地震勘探原理总结

《地震勘探原理》各章节的复习要点

第一章绪论(不作为考试内容)

第二章地震波运动学理论

§2.1几何地震学基本概念

1、基本概念，如地震子波：具有多个相位、延续60〜100毫秒的稳定波形称为地震子波。

几何地震学:地震波的运动学是研究地震波,波前的空间位置与传播时间的关系，他与几何

光学相似,也是引用波前，射线等几何图形来描述波的运动过程和规律，因此又叫几何地震

学.

地震勘探:通过人工方法激发地震波,研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下的地质

构造,力寻找油气田或其他勘探目的服务的一种物探方法.

波面：介质中每一个同时开始振动的曲面。

射线：在几何地震学中，通常认为波及其能量是沿着一条“路径”从波源传到所考虑的一

点P,然后又沿着那条“路径”从P点传向其他位置。这样的假想路径称为通过P点的波线

或射线。

振动图：在地震勘探中，每个检波器所记录的，便是那个检波器所在点处的地面振动，

它的振动曲线习惯上叫做该点的振动图。

波剖面：在地震勘探中，通常把沿着测线画出的波形曲线叫做“波剖面”。

视速度和视波长：如果不是沿着波的传播方向而是沿着别的方向来确定波速和波长，得到

的结果就不是波速和波长的真实值。这样的结果叫做简谐波的视速度和视波长。

全反射:如果V2〉VL则有sinO2〉sin(H,即。2＞。1；当61增大到一定程度但还没到90。

时，已经增大到90°,这时透射波在第二种介质中沿界面“滑行”，出现了“全反射”

现象，因为。1再增大就不能出现透射波了。

雷克子波：

广泛用于地震正演模型计算和地震资料解释中的

雷克(Ricker)子波，在时间域可表示为：

/(O=[l-2(^/)2]exp[-^r)2]

在频率域可表示为：

月⑺=(2/石)(//^)exp[-(//4)2]

6(7)=0

2、基本原理

反射定律：反射线位于入射平面内，反射角等于入射角，即o\1-41。

透射定律：透射线也位于入射面内，入射角的正弦与透射角的正弦之比等于第一、第二两种

介质中的波速之比，即

sind_Vxsin4_sin/

sin（9.匕以匕V2

Snell定律：

设各层的纵波、横波速度分别用Vpi，vsl,V2,

vs2,……Vpi，\飞表示，6下标代表各种波的入算角,

则薪奈尔定律可表示为：

sin0pXsin%sin%sin%sin%sin%

嗫匕嚓匕

%vpi

式中p称为射线参数.

惠更斯原理：在已知波前面（等时面）上的每一个点都可视为独立的、新的子波源，每个子

波源都向各方发出新的波，称其为子波，子波以所在处的波速传播，最近的下一时刻的这些

子波的包络面或线便是该时刻的波前面。这样从前•个波前面位置移到下•个波前面位置，

如法炮制，便可得到介质中的等时面系，因而得到波在该介质中传播的全部特点。

费马原理:波在各种介质中的传播路径，满足所用时间为最短的条件。

3、地震波的分类

§2.2常速单界面的反射波特征及数学表达式

1、基本概念：

时距曲线：所谓时（间）距（离）曲线，就是表示地震波从震源出发传播到测线上各观测点

的旅行时间t同观测点相对于激发点的水平距离x之间的关系。

时距曲面：若观测面为平面，在直角坐标系中，某一波到达观测面的时间可表示为廿/•（%y）,

其图形是一个曲面，称为时距曲面。

时间场：在直角坐标系中某一波传播到介质中任意一点的时间可表示为t=g（x,y,z）,这就确

定了一个标量场，称为时间场。

自激自收：零炮检距

共激发点：所有接收点具有共同的激发点。

炮检距：激发点到地面各观测点的距离，也称为偏移距。

初至时间：所有波中最先到达检波器（Geophone）并记录下来的地震波第一波峰时间。

纵测线：激发点和观测点在同一条直线上。

同相轴：各接收点属于同一相位振

动的连线。

正常时差：①界面水平情况下，对界面上某点以炮检距x进行观测得到的反射波旅行时与以

零炮检距（自激自收）进行观测得到的反射波旅行时之差，这实际上是因为炮检距不为零引

起的时差；②在水平面界面情况下，各观测点相对于激发点纯粹是由于炮检距不同而引起的

反射波旅行时间差。

倾角时差；山激发点两侧对称位置观测到的来自同一倾斜界面的反射波旅行时差。

动校正：在水平面界面的情况下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差At,得到x/2

处的tO时间，这一过程叫做正常时差校正或称为动校正。

2、基本原理：

虚震源原理：一种用于描绘射线在平面上反射情况的作图方法。过震源作界面的垂线并延长

到界面另一侧，指出震源的象，则在地面上接收到的从震源出发并在界面反射的射线，可看

作从虚震源发出到达地面的直达波射线来作图。

讨论时距曲线的实际意义：①识别各种类型的地震波；②正常时差校正必须使用时距关系，

经动校正后反射波同相轴的形态与地下界面的形态是相对应的；③利用时距曲线还可以冲

算波在介质中的传播速度，如直达波和折射波所对应的介质波速则为其时距曲线斜率的倒

数。

X

直达波时距曲线及方程：在测线上距离激发点为X的任一观测点，其到达时间是：f二一式

匕

中VI是直达波的传播速度；上式就是直达波时距曲线方程

直达波时距曲线方程：

反射波时距曲线：讨论反射波时距曲线时，按观测方法的不同

分为两种情况：一种是激发一炮，在一个多道检波^组成的排列上接收并得到一张地宸记录，

地下存在反射界面就可以得到相应的反射

波时距曲线，称为共激发点反射波时距曲线。另一种是古许多张地震记录上，把同属于某一

个反射点的道选出来，组成一个共反射点道

集，于是可得到界面上某个反射点的共反射点时距曲线

反射波时距曲线方程：

根据右图中三角形SIR的关系，则

这就是水平界面均匀介质情况下的共

激发点反射波时距曲线方程。还可以

写成如下形式：

反射波时距曲线的主要特点:

3、共激发点反射波时距曲线的主要特点

(1)反射波时距曲线是一条双曲线

水平界面反射波时距曲线的双曲线方程：

rx212/7,…

丁一m=1a=—0.b=2h

abvQ

界面倾斜时共激发点反射波时距曲线的双曲线方程：

r(x±2〃sinof,

/手~

2〃cose,…

a=——-——,b=2hcos(p

1上述标准的双曲线方程是有条件的，即地表为平

面，地下分界面为光滑的界面(水平或倾斜)，覆盖

介质为均匀介质。

(2)极小点位置

根据双曲线的特点可知，相应方程的极小点坐标分

别为：bi1nin=o

水平界面b.A

min厂

Xnin=±2/7sin

倾斜界面_2〃cos8

4nin-『

(3)物理意义

共激发点反射波时距曲线反映了反射波旅行时t与炮

检距x之间的关系，对于二维地震勘探而言，关激发点

反射波时距曲线反映的是一段(L=xcos(p2)反射

界面的情况.地震勘探中习惯把x・0时的反射波传播时

间叫做，。即，o=2h"v.在共激发点反射波时距曲

线上这个t晟联激发点处反射波的垂直反射时间(也称

回声时间).共激发点反射波时距曲线的曲率随着界

面埋藏深度或％时间的增大而变缓.

§2.3变速多界面的反射波特征及数学表达式

1、基本概念：

均匀介质：假设反射界面R以上的介质是均匀的，即地震波传播速度是一个常数V。并假设界

面R是平面，界面可以是水平的或倾斜的。

层状介质：假设地层剖面是层状结构的，在每一层内速度是均匀的，但各层的速度是不同的。

这些分界面可以是倾斜的，也可以是水平的，分别称为颈斜或水平层状介质。

连续介质：认为在界面上，介质I与n的速度是不相等的，有突变，但介质I内部的波速不是

常数，而是连续变化的，考虑到地下岩层的这一特点，提出了连续介质模型，即认为在某个

界面上，地震波速度有突变，可以产生反射。

参数方程：

,_叫

A~―9r"二P%,/二h2V毋2Pp」]

t=2[/%+J]

222

vj\-v^prji-r2p

平均速度：地层的总厚度除以波在垂直层面方向旅行的总时间。

射线方程：

7PV（z）,

x=.

/Ji-P2/2（Z）dz

等时线方程：

回折波：当速度随深度线性增加时，地震波的射线是圆弧。如果在地面上观测，可以接收到

一种与均匀介质中的直达波相似的波，都是从震源山发，沿着一条圆弧形的射线，先向下到

达某一深度后又向上拐回地面，称之为回折波

最大穿透深度：回折波的每条射线都有各自的最大穿透深度Zmax,到达这一深度之后开始向

上拐。

2、基本原理：

水平层状介质和连续介质情况下讨论反射波时距曲线的基本思路（见课本P52）

水平层状介质和连续介质情况下反射波时距曲线的主要特点

§2.4地震折射波运动学

1、基本概念：

折射波盲区：折射波在Ml和M2点以外的区间接收到，在0M1或0M2范围内是接收不到折射波的,

这个范围称为折射波的“盲区”。由图可见，在波源所在的水平面上，“盲区”是一个圆，其

半径是：OW=2/7oTanQ

初至波：属于来自己知震源的第一个记录信号。

续至波：属于来自己知震源的非第一个记录信号。

交叉时：在折射波时距曲线图上，因为有盲区存在，激发点附近没有折射波，但可将折射波

时距曲线人为地延伸，使之与通过激发点的纵坐标轴相交，此交点处的时间叫做交叉时，习

惯上则称为折射波的t。

信噪比：某一时刻有用信号能量与其它所有能量（噪声）之比。

2、基本原理：

产生折射波的条件：

（1）V2>V1；或Vn>Vi,（i=l,2-n-l）；

（2）入射角等于临界角。

利用折射波法研究地下地层起伏的基本依据：利用折射波时距曲线能够方便的得到各分界面

的界面速度匕，匕2，匕和交叉时"1，乙2等量，进而可以求取各折射界面的深度值

折射波与反射波的主要差异：

（1）折射波有一个盲区，而盲区的大小取决于界面的埋藏深度，因此，在地震勘探中要观

测到折射波，炮检距应该大于折射波盲区；

（2）折射波法通常只能研究其速度大于上面所有各层波速的地层，在实际的地层剖面中，

往往只有某些层能满足这个条件，因此折射层的数目要比反射层数目少得多，这点也正是目

前石油地震勘探中广泛使用反射波法的原因之一；

（3）如果地层剖面中存在速度很高的厚层，就不能使用折射波法研究更深处的低速地层，

这种现象称为“屏蔽效应”。如果高速层厚度小于地震波的波长，则实际上并不发生屏蔽作

用。

3、分析理解：

单界面（水平和倾斜）直达波、反射波与折射波时距曲线之间的关系：

（1）直达波时距曲线是反射波时距曲线的渐近线。这点可从数学关系上加以论证，可自行

推演。

（2）折射

波时距曲线与反射波时距曲线在Ml点或也点相切。

（3）直达波与折射波的时距曲线有一个交点，交点坐标为：

L=一/

p匕-匕

在x<xp区间内，直达波为初至波，在x>xp的区间，折射波为初至波，而直达波为续至波，反

射波总是最后接收到。

（4）时距曲线的陡缓取决于上覆介质的波速与界面的埋藏深度。对于折射波而言，界面速

度越大，时距离曲线越平缓，反之时距曲线越陡。对于反射波来讲，同一界面的反射波时距

曲线的斜率随x的不同而变化，不同界面的反射波时距曲线随界面埋深的增大，而使整条时

距曲线趋于平缓。

三层介质情况下折射波的时距曲线及其特点：

折射波法在地震勘探中的应用：一是用于研究深层构造，如盐正构造的探测：二是用来确

定近地表地层的特征，即确定低（降）速带和静校正参数。

§2.5透射波和反射波的垂直时距曲线

1、基本概念：

上行波：在VSP或地震测井观测中，上行波是指射线向上到达各接收点的波动

下行波：在VSP或地震测井观测中，下行波是指射线向下到达各接收点的波动，如直达波或

透射波。

垂直时距曲线:

2、基本原理:

透射波、下行波和上行波垂直时距曲线：

（1）水平层状介质的透射波垂直时距曲线

/、弋%-97、H_H,I

/(〃)=匕幺匕叱

对于非零偏移距、均匀介质情况下的直达波或透射波时距曲线方程为:

（2）下行波垂直时距曲线

=0=J（2Zsin0+d）2+（2Zcos0+Z）2

其中

（3）上行波垂直时距曲线

1、两层介质，水平界面、偏移距不为零时的上行波时距曲线：

”,而2+（2H—Z）2

2、两层介质、倾斜界面、偏移距不为零时，在界面上

倾方向激发产生的上行波时距曲线

t=彳"='（3sin0）2+QLcos。—Z.

。:地层倾角；L：震源的法向深度；d:井源距；z:检波点深度

垂直时距曲线的主要特点：它是一条折线，其中每一直线段与一个水平层对应，每段直线的

斜率的倒数就是该层的层速度。

第三章地震资料采集方法与技术

§3.1野外工作概述

1、基本概念：

低降速带：在地表附近一定深度范围

内，地震波的传播速度往往要比其下面地层的波速低得多，该深度范围的地层称为低速带。

某些地区，在低速带与相对高速地层之间，还有一层速度偏低的过渡区，称之为降速带。

群速度：一个波列能量（包络）传播的速度。

相速度：特定相位（如波谷或波峰）的传播速度。

多次波：当地下存在强波殂抗界面时，可能产生多种形式的多次反射波。

虚反射：是指从震源先到达地面或潜水面发生

反射后，再向下传播到地下界面形成的反射波。

鸣震和交混回响：海面和海底是两个反射系数较大的界面，会形成多次反射；当海底起伏不平

时，由于地震波的散射和水层内多次波相互干涉造成的干扰称为交混回响。如果海底是比较

平坦、反射系数比较稳定的界面，则进入水层内的能量产生多次反射造成水层共振现象，称为

鸣震。

2、基本内容:

试验工作内容：

①干扰波调查，了解工区内干扰波类型与特性。

②地震地质条件调查，了解低速带的特点、潜水面的位置、地震界面的存在与否、地宸界面

的质量如何（是否存在地震标志层）、速度剖面特点等。

③选择激发地震波的最佳条件，如激发岩性、激发药量、激发方式等。

④选择接收和记录地震波的最佳条件，包括最合适的观测系统、组合形式和仪器因素的选择

等。

生产工作过程：（1）地震测量（2）地震波的激发（3）地震波的接收

激发的基本要求：P78

接收的基本要求：P83

调查干扰波的方法：（1）小排列（2）直角排列（3）三分量检波器观测法（4）环境噪声调

查

干扰波的类型：

（1）规则干扰

指具有一定主频和一定视速度的干扰波，如面波、声波、浅层折射波、侧面波等。

（4）无规则干扰或随机干扰

各种干扰波的主要特点：

面波（Rayleighsurfacewave）：在地震勘探中也称为地滚波，存在于地表附近，振幅

随深度增加呈指数衰减。其主要特点：①低频：几Hz〜20Hz；②频散（Dispersion）：速度

随频率而变化；③低速：100m/s-1000m/s,通常为200m/s〜500m/s：④质点的振动轨迹

为逆时针方向的椭圆。面波时距曲线是直线，记录呈现“扫帚状”，面波能量的强弱与激发

岩性、激发深度以及表层地震地质条件有关。

声波：在坑中、浅水池中或干井中爆炸，都会出现强烈的声波。声波是空气中传播的弹性

波，速度为340m/s左右，比较稳定，频率较高，延续时间较短，呈窄带出现。

浅层折射波：当表层存在高速层或第四系下面的老地层埋藏浅，可能观测到同相轴为直线

的浅层折射波。

工业电干扰：当地震测线通过高压输电线路时，地震检波器电缆会感应50Hz的电压，形成

整张记录或部分记录道上出现50Hz的正弦干扰波。

侧面波：在地表条件比较复杂的地区进行地震勘探时，常出现侧面波干扰。例如在黄土嫄

地区，嫄和沟的相对高差几百米,在城和沟的交界为陡峻的黄土与空气的接触面,形成较强波

阻抗分界面,记录上可能出现来自不同方向的、具有不同视速度的侧面波。在水平叠加剖面

上会出现由地下大倾角界面产生的侧面波。

虚反射：是指从震源先到达地面或潜水面发生反射后，再向下传播到地下界面形成的反射

波。

多次反射波：当地下存在强波阻抗界面时，可能产生多种形式的多次反射波。其特点与正

常反射波相似，时距曲线斜率较一次波大。

微震：马激发震源无关的地面扰动统称为微震。主要由风吹草动、人畜走动、机器开动

等外界随机产生；

低频和高频背景干扰：在沼泽、流沙、泥潭等松散介质中激发地震波时，这些介质的固有

振动构成低频背景（10〜30Hz）。在坚硬岩石中激发时，地震波传到浅层不均匀体（如砾岩，

多孔石灰岩等）上产生的散射构成高频干扰背景（80〜230Hz1低频和高频背景的特点是整

张记录上出现，而且显得杂乱无章。

压制面波的方法：

海上地震勘探的特点与特殊性：

海上地震工作方法具有如下特点：

①广泛使用非炸药

②比陆上更早实现了野外记录数字化；

③使用等浮组合电缆；

④单船作业。

⑤全部采用多次覆盖技术，且覆盖次数较高，等浮电缆的道数不断增加。

海上地震勘探的特殊性：

①观测船的前进速度为常数，使用多普勒声纳及时调节船速以保持船速恒定。但船速受风浪、

涌流等多种因素的影响。

②海流和激发点间距不均匀是影响多次覆盖的因素。海流导致电缆与测线往往具有一定的夹

角，称为电缆偏角。

③需要导航定位，目前广泛使用卫星定位技术。

海上特殊干扰波：海上地凝勘探中可能观测到的干扰波主要有重复冲击、交混回响或鸣震、

侧反射、底波等。

海上震源：目前海上地震勘探主要使用非炸药震源，包括电火花震源、空气枪震源、蒸汽枪

震源等。

3、分析比较陆地与海上地震勘探的异同点：

§3.2野外观测系统

1、基本概念：

观测系统：地震勘探中的观测系统是指地震波的激发点与接收点的相互位置关系。

多次覆盖：•次覆盖或多次覆盖（multiplecoverage）指对被追踪的界面所观测的次数。

多次覆盖技术：按照一定的观测系统对地下某点的地址信息进行多次观测，以保证即使各别

观测点收到干扰也能得到地下每一点的有效信息，从而是原始记录有「保障。

共激发点记录：一从激发点出发的45°斜线代表一个排列，在此线上所有的接收点有共同的

激发点，属于同一激发点的各道记录称为共激发点记录。

共接收点记录：从接收点出发的一45°斜线代表地面同一接收点位置,此线上不同激发点的

所有道都是同一地面点接收，由此组成的记录称为共接收点记录。

共偏移距记录:与激发点线平行的水平线表示等炮检距情况，各接收点的炮检距都相等，由此

形成的记录称为共炮检距记录。

共反射点记录：一垂直于共炮检距线的垂线表示共中心点（界面水平时为共反射点或共深度

点）的位置，此线上各点接收到来自地下同一反射点的反射，由此组成的记录称为共反射点

记录。

2、基本内容：

布设地震测线的基本要求：①测线应为直线，保证所反映的构造形态比较真实；②测线应该

垂直构造走向，其目的是更加真实的反映构造形态，为绘制构造图提供方便。

观测系统图示方法:见课本

2、分析比较4种记录的差异及其在地震勘探中的应用：

①共激发点和共接收点记录用于求取激发点和检波点的静校正量；

②在野外作业中，通过显示共激发点记录实行记录质量的监控；

③在资料处理中，需要对共激发点记录进行抽道集，得到大量的共中心点道集记录，然后

进行速度分析、动校正、水平叠加或偏移归位等处理，最终得到用于资料解释的成果数

据；

④在速度分析或某些偏移处理时，为了增加数据量或提高处理质量，需要抽取共炮检距记录,

用于特殊分析和处理。

§3.3地震波的激发和接收

1、基本概念：

动态范围：在地震勘探中，把地震波振幅强弱差别的变化范围称为地震波的动态范围。

可控震源：

偏移距：激发点到最近的检波器组中心的距离

遥测：是利用电缆、光缆、无线电或其他传输技术对远距离的物理点进行测量。

MEMS：Systems微电子机械系统

矢量保真度：矢量保真度是指每个分量互相耦合的信号量度

2、基本内容：

对激发的基本要求：

①具备强大的信号放大功能一对微米数量级的地面位移进行可变倍数放大。

②记录的原始地震资料要有良好的信噪比一地震仪器必须有频率选择功能。

③具备足够大的动态范围一地震波在地层内传播过程中，由于波前的扩散、界面的透过损

失、介质的吸收等原因，其能量浅层很强，深层很弱。在地震勘探中，把地震波振幅强弱差

别的变化范围称为地震波的动态范围。

④记录的原始地震信息具有良好的分辨能力一是指在地震记录上区分某地层顶底反射波的

能力。在仪器设计方面应该合理选取仪器参数，使仪器的固有振动延续时间不要太长，具有

较好的分辨能力。

⑤对记录仪器的一些技术要求一要求仪器是多道的，且各道间应是高度一致的；原始记录

长度应是任意的，但必须大于5秒长度；把记录数据准确地传输到计算机处理中心，便「各

种分析与处理；具有精确的计时装置.，便于地震资料的地质解释；地震勘探野外作业的自然

环境千变万化，要求地震仪器在结构上具备轻便、稳定、耗电少、操作简单、维修方便等特

点，还能经得起颠簸和恶劣的气候变化等。

影响激发波形特征的主要因素：炸药量的大小、爆炸介质的岩性、激发井深、药包形状及其

与爆炸介质的耦合。

A〜Q和Q的关系：CQ3

可控震源的工作原理与记录过程：

可控震源相对炸药震源的优越性：P82

对记录的基本要求：

检波器的类型：动圈式地震检波器、压甩式水听器、数字检波器

地震仪的4个发展阶段：模拟光点地震仪f模拟磁带地震仪-数字磁带地震仪f遥测地

震仪

地震仪的记录过程：

3、理解野外采集参数的确定原则。P93

§3.4低（降）速带测定与好校正

1、基本概念：

低速带：在地表附近一定深度范围内，地震波的传播速度往往要比其下面地层的波速低

得多，该深度范围的地层称为低速带

降速带：某些地区，在低速带与相对高速地层之间，还有一层速度偏低的过

渡区，称之为降速带。

低速带参数：低速带层数、厚度、速度等。

层析成像：其方法原理是建立.在对地层进行网格化的基础上的，且利用最小走时射线路径

的全局算法，即利用费马原理与网络理论构建网络中的最小走时树，可以同时计算出与某点

震源相关的所有的初至走时及相应的射线路径

T值时间：从井底到井口的直达波传播时间t。

静校正：人为选定一个海拔高程作为基准面，利用野外实测得到的各点高程、低速带厚度、

速度或井口时间luh等资料，将所有的激发点和检波点都校正到此基准面上，用基岩速度替

代低速带速度，从而去掉表层因素的影响

2、基本内容：

低速带测定的基本方法：地彦勘探方法常用的杓浅层折射法、微测井法，近几年又发展了小

反射法和面波法，以及大折射、深井微测井、小折射结合大炮初至的方法以及基于初至的回

折波法和层析反演等方法；非地震勘探方法常见的有地面地质调查、地质雷达、大地电磁测

深等方法。

浅层折射法或时距曲线法求取低速带参数的步骤:

①从直达波时距曲战可求出低速带的V。：

「忘反

②从折射波时距曲线斜率可求得低速带下的高速层速

度Vi：MraM

J折射波

③把折射波的时距曲线延长与t轴相交，斯交叉时3,

因为又有m，所以

中-畀

利用上式在求出V。、VP%后就可计算出3

求取交叉时的方法：延长时距曲线法；相遇法；追逐法；复合时距曲线法；求界面速度的方

法：差异时距曲线等。

微地震测井的工作方法：

微地震测井资料的解释步骤：

静校正工作内容：

分析说明地震勘探原理的基本假设条件：地下界面为水平,介质均匀。

低速带测定的目的意义：准确测定低速带参数有助「地震资料的静校正处

理；满足地震勘探原理的基本假设条件。

§3.5地震组合法

1、基本概念：

视速度：如果不是沿着波的传播方向而是沿着别的方向来确定波速，得到的结果就不是波

速的真实值。这样的结果叫做简谐波的视速度

剩余时差：把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射时间与共中心点处的tOm

之差称为剩余时差。

±jcar

时延定理：设r为常量，而〃⑺QS(°),则〃(7±7)QS(co)e

平稳的随机过程：程是指其基本条件在时间变化过程中保持不变，故其统计规律也不随时

间而变化的随机函数的集合。

各态历经性质：一个随机过程的统计规律在一次实现中已能反映该随机过程的全部特点。

随机干扰的相关半径：随

机干扰的相关半径就是自相关函数第一个零值点所对应的1△X值。

简单线性组合：

2、基本内容：

有效波与干扰波的主要差别:

.野外施工：检波器组合

(1)有效波和干扰波在传播方向上可能不同。故压制面波

资料处理：视速度滤波

记录时有目的地滤波

有效波和干扰波可能在频谱上有差别.故压制干扰波《

室内进行频率滤波

有效波和干扰波经过动校正后的剩余时差可能有差别.

野外多次覆盖、室内水平叠加

故压制多次波＜

预测反褶积

(4)有效波和干扰波在它们出现的规律上可能有差异。

多次叠加、组合法

故压制随机干扰,

相关滤波、相干叠加

组合方法的基本原理:P102

讨论组合的方向一频率特性的基本思路：

组合特性曲线的主要特点:P105(1)(2)(3)(4)

脉冲波的组合特性:P106

描述随机过程的主要参量:平均值、方差和相关函数

组合的统计效应的结论：当组内各检波器之间的距离大于-该地区随机干扰的相关半径时,用

m个检波器组合后,其信噪比增大诟倍.

了解组合的频率效应与平均效应：

了解其他组合形式的相关结论等。

确定组合参数的方法步骤：(1)干扰波调查(2)理论分析与计算(3)组合效果检验

确定组合参数的基本原则:

（1）尽可能使有效波落入通放带，伐干扰波落入压制

带，要求组内距Ax为:

AY>—（干扰波）

7〃

A'wJ-看（有效波）

11H

（2）适当增加检波器的组合数目，但不宜过多。

（3）既要考虑方向带性，又要兼顾统计效应，蛆内距

△x应大于随机干扰波的相关半径。

（4）从压制干扰波的角度出发，组合基距B!应为:

实际上bx=(n-l)4x

式中:分别为最小视波长、最大视波

长、最大视速度和频谱中的最低频率。

（5）理论计算结果与实际生产条件相结合的原则。

§3.6多次覆盖技术

1、基本概念：

多次覆盖：PU8

水平叠加：在野外采用多次覆盖的观测方法，在室内将野外观测的多次覆盖原始记录，经

过抽取共中心点（CMP）或共深度点（CDP）或共反射点（CRP）道集记录、速度分析、动静

校正、水平叠加等一系列处理的工作过程，最终得到能基本反映地下地质形态的水平叠加剖

面或相应的数据体，这一整套工作称为共反射点叠加法，或简称为水平叠加（horizontal

stacking）技术。

剩余时差：把某个波按水平界面一次反射波作动校正后的反射时间与共中心点处的tOm

之差称为剩余时差。

2、基本内容：

多次覆盖的方法原理：按照一定的观测系统对地下某点的地质信息进行多次观测；

具体实现：分别在炮点01,02,03等激发，在D1,D2,D3等蚤收，保证炮检距相对于中心点M是

对称的；

主要目的：提高观测资料的信噪比。

共激发点和共中心点反射波时距曲线的主要异同点：

（3）物理意义上的差别：共中心点反射波时距曲线只

反映界面上一个点R（界面水平时）或R点附近的一个

卜区间（界面倾斜时）的情况，而共激发点反射波时

近曲线反映的是一段反射界面的情况.在共激发点反

钟波时距曲线上这个tA映激发点处反射波的垂直反

好时间，在共反射点时距曲线上，这个％时间代表共

中心点M处的垂直反射时间。________________________

多次波的类型及其特点:

（1）全程多次反射波一在某一深层界面发生反射的波在地面又发生反射，向下在同一界面

发生反射，来回多次，又称简单多次波。

（2）短程多次反射波一地震波从某一深部界面反射回来后，再在地面向下反射，然后又在

某一个较浅的界面发生反射，又称局部多次波。

（3）微屈多次反射波一在几个界面上发生多次反射，多次反射的路径是不对称的，或在一个

薄层内受到多次反射，它与短程多次波并没有严格的差别。

（4）虚反射一进行井中激发时，地震波能量一部分向上传播，遇到地面再向下反射，这

个波称为虚反射,它与直接由激发点向下传播的地震波相差一个时间延迟T,T等于波从井

底到地面的双程旅行时。

讨论全程多次波时距关系的思路及其方程特点:

由上讨论可得到全程m次反射波的时距曲线方程是:

•2•2

*+4^£//±4^£旅

sin-Qsin

需要指出的是：由几何学可知，界面倾斜时多次波的次

数m不可能很多，因为等效界面的倾角不能大于

90°o从动力学来看，由于多次被反射过程中能量逐渐

减典」也丕可能很久________________

多次波剩余时差的特点:

3td="2其中q哈卜f

多次波的剩余时差是按抛物线规律变化的，并与下列两个参数有关：一是与炮检距X的平方

成正比；二是与界面的埋藏深度或to时间有关，因为q随to而变，而V、Vd在一定的地区

也随tO而变，q总的来说是tO的函数。

识别多次波的标志:

(1)在激发点O处(x・o)观测到的全程二次反射波

的"时间是:2/?2/?sin2^2sin°cos0仁

‘0=二-------——-=2tocos(p

VPsin。sm夕

当界面倾角技小时,cos夕=L此时近似有‘0~2fo,这是

一个常用的识别近于水平界面的多次波的重要标志-廿

臂•等效界面的倾角__

(p=2(p

表明全程二次反射波的等效界面的倾角，等于一次反射

界面倾角8的二倍，这称为全程多次波的倾角标志，

讨论多次叠加特性的思路以及多次波的叠加特性:

影响叠加效果的主要因素:速度、地层倾角

多次叠加的统计效应:经过多次叠加以后，有效波相对于随机、干扰的信噪比要提倍。

多次叠加的统计效应要优于组合的统计效应。

3、分析说明多次覆盖和组合这两大技术的基本假设条件和方法原理以及压制干扰波的效

果差异。

多次覆盖组合

基本假设条件地下界面为水平，介质均匀；

方法原理分别在炮点01,02,03组合确实可以视为一个滤波

等激发,在1)1,1)2,1)3过程，单个检波器信号为该滤

等接收，保证炮检距相波器的输入，多个检波器组合

对于中心点M是对称后的信号是该滤波器的输出，

的滤波器的系统特性就是

K(jw)

压制干扰波靠动校正后剩余时差不同，对根据反射波和干扰波的视速

多次波有很好的压制作用。对度不同，它能压制视速度较低

随机干扰，多次叠加比组合的的面波干扰等，但不能压制与

压制效果要好。反射波视速度相近的多次波

第四章地震波速度

§4.1影响地震波传播速度的因素分析

1、基本概念：

泊松比：

速立波动方程时已导出地度纵波和横波在介质中的传

播速度与介质的弹性常数之间的定量关系：

2=\RIM■一二叵=

P)加+以1-2功・,、2p(l+u)

式中；I,〃是拉梅(Lame)系数；。是介质密度；E是杨

氏模量；"是泊松比(Poisson飞ratio)。它们都是说明介

纵横波速度比：

七二12(1〜)

匕一寸l-2v

Gardner公式：

O=0'1X/1/4

〃u-工〃Y为纵波速度，m/s;0为岩石密度，g/cm3

Wyllie方程:

程，即:

VJ匕

式中V是波在岩石中的实际速度；倒是波在孔隙的流体

中的速度；蝎是岩石基质的速度；。是岩石的孔隙度。

频散：传播速度是频率的函数

3、基本方法原理:

影响速度的主要因素：

岩石弹性常量、岩性、密度、构造历史和地质年代、埋藏深度、孔隙率和含水性、频率和

温度。

沉积岩中速度的一般分布规律：

1.在沉积岩中速度的空间分布规律决定于地层的沉积顺序及岩性特点。沉积岩的基本特

点之一是成层分布。根据形成沉积的各种条件，可将整个地质剖面划分为许多地层，在各层

中波传播的速度是不同的。因此，速度在剖面上的成层分布就成为沉积岩的基本特点，而这

一特点恰恰是地震勘探的有利前提。

2.速度与深度和地质年代有关，这个关系基本上是平滑变化。所有影响因素的共同作用

表现出速度变化具有方向性，其方向接近于垂线方向。速度随着深度（或反射波1（）时间）

的增加而增大。速度垂直梯度的存在也是速度剖面的又一重要特点，速度垂直梯度是随深度

的增加而减小的。

3.由于工区地质构造与沉积岩相的变化，也会引起速度的水平方向变化。一般来说，速

度的水平梯度不会很大，但要细致地处理和解释地震资料，考虑速度的水平梯度还是必要的,

这个问题正在引起人们的注意。构造破坏（如断层）可以引起速度的突变。个别地层中的不

整合及地层尖火都会对速.度的水平梯度有髭著的影响。

§4.2各种地震波速度的概念

1：基本概念：

平均速度:一组水平层状介质中某一界面以上介质的平均速度就是地震波垂直穿过该界面以

上所有地层的总厚度与总传播时间之比。

均方根速度：把水平层状介质情况下的反射波时距曲线近视地看成双曲线，求出的速度就是

这一水平层状介质的均方根速度。

等效速度：

前面已经推导出倾斜界面、均匀覆盖介质情况下的共

中心点反射波时距曲线方程：

r=r+—------—

0V?Ko/(p

如果引入符号；■称为倾斜界面均匀介质

怆况下的等效速度。于是，倾斜均匀介质的反射波时

近曲线方程为：iMMB

72人

叠加速度:

在一般情况下（包括水平界面均匀介质、倾斜界面均匀

介质、覆盖层为层状介质或连续介质等），都可将共中

心点反射波时距曲线看作双曲线，用共同的式子来表

式中匕为叠加速度。

层速度：

在地震勘探中，把某一相对稳定或岩性基本一致的沉积地层所对应的速度称为该地层的层速

度。

2：基本原理：P164

§4.3地震波速度的测定方法

1：

基本概念；

WS：地震测井（WS-WelISurvey）野外观测方法:

CVL：声波测井

VSP：地震测井或零偏移距垂直地震剖面

TLS：时移地震

弹性参数：

①纵波传播速度：定义为在固体、流体、气体中由于拉一压形变而产生的弹性波传播速度；

②横波传播速度：定义为在固体中由于切变而产生的弹性波传播速度；③杨氏模量（纵向弹

性模量）E：指法向应力与沿应力作用方向引起的伸长之比；④泊松比（横向压缩系数）：指

当单轴方向延展时，物体横向压缩与纵向伸长之比值；⑤剪切模量一指表征物体反抗形状

变化能力的剪切力与剪切角的比值。

速度谱：把地震波的能量相对于波速的变化关系的曲线称为速度谱。

慢度：

波阻抗反演。即对地震记录做反褶积处理，再把反射系数剖面换算为波阻抗剖面，

2：基本方法原理：

影响求取速度精度的因素：道集记录本身的信噪比；表层速度分布异常；波的干涉；地层倾

角或构造复杂化。

求取速度的基本方法：

一、实验室测定方法

二、时距曲线分析方法

三、井孔测定方法

四、速度谱方法一求取叠加速度

五、速度反演方法一求取层速度

地震波速度的应用：P149

WS与CVL的异同点:

求取叠加速度的方法原理。

§4.4各种地震波速度间的转换关系

1：基本概念：

射线平均速度：把地震波沿某一条射线传播所走的总路程长度除以所需的时间叫做沿这条射

线的射线平均速度。

Dix公式：

rr2R.n~R.n-1

・Jn=一-----------

'O.n’0.”1

各种速度概念与介质的对应关系：P149

2：基本关系：

平均速度和均方根速度与射线平均速度三者间的关系：P161

炮检距为零时，平均速度精度高；随炮检距增大，均方根速度比较准确；炮检距过大，均方

根速度精度降低。

射线平均速度的特点：

①它是炮检距或出射角或射线参数的函数；

②它比平均速度更精确地描述了波在介质中的传播特点；

③分析各种速度的精度时可以用它作为一个比较的标准；在数字处理中讨论偏移叠加速度

时，也要用到射线平均速度的概念。

叠加速度与均方根速度的关系：

（1）对水平层状介质（或水平界面覆盖层是连续介质），叠加速度就是均方根速度，即

V^-V

当6=0时：Ra

（2）当界面倾角为。、覆盖层为均匀介质时，求得的叠加速度是等效速度，这时要作倾

角校正，即：VR=%COS。

均方根速度与层速度的关系：dix公式

.yl_hJR.n—‘0.〃一1

O.nO.n-1

第五章地震资料解释的理论基础

§5.1地震剖面的特点

1：基本概念：

同相轴：指地震剖面上相同相位如波峰或波谷的连线

褶积模型：

层状介质的一次反射波通常用线性褶积模型表示：

s(t)=M⑺*=£vt(r)7-(r-t)dr

式中：”，①为地震子波；”〃为反射系数函数，符号“*»

表示褶积运算，上式称为地震记录道的时间域褶积模

型。根据傅里叶展式中的褶积定理：

合成地震记录：通过将反射系数与经大地和记录系统滤波作用后的波形进行褶积，由声波曾

经曲线人工合成的地震反射记录。

子波处理：是严格保持子波的振幅谱不变，只改变子波的相位谱，使非零相位子波转化为零

相位子波。

复合子波：

2：基本原理：

褶积模型的应用：

①已知W(t)和R(t),求己知这是正演问题,如合成地震记录(syntheticseismogram］或

合成地震剖面I

②已知S(t)和W(t),求己t)这是反演问题,如波阻抗反演(impedanceinversion)；

③已知S(t)和R(t),求M'(t)这是地震资料数字处理中的子波处理(waveletprocessing)问

题。

识别有效波的四大标志：

1,强振幅

2.波形相似性

3.同相性

4.时差变化规律

水平叠加时间剖面的主要特点：

(1)在测线上同一点,根据钻井资料得到的地质剖面上的地层分界面,与时间剖面上的反射

波同相轴在数量上、出现位置上，常常不是一一对应的。

(2)时间剖面的纵坐标是双程旅行时10,而地质剖面或测井资料是以铅垂深度表示的，

两者需经时深转换，其媒介就是地震波的传播速度，它通常随深度或空间而变化。

（3）反射波振幅、同相轴及波形本身包含了地下地层的沟造和岩性信息,如振幅的强弱与地

层结构、介质参数密切相关。但是反射波同相轴是与地下的分界面相对•应，一个界面的反射

特性又与界面两侧的地层、岩性有关。必须经过一些特殊处理（如波阻抗反演技术等）才能

把反射波所包含的“界面”的信息转换成为与“层”有关的信息后，才能与地质和钻井资料

进行直接地对比。

（4）地震剖面上的反射波是由多个地层分界面上振幅有大有小、极性有正有负、到达时间

有先有后的反射子波叠加、复合的结果。而复合子波的形成取决于地下地层结构的稳定性,

如薄层厚度、岩性、砂泥岩比等。

（5）水平叠加剖面上常出现各种特殊波，如绕射波、断面波、回转波、侧面波等，这些波的

同相轴形态并不表示真实的地质形态，除非是经过三维偏移处理。

§5.2复杂界面反射波的特点

1：基本概念：

绕射波：波在传播过程中若遇到地层或岩性突变点（如断棱、地层或岩性的尖火点、不整合

面的突起点等），这些突变点成为新震源，再次发出球、面子波向四周传播，该波动在地震

勘探中称为绕射波

回转波：凹界面的反射波

特殊波：绕射波、断面波、回转波、侧面波

凹界面类型：聚焦型、回折型、平缓型

广义绕射：物理地震学的基本观点认为绕射是最基本的，反射波是反射界面上所有小面积元

产生的绕射波的总合。这种绕射乂称为广义绕射

2：基本方法原理：

回转波形成条件：：即曲率中心在地面以下；P为弧形凹界面的曲率半径；H为界面

深度

特殊波的双重性：P172

凸界面反射波特点：同相轴在水平叠加剖面上出现的范围要比实际的背斜构造的范围宽

凹界面反射波特点：同相轴在水平叠加剖面上出现的范围要比实际的向斜构造的范围窄

凹界面按其具体特点又可分为几种情况（见下图）：若

曲率半径为p的园弧型界面的埋藏深度为H,则p=H为

聚焦型凹界面；p<H为回转型凹界面；p>H为平缓

型凹界面.

绕射波时距曲线的主要特点：P172

几何地震学与物理地震学的适用条件：

物理地震学与儿何地震学的适用范围主要取决于所勘探的断块或其它特殊岩性体的大小与

地震波波长间的关系。如果断块的大小远大于地震波波长，儿何地震学是行之有效的；如果

断块小于或等于地震波波长时，地震波的波动特点就表现得很突出，则几何地震学就很难解

释这些复杂的波动特征，应当使用物理地震学的概念来解释小断块构造的各种波动特点。两

者的主要差别在于：几何地震学只研究运动学问题，它不能保留波的动力学特点，对复杂地

质构造产生的复杂的波场就不能作出正确的解释；而物理地震学处理地震波波场时.,既考虑

了波的传播时间，又考虑了波的强度，同时研究运动学和动力学问题，因此有可能对复杂的

地质体产生的波场作出正确的解释。

识别绕射波的方法：

①人工绘制深度剖面的方法

②时即曲线量板方法

§5.3地震勘探的分辨率

1：基本概念:

垂向分辨率：沿地层垂直方向所能分辨的最薄地层厚度。

横向分辨率：率是指横向上所能分辨的最小地质体宽度。

第三节地震勘探分辨率

一、分辨率的定义

子波处理：

薄层解释原理：在时间〜振幅曲线上，当//7V4/4时，时差关系无法区分薄层顶

底，但合成波形的振幅与时间厚度近似成正比，确定其线性函数关系，并经已知井厚度

信息的标定，实现薄层厚度估计。

介质的吸收衰减规律:

2：基本方法原理：

关于分辨率的3个基本准则：

(1)心以备或准则：两子波到达时差才2〃2可分辨；

(2)应cA»准则：两子波到达时间差(子波主极值两侧的两个最大陡度点的间距)

可分辨；

⑶竹曲ss准则：t<T/4^h在/8与4之间，合成波形的振幅与雨似成正比，可

用合成波

形的振幅信息来估算薄层厚度，这一工作称

之为薄层解释原理。

影响垂向和横向分辨率的主要因素：

1.子波的频率成分：1=V/F；Dh>l/4

2.了波的频带宽度Fb或延续时间dt：Fb增加或dt减小，分辨率提高；

3.子波的相位特征：从Widess公式得以证实：

4.信噪比:S/N>2,分辨率较高;

5.炮检距：炮检距越大，分辨率越小

6.岩石的吸收作用：振幅随旅行时增加而呈指数规律衰减；吸收具有选频作用；

7.表层影响：低速层的衰减很严重。

提高分辨率的可能途径：

1、选择合适的野外采集参数

2、采用反褶积或反演的方法

3、进行子波处理

4、做好地震偏移归位处理

5、提高速度分析的精度

6、采用井间地震等新方法、新技术

分辨率的量化表示：

⑴纵向分辨率：Ah可分辨；

⑵横向分辨率：R=g—区

(3)关于分辨率再定量表示：

2

R[=[『S(f)COSWf)dfT/fS(/)#

R=力/；品为子波的最大振幅

Fn为Nyquest频率；S⑴为振幅谱；0⑴为相位谱

对13零晒被0火<1

§5.4反射界面真正空间位置的确定

1：基本概念：

法线深度和铅垂深度:

(1)当测线垂直于界面走向

时，即0=0。，则有其倾角与视

倾角相等。此时,射线平面是铅

直的，在该平面内可见到界面

的法线深度心即〃二么4/2,表

示界面到。点的垂直距离。而从

。点垂直地面向下到界面的深度

称为其深度，也称之为铅垂深

度或钻井深度。从右图中可以真深度、法线深度问

看出，界面的法线深度〃与其深的相互关系

度生之间有下列关系：

h:=/?/cosi//

视铅垂深度：

(2)当测线平行于地层走

向时，即8=90。，此时可得：

涔0,表明反射波同相轴

是水平的。但射线平面是

倾斜的，它垂直于界面，

不垂直于地面。因此在沿

地层走向时间剖面上只有

法线深度〃，而其深度并不

在这个射线平面内。这时

在过测线的剖面内由。点

测线平行界面走向

作垂直向下的垂线与界面

时深度间的关系

相交得到的是界面的视铅

垂深度hx,并且h=h,如

”-田侬•二

绕射扫描偏移：

波动方程偏移：利用波动方程直接反演地下界面真实形态和位置的方法。

波场延拓：，把波场从一个高度换算到另一个高度

三维偏移：

时间偏移：目前使用的偏移方法最重要的基本假设是介质均匀或水平层状。在进行偏移时，

认为速度函数是已知的,速度结构可以简单地表示为旅行时的函数(沿横向不变)，进行偏移

的一切信息都可以归结为旅行时t的函数，偏移的结果也大多以旅行时为纵坐标输出。大概

也正是由于这些特点，所以把这些偏移方法称为时间偏移。

深度偏移：速度结构用一个复杂的深度剖面V（x,z）来表示那就是深度偏移。

成像射线：

2：基本方法原理：

水平叠加剖面存在的主要问题：

1.在界面倾斜情况下，按共中心点关系进行抽道集，动校正，水平叠加。实际上是共中心

点叠加而不是真正的共反射点登加，这会降低横向分辨能力。同时，水平叠加剖面上也

存在绕射波没有收敛，干涉带没有分解，问转波没有归位，在二维地震测线内，侧.面波

无法归位等问题。

2.时间剖面上记录点位置与反射点的位置不相符合，记录点的显示位置总是相对于反射点

向界面的下倾方向移动，这是不利于地震资料的地质解群的。

解决这些问题的基本途径：

（1）通过数学关系，如三个角度或三个深度的相互关系,换算得到地质分界面的正确空间

位置；（2）偏移处理,这是把反射和绕射准确归位到其真实位置的反演过程；（3）作空间校

正，恢复地质构造的真正形态。

三个角度之间的关系：

经数学推导，真倾角甲、视倾角8和测线方位

角a三者之间的关系为：