第1篇地震波动力学精选文档.ppt

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1、第1篇地震波动力学本讲稿第一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 工工程程地地震震勘勘探探的的基基本本任任务务就就是是通通过过研研究究地地震震波波的的波波场场特特征征，以以解解决决浅浅部部地地层层和和构构造造的的分分布布，确确定定岩岩、土力学参数等工程和水文勘探中所涉及到的地质土力学参数等工程和水文勘探中所涉及到的地质问题问题。本篇的本篇的重点重点是讨论是讨论地震波场地震波场的基本的基本理论和方法理论和方法。在此。在此基础上，引入近年来在工程勘探和检测中较新或常用的方法基础上，引入近年来在工程勘探和检测中较新或常用的方法技术，如瑞雷波法、技术，如瑞雷波法、CT成像技术

2、、桩基检测、成像技术、桩基检测、PS波测井波测井等，并结合工程实例，讨论一般性应用问题。等，并结合工程实例，讨论一般性应用问题。本讲稿第二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院1、地震波动力学地震波动力学1.1 1.1 弹弹性理性理论论基基础础 地震勘察是通地震勘察是通过观测过观测和研究人工激和研究人工激发发的的弹弹性波在性波在岩石中的岩石中的传传播播规规律来解决工程及律来解决工程及环环境地境地质问题质问题的一种的一种地球物理方法。地球物理方法。1.1.1 1.1.1 理想介理想介质质和粘和粘弹弹性介性介质质 由由弹弹性力学的理性力学的理论论可知，任何一种固体，当它可知

3、，任何一种固体，当它受外力受外力作用作用后，其后，其质质点就会点就会产产生相互位置的生相互位置的变变化，也就是化，也就是说说会会发发生生体体积积或形状的或形状的变变化化，称，称为为形形变变。外力取消后，由。外力取消后，由于阻止其大小和形状于阻止其大小和形状变变化的化的本讲稿第三页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院内力起作用，使固体恢复到原来的状内力起作用，使固体恢复到原来的状态态，这这就是所就是所谓谓的的弹弹性性。外力取消后，能。外力取消后，能够够立即完全地恢复立即完全地恢复为为原来状原来状态态的的物体，称物体，称为为完全完全弹弹性体性体，通常称之，通常称之为为理想介

4、理想介质质。反之，。反之，若外力去掉后，仍保持其受外力若外力去掉后，仍保持其受外力时时的形的形态态，这这种物体种物体称称为为塑性体塑性体，亦称，亦称为为粘粘弹弹性介性介质质。在外力作用下，自然界大部分物体，既可以在外力作用下，自然界大部分物体，既可以显显示示弹弹性也可以性也可以显显示粘示粘弹弹性，性，这这取决于取决于物体本身的性物体本身的性质质和外力作用的大小及和外力作用的大小及时间时间的的长长短短。本讲稿第四页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 地震波地震波传传播范播范围围内，内，绝绝大多数岩石都可以近似地大多数岩石都可以近似地看成是完全看成是完全弹弹性体（理想介性

5、体（理想介质质）来研究。）来研究。1927年勒夫（年勒夫（Love.A.E.H）证证明由于明由于弹弹性能是性能是应变应变的的单值单值函数，系数和必函数，系数和必须须相等，因此相等，因此36个个弹弹性性系数可以减少到系数可以减少到21个。当我个。当我们们研究的研究的弹弹性体如果是各性体如果是各向同性介向同性介质质，勒夫，勒夫进进一步一步证证明明这这些系数可以减少到只些系数可以减少到只剩二个，我剩二个，我们们把它表示把它表示为为和和，称称为为拉梅常数。拉梅常数。本讲稿第五页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 当当值值比比较较大大时时，值值就就变变小，小，这说这说明常数的物

6、明常数的物理意理意义义是阻止切是阻止切应变应变的一个度量，因此它常常亦被的一个度量，因此它常常亦被称称为为剪切模量。剪切模量。对对于大多数岩土介于大多数岩土介质质，帕，而，帕，而对对于于液体，此液体，此时时切切变变无无穷穷大大有有时时为为了了方方便便起起见见，除除了了上上述述二二个个弹弹性性常常数数以以外外，还还应应用用其其他他一一些些弹弹性性常常数数。最最普普通通的的是是杨杨氏氏模模量量E E，泊泊松松比比和和体体积积压压缩缩模模量量K K。这这三三个个弹弹性性系系数数的的定定义义分分别别是是：杨杨氏氏模模量量E E表表示示为为当当圆圆的的或或多多角角形形柱柱体体试试件件，在在其其一一端端面

7、面上上受受力力，而而侧侧面面为为自自由由面面时时，所加应力与相对伸长之比，所加应力与相对伸长之比，本讲稿第六页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院图1.1.23 均匀介质中的等时面图1.1.24 等时面族同射线族的正交关系本讲稿第七页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 对对于于各各向向同同性性的的弹弹性性介介质质而而言言，5个个弹弹性性常常数中只要知道其中的数中只要知道其中的2个，就可求出另外的个，就可求出另外的3个。个。本讲稿第八页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第九页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都

8、理工大学信息工程学院本讲稿第十页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十三页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十四页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院横横波波亦亦为为线线性性极极化化波波，因因为为其其质质点点是是在在一一维维空空间间内内振振动动。但但由由于于在在球球坐坐标标标标内内同同r是是互互为为正正交交的的，故故横横波波的的质质点点位位移移振振动动方方向向

9、有有别别于于纵纵波波，它它同波的传播方面同波的传播方面r垂直垂直。在在研研究究中中，通通常常把把横横波波看看作作是是由由两两个个方方向向的的振振动动所所组组成成，一一个个是是质质点点振振动动在在垂垂直直平平面面内内的的横横波波分分量量，称称为为SV波波，另另一一个个是是质质点点振振动动在在水水平平平面内的横波分量，称之为平面内的横波分量，称之为SH波波，如图，如图1.1.10。本讲稿第十五页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院图图1.1.10 横波的传播特征横波的传播特征 本讲稿第十六页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十七页，共五十三

10、页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第十八页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院图1.1.11 波的振动图形 图1.1.12 波剖面图本讲稿第十九页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第二十页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院1.2.3 地震波的频谱地震波的频谱由震源激发、经地下传播并在地面或井中接收到的地震波由震源激发、经地下传播并在地面或井中接收到的地震波通常是一个短的脉冲振动，应用信号分析领域中的广义术通常是一个短的脉冲振动，应用信号分析领域中的广义术语，称该振动为语，称该振动为地震子波地

11、震子波。它可以被理解为。它可以被理解为有确定起始有确定起始时间和有限能量，在很短时间内衰减的一个信号。时间和有限能量，在很短时间内衰减的一个信号。地震子波振动的一个基本属性是振动的非周期性。地震子波振动的一个基本属性是振动的非周期性。因此，它的动力学参数有别于描述周期振动的振幅、因此，它的动力学参数有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等参数，而用振幅谱、相位谱（或频谱）频率、相位等参数，而用振幅谱、相位谱（或频谱）等概念来描述。等概念来描述。本讲稿第二十一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 地地震震波波的的动动力力学学特特征征既既可可以以用用随随时时间间而而变变化化

12、的的波波形形来来描描写写，也也可可以以用用其其频频谱谱特特性性来来表表述述。前前者者是是地地震震波波的的时时间间域域表表征征，后后者者则则是是其其频频率率域域表表征征。由由于于它它们们具具有有单单值值对对应应性性，因因此此在在任任何何一一个个域域内内讨讨论论地地震震波波都都是是等效的。等效的。地震子波的另一个属性是它具有确定的起始时间和地震子波的另一个属性是它具有确定的起始时间和有限的能量，有限的能量，因此经过很短的一段时间即衰减，衰减时间因此经过很短的一段时间即衰减，衰减时间的长短称为地震子波的延续时间长度，以后将会讨论到，的长短称为地震子波的延续时间长度，以后将会讨论到，它决定了地震勘探的

13、分辨能力，而且可以很容易地证明：它决定了地震勘探的分辨能力，而且可以很容易地证明：地震子波的延续时间长度同它的频谱的频带宽度成反比。地震子波的延续时间长度同它的频谱的频带宽度成反比。本讲稿第二十二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院2波的吸收衰减波的吸收衰减 由由于于地地下下介介质质的的非非完完全全弹弹性性和和不不均均匀匀性性，当当地地震震波波通通过过地地层层介介质质传传播播时时，会会出出现现波波的的吸吸收收现现象象。此此时时，介介质质的的振振动动粒粒子子之之间间产产生生摩摩擦擦，地地震震波波的的一一部部分分能能量量转转换换成成热热。地地下下介介质质弹弹性性越越好好，

14、能能量量损损失失就就越越少少。这这表表明明分分选选、胶胶结结好好的的地地层层波波的的吸吸收收作作用用也也小小。由由此此可可得得出出以以下下结结论论：波波的的吸吸收收一一般般随随着着深深度度的的增增加加而而减减小小。浅浅层层地地震震勘勘探探中中，因因调调查查的的目目的的层层大大多多为为未未胶胶结结的的第第四四系系软软土土沉沉积积层层，故故地地震震波波在在软软土土地地层层中中传传播播时时波波的的吸收作用大。吸收作用大。本讲稿第二十三页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第二十四页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 在在实实际际介介质质中中传传

15、播播时时，由由于于介介质质的的吸吸收收衰衰减减作作用用，滤滤去去了了较较高高的的频频率率成成分分而而保保留留较较低低的的频频率率成成分分，岩岩土土介介质质的的这这种种作作用用称称为为大大地地滤滤波波作作用用。高高频频成成分分的的损损失失，改改变变了了脉脉冲冲的的频频谱谱成成分分，使使频频谱谱变变窄窄，因因而而使使激激发发的的短短脉脉冲冲经经大大地地滤滤波波作作用用后后其其延延续续时时间间加加长长，分分辨辨率率降降低低。如如图图1.1.21所所示示，这这种种经经大大地地滤滤波作用后输出的波称为地震子波。波作用后输出的波称为地震子波。本讲稿第二十五页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学

16、信息工程学院图1.1.21 大地滤波作用对波形的改造本讲稿第二十六页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院图1.1.22 惠更斯原理示意图 本讲稿第二十七页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院2费马原理费马原理 费费马马原原理理表表明明，地地震震波波沿沿射射线线传传播播的的旅旅行行时时和和沿沿其其它它任任何何路路径径传传播播的的旅旅行行时时相相比比为为最最小小，亦亦波是沿旅行时间最小的路径传播波是沿旅行时间最小的路径传播(最小时间原理最小时间原理)的。的。在在时时间间场场内内，将将时时间间相相同同的的值值连连起起来来，组组成成等等时时面，面，等时面

17、与射线成正交等时面与射线成正交关系。关系。本讲稿第二十八页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第二十九页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十三页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十四页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十五页，共五十三页

18、成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十六页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院1.5.2 横向分辨率横向分辨率 广义绕射理论说明，地面上某点广义绕射理论说明，地面上某点O（自激自（自激自收点）的能量都是地下界面上每一绕射点对它收点）的能量都是地下界面上每一绕射点对它“贡献贡献”的结果，问题是每一个点的的结果，问题是每一个点的“贡献贡献”都是都是等量的吗？理论和实践证明它们不是等量的并且有等量的吗？理论和实践证明它们不是等量的并且有一个确定的范围。分析认为一个确定的范围。分析认为在地面在地面O点观测到的波点观测到的波的能量主要是由该范围内的绕射点形成

19、的绕射波对的能量主要是由该范围内的绕射点形成的绕射波对该观测点的该观测点的“贡献贡献”。这个带我们称为这个带我们称为菲涅尔带菲涅尔带。如图如图1.1.36所示。从所示。从O点发出一球面波，波前到达界点发出一球面波，波前到达界面上时形成绕射，考虑到所有绕射对面上时形成绕射，考虑到所有绕射对O点的贡献，点的贡献，要使得所有要使得所有绕射绕射本讲稿第三十七页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十八页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第三十九页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十页，共五十三页成都理工

20、大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院图1.1.37 反射波的透过损失本讲稿第四十二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十三页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十四页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十五页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十六页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院本讲稿第四十七页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程

21、学院本讲稿第四十八页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院影响地震波速度的因素：影响地震波速度的因素：1岩土介质的密度岩土介质的密度一般情况下，一般情况下，岩石越致密，波速越高岩石越致密，波速越高，2.即同样岩性的岩土介质，即同样岩性的岩土介质，当孔隙度大时，其速度值相对变当孔隙度大时，其速度值相对变小。小。3地层埋深和地质年代地层埋深和地质年代一般情况下岩石埋藏得越深，反映它们的年代越老，承受上覆地一般情况下岩石埋藏得越深，反映它们的年代越老，承受上覆地层压力的时间长、强度大，这就是所谓的压实作用。因此层压力的时间长、强度大，这就是所谓的压实作用。因此同样岩同样岩性的岩

22、石，埋藏深、时代老的要比埋藏浅、时代新的岩石速度性的岩石，埋藏深、时代老的要比埋藏浅、时代新的岩石速度更大。更大。本讲稿第四十九页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院 当已知弹性模量及密度可求取纵横波速度值，当已知弹性模量及密度可求取纵横波速度值，反之，由纵横速度值可求得各种弹性模量反之，由纵横速度值可求得各种弹性模量本讲稿第五十页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院1.7.2 浅层地震地质条件浅层地震地质条件 地地震震勘勘探探的的效效果果在在很很大大程程度度上上取取决决于于工工作作地地区区是是否否具具有有应应用用地地震震勘勘探探的的前前提提，也

23、也就就是是工工区区的的地地震震地地质质条条件件。在在浅浅层层地地震震勘勘探探中中，其其地地震震地地质质条条件件主主要要是是指指浅浅部部岩岩土土介介质质的的性性质质和和地地质质特特征征，以以及地表的各种影响因素及地表的各种影响因素。可从以下几个方面来讨论。可从以下几个方面来讨论。1疏松覆盖层疏松覆盖层2潜水面和含水层潜水面和含水层3地质剖面的均匀性地质剖面的均匀性 本讲稿第五十一页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院4地震界面和地质界面的差异地震界面和地质界面的差异 地震界面是指地震波传播时与波速变化有关的波地震界面是指地震波传播时与波速变化有关的波阻抗差异界面（阻抗差异

24、界面（物理界面物理界面），而地质界面是岩性不），而地质界面是岩性不同或时代不同的界面同或时代不同的界面（与波速无关，即使波速大致相（与波速无关，即使波速大致相同的地层，只要地质学的记述不同，也认为是属于两同的地层，只要地质学的记述不同，也认为是属于两个地层）。个地层）。对对地地震震工工程程而而言言，从从动动力力学学的的观观点点-按按弹弹性性波波速划分地层，应该说更为合理。速划分地层，应该说更为合理。本讲稿第五十二页，共五十三页成都理工大学信息工程学院成都理工大学信息工程学院5“地震标志层地震标志层”的确定的确定 对对“地地震震标标志志层层”的的基基本本要要求求是是，必必须须在在较较大大范范围围内内分分布布稳稳定定，且且具具有有较较明明显显的的地地震震波波运运动动学和动力学的特征。学和动力学的特征。本讲稿第五十三页，共五十三页