地震勘探-应用地球物理概论-课件.pptx

1第一部分第一部分 地震勘探地震勘探定义：定义：以介质介质的弹性差异为基础，观测和研究人工激发人工激发的地震波地震波在介质中的传播特性传播特性，以解决地质问题的一种勘探方法。介质介质人工激发人工激发地震波地震波传播特性传播特性建建立立模模型型波波的的类类型型波波的的特特性性动力学动力学原理原理介质介质的结构的结构和性质和性质运动学原理运动学原理波前的时空关系波前的时空关系解决地质问题解决地质问题两大原理：动力学和运动学原理两大原理：动力学和运动学原理激激发发方方式式地震勘探的两大原理地震勘探的两大原理n波的运动学原理波的运动学原理 以波在介质中传以波在介质中传播的播的空间和时间空间和时间的关系的关系来研究目来研究目标体的标体的几何形态几何形态t1t2xV=2*x/(t2-t1)n波的动力学原理波的动力学原理以波在介质中传以波在介质中传播的播的频率频率/振幅振幅/衰减衰减特性来研究特性来研究目标体的结构性目标体的结构性质质一、地震波的动力学原理一、地震波的动力学原理1、地震地质模型、地震地质模型2、震源的激发方式、震源的激发方式3、地震波的基本类型、地震波的基本类型4、地震波的传播、地震波的传播5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础1、地震地质模型、地震地质模型地震勘探的研究对象：地震勘探的研究对象：对于实际地下介质，其岩石成分、性对于实际地下介质，其岩石成分、性质、空间分布结构十分复杂。作为对自然科学的一种研究质、空间分布结构十分复杂。作为对自然科学的一种研究方法，一般总是从某些物理假设出发，将问题简化、理想方法，一般总是从某些物理假设出发，将问题简化、理想化，使研究问题由简到繁，由易到难，由理想到实际逐步化，使研究问题由简到繁，由易到难，由理想到实际逐步深化。因此，需要建立各种各样的地质模型。深化。因此，需要建立各种各样的地质模型。地震勘探工作一般在沉积岩地区进行。地震勘探工作一般在沉积岩地区进行。沉积岩相对具有岩沉积岩相对具有岩性稳定、横向变化缓慢、成层性好的特点。但由于受长期性稳定、横向变化缓慢、成层性好的特点。但由于受长期地壳运动的影响，使地层出现褶皱、断裂剥蚀及风化等地壳运动的影响，使地层出现褶皱、断裂、剥蚀及风化等复杂地质现象，使问题复杂化。因此，必须根据地质介质复杂地质现象，使问题复杂化。因此，必须根据地质介质的性质、结构、形状等特征，在不同的条件下建立一些相的性质、结构、形状等特征，在不同的条件下建立一些相应的地质模型，使问题得以简化。应的地质模型，使问题得以简化。1）理想弹性和粘弹性介质模型）理想弹性和粘弹性介质模型可归纳为四种可归纳为四种 按固体的力学性质（指在外力作用下的固体形变特征）可按固体的力学性质（指在外力作用下的固体形变特征）可将固体分成将固体分成弹性和塑性弹性和塑性两类。两类。任何一种固体，受外力的作用后其内部质点就会产生相互任何一种固体，受外力的作用后其内部质点就会产生相互位置的变化，使固体的体积大小和形状发生改变（统称位置的变化，使固体的体积大小和形状发生改变（统称形变形变）。）。外力取消后，由于内力作用，使固体恢复到原来的状态，这种特外力取消后，由于内力作用，使固体恢复到原来的状态，这种特性称为性称为弹性弹性；这个物体称为；这个物体称为理想弹性体理想弹性体；反之，固体还处于受外；反之，固体还处于受外力时的状态，称之为力时的状态，称之为理想塑性体理想塑性体；在实际工作中发现，波在实际岩层中传播时，介质对地震在实际工作中发现，波在实际岩层中传播时，介质对地震波有吸收作用，吸收了激发脉冲波的某些频率成份，使其能量损波有吸收作用，吸收了激发脉冲波的某些频率成份，使其能量损耗，因此，岩土固体既有弹性，又表现出象粘性流体那样的粘性，耗，因此，岩土固体既有弹性，又表现出象粘性流体那样的粘性，称这样的介质为称这样的介质为粘弹性介质粘弹性介质。2）各向同性和各向异性介质模型（空间方向）各向同性和各向异性介质模型（空间方向）凡弹性性质与空间方向无关的固体，称为凡弹性性质与空间方向无关的固体，称为各向同性体各向同性体，反之则称为反之则称为各向异性体各向异性体。岩石的弹性性质的方向性取决于：矿物质点的空间方岩石的弹性性质的方向性取决于：矿物质点的空间方向性；矿物质点的排列结构；岩石成份。向性；矿物质点的排列结构；岩石成份。3）均匀介质、层状介质和连续介质模型（空间位置）均匀介质、层状介质和连续介质模型（空间位置）根据速度的空间分布规律，可以把固体介质分为根据速度的空间分布规律，可以把固体介质分为均匀介质均匀介质和和非均匀介质非均匀介质两大类。速度值不随空间坐标而变的介质定义两大类。速度值不随空间坐标而变的介质定义为为均匀介质均匀介质。反之，若速度是空间坐标的函数，则称为。反之，若速度是空间坐标的函数，则称为非均非均匀介质匀介质。在非均匀介质中，介质的性质表现出成层性，即每。在非均匀介质中，介质的性质表现出成层性，即每一层的速度值是不变的，那么这种介质为一层的速度值是不变的，那么这种介质为层状介质层状介质波速是；波速是空间坐标的连续函数，这种介质定义为连续介质。空间坐标的连续函数，这种介质定义为连续介质。V=V(X,Y,Z)V=V(X,Y,Z)4）单向介质和双向介质模型）单向介质和双向介质模型 建立模型时只考虑单一相态的介质称为建立模型时只考虑单一相态的介质称为单向介质单向介质。但是。但是实际上许多岩石往往由两部分组成，一部分是构成岩体的骨实际上许多岩石往往由两部分组成，一部分是构成岩体的骨架，称为架，称为基质基质，另一部分是由各种流体（或气体）充填的，另一部分是由各种流体（或气体）充填的孔孔隙隙。由于波经过岩石基质和流体空隙传播的速度是不一样的，。由于波经过岩石基质和流体空隙传播的速度是不一样的，因此从波传播的角度讲，这种岩石是由两种相态构成的，称因此从波传播的角度讲，这种岩石是由两种相态构成的，称这种岩石为这种岩石为双向介质双向介质。一、地震波的动力学原理一、地震波的动力学原理1、地震地质模型、地震地质模型2、震源的激发方式、震源的激发方式3、地震波的基本类型、地震波的基本类型4、地震波的传播、地震波的传播5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础2、震源的激发方式、震源的激发方式nA、锤击震源锤击震源n 瞬态激发震源锤、可控震源瞬态激发震源锤、可控震源nB、雷管和炸药震源雷管和炸药震源n 大能量，用于较深层工程地震勘探，主要是用于石大能量，用于较深层工程地震勘探，主要是用于石油天然气勘探油天然气勘探nC、地震震源枪地震震源枪n 类似猎枪配专用子弹，射钉枪类似猎枪配专用子弹，射钉枪nD、电火花震源电火花震源n 充电成高压，然后瞬时放电，主要用于水上和井中充电成高压，然后瞬时放电，主要用于水上和井中地震勘探地震勘探nE、超磁致伸缩震源超磁致伸缩震源n 稀土材料的磁致伸缩性能，岳阳奥成科技稀土材料的磁致伸缩性能，岳阳奥成科技射钉枪射钉枪磁致伸缩震源磁致伸缩震源炸药磅锤磅锤可控震源可控震源国产：原国产：原国产：原国产：原BGPBGP特车厂特车厂特车厂特车厂KZ-28KZ-28震动出力震动出力震动出力震动出力284KN284KN进口：进口：进口：进口：IVI,I/O,Sercel(Mertz):IVI,I/O,Sercel(Mertz):震动出力震动出力震动出力震动出力276kn276kn从加拿大引进的从加拿大引进的从加拿大引进的从加拿大引进的ARKTOSARKTOS水陆两栖气枪震源系统水陆两栖气枪震源系统水陆两栖气枪震源系统水陆两栖气枪震源系统BOLT BOLT 长命枪长命枪长命枪长命枪陆地气枪陆地气枪BOLTBOLT公司全球唯一的陆地气枪设备供应商公司全球唯一的陆地气枪设备供应商胜利物探气枪震源系统胜利物探气枪震源系统胜利胜利胜利胜利701701701701 26262626支支支支SleeveSleeveSleeveSleeve枪，气枪枪，气枪枪，气枪枪气枪 总容积总容积总容积总容积1640164016401640立方英寸立方英寸立方英寸立方英寸 工作压力：工作压力：工作压力：工作压力：2000psi2000psi2000psi2000psi 枪阵峰值：枪阵峰值：枪阵峰值：枪阵峰值：85.4barm85.4barm85.4barm85.4barm胜利胜利胜利胜利703703703703 28282828支支支支BOLT-2800BOLT-2800BOLT-2800BOLT-2800枪，气枪枪，气枪枪，气枪枪，气枪 总容积总容积总容积总容积2070207020702070立方英寸立方英寸立方英寸立方英寸 工作压力：工作压力：工作压力：工作压力2000psi2000psi2000psi2000psi 枪阵峰值：枪阵峰值：枪阵峰值：枪阵峰值：85.4barm85.4barm85.4barm85.4barm一、地震波的动力学原理一、地震波的动力学原理1、地震地质模型、地震地质模型2、震源的激发方式、震源的激发方式3、地震波的基本类型、地震波的基本类型4、地震波的传播、地震波的传播5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础3、地震波的基本类型、地震波的基本类型 在外力在外力 的作用下，弹性介质中存在两种独立扰动。胀缩的作用下，弹性介质中存在两种独立扰动。胀缩力力 的扰动对应的扰动对应 ，即介质中产生了体积形变，体积，即介质中产生了体积形变，体积形变的传播形成形变的传播形成纵波纵波纵波纵波；旋转力；旋转力 的扰动对应的扰动对应 ，介质，介质中质点产生了旋转形变（切应变），切应变的传播形成中质点产生了旋转形变（切应变），切应变的传播形成横波横波横波横波。此外，还有沿自由表面传播的此外，还有沿自由表面传播的面波面波。下面讨论各种波的形成及传播特点。下面讨论各种波的形成及传播特点。为考虑问题方便，假设介质为均匀各向同性介质，则其弹为考虑问题方便，假设介质为均匀各向同性介质，则其弹性参数具有球对称性，因此，可用球面坐标系来讨论问题。球性参数具有球对称性，因此，可用球面坐标系来讨论问题。球面坐标系与直角坐标系的关系为：面坐标系与直角坐标系的关系为：1 1 纵波（纵波（P波、胀缩波、疏密波、压缩波）波、胀缩波、疏密波、压缩波）（特点）（特点）（特点）（特点）Longitudinal wave /P-Wave/Primary Wave/Compressional Wave/Dilatational Wave 纵波位移表达式纵波位移表达式 在球面坐标（在球面坐标（r,）系中，纵波的波动方程可表示为：）系中，纵波的波动方程可表示为：针对均匀各向同性介质中的点震源产生的纵波，位移位只是针对均匀各向同性介质中的点震源产生的纵波，位移位只是 r 和和 t的函数，即的函数，即因此，因此，令令 ，便得到著名的，便得到著名的弦方程弦方程（Equation of String）：其通解为：其通解为：达朗贝尔解达朗贝尔解其中其中C1、C2为任意函数。为任意函数。C1代表发散波，而代表发散波，而C2表示会聚波，与实际情况不符，是不表示会聚波，与实际情况不符，是不存在的波，因此：存在的波，因此：C1是一般解，是一个与震源的性质相关的抽象函数。对于是一般解，是一个与震源的性质相关的抽象函数。对于不同类型的震源，有不同的结果。不同类型的震源，有不同的结果。不失一般性，假设震源为点震源，其不失一般性，假设震源为点震源，其震源强度函数震源强度函数 ，则可得出纵波位移表达式：则可得出纵波位移表达式：式中：式中：；为单位向量；为单位向量；为位移的位函数为位移的位函数；为纵波传播速度。为纵波传播速度。(2)(2)质点位移方向与质点位移方向与 的方向一致，即的方向一致，即质点振动方向与波的传质点振动方向与波的传播方向一致播方向一致。因此，纵波又称为。因此，纵波又称为线性极化波线性极化波(Linearly Polarized Wave)。由于。由于 有正有负，因此在纵波扰动带内将会有正有负，因此在纵波扰动带内将会间隔出现膨胀带和压缩带，所以又称为间隔出现膨胀带和压缩带，所以又称为疏密波疏密波或或压缩波压缩波；(3)(3)纵波的纵波的传播速度传播速度：(4)(4)当当 一定时，质点位移取定于离震源的距离、震源强度一定时，质点位移取定于离震源的距离震源强度函数函数 及其变化率及其变化率 ；(5)(5)振动强度随传播距离增大而减小，这一现象称振动强度随传播距离增大而减小，这一现象称球面扩散球面扩散。(Spherical Divergence/Spherical Spreading)2 2 横波（剪切波、横波（剪切波、S波，包括波，包括SH和和SV波）波）（特点）（特点）（特点）（特点）Transverse Wave/Shear Wave/S-WaveTransverse Wave/Shear Wave/S-Wave 横波位移表达式横波位移表达式 同样地，假设震源为点震源，其同样地，假设震源为点震源，其震源强度函数震源强度函数为为 ，则可则可得出球坐标系下得横波位移表达式：得出球坐标系下得横波位移表达式：(2)(2)横波在传播方向上的质点位移，而在垂直于传播方横波在传播方向上的质点位移，而在垂直于传播方向的向的和和方向上具有位移，说明横波方向上具有位移，说明横波质点振动方质点振动方向与传播方向正交向与传播方向正交。横波也是。横波也是线性极化波线性极化波。振动方向为水。振动方向为水平时称平时称SH波，振动方向为垂直时称波，振动方向为垂直时称SV波。波。SH-Wave SH-Wave(Horizontally Polarized Shear WaveHorizontally Polarized Shear Wave)SV-Wave SV-Wave(Vertically Polarized Shear WaveVertically Polarized Shear Wave)(3)(3)横波的横波的传播速度传播速度：(4)(4)振动强度决定于旋转激发力的强度。振动强度决定于旋转激发力的强度。(5)(5)横波同样具有横波同样具有球面扩散特征球面扩散特征。(6)(6)在在液体和气体液体和气体中，由于中，由于，所以，所以不存在横波不存在横波。(7)(7)根据可以求泊松比根据可以求泊松比：由此可见，的取值范围为。一般岩石可看作由此可见，的取值范围为。一般岩石可看作泊泊松固体松固体，即，此时，可见横波速度，即，此时，可见横波速度纵波速度，即纵波速度，即横波传播得比纵波慢横波传播得比纵波慢一些，一些，这就是为什么这就是为什么当地震发生后，往往会感觉到两次强烈震动的原因。当地震发生后，往往会感觉到两次强烈震动的原因。(8)(8)只要测出只要测出，便可计算其它弹性模量值：，便可计算其它弹性模量值：用这种方法测得的弹性摸量称为用这种方法测得的弹性摸量称为动态弹性模量动态弹性模量，而实，而实验室内通过土工实验测得的则称为验室内通过土工实验测得的则称为静态弹性模量静态弹性模量。Dynamic StaticDynamic Static3 3 面波面波 Surface WaveSurface Wave（Rayleigh波、波、Love波）波）（特点）（特点）（特点）（特点）除体波外，还有另一类波，从能量上讲，它们只分布在弹除体波外，还有另一类波，从能量上讲，它们只分布在弹性分界面附近，因此，统称为面波，如性分界面附近，因此，统称为面波，如Rayleigh波和波和Love波。波。瑞雷波（瑞雷波（Rayleigh波，又称地滚波波，又称地滚波Ground Roll）一种在自由表面（空气与地球表面形成的弹性分界面）附一种在自由表面（空气与地球表面形成的弹性分界面）附近大约一个波长范围内传播的波。由英国学者近大约一个波长范围内传播的波。由英国学者Rayleigh于于1887年在理论上首先证明出来而得名。具有以下特点：年在理论上首先证明出来而得名。具有以下特点：质点振动轨迹沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动，即质点振动轨迹沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动，即沿沿逆时针方向的椭圆轨迹运动逆时针方向的椭圆轨迹运动，因此它是，因此它是椭圆极化波椭圆极化波；Free SurfaceThe Direction of PropagationElliptically Polarized Wave 这种椭圆轨迹是由相位相差的两个相互垂直的振动分量这种椭圆轨迹是由相位相差的两个相互垂直的振动分量合成而得；合成而得；(3)(3)振动振动能量沿垂直方向衰减快能量沿垂直方向衰减快，而沿水平方向（近似于传播方，而沿水平方向（近似于传播方向）衰减慢。因此只在地表附近一个波长范围内传播。由向）衰减慢。因此只在地表附近一个波长范围内传播。由于于体波球面扩散体波球面扩散时，而时，而Rayleigh波波，所以，在，所以，在远离震源时，面波能量往往强于体波能量，这就是称之为远离震源时，面波能量往往强于体波能量，这就是称之为地滚波地滚波的由来的由来(又称扫帚波又称扫帚波)；(4)(4)传播速度传播速度：由：由Rayleigh方程方程 求解该方程得：求解该方程得：例如：例如：0.250.330.400.50 0.92 0.933 0.943 0.956 一般土的泊松比一般土的泊松比 ，因此，可以近似看作，因此，可以近似看作 ，即可通过计算面波速度即可通过计算面波速度 而近似获得横波速度而近似获得横波速度 。在非均匀表层介质中存在在非均匀表层介质中存在频散现象频散现象(The Phenomenon of Frequency Dispersion)，即波速，即波速 是频率的函数是频率的函数 。利用这一特征。利用这一特征可从事工程勘察，即面波勘探。可从事工程勘察，即面波勘探。勒夫波（勒夫波（Love波）波）是一种类似于是一种类似于SH型的面波，质点在水平方向振动并垂直于型的面波，质点在水平方向振动并垂直于波的传播方向，属波的传播方向，属线性极化波线性极化波；存在于表层内部和下层的界面；存在于表层内部和下层的界面附近，其附近，其形成条件形成条件是：是：上部地层上部地层 下部地层下部地层 这种波的这种波的能量往往比较弱能量往往比较弱（尤其当用垂直检波器检测时），（尤其当用垂直检波器检测时），因此很少讨论。与之相反，因此很少讨论。与之相反，Rayleigh波的振动椭圆轨迹的长轴波的振动椭圆轨迹的长轴在垂直方向，所以，垂直检波器很容易检测到它的存在。在垂直方向，所以，垂直检波器很容易检测到它的存在。有效波有效波工作时用来解决测区地质任务的波；工作时用来解决测区地质任务的波；干扰波干扰波有碍于提取并识别有效波的其它波。有碍于提取并识别有效波的其它波。有效波与干扰波的概念是有效波与干扰波的概念是相对相对的。的。但有些干扰波（如随机干扰、工业电干扰等）但有些干扰波（如随机干扰、工业电干扰等）绝对绝对属于干属于干扰波，是必须去除或压制的扰波，是必须去除或压制的，从而发展了很多相应的数字，从而发展了很多相应的数字处理技术去压制它们。处理技术去压制它们。信噪比信噪比(S/N)(S/N)定义为：有效信号强度定义为：有效信号强度/干扰信号强度。干扰信号强度。4 4 有效波与干扰波有效波与干扰波Significant Wave&Interference/NoiseSignal to Noise Ratio一、地震波的动力学原理一、地震波的动力学原理1、地震地质模型、地震地质模型2、震源的激发方式、震源的激发方式3、地震波的基本类型、地震波的基本类型4、地震波的传播、地震波的传播5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础4、地震波的传播、地震波的传播1 1 1 1）波前与波前原理波前与波前原理波前与波前原理波前与波前原理 从点震源激发的零时刻开始，地震波由近及远向外传播。从点震源激发的零时刻开始，地震波由近及远向外传播。对于某个固定时刻，介质中质点的振动将形成三个区域：对于某个固定时刻，介质中质点的振动将形成三个区域：振动振动结束区域结束区域、扰动区域扰动区域、振动未到区域振动未到区域。以均匀各向同性介质中的以均匀各向同性介质中的点震源为例，其球面波传点震源为例，其球面波传播示意图为：播示意图为：Wave front波前面（波前）波前面（波前）某一时刻，介质中某一时刻，介质中刚刚开始振动刚刚开始振动的质点的质点所连成的面。所连成的面。波尾面（波尾）波尾面（波尾）某一时刻，介质中某一时刻，介质中刚刚停止振动刚刚停止振动的质点的质点所连成的面。所连成的面。振动带振动带波前与波尾之间的介质区域。此时，其中所有质波前与波尾之间的介质区域。此时，其中所有质点点正处于振动状态正处于振动状态。等相位面等相位面某一时刻，具有相同相位状态的质点所连成的某一时刻，具有相同相位状态的质点所连成的面。显然，波前面和波尾面都是特殊的等相位面。面。显然，波前面和波尾面都是特殊的等相位面。平面波平面波随着球面波前的进一步扩大，当扩大到非常大时，随着球面波前的进一步扩大，当扩大到非常大时，可以把球面上的局部近似看成平面。这就是到以后可将远离可以把球面上的局部近似看成平面。这就是到以后可将远离点震源的波作为点震源的波作为平面波平面波来研究的原因。来研究的原因。Wave frontWave tailVibration ZoneIsophase/Equiphase/Constant PhasePlane Wave惠更斯原理（波前原理）惠更斯原理（波前原理）在弹性介质中，已知在弹性介质中，已知 时刻的波时刻的波前，求前，求 时刻的波前时，可将原时刻的波前时，可将原 时刻的波前面上的每个时刻的波前面上的每个质点看作新的震源，新震源以质点看作新的震源新震源以 传播形成一系列圆圈，所传播形成一系列圆圈，所有这些圆圈的包络就是有这些圆圈的包络就是 时刻新的波前的位置。时刻新的波前的位置。惠更斯原理同时适用于均匀和惠更斯原理同时适用于均匀和非均匀介质。尽管如此，但在作图非均匀介质。尽管如此，但在作图时应注意：对于均匀介质，所有子时应注意：对于均匀介质，所有子圆的大小都相同；而对于非均匀介圆的大小都相同；而对于非均匀介质，由于波前面上各质点处的速度质，由于波前面上各质点处的速度不一样，所以，各子圆的大小也将不一样，所以，各子圆的大小也将发生变化。发生变化。Christiaan Huygens,1629 1695,1678 2 2 2 2）射线与射线原理射线与射线原理射线与射线原理射线与射线原理射线射线是用来表示波的传播路径与方向的几何线。是用来表示波的传播路径与方向的几何线。射线原理（费马原理）射线原理（费马原理）波动总是沿传播时间最小的路径传波动总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线。也就是说，波动沿射线路径传播比沿播，这些路径就是射线。也就是说，波动沿射线路径传播比沿其它路径传播所需的时间要小，因此，射线原理也称为其它路径传播所需的时间要小，因此，射线原理也称为最小时最小时间原理间原理。射线肯定是垂直波前面的射线肯定是垂直波前面的。均匀介质中，射线为直线；均匀层状介质中，射线满足斯均匀介质中，射线为直线；均匀层状介质中，射线满足斯奈尔定律（以后讲），即波沿满足斯奈尔定律的路径传播时所奈尔定律（以后讲），即波沿满足斯奈尔定律的路径传播时所用时间最小。同时，折射波的存在也有力地说明了费马原理。用时间最小。同时，折射波的存在也有力地说明了费马原理。P.de Fermat,16011665,1657 Ray Least Time Principle 3 3 3 3）视速度与视速度定理视速度与视速度定理视速度与视速度定理视速度与视速度定理 地震波是沿射线路径传播的，因此，要想获得地震波的真地震波是沿射线路径传播的，因此，要想获得地震波的真实速度，就必须沿射线路径观测。然而，实际工作中，人们只实速度，就必须沿射线路径观测然而，实际工作中，人们只能沿测线（往往布置在地面）观测，所以，所观测（或感受）能沿测线（往往布置在地面）观测，所以，所观测（或感受）到的速度不是真速度，而是视速度。到的速度不是真速度，而是视速度。真速度真速度V 沿射线方向估计出的波的传播速度。沿射线方向估计出的波的传播速度。出射角出射角 射线与地面法线之间的夹角。射线与地面法线之间的夹角。视速度视速度 由于观测方向偏离射线方向，此时，由观测由于观测方向偏离射线方向，此时，由观测数据估计出的波的传播速度将不等于真速度，而称为视速度。数据估计出的波的传播速度将不等于真速度，而称为视速度。Apparent Velocity TheoremIncident AngleEmergence Angle 视速度定理：视速度定理：表明视速度与真速度之间关系的表达式。表明视速度与真速度之间关系的表达式。视速度不仅与客观因素（介质的波速）有关，而且与主视速度不仅与客观因素（介质的波速）有关，而且与主观因素（测线位置）有关。如果沿波前面观测，视速度将趋观因素（测线位置）有关。如果沿波前面观测，视速度将趋于于，即，即 。4 4）地震波的反射、透射与折射）地震波的反射、透射与折射）地震波的反射、透射与折射）地震波的反射、透射与折射 在弹性分界面处，产生反射、透射和折射是波动的在弹性分界面处，产生反射、透射和折射是波动的在弹性分界面处，产生反射、透射和折射是波动的在弹性分界面处，产生反射、透射和折射是波动的共性共性共性共性。下。下。下。下面讨论地震波在什么条件下才会发生面讨论地震波在什么条件下才会发生面讨论地震波在什么条件下才会发生面讨论地震波在什么条件下才会发生反射反射反射反射、透射透射透射透射及及及及折射折射折射折射。斯奈尔定律（斯奈尔定律（斯奈尔定律（斯奈尔定律（SnellSnell s Laws Law）Snell定律的描述定律的描述：入射线、反射线、透射线在同一平面内（即入射线、反射线、透射线在同一平面内（即射线平面射线平面）；）；入射角入射角=反射角反射角 透射角透射角取决于入射角和界面上、下介质的波速比值，取决于入射角和界面上、下介质的波速比值，即：即：一、地震波的动力学原理一、地震波的动力学原理1、地震地质模型、地震地质模型2、震源的激发方式、震源的激发方式3、地震波的基本类型、地震波的基本类型4、地震波的传播、地震波的传播5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础影响地震勘探地质效果的三个因素影响地震勘探地质效果的三个因素影响地震勘探地质效果的三个因素影响地震勘探地质效果的三个因素:测区地表及地下地质情况。尤其是勘探对象与围岩的测区地表及地下地质情况。尤其是勘探对象与围岩的测区地表及地下地质情况。尤其是勘探对象与围岩的测区地表及地下地质情况。尤其是勘探对象与围岩的弹性弹性弹性弹性差异差异差异差异是否明显；是否明显；是否明显；是否明显；所选用的所选用的所选用的所选用的方法方法方法方法、技术技术技术技术是否正确是否正确是否正确是否正确；仪器设备仪器设备仪器设备仪器设备与与与与施工质量施工质量施工质量施工质量（包括野外数据采集、资料处理方法、（包括野外数据采集、资料处理方法、（包括野外数据采集、资料处理方法、（包括野外数据采集、资料处理方法、流程以及解释水平的高低）流程以及解释水平的高低）流程以及解释水平的高低）流程以及解释水平的高低）。其中，弹性差异因素是其中，弹性差异因素是其中，弹性差异因素是其中，弹性差异因素是前提条件前提条件前提条件前提条件，而波速则可以反，而波速则可以反，而波速则可以反，而波速则可以反映地下介质的弹性，所以，首先需要了解影响岩、土波映地下介质的弹性，所以，首先需要了解影响岩、土波映地下介质的弹性，所以，首先需要了解影响岩、土波映地下介质的弹性，所以，首先需要了解影响岩、土波速的因素。速的因素。速的因素。速的因素。5、地震勘探的地质基础、地震勘探的地质基础一、影响岩、土波速的因素一、影响岩、土波速的因素一、影响岩、土波速的因素一、影响岩、土波速的因素1)1)1)1)岩性岩性岩性岩性 不同岩性的地层常表现出不同的波速。因此，波速可将地不同岩性的地层常表现出不同的波速。因此，波速可将地质模型与物理模型联系起来。一般地，质模型与物理模型联系起来。一般地，A.A.变质岩变质岩、花岗岩花岗岩、玄武岩玄武岩的波速较大；的波速较大；B.B.沉积岩沉积岩波速变化范围大。如波速变化范围大。如石灰岩石灰岩、大理岩大理岩(统称为碳酸岩统称为碳酸岩)的波速大，而的波速大，而泥质岩泥质岩及未成岩的及未成岩的第四纪地层第四纪地层的波速相对小。的波速相对小。因各种岩性的波速存在一定差异，所以，结合钻探标定，因各种岩性的波速存在一定差异，所以，结合钻探标定，可以可以利用测得的地震波速来区分岩性。岩石名称岩石名称Vp(km/s)岩、土名称岩、土名称Vp(km/s)变质岩变质岩3.4-6.53.4-6.5页岩页岩2.5-4.82.5-4.8花岗岩花岗岩4.5-6.54.5-6.5泥岩泥岩1.6-281.6-2.8玄武岩玄武岩4.5-8.04.5-8.0干砂、砂砾干砂、砂砾0.2-0.80.2-0.8沉积岩沉积岩1.6-6.01.6-6.0砂质粘土砂质粘土0.3-0.50.3-0.5石灰岩石灰岩2.5-6.12.5-6.1湿砂湿砂0.6-0.80.6-0.8砂岩砂岩2.1-4.52.1-4.5水下砂砾层水下砂砾层1.45-2.41.45-2.4 表表1.21.2 部分岩、土的纵波波速部分岩、土的纵波波速2)2)2)2)孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物 孔隙度孔隙总体积占整个孔隙总体积占整个体积的百分数。一般致密岩体积的百分数。一般致密岩石的孔隙度小，松散岩石的石的孔隙度小，松散岩石的孔隙度大。孔隙度大。孔隙中一般的孔隙中一般的充填物有：气有：气体、液体、淤泥、杂质等。体、液体、淤泥、杂质等。地震波在岩石中传播时，是在这种地震波在岩石中传播时，是在这种双向介质双向介质中传播的，中传播的，其速度是其其速度是其体积加权平均体积加权平均后的结果。后的结果。设设 、分别表示骨架和充填物的波速，分别表示骨架和充填物的波速，为孔隙度，则测为孔隙度，则测得的波速应为得的波速应为 。平均时间方程平均时间方程 同样地，密度同样地，密度 。由于由于 ，所以，所以，随着孔隙度的增大，测得的波速将下随着孔隙度的增大，测得的波速将下降。充填物不同，使得降。充填物不同，使得 不同，所以测得的波速不同，所以测得的波速 也不同也不同。另：一般来讲，另：一般来讲，与与 基本呈正比例关系基本呈正比例关系 。也就是。也就是说，若岩石的密度说，若岩石的密度 增大，则速度增大，则速度 也将相应地增大。经验公也将相应地增大。经验公式（式（Gardner,伽纳公式）：伽纳公式）：，其中，其中 ，的单位为的单位为km/s。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 石骨架和充填介质中波传播所用时间的总和。石骨架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压并且流体压力与岩石压力相等的情况。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。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3)3)3)3)风化、破碎程度风化、破碎程度风化、破碎程度风化、破碎程度 风化使岩体风化使岩体矿物变异矿物变异，原生结构遭到破坏原生结构遭到破坏。一般风化和破碎。一般风化和破碎将导致速度降低。将导致速度降低。表表表表1.3 1.3 1.3 1.3 长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速风化带风化带全风化全风化强风化强风化弱风化弱风化上带上带弱风化弱风化下带下带微风化与微风化与新鲜岩体新鲜岩体波速波速Vp(km/s)0.5-1.50.5-1.5 1.5-3.01.5-3.02.5-5.02.5-5.04.5-5.54.5-5.55.0-5.855.0-5.854)4)4)4)其它因素其它因素其它因素其它因素 影响地震波速度的因素很多，影响地震波速度的因素很多，是综合影响。这其中还有：是综合影响。这其中还有：地质年代；地质年代；埋深；埋深；静压力等。静压力等。埋深使静压力增大，从而使得埋深使静压力增大，从而使得岩石的压实程度提高，波速增大。岩石的压实程度提高，波速增大。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深度的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。增加而增大。因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力和时间越长，因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力和时间越长，强度越大。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，速度随深度的增加就不速度随深度的增加就不明显了，速度随深度增明显了，速度随深度增大的垂直梯度浅部大于大的垂直梯度浅部大于深部。深部。二、地震波的运动学原理二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类、地震勘探方法的分类2、理论时距曲线、理论时距曲线1、地震勘探方法的分类、地震勘探方法的分类Earthquake Seismic莫霍面，地壳结构莫霍面，地壳结构工程地质工程地质资源勘察资源勘察反射波法：不受速度场限制；主要应用于中、深不受速度场限制；主要应用于中、深层；分辨能力高。层；分辨能力高。信息量非常丰富，主要用于沉积岩地区信息量非常丰富，主要用于沉积岩地区折射波法：条件是下部地层波速大于上部地层波条件是下部地层波速大于上部地层波速；主要用于表层。速；主要用于表层。信息量欠缺，但可提供分层速度信息量欠缺，但可提供分层速度面波法：条件是自由表面附近介质非均匀；主要条件是自由表面附近介质非均匀；主要用于表层分层及计算表层介质的横波速度、荷载用于表层分层及计算表层介质的横波速度、荷载强度；分辨能力较强。强度；分辨能力较强。透射波法：内部洞察，优点多多，能力最高，工内部洞察，优点多多，能力最高，工艺复杂，实现困难。艺复杂，实现困难。利用的是透射波利用的是透射波地震记录的形式（以反射观测系统为例）地震记录的形式（以反射观测系统为例）二、地震波的运动学原理二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类、地震勘探方法的分类2、理论时距曲线、理论时距曲线1、理论时距曲线理论时距曲线几个重要概念：几个重要概念：初至波初至波 初至（时刻）初至（时刻）续至波续至波 地震记录地震记录 X（检波器安装相对位移）初至波续至波初至（时刻）T（时间）12345678排列排列1）直达波的理论时距曲线）直达波的理论时距曲线 直达波包括：纵波，横波，空气声波、面波直达波包括：纵波，横波，空气声波、面波 一条直线表明地表均匀；否则，有跳变一种检测方法 （如近地表下面隐伏裂缝）TXT系统延时直达波2）折射波理论时距曲线）折射波理论时距曲线（1）水平界面的时距曲线）水平界面的时距曲线 两层介质：两层介质：当V2为无穷大时，折射波t0等于反射波的t0XKAGEROiBFt0 xxCCMDhi直达波折射波三层介质：三层介质：多层介质：多层介质：上行波下行波地面介质一介质二（2倾斜界面时距曲线）倾斜界面时距曲线出现了上倾时距曲线方程和下倾时距曲线方程出现了上倾时距曲线方程和下倾时距曲线方程正是利用相遇时距曲线正是利用相遇时距曲线“差异差异”，解释地层性状。，解释地层性状。ih1h2*零视速度和负视速度现象零视速度和负视速度现象*“互换时互换时”概念概念互换时互换时3）反射波时距曲线）反射波时距曲线（1）水平界面的反射波时距曲线）水平界面的反射波时距曲线双曲线方程：绘图说明，加深印象！（2）倾斜界面时距曲线）倾斜界面时距曲线O地面求解时距曲线上极小点坐标TXO倾斜界面hV1源虚源（3）多层界面时距曲线）多层界面时距曲线Vi,hiV2,h2V1,h1TXO1）以斯奈尔