地震勘探-应用地球物理概论-课件-

应用地球物理概论地震勘探应用地球物理概论地震勘探第一部分地震勘探定义：以介质的弹性差异为基础，观测和研究人工激发的地震波在介质中的传播特性，以解决地质问题的一种勘探方法。介质——人工激发——地震波——传播特性建立模型波的类型波的特性动力学原理——介质的结构和性质运动学原理——波前的时空关系——解决地质问题两大原理：动力学和运动学原理激发方式第一部分地震勘探定义：以介质的弹性差异为基础，观测和研究地震勘探的两大原理波的运动学原理以波在介质中传播的空间和时间的关系来研究目标体的几何形态t1t2xV=2*x/(t2-t1)波的动力学原理以波在介质中传播的频率/振幅/衰减特性来研究目标体的结构性质地震勘探的两大原理波的运动学原理以波在介质中传播的空间和时3一、地震波的动力学原理1、地震地质模型2、震源的激发方式3、地震波的基本类型4、地震波的传播5、地震勘探的地质基础一、地震波的动力学原理1、地震地质模型41、地震地质模型地震勘探的研究对象：对于实际地下介质，其岩石成分、性质、空间分布结构十分复杂。作为对自然科学的一种研究方法，一般总是从某些物理假设出发，将问题简化、理想化，使研究问题由简到繁，由易到难，由理想到实际逐步深化。因此，需要建立各种各样的地质模型。地震勘探工作一般在沉积岩地区进行。沉积岩相对具有岩性稳定、横向变化缓慢、成层性好的特点。但由于受长期地壳运动的影响，使地层出现褶皱、断裂、剥蚀及风化等复杂地质现象，使问题复杂化。因此，必须根据地质介质的性质、结构、形状等特征，在不同的条件下建立一些相应的地质模型，使问题得以简化。1、地震地质模型地震勘探的研究对象：对于实际地下介质，其岩石51）理想弹性和粘弹性介质模型可归纳为四种按固体的力学性质（指在外力作用下的固体形变特征）可将固体分成弹性和塑性两类。任何一种固体，受外力的作用后其内部质点就会产生相互位置的变化，使固体的体积大小和形状发生改变（统称形变）。外力取消后，由于内力作用，使固体恢复到原来的状态，这种特性称为弹性；这个物体称为理想弹性体；反之，固体还处于受外力时的状态，称之为理想塑性体；在实际工作中发现，波在实际岩层中传播时，介质对地震波有吸收作用，吸收了激发脉冲波的某些频率成份，使其能量损耗，因此，岩土固体既有弹性，又表现出象粘性流体那样的粘性，称这样的介质为粘弹性介质。1）理想弹性和粘弹性介质模型可归纳为四种按固体的力学62）各向同性和各向异性介质模型（空间方向）凡弹性性质与空间方向无关的固体，称为各向同性体，反之则称为各向异性体。岩石的弹性性质的方向性取决于：矿物质点的空间方向性；矿物质点的排列结构；岩石成份。2）各向同性和各向异性介质模型（空间方向）凡弹性性质73）均匀介质、层状介质和连续介质模型（空间位置）根据速度的空间分布规律，可以把固体介质分为均匀介质和非均匀介质两大类。速度值不随空间坐标而变的介质定义为均匀介质。反之，若速度是空间坐标的函数，则称为非均匀介质。在非均匀介质中，介质的性质表现出成层性，即每一层的速度值是不变的，那么这种介质为层状介质；波速是空间坐标的连续函数，这种介质定义为连续介质。V=V(X,Y,Z)3）均匀介质、层状介质和连续介质模型（空间位置）根据84）单向介质和双向介质模型建立模型时只考虑单一相态的介质称为单向介质。但是实际上许多岩石往往由两部分组成，一部分是构成岩体的骨架，称为基质，另一部分是由各种流体（或气体）充填的孔隙。由于波经过岩石基质和流体空隙传播的速度是不一样的，因此从波传播的角度讲，这种岩石是由两种相态构成的，称这种岩石为双向介质。4）单向介质和双向介质模型建立模型时只考虑单一相态的9一、地震波的动力学原理1、地震地质模型2、震源的激发方式3、地震波的基本类型4、地震波的传播5、地震勘探的地质基础一、地震波的动力学原理1、地震地质模型102、震源的激发方式A、锤击震源瞬态激发震源锤、可控震源B、雷管和炸药震源

大能量，用于较深层工程地震勘探，主要是用于石油天然气勘探C、地震震源枪类似猎枪配专用子弹，射钉枪D、电火花震源

充电成高压，然后瞬时放电，主要用于水上和井中地震勘探E、超磁致伸缩震源稀土材料的磁致伸缩性能，岳阳奥成科技2、震源的激发方式A、锤击震源11射钉枪磁致伸缩震源炸药磅锤射钉枪磁致伸缩震源炸药磅锤12可控震源国产：原BGP特车厂KZ-28震动出力284KN进口：IVI,I/O,Sercel(Mertz):震动出力276kn可控震源国产：原BGP特车厂KZ-28震动出力284KN13从加拿大引进的ARKTOS

水陆两栖气枪震源系统—BOLT长命枪从加拿大引进的ARKTOS

水陆两栖气枪震源系统—BOLT14陆地气枪BOLT公司全球唯一的陆地气枪设备供应商陆地气枪BOLT公司全球唯一的陆地气枪设备供应商15胜利物探气枪震源系统胜利70126支Sleeve枪，气枪总容积1640立方英寸工作压力：2000psi枪阵峰值：85.4barm胜利70328支BOLT-2800枪，气枪总容积2070立方英寸工作压力：2000psi枪阵峰值：85.4barm胜利物探气枪震源系统胜利701胜利70316一、地震波的动力学原理1、地震地质模型2、震源的激发方式3、地震波的基本类型4、地震波的传播5、地震勘探的地质基础一、地震波的动力学原理1、地震地质模型173、地震波的基本类型在外力的作用下，弹性介质中存在两种独立扰动。胀缩力的扰动对应，即介质中产生了体积形变，体积形变的传播形成纵波；旋转力的扰动对应，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。此外，还有沿自由表面传播的面波。下面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：3、地震波的基本类型在外力的作用下，弹181纵波（P波、胀缩波、疏密波、压缩波）（特点）

Longitudinalwave/P-Wave/PrimaryWave/CompressionalWave/DilatationalWave

⑴纵波位移表达式在球面坐标（r,α,β）系中，纵波的波动方程可表示为：地震勘探-应用地球物理概论-课件-19针对均匀各向同性介质中的点震源产生的纵波，位移位只是r和t的函数，即因此，令，便得到著名的弦方程（EquationofString）：其通解为：达朗贝尔解针对均匀各向同性介质中的点震源产生的纵波，位移位只是r和20其中C1、C2为任意函数。

C1代表发散波，而C2表示会聚波，与实际情况不符，是不存在的波，因此：

C1是一般解，是一个与震源的性质相关的抽象函数。对于不同类型的震源，有不同的结果。不失一般性，假设震源为点震源，其震源强度函数，则可得出纵波位移表达式：式中：；为单位向量；为位移的位函数；为纵波传播速度。其中C1、C2为任意函数。21(2)

质点位移方向与的方向一致，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(LinearlyPolarizedWave)。由于有正有负，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；(2)质点位移方向与的方向一致，即质点振动方向与22(3)

纵波的传播速度：(4)

当一定时，质点位移取定于离震源的距离、震源强度函数及其变化率；(5)

振动强度随传播距离增大而减小，这一现象称球面扩散。(SphericalDivergence/SphericalSpreading)(3)纵波的传播速度：(SphericalDiverge232横波（剪切波、S波，包括SH和SV波）（特点）

TransverseWave/ShearWave/S-Wave⑴横波位移表达式同样地，假设震源为点震源，其震源强度函数为，则可得出球坐标系下得横波位移表达式：2横波（剪切波、S波，包括SH和SV波）（特点）⑴横波24(2)横波在传播方向上的质点位移，而在垂直于传播方向的α和β方向上具有位移，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。

SH-Wave(HorizontallyPolarizedShearWave)SV-Wave(VerticallyPolarizedShearWave)(2)横波在传播方向上的质点位移，而在垂直于传播方向25(3)横波的传播速度：(4)振动强度决定于旋转激发力的强度。(5)

横波同样具有球面扩散特征。(6)

在液体和气体中，由于，所以不存在横波。(7)

根据可以求泊松比：由此可见，的取值范围为。一般岩石可看作泊松固体，即，此时，，可见横波速度＜纵波速度，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的原因。

(3)横波的传播速度：26地震勘探-应用地球物理概论-课件-27(8)

只要测出，便可计算其它弹性模量值：用这种方法测得的弹性摸量称为动态弹性模量，而实验室内通过土工实验测得的则称为静态弹性模量。DynamicStatic(8)只要测出，便可计算其它弹性模量值：Dyna283面波SurfaceWave（Rayleigh波、Love波）（特点）

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瑞雷波（Rayleigh波，又称地滚波GroundRoll）一种在自由表面（空气与地球表面形成的弹性分界面）附近大约一个波长范围内传播的波。由英国学者Rayleigh于1887年在理论上首先证明出来而得名。具有以下特点：⑴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；FreeSurfaceTheDirectionofPropagationEllipticallyPolarizedWave3面波SurfaceWave（Rayleigh波、Lo29地震勘探-应用地球物理概论-课件-30⑵这种椭圆轨迹是由相位相差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，而Rayleigh波，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的由来(又称扫帚波)；⑵这种椭圆轨迹是由相位相差的两个相互垂直的振动分量合31(4)

传播速度：由Rayleigh方程求解该方程得：例如：0.250.330.400.50

0.92

0.933

0.943

0.956(4)传播速度：由Rayleigh方程例如：0.250.332一般土的泊松比，因此，可以近似看作，即可通过计算面波速度而近似获得横波速度。⑸在非均匀表层介质中存在频散现象(ThePhenomenonofFrequencyDispersion)，即波速是频率的函数。利用这一特征可从事工程勘察，即面波勘探。Ｂ勒夫波（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，属线性极化波；存在于表层内部和下层的界面附近，其形成条件是：上部地层＜下部地层

这种波的能量往往比较弱（尤其当用垂直检波器检测时），因此很少讨论。与之相反，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。一般土的泊松比33

有效波──工作时用来解决测区地质任务的波；

干扰波──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。4有效波与干扰波SignificantWave&Interference/NoiseSignaltoNoiseRatio有效波──工作时用来解决测区地质任务的波；4有效波34一、地震波的动力学原理1、地震地质模型2、震源的激发方式3、地震波的基本类型4、地震波的传播5、地震勘探的地质基础一、地震波的动力学原理1、地震地质模型354、地震波的传播1）波前与波前原理从点震源激发的零时刻开始，地震波由近及远向外传播。对于某个固定时刻，介质中质点的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。

以均匀各向同性介质中的点震源为例，其球面波传播示意图为：Wavefront4、地震波的传播1）波前与波前原理从点震源36波前面（波前）──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）──某一时刻，介质中刚刚停止振动的质点所连成的面。振动带──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态。等相位面──某一时刻，具有相同相位状态的质点所连成的面。显然，波前面和波尾面都是特殊的等相位面。平面波──随着球面波前的进一步扩大，当扩大到非常大时，可以把球面上的局部近似看成平面。这就是到以后可将远离点震源的波作为平面波来研究的原因。WavefrontWavetailVibrationZoneIsophase/Equiphase/ConstantPhasePlaneWave波前面（波前）──某一时刻，介质中刚刚开始振动的质点所连成的37惠更斯原理（波前原理）──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，由于波前面上各质点处的速度不一样，所以，各子圆的大小也将发生变化。ChristiaanHuygens,1629～1695,1678

惠更斯原理（波前原理）──在弹性介质中，已知时刻的波前，382）射线与射线原理射线──是用来表示波的传播路径与方向的几何线。射线原理（费马原理）──波动总是沿传播时间最小的路径传播，这些路径就是射线。也就是说，波动沿射线路径传播比沿其它路径传播所需的时间要小，因此，射线原理也称为最小时间原理。射线肯定是垂直波前面的。

均匀介质中，射线为直线；均匀层状介质中，射线满足斯奈尔定律（以后讲），即波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。P.deFermat,1601～1665,1657Ray

LeastTimePrinciple2）射线与射线原理射线──是用来表示波的传播路径与方向的几393）视速度与视速度定理地震波是沿射线路径传播的，因此，要想获得地震波的真实速度，就必须沿射线路径观测。然而，实际工作中，人们只能沿测线（往往布置在地面）观测，所以，所观测（或感受）到的速度不是真速度，而是视速度。真速度V──沿射线方向估计出的波的传播速度。出射角α──射线与地面法线之间的夹角。视速度──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。ApparentVelocityTheorem

IncidentAngleEmergenceAngle3）视速度与视速度定理地震波是沿射线路径传播的，因40视速度定理：表明视速度与真速度之间关系的表达式。

视速度不仅与客观因素（介质的波速）有关，而且与主观因素（测线位置）有关。如果沿波前面观测，视速度将趋于∞，即。4）地震波的反射、透射与折射

在弹性分界面处，产生反射、透射和折射是波动的共性。下面讨论地震波在什么条件下才会发生反射、透射及折射。视速度定理：表明视速度与真速度之间关系的表达式。视41斯奈尔定律（Snell’sLaw）Snell定律的描述：①入射线、反射线、透射线在同一平面内（即射线平面）；②入射角=反射角③透射角取决于入射角和界面上、下介质的波速比值，即：斯奈尔定律（Snell’sLaw）Snell定律的描述：42一、地震波的动力学原理1、地震地质模型2、震源的激发方式3、地震波的基本类型4、地震波的传播5、地震勘探的地质基础一、地震波的动力学原理1、地震地质模型43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）。

其中，弹性差异因素是前提条件，而波速则可以反映地下介质的弹性，所以，首先需要了解影响岩、土波速的因素。5、地震勘探的地质基础影响地震勘探地质效果的三个因素:5、地震勘探的地质基础44一、影响岩、土波速的因素1)岩性不同岩性的地层常表现出不同的波速。因此，波速可将地质模型与物理模型联系起来。一般地，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)的波速大，而泥质岩及未成岩的第四纪地层的波速相对小。因各种岩性的波速存在一定差异，所以，结合钻探标定，可以利用测得的地震波速来区分岩性。一、影响岩、土波速的因素1)岩性不同岩性的地层常表45岩石名称Vp(km/s)岩、土名称Vp(km/s)变质岩3.4-6.5页岩2.5-4.8花岗岩4.5-6.5泥岩1.6-2.8玄武岩4.5-8.0干砂、砂砾0.2-0.8沉积岩1.6-6.0砂质粘土0.3-0.5石灰岩2.5-6.1湿砂0.6-0.8砂岩2.1-4.5水下砂砾层1.45-2.4

表1.2

部分岩、土的纵波波速岩石名称Vp(km/s)岩、土名称Vp(km/s)变质岩3.462)孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物●孔隙度──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：气体、液体、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后的结果。2)孔隙度、裂隙、密度及孔隙充填物●孔隙度──孔隙总体47设、分别表示骨架和充填物的波速，为孔隙度，则测得的波速应为。平均时间方程同样地，密度。由于，所以，随着孔隙度的增大，测得的波速将下降。充填物不同，使得不同，所以测得的波速也不同。

另：一般来讲，与基本呈正比例关系。也就是说，若岩石的密度增大，则速度也将相应地增大。经验公式（Gardner,伽纳公式）：，其中，，的单位为km/s。设、分别表示骨架和充填物的波速，为孔隙度48

平均时间方程说明：波在岩石中的传播时间，是岩石骨架和充填介质中波传播所用时间的总和。

该方程只适用于岩层孔隙中只有油、气或水一种流体，并且流体压力与岩石压力相等的情况。

由该式可以计算波传播的速度与孔隙度理论曲线。平均时间方程说明：波在岩石中的传播时间，是岩49不同岩石密度与速度关系曲线不同岩石密度与速度关系曲线503)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。表1.3长江三峡坝区结晶岩中风化带的波速风化带全风化强风化弱风化上带弱风化下带微风化与新鲜岩体波速Vp(km/s)0.5-1.51.5-3.02.5-5.04.5-5.55.0-5.853)风化、破碎程度风化使岩体矿物变异，原生结构遭到514)其它因素影响地震波速度的因素很多，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。4)其它因素影响地震波速度的因素很多，是综合影响。52与岩层埋藏深度的关系：

在岩石性质和地质年代等相同的条件下，地震波的速度随岩石埋藏深度的增加而增大。因为，岩石埋藏越深，年代越久，承受上覆地层压力和时间越长，强度越大。

但当岩石的埋藏深度增加到一定数值后，速度随深度的增加就不明显了，速度随深度增大的垂直梯度浅部大于深部。与岩层埋藏深度的关系：53二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类2、理论时距曲线二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类541、地震勘探方法的分类EarthquakeSeismic莫霍面，地壳结构工程地质资源勘察1、地震勘探方法的分类EarthquakeSeismi55反射波法：不受速度场限制；主要应用于中、深层；分辨能力高。信息量非常丰富，主要用于沉积岩地区反射波法：不受速度场限制；主要应用于中、深层；分辨能力高。信56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。信息量欠缺，但可提供分层速度折射波法：条件是下部地层波速大于上部地层波速；主要用于表层。57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、荷载强度；分辨能力较强。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58透射波法：内部洞察，优点多多，能力最高，工艺复杂，实现困难。利用的是透射波透射波法：内部洞察，优点多多，能力最高，工艺复杂，实现困难。59地震记录的形式（以反射观测系统为例）地震记录的形式（以反射观测系统为例）60二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类2、理论时距曲线二、地震波的运动学原理1、地震勘探方法的分类611、理论时距曲线几个重要概念：初至波初至（时刻）续至波

地震记录X（检波器安装相对位移）初至波续至波初至（时刻））T（时间）12345678排列1、理论时距曲线几个重要概念：X（检波器安装相对位移）初至621）直达波的理论时距曲线

直达波包括：纵波，横波，空气声波、面波

一条直线——表明地表均匀；否则，有跳变——一种检测方法（如近地表下面隐伏裂缝）TXΔT系统延时直达波1）直达波的理论时距曲线一条直线——表明地表均匀；TXΔT系632）折射波理论时距曲线（1）水平界面的时距曲线

两层介质：当V2为无穷大时，折射波t0等于反射波的t0XKAGEROiBFt0xxCCMDhi直达波折射波2）折射波理论时距曲线（1）水平界面的时距曲线64三层介质：多层介质：三层介质：65上行波下行波地面介质一介质二（2）倾斜界面时距曲线出现了上倾时距曲线方程和下倾时距曲线方程正是利用相遇时距曲线“差异”，解释地层性状。iφφh1h2*零视速度和负视速度现象*“互换时”概念互换时上行波下行波地面介质一（2）倾斜界面时距曲线出现了上倾时距曲663）反射波时距曲线（1）水平界面的反射波时距曲线双曲线方程：绘图说明，加深印象！3）反射波时距曲线（1）水平界面的反射波时距曲线双曲线方程：67（2）倾斜界面时距曲线O’地面求解时距曲线上极小点坐标TXO倾斜界面φhV1源虚源（2）倾斜界面时距曲线O’地面求解时距曲线上极小点坐标TXO68（3）多层界面时距曲线Vi,hiV2,h2V1,h1TXO1）以斯奈尔定律为入射、反射、透射波基础；2）反射波是双层走时；3）总的走时是各层走时之和。4）均方根速度：（3）多层界面时距曲线Vi,hiV2,h2V1,h1T69三、野外数据采集1、仪器设备2、测线设计3、观测系统三、野外数据采集1、仪器设备701、仪器设备1）浅层地震仪器信号调理（放大、滤波、补偿等等）A/D转换（AnalogsignalstoData）硬件驱动控制数据采集软件外设（打印机、磁带机、存储器）电源信号传输电缆（覆盖电缆）1、仪器设备1）浅层地震仪器71地震勘探-应用地球物理概论-课件-72