震源机制正演模拟
地震正演模型应用(Ⅰ):用叠后地震正演模拟方法精确解释东河砂岩尖灭点
地震正演模型应用(Ⅰ)：用叠后地震正演模拟方法精确解释东河砂岩尖灭点Ben;F;Mclean;戴金星;罗平【期刊名称】《石油勘探与开发》【年(卷),期】2005(032)005【摘要】叠后正演模拟不仅能更好地解释平缓构造背景下的地震数据,而且有助于描述地震资料无法分辨的地质体.东河砂岩是塔里木盆地已知的储集层,横向展布不均匀,由于地震分辨率的限制,很难准确描述东河砂岩的空间展布.用叠后地震正演模拟方法研究东河砂岩尖灭点分布,发现合成地震振幅能量首先增强,然后衰减,其中还存在地层上拉和假倾角现象.这些特征有助于对东河砂岩尖灭点进行地震解释.【总页数】5页(P78-81,85)【作者】Ben;F;Mclean;戴金星;罗平【作者单位】中国石油勘探开发研究院,北京,100083,中国;Finlay Geoscience Laboratories Pty Ltd,South Australia 5162,Australia;中国石油勘探开发研究院,北京,100083,中国;中国石油勘探开发研究院,北京,100083,中国【正文语种】中文【中图分类】TE132.1【相关文献】1.塔河油田三叠系储层地震正演模拟及应用研究 [J], 蔡成国;赵迎月;顾汉明2.煤矿常见地质异常地震正演模拟在石屏矿地震解释中的应用 [J], 占文锋3.地震正演模拟技术在准噶尔盆地西北缘七区地震解释中的应用 [J], 霍进杰;于浩业;董雪梅;祁明霞;李胜4.用保真保幅处理三维地震资料解释YW3井区东河砂岩尖灭线 [J], 王晓平;陈波;孙维昭;张红梅;藏殿光5.地震正演模型应用(Ⅱ):用地震正演叠前炮集记录模拟方法定量解释薄砂岩的各向异性 [J], Ben F Mclean;戴金星 ;姚蓬昌因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
全波形反演的工作原理
全波形反演的工作原理全波形反演的工作原理简介全波形反演是一种用于地球物理勘探的前处理技术，旨在通过地震波的传播和反射信息来重建地下介质的物理属性。
它是一项复杂而强大的技术，被广泛应用于石油勘探、地震监测以及其他地球物理领域。
传统反演方法的局限性在传统的地震勘探中，通常只使用地震波的到达时间和振幅信息来判断地下结构。
然而，这种方法无法提供足够详细的地下信息，并且很难区分不同类型的地质体。
全波形反演的原理全波形反演通过利用地震波在地下介质中的传播和反射规律，以及地震波在地下界面上的反射和透射现象，来反推地下介质的物理属性。
其工作原理可概括为以下几个步骤：1.正演模拟：根据已知的地下介质模型和波源信息，使用数值模拟方法计算地震波的传播过程和在地表或接收器上的观测结果。
2.误差函数定义：将地震波的观测数据与模拟结果进行比对，计算它们之间的差异，常用的误差函数包括最小二乘法、互相关等。
3.反演算法：通过不断调整地下介质的模型参数，以使误差函数最小化，来逐步重建地下模型。
常用的反演算法有梯度下降法、共轭梯度法等。
4.迭代计算：反演过程是一个迭代的过程，需要不断更新地下模型并重新进行正演模拟和误差函数计算，直到满足反演收敛的条件。
虚拟实验与验证全波形反演是一项理论和实践相结合的技术，虚拟实验和验证是其关键步骤之一。
虚拟实验通过利用已知的地下介质模型，产生合成的地震波观测数据，并将其输入到反演算法中进行反演。
通过与实际观测数据进行比对，可以验证反演结果的准确性和可靠性。
应用领域全波形反演技术在地球物理勘探领域具有广泛的应用，包括但不限于以下几个方面：•油气勘探：全波形反演可帮助解决油气勘探中的各种问题，如油藏形态预测、岩性识别、储层描述等。
•地震监测：全波形反演可用于地震活动的监测和分析，包括地震源研究、震源机制解析等。
•地下水勘查：全波形反演可用于地下水资源勘查，帮助确定地下水的分布、流动性质等。
结论全波形反演是一种强大而复杂的地球物理勘探技术，通过利用地震波的传播和反射规律来重建地下介质的物理属性。
地球物理反演基础-3
物理模拟与数值模拟对比来自1、实际意义对比
2、适应性对比
3、模拟成本对比
4、模拟速度对比
5、模拟可操作性对比
6、模拟精度对比
第三章 地震正演
前言
地震数值模拟技术体系
地震数值模拟技术应用实例
1、绥中36-1油田时移地震可行性分析 2、指导地震勘探设计 3、对现有地震技术进行反思
弹性波方程模拟
有限差分FCT方法求解得到时间切片的X分量和Z分量
弹性波方程模拟
直达P波 直达S 波 直达P波 直达S 波
P-P波 P-S波 S-P波 S-S 波
P-P波 P-S波 S-P波 S-S 波
模拟单炮记录X分量
模拟单炮记录Z分量
（5）粘弹性波动方程
2u u v 2u 2v t 2 x [( 2 ) x z ( 2 ) t x t x ] u v 2u 2 v [ ( ) ( )] z z x t z t x 2 2 2 v u v u v [ ( ) ( )] 2 t x z x t z t x 2 2 u v u v [ ( 2 ) ( 2 ) ] z t x t x z x
储层
褶积模型模拟
利用测井资料合成地震数据
褶积模型模拟
子 波 频 率 影 响 分 析
地 质 模 型 地 震 子 波
子波频率20Hz
子波频率30Hz
子波频率40Hz
褶积模型模拟
0.05
楔形 顶 界 面 最大反射振 幅值
0.04
0.03
0.02
模拟地震演示实验报告(3篇)
第1篇一、实验背景地震作为一种自然灾害，给人类带来了巨大的生命财产损失。
为了提高人们对地震的认识和应对能力，我们进行了模拟地震演示实验。
本次实验旨在通过模拟地震现象，让学生直观地了解地震成因、传播过程及地表变化，增强他们的防灾减灾意识。
二、实验目的1. 了解地震成因及传播过程；2. 熟悉地震波对地表的影响；3. 增强学生的防灾减灾意识。
三、实验原理地震是地壳内部岩石层在内外力作用下发生变形或断裂，产生的地震波传到地表引起地表震动的过程。
本实验采用模拟地震的方法，通过搭建模拟地震装置，模拟地震成因、传播过程及地表变化。
四、实验器材1. 模拟地震装置：由支架、模型岩石层、弹簧、传感器等组成；2. 计时器；3. 地震波记录仪；4. 地表模型；5. 地震波模拟软件。
五、实验步骤1. 搭建模拟地震装置：将支架固定在地面上，将模型岩石层放置在支架上，将弹簧连接在岩石层两端，确保弹簧处于拉伸状态；2. 连接传感器：将传感器安装在岩石层上，连接地震波记录仪；3. 地震波模拟：启动地震波模拟软件，模拟地震波传播过程；4. 观察现象：观察岩石层变形、弹簧伸缩、传感器数据变化及地表模型变化；5. 记录实验数据：记录岩石层变形程度、弹簧伸缩长度、传感器数据及地表模型变化情况。
六、实验结果与分析1. 实验结果显示，模拟地震装置在地震波模拟软件的驱动下，岩石层发生了变形，弹簧伸缩，传感器数据发生明显变化，地表模型也发生了相应的变化；2. 通过实验数据，可以得出以下结论：（1）地震波在传播过程中，会使得岩石层发生变形，弹簧伸缩，导致地表发生变化；（2）地震波传播速度与岩石层性质、地震波频率等因素有关；（3）地震波传播过程中，能量逐渐衰减，地表变化程度与地震波传播距离有关。
七、实验总结本次模拟地震演示实验，使学生直观地了解了地震成因、传播过程及地表变化，提高了他们的防灾减灾意识。
实验过程中，学生积极参与，认真观察，对地震现象有了更深入的认识。
火山岩地震响应特征的正演模拟
ｉ ｅ ｓ ｃｒ ｓ ｏ ｓ ｓｎ ｏ ｃｓ ｉ ｍｉ ｅ ｐ ｎ ｅ ｕ ｉ ｇ ｎ ｎ—ｓａｉ ｎ ｒ ａ ｄ ｍ ｄ ｕ ｍｏ ｅｉ ｇ ｈ ｏ ｇ ｏ ａ ｄ ｍｏ ｅ ｉｇ ｃ ｌ ｕ ａｉｎ，ｔ ｅ ａ — ｔ ｔ ａ ｙｒ ｎ ｏ ｍｅ ｉ ｍ ｄ ｌ ．Ｔ ｒ ｕ ｈ ｆｒ ｒ ｄ ｌ ａｃ ｌｔ ｏ ｎ ｗ ｎ ｏ ｈ ｎ
Ｆｏ ｗａ ｄ ｍ ｏ ｅｉ ｇ ｏ ｏ ｃ ｎ ｃ ｓ ｉｍ ｉ ｅ ｐ ｎ ｅ ｃ ａ ａ ｔ ｒ ｓ ｉｓ ｒ ｒ ｄ ｌｎ ｆｖ ｌ ａ ｉ ｅ ｓ ｃ ｒ ｓ ｏ ｓ ｈ ｒ ｃ ｅ ｉｔｃ
ＳＵ ｅ ，ＺＨＡＮＧ ｕ ｆ ｎ Ｗ ｉ Ｃｈ ｎ—ｅ
Ｅ ｐｏａｉ ｎ ｅｅ ｐ ｅｔｎｔｕｅｆｔ ｏｔ ａｔ ｉ＆ Ｇ ｓ ｒｎｈ ＳｎＰ Ｃ ｈ ｎｃｕ ３ ０２ ｈｎ ｘｌｒｔ ｎａ ｄＤ ｖ ｏｍ ｎ Ｉｓ ｔ ｈ Ｎ ｒ ｅｓＣ ａｇ ｈｎ１０ ６ ，Ｃ ｉ Ｂ ｏ ａ
苏巍 ，张春芬
中国石化 东北油气分公司 勘探 开发研究 院，长春 １０ ６ ３０ ２
摘要：为进一步 了解松 南梨树 断陷火石岭组 火山岩储层 的地震响应特征 ， 指导 火山岩体 的地震 资料解 译及 成藏期次的识别 ，以 实际地震资料 为基础 ，结合钻 井信息及 地质认 识 ，构建 了火 山岩地 质模型 ，
Ｏ 引 言
长期 以来 ，常规 的石油 地震 勘探 方法 基本 是 以
水 平层状 介 质理论 为基 础 。然 而 ，在 针对 松南 梨树 断 陷深层 火 山岩 系 的研 究 中发现 ，本 区的火 山岩体
关键词 ：火 山 岩 ； 机 介 质 ； 型 正 演 ； 震 响应 随 模 地
中图分类号 ：Ｐ １ ．３ ６ ８ １０；１ ３ ． ＇ １４ ６ 文献标识码 ：Ａ ｄ ｉ ０ ３ ６ ／ ．ｓｎ １ ０ －５ ９ ２ １ ． ３ ０ ６ ｏ ：ｉ ． ９ ９ ｊｉ ． ０ ４５ ８ ． ０ １０ ． １ ｓ
地震勘探正演问题中震源机理的数值模拟
地震勘探正演问题中震源机理的数值模拟
孟昭波;杨丽华
【期刊名称】《石油地球物理勘探》
【年(卷),期】1990(000)001
【摘要】传统的正演问题是由根据线性弹性理论在均匀各向同性介质条件下得到的弹性波波动方程来模拟地震波的传播,它忽略了在近震源条件下地层介质受大应力作用所产生的变化。
用此模型描述震源激发过程将产生很大的误差,这种误差在波场模拟过程中会造成严重的干扰,使正演方法失去可靠性。
本文根据弹塑性理论,提出一种弹塑性介质地震波传播的数学模型。
该模型将整个地震波传播过程视为加载波和卸载波传播的过程,并给出了求解方法,通过求解正演问题得出了弹塑性介质的地震波波场。
与传统的忽略近震源介质塑性性质的正演方法所得数值结果的比较表明,介质在近震源受大应力作用时表现出的塑性性质是不容忽略的。
【总页数】9页(P45-52,62)
【作者】孟昭波;杨丽华
【作者单位】[1]山东大学;[2]山东经济学院
【正文语种】中文
【中图分类】TE13
【相关文献】
1.正演模拟技术在碳酸岩盐地震勘探中的应用 [J], 邓国成
2.可控震源地震勘探中的数值模拟法应用 [J], 崔宏良;王瑞贞;陈敬国;张学银;程展
展;王嘉
3.波动方程正演在地震勘探设计中的应用 [J], 丁大伟;柳溪;李宏
4.地震正演模拟在高分辨率隐伏断层地震勘探中的应用 [J], 兰晓雯;晏信飞;王成虎
5.多震源地震正演数值模拟技术 [J], 佘德平
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地震波形指示反演方法、原理及其应用
地震波形指示反演方法、原理及其应用1. 地震波形指示反演方法是一种通过分析地震波形数据来推断地下介质结构和地震源机制的方法。
2. 地震波形指示反演方法的基本原理是利用地震波在地下传播时受到地下介质的变化而产生的波形变化。
3. 地震波形指示反演方法可以应用于地震勘探、地震监测和地震灾害评估等领域。
4. 波形反演方法通常基于正演模拟，将地震波场的观测数据与最优化的模拟波形进行比较，以获得地下结构的信息。
5. 传统的波形反演方法包括偏移反演、全波形反演和散射波波形反演等。
6. 偏移反演是一种通过将地震道数据与合适的速度域反射系数进行相关计算，以获得地下结构的方法。
7. 全波形反演是一种基于非线性优化算法的波形反演方法，它利用射线追踪和波数积分模拟地震波传播，通过反复迭代优化得到地下模型。
8. 散射波波形反演是一种通过分析地震波的散射模式来反演地下结构的方法，它适用于复杂介质和多尺度问题。
9. 波形反演方法需要准确的初始模型，反演算法的收敛性和速度都与初始模型有关。
10. 噪声对波形反演方法有较大的影响，需要进行信噪比的优化和噪声去除处理。
11. 波形反演方法通常需要大量的计算资源和时间，对于大规模三维反演问题往往需要高性能计算平台的支持。
12. 地震波形指示反演方法也可以应用于地下水资源勘探、地质灾害研究等领域。
13. 地震波形指示反演方法广泛应用于石油勘探和地震勘探领域，对于油气勘探、勘探目标确定和优化井位选择等方面具有重要意义。
14. 波形反演方法也可以应用于地震监测和预测，通过监测地震波形的变化，提前判断地震活动性和地震风险。
15. 波形反演方法在地震灾害评估方面也有重要应用，可以通过分析地震波形数据来确定地震烈度和地震震源参数。
16. 波形反演方法还可以用于地下岩体稳定性评估、地下水动力响应分析等工程应用。
17. 通过结合不同类型的波形数据，如P波、S波和面波，可以获得更全面的地下结构信息。
18. 地震波形指示反演方法的精度和可靠性受到地震源机制、速度模型和反演算法的影响。
有限差分法地震正演模拟程序
有限差分法地震正演模拟程序一．二阶公式推导1．二维的弹性波动方程22222222x x x ZU U U U t x z x z λμμλμρρρ∂∂∂∂++=++∂∂∂∂∂ 22222222xz z z U U U U t z x x zλμμλμρρρ∂∂∂∂++=++∂∂∂∂∂ 2．对方程进行中间差分（1）首先对时间进行二阶差分()()()()()112,,,22222n n n xi k xi k xi kx x x x U U U U t t U t U t t U t t t +--++-+-∂==∂ ()()()()()112,,,22222n n n zi k zi k zi kz z z z U U U U t t U t U t t U t t t +--++-+-∂==∂ （2）对x 方向进行二阶差分()()()()()21,,1,22222n n n xi k xi k xi kx x x x U U U U x x U x U x x U x x x +--++-+-∂==∂ ()()()()()21,,1,22222n n n zi k zi k zi kz z z z U U U U x x U x U x x U x x x +--++-+-∂==∂ （3）对z 方向进行二阶差分()()()()()2,1,,122222n n nxi k xi k xi k x x x x U U U U z z U z U z z U z z z +--++-+-∂==∂ ()()()()()2,1,,122222n n nzi k zi k zi k z z z z U U U U z z U z U z z U z z z +--++-+-∂==∂ （4）对xz 进行差分2,1,11,11,11,11,111,11,11,11,122224n nzi k zi k z zn n n nzi k zi k zi k zi k n n n n zi k zi k zi k zi k U U U U x z x zx z U U U U U U U U x x z z x+-++-++--++-++---⎛⎫-∂∂∂∂⎛⎫== ⎪ ⎪ ⎪∂∂∂∂∂⎝⎭⎝⎭-----+==2,1,11,11,11,11,111,11,11,11,122224n nxi k xi k x x n n n n xi k xi k xi k xi k n n n n xi k xi k xi k xi k U U U U x z x z x z U U U U U U U U x x z z x+-++-++--++-++---⎛⎫-∂∂∂∂⎛⎫== ⎪ ⎪ ⎪∂∂∂∂∂⎝⎭⎝⎭-----+==（5）把（1）（2）（3）（4）得到的结果带入波动方程3．写出差分方程()()()11,,,1,,1,22,1,,11,11,11,11,12222=2++4n n n n n nxi k xi k xi kxi k xi k xi k nnnnnnnxi k xi k xi k zi k zi k zi k zi k U U U U U U t x U U UU UUUz xz λμρμλμρρ+-+-+-++-++----+-++-+--++()()()11,,,1,,1,22,1,,11,11,11,11,12222=2++4n n n nnnzi k zi k zi kzi k zi k zi knn n nnnnzi k zi k zi k xi k xi k xi k xi k U U U U U U t x U UUU UUUz xz λμρμλμρρ+-+-+-++-++----+-++-+--++即得到()()1,,1,,1,,122112,,,1,11,11,11,1222+=2-++4n n n n n nxi k xi k xi kxi k xi k xi k n n n xi k xi k xi k n n n nzi k zi k zi k zi k U U U U U U x z U U U t U U U U z x λμμρρλμρ+-+-+-++-++---⎛⎫-+-++ ⎪ ⎪ ⎪--++ ⎪ ⎪⎝⎭()()1,,1,,1,,122112,,,1,11,11,11,1222+=2-++4n n n n n nzi k zi k zi k zi k zi k zi k n n n zi k zi k zi k n n n nxi k xi k xi k xi k U U U U U U x z U U U t U U U U z x λμμρρλμρ+-+-+-++-++---⎛⎫-+-++ ⎪ ⎪ ⎪--++ ⎪ ⎪⎝⎭二．MATLAB 程序 clear; clc;Nx=200; Nz=300;fi=30;%%%主频t_step=300;%%%%时间采样点dx=10.0;%空间采样间隔——x 方向 dz=10.0;%空间采样间隔——z 方向 dt=0.001;%时间采样间隔——1mslambda=66*1e9;%砂岩拉梅常数lamdamu=44*1e9;%砂岩拉梅常数murho=2650;%砂岩密度%%%%%%模型扩展%%%%%vp=zeros(Nz+2,Nx+2);%纵波速度vs=zeros(Nz+2,Nx+2);%横波速度c=zeros(Nz+2,Nx+2);%交叉项系数for i=1:Nz+2for j=1:Nx+2vp(i,j)=sqrt((lambda+2*mu)/rho);vs(i,j)=sqrt((mu)/rho);c(i,j)=sqrt((lambda+mu)/rho);endend%%%%%% 震源%%%%%%%t_wavelet=[1:t_step]*dt-1.0/fi;source=((1-2*(pi*fi*t_wavelet).^2).*exp(-(pi*fi*t_wavelet).^2));% 雷克子波amp=sqrt(2.0);% 振幅source_x=floor(Nx/2)+1;% 震源位置——x坐标source_z=2;% 震源位置——z坐标source_amp=zeros(Nz+2,Nx+2);% 震源振幅初始化（所有点处均为0）source_amp(source_z,source_x)=amp;% 震源振幅，在位置source_z,source_x处振幅为amp，其它位置为0 %%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%U=zeros(Nz,Nx);% 弹性波x分量V=zeros(Nz,Nx);% 弹性波z分量U0=zeros(Nz+2,Nx+2);% 前一时刻的UU1=zeros(Nz+2,Nx+2);% 当前时刻的UU2=zeros(Nz+2,Nx+2);% 下一时刻的UV0=zeros(Nz+2,Nx+2);% 前一时刻的VV1=zeros(Nz+2,Nx+2);% 当前时刻的VV2=zeros(Nz+2,Nx+2);% 下一时刻的Vrecord_u=zeros(t_step,Nx);% x方向接收到的地震记录——Urecord_v=zeros(t_step,Nx);% x方向接收到的地震记录——V%%%%%% 有限差分计算U V %%%%%%for it=1:t_stepfor x=2:Nx+1for z=2:Nz+1U2(z,x)=2*U1(z,x)-U0(z,x)+(dt*dt)*(vp(z,x)^2*(1.0/(dx*dx))*(U1(z,x+1)-2*U1(z,x) +U1(z,x-1))+vs(z,x)^2*(1.0/(dz*dz))*(U1(z+1,x)-2*U1(z,x)+U1(z-1,x))+c(z,x)^2*(1. 0/(4*dx*dz))*(V1(z+1,x+1)-V1(z+1,x-1)-V1(z-1,x+1)+V1(z-1,x-1)))+source(it)*sour ce_amp(z,x)*dt*dt;V2(z,x)=2*V1(z,x)-V0(z,x)+(dt*dt)*(vs(z,x)^2*(1.0/(dx*dx))*(V1(z,x+1)-2*V1(z,x) +V1(z,x-1))+vp(z,x)^2*(1.0/(dz*dz))*(V1(z+1,x)-2*V1(z,x)+V1(z-1,x))+c(z,x)^2*(1. 0/(4*dx*dz))*(U1(z+1,x+1)-U1(z+1,x-1)-U1(z-1,x+1)+U1(z-1,x-1)));endendU0=U1;U1=U2;V0=V1;V1=V2;record_u(it,:)=U2(2,[2:201]);record_v(it,:)=V2(2,[2:201]);U=U2(2:301,2:201);V=V2(2:301,2:201);end%%%%% 绘制U 和V 的波场图%%%%%%figureimagesc(U(1:300,1:200));title('U');xlabel('x');ylabel('z');figureimagesc(V(1:300,1:200));title('V');xlabel('x');ylabel('z');%%%%% 绘制U 和V 的地震记录%%%%%%figureimagesc(record_u(1:300,1:200));title('U');xlabel('x');ylabel('t_step');figureimagesc(record_v(1:300,1:200));title('V');xlabel('x');ylabel('t_step');U分量波场图V分量波场图U分量地震记录V分量地震记录。
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震源机制波动方程正演模拟
Hu Jianlin 1、ISO型震源
震源示意图如：
波场快照：
上面各平面各分量的波场快照仅由P波成分组成，不含S波成分。
与各向同性爆炸源产生纯P波相吻合。
2、DC型震源
震源示意图：波场快照如下：
由上面波场快照Vz分量几乎没有，过震源点的xoz平面上仅有Vy成分，过震源点的yoz平面上仅有Vx成分，这与DC震源的理论结果相符合。
3、CLVD型震源震源示意图：
4、三种类型震源对比
由上图数量级的比较也可以发现，各种类型震源的能量强弱及分布是有显著区别的。
5、 DC 型震源P 、S 波辐射分析
DC 源过震源点的xoy 平面上对P 、S 波成分进行分离：
与双力偶型震源的二维平面辐射相吻合，二维平面辐射理论图和位移计算公式如下：
u r =
14πρ1V p 31r M (t −r V p )sin 2θ∙sin2ϕ u θ=11s 31M (t −r s )sinθ∙cosθ∙sin2ϕ u ϕ=
11s 31M (t −r s )sinθ∙cos2ϕ 上式表述的是双力偶震源辐射的远场地震波位移在接收点P(r,θ,Φ)处的分量表达式，ρ
为岩石密度，r 为接收点至震源点的距离，M
为双力偶中的一个力偶强度随时间的微商。
根据上面公式，计算得到结果，将理论计算结果成图表述如下：
将上述理论计算的结果和交错网格有限差分的计算结果比较得，有限差分正演模拟的结果是正确的，虽然具有一定误差，但还是可以的。
6、DC型震源P波空间分布
记录P震相的初始振动方向。
向上的,记为正号；向下的，记为负号。
正号P波是压缩波，因为这种波的到达使接收点附近区域突然受到挤压，介质体积发生一微量压缩；
负号P波是膨胀波，因为它使接收点附近区域受到一个突然拉伸，介质体积发生一微量膨胀。
每个接收点记录的某一特定P波震相都可同震源处发出的一根地震射线相对应。
在空间上，波前起跳的正负号同样与之相对应：
某时刻波场快照在各个方向上的初始起跳如下所示：。