1、特点：高精确度、高分辨率、大穿透深度。条件：具有规则的岩层分界面。方法：激发地震波测量震波从震源到检波器时间 由旅行时、速度重建地震波路径构造分析、地 层分析、岩性分析。折射波法：波的主要沿两个岩层的分界面传播，传播路径 近似水平。反射波法：波先向下传播，后反射回地表，传播路径基本 是垂直的。1. 地震波及弹性介质基本理论地震波及弹性介质基本理论 (1) 弹性介质弹性介质弹性与塑性：弹性与塑性：物体在外力作用下产生形变，外力物体在外力作用下产生形变，外力取消后，物体能迅速恢复到受力前的形态和大取消后，物体能迅速恢复到受力前的形态和大小，小，这种性质称为弹性这种性质称为弹性。反之，若外力取消后，
2、反之，若外力取消后，物体仍保持形变后的某种形态，不能恢复原状物体仍保持形变后的某种形态，不能恢复原状，这种性质称为塑性这种性质称为塑性。各向同性和各向异性：各向同性和各向异性：弹性性质与空间方向无关弹性性质与空间方向无关 的称为的称为各向同性介质各向同性介质，反，反 之称为之称为各向异性介质各向异性介质。均匀介质和连续介质均匀介质和连续介质：速度值与空间坐标无关的：速度值与空间坐标无关的 称为称为均匀介质均匀介质，反之为，反之为非非均均 匀介质匀介质。波的速度值是空。波的速度值是空间间 坐标的连续函数的介质称坐标的连续函数的介质称为为 连续介质连续介质。 (2) 应力、应变与弹性参数应力、应变
3、与弹性参数应力与应变：应力与应变：单位长度所产生的形变称为应变。单位长度所产生的形变称为应变。 单位横截面所产生的内聚力称为应单位横截面所产生的内聚力称为应 力力单位面积上的作用力。单位面积上的作用力。杨氏模量和泊松比：杨氏模量和泊松比：应力与应变的比值称为杨氏应力与应变的比值称为杨氏 模量模量E（拉伸模量）。介质的（拉伸模量）。介质的 横向应变与纵向应变的比值称横向应变与纵向应变的比值称 为泊松比为泊松比。 杨氏模量杨氏模量E和泊松比和泊松比是一对表示介质弹性性是一对表示介质弹性性质的参数：质的参数： 负号表示横向与纵向应变方向相反。负号表示横向与纵向应变方向相反。llddllSFE体变模量
4、体变模量和切变模量和切变模量 ：任何复杂的形变均可任何复杂的形变均可 分为分为体积形变和形状形变体积形变和形状形变两种简单的形变类两种简单的形变类 型。这两种简单形变的应力与应变的比值分型。这两种简单形变的应力与应变的比值分 别称为体变模量别称为体变模量（压缩模量：压力与体积（压缩模量：压力与体积 变化之比）和切变模量变化之比）和切变模量（刚性模量：切应（刚性模量：切应 力力 与切应变与切应变 之比）。之比）。VVP 切变模量（切变模量（ 刚性模量）刚性模量） 的表达式说明：的表达式说明： 越大，切应变越大，切应变 越小。越小。 对于液体，对于液体， =0，即液体不产生切变，只有，即液体不产生
5、切变，只有 体积变化。体积变化。VVP拉梅系数：拉梅系数：由胡克定律，应力与应变之间存在线由胡克定律，应力与应变之间存在线 性关系，由线性方程组表示，出现性关系，由线性方程组表示，出现36 个弹性系数。对于各向同性均匀介质，个弹性系数。对于各向同性均匀介质， 这些系数大都对应相等，可归结为应力这些系数大都对应相等，可归结为应力 与应变方向一致和垂直的两个系数与应变方向一致和垂直的两个系数和和 （切变模量），（切变模量）， 即为拉梅系数。即为拉梅系数。32 拉梅系数拉梅系数是为了简化数学运算引入的参数，是为了简化数学运算引入的参数，它与杨氏模量它与杨氏模量E、泊松比、泊松比、体变模量、体变模量、
6、切变模量、切变模量 组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要参数。这些参数表示介质抗形变的能力，其数值参数。这些参数表示介质抗形变的能力，其数值越大，表示该介质越难以产生形变。越大，表示该介质越难以产生形变。只要知道其只要知道其中两个就可求出其余三个：中两个就可求出其余三个：32)1 (2323)(2)23(EE (3) 振动与地震波振动与地震波振动：振动：质点围绕平衡位置发生的往返运动。质点围绕平衡位置发生的往返运动。简谐振动：简谐振动：在与位移量成正在与位移量成正 比、与位移方向比、与位移方向 相反的力作用相反的力作用 下的振动。谐下的振动。谐
7、振动曲线是正弦振动曲线是正弦 或余弦曲线。或余弦曲线。振幅振幅A：质点离开平衡位置的最大位移。质点离开平衡位置的最大位移。周期周期T：完成一次振动所需时间。沿时间轴从一个完成一次振动所需时间。沿时间轴从一个 最高点到相邻最高点的最高点到相邻最高点的时间间隔时间间隔。频率频率f或角频率或角频率 ：一秒钟内完成的振动次数。一秒钟内完成的振动次数。初始相位初始相位 0：振动初始时刻位移值的角变量。振动初始时刻位移值的角变量。21)sin()2sin(00TftAftAu 弹性波：弹性波：是振动形式在介质中的传播，是能量的是振动形式在介质中的传播，是能量的 传播形式。传播形式。波前和波后：波前和波后：
8、在某一时刻，波即将传到和刚刚停在某一时刻，波即将传到和刚刚停 止振动的两个介质曲面，称为波前面和止振动的两个介质曲面，称为波前面和 波后面（波尾）。波后面（波尾）。波前面和波后面是随时间波前面和波后面是随时间不断推进的。不断推进的。波面：波面：波传播过程中，波前将不断推进扫过介质内部，波传播过程中，波前将不断推进扫过介质内部， 介质中每一个这样的曲面就是一个波面。波面上介质中每一个这样的曲面就是一个波面。波面上 各点是同时开始振动的，所以波面又叫各点是同时开始振动的，所以波面又叫等时面等时面。 振动曲线和波剖面：振动曲线和波剖面：某点振幅随时间的变化曲线某点振幅随时间的变化曲线称为振动曲线；某
9、时刻各点振幅的变化称为波剖称为振动曲线；某时刻各点振幅的变化称为波剖面。面。 波长波长 和速度和速度V：一个周期一个周期T内，波传播的距离；或两内，波传播的距离；或两 个波峰之间的距离，称为波长。波每秒传播的距个波峰之间的距离，称为波长。波每秒传播的距 离，称为速度。离，称为速度。地震波的形成：地震波的形成：在激发脉冲的挤压下，质点产生围绕其在激发脉冲的挤压下，质点产生围绕其 平衡位置的震动，形成初始地震子波，在介质中平衡位置的震动，形成初始地震子波，在介质中 沿射线方向四面八方传播，形成地震波。沿射线方向四面八方传播，形成地震波。VTTfV (4) 地震子波的描述地震子波的描述地震子波：地震
10、子波：由震源激发、经地下传播并被接收的由震源激发、经地下传播并被接收的 一个短脉冲振动，称为该振动的地震一个短脉冲振动，称为该振动的地震 子波。子波。地震子波基本属性之一地震子波基本属性之一非周期性：非周期性：地震子波地震子波 的一个基本属性是振动的非周期性。的一个基本属性是振动的非周期性。任何一个非周期性振动可以有任何一个非周期性振动可以有许多不同频、不同振幅、不同许多不同频、不同振幅、不同起始相位的谐振动合成。起始相位的谐振动合成。 地震子波基本属性之二地震子波基本属性之二：地震子波具有确定的起始时地震子波具有确定的起始时 间和有限的能量。因此，振动经过很短的一段间和有限的能量。因此，振动
11、经过很短的一段 时间即衰减。时间即衰减。 地震子波的延续时间长度地震子波的延续时间长度：地震子波衰减时间长短称地震子波衰减时间长短称 为地震子波的延续时间长度。它决定了地震勘为地震子波的延续时间长度。它决定了地震勘 探的分辨率。探的分辨率。2. 地震波动力学地震波动力学 地震波传播的动态特征可以通过地震波传播的动态特征可以通过运动学运动学和和动动力学力学两个方面反映。两个方面反映。 动力学动力学研究地震波传播中振幅、频率、相位研究地震波传播中振幅、频率、相位的变化规律，了解地震波对地下地质体岩性结构的变化规律，了解地震波对地下地质体岩性结构的响应。的响应。 运动学运动学研究地震波传播的时间与空
12、间的关系，研究地震波传播的时间与空间的关系，了解地震波对地下地质体的构造响应。了解地震波对地下地质体的构造响应。 (1) 地震波的类型地震波的类型地震波的类型：地震波的类型：分为两类。分为两类。一类是体波一类是体波，它在整，它在整 个弹性体内传播，个弹性体内传播，又分为纵波（又分为纵波（P 波）和横波（波）和横波（S波）波）。另一类是面另一类是面 波，波，它只存在于岩层分界面附近，它只存在于岩层分界面附近， 并沿介质的自由面或界面传播，并沿介质的自由面或界面传播， 包括瑞利面波（包括瑞利面波（R波）和勒夫面波波）和勒夫面波 （L波）。波）。体体 波波纵波（纵波（P波）：弹性介质在正应力作用下发
13、生体应波）：弹性介质在正应力作用下发生体应 变产生的波动称为纵波。变产生的波动称为纵波。体体 波波横波（横波（S波）：弹性介质在切应力作用下发生切应波）：弹性介质在切应力作用下发生切应 变产生的波动称为横波。横波质点变产生的波动称为横波。横波质点 振动方向与波传播方向垂直，又可振动方向与波传播方向垂直，又可 分为分为SH波和波和SV波。波。面面 波波瑞利波：在自由表面上产生的沿自由表面传播的瑞利波：在自由表面上产生的沿自由表面传播的 面波。地震勘探中的面波指瑞利波。面波。地震勘探中的面波指瑞利波。勒夫波：分布在低速层与高速层分界面上，与勒夫波：分布在低速层与高速层分界面上，与SH 波类似，又称
14、横面波。波类似，又称横面波。(2) 地震波的传播特点：地震波的传播特点：对于对于P波，波动方程为：波，波动方程为：对于对于S波，波动方程为：波，波动方程为：P波、波、S波速度为：波速度为：)(222222222zuyuxutu)(22222222zuyuxutu)1 ()21)(1 ()1 (2EVsEVp纵、横波速度比：纵、横波速度比：如果已知如果已知P波、波、 S波速度，则：波速度，则： 可以通过此式，研究地下介质泊松比，作地可以通过此式，研究地下介质泊松比，作地震岩性分析和预测油藏。震岩性分析和预测油藏。)21 ()1 (2VsVp 1)(22)(22VsVpVsVp(3) 地震波的能量
15、与吸收：地震波的能量与吸收： 波的能量波的能量E：地震波的传播实际是能量的传播。频地震波的传播实际是能量的传播。频率为率为f、振幅为、振幅为A的波，在体积为的波，在体积为W、密度为、密度为 的介质中传的介质中传播时，其能量可表示为：播时，其能量可表示为： 上式说明：上式说明：波的能量波的能量E与振幅与振幅A的平方、频率的平方、频率f的平方的平方以及介质的密度以及介质的密度 成正比。成正比。 WfAE22能量密度能量密度 ：包含在介质中，单位体积内的能量称为能包含在介质中，单位体积内的能量称为能 量密度。量密度。 上式说明：上式说明：波的能量密度波的能量密度 也正比于也正比于振幅振幅A的平方。的
16、平方。波的强度波的强度I：波前面上波前面上,单位时间单位时间 t、单位面积单位面积 S的能量的能量 式中式中V为速度。因此，为速度。因此，波的强度波的强度I正比于正比于振幅振幅A的平方。的平方。22fAWE2AVStStVStWStEI地震波的吸收：地震波的吸收：实际介质中，对地震波的能量具有不同实际介质中，对地震波的能量具有不同 程度的吸收作用。程度的吸收作用。品质因素品质因素Q：地震波的吸收可以用品质因素描述。地震波的吸收可以用品质因素描述。Q定定 义：在一个周期（或一个波长距离）内，义：在一个周期（或一个波长距离）内， 振动损耗能量振动损耗能量 E与总能量与总能量E之比的倒数之比的倒数
17、Q值越大，能量损耗越小，介质越接近完全弹性值越大，能量损耗越小，介质越接近完全弹性EEQEEEEQ2;221吸收系数吸收系数 ：波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收衰减，衰减的快慢有吸收系数衰减，衰减的快慢有吸收系数 确定确定 式中式中 为波长。为波长。VQfQ(6)地震波的反射、透射和折射地震波的反射、透射和折射入射波、反射波、透射波和界面法线的关系入射波、反射波、透射波和界面法线的关系 反射波的形成反射波的形成反射定律：反射定律：反射角等于入射角，反射线、入射线位于反射界面反射角等于入射角，反射线、入射线位于反射界面 法线的两侧，反射线、入射线和法线位于
18、同一个平法线的两侧，反射线、入射线和法线位于同一个平 面内。面内。波阻抗波阻抗Z Z：密度和波速的乘积射角称为波阻抗。上、下两层介质密度和波速的乘积射角称为波阻抗。上、下两层介质 的波阻抗差别越大，反射波越强。的波阻抗差别越大，反射波越强。反射系数反射系数R R：反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系数。反射波振幅和入射波振幅之比称为反射系数。11nnnniRZZZZAARVZ反射波形成条件：反射波形成条件：地下岩层存在波阻抗分界面，即地下岩层存在波阻抗分界面，即反射系数反射系数R R的取值范围及其极性：的取值范围及其极性： R R有正负值，当有正负值，当R0R0，ZnZn-1ZnZn-1，反射
19、波和入射波相位相同，都，反射波和入射波相位相同，都为正极性，地震记录初至波上跳；当为正极性，地震记录初至波上跳；当R0R0，ZnZn-1ZnV2，则，则 ，透射波射线靠近法线偏折，透射波射线靠近法线偏折，当当V1V2，则，则 VV1 1的水平速度界面，由斯奈尔定律可知，当入的水平速度界面，由斯奈尔定律可知，当入 射角大于某临界角射角大于某临界角i i时，可使透射角等于时，可使透射角等于90900 0，此时透，此时透 射波以射波以V V2 2速度沿界面滑行。根据斯奈尔定律，可求得速度沿界面滑行。根据斯奈尔定律，可求得 临界角临界角i i为为折射波的形成与传播21sinVVi 折射波的波前、射线和
20、盲区：折射波的波前、射线和盲区：折射波的波前是界面上各折射波的波前是界面上各 点源向上覆介质中发出的半圆形子波的包线。折射波的点源向上覆介质中发出的半圆形子波的包线。折射波的 射线是垂直于波前的一簇平行直线，并与界面法线的夹射线是垂直于波前的一簇平行直线，并与界面法线的夹 角为临界角。从震源到观测到折射波的始点之间，不存角为临界角。从震源到观测到折射波的始点之间，不存 在折射波，称为折射波的盲区。盲区半径在折射波，称为折射波的盲区。盲区半径X XM M为为 一般情况下，折射波只有在炮检距大于两倍折射界面深度一般情况下，折射波只有在炮检距大于两倍折射界面深度时才能观测到，即时才能观测到，即折射波
21、形成条件：折射波形成条件：下伏介质波速必须大于上覆介质波速下伏介质波速必须大于上覆介质波速21212 1)(2cossin2VVhiihXMhXM2(7)地震波的频谱和振幅地震波的频谱和振幅振幅谱振幅谱A(f)A(f)和相位谱和相位谱 (f)(f)：地震波随传播距离的增加和深地震波随传播距离的增加和深 度的加大，波的频率会发生变化，高频成度的加大，波的频率会发生变化，高频成 分逐渐被吸收，使视周期变大，延续时间分逐渐被吸收，使视周期变大，延续时间 增长。研究振幅和相位随频率的变化规律，增长。研究振幅和相位随频率的变化规律， 叫频谱分析，前者称为振幅谱，后者称为叫频谱分析，前者称为振幅谱，后者称
22、为 相位谱。相位谱。复杂周期振动的频谱：复杂周期振动的频谱：一个复杂的周期振动是由许多不同一个复杂的周期振动是由许多不同 频率的简谐振动合成的，可以利用傅立叶级数展开为许多频率的简谐振动合成的，可以利用傅立叶级数展开为许多 简谐振动，其数学表示为简谐振动，其数学表示为 式中各项为不同振幅、不同频率、不同相位的简谐振动。如式中各项为不同振幅、不同频率、不同相位的简谐振动。如果把各个分震动的振幅果把各个分震动的振幅A A和圆频率和圆频率 的关系表示在的关系表示在A A为纵坐标，为纵坐标， 为为横坐标的坐标平面内，所得图像就为振幅谱。横坐标的坐标平面内，所得图像就为振幅谱。)cos()2cos()c
23、os()(02021010nntnAtAtAAtg非周期振动的振幅谱非周期振动的振幅谱地震波的频谱：地震波的频谱：地震波是非周期的脉冲振动，其振幅谱主要地震波是非周期的脉冲振动，其振幅谱主要 用用主频和频宽主频和频宽两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率，两个参数来描述。主频是振幅谱的峰值频率， 即频谱曲线极大值所对应频率。频宽是振幅谱的峰值的即频谱曲线极大值所对应频率。频宽是振幅谱的峰值的 0.7070.707倍对应的两个频率值之间的频率范围。一般，反射波倍对应的两个频率值之间的频率范围。一般，反射波 的能量主要分布在的能量主要分布在303070Hz70Hz频带内。且，浅层反射波的频率频带内
24、。且，浅层反射波的频率 较高，中、深层反射波的频率较低。较高，中、深层反射波的频率较低。地震波振幅的影响因素：地震波振幅的影响因素： 激发条件的影响：激发条件的影响：包括激发方式、激发强度等包括激发方式、激发强度等 接受条件的影响：接受条件的影响：包括检波器、放大器的频率改造等包括检波器、放大器的频率改造等 波传播机制的影响：波传播机制的影响：包括波前扩散、地层吸收、反射与透射损包括波前扩散、地层吸收、反射与透射损 失等。失等。波前扩散（球面扩散）波前扩散（球面扩散）：随传播距离的增大：随传播距离的增大，波前球面扩展，但总能量不变，而使单位，波前球面扩展，但总能量不变，而使单位面积上的能量减少
25、。面积上的能量减少。3. 地震波运动学地震波运动学 运动学研究地震波传播过程中波前的空间位运动学研究地震波传播过程中波前的空间位置与传播时间之间的几何关系，从而确定地下地置与传播时间之间的几何关系，从而确定地下地质体的地质构造。质体的地质构造。 通常可以通过几何作图反映物理过程，简单通常可以通过几何作图反映物理过程，简单直观反映波传播中，不同时刻的路径和空间几何直观反映波传播中，不同时刻的路径和空间几何位置，因此也被称为位置，因此也被称为几何地震学几何地震学。 地震波的运动学研究地震波的运动学研究可以用波前面来描述，也可以用波前面来描述，也可以用射线来描述。可以用射线来描述。对于波前而言利用惠
26、更斯原对于波前而言利用惠更斯原理确定，对于射线而言利用费马原理确定。理确定，对于射线而言利用费马原理确定。(1) 地震波的传播原理：地震波的传播原理： 地震波的运动学研究可以用波前面来描述，也地震波的运动学研究可以用波前面来描述，也可以用射线来描述。对于可以用射线来描述。对于波前波前而言利用而言利用惠更斯原惠更斯原理理确定，对于确定，对于射线射线而言利用而言利用费马原理费马原理确定。确定。惠更斯原理：又称波前原理。任何时刻，波前面上每一点惠更斯原理：又称波前原理。任何时刻，波前面上每一点 都可以看作一个新的点震源，产生子波前，都可以看作一个新的点震源，产生子波前， 新的波前位置是该时刻各子波波
27、前的包络。新的波前位置是该时刻各子波波前的包络。费马原理：费马原理：又称射线原理、时间最小原理。在均又称射线原理、时间最小原理。在均 匀介质中，波的传播速度各处一样，其匀介质中，波的传播速度各处一样，其 旅行时间正比于射线路径的长短，波从旅行时间正比于射线路径的长短，波从 一点到另一点，最短的传播路径是直一点到另一点，最短的传播路径是直线，线， 波沿射线传播的时间比其它任何路波沿射线传播的时间比其它任何路径传播的时间都少。径传播的时间都少。 根据根据费马原理费马原理可以求得地震波的可以求得地震波的射线方程射线方程几何地震学的基本方程几何地震学的基本方程射线方程：地震波在传播过程中所经过的空间与
28、射线方程：地震波在传播过程中所经过的空间与 时间的关系时间的关系式中：式中：V是波传播速度。是波传播速度。 在各向同性均匀介质中，波的传播速度是常在各向同性均匀介质中，波的传播速度是常数，此方程的解为球面方程，波前是一系列以震数，此方程的解为球面方程，波前是一系列以震源为中心点的球面：源为中心点的球面： ),(1)()()(2222zyxVztytxt21222)(1zyxVt时间场：时间场：波前传播时间波前传播时间t是观测点坐标是观测点坐标x、y、z的函数。当震源固的函数。当震源固 定时，地震波传播的范围内介质中每一点定时，地震波传播的范围内介质中每一点M(x,y,z)处都处都 可以确定波前
29、到达的时间。可以确定波前到达的时间。 若已知空间任一点坐标，就可以确定波到达此点的时间，若已知空间任一点坐标，就可以确定波到达此点的时间， 也就确定了波至时间的空间分布。这种波至时间的空间也就确定了波至时间的空间分布。这种波至时间的空间 分布就定义为分布就定义为时间场时间场。时间场是标量场，其等值面成为。时间场是标量场，其等值面成为 等时面等时面。),(zyxtt 等时面：等时面：等时面上任意点地震波到达的时间相等。等时面上任意点地震波到达的时间相等。(1)均匀介质中的等时面是同心球面均匀介质中的等时面是同心球面 (2)等时面族同等时面族同射线族的正交关系射线族的正交关系 (3)时间场的梯度方
30、向时间场的梯度方向视速度视速度v*和视速度定理：和视速度定理：沿射线方向沿射线方向 s传播的波称为射线传播的波称为射线 速度，是波的真速度速度，是波的真速度V。而位于测线上的观测者看来，似。而位于测线上的观测者看来，似 乎波前沿着测线乎波前沿着测线 x，以，以速度速度V*传播，传播，是波的视速度。是波的视速度。 是波射线与地面法线之是波射线与地面法线之 间的夹角，即入射角。间的夹角，即入射角。sinVV (2) 反射地震波的运动学：反射地震波的运动学： 在地面激发地震波后，根据地下介质的结构和在地面激发地震波后，根据地下介质的结构和波的类型，地震波将具有不同的传播特点。在地波的类型，地震波将具
31、有不同的传播特点。在地震勘探中主要采用震勘探中主要采用“时距曲线时距曲线”来定量说明不同来定量说明不同类类型的波在各种介质结构情况下传播特点。型的波在各种介质结构情况下传播特点。 时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的时距曲线的几何形态包含着地下地质构造的信息，分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特信息，分析并掌握各种类型地震波时距曲线的特点，是地震勘探基础理论的主要组成部分。点，是地震勘探基础理论的主要组成部分。反射波理论时距曲线反射波理论时距曲线（A）水平水平两层介质两层介质 反射波时距曲线反射波时距曲线可化为标准双曲线方程可化为标准双曲线方程 222241)2(2XhVXhVVOSOAt1
32、)2()2(2222hXVhtt t0 0时间时间：时距曲线在时距曲线在t t轴上的截距，在地震勘探中轴上的截距，在地震勘探中 也叫也叫t t0 0时间时间 t t0 0表示波沿界面法线传播的双旅程时间。借表示波沿界面法线传播的双旅程时间。借助助t t0 0时间时间, ,水平水平两层介质反射波时距曲线两层介质反射波时距曲线也可以写也可以写成：成： Vht20222022222)2(41VXtVXVhXhVt正常时差正常时差 t tn n：任一接收点反射波传播时间与它的任一接收点反射波传播时间与它的 t t0 0时间之差，称为正常时差时间之差，称为正常时差 如果从各接收点的时间中减去相应的正常时
33、如果从各接收点的时间中减去相应的正常时差差 t tn n，则各点都变成了则各点都变成了t t0 0时间时间 这种方法在地震资料数据处理中称为这种方法在地震资料数据处理中称为正常时差校正正常时差校正。020220ttVXtttn0tttn(B) 倾斜界面倾斜界面反射波反射波 时距曲线时距曲线 sin441)cos2()sin2(1)(1122222*22*2*hxhXVhhXVMOXXVMOMSVVSOtm倾斜界面上倾方向与倾斜界面上倾方向与X X轴反向时的轴反向时的反射波时距曲线反射波时距曲线 此时此时OM=Xm=-2hsin 一般地：一般地： 界面上倾方向与界面上倾方向与X轴轴正方向相同时，
34、上式根号正方向相同时，上式根号中第三项取中第三项取“”号；反之取号；反之取“+”号。号。sin44122hxhXVtsin44122hxhXVt（C C）多层水平介质）多层水平介质反射波均方根速度反射波均方根速度时距曲线：时距曲线： 平均速度时距曲线：平均速度时距曲线： 222021122;nniiniiinVxtttVtV2220211;aniiiniiaVxttVhhV(3)折射地震波运动学折射地震波运动学 (A)水平两层介质水平两层介质折射波理论时距曲线：折射波理论时距曲线：12cos2VihVxt水平两层介质水平两层介质折射波理论时距曲线推导：折射波理论时距曲线推导：122122112
35、12211321cos2coscos2)sin1 (cos2cos222VihVXiiVhVXiVViVhVXiVhVhtgiXVMPVOMVPsVMPVOMt2212221cossinVVViVVi(B)倾斜折射界面的倾斜折射界面的折射波理论时距曲线：折射波理论时距曲线：O1点激发，点激发， O1 O2点区间接收点区间接收iVhhVXVtgihhQOiVhhVMPVPOMOtdududucoscos)(cos122112121下倾接收的折射波时距曲线：下倾接收的折射波时距曲线：2111coscossin()2cosuduouuouXhhtiVVXitVhtiVsinduhhx上倾接收的折射波
36、时距曲线：上倾接收的折射波时距曲线：2111coscossin()2cosuddoddodXhhtiVVXitVhtiVsinudhhx(C) 多个水平折射界面的折射波理论时距曲线：多个水平折射界面的折射波理论时距曲线：对于有三层介质两个水平折射界面的对于有三层介质两个水平折射界面的地质模型地质模型02311122232 3 12cos2cos2tVXVhVhVXVPPMMVPMVSPOMt对于有对于有n层水平折射界面的地质模型层水平折射界面的地质模型110011cos2cos2nkkkkkknnkkkknVhttVXVhVXt4. 地震波的速度地震波的速度 地震波的速度是地震勘探中最重要的参
37、数，地震波的速度是地震勘探中最重要的参数，也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下也是地震波运动学特点之一。地震勘探研究地下地质构造形态的基本公式是：地质构造形态的基本公式是： H是界面的深度，是界面的深度，V是地震波传播速度，是地震波传播速度，t是地震波从是地震波从地面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。地面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。tVH21 (1) 地震波传播中的影响因素地震波传播中的影响因素 理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩层中层中传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、传播速度与岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度、孔隙度
38、、压力、温度等因素有关密度、孔隙度、压力、温度等因素有关。或与岩。或与岩石的石的弹性性质有关弹性性质有关。由于目前油气地震勘探主要。由于目前油气地震勘探主要利用体波，在谈到波速问题时，除非特别说明，利用体波，在谈到波速问题时，除非特别说明，一般都是指一般都是指纵波速度纵波速度。与岩石弹性常数的关系：与岩石弹性常数的关系： 由波动方程得到纵波速度由波动方程得到纵波速度 泊松比泊松比 的值变化不大，在大多数情况下约等于的值变化不大，在大多数情况下约等于0.25。一般，随岩石密度一般，随岩石密度 增加，杨氏模量增加，杨氏模量E以更高级次增加，以更高级次增加， 所以当岩石密度增大时，地震波的速度不是减
39、小，而所以当岩石密度增大时，地震波的速度不是减小，而是增大。是增大。)21)(1 ()1 (2EVP与岩性的关系：与岩性的关系： 由于波的传播速度与岩石的弹性性质有关，不同岩石由于波的传播速度与岩石的弹性性质有关，不同岩石由于弹性性质不同，波速也不一样。一般，变质岩和火成由于弹性性质不同，波速也不一样。一般，变质岩和火成岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中，灰岩波速大于页岩的波速大于沉积岩的波速。沉积岩中，灰岩波速大于页岩，页岩波速又大于砂岩。岩，页岩波速又大于砂岩。岩石岩石波速（波速（m/s）沉积岩沉积岩15006000花岗岩花岗岩45006500玄武岩玄武岩45008000变质岩变质岩350
40、06500岩石岩石波速（波速（m/s）粘土粘土12002500泥质页岩泥质页岩27004100致密砂岩致密砂岩20004000石灰岩石灰岩25006000与密度的关系：与密度的关系： 实际的速度实际的速度密度关系可以通过对岩石样品的测定，密度关系可以通过对岩石样品的测定，在数据分析的基础上总结出经验公式。通常，速度在数据分析的基础上总结出经验公式。通常，速度密度密度的经验关系可表示成为一种近似线性的关系：的经验关系可表示成为一种近似线性的关系： 经验公式给参数换算提供了方便，如果已知波速，可经验公式给参数换算提供了方便，如果已知波速，可以直接由经验公式得到密度参数。以直接由经验公式得到密度参数
41、。baVP不同岩石密度与速度关系曲线不同岩石密度与速度关系曲线与孔隙度的关系：与孔隙度的关系： 一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架，一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架，其二是孔隙。地震波在这种结构中的传播，实际上相当于在骨架和其二是孔隙。地震波在这种结构中的传播，实际上相当于在骨架和孔隙两种介质中传播。波在双向介质中传播的速度与孔隙度成反比。孔隙两种介质中传播。波在双向介质中传播的速度与孔隙度成反比。1956年年Wylie提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平均时间方提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平均时间方程：程： Vm:岩石骨架速度，岩石骨架速度，Vl:
42、岩石孔隙介质速度，岩石孔隙介质速度， :岩石孔隙度岩石孔隙度lmVVV)1 (1 平均时间方程说明：平均时间方程说明：波在岩石中的传播时间，是岩波在岩石中的传播时间，是岩石骨架中和充填介质中波传播所用时间的总和。石骨架中和充填介质中波传播所用时间的总和。 该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流体，该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流体，并且流体压力与岩石并且流体压力与岩石压力相等的情况。压力相等的情况。 由该式可以计算由该式可以计算波传播的速度与孔隙波传播的速度与孔隙度理论曲线。度理论曲线。 依据平均时间方程思想，还可以推导出计算速依据平均时间方程思想，还可以推导出计算速度与砂泥
43、岩百分含量的公式。如果在某一地层中度与砂泥岩百分含量的公式。如果在某一地层中沉积了一套砂泥岩层，则：沉积了一套砂泥岩层，则： 式中，式中， V波在砂泥岩中传播速度，波在砂泥岩中传播速度，Vs波在砂岩中传播速度，波在砂岩中传播速度， Vn波在泥岩中传播速度，波在泥岩中传播速度， Ps为砂泥岩中砂的百分含量，为砂泥岩中砂的百分含量， Pn为砂泥为砂泥岩中泥的百分含量。岩中泥的百分含量。%1001;)1 (1nsnnssnnsnPPVPVPVVPVPV 孔隙度的变化意味着岩石密度的改变。孔隙度增大，孔隙度的变化意味着岩石密度的改变。孔隙度增大，岩石密度变小。统计表明，岩石密度变小。统计表明，孔隙度与
44、岩石密度有如下线性孔隙度与岩石密度有如下线性经验关系：经验关系： m:岩石骨架密度，岩石骨架密度， L :岩石孔隙介质密度，岩石孔隙介质密度， :岩石孔隙度岩石孔隙度mL)1 ( 与岩层埋藏深度的关系：与岩层埋藏深度的关系： 在岩石性质和地质年代等相同的条件下，地震波的速度随岩在岩石性质和地质年代等相同的条件下，地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大。石埋藏深度的增加而增大。因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力时间越长，强度越大。层压力时间越长，强度越大。 但当岩石的埋藏深但当岩石的埋藏深度增加到一定数值后，度增加到一定数值后，速度随深度的增加
45、就速度随深度的增加就不明显了，速度随深不明显了，速度随深度增大的垂直梯度浅度增大的垂直梯度浅部大于深部。部大于深部。(2) (2) 层速度与平均速度层速度与平均速度层速度定义：层速度定义：按照地层岩石物性将地下介质分成若干个按照地层岩石物性将地下介质分成若干个 厚度在几十米以上的地震层，并认为地下厚度在几十米以上的地震层，并认为地下 介质由若干个平行的地震层所组成，此时，介质由若干个平行的地震层所组成，此时， 将每一个地震层看作为一种均匀介质，取将每一个地震层看作为一种均匀介质，取 其中各分层真速度的平均就是层速度。其中各分层真速度的平均就是层速度。tHVi平均速度定义：平均速度定义：一组水平
46、层状介质中，某层以上介质的一组水平层状介质中，某层以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的总厚度平均速度就是地震波垂直穿过该层以上各层的总厚度与总与总 的传播时间之比。的传播时间之比。 对于对于n层水平层状介质，如果每层厚度和速度分别层水平层状介质，如果每层厚度和速度分别为为hi，Vi，则平均速度，则平均速度Vav为：为：niiiniiavVhhV11(3) (3) 均方根速度均方根速度定义：定义：在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时在水平层状介质中，取各层层速度对垂直传播时间的均方根值就是均方根速度。间的均方根值就是均方根速度。 均方根速度相当于用一个速度为均方根速度相当于用
47、一个速度为V n的均匀介质代替的均匀介质代替第第n层以上全部上覆地层的等效处理。层以上全部上覆地层的等效处理。niiniiinttVV112,(4) (4) 迪克斯公式迪克斯公式由均方根速度计算层速度由均方根速度计算层速度 迪克斯公式是地震勘探中求取层速度的常用的迪克斯公式是地震勘探中求取层速度的常用的公式。由均方根定义可知：公式。由均方根定义可知：式中：式中：nnniiiniiinnnntVtVtVVtVt21121221,1, 02, 02)(2111, 01, 02;2niinniintttt所以：所以：代入前式，得到代入前式，得到迪克斯公式迪克斯公式 利用此式不但可由均方根速度求层速度
48、利用此式不但可由均方根速度求层速度Vn，也，也可以求平均速度。可以求平均速度。211, 0, 021,1, 02, 0nnnnnnnttVtVtV2)(1, 0, 0nnnttt迪克斯公式求取平均速度：迪克斯公式求取平均速度： 对于第对于第n层底界面以上介质的平均速度，有：层底界面以上介质的平均速度，有：代入迪克斯公式得：代入迪克斯公式得：nniiiitttVnV, 011, 0, 0)()(21, 011, 0, 021,1, 02, 0)()(nniiiiiiitttVtVtnV(5) (5) 射线速度射线速度定义：定义：在水平层状介质中，波沿某一条射线传播时，它在水平层状介质中，波沿某一
49、条射线传播时，它传播的总路经与总时间之比，就是射线速度。传播的总路经与总时间之比，就是射线速度。 射线参数射线参数psinin/Vn 这是沿一条射线取平均算出的速度。射线速度不仅考虑了射线弯折效应，这是沿一条射线取平均算出的速度。射线速度不仅考虑了射线弯折效应，也考虑了横向不均匀影响，但实际很难计算，故只有理论意义。也考虑了横向不均匀影响，但实际很难计算，故只有理论意义。niiiniirpVVhipVhiV12122121221 1 (6) (6) 各速度之间的关系各速度之间的关系a、在水平层状介质情况下，炮检距为零时的射线速度即、在水平层状介质情况下，炮检距为零时的射线速度即为平均速度。为平
50、均速度。b、炮检距为无穷大时的射线速度等于水平层状介质中最、炮检距为无穷大时的射线速度等于水平层状介质中最高速度层的速度。高速度层的速度。c、均方根速度是构成均方根速度是构成 等效均匀层的最佳等效均匀层的最佳 射线速度。射线速度。d、均方根总是大于、均方根总是大于 平均速度。平均速度。要点复习(2)地球物理勘查方法地球物理勘查方法基本实质基本实质：利用：利用岩矿石岩矿石的六种的六种主要物理性质或主要物理性质或物性参数物性参数，建立相应的六种应用，建立相应的六种应用地球物理方法。地球物理方法。六种物理性质：六种物理性质：密度密度；磁性（磁导率、磁化磁性（磁导率、磁化率、剩余磁性）率、剩余磁性）；
