第一章地震波运动学
地震波运动学
（1）反射波 1 '1
产生反射波的条件： 当入射波垂直入射界面的产生 反射波的条件为：（不存在转换波时）
V V 1 1 2 2
不同的波阻抗是区分不同介质的根据，非垂 直入射时条件也近似如此。
A 反
V V 2 2 1 1 A 入 V V 2 2 1 1
反射波的强度（振幅）决定于波阻抗差与入 射波的强度波阻抗的差值越大，反射波越强。
i 1
n
n
0
i 1 n
h v h v
(1 P (1 tiP
2
v
2 i
i 1
1 P 2 v
2 i
2
2 i
t
)
t 2 t 02
n
i1
ti
x2 ( t i v i2 ) 2
i1 n
t i v i2
i1
n
n
t 02
i 1
i1
ti x2
O*
极小点
倾角
X min 2 h sin 2h t cos min V
Xm s in 2h t m in cos tO
反射波时距曲线
1、均匀介质共炮点时距曲线 （2）一个倾斜界面共炮点反射波时距曲线
X
m in
t m in
2 h s in 2 h c o s 极小点 V
正演问题是给定地下界面的产状要素和 速度参数等，求各种波(包括直达波、折 射波和反射波等)的时间场
反演问题是根据实际获得的时间场求取 地下界面的几何形态和运动学参数等。
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
第一章地震波及其传播资料
纵横波速度比： V p / Vs
2
上式可以统一用泊松比来替代：
2(1 ) 1 1 2
• 纵波速度大于横波速度。对自然界中常见的岩石 来说，σ=0.25。=1.73, 横波速度最多达到纵波 速度的0.707倍。
• 0.05(坚硬岩石)≤ σ ≤0.45（松软介质）
• 液体中不产生切应变，即μ=0，VS =0 。液体中
• 透射角与入射角符合折射定律；透射线和入射 线、界面点的法线在一个平面内。
O
ρ1 v1
入射角
ρ2 v2
透射角
ρ3 v3
法线 S
α
β
反射波
反射角 界面1
透射 波
界面2
二、反射、透射波的一些基本概念
• 1、反射系数
• R=（Z2-Z1）/（Z2+Z1）=（ρ2ν2ρ1ν1）/ （ρ2ν2+ ρ1ν1）
• 实际的地层介质中，地震波的速度随埋 深增加而增加，因而能形成良好的折射 界面，但折射界面总是少于反射界面；
• 折射波存在有盲区，即得不到折射波的 地区，且界面越深，盲区越长；
• 深浅层折射波相互干涉，对反射波有一 定的影响。
六、多层介质中地震波的传播
在具有多界面的
介质中，各层介
O
S
质的速度不同，
二、地震波的形成
1、地震子波：当地震波传播一定距离后，其
形状逐渐稳定，具有2-3个相位，有一定的延 续时间的地震波，称为地震子波，它是地震记 录的基本元素。 • 地震子波在继续传播的过程中，严格来讲其幅 度和形状都会发生变化，近似可以认为地震子 波的形状基本不变，但其振幅有大有小、极性 有正有负，到达接收点的时间有先有后。
• 折射波：滑行波在滑行的过程中，下层 介质中的质点就会产生振动，形成新的 震源，并在上层介质中产生新的地震波。
地震波动力学-折射波
8
三、水平界面下折射波的时距曲线
已知: 界面深度为h0 ，介质的速度为v0和v1 ，且v1 ﹥v0 , 在O点激发， OA1 以临界角入射，在测线S点接收的， 距离为x。 求：折射波t=f（x，v， h0 ）的函数
第一章 地震波的运动学
第一节 地震波的基本概念 第二节 一个界面情况下反射波的时距曲线 第三节 地震折射波运动学 第四节 多层水平反射波时距曲线 第五节 连续介质中地震波的运动学 第六节 透射波和反射波时距曲线
1
二、折射波的形成和传播规律
1、折射波形成的条件
1）当波从介质1传到介质2，两种介质的阻抗不同时，在分界面 上会产生透射和反射，且满足斯奈尔定律。 2）当V2﹥V1时，透射角大于入射角。当入射角达到临界角θC，时 透射角达到90度，这时波沿界面滑行，称滑行波。 3）滑行波是以下层的介质速度V2传播。 4）由于两种介质是密接的，为 了满足边界条件，滑行波的 传播引起了上层介质的扰动， 在第一种介质中要激发出新 的波动，即地震折射波。
一、讨论多层介质问题的思路
1、地震勘探中建立的多种地层介质结构模型 ①均匀介质 ②层状介质 ③连续介质
均匀介质
认为反射界面R以上的介质是均匀的，即层内介质 的物理性质不变，如地震波速度是一个常数V0。反射 界面R是平面，可以是水平的或是倾斜面。
16
第四节 多层介质的反射波时距曲线 层状介质
认为地层剖面是层状结构，在每一层内速度是均匀 的，但层与层之间的速度不相同，介质性质的突变。 界面R可以是水平（称水平层状介质）或是倾斜的。 把实际介质理想化为层状介质，因为沉积岩地区一般为层 性较好，岩层的成层性又由不同岩性决定，不同岩性则往 往有不同的弹性性质，因此岩层的岩性分界面有时同岩层 的弹性分界面相一致。
地震勘探原理题库讲解
第一章地震波的运动学第一节地震波的基本概念第二节反射地震波的运动学第三节地震折射波运动学第二章地震波动力学的基本概念第一节地震波的频谱分析第二节地震波的能量分析第三节影响地震波传播的地质因素第四节地震记录的分辨率第三章地震勘探野外数据的野外采集第一节野外工作方法第二节地震勘探野外观测系统第三节地震波的激发和接收第四节检波器组合第五节地震波速度的野外测定第四章共中心点迭加法原理第一节共中心点迭加法原理第二节多次反射波的特点第三节多次叠加的特性第四节多次覆盖参数对迭加效果的影响及其选择原则第五节影响迭加效果的因素第五章地震资料数字处理第一节提高信噪比的数字滤波第二节反滤波第三节水平迭加第四节偏移归位第五节地震波的速度第六章地震资料解释第一节地震资料构造解释工作概述第二节时间剖面的对比第三节地震反射层位的地质解释第四节各种地质现象在时间剖面上的特征和解释第五节地震剖面解释中可能出现的假象第六节反射界面空间位置的确定第七节构造图、等厚图的绘制及地质解释第八节水平切片的解释一、名词解释第一章地震波的运动学1、波动（难度90区分度30）2、波前（难度89区分度31）3、波尾（难度89区分度31） 4、波面（难度89区分度31） 5、等相面（80 、 33） 6、波阵面（81 、 34）7、波线（70 、 33） 8、射线（72 、 40）9、振动曲线（75 、 42） 10、波形曲线（76 、 44） 11、波剖面（65 、 46） 12、子波（60 45）13、视速度（80 、 30） 14、射线平面（60 、 47）15、运动学（70 、 55） 16、时距曲线（68、 40） 17、正常时差（60 、 45） 18、动校正（60、 60） 19、几何地震学（70 、 35）第二章地震波动力学的基本概念1、动力学（70 、 40）2、物理地震学（71、 35）3、频谱（50 、 50）4、波的发散（90 、 30）5、波散（90 、 31）6、频散（80、 35）7、吸收（70 、 40 ）8、纵向分辨率（60、40）9、垂向分辨率（60、40）10、横向分辨率（60、40）11、水平分辨率（60、40）12、菲涅尔带（50、45） 13、主频（65、40）第三章地震勘探野外数据的野外采集1、规则干扰波（90、30）2、不规则干扰波（90、30）3、观测系统（80、35）4、多次覆盖（65、50） 5、共反射点道集（70、45）6、检波器组合（90、30）7、方向特性（75、30）8、方向效应（90、30）第四章共中心点迭加法原理1、共中心点迭加（70、40）2、水平迭加（60、40）3、剩余时差（60、50）第五章地震资料数字处理1、偏移迭加（75、30）2、平均速度（85、30）3、均方根速度（80、30）4、迭加速度（70、40）第六章地震资料解释1、标准层（50、40）2、绕射波（40、50）3、剖面闭合（30、60）4、三维地震（70、30） 5、水平切片（45、60） 6、等厚图（65、40） 7、构造图（80、30）二、填空题第一章1、振动在介质中的传播就是（）。
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
第一章 地震波的运动几何学
x
同一时刻、不同点 的位移量的连线 波形图
2.1.2 地震波的描述
T1时波形图
某点不同时 间连线：振 动图
振动图与波剖面的关系
2.1.2 地震波的描述
2.1.2 地震波的描述
振幅、视周期、视频率、视波长、视波数、 3 振幅、视周期、视频率、视波长、视波数、视速度 • 振幅:振动图上极值称为振幅（A）。振动的能量和振幅的平方成 振动图上极值称为振幅（ ）。振动的能量和振幅的平方成 振动图上极值称为振幅 正比。 正比。 • 视周期、视频率振动图上相邻极大值间的间隔称视周期（T），视 视周期、视频率振动图上相邻极大值间的间隔称视周期（ ），视 周期倒数称为视频率（ 周期倒数称为视频率（f）。 视波长（ 视波长 λ ）：波剖面上相邻间的距离称视波长，视波长的倒数 称为视波数k，两者互为倒数。
振动由波源向远处传播需要时间，波动是不断变 振动由波源向远处传播需要时间， 化、不断推移的运动过程，波速的有限性是形成波动的 波速的有限性是形成波动的 必要条件。 必要条件。
③
波动是能量传播的重要方式之一
振动具有一定能量，波动是振动在介质中传播过程， 也就有能量的传播。
2、波前、波后、波射线的概念 、波前、波后、 • 波前：某一时刻介质中刚开始振动的质点。 波前：某一时刻介质中刚开始振动的质点。 • 波后：某一时刻介质中刚停止振动的质点。 波后：某一时刻介质中刚停止振动的质点。 • 波振面：振动状态完全相同的点组成的面。 波振面：振动状态完全相同的点组成的面。 波前、波后的特 波前、 点
弹性理论研究结果：认为物体在外力作用下， 表现为弹性或塑性取决于具体条件、物体自身 的物理性质、作用力的大小和特点（延续时间 长短、变化的快慢）等。 外力很大，作用时间长——表现为塑性性质 外力小、作用时间短——大都具有弹性性质
地震波运动学(12学时)
第一章地震波运动学（12学时）第一节地震波场概述一、波1、定义：振动在介质中传播叫波。
振动：质点在平衡位置附近的往返运动。
2、形成波的必要条件：振源和传输波的弹性介质。
质点绕平衡位置振动，一个质点带动另一个质点，于是便形成波。
还有关于波动的感性认识，可通过观察水面上各点的运动来得到，如果将一块石头扔进平静的湖水中，水面上就会出现一圈圈的波纹，水面的这种运动，就是最直观的一种波动。
水面上被石头打中的那一点叫波源，因为所有的波纹都似乎从那一点“发源的”应该注意每一条波纹都不是固定在水面上，而是不断变化，不断运动，任何固定的画面，都不能真正代表运动过程。
不难看出，当波纹从源向外传播时，湖水并不会从波源向四周流动，如果水面上漂浮着一片小树叶，我们将会看到，当小树叶受到“波及”时，它并不向湖岸运动，而是看来似乎是一上一下振动，实际上每个水面的质点都是就地近似地做圆周运动。
当石头刚刚掉下去时，水面上被石头打中的那一部分就开始下陷，后来在表面张力等的作用下，那一部分水面不开始上升，这样被打中的一部分水面就首先开始振动起来而形成波源。
但是水面是一个整体，它的各个部分是互相联系，一部分，一经振动，势必牵动周围的其它部分也随后振动起来，这些被牵动的振动，就通过水面上各个相邻的联系，而由近及远地传播开去，在这个例子中，振动是沿着水面传播的，这种传播振动的物质叫媒质找介质，一般所说的波或波动就是振动在周围介质中的传播，振动在介质中传播是需要时间的，当波源开始振动一段时间后，远处的介质才开始振动，这就是说振动是以一定的速度在介质中传播的，这个速度叫做该介质的波速，波速的大小取决于介质的性质或状态，也决定于波动的本身的某些特征，必须指出波的传播速度和各部分介质本身的振动以速度，就像水波的传播速度和水面质点的振动速度是完全不同的两个概念，在地震勘探中，了解各种地层中地震波的传播速度是十分重要的，这个问题以后要详细讲，而地面质点的振动速度则反映在地震波的波形，经过微分以后的数值上，一般是不研究的。
第一章地震波运动学
第一章地震波运动学1.斯奈尔定律与费马原理的关系：作出各种不同入射角的射线路径(从S 点到D 点)，并计算其相应的旅行时间，作出θ～t(单程)图，从图中找出费马路径，即Tmin 由l 对应的θ；再根据给出的两种介质的速度值，验证这一路径是否符合斯奈尔定律。
2.依据惠更斯原理用做图法证明折射波的出射角等于临界角θ。
3.在0点放炮，在离O 点200米处布置一个排列，有14道，道间距为10米，放一炮后得到的地震记录的一部分如图3—2所示，在该记录上看到的是一个直达波的一组振动图。
请分析这张记录，回答下列问题：(1)读出直达波的到达时间，画出直达波的时距曲线，并根据时距曲线的斜率求出直达波的速度。
(2)根据这张记录，试画出下列各时刻的波剖面，t i =0．1l ；0．13；O ．16；0.17；0．20秒，作图时用一张15×25平方厘米的方格纸，距离x 的比例尺：l 毫米=2米，振幅的比例尺与地震记录上振幅的比例尺相同。
(3)从哪个时刻的波剖面上可以读出这个波的视波长数值来，棍波长等于多少?根据视波长和视周期的公式，从地震记录上得到有关数值，再用公式计算出视波长值，把计算出的值与从波部面上读出的值比较一下。
(4)这个波的波剖面长度是多少?振动图的延续时间是多少?(5)把t=O.16秒时刻的那个完整的波剖面图形与地震记录上的振动图比较一下，能否看出它们之间有什么关系?为什么会有这种关系?4．已知波速V=1000m ／s ，利用虚爆炸点做下列各图 a)已知反射界面的位置定时距曲线的形状和长度b)已知时距曲线上t O =1．000秒，极小点坐标t m =0．865秒如图2—5，求反射界面的位置及产状。
5．关于正常时差、倾角时差的计算。
(1)水平界面，均匀覆盖介质，V=2500米／秒，h=1250米，计算炮检距x=0米，100米，200米，……1000米的反射波旅行时t 平。
t =平计算各x 值的正常时差：0n t t t ∆=-平(2)倾斜界面，φ=10O，激发点O 处的界面法浅深度h o =1250米，均匀覆盖层波速V=2500米／秒，计算x=0米，士100米，士200米，……士1000米的反射波旅行时t 斜t =斜注意：本题设界面上倾方向与x 的负方向一致，取正号，但x 本身有正负号。
地球物理勘探_第1章_地震波动力学基础-参考1
地震勘探简介地震勘探：以同岩（矿）石间的弹性差异为基础，通 过观测和研究地震波在地下岩层中的传播规律，借 以实现地质勘查找矿目的的物探方法。
应用领域：主要用于油气田、煤田地质构造的勘探， 地壳测深，工程地质勘察等。
地震勘探的分支方法：1. 2. 3. 4. 折射波法； 反射波法； 透射波法； 面波法； ‥ ‥等。
地震勘探技术的流程：1. 2. 3. 4. 理论研究； 野外资料采集； 室内数据处理； 地震地质解释； ‥ ‥等。
地震反射波勘探的基本原理• 在地表附近激发的地震波向下传播，遇到不同介质 （地层）分界面产生向上的反射波，检测、记录地 下地层界面反射波引起的地面振动，可以解释推断 地下界面的埋藏深度，地层介质的地震波传播速 度、地层岩性、孔隙度、含油气性等。
• 最简单的是根据反射波到达地面的时间计算地下界 面的深度，基本公式为：1 H = vt 2• 反射波法的主要优点是：在一定的条件下，可以查 明从地表到地下数千米的整个地层剖面内各个构造 层的起伏形态，甚至是地层岩性特征。
地震反射波勘探的基本原理地震勘探原理示意图地震反射波勘探的基本原理1 2 3 4 5 6 7 8 9 10xt地面检波器 1 界面 1 泥岩 2 3 4 5 6 7 8 9 10 砂岩x r1在地表一 点激发地 震波，并 且接收来 自地下界 面的反射 波，这种 工作方式 被称为自 激自收。
界面上法 向入射界面 2z灰岩r2地震勘探原理示意图地震波传播理论• 地震勘探是以认识地下的地质结构为目的，以研究 地震波在介质中的运动形式和传播规律为基本内容 的勘探方法。
• 地震波的传播规律就是能量在介质中的传播规律， 表现为波函数的振幅、频率、相位等属性在传播过 程中的变化，称为地震波的动力学特征，是地震学 和地震勘探的理论基础。
• 脉冲地震波到达介质空间各点的旅行时间是空间位 置的函数，传播时间与空间位置的关系，称为地震 波的运动学特征，是地震波动力学的简化，具有非 常重要的实际意义。
第1篇 地震波运动学
− x 域变换到 τ − p 域，从数学上相当于做了一次坐标变换， 从数学上相当于做了一次坐标变换，
其关系如下
t = τ + px
(1.2.43)
成都理工大学信息工程学院
返回
域内为双曲线的反射波， 域内变为椭圆， 在 t − x 域内为双曲线的反射波，在 τ − p 域内变为椭圆，
1 所示。 其长半轴为 V ，短半轴为 t 。如图 1.2.12 所示。
42 d B
E S -12 1 0F
美国 EG&G 公司
42 d B
E S -24 1 5F
美国 EG&G 公司
E S -2 4 20
美国 EG&G 公司
3.2.1 检波器
检波器是安置在地面、 检波器是安置在地面 、 水中或井下以拾取 大地振动的地震探测器或接收器， 大地振动的地震探测器或接收器，它实质是将 机械振动转换为电信号的一种传感器。 机械振动转换为电信号的一种传感器。现代地 震检波器几乎完全是动圈电磁式(用于陆地工 震检波器几乎完全是动圈电磁式 用于陆地工 和压电式(用于海洋和沼泽工作 用于海洋和沼泽工作)的 作 ） 和压电式 用于海洋和沼泽工作 的 。 这里 只介绍接收纵波的垂直检波器。 只介绍接收纵波的垂直检波器。
成都理工大学信息工程学院
返回
相遇时距曲线：两支时距曲线斜率不同， 相遇时距曲线 ： 两支时距曲线斜率不同， 下倾 方向接收视速度小，时距曲线陡； 方向接收视速度小，时距曲线陡； 上倾方向接收视 速度大，时距曲线平缓，另外， 激发， 速度大，时距曲线平缓，另外，由于上倾 O1 激发， 在下倾 O2 接收与下倾 O2 激发、上倾 O1 处接收时波 激发、 的旅行路径一样，满足互换原理， 相等， 的旅行路径一样，满足互换原理，旅行时间 T 相等， T 称作互换时间 称作互换时间.
地震波的基本概念
response from a single reflector. Its key attributes are its amplitude, frequency and phase. The wavelet originates as a packet of energy from the source point, having a specific origin in time, and is returned to the receivers as a series of events distributed in time and energy. The distribution is a function of velocity and density changes in the subsurface and the relative position of the source and receiver. The energy that returns cannot exceed what was input, so the energy in any received wavelet decays with time as more partitioning takes
Wavefront at 110 msecs
From Tom Boyd’s WWW Site /fs_home/tboyd/GP311/introgp.shtml
Wavefront at 140 msecs
From Tom Boyd’s WWW Site /fs_home/tboyd/GP311/introgp.shtml
一滴 水珠
地球物理勘探之地震波
章节 重点 内容
1.地震波的基本概念 2.地震波的时距曲线 3.地震折射波运动学 4.水平层状介质中反射波时距 曲线 5.多（三）层介质情况下的反 射波时距曲线 6.连续介质中地震波的运动学
1.1 地震波的基本概念
地震波的运动学是研究地震波波前的空 间位置与传播时间的关系。和几何光学 相似，也叫几何地震学。 波动：振动在介质中的传播 （波动与振动的区别：振动是一点的运动， 波动是振动的传播，即介质整体的运动）
如果各点的振动都是谐振动，这种波就叫 正弦波。对于正弦波，波源的振动应是谐 1 T 振动，介质中各部分振动频率就为 f 频率就是波源每秒振动的次数，波源每振 动一次，波就前进一个波长 ，所以波每 秒前进的距离是 f ，即波速 V
V f
T
视波长：AB’ 真波长: AB AB=AB’ sin 为波的入射角（射线与界面法线的夹角）
地震波的形成： 破坏圈 塑性带 弹性形变区 地震子波（wavelet）： 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，并认为在以后的 传播中地震子波的变化不大。
波前（波阵面） 介质中的各点刚刚开始振动，形成的曲 面叫在时刻t1的波前 波面（等相面） 如果在一个曲面上各个点是同时（在时 刻t1）开始振动的，它们的振动是同相 的，这样的曲面称为波面
V1 V2
垂直入射（或法向入射）时的反射和透射
折射波的形成与传播
接收折射波条件
1.2.3 费马原理(最小时间原理)
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第一章地震波运动学
1.斯奈尔定律与费马原理的关系：
作出各种不同入射角的射线路径(从S 点到D 点)，并计算其相应的旅行时间，作出θ～t(单程)图，从图中找出费马路径，即Tmin 由l 对应的θ；再根据给出的两种介质的速度值，验证这一路径是否符合斯奈尔定律。
2.依据惠更斯原理用做图法证明折射波的出射角等于临界角θ。
3.在0点放炮，在离O 点200米处布置一个排列，有14道，道间距为10米，放一炮后得到的地震记录的一部分如图3—2所示，在该记录上看到的是一个直达波的一组振动图。
请分析这张记录，回答下列问题：
(1)读出直达波的到达时间，画出直达波的时距曲线，并根据时距曲线的斜率求出直达波的速度。
(2)根据这张记录，试画出下列各时刻的波剖面，t i =0．1l ；0．13；O ．16；0.17；0．20秒，作图时用一张15×25平方厘米的方格纸，距离x 的比例尺：l 毫米=2米，振幅的比例尺与地震记录上振幅的比例尺相同。
(3)从哪个时刻的波剖面上可以读出这个波的视波长数值来，棍波长等于多少?根据视波长和视周期的公式，从地震记录上得到有关数值，再用公式计算出视波长值，把计算出的值与从波部面上读出的值比较一下。
(4)这个波的波剖面长度是多少?振动图的延续时间是多少?
(5)把t=O.16秒时刻的那个完整的波剖面图形与地震记录上的振动图比较一下，能否看出它们之间有什么关系?为什么会有这种关系?
4．已知波速V=1000m ／s ，利用虚爆炸点做下列各图 a)已知反射界面的位置定时距曲线的形状和长度
b)已知时距曲线上t O =1．000秒，极小点坐标t m =0．865秒如图2—5，求反射界面的位置及产状。
5．关于正常时差、倾角时差的计算。
(1)水平界面，均匀覆盖介质，V=2500米／秒，h=1250米，计算炮检距x=0米，100米，200米，……1000米的反射波旅行时t 平。
t =
平
计算各x 值的正常时差：0n t t t ∆=-平
(2)倾斜界面，φ=10O
，激发点O 处的界面法浅深度h o =1250米，均匀覆盖层波速V=2500米／秒，计算x=0米，士100米，士200米，……士1000米的反射波旅行时t 斜
t =
斜注意：本题设界面上倾方向与x 的负方向一致，取正号，但x 本身有正负号。
(3)用公式2sin d t V
χϕ
∆=
，计算x=100米，200米，……1000米的倾角时差，并回答此公式计算出的是哪两点间的倾角时差?
(4)用公式/
0d n t t t t ∆=-∆-斜，计算x=100米，200米，……1000米的倾角时差?并回
答这是相对于哪一点的倾角时差?/
d t ∆与d t ∆有什么关系?哪一个精确?为什么?
(5)按公式sin 2
m o h h χ
ϕ=+
A ）计算x=100米，200米，……1000米时在2
χ
处的h m 。
B ）计算2om hm
t V
=。
C ）计算''
0d om t t t ∆=-
问：''d t ∆的物理意义是什么？''d t ∆与/d t ∆有什么关系？根据''d t ∆又可以倾角时差作什么
事实上义？
6.已知界面倾角15O
，激发点O 处界面法线深度h 0=100米，界面以上均匀覆盖介质波速V=2000米/秒，测线垂直界面走向，采用中间放炮排列接收，接收点位于O 点两侧±100米；±200米；±300米；±400米；±500米；±600米。
（1）用倾斜界面反射波时距曲线方程，计算出各道反射波旅行数据，画出反射波时距曲线。
(2)用公式t ∆=，计算出各道的正常时差，画出正常时差曲线；再用近似公式：2
20
2t v t χ∆=
，计算x=1000米，x=600米的△t 值，并与对应x 的精确△t 值作比较。
(3)用反射波旅行时间减去正常时差，得出时差δt φ，作出剩余时差曲线；再减去t 0，
得倾角时差△t d ，说明δt φ和/
d t ∆的地质意义有什么不同。
(4)用公式2sin d t V
χϕ
∆=计算各道的倾角时差，比较△td 的数值，可得出什么结论?
(5)用om T t ϕ∆=
公式，计算x=100米，x=600米时的精确动 校正量，与(2)中的计算结果比较，两者差别如何?
7．有一组三层水平介质，分别计算：(1)考虑到露。
界面的透射作用，计算出R 2界面的反射波时距曲线，数据按表2—1列出。
(2)用R 2界面以上介质的平均速度计算出R 2界面的反射波时距曲线，数据按表2—2列出。
(3)按计算结果在同一坐标系中画出两种情况下的时距曲线比例尺：x 轴：2厘米=100米。
t 轴：1厘米=200毫秒。
并计算出一系列x 值两条时距曲线的时间差，列于表2—2，最后分析所得结果，可以看出什么问题?
请把计算结果直接填入表2一l 和表2—2中。
8．有一组四层水平介质，如图2—7所示，用与第7题同样的办法，分别计算在两种情况下冠。
界面的反射波时距曲线。
并比较两种情况下计算出的R 2界面反射波时距曲线的差别。
表2一l。