地震勘探原理——魏建新.pdf

地震勘探原理地震勘探原理 上册上册 讲课人魏建新讲课人魏建新 2 本课程相关内容本课程相关内容 讲課内容 以陆基孟主编的地震勘探原理上、下册讲课内容 次序有变动。 讲課时间第1-16周，单周二次，4学时，双周三次8学 时，共80个学时。 課外练习3次 考试闭卷（100分）。 成绩计算平时（考勤＋习题）＋卷面成绩成绩计算平时（考勤＋习题）＋卷面成绩 3 主要参考书主要参考书 1．陆基孟，地震勘探原理第二版（上、下册）， 石油大学出版社，1993 2．董敏煜主编， 地震勘探石油大学出版社， 2000第一版（23.00元）。 3.[美]R。E谢里夫等，勘探地震学，石油工业出 版社，1999中文第二版本 4 第一章 引言第一章 引言 一、地球物理勘探概况 1、地球信息 2、地球物理勘探 3、地震勘探 二、国内外地震勘探简介 1、早期地震勘探 2、国内地震勘探发展 三、勘探地球物理的活动和相关文献 5 一、概述一、概述 人在地球上生存； 需求能源、矿物的； 需要了解地球； 用各种手段，这就产生了各种学科。 地震勘探是其中最有效的方法之一 引言 1、勘探石油的方法1、勘探石油的方法 6 了解地球信息的主要手段了解地球信息的主要手段 地质方法 地球物理方法 地球化学方法 钻探方法 7 主要信息采集方法主要信息采集方法 地质方法地质方法 是研究成矿的地质条件、地质环境和地质作用，从而进行找矿 的一种方法，在矿产调查中常用。具体是通过观察出露在地表面 的地层、岩石进行搜集和综合分析。了解有无能源、矿物条件， 并对有利地区作出评价。 地球物理方法地球物理方法 是根据根据地下岩石或矿体的物理性质差异所引起在地表的某 些物理现象（表现为异常的现象）的变化去判断地质构造或发现 矿体的一种方法，包括地震、重力、磁力、电法、地热、放射性 及地下地球物理测量等。 引言 8 主要信息采集方法主要信息采集方法 地球化学（化探）方法地球化学（化探）方法 是对岩石、土壤、地下水、地表水、植物、水系以及湖底沉积 物等天然产物中一种或几种化学特征作测定，再据测定结果所发 现的化探异常，实现找矿之目的，包括岩石地球化学方法（金属 量测量）、水化学方法和生物地球化学方法等。 钻探法钻探法 是依据地质、物化探等方法提供的信息来确定井位进行钻探， 可直接得到地下的各种地质资料，可以确定地下构造特点和矿物 特征。 引言 9 是根据地质学和物理学的基本原理，利用电子学和信 息论等许多学科领域的新技术建立起来的方法，简称 物探方法。 也就是，根据地层和岩石之间的物理性质不同来推断 岩石性质和构造。 2、地球物理勘探2、地球物理勘探 引言 10 地球物理勘探方法的特点地球物理勘探方法的特点 1．理论基础是物理学 包括地磁场、地电场、重力场、弹性波、放射 性同位素等理论。 研究地球的物理场或某些物理现象的变化， 不是直接研究岩石或地层，完全不同于地质方法的。 通过物理场，既可了解地表或近地表的地质现象，还 可获得深部地质现象的信息。 引言 11 特点特点 2．用物探方法解决地质任务时，要实现两个转 化。 1将地质问题转化为地球物理的问题，使用物探方法 去得到所期望的物探异常， 2 根据物理现象与地质体间存在的特点关系，把物 探结果再转化为地质语言或图示，并赋予地质含义。 引言 12 特点特点 3．物探方法的结果存在多解性。 其一，不同地质体可以有相同的物理场； 其二，地质体的大小、形状、流体与产状等参数的 不同组合，可引起相同的异常现象。 引言 13 4．物探方法的有效性 每一种物探方法都有它的应用条件和使用范围。由 于矿床地质、地球物理特征及自然地理条件经常因地 而异，影响方法的有效性。 引言特点特点 14 主要的物探方法主要的物探方法 地震勘探岩石弹性的差别勘探地震学 重力勘探岩石的密度差别 磁法勘探岩石的磁性差别 非地震 电法勘探岩石的电性差别 15 地震勘探与非地震法的比较地震勘探与非地震法的比较 （此图仅作参考） 引言 各种勘探方法的比例 16 重力测量重力勘探重力测量重力勘探 重力勘探 是研究反映地下岩石密度横向差异引起的重力变化， 用于提供构造和矿产等地质信息。 万有引力定律 接近较大密度的物体时，引力增大，反之引力减小， 由此在地表上引起的重力变化称为重力异常。 重力异常的规模、形状和强度取决于具有密度差的 物体大小、形状及深度。 引言 17 重力测量重力勘探重力测量重力勘探 重力勘探的任务 是通过研究地面、水面、水下（或井下）或空间重 力场的局部或区域不规则变化（即局部重力异常或区 域重力异常）来寻找埋藏在地下的矿体和地质构造。 重力勘探始于1915年，捷克斯洛伐克的Egbell 油田使用重力勘探原理进行了第一次扭秤测量。 1918年扭秤被重力仪所取代， 18 地磁测量磁法勘探地磁测量磁法勘探 地球有磁场，岩石或矿石被磁化而具有磁性。具有磁 性的地质体在其周围空间内存在一定特征的磁场。其 产生的磁场迭加在正常地磁场之上而产生异常磁场。 磁法勘探 就是测定和分析各种磁异常，找出磁异常与地下岩 石、地质构造及有用矿产的关系，作出地下地质情况 和矿产分布等有关结论。 磁法勘探 主要用来研究地质构造；研究深大断裂；计算结晶 基底的埋深；寻找油气、煤田的构造圈闭、盐丘等， 寻找磁铁矿床、金属和非金属矿床等。 引言 19 地电测量电法勘探地电测量电法勘探 电法勘探就是利用人工或天然产生的直流电场或电磁 场在地下的分布规律来研究地球结构、地质构造及找 矿的一种物探方法。 电法勘探是以岩石或矿石的电性差异位基础的，主要 研究的电性差异参数包括电阻率（ρ）、激发极化 率（η）、介电常数（ε）、导磁率（μ）、电化学 活动性等。 电法勘探的内容十分丰富，它们广泛应用于金属及非 金属、石油、工程地质、水文地质等勘探研究工作中。 引言 20 震电和电震勘探震电和电震勘探 这是一种正在探索的方法，由于地震波的传播而引起 电场或磁场的变化，称震电。 反之，由于电场或磁场的变化引起地震波。 研究剩余油方面有优势。 引言 21 3、地震勘探方法3、地震勘探方法 在油气勘探中，地震勘探已成为一种最有效的方法。 地震勘探方法 就是利用人工方法激发的地震波弹性波，研究地震 波在地层中传播的规律，来确定矿藏（包括油气，矿 石，水，地热资源等）、考古的位置，以及获得工程地 质信息。 地震勘探所获得的资料，与其它的地球物理资料、钻井 资料及地质资料联合使用，并根据相应的物理与地质概 念，能够得到有关构造及岩石类型分布等信息。 引言 22 地震方法的来源地震方法的来源 勘探地震学是天然地震学的产物。 由天然地震学发展而来。产生天然地震时，地壳会 产生断裂，裂缝两边的岩石发生相对移动，就是这种破 裂产生了由断裂面向外传播的地震波。在不同地点用地 震仪器记录下这些地震波后，地震学家就可以利用这些 资料来推断地震波所穿过岩石的性质。 主要原理 在地下有一个震动并产生波的传播，利用波传播过 程所带的信息了解地下岩石和构造特征。 引言 23 地震勘探的基本过程地震勘探的基本过程 激发地震波 地面产生一个振动 接收地震波 由源点出发的一条直线上接收由源点传播到个各检 波点所需的时间 重建地震波的传播路径 根据上述地震波到达各个检波器所需时间及地震波 速度，可以重建地震波的传播路径、地下的构造信息 就是由重建的路征得到的。 两类主要的路径推断地层的构造形态。一是首波 （head waves）或折射波（refracted wave）路径， 二是反射波（reflected wave）路径， 引言 24 最早的地震勘探方法是折射波法（19191921年）。 20世纪30年代。 地震反射波法开始用于油气勘探。1935年，美国地球 物理工作者第一次用地震反射资料绘出了德克萨斯 Liberty地区盐丘图。 25 地震勘探原理示意图地震勘探原理示意图引言 26 地震勘探的三个主要环节地震勘探的三个主要环节 地震勘探要解决的问题地震勘探要解决的问题 地震波的激发和接收，提取有用信息。相应地有三个 主要环节 野外数据采集野外数据采集 室内资料处理室内资料处理 地震资料解释地震资料解释 地震勘探是在解决这些问题中不断发展前进的。 引言 27 第一阶段野外数据采集第一阶段野外数据采集 在地质工作和其他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。 28 第二阶段室内资料处理第二阶段室内资料处理 根据地震波的传播理论，利用计算机，对野外获得 的原始资料进行各种去初取精，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等。 29 第三阶段地震资料解释第三阶段地震资料解释 运用地震波传播的理论和石油地质学的原理，综合地质、钻井和 其它物探资料，对地震剖面进行深入的分析研究，对各反射层相当 于什么地质层位作出正确的判断，对地下地质构造的特点作出说 明，并绘制某些主要层位的构造图。 30 第二节地震勘探的发展第二节地震勘探的发展 在20世纪中，按在20世纪中，按地震信息记录方式地震信息记录方式，石油地球物理勘 探方法发展经历了三个阶段 ，石油地球物理勘 探方法发展经历了三个阶段 1、光点记录--1、光点记录--把地面振动情况用照相的方法记录下 来，资料全部由人工整理。 2、模拟磁带记录--2、模拟磁带记录--以模拟方式记录在磁带与录音磁 带相似上，并用模拟电子计算机基地回放仪整理资 料。 3、数学记录3、数学记录用数字方式记录数据，并在大型的计算 机上进行处理。 引言 31 1、光点记录1、光点记录 地震 信号 电信 号 光点 信号 光点照 像记录 检波器检流计照像记录 光点地震仪 光点记录的野外记录仪器流程 32 Mintrop制作的机械式地震仪Mintrop制作的机械式地震仪 箱体和惯性重块之间的相对运动使铝制圆锥发生倾 斜，从而通过边缘细丝带动小镜子发生旋转 引言 33 引言 34 第一个用于勘探的反 射记录胶片 E标识爆炸时间 R来自灰岩的反射， BP空气中的声波 光点记录光点记录引言 35 光点记录相应的技术光点记录相应的技术 组合理论组合理论 包括检波器组合和爆炸点组合 室内处理室内处理 光点照像记录是不可处理的 室内解释室内解释 在光点记录识别有效波－反射波，用人工绘 图方法绘制反射地震剖面 光点记录反射地震剖面的解释只利用反射波旅行时Ｔ 和波传播速度Ｖ确定构造的深度和形态，寻找较为简 单的构造。 我国的大庆油田就是由光点记录仪发现的。 引言 36 2、模拟磁带记录2、模拟磁带记录 出现于1952年左右。磁带式记录的主要优点是在回放时能够使用不 同的滤波器； 1955年，使用可动磁头，模拟记录可做静校正及正常时差校正； 记录仪的改进推动了观测方法的发展，共中心点记录方法CMP、 CRP、CDP 磁带式记录方式还允许将地震道相加，因此可以使用小药量激发， 因为将几个弱震源激发得到的地震道叠加在一起效果与强震源激发 一样。 地震 信号 电信 号 模拟磁带 地震记录 检波器 模拟磁带 地震仪 引言 37 模拟磁带记录相应的技术模拟磁带记录相应的技术 叠加理论叠加理论 多次覆盖水平叠加理论 室内处理室内处理 把模拟磁带地震记录回放为模拟电信号，然后 用模拟计算机进行处理滤波、动、静校正、水平叠 加，再用变面积显示方法，得到变面积剖面。 室内解释室内解释 对变面积剖面变面积剖面进行构造解释。变面积剖面最大 特点是直观，能形象地反映出地下地质构造形态和地层 的接触关系。由于地球物理技术的发展－特别是多次覆多次覆 盖水平叠加盖水平叠加技术的出现，能够查明较为复杂的构造。 引言 38 模 拟 磁 带 变 面 积 剖 面 引言 39 3、数字磁带记录3、数字磁带记录 60年代数字式记录发明后，数据处理的全部潜力才真 正得以发掘。 数字记录具有高保真度，可以进行数字地震资料处理 和解释。 数字技术所带来的“数字革命”可能是地震勘探中的最 大进步。 地震 信号 电信 号 数字磁带 地震记录 检波器 数字磁带 地震仪 引言 40 数字记录相应的技术发展数字记录相应的技术发展 波动方程偏移理论波动方程偏移理论 室内处理∶室内处理∶将数字磁带上所记录数字信号输入到数 字计算机进行处理－滤波、反褶积、动校正、静校正、 速度分析、水平叠加、偏移（特别是波动方程偏移波动方程偏移）。 得到变面积叠加剖面、偏移剖面。 室内解释室内解释∶ 对变面积偏移剖面进行解释，由于偏移处 理能使反射界面实现归位，使变面积偏移剖面能真实 地反映地下构造形态。 引言 41 变面剖面变面剖面 变面积剖面 解释结果 引言 42 共中心点方法、可控震源、数字处理方法发明后， 一系列新技 术的使用大大增加了从地震资料中所能提取的地质信息的种类 和数量，地震方法的应用出现了前所未有的局面。 43 20世纪60年代以来，地震勘探技术得到了迅速 发展。 有三项技术具有突破性 1野外数据采集系统，野外数据采集系统出现了第 一台数字地震仪； 2可控震源， 3多次覆盖技术。 4、地震勘探技术的发展、地震勘探技术的发展引言 44 地震勘探技术的发展地震勘探技术的发展 20世纪80年代是地震勘探技术发展，标志性的地震勘 探技术概括为 1．地震属性分析技术 （1）振幅属性（幅距分析AVO）；（2）速度参数；（3）频率信 息三瞬（瞬时振幅、瞬时频率和瞬时相位）剖面。 2．井中观测技术 （1）垂直地震剖面（VSP）技术；（2）井间地震技术。 3．三维地震勘探技术 在一个平面上采集随时间而变化的地震信息，并在（ｘ,ｙ,ｔ） 三维空间进行处理和解释，这种地震勘探方法称之为三维地震技 术。 4．多波多分量技术 在相同的勘探区域，在纵波勘探的基础上，再利用横波和转换波 技术。 引言 45 地震勘探技术的发展地震勘探技术的发展 20世纪90年代地震勘探技术 1．高分辨率地震勘探技术 一种通过提高震源频率，高采样率和高覆盖次数等数据采集方 法和相应的处理技术，达到大幅度提高勘探精度的技术。 2．时间延迟地震（四维地震）技术 在同一地方、不同时间进行重复地震数据采集和相应的处理解 释一整套技术。时间推移地震（Time Lapse Seismic，TLS）是不 同时间对油气田进行地震观测、监测油气开采状态、探明剩余油 气的分布、调整注采方案、提高油气采收率的一整套技术。时间 推移地震观测时通常以三维地震为基础，又简称为四维地震。 3．叠前深度偏移技术 在原始数据叠加之前进行深度偏移处理技术，能实现对复杂构造 准确偏移成像的技术。是复杂构造油气勘探的关键技术之一。 引言 46 5、三维地震勘探5、三维地震勘探 从二维向三维地震勘探方向发展是地震勘探方 法的又 一次重大变革。 三维地震勘探是上世纪80年代发展起来的。 可以得到更清楚更正确的地质图像 引言 47 二维和三维记录剖面对比二维和三维记录剖面对比 二维资料解释 三维资料解释 引言 48 21世纪物探方法技术发展趋势 1．综合性 地震、测井、石油工程 2. 经济效益性 降低生产成本，缩短生产或工作周期。 开发 新技术。 3．勘探开发并重 “开发地震”或“油藏地球物理学” 49 6、国内的地震勘探发展6、国内的地震勘探发展 我国的石油物探技术是从1939年开始发展的，翁文波先 生在重庆原中央大学物理系任教授并首先开设了地球物 理勘探课程。 1945年9月，玉门油矿成立了第一个重力队，由翁老先 生任队长。 1949年5月，在上海成立了地球物理研究室，并于1951 年3月成立了我国第一个地震队，使用的地震仪是美国 轻便型24道光点记录仪， 到了50年代末，全国的物探队伍已发展到几十个。1958 年，由重力、电法和地震反射波法勘探技术发现了大同 长垣构造今名大庆长垣构造并定位了松基3井。1959 年松基3井钻探成功并于9月26日试油获工业油流，从而 发现了大庆油田。 引言 50 20世纪6O年代我国进入了大规模开展物探普查阶段。 1965年试制成第一台模拟磁带记录仪，66年开始生产模拟磁带地 震仪，1968年开始数字地震仪器的研制，技术上开始研究地震多 次覆盖方法。在这一期间发现了大港、胜利、江汉等油田。 70年代是我国石油物探大发展的阶段，物探队伍超过350个。1973 年成立了石油地球物理勘探局，同年东部地区全面推广多次覆盖 技术。 1972年试制出第一台数字地震仪，1973年我国自行设计制 造出电子计算机100万次。1974年从国外引进了批量数字地震 仪，并开始使用可控震源，以后迅速向数字化发展。 引言 51 80年代我国石油物探资料处理技术和解释水平取得了较大的进步。 全国先后建立了多个计算机处理中心，反褶积、偏移归位等较复 杂的处理方法已被列为常规处理；波阻抗剖面、亮点剖面、层速 度剖面、三瞬剖面、碳氢检测等各种特殊处理也得到广泛应用。 90年代，我国各大油田分别进行了新一轮的计算机系统的更新换 代，多节点、并行算法的巨型计算机和相应的地震资料处理系统 的引进，极大的推动了我国油气勘探技术的深入发展。 我国的石油物探虽然起步较晚，但发展较快。目前陆地勘探技术 已经在世界前沿。由于众多的硬件设备和软件系统从一开始是从 国外引进的，在我国石油物探领域中物探设备与世界先进水平还 有些的差距。 引言 52 地震勘探技术的发展 社会的需求 电子和计算机的发展密切相关。 53 地震数据存储的发展 54 本章内容要点本章内容要点 1. 石油勘探的方法； 2. 地震物理勘探几种方法、原理； 3. 震勘探的主要工作步骤。 4. 地震勘探的几个发展过程； 5. 地震勘探发展的标志性技术，原理。 55 第三节勘探地球物理学术活动第三节勘探地球物理学术活动 学会 SEG美国勘探地球物理家学会，1930每年一 次，今年为74屇。 EAEG欧洲勘探地球物理家协会，European Association of Exploration Geophysicists,1951 中国地球物理学会 中国石油学会 引言 56 期刊期刊 Geophysics 地球物理学SEG，1936 the Leading Edge 前缘 Geophysical prospecting 地球物理勘探 EAEG ，1953 First Break初至 石油地球物理勘探 石油物探勘探地球物理进展 地球物理学报地球物理学进展 引言 1 第二章 地震波传播理论和概念第二章 地震波传播理论和概念 地震勘探是研究波在地下介质传播规律的一种方法。 有波的传播就有振动，有振动不一定就有波，振动在 介质中的传播，振动与波构成了地震勘探的基础。 从振动给出振幅、频率、周期概念，由波动引出波长、 波数等常用的物理名词。 振动与力的都有一个承受物弹性介质。弹性介质。 在弹性介质中传播的波称弹性波弹性波，与电磁波一样弹性 波也具有运动学和动力学特征。 波在有限介质和界面上传播特性。 2 研究波前的空间位置与其传播时间的关系，即 研究波的传播规律研究波的传播规律。 与几何光学的一些原理相似，用波前射线等几何 图形描述波的运动（传播）过程和规律。所以也称为 几何地震学。 波的运动学波的运动学 3 波的动力学波的动力学 研究介质中质点振动与力的关系，地震波动力学是从 介质运动的基本方程 波动方程出发来研究地震波的传播特点的。从能量 的角度来研究波的特征，如波的振幅、波形和吸收。 本章主要内容为有关地震波传播的基本概念和一些基 本理论。它们是地震勘探最基础的内容。 4 第一节 振动与波的一般概念第一节 振动与波的一般概念 1、振动1、振动 振动振动－－某质点在其平衡位置附近做来回往返的运动。 通常以周期性为其特征，用振幅、频率来描述。 振幅（A）振幅（A）--质点离开平衡点的距离位移； 频率（f）频率（f）每秒钟内振动的次数称频率， 周期（T）周期（T）质点从某位置振动后再回到该位置所需的 时间称周期，与频率互为倒数。f＝1/T 5 2、波动2、波动 波动－－波动－－就是振动在介质中的传播，振动是波动的源。 介质内某质点的振动，通过介质质点的相互作用传递 相邻质点的振动，如此传递下去就形成了波动。 注意波动仅是质点振动能量的传播，质点本身只在其附 近位置振动。 注意波动仅是质点振动能量的传播，质点本身只在其附 近位置振动。 质点振动的传播，是能量的传播。 波动是能量传播的重要方式之一。特点当能量在 介质中通过波动从一个地方传到另一个地方时，介质本 身并不传播。 6 质点振动速度质点振动速度－－质点在其附近位置振动的速度。 波速波速－－质点振动能量传播的速度。 质点振动速度与波动的传播速度不同，其振动方向与 传播方向也不一定相同 波是在介质内部或表面传播的一种振动，也就是介质 中质点振动的传播过程。它不包括介质本身的纯运动。 波动也以周期性为其特征。用波振幅、波长、频率及 速度等几个参数来描述。 波动的参数描述波动的参数描述 7 波振幅（A）波振幅（A）--质点离开平衡点的距离位移； 波长（λ）波长（λ）在单频波中两个相邻周期T上各相似点的距离 注意应在垂直于波前的方向上对它们测定； 频率（f）频率（f）每秒钟内波振动的次数。 波的传播速度（V）波的传播速度（V） 每秒钟波前进的距离, 与波长、频率和周期 的关系为 V λf λ/T λf λ/T 或 λ V/f或 λ V/f 8 必须强调，质点的振动和波动的关系就是部分和整体的 关系。 波动是一种不断变化、不断推移的运动过程，而不是 任何固定的、僵化的东西。介质中有无数个质点，在波 的传播过程中，每个质点都会或早或晚地受到牵动而振 动起来。 单独考虑每一个点，它的运动只是在平衡位置附近进 行振动。把介质中的无限多个点当作一个整体来看，它 的运动就是波动。 9 3、简谐波正弦波3、简谐波正弦波 波随时间的变化，一种最简单的形 式是简谐波正弦波，用正弦的形 式表示 UxAsinωtφ A-振幅，ω2πf为圆频率， φ-初 相位。 简谐波为单频波，是一种理想的振 动，但在理论分析上有十分重要的 意义。 大多数形式较复杂的波，可以用简 谐波的叠加来表示，方法是付氏 频谱分析。 10 简谐波的表示形式简谐波的表示形式 简谐波既可以用正弦函数表示，也可以用余弦函数表 示，常见 UxAcos[2π/λx-Vt] Acoskx-Vt Acoskx-ωt k 2π/λ波数 ω2πf 圆频率 11 波的干涉波的干涉 两列波叠合在一起会发生相互干涉，出现两种现象 加强和相消。形成一个新的波。 具有相同振幅和频率时，形成同类型的波。 具有不同振幅和频率时，形成复杂波。 对波的振幅、频率、相位等分析，付丽叶分析方法 12 4、波谱的概念4、波谱的概念 所有复杂的振动都可由不同频 率、振幅和不同初相位的简谐 波合成。 频谱频谱 一个复杂的振动信号可以看 成由许多简谐分量叠加而成， 这些简谐分量及各自的振幅、 频率和相位，就称这复杂振动 的频谱。 脉冲波 13 振幅谱曲线表示振幅谱曲线表示 振幅谱是以频率为横坐标、各频率谐波的振幅为纵坐 标绘出的曲线；相位谱则以各频率谐波的相位为纵坐 标绘出的图形。 将波振动以频谱方式表示称为频谱分析，频谱分析 在信号处理中是十分重要的工具。 14 第二节 地震波的产生和传播第二节 地震波的产生和传播 1、地震波1、地震波 一种在地层中传播的，频率较低与天然地震的频率相近的波， 是弹性波在岩层中传播的一种通俗说法。 地震波由一个震源激发。 波的特征振动和传播，形象表示为波动。 波动只是质点振动能量的传播，质点本身仅在其附近位置振动。 质点振动有速度，质点振动的能量传播的速度称波速，即地震波 的速度。波传播需要时间。 注意介质质点的振动速度与地震波的传播速度不同，且它们的 振动方向和传播方向也不一定相同。 15 波源波源 介质中产生振动的地方就是波动的波源或称震源。介质中产生振动的地方就是波动的波源或称震源。 地震勘探中地震波的产生是用人工的方法，如炸药爆炸等。引 起地层振动的位置为波源原点。波源向四周传播。 相对于地层的空间尺度可以把震源作为一个点源。 爆炸源对岩石影响有三个区 破坏圈、塑性带和弹性形变区。 16 地震子波地震子波 把点源刚刚进入弹性区传播的地震波作为地震子波。 特征 波形状基本稳定； 幅度会因种种原因而衰减 地震子波看作组成一道地震记录的基本元素。 反射子波的变化 ，带来了地下岩石的信息。 几种子波的表示方法。 17 2、地震波传播的形象表征2、地震波传播的形象表征 （1）振动在介质中传播的过程就是波，也称波动（1）振动在介质中传播的过程就是波，也称波动 波是不断变化、推移的运动过程。在考虑质点的振动的同时，还 要考虑介质中质点的连续性。 质点的振动是局部的，无限个质点连续振动是整体。 振动在介质中传播是需要时间的。 振动是以有限的速度传播，波速的有限性是形成波动的必要条件。 波动是一种能量传播的重要方式，能量从一个地方传播到另一个 地方时介质本身并不传播。 18 （2）波阵面波前、波后（2）波阵面波前、波后 波阵面波阵面波从震源出发向四周传播，在某一时刻，把波到达时间各 点所连成的面，简称波面。 波前波前振动刚开始与静止时的分界面，即刚要开始扰动的那一时刻。 同样，振动刚停止时刻有分界面为波后。波前或波后是用面表示 的，不是曲线。 特征特征在波面上各质点的振动相位相同。当振动在各向同性介质中 传播时，波前的运动方向与波前本身垂直。 19 声波正演模拟波场快照 数值模拟数值模拟 20 平面波、球面波平面波、球面波 波阵面的形状决定波的类型，可分为球面、平面和柱面波等。 平面波平面波--波前是平面无曲率，象是一种在极远的震源产生的。 这是地震波解析中的一种常用的假设。 球面波球面波--由点源产生的波，向四周传播，波面是球面。 在均匀各向同性介质中，同一个震源，在近距离的波为球面波， 在远距离的地方可看成平面波。 在地震勘探中，由于传播路线长而接收点小常把地震波看作为平 面波。 必须记住必须记住波是不断前进的，从而波前和波后这两个曲面也在随 着时间不断然地推进。不指明哪一个时刻来谈论波前和波后是没 有明确意义的。 21 （3）波线射线（3）波线射线 射线射线是用来描述波的传播路线的一种表示。 认为波及其能量是沿着一条“路径”从波源传到所观 测的一点P，然后又沿着那条“路径”从P点传向别处。 这是一条假想的路径这是一条假想的路径也叫波线。 射线的特征射线的特征 1 总是与波阵面垂直。 2 波动经过每一点都可以设想有这么一条波线。 3 仅在各向同性介质内 22 引入射线的意义引入射线的意义 在条件适当时，利用射线可大大简化地震波的传播问 题，即可用几何的方法来研究波的传播。 已发展为一个学科--几何地震学。 23 （4）波形--振动曲线（4）波形--振动曲线 点的振动曲线点的振动曲线 波动是一种很复杂的运动过程。不能用单独一条曲线来描述其全 过程。 但当观察某一个点时可以用一条振动曲线来反映。注意一条振动 曲线只反映一个点的振动。 即某点振动随时间的变化。点的振动曲线也称振动图称振动图。 介质中其它点有自己的振动曲线。 两个不同点的振动曲线时间表示 24 某时刻的振动曲线某时刻的振动曲线 为了反映各点振动之间的关系，常常采用所谓波形曲线的描绘方 法。即把在同一时刻各点的位移画在同一个图上。 观察介质中某条直线上各个点在某一时刻的振动，下图。 这种振动曲线只反映某一时刻直线上点的振动位置。 两个不同时刻的波形曲线位置表示 25 3. 波形的几个概念波形的几个概念 波形图波形图用图示来描述与振动有关的一种方式。 波形曲线波形曲线--把介质中某点在不同时刻的位移画在同一图上某点振 动位移与时间的关系；或在同一时刻各点的位移画在同一图上 各点振动位置与各点位置的关系。 振动图振动图以不同时刻为横坐标，以质点离开平衡位置的距离为纵 坐标，画出某点的振动情况波形曲线，称为振动图。 波剖面波剖面在某时刻，以质点所在位置为横坐标，以质点离开平衡 位置的距离为纵坐标，画出某一时刻的振动情况波形曲线，称 为波剖面。 地震勘探中，沿测线画出的波形曲线，也称波剖面。 波形曲线是波动的一种表象描述，并不代表波的真实形态。 26 4、地震波的特征参数4、地震波的特征参数 地震波一般描述地震波一般描述 在简谐振动和波动中引入了振幅、频率、周期和波长等概念，在地 震波中同样用这些量来描述。 地震波波的振动周期、波长和频率一般以相邻波峰或波谷来计算 的。 波的振幅一般以最大值来描述，最好讨论它的振幅谱。 波长是描述波的空间分布的一个特征量，对于谐波（正弦波），当 质点从平衡位置又回到平衡位置的最小距离，称为波长λ。λ。 波长的倒数称波数k波数k，表示在单位距离上波的个数。 波源每振动一次，波就前进一个等于波长的距离，而每振动的次数 就是频率f，即每秒前进的速度是vλλf。 27 主波长、主周期和主频主波长、主周期和主频 地震波是一种复杂的波，是一种非正弦波，所以不能笼统地讨论 周期或频率，而是用视周期或视频率，最好讨论它们的频谱。 一般用主波长、主频率和主周期来表征地震波。 主波长（主波长（λ）是在一个振动主周期时间内波前进的距离，它是波 的空间分布特征量，即它与介质的大小尺度同单位。 主波长是由主频率分量确定，主频可由频谱分析得到。 简单地确定地震波主频、主波长和 主周期的方法以主振动相邻两个 波峰或波谷为一个主周期。 28 视速度、视波长 视速度和视波长当波的传播方向与观测方向不一致 夹角θ 时，观测到的速度并不是波前的真速度V，而 是视速度V Va a, V , Va a V/sinθ V/sinθ。 同样此时的波长为视波长λa， λaλa， λa λ/sinθ。λ/sinθ。 因为sinθ≤1，所以Va和λa一般大于它们的真实值V和 λ。 29 波的干涉波的干涉 两列波叠合在一起，会相互干涉，出现加强或相消现 象。当波长和频率相同时，会形成一个新的波；当几 个波长、频率和振幅不同的波干涉时，会形成一个更 复杂的波。 地震勘探中有各种各样的波，有些波是有用的，称有 效波，而大部分形成了各种干扰，对干扰波的识别和 消除是地震勘探中的另一个重要任务。 30 5、波动传播的定理5、波动传播的定理 波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短时间为最短的 条件旅行时为极小。如果介于路径中的介质有部分 速度不同，则传播不是直线，而通常是旅行时最小的。 即最后的射线路径是最小时间路程。 Snell定律由费马原理得到。 费马原理示意图 费马原理Fermat费马原理Fermat’s principles principle 31 惠更斯huygens原理惠更斯huygens原理 在前进的波前成上每一点都可以看作一个二次的震波 源，且后一时刻的波前面就是切于前一时刻的波前面所 激发的所有二次波的包络面。 另一种表述在波前面上的任意一个点，都可以看成是 一个新的波 震源，叫子波源。每个子波源都向各方发 出波，叫子波。子波以所处点的速度传播。 惠更斯原理是利用波前面的概念来处理问题的。因此可 用图法绘出各种波的波面。 作图方法掌握几点波前，新的点震源，速度相等，包 络线。 惠更斯原理只给出波相位的信息，不能给出振幅的大小。 32 惠更斯原理的应用惠更斯原理的应用 求取新的波前对平面和球面波的波应用 33 第三节地震波的波动理论第三节地震波的波动理论 1、弹性波1、弹性波 在弹性介质中传播的波称为弹性波。它的形成条件是要有能传 播弹性波的介质弹性介质，以及在弹性介质中有振动。 地震波实质上是在地层中传播的弹性波。在小应力状态时把岩石 看作为弹性介质。 弹性波理论--研究外力和它引起物体形变和体变的关系，即介质 内应力与应变形变和体变关系。 弹性波传播的基本规律是由弹性波的波动方程反映的。利用牛顿 第二定律将力与形变或体变 引起质点振动的加速度联系起 来，可推导出弹性波的波动方程。 当波传播到弹性突变的界面时，需满足一定能量分配关系。在解 波动方程中，不同的边界条件，可得到不同的解。 34 2、弹性介质、应力和应变2、弹性介质、应力和应变 固体受外力作用时其大小和形态会发生变化，固体内 部产生应力抵抗这种变化。在内应力的作用下，固体 恢复原有状态。 弹性介质弹性介质--当使介质产生形变的外力撤消后，介质能 立即并完全恢复到原始状态。 只有在小应力状态时才能把岩石看作为弹性介质。 应力是指单位面积上所受的力，垂直于面积的力称 法应力，位于面积上的力称切应力 应变应变由应力所产生的体积和形态变化，应变一般都 用无量纲单位表示。 35 应力应力 定义为单位面积上所受的力。当力随空间变化时应力 也变化，引入一个无穷小面元来计算。 垂直于面积的力称法应力，位于面积上的力称切应力。 应力不垂直于面元时可以分解成法应力和切应力。 36 形变和应变形变和应变 物体受力后发生形变，如果，物体只刚性平移或转 动，并没有发生形变。只有当介质内部质点有相对运 动时，才有形变。 也即不能只看一个质点的移动，要考虑这个质点相对 其周围质点的移动。 表示物体内部质点形变的方法常用 空间描述法。在直 角坐标内考虑相邻两点变形前后的空间位置。 37 形变的空间描述形变的空间描述Eulerian 相邻两点P，Q形变后移到P’，和Q’。 Q’点的位置 r’dr’rdrurdr Q相对P点的位移 dur dr’-dr 或 duiuirdr-uir dui可以用来标志介质的形变。 38 胡克定律胡克定律 在一定条件下，岩石可以近似看成进弹性体，这种弹 性体的本构关系最简单，应力分量与应变分量呈现一 一对应的线性关系，胡克Hooke定律。 弹性与线性是不同的概念，两者之间不能混淆。弹性 是指应力分量与应变分量存在着一一对应的函数关 系，但这种关系不一定是线性关系，少数情况下可能 是非线性的。 当应力和应变很小无限小时，应力与应变之间存在 着一一对应的线性关系。 39 3、胡克定律3、胡克定律 在弹性介质中，应力σσ与应变εε成正比例只有在小应力时成立。 比例因子称为介质的弹性因子或系数。 胡克定律简单表示为σ＝Kεσ＝Kε 在各向同性介质中有两独立的弹性常数，常用拉梅常数λ、μλ、μ 表 示，应力和应变的关系相对简单 其中 一般的胡克定律用张量表示，应力和应变都为二阶张量，因而其 比例因子是一个四阶张量，所以它的关系式较为复杂。 ijij μελσ2Δ zzyyxx εεεΔ ijij μεσ ijijlkij Mεσ 40 波动方程就是用数学方法来描述波的传播。即将波传播这样的物 理问题归结为数学问题。 弹性波的产生是因为有一个力作用到弹性体上，使弹性体发生形 变。 一维弹性体中，应力σx，应变，u是弹性体受力后，体内 某质点在x方向产生的位移，根据胡克定律有 弹性波产生的另一个条件是应变发生后弹性体的质点会产生振 动，并不断将能量向外传播，它满足牛顿第二定律 4、各向同性介质中的波动方程4、各向同性介