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。
在无限介质中任意一点的周围取一个很小的立方元体，如图二所示，元体的边为Δx、Δy、
Δz，立方体的每个面上都有三个应力分量，如在最右边的面上的应力分量为：
X x(P+Δx/2) Y y(P+Δx/2) Z z(P+Δx/2)┄┄┄┄┄(1)
在与X轴垂直的两个面上，X方向的力可表示为：
X x(P+Δx/2)ΔzΔy-X x(P-Δx/2)ΔzΔy=ΔxΔyΔz [X x(P+Δx/2)-X x(P-Δx/2)]/Δx┄┄┄┄┄(2)
当Δx、Δy、Δz很小时，（2）式可写为：
X x(P+Δx/2)ΔzΔy-X x(P-Δx/2)ΔzΔy=(?X x/?x)dxdydz ┄┄┄┄(3)
同理与Y、Z轴垂直的面上X方向上的力为：(?X y/?y)dxdydz (? X z/ ?z)dxdydz┄┄┄┄┄(4) 故在无外力作用下的牛顿运动定律为：
(? X x/ ?x+? X y/ ?y+? X z/ ?z)dxdydz=ρdxdydz?2u/?t2┄┄┄┄┄(5)
即可得：(? X x/ ?x+? X y/ ?y+? X z/ ?z) =ρ?2u/?t2┄┄┄┄┄(6)
同理得在Y、Z轴上的运动方程：
(? Y x/ ?x+? Y y/ ?y+? Y z/ ?z) =ρ?2υ/?t2(? Z x/ ?x+? Z y/ ?y+? Z z/ ?z) =ρ?2ω/?t2┄┄┄┄┄(7)
对X x=2μ?u/?x+λ（? u/?x+?υ/?y+?ω/?z）
Y y=2μ?υ/?y+λ（? u/? x+?υ/?y+?ω/?z）
Z z=2μ?ω/?z+λ（? u/? x+?υ/? y+?ω/? z）┄┄┄┄┄(7)
求微分得：
? X x/ ?x=2μ?2u/?x2 +λ?θ/?x=μ?2u/?x2 +μ?/?x(?u/?x)+λ?θ/?x┄┄┄┄┄(8)
? X y/ ?y=μ?2u/?y2 +μ?2υ/?x ?y
? X z/ ?z=μ?2u/?z2 +μ?2υ/?x ?z┄┄┄┄┄(9)
将（8）中三式相加得：
μ▽2u+（μ+λ）?θ/?x=ρ?2u /t2┄┄┄┄┄(10-1)
同理得：μ▽2υ+（μ+λ）?θ/?y=ρ?2υ/t2┄┄┄┄┄(10-2)
μ▽2ω+（μ+λ）?θ/?z=ρ?2ω/t2┄┄┄┄┄(10-3)
对（9）式中的三个式子分别求x、y、z的微分再相加得：
（2μ+λ）▽2θ=ρ?2θ/?t2┄┄┄┄┄(11)
将（10）式变形得：▽2θ=ρ/(2μ+λ)?2θ/?t2 =1/v p2?2θ/ ?t2┄┄┄┄┄(12)
上式中V p =[﹙2μ+λ]/ρ]?=[﹙k+4μ/3﹚/ρ]?
(11)式表示一种波动，其速度为v p 由θ的定义这种波称为压缩波或是纵波，v p称为纵波速度。
将（10）式分别对y x微分再相减得：
μ▽2 （? u/? y-?υ/?x）=ρ? /t2 （? u/? y-?υ/?x）┄┄┄┄┄(13-1)
同理有：μ▽2 （?υ/? y-?ω/?x）=ρ? /t2 （?υ/? y-?ω/?x）┄┄┄┄┄(13-2)
μ▽2 （?ω/? y-?u/?x）=ρ? /t2 （?ω/? y-?u/?x）┄┄┄┄┄(13-3)
如果引用一个新的向量Ω使它在x y z轴上得分量为：
Ωx =?ω/? y-?υ/?z Ωy =?u /? z-?ω/?xΩz=?υ/? x-?u /?y
则（13）式可变为：
▽2Ω=?2u /?t2ρ/μ=1/V s2?2u /t2┄┄┄┄┄(14)
V s =(μ/ρ)?由Ω定义得Ω=▽×S
S在轴上的分量分别为u、υ、ω这种波称为横波，V s横波速度。
上面的（12）式和（14）式即为波动方程。
二：地震波的应用。
在矿物勘探的发展史中，出现了很多物探方法，其中较有代表性的有重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地震勘探等。其中重力勘探受地下多种不明物质的影响，故要得到精确的结果还
必须花大量时间排除其他因素的影响。电法勘探主要对水资源金属矿有效。而利用天源地震波或人工激发产生的地震波可相对较精确的找出多重矿物并了解矿床周围的地质环境为进一步采矿做准备。
“上天容易下地难”。目前最深的钻井是位于苏联的科拉半岛钻井，其深度为12.262km仅为地球半径的0.2%左右，故想靠钻井了解地球内部结构是几乎不可能的，而利用地震波正好能解决这个问题。
结论：了解地震波的传播原理并将其用到地质、物探等领域中将会给这些领域带来新的突
破。
参考文献：
[1]张诚、《地震分析基础》、地震出版社。1986.第一版：31---32
[2] 傅淑芳，刘宝诚，李文艺，《地震学教程》，地震出版社。1980: 19---22
[3] 彭苏萍，程久龙，贾豫著，地球物理学概论，地震出版社。2011: 52---55
附录：
对（7）式即（8）式中的θ说明。
如图一有：
X x =Edu1/dx Edυ1/d y=-δX x Edω1/d z=-δX x
同理得-Y yδ=Edu2/dx Edυ2/d y=Y y Edω2/d z=-δY y
-δZ z=Edu3/dx Edυ3/d y=-δZ z Edω3/d z=Z z
即Z z X x Y y产生的总形变为：
du=du1+du2+du3
dυ=dυ1 +dυ2+dυ3
dω=dω1+dω2+dω3
综合上面的公式和μδΕλ满足的μ=Ε/2（1+δ）λ=Εδ/（1+δ）（1-2δ）即可化简得出（7）式，（7）中的? u/? x+?υ/? y+?ω/? z可用θ表示，它称为体积形变，假设一个立方体的体积形变前为dxdydz则形变后为(1+? u/? x)(1+?υ/? y)(1+?ω/? z)dxdydz故体积形变为：Dv/V=? u/? x+?υ/? y+?ω/? z=▽S=θS为一向量在XYZ轴上分量为uυω
第二章地震波运动学理论 一、名词解释 1. 地震波运动学：研究在地震波传播过程中的地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，即研究波的传播规律，以及这种时空关系与地下地质构造的关系。 2. 地震波动力学：研究地震波在传播过程中波形、振幅、频率、相位等特征的及其变化规律，以及这些变化规律与地下的地层结构，岩石性质及流体性质之间存在的联系。 3. 地震波：是一种在岩层中传播的，频率较低(与天然地震的频率相近)的波，弹性波在 岩层中传播的一种通俗说法。地震波由一个震源激发。 4. 地震子波：爆炸产生的是一个延续时间很短的尖脉冲，这一尖脉冲造成破坏圈、塑性带，最后使离震源较远的介质产生弹性形变，形成地震波，地震波向外传播一定距离后，波形逐渐稳定，成为一个具有2-3个相位（极值）、延续时间60-100毫秒的地震波，称为地震子波。地震子波看作组成一道地震记录的基本元素。 5.波前：振动刚开始与静止时的分界面，即刚要开始振动的那一时刻。 6.射线：是用来描述波的传播路线的一种表示。在一定条件下，认为波及其能量是沿着一条“路径”从波源传到所观测的一点P。这是一条假想的路径，也叫波线。射线总是与波阵面垂直，波动经过每一点都可以设想有这么一条波线。 7. 振动图和波剖面：某点振动随时间的变化的曲线称为振动曲线，也称振动图。地震勘探中，沿测线画出的波形曲线，也称波剖面。 8. 折射波：当入射波大于临界角时，出现滑行波和全反射。在分界面上的滑行波有另一种特性，即会影响第一界面，并激发新的波。在地震勘探中，由滑行波引起的波叫折射波，也叫做首波。入射波以临界角或大于临界角入射高速介质所产生的波 9.滑行波：由透射定律可知，如果V2>V1 ，即sinθ2 > sinθ1 ，θ2 > θ1。当θ1还没到90o时，θ2 到达90o，此时透射波在第二种介质中沿界面滑行，产生的波为滑行波。 10.同相轴和等相位面：同向轴是一组地震道上整齐排列的相位，表示一个新的地震波的到达，由地震记录上系统的相位或振幅变化表示。 11.地震视速度：当波的传播方向与观测方向不一致(夹角θ)时，观测到的速度并不是波前的真速度V，而是视速度Va。即波沿测线方向传播速度。 12 波阻抗：指的是介质(地层)的密度和波的速度的乘积(Zi=ρiVi，i为地层)，在声学中称为声阻抗，在地震学中称波阻抗。波的反射和透射与分界面两边介质的波阻抗有关。只有在Z1≠Z2的条件下，地震波才会发生反射，差别越大，反射也越强。 13.纵波：质点振动方向与波的传播方向一致，传播速度最快。又称压缩波、膨胀波、纵波或P-波。 14.横波：质点振动方向与波的传播方向垂直，速度比纵波慢，也称剪切波、旋转波、横波或S-波，速度小于纵波约0.7倍。横波分为SV和SH波两种形式。 15.体波：波在无穷大均匀介质(固体)中传播时有两种类型的波（纵波和横波），它们在介质的整个立体空间中传播，合称体波。 16共炮点反射道集：在同一炮点激发，不同接收点上接收的反射波记录，称为共炮点道集。在野外的数据采集原始记录中，常以这种记录形式。可分单边放炮和中间放炮。 17.面波：波在自由表面或岩体分界面上传播的一种类型的波。 18.纵测线和非纵测线：激发点与接收点在同一条直线上，这样的测线称为纵测线。用纵测线进行观测得到的时距曲线称为纵时距曲线。激发点不在测线上，用非纵测线进行观测得到的时距曲线称为非纵时距曲线。
地震勘探爆破 一般术语 01 费马原理Fermat’s principle 地震波在两点间传播的射线路径是其传播时间对其所有邻近路径的一阶变分为零的那条路径。即传播时间是最小时(在某些情况下是稳定值或最大值)的射线路径。 02 费马射线路径Fermat path 见费马原理(Fermat’s principle)。 03 震电效应seismic-electric effect 因地震波从地中两个电极间通过引起的在两电极间产生电压的效应。 04 地震勘探seismic exploration 利用地震技术包括反射法和折射法绘制地下地质构造图和地层特性图，目的是确定油气藏或矿床。 05 地震勘测seismic survey 属于地球物理勘探方法的一种，利用地震波在弹性不同的地层内传播规律研究地层构造和找油、气的方法。 06 地震地质条件seismic geologic condition 影响地震勘探工作的表层和深层的地质条件。表层条件一般是指有无良好的激发和接收条件；深层一般是指介质中能否形成良好的反射或折射界面、界面的连续性及其几何形态。 07 地震脉冲seismic pulse 也称子波。由脉冲地震震源所产生的信号(如炸药、重锤、空气枪、电火花等)。有时包括相关的可控震源信号。 08 地震记录seismic record 由一个炮点放炮记录的若的若干地震道组成的一组记录。 09 地震(记录)仪seismic recording instrument；seismograph 在野外记录检波器接收的地震信号的仪器。
10 地震噪声seismic noise 在地震反射法中，一般认为除一次反射的地震能量外的其它能量都是地震噪声，包括微震、激发引起的干扰、多次波、磁带调制噪声和谐波畸变等。 11 震源source 地震勘探中释放能量激发地震波的材料或装置，如空气枪、炸药等。 12 源致噪声source generated noise 地震勘探中震源产生的噪声，如地滚波、空气波等。 13 震源间距source interval 又称炮点间距，地震勘探中相邻震源点之间的距离。 14 震源线source line 又称炮点线，在其上布置炮点或震源点的线。震源点或炮点的间隔一般是规则的。 15 震源线间距source line interval，SLI 又称炮点线(间)距，垂直于震源线测量的震源线之间的距离。 16 震源点source point，SP 地震震源所处的位置，也称炮点。 17 地震反射法 reflection survey；seismic reflection method 震源产生的地震波(脉冲波)在地层中传播，并冲击具有不同物性的地层，一方面形成反射波传回地面，被地面检测仪器接收，然后根据测到的脉冲强度，旅行时间绘制地下地层的构造，推测是否存在油气资源，这种方法称为地震反射法。 18 地震波的产生creation of seismic waves 地震波的产生，一种是自然地震波，一种是人工地震波，它包括以炸药、机械撞击或连续振动为震源的地震波。 19 人工地震artificial earthquake 人工地震则属人为有意制造的地震，震源分为炸药震源和机械震源。
No.13,2010 现代商贸工业 Modern Bus iness Trade Industry2010年第13期 地震波层析成像反演方法及其研究综述 冯 微 (长江大学物理科学与技术学院,湖北荆州434025) 摘 要:通过研究利用初至波走时的层析反演方法建立近地表速度模型,提供近地表地下介质的速度信息,进一步为静校正或浅层工程勘探服务。 关键词:速度建模;层析成像;初至波 中图分类号:TB 文献标识码:A 文章编号:1672 3198(2010)13 0368 01 地震勘探是利用人工在地表激发和接收地震波,再对地震波作分析处理以及解释而得到地下构造信息和岩性信息的一种方法。在整个地震勘探过程中,精确的求取地震波在地下介质中的传播速度,一直是地震勘探的核心问题之一。尤其在地表条件较复杂的区域,地表速度的横向剧烈变化会严重影响中深层目的层的成像效果。近地表速度不准确,将会直接影响到速度分析、偏移成像的质量以及静校正的精度等地震勘探的各个环节和最终的勘探成果。 1 地震面波及波形反演 利用面波进行结构反演一直是了解地球介质结构的重要途径。近几年来,在面波理论和面波反演方面做了大量工作。陈蔚天和陈晓非(2001)提出了一种求解水平层状海洋-地球模型中面波振型问题的新算法,它简洁、高效,彻底消除了高频情况下数值计算的精度失真问题。张碧星等(2000,2002)对瑞利波勘探中 之字形频散曲线形成的物理机理和多模性问题进行了理论分析,研究了诸波模的传播特性及相互关系,以及地表下低速层介质的位置、厚度及其它参数对 之字形频散曲线的相互影响.在面波反演理论方面,朱良保等(2001)通过保角变换,把面波群速度的反演变成了球谐系数的线性化反演,使其计算速度快,等值线光滑,构造界限清晰。众多研究者根据从面波资料求出的频散曲线,对不同地区的地下速度结构作了反演,揭示了横向结构差异的广泛存在。 根据走时反演地下结构是获取结构信息的经典做法。刘伊克等(2001)根据三维地震观测的初至走时数据,利用最小平方与QR分解相结合的算法,在三维空间重建近地表低降速带速度模型。同时,采用分形算法克服了初至波波形差异以及折射波相位反转导致的拾取误差,实现了三维初至拾取的大规模全自动化运算。李录明等(2000)针对地震勘探中的复杂地表问题,提出了一套地震初至波表层模型层析反演方法.它利用地震直达波、回折波、折射波以及三者组合的初至波和层析反演方法具有的纵、横向变速优势,实现适应速度任意变化的复杂表层模型反演。 在利用远震体波接收函数反演地下结构方面。钱辉等(2001)对接收函数反演地壳结构速度的算法作了分析,使之适应正演参数的变化,并利用天然地震接收函数揭示了青藏高原东部地壳结构。 近年来,非线性反演越来越受到重视,许多研究者把新的最优化理论引入地震学反演中。孟洪鹰和刘贵忠(1999)提出了多尺度地震波形反演的小波变换方法。对于一维非线性地震波形反演问题,此方法和已有的简单迭代法及多重网格法比较表明,此方法更为有效。杨峰和聂在平(2000)提出了用于二维轴对称非均匀介质结构的反演和成像的一种新的反演迭代方法变分玻恩迭代方法.与传统的玻恩迭代方法相比,其收敛速度和成像质量均有较大改善。 2 地震勘探、测井问题中的地震波研究及其它 在地震勘探和测井方面,许多研究者针对实际问题,提出了新的方法。沈建国和张海澜(2000)计算了井内靠近井壁的偏心声源激发的声场,得到了在井壁不同位置的接收波形,分析了直达波、井壁反射波、纵波、横波和面波在这些波形中的反映。为了处理横向强变速介质中的深度成像问题,程玖兵等(2001)提出一种基于共炮道集的优化系数的傍轴近似方程叠前深度偏移算子,在基于反射系数估算的成像条件下,可实现叠前深度偏移成像。陈生昌等(2001)实现了一种基于拟线性Born近似的叠张海明等:地震波研究前深度偏移方法,扩大了拟线性Born近似的应用范围,使其能够适应更强的横向速度变化。张美根和王妙月(2001)利用有限元法和最小走时射线追踪的界面点法,实现了各向异性弹性波的叠前逆时偏移.陈志德等(2002)利用叠前深度域地震成像对速度模型变化的敏感性,采用偏移迭代逐次逼近最佳成像速度,研究开发了一套快捷有效的三维叠前深度偏移深度域速度模型建立技术。顾汉明等(2002)在频率-波数域中采用解析法,解出多层条件下海底实测的多分量地震数据分解成上行和下行P波和S波的算法,导出海底各层地震反射系数随入射角变化(简称RVA)的递推计算公式。金胜汶等(2002)给出了一种高效率、高精度的炮检距域叠前深度偏移方法,并得到各个不同照射角下的成像结果。 3 讨论和结论 地震波理论是固体地球物理学研究的重要基础.地震波研究领域的任何实质性进展都会促进固体地球物理学的发展.在过去的4年里,中国地球物理学家在该领域做了很多有意义的研究工作,其中不乏创新性的理论工作.当前地震波研究领域的重要课题包括: (1)复杂地球介质中地震波激发与传播理论; (2)高效计算三维介质中地震波传播的数值方法; (3)利用先进的地震波数值模拟方法,开展设定地震与强地面运动的数值模拟研究,为精细的地震危险分析与预测奠定基础。 参考文献 [1]周庆凡.我国天然气发展前景广阔[J].中国石化,2009. [2]刘英祥.我国天然气价格与天然气发展问题研究[J].企业经济, 2009. [3]牛建娣.我国天然气市场供需状况及发展对策分析[D].对外经济 贸易大学,2007. ! 368 !
关于地震波 摘要：地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。 关键词：地震波辐射地球内部 一：背景 ①2008年5月12日14时28分04秒，四川汶川、北川，8级强震猝然袭来，大地颤抖， 山河移位，满目疮痍，生离死别……西南处，国有殇。这是新中国成立以来破坏性最强、波及范围最大的一次地震。此次地震重创约50万平方公里的中国大地！为表达全国各族人民对四川汶川大地震遇难同胞的深切哀悼，国务院决定，2008年5月19日至21日为全国哀悼日。自2009年起，每年5月12日为全国防灾减灾日。 ②1976年7月28日北京时间03时42分53.8秒，在中国河北省唐山、丰南一带（东经118.2°， 北纬39.6°）发生了强度里氏7.8级（矩震级7.5级），震中烈度Ⅺ度，震源深度23千米的地震。地震持续约12秒。有感范围广达14个省、市、自治区，其中北京市和天津市受到严重波及。强震产生的能量相当于400颗广岛原子弹爆炸。整个唐山市顷刻间夷为平地，全市交通、通讯、供水、供电中断。唐山地震没有小规模前震，而且发生于凌晨人们熟睡之时，使得绝大部分人毫无防备，造成24.2万人死亡，重伤16.4万人，名列20世纪世界地震史死亡人数第一。 ③邢台地震由两个大地震组成：1966年3月8日5时29分14秒，河北省邢台专区隆尧县 （北纬37度21分，东经114度55分）发生震级为6.8级的大地震，震中烈度9度强； 1966年3月22日16时19分46秒，河北省邢台专区宁晋县（北纬37度32分，东经115度03分）发生震级为7.2级的大地震，震中烈度10度。两次地震共死亡8064人，伤38000人，经济损失10亿元。这是一次久旱之后的大震。
模拟地震波传播的可视化研究 摘要：实验中选取了与地壳平均波速相近的光学玻璃作样品，利用动态光弹的成像系统，来观测波在光学玻璃及波从光学玻璃透射到水中的传播过程，并记录0～50μs内的波的传播过程，以此来模拟地震波在地壳中反射、透射等传播行为。 abstract： the experiments selected optical glass similar with average velocity， and used imaging system of dynamic photoelasticity to observe the communication process of light in optical glass and light refraction from optical glass to water， and record the wave transmission during 0～50μs，for simulating reflection and transmission of seismic wave in crust. 关键词：地震波；动态光弹；反射；透射 key words： seismic waves；dynamic photoelastic；reflection；transmission 中图分类号：p315.3+1 文献标识码：a 文章编号：1006-4311（2013）04-0297-02 0 引言 在地震勘探中，通常是通过检波器来记录地下地震波带来的信息，根据相应的数学和物理模型进行复杂的计算机处理以获得地下的构造情况，虽然地震勘探的相关理论有很大的发展，但是由于理论结果难以获得，并且对于复杂形状的结构，解析方法变得相当繁
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。这个宽度要大于我们在陆地和海洋的反射波地震勘探以及井间和垂直地震剖面中想要成像的地下地质特征。 在这篇教案中，我们将看到如何将地震分辨率扩展到识别体积小于第一菲涅尔带的不均匀体。我们将展示如把射线理论下的旅行时和振幅公式扩展到更精确的、可以应用与带限反射和透射地震信号波场近似理论。波动方程的有限频理论提出了反射和透射地震波的敏感核函数（也称作Frechet核函数）。这些有限频Frechet核函数将速度扰动和旅行时与振幅的扰动线性的联系起来。有限频波长近似被直接应用到各种地震成
爆破地震波特性研究3 张义平,吴桂义 (贵州大学矿业学院, 贵州贵阳 550003) 摘 要:结合现场爆破震动信号,从爆破地震波的传播形式、传播方式、波的特征、波的衰减吸收及传播介质的力学模型等方面分析了爆破地震波特性。结果表明:爆破地震波是一种与自然地震波相似但又相区别的非常复杂的随机过程,它是不同幅值、不同频率与不同相位的各种波型叠加而成的复合波。爆破地震波在传播过程中会发生多次反射、折射、绕射、衍射、波型转换甚至波导、层间波等复杂现象,传播过程中波的有关参数和时频特征常与爆源条件、传播介质的物理性质、场地特征及地形等因素紧密相关。地震波在发生几何衰减的同时,还因粘弹性介质的内摩擦和热传导导致能量耗散,使得波能不断衰减。 关键词:爆破地震波;波特性;衰减与吸收 中图分类号:T D235.1 文献标识码:A 文章编号:1005-2763(2007)06-0068-05 Study on Character isti cs of Bl a sti n g-Caused Se is m i c W ave Zhang Y iping,W u Guiyi (College ofM ining,Guizhou University,Guiyang, Guizhou550003,China) Abstract:Combined with the data collected fr om the in-site monit oring of blasting vibrati on,the characteristics of blasting-caused seis m ic wave are analyzed comp rehensively fr om its p r op2 agati on for m,p r opagati on mode,p r operties,attenuati on,ab2 s or p ti on and the mechanics model of p r opagati on mediu m s.The results show that blasting-caused seis m ic wave,which is a very comp lex random p r ocess rese mbling t o be diffence fr om seis m ic wave,is a composite wave composed of kinds of waves with dif2 ferent ranges,frequencies and phases.I n the p r opagati on p r ocesses of blasting-caused seis m ic wave,comp lex phenome2 na such as many ti m es of wave reflecti on,refracti on,diffracti on and wave type diversi on even wave-guide and layer wave will happen,and relati onal para meters and ti m e-frequency charac2 teristics of waves are cl osely related t o the conditi ons of exp l osi on s ource,physical p r operties of p r opagati on mediu m,field charac2 teristics and terrain.The dissi pati on of wave energy caused by the inner fricti on and heat exchange of viscous-elastic mediu m s accompanied with its geometry attenuati on induces the gradual attenuati on of wave energy. Key W ords:B lasting-caused seis m ic wave,Characteristics of wave,A ttenuati on and abs or p ti on 爆破是矿山开采中的一个重要环节。当炸药在岩体中爆炸时,一部分能量使炸药周围的介质引起扰动,并以波的形式向外传播。在爆破近区、中区传播的依次是冲击波、应力波,地震波由应力波在传播远区到达界面产生反射和折射叠加而形成[1],它是一种由爆源附近的应力波转换而来在岩土介质中传播的一种能量逐渐衰减的扰动,尽管只占爆炸所释放能量中的一小部分[2],但爆破地震波的特性对研究爆破地震波的传播机理、衰减规律及危害控制都具有重要意义。为此,人们从不同侧面对爆破地震波特性进行了大量研究[3～10]。 本文结合现场爆破震动监测信号,在查阅大量文献基础上,从爆破地震波的传播形式、传播方式、波的特征、波的衰减吸收及传播介质的力学模型等方面进行分析,探讨爆破地震波的特性。 1 爆破地震波的分类 爆破地震波包括在地层内部传播的体波和在地层表面或介质体表面传播的面波。体波可分为纵波(P波)、横波(S波);面波主要有Rayleigh波(R波)和Love波(L波)。 体波中的纵波指质点的振动方向与波的前进方向一致,使介质产生压缩和膨胀,因此又称为压缩波、疏密波、无旋转波或P(p re m ier)波。体波中的横波指质点振动方向与波的前进方向垂直,使介质被 I SS N1005-2763 CN43-1215/T D 矿业研究与开发第27卷第6期 M I N I N G R&D,Vol.27,No.6 2007年12月 Dec.2007 3收稿日期:2007-04-16 基金项目:国家自然科学基金(50764001);贵州省科技攻关项目(黔科合GY字(2007)3015);教育部“春晖计划”资助项目;贵州省优秀青年科技人才资助项目. 作者简介:张义平(1970-),男,湖南邵东人,博士,副教授,主要从事岩体力学、矿山开采及安全技术教学与科研工作,Email:c me. ypzhang@https://www.doczj.com/doc/ea6640505.html,。
第84卷 第6期 2010年6月 地 质 学 报 AC TA GEOLOGICA SINICA V ol . 84 N o .6 June 2010 注:本文为国家自然科学基金项目(编号40774051,40404011)、中国地质科学院地质研究所基本科研业务费(编号J0707,J0803)、科技部中美国际合作项目(编号2006DFA21340)和国家专项“深部探测技术与实验研究”(编号SinoProbe -02)资助的成果。收稿日期:2009-07-05;改回日期:2010-01-20;责任编辑:章雨旭。 作者简介:贺日政,男,1973年生。博士,副研究员,主要从事利用天然地震波探测青藏高原深部结构与构造研究。Em ail :herizheng @cags .ac .cn 。 地震波速层析成像方法研究进展 贺日政,高锐,郑洪伟,管烨,李秋生,李文辉,熊小松,邓攻 中国地质科学院地质研究所,北京,100037 内容提要:本文回顾了利用天然地震观测获取地下速度结构的方法。尽管有不同的新方法涌现,天然地震波速层析成像方法,尤其是多震相联合反演的格点层析成像方法,是当今使用广泛使用的层析成像方法之一,是对地球内部成像的最有效方式。波速层析成像方法的未来发展首先是提高第一手的观测资料,即增加接收地震波信息的地震台站分布密度;同时,通过多种地球物理方法联合反演相互约束可以给出较为严格的地球物理模型,并来降低了地球物理反演和解译的多解性,这是地球物理探测研究的趋势,也是天然地震波速层析成像方法的研究趋势。 关键词:地震波;速度;层析成像方法;研究进展 经过近30多年的快速发展,地震学已成为研究地球内部结构的主要手段,是深部地球物理探测技术中首选技术。天然地震波的非凡穿透能力,同时地震波包含着其传播过程中所穿越地球内部结构的丰富信息,使得天然地震学研究是当今地球内部结构的主要方法技术之一。地震波速度成像技术常见有三种,即波形拟合反演,接收函数方法,地震波层析成像。 波形拟合:自Woo dhouse and Dziew o nski (1984)首先利用波形拟合方法分析了全球数字化台站数据后,波形拟合方法得到了广泛运用(Chen ,1993;Song and H elmbe rg er ,1992,1998;Minkoff and Symes ,1997;Pratt ,1999;黄建平等,2009)。目前波形拟合反演技术充分利用从震源至台站间的全波形信息,既可以对震源结构也可以对接收台站区域反演,或二者同时反演获取其目标区域的速度结构特征,甚至还可以模拟地震破裂过程等。波形拟合方式可以直接分析地震波在传播过程中受介质的影响,且直观地给出拟合波形与实际波形记录的对比结果(Aki and Richards ,1980)。尽管最近十年计算机技术的飞速发展,为波形拟合广泛运用提供了基础,但由于计算量非常大,利用波形拟合反演获取区域性的三维速度结构仍不是首选。 接收函数:自Vinnik 于1977年介绍用P -SV 转换波接收函数方法研究地幔结构(Vinnik ,1977) 以来,利用接收函数方法获取接收台站下方的速度结构信息现已成为天然地震学研究中又一手段 (Am mon et al .,1989,1990;刘启元等,1997),特别适合于对台站下方界面的研究。目前这种方法在国内已经普遍运用于小区域布置密集台阵剖面研究当中(刘启元等,2000;吴庆举等,2004;Chen and Ai ,2008;Xu and Zhao ,2009)。但由于台站分布、多次波影响和方法本身限制,接收函数方法获取的速度结构只是台阵下方局部二维结构,除非台站分布密度较大,否则还不大适合于三维结构反演。 地震波层析成像:与上述两种不同的是,自地震波层析成像技术(Aki and Lee ,1976)出现以来,地震波层析成像技术很快成为获取地壳/上地幔速度结构的最有力的技术手段。地震波在传播过程中受到地球内部物性的影响(Shea rer ,1999),记录到的地震波包含了其所穿越地球内部区域的速度结构等信息,据此可以获取大尺度范围内的地球非均匀速度结构,进而研究地球地幔内部物性特征。因此,地震波层析成像是当今研究地球内部基本圈层三维结构最有利的技术手段之一。 1 层析成像方法研究进展 层析成像技术首先由Aki 等提出,并给出了小尺度(Aki and Lee ,1976)和区域尺度(Aki e t al .,1977)远震体波层析成像(Teleseismic Body -w ave
爆破地震安全距离(新版) Safety management is an important part of enterprise production management. The object is the state management and control of all people, objects and environments in production. ( 安全管理 ) 单位：______________________ 姓名：______________________ 日期：______________________ 编号：AQ-SN-0500
爆破地震安全距离(新版) 爆破地震，是指炸药爆炸的部分能量转化为弹性波，在岩土中传播引起的震动。爆破地震波，对爆区附近的地层、建筑物、构筑物，以及井巷和露天边坡产生破坏作用。爆破地震波强度的大小主要取决于使用炸药的性能、炸药量、爆源距离、岩石的性质、爆破方法以及地层地形条件。为了最大程度地减小地震波的危害，应采取如下有效措施： (1)爆破前应调查了解爆破区域范围内建筑物、构筑物的结构，露天边坡稳定状况，井巷围岩稳定及支护等情况。 (2)根据爆区的周边环境，采用减震爆破方法和控制炸药量，如微差爆破、缓冲爆破、预裂爆破等爆破方法。 (3)爆破地震安全距离计算公式如下：
R=（K/V）1/α ×Qm 式中R——爆破安全距离(m); Q——炸药量(kg); V——地震安全速度(cm/s); k、a-——与爆破地点地形、地质等条件有关的系数和衰减指数。岩性 k a 坚硬岩石 50～150 1.3～1.5 中硬岩石 150～250 1.5～1.8 软岩石
地震波的频率和振幅 时间:2010-06-05 20:18来源:unknown 作者:wowglad 点击:7次 2008年12月19日 地震波的频率和振幅 1、地震波的频谱及其分析 频谱：谐和振动的振幅和初相位则随频率的改变而改变的关系,统称为地震波的频谱。 频谱分 2008年12月19日 地震波的频率和振幅 1、地震波的频谱及其分析 频谱：谐和振动的振幅和初相位则随频率的改变而改变的关系,统称为地震波的频谱。 频谱分为： 振幅谱：振幅随频率变化的关系称为振幅谱。 相位谱：初相位随频率的变化关系称为相位谱。 作用：频率分析,根据有效波和干扰波的频段差异 ①指导野外工作方法的选择 ②给数字滤波和资料等工作提供依据。 频谱分析的方法： 为了研究地震波的频谱特征,可用傅立叶变换把波形函数a（t）变换到频率域中,得到振幅随频率的变化函数A(f),这个变换过程称之为频谱分析方法。 假设波形函数a(t) ------------------(1.3.1)--
--傅氏正变换 --------------------（1.3.2）-- --傅氏反变换 这两式是等价的,即A(f)与a(t)是一一对应的。 ① δ脉冲函数Aδ(t) ② 函数： ③ 函数： 可以看出：不同时间函数具有不同的频谱。 图1.3.52、地震波的频率特征 地震波是人工激发的振动,具有连续的频谱,如图1.3.6所示。
图1.3.6主频f0：振幅谱曲线极大值所对应的频率。 频带的宽度：若|A（f）|最大值为1，则可找|A（f）|=0.707的两个频率f1和f2,两者之差△f=f2-f1为频带宽度。 大量的实际观测和分析,各种不同类型的地震波的能量主要分布频带是不同的。如图1.3.7所示。 图1.3.7 3、地震波的振幅及其衰减规律 影响地震波激发和接收时振幅和波形的因素： ① 激发条件。 ② 地震波在传播过程中受到影响。 ③ 接收条件的影响。 ④ 其它如地下岩层界面的形态和平滑状态。
地震波层析成像和电磁波层析成像 1.地震波CT 地震层析成像的主要目标是确定地球内部的精细结构和局部不均匀性。这不仅可以促进地球科学的发展，而且还可以解决许多地质勘探和矿产资源开发中的难题。 第一个原因是岩石地震波与岩性性质有比较稳定的相关性，易于对地球内部成像，反之，对找水活确定流体性质时，电磁波层析成像较好。 第二个原因是对于主要频段的电磁波，其衰减比地震波大。对于地址勘探、采矿工程、勘察工程等来说目标提一般为几米到几百米，对应波长为几十米，频率为数十赫兹。这种的地震波在不松散的岩石中传播为几公里后耍贱一般不超过120dB，接收起来不费力。反而相应波长的电磁波在岩石中传播几十米后就可能衰减100dB，难以穿透几百米的岩层。 第三个原因是电磁波速度太快，反映波速的到时参数难以测量。地震波波速为每秒几千米，振幅、到时都易于测量，而且在地震记录上可以区分不同的震相，从而得到丰富地质信息。 1.井间地震波数据的采集方法 一般地层观测排列均匀布置在风化层一下，以使提高成像分辨率。一般采集方法及对应的观测方式有： 1.共激发点道集数据采集方法 单点激发，多点接收的观测方式采集地震数据。这种方法比较适用于在震源连续性能较差且接收为多道检波系统的情况下使用。这种方法有采集快，效率高的特点。但要求至少有一口井的井深超过目的层且满足目的层覆盖要求。 2.共接收点道集数据采集方法 这种方法以移动式多点源激发，单点接收的观测方式采集地震数据。适合在震源连续激发性能较好且接收器为单级检波器系统情况下使用。但施工效率不高，也有井深要求。 3.YO-YO道集数据采集
这种方法采用激发点和接收点反向移动的观测方式采集地震数据。要求震源系统具有良好的连续激发性能，获得道集多用于反射波成像。适合井深不符合透射层析成像要求的目的层成像问题。 4.井间地震连续测井方法 这种方法采用激发点和接收点等间距同向移动的观测方式采集地震数据。适合在震源连续性能较好且接收器为单级检波器系统情况下使用。采集道集可用于进行透射与衍射层析成像和反射比成像。但是效率不高，且有井深要求。主要用于解决地层连续性诊断问题。 2.探测方法： (1)获取各种可以收集到的有用资料,根据探测区域的具体情况。首先走访勘察施工单位,确定钻孔的地层分布及钻进情况。收集探测区域其他物探方法勘查报告,了解其特征,以便与井间层析成像实测资料进行对比。 (2)测量前需准备:①仪器测试和检波器的一致性校正;②震源试验,确定最佳的震源能量、频带宽度、震源信号的形状和可重复性等;③环境噪声的测试,尽量避开噪声源;④检波器耦合试验,找出改善耦合的办法,如在底部加黏合剂,加大井中泥浆的稠度;⑤井下震源和检波器深度误差的测试。 (3)观测系统设计的好坏是层析成像取得良好地质效果的重要因素之一,观测系统的设计应考虑以下几点:①成像区域的井深与井间距之比值尽可能小于1,比值越大,陡倾角射线数越多,成像地质效果越好;②被探测的不良地质体的几何尺度及埋藏深度;③射线尽可能覆盖整个成像区域且均匀分布,尽量使每个成像单元网格内有一条射线通过;④炮点距及检波点距尽可能分布在多个方位上;⑤现场测试时,对激发、接收点应准确定位,同时应保证每张记录的信噪比高、地震波初至清晰,对不合格记录应坚决去掉或重测。同时,由于测试数据量大,应及时准确填写原始记录的激发、接收关系。 在探测过程中,介质中地震波的传播速度和介质的地球物理特性是重要的影响因素。相对于泥灰岩介质其纵波速度范围介于1. 4~4. 5 km/s之间,冲洪积层等介质其纵波速度范围介于0. 5~1. 6km/s之间。由于地质体变化的复杂性,针对具体场地，需要进行探测试验与参数标定,以确保探测结果解释的精度。 井中地震波层析成像的施工过程是:一般先将震源放到井底部,检波器串也
地震波的定义
地震波的定义 地震是地壳的一切颤动，是一种自然现象。其主要能源来自地球的内部，是由地球内部自然力冲击引起的。地壳或地幔中发生振动的地方称为震源。震源在地面上的垂直投影称为震中。震中到震源的距离称为震源深度。地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。 发生原理 英文seismic wave.由地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波。地球内 地震波 部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波。地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，这种扰动构成一个波源。由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去，形成了连续介质中的弹性波。 概念介绍 地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。地球内部存在着地震波速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。 传播方式 地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波[1]。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。 纵波和横波
现象介绍 我们最熟悉的波动是观察到的水波。当向池塘里扔一块石头时水面被扰乱，以石头入水处为中心有波纹向外扩展。这个波列是水波附近的水的颗粒运动造成的。然而水并没有朝着水波传播的方向流；如果水面浮着一个软木塞，它将上下跳动，但并不会从原来位置移走。这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。这样，水波携带石击打破的水面的能量向池边运移并在岸边激起浪花。地震运动与此相当类似。我们感受到的摇动就是由地震波的能量产生的弹性 岩石的震动。 假设一弹性体，如岩石，受到打击，会产生两类弹性波从源向外传播。第一类波的物理特性恰如声波。声波，乃至超声波，都是在空气里由交替的挤压(推)和扩张(拉)而传递。因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩，同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传，交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动，换句话说，这些颗粒的运动是垂直于波前的。向前和向后的位移量称为振幅。在地震学中，这种类型的波叫P波，即纵波（图2.1），它是首先到达的波。 地震P波(纵波)和S波(横波)运行时弹性岩石运动的形态 弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。地震产生这种第二个到达的波叫S 波，即横波。在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。因为S波涉及剪切而不是挤压，使岩石颗粒的运动横过运移方向（图2.1）。这些岩石运动可在一垂直向或水平面里，它们与光波的横向运动相似。P和S波同时存在使地震波列成为具有独特的性质组合，使之不同于光波或声波的物理表现。因为液体或气体内不可能发生剪切运动，S波不能在它们中传播。P和S波这种截然不同的性质可被用来探测地球深部流体带的存在(见第6章)。 相关性质 带偏光眼镜以减弱散射光的人可能熟悉光的偏振现象，只有S波具有偏振现象。只有那些在某个特定平面里横向振动(上下、水平等)的那些光波能穿过偏光透镜。传过的光波称之为平面偏振光。太阳光穿过大气是没有偏振的，即没有光波振动的优选的横方向。然而晶体的折射或通过特殊制造的塑料如偏光眼镜，可使非偏振光成为平面偏振光。 当S波穿过地球时，他们遇到构造不连续界面时会发生折射或反射，并使其振动方向发生偏振。当发生偏振的S波的岩石颗粒仅在水平面中运动时，称为SH波。当岩石颗粒在包含波传播方向的垂直平面里运动时，这种S波称为SV
5.方茴说：“那时候我们不说爱，爱是多么遥远、多么沉重的字眼啊。我们只说喜欢，就算喜欢也是偷偷摸摸的。” 6.方茴说：“我觉得之所以说相见不如怀念，是因为相见只能让人在现实面前无奈地哀悼伤痛，而怀念却可以把已经注定的谎言变成童话。” 7.在村头有一截巨大的雷击木，直径十几米，此时主干上唯一的柳条已经在朝霞中掩去了莹光，变得普普通通了。 8.这些孩子都很活泼与好动，即便吃饭时也都不太老实，不少人抱着陶碗从自家出来，凑到了一起。 9.石村周围草木丰茂，猛兽众多，可守着大山，村人的食物相对来说却算不上丰盛，只是一些粗麦饼、野果以及孩子们碗中少量的肉食。 1.“噢，居然有土龙肉，给我一块！” 关于地震波 摘要：地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。地球内部存在着地震波 速度突变的基干界面、莫霍面和古登堡面，将地球内部分为地壳、地幔和地核三个圈层。 关键词： 地震波 辐射 地球内部 一：背景 ① 2008年5月12日14时28分04秒，四川汶川、北川，8级强震猝然袭来，大地颤抖， 山河移位，满目疮痍，生离死别……西南处，国有殇。这是新中国成立以来破坏性最强、波及范围最大的一次地震。此次地震重创约50万平方公里的中国大地！为表达全国各族人民对四川汶川大地震遇难同胞的深切哀悼，国务院决定，2008年5月19日至21日为全国哀悼日。自2009年起，每年5月12日为全国防灾减灾日。 ② 1976年7月28日北京时间03时42分53.8秒，在中国河北省唐山、丰南一带（东经118.2°， 北纬39.6°）发生了强度里氏7.8级（矩震级7.5级），震中烈度Ⅺ度，震源深度23千米的地震。地震持续约12秒。有感范围广达14个省、市、自治区，其中北京市和天津市受到严重波及。强震产生的能量相当于400颗广岛原子弹爆炸。整个唐山市顷刻间夷为平地，全市交通、通讯、供水、供电中断。唐山地震没有小规模前震，而且发生于凌晨人们熟睡之时，使得绝大部分人毫无防备，造成24.2万人死亡，重伤16.4万人，名列20世纪世界地震史死亡人数第一。 ③ 邢台地震由两个大地震组成：1966年3月8日5时29分14秒，河北省邢台专区隆尧县 （北纬37度21分，东经114度55分）发生震级为6.8级的大地震，震中烈度9度强；