中南大学《浅层地震》课程教案

中南大学《浅层地震》课程教案编写人：周竹生20XX年3月第一部分教学大纲一、 本课程的适应层次、专业与参考学时浅层地震方法及应用是适用于地球探测与信息、矿产普查与勘探、油气田开发工程及其它相关专业本科和研究生的一门选修课程。该课程参考学时74学时,其中实验实习10学时。二、 课程的性质、目的和基本要求浅层地震方法及应用是适用于地球探测与信息、矿产普查与勘探、油气田开发工程及其它相关专业的一门选修课程。它是根据地球物理学原理来解决矿产、工程、石油、环境及国防等领域中存在的地质问题的一门学科，是地勘、工程、水文及环境勘查的重要方法之一。通过本课程的学习，要求学生了解本课程的基本原理和野外工作方法技术，特别在解决工程与环境地质问题时的抗干扰、提高分辨率的措施，提高学生应用地震新方法解决相应地质问题的实际能力。这就必须加强实验实习课的份量，跟上口前工程建设和环境地质灾害探测对人才的要求。三、 本课程的基本及重点内容根据教学计划要求和课程性质，本课程的教学内容主要包括：①物探分类、浅层地震特点及发展史；②弹性波的基本理论；③地震波的时距曲线；④地震勘探野外数据釆集技术及方法；⑤地震数据处理技术；⑥地震资料的解释与应用；⑦工程地震新技术。本课程的重点是地震勘探野外数据采集技术、处理技术、解释技术及工程地丧新方法。地震勘探方法始于上世纪40年代处，经过半个多世纪的深入研究和运用，地震勘探技术得到了长足发展和进步。U前，它已成功应用于矿产资源勘探、石油勘察、工程地质调查、水文地质调查、环境地质调查等诸多领域。涉及到矿产、石油、交通、建筑、考古、国防等与国计民生密切相关的各个行业。通过本课程的系统学习，学生应掌握地震勘探的基本原理、数据处理技术及解释方法，在此基础上进一步拓宽，适当了解近年来发展起来的一些新的相关技术和方法，争取做到学生走出校门后，可以独立从事施工设计并带队从事野外勘探、资料处理和成果解释的水平。为我国国民经济建设输送短缺人才。本课程的难点在于该学科涉及的范围很广，学生需要有扎实的数理基础和较好的计算机知识来理解和学习该课程。四、课程主要内容及学时分配本课程总学时74学时，其中理论教学64学时，实验实习10学时，实验、实习预计安排校内进行。学时安排如下：《浅层地震》学时分配表章次内容合计讲授学时分配实验教学实习机动绪论22一弹性波的基本理论1414地震波的时距曲线44三地震勘探野外数据采集技术及方法16142四地震数据处理1010五地震资料的解释与应用14104六地震新技术14104合 计746410注①课外作业不计入教学时数，任课教师可酌情增减。②实验课内容初步拟定为：实验课1：地箴仪认识与操作实习，掌握地震仪器参数选择，和各功能键的使用实验课2：对折射波进行识别，绘制时距曲线，掌握从地震记录图上读取初至时间的方法，并进行界面速度和厚度的计算。实验课3：反射波测桩实验或瑞雷面波及折射波资料自动解五、考核办法本课程釆用期末考试和平时作业成绩相结合的办法评定学生的学习成绩，其中期末考试占总成绩的70%,平时作业成绩占总成绩的30%,平时作业将在每一节课程之后布置给学生。六、教材及参考用书教材：《工程与环境地震勘探技术》王俊茹编著，地质出版社，20XX年。《浅层地震勘探应用技术》王振东编著，地质出版社，1988年。参考书目《应用地球物理教程》何樵登主编，地质出版社，1991年。《勘探地震学》［美］R.E.谢里夫［加］L.P.吉尔达特编，石油工业出版社，1999年总的来讲，所选教材是针对"工程探测”的，这与我们的培养方案是紧密相扣的。目的是要让大家对相应的、必须的、常用的方法技术有较深入的了解。在方法原理、理论、数理方面，难度不是太大，鼎交浅显，但希望大家认真对待。考试将安排在课表上安排的本门课程的最后两个学时,采用开卷笔试形式进行。第二部分课程具体讲授内容绪论—、学习意义•热门课程：这是由国家经济建设的需要决定的。由于国家经济建设和社会持续发展的需要，蓬勃发展起来的工程与环境地黑勘探技术与国民经济的方方面面密切相关，使之成为热门研究课题致意。如：高层建筑、重型厂房、桥梁、隧道、机场、水坝、电站、港口、码头、高速公路、铁路及其它巨型工程建设项目的地质基础资料的调查。勘探目标包括：岩溶塌陷、表层软泥层、地面沉降、地裂缝、岩体滑坡、泥石流等,甚至于煤层储量、采矿及瞇道掘进过程中的超前探测等。另外，由于人们环保意识的加强及重视，如对地下隐蔽污染源、地质灾害、考古等方面的探测不能靠传统的挖掘或钻探取样方法来解决，而应发展新型的无损探测技术,地黑勘探就是其中的重要技术之一。总的来说，一门课程必须有需求,才有设计的必要,才有生源，才能有所为,才能有发展。二战时,很多从事’海军声纳’技术的专家,由于战争停止而转向石油勘探,从而发展了地震勘探技术。现在,它已发展为与国民经济的众多领域密切相关的一门学科。•是重要的物探方法之一：对于地质或物探专业的学生来讲，地震方法是常用的、也是行之有效的方法之一。近年来,高分辨率地露勘探、VSP（VerticalSeismicProfile,垂直地震剖面）、瞬态瑞雷波法、反射波测桩技术、横波勘探技术及常时微动观测技术等迅猛发展，自会有它们发展的必然性。另外,从国家对物探工作的总体投入来看，地震占到了95%,也可以说明问题。因此，希望在坐的各位有必要掌握好这们方法技术。二、地震勘探方法概述地球物理勘探（简称物探）方法是以物理学原理为基础,利用电子学、计算机数字处理技术、信息论等科学领域中的新技术，所建立起来的一整套勘探地下矿产或结构的方法。借助于各种物探仪器,根据地质任务，采用相应的观测方法（装置或系统）来观测地下岩石的各种物理响应，从而推断和解释地下岩石的构造特点、岩石性质等等，以达到勘察地下矿产或结构的目的。物探方法主要有：重力勘探一利用岩石的密度差异；磁法勘探一利用岩石的磁性差异；电法勘探一利用岩石的电性差异；放射性勘探一利用岩石的放射性差异；地震勘探一利用岩石的弹性差异。【注意：①~④占號的投入；⑤占95%的投入】地震勘探是物探方法中的重要方法之一。它是以地质介质的弹性为基础,利用地震仪器观测地黑波信号，结合测区的地质、钻探以及其它已知的物探资料”对观测记录进行处理、解释,并作出地质推断的_门学科。应用范围：在油气、煤田勘探、工程地质勘察等领域发挥看重要作用，已成为最为有效的勘探方法。一般来讲，地震勘探较其它物探方法的勘探精度高。缺点是：野外作业及室内资料处理工作复杂，工作量大,因而成本高。方法分类:『天然地震人工地溜浅层地農石汕地震•『天然地震人工地溜浅层地農石汕地震•反射波法折射波法面波法CT}i（透射波法或跨孔层析成象丿观测系统（以反射波法为例九地宸记录地宸记录激发方式：炸药、锤击、熹源枪、电火花等。波型：纵波（P波、压缩波、胀缩波）横波（S波、剪切波，分为SH波和SV波）面波（Rayleigh波、Love波）3.浅层地震主要方法：反射波法：不受速度场限制；主要应用于中、深层；分辨能力高。折射波法：条件是下部地层波速大于上部地层波速；主要用于表层;分辨能力相对较低。面波法：条件是自由表面附近介质非均匀；主要用于表层分层及计算表层介质的横波速度;分辨能力较强。应用：在工程地质勘察中，工程地農勘探的工作量已占工程物探总量的6概以上，主要用于：地矿、能源、水利、铁道、交通、城建、考古、环境、国防等。主要解决的常见地质问题：目的层埋深、厚度（包括风化层）；断层、破碎带、洞穴、地下埋设物（包括考古、城市地下管网等）;矿产资源（煤、砂体、石油、…）；地质灾害（由波速-地压或地应力的变化）；地基、桩基、坝体质量评估（面波或频率探测X三、地震勘探方法的发展历程地震勘探历史采集记录方面：模拟信号T数字信号（提高动态范围,室内可处理）仪器方面：单道-多道；信号有线传输〜无线传输（采集站）；仪器功放f检波器集成功放+仪器功放。数字处理方面：单道-水平耆加〜證前处理力度加大（多道滤波） （AVO）（偏移技术） （舂前偏移）弹性介质模型T双向介质i粘弹性介质T各向异性介质研究构造功能构造+岩性功能（油藏描述）勘探方法针对应用领域：石油地露煤田地露（煤层储量、断层、瓦斯超前预报）工程地露（表层结构、承载力）采集方面：单道-二维（2D）-三维（3D）-四维（4D）

C・针对波型:而波、体波C・针对波型:而波、体波「纵波（P波）横波⑶7波及转换W波丿D.针对观测系统:地面观测：反射、折射、面波f射线法（初至丿井中观测：透身寸波法（CT）波形法（全波场丿VSP：零偏T非零偏—WalkAway第一章弹性波理论基础地露勘探是研究人工激发的弹性波在岩石中的传播规律，以探测地下地质构造或地质赋存状态的地球物理勘探方法。因此,可将弹性力学的基本理论引入到地熹勘探中来。第一节弹性理论概述基本•弹性：物体在外力作用下会发生形变。当外力消失时，由于物体具有阻止形变的内力，它会使物体恢复原状，物体的这种属性被称为弹性。•塑性：如果外力超过物体的弹性极限，或外力作用时间太长，当外力消失时，物体不能恢复原状，物体的这种性质被称为塑性。•观点1:弹性与塑性是两个极限概念,是为了解决或讨论问题的方便常常要作的假设。多数情形下,介质的性质介于二者之间,没有绝对的弹性和塑性。•观点2：—种材料或物体的弹、塑性与内因和外因两方面的因素有关。内因：材料本身的性质；外因：作用力的大小，作用时间的长短。•弹性介质：产生弹性形变的介质。•地震弹性波：在弹性介质中传播的地震波。•弹性介质的儿种类型：根据弹性性质与空间方向的变化关系分：各向同性介质：弹性体的弹性性质与空间方向无关。各向异性介质：弹性体的弹性性质与空间方向相关。根据地震波速与空间位置的变化关系分：均匀介质：地黑波速不随空间坐标变化而变化。非均匀介质：地震波速随空间坐标变化而变化。连续介质：地農波速在介质中连续变化。层状介质：在非均匀介质中，介质的地熹波速变化表现出成层性。（显然，当层状介质的层厚趋于零时就是连续介质）实际地下介质多表现出各向异性，但当横向变化非常缓慢时，可以忽略,同时，也是为了讨论问题的方便，可将其假设为各向同性介质。同样，实际介质多表现为非均匀介质，对于沉积岩来讲,同时，也为了讨论问题的方便，我们可将介质看成层状介质，且往往假设层内为均匀介质,当沉积旋迴非常发育时，层数增多，层厚变薄，此时的层状介质就过渡到连续介质。二.弹性系数弹性性质用弹性系数（或弹性模量）来度量。对于各向同性介质弹性性质可由入“、E、5K等5个弹性系数来确定，而其中独立的参数只有2个，即已知其中的2个，就可计算出另外3个,—般通常用拉梅（Lam'e）常数久和剪切模量“这两个系数来表述。对于各向异性介质，描述其弹性性质的弹性常数有21个。（一）杨氏模量（E）0=0=0=0=定义:应力定义:应力_F/S应变一MJLE表示物体抗拉伸或挤压的力学参数。E越大，抗拉伸或挤压的阻力越大。（二）剪切模量（//）定义:剪切力

剪切形变F/S（P©定义:剪切力

剪切形变F/S（P©为切变角〃是表示物体阻止剪切应变的力学参数，单位与应力相同。“越大，切应变越小。液体中“二0。（三）泊松比（u）定义:横向拉伸（或压缩）纵向圧缩（或拉伸）△〃/〃定义:横向拉伸（或压缩）纵向圧缩（或拉伸）△〃/〃SL/Lu反映的是物体的横向拉伸（或压缩）对纵向的压缩（或拉伸）的影响，u越大，影响越小。•一般未胶结的砂土U较高，而坚硬岩石的U较小。•自然界中，U值的取值范围t>e[O,0.习，当0=0.25时的介质被称为泊松固体。•流体的l>=0.5o（四）体变模量或体积模量（K）定义:静压力

体积相对变化P定义:静压力

体积相对变化PAV/VK表示物体的抗压性质;所以又称为抗压缩系数。（五）拉梅常数（几）定义:横向应力纵向应变定义:横向应力纵向应变我们知道，在《弹性力学》中，对于弹性介质，应力”与应变它满足虎克（Hook）定律：（条件：均匀各向同性介质）式中：b“=几&+2“£疣cr式中：b“=几&+2“£疣crvv=A0+2jLieyyb.「=A0+2jlic：:(注意7号的含义)为体应变为应力此时z上述5个弹性模量的数学意义可表示为：E_“（3/l+2“）E_“（3/l+2“）2+//2u= 2（几+“）E“= 2（1+0—3兄+2“3—uE（l+u）（l—2u）□个参数之间的关系：匸U"（3U；—化彳）E= ,__ UV；-2V；u= 2（V；-V；）“=M2=p（V；-2V2）三.波动方程波动是指弹性体内相邻质点间存在应力梯度时产生质点的相对位移。波动方程便是研究应力不平衡时的状态方程。由固体弹性理论可知，在均匀各向同性介质中，三维波动方程为：=(2+2p)gradO+ +pF6广该方程又被称做Navier方程。式中：戸为外力；巨是介质质点受外力尸作用后产生的位移向量；几、"统称为拉梅常数；°为介质的密度；标量8是体变系数/&=divao

•基础知识:(可为单位向量)梯度：gmg=W=雲可dxi(可为单位向量)散度：如7=5=工学旋度:旋度:1,排列符号：％=-1,0,▽・Vxw=0当・人比是1,2,3的循环排列时当1,排列符号：％=-1,0,▽・Vxw=0\7」0=\7・\70=—-恒等式：VxV^=0Xavier方程两边分别取散度(div)和旋度(rot),则可得:c2_2+2/£v^=j.v-ar PS2L_Lv1w=rotF［加p式中：w=rotli",divF为标量，表示的是一种胀缩力(因为dFt/禺=0,当心/时)；心F为矢量,表示的是一种旋转力(因为©FJdXi=0\上式表明，介质在两种不同得力得作用下,产生两种不同性质的扰动。在胀缩力的作用下，将产生仅由体变系数&决定的介质体积相对胀缩的扰动，称为纵波；而在旋转力作用下，则产生由证决定的角度转动的扰动,称为横波。纵波又称胀缩波，横波又称剪切波。它们分别以速度匕、匕传播。即：—般地，位移矢量帀和力矢量戸既存在散度，也存在旋度。因此，可表示为：■u=grad(p+rot\j/F=grad®+rot^

式中：0、0分别为位移场帀的标量位和矢量位；①、0分别为力场戸的标量位和矢量位。此时,用位函数表示的波动方程可表示位:在远离熹源区，熹源力已不复存在，此时，上述方程便变成以下齐次方程:【这表明：当我们今后用上述方程去描述波的传播问题时，所求解出来的并不是位移，而是位移的位函数】第二节弹性波的形成在外力戶的作用下，弹性介质中存在两种扰动。胀缩力的扰动也萌对应6=divu,即介质中产生了体积形变,体积形变的传播形成纵波；旋转力rotF的扰动对应冈=初检，介质中质点产生了旋转形变（切应变），切应变的传播形成横波。它们都属于体波。此外，还有沿自由表面传播的面波。下面将讨论各种波的形成及传播特点。为考虑问题方便，假设介质为均匀各向同性介质，则其弹性参数具有球形对称性。因此,可用球面坐标系来讨论问题。球面坐标系与直角坐标系的关系为：在图中：r：球面上任意一点P到直角坐标原点0的距离；a；r所在圆面与X轴的夹角；B：0P与Z轴的夹角。则有：x=rsinJ3cosay=rsinJ3sinaZ=rcos/3(2)(3)(2)(3)(2)(3)(2)(3)纵波（P波.胀缩波.疏密波.压缩波）在球面坐标系（八80）中，纵波的波动方程可表示为：心_/（空+?翌）=0dt2卩drrdr丿令：（p\=Y（p,则得（也叫弦方程）亜★也=0dt2pdr2（也叫弦方程）其达朗贝尔解：©=f'（p=qa-―）+c?a+—）vp vp式中zcPq为两个任意常数，它们与黑源得性质有关。若令：t-—=常数 r+—=常数则©表示了波动在某一个固定时刻得状态,即波阵面。上式中，第一项表示波动随时间增加远离震源方向传播,第二项则相反。所以前者被称为发散波,称后者为会聚波。会聚波不符合实际情况,是物理不可实现得，因此，不予考虑。此时，其达朗贝尔解可进一步修改为：© =G（/一右）相应的位移为:1 1 1 r心pw/旷一阿刁①Q+疋①⑹匕式中:乌⑴为震源强度函数;①;（/）=如］⑴⑹;F/r为单位向量。根据纵波位移表达式,可以总结出纵波具有以下特点：(1)质点位移方向与7的方向一致,即质点振动方向与波的传播方向一致。因此，纵波又称为线性极化波。由于乌⑴、①;⑴有正有负，因此在纵波扰动带内将会间隔出现膨胀带和压缩带,所以又称为疏密波或压缩波；纵波的传播速度：(1)E(l—u)

q(1+u)(1—2u)当匕一定时，质点位移©决定于八①卫）、＜D；（r）,即质点位移的大小决定于离黑源的距离厂、震源强度函数①卫）及其变化率①;⑴；(4)振动强度随传播距离增大而减小,这一现象被称为球面扩散。二、横波(剪切波、S波•包括SH波和SV波)横波由旋转力产生。位移位函数所表达的波动方程为：在球面坐标系(八70)中，其解为：%=柑[A(-汛sinp+Tvcos/7)+ (-T：sin0+T：cos/?)]厂 rVssnm%= [丄(-瓦cosacosQ-W,coscrcos/7+¥_sina)+-!—(-¥：cosacos0-W：cosacos0+¥；sina)]=0因此，横波具有以下特点：(1)传播速度：匕(2)横波在传播方向上的质点位移=0而在垂直于传播方向的a和0方向上具有位移“,&、“,目，说明横波质点振动方向与传播方向正交。横波也是线性极化波。振动方向为水平时称SH波,振动方向为垂直时称SV波。(3)振动强度决定于旋转激发力的强度函数吊及其变化率0。(4)横波同样具有球面扩散特征。(5)在液体和气体中,由于“=0,所以不存在横波。(6)根据匕、匕可以求泊松比u:由此可见，U的取值范围为(0,0.5)。一般岩石可看作泊松固体，即u=0.25,此时，匕/匕S.73,可见横波速度匕v纵波速度匕，即横波传播得比纵波慢一些，这就是为什么当地震发生后，往往会感觉到两次强烈震动得原因。（7）只要测出匕、匕，便可计算其它弹性摸量值:匕认3U；-匕认3U；-化彳）（杨氏摸量）2（廿-V,22（廿-V,2）“=小：（泊松比）（剪切摸量）（体变摸量）（拉梅常数）^=p（v；-|v2）Z=p（V；-2V2）用这种方法测得的弹性摸量称为初彥鞘I扌臭量二实验室内测得的则称为静粥单性摸曇三、面波（Rayleigh波、Love波）除体波外，还有另一类波，从能量上讲，它们只分布在弹性分界面附近，因此，统称为面波,如Rayleigh波和Love波。A.Rayleigh波（又称地滚波）这是一种在自由表面（空气与地球表面形成得弹性分界面）附近大约一个波长范围内传播的波。这种波是英国学者Rayleigh于1887年在理论上首先证明出来而得名。它具有以下特点：（1） 质点振动轨迹沿与波传播方向成反方向的椭圆轨道运动,即沿逆时针方向的椭圆轨迹运动，因此它是椭圆极化波；（2） 这种椭圆轨迹是由相位相差;r/2的两个相互垂直的振动分量合成而得；（3） 振动能量沿垂直方向衰减快，而沿水平方向（近似于传播方向）衰减慢。因此只在地表附近一个波长范围内传播。由于体波球面扩散时Aocl/r,而Rayleigh波A7斤,所以，在远离震源时，面波能量往往强于体波能量，这就是称之为地滚波得由来；（4） 传播速度：由Rayleigh方程求解该方程得：uSO.5,临vl,即匕v匕匕例如：U=0.250.330.400.500.92匕0.933%0.943匕0.956叫—般土的泊松比u=0.45〜0.49,因此，可以近似看作匕〜匕，即可通过计算面波速度匕而近似获得横波速度匕o(5)存在频散现象，即波速匕是频率的函数VR=VK(f)o利用这一特征，可以从事工程勘察，即面波勘探。B.Love波是一种类似于SH型的面波,质点在水平方向振动并垂直于波的传播方向,存在于表层和地下层界面附近。其形成条件是：上部地层比v下部地层匕这种波的能量往往比较弱(当用垂直检波器检测时),因此很少讨论。于之相反,而Rayleigh波的振动椭圆轨迹的长轴在垂直方向,所以,垂直检波器很容易检测到它的存在。■有效波和干扰波有效波一工作时用来解决测区地质任务的波;干扰波一有碍于提取并识别有效波的其它波。•有效波与干扰波的概念是相对的。•但有些干扰波(如随机干扰、工业电干扰等)绝对属于干扰波,是必须去除或压制的，从而发展了很多相应的数字处理技术去压制它们。•信噪比(S/N)定义为：有效信号强度/干扰信号强度。第三节弹性波的描述地震波场的基本特征地露波场的基本特征包括：•运动学特针一地震波传播的时间(旅行时或走时)与空间位置之间所展现出的特征。主要与波速及地下构造因素有关。•动力学特征一地震波传播时，其波形、频率、振幅随空间和时间变化而变化所展现出的特征。主要与激发源、介质吸收及构造形态等有关。假设地下介质是弹性介质,地震波场即可视为弹性波场。因此,下面从更广义的角度来表述弹性波场描述所需的几个基本概念。二、振动图和波剖面图波在弹性介质中传播时，既是时间t,又是空间「的函数，即位移1.振动图对于固定的r,即只观察某一固定的质点，其振动随时间t的变化关系,即u=u(t),该函数的图象就称为振动图。对于简谐振动来说，如"="(/)=Asin(2对7)我们知道：A表ZF振幅；厂称为周期；/=1/7'表示频率等。对于一般意义的弹性波,由于介质的粘滞性等原因,其频率常表现为：由于它不是精确的周期振动,所以：A；——视振幅,它描述振动的强弱T；—视周期,它描述振动的快慢；厂=1/7/—视频率人一初至时间，它表示某质点刚刚开始振动的时间△『一延续度,它表示质点从开始振动到停止振动的时间间隔。它直接影响到地農勘探的分辨能力(因此，要压缩它,即发展了所谓的反褶积技术或去子波波剖面图对于固定的时间t,各质点的位移"=“("的图象就称为波剖面图。它是表示在某一时刻各质点之间振动强弱关系的图象。才一视波长,即相邻两个波峰之间的距离；K*=1"——视波数，即单位距离内视波长的数目。为表示方便,以后取消"视"或"1号。关系式：A=VT,V表示视速度zT表示视周期。K」二丄丄2VTV地震传播既表现出运动学特征,又表现出动力学特征。我们知道：运动学特征即描述波在传播过程中,波前、射线、等时面、视速度等参数随空间变化而变化的关系。即用波剖面图来表述；动力学特征即描述波在传播过程中,波形、波幅或波谱（频率丄能量等参数随时间变化而变化的关系。即用振动图来表述。波前面与等相位面以均匀各向同性介质中的点露源为例，其球面波传播示意图为：对于某个时刻,介质振动将形成三个区域:振动结束区域、扰动区域、振动未到区域。波前面（波前）一某一时刻介质中刚刚开始振动的质点所连成的面。波尾面（波尾）一某一时刻介质中刚刚停止振动的质点所连成的面。振动带一波前与波尾之间的介质区域。此时，其中所有质点正处于振动状

的频谱。设/⑴所对应的频谱为尸(/)，则F(/J为一复数函数。由付氏变换的单一对应关系我们知道，二者是可以互换的，即：/(/)2F(f)FT-1FT: F(/)=fJ—00T'： f(t)=[xF(f)ei2^df由付氏逆变换可见：地農信号/⑴是由一系列频率的简谐振动复合而成的。换句话说，不同频率的简谐振动可以复合成^常复杂的地黑信号。F(f)可用复变函数F(/)= 来表示。式中：A(f)—振幅谱0(/)—相位谱所以，W)=匸川/)/2如")妙该式可以更清楚地表明：信号/⑴可以看作由无限个不同频率、不同初始相位的简谐振动的證加。各个频率的简谐振动的振幅就构成了振幅谱A(Q；各个频率的简谐振动的相位就构成了相位谱0(/)。如：振幅谱和相位谱合起来，统称为"频置。”频谱分析”一将时域地震信号/⑴通过付氏变换得到其频谱曲线,进而进行分析的过程。通过频谱分析，我们可以看出各种频率成分对地震波能量的贡献的大小。其中振幅最大的频率称为"主频"。/人一主频//.~兀一^带(大部分能量集中于此)X=L—/】一频带宽度

在地震勘探过程种,我们所记录到的各种类型的波，其主频及频带是有所区分的。如:因此z通过设计合适的滤波器，就可达到压制不期望的波（干扰波），保留期望保留的波（有效波），从而提高地震信号的信噪比的目的。这也是频谱分析的出发点之一。以下是一些典型（或理想）波形函数的频谱。(1/(/)②/(r)=AJ(r-r)(1/(/)②/(r)=AJ(r-r)A③C“)=—sin(bt)zk0(/)=0zk0(/)=0从上图可以看出f只要时域信号具有轴对称性，即f（f）=/（-/）,则其相位谱I•亘等于0,即0(/)三0。证明如下：...F(f)=A(f)e^f}=a(f)+ib(f)式中：/?(/)=A(/)siii^(/)•••“/)= ) (振幅谱)0(/)=arctg[b(f)/a(f)] (相位谱)又因：F(广)=「J—oc=|/(/)cos(2^/r)Jr+/1/(/)sin(2勿)〃/由于/⑴为偶函数，而sin为奇函数，可见:b(f)=0f从而0(/)=0。第四节弹性波的传播质点振动是产生波动的根源，是基础,而波动是振动的传播过程。其形成机理：相邻质点A点振动，势必对B点形成作用力,使B点振动；同时，B点有阻止A点振动的反作用力，使A点再回复，向相反方向振动，到一定时候，C点对A点形成作用力……,使A点在其平衡位置来回振动。质点间振动相互传递,由近及远,从而形成波动。波动传播原理惠更斯原理/+△/在弹性介质中，已知/时刻的波前，求/+△/时刻的波前时可将原/时刻的波前面上的每个质点看作新的震源，新震源以厂=畑传播形成一系列圆圈，所有这些圆圈的包络就是/+△/时刻新的波前的位置。/+△/惠更斯原理同时适用于均匀和非均匀介质。尽管如此，但在作图时应注意：对于

均匀介质,所有子圆的大小都相同；而对于非均匀介质,由于f时刻的波前面上的每个质点处的速度不一样，所以，各子圆的大小也将发生变化。（二）费马原理（最小时间原理）波动总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线。在均匀介质中，射线为直线;在均匀层状介质中，射线满足斯奈尔定律，即波动沿满足斯奈尔定律的路径传播时所用时间最小。同时,折射波的存在也有力地说明了费马原理。直射线\・I均为层状金當中直射线\・I均为层状金當中（三）视速度定理真速度V—沿射线方向估计出的波的传播速度。出射角a—射线与地面法线之间的夹角。视速度旷—由于观测方向偏离射线方向，此时，由观测数据估计出的波的传播速度将不等于真速度,而称为视速度。v*>vo视速度定理：v*=_^=_L_sin(a)cos(a)二、地震波反射.透射和折射波的形成在弹性分界面处,产生反射、透射波是波动的難。本节讨论地露波在什么条件下才会发生反射、透射及折射,其能量的变化和传播规律等。(—)斯奈尔定律(SnelPsLaw)InterfaceRInterfaceRSnell定律的描述：入射线、反射线、透射线在同一平面内（即射线平面）；入射角二反射角透射角0取决于入射角&和界面上下介质的波速比值，即：sinB=#^sinasinasina'sin0 = = =pXXV2即:…二P为射线参数,用于确定反射线与透射线轨迹的参量。另外请注意:①斯奈尔定律也称为反射透射定律；②此时的透射就是光学中的折射。关于斯奈尔定律的证明参见教材①中P.14。（二）垂直入射（或法向入射）时波的反射和透射假设：A.各向同性弹性介质；B.波通过分界面时满足两个连续性条件：弹性位移的法向分量和切向分量连续；应力的法向分量与切向分量连续。依据：A.斯奈尔定律；B.地震波可分解为无限个简谐振动。由此可推导出用于揭示入射、反射、透射波能*分配关系的佐普瑞兹（Zoepritz）方程。在该方程中,令入射角a=0,并求解得:k_ ~py\“一可-叱+'厲Q岭+Pivi式中：Kr——反射系数；

Kr—透射系数；Ar—反射波振幅；4—透射波振幅；令一入射波振幅；P\、Pl——上、下介质的密度；%、v2——上、下介质的速度。A/=Ar+Ay禹+忑=1从上式可以看出：即入射波在经过弹性分界面时，能量只分解为反射波和透射波。另外，还可看出：Kf>0；忑可>0,也可v0,与上、下介质的弹性参数有关：若型岭<P.V.,则Kk<0，此时，反射波的质点振动与入射波的质点振动有相位延迟，延迟量为兀，这种现象称为半鯉失。我们把：①P-V=Z叫做浜阻扌亢；②具有波阻抗差异的分界面称为反身寸界画或反身寸面。因此，反射波形成的条件是:界面上、下介佞必须存在波阻抗差异。讨论：若py}-p2v2,则即使存在地质界面,也无法通过反射地震波法观测到反射信息。这就是往往地质界面与地震相（或地震界面）有时不一致的客观原因。若py2»py{,则将产生强反射。但此时，忑to,表明透射能量非常弱，这种现象不利于利用反射地震波法观测其下部介质的信息。此时,我们称该层为高阻屏飯昼（三）非法向入射时波的反射和透射InterfaceR

InterfaceR①将产生四种波型：反射纵波反射横波透射纵波仏.透射横波P}s2。其射线仍满足斯奈尔定律z即：sinaA_sin卩、_sina2_sinJ32f 匕2 匕2②设A”为f的反射系数；Aps为P}S}的反射系数；九为仏的透射系数；Bps为P{S2的透射系数。则其能量分配满足以下方程（在法向入射时提出的前提条件下得到的）:sinq+Apvcos勺一B「psinp{-Bpscos/?2=-sin⑦A”cos©—Apssina2+Bppcos队-Bpssinp2=cosa】y qV2V pVVAm)sin2a.+ -^cos2a.+Bnn/?1sin2/7.+Bn宀上fcos20.=sin2a.PP 1 y 2 PPy2V r -"2 r 1cos2£Z.-An—sin2a.-B,,LiilSpy^cos20]+B,20、=-cos2e

pyP\写称矩阵方程:sina{cosypy^cos20]+B,20、=-cos2e

pyP\写称矩阵方程:sina{cosysin2d】cos20COSG〉-sina】—cos2a.百 2-^-sin2a.5 ・-sin0]COS0] sin20]py：yPi-艺旦cos20]pyPx-COS0J-sin0】%?cos20、幽 -凶2sin20,pyP\App鶴Bpp-sinaxCOSQ[sin2d]-cos2Q[这就是著名的Zoepritz方程。若令0=0,则根据斯奈尔定律有&2=0严02=0,我们便可得到前述法向入射时纵波的反射系数和透射系数的表达式，而且有每，.=%=0。因此，如果纵波法向入射，则只产生反射纵波和透射纵波，它们是同类波。若非法向入射,则除产生反射、透射纵波以外,还将产生反射、透射横波。因为它们与P波类型不同,所以又叫转换波（又称P-SU波1若已知介质弹性参数久怙Vp心、匕2、匕及入射角4，则可根据上述Zoepritz方程计算出P、S波的反射系数A”、A戶及透射系数九、巧“。同时,我们可以看出，当地下介质弹性参数一定时，随看入射角4发生变化,反射波的能量也将发生变化，即反射强度将随入射角⑷的变化而变化。下图分别是对应Vpl＞匕2和厶＜f两种情形的反射、透射波之间的能量分配曲线。

根据能量守恒原则有：App+心+Bpp+Bps=1由于入射角®的变化实际上是由于地面上炮检距的变化造成的，因此，反射强度的变化又称AVO（AmplitudeVersusOffset,振幅随炮检距变化而变化\由此发展了所谓的AVO技术：即如果我们能从观测记录中找出反射波振幅随炮检距的变化关系曲线，那么，我们便可根据Zoepritz方程反演出地下介质的弹性参数P、匕、匕等，从而得到所谓的"P波剖面"、"密度剖面”、"速度比剖面"、"泊松比剖面"、"横波剖面"、"振幅比剖面"等。通过大量的模型计算可以发现：上、下介质的速度差异对反射强度变化的影响明显,而密度的变化对反射波强度变化的影响相对较小。（四）折射波的形成与传播1.折射波的形成条件：V2>V1亠口宀丿土sinasinB根据斯奈尔定律： —=若V2>V,#则一定有一个入射角a<90。z使得0=90。。令0=90。，则：a=sin"sina=—sinZ7=—a=sin"V2"V2此时的入射角&称为临界角。当入射角达到临界角时,透射波将沿界面滑行z产生滑行波。当入射角a>i（临界角）时，透射波转化为滑行波。滑行波沿界面滑行时,界面上的每个质点都相当于新的扰动源（根据惠更斯原理）,新的扰动源产生的波再到达地面,被布置在地面上的检波器检测到，此时记录下的波即为圻射瘗由于折射波沿界面滑行时，是以下伏介质中的波速传播的，当炮检距t匕较大时,它可能先于直达波到达检波器，所以有时又叫"初至"。2.折射波的接收条件：x>xm只有当A->xw时，才能接收到折射波。对于水平层状介质，=2htgi,式

中:i=sin“（V；/岭）。在"（0,心）区域内，无法接收到折射波，因此该区域被称为"折射波盲区"。影响折射波盲区大小的因素：界面上、下介质的速度比，《/匕越大z盲区越大；折射面的埋深h，力越大，盲区越大；折射面的倾角（如下图），显然，兀讣＜心下。即在折射面的上倾方向接收折射波比在折射面的下倾方向接收折射波,其盲区范围要小。当折射面倾角0増大到90。时，心下TS,即在下倾方向就再也无法接收到折射波了。R O P地震波的绕射和散射地簾波的绕射与光学、声学中的衍射现象雷同。地震光学、声学绕射衍射透射折射当地農波遇到几何尺寸与其波长基本相当的不均匀地质体时如断层错位造成的棱、角点（简称断点\地层尖灭点、洞穴等往往都能满足绕射波的形成条

件。因此,绕射波是识别断层、地层尖灭点、洞穴等突变地质体的重要标志。Surface SurfaceSurfaceO制穴绕射波在水平耆加记录上的形态是一条规则的双曲线,因此,在剖面上很容对于任意点C，它离开震源的水平距离为X对于任意点C，它离开震源的水平距离为X绕射现象同样可用惠更斯原理来解释。事实上,界面上的每个点都可看作是新露源，在地面上观测到的一个连续界面上的反射波是由所有这些新震源产生的绕射波的春加。此时,我们称之为"广义绕射"，由于地质体不连续造成的间断点而引起的绕射波被称为"狭义绕射"。如不特殊申明，一般所说的绕射是指"狭义绕射"。有时，地层由于侵蚀,造成层面不光滑,粗糙不平,当地震波传播到这种凹凸不平的界面时会产生散射现象。散射也称为漫射，将造成地震剖面中反射面不第五节弹性波的衰减概念：熊通曇密厦（波的强度）—单位时间通过垂直于波动传播方向（即波前

面）单位面积的能量。用/表示。一般，心屮，即/与振幅A的平方成正比。地露波在传播过程中,其能量的变化由多种因素引起。主要有：波前扩散、介质吸收造成能量衰减、分界面造成反射、透射及层间多次反射……。波前扩散（球面扩散.几何扩散）以球面波为例,随看波前面的不断扩大,通过单位面积的能量将逐渐变小。设激发总能量为E,则：TOC\o"1-5"\h\zj E E°4力了 4加'考虑到/乂川，所以，Aoc/k=Aoc勺如=Aoc£r r r这表明，球面波的强度与传播距离的平方成反比,振幅与传播距离成反比。同样，可以推导出柱面波、平面波所对应的通式：（£）=（分A）厂式中，m=0,1,2分别对应平面波、柱面波、球面波的扩散。二吸收衰减介质对地震波的吸收一实际地质介质并非完全弹性介质,弹性波在非完全弹性介质中传播时,介质中质点振动的能量因质点之间相互摩擦,有一部分能量要转化为热能而损失掉，这种现象称为介质对地震波的吸收。粘滞介质一具有吸收性能的非理想弹性介质。或叫”粘弹性介质"。吸收衰减可用以下方程表示：A=W式中，血为心心处的振幅；a为吸收系数，表示单位距离内振幅的衰减率。吸收系数&是频率/的函数，即a=a{f}o①当频率很低时z满足〃'ovv/l+2“,则：”1"2严<辽（兄+2“严w式中,/=477/3,〃为粘滞系数。②当频率教咼时t满足〃'少»A+2“,则：2〃’f（池严P由此可见，/越高，a越大。所以，大地具有低通滤波作用。同时，波的传播速度在频率比较高时,亦会随/变化，这种现象称为"波的频散特征"。一般在地震勘探所能记录到的有效地熹信号的频带内，体波的频散现象很弱，可以忽略。吸收的强弱随岩石的性质变化而变化。一般地，疏松岩石（如风化层）比硬岩石的吸收要大。因此，地震波在通过表层风化层时,会大大地被吸收掉,尤其是高频成分，很快被吸收掉，导致地震勘探的分辨能力下降。为尽量避免这一现象发生，人们往往将激发点置于风化层以下，并将检波器挖坑埋置。最后，综合球面扩散和地层吸收：A4严三、透射损失为考虑问题简单，只考虑一次反射，未考虑多次反射。

A=A＞K金=4＞（1-&）耶2=人（1一尺）（1+&）/?2=A）（1-府）耳式中,7；表示由忌界面反射回来的波经过由匕到叫介质中的讯界面时的透射系数。若假设入射角ato,则T；=\-R[=\-P^~P^~=p^-~p^=1+/?,py^p^i门匕+qm依次类推：A,严人）（1-用）（1-用）…（1-昭）R”=如说（1一用）这表明，弹性波每透过一个弹性分界面时，必使入射波的振幅血乘以一个因子（1-用），这个因子称为透身寸损失因于。由于（1-用）＜1，所以，入射波的能量由于透射J员失会耗损一部分。但由于/?,«!，所以这部分损失往往被忽略。第六节地震反射波记录道的形成设观表示入射波的振幅，a表示吸收系数"表示波的传播距离,①（/-MV）

表示地黑子波（它由震源函数和介质性质决定），则由地下某一反射界面反射到地面的波的位移为："-1 rPTOC\o"1-5"\h\z口（1-用）•/?”•①（一厂）•—

/-I Vr若令a /r-1&产也"TI（i一用）*f* i-1i.地震记录直⑴的形成：就是将地下所有反射界面所获得的各位移量相加形成的振动图。剂）=乞人4（一知二r-1 Viri绘图表示如下:

•对应各界面的波形受多种因素影响，如：a、C>(r-r/V)等；•振幅受厂、久”的影响；•极性受反射系数尺的影响。若各界面反射项的子波长度△/<r,(斤为相邻两层之间的双程旅行时),则春加后，互不干涉，可以分开，即可以分辨各层的存在。反之,则无法分开，从而无法分辨各层的存在。在地震勘探中，将分辨率定义为774,即由相邻层之间的厚度所弓I起的双程旅行时右至少应大于或等于774,最好是772,便可分辨。即：其中/•为地農波的主频。•优势波一由强反射系数界面所引起的反射记录中较强的波,—般用作•劣势波一由微弱反射系数界面所产生的反射记录中较弱的波。2.地震道褶积模型(Robinson时不变褶积模型)设地農子波为b(t),反射系数为R⑴,则g⑴=&/)*“/)=乞/?0_=/?如+也_2+砂・3+…+恥.”/-I可见，式中勺T相当于：如严计(1-©•①a-紗它本身是随时间变化而变化的，但为了讨论问题方便，我们常常假设在某个时间段内是不变的，因此，又称为时不变褶积模型。利用Robinson时不变褶积模型,可以用来制作正演的理论地震记录。第七节地震波速度及其影响因素分析岩性不同岩性的地层常表现出不同的波速。因此,波速将地质模型与物理模型联

系起来的。—般地，A.变质岩、花岗岩、玄武岩的波速较大；B.沉积岩波速变化范围大。如石灰岩、大理岩（统称为碳酸岩）的波速较大,而泥质岩及未成岩的第四纪地层的波速相对较小。详见教材①中P.22中的表1.7-1及R23中的表1.7-2.因各种岩性的波速存在一定差异，所以，结合钻探标定,就可以利用测得的地震波速来区分罟性。二孔隙度.裂隙.密度及孔隙充填物•孔隙度一一孔隙总体积占整个体积的百分数。一般致密岩石的孔隙度小,松散岩石的孔隙度大。•孔隙中一般的充填物有：空气、水、淤泥、杂质等。地震波在岩石中传播时,是在这种双向介质中传播的,其速度是其体积加权平均饿结果。设匕八匕分别表示骨架和充填物的波速,0为孔隙度,则测得的波速应为V=0•岭+（1-0）匕。同样地,密度P=0'P严Q-O'Pm。由于匕>人，所以，随看孔隙度0的增大，测得的波速y将下降。充填物不同，使得岭不同，所以测得的波速y也不同。另：一般来讲，P与V基本呈正比例关系,pocVo也就是说,若岩石的密度P増大，则速度V也将相应地增大。经验公式（Gardner;伽纳公式）:p=a-vb,其中a=0.3\,h=0.25,V的单位为Km/s。三、风化.破碎程度风化使岩体矿物变异原生结构遭到破坏。一般风化和破碎将导致速度降低。■其它因素", 影响地熹波速度的因素很多,是综合影响。这其中还有：地质年代、埋深、静压力等。埋深使静压力增大，从而使得岩石的压实程度提高，波速增大。第一章思考题什么叫地震勘探？英应用范用主要有哪几个方而？什么叫体波、而波？它们分別由哪几种波组成？并给岀相应的定义。什么叫有效波、干扰波、信噪比？波前、波尾、等时而、射线四个概念之间有什么区别和联系？简述费马原理、惠更斯原理、斯奈尔定律。什么叫振动信号的频谱？对测区有效波和干扰波进行频谱分析有和意义？什么叫振动图、波剖而图？地箴勘探过程中所记录到的地箴记录是什么图？描述振动图和波剖而图各有哪些参数？利用苴中的哪些参数可以求岀视速度请写出其表达式。引起地谡波能量衰减的因素主要有哪些？吸收系数主要与哪些因素有关？反射波、折射波、转换波、绕射波各自的形成条件是什么？对于各向同性弹性介质，已知只S波的速度％、匕，请写岀杨氏模量E泊松比u、剪切模量“、体变模量A•及拉梅常数几与％、乂的关系表达试。纵波、横波、瑞雷面波各有哪些特点？分别写出用位移及位移位函数表示的波动方程。写出垂直入射时的反射系数和透射系数的表达式。振幅随炮检距变化而变化被称为AVO。根据以下AVO曲线回答上、下层介质的波速谁大？为什么？写出Robinson时不变褶积模型的表达式。已知地震子波以/)={-1,2,-1}、反射系数序列R⑴={0,0,-0.1,002,0,0},请计算理论合成记录。影响地丧波传播速度的主要因素有哪些？什么叫频散现象？弄淸弹性、塑性、各向同性、各向异性、均匀介质、非均匀介质、连续介质、层状介质等概念。

第二章地震波的时距曲线_些眼•炮检距炮点O到任意检波点R的距离。•道间距令一相邻检波点之间的距离。•偏移距(Offset)—炮点O到最近检波点R的距离。•地震记录道一以激发瞬间作为记时零点，在检波点处所记录到的该点的振动图。•地震记录一多个地熹记录道按炮检距顺序排列起来所构成的图形。•同相轴一地震记录中，反射波、折射波等规则波所呈现出的振动峰值的规则排列。•时距曲线一同相轴在旅行时t与炮检距x直角坐标系(/-x)中所表示出的函数关系。■反演问题一根据物理观测场反算物理模型参数。■正演问题一根据物理模型计算相应的观测物理场。本章是假设已知地下介质的构造形态和相应的岩性参数来计算各种规则波的时距曲线,属正演问题。第一节反射波(Reflection)时距曲线两层介质的直达波和反射波时距曲线•假设：界面上、下介质都是均匀、各向同性介质，其波速分别为岭、v2o反射波

直达波(-)直达波时距曲线反射波

直达波为经过坐标原点，斜率为±1/%的两条直线。因此,如果我们能从地震记录上读取直达波的斜率,便可求得第一层(表层)介质的波速。

（二）水平界面反射波时距曲线与正常时差•虚震源一炮点0关于地震界面的镜像点”。OR+~RSO'RS 1r~3__rt= = =—V4/z~+x%V,V,记：G=2A/V,,称为回声时间（或自激自收时间），则得：22F t2X2r=^o+-T 或T =1吟 /o4/r上式为典型的双曲线方程。这说明水平界面的反射波时距曲线在/-x域内为双曲线。若在r2-x2域内则为直线。双曲线在各点的斜率为：心%j4/?2+F=*式中*为视速度。当x=0时，dt/dx=O，叮TS；当XT00时，dt!dx=\/V{,V；=V,,说明该双曲线的渐近线为直达波时距曲线。对反射波时距曲线方程进行泰劳展开：t=r（）[l+（—）2]l/2=tQ[\+-（―）2一-（―）4+…]a%+ . （当2/i»x时）Vr0 2% 8Vr0 2/（厂•正常时差（AH—旅行时t与来自同一反射界面的双程垂直时间（回声时间）r0之差。2△/=/—fQ 72/0V2由于心、V为常数（各向同性，均匀介质），所以A/只与x有关。正常时差（A/）与以后资料处理时将要讲的动校正（NMO,NornalMoveout）有必然联系。（三）倾斜界面反射波时距曲线和正常时差设界面倾角为0z则Surface设界面倾角为0z则SurfaceInterfaceOM=2〃sin0(fM=2〃cos0”Jx，+4/?'土4/?xsin(p1/1/式中："土"为当X轴与倾向方向一致时取"+",反之取写成双曲线形式：V~r(x±2/?sin^)2 — 5-=1(2//cos(py(2hcos(pY这表明：倾斜层的反射波时距曲线也是双曲线,但其对称轴不再是/轴，而在x=±2hs^(p，时距曲线极小点在上倾方向偏离原点2〃sine处，据此可以判断反射界面的倾向。同样地z假设2〃>>xz则其对应的二项泰劳展开式为：『=竺+±4/usin0严. “ 『=竺+±4/usin0严皿~8P-)下面讨论如何利用对称排列来计算倾斜层的倾角0。如左图所示,在记录上读出偏离O点同样距离山•的两个点的反射波时间值人、t2，则:八Ax'—4〃心sin0、—帝—)zkv2+4/?Axsin(z?◎’5(1+—莎—)Avsinc?2Ax.=t2-txa心 ；―—=sm(p(称为倾角时差)1(称为倾角时差)・•.sin^?^-倾角时差是由界面倾斜引起的单位距离的旅行时间差。为了克服随机性，实际应用时,可取n对对称道的时差，然后求平均,即：2ntiAr(z)水平多层介质的反射波时距曲线•平均速度：将多层介质等效为—层看待，同时只考虑入射角a=0(垂直入射)_工△勺7= = 式中/产A//（/V,为地震波垂直穿越第i层的单程旅行时间；匕为第i层的层速度。■射线速度：波沿实际射线传播所用旅行时除实际射线长度。工/cosa,V=—'• 为/（匕cos%）i式中乙为波在第i层界面处的入射角。可见射线速度与入射角有关，也就是说,它是X的函数。当匕=0时，匕J，否则，匕＞7。•时距曲线：nVCOS6Z-心2VCOS6Z-J-1根据斯奈尔定律:sinaxsina2 sinain岭 匕•.sinat=VP式中P称为射线参数。因此令t以及/。=2工并用泰劳展开得:w | 1Q22卒（1+尹厅+丁才玳“+…）心2密/（1+丄尸匕2） （wheHp2匕2«1）心】 2f+i/严:又因：x=2家伽,=2%(t各.2*P迓+gWnWhere£=[——],/2

立(-1将t、X表达式两边各自平方，略去P匕的高次项，消去参数P,整理后得:7。称为均方根速度，—般匕＞7。

由此可见多层水平介质的时距曲线方程与单层水平介质中的时距曲线方程的形式完全一致，也是双曲线。只不过此时需要用均方根速度来替代第一层的速度。这说明,可将多层水平层状介质当作一层看待,而用均方根速度替代第一层的速度,效果是完全一样的。此时,我们又称此均方根速度为替代速度或等效速度。•平均速度7、均方根速度匕、射线速度匕三者之间的关系：vr>Vz当*0时，vr=vVa>Vva.v与X无关，V,与尤有关X适中时，匕>匕，兀较大时5<匕三、倾斜多层介质的反射波时距曲线同样地，如果将多层倾斜介质等效为单层倾斜介质,并用替代速度岭进行替换-.V&=Va/cos<p，式中0为第”层界面的倾角；匕称为等效速度。可见比》匕。此时可得：•时距方程yjx2+4h2±4xhsin<pv<p•时距曲线对于&界面为双曲线，对于R,(i>1)界面只有当X较小时才近似为双曲线,且双曲线极小点与倾角0和埋深力有关，其规律与单一倾斜介质的雷同。•视速度：v*=U/cos(e),e为出射线与x轴的夹角(第一童已讲过)•弯曲界面变化多端，难以用一个时距方程来表示。一般是利用它与水平界面的对比，以其视速度的变化，定性绘出弯曲界面的反射波时距曲线。•时距曲线斜率：_山_1_cos(e)1 = = 7= dxVV下面我们举例说明如何根据由弯曲界面所产生的射线的出射角的变化来定性绘制反射波时距曲线:从左图中可以看出，对于任意一个接收点S,来自凹界面的出射角＞来自凸界面的出射角，即制＞e凸，所以屉＜甩。这说明f由凹界面产生的时距曲线比凸界面的时距曲线要平缓。因地面上多个观测点都具有上述特征,将这些点连起来，便得到左图所示的定性时距曲线。•回转波：当弯曲界面的曲率半径＜界面埋深时，会产生时距曲线的參合现象，即产生所谓的回转波(见右图L五、绕射波(Defraction)时距曲线如左图所示,考虑地面上任意一点S,绕射点D的时距曲线方程为：od+75stD= DV=+d2+ +(x-d)2]可见，它也是一条双曲线方程,且5在2d时达到极小值,也就是说，时距曲线的极小点在绕射点D的正上方。此夕卜,若激发点发生变化，如由q点移到Q点,则对于地面上的同一点来说，绕射波路径是相同的,只有入射路径差异,即由原来的帀变为帀,它们之差是一个常量,因此,所得绕射波时距曲线是相互平行的。如果将原点移动到绕射点D的正上方，即令〃=0,则时距曲线方程变为：TOC\o"1-5"\h\z6=—(^+ +x~)(当x«〃吋)2hx2(当x«〃吋)Q + =『0 rv2Vh°rov2

将其与反射波的时距曲线方程相比可以发现,绕射波的正常时差是反射波的正常时差的两倍,因此，绕射波时距曲线的曲率比反射波时距曲线要大,换句话说，绕射波时住巨曲线比反射波时住巨曲线要陡。总结起来：绕射波时距曲线是双曲线，双曲线的极小点在绕射源的正上方；对同一绕射点，不同激发点产生的双曲线相互平行；绕射波时辰巨曲线比相同深度的反射波时距曲线陡。六、多次波（Multiple）距曲线•多次波是实际存在的,它与一次反射（或主反射）波相伴随，严重干涉一次反射波。•多次反射波种类很多，如短程多次波、长程多次波等。长程多忒反射很层区多軟反肘(近忧表笫次反射虎反射一次反射皴简单

多次反射/层间多次反肘地面低速层英它反射层主反射层

长程多忒反射很层区多軟反肘(近忧表笫次反射虎反射一次反射皴简单

多次反射/层间多次反肘地面低速层英它反射层主反射层「＜（亦碎荒応）詁（亦西计帀y]x2+41/xsin(p9+4lf2式中：(p'=2(pth'=Ihcoscp,所以t'=—Jx2t'=—Jx2+8/zxsin20cos0+16/『cos2(psin2(p•・•cosy= 2sin0+4hxsin22(psin(p+4hxsin22(psin(p+4/?2sin22(psin2(p推广到n次全程多次反射情形z则有:心丄h+4心丄h+4加竺卫+偌

V,\l sin。sin2n(p

sin'(p此式表明：全程多次反射波时足巨曲线方程仍为双曲线。其中：t0=2h/V｝为一次反射波的回声时间。当0—0时，cos々l,所以r0*«2t0,这就是所谓的二次反射的厶标志；而0=2卩则称为倾角标志。利用类似方法，可以推出八次全程多次波的/。标志和倾角标志:=fsin(”0)

°sin@)且川次全程多次波的时距曲线仍是双曲线。=fsin(”0)

°sin@)且川次全程多次波的时距曲线仍是双曲线。•多次反射波和一次反射波的差异性尽管它们的时距曲线都是双曲线，但其双曲线的斜率是有差异的。由于多次波,因此，若一次反射和多次反射出现在同一心时刻处，则多次波所反映的界面的深度要比一次波的浅,所以,多次波的速度往往要比一次波的速度低（因为速度曲线一般是深度的递增函数L由斜率：可知，多次波对应的双曲线的斜率要陡。故多次波的正常时差〉一次波的正常时差。利用这一点,我们一方面通过水平證加,另一方面通过速度滤波方法可以压制多次波。总结起来：全程多次反射波时距曲线是双曲线；全程多次反射波时距曲线比相同心的一次反射波时距曲线陡，这是由于全程多次反射波是以浅层较低速度多次反射的结果。对同一接收点，多次波的正常时差比相同心的一次反射波的正常时差大。对同一界面，多次反射波的G时间是一次波的整数倍，这是实际工作中区分多次波时所常用的所谓的"心标志"。第二节折射波(Refraction)时距曲线折射波常被用于解决表层工程地质问题:如覆盖层厚度、基岩起伏、软土层反射彼，折射波3距曲线的双曲线;V.%反射彼，折射波3距曲线的双曲线;V.%••・sin(/I2)=V1/V•直达波：斜率为1/%的直线;•反射波：渐近线为直达波时•折射波形成条件：u卜〉匕；•折射波观测有利区(初至AB+CDBCBC=x-2Z・fg(.)=x—2Z・sm"』cos(/|2)cos©)=Jl-sin'aL)=小-(％/%)'

x2Zsin(z12)2Z_x2Z[1-sin2(/12)]_x2Zcos^12)V2V2cos(z12)cos^12)V2匕cos©?)V2.x2Z』1-(VJV齐 + %%当x=0当x=0时#,2ZJ1-(%/岭)2X.•.f=f() 匕可见，折射波时距曲线也为直线，其斜率为1/匕。式中山称为"交叉时”，它是折射波时住巨曲线延伸到/轴与f轴的交点对应的

时间。因此，我们可以很方便地通过直达波和折射波时距曲线的斜率求出％、岭，

同时,将折射波时距曲线延伸到f轴求出交叉时心，则界面的埋深为：2、何一%2二、水平多层结构的折射波时距曲线对于忌界面：oat+FeATAr+Fp^aFF

1 + 2Z] + 2Z, *X-2Z/ga-2Z/g，2Vcost?!V2COSZ2 Vjsinasin/,1一可2Z.cosa2ZjcosA,xt=—— F——= +—可见，第二层界面的折射波时距曲线仍为直线，其斜率为1/匕。交叉时2Z2cos/2:2Z2cos/2:+2Z、J/-%2依次类推;推广到n层水平层状介质f折射波时距曲线方程为：2Z«cosq_2Z«cosq_x“

匕匕Oksin(j_°)匕sin(i+0)•sin(j_°)匕sin(i+0)•岭的求取：设0—>0f贝!Jcos0T1zsin0T0。由此可见，水平多层介质的折射波时距曲线是多条斜率不同、交叉时不同的相互相交的直线。随看层数不断增大,直线斜率越来越小（即越来越平）,当跑检距增大到一定值时，折射波将穿越直达波，成为最早到达的波，因此叫它为"初至"。为此,为了更好地利用折射波，要采用远离炮点的大排列接收。倾斜界面的折射波时距曲线采用左图所示的相遇观测系统，则在0及O点分别激发所产生的折射波时距曲线分别为：TOC\o"1-5"\h\zv 2Zt=—sin(：-0)+ cos/V, 匕x=_sin(z-^)+r0上y 27t、=—sin(/+(p)+ coszV,x=—sin(/+^)+r0T•临界角j和地层倾角©的求取：由两支折射波的斜率可求出V；和V；・•.—r=sin(z+0)=sin(j)cos®)+cosg)sin(0)asiii(/)+0cos@)Vv同样地，$=sin(j-0)asin(i)-0cosg)%又又•.•sin(f)=^类比两式，可得•Z|xZf的求取：Z丄如2cos(z)Z』•沁2cos0•"互换时间厂’的概念：由0点激发，在O'点接收与由O'点激发，在0点接收，折身寸波所走路径完全一致,所以，二者旅行时也完全一致。因此，该时间T称为互换时间。这一点,可用来判断系统误差或折射波的穿透现象。■穹曲界面的折射波时距曲线•当界面弯曲时，折射波时距曲线将不再是直线,而是与弯曲界面成拟镜像关系的弯曲线。若采用追逐观测系统进行观测，相邻激发点所观测到的时距曲线是相互平行的。•凸界面的穿透现象：当炮检点位于构造两侧，同时界面弯曲程度较严重时，折射波不再沿界面滑行，而是直接穿过下伏介质传播。此时，采用追逐观测系统所测得的时距曲线也不再平行。因此利用追逐观测

系统,根据X与V是否相等,可以判断是否存在折射波穿透现象。当穿透现象发生时，以后所讲的折射波解释方法将无法获得正确的解释结果,所以,我们必须改变野外观测方式，尽可能地避免这种现象发生。五、典型地质构造的折射波时距曲线(-)阶梯状构造的折射波时距曲线(二)垂直断面构造的折射波时距曲线

第二章思考题了解炮检距、道距、地箴道、地震记录、同相轴、时距曲线、正演问题、反演问题等概念。平均速度、射线速度、均方根速度、替代速度（或等效速度）的概念及其关系。一次反射与多次反射波的异同之处。在折射波勘探中，交叉时、相遇观测系统、追逐观测系统等概念。左性绘岀下图三种不同情况下相应的折射波时距曲线，并用视速度V"解释曲线的斜率特点。1.2.3.4.5.6.7.8.9.10.11.设纵波速度^,=3000/^/5,介质泊松比u=0.25,请绘出纵波.横波、瑞雷波、声波共四条直达波的时距曲线。假设水平三层介质的地震模型参数分别为：K=400〃?/s、V2=1200^/s.匕=3600〃?/s、h}=25m.h2=5m，请左疑绘出直达波和折射波的时距曲线。同时，计算折射盲区，并说明能否用初至折射波法对中间层进行探测。假设已知折射波的视速度等于其真速度•即v；=v2，请根据下图的初至折射波时距曲线计算折射层的埋深及其波速刃。若v；,那么下图所对应的地质模型可能有哪几种？请左性绘出这几种模型。水平层状介质中，V；=1000/71/5.%=2000加/几勺=30〃八请在同一坐标系中绘出直达波、反射波、折射波时距曲线，并计算反射波回声时间、折射波的截距时间（交叉时）与盲区范围。水平三层介质的层速度分别为1000、2000、4000m/s＞层厚分别为10m、20m,试计算平均速度、均方根速度，并画出忌两个反射界面的反射波时距曲线（提示r2界面的反射波时距曲线应由均方根速度来画）。左性画出以下三种介质情形所对应的反射波时距曲线（O表示炮点位置）。

第三章地震勘探野外数据采集技术及方法•影响地震勘探地质效果的三个因素测区地表及地下地质情况。尤其是勘探对象与围岩的弹性差异是否明显；所选用的方法、技术是否正确；仪器设备与施工质量（包括野外数据采集、资料处理方法、流程以及解释水平的高低1•地震地质条件表层地震地质条件彳氐速带：吸收问题。潜水面：在含水层内放炮，能产生强能量，频率谱丰富的地震波，因此，潜水面越高越有利。地形、地貌、植被、工业化程度等。深部地震地质条件存在波阻抗差异；具有地震标准层（或标志层）；其它条件：层厚、构造复杂程度、是否存在屏蔽层等。•野外数据采集施工环节现场勘察"地形、地貌、工作环境、周边关系等；施工设计：测线布置、观测系统确定；试验工作：干扰波调查、采集参数确立；正式生产：大批量滚动生产。•队伍组织及分工对部：生产管理、后勤、关系处理（赔损）；测量组:根据观测系统，确定测线位置及炮点、检波点位置；炮班：负责激发；放线班：负责检波器插置、排列搬家；仪器组：负责仪器操作,给炮班发出激发信号,同时获得回放记录,磁带存档编号；解释组：负责现场质量监控，给每炮记录根据相应标准进行评级,对于废炮记录,及时督促就地反工。

•野外施工设计报告现场察看：为编写报告搜集资料地形图资料；已往地质、钻探及其它物探资料；测区的地震地质条件；交通、人文、工期、措施等。试验工作：试验时应遵循单一参数变化原则选择最1圭激发、接收条件；合理的观测系统与仪器参数；做折射波法时,应考虑目的层的盲区、初至区等。测网布置取决于任务书的要求；主測仪主测歿地形、地貌限制；主測仪主测歿地農地质条件限制：一般测线尽可能与构造走向垂直（主测线）,再沿构造走向布置少量联络线，以利于闭合解释。对于折射波,若构造太陡，如地层倾角,则要么沿上倾方向接收,（但考虑到折射波解释方法要求相遇时距曲线），要么不能垂直走向。观测系统设计观测系统一農源点与接收排列之间的相对位置关系。如：2D纵测线、非纵测线（弯、宽线）；3D网状、蛛网状等具体形式:相遇、追逐、追逐相遇、多重追逐相遇等。波的激发与接收激发方式、激发位置；接收时检波器埋置、道间距山选择（符合空间采样定理L第一节有效波和干扰波»有效波一能够解决某一特定地质任务的波；干扰波——切妨碍分辨有效波的其它波（有相对的，也有绝对的\二规则干扰波面波（乂称地滚波）：频率低、速度低、频散特征明显。声波:激发产生的声音在空气中传播的弹性波。速度稳定（330~340m/s）,频率高、延续时间长，波至强而尖锐。工业电干扰：只在高压输电线附近的道出现，50Hz正弦波。虚反射：对一次反射造成强干涉,使其波形复杂化,相位数目增多。多次反射：干涉一次波，但与一次波可以分离（通过速度差异），辨别标志:to标志及倾角标志。三.不规则干扰波微震：非農源激发的地面扰动。低频、高频背景：产生原因,整张记录上出现，且显得杂乱无章。第二节测线设计和观测系统测线设计（一） 反射波测线布置•根据：地下地震地质条件、工作任务及野外施工条件。■测线设计原则：测线尽可能为直线；主测线尽可能垂直于岩层的构造走向,同时布置适量联络线,以便闭合解释；尽可能与其它物探测线或钻探线相一致,以便综合分析。（二） 折射波测线设计■根据：地表及地下地震地质条件。•观测系统：1•相遇观测系统追逐观测系统•道距可等间隔/亦可不等间隔。•最大炮检距的设计应根据目的层的埋深、折射盲区大小等综合考虑。•单元测线的衔接应有重复段，一般重复1/3~1/4最大炮检距，应根据埋深、折射盲区大小而综合考虑。

•滑坡和边坡调查时测线的布置：测线为网状，同时，测线应延伸到包括原地形（或稳固地基）部分。•重力坝址调查时测线的布置：网状,测线应延伸到两侧山地。二、观测系统•观测系统：激发点与接收排列的相互位置关系。•表示方法：时距平面图和综合平面图法。一般用后者。•时距平面图：以时距曲线结合地下简单模型所表示的观测系统图。在图中注明炮点位置，接收段通过时距曲线表明,同时绘出几条简单射线及虚震源。•综合平面图:从炮点出发，绘制一系列锐角为45。的等腰三角形所展示的观测系统图。图中粗线所对应底边上的距离段为接收段。•单边观测系统：在一端激发，另一边接收的观测系统。•双边观测系统：在中间激发，两边接收的观测系统。（一）反射波法观测系统1.单次覆盖简单连