地震震相与走时方程

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地震波理论时距曲线

1.时距曲线基本概念2.直达波时距曲线3. 反射波时距曲线4. 折射波时距曲线1. 时距曲线的基本概念在地面激发了地震波后，根据地下介质的结构和波的类型（如直达波、折射波和反射波），地震波将具有不同的传播特点。

为了定量地说明不同类型的波在各种介质结构情况下传播的特点，在地震勘探中主要采用“时距曲线”(时距曲线方程)这个概念。

时距曲线：是表示地震波从震源出发，传播到测线上各观测点的旅行时间t，同观测点相对于激发点的水平距离x 之间的关系。

1. 时距曲线的基本概念1.1 时距曲线图a 自激自收，同相轴形态与界面起伏相对应图b 多道接收，同相轴形态与界面起伏不对应1. 时距曲线的基本概念1.2 共炮点和共反射点时距曲线按观测方法的不同分为两种情况：一种是放一炮，在一个多道检波器组成的排列上接收并得到一张地震记录，地下存在反射界面就可以得到相应的反射波时距曲线，称为共炮点反射波时距曲线。

另一种是在许多炮得到的许多张地震记录上，把同属于同一个反射点的道选出来，组成一个共反射点道集，于是可得到界面上某个反射点的共反射点时距曲线。

共炮点记录共反射点记录1.3 几个基本概念•炮检距(offset)：炮点到地面各观测点的距离，也称为偏移距。

•初至时间(first break)：所有波中最先到达检波器(Geophone)并记录下来的地震波第一波峰时间。

•同相轴(event)：各接收点属于同一相位振动的连线。

•共炮点(common shotpoint)：所有接收点具有共同的炮点。

•纵测线(inline)：激发点和观测点在同一条直线上。

•非纵测线(offline)：激发点不在测线上。

1.时距曲线基本概念2.直达波时距曲线3. 反射波时距曲线4. 折射波时距曲线xtxt (x 1,t 1)(x 2,t 2)(x 3,t 3)(x 4,t 4)(x 5,t 5)t10t3t2t4t5x 1x 2x 3x 4x 502. 直达波时距曲线直达波：从震源直接到达检波点的波。

地震波的时距关系

o点激发s点接收波经n个界面反射到s点的旅行时间水平层状介质的反射波时距曲线这种考风将使学校的学风每况愈下手机作弊是愈演愈烈我们平时的月考期中期末考试初中高中毕业考试等等sinsinsinsinsinp2这种考风将使学校的学风每况愈下手机作弊是愈演愈烈我们平时的月考期中期末考试初中高中毕业考试等等界面1界面2界面3界面4界面5这种考风将使学校的学风每况愈下手机作弊是愈演愈烈我们平时的月考期中期末考试初中高中毕业考试等等而双程垂直时间为组成一个以p为参数的方程组将其平方略高次项得均方根速度它是以各分层的层速度加权再取均方根值
t t0
t i P 2Vi 2
i 1 n i 1
n
X 2 t i P 2Vi 2

将其平方，略高次项得
t
2
t
2
2 0
2t 0 P
2
t iVi 2
i 1
n
X
4 p 2 ( t iVi 2 ) 2

2 消去参数P，并化简得 t 2 t 2 X 0 2
2）射线速度和平均速度
如图所示：在n层水平多层介质中，每一条射线的传播速度是不一致的。射线速度：波沿射线传播的速度Vr。
hn h1 h2 cos 1 cos 2 cos n Vr h1 cos 1 h cos n h cos 2 2 n V1 V2 Vn
h
X 0 2h t0 V
1 Vt 0 2
界面水平时，极小点就在t0点。
O*
时距曲面：波的到达时间是二维观测坐标（x,y）的函数
5、水平层状介质条件下反射波时距曲线
两层介质：波只在一个界面上产生反射，所建时距方程较简单。

地震波初至走时的计算方法综述_赵烽帆

地震波初至走时的计算方法综述
ｗｏｆｔｈｅｔｒａｖｅｌｌｃｕｌａｔｉｏｎｍｅｔｈｏｄｓｏｆｓｅｉｓｍｉｃｆｉｒｓｔｂｒｅａｋＡｒｅｖｉｅｔｉｍｅｃａ－
ＣＥＮＣＢＣ１．ａｋｅｒｋｓｒ，５，ｈｉｎａａｒｔｈｕｅｔｗｏｅｎｔｅｅｉｉｎ０００４ｈｉｎａｑｊｇ１
，ａｔｏｒｓｈｅｒｉｃｔｉｏｎ，ｔｕｔｅｓ，ｓｅｍｃｅｓ，９２．ＳｔａｔｅＫｅＬａｂｏｒｏＬｉｔｈｏＥｖｏｌｕＩｎｓｔｉｏＧｅｏｌｏａｎｄＧｅｏｈｓｉｃＣｈｉｎｅＡｃａｄｅｏＳｃｉｅｎＢｅｉｉｎ０００２Ｃｈｉｎａｙｐｙｙｙｆｆｇｐｙｆｊｇ１３．ＵｎｉｖｅｏＣｈｉｎｅＡｃａｄｅｏＳｃｉｅｎＢｅｉｉｎ０００３Ｃｈｉｎａｒｓｉｔｓｅｍｃｅｓ，９，ｆｆｊｇ１ｙｙ
，ＡｂｓｔｒａｃｔＩｎｔｈｅｓｅｉｓｍｉｃｗａｖｅｆｉｅｌｄｔｈｅｆｉｒｓｔａｒｒｉｖａｌｔｒａｖｅｌｔｉｍｅ－，ｎｉｍｏｒｔａｎｔｒｏｌｅｉｎｔｈｅｆｉｅｌｄｏｆｓｅｉｓｍｏｌｏｗｈｉｃｈｉｓｄｕｅｌａｓａｐｇｙｐｙｔｏｔｈｅｆｉｒｓｔａｒｒｉｖａｌｈａｓｅｓｃａｎｂｅｅａｓｉｌｔｒａｃｅｄａｎｄｉｄｅｎｔｉｆｉｅｄ．ｐｙＴｈｅｓｅｉｓｍｉｃｆｉｒｓｔａｒｒｉｖａｌｔｒａｖｅｌｅｌｄｉｓｗｉｄｅｌｕｓｅｄｉｎｔｉｍｅｆｉ－ｙ，ｖ，ｓｓｅｉｓｍｉｃｒｅｓｔａｃｋｍｉｒａｔｉｏｎｅｌｏｃｉｔａｎａｌｓｉｓｅｉｓｍｉｃｔｒａｖｅｌ－ｐｇｙｙａｎｄｅａｒｔｈｕａｋｅｌｏｃａｔｉｏｎ．Ｔｈｉｓａｅｒｍａｉｎｌｍｏｒａｈｔｉｍｅｔｏｑｐｐｙｇｐｙｉｎｔｒｏｄｕｃｅｓｏｕｒｉｃａｌｅｉｓｍｉｃｉｒｓｔｒｒｉｖａｌｒａｖｅｌｔｉｍｅｆｔｓｆａｔ－ｙｐ，，（ｍｅｔｈｏｄｂａｓｅｄｏｎｌｃｕｌａｔｉｏｎｍｅｔｈｏｄｓｔｈａｔｉｓ１）ｓｅｉｓｍｉｃｒａｃａｙ，ｕｓｅｄｍｅｔｈｏｄｓａｒｏｘｉｍａｔｉｏｎｔｈｅｃｏｍｍｏｎｌｔｈｅｈｉｈｃｆｒｅｕｅｎ－ｐｐｙｇｙｑａｒｅＳｈｏｒｔｅｓｔＰａｔｈＭｅｔｈｏｄ（ＳＰＭ）ａｎｄＭｏｄｉｆｉｅｄＳｈｏｒｔｅｓｔＰａｔｈ；（Ｍｅｔｈｏｄ（ＭＳＰＭ）２）ｔｈｅｍｈｏｄｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｎｕｍｅｒｉｃａｌｅｔ，ｗｉｎｃｌｕｄｅＦｉｎｉｔｅｓｏｌｕｔｉｏｎｏｆｅｉｋｏｎａｌｅｕａｔｉｏｎｈｉｃｈｍａｉｎｌｑｙ，Ｍｅｔｈｏｄ（ＦＭＭ）ａｎｄＤｉｆｆｅｒｅｎｃｅＭｅｔｈｏｄ（ＦＤ）ＦａｓｔＭａｒｃｈｉｎｇ；（Ｍｅｔｈｏｄ（ＦＳＭ）３）ＷａｖＦａｓｔＳｗｅｅｉｎｒｏｎｔＣｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｅｆｐｇ（；ＷＦＣ）ｍｅｔｈｏｄｂａｓｅｄｏｎｔｈｅＨｕｅｎｓｒｉｎｃｉｌｅａｎｄ（４）ｔｈｅｙｇｐｐｄｏｍａｉｎｗａｖｅｅｕａｔｉｏｎ（ＦＷＱ）．ｍｅｔｈｏｄｂａｓｅｄｏｎｔｈｅｆｒｅｕｅｎｃｑｙｑａｎｄｂｅｔｔｅｒＴｈｅｆｉｒｓｔｏｎｅｈａｓｈｉｈｅｒｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌａｃｃｕｒａｃｇｐｙ，ｗ，ｗｒｅｓｕｌｔｉｎｈｉｌｅｉｔｎｅｅｄｓｍｏｒｅｒｉｄｏｉｎｔｓｈｉｃｈｍａｓｔａｂｉｌｉｔｇｐｙｙｌｏｗｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌｅｆｆｉｃｉｅｎｃ．Ｔｈｅｃａｌｃｕｌａｔｉｏｎｏｆｒａａｔｈｓｉｓｐｙｙｐ，ｓｎｏｔｒｅｕｉｒｅｄｉｎｔｈｅｓｅｃｏｎｄｏｎｅｏｉｔｈａｓａｄｖａｎｔａｅｓｉｎｑｇ，ｂ，ｓｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌｅｆｆｉｃｉｅｎｃｔａｂｉｌｉｔａｎｄｒｅａｌｉｚａｔｉｏｎｕｔｔｈｅｐｙｙ，ｗｉｓｌｏｗｅｒｈｉｃｈｃａｎｂｅｉｍｒｏｖｅｄｂｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌａｃｃｕｒａｃｐｙｐｙｔｈｅｈｉｈｉｎｔｒｏｄｕｃｉｎｉｎｉｔｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｓｃｈｅｍｅ．Ｔｈｅｔｈｉｒｄｏｒｄｅｒｆ－ｇｇ，ｏｎｅｃａｎｃａｌｃｕｌａｔｅｔｒａｖｅｌｔｉｍｅｗｉｔｈｈｉｈａｃｃｕｒａｃａｎｄｓｔａｂｉｌｉｔｙｇｙｗｈｉｌｅｉｔｒｅｕｉｒｅｓｔｈｅｒｉｄｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｂｅｔｗｅｅｎｒａｒｉｄａｎｄｒｅｕｌａｒｑｇｙｇｇ，ｗｒｅｓｕｌｔｉｎｌｏｗｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌｅｆｆｉｃｉｅｎｃ．Ｔｈｅｒｉｄｈｉｃｈｍａｐｙｇｙｌａｓｔｏｎｅｃａｎａｄａｔａｎｃｏｍｌｅｘｍｅｄｉｕｍ，ｂｕｔｔｈｅｃｏｍｕｔａｔｉｏｎａｌｐｙｐｐａｃｃｕｒａｃａｎｄｅｆｆｉｃｉｅｎｃａｒｅｌｏｗｅｒ．ｙｙ；；Ｋｅｗｏｒｄｓｆｉｒｓｔｂｒｅａｋ；ｓｈｏｒｔｅｓｔａｔｈｅｉｋｏｎａｌｅｕａｔｉｏｎｆｉｎｉｔｅｐｑｙ；ｗ；ｆ；ｆｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅａｓｔａｒｃｈｉｎａｓｔｗｅｅｉｎａｖｅｆｒｏｎｔｍｓｇｐｇ；ｄｏｍａｉｎｗａｖｅｅｃｏｎｓｔｒｕｃｔｉｏｎｆｒｅｕｅｎｃｎｕａｔｉｏｑｑｙ

2-1地震波的时距方程与时距曲线

的人组成地震队，工作时间可能几年或十几年。在所研究的具体对象上也具有明显不同。寻找石油和煤炭的中深层反射波法勘探，是研究地面以下数百米至数千米的大区域的地质构造，但是对于近地面1~2百米的地层和较小的构造就难以精确的定位，达不到工程勘察要求地精度。在找矿勘探中，由于勘探目标较深，处理地震数据资料时，对于地表面1~2 百米的地层的数据，为了消除干扰和提高地震波信噪比，克服地表低速层的影响，往往都被切除掉。而浅层反射研究和应用的区域正是被深层找矿勘探资料处理时切除的部分。浅层反射这种工作方法，研究地表浅层的构造和地层，要求勘察的精度高，并能排除表层不均匀和中深层各种各样地震信号的干扰。因此浅层反射波资料采集处理，难度就较大。这就构成了工程地震浅层反射法本身的特点。
三）均匀两层介质条件下反射波的时距方程与理论时距曲线这是一个比较理想化的最简单的地质模型，它表示分界面两侧的介质都是均匀的。分界面是水平、平界面。 1)建立反射波的时距方程式：建立反射波的时距方程式：建立反射波的时距方程式设两层介质的分界面为R，两侧介质为W1、W2。波阻设两层介质的分界面为，两侧介质为、。不相等。点激发地震波，抗Z1和Z2不相等。在O点激发地震波，使用地震检波器，在和不相等点激发地震波使用地震检波器，测线上的D1、、处接收来自地下分界面R上的测线上的、D2、D3…Dn处接收来自地下分界面上的、处接收来自地下分界面上的A1、 A2、A3…An点的反射波。X1、X2、X3…Xn分别为各道接点的反射波。、、、点的反射波分别为各道接收点的炮检距。反射波到达各道的时间，收点的炮检距。反射波到达各道的时间，从地震波的记录图上可以测量出来。为寻找到X和 t 的函数关系，从图中直接上可以测量出来。为寻找到和的函数关系，可以看出:：都是随入射交α的可以看出：OA1、A1D1、OA2、A2D2…都是随入射交的、、、都是随入射交增加而加大，因此比较难以直观、增加而加大，因此比较难以直观、简单的寻找出时间 t 和炮检距X 的函数关系。检距的函数关系。

地球物理

地震（包括天然地震、人工地震和测井）一、基本概念：1. 概念：1）地震波的类型：体波：纵波（P 波），横波（S 波）；面波：勒夫波，瑞利波。

不同类型波速值（Vp 、Vs 、V R ）的相对关系：Vp> Vs> V R影响地震波速度的因素：岩性，密度，深度，压力，结构，孔隙度，所含流体。

2）主要的近震震相和远震震相：近震：P ，S ，P 11，S 11，P n ，S n ；远震：远震直达波，地表及M 界面反射波，核面反射波，地核穿透波，面波。

3）首波（折射波）的形成原因与特点：波在界面上的入射角达到全反射时产生的地震波。

①存在盲区，Δ0 =(2H- h)tgi 0 ②在界面上以V2速度滑行 ③在一定范围之外，来自地下深度的折射波会比直达波先到达观测点，成为第一个到达的波，因此也称为首波。

4） Q 值的意义：一周期中质元所损耗的能量与原能量的比值的倒数，以描述地震波在地球介质中的能量损耗情况。

介质的Q 值越大，能量的耗损量越小，介质则越接近完全弹性。

2. 地球物理名词：1）地震的基本参数：发震时刻T 0 ，震中位置（Φ，Υ），震源深度（h ），震级（M ）。

2）震相：震源所发出的不同振动，不同传播路径的地震波在地震图上的特定标志成为震相。

3）走时方程：地震波传播的时间（t ）与震中距（x ）的函数关系。

4）走时与到时：以激发的瞬间作为地震波计时的零点，地震波到达接收点的时刻称为到时，地震波传播所经历的时间称为走时。

5）视速度与真速度：视速度： d Δ/dt=V* 真速度0*00sin sin i V i dtd V =∆=6）折射波的盲区半径：当i 1<i 0时不出现首波，即震中附近为首波盲区。

其半径为Δ0 =(2H- h)tgi 0。

7）正常时差与动校正：各接收点的走时相对于共中心点回声时间的时差，称为正常时差△t i 。

将一系列来自共反射点的反射波记录中的反射波走时 t i 减去校正值△t i , 使共反射点波列的走时都相同为 t 0 ，这个过程叫动校正。

地震震相课件100905(孟晓春)

地震波
体波：
P波(primary waves) －－纵波 S波(secondary waves) －－横波
面波：
R波（Rayleigh) L波 (Love)
面波
是在弹性分界面附近存在的一类波动，这类波动的能量主要分布地分界面附近，因此，称为面波。常见的有瑞利波（Rayleigh）、勒夫波（Love)
反射波走时规律
单层地壳结构反射波走时方程
tP 11 O'S vP 11 2 (2 H h) 2 vP 11 2 (2 H h) 2 vS11
t S11
渐近线:
tp =Δ/v
视速度: v = d Δ ／ dt
反射波走时规律
双层地壳结构反射波走时方程
t
2 H1 h 2H 2 1 1 2 2 v12 2 c 2 v2 c v1 v12
(2 H1 h) c 2 H 2 c 1 1 2 2 c c 2 v12 v2

sin i1 sin i2 c v1 v2
首波走时规律
单层地壳结构首波走时方程
cos i0 (2 H h) vP 2 vP1 cos i0 tSn (2 H h) vS 2 vS 1 t Pn
0 (2H1 h)
v1 v32 v12

2H 2 v2
2 v32 v2
近震走时规律
近震直达波、反射波和首波走时之间的关系
走时方程的作用确定震源位置求解地壳结构判断震相
地壳结构与走时之间的关系
地区
河北四川
Pn波速度
8 7.8

2-1地震波的时距方程与时距曲线

二)直达波的时距方程和理论时距曲线图
从震源O点出发，没有经过界面的反射和透射直接传播到达，各道检波点的地震波叫直达波。直达波从震源发出沿地面方向在W1介质中以V1速度传播，未经过分界面R的反、透波与反射界面R和W2介质无关，因此它带来的地下信息是很有限的。当震源在地表面（此时h = 0），直达波的入射角α=90º，按视速度定理V*=V1。直达波以V1速度先后到达各到检波点。把直达波到达各个道的时间用直线连结起来，则就是一条通过坐标原点的直线。这条直线就是直达波的时距曲线。我们可以从这条时距曲线中找到波传播距离X和所用时间t 的函数关系，直达波到达各道检波点的时间 ti = Xi / V1，这个公式是一个直线方程。
t
V1

V1
( 2h ) X i
t 2V 21 4h 2 X 2
经过变形，上式可以变成为反射波的标准方程式——双曲线方程标准式：
X2 Y2 2 1 2 a b
相比，也可以认定反射波的时距方程式是标准双曲线方程。
三）三维空间的时距方程与曲线：如图所示，设地面为平面Q，平界面的反射界面R与地面的夹角（界面倾角）ψ，波速为υ为，测线沿X 轴方向，X轴与地层界面的倾向夹角为α（又叫测线方位角，取震源O 为坐标原点，Z 轴的方向垂直向下。在测线上任意一点S进行观测时，所观测到的反射波的射线路径为OBS。根据斯奈尔定律，
探的方法，也是按照检波器接收的有效地震波的种类来命名。反射波法就是利用检波器接收的从地下岩层介质和分界面反射回来的地震波，使用计算机对地震波带来的各种信息的分析处理，得到被勘察场地的地层分布和构造变化的地震勘察方法。如果接收和处理的是折射波、面波就是折射波法、面波法。其实折射波法是最早进入工程地震勘察的方法，这个时间大概是上个世纪四十年代末第二次世界大战结束以后的城市重建浪潮开始的。但这种方法本身的局限性，限制了它的发展和应用。近些年，特别是上世纪八、九十年代末开始，随着我国国民经济的持续高速发展，防震减灾法的公布与实施，我国城市化进程的发展不断加速，城市规模不断扩展，

第五节连续介质中地震波的运动学1

2
β
] =[
shVo β t
2
β
]
③
在v(z)=vo(1+βz)下，等时线是一弧圆，圆心在z 轴上，给出一个ti求出圆心位置：
Zi = ch (Vo β ti ) 1
β
shVo β t
γ =
β
思考题： 1、地震波在连续介质中传播时的射线和等时线方程特点 2、v(z)=vo(1+βz)的射线方程形式：
β
ctgα o ) + [ z (
2
β
)] = (
2
β
csc α o ) 2 ②
地震波射线是一个圆弧，圆心的位置：
Xm =
1
β
ctgα o 1
Zm =
β
γ =
1
β
csc α o
如图：如图：
在x—z平面内，在z轴负方向作一条与0x平行，相距ox为的直线AB，AB 上任取x1圆心，ox1为半径作圆弧，就得到一条射线。
第五节连续介质中地震波的运动学物探部解释组
学习重点：一、理解地震波在连续介质中传播时的射线和等时线方程二、理解速度规律为v(z)=vo(1+βz) 时射线和等时线方程
连续介质：连续介质：速度随深度连续变化的介质，v=v(z) 。在地震勘探中，经过大量的生产实践，对于较深的界面，把它的覆盖介质的波速看成是随深度连续变化，更接近于真实情况，本节讨论地震波在连续介质中的传播规律。
一、地震波在连续介质中传播时的射线和等时线方程
为了便于研究v=v(z)t条件下，波在介质中传播的几何路程，将半空间分成许多厚度为⊿Z 的水平落层，每层速度为v0, v1…Vn可把连续介质先当作层状介质进行研究。由这一基本思路，把连续介质简化为许多厚度为⊿Z的水平落层。由震源出发的射线，满足折射定律：

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获得地球分层结构的大事年表
1906年奥尔德姆首先试图从地震波穿过地球的时间来推断整个地球的内部结构，他也是地核的发现者；
1909年，莫霍洛维奇根据近震初至波走时，算出地下56km出存在一个间断面。后来发现绝大多数地区都存在这个间断面，平均深度约为30 km，称为“莫霍界面”，也就是地壳的底面；
1914年古登堡根据地震体波的“影区”确认了地核的存在； 1936年莱漫通过对体波“影区”进一步研究，发现液态的地
核中还有一个固态的地球内核； 1996年中国旅美学者宋晓东通过研究穿过地核的地震波，推
断出内核旋转速度要比外核快。
地壳：
地壳实际上是由多组断裂的，很多大小不等的块体组成的，它的外部呈现出高低起伏的形态，因而地壳的厚度并不均匀：大陆下的地壳平均厚度约35公里，我国青藏高原的地壳厚度达70公里以上；海洋下的地壳厚度仅约5～10公里；
内界面反射波
远震震相记录
TRAVEL TIME CURVES
地球内部结构
地球内部结构是指地球内部的分层结构。目前世界上最深的钻孔也不过12公里，连地壳都没有穿透。科学家只能通过研究地震波、地磁波和火山爆发来提示地球内部的秘密。一般认为地球内部有三个同心球层：地核、地幔和地壳。
2865公里，主要由致密的造岩物质构成，这是地球内部体积最大、质量最大的一层，平均密度为 4.9g/cm3 ，占地球总体积的 83.4% ，约占总质量的 2/3; 地幔又可分成上地幔(35-670 km)和下地幔(670-2900 km)两层。一般认为上地幔顶部存在一个软流层，推测是由于放射元素大量集中，蜕变放热，将岩石熔融后造成的，可能是岩浆的发源地。下地幔温度、压力和密度均增大，物质呈可塑性固态。
当h 0或h 时,t /V
是一条过坐标原点的直线。
2、反射波：
OA AS OS 2 (2H h)2
t
V
V
V
0
t
2H V
h
t0
整理后得：
t2 t02
2 (2H h)2
1
因此反射波走时曲线也是一条双曲线
但与直达波的双曲线相比，其实半轴与虚半轴的长短不同。
3、折射波：
OA BS AB
地震震相、走时方程及地球内部构造
近震震相及走时方程
震相：就是在地震图上显示的性质不同或传播路径不同的地震波组。各种震相在到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等方面都有自己的特征。
（一）近震震相：在近震范围内出现的震相。主要有直达纵波和直达横波，Moho面上的反射纵波和反射横波，Conaቤተ መጻሕፍቲ ባይዱd面上的反射波,以及瑞利面波和勒夫面波。
t
.........
V1
V2
2H h
V2
U
其中：U V1V2 / V2 2 V12 称为穿透深度
USE TRAVEL TIME CURVES TO FIND VELOCITY STRUCTURE VERSUS DEPTH
近震记录的特征是：震相简单，主要有
P、S、P11、S11、Pn和Sn ;
i
Snell’s law for spherical earth with velocity v at radius r Ray turns to incidence angle i so ray parameter p is constant along the ray
远震震相多而且复杂，射线经过的路程长。
3）、壳幔分界面的反射波PcP,PcS等。
Stein & Wysession, 2003
4）、地核穿透波
（1）通过地球外核的波： PKP、PKP2、PKS、SKP等等，K表示在外核传播的P波。
（2）通过地球内核的波： PKIKP、PKJKP等，I表示纵波，J表示横波。
内核波
外核波
（3）地核内界面的反射波。 PKKP、SKKS等等，反射两次的用PKKKP,或记为P3KP。反射N-1次记为PNKP。
内外核的速度阶跃：
地核的发现者—奥尔德姆(1858－1936年）
奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线(上图)和简单的穿过两层地球模型的波的路径 (下图)。
（二）走时方程
走时曲线:地震发生时，地震波经由内向外传播，地震波信号为地震观测站所记录，距离震源愈近的测站越早收到信号，利用不同距离所对应的不同时间，建立出来的曲线称为走时曲线。
由左图可得：
OS 2 h2 t
V
V
当 0 时整理后得：
t
h V
t0
t2 t02
2 h2
1
很明显这是一个双曲线方程，
核幔界面的速度阶跃：
地核：地幔下面是地核，地核的平均厚度约3400公里，
占地球总体积的16.3%，约占总质量的1/3 。地核还可分为外核和内核三层，外核厚度约2250
公里，物质大致成液态，可流动; 内核是一个半径为1220公里的球心，物质大概是固态的，主要由铁、镍等金属元素构成。地核的温度和压力都很高，估计温度在5000℃以上，压力达1.32亿千帕以上，密度为每13 g/cm3.
1）、从震源经地幔到达台站的折射波(P,S),叫远震直达波。 2）、地表面反射波PP,SS,反射两次用PPP,SSS表示,转换波
用PS或SP表示，可以有：PSP,PPS,SSP等
震源位置
地震台站
折射直达波
地表反射波
深源反射波
震源 pP、pPP、sP、sSS等。小写字母表示在地表反射之前的波，大写是反射之后的波。
目前所知地壳岩石的年龄绝大多数小于20多亿年，即使是最古老的石头丹麦格陵兰的岩石也只有39亿年；而天文学家考证地球大约已有46亿年的历史，这说明地球壳层的岩石并非地球的原始壳层，是以后由地球内部的物质通过火山活动和造山活动构成的。
全球地壳厚度分布
中国地壳厚度
地幔：地壳下面是地球的中间层，叫做“地幔”，厚度约
振动持续的时间较短，一般不超过5分钟；折射波振幅明显小于直达波振幅。
远震震相及走时表
Spherical earth ray parameter - constant along a ray
SEISMIC RAY PATHS BEND AS VELOCITY INCREASES WITH DEPTH

地震震相与走时方程

地震波理论时距曲线

地震波的时距关系

地震波初至走时的计算方法综述_赵烽帆

2-1地震波的时距方程与时距曲线

地球物理

地震震相课件100905(孟晓春)

2-1地震波的时距方程与时距曲线

第五节 连续介质中地震波的运动学1

第五节连续介质中地震波的运动学1