地震折射波:是地震波在传播中遇到下层的波速大于上层的波速的弹性分界面,且入射角大于或等 于临界角时,透过波将沿分界面滑行,又引起界面上部地层质点振动并并传回地面的 波
透射波:入射波到达界面时,一部分能量透过界面在下层介质中传播,形成的波叫做透射波
滑行波:当入射角达到临界角是,一定速度的透射波就会变成沿下层界面以另一种速度传播的波为 滑行波
至于波速我理解的不是很清楚,跟岩性密度关系关系大,这些都是弹性波嘛,密度大速度快,不过滑行波,折射波都比反射波速度快,速度的理解可能有问题,自己解决吧,
是的。
地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波,地震波从震源处向外发射,在整个地球内部或沿地球表层振动运动的过程。地震发生时产生的波动以弹性波的形式从震源向四面八方传播。由于地球内部物质不均一,地震波的传播途径是一条很复杂的曲线,其传播速度与地球内部物质的密度和弹性有关,一般随深度的增大而增大。
扩展资料:
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。在地球内部传播的地震波称为体波,分为纵波和横波。体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,振动方地震波的传播向与传播方向一致的波为纵波(P波)。地壳中传播速度为5.5~7千米/秒,最先到达震中,它使地面发生上下振动,破坏性较弱。
横波是剪切波:来自地下的纵波引起地面上下颠簸振动。振动方向与传播方向垂直的波为横波(S波)。来自地下的横波能引起地面的水平晃动。在地壳中的传播速度为32~40千米/秒,第二个到达震中,它使地面发生前后、左右抖动,破坏性较强。
面波又称L波,沿地面传播的地震波称为面波,分为勒夫波和瑞利波。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,当体波到达岩层界面或地表时,会产生沿界面或地表传播的幅度很大的波。面波传播速度小于横波,所以跟在横波的后面,是造成建筑物强烈破坏的主要因素。
-地震波传播
两个小时。槽波勘探,顾名思义就是利用槽波进行勘探的一种地震勘探方法,一般需要两个小时。槽波只能在煤层中产生和传播,槽波分为勒夫波和瑞雷波分别记为L波和R波。其中,勒夫波的产生条件比较简单,只需煤层中的速度小于围岩的速度即可。由sh波形成的。瑞雷波就比较复杂了,他要求煤层中的纵波速度要小于围岩的横波速度。由p波跟sv波干涉而成。目前,槽波勘探大都利用的是勒夫波。
地震发生时,距离震中10千米的人最先感受到的地震波是()。
A纵波(正确答案)
B横波
C瑞利波
D勒夫波
在外力作用下弹性介质中质点产生位移,当外力消除后质点恢复到原来位置,并在惯性力的作用下向相反方向位移一段距离,然后又回复,质点围绕原来的平衡位置发生振动。弹性介质中质点发生振动时,一个质点的振动会引起邻近质点的振动,邻近质点的振动又会引起较远质点的振动。这样,振动就以受力激发点为中心,以一定的速度由近及远地向各个方向传播出去,形成弹性波场。弹性波的传播是振动状态的传播,是激发能量的传播,单位时间传播的距离称为波速。如果是各向同性的均匀介质,则各向的波速是相等的。如果质点往返的振动方向和波的传播方向相互垂直则该波称为横波;因是介质剪切形变在介质中传播,故又称剪切波,称S波。如果质点的振动方向和波的传播方向相互平行,则称为纵波,是介质拉伸与压缩形式的传播,故称压缩波(或称P波)。
表611 若干种浅层岩土介质中波速值与波阻抗
波动的最前沿叫波前,各波前相连的面叫波阵面。显然,波阵面上各点的振动相位相同。在均匀介质中波阵面是以振源为中心的球形(图612(a))。与波阵面垂直指向传播方向的射线叫波射线或波线。除此之外,还有瑞利波和勒夫波,他们仅存于弹性介质分界面附近。瑞利波是沿岩土介质与大气接触面传播的,因此称为面波。与S波,P波不同,它是质点在通过传播方向的垂直面(xz面内)内沿椭圆轨迹作逆时针运动(图612(b)),其椭圆长短轴之比约为3∶2。在介质内强度随深度呈指数衰减,但在水平方向衰减很小,传播速度接近于横波,用以对表层介质勘查具有特殊的成效。
图612 弹性波特性示意图
地震勘探所用的激发震源主要是冲击或者炸药爆炸,都是脉冲式瞬态激发,在不远处使介质产生弹性形变,形成弹性波在岩土介质中沿射线方向传播。由于介质的波阻抗作用,使激发的弹性波成为阻尼振动(图612(c))。
任何复杂的波形都是由若干种正弦波组成的,所以正弦波为基本波形。质点位移随时间变化关系的余弦曲线称波形图(见图612(c))。质点离开平衡位移的最大值叫振幅,用A表示。波线上两个相邻的相位相同的质点之间的距离(即完整的波长度),称为波长,用λ表示。单位距离内波长的数目叫空间频率(也叫波数),常用k表示,k=
波传过一个波长的时间,叫波的周期T(图612(c));周期的倒数1/T=f,称为频率。f与2π的乘积称角频率(ω=2πf)。
波的传播速度v和波长及周期T(或频率f)之间的关系是
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从正弦函数性质可知波的相位关系,当相移(也叫相位差)为±2nπ(n=0,1,2,…)时,函数值相等,则称其处于相同的相位。当相移为(2n-1)π(n=0,1,2,…)时,则呈相反的相位。
平面波指的是波前为平面,除在波前面上各点振动状态相同外,在波传播过程中其振幅是常数。波动形态呈正弦(或余弦)形式,则称为平面谐波。平面谐波是最简单的,从运动学角度来看,平面余弦行波在理想的无吸收的均匀无限介质中传播时,平面波动方程的形式为
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式中:A是振幅,ω是角频率,x是质点在时刻t离开平衡位置的位移(如横波,位移方向与x方向垂直;纵波,位移沿x方向),v为波速。波动方程表示在给定时刻波线上各不同振动质点的位移(即波剖面),它表明了波峰(振幅极大点)和波谷(振幅极小点)或稠密或稀疏的分布情况。波动方程反映了波动的传播,在地震勘探中检波器的记录就是波动记录。在地震记录上波峰(波谷)也称为相位。相同相位点的连线叫同相轴。
6121 地震波的传播速度和时间场
由于地震波具有与光波、声波相类似的波动特性,因此在传播过程中其完全适用于光波和声波所遵从的基本原理,如惠更斯原理和费马原理。像光波一样,若已知地震波在 某时刻的波前位置,根据惠更斯原理,就可以求出任意时刻新的波前位置;反之也可以确定波前到达介质中任意点的时间。费马原理又称射线原理或最小时间原理,说明地震波总是沿波射线方向传播,旅行时间最短。
(1)地震波的传播速度
地震波在岩土介质中的传播速度,决定于介质的弹性参数。根据弹性力学理论,可以导出纵波(P)与横波(S)在介质中的传播速度表达式。
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根据计算,泊松比σ与vP/vS的关系列于表612。
表612 泊松比σ与vP/vS的关系
由此可见,横波速度比纵波速度低。地震勘查中横波方法对地下薄层的分辨能力优于纵波。地层富含水或油或有机污染物时,对纵波的速度影响较大,对横波速度几乎没有影响,说明根据纵波与横波比值变化,是勘查岩土层中含水或有机污染物以及分辨岩性的重要方法。
根据理论分析和观测表明,瑞利面波速度vR<vS<vP。对于大多数岩石,泊松比σ=025和λ=μ时:
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可见瑞利面波vR与横波vS相接近,用以对于松散表层勘查可以取得好的效果。
(2)地震波传播的时间场
根据费马原理,可确定沿射线方向传播的地震波到达空间某点的时间,这些时间函数所确定的空间分布,称时间场。这些等时间的波前相连构成等时面。如果是均匀各向同性介质,则等时面是以震源为中心的同心球。对于非均匀介质,则等时面为一系列不规则的曲面。
波射线始终是垂直等时面,波射线的方向就是时间的梯度方向。如图613所示,假设地震波t1时位于等时面Q1,经Δt时间后于t2时到达Q2位置,Q1与Q2之间距离为Δs,波速度为v,由梯度定义可得
图613 P射线的时间场梯度方向示意图
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在三维直角坐标系中,可改写为
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将(6110)式平方后改成标量式
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该(6111)式称为波射线方程,表示地震波传播过程中所经过的空间与时间的关系式。
6122 地震波的频率和振幅
任何形式人工激发产生的地震波,均具有连续的频率振幅谱分布。对于不同震源激发产生的反射波,折射波和面波都有各自的频谱范围。了解这些,有利于在数据采集和资料处理时,克服干扰,提高信噪比,获得好的地质效果。
任何一个复杂的地震波,都可以看作是由无限多个正弦谐波叠加组成,而这些谐波的频率,振幅和初相位各有不同。振幅随频率变化的关系称振幅谱,初相位随频率变化的关系称相位谱,统称之为地震波的频谱关系,可以用一个波形函数A(t)来描述。频谱分析是地震勘查的重要基础,如根据记录有效波和干扰波的频谱差异,可以指导野外数据采集工作布置;对数字滤波和资料处理提供参考。
前面给出的(6111)式是地震波在时间域的表示形式是波形函数的一种,是以傅里叶变换为基础的地震波频谱分析的一种,还可以利用傅里叶变换将波形函数A(t)变换到频率域,得到波振幅随频率变化的函数a(t)。
环境地球物理学概论
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式(6112)为傅里叶正变换式,式(6113)为傅里叶反变换。两者形式相似,但积分变量不同,指数符号相反,这些都是地震数据频谱分析的基础方程。
6123 地震波的衰减
地震波从激发、传播到接收,影响振幅和波形变化的因素是多种多样的,而我们主要讨论地震波在介质中传播过程的衰减规律,重点是两个方面:一是波前发散,二是岩土介质的吸收。
波前发散是指随着传播距离的增大,点震源的球面波前不断扩展。震源输出的总能量因球面增大而发散,单位面积上能量流减小,使振动的振幅逐渐减小。假若震源输出总能量为E,球面波前面积为S,单位面积上能量为e,球半径为r,那么:
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可见能量e与振幅A的平方成正比,因此可得
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式中C=E/4π,可见震源输出的弹性波的振幅与传播距离成反比的规律衰减。
实际的岩土介质并非理想的弹性介质,地震波在传播过程中,质点间因摩擦而消耗振动的能量,使振幅减小,其衰减规律为
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式中:A0为地震波的初始振幅;α(f)为与频率有关的吸收系数,单位为(1/m),表示单位传播距离的衰减率(有时也用单位波长分贝(dB)数表示)。一般松散介质吸收系数大。对于同一种介质吸收系数与波的频率成正比,即频率高吸收系数大,所以地震波在传播中高频成分损失较快。往往是近地表的浅层地震波高频成分多,传入深层后低频成分较多。这就是大地的低通滤波效应。
综合(6115)和(6116)式可统一写成
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地震波在传播中的能量变化特征是岩性地震勘探的重要组成部分,是构成浅层环境污染探测的重要方法之一。
6124 地震波的反射、透射、折射和时距曲线
弹性波像光一样遵循波动传播原理,当波遇到弹性性质突变的分界面时,一部分能量返回到入射的同一介质中,一部分透射到另一介质中,沿射线方向的入射波将产生反射、折射和透射现象,如图614所示。
假设有地下地层界面DD′,上面介质W1中的波速为v1,下面层介质W2速度为v2,且v2>v1。波的入射角为θ1,反射角为θ′1,折射角为θ2,波在上层介质中的传播速度为v1,在下层中传播速度为v2。那么入射波与反射波的关系式为
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入射波与透射波的关系式为
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由斯奈尔定律可得=p
(6120)
式中p是描述射线路径的射线常数;θ1、v1分别为在第i层介质中的射线与界面法线间的夹角,以及该层的速度。
(1)折射波的形成
图614 反射、透射、入射波、反射波、透射波与界面关系
在界面(见图614)以下介质中速度v2大于界面以上的速度v1时。根据斯奈尔定律,地震波的入射角小于透射角,即θ1<θ2。当入射角θ1继续增大到某一角度
θi时,将使透射角θ2=90°,这时根据(6120)式可写出下式
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这时的透射波将沿界面滑行,称滑行波。如图615所示,θi称临界角,波的入射点R1称临界点,当滑行波沿界面滑行传播时,根据惠更斯原理,必然引起界面上各质点的振动,每个点都可以看作是一个新的振动源,在上覆岩层中产生新的弹性波,地震勘探中称之为折射波。可以证明,折射波总是以临界角θi=θi′从界面射出(见图615)。在临界点R1R1′区间内不产生折射波,如果地面与界面W1W2间面是平行面,则在地面BB′区域内接收不到折射波,称之为折射波的盲区。盲区半径为OB=2htanθi′,表明界面深度h越大,或上下层v1和v2相差越大,则盲区(OB)半径越大。
图615 折射波的形成
折射波沿界面的运行速度v2总是大于v1,所以折射波总是先行到达观测点,呈初至波出现,少受干扰,是折射波勘探方法的优点所在。
(2)地震波的时距曲线
地震波的直达波、折射波和反射波在介质中旅行的距离与时间的关系称之为时距曲线。
直达波是从震源出发由地面直接到达地面接收点的地震波。旅行的距离x与所需时间t的关系为
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图616 平行两层介质折射波时距离曲线
式中v为地震波速度。式(6122)为直达波的时距曲线方程,如图616中曲线OF。曲线的斜率m=Δt/Δx=1/v。由此式可以求出地表岩层的波速。
水平界面两层介质折射波的时距曲线。假定在上层面向下深度h处,有水平界面R,符合折射波形成条件,下层波速v2大于上层波波速v1。如图616所示,从震源点O至地面接收点R距离为x,折射波旅行路程为OM、MP、PR之和,则旅行时间为
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经过几何换算可改写为
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式(6124)为平行两层介质折射波时距曲线方程,如图616所示,为一条直线DWS。其斜率为1/v2。若令x=0,由(6124)式可得截距时间
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根据截距时间t0,若已知v1和v2,可以求出界面的深度。
同样,对于平行三层界面,如图617所示,其中v3>v2>v1。用上述类似方法,可以导出三层介质R2界面的折射波时距曲线方程为
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可见其为一直线方程,如图617中曲线S3所示。S2为界面R1的折射波时距曲线。S1为直达波时距曲线。在曲线相交处,表示两种波同时到达,形成彼此干扰。这就表明对于多层介质,这样的相交点更多,干扰也要增多。对于地下浅层岩土介质并不都是上述这样理想的介质层,可能中间夹有低速层,如含水层、泥砂层等,这些低速层甚至是不规则的局部的,使时距曲线复杂化。
反射波的时距曲线。与折射波不同,以讨论平行两层界面为例。如图618所示,假设地下深度h处有界面R,在O点激发产生地震波,传播到界面仅产生反射,在地面D1、D2、D3处接收到反射波。根据镜像反映原理对应有虚震源点O′,从虚震源发出射线,可以看成到达地面D1、D2、D3接收点,是以直达波形式v1速度,到达地面接收点。得反射波时距曲线
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式(6127)为反射波时距曲线方程,为对称于纵坐标的双曲线。在离震源点O足够远处与直达波时距曲线相重合。
图617 平行三层介质的折射波时距曲线
图618 平行介质反射波时距曲线
导语:地震是有地震波,地震波主要分为表面波和实体波。那么,下面来讲解一下,地震波是机械波吗?地震波是不是机械波?下面是我精心准备的内容希望对大家有所帮助!
地震波是机械波吗
地震波是机械波。机械振动在介质中的传播称为机械波(mechanical wave)。机械波与电磁波既有相似之处又有不同之处,机械波由机械振动产生,电磁波由电磁振荡产生;机械波的传播需要特定的介质,在不同介质中的传播速度也不同,在真空中根本不能传播,而电磁波(例如光波)可以在真空中传播;机械波可以是横波和纵波,但电磁波只能是横波;机械波与电磁波的许多物理性质,如:折射、反射等是一致的,描述它们的物理量也是相同的。常见的机械波有:水波、声波、地震波。
地震波(seismic wave)是由地震震源向四处传播的振动,指从震源产生向四周辐射的弹性波。按传播方式可分为纵波(P波)、横波(S波)(纵波和横波均属于体波)和面波(L波)三种类型。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。
地震波的种类
地震波主要分为两种,一种是表面波,一种是实体波。表面波只在地表传递,实体波能穿越地球内部。
实体波(Body Wave):在地球内部传递,又分成P波和S波两种。
P波:P代表主要(Primary)或压缩(Pressure),为一种纵波,粒子振动方向和波前进方平行,在所有地震波中,前进速度最快,也最早抵达。P波能在固体、液体或气体中传递。
S波:S意指次要(Secondary)或剪力(Shear),前进速度仅次于P波,粒子振动方向垂直于波的前进方向,是一种横波。S波只能在固体中传递,无法穿过液态外地核。
利用P波和S波的传递速度不同,利用两者之间的走时差,可作简单的地震定位。
表面波(Surface Wave):浅源地震所引起的表面波最明显。表面波有低频率、高震幅和具频散(Dispersion)的特性,只在近地表传递,是最有威力的地震波。
勒夫波(Love Wave):粒子振动方向和波前进方向垂直,但振动只发生在水平方向上,没有垂直分量,类似于S波,差别是侧向震动振幅会随深度增加而减少。
瑞利波(Rayleigh wave):又称为地滚波,粒子运动方式类似海浪,在垂直面上,粒子呈逆时针椭圆形振动,震动振幅一样会随深度增加而减少。
地震逃生方法
1保持冷静
我们要想在地震中挽回自己的生命,我们最起码要做到的一点就是必须要保持冷静,因为我们在慌乱的时候是很容易出现一些错误的,如果一些错误的行为,则会直接导致我们丧命在地震中,所以我们在地震发生的时候一定要记得沉着冷静,不能惊慌失措,找到安全的逃生通道,这样我们才可以,安全的从地震中逃出来。
2关闭电源
如果我们在日常生活中自己的房子处于比较高的楼,从那么在这种情况下一旦发生地震,我们必须要在紧急时刻把屋子里的煤气电源火源都给关灭,这样可以避免在发生地震的时候引起火灾,我们都知道燃气,一旦泄露是很容易发生爆炸的,而且也不能遇见明火,一旦有一些火星字就会很容易引起火灾,所以我们在发生地震的时候,一定要记得在第一时刻关闭煤气关闭火源电源,这样才可以安全的逃生。
3躲在厕所
为什么我们在这里建议一些人群躲在厕所里呢?如果我们在日常生活中自己购买的楼房处于一种很高的楼层,我们无法在短时间内逃到地面上,那么我们唯一的选择就是厨房或者是厕所,因为厨房和厕所,首先它都具有一定的水源,而且它的空间也比较狭小,一旦出现建筑物倒塌的情况很可能会倾斜,那么在这种情况下,厕所和厨房就会支撑一部分空间,我们就可以顺利的躲在这里面,从而就可以救自己一命,但是如果我们购买的房子过大的话,地震和厕所无法起着支撑作用,那么在这种情况下我们也可以跑到床下或者是桌子底下,这样也可以帮助我们很好的拥有一片挽救生命的空间。
4跑到空旷处
如果发生地震的时候,我们正在大街上,那么在这种情况下,如果我们,还在开车的话,我们建议大家赶紧下车,到附近没有房子的地方去,这样屈身蹲下来,等到地震平息之后我们才可以,站起来,因为如果地震平息发生慌乱或者是混乱,那么在这种情况下我们不站起来是很容易被减到人流中气造成踩伤的情况,所以我们在日常生活中一定要多加注意,掌握一些基本的地震知识,这样才可以在关键时刻救自己一命。
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