波比的打法_百度知道
波比的打法
昨天买了个波比玩.但从对线期就有力不从心的感觉...我一般是Q点近身.如果是远程就EQ骚扰...不过感觉消耗很大.遇到一些风筝能力强的就不知道怎么对抗了
中期团战开始也无法定好自己的位置
求高手讲解下波比到底怎么玩才好...
出装什么的是其次.最主要是心...
我有更好的答案
不能想当然的切入大，非BT输出英雄，所以要多加练习。记住
再牛逼是英雄 也经不住轮，团战一定要和队友配合，成功几率太低，太低）。 在看准机会施放完美E后接一个q，然后看情况继续开W追，怎么选就不用说了吧，W，减少伤害啊有木有，前期有撸友配合最好一级E，记住Q才是波比的爆发，魔法伤害，Q是魔法攻击）
然后堆点血，出个针对性的防御三围（虽然被动牛逼，但是还是要靠装备的），可以当做切入或者闪现，而碰到你施放的目标后还会将其往后推一段距离，其实 非完美E 的伤害并不高，这就靠打这种DOTA类竞技游戏的经验了，根据情势选择鞋子，法穿鞋，水银鞋，攻速鞋（W被动和主动都加攻击的，AD流），不过，我亲身试验过，还是只是骚扰后跑。打近战一定要耐得住寂寞，暂时补不到兵就站远点吃经验，抓的就是对方的破绽。 R可以上给你要秒的人，不管是斜推还是正推，争取每次找对角度施放完美E。 E的施放要注意，有一个施放范围，然后法术吸血书或者科技枪能增加反杀能力（E是魔法攻击带晕眩,QQR，碰到敌人后向前推的距离和施放距离差不多，奔放点的话可以戒子出门，然后Q，不必急着换三相，推到墙上就是好推，这里要注意，一切有单位碰撞的东西都能激发完美E（听说小兵和英雄也可以，基本上就差不多了 纯手工回复你伤的起，复活，荆棘甲），触发的条件太高，猥琐点的话可以布甲5红（可以出龟壳，毕竟加伤害的，也可以上给对方非控制，打不出优势，看准时机最重要（这个时机说起来比较空洞，玩多了就是高手了，没什么秘诀) 最后说说装备吧，出门可以鞋子3红，然后打集火的人，感觉要少那么5毫米，波比首先是她的被动比较BT 我来说说我怎么打的吧，然后耀光是灵魂装备
招式上基本明了的问一下装备问题...我看很多人都是在耀光前出贤者的.有必要么?还有最后的神装是什么?另外你是说出耀光后出吸血枪.再出三相...但个人感觉吸血枪3600多貌似太贵了吧.三相会不会出晚了?
贤者个人觉得完全没必要，打个蓝书或者没蓝了就回城
我说耀光后的科技枪是一步一步累积优势来的，钱够也可以直接三相，个人觉得三相比耀光就多50%伤害，多个攻速 ，这两个比较鸡肋，转三相的目的在于那个减速的功能和移动速度。
有了法术吸血，你用一下就知道多爽了，别人看见你残血了来追你，你退一步或者进草丛（当然要在适合放E的地方再犯 骚哈），E到墙上一个Q，敌人还追就继续开W跑
还可以看情况反杀。
召唤师技能可以有闪现（敌人在你塔下或是团战爆发前 犯 骚的话 一个闪现 推回来，操作要求有点高哈），另外的看自己喜好选，可选幽灵步，点燃，传送，虚弱；或者不要闪现，用杀人组合
虚弱，点燃。至于神装,我还真没出过神装，一般三相和吸血出来了对方就已经没戏了，不然就是稍微逆风点就多出个针对的三围装，也能赢。再不济的时候出什么都没用，输就一个字。
我就勉强凑套神装吧
ap：法穿鞋 巫妖之祸 科技枪 冰杖 狂徒 自然之力（冰刀，龟壳）
ad：攻速鞋 三相 饮血剑 红叉 无尽 狂徒我个人喜欢AP流
狂徒和自然之力 就换成 帽子 和 棍子
现在Q没有法伤上限了，限的只是额外伤害，
最后一个问题了.前期对线应该怎么过度呢?感觉陪上远程AD.他一被围杀就很悲剧了...而如果换一个近身AD配合.更加容易被对手磨血...好无奈~
这是近战的苦恼，前期对线，如果对方很风骚，很会磨血，那就宁愿不补兵，都不能上前去，只用站在经验范围吃经验就行了，要利用对方的走位失误，你想想，对方一直压着你打，自然会自信满满，走位就会出现问题，出现空当了就去补兵，出现失误了就一套爆发磨他血，反正近战前期对线耗血厉害的都是这么打的。少不点兵没问题，只要不死，等级上去了，再利用敌人的空当（或者空线）补兵，不然就留一个队友在那吃经验，你3级去打野 都可以。不能因小失大。
采纳率：31%
so easy。 这样可以让前期的波比有个很不错的爆发以及续航能力。后期看情况可以出三相 或者巫妖之祸
轻语或者电池杖 也许你还会需要一个女妖 因为你被先手的话会很被动。大概就是这样了。这么玩的话很暴力 很凶残，但是大多数时间你要对自己有信心。而当你大到对面的C的时候 你会发现有疾走和点燃的你杀他们就和杀孙子一样。中期一般就是 鞋子 耀光 冥火 和科技枪。这种装备可以让你在有大招的情况下 轻松秒杀对面任何一个和你装备差不多的人，我只是在这里告诉我的打法。我玩波比都是鞋子3血瓶出门，原因很简单 更好地走位 更快的过去补刀然后撤回，别小看这点移动速度，很有用。然后装备一般都是法伤工资装和科技枪的物理部件很多人都有自己不同的玩法，对自己和敌人的技能把握也要好。注意自己的走位。在没把握的时候不要和对手硬拼
前期要打好
波比可以打野的，前期对线波比是真不行，要被远程压死的。
三项完成天下有你
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英雄联盟波比的伤害怎么那么高啊？打到后期，两锤子把我们ADC敲死了。太不科学了！
刚刚一把40多分钟的局，对面的波比辅助，他出了个帮队友加血的那个工资装，混经济。
结果打到后期，那波比莫名其妙的成BOSS了，他最后出了个冥火，科技枪，巫妖，纳什，帽子，还有法穿鞋。
那叫什么伤害啊，冲进来两锤子给我们薇恩敲死，真的是两锤子！我们...
我有更好的答案
6神装伤害最强的选手，但不会有人让你拿到6神装的。这货以前有个外号叫疯狗波比，意思主要体现在R上，给辅助上个R波比，但别人不会给你那个机会让你到这个境界这货在到达满级的过程中十分难用，追的别人满街跑
adc没护甲没魔抗。到后期1900的血 是个半肉都敲死他...所以adc走位很重要
很正常，难道你不知道以前的波比可以推大龙？
波比是后期神装英雄，对线太弱，很冷门
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第01章 地震波的动力学
第一章地震波的动力学中国地质大学工程技术学院 一、前言China University Of Geosciences, Beijing? 人工激发的地震波随着时间增加向地下岩层 中传播，地震波传播的动态特征（或地震波 场特征）反映在两方面：? 地震波的运动学特征―指地震波传播的时间与空间的关 系(如反射、折射、传播速度、旅行时间等)? 地震波的动力学特征―指地震波传播过程中的能量(如强 度、振幅、波形、反射系数、频率、相位等的变化规律)? 地震勘探的基本任务是研究地震波场特征， 从而指导找油找矿和解决其它地质问题。 ? 本章重点讨论地震波场的动力学特征。 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成 1.10 地震波的传播速度及影响因素 一、理想化的原因? 地震勘探主要在沉积岩中进行。China University Of Geosciences, Beijing? 与火成岩和变质岩相比，沉积岩具有沉积稳 定、横向变化小，成层性好等特点。? 各种构造运动使地下地质结构复杂化，因此 科学研究和实际生产中需要从实际介质出发， 在不同的条件下，建立不同的地震地质模型， 使问题得到简化。 二、地震地质模型类型 ? 等效介质模型 ? 各向异性介质模型China University Of Geosciences, Beijing? 黏弹性介质模型? 多孔介质或双相介质模型? 均匀介质、层状介质和连续介质模型 1、等效介质模型China University Of Geosciences, Beijing? 最简单处理方法：一般情况下，假设地下介质为弹 性、均匀和各向同性的介质--可用两个弹性常数描 述其特性。 ? 现实问题：不均匀、非各向同性、非弹性、多孔隙、 多相态的。 ? 等效介质模型：实际中常用等效的均匀介质代替实 际介质，其弹性常数用平均值或者从其它参数导出 的等效值表示。 ? 为了改善计算效果，特别是为了计算衰减，有时在 波动方程中引入附加项。经常考虑三类主要介质： 各向异性介质、黏弹性介质、多孔介质等三种地震 地质模型。 2、各向同性与各向异性介质China University Of Geosciences, Beijing? 各向同性介质：弹性性质（特别是波速）只与空 间座标有关，与测量方向无关的介质。 ? 各向异性介质：弹性性质（特别是波速）与空间 座标和测量方向有关的介质。其起因主要有两种：（1）与沉积的成层性和交替性有关。垂向传播的纵波（P 波）和横波（S波）速度比水平方向慢。（2）横向应力在某个方位有较大的值。应力的各向异性 对岩石裂开和破碎效应产生不同影响，从而影响P波和S波 速度，也影响S波的偏振（质点振动方向） China University Of Geosciences, Beijing? 忽视各向异性的条件岩石中有矿物结晶体就有各向异性，但当波长&&晶体的 线度时，各向异性可略去不计。地震波长（60-100m）&&晶体的线度 China University Of Geosciences, Beijing? 几种沉积岩速度各向异性值表（据《实用勘探 技术》P6）岩石 砂岩、砂盐 灰岩各向异性系数V∥/V⊥ 1.001.00-1.05 1.08-1.30说明 1. 沉 积 岩 中 速 度 各向异性不大。 2. V∥&V⊥硬石膏片岩1.15-1.201.20-1.50 3、理想弹性介质和黏弹性介质模型? 理想弹性介质China University Of Geosciences, Beijing固体具有弹性：受外力作用后，其大小和形状发生变化； 外力取消后，恢复到原来的状态。（1）理想弹性体―外力取消后能完全复原的物体。（2）理想塑性体―外力取消后，物体保持其受力时的形态。（3）瞬时作用力、小变形假设一般物体在外力作用下，有弹性的一面，又有塑性的一面。如果作 用力很小，作用时间很短，在外力去掉后，一般物体都能复原，即 在瞬时作用力、小变形的条件下，大部分物体都能被近似成弹性体。 地震地质模型类型China University Of Geosciences, Beijing（4）地震勘探满足瞬时作用力、小变形假设，地下岩 层可近似成弹性体。爆炸点附近是破碎带，然后是塑性带，大约几百米以外是 弹性带，在弹性带内形成弹性波。这是因为远离震源处岩 石受的作用力非常小（位移小于1μm），且作用时间短 （小于100ms），所以远离震源的岩石可以看作弹性体。 地震地质模型类型（5）把岩层看作弹性体的重要用途China University Of Geosciences, Beijing弹性力学、光学的基本理论可以直接引用到地震勘探中来。 地震地质模型类型? 黏弹性介质模型（1）介质的吸收作用China University Of Geosciences, Beijing自然界中的介质多是非完全弹性。波传播的振幅为时间的函数，且随时 间推移而减小。原因是部分振动能量不可逆地转换为热能而耗散掉，表 现为振幅的衰减。 （a）从力学观点看，这意味着应力和应变不再是常数关系（虎克定律）， 弹性模量是时间的函数，介质具有记忆力。 （b）从波传播的观点看，这一方面导致波的衰减，另一方面导致传播速 度的频散（即速度与频率有关），这是黏弹性介质的重要特征。（2）黏弹性体一般认为，岩石既有弹性，又表现出象流体那样的粘滞性。地震波随传 播距离的增加振幅会下降，说明岩层对波有吸收。吸收的机制目前不十 分清楚。（3）黏弹性体比理想弹性体更接近于实际介质。 4、单相介质和双相介质模型? 单相介质只考虑单一相态，如砂岩、页岩。China University Of Geosciences, Beijing? 双相介质介质由多孔骨架和孔隙中流体构成，如砂岩含气。 1956年Biot发展了把流体和固体分开的孔隙－弹性理论。 1980年Plona在实验室试验证实了该理论。 当波通过介质时，在固体和流体的分界面有特殊运动－流体 相对于固体产生位移。? 多相介质考虑多种相态，如砂夹泥又含气。 5、均匀介质、层状介质和连续介质模型? 均匀介质波速与空间坐标无关，与方向无关，即V(x,y,z)=C。China University Of Geosciences, Beijing最简单，与实际情况相差较远，但可用均方根速度、平均速 度把介质简化成均匀介质。? 非均匀介质波速是空间坐标的函数，即V=V(x，y，z)。这使问题研究复 杂化，要进行简化。常见的模型有层状介质、连续介质、线 性介质等。 非均匀介质（1）层状介质China University Of Geosciences, Beijing波速在横向上没变化，只在纵向上变化且成层分布。 这种介质比较符合沉积岩的情况，沉积岩的成层性决定了速 度的成层性。 地震地质模型类型－非均匀介质（2）连续介质China University Of Geosciences, Beijing波速在横向上没变化，只随纵坐标变化，即V=V（Z）或V ? V0 (1 ? ?Z )1 nV ? V0 (1 ? ?Z )1 n 非均匀介质（3）线性介质China University Of Geosciences, Beijing波速在横向上没变化，只随纵坐标变化，波速是深度的一次函 数，即V=V0（1+βZ）。例如：华北地区: V0=1810m/s, β=0.00026/mV ? V0 (1 ? ? Z ) 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成 1.10 地震波的传播速度及影响因素 1、振动? 振动China University Of Geosciences, Beijing某质点在其平衡位置附近做来回往返的运动。通常以周 期性为其特征，用振幅、频率、周期来描述。 （1）振幅（A） 质点离开平衡点的距离(位移) （2）频率（f） 每秒钟内振动的次数称频率（3）周期（T）质点从某位置振动后再回到该位置所需的时间称周 期，与频率互为倒数。f＝1/T 2、波动China University Of Geosciences, Beijing? 波动：在介质内部或表面传播的一种振动，也就是 介质中质点振动的传播过程，它不包括介质本身的 运动。介质内某质点的振动，通过质点的相互作用并传递给相邻质 点，引起其振动。如此传递下去就形成了波动。因此，振动 是波动的源。? 波动仅是质点振动能量的传播，质点本身只在其附 近位置振动。波动是能量传播的重要方式之一。特点：当能量在介质中通过波动从一个地方传到另一个地方 时，介质本身并不传播。 波动的描述参数China University Of Geosciences, Beijing? 波振幅（A）：质点离开平衡点的距离(位移)；? 波长（λ）：在单频波中两个相邻周期(T)上各相似点 （波峰、波谷）的距离? 频率（f）：每秒钟内波振动的次数。? 波的传播速度（V）：每秒钟波前进的距离, 与波长、频率和周期的关系为： V = λf = λ/T 或λ= V/f振动图波剖面图 China University Of Geosciences, Beijing? 必须强调，质点振动和波动的关系就是部分和整体的 关系。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。介质中有无数个质点，在波的传播过程 中，每个质点都会或早或晚地受到牵动而振动起来。 单独考虑每一个点，它的运动只是在平衡位置附近进行振 动。把介质中的无限多个点当作一个整体来看，它的运动就是 波动。 3、简谐波（正弦波）? 波随时间的变化最简单的形式是 简谐波(正弦波) ： U(x)=Asin(ωx+φ) 其中：A-振幅， ω=2πf为圆频率， φ-初相位。China University Of Geosciences, Beijing? 简谐波为单频波，是一种理想振 动形式，但在理论分析上有十分 重要的意义。 ? 大多数形式较复杂的波，可以用 简谐波的叠加来表示，分析工具 是付立叶(频谱)分析。 4、波的干涉China University Of Geosciences, Beijing? 两列波叠合在一起会发生相互干涉，出现两种 现象：加强和相消。形成一个新的波。 ? 具有相同振幅和频率时，形成同类型的波。 ? 具有不同振幅和频率时，形成复杂波。 ? 对波的振幅、频率、相位等分析，采用付立叶 分析方法 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 1、地震波China University Of Geosciences, Beijing? 地震波是由一个震源激发，在地层中传播，频率较 低(与天然地震的频率相近)的波动。具有一般波动 的一切动力学特征。 ? 地震波只是质点振动能量的传播，质点本身仅在其 附近位置振动。 注意：介质质点的振动速度与地震波的传播速度不同 ，且它们的振动方向和传播方向也不一定相同。 波源（震源）China University Of Geosciences, Beijing? 介质中产生振动的地方就是波动的波源或称震源地震勘探中地震波的产生是用人工的方法，如炸药爆炸等。 引起地层振动的位置为震源点。地震波从波源向四周传播。? 相对于地层的空间尺度可以把震源作为一个点源 ? 爆炸源对岩石影响有三个区：破坏圈、塑性带和弹 性形变区。 地震子波China University Of Geosciences, Beijing? 由震源激发，经地下传播并在地面或井中接收到的 有一定延续时间的脉冲振动，称为地震子波。它有 两个基本特征：（1）有确定起始时间； （2）能量有限，在很短时间内衰减消失。? 地震子波基本属性是振动的非周期性。不能用周期 振动的振幅、频率、相位来描述，而要用振幅谱、 相位谱来描述，工具是付立叶变换。 2、地震波的频谱? 付立叶变换China University Of Geosciences, Beijing根据付立叶变换理论，任何一个非周期的脉冲振动g(t)都可以用 付立叶积分写成如下形式：正变换：反变换 ：G( f ) ? ? g (t )e ? j 2?ft dt???g (t ) ? ? G( f )e j 2?ft df???? 物理意义正变换：已知一个非周期脉冲g(t)的形状，可用付氐正变换求出 其频谱G(f)，也就是知道该脉冲g(t)包括哪些频率成份的谐波（ 频谱、振幅谱，相位谱） 反变换：任何一个非周期振动g(t)，可以用无限多个不同频率、 不同振幅的简谐振动之和构成。 China University Of Geosciences, Beijing两个谐波合成复杂振动 振幅谱与相位谱China University Of Geosciences, Beijing? 通过付立叶变换，将地震波以频谱方式表示称为频 谱分析。频谱分析在信号处理中是十分重要的工具。 ? 振幅谱是各简谐振动分量的振幅。通常以频率为横 坐标、以复变谱G(f)的模即振幅谱为纵坐标绘出的 图形来表示（计算公式为P17，式1-59）； ? 相位谱是各简谐振动分量的初相位。通常以频率为 横坐标、以复变谱G(f)的幅角即相位谱为纵坐标绘 出的图形来表示。（计算公式为P17，式1-60） 。 China University Of Geosciences, BeijingA(f)+ + + + + + + + + ‖ G(t) f φ(f) 振幅谱 f谐波合成非周期振动的示意图相位谱 China University Of Geosciences, Beijing0 例题：求单位脉冲函数δ(t)= ? ? 1 ?t?0 t ?0对应的频域函数。δ(t) 1 t 0 China University Of Geosciences, Beijing解：δ(f)=????? (t )e ? j 2? f t dt ? 1 ? e ? j 2? f 0 ? 1δ(f) 1 t f 0 0 f φ(f)δ(t) 10本例说明，尖脉冲函数包括所有的频率成分。在地震勘探中要 求激发出的地震子波有宽的频带，一定要使地震子波的延续时间尽 量短，尖脉冲函数具有所有的频率成分。 China University Of Geosciences, Beijingf(t)A1.0 f(t)1.1 t(s) A10 20 30 40 50 60 70 80 f(Hz)1.3 f(t)1.4 t(s) A10 20 30 40 50 60 70 80 f(Hz)2.32.4 t(s)10 20 30 40 50 60 70 80f(Hz)例：实际地震道及其对应的振幅谱 3、实际地震波的频谱特征（1）与地震勘探有关的各种波的频谱范围 A一次波 面波 浅层折射 工业干扰 风干扰China University Of Geosciences, Beijing声波10152030405080100f面 波 频率： 10-30Hz 一次波频率： 20-80Hz低声 波 频率： 100Hz 以上高 China University Of Geosciences, Beijing（2）激发条件对地震波频谱的影响A 重锤 小药量 A 大药量 小药量0 A4080120f0204080f重锤质量大重锤质量小020406080100f一般 ①一次波主频在20-80Hz ②硬地层―频率高 ③软地层―频率低 ④频谱范围与激发条件有关 适当地选择激发岩性和激发药 量，可使激发出的地震波频谱 符合要求。 （3）同一类型的波随传播距离增加主频下降A t0=1.00sChina University Of Geosciences, Beijing20 A3040f胜利实测 结果：反 射波的主 频随t0的增 加而减小。t0=1.35s203040fA t0=1.60s203040f China University Of Geosciences, BeijingA t0=1.60s20 A3040f胜利实测 结果：反 射波主频 随t0的增 加而减小。t0=1.85s20 A3040ft0=2.30s203040f 4、地震波传播的形象表征（1）波的振动图China University Of Geosciences, Beijing? 在某固定位置观察质点位移随时间的变化时，可以用横坐 标为时间t，纵坐标为质点位移u的一条振动曲线来反映。 该振动曲线也称为波的振动图。 ? 注意一条振动曲线只反映一个点的振动。不同质点的振动 曲线不一定相同。两个不同点的振动图(时间表示) China University Of Geosciences, Beijing（2）波剖面图? 如果在某一固定时刻观察各质点位移状态，常采用横坐标 为质点距离震源的距离x， 纵坐标仍为质点位移u的曲线 来表示，该振动曲线称为波剖面图。? 波剖面图可反映某一时刻各质点振动位置及相对关系。两个不同时刻的波剖面图(位置表示) （3）地震波的特征参数China University Of Geosciences, Beijing? 在简谐振动和波动中引入了振幅、频率、周期和波 长等概念，在地震波中同样用这些术语来描述。 ?由于地震波是一种复杂的非周期性波动，所以其动 力学参数应有别于描述周期振动的振幅、频率、相位 等参数。虽然也沿用这些术语，但除振幅和相位定义 相同外，其余均冠以“主”字，例如主波长、主频率 和主周期来表征地震波。 ?由于非周期振动是许多周期振动叠合而成，最好用 振幅谱、相位谱来描述。 描述地震波的特征参数及定义China University Of Geosciences, Beijing? 地震波振动图中，极值（正或负）称为波的相位；极 值大小称为波的振幅；相邻极值之间的时间间隔称为 主周期或者视周期；主周期的倒数称为主频率。图上 振动起始时间与终止时间之间的时间长度即为波的延 续时间。 ? 地震波波剖面图中，具有极大正位移的点称为波峰； 极大负位移的点称为波谷。两相邻波峰（或波谷）之 间的距离称为主波长或视波长。主波长的倒数称为主 波数。 （4）波阵面（波前、波后）China University Of Geosciences, Beijing? 波阵面―波从震源出发向四周传播，在某一时刻， 把波到达时刻各质点连接而成的面，简称波面。 ? 波前―刚开始振动的质点与尚未振动的质点间的分 界面，即刚要开始扰动的那一时刻的波阵面。? 波后（波尾）－即将停止振动的质点与已经停止振 动的质点间的分界面。? 波前或波后是用面表示的，不是曲线。 ?特征：在波面上各质点的振 动相位相同。当振动在各向同 性介质中传播时，波前的运动 方向与波前垂直。 平面波与球面波China University Of Geosciences, Beijing? 波阵面的形状决定波的类型，可分为球面、平面和 柱面波等。 ? 平面波--波前是平面(无曲率)，象是一种在极远 的震源产生的。? 球面波--由点源产生的波，向四周传播，波前是 球面。? 在均匀各向同性介质中，同一个震源，在近距离的 波为球面波，在远距离的地方可看成平面波。 ? 在地震勘探中，由于传播路线长而接收点小常把地 震波看作为平面波。? 必须记住：波是不断前进的，从而波前和波后这两 个曲面也在随着时间不断地推进。不指明哪一个时 刻来谈论波前和波后没有明确意义。 （5）波线（射线）China University Of Geosciences, Beijing? 射线―是用来描述波的传播路径的一种表示方法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， 然后又沿着那条“路径”从P点传向别处。这是一条假想的路径 也叫波线。O S 地面? 射线的特征：1) 总是与波阵面垂直。 3) 仅在各向同性介质内法线 入射波 α α1 反射波 ρ1 ，V1 R α2 ρ2 ，V2 透射波2) 波动经过每一点都可以设想有这么一条波线。? 引入射线的意义在条件适当时，利用射线可大大简化地震波的传播问题， 即可用几何的方法来研究波的传播。 已发展为一个学科--几何地震学。 5、地震波的干涉China University Of Geosciences, Beijing? 两列波叠合在一起，会相互干涉，出现加强或相消 现象。当波长和频率相同时，会形成一个新的波； 当几个波长、频率和振幅不同的波干涉时，会形成 一个更复杂的波。 ? 地震勘探中有各种各样的波，有些波是有用的，称 有效波；另外还存在各种干扰波，对干扰波的识别 和消除是地震勘探中的另一个重要任务。 6、地震波传播的基本原理（1）费马原理(Fermat’s principle)China University Of Geosciences, Beijing? 波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短的 条件(旅行时为极小)。如果传播路径中的介质有部分 速度不同，则传播不是直线，而通常是旅行时最小的 。即最后的射线路径是最小时间路程。? Snell定律由费马原理得到 （2）惠更斯(huygens)原理China University Of Geosciences, Beijing? 在前进的波前上每一点都可以看作一个二次的震源， 且后一时刻的波前面就是前一时刻的波前面所激发的 所有二次波的包络面。 ? 另一种表述：在波前面上的任意一个点，都可以看成 是一个新的波(震)源，叫子波源。每个子波源都向各 方发出波，叫子波。子波以所处点的速度传播。 ? 惠更斯原理是利用波前面的概念来处理问题的。因此 可用图法绘出各种波的波面。? 作图时应掌握几点：波前、新的点震源、速度相等、 包络线。 ? 惠更斯原理只给出波相位的信息，不能给出振幅大小 惠更斯原理的应用China University Of Geosciences, Beijing 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 1、弹性波China University Of Geosciences, Beijing? 在弹性介质中传播的波称为弹性波。它的形成条件是： 要有能传播弹性波的介质―弹性介质，以及在弹性介质 中有振动。 ? 地震波实质上是在地层中传播的弹性波。在小应力状态 时把岩石看作为弹性介质。 ? 弹性波理论：研究外力和弹性体内应力与应变的关系。 ? 弹性波传播的基本规律是由弹性波的波动方程反映的。 利用牛顿第二定律将力与形变(或体变) 引起质点振动 的加速度联系起来，可推导出弹性波的波动方程。? 当波传播到弹性突变的界面时，需满足一定的能量分配 关系。求解波动方程时，考虑不同的边界条件（弹性分 界面），可得到不同的解。 2、弹性介质、应力和应变China University Of Geosciences, Beijing? 固体受外力作用时其大小和形态会发生变化，固体内部 产生应力抵抗这种变化。在内应力的作用下，固体恢复 原有状态。 ? 弹性介质--当使介质产生形变的外力撤消后，介质能立 即并完全恢复到原始状态。 ? 只有在小应力状态时才能把岩石看作为弹性介质。 ? 应力―是指单位面积上所受的力，垂直于面积的力称法 应力（正应力），位于面积上的力称切应力。? 应变―由应力所产生的体积和形态变化，应变一般都用 无量纲单位表示。 3、虎克定律－应力和应变的关系China University Of Geosciences, Beijing? 在弹性介质中，应力σ与应变ε成正比例(只有在小应 力时成立)。比例因子称为介质的弹性因子(或系数)? 胡克定律简单表示为：σ＝Kε? 各向同性介质中有两独立的弹性常数（λ和μ），应力 和应变的关系相对简单（P8~9，式1-18和1-20） ：σii=λΔ+2μεii σij=2μεij其中 Δ=εxx + εyy + εzz 为体变系数或膨胀系数? 一般的胡克定律用张量表示，应力和应变都为二阶张 量，因而其比例因子是一个四阶张量，所以它的关系 式较为复杂（P9，式1-23）。 3、各向同性介质中的波动方程China University Of Geosciences, Beijing? 波动方程就是用数学方法来描述波的传播，即将波传 播这样的物理问题归结为数学问题。 ? 弹性波的产生是因为有一个力作用到弹性体上，使弹 性体发生形变。 ? 弹性波产生的另一个条件是：应变发生后弹性体的质 点会产生振动，并不断将能量向外传播，它满足牛顿 第二定律。? 由此可导出均匀各向同性弹性介质中的波动方程－标 准的地震波动方程：? 2U ? 2 ? (? ? ? )?? ? ?? 2U ?t其中 λ、μ是拉梅常数， ρ是密度 China University Of Geosciences, Beijing? 标准的地震波动方程：? 2U ? 2 ? (? ? ? )?? ? ?? 2U ?t其中 λ、μ是拉梅常数， ρ是密度 是位移向量 是拉普拉斯算子U ? u i ? v j ? wk2 2 2 ? ? ? ?2 ? 2 ? 2 ? 2 ?x ?y ?z?u ?v ?w ? ? divU ? ? ?U ? ? ? ?x ?y ?z是体变系数是体变系数的梯度?? ?? ?? ?? ? i? j? k ?x ?y ?z 纵波的波动方程China University Of Geosciences, Beijing? 当外力是胀缩力、无剪切力，介质中各小部分只 有体积的胀缩，而没有转动，即只产生固体、气 体、液体的体积大小变化，介质中就只有纵波而 没有横波。? 纵波波动方程为：? 2 ? (? ? 2 ? ) 2 2 2 ? ? ( ? ) ? ? p ? ( ?) 2 ?t ? 横波的波动方程? 当外力是剪切力、无胀缩力，介质中各 小部分只有转动而没有体积的胀缩，即 只产生固体的转动；介质中就只有横波 而无纵波。因为无法对气体和液体施加 旋转力或剪切力，故气体和液体中不可 能有横波。 ? 横波波动方程为：China University Of Geosciences, Beijing? 2 (??U ) ? 2 2 2 ? ? ( ?? U ) ? ? s ? (?? U ) 2 ?t ?i ? ? ?U ? ?x u j ? ?y v k ? ?z w 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 China University Of Geosciences, Beijing? 当震源激发时，在固体中会产生各种振动特性的 地震波。而当边界条件不同时还会改变这种振动 特性? 按波传播的范围分：体波和面波。? 体波--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。它们在介质中以整个立 体空间传播，合称体波。 ? 面波―在自由表面或岩体分界面上传播的一种类 型的波。在地表常见的面波有瑞利波、拉夫波， 在井中有斯通利波、管波等，还有槽波。 China University Of Geosciences, Beijing 1、体波及其振动模式? 纵波China University Of Geosciences, Beijing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(compressional)、膨胀波(dilatational)、纵波(longitudinal)或 P-波(P-Wave)。?纵波的振动模式--固体内部质点交替压缩或拉伸， 小单元体积发生膨胀或收缩。质点的运动方向与波 的传播方向平行。 横波China University Of Geosciences, Beijing? 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(shear)波、旋转(rotational)波、横 波(transverse)或S-波(S-wave)，速度小于纵波约 0.7倍。? 横波振动模式－小单元体积发生形变，体积不变， 质点振动方向与波传播方向垂直。 两种振动方向的横波－SV波和SH波China University Of Geosciences, Beijing? 在三维体介质中，横波的振动与传播方向垂直有 两个方向，可把横波分为SV和SH波两种形式： 如果振动发生在通过波传播方向的垂直平面内称 SV波，在水平面内则称SH波。SV波SH波 2、面波及其振动模式? 面波China University Of Geosciences, Beijing一种质点振动沿着或靠近介质表面传播的地震波，在垂 直于界面方向上振幅随深度以指数规律衰减，在水平方 向上振幅随距离的衰减比体波缓慢。其速度可由大约一 个波长的深度范围内介质的弹性性质所定，速度约为横 波的0.92倍。? 在地震勘探中，通常指地滚波(ground roll)。包 括瑞利波、拉夫波等。其中最重要的面波是瑞利 波。? 在地震勘探中，面波被作为一种干扰波处理，并 且发展相应的观测和处理技术。但在一些工程勘 探中被作为一种有效的勘探方法。 瑞利波（Rayleigh Wave）及其振动模式?瑞利波是最常见的沿地面传播的面波。China University Of Geosciences, Beijing?瑞利波的振动模式--质点的振动轨迹在铅直面内 (X-Z平面)是椭圆。波沿椭圆轨迹作逆时针方向运 动(与地滚波近似)。 瑞利波传播特点China University Of Geosciences, Beijing 拉夫波（Love Wave）及其振动模式China University Of Geosciences, Beijing?拉夫波（Love）是在自由表面下有限厚度地层中 （表层）沿平行于界面方向传播的面波。?拉夫波的振动模式--质点的振动轨迹垂直于传播 方向所在的铅直面，即SH型面波。 拉夫波传播特点China University Of Geosciences, Beijing 斯通利波（Stoneley Wave）China University Of Geosciences, Beijing?斯通利波是沿着分界面传播的一种地震波，在固 体与流体分界面总有可能产生，在固体-固体分界面 上只有在它们的横波速度接近时才会产生。 ?其振幅在垂直分界面的方向上按指数规律随分界 面的距离衰减。?速度小于两种介质的横波速度，也小于瑞利波的 速度。 ?在测井中应用较多。其频率比震源频率小得多。 管波China University Of Geosciences, Beijing?在充满流体介质的钻孔中，沿着井壁在轴向传播的面波 称为管波。?振幅衰减很慢。?具有频散特征。 ?传播过程中，遇波阻抗界面会产生反射：如井径变化、 流体顶面、井底等。 ?产生的机制和波动特性还不是很清楚，但具有一定的应 用能力。在井中勘探中经常出现。 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 一、地震波的能流密度和几何扩散China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing结论： （1）几何扩散使球面波能流强度随振幅平方 呈反比衰减，振幅随距离成反比衰减，即球面扩散。 （2）同理可得，柱面发散使得柱面波的强度 与传播距离呈反比。 （3）平面波的能量不发散，其能流强度不随 传播距离而变。 二、地震波的吸收? 地震波的吸收China University Of Geosciences, Beijing关于地震波传播的能流强度讨论是基于理想弹性介质假设， 实际地震波在地层中传播时其能量往往不断被介质吸收，最 终转化为热能而消失。弹性能转换成热能的过程称为吸收。? 吸收随频率而变化，高频成分吸收更严重，又称为 大地的滤波作用? 吸收的机理：（1）岩石中孔隙内的流体相对于固体骨架的流动，包括总体 流动和喷射流，尤其是喷射流。最新研究成果认为这是主要 原因。 （2）岩石固体部分的内磨擦所导致的吸收，相对较弱。 China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing 三、地震波的反射、透射与折射China University Of Geosciences, Beijing?前面讨论了无限均匀完全弹性介质中地震波的传 播情况，当地震波遇到岩层界面时，波的动力学特 点会发生变化。 ?地震勘探利用界面上的反射、透射和折射波。?同光线在非均匀介质中传播一样，地震波在遇到 弹性分界面时，也要发生反射和透射。首先讨论平 面波的反射与透射。 1、费马原理（最小时间原理）China University Of Geosciences, Beijing波从一点传播到另一点，以所需时间最小来取传播路径。 如图，波从 P1 点传到 P2 点。P1 路径 ①P2路径② China University Of Geosciences, Beijing速度均匀时，走路径①，直线，t 最小,s 也最小。 速度变化时，走路径②，曲线，t 最小,s 不最小。 注意:时间最小,不一定路程最小(取决于速度)。P1 路径 ① P2路径② China University Of Geosciences, Beijing例 1:人要去火车站(见图)。 方法①从 A 步行到 B，路程短，用时却多。 方法②从 A 步行到 C，再乘车到 B，路程长，用时却少。A住处B火车站C公汽站 步行速度 V1 汽车速度 V2 V2&&V1 China University Of Geosciences, Beijing例 2：尽快地将信从 A 送到 BB沼泽地 V2 V1 &&V2平草地 V1A China University Of Geosciences, Beijing例 2：尽快地将信从 A 送到 BB 沼泽地 V2 V1 &&V2 ①平草地 V1A China University Of Geosciences, Beijing例 2：尽快地将信从 A 送到 BB 沼泽地 V2 V1 &&V2 ① ②平草地 V1A China University Of Geosciences, Beijing例 2：尽快地将信从 A 送到 B ①傻瓜路径 ②经验路径sin ? sin ? ③最小时间路径，满足透射定律： V1 ? V 2B 沼泽地 V2 β V1 &&V2 ① α 平草地 V1 ③ ②A 2、反射定律China University Of Geosciences, Beijing反射定律：反射波位于法平面内，反射角=入射角。注：法平面――入射线与界面法线构成的平面，也叫入射平面或射线平面。 O S 地面 法线 入射波 α α1 反射波 ρ1 ，V1 R α2 ρ2 ，V2 透射波 入射角=反射角与下式等价：sin ? sin ? 1 ? V1 V1（1） 2、透射定律sin ? sin ? 2 ? V1 V2O S 地面 法线 入射波 α α1 反射波 ρ1 ，V1 R α2 ρ2 ，V2 透射波China University Of Geosciences, Beijing透射线位于法平面内，入射角与透射角满足关系：（2） 3、Snell定律sin ? sin ? 1 ? V1 V1（1）China University Of Geosciences, Beijingsin ? sin ? 2 ? V1 V 2 （2）斯奈尔定律综合（1）和(2)式，有sin ? sin ?1 sin ? 2 ? ? ?P V1 V1 V2（1-77）这就是斯奈尔定律，P 叫射线参数。 注：斯奈尔定律满足费马原理，上例 2 中把信由 A 送到 B 路径③是最小时间路径，它满足透射定律（用高等数 学求极值可证明） 。 China University Of Geosciences, Beijing例 2：尽快地将信从 A 送到 B ①傻瓜路径 ②经验路径sin ? sin ? ③最小时间路径，满足透射定律： V1 ? V 2B 沼泽地 V2 β V1 &&V2 ① α 平草地 V1 ③ ②A China University Of Geosciences, Beijing说明：反射定律中说入射角=反射角是有条件的。即：入射波和 反射波是同类波，同时为纵波或同时为横波。 4、转换波China University Of Geosciences, Beijing?当以一种波入射，产生了与入射波不同类型的反射 波或透射波，叫转换波。 ?SH波没有转换波。 ?P波和SV波垂直入射无转换波，非垂直入射有转换波。 China University Of Geosciences, Beijing理论和实验均证明：P 波非垂直入射，产生反射 P 波，透射 P 波， 反射 SV 波，透射 SV 波。地面 反射 SV 波 入射 P 波 α β1 α1 ρ1 , VP1，VS1 R α2 β2 透射 SV 波 ρ2 ，VP2 , VS2 透射 P 波 反射 P 波 China University Of Geosciences, Beijing地面 反射 SV 波 入射 P 波 α β1α1 ρ1 , VP1，VS1 R α2 β2 透射 SV 波 ρ2 ，VP2 , VS2 透射 P 波 反射 P 波应用斯奈尔定律，有sin ? sin ?1 sin ?1 sin ? 2 sin ? 2 ? ? ? ? ?P （1-78） V p1 V p1 V s1 V p2 V s2虽然反射 SV 波是反射波，但 ? ? ?1 。 China University Of Geosciences, Beijing地面 反射 SV 波 入射 P 波 α β1α1 ρ1 , VP1 ，VS1 R α2 β2 透射 SV 波 地面 反射 P 波 ρ2 ，VP2 , VS2 透射 P 波 反射 P 波P 波 的 情 况入射 P 波ρ1 , VP1 ，VS1 R ρ2 ，VP2 , VS2 透射 P 波 China University Of Geosciences, Beijing地面 反射 SV 波 入射 SV 波 β β1 α1 ρ1 , VP1 ，VS1 R α2 β2 透射 SV 波 地面 反射 SV 波 ρ2 ，VP2 , VS2 透射 P 波 反射 P 波SV 波 的 情 况入射 SV 波ρ1 , VP1 ，VS1 R ρ2 ，VP2 , VS2 透射 SV 波 China University Of Geosciences, BeijingOS 地面 法线入射 SH 波ββ1反射 SH 波 ρ1 ，VP1，VS1 RSH 波 的 情 况入射 SH 波β2ρ2 ，VP2 ,VS2 透射 SH 波 地面反射 SH 波ρ1 , VP1，VS1 R ρ2 ，VP2 , VS2 透射 SH 波 China University Of Geosciences, Beijing思考：P空气P固体固体液体 China University Of Geosciences, BeijingP P 空气 PSVP 固体固体液体SVPP China University Of Geosciences, Beijing提示： 斯奈耳定律描述了入射波、反射波、透射 波的射线方向。 5、临界角及折射波的形成China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing(1)入射角达到临界角之前，波的传播遵守斯奈尔定律：sin ? sin ?1 sin ?1 sin ? 2 sin ? 2 ? ? ? ? ?P V p1 V p1 V s1 V p2 V s2反射波 P1S1 反射波 P11 入射波 P1 α β1 α1 ρ1 , VP1，VS1 x α2 β2 透射波 P1S2 z ρ2 ，VP2 , VS2 透射波 P12 R China University Of Geosciences, Beijing? VP 2 ?VP1∴随着入射角αJ，总会出现α2=90 的时候，有sin ? sin 90 ? V p1 V p20入射波 P1 iPP ρ1 , VP1 ，VS10sin ? ?V p1 V p2ρ2 ，VP2 , VS2 透射波 P12临界角iPP ? sin (?1Vp1 V p2z) China University Of Geosciences, Beijing(2)当入射角大于临界角 iPP 之后， 根据sin ? sin ? 2 ? ?P V p1 V p2为满足斯奈尔定律必有 sin ?2 ? 1 。 在实数域 sinα2 只能在 0-1 之间，因此只有采用复数角 （虚数） ，在复数域才有 sin ?2 ? 1 。 此时透射波以 VP2 速度沿界面传播。同时，它又相当于 以 90 度角入射于上覆介质，而在上覆介质中以产生以临界 角透射回地面的波，这种在上覆介质中的新地震波称为首 波，即地震勘探中的折射波。 China University Of Geosciences, Beijing（3）物理意义①在入射角大于临界角以后，透射波沿 X 轴传播，形成滑行波。 ②滑行波比入射波超前，滑行波以 VP2 的速度沿 X 方向传播，又 因为 VP2&VP1,导致滑行波的波前面与反射波和入射波的波前面 相脱离。入射波折射波滑行波 China University Of Geosciences, Beijing③在入射角大于临界角以后，滑行波的能量都集中在界面附近， 它的动能不断向上转化形成折射波的能量。折射波为平面波。 ④要形成折射波，必须满足 VP2&VP1。 ⑤只有当入射角≥临界角才能形成折射波，所以折射波有盲区。入射波折射波滑行波 ⑥类似地可知，当 VS2&VS1,在界面上形成折射横波。此外，还有可能 产生转换折射波。 6、地震波的绕射一、广义绕射China University Of Geosciences, Beijing根据惠更斯原理:当波遇到界面时，界面上的每一点均可看成新 的子波源，向四面八方发射子波。在地面观测点上收到的反射波 可看成这些绕射波叠加的结果。2X 地面 地面RR2r China University Of Geosciences, Beijing二、狭义绕射地下的断点、尖灭点，超复点，不整合面上的岩性突变点等，地 震波在传播过程中遇到这些不均匀体时，这些不均匀体可视为一 个新震源，向四面八方发射球面子波，地震上称为狭义绕射。地面 ．．R China University Of Geosciences, Beijing地面入射波反射波 ρ1，V1 Rρ2，V2三、物理地震学与几何地震的关系几何地震学认为：入射角等于反射角，当地面上一点激发时，地 面上只有一点能收到界面上一点的反射。 物理地震学的绕射理论认为：地面上一点激发，地面上有多点能 收到地下同一点的绕射。 二者相矛盾吗？ China University Of Geosciences, Beijing理论与实践表明：?绕射体几何上的点和线产生的绕射波在地震上观测不到。可观测到的绕 射的能量对应着地质上的绕射体，并且绕射体的线度必须与地震波的 波长相当或稍大点。?当断块大小&&波长时几何地震学适用当地层的长度或断块的大小比地震波的波长（70-100m）大得多时， 用物理地震学和用几何地震学效果一样，几何地震学简单方便而被采 用。?小断块时物理地震学适用遇上小断块时，几何地震学不能用，一定要采用物理地震学绕射 的观点解决地震勘探的问题。 China University Of Geosciences, Beijing 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 China University Of Geosciences, Beijing?地震波在分界面处会产生反向和透射。Snell定律描 述了入射波、反射波、透射波的射线方向所满足的规 律，但它无法描述能量分配情况。 ?为了研究地震波能量在分界面处如何分配给反射波 和透射波，必须要应用边界条件：在两种介质分界面 两侧的应力和位移必须连续，即相等。 一、诺特（Knott）方程组China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing1． 平面波的反射、透射示意图当平面纵波 P1 入射到界面上时, 会产生同类反射波 P11，会产生转换反射波 P1S1， 会产生同类透射波 P12，会产生转换透射波 P1S2。反射波 P1S1 反射波 P11 入射波 P1 α β1 α1 ρ1 , VP1，VS1 x α2 β2 透射波 P1S2 z P26 1-16 （书上角度错，振动方向错） ρ2 ，VP2 , VS2 透射波 P12 R China University Of Geosciences, Beijing2.边界条件 （1）4 个边界条件 应力连续：界面两侧正应力要相等 界面两侧剪应力要相等 位移连续：界面两侧 x 方向上的位移要相等 界面两侧 z 方向上的位移要相等 China University Of Geosciences, Beijing（2）应用 4 个边界条件，得到诺特方程组：VP1 VP1 VP1 ? ? sin ? cos ? ? sin ? cos ? ? R ? ? ? sin ?1 ? 1 1 2 2 ? ? VS 1 VP 2 VS 2 ? ? ?? ? ? ? VP1 VP1 VP1 ? ?? ? ? cos ? 2 sin ? 2 ? B ? ?cos ?1 ? ?cos ?1 ? V sin ?1 ? VP 2 VS 2 ? S1 ? ?? ? ? ? ? ? ?? ? ? VP21 VP21 VS22 ? 2 ? 2 VP21 cos 2 ?1 sin 2? 2 cos 2 ? 2 ? ?T ? ?sin 2?1 ? ?sin 2?1 2 2 2 2 ? VS 2 VP 2 VS 1 ?1 ?1 VS1 ? ?? ? ? ? ? ?? ? ? ?2 ?2 ?cos 2? ? cos 2 ? 2 sin 2 ? 2 ? ? cos 2 ?1 sin 2 ?1 ?? D? ? ? 1? ? ?1 ?1 ? ? ? ?(1-81)位移位透系数。其中，R、B、T、D 分别表示纵波、转换横波的位移位反射系数和纵波、转换横波的 二、佐普瑞兹（Zoeppritz）方程组China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing应用 4 个边界条件，得到 Zoeppritz 方程组：? sin ?1 ? cos ? 1 ? ? ? sin 2?1 ? ? ?cos 2?1 ? ? ? cos ?1 sin ?1 ? sin ? 2 cos ? 2 ? ? R? ? sin ? 2 ? ? ? ? ? sin ?1 ? ? ? B? ? ? cos ?1 ? ?2 VP1VS 2 ? cos 2? 2 ? ? ? ? ? 2 ?1 VS1 ? ? T ? ? ? sin 2?1 ? ? ? ? ?? ? ? cos 2 ? D ? 2 VS 2 1? sin 2 ? 2 ? ? ? ? ?1 VP1 ? ? ? cos ? 2VP1 VP1 VS22 ? 2 ? cos 2?1 sin 2? 2 2 VS 1 VP 2 VS 1 ?1 VS 1 sin 2?1 VP1 ?? 2 VP 2 cos 2 ? 2 ?1 VP1(1-86)其中， R? 、 B? 、T ? 、 D ? 分别表示纵波、转换横波的位移反射系数和纵波、转换 横波的位移透射系数。 China University Of Geosciences, Beijing 三、垂直入射时的能量分配China University Of Geosciences, BeijingB?D?0 ? V ? ?1VP1 R ? 2 P2 ? 2VP 2 ? ?1VP1 T? 2 ?1VP 2 ? 2VP 2 ? ?1VP1(1-89)B ? ? D? ? 0 ?2VP 2 ? ?1VP1 ? R ? ?2VP 2 ? ?1VP1 T? ? 2 ?1VP1 ?2VP 2 ? ?1VP1(1-91) China University Of Geosciences, BeijingB ? ? D? ? 0 ?2VP 2 ? ?1VP1 R? ? ?2VP 2 ? ?1VP1 2 ?1VP1 T? ? ?2VP 2 ? ?1VP1(1-91) 四、倾斜入射时的能量分配China University Of Geosciences, Beijing?当地震波倾斜入射时，除了同类波外，还有转换 波，此时各次生波的能量分配不仅与入射角有关， 而且还与界面上下介质的纵波速度、横波速度、密 度等参数有关。?能量分配由Knott方程或Zoeppritz方程确定。由于 关系复杂，常采用计算一些典型曲线的方法来分析 反射系数和透射系数的特点，包括它们与入射角、 密度比和速度比间的关系等。 1、典型算例1能量系数 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0 10 20 30 40 50 (a) 60 70 80 D B 90 α T RChina University Of Geosciences, BeijingVP 2 ? 0.5 VP1?2 ? 0.8 ?1Z 2 ? Z1（1） α=0，表示⊥入射，R+T=1,B=D=0,没有转换波。 （2） 随着αJ，B、D 就不再为 0，有转换波。 （3） α达到某一角度以后，R 很大，基本没有能量向下透射。 2、典型算例2能量系数China University Of Geosciences, BeijingVP 2 ?2 VP1?2 ? 0.5 ?1Z 2 ? Z11.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0 10 20 30 40 (b) （1）在α=0 时，T=1,R=B=D=0，没有反射波，没有转换波。 （2）随着αJ，R≠0、B≠0、D≠0，有反射波和转换波。在临界角附近变化剧烈。 （3）有波阻抗差才有反射波，只适合于垂直入射的情况。 50 60 70 80 90 α D B T R 3、速度比对反射系数的影响R 1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0 10 （1） （2） 20 30 40 50 60 70 80 90China University Of Geosciences, BeijingVP 2 为参数 VP14.0 3.0 1.5 0.75 0.50 0.25αV VP 2 ? 1 和 P 2 ? 1 时，曲线变化相对平缓。波阻抗差越小，越弱 VP1 VP1VP 2 ? 1 曲线变化剧烈，尤其在临界角附近。 VP1 4、密度比对反射系数的影响RChina University Of Geosciences, Beijing?2 为参数 ?11.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 α 1.0 2.0 3.0?2 V 变化时曲线形态基本不变，它对 R 的影响没有 P 2 对 R 的影响大，所以反射 ?1 VP1 V ? V1 系数常取近似公式： R ? 2 。 V2 ? V1 China University Of Geosciences, Beijing反 射 系 数临界角（度）1 V1/V2 0.62 2 0.71 3 0.79 4 0.86 5 0.92 6 0.96 7 0.99ρ1/ρ20.790.830.880.910.940.970.99反射系数随临界角变化示意图 China University Of Geosciences, Beijing总结：（1）Snell 定律指出各种波在界面处的传播方向。 （2） 诺特方程或 Zoeppritz 方程指出各种波在界面处的能量分 配关系。 （3）垂直入射时： 反射系数 R ? 透射系数 T ?? 2VP 2 ? ?1VP1 ， ? 2VP 2 ? ?1VP12 ?1VP1 。 ? 2VP 2 ? ?1VP1 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 1、薄层的定义与分类China University Of Geosciences, Beijing 2、薄层的干涉效应China University Of Geosciences, BeijingP11P1221P122221PP1 0 P122 P12 P P22222VP1?1 Z1x R1 R1' T1 T1'VP2?2Z2?h' R2 R2 T2 T2'VP3?3 Z 3P123 ZP12223P1222223（为清楚而画成倾斜） China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing?薄层的振幅频率特性：薄层复合振动的总振幅不只 与地层本身弹性参数有关，还与波的频率有关。 ?韵律型薄层压制低频成分的波，相当于一个高通滤 波器。递变型薄层压制高频，相当于一个低通滤波器。A '11 A11A '11 A113.03.02.0δ =2.5 δ =1.82.0δ =2.5 δ =1.81.0δ =1.0 δ =0.51.0δ =1.0 δ =0.50 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0?h 或（fτ ） ?0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0?h 或（fτ ） ?(a) 韵律型薄层相当于高通滤波器(b) 递变型薄层相当于低通滤波器 3、薄层的调谐效应China University Of Geosciences, Beijing泥 砂 楔形地层模型 主 波 峰 到 波 谷 的 相 对 振 幅?AR1 ? 0Δ h，V泥R2 ? 0子波1.6EFG0.802040（ms）T 2?4或?2或T实际时间厚度Widess 曲线 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 China University Of Geosciences, Beijing?地震波在地下传播，必定在界面上发生反射、透射， 并最终从深处到达地面，反射波能量会削弱。?地面激发的地震波向地下传播，经过地下每个界面 反射后，回到地面被检波器记录下来，记录到的地震 道波形是什么样的呢？ 1、地震波的透射损失tRt0 N b(t ? t0 N )+China University Of Geosciences, BeijingRt0 N ?1 b(t ? t0 N ?1 )? ??假设地面下有n+1层弹性 介质，即共有n个弹性分界 面，第i个分界面处的反射 系数和透射系数分别为Ri 和Ti。+Rt0 n b(t ? t 0n )+ 子波 b(t)Rt0 n?1 b(t ? t0n?1 )? ?+Rt02 b(t ? t02 )+Rt01 b(t ? t01 )0地面 （t01 Rt01 ） R1T1 R1'T1'' ' （t02 Rt 02 ） R2T2 R2 T2??' ' （t0n-1 Rt0 n ?1 ） Rn?1Tn?1 Rn ?1Tn?1' ' （t0n Rt 0 n ） RnTn Rn Tn??' ' （t0N-1 Rt0 N ?1 ） RN ?1TN ?1 RN ?1TN ?1 ' ' （t0N Rt0 N ） RN TN RN TN China University Of Geosciences, Beijing 2、地震反射波的记录道China University Of Geosciences, Beijing?对地下N个反射界面，在地面可接收到N个反射波， 每个地震记录道由这N个反射波叠加而成。 ?每个反射波的波形取决于震源激发的子波形状及介 质对它的改造作用（大地滤波作用），主要包括波前 扩散、介质吸收、透射损失及反射系数等因素。 China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing 3、地震道褶积模型（合成地震记录）China University Of Geosciences, Beijing China University Of Geosciences, Beijing 补充知识：褶积运算褶积运算定义： y k 计算方法： 第一个系数序列 xt : 第二个系数序列 ht 反序: …… h3 h3 …… h2 h2 h3 …… 褶 、积、和。 两个多项式相乘仍然为多项式，它的系数用褶积求。 h1 h1 h2 h3 x0 h0 h0 h1 h2 h0 h1 x1 x2? xt ? ht ? ? xi hk ?ii ?0 kChina University Of Geosciences, Beijingx3…………h0 第一章地震波的动力学China University Of Geosciences, Beijing1.1 地震地质模型的理想化 1.2 振动与波的一般概念 1.3 地震波的动力学参数 1.4 地震波的波动理论1.5 地震波的类型与特征1.6 介质对地震波传播的影响 1.7 地震波在分界面处的能量分配 1.8 地震波的薄层效应 1.9 一个反射地震记录道的形成1.10 地震波的传播速度及影响因素 1、速度与岩石本身的弹性常数有关China University Of Geosciences, Beijing 2、速度与岩性有关China University Of Geosciences, Beijing?不同的岩石中波速不同。一般地，火成岩中的速度 变化范围比沉积岩和变质岩中的小，火成岩中波速平 均值比其它类型岩石中的速度高。地震波在几种主要类型岩石中的速度范围岩石 沉积岩 花岗岩 速度 VP（km/s） 1.6-6.0 4.5-6.5 岩石 玄武岩 变质岩 速度 VP（km/s） 4.5-8.0 3.5-6.5①冲积层粘土等， 0.4②砂页岩，③灰岩、白云岩 ⑤盐岩、硬石膏④花岗岩、变质岩， ③ ① ④ ②0.2⑤01234567V(km/s)各类岩石速度分布规律 China University Of Geosciences, Beijing地震波在不同类型的沉积岩中的速度变化范围岩石 风化带 砾岩，砂岩，干砂 砂质粘土 湿砂 粘土 疏松岩石 致密岩石 煤层 石油 速度 VP （km/s） 岩石 0.1-0.5 0.2-0.8 0.3-0.5 0.6-0.8 1.2-2.5 1.5-2.5 1.8-4.0 1.2-1.9 1.3-1.4 白垩 泥质页岩 石灰岩、致密白云岩 石膏、无水石膏 泥灰岩 盐岩 空气 水 冰 速度 VP（km/s） 1.8-3.5 2.5-4.1 2.5-6.1 3.5-4.5 2.0-3.5 4.2-5.5 0.31-0.36 1.4-1.6 3.1-4.2?实际岩石并非由“纯”岩性岩石组成。受沉积环境、 沉积年代、颗粒大小、胶结程度、密度、孔隙度及充 填物等影响，其变化范围较大。不同岩性的速度范围 往往互相重叠。 3、速度与孔隙度有关China University Of Geosciences, Beijing 3、速度与密度有关China University Of Geosciences, Beijing 4、速度与孔隙充填物有关China University Of Geosciences, Beijing? 岩石孔隙中会充填油、气、水。当孔隙饱和油时速 度会降低15%~20%，当饱和气时，速度下降更大。 同时密度也会相应发生下降。从而在油、气、水之 间及它们同上下围岩间形成波阻抗差异界面，尤其 在含气砂岩和泥页岩间形成较大反射系数的波阻抗 界面。此时反射系数比速度变化更敏感，可用于指 示油气的存在及预测油、气、水分界面。 ? 孔隙流体对横波速度影响不大，故可将纵横波速度 比作为判别孔隙流体的参数。 ? 如果孔隙内充填粘土，Han和Nur（1986）认为其纵 波速度和横波速度比充填流体时更低。 5、速度与其它影响因素的有关China University Of Geosciences, Beijing? 速度与埋深有关：岩性相同，地质年代相同的条件下，hJ， VJ(原因是hJ,压力J，VJ)。所以人们常用速度随深度连 续增加去模拟实际介质，其中最简单的是线性介质。 ? 速度与构造历史和地质年代有关：同样的深度，同样的岩性 情况下，年龄J，VJ（原因是压力J，VJ）。 例如：挤压区VJ，强褶皱区。 拉张区VK，隆起顶部。 ? Faust公式：用埋深和电阻率表示的速度经验公式。（略） ? Gassman公式：用埋深和孔隙度表示的速度经验公式。（略） ? 温度对速度略有影响：温度J，速度略K China University Of Geosciences, Beijing第一章小结 第一章小结China University Of Geosciences, Beijing1．在无限均匀各向同性介质中，只有纵波和横波存在， 纵波和横波有共性也有区别。①纵波和横波的共性：a.都是体波，b.都有球面扩散。②纵波和横波的区别：a.振动方向不同，b.传播速度不同 （记纵横波的速度公式）。2．地震波遇上界面时①在界面上能量重新分配，传播方向发生变化。能量分配关 系由诺特方程（或佐普瑞兹方程）决定，传播方向遵守斯奈尔 定律。 ②非垂直入射，地震波一般都发生波型转换。 ③垂直入射时，地震波不发生波型转换。记住垂直入射的反 射系数、透射系数公式。利用垂直反射系数公式说明界面产生 反射波的条件。 ④下覆速度大于上覆速度时，以临界角入射会产生折射波。 第一章小结3．层状介质China University Of Geosciences, Beijing①地层结构变化对地震波的动力学特征有影响。例如薄层有 频率效应和调谐效应。 ②地面上有瑞雷面波。地下界面上有Love面波、Stonely面波。 瑞雷面波有频散，质点极化方向呈椭圆轨迹变化，能量衰减慢， 频率低，速度低。4．地震波遇上界面时实际介质中波的传播更复杂，除 了考虑上述的球面扩散、透射、反射、折射、转换波 等影响，还要考虑波的吸收、透射损失、地质结构、 大地滤波作用、波的干涉叠加、岩性突变点产生的绕 射波等影响。 第一章小结3．重要概念China University Of Geosciences, Beijing垂向分辨率、水平分辨率、绕射体产生绕射波、影响 波速的因素、褶积模型、纵波、横波、惠更斯原理、 费马原理、Snell定律等。 第一章 练习Z1=ρ1V1，用这些已知参数表示出第 n 层的波阻抗 Zn。China University Of Geosciences, Beijing1、 已知 n+1 层水平层状介质的垂直反射系数序列为 R1,R2,……,Rn 。第一层的波阻抗2、 地震勘探的褶积模型。已知 n+1 层水平层状介质， n 个界面上的垂直反射系数分别为 R1,R2,……,Rn 。垂直反射时间分别为 t01,t02,……,t0n 。地面上震源子波为 b(t)。①只考虑 波的延迟时间的影响，写出波垂直传播到第 n 层底面时波形的表达式。②只考虑波的延迟 时间和反射系数的影响，写出地面上自激自收道的表达式。3、 已知两种弹性介质的速度分别为 Vp1、Vs1、Vp2、Vs2，密度分别为 ρ1、ρ2，一平面纵波垂 直入射到分界面上。求出①纵波的反射系数。②纵波的透射系数。
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应用地震学―§1.1 第一章 地震波的动力学 人工激发的地震波随着时间增加向地下岩层中传播,地震波传播的动态特征反 映在两方面: 地震波的运动学特征――指波...1 地震波动力学 1.1 弹性理论基础 地震勘察是通过观测和研究人工激发的弹性波在岩石中的传播规律来解决工程及环 境地质问题的一种地球物理方法。弹性波的传播决定...numerical dispersion 2 第1章 1.1 研究目的及意义 前言 地震勘探是利用地下介质...波动方程理论模拟地震波的传播,不仅能保持地震波的运动 学特征,还能保持动力学...地震波运动学理论_工学_高等教育_教育专区。第二章 地震波运动学理论 一、 ...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...当地震波遇到岩层界面时,波的动力学特点会发生变化。地震勘探利 用界面上的反射、透射和折射波。 一、平面波的反射及透射 同光线在非均匀介质中传播一样,地震波...4、地震勘探的主要环节?各环节的主要任务? 第一章 地震波的动力学 1、地震波传播的动态特征主要反映在哪两个方面? 2、地震地质模型类型及定义 3、振动的定义及...振动、弹性波传播等问题的需要而建立了弹性动力学,它可以应用于研究地震波的传动...牛顿运动定律,特 别是第一、第二定律是解决动力学问题的工具。在应用牛顿运动...地震波动力学期末复习资料_工学_高等教育_教育专区。地震波动力学期末复习资料。一、名词解释 1、 弹性:物体的变形随外力的撤除而完全消失的属性。 2、 塑性:...煤柱-覆岩结构在地震波作用下的动力学分析 1 绪论 1.1 引言房柱式开采技术本质上是留设煤柱维护开采空间,以达到不仅安全开采的同时 控制上覆岩层移动的一种开采...如同重力场、磁 场和电场一样, 地震波的运动学和动力学特征可以统称为地震波...第一节 一、地震地质模型的基本分类 地震勘探理论基础 地震勘探的区域主要是沉积...
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