地震波的运动学特征
地震波运动学
（1）反射波 1 '1
产生反射波的条件： 当入射波垂直入射界面的产生 反射波的条件为：（不存在转换波时）
V V 1 1 2 2
不同的波阻抗是区分不同介质的根据，非垂 直入射时条件也近似如此。
A 反
V V 2 2 1 1 A 入 V V 2 2 1 1
反射波的强度（振幅）决定于波阻抗差与入 射波的强度波阻抗的差值越大，反射波越强。
i 1
n
n
0
i 1 n
h v h v
(1 P (1 tiP
2
v
2 i
i 1
1 P 2 v
2 i
2
2 i
t
)
t 2 t 02
n
i1
ti
x2 ( t i v i2 ) 2
i1 n
t i v i2
i1
n
n
t 02
i 1
i1
ti x2
O*
极小点
倾角
X min 2 h sin 2h t cos min V
Xm s in 2h t m in cos tO
反射波时距曲线
1、均匀介质共炮点时距曲线 （2）一个倾斜界面共炮点反射波时距曲线
X
m in
t m in
2 h s in 2 h c o s 极小点 V
正演问题是给定地下界面的产状要素和 速度参数等，求各种波(包括直达波、折 射波和反射波等)的时间场
反演问题是根据实际获得的时间场求取 地下界面的几何形态和运动学参数等。
第四章_地震波运动学
∑ ∑ n
n
x = 2 hitg αi =
i=1
i=1
2 hi P Vi 1 − P 2Vi 2
所以，水平层状介质的反射波旅行时 曲线可以用参数 P 表示为：
∑ ⎪⎧t = n
⎪
V i =1 i
2hi 1 − P 2Vi2
∑ ⎨
⎪ ⎪⎩
x
=
n i =1
2hi PV i 1 − P 2Vi2
公式中的Vi 是地震波在每个单层中的传播速度
称的双曲线
四、正常时差（normal moveout-NMO)
• 正常时差的定义： • 一、对界面上某点，以炮检距x进行观测得到
的反射波旅行时同零炮检距（自激自收）进 行观测得到的反射波旅行时之差。 • 二、在水平界面情况下，各观测点相对于爆 炸点纯粹是由于炮检距不同而引起的反射波 旅行时之差。
第3章 地震勘探方法－§3-1方法原理
正常时差校正的目的： 使得共炮点道集的反 射波同相轴能反映地 下界面的实际产状。 右图的绿点表示实际 反射点的位置，而兰 点表示的是时距曲线 上对应的位置。黄点 表示动校正后的时距 R′ 曲线位置。
A
t
Δtn
t0
o
x
s
R
B
五、倾角时差
倾角时差：由激发点两侧对称位置观测到 的来自同一界面的反射波的时差。
4、绕射波的时距曲线的特点：
1）双曲线，但其弯曲度相比于同t0 的反射
波而言要弯曲得多； 2）绕射波的极小点在绕射点R的正上方 极小点的坐标为：
( ) ⎪⎧ x min = l
⎨ ⎪⎩ t min
=1 v
l2 + h2 + h
4、绕射波的时距曲线的特点
地震波特点
地震波特点
地震波包括纵波和横波两种，纵波在固、液、气体中都能畅通无阻，而横波只能在固体中传播，而且密度大传播快，密度小传播慢。
科学家们在地球内部33千米和2900千米两处,分别发现地震波传播速度急剧变化，说明在这两个地方，物质差异很大，存在两个间断面。
位于33千米处的称莫霍面，这个面以上是地壳，以下是地幔;位于2900千米处的称古登堡面，这里是地幔同地核的分界面。
这两个面把地球内部分成层次分明的三个主要同心层，即地壳、地幔和地核。
特点
纵波其特点是：介质的质点受到交变拉压应力作用并产生伸缩形变，可以在固体、液体、气体传播。
横波其特点是：介质的质点收到交变的剪切应力作用并产生切变形变，只能在固体传播。
纵波每秒钟传播速度5-6千米，能引起地面上下跳动。
横波传播速度较慢，每秒3-4千米，能引起地面水平晃动。
物理概述
地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。
纵波是推进波，地壳中传播速度为5．5~7千米/秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。
横波是剪切波：在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。
面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。
其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。
第一章地震波运动学
种波动。
水面上被石头打中的那一点叫波源，因为所有的波纹都似乎从那一点“发源的”应该注意每一条波纹都不是固定在水面上，而是不断变化，不断运动，任何固定的画面，都不能真正代表运动过程。
不难看出，当波纹从源向外传播时，湖水并不会从波源向四周流动，如果水面上漂浮着一片小树叶，我们将会看到，当小树叶受到“波及”时，它并不向湖岸运动，而是看来似乎是一上一下振动，实际上每个水面的质点都是就地近似地做圆周运动。
当石头刚刚掉下去时，水面上被石头打中的那一部分就开始下陷，后来在表面张力等的作用下，那一部分水面不开始上升，这样被打中的一部分水面就首先开始振动起来而形成波源。
但是水面是一个整体，它的各个部分是互相联系，一部分，一经振动，势必牵动周围的其它部分也随后振动起来，这些被牵动的振动，就通过水面上各个相邻的联系，而由近及远地传播开去，在这个例子中，振动是沿着水面传播的，这种传播振动的物质叫媒质找介质，一般所说的波或波动就是振动在周围介质中的传播，振动在介质中传播是需要时间的，当波源开始振动一段时间后，远处的介质才开始振动，这就是说振动是以一定的速度在介质中传播的，这个速度叫做该介质的波速，波速的大小取决于介质的性质或状态，也决定于波动的本身的某些特征，必须指出波的传播速度和各部分介质本身的振动以速度，就像水波的传播速度和水面质点的振动速度是完全不同的两个概念，在地震勘探中，了解各种地层中地震波的传播速度是十分重要的，这个问题以后要详细讲，而地面质点的振动速度则反映在地震波的波形，经过微分以后的数值上，一般是不研究的。
总结：基本特点：①每个质点在波传播过程中只绕其平衡位置振动并不传播到其它地方。
②波在传播过程中，质点的振动是有先有后的，也就是波是以有限的速度在介质中传播的，波的传播速度，取决于介质的速度，质点振动的速度不等于波速。
③波是受近振动的传播，其频率决定于振源而与介质无关。
人们通过各种生产活动和科学实验，发现了越来越多的自然的现象和水波的１状态）。
地震波动力学特征运动学特征
地震波动力学特征运动学特征咱今儿个就来唠唠“地震波动力学特征运动学特征”，听着名字是不是有点绕口？别急，咱一块儿慢慢捋顺。
你瞧，地震这玩意儿，就像一个不请自来的老朋友，敲门都不打招呼就来了。
咱得先搞清楚它是怎么个动法儿，不然哪天它真来了，咱可就懵圈了。
地震波分两种，一种叫体波，它像个大力士似的，从地心往外冲，横冲直撞；另一种叫面波，顾名思义，它就在地表上晃悠，像个醉汉似的，摇摇晃晃。
先说说体波吧，它又分P波和S波。
P波，学名叫纵波，顾名思义，它是直着来的，像一群小兵兵排着队，咚咚咚地往前冲。
你家里的杯子啊、花瓶啊，都得跟着它一起跳舞。
P波来得快，速度像个火箭似的，但它的破坏力倒不算太大。
接着是S波，横波，它可不像P波那么规矩，它横着来，地上的东西都得跟着它摇摆。
S波的破坏力可大了，搞不好你家里的墙都得裂开个大口子。
记得我小时候，村里来过一次地震，那会儿我正抱着个大西瓜准备啃，结果S波一来，西瓜就从我手里蹦了出去，摔了个稀巴烂。
再说面波，这家伙可就更有意思了。
面波就像是地震的“后续部队”，在地表上横冲直撞。
有种叫雷利波，它就像个大铁球滚过地表，地皮都跟着它起伏。
还有一种叫洛夫波，这家伙更狠，它在地表上扭来扭去，像个扭秧歌的，扭得房子都跟着它摇摆。
你想想，这地震波一波接着一波，地表上的东西哪能受得了？就像你家里的老太太在跳广场舞，一个人跳没事，一群人跳起来，那动静可就大了。
地震波也一样，单个儿的波还好对付，但它们一群群地来，那破坏力就不得了了。
咱再来说说这些波的动力学特征吧。
动力学，这词儿听着高大上，其实就是说它们怎么动，怎么互相作用。
地震波在传播过程中，就像一群小孩儿玩传话游戏，一个传一个，信息越传越变形。
这不光是波的传播，还有土壤、岩石这些地质结构的参与。
比如说，P波和S波在传播过程中，会遇到各种障碍物。
它们就像是一群小孩儿在玩捉迷藏，遇到墙就得绕道，遇到洞就得钻进去。
这些障碍物对波的传播影响可大了，有的波会反射回去，有的波会折射改变方向，还有的波会直接穿透过去。
精品课件-地震波运动学
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3.1.2 常用仪器及性能指标
常用于浅层及中浅层地震勘探和工程检 测的仪器性能指标见表1.3.1
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增 益 A /D
型号
生产厂家
道数
低切截频
叉 时 （ 它 不 是 自 激 自 收 时 间 ）。
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交叉时与折射界面法向深度有关,对资料解 释有意义。时距曲线斜率的倒数等于界面速 度。
由图1.2.1可见,时距曲线的D点为折射波的 始点,D点内无折射波,为折射波的盲区,D点以 外,折射波先于反射波到达接收点,且在一定范 围外,也先于直达波到达接收点。
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显然，在一定观测范围内，直达波最先到达接收点。
2 .1 .2 折 射 波 时 距 曲 线
1． 单 一 水 平 折 射 层
t
x V2
t0
（ 1 .2 .5 ）
水 平 层 的 折 射 波 时 距 曲 线 是 一 条 斜 率 为1/V2 的 直
t0
线 ，将 折 射 波 时 距 曲 线 延 长 到 时 间 轴 ，其 截 距 称 作 交
高切截频
采样率 动态范围
(最 大 值 ) 位 数
固定
M C S E IS -1 5 0 0 B 系 列 T R 8 日 本 O Y O 公 司 2 4
8
5H z
94dB
200H z 700H z
50s-1m s 42dB
M C S E IS -1 6 0 0
地球物理勘探 1-5波动方程的解及地震波的特点
r
dS
1 V
2 p
1( t )
再将特解带入左端项，则 有 ：
19
lim
r 0 S
' C1 C1 1 r ' dS lim 2 C1 dS lim 2 ( C 1 r0 r0 r rV p Vp r S r
r 0 W r 0 S
将左端一、二项带回可得 ： lim grad ndS
r 0 S
1 V
2 r 0 p
lim ( t )dW
W
1 V
2 p
1( t ) r
因为是纵波，只存在r方向的分量，即grad lim
r 0 S
, 则上式变为：
u0 v A2 exp[ i V i V ( x V s t )] ( x V s t )]
w A3 exp[
Байду номын сангаас
其位移方向与波的传播方向垂直，所以称为平面横波，也称为剪 切波，通常简称为S波。S波有两个质点振动方向：沿Z轴振动的S波分 量为垂直偏振剪切波，称为SV波，沿Y轴振动的S波为水平偏振剪切波， 11 称为SH波。
负值的情况，这与实际不合，则该波是不存在的。
16
因此，上式又可写为：
r
1
1 r
c1 ( t
r VP
)
该式是齐次方程的解，只反映了波的传播特点。当力位 函数不为零时，需求非齐次方程的解，即达朗贝尔解。
2 t 2 V p2 2 2 t 2 V p2 divgrad ( t )
0 ( t ) ( t ) 0
t0 0 t t t t
地震勘探概论3_地震波的动力学特征
2. 球面扩散
均匀介质中的波前扩散。即振幅随传播距离的增加而呈线 性衰减，而能量密度随传播距离平方的增大而减小。
I1 E 4r1 , I2 2
2
E 2 , E A 4r22
2 2
I1 r2 I 2 r1
I1 A1 r2 I A r 2 2 1
43
第一节 地震波的频谱
频谱、波谱和频波谱分析的最终目的： 为数字滤波奠定基础，从而达到压制 干扰波，增强有效波，提高信噪比的目的。
44
第一节 地震波的频谱
45
第一节 地震波的频谱
频带扫描
46
折射波 背景干扰 折射波
面波
50Hz干扰
面波
随机高频
干扰波
地震波的种类识别
47
滤波前的单炮记录
滤波后的单炮记录
接收条件：
58
第二节 影响反射波振幅的因素
一、定性分析
二、影响反射波振幅的种类
三、影响反射波振幅的主要因素
59
三、影响反射波振幅的主要因素
（一）波前扩散
（二）吸收衰减
（三）透射损失
（四）入射角的变化
（五）反射界面形态产生的聚焦和发散
60
（一）波前扩散
1. 概念 指地震波在介质中，由震源向四面八方传播，随着距离 的增加散布的波前面面积越来越大的这种现象。
12
第一节 地震波的频谱
一、频谱的概念 二、地震波频谱的表示方法 三、地震波频谱的特点
四、频谱分析的意义
五、地震波的波谱和频波谱
13
二、地震波频谱的表示方法
1. 表示方法
能用谐波分量合成任意曲线
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地震波的运动学特征
地震波是指由地震震源产生的，随着地震能量扩散而在地球内部传播的波动现象。
它具有以下运动学特征：
1. 传播方式：地震波在地球内部的传播方式分为纵波和横波两种，其中纵波的传播速度较快，而横波的传播速度较慢。
2. 波向：地震波的传播方向由波源、传播距离和介质性质等因素决定，大地震常会产生多个传播方向的地震波。
3. 波速：地震波的传播速度受到地球内部不同介质的影响，从而在不同介质中具有不同的速度，一般来说，波速越高，能量传输效果越好。
4. 能量：地震波的能量由地震震源产生，随着波向扩散而逐渐弱化，能量的强度与地震震源的大小和位置有关。
5. 频率：地震波的频率是指波浪中振动的周期，地震波的频率范围很广，从几十秒到几百赫兹不等，不同频率的地震波对建筑物的破坏程度也不同。