6第六讲地震勘探原理详解 共57页
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在震源作用下，介质质点产生弹性振动并由震源向周围 介质辐射或传播，形成地震波动。
地震波
某一时刻各点的振动图 某一点在各个时刻的振动图
Tsunami/海啸
P波
纵波，又叫P波。它是由胀缩力作用 ，弹性介质产生的体积形变，这种形变所 引起的振动则称为纵波。该波的传播方向 和质点振动的方向一致。
纵波经过的介质，会间隔地出现膨胀 （稀疏）带和压缩（稠密）带，故纵波有 时也叫疏密波或压缩波。
石家庄讲座
地震勘探
曾昭发 吉林大学地球探测科学与技术学院
地震勘探方法简介
地震勘探是利用岩石的弹性波性质进行勘探。地 震勘探采用人工震源激发弹性波，沿测线的不同位置 用地震仪器检测大地的振动，并把数据以数字形式记 录在磁带或磁盘上；通过计算机处理来提高信噪比， 增强或提取有意义的信息，并各种形式显示其结果。
2 这里所说的射线指的是从震源出发，传 播到观测点旅行时最短的一条直线。即地震勘探 里所说的费马原理。
利用波前和波射线的概念来描述波动景观是 一种简便而清晰的方法。见下图：
波前和射线演示图
地震波的传播规律
一.地震波传播的一般规律
1 惠更斯原理（也称波前原理） 2 费马原理（也称射线原理或最小时间原理） 3 视速度定理 由于地震波的传播是沿射线方向进行的 ，因此在观测地震波时，只有和波射线的方向一致，才能测 得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值，并 不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向的距离（这 距离不等于波传播的实际距离）和波实际传播时间的比值， 这种速度为视速度V＊。
面波
纵波和横波都在介质内部传播，统称为体波。根 据弹性力学理论，还有两种仅仅沿弹性介质表面传播 ，离开表面而深入介质内部就会衰减的常见的波存在 。一种是沿介质与大气接触的自由表面传播的面波， 称为瑞雷面波。另外一种则是沿两弹性介质之间的传 播的面波，称为勒夫面波。
均匀介质面波示意图
第二节 地震波的几个概念
此时地震波的传播动态 演示图见右下图。
Beach Water
实际应F用erm实at例says take this path.
Whoa BHaeblyp
反射规律
• 利用 Fermat原理可以展示射线的反射规律
B
5 12 3 4
3.斯奈尔（Snell）定律
如右图：地震波在分层介 质中传播时，遵循下面这样一 个式子：
其中p称为射线参量；此式表示 的是入射、反射、和透射间的关 系，这就是著名的Snell定律。在 界面上进行地震波传播计算时所必须遵循的和经常用到的一 个定律。
各种地震 波在分层介质中的传播演示图
波速与岩性
反射，透射和折射现象都是由于弹性 介质在速度值上存在差异之故。根据右 图公式可知弹性波的速度主要决定于实 际岩石的弹性常数，和其密度。岩 石性质不同，弹性常数就有差异，岩石 的环境和年代不同，密度也会不一样。
二.地震波速度
地震波在岩层中传播的速度是一个十分重要的参数。在资 料解释过程中，用它进行时深转换；在资料处理中，如叠加 、偏移，以及滤波等都要用到。
Leabharlann Baidu
地震波速度
地震波的传播速度可用坐标函数V＝V（x,y,z）来表示。但在 实际生产工作中，不可能真正精确的确定这种函数的关系，而只 能根据对介质的不同简化，或者是获得速度的原始资料和计算方 法不同，或者是用 途的不同等原因引出来的。必须明确，每处 速度概念都有它的意义、引入的原因、计算或测定的方法以及使 用范围等；
地震波在介质中传播时，其路径、振动强度和波 形将随所通过介质的弹性性质及几何形态的不同而变 化。根据接收到的波的旅行时间和速度资料，可推断 波的传播路径和介质的结构；而根据波的振幅、频率 及地层速度等参数，则有可能推断岩石的性质，从面 达到勘探的目的。
地震波的激发（震源）
地震勘探中，一般采用爆炸和锤击震源以激发地震波。 这时震源附近的岩石因受到瞬间巨大激发力的作用产生破裂 和塑性，在距震源足够远的区域，地质介质只受一个瞬间、 微小外力的作用。因此，几乎都可近似地将地质介质当作是 一个理想的完全弹性体。在这种条件下弹性介质受外力作用 时，其质点将产生相对位移，出现体积或形状改变，统称为 形变；一旦外力去除，由于弹性体内力作用，使介质完全恢 复到原来的大小和形状。
4.均方根速度 考虑到射线的折射效应，用均方根速度（VR）代 替层状介质速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿 折射线传播看成沿直射线传播，共反射点时距曲线简化为双曲线 。
地震波在分层介质中的传播
存在波阻 抗差的界面 上，地震波 将发生类似 光学的反射 和折射
2. 在存在波阻抗差的界面 上，当其上界面的速度小于 下界面的速度（V上＞V下） 时在界面上除了产生反射波 直达波外，还有折射波和透 射波。
1.层速度 在水平层状介质情况下，地层的速度也成层分布，地震 波在各层中的传播速度称层速度。
2.平均速度 指的是地震波在地层中垂直传播的地层总厚度除以总 时间。
3.射线速度 实际上地震波在层状介质中传播，沿不同的射线路径 有不同的传播速度。考虑到计算上方便，采用射线平均速度来描 述它。所谓射线平均速度，就是地震波沿射线传播的总路程与总 时间之比。
S波
横波，又叫做切变波或S波。它是 由旋转力作用，弹性介质产生形状形 变，这种形变引起的振动称为横波。 该波的传播方向与质点的振动方向相 垂直。质点振动在水平平面中的横波 分量称为SH波，在垂直平面中的横波 分量称为SV波。
均匀介质体波
体波，即在介质整个体积内传播的弹性波，如纵波 和横波，称之为体波。
纵横波速度比：
r Vp 2(1)
一.波前、波后及射线
1 设想在某一时刻t0开始在介质中激起波源 的振动。过了一段时间，到了时刻t’0(t’0> t0)，波源 的振动可能停止；再过一段时间，到了时刻t1 波 已传播了一段距离。这时介质中分几个区域（如 右图）：要离波源最近的区域V 1和V 2的分界面S 上，介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S叫 波在时刻t的波前；在V0和V1的分界面S’上，介质 中的各点刚刚停止了振动，这一曲面S’叫波在时 刻的波后（波尾）。
地震波
某一时刻各点的振动图 某一点在各个时刻的振动图
Tsunami/海啸
P波
纵波，又叫P波。它是由胀缩力作用 ，弹性介质产生的体积形变，这种形变所 引起的振动则称为纵波。该波的传播方向 和质点振动的方向一致。
纵波经过的介质，会间隔地出现膨胀 （稀疏）带和压缩（稠密）带，故纵波有 时也叫疏密波或压缩波。
石家庄讲座
地震勘探
曾昭发 吉林大学地球探测科学与技术学院
地震勘探方法简介
地震勘探是利用岩石的弹性波性质进行勘探。地 震勘探采用人工震源激发弹性波，沿测线的不同位置 用地震仪器检测大地的振动，并把数据以数字形式记 录在磁带或磁盘上；通过计算机处理来提高信噪比， 增强或提取有意义的信息，并各种形式显示其结果。
2 这里所说的射线指的是从震源出发，传 播到观测点旅行时最短的一条直线。即地震勘探 里所说的费马原理。
利用波前和波射线的概念来描述波动景观是 一种简便而清晰的方法。见下图：
波前和射线演示图
地震波的传播规律
一.地震波传播的一般规律
1 惠更斯原理（也称波前原理） 2 费马原理（也称射线原理或最小时间原理） 3 视速度定理 由于地震波的传播是沿射线方向进行的 ，因此在观测地震波时，只有和波射线的方向一致，才能测 得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值，并 不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向的距离（这 距离不等于波传播的实际距离）和波实际传播时间的比值， 这种速度为视速度V＊。
面波
纵波和横波都在介质内部传播，统称为体波。根 据弹性力学理论，还有两种仅仅沿弹性介质表面传播 ，离开表面而深入介质内部就会衰减的常见的波存在 。一种是沿介质与大气接触的自由表面传播的面波， 称为瑞雷面波。另外一种则是沿两弹性介质之间的传 播的面波，称为勒夫面波。
均匀介质面波示意图
第二节 地震波的几个概念
此时地震波的传播动态 演示图见右下图。
Beach Water
实际应F用erm实at例says take this path.
Whoa BHaeblyp
反射规律
• 利用 Fermat原理可以展示射线的反射规律
B
5 12 3 4
3.斯奈尔（Snell）定律
如右图：地震波在分层介 质中传播时，遵循下面这样一 个式子：
其中p称为射线参量；此式表示 的是入射、反射、和透射间的关 系，这就是著名的Snell定律。在 界面上进行地震波传播计算时所必须遵循的和经常用到的一 个定律。
各种地震 波在分层介质中的传播演示图
波速与岩性
反射，透射和折射现象都是由于弹性 介质在速度值上存在差异之故。根据右 图公式可知弹性波的速度主要决定于实 际岩石的弹性常数，和其密度。岩 石性质不同，弹性常数就有差异，岩石 的环境和年代不同，密度也会不一样。
二.地震波速度
地震波在岩层中传播的速度是一个十分重要的参数。在资 料解释过程中，用它进行时深转换；在资料处理中，如叠加 、偏移，以及滤波等都要用到。
Leabharlann Baidu
地震波速度
地震波的传播速度可用坐标函数V＝V（x,y,z）来表示。但在 实际生产工作中，不可能真正精确的确定这种函数的关系，而只 能根据对介质的不同简化，或者是获得速度的原始资料和计算方 法不同，或者是用 途的不同等原因引出来的。必须明确，每处 速度概念都有它的意义、引入的原因、计算或测定的方法以及使 用范围等；
地震波在介质中传播时，其路径、振动强度和波 形将随所通过介质的弹性性质及几何形态的不同而变 化。根据接收到的波的旅行时间和速度资料，可推断 波的传播路径和介质的结构；而根据波的振幅、频率 及地层速度等参数，则有可能推断岩石的性质，从面 达到勘探的目的。
地震波的激发（震源）
地震勘探中，一般采用爆炸和锤击震源以激发地震波。 这时震源附近的岩石因受到瞬间巨大激发力的作用产生破裂 和塑性，在距震源足够远的区域，地质介质只受一个瞬间、 微小外力的作用。因此，几乎都可近似地将地质介质当作是 一个理想的完全弹性体。在这种条件下弹性介质受外力作用 时，其质点将产生相对位移，出现体积或形状改变，统称为 形变；一旦外力去除，由于弹性体内力作用，使介质完全恢 复到原来的大小和形状。
4.均方根速度 考虑到射线的折射效应，用均方根速度（VR）代 替层状介质速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿 折射线传播看成沿直射线传播，共反射点时距曲线简化为双曲线 。
地震波在分层介质中的传播
存在波阻 抗差的界面 上，地震波 将发生类似 光学的反射 和折射
2. 在存在波阻抗差的界面 上，当其上界面的速度小于 下界面的速度（V上＞V下） 时在界面上除了产生反射波 直达波外，还有折射波和透 射波。
1.层速度 在水平层状介质情况下，地层的速度也成层分布，地震 波在各层中的传播速度称层速度。
2.平均速度 指的是地震波在地层中垂直传播的地层总厚度除以总 时间。
3.射线速度 实际上地震波在层状介质中传播，沿不同的射线路径 有不同的传播速度。考虑到计算上方便，采用射线平均速度来描 述它。所谓射线平均速度，就是地震波沿射线传播的总路程与总 时间之比。
S波
横波，又叫做切变波或S波。它是 由旋转力作用，弹性介质产生形状形 变，这种形变引起的振动称为横波。 该波的传播方向与质点的振动方向相 垂直。质点振动在水平平面中的横波 分量称为SH波，在垂直平面中的横波 分量称为SV波。
均匀介质体波
体波，即在介质整个体积内传播的弹性波，如纵波 和横波，称之为体波。
纵横波速度比：
r Vp 2(1)
一.波前、波后及射线
1 设想在某一时刻t0开始在介质中激起波源 的振动。过了一段时间，到了时刻t’0(t’0> t0)，波源 的振动可能停止；再过一段时间，到了时刻t1 波 已传播了一段距离。这时介质中分几个区域（如 右图）：要离波源最近的区域V 1和V 2的分界面S 上，介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S叫 波在时刻t的波前；在V0和V1的分界面S’上，介质 中的各点刚刚停止了振动，这一曲面S’叫波在时 刻的波后（波尾）。