(4)--第2章 地震勘探地震波工程与环境物探.ppt

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1、第二章 浅层地震勘探Seismic ProspectingSeismic Prospecting2.1 简介以地下介质的弹弹性性差异为基础，通过观测研究人人工工激激发发的地地震震波波场场在岩土介质中的传播规律，探测地层和构造的分布，测定岩土介质力学参数的一种物探方法。地震勘探 人工场源法弹性差异岩土介质力学参数差异；传播规律地震波在介质中的反射、透射、折射、衰减等规律。地震勘探地震勘探的应用范围地震勘探的应用范围适适用用性性：主主要要应应用用于于石石油油勘勘探探、煤煤田田勘勘探探。在在地地下下水水普普查查、土土木木工工程程、水水坝坝、公公路路、铁铁路路、桥桥梁梁和和港港口口建建设设中中也也有有

2、重重要要应应用用。由由于于不不能能很很好好确确定定岩岩层层不不规规则则界面，所以很少用于直接勘探金属矿。界面，所以很少用于直接勘探金属矿。成层性成层性二维地震时间剖面 主主要要优优点点：与与其其它它地地球球物物理理方方法法比比，地地震震勘勘探探精精度度高高、分分辨能力强、穿透深度大辨能力强、穿透深度大。石石油油普普查查：没没有有地地震震勘勘探探资资料料的的情情况况下下确确定定勘勘探探钻钻孔孔的的位位置置极极其其少少见见。几几乎乎所所有有的的石石油油公公司司都都是是根根据据地地震震解解释释来来选选定定勘勘探石油井位。探石油井位。煤煤田田勘勘查查:煤煤田田勘勘探探的的每每个个阶阶段段,特特别别是是

3、采采区区勘勘探探控控制制断断层层和褶曲和褶曲,落差大于落差大于10m10m断层都能查明。断层都能查明。地震勘探的历史及现状地震勘探的历史及现状1 1、18451845年年,R.,R.马利特曾用人工激发的地震波来测量弹性波在地壳中的传播速度。马利特曾用人工激发的地震波来测量弹性波在地壳中的传播速度。可以说是地震勘探方法的萌芽。可以说是地震勘探方法的萌芽。2 2、反射法地震勘探最早起源于、反射法地震勘探最早起源于19131913年前后年前后R.R.费森登的工作费森登的工作,但当时的技术尚未达但当时的技术尚未达到能够实际应用的水平，到能够实际应用的水平，定位矿体的方法及仪器定位矿体的方法及仪器3 3

4、、19211921年，年，J.C.J.C.卡彻将反射法地震勘探投入实际应用，在美国俄克拉荷马州首卡彻将反射法地震勘探投入实际应用，在美国俄克拉荷马州首次记录到人工地震产生的清晰的反射波。次记录到人工地震产生的清晰的反射波。4 4、19301930年，通过反射法地震勘探工作年，通过反射法地震勘探工作,在该地区发现了在该地区发现了3 3个油田。同年，美国成个油田。同年，美国成立了立了SEGSEG协会。协会。5 5、折射法地震勘探始于、折射法地震勘探始于2020世纪早期德国世纪早期德国L.L.明特罗普的工作。明特罗普的工作。2020年代，在墨西哥年代，在墨西哥湾沿岸地区，利用折射法地震勘探发现很多盐

5、丘湾沿岸地区，利用折射法地震勘探发现很多盐丘(底辟构造底辟构造)。3030年代末，苏联年代末，苏联.甘布尔采夫等吸收了反射法的记录技术，对折射法作了相应的改进。甘布尔采夫等吸收了反射法的记录技术，对折射法作了相应的改进。6 6、中国于、中国于19511951年开始进行地震勘探，并将其应用于石油和天然气资源勘查、煤年开始进行地震勘探，并将其应用于石油和天然气资源勘查、煤田勘查、工程地质勘查及某些金属矿的勘查。田勘查、工程地质勘查及某些金属矿的勘查。7 7，7070年代开始，三维地震技术开始发展年代开始，三维地震技术开始发展 特特6767石油工业邮票石油工业邮票 1964/10/011964/10

6、/01 特67石油工业邮票石油工业邮票 1964/10/011964/10/01基基本本测测量量方方法法：与与天天然然地地震震学学相相似似。但但震震源源可可以以控控制制和和 移移动动，而而且且震震源源与与记记录录点点之之间间的的距距离离较较小小。地地震震勘勘探探工工作作是是由由连连续续排排列列组组成成的的，这这些些排排列列通通过过地地震震检检波波器器沿沿剖剖面面对对地地球球内内部部相相继继的的各各个个部部分分的的响响应应取取样样。炸炸药药或或其其他他震震源源产产生生地地震震波波，地地震震检检波波器器组组合合检检测测地地球球合合成成振振动动，地地震震数数据据经经计计算算机机处处理理提提取取有有用

7、用信信息息，根根据据所所获获有有用用信信息息进进行行地地质质解释和推断。解释和推断。与地震勘探有关的各种地震波与地震勘探有关的各种地震波11入射波，入射波，22反射波，反射波，33直达波，直达波，44折射波折射波55透射波，透射波，66滑行波滑行波地震勘探的两个基本方法：反射波法、折射波法地震勘探的两个基本方法：反射波法、折射波法反反射射波波法法：基基于于研研究究从从两两个个地地质质层层分分界界面面反反射射的的弹弹性性波波。测测量量从从一一个个震震源源到到达达若若干干观观测测点点的的反反射射波波旅旅行行时时间间，求求出出波波在在介介质质中中的的传传播播速速度度并并确确定定 发发生生反反射射的的

8、界界面面位位置置和和形形状。状。折折射射波波法法：要要在在离离震震源源较较远远处处观观测测，地地震震波波路路径径的的主主要要部部分分是是沿沿着着两两个个岩岩层层分分界界面面方方向向传传播播，因因而而是是近近似似水水平平的的。许多情况下，折射波法可以用来判别地层岩性。许多情况下，折射波法可以用来判别地层岩性。地震勘探野外工作方法示意图地震勘探野外工作方法示意图激发方式：炸药震源激发方式：炸药震源-非炸药震源、可控震源非炸药震源、可控震源检波方式：检波方式：19331933年开始应用组合检波，二战之后发展到年开始应用组合检波，二战之后发展到2424道检道检波纪录，波纪录，19811981年发展到年

9、发展到9696道，目前向更多道仪器发展，千道，万道，目前向更多道仪器发展，千道，万道。道。记录方式：记录方式：1927195219271952年光点记录，资料人工解释；几乎不做处理年光点记录，资料人工解释；几乎不做处理 我国的大庆油田是由光点记录仪发现的我国的大庆油田是由光点记录仪发现的 19531963 19531963年模拟磁带记录，资料半自动化处理；年模拟磁带记录，资料半自动化处理；新的处理方法、解释方法、新的处理方法、解释方法、CDPCDP 1964 1964现在数字磁带记录，资料自动化处理。现在数字磁带记录，资料自动化处理。偏移技术、波动方程偏移技术、波动方程现状：现状：随着计算机技

10、术和芯片技术的发展，地震勘探技随着计算机技术和芯片技术的发展，地震勘探技术以术以数字化数字化为主要标志迅猛发展。为主要标志迅猛发展。仪器：仪器：正在向遥控遥测、高采样率、超多道发展（三万正在向遥控遥测、高采样率、超多道发展（三万道以上）。道以上）。手段：手段：横波勘探、垂直地震剖面横波勘探、垂直地震剖面VSPVSP、多波勘探、多波勘探技术：技术：二维向三维发展，二维向三维发展，“两宽一高两宽一高”，时间域向深度，时间域向深度域域2.2 地震波基础知识弹性与塑性弹性与塑性作用时间作用力的大小介质本身的性质粘弹性粘弹性（粘滞性（粘滞性+弹性）弹性）破坏圈塑性带弹性变形区地震介质模型各向同性和各向异

11、性各向同性和各向异性弹弹性性性性质质与与空空间间方方向向无无关关称称为为各各向向同同性性介介质，质，反之称为反之称为各向异性介质各向异性介质均匀介质和连续介质（层状介质）均匀介质和连续介质（层状介质）速速度度值值与与空空间间坐坐标标无无关关的的称称为为均均匀匀介介质质，反反之之为为非非均均匀匀介介质质。波波的的速速度度值值是是空空间间坐坐标的连续函数的介质称为连续介质。标的连续函数的介质称为连续介质。各向同性均匀介质弹性参数外力：体力、面力内力：物体本身不同部分之间相互作用的力应力单位横截面所产生的内聚力。六个独立的应力分量六个独立的应力分量 弹性参数应变应变在应力作用下单位长度（单位体积）产

12、生的变形。正应变正应变：切应变切应变：六个独立的应变分量六个独立的应变分量 波动方程1 1、本构方程、本构方程 胡克定律（应力与应变之间的胡克定律（应力与应变之间的关系）关系）2 2、几何方程、几何方程 形变与位移形变与位移3 3、平衡方程、平衡方程 牛顿定律牛顿定律波动方程：弹性参数杨氏模量：单轴压缩应力与应变的比值应力与应变的比值体积模量：压力与体积变化之比压力与体积变化之比剪切模量：切应力与切应变之比泊松比：横向应变与纵向应变的比值横向应变与纵向应变的比值压缩模量、纵波模量拉梅系数FFdlS横向拉应力与纵向应变之比弹性参数 拉梅系数拉梅系数、杨氏模量、杨氏模量E E、泊松比、泊松比、体变

13、模、体变模量量K K、切变模量、切变模量 组成决定各向同性均匀介组成决定各向同性均匀介质弹性性质的五个重要参数。质弹性性质的五个重要参数。弹性模量表示物体变形的难易程度，弹性弹性模量表示物体变形的难易程度，弹性模量越大，越难变形模量越大，越难变形地震波的描述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。运动学运动学研究地震波传播的时间与空间的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。关系，了解地震波对地下地质体的构造响应。动力学动力学研究地震波传播中振幅、频率、研究地震波传播中振幅、频率、相位的变化规律

14、，了解地震波对地下地质体相位的变化规律，了解地震波对地下地质体岩性结构的响应。岩性结构的响应。地震波振动图：同一质点、不同时刻波动图：不同质点、同一时刻振幅、频率、周期、相位、波长、波数、速度简谐振动：波剖面点激发，在剖面各测点同时观测质点振动位移位移随距离的变化图波剖面图。地震子波地地震震波波的的形形成成：在在激激发发脉脉冲冲的的挤挤压压下下，质质点点产产生生围围绕绕其其平平衡衡位位置置的的振振动动，形形成成初初始始地地震震子子波波，在在介介质质中中沿沿射射线线方方向向四四面面八八方方传播，形成地震波。传播，形成地震波。地地震震子子波波：由由震震源源激激发发、经经地地下下传传播播并并被被接收

15、的一个短脉冲振动，称为地震子波。接收的一个短脉冲振动，称为地震子波。地震子波地地震震子子波波是是一一段段具具有有确确定定的的起起始始时时间间、能能量量有有限限且且有有一一定定延延续续长长度度的的信信号号，一一般般有有2 2至至3 3个个相相位位的的延延续续长度，大约有长度，大约有90ms90ms左右。左右。地地震震子子波波基基本本属属性性之之一一：非非周周期期性性：地地震震子子波波的的一一个基本属性是振动的非周期性。个基本属性是振动的非周期性。地地震震子子波波基基本本属属性性之之二二：地地震震子子波波具具有有确确定定的的起起始始时时间间和和有有限限的的能能量量。因因此此，振振动动经经过过很很短

16、短的的一一段段时时间即衰减。间即衰减。地震子波地地震震子子波波的的延延续续时时间间长长度度：地地震震子子波波衰衰减减时时间间长长短短称称为为地地震震子子波波的的延延续续时时间间长长度度。它它决决定定了了地地震震勘勘探探的的分分辨辨率率。子子波越尖锐，频带越宽波越尖锐，频带越宽雷克子波振幅、频率、相位最小相位子波最大相位子波混合相位子波零相位子波地震子波振幅谱振幅谱+相位谱（地震子波的频谱决定了地震波的频谱）相位谱（地震子波的频谱决定了地震波的频谱）地震子波的提取：理论子波、互相关地震子波的提取：理论子波、互相关应用：正演、反演（褶积模型）应用：正演、反演（褶积模型）地震子波地震勘探原理地震勘探

17、原理（实质）（实质）利用利用地震子波地震子波从地下地层界面（或岩性界从地下地层界面（或岩性界面）反射回地面时带回的双程旅行时信息面）反射回地面时带回的双程旅行时信息（运动学）和幅度、形状（动力学）等变（运动学）和幅度、形状（动力学）等变化的信息来研究界面的埋深及界面上下岩化的信息来研究界面的埋深及界面上下岩性变化的。性变化的。地震波的频谱振幅谱振幅谱A(f)A(f)和相位谱和相位谱(f)(f)地地震震波波随随传传播播距距离离的的增增加加和和深深度度的的加加大大，波波的的频频率率会会发发生生变变化化，高高频频成成分分逐逐渐渐被被吸吸收收，使使视视周周期期变变大大，延延续续时时间间增增长长。研研究

18、究振振幅幅和和相相位位随随频频率率的的变变化化规规律律，叫叫频频谱谱分分析，前者称为振幅谱，后者称为相位谱。析，前者称为振幅谱，后者称为相位谱。一个复杂周期振动可以分解为若干个不同频率与振幅的振动。一个复杂周期振动可以分解为若干个不同频率与振幅的振动。任任何何一一个个非非周周期期性性振振动动可可以以有有无无限限个个不不同同频频率率（连连续续变变化化）、不同振幅、不同起始相位的谐振动合成。不同振幅、不同起始相位的谐振动合成。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频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（傅里叶变换）展开为率的简谐振动

19、合成的，可以利用傅立叶级数（傅里叶变换）展开为许多简谐振动，其数学表示为许多简谐振动，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，为横为横坐标的坐标平面内，所得图像就为振幅谱。坐标的坐标平面内，所得图像就为振幅谱。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

20、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3030 70Hz70Hz频带内。且浅层反射波的频率频带内。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。地震波频谱的影响因素：地震波频谱的影响因素：激发条件的影响：激发条件的影响：包括激发方式、激发强度、激发场地等包括激发方式、激发强度、激发场地等接受条件的影响接受条

21、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、反射与透射损失等。：包括波前扩散、地层吸收、反射与透射损失等。地震波的种类体波体波：在整个弹性体内传播在整个弹性体内传播P P波（纵波、压缩波）S S波（横波、剪切波）面波面波：存在于岩层分界面附近，并沿介质存在于岩层分界面附近，并沿介质的自由面或界面传播的自由面或界面传播 Rayleigh Rayleigh波波 Love Love波波 Stonely Stonely波波 体波Rayleigh面波地滚波逆向椭球逆向椭球频散穿透深度一个波长速度略小于横波波阵面波阵波阵面

22、面：是描述地震波传播的概念之一，指在介质中振动相同的点组成的面（等时面）。波前波前-波后（尾）波后（尾）球面波平面波柱面波其他曲面地震波的能量 波的能量波的能量E E：地震波的传播实际是能量的地震波的传播实际是能量的传播。频率为传播。频率为f f、振幅为、振幅为A A的波，在体积为的波，在体积为WW、密度为密度为 的介质中传播时，其能量可表示为：的介质中传播时，其能量可表示为：上式说明：上式说明：波的能量波的能量E E与振幅与振幅A A的平方、频的平方、频率率f f的平方以及介质的密度的平方以及介质的密度 成正比。成正比。地震波的能量密度能能量量密密度度：包包含含在在介介质质中中，单单位位体体

23、积积内内的的能量称为能量密度。能量称为能量密度。上上式式说说明明：波波的的能能量量密密度度 也也正正比比于于振振幅幅A A的的平方。平方。地震波的强度波波的的强强度度I I：波波前前面面上上,单单位位时时间间 t t、单单位位面面积积 S S的能量的能量 式式中中V V为为速速度度。因因此此，波波的的强强度度I I正正比比于于振振幅幅A A的平方。的平方。几何扩散波前扩散（几何扩散）波前扩散（几何扩散）：指震源激发所产生的地震波能量，随着波的向外传播被分布在越来越大的波前面上，能量密度逐渐减小，振幅减小。振幅-1/r能量-1/r2振幅-A传播距离-r吸收衰减吸收衰减：是指实际地层并非完全弹性，

24、而是具有粘弹性质，由于介质质点间的相互作用，部分弹性能量转变为热能而被消耗，弹性能量逐渐减少，表现为地震波的振幅逐渐减小，相对于传播距离而言可以理解为在传播路程内能量被吸收，相对于时间而言，可以理解为在传播时间内衰减。与频率有关低通滤波器振幅-A传播路程-x传播时间-t振幅-A品质因子地震波的吸收可以用品质因子描述。地震波的吸收可以用品质因子描述。Q Q定定义义：在在一一个个周周期期（或或一一个个波波长长距距离离）内内，振振动动损损耗耗能量能量 E E与总能量与总能量E E之比的倒数之比的倒数 Q 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地震波运动学运

25、动学研究地震波传播过程中波前的空间位置与传播时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，从而确定地下地质体的地质构造。间之间的几何关系，从而确定地下地质体的地质构造。通常可以通过几何作图反映物理过程，简单直观反映波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位置，因此也被称为传播中，不同时刻的路径和空间几何位置，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，也可以用射线可以用波前面来描述，也可以用射线来描述。来描述。波从一点传播到另一点的路径叫做射线。射线与波前垂直波从一点传播到另一点的路径

26、叫做射线。射线与波前垂直几个基本定理费马原理惠更斯（-菲涅尔）原理斯奈尔定律费马原理费马原理是描述波射线在介质中传播路径规律的原理，也称最小时间原理。地震波总是沿射线传播，以保证所用旅行时间最少准则；地震波沿垂直于等时面的路线传播所用时间最少；等时面与射线总是互相垂直；用射线描述地震波与用波前面描述是等价的。结论：地震波在均匀介质射线为直线，在非均匀介质中是曲线。费玛（Fermat，1601-1665）：法国的数学家，生于法国南部波蒙镇，以律师为职业，长期任图卢兹议会议员。喜欢博览群书，精通数国语言与文学，爱好自然科学，特别是数学，著有平面及空间位置理论导言求最大和最小值的方法等。在物理学上，

27、费马在研究了光的反射现象与折射现象后，提出了费马原理。惠更斯原理惠更斯原理是描述波前面在介质中随时间增加而向前推移现象的原理，也称波前原理。已知t 时刻的波前，波前面上每一点（面元）都可以看作是新的子波源，各自发出子波。各子波分别以介质的波速 v 向各方传播，形成各自的波前，经t 时间，它们的包络面便是 t+t 时刻的波前。C.Huygens,(1629-1695),荷兰物理学家射线方程根根据据费费马马原原理理可可以以求求得得地地震震波波的的射射线线方方程程 几几何何地地震震学的基本方程学的基本方程射射线线方方程程：地地震震波波在在传传播播过过程程中中所所经经过过的的空空间间与与时时间的关系间

28、的关系在在各各向向同同性性均均匀匀介介质质中中，波波的的传传播播速速度度是是常常数数，此此方方程程的的解解为为球球面面方方程程，波波前前是是一一系系列列以以震震源源为为中中心心点的球面：点的球面：时间场波波前前传传播播时时间间t t是是观观测测点点坐坐标标x x、y y、z z的的函函数数。当当震震源源固固定定时时，地地震震波波传传播播的的范范围围内内介介质质中中每每一一点点M(x,y,z)M(x,y,z)处都可以确定波前到达的时间。处都可以确定波前到达的时间。已知空间任一点坐标，就可以确定波到达此点的时已知空间任一点坐标，就可以确定波到达此点的时间间，也也就就确确定定了了波波至至时时间间的的

29、空空间间分分布布。这这种种波波至至时时间间的的空空间间分分布布就就定定义义为为时时间间场场。时时间间场场是是标标量量场场，其等值面成为其等值面成为等时面等时面。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)1)均均匀匀介介质质中中的的等等时时面面是是同同心心球球面面 2)2)等等时时面面族族同同射射线线族族的正交关系的正交关系 3)3)时间场的梯度方向是射线方向时间场的梯度方向是射线方向时距曲（面）线在地面上的二维空间内，地震波的到达时间是二维坐标（x,y）的函数，即 t=t（x,y）是（t,x,y）三维空间的一个曲面，称之为时距曲面。在地面上的一条测线，如

30、x轴上，地震波的到达时间是坐标位置x的函数，即t=t（x），是（t,x）二维空间的一条曲线，称之为时距曲线时距曲线。时距曲（面）线时距曲线是时距曲面与测线铅垂面的交线时距曲线是时距曲面与测线铅垂面的交线。直达波的时距曲面直达波的时距曲面 时距曲面与时距曲线关系时距曲面与时距曲线关系 地震波在分界面上的传播根据惠更斯原理，当P波一定角度入射到界面，分界面上的每一点看一次看成一个新震源，产生新的扰动向四周传播，在第一个介质传播的是反射波，在第二个介质中传播的是透射波。如果是纵波（非垂直入射），还会发生波型转换，即产生反射纵波，反射横波，透射纵波、透射横波斯奈尔定律斯奈尔定律描述的是波在介质分界面上

31、发生反射和透射和波型转换所遵循的规律：v1Pv2P v1PPPSPSv1Sv2S v1S反射波反射波（特别是反射纵波）是地面地震勘探的有效信号，反射横波在转换波或多波勘探时是有效波。介质 I介质 II斯奈尔定律在介质波速v1P v1PPPPv1Sv2S v1S滑行波与折射波入射角大于等于临界角时，形成全反射，没有透射波。滑行波-折射波v1Pv2P v1PPv1Sv2S v1S入射波入射波反射波反射波透射波透射波滑行波滑行波折射波折射波直达波直达波面波面波折射波折射波：折射波：对于对于V V2 2VV1 1的水平速度界面，由斯奈尔定律可的水平速度界面，由斯奈尔定律可知，当入射角大于某临界角知，当

32、入射角大于某临界角 时，可使透射角等于时，可使透射角等于90900 0，此时透射波以，此时透射波以V V2 2速度沿界面滑行，必然引起上覆介速度沿界面滑行，必然引起上覆介质的震动，产生折射波。质的震动，产生折射波。折射波的形成与传播速度V1速度V2折射波的波前、射线和盲区折射波的波前、射线和盲区：折射波的波前是界面上各点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。折射波的射线是垂直于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，并与界面法线的夹角为临界角。从震源到观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，

33、不存在折射波，称为折射波的盲区。盲区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，即折射波形成条件：折射波形成条件：下伏介质波速必须大于上覆各层介质波速下伏介质波速必须大于上覆各层介质波速斯奈尔定律 地震波在多层水平层状介质中的传播地震波在多层水平层状介质中的传播能量分配：反射与透射系数介质分界面上，波的反射和透射系数（反射、透射波振幅与入射波振幅的比值）与介质参数（介质密度及波速）有关，还与入射角度有关。描述反射与透射情况下次

34、生波能量分配规律的是诺特（诺特（KnottKnott）方程）方程（用位移位函数表示），或佐普里兹（佐普里兹（ZoeppritzZoeppritz）方程）方程（用位移函数表示）。完整的诺特方程和佐普瑞兹方程都是四阶线性方程组。反射与透射系数垂直（法向）入射的情况下，不产生转换波，原四阶线性方程组简化为二阶线性方程组。对于纵波法向入射的情况，诺特方程导出的用位移位表示的反射、透射系数分别为：式中 是描述介质性质的参数，称为波阻抗。波阻抗大的介质为波密介质，波阻抗小的介质为波疏介质。地震波的速度1 1、地震波在岩层中的传播速度、地震波在岩层中的传播速度地震波的速度是地震勘探中最重要的参数，也是地震波

35、运动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。地震勘探研究地下地质构造形态的基本公式是：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：H H是界面的法线深度，是界面的法线深度，V V是地震波传播速度，是地震波传播速度，t t是地震波从地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。面垂直向下到界面又返回地面的双程旅行时间。地震波速度的影响因素理论研究和大量实际资料证明，地震波在理论研究和大量实际资料证明，地震波在岩层中岩层中传播速度传播速度与岩石的与岩石的弹性性质有关，弹性性质有关，包括包括岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密岩石地质年代、岩性、埋藏深度、密度

36、、孔隙度、压力、温度等因素度、孔隙度、压力、温度等因素。与岩石弹性常数的关系：与岩石弹性常数的关系：由波动方程得到纵横波速度由波动方程得到纵横波速度 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0.250.25。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 E以更高级以更高级次增加，次增加，所以当岩石密度增大时，地震波的速度不所以当岩石密度增大时，地震波的速度不是减小，而是增大。是减小，而是增大。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，

37、波速也不一样。一般，变质岩和火成岩的弹性性质不同，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，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。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35006500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

38、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 密度的经验关系可表示成为一种近似线性的关系：密度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。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，其二一切固体岩石的结构基本有两部分组成。其一是岩石骨架，其二是孔隙及孔隙流体。地震波在这种结构中的传播，实

39、际上相当于在是孔隙及孔隙流体。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。波在骨架和孔隙两种介质中传播。波在双相介质双相介质中传播的速度与孔隙度中传播的速度与孔隙度成反比。成反比。19561956年年WylieWylie提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平提出了一个简便计算速度和孔隙度关系的平均时间方程：均时间方程：V Vmm:岩石骨架速度，岩石骨架速度，V Vl l: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 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，是岩石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。骨架中和充填

40、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。由该式可以计算波传播由该式可以计算波传播的速度与孔隙度理论曲线。的速度与孔隙度理论曲线。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 V波在砂泥岩中传播速度，波在砂泥岩中传播速度，V Vs s波在砂岩中传播速度，波在砂岩中传播

41、速度，V Vn n波在波在泥岩中传播速度，泥岩中传播速度，P Ps s为砂泥岩中砂的百分含量，为砂泥岩中砂的百分含量，P Pn n为砂泥岩中泥为砂泥岩中泥的百分含量。的百分含量。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：mm:岩石骨架密度，岩石骨架密度，L 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，地震波的速度随岩石埋藏在岩石

42、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。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。但当岩石的埋藏深度增加但当岩石的埋藏深度增加到一定数值后，速度随深到一定数值后，速度随深度的增加就不明显了，速度的增加就不明显了，速度随深度增大的垂直梯度度随深度增大的垂直梯度浅部大于深部。浅部大于深部。纵横波速比纵波速度大于横波速度。纵波速度大于横波速度。对自然界中常见的岩石对自然界中常见的岩石来说，来说，=0.25=0.25，=1.73=1.73。横波速度最多达到纵横波速度

43、最多达到纵波速度的波速度的0.7070.707倍（倍（=0=0）。）。0.05(0.05(坚硬岩石坚硬岩石)0.45 0.45（松软介质）（松软介质）液体中不产生切应变，即液体中不产生切应变，即=0=0，V VS S=0=0 。液体中液体中不传播横波，只传播纵波。液体中不传播横波，只传播纵波。液体中=0.5=0.5，=纵横波速度比纵横波速度比：上式可以统一用泊松比来替代上式可以统一用泊松比来替代：纵横波速比理想的流体中不存在横波理想的流体中不存在横波。利用纵横波速利用纵横波速度比值的变化来识别真假亮点或检测油气度比值的变化来识别真假亮点或检测油气藏的存在及范围就是运用流体的这一特性。藏的存在及

44、范围就是运用流体的这一特性。由于在流体中横波速度等于零由于在流体中横波速度等于零,所以储层中所以储层中含油气后含油气后,V Vs s变化不大，而变化不大，而V Vp p明显下降明显下降,于是于是 的数值会降低，所以利用的数值会降低，所以利用 数数值减小这一特征作为判断油气存在的一个值减小这一特征作为判断油气存在的一个依据；利用该数值的横向变化，有可能确依据；利用该数值的横向变化，有可能确定油气藏的边界定油气藏的边界。地震波的视速度沿沿射射线线方方向向 s s传传播播的的波波称称为为射射线线速速度度，是是波波的的真真速速度度V V。而而位位于于测测线线上上的的观观测测者者看看来来，似似乎乎波波前前沿沿着着测测线线 x x，以以速速度度V*V*传播，传播，是波的视速度。是波的视速度。是是波波射射线线与与地地面面法法线线间间的的夹夹角角，即入射角。即入射角。