地震勘探原理科学ppt
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知道了该函数关系，即可算出波前面到达任意点的时间t， 从而确定了t的空间分布。这种时空函数所确定的时间t的 空间分布称之为时间场。 时间场中，如果将时间值相同的各点连接起来，在空间构 成一个面，在面上的任意点地震波到达的时间相等，称之 为等时面。
介质均匀－－规则同心球面 介质不均匀－－不规则曲面
在均匀个向同性介质中，波的传播速度是常数，如下式：
二、应力、应变与弹性参数
1、应力与应变
应力－－单位横截面所产生的内聚力F/S。
应变－－在应力作用下
单位长度（单位体积）
产生的变形∆ l / l。（a）
（b）
2、杨氏模量和泊松比
• 在图b中p' p段近似为一段直线。这表明，当外力
不大时，应力与应变成正比关系。
F = E ΔL
• 该区间称为线性弹S性形L变区或完全弹性形变区。
第二节 地震波的描述
一、振动图和波剖面图 １、振动图
布置震源，在距震源Ｒ距离布置检波器，观测质点振动位 移随时间的变化－－振动图。
up
T
t
O
R
t0
t0－－地震波的初至时。
Δt
△t－－地震波的延续时；Ｔ－－视周期。
２、波剖面图
Ｏ点激发，在剖面各测点同时观测质点振动位移 －－位移随距离的变化图－－波剖面图。
地震勘探
第一节 弹性介质与地震波
一、弹性介质
以岩土介质的弹性差异为基础，通过观测研 究人工激发的地震波场在岩土介质中的传播规律， 探测地层和构造的分布，测定岩土介质力学参数 的一种物探方法。岩土介质－－弹性介质
地震波－－弹性波
任何固体介质，当受到外力作用时都要发生变 形，当外力撤消后，物体能恢复原来的形态和大 小－－弹性介质；否则－－非弹性介质（塑性）。 大部分物体既可表现出弹性，也可以显示出塑性。
up
O
x
Up=u(x,t) 当 t 固定－－地震波波剖面图； 当 x 固定－－ 地震波振动图；检波器测得的
地震记录就是该测点的地震波振动图。
二、时间场和等时面
取以震源点为原点的三维直角坐标系，空间任意点的位置 用x、y、z来表示，则波前面的传播时间t可写成如下函数 形式
t =t(x, y, z, )
K =λ+2 μ 3
б：0－－0.5；大多数岩石:0.25 纯流体：0.5；软沉积岩：0.45 纯刚性体：0；极坚硬的刚性岩石：0.05 Ｅ、Ｋ、 λ、 μ－－反映介质发生弹性变形难易程度，
大－－不易发生弹性变形。
参数 介质
钢 铝 玻璃 花岗岩 石灰岩 砂岩 页岩
Ｅ Ｋμ
λ
Pa
20 17 8 11 7 7.5 2.5 5.5 75 3 3 7 3 2 2.5 5.5 3.5 2 3.5 4.5 3 1.5 2.5 32 1 1
自然界中的物体既可是弹性介质也可是非弹性 介质，取决于：
1、外作用力的大小和时间长短； 2、介质的性质。
地震勘探－－脉冲震源－－时间短－－作用力 小（有一定距离）－－ 弹性介质。
将弹性理论直接用到地震勘探中。
在弹性理论的研究中，根据介质的不同特征 可分为各向同性和各向异性。大部分岩土介质 在地震勘探中都可看作各向同性介质。
v' v / sin α v / cose
这时，应力与应变的比值称为杨氏模量或拉伸模
量。以符号E表示。
F
E= S
ΔL L
在拉伸形变中，样品的横截面会减小；反之，在
压缩形变中，截面积将增大。换句话说，纵向增
量与横向增量的方向总是相反的。介质的横向应
变与纵向应变的比值称为泊Δ松D比，以符号σ 表示。
σ =- D ΔL
• 还有一个非线性区，这时，虽然形变已 经不能用胡克定律来描述，但在外力消 失后，样品仍能恢复到原来的形状。Q点 事该介质的弹性极限点。Q点以后将会发 生永久性形变。对于脆性材料，很快出
在振动过程中，由于振动质点和相邻质点间的应力作用， 必然引起相邻质点的振动，使振动不断扩大和传播－－形 成以激发点（震源）为中心，以一定速度传播的弹性波。
２、地震波的形成
浅层地震波的震源一般为：锤击、落重、炸 药爆炸震源和电火花震源。
在激震点附近，压强大岩石受到破裂和挤
压形变，此区域称为等效空穴。向外压强 不断减小，介质产生弹性形变。等效空穴 边缘的质点，在激发脉冲的挤压下，质点 将产生围绕其平衡位置的振动，形成了初 始的地震子波，这种振动是一种阻尼振动， 在介质中沿射线方向向四面八方方向传播， 形成地震波。在远离震源点，其介质受到 的力很小，介质表现为完全弹性的性质。
现脆性破坏；对于延展性材料，先出现 塑性形变，直到被拉断或压碎为止。
3、体变模量和切变模量
• 任何复杂的形变均可分为体积形变与形状形变 （剪切形变）两种简单的形变类型。
• 对于这两种简单形变，其应力与应变的比值分别 称为体变模量（压缩模量）和切变模量（刚性模
量），相应的符号是K和 μ，并用下式表示：
t
=
1
(x
2
+
y
2
+z
2
Baidu Nhomakorabea
)
1 2
v
三、视速度和视速度定理
地震波的转播方向是沿波射线方向进行的，只有 当测线方向和波射线方向一致时才能测得真波速， 否则－－视波速。
v' Δx /(t2 - t1) Δx / Δt ⇒视速度
真速度：
v ΔS / Δt Δx • sin α / Δt 视速度与真速度的关系：
K = F/S ΔV /V
μ=F/S Δl / l
因∆ l / l=tg θ，当 θ 很小时，tgθ=θ ，所以有
μ ≈F /S θ
4、拉梅系数
λ =K - 2μ 3
• 弹性参数主要有这五个，理论上可以证明，只要 知道其中两个，就可以求出其余三个参数。
E = μ(3λ+2μ) λ+μ
σ= λ 2(λ+μ)
σ
0.3 0.35 0.25 0.25 0.2—0.32 0.23—0.28 0.22—0.40
ρ g/cm3
7.7 2.7 --2.55 --2.67 --2.65 --2.45 --2.35
三、振动与地震波
１、弹性振动、弹性波
介质在外力作用下产生变形－－质点偏离平衡位置，外 力撤消后，质点在应力作用下恢复原来位置，在惯性力作 用下，质点不会立即停留在平衡位置，而向相反方向移动 －－偏离平衡位置－－应力－－恢复原来位置。在应力和 惯性力的不断作用下，使质点绕平衡位置发生振动－－弹 性振动。 介质中的质点在脉冲震动力的作用下要产生弹性振动。
介质均匀－－规则同心球面 介质不均匀－－不规则曲面
在均匀个向同性介质中，波的传播速度是常数，如下式：
二、应力、应变与弹性参数
1、应力与应变
应力－－单位横截面所产生的内聚力F/S。
应变－－在应力作用下
单位长度（单位体积）
产生的变形∆ l / l。（a）
（b）
2、杨氏模量和泊松比
• 在图b中p' p段近似为一段直线。这表明，当外力
不大时，应力与应变成正比关系。
F = E ΔL
• 该区间称为线性弹S性形L变区或完全弹性形变区。
第二节 地震波的描述
一、振动图和波剖面图 １、振动图
布置震源，在距震源Ｒ距离布置检波器，观测质点振动位 移随时间的变化－－振动图。
up
T
t
O
R
t0
t0－－地震波的初至时。
Δt
△t－－地震波的延续时；Ｔ－－视周期。
２、波剖面图
Ｏ点激发，在剖面各测点同时观测质点振动位移 －－位移随距离的变化图－－波剖面图。
地震勘探
第一节 弹性介质与地震波
一、弹性介质
以岩土介质的弹性差异为基础，通过观测研 究人工激发的地震波场在岩土介质中的传播规律， 探测地层和构造的分布，测定岩土介质力学参数 的一种物探方法。岩土介质－－弹性介质
地震波－－弹性波
任何固体介质，当受到外力作用时都要发生变 形，当外力撤消后，物体能恢复原来的形态和大 小－－弹性介质；否则－－非弹性介质（塑性）。 大部分物体既可表现出弹性，也可以显示出塑性。
up
O
x
Up=u(x,t) 当 t 固定－－地震波波剖面图； 当 x 固定－－ 地震波振动图；检波器测得的
地震记录就是该测点的地震波振动图。
二、时间场和等时面
取以震源点为原点的三维直角坐标系，空间任意点的位置 用x、y、z来表示，则波前面的传播时间t可写成如下函数 形式
t =t(x, y, z, )
K =λ+2 μ 3
б：0－－0.5；大多数岩石:0.25 纯流体：0.5；软沉积岩：0.45 纯刚性体：0；极坚硬的刚性岩石：0.05 Ｅ、Ｋ、 λ、 μ－－反映介质发生弹性变形难易程度，
大－－不易发生弹性变形。
参数 介质
钢 铝 玻璃 花岗岩 石灰岩 砂岩 页岩
Ｅ Ｋμ
λ
Pa
20 17 8 11 7 7.5 2.5 5.5 75 3 3 7 3 2 2.5 5.5 3.5 2 3.5 4.5 3 1.5 2.5 32 1 1
自然界中的物体既可是弹性介质也可是非弹性 介质，取决于：
1、外作用力的大小和时间长短； 2、介质的性质。
地震勘探－－脉冲震源－－时间短－－作用力 小（有一定距离）－－ 弹性介质。
将弹性理论直接用到地震勘探中。
在弹性理论的研究中，根据介质的不同特征 可分为各向同性和各向异性。大部分岩土介质 在地震勘探中都可看作各向同性介质。
v' v / sin α v / cose
这时，应力与应变的比值称为杨氏模量或拉伸模
量。以符号E表示。
F
E= S
ΔL L
在拉伸形变中，样品的横截面会减小；反之，在
压缩形变中，截面积将增大。换句话说，纵向增
量与横向增量的方向总是相反的。介质的横向应
变与纵向应变的比值称为泊Δ松D比，以符号σ 表示。
σ =- D ΔL
• 还有一个非线性区，这时，虽然形变已 经不能用胡克定律来描述，但在外力消 失后，样品仍能恢复到原来的形状。Q点 事该介质的弹性极限点。Q点以后将会发 生永久性形变。对于脆性材料，很快出
在振动过程中，由于振动质点和相邻质点间的应力作用， 必然引起相邻质点的振动，使振动不断扩大和传播－－形 成以激发点（震源）为中心，以一定速度传播的弹性波。
２、地震波的形成
浅层地震波的震源一般为：锤击、落重、炸 药爆炸震源和电火花震源。
在激震点附近，压强大岩石受到破裂和挤
压形变，此区域称为等效空穴。向外压强 不断减小，介质产生弹性形变。等效空穴 边缘的质点，在激发脉冲的挤压下，质点 将产生围绕其平衡位置的振动，形成了初 始的地震子波，这种振动是一种阻尼振动， 在介质中沿射线方向向四面八方方向传播， 形成地震波。在远离震源点，其介质受到 的力很小，介质表现为完全弹性的性质。
现脆性破坏；对于延展性材料，先出现 塑性形变，直到被拉断或压碎为止。
3、体变模量和切变模量
• 任何复杂的形变均可分为体积形变与形状形变 （剪切形变）两种简单的形变类型。
• 对于这两种简单形变，其应力与应变的比值分别 称为体变模量（压缩模量）和切变模量（刚性模
量），相应的符号是K和 μ，并用下式表示：
t
=
1
(x
2
+
y
2
+z
2
Baidu Nhomakorabea
)
1 2
v
三、视速度和视速度定理
地震波的转播方向是沿波射线方向进行的，只有 当测线方向和波射线方向一致时才能测得真波速， 否则－－视波速。
v' Δx /(t2 - t1) Δx / Δt ⇒视速度
真速度：
v ΔS / Δt Δx • sin α / Δt 视速度与真速度的关系：
K = F/S ΔV /V
μ=F/S Δl / l
因∆ l / l=tg θ，当 θ 很小时，tgθ=θ ，所以有
μ ≈F /S θ
4、拉梅系数
λ =K - 2μ 3
• 弹性参数主要有这五个，理论上可以证明，只要 知道其中两个，就可以求出其余三个参数。
E = μ(3λ+2μ) λ+μ
σ= λ 2(λ+μ)
σ
0.3 0.35 0.25 0.25 0.2—0.32 0.23—0.28 0.22—0.40
ρ g/cm3
7.7 2.7 --2.55 --2.67 --2.65 --2.45 --2.35
三、振动与地震波
１、弹性振动、弹性波
介质在外力作用下产生变形－－质点偏离平衡位置，外 力撤消后，质点在应力作用下恢复原来位置，在惯性力作 用下，质点不会立即停留在平衡位置，而向相反方向移动 －－偏离平衡位置－－应力－－恢复原来位置。在应力和 惯性力的不断作用下，使质点绕平衡位置发生振动－－弹 性振动。 介质中的质点在脉冲震动力的作用下要产生弹性振动。