第4章地震波速度
地震勘探之速度分析和静校正
§4.1 概述
速度是叠加的关键参数。 获取地震波速度的两种测量方法： 一、 声波测井的直接测量法； 二、 地震勘探数据的间接测量法。 地震勘探中有关速度的概念：层速度、平均速度、均方根 （rms）速度、瞬时速度、相速度、群速度、动校正（NMO） 速度、叠加速度和偏移速度等。 层速度为两个反射界面之间的平均速度，一定岩石组分岩 层的层速度受以下几种因素的影响： （1） 孔隙形状； （2）孔隙压力； （3）孔隙液体饱和度； （4）围压 （5）温度
tNMO t(x) t(0) ，通过方程可计算出 NMO 速度，
NMO 速度一旦估算出来，炮检距对波至时间的影响就能通过校正加以消除，把经过动 校正之后的道集中所有地震道加在一起，就获得特定位置 D 点的 CMP 道集。 双曲线时移校正的数值方法：根据原始 CMP 道集中 A 的振幅值找出动校后道集上
二．水平层状介质的动校正
§4.2 动校正
（4.2.3）
对于常速层状介质，地震射线从震源 S 至深度点 D 然后返回接收点 R，地面 中点在 M, 炮检距为 x。旅行时方程可表示为：
t 2 ( x ) C0 C1 x 2 C2 x 4 C3 x 6
2 2 式中 C 0 t (0), C1 1 v rms , C 2 , C 3 是地层厚度和层速度的复杂函数。
§4.2 动校正
四．单个倾斜地层的动校正 对于倾斜层，中点M不再是深度点D 在地表的投影。SDG
t ( x ) t (0) x cos v
2 2 2 2
2
v NMO v cos
上方程也是双曲线方程，但NMO速 度是介质速度除以倾角的余弦。
§4.2 动校正
四．单个倾斜地层的动校正
地震勘探原理 第4章地震波速度
n
x2
vi hi
i1 (vm 2 vi 2 )1/ 2
时，可以把反射波的传播时间和炮检距以x2的幂级数展开
t 2 t02 i x2i i 1
这个级数是收敛的。Vm是n层中最大的层速，
n
t0 ti i 1
40
4.2.2 均方根速度VR
t2
t02
x2 vR 2
(
vQ vR
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
5
1 1
v v f vm
式中，V是岩石实际速度 ；Vf是孔隙流体中的速度；Vm 是岩石基质的速度；Φ是岩石的孔隙度。
23
4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系
在上述公式中速度还受孔隙流体压力的影响，流体压
力降低，流体压力这项的百分比影响就变小，当流体
压力接近大气压时，其影响变得最小。因此在实际条
件下，时间平均方程必须用一个压差调节系数C加以修
18
4.1.5 地震波速度与埋藏深度的 关系
一般来说，随深度的增加地震波速度增 大。不同的地区，速度随深度变化的垂 直梯度可能相差很大。一般地说，在浅 处速度梯度较大；深度增加时，梯度减 小。
19
4.1.5 地震波速度与埋藏深度的 关系
20
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
速度的测定方法
地球物理系
王永刚
课程内容
• • • • • •
第1章 绪论 第2章 地震波运动学理论 第3章 地震资料采集方法与技术 第4章 地震波速度 第5章 地震资料解释的理论基础 第6章 地震资料构造解释
第4章 地震波速度 • 第一节 • 第二节 • 第三节 • 第四节
影响速度的因素分析
各种速度概念
速度的测定方法
各种速度间的转换关系
第三节 速度的测定方法
一、实验室测定方法 二、时距曲线分析方法 三、井孔测定方法 四、速度谱方法－求取叠加速度 五、速度反演方法－求取层速度
第三节 速度的测定方法
在测定或提取速度信息过程中，经常会受到种种因素 的影响，如观测系统和观测方式、道集记录本身的信噪 比、表层速度分布异常、波的干涉、地层倾斜或构造复 杂化、介质的非均匀性等。 速度信息的应用，在地震勘探的各个环节都十分广泛， 如野外观测系统设计时需要速度来确定具体的采集参数； 地震资料数字处理过程中的动校正、水平叠加需要叠加 速度，偏移归位需要偏移速度，深度偏移需要速度模型 或速度场；在地震资料的解释过程中，平均速度主要用 于时深转换，以便于制作合成地震记录和绘制深度构造 图；层速度信息主要用于地层、岩性解释，也可用于储 层参数、含油性预测。
2、声波测井（CVL-Continuous Velocity Log) 声波测井从其原理上讲,主要利用沿井壁滑行的初至折 射波时差来求取速度参数,具有简便灵活又能连续观测的 特点。将声波探头下到井底,然后边向上提升，边测量声 波时差,其倒数就是层速度。
第三节 速度的测定方法
声波测井资料的整理和解释是从连续曲线 意深度H的旅行时 t H 可由下式求取：
第三节 速度的测定方法
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。
地震勘探原理知识点总结讲解
第三章地震资料采集方法与技术一．野外工作概述1.陆地石工基本情况介绍试验工作内容：①干扰波调查，了解工区内干扰波类型与特性。
②地震地质条件调查，了解低速带的特点、潜水面的位置、地震界面的存在与否、地震界面的质量如何（是否存在地震标志层）、速度剖面特点等。
③选择激发地震波的最佳条件，如激发岩性、激发药量、激发方式等。
④选择接收和记录地震波的最佳条件，包括最合适的观测系统、组合形式和仪器因素的选择等。
生产工作过程：地震队的组成（1）地震测量：把设计中的测线布置到工作地区，在地面上定出各激发点和接收排列上各检波点的位置（2）地震波的激发陆上地震勘探的震源类型：炸药震源和可控震源。
激发方式：炸药震源的井中激发、土坑等。
激发井深：潜水面以下1-3m，（6-7m）。
（3）地震波的接收实现方式：检波器、排列和地震仪器2.调查干扰波的方法（1）小排列（最常用）3-5m道距、连续观测目的：连续记录、追踪各种规则干扰波，分析研究干扰波的类型和分布规律。
从地震记录中可以得到干扰波的视周期和视速度等基本特征参数（2）直角排列适用于不知道干扰波传播方向的情况Δt1和Δt2的合矢量的方向近似于干扰波的传播方向（3）三分量检波器观测法（4）环境噪声调查信噪比：有效波的振幅/干扰波的振幅（规则）信号的能量/噪声的能量3.各种干扰波的类型和特点（1）规则干扰指具有一定主频和一定视速度的干扰波，如面波、声波、浅层折射波、侧面波等。
面波（地滚波）：在地震勘探中也称为地滚波，存在于地表附近，振幅随深度增加呈指数衰减。
其主要特点：①低频：几Hz～20Hz；②频散(Dispersion)：速度随频率而变化；③低速：100m/s ～1000m/s，通常为200m/s～500m/s；④质点的振动轨迹为逆时针方向的椭圆。
面波时距曲线是直线，记录呈现“扫帚状”，面波能量的强弱与激发岩性、激发深度以及表层地震地质条件有关。
（能量较强）声波：速度为340m/s左右，比较稳定，频率较高，延续时间较短，呈窄带出现。
4第四章地壳和地壳的变动
电子课文●第四章地壳和地壳的变动第一节地球的内部圈层地球内部的结构，无法直接观察。
到目前为止，关于地球内部的知识，主要来自对地震波的研究。
当地震发生时，地下岩石受强烈冲击，产生弹性震动，并以波的形式向四周传播。
这种弹性波叫地震波。
地震波有纵波（P波）和横波（S 波）之分。
纵波的传播速度较快，可以通过固体、液体和气体传播；横波的传播速度较慢，只能通过固体传播。
纵波和横波的传播速度，都随着所通过物质的性质而变化。
根据地震波的这些特点，人们测知地震波传播速度在地球内部呈有规律的变化。
我们可从地球内部地震波曲线图上，看出地震波在一定深度发生突然变化。
这种波速发生突然变化的面叫做不连续面。
地球内部有两个明显的不连续面：一个在地面下平均33千米处（指大陆部分），在这个不连续面下，纵波和横波的传播速度都明显增加，这个不连续面叫莫霍界面①；另一个在地下2900千米深处，在这里纵波的传播速度突然下降，横波则完全消失，这个面叫做古登堡界面②。
我们用莫霍界面和古登堡界面为界，把地球内部划分为地壳、地幔和地核三个圈层。
（一）地壳地壳是指地面以下、莫霍界面以上很薄的一层固体外壳。
整个地壳的平均厚度约为17千米。
大陆部分平均厚度为33千米，高山、高原地区厚度可达60千米～70千米（如青藏高原）；海洋地壳较薄，平均厚度为6千米。
地壳主要由各种岩石组成。
（二）地幔这一层介于地壳和地核之间，所以又叫做中间层。
地幔在莫霍界面以下到古登堡界面以上，深度从5千米～70千米以下到2 900千米。
这一层也能传播横波，所以仍是固态。
主要物质成分为铁镁的硅酸盐类。
由上而下，其中铁镁含量逐渐增加。
从莫霍界面到1000千米深处，叫做上地幔。
上地幔上部（地下约60千米～250至400千米）存在一个软流层，一般认为这里可能是岩浆的主要发源地之一。
地下1000千米～2900千米深处，叫做下地幔。
下地幔的温度、压力和密度均增大，物质状态可能为固体。
地壳和上地幔顶部（软流层以上），是由岩石组成的，合称为岩石圈。
地震参数及地震序列
第4章地震参数及地震序列当四川汶川发生级地震后，我们在中国地震台网中心的网上或其它国内外地震相关机构的网站上都可以查到此次地震的相关信息。
下面我们来看看中国地震台网中心网站上给出的信息——“据中国地震台网测定，北京时间2008-05-12 14:28 在四川汶川县(北纬,东经发生级地震。
”，还给出地震的空间位置图（见图）。
你可以从中国地震台网中心（CENC）地震数据管理与服务系统的网站上获得最新和已发生地震的信息，但你想知道具体某个时间和空间的地震情况时，你就必须要了解以下一些关于地震的常见名词，如发震时间、经度、纬度、深度、震级等，这些描述地震的名词就叫地震参数，地震参数就和一个人的特征信息（姓名、年龄、性别等）一样，它描述某个特定地震的特征。
下面我们将详细介绍地震参数。
图四川汶川级地震的震中位置图微观地震研究，主要在于了解地震及其活动性。
早期在地震发生后，人们被其破坏力和强烈震动所吸引，赴现场调查，从地震现场表现出的宏观现象（参考图），分析了解地震的发生时刻（Time of Commencement of Earthquake）、地点和强度等具体情况，以定地震参数。
靠人的器官感觉，所及的范围是有限的，知道的情况也难以精确，特别是地震发生在人迹不能到的地区时，取不到资料，就无从法获得其参数。
自从有了地震仪器，对地震激起的弹性波动的传播，可用仪器进行记录和观测，其结果已不再受人所及范围的限制，又能更好地测定地震参数。
人们处理地震仪器记录时，利用各种震相的运动学特征和动力学特征，并结合其走时，创造了许多测定参数的方法，测得的数据称为微观地震参数，与用宏观方法测定的结果相比，更为细致、准确。
一般以发震时刻、震中地理位置（即经度(Longitude)和纬度(Latitude)）、震源深度(Depth of Focus)，以及地震大小（即震级Magnitude），这五项作为地震基本参数。
仪器观测地震，促使微观地震研究的发展，首先要求的是准确地测定地震参数，以为了解地震的第一步。
北京大学通选课地震概论第四章
第四章 地球内部的结构
第一节 第二节 第三节 第四节 地球内部结构的发现 地球内部的圈层结构 反演问题 反演地震层析成像与地球内部三维结构
作者：赵克常
第四章 地球内部的结构
地震概论
第一节 地球内部结构的发现 一、探索的历史
• 在古代，地心被神化地描绘成地狱之火。 • 古希腊时，毕达哥拉斯和亚里士多德都提出过球形大地的观点，埃拉托 色尼则第一个用几何方法给出了地球赤道的长度。 • 1522年9月6日，麦哲伦完成了第一次环球航行，地球是圆的这个概念才 宣告确立。 • 1666年，牛顿发现了万有引力定律，标志着对地球认识的新阶段的开始。 牛顿和惠更斯同时得出地球是一个两极扁平赤道隆起的椭圆的理论，牛 顿的重力原理也提供了测定地球密度的一种途径。把整个地球内部的平 均性质与已知岩石的密度比较，可以得到对地球组成情况的初步近似估 计。 • 1798年，英国的卡文迪什勋爵确定地球的平均密度为5.45，比普通岩石 的密度大一倍。差异如此之大，表明在地球内部决没有空洞，那里的物 质必定是非常致密的。
作者：赵克常
第四章 地球内部的结构
地震概论
另外一个有关地球内部状态的重要线索是由日月引力 造成的海洋潮汐提供的。如果地球内部差不多都是液体的 话，地球的岩石表面将像大洋潮汐一样涨落，其结果是在 海岸边会看不到潮的涨落。1887年一个优秀的地球物理学 家乔治· 达尔文从主要海港的潮的高度得出结论：“认为 地球内部是流体的假说不可取”。他推理地球深部的总体 刚度虽然不像钢那样大，但仍是相当可观的。 经过进一步精心推敲，地球物理学家们作出了简单曲 线，估计从地表到地心巨增的压力对密度的影响。1897年 维歇特通过理论计算发现，地球内部可能由围绕着一个铁 核的硅酸盐地幔组成。
第2章地震勘探频谱分析
地震勘探原理主讲人：王守东地震勘探原理第2章地震波运动学理论第3章地震资料采集方法与技术第5章地震资料解释的理论基础23第2+章地震信号的频谱分析频谱分析的数学基础是付立叶(Fourier)分析。
第2+章地震信号的频谱分析第二节傅里叶展式的重要性质第四节线性时不变系统的滤波方程5第一节频谱分析概述二、频谱图6一、信号的合成与分解一、信号的合成与分解一、信号的合成与分解一、信号的合成与分解就是利用付立叶方法来对振动信号进行分解并进而对它进行研究和处理的一种过程。
9一、信号的合成与分解一个复杂的振动信号，可以看成是由许多简谐分量叠加而成；那许多简谐分量及其各自的振幅、频率和初相，就叫做那复杂振动的频谱11狄利克莱（Dirichlet)条件狄利克莱（Dirichlet)条件，任意一个区段内，1)信号f(t)除有限个间断点外都连续，2)仅有有限个极大和极小值。
这是傅里叶级数展开的充分必要条件。
能分解的振动曲线不能分解的振动曲线12第一节频谱分析概述二、频谱图13二、频谱图2、频谱的描述141、函数的傅里叶展开ωωπωd e S t u t j )(21)(∫∞∞−=dte t u S t j ∫∞∞−−=ωω)()(注意：S(ω)是复值函数1、函数的傅里叶展开15 1、函数的傅里叶展开171、函数的傅里叶展开182、频谱的描述频宽Δω= ω2-ω1二、频谱图2、频谱的描述19第一节频谱分析概述二、频谱图2021第2+章地震信号的频谱分析第二节傅里叶展示的重要性质第四节线性时不变系统的滤波方程22第二节傅里叶展示的重要性质二、线性叠加定理四、时延定理23一、唯一性定理所谓唯一性是说u （t ）和S （ω）是一一对应的。
给定了u （t ），只能求出一种展式，而不可能求出互不相等的两种展式，反过来，给了一个展式，也只能定出一种u （t ），而不可能得到两个不同的u （t ）。
用符号表示出来就是)()(ωS t u ↔24二、线性叠加定理设有N 个函数以及N 个常数（可以是实数，也可以是复数）)(),(),(21t u t u t u N L L Na a a L L ,,21)()()()()(22112211ωωωN N N N S a S a S a u a t u a t u a +++↔↔+++L L L L 则有)(,)(),(21ωωωN S S S L L )()(),(21t u t u t u N L L 的频谱分别是25三、时标变换定理)()/(ωa aS a t u ↔)()(ωS t u ↔)/(1)(a S aat u ω↔设则或26四、时延定理设τ是一个实值常量，而则有)()(ωS t u ↔()()j u t S e ωττω±±↔U(t-τ)和u(t)的关系定理的含意：1)在时间曲线上，两者差τ。
地震数据处理第四章：动校正及叠加
反射波时距曲线：
（1）共炮点：
2 2 t 2 ( x d 2 2 xd sin ) v
2
当倾角=0时，为水平地层； 当倾角<>0时，时间最小点向 上倾方向偏移，其横向距离为
xm 2d sin
共炮点反射波时距曲线是以炮点位置的法向深度d为参数的 双曲线。
（2）共中心点：
t
2 4 x cos d 2 x 2 cos2 t 02,M ( ) v v2
Δti表示地震波在第i层的垂直 双程旅行时间；
地震波由震源S点出发，到达 反射点D后返回接收点G； 地面中心点M与反射点D在同 一铅垂线上；
炮检距为x。
水平层状介质的反射时间t不能表示为炮检距x的 显函数，可近似展开为：
x t ( x) t (0) 2 c2 x 4 c3 x 6 vrms
NMO
动校正误差来自四个方面： （1）地层、构造或岩性等因素破坏前提假设条件； （2）速度误差引起动校正误差； （3）动校正拉伸量随t0的减小而严重，浅层和远炮 检距的拉伸比较大； （4）离散采样。
第二节 水平叠加
一、水平叠加的原理
设共中心点道集 x (i)(i 1,2,..., M , j 1,2,..., N ) ，其中M为样点 数，N为道集中的道数，各道已经进行了正常时差校正，要 确定一个标准道 y(i)(i 1,2,..., M ) ，使得标准道与各记录道的 差别最小，现讨论如何确定这个标准道。
2 2 2
炮点法向深度ds与中心点法 向深度dm之间的关系：
dm ds x sin / 2
是动校正速度；它表示反 射波的横向视速度，界面 倾斜时，它大于地层速度； 界面水平时，它等于介质 速度。
《地震勘探原理》地震波的速度
第四章地震波的速度
第1节地震波在岩层中的速度及与各种因素的关系
第2节几种速度的概念
第3节各种速度之间的关系
第4节平均速度的测定
第5节叠加速度谱的制作与解释
主讲教师：刘洋
第1节地震波在岩层中的速度及与
各种因素的关系
）速度比值（或泊松比）
112111212222−−=−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛−⎟⎟⎠⎞⎜⎜⎝⎛r r V V V V S P S P
对数－对数坐标0.25
0.31V ρ=）
、温度、压力
）随着温度的升高，速度降低
）随着压力的升高，速度增加
第2节几种速度的概念。
需总时间之比是平均速度。
第3节各种速度之间的关系
第4节平均速度的测定
第5节叠加速度谱的制作与解释
道集动校正速度：
3500m/s 动校正速度：
4400m/s 动校正速度：4150m/s
CMP。
第四章-动校正及叠加
2
非零炮检距
零炮检距
动校正之后同相轴变胖
第四章 动校正及叠加
第一节 动校正
五、数字动校正方法和动校正拉伸
1
T 2 1 2 2 1 1 T 1 2
1
T
1
T
2
T T
2
x 1000 x 2000
第四章 动校正及叠加
第一节 动校正
一、动校正的概念
x t x t x t 0 t 0 t 0 v
2 2
速度越小、动校正时差越大
上抛
校平 下拉
CMP道集
正确速度
速度偏大
速度偏低
速度误差对动校正的影响
不在整数样点上
第四章 动校正及叠加
第一节 动校正
五、数字动校正方法和动校正拉伸
数字动校正 插值函数：
y x y x it
i 1
N
sin
t
it
不在采样点上
t
it
动校正之后的样点由动校正 之前的样点插值得到
第四章 动校正及叠加
第一节 动校正
五、数字动校正方法和动校正拉伸
动校正拉伸：地震记录上的子波由
若干离散点组成，在动校正过程中，各 个离散点动校正量不同，动校正之后的
1
1
T
子波将不再保持原来的形态，子波形态 发生相对畸变 。
1
T
2
2
2
x t x t x t 0 t 0 t 0 v
第二节 水平叠加
二、自适应水平叠加
权系数的确定：与标准道相关 确定第j道第i时刻的相关值
地震第4章 动校正及叠加
动校正和叠加是地震数据处理的基本内容，叠加的目的是压制干扰， 动校正和叠加是地震数据处理的基本内容 高地震数据的信噪比。动校正的目的是消除炮检距对反射波旅行时的影 动校正的目的是消除炮检距对反射波旅行时的影 ，校平共深度点反射波时距曲线的轨迹 校平共深度点反射波时距曲线的轨迹，增强利用叠加技术压制干扰的 力，减小叠加过程引起的反射波同相轴畸变 减小叠加过程引起的反射波同相轴畸变。
x t ( x ) = t ( 0) + 2 v
2 2
（4 − 1 ）
(x) 是在炮检距x处的地震波旅行时； (0) 是炮检距为零时地震波沿垂直路 ； t
只有当反射界面是水平层的情况下，反射点D沿垂线在地面点的投 只有当反射界面是水平层的情况下 影与中心点M重合。 由图4-1可以看出，在多次覆盖地震勘探中 在多次覆盖地震勘探中，在多个炮检距上都接 收到了来自共深度点的反射波，但是反射波在不同炮检距的达到时间不 但是反射波在不同炮检距的达到时间不 同，由于零炮检距自激自收反射波与地下构造有着更直接的对应关系 由于零炮检距自激自收反射波与地下构造有着更直接的对应关系， 因此需要将非零炮检距上的反射波旅行时校正到零炮检距的自激自收旅 行时。由(4-l)式得到非零炮检距旅行时与零炮检距旅行时之差 ∆t(x) 为 式得到非零炮检距旅行时与零炮检距旅行时之差
理论上可以证明，在这种情况下 在这种情况下，反 射时间t不能表示为炮检距x的显函数关系 的显函数关系。 Tank和Koehler（1969)将二者关系近似展 将二者关系近似展 开为
(4-3) (4
式中 C 2 C 3 —与地层厚度和速度有关函数 与地层厚度和速度有关函数；
v
N
2 rms
1 N 2 = ∑ vi ∆t i t (0) i =1
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。
第四章 第一节 地球的物理性质
某点的重力值只与该点的纬度有关,沿经度没变化, 其 最大值和最小值分别位于两极和赤道。
2. 重力异常
重力异常:广义上讲，即实测的重力值与正常值之间 的差。
重力校正：为了了解地壳中物质密度变化,消除高度 和地形的影响,把实测重力值校正到相当于海平面高 度时的重力值,这一过程称为重力校正。
但实际测量却发现，地表常见沉积岩的平均密度只有 2.60g/cm3，地表出露的花岗岩的密度为2.85 g/cm3，显 然，地球内部的物质密度大于地表。
地球内部的密度
原理——地震波通过不同密度介质 时的波速不同，在越过两种不同介 质时还会发生折射现象。
地内密度测量有三处突变，反映了 密度（和物质）的不连续；
实际补偿方式=密度补偿（37%）+深部补偿（63%）
4.地球的压力
地球某处的压力是由上覆地球物质的重量产生 的静压力。
10km处压力：3,000大 气压
33km处为12,000大气 压
地心达360万大气压
（1大气压=1.01325*105Pa）
压 力
地壳 地 幔 地 核
图 3—6 地球内部 压力分布曲线
第四章 地球的物理性质及内 部圈层
第一节 地球的物理性质
地球的物理性质包括：重力、密度、弹 塑性、重力、压力、磁性、地热、放射 性、电性等。
了解、掌握和正确应用地球的物理性质 是打开地球奥秘的重要手段。
Earth
一、 地球的质量、密度和弹塑性
1、地球的质量和密度
地球的质量为：5.9472×1024t 根据质量和体积计算的平均密度为：5.516g/cm3
第四章地震作用计算
水平地震作用计算
一、产生扭转地震反应的原因 两方面：建筑自身的原因和地震地面运动的原因。 1. 建筑结构的偏心
m
产生偏心的原因：
a. 建筑物的柱体与墙体等抗 侧力构件布置不对称。 b. 建筑物的平面不对称。
jk --- 为 j振型与k振型的耦联系数；
T --- 为 k振型与j振型的自振周期比；
考虑双向水平地震作用下扭转的地震作用效应
2 S EK S x (0.85S y ) 2
S EK S (0.85S x )
2
2
取两者中较大值
S x ( S y ) --- 为仅考虑x(y)向水平地震作用时的地震作用效应。
目前，国外抗震设计规定中要求考虑竖向地震作用的 结构或构件有： 1. 长悬臂结构； 2. 大跨度结构； 3. 高耸结构和较高的高层建筑； 4. 以轴向力为主的结构构件（柱或悬挂结构）； 5. 砌体结构； 6. 突出于建筑顶部的小构件。
我国抗震设计规范规定前三类结构要考虑向上或向下 竖向地震作用的不利影响。
§地震作用计算
一、结构抗震计算原则 各类建筑结构的抗震计算应遵循下列原则：
1 、一般情况下，可在建筑结构的两个主轴方向分别考虑水平地震作用 并进行抗震验算，各方向的水平地震作用应由该方向抗侧力构件承担。 2 、有斜交抗侧力构件的结构，当相交角度大于15度时，应分别考虑各 抗侧力构件方向的水平地震作用。 3 、质量和刚度分布明显不对称的结构，应考虑双向水平地震作用下的 扭转影响其他情况宜采用调整地震作用效应的方法考虑扭转影响。 4 、 8度和9度时的大跨度结构、长悬臂结构，9度时的高层建筑，应考虑 竖向地震作用。
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4章_4 面波与地球自由震荡-面波的传播,相速度与群速度及面波与地壳、上地幔构造研究
C.数字信号处理方法
* 某台面波记录u(t)的Fourier变换对：
* 计算：t为中心，加窗段记录的振幅谱(窗长T，窗函数 W())
对于指定的t而言，它随T变化，其极大值对应的TMax，即 t±T/2记录段的卓越周期； 对于指定的T而言，它随t变化，其极大值对应的tMax，即 主周期为T的波包到达该台()的时刻。
用不同的n2-n1试算，与U()推算的对照，确定n2-n1的 值；相速粗略已知后的估计。 * 利用互相关与互功率的关系可提高精度
求出2－1
相速度与群速度
2.面波法研究地壳、上地幔构造
实测、理论频散曲线的拟合
研究结果很多：* G氏和CITⅡ模式均有低速层。 *大陆地壳普遍比海洋地壳厚。 *西藏地区地壳可厚达80多公里。 *各地区都已做了地壳厚度的测定。 *各向异性的发现。 *……
等相位面
考虑A、B台 A、C台
C.数字信号处理方法 原理：假设只激发单振型面波，一般为基阶
u(t)＝0 ， 当 t<0 (复谱) 谱分析得 0≤≤2，r震中距，θ台站对源的方位角时实际的 相位谱：
初相位
仪器响 应相移
* 用基本上在同一大圆弧(同)上两个台的记录消去初始相位(角) 分布
是已知的仪器相移，不失一般性，令：
设波沿x方向传播则在数学上可表达为t相当大时可用稳相法计算上式的近似表达式假设此时sk变化非常缓慢当时间t较大时积分的贡献主要来自使k处于稳定的某个频率点附近此点称鞍点或稳相点2地震面波的近似图象当x即t很大12的形式衰减airy震相在大陆地区面波所对应的艾里相在周期约20秒的地方出现对超长周期的记录图在周期约200秒附近还能发现一个艾里相
②测c(k)：
为确定起见 ，设-/4 (正频散)。
三种时深速度公式
第四章地震剖面的形成第一节各种速度的概念及其相互关系地震波的速度是地震勘探中最重要的一个参数。
用地震勘探方法研究地下地质构造形态时，基本公式是V t 0, H是界面的深度；V是地震波的平均速度；t 0是地震波从地面垂直向下到界面再返回地面的旅行时。
从这一基本关系式中可以看到速度参数V的重要性。
具体地说，在资料处理和解释的过程中，速度资料在许多环节都是一个重要参数。
例如：在进行动校正时，要有叠加速度资料；进行偏移叠加时，要有偏移叠加速度。
时深转换时，要有平均速度资料。
通过速度谱分析，获得叠加速度，进而求取均方根速度、层速度。
为层位对比、岩性研究提供了新的途径和资料。
但是我们很难精确测定它的数值。
因为严格说来，即使在同一种岩层中的各个不同位置或沿不同的方向，地震波的传播速度都是不同的，也就是说速度是一个场，可用函数V = V （x、y、z）表示。
但是在实际生产工作中，不可能真正精确确定这种函数关系。
而只能根据当时生产工作的需要和地震勘探方法技术所能达到的水平，对极其复杂的实际情况作种种简化，建立各种简化介质模型，从而提取速度参数。
在资料处理和解释过程中不同的情况下需要不同的速度资料。
本节讨论各种速度概念，就是根据对介质的不同简化，或者是用途的不同等引出来的。
必须明确，每种速度概念都有它的意义、弓I入的原因、计算或测定的方法以及使用范围等。
并且地震勘探中的各种速度概念是随着地震勘探本身方法技术的发展而出现、变化和被淘汰的。
一、各种速度的概念度与总的传播时间之比" n 层水平层状介质的平均速度是(4.1.2)是无限小体积岩石所固有的性质，波以该速度走过无限小体积的岩石，其定义可用微分式ds dt表示，它是真正反映岩性的一种速度。
由于地下地质情况复杂，真速度的分布相当复杂。
一般来说，它是空间坐标的函数, 在纵横向上都有变化。
因此，要精确测量它的值目前难以做到，从数学上说简化的方式主要是取平均；从物理上说是取等效层，即用均匀介质去等效非均匀介质。
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i =1
要注意：这里的地震波传播，真正遵循的是“沿最小时 间路程传播”，在非均匀介质(如层状介质)中，最小时 间路程将是折线而不是直线。
可见这样引入平均速度时所作的“地震波沿最短路程直 线传播”的假设就是对一种实际介质结构的近似简化。
35
4.2 各种地震波速度的概念
4.2.1 平均速度 4.2.2 均方根速度 4.2.3 等效速度 4.2.4 叠加速度 4.2.5 层速度
力降低，流体压力这项的百分比影响就变小，当流体
压力接近大气压时，其影响变得最小。因此在实际条
件下，时间平均方程必须用一个压差调节系数C加以修
正。
1 = cφ + 1− cφ
v vf
vr
流体压力等于岩石压力的一半时，C值约为0.85。
由于地震波在油、气、水等流体中的传播速度比在岩 石基质中的速度小，因而岩石孔隙中含有流体时使岩 石的速度降低。
地震勘探原理
主讲人：王守东
地震勘探原理
第1章 绪论 第2章 地震波运动学理论 第2+章 地震信号的频谱分析 第3章 地震资料采集方法与技术 第4章 地震波速度 第5章 地震资料解释的理论基础
2
1
第4章 地震波速度
地震波的速度是地震勘探中最重要的一个参数。 地震波的传播速度
所谓波动就是震动在介质中的传播 单位时间内地震波沿波线方向传播的距离 波的速度与波的类型和介质有关 波的速度是介质的一种性质
4.1 影响地震波传播速度的因素分析 4.2 各种地震波速度的概念 4.3 地震波速度的测定方法 4.4 各种地震波速度间的转换关系
30
15
4.2 各种地震波速度的概念
地震波在地层中的传播速度是一个十分 重要的参数，又是一很难精确测定它的 数值。 在实际生产工作中，速度不可能用精确 函数关系来确定。 对极其复杂的实际速度用建立各种简化 介质模型的方法来描述，并引进了各种 速度概念
水平层状介质波的传播路径
38
19
4.2.2 均方根速度VR
在n层水平层状介质中，O点激发，S点接收到的第n层底面的反射波
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
的传播时间为
∑n
t=2
hi
i=1 cosθ ivi
n
∑ x = 2 hi tanθ i i =1
在上两式中，都有一个参数θi，根据折射定律，可用射线参数P表 示
sinθ1 = sinθ2 = LL = sinθi = LL = sinθn = P
12
6
4.1.3 速度与岩石密度的关系
13
4.1.3 速度与岩石密度的关系
14
7
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
v1
v2
vi
vn
∑n
t=
ti
i=1 1 − P 2vi 2
∑n
x=
Pti vi2
i=1 1 − P 2vi 2
式中ti是波在第i层介质中沿垂直界面的方向双程传播的时间。这
两个方程不能写成简单的t=f(x)显函数形式。
39
4.2.2 均方根速度VR
从数学上对水平界面时距曲线方程的性质进行了研究，得出了对 地震勘探很有意义的结论。这结论是：对n层水平层状介质，当
28
14
4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
1、沉积岩的成层沉积决定了速度剖面上 成层分布。 2、速度存在垂直梯度，速度梯度是随深 度的增加而减小的。 3、一般地，速度的水平梯度不会很大， 细致处理和解释资料时，考虑速度的水 平梯度还是必要的。如构造破坏（断 层）、地层不整合及尖灭。
29
第4章 地震波速度
31
4.2 各种地震波速度的概念
4.2.1 平均速度 4.2.2 均方根速度 4.2.3 等效速度 4.2.4 叠加速度 4.2.5 层速度
32
16
4.2.1 平均速度Vav
平均速度定义为：“一组水平层状介质中某一 界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过 该界面以上各层的总厚度与总的传播时间之 比”。n层水平层状介质的平均速度是
( h1 + h2 + L + hn )
vav
=
cosα h1
cosα h2
cosα hn
cosα v1
+
cosα v2
+L+
cosα vn
34
17
4.2.1 平均速度Vav
同样得到
n
n
∑ ∑ hi
tivi
∑ ∑ vav =
i =1
n hi
v i=1 i
=
i =1 n
24
12
4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系
25
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
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4.1.4 速度与地质年代和构造历 史的关系
同样深度、成分相似的岩石，当地质年代不同时，波 速也不同，年老的岩石比年青的岩石具有较高的速度。 速度与构造运动的关系，在不同地区有不同的表现。 在强烈褶皱地区，经常观测到速度的增大；而在隆起 的构造顶部、则发现速度减低。 一般地说，地震波在岩石中的传播速度随地质过程中 的构造作用力的场强而增大。根据在实验室对岩石样 品的分析发现地震波的速度与压力之间有一定的关 系，速度随压力的增加而增加。 此外压力的方向不同，地震波沿不同方向传播的速度 也就不同。
在地震资料处理、解释过程中，还会用到一些 其它的速度概念
叠加速度、偏移速度、平均速度、均方根速度、层 速度等
3
第4章 地震波速度
4.1 影响地震波传播速度的因素分析 4.2 各种地震波速度的概念 4.3 地震波速度的测定方法 4.4 各种地震波速度间的转换关系
4
2
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
36
18
4.2.2 均方根速度VR
依据费马原理。在均匀介质中，波所需时间最短的路程是直线。
而在均匀介质，水平界面情况下反射波的时距曲线是一条双曲线。
即 t = 1 4h2 + x2 v
t2
=
t
2 0
+
x2 v2
t2
=
1 v2
x2
+ t02
式中h0是界面的深度；t0是双程垂直反射时间；x是接收点与激发 点距离；t是在x处接收到反射波的时间。 上式另一个意义在于，把时距曲线的方程可以写成这种形式，并 作t2-x2图形，波以常速度传播时，这是一条直线，斜率为1/V2。 也即速度是x2项前系数分母的平方根。 下面引入的几个速度都贯穿这种思路。
26
13
4.1.7 与频率和温度压力的关系
与频率无关（无频散） 温度每升高100度，速度减少5~6％。
27
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
8
4
4.1.2 速度与岩性的关系
9
4.1.2 速度与岩性的关系
10
5
4.1.2 速度与岩性的关系
11
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
n
n
∑ ∑ hi
tivi
∑ ∑ vav =
i =1
n hi
v i=1 i
=
i =1 n
ti
i =1
33
4.2.1 平均速度Vav
从另一个角度来讨论平均速度的含义。 定义在水平层状介质中，波沿直线传播所走过的总路程 与所需总时间之比。
vas
=
O*S tO*S
=
2(l1 + l2 + LL + lm ) 2(tl2 + tl2 LL + tln )
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
5
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4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系
许多岩石是由孔隙的
多孔介质的孔隙和密度
• 孔隙度Ф ＝孔隙空间/总体积 • 岩石总密度ρ ＝岩石质量/体积
ρ ＝（1－Ф）ρma + Фρfl 其中ρma＝岩石颗粒（骨架）密度
ρfl ＝孔隙流体的密度