《地震波传播特性》课件

地震波传播特性欢迎参加地震波传播特性课程！本课程将系统性地讲解地震波的基本概念与传播特性，帮助你全面了解地震波如何在地球内部传播我们将深入探讨地震波在不同介质中的行为规律，包括波的反射、折射、散射等物理现象同时，我们还将介绍地震波在地球内部的传播机制，以及如何通过地震波研究地球内部结构课程概述地震波基本概念介绍地震波的定义、类型及基本性质地震波的运动学特性探讨地震波的传播速度、波长和频率等运动特性地震波的动力学特性分析地震波的能量传递、衰减机制和界面现象地震波在地球内部的传播研究地震波在地球各层结构中的传播路径和特性地震波的应用第一部分地震波基本概念地震波的本质地震波的分类地震波是一种弹性波，通过介质按传播介质可分为体波和面波；中分子或质点的振动来传播能按质点振动方向可分为纵波和横量，而不是物质本身的移动波；按来源可分为自然地震波和人工地震波地震波的特性什么是地震波弹性振动的传播弹性波的本质地震波是由震源激发的弹性振动在地球介质内部及表面传播的地震波本质上是在岩层中传播的弹性波岩石在应力作用下产扰动这种振动通过介质中分子或质点的相互作用而传播，是生变形，当变形较小时，岩石表现为弹性体，能够支持弹性波能量传递的一种方式的传播能量的传递研究的重要对象地震波的传播伴随着能量的传递震源释放的能量以波动形式向四周传播，随着距离的增加而衰减这种能量传递是研究地震效应的基础弹性介质与地震波应力与应变弹性介质的特性弹性常数应力是单位面积上作用的力，表示为力弹性介质是指在外力作用下产生变形，弹性常数是描述介质弹性特性的物理除以面积；应变是物体在外力作用下的而外力撤销后能恢复原状的物质其中量，包括杨氏模量、泊松比、体积模量相对变形量，表示为变形量与原始尺寸应力与应变呈线性变化关系，符合胡克和剪切模量等这些常数直接关系到地的比值定律震波在介质中的传播速度在弹性介质中，应力与应变之间存在线地球内部的岩石在一定应力范围内表现通过测量地震波在不同介质中的传播速性关系，即胡克定律这一关系是理解为弹性介质，这使得地震波能够在地球度，可以反推介质的弹性常数，从而了地震波传播机制的基础内部传播不同的岩石具有不同的弹性解地下介质的物理性质常数，这直接影响地震波的传播速度振动与波动的区别振动的局部性振动是质点围绕平衡位置的周期性往复运动这种运动通常局限在一个区域内，不会主动向外传播当外力作用于弹性物体时，物体会产生振动，但这种振动本身并不会传递到其他位置波动的传播性波动是振动在介质中的传播现象当介质中的一部分发生振动时，由于分子间的相互作用，这种振动状态会传递给相邻部分，形成波动波动使能量从一处传播到另一处，而不是物质本身的移动整体运动状态波动代表介质整体的运动状态，反映了扰动在介质中的传播过程在地震波的传播中，岩石质点的振动状态随时间和空间而变化，形成了波的传播形态这种整体变化模式是波动区别于单纯振动的关键特征波速与质点运动振动传播的速度为波速，它与质点本身的运动速度是两个不同的概念波速取决于介质的弹性特性和密度，而与质点振动的幅度和频率无关这是理解地震波传播特性的重要基础地震波的主要类型体波面波在地球内部传播的地震波，包括纵波P沿地球表面传播的地震波，包括瑞利波波和横波S波和勒夫波破坏效应比较分析面波因振幅大、持续时间长，往往造成体波传播速度快，穿透深度大；面波传更严重的地震破坏播速度慢，能量衰减小体波的分类纵波波横波波PS P波是一种压缩波，其质点振动方向与波的传播方向平行当P S波是一种剪切波，其质点振动方向与波的传播方向垂直当S波传播时，介质中的质点做前后振动，产生交替的压缩和膨胀波传播时，介质中的质点做垂直于传播方向的振动S波只能在固体中传播，不能在液体和气体中传播，因为这些介P波能够在固体、液体和气体中传播，是地震中最先到达的波质不能支持剪切形变在地壳中的传播速度约为3-4km/s，约在地壳中的传播速度约为5-7km/s，在地幔深处可达13为P波速度的

0.6倍km/s•传播方向与振动方向垂直•传播方向与振动方向一致•传播速度次于P波•传播速度最快•只能在固体介质中传播•可在各种介质中传播纵波波特性P振动方向传播介质传播速度P波中的质点沿波传播方P波可以在固体、液体和P波是地震波中传播速度向做前后振动，产生介质气体中传播，是唯一能够最快的一种，在地壳中的的交替压缩和膨胀这种穿过地球液态外核的地震传播速度约为5-7运动模式类似于声波在空波这是因为液体虽然不km/s，在地幔中可达13气中的传播，因此P波也能承受剪切力，但能够承km/s左右正因为其速被称为声波或压缩波受压缩力，足以支持P波度最快，在地震发生时，的传播P波总是最先到达观测站能量特性虽然P波传播速度快，但其携带的能量通常小于S波和面波这也是为什么在地震中，人们先感受到P波的轻微震动，随后才是更强烈的S波和面波横波波特性S振动特性S波中的质点垂直于波传播方向振动，产生介质的剪切变形这种运动可以分解为SV波（垂直分量）和SH波（水平分量），分别代表质点在垂直面和水平面内的振动传播介质限制S波只能在固体介质中传播，不能在液体和气体中传播这是因为液体和气体不能承受剪切应力，无法支持横向振动的传播这一特性是科学家推断地球外核为液态的重要依据传播速度S波的传播速度约为P波的

0.6倍，在地壳中通常为3-4km/s由于S波比P波晚到达，两者的时间差可用于估算震源距离，这是地震定位的重要方法之一破坏力尽管S波的速度低于P波，但其振幅通常大于P波，携带的能量也更多，因此造成的破坏也更为严重在地震预警系统中，通常利用P波先到的特点，在S波到达前发出预警面波类型及特点瑞利波特性瑞利波Rayleigh波是一种在自由表面传播的面波，其质点做椭圆轨迹运动瑞利波的振动方向与传播方向在同一垂直平面内，质点做逆时针椭圆运动瑞利波的振幅随深度增加而迅速减小，主要集中在地表以下一个波长的范围内其传播速度约为S波速度的

0.9倍，通常为2-3km/s勒夫波特性勒夫波Love波是另一种重要的面波，其质点振动方向水平且垂直于传播方向勒夫波只存在于具有速度梯度的地层中，如地表的低速层上覆盖高速层的情况勒夫波的传播速度介于S波和瑞利波之间，通常略快于瑞利波在地震记录上，勒夫波通常表现为水平分量上的强烈振动面波的共同特点面波的频率通常低于体波，振幅强于体波，能量衰减慢于体波这使得面波在远震记录中尤为明显，并且是造成地震破坏的主要波型面波具有明显的频散特性，即不同频率的波以不同速度传播这导致波形随传播距离而变化，长周期分量先到达，短周期分量后到达第二部分地震波的运动学特性波形演变研究地震波随时间和空间的形态变化速度关系分析波速、频率与波长的相互关系波动方程建立描述波动传播的数学模型特征参数4确定波动的振幅、频率、相位等关键参数地震波运动学基础波形演化研究波速与波长关系地震波运动学主要研究波在传播过程中在地震波传播中，波速、波长与频率之形态的变化规律，不考虑波的能量变化间存在基本关系波速等于波长乘以频通过运动学分析，我们可以预测地震波率在均匀介质中，波速由介质的物理在复杂介质中的传播路径和到达时间性质决定，而波长则随频率变化•v=λf关系式•波前追踪•频散现象•走时计算•相速度与群速度•射线路径分析波动方程应用波动方程是描述波动传播的基本数学模型，它联系了波的位移、时间和空间变化通过求解波动方程，可以预测任意时刻、任意位置的波动状态•一维波动方程•三维波动方程•边界条件影响正弦波特性简谐振动与正弦波基本参数定义波数与波长正弦波是最基本的波形，其质点振动为正弦波的基本参数包括周期T（完成一波数k定义为单位长度内的波的数量，简谐振动简谐振动的特点是质点的加次完整振动所需的时间）；频率f（单位k=2π/λ波长λ是相邻两个波峰或波谷速度与位移成正比，且方向相反，这符时间内完成振动的次数，f=1/T）；角频之间的距离波数与波长成反比，高频合胡克定律描述的弹性运动率ω（ω=2πf）；振幅A（最大位移）；波通常具有较大波数和较小波长相位φ（描述振动起始状态）虽然实际地震波形复杂，但可以通过傅在地震波研究中，不同波长的波对地下里叶分析分解为不同频率、振幅和相位正弦波数学表达式yx,t=A·sinkx-不同尺度结构敏感，这是地震波探测地的正弦波的叠加，这使得对正弦波特性ωt+φ，其中k为波数，k=2π/λ，λ为波下结构的物理基础长波长波对大尺度的研究具有基础性意义长结构敏感，短波长波则能分辨小尺度结构地震波的速度概念波速视速度波沿传播方向的传播速度，由介质弹性波前在非传播方向上的表观速度，总大特性决定于真实波速入射角影响视波长入射角越大，视速度与视波长偏离真实在非垂直观测方向上测量的表观波长，3值越大与真实波长不同波动方程一维波动方程描述一维介质中波动传播的基本方程高维波动方程二维与三维空间中的波动传播数学描述物理意义波动方程连接介质性质与波动传播特性求解方法解析法与数值模拟技术的应用波的干涉现象干涉的基本原理干涉类型地震勘探中的应用波的干涉是指两个或多个波在空间相遇同相干涉（也称为建设性干涉）当两波的叠加原理在地震数据处理中具有重时，根据叠加原理产生的相互作用现波相位差为0或2π的整数倍时，波的振幅要应用例如，通过多次采集和叠加技象当波相遇时，它们的位移会代数相增强，达到各波振幅的代数和术，可以增强目标反射波，同时抑制随加，这可能导致波的增强或减弱机噪声，提高信噪比反相干涉（也称为破坏性干涉）当两干涉现象的产生条件是波源必须相干，波相位差为π或奇数个π时，波的振幅减在地震勘探中，地层界面的多次反射波即波源产生的波具有稳定的相位关系弱，最小可达到零与主反射波的干涉，可能产生振幅异在地震探测中，人工震源通常能够产生常，影响地震记录的解释了解干涉原部分干涉当相位差介于上述两种极端相干波，而自然地震则往往不具备此特理有助于识别和消除这些干扰情况之间时，产生部分增强或减弱的效性果波的衍射现象衍射的物理机制衍射是波在遇到障碍物或通过狭缝时绕过障碍物边缘继续传播的现象这一现象的本质是惠更斯原理的体现，即波前上的每一点都可以看作是新的波源，产生球面次级波障碍物尺寸影响衍射效应的明显程度与障碍物尺寸和波长的比值有关当障碍物尺寸与波长相当或小于波长时，衍射现象最为明显对于地震波来说，断层、尖灭地层等不连续构造常产生明显的衍射现象地质不连续面的衍射在地震勘探中，断层、尖灭地层、岩体边界等地质不连续面往往是衍射波的重要来源这些衍射波在地震记录上表现为特征性的双曲线，是识别地质不连续体的重要标志成像技术应用地震成像技术中，衍射波包含了地下尖锐边界的重要信息通过特殊的数据处理方法，可以增强衍射波的信号，提高对断层、小型构造和地层不连续面的识别能力地震波的色散现象色散的定义色散是指不同频率的波以不同速度传播的现象在具有色散特性的介质中，波包的形状会随传播距离而改变，这是因为不同频率分量传播速度不同，导致相位关系发生变化2相速度与群速度相速度是单一频率正弦波的传播速度，描述波的相位如何传播群速度是波包（或能量包）的传播速度，通常是我们实际观测到的波的速度在无色散介质中，相速度等于群速度；在有色散介质中，两者不同3面波的色散特性面波，特别是瑞利波和勒夫波，表现出明显的色散特性这是因为面波的传播特性受到地表附近速度结构的强烈影响低频面波穿透深度大，受深部高速度影响；高频面波主要在浅部低速层传播色散曲线分析通过分析面波的色散曲线（频率-速度关系曲线），可以反演地球浅表层的速度结构这种方法在工程地震学和地壳结构研究中有广泛应用，能提供地下介质弹性参数的连续变化信息第三部分地震波的动力学特性能量传播波携带能量的传递机制界面现象波在介质界面上的反射与透射能量衰减波能量随传播逐渐减弱的规律散射效应4非均匀介质中波的散射现象动力学基本概念波的能量传播震源能量释放能量衰减规律地震波不仅传递振动，还携带地震发生时，岩层中积累的应地震波能量随传播距离衰减，能量波的能量密度与振幅的变能突然释放，转化为波动能这种衰减包括几何扩散引起的平方成正比，且能量流密度与量震级每增加一个单位，释能量稀释和介质吸收引起的能能量密度和波速的乘积成正放的能量大约增加32倍大型量损失在均匀介质中，体波比这种能量传播是地震震害地震可释放出相当于数百万吨能量与距离平方成反比，面波的物理基础TNT爆炸的能量能量与距离成反比震动强度与能量地震震动强度与波携带的能量密切相关通过测量地面震动的加速度、速度或位移，可以评估地震的破坏潜力现代地震烈度标准就是基于这些物理量建立的地震波的透射与反射界面上的能量分配反射与透射系数当地震波遇到两种不同弹性介质的界面时，一反射系数R和透射系数T是描述界面上能量分配部分能量会反射回原介质，另一部分能量则透的重要参数对于垂直入射的简单情况，反射射进入第二种介质能量在反射波和透射波之系数R=Z₂-Z₁/Z₂+Z₁，透射系数间的分配取决于两种介质的声阻抗差异和波的T=2Z₂/Z₂+Z₁，其中Z₁和Z₂分别是两种介质的入射角度声阻抗•入射波能量=反射波能量+透射波能量•反射系数反射波与入射波振幅比•声阻抗差异越大，反射能量比例越高•透射系数透射波与入射波振幅比•波的入射角影响能量分配比例•能量守恒反射能量比+透射能量比=1临界角与全反射当波从低速介质入射到高速介质时，随着入射角增大，透射角也增大当入射角达到某一特定值（临界角）时，透射角达到90度，透射波沿界面传播若入射角继续增大，则发生全反射现象，所有能量都反射回原介质•临界角sinθᵢ=V₁/V₂（V₂V₁）•全反射入射角大于临界角时发生•头波临界入射时沿界面产生的波透射系数详解透射系数的物理意义透射系数的计算不同界面比较透射系数T是描述波穿过介质界面时能量对于P波垂直入射简单界面的情况，振幅当波从低阻抗介质入射到高阻抗介质时传递效率的物理量对于位移振幅，透射透射系数Tp=2Z₁/Z₁+Z₂，其中Z₁和Z₂分（如从砂岩到花岗岩），透射波与入射波系数定义为透射波振幅与入射波振幅之比；别是入射介质和透射介质的声阻抗相位相同，透射系数小于1，能量主要反对于能量，则是透射能量与入射能量之比（Z=ρv，ρ为密度，v为波速）射对于非垂直入射的复杂情况，透射系数计当波从高阻抗介质入射到低阻抗介质时透射系数反映了地下地质界面的物理性质算需考虑入射角、反射角和透射角等因素，（如从基岩到沉积层），透射波与入射波差异通过分析透射系数的变化，地球物通常需要应用Zoeppritz方程组，这是一相位相同，透射系数大于1，表示透射波理学家可以推断地下介质的声阻抗特性，组描述弹性波在界面上分配的复杂方程振幅增大，但能量透射比例仍小于1，符进而识别不同的地质体合能量守恒当两种介质阻抗接近时，透射系数接近1，大部分能量透射，反射极小，这种情况在地震勘探中常被称为透明界面反射系数详解反射系数定义反射系数R是描述波在界面上反射强度的物理量，定义为反射波振幅与入射波振幅之比对于能量，反射系数的平方表示反射能量与入射能量之比反射系数的大小和符号直接影响地震记录上反射波的强度和相位反射系数计算对于P波垂直入射的简单情况，反射系数R=Z₂-Z₁/Z₂+Z₁，其中Z₁和Z₂分别是上、下介质的声阻抗当Z₂Z₁时，R为正值，反射波与入射波同相；当Z₂入射角的影响非垂直入射时，反射系数变为入射角的函数，表现为振幅随角度变化AVA或振幅随偏移距变化AVO现象这种变化规律由Zoeppritz方程描述，但在实应用价值际应用中常用简化的近似公式，如Aki-Richards或Shuey近似反射系数分析是地震油气勘探的重要技术通过研究反射系数随角度的变化规律，可以推断界面两侧介质的弹性参数及流体性质例如，含气砂岩的AVO异常特征是识别天然气藏的重要依据之一地震波的折射现象斯涅尔定律应用地震波的折射遵循斯涅尔定律sinθ₁/V₁=sinθ₂/V₂，其中θ₁和θ₂分别是入射角和折射角，V₁和V₂分别是两种介质中的波速这一定律是地震折射勘探的理论基础，使我们能够通过测量折射波到达时间来推断地下速度结构折射角与波速关系当波从低速介质传入高速介质时（V₂V₁），折射角大于入射角；反之，当波从高速介质传入低速介质时（V₂波型转换当纵波P波或横波S波斜入射到介质界面时，既会产生同类型的反射波和折射波，也会产生不同类型的转换波例如，入射P波可产生反射P波、反射S波、折射P波和折射S波波型转换现象增加了地震记录的复杂性，但也提供了更丰富的地下信息界面性质影响界面的物理性质对折射有重要影响光滑界面产生规则折射，而粗糙界面会导致散射和衍射此外，若界面是渐变的而非突变的，则折射过程将变为连续弯曲的射线路径，而非折射定律描述的突变路径这种情况在地球深部高压环境中很常见地震波的散射现象散射机制散射系数非均匀介质中的弹性波传播机制描述介质散射能力的物理量2波形影响散射强度散射现象对地震记录的形态影响3不同方向散射波能量分布规律地震波的衰减机制几何扩散衰减几何扩散衰减是由波传播中的能量分布导致的当波从点源向外传播时，波前面积随距离增加而增大，导致单位面积上的能量减小对于体波，能量密度与距离平方成反比（振幅与距离成反比）；对于面波，能量密度与距离成反比（振幅与距离的平方根成反比）几何扩散衰减是一种保守衰减，总能量保持不变，只是分布在更大的区域这种衰减与介质性质无关，仅取决于波传播的空间几何特性内摩擦衰减内摩擦衰减是由介质的非弹性变形引起的，体现为弹性波能量转化为热能的不可逆过程这种衰减通常用品质因子Q来描述，Q值越小，衰减越强不同岩石的Q值差异很大，从几十到几千不等内摩擦衰减呈指数衰减形式，且与频率相关，高频波比低频波衰减更快这导致地震波在传播过程中高频成分逐渐损失，波形变宽，这一现象称为波形弥散散射衰减散射衰减是由介质中的不均匀性（如小断层、节理或孔隙）引起的当波长与不均匀体尺寸相当时，散射效应最为显著散射使主波能量减弱，同时产生复杂的散射波场，增加了地震记录的噪音水平散射衰减与频率关系复杂，取决于不均匀体的尺寸分布和空间排列在强散射介质中，高频波可能完全被散射掉，只有低频波能够穿透，这解释了为什么深层反射往往缺乏高频成分地震波的频散关系波数与角频率关系群速度与相速度面波频散曲线解释频散关系指波数k与角频率ω之间的函数关相速度cω是单一频率波的传播速度，定面波（如瑞利波和勒夫波）表现出明显的系k=kω在无频散介质中，k与ω成正义为cω=ω/kω群速度Uω是波包频散特性，其频散曲线反映了地下速度随比，比例系数为1/c，其中c为波速在有（或能量包）的传播速度，定义为深度的变化一般来说，高频面波主要受频散介质中，这种关系变为非线性，波速Uω=dω/dk两者的关系为浅层影响，低频面波则受深层控制随频率变化U=c+kdc/dk通过反演面波频散曲线，可以获得地下介频散关系是研究波动传播特性的基础，可在非频散介质中，dc/dk=0，相速度等于质的剪切波速度剖面这种方法比体波方以通过理论推导或实验测量获得地震学群速度；在频散介质中，两者不同若法提供更连续的速度信息，特别适合研究中，面波的频散关系对研究地球浅层结构dc/dk0，则群速度大于相速度；若浅表地下结构，如工程场地、沉积盆地等尤为重要dc/dk0，则群速度小于相速度人们通常观察到的是群速度，而理论计算常用相面波频散曲线可能存在多个模式，如基阶速度模和高阶模，每个模式对应不同的传播方式，携带了不同的地下信息第四部分地震波在地球内部的传播地震波在地球内部的传播路径受到地球分层结构的控制P波和S波穿过不同的界面时会产生反射、折射和转换，形成复杂的波场通过研究这些波的传播特性，科学家们能够推断地球内部结构，逐层揭示地球内部的奥秘地球内部结构地壳从地表到莫霍面，厚度约5-70千米地幔从莫霍面到古登堡面，厚度约2885千米地核从古登堡面到地球中心，半径约3485千米莫霍面特性速度突变物质组成差异深度变化研究意义莫霍面是地壳与地幔的分莫霍面两侧的物质组成存莫霍面深度在全球范围内莫霍面是地震学研究最早界面，在此处P波速度从在显著差异地壳主要由变化很大在大洋地区，发现的重要界面之一，由

6.8km/s突然增加到花岗质岩石（大陆）或玄通常只有5-10千米深；在克罗地亚科学家莫霍罗维

8.1km/s，S波速度从武质岩石（海洋）组成，大陆地区，一般在30-40千奇于1909年发现对莫霍

3.9km/s增加到

4.5km/s而上地幔则主要由橄榄岩米深；而在高原和山脉地面的研究有助于理解地壳这种明显的速度跳变使莫等超基性岩石组成这种区，可达60-80千米这种演化、大陆漂移和板块构霍面成为地震波探测中最组成差异导致了弹性性质深度变化反映了地壳厚度造过程，是认识地球内部显著的界面之一的变化，进而影响波速的区域差异结构的重要窗口古登堡面特性显著速度变化波消失S古登堡面是地幔与外核的分界面，位于地下约2885千米处在此界横波S波不能通过古登堡面传播到地核中这一关键观测表明地球面上，P波速度从

13.7km/s突然下降到

8.0km/s，这一反常的速度外核为液态，因为液体不能传播横波这是地震学对地球内部物质下降现象是地球物理观测的重要发现之一状态的最直接证据，为地球内核结构理论提供了坚实基础成因解释地核物理状态古登堡面的形成与地幔和地核的物质组成差异有关地幔主要由硅通过对地震波在古登堡面行为的研究，科学家推测地球外核为液酸盐岩石组成，而地核则主要由铁镍合金组成在高温高压条件态，温度约4000-5000℃，压力约135万大气压这种极端条件下的下，铁镍发生熔融，形成液态外核，这一相变导致了古登堡面的形物质行为研究对理解地球磁场生成和地热流具有重要意义成地壳中的地震波传播地壳的分层结构康拉德面及其特性地壳中的速度分布模型地壳不是均匀的，而是由多个亚层组康拉德面是上地壳与中地壳之间的界地壳中的速度分布模型多种多样，反映成大陆地壳通常分为上地壳（花岗面，通常位于地下15-20千米处在此面了地壳组成和结构的复杂性最简单的质，约0-15km）、中地壳（中性，约上，P波速度从约

6.0km/s增加到约模型是分层匀速模型，假设每层内部速15-25km）和下地壳（基性，约25-

6.5km/s，S波速度从约

3.5km/s增加到度均匀；更复杂的模型考虑了速度随深35km）这种分层结构对地震波传播产约

3.8km/s度连续变化的情况生显著影响与莫霍面不同，康拉德面并非全球性存常用的地壳速度模型包括PREM（初步参在上地壳，P波速度通常为

5.5-在，且其连续性和明显程度因地区而考地球模型）的地壳部分、IASP91模型

6.2km/s；中地壳约为

6.2-

6.6km/s；下异在一些地区（如稳定的古老克拉和AK135模型等这些模型为地震定地壳约为

6.6-

7.2km/s这种速度梯度导通），康拉德面表现得很明显；而在其位、走时计算和地壳结构研究提供了重致地震波射线路径呈弯曲状，波前向下他地区（如年轻的造山带），它可能模要参考近年来，三维地壳速度模型的传播时逐渐转向水平方向糊或不存在发展使我们对地壳结构的认识更加精细地幔中的地震波传播上地幔特征从莫霍面到410千米不连续面的区域地幔过渡带从410千米到660千米不连续面的区域下地幔特征从660千米到地幔底部2885千米的区域层特性D地幔底部约200千米厚的特殊过渡区地核中的地震波传播外核的液态特性内核的固态特性地球外核从古登堡面2885km到内外核边地球内核从内外核边界5155km到地心界5155km，厚度约2270km，呈液态状6371km，半径约1216km，呈固态状态液态特性的最直接证据是S波不能在外态固态特性的证据是PKIKP波（穿过内核中传播，因为液体不能支持剪切变形核的P波）与PKP波（只穿过外核的P波）的走时差异在外核中，P波速度明显低于地幔底部，但随深度增加而增加，从外核顶部的约在内核中，P波速度约为

11.0-

11.3km/s，

8.0km/s增加到内外核边界的约S波速度约为

3.5-

3.6km/s内核虽然是固

10.4km/s这种速度梯度使穿过外核的P态，但其刚性较小，弹性性质接近熔点附波射线路径呈显著弯曲状近的物质，这与内核主要由铁镍组成且温度接近熔点的认识一致核中的波传播特性P波在通过外核时，沿弯曲路径传播，在内外核边界处产生反射和折射研究这些波的走时和振幅特性，是了解核内部结构的重要手段内核具有明显的各向异性，即波速随传播方向变化沿地球自转轴方向传播的P波比沿赤道平面传播的P波快约3-4%这种各向异性可能与内核的生长和凝固过程有关，为研究地球内核动力学提供了线索地震波速度与介质关系弹性常数与波速关系地震波速度直接受介质弹性常数和密度的控制纵波P波速度计算公式为Vp=√[K+4μ/3/ρ]，横波S波速度计算公式为Vs=√μ/ρ，其中K为体积模量，μ为剪切模量，ρ为密度这些公式表明，波速度与弹性常数的平方根成正比，与密度的平方根成反比密度对波速的影响在其他条件相同的情况下，密度增大会使波速减小然而，在地球内部，深度增加导致的压力增大往往同时提高弹性常数，且弹性常数的增加效应通常超过密度增加的效应，因此波速总体上随深度增加而增大这解释了为什么地震波在地球内部通常沿弧形路径传播温度和压力的影响温度升高通常降低岩石的弹性常数，从而降低波速相反，压力增加则提高弹性常数，增大波速在地球表层，温度效应可能占主导，形成低速带；而在深部，压力效应通常更重要，使波速随深度增加在上地幔约100-200km处，温度效应与压力效应大致平衡，形成了著名的低速层岩石组成的影响岩石的矿物组成是影响波速的关键因素例如，石英丰富的岩石如花岗岩通常P波速度低于橄榄石丰富的岩石如橄榄岩此外，岩石中的孔隙度、裂隙和流体含量也显著影响波速含水或含油气的岩石通常表现为低速异常，这是地震勘探识别油气藏的重要依据地震波射线路径1射线理论基础射线理论是高频近似的波动传播理论，将波的传播简化为射线的传播它基于费马原理波在传播过程中会沿着耗时最短的路径射线理论的核心方程是艾康纳尔方程，它描述了不均匀介质中的射线路径2射线路径计算在分层介质中，射线路径由斯涅尔定律决定在速度平滑变化的介质中，射线沿连续弯曲的路径传播，弯曲方向总是朝向波速增加的方向计算复杂介质中的射线路径通常需要数值方法，如射线追踪技术3射线追踪技术射线追踪是地震波模拟的重要技术，分为正演追踪和反演追踪前者从已知震源和速度模型出发计算射线路径；后者则从观测站和到达时间出发反推射线路径这些技术广泛应用于地震定位、地壳结构研究和油气勘探波的折返与反射路径波的转换机制核幔边界反射纵横波在界面上相互转换PcP和ScS波的特征与意义多次反射路径地幔不连续面复杂反射波在地震图上的表现3410km和660km界面的反射特性地震波走时曲线走时曲线的构建走时特征分析反演地球结构走时曲线是震中距与波到达时间的函数不同类型地震波在走时曲线上表现出不走时曲线包含了丰富的地球内部结构信关系图，它直观地反映了地震波从震源同特征直达P波和S波的走时与震中距息，通过走时反演可以构建地球速度模到地表不同距离观测站的传播时间构近似成线性关系，斜率为射线参数的倒型采用的方法包括分层反演、层析成建走时曲线的方法有两种一是通过实数核相如PKP、SKS的走时曲线呈现复像和全波形反演等这些方法各有优缺际地震记录中提取不同相位到达时间；杂形态，常有三差支、暗区和焦点等特点，适用于不同尺度的研究二是基于地球速度模型通过射线追踪理征近年来，随着计算能力的提升和观测数论计算走时曲线上的不连续或急剧变化点通常据的增多，走时曲线反演技术不断发标准走时曲线是地震学的重要工具，用反映了地球内部速度结构的突变，如地展，从一维模型发展到三维模型，分辨于地震定位、相位识别和速度模型建核的分界面曲线斜率的变化则反映了率和精度也大幅提高这些技术的进步立国际上广泛使用的标准走时表如波速随深度的变化梯度通过分析这些使我们对地球内部结构的认识越来越精Jeffreys-Bullen表和IASP91表，都是基特征，可以推断地球内部的速度分布情细，为地球动力学研究提供了重要基于大量地震观测数据构建的况础地震波阴影区波阴影区波阴影区阴影区中的衍射波P SP波阴影区是地球表面上震中角S波阴影区更为广泛，覆盖震中角尽管理论上阴影区内不应有直达波，103°至143°之间的区域，在这一约103°以外的所有区域这是因为但实际观测中常能检测到微弱的信区域内几乎观测不到直达P波这S波不能在液态介质中传播，无法号这些信号主要来自核幔边界附是因为P波在液态外核中速度骤穿过地球外核当地震发生时，地近的衍射波，它们沿着核幔边界传降，造成射线强烈弯曲，使得特定球背面的观测站无法接收到穿过地播，并向阴影区辐射能量这些衍角度范围内无射线到达P波阴影核的S波，只能观测到沿地幔表面射现象符合波动理论，而纯射线理区的存在是地球外核液态的重要证绕行的绕射波S波阴影区是液态论则无法解释据之一外核存在的最直接证据阴影区的科学意义阴影区的发现和研究是地震学历史上的重要里程碑1914年，古登堡通过分析地震波传播发现了P波阴影区，由此推断地球有一个液态核心这一发现彻底改变了人们对地球内部结构的认识，是地震波研究地球内部的经典案例第五部分地震波的应用资源勘探石油、天然气和矿产资源探测1工程应用2工程场地勘察与地基评估灾害防御地震监测、预警与评估科学研究地球内部结构与动力学探索地震勘探原理人工地震波产生人工地震勘探首先需要产生可控的地震波在陆地上，常用的震源包括炸药、震源车（利用液压系统产生冲击波）和落锤等；在海上，主要使用气枪阵列，通过释放高压空气产生声波不同震源产生的波具有不同的频率特性和能量分布，适用于不同深度和分辨率要求的勘探任务震源激发的控制包括触发时间精确记录、震源能量大小调节和震源排列几何设计等现代地震勘探通常采用多点激发和叠加技术，以提高信噪比和成像质量地震波接收技术地震波接收设备在陆地上主要是地震检波器（地震计），它将地面振动转换为电信号；在海上则使用水听器，探测水中的压力变化这些接收器通常组成规则的阵列排列，以便进行后续的数据处理和分析现代地震勘探中，检波器数量可达数千甚至数万个，形成高密度观测网络数据采集系统需具备高动态范围、高采样率和大存储容量等特点，以捕捉微弱的地下反射信号数据处理基本流程地震数据处理是将原始记录转换为可解释地下图像的关键步骤基本流程包括数据编辑与质量控制、静校正（补偿近地表影响）、反褶（将共炮点记录转换为共反射点记录）、速度分析、动校正、叠加和偏移等随着计算技术的发展，地震数据处理方法不断革新，从简单的叠前时间偏移发展到叠前深度偏移，再到全波形反演等先进技术这些技术大幅提高了地下成像的精度和分辨率，使深部复杂构造的识别成为可能地震层析成像技术层析成像基本原理速度结构反演方法成像案例分析地震层析成像技术源于医学CT扫描原理，利用地地震层析成像的核心是求解反问题——从观测数地震层析成像已成功应用于从浅层地壳到深部地震波在传播过程中穿过不同介质时速度变化的特据反推介质参数主要方法包括线性化反演方幔的各种尺度研究地壳尺度上，高分辨率层析性，通过大量射线路径的交叉覆盖，反演出地下法（如最小二乘法、共轭梯度法）、非线性反演成像可识别断层带、岩浆通道和沉积盆地结构；介质的速度分布与医学CT不同，地震层析成像方法（如牛顿法、拟牛顿法）和正则化方法（如上地幔尺度上，层析成像揭示了俯冲带、地幔柱面临的挑战在于震源和接收器分布不均匀，且射阻尼最小二乘法、Tikhonov正则化）算法选和各向异性特征；全球尺度上，层析模型展示了线路径受速度结构控制，呈非直线状择取决于问题规模、数据质量和计算资源板块漂移和地幔对流的宏观图像•基于波动方程的正演模拟•走时层析成像（基于射线理论）•中国华北克拉通破坏的地震学证据•走时残差计算和射线路径追踪•波形层析成像（考虑全波效应）•环太平洋俯冲带的三维结构•大规模线性方程组的求解•环境噪声层析成像（利用背景噪声相关性）•全球地幔对流模式的层析成像证据地震波在资源勘探中的应用石油天然气勘探矿产资源勘探地下水资源勘察反射地震勘探是石油天然气勘探的主要工在矿产资源勘探中，地震方法与重力、磁力地震方法在水文地质勘察中扮演重要角色，具通过分析地震波在地下不同地层界面的和电法等方法配合使用，能够识别地下矿体主要用于确定含水层的分布、厚度和结构反射特性，可以识别可能的储油气构造，如的位置、形态和规模浅层反射地震和折射高分辨率浅层地震勘探能够识别地下水含水背斜、断层和盐丘等地震方法对于探测岩层界面和断裂带特别有层、隔水层和通道效现代勘探技术已从二维发展到三维，甚至四在岩溶地区，地震勘探可以探测溶洞和裂隙维（时间序列三维）地震，使得地下构造成金属矿床勘探中，不同矿体往往表现为速度分布，这些是重要的地下水通道在冰川地像越来越精细AVO（振幅随偏移距变化）和密度异常，这些异常可通过地震成像检测区，地震方法可用于测量冰层厚度和基岩地分析等先进技术能够直接指示地层中的流体到钻前地震预测技术能够为矿井开发提供形，为水资源评估提供基础数据性质，大大提高了油气探测的成功率宝贵的地质信息，降低安全风险表面波方法和折射地震方法在地下水勘察中水平井和页岩气开发中，微地震监测技术成新型技术如被动源地震成像利用环境噪声或应用广泛，特别是在浅层含水层调查中这为评估压裂效果的重要手段，通过监测人工矿山爆破作为震源，大大减少了勘探成本和些方法与电法、重力测量和钻探数据结合，压裂产生的微小地震事件，可以追踪裂缝的环境影响，特别适合在复杂地形区进行矿产可以构建详细的水文地质模型，指导水资源扩展方向和范围勘探的合理开发利用地震波在工程勘察中的应用地基稳定性评价工程建设前必须对地基进行详细勘察，评估其承载能力和稳定性地震波方法（特别是浅层反射法和折射法）能够有效检测地下岩土层的分布、厚度和物理性质通过测量纵波P波和横波S波速度，可以计算出岩土的动力学参数，如泊松比、杨氏模量断层探测技术和剪切模量，这些参数是工程设计的重要依据活断层是工程建设的重大地质灾害隐患，必须在工程勘察阶段准确探测和评估高分辨率地震勘探是探测深部断层的有效手段，能够显示断层的空间位置、产状和活动工程地质条件评估3性结合地球物理测井、探槽揭露和年代学测定等方法，可以综合评价断层的活动历史和潜在危险性，为重大工程的选址和抗震设计提供科学依据地震波方法能够综合评估工程场地的地质条件，包括岩土类型、风化程度、结构面发育情况和地下水分布等面波法（MASW）和微动勘探法在测定场地土层剪切波速度剖面方面具有独特优势，是场地类别划分和抗震设计的关键技术这些方法与钻探、工程监测与安全评估原位测试和室内试验相结合，可以构建详细的三维工程地质模型，为工程规划、设计和施工提供全面的地质信息支持在大型工程（如水库、隧道和高坝）的施工和运行过程中，地震波方法可用于持续监测地质体的稳定性变化微地震监测技术能够捕捉岩体中微小破裂产生的声发射信号，及时发现潜在的地质灾害重复地震测量（时差地震法）可以检测边坡、地基和坝体内部物性的细微变化，评估其长期安全性这些监测数据是工程风险管理和安全决策的重要依据地震预警系统地震波检测系统检测P波初至，确认地震发生参数快速计算估算震源位置、震级和潜在影响区域预警信息发布通过多种渠道向受影响区域发出警报自动响应触发关键基础设施的应急保护措施地震定位技术震源定位原理地震定位的基本原理是利用地震波从震源到多个观测站的传播时间差来确定震源位置这一过程类似于GPS定位或三角测量，但更为复杂，因为地震波在地下非均匀介质中传播，路径和速度都不是简单的直线和常数三边定位法三边定位法是最基本的地震定位方法，它利用至少三个观测站记录的P波和S波到达时间差由于P波比S波传播速度快，这个时间差与震源距离成正比通过计算三个或更多站点的震中距，可以确定震源的水平位置加入P波或S波的绝对到达时间，还可以确定震源深度和发震时刻地震监测网络布设有效的地震定位需要合理布设的地震监测网络理想的监测网络应覆盖目标区域的四周，站点分布均匀，且具有适当的密度对于区域性地震监测，台站间距通常为几十至上百公里；而对于微地震监测，台站间距可能只有几百米至几公里现代地震监测网络集成了多种类型的传感器，如宽频带地震计、加速度计和GNSS接收机等定位精度影响因素地震定位精度受多种因素影响，包括监测网络的几何构形和覆盖范围；地震波到时拾取的准确性；地下速度结构模型的精确度；以及定位算法的选择在理想条件下，现代地震定位技术可以将震源水平位置确定在数百米范围内，深度确定在1公里左右对于特殊监测网络，如微地震阵列，定位精度可达到米级地震波与地球动力学研究新技术发展与展望宽频带地震仪现代宽频带地震仪能够记录频率范围从

0.001Hz到100Hz的地震信号，覆盖从地球自由振荡到近场强震动的全频谱这些仪器采用力平衡原理，具有极高的灵敏度和动态范围，可以同时记录远震微弱信号和近震强烈震动，为地震波研究提供了高质量的基础数据海底地震观测技术海底地震观测技术突破了传统地震观测的陆地限制，将监测网络扩展到占地球表面70%的海洋区域现代海底地震仪OBS可以工作在数千米深的海底，连续记录长达一年的数据此外，海底光缆地震观测系统利用现有通信光缆网络，实现了大尺度、高密度的海底地震实时监测，开创了海洋地震学的新时代卫星遥感与地震研究卫星遥感技术与地震波研究的结合产生了协同效应合成孔径雷达干涉测量InSAR能够精确测量地表形变，为研究地震过程提供了独特视角卫星重力测量如GRACE则能够探测地下质量分布变化，补充了传统地震观测的不足这些技术结合地震波数据，能够构建更全面的地球内部结构和动力学模型总结与思考4主要知识板块本课程系统介绍了地震波基本概念、运动学特性、动力学特性和应用领域7关键研究方向从基础理论到前沿技术，地震波研究仍有诸多待解问题和发展机遇50+应用领域地震波技术在资源勘探、工程勘察、防灾减灾和科学研究中有广泛应用100+延伸阅读篇目推荐学术论文和专著助力深入学习与研究。