物探--6地震勘探基本理论
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它的基本原理与几何光学类似，也是使用波前、 射线等几何图形来描述地震波的运动过程和传 播规律。
2.2 地震波的运动学特征
惠更斯原理 (Huygens’ Principle ) 费马原理 (Fermat’s Principle ) 视速度定理 (Apparent Velocity Law ) 斯奈尔定理 (Snell’s Law )
2.1.4 地震波的基本概念
地震记录(Seismic record)
假设离振源一定距离的A点，观测该点位移u随时间t的 变化规律, 所记录的质点振动位移随时间变化的图形， 称为地震波振动图，即地震记录。
振源处和A点处振动图比较
野外实际的单炮记录显示方式？
2.1.4 地震波的基本概念
波剖面(Wave section)
内力 当弹性体受到外来力的作用而变形时，就改变 了其原子间原来的平衡，原子间的相互作用力 也随之而改变。从而在弹性体内部出现一种恢 复力，它是阻止弹性体变形并力图恢复其原来 形状的力，通常把它简称为内力。
2.1.2 应力与应变
Stress (应力) 1. 当把外力作用于物体上时，物体内部质点 间将建立起新力的平衡，应力就是对质点 间此种相互作用力大小的度量。 2. 把介质质点间维持平衡时作用于单位面积 上的力称为应力 。 3. 作用在任意截面上的应力都可以被分解为 垂直截面的正应力和在截面内的剪应力。
各向异性介质:质点弹性与空间方向具有特定关系 的介质称各向异性介质——极端各向异性、正交各 向异性等。
均匀介质：介质内部的各点具有相同的弹性性质。 非均匀介质：介质内部的各点的弹性性质不完全相
同的介质。
2.1.2 应力与应变
不同埋藏深度、不同地质年代或不同岩性的岩 石具有不同的弹性常数。因此，在一个地质剖 面中，就存在许多弹性分界面(地震界面)，这 就是我们能够用地震勘探解决地质问题的前提。
➢ 地震射线被定义为由波源出发，垂直于所有时刻波 前面的理想射线，震源能量由此路径向外传播。
➢ 在全空间介质中有多少条地震射线？
Rays
所谓射线，是指与波前相互垂直、代表波前传播的方向线。
各向同性介质
各向异性介质
在各向同性介质中，射线总是由振源指向波前面的直线； 在各向异性介质中，射线是由波源出发的折线；
2.1.3 地震波的类型
地震波的激发
在地面地震勘探中，一般采用爆炸或锤击震源来激发 地震波。震源附近的岩石受到瞬间巨大激发力的作用 产生破裂和塑性形变，而在距震源足够远的区域，介 质只受一个瞬间微小外力的作用，因此可以将介质当 作一个理想的完全弹性体。
弹性区
非线性弹性区 爆炸空破洞碎塑区性区
2.1.3 地震波的类型
弹性理论
切变 (shear distortion)
物体受到一个旋转力或剪切力的作用，它就几乎保持 原来的体积大小，而只改变形状，这种形变叫做形态 形变(或切变) 。
任何复杂的形变Biblioteka Baidu可看成是这两种形变同时发 生复合的结果。
弹性 (Elasticity)
➢ 物体受外力作用后会产生形变，如果去掉外力立即 恢复原来的体积及形态，物体的这种性质被称为弹 性。
弹性理论
地震勘探中，激发地震波的人工震源产生的都 是瞬时激发力。在震源附近，这种力是很大的， 但是传播到远离震源的介质处，已经变得很小 了。因此，在远离震源的范围内，大部分岩石 都可以近似看成完全弹性体。
弹性形变带 塑性形变带 破碎带
2.1.2 应力与应变
地震波实质上是在地球内部传播的弹性波。为 了研究这种波传播的过程，必须要研究地震波 传播过程中地球内部质点的应力与应变。
第二章
第一节 地震勘探基本理论
本节内容
地震波的基本概念 地震波传播的运动学特征 地震波传播的动力学特征 地震勘探的地震地质条件
地震波的基本概念
弹性理论 应力与应变 地震波类型 地震波的基本概念
地震波的基本概念
2.1.1 弹性理论 完全弹性体 形变 (distortion)
在外力作用下，物体内部质点之间相互位置发生变化， 使得物体的体积及形态发生变化，这种体积及形态的
当地震波传播到两介质分界面上时，地震波的传 播方向将会发生改变，可表示为：
面，该曲面称为该时刻的波前面，简称波前。 波后(波尾)
在某一时刻，把空间中所有刚刚停止振动的点连成曲
面，该曲面称为该时刻的波后，也称为波尾。
2.1.4 地震波的基本概念
根据波前面形状：
平面波，球面波，柱面波，等。
射线(Rays)
➢ 当地震子波由震源向外传播的过程中，如果子波在 各向同性均匀介质中传播，那么地震波在各个传播 方向上的传播速度相同。因此，任一时刻波场的波 前面即为球面。
波的定义
质点振动在介质中的传播称为波。波的实质是能量通 过质点振动向外传播的过程 。
地震波定义
扰动(微小的振动)在弹性介质中的传播。
波产生的要素
振源 传播介质
波的举例
水波，声波，电磁波，地震波，可见光等。
2.1.3 地震波的类型
地震波的分类
波传播空间关系:
body wave (体波)
surface wave (面波)
在某一特定时刻，将地震测线上每个点波振动的位移 记录下来，以每个点的空间位置为x轴，波振动位移u 为y轴画在同一张图上，则可得到波剖面。
注意：波剖面≠地震剖面
振动图与波剖面的异同？
第二章 第二节 地震波传播时的运动学特征
2.2 地震波的运动学特征
地震波的运动学特征是指地震波在传播过程中 波前的空间位置与其传播时间的关系，包括地 震波旅行时和地震波传播速度等。
➢ 惠更斯原理也叫波前原理，说明波前向前传播的规律。
2.2.1惠更斯原理
平面波
球面波
t时刻
t+△t
t时刻 t+△t
2.2.2 费马原理
费马原理
➢ 费马原理指出在波的传播过程中，任意给定两 点间的地震波传播路径是沿着所有可能传播路 径中旅行时最小的路径传播。
➢ 费马原理也叫射线原理或最小时间原理，它表 明地震波总是沿射线方向传播，即地震波在介 质中传播的路径总是保证所用时间最短。
质点传播方向与振动方向关系:
P波-Primary wave S波-Secondary wave
为什么这么叫?
2.1.3 地震波的类型
P-wave (纵波) 纵波是体波的一种，这类波的质点振动方向与 波的传播方向相互平行。也被称为：首至波、 压缩波、疏密波等。
波传播方向
质点振动方向
2.1.3 地震波的类型
f kx
2.1.2 应力与应变
弹性常量 杨氏模量
线性弹性体的正应力与正应变之间满足线性关 系，可表示为：
Ee
称为虎克定律。E称为杨氏模量。 泊松比
弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀
的比值. d / d
L / L
F F
l0
F
d0
l
d / d
L / L
F
d
体变模量 应力与体应变的比值
当弹性体各个面受力相等时，此时弹性体因受
力而发生的单位体积变化率称为体应变。
F
F
变形后体积 = V
原体积=V0
F
F
F
F
F
体应变: q= (V-V0)/V0 F
2.1.2 应力与应变
虎克定律 1. 当弹性体所受的应力在一定的限度范围内 时，当应力增加时应变随着增加，当应力 减小时应变也随之减小，这就是虎克定律。 2. 虎克定律指出，弹性介质在弹性限度内， 应力与应变呈线性关系，比例常数就是弹 性常数。
2.2.2 费马原理
在均匀各向同性介质中，从一个等时面到另一 个等时面，只有垂直距离最短，因此波沿垂直 等时面方向传播所用时间最少，这个方向就是 地震射线方向，故地震射线路径和等时面总是 相互垂直的。
同理，地震波在层状介质中的射线路径为折线， 在非均匀介质中的传播路径为曲线。
2.2.3 视速度定理
视速度定理(Apparent Velocity Law )
➢ 由于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，其方向和射线方向一般 不一致。
➢ 因此，波前沿测线传播的速度不是真速度，而是视 速度。
V*
? V*=V/sinf
△x
V
f
2.2.4 斯奈尔定律
斯奈尔定律 (Snell’s Law )
切变模量
K F
3q
切应力与切应变的比值 拉梅系数
拉梅系数在数学推导中为简化而引入的物理量，没
有明确的物理意义 K 2
3
2.1.2 应力与应变
在各向同性的均匀介质中，只需知道上述5种弹性 常量中的任意2个，就可以计算出其它3个弹性常量 的值。
各向同性介质: 质点弹性与空间方向无明确关系的 介质称各向同性介质。
变化称之为形变。 体变 (volume distortion)
弹性体只受到一个胀缩力(张力或压力)的作用，物体 只改变体积的大小，而保持原来的形状，这种形变叫 做体积形变(或体变)。
体变------体积形变
当受到外力时：
体积发生变化，
F
形状不变。
F
F
原体积为: V
F
体积变化量为: △V 则体积形变q= △V/V
S-wave (横波) 横波也是体波的一种，这类波的质点振动方向 与波的传播方向相互垂直。也称其为：次至波、 剪切波等。
质点振动方向
SH波
SV波
波传播方向
横波
横波的传播方向和质点振动方向相互垂直:
➢ 质点振动在水平平面中的横波分量称为水平横波或 SH波;
➢ 质点振动在垂直平面中的横波分量称为垂直横波或 SV波。
2.2.1 惠更斯原理
惠更斯原理
➢ 惠更斯原理认为波前面上的所有点都可以被看作是一 个新的子波源，这个新波源也向周围辐射能量，在一 段时间之后，新的波前面即为所有子波源波前面的包 络。
➢ 通过此种方式，我们可以依次重建波场中的所有小前 面。
➢ 惠更斯于1690年提出：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点波源(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。
正应力与剪应力
C
A P
正应力
F
剪应力
B
切应力
2.1.2 应力与应变
Strain (应变) 1. 应变是个没有量纲量，可表示单位长度的 变化率、扭转角或单位体积的变化率等， 因不同类型的应变而不同。 2. 因此，将弹性介质在应力作用下发生的相 对变形叫做应变。
Normal strain (正应变) 当应力与应变的作用方位相同时，此时弹性介 质单位长度的变化率称为正应变。
2.1.4 地震波的基本概念
波动与振动
➢ 振动是介质中某个质点的运动； ➢ 波动是指整个介质作为一个整体的能量传递过程； ➢ 波的传播具有一定的速度，称为波速，是传播介质
的一种特性； ➢ 介质中质点的振动速度≠波速，是两个不同概念。
波前 离开特定时刻讨论波前、波后是没有意义的。
在某一时刻，把空间中所有刚刚开始振动的点连成曲
纵波与横波的波场比较
S波
P波
2.1.3 地震波的类型
面波的类型
瑞雷面波
拉夫面波
瑞雷面波(Rayleigh waves )
➢ 沿着介质与大气接触的自由表面传播的面波称为瑞 雷面波，其能量分布在地表附近的介质中并随深度 的增加迅速衰减。
➢ 瑞雷面波传播时，质点大致作逆时针方向、轨迹为 椭圆的运动，椭圆长轴垂直地面。
正应变
l0
F
F
l
F
F
正应变 :
e
l
l 0
l
ll
0
0
正变应是弹性体在受力后单位长度的变化率
2.1.2 应力与应变
Shearing strain (切应变) 当应变与应力的作用方位相垂直时，此 时弹性体所产生的微小扭转角即称为切 应变。
角即为切应变， 以弧度表示
2.1.2 应力与应变
Bulk strain (体应变)
➢ 在地震勘探中，瑞雷面波总是以干扰波的形式出现 在地震记录中，具有低频(10~30)、低速、强振幅 的特点，应尽量予以压制。
2.1.3 地震波的类型
拉夫面波(Love waves)
沿两个弹性介质之间的界面传播的面波称为拉夫面波， 振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，因此 拉夫面波可看作是SH波的一种特殊形式。 如果使用只能接收到垂直分量的检波器，便接收不到 这种Love面波。
➢ 具有这种性质的物体被称为完全弹性体，而其发生 的形变称为弹性形变。
弹性理论
Plasticity (塑性)
物体受外力作用后会产生形变，当去掉外力时，物体 无法恢复到变形前的形状或体积，这种性质被称之为 塑性。具有这种性质的物体被称为塑性体；这种变形 则被称为塑性变形。
在自然界中完全弹性材料是不存在的，其只是 一种理想化模型。但在物体受力很小的情况下， 可以把大部分材料近似为理想弹性材料。
2.2 地震波的运动学特征
惠更斯原理 (Huygens’ Principle ) 费马原理 (Fermat’s Principle ) 视速度定理 (Apparent Velocity Law ) 斯奈尔定理 (Snell’s Law )
2.1.4 地震波的基本概念
地震记录(Seismic record)
假设离振源一定距离的A点，观测该点位移u随时间t的 变化规律, 所记录的质点振动位移随时间变化的图形， 称为地震波振动图，即地震记录。
振源处和A点处振动图比较
野外实际的单炮记录显示方式？
2.1.4 地震波的基本概念
波剖面(Wave section)
内力 当弹性体受到外来力的作用而变形时，就改变 了其原子间原来的平衡，原子间的相互作用力 也随之而改变。从而在弹性体内部出现一种恢 复力，它是阻止弹性体变形并力图恢复其原来 形状的力，通常把它简称为内力。
2.1.2 应力与应变
Stress (应力) 1. 当把外力作用于物体上时，物体内部质点 间将建立起新力的平衡，应力就是对质点 间此种相互作用力大小的度量。 2. 把介质质点间维持平衡时作用于单位面积 上的力称为应力 。 3. 作用在任意截面上的应力都可以被分解为 垂直截面的正应力和在截面内的剪应力。
各向异性介质:质点弹性与空间方向具有特定关系 的介质称各向异性介质——极端各向异性、正交各 向异性等。
均匀介质：介质内部的各点具有相同的弹性性质。 非均匀介质：介质内部的各点的弹性性质不完全相
同的介质。
2.1.2 应力与应变
不同埋藏深度、不同地质年代或不同岩性的岩 石具有不同的弹性常数。因此，在一个地质剖 面中，就存在许多弹性分界面(地震界面)，这 就是我们能够用地震勘探解决地质问题的前提。
➢ 地震射线被定义为由波源出发，垂直于所有时刻波 前面的理想射线，震源能量由此路径向外传播。
➢ 在全空间介质中有多少条地震射线？
Rays
所谓射线，是指与波前相互垂直、代表波前传播的方向线。
各向同性介质
各向异性介质
在各向同性介质中，射线总是由振源指向波前面的直线； 在各向异性介质中，射线是由波源出发的折线；
2.1.3 地震波的类型
地震波的激发
在地面地震勘探中，一般采用爆炸或锤击震源来激发 地震波。震源附近的岩石受到瞬间巨大激发力的作用 产生破裂和塑性形变，而在距震源足够远的区域，介 质只受一个瞬间微小外力的作用，因此可以将介质当 作一个理想的完全弹性体。
弹性区
非线性弹性区 爆炸空破洞碎塑区性区
2.1.3 地震波的类型
弹性理论
切变 (shear distortion)
物体受到一个旋转力或剪切力的作用，它就几乎保持 原来的体积大小，而只改变形状，这种形变叫做形态 形变(或切变) 。
任何复杂的形变Biblioteka Baidu可看成是这两种形变同时发 生复合的结果。
弹性 (Elasticity)
➢ 物体受外力作用后会产生形变，如果去掉外力立即 恢复原来的体积及形态，物体的这种性质被称为弹 性。
弹性理论
地震勘探中，激发地震波的人工震源产生的都 是瞬时激发力。在震源附近，这种力是很大的， 但是传播到远离震源的介质处，已经变得很小 了。因此，在远离震源的范围内，大部分岩石 都可以近似看成完全弹性体。
弹性形变带 塑性形变带 破碎带
2.1.2 应力与应变
地震波实质上是在地球内部传播的弹性波。为 了研究这种波传播的过程，必须要研究地震波 传播过程中地球内部质点的应力与应变。
第二章
第一节 地震勘探基本理论
本节内容
地震波的基本概念 地震波传播的运动学特征 地震波传播的动力学特征 地震勘探的地震地质条件
地震波的基本概念
弹性理论 应力与应变 地震波类型 地震波的基本概念
地震波的基本概念
2.1.1 弹性理论 完全弹性体 形变 (distortion)
在外力作用下，物体内部质点之间相互位置发生变化， 使得物体的体积及形态发生变化，这种体积及形态的
当地震波传播到两介质分界面上时，地震波的传 播方向将会发生改变，可表示为：
面，该曲面称为该时刻的波前面，简称波前。 波后(波尾)
在某一时刻，把空间中所有刚刚停止振动的点连成曲
面，该曲面称为该时刻的波后，也称为波尾。
2.1.4 地震波的基本概念
根据波前面形状：
平面波，球面波，柱面波，等。
射线(Rays)
➢ 当地震子波由震源向外传播的过程中，如果子波在 各向同性均匀介质中传播，那么地震波在各个传播 方向上的传播速度相同。因此，任一时刻波场的波 前面即为球面。
波的定义
质点振动在介质中的传播称为波。波的实质是能量通 过质点振动向外传播的过程 。
地震波定义
扰动(微小的振动)在弹性介质中的传播。
波产生的要素
振源 传播介质
波的举例
水波，声波，电磁波，地震波，可见光等。
2.1.3 地震波的类型
地震波的分类
波传播空间关系:
body wave (体波)
surface wave (面波)
在某一特定时刻，将地震测线上每个点波振动的位移 记录下来，以每个点的空间位置为x轴，波振动位移u 为y轴画在同一张图上，则可得到波剖面。
注意：波剖面≠地震剖面
振动图与波剖面的异同？
第二章 第二节 地震波传播时的运动学特征
2.2 地震波的运动学特征
地震波的运动学特征是指地震波在传播过程中 波前的空间位置与其传播时间的关系，包括地 震波旅行时和地震波传播速度等。
➢ 惠更斯原理也叫波前原理，说明波前向前传播的规律。
2.2.1惠更斯原理
平面波
球面波
t时刻
t+△t
t时刻 t+△t
2.2.2 费马原理
费马原理
➢ 费马原理指出在波的传播过程中，任意给定两 点间的地震波传播路径是沿着所有可能传播路 径中旅行时最小的路径传播。
➢ 费马原理也叫射线原理或最小时间原理，它表 明地震波总是沿射线方向传播，即地震波在介 质中传播的路径总是保证所用时间最短。
质点传播方向与振动方向关系:
P波-Primary wave S波-Secondary wave
为什么这么叫?
2.1.3 地震波的类型
P-wave (纵波) 纵波是体波的一种，这类波的质点振动方向与 波的传播方向相互平行。也被称为：首至波、 压缩波、疏密波等。
波传播方向
质点振动方向
2.1.3 地震波的类型
f kx
2.1.2 应力与应变
弹性常量 杨氏模量
线性弹性体的正应力与正应变之间满足线性关 系，可表示为：
Ee
称为虎克定律。E称为杨氏模量。 泊松比
弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀
的比值. d / d
L / L
F F
l0
F
d0
l
d / d
L / L
F
d
体变模量 应力与体应变的比值
当弹性体各个面受力相等时，此时弹性体因受
力而发生的单位体积变化率称为体应变。
F
F
变形后体积 = V
原体积=V0
F
F
F
F
F
体应变: q= (V-V0)/V0 F
2.1.2 应力与应变
虎克定律 1. 当弹性体所受的应力在一定的限度范围内 时，当应力增加时应变随着增加，当应力 减小时应变也随之减小，这就是虎克定律。 2. 虎克定律指出，弹性介质在弹性限度内， 应力与应变呈线性关系，比例常数就是弹 性常数。
2.2.2 费马原理
在均匀各向同性介质中，从一个等时面到另一 个等时面，只有垂直距离最短，因此波沿垂直 等时面方向传播所用时间最少，这个方向就是 地震射线方向，故地震射线路径和等时面总是 相互垂直的。
同理，地震波在层状介质中的射线路径为折线， 在非均匀介质中的传播路径为曲线。
2.2.3 视速度定理
视速度定理(Apparent Velocity Law )
➢ 由于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，其方向和射线方向一般 不一致。
➢ 因此，波前沿测线传播的速度不是真速度，而是视 速度。
V*
? V*=V/sinf
△x
V
f
2.2.4 斯奈尔定律
斯奈尔定律 (Snell’s Law )
切变模量
K F
3q
切应力与切应变的比值 拉梅系数
拉梅系数在数学推导中为简化而引入的物理量，没
有明确的物理意义 K 2
3
2.1.2 应力与应变
在各向同性的均匀介质中，只需知道上述5种弹性 常量中的任意2个，就可以计算出其它3个弹性常量 的值。
各向同性介质: 质点弹性与空间方向无明确关系的 介质称各向同性介质。
变化称之为形变。 体变 (volume distortion)
弹性体只受到一个胀缩力(张力或压力)的作用，物体 只改变体积的大小，而保持原来的形状，这种形变叫 做体积形变(或体变)。
体变------体积形变
当受到外力时：
体积发生变化，
F
形状不变。
F
F
原体积为: V
F
体积变化量为: △V 则体积形变q= △V/V
S-wave (横波) 横波也是体波的一种，这类波的质点振动方向 与波的传播方向相互垂直。也称其为：次至波、 剪切波等。
质点振动方向
SH波
SV波
波传播方向
横波
横波的传播方向和质点振动方向相互垂直:
➢ 质点振动在水平平面中的横波分量称为水平横波或 SH波;
➢ 质点振动在垂直平面中的横波分量称为垂直横波或 SV波。
2.2.1 惠更斯原理
惠更斯原理
➢ 惠更斯原理认为波前面上的所有点都可以被看作是一 个新的子波源，这个新波源也向周围辐射能量，在一 段时间之后，新的波前面即为所有子波源波前面的包 络。
➢ 通过此种方式，我们可以依次重建波场中的所有小前 面。
➢ 惠更斯于1690年提出：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点波源(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。
正应力与剪应力
C
A P
正应力
F
剪应力
B
切应力
2.1.2 应力与应变
Strain (应变) 1. 应变是个没有量纲量，可表示单位长度的 变化率、扭转角或单位体积的变化率等， 因不同类型的应变而不同。 2. 因此，将弹性介质在应力作用下发生的相 对变形叫做应变。
Normal strain (正应变) 当应力与应变的作用方位相同时，此时弹性介 质单位长度的变化率称为正应变。
2.1.4 地震波的基本概念
波动与振动
➢ 振动是介质中某个质点的运动； ➢ 波动是指整个介质作为一个整体的能量传递过程； ➢ 波的传播具有一定的速度，称为波速，是传播介质
的一种特性； ➢ 介质中质点的振动速度≠波速，是两个不同概念。
波前 离开特定时刻讨论波前、波后是没有意义的。
在某一时刻，把空间中所有刚刚开始振动的点连成曲
纵波与横波的波场比较
S波
P波
2.1.3 地震波的类型
面波的类型
瑞雷面波
拉夫面波
瑞雷面波(Rayleigh waves )
➢ 沿着介质与大气接触的自由表面传播的面波称为瑞 雷面波，其能量分布在地表附近的介质中并随深度 的增加迅速衰减。
➢ 瑞雷面波传播时，质点大致作逆时针方向、轨迹为 椭圆的运动，椭圆长轴垂直地面。
正应变
l0
F
F
l
F
F
正应变 :
e
l
l 0
l
ll
0
0
正变应是弹性体在受力后单位长度的变化率
2.1.2 应力与应变
Shearing strain (切应变) 当应变与应力的作用方位相垂直时，此 时弹性体所产生的微小扭转角即称为切 应变。
角即为切应变， 以弧度表示
2.1.2 应力与应变
Bulk strain (体应变)
➢ 在地震勘探中，瑞雷面波总是以干扰波的形式出现 在地震记录中，具有低频(10~30)、低速、强振幅 的特点，应尽量予以压制。
2.1.3 地震波的类型
拉夫面波(Love waves)
沿两个弹性介质之间的界面传播的面波称为拉夫面波， 振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，因此 拉夫面波可看作是SH波的一种特殊形式。 如果使用只能接收到垂直分量的检波器，便接收不到 这种Love面波。
➢ 具有这种性质的物体被称为完全弹性体，而其发生 的形变称为弹性形变。
弹性理论
Plasticity (塑性)
物体受外力作用后会产生形变，当去掉外力时，物体 无法恢复到变形前的形状或体积，这种性质被称之为 塑性。具有这种性质的物体被称为塑性体；这种变形 则被称为塑性变形。
在自然界中完全弹性材料是不存在的，其只是 一种理想化模型。但在物体受力很小的情况下， 可以把大部分材料近似为理想弹性材料。