地震波运动学第一节图片(09级)

介质中不同点的振动曲线
振动图：记录介质中某点位移与时 间关系的图形。
在地震勘探中，每个检波器所记录 的，便是那个检波器所在之点的地面振 动，故各检波器记录的曲线是其所在点 的振动图。
波剖面：把同一时刻各点振动的位移画 在同一个图上所形成的图件。
（a）为波在t1时刻沿x方向的波形曲线（注意：此x方向只是研 究方向，并不是波的传播方向），换一个时刻t2，得到另一条 波形曲线（b），在地震勘探中，常把沿着测线画出的波形曲 线称波剖面。同学们回答：在测点（检波点）上得到的是什么 图？
第一章 地震波运动学 Chapter1 Seismic Wave Kinetic
地震波的运动学－是研究波前的空间位置与 其传播时间的关系，即研究波的传播规律 与几何光学的一些原理相似，也是用波前、 射线等几何图形描述波的运动过程和规律， 所以也称为几何地震学 本章主要介绍有关地震波传播的基本概念和 规律及均匀介质、连续介质中的反射波时距 曲线、折射波的时距曲线，它们是地震勘探 最基础的内容
当在岩层中用炸药爆炸激 发地震波时大概是这样 的情况： 在炸药包附近，爆炸产生 的强大压力大大超过岩 石的极限强度，岩石遭 到破坏形成一个破坏圈， 炸成空洞(见右图)。 随着离开震源距离的增 大，压力减小，但仍超 过岩石的弹性限度。此 时岩石虽不发生破碎， 塑性带以外，随着离开震源距离的进 但发生塑性形变，形成 一步增加，压力降低到弹性限度以内； 一些辐射状或环状裂隙。又因为炸药爆炸所产生的是一个延续 时间很短的作用力，所以这一区域的 岩石发生弹性形变。
当离波源很远而又只考虑波面上的一个小部 分时，一般可以把曲面波看成平面波。
在地震勘探中，炸药包只有几米长，而地 下界面的深度往往超过一千米。因此，在相 当好的近似下，可以把炸药包看成一个点；
若认为地面以下的介质是均匀的，就可以把 地震波看成球面波。 更进一步，当地震波从界面反射回来而到达 地面时，如果只考虑整个波前面积的一小部 分，就可以把反射波近似地看成平面波。
10m
100m
c,d两点的振动 图称为地震子波
地震子波在继续传播过程中，严格讲， 它的幅度和形状都会发生变化。但在许多 情况下，可以粗略地认为地震子波形状基 本不变，只是幅度会因种种原因而衰减。 在地震勘探中把地震子波看作组成一道地 震记录的基本元素。 地震勘探的原理，也可以理解为就是 利用地震子波从地下地层界面反射回地面 时带回来的旅行时间和形状变化的信息， 用以推断地下的地层构造和岩性。
三、地震波分类
在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之后会产生各种各样的 地震波。 1、按波在传播过程中质点振动的方向来区分，可以分为纵波和 横波。 炸药爆炸以猛烈的膨胀作用为主，因此主要造成岩石的膨胀 和压缩，这种形变使质点振动的方向与波传播的方向一致。 即主要产生纵波。 由于实际的爆炸作用不具有球形对称性以及实际的地层不是 均匀介质，因此也会产生使质点沿着与波传播方向相垂直的 振动，即形成横波。 同一次爆炸产生的纵波比横波强得多，目前在地震勘探中主 要利用纵波。在同一种介质中，纵波传播速度比横波大。
单独考虑每一个点，它的运动只是在平衡位
置附近进行振动。
把介质中的无限多个点当作一个整体来看， 它的运动就是波动。 振动和波动的关系就是部分和整体的关系。
波动是能量传播的重要方式之一， 当能量在介质中通过波动从一个地 方传到另一个地方时，介质本身并 不传播。
1、波前、波后和波面（板书讲解）
波是不断前进的，从而波前和波后这两个曲 面也在随着时间不断地推进。 不指明哪一个时刻来谈论波前和波后是没有 明确意义的。 波前和波后的大小(面积)一般会不断地扩大， 它们的几何形状决定于波源的分布和介质的 性质。 如果介质是均匀的和各向同性的,而波源又 可以看成一个点(叫做点波源)，则波前和波 后都是球面。 波面是波前的“遗迹”。
地震波实质上就是一种
在岩层中传播的弹性波。
根据波动方程的建模，一个脉冲在一根固定两端的绳子上的运动
从一个点源发散出的球面波
二、地震波的特征（重点、难点）
首先注意： 波动是一种不断变化、不断推移的运动过程， 而不是任何固定的、僵化的东西。
介质中有无数个点，在波的传播过程中，每
个点都会或早或晚地受到牵动而振动起来。
视速度与速度的关系：
共炮点野外地震记录（变面积显示）
4、地震子波的初步概念
当用10公斤左右的炸药在井中爆炸激发地震波时， 在雷管引爆后几百微秒之内爆炸便完成了。爆炸前沿 的压强可高达几十万个大气压，使岩石破碎成粉化， 产生永久形变。接近爆炸点的压强可用下图a曲线示意 表示，是一个延读时间很短的(几毫秒)尖脉冲。爆炸脉 冲向外传播10多米后，压强逐渐减少，地层开始产生 弹性形变，形成地震波。此时的振动图如下图b曲线所 示。再向外传播，由于介质对高频成份的吸收，振动 图还要发生明显的变化，直到传播了更大距离(100米 到几百米)后，振动图的形状逐渐稳定，成为一个具有 2～3个相位(极值)延续60～100毫秒的地震波（如下图c、 d曲线）。
（板书地震波视振幅、视周期、初至来自百度文库间、延 续时间）
视速度和视波长：如果不是沿着波的传播方向而 是沿着别的方向来确定波速和波长（如沿测线方 向，也就是在波剖面上）,得到的结果就不是波速 和波长的真实值,这样的结果叫做正弦波的视速度 和视波长，通常用Va和λa来代表。
视波长与波长的关系： AB＝ λ AB’＝ λa AB＝AB’sinθ λ＝ λasin θ
波源每振动一次，波就前进一个等于波长的距离λ； 波源每秒振动的次数就是频率f，所以波每秒前进 的距离是λf。每秒前进的距离就是波速V，于是我 们得到
V= λf
或
λ =TV
在同一种介质中，如果频率不同的正弦波具有相 同的传播速度，则由上述公式可见，波的频率越高， 它的波长就越短。
振动一般分周期振动（振动中周期保持不 变）和非周期振动。地震波属于非周期振动， 所以它的振动周期、频率、振幅前面加“视”， 用T*、A*、f*表示。
一个物体受到由小逐渐增大的力作用时，大体上 经历三种状态：
1）弹性形变 外力很小时，在弹性限度以内，外力去掉后物 体立即恢复原状，这是弹性形变。
2）塑性形变
当外力增大到超过了弹性限度，在外力去掉后， 物体不能恢复其原状，还保留了在外力作用下所产 生的形变，这是塑性形变。 3）破坏性形变 当外力继续增大，超过了物体的极限强度，物 体就被拉断或压碎。
面波：地表面是岩石和空气接触的分界面 (称为自由表面)。在地下也有许多不同岩层 的分界面。这时，除了纵波与横波外，还会 产生一些与自由表面或岩层分界面有关的特 殊的波。只在自由表面或不同弹性的介质分 界面附近观测到，其强度随离开界面的距离 加大而迅速衰减的波，称为面波。
面波与滑行波有着本质的不同: 滑行波只不过是一种蜕化的体波，且 它的速度由介质的参数和入射波的方向决 定。
波线
P
Q
Source
利用波线的概念，可以将波的传播问题 大大地简化，而得到的结果又和实际情 况相符或相近。 这是一种用几何作图来反映物理过程的 简单方法。 利用这种方法来研究地震波的传播的学 科，就叫做几何地震学。
3、 振动图和波剖面(振动曲线和波形曲线)
波动是一种很复杂的运动过程。在这种过程中，介质中的无 数个小部分都在振动，而且不同部分的振动还可以在相位、 强度等等方面有所不同。这样复杂的运动，是不能用单独一 条曲线来描述其全过程的。 例如，指定一个点P1，它的振动可以用一条振动曲线来反映， 如下图 (a)所示。 这样的任何一条曲线，只是反映无限多个点中某一指定点而 已。换了另一个点P2，它的振动曲线很可能是另一种样子， 如下图 (b)所示。
2、根据这两类波动所能传播的空间范围，地震波又 可分为体波和面波。 体波：在无 限均匀介质 中只产生纵 波和横波。 纵波和横波 可以在介质 的整个立体 空间中传播， 所以把它们 合称为体波。
介质在波的传播方向上呈疏密状分布
介质在波的传播方向上呈剪切状分布
在横波情况下，波的振动方向和波的传播方向垂直， 因此质点可在垂直于波传播方向的平面内的任意方 向偏振。 根据偏振方向可进一步将横波分解为两个分量， 即一个在垂直平面内偏振的分量(SV 波)和一个沿水 平面方向偏振的分量(SH波)。
2、岩石的物理性质和地震波的形成过程
每种物体在外力作用下，主要表现出 弹性还是塑性要取决于具体的条件。既要 看物体本身的物理性质，又要看作用力的 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)。 在外力很大、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。
某点振动曲线
一个周期(T)
振幅
频率 f =1 / T，既周期越小振动越快
波长(λ)：在一个周期的时间(T秒)之内，正弦波沿着波线前 进的距离。 设在某一时刻t1，波传播到介 质中的一点A，这时A点开始 振动。又过了一个周期，到 了另一时刻t2=t1+T，波传到 了介质中的另一点B，这时B 点开始振动。 根据定义，A、B二点之间的 距离就是波长：AB=λ。显而 易见，在这种沿着射线的波 形曲线上，两相邻的“波峰” 之间的距离也等于波长。
总结：
振动曲线是在某一质点上振 动位移与时间的变化曲线；波剖 面是描述同一时刻振动随距离的 变化情况，即振动与空间的关系。
二者关系比较密切，只是从不同
的角度来观察。
振动曲线与波剖面的关系图：
正弦波的几个特征
如果各点的振动都是简谐振动，这种波就叫做正弦 波。 真正的正弦波从波源一直伸展到无限远，它没有波 前和波后。这当然是一种理想情况。 描述正弦波，可以利用描述谐振动的那些特征量 （振幅、周期、频率），另外也要用到描述波的空 间分布的特征量——波长。 频率(f)和周期(T)：对于正弦波，波源的振动应是 谐振动，介质中各部分振动频率当然等于波源的频 率，周期也是这样(因为T＝1/f )。因此，在整个的正 弦波中，周期T和频率 f 都有固定的值，而和各点的 坐标无关。这样的特征量，就可以用来标志或区分 正弦波。
第一节 地震波的基本概念
Section1 Seismic Wave Base Concept
主要内容
地震波及其实质 地震波特征（难点）
地震波基本类型
一、地震波及其实质
所谓波动就是振动在介质中的传播。
1、形成弹性波的条件：
1）要有一种能传播弹性振动的介质；
2）在这种弹性介质中激发振动。为了 说明地震勘探中利用的地震波的本质， 先介绍一下岩石的物理性质和地震波的 形成过程。
2、波线 在条件适当时，可以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，又 叫射线。 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。
在各向同性的介质中，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的情况，波 线就是从波源向外的半径，这就是“射线”一词的 由来。
面波是波动方程的一种新的形式的解， 它的速度完全由介质的参数决定。
在弹性介质的自由表面上，可以形成一种 类似水波的面波。这种波称为瑞利(Rayleigh)波。 但是，如果在介质表面上有一低速的弹性 覆盖层，那么会在覆盖层与下部介质之间的分 界面上出现一种SH波。这种波称为勒夫(Love) 波。（此种波陆上地震勘探一般接收不到） 另外，在任意两种介质的分界面上也可以形 成一种瑞利型的面波。这种波称为斯通利 (Stoneley)波。 （此种波海上勘探有影响）
在波的传播过程中，波前将不断推进而扫过介质的 全部。因此，它在整个的介质中都留有遗迹。换句 话说，通过介质中的任何一点，都有一个波面。 在介质中任取一点P，再找出介质中和P点同时开始 振动的那些点，将这些点连成一个曲面，就是通过 P点的波面。 依波面的形状，可将波分为一下几类： • 球面波：所有的波面都是球面 • 柱面波：所有的波面都是柱面 • 平面波：所有的波面都是平面 波面的形状取决于波源的形状和介质的性质