论地震勘探中几种主要地震波

论地震勘探中的几种主要地震波

论文提要

地震勘探，就是通过人工方法激发地震波，研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下地质构造，为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种方法。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，用以推断地下的底层构造和岩性。地震勘探在勘探已有的各种物探方法中，是最有效地方法。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。按波在传播过程中质点震动的方向来区分，可以纵波和横波；根据波动所能传播的空间范围而言，地震波又可以分为体波和面波；按照波在传播过程中的传播路径的特点，又可以把地震波分为直达波、反射波、透射波、折射波，等等。地震勘探在石油勘探中除了能产生来自地层界面有用的反射波外，还会产生各种各样的干扰波。因此，我们要更好的了解各种波的产生、特点、用途，等等。下面简单介绍几种地震勘探中产生的地震波。

正文

一、反射波

（一）反射波的形成

1、几何地震学的观点

当炸药在井中爆炸激发地震波时，在雷管引爆几百微妙之内爆炸便完成了，在接近爆炸点的压强是一个延续时间很短的尖脉冲，爆炸脉冲向外传播，压强逐渐减少，地层开始产生弹性形变，形成地震波。地震波继续传播，由于介质对高频的吸收，地震波信号减小。当波入射到两种介质的分界面时（当上层介质波阻抗与下层介质波阻抗不等时，弹性地震波才会发生反射；上层介质波阻抗与下层介质波阻抗差别越大，反射波越强——反射波条件），一部分波回到第一种介质中，这就是所谓的反射波。如图所示

2、物理地震学观点

地震波从震源出发以球面波的方式向下传播，到达反射界面S，S可以就看成有许多

小面积元△S组成，当△S的大小线变接近地震波的波长时（地震波的波长一般是70米——100米），每个这样的小面积元都可以看成一个绕射体，根据惠更斯原理，把每个小面积元看作一个新的点震源，从新震源发出的一系列球面子波想四面八方传播，对地面上某个接收点P来说，他所收到的反射波就是来自S面上的每个小面积元产生的绕射波在P 点叠加的结果。具体说，就是将这些小面积元产生的绕射波按传播路径差在时间上错开并考虑能量的大小后，一个个叠加起来，作为在P点接收到的反射波。也就是说，在P 点接收到的波动的能量并不是来自反射界面的某一点，而是来自界面上的所有点。（二）反射波特点

1、反射波在水平界面上的特点

1）入射线、反射线、法线位于入射面内（入射线和法线所确定的平面垂直于分界面，这个平面叫做入射面）；入射线、反射线位于法线两测。

2）入射角等于反射角。

3）射线平面垂直界面也垂直地面。

2、反射波在倾斜界面上的特点

由于构造运动造成的地层褶皱、挠曲在断层附近的逆牵引现象以及古潜山的凹凸不平的顶面等会形成一些弯曲界面。弯曲界面的反射波具有一些同平面界面反射不同的特点。弯曲界面又可以分为凹界面和凸界面两类。

1）凸界面反射波特点

①在水平叠加剖面上出现范围比实际构造宽

②凸界面反射波与两翼较平界面发生干涉

③背斜埋藏越深，凸界面反射波出现范围越大

④凸界面有能量发散作用

2）凹界面反射波特点

凹界面可以用圆周一部分表示，设圆的曲率半径为R，界面深度为H

①当R>H时，圆心在地面上

在水平叠加时间剖面上，同相轴下凹，范围比界面范围窄，也叫收敛作用。如下所示

②当R=H时，圆心位于地面上O点，除O点外，在其他点自激自收都接受不到反射波，

所以反射线都聚焦于O点。如下图所示

③当R

会形成回转波，凹界面出现一条向上凸的同相轴，并且反射点与观测点的关系是回转的。如下图所示

（三）地震勘探中反射法

反射法地震勘探最早起源于1913年前后R.费森登的工作,但当时的技术尚未达到能够实际应用的水平。1921年，J.C.卡彻将反射法地震勘探投入实际应用，在美国俄克拉荷马州首次记录到人工地震产生的清晰的反射波。1930年，通过反射法地震勘探工作,在该地区发现了3个油田。从此，反射法进入了工业应用的阶段。

反射法利用反射波的波形记录的地震勘探方法。地震波在其传播过程中遇到介质性质不同的岩层界面时，一部分能量被反射,一部分能量透过界面而继续传播(下图)。

如两种介质中地震波速度分别为v1与v2，则入射角θ1 ,反射角θ姈和折射角θ2将遵从斯涅耳定律：

反射波与透射波之能量分配与介质的波阻抗Z（介质密度与波速的乘积）有关。波由介质1入射时,反射波与入射波的振幅比称为反射系数q，公式为

在垂直入射情形下有反射波的强度受反射系数影响，在噪声背景相当强的条件下，通常只有具有较大反射系数的反射界面才能被检测识别。地下每个波阻抗变化的界面，如地层面、不整合面、断层面等都可产生反射波。在地表面接收来自不同界面的反射波，可详细查明地下岩层的分层结构及其几何形态。

反射波的到达时间与反射面的深度有关，据此可查明地层埋藏深度及其起伏。随着检波点至震源距离（炮检距）的增大，同一界面的反射波走时按双曲线关系变化，据此可确定反射面以上介质的平均速度。反射波振幅与反射系数有关，据此可推算地下波阻抗的变化，进而对地层岩性做出预测。

反射法勘探采用的最大炮检距一般不超过最深目的层的深度。除记录到反射波信号之外，常可记录到沿地表传播的面波、浅层折射波以及各种杂乱振动波。这些与目的层无关的波对反射波信号形成干扰，称为噪声。使噪声衰减的主要方法是采用组合检波，即用多个检波器的组合代替单个检波器，有时还需用组合震源代替单个震源，此外还需在地震数据处理中采取进一步的措施。反射波在返回地面的过程中遇到界面再度反射，因而在地面可记录到经过多次反射的地震波。如地层中具有较大反射系数的界面,可能产生较强振幅的多次反射波,形成干扰。

反射法观测广泛采用多次覆盖技术。连续地相应改变震源与检波点在排列中所在位置，在水平界面情形下，可使地震波总在同一反射点被反射返回地面，反射点在炮检距中心点的正下方。具有共同中心反射点的相应各记录道组成共中心点道集，它是地震数据处理时所采用的基本道集形式，称为CDP道集。多次覆盖技术具有很大的灵活性，除CDP道集之外,视数据处理或解释之需要,还可采用具有共同检波点的共检波点道集、具有共同炮点的共炮点道集、具有相同炮检距的共炮检距道集等不同的道集形式。采用多次覆盖技术的好处之一就是可以削弱这类多次波干扰，同时尚需采用特殊的地震数据处理方法使多次反射进一步削弱。

反射法可利用纵波反射和横波反射。岩石孔隙含有不同流体成分，岩层的纵波速度便不相同，从而使纵波反射系数发生变化。当所含流体为气体时，岩层的纵波速度显著

减小，含气层顶面与底面的反射系数绝对值往往很大，形成局部的振幅异常，这是出现“亮点”的物理基础。横波速度与岩层孔隙所含流体无关，流体性质变化时，横波振幅并不发生相应变化。但当岩石本身性质出现横向变化时，则纵波与横波反射振幅均出现相应变化。因而，联合应用纵波与横波，可对振幅变化的原因做出可靠判断，进而做出可靠的地质解释。

地层的特征是否可被观察到，取决于与地震波波长相比它们的大小。地震波波速一般随深度增加而增大，高频成分随深度增加而迅速衰减，从而频率变低，因此波长一般随深度增加而增大。波长限制了地震分辨能力，深层特征必须比浅层特征大许多，才能产生类似的地震显示。如各反射界面彼此十分靠近，则相邻界面的反射往往合成一个波组，反射信号不易分辨，需采用特殊数据处理方法来提高分辨率。

二、绕射波

（一）绕射波的产生

几何地震学的观点认为：地震波在传播过程中，如果遇到一些地层岩性的突变点（如地层尖灭点、断层的断棱、不整合面的突起点等），这些点就会成为新的震源，再次发出球面波，向四周传播，这种波动在地震勘探中称为绕射波。最常见的是断棱绕射和不整合面上的突起点的绕射。

(二) 绕射波时距曲线的特点

1绕射波时距曲线是双曲线。

2绕射波时距曲线的极小点在绕射点的正上方；X极小=d；T极小=1/V()

3绕射波与反射波在X=2d处相切。

4绕射波时间是绕射波从炮点到绕射点来回传播的时间。

5绕射波时距曲线较相同T反射波时距曲线弯曲。

6两炮点上绕射波T时间等于两炮记录互换时间2倍。

（三）地震绕射波的识别和利用

1．地震绕射波的识别

①利用绕射波在水平叠加剖面上的运动学和动力学特点，识别绕射波。

②利用绕射波时距曲线上的时间值，用画反射界面的方法画剖面，如果是绕射波，则几个圆弧交与一点，对断棱绕射波一般在侧线与断棱不正交的情况下，画剖面的圆弧，不交与一点，交成一个小三角形，但应注意在画剖面时必须采用极小点的T所对应的平均速度，这是与画反射界面不同的。

③在一定的假设条件下，计算一套绕射波理论时距曲线量板，然后把实测的绕射波时距曲线与理论时距曲线比较，这样来鉴别绕射波和确定绕射点的深度。

2．地震绕射波的利用

在水平叠加剖面上，绕射波是显示的较清楚的，为利用绕射波来识别断层，确定断点提供了有利条件。

用地震勘探方法研究古潜山顶面的绕射波，一般比较发育，因此正确的识别和解释绕射波和其他异常波对研究古潜山也是很重要的。在入侵体沿边或礁块沿边，绕射波也会大量出现，从宏观上反映了侵入体的边界，若经过偏移叠加，则绕射波收敛，侵入体边界更清晰。在凹凸不平的不整合面上，如某些侵蚀面，会产生明显的绕射波，经偏移叠加后，也会收敛，是不整合面的起伏及其形态十分清晰。

三、多次波

（一）多次波的产生

当反射波传播到地面时，由于地面与空气的分界面（这个面称为自由表面）是一个波阻抗差别很明显的界面，所以是一个良好的反射面，反射波又可能从这个界面反射向下传播，当遇到反射界面时，又可以再次发生反射波返回地面……于是就形成了多次反射波。

在我国各探区都不同程度的存在多次波，如苏北地区、五门地区和济阳凹陷的某些地区多次波非常严重，一般多次波还包括多次反射波和反射——折射波、折射——反射波和绕射——反射波，等等。

（二）多次波的类型

产生多次反射波要有良好的反射界面，因为一般反射界面的反射系数较小，一次反射波的强度比较弱，经过多次反射后，多次波就会很微弱了。只有在反射系数较大的反射界面上发生的多次反射波才比较强，且能被记录下来，属于这类界面得有基岩面、不整合面、火成岩（如玄武岩）和其他强反射界面（如石膏岩、岩盐、石灰岩等）。

多次波的类型一般分为下面几种：

1）全程多次波在某一深层界面发生反射的波在地面又发生反射向下在同一

界面发生反射，来回多次，又称简单多次波。如图所示

2）短程多次波地震波从某一深部界面反射回来，再在地面向下反射，然后又在某一较浅的界面发生反射，又称局部多次波。如图所示

3）微屈多次波在几个界面上发生多次反射，多次反射的路径是不对称的，或在一个薄层内受到多次波。如图所示

4）虚反射进行井中爆炸激发时，激发能量的一部分向上传播，遇到地面再反射向下，这个波称为虚反射。它与直接由激发点向下传播的地震波相差一个延迟时间，这个时间等于波从井底到地面的双程传播时间。如图所示

（三）多次波的特点

就几种类型的多次波中，以全程二次波为代表介绍多次波的特点。

1）全程二次反射波时距曲线方程是一条双曲线。

2）全程二次反射波的垂直时间是同一界面一次反射波时间的2cosθ倍。

3）全程二次反射波的等效界面的倾角等于一次反射界面倾角的2倍

4）全程二次反射波极小点的横坐标近似于一次反射波的4倍。

四、总结

地震勘探是钻探前勘测石油与天然气资源的重要手段，在煤田和工程地质勘查、区域地质研究和地壳研究等方面，也得到广泛应用。20世纪80年代以来，对某些类型的金属矿的勘查也有选择地采用了地震勘探方法。地震勘探就是在地表以人工方法激发地震波，在向地下传播时，遇有介质性质不同的岩层分界面，地震波将发生反射与折射，并产生其他一些干扰波，在地表或井中用检波器接收这种地震波。要通过对地震波记录进行处理和解释，才可以推断地下岩层的性质和形态。因此要更多得了解各种地震波，知道他们的产生、特点等各种特性，才能更好压制各种干扰波。地震勘探在分层的详细程度上，以及勘查的精度上，都优于其他地球物理勘探方法。

参考书目

陆基孟主编：《地震勘探原理》上、下，石油大学出版社。

长春地质学院等合编：《地震勘探──原理和方法》，地质出版社，北京，1980。

周绪文编著：《反射波地震勘探方法》，石油工业出版社，北京，1989。

K.H.Waters,Reflection Seismology,Wiley-Inters-cience,New York,1978。

地震波探测地球内部结构

地震波探测地球内部结构 -----速度异常体 PB05007106 马晓静地震震相按照震中距的大小，可分为近震震相和远震震相。近震接收到的主要利用高频波，可用来研究地壳的结构构造，如近地表的倾斜界面的形态（反射、折射波），地壳的结构特点。远震接收到主要为衰减较小的低频波，研究地球深部构造，如地球速度垂向分布、间断面的特征(范围、形状、成因等）。 以下，着重讨论D”层的超低速区震相识别。 1.D”层的重要性 D”层是固态地幔和液态外核之间的边界，是地球内部重要的边界层之一；控制着核幔边界的物质、能量交换；与地球内部对流、板块运动、磁场变化有紧密联系。 D”层也是下地幔中最为复杂的区域，很多研究成果已表明，比如某些地区的D”层顶部速度跳跃及横向不均匀性，在某些地区D”是低速的，存在大量的散射体，存在尖锐的分界。 2、超低速区 D”中存在一种极为异常的结构，称为ULVZ（ultra low velocity zone)。它的厚度为5~60 km，横向尺度大约200 km。剪切波速(Vs ) 异常达-30%，压缩波速(Vp ) 异常达-l0% ，密度异常可达+l0 %，是一种高密度、低地震波速度的异常体。地幔其他地区的速度异常范围一般不超过3%，所以称这种异常体为超低速区。一般认为，超低速区是化学异常及后钙钛矿相变共同影响下的化学-热对流体系中形成的产物．在全球范围内都有广泛分布。 研究D”层的结构，一般选择来自核幔边界的反射波(ScS，ScP，PcP)、透射波(SKS，PKP等)以及沿着核幔边界传播的衍射波(Pdiff，SKPdS，SPdKS，ScPdiff)或者它们的组合。 下面介绍几种研究超低速区的地震学方法。 （1）SKS+SPdKS/SKPdS SKS从震中距70°开始出现，但比较弱；在83°之后，成为径向分量上的主要震相；根据PREM 模型，地幔一侧：Vs=7.6 km／s，Vp=13.6 km／s；外核侧 Vp=8.0km／s)，在震中距超过105°后，外核中传播的P波经过核幔边界进入地幔

论地震勘探中几种主要地震波

论地震勘探中的几种主要地震波 论文提要 地震勘探，就是通过人工方法激发地震波，研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下地质构造，为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种方法。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，用以推断地下的底层构造和岩性。地震勘探在勘探已有的各种物探方法中，是最有效地方法。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。按波在传播过程中质点震动的方向来区分，可以纵波和横波；根据波动所能传播的空间范围而言，地震波又可以分为体波和面波；按照波在传播过程中的传播路径的特点，又可以把地震波分为直达波、反射波、透射波、折射波，等等。地震勘探在石油勘探中除了能产生来自地层界面有用的反射波外，还会产生各种各样的干扰波。因此，我们要更好的了解各种波的产生、特点、用途，等等。下面简单介绍几种地震勘探中产生的地震波。 正文 一、反射波 （一）反射波的形成 1、几何地震学的观点 当炸药在井中爆炸激发地震波时，在雷管引爆几百微妙之内爆炸便完成了，在接近爆炸点的压强是一个延续时间很短的尖脉冲，爆炸脉冲向外传播，压强逐渐减少，地层开始产生弹性形变，形成地震波。地震波继续传播，由于介质对高频的吸收，地震波信号减小。当波入射到两种介质的分界面时（当上层介质波阻抗与下层介质波阻抗不等时，弹性地震波才会发生反射；上层介质波阻抗与下层介质波阻抗差别越大，反射波越强——反射波条件），一部分波回到第一种介质中，这就是所谓的反射波。如图所示 2、物理地震学观点 地震波从震源出发以球面波的方式向下传播，到达反射界面S，S可以就看成有许多

地震波运动学理论

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。

1地震波

地震波 地震波 地震波是指从震源产生向四外辐射的弹性波。 分类 地震波按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波。 纵波、横波 纵波，又称P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，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。 横波，又称S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，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。 P波和S波的实际传播速度取决于岩石的密度和内在的弹性。对线弹性物质而言，当波与运行方向无关时，波速仅取决于两个弹性性质，称为弹性模量：岩石的体积模量E和剪切模量G。

面波 当P波和S波到达地球的自由面或位于层状地质构造的界面时，在一定条件下会产生其他类型地震波。这些波中最重要的是瑞利波和勒夫波。这两类波沿地球表面传播；岩石振动振幅随深度增加而逐渐减小至零。 勒夫波 勒夫波又称Q波。是地震面波中最简单的一种类型。它们是以1912年首次描述它们的勒夫的姓名命名的。是一种表面波通过切变波在表层内的多次内反射而传播。在半无限介质之上出现低速层的情况下，一种垂直于传播方向的在水平面内振动的波。 这个类型的波使岩石质点运动类似SH波，运动没有垂向位移。岩石运动在一垂直于传播方向上在水平面内从一边到另一边。虽然勒夫波不包括垂直地面运动的波，但它们在地震中可以成为最具破坏性的，因为它们常具有很大振幅，能在建筑物地基之下造成水平剪切。瑞利波 瑞利波Rayleighwave，瑞利面波具有相当不同的地面运动。 地震学中称其为R波或L波。于1885年首次由瑞利（LordRayleigh）描述，它们是地震波中最近似水波的。岩石质点向前、向上、向后和向下运动，沿波的传播方向作一垂直平面，质点在该平面内运动，描绘出一个椭圆。勒夫波和瑞利波的速度总比P波小，与S波的速度相

地震波传播原理

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

利用PEER网站选取地震波的方法

利用PEER网站选取地震波的方法 云南省土木建筑学会建筑结构专业委员会 PEER是Pacific Earthquake Engineering Research Center（太平洋地震工程研究中心）的简称，设立在美国的加州大学伯克利分校（University of California, Berkeley）。由其运作的PEER Ground Motion Database（PEER地震动数据库）提供了大量的世界各地的地震记录，可自由下载。该网站提供了丰富的查询手段，可按距离、场地、震源类型等条件选择地震记录，也提供了按目标反应谱选择的手段。 该网站是https://www.wendangku.net/doc/1010808305.html,/peer_ground_motion_database，首页如下：

如果要按目标反应谱（例如我国GB50011-2010的地震影响系数曲线）选取地震波，需要事先准备好目标反应谱的数据文件。云南省土木建筑学会建筑结构专业委员会和昆明理工大学提供了Microsoft Excel 2003格式的文件Spectrum-2010.xls，可用于生成我国建筑、公路、水工等抗震设计规范规定的反应谱对应的数据文件。用法简述如下： 一、生成中国规范的目标谱 1、打开该文件后，在“图形”工作表（左下角选择）上进行最大地震影响系数（αmax）、地震分组、场地类别的选择（均为下拉菜单）。 2、在“表格”工作表（左下角选择）上即可得到所需要的各种数据。例如，PEER地震动数据库的目标谱格式为“周期（s）-谱加速度(g)”，复制拷贝其中的A列和D列即可。

3、利用具有“列编辑模式”功能的文本编辑软件（例如UltraEdit 等。也可直接使用Excel，注意粘贴时采用“选择性粘贴”-“数值”）， 得到如下形式的文本： 4、将其保存为“.csv”后缀的文本文件。 二、利用PEER地震动数据库获得地震记录 1、上述准备工作完成后，进入PEER地震动数据库首页。点击 “Scaled”。

地震波的频率和振幅

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 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)

--傅氏正变换 ------------- ()-- --傅氏反变换 这两式是等价的,即A⑴与a(t)是一一对应的①S脉冲函数A S (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、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，如图所示 图主频fO :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）|=的两个频率fl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。如图所示。

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。 图大地低通滤波器效应: 地震波在传播过程中随着距离（或深度）的增加，高频成分会很快地损失，而且波的振幅按指数规律衰减。实际地层对波的这种改造，称之为大地低通滤器效应。 ⑴波前扩散 球面扩散：在均匀介质中，点震源的波前为球面，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量仍保持不变，而使单位面积上的能量减小，振动的振幅将随之减小，这称之为球面扩散（或波前扩散）。 设某一时刻球面的波前面S,总能量为E,单位面积上的能量为e,则有

地震波的定义

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

结构抗震设计时程分地震波的选择

（1）设计用地震记录的选择和调整 用规范的确定性方法和地震危险性分析方法所确定的设计地震动参数，是选择天然地震加速度记录的依据。 (一)实际地震记录的选择方法 选择地震记录应考虑地震动三要素，即强度（峰值）、频谱和持续时间。对某一建筑的抗震设计，最好是选用该建筑所在场地曾经记录 到的地震加速度时间过程。但是，这种机会极少。为此，人们只能从现有的国内外常用的地震记录中去选择，尽可能挑选那些在震级、震中距和场地条件等方面都比较接近设计地震动参数的记录。他的文章给出了相应的地震数据的记录目录。 （二）实际地震记录的调整 1.强度调整。将地震记录的加速度值按适当的比例放大或缩小，使其峰值加速度等于事先所确定的设计地震加速度峰值。即令 其中a(为记录的加速度值为调整后的加速度值;A众为设计地震加速度峰值;。为记录的加速度峰值。这种调整只是针对原记录的强度进行的，基本上保留了实际地震记录的特征。也就是所说的（强度修正。将地震波的加速度峰值及所有的离散点都按比例放大或缩小以满足场地的烈度要求）

2.频率调整考虑到场地条件对地震地面运动的影响，原则上所选择的实际地震记录的富氏谱或功率谱的卓越周期乃至形状，应尽量与场地土相应的谱的特性一致。如果不一致，可以调整实际地震记录的时间步长，即将记录的时间轴“拉长”或“缩短”，以改变其卓越周期而加速度值不变也可以用数字滤波的方法滤去某些频率成分，改变谱的形状。另外，为了在计算中得到结构的最大反应，也可以根据建筑结构基本自振周期，调整实际地震记录的卓越周期，使二者接近。这种调整的结果，改变了实际地震记录的频率结构，从物理意义上分析是不合理的。 另外，在测定场地土和建筑结构的卓越周期时，运用不同的测试仪器和测试技术，往往得到不同的结果。即使是对同一个测试结果，在频谱上确定卓越周期时，不同的分析方法也会导致不同的结果。有的选取谱的第一个峰值所对应的周期作为卓越周期，有的选最大峰值时的，也有的取某一段周期等，很不一致。对如何确定地震加速度记录的卓越周期，也是各行其是，有的利用加速度反应谱，有的用伪速度谱，有的用富氏谱，结果当然是不一样的。上述各种作法在工程中引起了一些混乱。 王亚勇认为，用脉动测试方法测定场地土和结构的卓越周期及自振周期时，应采用速度摆型或加速度摆型的地震仪测定地运动和结构振动，然后计算其富氏谱或功率谱，以谱的最大峰值所对应的周期作为卓越周期和自振周期比较合适。反应而相应地根据记录的位移谱或速度谱。 这也就是所谓的滤波修正。可按要求设计滤波器，对地震波进行时域或频域的滤波修正。这样修正的地震资料不仅卓越周期满足要求，功率谱的形状和面积也可控制。卓越周期修正。将地震波的离散步长按人为比例改变，

第五章 地震波的激发和震源机制3

2.利用S波偏振确定断层面
?1 = ε tg 1) S波的偏振角ε的定义：
SH SV
由直接的记录计算出真入射的SV、SH。 ?1 SH ε = tg SV 2)用地震记录实测ε，并画在Wolf 网上 将Wolf 网上过台站，以 ε为切向的大园弧BC画 出。
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《地震学原理与应用》第五章
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3)由位错源理论求出偏振方向，并画在Wolf网上 *剪切位错源的震源坐标系 (与断层面法向n 一致)
(与X1，X3组成右手直角坐标系) (与断层面滑动方向λ一致) 则剪切位错源 的辐射波谱为：
*辐射图形因子
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震源坐标中，eθ方向与偏 振方向(BC)夹角为： ?? du ?1 ε ' = tg ( ) ?θ du
(注意：它虽能确定偏振方向 ，却不是偏振角的定义)
cos θ sin ? ε ' = tg ( ? ) cos 2 θ cos ?
?1
当震源是剪切位错源时 ，位于(θ，?)的台站上 有：
因此，设定一{Xi}便可计算出任意指定点(θ，?)上的偏振方向。
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4) 穷举对比
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三、破裂过程和震源参数
断层面上各点同时破裂不太合乎实际，比较合理的模型应是一 个破裂过程(有限时段)。
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地震波的激发和接收

地震波的激发和接收 论文提要 在地震勘探的野外工作中，第一步要用人工方法激发地震波，为了适应各种地表条件及具体工作特点，震源及激发方式是多种多样的。使用与地震勘探的震源基本上分为两大类。一类是炸药震源，另一类是非炸药震源。目前以炸药震源为主。地震波的接受问题就是使用专门的仪器设备，采用合适的工作方法，把地震波传播情况纪录下来。当我们激发地震波时，既产生有效波，也会产生干扰波。人们往往利用有效波和干扰波的差异，在野外条件下采用不同的仪器手段和观测方式，来压制干扰波、突出有效波的。 正文 一、地震波的激发 1. 对激发的要求 激发的有效地震波要有足够强的能量，良好的频谱特性和较高分辨能力，这样才能查明地下几千米深度范围的一整套地层的构造形态。此外还须指出，在激发出有效波的同时还会产生各种各样的波，如干扰波，异常波等。应使地震有效波具有较强能量、显著的频谱特性和较高的分辨能力。以利于纪录有效波。地震勘探的震源基本上分为两大类型，一类是炸药震源，另一类是非炸药震源。目前陆上主要以炸药震源、可控震源、气动震源为主，海上用电火花震源、空气枪震源、无气泡蒸汽枪震源等，其中炸药震源 是最常用的。因此，以炸药震源为例，介绍地震波激发试验。 2. 陆上用炸药震源 从20年代开始到现在，地震勘探方法一直采用炸药为主要震源。 炸药震源激发的效果主要取决于井深，药量、激发岩性因素的选择与使用，因此，激发岩性试验阶段不但要进行干扰波的调查，观测因素的选择，还要进行激发因素的试验。 1) 激发岩性 爆炸时所产生的波的频率谱很大程度上决定于激发岩石的物理性质。若在松软的干燥岩层(如砂层)或松散的岩层(如淤泥)中爆炸，频率很低，爆炸能量大部分被松散岩层所吸收，会产生极高频率，这种高频的振动很快被吸收掉，而且在爆炸点周围产生很大破碎带，转换成弹性能量不多，因此，激发岩性 应选取潮湿的可塑性岩层(如胶泥、粘土、湿 砂)。对大庆黑鱼泡地区岩性试验，见图 2.4.1。激发点选在灰胶泥层。 2) 激发深度 关于激发深度，以反射波来说，要选在 潜水面以下，最好是潜水面以下3～5米的粘 土层，或泥岩中爆炸，这样可使激发的频谱适 中，且由于激发点离上面的潜水面不远，潜水 面又是一个强反射界面，激发的能量由于潜水 面强烈反射作用大部分往下传播，从而增强有 效波的能量，减少了干扰波的能量，通常采用 民用水井、捞取钻井岩样或通过电测井、也可用浅层折射波法求低速带深度来进行潜水面深度、激发岩性的调查。也可在试验阶段分别选择固定药量，井深来进行井深试验获

地震波的频率和振幅

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

地震波 地震被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。 [编辑本段] 地震纵波和横波 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 地震波 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。 图2.1 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。

地震波的概念种类特点及地表影响

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；

地震波的吸收

五、 地震波的吸收 1.对吸收的概括说明 弹性介质是实际介质的近似，实际介质对地震波有吸收。使波传播时能量很快衰减。地震波的能量不可逆地转化成了热能散发掉叫做吸收。 目前公认岩石颗粒之间的内摩擦力是吸收的主要原因，这种内摩擦力也叫粘滞力。 不同的介质中，内摩擦力所遵守的规律不同，其中沃尹特（Voigt ）的假设比较有代表性。 2．沃尹特（Voigt ）假设下的波动方程 （1）沃尹特假设 前面讨论的完全弹性介质中的波动方程是在应力与应变成正比（虎克定律）的条件下得到的。 沃尹特假设：应力与应变的关系包括两部分，一部分是应力与应变成正比的满足虎克定律的应变，另一部分是应力与应变的时间变化率成比例的粘滞效应。 （2）沃尹特假设的粘弹介质中的波动方程 t u t u t u ???+???+?+?+=??222231)(ηθημθμλρ (6.1-45) k z j y i x grad ??+??+??==? η是粘滞系数。 对（6.1-45）求散度，可得纵波的波动方程为： θημλθρ222]34)2[(???++=??t t (6.1-46) 对（6.1-45）求旋度，可得横波的波动方程为： u rot t u rot t 222)(???+=??ημρ (6.1-47) 3.沃尹特粘弹介质中一维谐波方程的求解

（1）求解 分析平面谐波沿X 方向传播，以纵波为例。 假设纵波的位移位是： )(0)(0),(Kx t j v x t j e e t x --==ωωφφφ (6.1-48) x u z w y v x u ??=??+??+??=θ （注：波沿x 方向传播，y v ??=0，z w ??=0） 又x u ??= φ (注：w v u x grad u ++=++??==00φφ) φφθ222K x x u -=??=??=∴ (6.1-49) 将(6.1-49)代入(6.1-46)，得 22234)2(K j K ηωμλρω++= ωημλρωηωμλρω'++=++=∴j j K )2(3 )2(2 2 2 （ηη34'=） (6.1-50) 将上式有理化，得 }])2[(])2[(2{])2[(2122221222212222 2ωημλωηωημλμλωημλρω'++'-'+++'++=j K (6.1-51) 222)2(ωημλ'++ ωη' β μλ2+ βωημλμ λcos ])2[(221222='+++ βωημλω ηsin ])2[(21222='++' βμ λωηtan 2=+'

结构抗震设计时程分地震波的选择

（1 ）设计用地震记录的选择和调整用规范的确定性方法和地震危险性分析方法所确定的设计地震动参数，是选择天然地震加速度记录的依据。 （一）实际地震记录的选择方法 选择地震记录应考虑地震动三要素，即强度（峰值）、频谱和持续时间 对某一建筑的抗震设计，最好是选用该建筑所在场地曾经记录 到的地震加速度时间过程。但是，这种机会极少。为此，人们只能从现有的国内外常用的地震记录中去选择，尽可能挑选那些在震级、震中距和场地条件等方面都比较接近设计地震动参数的记录。他的文章给出了相应的地震数据的记录目录。 （二）实际地震记录的调整 1.强度调整。将地震记录的加速度值按适当的比例放大或缩小，使其峰值加 速度等于事先所确定的设计地震加速度峰值。即令 其中a（为记录的加速度值为调整后的加速度值;A众为设计地震加速度峰值 为记录的加速度峰值。这种调整只是针对原记录的强度进行的，基本上保留了实际地震记录的特征。也就是所说的（强度修正。将地震波的加速度峰值及所有的离散点都按比例放大或缩小以满足场地的烈度要求） 2.频率调整考虑到场地条件对地震地面运动的影响，原则上所选择的实际地震记录的富氏谱或功率谱的卓越周期乃至形状，应尽量与场地土相应的谱的特性一致。如果不一致，可以调整实际地震记录的时间步长，即将记录的时间轴拉长”或缩短”以改变其卓越周期而加速度值不变也可以用数字滤波的方法滤去某些频率成分，改变谱的形状。另外，为了在计算中得到结构的最大反应，也可以根据建筑结

构基本自振周期，调整实际地震记录的卓越周期, 使二者接近。这种调整的结果，改变了实际地震记录的频率结构，从物理意义上分析是不合理的。 另外，在测定场地土和建筑结构的卓越周期时，运用不同的测试仪器和测试技术，往往得到不同的结果。即使是对同一个测试结果，在频谱上确定卓越周期时，不同的分析方法也会导致不同的结果。有的选取谱的第一个峰值所对应的周期作为卓越周期，有的选最大峰值时的，也有的取某一段周期等，很不一致。对如何确定地震加速度记录的卓越周期，也是各行其是，有的利用加速度反应谱，有的用伪速度谱，有的用富氏谱，结果当然是不一样的。上述各种作法在工程中引起了一些混乱。 王亚勇认为，用脉动测试方法测定场地土和结构的卓越周期及自振周期时，应采用速度摆型或加速度摆型的地震仪测定地运动和结构振动，然后计算其富氏谱或功率谱，以谱的最大峰值所对应的周期作为卓越周期和自振周期比较合适。反应而相应地根据记录的位移谱或速度谱。 这也就是所谓的滤波修正。可按要求设计滤波器，对地震波进行时域或频域的滤波修正。这样修正的地震资料不仅卓越周期满足要求，功率谱的形状和面积也可控制。卓越周期修正。将地震波的离散步长按人为比例改变, 使波形的主要周期和场地卓越周期一致，然而，在改变离散步长的同时也将改变地震波的频谱特性，在弹塑性反应中有时会产生不安全的后果。因此，修正的幅度不宜过大，在结构构件进人塑性的程度较大时最好不用此种办法。 3持时调整。如在前面所述，地震动持时对结构反应的影响，主要发生在反应的非线性阶段。因此，所选择的地震波持时，应能保证结构的振动进人稳态阶段。持时的确定和结构的类型和设计要求有关，如果仅对结构进行弹性分析或弹塑性最大反应分析，持时可以稍短

地震波的频率和振幅

地震波的频率和振幅 Prepared on 24 November 2020

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) --傅氏正变换

--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。

频带的宽度：若|A（f）|最大值为1，则可找|A（f）|=的两个频率f1和f2,两者之差△f=f2-f1为频带宽度。 图 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。 地震波在传播过程中随着距离（或深度）的增加，高频成分会很快地损失，而且波的振幅按指数规律衰减。实际地层对波的这种改造，称之为大地低通滤器效应。

地震波描述

1.1设计加速度过程线 依据GB18306-2001《中国地震动参数区划图》，50年超越概率为10%时，工程区地震动峰值加速度为0.15 g，地震动反应谱特征周期为0.45 s，相应地震基本烈度为7度。场地土属中软场地土，场地类别为Ⅱ类。根据（DL5073-2000）《水工建筑物抗震设计规范》的规定，本工程壅水建筑物抗震设防类别为乙类，设计烈度按7度取。 参考工程地质报告，本课题选取美国Taft地震波、人工地震波与实测地震波共三条地震波进行分析。 Taft地震波，1952年7月21日发生于美国的加利弗里亚州地震（California Earthquake，震级7.4级），是位于加州Kern County林肯学校的No.1095地震台测得的地震记录，该记录地距震中约43.5 km。地震仪设于学校附近一隧洞混凝土地板上，测得完整的三向地震波，记录长达54 s，最大地震加速度175.9 cm/s2，最大速度17.7 cm/s，最大位移9.15 cm。Taft地震波由于记录完整、数据可靠，在国际地震工程界被广泛引用。本报告中将其峰值加速度调整至0.15 g得到设计地震加速度过程线进行动力反应分析，通过SHAKE91程序反演后，坝基水平向基岩地震波峰值为0.12 g，竖直向基岩地震波峰值为0.08 g。横河向、顺河向和竖直向输入加速度之比为3:3:2。计算地震时长20 s，时间步长为0.02 s，各方向地震波时程如图1.1-1至图1.1-3所示。 人工地震波，是根据《水工建筑物抗震设计规范》选取规范标准反应谱为目标谱生成。人工波生成时，迭代误差取为5%，其中特征周期T g按照基岩场地取0.3 s，反应谱最大值的代表值βmax取为2，设计加速度代表值为0.15 g。由此得到设计地震加速度过程线进行动力反应分析，通过SHAKE91程序反演后，坝基水平向基岩地震波峰值为0.12 g，竖直向基岩地震波峰值为0.08 g。横河向、顺河向和竖直向输入加速度之比为3:3:2。计算地震时长20 s，时间步长为0.02 s，各方向地震时程如图1.1-4至图1.1-6所示。