02-第一章+地震勘探基本理论.ppt

1、20:04:16,陈同俊, CUMT,地震勘探基本理论,第一章,20:04:16,陈同俊, CUMT,本章内容,地震波的基本概念 地震波传播的运动学特征 地震波传播的动力学特征 地震勘探的地震地质条件,20:04:16,陈同俊, CUMT,地震波的基本概念,弹性理论 应力与应变 地震波类型 地震波的基本概念,20:04:16,陈同俊, CUMT,地震波的基本概念,1.1.1 弹性理论 完全弹性体 形变 (distortion) 在外力作用下，物体内部质点之间相互位置发生变化，使得物体的体积及形态发生变化，这种体积及形态的变化称之为形变。 体变 (volume distortion) 弹性体只受

2、到一个胀缩力(张力或压力)的作用，物体只改变体积的大小，而保持原来的形状，这种形变叫做体积形变(或体变)。,20:04:16,陈同俊, CUMT,体变-体积形变,当受到外力时： 体积发生变化， 形状不变。,原体积为: V 体积变化量为: V 则体积形变q= V/V,20:04:16,陈同俊, CUMT,弹性理论,切变 (shear distortion) 物体受到一个旋转力或剪切力的作用，它就几乎保持原来的体积大小，而只改变形状，这种形变叫做形态形变(或切变) 。 任何复杂的形变均可看成是这两种形变同时发生复合的结果。 弹性 (Elasticity) 物体受外力作用后会产生形变，如果去掉外力立

3、即恢复原来的体积及形态，物体的这种性质被称为弹性。 具有这种性质的物体被称为完全弹性体，而其发生的形变称为弹性形变。,20:04:16,陈同俊, CUMT,弹性理论,Plasticity (塑性) 物体受外力作用后会产生形变，当去掉外力时，物体无法恢复到变形前的形状或体积，这种性质被称之为塑性。具有这种性质的物体被称为塑性体；这种变形则被称为塑性变形。 在自然界中完全弹性材料是不存在的，其只是一种理想化模型。但在物体受力很小的情况下，可以把大部分材料近似为理想弹性材料。,20:04:16,陈同俊, CUMT,弹性理论,地震勘探中，激发地震波的人工震源产生的都是瞬时激发力。在震源附近，这种力是很

4、大的，但是传播到远离震源的介质处，已经变得很小了。因此，在远离震源的范围内，大部分岩石都可以近似看成完全弹性体。,破碎带,塑性形变带,弹性形变带,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,地震波实质上是在地球内部传播的弹性波。为了研究这种波传播的过程，必须要研究地震波传播过程中地球内部质点的应力与应变。 内力 当弹性体受到外来力的作用而变形时，就改变了其原子间原来的平衡，原子间的相互作用力也随之而改变。从而在弹性体内部出现一种恢复力，它是阻止弹性体变形并力图恢复其原来形状的力，通常把它简称为内力。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,Stress

5、(应力) 当把外力作用于物体上时，物体内部质点间将建立起新力的平衡，应力就是对质点间此种相互作用力大小的度量。 把介质质点间维持平衡时作用于单位面积上的力称为应力 。 作用在任意截面上的应力都可以被分解为垂直截面的正应力和在截面内的剪应力。,20:04:16,陈同俊, CUMT,正应力与剪应力,正应力,剪应力,切应力,P,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,Strain (应变) 应变是个没有量纲量，可表示单位长度的变化率、扭转角或单位体积的变化率等，因不同类型的应变而不同。 因此，将弹性介质在应力作用下发生的相对变形叫做应变。 Normal strain (正应变)

6、 当应力与应变的作用方位相同时，此时弹性介质单位长度的变化率称为正应变。,20:04:16,陈同俊, CUMT,正应变,正变应是弹性体在受力后单位长度的变化率,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,Shearing strain (切应变) 当应变与应力的作用方位相垂直时，此时弹性体所产生的微小扭转角即称为切应变。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,Bulk strain (体应变) 当弹性体各个面受力相等时，此时弹性体因受力而发生的单位体积变化率称为体应变。,原体积=V0,变形后体积 = V,体应变: q= (V-V0)/V0,20:04:

7、16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,虎克定律 当弹性体所受的应力在一定的限度范围内时，当应力增加时应变随着增加，当应力减小时应变也随之减小，这就是虎克定律。 虎克定律指出，弹性介质在弹性限度内，应力与应变呈线性关系，比例常数就是弹性常数。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,弹性常量 杨氏模量 线性弹性体的正应力与正应变之间满足线性关系，可表示为： 称为虎克定律。E称为杨氏模量。 泊松比 弹性体受力纵向伸长(缩短)与横向收缩(膨胀的比值.,20:04:16,陈同俊, CUMT,d0,d,20:04:16,陈同俊, CUMT,体变模量 应力与体应变的比值

8、切变模量 切应力与切应变的比值 拉梅系数 拉梅系数在数学推导中为简化而引入的物理量，没有明确的物理意义,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,在各向同性的均匀介质中，只需知道上述5种弹性常量中的任意2个，就可以计算出其它3个弹性常量的值。 各向同性介质: 质点弹性与空间方向无明确关系的介质称各向同性介质。 各向异性介质:质点弹性与空间方向具有特定关系的介质称各向异性介质极端各向异性、正交各向异性等。 均匀介质：介质内部的各点具有相同的弹性性质。 非均匀介质：介质内部的各点的弹性性质不完全相同的介质。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.2 应力与应变,不同埋藏

9、深度、不同地质年代或不同岩性的岩石具有不同的弹性常数。因此，在一个地质剖面中，就存在许多弹性分界面(地震界面)，这就是我们能够用地震勘探解决地质问题的前提。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,地震波的激发 在地面地震勘探中，一般采用爆炸或锤击震源来激发地震波。震源附近的岩石受到瞬间巨大激发力的作用产生破裂和塑性形变，而在距震源足够远的区域，介质只受一个瞬间微小外力的作用，因此可以将介质当作一个理想的完全弹性体。,破碎区,塑性区,非线性弹性区,弹性区,爆炸空洞,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,波的定义 质点振动在介质中的传播称为波。波

10、的实质是能量通过质点振动向外传播的过程 。 地震波定义 扰动(微小的振动)在弹性介质中的传播。 波产生的要素 振源 传播介质 波的举例 水波，声波，电磁波，地震波，可见光等。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,地震波的分类 波传播空间关系: body wave (体波) surface wave (面波) 质点传播方向与振动方向关系: P波-Primary wave S波-Secondary wave,为什么这么叫?,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,P-wave (纵波) 纵波是体波的一种，这类波的质点振动方向与波的传播方向相互平行

11、。也被称为：首至波、压缩波、疏密波等。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,S-wave (横波) 横波也是体波的一种，这类波的质点振动方向与波的传播方向相互垂直。也称其为：次至波、剪切波等。,SH波,SV波,20:04:16,陈同俊, CUMT,横波,横波的传播方向和质点振动方向相互垂直: 质点振动在水平平面中的横波分量称为水平横波或SH波; 质点振动在垂直平面中的横波分量称为垂直横波或SV波。,20:04:16,陈同俊, CUMT,纵波与横波的波场比较,P波,S波,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,面波的类型 瑞雷面波 拉夫面波 瑞

12、雷面波(Rayleigh waves ) 沿着介质与大气接触的自由表面传播的面波称为瑞雷面波，其能量分布在地表附近的介质中并随深度的增加迅速衰减。 瑞雷面波传播时，质点大致作逆时针方向、轨迹为椭圆的运动，椭圆长轴垂直地面。 在地震勘探中，瑞雷面波总是以干扰波的形式出现在地震记录中，具有低频(1030)、低速、强振幅的特点，应尽量予以压制。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.3 地震波的类型,拉夫面波(Love waves) 沿两个弹性介质之间的界面传播的面波称为拉夫面波，振动方向与传播方向垂直，振动平面平行界面，因此拉夫面波可看作是SH波的一种特殊形式。 如果使用只能接收到垂直分量

13、的检波器，便接收不到这种Love面波。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.4 地震波的基本概念,波动与振动 振动是介质中某个质点的运动； 波动是指整个介质作为一个整体的能量传递过程； 波的传播具有一定的速度，称为波速，是传播介质的一种特性； 介质中质点的振动速度波速，是两个不同概念。 波前 在某一时刻，把空间中所有刚刚开始振动的点连成曲面，该曲面称为该时刻的波前面，简称波前。 波后(波尾) 在某一时刻，把空间中所有刚刚停止振动的点连成曲面，该曲面称为该时刻的波后，也称为波尾。,离开特定时刻讨论波前、波后是没有意义的。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.4 地震波的基本概

14、念,根据波前面形状： 平面波，球面波，柱面波，等。 射线(Rays) 当地震子波由震源向外传播的过程中，如果子波在各向同性均匀介质中传播，那么地震波在各个传播方向上的传播速度相同。因此，任一时刻波场的波前面即为球面。 地震射线被定义为由波源出发，垂直于所有时刻波前面的理想射线，震源能量由此路径向外传播。 在全空间介质中有多少条地震射线？,20:04:16,陈同俊, CUMT,Rays,所谓射线，是指与波前相互垂直、代表波前传播的方向线。,各向同性介质,各向异性介质,在各向同性介质中，射线总是由振源指向波前面的直线； 在各向异性介质中，射线是由波源出发的折线；,20:04:16,陈同俊, CUM

15、T,1.1.4 地震波的基本概念,地震记录(Seismic record) 假设离振源一定距离的A点，观测该点位移u随时间t的变化规律, 所记录的质点振动位移随时间变化的图形，称为地震波振动图，即地震记录。,振源处和A点处振动图比较,野外实际的单炮记录显示方式？,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.1.4 地震波的基本概念,波剖面(Wave section) 在某一特定时刻，将地震测线上每个点波振动的位移记录下来，以每个点的空间位置为x轴，波振动位移u为y轴画在同一张图上，则可得到波剖面。,振动图与波剖面的异同？,注意：波剖面地震剖面,20:04:16,陈同俊, CUMT,第一章,第二节

16、 地震波传播时的运动学特征,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2 地震波的运动学特征,地震波的运动学特征是指地震波在传播过程中波前的空间位置与其传播时间的关系，包括地震波旅行时和地震波传播速度等。 它的基本原理与几何光学类似，也是使用波前、射线等几何图形来描述地震波的运动过程和传播规律。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2 地震波的运动学特征,惠更斯原理 (Huygens Principle ) 费马原理 (Fermats Principle ) 视速度定理 (Apparent Velocity Law ) 斯奈尔定理 (Snells Law ),20:04:16,陈同俊,

17、CUMT,1.2.1 惠更斯原理,惠更斯原理 惠更斯原理认为波前面上的所有点都可以被看作是一个新的子波源，这个新波源也向周围辐射能量，在一段时间之后，新的波前面即为所有子波源波前面的包络。 通过此种方式，我们可以依次重建波场中的所有小前面。 惠更斯于1690年提出：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点波源(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。 惠更斯原理也叫波前原理，说明波前向前传播的规律。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.1惠更斯原理,平面波,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.2 费马原理,费马原理 费马原理指出

18、在波的传播过程中，任意给定两点间的地震波传播路径是沿着所有可能传播路径中旅行时最小的路径传播。 费马原理也叫射线原理或最小时间原理，它表明地震波总是沿射线方向传播，即地震波在介质中传播的路径总是保证所用时间最短。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.2 费马原理,在均匀各向同性介质中，从一个等时面到另一个等时面，只有垂直距离最短，因此波沿垂直等时面方向传播所用时间最少，这个方向就是地震射线方向，故地震射线路径和等时面总是相互垂直的。 同理，地震波在层状介质中的射线路径为折线，在非均匀介质中的传播路径为曲线。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.3 视速度定理,视速度定理(A

19、pparent Velocity Law ) 由于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，其方向和射线方向一般不一致。 因此，波前沿测线传播的速度不是真速度，而是视速度。,? V*=V/sinf,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.4 斯奈尔定律,斯奈尔定律 (Snells Law ) 当地震波传播到两介质分界面上时，地震波的传播方向将会发生改变，可表示为： 其中是地震波的入射角，V是入射地震波的传播速度. P 被称为：射线参数 具体情况见下图,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.4 斯奈尔定律,q是入射角 ,是反射角 ,是透射角,20:04:16,

20、陈同俊, CUMT,P波入射,P-wave,20:04:16,陈同俊, CUMT,S波入射,S-wave,如果地震波垂直入射到介质 分界面时，情况又如何？,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.2.4斯奈尔定律,如式 给出了入射波、反射波和透射波之间的关系，这就是著名的斯奈尔(Snell)定律，也称为反射折射定律。 当地震波垂直入射到介质分界面时，将只产生同类型的反射波和透射波，不会发生波的转换。 波的转换：P波在介质分界面上产生S波，或S波在介质分界面上产生P波。 地震波在介质分界面上产生反射的前提是分界面两侧介质的波阻抗值存在差异。 波阻抗=介质的速度介质的密度,20:04:16,陈同

21、俊, CUMT,1.2.4 斯奈尔定律,折射波 (Refraction wave) 对于一个水平速度分界面，下层介质的速度V2大于上层介质的速度V1。当入射波以不同的入射角投射到界面上，根据斯奈尔定律可知，随着入射角增加，透射角也随着增加，透射波射线偏离法线向界面靠拢，当入射角增加到某一角度时，透射角达到90。此时，透射波就以V2的速度沿界面滑行，形成滑行波。 根据惠更斯原理，滑行波所经过的界面上的任何一点，均可以看作该时刻振动的新点源，这样下层介质中的质点就要发生振动，由于界面两侧的介质质点间存在着弹性联系，下层质点的振动必然要引起上层介质中质点的振动，这样在上层介质中就形成了一种新的波动，

22、这种波在地震勘探中被称为折射波。,20:04:16,陈同俊, CUMT,滑行波和折射波,20:04:16,陈同俊, CUMT,折射波,首先形成折射波的点叫折射波的始点，从始点发出的射线是折射波的第一条射线，叫临界射线。在临界射线以内是观测不到折射波的，这个区域称作折射波的盲区。 形成折射波的条件 形成折射波的条件是界面下层介质的速度必须大于上层介质的速度。为什么? 在多层介质中，当各层界面相互平行时，形成折射波的条件是界面下部介质的速度必须大于其上部各层介质的速度。 因此，折射界面的数目总是小于反射界面的数目。 因此，煤层不会产生折射波，产生折射波的地层都是高速层。,20:04:16,陈同俊,

23、 CUMT,1.2.4 斯奈尔定律,转换波 (Converted wave) 当纵波或横波非垂直入射到介质分界面上时，反射波或透射波中即有纵波也有横波的这种现象称之为波的转换。所产生的新类型波称为转换波。 当纵波(P)倾斜入射时，界面上的质点振动可以分为与界面垂直和平行的两个分量。故除了产生反射纵波和透射纵波(用PP表示)外，同时还会产生反射横波和透射横波(用PS表示) 。 地震勘探中，称与入射纵波波型相同的反射纵波和透射纵波为同类波，与其波型不同的反射横波和透射横波为转换波。,20:04:16,陈同俊, CUMT,转换波,只要入射波不是垂直入射， 就会产生转换波。但是， 只有在炮检距(炮点与

24、接 收点之间的距离)增大到一 定范围时，才能观测到转 换波。,此时，PS波的类型是SV波,20:04:16,陈同俊, CUMT,两层介质地震波传播示意图,直达波,反射波,折射波,20:04:16,陈同俊, CUMT,第一章,第三节 地震波传播的动力学特征,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3 地震波传播的动力学特征,地震波动力学特征 地震波的动力学特征是研究地震波在地层中传播过程中能量变化和波形特征，包括振幅、频率、相位与衰减规律等传播特点，这些特点称为地震波的动力学特征。 Dynamic characteristics of seismic wave include waves am

25、plitude, waves frequency, waves phase and waves attenuation.,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3 地震波传播的动力学特征,地震波的频谱 (Spectra of Seismic Waves ) 地震波的振幅 (Amplitude of Seismic Waves ),20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.1 地震波传播的动力学特征,地震波叠加原理 具有某个固定频率的正弦信号或余弦信号被称为简谐波。 一个复杂的振动信号，可以看成是由许多频率不同的简谐分量叠加而成。 Fourier transform (富氏变换) 利用F

26、ourier变换可以得到这些简谐分量的振幅、相位和频率之间的关系，这个过程称为频谱分析。 其中振幅与频率的关系为振幅谱，相位与频率的关系为相位谱。 富氏变换可以表示为一个积分变换对；,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.1 地震波的频谱,在地震勘探中用的比较多的是振幅谱(A(f)-normalized value)，是由F(w)取模得到。地震信号的振幅谱是连续谱，它的特征可用主频和频带宽度两个参数来描述。 频谱曲线极大值所对应的频率f0称为主频。 若A(f)max=1, 则A(f)=0.707所对应的频率f2、f1的差值称为频带宽度。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.1

27、 地震波的频谱,与地震有关的一些波的频谱,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.2 地震波的振幅,影响地震波振幅的因素 激发条件的影响：激发方式、激发强度、震源与地面的耦合等； 传播过程中的影响：波前扩散、地层吸收、反射、透射、入射角大小、多次反射、波型转换、反射界面的弯曲和粗糙程度等； 接收条件的影响：仪器特性、检波器特性、检波器组合、检波器与地面的耦合等。,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.2 地震波的振幅,波前扩散 (Wavefront or Geometrical Spreading ) 波前扩散是指波的传播过程中，当波前离振源越来越远时，地震波的振幅随着距离的增加

28、而减小的现象。 在均匀各向同性介质中，地震波的波前扩散通常被认为是球面扩散。 波前面上的能量密度与波距振源的距离平方成反比，波前面上子波的振幅与波距振源的距离成反比。,单位面积上的能量 E1/R2，A1/R,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.2 地震波的振幅,吸收衰减(Absorption and Attenuation ) 吸收衰减是另一地震波能量损失的原因。由于地下介质不是理想的弹性介质，因此，地震射线在其中传播的过程中由于内摩擦的原因，会逐渐将其机械能转换成热能，直到振动消失。 地震波的振幅随传播距离按指数规律衰减，记为： a(f)表示与频率有关的吸收系数，表示单位距离振幅的

29、衰减率， 记为：dB/l(每波长振幅衰减的分贝数)。,20:04:16,陈同俊, CUMT,吸收衰减,介质的吸收系数与岩性有关，松软的岩石a(f)大，致密的岩石a(f)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，而保留了较低的频率成分。浅层地震波的频率较高，深层地震波的频率较低。,20:04:16,陈同俊, CUMT,地震剖面不同深度与地震波主频对比,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.2 地震波的振幅,地震波的反射 (Reflection) 地震波能量入射到一个或一组波阻抗介面上时，其部分能量被反射回到原介质中的现象被称为地震波的

30、反射。 声波阻抗 (acoustic-impedance) 地震波与其在某个介质中速度与密度的乘积: Zi = rivi. 反射系数 (Reflection coefficient) 反射地震波的位移振幅与入射地震波的位移振幅的比被称为反射系数，有时也称为反射率。地震波垂直入射时的反射系数为：R=(z2-z1)/(z1+z2),20:04:16,陈同俊, CUMT,1.3.2 地震波的振幅,透射 (Transmission) 透射损失是地震波在地层中传播时，透过界面发生的能量损耗。 透射系数: 透射波的位移振幅与入射波的位移振幅间的比值。 多数情况下，我们更对地震波穿过地层两次时的情况感兴趣

31、(?), 因此垂直入射时的双程透射系数T 经常会被用到。,20:04:16,陈同俊, CUMT,第一章,第四节 地震勘探中的地震地质条件,20:04:16,陈同俊, CUMT,1.4 地震勘探中的地震地质条件,表层在一个地区能否开展地震勘探工作，地震勘探的地质效果如何，在很大程度上取决于地表与地下的地质条件，把它们称为地震地质条件. 其又分为表层地震地质条件和深部地震地质条件两部分。 表层地震地质条件 (shallow geological conditions of seismic surveying) 深部地震地质条件 (Deep Geological Conditions of Seismic Surveying),20:04:16,陈同俊, CUMT,1.4.1 浅层地震地质条件,表层地震地质条件包括地形、地貌、植被、现代沉积的岩性和厚度变化、潜水位变化等因素，主要影响施工效率、地震波的激发及接收条件。 地形平坦、潜水面浅、表层现代沉积的厚度变化小、岩性稳定等都是有利的表层条件。 地形起伏大、河网沟渠发育、表层结构复杂与厚度变化大均属不利的表层条件。,20:04: