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：弹性体受力纵向伸长（缩短）与横向收缩（膨胀）的比值。

d/d

L/L

3、对于大多数沉积岩石，=0.25,二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。

⑵ 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。

⑶当=0.25时，V R=0.92V S =0.54V P,速度低、频率低（10~30Hz）,波形宽。

⑷ 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：

运动学特征一一研究波在地层中传播的空间位置与传播时间的关系。

动力学特征一一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 V

s/ t s . sin

V x/ t

x 式中 ——射线与地面法线的夹角，称入射角;

——波前与地面法线的夹角，称出射角＜

结论：

⑴ 当=90耐，即波沿测线方向传播，V V 。

⑵ 当=0?时，即波垂直测线方向传播，波前同时到达地面各点，

V 。 ⑶ 当地震波的入射角

由0?增大至90?时，视速度由无限大变至真速度。因此,

在正常情况下，V V 。

(4)在均匀各向同性介质中，V 是常数，V 大小和正负主要反映射线入射到地表 的方向。 9、研究地震波振幅和相位随频率的变化规律叫做频谱分析， 前者为振幅谱A(f)， V

sin

V cos 图1— 13视速度定理

后者为相位谱⑴

10、频谱曲线极大值所对应的频率称为主频f°。地震信号的大部分能量都集中

在主频附近，若以|A(f)|的值为1,可找出对应于A(f)= 0.707的两个频率值f l和f2，并且把f f2 f l叫做频带宽度。

11、介质对地震波能量的吸收作用

A o r

e

式中吸收系数，表示单位距离振幅的衰减率，dB/。

介质的吸收系数与岩性有关，疏松岩石大，緻密岩石小。吸收系数与频

率成正比，频率越高，则吸收越大。因此，地震波在传播过程中，高频成分损失较快，大地相当于一个低通滤波器。

12、反射系数：K 2V2

2V2

1V1

1V1

透射系数：q

2r1

A入 a r1

第二章地震波时距曲线

1、反射波时距曲线的特点

（1）反射波时距曲线是关于时间轴对称的双曲线，而直达波、面波、声波和折射波的时距曲线均是直线。

（2）倾斜界面反射波时距曲线的极小点在虚震源的正上方，而且，反射波时距曲线是以极小点为对称的。

（3）视速度与真速度的关系是v—，—反射波前与测线的夹角。

sin

（4）深层反射波的视速度要大于浅层反射波的，即浅层反射波时距曲线较深层反射波时距曲线弯曲的多。

2、煤田地震勘探而言，把地层看成层状介质比较合理。煤田地震勘探中，观测排列长度一般较短，即可视为在激发点附近进行观测，这样便使多层介质问题得以简化。其基本思路是：可以把某个界面以上的多层介质用一层虚构的均匀介质来代替，波在这种均匀介质中以某个速度传播，它到达接收点的反射波旅行时间与实际情况非常接近，于是单个界面条件下的理论便可以推广到多个界面条件下使用。

3、地层的总厚度除以地震波在地层中垂直传播的总时间，并记作V。有了平均速度，便可以把n层介质简化为一层均匀介质，其速度就是平均速度。

4、在多层水平层状介质条件下，在激发点附近（炮检距x较小时），可用均方根速度V R 代替第n个界面以上多层介质的速度值，即把具有不同速度的n层介质视为具有均方根速度的均匀介质。

5、多次反射波是一种干扰波，它与一次反射波互相干涉叠加，破坏了对有效波的识别和追踪。更为严重的是如果把浅层的多次反射波误认为是深层的一次反射波，就会模糊深层构造的真实形态，从而导致错误的地质推断。

6、长程多次波是与相同深度界面的一次反射波相比其传播路径更长，在地震记录上作为独立的波出现；短程多次波则是紧接在一次反射波之后到达，常与一次反射波干涉或作为

一次反射的延续波，它改变了一次反射波的波形，在地震记录上很难识别。

7、地震波传播到岩性突变点上，如断层的断棱、地层尖灭点、不整合面的突变点处，它们就会成为新震源，再次发射球面波，向四周传播，这种现象叫做波的绕射。由绕射形成的波称为绕射波。

8、绕射波的主要特点

（1）绕射波时距曲线是一支对称于过绕射点R时间轴的双曲线。

（2）绕射波时距曲线的极小点位置与激发点位置无关，始终位于绕射点R的正

上方。当激发点沿测线移动时，绕射波的极小点位置不变。

（3）绕射波的t oR时间是绕射波从激发点到绕射点之间的双程旅行时间。

（4）在0点激发，水平界面R i的反射波时距曲线的极小点位于0点正上方，反射波的接收范围到断棱点R为止。RM不但是反射波的最后一条射线，而且是一条绕射波射线。故两条时距曲线在M点上相切。

（5）绕射波时距曲线的斜率比反射波时距曲线的斜率大，所以绕射波时距曲线较反射波时距曲线要弯曲，这本质上是由于绕射波的绕射点R较反射波的虚震

源0*要浅。

9、对水平界面上的同一反射点进行多次重复观测，并将多张地震记录中含有该

反射点的地震道抽取出来，形成一个新的地震道集，通常叫共反射点（CDP）道