地震勘探频谱及分辨率简述

二个要点： 1、地震子波，也就是激发条件 2、界面反射系数，也就是不同地层的波阻抗差 简单的自激自收模型
频谱
傅里叶变换能将符合条件的脉冲信号分解为多 个简谐信号，反之可以认为该子波信号是多个简 谐信号的叠加，这是我们开展地震属性分析的前 提。 地震记录是子波到达地层界面后反射形成的一 连串振动记录，也可以分解为多个简谐信号，以 振幅为Y轴，频率为X轴，绘制频谱图，从而研究 地震记录的频率成份
振幅
主频
频率
地震子波一般为零相位子波，能量集中在中央主瓣上， 其频谱成份宽，地震分辨率高
频谱
振幅
时间
越窄的脉冲，频谱越宽 （也可以这么认为：合成该脉冲需要的简谐波越多） 所以地震勘探也可以这样理解，多个简谐振动在同一地点，同一时间，同一速度往 同一方向传播，这些简谐振动遇到地层界面后反射回来，由检波器接收，形成地ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 记录。所以子波的频谱决定了地震记录的频谱范围（类似于蓝光照射到镜子上反射 回来不可能成为红光，也不可能比原来的光照强）。
V=λ·f
A∝
1 S
随着地层压实和成岩作用，地震波传播速度变大，导致波长变
大。同时振幅与传播距离成反比，地震波能量减少。
地震分辨率随深度增加而降低
1、地震波长变大 2、地震波能量变小 3、高频成份衰减
频率、波长与分辨率 地震波垂直最大分辨率 h > λ 4 一般分辨率 h >
λ 2
地震波在某一层岩层中的传播速度是一定的 V V=λ·f h> 2f 所以子波中的高频成份越多，λ值就越小，能够分辨的层厚h就越薄
地震波水平最大分辨率 菲涅尔带 在O点自激自收，子波在 OR1与
OR0之间反射的时间差是半个周期， 认为R0R1半径内的信号能够互相加强， 小于R0R1半径的地质体在地震剖面上 无法识别。
R0R1= 0.5λh
f=
Vh 2（R0R1）2
频率与地质体半径的平方成反比
高频衰减
A
高频信号
频率f不变
t
同样时间内经历周期多 高频衰竭快 A
低频信号 t
经历周期少 低频衰竭慢 V=λ·f 1 S
A 传播过程
A∝
S
波长
传播距离首先取决于能量，能量大，传播远 低频如撞钟声，能量大，传播远，以同样的能量去撞一面锣，声音尖锐，但传播近
振幅
高频衰减
振幅
主频
频率
简谐振动的特点，传播过程中频率不变，随着传播介质变化， 振幅和波长会发生变化 注意：衰减是波的振幅属性，频率未发生变化
频谱
振幅 ① ① ② ④ ③ 频率 振幅
理论上
子波 地震记录
②
实际上
子波 地震记录
实际地震剖面经 过叠加，深部能 量增强等处理， 振幅会有变化， 但频率属性不变
③
④ ③ 简谐振动特点，传播过程中频率不变
① ②
频率
地震波传播过程中会损失能量（振幅）
④
理论上地震记录各频段能量均匀减少，实际上高频成份衰减更快 高频成份振幅衰减后，该部分子波能量不复存在，其频率成份也 随之消失，从而导致实际的频谱变化趋势—深度增加，主频降低
物探原理 地球物理研究偏重于数学算法，而忽略了本身的物理意义，本人从理论出发， 结合研究实际，探讨一下地震资料分析及运用方面的一些看法 首先简单描述下地震激发接收过程
检波器记录
地震激发产生一个脉冲信号，该信号在传播 过程中称为子波 子波在传播过程中遇到地层界面就会产生反 射，用检波器采集反射信号，从而形成了一道 地震记录，运用该地震记录就能研究地下地层 信息（声波测井合成记录就是用褶积算法模拟 该过程）