1.1 地震波的传播规律
第三章-地震学基础—地震波传播理论
地震学基础
第三章 地震波传播理论
第三章 地震波传播理论
地震学基础
令入射的波前A`B`，反射波的波前CD和透射波的波前CE与 界面R的夹角分别为α、β 、γ。叫α为入射角，β为反射角，γ为透 射角。从ΔA`Β`C 、ΔA‘EC 和 ΔA`DC的简单的三角函数关系可有：
1 t CB' A'C sin 1 t A'D A'C sin 整理后： 2 t A'E A'C sin
当 f 时，d 0
d
1 f
能量束成为“线”（射线）
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）
反射波 （Reflected Wave）
ref
V1 V2
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。
第三章 地震波传播理论
地震学基础
发生波类型的转变（分裂），可以用斯涅尔定律来说明。
第1章 地震波的运动学
hi vi p 1 (vi p) 2 hi
)
t 2
i 1
2 x 2 t t t0 t0 2 t0 v x2 t（ ） t0 0 1 2 4h x 当 1时，按泰勒公式展开： 2h 1 x 2 t t0 [1 ( ) ] t0 2 2h x2 x2 t0 2 2 2(vt0 ) 2v t 0
直 达 波 ， 反 射 波 ， 折 射 波 的 实 际 记 录
反射波
折射波
三、多界面水平层状介质折射波时距曲线：
1、 交叉时的概念。 x ti t v1 ON OM ti v0 v1 折射波的延迟时 注：ti 在数值上等于沿实际路 径传播时间与从激发点 直接 沿地面以速度 v1传到接收点的时间差。
• 概念：时距曲线----地震波的传播时间与距离的 关系曲线。 • 正演：地质模型－>物理模型－>数学模型 －>分析波场特征、传播规律（理论） • 反演：在理论的指导下由观测数据作地质分 析（构造、物性参数）。
地 质 模 型
正 演
反 演
地 震 数 据
一、时距曲线的概念及直达波时距曲线
１、直达波时距曲线方程：
四、正常时差
3、动校正：
在水平界面情况下，从 地震 记录中减去正常时差 t，即 得到 x 处的自激自收时间 t0， 2 这一过程称为正常时差 校正， 或者动校正。 补充：相对应的，静校 正常在 《地震资料数字处理》 中用到。
（b）多道接收同相轴与界面形态不对应 （a）自激自收同相轴与界面形态相对应
(b)多道接收同相轴形态与界面形态不对应
二、水平界面共炮点反射波时距曲线
2、曲线方程：
o*S t V
2 x 2 4h0 V
地震中的波动传播原理
地震中的波动传播原理地震是地球内部能量释放的结果，其波动传播原理可概括为地震波的产生、传播、接收三个过程。
地震波沿地表和地下内部传播，传达地震能量和产生地震灾害，对于地震研究和预测具有重要意义。
地震波的产生是由地震源产生的，地震源有多种类型，如地震断层的滑动和破裂、火山爆发、岩浆活动等都可能是地震波的产生机制。
地震波的产生会释放巨大的动能，形成弹性波，分为主要有P波、S波、表面波三种。
P波是最快到达地震监测点的纵波，其波动方向与波动传播方向垂直。
P波的传播速度通常在6-8 km/s之间，是最快的地震波，也是破坏力最小的地震波。
P波在固体中传播时，压缩和拉伸地质介质，其波动传播速度受到岩石的压缩模量和密度的影响。
而在液体中，P波以压缩和膨胀的方式传播。
S波是传播速度次于P波的横波，其波动方向与波动传播方向垂直。
S波的传播速度通常在3-6 km/s之间，较P波慢，但仍比较快。
S波在固体中传播时，使介质震动垂直于波传播方向。
地震波除了有主要的体波P波和S波外，还有表面波，如Rayleigh波和Love波。
Rayleigh波是一种横波，是体波和S波的混合效应，主要为滚动运动，同时也有横向的波动。
Love波则是一种横波，主要以水平方向的剪切振动为主。
地震波在传播过程中会发生折射、反射、散射等现象，其传播路径受到地下和地表的复杂结构的影响。
传播速度的变化会导致地震波传播路径的弯曲，同时也会产生相移、波长的改变等现象。
地震波的接收一般通过地震监测仪器实现，地震监测仪器是用来测量地震波传播速度和波动特征的工具。
地震数据的采集和分析对于地震研究和预测起着至关重要的作用，帮助掌握地震活动规律、强度评估以及地震灾害的预警和预测。
总之，地震波的产生、传播和接收是地震波动传播原理的基本过程。
地震波在地下和地表传播过程中会发生折射、反射、散射等现象，传播速度的变化会导致传播路径的弯曲，影响地震波的到达时间和波动特征。
地震监测仪器的使用和地震数据的采集和分析对于地震研究和预测具有重要意义。
地震波传播特性与震害分布规律
地震波传播特性与震害分布规律地震是地球上不可避免的自然现象，它以巨大的能量释放而闻名。
地震波的传播特性及震害的分布规律是地震研究的重要方面。
本文将探讨地震波的基本特性，以及它们如何影响地震的震害分布。
地震波分为主要的三种类型：P波（纵波），S波（横波）和表面波。
P波是最快传播的，它们是一种压缩性波动，可以在固体、液体和气体中传播。
S波是次于P波的，它们是一种横向波动，只能在固体介质中传播。
最后，表面波是最慢传播的，它们是沿着地球表面传播的，产生地震时最具破坏性的波。
除了传播速度不同外，地震波还具有不同的频率和振幅。
高频波（如P波和S 波）具有较短的周期和较高的振幅，而低频波（如表面波）具有较长的周期和较低的振幅。
这种频率和振幅的差异导致了地震波的不同传播特性。
地震波在传播过程中常常发生折射、反射和衍射。
当地震波从一种介质传播到另一种介质时，由于介质属性的不同，波的速度会发生变化，导致折射。
反射是指地震波遇到界面时反射回来的现象。
而衍射是指地震波遇到障碍物时沿着障碍物周围弯曲的现象。
这些现象会改变地震波的传播路径和振幅，从而影响地震的震害分布。
地震波的传播特性对于地震的震害分布有重要意义。
首先，地震波在传播过程中会逐渐减弱，其振幅会逐渐衰减，因此距离震源越远，地震影响越小。
其次，地震波传播会受到地下介质的阻尼作用，地下介质越复杂，阻尼作用越大，从而影响地震波的传播速度和振幅，从而影响地震的震害范围和强度。
另外，地震波在传播过程中会受到地形和地貌的影响。
地震波在山脉、河流和海洋等地貌特征上会发生反射和衍射，从而改变波的传播路径和振幅。
这就解释了为什么一些地区在地震发生时会受到更严重的破坏，而另一些地区却相对安全。
此外，地震波的传播特性还会受到地震的规模和震源深度的影响。
大规模地震释放的能量更大，产生的地震波振幅更高，从而造成更严重的震害。
而震源深度越深，地震波传播的路径越长，衰减作用越明显，从而影响地震的震害分布。
地震学基础第九讲
第四节 近震走时规律
一、直达波走时方程
tP
D vP D vS
tS
2 h2 vP 2 2 h vS
H1 h H1 t* v1 sin e 1 v2 sin e 2
H1 cot e1 (h H1 ) cot e2
二、反射波走时方程
t P11
tS11
2 (2 H h) 2 OS vP11 vP11 2 2 (2 H h) vS11
'
t
2 H1 h v12 1 c2 v12
2 v2
2H 2 1 c2 v12
(2 H1 h) c 1 c2 v12
2H 2 c 1 c2 2 v2
sin i1 sin i2 t Pn (2 H h) vP 2 vP1 cos i0 tSn (2 H h) vS 2 vS 1
0 H tan i0 ( H h) tan i0 (2 H h) tan i0 v1 0 (2 H h) v2 2 v12
横波（S波）：质点振动方向与波的传播方向垂直。根据
振动方向的不同，可分为SV波和SH波。 面波：是体波在低速薄内反射干涉形成的干涉波，最常见 的有勒夫波（LQ）、瑞利波（LR），短周期面波。
二、地震分类
1、按震中距分类 近震：震中距小于1000km 或10° 地方震（震中距小于100km）
近震（震中距在100km—1000km之间）
地震学基础第九讲
武巴特尔
地震学基本知识
地震及地震分类 地震波的传播规律 地震体波 近震走时规律
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。
关于地震波的传播速度
关于地震波的传播速度
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。
2、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。
地震波是由地震震源向四处传播的振动，指从震源产生向四周辐射的弹性波。
按传播方式可分为纵波（P波）、横波（S波）（纵波和横波均属于体波）和面波（L波）三种类型。
地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，这种扰动构成一个波源。
由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去，形成了连续介质中的弹性波。
地震学的主要内容之一就是研究地震波所带来的信息。
地震波是一种机械运动的传布，产生于地球介质的弹性。
它的性质和声波很接近，因此又称地声波。
但普通的声波在流体中传播，而地震波是在地球介质中传播，所以要复杂得多，在计算上地震波和光波有些相似之处。
波动光学在短波的情况下可以过渡到几何光学，从而简化了计算；同样地，在一定条件下地震波的概念可以用地震射线来代替而形成了几何地震学。
不过光波只是横波，地震波却纵、横两部分都有，所以在具体的计算中，地震波要复杂得多。
地震波的传播及其在地质灾害中的应用
地震波的传播及其在地质灾害中的应用地震波是指地震时发生的产生震动的波形，具有很高的能量，可以在地球的内部和表面传播。
地震波是地震学研究的核心问题之一，对研究地球内部结构、地震预报和防灾减灾有重要的意义。
一、地震波的类型及传播规律地震波可以分为P波、S波和表面波三种类型。
其中，P波是最快传播的波，可以穿透固体、液体和气体，它是一种纵波，具有压缩和折射的特点；S波是次快传播的波，只能在固体中传播，它是一种横波，具有扭曲的特点；表面波是传播速度最慢的波，只能沿着表面扩散，它包括瑞利波和洛仑兹波两种类型。
地震波的传播规律受到多种因素的影响，其中包括地球内部的材质和结构、地震波源的位置和规模、地表的形态和地下水的分布等多个因素。
因此，地震波在传播过程中会发生折射、反射、衍射等现象，导致波形发生变形和衰减。
二、地震波在地质灾害中的应用地震波的传播规律和特性，使其具有在地质灾害中的应用价值。
以下是地震波在地质灾害中的三个应用案例。
1.地震波在地震预警中的应用地震波在地震预警中具有重要的作用。
地震波的传播速度很快，而地震波的类型和传播规律也能提供给我们关于地震源的许多信息。
利用地震波的这些特点，可以建立地震预警系统。
地震预警系统主要根据P波和S波的到达时间，预测地震的强度和震中位置。
通过这种方法，可以提供有用的时间窗口，使得地区内的公众和相关机构在地震发生前，争取更多的时间进行避难和应急处理。
2.地震波在地质勘探中的应用利用地震波，可以对地下地质结构进行勘探。
这在石油和天然气勘探、地下水勘探和矿产资源勘探中非常重要。
地震勘探使用的地震波通常是由地震仪器产生的低强度震动。
利用测量地震波在地下的传播速度和振幅的变化，可以描绘地下地质的轮廓，判断不同地质层之间的接触关系等。
这对于勘探石油和天然气等矿产资源中、确定地下水资源的分布和留存情况以及判断水土不稳定地带的稳定性等都具有很大的帮助。
3.地震波在地质灾害评估中的应用地震波在地质灾害评估中的应用主要是通过地震波在地下传播的反射、折射和衍射等特性，来研究地下岩层结构和物理性质，提高对于滑坡、泥石流、地裂缝等地质灾害的预测准确度和及时性。
地震与抗震设计的基本知识
.
16
使用说明如下：
①用该标准评定地震烈度时，Ⅰ度~Ⅴ度应以地面上以及底层房 屋中的人的感觉和其他震害现象为主；Ⅵ度~Ⅹ度应以房屋震 害为主，参照其他震害现象，当用房屋震害程度与平均震害指 数评定结果不同时，应以震害程度评定结果为主，并综合考虑 不同类型房屋的平均震害指数；Ⅺ度和Ⅻ度应综合房屋震害和 地表震害现象。
Ⅻ—
B 几乎全部毁坏 1.00 化，山河改
—
—
C
观
注：①数量词的含义为：个别指10%以下；少数指10%-15%；多数指50%-70%；大多数指 70%-90%；普遍指90%以上。
②表中房屋包括以下3种类型： A类——木架构和土、石、砖墙建造的旧式房屋； B类——未经抗震设防的单层或多层砖砌体房屋； C类——按照Ⅶ度抗震设防的单层或多层砖砌体房屋。
②当采用高楼上人的感觉和器物反应评定地震烈度时，适当降 低评定值。
③当采用低于或高于Ⅶ度抗震设计房屋的震害程度和平均震害 指数评定地震烈度时，适当降低或提高评定值。
④当采用建筑质量特别差或特别好房屋的震害程度和平均震害 指数评定地震烈度时，适当降低或提高评定值。
⑤农村可按自然村，城镇可按街区为单位进行地震烈度评定， 面积以1km2左右为宜。
0.29~0.51
干硬土上出现 裂缝，饱和砂 层绝大多数喷 砂冒水；大多 数独立砖烟囱 严重破坏
2.50 (1.78~3.53)
0.25 (0.19~0.35)
0.20~0.40
.
14
A
多数严重破坏或/ 和毁坏
少数毁坏，多数 Ⅸ 行动的人摔倒 B 严重和/或中等破
坏
少数毁坏和/或严 C 重破坏，多数中
多数人站立 Ⅵ 不稳，少数
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。
地震概论第三章地震波
图 Rayleigh波传播时，质点在沿着波传播方向的垂直的平面 做逆时针的椭圆运动，波到来时，地面的运动和水面上的波 浪运动一样
Love 波（L波）传播时，质点水平运动，而且运动方向与波 传播方向的垂直，地面上质点运动最大，越往地下深处运动 的幅度越小。
三、P波和S波的速度
提问：地震发生时，房屋怎么摇晃？
地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据
深度 内部圈层 km 0 地震波速度 纵波 Vp 5.6 横波 Vs 3.4 密度ρ g· cm
3
压力 P MPa 0
重力 g m· -2 s 981
温度t 附 C 14 注
2.6
地
壳
( 莫霍面) 33 60 7.0 8.2 7.93 4.2 4.6 4.36 4.5 5.42 7.23 0 0 2.9 3.34 3.42 3.6 4.64 5.56 9.98 11.42 1200 1900 3300 6800 18500 983 984 984 989 995 400-1000 1100 1200 1900 3700
复习
一、波动 波动方程 波速、波长、周期、波频率、初相位、简 谐波与复杂波
3.1 地震波
一、 体波 地震在地球内部会产生两种体波：P波（Primary waves）和S波（Secondary waves）。 1、P波: 是跑的最快的波，它可以在固体、液体和气体中 传播。P波与空气中的声波很相似，质点沿着波 的传播方向做压缩和拉伸运动。
在不同距离上“看”到的地震波
以地球为参照物，地震震源与接收点之间的关系可以分成四种：地震就在 “脚下”，地震在 100千米范围内，地震在100～1000千米范围内，地震在 1000千米之外。在这四种情况下，起 决定性作用的地震波是不同的。 （1）对于地震“就在脚下”和地震在100千米范围内的情况，可以清楚地 “看”到走在前面的纵 波和走在后面的横波及其尾波，由于震源与观测者之 间的距离比较近，所以地震波的高频成 分还没有被衰减掉。正是这些高频成 分造成了地面上的普通建筑物的被破坏。 （2）对于地震在100～1000千米范围内的情况，除了纵波、横波及其尾 波之外，还有一类特殊的 地震波——首波。首波的出现主要是因为在地壳下 方的波速比地壳中的波速高，所以走在地 壳下方的波反而比走在地壳中的波 “先行到达”。此外，来自地壳下部以及地壳内部的间断 面的反射和转换波 也经常能“看”得到。在一些情况下，还可以见到“发育”得不是特别好 的 面波。 （3）对于地震在1000千米之外的情况，地震波可以分成两类，沿地球 表面传播的面波此时具有广 阔的空间去“驰骋”，而体波则可以穿透到更深 的地球内部。由于体波的几何衰减是“立体 ”的，而面波的几何衰减是“平 面”的，所以面波的衰减自然比体波慢得多，在这种情况下 ，面波变成了地 震波的主角，不过体波也有丰富的表现。只是由于震源与地震台站之间的 距 离比较大，所以高频成分大部衰减掉了，此时地震波以长周期为主。
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。
地震波速度变化规律
地震波速度变化规律
地震波速度变化规律是指地震波在地壳中传播时速度的变化规律。
地震波分为两类: 纵波和横波。
纵波在地壳中传播时速度较慢，而横波速度较快。
在地壳中，纵波速度随着深度的增加而减小，在地壳的表层速度较快，而在地壳的深部速度较慢。
这是因为地壳的表层较软，纵波可以较快地传播，而地壳的深部则较硬，纵波传播较慢。
横波速度则随着深度的增加而增加，在地壳的表层速度较慢，而在地壳的深部速度较快。
这是因为地壳的表层较软，横波可以较慢地传播，而地壳的深部则较硬，横波传播较快。
总之,地震波的速度在地壳中的变化规律是不同的,纵波的速度随着深度的增加而减小，而横波的速度则随着深度的增加而增加。
这种速度变化规律在研究地震学中有重要意义。
地震波速度变化规律的研究主要用于地震深度和地壳结构的研究。
通过观测纵波和横波的速度变化，可以推测出地震发生的深度。
此外，地震波速度变化规律还可以用于地壳结构的研究。
通过观测地震波速度的变化，可以推断出地壳结构的性质，如地壳的密度和弹性模量等。
地震波速度变化规律的研究也有助于地震预测和地震灾害
防御。
通过对地震波速度变化规律的研究，可以提高地震预测的准确性，并为地震灾害防御提供有力的技术支持。
总之，地震波速度变化规律的研究对地震学、地质学和工程领域都有重要的意义。
1.1地震波动力学_1_c1
1.2 纵波与横波
纵波与横波的特点
1.2 纵波与横波
横波的传播特征
1.2 纵波与横波
1.2.2 振动图和波剖面
波的相位、波的振幅、视周期、视频率、视波 长、波数
1.2 纵波与横波
球面波传播与纵波传播
1.2 纵波与横波
球面波的质点位移
1.2 纵波与横波
1.2.3 地震波的频谱
1.1 弹性波理论基础
1.1.1 理想介质和粘弹性介质
理想介质：完全弹性体，外力取消后，能 够立即完全地恢复为原来状态 的物体。
粘弹性介质：塑性体，外力去掉后，仍保 持其受外力时ຫໍສະໝຸດ 形态。1.1 弹性波理论基础
1.1.1 应力、应变与弹性常数
应力：法向应力，切应力
1.1 弹性波理论基础
1.1.1 应力、应变与弹性常数
地震子波 振幅谱 相位谱 傅立叶正变换 傅立叶反变换
1.2 纵波与横波
1.2.4 地震波的能量、吸收与衰减 地震波的能量 与球面扩散
1.2 纵波与横波
1.2.4 地震波的能量、吸收与衰减 波的吸收衰减
第1篇 地震勘探
地震勘探：研究人工激发的地震（弹性）波在浅 层岩、土介质中的传播规律。 波传播的动态特征的两方面： 运动学特征：波传播的时间与空间的关系； 动力学特征：波传播中其振幅、频率、相位等的 变化规律。
1 地震波动力学
1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 弹性理论基础 纵波与横波 地震波的传播 地震面波 地震波的绕射 反射地震记录道的形成 地震勘探的地质基础
应变：线应变 体应变 切应变 转动
1.1 弹性波理论基础
弹性常数
胡克定律： f = -k x
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。
地球科学中的地震波传播规律
地球科学中的地震波传播规律地震是一种自然灾害，除了给人们带来人员和财物的损失以外，地震也可以从中发掘出关于地球内部结构和性质的信息。
地震波传播是地震学的重要内容之一。
经过多年的观测和研究，科学家们发现地震波在传播中遵循一定的规律，下面我们就来具体了解一下地震波传播的规律。
I. 地震波的类型地震波分为P波、S波和表面波三种类型。
其中P波又称为纵波或压缩波，是最快的一种波，可以在固体、液体和气体中传播。
它是一种沿着方向传播的波，如果我们比喻成像弹簧一样的东西传递能量，那么P波就是弹簧在传递能量的过程中，在弹力方向上发生的收缩和扩张的变化。
S波又称为横波或剪切波，它是在固体中沿着垂直方向传播，但是不能在液体和气体中传播。
它的传播方式类似一条绳子波在上下方向上的振动，对于一个有固体和液体层构成的地球，S波的传播速度比P波更慢。
表面波指的是沿着地球表面波浪形成的波，它s和P、S波不同，是由两种波叠加而成的，其中的一种波能量分布在地球内部，另一种波的振幅反映在地表上。
II. 地震波传播的速度地震波在传播过程中的速度是有限制的，并且在不同介质中传播的速度也会有所不同。
P波在固体、液体和气体中的传播速度分别为6km/s、8km/s和0.33km/s，由此可见P波在固体中的传播速度最快。
S波在固体中的传播速度为纵波的2/3，这是由于在固体中纵波和横波传播的速度是有比例关系的。
表面波传播的速度一般低于P波和S波，在不同介质中的速度也有所不同。
III. 地震波的反射、折射和衍射像光线一样，地震波在传播过程中也会发生反射、折射和衍射现象。
反射是指当地震波遇到不同密度介质的交界面，波会被反射回来，接着向原来的方向继续传播。
折射是指当地震波从一种介质到另一种介质时，传播方向会发生改变。
这种现象与光学中的光的折射类似。
衍射指的是地震波经过不同大小、形状的障碍物透过后，波的方向和强度的改变。
它的产生与光学中的衍射现象很相似。
IV. 地震波传播的应用地震波传播在地震学中有很重要的应用，可以帮助我们了解地球结构和性质。
地震波的特性和传播讲解
应用几何方程求出相对应的应变分量：
x y z 0, xy yz 0
xz
w1 u df1(x VSt) (x VSt) d
x z d (x VSt) x
d
f1( )
x VSt
说明弹性介质的每一个点都始终处于z及x方向的简单剪切状态。
1
2
;
sin sin
3 1
Vsb Vsa
B1 B2 B5 0
a sin 21(B1 B2 ) B5b sin 23 0
地震波的传播规律
内容
一 地震波在介质中的传播 1 平面波的传播 2 球面波的传播 惠更斯-菲涅尔原理 克希霍夫积分解
二 地震波在介质分界面处的传播 1 面波 2 地震波在界面处的反射和透射 3 地震波的能流密度和几何扩散
一 地震波在介质中的传播
1 平面波的传播 当地震波在离震源足够远处，波前变得足够平，
d
f1( )
x Vpt
其余的应变分量都等于零，说明弹性介质的每一个点 都始终处于方向的简单拉压状态。
由物理方程求应力分量：
x
t
2 x
(
2) x
E (1 ) (1)(1 2)
x
y
t
2 y
x
E (1 )(1
2 )
x
z
t
2 z
x
E (1 )(1
2 )
x
xy yz zx 0
各个正应力分量之间的关系为：
高中物理地震波的传播规律教案
高中物理地震波的传播规律教案引言：地震是地球内部能量释放的结果，对人类社会和自然环境都具有重要的影响。
地震波是地震能量传播的媒介，了解地震波的传播规律对于识别地震的来源、预测地震的破坏程度以及减轻地震灾害有着重要的意义。
本教案旨在通过引导学生探究地震波的传播规律，提高学生对高中物理地震波的理解和运用能力。
一、地震波的分类地震波可以分为主要的三类：P波（纵波）、S波（横波）和表面波。
请同学们运用实验方法，观测和记录地震波的传播过程，并将实验数据进行整理和分析。
实验步骤：1. 准备材料：地震模拟器、波形记录仪、示波器等实验仪器；2. 设置实验场景：在实验室中设置适当的地震波传播场景；3. 发射地震波：使用地震模拟器产生地震波，调节波源位置和能量强度；4. 观测和记录：用波形记录仪和示波器记录下地震波传播的图像和数据；5. 整理和分析数据：分析波形图像和数据，判断地震波的传播方式和传播速度。
二、P波（纵波）的传播规律1. P波的传播方式：P波是一种辐射性传播的纵波，具有压缩和释放的特性。
在实验研究中，我们可以观察到P波的传播路径直线，并且能够穿过液体和固体介质。
2. P波的传播速度：通过实验数据的分析，我们可以计算P波的传播速度。
根据实验数据，P波在固体介质中的传播速度大约为6km/s，而在液体介质中的传播速度约为3.5km/s。
三、S波（横波）的传播规律1. S波的传播方式：S波是一种横波，具有颤动和垂直振动的特性。
在实验研究中，我们可以观察到S波的传播路径是曲线，并且无法穿过液体介质。
2. S波的传播速度：通过实验数据的分析，我们可以计算S波的传播速度。
根据实验数据，S波在固体介质中的传播速度大约为 3.5km/s，而在液体介质中无法传播。
四、表面波的传播规律1. 表面波的传播方式：表面波是地震波在地球表面传播产生的一种波动现象。
在实验研究中，我们可以观察到表面波的传播路径是曲线，并且具有较大的振幅和能量。
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地震子波基本属性之二：具有确定 的起始时间和有限的能量。因此， 振动经过很短的一段时间即衰减。
4、地震波的类型（体波和面波）
Body waves—These are elastic waves that propagate through the Earth's interior.
在某一时刻，波即将传到和刚刚停止振动的两 个介质曲面，称为波前面和波后面（波尾） 波前面和波后面是随时间不断推进的
Raypath and Wavefront(射线与波前)
• Raypaths - Raypaths are nothing more than lines that show the direction that the seismic wave is propagating. • Wavefront - Wavefronts connect positions of the seismic wave that are doing the same thing at the same time
间方程：
1 (1 ) V Vm Vl
Vm:岩石骨架速度，Vl:岩石孔隙介质速度，:岩石孔隙度
与岩层埋藏深度的关系： 在岩石性质和地质年代 等相同的条件下，地震波 的速度随岩石埋藏深度的 增加而增大。 因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力 时间越长，强度越大。但当岩石的埋藏深度增加到一 定数值后，速度随深度的增加就不明显了，速度随深 度增大的垂直梯度浅部大于深部。
岩，页岩波速又大于砂岩。
岩石 沉积岩 花岗岩 玄武岩 变质岩 波（m/s） 1500—6000 4500—6500 4500—8000 3500—6500 岩石 粘土 泥质页岩 致密砂岩 石灰岩 波（m/s） 200—2500 2700—4100 2000—4000 2500—6000
与密度的关系：
Zn Zn1;
R0
反射波的强度： R有正负值，当R>0，Zn>Zn-1，反 射波和入射波相位相同，都为正极性，地震记录初 至波上跳；当R<0，Zn<Zn-1，反射波和入射波相位 相差180°，入射波与反射波反相，反射波为负极 性，地震记录初至波下跳
2、透射波
透射定律：反射线、透射线位于法线的两侧， 入射线、透射线、 法线在同一个射线平面内，
弹性波、地震波
弹性波：是振动形式在介质中的传播，是 能量的 传播形式。 地震波：是振动形式在地球介质中的传播， 是能量的 传播形式。
地震子波
地震子波是由震源激发，具有固定起始
时间和有限能量的非周期短脉冲振动
地震子波基本属性之一：振动 的非周期性
任何一个非周期性振动可以由
许多不同频率、不同振幅、不
实际的速度—密度关系可以通过对岩石样品的测定， 在数据分析的基础上总结出经验公式。通常，速度—密度 的经验关系可表示成为一种近似线性的关系：
aVP b
经验公式给参数换算提供了方便，如果已知波速，可
以直接由经验公式得到密度参数。
不同岩石密度与速度关系曲线
与孔隙度的关系：
一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架， 其二是孔隙。地震波在这种结构中的传播，实际上相当于在骨架和 孔隙两种介质中传播。波在双相介质中传播的速度与孔隙度成反 比。1956年Wylie提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平均时
V1 sin i V2
3、折射波
3、折射波
折射波形成条件：下伏介质波速必须大于上 覆介质波速
三、影响地震波速的主要因素
地震波的速度
（1）地震波的速度是地震勘探中最重要的参数，
也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下 地质构造形态的基本公式是：
1 H Vt 2
H是界面的深度，V是地震波传播速度，t是地震波从 地面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。
第一章 人工地震勘探
§1.1 地震波的传播规律
一、地震波及其类型
1、弹性介质 物体在外力作用下产生形变，外力取消 后物体能迅速恢复到受力前的形态和大小， 这种性质称为弹性；反之，若外力取消后， 物体仍保持形变后的某种形态，不能恢复原 状，这种性质称为塑性
既要看介质本身的物理性质，
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 (湿度、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。 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。
(2)地震波传播中的影响因素 理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩层中 传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度、 孔隙度、压力、温度等因素有关，或与岩石的弹性性 质有关。由于目前地震勘探主要利用体波，在谈到波 速问题时，除非特别说明，一般都是指纵波速度。
与岩石弹性常数的关系：
由波动方程得到纵波速度
瑞利面波
点震源体波位移方向
横波
面波
纵波和横波的速度
2 纵波： v p
拉梅系数
横波： vs
切变模量
纵、横波速度比：
vp
2(1 ) vs 1 2
泊松比
二、地震波的反射和透射
地震波的传播：射线与波前表示
1、反射波
反射定律：反射角等于入射角，反射线、入射线位于反
斯奈尔定理
入射角的正弦和透射角
的 正 弦 之 比 等 于 入 射
波和透射波速度之比。
当V1>V2 ，则>，透射
波射线靠近法线偏折，
当V1<V2Байду номын сангаас，则<，透射
地震波在多层水平层状介质中的传播
波射线远离法线，向界
面靠拢。实际地层中，
波的透射多属此类。
3、折射波
折射波：对于V2>V1的水平速度界面，由 斯奈尔定律可知，当入射角大于某临界角I 时，可使透射角等于900，此时透射波以V2 速度沿界面滑行。根据斯奈尔定律，可求得 临界角i为
体波：（1）纵波
纵波（P波）：弹性介质在正应力作用 发生应变产生的波动称为纵波
体波：（2）横波
横波（S波）：弹性介质在切应力作用下发生 切应，变产生的波动称为横波。横波质点，振动 方向与波传播方向垂直，又可，分为SH波和SV波
纵波与横波
面
波
瑞利波：在自由表面上产生的沿自由表面传 播的 面波。地震勘探中的面波指瑞利波。 勒夫波：分布在低速层与高速层分界面上， 与SH 波类似，又称横面波。
sin sin ' sin V1 V1 V2 V1 sin V2 sin
2、透射波
透射系数：
T At 2 2v2 1 R Ai 1v1 2v2
形成条件：地下岩层存在速度分界面， 才能形成透射波 透射波的强度：速度界面是透射界面， 波阻抗界面是反射界面。当入射波振幅 Ai一定时，T越大，则R越小，即透射波 强，反射波弱；反之，T越小，则R越大， 即透射波弱，反射波强
2 E (1 ) VP (1 )(1 2 )
泊松比的值变化不大，在大多数情况下约等于0.25。一般，随岩
石密度增加，杨氏模量E以更高级次增加，所以当岩石密度增大 时，地震波的速度不是减小，而是增大。
与岩性的关系：
由于波的传播速度与岩石的弹性性质有关，不同岩石 由于弹性性质不同，波速也不一样。一般，变质岩和火成 岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中，灰岩波速大于页
2、振动 振动：质点围绕平衡位置发生的往返运动 简谐振动：在与位移量成正比、与位移方 向相反的力作用下的振动。谐振动曲线是正 弦或余弦曲线。 3、弹性波形成条件： ①弹性介质； ②激发振动。
简谐振动
振动曲线和波剖面
某点振幅随时间的变化曲线称为振动曲线
某时刻各点振幅的变化称为波剖面
简谐振动
波前和波后
射界面法线的两侧，反射线、入射线和法线位于同一个
平面内
反射系数R：反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系
数
1 R 1
2v2 1v1 R 2v2 1v1
反射波
波阻抗Z：密度和波速的乘积称为波阻抗 上、下两层介质的波阻抗差别越大，反射波越强 形成条件：地下岩层存在波阻抗分界面，即