第一章地震波动力学
地球物理勘探_第1章_地震波动力学基础-参考3
§1.4.3 费玛原理•费玛原理是描述波射线在介质中传播路径规律的原理，也称最小时间原理。
–地震波总是沿射线传播，以保证所用旅行时间最少准则；–地震波沿垂直于等时面的路线传播所用时间最少；–等时面与射线总是互相垂直；–用射线描述地震波与用波前面描述是等价的。
•结论：地震波在均匀介质射线为直线，在非均匀介质中是曲线。
费玛（Fermat，1601-1665）：法国的数学家，生于法国南部波蒙镇，以律师为职业，长期任图卢兹议会议员。
喜欢博览群书，精通数国语言与文学，爱好自然科学，特别是数学，著有《平面及空间位置理论导言》《求最大和最小值的方法》等。
在物理学上，费马在研究了光的反射现象与折射现象后，提出了费马原理。
t时间，它们的包络面便是C.Huygens,§1.4.5 斯奈尔定律• 斯奈尔定律描述的是波在介质分界面上发生反射和 透射和波型转换所遵循的规律：sin θ1 sin θ1P sin θ 2 P sin θ1S sin θ 2 S p= = = = = v1P v1P v2 P v1S v2 S v1S v2 S v1P v1P v2 P 1 = = = = = = λa p sin θ1 sin θ1P sin θ 2 P sin θ1S sin θ 2 S介质 Iv1P v2P > v1P Pθ1λP λaθ1S θ1 θ1PSP v1S介质 IIθ 2P θ 2Sv2S > v1S P S反射波（特别是反射 纵波）是地面地震勘 探的有效信号，反射 横波在转换波或多波 勘探时是有效波。
用惠更斯原理解释斯奈尔定律• 射线 1 在 t 时刻入射到界面，在界面发生反射透 射；射线 2 在t+Δt 时刻入射到界面，在界面发生 反射透射。
• 根据惠更斯原理，波前面传播的距离分别为：– 介质 I 中，AC = v1∆t = BC sin θ1 – 介质 II 中， = v2 ∆t = BC sin θ 2 BD1 2 介质 Iv1P v2P > v1P PBC =v1∆t v ∆t = 2 sin θ1 sin θ 2 sin θ1 sin θ 2 = v1 v2θ1BAθ1 θ1θ2CP v1Sθ2介质 IIDv2S > v1S P滑行波与折射波• 在介质波速v1P < v2P的情况下，如果增大入射角， 完全有可能使得透射波的透射角达到90°，即 sin θ1 1v1P = v2 P• 此时的入射角称为临界角，用 θC 表示， v1P −1 v1P θC = sin = arcsinv2 PP v1P v2P > v1Pv2 PθCθCP v1S Pθ2P =π /2v2S > v1S滑行波与折射波• 以临界角入射的情况下，透射波在第二层介质中沿 界面传播，称之为滑行波； • 由于滑行波的存在，在上层介质中引起次生的扰 动，这种扰动与反射角等于临界角的反射波平行， 地震勘探中将其称之为折射波。
地震波动力学
波动－ 波动－振动能量在介质中的传播
和任何一种振动相联系的是一定 形态的振动能量。 形态的振动能量。 既然波动就是振动在介质中的传 播过程， 那么伴随着振动的传播， 播过程 ， 那么伴随着振动的传播 ， 当 然也就有能量的传播。 然也就有能量的传播。 波动是能量传播的重要方式之一。 波动是能量传播的重要方式之一。
振动方向与波动方向
不一定相同 如果质点的振动方向与波的传播方向 相同，则称为纵波 弹簧） 纵波（ 相同，则称为纵波（弹簧）。 如果质点的振动方向与波的传播方向 垂直，则称为横波 水波） 横波（ 垂直，则称为横波（水波）。
2．地震波的形成 目前在浅层地震勘探中所采用的震源， 目前在浅层地震勘探中所采用的震源， 一般多为锤击、 一般多为锤击、落重等机械震源或炸药爆 炸震源， 炸震源，有时也用电火花等其它形式的震 它们均以瞬时脉冲式激发 实践表明， 瞬时脉冲式激发。 源。它们均以瞬时脉冲式激发。实践表明， 不论使用哪种震源，在激发时， 不论使用哪种震源，在激发时，激振点附 近的一定区域内所产生的压强将大大地超 过其介质的弹性极限而发生岩土的破裂和 挤压形变等，形成一个塑性和非线性形变 挤压形变等，形成一个塑性和非线性形变 再向外其压强不断地减小， 带，再向外其压强不断地减小，直至其周 围介质能产生完全的弹性形变 弹性形变。 围介质能产生完全的弹性形变。
上述震源点附近的非线性形变区称之 上述震源点附近的非线性形变区称之 非线性形变区 等效空穴，等效空穴边缘的质点， 为等效空穴，等效空穴边缘的质点，在激 发脉冲的挤压下， 发脉冲的挤压下，质点将产生围绕其平衡 位置的振动，形成了初始的地震子波 初始的地震子波， 位置的振动，形成了初始的地震子波，这 种振动是一种阻尼振动， 种振动是一种阻尼振动，在介质中沿射线 方向向四面八方传播，形成地震波 地震波。 方向向四面八方传播，形成地震波。 又因为接收和研究地震波传播的空间 一般都远离震源点，其介质受到的力很小， 一般都远离震源点，其介质受到的力很小， 介质表现为完全弹性的性质，故又称为地 介质表现为完全弹性的性质，故又称为地 震弹性波。 震弹性波。
地震波动力学-折射波
8
三、水平界面下折射波的时距曲线
已知: 界面深度为h0 ，介质的速度为v0和v1 ，且v1 ﹥v0 , 在O点激发， OA1 以临界角入射，在测线S点接收的， 距离为x。 求：折射波t=f（x，v， h0 ）的函数
第一章 地震波的运动学
第一节 地震波的基本概念 第二节 一个界面情况下反射波的时距曲线 第三节 地震折射波运动学 第四节 多层水平反射波时距曲线 第五节 连续介质中地震波的运动学 第六节 透射波和反射波时距曲线
1
二、折射波的形成和传播规律
1、折射波形成的条件
1）当波从介质1传到介质2，两种介质的阻抗不同时，在分界面 上会产生透射和反射，且满足斯奈尔定律。 2）当V2﹥V1时，透射角大于入射角。当入射角达到临界角θC，时 透射角达到90度，这时波沿界面滑行，称滑行波。 3）滑行波是以下层的介质速度V2传播。 4）由于两种介质是密接的，为 了满足边界条件，滑行波的 传播引起了上层介质的扰动， 在第一种介质中要激发出新 的波动，即地震折射波。
一、讨论多层介质问题的思路
1、地震勘探中建立的多种地层介质结构模型 ①均匀介质 ②层状介质 ③连续介质
均匀介质
认为反射界面R以上的介质是均匀的，即层内介质 的物理性质不变，如地震波速度是一个常数V0。反射 界面R是平面，可以是水平的或是倾斜面。
16
第四节 多层介质的反射波时距曲线 层状介质
认为地层剖面是层状结构，在每一层内速度是均匀 的，但层与层之间的速度不相同，介质性质的突变。 界面R可以是水平（称水平层状介质）或是倾斜的。 把实际介质理想化为层状介质，因为沉积岩地区一般为层 性较好，岩层的成层性又由不同岩性决定，不同岩性则往 往有不同的弹性性质，因此岩层的岩性分界面有时同岩层 的弹性分界面相一致。
1.1地震波动力学_3_c2
3.地质剖面的均匀性
浅层地质剖面的纵向或横向的不均匀性和不稳 定性都将影响地震波传播的速度或走时,给地震工 作带来困难。
4．地震界面和地质界面的差异
地震界面是指地震波传播时与波速变化有关的 波阻抗差异界面（物理界面），而地质界面是岩性 不同或时代不同的界面（与波速无关，即使波速大 致相同的地层，只要地质学的记述不同，也认为是 属于两个地层）。
不同岩石的密度与速度的关系曲线
2. 同样岩性的岩土介质，当孔隙度大 时，
其速度值相对变小。
孔隙度和速度的关系曲线
3．地层埋深和地质年代
一般情况下岩石埋藏得越深，反映它们的年代越老，承受 上覆地层压力的时间长、强度大，这就是所谓的压实作用。 因此同样岩性的岩石，埋藏深、时代老的要比埋藏浅、时 代新的岩石速度更大。
岩性和弹性常数
1.7.2 浅层地震地质条件
地震勘探的效果在很大程度上取决于工作地区 是否具有应用地震勘探的前提，也就是工区的 地震地质条件。在浅层地震勘探中，其地震地 质条件主要是指浅部岩土介质的性质和地质特 征，以及地表的各种影响因素。可从以下几个 方面来讨论。 1．疏松覆盖层
2．潜水面和含水层
横向分辨率越高） 。因此，不等式
a 2r
（1.1.82）
决定了地震勘探的横向分辨率（即横向上可分辨地 质体的最小长度的能力） 。可见提高地震勘探的横向 分辨率的关键在于提高反射波的频率。
地震薄层和纵向分辨率：
Widess 从理论上把层厚为 8 的薄层定义为薄层分辨力的极限；
有人认为原则上根据反射波振幅的变化能够分辨薄层的厚度
ARP
振幅 ATS ARS 0
2V P 2 1V P1 2V P 2 1V P1
地震波运动学(12学时).
第一章地震波运动学（12学时）第一节地震波场概述一、波1、定义：振动在介质中传播叫波。
振动：质点在平衡位置附近的往返运动。
2、形成波的必要条件：振源和传输波的弹性介质。
质点绕平衡位置振动，一个质点带动另一个质点，于是便形成波。
还有关于波动的感性认识，可通过观察水面上各点的运动来得到，如果将一块石头扔进平静的湖水中，水面上就会出现一圈圈的波纹，水面的这种运动，就是最直观的一种波动。
水面上被石头打中的那一点叫波源，因为所有的波纹都似乎从那一点“发源的”应该注意每一条波纹都不是固定在水面上，而是不断变化，不断运动，任何固定的画面，都不能真正代表运动过程。
不难看出，当波纹从源向外传播时，湖水并不会从波源向四周流动，如果水面上漂浮着一片小树叶，我们将会看到，当小树叶受到“波及”时，它并不向湖岸运动，而是看来似乎是一上一下振动，实际上每个水面的质点都是就地近似地做圆周运动。
当石头刚刚掉下去时，水面上被石头打中的那一部分就开始下陷，后来在表面张力等的作用下，那一部分水面不开始上升，这样被打中的一部分水面就首先开始振动起来而形成波源。
但是水面是一个整体，它的各个部分是互相联系，一部分，一经振动，势必牵动周围的其它部分也随后振动起来，这些被牵动的振动，就通过水面上各个相邻的联系，而由近及远地传播开去，在这个例子中，振动是沿着水面传播的，这种传播振动的物质叫媒质找介质，一般所说的波或波动就是振动在周围介质中的传播，振动在介质中传播是需要时间的，当波源开始振动一段时间后，远处的介质才开始振动，这就是说振动是以一定的速度在介质中传播的，这个速度叫做该介质的波速，波速的大小取决于介质的性质或状态，也决定于波动的本身的某些特征，必须指出波的传播速度和各部分介质本身的振动以速度，就像水波的传播速度和水面质点的振动速度是完全不同的两个概念，在地震勘探中，了解各种地层中地震波的传播速度是十分重要的，这个问题以后要详细讲，而地面质点的振动速度则反映在地震波的波形，经过微分以后的数值上，一般是不研究的。
地震波动力学
u
波形图（波剖面）
弹性介质中 x
20
波 动 形 成 过 程
3T/4后，第一个点到达反向最大位移，同时3T/4×V远处的质点刚要开始振动
T后，第一个点反向回归平衡位置，同时T×V远处的质点刚要开始振动
· · · · · · · ·t = 0 · · · · · ·· · · · · · · · · · · · · · ·· · · · · · · · · · · · · · ·· · · · · ·t = T/4 · · · · · · · · · ·· · · · · · · · · · · · · · t = T/2 · · · · · · · · · · · ·t = 3T/4 · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · t=T · · · · ·· ·
波动－振动形式在介质中的传播
波动是一种不断变化、不断推移的运动过程。
介质中有无数个点，在波的传播过程中， “上 游”的质点依次带动“下游”的质点振动。每个 点都会或早或晚地受到牵动而振动起来（在能量 耗尽之前）。
质点并未“随波逐流” , 波的传播不是介质质 点的传播。单独考虑每一个点，它的运动只是在 平衡位臵附近进行振动（能量耗尽之后则停止振 动）。 某时刻某质点的振动状态将在较晚时刻于“下 游”某处出现---波是振动状态的传播。
随后，第一个点开始振动，并带动其邻近的点振动。 T/4后，第一个点 到达正向最大位移，同时T/4×V远处的质点刚要开始振动 T/2后，第一个点正向回归平衡位置，同时T/2×V远处的质点刚要开始振动
0
4
初始时刻，所有的点都在平衡位置
8
12
地震波动力学
广义虎克定律: 固体中任一点的六个应力中的 每个应力 都是六个应变分量的线形函数;其数学形式为:
xx c11exx c12e yy c13ezz c14e yz c15ezx c16exy yy c21exx c22e yy c23ezz c24e yz c25ezx c26exy zz c31exx c32e yy c33ezz c34e yz c35ezx c36exy yz c41exx c42e yy c43ezz c44e yz c45ezx c46exy zx c51exx c52e yy c53ezz c54e yz c55ezx c56exy xy c61exx c62e yy c63ezz c64e yz c65ezx c66exy
3、每个面上的应力
＝面中心应力×该面面积.
在垂直X负方向 上的法向应力
z
xx
垂直x轴之面上的应力： xx x正方向： xx＋ dx x x负方向：－ xx
dx
dy
dz
x
y
xx xx＋ dx x
在垂直X正方向面上的法 向应力及其变化率
（二）、运动方程的建立(xyz方向分别讨论)
eij
xx
ij
yy zz
e e e
指为抵抗剪切应变的量度,
称为刚度 模量或剪切模量
四. 波的运动方程的建立
假设条件: 当六面体处于动态时,六个面上有应力 分布并有应力变化。
要点提示: 利用单位体积的六个面上各个应力分 量在X、Y、Z方向上的分应力之和即为该六面体运 动时在某方向上的总的合力，并且和六面体的质 量与运动加速度的乘积相等。 (一) 讨论（以正应力为例）： 1、六面体的六个面每个方向的应力分量之合力为 该方向的总应力; 2、遵循牛顿第二定律，即， f=ma;
地球物理勘探_第1章_地震波动力学基础-参考2
谐振动的特征量分级
• 描述谐振动的几个参数，除含义不同外，还可以分 成不同的级别。
• 第一级：周期和频率是波/振动系统的固有特征， 与是否有波/振动无关。（系统级）
• 第二级：振幅是描述一个具体波/振动的，与系统 结构和激发条件有关，同一个系统按照激发能量的 大小可以有不同的振幅。（波/振动级）
• 第三级：相位和初相位描述的是某一时刻的振动状 态，取决于振动函数和初始时间的选择，随意性最 大。（函数级）
又称为剪切波。
质点振动方向
波传播方向
3
横波方程
• 对波动方程两端分别取旋度（rot），得到：
∂2ω ∂t 2
−
µ ρ
∇2ω
=
rotF
这就是横波波动方程，式中 ω = rotu 。
ห้องสมุดไป่ตู้
)该式说明，如果对介质施加旋转外力rotF（对应于 切应力），介质内将产生由旋度表征的转动扰动 （即切应变），这就是横波。
③ 频率 f ：单位时间内完成的振动次数；
④ 圆频率ω：单位时间内变化的弧度；
⑤ 相位 2π ft +ϕ0 ：描述某一时刻振动状态的数值；
⑥ 初始相位 ϕ0 ：初始（t=0）时刻的相位。
u
u(t) = A ⋅ ei(2π f ⋅t+ϕ0 ) = A ⋅ ei(ω⋅t+ϕ0 )
A
T
t
简谐波的质点振动图
4. 波动方程
• 波动方程是描述介质中波传播规律的基本方程，均
匀各向同性理想弹性介质中，可以用矢量表示为：
ρ
∂2u ∂t 2
=
(λ
+
µ ) grad Θ
+
µ∇2u
第1章地震波动力学
◆一、地震波是在地层中传播的弹性波 ◆二、地震波的几个特征 ◆三、地震波的传播特征
43
二、波的几个特征
1.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，
把波到达时间各点所连成的面，简称波面。
波前—振动刚开始与静止时的分界面，即刚要开始
振动的那一时刻。同样，振动刚停止时刻的分界面 为波后。波前或波后是用面表示的，不是曲线。
80
一、地震地质介质的简化
一般情况下，对地下介质常见的简化分类： 1、均匀介质 2、水平层状介质 3、连续介质
81
82
83
84
85
第二节 一个分界面情况下共炮点反射波的时距曲线
一、地震地质介质的简化 二、野外观测方式的介绍 三、一个分界面共炮点反射波时距曲线方程 四、正常时差\动校正 五、倾角时差 六、时距曲面和时间场
75
2、惠更斯(huygens)原理
76
平面波
77
第一节 地震波的基本概念 惠更斯原理的应用
惠更斯原理是利用波前面的概念来解释传播问 题的。因此可用图法绘出各种波的波面。 惠更斯原理可以确定波的传播方向，而不能确 定沿不同方向传播的振动的振幅 ,只是给出了几 何位置，没有涉及波到达新位置的物理状态。
三、一个分界面共炮点反射波时距曲线方程
时距曲线 定义 表示波从震源出发，传播到测线上各观测 点的旅行时间t，同观测点相对于激发点的 距离x之间的关系曲线。
X=offset 炮检距 一般情况下不是波传播的实际路径的长度。
96
讨论时距曲线的实际意义
1. 不同的波具有不同的时距曲线，具有不同的特点。
5
一、地震波是在地层中传播的弹性波
地震波运动学(12学时)
第一章地震波运动学（12学时）第一节地震波场概述一、波1、定义：振动在介质中传播叫波。
振动：质点在平衡位置附近的往返运动。
2、形成波的必要条件：振源和传输波的弹性介质。
质点绕平衡位置振动，一个质点带动另一个质点，于是便形成波。
还有关于波动的感性认识，可通过观察水面上各点的运动来得到，如果将一块石头扔进平静的湖水中，水面上就会出现一圈圈的波纹，水面的这种运动，就是最直观的一种波动。
水面上被石头打中的那一点叫波源，因为所有的波纹都似乎从那一点“发源的”应该注意每一条波纹都不是固定在水面上，而是不断变化，不断运动，任何固定的画面，都不能真正代表运动过程。
不难看出，当波纹从源向外传播时，湖水并不会从波源向四周流动，如果水面上漂浮着一片小树叶，我们将会看到，当小树叶受到“波及”时，它并不向湖岸运动，而是看来似乎是一上一下振动，实际上每个水面的质点都是就地近似地做圆周运动。
当石头刚刚掉下去时，水面上被石头打中的那一部分就开始下陷，后来在表面张力等的作用下，那一部分水面不开始上升，这样被打中的一部分水面就首先开始振动起来而形成波源。
但是水面是一个整体，它的各个部分是互相联系，一部分，一经振动，势必牵动周围的其它部分也随后振动起来，这些被牵动的振动，就通过水面上各个相邻的联系，而由近及远地传播开去，在这个例子中，振动是沿着水面传播的，这种传播振动的物质叫媒质找介质，一般所说的波或波动就是振动在周围介质中的传播，振动在介质中传播是需要时间的，当波源开始振动一段时间后，远处的介质才开始振动，这就是说振动是以一定的速度在介质中传播的，这个速度叫做该介质的波速，波速的大小取决于介质的性质或状态，也决定于波动的本身的某些特征，必须指出波的传播速度和各部分介质本身的振动以速度，就像水波的传播速度和水面质点的振动速度是完全不同的两个概念，在地震勘探中，了解各种地层中地震波的传播速度是十分重要的，这个问题以后要详细讲，而地面质点的振动速度则反映在地震波的波形，经过微分以后的数值上，一般是不研究的。
地球物理勘探_第1章_地震波动力学基础-参考1
地震勘探简介地震勘探：以同岩（矿）石间的弹性差异为基础，通 过观测和研究地震波在地下岩层中的传播规律，借 以实现地质勘查找矿目的的物探方法。
应用领域：主要用于油气田、煤田地质构造的勘探， 地壳测深，工程地质勘察等。
地震勘探的分支方法：1. 2. 3. 4. 折射波法； 反射波法； 透射波法； 面波法； ‥ ‥等。
地震勘探技术的流程：1. 2. 3. 4. 理论研究； 野外资料采集； 室内数据处理； 地震地质解释； ‥ ‥等。
地震反射波勘探的基本原理• 在地表附近激发的地震波向下传播，遇到不同介质 （地层）分界面产生向上的反射波，检测、记录地 下地层界面反射波引起的地面振动，可以解释推断 地下界面的埋藏深度，地层介质的地震波传播速 度、地层岩性、孔隙度、含油气性等。
• 最简单的是根据反射波到达地面的时间计算地下界 面的深度，基本公式为：1 H = vt 2• 反射波法的主要优点是：在一定的条件下，可以查 明从地表到地下数千米的整个地层剖面内各个构造 层的起伏形态，甚至是地层岩性特征。
地震反射波勘探的基本原理地震勘探原理示意图地震反射波勘探的基本原理1 2 3 4 5 6 7 8 9 10xt地面检波器 1 界面 1 泥岩 2 3 4 5 6 7 8 9 10 砂岩x r1在地表一 点激发地 震波，并 且接收来 自地下界 面的反射 波，这种 工作方式 被称为自 激自收。
界面上法 向入射界面 2z灰岩r2地震勘探原理示意图地震波传播理论• 地震勘探是以认识地下的地质结构为目的，以研究 地震波在介质中的运动形式和传播规律为基本内容 的勘探方法。
• 地震波的传播规律就是能量在介质中的传播规律， 表现为波函数的振幅、频率、相位等属性在传播过 程中的变化，称为地震波的动力学特征，是地震学 和地震勘探的理论基础。
• 脉冲地震波到达介质空间各点的旅行时间是空间位 置的函数，传播时间与空间位置的关系，称为地震 波的运动学特征，是地震波动力学的简化，具有非 常重要的实际意义。
第1篇 地震波动力学(顺序1)
目录第1篇地震勘探 (1)1 地震波动力学 (1)1.1 弹性理论基础 (1)1.2 纵波与横波 (8)1.3 地震波的传播 (19)1.4 地震面波 (25)1.5 地震波的绕射 (29)1.6 反射地震记录道的形成 (31)1.7 地震勘探的地质基础 (35)第1篇地震勘探地震勘探主要是研究人工激发的地震（弹性）波在浅层岩、土介质中的传播规律。
其传播的动态特征集中反映在两个方面，一是波传播的时间与空间的关系，称为运动学特征；另一是波传播中它的振幅、频率、相位等的变化规律，称为动力学特征。
前者是地震波对地下地质体的构造响应，后者则更多地表现出地下地质体的岩性特征，有时亦是地质体结构特征的响应。
我们把上述两种特征统称为地震波的波场特征。
工程地震勘探的基本任务就是通过研究地震波的波场特征，以解决浅部地层和构造的分布，确定岩、土力学参数等工程和水文勘探中所涉及到的地质问题。
本篇的重点是讨论地震波场的基本理论和方法。
在此基础上，引入近年来在工程勘探和检测中较新或常用的方法技术，如瑞雷波法、CT成像技术、桩基检测、PS波测井等，并结合工程实例，讨论一般性应用问题。
1 地震波动力学1.1 弹性理论基础地震勘察是通过观测和研究人工激发的弹性波在岩石中的传播规律来解决工程及环境地质问题的一种地球物理方法。
弹性波的传播决定于岩石的弹性性质，因此有必要首先讨论与岩石弹性性质有关的某些固体弹性理论的基本概念。
1.1.1 理想介质和粘弹性介质由弹性力学的理论可知，任何一种固体，当它受外力作用后，其质点就会产生相互位置的变化，也就是说会发生体积或形状的变化，称为形变。
外力取消后，由于阻止其大小和形状变化的内力起作用，使固体恢复到原来的状态，这就是所谓的弹性。
外力取消后，能够立即完全地恢复为原来状态的物体，称为完全弹性体，通常称之为理想介质。
反之，若外力去掉后，仍保持其受外力时的形态，这种物体称为塑性体，亦称为粘弹性介质。
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第一章地震波的动力学
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反映在两方面：
地震波的运动学特征——指波传播的时间与空间的关系。
地震波场特征地震波的动力学特征——指波传播过程中振幅、频率、相位的变
化规律。
地震勘探的基本任务是研究地震波场特征。
以指导找油找矿和解决其它地质问题。
本章重点：
1.地震波的反射、透射和折射
2.地震波的射线、波前、波剖面、振动曲线
3.克希霍夫公式
4.诺特方程
5.斯奈耳定律
6.褶积模型
7.横向分辨率
8.纵向分辨率
9.影响速度的因素
§1.1地震地质模型的理想化
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。
但各种构造运动等使地下地质结构复杂化，这就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，这在自然科学中是常见的，例如：气体——理想气体。
二、理想的弹性介质和粘弹性介质
1．理想弹性介质
任何一种固体，受外力作用以后，内部质点就会发生相互位置的变化，使固体
的大小和形状发生变化。
外力取消后，由于内力的作用，使固体恢复到原来的状态，
即固体具有弹性。
（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，固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。
（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1μm），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。
弹
性
带
（5）地震子波
弹性带内形成的弹性波，一般波形较稳定，具有2-3个相位。
延续时间60—
100ms，叫地震子波
．．．．，在传播过程中，其振幅由于吸收等原因而衰减，但波形变化不大。
（6）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。
2．粘弹性介质
（1）介质的吸收作用
波在传播过程中一部分能量不可逆地转化成热能散掉。
由于波动的能量E∝A2，所以传播过程中,波动能量的吸收表现为振幅的衰减。
（2）粘弹性体
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，一般认为岩石有弹性，又表现出象流体那样的粘滞性，这种介质叫粘弹性体。
（3）粘弹性体更接近于实际介质
三、各向同性介质和各向异性介质
1．各向同性介质
介质的弹性性质只与空间坐标有关，与方向α无关。
V=V(x,y,z)
ρ=ρ(x,y,z)
σ=σ(x,y,z)
2．各向异性介质
介质的弹性性质与空间坐标有关，还与方向α有关。
V=V(x,y,z，α)
ρ=ρ(x,y,z，α)
σ=σ(x,y,z，α)
3．忽略各向异性的条件
岩石中有矿物结晶体就有各向异性，但在波长>>晶体的线度时，各向异性可略去不计。
地震波长（60-100m）>>晶体的线度。
4．研究现状
地震勘探中一般研究的是各向同性介质，各向异性介质研究的很少，近几年日受重视，如“十五”课题。
5．几种沉积岩速度各向异性值表（据《实用勘探技术》P6）
四、均匀介质、层状介质和连续介质 1．均匀介质
波的传播速度与空间坐标无关，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。
2．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。
（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。
1 V 1 2 V 2
V 3 V 3
V 4 V 4 Z
（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n
Z V V 10)1(β+=
n
Z V V 10)1(β+= （3） 线性介质
波速是深度的一次函数，即V=V 0（1+βZ ） 华北地区:V 0=1810m/s,β=0.00026/m
V=V
（1+βZ）
Z
五、单相介质和双相介质
1．单相介质
只考虑单一相态，例砂岩、页岩。
2．双相介质
例如砂岩含气，就是双相介质。
包括骨架和流体两部分。
3．多相介质
例如砂夹泥又含气。