第三章地震学基础—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
4170 9.53
5155 10.33 10.89
6371 11.17
4.2 2.9 4.6 3.34
1200 983 400-1000
1900 984
1100
4.36 3.42 3300 984
4.5 3.6 6800 989 5.42 4.64 18500 995
1200 1900
2、地震波在地球内部的传播
地核的发现者——奥尔德姆(1858～1936年)
地球内核的发现
地
球1
内8
核8
的 发 现
8 ～
者1
9
英9
格· 3 莱年
曼
英格·莱曼的论文中引用的两幅俄国地震台记录的新西兰 1929年6月16日 地震图（a）和穿过简单3层地球模型的
简化的波的路径（b）
地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据
7.23 5.56 135200 1069
0 9.98 0 11.42 252000 760
0 12.25 328100 427
3.46
3.50 12.51 361700
0
3700 4300 4500
岩石圈(固态)
软流圈(部分熔融) (固 态)
(液态地核) 固-液态过渡带
固态地核
奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线
远震: 震中距1000公里以上
1、地震波在介质界面上
2、地震波在地球内部的传播
地 球 的 结 构 及 波 的
传 播
地地 震下 图核年 上试 的验月 记在 录蒙日 曲大在 线 拿内
州华 达 进 行 的 代 号 为 “ 无 暇 ” 的
1968 1 19
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。
地震正演课程设计
地震正演课程设计一、课程目标知识目标：1. 让学生了解地震波的传播原理，掌握正演模拟的基本概念。
2. 使学生理解地震正演在地质勘探和地震预测中的应用，了解相关技术发展。
3. 帮助学生掌握地震正演模拟的基本步骤，了解影响正演结果的各种因素。
技能目标：1. 培养学生运用地震正演模拟方法分析地质结构的能力。
2. 提高学生运用地震正演软件进行数据处理和分析的技能。
3. 培养学生通过团队合作，解决实际地震正演问题的能力。
情感态度价值观目标：1. 培养学生对地球科学研究的兴趣，激发探索自然现象的热情。
2. 增强学生的环境保护意识，认识到地震预测和防范的重要性。
3. 培养学生尊重科学、严谨求实的态度，树立正确的价值观。
本课程针对高年级学生，结合地震学原理和实际应用，注重培养学生的理论知识和实践技能。
课程目标旨在帮助学生深入理解地震正演技术，提高解决实际问题的能力，同时培养学生的科学素养和责任感。
在教学过程中，教师需关注学生的个体差异，因材施教，确保课程目标的实现。
通过本课程的学习，学生将具备地震正演模拟的基本能力，为地质勘探和地震预测工作打下坚实基础。
二、教学内容本章节教学内容主要包括以下三个方面：1. 地震波传播原理：介绍地震波的类型、传播速度、反射折射现象等基本概念，重点讲解地震波在地下介质中的传播规律。
教学内容：地震波分类、传播速度、反射折射定律、折射率、反射系数等。
2. 地震正演模拟方法：讲解正演模拟的基本原理，介绍常见的正演方法及其优缺点。
教学内容：正演模拟原理、射线理论正演、波动方程正演、有限差分法、有限元法、边界元法等。
3. 地震正演应用与案例分析：分析地震正演在地质勘探和地震预测中的应用，结合实际案例，让学生了解正演技术在解决实际问题中的具体运用。
教学内容：正演在地质勘探中的应用、正演在地震预测中的应用、国内外典型地震正演案例分析。
教学安排与进度：1. 第一周：地震波传播原理2. 第二周：地震正演模拟方法3. 第三周：地震正演应用与案例分析教材章节：《地震勘探原理》第三章 地震波传播理论，第四章 地震正演模拟，第五章 地震数据处理与应用。
地球物理学中的地震波传播与反演
地球物理学中的地震波传播与反演地震波是地震发生时产生的波动，是研究地震学的基础。
地震学家借助地震波的传播与反演，可以了解地下构造的情况，进而研究地震活动与岩石物理性质等问题。
本文将从地震波的传播机制、地震波反演理论及方法等方面探讨地球物理学中的地震波传播与反演。
一、地震波的传播机制地震波的传播引起了地壳中的微小变形和位移，导致地震波在地球上传播。
地震波主要分为纵波和横波两种，纵波又叫P波（Primary wave），横波又叫S波（Secondary wave）。
P波是一种纵波，具有直线传播、传播速度快、能穿透岩石和液态物质的特点；而S波是一种横波，具有像水波一样的传播方式、传播速度慢、只能穿透固体岩石等性质。
地震波在地壳中传播的速度与介质的密度、压缩模量以及剪切模量等因素密切关联。
另外，地震波的传播速度受到地壳中不均匀性的影响，地壳中有不同密度的层次，地震波通过不同密度层次时会出现反射、折射等现象，使得地震波路径发生曲折，从而研究地壳结构时要对这些影响因素进行较为精细的考虑。
二、地震波反演理论与方法能否将地震波数据反演成有关介质结构的有用信息，是地震勘探、地球物理勘探中常常需要考虑的问题。
地震波反演的基本思想是借助地震波在地下介质中传播的情况来推断地下介质的物理参数。
通常情况下，为了研究介质的速度、密度、弹性模量、剪切模量等参数，需要通过处理地震波在地下的传播路径和传播时间，从而反演得到介质的物理结构。
地震波反演的方法有很多种，主要包括正演法、反演法和拟合法。
正演法指利用已知参数的介质来计算地震波在介质中的传播规律。
反演法是利用地震波在介质中所传递的信息，探索出地下介质的物理参数。
拟合法主要是利用地震波在介质中的传播速度随深度分布变化的规律来拟合地下介质的物理结构。
在地震波反演中，数据处理也是非常重要的一环。
地震波的反演可以通过复杂的图形工具和数学模型来完成。
比如从地震带上提取的地震记录中得到横波和纵波，分别对横波和纵波进行分析、处理，再分别反演有关介质信息。
地震勘探原理__各章要点总结
第一章 地震勘探的理论基础1、各向同性介质：弹性与空间方向无明确关系的介质称各向同性介质，否则是各向异性介质。
2、泊松比σ：弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀)的比值。
L L d d //∆∆=σ3、对于大多数沉积岩石，σ=0.25，∴V P =1.73V S 。
4、瑞雷面波(R 波)特点：(1) 波的能量分布在地表附近的介质中并随深度迅速衰减。
(2) 质点振动方向分上、下、坐、右，合成的振幅轨迹是椭圆(逆时针方向)，长轴垂直地面，长短轴比值是2/3。
(3) 当σ=0.25时，V R = 0.92V S =0.54V P ，速度低、频率低(10~30Hz)，波形宽。
(4) 有频散(波散)现象，不同频率的成分传播速度(相速度)不同，即群速度不等于相速度。
5、拉夫面波(L 波) 特点：能量沿地震界面分布，振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，即为SH 波，由于水平振动，检波器接收不到。
6、地震波的特征：运动学特征——研究波在地层中传播的空间位置与传播时间的关系。
动力学特征——研究波在地层中传播的能量(振幅)变化和波形特征(频谱)。
7、惠更斯原理(1690)也叫波前原理，说明波向前传播的规律。
在弹性介质中，任意时刻波前面上的每一点，都可看作是一个新的波源(子波)而产生二次扰动，新波前的位置可认为是该时刻各子波波前的包络。
惠更斯原理只给出了波传播的空间位置，而不能给出波传播的物理状态。
菲涅尔(1814)对惠更斯原理进行了补充：波在传播时，任意点处的振动，相当于上一时刻波前面上全部新震源产生的子波在该点处相互干涉的合成波。
8、视速度定理地震波的传播是沿射线方向进行的，而观测地震波是沿测线方向进行的，其方向和射线方向不一致。
波前沿测线传播的速度不是真速度V ，而是视速度*V 。
αsin //=∆∆=∆∆∆∆=*xs t x t s V V βαcos sin V V V ==* 式中 α——射线与地面法线的夹角，称入射角；β——波前与地面法线的夹角，称出射角。
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学两种方法。动力学方法是直接求解波动方程，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，以及球对称模型的地球的自由振荡。该方法相对繁琐，
本书不做介绍。我们介绍的是第二种方法：运动学方法，就是 将波动方程的求解简化成波传播的射线理论，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，同时获得地 球内部构造的情况。
地震学基础
第三章 地震波传播理论
第一节 地震波传播的基本概念 第二节 地震波传播的基本理论 第三节 体波各种震相和走时表
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
第一节 地震波传播的基本概念
一、地球介质和弹性波 • 地震波是地下传播的震动，必然与岩石
的弹性有关，一般都假定岩石是一种完全 弹性体。 • 在一般的地震波计算中，地球介质可以 做为各向同性的完全弹性体来对待。
在地震勘探中，弹性波已远离震源传播，其波前面已由球面波蜕化成平面波。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
若已知某一时刻t波前面的位置，则根据惠更斯原理，可以 求出任意时刻新波前的位置。在非均匀介质中也适用。惠更斯 原理描述波前面的空间几何位置随时间变化的特征，是一种构 制任意时刻波前位置的几何方法，利用此原理，可以构划出反 射界面和折射界面。惠更斯是从波前面的角度来描述波在介质 空间中传播的规律，而费马原理则从波射线的角度来描述波的 传播规律。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
费马原理是从波射线的角度描述波的传播特点，在均匀介 质中，显然波射线应当是从震源发出的一系列直线。因为地震 波只有沿着这样的射线传播，路程最短，旅行时间才是最少。 在均匀层状介质中，地震波沿满足斯涅尔定律的射线方向传播 所用旅行时间才能最少短。
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第三章 地震波传播理论
1、惠更斯原理
在均匀弹性介质中，点振源产生球面波向周围传播，当距 离r 趋向无穷大时，球面波前的半径很大，曲率很小，此时球面 波蜕变成了平面波。若已知某时刻 t 在同一时刻波前面上的各 个点，可以把这些点看成该时刻产生子波新的点振源。经过任 意Δt 时间后，这些新子波的包络面，就是原波在 t+Δt 时刻 （或t-Δt）新的波前面(或波尾面)。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
二、首波（或侧面波）
若介质是分层的，当地震波由低速的一方向高速的一方入 射时，还存在一种波，叫做侧面波(或叫首波、折射波、衍射波、 行走反射波，等等) 。
虽然首波的传播路径总是比直达波长，但是因为首波在分 界面上是以深层介质中的速度来传播的，因此超过一定临界距 离之后，首波就会比直达波率先到达台站。
表示能量消耗的另一个重要参数Q叫做品质因子，这是由
电路理论借用来的一个概念，定义 1 1 E Q 2 E
E是一定体积的介质在一周期时间内所存储的最大应变能，
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
四、震中距
震源在地表的垂直投影为震中。震中距就是震 中到观测台站之间的距离，单位是千米/km。
另一种震中距单位是度，就是震中—地球球心 连线与观测台站-球心连线的夹角，与千米制换算： 震中距（度）=（震中距（千米）×180）/（地球半 径×π）。
P波和S波都会有相应的首波。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
三、地震波的吸收和衰减
将地球介质当作是完全弹性体是一种近似，实际上在波 动传播过程中，介质会吸收波动的能量转化为热能。
振幅随时间的衰减可用 AA0et表示，为衰减系数。
波传播 x距离后，因介质对能量的吸收而导致振幅的减
小，可用 AA0ex 表示, 称为吸收系数。
估算：1度约等于110千米。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
第二节 地震波传播的基本理论
•
在地震波理论中，通常把地球介质当作均匀、各向同性和
完全弹性介质来处理，只是一种简化的假定。实践证明，这种
假定可以使分析大大简单，并且在多数情况下可以得到与观测
结果颇为符合的结果。
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研究地震波在地球内部传播的问题，主要有动力学和运动
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
Δ
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
2、费马原理
上面已经讲到波前面，我们又把垂直于波前面的射线叫波
射线。地震波是沿波射线的方向上在介质中传播，地震波射线 永远是一系列垂直于波前面的直线。
费马原理是说地震波沿射线的旅行时间(传播)与沿其它任 何路径的径传播，又叫费马最小原理和射线原理。
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第三章 地震波传播理论
地震波传播的定律、定理
地震学基础
波动本身的描述常使用T、λ、γ、φ等物理量，但要描述地 震波在介质中的传播过程，还需要使用波前和波射线等念。
波动是质点振动状态在介质里的传播过程，振动是在外力 作用下质点离开平衡位置附近作来回往复运动，但振动是波动 产生的根源。在弹性介质中，各个质点是以弹性力互相联系着 的。某质点A受到外界扰动离开平衡位置时，周围的质点对A产 生的作用力，使A回到平衡位置，并在平衡位置附近振动，同时 A点周围的质点也受到A的作用力，离开各自的平衡位置振动起 来。所以介质中一个质点的振动会引起临近质点的振动，周围 介质的振动又会引起较远质点一起振动，这样一来，振动就会 在弹性介质中由近及远的向各个方向传播，形成了波动。
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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。
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第三章 地震波传播理论
地震学基础
地震学基础
射线理论
在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地 震波传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为 射线问题。地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射 线，就是地震波传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由 一点传播到另一点所经过的途径。
射线地震学，也叫几何地震学，是波动地震学在波长很 短时的近似。它可以由波动地震学推演出来，但更直接的是 根据费马原理。这个原理说：当一个震动由介质中一点传播 到另一点时，它所经过的途径是使其传播时间为一稳定值(最 大、最小或拐点)。在一般的地震波计算中，地球介质可以做 为各向同性的完全弹性体来对待。