地震勘探(一)

地震波的基本类型 地震波动的形成 波动：是振动在介质中的传播。 波动：是振动在介质中的传播。 形成弹性波的条件： 形成弹性波的条件：要有一种能传播弹性振动的 介质，并且要在这种弹性介质中激发振动。 介质，并且要在这种弹性介质中激发振动。 一个物体在受到由小逐渐增大的力作用时， 一个物体在受到由小逐渐增大的力作用时，大体 上经历三种状态。外力很小时，在弹性限度内， 上经历三种状态。外力很小时，在弹性限度内，物体 产生弹性形变；当外力增大超过弹性限度， 产生弹性形变；当外力增大超过弹性限度，物体产生 塑性形变；当外力继续增大，超过物体的极限强度， 塑性形变；当外力继续增大，超过物体的极限强度， 物体就会被拉断或压碎。 物体就会被拉断或压碎。
地震勘探方法简介 地震勘探是地球物理勘探方法中的一种， 地震勘探是地球物理勘探方法中的一种，它所依 据的是岩石的弹性。 据的是岩石的弹性。 基本工作方法是用炸药或非炸药震源，在地表某 基本工作方法是用炸药或非炸药震源， 测线上或浅井中激发地震波， 测线上或浅井中激发地震波，当地震波向下传播遇到 弹性不同的分界面时，就会发生反射、透射和折射， 弹性不同的分界面时，就会发生反射、透射和折射， 我们可沿测线的不同位置用专门的地震勘探仪器记录 这些地震波。地震.swf 这些地震波。地震.swf
0.2 1.63
0.25 1.73
0.3 1.87
0.4 2.45
0.5
∞
面波 面波又分为瑞雷面波和勒夫面波。 面波又分为瑞雷面波和勒夫面波。 瑞雷面波： 瑞雷面波：分布在自由界面附近沿自由界面传播的 波，它的强度随深度呈指数衰减，但在水平方向衰减 它的强度随深度呈指数衰减， 很慢。具有低频、低速、强振幅的特点。 很慢。具有低频、低速、强振幅的特点。 勒夫面波： 勒夫面波：当存在一速度低于下层介质的表层介质 时，在低速带顶、底界面之间产生一种平行于界面的 在低速带顶、 波动，其质点振动方向垂直于波的传播方向， 波动，其质点振动方向垂直于波的传播方向，这种波 就叫勒夫面波，它实际上时一种 波 就叫勒夫面波，它实际上时一种SH波。
菲涅尔原理：由波前面上各点所发生的子波， 菲涅尔原理：由波前面上各点所发生的子波，在 观测点上相互干涉迭加， 观测点上相互干涉迭加，其迭加结果就是我们在该点 观测到的总振动。 观测到的总振动。 惠更斯－菲涅尔原理又称波前原理， 惠更斯－菲涅尔原理又称波前原理，既可用于均 波前原理 匀介质，也可用于非均匀介质， 匀介质，也可用于非均匀介质，利用该原理可以构制 反射界面，折射界面等。 反射界面，折射界面等。
地震波实质上是一种 地震波实质上是一种 在岩层中传播的弹性波， 在岩层中传播的弹性波， 地震波在岩层介质中的振 动是弹性振动， 动是弹性振动，是一种有 阻尼的弹性振动
爆炸对岩石的影响
纵、横波的形成及其特点 纵波：由胀缩力的扰动，弹性介质产生体积应变， 纵波：由胀缩力的扰动，弹性介质产生体积应变， 体积应变所引起的波动称为纵波（又叫P波）。 体积应变所引起的波动称为纵波（又叫 波 横波：由旋转力的扰动，弹性介质产生剪切应变， 横波：由旋转力的扰动，弹性介质产生剪切应变， 剪切应变所引起波动称为横波（又叫S 剪切应变所引起波动称为横波（又叫S波）。
即不产生切应变，液体只有体积变化。 即不产生切应变，液体只有体积变化。
拉梅常数
表示为横的拉应力与纵向应变之比， 表示为横的拉应力与纵向应变之比，
表示， 用符号 λ 表示，即：
λ= σx
ez
µ (3λ + 2µ ) E= λ+µ λ ν= 2(λ + µ )
2 K =λ+ µ 3 E µ= 2(1 + ν ) νE λ= (1 +ν )(1 − 2ν )
纵、横波的传播 (a)纵波的传播 (b) SH波的传播 (c) SV波的传播 纵波的传播 波的传播 波的传播
纵波质点运动方式
横波质点运动方式
λ + 2µ VP = ρ µ VS = ρ
VP = VS
1 −ν 1 −ν 2
纵、横波速度比值与介质泊松比的关系
ν
VP VS
0 1.41
0.1 1.50
(a)瑞雷面波的传播 瑞雷面波的传播
(b) 勒夫面波分传播
瑞雷波质点运动方式
反射波Hale Waihona Puke Baidu
面波
地震波的传播 地震波的运动学： 地震波的运动学：研究地震波在传播中的空间位 运动学 置与传播时间的关系； 置与传播时间的关系； 地震波的动力学： 地震波的动力学：研究地震波在地层中传播时的 动力学 波形、振幅、频率等与空间位置的关系。 波形、振幅、频率等与空间位置的关系。
粘弹性体
物体在小外力、 物体在小外力、长时间作用下会出现不
能恢复原状的形变， 能恢复原状的形变，这种外力撤销后形变仍然存在的 性质与粘滞性的液体性质十分相似，称这种性质为粘 性质与粘滞性的液体性质十分相似，称这种性质为粘 滞性。运动（或波动）在粘滞性的介质中传播时， 滞性。运动（或波动）在粘滞性的介质中传播时，介 质中会产生一种阻碍这种运动的应力， 质中会产生一种阻碍这种运动的应力，这种力称为粘 滞力或内摩擦力。我们称既有弹性、 滞力或内摩擦力。我们称既有弹性、又有粘滞性的性 质为粘弹性，称具有这种性质的物体为粘弹性体。 质为粘弹性，称具有这种性质的物体为粘弹性体。 粘弹性
视速度示意图
地震波的动力学 动力学的几个基本概念 由于波在岩层中传播时， 由于波在岩层中传播时，质点振动的位移随时间 和位置的不同而发生变化，当我们沿测线（设为 轴） 和位置的不同而发生变化，当我们沿测线（设为X轴 进行地震工作时，质点的位移 是时间 和测点x的二元 是时间t和测点 进行地震工作时，质点的位移u是时间 和测点 的二元 函数，写成 函数，写成u=u(x,t)，于是可以分别从二个坐标系统来 ， 观察波动。 观察波动。
地震勘探方法分类： 地震勘探方法分类： 在地震勘探中，根据地震波的类型不同可以分为 在地震勘探中，根据地震波的类型不同可以分为 地震波的类型 纵波、 纵波、横波和面波勘探 根据地震波传播特点不同又可以分为反射波法、 根据地震波传播特点不同又可以分为反射波法、 地震波传播特点不同又可以分为反射波法 折射波法和透射波法等几种不同的勘探方法 探测对象和应用目的的不同 根据探测对象和应用目的的不同， 根据探测对象和应用目的的不同，分为浅层地震 勘探和中深层地震勘探。 勘探和中深层地震勘探。
振动图： 振动图：在某一确定的距离观察该处质点位移随时 间变化的图形，称之为振动图。它表示的是地震波随 间变化的图形，称之为振动图。 时间的变化规律。 时间的变化规律。
运动学的几个基本概念
波前、 波前、波后和射线
运动学的几个基本概念 惠更斯－ 惠更斯－菲涅尔原理 惠更斯原理是说明波前向前传播的规律： 惠更斯原理是说明波前向前传播的规律：在弹 是说明波前向前传播的规律 性介质中， 时刻的同一波前面上的各点， 性介质中，已知 t 时刻的同一波前面上的各点，可 以把这些点看作从该时刻产生子波的新的点震源， 以把这些点看作从该时刻产生子波的新的点震源， 时刻后， 经过 ∆t 时刻后，这些子波的包络面就是 t + ∆t 时刻 新的波前面。 新的波前面。 惠更斯原理只给出了波传播的空间几何位置， 惠更斯原理只给出了波传播的空间几何位置， 而没有描述波到达该位置时的物理状态。 而没有描述波到达该位置时的物理状态。
t = t ( x, y , z )
由上式确定的时空关系定义为时间场。 上式确定的时空关系定义为时间场。 时间场
(a) 等时面
(b)等时面和射线簇关系 等时面和射线簇关系
视速度定理 视速度
∆X Va = ∆t
∆S ∆X = sin α 真速度 V = ∆t ∆t
所以
V Va = sin α
α 为平面波波前与地面 的夹角
应力与应变
拉力
体积压缩
剪切应变
弹性模量 杨氏模量 符号 E 表示。 表示。 把介质的横向应变 ex 与纵向应变 ez 的比值称 为泊松比， 表示。 为泊松比，以符号 ν 表示。
E=
当弹性体在弹性限度内单向拉伸时， 当弹性体在弹性限度内单向拉伸时，
应力与应变的比值称为杨氏模量（拉伸模量），用 应力与应变的比值称为杨氏模量（拉伸模量），用 ），
按照惠更斯原理球面纵波的传播
费马原理与时间场 费马原理： 费马原理：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。 何路径传播的旅行时相比为最小。即：波沿旅行时最小 的路径传播，这一最小路径称作射线。 的路径传播，这一最小路径称作射线。 根据费马原理，弹性波在弹性介质中传播时，其波 根据费马原理，弹性波在弹性介质中传播时， 前到达某一位置的时间是确定的，因此， 前到达某一位置的时间是确定的，因此，波前的传播时 间可以表示成空间位置的函数， 间可以表示成空间位置的函数，即：
应力与应变 应力 单位面积上的法向内力称为法向（ 单位面积上的法向内力称为法向（正）应
表示。 力，用 σ 表示。 在弹性力学中把相切于单位面积上的内力叫做 剪切应力， 表示。 剪切应力，用 τ 表示。 应变 弹性介质在应力作用下产生的形状和体积 的变化叫做应变。 的变化叫做应变。
弹性介质在正应力作用下，体积发生变化（ 弹性介质在正应力作用下，体积发生变化（膨 胀或压缩），体积的相对变化就是体应变， 胀或压缩），体积的相对变化就是体应变，用 θ ），体积的相对变化就是体应变 表示 弹性介质在剪切应力作用下，形状发生变化， 弹性介质在剪切应力作用下，形状发生变化， 叫做剪切应变， 叫做剪切应变，用 eτ 表示 剪切应变
生相应的变化，这种变化称为物体的形变， 生相应的变化，这种变化称为物体的形变，当外力去 掉后，物体又恢复到原来的状态，这种特性称为弹性。 掉后，物体又恢复到原来的状态，这种特性称为弹性。 弹性 具有这种特性的物质叫做完全弹性体或理想弹性体， 具有这种特性的物质叫做完全弹性体或理想弹性体， 完全弹性体 其形变称为弹性形变。反之，若外力去掉后， 其形变称为弹性形变。反之，若外力去掉后，物体不 弹性形变 能恢复原状，而是保持受外力作用时的状态， 能恢复原状，而是保持受外力作用时的状态，这种特 性称为塑性，具有这种特性的物体称为塑性体， 性称为塑性，具有这种特性的物体称为塑性体，其形 塑性 塑性体 变称为塑性形变。 变称为塑性形变。 塑性形变
σ
e
ex ν =− ez
体变模量和剪切模量 体变模量：法向（ 体变模量：法向（正）应力与体应变的比值，用符 应力与体应变的比值， 表示； 号 K 表示； 切变模量：剪切应力与剪切应变的比值， 切变模量：剪切应力与剪切应变的比值，用符号 µ 表示。 表示。
µ 是阻止切应变的一个量度。对于液体 µ = 0 ， 是阻止切应变的一个量度。
地震勘探方法的优点 和其它物探方法相比， 和其它物探方法相比，地震勘探方法的重要优点 是精度高、分辨率高、能直观地表现地下地质构造形 是精度高、分辨率高、 态。
第一章
地震勘探的理论基础
弹性形变与弹性介质 地震波的基本类型 地震波的传播 地震波的动力学
弹性形变与弹性介质 弹性介质与粘弹性介质 弹性介质 在外力作用下， 在外力作用下，物体的体积或形状会发
地 震 勘 探
教
材：
熊章强，《浅层地震勘探》，地震出版社，2002
参考书目： 参考书目：
R. E. 谢里夫，《勘探地震学》（上、下册），石油工 业出版社，1999 陆基孟，《地震勘探原理》（上、下册），石油大学 出版社，2005 何樵登，熊维纲，《应用地球物理教程－地震勘探》， 地质出版社，1991
一、反射波法 反射波法研究的是波在不同弹性介质分界面上按一 定规律产生反射的原理。 定规律产生反射的原理。 二、折射波法 折射波法是研究在速度分界面（波在这个界面以下 折射波法是研究在速度分界面（ 地层中的传播速度大于波在其上面地层中的传播速度） 地层中的传播速度大于波在其上面地层中的传播速度） 上滑行波引起的振动。 上滑行波引起的振动。 三、透射波法 透射波法是观测和研究通过某种岩层的直达穿透波。 透射波法是观测和研究通过某种岩层的直达穿透波。