第01章-地震波的动力学.ppt

Click to edit Master title style,Click to edit Master text styles,Second level,Third level,Fourth level,Fifth level,*,China University Of,Geosciences,Beijing,Click to edit Master title style,Click to edit Master text styles,Second level,Third level,Fourth level,Fifth level,*,第一章地震波的动力学,中国地质大学工程技术学院,一、前言,人工激发的地震波随着时间增加向地下岩层中传播，地震波传播的动态特征,（,或,地震波,场特征,）,反映在两方面：,地震波,的运动学特征,指,地震,波传播,的时间与空间的,关,系,(,如反射、折射、传播速度、旅行时间等,),地震波,的动力学特征,指,地震,波传播,过程,中,的能量,(,如强度、,振幅、,波形、反射系数、,频率,、,相位,等,的,变化,规律,),地震勘探的基本任务是研究地震波场特征,，从而,指导找油找矿和解决其它地质问题,。,本章重点讨论地震波场的动力学特征。,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,一、理想化的原因,地震勘探主要在沉积岩中进行。,与火成岩和变质岩相比，沉积岩具有沉积稳定、横向变化小，成层性好等特点。,各种构造运动使地下地质结构复杂化，,因此科学研究和实际生产中,需要从实际介质出发，在不同的条件下，建立不同的地震地质模型，使问题得到简化。,二、地震地质模型类型,等效介质模型,各向异性介质模型,黏弹性介质模型,多孔介质或双相介质模型,均匀介质、层状介质和连续介质模型,1,、等效介质模型,最简单处理方法：一般,情况,下，假设,地下介质为,弹性、均匀,和各向同性的,介质,-,可用两个弹性常数描述其特性,。,现实问题：不,均匀、非各向同性、非弹性、多孔隙、多相态的。,等效介质模型：实际,中常用,等效的均匀介质代替实际介质，其,弹性常数用平均值或者从,其它参数导出,的等效值表示,。,为了改善,计算效果，特别是为了计算衰减，有时在波动方程中引入附加,项。经常,考虑三类主要介质：各向异性介质、黏弹性介质、多孔介质等三种地震地质模型。,几种沉积岩速度各向异性值表（据实用勘探技术,P6,）,岩石,各向异性系数,V,/V,说明,砂岩、砂,盐,灰岩,硬石膏,片岩,1.00,1.00-1.05,1.08-1.30,1.15-1.20,1.20-1.50,沉积岩中速度各向异性不大。,V,V,3,、理想弹性介质和黏弹性介质模型,理想弹性介质,固体,具有,弹性,：,受外力作用后，,其,大小,和形状发生,变化,；,外力,取消后,，恢复,到原来的,状态。,（,1,）理想弹性体,外力取消后能完全复原的物体,。,（,2,）理想塑性体,外力取消后,，,物,体,保持其受力时的形态,。,（,3,）瞬时,作用力,、,小,变形假设,一般,物体在外力作用下，有弹性的一面，又有塑性的一面。如果作用力很小，作用时间很短，在外力去掉后，一般物体都能复原即,在瞬时,作用力,、,小,变形的条件下，大部分物体都能被近似成弹性体,。,地震地质模型类型,（,4,）地震勘探满足瞬时作用力,、,小变形假设，地下岩层可近似成弹性体。,爆炸点附近是破碎带，然后是塑性带，大约几百米以外是弹性带，在弹性带内形成弹性波。这是因为远离震源处岩石受的作用力非常小（位移小于,1,m,），且作用时间短（小于,100ms,），所以远离震源的岩石可以看作弹性体。,地震地质模型类型,（,5,）把岩层看作弹性体的重要用途,弹性力学,、,光学的基本理论可以直接引用到地震勘探中来,。,地震地质模型类型,黏弹性介质模型,（,1,）介质,的吸收作用,自然界,中的介质多是非完全弹性。,波传播的振幅为时间的函数，且随时间推移而减小,。,原因是部分,振动能量不可逆地转换为热能而耗散,掉，,表现,为振幅的衰减。,（,a,）,从,力学观点看,，这意味着应力和应变不再是常数关系（虎克定律），弹性模量是时间的函数，介质具有记忆力。,（,b,）,从,波传播的观点看,，这一方面导致波的衰减，另一方面导致传播速度的,频散（,即,速度与频率,有关,），,这是黏弹性介质的重要特征。,（,2,）黏弹性,体,一般,认为,，,岩石,既,有弹性,，,又,表现出象流体那样的粘滞性,。,地震波随传播距离的增加振幅会下降，说明岩层对波有吸收。吸收的机制目前不十分清楚。,（,3,）黏弹性,体比理想弹性体更接近于实际,介质。,4,、单相介质和双相介质模型,单相,介质,只,考虑单一相态，如砂岩、页岩。,双相介质,介质,由多孔骨架和孔隙中流体构成，如砂岩含气。,1956,年,Biot,发展了把流体和固体分开的孔隙弹性理论。,1980,年,Plona,在实验室试验证实了该理论。,当,波通过介质时，在固体和流体的分界面有特殊运动,流体相对于固体产生位移,。,多相介质,考虑,多种相态，如砂夹泥又含气。,5,、均匀介质、层状介质和连续介质模型,均匀介质,波,速,与空间坐标无关，与方向无关，即,V(x,y,z)=C,。,最,简单，与实际情况相差较远，但可用均方根速度、平均速度把介质简化成均匀介质。,非均匀介质,波速,是空间坐标的函数，即,V=V(x,，,y,，,z),。这使问题研究复杂化，要进行简化,。,常见的模型有层状介质,、,连续介质、线性介质,等,。,非均匀介质,（,1,）层状介质,波速在横向上没变化，只在纵向上变化且成层分布。,这种介质比较符合沉积岩的情况，沉积岩的成层性决定了速度的成层性。,地震地质模型类型非均匀介质,（,2,）连续介质,波速在横向上没变化，只随纵坐标变化，即,V=V,（,Z,）,或,非均匀介质,（,3,）线性介质,波速在横向上没变化，只随纵坐标变化，波速是深度的一次函数，即,V=V,0,（,1+,Z,）,。,例如：,华北地区,:V,0,=1810m/s,=0.00026/m,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1.2,振动与波的一般概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,1,、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、周期来描述。,（,1,）振幅（,A,）,质点离开平衡点的距离,(,位移,),（,2,）频率（,f,）,每秒钟内振动的次数称频率,（,3,）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,2,、波动,波动,：,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运动,。,介质,内某质点的振动，,通过质点,的,相互作用并传递给相邻质点，引起其振动,。,如此,传递下去就形成了波动,。因此，振动,是波动的,源。,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,。,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,。,波振幅（,A,）：质点,离开平衡点的距离,(,位移,),；,波长（,）：在,单频波中两个相邻周期,(T),上各相似,点（波峰、波谷）的距离,频率（,f,）：每,秒钟内波振动的次数。,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=,f=,/,T,或,=,V/f,波动的描述参数,振动图,波剖面图,必须强调，,质点振动,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。,3,、简谐波（正弦波）,波随时间的,变化最,简单的形式是简谐波,(,正弦波,),：,U(,x,)=,Asin(,x,+,),其中：,A-,振幅，,=2f,为圆频率，,-,初相位。,简谐波,为单频波，是一种,理想振动形式，,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,，分析工具是,付立叶,(,频谱,),分析。,4,、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，采用付立叶分析方法,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,1,、地震波,地震波是由一个震源激发，在地层中传播，频率较低,(,与天然地震的频率相近,),的波动。具有一般波动的一切动力学特征。,地震波只是质点振动能量的传播，质点本身仅在其附近位置振动。,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。,波源（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,为震源点。地震波从波源,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,。,地震子波,由震源激发，经地下传播并在地面或井中接收到,的有,一定延续时间的脉冲振动，称为地震子波。它有两个基本特征：,（,1,）有确定起始时间,；,（,2,）能量有限，在很短时间内衰减消失,。,地震子波,基本属性是,振动的,非周期,性,。,不能用周期振动的振幅、频率、相位来描述,，,而要用,振幅谱、相位谱,来,描述,，工具是付立叶变换,。,2,、地震波的频谱,付立叶变换,根据,付立叶变换理论，任何一个非周期的脉冲振动,g(t),都可以用付立叶积分写成如下形式：,正变换,：,反变换：,物理意义,正,变换：,已知一个非周期脉冲,g(t),的形状，可用付氐正变换求出其频谱,G(f),，也就是,知道,该脉冲,g(t),包括哪些频率成份的谐波（频谱、振幅谱，相位谱）,反,变换：,任何一个非周期振动,g(t),，,可以用,无限,多,个,不同,频率,、,不同振幅,的,简谐,振动,之和,构成,。,振幅谱与相位谱,通过付立,叶变换，将地震波以,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。,振幅谱是各简谐振动分量的振幅。通常以,频率为横坐标,、以复变谱,G(f),的模即振幅谱为,纵坐标绘出,的,图形,来表示（,计算公式为,P17,，式,1,-,59,）；,相位谱是各简谐振动分量,的初相位。通常以,频率为横坐标、以复变谱,G(f),的幅角即相位谱为,纵坐标绘出,的图形来表示,。,（,计算公式为,P17,，式,1,-,60,）,。,3,、实际地震波的频谱特征,一般 一次波主频在20-80,Hz,硬地层,频率高,软地层,频率低,频谱范围与激发条件有关,适当地选择激发岩性和激发药量，可使激发出的地震波频谱符合要求。,胜利实测结果,：,反射波的主频随,t,0,的增加而减小。,（,3,）同一类型的波随传播距离增加主频下降,胜利实测结果,：,反射波主频随,t,0,的增加而减小。,4,、地震波传播的形象表征,（,1,）波的振动图,在某固定位置观察质点位移随时间的变化时，可以用,横坐标为时间,t,，纵坐标为质点位移,u,的一条振动曲线来反映。该振动曲线也称为波的振动图。,注意一条振动曲线只反映一个点的振动。不同质点的振动曲线不一定相同。,两个不同点的振动图,(,时间表示,),（,2,）波剖面图,如果在某一固定时刻观察各质点位移状态，常采用横坐标为质点距离震源的距离,x,，纵坐标仍为质点位移,u,的曲线来表示，该振动曲线称为波剖面图。,波剖面图可反映某一时刻各质点振动位置及相对关系。,两个不同时刻的波剖面图,(,位置表示,),（,3,）地震波的特征参数,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术语来描述。,由于地震波是一种复杂的非周期性波动，所以其动力学参数应有别于描述周期振动的振幅、频率、相位等参数。虽然也沿用这些术语，但除振幅和相位定义相同外，其余均冠以“主”字，例如主波长、主频率和主周期来表征地震波。,由于非周期振动是许多周期振动叠合而成，最好用振幅谱、相位谱来描述。,描述地震波的特征参数及定义,地震波振动图中，极值（正或负）称为,波的相位,；极值大小称为,波的振幅,；相邻极值之间的时间间隔称为,主周期,或者,视周期,；主周期的倒数称为,主频率图上振动起始时间与终止时间之间的时间长度即为,波的延续时间,。,地震波波剖面图中，具有极大正位移的点称为,波峰,；极大负位移的点称为,波谷,。两相邻波峰（或波谷）之间的距离称为,主波长或视波长,。主波长的倒数称为,主波数,。,（,4,）波阵面（波前、波后）,波阵面,波从震源出发向四周传播，在某一时刻，把波到达时刻各质点连接而成的面，简称波面。,波前,刚开始振动的质点与尚未振动的质点间的分界面，即刚要开始扰动的那一时刻的波阵面。,波后（波尾）,即将停止振动的质点与已经停止振动的质点间的分界面。,波前或波后是用面表示的，不是曲线。,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,波前垂直,。,平面波与球面波,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,-,-,波前是平面,(,无曲率,),，象是一种在极远的震源产生的。,球面波,-,-,由点源产生的波，向四周传播，波前是球面。,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：,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地推进。不指明哪一个时刻来谈论波前和波后没有明确意义。,（,5,）波线（射线）,射线,是用来描述波的传播,路径的,一种,表示方法,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也叫波线。,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,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,。,5,、地震波的干涉,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；另外还存在各种干扰波，对干扰波的识别和消除是地震勘探中的另一个重要任务。,6,、地震波传播的基本原理,（,1,）费马原理,(Fermats principle),波在各种介质中的传播路线，满足所用时间为最短的条件,(,旅行时为极小,),。如果传播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,（,2,）惠更斯,(huygens),原理,在前进的波前上每一点都可以看作一个二次的震源，且后一时刻的波前面就是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。,作图时应掌握几点：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，不能给出振幅大小,惠更斯原理的应用,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,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：研究外力和弹性体内应力与应变的关系。,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，需满足一定的能量分配关系。求解波动方程时，考虑不同的边界条件（弹性分界面），可得到不同的解。,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,-,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（正应力），位于面积上的力称切应力。,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。,3,、虎克定律应力和应变的关系,在弹性介质中，应力,与应变,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：,K,各向同性介质,中有两独立的,弹性常数（,和,）,，,应力和应变的关系相对简单（,P89,，式,1-18,和,1-20,）,：,ii,=+2,ii,ij,=2,ij,其中,=,xx,+,yy,+,zz,为体变系数或膨胀系数,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,（,P9,，式,1,-,23,）,。,3,、各向同性介质中的波动方程,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。,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。,由此可导出均匀各向同性弹性介质中的波动方程标准的地震波动方程：,其中,、是拉梅常数，,是密度,标准的地震波动方程：,其中,、是拉梅常数，,是密度,是位移向量,是拉普拉斯算子,是体变系数,是体变系数的梯度,当,外力是胀缩力、无剪切力，介质中各小部分只有体积的胀缩，而没有转动，,即只产生,固体、气体、液体的体积大小变化，介质中就只有纵波而没有横波。,纵波的波动方程,纵波,波动方程为：,当,外力是剪切力、无胀缩力，介质中各小部分只有转动而没有体积的胀缩，,即只产生,固体,的转动；,介质中就只有横波而无纵波。,因为无法对气体和液体施加旋转力或剪切力,，故,气体和液体中不可能有横波。横波的波动方程,横,波,波动方程为：,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,当震源激发时，在固体中会产生各种振动特性的地震波。而当边界条件不同时还会改变这种振动特性,按波传播的范围分：,体波和面波,。,体波,-,在无穷大均匀介质,(,固体,),中传播时有两种类型的波：纵波和横波。它们在介质中以整个立体空间传播，合称体波。,面波,在自由表面或岩体分界面上传播的一种类型的波。在地表常见的面波有瑞利波、拉夫波，在井中有斯通利波、管波等，还有槽波。,纵波,质点振动方向与波的传播方向一致，传播速度最快。又称压缩波,(compressional),、膨胀波,(dilatational),、纵波,(longitudinal),或,P-,波,(P-Wave),。,1,、体波及其振动模式,纵波的振动模式,-,固体内部质点交替压缩或拉伸，小单元体积发生膨胀或收缩。质点的运动方向与波的传播方向平行。,质点振动方向与波的传播方向垂直，速度比纵波慢，也称剪切,(shear),波旋转,(rotational),波、横波,(transverse),或,S-,波,(S-wave),，速度小于纵波约,0.7,倍。,横波,横波振动模式,小单元体积发生形变，体积不变，质点振动方向与波传播方向垂直。,两种振动方向的横波,SV,波和,SH,波,在三维体介质中，横波的振动与传播方向垂直有两个方向，可把横波分为,SV,和,SH,波两种形式：如果振动发生在通过波传播方向的垂直平面内称,SV,波，在水平面内则称,SH,波。,SV,波,SH,波,面波,一种质点振动,沿着或靠近介质表面传播,的地震波，在垂直于界面方向上,振幅随深度以指数规律衰减,，在水平方向上振幅随距离的衰减比体波缓慢。其速度可由大约一个波长的深度范围内介质的弹性性质所定，速度约为横波的,0.92,倍。,在地震勘探中，通常指地滚波,(ground roll),。包括瑞利波、拉夫波等。其中最重要的面波是瑞利波。,在地震勘探中，面波被作为一种干扰波处理，并且发展相应的观测和处理技术。但在一些工程勘探中被作为一种有效的勘探方法。,2,、面波及其振动模式,瑞利波是最常见的沿地面传播的面波。,瑞利波（,Rayleigh Wave,）及其振动模式,瑞利波的振动模式,-,质点的振动轨迹在铅直面内,(X-Z,平面,),是椭圆。波沿椭圆轨迹作逆时针方向运动,(,与地滚波近似,),。,瑞利波传播特点,拉夫波（,Love,）是在自由表面下有限厚度地层中（表层）沿平行于界面方向传播的面波。,拉夫波（,Love Wave,）及其振动模式,拉夫波的振动模式,-,质点的振动轨迹垂直于传播方向所在的铅直面，即,SH,型面波。,拉夫波传播特点,斯通利波是沿着分界面传播的一种地震波，在固体与流体分界面总有可能产生，在固体,-,固体分界面上只有在它们的横波速度接近时才会产生。,其振幅在垂直分界面的方向上按指数规律随分界面的距离衰减。,速度小于两种介质的横波速度，也小于瑞利波的速度。,在测井中应用较多。其频率比震源频率小得多。,斯通利波（,Stoneley Wave,）,在充满流体介质的钻孔中，沿着井壁在轴向传播的面波称为管波。,振幅衰减很慢。,具有频散特征。,传播过程中，遇波阻抗界面会产生反射：如井径变化、流体顶面、井底等。,产生的机制和波动特性还不是很清楚，但具有一定的应用能力。在井中勘探中经常出现。,管波,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,一、地震波的能流密度和几何扩散,结论：,（,1,）几何扩散使球面波能流强度随振幅平方呈反比衰减，振幅随距离成反比衰减，即,球面扩散。,（,2,）同理可得，柱面发散使得柱面波的强度与传播距离呈反比。,（,3,）平面波的能量不发散，其能流强度不随传播距离而变。,地震波的,吸收,关于地震波传播的能流强度讨论是基于理想弹性介质假设，实际地震波在地层中传播时其能量往往不断被介质吸收，最终转化为热能而消失。弹性能转换成热能的过程称为吸收。,吸收随频率而变化，高频成分吸收更严重，又称为大地的滤波作用,吸收的机理,：,（,1,）岩石中孔隙内的流体相对于固体骨架的流动，包括总体流动和喷射流，尤其是喷射流。最新研究成果认为这是主要原因。,（,2,）岩石固体部分的内磨擦所导致的吸收，相对较弱。,二、地震波的吸收,前面讨论,了无限均匀完全弹性介质,中地震波,的传播,情况，当,地震波遇到岩层界面时，波的动力学特点会发生,变化。,地震勘探,利用界面上的反射、透射和折射波,。,同光线在非均匀介质中传播一样，地震波在遇到弹性分界面时，也要发生反射和透射。首先讨论平面波的反射与透射,。,三、地震波的反射、透射与折射,1,、费马原理（最小时间原理）,2,、反射定律,2,、透射定律,3,、,Snell,定律,当,以一种波入射，产生了与入射波不同类型的反射波或透射波，叫转换波。,SH,波没有转换波,。,P,波和,SV,波垂直入射无转换波，非垂直入射有转换波。,4,、转换波P,波的 情 况,SV,波的 情 况,SH,波的 情 况,5,、临界角及折射波的形成,6,、地震波的绕射,理论与实践表明：,绕射,体,几何,上的点和线产生的绕射波在地震上观测不到。可观测到的绕射的能量对应着地质上的,绕射体,，并且绕射体的线度必须与地震波的波长相当或稍大点。,当,断块大小,波长时几何地震学适用,当,地层的长度或断块的大小比地震波的波长（,70-100m,）大得多时，用物理地震学和用几何地震学效果一样，几何地震学简单方便而被采用。,小,断块时物理地震学适用,遇,上小断块时，几何地震学不能用，一定要采用物理地震学绕射的观点解决地震勘探的问题,。,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,地震波在分界面处会产生反向和透射。,Snell,定律,描述了入射波、反射波、,透射波,的射线,方向所满足的规律，但它无法描述能量分配情况。,为了研究地震波能量在分界面处如何分配给反射波和透射波，,必须要应用边界条件：在两种介质分界面两侧的应力和位移必须连续，即相等。,一、诺特（,Knott,）方程组,二、佐普瑞兹（,Zoeppritz,）方程组,三、垂直入射时的能量分配,当地震波倾斜入射时，除了同类波外，还有转换波，此时各次生波的能量分配不仅与入射角有关，而且还与界面上下介质的纵波速度、横波速度、密度等参数有关。,能量分配由,Knott,方程或,Zoeppritz,方程确定。由于关系复杂，常采用,计算一些典型曲线的方法来分析反射系数和透射系数的特点,，包括它们与入射角、密度比和速度比间的关系等。,四、倾斜入射时的能量分配,1,、典型算例,1,2,、典型算例,2,3,、速度比对反射系数的影响,4,、密度比对反射系数的影响,临界角（度,）,1,2,3,45,6,7,V,1,/V,2,0.62,0.71,0.79,0.86,0.92,0.96,0.99,1,/,2,0.79,0.83,0.88,0.91,0.94,0.97,0.99,反射系数随临界角变化示意图,反射系数,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,1,、薄层的定义与分类,2,、薄层的干涉效应,薄层的振幅频率特性：薄层复合振动的总振幅不只与地层本身弹性参数有关，还与波的频率,有关。,韵律型薄层压制低频成分的,波，相当于,一个高通滤波器。递变型,薄层压制,高,频，相当于,一个低通滤波器,。,3,、薄层的调谐效应,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,地震波在地下传播，必定在界面上发生反射、透射，并最终从深处到达,地面，反射,波能,量,会,削弱,。,地面,激发的地震波向地下传播，经过地下每个界面反射后，回到地面被检波器记录下来，记录到的地震道波形是什么样的呢,？,假设地面下有,n+1,层弹性介质，即共有,n,个弹性分界面，第,i,个分界面处的反射系数和透射系数分别为,R,i,和,T,i,。,1,、地震波的透射损失,对地下,N,个,反射,界面，在地面可接收到,N,个反射波，每个地震记录道由这,N,个反射波叠加而成。,每个反射波的波形取决于震源激发的子波形状及介质对它的改造作用（大地滤波作用），主要包括波前扩散、介质吸收、透射损失及反射系数等因素。,2,、地震反射波的记录道,3,、地震道褶积模型（合成地震记录）,补充知识：褶积运算,第一章地震波的动力学,1,.1,地震,地质模型的理想化,1,.2,振动,与波的一般,概念,1,.3,地震波,的动力学参数,1,.4,地震波,的波动,理论,1.5,地震波,的类型与,特征,1.6,介质,对地震波传播的,影响,1.7,地震波,在分界面处的能量,分配,1.8,地震波,的薄层,效应,1.9,一,个反射地震记录道的,形成,1.10,地震波,的传播速度及,影响因素,1,、速度与岩石本身的弹性常数有关,不同的岩石中波速,不同。一般,地，火成岩中的速度变化范围比沉积岩和变质岩中的小，火成岩中波速平均值比其它类型岩石中的速度高,。,2,、速度与岩性有关,实际岩石并非由“纯”岩性岩石组成。受沉积环境、沉积年代、颗粒大小、胶结程度、密度、孔隙度及充填物等影响，其变化范围较大。不同岩性的速度范围往往互相重叠。,3,、速度与孔隙度有关,3,、速度与密度有关,岩石孔隙中会充填油、气、水,。,当孔隙饱和油时速度会降低,15%20%,，当饱和气时，速度下降更大。同时密度也会相应发生下降。从而在油,、气、,水之间及它们同上下围岩间形成波阻抗差异界面，尤其在含气砂岩和泥页岩间形成较大反射系数的波阻抗界面。此时反射系数比速度变化更敏感，可用于指示油气的存在及预测,油、气、,水分界面。孔隙,流体对横波速度影响不大，故可将纵横波速度比作为判别孔隙流体的参数。,如果孔隙内充填粘土，,Han,和,Nur,（,1986,）认为其纵波速度和横波速度比充填流体时更低。,4,、速度与孔隙充填物有关,速度,与埋深有关：岩性相同，地质年代相同的条件下，,h,，,V(,原因是,h,压力，,V),。所以人们常用速度随深度连续增加去模拟实际介质，其中最简单的是线性介质,。,速度,与构造历史和地质年代,有关：同样,的深度，同样的岩性情况下，年龄，,V,（原因是压力，,V,）。,例如,：挤压区,V,，强褶皱区。,拉,张区,V,，隆起顶部,。,Faust,公式：用埋深和电阻率表示的速度经验公式。,（略Gassman,公式：用,埋深,和孔隙度表示,的速度经验公式。（略,）,温度对速度略有影响：温度,，速度略,5,、速度与其它影响因素的有关,第一章小结,第一章小结,1,在无限均匀各向同性介质中，只有纵波和横波存在，纵波和横波有共性也有区别。,纵波和横波的共性：,a.,都是体波，,b.,都有球面扩散。,纵波和横波的区别：,a.,振动方向不同，,b.,传播速度不同（记纵横波的速度公式）。,2,地震波遇上界面时,在界面上能量重新分配，传播方向发生变化。能量分配关系由诺特方程（或佐普瑞兹方程）决定，传播方向遵守斯奈尔定律。,非垂直入射，地震波一般都发生波型转换。,垂直入射时，地震波不发生波型转换。记住垂直入射的反射系数、透射系数公式。利用垂直反射系数公式说明界面产生反射波的条件。,下覆速度大于上覆速度时，以临界角入射会产生折射波。,第一章小结,3,层状介质,地层结构变化对地震波的动力学特征有影响。例如薄层有频率效应和调谐效应。,地面上有瑞雷面波。地下界面上有,Love,面波、,Stonely,面波。瑞雷面波有频散，质点极化方向呈椭圆轨迹变化，能量衰减慢，频率低，速度低。,4,地震波遇上界面时实际介质中波的传播更复杂，除了考虑上述的球面扩散、透射、反射、折射、转换波等影响，还要考虑波的吸收、透射损失、地质结构、大地滤波作用、波的干涉叠加、岩性突变点产生的绕射波等影响。,第一章小结,3,重要概念,垂向分辨率、水平分辨率、绕射体产生绕射波、影响波速的因素、褶积模型、纵波、横波、惠更斯原理、费马原理、,Snell,定律等。,第一章 练习,