第五章地震波速度.
地震勘探原理-第5章地震波处理
2021/3/16
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• 通常地震波振幅随时间呈指数衰减。 高频衰减比低频快。
• 与震源强度和震源耦合有关的影响， 检波器灵敏度和检波器耦合及偏移距 的影响。对这类影响主要通过地表一 致性振幅校正程序，类似于自动剩余 静校正来完成。
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参数提取与分析的目的是为寻找在常规处 理或其他处理中常用的最佳处理参数，以 及有用的地震信息，如频谱分析、速度分 析、相关分析等。这类数字处理还可为校 正与偏移及各种滤波等处理提供速度和频 率信息，并可以自成系统处理出相应的成 果图件，如频谱、速度谱，通过相关分析 进行相关滤波等。
• 在数据处理中，将按时序排列的形 式转换为按道序排列(即第一道的所 有数据都排在第二道之前，使同一道 数据都排放在一起)这种预处理称为 数据解编或重排。
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• 二、编辑
• 在地震数据采集中，由于施工 现场复杂，外界干扰大，难免出 现一些不正常道和共炮点记录， 这些记录信噪比低，如果参与叠 加处理会严重影响处理效果。
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数字仪对信号进行增益控制时的增益指 数己记录在记录格式的阶码上，因此增 益恢复的公式为
A= A0 /2n 其中A0为记录到的采样值，A为地面检 波器接收到的增益控制前的振幅值，n 为阶码 (即增益指数)。
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球面扩散是当波离开震源时由于波 前扩散造成的振幅衰减，能量发生扩散， 波的强度减小，而波场的总能量不变。 如果介质是各向同性的，则能量衰减与 传播距离的平方成反比。通常速度都是 随深度的增加而增加.非弹性衰减是弹性 能量由于摩擦而耗散为热的吸收的结果， 波动能量消失。
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地震波的速度笔记
重点掌握V av、V R、VФ、V a和V p的概念及相应的计算公式。
掌握迭加速度V a的求取，以及由V a——V R——V n的过程。
了解V a的测定原理，以及各种速度之间的一些相互换算公式。
λ、μ拉梅系数，ρ介质密度，Ｅ杨式模量，υ泊松比，都是说明介质的弹性性质的参数。
在大多数情况下，υ＝０．２５。
Ｅ的大小和岩石的成分、结构有关，随着岩石的密度ρ增加，Ｅ比ρ增加的级次较高，所以当ρ↑—>Ｖｓ、Ｖｐ↑。
同一介质中，纵波、横波速度比。
通过对大量岩石样品进行研究，发现地震纵波与岩性密度（完全充水饱和体积密度）之间，存在着良好的定量关系。
可用加德纳公式表示：Ｖ：米／秒，ρ：克／厘米３六、与空隙率和含水性的关系在大多数沉积岩中，岩石的实际速度石油岩石基质的速度、空隙率、充满空隙的流体速度等因素来决定。
可用一个简单的关系式来表示:时间平均方程V：岩层的实际速度Vf：波在空隙流体中的速度Vr：岩石基质的速度Ф：岩石的空隙率适用条件：岩石空隙中只有油、气或水一种流体，并且流体压力与岩石压力相等。
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。
第二节几种速度概念一、平均速度一组水平层状介质中，某一界面以上介质的平均速度是地震波垂直入射到该界面所走的总路程与总时间之比。
地震波传播遵循是“沿最小时间路程传播”。
在层状介质中，最小时间路程是折线而不是直线。
二、均方根速度ＶR地震波传播遵循“费马原理”，沿最小时间路程传播。
在均匀介质中最小时间路程是直线。
水平介面：均匀介质反射波时距曲线是一条双曲线，方程把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近似当作双曲线求出的波速，就是这一水平层状介质的均方根速度。
如果一条时距曲线的方程可以写成这样的形式，表示波以常速传播，波速等于式中Ｘ2项的分母的平方根。
对于覆盖层为连续介质，只给出对应的基本公式。
在一定假设前提下，方程可写成三、等效速度倾斜界面，共中心点时距曲线方程为：与均匀介质、水平界面情况一样。
关于地震波的传播速度
关于地震波的传播速度
1、纵波是推进波，地壳中传播速度为5.5~7千米/秒，最先到达震中，又称P波，它使地面发生上下振动，破坏性较弱。
2、横波是剪切波，在地壳中的传播速度为3.2～4.0千米/秒，第二个到达震中，又称S波，它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强。
地震波是由地震震源向四处传播的振动，指从震源产生向四周辐射的弹性波。
按传播方式可分为纵波（P波）、横波（S波）（纵波和横波均属于体波）和面波（L波）三种类型。
地震发生时，震源区的介质发生急速的破裂和运动，这种扰动构成一个波源。
由于地球介质的连续性，这种波动就向地球内部及表层各处传播开去，形成了连续介质中的弹性波。
地震学的主要内容之一就是研究地震波所带来的信息。
地震波是一种机械运动的传布，产生于地球介质的弹性。
它的性质和声波很接近，因此又称地声波。
但普通的声波在流体中传播，而地震波是在地球介质中传播，所以要复杂得多，在计算上地震波和光波有些相似之处。
波动光学在短波的情况下可以过渡到几何光学，从而简化了计算；同样地，在一定条件下地震波的概念可以用地震射线来代替而形成了几何地震学。
不过光波只是横波，地震波却纵、横两部分都有，所以在具体的计算中，地震波要复杂得多。
地震波速度模型及其应用
地震波速度模型及其应用地震波速度模型是地震学中的一个重要研究领域，它对于我们理解地震波的传播规律、预测地震危险性以及构建地震工程设计等方面具有重大意义。
本文将介绍地震波速度模型的基本原理，以及其在地震学研究和地震工程方面的应用。
一、地震波速度模型的基本原理地震波是地震事件中传播的一种波动现象，其速度与介质的物理性质密切相关。
地震波速度模型是指对地下介质中地震波传播速度进行建模和研究的过程。
通常地震波速度模型可以分为纵波速度模型和横波速度模型两个方面。
纵波速度模型（Vp）是指地震波在地下介质中的纵向传播速度。
纵波速度受到介质的密度、岩石类型、孔隙度、饱和度等多种因素的影响。
科学家通过采集地震数据并进行分析，可以获得不同深度下地下介质的纵波速度分布情况。
纵波速度模型的建立可以帮助我们了解地下介质的物理性质，预测地震活动的强度和传播方式等。
横波速度模型（Vs）是指地震波在地下介质中的横向传播速度。
横波速度也受到介质的物理性质的影响，但相对于纵波速度更加敏感于介质的密度和岩石类型。
横波速度模型的建立可以帮助我们确定地下介质的失稳性，提供地震工程设计中的重要参数。
二、地震波速度模型的应用1. 地震学研究领域地震波速度模型在地震学研究中起到了重要的作用。
通过建立地下介质的速度模型，科学家可以对地震波的传播路径进行模拟和预测。
这对于理解地震波传播的规律、地震活动的危险性评估以及地震预警系统的建立具有重要意义。
地震波速度模型也可以用于确定地震震源机制，研究地震的发生机制和地震活动的时空演化规律。
2. 地震工程设计地震波速度模型在地震工程设计中扮演着至关重要的角色。
结合地下介质的速度模型，工程师可以预测地震波在地表产生的破坏规模和传播方向，从而确保建筑物和工程结构在地震中的安全性。
地震波速度模型还可以帮助工程师确定合适的地震动输入，为地震安全设计提供依据。
3. 地震监测和勘探地震波速度模型也在地震监测和勘探中起到了重要作用。
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（）。
地震勘探概论5_地震波的速度
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第一节 地震波在岩石中的传播速度
地震勘探是以研究地震波在地下岩层中的传播为基础; 对不同的地区，其沉积环境、沉积模式不同，所沉积的地
层，传播速度，地表条件及地下地质构造的复杂程度都不尽相
同，对地震勘探的地质效果也都会产生不同的影响;
速度是地震勘探中一个重要的参数，也是地震勘探的物理
基础之一。反射波、折射波和透射波的产生主要是弹性介质在
(三) 主要用途 1. Vα较精确地反映了波在非均匀介质 中传播的真速度。
2. 它作为判别各种速度精确度的一个
特定的标准。
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七、三种速度的比较
（一）实例分析
对其VaV、VR、Vα三种速度进行比较
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七、三种速度的比较
（一）实例分析
对其Vav、VR、Vα三种速度进行比较
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七、三种速度的比较
（一）实例分析
(三) 主要用途
作为实际工作中的动校正速度。
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五、层速度
(一) 概念
指按速度分层的速度。
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五、层速度
(二) 求取方法
1. 用声波测井求取层速度 优点：分层细致、准确。
2. 根据地震测井资料计算层速度
特点：Vn资料比较粗，只能反映一些 大的地段地层的速度差异 3. 由均方根速度计算Vn （Dix公式） 注意：Dix公式适用于炮检距不太大 的情形。
4310 4420 4560 4670 5160 5450
对其VaV、VR、Vα三种速度的计算进行
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七、三种速度的比较
（二）定性结论 1. 当介质不均匀时，地震波沿不同射线传播的 速度是不同的； 2. 对某一个介质结构，只有一个平均速度和一 个均方根速度，并且有 VR ≥ Vav ; 3. x=0时，Vav 的精度高，x=某一值时，VR的 精度较高。
第五章 地震波速度
p Castagna（1985）泥岩线公式为：
1.360 1.16 s
Smith（1987）趋势线公式： p 0.790 1.425 s
p 0.937 1.35 s 甘利灯（1990）趋势线公式：
李庆忠（1992）趋势线公式：
p 0.0874 s2 0.994 s 1.250
经
验
公
式
纯砂
岩
第一节 影响地震速度的主要因素
在实际工作中不能生搬硬套加德纳公式，要建立勘探区域的速 度与密度的经验关系。 1993年Castagna通过大量的实验室数据和测井、地震数据分 别对不同的岩性，如泥岩、砂岩、石灰岩、白云岩和硬石膏给 出了速度与密度的经验关系方程:
aV bVp c
第一节 影响地震速度的主要因素
⑴油-水两相 当含水饱和度从0变化 到1，也就是从完全含 油到完全含水，砂岩 的波速是单调增大的。 当深度增大时，总的 变化值减小。 ⑵气-水两相 当含水饱和度从0变化 到0.8时，波速是随之 缓缓减小的，然后随 着含水饱和度的增大 而增大，在含水饱和 度为0.95时急剧增大。
第一节 影响地震速度的主要因素
（3）密度 几乎各种岩石的波速都随密度增大而 增大。 最著名的速度与密度的经验关系式是 由加德纳（Gardner）总结美国多个 地区多种岩石（岩石饱和盐水，最大 深度约7400米）得到的：
盐
岩
硬石膏
石灰
岩
白 云岩
0.31v 0.25 p
纯泥岩
密度（g / cm3）；v p 纵波速度（m / s）
地震勘探中，要针对目的层统计出不同岩性（甚至含流体）地 震波速度随深度的变化关系曲线，为岩性解释提供基础资料。
地震波速度公式(一)
地震波速度公式(一)地震波速度公式1. 引言地震波速度是地震学中的重要概念，用于描述地震波在地球内部传播的速度。
本文将介绍地震波速度的相关公式，并通过示例解释其含义。
2. P波速度公式P波（纵波）是地震波中传播速度最快的一种波，其速度由下述公式给出：Vp = k1 * √(λ + 2μ)其中，Vp表示P波速度，k1为比例系数，λ为纵波速度模量，μ为剪切波速度模量。
示例：假设某地的纵波速度模量λ为 km/s，剪切波速度模量μ为 km/s，计算该地的P波速度。
解：根据 P波速度公式可知：Vp = k1 * √( + 2*)假设比例系数k1为，则有：Vp = * √( + 2*) = * √() ≈ km/s因此，该地的P波速度约为 km/s。
3. S波速度公式S波（横波）是地震波中传播速度次快的一种波，其速度由下述公式给出：Vs = k2 * √μ其中，Vs表示S波速度，k2为比例系数，μ为剪切波速度模量。
示例：假设某地的剪切波速度模量μ为 km/s，计算该地的S波速度。
解：根据 S波速度公式可知：Vs = k2 * √()假设比例系数k2为，则有：Vs = * √() ≈ km/s因此，该地的S波速度约为 km/s。
4. 层析成像法速度公式层析成像法是一种地震波速度成像的方法，常用于地下构造探测。
其速度计算公式如下：V = 2π/λ其中，V表示地震波速度，λ为波长。
示例：假设地震波波长λ为10 m，计算对应的地震波速度。
解：根据层析成像法速度公式可知：V = 2π/10 ≈ m/s因此，该地震波的速度约为 m/s。
5. 总结本文介绍了地震波速度的三种公式，分别是P波速度公式、S波速度公式和层析成像法速度公式。
通过示例计算，解释了各个公式的含义和应用。
地震波速度的研究对于地震学和地质学领域的研究至关重要，有助于了解地球内部的结构以及预测地震活动的发生。
《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。
地震波速度资料解释
地震波速度资料的解释论文提要地震波速度是地震勘探中最重要的一个参数，是地震波运动学特征之一。
在资料处理和解释过程中，速度资料均十分重要。
例如在计算动校正时需要叠加速度，绘制构造图进行时深转换时需要平均速度。
近年来，速度资料在地震解释中应用得越来越广泛，概括起来有以下几方面：（１）进行时深转换、绘制深度剖面和构造图。
（２）根据速度资料识别波的性质，如多次波、绕射波和声波等。
（３）利用速度资料制作合成地震记录和理论地震模型，对地震记录作模拟解释。
（４）利用速度纵横向变化规律，研究地层沉积特征和相态展布。
（５）利用层速度资料，预测岩性分布和砂泥岩横向变化。
（６）利用速度资料计算反射系数图板，进行烃类检测，判别含气亮点。
（７）利用合成声波测井，进行砂体横向追踪和对比。
（８）利用速度资料预测地层异常压力。
由此可见，提取和分析速度资料是地震地质解释的一项重要的工作，熟悉各种有关的速度概念、速度资料的求取方法和影响速度的各种地质因素对于应用速度资料解决地质问题是很重要的。
正文一、理论研究和实际资料证实，地震波在岩层中的传播速度与岩层的性质、岩石的成分、密度、埋藏深度、地质时代、孔隙度、流体性质等因素有关，下面分别分析各种因素对速度的影响。
（一）影响速度的一般因素1.岩性由于各种岩石类型的成分不同，其传播地震波的速度是不同的（图５—１）；有时即使是同一种岩石类型，由于结构不同其波速也在一定范围内变化。
地震波传播速度主要取决于构成这些岩石矿物的弹性性质，一般来说，火成岩孔隙很少或没有孔隙，地震波速度比变质岩和沉积岩的都高，且变化范围小；变质岩的波速变化范围较大，沉积岩波速最低，变化范围大，这主要与沉积岩成分和结构复杂，受孔隙度和流体性质的影响较大有关。
表（５—１）是几种类型岩石与介质的波传播速度和波阻抗资料。
2.密度通过大量岩石样品物性研究和数据分析整理，发现地震波速度与岩石体积密度之间（图５—１（ａ）、（ｂ）），存在着一种令人满意的近似关系。
速度分析
第五章 速度分析地震波在地层中的传播，其速度是深度的函数，声波测井记录表示直接的速度测量；另一方面，地震资料则给出了间接的速度测量。
基于这两种类型的信息，勘探地震学家推导出许多不同的速度，例如层速度、视速度、平均速度、均方根速度、瞬时速度、相速度、群速度、动校速度、叠加速度和偏移速度。
然而，从地震资料中得出的速度是能产生最好叠加效果的速度。
假设层状介质中，叠加速度与NMO 速度有关。
而又它与均方根速度有关，平均速度和层速度均由均方根速度求得。
层速度为两个反射界面之间的平均速度。
具有一定岩性组成的岩层的层速度的几个影响因素有：孔隙形状；孔隙压力；孔隙流体饱和度；围压；温度等。
第一节 地震记录中的速度信息在讨论如何求取地下岩层的速度之前首先要研究的是速度信息在地地震资料中是如何表现的。
我们知道速度总是与传播距离及传播时间相关联的。
例如传播距离是4000m ，传播时间是2s ，由此我们可以容易地用速度公式：速度=距离/时间来估算出速度为2000m/s 。
在这里距离和时间都是已知量。
对于地球岩石速度探测而言就没有这样的幸运。
我们可以测得地震波从地面传播到地下再返回地面时的传播时间，但却无法测得其走过的距离。
虽然可以采用打井取心或测井的办法来求得岩石速度，但这样的成本是难以承受的。
因此从地震资料中估算岩石速度的方法成为成本低廉的主要方法。
让我们看看图5-1所示单个反射界面的情况。
反射界面的深度为h ，介质的速度为v ，应用图中的两种测量方式看看会得到什么结果。
图5-1（a ）是激发点和接收点在同一位置的测量方式，即零偏移距自激自收。
波的传播时间与距离的关系为t=2h /v 。
虽然我们测得了波反射回来的时间t ，但反射界面的深度h 是未知的，也没有办法测量。
因此用公式v=2h /t 无法估算出速度v 。
图5-1(b)是激发点和接收点不在同一位置的测量方式，即非零偏移距测量。
波的传播时间与距离的关系为：22202222//2v x t v x v h t +=+⎪⎭⎫ ⎝⎛= (5-1)式中：t 0为反射界面的双程旅行时，s ； x 为炮检距，m 。
《地震速度研究》PPT课件_OK
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2.
(1)
一般从地震基准面(0秒对应的海拔高程)起算： 设从基准面至地层界面的反射双程时间为t0、距离 为H，则V V=2H/t0 (定义公式)或VSP 用叠加速度也可以求平均速度。一般先求层速度， 最后再求平均速度。变速构造图多这样求取平均
V测井， 深层V地 震＞V 界线在to=1秒附近。二 者相差可达10-15%。这 一现象叫速度弥散。它 是造成合成记录与井旁 实际地震道吻合不好的 重要原因之一。
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•引起速度弥散的原因尚不十分清楚。从理论上讲， 声波测井与地震波的频率相差很大：前者一般大于 10000HZ，最高达20000-30000HZ，后者震源频率一 般小于100HZ。频率越高，速度越高。这只能解释
4
在声波测井中，我们可以统计砂岩的 孔隙与时差的关系，从而计算孔隙度。
Wyllie(1956)
ts t ts tf
φ: porosity; s: Skelton; f: fluid; :t acoutic time diference
5
•Domenico效应：
•当孔隙较大时，储层部分含气会造成与全部 含气相当，或甚至更大的降速 效应。 Domenico效应提醒地质家用速度降低判断气层 具一定的风险性，他们可能是一个非工业性气
即层间差异速度分析，一种高精度的叠加速度异常分 析预测高孔隙带或含气带的方法。也属 于一种叠加 速度分析速度异常、尤其是低速异常的方法。适用于
对于一个岩性稳定、厚度较大的储层其速度变化可能 主要反映孔隙发育程度或含气状况。在孔隙不发育或 不含气的情况下，我们说该储层有一个背景层速度， 该背景层速度一般用井资 料可以确定。如鄂尔多斯 盆地T10——T11的奥陶系碳酸盐岩的背景速度是50005500m/s。平面上局部孔隙发育时，其层速度可能要 低于这一背景速度，即小于5000m/s，而且孔隙越发 育，速度越小。
chapter6地震波的速度
六、与空隙率和含水性的关系
研究表明，岩石空隙中含油或气或水时， 岩石的波速会发生变化，=>导致在界面的 反射波振幅的变化。
在大多数沉积岩中，岩石的实际速度石油岩 石基质的速度、空隙率、充满空隙的流体速 度等因素来决定。
可用一个简单的关系式来表示:
1 1 V Vf Vr
时间平均方程
用 v 代替 v ，倾斜界面共中心点时距曲线 变成平界面、共中心点时距曲线）。 即：用 v 按平界面动校正量公式，对倾斜 界面共中心点道集进行校正，可以取得较好 的迭加效果，没有剩余时差。
四、迭加速度 v
在一般情况下，（水平界面均匀介质、倾斜 界面均匀介质、层状介质、连续介质）可将 其共中心点反射波时距曲线看作双曲线，用 一个共同的式子来表示：
Ｖｐ／Ｖｓ＝
2(1 ) 1 2
因为Υ≈0.25＝>Ｖｐ／Ｖｓ＝
≈1.73 3
二、与岩性的关系
地震波的传播速度与岩性有一定的关系，不 同岩性的岩石，地震波在其中传播速度不同。 一般： 沉积岩 花岗岩 玄武岩 变质岩 １５００～６０００ ４５００～６５００ ４５００～８０００ ３５００～６５００
1 C 1 C V Vf Vr
总之，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 石空隙中含有流体时，使岩石的速度降低。
七、与频率和温度的关系
试验资料表明：在很宽的频率范围内，纵波 与横波的速度与频率无关。说明，纵波与横 波不存在频散现象。
速度随温度可能有微小的变化，每升高100℃ 减少5～6%。
第 五 章 ： 地 震 波 的 速 度
V V 重点掌握 Vav 、 R 、 、V 和 VP 的 概念及相应的计算公式。 掌握迭加速度Vav 的求取，以及 V 求 VR 求 Vn 由 V 的过程。要求了 解 的测定原理，以及各种速度 之间的一些相互换算公式。 地震波速度是地震中最重要的一 1 H Vt 个参数，用地震方法研究地下地 2 质构造时， 从这一点看出 V 的 重要性。
地震勘探原理-第4章地震波速度可修改全文
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
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4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系
沉积岩中岩石是含有孔隙的，孔隙度的变化从百分之 几到40%。所以直接影响着速度(弹性模量)。 大多数沉积岩中，岩层的实际波速是由岩石基质的速 度、孔隙度，充满空隙的液体的速度以及颗粒之间的 胶结物的成分等因素来决定的。 在地震勘探中比较常用的，关于液体速度，颗粒速度 与孔隙率之间一个很简单的关系式，叫做时间平均方 程 (Wyllie方程)
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系
地震纵波和横波与介质的弹性常数之间 的定量关系：
vP
2
E(1 ) (1 )(1 2 )
vS
E
2(1 )
其中λ、μ是介质的弹性常数(拉梅系
数)，E是杨氏模量，ρ是介质的密度 ，
σ是泊松比。
6
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系
同一介质中纵波和横波速度比的关系如下
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。
地震勘探原理__各章要点总结
第一章 地震勘探的理论基础1、各向同性介质：弹性与空间方向无明确关系的介质称各向同性介质，否则是各向异性介质。
2、泊松比σ：弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀)的比值。
L L d d //∆∆=σ3、对于大多数沉积岩石，σ=0.25，∴V P =1.73V S 。
4、瑞雷面波(R 波)特点：(1) 波的能量分布在地表附近的介质中并随深度迅速衰减。
(2) 质点振动方向分上、下、坐、右，合成的振幅轨迹是椭圆(逆时针方向)，长轴垂直地面，长短轴比值是2/3。
(3) 当σ=0.25时，V R = 0.92V S =0.54V P ，速度低、频率低(10~30Hz)，波形宽。
(4) 有频散(波散)现象，不同频率的成分传播速度(相速度)不同，即群速度不等于相速度。
5、拉夫面波(L 波) 特点：能量沿地震界面分布，振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，即为SH 波，由于水平振动，检波器接收不到。
6、地震波的特征：运动学特征——研究波在地层中传播的空间位置与传播时间的关系。
动力学特征——研究波在地层中传播的能量(振幅)变化和波形特征(频谱)。
7、惠更斯原理(1690)也叫波前原理，说明波向前传播的规律。
在弹性介质中，任意时刻波前面上的每一点，都可看作是一个新的波源(子波)而产生二次扰动，新波前的位置可认为是该时刻各子波波前的包络。
惠更斯原理只给出了波传播的空间位置，而不能给出波传播的物理状态。
菲涅尔(1814)对惠更斯原理进行了补充：波在传播时，任意点处的振动，相当于上一时刻波前面上全部新震源产生的子波在该点处相互干涉的合成波。
8、视速度定理地震波的传播是沿射线方向进行的，而观测地震波是沿测线方向进行的，其方向和射线方向不一致。
波前沿测线传播的速度不是真速度V ，而是视速度*V 。
αsin //=∆∆=∆∆∆∆=*xs t x t s V V βαcos sin V V V ==* 式中 α——射线与地面法线的夹角，称入射角；β——波前与地面法线的夹角，称出射角。
地震波的速度
三、等效速度：v
对于倾斜界面时共中心点M处的反射波 时距曲线为：
1 2 2 2 t 4hM x cos v 2 2 x x 2 2 2 t t0 t0 2 2 v v 2 cos
v为等效速度
o
X M
s
v
hm
R
四、迭加速度
O
V1 V2
S
V3
n1 l1 l2 n2 n3 l3
V
Vn
nn
ln
P
n
h
i 1
n
i
h
i 1
n
i
/ Vi
O
二、均方根速度（考虑了射线偏折现象）：
1、均方根速度的引入（沿射线路径） 对于一水平界面当上覆介质不均匀时，把时距曲线近似为 双曲线，再动校中按双曲线进行校正，均方根速度就是在 不为双曲线关系的时距方程简化为双曲线关系引入的一种 速度。 O 2、均方根速度的推导：
八. 沉积岩中速度的一般规律：
1. 沉积岩的沉积规律呈层状分布；
O
V
2.速度随深度增加而增加,且具有
垂直方向特性, 而速度梯度随深度 增加而减小；如右图所示. 3.速度水平方向变化特点：速度的 水平梯度小于垂直梯度；
Z
4、地质构造对波的速度会产生影响。
§7.2几种速度概念
对地下复杂的地质介质情况作不同的假设，不同的速 度获取方法与计算方法或不同的用途而引出相应速度， 而每种速度都有其本身的意义，引入的原因，计算与 测定方法，以及使用范围等，而且随地震勘探的法而 出现变化或淘汰。 1. 平均速度 2. 均方根速度 3. 等效速度 4. 叠加速度
600-800
地震波速度与地震源特征研究
地震波速度与地震源特征研究地震是地球上最常见的自然灾害之一，对人类社会造成了巨大的破坏。
研究地震的波速度与地震源特征对于预测地震的发生和减轻地震灾害具有重要意义。
本文将探讨地震波速度与地震源特征的研究进展，并分析其在地震学领域的应用。
一、地震波速度的研究地震波速度是地震学中的重要参数，它反映了地质介质传播地震能量的速度。
通过测量地震波速度，可以了解地下岩石的物理性质及其变化，从而推断出地球内部的结构和组成。
一般来说，地震波速度可以分为纵波速度和横波速度两种。
1.1 纵波速度纵波速度是地震波中沿着传播方向产生压缩和膨胀的速度，也称为P波速度。
通过测量地震P波在不同介质中的传播速度，可以研究地下结构的速度横向变化和纵向分层。
纵波速度的研究对于预测地震的传播路径和发生地区具有重要意义。
1.2 横波速度横波速度是地震波中垂直于传播方向产生横向振动的速度，也称为S波速度。
横波在地球内部传播的速度与纵波相比较慢，而且它只能在固体介质中传播，不会在液态介质中传播。
通过测量横波速度，可以判断地下介质的弹性性质和地震活动的断裂状况。
二、地震源特征的研究地震源是指地震发生时释放能量的具体位置和形态。
研究地震源特征可以帮助我们了解地震的成因和发展规律，从而为地震预测和防灾减灾提供科学依据。
2.1 震源机制地震的震源机制是指地震破裂过程中岩石断裂的方式和方向，它可以通过研究震波记录中的波形和极性信息来确定。
根据震源机制，可以判断地震发生时岩石受到的应力和应变状态，进而了解地震发生的构造背景和活动断层的性质。
2.2 断层参数断层参数是描述地震活动断层性质的物理参数，包括断层面积、滑动位移、断层倾角等。
通过测量断层参数，可以了解地震的规模和能量释放情况。
同时，断层参数的研究对于评估地震的破坏性和危险性具有重要意义。
三、地震波速度与地震源特征的关系地震波速度和地震源特征是地震学中紧密相关的两个方面。
地震波传播过程中受到地下介质的影响，波速度的变化可以反映出地下结构的特征。
第五章地震速度参数提取方法
3.5.1 叠加速度分析
3、速度谱的显示及应用 常用的显示方式有： 1）等值线平面图：极值构成的能量团 2）能量曲线显示：速度谱和能量曲线（变面积或波形） 并列的形式显示 3）三维显示 应用 1）确定最佳的叠加速度。 2）用于检查叠加时间剖面的正确性，速度谱上的能量 团与强反射层是一致的 3）识别多次波等特殊干扰波 4）计算层速度。
①t0扫描；②速度扫描；③计算叠加能量（相似性系数或相关 系数）
xi 2 t0 2 Vσ
2
其中t 0
2 t i
i
n
2）制作方法： （扫描实验法）
3.5.1 叠加速度分析
具体制作方法：
①给定 t 0 , i，选定试验速度
②计算 ri ，得到一系列的理论双曲线；必有一条与反射同相 轴重合； ③沿双曲线在共中心点道集上各道取值并叠加（或是相关计算、 相似性计算）； ④判别，若叠加振幅（相似性系数、相关系数）达到最大，所 对应的试验速度即为 t 0 , i 时刻的叠加速度；
3.5.1 叠加速度分析
二、速度谱分析
速度谱的概念：把地震波的叠加能量相对波传播速度 的变化规律，称为速度谱。 根据不同的判别准则可分 叠加速度谱、相似性系数速度谱、相关速度谱 1、叠加速度谱的基本原理和制作方法
1）理论依据：
t xi
2
沿着反射波同相轴方向上叠加能量、相似系数或相关系 数最大。
Vl 对水平多层反射波： V aVσ 对倾斜多层反射波： Va V
对单层模型反射波： V
a
2 x 2 t i t0 2 V
《地震波速度》课件
地震波的类型
P波和S波
地震波分为纵波和横波，纵波是一种压缩波，可以 在所有物质（固体、液体和气体）中传播；横波是 一种横振波，只能在固体中传播。
表面波
地震波在地表面传播时会产生表面波，它的速度比 体波慢，但振幅大，是地震破坏的主要来源之一。
地震波速度的测定方法
1
直接法
测量地震波在地下直接传播的速度，包括对井下岩心和地震记录进行分析等。
地震波速度
地震波速度是研究地震的重要参数之一。通过研究地震波速度的变化，我们 可以了解地球的内部结构，并用于地震勘探和监测。
引言
定义和意义
地震波速度是地震波在不同介质中传播的速度，它可以反映介质的物理性质和内部结构。
研究重要性
研究地震波速度是理解地震产生机制、预测地震危险性、探测地下物质和构造等方面的关键。
郭视频. 中亚高原晚新生代构造变形、地震地质 与地震云图[M]. 四川科学技术出版社,2015.
Friedrich, A. M., and D. A. Yuen. "Seismic anisotropy and the upper mantle." Annual Review of Earth and Planetary Sciences 38 (2010): 323-352.
总结与展望
研究现状
目前，地震波速度的研究已经成为地球物理学、地 球科学和地质学等领域不可或缺的内容。
未来研究方向
未来的研究方向是更准确地测定地震波速度，并将 其应用于地震灾害预测、地质灾害防治和地球物理 学研究的广泛领域。
参考文献
1. 2. 3.
朱宝山, 刘攀峰. 地震学文献综述[J ].地震地 质,1997(4).
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其中a,b,c是经验系数，ρ的单位是g/cm3 泥岩： a=-0.0261, b=0.373, c=1.458， Vp=1.5~5.0km/s
砂岩： a=-0.0115,
石灰岩：a=-0.0296, 白云岩：a=-0.0235,
b=0.261,
b=0.441, b=0.390,
c=1.515， Vp=1.5~6.0km/s
第一节 影响地震速度的主要因素
大量理论研究、实验室研究和实际资料都证明，地震波的传 播速度与地下岩石的性质，如岩石的弹性常数、岩石的成分、 密度、埋藏深度、孔隙度、地质年代、含流体性质以及温度等 因素息息相关。
第一节 影响地震速度的主要因素
（1）弹性常数
E 1- 2 K 4 / 3 p 1 1 2
Vs2
第一节 影响地震速度的主要因素
①因为流体的μ=0，所以流体中不能传播横波。 1914年，德国地球物理学家古 登堡发现地下2900千米处地震波的 传播速度有明显变化，后证实这里 是地核与地幔的分界层。人们将这 个界面称为“古登堡界面”。通过 此界面向下，纵波突然下降，横波 完全消失，并以此推断外核为液态 金属。
第一节 影响地震速度的主要因素
（4）构造历史和地质年代的影响
许多实际观测资料表明，同样深 度、成分相似的岩石，当地质年代 不同时，波速也不同，年代老的岩 石比年青的岩石具有较高的速度。 在强烈褶皱地区，经常观测到速度 的增大；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 构造作用力的增大而增大。
c=1.963， Vp=3.5~6.4km/s c=1.242， Vp=4.5~7.1km/s
硬石膏：a=-0.0203,
b=0.321,
c=1.732， Vp=4.6~7.4km/s
第一节 影响地震速度的主要因素
Brocher（2005）根据大量的岩芯、测井和VSP资料建立了新 的纵波速度与密度的经验公式：
E s 2 1
2(1 ) 2 2 Vs 1 2 k (V p 4 / 3Vs ) Vp
它们分别表示纵波和横波在介质中的传播速度，可知弹性波 在均匀各向同性介质中的传播速度是由介质的弹性常数和密度 决定的。如果能求得岩石的地震纵波和横波速度以及密度就可 以得到弹性常数k和μ。
第素 第二节 几种地震速度的概念 第三节 地震速度参数的测定方法 第四节 地震速度之间的相互关系
地震波的速度是指地震波在地下岩层中的传播速度，简称地震速度。 它既是研究地球内部结构的最重要参数，也是地震勘探中最重要的参数 之一，渗透到地震资料处理和解释的大部分环节。在地震正演研究、地 震时深转换、地震偏移、地震反演、储层描述等过程中，都需要同地震 速度打交道。 根据不同的研究目的，往往加一些前缀赋予特定的含义，比如：平均 速度、瞬时速度、射线速度、层速度、偏移速度、叠加速度、均方根速 度等等。 计算各种地震速度的方法也不是单一的，包括实验室岩芯速度测井、 地震测井、垂直地震剖面、地震速度分析等方法。
Faust（1951）统计美国和加拿大 500口井砂岩、泥岩速度数据与地质时 间和深度的关系总结出了速度、年代 和深度的关系式如下：
岩性 气层砂岩 泊松比 0.12~0.22
油层砂岩
水层砂岩 泥岩 钙质泥岩 砾岩
0.21~0.25
0.24~0.35 0.25~0.40 0.32~0.43 0.22~0.38
含气砂岩 具有低泊 松比和低 速度比
煤层
0.33~0.49
第一节 影响地震速度的主要因素
某气藏泊松比变化剖面
Top
Base
3 5 1.6612Vp 0.4731 Vp2 0.0671 Vp 0.0043Vp4 0.000106Vp
其中VP 的单位是ft/s、ρ的单位是g/cm3，Vp=1.5~8.5km/s。 该公式适用深度范围较大，在石油地震勘探中仅仅只能作为参 考。 石油地震勘探中一定要建立适合本地区本地层的深度范围的 地震速度与密度的经验关系。
第一节 影响地震速度的主要因素
（3）密度 几乎各种岩石的波速都随密度增大而 增大。 最著名的速度与密度的经验关系式是 由加德纳（Gardner）总结美国多个 地区多种岩石（岩石饱和盐水，最大 深度约7400米）得到的：
盐
岩
硬石膏
石灰
岩
白 云岩
0.31v 0.25 p
纯泥岩
密度（g / cm3）；v p 纵波速度（m / s）
剖面中显示：由于含气砂岩具有低泊松比，所以气藏顶部位一个 负的反射(泊松比σ减小) 以及在气藏底部为一个正的反射(泊松比 σ增加)。
第一节 影响地震速度的主要因素
（2）岩性 造岩矿物成分不同的岩石，由于造岩矿物的密度、体积模量、 剪切模量的不同，又由于造岩矿物是组成岩石的主要成分，因 此是影响岩石弹性性质的主要因素。
经
验
公
式
纯砂
岩
第一节 影响地震速度的主要因素
在实际工作中不能生搬硬套加德纳公式，要建立勘探区域的速 度与密度的经验关系。 1993年Castagna通过大量的实验室数据和测井、地震数据分 别对不同的岩性，如泥岩、砂岩、石灰岩、白云岩和硬石膏给 出了速度与密度的经验关系方程:
aV bVp c
第一节 影响地震速度的主要因素
②纵波速度大于横波速度 P波：P代表主要 （Primary）或压缩 （Pressure）前进速 度最快，也最早抵达。 S波：S意指次要 （Secondary）或剪力 （Shear），前进速度 小于P波
第一节 影响地震速度的主要因素
③纵横波速度比可以用泊松比 表示，可以用来区分岩性
沉积岩：１５００～６０００ 花岗岩：４５００～６５００ 玄武岩：４５００～８０００ 变质岩：３５００～６５００ 在单独利用地震纵波速度无法 区分岩性的情况下，人们提出 了利用纵波和横波速度之比 （VP/VS）与泊松比关系图 （也称交汇图）、VP/VS与 VP交汇图、AVO（振幅随炮 检波距变化）分析等新的方法 来区分不同的岩性。