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地震波运动学第一节图片(09级)

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2地震勘探地震波的基本定律精品PPT课件

2地震勘探地震波的基本定律精品PPT课件

结晶岩石
2．4～3．4
4500～6000
108～204
3
2）、 反射定律和透射定律
反射定律
地震波从点波源O沿射线OP射 到分界面上；NP垂直于分界面， 是分界面在P点处的法线。
入射线OP和法线NP所确定的 平面垂直于分界面，这个平面 叫做波的入射面。
入射线和法线所夹的角θ1叫做 入射角；
反射波的射线叫做反射线，反 射线和法线所夹的角θ1’ 为反 射角。
可以理解为：波沿着实际路线传播时所用的时间， 比沿假想路线传播时所用的时间要“短”。
28
4 ）、惠更斯(Huygens)原理
惠更斯原理是利用波前的概念来处理问题。 波是振动在介质中的传播过程。 这种传播是通过介质中相邻部分之间的相互作用来进
行的。 对于波到达较晚的那些部分来说，波到达较早的那些
一、地震波的基础知识
4、地震波传播的基本规律
1) 、反射和透射 2）、反射定律和透射定律(斯奈尔定律) 3）、费马原理 4）、惠更斯原理 5) 、波的运动学和动力学 6) 、视速度定理 7）、折射波
1
1）、 反射和透射
当波入射到两种介质的分界面时。通常会分成两部分。 一部分回到第一种介质中，就是所谓的反射波；
31
利用惠更斯原理求新波前
• 有了惠更斯原理，就可以利用作图的方 法，根据已知的波前求出后来时刻的波 前。如右图所示，S1代表时刻t1的波前。
• 要确定后来的一个时刻t2=t1+Δt的新波前， 可以把S1上所有的点都看成子波源，认为 它们从时刻t1开始向外发出子波。
• 过了一段时间Δt ，这些子波的“子波前” 应是半径为V Δt的球面。用一个曲面S2将 这些小球面上离曲面S1最远的各点连起来， 就得到和时刻t2=t1+Δt相对应的波前。

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
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。

地震波运动学

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1章 地震波的运动学

第1章 地震波的运动学

hi vi p 1 (vi p) 2 hi
)
t 2
i 1
2 x 2 t t t0 t0 2 t0 v x2 t（ ） t0 0 1 2 4h x 当 1时，按泰勒公式展开： 2h 1 x 2 t t0 [1 ( ) ] t0 2 2h x2 x2 t0 2 2 2(vt0 ) 2v t 0
直 达 波 ， 反 射 波 ， 折 射 波 的 实 际 记 录
反射波
折射波
三、多界面水平层状介质折射波时距曲线：
1、 交叉时的概念。 x ti t v1 ON OM ti v0 v1 折射波的延迟时 注：ti 在数值上等于沿实际路 径传播时间与从激发点 直接 沿地面以速度 v1传到接收点的时间差。
• 概念：时距曲线----地震波的传播时间与距离的 关系曲线。 • 正演：地质模型－>物理模型－>数学模型 －>分析波场特征、传播规律（理论） • 反演：在理论的指导下由观测数据作地质分 析（构造、物性参数）。
地 质 模 型
正 演
反 演
地 震 数 据
一、时距曲线的概念及直达波时距曲线
１、直达波时距曲线方程：
四、正常时差
3、动校正：
在水平界面情况下，从 地震 记录中减去正常时差 t，即 得到 x 处的自激自收时间 t0， 2 这一过程称为正常时差 校正， 或者动校正。 补充：相对应的，静校 正常在 《地震资料数字处理》 中用到。
（b）多道接收同相轴与界面形态不对应 （a）自激自收同相轴与界面形态相对应
(b)多道接收同相轴形态与界面形态不对应
二、水平界面共炮点反射波时距曲线
2、曲线方程：
o*S t V
2 x 2 4h0 V

地震波运动学第五节---(09级)连续介质

地震波运动学第五节---(09级)连续介质

为了便于研究在V=V(z)条件下波在介质中传 条件下波在介质中传 为了便于研究在 播的几何路程， 播的几何路程，我们可以将连续介质分成许 的水平薄层， 多厚度为△ 的水平薄层 多厚度为△z的水平薄层，并将每层中的速 度视为定值(设各层速度为 设各层速度为V 度视为定值 设各层速度为 0,V1,V2,...,Vn)。 。 这样就可以把连续介质先当作层状介质 先当作层状介质， 这样就可以把连续介质先当作层状介质，用 我们已经知道的关于在层状介质中地震波传 播的规律来加以研究。 播的规律来加以研究。 然后，再运用微积分的基本思想， 微积分的基本思想 然后，再运用微积分的基本思想，即把水平 薄层的厚度△ 逐渐缩小 逐渐缩小， 越小， 薄层的厚度△z逐渐缩小，当△z越小，则越 越小 趋于0， 接近于连续介质， 趋于 接近于连续介质，当△z趋于 ，层状介质就 变为连续介质 连续介质了 变为连续介质了。
1、射线方程及其形状
这就是在速度随深度线性增加的情况下， 这就是在速度随深度线性增加的情况下，地震波射 线的方程式。为了能更清楚地看出射线的几何形状， 线的方程式。为了能更清楚地看出射线的几何形状， 可以对上式进行适当的变换， 可以对上式进行适当的变换，使它变为标准形式的 曲线方程。射线参数改用α 为起始出射角）表示， 曲线方程。射线参数改用α0（为起始出射角）表示， 变换后的结果是： 变换后的结果是： (
第一章
第五节 连续介质地震波运动学
Section5 Continuous Medium Seismic Wave Kinetics
主要内容
地震波在连续介质中传播时的射线和等时线 方程 速度规律为V(Z)=Vo(1+βz)时射线和等时线 速度规律为 时射线和等时线 的具体形式 连续介质情况下的“直达波” 回折波 回折波) 连续介质情况下的“直达波”(回折波 覆盖层为连续介质时的反射波时距曲线

地震波动力学

地震波动力学
第三十三页，共164页
2、任意方向之解：
在三维状况下，设波的传播距离（A至B）：
d=lx+my+nz，因此有，三维平面波波函数为：
（x,y,z,t)=1(lx+my+nz -vt)+ 2(lx+my+nz +vt)
44
55
66
c c c 2
11
22
33
其余的24个系数都等于零。于方是程组 192年 7勒夫c证 ij和c明 ji相等，
简化于下形式：
第八页，共164页
xx ( 2 ) e xx e yy e zz
e e e e
2
xx
xx
yy
zz
yy e xx ( 2 ) e yy e zz
§1.1.1 动力地震学中的几种假设:
地下岩石为半无限介质空间,而且为均匀的,各向同 性的,完全的弹性体.
人工地震的震源(外作用力)为一瞬间点震源,而且作 用时间短,产生的波在地下半无限介质中传播.
岩石存在两面性:弹性性质(外力小且作用时间短) 与塑性性质(外作用力较大且作用时间长).
第三页，共164页
xxx B 平衡时应 C
力分布图
第四页，共164页
二. 应变(外力引起的物体变化)
1、体变： u v wdivu
x y z exx eyy ezz(体积的膨胀与压缩）
2、切变（剪应力产生角度变化与物体旋转）
xy平面内：exy
v x
u y
yz平面内：e
yz
w y
v z
xz平面内：ezx
u z
第二十八页，共164页
通过地震探 测获取岩 土的纵波 与横波速 度即可利 用该公式 直接求出 岩土的各 个动力学 参数.

地震勘探PPT课件


3/6/2021 3:55 AM
21
GeoPen
地震勘探的基本原理
频率相同，幅值不同
频率相同，相位不同
地震波频谱特征的分析是地震勘探技术的一个重要方面， 根据有效波和干扰波的频段差异，可用来指导野外工作方法 的选择，并给数字滤波和资料解译等工作提供依据。
3/6/2021 3:55 AM
22
GeoPen
二、费马原理 费马原理又称射线原理或最小路径原理，它给出地震 波总是沿地震射线传播，以保证波到达某点所用的旅行时 间最少。显然，从一个等时面到另一个等时面，只有垂直 距离最短，因此波沿垂直于等时面的方向传播所用旅行时 间最少，故地震射线和等时面总是互相垂直的。有波前和 波射线的概念来描述波动是一种简便而清晰的方法。
工程物探根据波的特征，可分为折射波法、反射波法、 瞬态面波法、P，S波测井、弹性波CT、地脉动测试、桩基 完整性检测等。下面对其分别进行介绍。
3/6/2021 3:55 AM
25
GeoPen
浅层折射波地震勘探原理
设有两层介质，上层波速为Vl。下层为V2，且V2＞V1、 当入射波以临界角i(i＝arcsin(V1/V2))入射到界面时，透 射波将沿分界面以速度V2滑行。这种滑行波沿界面传播时， 必然引起界面上各质点的振动，根据惠更斯原理，滑行波 所经过的界面上的各点，都可看作是一个新的振源。由于 上下介质质点存在弹性联系，因此滑行波沿界面传播时， 在上覆介质中的质点也发生振动、并以波的形式返回地面， 这种波称为折射波(有时又叫首波)。
3/6/2021 3:55 AM
17
GeoPen
地震勘探的基本原理
若假设e是半径为r的球面波波前上单位面积的能量， 则整个球面的总能量E为：E = 4πr2e

04-1-地震波的时距关系

1 ( X 2h sin ) 2 (2h c os ) 2
V
1 4h 2 X 2 4hx sin
V
O* 倾斜平界面的反射波时距曲线
可变换成
t2
( X 2h sin )2 1
(2h cos V )2
(2h cos ) 2
上式即为倾斜界面的反射波时距方程，为双曲线。
2）时距曲线的特点
时距曲线的弯曲情况
• 视速度定理
t
s v
s' v*
s sin
s'
v* vs' v
s sin
A
△ S‘ B
△ t，△s
由此式可见，视速度一方面反映真速
度，另方面又受传播方向影响，故也 成为识别各种地震波的特征之一。
走时曲线斜率 k dt
dX
反射波时距曲线
t OA AS 2
V
V
h2
(X 2)2
(1) 极小点
X m 2h sin
极小点对应虚震源，其坐标为
tm
2h c os
V
显然，极小点向界面上升端偏移了Xm，时距曲线对称于通过极 小点的纵轴。
(2) t0
X 0
当X=0，可得t0时间坐标为
t0
2h V
则反射界面法向深度
h
1 2
V
t0
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
成t0时间。 t x tn t0
t x tn t0
正常时差校正（动校正）意义：校正后，时距曲线的几何 形态与地下反射界面的起伏形态有了直接的联系。
3．时距曲线的弯曲情况
用视速度定理讨论：Va

第1章地震波动力学

第一节 地震波的基本概念
◆一、地震波是在地层中传播的弹性波 ◆二、地震波的几个特征 ◆三、地震波的传播特征
43
二、波的几个特征
1.波阵面(波前、波后)
波阵面—波从震源出发向四周传播，在某一时刻，
把波到达时间各点所连成的面，简称波面。
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。同样，振动刚停止时刻的分界面 为波后。波前或波后是用面表示的，不是曲线。
80
一、地震地质介质的简化
一般情况下，对地下介质常见的简化分类： 1、均匀介质 2、水平层状介质 3、连续介质
81
82
83
84
85
第二节 一个分界面情况下共炮点反射波的时距曲线
一、地震地质介质的简化 二、野外观测方式的介绍 三、一个分界面共炮点反射波时距曲线方程 四、正常时差\动校正 五、倾角时差 六、时距曲面和时间场
75
2、惠更斯(huygens)原理
76
平面波
77
第一节 地震波的基本概念 惠更斯原理的应用
惠更斯原理是利用波前面的概念来解释传播问 题的。因此可用图法绘出各种波的波面。 惠更斯原理可以确定波的传播方向，而不能确 定沿不同方向传播的振动的振幅 ,只是给出了几 何位置，没有涉及波到达新位置的物理状态。
三、一个分界面共炮点反射波时距曲线方程
时距曲线 定义 表示波从震源出发，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 距离x之间的关系曲线。
X=offset 炮检距 一般情况下不是波传播的实际路径的长度。
96
讨论时距曲线的实际意义
1. 不同的波具有不同的时距曲线，具有不同的特点。
5
一、地震波是在地层中传播的弹性波

地震与地震波-教育版PPT课件

一、地震 一种机械运动的传布，产生于地球介质的弹性。它的性质和声
波很接近，因此又称地声波。但普通的声波在流体中传播，而 地震波是在地球介质中传播，所以要复杂得多，在计算上地震 波和光波有些相似之处。波动光学在短波的情况下可以过渡到 几何光学，从而简化了计算;同样地，在一定条件下地震波的概 念可以用地震射线来代替而形成了几何地震学。不过光波只是 横波，地震波却纵、横两部分都有，所以在具体的计算中，地 震波要复杂得多。
22
授课：XXX
2021/3/9
地震波的概念
地下岩层断裂错位伴随产生大量的能 量释放，造成周围弹性介质的强烈振 动，这种振动以波的方式向外传播， 即为地震弹性波
23
授课：XXX
2021/3/9
地震波的种类
按波的本质形式大体可分为纵波和横 波
按波的传播区域大体可分为体波和面 波
24
授课：XXX
2021/3/9
震级 震源深度 震中距 场地条件 人口密度和经济发展程度 建筑物质量 发生地震的时间
16
授课：XXX
2021/3/9
地理分布——地震 带
地震的地理分布受一定的地质条件控制，具有一定的规律。地震 大多分布在地壳不稳定的部位，特别是板块之间的消亡边界，形成地震活动 活跃的地震带。全世界主要有三个地震带：
9
授课：XXX
2021/3/9
地震分类
◢ M<1级 的地震称为超微震 ◢ 1≤M<3级 的称为弱震或微震 ◢ 3≤M<4.5级 的称为有感地震 ◢ 4.5≤M<6级 的称为中强震 ◢ 6≤M<7级 的称为强震 ◢ 7≤M<8级 的称为大地震 ◢ 8≤M级 的称为巨大地震。
10
授课：XXX
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第一章 地震波运动学 Chapter1 Seismic Wave Kinetic
地震波的运动学－是研究波前的空间位置与 其传播时间的关系，即研究波的传播规律 与几何光学的一些原理相似，也是用波前、 射线等几何图形描述波的运动过程和规律， 所以也称为几何地震学 本章主要介绍有关地震波传播的基本概念和 规律及均匀介质、连续介质中的反射波时距 曲线、折射波的时距曲线，它们是地震勘探 最基础的内容
波线
Pห้องสมุดไป่ตู้
Q
Source
利用波线的概念，可以将波的传播问题 大大地简化，而得到的结果又和实际情 况相符或相近。 这是一种用几何作图来反映物理过程的 简单方法。 利用这种方法来研究地震波的传播的学 科，就叫做几何地震学。
3、 振动图和波剖面(振动曲线和波形曲线)
波动是一种很复杂的运动过程。在这种过程中，介质中的无 数个小部分都在振动，而且不同部分的振动还可以在相位、 强度等等方面有所不同。这样复杂的运动，是不能用单独一 条曲线来描述其全过程的。 例如，指定一个点P1，它的振动可以用一条振动曲线来反映， 如下图 (a)所示。 这样的任何一条曲线，只是反映无限多个点中某一指定点而 已。换了另一个点P2，它的振动曲线很可能是另一种样子， 如下图 (b)所示。
面波是波动方程的一种新的形式的解， 它的速度完全由介质的参数决定。
在弹性介质的自由表面上，可以形成一种 类似水波的面波。这种波称为瑞利(Rayleigh)波。 但是，如果在介质表面上有一低速的弹性 覆盖层，那么会在覆盖层与下部介质之间的分 界面上出现一种SH波。这种波称为勒夫(Love) 波。（此种波陆上地震勘探一般接收不到） 另外，在任意两种介质的分界面上也可以形 成一种瑞利型的面波。这种波称为斯通利 (Stoneley)波。 （此种波海上勘探有影响）
2、根据这两类波动所能传播的空间范围，地震波又 可分为体波和面波。 体波：在无 限均匀介质 中只产生纵 波和横波。 纵波和横波 可以在介质 的整个立体 空间中传播， 所以把它们 合称为体波。
介质在波的传播方向上呈疏密状分布
介质在波的传播方向上呈剪切状分布
在横波情况下，波的振动方向和波的传播方向垂直， 因此质点可在垂直于波传播方向的平面内的任意方 向偏振。 根据偏振方向可进一步将横波分解为两个分量， 即一个在垂直平面内偏振的分量(SV 波)和一个沿水 平面方向偏振的分量(SH波)。
波源每振动一次，波就前进一个等于波长的距离λ； 波源每秒振动的次数就是频率f，所以波每秒前进 的距离是λf。每秒前进的距离就是波速V，于是我 们得到
V= λf
或
λ =TV
在同一种介质中，如果频率不同的正弦波具有相 同的传播速度，则由上述公式可见，波的频率越高， 它的波长就越短。
振动一般分周期振动（振动中周期保持不 变）和非周期振动。地震波属于非周期振动， 所以它的振动周期、频率、振幅前面加“视”， 用T*、A*、f*表示。
一个物体受到由小逐渐增大的力作用时，大体上 经历三种状态：
1）弹性形变 外力很小时，在弹性限度以内，外力去掉后物 体立即恢复原状，这是弹性形变。
2）塑性形变
当外力增大到超过了弹性限度，在外力去掉后， 物体不能恢复其原状，还保留了在外力作用下所产 生的形变，这是塑性形变。 3）破坏性形变 当外力继续增大，超过了物体的极限强度，物 体就被拉断或压碎。
总结：
振动曲线是在某一质点上振 动位移与时间的变化曲线；波剖 面是描述同一时刻振动随距离的 变化情况，即振动与空间的关系。
二者关系比较密切，只是从不同
的角度来观察。
振动曲线与波剖面的关系图：
正弦波的几个特征
如果各点的振动都是简谐振动，这种波就叫做正弦 波。 真正的正弦波从波源一直伸展到无限远，它没有波 前和波后。这当然是一种理想情况。 描述正弦波，可以利用描述谐振动的那些特征量 （振幅、周期、频率），另外也要用到描述波的空 间分布的特征量——波长。 频率(f)和周期(T)：对于正弦波，波源的振动应是 谐振动，介质中各部分振动频率当然等于波源的频 率，周期也是这样(因为T＝1/f )。因此，在整个的正 弦波中，周期T和频率 f 都有固定的值，而和各点的 坐标无关。这样的特征量，就可以用来标志或区分 正弦波。
第一节 地震波的基本概念
Section1 Seismic Wave Base Concept
主要内容
地震波及其实质 地震波特征（难点）
地震波基本类型
一、地震波及其实质
所谓波动就是振动在介质中的传播。
1、形成弹性波的条件：
1）要有一种能传播弹性振动的介质；
2）在这种弹性介质中激发振动。为了 说明地震勘探中利用的地震波的本质， 先介绍一下岩石的物理性质和地震波的 形成过程。
地震波实质上就是一种
在岩层中传播的弹性波。
根据波动方程的建模，一个脉冲在一根固定两端的绳子上的运动
从一个点源发散出的球面波
二、地震波的特征（重点、难点）
首先注意： 波动是一种不断变化、不断推移的运动过程， 而不是任何固定的、僵化的东西。
介质中有无数个点，在波的传播过程中，每
个点都会或早或晚地受到牵动而振动起来。
三、地震波分类
在地震勘探中用炸药激发时，一声炮响之后会产生各种各样的 地震波。 1、按波在传播过程中质点振动的方向来区分，可以分为纵波和 横波。 炸药爆炸以猛烈的膨胀作用为主，因此主要造成岩石的膨胀 和压缩，这种形变使质点振动的方向与波传播的方向一致。 即主要产生纵波。 由于实际的爆炸作用不具有球形对称性以及实际的地层不是 均匀介质，因此也会产生使质点沿着与波传播方向相垂直的 振动，即形成横波。 同一次爆炸产生的纵波比横波强得多，目前在地震勘探中主 要利用纵波。在同一种介质中，纵波传播速度比横波大。
当离波源很远而又只考虑波面上的一个小部 分时，一般可以把曲面波看成平面波。
在地震勘探中，炸药包只有几米长，而地 下界面的深度往往超过一千米。因此，在相 当好的近似下，可以把炸药包看成一个点；
若认为地面以下的介质是均匀的，就可以把 地震波看成球面波。 更进一步，当地震波从界面反射回来而到达 地面时，如果只考虑整个波前面积的一小部 分，就可以把反射波近似地看成平面波。
（板书地震波视振幅、视周期、初至时间、延 续时间）
视速度和视波长：如果不是沿着波的传播方向而 是沿着别的方向来确定波速和波长（如沿测线方 向，也就是在波剖面上）,得到的结果就不是波速 和波长的真实值,这样的结果叫做正弦波的视速度 和视波长，通常用Va和λa来代表。
视波长与波长的关系： AB＝ λ AB’＝ λa AB＝AB’sinθ λ＝ λasin θ
面波：地表面是岩石和空气接触的分界面 (称为自由表面)。在地下也有许多不同岩层 的分界面。这时，除了纵波与横波外，还会 产生一些与自由表面或岩层分界面有关的特 殊的波。只在自由表面或不同弹性的介质分 界面附近观测到，其强度随离开界面的距离 加大而迅速衰减的波，称为面波。
面波与滑行波有着本质的不同: 滑行波只不过是一种蜕化的体波，且 它的速度由介质的参数和入射波的方向决 定。
2、岩石的物理性质和地震波的形成过程
每种物体在外力作用下，主要表现出 弹性还是塑性要取决于具体的条件。既要 看物体本身的物理性质，又要看作用力的 大小和特点(延续时间的长短、变化的快慢 等)，以及所处的外界环境(温度、压力等)。 在外力很大、作用时间很长的条件下，大 部分物体都表现为塑性性质。反之，在外 力很小、作用时间很短的情况下，大部分 物体都具有弹性性质。
10m
100m
c,d两点的振动 图称为地震子波
地震子波在继续传播过程中，严格讲， 它的幅度和形状都会发生变化。但在许多 情况下，可以粗略地认为地震子波形状基 本不变，只是幅度会因种种原因而衰减。 在地震勘探中把地震子波看作组成一道地 震记录的基本元素。 地震勘探的原理，也可以理解为就是 利用地震子波从地下地层界面反射回地面 时带回来的旅行时间和形状变化的信息， 用以推断地下的地层构造和岩性。
介质中不同点的振动曲线
振动图：记录介质中某点位移与时 间关系的图形。
在地震勘探中，每个检波器所记录 的，便是那个检波器所在之点的地面振 动，故各检波器记录的曲线是其所在点 的振动图。
波剖面：把同一时刻各点振动的位移画 在同一个图上所形成的图件。
（a）为波在t1时刻沿x方向的波形曲线（注意：此x方向只是研 究方向，并不是波的传播方向），换一个时刻t2，得到另一条 波形曲线（b），在地震勘探中，常把沿着测线画出的波形曲 线称波剖面。同学们回答：在测点（检波点）上得到的是什么 图？
视速度与速度的关系：
共炮点野外地震记录（变面积显示）
4、地震子波的初步概念
当用10公斤左右的炸药在井中爆炸激发地震波时， 在雷管引爆后几百微秒之内爆炸便完成了。爆炸前沿 的压强可高达几十万个大气压，使岩石破碎成粉化， 产生永久形变。接近爆炸点的压强可用下图a曲线示意 表示，是一个延读时间很短的(几毫秒)尖脉冲。爆炸脉 冲向外传播10多米后，压强逐渐减少，地层开始产生 弹性形变，形成地震波。此时的振动图如下图b曲线所 示。再向外传播，由于介质对高频成份的吸收，振动 图还要发生明显的变化，直到传播了更大距离(100米 到几百米)后，振动图的形状逐渐稳定，成为一个具有 2～3个相位(极值)延续60～100毫秒的地震波（如下图c、 d曲线）。
2、波线 在条件适当时，可以认为波及其能量是沿着
一条“路径”从波源传到所考虑的一点P，
然后又沿着那条“路径”从P点传向别处。 这样的假想路径就叫做通过P点的波线，又 叫射线。 在波动所及的介质中，通过每一点都可以设 想有这么一条波线。
在各向同性的介质中，波线和所过各点处的波面 相垂直。例如，在均匀介质中的球面波的情况，波 线就是从波源向外的半径，这就是“射线”一词的 由来。
单独考虑每一个点，它的运动只是在平衡位