地震勘探原理总结重点

2023/2/61

绪论

在绪论中主要讲这麽几个问题：1、地球物理勘探？GeophysicsExploration/Prospect?2、物探方法简介。GeophysicsMainMethodsInduction.3、地震?WhatisSeismic?4、地震勘探？WhatisSeismicExploration?5、地震勘探的组成？（三部分）

SeismicExplorationisMadefromThreeComponents.6、地震勘探的目的？（寻找石油和天然气）

WhatisPurposeofExploration?7、目前找油的主要方法。

NowSearchforOilUsingMainMethods.8、地震勘探的发展概况。SeismicExplorationDevelopment.2023/2/62地震反射波法示意图2023/2/63第二章几何地震学本章内容提要：MainContent:在这一章中我们将讨论地震勘探的一些基本原理，这些原理是地震勘探的理论基础。首先介绍岩石的弹性、地震波的基本概念（类型、描述（振动图、波剖面、频谱、波前、射线〕）；然后，分析地震波在岩石中的传播速度，最后讨论地震波在分界面上、层状介质中的传播规律以及地震波的频谱和振幅特点。

2023/2/64

第一节岩石的弹性

Passage1RockElasticityProperty

本节主要内容：1．理想弹性介质与粘弹性介质

IdealElasticityMediaandPlasticsMedia

2、几种弹性模量（弹性常数）

SomeElasticityMould/Constant2023/2/651．理想弹性介质与粘弹性介质

(IdealElasticityMediaandPlasticsMedia)介质分为：1)弹性介质：物体受力后，发生形变，但当外力撤消后，即能恢复原状的性质。

2)塑性介质：物体受力后，发生形变，但当外力撤消后，不能恢复原状的性质。

一般，自然界中的任何物体都具有这两种性质，但把它看成是什么性质或说看成是弹性介质还是塑性介质，是与一定的因素有关的，即一个物体是弹性还是塑性介质，除与本身性质有关外，还与外力大小、作用时间长短有关，如弹簧，一般我们都把它看成是弹性体，但当我们的作用力非常大，并且作用时间很长时，它也变成塑性体（即使除去外力后，弹簧也弹不起来了）2023/2/66结论1：地震勘探中将地下岩石看做为弹性介质---地震勘探的理论基础由于在地震勘探中作用力都是很小，且作用时间也很短（一瞬间），故可把地下介质看作以弹性为主，抽象后为弹性介质。2023/2/67

2、几种弹性模量（弹性常数）(SomeElasticityMould/Constant)

当用相同的力作用于不同的岩石，将可能产生不同的形变，这是因为不同的岩石具有不同的弹性性质，通常可用下述弹性模量（常数）来描述岩石的弹性性质。2023/2/68(1)

杨氏模量（E）：简单拉伸或压缩时，弹性体的相对伸缩△L/L与应力P之比E＝P/(△L/L)

不同的物体E是不同的,在线性弹性极限范围内,物体的弹性形变满足虎克定律(应力∝应变)

(2)

泊松比(σ):弹性体内发生纵向伸长(或缩短)时,伴随产生的横向相对收缩(或膨胀)△d/d与纵向相对伸(缩)△L/L之比值,称泊松比.σ=(△d/d)/(△L/L)它是表示形变变化调整的一种尺度.如果介质坚硬，，在同样作用力下，横向应变小，泊松比就小，可小到0.05。而对于软的未胶结的土或流体，泊松比可高达0.45—0.5。一般岩石的泊松比为0.25左右2023/2/69(3)

体积压缩模量(K):在简单静水压力作用时的应力与体应变之比,又称刚度或体积模量.体应变是体积的减小量△V与原来体积V之比.K=P/(△V/V)(4)

切变模量(剪切模量)μ:它是简单剪切力作用时的切应力P与剪应变tgθ之值,即有μ=P/tgθ=P/(△L/L)(5)

拉梅常数(λ):这是为了数学上的方便而引入的一个特征值,并无简明的物理意义.2023/2/610结论2：不同岩石具有不同的弹性性质

(地震勘探能解决地质问题的地质基础)1)由于不同埋藏深度,不同地质年代或不同岩性的岩石往往具有不同的弹性模量.这样在一个地质剖面中,就存在许多弹性分界面(即地震界面)；2)大多数情况下地震界面与地层(地质)界面是一致的。这就是我们能够用地震勘探方法解决地质问题的客观前提。2023/2/611第二节地震波的基本概念

Passage2SeismicWaveBasicConception

本节主要内容:SeismicWaveBasicConceptionInclude:1、地震波的形成。

SeismicWavesFormation

2、地震波的基本类型SeismicWavesBasicType;3、地震波的描述。

SeismicWavesDescription2023/2/612第三节地震波的产生和传播1、地震波一种在地层中传播的，频率较低(与天然地震的频率相近)的波，是弹性波在岩层中传播的一种通俗说法。地震波由一个震源激发。振动的传播亦即能量的传播。波的特征：振动和传播，形象表示为波动。2023/2/613在地震勘探中，由于传播路线长而接收点小常把地震波看作为平面波。必须记住：波是不断前进的，从而波前和波后这两个曲面也在随着时间不断然地推进。不指明哪一个时刻来谈论波前和波后是没有明确意义的。

2023/2/6144、地震波的形成

(SeismicWavesFormation)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)；

2023/2/615（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，超过了岩石的抗压强而被压碎，形成了一个空洞的破坏圈。2023/2/61617（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。2023/2/62023/2/618（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。2023/2/6195、地震波的基本类型—体波和面波

(SeismicwavesBasicType

—BodyWavesandSurfaceWaves)体波：在介质体积内传播的波分为：纵波（P））横波（S）在石油勘探中目前主要是纵波勘探面波：沿介质的自由界面或界面传播的波分为：瑞雷面（R）、乐夫波（L）在石油勘探中它是干扰波---要压制它在工程勘探的面波勘探中----是有效波。2023/2/620

纵波（P）PrimaryWave横波（S）SecondaryWave弹性介质发生体积形变所产生的波动（体积变化）(mediabodychange/bypressureforce)弹性介质发生切变时所产生的波动（形状变化）(shapechange/byshearsforce)是一种胀缩力形成的波是旋转力作用形成的波质点的振动（位移）与波的传播方向一致（声波Sound/AcousticWave）ParticlesMove/VibrationinConsistenceWithWavePropagationDirection.质点的振动（位移）与波传播的方向垂直（绳波ropewave）ParticlesMove(displacement)VerticaltoWavepropagationDirection速度VelocityVP＝((2μ+λ)/ρ)1/2μ:剪切模量(ShearMould)；λ：拉梅常数；ρ：密度(Density)波速：VS＝（μ/ρ）1/2当泊松比σ＝0.25时，VP/VS＝1.73，所以远离震源时总是纵波先到达检波器可在任何介质中传播(inanyonemediapropagation(solid,liquidandgas)只在弹性固体中传播，即横波不通过液体、气体，因为剪切模量＝0，onlyinsolidpropagation1、体波（纵波、横波)2023/2/621纵波（P波）质点运动方式横波（S波）质点运动方式2023/2/6222、面波(Surfacewaves)

瑞雷面波（R）RayleighWave乐夫波（L）LoveWave沿着介质的自由表面，如地表面传播，AlongtoFreeSurfaceofMediapropagation.沿着界面传播，形成条件VS2>VS1AlongtoInterfaceBetweenTwoMedia.传播时，质点的振动（位移）轨迹是一个向震源逆进的椭圆，椭圆平面与波的传播方向一致，且长轴垂直于地面。EllipsePlaneinConsistencewithwavepropagationdirectionandLengthAxisVerticaltoSurface.岩石质点振动方向垂直波的传播方向而振动面平行界面.ParticlesMove(displacement)VerticaltoWavepropagationDirectionandplanetointerfaces.低速、低频，同一介质中面波的波速是横波的0.92，纵波的0.5。LowFrequency，LowVelocityVr=(0.87+1.12σ)/(1+σ)=0.92VS,速度VS1<VL<Vs2能量(振幅)随深度迅速衰减,一般在离地面几十米的深度范围内观测到。Energy(Amplitude)areAttenuatedQuickasDepthandObservedinTensMeter.产生条件:必须VS2>VS123瑞雷波是最常见的沿地面传播的面波。瑞雷波振动模式-质点的振动轨迹在铅直面内(X-Z平面)是椭圆。波沿椭圆轨迹作逆时针方向运动(地滚波)。瑞雷波具有低频特性，在X方向衰减较慢。但在随深度方向衰减很快(约两个波长)。2023/2/62023/2/624乐夫波（L）LoveWave1.属SH型的波，没有垂直和沿传播方向的位移；2．出现在覆盖层内部和该层与下面介质的分界面上；3．其速度介于上界面速度和下界面速度之间；4．乐夫波也有频散现象；5．一般很难从地震记录上辨认拉夫波。254．地震波的波前和射线SeismicWavesFrontandRay.1>地震波的波前、波尾、扰动带(wavefront,WaveBackandVibrationRange)

。2023/2/62023/2/626波前(FrontWave)：把某一时刻tk，所有刚刚振动的质点构成的一个空间曲面，叫tk时刻的波前，它是地震波传播的最前沿的空间位置。在波前位置前面的所有质点的位移都为零，即波还未开始振动.波尾(BackWave)：由刚停止振动的所有质点构成的空间曲面，叫tk时刻的波尾，在波尾以内的各质点都已停止了振动，恢复了平静，其质点位移也为零，即波已经传过去了。2023/2/627扰动带(VibrationRange)：处于波前和波尾之间的范围内的质点正处于振动状态，其位移不为零，这一空间范围内称扰动带（振动带），也是地震波行进的区域。所以，扰动带是随时间的改变而改变的。如果依次给出不同时刻的波前，就可以确定波在介质中传播的特征。波前面就是等时面。即波前面上各点时间相等。

282>地震波的射线

(SeismicWaveRay)

射线(ray)；就是波从一点到另一点传播的路径，它代表了波传播的方向。射线永远垂直于波前。RayVerticaltoWaveFront.2023/2/629第五节地震波的速度

SeismicwaveVelocity本节主要内容：1．地震波的速度是指地震波在岩层中的传播速度，简称地震速度，有时又叫岩石速度，如常说砂岩速度，页岩速度，泥岩速度。地震速度是地震勘探中最重要的一个参数，从资料处理到资料解释都要用到速度。2．影响地震波速度的主要地质因素；3．

速度分布规律及特点；4.地震介质的近似(简化)--地震速度的近似

2023/2/62023/2/630一、地震波速度

SeismicwaveVelocity

1．纵波速度：LongitudinalVelocity2.横波速度：Transverse/Horizontalwave3。纵波速度与横波速度关系：

1．纵波速度：LongitudinalVelocity纵波速度：

Vp=(E(1-σ)/(ρ(1+σ)(1-2σ)))1/2

=((K+4μ/3)/ρ)1/2体变模量（K），拉梅常数（λ），杨氏弹性模量（E），剪切模量（μ），泊松比（σ），ρ是介质的密度。2023/2/6312023/2/6322.横波速度：Transverse/Horizontalwave

横波速度：

Vs=(E/2.ρ(1+σ))1/2=(μ/ρ)1/2体变模量（K），拉梅常数（λ），杨氏弹性模量（E），剪切模量（μ），泊松比（σ），ρ是介质的密度。2023/2/6333。纵波速度与横波速度关系：

Vp/Vs=(2.(1-σ)/(1-2.σ))1/2=1.732同时速度又是一个复杂的参数，即影响速度的地质因素很多。34二、影响地震波速度的主要地质因素分析

MainGeologyFactorsofAffectSeismicWaveVelocity

V=V(密度、孔隙度、地质年代、孔隙充填物、埋藏深度、构造运动)―是一个多元函数1.岩石密度、地质年代对地震波速度的影响；2.地层的埋藏深度对速度的影响；3.岩石的孔隙度对速度的影响；4.岩石中的孔隙充填物对速度的影响

2023/2/635

1.岩石密度、地质年代对地震波速度的影响---成正比

DensityandageofRocktoSeismicWaveVelocityAffect1》速度与岩石密度、地质年代成正比，即：密度越大、年代越老――速度越大。

VelocityDirectlyProportionaltoDensity,Thickness(Depth),GeologyAges；2》不同的岩石具有不同的速度，不同岩石其密度可能不同――速度就不同，密度大的致密的岩石速度较大一般：V砂>V页,火成岩的速度、变质岩的速度>沉积岩的速度2023/2/62、地层的埋藏深度对速度的影响

TheSecondary:depthofLayertovelocityeffect.1)速度与埋深的变化成正比关系，但并不是线性关系Velocitychange/VarityasdepthChangeandisnotLinear.

2)速度变化规律

VelocityVarityrule：

速度变化的梯度（变化率）深层与浅层不同：浅（中）层大，速度增长快；深层小，速度增长慢.2023/2/6363.岩石的孔隙度对速度的影响

Thethird:RockPorositytoVelocityAffect

1)一般规律：孔隙度大，则速度就小；

ruleis:1)PorosityLarger→VelocitySmall.2)时间平均方程:TimeAverageEquation

1/v=(1-φ)/Vm+(φ/VL)

V—岩石的速度；Vm――岩石骨架的波速；

VL―岩石孔隙中充填物的波速；φ――孔隙度1956年，威利（Wyliie）等人提出了一个定量计算速度与孔隙度关系的一个方程式

由统计表明，当孔隙度由3%增加到30%时，速度变化可达60%。说明孔隙度是影响速度的重要因素，这个方程又被推广到求砂泥岩中砂，泥的含量。

1/V=(1-P泥/V沙)+(P泥/V泥)2023/2/6372023/2/6384、岩石中的孔隙充填物对与速度的影响

TheForth:FillSubstanceofinRocktoVelocityAffect.不同的岩石充填物是不同的，所以，波速也不同，如砂岩中充填有油、气时，砂岩的速度会明显的下降，砂岩速度突降是含油气的标志之一。2023/2/639

三、速度分布规律及特点

VelocityDistributionLawandCharacter1、成层性

FormationLayerCharacter2、递增性IncreaseCharacter

3、方向性DirectionCharacter

4、分区性LocationCharacter

2023/2/640四、地震速度的近似SeismicVelocityApproximate/RealMediaSimplify综上所述，影响地震波速度的原因很多，各个地区的速度分布也很复杂。地震速度分布规律的复杂性，导致了地震波传播速度的复杂性，给我们在理论上分析问题造成了困难，为了讨论问题的简便，对地下的实际介质作某些简化：

1.均匀介质Evenmedium

：

2.层状介质Layersmedium3、连续介质

Continuous/SuccessiveMedium：

2023/2/6411.均匀介质Evenmedium

：

特点：1)速度是常数(constant)；2)在V－H坐标中是一个平行于H轴的直线；3)射线是从炮点发出的直射线，波前是以炮点为圆心的同心圆。2023/2/6422.层状介质Layersmedium：

特点：1)每层中速度相同，不同层中速度不同；2)在V－H坐标中是阶梯状；3)射线是折射线，波前是不同心的圆。2023/2/6433、连续介质

Continuous/SuccessiveMedium：

特点：1)速度随深度增加而增加；2)在V―H坐标中是斜线(线性变化)V(h)=V0(1+βZ)；

3)射线是曲射线。波前也是曲面。2023/2/644第四节地震波的传播规律

Passage4.SeismicWavePropagationLaw/Rule本节简介：在这一节中，我们将分析讨论地震波在各种介质的传播规律。1．首先介绍地震波在传播过程中所遵循的几个原理；2．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；3、最后讨论地震波在层状介质、连续介质中的传播特点。2023/2/645一、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)

1、惠更斯原理（波前原理）

(FrontWavePrinciple)这是惠更斯（荷兰科学家）1690年提出的（实验结果），说明波向前传播的规律。（1）

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，就是新的波前面。这是1690年由惠更斯提出的波前原理。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。（2）意义：可确定波传播的方向（射线方向）2023/2/6462023/2/6472023/2/6482、惠更斯――菲列涅耳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.2023/2/6493、费马原理（射线原理）、时间最小原理

(rayPrinciple/TheLeastTimePrinciple)

费马1660年提出的，表述：波沿射线传播的时间是最小的――费马时间最小原理。由费马原理可推出：1.地震波总是沿射线传播，以保证波到达时所用旅行时间最少准则；2.地震波沿垂直于等时面的路线传播所用旅行时间最少；3.等时面与射线总是互相垂直；2023/2/650二、地震波在分界面上的传播规律

SeismicWavePropagationRuleinInterface1、斯奈尔定律（反射――折射定律）(reflectionandRefractionLaw)2、反射波形成及特点ReflectionWaveFormationandCharacter3．透射波的形成及特点

(Penetration/TransmissionWaveFormationandcharacter)

4．折射波的形成及特点(RefractionWaveFormationandcharacter)

511、斯奈尔定律（反射――折射定律）

(reflectionandRefractionLaw)sin(αr)/V1=sin(αf)/V1=sinβ/V2=P

1)在地震勘探中，当地震波在地下岩层中传播时，遇到了弹性分界面（即上、下岩层的物性不同），就会发生波的反射、折射、透射现象，形成反射波、折射波、透射波，它们的传播规律仍然满足斯奈尔定律。2)界面处会发生波型转换，即纵波入射，横波反射现象2023/2/62023/2/6522、反射波形成及特点

ReflectionWaveFormationandCharacter1>反射系数R定义

(ReflectionCoefficient)2>形成反射波的条件(ConditionofReflectionWaveFormation)3>反射波的特点(Character)

2023/2/6531>反射系数R(ReflectionCoefficient)

(1)反射系数定义式：在垂直入射时，反射波和入射波振幅之比，

RatioofReflectionWaveandIncidence.Wave.

用R表示。即R＝A反/A入

(2)物理意义：PhysicalMeaning地震波垂直入射到分界面后，被反射回去的能量的多少（占入射能量的多少）――说明在界面上能量分配问题(EnergyDispensationQuestion)。

2023/2/654(3)反射系数计算公式：据反射理论可证明，当波垂直入射到反射界面时，反射系数R为

R＝A反/A入=(ρ2V2–ρ1V1)

/(ρ2V2+ρ1V1)=(Z2-Z1)/(Z2+Z1)

Z1,Z2

分别为上下层介质的波阻抗(WaveImpedance)；

ρ1，ρ2分别为上下层介质的密度(density)；

V1，V2分别为上下层介质的速度(velocity

(4)反射系数一般形式：

R=(ρnVn

–ρn-1Vn-1)

/(ρnVn

+ρn-1Vn-1)=(Zn-Zn-1)/(Zn+Zn-1)

(5)反射系数的取值范围(-1—1)区间。2023/2/6552>形成反射波的条件

(ConditionofReflectionWaveFormation)

形成反射波的条件是：上、下介质界面必须是一个波阻抗界面，即波阻抗差不为零。(ReflectCoefficientnotEquateZero.)

2023/2/6563>反射波的特点(Character)

(1)

形成反射波的条件必须是：上、下介质的波阻抗差不为零。即，R≠0；FormationReflectionCondition:ReflectCoefficientisn'tZero.（2）

反射波的强度取决于R的大小，R大→反射波强；

ReflectionWaveStrengthDependonReflectCoefficientValue.TheLargeReflect,TheStrongerReflection.（3）

反射波极性的变化取决于R的正负，ReflectionPolarizationDependonRPositiveorNegative.R>0,正极性，(反射波与入射波极性一致，正极性)；R<0，

(反射波与入射波极性相反)，负极性；(国际SEG规定)2023/2/6573．透射波的形成及特点

Penetration/TransmissionWaveFormationandcharacter

1》透射系数TPenetrationCoefficient2》透射波形成条件及特点

Transmission/PenetrationWaveFormation3》透射波的特点

Transmission/PenetrationWaveCharacter

2023/2/6582023/2/6591》透射系数T(PenetrationCoefficient)

(1)透射系数定义

(definite)：透射波的振幅与入射波振幅之比，用T表示，即，T=At/A入

RatioofTransmission/PenetrationWavetoIncidenceAmplitude.

(2)物理含义(PhysicalMeaning)：入射波的能量有多少转换为透射波能量。(3)计算公式：据理论证明，当波垂直入射时，透射系数可写为：T=1-RT=At/A入=(2.ρ1V1)/(ρ1V1+ρ2V2)=2Z1/(Z1+Z2)(4)透射系数取值范围：0≤T≤2T总是为正，(5)透射波与入射波相位总是一致的，2023/2/6602》透射波形成条件

Transmission/PenetrationWaveFormation

(1)透射波形成的条件(condition)

只有在上，下介质波的传播速度不相等时，即，速度界面；T≠0；(VelocityInterface)2023/2/6613》透射波的特点

Transmission/PenetrationWaveCharacter

(1)特点：透射波形成的条件，只有在上，下介质波的传播速度不相等时，即，速度界面；T≠0；

(2)透射波的强度取决于透射系数的大小；(PenetrationWaveStrengthDependOnPenetratecoefficientValue)

(3)透射波的极性总是与入射波的极性一致。(PenetrationWavePolarizationalwaysinConsistentwithIncidentWaveit.)2023/2/6624．折射波的形成及特点

(RefractionWaveFormationandcharacter)

1）折射波形成机制(RefractionwaveFormationalMechanism)2)

形成折射波的条件

RefractionFormationalCondition3）折射波的特点

(RefractionCharacter)

2023/2/6631》折射波形成机制

(RefractionwaveFormationalMechanism)

(1)地质模型

(GeologyModel)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。2023/2/664(2)折射波形成机制(Formation)

据透射定律可知，入射角和透射角都应服从透射定律，即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，由于两侧的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).652)

形成折射波的条件

RefractionFormationalCondition1》下面介质的波速要大于所有上面介质的波速VelocityofBelowlayerMediaistheLargerthanupLayer。

2》入射角是以临界角I入射(IncidenceWaveIncident)2023/2/62023/2/6663）折射波的特点

(RefractionCharacter)

(1)射线是以临界角i出射的一束平行直线且垂直于波前面；

(2)波前面是一平面，与界面的夹角为i；

(3)AM是折射波的第一条射线，称临界射线，M点是折射波的始点，它也是反射波射线;(4)折射波存在盲区(blindarea)，盲区范围(BlindArearange)Xm=2h*thi，所以折射波必须在盲区以外才可观测到，并且，h增大→Xm增大；2023/2/6672023/2/668小结：地震接收到的反射波振幅会变小，主要由于(波前扩散、吸收衰减、透射损失、散射、反射系数等因素的影响)，如果我们对所接收到的地震波振幅作补偿(波前扩散、吸收衰减、透射损失、散射)(补偿就是把丢失掉的能量再补回来)，使地震波的振幅只与反射系数R大小有关。而R是与岩层的密度、速度有关，因此，这时的振幅可用来研究地下岩性及油气，经过上述补偿过的剖面叫真振幅剖面(或称亮点剖面)，其特点是频谱较高，振幅较大。2023/2/669一个分界面下地震波时距曲线

Chapter2SeismicWavetimedistanceCurve本章内容提要：这一章中主要讨论反射波，绕射波，多次波，在地下岩层中传播时，波传播时间t与炮检距x之间的关系，把这种关系在t-x坐标中表示出来，所得到的曲线图象，称为时距曲线，即t与x关系曲线，它属于运动学的问题。因此，讨论一般采用几何作图的方法。下面介绍在均匀，层状、连续介质中，在不同的界面处(水平，倾斜)波的时距曲线及时距方程。2023/2/670第一节反射波时距曲线

Passage1ReflectionwaveTimeDistanceCurve.本节主要内容：一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)二、单个水平界面反射波时距曲线

SinglePlaneInterfaceReflectionT-XCurve三、单个倾斜界面反射波时距曲线

四、水平层状介质共炮点反射波时距曲线方程HorizontalLayerMediaConditionCommonShotPointReflectionTimeDistanceEquation2023/2/671一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)地震记录的基本方式地震记录--以测线方式记录地震波的反射或折射波。地震测线--观测点（接收点）以线性方式排列成线。一个震源用一条测线接收，称二维地震观测；用多条测线接收称三维观测。一般炮点和接收点都放在同一测线上，叫纵测线，炮点与接收点不在同一线上，叫非纵测线。二维观测大多用纵测线方式。2023/2/672一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)记录方式：单道(自激自收)接收--一炮一道(效率很低)；多道接收--一炮多道(现在常用96--120道，最多达上千道)；多线多道接收—三维记录中用多线接收每线上有多道；三分量接收—在一道上接收三个振动的波。2023/2/673单道记录与多道记录自接自收方式单炮多道接收方式多炮多道接收方式一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)2023/2/674一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)各种观测方式震源和接收之间的排列按一定的规律分布称观测系统，在地震资料采集一章详细描述。炮检距--激发点到接收点的距离叫炮检距，也叫偏移距。可有最小炮检距和最大炮检距。波传播旅行时--从激发到被接收到所需的时间即为传播时间2023/2/675一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)这两个参数是可以直接测试得到的，用曲线形式给出它们的关系称时距曲线，用定量的关系式表示则为时距方程。各种波有不同特点的时距曲线，在地震记录中，在地震勘探中主要根据时距曲线的形态来识别各种波。炮间距--炮与炮之间的距离；道间距--道与道间的距离；线距--测线间的距离；2023/2/676波至(初至)--接收点由静止状态到因波到达开始振动的时刻，这个时刻称为波的初至。相位--准周期性运动的一次循环。振动波形图上某个特定的位置(极大或极小值)，这个相位与物理中的相位概念不同。地震相通常指反射波组的特征，包括振幅、连续性及其结构等。同相轴(event)--一组地震道上整齐排列的相位，表示一个新的地震波的到达，由地震记录上系统的相位或振幅变化表示，也就是波至。可以是反射、折射、绕射或其它类型的波前。一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)2023/2/677一、时距曲线的概念(T-XCurveConception)1。时距曲线(T-XCurve)：表示地震波的传播时间t和爆炸点与检波点之间的距离x的关系曲线，t-x曲线，简称时距曲线。

2。共炮点时距曲线CommonShootPointTimeDistanceCurve：由一点激发，若干接收点接收，所记录的时距曲线；3。共中心点(共反射点)时距曲线CommonMiddlePointTimeDistanceCurve：炮点与接收点以某一中心点对称所记录的时距曲线；2023/2/678

共炮点记录共反射点记录

2023/2/679二、单个水平界面反射波时距曲线

SinglePlaneInterfaceReflectionT-XCurve

1。

水平界面共炮点(CSP)反射波时距曲线PlaneInterfaceCSPreflectionT-XCurv2。水平界面共中心点(CMP)反射波时距曲线PlaneInterfaceCMPreflectionT-XCurv

2023/2/6801。

水平界面共炮点(CSP)反射波时距曲线

PlaneInterfaceCSPreflectionT-XCurv(1)时距曲线方程(CommonShootPointReflectWaveT-XCurveEquation)(2)共炮点反射波时距曲线特点

(CommonShootPointReflectWave

T-XCurveCharacter)(3)正常时差NormalMovement(NMO)

2023/2/681(1)时距曲线方程

CommonShootPointReflectWaveT-XCurveEquationA.地质模型；

GeologyModel反射界面R，速度V，埋藏深度H,O点放炮，S点接收时间t；

B、虚震源：O*C、时距曲线方程

T-XCurveEquationt=2.OB/V=(X2+4h2)1/2/V→t2/(2.h/V)2-X2/(2.h)2=1

双曲线Hyperbola2023/2/682(2)共炮点反射波时距曲线特点

CommonShootPointReflectWave

T-XCurveCharacterA．是一双曲线Hyperbola(以X=0，t坐标对称)；B．曲线顶点坐标(X=0，t=2.h/v)，也是极小点tmin=2.h/v；C．t0特征点，他是在t轴上的截距，t0=2.h/v，又称回声时间，自激自收时间，界面法线的双程旅行时，h=t0.V/2,可确定炮点处界面法线的深度；D．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)；E．时距曲线对应地下一段反射界面。2023/2/683(3)正常时差NormalMovement(NMO)A.定义Definite：任一接收点反射波走时与炮点反射波走时之差；即

Δtn=tx-t0

Δtn=tx-t0=t0(1+x2/(v2.t02)-t0)1/2

=t0(1+x2/(v2.t02)1/2-1)化简(Simplify)，用二项式展开，略去高次项，得正常时差：Δtn

=x2/(2.t0.v2)2023/2/684(3)正常时差NormalMovement(NMO)B.

正常时差特点：NormalMovementCharacter

a.各点正常时差不同；b.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；c.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。2023/2/685C．正常时差校正NormalMovementCorrection

各个接收点时间减去相应的正常时差，即，各点都变成了t0时间—正常时差校正。t0=tx-Δtn2023/2/6862023/2/687为了消除正常时差产生的影响，要对反射时间做时间校正。经过校正后，反射波的同相轴一般就能反映界面的形态了。在水平界面的情况下，从观测到的反射波旅行时中减去正常时差t，得到x/2处的t0时间。这一过程叫正常时差校正，或称动校正。关于动校正的具体方法和实际资料的数字处理效果分析将在《地震资料处理》一章中详细介绍。2023/2/6882、

水平界面共反射点反射波时距曲线(CRP)

CommonReflectPointReflectionTimeDistanceCurveEquation.(1)

时距曲线方程(CRP)

CommonReflectPointReflectionTimeDistanceCurveEquation(2)

共反射点时距曲线方程特点

CommonReflectPointTimeDistanceCurveEquationcharacter

.(3)共炮点与共反射点时距曲线的异同

(CSPandCRPCompare比较)2023/2/689

水平界面共反射点反射波时距曲线接收过程炮点

接收点

炮检距

反射点

反射时间

反射波振幅O1S1X1RT(X1)A1O2S2X2RT(X2)A2。OnSn

XnRT(Xn)An这就是n次覆盖，这也是多次覆盖的过程。

(MultiSample)2023/2/6901)

时距曲线方程(CRP)

CommonReflectPointReflectionTimeDistanceCurveEquation.A．

术语Term：R：共反射点或共深度点，对每一个接收点共，有一个反射点；M：共中心点或共地面点，它是共反射点R在地面的投影点，也是接收距的中心点；2023/2/6911)

时距曲线方程(CRP)

CommonReflectPointReflectionTimeDistanceCurveEquation.A．

术语Term：Xi:炮检距(Offset)，它是变化的(Variation)；

Si：接收点(Receivepoint)，称共反射点的叠加道，或共反射点道集(CommonReflectPointTraces)；2023/2/692时距方程—共反射点时距曲线

T-XEquation---CommonReflectPointT-XCurvet=(Xi2+4.h2)1/2/V

(i=1,2,3,n)h:M点法线深度;Xi:炮检距；V:速度2023/2/693(2)

共反射点时距曲线方程特点

CommonReflectPointTimeDistanceCurveEquationcharacterA．共反射点时距曲线是一双曲线hyperbola，与共炮点时距曲线形式一样

t2=t02+X2/V2

；B．双曲线的极小点位于共中心点M点的正上方，即tmin=tm=2.h/VC.共反射点时距曲线只反映界面上一个点；

2023/2/694(3)共炮点与共反射点时距曲线的异同

(CSPandCRPCompare

比较)

两者时距曲线形式完全一样，都是双曲线，但物理含义不同；共反射点(段)

t0含义不同

动校正含义不同

CSP

一段界面

炮点处H回声时间

各道反射时间与炮点处t0时间之差

CRP

一个反射点

M点处回声时间

各道反射时间与M点t0时间之差

2023/2/695共炮点记录共反射点记录2023/2/696三、倾斜界面反射波时距曲线

1。倾斜界面共炮点(CSP)反射波时距曲线2。倾斜界面共中心点(CMP)反射波时距曲线2023/2/697地下的岩层并不是一定水平的，多数与地面有一个角度。在有倾角界面时，反射波的传播时间与接收点的距离、深度和界面倾角也可以用一种时距曲线方程表示。原则上讲，得到一个界面的反射时距曲线，就可用此关系求出界面的深度倾角和速度。这是反射勘探研究地下构造的基本原理。三、倾斜界面反射波时距曲线

2023/2/6981。倾斜界面共炮点(CSP)反射波时距曲线

SingledipinterfaceCommonShootPoint(CSP)ReflectwaveT-XCurve

两种情况：1)界面上倾方向与X轴正向一致；ShootPointinInterfaceDownDirection.2)界面上倾方向与X轴正向相反。ShootpointinInterfaceUpDirection.2023/2/699(1)界面上倾方向与X轴正向一致时反射波时距曲线。

ShootPointinInterfaceDownDirection.

地质模型：倾角ф，炮点处的法向深度h，速度V，下倾放炮，上倾接收；A．时距方程(T-XEquation)作虚震源O*

，虚震源在地面投影点M，OM=XM，OS=X，求方程：t=O*S/V=(MS2+MO*2)1/2/V

=((X-Xm)2+(2.h.cosф)2)1/2/VXm=2.hsinф,O*M=2.h.cosфt=(X2-4.h.X.sinф+4.h2)1/2/V2023/2/6100(2)界面上倾方向与X轴正向相反时

反射波时距曲线。

ShootPointinInterfaceUpDirection.t=(X2+4hXsinφ+4h2)1/2/V将上时距曲线化简：t2.V2=(X-Xm)2+(2.h.cosф)2t2V2/(2.h.cosф)2-(X-Xm)2/(2.h.cosф)2=1(双曲线）2023/2/6101对倾斜界面反射波的时距曲线作变换：公式变换式中此式为界面倾斜时共炮点反射波时距曲线的双曲线方程。注意：上述二个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平面界面（水平或倾斜），覆盖介质为均匀介质。

2023/2/6102（3）极小点位置

以倾斜界面双曲线为例，根据双曲线的特点可知，该方程的极小坐标为：对于倾斜界面的共炮点反射波时距曲线，其极小点总是相对激发点偏向界面的上倾方向一侧。由右图还可看到，xmin点实际上就是虚震源在测线上的投影，由震源点O到xmin的反射波射线是所有射线中最短的一条，并且反射波时距曲线是对称于过xmin点的t轴的。2023/2/61034、倾角时差界面水平时，在S’点、O点、S点三个位置自激自收，反射波旅行时都相等，即。同样在水平界面，炮检距不为0时，在O点激发S点接收，存在正常时差，即tORS>t0。如果取OS=OS’=x，则tORS=tOR’S’。

2023/2/61044、倾角时差倾角时差概念

界面倾斜，倾角为ф，测线与界面倾向一致，这时虽然还有OS=OS’=x，但，它们之差称为倾角时差，这是由于界面倾斜引起的。也可以说是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。

因为倾角时差由倾角引起，所以，如果测出了界面的倾角时差，则有可能利用它来估算界面倾角，而了解界面倾角，这是了解地下构造的一个重要内容。

2023/2/61055、倾角时差的定量计算已知倾斜界面的时距曲线为：作变换在x/（2h）<<1的情况下，上式用二项式展开，且略去高次项可得：

同理，对S’点：

需要注意的是，这里的t0是O点处的自激自收时间，h是O点处界面的法线深度。

2023/2/6106应当注意：用S’点与S点的反射波旅行时相减时，因为它们的炮检距x相同，所以相减后，正常时差抵消了，t0也抵消了，剩下的就是这两点之间的倾角时差。若用O点的t0与tS相减，所得的时差并不是△td的一半。因为在O点观测，x=0，没有正常时差，相减的结果既含有S点正常时差，也含有S点与O点之间倾角时差。

把震源O点两边等距的两观测点的波传播时间相减得倾角时差△td：

当在O点两边炮检距为x的两点上，测出倾角时差△td后，就可用下式估算界面倾角：

2023/2/6107可以这样来理解在一个炮检距不为零的点观测到的倾斜界面反射波旅行时,它包括三部分，即t0、正常时差和倾角时差。如果这样理解，则tS’与tS之差，实质上应当看作这两点的“倾角时差”之差了。

2023/2/61086、倾斜界面下的动校正界面倾斜下的动校正会出现什么问题：首先，S点接收到的反射波经动校正后应算哪一点？这时从x/2处的M点向界面作垂线与界面交于R’，而真正反射点在R，这两者是有偏移的。

反射点不在炮检距中点与界面的垂直点R’上，而在R点。当倾角φ不大时，R’与R的偏离不大。近似地认为R与R’相差很小，可忽略。

M点的自激自发时间为tR’M。2023/2/61096、倾斜界面下的动校正其次，怎样计算动校正量呢？最精确的办法就是：动校正量等于波的实际传播时间t减去炮检中点M处的自激自收时间tR’M(R’M的旅行时)，即△tф=t-tR’M，动校正：t-△tф=t-（t-tR’M）=tR’M动校正后就把t变换成tR’M了。具体地说，精确的动校正量是：式中h0是激发点O处界面的法线深度；tR’M=2hM/V，hM是炮检中点M处界面的法线深度。但是，因为ф和hM都未知，无法用上式精确地计算倾斜界面的动校正量。

2023/2/6110实际的做法是用水平界面的公式近似计算倾斜界面的动校正量。

应当注意：上式要校正的只是正常时差，是对水平界面情况提出的。对倾斜界面的反射波进行动校正，不是（也不应当）把t校正成为t0，而是要把t校正成为tR’M。对倾角时差△tф和正常时差△t’粗略地分析可知，它们都有两项之差。△tф的两项分别大于△t’对应的两项，所以△tф与△t’近似相等是有可能的。下面证明两者是近似相等。

2023/2/61116、动校正量计算已知所以近似地有

2023/2/6112(3)时距曲线的特点

(T-XCurvecharacter)A．是一双曲线hyperbola，以X=Xm=2.h.sinф为对称轴；B．曲线顶点坐标(X=2.h.sinф,tmin=2.h.cosф/v),总是位于界面的上倾方向，即极小点总是向界面的上倾方向偏移；C．曲线在t轴上截距(回声时间)仍是t0=2.h/v，且t0>tmin，如果已知t0V，则可求取炮点处界面的法线深度h—这也叫时深转换。D．时距曲线弯曲情况:对不同深度界面而言浅层曲线陡，深层曲线缓；E．反射界面长度与炮检距关系:当界面水平时，地下反射界面长度是地表炮检距的一半.2023/2/6113(4)视速度定理ApparentvelocityLaw—

用于研究曲线的弯曲情况

(UsingtoStudyCurveBendcase)A．真速度(V)Velocity：波沿射线方向传播的速度；AlongtoRayDirectionPropagationVelocity

视速度(V*)ApparentVelocity：沿任意方向观测波前传播时，所测得的速度，2023/2/6114B．真速度与视速度的关系

—视速度定理ApparentvelocityLaw设一平面波以角入射到测线上，t1时刻波前到达S1点，波前位置为S1D,t1+Δt时刻波前到达S2点，波前位置为S2t2,ΔX/V*=ΔS/V=Δt

所有V*=V.ΔX/ΔS=V/sinφ视速度>真速度

φ2023/2/6115C.视速度特点及用途ApparentVelocityCharacterandFunction

视速度特点:1)视速度>真速度，且随入射方向不同在变化。2)波沿测线传播时，φ=90度，V*=V，(Vr*=Vr);3)波沿任意方向传播时，0<φ<90,V*=V/sinφ;4)当波射线垂直测线时，φ=0，V*→∞；5)视速度可正可负，dx/dt=V*,即，视速度反映了时距曲线的斜率变化；视速度用途：用视速度大小来判断、区别面波、反射波；(VP*>>VP,Vr*=Vr,所以

Vp*>>Vr*)

视速度可用来定性判断时距曲线的弯曲程度；(重要用途),判断原则：视速度大→斜率小→曲线平缓；视速度小→斜率大→曲线弯曲；2023/2/61162。倾斜界面共中心点(CMP)

反射波时距曲线

(1)不存在共反射点notExistCRP；（2）共中心点时距曲线方程；（3）共中心点时距曲线特点CommonMiddlePointTimeDistanceCharacter2023/2/6117(1)不存在共反射点notExistCRP

当界面倾斜时，野外工作炮点和接收点仍以共中心点对称布置，但这时地下已不存在一个共反射点了，反射点R1，R2，R3散布在斜界面上的一段距离上，该段称为共反射段，但仍存在一个共中心点M，所以，这时波的叠加称共中心点叠加(CommonMiddlePointstack)；2023/2/61182023/2/6119反射点分散的规律

ReflectPointScatterRulea.倾角越大，分散程度越大；DipTheLarge,theScatter。b.X越大，分散程度越大；DistancetheLarge,theScatter。C.深度越大，分散程度越小。DepththeLarge,TheSmaller.2023/2/6120（2）共中心点时距曲线方程

CommonMiddlePointTimeDistanceCurveEquation.

类似于共炮点斜界面的反射波时距曲线方程。t=(Xi2+4.hi2+4.hi.Xi.sinφ)1/2/V

-----共中心点时距曲线方程式中：hi是变量，随炮点位置变化而变化，首先把它变为M点的法线深度h0(上倾放炮，下倾接收)，hi=h0-Δh=h0-Xi.sinΦ/2

代入上式，整理得：

2023/2/6121

t=(4.h02+Xi2cos2Φ)1/2/V---斜界面共中心点反射波时距曲线方程其中:VΦ=V/cosΦ--称等效速度(Equivalentvelocity)Φ=0时，VΦ=V，因为，0<Φ<90,所以

VΦ>V，2023/2/6122（3）共中心点时距曲线特点

CommonMiddlePointTimeDistanceCharacter

a.是双曲线(hyperbola)

t2=t02+(X2/VΦ2)hyperbolaVΦ=V/cosΦb.极小点tmin总是位于共中心点M点处，其值tmin

=t0m=2.h/V,据此，可求出共中心点M点处界面的法线深度h0,从而达到时深转换的目的。2023/2/6123反射波法总结地震勘探中重要的方法是反射波法。描述这种反射特性是借用光学中的反射定律反射定律指出:入射角等于反射角；反射系数决定于界面两边介质的波阻抗，一般说来，两边介质的波阻抗差别愈大，反射波能量与入射波能量的比值愈高,2023/2/6124即反射系数愈大。当垂直入射时，反射系数公式的形式最简单

其中R为垂直反射系数，表示反射波振幅与人射波振幅之比值，1

2

为上、下层介质的密度;1v1,2v2分别为上、下层介质的波阻抗。2023/2/6125反射波法能够精确地确定深部界面，早已成为石油勘探的重要手段。并且在工程，水文地质勘探中也广泛使用，它有下列特点:1.反射波法没有盲区:所以可以在很靠近激发点的位置激发。2023/2/61262．反射波法不象折射波法对波速有严格的要求，一般说来，凡是波阻抗发生突变的地方，都能产生反射波，因此，只要它们有足够的厚度，就能够发现软弱夹层。2023/2/61273．反射波法要求界面比较"光滑"，否则会发生散射现象，使记录不易辨认。4.在震源附近，浅层反射波几乎和面波、声波等干扰波同时到达地面。这些波形成强烈的干扰，使追索反射波十分困难。因此，克服和避开干扰仍然是当前浅层反射波法一大课题。2023/2/6128地层介质的结构模型实际的地层存在着许多分界面，在地震勘探中对客观存在杂的地层剖面，建立了多种地层介质结构模型，主要有均匀介质、层状介质以及连续介质等三种。多个界面2023/2/6129均匀介质--认为反射界面R以上的介质是均匀的，即层内介质的物理性质不变。如地震波速度是一个常数V0，最简单的情况，反射界面R是平面，可以是水平的或是倾斜面。均匀介质平界