地震中横波和纵波频率一样吗？？求物理专家！！

我不是什么物理专家，是搞石油地震勘探的，不过解答你这个问题应该不难。

首先你要清楚，只有简谐波才有所谓的“频率”。而地震波并不是简谐波，所以必须要通过傅里叶变换求其频谱，定义频谱中的峰值处对应的频率为地震波的“主频”。但实际上地震波基本上是20-100Hz这些频率成分的简谐波的叠加，即这些频率成分都存在。

对于你说的那个频率高，鉴于我上面所说，我们只能比较纵波和横波的“主频”高低。对于一般的地层介质，规律是这样的：对纵波的吸收衰减要比横波严重，对高频成分的吸收衰减要比低频严重。因此纵波的高频分量衰减严重，主频变低，而横波衰减较缓，高频分量保留的多，主频相对较高。

当然这只是个最一般的情况，实际情况这个情况还受震源、介质性质等多方面的影响。

手打的，希望能帮到你

地震波分为横波和纵波，

1、纵波的传播速度较快（约9——12千米/秒），横波传播速度较慢（6——8千米/秒）

2、横波和纵波的传播速度都随通过物质的性质不同而发生改变。

3、纵波只能在固体物质里传播，横波可在固、液、气体里传播。

根据地震波的这些特点，可在地震或人工地震中测量纵、横波的传播时间差及收到纵、横波的情况来调查地球内部结构。

地震波是一种由地震震源发出，在地球内部传播的波。

我们知道空气中的声波是纵波，就是质点振动的方向和波传播的方向一致的波；而光是横波，就是质点振动的方向和波传播方向垂直的波。地震波既有纵波又有横波，纵波反映的是地球介质的体应变，而横波则反映地球介质的剪切应变。流体不能承受剪切型的变形，所以，流体只能传播纵波而不能传播横波。在地震波中，还有一类沿着地球表面传播的波，称为面波。它与水面上传播的波看上去类似，但实际上却完全不是一回事。与面波不同的，在地球内部传播的波相应地称为体波。纵波和横波都是体波，对于地震波的传播速度而言，纵波最快，横波次之，而面波最慢。比如在地壳里纵波波速为每秒 6km ，横波波速为每秒 4km ，而面波波速为每秒 3km 。

地震波一直是探测地球内部结构的主要手段，也是最有效的手段。用“逐次逼近”的研究方法，用地震记录来研究震源、地球内部结构和地震波本身，是地震学的主要内容。地震学家伽利津说：“可以把一次地震比作一盏灯，它点燃的时间很短，却为我们照亮了地球的内部，使我们了解到在地球内部发生了些什么……”

以地球为参照物，地震震源与接收点之间的关系可以分成四种：地震就在“脚下”，地震在100公里范围内，地震在100～1000公里范围内，地震在1000公里之外。在这四种情况下，起决定性作用的地震波是不同的。

对于地震“就在脚下”和地震在100公里范围内的情况，可以清楚地看到走在前面的纵波和走在后面的横波及其尾波，由于震源与观测者之间的距离比较近，所以地震波的高频成分还没有被衰减掉。正是这些高频成分造成了地面上的普通建筑物的破坏。

对于地震在100～1000公里范围内的情况，除了能见到纵波、横波及其尾波之外，还能见到一类特殊的地震波——首波。首波的出现主要是因为在地壳下方的波速比地壳中的波速高，所以走在地壳下方的波反而比走在地壳中的波“先行到达”。此外，来自地壳下部以及地壳内部的间断面的反射和转换波也经常能看得到。在一些情况下，还可以见到“发育”得不是特别好的面波。

对于地震在1000公里之外的情况，地震波可以分成两类，沿地球表面传播的面波此时具有广阔的空间去“驰骋”，而体波则可以穿透到更深的地球内部。由于体波的几何衰减是“立体”的，而面波的几何衰减是“平面”的，所以面波的衰减自然比体波慢得多，在这种情况下，面波变成了地震波的主角，不过体波也有丰富的表现。只是由于震源与地震台站之间的距离比较大，所以高频成分大部衰减掉了，此时地震波以长周期为主。 体波可以从比较小的距离到比较大的距离连续地追踪，但是在大约104°(在地球表面1°约等于1111公里)左右的距离上，体波突然“消声匿迹”，出现了一个“影区”。这种现象的原因是，地震波在地核的界面上发生了折射。地震学家古登堡正是根据这一现象确认了地核的存在。原来这一巨大的“影区”竟是地核的影子。从地震波传播的情况来看，地核似乎是不传播横波的。地震学家因此推测，地核是液态的。1936年，丹麦女地震学家莱曼在“阴影”中辨认出地球的固态内核的形象，即在液态的地核之中还有一个固态的地球内核。当时很多专家对此表示怀疑，但最后还是莱曼胜利了。她的“武器”不是别的，就是地震观测资料。1998年，宋晓东和汉伯格又发现，内核也是有结构的。

在地震波探测的视野中，有几类特殊的结构具有特别重要的意义。第一类是间断面，它未必是物质的间断面，但却是“力学的”间断面，这些间断面在地球动力学中扮演了重要的角色；第二类是低速带，一般认为，低速带与比较热的、比较软的物质联系在一起；第三类是地球内部的大尺度的非均匀结构，这类非均匀结构通常与地幔对流、地磁发电机过程联系在一起。此外，还有一类结构，称为“热柱”，它是从地球外核附近直至岩石层的“烟囱”状的结构，在全球动力学中具有重要的意义。

表层地震地质条件主要包括地表附近地质剖面的性质和地貌特点，它往往影响地震勘探的激发条件、接收条件和波的传播。大致有下列几个方面。

1低速带的特性

地表附近的地层，由于地质风化作用变得比较疏松，地震波在该层传播的速度一般较下面未风化的“基岩”中的速度要低得多，因此称这种速度很低的近地表地层为低速带（或低速层）。低速带的存在，使从深部反射上来的地震波射线，要向垂直方向偏移（按斯奈尔定律），如图3-1-1所示。因此在地表附近，纵波的质点位移几乎垂直于地面，而横波的质点位移在地面作水平运动。为此进行纵波勘探必须设计垂直运动的检波装置，而进行横波勘探则需要采用水平运动的检波装置。

低速带的存在还会使地震波经过低速带后出现时间上的滞后。如果低速带的厚度和速度变化是均匀的，且厚度不大，如我国东部油区（低速带厚度一般在几米至几十米范围内缓慢地变化，速度基本不变），则从深处到达地面各点的反射波都滞后一个时间Δt，其相对滞后时间变化不大。反之，若低速带速度变化大，或低速带厚度变化大，即低速层和下伏高速层之间的分界面起伏很大，则从深部向上经过低速带至地面各点之间相对滞后时间的差异就大，这对地震记录的解释会带来不利影响。我国西北地区和西南地区，低速带的变化很大，厚度从十几米变至几十米，甚至有的地区厚达一百多米，速度从每秒几百米变到每秒上千米；为此，必须对低速带厚度和速度的变化规律进行专门的研究，地震资料处理时要对它作必要的校正。

图3-1-1 低速带上射线的出射

1—地面；2—低速带底界面

低速带地层的疏松性，对地震波的高频成分具有强烈的吸收作用，因此在低速带内难于激发出较强的有效波，在低速带以下激发较好。

由于低速带同下伏“基岩”之间构成一个良好的反射面，因此在这个面上极易产生多次反射波，加上激发炮井深度往往在此界面附近，在低速带底界面产生的多次波会“伴随”在一次波后面出现（见图3-1-2），地震勘探称这种多次波为伴随波（或鬼波），它对一次波是一种严重的干扰。

图3-1-2 伴随波示意图

必须指出：低速带的概念是相对的。在我国东部地区，波在低速带内传播的速度据测定大约为400～1000 m·s-1，它相对于下伏未风化的“基岩”速度（通常为 2000～5000 m·s-1）来说小了一倍以上。在我国西南四川地区，其表层速度为1200～1400 m·s-1，它底下“基岩”的速度可达3500～4000 m·s-1，因此上部表层速度为 1200～1400 m·s-1的地层也属于低速带。如果表层存在速度小于300 m·s-1的地层，则称为超低速层。

2含水层的位置

表层含水层的位置同地震勘探有很大的关系。通常潜水面的位置往往就是上述低速带的底部，所以低速带一般指的是那些不含水的风化层。当风化层中含有饱和水后，其速度会增高，因此地震勘探中指的低速带同地质上的风化带并不完全一致。

国内外地震勘探的实践证明，在含水层中能激发出频谱成分十分丰富且能量较强的地震波，可取得较好的地质效果。例如我国东部油区，东北、华北、江汉等平原，在地面以下几米就有含水层，在这类含水层中激发能获得干扰背景小，反射层次多的地震记录。在西北地区，如鄂尔多斯地台，新疆、青海等被戈壁、沙漠覆盖的盆地，由于干旱缺水，潜水面深至几十米甚至一百多米，因此难以获得较强的反射波。

在海上进行地震勘探时，表层均为海水，因此不存在低速带，激发条件较好。

3浅层地质剖面的均匀性

浅层地质剖面是否均匀对能否有效地开展地震工作具有很大的作用。如果在浅层有岩性差异很大的地质层位，则这种层位会是很强的反射层，这种强反射层的存在对地震勘探具有两方面不利因素：一方面强反射层的存在使地震波能量大部分都反射回地面，往下传的能量就相对减少，影响到深层地震波的能量；另一方面这种强反射返回地面后，在地表或低速带底界面处又能把一部分能量反射回去，以至于在这个强反射面和地面（或低速带底界面）之间形成多次反射，这种多次反射严重地干扰一次反射。例如在我国苏北地区，由于浅层存在着能产生良好反射的火山喷出岩（玄武岩、安山岩），所以多次反射波非常发育，严重地干扰一次反射波。

以上讨论的介质均为完全弹性介质，实际介质不可能是完全弹性介质，只能是以弹性性质为主，具有一定塑性性质的非完全弹性介质。地震波在非完全弹性介质中传播时，介质中质点振动的动能有一部分要转化为各种其他形式的能量（最终变为热能）。能量的这种转化会使得地震波的振幅发生衰减。这些现象统称为介质对地震波的吸收作用。人们提出了各种近似的物理机制和模型来说明地震波的吸收，其中一种认为岩石颗粒之间出现的内摩擦力是导致振动能量向其他形式能量转化的主要原因。这种内摩擦力亦称为黏滞力。在它的作用下介质表现出黏滞性。将这种既具有弹性、又具有一定黏滞性的非完全弹性介质称为黏弹介质。

黏弹介质的模型也有很多种，目前比较流行的、与实验结果最为接近的是一种称为伏各特（Voigt）体的黏弹介质模型。它的特点是应力与应变的关系应包括二部分：一部分是满足胡克定律的弹性应力应变关系，另一部分是应力与应变的时间变化率有关的黏滞性应力应变关系（完全弹性体中应力与应变关系只有前一部分）。于是，胡克定律就扩展为

地震波场与地震勘探

式中：λ和μ是弹性介质的拉梅常数；λ′和μ′是描述同黏滞介质有关的二个参数，其中μ′＝η， ；η称为介质的黏滞系数。如此定义这二个参数是因为在弹性介质中描述固体受静压力作用的体积压缩模量 ，而相对于弹性介质则在黏滞介质中应有“体积压缩黏滞性模量” 为使问题简化，让K′＝0，于是有 ；若μ′＝η则 。这样只用一个单独的常数η便可描述黏滞效应了。将上述各量代入（1-5-1）式中得：

地震波场与地震勘探

再代入弹性力学中不考虑外力的质点运动方程式

地震波场与地震勘探

得

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对（1-5-4）式两边分别取散度（div），得到：

地震波场与地震勘探

式中：

地震波场与地震勘探

同样，对（1-5-4）式两边分别取旋度（rot），并令ω＝rotu，整理后得：

地震波场与地震勘探

（1-5-5）式和（1-5-6）式说明在黏弹介质中同样存在着二种独立的运动（纵波和横波），但是它们的波动方程中都多了一项与时间变化有关的附加项。为了研究这个附加项的影响，以分析一个平面简谐纵波沿x方向的传播为例来说明之。设纵波的位移位为φ（x，t），按平面波理论可写为

地震波场与地震勘探

由于

地震波场与地震勘探

代入（1-5-5）式得到

地震波场与地震勘探

则

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经有理化后变为

地震波场与地震勘探

图1-5-1

以λ＋2μ 表示横坐标，η′ω 表示纵坐标，作图如图1-5-1，则其斜边为 。于是，（1-5-11）式中括号内的实数项和虚数项分别为

地震波场与地震勘探

且有

地震波场与地震勘探

故（1-5-11）式可写为

地震波场与地震勘探

因而

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令

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于是有k＝k′＋iα。将它代入（1-5-7）式得：

地震波场与地震勘探

上式说明，平面纵波在伏各特体黏弹介质中传播时，其振幅按指数规律衰减，衰减的快慢由从式（1-5-15）计算的α值来确定，因此称α为衰减系数或吸收系数。吸收系数与波的频率有关。纵波的传播速度由下式决定：

地震波场与地震勘探

上式说明，平面纵波在伏各特体黏弹介质中传播时，其传播速度与频率有关。这种现象物理上称之为频散或波散。

分析（1-5-15）式和（1-5-17）式可以看出，当η为常数时，如果波的频率很低，满足不等式η′ω≪λ＋2μ，则上式中的η′ω可以忽略不计，于是经化简后得到：

地震波场与地震勘探

说明当频率较低时（如地震波的频率范围），地震波在伏各特体黏弹介质中的传播速度近似于弹性纵波的速度，且与频率无关，不存在频散现象；振幅的衰减与角频率ω的平方成正比（因为吸收系数α与ω的平方成正比）。

当波的频率很高时（如超声波），若满足不等式η′ω≫λ＋2μ，则上二式可近似为

地震波场与地震勘探

此时吸收系数与波速二者均与角频率ω的平方根成正比。

如果η′ω处于上述二者之间的某一个值，例如η′ω＝C，其中C是介质的一个常数，则把它代入（1-5-15）式和（1-5-17）式可得：

地震波场与地震勘探

此时吸收系数α与角频率ω成正比，而波速与频率无关。

图1-5-2 大地滤波作用对地震波形的改造

综上所述，无论什么情况下，吸收系数均与频率有关，或者与角频率的平方成正比，或者与其一次方或平方根成正比。因此，弹性波随着传播距离的加大，高频成分很快就被吸收衰减了，低频成分越来越强，逐渐成为主要成分。从滤波的观点来看（有关“滤波”的概念可参考信号处理的文献或本教材的反射地震资料数字处理中的部分内容），非完全弹性介质对地震波的作用相当于一个低通滤波器，它滤去了原始地震波信号的高频成分，保留了其中的低频成分。这种作用称为大地滤波作用。原始地震波信号（即震源激发后经反射、透射等作用的地震波动）是作用时间很短的尖脉冲群（见图1-5-2a），包含有丰富的频率成分。经大地滤波作用后，其中的高频成分减少，使得原始尖脉冲逐渐变为延续长度增加、波形发生变化的地震波，它们组成了丰富多彩的地震记录（见图1-5-2b）。

美国地球物理学家雷克（Ricker）于20世纪初采用与一般求解波动方程不同的级数解法对黏弹波动方程进行了求解，得到关于质点运动的位移、速度、加速度等的级数形式解。将这些解画成波形，与实际工作中记录到的地震波相比（1947年美国的试验地震队在科罗拉多等地进行了井中观测与地面观测的对比试验），无论在时间域还是在频率域，二者都拟合得非常理想。因此在地震学，特别是地震勘探中，将震源脉冲经大地吸收衰减作用后变成的具有一定延续长度的地震波称为雷克地震子波。目前，地震子波，或雷克子波的概念已经得到广大地震工作者的认同，在地震勘探实践中得到了广泛应用。