占地震总数的3% 左右。
地震波
几何发散 透射损失 反射损失 介质的吸收衰减 散射等其它
地震波的能量和衰减
① 能量密度 ② 球面几何发散 ③ 吸收衰减 ④ 吸收和扩散的相对重要性
① 能量密度
• 波通过介质，产生与介 质波动有关的能量。
• 能量密度
1.530 4.090 6.650 9.200 14.320 29.700
300
3.070 8.180 13.300 18.410 28.640 59.320
扩散 dB
500 ALL
5.110 7.96
13.640 22.160 30.680 47.730 98.860 13.98 17.50 20.00 23.50 29.50
波场试验记录
声波、面波
折射-折射、微震
各种地震波频谱特征
面波
工业电
微震
声波
地震波的频谱特征
浅层折射
有效波
地震波的视速度特征
2.2 地震波传播的基本原理
2.2.1 地震波前与射线 2.2.2 地震波传播的基本原理
1. 惠更斯原理 2. 费马原理 3. 叠加原理 4. 互换原理
2.2.1 地震波前与射线
– 定义：单位体积内的能 量。
– 能量=动能+势能。
– 质点振动过程中，动能 与势能相互转换：位移 →0，势能→0，动能 →max；位移→max ， 势能→max，动能→0。 总能量等于动能|max。
– 公式
– 可见，能量密度与波的 振幅和频率的平方成正 比，与介质的密度成正 比。
能量密度
一个谐波
– u u(x,t) xxi
A
玩转地理什么是地震波
玩转地理什么是地震波地震发生在地壳内是板块摩擦或断裂导致的震动最大的地震为十二级可以释放6.3×10^22焦耳的能量相当于400颗广岛原子弹同时爆炸地震如此可怕还是学点地震知识吧首先地震发生的地方叫做“震源”震源的正上方叫做“震中”而震中到你脚下的距离叫做“震中距”大地是固体但是它和液体、气体一样是由无数个颗粒（质点）组成的只是颗粒之间的紧密程度不同无论颗粒有多么紧密只要有足够大的外力都是可以压缩变形的波的传播就依赖于这些颗粒（介质）的变形当外力压缩这些颗粒时波就形成了所以波的本质是让具有弹性的物质发生变形让弹力通过颗粒运动向前传播因此地震波也叫做“弹性波”在地震中震源产生外力挤压四周的颗粒颗粒之间通过相互碰撞传递这个力当然地震不会只影响一条颗粒带而是会向四面八方展开这样看起来才像我们通常认识的波的形状实际上地震波是以“同心球”的形状在大地体内传播的到了地表才是以“同心圆”的形式传播前者在地球内部传播，叫做“体波”后者在地球表面传播，所以叫“面波”通常一个地震波（体波）可以穿透整个地球一万多公里的地层厚度而面波则可以在地球表面来回传播数次地震的力沿直线传播称之为第一种波——纵波（P波）但是我们会发现当外力穿过一串颗粒时颗粒当然会偏移一些方向于是等到第二次外力袭击时路径已经变得弯曲呈现S形这就是第二种波——横波（S波）两种波的鬼步不同导致它们的速度不同纵波走直线力沿着上下方向传播横波的方向是蜿蜒的但是力是往左右横向发展的所以叫做“横波”这就是为什么感受到地震的时候地面先是上下颠簸然后才是左右摇晃而其中对建筑物破坏最大的是横波的左右摇晃而要论破坏力这里还有第三种波更可怕他叫面波（L波）它可以让地面翘曲不过地震波不仅仅有破坏的一面也有很多作用如利用地震波探测石油、矿产资源等《nature》上也曾有科学家发表文章认为在上下地幔的过渡地带确实存在一片大海但是这片海洋可能不是以液态存在而是躲藏在了一种名为林伍德石的岩石中这种岩石常见于低铁群粒状陨石的冲击熔融脉体中受高压在地球上下地幔过渡带而形成这种发现就是通过地震波穿透不同介质的速度有变化而推测的来源：震知卓见。
第三章_地震波及其传播
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)。
射线和波前是互相垂直的。
多次波，直达波、折射波有时也是干扰波。
二、与地震勘探有关的其它地震波
• 5、多次波：在一个或几个界面中经过两 次或两次以上重复反射或折射而到达地 面的地震波。多次波是一种干扰波。
全程多次波 微屈（层间）多次波
短程多次波 虚反射
二、与地震勘探有关的其它地震波
• 6、由特殊地质体产生的一些特殊波 • 1）断面波：由于断层面上下地层岩性、物性的
利用
数值减小这一特征作为判
断油气存在的一个γ =依Vp据/Vs；利用
数值的横向变化，有可能确定油气藏的
边界。
二、与地震勘探有关的其它地震波
• 1、体波和面波（按波动所涉及的空间范围而言）
• 体波：当纵波和横波在介质的整个立体空 间中传播时合称体波。
• 面波：在自由表面或不同弹性介质的分界 面上传播的一类特殊波。最常见的面波是 沿地面传播的瑞利波。其特点是低速（通 常小于横波速度）、低频、强振，是一种 干扰波。
一、地震波是在岩石中传播的弹性波
物体受力的三种状态：
永久形变
破坏圈
塑性形变
塑性带
弹性形变
弹性形变区
炸药爆炸在弹性形变区形成弹性波。研究表明弹性 波在近距离内仍会发生较大变化，传播一定距离 （几百米）后便相对稳定，形成地震子波，并被认 为在以后的传播中，地震子波已不发生大的变化。
地震波知识
地震波知识嘿，朋友们！今天咱来聊聊地震波这玩意儿。
你说这地震波啊，就像是地球这个大舞台上的神秘舞者。
想象一下，当地球这个大家伙“跺脚”的时候，就会产生地震波啦。
这地震波可神奇了，它有两种主要类型，一种是横波，一种是纵波。
横波呢，就像是个调皮的孩子，左右摇晃，让大地也跟着晃起来；纵波呢，就像是个急性子，直直地往前冲，让地面上下抖动。
咱先说这纵波，它跑起来速度可快啦，就像一阵风似的。
它总是第一个到达，告诉我们地震要来啦。
要是你感觉到地面突然上下动了一下，嘿，那可能就是纵波先来了。
再说说横波，它虽然跑得慢点，但威力可不小。
它一来，那可就是真正的地动山摇啦。
房子啊、树啊，都可能跟着它晃起来。
那地震波到底有多厉害呢？这么说吧，如果把地震比作一场战斗，那地震波就是最厉害的武器！它能把坚固的建筑物都弄得摇摇晃晃的，能把好好的路变得坑坑洼洼的。
不过呢，咱也不用太害怕。
科学家们一直在研究地震波呢，就是为了能更好地了解地震，提前做好准备。
就像我们了解一个人的脾气一样，知道了地震波的“脾气”，就能更好地应对啦。
而且，现在的科技这么发达，有各种仪器可以监测地震波呢。
这些仪器就像是地球的“听诊器”，能听到地震波的一举一动。
咱老百姓呢，也要多学一些地震知识。
比如说，感觉到地震了，可别慌张，要找个安全的地方躲起来。
要是在屋里，就赶紧躲到桌子底下或者墙角。
地震波啊，虽然很神秘很厉害，但咱只要了解它，就不怕它！咱要和地震波这个“舞者”斗智斗勇，保护好自己和家人的安全。
你说是不是？反正我觉得咱一定能行！大家都要加油哦！别小瞧了自己的力量，咱可都是勇敢的人呢！。
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界面波
波动入射至界面，还会发生更复杂的 转换现象。例如，当折射波或反射波的波 速大于入射波波速时，折射角或反射角将 大于入射角，90°的折射角或反射角对应 的入射角称为临界入射角。当入射角大于 临界入射角时，将生成沿界面传播的能量 集中于界面附近的非均匀平面波，称为界 面波，地震学和地震工程学中称其为面波。 地震面波有瑞利波、拉夫波和斯通利波三 种。
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在非频散介质中，波包形状只与波的 频率差有关，群速度等于相速度；但在存 在频散的情况下，群速度小于相速度。 群速度和相速度的关系可以用电钻钻 孔做形象的比喻：利用电钻钻孔，视觉看 到钻头螺纹飞速旋转，但实际钻孔的深入 很慢；钻头螺纹旋转好比相速度，电钻推 进的速度则为群速度。
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核震相
地球的内核既能传 播纵波，也能传播横波。 在内核内部的纵波用I表 示，内核内部的横波用J 表示。PKIKP表示在传 播中没有改变性质而入 射到地球表面的P波； PKJKP则表示地震波是 以横波形式穿过内核的。
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浅源近震P波的传播
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反射后的体波震相
体波传至地球表面的过程中可发生一次 或多次反射，在反射时如不改变其波的性质， 则反射后的震相分别用PP、PPP、SS、SSS 等表示。 反射后，波的性质也可能发生转换，如 SP、PPS等，SP震相表示入射到地表面时为 S波，经反射后转换为P波。
地震波
• 地震波
是照亮 地球内 部的一 盏明灯
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地震波
断层破裂激发地震波，引起地震动。 地震波是地震学和工程地震学研究的基 本现象。主要依据地震波的观测和分析， 人类了解了地球内部构造并确定地震发 生位置和地震震级；基于强地震动的观 测和研究，得以确定工程结构的地震动 输入。
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波的干涉
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波的绕射（衍射）
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面波震相
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体波的反射和折射
斯奈尔定律
vsv1 vsv2 sin sin sin sin sin
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v p1
v p1
v p2
已知：Sv波入射角a=30 求：P波的折射角b1 Sv波的临界入射角
第二章地震及地震波
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2.2 地震波
波的特点 地震波的特点 波形转换 斯奈尔定律 面波的特点 频散现象 地震波序列：震相
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波动
介质质点围绕平 衡位置做往复运动， 一个质点的振动将带 动相邻质点振动，振 动随之向远端传播， 形成了波。波动方程 描述介质各质点在不 同时刻的状态，振动 方程则描述某个（或 某些）质点在不同时 刻的状态。
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波长λ和周期T
正弦波两个相邻波峰间 的距离称为波长λ, 行进这一 距离所需时间称为周期 T；亦 即质点振动完成一个循回所经 历的时间。
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地震波序列
由于不同类型地震波的速度不同，地震中各种波的传播形成一组 序列。记录仪器可记录到地震波序列传播过程中地面质点的振动状态。
持续时间长，震相种类多，周期长，面波 震相突出。
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震中距为135度的极远震记录
PKHKP是穿越内核的PKIKP的前驱波；PKP是经 外核面折射的P波；PP是由地表反射的P波；PPP是经 地表两次反射的 P波；PKS是经外核面折射的S波。
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面波的频散
面波有不同的频率成分，其重 要特性是频散。地球结构是成层 的，各层介质的力学特性不同， 这将导致不同频率波的传播速度 发生变化，某些频率的波相对其 他频率的波行进较快，造成地震 波波形的变化，这一现象称为频 散；频散规律c=c(ω)称为频散曲 线，c为波速，ω为圆频率。波速 随波长增大而增加的频散现象称 为正常频散，如实测勒夫波的 “长波快”（即波长较大的波比 波长小的波行进更快）现象。
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P震相和S震相
在震中距为 105°的范围以内，P 震相是地震图上的初 至震相。其后是S震 相，其振幅、周期都 比P震相大，质点运 动垂直于传播方向。
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地震波传播实例
地震波理论的起源和发展
1821年 纳维（L.Navier）力的平衡方程和振动方程 1828年 泊松（Simeon-Denis Poisson）纵波和横波 1839年 格林（G.Green）应变能函数，弹性波的反 射和折射 1887年 瑞利（L.Rayleigh）弹性面波 1892-1903 洛夫（A.E.H.Love）发展面波理论 1904年 兰姆（mb）层状介质中地震波传播的 基本理论。
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瑞利波
瑞利波是P波与SV 波干涉的结果，理论上 是沿着半无限弹性介质 自由表面传播的波。瑞 利波在距震源较远处被 观测到，其破坏力比纵 波和横波大得多；具有 低速，低频和强振幅； 俗称地滚波。沿深度增 加迅速衰减，波速略小 于同介质中的S波。
解：4/Sin30=5/Sin(b1) b1=38.7 临界角a1(P波折射角为90） 4/Sin(a1)=5/Sin90 a1=53.1 临界角a2(P波反射角为90） 4/Sin(a2)=6/Sin90 a2=41.8 作业：求P波反射角c1和Sv波折射角b
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地方震震相
• 持续时间短 • 震相简单，主震相
为Pg、Sg和P11、 S11 • 地震波周期短，为 0.3～0.6秒 • 分辨不出面波
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长度中所包含的波长λ的个数。
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波动基本性质
• 波在传播介质的界面上能产生反射和折射
• 弹性波叠加时遵守波的叠加原理
• 两束或两束以上的同频波叠加时能产生干涉现
象；能量汇集形成驻波 • 弹性波在传播过程中遇到障碍物边缘或孔洞时 将发生弯折现象，称为波的绕射（衍射）； • 某些波具有偏振现象，既传播介质质点的振动 发生在垂直于传播方向的平面内 • 波在传播过程中会有幅值衰减的现象。
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P波和S波
• P波又称初波，亦称纵波或
胀缩波，其质点运动发生在 沿波动传播方向的直线上。 • S波又称次波，亦称横波、 剪切波、旋转波或畸变波， 是一种偏振波，其质点运动 发生在垂直于传播方向的平 面内；当质点运动处于水平 面内时，称为SH波，当质 点运动处于竖直面内时，称 为SV波。 • P波和S波统称体波。P波波 速大于S波波速
频率和圆频率
周期的倒数 f=1/T 称 为频率；单位为赫兹，表示 在单位时间内完成的振动循 环次数。 圆频率 2 f
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波速V、视波速C和波数k
• 波速V取决于波动传播介质的力学特性（密
度和弹性模量等）。 • 观察或测量波动时往往并不 沿着波动的传播方向，这时 观测到的波速称为视波速。 • 波数k也是常用的描述波动的参数，定义为 2π
体波的反射和折射：波形转换
波形转换：当地震波入射到地球内某一岩石界面时，例
如P波以某个角度斜入射向界面时，它不但产生反射的P波 和折射的P波，还要产生反射的SV波和折射的SV波，因为 界面岩石不仅受挤压，还受剪切。波传播至界面处产生的 波型变化，称为波型转换。