地震波的动力学

振动图：从某一确定距离观察该处指点位移随时间变化的图形。

波剖面：某一确定时刻观察质点位移与波传播距离关系的图形。

隐伏层：指初至折射波法中不能探测到的地层。

（两类：一类是层状介质 中的低速夹层，由于V 上>V 下，因而在低速夹层的上界面不能产 生折射波而形成隐伏层。

另一类；虽然波速逐层递增，但其中某 层厚度很小，所形成的折射波不能出现在初至区，而是隐藏在续 至区中难以识别）波前扩散：地震波由震源向周围介质传播，波前面越来越大，就是说越来 越远地离开震源，其振幅也越来越少。

吸收系数：吸收作用使地震波的振幅随传播距离成指数减小，而减小的快慢又与岩石的物理性质和波的振动频率有关，常用吸收系数表示波损失：反射波在离开反射点的振动方向相对于入射波到达入射点的振动 相差半个周期。

转换波:当一入射波入射到反射界面时,会产生与其类型相同的反射波或透射波,也会产生类型不同的,与其类型不同的称为转换波.瑞雷面波：分布在自由界面附近并沿自由界面传播的面波。

勒夫面波：当存在一速度低于下层介质的表面时，在低速带顶、底界面之间产生一种平行于 界面的波动。

散射波：相对于波长较小或可比时则发生散射。

斯奈尔定理：是描述反射波和透射波射线几何关系的一个定律，所以又称为反射透射定律。

其主要内容有以下三个方面：①入射线、反射线、透射线在同一平面内（即射线平面）②入射角=反射角③透射角取决于入射角和界面上、下介质的波速比值PV V V =='=211sin sin sin βαα 式中v1、v2分别为界面上、下介质的波速，p 为射线参量纵向分辨率：地震记录沿垂直方向可分辨的最小地层厚度 横向分辨率：地震记录沿水平方向可分辨最窄的地质体的宽度第一菲涅尔带：地表点震源发出的球面波到达界面时的波前面，与前面相距1/4波长先期到达的另一波前面在界面上形成的圆杨氏模量:当弹性体在弹性限度内单向拉伸时，应力与应变的比值。

泊松比：介质的横向应变与纵向应变的比值。

§地震纵波和横波传播的动力学特点序：在无限均匀的、各向同性的、理想的弹性介质中，只存在纵波和横波。

1． 讨论这种介质中波传播的动力学特点(A 、f 、φ的变化) 2． 讨论这种介质中波场的定量计算 3． 讨论粘弹介质的情况 一、地震波的球面扩散 1．波动方程F U grad t Uρμθμλρ+∇++=∂∂222)( (6.1-8) 其中 λ、μ是拉梅常数， ρ是密度k w j v i u U ++=是位移向量k f j f i f F z y x ++=是外力向量2222222zy x ∂∂+∂∂+∂∂=∇ 是拉普拉斯算子zwy v x u U div ∂∂+∂∂+∂∂==θ 是体变系数 k z j y i x grad ∂∂+∂∂+∂∂=θθθθ 是体变系数的梯度2．复习场论的几点内容y grady div grady rot x rot div x div rot 2)(0)(0)(0)(∇====胀缩力，产生固体、气体、液体的 剪切力、产生固体的转 体积大小变化，形成纵波是无旋场 动，形成横波，是无散场。

3．纵波的波动方程 〔1〕方程如果外力是胀缩力、无剪切力，则外力矢量F 是无旋场，位移矢量U 就是无旋的。

即0,0==u rot F rot ，则说明介质中的各小部分只有体积的胀缩，而没有转动，介质中就只有纵波而没有横波。

对〔〕求散度(div)得纵波方程：F div t =∇+-∂∂θρμλθ2222或 F div V tp =∇-∂∂θθ2222 (6.1-9)（2） 物理意义如果对介质作用胀缩外力div F 的话，产生由体变系数θ决定的介质体积相对胀缩的扰动，这就是纵波，纵波的传播速度为ρμλ2+=p V (6.1-11)4．横波的波动方程 （1） 方程如果外力是剪切力无胀缩力，则外力矢量F 是无散的。

位移矢量U 就是无散的。

即0,0==u div F div ，则表示介质各小部分只有转动而没有体积的胀缩，介质中就只有横波而无纵波。

地震科学解密地震学动力学地震科学解密地震学动力学地震是自然界中的一种强烈而具有破坏性的现象，它常常给人们带来巨大的恐惧和损失。

然而，地震并非无法解释的自然事件，而是可以通过地震学来深入研究和理解的。

本文将探讨地震学动力学，这一领域的研究有助于揭示地震的成因、发生机制以及可能的预测方法，而不涉及政治或其他无关话题。

**地震的起源**地球是一个巨大的行星，其内部包含着各种物质，如岩石、金属和矿物。

这些物质并不是静止不动的，而是处于不断变化和运动之中。

地球的内部热量来源于核聚变反应和自然衰变等过程，这些热量引发了地球内部的热对流。

这种热对流导致了地壳板块的运动，这些板块不断地相互挤压和滑动。

当地壳板块在某一时刻无法承受巨大的应力时，就会发生地震。

这种应力累积可以源自板块边界的相互作用，也可以由地壳内部的岩石弯曲和断裂引发。

一旦应力超过岩石的抗拉强度，岩石就会发生断裂，释放出大量的能量，这就是地震发生的原因。

**地震波的传播**地震波是地震现象的核心，它们是由地震源释放的能量在地球内部传播的波动。

地震波可以分为三种主要类型：P波、S波和表面波。

P波（纵波）是最快的地震波，可以在固体、液体和气体中传播。

它们是一种纵向的压缩波，通过岩石时，岩石颗粒沿波的传播方向振动。

这使得P波能够穿过地球内部的各种层次。

S波（横波）稍慢于P波，只能在固体中传播。

S波是一种横向的波，使岩石颗粒在垂直于波传播方向的平面内振动。

因为液体和气体不支持这种横向振动，所以S波无法穿越它们。

表面波是地震波中最慢的部分，它们位于地震波的表面，沿地球表面传播。

表面波包括两种类型：Rayleigh波和Love波。

它们通常引发地面的震动，造成地震灾害。

**地震测定和监测**地震学家使用地震测定和监测来研究地震活动。

地震仪器，如地震计和加速度计，用于测量地震波的振动。

通过在地球表面上放置多个地震仪器，地震学家可以确定地震的震中和震源深度。

此外，地震学家还使用全球定位系统（GPS）来监测地壳板块的运动。

地震构造运动及其动力学机制地震是地球上最为突发和破坏性的自然灾害之一，其产生与地球内部的构造运动密切相关。

地震的构造运动包括地壳的抬升、下降、挤压、剪切等动作，这些动作都是地壳在地球板块运动的过程中所产生的。

本文将从地震构造运动的起因和动力学机制两个方面，探讨地震的形成原因及其动力学行为，并对其对地球的影响进行分析。

地震构造运动的起因可归结为两大主要因素，即地球板块运动和地壳构造运动。

地球板块运动是地震活动的最主要的动力来源。

地球的外壳被分裂成多个板块，这些板块以不同的速度在地球表面上移动，并相互作用。

板块运动的主要形式有边界交汇（如洋中脊、洋沟和陆缘带等）、边界分散（如地震带）和个别板块的内部动作（如火山活动）。

当板块之间的相对运动达到一定程度，板块间的摩擦力超过了板块间的摩擦力时，板块就会发生位移、断裂，从而产生地震。

地壳构造运动也是地震形成的重要因素。

地壳构造运动主要包括地壳的抬升、下降、挤压和剪切等动作。

地壳的抬升与下降一般与地球内部物质的运动速度和方向有关。

当地壳下沉时，地球内部的物质会向上运动，从而造成地壳的抑制；当地壳抬升时，地球内部的物质会向下运动，从而造成地壳的上升。

地壳的挤压与剪切主要是指地壳内部的不同部分在运动中相互推挤和相互滑动。

这些构造运动的程度和速度不断积累能量，最终会造成地壳的破裂和地震的发生。

地震的动力学机制可以分为板块边界地震和内陆地震两种类型。

板块边界地震主要发生在板块间的交汇带和分散带上。

当两个板块之间的相对运动达到一定程度时，板块之间的摩擦力超过了板块间的摩擦力，板块就会产生位移，从而发生地震。

这种地震的震源区域通常是沿着板块的断裂面，震源深度一般较深。

内陆地震则主要发生在板块内部的活动断裂带上。

这些地震通常是由于地壳的内部运动和构造变形所致。

内陆地震的震源区域较广，分布较为散乱，震源深度相对较浅。

地震的动力学机制主要涉及地壳的位移、能量的释放和衰减等过程。

动力学在地震学中的应用地震学是研究地球内部发生地震和地震波传播规律的学科。

随着科学技术的不断发展，动力学在地震学中的应用越来越广泛。

本文将探讨动力学在地震学中的应用，包括地震力学、地震波传播和地震监测等方面。

一、地震力学地震力学是研究地震引起的地表运动和地下应力变化的学科。

动力学在地震力学中的应用主要体现在地震机理的研究和地震力的计算上。

1. 地震机理研究地震机理研究是了解地震产生的原因和过程的关键。

动力学可以通过数值模拟等方法，模拟地震过程中的应力、应变和位移等参数的变化，从而揭示地震的机制。

通过研究地震机制，可以提高地震预报的准确性，为地震灾害防治提供科学依据。

2. 地震力计算地震力计算是确定建筑物和工程设施所受地震力大小的关键步骤。

动力学可以通过模拟地震波传播和建筑物的反应，计算出地震力的大小和作用方向。

这为抗震设计和工程建设提供了重要参考，可以提高建筑物的抗震性能，减少地震对人类生命财产造成的破坏。

二、地震波传播地震波传播是研究地震波在地球内部传播规律的学科。

动力学在地震波传播中的应用主要包括地震波传播模拟和地震波形分析。

1. 地震波传播模拟地震波传播模拟是通过数值方法模拟地震波在地球内部传播的过程，可以预测地震波在不同介质中的传播路径、传播速度和传播衰减等特性。

通过地震波传播模拟，可以帮助地震学家分析地震波形，了解地震来源和震源机制，进而推断地震的发生位置和规模。

2. 地震波形分析地震波形分析是研究地震记录中包含的地震信息的方法。

动力学可以根据地震波形数据，分析地震波的振幅、频率和持续时间等特征，进一步推断地震源和地壳结构等信息。

地震波形分析对于了解地震的震级、震中和震源深度等参数具有重要意义，也是地震预报和地震监测的重要手段。

三、地震监测地震监测是利用各种地震观测手段对地震活动进行监测和研究。

动力学在地震监测中的应用主要涉及地震监测仪器和地震活动分析。

1. 地震监测仪器地震监测仪器是记录和观测地震活动的工具。

地震动力学模型及其在工程设计中的应用研究自然灾害的发生会带给人类不同程度的灾害性影响，地震是其中一种常见的自然灾害。

为了应对地震灾害，在地震工程设计中地震动力学模型的研究越来越受到关注。

本文将探讨地震动力学模型的种类和应用，在地震灾害防范和工程设计中的作用。

一、地震动力学模型的种类地震动力学模型是指将地震时域波形转化为空间动力学特性的一种模型。

主要分为计算模型和经验模型两类。

1.计算模型计算模型是根据结构体系的特点，将基础模型、材料模型、参数模型和荷载模型相结合，建立的基于物理机制的数学模型。

常见的计算模型有弹性动力学模型、弹塑性动力学模型、非线性地震动力学模型等。

2. 经验模型经验模型是根据历史数据和考虑某些因素的经验公式建立的模型。

经验模型许多参数的取值是以大量数据为基础拟合得到的。

常见的经验模型有谷地场地效应分析模型、谱模型等。

二、地震动力学模型在工程设计中的应用地震动力学模型在地震灾害防范和工程设计中有很多应用。

这里主要介绍地震波向结构传递的过程和地震波对建筑结构的影响，以及地震动力学模型在地震预测和灾害评估中的应用。

1. 地震波向结构传递的过程和地震波对建筑结构的影响：地震波对结构物的影响主要有两种，即直接作用和间接作用。

直接作用是指地震波直接作用于建筑结构，直接产生破坏。

间接作用是指地震波通过地基的传递作用于建筑物，引起建筑物与地基相互相对运动，导致建筑物产生动力响应。

地震波的传递主要是通过地基与建筑结构的接触面传递，因此，对于理解地震波的传递过程和地震波对建筑结构的作用，需要深入研究地震动力学模型。

2. 地震动力学模型在地震预测和灾害评估中的应用：地震动力学模型可以预测地震的破坏程度和破坏范围，它还可以指导地震抗震设计。

同时，地震动力学模型可以根据已有的地震记录对某些特定区域的地震波进行反演，其目的是了解地震的特征和规律。

对于地震影响的评估，地震动力学模型可以定量评估地震对特定结构物的影响，并得出相应的安全评价。

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。

第一章地震波的动力学特征郑重声明：前面部分有很多只是为了加深理解，之中，公式一定记住，对于众多要考试的重点文字部分，教育学认为能掌握核心思想，然后能够能用自己的语言表达出来就很好。

后面部分是补充内容，随便看看1物体受外力后发生形变，但当外力撤消后，又能立即恢复为原来体积和形状的物体，称为理想弹性介质或完全弹性介质。

岩石固体既有弹性，又表现出像粘性流体那样的粘性，称这样的物体为粘弹性体。

当外力很小且作用时间很短时，大部分物体都可近似地视为弹性体。

反之，固体显示为塑性，甚至发生破碎。

2各向同性介质：按岩石固体的弹性性质划分，凡岩石的弹性性质(弹性常数)与空间方向无关的固体，就称之为各向同性介质，如沉积比较稳定的岩层。

在各向同性介质中，弹性常数只有两个：λ和µ(拉梅系数)，它们不随空间方向而变化。

各向异性介质：凡岩石的弹性性质随空间方向而变化的固体，就称之为各向异性介质。

3凡速度值不随空间坐标而变化的介质就称之为均匀介质。

特点：(1)速度是均一的常数。

(2)在v－H坐标中，速度是一个平行于H轴的直线。

如果地下介质的性质表现出成层性，其中每一层的速度值是相同的，不同层之间的速度值是不同的，称这种介质为层状介质。

(1)每层介质中速度值相同，不同层中速度不同。

(2)在v－H 坐标中速度呈阶梯状。

(3)层状介质中，地震波的速度叫层速度。

波速是空间连续变化函数的介质定义为连续介质。

连续介质是层状介质模型的一种极限情况，当层状介质中的层数无限增加、每层的厚度无限减小时，层状介质就过渡为连续介质。

(1)速度随深度的增加而连续变化。

(2)在v―H坐标中，速度是一条斜线(线性连续介质)或一条平滑曲线(非线性连续介质) 。

(3)对于线性连续介质v(z)=v0(1+βz)式中：v0为初始速度，β为速度随深度变化的函数，z为深度。

该模型比较接近地下岩层的实际情况。

(4)非线性连续介质。

v(z)=v0(1+βz) 1/n，n是大于1的常数。