地震波的传播原理及检测共20页文档
地震波传播原理
菲涅尔体和透射波摘要在地震成像实验中，通常使用基于波动方程高频渐进解的几何射线理论，因此，通常假设地震波沿着空间中一条连接激发点和接受点的无限窄的线传播，称为射线。
事实上，地震记录有非常多的频率成分。
地震波频率的带限性就表明波的传播应该扩展到几何射线周围的有限空间。
这一空间范围就成为菲涅尔体。
在这片教案中，我们讲介绍关于菲涅尔体的物理理论，展示适用于带限地震波的波动方程的解。
波动方程的有限频理论通过敏感核函数精确地描述了带限透射波和反射波的旅行时与振幅和地球介质中慢度扰动之间的线性关系。
菲涅尔体和有限频敏感核函数可以通过地震波相长干涉的概念联系起来。
波动方程的有限频理论引出了一个反直觉的结论- 在三维几何射线上的点状速度扰动不会不会造成波长的相位扰动。
因此，这说明在射线理论下的菲涅尔体理论是波动方程有限频理论在有限频下的一个特例。
最后，我们还澄清了关于菲涅尔体宽度限制成像实验分辨率的误解。
引言在地震成像技术中，射线理论通常在正演和反演中被用有构建正反演波长算子。
射线理论之所以收到欢迎部分是由于计算机速度和内存的限制，因为射线理论具有较高的计算效率并且对于各种地震成像方法的应用也比较容易。
而另一方面，地震成像实验清晰的表明，射线理论，由于他对波场传播的近似描述，对于散射效应严重的波场的成像是不完备的。
Cerveny 给出了对于地震波射线理论的一个全面的理解。
在地震成像实验中，记录到的透射波和反射波信号都是由一个主要由低频信号组成的宽带震源激发产生的，因为地震波的高频信号在地层中很容易衰减。
但是射线理论是基于高频近似的，这表明基于射线理论的成像技术和和测量波场这件之能会存在方法上的冲突。
这个围绕射线且对带限地震波的传播起主要影响的空间范围就被叫做菲涅尔体。
射线理论在地下构造尺度大于记录波场的第一菲涅尔带的介质中能够取得较好的效果。
对于低频反射波（频率成分在10-70Hz 之间）和透射波（频率成分在300-800Hz 之间），第一菲涅尔体的宽度可以分别达到500m 和50m 的量级。
物探精品课程 第二章 第一节 地震波传播的一般规律
第一节 地震波传播的一般规律
图2.1.7 均匀介质中的等时面
图2.1.8 等时面族同射线族的正交关系图
第一节 地震波传播的一般规律
3、视速度定理 图2.1.9的A、B为两个检波器，间距为Δx，地震波沿射线1到达A点的时间为t
，沿射线2到达B点的时间为t+Δt，Δx／Δt定义为视速度V*。由图可见，地震波 沿射线传播的真速度V=Δs/Δt，因为
第一节 地震波传播的一般规律
（一）质点振动图 在离震源某一确定距离观察该处某质点，位移变化的情况
所得的就是质点振动图。如图（2-1b）所示，横坐标为时间t， 纵坐标为质点的位移，即P点处质点离开平衡位置的位移量，曲 线表示岩石中的某一质点P在爆炸（或锤击）以后，从t0时刻开 始离开平衡位置，上下振动，经过Δt称为振动延续时间；t0为波 的初至时间；T*为视周期是相邻波峰或波谷的时间间隔；视周 期的例数为视频率f*，以赫兹为单位；离开平衡位置的极值，称 为振幅，用A表示（mm）A越大，能量越大。
-x2 -x1
x 0
1
x2
x
波尾
0.05 波前
(a)
u( )
λ x2
λ
-x1 x1
(b)
x2 x
图2-2 0.05秒时刻的波剖面图
第一节 地震波传播的一般规律
图2-2（b）表示在上述时刻沿地震测线OX的质点，位移μ（t ）与质点空间坐标的关系曲线。曲线相邻波峰或相邻波谷之间 的空间距离，称为视波长λ*，其单位是米或千卡米；其倒数称 为视波数K*，单位为1/米或1千米。根据波动理论，波长应是周 期与波带的乘积，它表示一个周期内波所传波的距离。波速则 表示一个单位长度（例如一千米）中的波长数目。
第一节 地震波传播的一般规律
地震波的传播规律
3.透射波
4.滑行波 5.折射波
环境与工程地球物理勘探
谢谢大家！
授课提纲
◆第二章 ◆第一节 ◆第二节 ◆第三节 ◆第四节 ◆第五节 ◆第六节 ◆第七节
地震勘探
地震波传播的一般规律 地震波时距曲线 反射波和折射波法 瑞雷波勘探技术 透射波法 基桩检测技术 地震动技术
第一节 地震波传播的一般规律 主要内容 ◆一. 什么是地震波 ◆二. 地震波传播的规律
1 , v1
二. 地震波传播的规律
4.惠更斯原理（Huygens原理）
ChristianHuygens，1629-1695，1629年 出生于海牙，1655年获得法学博士学位， 荷兰物理学家，数学家，天文学家。
ChristianHuygens
惠更斯原理是利用波 前来解决问题的。
二. 地震波传播的一般规律
4.惠更斯原理（Haygens原理）
1 , v1
v1 v2
◆波阻抗：地震波传播速度与介质密度的乘积称为波阻抗， 用Z表示，即 Z=ρ V。 波阻抗是研究界面上地震波反射强度的一个重要参数。
二. 地震波传播的规律
1.反射定律
◆反射定律的内容 入射角等于反射角，且入射 线，反射线，法线在同一平 sin v 面内。 sin v
介质中波所传到的各点，都可以看成新的波源，叫做子波源。 可以认为每个子波都向各个方向发出微弱的波，叫做子波。子波是 以所在点的波速传播的。
第一节 地震波传播的一般规律 主要内容
◆一. 什么是地震波
◆二. 与地震勘探有关的各种地震波
1.直达波 2.反射波
1 1 2 2
1
R
2
Z 2 Z1 Z 2 Z1
A
地震勘探概论1_地震波传播的基本原理
二、地震波的振动图形
有利于了解地震波在介质中传播时不同时
刻的具体位置；
有利于识别和分辨不同类型的地震波，从
而解决与波传播有关的地质问题。
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第一节
地震波的基本概念
一、什么叫地震波
二、地震波的振动图形 三、地震波的波剖面 四、视速度定理 五、地震介质的近似简化
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三、地震波的波剖面
1. 概念 2. 表示方法 3. 有关术语 4. 地震子波 5. 注意 6. 地质意义
波动： 振动在其介质中传播的过程。
弹性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后， 物体
就立刻恢复其原状。 塑性：物体在外力作用下发生了形变，当外力去掉以后仍旧保持
其受外力时的形状。
6
一、什么叫地震波
波的几个例子
7
一、什么叫地震波
弹性体: 具有弹性的物体叫做弹性体； 塑性体: 具有塑性的物体叫做塑性体；
A*视振幅
t1 0
终止时间
t2 t
初始时间 Δt = t1–t2 : 表示该质点的振动延续时间; 相 位: 表示振动的正向极值或负向极值; 相位数: 表示振动的正向极值或负向极值的个数; 波形特征: 指振动相位数、视周期、视振幅其相互关系。
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4. 与地震记录之间的关系
二、地震波的振动图形
1) 地震勘探中所获得的一道地震记录，实际上就是一系列地震波传
介质刚刚停止振动的点连
成的曲面，称为该时刻的波尾。 波面: 波在空间传播时，某一时刻空间 介质振动质点中相位相同的点连成的曲 面，称为该时刻的波面。 射 线：波的传播方向称为射线(假想)。
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三、地震波的波剖面
地震波的传播
30
4. 地震子波
地震波的传播原理及检测
,
介质由杨氏模量E决定
类比于地震波在地球三维空间传递的延申 研究发现，地震点主要在地壳
地壳
地震波的收集和定位 条件1
测量：已知波速，类比追击问题，依据时间差 条件2
检测：震波产生震动，检测震动体范围
3个感受点
m
h
n
a.
震源点
地震波的收集和定位
建立坐标系，三个震动感受器可测出震源点位置
例：如图易建立的直角坐标系 h m n三点坐标及距离可知 波线ah am an的波速可计算 利用差速法即可求得a的坐标
. . . .....
0
纵波波动方程的推导
2 化简结束
1 2
,
纵波波动方程的推导
类比于地震波在地球三维空间传递的延申
地表
b
震源
.
.
Hale Waihona Puke a地心a、b 距离为波的传递距离
类比于地震波在地球三维空间传递的延申 感受位置
b.
地震震纵波由a到b点 它的周期及频率受介质影响
震波
a.
震源点
一个抽象模型
由得出的式子：
目录
应力应变下的胡克定律
应力
应变
从书本上得到 即
比例系数为E：杨氏模量
由右图可知S和l一定的情况下，F和 成正比关系
纵波波动方程的推导
由牛顿第二定律得出的方程得：
质元
1
dy指的是形变
纵波波动方程的推导
dy指的是形变 由杨氏弹性定律 a点的弹性回复力 b点的弹性回复力
纵波波动方程的推导
以下是对此式做一些化简
比如说，我们在地面上走，那么唯一地确定我们的位 置需要两个参数：经度与纬度，所以我们所在的地面是二 维的。而唯一地确定一个历史事件，我们要确定它是什么 时候在什么地方发生的，总共需要四个参数（一个是时间， 剩下三个是空间），这就是所谓的四维空间。而对于一个 有N个粒子的正则系综体系（粒子数恒定的一个热力学系统， 比如说，气球里的气体），唯一地确定它需要知道这N个粒 子每一个粒子的空间位置（x,y,z）与速度（Vx,Vy,Vz）， 总共需要6N个变量，所以这种体系是6N维的。
地震波动力学
应力（变）
线应力（变） 体应力（变）
切应力（变）
第4页，本讲稿共110页
第5页，本讲稿共110页
第6页，本讲稿共110页
第7页，本讲稿共110页
三、振动与波动的关系
1．弹性振动和弹性波 弹性体在外力的作用下，其介质内质点会离开平衡位
置发生位移而产生形变，当外力解除以后，产生位移的 质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过 程，但是由于惯性力的作用，运动的质点不可能立刻停 止在原来的位置上，而是向平衡位置另一方向移动，于 是又产生新的应力，使质点再向原始的平衡位置移动， 这样应力和惯性力不断作用的结果，使质点围绕其原来 的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分 相似，称之为弹性振动。
Vp Vs
2
2(1)
12
0
0.1 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5
V p / V s 1.41 1.50 1.63 1.73 1.87 2.45
Q值为一无量纲量，通常被定义为：在
一个周期内(或一个波长距离内)，振动所 损耗的能量与总能量之比的倒数。
第55页，本讲稿共110页
在浅层高分辨率地震勘探中，要求反射波的频率较高 ，而地层的速度一般较低，尽管探测深度较浅，波的旅 行路径较短，但地层对高频地震波的严重吸收作用应引 起我们的注意。
地震波的频率越高，地层的速度 越低，地层的吸收作用就越显著。 而对于较低频率成分的波，相应吸 收较少。
x
同相
A1
周期
A2
T
0
t
- A2
相位
x1 反相
T
t x2
-A1
波谷
-A1
第23页，本讲稿共110页
地震波的传播和地震学
地震学的发展趋势
数字化技术：利用数字地震台网和遥感技术，提高地震监测和预测的精度和效率。
人工智能和机器学习：利用人工智能和机器学习算法，对地震数据进行自动分析 和预测，提高地震预警的准确性和时效性。
地球物理学与其他学科的交叉：地震学与地球物理学、地质学、气象学等学科 的交叉研究，深入揭示地震成因和机理，为地震预测提供更科学的方法。
空气介质：地震 波在空气中传播， 但能量迅速衰减， 影响范围较小。
岩石和土壤介质： 地震波在岩石和 土壤中传播，能 量衰减相对较慢， 影响范围较广。
地震学的应用
地震学的应用领域
灾害预测：通过监测和分析地震波，预测地震灾害的发生和影响范围
工程抗震：评估建筑物的抗震性能，为工程设计和施工提供依据
地质调查：利用地震波探测地球内部结构、地质构造和矿产资源分布 地球科学研究：通过地震波研究地球的物理性质、板块运动和地壳动力 学等
纵波速度：约6-7千米/秒
面波速度：约3-4千米/秒
添加标题
添加标题
横波速度：约5千米/秒
添加标题
添加标题
影响因素：介质密度、弹性、地形 地貌等
地震波的传播路径
地震波的传播方式：地震波通过地壳中的介质传播，包括横波和纵波
传播速度：地震波的传播速度与介质的密度和弹性有关，通常纵波的传播速度比横波快
地震波与地震学的关系：地震波传播的规律和特点与地震学的理论和技术相互促进，推 动了地球科学的发展。
地震波的观测和研 究方法
地震观测系统的建设
地震观测系统 的组成：包括 地震台站、数 据传输网络和 数据处理中心
等
地震台站的选 址原则：应选 择地势较高、 地质稳定、远 离干扰源的地
地震波传播原理与应用
地震波传播原理与应用摘要:地震波是通向地球内部的一条捷径，通过研究地震波我们可以解决在寻找矿产资源、了解地质构造及地球内部结构等方面出现的一系列问题。
关键词：地震波波动方程地震波勘探一:地震波传播原理。
1：地震波的分类。
地震波是机械波的一种，可分为体波和面波，其中体波又可分为纵波（P波）和横波（S波）。
纵波(pressure wave/primary wave)：质点振动方向与波的传播方向平行，引起物体拉伸或压缩，在固、气、液体中都可以传播，其特点是波速快振幅小（能量小）周期短，波速表达式为V P=横波(shear wave/secondary wave)：质点振动方向与波的传播方向垂直，引起物体切变，又因为液体的切变模量为零，故其不能在液体中传播。
其特点是波速较快振幅较大周期长，波速表达式为V s=面波：只能在地球表面或沿分界面传播，其特点有衰减慢，振幅大速度小传播远，它还可分为R波、L波等。
2：地震波传播中应遵守的规律。
A:费马原理(Fermat’s principle)。
在介质中波动从一点到另一点的传播时间总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线，再均匀介质中射线是直线。
B:惠更斯原理（Hygens’principle）。
在波的传播过程中波阵面（波面）上的每一点都可看作是发射子波的波源，在其后的任意时刻这些子波的包迹就成为新的波阵面。
如下图所示C：斯奈尔原理（Snell’s Law）。
入射线反射线透射线在同一平面内且满足下面公式：sinι/V1=sin β/V1=sinγ/v2。
入射波在经过弹性分界面时，产生反射波的条件与上下介质的弹性参数ρV=Z有关，我们称之为波阻抗。
故反射波形成的条件是界面上下介质必须存在波阻抗。
3：波动方程的推导。
相关量的说明：X y表示在与轴垂直的面上沿轴的作用力，▽2为拉普拉斯算子，∂u、∂υ、∂ω分别表示元体在X、Y、Z轴上分量的增量，μ为切变模量，E为杨氏模量，ρ为物体密度。