第三章 地震波传播理论
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。
地球物理学中的地震波传播理论分析
地球物理学中的地震波传播理论分析地震是一种自然现象，是地球内部因各种原因而产生的震动。
它不仅对人类社会产生直接影响，还是研究地球内部结构和地球科学的基础。
地震波传播是研究地震的重要内容之一，地球物理学中已有较成熟的理论分析方法。
地震波类型根据振动方向、传播速度和产生地点不同，地震波可分成P波、S波、L波和R波。
P波：即纵波，是指振动方向与波传播方向一致的波动。
它具有压缩性和弹性，传播速度较快，可以通过任何物质传播。
S波：即横波，是指振动方向垂直于波传播方向的波动。
它只具有弹性，没有压缩性，传播速度比P波慢，只能通过固体介质传播。
L波：即面波，是指在地表或地壳上传播的波动。
它的传播速度介于P波和S波之间，既有弹性也有压缩性。
R波：即径向波，是指振动方向垂直于地心方向的波动，主要产生于深部地震。
地震波传播理论分析地震波传播的理论分析是地震学的重要内容之一。
在地球物理学中，传播理论可以通过针对特定问题和地质情况的模型计算，得到传播速度、方向和部分振动参数。
传播速度地震波的传播速度取决于介质的密度、弹性模量和泊松比。
在任意介质结构中，速度都随深度变化，到达地下水平面时发生反射和折射，这些过程也会改变波速。
传播方向地震波在地球内部的传播方向受到介质类型、脆-塑性变形和地球结构的影响。
在大型地震中，地震波的传播方向通常是为三维结构，这需要通过计算机模拟进行处理。
部分振动参数地震波的部分振动参数包括振幅、频率、波长和位移。
在地球科学研究中，这些参数对测量物理现象和分析数据具有重要意义。
进一步应用在地震学中，地震波传播理论分析不仅适用于地质结构探测和地震预测，还适用于天体物理学、大气物理学和宇宙学等领域。
例如，利用地震波理论和观测数据，可以研究地球内部的物理性质、地球的演化历史以及宇宙大爆炸等问题。
结语地震波传播理论分析是地球物理学的重要组成部分，可以为地球内部结构的研究和地震灾害的预警提供有力支持。
通过深入理解地震波的传播机制和物理特性，可以进一步拓展对地球和宇宙的认识。
地震概论地概知识点整理
第一章地震学的研究范围和历史全球每年发生500万次地震，人们可以感觉的仅占1%，造成严重破坏的7级以上的大地震约有18次，8级以上的特大地震1~2次。
全世界有6亿多人生活在强震带上，上个世纪约有200万人死于地震，预计二十一世纪将有约1500万人死于地震。
我国是个多地震国家，20世纪以来，我国发生了800多次6级以上的地震，平均每年约8次；历史记载全球死亡超过20万人的地震有6次，其中在中国就有4次。
第一节什么是地震学？地震学包括：一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而得出地球内部结构的结论；二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波的产生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释；三、应用：地震勘探、工程地震学、识别核爆。
固体地球物理学则是通过观测地球表面上的物理效应来研究地球内部的物质的性质第二节地震学的研究范围和主要的研究方面研究范围的三个方面一、宏观地震学：主要是指地震宵害的调查和研究、地区基本烈度的划分，以达到为建筑物的抗震设计提供合理的资料和指标，并为地震预报提供宏观数据。
二、地震波的传播理论：根据地震台风网观测得到的地震资料，研究地震波的发生及传播特征，并利用来研究地壳和地球内部的结构、组成和状态。
三、测震学：内容包括地震仪器的研制、地震观测台网的布局以及记录图的分析、处理和解释工作。
第三节地震学的基本名词和概念2）按震源深度划分：✧浅源地震：震源深度小于60km的天然地震；✧中源地震：震源深度在60-300km之间的地震称为中源地震；✧深源地震：震源深度大于300km的地震已记录到的最深地震的震源深度约700公里。
有时也将中源地震和深源地震统称为深震。
（3）按震中距划分：✧地方震：震中距小于100km的地震；✧近震：震中距小雨1000km的地震；✧远震：震中距大于1000km的地震；（4）按震级划分：✧弱震：M<3的地震；✧有感地震：3<M<4.5的地震；✧中强震：4.5<M<6的地震；✧强震：M 6的地震；地震波波长：数百米至数千米第三节古代人类对地震的认识一、地震学前史在科学不发达的过去，人们对地震发生的原因，常常借助于神灵的力量来解释。
地震概论第三章地震波讲义资料
六、地震波与地球内部结构
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。
P波和S波的速度表达式
P波，速度Vp = V (K+ 3/4µ)/ρ 花岗岩: Vp = 5.5千米/秒; 水: Vp = 1. 5千米/秒 ρ为密度
S波，速度Vs=V µ/ρ 花岗岩: Vs =3.0 千米/秒; 水: Vs = 0 千米/秒
P波速度
花岗岩 水
5.5千米/秒 1.5千米/秒
S波速度 3.0千米/秒
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
2、S波
S波:S波跑的比P波慢，它只可以在固体传 播。在S波传播时，质点的运动方向与S波 的传播方向互相垂直，介质中产生剪切应 力。由于流体不能承受剪切应力，因此S波 不能在液体和气体中传播。
P波和S波的速度由介质的密度和弹性常数 决定。
内部圈层
深度 km
地震波速度
纵波 横波
Vp
Vs
密度ρ g·cm-
3
压力 P
MPa
重力 g
m·s-2
温度t C
附注
0 5.6 3.4 2.6
微地震裂缝监测技术
第一章 1.2 微地震人工裂缝监测原理
该监测系统采用6分站,无线传输,主站分析实时定位系统. 监测压裂或高压注水时出现的微震点分布,用微震点分布描述 裂缝形态.
微地震震源以走时方法定位,假定自震源发出的微地震信 号以直线传入地震检波器,把弧线传播途径拉直为一条直线,以 方便油田使用.这一假设是测试误差的主要来源.
该项工作于2001年1月份启动,2001年6月份进入 现场,2001年10月份取得第一次成功观测,提出项目的改 进目标.2001年10月至2001年12月份根据观测中发现的 问题改进硬件,2002年2月份改进后的软件观测成功.之 后,完善软件功能,2002年6月分项目完成,2002年8月分 项目通过评审验收,整个项目研制历时二十个月项目验 收评委及意见见附录1、2.
Aα=ADΦ,θ / 4πρrα3·u´3t-r/α·S
13
A2DΦ,θ=λcos4θ+λ2sin4θcos4φ+ λ+2μ2sin4θsin4φ +2λ2cos2θsin2θcos2φ+2λλ+2μsin2θcos2θsin2φ+2λ
λ+2μ2 sin4θcos2φsin2φ
14
第二章 2.1 裂缝扩展机制
前言
经历时二十个月,紧跟国际先进水平的攻关研究, 双方认为,该项研究达到了预期目标,完成了自动识 别,实时监测和后自动处理压裂和高压注水所形成的 人工裂缝的完整硬﹑软件系统.
该系统于2001年12月进入现场,经6个月的磨合 与改进,通过实时监测与后自动处理对比；同一口高 压注水井连续二次监测结果的对比相隔仅一小时； 监测结果与现场其它资料的对比；监测结果与开发 效果的对比.我们认为：该系统监测结果可靠,重复 性好.研究达到了国外同类研究的水平.
小学五年级科学上册《第三单元地表的变化：地震》听课笔记
听课记录：新2024秋季五年级科学上册《第三单元地表的变化：地震》教学目标（核心素养）1.知识与技能：学生能够理解地震的基本概念、成因及地震波的传播方式，了解地震对地表的影响。
2.过程与方法：通过观察、讨论、模拟实验等方法，培养学生科学探究的能力，学会从现象到本质的思考过程。
3.情感态度价值观：激发学生对自然现象的好奇心，培养应对自然灾害的基本意识和自我保护能力。
导入教师行为：1.1 教师播放一段关于地震的短视频，展示地震发生时的震撼场景，引导学生进入地震的话题。
1.2 提问：“同学们，你们知道刚才视频里发生的是什么现象吗？它对我们的生活有哪些影响？”引导学生思考并初步了解地震的危害。
学生活动：•学生认真观看视频，对地震产生强烈的视觉冲击。
•积极思考并回答教师的问题，表达自己对地震的初步认识。
过程点评：•导入环节通过直观的视频材料和贴近生活的问题，有效吸引了学生的注意力，为后续学习营造了紧张而又充满好奇的氛围。
教学过程教师行为：2.1 地震的基本概念与成因：•讲解地震的定义，介绍地震是地球内部能量释放的一种形式。
•利用地球内部结构模型，解释板块构造理论和地震的成因，即地壳板块的运动和摩擦导致地震的发生。
2.2 地震波的传播：•展示地震波传播示意图，解释P波（纵波）和S波（横波）的特点和传播方式。
•通过模拟实验（如敲击桌面观察不同物体的震动反应），让学生直观感受地震波的传播过程。
2.3 地震对地表的影响：•分析地震如何引起地表断裂、山体滑坡、地面塌陷等现象。
•展示地震后地表变化的图片或视频，加深学生对地震危害的认识。
学生活动：•认真听讲，做好笔记，积极参与模拟实验，观察并记录实验现象。
•分组讨论地震对地表的具体影响，并尝试用所学知识解释观察到的现象。
过程点评：•教学过程注重理论与实践相结合，通过讲解、模拟实验和讨论等多种方式，帮助学生全面理解地震的相关知识。
•模拟实验和讨论活动激发了学生的参与热情，促进了学生之间的合作与交流，提高了教学效果。
第三章地震波的时距关系
2
Va下
Va上
1 (sin 1 V1 sin 1 V1 )
2
Va下
Va上
利用上式就可以求出临界角i和界面倾角φ。 (4)互换时间
互换原理：O1激发、O2接收，同O2激发、O1接收，路径都是 O1ABO2，两个特定点处折射波的旅行时间完全相等。
两点时间用T表示，称互换时间。
在上下倾方向分别激发和接收，称相遇观测，得到的二支时 距曲线称相遇时距曲线。 (5)界面倾角的影响
2 cosiຫໍສະໝຸດ 由此，可用直达波和折射波时距曲线得出V1、V2、t0，按式上式 计算出震源点下界面埋深h。
此外，盲区为 X m 2htgi
2.
三层模型如图表示：
V3＞V2＞V1 图中，OABCDS是在界面R2上 产生折射波的射线路程。在B点形成
折射波，则入射角必须满足界面R2的 临界角，据斯奈定律得
X2 V2
t02
t0
1 X 2 t 0 2V 2
正常时差：任一接收点的反射波旅行时间tX 和同一反射界面的
双程垂直时间t0的差
X2
t n t x t 0 t 0
1 t 0 2V 2
t0
当t02V2 ﹥﹥X2时，即2h﹥﹥X时，二项式展开，略高次项
上式tn表明t0，[1正常12时(t差0X2可V2 用2 )抛物81 函( t0数X2V逼2 2近) 2。 ] t0
当h2＝7.5m 时，P1、P121、P12321三条曲线交于A点，过A点后 （h2≤7.5m），折射波再不能以初至波的形式出现，即中间层 由初至层蜕变为隐伏层。
因而从初至波时距曲线看，也只是假两层的情况。和低速夹层的 影响相似，同样不可能进行正确的解释。
四、倾斜界面折射波时距曲线
地震波的特性和传播
df1(x Vpt) d(x Vpt)
(x
Vpt) t
Vp
d
d
f1( )
x Vpt
沿y向及z向的速度分量为零。
u&1 Vp
x
x的数值很小，故可见质点运动的速度远远小于此波的传播
速度。
u2 f2 (x Vpt) 表示一个沿x的负方向传播的纵波。
它的传播速度也是 Vp
所以平面纵波不论其波长大小和形状如何，在弹性介 质中都以疏密发散的形式向前或向后传播。波速为：
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，
到达新位置的物理状态。
惠更斯-菲涅耳原理
菲涅耳发展了惠更斯原理，进一步提出“子波相干” 的思想，即：从同一波前上各点所发出的子波，在 传播过程中相遇于空间某点时，也可互相叠加而产 生干涉现象，其叠加结果是该点观测到的总扰动。
克希霍夫积分公式：
当S面的法线方向与r的方向不一致时： 克希霍夫积分解变为：
cos 22
bVsb 2
A4
Vpa Vpa
sin 23
A5
Vpa Vsb
cos 23
0
入射波为横波：
1、对于质点平行于z轴的振动；即SH波。它没有垂 直于分界面的运动，因此不产生反射和透射的纵波。
1
2
;
sin sin
3 1
Vsb Vsa
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”。
环境与工程物探：地震波的传播
2、平面波的反射和透射
①斯奈尔定理 Snell’s law
• Snell’s law
（反射、折射定理）
入射波
当地震波传播中遇
到弹性分界面，地震波
介质
要产生反射与透射，它
介质
们服从Snell’s law:
1. sin sin sin
v1
v1v2Βιβλιοθήκη 反射波界面 透射波
斯奈尔定理 Snell’s law（续）
其中，v z 叫波阻
抗。
反射波形成的条件
➢ 界面两侧的 z 0 ； ➢ 当 z 0，反射波与
入射波同极性，否则， 反极性；
➢ z 越大，反射波 越强。
地震透射波
vs1
sint sint p
vp2
vs2
称着广义斯奈尔定律。式中
p 称着射线参数。
在多层介质情况下，同一条 射线的射线参数不变
平面波的法线入射
反射系数
地震反射波
• 反射波
当地震波入射到 一个弹性分界面上 时，要产生反射波 返回地面。有
➢ ，
➢反射系数（垂直入射）
R A 2v2 1v1 A0 2v2 1v1
2. 入射线、反射线、透 射线与法线同在一个 平面内，该平面叫射 线平面。射线平面垂 直于界面，除界面水 平外，射线平面不垂 直界面。
• Comments:
– Snell’s law很有用，其 用途：
➢ 确定射线路径；
➢ 确定波的走时和利用走 时确定界面位置。
– 问题：
• 不能给出反射波和透过 波的振幅信息。
当地震波入射到界面上时，将要产生波的转换，产生4个二次波，波 型与入射波相同的二次波叫同类波，否则，叫转换波。
地震发生的科学原理
地震发生的科学原理地震是地球表面突然释放的能量，是地球内部岩石在地壳运动中发生破裂和位移的结果。
地震的发生是由于地球内部的构造和地壳板块运动引起的，具体来说，地震的发生是由地壳板块在构造运动中受到应力积累，当应力超过岩石的承受能力时，岩石就会发生破裂，释放出巨大的能量，形成地震。
地震的发生有很多科学原理可以解释，其中包括板块构造理论、地壳运动理论、地震波传播理论等。
下面将详细介绍地震发生的科学原理。
1. 板块构造理论地球的外部由地壳和上部的部分地幔组成，地壳和上部地幔的岩石层被分为若干块状板块，这些板块在地球表面上漂浮并不断运动，这就是板块构造理论。
板块构造理论认为地球的外部是由若干块状板块组成的，它们在地球表面上不断运动，板块之间的相互作用导致地震的发生。
当两个板块之间的相互作用导致板块之间的应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
板块构造理论解释了地震为什么经常发生在板块边界附近，例如环太平洋地震带、喜马拉雅地震带等地区。
2. 地壳运动理论地壳运动理论认为地球的地壳是一个动态的系统，地壳板块不断运动，包括板块的相互碰撞、挤压、拉伸等运动。
地壳运动导致地球表面的地形变化，也是地震发生的重要原因之一。
地壳板块的相互运动导致板块之间的相互作用，产生应力积累，当应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
地壳运动理论解释了地震为什么经常发生在地质构造活跃的地区，例如地震带、断裂带等地区。
3. 地震波传播理论地震波是地震释放能量后在地球内部传播的波动，地震波传播理论是研究地震波在地球内部传播规律的理论。
地震波传播理论认为地震波在地球内部传播的速度和路径受到地球内部岩石的物理性质和结构的影响。
地震波传播的速度和路径可以揭示地球内部的结构和性质，通过地震波的传播路径和速度可以研究地球内部的构造和岩石性质。
地震波传播理论是研究地震的重要理论基础，也为地震监测和预测提供了重要依据。
地震勘探实习课程设计
地震勘探实习课程设计一、课程目标知识目标：1. 学生能够理解地震勘探的基本原理，掌握地震波的类型及其在岩石中的传播特性。
2. 学生能够描述地震勘探数据采集、处理和分析的基本流程。
3. 学生能够解释地震剖面图，识别常见的地质结构。
技能目标：1. 学生能够操作地震勘探设备，进行实地数据采集。
2. 学生能够运用专业软件对地震数据进行处理，绘制地震剖面图。
3. 学生能够分析地震剖面图，推断地下地质结构。
情感态度价值观目标：1. 学生培养对地球科学探索的兴趣，增强地质环境保护意识。
2. 学生通过团队合作完成实习任务，培养团结协作、共同探究的精神。
3. 学生在实地勘探中，培养勇于实践、敢于探索的科学态度。
课程性质：本课程为实践性课程，结合理论知识，通过实地操作，培养学生地震勘探技能。
学生特点：学生为高年级本科生，已具备一定的地质学基础和地震勘探理论知识。
教学要求：教师需引导学生将理论知识与实际操作相结合，注重培养学生的动手能力和问题解决能力。
通过课程学习，使学生能够达到上述具体的学习成果。
二、教学内容1. 地震勘探原理：地震波传播理论、反射折射定律、波动方程。
教材章节：第三章“地震波传播理论”2. 地震数据采集：数据采集方法、设备操作流程、采集参数设置。
教材章节：第四章“地震数据采集与处理”3. 地震数据处理：数据预处理、地震资料分析、地震剖面图绘制。
教材章节：第五章“地震数据处理与分析”4. 地震剖面图解释：地质结构识别、断层判断、岩性分析。
教材章节：第六章“地震剖面图解释与应用”5. 实习操作：分组进行实地地震勘探，操作设备进行数据采集，使用专业软件处理数据，绘制地震剖面图，分析地下地质结构。
教学内容安排与进度：第一周：地震勘探原理学习及讨论；第二周：地震数据采集方法学习及设备操作训练；第三周：地震数据处理与分析方法学习；第四周：地震剖面图解释及实习操作；第五周：实习总结与成果汇报。
教学内容确保科学性和系统性，注重理论与实践相结合，使学生能够全面掌握地震勘探的基本知识和技能。
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点地震概论笔记（2016春）第一章地震学的研究范围和历史1. 地震是一种常见的自然现象，全球每年约发生500万次地震。
全球有6亿多人生活在强震带上，20世纪约有200万人死于地震，预计21世纪将约有1500万人死于地震。
我国是多地震国家，历史记载死亡人数超过20万人的地震，全球6次，中国4次。
2.地震的两面性：①自然灾害②给人类了解地球内部的信息3.地震：地球内部介质（岩石）突然破坏，产生地震波，并在相当范围内引起地面震动。
破坏开始的地方称为震源（地球内部发生地震的地方。
理论上看成一个点，实际上是一个区）震源深度：将震源看做一个点，此点到地面的垂直距离称为震源深度。
4.震中：震源在地表上的垂直投影。
震中距：观测点与震中的大圆弧距离（在地面上，从震中到任一点沿大圆弧测量的距离）可证明是两点间的最短距离。
烈度：宏观，实际的破坏程度（我国12度烈度表）震级：微观标准表示地震能量大小，仪器测量（地震差一级，能量相差32倍（101.5），两级相差1000倍:log E＝11.8+1.5M，E：能量，M：震级）两者都反映地震大小5.分类：地震序列：①主震型（一个主震，多个余震）②震群型按震源深度分：①浅源：震源深度< 60km ②中源：60-300km ③深源：> 300km 按震中距分：①地方震：震中距<100km ②近震：<1000km ③远震：>1000km （以观测点为圆心，1000km为半径）6. 地震学是应用物理类课程。
地震学只有100多年的历史，中日美在地震学三足鼎立第二章地震波第一节波的性质简述1.液体、气体只能传播纵波，固体可以传播横波（S波）、纵波（P波）2.波线和波阵面垂直3.远离波源的球面波波面上任何一小部分视为平面波第二节地震波1. P波和S波的主要差异总结：vP=√3vS（1）P波的传播速度比S波快，地震图上总是先出现P波。
勘探地球物理中的地震波理论
勘探地球物理中的地震波理论地震波是地球物理勘探中最重要的工具之一。
它们能够揭示地下结构和岩石性质，研究地球内部的物理特性和地质历史。
本文将介绍勘探地球物理中的地震波理论，包括地震波的生成、传播和接收过程，以及地震波利用数据探测地下结构的基本原理。
1. 地震波生成地震波是由地球内部的地震能量转移而来的。
地震波的产生通常是由岩石断裂或移动引起的。
假设一块岩石突然移动或断裂，将产生一种叫做“体波”的震动。
体波分为两种类型：纵波和横波。
纵波是沿坐标轴方向传播，并且在压缩和张力波中交替。
横波是在垂直于坐标轴方向上传播，并且振幅正交于从震源到某一点的方向。
2. 地震波传播地震波在地球中的传播经历了复杂的物理现象，如散射、衰减和干扰。
它还与各种不同的地质结构和介质相互作用。
地球内部的所有介质都有不同的声速和密度，这些参数影响地震波传播的速度、方向和振幅。
沿着介质速度改变的边界传播的地震波发生了弯曲，并产生了反射和折射，使地震波的路径变得更加复杂。
此外，地球内部的不均匀性会导致波的散射和衰减。
因此，地震波的传播会受到多种因素的影响，需要进行深入的分析和建模才能理解其传播特性。
3. 地震波接收地震波可以由传感器接收。
这些传感器通常是地面上的移动式传感器或固定式传感器网络。
地震波接收的过程涉及从地下结构中接收到的多个波形，然后将它们与参考波形进行比较，以关联和定位地下结构。
在现代地震物理应用中，数字信号处理受到了广泛的关注和应用。
这种技术可以对数据进行处理、滤波和解释，从而提高地震图像的分辨率和重建地下结构的精度。
4. 地震波利用数据探测地下结构的基本原理地震波探测是一个基于地震波的纵向和横向速度差异，获取地下结构信息的技术。
非常适合于探测石油天然气、地下水、地热、矿藏、地质灾害等。
探测特定地下结构的方法可以基于P波和S波的波速差异来进行，同时还可以利用反射、折射、绕射和散射的现象进行信息的推断和建图。
地震波探测的基本步骤是将一个震源产生的地震波传播到地下结构，再由传感器接收到回波反馈的数据波形。
地震波传播介绍课件
地震波分为体波和面波，体波包括纵波和横波，面波包括瑞利波和勒夫波。
1
纵波传播速度快，通过固体介质传播，破坏性较小。
2
横波传播速度较慢，通过固体介质传播，破坏性较大。
3
瑞利波传播速度最快，通过流体介质传播，破坏性较小。
4
勒夫波传播速度较慢，通过流体介质传播，破坏性较大。
5
2
地震波传播的应用
地震监测与预警
地震波传播的未来趋势
实时监测：利用现代科技手段，实现地震波传播的实时监测和预警。
深入研究：加强对地震波传播机理的研究，为地震预测和减灾提供科学依据。
跨学科合作：加强与其他学科的合作，共同推进地震波传播的研究和应用。
精确定位：通过数据分析和模型建立，提高地震波传播的精确定位能力。
04
地震波的传播速度
地震波分为体波和面波，体波包括纵波和横波，面波包括瑞利波和勒夫波。
纵波的传播速度最快，横波次之，面波最慢。
地震波的传播速度与地震波的频率、振幅、传播介质的密度和弹性模量等因素有关。
地震波的传播速度可以通过地震波速度模型来预测，从而为地震预警和地震灾害评估提供依据。
地震波的传播路径
03
地震波传播能量：地震波在地球内部的传播能量，用于评估地震的破坏程度
04
地震波传播时间：地震波在地球内部的传播时间，用于评估地震的破坏程度和范围
3
地震波传播的挑战与展望
地震波传播的难点
地震波传播速度慢，难以实时监测
01
地震波传播能量损失大，难以准确评估破坏程度
03
地震波传播路径复杂，难以准确预测
演讲人
01.
地震波传播基础
02.
03.
目录
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。
地震波传播理论和概念
地震波的类型和特征
▪ 当震源激发时，在固体中会产生各种振动特性的地震波。 而当边界条件不同时还会改变这种振动特性。
▪ 按波传播的范围分：体波和面波。 ▪ 体波--波在无穷大均匀介质(固体)中传播时有两种类型的
波，纵波和横波。它们在介质中以整个立体空间传播，合 称体波。 ▪ 面波—波在自由表面或岩体分界面上传播的一种类型的波。 在地表常见的面波有瑞利波、拉夫波，在井中有斯通利波、 和管波等，还有槽波。
▪ 在三维体介质中，横波的振动与传播方向垂直有两个方向，可把 横波分为SV和SH波两种形式：如果振动发生在通过波传播方向的 垂直平面内称SV波，在水平面内则称SH波。
SV波
46
SH波
地震波的传播规律
1、地震波的反射和透射
▪ 不管什么时候，波只要入射到两种介质的分界面时，一部 分会反射回来，称反射波，入射和反射波在同一介质中； 另一部分则透射到第二介质中，称透射波(或物理学称折射 波，与地震勘探中的折射波概念有区别)。地震波的反射和 透射是地震勘探的基础。
57
反射和透射定律
▪ 反射定律
反射线位于入射平面内，反射角α’等于入射角α。
▪ 透射定律：
透射线也位于入射面内，入射角的正弦和透射角的正弦 之比等于第一和第二两种介质的波速之比,即
sin V1 sin V2
或
改写
V1 V2
sin sin
sin sin
V1
V2
此式表示波在两种介质内传播的视速度是相等的。
58
4、波型转换
▪ 波在非法线入射的情况下，无论是纵波或是横波。在介质 的分界面上不仅会改变波的方向，产生反射和透射，而且 会发生波的分裂。由一种波分裂为两种不同类型的波，同 时会有纵波和横波的反射和透射。
地球物理学中的地震波传播理论
地球物理学中的地震波传播理论地震是地球表面的一种自然现象，其产生的原因多种多样，例如板块运动、火山爆发、岩石变形等。
地震波是地震产生的一种物理现象，它在地球内部的不同介质中传播，带动土层和岩石的振动，从而产生地震灾害。
地震波对于了解地球结构与物理性质、预防和减轻地震灾害具有重要意义。
地球物理学中的地震波传播理论研究了地震波如何在地球内部传播的机理和规律，从而为掌握地球内部的信息、预测地震、防治地震灾害等方面提供了理论基础。
地震波的分类地震波按照传播方向不同可分类为纵波和横波两种。
其中，纵波是指沿波动方向和介质传播方向同向的波，其振动方向与传播方向一致；横波是指振动方向与传播方向垂直的波。
此外，地震波还可以按照传播速度和传播路径的不同分为直达波、反射波和折射波等。
地震波的传播机理地球内部由多种不同的介质组成，包括地壳、地幔、外核和内核等。
不同介质的密度、弹性和粘性等性质不同，它们对地震波的传播速度和路径产生影响。
地震波的传播机理可以用波动方程来描述，即斯托克斯方程和牛顿方程等。
其中，斯托克斯方程适用于低频、弱衰减情况下的介质，牛顿方程则适用于高频、强衰减情况下的介质。
地震波的传播路径和速度地震波的传播路径和速度受到地球结构、地震波频率、介质性质等方面的影响。
纵波传播速度高于横波，而横波受到介质的阻尼作用较小，能够穿透深区介质。
在地壳和岩石介质中，地震波的传播路径具有反射、折射和散射等复杂的形式。
当地震波遇到不同介质的交界处时，会发生反射和折射等现象。
地震波传播速度和路径是研究地球内部物理性质、地震定位和构建地球三维模型等的重要手段。
地震波在地球物理探测中的应用地震波的传播规律和机理为地球物理勘探提供了有力支撑。
地震勘探是通过分析地震波在地下介质中传播的特性，获得地下介质的物理参数和结构信息的一种方法。
通过在地表或井口等位置布置地震仪，记录地震波的到达时间和振幅等信息，再通过模型反演等方法，确定地下介质的物理和结构参数。
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以二维声波方程为例进行地震波场模拟
2u x,z,t 2u x,z,t 1 2u x,z,t s（t） x 2 z 2 v2 t 2
含有低速层中的地震射线影区的产生模拟
3.1 地震波传播理论
地壳最上部的4km以每公里0.25km/s的速 度递增，下面2km以每公里1km/s的速度递 增，后面的12km仍然以每公里0.25km/s的速 度递增，我们研究其中的走时、震中距和p 参数的关系。
走 时 /s
12
10
8
逆
6
行
焦
散
点
顺
行
0
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线）
震源不在地表（h≠0）
A
c
V2>V1
c
B
V1 V2
V1
V1 sin( c ) 存在临界角 c , 满足: V2
o
B
A
o
V2
A
c
首波, 侧面波 （Head wave）
B
c
V1 V2
O
V2
P
球对称介质中Snell定律
i1
v1
sin(i1 ) sin( a1 ) v1 v2
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线） 3.1.2 倾斜介质时距曲线 3.1.3 多层水平介质 3.1.4 球状介质
3.2 体波各种震相和走时
第四章 地球内部结构 第五章 地震机制 第六章 地震仪和地震观测 第七章 地震统计分析 第八章 宏观地震学
3.2 体波各种震相和走时
3.1 地震波传播理论
一个速度从地表的2km/s经过30km深 的地壳到7km/s的速度变化，p参数从 0.5以0.01减少到0.25，绘制地震波 的传播路径。我们将随深度的分布分 成很多小层，研究其中的射线路径。
0 0 .5 0 .4 9 0 .4 8 0 .4 7 0 .4 6 0 .4 5 0 .4 4 0 .4 3 0 .4 2 0 .4 1 0 .4 0 .3 9 0 .3 8 0 .3 7 0 .3 6 0 .3 5 0 .3 4 0 .3 3 0 .3 2 0 .3 1 0 .3 0 .2 9 0 .2 8 10 0 .2 7 0 .2 6 0 .2 5 2 .5 3
0.4
0.45
0.5
3.1 地震波传播理论 介质存在高速层时地震射线的时距曲线 高速层
时(间)(震中)距曲线 走时方程
地壳最上部的4km以每公里0.25km/s的速度递增，下面2km以每公里 1km/s的速度递增，后面的12km仍然以每公里0.25km/s的速度递增，我们研 究其中的走时、震中距和p参数的关系。
表示射线曲率半径
rn sin in
r1 sin i1
(4)在球对称连续介质内
1
r2 sin i2
1
sin i grad
2
.
n
.
统一表述：地震射线参数p沿射线路径保持不变，即p=常数
课程大纲 第一章 绪论 第二章 地震波 第三章 地震波的传播理论
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线） 3.1.2 倾斜介质时距曲线 3.1.3 多层水平介质 3.1.4 球状介质
3.2 体波各种震相和走时
第四章 地球内部结构 第五章 地震机制 第六章 地震仪和地震观测 第七章 地震统计分析 第八章 宏观地震学
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线）
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线）
3.1 地震波传播理论
无边界条件模型
采用CEM人工吸收边界条件
3.1 地震波传播理论
波动方程有限差分法实现
3.1 地震波传播理论
波动方程有限差分法实现 倾斜地层模型算例 图中红色区域为高速异常体，速度为4km/s，蓝色背景速度为3km/s。
20 40 60 80 100 120 140 160 180 200
20
40
课程大纲 第一章 绪论 第二章 地震波 第三章 地震波的传播理论
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线） 3.1.2 倾斜介质时距曲线 3.1.3 多层水平介质 3.1.4 球状介质
3.2 体波各种震相和走时
第四章 地球内部结构 第五章 地震机制 第六章 地震仪和地震观测 第七章 地震统计分析 第八章 宏观地震学
3.1 地震波传播理论
3.1.1 地震波传播理论概述
主要简化和基本理论 1、地震波的复杂性 包含有纵波和横波； 地球内部介质不均匀，有界面，内外物质力学性质差别 大； 地球介质是非完全弹性的； 天然地震的震源过程本身也相当复杂，
3.1 地震波传播理论
2、分析地震波时的主要简化假设 忽略次要因素，突出主要因素，使问题简化、易于处理，从而得 出地震波在地球中传播的基本规律。我们可以把地球介质简化为均匀 连续、各向同性的、完全线弹性的连续介质。 3、地震波传播理论的主要内容 针对简化后的地球介质模型，一般对地震波在地球内部传播的 研究主要有两类方法：动力学方法和运动学方法。 动力学方法通过求解满足相应边界条件的波动方程，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，以及针对球对称模型的自重地球的自由振荡。 运动学方法将波动方程的求解进一步简化成关于波传播的射线 理论，利用“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，并在次基础上获得地球内部的相关结构信息。
3.1 地震波传播理论
3.1 射线传播理论基础
三 地球内部速度分层及其方法
地震波与其它波动现象（如，光波、电磁波）一样，有 反射、透射、衍射、散射等现象；也满足：惠更斯原理 （Huygens’ Principle) 和费尔马原理（Fermat’s Principle)。 惠更斯原理（Huygens’ Principle） 介质中波动传播到的各点都可以 看作是发射子波的波源，其后的任意 时刻，这些子波的包络就是新的波前
16 14 12 10
走 时 /s
8 6 4 2 0
4
0
5
10
15
20 25 震 中 距 /k m
30
35
40
45
5
3 .5
45 40 35 30
深 度 /k m
震 中 距 /k m
25 20 15
15
0
10
20
30 震 中 距 /k m
40
50
60
10 5 0 0.25
0.3
0.35 p/s .k m -1
v2
v3
A
a1 B
i2
r sin[i (r )] p （射线参数） v(r )
rn sin[in ] r1 sin[i1 ] r2 sin[i2 ] v1 v2 vn
r
1
r o
2
d
C
注意：球对称介质中的射线参数与
垂向变化介质中的射线参数不同。
r sin[i (r )] p v(r )
sin i1 sin i2 p const v1 v2
(2)在球对称分界面上斯涅尔定律
r sin i p const v
3.1 地震波传播理论
斯涅尔定律 (1)在水平分界面上 (2)在水平连续层内 (3)在球对称分界面
sin i sin i sin i . 1 sin i grad .
课程大纲 第一章 绪论 第二章 地震波 第三章 地震波的传播理论
3.1 地震波传播理论
3.1.1 水平层状介质（反射、折射、时距曲线） 3.1.2 倾斜介质时距曲线 3.1.3 多层水平介质 3.1.4 球状介质
3.2 体波各种震相和走时
第四章 地球内部结构 第五章 地震机制 第六章 地震仪和地震观测 第七章 地震统计分析 第八章 宏观地震学
30
35
40
45
顺
行
焦 散 点
顺
行
10
15
20 25 震 中 距 /k m
30
35
40
45
3.1 地震波传播理论
介质存在高速层时地震射线的时距曲线 高速层
3.1 地震波传播理论
介质存在低速层时地震射线的时距曲线 低速层
3.1 地震波传播理论 介质存在低速层时地震射线的时距曲线 低速层
3.1 地震波传播理论
0 影 区
2 4 4
6
3 .5
8
深 度 /k m
3 10
12
2 .5
14 2 16
18
0
10
20
30 震 中 距 /k m
40
50
60
含有低速层中的地震射线影区的产生模拟
实例 1: 北美地盾模型
实例 2: 地球深部构造及地震射线
作业二
课本习题P41页 1、2、3题
课程大纲 第一章 绪论 第二章 地震波 第三章 地震波的传播理论
在射线传播过程 中是一不变量。
3.1 地震波传播理论
不同速度结构地震波射线的变化
• 正常速度层:波速是随着深度的增加逐渐递增 • 低速层:低速层是指波速随着深度的增加而逐渐减小 • 高速层:高速层是指波速随着深度的增加的速率大于该 层上下的层 • 低速间断面:低速间断面上层的速度高，经过该面后速 度突然降低，地壳内有不连续的低速间断面。 • 高速间断面:高速间断面上层的速度低，面下的速度高， 莫霍洛维奇界面是一个高速间断面，P波的速度在面 上为6.3km/s，而在面下的速度为8.2km/s。