第1章 几何地震学课件

地震勘探原理绪论第二章几何地震学第三章地震数据采集第四章地震勘探组合法第五章多次覆盖方法第六章地震波速度第七章地震勘探资料解释第八章几种专门的地震方法1/14/20231第二章几何地震学几何地震学:研究地震波的波前的空间位置与其传播时间的关系。引用波前、射线等几何图形来描述波的运动过程和规律．

主要内容:地震波传播的基本概念和基本规律首先介绍基本概念和地震波在传播过程中所遵循的几个原理然后分析在介质分界面上产生的反射波、折射波、透射波的条件及这些波的特点最后讨论地震波在层状介质、连续介质中的传播特点1/14/20232地震波的形成

SeismicWaveFormation第二章几何地震学假设地下岩石是均匀介质，它的各部位之间存在着弹性联系，当炸药在岩层中爆炸后，应变形成三个区域(ThreeRange):破坏圈，塑性带，弹性形变区。1/14/20233第二章几何地震学1．破坏圈

(DestroyCircle/round)炸药在井中爆炸时，它所产生的高温高压气体对炸药周围的岩石产生了巨大的压力，靠近炸药附近的岩石，由于压力太大的抗压强而被压碎，形成了一个空洞的破坏圈。1/14/20234第二章几何地震学2.塑性带

(PlasticsRange/band)在破坏圈内，由于爆炸的能量有一部分在压碎岩石和发热过程中消耗，并随着离开震源距离的增加，炸药爆炸的能量传给越来越多的岩石单元，因而岩石单位体积上的能量将迅速减少，在离开炸药一定的距离时，炸药的能量将小于岩石的抗压强度，此时，岩石虽不再受破坏，但压力还是超过岩石的弹性极限。因此，这一带的岩石具有塑性形变的特点，在岩石中出现以震源为中心向四周扩张的辐射状的裂隙，这个地带叫塑性带。1/14/20235第二章几何地震学3．弹性形变区

(ElasticityFormationRange/rear)随着离开震源距离的增大，炸药的能量将变得更小。在这个区域，由于爆炸所产生压力作用变得很小，作用时间很短，所以此区域的岩石已处在弹性限度内，可以把岩石看成是完全弹性体，整个区域称为弹性形变区。该区受力后，岩石质点将发生弹性形变，即发生弹性振动，由于岩石部分之间有弹性联系，所以这一部分岩石的质点（形变）又引起它周围各部分岩石的振动（形变〕。这样的弹性振动将由近及远的传播出去，就形成了在地下岩层中传播的弹性波――地震波。1/14/20236第二章几何地震学

2.1地震波的传播2.1.1地震波的描述SeismicWavesDescription

1、波前WavesFront、波后WaveBack、波面与波线WavesRay波前：某一时刻介质中各点刚好开始振动，这一曲面叫波前，也叫波阵面。波后：某一时刻介质中各点的振动刚好停止，这一曲面叫波后，也叫波尾。波面：把某一时刻介质中所有相同状态的点连成曲面,这个曲面就叫做这个时刻的波面，也叫等相面。波线：在适当的时候，认为波及其能量沿着某一条路线传播，这条路线称为波线，或射线。1/14/20237第二章几何地震学2、振动图与波剖面（振动曲线与波形曲线）振动曲线：某质点在不同时刻的位置关系（同点不同时）波形曲线：在某一时刻不同质点的位置关系（同时不同点）（又叫波剖面）振动曲线波形曲线振动曲线与波形曲线的关系u1/14/20238以上地震记录是震动图还是波剖面？TX1/14/20239左图为地震记录，右图为单道地震记录，即震动曲线。1/14/202310地震记录中常用的现实方式波形显示变面积显示变密度显示波形加变面积波形加变密度1/14/202311第二章几何地震学3、描述波的几个基本特征：振幅Amplitude、视周期ApparentPeriod、视频率Apparent

Frequency、视波长ApparentWaveLength、视波数、视速度Apparent

Velocity振幅：在振动图形上极值的大小称为振幅。视周期：在振动图形上相邻极大值间的间隔称为视周期。视频率：视周期的倒数叫视频率。视波长：在波剖面上相邻波峰或波谷之间的距离称为视波长。视波数：视波长的倒数叫视波数。视速度：沿着观测方向测得波的速度值称为视速度，与真速度值有差别。1/14/202312第二章几何地震学V=λ/TV*=λ*/TV*=V/sinθV≤V*1/14/202313地震子波：当爆炸激发地震波时，在雷管引爆后几百微妙之内爆炸完成了，形成的压力是一个延迟时间很短（几毫秒）的尖脉冲。爆炸脉冲向外传播10多米后，形成地震波。再向外传播，由于介质对高频成分的吸收，振动图还要发生明显的变化，直到传播了更大的距离（100到几百米后），振动图的形状逐渐稳定，成为一个具有2~3个相位（极值），延续60~100ms的地震波，称为地震子波。地震子波在继续传播过程中，严格讲，它的幅度和形状都会发生变化。但在许多情况下，可以粗略地认为地震子波形状基本不变，只是幅度会因种种原因而衰减。在地震勘探中把地震子波看做组成一道地震记录的基本元素。地震勘探的原理，也可以理解为就是利用地震子波从地下地层界面反射回地面带回来的旅行时间和形状变化的信息，用以推断地下的地层构造和岩性。特点：地震子波有确定的起始时间和有限的能量，是在短时间内衰减的一个信号。1/14/202314地震正演时经常使用的地震子波为Ricker（雷克）子波，函数如下：A=1为振幅，f0=30为主频，beta=0.5为衰减系数编程思考题：计算不同振幅，主频，衰减系数的雷克子波，观察其特点。1/14/2023152.1.2地震波传播的基本原理BasicPrincipleofSeismicWavepropagation

1、惠更斯原理（波前原理）(FrontWavePrinciple)2、惠更斯――菲列涅耳原理3、费马原理（射线原理）、时间最小原理(rayPrinciple/TheLeastTimePrinciple)4、互换原理5、叠加原理第二章几何地震学1/14/202316第二章几何地震学1、惠更斯原理克里斯蒂安·惠更斯（荷兰科学家）在1690年出版的《光论》一书中正式提出了光的波动说，建立了著名的惠更斯原理，说明波向前传播的规律。荷兰物理学家(1629-1695)1/14/202317第二章几何地震学表述：波在传播过程中，任一时刻的波前面上的每一点都可以看作是一个新的点震源，由它产生二次扰动，形成子波前，这些子波前的包络面(envelope)，就是新的波前面。反映了波传播的空间位置、形态。根据这个原理可以通过作图的方法，由已知t时刻波前的位置去求出t+Δt时刻的波前。意义：可确定波传播的方向（射线方向）。1/14/202318第二章几何地震学2、惠更斯――菲列涅耳原理（绕射积分原理）惠更斯原理只给出了波传播的空间几何位置，而不能给出波传播的物理状态，如能量变化问题，在1814年菲列涅耳补充了惠更斯原理，他认为；波传播时，任一点处质点的新扰动，相当于上一时刻波前面上全部新震源所产生的子波在该点处相互干涉叠加形成的合成波。这就是惠更斯－菲列涅耳原理。波前上任意一点都向该点波前的方向前进，这种垂直波前的线称为射线，用射线来描述波的传播比用波前面更为方便。1/14/202319第二章几何地震学3、费马原理（射线原理）/时间最小原理波沿射线传播的时间是最小的――费马时间最小原理。（在均匀介质中最短路程和时间一致，但分均匀介质则不一样）

1/14/2023204、互换原理指震源和检波器的位置可以互相交换，同一波的射线路径保持不变。5、叠加原理几个波相加的结果等于各个波作用的和。1/14/2023212.1.3与地震勘探有关的各种地震波

（1）按质点的震动方向分：纵波和横波纵波：质点的振动方向与波的传播方向一致；横波：质点的振动方向与波的传播方向垂直。球面纵波的质点位移球面横波的质点位移1/14/202322纵波和横波有先后相继发生的现象（纵波速度大，横波速度小）。发生天然地震时，人们可能有这种感受：首先感到地面上下振动，这是垂直地面振动的、传播速度较快的纵波首先到达造成的；过后又会感到左右摇晃，这是平行地面振动的、传播速度较慢的横波接踵而来造成的。

1/14/202323（2）波所传播的空间范围又将波分为：体波和面波体波是指在介质的内部传播的波，而面波是指在自由表面（岩石和空气接触面）或岩层分界面附近观测到的波。1/14/202324（3）按照波在传播过程中的传播路径，把地震波分为：直达波、反射波、透射波、折射波、滑行波、绕射波等，如下图所示。图1-5与地震勘探有关的各种波1/14/202325当地震波传到断层、地层尖灭点或地层不整合面的突起点时，即介质性突变点，按照惠更斯原理，在这些突起点上会成为新的次生震源，再次发射球面波向四周传播，这种波称为绕射波。单个点引起的绕射波实际地震叠加剖面中的绕射波1/14/202326第二章几何地震学2.1.4地震波的反射、透射和折射SeismicWaveReflection,PenetrationandRefraction1、反射和透射反射定律：反射线和入射线都位于射线平面内，入射角等于反射角。透射定律：透射线位于射线平面内，对入射波、透射波来说具有相同的射线参数，即1/14/202327综合反射定律和透射定律的内容，并扩展到水平层状介质的情况，可以得到Snell定律。它还包括横波和纵波的传播。设各层的纵波、横波速度分别用表示；入射波是纵波，入射角为；各层的纵波，横波的反射角和透射角分别用表示，则Snell定律的形式如下：Snell定律P称为射线参数。在水平层状介质中，当波的某条射线以某一角度入射到第一个界面后，再向下透射的方向由上式决定，这条射线就对应一个射线数值1/14/202328入射纵波会同时产生反射纵波，反射横波，透射纵波，透射横波。如果产生的波与入射波的类型不同，则称为转换波；如果产生的波与入射波的类型相同，则称为同类波。入射纵波垂直入射时，不产生转换波，其反射振幅和入射振幅与两边介质的波阻抗有如下关系：R称为反射系数（严格的讲应该是纵波垂直入射时的纵波反射系数）。所以只有波阻抗不等时，才能发生反射，波阻抗界面才是反射界面，而速度不等，波阻抗不一定不等。1/14/202329五、反射系数与地震记录子波：W(t)波阻抗：反射序列：R(t)地震记录：子波W（t）反射序列R(t)R1R2RnR3编程思考题：采用雷克子波正演一道地震记录。4层模型，速度依次为1000，1500，2000，2500m/s.密度依次为2000，2500，3000，3500，4000kg/m3，厚度均为1000m。不考虑噪声n（t）。1/14/202330雷克子波单道褶积记录，反射系数为R（t=0.03s）=1，R（t=0.16s）=-1，R（t=0.3s）=0.2。目的：通过该程序理解地震记录产生的基本原理。1/14/202331形成地震记录的思想，可以用于计算理论地震记录（人工合成地震记录）。实际看到的地震记录上的波形是地震子波从地下许多反射面发生反射时形成的，许多振幅有大小（取决于反射系数的大小），极性有正负（取决于反射系数的正负），到达时间有先后（取决于界面埋深及覆盖层的速度）的地震子波叠加的结果。褶积模型是简化了的反射记录道线性模型，它省略了介质吸收衰减，透射损失等诸多因素，但它仍是一个很有实用价值的模型。1/14/202332褶积*实例（1，0，0.5）与（1，-0.5）褶积1-0.50.5010.5010.5010.501结果1-0.50.5-0.25（1，0，0.5）*（1，-0.5）=(1，-0.5，0.5，-0.25)1/14/202333固定数列：a0,a1,a2,a3…am移动数列：b0,b1,b2,b3…bn①反转移动bm②垂向相乘③乘积相加输出结果C（i）④b数列右移动一位，重复步骤②③褶积算法长度为m和n的数组褶积，结果长度为m+n-1；褶积是可交换的！1/14/202334

*褶积1/14/202335褶积程序a=[100.5];b=[1-0.5];m=length(a);n=length(b);c=zeros(1,m+n-1);a_new=zeros(1,m+2*(n-1));b_new=zeros(1,m+2*(n-1));fori=n:m+n-1a_new(i)=a(i-n+1);endfori=1:nb_new(i)=b(n+1-i);end

fori=1:m+n-1c(i)=0;forj=1:m+2*(n-1)c(i)=c(i)+a_new(j)*b_new(j);endforj=m+2*(n-1):-1:2b_new(j)=b_new(j-1);endb_new(1)=0;end

%%%%%%%%%%输入两个信号a，b，求得它们的褶积信号c%%%%%%%%%%%%%%%%%%%%1/14/202336第二章几何地震学2、地震波的折射两层介质，下伏层的速度大于上覆层的速度，即V2>V1，这时地层中才会产生折射波。据透射定律可知，sinα/V1=sinβ/V2,随着入射角α增大，透射角也增大，当α角增大到某一个角度时，β→90°，这时透射波就以V2的速度沿界面向前滑行，形成滑行波，据波前理论，高速滑行波所经过的界面上的任何一点都可看作是一新的点震源，即滑行波所经过的下面介质在振动，由于两侧介质质点间存在着弹性联系，下面介质中质点的振动必然要引起上面介质中质点的振动，这样就在上面介质中形成了一种新的波，这种波在地震勘探中称为折射波，这时的入射角α=i称为临界角(CriticalAngle)，用i表示i=arcsin(V1/V2)。1/14/202337第二章几何地震学2.1.4地震波的干涉、极化、绕射和衰减1、地震波的干涉干涉：当来自不同方向的两个或两个以上的地震波相遇时，按照叠加原理，发生能量增强或减弱的现象，称为地震波的干涉。2、地震波的绕射绕射：当地震波通过弹性不连续点（地层的间断点、地层的尖灭点、不整合接触点、断层的棱角点等）时，如果这些地质体的大小与地震波的波长大致相当，则这种不连续的间断点可以看作是一个新震源。新震源产生一种新的扰动向弹性空间四周传播，这种波在地震勘探中称为绕射波，这种现象称为绕射。1/14/202338第二章几何地震学3、地震波的衰减attenuation波前扩散

BallSurfaceEnlarge/expand：在均匀介质中，波为球面波，随着传播距离的增大，球面逐渐扩展，但总能量（E）保持不变，而单位面积上的能量减少，这就称为球面扩散(波前扩散)。

其能量(振幅)衰减规律是振幅与传播距离成反比。

A=c.(1/r),c=(E/4.π)1/2

(1)在均匀介质中：反射波的振幅与传播距离成反比，按1/r规律衰减，r越大，A越小；(2)在层状介质中：波前扩散的速率比均匀介质中快。原因是：在层状介质中，深处的速度大于浅处，波的射线为折射线，球面比均匀介质大。波的强度与振幅平方成正比，因此在实际地震工作中，可以用振幅来衡量波的强度。1/14/202339第二章几何地震学3、地震波的衰减吸收衰减

Absorbattenuation：实际介质并非是完全弹性介质，故波在实际地层中传播时，能量的衰减要比在弹性介质中快，这种衰减称为介质对波的吸收衰减。介质吸收的这部分能量主要用于克服质点的内摩擦，变成热能损耗掉了。

按指数规律衰减：Ar=A0.e-α.r=A0.e-α（f）.rA0:初始振幅；Ar：传播了r距离后的振幅；α(f)：吸收系数，它是频谱的函数。

1/14/202340第二章几何地震学3、地震波的衰减特点：

(1）振幅衰减与波的传播距离成正比；r越大，衰减越快；（2）吸收系数α越大，振幅衰减越快；（3）高频易被吸收，即吸收有选择特点；（4）不同岩石的吸收是不同的，表层松散地层吸收系数大，致密的碳酸盐岩、结晶岩吸收系数小；（5）横波的吸收系数大于纵波的吸收系数。注：吸收衰减系数α=α（f），它是频率的函数，高频吸收大，振幅衰减快，所以波在传播距离较远时，高频损失多，相对低频较丰富。频率成分减少，地震分辨率降低，这也就是所谓大地滤波作用。1/14/202341来自陆上的原始野外记录，注意在较大的时间振幅快速衰减经几何扩散补偿后的与上图相同的野外记录，在较大的时间振幅得到恢复，但环境噪音增强了几何扩散校正1/14/202342左图是未经几何扩散补偿的原始野外记录和它的带通滤波结果，注意大的反射振幅随着通带频率的增加而愈来愈浅；对该记录记录用了一系列带宽为10Hz的带通滤波后，在10～20Hz图上信号存在达到6s，而在20～30Hz图上信号大约只能到4s，随着向高频图过渡，获得的信号愈来愈浅。右图是几何扩散补偿后与左图相同的野外记录，振幅恢复了，但频率吸收依然存在。衰减的影响必须通过调整信号的振幅谱来消除，从而使频带变宽。反褶积是用来达到频率衰减补偿的一种处理方法，例如时变谱白化和反Q滤波，1/14/202343第二章几何地震学2.2一个分界面情况下反射波的时距曲线SinglePlaneInterfaceReflectionT-XCurve2.2.1时距曲线的概念T-XCurveConception时距曲线：地震波的传播时间与炮检距之间的关系曲线直达波时距曲线方程：X：激发点到接收点之间的距离V：地震波速度传播时间t=接受时间-激发时间1/14/202344注意一下几个概念：1.时距曲线：

地震波的传播时间与炮检距之间的关系曲线，是理论上推导得到的。2.同相轴:

地震记录上,同一个波的相同极值相位的连线。3.时距（曲线）方程：

描述时距曲线的数学表达式。1/14/202345直达波直达波1/14/202346第二章几何地震学不同类型的地震波，他们的时距曲线是不同的不同类型的地震波，包含了不同的地质信息采用自激自收方式，反射波同相轴形态与地下界面形态相对应(a)自激自收同相轴与界面形态相对应(b)多道接收同相轴形态与界面形态不对应1/14/202347第二章几何地震学2.2.2水平界面的共炮点反射波时距曲线方程HorizontalLayerMediaConditionCommonShotPointReflectionTime

DistanceEquation曲线方程：即：其中：---自激自收时间1/14/202348第二章几何地震学时距曲线方程还可以表示为：---双曲线曲线特征：双曲线（共炮点接收）极小点在炮点正上方，最小时间t=t0。t0：自激自收时间；双曲线以t=X/V为渐近线，直达波是反射波的渐近线，(直达波总是先到达接收点)；时距曲线对应地下一段反射界面。1/14/202349图1.4-7（a）海上野外记录，（b）切除导波后，（c）用t2作比例函数进行几何扩散补偿后，炮集上平均的振幅谱见上部，自相关图示于下部实际地震记录1/14/202350第二章几何地震学2.2.3倾斜界面的共炮点反射波时距曲线方程1、曲线方程：注：界面下倾方向激发，上倾方向接受。1/14/202351第二章几何地震学2.2.3倾斜界面的共炮点反射波时距曲线方程2、曲线特征：1/14/202352单层均匀介质反射波时距曲线方程为：若为水平介质，则上式简化为：若界面上倾方向与x轴方向一致，则为：若界面下倾方向与x轴方向一致，则为：1/14/202353编程思考题：模型厚度h=500m，v=3000m/s，试用单层均匀介质反射波时距曲线方程画出以上时距曲线。其中改变界面倾角观察时距曲线特征。1/14/202354第二章几何地震学2.2.5正常时差NormalMovement(NMO)1、正常时差的引入：（目的--使地震空间能反映地质空间）地震空间：数值空间（x-t）地质空间：几何空间（x-H）1/14/202355第二章几何地震学2、正常时差的定义界面水平情况下，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，这纯粹是由炮检距不为零引起的，这种由炮检距引起的时差定义为正常时差。激发点、接收点、反射点的关系与正常时差的产生水平界面，各处自激自收时间相等1/14/202356第二章几何地震学3、正常时差的定量计算：1/14/202357第二章几何地震学4、正常时差的特点NormalMovementCharacter：1、各点正常时差不同；2、当V,t0一定时，正常时差与X成正比，对同一个反射界面来说，随X增大，正常时差增大；3、当X一定时，正常时差与t0成反比，t0增大，时差减小；对地面同一检波器来说，接收到的深层反射界面的正常时差比浅层的小；所以，浅层时距曲线陡，深层时距曲线缓。5、动校正（正常时差校正）NormalMovementCorrection：在水平界面情况下，从地震记录中减去正常时差∆t，即得到x/2处的自激自收时间t0,这一过程称为正常时差校正，或者动校正。经动校正后,反射波同向轴就能形象地反映界面的形态了1/14/2023581/14/202359第二章几何地震学2.2.6倾角时差Dipmovement1、倾角时差的概念：由激发点两侧对称位置观测到的来自同一界面的反射波的时差。这一时差是由于界面存在倾角引起的。界面倾角为φ，测线与界面倾向一致1/14/202360第二章几何地震学2、倾角时差的定量计算：应当注意：S’点与S点的反射波旅行时相减时，因为他们的炮检距是相同的，所以相减后，正常时差抵消了，剩下的就是这两点之间的倾角时差。1/14/202361第二章几何地震学3、界面倾斜条件下的动校正注意：对倾斜界面的反射波进行动校正，不是把t校正成t0，而是把t校正成tOM。当界面倾角不大，界面较深，炮检距较小时，RR’偏移很小。1/14/202362第二章几何地震学3、界面倾斜条件下的动校正结论：动校正与界面倾角关系不大。1/14/202363第二章几何地震学2.2.7时距曲面与时间场的概念1、时距曲面时距曲面：波到达的时间t是观测坐标（x,y）的二元函数：t=f(x,y)直达波的时距曲面是一个顶点位于激发点的倒置的圆锥面；反射波的时距曲面是双曲面。反射波的时距曲面直达波的时距曲面1/14/202364第二章几何地震学2、时间“场”“场”：某一物理量的空间分布（空间响应）。地球物理场：ⅰ、某一地球物理量响应在空间任意一个点，都有某一确定的值与之对应。ⅱ、某一地球物理量（标量、向量）的空间分布时间场：在地震勘探中，介质中的任何一点（x,y,z），都可以确定波前到达该点的时间t(x,y,z)，这时间与空间的关系称为时间场。时间场特点：给定时间t，可以找到相同t组成的一个波面，波面与射线正交。1/14/202365第二章几何地震学2.3多层介质情况下的反射波时距曲线常见介质模型：均匀介质：反射界面以上的介质是均匀的。层状介质：指地质剖面是层状结构的，在每一层内速度是均匀的，但层与层之间的速度不相同。连续介质：反射界面以上的地震速度是连续变化的。最常见的是速度是深度的函数。(a)(b)(c)

均匀介质层状介质连续介质1/14/202366第二章几何地震学2.3.1三层水平层状介质的反射波时距曲线三层水平介质示意图1/14/202367第二章几何地震学三层水平介质示意图1/14/202368第一层反射波第二层反射波第三层反射波theta=0:pi/1800:pi/18;p=sin(theta)./vel_inter(1);fori=1:length(p)x(i)=0;forj=1:length(vel_inter)x(i)=x(i)+2*(depth_inter(j)*vel_inter(j)*p(i)/(sqrt(1-vel_inter(j)*vel_inter(j)*p(i)*p(i))));endendfori=1:length(p)t(i)=0;forj=1:length(vel_inter)t(i)=t(i)+2*(depth_inter(j)/(vel_inter(j)*sqrt(1-vel_inter(j)*vel_inter(j)*p(i)*p(i))));endend完善左边程序，画出以上三个反射波时距曲线！1/14/202369第二章几何地震学2.3.2三层水平层状介质的简化引入平均速度，将层状介质简化为均匀介质。

平均速度：层状介质中地层的总厚度除以波在垂直层面的方向旅行的总时间。

层速度：地震波在各层中的传播速度。h=1100mVav=2750m/sh=700mV2=3500m/sh=400mV1=2000m/s

(a)(b)三层介质均匀介质1/14/202370第二章几何地震学2.3.2三层水平层状介质的简化1/14/2023712.3.3两种情况下的反射波时距曲线的比较三层水平介质(P45)1、2、分别用1、2式计算出(t,x)第二章几何地震学平均射线参数1/14/202372第二章几何地震学2.3.3两种情况下的反射波时距曲线的比较多层水平介质结论：1、在炮检距不大的情况下，可以把反射波时距曲线近似看作双曲线，引入平均速度，把多层层状介质假象为单层均匀介质；2、将多层介质理想化为单层均匀介质的误差，随x和h的增大而增大。1/14/202373P47两种时距曲线比较R4R3R2结论：在炮检距不大时，可以把多层介质的反射波时距曲线近似看成双曲线，引用平均速度来简化多层介质，在一定精度要求下是可以的。红色为平均速度按双曲线公式计算的时距曲线，蓝色为按射线参数方程计算的实际的时距曲线。1/14/202374第二章几何地震学2.4连续介质中地震波的运动学2.4.1地震波在连续介质中传播时的射线和等时线方程把连续介质简化为许多厚度为△Z的水平薄层（a）把连续介质看成有许多薄层组成（b）连续介质中一射线单元1/14/202375第二章几何地震学2.4.1地震波在连续介质中传播时的射线和等时线方程（a）把连续介质看成有许多薄层组成（b）连续介质中一射线单元1/14/202376第二章几何地震学2.4.2连续介质中射线和等时线的具体形式1/14/202377第二章几何地震学2.4.2连续介质中射线和等时线的具体形式1/14/202378第二章几何地震学3、连续介质的“直达波”－－回折波回折波：地震波从震源出发，向地下传播到某一深度，还来不及到达分界面，就沿着一条圆弧返回到地面，把这种波叫做回折波。1/14/202379第二章几何地震学V0=1880米/秒β=0.00026/米特点：是一条下弯的曲线，在x不太大时，它同速度等于V0的均匀介质中的直达波时距曲线（直线）基本重合x=0:50:17500;v0=1880;beta=0.00026;fori=1:length(x)t2(i)=1/(v0*beta)*acosh(1+beta*beta*x(i)*x(i)/2);end1/14/202380第二章几何地震学2.4.3

覆盖层为连续介质时的反射波时距曲线1/14/202381第二章几何地震学2.4.3

覆盖层为连续介质时的反射波时距曲线当反射波与回折波时距曲线相切。上覆层分别为连续介质和均匀介质反射波时距曲线对比图1/14/202382第二章几何地震学2.5地震折射波运动学2.5.1折射波的传播规律1、形成条件：①②入射角等于临界角1/14/202383第二章几何地震学2.5.1折射波的传播规律证明：滑行波先于入射波到达截面上任何一点1/14/202384第二章几何地震学2.5.1折射波的传播规律2、传播特点：临界角外滑行波先于入射波到达界面上任何一点；

折射波射线相互平行，同相轴为直线；折射波存在一定“盲区”；折射波的“屏蔽效应”。“屏蔽效应”：由于剖面中有速度很高的厚层存在，引起不能在地面接收到来自深层的反射波，这种现象叫做“屏蔽效应”。（如果高速层厚度小于地震波波长，则无屏蔽作用）1/14/202385第二章几何地震学2.5.2一个水平界面情况下折射波的时距曲线0111101VSBVBAVOAt++=]2cos2[2cos21000110100vtghvhvxvtghvxvhtccccqqqq-+=-+=1/14/202386第二章几何地震学2.5.2一个水平界面情况下折射波的