地震波动力学
地震勘探名词解释(随身携带版)
振动图：从某一确定距离观察该处指点位移随时间变化的图形。
波剖面：某一确定时刻观察质点位移与波传播距离关系的图形。
隐伏层：指初至折射波法中不能探测到的地层。
（两类：一类是层状介质 中的低速夹层，由于V 上>V 下，因而在低速夹层的上界面不能产 生折射波而形成隐伏层。
另一类；虽然波速逐层递增，但其中某 层厚度很小，所形成的折射波不能出现在初至区，而是隐藏在续 至区中难以识别）波前扩散：地震波由震源向周围介质传播，波前面越来越大，就是说越来 越远地离开震源，其振幅也越来越少。
吸收系数：吸收作用使地震波的振幅随传播距离成指数减小，而减小的快慢又与岩石的物理性质和波的振动频率有关，常用吸收系数表示波损失：反射波在离开反射点的振动方向相对于入射波到达入射点的振动 相差半个周期。
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.瑞雷面波：分布在自由界面附近并沿自由界面传播的面波。
勒夫面波：当存在一速度低于下层介质的表面时，在低速带顶、底界面之间产生一种平行于 界面的波动。
散射波：相对于波长较小或可比时则发生散射。
斯奈尔定理：是描述反射波和透射波射线几何关系的一个定律，所以又称为反射透射定律。
其主要内容有以下三个方面：①入射线、反射线、透射线在同一平面内（即射线平面）②入射角=反射角③透射角取决于入射角和界面上、下介质的波速比值PV V V =='=211sin sin sin βαα 式中v1、v2分别为界面上、下介质的波速，p 为射线参量纵向分辨率：地震记录沿垂直方向可分辨的最小地层厚度 横向分辨率：地震记录沿水平方向可分辨最窄的地质体的宽度第一菲涅尔带：地表点震源发出的球面波到达界面时的波前面，与前面相距1/4波长先期到达的另一波前面在界面上形成的圆杨氏模量:当弹性体在弹性限度内单向拉伸时，应力与应变的比值。
泊松比：介质的横向应变与纵向应变的比值。
2.地震波动力学
E A f W
2 2
上式说明：波的能量E与振幅A的平方、频率f的平方
以及介质的密度成正比。
能量密度：包含在பைடு நூலகம்质中，单位体积内的能量称为能
量密度。
E 2 2 A f W
上式说明：波的能量密度也正比于振幅A的平方。
波的强度I：波前面上,单位时间t、单位面积S的能量
E W Vt S 2 I V A tS tS tS
式中V为速度。因此，波的强度I正比于振幅A的平方。
地震波的吸收：实际介质中，对地震波的能量具有不同
程度的吸收作用。
品质因素Q：地震波的吸收可以用品质因素描述。Q定
义：在一个周期（或一个波长距离）内，
振动损耗能量E与总能量E之比的倒数
1 E E ; Q 2 2E
E
2 E Q E
Q值越大，能量损耗越小，介质越接近完全弹性
吸收系数 ：波在粘滞介质中传播时，它的振幅被吸收
衰减，衰减的快慢有吸收系数确定
式中为波长。
Q
f
Q V
面 波 瑞利波：在自由表面上产生的沿自由表面传播的 面波。地震勘探中的面波指瑞利波。 勒夫波：分布在低速层与高速层分界面上，与SH
波类似，又称横面波。
(2) 地震波的传播特点： 对于P波，波动方程为：
2u 2 2u 2u 2u ( 2 2 2) 2 t x y z
对于S波，波动方程为：
2u 2u 2u 2u ( 2 2 2) 2 t x y z
P波、S波速度为：
2 Vp Vs
E (1 ) (1 )(1 2 )
E (1 )
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。
地震波运动学理论
第二章地震波运动学理论一、名词解释1. 地震波运动学：研究在地震波传播过程中的地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，即研究波的传播规律，以及这种时空关系与地下地质构造的关系。
2. 地震波动力学：研究地震波在传播过程中波形、振幅、频率、相位等特征的及其变化规律，以及这些变化规律与地下的地层结构，岩石性质及流体性质之间存在的联系。
3. 地震波：是一种在岩层中传播的，频率较低(与天然地震的频率相近)的波，弹性波在岩层中传播的一种通俗说法。
地震波由一个震源激发。
4. 地震子波：爆炸产生的是一个延续时间很短的尖脉冲，这一尖脉冲造成破坏圈、塑性带，最后使离震源较远的介质产生弹性形变，形成地震波，地震波向外传播一定距离后，波形逐渐稳定，成为一个具有2-3个相位（极值）、延续时间60-100毫秒的地震波，称为地震子波。
地震子波看作组成一道地震记录的基本元素。
5.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。
6.射线：是用来描述波的传播路线的一种表示。
在一定条件下，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。
这是一条假想的路径，也叫波线。
射线总是与波阵面垂直，波动经过每一点都可以设想有这么一条波线。
7. 振动图和波剖面：某点振动随时间的变化的曲线称为振动曲线，也称振动图。
地震勘探中，沿测线画出的波形曲线，也称波剖面。
8. 折射波：当入射波大于临界角时，出现滑行波和全反射。
在分界面上的滑行波有另一种特性，即会影响第一界面，并激发新的波。
在地震勘探中，由滑行波引起的波叫折射波，也叫做首波。
入射波以临界角或大于临界角入射高速介质所产生的波9.滑行波：由透射定律可知，如果V2>V1 ，即sinθ2 > sinθ1 ，θ2 > θ1。
当θ1还没到90o时，θ2 到达90o，此时透射波在第二种介质中沿界面滑行，产生的波为滑行波。
10.同相轴和等相位面：同向轴是一组地震道上整齐排列的相位，表示一个新的地震波的到达，由地震记录上系统的相位或振幅变化表示。
4地震波动力学
地震波的动力学特征既可以用随时间而变化 的波形来描写，也可以用其频谱特性来表述。前 者是地震波的时间域表征，后者则是其频率域表 征。由于它们具有单值对应性，因此在任何一个 域内讨论地震波都是等效的。
地震子波的另一个属性是它具有确定的起始 时间和有限的能量，因此经过很短的一段时间即 衰减，衰减时间的长短称为地震子波的延续时间 长度，以后将会讨论到，它决定了地震勘探的分 辨能力，而且可以很容易地证明：地震子波的延 续时间长度同它的频谱的频带宽度成反比。
t
定义为视速度 。由图可见，地震波沿射线传播的真速度
V
*
V s / t
s
，
所以
V
*
因 x
cos
V c o s
（1.1.62）
式 中 为 地 震 波 射 线 与 其 自 身 的 地 表 投 影 的 夹 角 (出 射 角 = 9 0 ° -入 射 角 )。式（ 1 .1 .6 2 ）表 示 了 视 速 度 与 真 速 度 之 间的关系，称为视速度定理，可以看出，视速度总是大 于 真 速 度 。当
图1.1.22 惠更斯原理示意图
2．费马原理
费马原理表明，地震波沿射线传播的旅行 时和沿其它任何路径传播的旅行时相比为最小， 亦波是沿旅行时间最小的路径传播(最小时间 原理)的。
在时间场内，将时间相同的值连起来，组成等 时面，等时面与射线成正交关系。
3．视速度定理 图中 A、B 为两个检波器，间距为 x ，地震波沿射线 1 到 达 A 点的时间为 ，沿射线 2 到在 B 点的时间为 t t , x / t
0
时 ，V
*
V
，即 波 沿 观 测 方 向 传 播 ，其 视 时 ，V
地震波动力学特征运动学特征
地震波动力学特征运动学特征咱今儿个就来唠唠“地震波动力学特征运动学特征”，听着名字是不是有点绕口？别急，咱一块儿慢慢捋顺。
你瞧，地震这玩意儿，就像一个不请自来的老朋友，敲门都不打招呼就来了。
咱得先搞清楚它是怎么个动法儿，不然哪天它真来了，咱可就懵圈了。
地震波分两种，一种叫体波，它像个大力士似的，从地心往外冲，横冲直撞；另一种叫面波，顾名思义，它就在地表上晃悠，像个醉汉似的，摇摇晃晃。
先说说体波吧，它又分P波和S波。
P波，学名叫纵波，顾名思义，它是直着来的，像一群小兵兵排着队，咚咚咚地往前冲。
你家里的杯子啊、花瓶啊，都得跟着它一起跳舞。
P波来得快，速度像个火箭似的，但它的破坏力倒不算太大。
接着是S波，横波，它可不像P波那么规矩，它横着来，地上的东西都得跟着它摇摆。
S波的破坏力可大了，搞不好你家里的墙都得裂开个大口子。
记得我小时候，村里来过一次地震，那会儿我正抱着个大西瓜准备啃，结果S波一来，西瓜就从我手里蹦了出去，摔了个稀巴烂。
再说面波，这家伙可就更有意思了。
面波就像是地震的“后续部队”，在地表上横冲直撞。
有种叫雷利波，它就像个大铁球滚过地表，地皮都跟着它起伏。
还有一种叫洛夫波，这家伙更狠，它在地表上扭来扭去，像个扭秧歌的，扭得房子都跟着它摇摆。
你想想，这地震波一波接着一波，地表上的东西哪能受得了？就像你家里的老太太在跳广场舞，一个人跳没事，一群人跳起来，那动静可就大了。
地震波也一样，单个儿的波还好对付，但它们一群群地来，那破坏力就不得了了。
咱再来说说这些波的动力学特征吧。
动力学，这词儿听着高大上，其实就是说它们怎么动，怎么互相作用。
地震波在传播过程中，就像一群小孩儿玩传话游戏，一个传一个，信息越传越变形。
这不光是波的传播，还有土壤、岩石这些地质结构的参与。
比如说，P波和S波在传播过程中，会遇到各种障碍物。
它们就像是一群小孩儿在玩捉迷藏，遇到墙就得绕道，遇到洞就得钻进去。
这些障碍物对波的传播影响可大了，有的波会反射回去，有的波会折射改变方向，还有的波会直接穿透过去。
地震勘探原理题库讲解
第一章地震波的运动学第一节地震波的基本概念第二节反射地震波的运动学第三节地震折射波运动学第二章地震波动力学的基本概念第一节地震波的频谱分析第二节地震波的能量分析第三节影响地震波传播的地质因素第四节地震记录的分辨率第三章地震勘探野外数据的野外采集第一节野外工作方法第二节地震勘探野外观测系统第三节地震波的激发和接收第四节检波器组合第五节地震波速度的野外测定第四章共中心点迭加法原理第一节共中心点迭加法原理第二节多次反射波的特点第三节多次叠加的特性第四节多次覆盖参数对迭加效果的影响及其选择原则第五节影响迭加效果的因素第五章地震资料数字处理第一节提高信噪比的数字滤波第二节反滤波第三节水平迭加第四节偏移归位第五节地震波的速度第六章地震资料解释第一节地震资料构造解释工作概述第二节时间剖面的对比第三节地震反射层位的地质解释第四节各种地质现象在时间剖面上的特征和解释第五节地震剖面解释中可能出现的假象第六节反射界面空间位置的确定第七节构造图、等厚图的绘制及地质解释第八节水平切片的解释一、名词解释第一章地震波的运动学1、波动（难度90区分度30）2、波前（难度89区分度31）3、波尾（难度89区分度31） 4、波面（难度89区分度31） 5、等相面（80 、 33） 6、波阵面（81 、 34）7、波线（70 、 33） 8、射线（72 、 40）9、振动曲线（75 、 42） 10、波形曲线（76 、 44） 11、波剖面（65 、 46） 12、子波（60 45）13、视速度（80 、 30） 14、射线平面（60 、 47）15、运动学（70 、 55） 16、时距曲线（68、 40） 17、正常时差（60 、 45） 18、动校正（60、 60） 19、几何地震学（70 、 35）第二章地震波动力学的基本概念1、动力学（70 、 40）2、物理地震学（71、 35）3、频谱（50 、 50）4、波的发散（90 、 30）5、波散（90 、 31）6、频散（80、 35）7、吸收（70 、 40 ）8、纵向分辨率（60、40）9、垂向分辨率（60、40）10、横向分辨率（60、40）11、水平分辨率（60、40）12、菲涅尔带（50、45） 13、主频（65、40）第三章地震勘探野外数据的野外采集1、规则干扰波（90、30）2、不规则干扰波（90、30）3、观测系统（80、35）4、多次覆盖（65、50） 5、共反射点道集（70、45）6、检波器组合（90、30）7、方向特性（75、30）8、方向效应（90、30）第四章共中心点迭加法原理1、共中心点迭加（70、40）2、水平迭加（60、40）3、剩余时差（60、50）第五章地震资料数字处理1、偏移迭加（75、30）2、平均速度（85、30）3、均方根速度（80、30）4、迭加速度（70、40）第六章地震资料解释1、标准层（50、40）2、绕射波（40、50）3、剖面闭合（30、60）4、三维地震（70、30） 5、水平切片（45、60） 6、等厚图（65、40） 7、构造图（80、30）二、填空题第一章1、振动在介质中的传播就是（）。
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
地震波的动力学
An cos 2 f nt n df
是成倍数增加，而是连续的变化，相当于周期趋于无穷大，基频趋 于无穷小，谱线间隔越来越近，其断点的连线由折线变成一条曲线 ，从而变成连续谱。
A
n 为振动的频率。非周期信号的谐振动分量的频率不 2
0
10
30 40
50
0
x t sin tdt
a
0
x t cos tdt x t sin tdt
2 2
b
0
A a b
b arctan a
定义振幅为峰值 0.707 倍的两个频点 f1 和 f2 所限定的频带范 围为频谱的有效宽度。 不同脉冲函数的频谱对比可知：短脉冲具有较宽的频谱，长脉 冲具有较窄的频谱，即脉冲信号的频带宽度与延续时间成反比。
1、当间距大于1/2波长时， 可识别两个界面
2、当间距趋近于1/4波长时， 两界面开始相长干涉，振幅 增大（调谐） 3、当间距趋近于1/8波长时， 振幅变小，波形变化很小 4、当间距小于1/8波长时， 波形稳定，振幅和反射间距 呈近似线性关系
一般认为，地震纵向分辨率
的极限为： 4
薄层的概念：
3.影响地震波传播的地质因素
（1）表层地震地质条件 低速带非均质性 地形起伏 表层致密岩层 侧面反射 （2）地下地震地质条件 介质的成层性 高速层的地层屏蔽作用 介质的质量
四、地震波勘探的分辨率
1.分辨率的概念
地震勘探的分辨率包
含两方面的含义：纵向分
辨率和横向分辨率。
2h n t 即： v v 因此： 2h n n 1, h 2
地震波动力学
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。
几百米弹性带（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。
1.1地震波动力学_1_c1
1.2 纵波与横波
纵波与横波的特点
1.2 纵波与横波
横波的传播特征
1.2 纵波与横波
1.2.2 振动图和波剖面
波的相位、波的振幅、视周期、视频率、视波 长、波数
1.2 纵波与横波
球面波传播与纵波传播
1.2 纵波与横波
球面波的质点位移
1.2 纵波与横波
1.2.3 地震波的频谱
1.1 弹性波理论基础
1.1.1 理想介质和粘弹性介质
理想介质：完全弹性体，外力取消后，能 够立即完全地恢复为原来状态 的物体。
粘弹性介质：塑性体，外力去掉后，仍保 持其受外力时ຫໍສະໝຸດ 形态。1.1 弹性波理论基础
1.1.1 应力、应变与弹性常数
应力：法向应力，切应力
1.1 弹性波理论基础
1.1.1 应力、应变与弹性常数
地震子波 振幅谱 相位谱 傅立叶正变换 傅立叶反变换
1.2 纵波与横波
1.2.4 地震波的能量、吸收与衰减 地震波的能量 与球面扩散
1.2 纵波与横波
1.2.4 地震波的能量、吸收与衰减 波的吸收衰减
第1篇 地震勘探
地震勘探：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。 波传播的动态特征的两方面： 运动学特征：波传播的时间与空间的关系； 动力学特征：波传播中其振幅、频率、相位等的 变化规律。
1 地震波动力学
1.1 1.2 1.3 1.4 1.5 1.6 1.7 弹性理论基础 纵波与横波 地震波的传播 地震面波 地震波的绕射 反射地震记录道的形成 地震勘探的地质基础
应变：线应变 体应变 切应变 转动
1.1 弹性波理论基础
弹性常数
胡克定律： f = -k x
地震波动力学
2、任意方向之解：
在三维状况下，设波的传播距离（A至B）：
d=lx+my+nz，因此有，三维平面波波函数为：
（x,y,z,t)=1(lx+my+nz -vt)+ 2(lx+my+nz +vt)
44
55
66
c c c 2
11
22
33
其余的24个系数都等于零。于方是程组 192年 7勒夫c证 ij和c明 ji相等，
简化于下形式：
第八页，共164页
xx ( 2 ) e xx e yy e zz
e e e e
2
xx
xx
yy
zz
yy e xx ( 2 ) e yy e zz
§1.1.1 动力地震学中的几种假设:
地下岩石为半无限介质空间,而且为均匀的,各向同 性的,完全的弹性体.
人工地震的震源(外作用力)为一瞬间点震源,而且作 用时间短,产生的波在地下半无限介质中传播.
岩石存在两面性:弹性性质(外力小且作用时间短) 与塑性性质(外作用力较大且作用时间长).
第三页，共164页
xxx B 平衡时应 C
力分布图
第四页，共164页
二. 应变(外力引起的物体变化)
1、体变： u v wdivu
x y z exx eyy ezz(体积的膨胀与压缩）
2、切变（剪应力产生角度变化与物体旋转）
xy平面内：exy
v x
u y
yz平面内：e
yz
w y
v z
xz平面内：ezx
u z
第二十八页，共164页
通过地震探 测获取岩 土的纵波 与横波速 度即可利 用该公式 直接求出 岩土的各 个动力学 参数.
地震勘探原理重点、考点
绪论1、了解地下资源信息有那些主要手段1、地质法：(Geology Method)2、地球物理方法:(Exploration Methods ）3、钻探法：Drill Way (Log/Well ）4、综合方法：地质、物探（物化探)、钻探结合起来,进行综合勘探。
2 有几种主要地球物理勘探方法,它们的基本原理。
地震勘探、重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地球物理测井3、什么是地震勘探？就是通过人工方法激发地震波（弹性波），研究地震波在地层中传播的规律，以查明地下的地质构造，从而来为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种物探方法.4、地震勘探的主要工作环节。
野外资料采集、地震资料处理、地震资料解释第一章 地震波动力学地震波运动学：研究在地震波传播过程中的地震波波前的空间位置与其传播时间的关系，即研究波的传播规律，以及这种时空关系与地下地质构造的关系。
地震波动力学：研究地震波在传播过程中波形、振幅、频率、相位等特征的及其变化规律,以及这些变化规律与地下的地层结构，岩石性质及流体性质之间存在的联系.地震波：一种在岩层中传播的、频率较低的弹性波。
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—某一时刻介质中刚开始振动与静止时的分界面。
波后—振动刚停止时刻的分界面为波后，也叫波尾。
波线-在一定条件下,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 .这是一条假想的路径，也叫射线。
是用来描述波的传播路线的。
振动曲线-—某点振动随时间的变化的曲线称为，也称振动图。
一条振动曲线只反映一个点的振动。
波形曲线-把在同一时刻各点的位移画在同一图上形成的曲线。
波形曲线表示某时刻各点振动位置 与各点位置的关系.不同的时刻有不同的波形曲线。
视速度—当波的传播方向与观测方向不一致（夹角θ）时，观测到的速度并不是波前的真速度V,而是视速度Va.透射定律1)透射线也位于入射面内，2）入射角的正弦和透射角的正弦之比等于第一和第二两种介质的波速之比，即声阻抗指的是介质（地层)的密度和波的速度的乘积(Zi=ρiVi ，i 为地层)，在地震学中称波阻抗 斯奈尔(Snell ）定律：P V V V V V V SiSi Pi pi S S P p S S P P =======θθθθθθsin sin ..........sin sin sin sin 22222211费马原理指出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）惠更斯（huygens)原理波在传播过程中，任意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，形成元波前,且以后时刻的新波前面的位置就是该时刻波前面所激发的所有二次波的包络面。
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。
地震波动力学
应力（变）
线应力（变） 体应力（变）
切应力（变）
第4页，本讲稿共110页
第5页，本讲稿共110页
第6页，本讲稿共110页
第7页，本讲稿共110页
三、振动与波动的关系
1．弹性振动和弹性波 弹性体在外力的作用下，其介质内质点会离开平衡位
置发生位移而产生形变，当外力解除以后，产生位移的 质点在应力的作用下都有一个恢复到原始平衡位置的过 程，但是由于惯性力的作用，运动的质点不可能立刻停 止在原来的位置上，而是向平衡位置另一方向移动，于 是又产生新的应力，使质点再向原始的平衡位置移动， 这样应力和惯性力不断作用的结果，使质点围绕其原来 的平衡位置发生振动。这和弹簧及琴弦的振动过程十分 相似，称之为弹性振动。
Vp Vs
2
2(1)
12
0
0.1 0.2 0.25 0.3 0.4 0.5
V p / V s 1.41 1.50 1.63 1.73 1.87 2.45
Q值为一无量纲量，通常被定义为：在
一个周期内(或一个波长距离内)，振动所 损耗的能量与总能量之比的倒数。
第55页，本讲稿共110页
在浅层高分辨率地震勘探中，要求反射波的频率较高 ，而地层的速度一般较低，尽管探测深度较浅，波的旅 行路径较短，但地层对高频地震波的严重吸收作用应引 起我们的注意。
地震波的频率越高，地层的速度 越低，地层的吸收作用就越显著。 而对于较低频率成分的波，相应吸 收较少。
x
同相
A1
周期
A2
T
0
t
- A2
相位
x1 反相
T
t x2
-A1
波谷
-A1
第23页，本讲稿共110页
chapter3_地震波动力学
为了更细致地研究地下地质情况，要求地 震勘探的分辨能力越高越好。（ h, s 越 小越好），我们弄清楚影响分辨能力的各 种因素，就有可能通过各种办法提高分辨 能力 。
二、垂直分辨率（垂向分辨能力） 1、表示方法：
① 设地震子波延续时间为 t，垂直通过地层的双层时间为 ，可以 用比较 t 和 的办法来表示垂向分辨能力。
二、影响反射波振幅的因素
1、激发条件。含水砂岩或粘土中激发； 低速带以下激发；增大药量（但不可 太大）。激发因素对地震波的影响是 一个常数因子。 2、波前扩散。作为球面波的地震波在 介质中传播时，地震波的振幅与传播 距离或反射时间成反比，波前扩散因 子与传播时间有关。
二、影响反射波振幅的因素
• 3、吸收衰减：介质的非完全弹性引起地 震波的衰减。由均匀的非完全弹性介质 所产生的吸收作用将使地震波的振幅随 着传播距离的增大呈指数衰减。
还要指出，勘探深层总是比较困难的，部 分原因是深层的波速 V大，地震会到深层频 率也明显降低，因此，相同厚度的地层， 在浅部可以分辨，在深处不一定能分辨。
三、水平方向的分辨能力
水平分辨率从几何观点来看，地震波沿射 线传播，地面上一点只收到地上面上一个 点的反射，那么，分辨率是极高的。
从物理地震学的观点，地震波的一个波动， 在地面上一点可以接收到地下许多点来的 绕射波。
即： O点自激自收接收到 的反射，实际上 是来自界面上 CC '范围内所有的点。 小于这个范围的地质体在时间剖面上是不 可能准确地分辨出来。
菲涅尔带半径：（用波长表示） 所以：C点比 o ' 的反射到达地面晚T/2.
T/2的时间为双倍CD路程行走的时间。
∴
1 T 1 CD .V TV 2 2 4 4
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。
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c c 1927年勒夫证明了
,
ij
相等，因此，36个系数
ji
变为21个，当弹性体为各向同性性质时，这些
系数变为2个。并分别用，表示，称为拉梅系数
因此，。
c c c c c c
12
13
21
23
31
32
c c c
44
55
66
c c c 2
本章的要点
纵横波及面波的形成与传播机制和形式 震源点激发地震波的形状 地震波在传播过程中的能量及其影响波
的传播能量的因素 地震波在弹性分界面上的能量分配问题
以及入射角和能量的关系及其反射系数、 投射系数问题 有关本章的概念问题
§1.1 地震波的运动方程 及岩石的弹性参数
§1.1.1 动力地震学中的几种假设:
exx eyy ezz 2ezz
yz eyz,
zx ezx , xy eyx
由胡克定律知，对均匀各向同性介质时，σij与eij
e e e 线性比例常数仅剩下、，并设， ,
xx
yy
zz
则, 此时, σij ~ eij之间关系如下形式(方程组）：
xx 2exx yy 2eyy zz 2ezz xy exy xz exz yz eyz
11
22
33
其余的 24个系数都等于零。于是 方程组 1927年勒夫证明cij
c 和 ji
相等，
简化于下形式：
xx ( 2 )exx eyy ezz
e e e e 2
xx
xx
yy
zz
yy exx ( 2 )eyy ezz
exx eyy 2eyy ezz
zz exx eyy ( 2 )ezz
xy
xy
y
)dxdz
xydxdz] [(
xz
xz
z
dz)dxdy
xzdxdy]
Fx
dxdydz
dxdydz
2u t 2
2、简化后, 各个方向上的运动方程如下：
x
:
2u t 2
xx
x
xy
y
xz
z
Fx
y
:
2v t 2
yx
x
yy
y
yz
z
Fy
z:
2w t 2
zx
x
zy
y
zz
z
Fz
(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;
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：
x正
方
向
：
＋
xx
xx
x
dx
dx dy
x负 方 向 ： － xx
u ) y
1 2
rot z u
绕y轴：y
1 2
( u z
w ) x
1 2
rot yu
绕x轴：x
1 (w 2 y
v ) z
1 2
rot x u
三. 应力与应变的关系
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 c12eyy c13ezz c14eyz c15ezx c16exy yy c21exx c22eyy c23ezz c24eyz c25ezx c26exy zz c31exx c32eyy c33ezz c34eyz c35ezx c36exy yz c41exx c42eyy c43ezz c44eyz c45ezx c46exy zx c51exx c52eyy c53ezz c54eyz c55ezx c56exy xy c61exx c62eyy c63ezz c64eyz c65ezx c66exy
的、完全弹性体，并从内部取一小六面体。
z
一. 应力(外力，六个独立分量) E
xx
1.法向应力:
,,
xx
yy
zz
2.切向应力:
,,
xy
xz
yz
注： ij
i为作用方向 ；
F
A
yx
zx
D
M
zx
x xx B
yx
C
G
y
j为作用垂直于j轴面
平衡时应 力分布图
二. 应变(外力引起的物体变化)
其中有：
eij
ij
e e e
xx
yy
zz
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。
1、体变： u v w divu
x y z exx eyy ezz (体积的膨胀与压缩） 2、切变（剪应力产生角度变化与物体旋转）
xy平面内：exy
v x
u y
yz平面内：eyz
w y
v z
xz平面内：ezx
u z
w x
3、切变使物体绕x，y，z轴旋转
绕z轴：z
1 2
( v x
三个方向方程均是用应力与位移分量
表示的运动方程.
3、用、、及u、v、w表示方程
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
2u t 2
（＋）
x
＋2u
Fx
2v t 2
(
)
y
2v
Fy
2w t 2
(
)
z
2w
Fz
4、整理后得：分别由胀缩力divF 与旋转力rotF产生的运动方程,即：
2
t 2
2
2
divF(胀缩力)
d
2
dt 2
dz
y
x
＋
xx
xx
x
dx
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)
1、x方向运动方程(如六面体图)：
作用于x方向各面力与体力之和＝单元六面体质量m 与位移u二次导数（加速度）之积，即：f=ma,用f 表示外力.
[(
xx
xx
x
dx)dydz
xxdydz]
[(
地下岩石为半无限介质空间,而且为均匀的,各向 同性的,完全的弹性体.
人工地震的震源(外作用力)为一瞬间点震源,而 且作用时间短,产生的波在地下半无限介质中传 播.
岩石存在两面性:弹性性质(外力小且作用时间短) 与塑性性质(外作用力较大且作用时间长).
§1.1.2 地震波运动方程
假设：地下为半无限空间的均匀的、各向同性
2 w
rotF(旋转力)
2＝
2 x 2
2 y 2
2 z 2
其中
：
w
u v x y rotu
w z
两方程意义：方程表明在两种不同性质力的作
用下，介质产生两种不同性质的扰动。Ⅰ式表
示在胀缩力divF 作用力下产生以体变系数决 定 产的 生胀w缩 r扰ot动u。决定Ⅱ的式变为形在（旋角转转力力ro）tF扰作动用。下