地震波速度公式(一)
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。
地震勘探原理 第4章地震波速度
n
x2
vi hi
i1 (vm 2 vi 2 )1/ 2
时，可以把反射波的传播时间和炮检距以x2的幂级数展开
t 2 t02 i x2i i 1
这个级数是收敛的。Vm是n层中最大的层速，
n
t0 ti i 1
40
4.2.2 均方根速度VR
t2
t02
x2 vR 2
(
vQ vR
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
5
1 1
v v f vm
式中，V是岩石实际速度 ；Vf是孔隙流体中的速度；Vm 是岩石基质的速度；Φ是岩石的孔隙度。
23
4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系
在上述公式中速度还受孔隙流体压力的影响，流体压
力降低，流体压力这项的百分比影响就变小，当流体
压力接近大气压时，其影响变得最小。因此在实际条
件下，时间平均方程必须用一个压差调节系数C加以修
18
4.1.5 地震波速度与埋藏深度的 关系
一般来说，随深度的增加地震波速度增 大。不同的地区，速度随深度变化的垂 直梯度可能相差很大。一般地说，在浅 处速度梯度较大；深度增加时，梯度减 小。
19
4.1.5 地震波速度与埋藏深度的 关系
20
4.1 影响地震波传播速度的因素 分析
4.1.1 速度与岩石弹性常数的关系 4.1.2 速度与岩性的关系 4.1.3 速度与岩石密度的关系 4.1.4 速度与地质年代和构造历史的关系 4.1.5 地震波速度与埋藏深度的关系 4.1.6 与孔隙度和流体性质的关系 4.1.7 与频率和温度压力的关系 4.1.8 沉积岩中速度分布的一般规律
几种速度概念与叠加速度谱的解释
几种速度概念与叠加速度谱的解释速度参数十分重要，但又很难精确地测定它的数值。
其原因由于地质介质的不均匀性、速度是矢量，即使在同一岩层不同部位和沿不同方向，地震波的传播速度也各不相同，它是空间坐标的函数Ｖ＝Ｖ（ｘ，ｙ，ｚ）。
在实际生产工作中，不可能真正精确确定这种函数关系。
为了满足生产的需要，根据用途不同和地震技术所能达到的水平，对极其复杂的实际情况作种种简化，建立近似的介质模型，并引入各种速度概念。
下面分别简要介绍几种与解释有关的主要速度概念、使用范围和相互关系。
一、速度的概念1、平均速度当地震波的射线垂直穿过水平地层时，平均速度定义是：一组水平层状介质中地震波垂直穿过某一层以上各层的总厚度与总的传播时间之比。
对于n 层水平层状介质的平均速度是：式中h i ，V i 分别是每一层的厚度和速度。
平均速度的引入，是将反射面上覆的若干地层，近似地简化为均质单一的地层模型。
从公式（5-2-1）中可以看出，平均速度不是各分层速度值的线性平均，而是各分层中波的垂直传播时间对分层速度的加权平均。
这就意味着，垂直传播时间大的低速层或厚度大的分层对平均速度影响大，垂直传播时间小的高速层或薄的分层对平均速度影响小。
按平均速度的定义，波在水平层状介质中应以直射线传播。
事实上，远离炸点观测地震波时，地震波传播时是沿最小时间路径传播，即是以拆线传播的。
由此可见，平均速度必然产生误差，误差范围随观测点离爆炸点距离增加而增加。
因此，平均速度只有在垂直入射和炮检距范围不大的情况下才是正确的，它只适用于把时间剖面转换成深度剖面。
２、均方根速度均方根速度是每层的速度传播时间（t i ）加权后平均再开方的值，记为V rms ，即：均方根速度不管射线折曲状况如何，仍然以直射线来近似；也没考虑波沿不同射线的传播速度如何变化，只是一个与各分层速度有关的统一速度。
均方根速度是常速，与炮检距无关。
实际上，层状介质中反射波的真正传播速度是随炮检距的增加而增大的，所以V rms 不是真正准确的速度，只不过比平均速度更近似一些；但随炮检距增大，误差更大。
《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。
油气勘探中的地震波速度
油气勘探中的地震波速度聂鑫【摘要】地震波在地层中的传播速度是油气勘探过程中一个很重要的参数,它贯彻在油气勘探的各个方面.严格来说,在同一岩层中的各个不同部分或沿不同方向,地震波的传播速度是不同的.但在现实中不可能达到这种精度,只能对极其复杂的实际情况作简化,建立各种简化介质模型,并使用不同概的速度.本文对地震波速度的影响因素、获取方法、速度场的建立等作了简要的介绍,并且简单的例举了地震波速度在岩性解释中的应用过程.【期刊名称】《内蒙古石油化工》【年(卷),期】2012(038)018【总页数】2页(P31-32)【关键词】地震波速度;VSP;速度场;岩性解释【作者】聂鑫【作者单位】广州海洋地质调查局,广东广州 510760【正文语种】中文【中图分类】P631.4+1地震波在地层中的传播速度是油气勘探过程中一个很重要的参数,如在研究地下地质构造形态时,基本公式为 H=V X t/2(H是界面深度,V是地震波的传播速度,t是双程旅行时),但很难精确测定速度的数值.严格来说,在同一岩层中的各个不同部分或沿不同方向,地震波的传播速度是不同的.但在现实中不可能达到这种精度,只能对极其复杂的实际情况作简化,建立各种简化介质模型,并使用不同概念的速度.目前在石油地震勘探中主要利用纵波,因此以下谈到的波速都是特指纵波速度.1 地震波速度的影响因素1.1 与岩石弹性常数的关系泊松比v的值在大多数情况下约等于 0.25,只有在最为疏松的岩石中v≈0.5.杨氏模量 E的大小和岩石的成分、结构有关.随着岩石密度的增加,E比ρ增加的级次高,所以当岩石密度增加时,地震波的速度不是减少反而是增加.1.2 与岩性的关系大多数火成岩和变质岩只有很少孔隙或没有孔隙,地震波速度主要取决于构成这些岩石的矿物本身的弹性性质.沉积岩中的岩石速度密切地依赖于孔隙率和充满于孔隙中的物质.1.3 与密度的关系沉积岩中的波速与岩石密度有密切关系.可用加德纳公式表示∶ρ=0.31X V■2.密度单位为克 /cm3,速度单位为m/s.1.4 与构造历史和地质年代的关系同样深度、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,经常观察到速度的增大,而在隆起的构造顶部,则发现速度减低.一般来说,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强而增大.速度随压力的增加而增加,压力的方向不同,地震波沿不同方向传播的速度也不同.1.5 与埋藏深度的关系在岩石性质和地质年代相同的条件下,地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大.一般地说,在浅处速度梯度较大;深度增加时,梯度减小.根据地层的埋藏深度 z和电阻率 R计算波速的经验公式表示如下∶1.6 与孔隙度和含水性的关系关于液体速度,颗粒速度与孔隙率之间的时间平均方程∶V是地震波在岩石中的实际速度;Vf是波在孔隙流体中的速度;Vr是岩石基质的速度;φ是岩石的孔隙率.此公式使用条件是岩层孔隙中只有油、气或水一种流体,并且流体压力与岩石压力相等.在此基础上,黄旭德(1997年)提出圣百灵公式,经过多方测试,在中国东部油田中运用圣百灵公式估算结果与实测结果误差较小.式中,Sw为水饱和度;Vm为除泥岩外的固相综合速度,在碎屑岩中为砂质速度 Vsd,碳酸盐岩中为灰质及白云质速度Vc、VD或其综合速度;VCH为烃类速度,可以是油速 Vo或气速 Vg或其综合速度;Vsh、Vw分别为岩石中泥质及孔隙水速度.这个公式考虑到了骨架成分、泥质含量、孔隙率、流体成分、饱和度以及温度、压力、地下水含盐度等对穿过该油气层的地震波速度的影响[1].2 速度场的建立目前国内外速度场研究可归纳为两种方法∶第一种是基于 Dix公式的方法,主要包括平均速度法、层速度法和地震层位控制法,适用于地层倾角较小的地区.Steph en(2005年)指出用Dix方程把传统的叠加速度转换成层速度虽然方便但不精确[2];第二种是基于射线追踪的方法,主要有模型迭代法,射线追踪相干反演法等,适用于各种地层倾角,精度较高且速度点归位准确,为识别地层岩性、确定其岩性变化规律和构造落实,乃至寻找地下油气藏提供有力的手段[3].基于Dix公式建立速度场的原始速度数据有三种∶V SP测井、声波测井和速度谱资料.由于V SP测井得到的平均速度精度被公认为最高,加之它的频带与地震反射波法频带基本一致,因此,都将V SP平均速度当作真值,对其它两种速度进行标定.速度谱得到的平均速度精度较低,尤其当使用的速度计算方法不当时.声波测井可得到高精度层速度资料,但要用作时深转换必须解决两个问题∶一是声波测井极少有测到井口的,因此缺少最浅测点到井口的垂直旅行时,无浅层旅行时,就无法得到平均速度.第二,因频散、各向异性等原因,使声波测井、V SP测井对同一地层测得速度不同,文献上常称为声波漂移.因此,应设法求得浅层旅行时及声波漂移值,将声波测井速度校正到V SP速度.校后声波测井速度便可当作V SP数据使用.上述三种速度数据的关系可以概括为∶由速度谱计算出的平均速度大于 V SP(或校正后声波测井)得到的平均速度.V SP与声波测井速度相对关系,即声波漂移有明显的区域性差异,并随深度而变化.综合利用上述的三种速度数据,可以建立平均速度场[5].由三维空间速度体可提取叠加速度体、平均速度体、层速度体等多种速度体.可沿层(等T0)提取各反射层的叠加速度、平均速度、层速度等,根据研究需要也可以提取任意点、任意测线的速度分析曲线.由速度场提取的层速度资料,可为储层预测研究工作奠定基础.3 应用地震速度在油气勘探中进行岩性解释在埋深相同的情况下,可以假设温度条件、负载条件及流体的压缩性相同或者差别很小,这样就可以认为地震波速度的差异主要是由岩性决定的.地震波通过不同岩性介质的传播速度不同,那么沉积体系域内部岩性和岩相的横向变化在地震层速度上应该有所反映.速度分析为岩性解释提供了大量的速度谱及叠加速度信息,通过一定的计算就可以转换出地层层速度和砂岩指数.由叠加速度到层速度,要经过两个步骤的转换∶①倾角校正.对于水平层状介质,其叠加速度等于均方根速度.但是当地层变得陡倾时,叠加速度不等于均方根速度,此时均方根速度为∶或式中∶υR-均方根速度;vα-叠加速度;α- 反射界面的倾角;Δt0-相邻两个速度之间的水平距离为L的同一反射同相轴的双程时差.②利用D IX公式计算层速度式中∶vi-层速度;vR,n-第n个界面的均方根速度;t0,n-第n个界面的双程旅行时间. 压实模型是纯砂岩速度和纯泥岩速度与埋藏深度的关系,砂泥岩压实模型是由多个单晶砂泥岩压实曲线综合而来,是地震速度岩性预测的基础.在砂泥岩地层剖面中,通过岩石物理体积模型可以建立岩性指数转换数学模型,即∶其中,vDs、vDm——分别是相应深度 D处纯砂岩和纯泥岩的速度;Ps——砂岩指数.对于地下给定任意一点,只要给出一个层速度值,并按深度(由地震速度拟合求得)在纯砂岩和纯泥岩压实模型是那个确定出相应的vDs和vDm,就可以求出一个砂岩指数值 Ps来[7].4 总结地震波传播速度参数贯穿于地震数据采集、处理和解释的整个过程.从基于模型照明分析的观测系统优化与照明补偿[7],到常规叠加处理、叠后(前)时间(深度)偏移,再到时深转换、地层压力预测及岩性与储层刻画等,速度分析都影响着解释结果的可靠性,所以说地震速度是地震勘探中最重要的参数之一.速度解释是油气勘探开发中的重要步骤,它需要地质学、地球物理学、岩石物理学的精密结合,相互促进认识,相互弥补才能得到比较可靠的,更接近于真实情形的速度值,以更好的为油气勘探与开发服务.[参考文献 ][1] 黄旭德.油气层的速度问题 [J].石油物探,1997,36(4)∶1~15.[2] Stephen J.Hill.谢力译.地球物理亮点∶地震速度.The LeadingEdge,2005∶394~395.[3] 李丽贤,白云飞,罗涛等.塔里木盆地孔雀河地区速度场的建立及应用[J].河南石油,2006,20(2)∶25~ 27.[4] W ink ler K W.Estim ation of Velocity Dispersion Betw een Seism ic And U ltrasonic Frequencies[J].Geophysics,1986,51(1)∶183~189.[5] 朱广生,雷兵.轴对称各向异性介质的等效定律及其例证 [J].石油地球物理勘探,1995,30(增2)∶10~ 16.[6] 金博,刘震等.地震速度岩性解释系统的应用[J].新疆石油地质,2004,25(1)∶47~ 49.[7] 潘宏勋,方伍宝.地震速度分析方法综述 [J].勘探地球物理进展,2006,29(5)∶305~310.。
地震效应计算公式
地震效应计算公式地震效应计算公式是指用于计算地震对建筑物、结构物、土壤和人体等造成的影响和损害的数学公式。
这些公式根据地震波参数和结构物的特性来计算地震效应，包括地震力、地震加速度、地震位移、地震反应谱等。
下面将介绍几个常用的地震效应计算公式。
1.地震力计算公式：地震力是指地震作用下作用于建筑物或结构物的力，可以用于评估结构的稳定性和设计地震时的重要参数。
通常使用摩擦模型或弹簧模型来计算地震力。
根据弹性力学理论，地震力可以使用以下公式进行计算：F=m*a其中，F代表地震力，m代表结构物的质量，a代表地震加速度。
这个公式可以适用于单自由度结构。
2.地震加速度计算公式：地震加速度是指地震波在其中一点上产生的加速度。
地震加速度的计算对于评估结构物的破坏程度至关重要。
根据地震学的知识，可以使用以下公式计算地震加速度：a=V*y其中，a代表地震加速度，V代表地震速度，y代表地震波的周期。
地震加速度与地震速度和周期的乘积成正比。
3.地震位移计算公式：地震位移是指地震波在其中一点上产生的位移。
地震位移的计算对于评估结构物的变形程度和应力程度至关重要。
根据动力学理论，可以使用以下公式计算地震位移：S = (2 * pi * V * y) / g其中，S代表地震位移，V代表地震速度，y代表地震波的周期，g代表重力加速度。
地震位移与地震速度、周期和重力加速度的乘积成正比。
4.地震反应谱计算公式：地震反应谱是指结构物在地震波作用下的频率-加速度关系曲线。
地震反应谱的计算对于评估结构物的自振频率、阻尼比和峰值反应至关重要，可以用于确定结构物的抗震性能。
地震反应谱可以通过以下公式计算：Sa = Sd * (2 * pi / T^2)其中，Sa代表地震反应谱值，Sd代表地震谱加速度图的最大值，T代表周期。
地震反应谱与地震谱加速度和周期的平方成正比。
综上所述，地震效应的计算公式包括地震力、地震加速度、地震位移和地震反应谱等。
地震波
地震被按传播方式分为三种类型：纵波、横波和面波[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。
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。
面波又称L波，是由纵波与横波在地表相遇后激发产生的混合波。
其波长大、振幅强，只能沿地表面传播，是造成建筑物强烈破坏的主要因素。
[编辑本段]地震纵波和横波我们最熟悉的波动是观察到的水波。
当向池塘里扔一块石头时水面被扰乱，以石头入水处为中心有波纹向外扩展。
这个波列是水波附近的水的颗粒运动造成的。
然而水并没有朝着水波传播的方向流；如果水面浮着一个软木塞，它将上下跳动，但并不会从原来位置移走。
这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个颗粒把运动传给更前面的颗粒。
这样，水波携带石击打破的水面的能量向池边运移并在岸边激起浪花。
地震运动与此相当类似。
我们感受到的摇动就是由地震波的能量产生的弹性岩石的震动。
假设一弹性体，如岩石，受到打击，会产生两类弹性波从源向外传播。
第一类波的物理特性恰如声波。
声波，乃至超声波，都是在空气里由交替的挤压(推)和扩张(拉)而传递。
因为液体、气体和固体岩石一样能够被压缩，同样类型的波能在水体如海洋和湖泊及固体地球中穿过。
在地震时，这种类型的波从断裂处以同等速度向所有方向外传，交替地挤压和拉张它们穿过的岩石，其颗粒在这些波传播的方向上向前和向后运动，换句话说，这些颗粒的运动是垂直于波前的。
向前和向后的位移量称为振幅。
在地震学中，这种类型的波叫P波，即纵波（图2.1），它是首先到达的波。
图2.1 地震P波(纵波)和S波(横波)运行时弹性岩石运动的形态弹性岩石与空气有所不同，空气可受压缩但不能剪切，而弹性物质通过使物体剪切和扭动，可以允许第二类波传播。
地震产生这种第二个到达的波叫S波，即横波。
在S波通过时，岩石的表现与在P波传播过程中的表现相当不同。
应用地球物理学原理03 岩石地层地震波的速
1
0.31VP4 （ 1.4-7）
• 式中：V 的单位m/s；
•
ρ的单位是g/cm３。
• 图1.4-3是按公式(1.4-7)计算的速度 与
• 由图可以看出，这个公式对砂岩、泥岩、 石灰岩、白云岩等岩性比较适 用，对岩 盐、和硬石膏偏差大一些，不过地层中 所含岩盐和石膏厚度百分比不太大，加 德纳公式还是可以使用。
• 由表可见，火成岩速度大于变质岩和沉 积岩速度，且速度变化范围小些。
• 变质岩速度变化范围大。
• 沉积岩速度较小，但因其结构复杂，影 响因素众多，速度的变化范围最大。
• 根据大量的资料统计，各种沉积岩的速 度由表1.4-3
•
• 地震勘查主要在沉积岩区域进行，我们 主要考虑影响沉积岩的诸多因素。
• 一、地震波在岩层中的传播速度 • 地震勘查是以研究地震波在岩层中的传
播规律为基础的。
• 岩石的弹性性质不同，地震波在其中传 播的情况也就不同，地震勘查正是利用 了这种关系来研究地下地质构造。
• 地震波在不同地层中传播的速度值取决 于介质的弹性常数和密度。
• 在弹性力学中，已得出了它们之间的定 量关系。
• 当孔隙度由3%到30%时，速度变化很大， 这说明速度受孔隙度的影响是很大的。
• 当流体压力降低时，上述公式要做一定 c 加以
修正，此时时间平均方程变为：
1 1 c c
v
vm
vL
• 当流体压力等于岩石压力一半，岩石压 力相当于埋深1700米，承受压力为4 13×１０７ 帕斯卡时，c 值约为0.85。
L (1 )m
•
ρｍ ρＬ分别表示岩石骨架和孔
隙充填物的密度。
• 此外，根据大量 的资料对不同岩石总结 出了不同的经验公式，对某些灰岩和砂 页岩，速度和密度的关系可表示为：
几种速度的概念
下面以水平层状介质为
例，导出均方根速度的概
念。
如图所示，水平层
状介质。在 O 点激发，
在 S 点接收到第 n 层底
面的反射
波
传
播时间为
t
n
2 i 1
hi cosiVi
，相应的炮检
距为 。 n
x 2 hitgi i 1
根据折射定律， sin1 sin2 sini sinn P
V1
V2
Vi
波器隔一定距离向上提升一次，在井口附近爆炸
t0,n
i 1
， t0,n 为第一层到第 n 层的 t0
时间。
第 一 层 至 第 (n 1) 层 的 均 方 根 速 度 为 VR,n1 ：
n
n1
V12ti 2 Vi2ti
， V 2
i 1
R,n
n
ti
i 1
t0,n1
i 1
上面两式相减，可得， ， n
n1
t0,nVR2,n
t V2 0,n1 R,n1
其中
n
n
VR
tiVi 2
ti
i 1
i 1
于是我们把VR 称为 n 层水平层状的均方根速度。 意义：把各层的速度值的平方按时间取其加权平
均值，而后取平方根值。
平均速度与均方根速度的比较： 从平均速度公式可以看到某一层以上的平 均速度就是地震波垂直穿过该层以上的总地层 厚度与总传播时间之比，在这组地层中每一小层 波速是不同的，于是有一个我们假想速度（平均 速度）来代替各小层的速度，使层状介质转化为 理想的均匀介质。而这个假想的平均速度并不是 各小层速度的线性平均，而是按各小层速度Vi 对 垂直施行时加权平均。而实际上波在各小层中垂 直旅行时间一般是不相等的，所以在平均速度中， 垂直旅行时间大的层的速度就对平均速度影响
地震反射系数计算公式
地震反射系数计算公式地震勘探研究(一)1. 地震波速度概念: 地震波在地下岩层中传播的距离与传播时间的比值. 其单位(km/s or m/s).\( v = \frac{ \lambda} {t} \) or \(v = \lambda f \)地震波在空气中的传播速度大约为340m/s; 在近地表区域, 其速度大约是数百米/秒 ( 通常与岩层结构以及其他地质因素有关). 在地下25千米之深处, 纵波速度最大, 其速度可达到13.7km/s.并且, 体波的速度大于面波的速度.地震时纵波最先到达, 然后是横波, 最后是面波. 所以地震来临时, 人们先是感受到上下震动, 然后左右摇晃, 最后是翻天覆地的旋转.下面以纵波速度为例, 讨论影响地震波速度的主要因素.1.1 影响地震波速度的主要因素岩性: 岩石的岩性不同, 其速度也会有相应差异.密度: 随着密度增加, 纵波速度增加.孔隙度: 随着孔隙度增加, 纵波速度减小.空隙压力: 随着空隙压力增加, 纵波速度增加.围压、深度: 随着围压、深度的增加, 纵波速度增加.1.2 地震勘探中的多种地震速度层速度平均速度射线平均速度群速度相速度视速度均方根速度叠加速度动校正速度等效速度偏移速度由于测量方法不同, 岩石的波速会随着测量频率的增高而增高.声波测井和实验室超声波测量的岩石速度要大于地震波的速度.2. 地震子波 (seiic welet)下面以震源为例, 来看看地震子波是如何形成的.产生延续时间极短的尖脉冲, 在爆炸点附近的介质中以冲击波的形式传播. 当爆炸脉冲向外传播一定距离以后, 地层产生的弹性形变再向外传播. 由于介质对高频成分的吸收, 波形发生明显变化, 直到传播了更远的距离以后, 波形逐渐稳定, 形成一个具有两到三个相位的、有一定的延续时间的地震波, 称其为地震子波.地震子波是一段具有确定的起始时间、能量有限且有一定延续长度的号, 它是地震记录中的基本单元.通过傅里叶变换, 对地震子波进行频谱分析, 我们就可以了解地震子波的频率和相位特征.不同延续时间长度的地震子波, 从对应的频谱中可以看出, 子波越尖锐, 频带越宽, 地震勘探的分辨率越高.同时, 不同震源激发的地震子波, 它们的特征也不相同.震源: 能量相对强, 频带宽度较宽重锤震源: 能量相对弱,频带宽度较窄可控震源海上空气 (组合前) 海上空气 (组合后)3. 合成地震记录合成地震记录是用声波测井或垂直地震剖面资料经过人工合成转换成的地震记录 (地震道). 合成地震记录的制作是一个简化的一维正演的过程,合成地震记录是地震子波与反射系数褶积的结果, 计算公式为:\(\mathbf{S}(t) = \mathbf{R}(t) \times \mathbf{W}(t)\)其中, \(\mathbf{S}(t)\) 为合成地震记录, \( \mathbf{R}(t) \) 为反射系数序列, \(\mathbf{W}(t)\) 为地震子波.合成地震记录制作的一般流程是: 由声波和密度测井曲线计算得到反射系数, 将反射系数与提取的地震子波进行褶积得到初始合成地震记录. 根据较精确的速度场对初始合成地震记录进行校正, 再与井旁地震道匹配调整, 得到最终合成地震记录.但实际的地震记录, 会受到各种因素的影响: 近地表, 噪音, 吸收衰减, 干扰波等.4. 地震分辨率分辨率: 是指区分两个靠近物体的能力. 在地震勘探中的分辨率指的是能够区分地下空间构造 (或地层) 的最小准确测量值.度量分辨率强弱的两种表示:距离表示: 分辨的垂直距离或横向范围越小, 分辨率越强. 时间表示: 在地震时间剖面上, 相邻地层时间间隔/\(\mathrm{d} t\)越小, 分辨率越强.4.1 地震分辨率类型地震纵向分辨率 (垂直分辨率): 分辨薄层顶底反射的能力1. 假设地下有三套地层, A, B, C, 且B地层的波阻抗大于A和C地层. 由于B地层较厚, 子波2开始时, 子波1已经结束, 地震波基本没有干涉, 即厚层的时间厚度 > Dp (子波延续长度). B层的顶底是可以分辨的.2.如果地层B的时间厚度为0.9*Dp, 子波1没有完全结束前, 子波2就已经开始振动了, 有一些波的干涉. B层的顶底还是可以分辨.3.如果地层B的时间厚度为0.5*Dp, 子波1没有结束前子波2已经开始振动. 此时, 波的干涉严重, B的顶底就不能分辨.从以上分析可以得出: 子波延续长度越小, 纵向分辨率越高. 那么提高地震资料分辨的方法有: 1. 利用地震反褶积来压缩地震子波 2. 地震野外采集中, 激发延续时间短的地震子波由纵向分辨率的极限为 \( \frac{\lambda}{4}\), 且\(\lambda = VT=\frac Vf \), 可得: 提高主频可以提高纵向分辨率在提高地震主频的同时, 地震子波的频带宽度越宽, 地震纵向分辨率越高地震横向分辨率 (水平分辨率): 地震分辨小断块、小砂体何储层边界的能力.物理地震学认为, 地震波是一个波动, 在地面上一点可以收到来自地下许多点来的绕射波. 地面上收到的可以“分辨”的反射来自某一范围内绕射子波叠加的结果, 则水平方向的分辨率就是该范围的大小, 再小就无法分辨。
地震级别震波速度计算公式
地震级别震波速度计算公式地震是地球内部能量释放的结果，它会产生震波传播到地表，给人们带来巨大的灾害和损失。
为了更好地了解地震的性质和影响，科学家们研究了地震的各种特征，其中包括地震级别和震波速度。
地震级别是描述地震强度的指标，而震波速度则是地震波在地球内部传播的速度。
本文将介绍地震级别和震波速度的计算公式，并探讨它们之间的关系。
地震级别是用来描述地震强度的一个量值，它通常用罗马数字表示，比如Mw表示矩震级，Ms表示面波震级，Mb表示体波震级等。
地震级别的计算涉及到地震释放的能量大小，通常使用地震矩震级来表示。
地震矩震级的计算公式是：Mw = 2/3 log10(Mo) 10.7。
其中Mw表示地震矩震级，Mo表示地震释放的能量。
地震释放的能量可以通过地震波速度来计算，因为地震波速度与地震释放的能量有密切的关系。
地震波速度是地震波在地球内部传播的速度，它取决于地震波的类型和地球内部的介质。
地震波速度可以通过地震波的传播时间和传播距离来计算，通常使用以下公式：V = D / T。
其中V表示地震波速度，D表示地震波的传播距离，T表示地震波的传播时间。
地震波速度与地震波的类型有关，比如P波速度、S波速度、面波速度等，它们分别对应不同的地震波传播方式和地球内部介质的特性。
地震级别和震波速度之间存在着密切的关系。
地震波速度可以反映地球内部介质的性质，而地震级别则可以反映地震释放的能量大小。
因此，通过地震波速度的计算，可以间接地推算出地震的能量大小，从而计算地震级别。
另外，地震级别也可以用来估算地震波速度，因为地震波速度与地震波的传播距离和传播时间有关，而这些参数可以通过地震级别来估算。
总之，地震级别和震波速度是描述地震特征的重要指标，它们之间存在着密切的关系。
通过地震级别和震波速度的计算，可以更好地了解地震的性质和影响，为地震预测和防灾减灾工作提供重要的参考依据。
希望本文介绍的地震级别和震波速度的计算公式能够对读者有所帮助，也希望科学家们能够进一步深入研究地震的各种特征，为人类提供更好的地震防灾减灾技术和方法。
第七章地震波的速度
Vp = Vpo一a1Ф 一a2 C Vs = Vso一b1 Ф一b2 C 式中Ф 和C分别是以体积百分数表示的孔隙度和粘土含 量；Vp和Vs是纵波和横波速度（km/s）。回归常数a1、 a2、 b1、b2是上覆岩层净压力的函数（表）。
19
9、与频率和温度的关系
当温度升高时，气饱或水饱和岩石的地震速度仅稍有 减少（Timur，1977；Wang和Nur，1990b）。如温度增 100°C速度会减少5-6%。 但，当岩石为原油饱和时，地震特性可以随着温度的 增加而大幅度地降低，尤其是在含重油的未固结砂层 中。 在重油砂层纵波速度引人注目的降低。当温度从25° 增至125°C时，Vp几乎下降了35%至90%！这样巨大的 降低部分地是由于原油的可压缩率增加所造成。 油气饱和岩石速度对温度的这种依赖关系，为热EOR的 地震监测提供了物理基础。 当温度低于冰点时，水饱和的岩石速度会明显提高。
也有用速度模型，通过弹性模量导出纵横波速度关系。
更多地是用实验室的测试结果总结经验公式。
23
12、 Vp/Vs比值
长期以来普遍认同的是Vp/Vs 能用作为岩性指示标记。 页岩（假设为各向同性）总 是比储层砂层高的Vp/Vs 。 在碳酸盐岩中，说明Vp/Vs能 用来从白云岩中区分石灰岩。 Vp/Vs或已成功地用于直接碳 氢检测，尤其是AVO技术。 因为横波对流体的变化不敏 感，而纵波有明显反映，所 以在流体类型和饱和度变化 时将导致Vp/Vs的改变。
13
5、与构造历史和地质年代的关系
同样深度、成分相似的岩石，当地质年代不同时，波 速也不同，年老的岩石比年青的岩石具有较高的速度。 速度与构造运动的关系，在不同地区有不同的表现。 在强烈褶皱地区，经常观测到速度的增大；而在隆起 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场强 而增大。根据在实验室对岩石样品的分析发现地震波 的速度与压力之间有一定的关系，速度随压力的增加 而增加。此外压力的方向不同，地震波沿不同方向传 播的速度也就不同。
地震勘探原理第6章地震波的速度
2013-7-5 49
2、工作方法 炮点位置的确定： 1）、一般设远近 两个炮点，近炮点 距深井50—100米， 炮井按扇形排列， 远炮点距深井 300—500米，炮点 按矩形排列，井距 10米左右（见图63-2）
2013-7-5 50
2(1 ) 1 2
泊松比v为0.25左右， 所以
Vp Vs 1.73
（含气时泊松比变小）
2013-7-5 10
二、地震波速度与岩性的关系
岩 石 类 型 沉积岩 玄武岩 速 度 （米/秒） 1500——6000 4500——8000
变质岩
花岗岩
表6-1-1
2013-7-5
3500——6500
2013-7-5 47
一、地震测井
1、工作原理 地震测井的情况及有关 参数，可以用图6-3-4表 示。激发点在地面的位 置是O，但真正位置是井 底O*；爆炸井深 hc ， 爆炸井同深井的水平距 离是d. 原理： S Vav t
2013-7-5 48
近炮点距离：波沿AS传播 SH 远炮点距离：波沿O`S传播 ` 2 2 S O S d H hc） （ 近炮点平均速度： H Vv t 远炮点：射线平均速度
0.31V
1 4
2013-7-5
17
2013-7-5
18
四、速度与构造历史和沉积年代的关系
一般来说，地层越深， 地震波速度越大
2013-7-5
19
一般来说，沉积年代越 久，地震波速度越大
2013-7-5
20
地震波速度与沉积地质年代、地质构造 历史有关,不同的地区有不同的表现，主 要有以下几个特点： 1）、地质年代越长、构造历史越久，地 震波速度越高；地质年代越短、构造历 史越短，地震波速度越低。 2）、在强烈褶皱地区，经常观测到的地 震波速度大；而在隆起的构造顶部，则 发现速度减低。
爆破地震波、水下爆破计算公式
爆破地震波诫计算公式一、爆破安全规程：1、爆破安全允许距离：R=（K/V）1/α·Q1/32、爆破安全震速：V=K（Q1/3/R）α3、最大起爆药量：Qmax= R3(V/K)3/α二、冯叔瑜教授公式：V=K K’（Q1/3/R）αK’=0.2 ～0.3 其它按爆破安全规程取三、《特种爆破技术》安全与防护㈠爆破震动⑴质点振动速度V=K K’（Q1/3/R）αK’=0.2 ～0.3 其它按爆破安全规程取㈡塌落震动P35表2-4秦皇岛拆除爆破的振动观测数据：在24-120米以内：塌落震动/爆破震动=5.8～3.4倍即塌落震动=(5.8～3.4)×爆破震动㈢检验最大安全装药量:Qmax= R3(V/K K’)3/α㈣空气冲击波一般认为，冲击波的压力下降到180dB时便变成声压。
水下爆破一、水下爆破地震波计算公式：1、上海地震局经验公式：V=94（Q1/3/R）0.842、《工程爆破实用手册》P445⑴水下裸露爆破——炸礁装药总量Q= K V V—礁石总体积m3, K—取5-10kg/ m3,⑵水下殉爆和拒爆的预防：殉爆距离：φ25mm，35%的胶质炸药在45-60cm距离内可殉爆；同种炸药：间距2m偶尔殉爆；⑶水下爆破地震效应公式：αV=K（Q1/3/R）⑷水中冲击波及涌浪水中冲击波安全距离(水深不大于30米)Q≤1000kg时水中冲击波安全距离米Q≥1000kg时按下式计算安全距离(水深不超过30米)1/3⑸水深大于30米时,按库尔公式计算水中冲击波超压峰值：库尔公式：P S=53.3(Q1/3/R)1.13 , [MPa]柯克伍德公式：P S=52.7(Q1/3/R) , [MPa]。
地震勘探第二章--地震波的产生和类型1
弹性模量描述了物体的弹性性质。 弹性模量描述了物体的弹性性质。常用的弹性模量有五个 1、杨氏模量E 、杨氏模量 杨氏模量是最简单的沿一个方向拉伸或压缩的情况， 杨氏模量是最简单的沿一个方向拉伸或压缩的情况 ， 应力与 应变成正比，其比例常数E即杨氏模量 即杨氏模量。 应变成正比，其比例常数 即杨氏模量。它表示物体对受力作用 的阻力(或形变 的度量．坚实物体对拉伸力的阻力愈大(或形变 或形变)的度量 的阻力 或形变 的度量 ． 坚实物体对拉伸力的阻力愈大 或形变 愈小)， 值愈大。 愈小 ，则E值愈大。T=E*e 值愈大 2．体变模量K ．体变模量 在静水压力均匀作用在物体上时， 在静水压力均匀作用在物体上时 ， 应力与应变的比例常数是 体变模量K。如果静水压力为P， 体变模量 。如果静水压力为 ，它使物体体积相对产生微小变 定义为： 化 θ ，则K定义为： 定义为
⑵菲涅尔原理：（惠氏原理的补充） 菲涅尔原理： 惠氏原理的补充） 任一点子波视作来自各方向子 波的迭加的总振动。 波的迭加的总振动。 同一波阵面上的各点所发出的子波 经传播在空间相遇时可以相互迭加 产生干涉。 产生干涉。 在某观测点观测到的是来自各点子 波迭加后的总扰动。 波迭加后的总扰动。
费马原理（最小时间原理）
γ
PS
1
2
P
12
P
γ
S
(p1s1、p1s2为转换波) 为转换波)
第二章 地震波的产生和类型
地震波是弹性波
纵波 横波 面波 反射波 透射波 折射波
地震波在岩石中传播 讨论条件： 一、 讨论条件： ⒈波动—是质点振动在介质中的传播 波动 是质点振动在 弹性波或 为弹性波或机械波 地下岩石 岩石为 ⒉地下岩石为均匀的各向同性的完全 弹性体 岩石存在有两面性： 存在有两面性 ⒊岩石存在有两面性：弹性和塑性
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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。