第五章 地震波速度分解
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地震概论-5-地震参数及地震序列概要
ssz
地震概论
P波
地震波传播示意图 S波
根据观测到的地 震波资料可以获得： 各种震相的到时…
P波到时
S波到时
地震记录波形图
/p/gg_zd
ssz
发震时刻的测定
地震概论
由tp/s到时得P和S到时差
P/S走时
S波走时 P/S波到时差
即： tp/s走时
P波走时
由P/S波到时减去走时即 得到发震时刻。
台站名 BKS JAS P波 S波
时
15 15
分
46 46
P波到时
秒
04.5 07.6
S波到时
时
15 15
分
46 46
秒
25.5 28.0
MIN
/p/gg_zd
15
45
54.2
15
46
07.1
ssz
15:46:04.5
15:46:25.5
地震概论
台 站 S-P/s
震中距离/km
因为它是矢量，有方向性，须附脚标加以说明，有：垂直向 (Z )，分为向上(c或u，向下（d）水平向(H)，分为向东(E )， 向 西(W)，向南( S )，向北 （N）；并以（c）、(E)、(N)为正(+) 向，以（d）、(W)、( S)为负（一)向。
/p/gg_zd
ssz
上午10点到达终点处，乙与下午1点到达终点处。请问：
1）甲乙的出发点距离终点的距离是多少？ 30km 2）甲乙的出发时间是什么时刻？ 上午7:00 3）甲/乙到各地的时间曲线？
/p/gg_zd
ssz
地震概论
一般以发震时刻、震中地理位置 （即经度和纬度、震源深度，以及地震 大小（即震级）这五项作为地震基本参 数。
第五章波动资料
1 2
dVA2 2
sin2 (t
-
x) u
体积元的总机械能
dE
dEk
dEp
dVA2 2
sin2
(t
-
x) u
第五章 波动
体积元的总机械能
dE
dEk
dEp
dVA2 2
sin2
(t
-
x) u
讨论
1）在波动传播的媒质中，任一体积元的动
能、 势能、总机械能均随 t 作周期性变化。
某一刻，媒质中任一点的压强P’与无声波通过时的压强P0 之差（ P=P’－P0 ） 称为该点的瞬时声压即声压。
2. 声阻抗(Z ,acoustic impedance)
描述媒质声学特性的重要物理量,煤质的声阻抗 越大, 传播声音的能力越强。
单位为：Kg·m-2·S-1
下表是几种媒质的声速和声阻抗：
振动方程、波动方程的区别
y=A cos（ωt＋ ）
y
0
T
2T
3T
t
振动图
y
0
λ
2λ
3λ
X
波形图
例题5-1
一波源以s=0.04 cos 2.5πt（m）的形式作简谐振动，并以 100m·s-1的速度在某种介质中传播。试求：①波动方程；② 在波源起振后1.0s，距波源20m处质点的位移及速度。
S
w=
E总 V
=ρA2ω2 sin 2ω( t－
ux)
平均能量密度：能量密度在一个周期内的平均值.
w=
1 2
ρA2 ω 2
二、波的强度 intensity of wave
地震勘探概论5_地震波的速度
12
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。
57
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
58
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
59
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。
53
五、层速度
(一) 概念
指按速度分层的速度。
54
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
60
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。
固体地球物理学概论第五章(3)
• 四、地球内部压强 P 的计算 • 地球内部的受力状态可以用流体静压强 来描述，即有: • dP／dz=g ρ • 这里的g为地球内部加速度，可由上式求 出； • ρ 为地球内部密度，可由亚当斯-威廉奇 公式及其相应公式求出； • 从而可以算出压强梯度dP/dz,再通过积分， 算出不同深度处的压强P。
• 另一方面，布伦 (Bullen)曾得到体变模 量K随压力P变化的经验关系式: • K=2.34+3.0P+0.1P2 • 式中,K、P的单位为1011Pa，上式也可推 广到地核，其地心的K值可达到 1.36x1012Pa。
§ 5.3 地震波速度与地球内部结构
• 一、概述 • 根据地震波速度的不同，地球可分为地壳、 上下地慢和内外地核等几个大构造单元。 其中，壳慢界面、慢核界面、内外核界面 和上下地慢之间的过渡层，是十分明显的。 • 1、壳幔界面 • 在地下30一60km深度处，纵波速度从6一 7km／S，跳到 8 km／S以上，它是地壳与 地慢的分界面。
• 2、均匀、非绝热情况 • 考虑介质非绝热的影响，有 d ( z ) g ( z )(1 ) dz • 其中δ为非绝热影响系数，可以通过实验 来测定。 • 3、非均匀、绝热情况 • 考虑介质非均匀的影响，有
d ( z ) g ( z ) dz
• 式中，η为非均匀系数。 • 4、非均匀、非绝热情况 • 同时考虑非均匀、非绝热的影响时，有
d ( z ) (1 )g ( z ) dz d ln ( z ) (1 )g dz
• • • •
上式为一般形式。 当η＝1时，表示组成均匀； 当δ＝0表示绝热。 上式称为修改的亚当斯-威廉森公式。这 个公式是计算地球内部密度变化的基本 公式。 • 应该指出，除亚当斯-威廉森公式可确定 地球内部密度外，其他学者还从另外角 度建立了速度和密度关系。
地震勘探原理_第5章地震波处理分解
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2
• 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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3
在正式处理之前，需要对这些不正常 的记录进行编辑处理，例如对信噪比很 低的不正常道进行充零处理，发现极性 反转的工作道对它们进行改正等。 另外，还要显示有代表性的记录并 观察初至同相轴，以便进行初至切除。
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• 地震勘探所得到的记录中包含有效波和干 扰波，这些波之间在频谱特征上存在很大 差别。为了解有效波和干扰波的频谱分布 范围，需要对随时间变化的地震记录讯号 进行傅里叶变换，得到随频率而变化的振 幅和相位的函数，（地震记录的频谱—振 幅谱和相位谱）。对地震波形函数进行傅 里叶变换求取频谱的过程叫频谱分析。
Re F (mf ) t f (nt ) cos 2mfnt
n 0 N 1
(4.2.ห้องสมุดไป่ตู้)
(4.2.7)
16
I m F (mf ) t f (nt ) sin 2mfnt
n 0
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N 1
由此可得振幅谱
F (f )
Re F (mf ) Im F (mf )
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• 由于地下介质的复杂性，故参数提取 是一个十分复杂而艰巨的任务，只能 用一些简化的方法和近似的假设条件 来求取。 • 所用方法不同，可得到不同定义的 速度参数。地震速度分析中普遍采用 速度谱分析和速度扫描技术，得到平 均速度、均方根速度、层速度等速度 参数。 •
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地震资料处理与解释-地震波的速度和时深转换
各种速度之间的相互关系
各种速度之间的相互关系
各种速度之间的相互关系Fra bibliotek地震波的速度和时深转换
几种速度的概念 各种速度之间的相互关系 速度谱资料的解释和应用 时深转换和深度剖面的绘制 反射界面空间位置的确定
速度谱资料的解释和应用
目前获得速度的方法广泛采用三种方法，即叠加速度谱，相关速度谱，波 动方程速度反演。不但可以得到叠加速度，还可以由叠加速度得到均方根速 度，再由均方根速度求得其它的速度。
1．叠加速度谱的解释（如下图）
根据速度谱确定一条合理的叠加速度曲线，即为对速度谱的解释。常用的 方法有： ①选择质量好的速度谱进行解释，即要求谱的能量强弱变化分明，并与 反射波的强弱变化相对应，强反射团峰值突出，信噪比高； ② 能量团的分布符合速度随时间的增大而递增的规律，可靠的能量团应 与时间剖面上的反射波相对应； ③ 叠加速度应穿过多数的能量团或速度极值点； ④判断速度谱能量团或极值的性质，剔出各种异常波引起的高低速极值点； ⑤ 时间剖面和切面的检查。
速度资料对地震勘探的各个环节都会产生影响，最终影响解释的精度 ，因此提取、分析、利用速度是地震资料解释的重要环节。
几种速度的概念
二、速度的概念
地震波的类型不同，速度不同，这里只讲纵波速度。
1．真速度
真速度是指波在介质中沿射线传播的速度，由于射线方向是矢量， 因此真速度也是一矢量（下图）。
几种速度的概念
地震资料处理与解释
地震构造解释
时间剖面的构造解释
剖面解释的预备性工作 反射层地质层位的标定及剖面极性判别 地震剖面的显示及对比解释 各种地质现象在时间剖面上的特征 地震波的速度和时深转换 地震构造图的绘制及地质解释
建筑结构抗震总复习第五章-地震作用和结构抗震设计要点
6度时的建筑（建造于IV类场地上较高的高层建筑除外），以 及生土房屋和木结构房屋，可以不进行截面抗震验算，但应符 合有关的抗震措施要求；
6度时建造于IV类场地上较高的高层建筑（高于40米的钢筋混 凝土框架，高于60米的其他钢筋混凝土民用房屋和类似的工业 厂房，以及高层钢结构房屋），7度和7度以上的建筑结构（生 土房屋和木结构房屋等除外），应进行多遇地震作用下的截面 抗震验算。
FEk——结构总水平地震作用标准值； a1 ——相应于结构基本自振周期的水平地震影响
系数值，多层砌体房屋、底部框架和多层
内框架砖房，宜取水平地震影响系数最大
Hale Waihona Puke 值；第五章 地震作用和结构抗震设计要点
Geq——结构等效总重力荷载，单质点应取总重力荷载代 表值，多质点可取总重力荷载代表值的85%；
Fi ——质点 i 的水平地震作用标准值 Gi ,Gj ——分别为集中于质点i 、j 的重力荷载代表值； Hi ,Hj ——分别为质点 i 、j 的计算高度；
改变了地基运动的频谱组成，使接近结构自振频率的分量获 得加强； 改变了地基振动加速度峰值，使其小于邻近自由场地的加速 度幅值； 由于地基的柔性，使结构的基本周期延长； 由于地基的柔性，有相当一部分振动能量将通过地基土的滞 回作用和波的辐射作用逸散至地基，使得结构振动衰减，地 基愈柔，衰减愈大；
第五章 地震作用和结构抗震设计要点
第五章 地震作用和结构抗震设计要点
1. 建筑的分类与抗震设防 1.1 建筑抗震设防类别：
（1） 特殊设防类：指使用上有特殊设施，涉及国家公共 安全的重大建筑工程和地震时可能发生严重次生灾害等特 别重大灾害后果，需要进行特殊设防的建筑。简称甲类。 （2）重点设防类：指地震时使用功能不能中断或需尽快恢 复的生命线相关建筑，以及地震时可能导致大量人员伤亡 等重大灾害后果，需要提高设防标准的建筑。简称乙类。 （3）标准设防类：指大量的除1、2、4款以外按标准要求 进行设防的建筑。简称丙类。 （4）适度设防类：指使用上人员稀少且震损不致产生次生 灾害，允许在一定条件下适度降低要求的建筑。简称丁类。
6度时建造于IV类场地上较高的高层建筑（高于40米的钢筋混 凝土框架，高于60米的其他钢筋混凝土民用房屋和类似的工业 厂房，以及高层钢结构房屋），7度和7度以上的建筑结构（生 土房屋和木结构房屋等除外），应进行多遇地震作用下的截面 抗震验算。
FEk——结构总水平地震作用标准值； a1 ——相应于结构基本自振周期的水平地震影响
系数值，多层砌体房屋、底部框架和多层
内框架砖房，宜取水平地震影响系数最大
Hale Waihona Puke 值；第五章 地震作用和结构抗震设计要点
Geq——结构等效总重力荷载，单质点应取总重力荷载代 表值，多质点可取总重力荷载代表值的85%；
Fi ——质点 i 的水平地震作用标准值 Gi ,Gj ——分别为集中于质点i 、j 的重力荷载代表值； Hi ,Hj ——分别为质点 i 、j 的计算高度；
改变了地基运动的频谱组成，使接近结构自振频率的分量获 得加强； 改变了地基振动加速度峰值，使其小于邻近自由场地的加速 度幅值； 由于地基的柔性，使结构的基本周期延长； 由于地基的柔性，有相当一部分振动能量将通过地基土的滞 回作用和波的辐射作用逸散至地基，使得结构振动衰减，地 基愈柔，衰减愈大；
第五章 地震作用和结构抗震设计要点
第五章 地震作用和结构抗震设计要点
1. 建筑的分类与抗震设防 1.1 建筑抗震设防类别：
（1） 特殊设防类：指使用上有特殊设施，涉及国家公共 安全的重大建筑工程和地震时可能发生严重次生灾害等特 别重大灾害后果，需要进行特殊设防的建筑。简称甲类。 （2）重点设防类：指地震时使用功能不能中断或需尽快恢 复的生命线相关建筑，以及地震时可能导致大量人员伤亡 等重大灾害后果，需要提高设防标准的建筑。简称乙类。 （3）标准设防类：指大量的除1、2、4款以外按标准要求 进行设防的建筑。简称丙类。 （4）适度设防类：指使用上人员稀少且震损不致产生次生 灾害，允许在一定条件下适度降低要求的建筑。简称丁类。
《地震速度研究》PPT课件_OK
• 速度谱：动校时产生的一种可达到同相相 加后获得最大振幅的扫描叠加速度.随深度to
10
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。
21
•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。
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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。
21
•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。
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 。
第一部分基本知识和理论第五章地震观测数据的应用(测震数据)
M 13 M 23 0 M 33
因此，对于剪切错动源，地震矩张量的6个独立分量中只
有4个是真正独立的。这等价于用 数加上M0来表示剪切错动源。
ФS、δ、λ这三个断层参
在上式中的标量M0称作标量地震矩，简称地震矩。地震矩与断层面 面积A和断层面上的平均位错D成正比：
M0 DA
式中为震源区介质的剪切模量。
事例之一（美国地调局快速矩张量解）
事例之二（中国地震局矩张量解）
本节需要了解的震源理论
(1) 震源模型与地震矩张量表示方法 (2) 地震断层与震源机制解 (3) 震源谱与相关的震源参数
（一）震源模型
天然地震是由于地球介质承受应力的能力骤然降低而自 然地发生于地球介质内的一种快速破裂现象。
一般情况下
135° 右旋走滑
180° -180°
-135°
逆断层 90°
-90°
45°
左旋走滑 0°
-45°
正断层
对于δ剪和切滑错动动角源λ，有地如震下矩关张系量：与描述断层错动的走向ФS、倾角
M11Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
M22Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
双力偶点源与剪切错动源的等价性
在均匀弹性介质中，若在一个小的平面断层上发生一 个突然的纯剪切错动（没有垂直于断层面的突然位 移），则会产生地震波辐射，这样的剪切错动源产生 的远场（震源距>>震源尺度）地震波与在震源处突然 有一个双力偶的作用产生的地震波相同，即剪切错动 源与双力偶点源在产生远场地震波的意义上是等价的。 因此，当可将震源近似看成点源时，双力偶点源模型 就成为描述剪切错动源的常用模型。利用双力偶点源 模型可以求出描述断层错位的参数ФS、σ、λ，此即 地震的断层面解（震源机制解）。
因此，对于剪切错动源，地震矩张量的6个独立分量中只
有4个是真正独立的。这等价于用 数加上M0来表示剪切错动源。
ФS、δ、λ这三个断层参
在上式中的标量M0称作标量地震矩，简称地震矩。地震矩与断层面 面积A和断层面上的平均位错D成正比：
M0 DA
式中为震源区介质的剪切模量。
事例之一（美国地调局快速矩张量解）
事例之二（中国地震局矩张量解）
本节需要了解的震源理论
(1) 震源模型与地震矩张量表示方法 (2) 地震断层与震源机制解 (3) 震源谱与相关的震源参数
（一）震源模型
天然地震是由于地球介质承受应力的能力骤然降低而自 然地发生于地球介质内的一种快速破裂现象。
一般情况下
135° 右旋走滑
180° -180°
-135°
逆断层 90°
-90°
45°
左旋走滑 0°
-45°
正断层
对于δ剪和切滑错动动角源λ，有地如震下矩关张系量：与描述断层错动的走向ФS、倾角
M11Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
M22Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
双力偶点源与剪切错动源的等价性
在均匀弹性介质中，若在一个小的平面断层上发生一 个突然的纯剪切错动（没有垂直于断层面的突然位 移），则会产生地震波辐射，这样的剪切错动源产生 的远场（震源距>>震源尺度）地震波与在震源处突然 有一个双力偶的作用产生的地震波相同，即剪切错动 源与双力偶点源在产生远场地震波的意义上是等价的。 因此，当可将震源近似看成点源时，双力偶点源模型 就成为描述剪切错动源的常用模型。利用双力偶点源 模型可以求出描述断层错位的参数ФS、σ、λ，此即 地震的断层面解（震源机制解）。
地震讲义6-地震速度资料解释与应用
V＝azn
将100％纯泥岩所分布的平均曲线位置定为岩性指数等于1， 而100％纯砂岩所分布的平均曲线定为岩性指数等于5。并对T0 ＞1.0秒时，用V＝azn的公式来表示层速度随深度的变化规律。 式中Z是某层中心点的埋藏深度，a、n为常数项，由统计资料 求得a值与砂泥岩含量之间的关系。此方法是知道层速度和层的 中心理藏深度就可以利用此图板内插出其
二、利用层速度估算储层参数
第四节 利用层速度预测地层压力
第六章 地震资料的沉积解释
第一节 地震资料的沉积解释概述
一、地震资料地层、岩性解释发展概况
70年代以前，地震勘探在石油勘探中的作用，主要是利 用由地震资料提供的反射波旅行时和速度信息查明地下 的构造形态，埋藏深度。
1975年美国石油地质学家协会（AAPG）第一次举行了 关于《地震地层学》的讨论会。1977年出版了第一本 《地震地层学》论文集。自那以后，用地震资料解释地 层、岩性的工作蓬勃发展，促成了地震资料解释工作的 一次重大变革和进步。
1）速度谱的解释（在第一节已叙及）。
2）计算层速度：用Dix公式计算层速度，注意倾斜层的 倾角校正，一般选取层内双程
时间要大于 100毫秒以上的层计算，层太薄，计算出的 速度精度不能保证。
3）计算层深度：因V与深度有关，t0时间应是层中点的时 间，也是两个能量团之间中点对应的t0时间；换算深度要 用平均速度曲线。
8）利用速度资料预测地层异常压力。
第一节 影响地震速度的因素与分布规律
一、影响速度的一般因素 1）岩性（图5-1i）（表5-1） 2）密度（图5-1a,b） 3）地层时代 4）埋藏深度（图4-3） 5）孔隙度与裂隙
图5-1 影响地震传播速度的几种主要因素
表5-1 几种主要岩石类型与介质的速度变化范围
将100％纯泥岩所分布的平均曲线位置定为岩性指数等于1， 而100％纯砂岩所分布的平均曲线定为岩性指数等于5。并对T0 ＞1.0秒时，用V＝azn的公式来表示层速度随深度的变化规律。 式中Z是某层中心点的埋藏深度，a、n为常数项，由统计资料 求得a值与砂泥岩含量之间的关系。此方法是知道层速度和层的 中心理藏深度就可以利用此图板内插出其
二、利用层速度估算储层参数
第四节 利用层速度预测地层压力
第六章 地震资料的沉积解释
第一节 地震资料的沉积解释概述
一、地震资料地层、岩性解释发展概况
70年代以前，地震勘探在石油勘探中的作用，主要是利 用由地震资料提供的反射波旅行时和速度信息查明地下 的构造形态，埋藏深度。
1975年美国石油地质学家协会（AAPG）第一次举行了 关于《地震地层学》的讨论会。1977年出版了第一本 《地震地层学》论文集。自那以后，用地震资料解释地 层、岩性的工作蓬勃发展，促成了地震资料解释工作的 一次重大变革和进步。
1）速度谱的解释（在第一节已叙及）。
2）计算层速度：用Dix公式计算层速度，注意倾斜层的 倾角校正，一般选取层内双程
时间要大于 100毫秒以上的层计算，层太薄，计算出的 速度精度不能保证。
3）计算层深度：因V与深度有关，t0时间应是层中点的时 间，也是两个能量团之间中点对应的t0时间；换算深度要 用平均速度曲线。
8）利用速度资料预测地层异常压力。
第一节 影响地震速度的因素与分布规律
一、影响速度的一般因素 1）岩性（图5-1i）（表5-1） 2）密度（图5-1a,b） 3）地层时代 4）埋藏深度（图4-3） 5）孔隙度与裂隙
图5-1 影响地震传播速度的几种主要因素
表5-1 几种主要岩石类型与介质的速度变化范围
地震数据处理第五章：静校正
校正量不随时间变化
静< 校正量不随炮检距变化 校正量不随方位角变化(3D数据)
静校正的“静”反映了静校正量是不随时间而变化 的特征，一个物理点的静校正量是固定不变的。
（3）静校正的目的：使炮点S和检波点G位于同一 平面或曲面（基准面）上，使反射波时距曲线具有 双曲线形态。静校正之后的地震数据，相当于在基 准面高程上采集地震数据。
（7）假设：地震波在震源和接收点处沿垂直方 向入射、出射。
因为风化层(低速层-Low velocity layer)比下伏 地层速度低很多，可近似认为沿垂直方向传播。
低速带
1)能量衰减、频率吸收作用非常强； 2)速度低且横向变化，对旅行时有较大的影响； 3）速度低、波长短，很小的地质体也会产生很强
直接利用野外实测的表层资料，进行的静校正叫野外 静校正，也叫基准面校正。
包括井深校正，地形校正和低速带校正。
2.井深校正
井深校正是将激发点 O 的位置由井底校正到地面 Oj。
j
1 [
V0
(h0
1 hj) V
h)
注：取“负号”是“减负”等于“加正”，因为静校正
是减去静校正量。
说明：τ值检波器记录到的时间τ与上式计算的相同。
3初始模型道与cmp中的各道进行相关最大相关值对应的时差为各道的初始时差4对各道进行初始时差时移叠加得到新的模型道5新的模型道与cmp中的各道再次进行相关得时差6利用时差对cmp中的各道进行时移后叠加得到最终模型道7最终模型道与cmp中的各道再次进行相关得时差8第k个道集的最终模型道作为第k1个道集的初始模型道并与各道进行相关得到初始时差9再对第k1个道集中的各道进行时移叠加形成新的模型道直到形成最终模型道和最终时差依次类推得到测线上每个cmp道集中各道的时差
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
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。
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纯砂岩 纯泥岩
经验公式
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:
aVp2 bVp c
1.6612Vp 0.4731Vp2 0.0671Vp3 0.0043Vp4 0.000106Vp5
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。
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。
白云岩：a=-0.0235, b=0.390,
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：
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。
第一节 影响地震速度的主要因素
大量理论研究、实验室ຫໍສະໝຸດ 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。
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：
V a(TZ )1/6
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, b=0.261,
c=1.515， Vp=1.5~6.0km/s
石灰岩：a=-0.0296, b=0.441,
c=1.963， Vp=3.5~6.4km/s
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。
岩性 气层砂岩 油层砂岩 水层砂岩
泥岩 钙质泥岩
砾岩 煤层
泊松比 0.12~0.22 0.21~0.25 0.24~0.35 0.25~0.40 0.32~0.43 0.22~0.38 0.33~0.49
含气砂岩 具有低泊 松比和低 速度比
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
第一节 影响地震速度的主要因素
（1）弹性常数
p
2
K 4 / 3
E 1- 1 1 2
s
E
2 1
Vs2
k
(V
2 p
4 / 3Vs2 )
Vp
Vs
2(1) 1 2
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。
第五章 地震波速度
第一节 影响地震速度的主要因素
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。
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。
第一节 影响地震速度的主要因素
（3）密度
盐岩 石灰岩 硬石膏 白云岩
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：
0.31v
0.25 p
密度（g / cm3）；vp 纵波速度（m / s）
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