几何地震学基本原理
地震勘探第二章 几何地震学剖析
第二章几何地震学1、当炸药在岩层中爆炸后，应变形成三个区域:破坏圈、塑性带、弹性形变区2、地震子波：由点源刚进入弹性区传播的地震波,研究表明弹性波在近距离内仍会发生较大变化，传播一段距离（几百米后）变的相对稳定，形成地震子波，并被认为在以后的传播中，地震子波的变化不大。
3、视波长λ*：两个相邻波峰或波谷的距离，它表示波在一个视周期这传播的距离。
λ波峰波谷t=t1ru图7.2—10波剖面图4、波前：把某一时刻tk，所有刚刚振动的质点构成的一个空间曲面，叫tk时刻的波前，它是地震波传播的最前沿的空间位置。
在波前位置前面的所有质点的位移都为零，即波还未开始振动。
波尾：由刚停止振动的所有质点构成的空间曲面，叫tk时刻的波尾，在波尾以内的各质点都已停止了振动，恢复了平静，其质点位移也为零，即波已经传过去了。
5、波面：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，称波阵面，简称波面。
波面特征：波前面是等时面，即波前面上各点时间相等。
按波面的形状对波分类，可分为球面、平面和柱面波等。
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。
6、扰动带：处于波前和波尾之间的范围内的质点正处于振动状态，其位移不为零，这一空间范围内称扰动带（振动带），也是地震波行进的区域。
所以，扰动带是随时间的改变而改变的。
7、视速度：地震波传播是沿波射线的方向进行---真速度11、惠更斯原理：表述：波在传播过程中，任一时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的点震源，由它产生二次扰动，形成子波前，这些子波前的包络面，就是新的波前面。
反映了：波传播的空间位置、形态。
根据这个原理可以通过作图的方法，由已知t时刻波前的位置去求出t+Δt时刻的波前。
意义：可确定波传播的方向（射线方向）12、惠更斯-菲涅尔原理：波传播时，任一点处质点的新扰动，相当于上一时刻波前面上全部新震源所产生的子波在该点处相互干涉叠加形成的合成波。
地震勘探原理
《地震勘探原理》复习要点几何地震学(地震波运动学)：研究地震波传播时间与波前空间位置的关系，采用波前、射线等几何图形来描述波的运动规律，如反射定律、透射定律、斯奈尔定律、费马原理、惠更斯原理，研究地震波时距曲线及解释理论，速度对波的传播路径和时间的影响等，所以，几何地震学在构造勘探中起重要作用。
地震波动力学是相对运动学而言的，从波的能量角度来研究其传播规律，如波的振幅、波形、频率、吸收、极化特点等。
岩石具有弹性性质，地震波是在地下介质中传播的弹性波，其基本规律由弹性波动方程来反映，因此，讨论地震波动力学问题就是讨论波动方程的建立与求解问题，从中获取地震波相应规律。
Huygens 波前原理：在弹性介质中，已知t时刻波前面上的各点，可以看成一个新的点震源，它们产生次扰动，形成子波前，经dt后新波前的位置就是这些子波前的包络。
Fermat 射线原理：波沿射线传播，所用时间最少。
用射线和波前来研究波的传播，是一种用几何作图来反映物理过程的简单方法，这就是几何地震学理论基础。
但它无法解释波的能量问题，于是Fresnel 对波前原理的补充：任一点处质点的新扰动，相当于上一时刻波前面上全部新震源所产生的子波在该点处相互干涉叠加形成的合成波。
合称为惠更斯—菲涅尔原理物理地震学：利用地震波的动力学方法研究地震波运动状态规律的科学，其中包括研究地震波能量、振幅、频率和波形等变化。
相对几何地震学而言，它能够阐明几何地震学不能解释的现象，例如绕射波的传播，菲涅尔带的能量聚焦作用等，物理地震学的实质是惠更斯-菲涅尔原理。
由于地震波的动力学特点受地层的岩性、结构和厚薄的影响很明显，因此，充分研究和利用地震波的物理学特性可提高地震资料的解释质量和解决地质问题的能力。
勘探地震学：通过利用人工激发的地震波在地层中传播特性的观测，分析计算各种波的到达时间和研究波的强度和形状，了解地质构造、岩性变化和地层速度等参数的科学。
其研究内容和方法与地震勘探大致相同。
地震勘探原理总结
《地震勘探原理》各章节的复习要点第一章绪论（不作为考试内容）第二章地震波运动学理论§2.1 几何地震学基本概念1、基本概念，如地震子波：具有多个相位、延续60～100毫秒的稳定波形称为地震子波。
几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何光学相似,也是引用波前,射线等几何图形来描述波的运动过程和规律,因此又叫几何地震学.地震勘探:通过人工方法激发地震波,研究地震波在地层中传播的情况,以查明地下的地质构造,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.波面：介质中每一个同时开始振动的曲面。
射线：在几何地震学中，通常认为波及其能量是沿着一条“路径”从波源传到所考虑的一点P，然后又沿着那条“路径”从P点传向其他位置。
这样的假想路径称为通过P点的波线或射线。
振动图：在地震勘探中，每个检波器所记录的，便是那个检波器所在点处的地面振动，它的振动曲线习惯上叫做该点的振动图。
波剖面：在地震勘探中，通常把沿着测线画出的波形曲线叫做“波剖面”。
视速度和视波长：如果不是沿着波的传播方向而是沿着别的方向来确定波速和波长，得到的结果就不是波速和波长的真实值。
这样的结果叫做简谐波的视速度和视波长。
全反射：如果V2>V1，则有sinθ2>sinθ1，即θ2>θ1；当θ1增大到一定程度但还没到90°时，θ2已经增大到90°，这时透射波在第二种介质中沿界面“滑行”，出现了“全反射”现象，因为θ1再增大就不能出现透射波了。
雷克子波：2、基本原理反射定律：反射线位于入射平面内，反射角等于入射角，即。
透射定律：透射线也位于入射面内,入射角的正弦与透射角的正弦之比等于第一、第二两种介质中的波速之比，即Snell定律：惠更斯原理：在已知波前面（等时面）上的每一个点都可视为独立的、新的子波源，每个子波源都向各方发出新的波，称其为子波，子波以所在处的波速传播，最近的下一时刻的这些子波的包络面或线便是该时刻的波前面。
地震勘探第二章几何地震学
地震勘探第⼆章⼏何地震学第⼆章⼏何地震学1、当炸药在岩层中爆炸后，应变形成三个区域:破坏圈、塑性带、弹性形变区2、地震⼦波：由点源刚进⼊弹性区传播的地震波,研究表明弹性波在近距离内仍会发⽣较⼤变化，传播⼀段距离（⼏百⽶后）变的相对稳定，形成地震⼦波，并被认为在以后的传播中，地震⼦波的变化不⼤。
3、视波长λ*：两个相邻波峰或波⾕的距离，它表⽰波在⼀个视周期这传播的距离。
λ波峰波⾕t=t1ru图7.2—10波剖⾯图4、波前：把某⼀时刻tk，所有刚刚振动的质点构成的⼀个空间曲⾯，叫tk时刻的波前，它是地震波传播的最前沿的空间位置。
在波前位置前⾯的所有质点的位移都为零，即波还未开始振动。
波尾：由刚停⽌振动的所有质点构成的空间曲⾯，叫tk时刻的波尾，在波尾以内的各质点都已停⽌了振动，恢复了平静，其质点位移也为零，即波已经传过去了。
5、波⾯：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，称波阵⾯，简称波⾯。
波⾯特征：波前⾯是等时⾯，即波前⾯上各点时间相等。
按波⾯的形状对波分类，可分为球⾯、平⾯和柱⾯波等。
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。
6、扰动带：处于波前和波尾之间的范围内的质点正处于振动状态，其位移不为零，这⼀空间范围内称扰动带（振动带），也是地震波⾏进的区域。
所以，扰动带是随时间的改变⽽改变的。
7、视速度：地震波传播是沿波射线的⽅向进⾏---真速度11、惠更斯原理：表述：波在传播过程中，任⼀时刻的波前⾯上的每⼀点都可以看作是⼀个新的点震源，由它产⽣⼆次扰动，形成⼦波前，这些⼦波前的包络⾯，就是新的波前⾯。
反映了：波传播的空间位置、形态。
根据这个原理可以通过作图的⽅法，由已知t时刻波前的位置去求出t+Δt时刻的波前。
意义：可确定波传播的⽅向（射线⽅向）12、惠更斯-菲涅尔原理：波传播时，任⼀点处质点的新扰动，相当于上⼀时刻波前⾯上全部新震源所产⽣的⼦波在该点处相互⼲涉叠加形成的合成波。
地震勘探原理各章节的复习要点(重点)
《地震勘探原理与解释》复习要点第一章绪论（不作为考试内容）第二章地震波运动学理论§2.1 几何地震学基本概念1、掌握基本概念，如地震子波、波面、射线、振动图、波剖面、视速度、视波长、全反射、雷克子波。
2、掌握基本原理，如反射定律、透射定律、Snell定律、惠更斯原理、费马原理等。
3、地震波的分类。
§2.2 常速单界面的反射波特征及时距关系1、基本概念：时距曲线、时距曲面、时间场、自激自收、共激发点、偏移距、初至时间、纵测线、同相轴、正常时差、倾角时差、动校正等。
2、基本原理：虚震源原理、讨论时距曲线的实际意义、直达波时距曲线及方程、反射波时距曲线及方程、反射波时距曲线的主要特点。
§2.3 变速多界面的反射波特征及时距关系1、基本概念：均匀介质、层状介质、连续介质、参数方程、平均速度、射线方程、等时线方程、回折波、最大穿透深度等。
2、基本原理：水平层状介质和连续介质情况下讨论反射波时距曲线的基本思路；水平层状介质和连续介质情况下反射波时距曲线的主要特点。
§2.4 地震折射波运动学1、基本概念：折射波盲区、初至波、续至波、交叉时、信噪比等。
2、基本原理：产生折射波的条件；利用折射波法研究地下地层起伏的基本依据；折射波与反射波的主要差异。
3、分析理解：单界面（水平和倾斜）直达波、反射波与折射波时距曲线之间的关系；三层介质情况下折射波的时距曲线及其特点；折射波法在地震勘探中的应用。
§2.5 地震波动力学理论及应用本节不作为考试内容。
第三章地震资料采集方法与技术§3.1 野外工作概述1、掌握基本概念：低(降)速带、频散、群速度、相速度、多次波、虚反射、鸣震、交混回响。
2、掌握基本内容：试验工作内容、生产工作过程、激发条件、接收条件、调查干扰波的方法、干扰波的类型、各种干扰波的主要特点、面波特点、压制面波的方法、海上地震勘探的特点与特殊性、海上特殊干扰波、海上震源等。
复习2014-地质
第一章几何地震学一、几何地震学基本概念1、掌握基本概念，如几何地震学、地震子波、波面、射线、振动图、波剖面、视速度、视波长。
2、掌握基本原理，如反射定律、透射定律、Snell定律、惠更斯原理、费马原理等。
3、地震波的分类反射系数二、波速为常数情况下的反射波路径及数学表达式1、基本概念：时距曲线、自激自收、共炮点、炮检距、初至时间、同相轴、正常时差、倾角时差、动校正等。
2、基本原理：虚震源原理、讨论时间曲线的实际意义、直达波时距曲线及方程、反射波时距曲线及方程、反射波时距曲线的主要特点三、地震折射波运动学1、基本概念：折射波盲区、交叉时等。
2、基本原理：产生折射波的条件；折射波与反射波的主要差异。
3、分析理解：单界面（水平和倾斜）直达波、反射波与折射波时距曲线之间的关系；反射波、直达波、折射波的识别。
第二章地震资料的野外采集技术1、掌握基本概念：低降速带、多次波、观测系统、多次覆盖、共炮点记录、共接收点记录、共偏移距记录、共反射点记录。
可控震源2、掌握基本内容：干扰波的类型、各种干扰波的主要特点、面波特点、观测系统图示方法、测线布置的基本要求，A～Q的关系、可控震源相对炸药震源的优越性第三章地震组合法1、掌握基本概念：视速度、随机干扰、随机干扰的相关半径、组合。
2、掌握基本内容：有效波与干扰波的主要差别、组合方法的基本原理、组合的统计效应的结论、第四章共反射点叠加法1、掌握基本概念：多次覆盖、水平叠加、剩余时差。
2、掌握基本内容：共炮点和共中心点反射波时距曲线的主要异同点、影响叠加效果的主要因素、多次叠加的统计效应等。
共反射点叠加的基本原理、目的。
第五章地震波的速度1、基本概念：平均速度、均方根速度、等效速度、叠加速度；Dix公式2、基本方法原理：影响速度的主要因素，平均速度、均方根速度的计算。
3、基本关系：平均速度和均方根速度与射线平均速度三者间的关系以及由此得到的主要认识；叠加速度与均方根速度的关系、等效速度、平均速度的关系；求取叠加速度的基本原理；WS与CVL的比较。
地震发生的科学原理
地震发生的科学原理地震是地球表面突然释放的能量，是地球内部岩石在地壳运动中发生破裂和位移的结果。
地震的发生是由于地球内部的构造和地壳板块运动引起的，具体来说，地震的发生是由地壳板块在构造运动中受到应力积累，当应力超过岩石的承受能力时，岩石就会发生破裂，释放出巨大的能量，形成地震。
地震的发生有很多科学原理可以解释，其中包括板块构造理论、地壳运动理论、地震波传播理论等。
下面将详细介绍地震发生的科学原理。
1. 板块构造理论地球的外部由地壳和上部的部分地幔组成，地壳和上部地幔的岩石层被分为若干块状板块，这些板块在地球表面上漂浮并不断运动，这就是板块构造理论。
板块构造理论认为地球的外部是由若干块状板块组成的，它们在地球表面上不断运动，板块之间的相互作用导致地震的发生。
当两个板块之间的相互作用导致板块之间的应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
板块构造理论解释了地震为什么经常发生在板块边界附近，例如环太平洋地震带、喜马拉雅地震带等地区。
2. 地壳运动理论地壳运动理论认为地球的地壳是一个动态的系统，地壳板块不断运动，包括板块的相互碰撞、挤压、拉伸等运动。
地壳运动导致地球表面的地形变化，也是地震发生的重要原因之一。
地壳板块的相互运动导致板块之间的相互作用，产生应力积累，当应力积累到一定程度时，岩石就会发生破裂，释放出能量，形成地震。
地壳运动理论解释了地震为什么经常发生在地质构造活跃的地区，例如地震带、断裂带等地区。
3. 地震波传播理论地震波是地震释放能量后在地球内部传播的波动，地震波传播理论是研究地震波在地球内部传播规律的理论。
地震波传播理论认为地震波在地球内部传播的速度和路径受到地球内部岩石的物理性质和结构的影响。
地震波传播的速度和路径可以揭示地球内部的结构和性质，通过地震波的传播路径和速度可以研究地球内部的构造和岩石性质。
地震波传播理论是研究地震的重要理论基础，也为地震监测和预测提供了重要依据。
04-1-地震波的时距关系
V
1 4h 2 X 2 4hx sin
V
O* 倾斜平界面的反射波时距曲线
可变换成
t2
( X 2h sin )2 1
(2h cos V )2
(2h cos ) 2
上式即为倾斜界面的反射波时距方程，为双曲线。
2）时距曲线的特点
时距曲线的弯曲情况
• 视速度定理
t
s v
s' v*
s sin
s'
v* vs' v
s sin
A
△ S‘ B
△ t，△s
由此式可见，视速度一方面反映真速
度，另方面又受传播方向影响，故也 成为识别各种地震波的特征之一。
走时曲线斜率 k dt
dX
反射波时距曲线
t OA AS 2
V
V
h2
(X 2)2
(1) 极小点
X m 2h sin
极小点对应虚震源，其坐标为
tm
2h c os
V
显然，极小点向界面上升端偏移了Xm，时距曲线对称于通过极 小点的纵轴。
(2) t0
X 0
当X=0，可得t0时间坐标为
t0
2h V
则反射界面法向深度
h
1 2
V
t0
界面水平时，极小点就在t0点。
O*
时距曲面：波的到达时间是二维观测坐标（x,y）的函数
成t0时间。 t x tn t0
t x tn t0
正常时差校正（动校正）意义：校正后，时距曲线的几何 形态与地下反射界面的起伏形态有了直接的联系。
3．时距曲线的弯曲情况
用视速度定理讨论：Va
地震原理第2章几何地震学
vi.hi
Vn.hn
H HH
Vav
2.3.3水平层状介质反射波时距曲线
.o
V1.h1 V2.h2
X
• 有水平层状介质如图: 求第n 层底面反射波时距曲线. 坐标系选择:原点在震源,XOY面 与地面重合,Z轴垂直向下; 有一条射线以a1角在第一层顶震 源出射,它在任一层底面入角ai, 则: △si =hi/cosai; △xi =hitgai, △ti=si/vi=hi/(vicosai)
• 定义1:水平界面情况下界面上某点以炮检距x进行观 测得到的反射波时旅行时与以零炮检距进行观测得到 的反射波旅行时(自激自收时间)之差.—共反射点观点 定义2:水平界面情况下各观测点因炮检距不同而引起 的反射波时旅行时之差. —共炮点观点
2.2.5.3 正常时差的计算
t t t0 正常时差定义
波线（或射线）：在适当的条件下，认为波及其 能量沿着某一条“路线”传播，这条路线称 为射线。
2 .1.1.2 振动图和波剖面（振动曲线和波动曲线）：
• 振动曲线（振动图）：某质点位移随时间变化的曲线 • 波动曲线（波剖面）：某时刻在直线X上各质点位移与X关系的 曲线
• 在振动图上可见：A﹡
T﹡ △t
波动曲线（波剖面）： 某时刻在直线X上各质点位移与X关系的曲线
• 在波剖面上可见：A﹡
﹡
△
振动图与波剖面的关系
2.1.1.3 视速度
视速度:在某方向上观测到的波的 传播速度叫波在这个方向上的视速度
真速度 v = △s/△t 视速度 v﹡=△x/△t △s=△xsinα 则有 v﹡=△s/( △t sinα) v﹡= v/ sinα
2.2.3.1时距曲线方程： 已知条件:v、h、φ x 、x
地震波的基本概念
第一节 几何地震学基本概念
振动总有一定的能量，既然波动是振动在介质中的 传播过程，那么伴随着振动的传播，当然也就有能量 的传播。波动是能量传播的重要方式之一，其特点是： 当能量在介质中通过波动从一个位置传到另一个位置 时，介质本身并不传播。 弹性理论的研究表明，每种物体在外力作用下，整 体表现为弹性还是塑性主要取决于具体的条件，例如 物体本身的物理性质，作用力的大小和特点（延续时 间的长短、变化的快慢等），以及所处的外界环境 （温度、压力等）。在压力很大、作用时间很长的条 件下，大部分物体都表现为塑性性质。反之，在外力 很小、作用时间很短的情况下，大部分物体都具有弹 性性质。
由实验总结得出的反射定 律如下：反射线位于入射平 面内，反射角等于入射角， 即 ' 。
1 1
o
N
R
1
D
1'
P
' 1
射线平面与界面的关系 分以下两种情况加以讨 论：
2
N'
o
第一节 几何地震学基本概念
水平界面的射线平面 既垂直界面也垂直地面
测线垂直界面走向的倾斜界面， 射线平面既垂直界面也垂直地面
图2-1-1 爆炸产生 的三个带
第一节 几何地震学基本概念
2、波前、波后和波面 波前——介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S2称 作波在t1时刻的波前或波阵面。 波后——在V0和V1的分界面S1上，介质中各点刚刚停 止了振动，这一曲面S1叫做波在t1时刻的波后或波尾。 不指明哪一个时刻的波前和波后是没有意义的。
S2
S1 t1 t2
第一节 几何地震学基本概念
按照波面的形状，可以对波进行分类。如果所有的波 面都是球面则为球面波；如果都是柱面则为柱面波； 如果都是互相平行的平面就叫做平面波。波面的形状 取决于波源的形状和介质的性质。 3、射线 在几何地震学中，通常认为波及其能量是沿着一条 “路径”从波源传到所考虑的一点P，然后又沿着那条 “路径”从P点传向别处。这样的假想路径就叫做通过 P点的波线或射线。在波动所及的介质中，通过每一点 都可以设想有这么一条波线。在各向同性介质中，波 线和所过各点处的波面相垂直。例如，在均匀介质中 的球面波，波线就是从波源向外的半径，这就是“射 线”一词的由来。
第1章 几何地震学分解
03:09:30
28
入射纵波会同时产生反射纵波，反射横波，透射纵波，透 射横波。如果产生的波与入射波的类型不同，则称为转换 波；如果产生的波与入射波的类型相同，则称为同类波。 入射纵波垂直入射时，不产生转换波，其反射振幅和入射 振幅与两边介质的波阻抗有如下关系：
v2 2 v11 A反 R A入 A入 v2 2 v1 1
表述：波在传播过程中，任一时刻的波前面上的每一点都可 以看作是一个新的点震源，由它产生二次扰动，形成子波前， 这些子波前的包络面(envelope) ，就是新的波前面。反映了 波传播的空间位置、形态。根据这个原理可以通过作图的方 法，由已知t时刻波前的位置去求出t+Δt时刻的波前。 意义：可确定波传播的方向（射线方向）。
假设地下岩石是均匀 介质，它的各部位之 间存在着弹性联系， 当炸药在岩层中爆炸 后，应变形成三个区 域 (Three Range): 破 坏圈，塑性带，弹性 形变区。
03:09:30
3
第二章 几何地震学
◙ 1．破坏圈 (Destroy Circle/round)
炸药在井中爆炸时，它所产生的高温高压气体对炸药 周围的岩石产生了巨大的压力，靠近炸药附近的岩石， 由于压力太大的抗压强而被压碎，形成了一个空洞的 破坏圈。
地震勘探原理
◙绪论 ◙第二章 几何地震学
◙第三章 地震数据采集
◙第四章 地震勘探组合法 ◙第五章 多次覆盖方法 ◙第六章 地震波速度 ◙第七章 地震勘探资料解释 ◙第八章 几种专门的地震方法
03:09:30
1
第二章 几何地震学
◙ 几何地震学 :研究地震波的波前的空间位置与其传
播时间的关系。引用波前、射线等几何图形来描述 波的运动过程和规律．
地震勘探原理02第一章 几何地震学解析
14:24:37
23
第二章 几何地震学
◙ 2.2 一个分界面情况下反射波的时距曲线 Single Plane Interface Reflection T-X Curve 2.2.1 时距曲线的概念 T-X Curve Conception
时距曲线：地震波的传播时间与距离的关系曲线 直达波时距曲线方程：
波前上任意一点都向该点波前的方向前进，这种垂直波前 的线称为射线，用射线来描述波的传播比用波前面更为方 便。
14:24:37
12
第二章 几何地震学
◙ 3、费马原理（射线原理）/时间最小原理
波沿射线传播的时间是最小的――费马时间最小原 理。
◙ 4、互换原理
指震源和检波器的位置可以互相交换，同一波的射 线路径保持不变。
14:24:37
19
第二章 几何地震学
◙ 2.1.4 地震波的干涉、极化、绕射和衰减
1、地震波的干涉
干涉：当来自不同方向的两个或两个以上的地震波相遇时， 按照叠加原理，发生能量增强或减弱的现象，称为地震波的 干涉。
2、地震波的绕射
绕射：当地震波通过弹性不连续点（地层的间断点、地层的 尖灭点、不整合接触点、断层的棱角点等）时，如果这些地 质体的大小与地震波的波长大致相当，则这种不连续的间断 点可以看作是一个新震源。新震源产生一种新的扰动向弹性 空间四周传播，这种波在地震勘探中称为绕射波，这种现象 称为绕射。
按指数规律衰减：
Ar=A0.e-α.r=A0.e-α（f）. r A0:初始振幅； Ar：传播了r距离后的振幅； α(f)：吸收系数，它是频谱的函数。
14:24:37
22
第二章 几何地震学
3、地震波的衰减
特点：
一些简单的地震勘探原理名词解释
地震勘探:通过人工方法激发地震波,研究地震波在地层中传播的情况,以查明地下的地质构造,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.水平叠加:将不同接收点收到的来自地下同一反射点的不同激发点的信号,经动校正后叠加起来,这种方法可以提高信噪比,改善地震记录的质量,特别是压制一种规则干扰波效果最好波形曲线:选定一个时刻t1,我们用纵坐标表示各质点离开平衡位置的距离,就得到一条曲线,这条曲线就叫做波在t1时刻沿x方向的波形曲线.动校正:在水平界面情况下,从观测到的波的旅行时中减去正常时差Δt1得到x/2处的t0时间,这一过程叫动校正或正常时差校正.多次覆盖:对被追踪的界面进行多次观测.剖面闭合:是检查对比质量,连接层位,保证解工作正确进行的有效办法,他包括测线交点闭合,测线网的闭合,时间闭合等.几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何光学相似,也是引用波前,射线等几何图形来描述波的运动过程和规律,因此又叫几何地震学. 水平分辨率:指沿水平方向能分辨多大的地质体,其值为根号下0.5λh.时距曲线:从地震源出发,传播主观测点的时间t与观测中点相对于激发点的距离x之间的关系剩余时差:把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射波时间与共中心点处的时间tom之差.绕射波:地震波在传播过程中,如遇到一些岩性的突变点,这些突变点就会成为新震源,再次发出球面波,想四周传播,这就叫绕射波.三维地震:就是在一个观测面上进行观测,对所得资料进行三维偏移叠加处理,以获得地下地质体构造在三维空间的特征.水平切片:就是用一个水平面去切三维数据体得出某一时刻tk各道的信息,更便于了解地下构造形态个查明某些特殊地质现象.同相轴:一串套合很好的波峰或波谷.相位:一个完整波形的第i个波峰或波谷.纵波:传播方向与质点振动方向一致的波.转换波:当一入射波入射到反射界面时,会产生与其类型相同的反射波或透射波,也会产生类型不同的,与其类型不同的称为转换波.反射定律:入射波与反射波分居法线两侧,反射角等于入射角,条件为:上下界面波阻抗存在差异,入射波与反射波类型相同.地震子波：震源产生的信号传播一段时间后，波形趋于稳定，我们称这时的地震波为地震子波。
第一章 地震波的运动几何学
x
同一时刻、不同点 的位移量的连线 波形图
2.1.2 地震波的描述
T1时波形图
某点不同时 间连线：振 动图
振动图与波剖面的关系
2.1.2 地震波的描述
2.1.2 地震波的描述
振幅、视周期、视频率、视波长、视波数、 3 振幅、视周期、视频率、视波长、视波数、视速度 • 振幅:振动图上极值称为振幅（A）。振动的能量和振幅的平方成 振动图上极值称为振幅（ ）。振动的能量和振幅的平方成 振动图上极值称为振幅 正比。 正比。 • 视周期、视频率振动图上相邻极大值间的间隔称视周期（T），视 视周期、视频率振动图上相邻极大值间的间隔称视周期（ ），视 周期倒数称为视频率（ 周期倒数称为视频率（f）。 视波长（ 视波长 λ ）：波剖面上相邻间的距离称视波长，视波长的倒数 称为视波数k，两者互为倒数。
振动由波源向远处传播需要时间，波动是不断变 振动由波源向远处传播需要时间， 化、不断推移的运动过程，波速的有限性是形成波动的 波速的有限性是形成波动的 必要条件。 必要条件。
③
波动是能量传播的重要方式之一
振动具有一定能量，波动是振动在介质中传播过程， 也就有能量的传播。
2、波前、波后、波射线的概念 、波前、波后、 • 波前：某一时刻介质中刚开始振动的质点。 波前：某一时刻介质中刚开始振动的质点。 • 波后：某一时刻介质中刚停止振动的质点。 波后：某一时刻介质中刚停止振动的质点。 • 波振面：振动状态完全相同的点组成的面。 波振面：振动状态完全相同的点组成的面。 波前、波后的特 波前、 点
弹性理论研究结果：认为物体在外力作用下， 表现为弹性或塑性取决于具体条件、物体自身 的物理性质、作用力的大小和特点（延续时间 长短、变化的快慢）等。 外力很大，作用时间长——表现为塑性性质 外力小、作用时间短——大都具有弹性性质
地震的原理和地震学的研究
地震的原理和地震学的研究地震是指地球内部能量释放导致地表晃动的一种自然现象。
地震是地球构造和地球物理学中的重要研究领域之一。
地震学是研究地震现象的学科，研究地震的发生、传播、波动特性、地震异常的预测与监测等方面。
本文将从地震的原理和地震学的研究两个方面介绍地震学的基本内容。
地震的原理地震是由于岩石的弹性变形造成的。
当地球内部的能量积累到一定程度时，岩石会产生断裂，释放出大量的能量。
这些能量以波的形式向四周传播，最终导致地表产生晃动。
根据岩石断裂时产生的地震波传播方面的差异，可以将地震波分为三种类型：纵波、横波和表面波。
纵波是一种向前和向后运动的波，也叫做压缩波，它传播的速度比其他两种波慢。
横波是一种左右运动的波，也叫做剪切波，它的传播速度比纵波慢，但比表面波快。
表面波是一种只在地表传播的波，它的速度最慢，但是它会导致地表发生大幅度的晃动。
因此，表面波对建筑物和其他人造设施的破坏能力是最大的。
地震学的研究地震学是研究地震现象的学科。
它主要研究地震的起源、地震波的传播和震源位置的确定等方面。
地震学的研究有助于我们了解地球内部的构造和地球表面的运动规律，还可以帮助我们预测和减轻地震造成的影响。
以下是地震学的一些基本内容。
声波法测定地球内部结构声波法是一种通过声波在地球内部的传播情况来测定地球内部结构的方法。
首先，人们会在地面上放置一个声源，然后记录地震波在地球内部的传播时间和方向。
根据地震波的传播特性，可以推断出地球内部的结构。
例如，通过分析地震波的传播速度以及它们在某些深度的反射和折射，可以推断出地球内部由外向内的结构是：地壳、地幔、外核、内核。
地震预报和预警地震的突然发生给人们的生命和财产带来巨大损失。
自然灾害的防范和减轻，是人们关注的重要领域。
目前，科学家们正在努力研究地震的预报和预警技术，以便尽可能减少地震对人类社会的影响。
地震预报的原理是通过监测地震前的一些特定变化，如地质形态的变化和地磁场的变化等，来预测地震的发生时间和地点。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
Snell’s law
Comments:
Snell’s law很有用，其用途： 确定射线路径； 确定波的走时和利用走时确定界面位置。 问题： 不能给出反射波和透过波的振幅信息。
当地震波入射到界面上时，将要产生波的转换，产生4个二次波，波 型与入射波相同的二次波叫同类波，否则，叫转换波。 转换波也服从Snell’law吗？它们要遵守广义Snell’law。
地震勘探示意图
什么叫地震勘探？
地震勘探是当前油气、煤炭勘探中 最重要的一种方 法。它根据岩石弹性差异，研究人工激发的地震波 在地质介质中传播的规律，以查明地下地质构造的 方法。由于地震波传播的路径、速度、能量、波形 等随通过介质的弹性、几何结构和形态不同而异， 由
传播时间、速度介质结构 能量、频率、速度及其它特征地层、岩性……
0 0 50
fp
100 F / HZ
150
200
250
主频为60Hz的雷克子波波形图及振幅谱
§2.1.1 地震波的基本概念
波前、波后和波面
波前-------波阵面 波后-------波尾 波面--------等相面
根据波面的形状可以划分波的类型：球面波、平面波、 柱面波，地震勘探中通常根据地质问题的特点可认为波面为 平面或球面等。
地震波类型 纵波 Primary wave 横波 Shear wave 形成机制 体积形变 形状形变
地震波的类型
质点振动 方向 与传播方向相同 与传播方向垂直 速度
vP
2
v
S
面波 Surface wave
在界面附近，由 P、S波干涉 形成，局限 在界面附近 传播
见后
v R 09 . vS
什么是弹性波？
§2.1.1 地震波的基本概念
弹性变形 塑性变形 永久变形
物体受力的三种状态：
弹性介质：在消除外力作用后立即回复原来状态的介质，在
地震勘探中，这种传播地震波的岩层称为弹性介质。
弹性波：振动在弹性介质中的传播过程
§2.1.1 地震波的基本概念
地震波：岩石中传播的弹性波 地震波的形成：
§2.1.2 地震波的传播规律
2、透射定律
透射定律： 透射线位于
入射平面内，入射
较的正弦与透射角 的正弦之比等于第
1介质和第2介质中
的波速比。
透射系数
2 1v1 B 1 R A0 2 v2 1v1
2、透射定律
临界角：
开始出现全反射时 的入射角。
临界角
透射角为90°
2、透射定律
破坏圈 塑性带 弹性变形区
§2.1.1 地震波的基本概念
地震子波： 炸药爆炸在弹性形变区形成弹性波。研究表明弹 性波在近距离内仍会发生较大变化，传播一定距离（几百 米）后便相对稳定，形成地震子波，并被认为在以后的传
播中，地震子波将不发生大的变化。
§2.1.1 地震波的基本概念
广泛用于地震正演模型计算和地震资料解释中的雷克子
§2.1.1 地震波的基本概念
波剖面
波剖面指地震波传播过程中，某一时刻整个介质
振动分布情况。对于1D的情况，有
u u( x, t ) t ti
§2.1.1 地震波的基本概念
简谐波：各点的振动都是简谐振动
频率：波源每秒振动的次数。 周期：波峰（谷）和波峰（谷）之间的时间间隔。 波长：波源每振动一次，波前进的距离。 速度：波每秒前进的距离。 振幅：在振动图形上极值的大小。
vP>vS>vR
表中，、──拉梅系数；──密度；
vP>vS>vR
体波质点振动
(a) P 波 (b) SV 波 (c) SH 波
体波质点振动
(a) P 波 (b) SH 波 (c) SV 波
体波质点振动
面波质点振动
面波（瑞雷波、地滚波） P+SV
拉夫波
P+SH
§2.1.3
地震波的类型
广义斯奈尔定理
完整的表达式，见图，考 虑到界面上地震波型的转 换，则有
sin i sin r sin r v p1 v p1 v s1 sin t sin t p v p2 vs2
称着广义斯奈尔定律。式中 P称为射线参数。 在多层介质情况下，同一条 射线的射线参数不变
§2.1.1 地震波的基本概念
视速度：沿着观测方向测
得的波的速度值称为 视速度，与真速度关系
如下：v v a
界面
a sin
θ
B
A
θ A’
sin
B’
a 视波长：
sin λa Nhomakorabeasin 1 Va V , a
地震波沿地表传播： 90 ,Va V ; 地震波垂直地表传播： 0 ,Va ;
波线：波及其能量传播的主要路径，也称为射线。
§2.1.1 地震波的基本概念
振动图和波剖面
激发的地震波在3D空间传播，其振动 u 对于1D的情况，u u ( x, t ) 波形图
u( x, y, z; t )
u u( x, t ) x xi
波形指某质点振动随时间变化的关系。
垂直入射时的反射系数：
波阻抗：
§2.1.2 地震波的传播规律
Snell’s
law
（反射、折射定理）
当地震波传播中遇到弹性 分界面，地震波要产生 反射与透射，它们服从 Snell’s law:
入射 波
反射波
介质 介质
界面
sin sin sin v1 v1 v2
透射 波
Snell’s law
波在时间域可表示为： f (t ) [1 2( f pt )2 ]exp[( f pt )2 ]
TD
1
X: 60 Y: 0.03459
0.035
0.8
0.03
0.6
0.025
0.4
Amp
Amp
0.02
0.2
0.015
0
0.01
-0.2
0.005
-0.4 -0.02 -0.015 -0.01 -0.005 0 0.005 0.01 0.015 0.02 0.025 Time/s
§2.1.3
地震波的类型
地震波通常分为以下3类：
地震波一般认为是一类弹性波，是质点振动
在地质介质中的传播。常分为以下三类：
纵波 横波 面波
Primary wave Shear wave Surface wave
它们具有不同的特点、以不同的速度、按各
自固有的规律在地质介质中传播。
§2.1.3
§2.1.2 地震波的传播规律
反射界面倾斜，测线 不垂直界面走向，射线 平面垂直界面，但不垂 直地面
§2.1.2 地震波的传播规律
虚震源原理
震源
虚震源：反射线反向延
长与震源向分界面所作垂 线的交点。
虚震 源
§2.1.2 地震波的传播规律
反射系数：
形成反射波的条件：
上下介质界面必须是一个
波阻抗差界面，即波阻抗差为零。
§2.1.3
波的分类：
地震波的类型
波前形状：球面波、柱面波、平面波
质点振动（极化）方向：横波、纵波、线性极化波、 椭圆极化波 传播空间：面波、体波 传播路径：直达波、反射波、透射波、折射波等
直达波：由震源出发向外传播，没有遇到分界面直接到达接收
点的波。 v2 滑行波：当入射角达到临界角时，透射波就会变成沿着界面以速 度 传播的滑行波。 折射波：由滑行波引起的波在地震勘探中叫做折射波。
视波长与真波长的关系示意图
§2.1.2 地震波的传播规律
1、反射定律
反射定律：
反射线位于 入射平面内，反 射角位于入射角
射线平面：地震勘探中将入射线、过入射点的界面法
线、反射线所决定的平面，称为射线平面。
§2.1.2 地震波的传播规律
反射界面水平，射线平面既 垂直界面，也垂直地面
反射界面倾斜，测线垂直界面 走向，射线平面既垂直界面， 也垂直地面
全反射：
费马原理
3、费马原理：沿射线传播的时间是最小的------费马时 间最小原理
惠更斯原理
4、惠更斯原理：介质中波所传到的各点，都可以
看成新的波源，叫做子波源。可以认为每个子波源都向各 方向发出微弱的波，叫做子波。子波是以所在点处的波速 传播的。
利用惠更斯原理求新波前
惠更斯原理对平面波和球面波的应用
第二章 地震波运动学理论
§ 2.1 几何地震学基本概念
§ § § § 2.2 2.3 2.4 2.5 常速单界面的反射波特征基数学表达式 变速多界面的反射波特征及数学表达式 地震折射波运动学 透过波和反射波的垂直时距曲线
§2.1 几何地震学基本概念
§2.1.1 地震波的基本概念 §2.1.2 地震波的传播规律 §2.1.3 地震波的类型
§2.1 几何地震学基本概念
几何地震学 ：研究地震波波前的空间位置与其传播时 间的关系。引用波前、射线等几何图形来描述波的运动 过程和规律。
§2.1.1 地震波的基本概念
振动和波动 振动是一点在平衡位置的运动。 波动是振动的传播，即介质 整体的运动。 振动传播的速度为波速，与质点本身运动的速度 无关。 波动伴随能量传播。 波：振动在介质中的传播。