人工地震波
人工地震波解釋
在地震勘探中，怎樣用人工方法產生地震波呢.
人工地震波過去很長一段時間內，陸上通常採用炸藥爆炸的方法來產生地震波（甚至現在還在沿用）。那是因為它簡單、易行。在日常生活中，大家可能都看過用炸藥開山的情景：炸藥引爆後會放出氣體和高熱，形成高壓氣團而急劇膨脹，形成衝擊波並在很短的時間作用在周圍的物體上。在爆炸中心，山上的岩石被炸得粉碎，形成破壞帶；在離爆炸中心較遠的地方，即破壞帶以外，岩石因受輕微影響只振動而不破碎也不變形，稱為振動帶。這種衝擊波就變成地震勘探所需要的地震波。在地震勘探工作中，一般將炸藥下放到8～10米的淺井中，雷管引爆後產生的地震波向四周傳播，然後由地面上的檢波器接收地下反射回來的地震波。
炸藥作震源存在許多缺點
隨著勘探規模的不斷擴大和技術的發展，人們逐漸發現用炸藥作震源存在許多缺點。例如，鑽炮眼和使用炸藥費用較高；在工業區、人口稠密區和海上漁業區使用炸藥爆炸很不安全而且對環境造成很大污染；在地下條件複雜的情況下，更無法控制產生出的彈性波頻率；炸藥和雷管的保管和使用都存在一定危險性等。為克服這些不利因素，人們研究出一種能控制能量和頻率的非炸藥震源，專業上稱為可控震源。
人工地震波可控震源為什麼能產生地震波又怎樣進行工作呢
可控震源是利用先進的液壓系統控制的機械裝置，它控制重物連續地夯砸，並在地面上形成向下發射的地震波。
人工地震波它有兩個特點，一是振動時間可長可短（一般從幾秒到數十秒之間），而不像炸藥爆炸那樣只產生瞬時的一個脈衝波；另一個最大的特點是它在工作時其頻率範圍和振動的延續時間及方式都可事先制定並實時改變，使我們由定性控制能量變為定量控制。由於這種裝置體積大，重量重，無法在海上使用。那么，在海上進行地震勘探時怎樣產生地震波呢？由海上特殊條件所決定，地震勘探全部採用非炸藥震源，主要有空氣槍震源。它是通過一定裝置使空氣儲集在一個高壓容器中，經加壓到一定程度後，突然在水中釋放，產生強大的衝擊波向水下和海底以下的地層傳播。此外，在海上還使用套筒爆炸器和蒸氣槍震源等。
人工地震波模擬技術
綜述了人工地震波模擬技術的方法和存在的問題,提出了將小波變換引入到隨機過程分析中,並在現有模擬方法的基礎上,建立小波變換下的隨機過程的時-頻功率譜及時-頻互功率譜,以便更好地分析各種隨機過程,進行人工地震波的模擬,模擬過程中考慮了速度、位移、相位等幾個影響因素.對於不同形式的地震,分析了各因素的影響形式與程式.同時,利用小波分析工具,進行了地震時程的模擬.給出了在給定的反應譜和相關的地震條件下得到的模擬地震動時程曲線,實踐證明,該過程曲線可以滿足震波要求.
人工地震波人工合成地震波的研究
從工程實際出發，選定具有均勻分布的隨機相角餘弦函式的線性疊加作為數學模型來合成與所需要求符合的地震波，它不僅能滿足地震波的三要素，而且與現行規範的反應譜方法相銜接。
採用該方法先是採用傳統方法生成初始人工地震波，然後採用時域調整算法對所有周期控制點依次進行；在特定的周期控制點處，採用最佳化算法按目標反應譜的阻尼比個數分步進行調整，其目標是使得調整後的人工地震波在該周期控制點處的多阻尼比反應譜值與目標多阻尼比反應譜值的均方根誤差最小。所述的時域調整算法是在初始人工地震波上疊加振幅調製簡諧時程，該振幅調製簡諧時程採用與初始人工地震波相同的強度包絡曲線對簡諧時程進行調製
地震波
人工地震波 由地震震源發出的在地球介質中傳播的彈性波。地震發生時，震源區的介質發生急速的破裂和運動，這種擾動構成一個波源。由於地球介質的連續性，這種波動就向地球內部及表層各處傳播開去，形成了連續介質中的彈性波。
地震波是指從震源產生向四外輻射的彈性波。地球內部存在著地震波速度突變的基幹界面、莫霍面和古登堡面，將地球內部分為地殼、地幔和地核三個圈層。
地震被按傳播方式分為三種類型：縱波、橫波和面波。縱波是推進波，地殼中傳播速度為5．5~7千米／秒，最先到達震中，又稱P波，它使地面發生上下振動，破壞性較弱。橫波是剪下波：在地殼中的傳播速度為3.2～4.0千米/秒，第二個到達震中，又稱S波，它使地面發生前後、左右抖動，破壞性較強。面波又稱L波，是由縱波與橫波在地表相遇後激發產生的混合波。其波長大、振幅強，只能沿地表面傳播，是造成建築物強烈破壞的主要因素。
地震縱波和橫波
人工地震波我們最熟悉的波動是觀察到的水波。當向池塘里扔一塊石頭時水面被擾亂，以石頭入水處為中心有波紋向外擴展。這個波列是水波附近的水的顆粒運動造成的。然而水並沒有朝著水波傳播的方向流；如果水面浮著一個軟木塞，它將上下跳動，但並不會從原來位置移走。這個擾動由水粒的簡單前後運動連續地傳下去，從一個顆粒把運動傳給更前面的顆粒。這樣，水波攜帶石擊打破的水面的能量向池邊運移並在岸邊激起浪花。地震運動與此相當類似。我們感受到的搖動就是由地震波的能量產生的彈性岩石的震動。
假設一彈性體，如岩石，受到打擊，會產生兩類彈性波從源向外傳播。第一類波的物理特性恰如聲波。聲波，乃至超音波，都是在空氣里由交替的擠壓(推)和擴張(拉)而傳遞。因為液體、氣體和固體岩石一樣能夠被壓縮，同樣類型的波能在水體如海洋和湖泊及固體地球中穿過。在地震時，這種類型的波從斷裂處以同等速度向所有方向外傳，交替地擠壓和拉張它們穿過的岩石，其顆粒在這些波傳播的方向上向前和向後運動，換句話說，這些顆粒的運動是垂直於波前的。向前和向後的位移量稱為振幅。在地震學中，這種類型的波叫P波，即縱波（圖2.1），它是首先到達的波。
2.1 地震P波(縱波)和S波(橫波)運行時彈性岩石運動的形態
人工地震波彈性岩石與空氣有所不同，空氣可受壓縮但不能剪下，而彈性物質通過使物體剪下和扭動，可以允許第二類波傳播。地震產生這種第二個到達的波叫S波，即橫波。在S波通過時，岩石的表現與在P波傳播過程中的表現相當不同。因為S波涉及剪下而不是擠壓，使岩石顆粒的運動橫過運移方向（圖2.1）。這些岩石運動可在一垂直向或水平面里，它們與光波的橫向運動相似。P和S波同時存在使地震波列成為具有獨特的性質組合，使之不同於光波或聲波的物理表現。因為液體或氣體內不可能發生剪下運動，S波不能在它們中傳播。P和S波這種截然不同的性質可被用來探測地球深部流體帶的存在(見第6章)。
帶偏光眼鏡以減弱散射光的人可能熟悉光的偏振現象，只有S波具有偏振現象。只有那些在某個特定平面里橫向振動(上下、水平等)的那些光波能穿過偏光透鏡。傳過的光波稱之為平面偏振光。太陽光穿過大氣是沒有偏振的，即沒有光波振動的優選的橫方向。然而晶體的折射或通過特殊製造的塑膠如偏光眼鏡，可使非偏振光成為平面偏振光。
當S波穿過地球時，他們遇到構造不連續界面時會發生折射或反射，並使其振動方向發生偏振。當發生偏振的S波的岩石顆粒僅在水平面中運動時，稱為SH波。當岩石顆粒在包含波傳播方向的垂直平面里運動時，這種S波稱為SV波。
大多數岩石，如果不強迫它以太大的幅度振動，具有線性彈性，即由於作用力而產生的變形隨作用力線性變化。這種線性彈性表現稱為服從虎克定律，是以與牛頓同時代的英國數學家羅伯特·虎克(1635～1703年)而命名的。這種線性關係由圖2.2所示的加重物的彈簧伸展來表示。如果重物的質量加倍，線性彈簧的伸展也加倍，如果重物回到原來大小，則彈簧回到原來位置。相似地，地震時岩石將對增大的力按比例地增加變形。在大多數情況下，變形將保持線上彈性範圍，在搖動結束時岩石將回到原來位置。然而在地震事件中有時發生重要的例外表現，例如，當強搖動發生於軟土壤時，會殘留永久的變形，波動變形後並不總能使土壤回到原位，在這種情況下，地震烈度較難預測。我們將在本書後面談到這些關鍵的非線性效果。
圖2.2 當施加的力加倍時，彈簧的伸展也加倍
人工地震波彈簧的運動提供了極好的啟示，說明當地震波通過岩石時能量是如何變化的。與彈簧壓縮或伸張有關的能量為彈性勢，與彈簧部件運動有關的能量是動能。任何時間的總能量都是彈性能量和運動能量二者之和。對於理想的彈性介質來說，總能量是一個常數。在最大波幅的位置，能量全部為彈性勢能；當彈簧振盪到中間平衡位置時，能量全部為動能。我們曾假定沒有摩擦或耗散力存在，所以一旦往復彈性振動開始，它將以同樣幅度持續下去。這當然是一個理想的情況。在地震時，運動的岩石間的摩擦逐漸生熱而耗散一些波動的能量，除非有新的能源加進來，像振動的彈簧一樣，地球的震動將逐漸停息。對地震波能量耗散的測量提供了地球內部非彈性特性的重要信息，然而除摩擦耗散之外，地震震動隨傳播距離增加而逐漸減弱現象的形成還有其他因素。
由於聲波傳播時其波前面為一擴張的球面，攜帶的聲音隨著距離增加而減弱。與池塘外擴的水波相似，我們觀察到水波的高度或振幅，向外也逐漸減小。波幅減小是因為初始能量傳播越來越廣而產生衰減，這叫幾何擴散。這種類型的擴散也使通過地球岩石的地震波減弱。除非有特殊情況，否則地震波從震源向外傳播得越遠，它們的能量就衰減得越多。
波 的 性 質
敲擊音叉產生的純音調具有某種頻率。那個頻率表示聲波在一秒鐘內擠壓和擴張的次數，或對水波和其他類型的震動，在一秒鐘內起落的次數。頻率單位以赫表示，寫為Hz，這一個度量單位是為紀念亨利·赫茲而命名的，他是德國物理學家，1887年首次發現電磁波。1赫等於每秒一個旋迴的漲落。峰脊之間的時間是波動周期；等於相應的波的頻率的倒數。
人類可以察覺20～10 000赫頻率之間的聲音。一地震的P波可從岩石表面折射到大氣中去，如果其頻率是在聽得見的頻率之內，人耳就可能聽到這個波運行時的轟鳴聲。在波動頻率低於20赫時，人們將感覺到地面振動而聽不到地震波運行的聲音。
最簡單的波是簡諧波，即具有單一頻率和單一振幅的正弦波，如框圖2.1所示。實際地震記錄波形包含著多種波長的波，短波長的波疊加在較長波長的波上，如圖2.10所示。由法國物理學家傅立葉首次於1822年將複雜的波列定量表達為各種不同頻率和振幅的簡諧波的疊加，如圖2.3所示。較高階的諧波的頻率是最低頻的基波頻率的整數倍。實際記錄的地面運動可用傅立葉方法，即由計算機分別考察各諧波組分來進行分析
人工地震波波動
波動可用一些特定的參量來描述。考察框圖2.1中以實線畫出的正弦波，它表示時刻t位於x處的質點波動位移為y。假設波的最大幅度為A，波長λ是兩個相鄰波峰之間的距離。
一完整的波(從一個波峰到下一個波峰)走過一個波長的時間稱為周期T。這樣，波速v是波長除以周期。
v =λ/T
波的頻率f，是每秒鐘走過的完整波的數目，所以
f = 1/T
一個波的確實位置取決於它相對於波起始的時間和與起始點的距離，圖中細線描繪的波是第一個波向前面移動一個短距離，稱之為由於這一移動而出現了相移。
框圖2.1 兩個正弦波之間的相位移動
圖2.3 3個簡單波形及其疊加產生的複雜波形
波列也可在時間上向前或向後推移，這樣，峰值不再在原來的時間或地點發生。當這些移動的波疊加在一起時形成，複雜的波形，雖然其組合成分在幅度和頻率上完全相同。這個移動的大小是以一個重要的叫“相位”的量來度量的，它是波相對其起始點的距離。我們將看到它在地震對大型建築物結構的破壞上有很大影響
P波和S波的速度
1989年10月17日當洛馬普瑞特地震襲擊時，我在伯克利家中突然感到房屋搖動，我開始計時。10秒鐘後搖動突然變的特別厲害，這表示S波已經到達。P波總是首先從震源來到，因為它們沿同一路徑傳播時比S波速度快。利用波的這一特性，我可以計算出這個地震的震源在80多千米以外。
P波和S波的實際傳播速度取決於岩石的密度和內在的彈性。對線彈性物質而言，當波與運行方向無關時，波速僅取決於兩個彈性性質，稱為彈性模量：岩石的體積模量k和剪下模量μ。
當向岩石立方塊表面施加一均勻壓力時，其體積將減小，其單位體積的體積變化作為所需壓力大小的度量，稱為體積模量。當P波穿過地球內部傳播時發生的就是這種類型的變形；因為它只引起體積變化，所以在流體中也可以發生，與在固體中一樣。通常體積模量越大，P波的速度就越大。
第二種變形類型是，在向岩石立方塊體兩相對的面上施加方向相反的切向力時，這體積方塊將受剪下而變形，而沒有體積變化。同樣，圓柱狀岩心兩頭受大小相等方向相反力扭曲時也發生這種變形。岩石對剪下或扭曲應力的抵抗越大，其剛性就越大。S波通過剪下岩石而傳播，剪下模量給出其速度的量度。通常是剪下模量越大，S波速度就越大。
P波和S波速度的簡單公式在下面給出。這些表達式與已經提到的波的重要性質一致：因為流體的剪下模量是0，剪下波在水中的速度為0，因為兩個彈性模量總是正的，所以P波比S波傳播得快。
因為地球內部的強大壓力，岩石的密度隨深度增大。由於密度在P波和S波速度公式中的分母項上，表面看來，波速度應隨其在地球的深度增加而減小。然而體積模量和剪下模量隨深度而增加，而且比岩石密度增加得更快(但當岩石熔融時，其剪下模量下降至0)。這樣，在我們的地球內部P和S地震波速一般是隨深度而增加的，在第6章中將進一步討論。
雖然某一給定岩石彈性模量是常數，但在一些地質環境裡岩石不同方向上的性質可以顯著變化。這種情況叫各向異性，這時，P波和S波向不同方位傳播時具有不同速度。通過這種各向異性性質的探測，可以提供有關地球內部地質狀況的信息，這是當今廣泛研究的問題。但在以下的討論中將限制在各向同性的情況，絕大多數地震運動屬於這種情況。
人工地震波機槭波
地震、爆炸或者其他地震源產生的能量，與向四面八方傳播的波陣面一樣，穿過整個地球。
有幾種不同類型的地震波。每種類型的波以不同方式傳播。波的兩個主要類型是體波和表面波。體波可以在地球的內層傳播，而表面波僅可沿地球的表面傳播，就像水面上的波紋一樣。
體波
P 波（初至波或壓縮波）是傳播最快的地震波。它們以推拉運動的形式傳播，從而使岩石中的粒子適當地來回移動。當波從震源向外傳播時，粒子一起沿著波傳播的方向來回移動。
P 波可以在固體、液體或氣體中傳播。將它們與聲波非常相似，推拉岩石就像聲波推拉空氣一樣。如果將彈簧從桌子一端延展到另一端，並在一端施加推力，則您可以觀察到 P 波的移動。能量沿著彈簧傳導，像 P 波一樣來回推拉。
S 波（次波、剪下波、側波或橫波）傳播速度比 P 波慢。不能在液體中傳播。S 波使粒子向兩側移動。它們的運動方向與波傳播的方向垂直。
向一側擺動繩子的末端，並觀察波沿著繩向上傳播。所顯示出的就是 S 波的形狀。
表面波
洛夫波以 A.E. H. Love 命名，A.E. H. Love 是英國數學家，於 1911 年構建了此類波的數學模型。洛夫波像蛇一樣移動，使地面朝兩側震動。儘管他們從震源處向外傳播地很慢，但是它們具有非常強的破壞性。這些波就是在地震時造成建築倒塌的最常見原因。
雷利波以 Lord Rayleigh (John William Strutt) 的名字命名，他於 1885 年準確地預言了此類波的存在。雷利波沿地面上下起伏，就像波在湖泊或海洋中上下起伏。震動時，它使地面沿著與其傳播相同的方向朝上下和兩側移動。地震中感覺到的大多數震動都是由雷利波導致的。
儘管通常來說表面波的破壞性最強，但是大多數地質學家卻對體波更感興趣。由於體波穿過地球傳播，因此它們可以提供許多有關地球結構的信息。此外，它們可以幫助地質學家找到含有石油、天然氣和其他有價值礦物質的岩石層。
人工地震波折射波 refracted wave
亦稱“首波”又名“敏儲普波”，“錐形波”。地震波在傳播中遇到下層的波速大於上層波速的彈性分界面，而且入射角達到臨界角(使透射角為90°)時，透過波將沿分界面滑行，又引起界面上部地層質點振動並傳回地面，這種波稱為折射波。它與光學中的折射波不同，其射 線是以臨界角從界面發出的。在臨界點A處，折射波的路徑和反射波的路徑相同，傳播時間相等。但在臨界點以後，因滑行波速度快，折射波到達地面早於反射波。折射波到達地面的特點也和地層性質及地質構造有關，故可用於地質勘探。
折射
光的折射
1、光的折射：光從一種介質斜射入另一種介質時，傳播方向一般會發生變化，這種現象叫光的折射
理解：光的折射與光的反射一樣都是發生在兩種介質的交界處，只是反射光返回原介質中，而折射光則進入到另一種介質中，由於光在在兩種不同的物質里傳播速度不同，故在兩種介質的交界處傳播方向發生變化，這就是光的折射。
注意：在兩種介質的交界處，既發生折射，同時也發生反射。反射光光速與入射光相同，折射光光速與入射光不同。
2、光的折射規律：光從空氣斜射入水或其他介質中時，折射光線與入射光線、法線在同一平面上，折射光和入射光分居法線兩側；折射角小於入射角；入射角增大時，折射角也隨著增大；當光線垂直射向介質表面時，傳播方向不變，在折射中光路可逆。
理解：折射規律分三點：（1）三線一面 （2）兩線分居（3）兩角關係分三種情況：①入射光線垂直界面入射時，折射角等於入射角等於0°；②光從空氣斜射入水等介質中時，折射角小於入射角；③光從水等介質斜射入空氣中時，折射角大於入射角
人工地震波3、 在光的折射中光路是可逆的
