勘探地球物理方法原理课程.pdf

绪 论（2 学时） 勘探石油的方法 人们经过长期不断的实践，总结、并吸取引用许多科学技术部门的新技术、 新成果，已逐步建立了一整套石油勘探的方法、技术，目前，主要新方法总体归 纳为三大类 （一）地质法 就是通过观察，研究出露在地表的地层、岩石对地质资料进行分析综合了解 一个地区有无生成石油和储存石油和条件，最后提出对该地区的含油气量评价， 也就是否形成油气量的可能。 （二）物探法 （应用地球物理勘探方法） ， 它是一种较新的勘探的方法， 它是利用各种物探 仪器，在地面观测地壳中的各种物理现象，从而推断了解地下的地质构造的特点 寻找可能的储油构造，这种方法是一种间接找油的方法。 定义依据地下岩石物理性质（密度、速度、电阻率、磁性、弹性）的差别， 运用物理规律来进行数学推演、推断地下圈闭的位置，此法叫物探法。 物探法特别用在海洋上、沙漠上地区以及地表较为松散的沿热地区，因为在 这些地区的表布，看不到岩石、地质法受到限制，用大量钻井、取岩等的方法成 本高、效率低，所以一般运用物探法。 目前探方法主要包括 重力勘探利用岩石的密度差别以岩石密度差为依据,在地面测量由它 引起的重力变化 磁性勘探利用磁性的密度差别以岩石不同磁性为依据,在地面测量由 它引起的磁场变化 电法勘探利用电阻率的密度差别以岩石的导电性 导磁性 介电性为依 据, ⎧ ⎪ ⎪ ⎪ ⎪ ⎪ ⎨ ⎪ ⎪ ⎪ ⎪ ⎪ ⎩ 在地面测量由它引起的电场变化 地震勘探利用弹性的密度差别研究人工激发的弹性波在地壳中的传播 情况 （三） 钻探法 物探法了解地下地质构造的特点， 寻找到了适合储油的地质构造， 但这些构造是储存油气，还需钻井证实。 定义就是利用物探的井位进行钻探，直接取得地下最可靠的地质资料来确定地 下的构造特点及含油的情况。 在石油和天然气勘探中，地层勘探方法的发展是速迅、特别是 60 年代中期 进入数学地震技术阶段后更突飞猛进，从主要研究地下的地质构造册存，发展到 可以了解地层岩性圈闭近几年逐步向提供内部参数发展，特别是储层横向预测， １ 储层参数描述，开发区域普查阶段，辅助性的，成本较低。 和其它物探方法相比， 地震方法的主要特点精度高， 分辨率高， 探测深度大， 迄今为止，地震勘探方法已成为最重的地球物理技术，它在石油勘探中广泛应用 证明了地震工作的重要性，多年以来，西方世界在物探方法的投资中百分之九十 几用于地震勘探，与钻探相比成本较低及可了解大面积的地下地质构造情况的特 点。 从物理和地质结合的观点，地震勘探对寻找有弹性差异成层性好的地质体特 别有效，因此，它主要用于勘探石油、天然气、煤田及盐丘矿床，在我国自大庆 油田开发以来，95的新油田都是由地震勘探提供构造的，世界上墨西哥湾油田、 中东油田、黑海油田和北海油田。因此许多大中型油田的发展也是如此，此外， 地震勘探在寻找地下水资源、 地热以及工程勘探和地壳测深中也存在着重要作用， 总之它应用很广，地质，开发采油都不开物探。 因此地震勘探是咱们专业最重要的专业课，随着找油愈来愈困难，地震勘探 也越来越被地质学者重视，所以也是地质学生的必修课，现在愈来愈需要既懂地 质又懂物探的综合性专业人才。 这门课主要选择了有关地震波运动学、动力学，野外工作方法和资料解释基 础的基本内容，根据我国石油物探的现状，以讨论反射法为主，主要使大家掌握 基本概念，基本原理及野外工作方法及资料解释方法等。 二、简述地震勘探 （一） 地震物探的基本的原理 原理利用地震波从地下地层界面反射至地面带回来的旅行时间和明显变化 的信息，用以推断地下的地层构造和岩性。 “地震”就是地动的意思，天然地震是地球内部发生运动而引起的地壳的震 动，地震勘探别是用人工的方法引起地壳振动（如松辽盆地平原地区，最常用的方 法是打一口浅井，在井内放一定量的炸药，爆炸产生人工地震波，再用数字地震仪 记录下爆炸后地面上各点震动的情况，利用记录下来的资料，现经过进行处理和人 机操作解释，推断地下地质构造的特点，那么人工地震为什么能查明地下地质构造 呢它的原理很简单，如人在山谷或在大厅时和大喊声，能听到回声，这是因为声 波在空气中传播，遇到障碍物会发生反射缘故，利用声波反射现象，可以测出障碍 物离开我们所站地方的距离，例如已知声波在空气中传播的速度是 V340 米/秒， 如测量出从呼喊开始到听见回声的时间 t4 秒，那么障碍物离开我们的距离 11 3404680 22 sVt米,地震勘探的基本原理就如此。 在地面某一条线上某点放炮，于是就产生地震波向地下传播，地震波遇到两种 地层的分界就会发生反射，另一部分能量继续向下传播，再遇到另一界面再继续发 生反射，在放炮的同时，在地面上用检波器及数字地震仪记录下来自各个地层分界 ２ 面的反射波引起地面振动的情况，可知波传播的总时间t ，换算成垂直入射反射时 间t0，测得V， 则， 1 2 hVto （地层埋深） 沿着地面上一条测线，一段一段地进行观测，并对观测结果进行各种数字处理 之后，就可以得到形象地反映地下岩层分界面埋藏深度起伏。 地震勘探原理利用地震波从地下地层面反射回地面进带回来的旅行时间和形 状变化的原理，用仪器推断地下的地层构造和岩性。 变化的资料地震剖面图， 再结合其它物探方法和地质， 钻井等方面的资料， 对地震剖面进行解释，就能查明地下可能储油构造，确定钻探井位。 （二）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 下的地质构造为寻找油气或其它勘探目的服务的一种物探法。 目前 ⎧ ⎪ ⎨ ⎪ ⎩ 反射波法最常用 折射波法 透射波法 ⎫ ⎬ ⎭ 其它的地震勘探法只是辅助性的或部分应用 地震勘探其本原理很容易理解，但是真正运用其查明地下地质构造就不那么容 易了，因为地下地质构造复杂多样，一声炮响它除了产生反射波外还会产生许多种 干扰波（面波、折射波）影响地震资料的质量，另外要想知道埋深还必须知道 速度，但测出精确的速度也是很困难的以后我们都要一一讲。 为了克服具体困难，就必须有一整套量论和专门仪器设备及工作方法。 地震勘探从理论上分 ⎧ ⎨ ⎩ 运动学时间与空间的关系, 间接找油 动力学运动形态中的一些特征参数,直接找油 地震勘探的生产过程其本上分为三个环节 1、 野外工作 是在地质工作和其它物探工作初步确定的有含油气希望的地区， 布置测线，人工激发地震波，并用野外地震仪把地震波传播的情况记录下来，进 行野外工作的组织形式是地震队这一阶段的成果是得到一盘记录了地面振动情况 的磁带（野外原始资料） 。 2、室内资料处理，根据地震波的传播理论，利用数字电子计算机对野外获得 的原始资料进行各种去粗取精，去伪存真的加工处理工作，以及计算地震波在地 层内传播的速度这一阶段得出的成果是地震剖面。 3、 地震资料的解释， 运用地震波传播的理论和石油地质学的原理， 综合地质， 钻井其它物探资料，对地震剖面进行深入分析研究，对种反射层相当于什么地质 量作出正确判断， 对起伏形状的图件构造图， 最后查出有含石油希望的构造。 ３ 地震资料解释 ⎧ ⎪ ⎪ ⎨ ⎪ ⎪ ⎩ 构造解释 地层解释 岩性解释和烃类检测 综合解释 三、地震勘探的发展概况人机联作的自动处理解释系统 地震勘探从它出现到现在，在地震波的基本理论仪器设备，野外工作方法、 处理技术、解释方法等各种方面，不断改进，不断发展，大致可分为三个阶段 第一阶段光点记录，并用人工整理资料，所谓光点记录，就是把地面振动 的情况用照相方法记录下来，这样得到的记录是“死油”不能改变因素重新处理， 这样得到的原始资料质量低，资料全部由人工整理，效率低，精度也不高。 第二阶段模拟磁带记录（1953-1963）并用模拟电子计算机整理资料，模拟 磁带记录就是把地面振动的情况， 以模拟的方式录制在磁带上 （与磁带录音类似） 这时比光点记录先进了一些，可以使记录变活，资料处理也可部分自动化，但是 这种记录由于叠加次数少，干扰波得不到应有压制，地震资料质量不够高，影响 解释精度。 第三阶段数字磁带记录， （1963-至今）并用数字电子计算机整理资料。 就是在野外利用数字地震仪记录的是地震波振幅的离数值，而不是记录连续 小波形，得到的原始资料高，在室内外处理时更加灵活，精确，资料整理的自动 化程度和工作效率都获得提高，得到的地震剖面更能形象地反映地质构造形态， 便于解释提供更精确的探井位。 参考书陆基孟地震勘探原理 ４ １ 第一章第一章 地震波运动学（地震波运动学（12 学时）学时） 第一节第一节 地震波场概述地震波场概述 一、波 1、定义振动在介质中传播叫波。 振动质点在平衡位置附近的往返运动。 2、形成波的必要条件振源和传输波的弹性介质。 质点绕平衡位置振动，一个质点带动另一个质点，于是便形成波。还有关于 波动的感性认识，可通过观察水面上各点的运动来得到，如果将一块石头扔进平 静的湖水中，水面上就会出现一圈圈的波纹，水面的这种运动，就是最直观的一 种波动。 水面上被石头打中的那一点叫波源， 因为所有的波纹都似乎从那一点 “发 源的”应该注意每一条波纹都不是固定在水面上，而是不断变化，不断运动，任 何固定的画面，都不能真正代表运动过程。 不难看出，当波纹从源向外传播时，湖水并不会从波源向四周流动，如果水 面上漂浮着一片小树叶，我们将会看到，当小树叶受到“波及”时，它并不向湖 岸运动，而是看来似乎是一上一下振动，实际上每个水面的质点都是就地近似地 做圆周运动。 当石头刚刚掉下去时，水面上被石头打中的那一部分就开始下陷，后来在表 面张力等的作用下，那一部分水面不开始上升，这样被打中的一部分水面就首先 开始振动起来而形成波源。但是水面是一个整体，它的各个部分是互相联系，一 部分，一经振动，势必牵动周围的其它部分也随后振动起来，这些被牵动的振动， 就通过水面上各个相邻的联系，而由近及远地传播开去，在这个例子中，振动是 沿着水面传播的，这种传播振动的物质叫媒质找介质，一般所说的波或波动就是 振动在周围介质中的传播，振动在介质中传播是需要时间的，当波源开始振动一 段时间后，远处的介质才开始振动，这就是说振动是以一定的速度在介质中传播 的，这个速度叫做该介质的波速，波速的大小取决于介质的性质或状态，也决定 于波动的本身的某些特征，必须指出波的传播速度和各部分介质本身的振动以速 度，就像水波的传播速度和水面质点的振动速度是完全不同的两个概念，在地震 勘探中，了解各种地层中地震波的传播速度是十分重要的，这个问题以后要详细 讲，而地面质点的振动速度则反映在地震波的波形，经过微分以后的数值上，一 般是不研究的。 总结基本特点①每个质点在波传播过程中只绕其平衡位置振动并不传播 到其它地方。 ②波在传播过程中，质点的振动是有先有后的，也就是波是以有限的速度在 介质中传播的，波的传播速度，取决于介质的速度，质点振动的速度不等于波速。 ③波是受近振动的传播，其频率决定于振源而与介质无关。 人们通过各种生产活动和科学实验，发现了越来越多的自然的现象和水波的 ２ 运动过程十分相似，例如声波，弹性体中的应变，光波、速变电磁场等的传播， 于是就有了关于声波、弹性波、光波电磁场等的理论，勘探工作中遇到的地震波 就是地下岩层中的弹性波，它也遵循关于波的一般的运动规律。 3、地震波实质是一种岩层中传播的弹性波 我们知道，地震波是岩层中传播的，形成弹性波的条件是要有一种能传播弹 性振动的介质， 并且要在这种弹性介质中激发振动， 那么岩石是否具有了弹性呢 弹性理论研究表明每一种物体在外力作用下主要表现了弹性还是塑性，要取决 于具体的条件，当外力很大作用时间又很长的情况下，大部分物体都表现为塑性 性质，外力去掉后，物体还保持其受外力作用时的状态，反之，当外力很小，作 用时间又很短的情况下，大部分物体表现为弹性性质（外力取消后，恢复成原来 状态） 。 当在岩层中用炸药“爆炸”激发地震波时，在炸药包附近爆炸所产生的强大 压力大大超过了岩石的极限强度，岩石遭到破坏，形成一个破球圈炸出空洞。 随着离开震源距离的增大，压力减小，但仍超过岩石的弹性限度，发生塑性 变形，在塑性带以外压力降到弹性限度以内，又因为炸药爆炸的产生的是一个延 续时间很短的作用力，根据弹性理论，这一区域的岩石发生的弹性形变，地震勘 探，通常都在远离震源外进行接收，因此除震源附近以外的绝大部分地区，岩石 都可以近似地当中作理想弹性体或完全弹性体来研究，所以地震波实质上是一种 岩层中传播的弹性波。 二、波的特征 1、波前、波尾、波面 设想在某一时刻在开始阶段中激发起波源的振动，过了一段到t0’时刻（t0’＞ t0）波源的振动可能就停止了，通过了一段时间到了t0时刻已传播了一段距离，这 时介质中分成了几个区域如图，在离波源最近的波中，波已经传播了过去，介质 的振动已经停止，在其次一个区域V1中介质的运动正在进行，在更远的一个区域 V2中，波还没有传到介质的振动还没开始，在V1和V2的分界面S上，介质中的各 点刚刚开始振动，这一曲面S叫做波在t1时刻的波前，在V0和V1的分界面S’上介质 中的各点刚刚停止了振动，这一曲面S’叫做波在t1时刻的波尾，必须指出，波是不 断前进的，从波前和波尾这两个曲面随着不断进推进，所以不指明哪一时刻来谈 波前和波尾是没有确切意义的。 波前某一时刻刚刚开始振动的质点所在的曲面叫波前。 波尾某一时刻刚刚停止振动的质点所在的曲面叫波尾。 波面波前和波尾之间同一时刻的质点振动的面即波前之内质点振动同步的 各点所组成的面。 射线（波线） 波的传播方向称为射线。 我们引入射线概念，只是为为研究问题方便，但必须记住并不是真正的存在 射线，在均匀介质中（V 一定）认为地震波从直线形式向外传播，射线垂直于波 面。在非均匀介质中（V 变化） 认为地震波从曲线形式向外传播，射线垂直于 波面。 波具有波振面波在空间传播时，我们把某一时刻振动质点中相位相同的点 形成曲面叫该时刻的导时面或波阵面或波阵面或波面。 波面的形成与波源的形状和介质的性质有关，如果所有波面都是平面叫平面 波，在地震勘探中由点震源激发的波是球面波，当远离震源只考虑波面上一部分 时，这部分球面波又可近似地看成平面波。 2、振动曲线和波形曲线 波在传播过程中，质点只是绕着平衡位置振动，对于介质中的任一固定点， 振动位移只是时间t的函数uf1t 我们把反映一个质点在振动过程中的位移随时间变化的曲线称为振动曲线。 振动的最大位移（A1、A2、A3）视振幅，将两个相邻极大或极小值之间间隔周期 的倒数称为视频率 1 *T f* 在地震勘探中， 每个检波器所记录的， 便是那个检波器所在质点地面的振动。 它是一条振动曲线，习惯上称为振动图。 对于一个波来说， 彼此相距不远的各个质点振动其形成变化不会很大， 只有到 达时刻早晚的差别，对于不同的波，其质点的振动形状是彼此不同的，为了反映 各点振动之间的关系，把在同一时刻各质占的位移画在同一个图上如我们沿着某 一直线研究问题，选定一个时刻t1，质点的位置用横坐标z表示，用ux代表某一 时刻各质点离开平衡位置的位移，这样的一条曲线波在时刻t1沿z方向的波形 它反映了波在一个特定时刻沿着一个特定方向的形象，在地震勘探中，沿着测线 方向的波形曲线叫波剖面。 →⎫ ⎬ → ⎭ 波剖面上具有极大正位移的点波峰 波剖面上具有极大负位移的点波谷 两个相邻的“波峰”或“波谷” 之间的距离等于波长。 3、能流密度 地震波的传播实质上能量的的传播 根据一般波动理可知，波介质中传手软时的能量等于动和位能之和 可表示为E αρ A2 f2 w EErEp 密度 振幅 散率 体积（波通过介质的） 我们把包含在单位体积内能量→能量密度 22 E A f W αρΣ ３ 能量密度正比于振幅平方，我们感兴趣的并不是弹性的总能量，而是单位时间内 通过单位面积能量，称它为波的流密度或波的强度因为实际地震勘探是在波前 面的单位面积上的观测波的能量信息。 如果在时间内通过面积ds能量为εVPdtds 则波的强度 2 Vp dt ds IVp A dt ds α Σ⋅⋅⋅ Σ⋅ ⋅ 如右图表示中心O出发的球面纵波，取两个半径分别介r1和r2波前面，对应的 波前面面积S1和S2，于是单位时间内流过面积S1的能量应等于流过面积S2的能量 即I1S1I2S2 2 12 1 IS IS Q 又 2 11 22 Sr Sr Q 2 21 12 Ir Ir ∴ 又 2 11 22 IA IA Q 21 12 1 2 ArVt ArVt ∴∝ 即 1 A t ∝ 1 即把这种地震波在传播时，随着传播距离增大，波的振幅逐渐减弱，这种现 象叫波前扩散（波的发散）即波的振幅与波的传播距离成反比，球面扩散。 4、波的频谱分析 频谱是动力学的一个重要特征，分析问题的一个重要工具，它是利用付立叶 变换对振动信号进行分析和处理得到的， 关于频谱分析的原理及计算过程， 在 地 震勘探信号分析课将详细介绍，这里着重说明它们的概念和主要特征。 动力学 研究地震波在运动状态中的能量， 波形与频谱等特征及其变化规律。 动力学特征地震波的振幅、频率、相位、振动状态及衰减程度等。 地震波动力学特征及其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，因此利用地震波的动力学特征及其变化规律来研究地下的地层， 岩性及油气显示有一定的实际意义。 实际的地震记录，既含有与地下构造形态有关的运动时间信息，又含有与地 层岩性和流体性质有关的动力学信息，利用波的时间信息只能推测地下有利于油 气聚集的构造形态，而利用波的动力学信息可推测地下的地层圈团，直接测定地 下的油气藏。 地震波的频谱同地层岩性结构有一定的关系，长期以来，反射波的频谱已经 是我们进行波的对比追踪的重要依据，近年来，在利用频谱进行岩性解释方面已 出现了一些新的方法和很多成功的例子。 （1）频谱 我们知道谐振动是最简单的振动，一个谐振动的特征可用三个参数表示即 它的振幅、频率和初相位。 ４ sin2 o x tAf tπϕ 两个谐振动可以合成一个复杂的振动，改变这两个谐振动中任何一个参数， 都会使合成振动发性变化，可以证明 许多个不同频率、不同振幅、不同初相的揩振动可以成各种复杂的振动，图 2-1-1、2-1-2、2-1-3（投影）给出这样的例子。 既然由几个谐振动可以组成一个新的复杂的周期振动，那么反过来我们在自 然界所观测到的形形色色的复杂振动是否能看作由许多谐振动组成呢如果可能 的话，有没有办法把组成一个复杂振动的各谐振动分量分解出来呢答案是可以 的，且利用频谱分析仪就能做到，这样复杂的地震波就可以分解了，由此我们可 以总结一下什么是频谱了。 频谱一个复杂的振动信号可以看成是由许多简谐分量迭加而成，那么组成 这个复杂振动的各个谐振动分量的特征与其频率的关系总和就称为这个振动的频 谱。 其中包括 ⎧ ⎨ ⎩ 振幅谱 横坐标频率,纵坐标振幅. 相位谱 横坐标频率,纵坐标相位. 每一个频率分量都具有固定的振幅和起始相位。我们对组成信号的各个单频 分量利用频率和振幅的关系作图待振幅谱。 利用频率和相位的关系作图即得相位谱。 为了能更精确地对复杂振动进行分解，必须批出组成一个复杂振动的各个谐 振动分量的振幅、初相位，解决这个问题的数学工具，就是付立叶级数和付立叶 变换合称付立叶分析，按照付立叶分析的理论满足一定的条件任一个周期函数， 都可以展成付立叶级数也就是展成许多谐振动函数的和。 最简单的波是谐波 22 sin2 o o f t x tAf t x tAe πϕ πϕ 2 2 2 2 cos2 sin2 T Tno T Tno ax tnf bx tnf t π π − − ⎧ ⎪ ⎪ ⎨ ⎪ ⎪ ⎩ ∫ ∫ tdt dt 任一周期函数 xt的富氏级数 2 nn 2 Anab 22 nn aab n 0 sin2 2 on n x tAnnf tπϕ ∞ ５ 0 [cos2sin2] 2 non n anf tbnf tπ ∞ o π 最常见的是复数 2 形式 2 2 2 1 jnfot n n to T jnfot to x tc e Cnx t edt T π π −∞ − ∞⎧ ⎪ ⎪ ⎨ ⎪ ⎪ ⎩ ∫ 其中 Cn富氏级数 fo基频 nfo泾频 n n n b arctg a ϕ− Cn 为有限区间[to，toT]上信号的离散频谱，│Cn│为振幅谱 n ϕ离散相位谱，由 xt求 Cn 这个过程就称为在有限区间上对 xt作频谱分 析。 那么对非周期函数即连续信号即是富氏积分把无限区间上的波分解为许多 谐波的迭加 2 2 ift ift x tZ f e z fx t edt π π ∞ −∞ ∞ − −∞ ⎧ ⎪ ⎨ ⎪ ⎩ ∫ ∫ df x tZ f 信号频谱 有了富氏变换就可以作频谱分析 （2）频谱的表示方法 获得一个地震信号的频谱的方法很多主要有知道信号的具体形式 xt用付 氏变换方式可计算它的频谱了（FFT） 现在有了数字电子计算机计算地震讯号的频谱就更方便了，一般的方法是对 一道地震记录从浅到深的各个反射波组连续进行频谱分析，因为预先不知道反射 波出现的时间，一般采用沿一个滑动时窗计算整个一道记录各段的频谱，时窗长 度应与一个有效波组一致， 深浅层可取不同数值 （用富氏变换公式可求得一系列） 用时窗计算出的频谱（信号中讲了有散采样，最后又恢复或连续信号） 。书上图 2-3-2 给出了一个实际地震道， 用富氏变换公式沿上述方法沿一系统时窗计算出的 频谱。图左边是 1.01.13，1.31.45，2.32.45 三个时窗的波形，左边是分别计算 出的频谱。 对一个波形经过频谱分析，得到了它的频谱（一般批振幅谱，因为相位谱较 难求取一般不考虑了）振幅谱的一个值只反映了信号中一个频率分量，事实上地 震信号是一个连续信号，它具有连续谱，主要用频谱的主频和频带宽度两个参数 描述它。 ６ 频谱曲线极大值所对应的频率 fo 是频谱的主频， 这个频率也就是一般说的地 震波的视频率。 即在组成地震信号的无限多个频率分量中作用最显著的还是那些与视频率相 近的频率成分，也就是说信号的大部分能量都集中在频率 fo 附近的简谐分量中。 若以 1Z f可找出对应于 0.707Z f的两个频率值f1 和f2且把 21 ff−f 叫做频带宽度，f1 、f2反映了绝大部分能量集中的频率范围，f给 出这个范围的宽窄度。 频谱的物理意义频谱表示不同频率的信号对整个信号贡献的大小，地震记 录是一个复杂的信号，它由许多不同频率的信号迭加在一起而成，不同的信号各 有自身不同的频谱。因此，通过频谱特征的比较，可以分辩各类型的波动区分有 用信号和噪音。 地震波的传播规律 1、反射定律 入射角反射角 入射线和法线和反射线在同一平面内 在地震勘探中，把入射线，过入射点的界面法线、反射线三者所决定的平面 称为射线平面，它总是垂直界面的（这个概念对地震资料的构造解释十分有用） 。 （1）当在地面（界面水平）上 O 点激发，沿测线 OZ 接收，又设地下的反 射界面是水平的，这时射线平面既垂直界面也垂直地面。 （2）如果界面倾斜时，a 当地震测线垂直界面走向时，射线平面既垂直地面 也垂直界面。 b 当地震测线不垂直界面走向时，则射线成平面，只垂直界面不垂直地面。 2、透射定律（斯奈尔定律） 实验得出 11 22 sin sin V V θ θ 如果还有不同波型（短波和横波）的反射和透射 senu 定律可扩展成 2 2 1121 sinsinsinsin P VpVsVpVs αβαβ 由此引出斯奈尔定律，n 层介质 12 12 sinsinsin n n P VVV θθθ L （参数） （射线参数） θ是射线与所成的的角射线与 P 值相对应，不同的射线有不同的 P 值或者不 ７ 同的θ值，P 值的改变和θ角的改变是相对应的。 此透射定律只确定了透射线的方向，而没有涉及到透射线的强度，从而它也 是向何地震学的一条定律。 条件透射定律要求两种介质必须都是各同性的，也就是说当在同一种介质 传播时，波的速度是一个随方向而变的常数（层状介质） （沉积岩地区） 3、费马原理 均匀介质波从一点转到另一点沿直线传播，在不均匀介质中传播沿直线在两 种介质的分界面上，存在反射定律和透射定律，把它们归纳在成一条更加带有基 础的规律的费马原理。 波在介质中传播的路径是所需时间为极小值的那条路径。可以验证反射定律 符合费马原理。 一个主要的几何地震方法 , , AC ds t V x y z ∫ ds 为弧元波沿射线的旅行时 间为最长的条件是 st0 一次反射波等于从震源出发的直达波。 4、惠更斯原理 惠更斯原理是用波前的概念来处理问题的，我们知道波是振动在介质中的传 播，这种传播是通过介质中相邻部分之间的相互作用进行的，对于波到达较晚的 那部分来说，波到达较早的那些部分起着信号来源的作用，也就是说已知t1时刻 的波前，下一时刻波前在哪些人们总结出了惠更斯原理 波前面的各点可以看成虚震源向外发射球面波，下一时刻的波前是这些球面 波的包络面（利用惠更斯原理求新波前） 可用惠更斯原理证明反射定律（学生自己证明） 四、与地震勘探有关的各种地震波 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 （先讲 几种简单的） （1）反射波 11 θθ ‘ 产生反射波的条件 当入射波垂直入射界面的产生 反射波的条件为 （不存在转换波） 1 122 VVρρ≠ VZρ≠⇒波阻抗，不同的波阻抗是区分不同介质的根据， 非垂直入射时条件也近似如此。 221 1 221 1 VV AA VV ρρ ρρ − 入反 ８ 反射波的强度（振幅）决定于波阻抗差与入射波的强度波阻抗的差值越大， 反射波越强。 当 221 1 VVρρ−＞0 时，反射波相位与入射波相位相同。 221 1 VVρρ−＜0 时，反射波相位与入射波相位相反。 221 1 221 1 VV R VV ρρ ρρ − 叫反射系数，严格地说，波阻抗界面才是反射界面， 速度界面不一定是反射界面，岩性面也不一定是反射界面（与大的时代界面基本 一致） ②透过波 1 22 sin sin V V 1 θ θ 当θ290时产生滑行波则 1 1 2 sin V V θ（V2＞V1） ③滑行波（过渡波） 产生滑波的条件介质之间的波速V2大于介质的波速V1， 入射角 1 1 2 arcsin c V V θθ ④折射波透射波在第二种介质中沿界滑行，其沿界面滑行的速度为V2，这 种现象叫全反射，我们把开始出现“全反射”时的入射角叫临界角，即当入射角 临界角时产生滑行波。 由于滑行波沿界面滑行引起另外的效应，由于介质 1 与介质 2 是密接的，滑 行波传播过程中，反过来影响第一种介质，并在第一种介质中激发新的波，这种 由滑行波引起的波在地震勘探中叫折射波。 （首波） （即透射波的能量都集中在界 面附近，能不断向上转化给首波，形成折射波的能量） 形成折射波的条件V2＞V1 θθC 对于多层介质只有当下伏地层速度大于上伏地层的所有各层速度时才能产 生折射波。 在实际的地层剖面中只有某些地层能满足形成折射波这个条件，因此“折射 层”的数目要比“反射层”的数目少得多。 ⑤直达波从震源直接沿测线传播的波，没有遇到分界面。 2、按传播机制划分（质点振动方向） 纵波质点振动方向与传播方向一致。 ９ 横波质点振动方向与传播方向垂直。 炸药爆炸以猛烈的膨胀作用为主，因此主要造成岩石的膨胀和压缩这种形变 使质点振动的方向与波的传播方向一致（受胀缩力）即产生纵波（压缩波） 。 但是由于实际的爆炸作用不具有球形对称性，以及实际的地层不是均匀介 质，因此了也会产生使质点沿着与波传播方向相垂直的振动，即形成横波（受剪 切力作用）[切变波]但同一波爆炸产生的纵波比横波要强得多。目前，在地震勘 探中，主要利用纵波，在同一种介质中，纵波传播速度比横波传播速度VS大得多。 3 p VVs 从另一角度又分 ⎧ ⎪ ⎨ ⎪ ⎩ 纵波 体波 横波 面波 体波在弹性分界面上形成的反射波、折射波，从三维空间来说，它们随着 时间的增加，向整个弹性空间的介质内传播，统称为体波，意指它存在整个弹性 空间。 面波相对分布在界面附近的高度称为 Reweigh 面波⇒地震干扰波。面波 传播时，通过方向的铅直面内沿椭圆轨迹例转运动，椭圆轨道的长轴是垂直的， 差不多大于 水平轴的一倍半。可认为这种运动是由相位彼此相差 90的纵横两 种振动合成的表面介质和覆盖层之间一种 Love 在课节二个均匀的性层之间，还 存在类似瑞雷面波（stoneley）史东尼面波。 瑞雪面波能量差不多只集中在大约 1 个入R的范围内。 特点①能量集中在介质弹性分界面附近。 ②能量随r（波的传播半径）而衰减，较体波衰减慢。 ③VR0.9553VS比横波低。 ④是面极化振动 ⑤具有波散现象。 指波在介质中的传播速度是频率之函数，即速度随频率面波。 面波传播时，通过传播方向的铅直面内沿椭圆轨迹倒转运动，椭圆轨道的长 轴是垂直的，差不多大于水平轴的一倍半。 可认为这种运动是由相位彼此相差 90的纵两种振动合成的。 质点沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动。 在无限均匀介质中，只产生纵波和横波，纵波和横波可以在介质的整个立体 空间中传播，所以合称为体波。 地表面是岩石和空气接触的分界面（称为自由表面） ，在地下有许多不同岩 １０ 层的分界面，这时除了纵波与横波外，还会产生一些表面或不同弹性的介质分界 面有关的特殊波， 这种类型的波只在自由表面或不同弹性的介质分界面附近观测， 其强度随离开界面的距离加大而迅速衰减叫面波，面波是一种干扰波。 面波和直达波有不同， 直达波是纵波， 在介质的内部传播， 而面波是脉冲波、 构成面波脉冲的每一个单频波都只有其自己的传播的速度，物理上称为相速度。 整体速度、群速度 ⇒ 习题 1，由惠更斯原理导出反射定律 如上图示，有一平面波入射在分界面上，在某时刻t1，波前的位置在AB过了一段 时间△t，波前推进到DE， （ 1 BE t V ） ，又过了一段相等时间△t，波前推进到CE， （ 1 EC t V ） ，从而BEEC。根据惠更斯原理，波所传到的任何点都可以看成 子波源。可以假设 （1）当波前传到DE（时刻t1△t）时，分界面上的A点开始发出子波，这时从A发 出的子波前已扩大成半径为r1 v1△t v1 1 BE V BE 半球面。 （2）当波前传到CG时，A点发出的波前半径r2 2r1 2BEEC的半球面。 （3）从D点发出的子波前扩大成半径为r1 BE的半球面。 通过C点处两个球面的公切面就得到和这一时刻 （t12△t） 相对应的反射波的波前， 从而直角三角形ABC和直角三角形AB’C有一个公共边AC，此外ABBC ∴两 个三角形全等， 因而∠B’AC∠BCA， 两个角相等时它们的等角也相等， 从而θ1 θ1’ ※面波的频散特点已被利用于工程勘探，因为瑞雷面波向地下传播的范围约 等于一个波长入R的深度， 所以在地表测量得到的瑞雷波速度被认为是 1/2 波长深 度内的介度的平面速度，故用可改变振动频率的震源激发瑞雷面波，即改变瑞雷 的波长入R，每次激发用不同的频率，频率由高到低，探测的深度则由浅变深， 在地面两个因交接收点数量检波器，测定瑞雷所在接收点间的传播时间和频率， 即可计算平均速度VR和深度h，分析所测量的结果，可进行速度分层，经换算后 便得到各分层的横波速度参数。 地震波 V 随 f 变化很小，影响不大，但面波较大，可利用面波的频散特点进 １１ １２ 行工程勘探。 传播在介质的表面，振动方向不是纵向也不是横向，而是回旋式的，天然地 震就是如此。地震勘探中的瑞雷波（俗称地滚波） ，通常以低频率，低速度出现， 它强烈干扰记录纵波，所以要被消除。 在进行反射波法地震勘探中，目前主要是利用反射纵波，习惯上把这种我们 利用的波称为有效波，相对于这种有效波而言，妨碍我们记录有效波的其它波称 为干扰波。 例如面波，爆炸后在空气中传播的声波，各种风吹草动等自然因素以及人 和车马的走动等，人为因素引起的不规则振动都是干扰波，直达波，折射波有时 也是干扰波，在地震勘探中一个十分重要的问题是如何压制各种干扰波，以便使 有效波能清晰地被记录下来。 第二节第二节 反射地震波运动学反射地震波运动学 一、时距曲线的基本概念 1、时距曲线与时距曲面 地震波的运动学是研究地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，是应 用地震勘探查明地下地质构造的基本原理之一，咱们首先来说一下什么是时距曲 线以及它在地震勘探中有什么用途 （1）时距曲线 在地面激发地震波以后，如果地下介质结构不同，地震波的传播特点就会不 一样，即使在相同的介质结构下的类型不同（反射波、直达波、折射波等）传播 特点也会不同，这时为了说明不同类型的波在各种介质结构情况下传播的特点就 引用了“时距曲线”的概念。 在生产实践中，地震波的激发和接收工作是在地面上进行的，通常爆炸点和 接收点位于同一条直线上，而接收点在直线上是按等间隔分布的。地震波从爆炸 点出发，经界面返回地面接收点，在接收点上记录下的是连续的振动曲线，显然 波到达地面接收点的时间应以波前的到达时刻为依据，反映在振动曲线上，应该 是振动开始的一点，即以振动的初至时刻作为波到达检波器的标志，但实际上这 个时刻在记录上很难准确确定， 更常用的办法是以振动图上某个明显的极大值 （相 位）的时间作为波的到达时间，如下达波的时距关系 在地震波运动过程中， 随着接收点离爆炸点的距离增长， 波的传播路径增大， 相应地波的传播时间也增大，即 x（炮检距）越大，地震波旅行时间越大，即旅 行时间 t 是测成长度 x 的函数。 ※a 定义 地震波旅行时间与接收点坐标之间的关系曲线， 即 t 与 x 之间的关 系曲线（强调的是接收点的坐标） 界面线深度 h1/2vto to（自激自收的垂直反射时间） （后面要讲将t作动校正 后可得to） ，根据时距曲线得出的方程叫时距曲线方程。 时距曲线 纵时距曲线炮点、接收点在同一条直线上 非纵时距曲线炮点、接收点不在同一条直线上（三维） 同一类型的波在同样的介质结构下纵时距曲线与非纵时距曲线是不相同的 （如不作特殊说明讨论的是纵时距曲线） 。 各反射点的深度称为地质因素，炮检距 x 称为非地质因素。 b、研究时距曲线的意义 ①通过时距曲线可以推断地下反射界面的形态，寻找地下构造。 ②去掉时距曲线中非地质因素x 的影响便可竿到真实的反射点深度。 不同的波由于波传播的路径各不相同，因此波传播的时间与距离的关系，以 至时距曲线的形状也就不同，另外波类型相同，地下介质结构不同，